Argo资料的全球上层海温年和半年周期振荡的空间分布特征＊

魏 萌，胡瑞金

（中国海洋大学物理海洋实验室海洋－大气相互作用与气候实验室，山东青岛266100）

海洋巨大的热容量使海洋在气候变化中起着不可替代的作用，海洋和大气的相互作用对所有时间尺度的气候变化都有重要影响［1］。因此，气候变化的诊断和预测必须充分考虑海温、海流、热含量和海平面高度等海洋信号的变化，其中最明显的就是年变化。年变化是气候系统对规则太阳辐射强迫的复杂的非线性响应［2］，既是高频振荡如季节内振荡的背景，又是低频振荡如年际异常和年代际异常的基础［3］，还可以通过多种方式与其它尺度现象相互作用［4］。

由于年变化的重要性，前人对其做了大量研究。许多学者研究了特定海域年变化的特点。例如，Rao和Sivakumar［5］研究了热带印度洋固定深度和等温面上热含量的年变化及其与海表面温度（SST）的关系。Brandt等［6］利用T／P海平面高度资料指出阿拉伯海6°N～10°N海平面高度的年变化主要受到来自印度半岛西海岸的年Rossby波的影响。Yuan和Han［7］利用海洋环流模式研究了热带波动和西边界反射对于赤道印度洋季节环流的作用。Kida和Richards［8］使用区域海洋模式研究了印度尼西亚海SST年变化对季风的响应。胡瑞金和刘秦玉［9］利用小波分析方法，分析了热带太平洋海平面高度年变化和季节内变化特征。Hosoda等［10］使用Argo数据，发现赤道以北太平洋从温跃层到2 000m海温有与上层对应很好的年变化。Qu等［11］分析了高度计资料和高分辨率环流模式结果，指出在热带西太平洋上存在半年周期振荡，并解释了这种半年周期的成因。Ding等［12］使用观测资料并结合海洋模式研究了赤道大西洋上层年变化的动力过程。Zhao和Haine［13］利用一维拉格朗日上层海洋模式研究了北大西洋SST异常的年变化的机制。也有一些学者关注全球尺度。例如，Gleckler等［14］研究了上层海洋热含量的年变化及其随深度的变异，并对比了全球海洋上250 m热含量年变化的IPCC20c3m模拟结果和WOA04观测结果。Saenko［15］利用一系列模式，研究了深海的季节环流。

海温是海洋中变化最显著的信号之一，其变化直接影响到海气耦合系统的演化，而上层海洋储存了输入海洋中的绝大部分能量，且与大气直接接触，其热力结构的时空变异对气候变化有着深远的影响［5］。因此对上层海温变化的研究尤为重要。尽管许多学者对海洋的年变化做了大量研究，但绝大部分工作仅限于某个海域，对全球海洋关注不多。而且由于观测资料的缺乏，很多研究主要依靠海洋模式，研究变量也主要涉及SST和海表面高度［5－9］，而对表层以下海温的研究较少。

1998年开始实施的Argo实时海洋观测网计划为海洋内部结构的研究提供了前所未有的珍贵资料［16］，有关Argo的研究工作迅速开展［17］，但从整体上对全球大洋海温进行研究的工作尚不多见。本文利用周平均Argo海温资料，结合小波分析方法，较为全面系统地给出了全球上层海温年变化的空间分布特征。

1 资料与方法

本文使用的Argo资料来自于法国Coriolis资料中心，是基于全球3 000多个Argo浮标观测的温盐剖面并结合其它数据经过实时最优插值生成的全球格点资料。时间范围取为2003年1月1日～2008年12月31日，时间分辨率为1周，水平分辨率为0.5°×0.5°，垂直方向共分59层：第1层5 m（表层）；第2～7层10～60 m，间距10 m；第8～20层80～320 m，间距20 m；第21～52层360～1 600 m，间距40 m；最后7层深度为1650～1950 m，间距50 m。本文主要针对上500 m海温进行分析。

使用小波分析方法［18］。选取Morlet母小波，并对每个格点上的海温序列进行分析。在此仅给出年周期和半年周期的相关结果。其中的年周期（带）包括47和56周2个周期，半年周期（带）包括23和28周2个周期。

