最后的冰川(企鹅兰登出品！鹈鹕丛书——为纯粹的求知！为何北极冰川的命运至关重要？摆在科学家和政策制定者面前的争论和复杂局面又是什么？)(txt+pdf+epub+mobi电子书下载)

作者：彼得·沃德姆斯

出版社：上海文艺出版社

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最后的冰川(企鹅兰登出品！鹈鹕丛书——为纯粹的求知！为何北极冰川的命运至关重要？摆在科学家和政策制定者面前的争论和复杂局面又是什么？)试读：

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第二章 冰：奇妙的结晶

第三章 地球冰川简史

第四章 冰期的现代循环

第五章 温室效应

第六章 海冰开始融化

第七章 北极海冰的未来——死亡螺旋

第八章 北极反馈的加速效应

第九章 北极甲烷，正在发生的灾难

第十章 异常的天气

第十一章 大洋烟囱的隐秘世界

第十二章 南极的现状

第十三章 地球的状态

第十四章 行动起来

谨以此书纪念我的北极老友

比尔·坎贝尔（Bill Campbell）

马克斯·库恩（Max Coon）

诺曼·戴维斯（Norman Davis）

莫伊拉和马克斯·邓巴（Moira and Max Dunbar）

杰夫·哈特斯利-史密斯（Geoff Hattersley-Smith）

沃利·赫伯特（Wally Herbert）

林恩·刘易斯（Lyn Lewis）

雷·劳里（Ray Lowry）

诺布奥·奥诺（Nobuo Ono）

埃尔基·帕洛索（Erkki Palosuo）

戈登·罗宾（Gordon Robin）

桑斯坦·斯特凡森（Unsteinn Stefnsson）

查尔斯·斯威辛班克（Charles Swithinbank）

诺伯特·恩特斯坦纳（Norbert Untersteiner）

托马斯·菲霍夫（Thomas Viehoff）序

彼得·沃德姆斯从事极地研究工作已47年，在此期间，他观察并测量了极地海冰性质的重要变化。在本书中，他首先简要回顾了地球的历史以及陆地、海洋上冰体的变化过程。接着，他描绘了冰川在自己职业生涯中发生的重大变化。面积800多万平方公里的北极夏季海冰减少了一半以上，沃德姆斯据此估计北极即将迎来无冰的夏季。

海冰的融化并不仅仅是我们这个世界偏远地方发生的奇特现象：它会让地球反射回太空的太阳辐射比例从60%骤减至10%，从而令行星地球的变暖周期加速。自上个冰期以来安然无恙的冰冻海底沉积物现在则开始向大气中释放甲烷羽流——甲烷是十分强有力的温室气体。《最后的冰川》不仅是当今北极状况的权威报告，它也及时地警醒世人北极海冰消失所带来的全球威胁。沃尔特·芒克斯克里普斯海洋学研究所，拉霍亚，加利福尼亚第一章导论：蓝色北极

自1970年始，我的身份就是极地研究者。我有幸多年担任剑桥大学的斯科特极地研究所（Scott Polar Research Institute）主任一职。斯科特极地研究所为纪念罗伯特·福尔肯·斯科特（Robert Falcon Scott）上尉而建，它是各学科极地研究者汇聚的理想乐园，许多研究者都曾长期离开自己供职的研究机构，以便在斯科特研究所无与伦比的图书馆里潜心治学。20世纪70年代到80年代的整个时期，我每年都会造访极地地区（通常是北极），有的年份甚至数次前往，为的是像我的欧洲、美国、俄罗斯和日本同事一样致力于理解海冰中发生的基本物理过程以及何种过程决定了它的形成、消融和漂移。研究人员对冰川的实地考察往往困难重重，有时甚至很危险，并且几乎很少有研究者会认为我们投入心血的研究对象——北冰洋——会在我们的眼皮底下发生改变。一开始，人们很难理解北极冰川的变迁机制。但它的确在变化。很幸运，在比较1976年至1987年间来自潜艇部门的冰川厚度调查结果，并发现在此期间冰川平均厚度减少了15%之后，我成为拿出北冰洋冰川变化确凿证据的首批研究者之一。这一研1究结果发表在1990年的《自然》杂志上，它进一步刺激了之后10年间展开的大量工作，这些工作表明，北极冰川变薄不仅确凿无疑，而2且自20世纪70年代以来，其厚度已减少40%。真正重要之事也在逐渐发生。极地研究人员纷纷从自身的专业研究领域抽身出来，进而开始在更大的图景中考虑此事。他们已成为气候变化方面的专家，事实上也是气候变化研究领域的先驱，因为全球气候变化在北极表现得最为迅速和剧烈。

