気候系監視年報 2013平成 26 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。さらに、平成 25 年には「異常気象情報センター」を設置し、国内外の異常気象などに関する情報の国内への発信を充実するとともに、気候変動や異常気
象に脆弱なアジア太平洋地域の国々への支援を推進しています。
「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、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、2013 年の気候系の特徴をまとめるとともに、2012/2013 年冬の北～西日
本及び東アジア北部の低温と 2013 年夏の日本及び東アジアの極端な天候に関する解析
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

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

6

1.6

海 氷・積 雪2 .

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

2 0 1 3 年 気 候 系 の ま と め

6· · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · ·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···························

35

2.7

夏季 ア ジ ア モン ス ー ンの 特 徴··························

43

2.8

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

46

2.9

北半球の積 雪域

3.

·······························

20····························

25·············································

33

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

48·········································

50

3.1

2012/2013 年冬の北～西日本及び東アジア北部の低温············

50

3.2

2013 年夏の日本及び東アジアの極端な天候··················

63

１．解説

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

1.1 気候系監視年報について
地球温暖化の進行に伴い異常気象の頻発が懸念する。第３章の特定事例の解析のみに掲載した要素

される中、異常気象の要因や今後の推移に関する社

や図表については、必要に応じて本文中に解説を記

会的な関心が高まっている。こうした情勢に対応す述する。

べく、気象庁は 2007 年６月に異常気象分析検討会
1.2 日本の天候（主な関連項目：第 2.1 節）（以下、分析検討会）を設置し、社会的な影響が大
きい異常気象が発生した場合は、大学や研究機関の日本の天候については、季節や年の気温・降水専門家の協力を得て、最新の科学的知見に基づく分量・日照時間の平年差（比）分布図、日本の年平均析を行い、その発生要因等に関する見解を迅速に発

気温偏差の経年変化図等を掲載し、その特徴を記述表している。

する。以下の項では、気温の長期変化を表す年平均
気温偏差の計算方法、監視対象となる地域区分、平「気候系監視年報」（以下、監視年報）は、年間

年値と階級区分について解説する。

の気候系1の特徴のほか、日本や世界の異常気象・天候の解析結果をまとめた気候系に関する総合的な監

1.2.1

視情報である。また、監視年報は分析検討会の分析

日本の年平均気温偏差

結果を特定事例の解析としてまとめており、同検討

第 2.1 節に、1898 年以降の日本の年平均気温偏差会の報告書としての役割も果たしている。2010 年版の経年変化図（第 2.1.1 図）を掲載する。偏差の基までは冊子／CD-ROM として刊行していたが、気候系

準は、1981～2010 年の 30 年平均値である。各年のに関する国民の理解の促進や社会経済活動等におけ値は、都市化による影響が小さいと考えられる 15る幅広い利用に供するため、2011 年版より電子出版の気象観測点（網走、根室、寿都、山形、石巻、伏化し、気象庁ホームページ2上で公表することとした。

木、飯田、銚子、境、浜田、彦根、宮崎、多度津、

また、アジア太平洋地域をはじめとした海外の気象

名瀬、石垣島）における気温の観測値を用いて算出

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

め、英語版も刊行3している。

気温から 1971～2000 年の 30 年平均値を差し引いて今回の報告では、特定事例の解析として、

月平均気温の偏差を求め、これを年平均して年平均

2012/2013 年冬の北～西日本及び東アジア北部の低偏差を求める。そして 15 地点の年平均偏差を平均す

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

準）を求める。この値から、1981～2010 年の 30 年

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

特徴の要点を速報としてまとめた「気候系監視速報」

き、日本の年平均気温の偏差（1981～2010 年基準）を掲載するとともに、より詳細な気候情報を提供しとする。なお、宮崎は 2000 年５月、飯田は 2002 年ているので、併せてご利用いただきたい。気候系の５月に庁舎を移転したため、移転による観測データ

情報は、「地球環境・気候」のページ 4にまとめて掲への影響を評価し、移転による影響を除去するため載している。

の補正を行った上で利用している（大野ほか 2011）。
また、2013 年 12 月に、算出に利用する気象観測点

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

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

1

第1.2.1図日本の地域区分と観測点配置図

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

第 2.1 節では、各季節や年間の日本の天候の特は平年値作成期間における各階級の出現頻度が等徴をまとめる。天候の特徴は、日本を大きく４つしくなるように決めている。また、この期間に出の地域（北日本、東日本、西日本、沖縄・奄美）

現した上位（下位）10%を分ける閾値を上（下）回に分けてまとめる。また、必要に応じてそれぞれった場合は、かなり高い（かなり低い）あるいはの地域を太平洋側と日本海側に分けて（沖縄・奄

かなり多い（かなり少ない）と表現し、一覧表に美を除く）記述する。平均気温平年差、降水量平は階級の横に＊を付加した。なお、統計方法に関年比、日照時間平年比の分布図（第 2.1.3 図など）

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

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

分布と地域区分は、第 1.2.1 図のとおり。

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

1.2.3 日本の天候の平年値と階級区分値

図等を掲載し、その特徴を記述する。以下に、年日本の天候の平年差（比）に使用している平年

平均気温偏差の計算方法、監視に用いているデー

値の期間は 1981～2010 年の 30 年間である。階級5

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

は、低い（少ない）、平年並、高い（多い）の３つ

2タや平年値、分布図の作成方法について解説する。

値からの差）を求める。この偏差を年で平均する

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

1.3.1 図に示す。

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

1.3.1

世界の年平均気温偏差る（石原 2007）。

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

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

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

洋大気庁(NOAA)の気候データセンター(NCDC)によ

年の 30 年間である。

り整備された地上気象観測データセット(Global

なお、第２章、第３章の気象災害の記述で引用

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

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

2006）。まず、月ごとに陸域の各観測点のデータ及EM-DAT: The OFDA/CRED International Disaster
Database–www.emdat.be–
Université
Catholique de Louvain – Brussels – Belgium（米国国際開発庁海外災害援助局とルーベンカトリッ
ク大学災害疫学研究所（ベルギー）の災害データ
ベース）
IFRC: International Federation of Red Cross and
Red Crescent Societies.（国際赤十字・新月社連盟）
OCHA: United Nations Office for the Coordinationof Humanitarian Affairs.（国際連合人道問題調整事務所）

び１度格子の海面水温データについて、データがそろっている 1971～2000 年の 30 年平均値を基準とした偏差を求め、緯度・経度５度格子ごとに平均した偏差を計算する。これに緯度による面積の違いを考慮した重みを与えて、世界全体で平均する。この世界平均から、1981～2010 年の 30 年平
均値と 1971～2000 年の 30 年平均値の差を差し引
き、世界の月平均気温の偏差（1981～2010 年基準

第1.3.1図

世界の地域区分と主な地域名

3

1.3.3 異常気象

18UTC）を用いる。長期再解析の詳細は、Onogi et

世界の天候では、気温や降水量などの異常を判

al.(2007) を 参 照 の こ と 。 平 年 値 に つ い て は 、断する場合に、ある場所（地域）・ある時期（週、JRA-25 及び JCDAS の解析値から作成した 1981～

月、季節）において 30 年間に 1 回以下の頻度で発2010 年平均値を使用する。平年値作成の詳細につ生する現象を「異常気象」としている。気温と降

いては、気象庁(2011b)を参照のこと。以下、中・水量について、異常高温・異常低温及び異常多雨・

高緯度の循環、熱帯の循環及び各種監視指数につ

異常少雨を次のように定義している。

いて解説する。

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

1.4.1 中・高緯度の循環倍を超えた場合に異常高（低）温とする。

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

気循環の特徴についてまとめる。

における最大値を上回った（最小値を下回った）

中・高緯度の大気循環で主に注目するのは、大場合に異常多（少）雨とする。

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

るいは分流し、その状態が長時間続く現象）、テレ

年平均気温規格化平年差階級分布図（第 2.2.3 図）

コネクション（遠く離れた地域の気象要素、例え

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

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

５度×経度５度格子ごとに平均し、階級で表示すン）、移動性高低気圧の活動度、準定常ロスビー波

る。異常高温・異常低温出現頻度分布図（第 2.2.4（地球が球体で回転していることにより発生する図）では、緯度５度×経度５度格子ごとに月平均

波；ロスビー波の解説は、例えば前田と佐藤(2007)

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

タ数で割って、１格子当たりの出現頻度とし、半書では、Takaya and Nakamura(2001)の波の活動度

円の大きさで表す。格子内のデータ総数が 10 個未フラックスをロスビー波束の伝播の解析に利用す

満の格子は表示しない。異常高温・異常低温の定る。また、異常気象などの天候の偏りの背景とな

義（1.3.3 項）から、出現頻度の期待値は約 3%でっている熱帯の対流活動や海面水温の変動（例えあり、出現頻度が 10%以上の場合、異常高温またばエルニーニョ・南方振動(ENSO)）等による中・は異常低温が平年より多かったと判断する。異常高緯度大気への影響等の解析を行う。

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

1.4.2 熱帯の循環と対流活動

外は、異常高温・異常低温出現頻度と同様である。

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

1.4 大気循環（主な関連項目：第 2.3 節、第 2.4

び台風経路の特徴についてまとめる。

節、第 2.6 節～第 2.8 節、第３章）

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

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

季節内変動、夏季及び冬季モンスーン、数年周期

ム(JCDAS)による解析値（解析時刻は 00、06、12、で変動する ENSO に伴う循環場及び対流活動活発4域の変動などである。

の緯度・時間断面図（第 2.4.2 図）などから解析

対流活動を推定するデータとしては、米国の極する。

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

1.4.3 熱帯の大気及び海洋の監視指数

2

量（OLR；単位：W/m ）を利用する（第 2.4.4 図な

第 2.4 節では、ENSO に伴う海洋と大気の変動のど）。平年値は 1981～2010 年平均値である。OLR

状況を把握するため、南方振動指数(SOI)、OLR 指については、熱帯域においては値が小さいほど対数(OLR-PH, OLR-MC, OLR-DL)、赤道域 200hPa 東西流活動が活発であると推定できる。ただし、冬季

風指数(U200-IN, U200-CP)、赤道域 850hPa 東西風の中緯度や標高の高いところ（例えばチベット高指数(U850-WP, U850-CP, U850-EP)、領域平均海面原など）では、対流活動が活発でなくても地表面

水温偏差(NINO.1+2, NINO.3, NINO.4, NINO.WEST,

温度の低い状態が反映され、放射量が少なく（値IOBW)を掲載した（第 2.4.1 表）。それぞれの指数が小さく）なっているので注意が必要である。

の算出に利用した領域は、第 2.4.1 表の下部に示

流線関数（第 2.4.5 図など）はす。

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

第 2.4.1 表の領域平均海面水温偏差は平年値からの差（平年偏差）を表し、その他の指数は規格により定義され、風の回転成分は流線関数の等値化偏差（平年偏差を平年値の期間で求めた標準偏線に平行で風下に向かって左手に小さい値を見て差で割った値）である。なお、南方振動指数は、吹き、その速さは流線関数の勾配に等しい（等値

タヒチとダーウィン各々の海面気圧の規格化偏差線の混んでいるところほど風が強い）という性質の差を求め、求めた差をさらに規格化した値であがある。流線関数の平年偏差は平年と比べた高気る。また、東西風指数の領域平均操作では、領域

圧性循環あるいは低気圧性循環の強さを表しておの縁に当たる格子点に 1/2 の重みを、四隅に当たり、平年の循環が高気圧性循環なのか低気圧性循る格子点には 1/4 の重みをかけた。OLR 指数は、環なのかで意味が異なる。例えば、平年の循環が領域平均した平年偏差の符号を逆にしているため、高気圧性循環のところで高気圧性循環の平年偏差

