1705411866
1705411867
图 3.24 当河流流到坡麓比较平坦之处，流速减小，便形成了冲积扇。坡度和流速急剧变化，大大降低了河流搬运粗粒沉积物的能力。于是发生堆积作用，充塞河床，并使水流改道。上游谷口固定了冲积扇顶部，河流来回摆动，形成和延展出一片宽广的堆积区。（Redrawn from Charles C. Plummer and David Mc Geary, Physical Geology, 8th ed.）
1705411868
1705411869
由于河流在干旱区只能暂时性存在，因此其侵蚀力不如湿润区自由流动的河流那样始终如一。有些情况下，它们几乎不能成为景观的标志。在另一些情况下，急速流动的河水可能刻蚀出深而两侧笔直的旱谷（arroyo）。流水可能以复杂的格局，呈多股的辫状，奔流在冲积平原上，而把冲积扇留在后面。这种季节性急流形成的河床被称为冲蚀沟（wash）。图3.25所示犹他州的那些孤峰（butte）和方山（mesa，大型平顶丘）陡峭壁立的构型，醒目地表明了干旱区这种脱缰野马般流水的侵蚀力。
1705411870
1705411871
1705411872
1705411873
1705411874
图 3.25 犹他州峡谷地国家公园。方山顶盖的抗蚀岩层保护了下伏的软弱岩层免受下切侵蚀。当顶盖岩层被搬运后，侧向侵蚀降低了地面，留下了方山作为以前高位景观广阔而明显的遗迹。（© Carr Clifton / Minden Pictures）
1705411875
1705411876
地理学与生活（插图第11版） [:1705409617]
1705411877
地下水
1705411878
1705411879
有些由雨雪补给的水下渗到地下的岩石孔洞、裂隙和土壤中，不是形成地下池塘或地下湖，而是构成浅层物质。当地下水聚集时，形成的一层饱和带，称为含水层（aquifer），水在该层中能轻易地流动。如图3.26所示，饱和带的上层就是地下水位（water table）。在此水面以下，土壤和岩石被水饱和。一个水井必须打到含水层，才能保证水的供给。地下水不断地运动，但是非常缓慢（通常每天只有数厘米）。大部分地下水存留于地下，力图达到最深处。然而，当陆地地面下降到地下水位以下，就会形成池塘、湖泊和沼泽。有些地下水通过土中毛细管作用或者植被的作用寻找到通向地面的途径。当地面延伸到地下水面以下时，最常见的就是发育一条河流。
1705411880
1705411881
1705411882
1705411883
1705411884
图 3.26 地下水位一般随地表等高线起伏，但是起伏较和缓。地下水缓慢地通过被水饱和的岩石，在低于地下水面的地表洼地中出露。在干旱时期，地下水位降低，河床变干。
1705411885
1705411886
地下水，特别是在同二氧化碳结合时，通过被称为溶解作用的化学过程，溶解了可溶性物质。虽然地下水往往能分解许多种岩石，但是对石灰岩的效应最为独特。世界上许多大洞穴都是地下水穿过石灰岩区形成的。通过上覆岩层向下渗流的地下水在滴入空洞时留下了碳酸盐沉积物。这种沉积物有从洞顶下垂的钟乳石，也有从洞底向上生长的石笋。有些地区，地下水对石灰岩侵蚀的效应不均匀，在洞穴崩塌区形成了一种沉洞景观，表现为一系列落水洞和地表洼地。
1705411887
1705411888
喀斯特地貌（karst topography）是指以落水洞、深大洞穴和地下河为代表的大片石灰岩区，如图3.27所示。佛罗里达州中东部的一个喀斯特区由于落水洞的形成和扩大而深受其害。这种地形由位于意大利与斯洛文尼亚交界的亚得里亚海的一个地区而得名。肯塔基州的猛犸洞区是另一类喀斯特区，那里有长达数千米、彼此相通的石灰岩洞。
1705411889
1705411890
1705411891
1705411892
1705411893
（a）
1705411894
1705411895
1705411896
1705411897
1705411898
（b）
1705411899
1705411900
图 3.27 石灰岩在有水的情况下容易被侵蚀。（a）如图所示的喀斯特地形发生在湿润区，那里水平的石灰岩层出露于地表。（b）佛罗里达州中东部的卫星照片显示，喀斯特景观的落水洞中形成了许多圆形的湖泊。（© NASA）
1705411901
1705411902
地理学与生活（插图第11版） [:1705409618]
1705411903
冰川
1705411904
1705411905
引起侵蚀和堆积作用的另一种营力是冰川。虽然如今不太广泛，但早在1万—1.5万年以前，冰川曾经覆盖了地球陆地很大部分。许多地貌是由冰川的侵蚀或堆积作用形成的。
1705411906
1705411907
冰川只有在夏季短暂或者不存在，年降雪量超过年融雪量和蒸发量，十分寒冷的地区才能形成。雪的重量使雪的底部压实而形成冰。当降雪厚度达到大约100米时，底部的冰就变成黏稠的牙膏状，并且开始缓慢地运动。而冰川（glacier）就是在陆地表面向外扩展或缓慢地从山坡向下运动的大片冰体（图3.28）。有些冰川看起来完全静止，因为冰川边缘的融化量和蒸发量与冰川前进的速度平衡。但是，冰川也能以高达每天1米的速度移动。
1705411908
1705411909
1705411910
1705411911
1705411912
图 3.28 高山冰川地貌。冰劈作用和冰的运动刻蚀出冰斗。冰斗不规则的底部可能有因冰川融化而形成的湖（冰斗湖）。在冰斗壁同背后山坡邻接之处形成刀刃状的山脊，称为“刃脊”。刃脊被过度侵蚀的山隘所截断，三个或者更多的刃脊相交就形成了角峰。从冰斗壁落下的岩屑被运动中的冰带走。在冰和谷壁之间形成了侧碛。中碛标志着两条山谷冰川交汇处的侧碛相汇合。后退碛在冰川末端长期固定不动，使沙石堆积而成，而终碛是冰川前进最远处的标志。沉积物堆成的锥状小丘称为“冰砾阜”。
1705411913
1705411914
大多数冰川形成理论都与气候变冷有关。也许，下述一些理论的结合能解释冰川的演变。第一种理论将气候变冷归因为大气中有过量的火山灰。其论据就是灰尘减少了到达地球的太阳辐射量，有效地降低了地面的温度。第二种理论将冰期归因为已知的地球绕太阳运动的轨道形状、倾角和季节位置在最近50万年内的变化。这种变化改变了地球所吸收的太阳辐射量及其在地球上的分布。最近有一种理论提出：当巨大的大陆板块漂移到极地地区，地球上的温度变得极端化，导致了冰川的发育。当然，这种理论不能解释最近的一次冰期。
1705411915