我自己于1970年夏天登上首次进行环美洲航行的加拿大海洋考察船“赫德森号”（Hudson）并因此首次进入北极，之后，便对极地海洋产生了兴趣。“赫德森-70号”考察队于1969年寒秋离开新斯科舍省（Nova Scotia），当时它已南下经过了南极半岛、南冰洋、智利峡3湾和广阔的太平洋。那时，我们正准备完成之前仅有9艘船实现过的4壮举，即穿越西北航道（Northwest Passage）。这艘船可破冰航行，这也是此次航行的必要条件。在阿拉斯加北部和加拿大西北地区（Northwest Territories）的海岸线上，北冰洋的海冰与陆地相隔很近，留给我们通行的无冰水域仅几英里宽。有时，海冰一直蔓延至海岸，我们就不得不从多年集聚的密集海冰（彩色插图1）中开出一条路来。最终，航行至西北航道中部时，我们不得不求救于政府的重型破冰船“约翰·A.麦克唐纳号”（John A.Macdonald）。在那个年代，人们常常在加拿大北极区域和海冰较量。阿蒙森（Amundsen）曾于1903年至1906年，用了三年时间通过西北航道，第二艘通过这条航道的加拿大皇家骑警（Royal Canadian Mounted Police）纵帆船“圣洛奇号”则用了从1942年到1944年的两年时间。

现在，从夏季的白令海峡（Bering Strait）进入北极的船只面对的则是整个大洋的开阔水域。这片蔚蓝的水域一直向北延伸至北极附近。在本书出版之际，有可能——根据许多预测——北极点本身都会在迄今为止的10万年里首次一览无余。如今，西北航道已很容易通行，到2015年年底共计有238艘船通过该航道。与20世纪70年代的800万平方公里相比，2012年9月的北冰洋仅覆盖有340万平方公里的海冰。就整个星球的变化而言，全部归结于海冰覆盖面积的变化可能夸张了。但我们的星球已经改了妆颜。我们都记得“阿波罗8号”上的宇航员为行星地球拍摄的第一张从月球背后升起的美丽照片，宇宙中这颗孤独而美妙的蓝色星球囊括了我们对生命所知的一切。照片上这个球体的两端为白色。如今，从太空往下看，夏天的地球北极看起来则为蓝色，而非白色。这一片我们一手造成的海洋曾覆有冰盖。重塑地球表面是人类的首要成就，这当然也是一个意想不到的成就，随之而来的则可能是灾难性后果。

情况实际上比表面看起来更糟。我的声纳测量结果显示，19765年至1999年间，北极冰面平均厚度缩减了43%。这也说明了一些别的情况。过去，北极大部分冰体都会存在数年之久，它们又称多年冰（multi-year ice）。这些多年冰形成了崎岖而壮丽的地形，巨大的冰脊阻挡了探险者的道路，并一直延伸至海面以下50米左右（文中插图1.1）。过去10年间，不断变化的洋流系统已迫使多数海冰漂流出北极，单年冰（first-year ice，彩色插图4）则代替了多年冰，这种海冰形成于一个冬季之内，最大厚度仅为1.5米，且仅有少数较浅的冰脊穿破了平坦的冰面。这种在单个冬季形成的较薄海冰会在单个夏季里由于更加温暖的空气和海洋温度而完全消融。不久之后，北极各地海冰在夏季的融化速度将超过其在冬天的形成速度，如此，现存所有的夏季冰盖都将消融。我们将迈入美国气候学家马克·塞勒泽（Mark 6Serreze）所谓的“北极死亡螺旋”（Arctic death spiral）时代。正如我在第七章所解释的，在不久的将来，北极的九月将再无冰体，而这之后，北极无冰的季节将延长至4到5个月。图1.1：多年冰中的压力脊，由潜艇中向上扫描的声呐系统所记录。最大深度为30米。

北极夏季海冰消融的后果将会十分严重。其引发的巨大影响有二。首先，一旦夏季海冰从开阔水域退缩，反射率（albedo）——直接反射回太空的太阳辐射比率——将从0.6降至0.1，这将进一步加速北极和整个地球的变暖进程。之前400万平方公里冰面的消失给地球造成的变暖效应相当于过去25年人类排放二氧化碳造成的影响。其次，冰盖的消失也会让北极上空重要的大气调节系统荡然无存。只要部分冰块在夏季也能存在，无论多薄，海面水温也无法升至0℃以上，因为任何较暖的水体都会在融化其上覆冰层时丢失热量。上覆冰层消失后，表层海水的温度会在夏天上升数摄氏度（卫星观测显示为7℃），而浅层大陆架上海风引起的海水混合现象又将这种热量传递至海底。这一过程进而又会令近海海底表层的永久冻土解冻，它们是自上个冰河时期以来便冻结在海底未受干扰的海底沉积物。近海永久冻土的解冻又将引发大量甲烷气体从沉积物中分解的甲烷水合物中释放出来。每个甲烷分子造成的温室效应比二氧化碳高出23倍。前往东西伯利亚海（East Siberian Sea）的俄-美年度考察队已观察到从海底涌出的甲烷气体，其他考察队则在拉普捷夫海（Laptev）和卡拉海（Kara）等海域观测到了这一现象。如果这种释放过程导致大气中甲烷含量上升，它将直接进一步推动全球变暖进程。我写作此书是为了解释这些戏剧性变化，并说明北极冰川的减少，如何以及为什么对我们所有人都构成了威胁，而并非仅仅是世界遥远角落里正在发生的离奇变化。

