３．特定事例の解析

その要因に関する見解を発表した。本節では分析

3.1

2011/2012 年冬のユーラシア大陸の顕著な検討会の分析結果を中心に、この事例の詳細につ寒波

いて述べる。

2011/2012 年冬（2011 年 12 月～2012 年２月）
3.1.1 天候の特徴

は、ユーラシア大陸の中緯度域の広い範囲で低温となった。気象庁の異常気象分析検討会ではこの2011/2012 年冬は北アフリカやユーラシア大陸

低温をもたらした大気循環について分析を行い、中緯度域の広い範囲（ヨーロッパ東部、中央・東第 3.1.1 図 2011/2012 年
冬平均気温規格化偏差階級分布
３か月平均気温の平年差を標準偏差で規格化した値を緯度・経度５度格子で平均し、階級別に表す。

1月15日～28日
d
f

c

b

a

e

1月29日～2月11日
d
f

c

b

a

e

2月12日～25日
d
f

c

b

a

e

第 3.1.2 図 2012 年１月 15 日から２月 25 日の２週ごとの気温平年差（℃）
各国からの通報データによる。図中の星印(a～f)は以下の地点（国名）の位置を示す。
a:ウランバートル（モンゴル）、b:アスタナ（カザフスタン）、c:キエフ（ウクライナ）、d:ワルシャワ（ポーランド）、e:ブカレスト（ルーマニア）、f:トリエステ（イタリア）

45アジア）で低温あるいはかなりの低温となった（第ナでは２月２日に日平均気温が-35℃（平年差約3.1.1 図）。一方、ユーラシア大陸の高緯度域は東-21℃）を下回った。ウクライナのキエフ（同図(c)）

シベリア東部を除いて概ね高温となった。

やポーランドのワルシャワ（同図(d)）などでは１

平年差-4℃以下の領域が１月半ば以降に東アジ

月下旬から気温が低下し、２月中旬～下旬まで平ア北部～中央アジアで、1 月下旬以降にヨーロッ年より低い状態が続いた。ワルシャワでは２月３

パ西部やアフリカ北部で見られた（第 3.1.2 図）。

日に日平均気温が-18℃（平年差約-17℃）を下回

各地の経過を見ると、モンゴルのウランバートった。この寒波の影響により、ウクライナでは 130ル（第 3.1.3 図(a)）やカザフスタンのアスタナ（同人以上、ルーマニアやポーランドでは 80 人以上が図(b)）では、１月半ばに気温が低下し始め、２月死亡したと伝えられた（各国政府、災害データベ

下旬まで平年と比べて低い状態が続いた。アスタース(EM-DAT））。

-5

10

-15

5

-20

0

気温（℃）

気温（℃）

-10

15

(a)モンゴル・ウランバートル

-25
-30

-40

-20
1/22
平均気温

0

1/29

2/5

2/12

2/19

2/26

-25
1/15

3/4

最高気温

最低気温

(b)カザフスタン・アスタナ

平均気温平年値

欠測（降水量）

15
10

-5

気温（℃）

-15
-20
-25

1/29

平均気温

2/5
最高気温

2/12

2/19

最低気温

(e)ルーマニア・ブカレスト

2/26

3/4

平均気温平年値

0
-5
-10

-30

-15

-35

-20

-40
1/15
10

5

1/22

5

-10
気温（℃）

-10

-15

5

1/22
平均気温

1/29

2/5

最高気温

2/12

2/19

最低気温

2/26

-25
1/15

3/4

20

平均気温平年値(c)ウクライナ・キエフ

15

0

-10
-15

1/29

2/5

最高気温

2/12

2/19

最低気温

2/26

3/4

平均気温平年値(f)イタリア・トリエステ

5
0

-5

-20

-10

-25
-30
1/15

1/22
平均気温

10

-5

気温（℃）

気温（℃）

-5

-35

-45
1/15

(d)ポーランド・ワルシャワ

1/22
平均気温

1/29

2/5

最高気温

2/12
最低気温

2/19

2/26

3/4

-15
1/15

平均気温平年値

1/22
平均気温

1/29

2/5
最高気温

2/12

2/19

最低気温

2/26

3/4

平均気温平年値

第 3.1.3 図 各地点での気温の経過2012 年１月 15 日～３月４日の気温。実線は観測値、点線は平均気温の平年値（単位：℃）。各国からの通報データによる。

46

3.1.2

日本では、北・東・西日本の冬平均気温が低温

低温をもたらした大気循環場の特徴となり、期間を通して低温が持続したため、12～

2011/2012 年冬平均 500hPa 高度場（第 3.1.5 図

２月の各月の平均気温も低温となった（第 3.1.4(a））は、北大西洋からユーラシア大陸にかけての図）。３地域そろって冬平均気温が低温となったの

波列パターンが明瞭で、西シベリアで正偏差、アは 2005/2006 年冬以来、３か月連続で低温となっジア北東部で負偏差となっており、寒帯前線ジェたのは 1985/1986 年冬以来である。また、日本海ット気流が大きく蛇行した。このパターンは冬の側の地域を中心に積雪が多く、多くのアメダス地

期間を通して持続した（第 3.1.6 図）。200hPa 波

点で冬の最深積雪の記録を更新するなど、1990 年の活動度フラックス(Takaya and Nakamura 2001)

代以降では「平成 18 年豪雪」の 2005/2006 年冬にの分布を見ると、北大西洋から寒帯前線ジェット次ぐ水準の積雪となった。

気流に沿った東向きの準定常ロスビー波束の伝播が明瞭だった（第 3.1.7 図）。
海面気圧（第 3.1.5 図(b））はユーラシア大陸北部で広く正偏差となり、西シベリアで顕著だった。
シベリア高気圧は広く発達し、1979/1980 年冬以降では最も強い水準となった（第 3.1.8 図）。この
冬のシベリア高気圧と西シベリア上層のリッジの変 動 は よ く 対 応 し て い た (Takaya and Nakamura
2005a; 2005b)（第 3.1.9 図）。シベリア高気圧の勢力が平年より強かったため、東アジアでは冬のモンスーン循環による寒気移流が強かった。

第 3.1.4 図 地域平均気温平年差の５日移動平均時系
列（2011 年 12 月～2012 年２月）

(a)

(b)

(c)
第 3.1.5 図 2011/2012 年
冬平均(a)500hPa 高度、(b)海 面 気 圧 、 及 び (c)850hPa
気温
陰影は平年偏差。等値線間
隔 は 、 (a)60m 、 (b)4hPa 、(c)4℃ 。(c)の 波状 の 陰 影
域は標高が 1,600m 以上の領域を示す。

12 月

１月

２月

第 3.1.6 図 月平均 500hPa
高度（等値線）及び平年偏差（陰影）左から 2011 年 12 月、2012
年１月、及び 2012 年２月。
等値線間隔は 60m。

