気候系監視年報 2011平成 24 年３月

気

象

庁

はじめに

気象庁は、異常気象の要因解明といった社会的な要請に対して適時適確に情報を発表するため、平成 19 年に異常気象分析検討会を設置するとともに、「気候系監視年報」の刊行を始めました。「気候系監視年報」は、年間の気候系（大気、海況、雪氷）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視・解析情報です。気候系に関する国民の理解の促進や社会経済活動における幅広い利用に供するため、本誌（2011 年版）より電子出版化し、気象庁ホームページ上で公表することとしました。
本報告には、2011 年の気候系の特徴をまとめるとともに、2010 年夏から 2011 年春にかけて発生したラニーニャ現象、2011 年夏の熱帯季節内変動と日本の天候への影響、
インドシナ半島の雨季の多雨、及び、米国南部の高温・少雨に関する解析結果を特定事
例の解析として掲載しました。この報告が気候系に関する理解と知見の向上に役立てば
幸いです。

気象庁

地球環境・海洋部

気候情報課課長

横手嘉二

目 次
はじめに
1 .

解 説

· · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · ·1 . 1

気 候 系 監 視 年 報 に つ い て

1 . 2

1

· · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · ·1

日 本 の 天 候

· · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · ·

1

1 . 3

世 界 の 天 候

· · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · ·2

1.4

大 気 循 環· ······ ······ ······ ······ ······ ······ ··

4

1.5

海 況

···········································

52 .

2 0 1 1 年 気 候 系 の ま と め· · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · ·7

2.1

日 本 の 天 候······································

7

2.2

世界の天候

········································

13

2.3

中・高緯度の大気循環

2.4

熱帯の大気循環と対流活動

2.5

海況

2.6

冬季北半球成層圏の大気循環···························

33

2.7

夏 季アジ ア モンス ー ンの特 徴··························

36

2.8

北 極 域 の 海 氷·····································

39

2.9

北半球の積雪域

3.

·······························

19····························

24·············································

31

特定事例の解析····································

41·········································

43

3.1

2010/2011 年に発生したラニーニャ現象····················

3.2

2011 年夏季の熱帯季節内変動と日本の天候への影響

3.3

2011 年雨季のインドシナ半島の多雨

3.42011 年夏を中心とした米国南部の高温・少雨

43············

57························

63·················

66

１．解説

情報は、「地球環境・気候」のページ4にまとめて掲

1.1 気候系監視年報について載している。

地球温暖化の進展に伴い異常気象の頻発が懸念

以下に、本報告の作成に用いたデータソース、計される中、異常気象の要因や今後の推移に関する社

算方法、図表類の見方、専門的な用語について解説

会的な関心が高まっている。こうした情勢に対応すする。第３章の特定事例の解析のみに掲載した要素

べく、気象庁は、社会的に大きな影響を与えた異常や図表については、必要に応じて本文中に解説を記

気象の発生時に、大学や研究機関の専門家の協力を述する。

得て、最新の科学的知見に基づく分析を行い、その1.2 日本の天候（主な関連項目：第 2.1 節）発生要因等に関する見解を適時に発表するため、日本の天候については、季節や年の気温・降水2007 年６月に異常気象分析検討会を設置した。
「気候系監視年報」は、異常気象分析検討会の設

量・日照時間の平年差（比）分布図、日本の年平均置に合わせ、暖冬や暑夏など日本の異常気象をはじ

地上気温偏差の経年変化図等を掲載し、その特徴をめとする気候系1の解析結果を大学・研究機関等と共記述する。以下の項では、気温の長期変化の算出に有し、官学連携して気候系に関する知見の一層の向使用した地点、監視対象となる地域区分、平年値と上を図ることを目的として刊行を開始した。2010 年

階級区分について解説する。

版までは冊子として刊行していたが、気候系に関す
1.2.1 日本の年平均気温偏差る国民の理解の促進や社会経済活動における幅広い利用に供するため、本誌（2011 年版）より電子出版

第 2.1 節に、1898 年以降の日本の年平均気温偏差

化し、気象庁ホームページ2上で公表することとした。

の経年変化図（第 2.1.1 図）を掲載する。偏差の基

また、アジア太平洋地域をはじめとした海外の気象

準は、1981～2010 年の 30 年平均値である。各年の機関との気候系に関する監視・解析情報の交換のた

値は、都市化による影響が小さいと考えられる 17め、英語版も刊行3している。

の気象観測点（網走、根室、寿都、山形、石巻、伏今回の報告では、特定事例の解析として、2010 年

木、長野、水戸、飯田、銚子、境、浜田、彦根、宮夏から 2011 年春まで発生したラニーニャ現象、2011

崎、多度津、名瀬、石垣島）における気温の観測値

年夏の熱帯季節内変動と日本の天候への影響、インを用いて算出している。まず上記各 17 地点の月平均

ドシナ半島の雨季の多雨、及び米国南部の高温少雨

気温の偏差（観測された月平均気温から、1971～2000

に関する解析結果をまとめた。これらの事例解析と年の 30 年平均値を差し引いたもの）を求め、月ごと

ともに、年間の気候系の特徴を簡潔にまとめ、2011に 17 地点の偏差を平均する。この値から、各月の年の気候系に関する総合的な監視・解析情報とした。

1981～2010 年の 30 年平均値と 1971～2000 年の 30

なお、気象庁ホームページには、月々の気候系の

年平均値の差を差し引き、各月の日本の月平均気温

特徴の要点を速報としてまとめた「気候系監視速報」の偏差(1981～2010 年基準)を求める。この偏差を年を掲載するとともに、より詳細な気候情報を提供しで平均することにより、日本の年平均気温偏差を求ているので、併せてご利用いただきたい。気候系のめた。なお、宮崎は 2000 年５月、飯田は 2002 年５月に庁舎を移転したため、移転による観測データへの影響を評価し、移転による影響を除去するための1補正を行った上で利用している。

「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.kishou.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#taikinoshindan1

第1.2.1図

日本の予報区分と観測点配置図

1.2.2 日本の天候の地域区分

り多い（少ない）と表現し、一覧表には階級の横第 2.1 節では、各季節や年間の日本の天候の特に＊を付加した。なお、統計方法に関する詳細に徴をまとめる。天候の特徴は、日本を大きく４つ

ついては、「気象観測統計指針」 5を参照のこと。

の地域（北日本、東日本、西日本、沖縄・奄美）
1.3 世界の天候（主な関連項目：第 2.2 節）に分けてまとめる。また、必要に応じてそれぞれの地域を太平洋側と日本海側に分けて（沖縄・奄

世界の天候 については 、気温・降 水量平年 差

美を除く）記述する。平均気温平年差、降水量平（比）分布図、世界の年平均地上気温偏差の経年年比、日照時間平年比の分布図（第 2.1.3 図など）

変化図等を掲載し、その特徴を記述する。以下に、や階級一覧表（第 2.1.1 表）は、全国 154 の気象

年平均気温の計算方法、監視に用いているデータ

官署及び特別地域気象観測所の観測値に基づいてや平年値、分布図の作成方法について解説する。

作成した。各気象官署及び特別地域気象観測所の本書で用い る主な世界 の地域区分 と地域名を 第分布と地域区分の分け方は、第 1.2.1 図のとおり。

1.3.1 図に示す。

1.2.3 日本の天候の平年値と階級区分値

1.3.1

世界の年平均気温偏差

日本の天候の平年差（比）に使用している平年

第 2.2 節に、1891 年以降の世界の年平均気温偏値の期間は 1981～2010 年の 30 年間である。階級差の経年変化図（第 2.2.1 図）を掲載する。偏差は、低い（少ない）、平年並、高い（多い）の３つの基準は、1981～2010 年の 30 年平均値である。

の階級に分けられており、階級を決める際の閾値

各年の値は、陸域における地表付近の気温（世界は平年値作成期間における各階級の出現頻度が等

各国の気象機関から通報された地上月気候値気象

しくなるように決めている。また、この期間に出現した上位（下位）10％を分ける閾値を上（下）5回った場合は、かなり高い（低い）あるいはかな

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

2

通報（CLIMAT 報）、2000 年以前については米国海る死者数などの値は、国連、各国政府機関及び研

洋大気庁(NOAA)の気候データセンター(NCDC)によ

究機関の災害データベースや報道発表等に基づいり整備された地上気象観測データセット(Globalている。主な機関等の略号は以下のとおり。

Historical Climatology Network: GHCN)と緯度・IRIN: The Integrated Regional Information Network
OCHA: The Office for the Coordination of
Humanitarian Affairs
FEMA: The Federal Emergency Management Agency of
the United States
EM-DAT: The OFDA/CRED International Disaster
Database–www.emdat.be–
Université
Catholique de Louvain – Brussels – Belgium

経度それぞれ１度（１ﾟ×１ﾟ）格子ごとの海面水温（COBE-SST）（気象庁 2006）から算出される。
まず、月ごとに陸域の各観測点のデータ及び１ﾟ×１ﾟ格子の海面水温データについて、1971～2000
年の 30 年平均値を基準とした偏差を求め、５ﾟ×５ﾟ格子ごとに平均して偏差を計算する。これに緯1.3.3 分布図

度による面積の違いを考慮した重みを与えて、世

年平均気温規格化平年差階級分布図（第 2.2.3

界全体で平均する。この世界平均から、1981～2010

図）では、年平均気温の平年差を年平均気温の標

年の 30 年平均値と 1971～2000 年の 30 年平均値の準偏差で割った値を緯度･経度５度（５ﾟ×５ﾟ）格差を差し引き、世界の月平均気温の偏差（1981～

子ごとに平均し、階級で表示する。年降水量平年2010 年基準）を求める。この偏差を年で平均する

比階級分布図（第 2.2.4 図）では、年降水量の平ことにより、世界の年平均気温偏差を求めた。各年比を５ﾟ×５ﾟ格子ごとに平均し、階級で表示す年の値には、格子ごとの観測データの密度の違いる。異常高温・異常低温出現頻度分布図（第 2.2.5に由来する誤差を評価した 90％信頼区間を表示

図）では、５ﾟ×５ﾟ格子ごとに月平均気温の異常する（石原 2007）。

高温・異常低温の年間の総数を全データ数で割って、１格子当たりの出現頻度とし、半円の大きさ

1.3.2 世界の天候に用いるデータと平年値で表す。格子内のデータ総数が８個未満の格子は第 2.2 節では、年間の世界の天候や気象災害の表示しない。出現頻度の期待値は約３％なので、特徴を記述する。世界の天候の分布図の作成には、10％以上の場合、異常高温または異常低温が平年

CLIMAT 報のデータを用いた。月平均気温や月降水より多かったと判断する。異常多雨・異常少雨出量の平年値は、GHCN データ及び気象庁で収集した

現頻度分布図（第 2.2.6 図）では、月降水量の異

CLIMAT 報データを使っている。統計期間は 1981

常多雨･異常少雨を対象とする以外は、異常高温・～2010 年である。

異常低温出現頻度と同様である。

なお、気象災害の記述で引用している災害によ第1.3.1図

世界の地域区分と主な地域名

3

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

節、第 2.6 節～第 2.9 節）

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（財）電力中央

30～60 日周期の赤道季節内変動（MJO）、夏季及び研究所が共同で実施した長期再解析(JRA-25）と同

冬季モンスーン、数年周期で変動する ENSO に伴うじシステムである気象庁気候データ同化システム

循環場及び対流活動活発域の変動などである。

(JCDAS）による解析値（解析時刻は 00、06、12、

対流活動を推定するデータとしては、米国の極18UTC）を用いる。長期再解析の詳細は、Onogi et

軌道衛星（NOAA シリーズ）により観測され、米国

al.(2007) を 参 照 の こ と 。 平 年 値 に つ い て は 、

海洋大気庁（NOAA）より提供された外向き長波放JRA-25 及び JCDAS の解析値から作成した 1981～

射量（OLR、単位：W/m2）を利用する（第 2.4.4 図2010 年平均値を使用する。平年値作成の詳細につなど）。平年値は 1981～2010 年平均値である。OLR

いては、気象庁(2011b）を参照のこと。以下、中・については、値が小さいほど対流活動が活発であ

高緯度の循環、熱帯の循環、各種監視指数、積雪ると推定できる。ただし、冬季の中緯度や標高の及び海氷について解説する。

高いところ（例えばチベット高原など）では、対流活動が活発でなくても地表面温度の低い状態が反映され、放射量が少なく（値が小さく）なって

1.4.1 中・高緯度の循環いるので注意が必要である。

第 2.3 節では、主に季節ごとの中・高緯度の大流線関数（第 2.4.5 図など）は風の回転成分か気循環場の特徴についてまとめる。
中高緯度の大気循環で主に注目するのは、大規ら計算され、その偏差は平年と比べた高気圧性循

模な大気の流れのパターン、ジェット気流、ブロ環あるいは低気圧性循環の強さを表している。風

ッキング（ジェット気流が南北に大きく蛇行あるは流線関数の等値線に平行で風下に向かって左手

いは分流し、その状態が長時間続く現象）、テレコに小さい値を見て吹き、その速さは流線関数の勾ネクション（遠く離れた地域の気象要素、例えば配に等しい（等値線の混んでいるところほど風が500hPa 高度偏差が同時期に同じあるいは逆の符強い）という性質がある。
速度ポテンシャルは大規模な発散・収束を表す号となるような変動）、北極振動（AO；大規模な気量であり、次の式により定義される。

圧（高度）偏差パターンの一つで、北極域と中緯度域で逆符号となるほぼ同心円状の偏差パター
ン）、移動性高低気圧の活動度、準定常ロスビー波

divＶ χ = ∇ 2χ
（χ：速度ポテンシャル、Ｖ χ :発散風）（地球が球体で回転していることにより発生する

速度ポテンシャルの値が負で絶対値が大きいほ

波；ロスビー波の解説は、例えば前田・佐藤（2007）

ど、大規模な発散が強い。また、発散風は速度ポを参照）の波束（エネルギー）伝播等である。本

テンシャルの等値線に直角にかつその値の小さい書では、Takaya and Nakamura(2001)の波の活動度ところから大きいところに向かって吹き、その勾フラックスをロスビー波束の伝播の解析に利用す

配の大きいところ（等値線の混んでいるところ）る。また、異常気象などの天候の偏りの背景となほど発散風が強い。一般に、熱帯域での速度ポテっている熱帯の対流活動や海面水温の変動（例えンシャルの上層発散（収束）、下層収束（発散）域

ばエルニーニョ・南方振動（ENSO））等による中・は、対流活動の活発な（不活発な）領域に概ね対高緯度大気への影響等の解析を行う。

応している。MJO の変動は、半旬（５日）移動平
均した速度ポテンシャルの緯度・時間断面図（第2.4.2 図）などから解析する。

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

4

1.4.3 熱帯の大気及び海洋の監視指数

本夏平均気温と SAMOI(A)の夏平均値の相関係数

第 2.4 節では、ENSO に伴う海洋と大気の変動のは 0.78（計算期間 1979～2006 年）である。詳細

状況を把握するため、南方振動指数(SOI; タヒチ

は気象庁(1997）を参照のこと。

とダーウィンの月平均海面気圧偏差)、OLR 指数(OLR-PH, OLR-MC, OLR-DL）、赤道域 200hPa 東西風指数(U200-IN, U200-CP）、赤道域 850hPa 東西風指数(U850-WP, U850-CP, U850-EP）、領域平均海面水
温偏差(NINO.1+2, NINO.3, NINO.4, NINO.WEST）を掲載した（第 2.4.1 表）。それぞれの指数の算出に利用した領域は、第 2.4.1 表の下部に示す。
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化偏差（平年偏差を平年値の期間で求めた標準偏第1.4.1図 夏のアジアモンスーンOLR指数（SAMOI）の領域差で割った値）である。なお、南方振動指数は、まず、タヒチとダーウィン各々の海面気圧の規格
化偏差の差を求め、次に、求めた差をさらに規格

1.4.4 海氷・積雪の状況化した値である。また、東西風指数の領域平均操

海氷（第 2.8 節）の解析には、Nimbus 衛星（米作では、領域の縁に当たる格子点に 1/2 の重みを、国）に搭載されたマイクロ波放射計(SMMR)、DMSP

四隅に当たる格子点には 1/4 の重みをかけた。OLR

衛星に搭載された SSM/I・SSMIS により観測された指数は、領域平均した平年偏差の符号を逆にしてデータを用いた。

いるため、正の値は対流活動が平年より活発、負積雪域の状況（第 2.9 節）は、米国国防気象衛の値は不活発であることを示す。

星プログラム(DMSP）衛星に搭載されたマイクロ波

また、夏のアジアモンスーンの活動状況を示す

放射計（SSM/I・SSMIS）により観測されたデータ

指数（Summer Asian Monsoon OLR Index: SAMOI）

を用いて、気象庁が独自に開発した解析手法に基を、第 2.7.1 表に掲載する。夏（６～８月）の OLR

づ い て 解 析 し た デ ー タ に 基 づ い て い る (気 象 庁を(5 ﾟ S～35 ﾟ N, 60 ﾟ E～150 ﾟ E）の領域で主成分

2011a)。

分析して、第 1.4.1 図に示す東西あるいは南北方向にシーソー的な変動をするパターンを抽出し、1.5 海況（関連項目：第 2.5 節）

その結果から、全体の活動度を示す SAMOI(A）、北第 2.5 節では、エルニーニョ現象をはじめ気候

偏度を示す SAMOI(N）、西偏度を示す SAMOI(W）をに大きな影響を与える海洋の状況を把握するため、定義している。

海面水温(SST)、表層水温などの実況や時間推移なSAMOI(A)＝((-1)×OLR(W+E))を正規化

どの資料を掲載し、海況の特徴について主に季節

SAMOI(N)＝(正規化 OLR(S)-正規化 OLR(N))を正規化

ごとにまとめた年間の特徴を記述する。

SAMOI(W)＝(正規化 OLR(E)-正規化 OLR(W))を正規化

海面水温平年偏差図（第 2.5.1 図など）は、気

ここで、OLR(S）等は、第 1.4.1 図に S 等で示さ

象庁が収集した海面水温の観測データから作成された各領域で平均した OLR である。アジアモンス

れた緯度・経度１度（１ﾟ×１ﾟ）格子の COBE-SSTーンの活動が活発（SAMOI(A)が正）なときは、北を用いたものである。偏差は 1981～2010 年の 30

日本を中心に高温になりやすいなど、日本の天候

年間の平均値を平年値として計算した。COBE-SSTとの間に統計的な関係が見られる。例えば、北日については気候系監視報告別冊第 12 号（気象庁

52006）を参照のこと。
表層貯熱量偏差の経度・時間断面図(第 2.5.3
図)は、気象研究所海洋研究部で開発された全球海洋データ同化システム(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、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。
参考文献
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．
気象庁, 1997：気候系監視報告平成７年６月号.
気 象 庁 , 2006： 気 候 解 析 用 全 球 海 面 水 温 解 析 デ ー タ（COBE-SST）の特徴, 気候系監視報告別冊第 12 号.
気象庁, 2011a： 衛星データによる積雪域解析. 気候
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気象庁, 2011b： 1981～2010 年平年値. 気候系監視資料 2011.
前田修平, 佐藤均, 2007： 定常ロスビー波とその影響,
平成 19 年度季節予報研修テキスト, 61-71.
Onogi, K., J. Tsutsui, H. Koide, M. Sakamoto, S.
Kobayashi, H. Hatsushika, T. Matsumoto, N.
Yamazaki, H. Kamahori, K. Takahashi, S. Kadokura,
K. Wada, K. Kato, R. Oyama, T. Ose, N. Mannoji and
R. Taira, 2007: The JRA-25 Reanalysis. J. Meteorol.
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Takaya, K., and H. Nakamura, 2001: A formulation ofa phase-independent wave-activity flux for
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Usui, N., S. Ishizaki, Y. Fujii, H.Tsujino, T.
Yasuda, and M. Kamachi, 2006: MeteorologicalResearch InstituteMultivariate Ocean Variational
Estimation (MOVE) System: Some early results. Adv.
Space Res., 37, 806-822.

