魏 萌，胡瑞金

（中國(guó)海洋大學(xué)物理海洋實(shí)驗(yàn)室海洋－大氣相互作用與氣候?qū)嶒?yàn)室，山東青島266100）

海洋巨大的熱容量使海洋在氣候變化中起著不可替代的作用，海洋和大氣的相互作用對(duì)所有時(shí)間尺度的氣候變化都有重要影響［1］。因此，氣候變化的診斷和預(yù)測(cè)必須充分考慮海溫、海流、熱含量和海平面高度等海洋信號(hào)的變化，其中最明顯的就是年變化。年變化是氣候系統(tǒng)對(duì)規(guī)則太陽(yáng)輻射強(qiáng)迫的復(fù)雜的非線性響應(yīng)［2］，既是高頻振蕩如季節(jié)內(nèi)振蕩的背景，又是低頻振蕩如年際異常和年代際異常的基礎(chǔ)［3］，還可以通過(guò)多種方式與其它尺度現(xiàn)象相互作用［4］。

由于年變化的重要性，前人對(duì)其做了大量研究。許多學(xué)者研究了特定海域年變化的特點(diǎn)。例如，Rao和Sivakumar［5］研究了熱帶印度洋固定深度和等溫面上熱含量的年變化及其與海表面溫度（SST）的關(guān)系。Brandt等［6］利用T／P海平面高度資料指出阿拉伯海6°N～10°N海平面高度的年變化主要受到來(lái)自印度半島西海岸的年Rossby波的影響。Yuan和Han［7］利用海洋環(huán)流模式研究了熱帶波動(dòng)和西邊界反射對(duì)于赤道印度洋季節(jié)環(huán)流的作用。Kida和Richards［8］使用區(qū)域海洋模式研究了印度尼西亞海SST年變化對(duì)季風(fēng)的響應(yīng)。胡瑞金和劉秦玉［9］利用小波分析方法，分析了熱帶太平洋海平面高度年變化和季節(jié)內(nèi)變化特征。Hosoda等［10］使用Argo數(shù)據(jù)，發(fā)現(xiàn)赤道以北太平洋從溫躍層到2 000m海溫有與上層對(duì)應(yīng)很好的年變化。Qu等［11］分析了高度計(jì)資料和高分辨率環(huán)流模式結(jié)果，指出在熱帶西太平洋上存在半年周期振蕩，并解釋了這種半年周期的成因。Ding等［12］使用觀測(cè)資料并結(jié)合海洋模式研究了赤道大西洋上層年變化的動(dòng)力過(guò)程。Zhao和Haine［13］利用一維拉格朗日上層海洋模式研究了北大西洋SST異常的年變化的機(jī)制。也有一些學(xué)者關(guān)注全球尺度。例如，Gleckler等［14］研究了上層海洋熱含量的年變化及其隨深度的變異，并對(duì)比了全球海洋上250 m熱含量年變化的IPCC20c3m模擬結(jié)果和WOA04觀測(cè)結(jié)果。Saenko［15］利用一系列模式，研究了深海的季節(jié)環(huán)流。

海溫是海洋中變化最顯著的信號(hào)之一，其變化直接影響到海氣耦合系統(tǒng)的演化，而上層海洋儲(chǔ)存了輸入海洋中的絕大部分能量，且與大氣直接接觸，其熱力結(jié)構(gòu)的時(shí)空變異對(duì)氣候變化有著深遠(yuǎn)的影響［5］。因此對(duì)上層海溫變化的研究尤為重要。盡管許多學(xué)者對(duì)海洋的年變化做了大量研究，但絕大部分工作僅限于某個(gè)海域，對(duì)全球海洋關(guān)注不多。而且由于觀測(cè)資料的缺乏，很多研究主要依靠海洋模式，研究變量也主要涉及SST和海表面高度［5－9］，而對(duì)表層以下海溫的研究較少。

