海面溫度

海洋表面溫度（Sea surface temperature，簡稱 SST，也可以 Ocean surface temperature 表達），是海洋接近表面部分的溫度。所謂表面的確切含義根據我們測量方式而有所不同，介於至海面以下 1 毫米（0.04 英寸）至 20 米（70 英尺）之間。海洋表面溫度可將海岸附近大氣層中的氣團大幅改變。在冷氣團內的暖水體，其下風處的雨帶可形成區域性大雪。溫暖的 SST 會發展並強化成海上的氣旋。專家將此過程稱為。熱帶氣旋經過後會留下一片冷水區域（稱為 cool wake），這是由於海洋上層 30 米（100 英尺）發生湍流混合所造成。SST 會在白天發生變化，如同位於其上的空氣，但程度比空氣的變化輕微。SST 於有風的日子裡，其變化比無風的日子小。如大西洋多年代際振盪等的洋流可影響 SST 長達數十年。溫鹽環流對世界大部分海洋的平均 SST 會有重大影響。

沿海的 SST 會導致近海風發生，而產生上升流，造成附近陸地顯著變冷或變暖，但大陸棚上較淺的水域通常會變得較溫暖。即使在上升流相當恆定的海域，例如南美洲西北海岸，陸上風也會導致相當大的氣溫上升。SST 的數值在數值天氣預報中非常重要，因為它會影響到其上方的大氣，導致例如海陸風和海霧的形成。這些 SST 數值也會用於校準氣象衛星的測量結果。

由於氣候變化導致全球變暖，平均 SST 非常可能（very likely）在 1850 年至 1900 年期間平均和 2011 年至 2020 年期間平均上升 0.88°C，其中大部分升溫（0.60°C）發生在 1980 年至 2020 年期間。由氣候變化產生的多餘熱量，其中約 92% 由海洋吸收，但海洋溫度的上升速度慢於地表的氣溫上升。

定義

海洋表面溫度（SST）是接近海洋表面的海水溫度。表面的確切含義根據所使用的測量方法而有不同，範圍在海面以下 1 毫米（0.04 英寸）至 20 米（70 英尺）之間。

IPCC 提出的海洋 SST 定義並未具體規定深度，而是將重點置於測量技術：SST 是 "海洋頂部幾米的次表層整體溫度，由船舶、浮標和漂流浮標測量而得。 ... 同時也使用紅外線衛星測量表層溫度（最上層，少於​​一毫米厚度）或使用微波測量的表層釐米左右厚度，但必須進行調整以與整體溫度相容。"

低於這一層的海水溫度稱為海洋溫度或是較深海洋溫度。海洋溫度（低於海洋表面 20 米以上）也會因地區和時間而有差異，並導致海洋熱含量和發生變化。. 海洋表面溫度和深層海洋溫度的升高是導致氣候變化對海洋的影響的重要因素。.

1.1 "海洋表面" 包含的範圍

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海洋表面與其下的海洋會受到表層水和深層水之間混合的影響。這又取決於溫度：在熱帶地區，深度約達 100 米內的溫暖海水經常維持穩定狀態，不會與更深的海水作太多混合，而在南北兩極地附近，冬季降溫和風暴導致海洋表面的海水更為稠密，因而下沉，與更深的海水混合，並於夏季再次分層。這是海洋表面無法單純以單一深度界定的原因。海洋的透光帶通常約可達 100 米，且與受熱的海洋表面有關。在遠洋帶中，透光帶的深度可達約 200 米。