2 结果分析

2.1 全球上层海温年变化显著性的水平分布

对于某个周期，可计算相应周期上的全局小波谱与检验谱，若二者的比值大于1，则说明此周期是显著的，且比值越大，相应周期越显著。而对于某个周期带，可计算带内所有显著周期的比值之和（简称显著性比），其值越大表示相应周期带的显著性越高。图1和图2给出的分别是全球上层海洋4个代表层上海温年和半年周期带显著性比的空间分布。

由图1可见，海温年周期在全球海洋中是普遍存在的，但不同海域的显著性高低有所不同，且在有些海域不显著。5 m深度上，年周期显著区呈2大带分布于10°S以南和10°N以北的广阔海域，其中在北太平洋和北大西洋显著性最高。但120°E～120°W，10°S～10°N的赤道太平洋和斜切赤道大西洋的线状海域的海温却没有显著的年周期。在50 m深度，2大显著区的显著性降低。同时，5m深度上范围较小的低纬不显著带的范围扩大，基本形成南北纬10°之间环绕全球的不显著带。随着深度增加到100 m，2大显著区显著性继续降低，范围继续缩小，尤其在北半球，原本连绵成片的显著区碎裂成小块。但在10°N和5°N附近的太平洋各出现1条狭长的年周期显著带。此外，在12°S，90°E附近的热带东南印度洋上也出现1个较强的显著中心。500 m深度上，年周期显著区主要位于赤道太平洋和热带东南印度洋。

图1 全球上层海洋4个代表层（5，50，100，500 m）海温年周期显著性比分布Fig.1 The significant ratios for the annual period of temperature at four depths（5，50，100，500 m）of the global upper ocean

图2 同图1，但对半年周期Fig.2 Same as Fig.1，but for the semiannual period

由图2可见，在5 m深度上，海温半年周期显著区呈3带分布：以45°N为中心的北半球中纬带、以赤道为中心的低纬带和以60°S为中心的南半球高纬带。北半球中纬显著带范围最大，包括30°N以北的北太平洋和北大西洋；低纬显著带包括阿拉伯海到索马里沿岸海域、孟加拉湾、印太暖池、低纬太平洋和赤道大西洋，其中以西北印度洋显著性最高（这里也是整个大洋半年周期显著性比最高的区域）；南半球高纬显著带由许多间断的小海域组成，主轴呈西北－东南倾斜。到50 m深度上，3带的显著性都降低，除北太平洋上显著范围增大以外，其它显著区范围都较5 m小，此外，在赤道印度洋东西两侧各出现1个显著性比大于3的显著中心，在南半球中纬度40°S～30°S出现1个断断续续的显著带。在100 m深度，3带显著性继续降低，范围进一步缩小，低纬显著带消失，但赤道东、西印度洋上的2个显著中心和南半球中纬度显著带范围扩大，显著性升高。到了500 m，带状分布消失，绝大部分海域半年周期都不再显著，但赤道东、西印度洋上的2个显著中心依然有3.5以上的显著性比，说明这2个海域的半年周期振荡可达到500 m深度。

2.2 全球上层海温年变化强度的水平分布

为进一步研究海温年变化的强度，分别计算了年周期和半年周期的海温标准差。为简洁起见，仅给出显著周期对应的部分。

图3是全球上层海洋年周期海温标准差在4个代表层上的分布。由图可见，除了低纬不显著和低显著性海域以外，南北中高纬年周期带5m深度的海温标准差都在0.8℃以上，其中在中纬度太平洋和大西洋西边界附近最大。随深度由5 m增加到500 m，南北半球中高纬年周期带强度明显减弱。而热带东南印度洋、赤道东太平洋和赤道西大西洋从5～100 m，海温年周期振荡强度随着深度增加而增强，然后减弱，但在500 m深度上，当中高纬年周期带消失时，热带东南印度洋和赤道太平洋依然是显著的年周期区。

图4给出的是全球上层海洋半年周期海温标准差的空间分布。由图可见，从5～100 m，随深度增加，低纬度半年周期带和北半球中纬度半年周期带海温的振荡强度减弱，而赤道东、西印度洋和南半球中纬度的半年周期强度增强，并在100 m上达到最强。随着深度进一步加深，全球半年周期强度都减弱，到了500 m，海温的半年周期振荡已经很弱，显著区呈不连续的斑状，只有赤道东、西印度洋依然有规则分布。

