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海面温度

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  此条目介绍的是海洋表面的温度。关于海洋整体的温度，请见“海洋温度”。
于1979年至2023年期间的地球每月海洋表面温度（介于于南纬60度与北纬60度之间）线图，不同年代以不同颜色表示。最久远年代为蓝色，中间年代为白色，最近年代为红色。

海洋表面温度（英语：Sea surface temperature，简称SST，也可以Ocean surface temperature表达），是海洋接近表面部分的温度。所谓表面的确切含义根据我们测量方式而有所不同，介于至海面以下1毫米（0.04英寸）至20米（70英尺）之间。海洋表面温度可将海岸附近大气层中的气团大幅改变。在冷气团内的暖水体，其下风处的雨带可形成局部大雪。温暖的SST会发展并强化成海上的气旋。专家将此过程称为热带气旋形成（英语：tropical cyclogenesis）。热带气旋经过后会留下一片冷水区域（称为cool wake），这是由于海洋上层30米（100英尺）发生湍流混合所造成。SST会在白天发生变化，如同位于其上的空气，但程度比空气的变化轻微。SST于有风的日子里，其变化比无风的日子小。如大西洋多年代际振荡等的洋流可影响SST长达数十年。[1]温盐环流对世界大部分海洋的平均SST会有重大影响。

沿海的SST会导致近海风发生，而产生上升流，造成附近陆地显著变冷或变暖，但大陆棚上较浅的水域通常会变得较温暖。即使在上升流相当恒定的海域，例如南美洲西北海岸，陆上风也会导致相当大的气温上升。SST的数值在数值天气预报中非常重要，因为它会影响到其上方的大气，导致例如海陆风和海雾的形成。这些SST数值也会用于校准气象卫星的测量结果。

由于气候变化导致全球变暖，平均SST非常可能（very likely）在1850年至1900年期间平均和2011年至2020年期间平均上升0.88°C，其中大部分升温（0.60°C）发生在1980年至2020年期间。[2]:1228由气候变化产生的多余热量，其中约92%由海洋吸收，但海洋温度的上升速度慢于地表的气温上升。[3]

定义

参见：海洋温度
由区域海洋建模系统（英语：Regional Ocean Modeling System）产生的世界海洋表面温度图，近赤道区域的温度较高，邻近两边极地区域的温度较低（本图的日期为2013年12月20日，分辨率为1公里，属非常高分辨率）。

海洋表面温度（SST）是接近海洋表面的海水温度。表面的确切含义根据所使用的测量方法而有不同，范围在海面以下1毫米（0.04英寸）至20米（70英尺）之间。

IPCC提出的海洋SST定义并未具体规定深度，而是将重点置于测量技术：SST是"海洋顶部几米的次表层整体温度，由船舶、浮标和漂流浮标测量而得。[ ...]同时也使用红外线卫星测量表层温度（最上层，少于​​一毫米厚度）或使用微波测量的表层厘米左右厚度，但必须进行调整以与整体温度相容。"[4]:2248

低于这一层的海水温度称为海洋温度或是较深海洋温度。海洋温度（低于海洋表面20米以上）也会因地区和时间而有差异，并导致海洋热含量和海洋分层（英语：Ocean stratification）发生变化。.[2]海洋表面温度和深层海洋温度的升高是导致气候变化对海洋的影响的重要因素。.[2]

"海洋表面"包含的范围

参见：透光带（英语：Ocean stratification）

海洋表面与其下的海洋会受到表层水和深层水之间混合的影响。这又取决于温度：在热带地区，深度约达100米内的温暖海水经常维持稳定状态，不会与更深的海水作太多混合，而在南北两极地附近，冬季降温和风暴导致海洋表面的海水更为稠密，因而下沉，与更深的海水混合，并于夏季再次分层。这是海洋表面无法单纯以单一深度界定的原因。海洋的透光带通常约可达100米，且与受热的海洋表面有关。在远洋带中，透光带的深度可达约200米。[5][6]