自21岁起，我便将自己的整个科学生涯投身于海冰和极地海洋的科学事业。当我准备向这神奇的景观致以私人的告别时，冰川的改变于我又意味着什么呢？我不可遏制地感到，它对地球而言意味着智识上的贫瘠，对人类而言则是一场实实在在的灾难。我们自己的贪婪和愚蠢正在夺走北冰洋海冰的美丽世界，它曾保护我们免受极端气候的影响。如果我们试图保护自己免受其灾难性后果，那么是时候采取紧急措施了。第二章冰：奇妙的结晶冰的晶体结构

为何是冰体在我们所在星球的能量系统中扮演着至关重要的角色，甚至在任何可能存在生命的星球都是如此呢？答案在于冰晶的独特结构，而这又源自水分子的独特性质，后者乃生命存在的关键因素。图2.1：水分子的四面体结构。

单个水分子（HO）具有几乎完美的四面体形状，也即一个三角2锥体（插图2.1）。水分子内部犹如一个小的太阳系模型，其中通常围绕质子旋转的电子由该质子和氧原子核共享，这一过程产生了所谓的共价键（covalent bond）。水分子中有两个这样的H-O键，它们构成了键角为104.5°的弯曲几何结构（正四面体则为109.5°）。这个四面体由两对来自氧原子的电子对组成，它们仅与那些参与共价键形成的物质偶联。这些自由流动的液态水分子冻结成固态冰体时发生了什么？直到1935年，伟大的化学家莱纳斯·鲍林（Linus Pauling）阐明1了固体冰的三维结构之后，我们才得以一探究竟。

冰块的基本组成是从自由水分子中承继而来的四面体结构。每个-9氧原子位于四面体的中心处，且以0.276纳米（nm，10米）的间距与各顶部的四个氧原子键合。这些氧原子集中在一系列被称为基面（basal planes）的平行平面上。晶体单位晶胞的主轴或C轴则垂直于基面，整个结构看起来像蜂窝状或蜂巢状，由略显褶皱的六边形层级构成（图2.2）。图2.2：冰晶的结构，它展示了氧原子和氢原子呈褶皱蜂巢状排列。C轴为对称轴，其他三个轴则组成了晶体结构的基面。

这种结构导致了冰的非均质（anisotropic）属性，即它在不同方向上的性质有所不同。从能量的角度讲，冰晶在水分子的冷冻过程中增长时，新的氧原子加入到已有的蜂巢表面比形成一整个新的基面更为容易，因为前者仅需创造两个而非四个新键。因此，冰晶沿着基面轴生长比沿着C轴更加容易——蜂巢中已有的基面就在与形成一个新基面相比的优先地位中逐渐增大。这些优先生长的方向即是云中蒸汽[1]生长出的雪花晶臂的方向，也造就了新冻结的海洋或湖泊表面的精美冰晶羽翼。对于理解海冰而言，最重要的事情之一便是，一大片处于基面优先增长方向上的海冰结晶会因冷冻而逐渐变厚。

窗户玻璃上薄薄的水层冻结并形成精美的冰饰后，我们便能很容易看到这些优先的增长方向。第一个冰晶的形成会以60°夹角在玻璃表面延伸晶臂，然后以类似树枝的新轴线填满剩余的空隙。每次延伸的角度均为60°，晶臂的增长十分迅速——又称枝晶增长（dendritic growth），它来自古希腊语中的单词“树”。

这是地表温度和压力下的冰体结构；而在高压且接近绝对零度（-273.16℃）时，冰体则以更密集的形式存在——实际上有17种科学2上已知的所谓多晶型物（polymorphs）。地球表面正常条件下存在的我们熟悉的那一种则称冰-1h（ice 1h）。一些高压形式的冰体则很可能存在于远离太阳的地球内部深处，我们也能在实验室中重新制造它们。其他形式的冰体则存在于接近绝对零度的情况下。它们造成了外太空一些十分特别的现象。例如，冰体构成了大多数彗星的外层物质，并且将太空中的尘埃包裹，这让宇航员即便从地球大气层上方观测星星时也能看见它们的闪烁。天文学家弗雷德·霍伊尔（Fred Hoyle）曾提出，生命可能起源于太空中类似的微小颗粒，它们可能形成一个将分子紧密包裹在一起的基底，从而发生了最终导致生命的化学反应。欧洲航天局（ESA）的飞船“菲莱号”（Philae）对67P/丘留莫夫-格拉西缅科彗星（Churyumov-Gerasimenko）的精彩考察表明，随着彗星逐渐接近太阳，冰盖被加热，冰体也气化并以小股喷射的方式射向太空。

氧原子的网络经由氢键共价结合在一起，其中一个氢原子关联两个氧原子。每个氢键都有位于两个氧原子之间的氢原子，但每个氢原子的位置必定离其中一个氧原子更近些，这种偏好的决定则是随机的。每个氧原子附近都有两个氢原子，但每个氢键中只能有一个氢原子。根据这两条量子力学规律，氢原子可以任何方式排列。正是氢键的长度造成了冰晶的开放结构；当冰体融化，一些氢键遭到了破坏，这导致它们崩解为结构无序、杂乱随机的水分子，密度则高于固态冰。这种情况下的水分子十分与众不同，其固态密度比液态密度更低，这-3一点与金属不同。纯水的密度为1000千克每立方米（kg·m）——这是单位千克的最初定义——而纯冰的密度则为917.4千克每立方米。海水的密度高于纯水，通常为1025千克每立方米，因此海洋中的水和冰之间的密度相差约10%。这就是有10%的浮冰或冰山部分会突出于海面以上的原因。

