2012, Vol. 55
海洋近表层由于太阳辐射、降水、风力强迫等作用，形成温、盐、密几乎垂向均匀的混合层(Mixed Layer,ML)[1].混合层在海气相互作用过程中起着重要作用，海洋与大气的能量、动量、物质交换主要通过混合层进行.此外，混合层的观测对于验证和改进大洋环流模式中的混合层参数化方案具有重要价值[2-3].近年来有不少关于混合层的研究，施平等[4]通过分析Levitus气候平均温盐资料，得到南海混合层的时空分布特征，剖析了混合层深度及其内部温度的季节变化规律，指出季风通过流场调整对南海混合层分布有明显影响；Ohno等[5]将Argo 浮标测得的混合层的深度和基于气候学的混合层的深度相比，研究了北太平洋的混合层的深度的空间分布和随时间的变化，并指出了气候学混合层深度的不足；芦静等[6]利用散点Argo资料计算了准全球海洋夏季的混合层深度，并与Levitus资料计算的进行了比较，结果表明前者普遍大于后者；李泓等[7]研究了太平洋区域混合层深度年际变率的地理分布和季节变化，指出1980 年代以来，伴随强El Niño事件发生，有混合层的正常东传；巢纪平等[8] 指出深厚混合层与弱海气相互作用相联系；赵永平等[9]研究了热带太平洋混合层水体振荡与ENSO 循环的关系，指出混合层水体振荡在ENSO 循环中的重要作用.
鉴于混合层在科学研究中的重要作用，其恰当定义和准确计算至关重要.潘爱军等[10]在研究南海东北部障碍层(BarrierLayer,BL)时，指出等温层深度(温跃层顶界深度)与等盐度层深度或混合层深度(密度跃层顶界深度)并不一定重合.目前，关于混合层的深度的计算有多种定义，概括起来可分为两种:①差值法:与参考深度处的温度或密度相差一定值的深度；②梯度法:温度梯度或密度梯度达到一定值的深度.差值法的优势在于可用于垂直分辨率较低的剖面，计算简单易行，但是计算的混合层的深度偏差较大；梯度法的优势在于计算的混合层深度更精确，但是需要较高的垂向分辨率，而且容易受到“淡盖"的影响，出现虚假的浅混合层.Brainerd 和Gregg [11]研究指出，基于差值法要比基于梯度计算得到的混合层深度结果更理想；贾旭晶等[12]分别采用海洋调查规范[13]和Sprintall和Tomczak[14]关于混合层和温跃层的定义，分析了混合层和温跃层两种定义下的共同点和差异，认为南海春季的混合层和温跃层研究采用差值法比较合适；deBoyer Montégut等[15]采用差值法，分别以温度和密度判据，利用全球剖面数据(1994-2002年，PFL，MBT，XBT，CTD 数据)计算了全球混合层深度的气候态平均数据集.
差值法和梯度法都用温度或者密度作为判据. 温度判据的优点是温度数据覆盖范围广且时空分辨率高，但确定的混合层深度比较粗略；密度为判据的优点是综合考虑了温度和盐度的影响，混合层的深度的计算更为准确，但是盐度数据稀缺.由于受限于温盐资料，目前的研究大多集中在局部海域，对全球混合层的深度的计算和研究还不是很多.令人可喜的是Argo全球海洋观测网于2007年宣布建成，每年可提供多达10万个剖面(0~2000m)的温度、 盐度资料，为采用多种判据计算混合层的深度提供了很好的数据基础.本文的目的是利用新的Argo 数据网格化温、盐产品，计算全球海洋混合层深度，通过判断是否存在障碍层和补偿层，并得出合成混合层深度，然后分析其时空变化特征.
2 数据本文所使用的全球网格化Argo数据产品来自于中国Argo973 网站(http://www.argo.org.cn/ data/data1.html[2011-05]).该数据产品由国家海洋信息中心制作[16]，方法如下:首先对来源于法国Argo数据中心1998-2009 年的Argo浮标剖面原始观测资料进行质量控制，在常规实时质控和盐度延时订正(WJO[17]方法和OW[18]方法)的基础上，人工审核剔除局部毛刺和尖峰数据；然后采用时空加权平均技术对质控后的数据在全球范围进行网格化，构造出气候态背景场；再采用全三维空间多重网格三维变分数据同化方法同化2005-2009 年各月的现场Argo 观测资料，形成全球网格化Argo数据产品.该同化方法以网格的粗细来描述背景场误差协方差矩阵中的相关尺度，在一组由粗到细的网格上依次对观测场相对于背景场的增量进行三维变分分析，在每次分析的过程中，将上次较粗网格上分析得到的分析场作为新的背景场代入到下次较细网格的分析中，而每次分析的增量也是指相对于上次较粗网格分析得到的新背景场的增量，最后将各重网格的分析结果相叠加得到最终的分析结果.