正の値は対流活動が平年より活発、負の値は不活が現れれば、高気圧性循環が平年より強いことを発であることを示す。

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

高気圧性循環が平年より弱いことを示す。

指 数 (Summer Asian Monsoon OLR Index: SAMOI)

速度ポテンシャルは大規模な発散・収束を表す

を、第 2.7.1 表に掲載する。夏（６～８月）の OLR量であり、次の式により定義される。

を(5 ﾟ S～35 ﾟ N, 60 ﾟ E～150 ﾟ E)の領域で主成分分析して、第 1.4.1 図に示す東西あるいは南北方

2divＶ χ = ∇ χ（χ：速度ポテンシャル、Ｖ χ :発散風）

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

ころから大きいところに向かって吹き、その勾配

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

ど発散風が強い。一般に、熱帯域での上層発散（収SAMOI(W)＝(規格化 OLR(E)-規格化 OLR(W))を規格化束）、下層収束（発散）域は、大規模な対流活動のここで、OLR(S)等は、第 1.4.1 図に S 等で示さ

活発な（不活発な）領域に概ね対応している。MJO

れた各領域で平均した OLR である。夏のアジアモ

は、半旬（５日）移動平均した速度ポテンシャル

5ンスーンの活動が活発（SAMOI(A)が正）な場合、

1.6 海氷・積雪（関連項目：第 2.8 節、第 2.9 節）

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

気圧が強い、日本付近で高気圧が強く北日本を中国）に搭載されたマイクロ波放射計(SMMR)、米国

心に高温などの関係が見られる。

国防気象衛星プログラム(DMSP)衛星に搭載されたマイクロ波放射計(SSM/I・SSMIS)により観測されたデータを用いた。
積雪域の状況（第 2.9 節）は、DMSP 衛星に搭載された SSM/I・SSMIS により観測されたデータを用いて、気象庁が独自に開発した手法に基づいて解析したデータに基づいている（気象庁 2011a）。
参考文献

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

MOVE/MRI.COM-G の詳細は、Usui et al.(2006)を参照のこと。平年値は、1981～2010 年の 30 年間の平均値である。

6

2. 2013 年気候系のまとめ

2.1.3

2.1

（１）冬（2012 年 12 月～2013 年２月）

日本の天候

季節別の天候の特徴○北日本から西日本にかけては寒冬で、北・東日2013 年の日本の天候の主な特徴は以下のとお本では２年連続、西日本では３年連続となった。

りである。

○北日本では、日本海側を中心に降雪量が多く、○春の後半から秋の前半にかけては高温傾向が続
き、年平均気温は、東・西日本と沖縄・奄美で記録的な積雪となったところもあった。

高かった。

北日本を中心に冬型の気圧配置となる日が多か○北・東日本では２年連続、西日本では３年連続った。周期的に強い寒気が南下したため、北日本の寒冬となった。北日本日本海側の所々では記から西日本にかけての平均気温は低く、日本海側

録的な積雪となり、最深積雪の歴代全国１位とでは降水量が多く、日照時間が少なかった。一方、なる 566cm が酸ケ湯（青森県）で観測された。

太平洋側では平年と同様に晴れの日が多かったが、○全国で暑夏となり、日最高気温の歴代全国１位

低気圧の通過時にはまとまった雨または雪となっとなる 41.0℃が江川崎（高知県）で観測された。

た。降雪量が多かった北日本日本海側の一部では○梅雨前線や台風等の影響によりたびたび大雨に

記録的な積雪となり、酸ケ湯（青森県）で積雪の見舞われ、記録的な豪雨となった所もあった。

深さが 566 ㎝となるなど、アメダス 12 地点で年最深積雪の大きい記録を更新した。沖縄・奄美では、

2.1.1

年平均気温の経年変化

２月には顕著な高温の時期があり、暖冬となった。

都市化の影響の少ない全国 15 地点で平均した

平均気温：北・東・西日本は低い一方、沖縄・奄2013 年の日本の年平均気温の基準値からの偏差

美では高かった。

（基準値は 1981～2010 年の 30 年平均値）は＋

降水量：東日本太平洋側、沖縄・奄美で平年並だ

0.34℃で、統計を開始した 1898 年以降で 8 番目

ったほかは多く、北日本日本海側ではかなに高い値となった。長期的には、日本の年平均気り多かった。

温は 100 年あたり約 1.14℃（統計期間：1898～

日照時間：北日本日本海側で少なかった。一方、2013 年）の割合で上昇している（第 2.1.1 図）。

東日本太平洋側では多かった。その他の地方は平年並だった。

2.1.2

年平均気温、年降水量、年間日照時間

春の前半までは気温の低い時期と高い時期が交（２）春（2013 年３～５月）

互に現れた。春の後半から秋の前半にかけては高○東・西日本では高気圧に覆われて晴れた日が多

温傾向が続き、周期的に顕著な高温の時期が見ら

く、日照時間は多く、降水量は少なかった。

れた（第 2.1.2 図）。年平均気温は東・西日本と沖○北日本では寒気や低気圧の影響を受けて、気温

縄・奄美で高く、北日本で平年並だった。春と秋が低く、曇りや雨または雪の日が多かった。

を 中 心 に 高 気 圧 に 覆 われて 晴 れ の 日 が 多 か った

４月中旬から５月上旬にかけては寒気の影響で東・西日本では年間日照時間がかなり多かった。

全国的に低温となる一方、その他の時期は暖かい

一方、低気圧の影響を受けやすい時期が多かった

空気に覆われて、東・西日本を中心に高温となり、北日本では、年間日照時間が少なく、年降水量は

気温の変動が大きかった。東・西日本では高気圧

多く、日本海側ではかなり多かった。また、夏以に覆われて晴れた日が多かったため、春の降水量

降、高気圧に覆われて晴れの日が多かった沖縄・は西日本でかなり少なく、日照時間は東・西日本

奄美では、年間日照時間が多く、年降水量は少なでかなり多かった。西日本太平洋側の降水量は最かった（第 2.1.1 表、第 2.1.3 図）。

も少ない記録を、東日本太平洋側と西日本の日照

7時間は最も多い記録を更新した。一方、北日本日

９日は秋田県と岩手県で、８月 24 日は島根県で記

本海側では期間を通じて寒気や気圧の谷の影響で録的な豪雨となった。

曇りや雨または雪の日が多く、春の日照時間はか

平均気温：東・西日本、沖縄・奄美ではかなり高なり少なかった。また、北海道では、３月上旬に

く、北日本で高かった。

発達した低気圧の影響で暴風雪に見舞われた。

降水量：東日本日本海側でかなり多く、北日本日

平均気温：北日本で低かった。一方、東日本と西

本海側で多かった。一方、東日本太平洋側、

日本では高く、沖縄・奄美は平年並だった。

沖縄・奄美はかなり少なかった。北日本太

降水量：西日本でかなり少なく、東日本で少なか

平洋側、西日本では平年並だった。

った。一方、北日本日本海側と沖縄・奄美

日照時間：沖縄・奄美でかなり多く、北日本日本

で多く、北日本太平洋側は平年並だった。

海側、東日本、西日本太平洋側で多かった。

日照時間：東日本と西日本でかなり多かった。一北日本太平洋側、西日本日本海側では平年

方、北日本日本海側でかなり少なく、北日並だった。

本太平洋側も少なかった。沖縄・奄美では平年並だった。

（４） 秋（2013 年９～11 月）○台風や秋雨前線、低気圧の影響で北・西日本と（３）夏（2013 年６～８月）

東日本日本海側では降水量がかなり多かった。

○全国で暑夏となった。東・西日本と沖縄・奄美○一方で、東・西日本、沖縄・奄美では高気圧にではかなりの高温で、西日本では最も高い記録覆われた日が多く、日照時間が多かった。

を更新した。また、江川崎（高知県）では歴代

11 月上旬にかけては、偏西風が平年より北側を全国１位となる 41.0℃の日最高気温を観測した。

流れたため、北日本から西日本にかけて気温の高○梅雨前線や湿った気流の影響で東日本日本海側

い状態が続いた。11 月中旬以降は、強い寒気が流と東北日本海側では降水量がかなり多い一方、れ込み、北日本を除いて気温の低い日が多かった。

太平洋高気圧に覆われた東日本太平洋側、沖９月から 10 月にかけては台風や秋雨前線の影響

縄・奄美ではかなり少なかった。

でたびたび大雨に見舞われたほか、11 月には低気○７月には山口県や島根県で、８月には秋田県や圧や寒気の影響で日本海側では雨の日が多かった。

岩手県、島根県で記録的な豪雨となった。

このため、北・西日本と東日本日本海側の降水量

太平洋高気圧の勢力が本州の南海上から西日本

はかなり多く、北・東日本日本海側では最も多い

にかけて強く、全国的に高温で、西日本では平均記録を更新した。また、秋の台風の日本への接近

気温の最も高い記録を更新した。また、日最高気数が９個と 1951 年以降では 1966 年と並んで最も温の記録を更新したアメダス地点も多く、８月 12多かった。一方で、東・西日本と沖縄・奄美では日には、江川崎（高知県）で歴代全国１位となる

高気圧に覆われて晴れの日が多かった。

41.0℃の日最高気温を観測した。沖縄・奄美では、

平均気温：北・東日本は高く、西日本と沖縄・奄美は平年並だった。

太平洋高気圧に覆われて晴れる日が続いたため、顕著な少雨多照となった。また、東日本太平洋側

降水量：北日本、東日本日本海側、西日本ではかでも降水量はかなり少なかった。一方で、梅雨前なり多く、東日本太平洋側で多かった。一線や太平洋高気圧の縁に沿った湿った気流の影響

方、沖縄・奄美では少なかった。

で、日本海側ではたびたび大雨に見舞われ、東日

日照時間：東日本太平洋側ではかなり多く、東日本日本海側や東北日本海側の降水量はかなり多か

本日本海側、西日本、沖縄・奄美で多かっった。また、７月 28 日は山口県と島根県で、８月た。一方、北日本では少なかった。

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（2013 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（2013 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６以上のとき記載した。

平均気温

降水量

日照時間

高い記録

低い記録

多い記録

少ない記録

多い記録

少ない記録

1月

0

0

0

0

2

0

2月

0

0

1

0

0

1

26、9 ﾀｲ

0

2

8、1 ﾀｲ

1

2

0

1
2

3月

東～西日本

東北等

4月

0

0

2

5月

0

0

0

6月

2、1 ﾀｲ0

7月

9、1 ﾀｲ0

1

16、10 ﾀｲ

1623

東北～西日本

東～西日本

5

0

0

1

0

0

0

8

0

6

11、1 ﾀｲ

東北九州南部～沖縄

0

1

3

0

0

1

西日本

8月

0

九州～沖縄

9月

0

東～西日本

10 月

16、14 ﾀｲ

0

3

0

0

1

0

0

13

0

東北～近畿

11 月

0

0

2

0

12 月

0

0

2

0

東～西日本

第 2.1.3 表

梅雨入り・梅雨明けの時期（2013 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

5 月 10 日ごろ(+)

5月 9日 ご ろ

6 月 11 日ごろ(-)*

6 月 23 日 ご ろ

93%(0)奄美

5 月 10 日ごろ(0)5月 1 1 日 ご ろ

6 月 29 日ごろ(0)6月 29日 ご ろ

106%(0)九州南部

5 月 27 日ごろ(-)

5月 3 1 日 ご ろ

7 月 8 日ごろ(-)

7月 14日 ご ろ

77%(-)

九州北部

5 月 27 日ごろ(-)*

6月 5日 ご ろ

7 月 8 日ごろ(-)

7月 19日 ご ろ

72%(-)

四国

5 月 27 日ごろ(-)*

6月 5日 ご ろ

7 月 8 日ごろ(-)

7月 18日 ご ろ

89%(0)