人们会好奇，如果密度差反过来会发生什么，多数情况下，冰会在水中沉没。首先，湖泊、河流甚至大海将几乎全部冻结。一旦开阔水域上形成了任何冰体，比如海面受低温空气影响时，冰体便会径直沉入水体底部并堆积成一个冰层。所有海底生命都会消失，而湖泊底部的冰层则会变厚，直到冬天结束时湖面残留一层尚未冻结的水面，也可能整个湖泊都被冻住，由此，湖泊里所有的生命都会消失。海里也会发生同样的事情，虽然人们并不清楚一整个冬天的时间是否足够在大洋底部形成一层厚度足以填满整个大洋的冰层。自然，冰层的增长会很迅速：在我们的真实世界中，海洋表面会形成一层薄薄的冰层，这可以保护海洋免于进一步的冻结，但在我们假想的这个世界中，海洋则会在整个冬天不受限制地吸收大气中的寒气，并在海床上形成一层逐渐增厚的冰层。我认为没有人曾建模计算如此这般的海洋是否会冻结至海面，但如果的确如此，那么除了一些微生物之外的所有生命都会终结。海洋生命会在免于冻结的赤道大洋区域聚集；在较高的纬度地区，我们将只剩下蔓延至海底的坚固冰体。

其他一些事情也会有所不同。在现实世界里，水在冻结的时候会膨胀，所以，那些位于道路或岩石裂缝中的水会在其冻结的过程中膨胀，并给周围物质造成开裂的霜冻破坏。这种情况也不会发生在我们假设的世界中。此外，如果冰比水的密度更大，滑冰将变得不可能。在现实世界中，冰鞋给冰面造成的巨大压力降低了其融点，只有冰鞋底部的冰会融化并对其起到润滑的作用。如果水的密度比冰小，冰上的压力会提高其融点，滑冰就变得不再可能。冻结和融化

让我们回到现实世界来看看较低温度的水。我们通常认为液体没有结构，其形态由随机分子彼此旋转和滚动而定。但冷却的液体具备冰体的某种小范围秩序，其中晶体状键合结构每次在分子组群中保持数秒或数分钟，直到被热运动破坏为止。就像繁忙火车站内的一群人试图聚到一起说话，但又不断被涌入的人群分开。这解释了淡水神奇的密度变化，它在4℃的时候密度最大。这意味着如果高纬度地区的河流或湖泊在秋天的寒气中冷却下来后，其表面的水体会变冷并开始下沉（通常暖水比较冷的水密度更低），并被更深更暖的水体取而代之，这被称为对流倾覆（convective overturning）。这一过程会持续到湖中所有的水都冷却至4℃为止。然而，除此之外，当表层水进一步冷却，就会因密度变低而滞留在湖泊表面，于是，对流停止。之后，表层水会快速冷却至0℃并冻结，而湖泊更深处的部分则保持在接近4℃左右的温度。所以湖面会在秋季迅速冻结，但冻结至湖泊底部的时间则长得多，多数时候，冬季结束的时候都没彻底冻上。

而海水则没有这种可达到最大密度的温度；它的密度会随着整个冷却进程增长至冰点。淡水中的盐度超过24.7‰后就成了海水；大多数海水的盐度范围在32‰-35‰之间，仅有少数像波罗的海这样的孤立海域以及靠近北极大河口附近区域的海域盐分低于24.7‰。英语中表示“咸水”（brackish）的模糊语词——适用于有些咸而不像海水那样咸的水——在海洋学中则有严格的定义，因为它适用于盐度低于24.7‰的水，因此也具有会达到最大密度的温度。这意味着一定量的海水在秋季冷却后，对流倾覆会持续下去直到所有的水体都达到冰点。对一般的海水而言，其凝固点本身会因为盐分的存在而降至低于0℃的-1.8℃，而这就是为什么要在结冰的路面上撒盐。海洋表面发生冻结之前，唯一可防止海洋整个变冷的因素则是，海水由不同来源的不同类型的水层组成，这些水层都以不同的速度朝不同的方向流动。每一层海水都会发生迅速的密度变化（pycnocline，称为密度跃层），因此实际上对流倾覆只会影响到表层海水的底部——在北极，这又被称为极地表层水（Polar Surface Water），而它的下层则是大西洋海水，因为后者自大西洋抵达北极。

浮冰在水中漂浮意味着海冰在海面上形成了一个漂浮盖，它允许大洋环流得以在下面继续进行，海洋生命也得以在深海尤其是靠近海冰的地方（甚至就在其中）存在，植物类浮游生物（又称浮游植物，phytoplankton）则能在海冰处获得光合作用所需的阳光。例如，南极海冰的较低层就存在含有浮游生物的微小液体盐水通道，这些海冰每年的生物产量约占整个南极海洋年度生物产量的30%。