1998年開始實(shí)施的Argo實(shí)時(shí)海洋觀測(cè)網(wǎng)計(jì)劃為海洋內(nèi)部結(jié)構(gòu)的研究提供了前所未有的珍貴資料［16］，有關(guān)Argo的研究工作迅速開展［17］，但從整體上對(duì)全球大洋海溫進(jìn)行研究的工作尚不多見。本文利用周平均Argo海溫資料，結(jié)合小波分析方法，較為全面系統(tǒng)地給出了全球上層海溫年變化的空間分布特征。

1 資料與方法

本文使用的Argo資料來(lái)自于法國(guó)Coriolis資料中心，是基于全球3 000多個(gè)Argo浮標(biāo)觀測(cè)的溫鹽剖面并結(jié)合其它數(shù)據(jù)經(jīng)過(guò)實(shí)時(shí)最優(yōu)插值生成的全球格點(diǎn)資料。時(shí)間范圍取為2003年1月1日～2008年12月31日，時(shí)間分辨率為1周，水平分辨率為0.5°×0.5°，垂直方向共分59層：第1層5 m（表層）；第2～7層10～60 m，間距10 m；第8～20層80～320 m，間距20 m；第21～52層360～1 600 m，間距40 m；最后7層深度為1650～1950 m，間距50 m。本文主要針對(duì)上500 m海溫進(jìn)行分析。

使用小波分析方法［18］。選取Morlet母小波，并對(duì)每個(gè)格點(diǎn)上的海溫序列進(jìn)行分析。在此僅給出年周期和半年周期的相關(guān)結(jié)果。其中的年周期（帶）包括47和56周2個(gè)周期，半年周期（帶）包括23和28周2個(gè)周期。

2 結(jié)果分析

2.1 全球上層海溫年變化顯著性的水平分布

對(duì)于某個(gè)周期，可計(jì)算相應(yīng)周期上的全局小波譜與檢驗(yàn)譜，若二者的比值大于1，則說(shuō)明此周期是顯著的，且比值越大，相應(yīng)周期越顯著。而對(duì)于某個(gè)周期帶，可計(jì)算帶內(nèi)所有顯著周期的比值之和（簡(jiǎn)稱顯著性比），其值越大表示相應(yīng)周期帶的顯著性越高。圖1和圖2給出的分別是全球上層海洋4個(gè)代表層上海溫年和半年周期帶顯著性比的空間分布。

由圖1可見，海溫年周期在全球海洋中是普遍存在的，但不同海域的顯著性高低有所不同，且在有些海域不顯著。5 m深度上，年周期顯著區(qū)呈2大帶分布于10°S以南和10°N以北的廣闊海域，其中在北太平洋和北大西洋顯著性最高。但120°E～120°W，10°S～10°N的赤道太平洋和斜切赤道大西洋的線狀海域的海溫卻沒有顯著的年周期。在50 m深度，2大顯著區(qū)的顯著性降低。同時(shí)，5m深度上范圍較小的低緯不顯著帶的范圍擴(kuò)大，基本形成南北緯10°之間環(huán)繞全球的不顯著帶。隨著深度增加到100 m，2大顯著區(qū)顯著性繼續(xù)降低，范圍繼續(xù)縮小，尤其在北半球，原本連綿成片的顯著區(qū)碎裂成小塊。但在10°N和5°N附近的太平洋各出現(xiàn)1條狹長(zhǎng)的年周期顯著帶。此外，在12°S，90°E附近的熱帶東南印度洋上也出現(xiàn)1個(gè)較強(qiáng)的顯著中心。500 m深度上，年周期顯著區(qū)主要位于赤道太平洋和熱帶東南印度洋。

圖1 全球上層海洋4個(gè)代表層（5，50，100，500 m）海溫年周期顯著性比分布Fig.1 The significant ratios for the annual period of temperature at four depths（5，50，100，500 m）of the global upper ocean