47

第 3.1.7 図 2011/2012 年冬平均 200hPa 流線関数平年偏差（等値線）、外向き長波放射(OLR)平年偏差（陰影）、及び 200hPa 波の活動度フラックス（矢印）
等値線間隔は 3×10 6m 2/s。
m2 /s 2hPa

850hPa 気温（第 3.1.5 図(c））はユーラシア大陸の中緯度帯で低温偏差となり、特に中央・東ア
ジアで顕著だった。西シベリアに中心を持つ下層の高気圧性循環偏差の南東側では、北東から南西に等温線を横切るような流れとなった。このため、中央アジアやモンゴルではシベリアの寒気が流入し（第 3.1.10 図）、これらの地域では顕著な低温となった。また、強い寒気移流はシベリア高気圧の強化にも寄与したと考えられる。
第 3.1.8 図 シベリア高気圧の中心付近(40˚N～60˚N、
80˚E～120˚E)の領域平均冬平均海面気圧平年偏差の経
年変化（1979/1980～2011/2012 年の各年の 12～２月平均値）
hPa

対流圏上層では、中国南部（高気圧性循環偏差）から日本の北東（低気圧性循環偏差）にかけて準定常ロスビー波束伝播が見られ、日本付近では、
亜熱帯ジェット気流が南に蛇行し、北風偏差の場

mとなった（第 3.1.7 図）。これに対応して、上空の寒気が日本にしばしば流入し、低温をもたらしたほか、日本海側では大雪となった。

第 3.1.9 図 シベリア高気圧の中心付近(40˚N～60˚N、
80˚E～120˚E)の領域平均海面気圧平年偏差（黒線、左軸）及び西シベリア(50˚N～70˚N、60˚E～90˚E)の 500hPa
高度平年偏差（赤線、右軸）の推移（2011 年 11 月 16日～2012 年３月 15 日）
５日移動平均をかけた値。2011 年 12 月１日～2012 年
２月 29 日の期間における両者の相関係数は 0.60（ 信頼度水準 95%で有意）。

m/s℃

第 3.1.10 図 2011/2012 年冬平均 850hPa 風ベクトル平
年偏差（矢印）及び 850hPa 気温平年値（陰影）48

第 3.1.11 図はユーラシア大陸中部～東部の経た（第 3.1.12 図(a)）。対流圏上層では、西シベリ

度帯で平均した気温と高度の緯度-高度断面であアで明瞭なブロッキング高気圧が発達し、そこかる。中緯度帯の気温は対流圏全体にわたって低温ら大西洋にかけては東西に幅の広い高気圧性循環で、高度は上層で平年より低く、下層で高かった。

偏差が分布した（同図(b)）。

ここまでは冬平均場の特徴について述べた。前

西シベリアのブロッキング高気圧が下層に与え項で述べたとおり、東アジア北部では１月半ば以た影響を評価するため、シベリア高気圧が最も強降、ヨーロッパ東部では１月下旬以降、特に顕著

まった数日前にあたる１月 29 日の 300hPa 面におな低温となったことから、次にこの期間に注目しける準地衡流 近似の渦位(Potential Vorticity:

た解析結果を述べる。

PV)偏差を与えた PV インバージョン解析(Hoskins

１月後半から２月前半にかけては、シベリア高

et al. 1985)を行った。その結果、実況とはやや気圧の勢力が特に強まり、西への拡大も明瞭だっ位置がずれるものの、上空の負の PV 偏差が西シベ
リア付近の下層に高気圧を誘起することが確認された（第 3.1.13 図）。
次に、310K 等温位面（高緯度帯では概ね 300hPa付近に対応）における６時間ごとの PV 分布の推移
から西シベリアのブロッキング高気圧の発達の様子を調べたところ（第 3.1.14 図）、北大西洋中緯度帯で切離した負の PV 偏差域が、ヨーロッパ北部・西シベリアの沿岸域（第 3.1.12 図(b)の東西に伸びた高気圧性循環偏差域に対応）を経由して西シベリアに流入する様子が度々見られた。

˚C

第 3.1.11 図 50˚E～120˚E で平均した 2011/2012 年冬
平均高度平年偏差（等値線）及び気温平年偏差（陰影）の緯度-高度断面図
等値線間隔は 20m。

したがって、顕著な低温となった１月後半から
２月前半にかけての優勢なシベリア高気圧の発達や維持には、大西洋からの負の PV 偏差の断続的な供給が大きく寄与していたと考えられる。

(a)

(b)

第 3.1.13 図 PV インバージョン解析の結果
2012 年１月 29 日の 300hPa 面における準地衡流渦位(PV)偏差を与えたときに強制される 1000hPa 高度偏差（陰影）。陰影の間隔は 100m。等値線は 1000hPa 気温の平年値で、250～275K の範囲を 5K 間隔で表示。

第 3.1.12 図 30 日平均（2012 年１月 16 日～２月 14日）(a)海面気圧、(b)300hPa 流線関数
陰影は平年偏差。等値線は(a)1020hPa 以上を 5hPa 間隔
で、(b)-40×10 6m2/s 以下を 10×10 6m2/s 間隔で表示。

49

（b）２/２ 00Z（a）１/29 00Z

C

B A

E D

（d）２/11 00Z（c）２/５ 12Z

F

C

E

C

第 3.1.14 図 310K 等温位面渦位分布の推移(a)2012 年１月 29 日 00Z、(b)２月２日 00Z、(c)２月５日 12Z、及び(d)２月 11 日 00Z。等値線は実況値で等値線間隔は 1PVU。
陰影は平年偏差で、赤が正偏差、青が負偏差を示す。A は太平
洋、B～F は大西洋から西シベリア付近に流入した負の渦位偏差域。平年偏差が算出されない領域は灰色で覆った。
（℃）

F

PVU

3.1.3

低温をもたらした主な要因（１）亜熱帯ジェット気流の日本付近での南への蛇行

第 3.1.15 図2011/2012 年冬平均海面水温平年偏差2011/2012 年冬の太平洋における海面水温の偏差パターンはラニーニャ現象の傾向 1 を示し（第3.1.15 図）、対流活動は季節を通して海洋大陸（インドネシア多島海）付近で活発だった（第 3.1.7図）。この活発な対流活動は中国南部の対流圏上層(a)で高気 圧性 循環 偏差を も たらし たと 考え られる(Gill 1980)。これらはラニーニャ現象時に現れやすい特徴的な偏差パターンであるため（第 3.1.16
図）、日本付近に寒気をもたらした亜熱帯ジェット気流の南への蛇行にはラニーニャ現象の傾向が影響したと考えられる。

