1. 解説

以下に、本年報の作成に用いたデータソース、計算方法、図表類の見方、専門的な用語について

1.1 気候系監視年報について
地球 温 暖化 の 進 行 に伴 い 異常 気 象の 頻 発が懸解説する。第 3 章の特定事例の解析のみに掲載し念される中、異常気象の要因や今後の推移に関すた要素や図表については、必要に応じて本文中にる社会的な関心が高まっている。こうした情勢に解説を記述する。

対応すべく、気象庁は 2007 年 6 月に異常気象分析
1.2 日本の天候（主な関連項目：第 2.1 節）検討会を設置し、社会的な影響が大きい異常気象が発生した場合は、大学や研究機関の専門家の協

日本の天候については、季節や年の気温・降水力を得て、最新の科学的知見に基づく分析を行い、量・日照時間の平年差（比）分布図、日本の年平その発生要因等に関する見解を迅速に発表してい均気温偏差の経年変化図等を掲載し、その特徴をる。

記述する。以下の項では、気温の長期変化を表す
年平均気温偏差の計算方法、監視対象となる地域「気候系監視年報」は、年間の気候系 1の特徴の区分、平年値と階級区分について解説する。

ほか、日本や世界の異常気象・天候の解析結果をまとめた気候系に関する総合的な監視情報である。

1.2.1

また、気候系監視年報は異常気象分析検討会の分日本の年平均気温偏差析結果を特定事例の解析としてまとめており、同

第 2.1 節に、1898 年以降の日本の年平均気温偏検討 会の 報 告書 とし て の 役割 も果 た して いる 。

差の経年変化図（第 2.1.1 図）を掲載する。偏差2010 年版までは冊子及び CD-ROM として刊行しての基準は、1981～2010 年の 30 年平均値である。

いたが、気候系に関する国民の理解の促進や社会各年の値は、都市化による影響が小さいと考えら

経済 活動 等 にお ける 幅 広 い利 用に 供 する ため 、れる 15 の気象観測地点（網走、根室、寿都、山形、2011 年版より電子出版化し、気象庁ホームページ

石巻、伏木、飯田、銚子、境、浜田、彦根、宮崎、上で公表することとした。また、アジア太平洋地

多度津、名瀬、石垣島）における気温の観測値を域をはじめとした海外の気象機関との気候系に関用いて算出している。まず上記の各地点で、観測する監視・解析情報の交換のため、英語版も公開 3された月平均気温から 1971～2000 年の 30 年平均している。

値を差し引いて月平均気温の偏差を求め、これを2

今回の報告では、特定事例の解析として、年平均して年平均偏差を求める。そして 15 地点の2013/2014 年冬の米国の寒波、2014 年夏の日本の年平均偏差を平均することで日本の年平均気温偏不順な天候をとりあげ、その解析結果をまとめた。

差（1971～2000 年基準）を求める。最後に、この

なお、気象庁ホームページには、月々の気候系偏差における 1981～2010 年の 30 年平均が 0 となの特徴の要点を速報としてまとめた「気候系監視るように補正した値を、日本の年平均気温の偏差速報」を掲載するとともに、より詳細な気候情報（1981～2010 年基準）とする。なお、宮崎は 2000を提供しているので、併せてご利用いただきたい。

年 5 月、飯田は 2002 年 5 月に庁舎を移転したため、気候系の情報は、「地球環境・気候」のページ 4に移転による観測データへの影響を評価し、その影まとめて掲載している。

響を補正した上で利用している（大野ほか 2011）。

1「気候系」とは、大気・海洋・陸地・雪氷など気候の形成に関与する要素を総合したシステムを指す。
2
http://www.data.jma.go.jp/gmd/cpd/diag/nenpo/index.html
3
http://ds.data.jma.go.jp/tcc/tcc/products/
clisys/arcs.html
4
http://www.data.jma.go.jp/cpdinfo/menu/1