圖2 同圖1，但對(duì)半年周期Fig.2 Same as Fig.1，but for the semiannual period

由圖2可見，在5 m深度上，海溫半年周期顯著區(qū)呈3帶分布：以45°N為中心的北半球中緯帶、以赤道為中心的低緯帶和以60°S為中心的南半球高緯帶。北半球中緯顯著帶范圍最大，包括30°N以北的北太平洋和北大西洋；低緯顯著帶包括阿拉伯海到索馬里沿岸海域、孟加拉灣、印太暖池、低緯太平洋和赤道大西洋，其中以西北印度洋顯著性最高（這里也是整個(gè)大洋半年周期顯著性比最高的區(qū)域）；南半球高緯顯著帶由許多間斷的小海域組成，主軸呈西北－東南傾斜。到50 m深度上，3帶的顯著性都降低，除北太平洋上顯著范圍增大以外，其它顯著區(qū)范圍都較5 m小，此外，在赤道印度洋東西兩側(cè)各出現(xiàn)1個(gè)顯著性比大于3的顯著中心，在南半球中緯度40°S～30°S出現(xiàn)1個(gè)斷斷續(xù)續(xù)的顯著帶。在100 m深度，3帶顯著性繼續(xù)降低，范圍進(jìn)一步縮小，低緯顯著帶消失，但赤道東、西印度洋上的2個(gè)顯著中心和南半球中緯度顯著帶范圍擴(kuò)大，顯著性升高。到了500 m，帶狀分布消失，絕大部分海域半年周期都不再顯著，但赤道東、西印度洋上的2個(gè)顯著中心依然有3.5以上的顯著性比，說(shuō)明這2個(gè)海域的半年周期振蕩可達(dá)到500 m深度。

2.2 全球上層海溫年變化強(qiáng)度的水平分布

為進(jìn)一步研究海溫年變化的強(qiáng)度，分別計(jì)算了年周期和半年周期的海溫標(biāo)準(zhǔn)差。為簡(jiǎn)潔起見，僅給出顯著周期對(duì)應(yīng)的部分。

圖3是全球上層海洋年周期海溫標(biāo)準(zhǔn)差在4個(gè)代表層上的分布。由圖可見，除了低緯不顯著和低顯著性海域以外，南北中高緯年周期帶5m深度的海溫標(biāo)準(zhǔn)差都在0.8℃以上，其中在中緯度太平洋和大西洋西邊界附近最大。隨深度由5 m增加到500 m，南北半球中高緯年周期帶強(qiáng)度明顯減弱。而熱帶東南印度洋、赤道東太平洋和赤道西大西洋從5～100 m，海溫年周期振蕩強(qiáng)度隨著深度增加而增強(qiáng)，然后減弱，但在500 m深度上，當(dāng)中高緯年周期帶消失時(shí)，熱帶東南印度洋和赤道太平洋依然是顯著的年周期區(qū)。

圖4給出的是全球上層海洋半年周期海溫標(biāo)準(zhǔn)差的空間分布。由圖可見，從5～100 m，隨深度增加，低緯度半年周期帶和北半球中緯度半年周期帶海溫的振蕩強(qiáng)度減弱，而赤道東、西印度洋和南半球中緯度的半年周期強(qiáng)度增強(qiáng)，并在100 m上達(dá)到最強(qiáng)。隨著深度進(jìn)一步加深，全球半年周期強(qiáng)度都減弱，到了500 m，海溫的半年周期振蕩已經(jīng)很弱，顯著區(qū)呈不連續(xù)的斑狀，只有赤道東、西印度洋依然有規(guī)則分布。