中国

5 月 27 日ごろ(-)*

6月 7日 ご ろ

7 月 8 日ごろ(-)*

7 月 21 日 ご ろ

101%(0)近畿

5 月 27 日ごろ(-)*

6月 7日 ご ろ

7 月 8 日ごろ(-)*

7 月 21 日 ご ろ

81%(-)

東海

5 月 28 日ごろ(-)*

6月 8日 ご ろ

7 月 7 日ごろ(-)*

7 月 21 日 ご ろ

68%(-)*

関東甲信

6 月 10 日ごろ(+)

6月 8日 ご ろ

7 月 6 日ごろ(-)*

7 月 21 日 ご ろ

77%(-)

北陸

6 月 18 日ごろ(+)

6月 1 2 日 ご ろ

8 月 7 日ごろ(+)*

7月 24日 ご ろ

133%(+)

東北南部

6 月 15 日ごろ(+)

6月 1 2 日 ご ろ

8 月 7 日ごろ(+)*

7月 25日 ご ろ

139%(+)*

東北北部
6 月 15 日ごろ(0)6月 1 4 日 ご ろ
8 月 10 日ごろ(+)* 7 月 2 8 日 ご ろ
110%(0)（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、その遷移期間の概ね中日をもって「○○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

地域平均気温平年差の５日移動平均時系列（2013 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（2013 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 2013 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（2012 年 12 月～2013 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）東シベリア南部の洪水（７～９月）

世界の平均気温東シベリア南部のアムール川流域では７月2013 年 の 世 界 の 年 平 均 気 温（ 陸 域 に お け る

以 降 、広 い 範 囲 で 平 年 よ り も 雨 が 多 く 、中 流・地表付近の気温と海面水温の面積加重平均）

下流域で洪水が発生した。ロシア極東域で１の 基 準 値 か ら の 偏 差 （ 基 準 値 は 1981 ～ 2010

万 ４ 千 の 家 屋 、 総 延 長 1600km に 及 ぶ 道 路 や

年 の 30 年 平 均 値 ） は +0.20±0.12℃ で 、 統 計

170 以 上 の 橋 が 洪 水 の 影 響 を 受 け 、 ア ム ー ル

を 開 始 し た 1891 年 以 降 で ２ 番 目 に 高 い 値 と川下流のコムソモリスク・ナ・アムーレではな っ た 。長 期 的 に は 、世 界 の 年 平 均 気 温 は 100

680 棟 以 上 の 家 屋 が 浸 水 し 、約 2700 人 が 避 難

年 あ た り 約 0.69 ℃ （ 統 計 期 間 ： 1891 ～ 2013したと伝えられた。

年 ） の 割 合 で 上 昇 し て い る （ 第 2.2.1 図 ）。
（２）東日本～中国中部の高温（３、７～８
2.2.2

地域ごとの天候月）

年平均気温は、シベリア、中国東部～ヨー

東日本から中国中部にかけて、３、７～８

ロッパ東部、アフリカ、アラスカ～カナダ西月は異常高温となった。東京都の東京では、部、北米北東部、南米北部・南部、オースト

３ 月 の 月 平 均 気 温 が 12.1℃（ 平 年 差 ＋ 2.7℃ ）ラ リ ア な ど で 平 年 よ り 高 く 、中 国 北 東 部 周 辺 、だった。福岡県の福岡では、７～８月の２か

インド北部、ヨーロッパ西部、カナダ中部～

月 平 均 気 温 が 30.0℃（ 平 年 差 ＋ 2.3℃ ）、中 国

米 国 中 部 、ペ ル ー な ど で 平 年 よ り 低 か っ た（ 第ホーナン（河南）省のチェンチョウ（鄭州）

2.2.3 図 ）。東 日 本 ～ 中 国 中 部 、ヨ ー ロ ッ パ 北

で は 、29.6℃（ 平 年 差 ＋ 3.1℃ ）だ っ た 。上 海部、モーリシャス～マダガスカル、ブラジル

市のシージャーホゥエイ（徐家匯）では、８

東部、オーストラリアで異常高温となる月が月 ７ 日 に 統 計 開 始（ 1872 年 ）以 降 で 最 も 高 い

多く、ヨーロッパ西部で異常低温となる月が

気 温（ 40.8℃ ）を 記 録 し た（ 中 国 気 象 局 ）。ま多 か っ た （ 第 2.2.4 図 ）。

た 、高 知 県 の 江 川 崎 で は ８ 月 12 日 に 最 高 気 温

年降水量は、東シベリア～中国北東部、中が 41.0℃ と な り 、国 内 の 日 最 高 気 温 の 記 録 を央シベリア南部～中央アジア、インド、東南更新した。

ア ジ ア 、ア ラ ス カ 、米 国 北 部 ～ 南 東 部 、中 米 、
オーストラリア北西部などで平年より多く、（３）東日本及び西日本の少雨（３、５月）

アフリカ北西部、米国西部、南米南部、オー

東日本及び西日本では３、５月に異常少雨

ストラリア中部などで平年より少なかったとなった。宮崎県の宮崎では、３月の月降水（ 第 2.2.5 図 ）。ヨ ー ロ ッ パ 東 部 ～ 中 部 、カ ナ

量 が 49.5mm（ 平 年 比 27%）、５ 月 の 月 降 水 量 がダ南部～米国南東部では異常多雨となる月が67.0mm（ 平 年 比 28%） だ っ た 。 東 日 本 太 平 洋

多く、東日本及び西日本、米国北西部、ブラ側・西日本太平洋側では、５月の月降水量がジル東部は異常少雨となる月が多かった（第1946 年 の 統 計 開 始 以 降 で 最 も 少 な か っ た 。

2.2.6 図 ）。
2013 年 に 発 生 し た 主 な 異 常 気 象・気 象 災 害（ ４ ） フ ィ リ ピ ン の 台 風 （ 11 月 ）を 第 2.2.2 図 に 、 季 節 別 の 気 温 と 降 水 量 の 分

フ ィ リ ピ ン で は 台 風 第 30 号 に よ り 1200 万

布 を そ れ ぞ れ 第 2.2.7 図 と 第 2.2.8 図 に 示 す 。

人 以 上 が 影 響 を 受 け 、 6200 人 以 上 が 死 亡 、各 異 常 気 象・気 象 災 害 の 概 況 は 以 下 の と お り 。

1700 人 以 上 が 行 方 不 明 と 伝 え ら れ た 。

13

（ ５ ） イ ン ド シ ナ 半 島 の 大 雨 （ ９ ～ 10 月 ）５ ～ ６ 月 の ２ か 月 降 水 量 が 347mm （ 平 年 比インドシナ半島では、大雨による洪水によ265%） だ っ た 。

り 、 カ ン ボ ジ ア で 14 万 人 以 上 が 避 難 し 、 180
人 以 上 が 死 亡 、タ イ で 70 人 以 上 、ベ ト ナ ム で（ 11） ソ マ リ ア の サ イ ク ロ ン （ 11 月 ）40 人 以 上 が 死 亡 し た と 伝 え ら れ た 。

サ イ ク ロ ン 「 Three 」 の 影 響 に よ り 、 100
人以上が死亡、数百人が行方不明と伝えられ（６）インド・ネパールの大雨（６月）た。

大雨による洪水や地すべりの影響で、インド 北 部 の ウ ッ タ ラ カ ン ド 州 を 中 心 に 600 人 以（ 12） モ ザ ン ビ ー ク ・ ジ ン バ ブ エ の 大 雨 （ １

上 が 死 亡 し 、 5700 人 以 上 が 死 亡 と 推 定 さ れ 、
ま た 、ネ パ ー ル で は 50 人 以 上 が 死 亡 し た と 伝

月）モザンビークでは、１週間以上続いた大雨えられた。

に よ る 洪 水 の 影 響 で 、 110 人 以 上 が 死 亡 し 、
ジ ン バ ブ エ で は 洪 水 に よ り 120 人 以 上 が 死 亡（ ７ ）パ キ ス タ ン・ア フ ガ ニ ス タ ン の 大 雨（ ８したと伝えられた。

月）
パ キ ス タ ン で は 大 雨 に よ る 洪 水 に よ り 、149

（ 13）モ ー リ シ ャ ス ～ マ ダ ガ ス カ ル の 高 温（ ９万 人 以 上 が 影 響 を 受 け 、230 人 以 上 が 死 亡 し 、
ま た 、ア フ ガ ニ ス タ ン で は 60 人 以 上 が 死 亡 し～ 12 月 ）モーリシャスからマダガスカルにかけて、たと伝えられた。

９ ～ 12 月 に 異 常 高 温 と な っ た 。モ ー リ シ ャ スの ア ガ レ ー ガ 諸 島 で は 、９ ～ 12 月 の ４ か 月 平（８）ヨーロッパ北部の高温（５～６、８～

均 気 温 が 27.4℃ （ 平 年 差 ＋ 0.7℃ ） だ っ た 。

９月）
ヨーロッパ北部では、５～６、８～９月に（ 14） カ ナ ダ 南 部 ～ 米 国 南 東 部 の 多 雨 （ １ 、

異常高温となった。ノルウェー北部のバルデ

４ ～ ６ 、 10 月 ）で は 、５ ～ ６ 月 の ２ か 月 平 均 気 温 が 7.9℃（ 平カナダ南部から米国南東部では、１、４～

年 差 ＋ 3.1℃ ）、 ８ ～ ９ 月 の ２ か 月 平 均 気 温 が

６ 、10 月 に 異 常 多 雨 と な っ た 。米 国 ウ ィ ス コ

11.3℃ （ 平 年 差 ＋ 3.0℃ ） だ っ た 。

ンシン州のマディソンでは、１月の月降水量が 73mm（ 平 年 比 217%）、 ４ ～ ６ 月 の ３ か 月 降（９）ヨーロッパ西部の低温（３～６月）

水 量 が 591mm（ 平 年 比 198%）、オ ハ イ オ 州 の シヨーロッパ西部では３～６月に異常低温とン シ ナ テ ィ で は 、10 月 の 月 降 水 量 が 144mm（ 平なった。フランスのラアーグ岬では、３～６

年 比 183%） だ っ た 。

月 の ４ か 月 平 均 気 温 が 9.6 ℃ （ 平 年 差－ 1.8℃ ） だ っ た 。

（ 15） 米 国 北 西 部 及 び そ の 周 辺 の 少 雨 （ 11～12 月 ）（ 10）ヨ ー ロ ッ パ 東 部 ～ 中 部 の 多 雨（ １ ～ ３ 、

