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海面温度（または海洋表面温度）は、海面近くの海水の温度です。表面の正確な意味は、文献や実践によって異なります。通常は海面下1ミリメートル（0.04インチ）から20メートル（70フィート）の間です。海面温度は、海岸から近い距離にある地球の大気中の気団に大きな変化をもたらします。熱塩循環は、世界のほとんどの海洋の平均海面温度に大きな影響を与えます。[2]
暖かい海面温度は、海洋上のサイクロンを発達させ、強化することがあります。熱帯低気圧は冷たい航跡を引き起こすこともあります。これは、海洋の上部 30 メートル (100 フィート) の乱流混合によるものです。海面温度は日中に変化します。これはその上の空気と同様ですが、程度はより低くなります。風の強い日は、穏やかな日よりも海面温度の変化が少なくなります。
沿岸の海面温度は沖合の風が湧昇流を発生させ、近くの陸地を著しく冷却または加熱する可能性がありますが、大陸棚の上の浅い海域はより暖かいことがよくあります。南米の北西海岸など、湧昇流がかなり一定している地域でも、陸からの風がかなりの温暖化を引き起こす可能性があります。海面温度は海風や海霧の形成など、上空の大気に影響を及ぼすため、その値は数値天気予報において重要です。
地球温暖化により、1850～1900年と2011～2020年の間に世界の平均海面温度は0.88℃上昇した可能性が高く、その温暖化の大部分（0.60℃）は1980年から2020年の間に発生した。[3] : 1228 陸上の気温は海水温よりも急速に上昇している。これは、海洋が気候変動によって発生した余分な熱の約90％を吸収するためである。[4]
定義
海面温度 (SST) または海洋表面温度は、海の表面近くの水温です。表面の正確な意味は、使用される測定方法によって異なりますが、海面下 1 ミリメートル (0.04 インチ) から 20 メートル (70 フィート) の間です。
比較すると、海面表面温度は海面上部約 20 ミクロンに関係します。
IPCCが提案した海面温度の定義では、メートル数は指定されておらず、測定技術に重点が置かれています。海面温度とは、「船舶、ブイ、漂流物によって測定される海洋の表面数メートルの海面下全体の温度です。[...] 赤外線による表層温度 (最上層、厚さ 1 ミリメートル未満) やマイクロ波による表面数センチメートル程度の衛星測定も使用されますが、全体の温度と一致するように調整する必要があります。」[5] : 2248
それより下の温度は海洋温度または深海温度と呼ばれます。海洋温度（表面から20メートル以上）も地域や時間によって変化し、海洋の熱量や海洋の成層構造の変化に影響を及ぼします。[3]海面温度と深海温度の両方の上昇は、気候変動が海洋に及ぼす重要な影響です。[3]
「表面」の範囲
海面から海底までの深さは、表層水と深層水の間で起こる混合の量によって左右される。これは気温によって決まる。熱帯地方では、約 100 メートルの暖かい表層は非常に安定しており、深層水とはあまり混ざらないが、極地では冬の寒さと嵐で表層が濃くなり、深いところまで混ざり、夏には再び成層化する。海面の深さが単純に 1 つだけというのは存在しないのはこのためである。海洋の光合成深度は通常約 100 メートルで、この加熱された表層に関係している。外洋では最大約 200 メートルの深さになることもある。 [ 6] [7]
バリエーションと変更
地域による違い
海面水温（SST）は、地球の大気と同様に日周変動がありますが、熱慣性が大きいため、その程度は地球の大気よりも小さくなります。[8]穏やかな日には、温度は6 °C（10 °F）変化することがあります。[9]深海の水温は、地球の大気の温度より10メートル（33フィート）ごとに15日遅れるため、アラル海などの場所では、海底近くの水温は12月に最高値に達し、5月と6月に最低値に達します。[10]海岸線の近くでは、沖合と沿岸の風によって、表面近くの暖かい水が沖合に移動し、エクマン輸送と呼ばれるプロセスで下からの冷たい水と入れ替わります。このパターンは一般に、その地域の海洋生物の栄養分を増加させ、特に栄養分が豊富な海底水がある一部の地域では大きな影響を与える可能性があります。[11]河川デルタの沖合では、淡水は密度の高い海水の上を流れ、垂直方向の混合が限られているため、より速く加熱されます。[12]リモートセンシングされたSSTは、熱帯低気圧 による表面温度シグネチャを検出するために使用できます。一般的に、ハリケーンの通過後には、主に混合層の深化と表面熱損失の結果として、SSTの低下が観測されます。[13]隣接する北大西洋全体で数日間にわたるサハラ砂漠の砂塵の発生を受けて、海面温度は0.2℃から0.4℃（0.3〜0.7℉）低下します。[14]短期的なSST変動の他の原因には、温帯低気圧、氷河淡水の急速な流入[15]、季節サイクルまたは農業用流出による集中的な植物プランクトンブルーム[16]などがあります。 [17] [説明が必要]