值得注意的是，在北半球中高緯度，大部分海域的年周期表層海溫標(biāo)準(zhǔn)差在1.6～2.4℃，而半年周期標(biāo)準(zhǔn)差只有0.4～0.7℃，表明半年周期振幅小于年周期振幅；南半球中高緯年周期表層海溫標(biāo)準(zhǔn)差在0.8～1.6℃，無(wú)顯著半年周期?？梢?，南北半球中高緯表層海溫的年變化以年周期為主。在低緯地區(qū)，許多海域表層海溫的年周期不顯著，顯著者的標(biāo)準(zhǔn)差也在0.4℃以下，半年周期海溫標(biāo)準(zhǔn)差為0.1～0.9℃；溫躍層附近年周期與半年周期海溫標(biāo)準(zhǔn)差都在1.0℃左右。可見低緯海域海溫的年變化，在表層以半年周期為主，在溫躍層附近既有年周期又有半年周期，其中赤道太平洋、熱帶東南印度洋和赤道西大西洋以年周期為主，而赤道東、西印度洋以半年周期為主。這與Gleckler等［14］使用諧波分析方法計(jì)算的上層海洋熱含量的相關(guān)結(jié)果一致。

考察海面凈熱通量、海表面高度、射出長(zhǎng)波輻射、風(fēng)速、Ekman抽吸和風(fēng)應(yīng)力旋度的年和半年周期標(biāo)準(zhǔn)差的空間分布（圖略）發(fā)現(xiàn)，南北半球中高緯表層海溫的年周期變化主要由海面凈熱通量的年變化引起［13］，而赤道東太平洋100 m深度左右的年周期海溫主要受風(fēng)的動(dòng)力過(guò)程控制。熱帶東南印度洋的年周期海溫主要受局地風(fēng)強(qiáng)迫出的年周期Rossby波控制。阿拉伯海表層海溫的半年振蕩主要受半年周期風(fēng)速的熱力強(qiáng)迫影響，100 m以下的年周期海溫則主要是年周期的Ekman抽吸和年周期Rossby波引發(fā)的［6］。赤道東、西印度洋100 m深度左右海溫的半年周期變化主要受波動(dòng)線性反射控制［7］，表層海溫的半年周期一是受風(fēng)速引起的潛熱通量的影響，二是受到下層海溫半年周期振蕩上傳的影響。

2.3 全球上層海溫年變化顯著性和強(qiáng)度的垂直分布

通過(guò)上面的分析可以看出，海溫年變化的顯著性和強(qiáng)度隨深度有明顯的變化，特別在赤道附近的一些海域變化更為復(fù)雜，為此，選取5°S～5°N的緯度平均代表赤道，對(duì)其海溫做進(jìn)一步研究（見圖5）。

圖5 赤道海溫年周期和半年周期顯著性比與標(biāo)準(zhǔn)差分布Fig.5 The significant ratios and standard deviations of temperature at the equator，for annual and semiannual period

圖5給出的是赤道上500 m海溫年變化顯著性比和標(biāo)準(zhǔn)差的分布。由圖5a和c可見，年周期海溫的顯著中心與強(qiáng)度中心位置并不一致，顯著中心位于表層的赤道東太平洋和赤道東大西洋，而強(qiáng)度中心呈帶狀分布于赤道太平洋和赤道大西洋溫躍層附近的50～200 m之間，并表現(xiàn)出明顯的與溫躍層同向的東傾，且在大西洋的振幅比太平洋更大。圖5b中，海溫半年周期在赤道東、西印度洋最顯著。赤道西印度洋有2個(gè)中心，1個(gè)位于表層，另1個(gè)中心位于100 m，并一直向下延伸到500 m；赤道東印度洋中心位于120 m，并一直延伸到500 m。結(jié)合圖5d可以看出，100 m左右的2個(gè)半年周期顯著中心也是強(qiáng)度中心。此外需要說(shuō)明的是，赤道印度洋半年周期海溫在1 800 m的深度上仍然有明顯的可辯識(shí)信號(hào)（圖略）。

為了從不同的角度進(jìn)一步研究海溫年變化隨深度的變化規(guī)律，分別計(jì)算了全球海洋上500 m（共24層）海溫年和半年周期的顯著層數(shù)、最大標(biāo)準(zhǔn)差出現(xiàn)的深度和此深度上的（最大）標(biāo)準(zhǔn)差值，以及此深度上的年和半年周期方差與總方差之比。其中的顯著層數(shù)在一定程度上可反映年周期和半年周期的影響深度（見圖6、7）。