第1.2.1図

日本の観測地点配置図と地域区分

1.2.2 日本の天候の地域区分

は、低い（少ない）、平年並、高い（多い）の 3

第 2.1 節では、各季節や年間の日本の天候の特つの階級に分けられており、階級を決める際の閾徴をまとめる。天候の特徴は、日本を大きく 4 つ

値は平年値作成期間における各階級の出現頻度がの地域（北日本、東日本、西日本、沖縄・奄美）等しくなるように決めている。また、この期間にに分けてまとめる。また、必要に応じてそれぞれ出現した上位（下位）10%を分ける閾値を上（下）の地域を太平洋側と日本海側に分けて（沖縄・奄回った場合は、かなり高い（かなり低い）あるい

美を除く）記述する。平均気温平年差、降水量平はかなり多い（かなり少ない）と表現し、一覧表

年比、日照時間平年比の分布図（第 2.1.3 図など）には階級の横に＊を付加した。なお、統計方法にや階級一覧表（第 2.1.1 表）は、全国 154 の気象関する詳細については、「気象観測統計指針」 5を官署及び特別地域気象観測所の観測値に基づいて参照のこと。

作成した。各気象官署及び特別地域気象観測所を合わせた観測地点配置図と地域区分は、第 1.2.1

1.3 世界の天候（主な関連項目：第 2.2 節）

図のとおり。

世界の 天候 につ いて は、 気温・ 降水 量 平 年差（比）分布図、世界の年平均気温偏差の経年変化

1.2.3 日本の天候の平年値と階級区分値図等を掲載し、その特徴を記述する。以下に、年日本の天候の平年差（比）に使用している平年
5

http://www.data.jma.go.jp/obd/stats/data/kaisetu/index.html

値の期間は 1981～2010 年の 30 年間である。階級2

平均気温偏差の計算方法、監視に用いているデーの世界平均について、1981～2010 年の 30 年平均タや平年値、分布図の作成方法について解説する。

が 0 となるように補正し、世界の月平均気温の偏本年報で用いる主な世界の地域区分と地域名を第差（1981～2010 年基準値からの差）を求める。こ1.3.1 図に示す。の偏差を年で平均することにより、世界の年平均気温偏差を求めた。各年の値には、格子ごとの観

1.3.1

世界の年平均気温偏差測データの密度の違いに由来する誤差を評価した

第 2.2 節に、1891 年以降の世界の年平均気温偏90%信頼区間を表示する（石原 2007）。

差の経年変化図（第 2.2.1 図）を掲載する。偏差の基準は、1981～2010 年の 30 年平均値である。

1.3.2 世界の天候に用いるデータと平年値

各年の値は、陸域における地表付近の気温と海面世界の天候の分布図の作成には、CLIMAT 報のデ水温のデータから算出している（石原 2006）。陸ータを用いた。月平均気温や月降水量の平年値は、上気温には、2000 年以前は米国海洋大気庁(NOAA)

GHCN データ及び気象庁で収集した CLIMAT 報デの気候データセンター(NCDC)により整備された地ータを使っている。平年値の期間は 1981～2010

上 気 象 観 測 デ ー タ セ ッ ト (Global Historical

年の 30 年間である。

Climatology Network: GHCN)、また 2001 年以降は、

なお、第 2 章、第 3 章の気象災害の記述で引用

世界各国の気象機関から通報された地上月気候値

している災害による死者数などの値は、国連・各気象通報（CLIMAT 報）を用い、海面水温には緯度・国政府機関及び研究機関の災害データベース

経度それぞれ 1 度格子ごとの海面水温解析データ(EM-DAT)等に基づいている。略号は以下のとおり。

(COBE-SST)（ 気象庁 2006）を用いている。ただし、EM-DAT: The WHO Collaborating Centre for Researchon the Epidemiology of Disasters (CRED:ルーベンカトリック大学災害疫学研究所)が運営するデータベース
IFRC: International Federation of Red Cross and
Red Crescent Societies（国際赤十字・赤新月社連盟）
OCHA: United Nations Office for the Coordinationof Humanitarian Affairs（国際連合人道問題調整事務所）