米 国 北 西 部 及 び そ の 周 辺 で は 、11～ 12 月 に

５～６月）

異常少雨となった。米国カリフォルニア州の

ヨ ー ロ ッ パ 東 部 か ら 中 部 に か け て 、１ ～ ３ 、
５～６月に異常多雨となった。クロアチアの

ユ ー リ カ で は 、 11 ～ 12 月 の ２ か 月 降 水 量 が47mm（ 平 年 比 14%） だ っ た 。

ザグレブでは、１～３月の３か月降水量が379mm（ 平 年 比 247%）、 チ ェ コ の プ ラ ハ で は 、14

（ 16） メ キ シ コ の ハ リ ケ ー ン （ ９ 月 ）メ キ シ コ で は 、２ つ の ハ リ ケ ー ン「 Manuel」と 「 Ingrid」 が そ れ ぞ れ 太 平 洋 側 、 大 西 洋 側
か ら ほ ぼ 同 時 に 接 近 ・ 上 陸 し た 影 響 で 、 130
人 以 上 が 死 亡 、50 人 以 上 が 行 方 不 明 と 伝 え られた。
（ 17）ブ ラ ジ ル 東 部 の 高 温（ １ ～ ４ 、６ 月 ）・
少雨（２～３月）
ブラジル東部では、１～４、６月に異常高温、２～３月に異常少雨となった。ブラジル
東部のレンソイスでは、１～４月の４か月平
均 気 温 が 26.8℃（ 平 年 差 ＋ 1.8℃ ）、６ 月 の 月
平 均 気 温 が 23.1℃（ 平 年 差 ＋ 1.8℃ ）だ っ た 。
パ ト ス で は 、２ ～ ３ 月 の ２ か 月 降 水 量 が 37mm
（ 平 年 比 11%） だ っ た 。
（ 18） オ ー ス ト ラ リ ア の 高 温 （ １ 、 ３ ～ ４ 、
７ ～ 10 月 ）オーストラリアでは、ほぼ年を通して気温が 高 く 、１ 、３ ～ ４ 、 ７ ～ 10 月 に 異 常 高 温 とな っ た 。オ ー ス ト ラ リ ア 南 部 の ユ ー ク ラ で は 、
１ 月 の 月 平 均 気 温 が 23.3℃（ 平 年 差 ＋ 2.4℃ ）、
３ ～ ４ 月 の ２ か 月 平 均 気 温 が 21.3℃（ 平 年 差＋ 2.2 ℃ ）、 ７ ～ 10 月 の ４ か 月 平 均 気 温 が16.7℃（ 平 年 差 ＋ 2.4℃ ）と な っ た 。オ ー ス ト
ラリアの１月の月平均気温は、統計を開始した 1910 年 以 降 で 最 も 高 く な り 、オ ー ス ト ラ リ
ア 中 部 の ム ー ン バ で は 、 １ 月 12 日 に 49.6℃を記録した。また、オーストラリアの９月の月 平 均 気 温 及 び 12～ ２ 、９ ～ 11 月 の ３ か 月 平
均 気 温 が 統 計 開 始 の 1910 年 以 降 で 最 も 高 く
な っ た （ オ ー ス ト ラ リ ア 気 象 局 ）。

15

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 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 （ 2013 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。

16

第 2.2.3 図 年 平 均 気 温 規 格 化 平 年 差 階 級 分 布 図 （ 2013 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 異 常 高 温 ・ 異 常 低 温 出 現 頻 度 分 布 図 （ 2013 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 。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。

17

第 2.2.5 図 年 降 水 量 平 年 比 階 級 分 布 図 （ 2013 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。

第 2.2.6 図 異 常 多 雨 ・ 異 常 少 雨 出 現 頻 度 分 布 図 （ 2013 年 ）第 2.2.4 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 。

18

(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 （ 2013 年 ）(a) 冬 （ 2012 年 12 月 ～ 2013 年 ２ 月 ）、 (b) 春 （ ３ ～ ５ 月 ）、 (c) 夏 （ ６ ～ ８ 月 ）、 (d) 秋 （ ９ ～ 11 月 ）。
図 2.2.3 図 と 同 様 。 た だ し 、 季 節 別 の 平 均 気 温 規 格 化 平 年 差 。

(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 （ 2013 年 ）(a) 冬 （ 2012 年 12 月 ～ 2013 年 ２ 月 ）、 (b) 春 （ ３ ～ ５ 月 ）、 (c) 夏 （ ６ ～ ８ 月 ）、 (d) 秋 （ ９ ～ 11 月 ）。
図 2.2.5 と 同 様 。 た だ し 、 季 節 別 の 合 計 降 水 量 平 年 比 。

19

2.3

中・高緯度の大気循環

2.3.1

2012/2013 年冬はシベリア高気圧の勢力が強く、帯状平均層厚換算温度

対流圏の帯状平均層厚換算温度平年偏差の時系

ユーラシア大陸に広く低温偏差が分布し、特に東列（第 2.3.1 図）を見ると、熱帯域（下段）は、

アジア北部を中心に顕著な低温となった。北日本

2012 年秋から 2013 年春にかけて高温偏差となっ～西日本でも低温となり、また、北日本日本海側

たが、その後は平年に近い値で推移した。北半球では多雪となった。夏は、太平洋高気圧の西への中・高緯度の層厚換算温度（中段）は、春から秋

張り出しが強く、中国南部から西日本では顕著なは高温偏差で推移し、特に６月や９月、10 月は顕高温となり、西日本の夏平均気温は 1946 年の統計

著な高温偏差となった。全球平均した層厚換算温開始以来第１位の高温となった。

度（上段）は、一年を通して高温偏差で推移した。

本節では、北半球中・高緯度の大気循環の特徴
を主に季節ごとに述べる。

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（2004年１月～2013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。

20

2.3.2冬（2012 年 12 月～2013 年２月）

圧配置になりやすかった。

500hPa 高度（第 2.3.2 図）は、北極海やユーラ

対流圏下層の気温（第 2.3.4 図）は、ヨーロッ

シア大陸北部で正偏差、ヨーロッパや東アジア北

パ、シベリアから日本付近で低温偏差となり、東部から日本の東海上にかけて負偏差となった。太アジア北部では低温偏差が顕著だった（冬の東ア

平洋から北米にかけては波列パターンが分布した。

ジア北部の低温については第 3.1 節を参照）。12海面気圧（第 2.3.3 図）を見ると、極域で正偏月から１月上旬にかけては、ユーラシア大陸の広差が明瞭だった。平年と比べて、シベリア高気圧

い範囲で寒波に見舞われた（第 2.3.6 図）。

は南東への張り出しが強く、アリューシャン低気

対流圏上層の偏西風（第 2.3.5 図）は、東アジ

圧は日本の北東海上で強かった。これに対応して、

アや北米南部で平年より強かった。太平洋東部で日本付近では北日本を中心に西高東低の冬型の気はジェット気流が分流した。

第2.3.2図 ３か月平均500hPa高度・平年偏差（2012年12月～2013年２月）
等値線は500hPa高度を表し、間隔は60m。陰影は平年偏差を表す。

第2.3.3図 ３か月平均海面気圧・平年偏差（2012年12月～2013年２月）
等値線は海面気圧を表し、間隔は4hPa。陰影は平年偏差を表す。

第2.3.5図 ３か月平均200hPa風速・
風ベクトル（2012年12月～2013年２月）
矢印は風向・風速を表す。等値線は風速を表し、間隔は20m/s。緑線は平年値で間隔は40m/s。

第2.3.6図 月平均850hPa気温・平年
偏差（2012年12月）
等値線は 850hPa 気温を表し、間隔は4℃。陰影は平年偏差を表す。波状の陰影は標高が 1600m 以上の領域を表す。

21

第2.3.4図 ３か月平均850hPa気温・
平年偏差（2012年12月～2013年２月）
等値線は 850hPa 気温を表し、間隔は4℃。陰影は平年偏差を表す。波状の陰影は標高が 1600m 以上の領域を表す。

2.3.3春（2013 年３～５月）

では広く負偏差となった。

500hPa 高度（第 2.3.7 図）は、極域で正偏差、対流圏下層の気温（第 2.3.9 図）は、ユーラシ

北米東部からヨーロッパ、東アジア北部にかけて

ア大陸の中緯度域で高温偏差、アラスカから米国

は東西に広く負偏差となった。４月はベーリング

東部、ヨーロッパから西シベリア、東アジア北部

海や東シベリアで正偏差が明瞭となったが、これでは低温偏差となった。

はしばしばブロッキング高気圧が形成されたこと

対流圏上層の偏西風（第 2.3.10 図）は、ユーラに対応する（第 2.3.11 図）。

シア大陸では亜熱帯ジェット気流が平年の位置と海面気圧（第 2.3.8 図）は、極域で正偏差、大比べて南偏し、寒帯前線ジェット気流は平年より

西洋中部からユーラシア大陸にかけての中緯度域強かった。

第2.3.7図 ３か月平均500hPa高度・平年偏差（2013年３～５月）
等値線は500hPa高度を表し、間隔は60m。陰影は平年偏差を表す。

第2.3.8図 ３か月平均海面気圧・平年偏差（2013年３～５月）
等値線は海面気圧を表し、間隔は4hPa。陰影は平年偏差を表す。

第 2.3.10 図 ３ か 月 平 均 200hPa 風速・風ベクトル（2013年３～５月）
矢印は風向・風速を表す。等値線は風速を表し、間隔は 15m/s。緑線は平年値で間隔は 30m/s。

第2.3.11図 月平均500hPa高度・平年偏差（2013年４月）
等値線は 500hPa 高度を表し、間隔は60m。陰影は平年偏差を表す。

22

第2.3.9図 ３か月平均850hPa気温・
平年偏差（2013年３～５月）
等値線は 850hPa 気温を表し、間隔は3℃。陰影は平年偏差を表す。波状の陰影は標高が 1600m 以上の領域を表す。

2.3.4夏（2013 年６～８月）

は西への張り出しが強かった（第 2.3.16 図）。

500hPa 高度（第 2.3.12 図）は、極付近からグ対流圏下層の気温（第 2.3.14 図）は、米国東部、

リーンランドで極うずが平年より強く負偏差とな

アフリカ北部で低温偏差となった一方、ユーラシ

り、その周囲は正偏差となる環状の偏差パターン

ア大陸北部、東アジア、北米西部など広く高温偏が明瞭だった。中央アジアから中国北東部や本州差となった。中国南部から西日本では７月から８の東では負偏差となった。太平洋の亜熱帯高気圧

月にかけて高温偏差が顕著だった（詳細は第 3.2は本州の南海上への張り出しが明瞭だった。

節を参照）。

海面気圧（第 2.3.13 図）は、極付近からグリー

対流圏上層の偏西風（第 2.3.15 図）は、ユーラ

ンランドで負偏差が明瞭だった。中央アジアからシア大陸では亜熱帯ジェット気流は平年より強く、東アジアでは広く負偏差となった。太平洋高気圧

中国付近では平年の位置と比べて北偏した。また、は本州の南海上で平年より勢力が強く、７月以降

日本の東では南に蛇行した。

第 2.3.12 図 ３ か 月 平 均 500hPa 高度・平年偏差（2013年６～８月）
等値線は500hPa高度を表し、間隔は60m。陰影は平年偏差を表す。

第2.3.13図 ３か月平均海面気圧・平年偏差（2013年６～８月）
等値線は海面気圧を表し、間隔は4hPa。陰影は平年偏差を表す。

第 2.3.15 図 ３ か 月 平 均 200hPa 風速・風ベクトル（2013年６～８月）
矢印は風向・風速を表す。等値線は風速を表し、間隔は 10m/s。緑線は平年値で間隔は 20m/s。

第2.3.16図 月平均海面気圧・平年偏差（2013年７月）
等値線は海面気圧を表し、間隔は4hPa。陰影は平年偏差を表す。

23

第 2.3.14 図 ３ か 月 平 均 850hPa 気
温・平年偏差（2013年６～８月）
等値線は 850hPa 気温を表し、間隔は3℃。陰影は平年偏差を表す。波状の陰影は標高が 1600m 以上の領域を表す。

2.3.5秋（2013 年９～11 月）

った。11 月は、極域ではシベリア沿岸に明瞭な低500hPa 高度（第 2.3.17 図）は、極うずが平年

気圧、中緯度帯ではアラスカの南や大西洋東部をより強く（負偏差）、その周囲は正偏差となる環状中心に正偏差が分布し、正の北極振動が明瞭だっの偏差パターンが明瞭だった。北米東部では負偏た（第 2.3.21 図）。

差となった。

対流圏下層の気温（第 2.3.19 図）は、南西諸島、海面気圧（第 2.3.18 図）は、極域で負偏差とな

米国東部で低温偏差となったほかは、中緯度帯のった。太平洋高気圧は本州の東海上への張り出し

広い範囲で高温偏差となった。

が明瞭だった。本州の南海上は、９月と 10 月に台

対流圏上層の偏西風（第 2.3.20 図）は、日本付風がたびたび通過したことに対応して負偏差とな

近では、亜熱帯ジェット気流が平年より弱かった。

った。大西洋ではアゾレス高気圧が平年より強か

第 2.3.17 図 ３ か 月 平 均 500hPa 高度・平年偏差（2013年９～11月）
等値線は500hPa高度を表し、間隔は60m。陰影は平年偏差を表す。