冰的另外一个关键特征则是其非常高的融合潜热（latent heat of -1fusion），具体为80千卡每千克（kcal kg）。潜热是指融化一千克冰所需提供的热量，而非将一千克物质的温度升高1℃所需的热量，后者为比热（specific heat）。水的比热仅为1千卡每千克——这是卡路里最初定义的基础，即热量的标准单位，它是将1克水升温1℃所需的热量（所以，水已被用作定义两种主要物理单位，千克和卡路里的基础）。但假设你仅需提供1千卡的热量来为1千克水加热1℃，相应地，你则需要提供80千卡来融化1千克冰（即其潜热），这相当于加热同等质量的冷水至80℃。这是一个巨大的反差。如果把两口锅（一个盛有1千克处于熔点的冰块，另一个盛有1千克20℃的水）一起放在室温中的炉子上，并提供同等热量，则一口锅中20℃的水开始沸腾之时，另一口锅中的冰恰好完全融化。

就星球层面而言，水的融合潜热的作用就像一个巨大的热水库，它是气候变化的缓冲器。一个重要的例子就是夏季的海冰：它会持续融化，但只要不完全融化，它就能保持其表面空气的温度接近0℃（因为温暖的空气会融化更多的冰，并且在这一过程中冷却），并且也能让其下的水温保持在0℃左右（较温暖的水会融化更多的冰，并在这一过程中冷却）。只要海冰持续存在，海冰将为夏季海洋提供有效的空气和水的调节系统。海冰的形成

本书最为关注海冰在海洋中的形成过程。我们就在目前所掌握的冰分子和冰晶的特性的情况下，来考察一下海冰的产生和生长机制。我们首先考虑水在宁静无波浪条件下的冻结情况。由于冷空气会从水面吸收热量，水面的分子会开始冻结。这一过程产生了单独的冰晶层，它们最初为直径2~3毫米的微小圆形或星状冰晶，漂浮在水面。每个圆形或星状冰晶都带有垂直的C轴，圆形冰晶在水面上呈树枝状向外生长（即朝着六个彼此间隔60°的方向向外生长），将其蜂巢层扩展为六度折叠的雪花状。然而，扁平晶体的晶臂非常脆弱，并且很快就会折断，留下的就是圆形冰晶和晶臂的混合物。这些随机形成的晶体阻碍了水面密度的增加，类似白色的泥浆或者“氧化镁”乳剂。这最初形成的冰层被称为碎冰晶（frazil）或凝脂冰（grease ice）。在宁静的环境下，碎冰晶晶体最终会冻结在一起，形成一个连续的薄冰层；在其最初的变化阶段又称为尼罗冰（nilas）。仅当其厚度为几厘米时，它才是透明的（暗色尼罗冰），但随着冰体的变厚，尼罗冰就会变灰，并最终形成肉眼无法看透的白色外观。一旦尼罗冰形成，海洋与大气就从物理上隔绝开了，冰晶也因此开始了另外一种十分不同的生长进程，其中的水分子开始在已经形成的冰层底部冻结，这一过程又称凝结增长（congelation growth）。在进一步的增长之后，单年冰便形成了，它在北极的单季能达到1.5米厚，在南极则为0.5~1米厚。在南极和那些波涛汹涌的水域，尼罗冰生长过程的持续时间则漫长得多，但它的气候作用却很重要（见第十一和第十二章）。

一旦连续的尼罗冰层形成，冰水接触面的单个冰晶便以水分子在其表面冻结的方式向下生长。具备水平C轴的冰晶比具备垂直C轴的冰晶更容易实现这一冻结过程，因为向下生长可以通过扩展已有蜂巢状冰晶层的方式实现。因此，具有水平C轴的冰晶就以牺牲其他角度的冰晶为代价而增长，并且随着冰层变厚，它会以结晶达尔文主义（crystalline Darwinism）的方式将其他冰晶排挤出局。在经历20厘米厚度的生长之后，选择过程便会终结，胜出的冰晶会持续向下生长，并形成由具备水平C轴冰晶组成的、修长垂直柱状冰晶构造。即便用肉眼观察，这种柱状结构也是单年冰的惊人特征。你还能看到，这样的冰层很可能物理上很脆弱，因为它本质上是由一束朝向同一方向的冰晶组成。