海氷域における海面水温は使用していない。まず、月ごとに陸域の各観測点のデータ及び 1 度格子の海面水温データについて、陸域の観測地点数が最も多い 1971～2000 年の 30 年平均値を基準とした偏差を求め、緯度・経度 5 度格子ごとに平均した偏差を計算する。これに緯度による面積の違いを考慮した重みを与えて、世界全体で平均する。こ第1.3.1図

世界の地域区分と主な地域名

3

1.3.3 異常気象

じシステムである気象庁気候データ同化システム

世界の天候では、気温や降水量などの異常を判(JCDAS)による解析値を利用していたが、2014 年

断する場合に、ある場所（地域）・ある時期（週、から、気象庁 55 年長期再解析(JRA-55; Kobayashi

月、季節）において 30 年間に 1 回以下の頻度で発et al. 2015)による解析値（解析時刻は 00、06、生する現象を「異常気象」としている。気温と降12、18UTC）を用いる（準リアルタイムでデータの水量について、異常高温・異常低温及び異常多雨・作成を継続しており、そのデータも含めて JRA-55

異常少雨を次のように定義している。と呼ぶ）。平年値については、JRA-55 の解析値か異常高温・異常低温：月平均気温の平年差が平年ら作成した 1981～2010 年平均値を使用する。平年値統計期間（1981～2010 年）の標準偏差の 1.83

値作成の詳細については、気象庁(2011b)を参照の倍を超えた場合に異常高（低）温とする。

こと。以下、中・高緯度の循環、熱帯の循環及び異常多雨・異常少雨：月降水量が平年値統計期間

各種監視指数について解説する。

における最大値を上回った（最小値を下回った）場合に異常多（少）雨とする。

1.4.1 中・高緯度の循環
第 2.3 節では、主に季節ごとの中・高緯度の大1.3.4 分布図

気循環の特徴についてまとめる。

年平均気温規格化平年差階級分布図（第 2.2.3

中・高緯度の大気循環で主に注目するのは、大図）では、年平均気温の平年差を年平均気温の標

規模な大気の流れのパターン、ジェット気流、ブ準偏差で割った値を緯度 5 度×経度 5 度格子ごとロッキング（ジェット気流が南北に大きく蛇行あに平均し、階級で表示する。年降水量平年比階級

るいは分流し、その状態が長時間続く現象）、テレ分布図（第 2.2.5 図）では、年降水量の平年比をコネクション（遠く離れた地域の気象要素、例え

緯度 5 度×経度 5 度格子ごとに平均し、階級で表ば 500hPa 高度偏差が同時期に同じあるいは逆の示する。異常高温・異常低温出現頻度分布図（第符号となるような変動）、北極振動（AO；大規模な2.2.4 図）では、緯度 5 度×経度 5 度格子ごとに気圧（高度）偏差パターンの一つで、北極域と中月平均気温の異常高温・異常低温の年間の総数を緯度域で逆符号となるほぼ同心円状の偏差パター

全データ数で割って、1 格子当たりの出現頻度とン）、移動性高低気圧の活動度、準定常ロスビー波

し、半円の大きさで表す。格子内のデータ総数が（地球が球体で回転していることにより発生する10 個未満の格子は表示しない。異常高温・異常低波；ロスビー波の解説は、例えば前田と佐藤(2007)

温の定義（第 1.3.3 項）から、出現頻度の期待値を参照）の波束（エネルギー）伝播等である。本は約 3%であり、出現頻度が 10%以上の場合、異常書では、Takaya and Nakamura(2001)の波の活動度高温又は異常低温が平年より多かったと判断する。 フラックスをロスビー波束の伝播の解析に利用す
異常多雨・異常少雨出現頻度分布図（第 2.2.6 図）る。また、異常気象などの天候の偏りの背景とな

では、月降水量の異常多雨･異常少雨を対象とするっている熱帯の対流活動や海面水温の変動（例え以外は、異常高温・異常低温出現頻度と同様であばエルニーニョ・南方振動(ENSO)）等による中・る。