熱帯海洋は1950年以降、他の地域よりも急速に温暖化しており、温暖化の速度が最も速いのは熱帯インド洋、西太平洋、亜熱帯環流の西側境界流です。[3]しかし、東部太平洋、亜熱帯北大西洋、南極海は、1950年代以降、世界平均よりもゆっくりと温暖化しているか、寒冷化しています。[3]
大西洋数十年振動
大西洋数十年規模振動などの海流は、数十年にわたって海面水温に影響を及ぼす可能性があります。[18]大西洋数十年規模振動（AMO）は北大西洋のSSTと北半球の気候の重要な要因ですが、AMOの変動を制御するメカニズムはまだ十分に理解されていません。[19]大気内部の変動、海洋循環の変化、または人為的な要因が、AMOに関連する数十年にわたる温度変動を制御している可能性があります。[20]北大西洋のSSTのこれらの変化は、亜熱帯北太平洋の風に影響を与え、西太平洋のSSTをより暖かくする可能性があります。[21]
地域による違い
エルニーニョは、太平洋の表面温度が平均値と比べて長期間にわたって異なることで定義されます。一般に認められている定義は、東中部熱帯太平洋の平均気温が少なくとも 0.5 °C (0.9 °F) 上昇または下降することです。通常、この異常は 2 ～ 7 年の不規則な間隔で発生し、9 か月から 2 年続きます。[23]平均期間は 5 年です。この上昇または下降が 7 ～ 9 か月だけ発生する場合は、エルニーニョ/ラニーニャの「状態」に分類され、それ以上の期間発生する場合は、エルニーニョ/ラニーニャの「エピソード」に分類されます。[24]
海面水温パターンにおけるエルニーニョの兆候は、暖かい水が西太平洋とインド洋から東太平洋に広がることです。雨も運ばれ、西太平洋では広範囲にわたる干ばつが、通常は乾燥している東太平洋では降雨が起こります。エルニーニョの暖かい熱帯水は赤道海流の東進によって暖められ、冷たく栄養豊富なフンボルト海流の表層水と入れ替わります。エルニーニョの状態が何ヶ月も続くと、広範囲にわたる海洋の温暖化と東貿易風の減少により、冷たく栄養豊富な深層水の湧昇が制限され、国際市場向けの地元の漁業への経済的影響は深刻になる可能性があります。[25]
科学者の間では、熱帯太平洋が100年スケールでエルニーニョに似た平均パターンに移行するという中程度の確信があるが、気候モデルでエルニーニョの変動を捉えることは難しいため、熱帯太平洋のSST予測には依然として高い不確実性がある。[3]
気候変動による最近の増加
全体的に、科学者は2050年までに海洋のすべての地域が温暖化すると予測していますが、亜極北大西洋、赤道太平洋、南極海で予想されるSSTの変化についてはモデル間で意見が一致していません。[3] 1995～2014年から2081～2100年までの将来の世界平均SSTの上昇は、最も控えめな温室効果ガス排出シナリオでは0.86°C、最も厳しい排出シナリオでは最大2.89°Cです。[3]
測定
このパラメータを測定するためのさまざまな技術がありますが、実際に測定されるものが異なるため、異なる結果が生じる可能性があります。海面から離れた場所では、一般的な温度測定には特定の測定深度が参照されます。これは、異なる深度で行われた測定の間に大きな違いが生じるためです。特に日中は、風速が低く日照量が多いため、海面に暖かい層が形成され、垂直方向の温度勾配が強くなります（日周サーモクライン）。[9]海面温度の測定は、近表面層と呼ばれる海洋の上部に限定されます。[27]
温度計
海面温度は、最初に測定された海洋学的変数の 1 つでした。ベンジャミン フランクリンは、18 世紀後半にメキシコ湾流の調査でアメリカとヨーロッパを航行中に、船から水銀温度計を吊り下げました。その後、海面温度は、海面から手動で汲み上げたバケツの水に温度計を浸すことで測定されました。海面温度を決定する最初の自動化技術は、1963 年までに大型船の吸気口の水温を測定することで実現されました。これらの観測値は、機関室の熱により、約 0.6 °C (1 °F) の暖かいバイアスを持っています。[28]