由圖6可見，南北半球中高緯海溫年周期顯著的層數(shù)（見圖6a）大部分不到12層，而在阿拉伯海、熱帶東南印度洋、赤道太平洋、澳大利亞以東的低緯南太平洋和赤道大西洋海域24層（上500 m）都有顯著年周期。年周期海溫最大標(biāo)準(zhǔn)差出現(xiàn)的深度（見圖6b）在15°N～10°S的低緯海域位于50 m以深，其中赤道西太平洋深度在100～200 m，其它低緯海域在50～100 m，在15°N～10°S以外區(qū)域的深度大都在10 m以淺。年周期海溫（最大）標(biāo)準(zhǔn)差（見圖6c）在北太平洋和北大西洋西邊界附近可達(dá)2.4℃，在40°S～30°S也有1個(gè)高值帶，最大可達(dá)1.6℃，結(jié)合圖6b可以看出，它們對(duì)應(yīng)于表層附近的溫度變化。此外，在5°S、5°N和10°N的東太平洋和赤道大西洋上也存在年周期海溫標(biāo)準(zhǔn)差高值帶，最大可達(dá)1.8℃，出現(xiàn)在溫躍層附近（見圖5c，圖6b）。而赤道兩側(cè)15°N和10°S的低緯西太平洋和赤道東印度洋是（最大）標(biāo)準(zhǔn)差的低值帶。從方差比分布圖（見圖6d）中可以看出，南北半球中高緯年周期海溫方差占總方差38%以上，而在赤道海域只有15%左右。

由圖7可見，海溫半年周期顯著的層數(shù)（見圖7a）在大部分海域都在6層以上，其中以赤道東、西印度洋的顯著層數(shù)最多，從表層到500 m的24層都是顯著的。北太平洋和北大西洋顯著層數(shù)也都在10層以上。半年周期海溫最大標(biāo)準(zhǔn)差出現(xiàn)的深度（見圖7b）在北太平洋和北大西洋、阿拉伯海和孟加拉灣北部、南海，以及南半球繞極流區(qū)部分海域小于10 m。其它廣大海域都在40～200 m之間，說(shuō)明其半年周期海溫在溫躍層附近最強(qiáng)。海溫（最大）標(biāo)準(zhǔn)差（見圖7c）在赤道東、西印度洋100 m左右最大，可以達(dá)到1.2℃以上，這與年周期的標(biāo)準(zhǔn)差在此呈現(xiàn)出的低值分布特征（見圖6c）形成鮮明對(duì)比，尤其在赤道東印度洋。在北太平洋和北大西洋以及5°N和10°N的低緯太平洋和赤道大西洋上也存在半年周期海溫標(biāo)準(zhǔn)差高值帶，量值為0.4～1.0℃。其它區(qū)域的標(biāo)準(zhǔn)差很小，一般在0.2℃以下。從方差比分布圖（見圖7d）可以看出，在阿拉伯海和赤道東、西印度洋，以及赤道東大西洋，半年周期海溫方差占總方差25%以上，而在南北半球中緯度海域方差比在10%以下。通過(guò)比較不難看出，半年周期海溫方差比與年周期方差比的高低值區(qū)域存在互補(bǔ)的趨勢(shì)。

作者也對(duì)上2 000 m進(jìn)行了同樣的計(jì)算，結(jié)果與上500 m非常相似（圖略），表明海溫大的年變化主要集中在上層。此外需要說(shuō)明的是，類似圖6和圖7的分析在以往的工作中還是不多見的。