6

2. 2011 年気候系のまとめ

で大雪が降り、ほぼ全国で低温となった。

2.1

冬型の気圧配置が長続きした気温の低い時期と、

日本の天候

2011 年の日本の天候の主な特徴は以下のとお

寒気の影響が弱く気温の高い時期との対照が全国りである。

的に明瞭だった。12 月終わりから１月末にかけて○年降水量は北・東日本日本海側、西日本で多く、は、日本付近に強い寒気が断続的に流れ込んだた

年間日照時間は西日本、沖縄・奄美で少なかっ

め、全国的に気温が低く、アメダスを含む 22 地点

た。

で積雪の深さが観測史上１位を更新するなど、日○全国的に春は低温、夏と秋は高温だった。

本海側の広い範囲で降雪量が多くなった。それ以○多くの地方で梅雨入り・梅雨明けがかなり早か外の期間では冬型の気圧配置は長続きせず、特にった。

12 月前半と２月後半は日本付近へ強い寒気が流○平成 23 年７月新潟・福島豪雨、台風第 12 号及れ込むことがほとんどなかったため、全国的に気び台風第 15 号により記録的な大雨となった。

温が高かった。
平均気温：西日本、沖縄・奄美では低く、東日本

2.1.1

年平均気温の経年変化

では平年並、北日本では高かった。

都市化の影響の少ない全国 17 地点で平均した

降水量：北日本太平洋側、東日本日本海側でかな

2011 年の日本の年平均気温の基準値からの偏差

り多く、北日本日本海側、東日本太平洋側、（ 基 準 値 は 1981～ 2010 年 の 30 年 平 均 値 ） は

西日本日本海側で多く、西日本太平洋側、+0.15℃で、統計を開始した 1898 年以降で 17 番

沖縄・奄美では平年並だった。

目に高い値となった。長期的には、日本の年平均

日照時間：北日本日本海側ではかなり多く、東日

気温は 100 年あたり約 1.15℃（統計期間：1898

本日本海側、東・西日本太平洋側で多く、～2011 年）の割合で上昇している（第 2.1.1 図）。

北日本太平洋側、西日本日本海側、沖縄・奄美では平年並だった。

2.1.2

年平均気温、年降水量、年間日照時間

全国的に５月までは寒気の影響を受けやすく、（２）春（2011 年３～５月）

低温となることが多かった一方、６月から 11 月に○全国的に気温が低く、特に西日本、沖縄・奄美

かけては高温となることが多く（第 2.1.2 図）、年ではかなり低かった。

平均気温は沖縄・奄美を除いて平年並となった（第○北・東日本日本海側で多雨・寡照、沖縄・奄美

2.1.1 表）。年降水量は、北・東日本太平洋側、沖では顕著な寡照となった。

縄・奄美を除いて多く、低気圧や前線の影響を受期間の前半は、冬型の気圧配置や冷涼な高気圧
けやすかった北日本日本海側ではかなり多かった。 の影響で、西日本を中心に気温がかなり低く、太年間日照時間は、東日本太平洋側で多い一方、西平洋側の地方を中心に少雨・多照となった。一方、日本で少なく、沖縄・奄美でかなり少なかった（第期間の後半は、前線や低気圧、台風の影響により

2.1.3 図）。

曇りや雨の日が多く、全国的に多雨・寡照となり、寒気を伴った低気圧の影響などにより北日本を中

2.1.3

季節別の天候の特徴

心に低温となった。また、沖縄・奄美では梅雨前（１）冬（2010 年 12 月～2011 年２月）

線の影響が顕著だった。

○西日本、沖縄・奄美では冬の平均気温が低かっ

平均気温：全国的に低く、特に西日本、沖縄・奄た。

美でかなり低かった。

○12 月終わりから１月終わりにかけて、日本海側

降水量：北・東日本日本海側でかなり多く、北・

7

東日本太平洋側、西日本、沖縄・奄美では（４） 秋（2011 年９～11 月）

平年並だった。

○秋の平均気温は、全国的に高く、東・西日本、

日照時間：沖縄・奄美でかなり少なく、北日本、

沖縄・奄美ではかなり高かった。

東日本日本海側で少なかった。西日本日本○秋の降水量は、全国的に多く、北日本日本海側、海側では平年並で、東・西日本太平洋側で西日本太平洋側ではかなり多かった。

は多かった。

○９月は、台風第 12 号と台風第 15 号による記録
的な大雨により、甚大な災害が発生した。

（３）夏（2011 年６～８月）

偏西風が平年より北寄りに流れて暖かい空気に○全国的に気温が高かった。かなり高い時期もあ覆われることが多かったため、秋の平均気温は全り、気温の変動が大きかった。

国的に高く、東・西日本、沖縄・奄美ではかなり○多くの地方で、梅雨入り・梅雨明けがかなり早高かった。台風や低気圧などの影響により、秋のかった。

降水量は全国的に多く、北日本日本海側、西日本○平成 23 年７月新潟・福島豪雨が発生した。

太平洋側ではかなり多かった。９月には台風第 12

夏の平均気温は全国的に高かった。６月下旬な号と台風第 15 号による記録的な大雨により甚大

ど太平洋高気圧が強まって気温がかなり高くなるな災害が発生した。期間を通じて湿った気流の影

時期と、７月下旬など太平洋高気圧が弱まって気響を受けやすかった沖縄・奄美では、統計を開始

温が低くなる時期があるなど、気温の変動が大きした 1946 年以降で、秋の日照時間が最も少ない値かった。台風や前線、湿った気流などの影響によ（平年比 79％）となった。

り各地で大雨となった時期があった。特に７月終平均気温：全国的に高く、東・西日本、沖縄・奄
美ではかなり高かった。

わりには、新潟県と福島県会津では記録的な大雨

降水量：全国的に多く、北日本日本海側、西日本（平成 23 年７月新潟・福島豪雨）により甚大な災

太平洋側ではかなり多かった。

害が発生した。梅雨のない北海道地方を除き、梅雨入りは東北・北陸地方以外の地方でかなり早く、

日照時間：沖縄・奄美ではかなり少なく、北日本

梅雨明けは奄美・九州南部・九州北部・四国地方

日本海側、西日本で少なかった一方、東日以外の地方でかなり早かった。梅雨の期間が短か

本日本海側でかなり多く、東日本太平洋側

った北日本太平洋側と、梅雨がかなり早く明けたで多かった。北日本太平洋側では平年並だ

沖縄・奄美では夏の降水量が少なかった。日本のった。

夏の天候の背景については、第 3.2 節を参照のこと。
平均気温：全国的に高かった。
降水量：西日本で多く、北日本日本海側、東日本
では平年並だった。北日本太平洋側、沖縄・奄美では少なかった。
日照時間：西日本で少なく、北・東日本、沖縄奄
美では平年並だった。

8

第 2.1.1 図 日本の年平均気温偏差の経年変化
細線（黒）は各年の平均気温の基準値からの偏差、太線（青）は偏差の５年移動平均、直線（赤）は長期的な変化傾向を表す。基準値は 1981～2010 年の平均値。
第 2.1.1 表

年平均気温、年降水量、年間日照時間の地域平均平年差（比）と階級（2011 年）

9第 2.1.2 表 月平均気温、月降水量、月間日照時間の記録を更新した地点数（2011 年）
全国 154 の気象官署及び特別地域気象観測所のうち、各要素の記録を更新した地点数を示す。タイはこれまでの記録と同じ値となった地点数。地域は更新及びタイ記録の地点数の合計が 5 以上のとき記載した。

平均気温
1月

降水量

最高

最低

最大

0

2、2 ﾀｲ

0

2月

0

0

0

3月

0

2

0

日照時間
最小

最大

最小

31、7 ﾀｲ

16

7

北～西日本

東・西日本

東日本、沖縄・奄美

3

3

0

7

1

0
0

北日本、西日本、
沖縄・奄美

4月

0

5月

0

0

1

0

22

9

9

西日本、沖縄・奄美

東・西日本

0

0

4

0

0

2

全国

6月

1 ﾀｲ

0

6
北日本、西日本

7月

0

0

0

0

0

0

8月

1 ﾀｲ

0

0

0

0

0

9月

0

0

7

0

0

2

全国

10 月
11 月

0

0

1

0

0

1

19、8 ﾀｲ

0

2

0

0

1

0

3

0

0

2

西日本、沖縄・奄美

12 月

0

第 2.1.3 表

梅雨入り・梅雨明けの時期（2011 年）
平年

梅 雨 明 け (注 1)

平年

梅雨時期の降水量
平年比と階級(注2)

地方名

梅 雨 入 り (注 1)

沖縄

4 月 30 日ごろ(-)*

5月 9日 ご ろ

6 月 9 日ごろ(-)*

6月 23日 ご ろ

138％(+)奄美4 月 30 日ごろ(-)*

5月 11日 ご ろ

6 月 22 日ごろ(-)

6月 29日 ご ろ

128％(+)

九州南部

5 月 23 日ごろ(-)*

5月 31日 ご ろ

7 月 8 日ごろ(-)

7月 14日 ご ろ

135％(+)

九州北部

5 月 21 日ごろ(-)*

6月 5日 ご ろ

7 月 8 日ごろ(-)

7月 19日 ご ろ

119％(0)四国

5 月 21 日ごろ(-)*

6月 5日 ご ろ

7 月 8 日ごろ(-)

7月 18日 ご ろ

146％(+)*

中国

5 月 21 日ごろ(-)*

6月 7日 ご ろ

7 月 8 日ごろ(-)*

7月 21日 ご ろ

74％(-)

近畿

5 月 22 日ごろ(-)*

6月 7日 ご ろ

7 月 8 日ごろ(-)*

7月 21日 ご ろ

95％(0)

東海

5 月 22 日ごろ(-)*

6月 8日 ご ろ

7 月 8 日ごろ(-)*

7月 21日 ご ろ

103％(0)関東甲信

5 月 27 日ごろ(-)*

6月 8日 ご ろ

7 月 9 日ごろ(-)*

7月 21日 ご ろ

83％(-)

北陸

6 月 18 日ごろ(+)

6月 12日 ご ろ

7 月 9 日ごろ(-)*

7月 24日 ご ろ

96％(0)

東北南部

6 月 21 日ごろ(+)

6月 12日 ご ろ

7 月 9 日ごろ(-)*

7月 25日 ご ろ

110％(+)

東北北部
6 月 21 日ごろ(+)
6月 14日 ご ろ
7 月 9 日ごろ(-)*
7月 28日 ご ろ
70％(-)（注1）梅雨の入り・明けには平均的に5日間程度の遷移期間があり、その遷移期間のおおむね中日をもって「○○日ごろ」と表現した。記号の意味は、(+)*：かなり遅い、(+)：遅い、(0)：平年並、(-)：早い、(-)*：
かなり早い、の階級区分を表す。
（注2）全国153の気象台・測候所等での観測値を用い、梅雨の時期（6～7月。沖縄と奄美は5～6月）の地域平均
降水量を平年比で示した。記号の意味は、(+)*：かなり多い、(+)：多い、(0)：平年並、(-)：少ない、(-)*：
かなり少ない、の階級区分を表す。

10

第 2.1.2 図

地域平均気温平年偏差の５日移動平均時系列（2011 年１月～12 月）

第 2.1.3 図

年平均気温平年差、年降水量平年比、年間日照時間平年比の分布（2011 年）

11

(a)

冬（12～２月）(b)

春（３～５月）(c)

夏（６～８月）(d)

秋（９～11 月）

第 2.1.4 図 2011 年の季節別（冬、春、夏、秋）の平均気温、降水量、日照時間の平年差（比）(a)冬（2010 年 12 月～2011 年２月）、(b)春（３～５月）、(c)夏（６～８月）、(d)秋（９～11 月）。

12

2.2
2.2.1

世界の天候

（１）中国南東部の少雨（１～５月）

世界の平均気温中国南東部では、１月から５月にかけて異2011 年 の 世 界 の 年 平 均 気 温（ 陸 域 に お け る

常少雨となった。シャンハイ（上海）では１

地表付近の気温と海面水温の平均）の基準値～ ５ 月 の ５ か 月 間 降 水 量 が 143mm （ 平 年 比

か ら の 偏 差 （ 基 準 値 は 1981～ 2010 年 の 30 年

37％ ） だ っ た 。

平 均 値 ） は +0.07±0.12℃ で 、 1891 年 の 統 計
開 始 以 降 、12 番 目 に 高 い 値 と な っ た 。長 期 的（ ２ ） イ ン ド シ ナ 半 島 の 洪 水 （ ７ ～ 12 月 ）に は 、 世 界 の 年 平 均 気 温 は 100 年 あ た り 約

インドシナ半島では、雨季を通して平年よ

0.68℃（ 統 計 期 間 ： 1891～ 2011 年 ）の 割 合 でり 雨 の 多 い 状 況 が 続 き 、５ ～ 10 月 の ６ か 月 間

上 昇 し て い る （ 第 2.2.1 図 ）。

降 水 量 は 、 タ イ 北 部 の チ ェ ン マ イ で 1284mm（ 平 年 比 133 ％ ）、 タ イ の 首 都 バ ン コ ク で2.2.2

地域ごとの天候

1910mm（ 同 133％ ）、ラ オ ス の 首 都 ビ エ ン チ ャ

年 平 均 気 温 は 、シ ベ リ ア ～ ヨ ー ロ ッ パ 西 部 、ン で 2080mm（ 同 141％ ） に な る な ど 、 イ ン ド

北米東部～中米北部などで平年より高く、モ

シ ナ 半 島 の ほ と ん ど の 地 点 で 平 年 の 約 1.1 倍

ンゴル～中央アジア、インドシナ半島及びそか ら 1.7 倍 の 雨 と な っ た （ 詳 細 は 第 3.3 節 をの周辺、北米西部、オーストラリア北部など

参 照 ）。７ 月 以 降 、チ ャ オ プ ラ ヤ 川 や メ コ ン 川

で 平 年 よ り 低 く な っ た（ 第 2.2.3 図 ）。米 国 南の 流 域 で 洪 水 が 発 生 し 、タ イ で は 700 人 以 上 、部及びその周辺で異常高温となる月が多かっ

カ ン ボ ジ ア で は 240 人 以 上 、ベ ト ナ ム で は 40

たが、オーストラリア北部では異常低温とな

人以上が死亡したと伝えられた。

る 月 が 多 か っ た （ 第 2.2.5 図 ）。
年 降 水 量 は 、フ ィ リ ピ ン ～ イ ン ド シ ナ 半 島 、（ ３ ） フ ィ リ ピ ン の 台 風 （ 12 月 ）パキスタン南部及びその周辺、米国北東部及フィリピンでは、ミンダナオ島を通過した

びその周辺、南米北部、オーストラリアなど

台 風 第 21 号 に よ り 、 1200 人 以 上 が 死 亡 し たで 平 年 よ り 多 く 、中 国 南 部 、サ ウ ジ ア ラ ビ ア 、と伝えられた。

ヨーロッパ、米国南部～メキシコ北部、ポリネシア中部などで平年より少なかった（第（４）パキスタン南部の多雨（８～９月）

2.2.4 図 ）。米 国 北 東 部 及 び そ の 周 辺 は 異 常 多パキスタン南部は８月末から９月前半にか雨となる月が多く、ヨーロッパ、米国南部～

けて大雨で、９月は異常多雨となった。シン

メキシコ北部、ポリネシア中部は異常少雨とド州のカラチ国際空港では９月の月降水量がな る 月 が 多 か っ た （ 第 2.2.6 図 ）。

213mm（ 平 年 比 2068％ ） だ っ た 。 シ ン ド 州 全2011 年 に 発 生 し た 主 な 異 常 気 象・気 象 災 害

体 で は 、 洪 水 に よ り 480 人 以 上 が 死 亡 し た とを 第 2.2.2 図 に 、 季 節 別 の 気 温 と 降 水 量 の 分伝えられた。

布 を そ れ ぞ れ 第 2.2.7 図 と 第 2.2.8 図 に 示 す 。
各 異 常 気 象・気 象 災 害 の 概 況 は 以 下 の と お り 。
気象災害の記述は米国国際開発庁海外災害援（ ５ ） ヨ ー ロ ッ パ の 少 雨 （ ３ ～ ５ 月 、 ９ ～ 11月）

助局とルーベンカトリック大学災害疫学研究

ヨ ー ロ ッ パ で は 、３ ～ ５ 月 と ９ ～ 11 月 に 異所（ ベ ル ギ ー ）の 災 害 デ ー タ ベ ー ス（ EM-DAT）常 少 雨 と な っ た 。フ ラ ン ス の パ リ /オ ル リ ー 空や 国 連 の 報 道 機 関（ IRIN）、各 国 の 政 府 機 関 の

港 で は ３ ～ ５ 月 の ３ か 月 間 降 水 量 が 23mm（ 平発表等に基づいている。

年 比 16％ ）、 ポ ー ラ ン ド の 首 都 ワ ル シ ャ ワ で
は ９ ～ 11 月 の ３ か 月 間 降 水 量 が 16mm（ 平 年 比13

13％ ） だ っ た 。

1895 年 以 降 で 最 も 暑 い 夏 に な っ た と 伝 え られた。

（６）アフリカ東部の干ばつ（１～９月）
ソ マ リ ア な ど ア フ リ カ 東 部 で は 、 こ の 60

（ 11） 米 国 南 部 ～ メ キ シ コ 北 部 の 少 雨 （ １ ～年で最悪の干ばつで１千万人以上が影響を受

11 月 ）

けていると伝えられた。

１ ～ 11 月 の 総 降 水 量 は 、米 国 テ キ サ ス 州 ア
マ リ ロ 国 際 空 港 で は 143mm（ 平 年 比 28％ ）、メ（７）セイシェル～モーリシャスの高温（４キ シ コ の サ カ テ カ ス 州 サ カ テ カ ス で は 173mm～ 12 月 ）（ 平 年 比 33％ ）だ っ た（ 詳 細 は 第 3.4 節 を 参

セイシェルからモーリシャスでは、４月か照 ）。６ 月 に は 、米 国 南 部 や 南 西 部 で 複 数 の 大ら 12 月 に か け て た び た び 異 常 高 温 と な っ た 。

規模な森林火災が発生し、アリゾナ州ではア

セイシェル国際空港では７月の月平均気温がリゾナ史上最大の森林火災が発生したと伝え

27.2℃ （ 平 年 差 +1.1℃ ） だ っ た 。

ら れ た 。ま た 、11 月 に は メ キ シ コ 北 部 で 深 刻
な 干 ば つ が 発 生 し 、 約 250 万 人 の 飲 み 水 に 影（８）米国北東部及びその周辺の多雨（２～響を及ぼしていると伝えられた。

５月、８～９月）
２～５月は低気圧や前線の影響を受け、ま（ 12） ブ ラ ジ ル 南 東 部 の 大 雨 （ １ 月 ）た、８～９月は低気圧や前線に加えてハリケ