固定された気象ブイは、水深 3 メートル (9.8 フィート) の水温を測定します。SST の測定は、その方法が原因で、過去 130 年間にわたって一貫性がありませんでした。19 世紀には、船外のバケツで測定が行われました。しかし、バケツの違いにより、温度にわずかな変化がありました。サンプルは木製のバケツか、断熱されていないキャンバス製のバケツで収集されましたが、キャンバス製のバケツは木製のバケツよりも早く冷えました。1940 年から 1941 年にかけての温度の急激な変化は、文書化されていない手順の変更の結果でした。夜間に船の側面からライトを使用して測定するのは危険すぎるため、サンプルはエンジンの吸気口の近くで採取されました。[29]
世界にはさまざまな漂流ブイが存在し、設計もさまざまで、信頼性の高い温度センサーの位置もさまざまです。これらの測定値は衛星に送信され、自動で即時にデータが配信されます。[30]米国海域の沿岸ブイの大規模なネットワークは、国立データブイセンター（NDBC）によって管理されています。[31] 1985年から1994年にかけて、エルニーニョ現象の監視と予測を支援するために、赤道太平洋全体に係留ブイと漂流ブイの大規模な配列が配置されました。[32]
気象衛星
気象衛星は1967年以来、海面水温情報の測定に利用されており、最初の地球規模の合成画像は1970年に作成されました。[33] 1982年以降、[34] 衛星はSSTの測定にますます利用されるようになり、その空間的および時間的変動をより完全に観察できるようになりました。衛星によるSSTの測定値は、現場での温度測定値とかなり一致しています。 [35] 衛星測定は、電磁スペクトルの赤外線部分またはスペクトルの他の部分内の2つ以上の波長で海洋放射を感知することによって行われ、その後、経験的にSSTに関連付けられます。[36]これらの波長が選択される理由は次の通りです。
衛星で測定されたSSTは、海洋の総観図と高頻度の繰り返し画像の両方を提供し、 [39]船舶やブイでは不可能な海盆全体の上層海洋の動態を調べることができます。NASA （アメリカ航空宇宙局）の中解像度撮像分光放射計（MODIS） SST衛星は、2000年以来、1日遅れで世界のSSTデータを提供しています。NOAAのGOES（静止軌道地球衛星）衛星は西半球上で静止しているため、わずか数時間の遅れで1時間ごとにSSTデータを提供することができます。
衛星ベースの絶対 SST 測定には、いくつかの難点があります。まず、赤外線リモートセンシング法では、放射線は海洋の表層「表皮」 、つまり約 0.01 mm以下の表面から放射されますが、これは主に日中の太陽表面加熱、反射放射、顕熱損失、表面蒸発の影響により、海洋の表層 1 メートルの全体温度を表さない可能性があります。これらすべての要因により、衛星データをブイや船上測定法による測定と比較することがやや難しくなり、地上での真実の測定が複雑になります。[40] 次に、衛星は雲を透過できないため、雲の多い地域では衛星から得られる SST に低温バイアスが生じます。[9] ただし、受動マイクロ波技術は SST を正確に測定し、雲を透過できます。[36]気象衛星 の大気サウンダー チャネルは海面のすぐ上にピークを置きますが、その校正には海面温度の知識が重要です。[9]
地球の大気にとっての重要性
海面温度は地球の大気の挙動に影響を与えるため、大気モデルへの初期化が重要です。海面温度は熱帯低気圧の発生に重要ですが、海霧や海風の形成を決定する上でも重要です。[9]下層の温暖な海水からの熱は、35キロメートル（22マイル）から40キロメートル（25マイル）ほどの短い距離で気団を大幅に変更する可能性があります。[41] たとえば、北半球の温帯低気圧の南西では、比較的暖かい水域に冷たい空気を運ぶ湾曲した低気圧の流れにより、狭い湖水効果雪（または海効果雪）帯が発生する可能性があります。これらの帯は、湖などの大きな水域が熱を効率的に蓄え、水面と上空の空気の間に13°C（23°F）を超える大きな温度差をもたらすため、多くの場合雪の形で局地的な強い降水をもたらします。[42]この温度差により、暖かさと水分が上方に運ばれ、垂直に伸びた雲に凝縮して雪が降る。高度と雲の深さによる温度低下は、水温と大規模環境の両方に直接影響される。高度による温度低下が激しいほど、雲は高くなり、降水率は高くなる。[43]