值得注意的是，在北半球中高纬度，大部分海域的年周期表层海温标准差在1.6～2.4℃，而半年周期标准差只有0.4～0.7℃，表明半年周期振幅小于年周期振幅；南半球中高纬年周期表层海温标准差在0.8～1.6℃，无显著半年周期。可见，南北半球中高纬表层海温的年变化以年周期为主。在低纬地区，许多海域表层海温的年周期不显著，显著者的标准差也在0.4℃以下，半年周期海温标准差为0.1～0.9℃；温跃层附近年周期与半年周期海温标准差都在1.0℃左右。可见低纬海域海温的年变化，在表层以半年周期为主，在温跃层附近既有年周期又有半年周期，其中赤道太平洋、热带东南印度洋和赤道西大西洋以年周期为主，而赤道东、西印度洋以半年周期为主。这与Gleckler等［14］使用谐波分析方法计算的上层海洋热含量的相关结果一致。

考察海面净热通量、海表面高度、射出长波辐射、风速、Ekman抽吸和风应力旋度的年和半年周期标准差的空间分布（图略）发现，南北半球中高纬表层海温的年周期变化主要由海面净热通量的年变化引起［13］，而赤道东太平洋100 m深度左右的年周期海温主要受风的动力过程控制。热带东南印度洋的年周期海温主要受局地风强迫出的年周期Rossby波控制。阿拉伯海表层海温的半年振荡主要受半年周期风速的热力强迫影响，100 m以下的年周期海温则主要是年周期的Ekman抽吸和年周期Rossby波引发的［6］。赤道东、西印度洋100 m深度左右海温的半年周期变化主要受波动线性反射控制［7］，表层海温的半年周期一是受风速引起的潜热通量的影响，二是受到下层海温半年周期振荡上传的影响。

2.3 全球上层海温年变化显著性和强度的垂直分布

通过上面的分析可以看出，海温年变化的显著性和强度随深度有明显的变化，特别在赤道附近的一些海域变化更为复杂，为此，选取5°S～5°N的纬度平均代表赤道，对其海温做进一步研究（见图5）。

图5 赤道海温年周期和半年周期显著性比与标准差分布Fig.5 The significant ratios and standard deviations of temperature at the equator，for annual and semiannual period

图5给出的是赤道上500 m海温年变化显著性比和标准差的分布。由图5a和c可见，年周期海温的显著中心与强度中心位置并不一致，显著中心位于表层的赤道东太平洋和赤道东大西洋，而强度中心呈带状分布于赤道太平洋和赤道大西洋温跃层附近的50～200 m之间，并表现出明显的与温跃层同向的东倾，且在大西洋的振幅比太平洋更大。图5b中，海温半年周期在赤道东、西印度洋最显著。赤道西印度洋有2个中心，1个位于表层，另1个中心位于100 m，并一直向下延伸到500 m；赤道东印度洋中心位于120 m，并一直延伸到500 m。结合图5d可以看出，100 m左右的2个半年周期显著中心也是强度中心。此外需要说明的是，赤道印度洋半年周期海温在1 800 m的深度上仍然有明显的可辩识信号（图略）。

为了从不同的角度进一步研究海温年变化随深度的变化规律，分别计算了全球海洋上500 m（共24层）海温年和半年周期的显著层数、最大标准差出现的深度和此深度上的（最大）标准差值，以及此深度上的年和半年周期方差与总方差之比。其中的显著层数在一定程度上可反映年周期和半年周期的影响深度（见图6、7）。

由图6可见，南北半球中高纬海温年周期显著的层数（见图6a）大部分不到12层，而在阿拉伯海、热带东南印度洋、赤道太平洋、澳大利亚以东的低纬南太平洋和赤道大西洋海域24层（上500 m）都有显著年周期。年周期海温最大标准差出现的深度（见图6b）在15°N～10°S的低纬海域位于50 m以深，其中赤道西太平洋深度在100～200 m，其它低纬海域在50～100 m，在15°N～10°S以外区域的深度大都在10 m以浅。年周期海温（最大）标准差（见图6c）在北太平洋和北大西洋西边界附近可达2.4℃，在40°S～30°S也有1个高值带，最大可达1.6℃，结合图6b可以看出，它们对应于表层附近的温度变化。此外，在5°S、5°N和10°N的东太平洋和赤道大西洋上也存在年周期海温标准差高值带，最大可达1.8℃，出现在温跃层附近（见图5c，图6b）。而赤道两侧15°N和10°S的低纬西太平洋和赤道东印度洋是（最大）标准差的低值带。从方差比分布图（见图6d）中可以看出，南北半球中高纬年周期海温方差占总方差38%以上，而在赤道海域只有15%左右。