(b)
第 3.1.16 図 冬平均(a)外向き長波放射(OLR)平年偏差、及び(b)200hPa 流線関数平年偏差のラニーニャ年の合成図
合成図は、1984/1985、1988/1989、1995/1996、1998/1999、
1999/2000、2005/2006、及び 2007/2008 年の各年の 12～２月平均値を平均することで求めた。等値線は、(a)-20～ 20W/m 2 の 範 囲 を 4W/m2 間 隔 で 表 示 、 (b)3×10 6m 2/s 間隔で表示。灰色の領域は t 検定により信頼度
水準 95%で有意であることを示す。

1

気象庁では、エルニーニョ監視海域(5˚S～5˚N、150˚W～90˚W)の海面水温の基準値（前年までの 30 年間の各月の平均値）との差の５か月移動平均値が６か月以上続けて-0.5℃以下となった場合をラニーニャ現象と定義している。今回の現象は継続期間が５か月（2011 年
９月～2012 年１月）だったことから、定義上はラニー
ニャ現象としては記録に残らない。

50

周波擾乱が高度を上げる傾向を示しており、平年（２）ユーラシア大陸における寒帯前線ジェットより北偏したストームトラックの活動が高気圧性気流の顕著な蛇行

循環偏差の維持に寄与したことが推測される。

シベリア高気圧の強化と北西への伸張に寄与した、ユーラシア大陸上の寒帯前線ジェット気流に

過去のラニーニャ現象時は、北太平洋東部から沿った波列パターンは、主に北大西洋に起源をた

北大西洋にかけての中緯度帯は帯状に高気圧性循

どることができる。北大西洋の上層では、亜熱帯

環偏差が分布し、また、米国の西海上、米国南東域に低気圧性循環偏差、中緯度域に高気圧性循環部、及びヨーロッパの西海上の３つに偏差の中心偏差が分布した（第 3.1.7 図）。

が位置する傾向がある（第 3.1.16 図(b））。この冬

この冬、北大西洋では寒帯前線ジェット気流のの循環偏差は過去のラニーニャ現象時の典型的な平年の位置に対する北偏傾向が顕著で（第 3.1.17

パターンを示しており（第 3.1.7 図）、北大西洋中図(a)）、対応してストームトラックの位置も平年

緯度帯の高気圧性循環偏差には、ラニーニャ現象と比べて北側に位置した（同図(b)）。高周波擾乱の傾向が影響した可能性がある。

による渦度フラックスの収束発散に伴う 300hPa

南米北部から北大西洋熱帯域では、活発な対流

高度の変化率の平年偏差を見ると（第 3.1.17 図

活動に対応して、対流圏上層に顕著な発散偏差が(c)）、中緯度域の高気圧偏差が位置する領域で高見られた（第 3.1.18 図）。この領域の北側では北

(a)

(c)

(b)

第 3.1.17 図 2011/2012 年冬平均(a)300hPa 東西風速平年偏差、(b)300hPa 高周波擾乱の運動エネルギー平年偏差、及び(c)高周波擾乱による渦度フラックスの収束発散に伴う 300hPa 高度変化率平年偏差
等値線は、(a)平年値を示し西風 20m/s 以上を 10m/s 間隔で表示、(b)平年値を示し 40m 2/s 2 間隔で表示、(c)300hPa
高度偏差を示し間隔は 60m。高周波擾乱成分は２～８日のバンドパスフィルターをかけて求めた。

5m/s

W/m2

x10-6s-1day-1

第 3.1.18 図 2011/2012 年冬平均 200hPa 速度ポテンシ
ャル平年偏差（等値線）、200hPa 発散風平年偏差（矢印）、及び外向き長波放射(OLR)平年偏差（陰影）等値線間隔は 0.5×10 6m 2/s。

第 3.1.19 図 2011/2012 年冬平均 200hPa ロスビー波ソース（陰影）及び 200hPa 流線関数平年偏差（等値線）
等値線間隔は 3×10 6m 2/s。

51

第 3.1.20 図 南大西洋熱帯域（20˚S～赤道、40˚W～
10˚E）で領域平均した冬平均海面水温に対する冬平均
外向き長波放射(OLR)の回帰係数
統計期間は 1979/1980～2010/2011 年。等値線間隔は1W/m 2 で、青実線が正の値、赤点線が負の値を示す。灰色の領域は t 検定により信頼度水準 95%で有意である
ことを示す。

第 3.1.21 図 大西洋熱帯域の海面水温が北半球側西部（緑点線で囲んだ領域：5˚N～20˚N、75˚W～40˚W）で正偏差、南半球側（緑実線で囲んだ領域：20˚S～赤道、
40˚W～ 10˚E） で 負 偏 差 の 年 の 冬 平 均 外 向 き 長 波 放 射(OLR)の合成図
合成年は、1979/1980、1980/1981、1995/1996、1996/1997、2001/2002、及び 2005/2006 年の各年の 12～２月平均値を平均することで求めた。等値線間隔は 2W/m 2。灰色の領域は t 検定により信頼度水準 95%で有意であることを示す。
(c) 50˚E – 120˚E averaged Z and T(a) Z250(b) T850

˚C

第 3.1.22 図 冬平均(a)250hPa 高度平年偏差、(b)850hPa 気温平年偏差、(c)50˚E～120˚E 平均ジオポテンシャル高度（等値線）及び気温（陰影）偏差のラニーニャ年の合成図
合成年は、1984/1985、1988/1989、1995/1996、1998/1999、1999/2000、2005/2006、及び 2007/2008 年の各年の 12～２月平均値を平均することで求めた。等値線は、(a)-50～50m の範囲を 10m 間隔で表示、(b)-1～1℃の範囲を 0.2℃
間隔で表示、(c)5m 間隔で表示。灰色の領域は t 検定により信頼度水準 90%で有意であることを示す。

向きの発散風偏差がカリブ海の東で収束した。ロ

3.1.15 図）。統計的には、南大西洋熱帯域の海面

スビー波ソース(Sardeshmukh and Hoskins 1988)

水温が低いとき（第 3.1.20 図）、あるいは北・南を計算すると、この収束域は主に伸縮項の寄与に

大西洋熱帯域でそれぞれ正・負の双極子的な偏差

より正の値（正の渦度ソース）となった（第 3.1.19

パターンを示すとき（第 3.1.21 図）、南米北部や図）。このことから、南米北部から北大西洋熱帯域

大西洋熱帯域の対流活動が活発となる傾向がある。

における活発な対流活動が、北大西洋亜熱帯域上以上のことから、ラニーニャ現象の傾向や大西層の低気圧性循環偏差の生成に寄与したと考えら

洋熱帯域の SST 偏差が北大西洋における循環偏差れる。

に影響を及ぼし、結果としてユーラシア大陸上の

南米北部から北大西洋熱帯域周辺の活発な対流

波列パターンの起源になったと考えられる。

活動は、過去のラニーニャ現象時にも見ることができる（第 3.1.16 図(a)）。一方、2011/2012 年冬の海面水温は北大西洋熱帯域の北西部で平年より高く、南大西洋熱帯域で顕著に低かった（第