變異和變化

2.1 區域性變異

SST 與其上方的大氣層一樣，具有的變化範圍，但由於其容積熱容的慣性較大，變動程度較輕。在平靜的日子裡，高低溫差範圍為 6°C (10°F)。海洋深處的溫度每下降 10 米（33 英尺）會滯後地球大氣溫度變化 15 天，表示在鹹海等地點，其底部附近的溫度在 12 月會達到最高溫度，而在 5 月和 6 月會達到最低溫度。在海岸線附近，一些近海風和沿岸風（longshore winds）會將近海表面的溫暖海水移動，並以其下較冷的海水取代，這個過程稱為。這種海水移動模式通常會為當地海洋生物增加養分，對一些附近有特別富含養分的底層水域的地區會產生深遠的影響。在河口三角洲附近的近海，淡水流過密度較大的海水頂層，由於淡水與海水無大量垂直混合，會讓淡水加熱更快。利用遙感技術測量 SST，可偵測熱帶氣旋造成的表面溫度特徵。一般來說，氣旋過後可觀測到海洋表面溫度下降，主要是由於海水混合效應加深，與表面熱損失的結果。在發生及持續幾天後，鄰近的北大西洋 SST 會降低 0.2 至 0.4°C（0.3 至 0.7°F）。會導致 SST 短期波動的其他因素包括有溫帶氣旋、冰河淡水快速流入以及季節性週期或農業徑流導致的浮游植物集體藻華，有降低 SST 的作用。

自 1950 年以來，熱帶海洋變暖速度快於其他地區，其中熱帶印度洋、西太平洋和副熱帶環流西邊界洋流的變暖速度最快。但東太平洋、副熱帶北大西洋和南大洋的暖化速度慢於全球平均水平，或是自 20 世紀 50 年代以來還發生溫度下降情事。

2.1.1 大西洋多年代際振盪

大西洋多年代際振盪（AMO）是北大西洋 SST 和北半球氣候的重要驅動因素，但科學界對控制 AMO 變化的機制仍知之甚少。大氣內部變異、海洋環流變化或人為驅動因素可能控制與 AMO 相關的多年代際溫度變化。北大西洋 SST 的此類變化可能會影響北太平洋副熱帶的風，並導致西太平洋 SST 升高。

2.2 地區差異

聖嬰現象指的是太平洋 SST 與平均值相比有長期差異。公認的定義是中東部熱帶太平洋平均變暖或變冷程度至少達到 0.5°C (0.9°F) 的程度。通常這種異常現象每隔 2-7 年，以不規則方式發生一次，每次持續 9 個月到兩年。平均週期長度為 5 年。當這種變暖或變冷僅發生 7 到 9 個月時，會被歸類為聖嬰 / 反聖嬰 "狀況（conditions）"，當發生的時段超過平均長度時，會被歸類為聖嬰 / 反聖嬰 "事件（Episodes）"。

聖嬰現象在 SST 的表現是溫暖海水從西太平洋和印度洋向東太平洋擴散，雨水也隨之移動，導致西太平洋地區發生大面積乾旱現象，而通常乾燥的東太平洋則出現降雨。聖嬰現象帶來缺乏養分的熱帶海水在赤道洋流向東流動的過程中被加熱，取代寒冷且攜帶豐富養分的秘魯涼流。當聖嬰現象持續數月時，廣泛的海洋變暖和由東往西吹的信風會降低，而限制養分豐富的深層冷水上湧，結果會對具出口導向的當地漁業活動產生嚴重的影響。

有科學家預測熱帶太平洋將在百年時間尺度上會過渡到類似於聖嬰現象的模式（中等置信度），但對熱帶太平洋 SST 預測仍存在很高的不確定性，因為很難在氣候模型中捕捉到聖嬰現象的變異。

2.3 最近由氣候變化導致的溫度升高

總體上，科學家預測到 2050 年所有海洋都將變暖，但電腦模擬中對北大西洋亞極地區域、赤道太平洋和南大洋 SST 變化的預測存在分歧。在最溫和的溫室氣體排放情景下，從 1995 年至 2014 年期間的平均到 2081 年至 2100 年期間的平均，兩者 SST 間增幅為 0.86°C，在最嚴重的排放情景下最高可達 2.89°C。