從上述分析可以看出，南北半球中高緯的年周期海溫和北半球中緯度的半年周期海溫在表層范圍最大、顯著性最高、強(qiáng)度最強(qiáng)，隨深度增加范圍減小、顯著性降低、強(qiáng)度減弱，信號(hào)主要集中在上50 m，影響深度在150 m以淺；赤道附近的太平洋、熱帶東南印度洋和赤道西大西洋的年周期海溫以及赤道東、西印度洋的半年周期海溫在100 m范圍最大、顯著性最高、強(qiáng)度最強(qiáng)，信號(hào)主要集中在溫躍層附近，影響深度可達(dá)500 m。

2.4 全球上層海溫最高值與最低值出現(xiàn)月份的空間分布

為了更全面地刻畫全球上層海溫的年變化特點(diǎn)，本文給出了4個(gè)代表層上23～56周濾波海溫最高值與最低值出現(xiàn)月份的空間分布（見圖8，9）。

本文首先關(guān)注海溫最高值出現(xiàn)月份的分布。由圖8可見，5 m深度上，南北半球中高緯最高海溫都出現(xiàn)在夏末秋初，北半球?yàn)?～9月，南半球?yàn)?～3月，這是由于海洋巨大的熱容量，導(dǎo)致海溫峰值滯后氣溫峰值。南北緯10°以內(nèi)的低緯海域最高溫主要出現(xiàn)在春季和秋季，分別為4～5月和9～10月，滯后氣溫1個(gè)月左右。阿拉伯海和孟加拉灣最高溫出現(xiàn)在5月份，而新幾內(nèi)亞島附近海域海溫峰值出現(xiàn)在11～12月。

50 m深度上，南北半球中高緯地區(qū)最高海溫出現(xiàn)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，滯后表層海溫1～2個(gè)月；45°S～60°S緯帶50 m深度海溫的變化與表層海溫較為一致，依然在2～3月最高。大部分低緯海域最高海溫出現(xiàn)在5～6月，滯后于表層海溫1個(gè)月，但10°S附近的中印度洋、赤道東太平洋和赤道大西洋海溫卻在12～1月最高，超前于表層海溫。在10°N的東太平洋最高溫出現(xiàn)在4月，向西逐漸滯后，到了西太平洋，最高溫出現(xiàn)在9～10月，表現(xiàn)出了海溫年變化的西傳特征。

在100 m深度，南北半球中緯度地區(qū)最高海溫出現(xiàn)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，滯后50 m深度海溫約2個(gè)月。而南半球45°S以南最高海溫出現(xiàn)在3～4月，滯后50 m深度海溫1個(gè)月。太平洋10°N附近的帶狀區(qū)域最高海溫出現(xiàn)在5～6月，在西太平洋超前于50 m深度海溫3～4個(gè)月；熱帶東南印度洋、赤道東太平洋和赤道大西洋最高溫出現(xiàn)在11～1月，超前于50 m深度海溫1～2個(gè)月；10°S附近的帶狀海域最高溫出現(xiàn)在南半球夏季的12～2月，超前于表層海溫3～4個(gè)月。中高緯地區(qū)的海溫年變化到了500 m上已經(jīng)不再顯著（見圖1，2），因此最高值出現(xiàn)的月份分布很零散，缺乏規(guī)律性，但低緯的帶狀分布依然很明顯，而且赤道太平洋和赤道印度洋海溫的峰值表現(xiàn)出緯向自東往西的傳播。

由海溫最低值出現(xiàn)月份的分布圖（見圖9）可見，在5 m深度上，南北半球中高緯海溫最低月與最高月的分布型類似，時(shí)間相差6個(gè)月，最低海溫出現(xiàn)在冬末春初。赤道以南海域最低溫出現(xiàn)在8～9月，赤道以北低緯海域最低溫基本出現(xiàn)在2～3月，但索馬里沿岸附近和印度半島西南岸最低溫出現(xiàn)在8月份。在50 m深度，中高緯海域由于冬季風(fēng)引起的深混合層，最低海溫出現(xiàn)的時(shí)間與表層海溫基本同步；赤道以北低緯度海域最低海溫主要出現(xiàn)在2～3月，滯后表層海溫1個(gè)月左右，但10°N附近的東太平洋和大西洋帶狀海域最低溫出現(xiàn)在11～12月，超前于表層海溫，5°N和5°S附近的西印度洋類似。在100 m深度，南北半球中高緯海溫最低月出現(xiàn)的時(shí)間滯后于表層海溫和50 m深度海溫1個(gè)月左右。10°N附近的帶狀海域最低溫出現(xiàn)在10～11月，則超前于50 m深度海溫約1個(gè)月。熱帶東南印度洋、赤道東太平洋和赤道西大西洋最低海溫的超前時(shí)間類似。至于500 m深度上的最低海溫，在中高緯度海域出現(xiàn)的月份分布也很零散，缺乏規(guī)律性，但低緯的帶狀分布很明顯，尤其在赤道太平洋。

