蚀余堆积也是混杂堆积中一个不小的“家族”。其中大部分是化学风化和物理作用（当然也有生物作用参与）的结果，可以说在气下环境，无论从高海拔到低海拔，从高纬到低纬无处不在。特别值得强调，热带、亚热带的风化蚀余过程，最终造成风化壳—夷平面，这是地质地貌学上的一种特殊历史过程——时间凝缩段。一期夷平面（不是剥蚀面、剥夷面）需时约10Ma，一米红色风化蚀余堆积需蚀去几百米原岩（崔之久等，1996a、b，1998，2001）。这个“面”是双层的，表层是红色风化壳，其风化前锋深入地下基岩且起伏不平，有高起的岩突（tor），也有负地形，故夷平面风化壳是上面年代老，最下面年代新——指新鲜风化面。
此外，还有河、湖、海以及风的侵蚀蚀余堆积，这些外力蚀余过程不及前述风化类广泛，只涉及地球上一些“点”和“线”，而不像前述能影响到“面”。且它们多与有序的堆积紧密相连。注意其“混杂”身河床蚀余堆积有曲流河床堆积、峡谷深槽堆积、锅穴（壶穴）堆积。
据研究，无论是曲流河道或顺直的峡谷河道，都广泛发育河床蚀余堆积，可能是由于河床底部的不平或水流湍急或底床岩块巨大，流水难以搬动等。它们都是呈现大小混杂的沉积结构，表现为一种典型的混杂堆积，但一般较少受到注意。
一、曲流河床蚀余堆
以山西大同贵仁村桑干河（照片41）为例，这可以说是已知最典型的例子。
1.大同桑干河河流改造的火山碎屑倒石堆——蚀余堆积就河流的侵蚀、搬运和沉积机制而言，河流对火山物质的作用与河流对其他物质的作用机制完全一样。只是由于火山物质岩相复杂，变化很快，使河流的改造作用在不同的地段表现出不同的特征。比如，河流改造的是火山灰，则再沉积时就会明显反映出斜层理、交错层理等“有序”沉积。如果河流作用的是玄武岩或层状玄武岩崩塌堆积，大块的玄武岩碎屑不被河流搬运而停留在原地，就以蚀余堆积的形式表现出来。
图41为山西大同河流作用在片状玄武岩地区形成的三级阶地。桑干河切割沉积于湖相黏土之上的玄武岩，并逐步侧蚀，在凹岸形成一陡坎，厚层玄武岩不断崩塌，落入河床一侧形成倒石堆，进而被桑干河凹岸掏蚀进入河床接受河流改造，并又逐步在凸岸形成阶地。蚀余堆积就成了阶地的组成成分。一级阶地的堆积特征和河漫滩相似，由两种截然不同的碎屑组成。一种是玄武岩巨砾，直径一般为1—1.5m，最大可达2m；另一类碎屑为来自上游山地河流的基岩碎屑物质，主要是灰岩，还有少量花岗岩等，砾石的直径一般为15cm以下。玄武岩砾石的磨圆较差，以次棱角状为主；非火山成因的碎屑一般为次圆或浑圆状。二级阶地和三级阶地也显示出巨大的玄武岩砾石“悬浮”
在较细的灰岩、花岗岩砾石中。图41这个例子很好地反映了河流改造玄武岩火山碎屑沉积转变为河流蚀余堆积的全过程。
图41山西大同桑干河（贵仁村）阶地内的来自玄武岩崩塌岩块的河流蚀余堆积（T1，T2，T3）（刘耕年绘）图42显示河漫滩地面上分布蚀余玄武岩块石堆积。块石来自右岸的玄武岩台地因崩塌而成的倒石堆，在漫滩上略呈弧形排列，大致和曲流一致，玄武岩块的棱角已被流水作用磨蚀，呈次棱角状。一级阶地前缘高出河水2—3m，后缘高出河面约5m（图42）。