リオデジャネイロ州では、１月中旬、山間ーン「アイリーン」の影響を受け、それぞれ部を中心に集中豪雨に見舞われ、洪水や地滑異常多雨となった。米国オハイオ州ヤングス

りによる被害が発生したと伝えられた。このタウンでは２～５月の４か月間降水量がた め 、 800 人 以 上 が 死 亡 し た と 伝 え ら れ た 。

645mm（ 平 年 比 210％ ）、 ペ ン シ ル ベ ニ ア 州 ア

同 州 の ノ バ フ リ ブ ル ゴ で は 、１ 月 11～ 12 日 のレンタウンでは８～９月の２か月間降水量が２ 日 間 降 水 量 が 270mm に 達 し た 。

672mm（ 平 年 比 311％ ） だ っ た 。
（ 13） ポ リ ネ シ ア 中 部 の 少 雨 （ ３ ～ 10 月 ）（９）米国南東部・中部の竜巻（４～５月）

３ ～ 10 月 の 総 降 水 量 は 、 タ ヒ チ 島 /フ ァ ア

米 国 南 東 部 で は 、 ４ 月 下 旬 に 300 個 以 上 の

ア で は 309mm（ 平 年 比 40％ ） だ っ た 。 ９ 月 に竜 巻 が 発 生 し 、 350 人 以 上 が 死 亡 し た と 伝 え

は、ツバルやトケラウ諸島の人々が、水不足

ら れ た 。ま た 、米 国 ミ ズ ー リ 州 ジ ョ プ リ ン を 、による被害を受けていると伝えられた。

５ 月 22 日 に 強 い 竜 巻 （ EF-５ ） が 襲 い 、 単 一の 竜 巻 と し て は 1950 年 の 統 計 開 始 以 降 で 最（ 14）オ ー ス ト ラ リ ア 北 部 の 低 温（ １ ～ ６ 月 ）多 と な る 150 人 以 上 が 死 亡 し た と 伝 え ら れ た 。

オーストラリア北部では、１月から６月にかけて、南からの寒気の影響でたびたび異常（ 10） 米 国 南 部 及 び そ の 周 辺 の 高 温 （ ３ ～ ９

低温となった。オーストラリア北部のマウン

月）

ト ア イ ザ で は 、 ５ 月 の 月 平 均 気 温 が 17.6 ℃

米国テキサス州オースティンでは、３～５（ 平 年 差 -3.5℃ ） だ っ た 。

月 の ３ か 月 平 均 気 温 が 23.1 ℃ （ 平 年 差+2.8 ℃ ）、 ６ ～ ８ 月 の ３ か 月 平 均 気 温 が
31.9℃（ 平 年 差 +3.3℃ ）だ っ た（ 詳 細 は 第 3.4
節 を 参 照 ）。 米 国 南 部 で は テ キ サ ス 州 な ど で

14

第 2.2.1 図 世 界 の 年 平 均 気 温 偏 差 の 経 年 変 化
細 線 （ 黒 ） は 各 年 の 平 均 気 温 の 基 準 値 か ら の 偏 差 、 エ ラ ー バ ー （ 黄 ） は 90％ 信 頼 区 間 、 太 線 （ 青 ）は 偏 差 の ５ 年 移 動 平 均 、 直 線 （ 赤 ） は 長 期 的 な 変 化 傾 向 を 表 す 。 基 準 値 は 1981～ 2010 年 の 平 均 値 。

第 2.2.2 図 世 界 の 主 な 異 常 気 象 ・ 気 象 災 害 （ 2011 年 ）異 常 気 象 や 気 象 災 害 の う ち 、規 模 や 被 害 が 比 較 的 大 き か っ た も の に つ い て 、お お よ そ の 地 域 ・ 時 期 を示した。図中の丸数字は本文中の括弧付き数字と対応している。

15

第 2.2.3 図 年 平 均 気 温 規 格 化 平 年 差 階 級 分 布 図 （ 2011 年 ）年 平 均 気 温 の 平 年 差 を 標 準 偏 差 で 割 っ て 求 め た 値（ 規 格 化 偏 差 ）を 、緯 度 ５ 度 ×経 度 ５ 度 の 領 域 ご とに 平 均 し 、 ６ つ の 階 級 に 分 け て 記 号 で 表 示 す る 。 そ れ ぞ れ の 階 級 の し き い 値 は ±1.28、 ±0.44、 0。
ただし、観測地点数や観測データ数が十分でない領域については計算していない。

第 2.2.4 図 年 降 水 量 平 年 比 階 級 分 布 図 （ 2011 年 ）年 降 水 量 の 平 年 比 を 、緯 度 ５ 度 ×経 度 ５ 度 の 領 域 ご と に 平 均 し 、４ つ の 階 級 に 分 け て 記 号 で 表 示 す る 。
そ れ ぞ れ の 階 級 の し き い 値 は 70％ 、 100％ 、 120％ 。 た だ し 、 観 測 地 点 数 や 観 測 デ ー タ 数 が 十 分 で な
い領域については計算していない。

16

第 2.2.5 図 異 常 高 温 ・ 異 常 低 温 出 現 頻 度 分 布 図 （ 2011 年 ）緯 度 ５ 度 ×経 度 ５ 度 ご と に 各 観 測 地 点 を 対 象 に 、そ の 年 の 各 月 の 月 平 均 気 温 が 異 常 高 温 ・ 異 常 低 温 とな っ た の べ 回 数 を 数 え 、そ れ を の べ 観 測 デ ー タ 数 で 割 っ て 出 現 頻 度 を 算 出 し た 。異 常 高 温 ・ 異 常 低 温の 出 現 頻 度 の 平 年 値 は 約 ３ ％ な の で 、 便 宜 的 に 出 現 頻 度 が 10％ 以 上 で あ れ ば 「 平 年 よ り 多 い 」 と 判断する。ただし、観測地点数や観測データ数が少ない領域については計算していない。

第 2.2.6 図 異 常 多 雨 ・ 異 常 少 雨 出 現 頻 度 分 布 図 （ 2011 年 ）第 2.2.5 図 と 同 様 。 た だ し 、 月 降 水 量 の 異 常 多 雨 ･異 常 少 雨 の 出 現 頻 度 。

17

(a) 冬 （ 12～ ２ 月 ）(b) 春 （ ３ ～ ５ 月 ）(c) 夏 （ ６ ～ ８ 月 ）(d) 秋 （ ９ ～ 11 月 ）第 2.2.7 図 季 節 別 （ 冬 、 春 、 夏 、 秋 ） の 平 均 気 温 規 格 化 平 年 差 階 級 分 布 図 （ 2011 年 ）(a) 冬 （ 2010 年 12 月 ～ 2011 年 ２ 月 ）、 (b) 春 （ ３ ～ ５ 月 ）、 (c) 夏 （ ６ ～ ８ 月 ）、 (d) 秋 （ ９ ～ 11 月 ）。
３ か 月 平 均 気 温 の 平 年 差 を 標 準 偏 差 で 割 っ て 求 め た 値（ 規 格 化 偏 差 ）を 、緯 度 ５ 度 ×経 度 ５ 度 の 領 域
ご と に 平 均 し 、 ６ つ の 階 級 に 分 け て 記 号 で 表 示 す る 。 そ れ ぞ れ の 階 級 の し き い 値 は ±1.28、 ±0.44、0。 た だ し 、 観 測 地 点 数 や 観 測 デ ー タ 数 が 十 分 で な い 領 域 に つ い て は 計 算 し て い な い 。
(a) 冬 （ 12～ ２ 月 ）(b) 春 （ ３ ～ ５ 月 ）(c) 夏 （ ６ ～ ８ 月 ）(d) 秋 （ ９ ～ 11 月 ）第 2.2.8 図 季 節 別 （ 冬 、 春 、 夏 、 秋 ） の 合 計 降 水 量 平 年 比 階 級 分 布 図 （ 2011 年 ）(a) 冬 （ 2010 年 12 月 ～ 2011 年 ２ 月 ）、 (b) 春 （ ３ ～ ５ 月 ）、 (c) 夏 （ ６ ～ ８ 月 ）、 (d) 秋 （ ９ ～ 11 月 ）。
３ か 月 合 計 降 水 量 の 平 年 比 を 、緯 度 ５ 度 ×経 度 ５ 度 の 領 域 ご と に 平 均 し 、４ つ の 階 級 に 分 け て 記 号 で
表 示 す る 。 そ れ ぞ れ の 階 級 の し き い 値 は 70％ 、 100％ 、 120％ 。 た だ し 、 観 測 地 点 数 や 観 測 デ ー タ 数
が十分でない領域については計算していない。

18

2.3

中・高緯度の大気循環

2.3.1

帯状平均層厚換算温度

2010/2011 年冬は、前半は負の北極振動が卓越

対流圏の帯状平均層厚換算温度平年偏差の時系

し、極域の寒気が北半球中緯度に流れ込みやすか

列（第 2.3.1 図）を見ると、熱帯域（下段）は、ったが、後半は正の位相に転じた。春から秋にか

ラニーニャ現象が発生していた 2010/2011 年冬か

けては、ユーラシア大陸や太平洋から北米では偏ら 2011 年春にかけて低温偏差となった。北半球

西風の南北蛇行が大きく、正偏差と負偏差が交互

中・高緯度の層厚換算温度（中段）は、2010 年夏に並ぶ波列パターンが見られた。北半球中・高緯

以降、急速に下降した後、2011 年初め頃にやや低度対流圏の気温は、夏に一時的に高温偏差となっ

温偏差に変わったが、夏は一時的に高温偏差となたが、他の季節は概ね平年に近い値で推移した。

り、秋以降は平年並で推移した。全球平均した層

本節では、北半球中・高緯度の大気循環の特徴を

厚換算温度（上段）は、夏に高温偏差となったが、主に季節ごとに述べる。

その他の季節は平年に近い値で推移した。

第2.3.1図 対流圏の帯状平均層厚換算温度平年偏差の時系列（2002年１月～2011年12月）
上から順に、全球、北半球中・高緯度及び熱帯域について示しており、細実線は月別値、太実線は５か月移動平均を表す。単位はK。

192.3.2冬（2010 年 12 月～2011 年２月）

わった。本州付近は負偏差、北海道から東海上は海面気圧（第 2.3.2 図）を見ると、シベリア高正偏差だった。

気圧は、中心付近では平年と比べてやや強かった。

対流圏下層の気温（第 2.3.4 図）は、カナダ北アリューシャン低気圧は、季節平均すると不明瞭

東部からグリーンランド付近や太平洋中部は高温だった。ただし、１月は、シベリア高気圧とアリ

偏差、ヨーロッパ北部、モンゴル付近、米国東部ューシャン低気圧がともに平年より強く、日本付は低温偏差となった。

近は強い冬型の気圧配置となり、全国的に低温と対流圏上層の偏西風（第 2.3.5 図）は、ユーラなった（第 2.3.6 図）。アイスランド低気圧は、季シアの亜熱帯ジェット気流と米国東部から大西洋

節平均すると平年より弱かった。

にかけてのジェット気流が平年より強かった。一

500hPa 高度（第 2.3.3 図）は、高緯度域では正方、太平洋中部のジェット気流は、平年より弱か

偏差、中緯度域では負偏差が分布し、負の北極振った。

動の偏差パターンとなった。北極振動は、冬の前半は負の位相が卓越したが、後半は正の位相に変第2.3.2図 ３か月平均海面気圧・平年偏差（2010年12月～2011年２月）
等値線は海面気圧を表し、間隔は４hPa。陰影域は平年偏差を表す。

第2.3.3図 ３か月平均500hPa高度・平年偏差（2010年12月～2011年２月）
等値線は 500hPa 高度を表し、間隔は60m。陰影域は平年偏差を表す。

第2.3.5図 ３か月平均200hPa風速・
風ベクトル（2010年12月～2011年２月）
等値線の間隔は20m/s。平年の40m/sの等値線を緑色で表す。

第2.3.6図 月平均海面気圧・平年偏差（2011年１月）
等値線は海面気圧を表し、間隔は４hPa。陰影域は平年偏差を表す。

20

第2.3.4図 ３か月平均850hPa気温・
平年偏差（2010年12月～2011年２月）
等値線は 850hPa 気温を表し、間隔は４℃。陰影域は平年偏差を表す。波状の陰影域は標高が 1600m 以上の領域を表す。

2.3.3春（2011 年３～５月）

見られ、ヨーロッパと中央シベリアは正偏差、ロ

海面気圧（第 2.3.7 図）を見ると、北極付近は

シア西部と日本付近は負偏差となった。また、太明瞭な低気圧偏差となった。太平洋高気圧は東部

平洋から北米にかけて波列パターンが分布した。

で平年より強かった。大西洋からヨーロッパは高対流圏下層の気温（第 2.3.9 図）は、中国～日

気圧に覆われた。なお、３月はシベリア高気圧が本、北米西部、グリーンランド付近は低温偏差、平年より強く、日本は北海道を除いてかなり低温

ヨーロッパ、中央シベリア、米国東部は高温偏差となった（第 2.3.11 図）。

だった。

500hPa 高度（第 2.3.8 図）を見ると、極うずは

対流圏上層の偏西風（第 2.3.10 図）は、日本付

グリーンランド付近で平年より強かった。ヨーロ

近から太平洋にかけて平年より強く、大西洋から

ッパから日本付近にかけて明瞭な波列パターンがヨーロッパでは分流が明瞭だった。

第2.3.7図 ３か月平均海面気圧・平年偏差（2011年３～５月）
等値線は海面気圧を表し、間隔は４hPa。陰影域は平年偏差を表す。

第2.3.8図 ３か月平均500hPa高度・平年偏差（2011年３～５月）
等値線は 500hPa 高度を表し、間隔は60m。陰影域は平年偏差を表す。

第 2.3.10 図 ３ か 月 平 均 200hPa 風速・風ベクトル（2011年３～５月）
等値線の間隔は 15m/s。平年の 30m/sの等値線を緑色で表す。

第2.3.11図 月平均海面気圧・平年偏差（2011年３月）
等値線は海面気圧を表し、間隔は４hPa。陰影域は平年偏差を表す。

21

第2.3.9図 ３か月平均850hPa気温・
平年偏差（2011年３～５月）
等値線は 850hPa 気温を表し、間隔は３℃。陰影域は平年偏差を表す。波状の陰影域は標高が 1600m 以上の領域を表す。

2.3.4夏（2011 年６～８月）

2.3.16 図）と８月（図略）に、太平洋から北米に海面気圧（第 2.3.12 図）を見ると、ユーラシア

かけては６月（図略）と７月（第 2.3.16 図）に明大陸や北米大陸は低気圧偏差、太平洋は高気圧偏瞭だった。

差となり、海陸のコントラスト（太平洋は高気圧、対流圏下層の気温（第 2.3.14 図）は、北極域で大陸は低気圧）が平年より強かった。北極海からは季節を通じて高温偏差となった。ユーラシア大

グリーンランドは、季節を通して高気圧偏差とな

陸北部は、ロシア西部と中央シベリアで高温偏差、った。フィリピン付近からの波列パターンやアジ

ヨーロッパ西部と西シベリアで低温偏差だった。

アジェット気流に沿った波列パターンに伴って、北米は、西岸を除いて高温偏差となり、特に米国日本付近の高気圧がしばしば強まった（詳細は第南部で顕著だった（詳細は第 3.4 節を参照）。

3.2 節を参照）。

対流圏上層の偏西風（第 2.3.15 図）は、北半球

500hPa 高度場（第 2.3.13 図）は、北極域で正規模で南北蛇行が大きかった。北米のジェット気偏差となった。北半球規模で波列状の偏差パター

流は平年より強かった。

ンが見られ、特に、ユーラシア大陸では７月（第第2.3.12図 ３か月平均海面気圧・平年偏差（2011年６～８月）
等値線は海面気圧を表し、間隔は４hPa。陰影域は平年偏差を表す。

第 2.3.13 図 ３ か 月 平 均 500hPa 高度・平年偏差（2011年６～８月）
等値線は 500hPa 高度を表し、間隔は60m。陰影域は平年偏差を表す。

第 2.3.15 図 ３ か 月 平 均 200hPa 風速・風ベクトル（2011年６～８月）
等値線の間隔は 10m/s。平年の 20m/sの等値線を緑色で表す。

第2.3.16図 月平均500hPa高度・平年偏差（2011年７月）
等値線は 500hPa 高度を表し、間隔は60m。陰影域は平年偏差を表す。

22

第 2.3.14 図 ３ か 月 平 均 850hPa 気
温・平年偏差（2011年６～８月）
等値線は 850hPa 気温を表し、間隔は３℃。陰影域は平年偏差を表す。波状の陰影域は標高が 1600m 以上の領域を表す。

2.3.5秋（2011 年９～11 月）て正偏差となった。11 月は、ユーラシア大陸から海面気圧（第 2.3.17 図）を見ると、アイスランの波列パターンに伴って日本付近は正偏差となり、ド低気圧は季節を通じて平年に比べて強かった。

全国的に高温となった（第 2.3.21 図）。

ヨーロッパ付近では高気圧が明瞭だった。アリュ

対流圏下層の気温（第 2.3.19 図）は、ヨーロッーシャン低気圧はアラスカ付近で平年より強かっ

パ付近やカナダは高温偏差、カスピ海付近や東シた。太平洋高気圧は平年に比べて強かった。

ベリアからアラスカは低温偏差だった。

500hPa 高度（第 2.3.18 図）を見ると、大西洋

対流圏上層の偏西風（第 2.3.20 図）は、ヨーロからユーラシア大陸と太平洋中部から北米にかけ

ッパでは分流が明瞭だった。日本付近から太平洋ては、波列パターンが見られた。ヨーロッパではのジェット気流は平年の位置と比べて北寄りだっリッジが明瞭だった。太平洋中部は、季節を通じた。

第2.3.17図 ３か月平均海面気圧・平年偏差（2011年９～11月）
等値線は海面気圧を表し、間隔は４hPa。陰影域は平年偏差を表す。

第 2.3.18 図 ３ か 月 平 均 500hPa 高度・平年偏差（2011年９～11月）
等値線は 500hPa 高度を表し、間隔は60m。陰影域は平年偏差を表す。

第 2.3.20 図 ３ か 月 平 均 200hPa 風速・風ベクトル（2011年９～11月）
等値線の間隔は 10m/s。平年の 20m/sの等値線を緑色で表す。

第2.3.21図 月平均500hPa高度・平年偏差（2011年11月）
等値線は 500hPa 高度を表し、間隔は60m。陰影域は平年偏差を表す。

23

第 2.3.19 図 ３ か 月 平 均 850hPa 気
温・平年偏差（2011年９～11月）
等値線は 850hPa 気温を表し、間隔は４℃。陰影域は平年偏差を表す。波状の陰影域は標高が 1600m 以上の領
域を表す。

2.4

熱帯の大気循環と対流活動

OLR 指数は、フィリピン付近（OLR-PH）では７

2010 年夏に発生したラニーニャ現象は 2011 年月まで正の値（対流活動が平年より活発）が続き、春に終息したが（詳細は第 3.1 節参照）、引き続く

その後は正の値と負の値（同不活発）が交互に現

夏も赤道域を除く中部から東部太平洋熱帯域の海れた。インドネシア付近（OLR-MC）は 10・11 月に面水温が平年より低い状態が続き、秋には海面水負の値となったほかは正の値だった。日付変更線