可見，南北半球中高緯表層海溫最高、最低值月份滯后于最高、最低氣溫，分別出現(xiàn)在夏末秋初和冬末春初，隨深度增加海溫年變化的位相滯后，且最高值比最低值滯后更多，不同海域隨深度增加的滯后程度也有所不同?？傮w來(lái)說(shuō)，對(duì)最高海溫，50 m滯后表層約2個(gè)月，100 m滯后約4個(gè)月，而對(duì)最低海溫，50 m與表層同步，100 m滯后表層1個(gè)月。在大部分低緯海域，表層海溫的最高值出現(xiàn)在春季和秋季，50 m深度海溫滯后于表層1個(gè)月，但赤道附近的東太平洋、印度洋和赤道西大西洋海溫的年變化從表層到100 m隨深度增加位相超前。

3 結(jié)論

（1）海溫年周期顯著區(qū)域在表層位于10°S～10°N附近的西太平洋以外的廣闊海域，其中北太平洋和北大西洋最顯著。在100 m深度，10°N和5°N附近的太平洋海溫也存在明顯的年周期變化。在500 m深度上，顯著的年周期主要位于赤道太平洋和熱帶東南印度洋；海溫半年周期顯著區(qū)域在表層主要位于北太平洋和北大西洋、以及西北印度洋、海洋大陸區(qū)域和赤道大西洋區(qū)域。在100 m深度，最顯著區(qū)域位于赤道東、西印度洋，北太平洋和北大西洋也有半年周期信號(hào)。到了500 m深度，顯著的半年周期主要位于赤道東、西印度洋。

（2）南北半球中高緯的年周期海溫和北半球中緯度的半年周期海溫在表層范圍最大、顯著性最高、強(qiáng)度最強(qiáng)，隨深度的增加，范圍減小、顯著性降低、強(qiáng)度減弱，信號(hào)主要集中在水深50 m以上，影響深度在150 m以淺；赤道太平洋、熱帶東南印度洋和赤道西大西洋的年周期海溫以及赤道東、西印度洋的半年周期海溫在水深100 m范圍最大、顯著性最高、強(qiáng)度最強(qiáng)，信號(hào)主要集中在溫躍層附近，影響深度可達(dá)500 m。

（3）南北半球中高緯表層海溫最高值和最低值分別出現(xiàn)在夏末秋初和冬末春初，隨深度增加位相滯后。低緯度大部分海域表層海溫最高值出現(xiàn)在春季和秋季，隨深度增加位相滯后。但赤道東太平洋附近、赤道印度洋和赤道西大西洋海溫的年變化從表層到100 m隨深度增加位相超前。

本文主要利用小波分析，給出了全球上層海溫年周期和半年周期振蕩的顯著性和強(qiáng)度的三維空間分布，并簡(jiǎn)單探討了有關(guān)形成機(jī)制，但還存在許多未解決的問(wèn)題。首先，對(duì)于機(jī)制問(wèn)題有待結(jié)合數(shù)值模式進(jìn)行研究。其次，本文主要針對(duì)氣候平均的年變化，但年變化是氣候系統(tǒng)對(duì)規(guī)則太陽(yáng)輻射的非線性響應(yīng)，存在高頻和低頻的變異，因此年變化隨時(shí)間的演變也有待探討。再者，利用Argo資料的優(yōu)越性對(duì)全球三維海溫季節(jié)內(nèi)振蕩的研究也非常必要，有關(guān)結(jié)果將另文分析。

［1］ Wang C，Xie S P，Carton J A.A global survey of ocean－atmosphere interaction and climate variability［M］.［s.l.］：AGU Geophysical Monograph Series，2004，147：1－19.