高緯度大気への影響等の解析を行う。

1.4 大気循環（主な関連項目：第 2.3 節、第 2.4

1.4.2 熱帯の循環と対流活動節、第 2.6 節～第 2.8 節、第 3 章）

第 2.4 節では、主に季節ごとの熱帯の大気循環

大気循環場データは、2013 年までは気象庁とや対流活動（熱帯の積雲対流群の活動）の特徴及（一財）電力中央研究所が共同で実施した長期再び台風経路の特徴についてまとめる。

解析(JRA-25; Onogi et al. 2007）及びそれと同熱帯域の大気循環の特徴で主に着目するのは、

4

Madden-Julian 振動（MJO；赤道域を 30～60 日のころから大きいところに向かって吹き、その勾配周期で対流活動活発域が東進する現象）等の赤道の大きいところ（等値線の混んでいるところ）ほ季節内変動、夏季及び冬季モンスーン、数年周期ど発散風が強い。一般に、熱帯域での上層発散（収で変動する ENSO に伴う循環場及び対流活動活発束）、下層収束（発散）域は、大規模な対流活動の域の変動などである。

活発な（不活発な）領域に概ね対応している。MJO

対流活動を推定するデータとしては、米国の極は、半旬（5 日）移動平均した速度ポテンシャル

軌道衛星（NOAA シリーズ）により観測され、米国の経度・時間断面図（第 2.4.2 図）などから解析海洋大気庁(NOAA)より提供された外向き長波放射する。

2量（OLR；単位：W/m ）を利用する（第 2.4.4 図など）。平年値は 1981～2010 年平均値である。OLR

1.4.3 熱帯の大気及び海洋の監視指数については、熱帯域においては値が小さいほど対第 2.4 節では、ENSO に伴う海洋と大気の変動の流活動が活発であると推定できる。ただし、冬季状況を把握するため、南方振動指数(SOI)、各領域の中緯度や標高の高いところ（例えばチベット高での OLR 指数(OLR-PH, OLR-MC, OLR-DL)、赤道域原など）では、対流活動が活発でなくても地表面200hPa 東西風指数(U200-IN, U200-CP)、赤道域温度の低い状態が反映され、放射量が少なく（値850hPa 東西風指数(U850-WP, U850-CP, U850-EP)、が小さく）なっているので注意が必要である。

領域平均海面水温偏差(NINO.1+2, NINO.3, NINO.4,

流線関数（第 2.4.5 図など）は

NINO.WEST, IOBW)を掲載する（第 2.4.1 表）。それ

u ψ =-∂ψ/∂y, v ψ =∂ψ/∂x（ψ：流線関数、u ψ、 v ψ :風の回転成分）

ぞれの指数の算出に利用する領域は、第 2.4.1 表により定義され、風の回転成分は流線関数の等値

第 2.4.1 表の領域平均海面水温偏差は平年値か線に平行で風下に向かって左手に小さい値を見てらの差（平年偏差）を表し、その他の指数は規格吹き、その速さは流線関数の勾配に等しい（等値化偏差（平年偏差を平年値の期間で求めた標準偏線の混んでいるところほど風が強い）という性質差で割った値）である。なお、南方振動指数は、がある。流線関数の平年偏差は平年と比べた高気タヒチとダーウィンにおける各々の海面気圧の規圧性循環あるいは低気圧性循環の強さを表してお格化偏差の差を求め、求めた差をさらに標準偏差り、平年の循環が高気圧性循環なのか低気圧性循で規格化した値である。また、東西風指数の領域環なのかで意味が異なる。例えば、平年の循環が平均操作では、領域の縁に当たる格子点に 1/2 の高気圧性循環のところで高気圧性循環の平年偏差重みを、四隅に当たる格子点には 1/4 の重みをかが現れれば、高気圧性循環が平年より強いことをけた。OLR 指数は、領域平均した平年偏差の符号表す。一方、同じく平年の循環が高気圧性循環のを逆にしているため、正の値は対流活動が平年よところでも低気圧性循環の平年偏差が現れれば、り活発、負の値は不活発であることを示す。の下部に示す。

高気圧性循環が平年より弱い、あるいは平年と異また、夏のアジアモンスーンの活動状況を示す

なり低気圧性循環となっていることを示す。

指 数 (Summer Asian Monsoon OLR Index: SAMOI)