那么，海水中的融盐又会发生什么变化呢？冰的晶体结构十分开放，但其不开放的一面则表现在其他分子或原子无法轻易地进入其中。因此，当盐水中的盐分增长时，盐分子无法进入到冰晶结构中。然而，盐分子却能以别的方式进入其中。生长中的冰水界面并非平整一片，而是由平行排列的被称为树枝晶（dendrites）的突起构成，其中每一排都代表了一些迅速生长的（即树枝状生长的）蜂巢状冰层，它们之间存在着水填充的狭窄凹槽。不时地，冰桥会在连续的突起之间生长，并以隔离盐囊（brine cell）的形式捕获进入到凹槽中的水分3（插图2.3）。很快，盐囊壁被冷冻，盐水会不断侵蚀盐囊壁直到剩下半毫米宽的、一小点不会冻结的高浓度盐水溶液。这些盐水的盐囊带有的盐分让单年冰尝起来仍然偏咸（与海水32‰的含盐量相比，新冰的盐分含量为10‰）。通过盐囊的移动、盐水的排出或者直接重力排水等机制，盐水会在冬季缓慢地从冰块中排出。盐囊也会移动，其原因是每个盐囊的顶部温度略微低于其底部，再加上冬季冰-水界面和冰-空气界面分别存在-1.8℃和超过-30℃这样悬殊的温度梯度。于是，盐囊的顶部会冻结，盐囊中剩余的水含盐量就变得更高，进而盐囊底部就会融化；整个盐囊则会带着盐水在冰层中向下移动。而当温度下降，盐囊行将冻结的时候，盐水排出机制就会发生；压力会在幸存的富含盐分的盐囊中积存并导致其爆炸，进而迫使盐水向下排出。重力排水机制则最为有效，它能起作用是因为冰体从冻结的底层不断生长，现有盐水蜂巢会被提升至水线以上，进而重力会让盐水在相互连通的孔洞中找到路径并从冰体底部排除。这些路径往往会像河流支流一样汇入被称为盐水排放渠的管道（brine drainage channels）中。当夏季来临，海冰顶部的积雪和部分海冰都会融化。淡水聚集在冰体表层的融水池中，这些融水通过冰体起到冲走大部分剩余盐水的作用，这一过程显而易见被称为冲洗机制。如果海冰在夏季得以幸存并进入到又一年的生长过程，它几乎就不含盐分了，尝起来也没有咸味，且更为坚固——这种类型的冰体则称多年冰，对破冰船而言，它往往成为比单年冰更为强大的障碍。图2.3：海冰中微小的盐囊。盐水层的间隔距离为0.6毫米。夏季海冰融化的重要性

我们将从气候变化的角度看到，融水池的形成过程十分重要。当新的降雪层在冬季覆盖海冰时，其表面会反射80%~90%的太阳辐射，所以我们说其反射率（反照率）为0.8~0.9。当积雪融化，剩余光秃秃的冰体可能覆盖有冬季积雪中累积的炭黑（black carbon，来自大气中的烟煤）等脏物，此时的反射率就降至0.4~0.7；这一过程发生在6~7月，此时的太阳辐射在24小时的白昼和太阳照射的作用下达到高峰。如果表层光秃秃的冰体和融水池在夏季较早地出现，冰体额外吸收的辐射将会在削减冰体的过程中起到重要作用，甚至可能使其整个融化。许多北极科学家认为，这就是目前正在发生的事情，它会加速造成夏季海冰不可逆转的损失。

随着融水池不断变深变宽，它们最终可能从浮冰侧面经由现有的裂缝，或在冰体最薄点以及融水池最深处形成融洞（thaw hole）并排入大海。排出的水会形成一个数米深的低盐度海水层，进而环绕海冰底部并加速其融化。海冰如何形成裂缝和压力脊

到目前为止，我们已经考察了海冰在热工过程（thermal processes）中如何形成和变化，及其在海面的生长和融化过程。然而，北极地区仅有半数体量的冰川以这种方式形成，其余的则经现有冰体的形变而成，即冰体堆积成线状压力脊，这一过程会产生被称为“裂缝”（leads）的开口。其产生过程如下。堆积的冰层因冻结而形成，并且会因其上层表面的风应力摩擦及其底部的水流驱动持续移动。这一过程会导致冰层基于盛行风而漂移的大致模式。例如，北极盆地的北美一侧就存在一个顺时针旋转的洋流系统，又称“波弗特环流”（Beaufort Gyre），而在欧洲北部聚集的海冰则来自西伯利亚海域，它们被北极往南向格陵兰岛的风吹动，其中的洋流又称“穿极漂流”。

驱动这些海冰的风应力在大范围内整合；据估计，紧致堆积的一块海冰对应着400公里范围的风力整合。因此，如果风力在大面积内变化，则会产生所谓的“辐散风场”（divergent wind field），从而导致辐散的应力——这种风力模式会导致冰盖撕裂。由于冰在拉力下几乎没有强度，所以这种辐散的应力可以打开冰体的裂缝，进而导致其扩大形成裂缝（彩色插图6）。在冬季，任何以这种方式形成的裂缝都会迅速冻结，因为大气（-30℃）和海洋（-1.8℃）之间的温度差异十分巨大。刚刚开启的裂缝所丢失的热量十分巨大（超过1000瓦-2特每平方米，Wm），以至于裂缝也随着裂缝开口处裸露的水面上的海上蒸汽雾（彩色插图5）一同散发开去。自然地，一个新的冰盖会在数小时内通过生成尼罗冰的方式快速形成并抹平这个开口，进而消除蒸汽。当后续的风应力场变得收敛时——也即它会将浮冰的边缘聚拢在一起——重新冻结的裂缝处的新冰则成为冰盖中最脆弱的部分，并且首当其冲被挤碎并形成了水线上下方的碎冰堆。这种线性形变特征（就像一个长长的炉渣堆）就被称为压力脊（pressure ridge）（彩色插图7），水面以上部分称为帆（sail），而（更大的）水下部分则被称为龙骨脊（keel）。北极地区的龙骨脊可深达水下50米，尽管多数为10~25米深，而每100公里的距离才能看到深度为30米的龙骨脊。龙骨脊的深度一般为帆高的4倍，宽度则为其2到3倍，因此，压力脊附近明显尚未变形的冰块底部则可能带有部分龙骨脊；这是因为冰块克服浮力下沉比克服重力上浮更为容易。