由图7可见，海温半年周期显著的层数（见图7a）在大部分海域都在6层以上，其中以赤道东、西印度洋的显著层数最多，从表层到500 m的24层都是显著的。北太平洋和北大西洋显著层数也都在10层以上。半年周期海温最大标准差出现的深度（见图7b）在北太平洋和北大西洋、阿拉伯海和孟加拉湾北部、南海，以及南半球绕极流区部分海域小于10 m。其它广大海域都在40～200 m之间，说明其半年周期海温在温跃层附近最强。海温（最大）标准差（见图7c）在赤道东、西印度洋100 m左右最大，可以达到1.2℃以上，这与年周期的标准差在此呈现出的低值分布特征（见图6c）形成鲜明对比，尤其在赤道东印度洋。在北太平洋和北大西洋以及5°N和10°N的低纬太平洋和赤道大西洋上也存在半年周期海温标准差高值带，量值为0.4～1.0℃。其它区域的标准差很小，一般在0.2℃以下。从方差比分布图（见图7d）可以看出，在阿拉伯海和赤道东、西印度洋，以及赤道东大西洋，半年周期海温方差占总方差25%以上，而在南北半球中纬度海域方差比在10%以下。通过比较不难看出，半年周期海温方差比与年周期方差比的高低值区域存在互补的趋势。

作者也对上2 000 m进行了同样的计算，结果与上500 m非常相似（图略），表明海温大的年变化主要集中在上层。此外需要说明的是，类似图6和图7的分析在以往的工作中还是不多见的。

从上述分析可以看出，南北半球中高纬的年周期海温和北半球中纬度的半年周期海温在表层范围最大、显著性最高、强度最强，随深度增加范围减小、显著性降低、强度减弱，信号主要集中在上50 m，影响深度在150 m以浅；赤道附近的太平洋、热带东南印度洋和赤道西大西洋的年周期海温以及赤道东、西印度洋的半年周期海温在100 m范围最大、显著性最高、强度最强，信号主要集中在温跃层附近，影响深度可达500 m。

2.4 全球上层海温最高值与最低值出现月份的空间分布

为了更全面地刻画全球上层海温的年变化特点，本文给出了4个代表层上23～56周滤波海温最高值与最低值出现月份的空间分布（见图8，9）。

本文首先关注海温最高值出现月份的分布。由图8可见，5 m深度上，南北半球中高纬最高海温都出现在夏末秋初，北半球为8～9月，南半球为2～3月，这是由于海洋巨大的热容量，导致海温峰值滞后气温峰值。南北纬10°以内的低纬海域最高温主要出现在春季和秋季，分别为4～5月和9～10月，滞后气温1个月左右。阿拉伯海和孟加拉湾最高温出现在5月份，而新几内亚岛附近海域海温峰值出现在11～12月。

50 m深度上，南北半球中高纬地区最高海温出现在秋季，北太平洋主要在10～11月，北大西洋主要在9～10月，南半球45°S以北在3～4月，滞后表层海温1～2个月；45°S～60°S纬带50 m深度海温的变化与表层海温较为一致，依然在2～3月最高。大部分低纬海域最高海温出现在5～6月，滞后于表层海温1个月，但10°S附近的中印度洋、赤道东太平洋和赤道大西洋海温却在12～1月最高，超前于表层海温。在10°N的东太平洋最高温出现在4月，向西逐渐滞后，到了西太平洋，最高温出现在9～10月，表现出了海温年变化的西传特征。

在100 m深度，南北半球中纬度地区最高海温出现在冬季前后，北太平洋主要在11～1月，北大西洋在10～12月，南半球45°S以北集中在6～7月，滞后50 m深度海温约2个月。而南半球45°S以南最高海温出现在3～4月，滞后50 m深度海温1个月。太平洋10°N附近的带状区域最高海温出现在5～6月，在西太平洋超前于50 m深度海温3～4个月；热带东南印度洋、赤道东太平洋和赤道大西洋最高温出现在11～1月，超前于50 m深度海温1～2个月；10°S附近的带状海域最高温出现在南半球夏季的12～2月，超前于表层海温3～4个月。中高纬地区的海温年变化到了500 m上已经不再显著（见图1，2），因此最高值出现的月份分布很零散，缺乏规律性，但低纬的带状分布依然很明显，而且赤道太平洋和赤道印度洋海温的峰值表现出纬向自东往西的传播。