温は再び基準値より低くなり（ラニーニャ現象の付近（OLR-DL）は９月を除き負の値が持続した。

傾向）、冬にかけてその状態が続いた。このため、

赤道東西風指数は、太平洋中部の上層（U200-CP）

2011 年は一年を通してラニーニャ現象時に現れで概ね正の値（西風偏差）、西部と中部の下層（そやすい循環場の特徴が見られた。本節では、熱帯

れぞれ、U850-WP、U850-CP）では負の値（東風偏の大気循環と対流活動の推移を主に季節ごとに述差）で推移し、東西循環（ウォーカー循環）は平べる。

年より強かった。
南方振動指数（SOI）は、2010 年４月から正の2.4.1

熱帯循環指数の推移

値（貿易風が平年より強い）が持続し、３・４月

第 2.4.1 表と第 2．4.1 図に熱帯の大気循環に関及び 12 月は+2.0 を超える大きな値となった。

する指数の 2011 年の推移を示す。
第2.4.1表 熱帯の大気及び海洋の監視指数（2010年12月～2011年12月）

24

第 2.4.1 図 熱帯の大気の監視指数の推移（2002 年 1 月～2011 年 12 月）

第 2.4.2図 赤 道 付 近 （ ５ ˚S～ ５ ˚N 平 均 ） の ５ 日 平 均
200hPa速度ポテンシャル平年偏差の時間・経度断面図（2010年12月～2011年12月）
３半旬移動平均した平年偏差。等値線の間隔は２×106m2/s。青色域は平年より発散が強く（対流活発）、
赤色域は発散が弱い（同不活発）ことを示す。

25

第 2.4.3図 赤 道 付 近 （ ５ ˚S～ ５ ˚N平 均 ） の ５ 日 平 均
850hPa東西風平年偏差の時間・経度断面図（2010年12月～2011年12月）
等値線の間隔は２m/s。青色域は東風偏差、赤色域は西風偏差を示す。

2.4.2 冬（2010 年 12 月～2011 年２月）

循環偏差、太平洋中部では高気圧性循環偏差だっ

熱帯の対流活動や大気循環には、ラニーニャ現た。これに対応して、赤道域の下層では、インド

象時に現れやすい特徴が明瞭に見られた。

洋から海洋大陸付近で西風偏差、太平洋西部から熱帯の対流活動（第 2.4.4 図）は、スリランカ

中部では東風偏差が明瞭だった（第 2.4.3 図）。

付近からフィリピン付近、インドネシアの南、南2010 年 12 月から 2011 年 1 月上旬は、オースト

米北部で平年より活発、西部から中部太平洋赤道

ラリア北東部で対流活動がかなり活発となり（第域、インド洋西部で不活発だった。

2.4.7 図）、各地で大雨となった。

対流圏上層（第 2.4.5 図）では、太平洋中部か

赤道季節内振動（MJO）に伴う対流活発な位相のら東部で低気圧性循環偏差、インド洋から太平洋

東進は、１月は明瞭で、12 月と 2 月は不明瞭だっ西部で高気圧性循環偏差が顕著だった。一方、対た（第 2.4.2 図）。

流圏下層（第 2.4.6 図）は、インド洋で低気圧性
第2.4.4図 ３か月平均外向き
長波放射量（OLR）平年偏差（2010年12月～2011年２月）
等値線の間隔は10W/m 2 。熱帯域では、負偏差（寒色）域は積雲対流活動が平年より活発で、正偏差（暖色）
域は平年より不活発と推定される。
第2.4.5図 ３か月平均200hPa
流線関数・平年偏差（2010年
12月～2011年２月）
等値線は実況値を表し、間隔は８×106m2/s。陰影は平年偏差を表し、北半球（南半球）
では、暖色は高気圧（低気圧）性循環偏差、寒色は低気圧（高気圧）性循環偏差を示す。
第2.4.6図 ３か月平均850hPa
流線関数・平年偏差（2010年
12月～2011年２月）
等値線は実況値を表し、間隔は４×106m2/s。陰影は平年偏差を表し、北半球（南半球）
では、暖色は高気圧（低気圧）性循環偏差、寒色は低気圧（高気圧）性循環偏差を示す。
第2.4.7図 月平均外向き長波
放射量（OLR）平年偏差（2010年12月）
等値線の間隔は10W/m 2 。熱帯域では、負偏差（寒色）域は積雲対流活動が平年より活発で、正偏差（暖色）
域は平年より不活発と推
定される。

26

2.4.3

春 （2011 年３～５月）

から太平洋西部は高気圧性循環偏差、太平洋中部

熱帯の対流活動や大気循環は、冬と同様の傾向は顕著な低気圧性循環偏差、対流圏下層（第を示し、ラニーニャ現象時に現れやすい特徴が見2.4.10 図）ではフィリピン付近は低気圧性循環偏られた。

差、太平洋中部は高気圧性循環偏差だった。これ

熱帯の対流活動（第 2.4.8 図）は、フィリピンに対応して、赤道域の下層は、インド洋東部で西付近やインドネシア、オーストラリア北部で平年

風偏差、太平洋西・中部で東風偏差が卓越した（第より活発、日付変更線付近で不活発だった。これ

2.4.3 図）。

らの特徴は季節を通じて見られ、特に３月に明瞭

赤道季節内振動（MJO）に伴う対流活発な位相は、だった（第 2.4.11 図）。また、南米北部から大西

４月後半から５月前半にかけてインド洋から太平

洋は平年より活発、インド洋は不活発だった。

洋を東進した（第 2.4.2 図）。

対流圏上層（第 2.4.9 図）では、インド洋東部
第2.4.8図 ３か月平均外向き
長波放射量（OLR）平年偏差（2011年３～５月）
等値線の間隔は10W/m2。熱帯域では、負偏差（寒色）域は積雲対流活動が平年より活発で、正偏差（暖色）
域は平年より不活発と推定される。
第2.4.9図 ３か月平均200hPa
流線関数・平年偏差（2011年
３～５月）
等値線は実況値を表し、間隔は８×106m2/s。陰影は平年偏差を表し、北半球（南半球）
では、暖色は高気圧（低気圧）性循環偏差、寒色は低気圧（高気圧）性循環偏差を示す。
第 2.4.10 図 ３ か 月 平 均
850hPa流線関数・平年偏差（2011年３～５月）
等値線は実況値を表し、間隔は４×106m2/s。陰影は平年偏差を表し、北半球（南半球）
では、暖色は高気圧（低気圧）性循環偏差、寒色は低気圧（高気圧）性循環偏差を示す。
第2.4.11図 月平均外向き長
波放射量
（OLR）
平年偏差
（2011
年３月）
等値線の間隔は10W/m2。熱帯域では、負偏差（寒色）域は積雲対流活動が平年より活発で、正偏差（暖色）
域は平年より不活発と推
定される。

27

2.4.4夏 （2011 年６～８月）

気圧は西側で平年より強かった。対流圏下層（第ラニーニャ現象は春に終息したが、太平洋の循

2.4.14 図）では、太平洋の高気圧性循環が平年よ

環場にはラニーニャ現象時の特徴が引き続き見ら

り強く、６ 月は日本の 南海上で顕 著だった（ 第れた。

2.4.15 図）。インド洋北部のモンスーン偏西風は

熱帯の対流活動（第 2.4.12 図）は、太平洋西部、平年より強かった。西部から中部太平洋赤道域で中米からカリブ海で平年より活発、東部インド洋は東風偏差の状態が続いた（第 2.4.3 図）。

赤道域と太平洋中部から東部で不活発だった。ア

赤道季節内振動は、MJO より短い 20～30 日程度

ジアモンスーン域ではベンガル湾やアラビア海東の周期で東進する変動が季節を通して明瞭だった部で平年より活発だった。

（第 2.4.2 図）。季節内変動の詳細は、第 3.2 節を対流圏上層（第 2.4.13 図）では、太平洋中部で参照のこと。

顕著な低気圧性循環偏差が見られた。チベット高第2.4.12図 ３か月平均外向
き長波放射量（OLR）平年偏差（2011年６～８月）
等値線の間隔は10W/m2。熱帯域では、負偏差（寒色）域は積雲対流活動が平年より活発で、正偏差（暖色）
域は平年より不活発と推定される。
第 2.4.13 図 ３ か 月 平 均
200hPa流線関数・平年偏差（2011年６～８月）
等値線は実況値を表し、間隔は８×106m2/s。陰影は平年偏差を表し、北半球（南半球）
では、暖色は高気圧（低気圧）性循環偏差、寒色は低気圧（高気圧）性循環偏差を示す。
第 2.4.14 図 ３ か 月 平 均
850hPa流線関数・平年偏差（2011年６～８月）
等値線は実況値を表し、間隔は４×106m2/s。陰影は平年偏差を表し、北半球（南半球）
では、暖色は高気圧（低気圧）性循環偏差、寒色は低気圧（高気圧）性循環偏差を示す。
第2.4.15図 月平均850hPa流
線関数・平年偏差（2011年６月）
等値線は実況値を表し、間隔は2.5×106m2/s。
陰影は平年偏差を表し、北半球（南半球）
では、暖色は高気圧（低気圧）性循環偏差、寒色は低気圧（高気圧）性循環偏差を示す。

28

2.4.5

秋 （2011 年９～11 月）

高気圧性循環偏差となった。この波列パターンは、

熱帯の対流活動（第 2.4.16 図）は、アラビア海

11 月に明瞭だった（第 2.4.19 図）。対流圏下層（第を含むインド洋西部、南シナ海、フィリピン北東

2.4.18 図）は、太平洋西部から中部で高気圧性循

海上、大西洋で平年より活発、西部から中部太平

環偏差となった。赤道域の下層では、10 月から 11

洋赤道域、インド洋東部で不活発だった。

月にかけてインド洋から太平洋中部で東風偏差が対流圏上層（第 2.4.17 図）は、アフリカからイ卓越した（第 2.4.3 図）。

ンド洋西部で高気圧性循環偏差、太平洋西部から

振幅の大きい赤道季節内振動（MJO）が 10 月と中部で低気圧性循環偏差となった。アジアジェッ

11 月に大西洋からインド洋を東進した（第 2.4.2

ト気流沿いに波列パターンが分布し、日本付近は図）。

第2.4.16図 ３か月平均外向
き長波放射量（OLR）平年偏差（2011年９～11月）
等値線の間隔は10W/m2。熱帯域では、負偏差（寒色）域は積雲対流活動が平年より活発で、正偏差（暖色）
域は平年より不活発と推定される。
第 2.4.17 図 ３ か 月 平 均
200hPa流線関数・平年偏差（2011年９～11月）
等値線は実況値を表し、間隔は８×106m2/s。陰影は平年偏差を表し、北半球（南半球）
では、暖色は高気圧（低気圧）性循環偏差、
寒色は低気圧（高気圧）性循環偏差を示す。
第 2.4.18 図 ３ か 月 平 均
850hPa流線関数・平年偏差（2011年９～11月）
等値線は実況値を表し、間隔は４×106m2/s。陰影は平年偏差を表し、北半球（南半球）
では、暖色は高気圧（低気圧）性循環偏差、
寒色は低気圧（高気圧）性循環偏差を示す。
第2.4.19図 月平均200hPa流
線関数・平年偏差（2011年11月）
等値線は実況値を表し、間隔は10×106m2/s。陰影は平年偏差を表し、北半球（南半球）
では、暖色は高気圧（低気圧）性循環偏差、
寒色は低気圧（高気圧）性循環偏差を示す。

29

2.4.6台風

第 2.4.2 表2011 年 の 台 風 一 覧

台風期間
最大風速
階級 1)
(UTC)
(knots) 2)
T1101
Aere
5/ 7 - 5/11
TS
40
T1102
Songda5/21 - 5/29
TY
105
T1103
Sarika6/ 9 - 6/11
TS
40
T1104
Haima
6/21 - 6/24
TS
40
T1105
Meari
6/22 - 6/27 STS
60
T1106
Ma-on
7/12 - 7/24
TY
95
T1107
Tokage7/15 - 7/15
TS
35
T1108
Nock-ten 7/26 - 7/30 STS
50
T1109
Muifa
7/28 - 8/ 8
TY
95
T1110
Merbok8/ 3 - 8/ 9 STS
50
T1111
Nanmadol 8/23 - 8/30
TY
100
T1112
Talas
8/25 - 9/ 5 STS
50
T1113
Noru
9/ 3 - 9/ 6
TS
40
T1114
Kulap
9/ 7 - 9/ 8
TS
35
T1115
Roke
9/13 - 9/22
TY
85
T1116
Sonca
9/15 - 9/20
TY
70
T1117
Nesat
9/24 - 9/30
TY
80
T1118
Haitang
9/25 - 9/26
TS
35
T1119
Nalgae9/27 - 10/ 4
TY
95
T1120
Banyan10/10 - 10/11
TS
35
T1121
Washi
12/15 - 12/18 STS
501) 最 大 風 速 に よ る 階 級
TS: tropical storm
STS: severe tropical storm
TY: typhoon2) 10 分 間 平 均 し た 値

2011 年 の 台 風 の 発 生 数 は 21 個（ 平 年 値 25.6

番号個 ） で （ 第 2.4.2 表 ）、 台 風 統 計 開 始 の 1951
年 以 降 で 2003 年 等 と 並 び ４ 番 目 に 少 な か った。月別に見ると、９月まではほぼ平年並の19 個（ 平 年 値 18.4 個 ）の 台 風 が 発 生 し た が 、10 月 以 降 の 発 生 数 が ２ 個（ 平 年 値 7.1 個 ）で 、
1951 年 以 降 で 2010 年 と 並 び 最 も 少 な か っ た 。
10 月 以 降 の 発 生 数 が 少 な い の は 、フ ィ リ ピ ン
東方海上の対流活動が例年より不活発だった
ことが一因と考えられる。
台風の発生数が少なかったこともあり、日本 へ の 接 近 数 は ９ 個（ 平 年 値 11.4 個 ）で 平 年
を 下 回 っ た が 、 上 陸 は 台 風 第 ６ 号 、 第 12 号 、第 15 号 の ３ 個（ 平 年 値 2.7 個 ）で 平 年 並 だ った （ 第 2.4.20 図 ）。

呼名

第 2.4.20 図 2011 年 の 台 風 経 路 図
経 路 の 両 端 の ● と ■ は 台 風 （ 第 １ 号 ～ 第 21 号 ） の 発 生 位 置 と 消 滅 位 置 。 数 字 は 台 風 番 号 を 示 す 。

30

2.5

海況

年までの 30 年平均値）との差は、2010 年 11 月の2010 年夏に発生したラニーニャ現象は 2011 年-1.5℃から 2011 年６月に+0.1℃まで上昇した後、春に終息したが、2011 年秋には再びラニーニャ現

下降に転じ、10 月以降-1.0℃程度の低い状態が続象の傾向となり、2011/2012 年冬にかけてこの状

いた（第 2.5.2 図）。エルニーニョ監視海域の海面態が持続している（2012 年１月現在）。

水温の基準値との差の５か月移動平均値は、４月

2010/2011 年冬、太平洋赤道域の海面水温は、に-0.5℃を上回ったが、９月と 10 月は再び-0.5℃

中部から東部にかけて負偏差だった（第 2.5.1 図

以下の値となった（2012 年１月現在）。一方、南(a)）。春には、中部から東部の負偏差は弱まり（第方振動指数は一年を通して正の値が続いた。

2.5.1 図(b)）、夏には、西部から東部までほぼ平

太平洋赤道域の海面水温・表層貯熱量の時間変

年並となったが（第 2.5.1 図(c)）、秋には、再び化を見ると（第 2.5.3 図）、冬の後半から春にかけ

中部から東部にかけて負偏差となった（第 2.5.1て、西部にあった海洋表層の暖水が東進し、それ図(d)）。

に伴って東部の海面水温の負偏差が弱まった。ラ

太平洋では、ラニーニャ現象時に見られる赤道

ニーニャ現象終息後の夏には、東部で海面水温の域西部から北東方向及び南東方向に中緯度まで広正偏差が見られたが、中部では負偏差が持続した。

がる正偏差パターンが、概ね一年を通して見られ秋には、中部から東部にかけての海面水温の負偏た。インド洋熱帯域では、春までほぼ全域で負偏差が再び強まり、表層貯熱量は西部では正偏差、差が見られたが、秋以降は正偏差となった。北大東部では負偏差となった。

西洋熱帯域では、冬から夏まで正偏差が見られた(第 2.5.1 図)。
エルニーニョ監視海域の海面水温の基準値（前

(a)冬

(b)春

(c)夏

(d)秋

第 2.5.1 図 季節平均海面水温平年偏差図（2011 年）(a) 冬 (2010 年 12 月～2011 年２月)、 (b) 春 (３～５月)、(c) 夏 (６～８月)、(d) 秋 (９～11 月)。
等値線の間隔は 0.5℃。灰色ハッチは海氷域を表す。

31

(℃)

第 2.5.2 図 エルニーニョ監視指数(上: NINO.3 海域の月平均海面水温の基準値からの差)と南方振動指数(下)の月平
均値(細線)と５か月移動平均値(太線)
陰影はエルニーニョ(赤)/ラニーニャ現象(青)の発生期間。

第 2.5.3 図 2010 年～2011 年のインド洋・太平洋の赤道に沿った(左)海面水温偏差と(右)表層貯熱量(海面から深度300m までの平均水温)偏差の経度-時間断面図
等値線の単位はいずれも℃。

32

2.6

冬季北半球成層圏の大気循環や偏る程度で、極域が広く正偏差に覆われることは2010/2011 年冬季の成層圏は、極うずが平年よりなかった（第2.6.3図(a)）。２回目の突然昇温では、強く、気温が平年より低い状態が続いた（第 2.6.1

まず、東西波数１の循環となった後、次に、波数２図）。この冬の成層圏突然昇温は、小規模突然昇温がの循環が明瞭となり、極うずの中心は大西洋側とロ２回発生したものの、大規模突然昇温には至らなか

シア側に分かれたが、極うずが明瞭に分裂することった。本節では、小規模突然昇温を含む、成層圏のはなかった（第2.6.3図(b)）。30˚N～90˚N帯で平均大気循環場の特徴について報告する。

した100hPa高度面におけるEPフラックス（Palmer

なお、成層圏突然昇温は、冬季の極域成層圏の気1982）の鉛直成分（第2.6.4図(c)）を見ると、１

温が、数日間に数十℃以上も上昇する現象で、1952

月下旬前半に東西波数１の成分が卓越し、下旬後

年 に ベ ル リ ン 自 由 大 学 の シ ェ ル ハ ー ク (R.

半には波数２の成分が明瞭となった。EPフラック

Scherhag)によって発見された。この現象は、対流圏スの正の鉛直成分は、波動の上向きエネルギー伝に起源をもつ地球規模の大気波動（プラネタリー波播に対応しており、１月下旬には、まず東西波数動）が成層圏に伝播してきて、そこで平均流を減速

１のプラネタリー波が成層圏に伝播した後、次にすることにより引き起こされることがわかっている

東西波数２の波が伝播したことを示している。こ（塩谷 2002）。世界気象機関(WMO)の定義(WMO 1978)

れらの突然昇温が発生した時、30hPa高度におけるによると、小規模突然昇温の発生は、成層圏の極付

60˚Nで帯状平均した西風は弱まったものの、東風に近で１週間に 25℃以上の昇温が見られた場合とさ変わることはなかった（第2.6.4図(b)）。

れている。この条件に加えて、帯状平均気温が極域
で、10hPa 面付近かそれより下の気圧面で東風とな

2.6.2 最終昇温
３月下旬になると北極上空の気温の上昇が速まった場合は、大規模突然昇温に分類される。

り、４月上旬には急激な昇温が見られた（第2.6.1に向かうほど高くなり、帯状平均東西風が 60˚N 以北図）。この時、アラスカ付近を中心に高気圧が形成さ2.6.1 循環場の特徴
2010/2011年冬季（11月～３月）の30hPa高度にれ、その後、高気圧は発達しながら徐々に極域に広おける北極上空の気温の経過（第2.6.1図）を見る

における60˚Nの帯状平均東西風は東風（第2.6.4図と、2010年11月中旬以降、ほとんどの期間で平年(b)）となり、極域は夏季の循環（高気圧性循環）を下回り、特に、2011年２月中旬から３月中旬にへと移行した。

がった（第2.6.3図(c)）。４月中旬には、30hPa高度

かけて顕著だった。また、平年では12月下旬から
参考文献

１月上旬に気温がもっとも低くなるが、この冬はPalmer, T. N., 1982: Properties of the Eliassen-Palmflux for planetary scale motions. J. Atmos. Sci. ,39, 992-997.
WMO, 1978: Abridged Report of Commission for
Atmospheric Sciences seventh session item 9.4,
WMO Rep., 509, 35-36.
塩谷雅人, 2002: 成層圏突然昇温．キーワード 気象の事典, 朝倉書店, 91-95, 520pp.