52

(a)

(b)

(c)

˚C

m

第 3.1.23 図 線形傾圧モデル(LBM)による海洋大陸付近の非断熱加熱偏差に対する定常応答
基本場として１月の 1979～2004 年平均値を使用。(a)赤の楕円は非断熱加熱偏差の領域、等値線は基本場の 200hPa
東西風分布（単位:m/s）を示す。(b)250hPa 高度の定常応答。矢印は波の活動度フラックス（単位:m2/s 2）。(c)850hPa
気温の定常応答。(b)及び(c)の定常応答は基本場からの偏差（帯状平均を除去）を表示している。基本場を 12 月
及び２月の平年値としたときも同様の応答が現れる（図略）。

（３）ユーラシア大陸の中緯度帯における低温（４）北極海の海氷

過去のラニーニャ現象時には、ユーラシア大陸

2011/2012 年冬は、北極海、特にバレンツ海との中緯度帯では対流圏の気温や対流圏上層の高度

カラ海付近の海氷面積が 1979～2000 年平均に比が平年より低くなる傾向が見られる（第 3.1.22

べて極めて少ない状況で推移した（第 3.1.24 図）。

図）。この傾向は 2011/2012 年冬にも見られた（第これらの海域で海氷面積が少ないときにユーラシ

3.1.5 図、第 3.1.11 図）。線形傾圧モデル(Linear

ア大陸上で統計的に現れやすい大気循環場のパタ

Baroclinic Model: LBM 、 Watanabe and Kimotoーン（第 3.1.25 図）は、この冬の特徴とよく一致

2000)を用いて海洋大陸付近における非断熱加熱していた（第 3.1.4 図）。最近の研究（Honda et al.

に対する定常応答を調べた結果、ユーラシア大陸

2009; Inoue et al. 2012 等）では、海氷面積のの中緯度帯では下層の気温や対流圏上層の高度が減少がシベリア高気圧を発達させ、東アジア域に負偏差を示し（第 3.1.23 図）、過去のラニーニャ

低温をもたらす傾向があることが指摘されている。

現象時の特徴と一致した。このことから、ラニー

バレンツ海やカラ海周辺の少ない海氷がシベリアニャ現象の傾向がユーラシア大陸の中緯度帯にお高気圧の強化に寄与した可能性がある。

ける低温に寄与した可能性がある。
(a) December 2011(b) January 2012(c) February 2012(d)

第 3.1.24 図 2011/2012 年冬の北極海の海氷分布と海氷面積の推移(a)2011 年 12 月、(b)2012 年１月、及び(c)2012 年２月の海氷分布。ピンク色の線は 1979～2000 年の中央値。黒の十字は北極点を示す。(d)海氷面積の日ごとの推移。各線は、2011/2012 年（水色）、2010/2011 年（ピンク）、2009/2010
年（青）、2008/2009 年（紫）、2006/2007 年（緑点線、過去最小値を記録した年）及び 1979～2000 年平均（灰色）の推移を示す。薄い灰色は±2 標準偏差の範囲を示す。米国雪氷データセンター(NSIDC)ホームページ 2から引用。
2

http://nsidc.org/arcticseaicenews/53

第 3.1.25 図 バレンツ海・カラ海（70˚N～80˚N、45˚E～90˚E（(b)の紫色の枠））で領域平均した冬平均海氷密接度に対する冬平均(a)500hPa 高度、(b)海面気圧、及び(c)850hPa 気温の回帰係数
統計期間は 1979/1980～2010/2011 年。海氷密接度及び各気象要素のトレンドを除去した上で算出。等値線間隔は、(a)5m、(b)0.3hPa、(c)0.2℃。陰影は t 検定により信頼度水準 90%以上で有意となる領域を示す（負値：暖色、正値：寒色）。海氷密接度は COBE-SST のデータを利用。

第 3.1.26 図 2011/2012 年冬のユーラシア大陸の低温をもたらした主な要因の模式図

3.1.4

まとめ

参考文献
Gill, A. E., 1980: Some simple solutions forheat-induced tropical circulation. Quart. J. Roy.
Meteor. Soc. , 106, 447-462.
Honda, M., J. Inoue, and S. Yamane, 2009: Influenceof low Arctic sea-ice minima on anomalously cold
Eurasian winters. Geophys. Res. Lett. , 36, L08707,
doi: 10.1029/2008GL037079.
Hoskins, B. J., M. E. McIntyre, and A. W. Robertson,
1985: On the use and significance of isentropic
potential vorticity maps. Quart. J. Roy. Meteor.
Soc., 111, 877-946.
Inoue, J., M. Hori, and K. Takaya, 2012: The Roleof Barents Sea Ice in the Wintertime Cyclone Trackand Emergence of a Warm-Arctic Cold-Siberian

2011/2012 年冬は、中央・東アジアを中心にユーラシア大陸の中緯度帯では勢力の強いシベリア
高気圧や頻繁な寒気の流入により低温となった。
このような状況をもたらしたと考えられる主な要因を第 3.1.26 図に示す。これらのメカニズムの詳
細はまだ不明なところがあり、さらなる調査・研究が必要である。

54

Anomaly. J. Climate , 25, 2561-2568.
Sardeshmukh, P. D., and B. J. Hoskins, 1988: The
generation of global rotational flow by steadyidealized tropical divergence. J. Atmos. Sci. , 45,
1228-1251.
Takaya, K., and H. Nakamura, 2001: A formulation ofa phase-independent wave-activity flux for
stationary and migratory quasigeostrophic eddies
on a zonally varying basic flow. J. Atmos. Sci.,
58, 608−627.
― , and ―, 2005a: Mechanisms of intraseasonal
amplification of the cold Siberian high. J. Atmos.
Sci., 62, 4423-4440.
― , and ―, 2005b: Geographical dependence of
upper-level blocking formation associated withintraseasonal amplification of the Siberian high.
J. Atmos. Sci. , 62, 4441-4449.
Watanabe,
M.,
and
M.
Kimoto,2000:
Atmospheric-ocean thermal coupling in North
Atlantic: A positive feedback, Quart. J. Roy.
Meteor. Soc., 126, 3343-3369.