北极的海冰压力脊对整体海冰质量有重要贡献；其平均贡献率为40%，沿海地区则为60%以上。压力脊起源于简单的线性堆积的冰块，但随着冰块冻结在一起后压力脊就变得更坚固，以至于数年之后，压力脊就像伤口的结痂一样坚固得可匹敌甚至超过其周围尚未形变的冰体。正是多年冰厚重坚固的冰脊，让除了少数最重型破冰船之外的任何破冰船都无法通过。然而，单年冰不仅更薄，而且其压力脊也没有时间以上述方式紧致地结合，所以单年冰脆弱得多，且对于加强型船体而言也不算什么障碍。

而南极地区的海冰压力脊则比北极浅得多，通常不到6米。原因在于，南极海冰本身在一年的生长之后所能达到的深度（通常为0.5~1米）比北极的浅（通常为1.5米）。风的应力可直接折弯这些较薄的冰层，而不必首先形成裂缝并将其撕开。因此，压力脊中的冰块厚度通常与其周围的浮冰类似，并且前者也没有通过逐渐破坏重新冻结的裂缝而形成深度压力脊的机会。而南极压力脊对海冰整体质量的贡献似乎也较小，可能仅为30%~40%。对南极海冰的进一步讨论见第十二章。浅海中的冰

冰块通常在靠近海滩的最浅水域形成，因为此处的大气仅需冷却并冻结薄薄的一层海冰。这种海冰被称为岸冰（landfast ice），或者称为固定冰（fast ice），因为它直接冻结至海底。在离岸超过一个或多个潮汐间隙的远处，海冰则处于静止的漂浮状态，这一点主要源自其本身的搁浅特征。它们通常是被海风吹到近岸浅海中搁浅的浮冰压力脊。新冰会在这些搁浅的压力脊周围形成，这一整片区域被称为固定冰区域，这一冰区会一直延伸至最深的搁浅压力脊同等的深度，通常为25~30米。

然而离岸冰仍会漂移，在其搁浅并完全静止之前，搁浅压力脊的顶部会在海底沉积物中挖出长长的海槽，这一过程叫做海冰冲刷（ice scour）。1970年夏天我乘坐“赫德森”号首次造访北极的时候就发现了海冰冲刷现象。当时，加拿大地质调查局的一支队伍正用船只拖拽一台侧扫声呐装置，它会发出扇形声束来绘制海底地图，并反映出任何可能的障碍物。我们都预计泥泞的近海区域的地图是平整的——即一大片平整无奇的淤泥带。相反，我们在海底看到了一系列杂乱的狭窄海槽，仿佛一位醉酒农夫的作品。这是一种相互交织的迷人线条模式，有些像钢模一般笔直，其他的则卷曲成圆形或螺旋形，就像倾斜的日本禅意花园。原有的槽线被新的槽线覆盖。我记得自己冲到主要的回声测深仪处时，发现穿过船只轨道的每个冲刷痕迹在海底都呈现出小凹痕状，大约2~4米深。我们立刻意识到，这些冲刷痕迹一定是由嵌入冬季冰盖中的压力脊造成的，并且风力和洋流都会沿着海底拖拽这些浮冰压力脊直到其完全停止。山峰状的压力脊的作用方式就像复式犁（multiple plough）。冲刷痕为北极浅海区域的近海管道及海上探井规划设置了不可预见的危险。

更为彻底的海冰冲刷考察显示，冲刷痕会延伸至超过压力脊能够形成的海水深度，有时甚至达到65米深的水底（正如我说过的，压力脊绝少超过30米）。人们想到的解释便是，它们是上个冰期或稍晚时期的冲刷痕迹，因为海水被冰盖锁住而导致当时的海平面比现在更低。由于缺乏浮游生物（它们的细小硬壳会大量沉积在海底），北极水域的沉积物堆积速度非常缓慢，这意味着那些古老的冲刷痕迹一直保存至今并仍未被填满。

