１．解説

以下に、本報告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解説

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念する。第３章の特定事例の解析のみに掲載した要素される中、異常気象の要因や今後の推移に関する社や図表については、必要に応じて本文中に解説を記会的な関心が高まっている。こうした情勢に対応す述する。

べく、気象庁は 2007 年６月に異常気象分析検討会
1.2 日本の天候（主な関連項目：第 2.1 節）（以下、分析検討会）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、大学や研究機関の日本の天候については、季節や年の気温・降水専門家の協力を得て、最新の科学的知見に基づく分量・日照時間の平年差（比）分布図、日本の年平均析を行い、その発生要因等に関する見解を迅速に発気温偏差の経年変化図等を掲載し、その特徴を記述表している。

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区分、平「気候系監視年報」（以下、監視年報）は、年間年値と階級区分について解説する。の気候系1の特徴のほか、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

1.2.1

視情報である。また、監視年報は分析検討会の分析日本の年平均気温偏差結果を特定事例の解析としてまとめており、同検討

第 2.1 節に、1898 年以降の日本の年平均気温偏差会の報告書としての役割も果たしている。2010 年版の経年変化図（第 2.1.1 図）を掲載する。偏差の基までは冊子／CD-ROM として刊行していたが、気候系準は、1981～2010 年の 30 年平均値である。各年のに関する国民の理解の促進や社会経済活動等におけ値は、都市化による影響が小さいと考えられる 15る幅広い利用に供するため、2011 年版より電子出版の気象観測点（網走、根室、寿都、山形、石巻、伏化し、気象庁ホームページ2上で公表することとした。

木、飯田、銚子、境、浜田、彦根、宮崎、多度津、

また、アジア太平洋地域をはじめとした海外の気象名瀬、石垣島）における気温の観測値を用いて算出

機関との気候系に関する監視・解析情報の交換のたしている。まず上記の各地点で、観測された月平均め、英語版も刊行3している。

気温から 1971～2000 年の 30 年平均値を差し引いて今回の報告では、特定事例の解析として、月平均気温の偏差を求め、これを年平均して年平均2012/2013 年冬の北～西日本及び東アジア北部の低偏差を求める。そして 15 地点の年平均偏差を平均す

温、2013 年夏の日本及び東アジアの極端な天候に関ることで日本の年平均気温偏差（1971～2000 年基する解析結果をまとめた。

準）を求める。この値から、1981～2010 年の 30 年

なお、気象庁ホームページには、月々の気候系の平均値と 1971～2000 年の 30 年平均値の差を差し引

特徴の要点を速報としてまとめた「気候系監視速報」

き、日本の年平均気温の偏差（1981～2010 年基準）を掲載するとともに、より詳細な気候情報を提供しとする。なお、宮崎は 2000 年５月、飯田は 2002 年ているので、併せてご利用いただきたい。気候系の５月に庁舎を移転したため、移転による観測データ情報は、「地球環境・気候」のページ 4にまとめて掲への影響を評価し、移転による影響を除去するため載している。の補正を行った上で利用している（大野ほか 2011）。
また、2013 年 12 月に、算出に利用する気象観測点

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.kishou.go.jp/climate/index.html

をこれまでの 17 地点から上記 15 地点に変更し、過去に遡って再計算した。

1

第1.2.1図日本の地域区分と観測点配置図

1.2.2 日本の天候の地域区分の階級に分けられており、階級を決める際の閾値

第 2.1 節では、各季節や年間の日本の天候の特は平年値作成期間における各階級の出現頻度が等徴をまとめる。天候の特徴は、日本を大きく４つしくなるように決めている。また、この期間に出の地域（北日本、東日本、西日本、沖縄・奄美）現した上位（下位）10%を分ける閾値を上（下）回に分けてまとめる。また、必要に応じてそれぞれった場合は、かなり高い（かなり低い）あるいはの地域を太平洋側と日本海側に分けて（沖縄・奄かなり多い（かなり少ない）と表現し、一覧表に美を除く）記述する。平均気温平年差、降水量平は階級の横に＊を付加した。なお、統計方法に関年比、日照時間平年比の分布図（第 2.1.3 図など）

する詳細については、「気象観測統計指針」 5を参や階級一覧表（第 2.1.1 表）は、全国 154 の気象照のこと。

官署及び特別地域気象観測所の観測値に基づいて作成した。各気象官署及び特別地域気象観測所の1.3 世界の天候（主な関連項目：第 2.2 節）

分布と地域区分は、第 1.2.1 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平均気温偏差の計算方法、監視に用いているデー

