海洋或湖泊混合層是一個活躍的湍流使一定范圍的深度均勻化的層。 表面混合層是由風、表面熱通量或蒸發或海冰形成等導致鹽度增加的過程產生湍流的層。 大氣混合層是位溫和比濕隨高度幾乎恒定的區域。 大氣混合層的深度稱為混合高度。 湍流通常在流體混合層的形成中起作用。

混合層在物理氣候中起著重要作用。 由于海水的比熱比空氣大得多，因此海洋表層 2.5 米的熱量與其上方整個大氣層所含的熱量一樣多。 因此，將 2.5 m 的混合層改變 1°C 所需的熱量足以將大氣溫度升高 1°C。 因此，混合層的深度對于確定海洋和沿海地區的溫度范圍非常重要。 此外，儲存在海洋混合層中的熱量為驅動厄爾尼諾等全球變率提供了熱源。

混合層也很重要，因為它的深度決定了海洋生物看到的平均光線水平。 在非常深的混合層中，被稱為浮游植物的微小海洋生物無法獲得足夠的光線來維持它們的新陳代謝。 因此，北大西洋冬季混合層的加深與表面葉綠素 a 的強烈減少有關。 然而，這種深度混合也補充了近地表的養分儲備。 因此，當混合層在春季變淺且光照水平增加時，浮游植物生物量通常會隨之增加，這被稱為春季水華。

在開闊海洋混合層內驅動湍流混合有三種主要的能量來源。 xxx個是海浪，它以兩種方式起作用。 首先是在海面附近產生湍流，將輕水攪動向下。 盡管這個過程向上方幾米處注入了大量能量，但大部分能量消散得相對較快。 如果洋流隨深度變化，波浪會與它們相互作用，從而推動稱為朗繆爾環流的過程，這種大漩渦會攪動到數十米的深度。 第二種是風力驅動的水流，它會產生具有速度剪切的層。 當這些剪切力達到足夠大時，它們會吞噬分層流體。 這個過程通常被描述和建模為 Kelvin-Helmholtz 不穩定性的一個例子，盡管其他過程也可能發揮作用。 最后，如果冷卻、冰凍海冰中的鹽水添加或表面蒸發導致表面密度增加，就會發生對流。 最深的混合層（在拉布拉多海等地區超過 2000 米）是通過這個最終過程形成的，這是瑞利-泰勒不穩定性的一種形式。 混合層的早期模型，例如 Mellor 和 Durbin 的模型，包括最后兩個過程。 在沿海地區，潮汐引起的大速度也可能在混合層的形成中發揮重要作用。

混合層的特點是整個層的溫度和鹽度等特性幾乎一致。 然而，速度可能會在混合層內表現出明顯的剪切力。 混合層底部具有梯度特征，水的性質在此發生變化。 海洋學家根據對水的物理特性的測量，在任何給定時間使用各種數字定義作為混合層深度。 通常，會發生稱為溫躍層的突然溫度變化，以標記混合層的底部； 有時也可能發生稱為鹽躍層的突然鹽度變化。 溫度和鹽度變化的綜合影響會導致密度突然變化，或稱密度躍層。 此外，營養物（nutricline）和氧氣（oxycline）的急劇梯度以及葉綠素濃度的xxx值通常與季節性混合層的底部位于同一位置。

混合層的深度通常由水文學確定——測量水的特性。 通常用于確定混合層深度的兩個標準是溫度和相對于參考值（通常是表面測量值）的 sigma-t（密度）變化。 Levitus (1982) 中使用的溫度標準將混合層定義為溫度從表面溫度變化為 0.5 °C 時的深度。 Levitus 中使用的 sigma-t（密度）標準使用表面 sigma-t 發生 0.125 變化的深度。 這兩個標準都暗示混合層正在發生主動混合。