有记忆的冰架

在南极周围，冰盖并不止步于海岸。它以漂浮平台的形式流向海面，这就是冰架，海洋从下方侵蚀着它们。作者指出，冰架变薄会让其后方着地的冰更快地滑入海洋，加剧海平面上升。

冰架下方的空间——即冰架腔（cavity）——里充满了什么，决定了一切。有些冰架腔里是约−2 °C的冷水（咸水要到0 °C以下才结冰），它们在海面上以冰点温度形成：那里的冰融化得很慢。另一些则被从开阔大洋流入的约1 °C的温暖深层水侵入：在那里，融化很快。一个冰架腔能否从冷态翻转为暖态、再翻转回来，存在争论：一些研究发现这种翻转是永久的，另一些则发现它是可逆的。

冰架前缘的盐工厂

冷水来自沿岸冰间湖（coastal polynya）：紧挨冰架前方、没有海冰覆盖的一片片开阔海面。风把海冰推向外海，暴露的海水向冰冷的空气散失热量，新的海冰在这里比在其他任何地方都形成得更快。海水结冰时会把盐分留下。表层海水变得更重，如果这一过程足够强烈，它就会下沉，把海水一直搅动到海床：这种深对流把冷水送入冰架腔。

250公里长水道中的模型冰架

里昂和堪培拉的路易·萨迪耶（Louis Saddier）及其同事并没有模拟任何真实的冰架。他们用NEMO海洋模式构建了一个理想化的冰架：一条长250公里、宽50公里的水道，深600米的平坦海床，一个底面为笔直斜坡的100公里冰架，以及水道远端一片温度和盐度保持固定的开阔大洋。紧挨冰架前方的海面接收盐分，以模拟冰间湖。这一盐通量是主要的调节旋钮。

简单换来了时间。研究团队从暖态冰架腔出发，每10年把盐通量提高每平方米每秒0.005克——按作者的换算，这大约相当于每年形成5米新海冰所留下的盐分——从零升到0.075。又从冷态冰架腔出发，以同样方式把它降低。每条路径包括16步，共160个模拟年。最高值是刻意设定的极端值：作者引用的最活跃的冰间湖——达恩利角冰间湖——约为0.03（约相当于每年30米海冰）。

同一个冰间湖，两种可能的海洋

当外海深层水为0 °C或更冷时，融化平滑地变化，上行路径与下行路径重合。当它为1 °C或2 °C时，冰架腔会在几年之内突然翻转，而且两条路径不再重合：

• 在1 °C时，暖态冰架腔在盐通量达到约0.04时转为冷态。冷态冰架腔只有在通量降到约0.02——即一半——时才重新变暖。
• 在2 °C时，转为冷态要等到约0.06，而回转仍发生在0.02附近。窗口（即两种状态都可能维持的盐通量范围）变宽了。
• 在两者之间，同一个冰间湖可以维持任一状态，暖态下的平均融化速率要高出好几倍。物理学家称之为双稳态；返回的路径不同于出发的路径，这一事实称为迟滞（hysteresis）。

把门锁上的融水

海洋为什么会有记忆？靠的是它自己的融水。暖态冰架腔融化大量的冰。轻而淡的融水在近表层扩散，阻止冰间湖的海水下沉，因此即使盐分增加，冰架腔仍保持温暖。冷态冰架腔融化很少，对流很容易发生，因此即使盐分减少，它仍保持寒冷。

这种反馈需要一个“陷阱”。在模型中，一个环流（gyre）——一股缓慢旋转的海流——把融水留在冰架前方。如果让水道侧壁没有摩擦，这个环流就会让位于一个单一的大环流，把融水带往开阔大洋：转变就变得渐进且完全可逆。外海海洋分层更强，也会使窗口缩小直至消失。把水平黏性——一种模型研究者在缺乏约束的情况下设定的内部摩擦——调高或调低五倍，也会使窗口变窄。作者认为，这或许可以解释为什么早先的研究结论不一。

盯住温跃层，而不是融化速率

这种转变有一个清晰的标志：温跃层，即上方被搅动的冷水层与下方较暖水层之间的边界。当被搅动的水层到达海床时，冰架腔恰好转为冷态；当温跃层离开海床时，它又重新变暖。在转为冷态之前，温跃层的深度波动越来越大；在重新转为暖态之前，温暖的深层水越来越频繁地溜进来。融化速率本身没有提供有用的预警。

融化甚至遵循两种规律：在暖态下，大致与外海海水温度超出当地冰点（−2.33 °C）部分的平方成正比；在冷态下则简单地与之成正比。通常用来根据外海条件估算融化的平方律公式未必总是适用。

没有风，也没有真实的海床

这条水道略去了海床上的海槽、风、与海冰的耦合、大陆架边缘以及相邻冰架的融水。作者指出，派恩岛、埃默里和菲尔希纳等真实冰架的前缘附近都有环流，这可能使它们更容易发生不可逆的转变。在模型中，十年一步足以完成一次完整的转变；而真实的冰架腔需要多长时间，这项研究没有给出答案。