測量

目前已有多種測量此 SST 數值的技術，不同技術會產生不同的結果，因為實際上已測量到不同的。採用遠離實體海面測量的方式都會附有具體測量深度作為參考。這是因為在不同深度進行測量之間存在顯著差異，特別是在白天，低風速和高日照條件可能導致海洋表面形成暖層和強烈的垂直溫度梯度（晝夜溫躍層）。測量 SST 僅限於海洋的頂層，即近海洋表層。

3.1 溫度計

SST 是科學界最早測量的海洋變數之一。於十八世紀末，美國政治家及科學家班傑明・富蘭克林在美國和歐洲之間旅行時，透過在船上懸掛一個水銀溫度計對墨西哥灣暖流進行溫度測量。他後來改將溫度計浸入一桶從海面手動取得的海水來測量。首次用於確定 SST 的自動化技術於 1963 年開始，透過測量大型船舶進水口的水溫來達成。由於船舶機艙的熱量，這些觀測值存在約 0.6°C (1°F) 的溫度偏差。

固定用於測量 3 米（9.8 英尺）深度的水溫。於過去 130 年來，由於人類採用不同的測量方式，所得 SST 的結果存在不一致的情況。在十九世紀，是於船上從海中取水進行。但由於使用不同材料的桶，所得溫度略有變化。使用木桶或不隔熱的帆布桶採水，帆布桶內的水會比木桶內的冷卻得較快。 1940 年至 1941 年期間測量溫度突然發生變化，是由未予記錄的採水程式變更所造成 - 由於當時於夜間打燈在船舷邊採水以進測量會過於危險，而改在引擎進氣口附近採集所導致。

世界各地使用許多不同的漂流式測溫浮標，各有不同設計，其上溫度感測器的裝設位置也各不相同，測量結果經無線傳送到人造衛星，以進行自動和即時的資料分發。於美國水域設定的大型沿海浮標網路由 (NDBC) 管理。科學界在 1985 年至 1994 年期間在赤道太平洋上部署大量固定浮標和漂流浮標，用於監視和預測聖嬰現象。

3.2 氣象衛星

科學界自 1967 年以來已使用氣象衛星來取得 SST 訊息，並於 1970 年建立全球首批 SST 的全球組合影像（Global composite，由多個衛星資料合成的單個影像）。自 1982 年起，有越來越多的衛星用於測量 SST，並得以觀察其在空間和時間上的變化。衛星測量 SST 的結果與原位測量的結果相當一致。衛星測量是透過感測電磁波譜紅外線部分或波譜其他部分內兩個或多個輻射波長，根據經驗將這些輻射波長與 SST 連結。選擇這些波長是因為：

這些波長均在預期的地球黑體輻射峰值範圍內，及
這些波長能透過大氣完整傳輸

衛星測量的 SST 提供海洋的圖和同一區域的短期高頻率重複檢視，讓研究者得以檢查整個海洋盆地的上層動力學，這是利用船舶或浮標無法達成的。NASA 的中解析度成像分光輻射計 (MODIS) SST 衛星自 2000 年起即持續提供全球 SST 資料，資料僅會滯後實際發生日一日。 美國國家海洋暨大氣總署（NOAA）發射的 GOES（地球靜止軌道衛星）在西半球上空保持靜止狀態，能持續每小時提供 SST 資料，遲滯時間僅有數小時。

透過衛星取得 SST 絕對數值存在一些困難。首先是採紅外線遙感方法時，輻射從海洋的頂 "層"（大約是頂部 0.01 毫米或更薄）發出，可能無法代表海洋上層一米深度的，主要是由於白天太陽表面加熱的影響、反射輻射，以及可能的熱損失和表面蒸發的結果。這些因素使得將衛星取得的資料與採用浮標或船上方法測得的結果進行比較會有些困難，而讓取得正確資料變得複雜。其次是衛星無法穿透雲層，因此在多雲區域內會產生 SST 的溫度偏差。然而目前被動微波技術可穿透雲層，準確測量 SST。在氣象衛星探測的大氣探測器通道（atmospheric sounder channels）中，其峰值正好在海洋表面上方，瞭解 SST 對於校準非常重要。