图42河床蚀余堆积在河漫滩上之表现形式（刘耕年绘）二级阶地高出河床约10m，出露剖面显示，河床相物质主要由大块玄武岩巨砾和小块灰岩、花岗岩砾石组成。玄武岩砾石呈次棱角状，灰岩砾石和花岗岩砾石粒径不超过15cm，大部分为次圆状。剖面内偶见灰绿色的泥球，大小为20—50cm。玄武岩砾石之间很少直接接触，多“悬浮”于灰岩和花岗岩小砾石之中。沉积物的分选不好，大小混杂。较细的灰岩和花岗岩碎屑的扁平面朝向北东。黏土质泥球的出现表示上游支沟有泥石流存在（图43）。
三级阶地高出河床15m。上部为以玄武岩巨砾为主的河流蚀余堆积（图41），占玄武岩砾石总量的85%以上，大小混杂，最大砾石直径达1.5m，一般为20—40cm，另外还有少量异地灰岩和花岗岩砾石。底部为一套黄土状物质和灰岩、花岗岩砾石层互层的河流冲积物。砾石层大多呈透镜体状。
2.贵仁河床蚀余堆积之由来——火山碎屑（混杂）堆积
野外工作发现玄武岩崩塌产物的特征与玄武岩的原始产状密切相关。一般是单层玄武岩层较厚的崩塌产物，岩石碎块巨大；薄层玄武岩的崩塌产物碎块较小。二者的共同特点是玄武岩碎块之间没有细粒物质填充。下面描述两个崩塌剖面以示其崩塌和堆积特征。
（1）贵仁北桑干河南岸剖面。
剖面高约20m，底部为一套湖相的粉砂黏土沉积，具水平层理。中部为一厚约3.5m的玄武岩层。根据其产状特征——底部把湖相层烘烤成红色、顶部为自碎玄武岩碴状物、中间没有沉积分界面可推断，这套玄武岩系一次喷发，玄武岩具气孔，顶部为一套洪积物——黄土状物质中夹砾石透镜体。碎块形成的倒石堆没有一般倒石堆那种底部粒度较粗、顶部砾石的粒度较细的沉积特征。关键在原始坡度，如坡度极陡即惯性作用弱，无滚动，无分选。如稍缓则有滚动而动分选。
（2）贵仁北东桑干河南岸剖面。
这里为一套较厚层的多层玄武岩流堆积。
剖面总厚度约10m，每层玄武岩的厚度不超过1m，一般为20—40cm。崩塌物形态不规则，棱角尖锐，碎屑粒径一般为15—20cm。倒石堆亦难见上细下粗的沉积特征。倒石堆的坡度为28°，倒石堆中10cm以下的砾石很少。玄武岩碎块之间空隙中没有任何填充物质，形成典型的支撑结构。
以上两种不同大小的玄武岩崩塌物质受到桑干河向右侧蚀的改造，失去了原来锥形和倒石堆裙式形态。通过河流曲流作用逐渐演化成河床蚀余堆积，这一过程再一次表现为混杂堆积具有多相混合而常常形成综合体，在这里就表现为火山岩—崩塌（倒石堆）—河床蚀余堆积三种混杂堆积的共存。
3.河床蚀余堆积是曲流河流沉积模式之一有人认为河床蚀余堆积在曲流河沉积中是最底部的一个沉积单元（图46）（姜在兴，2003）。
曲流沉积的典型垂向模式由沃克（Walker，1979）等人提出，这个标准相模式由下至上可划分为四个沉积单元。其底部的第一单元就是河床蚀余堆积，一般被描述为：块状含砾砂岩或砾岩，也称河床底部沉积，与下伏层呈冲刷侵蚀接触，底部具有明显的冲刷面，粗砂岩中含泥砾，可见不清晰的大型槽状交错层理。