第2.3.18図 ３か月平均海面気圧・平年偏差（2013年９～11月）
等値線は海面気圧を表し、間隔は4hPa。陰影は平年偏差を表す。

第 2.3.20 図 ３ か 月 平 均 200hPa 風速・風ベクトル（2013年９～11月）
矢印は風向・風速を表す。等値線は風速を表し、間隔は 10m/s。緑線は平年値で間隔は 20m/s。

第2.3.21図 月平均海面気圧・平年偏差（2013年11月）
等値線は海面気圧を表し、間隔は4hPa。陰影は平年偏差を表す。

24

第 2.3.19 図 ３ か 月 平 均 850hPa 気
温・平年偏差（2013年９～11月）
等値線は 850hPa 気温を表し、間隔は4℃。陰影は平年偏差を表す。波状の陰影は標高が 1600m 以上の領域を表
す。

2.4

熱帯の大気循環と対流活動で推移した。日付変更線付近(OLR-DL)は夏を中心

東部太平洋赤道域の海面水温は 2012/2013 年冬に概ね負の値（同不活発）で推移した。

にラニーニャ現象の傾向を示し、大気循環と対流

赤道東西風指数は、太平洋中部の上層(U200-CP)

活動はラニーニャ現象時に現れやすい特徴を示し

で正の値（西風偏差）、インド洋の上層（U200-IN）

た。春は北インド洋で対流活動が活発だった。夏では夏頃を中心に負の値（東風偏差）が概ね年をのアジアモンスーンに伴う対流活動は全般的に平通して持続した。太平洋西部の下層(U850-WP)、及年と比べて活発だった。秋はフィリピンの東海上

び太平洋中部の下層(U850-CP)では概ね負の値（東で対流活動が活発だった。

風偏差）で推移した。

本節では、熱帯の大気循環と対流活動の推移を

南方振動指数(SOI)は、2012 年４月から 2013 年

主に季節ごとに述べる。

２月まで概ね平年並で推移したが、３月以降は正の値（貿易風が平年より強い）が持続した。

2.4.1

熱帯循環指数の推移

第 2.4.1 表と第 2．4.1 図に熱帯の大気循環に関する指数の 2013 年の推移を示す。
OLR 指数は、フィリピン付近(OLR-PH)では夏頃を中心に、インドネシア付近(OLR-MC)では春から夏を中心に概ね正の値（対流活動が平年より活発）
第2.4.1表 熱帯の大気及び海洋の監視指数（2012年12月～2013年12月）

25

第 2.4.1 図 熱帯の大気の監視指数の推移（2003 年 1 月～2013 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（2012年12月～2013年12月）
３半旬移動平均した平年偏差。等値線の間隔は2×10 6m2/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。

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（2012年12月～2013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。

26

2.4.2 冬（2012 年 12 月～2013 年２月）

圧性循環偏差となり、特に２月に明瞭だった（第東部太平洋赤道域の海面水温はラニーニャ現象

2.4.7 図）。対流圏下層（第 2.4.6 図）では、インの傾向を示し、対流活動や大気循環にはラニーニ

ド洋で赤道対称の低気圧性循環偏差となった。日ャ現象時の特徴がみられた。

本の南海上では高気圧性循環偏差が明瞭だった。

熱帯の対流活動（第 2.4.4 図）は、インド洋東太平洋中部の赤道域では、東風偏差が現れやすか

部からマレー半島付近、西部太平洋赤道域で平年った（第 2.4.3 図）。

より活発、オーストラリア北部、中部太平洋赤道

赤道季節内振動(MJO)は１月と２月に東進が明域で不活発だった。

瞭だった（第 2.4.2 図）。

対流圏上層（第 2.4.5 図）では、インド洋東部
で赤道対称の高気圧性循環偏差、太平洋中・東部
では低気圧性循環偏差となった。中国南部は高気第2.4.4図 ３か月平均外向き
長 波 放 射 量 (OLR) 平 年 偏 差（2012年12月～2013年２月）
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（2012年
12月～2013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（2012年
12月～2013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200hPa流線
関数・平年偏差（2013年２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。

27

2.4.3

春 （2013 年３～５月）の低気圧性循環偏差、太平洋西部では赤道対称の

熱帯の対流活動（第 2.4.8 図）は、北インド洋、

高気圧性循環偏差だった。北太平洋中部では上層

南インド洋中部、海洋大陸（インドネシアの多島と同様に低気圧性循環偏差となった。赤道域では、

海）、南太平洋収束帯（SPCZ）、太平洋東部から南

インド洋から海洋大陸付近で西風偏差、太平洋で米北部で平年より活発、太平洋中部で不活発だっ東風偏差が持続し、東西循環（ウォーカー循環）

た。特に５月（第 2.4.11 図）は、北インド洋とイ

は平年よりも強かった（第 2.4.3 図）。

ンドネシアの南で対流活動が非常に活発だった。

赤道季節内振動(MJO)に伴う対流活発な位相は対流圏上層（第 2.4.9 図）では、太平洋中部で４月前半と５月前半にインド洋から太平洋西部に

赤道対称の低気圧性循環偏差が明瞭だった。対流

かけて東進した（第 2.4.2 図）。

圏下層（第 2.4.10 図）では、インド洋で赤道対称

第2.4.8図 ３か月平均外向き
長波放射量(OLR)平年偏差（2013年３～５月）
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（2013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（2013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（2013年５月）
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。

28

2.4.4夏 （2013 年６～８月）

アジアモンスーンのトラフは平年より深く、イン熱帯の対流活動（第 2.4.12 図）は南シナ海、海ド洋のソマリジェットは平年より強かった。北太洋大陸、ベンガル湾、アラビア海北部からインド

平洋の高気圧性循環は平年より強く、本州の南海北西部で平年より活発となるなど、アジアモンス

上から東シナ海で明瞭で、特に７月に顕著だったーン域で広く活発となった。一方で、日付変更線（第 2.4.15 図）。太平洋の赤道域では、東風偏差

付近では不活発だった。

となりやすかった（第 2.4.3 図）。

対流圏上層（第 2.4.13 図）では、チベット高気

赤道季節内振動(MJO) に伴う対流活発な位相は

圧は北側で平年より強く、東アジアへの張り出し

６月前半と７月前半にインド洋から太平洋西部にが明瞭だった。対流圏下層（第 2.4.14 図）では、かけて東進した（第 2.4.2 図）。

第2.4.12図 ３か月平均外向
き長波放射量(OLR)平年偏差（2013年６～８月）
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（2013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（2013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（2013年７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。

29

2.4.5

秋 （2013 年９～11 月）った。北太平洋の日付変更線付近のトラフは平年

熱帯の対流活動（第 2.4.16 図）は、ベンガル湾

より深かった。対流圏下層（第 2.4.18 図）では、付近、インドネシアからオーストラリア北部、フ

アラビア海からフィリピンの東海上では低気圧性

ィリピンの東海上、中米で平年より活発、日付変循環偏差となった。太平洋西部の赤道域では９月

更線付近で不活発だった。特に 10 月（第 2.4.19

後半から 10 月にかけては西風偏差、11 月は東風

図）は、フィリピンの東海上で対流活動が非常に偏差となった（第 2.4.3 図）。

活発だった。

赤道季節内振動(MJO)は９月に東進が明瞭だっ対流圏上層（第 2.4.17 図）では、北インド洋かた（第 2.4.2 図）。

らフィリピン付近の高気圧性循環が平年より強か

第2.4.16図 ３か月平均外向
き長波放射量(OLR)平年偏差（2013年９～11月）
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（2013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（2013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 月平均外向き長波放射量(OLR)平年偏差
（2013
年10月）
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。

30

2.4.6台風

第 2.4.2 表2013 年 の 台 風 の 発 生 数 は 31 個（ 平 年 値 25.6
個 ）で 平 年 よ り 多 か っ た（ 第 2.4.2 表 ）。８ 月までの発生数はほぼ平年並だったが、９月と10 月 に そ れ ぞ れ 平 年 を 上 回 る ７ 個（ 日 本 時 間に よ る ） の 台 風 が 発 生 （ 平 年 値 ： ９ 月 が 4.8
個 、 10 月 が 3.6 個 ） し た た め 、 年 間 発 生 数 が1994 年 以 来 19 年 ぶ り に 30 個 を 超 え た 。ま た 、
10 月 の 発 生 数（ 日 本 時 間 に よ る ）は 1984 年 、1992 年 と 並 び 1951 年 以 降 で 最 も 多 か っ た 。
2013 年 の 日 本 へ の 台 風 の 接 近 数 は 平 年 より 多 い 14 個 （ 平 年 値 11.4 個 ） と な っ た 。 ９〜 10 月 に 台 風 の 接 近 数 が 多 く 、10 月 の 接 近 数は 1951 年 以 降 で 最 も 多 い ６ 個 （ 平 年 値 1.5個）だった。これは、日本の南東海上で太平洋高気圧が平年よりも強く、また、本州以南の偏西風が平年よりも弱かったため、台風が東に流されにくく、北上しやすい大気の流れだったこと等による。
日 本 に 上 陸 し た 台 風 は 第 17 号 及 び 第 18 号の ２ 個 （ 平 年 値 2.7 個 ） だ っ た （ 第 2.4.20
図 ）。

2013 年 の 台 風 一 覧

番号

呼名

T1301
T1302
T1303
T1304
T1305
T1306
T1307
T1308
T1309
T1310
T1311
T1312
T1313
T1314
T1315
T1316
T1317
T1318
T1319
T1320
T1321
T1322
T1323
T1324
T1325
T1326
T1327
T1328
T1329
T1330
T1331

SonamuShanshanYagi
Leepi
Bebinca
RumbiaSoulikCi maron
Jebi
Mangkhut
Utor
Trami
P ewa
Unala
Kong-rey
Yutu
TorajiMan-yiUsagi
P abuk
Wutip
Sepat
Fitow
Danas
Nari
Wipha
Francisco
Leki maKrosa
Hai yanPodul

台 風 期 間 1)
最大風速
階級 2)
(UTC)
(knots) 3)
1/3 – 1/7
STS
50
2/21 – 2/22
TS35
6/8 – 6/12
TS45
6/18 – 6/20
TS40
6/20 – 6/24
TS40
6/28 – 7/2
STS50
7/8 – 7/13
TY100
7/17 – 7/18
TS40
7/31 – 8/3
STS50
8/6 – 8/7TS40
8/9 – 8/15
TY
105
8/18 – 8/22
STS
60
8/18 – 8/24
STS
55
8/19 – 8/19
TS
35
8/26 – 8/29
STS55
9/1 – 9/1TS35
9/1 – 9/3
STS
50
9/13 – 9/16
TY
65
9/16 – 9/23
TY
110
9/21 – 9/26
STS60
9/27 – 9/30
TY
65
9/30 – 10/2
TS
40
9/30 – 10/7
TY
75
10/4 – 10/8
TY
90
10/9 – 10/15
TY
75
10/10 – 10/16 TY
90
10/16 – 10/26 TY
105
10/20 – 10/26 TY
115
10/29 – 11/4
TY
75
11/4 – 11/11
TY
125
11/14 – 11/14 TS
351)台 風 発 生 期 間 は 世 界 時 (UTC)に よ る2) 最 大 風 速 に よ る 階 級
TS: tropical storm
STS: severe tropical storm
TY: typhoon3) 10 分 間 平 均 し た 値

31

第 2 . 4. 20 図 2 0 13 年 の台風経路図
経路の両端の●と■は台 風（ 第 １ 号 〜 第 3 1 号 ）の発生位置と消滅位置。
数字は台風番号を示す。