该产品完全以Argo数据作为分析对象，包含了温度和盐度要素，资料长度是2005 年1 月至2009年12月，时间分辨率为逐年逐月，空间范围为全球，分辨率为1°×1°，垂向共有26个标准深度层: 0，10，20，30，50，75，100，125，150，200，250，300，400，500，600，700，800，900，1000，1100，1200，1300，1400，1500，1750，2000m.
3 方法 3.1 混合层的计算依据本文采用的混合层深度定义[14]如下，定义1(温度判据):比表层温度低0.5℃的温度所在的深度作为混合层深度，文中称为ILD (IsothermalLayer Depth)；定义2(密度判据):由表层盐度和比表层温度低0.5℃的温度值计算出一个密度，这个密度所在的深度处即为混合层底所在处，文中称为MLD (在这里，ILD 和MLD 分别代表了由温度和密度判据计算得来的混合层深度).若ILD大于MLD，则存在障碍层(BarrierLayer,BL)，障碍层厚度(Barrier LayerThickness,BLT)为(ILD-MLD)；若ILD 小于MLD，则存在补偿层(CompensatedLayer,CL)，补偿层厚度(CompensatedLayerThickness,CLT)为(MLD-ILD).实际海洋中，表层10 m 温度和盐度的分布基本上是均匀的，将表层温度和盐度取其10m处的值，可以忽略海洋表层异常热力过程的影响，例如淡水的输入，急剧的蒸发等.另外，以10 m 作为参考层符合Argo浮标的观测特点，减小Argo 数据在表层的误差.
在大部分海域，由于存在较强的温跃层，ILD 和MLD 是一致的，但是在一些区域如赤道西太平洋和南半球高纬度地区，ILD 和MLD 则有很大的差异，所以在这些地方只采用定义1或定义2则会造成计算的混合层深度有很大的差异[19].图 1为deBoyer Montégut等[15, 20]在研究混合层时列举的实例.图 1a为存在障碍层的示意图.以温度作为判据时计算的ILD 为DT-02，以密度判据时计算的MLD 为Dσ，故障碍层的厚度为DT-02-Dσ，可见在障碍层内温度基本不变，但密度已经发生了较大的变化，用DT-02 作为混合层深度显然偏大，取Dσ 则更准确；图 1b 为存在补偿层时的示意图，以温度作为判据时计算得到的ILD 为210 m,以密度判据时计算的MLD 为280m,所以补偿层厚度为70 m,补偿层内密度基本不变，但温度发生了较大的变化，所以混合层的深度应该取210 m.从以上的分析可知，混合层深度的确定受BL 和CL 的影响，所以本文首先用温度判据计算ILD，再用密度判据计算MLD，判断是否存在BL 和CL，最终确定出合成的混合层深度.
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图 1 存在障碍层或补偿层时对计算MLD 的影响示意图(a)存在障碍层:2002年1月31日位于东南阿拉伯海(67.3°E，7.4°N)Argo浮标的温度、盐度、密度剖面，左侧实圆点表示根据密度判据得到的MLD，右侧实圆点表示根据温度判据得到的ILD(引自de Boyer Montégut等[20])；(b)存在补偿层:1995年7月17日位于澳大利亚南部海域(146.2°E，44.4°S)CTD的温度、盐度、密度剖面，虚直线表示根据温度判据得到的ILD，实直线表示根据密度判据得到的MLD(引自de Boyer Montégut等[15]). Fig. 1 Sketch maps of presence of Barrier layer or Compensated Layer in calculating MLD (a) An example of BL case： Temperature, salinity and density profiles were measured from an Argo float on 31 January 2002 in the southeastern Arabian Sea (67.3°E, 7.4°N). The lett solid dot showed the depth where the density criteria reached. The right solid dot showed the depth where the temperature criteria reached (from de Boyer Montegut et al.，2007) (b) An example of CL case： Temperature，salinity and density profile were measured from CTD, on 17 July 1995 in the south of Australia (146.2°E, 44.4°S). The dashed line showed the depth where the temperature criteria reached. The solid line showed the depth where the density criteria reached (from de Boyer Montegut et al.，2004). |
根据3.1节的定义，本文采用下述算法[21]计算混合层深度.该方法以10m 作为初始参考层，计算过程中能够动态调整参考温度值或参考密度值，对于存在逆温层或者多个温度跃层有比较好的适应性.图 2是计算方法的示意图，图 2a采用定义1计算ILD，图 2b用定义2计算MLD.