变异和变化

海洋表面温度与洋流变动图（资料来源：NASA所属Scientific Visualization Studio）。

局部变异

参见：上升流

SST与其上方的大气层一样，具有昼夜循环的变化范围，但由于其容积热容的惯性较大，变动程度较轻。[7]在平静的日子里，高低温差范围为6°C (10°F)。[8]海洋深处的温度每下降10米（33英尺）会滞后地球大气温度变化15天，表示在咸海等地点，其底部附近的温度在12月会达到最高温度，而在5月和6月会达到最低温度。[9]在海岸线附近，一些近海风和沿岸风（longshore winds）会将近海表面的温暖海水移动，并以其下较冷的海水取代，这个过程称为艾克曼移动（英语：Ekman transport）。这种海水移动模式通常会为当地海洋生物增加养分，对一些附近有特别富含养分的底层水域的地区会产生深远的影响。[10]在河口三角洲附近的近海，淡水流过密度较大的海水顶层，由于淡水与海水无大量垂直混合，会让淡水加热更快。[11]利用遥感技术测量SST，可侦测热带气旋造成的表面温度特征。一般来说，气旋过后可观测到海洋表面温度下降，主要是由于海水混合效应加深，与表面热损失的结果。[12]在撒哈拉沙尘暴（英语：Saharan dust）发生及持续几天后，邻近的北大西洋SST会降低0.2至0.4°C（0.3至0.7°F）。[13]会导致SST短期波动的其他因素包括有温带气旋、冰河淡水快速流入[14]以及季节性周期或农业径流导致的浮游植物集体藻华，有降低SST的作用。[15][16][17][18]

自1950年以来，热带海洋变暖速度快于其他地区，其中热带印度洋、西太平洋和副热带环流西边界洋流的变暖速度最快。[2]但东太平洋、副热带北大西洋和南大洋的暖化速度慢于全球平均水平，或是自20世纪50年代以来还发生温度下降情事。[2]

大西洋多年代际振荡

大西洋多年代际振荡（AMO）是北大西洋SST和北半球气候的重要驱动因素，但科学界对控制AMO变化的机制仍知之甚少。[19]大气内部变异、海洋环流变化或人为驱动因素可能控制与AMO相关的多年代际温度变化。[20]北大西洋SST的此类变化可能会影响北太平洋副热带的风，并导致西太平洋SST升高。[21]

于2011年2月第一周的周平均SST（于厄尔尼诺现象期间）。

地区差异

由TOPEX/Poseidon卫星观测到的1997年的厄尔尼诺现象。于南美洲及北美洲间太平洋中白色区域，显示这块区域有较高的的SST。[22]
主条目：圣婴-南方振荡现象

厄尔尼诺现象指的是太平洋SST与平均值相比有长期差异。公认的定义是中东部热带太平洋平均变暖或变冷程度至少达到0.5°C (0.9°F)的程度。通常这种异常现象每隔2-7年，以不规则方式发生一次，每次持续9个月到两年。[23]平均周期长度为5年。当这种变暖或变冷仅发生7到9个月时，会被归类为圣婴/反圣婴"状况（conditions）"，当发生的时段超过平均长度时，会被归类为圣婴/反圣婴"事件（Episodes）"。[24]

厄尔尼诺现象在SST的表现是温暖海水从西太平洋和印度洋向东太平洋扩散，雨水也随之移动，导致西太平洋地区发生大面积干旱现象，而通常干燥的东太平洋则出现降雨。厄尔尼诺现象带来缺乏养分的热带海水在赤道洋流向东流动的过程中被加热，取代寒冷且携带丰富养分的秘鲁凉流。当厄尔尼诺现象持续数月时，广泛的海洋变暖和由东往西吹的信风会降低，而限制养分丰富的深层冷水上涌，结果会对具出口导向的当地渔业活动产生严重的影响。[25]

有科学家预测热带太平洋将在百年时间尺度上会过渡到类似于厄尔尼诺现象的模式（中等置信度），但对热带太平洋SST预测仍存在很高的不确定性，因为很难在气候模型中捕捉到厄尔尼诺现象的变异。[2]

于陆地上空的大气温度升高速度会快于位于海洋表面上空的。[26]

最近由气候变化导致的温度升高

全球SST自1990年起开始上升（同时显示有年均线，以及5年平均线，相对于1951年至1980年期间平均温度）。
更多信息：气候变化对海洋的影响 § 海洋温度上升