値の期間は 1981～2010 年の 30 年間である。階級5

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

は、低い（少ない）、平年並、高い（多い）の３つ

2タや平年値、分布図の作成方法について解説する。

値からの差）を求める。この偏差を年で平均する

本書で 用い る主 な世界 の 地域区 分と 地域 名を 第ことにより、世界の年平均気温偏差を求めた。各

1.3.1 図に示す。

年の値には、格子ごとの観測データの密度の違いに由来する誤差を評価した 90%信頼区間を表示す

1.3.1

世界の年平均気温偏差る（石原 2007）。

第 2.2 節に、1891 年以降の世界の年平均気温偏差の経年変化図（第 2.2.1 図）を掲載する。偏差

1.3.2 世界の天候に用いるデータと平年値の基準は、1981～2010 年の 30 年平均値である。

世界の天候の分布図の作成には、CLIMAT 報のデ各年の値は、陸域における地表付近の気温（世界ータを用いた。月平均気温や月降水量の平年値は、各国の気象機関から通報された地上月気候値気象GHCN データ及び気象庁で収集した CLIMAT 報デ通報（CLIMAT 報）、2000 年以前については米国海ータを使っている。平年値の期間は 1981～2010

洋大気庁(NOAA)の気候データセンター(NCDC)によ年の 30 年間である。

り整備された地上気象観測データセット(Global

なお、第２章、第３章の気象災害の記述で引用

Historical Climatology Network: GHCN) ） と 緯している災害による死者数などの値は、国連・各度・経度それぞれ１度格子ごとの海面水温

国政府機関及び研究機関の災害データベース(COBE-SST)（気象庁 2006）から算出される（石原(EM-DAT)等に基づいている。略号は以下のとおり。

2006）。まず、月ごとに陸域の各観測点のデータ及EM-DAT: The OFDA/CRED International DisasterDatabase–www.emdat.be–
Université
Catholique de Louvain – Brussels – Belgium（米国国際開発庁海外災害援助局とルーベンカトリッ
ク大学災害疫学研究所（ベルギー）の災害データベース）
IFRC: International Federation of Red Cross and
Red Crescent Societies.（国際赤十字・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）

び１度格子の海面水温データについて、データがそろっている 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。この世界平均から、1981～2010 年の 30 年平均値と 1971～2000 年の 30 年平均値の差を差し引き、世界の月平均気温の偏差（1981～2010 年基準

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

18UTC）を用いる。長期再解析の詳細は、Onogi et

世界の天候では、気温や降水量などの異常を判al.(2007) を 参 照 の こ と 。 平 年 値 に つ い て は 、断する場合に、ある場所（地域）・ある時期（週、JRA-25 及び JCDAS の解析値から作成した 1981～月、季節）において 30 年間に 1 回以下の頻度で発2010 年平均値を使用する。平年値作成の詳細につ生する現象を「異常気象」としている。気温と降

いては、気象庁(2011b)を参照のこと。以下、中・水量について、異常高温・異常低温及び異常多雨・高緯度の循環、熱帯の循環及び各種監視指数につ異常少雨を次のように定義している。

いて解説する。

異常高温・異常低温：月平均気温の平年差が平年値統計期間（1981～2010 年）の標準偏差の 1.83

1.4.1 中・高緯度の循環倍を超えた場合に異常高（低）温とする。

第 2.3 節では、主に季節ごとの中・高緯度の大異常多雨・異常少雨：月降水量が平年値統計期間

気循環の特徴についてまとめる。

における最大値を上回った（最小値を下回った）

中・高緯度の大気循環で主に注目するのは、大場合に異常多（少）雨とする。

規模な大気の流れのパターン、ジェット気流、ブロッキング（ジェット気流が南北に大きく蛇行あ1.3.4 分布図

るいは分流し、その状態が長時間続く現象）、テレ

年平均気温規格化平年差階級分布図（第 2.2.3 図）

コネクション（遠く離れた地域の気象要素、例え

では、年平均気温の平年差を年平均気温の標準偏ば 500hPa 高度偏差が同時期に同じあるいは逆の差で割った値を緯度５度×経度５度格子ごとに平符号となるような変動）、北極振動（AO；大規模な均し、階級で表示する。年降水量平年比階級分布

気圧（高度）偏差パターンの一つで、北極域と中図（第 2.2.5 図）では、年降水量の平年比を緯度緯度域で逆符号となるほぼ同心円状の偏差パター

５度×経度５度格子ごとに平均し、階級で表示すン）、移動性高低気圧の活動度、準定常ロスビー波る。異常高温・異常低温出現頻度分布図（第 2.2.4（地球が球体で回転していることにより発生する図）では、緯度５度×経度５度格子ごとに月平均波；ロスビー波の解説は、例えば前田と佐藤(2007)