55

3.2

2012 年の北・東日本の厳しい残暑開始した 1961 年以降で第１位となり、東日本の旬2012 年夏季は、太平洋高気圧の勢力が日本の東

平均気温は、８月下旬と９月上旬は第２位、９月

海上で強く、本州付近に張り出したため、北日本

中旬は第１位（2011 年とタイ記録）だった（第から西日本では高温となった。高温のピークは、

3.2.1 表）。

７月中旬、７月下旬中頃から８月上旬中頃、及び８月後半から９月中旬に見られた（第 3.2.1 図、第 3.2.2 図）。本節では、上記の３つの高温のピー
クのうち、北日本を中心に厳しい残暑となった８
月後半から９月中旬における北・東日本の気温と大気循環の特徴について報告する。
3.2.1

８月後半～９月中旬の気温

北日本と東日本では８月半ばから９月中旬にかけて晴れて暑い日が多く、気温のかなり高い状態が続いた（第 3.2.1 図）。札幌では、連日高温とな
第 3.2.3 図 1961 年以降の各年の８月３日～９月 18日における札幌の５日移動平均気温（℃）の推移
緑破線は、日平均気温平年値が最も高い日の値を示す。平年値は 1981～2010 年の平均値。青線は全国的に記録的な高温となった 2010 年の推移。

り、日平均気温が平年の盛夏期の気温を上回る状態が続いた（第 3.2.3 図）。北日本の旬平均気温は、８月下旬から９月中旬までの３旬続けて、統計を

第 3.2.1 表 ８月下旬～９月中旬の（上）北日本と（下）
東日本の旬平均気温平年差の記録（℃）
統計開始年は 1961 年。赤字は 2012 年の記録を示す。
括弧内の数字は西暦年を示す。
北日本

第２位

+3.5（2012） +3.1（2010） +1.9（2000）

９月上旬+3.3（2012） +3.1（2010） +2.5（2011）

９月中旬+5.5（2012） +2.0（2000） +1.8（2007）
第１位

第２位

第３位

８月下旬

+2.7（2010） +2.1（2012） +1.7（2000）

９月上旬+2.9（2010） +1.5（2012） +1.5（1961）

９月中旬+3.1（2012） +3.1（2011） +2.3（2003）

第 3.2.2 図 全国の猛暑日（赤色）、真夏日（橙色）、及び日最低気温 25℃以上（青色）の地点数
アメダス地点も含む全 921 地点を対象とする。

56

第３位

８月下旬

東日本

第 3.2.1 図 地域平均気温平年差の５日移動平均時系
列（2012 年７～９月）

第１位

3.2.2付近では渦位の南北勾配が逆転しており、これは８月後半の大気循環の特徴

ロスビー波が砕波していることを示している。ロ

８月中旬から下旬はじめにかけて、ユーラシアoo

大陸の 40 N～60 N 帯の対流圏上層では波列パター

ス ビ ー 波 の 砕 波 と 対 応して 南 下 し た 高 渦 位 域がンが分布した（第 3.2.4 図(a)）。この波列パター

30 oN 帯で西進し、その南側で対流活動が活発化しンは、準定常ロスビー波束の伝播に伴って発現した。８月下旬は、対流圏下層においてフィリピンたと考えられる。下旬には、ユーラシア大陸の波の北東海上における対流活発域と本州付近におけ

束伝播は次第に不明瞭になるが、東アジアでは南る高気圧性循環偏差が明瞭となった（第 3.2.4 図

東向きの波束伝播が明瞭であり、日本の北で高気(d)）。これは、Pacific-Japan(PJ)パターンと呼ば圧性循環偏差、日本の南東海上では低気圧性循環れる、夏季の日本付近に高温をもたらす偏差のパ偏差となった（第 3.2.4 図(b)）。対流圏上層の 350K

ターン(Nitta 1987, Kosaka and Nakamura 2006)

面等温位面渦位を見ると（第 3.2.4 図(c)）、日本に対応している。

(a) 200hPa 流線関数平年差,波活動度フラックス(c) 350K PV, OLR 平年差

2012/08/18 – 2012/08/22(b) 200hPa 流線関数平年差,波活動度フラックス(d) 850hPa 流線関数平年差,波活動度
フラックス

第3.2.4図 ８月後半の大気循環と対流活動(a)2012年8月18～22日平均の200hPa流線関数平年差（等値線、点線：負の値、間隔：5×10 6m 2/s）、OLR平年差（陰影、単位:W/m 2）、及び200hPa波の活動度フラックス（矢印、単位:m 2/s 2）の分布、(b) (a)と同じ、ただし
同年8月21～25日平均 、(c)同年8月18～22日平均の350K等温位面渦位（陰影、単位:PVU）とOLR平年差（紫線、
間隔：20W/m 2、負偏差のみ描画）、(d) (a)と同じ、ただし同年8月20～24日平均の850hPa流線関数平年差（間隔：2.5×10 6m 2/s）と波の活動度フラックス(Takaya and Nakamura 2001)。

57ここで、第 3.2.4 図(c)に示した高渦位域の西進と対流活発域の時間発展を見る（第 3.2.5 図）。８
月中旬後半に、160 oE 付近から高渦位域が西進し、これに数日遅れて対流活発域が西進した。その後、８月下旬前半にかけて、対流活発域は 130 oE 付近
まで西進し、PJ パターンの強化に寄与したと考えられる。高渦位域の侵入と対流活動の活発化との関連については、過去に報告されている。例えば、
Sato et al.(2005)は、中緯度帯における対流圏上
第 3.2.5 図 上層の渦位と対流活動の経度-時間断面等値線は 15 oN～25 oN 平均 OLR 平年差（単位: W/m 2、負偏差のみ描画）、陰影は 25 oN～35 oN 平均 350K 等温位面
渦位（単位:PVU）を示す。等値線間隔は 20W/m 2。

層の寒冷低気圧の南下と南鳥島付近の収束帯に着目し、寒冷低気圧と対応する高渦位域の南下が太平洋西部の熱帯・亜熱帯域における対流活発化と関連する可能性を示している。本事例で見られた(a) SLP anomaly (east of Japan: 30 – 45˚N, 140 – 170˚E)

高渦位域の西進と対流活発化は、彼らの示した結果と整合する。
以上の解析結果より、ユーラシア大陸上におけるロスビー波の波束伝播が、日本付近におけるロ
スビー波の砕波を通して、PJ パターンの強化に寄与し、北・東日本を中心とする高温の一因となった可能性が示唆される。
(b) SLP anomaly (east of Japan: 30 – 45˚N, 140 – 170˚E)

3.2.3

８月下旬～９月中旬の大気循環の特徴

８月下旬から９月中旬にかけては、太平洋高気圧の勢力が日本の東海上で平年より強い状態が続いた（第 3.2.6 図、第 3.2.7 図(a)）。この期間の日本の東海上における太平洋高気圧は、1979 年以降で最も強かった（第 3.2.7 図(b)）。日本付近の第 3.2.7 図 日本の東海上における太平洋高気圧の(a)2012 年の推移と(b)経年変化(a)日本の東海上(30 oN～45 oN、140 oE～170 oE)で領域平均した５日移動平均の海面気圧平年差（単位:hPa） の推移。赤線で囲った期間は 2012 年８月 21 日～９月 20日を表す。(b)同領域で平均した８月 21 日～９月 20 日
平均の海面気圧平年差の経年変化（1979～2012 年）。