２月中旬に最も低くなった。冬平均（2010年12月～2011年２月）した30hPa高度場を見ると、大規模突然昇温が発生した2008/2009年冬や2009/2010年冬と異なり、極域は負偏差に覆われ、極うずは平年より強かった（第2.6.2図）。
この冬は、2011年１月上旬から中旬初めにかけてと１月末から２月初めにかけての２回、小規模突然昇温が発生した（ 第2.6.4図 (a)）。５日平均した
30hPa高度場を見ると、１回目の突然昇温の際は、アラスカ付近で高気圧が発達し、東西波数１の循環となったが、極うずはヨーロッパから大西洋方面にや33

第 2.6.1 図 30hPa 高度における北極の気温の時系列（2010 年９月～2011 年８月）
黒線は気温の実況値、灰色線は平年値を示す。

(a)

(c)

(b)

第 2.6.2 図 ３か月平均 30hPa 高度・平年偏差(a)2010/2011 年冬（12～２月）、(b) 2009/2010 年冬、(c) 2008/2009 年冬。
等値線は 30hPa 高度を表し、間隔は 120m。陰影域は平年偏差を表す。

(a)

(c)

(b)

第 2.6.3 図 ５日平均 30hPa 高度・平年偏差(a) 2011 年１月 11～15 日、(b) 2011 年１月 31 日～２月４日、(c)2011 年４月 11～15 日。
等値線は 30hPa 高度を表し、間隔は 120m。陰影域は平年偏差を表す。

34

(a)

(b)

(c)

第2.6.4図（a）75˚N～90˚N平均の帯状平均気温の７日変化量の時間－高度断面図、（b）60˚Nにおける帯状平均東西風の時間－高度断面図、及び（c）100hPa気圧面において30˚N～90˚N平均したEPフラックスの鉛直成分の時系
列図（2010年10月～2011年５月）（c）の赤い棒グラフは全波数に対するEPフラックスの鉛直成分を表す。紫線、水色線及び黄緑線は、それぞれ
東西波数１、２及び３に対応するEPフラックスの鉛直成分を表している。破線は全波数に対するEPフラックスの鉛直成分の平年値を表す。EPフラックスの鉛直成分の単位はm2/s2。

35

2.7

夏季アジアモンスーンの特徴じだった。そのうち、７個は南シナ海を通過し、夏季のアジアモンスーンに伴う対流活動及び大中国南部やベトナムへ向かった。３個の台風が日気循環の変動は、日本を含むアジア地域の天候に本に上陸した。

大きな影響を及ぼすことから、その監視は大変重フィリピンでは、台風第８号により70人以上が、要である。本節では、夏のアジアモンスーンの特台風第17号により80人以上が死亡したと伝えられ

徴を、気温や降水量の分布と気象災害、それらをた。また日本では、台風第12号により78人が、台特徴付けた台風や対流活動、大気循環の視点から

風第15号により18人が死亡したと伝えられた。

記述する。なお、災害による被害情報は、各国の政府機関の発表、国連の報道機関（IRIN）の情報

2.7.3

に基づく。

対流活動と大気循環

夏季モンスーン期における対流活動（第 2.7.3
図）は、パキスタン南部、アラビア海東部、ベン2.7.1

気温と降水量

ガル湾、インドシナ半島、フィリピン、西部太平

CLIMAT 報に基づく６～９月の４か月平均気温

洋熱帯域など、アジア南部から太平洋西部にかけ

は、パキスタンから中国北部にかけて、中国南部ての広い領域で平年より活発だった。一方、東部

及びその周辺、日本で平年より高く、インド北部

インド洋赤道域からインドネシア付近にかけては、及びその周辺、インドシナ半島の多くの地域や中対流活動が平年より不活発だった。

国東部で平年より低かった(第 2.7.1 図)。
同時期の４か月降水量は、パキスタン南部及びその周辺では平年の 200％以上となり、ジャワ島
及 び そ の 周 辺 で は 平 年 の 60 ％ 以 下 だ っ た （ 第2.7.2 図 ）。 こ う し た 状 況 は 外 向 き 長 波 放 射 量（OLR）平年偏差分布（第 2.7.3 図）から推定される積雲対流活動の状況（詳細は第 2.7.3 項を参照）とおおよそ一致している。
中国南部では６月に大雨により少なくとも 170
第 2.7.1 図 ４か月平均気温平年差（℃）（2011 年６～９月）
データについては、第 1.3.2 項を参照。

人以上が死亡したと伝えられ、韓国では７月 26～
29 日の大雨により 70 人以上が死亡したと伝えられた。また、パキスタンのシンド州では、８月に発生した洪水により 480 人以上が死亡したと伝えられた。
インドシナ半島では、雨季を通して平年より雨の多い状況が続き、チャオプラヤ川やメコン川の流域で洪水による大きな被害が伝えられた。タイでは約 700 人、カンボジアでは 240 人以上、ベト
ナムでは 40 人以上が死亡したと伝えられた。インドシナ半島の多雨の詳細は第 3.3 節を参照のこと。
2.7.2

台風

６～９月の４か月において台風は 17 個発生し（第 2.4.2 表）、発生数は平年の 16.0 個とほぼ同

36

第 2.7.2 図 ４か月降水量平年比(％)（2011 年６～９月）
データについては、第 1.3.2 項を参照。

夏季アジアモンスーン OLR 指数（第 2.7.1 表）を見ると、アジアモンスーンに伴う対流活動活発
域の中心である、ベンガル湾からフィリピン付近にかけての領域で平均した対流活動は、８月と 10
月以外は平年より活発だった。また、この対流活動活発域は、平年の位置と比べて、夏の前半は東寄り、後半は西寄りだった。
対流圏上層では、チベット高気圧は全般に平年より強く（第 2.7.4 図(a)）、インド洋の赤道付近
で は 東 風 が 平 年 よ り 強 か っ た （ 第 2.4.1 表 のU200-IN）。対流圏下層では、インド北部からフィリピン付近にかけてのモンスーントラフは明瞭で、ソマリジェット及びアラビア海からフィリピン付

第2.7.3図 ４か月平均外向き長波放射（OLR）
・平年偏差（2011年６～９月）
等値線は実況値を表し、間隔は10W/m2 。陰影域は平年偏差を表し、負 偏 差 （ 寒 色 ） 域 は 積 雲 対 流 活 動 が平 年 よ り 活 発 で 、正 偏 差（ 暖 色 ）域 は 平 年 よ り 不活発と推定される。

近にかけての西風あるいは南西風は平年より強かった（第 2.7.4 図(b)）。太平洋高気圧は平年より(a)

強く、西部太平洋赤道域では東風が平年より強かった（第 2.4.1 表の U850-WP）。
５～８月は、１か月より短い周期で東進する赤道季節内変動が卓越した（第 3.2.7 図）。この赤道
季節内変動に伴って活発化した対流活動が、インド付近やフィリピンの東方海上で北進する様子が見られた（第 2.7.5 図）。太平洋西部では２～３週間周期で西進あるいは北西進する季節内変動が卓越し、フィリピン付近の対流活動や日本付近の太(b)

平洋高気圧に影響を及ぼした（詳細は第 3.2 節を参照）。
第2.7.1表 2011年５～10月の夏季アジアモンスーン
OLR指数
SAMOI(A)の正（負）の値はベンガル湾からフィリピン
付近の対流活動が平年より活発（不活発）なことを示す。SAMOI(N)の正（負）の値は対流活発域の位置が平年と比べて北（南）偏したことを、SAMOI(W)の正（負）の値は西（東）偏したことを示す。SAMOIの詳細は第1.4.3項を参照。

第2.7.4図 ４か月平均流線関数・平年偏差（2011年６～９月）（a）等値線は200hPa流線関数（m2/s）を表し、間隔は10×106m2/s。（b）等値線は850hPa流線関数（m2/s）を表し、間隔は４×106m2/s。陰影は平年偏差を表し、北半球（南半球）では、暖色は高気圧（低気圧）性循環
偏差、寒色は低気圧（高気圧）性循環偏差を示す。

37

(a)

(b)

第2.7.5図 ５日移動平均した外向き長波放射量(OLR)の緯度・時間断面図（2011年５～10月）（a）はインド付近（65˚E～85˚E平均）、（b）はフィリ
ピン東方海上（125˚E～145˚E平均）。陰影域はOLRを表し、単位はW/m 2。黒実線はOLR平年値を表し、間隔は20W/m2（240W/m2以下を描画）。

38

2.8

圏の大気大循環の役割. 北極の気象と海氷, 気象研
究ノート, 222, 117-131.

北極域の海氷北極域の海氷域面積は、1979 年以降、長期的に見ると減少傾向を示しており、特に、年最小値においてその傾向が顕著である（第 2.8.1 図）。北極
海の海氷の変動は、放射収支や大気と海洋の間の熱のやり取りの変化を通して、気候に影響を与えうることが指摘されており（本田ほか 2007）、その監視はますます重要性を増してきている。この
節では、2011 年の北極域の海氷の状況を、大気循
環の特徴と合わせて記述する。
2.8.1

第 2.8.1 図 北極域の海氷域面積の年最小値の経年変化（1979～2011 年）
青色の折れ線は北極域年最小値の海氷域面積の経年変化を示す。点線は変化傾向。

北極域の海氷域面積の経過

北極域の海氷域面積（第 2.8.2 図）は、３月９日に年最大値となり、年最大値としては 2006 年（図省略）に次いで２番目に小さい記録となった。
海氷域面積は、６月以降、平年に比べて急速に減
少し、７月はこの月の値としては 1979 年以降で最小となった。７月下旬から８月初めは減少が鈍り、過去最小だった 2007 年を上回るようになった。海氷域面積は、９月９日に年最小値となり（第 2.8.3
図）、年最小値としては 2007 年に次いで２番目に小さい記録となった（第 2.8.1 図）。
2.8.2

第 2.8.2 図 北極域の海氷域面積の推移（2007 年以降の各年と平年値）
海氷域面積は、海氷の密接度が 15％以上の領域の面積とする。

融解期の北極域の大気循環

６～８月の地上気圧は、高気圧が北極海を覆い（第 2.8.4 図）、海面付近では海氷域が減少しやす
い循環場だった（小木 2011）。また、西から中央
シベリア付近にかけては低気圧性偏差となり、東シベリア海上付近では、この特徴が強まっていた。
さらに、この期間の対流圏下層の 925hPa 高度面の気温は北極域では平年より高く、海氷は融解しやすい状況だった。一転して、９月は上記パターンとは逆の気圧配置（北極海は極付近を中心とする低気圧、シベリアは高気圧）となり（第 2.8.4 図）、
海氷域面積の増加を促進する風向きとなった。
参考文献

第 2.8.3 図 2011 年９月９日の海氷密接度（左）と９月 10 日の平年（1981～2010 年平均）の海氷域（右）本田明治,猪上淳,山根省三,2007: 冬季日本の寒さにかかわる北極海の海氷面積異常. 2005/06 年 日本の
寒冬・豪雪, 気象研究ノート, 216, 201-208.
小木雅代,2011:北極海の海氷減少に影響を及ぼす北極39

第 2.8.4 図 北極域における月平均地上気圧（上）及び 925hPa 気温（下）（2011 年６～９月）
上段の等値線は海面気圧を表し、間隔は４hPa。下段の等値線は 925hPa 気温を表し、間隔は３℃。陰影域はそれ
ぞれの平年偏差を表す。左から順に 2011 年６月から９月までの各月平均を示す。

40

2.9 北半球の積雪域

2.9.1 2011 年の特徴

積雪に覆われた地表面は、覆われていないところ

冬（2010 年 12 月～2011 年２月）の積雪日数は、と比べて太陽放射を反射する割合（アルベド）が高

米国やヨーロッパ東部で平年より多く（第 2.9.1 図

い。このため、積雪域の変動は地表面のエネルギー(a)）
、カスピ海付近では 12・１月に少なかった。春

収支や地球の放射平衡に影響を与え、その結果、気（３～５月）は北米で平年より多く、西・中央シベ

候に影響を及ぼす。また、融雪に伴い周辺の熱が奪リアでは４・５月に少なかった（第 2.9.1 図(b)）。

われたり土壌水分量が変化するなど、結果として気11 月は西シベリアや中央アジア付近で平年より多候に影響を及ぼす。一方、大気の流れや海況の変動かった（第 2.9.1 図(c)）
。

は、積雪分布に影響を及ぼすなど、気候と積雪域は相互に密接な関連がある。

(a) 2011 年 2 月(b) 2011 年 5 月(c) 2011 年 11 月

第 2.9.1 図 衛星観測による北半球の月積雪日数（左）・平年偏差（右）(a) 2011 年２月、(b)５月、(c) 11 月。積雪日数は、米国国防省気象衛星（DMSP）に搭載されたマイクロ波放射計（SSM/I・
SSMIS）の観測値を用いて、気象庁が開発した手法により解析した値。平年値は 1989～2010 年平均値。

41

2.9.2 長期変動

方、１～４月には統計的に有意な傾向は見られない。

過去 24 年間（1988～2011 年）における、北半球

ユーラシア大陸では、４・５月や 10～12 月に減少とユーラシア大陸の積雪域面積の経年変動（２月、傾向がある一方、１～３月には統計的に有意な傾向

５月及び 11 月）を第 2.9.2 図に示す。

は見られない。

北半球では、５月や 10～12 月に減少傾向がある一

(a)

(d)

(b)

(e)

(c)

(f)

第 2.9.2 図 北半球（30˚N 以北；左）及びユーラシア大陸（30˚N～80˚N, 0˚～180˚E；右）の積雪域面積（km2）の経年変動（1988～2011 年）(a)北半球の２月、(b)５月、(c)11 月、(d)ユーラシア大陸の２月、(e)５月、(f)11 月。青線は各年の積雪
域面積、黒色直線は長期変化傾向（信頼度水準 95％で有意の場合に描画）を示す。

42

３．特定事例の解析

ラニーニャ現象について、発生前年から発生翌年

3.1

2010/2011 年に発生したラニーニャ現象に至る３年間の推移を、エルニーニョ監視海域のラニーニャ現象は、太平洋赤道域の日付変更線

海面水温の基準値との差の月々の値の変化で示す。

付近から南米のペルー沿岸にかけての広い海域で、図では発生前年を Year-1、発生年を Year0、発生

海面水温が平年に比べて低くなり、その状態が半

翌年を Year+1 とし、2010 年夏に発生した 2010/11

年から２年程度続く現象で、数年に一度発生する。

ラニーニャ現象（図中の黒線）では、2010 年がこれとは逆に、同じ海域で海面水温が平年より高Year0 に対応する。

くなる現象がエルニーニョ現象で、半年から一年

2010/11 ラニーニャ現象は、2010 年春にエルニ

半程度続く。エルニーニョ/ラニーニャ現象は熱帯ーニョ現象が終息した直後の 2010 年夏に発生し域の大気における対流活動の変化を伴い、世界各た。エルニーニョ現象の終息後すぐにラニーニャ

地の天候に影響を及ぼす。

現象が発生する例はまれではなく、過去 14 回のラ

この節では、2010 年夏（６～８月）から 2011

ニーニャ現象のうち６回はエルニーニョ現象終息

年春（３～５月）にかけて発生したラニーニャ現の年に発生している。ラニーニャ現象は春から夏

象（以下、2010/11 ラニーニャ現象）の特徴をまにかけて発生することが多く、2010 年夏の発生はとめるとともに、大気循環と天候の特徴を記述す

平均的な開始時期である。
エルニーニョ監視海域の海面水温の基準値とのる。

差は、2010 年４月の+0.6℃から急速に減少し、６3.1.1

月には負に転じて−0.7℃になり、その後も秋にか

2010/11 ラニーニャ現象

気象庁では、エルニーニョ監視海域（５˚S～５

けて下降した。海面水温の基準値との差は、最盛

˚N、150˚W～90˚W; 第 3.1.1 図の NINO.3 海域）の期の 10 月と 11 月に−1.6℃で、1949 年以降に発生海面水温の基準値（前年までの 30 年間の各月の平したラニーニャ現象の中では５番目に低い記録だ均値）との差の５か月移動平均値（前後２か月をった。ラニーニャ現象には、春～夏、及び、秋～含めた５か月の平均値）が６か月以上続けて

冬 の ２ 回 の ピ ー ク を 持 つ 現 象 （ 1964/65 年 、+0.5℃ 以 上 と な っ た 場 合 を エ ル ニ ー ニ ョ 現 象 、

1967/68 年、1970/71 年、1988/89 年）や春あるい−0.5℃以下となった場合をラニーニャ現象と定義

は夏に発生して２度目の秋～冬に最小のピークをしている。以下では、簡単のため、エルニーニョ

迎 え た 後 終 息 し た 現 象 （ 1954/55/56 年 、監視海域の海面水温の基準値との差の５か月移動

1998/99/00 年）があるが、2010/11 ラニーニャ現平均値を NINO.3 監視指数と呼ぶ。

象は、秋にピークとなり、発生１年後の 2011 年春に終息した。発生期間は４季節で平均の 5.1 季節

エルニーニョ監視海域の海面水温の基準値とのよりやや短い。

差と南方振動指数（SOI）の最近 11 年間の推移を
第 3.1.2 図に示す。1949 年以降に発生したエルニーニョ/ラニーニャ現象は、共に 14 回ずつであるが、最近の 10 年では、エルニーニョ現象が２回、ラニーニャ現象が３回発生している。2010/11 ラ
ニーニャ現象は、2010 年夏に発生して秋にピーク

第 3.1.1 図 エルニーニョ監視海域、西太平洋熱帯域、及びインド洋熱帯域の位置
図中の NINO.3 はエルニーニョ監視海域(5˚S～5˚N、
150˚W ～ 90˚W) 、 NINO.WEST は 西 太 平 洋 熱 帯 域 (0˚ ～15˚N、130˚E～150˚E)、IOBW はインド洋熱帯域(20˚S～
20˚N、40˚E～100˚E)を示す。

を迎えた後、2011 年春に終息した。このラニーニャ現象は、2007/08 ラニーニャ現象の発生から数えて３年と１季節ぶりの発生となる。
第 3.1.3 図は、1949 年以降に発生した 14 回の43

第 3.1.2 図 エルニーニョ監視指
数 ( 上 ; NINO.3 海 域 の 月 平 均 海 面
水温の基準値からの差) と南方振動指数(下；SOI) の時系列
細線は月平均値、太線は５か月移動
平均値、陰影はエルニーニョ(赤) /ラニーニャ現象(青) の発生期間を表す。