気温の異常高温・異常低温の年間の総数を全デーを参照）の波束（エネルギー）伝播等である。本

タ数で割って、１格子当たりの出現頻度とし、半書では、Takaya and Nakamura(2001)の波の活動度円の大きさで表す。格子内のデータ総数が 10 個未フラックスをロスビー波束の伝播の解析に利用す

満の格子は表示しない。異常高温・異常低温の定る。また、異常気象などの天候の偏りの背景とな義（1.3.3 項）から、出現頻度の期待値は約 3%でっている熱帯の対流活動や海面水温の変動（例えあり、出現頻度が 10%以上の場合、異常高温またばエルニーニョ・南方振動(ENSO)）等による中・は異常低温が平年より多かったと判断する。異常高緯度大気への影響等の解析を行う。

多雨・異常少雨出現頻度分布図（第 2.2.6 図）では、月降水量の異常多雨･異常少雨を対象とする以

1.4.2 熱帯の循環と対流活動

外は、異常高温・異常低温出現頻度と同様である。

第 2.4 節では、主に季節ごとの熱帯の大気循環や対流活動（熱帯の積雲対流群の活動）の特徴及

1.4 大気循環（主な関連項目：第 2.3 節、第 2.4び台風経路の特徴についてまとめる。

節、第 2.6 節～第 2.8 節、第３章）

熱帯域の大気循環の特徴で主に着目するのは、大気循環場データは、気象庁と電力中央研究所

Madden-Julian 振動（MJO；赤道域を 30～60 日のが共同で実施した長期再解析(JRA-25)及びそれと周期で対流活動活発域が東進する現象）等の赤道同じシステムである気象庁気候データ同化システ

季節内変動、夏季及び冬季モンスーン、数年周期ム(JCDAS)による解析値（解析時刻は 00、06、12、で変動する ENSO に伴う循環場及び対流活動活発4域の変動などである。の緯度・時間断面図（第 2.4.2 図）などから解析

対流活動を推定するデータとしては、米国の極する。

軌道衛星（NOAA シリーズ）により観測され、米国海洋大気庁(NOAA)より提供された外向き長波放射

1.4.3 熱帯の大気及び海洋の監視指数2量（OLR；単位：W/m ）を利用する（第 2.4.4 図な

第 2.4 節では、ENSO に伴う海洋と大気の変動のど）。平年値は 1981～2010 年平均値である。OLR状況を把握するため、南方振動指数(SOI)、OLR 指については、熱帯域においては値が小さいほど対数(OLR-PH, OLR-MC, OLR-DL)、赤道域 200hPa 東西流活動が活発であると推定できる。ただし、冬季風指数(U200-IN, U200-CP)、赤道域 850hPa 東西風の中緯度や標高の高いところ（例えばチベット高指数(U850-WP, U850-CP, U850-EP)、領域平均海面原など）では、対流活動が活発でなくても地表面水温偏差(NINO.1+2, NINO.3, NINO.4, NINO.WEST,温度の低い状態が反映され、放射量が少なく（値IOBW)を掲載した（第 2.4.1 表）。それぞれの指数が小さく）なっているので注意が必要である。の算出に利用した領域は、第 2.4.1 表の下部に示流線関数（第 2.4.5 図など）はす。

u ψ =-δψ/δy, v ψ =δψ/δx（ψ：流線関数、u ψ、 v ψ :風の回転成分）

第 2.4.1 表の領域平均海面水温偏差は平年値からの差（平年偏差）を表し、その他の指数は規格により定義され、風の回転成分は流線関数の等値化偏差（平年偏差を平年値の期間で求めた標準偏線に平行で風下に向かって左手に小さい値を見て差で割った値）である。なお、南方振動指数は、吹き、その速さは流線関数の勾配に等しい（等値タヒチとダーウィン各々の海面気圧の規格化偏差線の混んでいるところほど風が強い）という性質の差を求め、求めた差をさらに規格化した値であがある。流線関数の平年偏差は平年と比べた高気る。また、東西風指数の領域平均操作では、領域圧性循環あるいは低気圧性循環の強さを表しておの縁に当たる格子点に 1/2 の重みを、四隅に当たり、平年の循環が高気圧性循環なのか低気圧性循る格子点には 1/4 の重みをかけた。OLR 指数は、環なのかで意味が異なる。例えば、平年の循環が領域平均した平年偏差の符号を逆にしているため、高気圧性循環のところで高気圧性循環の平年偏差正の値は対流活動が平年より活発、負の値は不活が現れれば、高気圧性循環が平年より強いことを発であることを示す。