第二沉积单元为具有大型槽状交错层理的中、细砂岩，层理规模向上逐渐变小，中夹具有水平层理的粉细砂岩，沿层面可发育剥离线理，为边滩沉积。
作者在观测四川唐家山堰塞湖溃坝堆积时，发现原坝体中的粒径十余米的巨砾，在溃坝中虽经巨大洪水冲刷，仍保留原处，这也是一种河床蚀余堆积。巨大的泥石流堆积体冲入河流经改造后也会成为蚀余堆积。
二、峡谷深槽蚀余堆积
在蚀余混杂堆积研究中，河床蚀余堆积成果比较丰富。不但平原曲流的河床有大规模蚀余混杂堆积，而且深而曲折的峡谷如长江三峡也有大规模河床蚀余混杂堆积，且由于有深达数十米的低于海平面的深槽存在，更增加了此类混杂堆积过程和成因的复杂性。三峡深槽多沿顺流向断裂构造发育，在构造抬升的背景下，由于湍急的涡流及下沉流携带砂石对槽底进行磨蚀、撞击、冲蚀、掏蚀，甚至造成水下深槽壁的坍塌逐渐向深、宽发展。而纵向深槽中的深塘则发育在两组构造的交接处（杨达源等，1992，2002）。杨达源认为，深槽的海拔高度及深度不受海平面控制，但可能与冰期时海平面降低时有关。
据杨达源等统计（2002），长江三峡深槽有近90个，累计深槽长度占长江河床长度的45%。其中最深的河床床底海拔10.6m，最深的深槽底为10.7m。槽底在各种侵蚀力的共同作用下，形成大量的水下涡穴，还有撞击坑（直径几厘米），特别是迎水面上，在背水面上则缺少涡穴而多有崩落的岩块。
坝下深槽内的砂砾层和巨砾混杂堆积总厚度达35m，其中上部20m为略有分选的砂砾层，砾石直径多在半米以下至几十厘米之间，而下层巨砾混杂堆积中之巨石则在0.5—1.0m，均有磨圆但无分选，呈杂基结构，是典型的混杂堆积体。
此种深槽及槽中深潭中的河床蚀余堆积很似瀑布之下锅穴中的蚀余堆积，但其上部覆有河床砾石层，呈双层结构。
三、壶穴蚀余堆积
在河床瀑布壶穴中所见砾石混杂堆积几乎和此处所叙三峡深潭中所见一样。在全球各山区河流上均可见到由大小瀑布冲蚀的锅穴（壶穴），尤其是在北欧曾有冰盖发育的山区河流，由于当冰川融化时，在冰下进行冲击，加上压力的影响，冲击动力更为强劲，故造成深度远大于锅穴口部直径的深大锅穴，内部充填大小不等的冲积混杂砾石（最深可达20m，口径仅5m）。作者在山西大同桑干河一支流河床上曾看见废弃的瀑布冲蚀的锅穴，内部也填满了如同前述河床深槽中的混杂砾石堆积，在美国科罗拉多大峡谷也看到支流的废弃瀑布锅穴堆积。
（第二节）海和湖岸带的蚀余堆积
——气下和水下两大混杂堆积带之过渡带邓巴等（1974）曾提到“正常的海相角砾岩”指砾石被底流搬向朝海方向或海水波浪、海流向大陆方向反复搬动砾石，如此一来海相砾岩势将形成。它们比其他成因如构造角砾岩等所含砾石要更加磨圆，但此类砾岩层比较薄，除非在沿岸深水区内，可以较厚（大于30m）。作者认为，邓巴所指此类海相角砾岩从分布部位和所描述产状等很类似在海岸陡崖下的砾石滩、块砾滩，它们均可以归纳为虽经海浪磨蚀而未被磨蚀完的海浪蚀余堆积。无独有偶，风暴沉积与海滩岩、湖滩岩有类似的沉积环境，只是不限于热带海岸而已。它们有共同的空间——滨岸带，也含有共同的作用因素——热带风暴（如果是在热带的话）。因此可以认为滨岸带是全球混杂堆积的一个集中地带，是介于山地到盆地、大陆坡到海盆两个最大混杂堆积带之间的混杂堆积综合表现（刘锡清，1987）。