［2］ Pezzulli S，Stephenson D B，Hannachi A.The variability of seasonality［J］.J Climate，2005，18：71－88.

［3］ Neelin J D，Battisti D S，Hirst A C，et al.ENSO theory［J］.J Geophys Res，1998，103：1426－1429.

［4］ Tozuka T，Yamagata T.Annual ENSO［J］.Journal of Physical Oceanography，2003，33：1564－1578.

［5］ Rao R R，Sivakumar R.Observed seasonal variability of heat content in the upper layers of the tropical Indian Ocean from a new global ocean temperature climatology［J］.Deep Sea ResearchⅠ，1998，45：67－89.

［6］ Brandt P，Stramma L，Schott F，et al.Annual Rossby waves in the Arabian Sea from TOPEX／POSEIDON altimeter an d in situ data［J］.Deep Sea ResearchⅡ，2002，49：1197－1210.

［7］ Yuan D L，Han W Q.Roles of equatorial waves and western boundary reflection in the seasonal circulation of the Equatorial Indian Ocean［J］.Journal of Physical Oceanography，2006，36：930－944.

［8］ Kida S，Richards K J.Seasonal sea surface temperature variability in the Indonesian Seas［J］.J Geophys Res，2009，114，C06016，doi：10.1029／2008JC005150.

［9］ 胡瑞金，劉秦玉.熱帶太平洋海平面高度年變化與季節(jié)內(nèi)變化特征［J］.海洋與湖沼，2002，33（3）：303－313.

［10］ Hosoda S，Minato S，Shikama N.Seasonal temperature variation below the thermocline detected by Argo floats［J］.Geophys Res Lett，2006，33，L13604，doi：10.1029／2006GL026070.

［11］ Qu T，Gan J，Ishida A，et al.Semiannual variation in the western tropical Pacific Ocean［J］.Geophys Res Lett，2008，35，L16602，doi：10.1029／2008GL035058.

［12］ Ding H，Keenlyside N S，Latif M.Seasonal cycle in the upper equatorial Atlantic Ocean［J］.J Geophys Res，2009，114，C09016，doi：10.1029／2009JC005418.

［13］ Zhao B，Haine T W N.On processes controlling seasonal North Atlantic sea surface temperature anomalies in ocean models［J］.Ocean Modelling，2005，9：211－229.

［14］ Gleckler P J，Sperber K R，AchutaRao K.Annual cycle of global ocean heat content：Observed and simulated［J］.J Geophys Res，2006，111，C06008，doi：10.1029／2005JC003223.

［15］ Saenko O A.On the strong seasonal currents in the deep ocean［J］.J Climate，2007，21：5642－5656.

［16］ 朱伯康，許建平.Argo－認(rèn)識(shí)和預(yù)測(cè)氣候變化的全球海洋觀測(cè)計(jì)劃［J］.海洋技術(shù)，2001，20（3）：21－25.

［17］ 陳大可，許建平，馬繼瑞，等.全球?qū)崟r(shí)海洋觀測(cè)網(wǎng)（Argo）與上層海洋結(jié)構(gòu)、變異及預(yù)測(cè)研究［J］.地球科學(xué)進(jìn)展，2008，23：1－7.

［18］ Torrence C，Compo G P.A practical guide to wavelet analysis［J］.Bull Am Meteorol Soc，1998，79：61–78.

［19］ Li T M，Wang B.On seasonal Sea surface temperature variation in tropical Pacific［J］.Theor Appl Climatol，2006，55：113－120.