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图 2 (a)用温度判据计算的ILD(hL(T))；(b)用密度判据计算的MLD(hL(σt))的示意图(引自Kara等[21]) Fig. 2 A schematic illustration of the ILD (hL (T)) based on temperature criteria and MLD(hL (σt)) based on density criteria (from Karaetal.，2002) |
结合图 2b,下面以密度判据为例说明该方法的具体计算流程(ILD 的计算方法与此类似).如图 3 所示.
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图 3 计算MLD 的流程图 Fig. 3 Flow chart of calculating MLD |
①选择10m 深的密度σref作为参考密度，即σref= σ2，下标2表示第二个标准深度10m；
②根据Δσ =σ(T2 - ΔT，S2，P0)-σ(T2，S2，P0)计算出密度差Δσ，其中T2 和S2 分别为第二个标准深度10m 深处的温度和盐度，温度差值ΔT=0.5℃，P0 为海表面压强，且取P0=0，计算海水密度采用UNESCO1980海水状态方程；
③寻找密度均匀层，更新参考密度值.从10 m 处(即n=2)开始，判断n和n+1 层相邻两层之间的密度差是否小于0.1Δσ，若密度差小于0.1Δσ，则认为是均匀层，并且用第n层的密度σn作为新的参考密度σref,此时σb=σref+Δσ 是MLD 底的密度，线性插值得MLD = Hn+ (σb -σn)/(Hn+1 -Hn).
4 结果与讨论 4.1 全球大洋混合层深度的空间分布特征根据上述方法，图 4a和图 4b分别为利用Argo 网格化数据计算得到的ILD 和MLD 的各月平均分布，图 4c为ILD-MLD 的值，正值区为障碍层，负值区为补偿层.在讨论混合层深度时空变化特征时，根据Levitus的定义[22]，将北半球的季节划分如下: 1-3月为冬季，4-6 月为春季，7-9 月为夏季，10-12月为秋季.从图 4a和图 4b 可以发现，ILD 和MLD 的分布非常相似，都能揭示全球大洋混合层深度的基本分布特征，如北太平洋、北大西洋以及南大洋的混合层冬深夏浅的季节变化等.在大部分海域，ILD 和MLD 都能得出比较一致的混合层深度.但是在某些海域两者存在着较大的深度差异，结合图 4c可见，在赤道西太平洋(10°S-5°N，150°E- 150°W)，孟加拉湾，热带西大西洋(10°N-20°N，30°W-60°W)，ILD 都大于MLD，即是障碍层高发的区域，尤其是在冬季的高纬度地区如北太平洋(40°N 以北)和拉布拉多海以及南大洋副极地海域(45°S以南)，混合层深度都超过了300m,说明单纯依靠温度判据计算的ILD 在定义混合层深度时会出现很大偏差.冬季的北太平洋副热带地区(30°N 附近)以及东北大西洋(40°N-60°N，0°-30°W)区域，MLD 则大于ILD，存在着补偿层.因此，根据3.1节的分析，存在障碍层的区域，以MLD 作为该区域的混合层深度，同理存在补偿层的区域，以ILD 作为该区域的混合层深度，这样综合了定义1 和定义2，消除障碍层和补偿层的影响，得到较为合理的全球大洋混合层深度，即合成混合层深度(Hybrid MLD).