32

2.5

海況

化を見ると（第 2.5.3 図）、海洋表層では冬の後半

太平洋赤道域の海面水温は、2012/2013 年冬にから夏の前半にかけて、西部に暖水、東部に冷水は中部から東部にかけて負偏差だった（第 2.5.1が分布していた。その後、夏から秋にかけて暖水

図(a)）。春には中部の負偏差は弱まり（第 2.5.1

が東進し、それに伴って東部の海面水温の負偏差

図(b)）、夏には東部で負偏差が強まった（第 2.5.1が弱まった。

図(c)）。秋には負偏差は不明瞭となり、西部で正その他の海域で目立った特徴は以下のとおり

偏差、中部から東部にかけては概ね平年並となっである。北太平洋では、夏に北緯 30 度以北の広いた（第 2.5.1 図(d)）。

領域で顕著な正偏差が見られた。また、北太平洋

エルニーニョ監視海域の海面水温（月別値）の中央部で正偏差、北太平洋東部で負偏差となる負基準値（前年までの 30 年平均値）との差は、2012の太平洋十年規模振動(PDO)の偏差パターンが、夏

年 11 月 の +0.2℃ か ら 2013 年 の １ 月 と ２ 月 にから秋にかけてやや不明瞭となったものの、ほぼ-0.5℃まで下降したが、３月、４月には０に近い

一年を通して見られた。PDO は北太平洋中・高緯

値 と な っ た 。 ５ 月 か ら ８ 月 に か け て 再 び -0.8～度の広範囲で低温化と高温化を繰り返すという十-0.6℃程度の低い値となり、その後上昇に転じて、年規模の変動であり、最近は北太平洋中央部で正９月以降は-0.2～0.0℃程度であった（第 2.5.2

偏差となる負の PDO パターンが概ね持続している。

図）。このように夏を中心に基準値より低い値が見南太平洋では、春以降にニュージーランド東方でられたものの、持続期間が短く、ラニーニャ現象

顕著な正偏差が見られた。インド洋では、オースの発生には至らなかった。一方、南方振動指数は

トラリア南西岸付近で一年を通じて顕著な正偏差2012 年 12 月の-0.5 から 2013 年６月に+1.7 までとなり、夏以降は顕著な正偏差がマダガスカル東上昇した後、下降に転じて７月以降は 0.0～+0.9

方まで広がった。北大西洋では、米国東岸付近で程度であった（第 2.5.2 図）。

一年を通じて顕著な正偏差であった（第 2.5.1 図）。

太平洋赤道域の海面水温・表層貯熱量の時間変第 2.5.1 図 季節平均海面水温平年偏差図（2013 年）(a)冬（2012 年 12 月～2013 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℃。灰色の陰影は海氷域を表す。

33

第 2.5.2 図 2003 年～2013 年の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現象（赤）/ラニーニャ現象（青）の発生期間。
NINO.3 海域の月平均海面水温の基準値は前年までの 30 年平均値。

第 2.5.3 図 2012 年１月～2013 年 12 月のインド洋・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℃。

34

2.6

冬季北半球成層圏の大気循環も極うずが平年と比べて弱い状態が続いた（同図2012/2013 年冬季の北半球成層圏では、2013 年(c)）。３月はじめ以降、冬循環（西風）から夏循

１月～２月に大規模突然昇温が発生し、極うずは環（東風）に変わった５月はじめ頃にかけて、極平年と比べて弱かった。大規模突然昇温の発生は、

うずは平年と比べて強い状態で推移した（図略）。

2009/2010 年冬季以来のことであった。本節では、大規模突然昇温の発生期間を含む、成層圏の大気

2.6.2

１～２月の大規模突然昇温

循環場の特徴について述べる。また、2012/2013

北極上空 30hPa の気温は、2012 年 12 月の上旬

年冬は、東アジア北部を中心に顕著な低温となり、と下旬に十数℃程度の昇温がみられた（第 2.6.3

その要因の１つとして、突然昇温を含む成層圏循

図）。１月に入ると、１月２日からの約１週間で環の変動が考えられた（詳細は第 3.1 節を参照）。

30℃以上の急激な上昇がみられ、１月上旬の終わ

このため、ここでは対流圏の循環に対する成層圏

り頃には約-50℃に達した。帯状平均した 30hPaの影響を解析した結果についても報告する。

の東西風をみると（第 2.6.4 図の等値線）、昇温に

成層圏突然昇温は、冬季の極域成層圏の気温が対応して、１月上旬の中頃に極夜ジェットが急激

数日間に数十℃以上も上昇する現象で、1952 年にに弱まった。１月８日には高緯度域で東風が卓越

ベルリン大学のシェルハーク（R. Scherhag）によし、大規模突然昇温が発生した。東風は２月はじって発見された。この現象は、対流圏に起源をもめまで続いた。

つプラネタリー波が成層圏に伝播し、そこで平均５日平均の 30hPa 高度をみると、極うずの中心流を減速させることにより引き起こされることがは、12 月中旬後半には北極海にあり（第 2.6.5 図

わかっている（塩谷 2002）。世界気象機関（WMO）(a)）、その後アリューシャン高気圧の発達とともの定義（WMO 1978）によると、突然昇温の発生は、にユーラシア大陸側へ移動し（同図(b)）、波数１

成層圏の極付近で１週間に 25℃以上の昇温がみの高度偏差パターンが卓越した。これは、12 月下られた場合とされている。この条件に加えて、帯

旬前半にピークを持つ東西波数１成分の波束の上状平均気温が極域に向かうほど高くなり、帯状平

方伝播と対応する（第 2.6.6 図の赤線）。

均東西風が 60 oN 以北で、10hPa 面付近かそれより１月上旬には、極うずが分裂し、波数１から波下の気圧面で東風となった場合には、大規模突然

数２の高度偏差パターンへ変化した（第 2.6.5 図

昇温に分類される（この条件にあてはまらないも(c)）。これは、１月上旬の前半から後半にかけて、のは小規模突然昇温と呼ばれる）。

東西波 数１ の波 束の上 方 伝播が 弱ま る一 方（第2.6.6 図の赤線）、東西波数２の波束伝播が明瞭と

2.6.1

北半球成層圏の循環場の推移

なった（同図の青線）ことと対応する。波数２の2012/2013 年冬平均（12～２月）の 30hPa 高度

高度偏差パターン（第 2.6.5 図(d)）及び東西波数をみると、極うずは平年と比べて弱く、極付近は２の波束の明瞭な上方伝播（第 2.6.6 図の青線）

明瞭な正偏差、中緯度帯で負偏差となる環状の偏は、１月下旬前半にかけて持続した。

差パターンとなった。極うずの中心は西シベリア

１月下旬後半には、アリューシャン高気圧がア付近に位置した（第 2.6.1 図）。

ラスカ付近で強まった一方、極うずは概ね一つに冬の期間における 30hPa 高度の月ごとの推移をまとまり、大西洋側に位置した（第 2.6.5 図(e)）。

みると、12 月はアリューシャン高気圧が明瞭で、２月に入ると、アリューシャン高気圧は弱まり、

極うずはヨーロッパ方面に偏った（第 2.6.2 図

極うずは平年より弱いながら高緯度域に中心を持(a)）。１月は、大規模突然昇温の発生と対応して、つ状態で推移した（同図(f)）。２月中旬には北極

極うずはユーラシア大陸側と北米大陸側に分裂し、上空の気温はほぼ平年値まで低下した（第 2.6.3

極付近では正偏差が明瞭だった（同図(b)）。２月

図）。

35

2013 年１月の対流圏からの波束の上方伝播は、例年と比べて東西波数２の成分が卓越し、東西波数２の 100hPa における Eliassen-Palm（EP）フラックス 1（Palmer 1982）の鉛直成分は、１月としては大規模昇温が発生した 2009 年及び 1996 年に次ぐ大きな値となった（第 2.6.7 図）。
大規模突然昇温の発生時期における対流圏から成層圏への波束伝播の様子を詳細にみるため、EP
フラックスの分布の推移を第 2.6.8 図に示す。１
月上旬の前半から後半にかけて、上部成層圏における東西波数１の波束伝播の方向は、赤道向きか
ら極向きに変化した。これと対応して、EP フラッ
クスの収束域となった上部成層圏の極域では、西風から東風へ変化した（同図(a)と(c)）。一方、１
第 2.6.1 図 2012/2013 年冬平均 30hPa 高度（等値線）
及び平年偏差（陰影）（単位：m）
等値線間隔は 120m。

月上旬後半から中旬にかけて、対流圏中緯度からの東西波数２の波束の上方伝播が明瞭となり、対流圏界面付近において極側へ向きを変え、極域で収束した（同図(d)と(f)）。これらのことから、大規模突然昇温の発生及び維持に東西波数１、２双方の波束伝播が寄与していたと考えられる。

第 2.6.2 図 月平均 30hPa 高度（等値線）及び平年偏差（陰影）（単位：m）(a)2012 年 12 月、(b)2013 年１月、(c)2013 年２月。等値線間隔は 120m。

1

EP フラックスは、TEM 方程式系での波と平均流の相互作用を表し、その収束（発散）は西風の減速（加速）と対応する。

36

第 2.6.4 図 帯状平均した 30hPa 東西風（等値線）及び気温（陰影、単位:℃）の緯度－時間断面図
等値線間隔は 5m/s で、西（東）風域は実（点）線。
第 2.6.3 図 30hPa 高度における北極の気温の時系列（単位：℃）
黒線は実況値、灰色線は平年値。

第 2.6.5 図 ５日平均 30hPa 高度（等値線）及び平年偏差（陰影）(a)2012 年 12 月 16 日～20 日、(b)12 月 26 日～30 日、(c)2013 年１月６日～10 日、(d)１月 16 日～20 日、(e)１月 26 日～30 日、(f)２月 14 日～18 日平均。等値線間隔は 120m。

37

2.6.3

対流圏の循環に対する成層圏の影響

成層圏が対流圏の循環に影響を及ぼす可能性に

次に、成層圏の大気変動の対流圏循環への影響

ついては、これまでの先行研究で指摘されている。

について着目する。大規模突然昇温発生後、成層

例えば、Nishii and Nakamura（2005）や Kodera et

圏の東風域は下層側へ広がり、１月下旬前半にはal.（2008）は、成層圏からの波束の下方への伝播

対流圏上層まで降下した（第 2.6.8 図(e)-(h)）。

が、対流圏における循環偏差の原因の一つである

この時期、対流圏では北極海やグリーンランド付ことを示唆している。しかし、そのメカニズムに

近にブロッキング高気圧が形成され（第 2.6.9 図）、

ついて はま だよ く分か っ ておら ず、 さら なる調

中緯度帯では寒気が南下したカナダ東部やヨーロ査・研究が必要である。

ッパなどで低温となった。EP フラックスの分布を参考文献

みると、中緯度で上方伝播した東西波数２の波束塩谷雅人, 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.
Kodera, K., H. Mukougawa, and S. Itoh, 2008:
Tropospheric impact of reflected planetary waves
from the stratosphere. Geophys. Res. Lett. , 35,
L16806, doi:10.1029/2008GL034575.
Nishii, K. and H. Nakamura, 2005: Upward anddownward injection of Rossby wave activity acrossthetropopause:A
newaspectofthetroposphere-stratosphere
dynamical
linkage.
Quart. J. Roy. Meteor. Soc. , 131, 545-564.
Palmer, T. N., 1982: Properties of the Eliassen-Palmflux for planetary scale motions. J. Atmos. Sci. ,39, 992-997.
WMO, 1978: Abridged final report of Commission for
Atmospheric Sciences. WMO Rep., 509, 113pp.