対流圏上層では、ジェット気流が大きく北へ蛇行し（第 3.2.8 図）、これに対応して、北日本の北東海上を中心とする明瞭な高気圧性循環偏差が分布(a) SLP (2012)(b) SLP (1981-2010 average)(c) SLP anomaly (2012)

第 3.2.6 図 日本付近の海面気圧（８月 21 日～９月 20 日平均）(a)2012 年、(b)平年、(c)等値線は 2012 年、陰影は平年差（単位:hPa）。等値線間隔は 2hPa。

58

し（第 3.2.9 図）、顕著な負の渦位偏差が見られた（第 3.2.10 図）。日本の東海上の高気圧は上層に

ψ200 & anomaly

循環偏差の中心を持つ等価順圧構造の暖かい高気圧であり、高気圧の軸は対流圏下層から上層に向けてやや北に傾いていた（第 3.2.11 図）。日本の東海上の太平洋高気圧は、対流圏上層の負の渦位
偏 差 に 関 連 し て 強 ま っ た と 考 え ら れ る (Hoskins
et al. 1985)。
対流圏上層では、アジアジェット気流に沿って準定常ロスビー波束が東向きに伝播し、波列パターンが分布した（第 3.2.12 図）。夏季アジアモン
第 3.2.9 図 200hPa 流線関数及び平年差（2012 年８月
21 日～９月 20 日平均）
等値線は流線関数を示し、間隔は 10 6m 2/s。赤（青）色
は高（低）気圧性循環偏差を表す。

スーンに伴う対流活動は、アラビア海、パキスタ
ン 、 イ ン ド 、 及 び ベ ンガル 湾 で 活 発 だ っ た （第3.2.13 図）。統計解析によると、８月下旬から９
月 中 旬 に 上 記 の 領 域 で対流 活 動 が 活 発 な 場 合、PV anomaly (340K)

2012 年と同様に（第 3.2.12 図）、アジアジェットに沿って波列パターンが現れ、日本の北は高気圧
性循環偏差となる傾向がある（第 3.2.14 図）。この波列パターンはシルクロードパターン(Enomoto
et al. 2003; Enomoto 2004; Kosaka et al. 2009)）と類似している。統計解析及び先行研究の結果より、南アジア周辺における活発な対流活動が、ア
ジアジェット気流に沿った準定常ロスビー波束の第 3.2.10 図 対流圏上層の渦位（2012 年８月 21 日～
９月 20 日平均）
等値線は 340K 等温位面渦位を示し、間隔は 1PVU。陰
影は規格化平年差。

東向き伝播を通して日本付近の高気圧の発達に寄与した可能性が考えられる。
2012 年８月下旬と９月中旬は、フィリピンの北東海上で対流活動が活発となった（第 3.2.13 図）。

150E (ψ & T anomaly)

200-hPa wind vector & U200

第 3.2.11 図 150 oE に沿った流線関数平年差及び気温
平年差（2012 年８月 21 日～９月 20 日平均）
等値線は流線関数平年差を示し、間隔は 3×10 6m 2/s。
陰影は気温平年差を表す（単位: oC）。

第 3.2.8 図 200hPa 風ベクトル及び東西風速（2012 年
８月 21 日～９月 20 日平均）
矢印は風ベクトル（単位: m/s）、陰影は 200hPa 東西風
速（単位:m/s）を表す。

59

また、この領域では台風が数個発生し、沖縄付近

Regression of Z200 onto OLR (5 – 35˚N, 50 – 90˚E)や南シナ海へ進んだ。統計解析によると、８月下旬から９月中旬は、フィリピンの北東海上の対流活動に関連して、フィリピンから日本、北太平洋に か け て 波 列 パ タ ー ンが現 れ る 傾 向 が あ る （第3.2.15 図）。このテレコネクションパターンは、
第 3.2.2 項で述べた PJ パターンに対応する(Nitta
1986; 1987)。統計解析及び先行研究の結果から、第 3.2.14 図 南アジアの OLR に回帰した 200hPa 高度（2012 年８月 21 日～９月 20 日平均）
等値線は、南アジア（緑の矩形領域: 5˚N～35˚N、50˚E～90˚E）で領域平均した OLR に回帰した 200hPa 高度を示し、間隔は 5m。灰色陰影は t 検定による信頼度水準
95%で有意な領域。統計期間は 1979～2011 年。

フィリピンの北東海上の活発な対流活動や台風の発生が、北・東日本における太平洋高気圧の強化に寄与した可能性が示唆される。
第 3.2.16 図は、北・東日本に厳しい残暑をもたらした大気循環の特徴と要因の概念図である。

Regression of Z500 onto OLR (10 – 25˚N, 120 – 150˚E)

ψ200 & OLR anomaly , WAF200

第 3.2.15 図 フィリピン北東海上の OLR に回帰した
500hPa 高度（2012 年８月 21 日～９月 20 日平均）
等値線はフィリピン北東海上（紫の矩形領域: 10˚N～
25˚N、120˚E～150˚E）で領域平均した OLR に回帰した
500hPa 高度を示し、間隔は 3m。灰色陰影は t 検定による信頼度水準 95%で有意な領域。統計期間は 1979～
2011 年。

第 3.2.12 図 200hPa 流線関数・波活動度フラックス及び OLR の平年差（2012 年８月 21 日～９月 20 日平均）
等値線は流線関数平年差を示し、間隔は 3×10 6m 2/s。
“A”と”C”はそれぞれ高気圧性循環偏差と低気圧性循環偏差を表す。矢印は波活動度フラックス（単位:m 2/s 2）、陰影は OLR 平年差（単位：W/m 2）を示す。

OLR anomaly

第 3.2.13 図 OLR 平年差（2012 年８月 21 日～９月 20
日平均、単位:W/m 2）
緑と紫の矩形領域は、それぞれ南アジア (5 oN～35 oN、50 oE ～ 90 oE) と フ ィ リ ピ ン の 北 東 海 上 (10 oN ～ 25 oN 、
120 oE～150 oE)の領域を表す。