けての赤道に沿った海面水温平年偏差と表層貯熱量(OHC)平年偏差の経度‒時間断面図を、第 3.1.6
図には赤道域(５˚S～５˚N)で平均した 850hPa の
東西風平年偏差の経度‒時間断面図を 2009 年 12月から 2011 年 11 月について示す。赤道上では、海面の風応力の強制による海洋表層の水温の変動
が、赤道ケルビン波と呼ばれる波動によって東へ伝播する性質があり、第 3.1.5 図（右）ではこの伝播を OHC 偏差の東進として明瞭に見ることができる。
ラニーニャ現象発生の直前の 2010 年春は、太平
洋赤道域やインド洋熱帯域では海面水温の正偏差が広がり、太平洋赤道域の中部から東部、及びインド洋熱帯域の西部では対流活動が平年より活発
で、エルニーニョ現象時の特徴が見える（第 3.1.4
第 3.1.3 図 ラニーニャ現象の発生前年から発生翌年までの３年間のエルニーニョ監視海域 (第 3.1.1
図 の NINO.3 海域)における月平均海面水温の基準値からの差の推移Year 0 はラニーニャ現象発生年（1949、1954、1964、
1967、1970、1973、1975、1984、1988、1995、1998、2005、2007、及び 2010 年）を、また、Year-1、Year+1
は、それぞれ発生年の前年と翌年を示す。

図の１段目）。一方、太平洋赤道域の日付変更線付
近における大気下層（850hPa）の東西風は、弱い
東風偏差に転じ、海洋表層では、エルニーニョ現象の終息とその後のラニーニャ現象の発生の引き金となる冷水域（水温の負偏差域）の東進が見られる（第 3.1.5 図、第 3.1.6 図）。
2010 年夏には、海洋表層の冷水域が南米沿岸に

第 3.1.4 図に 2010/11 ラニーニャ現象の発生前到達したことに伴い、太平洋赤道域では日付変更の 2010 年春から 2011 年秋について、インド洋か線の西側から南米沿岸にかけての海面水温が負偏

ら太平洋にかけての外向き長波放射量(OLR)平年差となり、ラニーニャ現象が発生した（第 3.1.4

偏差と海面水温(SST)平年偏差、及び太平洋の赤道

図の２段目）。大気においても、インドネシア付近に沿った海面から深さ 300ｍまでの表層の水温平の対流活動が平年より活発になり、太平洋赤道域

年偏差の経度‒深度断面を季節ごとに示す。OLR のの西部で東風偏差が強まるとともに、西部から日負偏差域は、そこでの大気の対流活動が平年より付変更線付近にかけての対流活動が平年より弱く活発であることを示している。

なるというラニーニャ現象時の特徴が現れた（第

また、第 3.1.5 図にはインド洋から太平洋にか3.1.5 図、第 3.1.6 図、第 3.1.7 図の OLR-DL）。

44

2010 年の秋から冬には、太平洋赤道域の西部かい値となり、貿易風（東風）が平年よりかなり強ら日付変更線付近にかけて対流不活発で、インドいことを示した（第 3.1.2 図）。赤道域の大気下層

ネシア付近で対流活発という東西のコントラスト

においては、太平洋の西部から中部にかけての東がいっそう明瞭になった（第 3.1.4 図の左３、４

風偏差が強まるとともに、インド洋の西風偏差も段目）。SOI は、2010 年春に正の値に転じた後、2010

強化される様子が見られた（第 3.1.6 図）。

年の夏から冬にかけては+2.0 前後のかなり大き
OLR

太平洋赤道域の海洋表層においては、西部の正
SST

表層水温

第 3.1.4 図 2010 年春 (３～５月) から 2011 年秋 (９～11 月) までの外向き長波放射 (OLR) 平年偏差図(左)、海面水温 (SST) 平年偏差図 (中央)、及び太平洋の赤道に沿った表層水温平年偏差の経度－深度断面図 (右)
等値線の間隔は、10 W/m 2 (OLR 平年偏差) 、0.5℃ (SST 平年偏差) 、0.5℃ (表層水温平年偏差)。OLR の平年偏差図の青色は対流活動が通常より活発な領域を、赤色は不活発な領域を表す。

45

第 3.1.5 図 2009 年 12 月～2011 年 11 月の太平洋の赤道に沿った (左) 海面水温(SST)平年偏差と (右) 表層
貯熱量 (OHC; 海面から深度 300m までの平均水温) 平年偏差の経度－時間断面図
等値線間隔は 0.5℃。

近くに移動したが、インドネシア付近を中心とした対流活動は活発だった（第 3.1.4 図の左５段目）。
SOI は+2.0 付近の値が４月まで続き、貿易風が平年より強いことを示し（第 3.1.2 図）、赤道域の大気下層の日付変更線付近では東風偏差が持続した。
一方、インド洋では西風偏差域がやや東に移動し、インドネシア付近まで西風偏差となった（第3.1.6 図）。
海洋の表層では、太平洋赤道域の西部にあった
第 3.1.6 図 2009 年 12 月～2011 年 11 月の赤道域（5˚S～5˚N）で平均した 850hPa 東西風の平年偏差
等値線間隔は 3m/s。赤色（青色）は西風（東風）偏差を表す。

暖水が冬の後半から春にかけて東進し、南米沿岸に達した（第 3.1.4 図の右５段目、第 3.1.5 図の右）。この暖水の東進に伴い、海面では東部の水温
負 偏 差 が 解 消 し て ４ 月 に は NINO.3 監 視 指 数 が偏差と中部から東部にかけての負偏差という水温−0.5℃を上回り、ラニーニャ現象は春に終息したの東西コントラストが 2010 年の秋から冬にいっ（第 3.1.2 図、第 3.1.4 図の中央５段目、第 3.1.5

そう明瞭になった（第 3.1.4 図の右３、４段目、図の左）。

第 3.1.5 図の右）。この期間、海面水温は、日付変

ラニーニャ現象の終息後の 2011 年夏には、太平更線の西側から南米沿岸にかけての赤道域で顕著

洋赤道域の東部で海面水温の正偏差が見られたが、な負偏差、インドネシアからフィリピンにかけて

赤道域の中部と赤道域を挟む熱帯域の中部から東は顕著な正偏差となり、ラニーニャ現象の最盛期

部にかけては顕著な負偏差が持続した（第 3.1.4となった（第 3.1.4 図の中央３、４段目、第 3.1.5

図の中央６段目）。また、西部太平洋では平年より図の左）。また、インド洋でも冬には海面水温の負対流活発な状態が持続した（第 3.1.4 図の左６段

偏差域が広がり、ラニーニャ現象時の特徴を示す目）。SOI は+1.0 程度で推移し、貿易風が平年よりようになった。

強い状態が持続したことを示し（第 3.1.2 図）、赤2011 年春になると、対流活動の平年より弱い領

道域の大気下層の日付変更線付近では東風偏差が域が日付変更線付近の赤道域からやや南の 10˚S持続した（第 3.1.6 図）。

46

第 3.1.7 図 太平洋赤道域の日付
変更線付近の OLR 指数(OLR-DL)、
中部太平洋赤道域の対流圏上層(200hPa) の 東 西 風 指 数(U200-CP)、対流圏下層(850hPa)の東西風指数(U850-CP)、及びインド
洋赤道域の対流圏上層の東西風指数(U200-IN) の時系列
細線は月平均値、太線は５か月移
動平均値、陰影はエルニーニョ(赤) /ラニーニャ現象(青) の発生期間を表す。

2011 年秋になると、インドネシア近傍を除くイ

する 2011 年春まで−1.5 前後の明瞭なラニーニャ

ンド洋のほぼ全域で海面水温が正偏差となり、西現象時の傾向（太平洋赤道域の日付変更線付近で部インド洋熱帯域で対流活動が平年より強まると対流が不活発）を示した。この指数の 2010 年９月

ともに、太平洋赤道域の西部から中部にかけてはの値（−1.7）は 1979 年以降の年を通しての最低記

対流不活発となった（第 3.1.4 図の左７段目）。赤録だった。

道域の大気下層では日付変更線付近の東風偏差は対流 圏 上層 の中 部 太平 洋赤 道 域の 東西 風 指数

持続するとともに、西部太平洋からインド洋にかU200-CP（第 3.1.7 図の２段目）は 2010 年の春か

けても東風偏差が見られた（第 3.1.6 図）。海洋にら夏にかけて負から正の値に転じ、ラニーニャ現おいては、太平洋赤道域の中部から東部にかけて

象の終息する 2011 年春まで上昇傾向を示した。

の海面水温負偏差が再び強まり（第 3.1.2 図、第2011 年５月と６月には、1979 年以降の最大であっ3.1.4 図の中央７段目、第 3.1.5 図左）、表層水温た 1988 年９月の+2.5 を上回る+2.8 台の値を記録

における西部の正偏差と東部の負偏差というパタした。

ーンも強まり、ラニーニャ現象時に見られる特徴

対流 圏 下層 の中 部 太平 洋赤 道 域の 東西 風 指数を示すようになった（第 3.1.4 図の右７段目、第U850-CP（第 3.1.7 図の３段目）は、エルニーニョ

3.1.5 図右）。

現象の終息した 2010 年春に正から負の値に転じ、

2010/11 ラニーニャ現象に伴う大気の監視指数

ラニーニャ現象が発生した 2010 年夏以降は−1.0（５か月移動平均値）の推移から見た特徴は次の前後の値で推移し、終息後の 2011 年夏までラニー

とおりである。

ニャ現象時の傾向（貿易風が平年より強い）を示

南方振動指数(SOI)（第 3.1.2 図）は、2009/10

す負の値が持続した。

エルニーニョ現象が終息した 2010 年春には正のU200-IN（第 3.1.7 図の４段目）は、2010 年春

値に転じ、 ラニーニャ 現象が発生 した夏以降 はまでは平年並の値を示したが、ラニーニャ現象の+2.0 前後の大きな値で、終息する 2011 年春まで発生した 2010 年夏以降は−2.0 前後で推移し、終推移した。2010 年 12 月の月の値（+2.5）は 1946

息する 2011 年春まで顕著なラニーニャ現象時の年以降では 1973 年 11 月の+2.7 に次ぐ大きな値だ

傾向を示した。2010 年 12 月には 1979 年以降で最った。

も低い値（−3.4）を記録した。

OLR-DL（第 3.1.7 図の１段目）も、エルニーニ

エルニーニョ/ラニーニャ現象の影響を受けてョ現象が終息した 2010 年春に正から負の値に転変動し、日本の天候とも関係する西太平洋熱帯域

じ、ラニーニャ現象の発生した 2010 年夏から終息（NINO.WEST）とインド洋熱帯域（IOBW）の海面水

47

温の基準値からの差の推移を第 3.1.8 図及び第最後に 2010/11 ラニーニャ現象の特徴を簡単に

3.1.9 図に示す（各海域の位置については第 3.1.1

まとめると、発生期間は平均よりやや短い４季節

図参照のこと）。基準値は、それぞれの海域の海面で、エルニーニョ監視海域の海面水温の基準値と水温の前年までの 30 年間の各月の変化を直線での差の最大値（−1.6℃）は 1949 年以降の 14 回の近似し延長した値で、両図には 1949 年以降に発生

ラニーニャ現象の中では５番目に大きい。一方、した 14 回のラニーニャ現象の発生前年から発生

大気の監視指数に関しては、南方振動指数が 1973

翌年に至る３年間が示され、図中の黒線が年 11 月に次ぐ大きな値になるなど、ラニーニャ現2010/11 ラニーニャ現象の発生前年（2009 年）か

象の傾向を強く示す値が見られた。

ら発生翌年（2011 年）の推移となっている。
NINO.WEST の海面水温の基準値との差は、2010
年春に負から正の値に転じ、2010 年夏のラニーニャ現象の発生と同時期に高い値となった。その後は 2011 年春の半ばまで高い値で推移した。2011
年春にラニーニャ現象が終息したのに伴い、エルニーニョ監視海域の海面水温が基準値に近い値となったが、これに１か月遅れて NINO.WEST の海面水温も基準値に近い値となった。基準値より高い値で推移した 2010 年夏から 2011 年冬の間には、２回のピークが現れた。夏のピークは他のラニー
ニャ現象の場合よりやや早めで平均程度の大きさであるが、冬のピーク（+0.78℃）は、1998/99/2000
ラニーニャ現象の発生１年目の冬のピーク
第 3.1.8 図 第 3.1.3 図と同様、ただし西太平洋熱帯域（NINO.WEST）の月平均海面水温の基準値からの差の推移（+0.95℃）に次ぐ値だった。NINO.WEST の海面水温の基準値との差は、ラニーニャ現象の終息後の夏から秋の半ばまで低い値で推移した。
IOBW の海面水温の基準値との差は、エルニーニョ現象が 2009 年夏から 2010 年春まで発生した影響により、2010 年夏まで高い値で推移した。IOBWの海面水温の基準値との差は、エルニーニョ監視
海域の海面水温の基準値との差の推移に１季節程度遅れて変動する特徴があり、エルニーニョ現象の終息に引き続いて発生した他のラニーニャ現象
でも同様な 傾向が見ら れる。ラニ ーニャ現象 が2010 年夏に発生したことに伴い、この夏の終わり頃から秋にかけては基準値に近い値で推移した。
その後、ラニーニャ現象の最盛期を過ぎた
2010/11 年冬から 2011 年春まで基準値より低い値

第 3.1.9 図 第 3.1.3 図と同様、ただしインド洋熱帯域（IOBW）の月平均海面水温の基準値からの差の推移で推移した後、ラニーニャ現象の終息に伴い 2011年夏には基準値に近い値へと戻ったが、秋の後半には逆に高い値へと変化した。

48

3.1.2大気循環の特徴

年までの期間に発生したラニーニャ現象を対象と

ここでは、2010/11 ラニーニャ現象が発生した

した。ラニーニャ現象発生時の合成図の作成に使2010 年夏から 2011 年春にかけての熱帯域の対流用した年は次のとおりである。

活動と大気循環及び北半球中・高緯度の大気循環

夏：1984, 1985, 1988, 1995, 1998, 1999, 2007の特徴を、過去のラニーニャ現象発生時の特徴と

秋：1984, 1985, 1988, 1995, 1998, 1999, 2005,

比較する。具体的には、季節（３か月）平均した

2007

平年偏差図と対応する過去のラニーニャ現象発生

冬：1984/1985, 1988/1989, 1995/1996,

時の平年偏差合成図を比較し、特徴を記述する。

1998/1999, 1999/2000, 2005/2006,

記述にあたっては、t 検定の結果、信頼度水準 95％

2007/2008

で統計的に有意な特徴を中心にまとめた。

春：1985, 1988, 1989, 1999, 2000, 2006, 2007,

なお、統計に用いた事例は、1979 年から 2009

2008

（W/m2 ）
第 3.1.10 図 （左）2010/11 ラニーニャ現象が発生した 2010 年夏から 2011 年春にかけての３か月平均外向き長波放射量（OLR）平年偏差、（右）ラニーニャ現象時の３か月平均 OLR 平年偏差合成図（等値線）
上から夏（６～８月）、秋（９～11 月）、冬（12～２月）、春（３～５月）の図を表す。右図は t 検定による信頼度
水準 95％の領域（陰影）。

49

（１）熱帯の対流活動た。また、南太平洋収束帯に対応した対流活発域

熱帯域の対流活動の状況を表す外向き長波放射は西寄りとなり、オーストラリア北東部に位置し量（OLR）の 2010 年夏から 2011 年春までの平年偏た。インド洋東部、フィリピン付近、カリブ海か差とラニー ニャ現象発 生時におけ る合成図を 第ら南米北部では、合成図と同様に対流活発だった。

3.1.10 図に示す。
過去のラニーニャ現象発生時には、熱帯の対流（２）熱帯の大気循環活動がインド洋東部から海洋大陸（インドネシア

熱帯域対流圏の上層と下層における大気循環の多島海）付近で平年より活発、日付変更線付近を様子を表す資料として、200hPa 流線関数の平年偏中心に太平洋赤道域で不活発という分布が、いず

差図とラニーニャ現象発生時の合成図を第れの季節においても見られ、2010/11 ラニーニャ

3.1.11 図に、850hPa 流線関数の平年偏差図とラニ現象発生期間も同様の分布が明瞭だった。

ーニャ現象発生時の合成図を第 3.1.12 図に示す。

2010 年秋と 2010/2011 年冬は、合成図に比べて、過去のラニーニャ現象発生時には、太平洋では

西部太平洋赤道域の不活発域がやや西側に広がっ

中部を中心に赤道を挟んで南北に 200hPa で低気（×106 m2/s）
第 3.1.11 図 第 3.1.10 図と同じ。ただし、３か月平均 200hPa 流線関数
上から夏（６～８月）、秋（９～11 月）、冬（12～２月）、春（３～５月）の図を表す。

50

圧性循環偏差、850hPa で高気圧性循環偏差が現れ顕著だった（第 3.1.13、3.1.14 図）。また、南方る。これらの偏差の中心は、夏は西部寄りに、冬振動指数（SOI）は、過去のラニーニャ現象発生時は東部寄りとなる。一方、インド洋では、200hPaと比べても大きな値で推移した（第 3.1.15 図）。

に高気圧性循環偏差が、850hPa に低気圧性循環偏差が見られる（ただし、夏の 850hPa は統計的に有（３）北半球中・高緯度の大気循環意ではない）。2010/11 ラニーニャ現象発生期間も、

北半球中・高緯度の循環を表す資料として、北インド洋から太平洋ではこのような偏差分布が明半球の 500hPa 高度の平年偏差図とエルニーニョ

瞭だった。

現象時の合成図を、第 3.1.16 図に示す。

上記のような循環偏差は、インド洋から太平洋

過去のラニーニャ現象発生時には、太平洋中部の赤道域における東西循環（ウォーカー循環）がから米国にかけて波列状の偏差分布が見られ（た平年より強いことを意味するが、2010 年夏からだし、夏は統計的に有意ではない）、2010/11 ラニ

2011 年春にかけてのウォーカー循環は、過去のラーニャ現象発生期間も同様の分布が現れた。

ニーニャ現象発生時と比べても強く、特に上層で2010 年秋から 2010/2011 年冬にかけては、合成（×106 m2/s）
第 3.1.12 図 第 3.1.10 図と同じ。ただし、３か月平均 850hPa 流線関数
上から夏（６～８月）、秋（９～11 月）、冬（12～２月）、春（３～５月）の図を表す。

51

図に比べて、太平洋から北米にかけての波列パタ（４）まとめーンの位相は西寄りだった。これに対応して、太ラニーニャ現象が発生していた 2010 年夏から

平洋中部の正偏差域は日本の東海上まで分布し、2011 年春にかけては、熱帯域を中心に過去のラニ

過去のラニーニャ現象時に見られる東谷傾向（たーニャ現象発生時に見られる大気循環の特徴が明だし統計的に有意ではない）とは異なった。

瞭に現れた。2010 年秋から 2010/2011 年冬にかけ極域については、過去のラニーニャ現象発生時ては、太平洋西部からインド洋東部の偏差分布がには負偏差傾向が見られるが、2010/2011 年冬は過去のラニーニャ現象発生時の平均的な分布と比正偏差となった。

べて西寄りだった。また、同じ期間、太平洋から北米にかけての波列パターンは、過去のラニーニャ現象時と比べて位相が西寄りだった。

(m/s)
第 3.1.13 図 赤道域（５˚S～５˚N）で平均した３か月平均の鉛直－東西循環
左上は 2010 年夏（６～８月）、右上は 2010 年秋（９～11 月）、左下は 2010/2011 年冬（12～２月）、右下は 2011
年春（３～５月）の図を表す。矢印は、風ベクトルを表し、鉛直成分(Pa/s)は 100 倍した値、東西成分の単位は m/s。陰影は東西風速の規格化偏差。