表し、反対に低気圧性循環の平年偏差が現れれば、また、夏のアジアモンスーンの活動状況を示す

高気圧性循環が平年より弱いことを示す。

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 ﾟ S～35 ﾟ N, 60 ﾟ E～150 ﾟ 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

2divＶ χ = ∇ χ（χ：速度ポテンシャル、Ｖ χ :発散風）

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

ころから大きいところに向かって吹き、その勾配

SAMOI(A)＝((-1)×OLR(W+E))を規格化の大きいところ（等値線の混んでいるところ）ほSAMOI(N)＝(規格化 OLR(S)-規格化 OLR(N))を規格化

ど発散風が強い。一般に、熱帯域での上層発散（収SAMOI(W)＝(規格化 OLR(E)-規格化 OLR(W))を規格化束）、下層収束（発散）域は、大規模な対流活動のここで、OLR(S)等は、第 1.4.1 図に S 等で示さ活発な（不活発な）領域に概ね対応している。MJOれた各領域で平均した OLR である。夏のアジアモは、半旬（５日）移動平均した速度ポテンシャル

5ンスーンの活動が活発（SAMOI(A)が正）な場合、

1.6 海氷・積雪（関連項目：第 2.8 節、第 2.9 節）

亜熱帯ジェットが極側にシフトする、チベット高海氷（第 2.8 節）の解析には、Nimbus 衛星（米

気圧が強い、日本付近で高気圧が強く北日本を中国）に搭載されたマイクロ波放射計(SMMR)、米国心に高温などの関係が見られる。

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 衛星に搭載された SSM/I・SSMIS により観測されたデータを用いて、気象庁が独自に開発した手法に基づいて解析したデータに基づいている（気象庁 2011a）。
参考文献

石原幸司，2006：COBE-SSTを用いた全球平均気温平年差の算出．測候時報第 73 巻，S19-S25．
石原幸司，2007：全球平均気温における標準誤差の評
価．測候時報第 74 巻，19-26．
大野浩史，吉松和義，小林健二，若山郁夫，諸岡浩子，及川義教，平原翔二，池田友紀子，齋藤仁美，2011：
第1.4.1図 夏のアジアモンスーン OLR指数(SAMOI)の領気温の時系列データから気象官署の移転にともなう域影響を補正する手法について．測候時報第 78 巻，31-41．
気象 庁 , 2006 ： 気 候 解 析 用 全 球 海 面 水 温 解 析 デ ー タ
1.5 海況（関連項目：第 2.5 節）(COBE-SST)の特徴．気候系監視報告別冊第 12 号.
第 2.5 節では、エルニーニョ現象をはじめ気候
気象庁, 2011a： 衛星データによる積雪域解析. 気候系監視資料 2010.に大きな影響を与える海洋の状況を把握するため、
気象庁, 2011b： 1981～2010 年平年値. 気候系監視資海面水温(SST)、表層水温などの実況や時間推移な料 2011.
前田修平, 佐藤均, 2007： 定常ロスビー波とその影響,
どの資料を掲載し、海況の特徴について主に季節
平成 19 年度季節予報研修テキスト, 61-71.
ごとにまとめた年間の特徴を記述する。
Onogi, K., J. Tsutsui, H. Koide, M. Sakamoto, S.
海面水温平年偏差図（第 2.5.1 図など）は、気Kobayashi, H. Hatsushika, T. Matsumoto, N.
Yamazaki, H. Kamahori, K. Takahashi, S. Kadokura,
象庁が収集した海面水温の観測データから作成さK. Wada, K. Kato, R. Oyama, T. Ose, N. Mannoji,
れた緯度・経度１度格子の COBE-SST を用いたもの
and R. Taira, 2007: The JRA-25 Reanalysis. J.
Meteorol. Soc. Japan, 85, 369-432.
である。偏差は 1981～2010 年の 30 年間の平均値
Takaya, K. and H. Nakamura, 2001: A formulation ofを平年値として計算した。COBE-SST については気a phase-independent wave-activity flux for
stationary and migratory quasigeostrophic eddies
候系監視報告別冊第 12 号（気象庁 2006）を参照
on a zonally varying basic flow. J. Atoms. Sci .,のこと。
58, 608-627.
表層貯熱量偏差の経度・時間断面図（第 2.5.3
Usui, N., S. Ishizaki, Y. Fujii, H.Tsujino, T.
Yasuda, and M. Kamachi, 2006: Meteorological図）は、気象研究所海洋研究部で開発された全球ResearchInstituteMultivariateOcean海洋データ同化システム(MOVE/MRI.COM-G)から計
Variational Estimation (MOVE) System: Some earlyresults. Adv. Space Res. , 37, 806-822.
算した半旬平均値を使用し作成した。

MOVE/MRI.COM-G の詳細は、Usui et 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。

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