熱帯低気圧
少なくとも深さ50メートルにわたる海水温が26.5 ℃（79.7 ℉ ）以上であることが、熱帯低気圧（メソサイクロンの一種）を維持するために必要な前兆の1つです。 [44] [45]これらの暖かい水は、熱帯系の燃料となる暖かい核 を維持するために必要です。この値は、海洋の長期的な平均表面温度である16.1℃（60.9℉）をはるかに上回っています。[46]ただし、この要件は、天候が乱れた領域を取り巻く周囲の大気環境が平均的な状態であると想定しているため、一般的な基準値としか考えられません。熱帯低気圧は、SSTがこの標準温度をわずかに下回ったときに激化しました。
熱帯低気圧は、通常の条件が満たされていない場合でも発生することが知られています。たとえば、高高度（例えば、500 hPaレベル、または5.9 km）でのより低い空気温度は、対流が起こるのに十分なほど大気を不安定にするために一定の減率を必要とするため、より低い水温で熱帯低気圧の発生につながる可能性があります。湿った大気では、この減率は6.5 °C/kmですが、相対湿度が100%未満の大気では、必要な減率は9.8 °C/kmです。[47]
500 hPa レベルでは、熱帯地方内の気温は平均 -7 °C (18 °F) ですが、熱帯地方の空気は通常この高さでは乾燥しているため、空気が湿球温度、つまり湿るにつれて冷却されて対流が起こりやすいより好ましい温度になる余地があります。水温が 26.5 °C (79.7 °F) の場合、対流を開始するには熱帯大気中の 500 hPa での湿球温度が -13.2 °C (8.2 °F) である必要があり、この温度要件は、500 hPa での 1 °C の変化ごとに海面温度が 1 °C 比例して増減します。寒冷サイクロン内では、500 hPa の温度が -30 °C (-22 °F) まで下がることがあり、最も乾燥した大気でも対流が開始される可能性があります。これは、対流圏中層、およそ 500 hPa レベルの水分が、通常、発達の条件となる理由も説明しています。しかし、同じ高度に乾燥した空気がある場合、乾燥した大気は不安定になるために湿った大気よりも大きな減率を必要とするため、500 hPa の温度はさらに低くなければなりません。[48] [49]対流圏界面付近の高度では、30 年間の平均気温 (1961 年から 1990 年までの期間に測定) は -77 °C (-132 °F) でした。[50]より冷たい海域で熱帯低気圧が存続した例として、 2005 年大西洋ハリケーン シーズン後半のイプシロンが挙げられます。[51]
参照
- エルニーニョ南方振動 – 周期的に変動する気候現象
- 地球表面温度 – 地球表面の平均温度
- 塩分躍層 – 塩分濃度の違いによる水域の成層
- 計測温度記録 – 地球表面の平均温度
- 海洋熱波 – 海洋における異常な高温現象
- 海洋熱量 – 海洋に蓄えられたエネルギー
- 太平洋十年規模振動 – 気候変動の繰り返しパターン
- 海面上昇 – 気候変動による海面上昇
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外部リンク
- NOAA OceanView の SST とアニメーション化された表面流のブレンド
- 現在の海面温度の世界地図
- 現在の海面温度異常の世界地図
- SQUAM 2016-03-06 にWayback Machineでアーカイブされました。SST 品質モニター (衛星 SST の時系列安定性とクロスプラットフォームの一貫性を監視するためのほぼリアルタイムのグローバル QC ツール)
- iQuam Archived 2018-06-23 at the Wayback Machine、現場 SST 品質モニター (船舶やブイで測定された現場 SST のほぼリアルタイムの品質管理および監視システム)
- MICROS Archived 2016-03-05 at the Wayback Machine、SST のための海洋上の IR 晴天輝度の監視
この記事には、アメリカ海洋大気庁 のウェブサイトまたは文書からのパブリック ドメインの資料が組み込まれています。