总体上，科学家预测到2050年所有海洋都将变暖，但电脑模拟中对北大西洋亚极地区域、赤道太平洋和南大洋SST变化的预测存在分歧。[2]在最温和的温室气体排放情景下，从1995年至2014年期间的平均到2081年至2100年期间的平均，两者SST间增幅为0.86°C，在最严重的排放情景下最高可达2.89°C。[2]

测量

于不同海洋深度的SST状况：（a）为夜间，及（b）为日间。

目前已有多种测量此SST数值的技术，不同技术会产生不同的结果，因为实际上已测量到不同的。采用远离实体海面测量的方式都会附有具体测量深度作为参考。这是因为在不同深度进行测量之间存在显著差异，特别是在白天，低风速和高日照条件可能导致海洋表面形成暖层和强烈的垂直温度梯度（昼夜温跃层）。[8]测量SST仅限于海洋的顶层，即近海洋表层。[27]

温度计

SST是科学界最早测量的海洋变数之一。于十八世纪末，美国政治家及科学家本杰明·富兰克林在美国和欧洲之间旅行时，透过在船上悬挂一个水银温度计对墨西哥湾暖流进行温度测量。他后来改将温度计浸入一桶从海面手动取得的海水来测量。首次用于确定SST的自动化技术于1963年开始，透过测量大型船舶进水口的水温来达成。由于船舶机舱的热量，这些观测值存在约0.6°C (1°F) 的温度偏差。[28]

固定气象浮标（英语：Weather buoy）用于测量3米（9.8英尺）深度的水温。于过去130年来，由于人类采用不同的测量方式，所得SST的结果存在不一致的情况。在十九世纪，是于船上从海中取水进行。但由于使用不同材料的桶，所得温度略有变化。使用木桶或不隔热的帆布桶采水，帆布桶内的水会比木桶内的冷却得较快。 1940年至1941年期间测量温度突然发生变化，是由未予记录的采水程序变更所造成 - 由于当时于夜间打灯在船舷边采水以进测量会过于危险，而改在引擎进气口附近采集所导致。[29]

世界各地使用许多不同的漂流式测温浮标，各有不同设计，其上温度感测器的装设位置也各不相同，测量结果经无线发送到人造卫星，以进行自动和即时的数据分发。[30]于美国水域设置的大型沿海浮标网络由国家资料浮标中心（英语：National Data Buoy Center） (NDBC) 管理。[31]科学界在1985年至1994年期间在赤道太平洋上部署大量固定浮标和漂流浮标，用于监视和预测厄尔尼诺现象。[32]

气象卫星

参见：气象卫星
经由中分辨率成像分光辐射计（MODIS）测得的2003年至2011年的SST资料。

科学界自1967年以来已使用气象卫星来取得SST讯息，并于1970年创建全球首批SST的全球组合图像（Global composite，由多个卫星数据合成的单个图像）。[33]自1982年起，[34]有越来越多的卫星用于测量SST，并得以观察其在空间和时间上的变化。卫星测量SST的结果与原位测量的结果相当一致。[35]卫星测量是透过感测电磁波谱红外线部分或波谱其他部分内两个或多个辐射波长，根据经验将这些辐射波长与SST连结。[36]选择这些波长是因为：

  1. 这些波长均在预期的地球黑体辐射峰值范围内，[37]及
  2. 这些波长能透过大气完整传输[38]

卫星测量的SST提供海洋的天气尺度气象（英语：Synoptic scale meteorology）图和同一区域的短期高频率重复视图，[39]让研究者得以检查整个海洋盆地的上层动力学，这是利用船舶或浮标无法达成的。NASA的中分辨率成像分光辐射计 (MODIS) SST卫星自2000年起即持续提供全球SST数据，数据仅会滞后实际发生日一日。 美国国家海洋暨大气总署（NOAA）发射的GOES（地球静止轨道卫星）在西半球上空保持静止状态，能持续每小时提供SST数据，迟滞时间仅有数小时。