一、海滩岩、湖滩岩
1.海滩岩
一般认为，海滩岩是潮间带陆源碎屑在被海水侵蚀、磨蚀并在沉积的过程中，被海水中碳酸盐矿物文石和方解石比较快速胶结的结果，海滩带、湖滩带是否可以归入蚀余堆积，是可以讨论的（马克俭等，1993；胡东生，1991；孙金龙等，2009）。据王建华研究（1991），天涯海角海滩岩岩性为含较多砾石和生物屑的石英砂岩，有叠瓦状低角度层理，岩层顶面高出高潮线1.5m以上。莺歌海海滩岩岩性为灰黄色砂砾岩。而埋藏海滩岩为坚硬的灰白色粗粒石英砂岩，极少生物屑，层理不明显或偶见低角度交错层理，岩层厚约2.5m，层面倾向海，莺歌海埋藏海滩岩中的贝壳绝对年龄为4363aBP，属中全新世产物。
天涯海角海滩砂岩中陆屑占颗粒总量的40%—80%，其中主要成分为石英，次为钾长石、更长石、岩屑等，另有1%—3%的花岗岩类副矿物；陆屑砂外形以次棱角状为多，近源搬运特点。生物屑在颗粒中含量变化较大（20%—60%），磨蚀及破碎程度一般较高，为较强波浪作用的产物。表42为浙江海滩岩沉积特征。
表列各项说明海滩岩是一种近源弱分选、磨圆差、微具层理的沉积物，结构上仍近似“有层无理”，但胶结物很有特色，基本上都是各种形式的碳酸钙物质（方解石、文石等），这是识别海滩岩的重要标志，显示出海滩岩主要物质成分是陆源的，而胶结物却是海洋的。其粒度特征概率曲线图（表42；图49，图410）上，各样品以发育1—2个分选很差的跃移总体和一分选颇佳的推移总体为特征。它们沿剖面的变化具一定的规律性，这些粒度特征反映出高能海滩环境以及随海拔高度的增加，沉积物的海相性不断减小的趋势（马克俭等，1993）。
以作者在台湾东北海岸和深圳大鹏湾海岸所见，在海滩岩发育的狭窄的浅滩后缘紧接着就是由后面的山坡上崩塌滚落的巨石堆积而成的砾滩。这也是一种海蚀蚀余堆积，联系到沉积学家们多认为风暴潮、海啸沉积也发生于海滨带，则可以认为从陆地到海洋的过渡带中，很易形成混杂堆积综合体。
2.湖滩岩
由于湖浪的作用强度远小于海浪，所以除仍显示粗糙层状特点外，湖滩岩的磨圆度、分选度就更差了，但仍可以说是一种弱分选的“有层无理”的结构特色。湖滩岩多发育在湖滨岸线的位置，老的湖滩岩可高出湖面数十米。同样，粗粒碎屑是来自岸边的基岩风化物质，以粗砂、中砂、细砾为主，次棱角状居多。以西藏纳木错湖湖滩岩为例，砾级碎屑占70%—80%，砂级碎屑占15%—20%，均杂乱分布，块状构造（朱大岗等，2003）。虽经碳酸钙胶结（文石、方解石、白云石等），但孔隙度较大，属基底式胶结，有粗糙层理，但边界不清晰，结构混杂，基本无分选。我国青海湖湖滩岩也发育广泛，是典型干冷气候下的产物，年蒸发量是降水量的5—7倍，经年代测定，成岩时期为5000—1500aBP，共有7个成岩期（李永春，2003）。
二、（滞留）蚀余堆积—风暴沉积