は、東風域の下層側で極向きに伝播し、高緯度で下方へ 向か った 後、対 流 圏で収 束し てお り（第2.6.8 図(h)）、対流圏の循環偏差に影響した可能性がある。
１月平均の東西波数２の波の屈折率 2 を算出す
ると、下部成層圏では東風だったことに対応して負の屈折率、その下層側には屈折率の極大域がみられ（第 2.6.10 図）、大規模突然昇温に伴う東風域が下層へ拡大したことにより、上方伝播した波束が対流圏界面付近で極側・下層側に屈折しやす
い状況になっていたと考えられる。
2.6.4

まとめ

2013 年１月は、2010 年２月以来およそ３年ぶりに大規模突然昇温が発生した。突然昇温を引き起こしたとみられる対流圏から成層圏に伝播したプ
ラネタリー波は、はじめに東西波数１成分、続いて波数２成分が卓越した。波数２の波束が持続的に成層圏に伝播・収束することによって、成層圏では極うずが分裂し、極域では東風が持続した。
また、東風域は次第に下層に広がり、東風域の下層側では対流圏中緯度から極向きに上方伝播した波束が下方伝播に転じ、対流圏高緯度で収束した。
これらのことから、対流圏と成層圏の相互作用を通じて、成層圏循環の変化が対流圏循環に影響した可能性が考えられる。

2

帯状平均場における定常波の伝播の特性を表わす。
ロスビー波は屈折率の２乗が正で大きな領域に向かい、負の領域を避けるように伝播する傾向がある。定常で位相速度が０であると仮定していることに注意する。

38

第 2.6.6 図 50 oN ～ 70 oN で 平 均 し た
100hPa の Eliassen-Palm（EP）フラックス（Palmer 1982）の鉛直成分（単位:m 2/s2）（2012 年 11 月～2013 年１月）
灰色の陰影、赤線、青線、緑線はそれぞ
れ全波数、東西波数１、２、３のプラネ
タリー波に伴うフラックス。

(a)

(b)

第 2.6.7 図 １月の 30 oN～90oN で平均した 100hPa における EP フラックスの鉛直成分（単位:m 2/s 2 ）の経年変化(a)東西波数１（青色のバー）、２（赤色のバー）成分の経年変化。(b)東西波数２成分の東西波数１、２両成分に対する割合の経年変化。EP フラックスの鉛直成分は、１月における日ごとの値の積算値。

39

第 2.6.8 図 帯状平均の東西風（実線）、EP フラックス（矢印; 南北成分の単位:10 6m3/s 2; 鉛直成分の単位:m 2/s 2）と EP フラックスの発散／収束に伴う東西風の加速／減速域（点線・陰影）の緯度－高度断面図
実線の間隔は 10m/s で西（東）風は寒（暖）色。EP フラックスは気圧の平方根で割った値。ベクトルのスケールは
図の右下を参照。点線の間隔は 5m/s/day で、東西風の加速（減速）域を緑（黄）色で塗色。左（右）図は東西波数
１（２）成分。(a)と(b)2013 年１月１～３日平均、(c)と(d)１月７～９日平均、(e)と(f)１月 15～17 日平均。

40

第 2.6.8 図の続き(g)と(h)2013 年１月 21～23 日平均、(i)と(j)２月５～７日平均。

41

第 2.6.9 図 2013 年１月 21 日～25 日平均 500hPa 高度（等値線）及び平年偏差（陰影）等値線間隔は太線 300m、細線 60m。

第 2.6.10 図 2013 年１月平均の東西波数２成分の EP フ
ラックス（矢印; 南北成分の単位:10 6m 3/s 2; 鉛直成分の単位:m 2/s 2）及び屈折率（陰影）の緯度－高度断面図
EP フラックスは気圧の平方根で割った値。ベクトルのス
ケールは図の右下を参照。屈折率は地球半径を乗じた値
で、紫色の陰影はその２乗量が負の領域。

42

2.7

夏季アジアモンスーンの特徴みられた（図省略）。

夏季のアジアモンスーンに伴う対流活動及び大インド北部のウッタラカンド州デラドゥーンで気循環の変動は、日本を含むアジア地域の天候には６月 10 日から６月 17 日までの８日間で 640mm

大きな影響を及ぼすことから、その監視は大変重以上の降水（インド気象局の６月の月降水量平年要である。本節では、2013 年夏季のアジアモンス

値 201.8mm（1910～2000 年平均）の約３倍）となーンの特徴を、気温や降水量の分布と気象災害、り、ウッタラカンド州を中心に 600 人以上が死亡、それらを特徴付けた台風や対流活動、大気循環の5700 人以上が死亡と推定された。ネパールでも同視点から記述する。

時期に大雨となり、50 人以上が死亡した。８月には大雨により、パキスタンで 200 人以上、アフガ

2.7.1

気温と降水量ニスタンで 60 人以上が死亡したと伝えられた。９

CLIMAT 報に基づく６～９月の４か月平均気温

月にはインドシナ半島の広い範囲で平年より雨がは、日本～韓国、中国中部・西部及びその周辺で多くなり、月降水量はラオス南部のパクセで1.0℃以上高く、モンゴル東部、カザフスタン北東

936mm（平年（326.0mm）の約 2.9 倍）、タイ中部の部、インド中部で 1.0℃以上低かった（第 2.7.1

ナコンラチャシーマで 356mm（平年（228.4mm）の図）。

約 1.6 倍）となった。タイでは 300 万人が洪水な

同時期の４か月降水量は、中国北東部～モンゴ

どの影響を受け、９月末までに 20 人以上が死亡しル東部、中国北部、中国西部～インド中部、カザ

たほか、カンボジアでは 20 人以上、ベトナムでは

フスタン東部・中部、パキスタン北部・南部、イ

40 人以上が死亡した。

ンドネシア南部で平年の 160%以上となり、韓国南東部及びその周辺、中国東部及び北西部の一部地

2.7.2

台風

域で平年の 60%以下だった（第 2.7.2 図）。こうし

６～９月の４か月間で台風は 21 個発生し（世界た状況は外向き長波放射量（OLR）平年偏差の分布時による）（第 2.4.2 表）、発生数は平年の 16.0

（第 2.7.3 図）から推定される積雲対流活動の状個よりも多かった。そのうち、５個は東シナ海を

況（詳細は第 2.7.3 項を参照）とおおよそ一致し通過し、中国や日本に接近又は上陸、８個が南シている。

ナ海を通過して中国南部やベトナムへ向かった。

月降水量による異常多雨は、６月にインド東部

日本に上陸した台風は２個だった。

～パキスタン、７月に日本の東北地方～中国中部、

中国とベトナムでは、台風第11号によりそれぞ８月に中国北東部～カザフスタン東部で見られた。

れ60人以上、10人以上が死亡し、台風第19号によ一方、異常少雨は７月に九州地方及びその周辺でり中国で30人以上が死亡したと伝えられた。

第 2.7.1 図 ４か月平均気温平年差（℃）（2013 年６～９月） 第 2.7.2 図 ４か月降水量平年比(％)（2013 年６～９月）
データについては、第 1.3.2 項を参照。
データについては、第 1.3.2 項を参照。

43

2.7.3

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、インド北西部、ベンガル湾、南シナ海、
インドネシア付近などアジアモンスーン域の広い範囲で平年より活発だった。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、期間を通して平年より活発で、第 2.7.3 図 ４か月平均外向き長波放射量（OLR）・平年偏差（2013 年６～９月）
等値線は実況値を表し、間隔は 10W/m2。陰影は平年偏差を表し、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。

特に６月、７月、９月は大きな値となった。
対流圏上層では、チベット高気圧は全般に平年より強く、中国北部や本州付近への張り出しが明瞭だった（第 2.7.4 図（a））。対流圏下層では、ア
ラビア海から南シナ海にかけてモンスーントラフが明瞭で、アラビア海からベンガル湾にかけては(a)

モンスーン偏西風が平年より強かった（第 2.7.4
図（b））。太平洋高気圧は中国南部や本州への張り出しが顕著で、これらの地域に高温をもたらした（詳細は第 3.2 節参照）。北インド洋及びアジア南部における東西風の鉛直シアーは、５月半ばから
平年より強い状態で推移した（第 2.7.5 図）。

第 2.7.1 表 夏季アジアモンスーン OLR 指数（2013 年
５～10 月）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）であることを示す。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 項参照。

(b)

夏のアジアモンスーンOLR指数
Summer Asian Monsoon OLR Index (SAMOI)SAMOI (A):
活動度

SAMOI (N):SAMOI (W):

北偏度

西偏度

2013年5月

0.8

-1.2

1.4

2013年6月

1.3

-0.1

-0.3

2013年7月

1.8

-0.7

0.5

2013年8月

0.9

0.1

-0.9

2013年9月

1.6

0.1

-0.1

2013年10月

0.3

1.4

0.2

第 2.7.4 図 ４か月平均流線関数・平年偏差（2013 年
６～９月）（a）200hPa、（b）850hPa。等値線は流線関数（単位：m2/s）を表し、間隔は（a）10×10 6m 2/s、（b）4×10 6m 2/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。

44

このようにアジアモンスーンは平年より強い状

スーン偏西風が平年より強く、対流活動が活発と態で推移し、第 2.7.1 項で述べたとおりアジア各なった（第 2.7.6 図（d））。これに加えて、南シナ地に大雨をもたらした。６月はアラビア海からイ海北部で発生した熱帯低気圧が９月中旬に、台風

ンドにかけてソマリジェットが平年より強く、イ

第 21 号が９月末にインドシナ半島に上陸した。こンド西岸やインド北西部では水蒸気が流入しやす

れらにより、インドシナ半島の広い範囲で降水量かったため、対流活動が活発となった（第 2.7.6

が平年より多い状態が続き、タイで洪水となるな

図（a））。これにより、これらの地域では多雨となど被害が発生した。

り、特に中旬に大雨となったインド北西部では大きな被害が発生した。なお、インド全土でモンス

参考文献

ーン入りしたのは６月 16 日で、例年より１か月程

Webster, P. J. and S. Yang, 1992: Monsoon and ENSO:
Selectively interactive systems. Quart. J. Roy.
Meteor. Soc. , 118, 877-926.

度早かった（インド気象局）。
また、９月はインドシナ半島で南西からのモン

第 2.7.5 図 東西風鉛直シアー指数の推移（2013 年４～10 月）
この指数は、北インド洋及びアジア南部（赤道～20 ˚N、
40 ˚ E～110 ˚ E：右図のピンク線で囲まれた領域）で平均
し た 850hPa 東 西 風 か ら 200hPa 東 西 風 を 引 い た 値（Webster and Yang 1992）。左図の細いピンク線は日平
均値、太いピンク線は７日移動平均値を表す。黒線は平年値を示し、灰色領域は±１標準偏差の範囲を表す。
（a）6月

（b）7月

（c）8月

（d）9月

kg/kg*m/s
W/m 2

45

第 2.7.6 図 月平均OLR 平 年 偏 差 及 び
925hPa 水蒸気フラッ
クス平年偏差（a）2013 年６月、
（ b）
７月、（c）８月、（d）
９月。陰影は OLR 平
年偏差、矢印は水蒸気フラックス平年偏差を表す。

2.8 北極域の海氷
北極域における海氷域面積は、1979 年以降、長期的に減少する傾向にあり、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、2013 年の北第 2.8.1 図 北極域の海氷域面積の年最小値の経年変化（1979～2013 年）
青色の折れ線は北極域の海氷域面積の年最小値の経年変化を示す。点線は変化傾向。

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 北極域の海氷域面積の経過2013 年の北極域の海氷域面積1（第 2.8.2 図）は、３月 14 日に年最大値（1528 万 km2）となり、年最大
値としては平年よりも小さい値だった。その後、海氷域面積はほぼ平年並のペースで減少した。６月下旬から７月中旬にかけて海氷域面積の減少速度が一時的に大きくなったが、その後次第に減少速度が小さくなり、９月 13 日に年最小の 513 万 km2 となった
（第 2.8.3 図、図は９月 15 日）。これは 1979 年以降

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）で６番目に小さかった（第 2.8.1 図）。

2.8.2 融解期の北極域の大気循環
2013 年夏季は、北極海のグリーンランド側が低圧部、シベリア側が高圧部となりやすい気圧配置で、寒気が北極海上空にとどまりやすい状況だった（第2.8.4 図）。そのため、海氷域面積が過去最小となった 2012 年夏季と比べ、海氷の融解が抑えられたと考えられる。また、上述の気圧配置により、海氷の大西洋への流出を抑える風が卓越した影響も考えられ
る。

参考文献

第 2.8.3 図 2013 年９月 15 日の海氷密接度（左）と９
月 15 日の平年（1981～2010 年平均）の海氷域2（右）右図の白い領域が平年の海氷域を示す。

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.