對地球大氣層的重要性

SST 會影響大氣層的行為，因此將 SST 作為中的初始值非常重要。雖然海面溫度對於產生熱帶氣旋很重要，但也對海霧和海陸風的形成很重要。來自溫暖水域底層的熱量可將上方 35 公里（22 英里）至 40 公里（25 英里）的高度內的氣團顯著改變。例如在北半球西南部的溫帶氣旋，採彎曲行進路線的氣旋流將冷空氣帶過相對溫暖的水體，而會將雨帶轉變為狹窄的大湖效應（降雪，或是類似的海洋效應）。這些氣流會帶來強烈的區域性降水，通常以雪的形式出現，因為湖泊等大型水體可有效儲存熱量，導致水面和上方空氣之間存在顯著的溫差（大於 13°C (23°F)）。由於這種溫差，熱和濕氣向上輸送，凝結成垂直方向的雲，而造成陣雪。溫度因高度和雲層厚度而降低，溫度隨高度越高，雲層越厚而更為下降，降水量也越大。

4.1 熱帶氣旋

在至少 50 米深度內具有至少 26.5°C (79.7°F) 的 SST 是產生熱帶氣旋（一種）的前兆之一。這類溫暖的海水能持續提供熱帶氣旋所需的能量（或稱 "燃料"）。其溫度遠高於全球長期平均 SST 的 16.1°C (60.9°F)。然而這條件只能被視為一種一般基線，同時假設發生氣旋區域的周圍大氣環境呈現的是平均條件。當 SST 略低於該標準溫度（26.5°C (79.7°F)）時，熱帶氣旋仍有增強的機會。

已知即使於正常條件沒被滿足時，熱帶氣旋也會形成。例如在較高海拔（例如在大氣壓力 500 帕斯卡水平，即位於 5.9 公里高度）的較冷空氣溫度會導致在較低 SST 時也會形成熱帶氣旋，因為需要一定的氣溫垂直遞減率來導致大氣不穩定到可進行對流的程度。在潮濕的大氣中，遞減率為每上升一公里會降低 6.5°C，而在相對濕度低於 100% 的大氣中，遞減率為每上升一公里須達到降低 9.8°C（9.8°C/km）才有形成對流的可能。

熱帶地區上空達到 500 帕斯卡水平時，其平均氣溫為 - 7°C (18°F)，但熱帶地區的空氣在這種高度通常是乾燥的，此時為濕球溫度提供空間，或者在潮濕時冷卻，達到更有利的溫度，才有機會產生對流。如果 SST 為 26.5°C (79.7°F)，熱帶大氣中 500 帕斯卡的濕球溫度需要達到 - 13.2°C (8.2°F) 才能啟動對流，並且溫度要按比例增加或減少（在 500 帕斯卡水平每變化 1°C，SST 也要變化 1°C）。在發生冷氣旋的情況，在 500 帕斯卡水平的溫度可降至 - 30°C (-22°F)，即使在最乾燥的大氣中也會引發對流。

這也可解釋為何對流層中層的濕度（大約 500 帕斯卡水平）通常是引發氣旋生成的必要條件。但當在相同高度有乾燥空氣時，在 500 帕斯卡水平的溫度需要更低，乾燥大氣比潮濕大氣需要更大的氣溫垂直遞減率才能導致對流發生。在對流層頂附近的高度，30 年平均氣溫 (在 1961 年至 1990 年期間所測量的結果) 為 - 77 °C (-132°F)。於 2005 年大西洋颶風季末期出現的 2005 年颶風艾普塞朗是熱帶氣旋在較冷水域發生的其中一例。