速度ポテンシャルは大規模な発散・収束を表すを、第 2.7.1 表に掲載する。夏（6～8 月）の OLR量であり、次の式により定義される。

を(5 ˚ S～35 ˚ N, 60 ˚ E～150 ˚ E)の領域で主成分分析して、第 1.4.1 図に示す東西あるいは南北方向に2divＶ χ = ∇ χ（χ：速度ポテンシャル、Ｖ χ :発散風）

シーソー的な変動をするパターンを抽出し、その速度ポテンシャルの値が負で絶対値が大きいほど、 結果から、全体の活動度を示す SAMOI(A)、北偏度大規模な発散が強い。また、発散風は速度ポテンを示す SAMOI(N)、西偏度を示す SAMOI(W)を定義しシャルの等値線に直角に、かつその値の小さいとている。

5

テム(MOVE/MRI.COM-G)から計算した半旬平均値を使用し作成した。MOVE/MRI.COM-G の詳細は、Usuiet al.(2006)を参照のこと。平年値は、1981～2010
年の 30 年間の平均値である。
1.6 海氷・積雪（関連項目：第 2.8 節、第 2.9 節）
海氷（第 2.8 節）の解析には、Nimbus 衛星（米国）に搭載されたマイクロ波放射計(SMMR)、米国
国防気象衛星プログラム(DMSP)衛星に搭載されたマイクロ波放射計(SSM/I・SSMIS)により観測されたデータを用いた。
積雪域の状況（第 2.9 節）は、DMSP 衛星に搭載

第1.4.1図 夏のアジアモンスーン OLR指数(SAMOI)の領域

された SSM/I・SSMIS の観測データを、気象庁が独自に開発した手法に基づいて解析している（気象SAMOI(A)＝((-1)×OLR(W+E))を規格化庁 2011a）。

SAMOI(N)＝(規格化 OLR(S)-規格化 OLR(N))を規格化
SAMOI(W)＝(規格化 OLR(E)-規格化 OLR(W))を規格化

参考文献

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亜熱帯ジェットが極側にシフトする、チベット高及川義教，平原翔二，池田友紀子，齋藤仁美，2011：
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どの資料を掲載し、海況の特徴について主に季節
Kobayashi, S., Y. Ota, Y. Harada, A. Ebita, M. Moriya,ごとにまとめた年間の特徴を記述する。
H. Onoda, K. Onogi, H. Kamahori, C. Kobayashi, H.
海面水温平年偏差図（第 2.5.1 図など）は、気Endo, K. Miyaoka, and K. Takahashi, 2015: The
JRA-55 Reanalysis: General Specifications and象庁が収集した海面水温の観測データから作成さBasic Characteristics. J. Meteorol. Soc. Japan,
れた緯度・経度 1 度格子の COBE-SST を用いたもの
93, 5-48.
Onogi,K., J. Tsutsui, H. Koide, M. Sakamoto, S.
である。偏差は 1981～2010 年の 30 年間の平均値
Kobayashi, H. Hatsushika, T. Matsumoto, N.
を平年値として計算した。COBE-SST については気Yamazaki, H. Kamahori, K. Takahashi, S. Kadokura,K. Wada, K. Kato, R. Oyama, T. Ose, N. Mannoji,
候系監視報告別冊第 12 号（気象庁 2006）を参照
and R. Taira, 2007: The JRA-25 Reanalysis. J.のこと。
Meteorol. Soc. Japan, 85, 369-432.
表層貯熱量偏差の経度・時間断面図（第 2.5.3
Takaya, K. and H. Nakamura, 2001: A formulation ofa phase-independent wave-activity flux for図）は、気象研究所海洋研究部（現海洋・地球化
stationary and migratory quasigeostrophic eddies

ここで、OLR(S)等は、第 1.4.1 図に S 枠等で示学研究部）で開発された全球海洋データ同化シス

6

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Usui, N., S. Ishizaki, Y. Fujii, H.Tsujino, T.
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7