52

U200-CP

U200-IN

U850-CP

U850-WP

第 3.1.14 図 冬にラニーニャ現象が発生していた年の赤道東西風指数の推移
左上図：太平洋中部上層（200hPa 高度）、右上図：インド洋上層（200hPa 高度）、左下図：太平洋中部下層（850hPa高度）、右下図：太平洋西部下層（850hPa 高度）。

第 3.1.15 図

冬にラニーニャ現象が発生していた年の南方振動指数（SOI）の推移

53

第 3.1.16 図 第 3.1.10 図と同じ。
ただし、３か月平均 500hPa 高度平年
偏差上から夏（６～８月）、秋（９～11月）、冬（12～２月）、春（３～５月）の図を表す。
(m)54

3.1.3

天候の特徴

られる対流活動域がこの領域を覆ったことから

ここでは、ラニーニャ現象が発生していた 2010

（第 3.1.10 図）、この地域の多雨も、ラニーニャ

年夏から 2011 年春にかけての世界の天候の特徴

現象の影響とみられる。また、季節平均では明瞭を、過去のラニーニャ現象時における統計的な天ではないが、９月の東アジアの高温、オーストラ候の特徴との比較により記述する。

リア東方の高温が、ラニーニャ現象時における統計的な特徴と一致していた。

（１）2010 年夏（2010 年６～８月）

９月の日本は、夏に引き続いて全国的にかなり2010 年夏の特徴的な天候は以下のとおりであ

高温となった。これは、ラニーニャ現象時における（第 3.1.17 図）。日本、中国北部周辺、インド

る統計的な特徴と一致する。

ネシア南部～ポリネシア南部、ロシア西部～中東、
マダガスカル周辺、米国南東部等で高温となった。
パキスタン周辺、ヨーロッパ中部、アフリカ西部、（３）2010/2011 年冬（2010 年 12 月～2011 年２月）

ベネズエラ北部周辺等で多雨となったが、ロシア

2010/11 年冬の特徴的な世界の天候として、カ西部周辺等では少雨となった。

ナダ東部及びその周辺の高温、米国中西部・西部、

ラニーニャ現象発生時の夏の天候の特徴（第南米北西部・北東部、オーストラリア西部～南部

3.1.18 図）と比較すると、①ロシア西部周辺の高の多雨、米国南部～メキシコ北部の少雨が挙げら

温・少雨、②メラネシア南部の高温が対応しておれる（第 3.1.21 図）。

り、今回のラニーニャ現象が影響していた可能性

ラニーニャ現象発生時の冬の特徴（第 3.1.22が考えられる。季節平均では明瞭ではないが、南図）と比較すると、①米国南部～メキシコ北部の米南部の７、８月の低温、モーリシャス周辺の８少雨がラニーニャ現象時の特徴と整合している。

月の高温がラニーニャ現象時における統計的な特季節平均では明瞭ではないが、オーストラリア東徴と一致している。

部の 12 月の多雨、南アフリカの１月の多雨、南米

この夏の日本は記録的な高温となったが、ラニ

北部の２月の多雨がラニーニャ現象時における統ーニャ現象が一因だった可能性がある（気象庁

計的な特徴と一致している。

2011）。

１月の日本は、全国的に低温となった。東日本
以西の低温は、ラニーニャ現象時の統計的な特徴（２）2010 年秋（2010 年９～11 月）と一致する。

2010 年秋の特徴的な天候として、アラスカ西部～中央シベリア北部、インド東部～マレー半島、（４）2011 年春（2011 年３～５月）

中東周辺、アフリカ南東部、グリーンランド南部

2011 年春には、３月のインドシナ半島付近の低～カナダ東部、ブラジルの高温、オーストラリア

温、メキシコ北部及びその周辺の高温・少雨が、中部の低温、中国北西部周辺、オーストラリア東

ラニーニャ現象時における統計的な特徴と一致し部、インドネシア西部～オーストラリア北西部のていた。

多雨が挙げられる（第 3.1.19 図）。
ラニーニャ現象発生時の秋の特徴（第 3.1.20

参考文献
気象庁, 2011： 2010 年夏の日本の記録的な高温の要因について. 気候系監視年報 2010, 136-144.

図）と比較すると、①オーストラリア東部の多雨が、ラニーニャ現象時の特徴と整合している。なお、インドネシア西部～オーストラリア北西部は、
データ不足で第 3.1.20 図に特徴が現われていな
いが、ラニーニャ現象に伴って活発化したと考え

55

第 3.1.17 図 2010 年夏（2010 年６～８月）の世界の天候
３か月平均気温・３か月降水量で異常高温･低温･多雨･少雨となった地域を示す。丸数字はラニーニャ現象に関連する可能性のある天候を示す。なお、異常高温･低温･多雨･少雨とは、30 年に１ 回程度以下の稀な現象を指す。

第 3.1.18 図 ラニーニャ現象時の夏（６～８月）の天候の特徴
1979 年３月～2009 年２月におけるラニーニャ現象
発生年とエルニーニョ現象・ラニーニャ現象ともに発生していない年とで比較し、t 検定の結果、危険率
10％未満で有意な差のあった地域をまとめて分布図に示す。

第 3.1.19 図 2010 年秋（2010 年９～11 月）の世界の天候第 3.1.17 図に同じ。ただし 2010 年秋。

第 3.1.20 図 ラニーニャ現象時の秋（９～11 月）の天候の特徴
第 3.1.18 図に同じ。ただし秋の天候。

第 3.1.21 図 2010/2011 年冬（2010 年 12 月～2011 年２月）の世界の天候
第 3.1.17 図に同じ。ただし 2010/2011 年冬。

第 3.1.22 図 ラニーニャ現象時の冬（12～２月）の天候の特徴
第 3.1.18 図に同じ。ただし冬の天候。

56

3.2

2011 年夏季の熱帯季節内変動と日本の天候へ

MJO が卓越する 30～65 日周期成分のパワースペクトの影響

ル（青破線）は小さかった。第 3.2.3 図は５～８月

2011 年夏季の西部太平洋熱帯域では、２～３週間の OLR 時系列の全周期成分のパワースペクトルに対周期で変動する季節内変動が卓越した。本節では、する季節内周期成分のパワースペクトルの割合を表

この夏の熱帯季節内変動の特徴と日本付近の大気循し、2011 年の分布、及び同年との比較のため 1981

環や天候との関連についてまとめる。

～2010 年の 30 年間の平均の分布を示す。30 年平均

なお、２～３週間周期の季節内変動が卓越したの（第 3.2.3 図左上）を見ると、南シナ海から日付変は 2011 年５～８月であったため、５～８月を解析対更線付近の 15°N 帯では 10～25 日周期成分が 20～

象とする。本節の以下の記述では、夏季は５～８月30％程度を占め、平年でも西部太平洋熱帯域は２～の期間を指すものとする。

３週間周期の変動が比較的大きな領域であるが、2011 年（同図左下）は南シナ海やフィリピン付近で3.2.1 熱帯季節内変動の特徴

50％程度を占め、平年に比べて卓越したことが分か（１）太平洋西部

る。一方、この領域における 2011 年（同図右下）の

熱帯域ではマッデン－ジュリアン振動（MJO）と呼30～65 日周期成分は平年（同図右上）に比べて割合

ばれる 30～60 日程度の周期で赤道域を東に進む季が小さかった。

節内変動が卓越することが知られているが（Madden
and Julian 1971, 1972）、このほかにも夏季のアジ
アモンスーン領域では MJO より短い２～３週間周期の季節内変動が存在することが報告されている（例
えば Murakami 1976, Yasunari 1979, Chen and Chen
1995）。
第 3.2.1 図（青実線）にフィリピン付近で領域平均した 2011 年夏季の外向き長波放射量（OLR）の平年偏差の時系列を示す。これを見ると、対流活動の２～３週間周期の変動が明瞭であることが分かる。
また、この領域平均 OLR の毎年の５～８月の時系列に対してスペクトル解析を行った結果（第 3.2.2 図）、

第 3.2.1 図 フィリピン付近（10°
N～20°
N、
115°
E～140°
E）
で領域平均した OLR 平年差（青実線、右軸、単位：W/m2）
及び日本付近（30°N～40°N、130°
E～140°
E）で領域平均した海面気圧平年差（赤破線、左軸、単位：hPa）の推移（2011年５月１日～８月 31 日）
いずれも５日移動平均をかけた上で表示している。

2011 年の 10～25 日周期成分のパワースペクトル（赤実線）は 1979 年以降で最も大きな値であった。また、

4
3
2

0

1979
1980
1981
1982
1983
1984
1985
1986
1987
1988
1989
1990
1991
1992
1993
1994
1995
1996
1997
1998
1999
2000
2001
2002
2003
2004
2005
2006
2007
2008
2009
2010
2011

1

第 3.2.2 図 フィリピン付近（10°N～20°N、115°
E～140°E）OLR の５～８月における季節内周期成分のパワースペクトルの経年変化（単位：106(W/m2)2）
赤実線は 10～25 日周期成分、青破線は 30～65 日周期成分を示す。

57

30～65 日

10～25 日第 3.2.3 図 ５～８月における OLR の季節内周期成分（左列：10～25 日、右列：30～65 日）のパワース
ペクトルの全周期成分に対する割合（単位：％）
上段は 1981～2010 年の 30 年平均、下段は 2011 年を示す。

の領域では、２～３週間程度の周期で西向きに進む活発な対流活動の位相が明瞭だった（赤矢印）。
第 3.2.5 図に、太平洋西部で平均した OLR の推移を陰影で示す。この図を見ると、Ａ～Ｅで示した時期に対流活発域が赤道付近から 20°N 帯付近に向かって北進している様子が分かる（Ｆは台風第９号を含む）。Ａ～Ｅで示した時期は、第 3.2.4
図で示した西進する対流活発域が太平洋西部に位置している時期にあたる。これらの図から、２～３週間周期の活発な対流活動の位相は西または北西に進んだことが分かる。
このような対流域の北西進の特徴は過去の報告、
例えば Fukutomi and Yasunari (1999)や Mao andChan (2005)と一致する。西向きの位相速度はおよそ５m/s で、Wang and Rui (1990)等の報告と整合的である。また、この西進する変動は周期を 10～
第 3.2.4 図 ５°
N～15°
N 平均 OLR 平年差の東西－時間断面図（単位 W/m2）
５日移動平均をかけた上で表示している。緑矢印は東に進む変動、赤矢印は２～３週間周期変動を示す。

25 日とすると n=１の赤道ロスビー波に相当する（Wheeler and Kiladis 1999）。
この対流活発域の西進は、日付変更線付近から始まっているよう見える（第 3.2.4 図）が、この次に、熱帯域における２～３週間周期で変動す

時期の対流圏上部のミッド・パシフィック・トラ

る対流活動の伝播の特徴を見るため、第 3.2.4 図フ（MPT）は平年より顕著に深く（第 3.2.6 図（a））、に５°N～15°N で平均した 2011 年夏季の OLR 平年

350K の等温位面上の渦位は２～３σ程度の正偏偏差の時間－経度断面図を示す。５月半ばから６差だった（第 3.2.6 図（b））。このような上層の大月にかけては、活発な対流活動の位相がインド洋気の特徴が、2011 年夏季に西向きに進む２～３週から太平洋西部を東に伝播したが（緑矢印）、それ

間周期の季節内変動と関連したことが示唆される以外の期間では、東進する位相は不明瞭だった。

が、この点についてはさらなる調査が必要である。

一方、日付変更線付近から南シナ海付近にかけて

58

（２）赤道域の 東 西 波 数 － 周 波 数 解 析 を 行 っ た Wheeler and2011 年夏季は、赤道域を東向きに比較的早く進

Kiladis（1999）の報告によれば、これは赤道ケル

む季節内変動が明瞭だった。第 3.2.7 図は、2011

ビン波に対応するものとみられる。

年夏季における赤道域の 200hPa 速度ポテンシャ

同図には第 3.2.5 図に示した太平洋西部での対ル平年偏差の東西－時間断面図である。これを見流域の北進の時期を付しているが、Ｂ～Ｆは太平

ると、赤矢印で示したように発散偏差域（青色）

洋西部（点線で囲まれた経度帯）で発散偏差が明の東向きの伝播が明瞭である。発散偏差の位相は瞭になり、東進する変動が励起された時期に対応

波数２の構造を示し、位相速度は約 18m/s で、おするように見える。このことは太平洋西部での北よそ 25 日で赤道を一周している。特に、太平洋で西進する変動と、赤道域を東進する変動が関係し頻繁に発散偏差の位相が東進した。赤道域の OLRていることを示唆する。

A

B

C

D

E

F

第 3.2.5 図 125°
E～140°E 平均
OLR（陰影、単位：W/ m2）及び850hPa 流線関数（等値線）の南
北－時間断面図（2011 年４月１日～８月１日）等値線間隔は 3×106m2/s（3×106m2/s 以上を描画）。いずれも５日移動平均をかけた上で表示している。図中Ａ～Ｆは対流域の北進の時期を示す（詳細は本
文参照）。

（a）
A
B
C
D

E

（b）

F

第 3.2.6 図 2011 年５～８月平均（a）200hPa 流線関数及び（b）350K 渦位の規格化平年偏差
等値線は実況値を示す（単位：（a）106m2/s、（b）s-1）。

59

第 3.2.7 図 ５°
S～５°
N 平均 200hPa 速度ポテンシャ
ル平年差の東西－時間断面図（単位：106m2/s）
青色は発散偏差、赤色は収束偏差を示す。５日移動平均をかけた上で表示している。Ａ～Ｆは第 3.2.5 図に示した太平洋西部での対流域の北進の時期に対応する。
太平洋西部にあたる経度帯を点線で囲んでいる。

3.2.2 日本の天候への影響（１）６月下旬～７月中旬の高温
2011 年夏季は全国的に気温が高く、太平洋高気圧の勢力の変動に対応して気温が大きく変動した（第 3.2.8 図）。太平洋高気圧の日本付近への張り出しが強まった６月下旬から７月中旬にかけては
北～西日本で記録的な高温となった。1961 年以降の気温の統計では、６月下旬に東・西日本で１位、７月上旬は北日本で１位、東日本で２位、７月中
第 3.2.8 図 2011 年６～８月における地域平均気温平
年差の５日移動平均時系列

旬は東日本で再び１位だった。

（a）

850hPa （b）

130°E

（c）

200hPa （d）

850hPa

第 3.2.9 図 （a）6/21～25 平均 850hPa 流線関数平年差（等値線）、OLR 平年差（陰影、単位：W/ m2）、850hPa 波の活動度フラックス（矢印、単位：m2/s2）の分布、（b）同期間の流線関数平年差（等値線）、気温平年差（陰影）、
波の活動度フラックスの 130°E に沿った南北－鉛直断面図、（c）図（a）と同じ、ただし期間は 6/24～28 平均、
流線関数と波の活動度フラックスは 200hPa、（d）図（a）と同じ、ただし期間は 7/8～12 平均
等値線の間隔は（a）及び（d）が 2.5×106m2/s、（b）及び（c）が 5×106m2/s で、点線は負の値を示す。

60

第 3.2.1 図には、フィリピン付近の OLR に加えな高温が持続した。

て、日本付近で領域平均した海面気圧の時系列（赤以上のことから、太平洋西部における２～３週破線）も示している。これを見ると、日本付近の間周期の季節内変動に伴う PJ パターンと、偏西風

海面気圧も２～３週間周期の変動が卓越しており、帯の波列パターンとが重なることによって６月下フィリピン付近で対流活動が活発化するときに、

旬から７月中旬にかけての顕著な高温をもたらし

日本付近の太平洋高気圧が強まるという相関関係

たと考えられる。

がある。これは、PJ パターンと呼ばれる夏季に現れ や す い 太 平 洋 西 部 の 変 動 の パ タ ー ン （ Nitta（２）梅雨入り・明け

1987, Kosaka and Nakamura 2006 等）と一致する。

2011 年の梅雨入りは、沖縄地方から関東甲信地

また、Fukutomi and Yasunari（1999）が示した、方にかけては平年よりかなり早く、北陸地方と東２～３週間周期で西進する対流活発域がフィリピ

北地方では遅かった。梅雨明けは、全国的に早く、ン付近に達したときに、本州付近からその南東海

沖縄地方と中国地方から東北地方にかけてはかな

上にかけて高気圧性循環偏差が強化される傾向とり早かった（第 3.2.1 表）。

も一致する。

第 3.2.5 図には、OLR に加えて、日本付近の太第 3.2.9 図（a）は 6 月 21～25 日平均の 850hPa

平洋高気圧の位置の目安として 850hPa 流線関数

流線関数偏差と OLR 偏差の分布である。フィリピ

を等値線で示している。対流活発域の北進と同期ン付近には南東から進んできた対流活発域が位置して、太平洋高気圧の中心が北偏する傾向が見らし、フィリピン付近で低気圧性循環偏差、日本付れる。また、太平洋高気圧の北縁には梅雨前線に

近で高気圧性循環偏差、日本の北東海上で低気圧対応する OLR 極小域があり、これも同様に北にシ性循環偏差という波列が見られる。130°E に沿っフトする様子が見られる（同図Ｂ～Ｅの時期）。第

た鉛直断面図（第 3.2.9 図（b））を見ると、本州

3.2.5 図のＣは九州～関東地方の梅雨入り、Ｄは付近では、軸が上層に向かってやや北に傾いた等

奄美地方の梅雨明けと北陸・東北地方の梅雨入り、

価順圧構造の高気圧性循環偏差（上層ほど偏差がＥは九州～東北地方の梅雨明けの時期にあたり、大きい）が位置しており、過去に報告されている

2011 年の日本の梅雨入り・明けと太平洋西部の２PJ パ タ ー ン の 構 造 と も 一 致 す る （ Kosaka and～３週間周期の季節内変動は良い対応を示した。

Nakamura 2006）。本州付近は、この背の高い高気
第 3.2.1 表 2011 年の梅雨入り・明けの時期
記号の意味は、(+)*：かなり遅い、(+)：遅い、(0)：平年並、(-)：早い、(-)*：かなり早い、の階級区分を表す。

圧に覆われたことで高温がもたらされたと考えられる。さらに、数日後にはシルクロードパターンと呼ばれる亜熱帯ジェット気流に沿った波列パターン（Enomoto 2003）が現れ（第 3.2.9 図（c））、

地方名

本州付近の高気圧がさらに強まった。このような

沖 縄
奄 美
九州南部
九州北部
四 国
中 国
近 畿
東 海
関東甲信
北 陸
東北南部
東北北部

構造は７月初めに解消されたが（本州付近の高気圧は弱まったが）、日本の南海上で太平洋高気圧の西への張り出しが強まったことなどから、南西からの暖気移流によって高温は持続した。その後、再び対流活発域がフィリピン付近に西進してきた
７月 10 日前後には対流圏下層に PJ パターン（第3.2.9 図（d））が現れた。その後、シルクロードパターンが重なって日本上空は６月下旬と同様の等価順圧構造の高気圧性循環偏差に覆われ、顕著

61

梅雨入り
2011年
4月30日ごろ
4月30日ごろ5月23日ごろ5月21日ごろ5月21日ごろ5月21日ごろ5月22日ごろ5月22日ごろ5月27日ごろ
6月18日ごろ6月21日ごろ6月21日ごろ