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图 4 基于Argo网格化数据计算的2005-2009年逐月平均的(a)ILD、(b)MLD、(c)ILD-MLD 和(d)合成MLD 分布 Fig. 4 Monthly mean(a) ILD, (b)MLD, (c)ILD-MLD and (d) Hybrid MLD calculated from Gridded-Argo data over the period 2005-2009 |
图 4d为合成的全球大洋混合层深度(为讨论方便，除非特别说明，下文将合成的混合层深度简称为MLD)的各月平均分布.最显著的特征是在各个半球的夏季MLD 都比较浅，而在各个半球的冬季MLD 则普遍比较深，而且大致呈纬向带分布.夏季，北太平洋和北大西洋的MLD 的分布很相似，从高纬度向中低纬度，北大西洋延伸至10°N，太平洋则延伸到30°N，MLD 都逐渐变浅；冬季，北太平洋和北大西洋的MLD 都比较深，尤其是北大西洋从40°N 向极地的区域，MLD 的最大深度大于300m,并且从1 月维持到4 月，从春季到夏季MLD 逐渐变浅，从秋季到冬季则重新成为深MLD 区域.相比而言，冬季副极地太平洋MLD 没有同纬度大西洋的深，主要是在北太平洋因降水和下层水上翻形成了盐度跃层[19].在强的西边界流地区如黑潮和湾流在冬季MLD 最深，到夏季则很快地变浅.印度洋上夏季受西南季风控制，冬季受东北季风控制，季风和与之相关的感热、潜热通量是影响印度洋MLD 的主要因素，尤其在阿拉伯海海域，受季风影响，MLD 的季节变化非常显著.在赤道海域特别是在赤道西太平洋上，在冬季有一个浅MLD 舌，向南延伸到约20°S的位置，结合图 4c,在该海域也是障碍层频发的地区[20]，到夏季浅MLD 舌则消失.40- 60°S的南大洋上明显的特征是MLD 普遍较深，且呈纬向带分布，贯穿全球.在南半球高纬度，这是因为高纬度地区热膨胀系数很小，盐度的变化作用相对就更大一些，形成了稳定的层结.在60°S 以南，MLD 则全年小于20 m,这主要是由于南极大陆的淡水注入，使得靠近南极大陆边缘海的MLD 很浅. 以上分析揭示了全球大洋平均MLD 的水平时空分布特征，受季风、海气间的热交换等影响，MLD 存在着明显的季节性变化.
图 5a和图 5b分别选取了160°E和30°W 两个经向断面，给出温度、盐度和MLD 月平均分布图(只给出2、5、8、11 月，以分别代表冬春夏秋四季)，讨论其垂直时空分布.其中，160°E位于太平洋，30°W 位于大西洋.在160°E 断面上清楚的看到:在这四个月份中，10°N-20°N 的混合层深度基本上与等温线平行或者重合，位于30°N-40°N 的MLD 随月份变化比较大，冬季赤道以北MLD 加深，到春季逐渐变浅，在夏季则最浅，到秋季又逐渐变深；赤道以南MLD 变化和赤道以北相反，在30°W 断面上季节变化与160°E 类似.MLD 的这种变化显然是受到海表动力(风、流等)和热力(太阳辐射，蒸发等)因素的作用，引起湍流混合强度变化造成的.在北半球冬季，海面风大浪高，海面降温增密引起海水强烈湍流混合，MLD 厚度增加.在北半球夏季，海面风小，海表面增温密度减小，海水对流减弱，MLD 变薄.从两个经向剖面可以发现:在副极低地区，MLD 都比较深，向低纬度地区，MLD 逐渐变浅.太平洋和大西洋的MLD 的经向分布大致呈现出“两端深，中间浅"的拱形特点.
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图 5 经向断面上的温度、盐度、MLD 特征，(a)160°E；(b)30°W (白色等值线为温度，间隔2℃，颜色为盐度，黑色点划线为混合层深度) Fig. 5 Temperature, Salinity and MLD features in 160°E (a) and 30°W (b) meridional sections (white contours denote temperature with interval 2℃, color denotes salinity, black dot line denotes MLD) |
从4.1节分析可知，MLD 空间分布很不均匀，在夏季半球能够小于20m,而冬季副极地海区则可以超过300m,而且MLD 的空间分布与时间变化关系密切，如年变化、年际尺度变化以及季节变化和季节内变化等.为揭示MLD 的季节变化特征，图 6选取了全球各大洋的特定点MLD 的逐月变化进行分析.在1-6月，6-12月两个时间段里，印度洋和赤道海域的MLD 都存在着深-浅-深的变化，呈现出明显的半年周期，这可能与印度洋季风和赤道辐合带的半年变化有关.热带海域和南极海域的MLD 全年存在着浅-深-浅的变化，北太平洋和北大西洋的MLD全年则存在着深-浅-深的变化，即冬季深，夏季浅的季节性周期.这与太阳辐射、风力搅动有关.