20世纪70年代，科学家们将侧扫声呐考察活动扩展至更深的海域，他们发现拉布拉多海、巴芬湾、格陵兰岛和南极海域150~300米深处都存在冰山冲刷现象，其中一个漂浮冰山最深的水下山峰也已经划过了海底。令人惊讶的是，这也成为火星曾有地表径流的最初证据。我的朋友兼同事克里斯·伍德沃斯-莱纳斯（Chris Woodworth-Lynas，他在纽芬兰生活和工作）是一位冰山冲刷方面的专家，他在诸如加拿大北极地区的威廉国王岛（富兰克林的探险队消失的地方）等陆地上也发现了冲刷痕迹。该岛在上个冰期仍位于海底，来自附近冰川的冰山让弧形的冲刷迹象能被追溯到圆石遍布的沉积物中，这些沉积物后来堆积形成了现在岛上的可见地表。克里斯在2003年浏览火星表面照片时，获权使用了“旅行者”号（Voyager）飞船上的“火星轨道4相机”，并看到了十分类似的冲刷模式。他与同事雅克·吉涅（Jacques Guigné）合作的论文为火星研究领域带来了突破。我们现在已经知道，火星上曾有过水，因而也可能有过生命，但这种观点在2003年仍属异端。冲刷痕迹表明，火星上不仅曾经有过流水，而且这些水还被定期冻结（也许仅在冬季），进而形成了冲刷过古代火星海底的冰山或冰脊。

浅海中的这些进程十分复杂。除了固定冰，静止冰体对快速移动的离岸浮冰的摩擦拖拽降低了后者的速度，并产生了所谓的剪切带（shear zone），该区域内的摩擦和压力能产生较深的压力脊，有时一片巨大的碎冰块杂乱堆砌的区域则被称为瓦砾场。这种过程的神奇产物就是一种巨大的孤立压力脊，以其俄罗斯名字搁浅冰山群（stamukha）而闻名。西伯利亚北部浅水区域发现的搁浅冰山群就很典型，它是一个很深的压力脊，在冬季搁浅并成为固定冰的一部分，但它在春季或夏季并不会脱落漂走，因为它搁浅的程度很牢固。其周围的冰块会破裂漂移，开阔的水域最终空留下一座孤立的圆顶冰岛。这座冰山可能十分脏，因而看起来像真正的岛屿，因为西伯利亚河流的融水会在早春向其排放污泥。它最终会从海底脱落并进入北冰洋，进而成为这些区域中船只和钻井设备的最大障碍。搁浅冰山群在浮冰中十分罕见，我自己有幸在2012年夏季的弗拉姆海峡（Fram Strait，位于挪威斯匹次卑尔根岛和格陵兰岛之间）处找到并查看了一座这样的冰山。彩色插图9显示了搁浅冰山巨大的隆起表面因为混有多年的污垢和藻类而呈赤褐色。我向冰下发射了一艘自主式水下航行器（autonomous underwater vehicle），并用其搭载的多束声呐装置来描绘该冰山的草图。其28米的吃水深度足以让它在通常的剪切带中搁浅。冰间湖

最后，极地海岸沿线即便在冬季也可能形成没有固定冰和成群压力脊的无冰水域。这些地区又称冰间湖（一个英语复数形式的俄语名称，polynyas），表“水池”意。它们可以许多方式形成，但比较常见的一种形成原因是盛行的离岸风所致。海风将新冰吹向大海的速度与其形成的速度一样快，剩余一片紧邻海岸的开阔水域，其可能延伸至数百公里之外。冬季，岸边的开放水域蒸发出霜冻烟雾，再远处的碎冰晶逐渐形成冰块，并被海风吹向外海直至撞到更重的离岸浮冰。南极洲的海岸线因为重力风（katabatic winds）的影响而被连续的冰间湖环绕：这种风在向下吹拂南极洲穹顶式冰盖的过程中会不断加速，最终它会以整合的形式吹过海岸高山的间隙进而吹向大海。每个山涧都对应着一座冰川，每座冰川也都会产生自己的冰间湖。冰间湖很常见，通常还有名字。彩色插图11就显示了罗斯海（Ross Sea）中的特拉诺瓦湾冰间湖（Terra Nova Bay polynya），意大利人和现在的韩国人在该地都有基地，斯科特船长的北部探险队就曾被迫在该处的冰洞中度过了一整个冬天。

而北极的冰间湖则不常见，但它们也很重要。白令海的圣劳伦斯岛南侧就有一个冰间湖，因为该地冬季盛行北风，这让当地的因纽特人（Inuit）在整个冬天都能狩猎和捕鱼。而格陵兰岛和埃尔斯米尔岛（Ellesmere Island）之间则有一个著名的冰间湖，名为北方水塘（North Water，彩色插图12）；这种类型的冰间湖则以别的方式形成：因为风力和洋流驱使浮冰南下通过此处两岛之间的狭窄开口，这可能会导致开口堵塞，进而形成一个拱形障碍物，就像卡在漏斗中的湿沙子一样。洋流继续南下，浮冰则被卡在开口处，进而造成了一个冬季的冰间湖。另外一个反复出现的冰间湖则被称为东北水塘（Northeast Water），它被发现于格陵兰岛东北海岸，该处南下的北极浮冰群无法很快地在诺多斯伦丁根（Nordostrundingen）这个向外突出的海角南端“转弯”，这就为海角背风处留出了一块开阔水域。正是在这里，丹麦考古学家们发现了一个古代的木架蒙皮船（一种由皮革制成的敞口船）和一些石器工具，这表明，因纽特人可能千年以前便已经在这种偏远的极北区域（北纬81°26′）建造了狩猎定居点，很可能是因为这里生活着大量的北极熊和海豹。

本章简要总结了海冰的特性及其形成和发展机制。我们将看到，

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