60

第 3.2.16 図 2012 年８月下旬～９月中旬の北日本・東日
本における高温の要因の概念
図

3.2.4

北海道周辺海域の海面水温

８月下旬から９月中旬にかけて、北海道周辺海域の海面水温は平年と比べてかなり高かった（第3.2.17 図）。北海道周辺海域（第 3.2.17 図に示した白枠）で平均した 2012 年９月中旬の海面水温は22.5 oC で平年より 4.6 oC 高く、2010 年８月下旬の21.4 oC を上回り、1985 年以降の全期間を通じた記録として最も高い旬平均海面水温となった。この海域の海面水温は季節的に８月から９月にかけて
最も高くなるが、９月上旬及び中旬の平均値は、２旬続けて、これまでの旬ごとの記録を更新し、1985 年以降で最も高くなった（第 3.2.2 表、第3.2.18 図）。
このような記録となった要因は、北日本に高温をもたらした太平洋高気圧に覆われた影響で、北海道周辺海域では風による下層の冷たい海水との混合が少なくなり、晴天下の日照を受けて深さ 10
数 m 前後までの海面付近を中心に熱が蓄積されたことが考えられる（第 3.2.19 図）。
第 3.2.2 表 ９月上旬と中旬の北海道周辺海域（第3.2.17 図の白枠）の海面水温（単位: oC）の記録
海面水温
期間
平年差
これまでの記録
（旬平均）
９月上旬

21.8

+3.3

21.1 (2010 年)

９月中旬

22.5

+4.6

20.1 (1999 年)

第 3.2.17 図 ８月下旬、９月上旬及び９月中旬における旬平均海面水温（左列）と平年差（右列）単位は oC。白枠は北海道周辺海域の範囲(40 oN～45 oN、
140 oE～150 oE)を表す。

61

3.2.5

まとめ2012 年の夏季は、日本の東海上で太平洋高気圧
が非常に強まり、北・東日本で厳しい残暑となった。特に、北日本では８月下旬から９月中旬にかけて記録的な高温となった。本節で記述した高温の要因は、これまでの研究や統計解析の結果と整合するが、完全に説明するものではない。他の要因 や 詳 細 な メ カ ニ ズ ムにつ い て は 、 さ ら な る調（年）

査・研究が必要である。
第 3.2.18 図 北海道周辺海域（第 3.2.17 図の白枠）の
旬平均海面水温の経年変化（1985～2012 年）
緑線、青線及び赤線はそれぞれ８月下旬、９月上旬及び９月中旬の値を示す。

参考文献
Enomoto, T., B. J. Hoskins, and Y. Matsuda, 2003:
The formation mechanism of the Bonin high in
August, Quart. J. Roy. Meteor. Soc. , 587, 157-178.
Enomoto, T., 2004: Interannual variability of theBonin high associated with the propagation of
Rossby waves along the Asian jet. J. Meteor. Soc.
Japan, 82, 1019-1034.
Hoskins, B., M. E. McIntyre, and A. W. Robertson,
1985: On the use and significance of isentropic
potential vorticity maps. Quart J. Roy. Meteor.
Soc. , 111, 877-946.
Kosaka, Y., and H. Nakamura, 2006: Structure anddynamics of the summertime Pacific-Japan
teleconnection pattern. Quart. J. Roy. Meteor.
Soc. , 132, 2009-2030.
Kosaka, Y., H. Nakamura, M. Watanabe, and M. Kimoto,2009: Analysis on the dynamics of a wave-liketeleconnection pattern along the summertime Asianjet based on a reanalysis dataset and climate
model simulations. J. Meteor. Soc. Japan , 87,
561–580.
Nitta, T., 1986: Long-term variations of cloudamount in the western Pacific region. J. Meteor.
Soc. Japan, 64, 373-390.
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.
Sato, N., Sakamoto, K., Takahashi, M., 2005: An air
mass with high potential vorticity preceding theformation of the Marcus Convergence Zone. Geophys.
Res.
Lett.,
32,
L17801.
doi:10.1029/2005GL023572.
Takaya, K., and H. Nakamura, 2001: A formulation ofa phase-independent wave-activity flux for
stationary and migratory quasigeostrophic eddies
on a zonally varying basic flow. J. Atmos. Sci .,58, 608−627.

第 3.2.19 図 北海道周辺海域（第 3.2.17 図の白枠）
における海水温の鉛直構造
北海道周辺海域における 2012 年９月中旬（赤線）と長期平均（黒線、1985～2010 年の平均値）の海水温の鉛直構造。海水温が平年より特に高い範囲（図中の⇔）は海面から 10 数 m に限られており、深さ 50m では長期平均との違いは小さい。

62

3.3

2012 年夏季の米国の高温・少雨

2012 年夏季は、米国の広い範囲で高温・少雨となった。このため、大豆やトウモロコシの生産地帯である米国中西部のコーンベルトで生産量の大インディアナポリス

幅な減少が見込まれ、穀物価格が高騰した（農林水産省 2012 年 12 月「米国の高温・乾燥と食料需
給・価格の動向」1）。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。
3.3.1

天候の特徴

米国では３月以降、西部を除く広い範囲で高温

ノーフォークとなる事が多く、５月には中西部で少雨となった。
６月以降も広い範囲で高温・少雨が続き、６月下
第 3.3.1 図 米国中西部の高温・少雨の状況
2012 年６月１日～７月 10 日の平均気温の平年差（上）及び 2012 年６月１日～９月 30 日の降水量平年比（下）旬から７月上旬には中西部を中心にこの高温傾向が顕著となった。７月中旬以降は東部や南部でまとまった降水があり、８月には中西部の東側にも一時的に降水があったが、中西部の西側を中心に雨の少ない状態が９月まで続いた（第 3.3.1 図）。
米国中西部インディアナ州のインディアナポリ
スでは６月下旬以降、日最高気温が 40℃以上となった日も出現し、７月 31 日時点の１月１日以降の積算降水量は平年の約６割だった。中西部の西側に位置するネブラスカ州ノーフォークでも、インディアナポリスと同様に６月下旬から高温となったが、少雨の状態は９月まで続いた（第 3.3.2図）。
この高温・少雨で干ばつが急速に進行し、７月24 日時点の米国干ばつモニター(USDM)では、米国
本土の 63.9%が中程度(D1)～異常(D4)の干ばつとされ、過去 13 年間で最大の面積となった（第 3.3.3
図）。

第 3.3.2 図 インディアナポリス（上）及びノーフォー
ク（下）の降水量と日最高気温
水色は 1 月 1 日～９月 30 日の積算降水量の平年値(mm)、
青色は 2012 年 1 月 1 日～９月 30 日の積算降水量(mm)、緑線は日最高気温の過去 20 年間の平均値（℃）、赤線
は 2012 年の日最高気温(℃)。

コーンベルトでは、高温・乾燥の影響を受けたため、開花・受粉期のトウモロコシや大豆の作柄が著しく悪化し、生産量は大幅な減少の見通しとなったことから穀物の国際価格が高騰する要因となった。

1

http://www.maff.go.jp/j/zyukyu/jki/j_rep/monthly/
201207_1/pdf/2012_1227_usa_drought.pdf