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图 6 全球大洋特定海域平均MLD 的逐月变化:(a)南极(70°S，90°W)、印度洋(10°N，55°E)、赤道海域(1°S，170°E)(b)热带海域(20°S，140°W)、太平洋(45°N，160°E)、 大西洋(45°N，30°W) Fig. 6 Monthly changes of MLD at selected locations in the global ocean： (a) Antarctic(70°S， 90°W)，Indian Ocean(l0°N， 55°E)， and Equator(l°S， l70°E)； (b) Tropical Ocean (20°S，l40°W)， Pacific Ocean (45°N， l60°E)，and Atlantic Ocean(45°N，30°W) |
全球大洋混合层深度的平均时空分布在各海域不一致，借助EOF 分解及总体小波功率谱分析，对全球大洋混合层深度的年变化特征进行研究.图 7 是2005-2009年MLD的距平值第一和第二EOF 模态及其相应的主成分时间序列和小波功率谱检验，前两个模态的方差贡献率达到87.1%，时间序列已通过各自标准差进行标准化.图 7(a1)是第一模态特征向量的空间型分布，该模态的解释方差占整体方差的74.8%，其反映了全球平均MLD 变化的主要形式.其在大部分海域的距平值位于0 附近，南北大洋呈现出偶极型的分布，北太平洋和北大西洋、南大洋(尤其是南极绕流区)都是MLD 变化剧烈的海域，这一点在图 4d 和图 6 中已经得到证实.结合图 7(a2)，主模态的时间序列呈现非常规律的波动，说明每年的冬季和夏季MLD 交替变化.从图 7(a3)小波功率谱分析可以看到，该模态主要存在一个显著的约为1年(12个月)的变化周期.
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图 7 2005-2009年MLD 距平场EOF展开的第一模态(a)和第二模态(b) (a1、b1)为空间型；(a2、b2)为标准化后的时间系数序列；(a3、b3)为总体小波功率谱(实线)及其显著性(虚线). Fig. 7 The first and second modes of the MLD anomaly over the period 2005-2009 (al),(bl) are the spatial patterns; (a2)，(b2) are the normalized time coefficients series; (a3)，(b3) are the wavelet power spectrums (solid line for power, dashed line for 95% confidence level). |
图 7(b1)是第二模态特征向量的空间型分布，该模态的解释方差占整体方差的12.3%，变化显著的区域整体上与第一模态相似，但是呈现出单一极型.图 7(b2)所示的时间序列包含了更高频的变化信息，每年内基本上都有两个周期，结合图 7(b3)的小波功率谱分析可以看出，存在显著的半年(6个月)周期信号.另外，还可以看到2005-2006年全球混合层深度为负距平，2007-2009年全球混合层深度逐渐变为正距平，这包含了一个长期的变化趋势. 图 7(b3)中显示该模态还存在着一个约为10年的变化周期，但是需要更长时间的资料予以验证.
5 结论本文通过采用温度判据和密度判据，分别计算全球大洋混合层深度，比较了存在障碍层和补偿层时混合层计算存在的差异，得到了合成的混合层，然后分析全球大洋的平均MLD 的空间和时间变化特征.研究表明:
(1) 在赤道西太平洋(10°S-5°N，150°E-150°W)，孟加拉湾，热带西大西洋(10°N -20°N，30°W- 60°W)是障碍层高发区域.冬季的北太平洋副热带区域(30°N 附近)以及东北大西洋(40°N-60°N，0°-30°W)是补偿层发生的区域.
(2) 北太平洋和北大西洋的MLD 存在冬深夏浅的季节性变化，这可能与海表动力(风、流等)和热力(太阳辐射，蒸发等)因素有关.MLD 的经向分布大致呈现出“两端深，中间浅"的拱形特点.印度洋和赤道海域则呈现半年周期变化.
(3) 混合层深度距平场EOF分解的第一模态显示北太平洋和北大西洋、南大洋(尤其是南极绕流区)都是MLD 变化剧烈的海域，全球大洋的混合层深度变化主要以一年周期为主，第二模态显示全球大洋混合层深度距平存在着一个半年的变化周期.
本文虽然揭示了MLD 变化一些特征，得到一些有益的结论，但是对于影响其变化的因素和更大尺度的时空变化特征有待进一步研究.
致谢国家海洋信息中心制作的全球Argo网格化产品提供的数据支持，评审专家为文章修改提出的宝贵意见，在此一并致谢!
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