由海温最低值出现月份的分布图（见图9）可见，在5 m深度上，南北半球中高纬海温最低月与最高月的分布型类似，时间相差6个月，最低海温出现在冬末春初。赤道以南海域最低温出现在8～9月，赤道以北低纬海域最低温基本出现在2～3月，但索马里沿岸附近和印度半岛西南岸最低温出现在8月份。在50 m深度，中高纬海域由于冬季风引起的深混合层，最低海温出现的时间与表层海温基本同步；赤道以北低纬度海域最低海温主要出现在2～3月，滞后表层海温1个月左右，但10°N附近的东太平洋和大西洋带状海域最低温出现在11～12月，超前于表层海温，5°N和5°S附近的西印度洋类似。在100 m深度，南北半球中高纬海温最低月出现的时间滞后于表层海温和50 m深度海温1个月左右。10°N附近的带状海域最低温出现在10～11月，则超前于50 m深度海温约1个月。热带东南印度洋、赤道东太平洋和赤道西大西洋最低海温的超前时间类似。至于500 m深度上的最低海温，在中高纬度海域出现的月份分布也很零散，缺乏规律性，但低纬的带状分布很明显，尤其在赤道太平洋。

可见，南北半球中高纬表层海温最高、最低值月份滞后于最高、最低气温，分别出现在夏末秋初和冬末春初，随深度增加海温年变化的位相滞后，且最高值比最低值滞后更多，不同海域随深度增加的滞后程度也有所不同。总体来说，对最高海温，50 m滞后表层约2个月，100 m滞后约4个月，而对最低海温，50 m与表层同步，100 m滞后表层1个月。在大部分低纬海域，表层海温的最高值出现在春季和秋季，50 m深度海温滞后于表层1个月，但赤道附近的东太平洋、印度洋和赤道西大西洋海温的年变化从表层到100 m随深度增加位相超前。

3 结论

（1）海温年周期显著区域在表层位于10°S～10°N附近的西太平洋以外的广阔海域，其中北太平洋和北大西洋最显著。在100 m深度，10°N和5°N附近的太平洋海温也存在明显的年周期变化。在500 m深度上，显著的年周期主要位于赤道太平洋和热带东南印度洋；海温半年周期显著区域在表层主要位于北太平洋和北大西洋、以及西北印度洋、海洋大陆区域和赤道大西洋区域。在100 m深度，最显著区域位于赤道东、西印度洋，北太平洋和北大西洋也有半年周期信号。到了500 m深度，显著的半年周期主要位于赤道东、西印度洋。

（2）南北半球中高纬的年周期海温和北半球中纬度的半年周期海温在表层范围最大、显著性最高、强度最强，随深度的增加，范围减小、显著性降低、强度减弱，信号主要集中在水深50 m以上，影响深度在150 m以浅；赤道太平洋、热带东南印度洋和赤道西大西洋的年周期海温以及赤道东、西印度洋的半年周期海温在水深100 m范围最大、显著性最高、强度最强，信号主要集中在温跃层附近，影响深度可达500 m。

（3）南北半球中高纬表层海温最高值和最低值分别出现在夏末秋初和冬末春初，随深度增加位相滞后。低纬度大部分海域表层海温最高值出现在春季和秋季，随深度增加位相滞后。但赤道东太平洋附近、赤道印度洋和赤道西大西洋海温的年变化从表层到100 m随深度增加位相超前。

本文主要利用小波分析，给出了全球上层海温年周期和半年周期振荡的显著性和强度的三维空间分布，并简单探讨了有关形成机制，但还存在许多未解决的问题。首先，对于机制问题有待结合数值模式进行研究。其次，本文主要针对气候平均的年变化，但年变化是气候系统对规则太阳辐射的非线性响应，存在高频和低频的变异，因此年变化随时间的演变也有待探讨。再者，利用Argo资料的优越性对全球三维海温季节内振荡的研究也非常必要，有关结果将另文分析。

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