(-)*
(-)*
(-)*
(-)*
(-)*
(-)*
(-)*
(-)*
(-)*
(+)
(+)
(+)

梅雨明け
平年
5月9日ごろ
5月11日ごろ5月31日ごろ
6月5日ごろ6月5日ごろ6月7日ごろ6月7日ごろ6月8日ごろ6月8日ごろ
6月12日ごろ
6月12日ごろ
6月14日ごろ

2011年
6月9日ごろ
6月22日ごろ
7月8日ごろ7月8日ごろ7月8日ごろ7月8日ごろ7月8日ごろ7月8日ごろ7月9日ごろ7月9日ごろ7月9日ごろ7月9日ごろ

(-)*
(-)
(-)
(-)
(-)
(-)*
(-)*
(-)*
(-)*
(-)*
(-)*
(-)*

平年
6月23日ごろ
6月29日ごろ
7月14日ごろ
7月19日ごろ
7月18日ごろ7月21日ごろ7月21日ごろ7月21日ごろ7月21日ごろ
7月24日ごろ
7月25日ごろ
7月28日ごろ3.2.3

まとめ2011 年夏季の太平洋西部では、２～３週間周期で北西進する季節内変動が季節を通して卓越した。
この季節内変動に伴って、フィリピン付近の対流活動が変動し、PJ パターンを通じた日本付近の顕著な高温や、太平洋高気圧の北偏に伴う梅雨の入り・明けの時期の変動等の影響を及ぼした。
この２～３週間周期の季節内変動が卓越した要因については、さらなる調査研究が必要である。
参考文献
Chen, T.-C. and J.-M. Chen, 1995: An observational
study of the South China Sea monsoon during the1979 summer: Onset and life cycle. Mon. Wea. Rev.,
123, 2295-2318.
Enomoto, T., B. J. Hoskins, and Y. Matsuda, 2003:
The formation mechanism of the Bonin high in
August. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 129, 157.178.
Fukutomi, Y. and T. Yasunari, 1999: 10-25 day
intraseasonal variations of convection andcirculation over East Asia and western North
Pacific during early summer. J. Meteor. Soc. Japan,
77, 753-769.
Kosaka, Y. and H. Nakamura, 2006: Structure anddynamics of the summertime Pacific- Japan
teleconnection pattern. Quart. J. Roy. Meteor.
Soc., 132, 2009-2030.
Madden, R. A. and P. R. Julian, 1971: Detection of
a 40-50 day oscillation in the zonal wind in thetropical Pacific. J. Atmos. Sci., 28, 702-708.
Madden, R. A. and P. R. Julian, 1972: Descriptionof global scale circulation cells in the tropics
with a 40-50 day period. J. Atmos. Sci., 29,1109-1123.
Mao, J. and J. C. L. Chan, 2005: Intraseasonalvariability of the South China Sea summer monsoon.
J. Climate, 18, 2388-2402.
Murakami, M., 1976: Analysis of summer monsoon
fluctuations over India. J. Meteor. Soc. Japan,
54, 15-32.
Nitta, T., 1987: Convective activities in thetropical western Pacific and their impact on the
Northern Hemisphere summer circulation. J. Meteor.
Soc. Japan, 65, 373.390.
Wang, B. and H. Rui, 1990: Synoptic climatology oftransient tropical intraseasonal convection
anomalies: 1975-1985. Meteor. Atmos. Phys., 44,
43-61.
Wheeler, M. and G. N. Kiladis, 1999: Convectively
coupled equatorial waves: Analysis of clouds and62

temperature in the wavenumber-frequency domain.
J. Atmos. Sci., 56, 374-399.
Yasunari, T., 1979: Cloudiness fluctuations
associated with the Northern Hemisphere summer
monsoon. J. Meteor. Soc. Japan, 57, 227-242.

3.3

2011 年雨季のインドシナ半島の多雨た（タイ気象局 2011）。このように、2011 年のイ

インドシナ半島では、2011 年の雨季を通して平ンドシナ半島の降雨の特徴として、チャオプラヤ

年より雨の多い状況が続き、チャオプラヤ川やメ川やメコン川の流域全体に、雨季を通して、降水

コン川の流域では洪水による甚大な被害が発生し量が平年より多い状態が続いたことが挙げられる

た。本節では、多雨の状況と関連する大気循環の（第 3.3.2 図）。

特徴、熱帯域の海面水温との関係を述べる。

これが誘因となって、チャオプラヤ川やメコン川の流域で洪水が発生し、各地で被害が発生した。

3.3.1

天候の特徴

特にチャオプラヤ川が氾濫したタイでは、長期間

インドシナ半島では、概ね５月にモンスーンのにわたって洪水が続き、死者が 700 名を超えるな

雨季に入り、10 月に次第に明ける（松本 2002）

ど甚大な被害となった（タイ防災局 1）。また、日が、2011 年は雨季を通して平年より雨の多い状況

系企業が多く入居するアユタヤ県を中心とした工が続いた（第 3.3.1 図）。６～９月の４か月間降水

業団地が冠水し、工場が操業停止となるなど、日量 は 、 タ イ 北 部 の チ ェ ン マ イ で 921mm（ 平 年 比

本国内にも大きな影響を与えた（独立行政法人日134％）、タイの首都バンコクで 1251mm（ 同 140％）、

本貿易振興機構 2）。

ラオスの首都ビエンチャンで 1641mm（同 144％）など、インドシナ半島のほとんどの地点で平年の約 1.2 倍から 1.8 倍の雨となった。タイの５～９1

http://disaster.go.th/dpm/flood/news/
flood_lastnews.html
2
http://www.jetro.go.jp/world/asia/th/flood/

月の５か月間降水量は、1951 年の統計開始以降で1970 年、1956 年に次ぐ第３位となったと伝えられ

降水量
(mm)

降水量
(mm)
500

350
300

（a）タイ チェンマイ（c）ラオス ビエンチャン
400

250
300

メコン川

200
150

200

100

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10 11

500

100
メコン川

0

チャオプラヤ川

50

降水量
降水量平年値
（b）タイ
バンコク

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10 11

300
250

400

× × ×

0

（d）カンボジア
プノンペン
降水量
降水量平年値

200

300

150
200

100

100

50

0

× ×

0
1

2

3

4

5

6

7

8

9

1

10 11

2

3

4

6

7

8

2011年

2011年
降水量

5

降水量平年値

降水量

第 3.3.1 図 2011 年６～９月の４か月降水量平年比の分布と主な地点の月降水量の経過
経過図の×はデータの未入電を示す。

63

降水量平年値

9

10 11

実況

6月

7月

8月

9月

平年

第 3.3.2 図 2011 年６～９月の各月の月降
水量平年比（％）の分布

平年偏差

第 3.3.3 図 2011 年６～９月の４か月平均した 925hPa 水蒸気フラックスと外向き長波放射量（OLR）
左から順に、実況、平年、平年偏差を表す。ベクトルは水蒸気フラックス（m/s×kg/kg）、陰影は OLR（W/m2）を示す。

第 3.3.4 図 ６～９月の４か月平均したインドシナ半島 第 3.3.5 図 2011 年６月～９月の４か月平均した海面
水温平年偏差（℃）の降水量と海面水温との相関係数分布
降水量データは、地上観測と衛星観測から見積られた降水 量 デ ー タ （ CMAP: CPC Merged Analysis ofPrecipitation; Xie and Arkin 1997）を利用。陰影は、信頼度水準 90％で有意な領域を示す。統計期間は 1979～2010 年。

64

６月

７月

８月

９月

第 3.3.6 図 ６～９月の各月で平均したインドシナ半島の降水量と海面水温との相関係数分布
図の見方などは第 3.3.4 図と同様。

大気循環の特徴と海面水温との関係た。2011 年６～９月の各月の海面水温分布 3と比2011 年は、夏のアジアモンスーンに伴う大気循

較すると、全般にこれらの統計的な特徴と一致し

3.3.2

環や対流活動が全般に平年より強かった（第 2.7

ない。

節を参照）。インドシナ半島付近では、ベンガル湾
方面から流入する対流圏下層の水蒸気量が平年よ

3.3.3

り多く、モンスーントラフが明瞭で、対流活動がまとめ2011 年のインドシナ半島の雨季の降水量は、全平年より活発だった（第 3.3.3 図）。

般に期間を通じて平年より多く、チャオプラヤ川

インドシナ半島の降水量（Xie and Arkin 1997）

やメコン川で洪水が発生した。これは、夏のアジと熱帯域の海面水温との統計関係（同時相関）を

アモンスーンに伴う対流活動が活発だったことが調べた。まず、６～９月平均した値で両者の関係関連したとみられる。この期間のインド洋や太平を見ると（第 3.3.4 図）、西部インド洋赤道域と西洋の熱帯海面水温分布は、過去のインドシナ半島部太平洋赤道域に負相関域（インドシナ半島の降の雨季における降水量が多い場合に現れやすい分

水量が多い場合、海面水温は平年より低い）、太平

布と異なっていた。

洋赤道域の日付変更線付近に正相関域（インドシ
ナ半島の降水量が多い場合、海面水温は平年より参考文献高い）が分布するが、統計的に有意な領域は少な

松本 淳, 2002: 東南アジアのモンスー ン気候概説.
東南アジアモンスーンの気候学, 気象研究ノート,
202, 57-84.
Thai Meteorological Department, 2011: Natural
Disasters 2011.
http://www.tmd.go.th/en/event/NaturalDisasters2011.pdf
Xie, P., and P.A. Arkin, 1997: Global Precipitation:
A 17-Year Monthly Analysis Based on Gauge
Observations, Satellite Estimates, and Numerical
Model Outputs. Bull. Amer. Meteor. Soc., 78,
2539–2558.

い。2011 年６～９月平均の海面水温平年偏差（第3.3.5 図）は、太平洋ではラニーニャ傾向を示し、インド洋では西部赤道域で平年より高いなど、全般に統計的な傾向と一致しない。
次に、６～９月の各月でインドシナ半島の降水量と熱帯域の海面水温の統計関係を見ると（第3.3.6 図）、６月はインド洋西部や西部太平洋熱帯域などで負相関があり、７月は太平洋赤道域に、９月は太平洋の 10˚N～20˚N 帯に正相関が分布し

3

http://www.data.jma.go.jp/gmd/cpd/data/elnino/clmrep/sst-ano-global.html

65

3.4

2011 年夏を中心とした米国南部の高温・少雨
米国南部は、2010 年秋（９～11 月）以降、少雨の状態が継続し、顕著な干ばつに見舞われた。また、2011 年夏（６～８月）は顕著な高温となった。
本節では、高温・少雨の状況と関連する大気循環の特徴を述べるとともに、要因の考察を行う。
3.4.1

天候の特徴

米国南部では、テキサス州を中心に 2010 年秋か
第 3.4.2 図 米国の干ばつの状況（2011 年８月 30 日
現在）
米国南部は、テキサス州を中心に顕著な干ばつとなった（濃い赤色領域）。米国干ばつ軽減センター（National
Drought Mitigation Center）ウェブサイト 1より引用。

ら 2011 年夏にかけて降水量の非常に少ない状態が続き（第 3.4.1 図）、記録的な干ばつとなった（第3.4.2 図）。2011 年秋になると、南部の州の多くは平年並あるいは平年より多い降水量となったが、テキサス州は平年より少なく、顕著な干ばつが続いた。2011 年夏は、テキサス州を中心に記録的な高温となり（第 3.4.3 図）、ダラス／フォートワー
スでは、７月２日～８月 10 日の 40 日間続けて、
日最高気温が 100˚F（37.8℃）以上となった（NOAA
2011）（第 3.4.4 図）。このため、穀物生産や家畜に大きな損害が生じるとともに、各地で森林火災が発生し、家屋の焼失など大きな被害が生じた。

第 3.4.3 図

第 3.4.1 図（％）

2011 年６～８月平均気温規格化平年差2010 年 10 月～2011 年８月の降水量平年比

第 3.4.4 図 ダラス／フォートワース(32˚54'N, 97˚02'W)における日別値の推移（2011 年４月１日～10 月
31 日）

1

66

http://drought.unl.edu/

3.4.2

高温・少雨をもたらした大気の流れの特徴（テキサス州付近）では、偏西風が平年と比べてと要因

北偏し、弱い傾向だった（第 3.4.6 図）。これに対（１）2010 年秋～2011 年春

応して、高周波擾乱の活動も弱い傾向だった（第この期間、ラニーニャ現象（2010 年夏に発生し、3.4.7 図）。これらの大気循環の特徴は、ラニーニ

2011 年春（３～５月）に終息）が発生しており、ャ現象発生時に現れやすいものであり（Seager et

中部から東部太平洋熱帯域の海面水温は平年より

al. 2005）、米国南部の少雨の背景になったとみら低かった。一方、大西洋熱帯域の海面水温は平年れる。Kushnir et al. (2010)は、寒候期に北大西より高い状態が続いた。500hPa 高度では、太平洋

洋熱帯域の海面水温が高い場合、米国南部は少雨から北米にかけて波列状の偏差パターンがしばし傾向になることを示した。このことから、ラニー

ば現れ、米国南部は正偏差となりやすかった（第ニャ現象に加えて、北大西洋熱帯域の海面水温が3.4.5 図）。降水量が特に少なかった米国中南部高かったことも、少雨に関連した可能性がある。

第 3.4.5 図 北 半 球 ３ か 月 平 均
500hPa 高度・平年偏差（左）とラニーニャ合成図（右）左図は、2011 年１～３月の平均図で、等値線は 500hPa 高度（120m 間隔）、
陰影は平年偏差を表す。右図は、ラニ ー ニ ャ 現 象 発 生 年 （ 1985, 1989,
1996, 1999, 2000, 2006, 2008, 2009年）の１～３月平均 500hPa 高度平年差（10m 間隔）の合成図で、陰影は信頼度水準 90％で統計的に有意な領域を示す。

第 3.4.6 図 11 日移動平均した米国中南部（105˚W～
90˚W）の偏西風（2010 年 10 月～2011 年５月）
等値線は 300hPa 東西風速の平年値（2m/s 間隔、20m/s
以上を描画）、陰影は平年偏差で、暖色（寒色）は平年
より西風が強い（弱い）ことを示す。

第 3.4.7 図 11 日移動平均した米国中南部（105˚W～90
˚W）の高周波擾乱の活動度（2010 年 10 月～2011 年５月）
等値線は 700hPa 高周波擾乱（２～８日周期成分）の単位質量当たりの運動エネルギーの平年値（3 m2/s2 間隔、12 m2/s2 以上を描画）、陰影は平年偏差を表す。暖色（寒色）は高周波擾乱の活動が平年より活発（不活発）なことを示す。

67

ψ200

ψ200

ψ850

ψ850

OLR

OLR

SST

SST

第 3.4.8 図 2011 年６～８月平均循環場の平年偏差（左列）と米国中南部（図中の緑枠：30˚N～40˚N, 100˚W～90
˚W）の６～８月平均した地上２m 気温に回帰した循環場（右列）上から順に、200hPa 流線関数(m2/s)、850hPa 流線関数、外向き長波放射量（OLR;W/m2）、海面水温（SST;℃）を示す。右列の灰色領域は信頼度水準 90％で統計的に有意な領域を表す。回帰分析の統計期間は 1979～2010 年。

（２）2011 年夏

平洋は北東部（アラスカとハワイの間）を中心に第 3.4.8 図の左列は、2011 年の夏平均した循環

広く高気圧性循環偏差となる一方、東部太平洋熱場の平年偏差を示す。記録的な高温となった米国

帯域からメキシコ湾、米国の東海上にかけての領

中南部は、上層ほど偏差の大きい等価順圧構造の域は低気圧性循環偏差となった（大西洋の亜熱帯

高気圧に覆われ、下降流偏差で、下層は発散偏差

高気圧が平年より弱いことに対応）。熱帯の対流活だった（第 3.4.9 図）。米国中南部を中心とする上動は、太平洋中部から東部で平年より不活発、中層の高気圧は、太平洋から北米にかけての波列状

米西岸付近からカリブ海、大西洋にかけては活発の偏差パターンの一部を構成する。下層では、太だった。海面水温は、中部太平洋熱帯域から北米

68

の西海上にかけて平年より低く（ラニーニャ現象

徴は、2011 年夏の循環場と整合する。また、Suttonの傾向）、大西洋熱帯域は高かった。

and Hodson (2005, 2007)は、夏の北大西洋熱帯域

第 3.4.8 図の右列は、米国中南部の夏平均したの海面水温が高い場合、米国南部やメキシコ北部

地上気温が高かった時の循環場を示す。上に示しは高温・少雨になることを示した。

た 2011 年夏の循環場の特徴は、過去の高温時の特これらのことから、2011 年夏は、太平洋から大徴と一致することから、米国中南部の気温が高い

西洋の熱帯域における海面水温偏差が、それに対時の典型的な循環場だったと言える。太平洋から応した熱帯の対流活動偏差を通じて、米国南部の北米にかけての波列パターンは、中部太平洋熱帯

大気の流れ に影響を及 ぼし、その 結果として 高域を中心とする平年より低い海面水温に伴う不活温・少雨をもたらした可能性がある。

発な対流活動に関連した可能性がある（Ting andWang 1997）。

3.4.3

まとめ

Kushnir et al. (2010)は、暖候期に北大西洋熱

米国南部では、2010 年秋以降、少雨の状態が続帯域の海面水温が高い場合、平年より高い海面水

くとともに、2011 年夏は記録的な高温となった。

温に対応して活発化した北大西洋熱帯域の対流活

統計的な調査とこれまでの研究結果から、ラニー動が北大西洋の亜熱帯高気圧を弱め（熱帯の熱源

ニャ現象あるいはラニーニャ現象の傾向と平年よに対する大気の応答（Gill 1980））、その結果、米り高い北大西洋熱帯域の海面水温偏差が、この高国では水蒸気フラックスの収束の抑制と下降流偏温・少雨の一因だったと考えられる。

差が生じ、少雨となることを示した。これらの特第 3.4.9 図 2011 年６～８月平均した 500hPa 鉛直流平年偏差（左）と 925hPa 発散／収束平年偏差（右）左図では暖色（寒色）は下降流（上昇流）偏差（Pa/s）を表し、右図では暖色（寒色）は発散（収束）偏差（1/s）
を示す。
Seager, R., N. Harnik, W. A. Robinson, Y. Kushnir, M. Ting,
H. P. Huang, and J. Velez, 2005: Mechanisms of
ENSO-forcing
ofhemisphericallysymmetric
precipitation variability. Quart. J. Roy. Meteor. Soc.,
131, 1501-1527.
Sutton, R. T., and D. L. R. Hodson, 2005: Atlantic Ocean
forcing of North American and European summer climate.
Science, 309, 115-118.
―, and ―, 2007: Climate response to basin-scale warming
and cooling of the North Atlantic Ocean. J. Climate,20, 891–907.
Ting, M., and H. Wang, 1997: Summertime U.S.
precipitation variability and its relation to Pacificsea surface temperature. J. Climate, 10, 1853–1873.

参考文献
Gill, A. E., 1980: Some simple solutions for heat-induced
tropical circulation. Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 106,447-462.
Kushnir, Y., R. Seager, M. Ting, N. Naik, and J. Nakamura,
2010: Mechanisms of Tropical Atlantic SST Influence on
North American Precipitation Variability. J. Climate,23, 5610–5628.
NOAA National Climatic Data Center, 2011: State of the
Climate: Global Hazards for August 2011, published
online September 2011, retrieved on November 28, 2011
from http://lwf.ncdc.noaa.gov/sotc/hazards/2011/8.

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