透过卫星取得SST绝对数值存在一些困难。首先是采红外线遥感方法时，辐射从海洋的顶"层"（大约是顶部0.01毫米或更薄）发出，可能无法代表海洋上层一米深度的整体温度（英语：bulk temperature），主要是由于白天太阳表面加热的影响、反射辐射，以及可能的热损失和表面蒸发的结果。这些因素使得将卫星取得的资料与采用浮标或船上方法测得的结果进行比较会有些困难，而让取得正确资料变得复杂。[40]其次是卫星无法穿透云层，因此在多云区域内会产生SST的温度偏差。[8]然而目前被动微波技术可穿透云层，准确测量SST。[36]在气象卫星探测的大气探测器通道（atmospheric sounder channels）中，其峰值正好在海洋表面上方，了解SST对于校准非常重要。[8]

对地球大气层的重要性

大湖效应雪带（2008年12月初，于朝鲜半岛）。
参见：气团、数值天气预报、降水和气候变化对海洋的影响

SST会影响大气层的行为，因此将SST作为大气模型（英语：atmospheric model）中的初始值非常重要。虽然海面温度对于产生热带气旋很重要，但也对海雾和海陆风的形成很重要。[8]来自温暖水域底层的热量可将上方35公里（22英里）至40公里（25英里）的高度内的气团显著改变。[41]例如在北半球西南部的温带气旋，采弯曲行进路线的气旋流将冷空气带过相对温暖的水体，而会将雨带转变为狭窄的大湖效应（降雪，或是类似的海洋效应）。这些气流会带来强烈的局部降水，通常以雪的形式出现，因为湖泊等大型水体可有效储存热量，导致水面和上方空气之间存在显著的温差（大于13°C (23°F)）。[42]由于这种温差，热和湿气向上输送，凝结成垂直方向的云，而造成阵雪。温度因高度和云层厚度而降低，温度随高度越高，云层越厚而更为下降，降水量也越大。[43]

热带气旋

美国国家气象局所属的气象预报中心制作的全球热带气旋活动图（于2009年上传）。
热带太平洋地区的平均SST，当时圣婴-南方振荡现象导致正常温暖SST出现，而在冬季，于中美洲有明显的山地高速气流（英语：mountain jet）出现。
主条目：热带气旋和热带气旋与气候变化

在至少50米深度内具有至少26.5°C (79.7°F) 的SST是产生热带气旋（一种内消旋旋风（英语：mesocylone））的前兆之一。[44][45]这类温暖的海水能持续提供热带气旋所需的能量（或称"燃料"）。其温度远高于全球长期平均SST的16.1°C (60.9°F)。[46]然而这条件只能被视为一种一般基线，同时假设发生气旋区域的周围大气环境呈现的是平均条件。当SST略低于该标准温度（26.5°C (79.7°F)）时，热带气旋仍有增强的机会。

已知即使于正常条件没被满足时，热带气旋也会形成。例如在较高海拔（例如在大气压力500帕斯卡水平，即位于5.9公里高度）的较冷空气温度会导致在较低SST时也会形成热带气旋，因为需要一定的气温垂直递减率来导致大气不稳定到可进行对流的程度。在潮湿的大气中，递减率为每上升一公里会降低6.5°C，而在相对湿度低于100%的大气中，递减率为每上升一公里须达到降低9.8°C（9.8°C/km）才有形成对流的可能。[47]

热带地区上空达到500帕斯卡水平时，其平均气温为-7°C (18°F)，但热带地区的空气在这种高度通常是干燥的，此时为湿球温度提供空间，或者在潮湿时冷却，达到更有利的温度，才有机会产生对流。如果SST为26.5°C (79.7°F)，热带大气中500帕斯卡的湿球温度需要达到-13.2°C (8.2°F) 才能启动对流，并且温度要按比例增加或减少（在500帕斯卡水平每变化1°C，SST也要变化1°C）。在发生冷气旋的情况，在500帕斯卡水平的温度可降至-30°C (-22°F)，即使在最干燥的大气中也会引发对流。

这也可解释为何对流层中层的湿度（大约500帕斯卡水平）通常是引发气旋生成的必要条件。但当在相同高度有干燥空气时，在500帕斯卡水平的温度需要更低，干燥大气比潮湿大气需要更大的气温垂直递减率才能导致对流发生。[48][49]在对流层顶附近的高度，30年平均气温 (在1961年至1990年期间所测量的结果) 为-77 °C (-132°F)。[50]于2005年大西洋飓风季末期出现的2005年飓风艾普塞朗是热带气旋在较冷水域发生的其中一例。[51]

参见

参考文献

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外部链接

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