63

3.3.2

高温・少雨をもたらした大気の流れの特徴と要因

米国中央部を中心に少雨の状態が続いた５～９月の 期間 で 平均 した 大 気 の流 れの 様 子を 見る 。
500hPa 高度は太平洋の中緯度帯から米国中央部
にかけて帯状に正偏差となり、グレートプレーン
ズ（米国中央西側付近）には明瞭なリッジが分布した（第 3.3.4 図）。米国中央部付近ではジェット気流が北に蛇行し、高周波擾乱の活動は平年より弱かった（第 3.3.5 図）。対流圏下層では、こ第 3.3.3 図 米国の干ばつ状況（2012 年７月 24 日時点）
米国は中部を中心に、広い範囲で中程度(D1)以上の干ばつとなった（橙色～濃赤色の領域）。米国干ばつ軽減センター(National Drought Mitigation Center)ウェブサ
イト 2より引用。

の時期は大西洋に中心を持つ亜熱帯高気圧の西縁に沿ってメキシコ湾から米国中央部に水蒸気が流入するが、2012 年は流入が平年より少なく、大気は乾燥した（第 3.3.6 図）。これは、メキシコ湾
東部からバハマ諸島付近で積雲対流活動が平年より活発だったことに対応して、メキシコ湾北東部付近を中心に低気圧性循環偏差が分布したことが関係したとみられる（第 3.3.7 図）。
米国中西部を中心に高温・少雨が顕著だった６
月～７月上旬の米国付近の大気循環は、５～９月
平均の特徴をより明瞭に示すとともに、太平洋か
ら北米にかけては定常ロスビー波束の伝播に伴う
波列パターンが見られ、米国中央部は等価順圧構

第 3.3.4 図 500hPa 高度及び平年差（2012 年５～９月
平均）
等値線は 500hPa 高度を示し、間隔は 60m。陰影は平年差を表す。

造の暖かい高気圧に覆われた。
2012 年５～９月の海面水温（第 3.3.8 図）は、
北太平洋では中央部で正偏差となり、これを取り囲むような形でアリューシャン近海から北米の西海上、ハワイ付近及び日付変更線付近の赤道域にかけて負偏差が分布した。このような偏差パター
ンは、北太平洋の海面水温の十年規模変動に現れる最も卓越したパターン (PDO：Pacific Decadal
Oscillation (Mantua at al. 1997))の負の位相に似ている。東部太平洋赤道域の海面水温は正偏差（エルニーニョ現象の傾向）だったが、西部太平
洋熱帯域の対流活動が平年より活発であり、赤道域下層は東風偏差傾向になるなど、大気側はエル

第 3.3.5 図 500hPa 高周波擾乱の単位質量当たりの運
動エネルギー平年値及び平年差（2012 年５～９月平均）
等値線は平年値(m 2/s 2)を示す。陰影は平年差を表す。
高周波擾乱は２～８日周期の成分。

ニーニョ現象時に現れやすい偏差パターンとは反対の傾向だった。北大西洋の海面水温は熱帯域を含めて広く正偏差となった。

2

http://drought.unl.edu/

64

米国の夏季の少雨は北太平洋や北大西洋の海面
水温変動と密接な関連があることが、様々な研究で指摘されている。例えば、Wang et al.(2010)
は、大気モデルを使った海面水温の感度実験により、太平洋の海面水温が負の PDO とラニーニャ現
象時に現れやすい熱帯の海面水温パターンのとき（以下、負の太平洋パターンと呼ぶ）や北大西洋の海面水温が高いとき、対流圏下層ではメキシコ湾を中心とする低気圧性循環偏差が形成され、メキシコ湾から米国中央部に流入する水蒸気量が少
第 3.3.6 図 925hPa 水蒸気フラックス平年差及び比湿平年差（2012 年５～９月平均）
矢印は水蒸気フラックス平年差(kg/kg×m/s)を示す。
陰影は比湿平年差(kg/kg)を表す。

なくなり、少雨をもたらすことを示した。Schubert
et al.(2009)は、複数の大気モデルを使った海面
水温の感度実験により、負の太平洋パターンかつ北大西洋の海面水温が高い場合、米国中央部は高温 ・ 少 雨 傾 向 に な る こ と を 指 摘 し た 。 Ting andWang(1997)や Barlow et al.(2001)は、過去の観測データを用いた統計解析により、負の PDO の海面水温偏差パターンの場合、米国中央部は少雨になりやすいことを示した。これらの研究で示された大気循環の特徴は 2012 年夏季の特徴と似てい
た。
3.3.3

第 3.3.7 図 850hPa 流線関数平年差及び外向き長波放射量(OLR)平年差（2012 年５～９月平均）
等値線は流線関数を示し、間隔は 0.5×10 6m 2/s。"A"と"C"マークはそれぞれ高気圧性循環偏差と低気圧性循
環偏差の中心を表す。陰影は OLR 平年差(W/m 2)を表す。

まとめ2012 年の米国の夏季は、中央部を中心に高温・少雨となった。2011 年の夏季は南部を中心に高温・少雨だったことから、米国は２年続けて夏を中心に高温・少雨に見舞われたことになる。高温・少雨をもたらした大気循環の特徴が明瞭に現れた
６月～７月上旬の特徴を第 3.3.9 図に示す。これまでの様々な研究から、負の PDO に類似した北太平洋 の海 面 水温 と 北 大 西 洋の 高い 海 面水 温が 高
温・少雨に影響した可能性が示唆されるが、さらなる調査研究が必要である。
参考文献
Barlow, M., S. Nigam, and E. H. Berbery, 2001: ENSO,
Pacific decadal variability, and U.S. summertime
precipitation, drought, and stream flow. J.
Climate , 14, 2105-2128.
Mantua, N.J., S.R. Hare, Y. Zhang, J.M. Wallace, andR.C. Francis, 1997: A Pacific interdecadal
climate oscillation with impacts on salmon℃

第 3.3.8 図

海面水温平年差（2012 年５～９月平均）65

production. Bull. Amer. Meteor. Soc. , 78,
1069-1079.
Schubert, S., and Coauthors, 2009: A U.S. CLIVAR
project to assess and compare the responses ofglobal climate models to drought-related SST
forcing patterns: Overview and results. J.
Climate , 22, 5251-5272.
Ting, M., and H. Wang, 1997: Summertime U.S.
precipitation variability and its relation to

太平洋から北米にかけて
偏西風の南北蛇行が大きい

Pacific sea surface temperature. J. Climate, 10,
1853-1873.
Wang, H., S. Schubert, M. Suarez, and R. Koster,
2010: The physical mechanisms by which the leading
patterns of SST variability impact U.S.
precipitation. J. Climate , 23, 1815-1836.

暖かい高気圧

湿った空気の流入が弱い

弱い

活発な積雲対流活動

第 3.3.9 図2012 年６月～７月上旬の平均的な大気の流れの特徴（模式図）

66

亜熱帯高気圧の西への張り出しが弱い