2

統計期間（1981 年から 2010 年）で平均した海氷域面積と出現率分布を求め、出現率の高い領域から順に面積を足し合わせていき、その累積面積が平均の海氷域面積と等しくなったとき、算出された領域を平年の海氷域としている。

1

海氷域面積は、海氷の密接度が 15%以上の領域の面積で定義している。

46

第 2.8.4 図 北極域における月平均海面気圧（上）及び 925hPa 気温（下）（2013 年５～８月の各月平均）
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２℃。陰影域はそれぞれの平年偏差を表す。左から順に 2013 年５月から８月までの各月平均を示す。

47

2.9 北半球の積雪域

2.9.1 2013 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（2012 年 12 月～2013 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）が高ヨーロッパや東アジア北部で平年より多く、中国西い。このため、積雪域の変動は地表面のエネルギー

部で平年より少なかった（第 2.9.1 図(a)）。３月と収支や地球の放射平衡に影響を与え、その結果、気４月はヨーロッパや東アジア北部、北米で平年より候に影響を及ぼす。また、融雪に伴い周辺の熱が奪多く（図略）、５月は中国西部や北米で平年より多か

われたり土壌水分量が変化するなど、間接的なプロった（同図(b)）。11 月は中国西部や北米で平年よりセスを通じても気候に影響を及ぼす。一方、大気の多く、ロシア西部からシベリア西部で平年より少な

流れや海況の変動は、積雪分布に影響を及ぼすなど、かった（同図(c)）。

気候と積雪域は相互に密接な関連がある。

(a) 2013 年２月(b) 2013 年５月(c) 2013 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) 2013 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。

48

22
16

20
15

49
2013

2012

2011

2010

2009

2008

2007

2006

2005

24

2004

19

2003

23

2002

26
2013

2012

2011

2010

2009

2008

2007

2006

2005

2004

2003

2002

2001

2000

1999

1998

1997

2013

2012

2011

2010

2009

2008

2007

2006

2005

2004

2003

2002

2001

2000

1999

1998

1997

1996

1995

1994

1993

1992

1991

1990

1989

1988

2013

2012

2011

2010

2009

2008

2007

2006

2005

2004

2003

2002

2001

2000

1999

1998

1997

1996

1995

1994

1993

1992

1991

(106km2)
31

2001

20

2000

28

1999

30

1998

(c) 11月 (北半球)
6
1996

11

1997

8

1996

13

1995

9

1995

14

1994

(b) 5月 (北半球)

1994

25

1993

39

1993

26

1992

40

1992

27

1991

41

1991

28

1990

42

1989

29

1988

43

1990

(a) 2月 (北半球)

1990

30

1989

とユーラシア大陸の月別の積雪域面積の経年変動

1989

2013

2012

2011

2010

2009

2008

2007

2006

44

1988

過去 26 年間（1988～2013 年）における、北半球

1988

2013

2012

2011

2010

2009

2008

2007

32

2006

(106km2)
34
2005

16

2005

(106km2)
17

2004

2003

2002

2001

2000

1999

1998

1997

1996

1995

1994

1993

1992

1991

1990

1989

1988

(106km2)
45

2004

2003

2002

2001

2000

1999

1998

1997

1996

1995

1994

1993

1992

1991

1990

1989

10

1988

2.9.2 長期変動
ユーラシア大陸では、５月や 11～12 月に減少傾向がある一方、１～４月や 10 月には統計的に有意な傾向は見られない。

（２月、５月及び 11 月のみ）を第 2.9.2 図に示す。
北半球では、５月や 10～12 月に減少傾向がある一方、１～４月には統計的に有意な傾向は見られない。

(d) 2月 (ユーラシア大陸)(106km2)
1110(e) 5月 (ユーラシア大陸)

15

12

7

(106km2)
24(f)11月(ユーラシア大陸)

22

21

18

17

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(106km2)の経年変動（1988～2013 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。

3

特定事例の解析

3.1

南部にかけて、12 月中旬～下旬前半には東シベリア

2012/2013 年冬の北～西日本及び東アジア北南部から東ヨーロッパの広範囲で分布した。12 月下部の低温

旬後半以降、ヨーロッパでは気温が平年より高くな

2012/2013 年冬（2012 年 12 月～2013 年２月）は、ったが、東アジアから中央アジア・インド北部では

北日本～西日本は低温、北日本日本海側では多雪と平年より低い状態が続いた。

なった。また、東アジア北部では顕著な低温となっニューデリー（インド）では、12 月下旬から１月た。2013 年（平成 25 年）３月に開催された気象庁

上旬にかけて気温が平年より低い状態が続き、日平の異常気象分析検討会1（定例会）において、この冬

均気温は 7℃（平年差約－7℃）を下回る日があったの天候をもたらした大気循環の特徴及びその要因に（第 3.1.3 図(b)）
。アスタナ（カザフスタン）では、ついて分析を行った。本節では、この分析結果を中

12 月中旬に気温が大きく低下し、－38℃（平年差約

心に冬の大気循環の特徴について報告する。

－27℃）を下回った（同図(c)）
。モスクワ（ロシア）では、12 月下旬に－21℃（平年差約－16℃）を下回

3.1.1

天候の特徴

る低温となった（同図(d)）
。

北日本～西日本では、１月下旬～２月上旬を除い

この寒波は、東アジアからヨーロッパの広い範囲て、気温が平年を下回る日が多く（第 3.1.1 図(a)）、に影響を及ぼした。ロシアでは 170 人、ポーランド

北・東日本では２年連続、西日本では３年連続の寒では 100 人以上が 12 月の寒波の影響で死亡し、ヨー冬となった（同図(b)）
。一方、沖縄・奄美は暖冬とロッパ・ロシア全体で 390 人以上が死亡した。また、なった。北日本では日本海側を中心に降雪量が多く

インドでは、12 月下旬～１月中旬に 240 人以上が寒なり、青森県の酸ヶ湯では積雪の深さが 566cm とな波の影響で死亡、バングラデシュでは、12 月～２月

るなど、北日本日本海側を中心にアメダス 12 地点でに 200 万世帯以上が影響を受け、低体温のため 70

年最深積雪の大きい方からの１位の値を更新した。

人以上が死亡した。インド・バングラデシュを含め、

北日本太平洋側や西日本太平洋側では、低気圧の影

中央アジア・南アジアで合わせて 380 人以上が死亡

響を受けやすく、降水量は平年と比べて多かった（同した（災害データベース(EM-DAT)、IFRC）
。

図(c)）
。
世界では、東アジア、中央アジア及びロシア西部
からヨーロッパにかけて気温が平年より低く、特に、
東アジア北部から中央シベリア南部で平年よりかな
り低くなった（第 3.1.2 図）。中国のチチハル（斉斉哈爾）の気温は、11 月末から２月末まで平年より低い状態が続いた（第 3.1.3 図(a)）
。
12 月～１月上旬は、ユーラシア大陸の広い範囲で寒波に見舞われた。週平均気温平年差の推移をみると（第 3.1.4 図）、平年より 6℃以上低い領域が 11
月末～12 月上旬には東アジア北部から西シベリア
1

異常気象分析検討会は、気象庁が平成 19 年６月に設置
し、大学・研究機関等の気候に関する専門家から構成される。社会経済に大きな影響を与える異常気象が発生した場合に、同検討会は最新の科学的知見に基づいてその発生要因を分析し、気象庁はその見解を迅速に発表している。

50

第 3.1.1 図 (a)2012/2013 年冬の地域平均気温平年差の５日移動平均時系列（2012 年 12 月１日～2013 年２月 28 日）と冬（2012 年 12 月～2013 年２月）平均(b)気温平年差、(c)降水量平年比の分布

第 3.1.2 図 2012/2013 年冬（2012 年 12 月～2013 年２月）平均気温の規格化平年差の分布
３か月平均気温の平年差を標準偏差で割り、規格化した。平年値及び標準偏差は、1981～2010 年のデータに基づく。

51

0

-5

25
（b） ニューデリー（インド）（a） チチハル (中国)
20

気温（℃）

気温（℃）

-10
-15
-20

15
10

-25
5

-30
-35
11/28

12/28
平均気温

平均気温平年値

0
11/28

2/28

10

(c) アスタナ (カザフスタン)

0

5

-10

0

-20
-30

1/28
平均気温平年値

2/28
積算降水量

(d) モスクワ (ロシア)

-5
-10
-15

-40
-50
11/28

12/28
平均気温

積算降水量

気温（℃）

気温（℃）

10

1/28

-20
12/28

1/28

平均気温

2/28

-25
11/28

12/28
Daily Mean Temperature

平均気温平年値

11月28日～12月4日
d

1/28

2/28
Normal

12月19日～12月25日
cda

12月5日～12月11日

a

12月26日～1月1日
c

d

a

c

a

b

b

12月12日～12月18日
d

c

b

b

d

第 3.1.3 図 日平均気温及
び平年値の推移（2012 年
11 月 28 日～2013 年２月 28日）
赤実線が日平均気温、黒破
線が平年値（1981～2010 年の平均値）。

1月2日～1月8日
c

d

a

c

a

b

b

第 3.1.4 図 週別の平均気温平年差の分布（2012 年 11 月 28 日～2013 年１月８日）
図中の a～d は、それぞれ、a:チチハル（中国）、b:ニューデリー（インド）、c:アスタナ（カザフスタン）、d:モスクワ（ロシア）を示す。

52

3.1.2低温をもたらした大気循環場の特徴

域は正偏差となる一方、中緯度域で広く負偏差とな

冬平均の海面水温は、中・東部太平洋赤道域で低り 、 典 型 的 で は な い も の の 、 北 極 振 動 （ Arctic

温偏差、インド洋～西部太平洋熱帯域で高温偏差とOscillation: AO）の負位相の偏差パターンとなったなり、太平洋ではラニーニャ現象時に現れやすい偏（第 3.1.6 図(a)）。東アジア北部では、寒帯前線ジ差パターンとなった（第 3.1.5 図(a)）
。インド洋東ェット気流が南へ蛇行したことに対応して（同図(e)）

部では、対流活動が平年と比べて活発となり（同図500hPa 高度の負偏差域が広がり、特に 12 月と２月(b)）
、対流圏上層では発散偏差が明瞭だった（同図に明瞭だった（第 3.1.7 図(a)と(c)）。シベリア高気(c)）
。200hPa 流線関数をみると、中東付近～日本の圧は平年と比べて南東へ張り出し、アリューシャン

東海上では波列状の偏差パターンとなり、亜熱帯ジ

低気圧は日本の北東海上で強く、北日本を中心に西ェット気流が中国南部付近では北へ（高気圧性循環

高 東 低 の 冬 型 の気 圧 配 置に な り や す か った （ 第偏差）、本州の東海上では南へ（低気圧性循環偏差）

3.1.6 図(c)）。850hPa 気温は、ヨーロッパ、モンゴ

蛇行した（同図(d)）。これに対応して、本州付近に

ル・中国北部、本州付近で低温偏差となった（同図は上空に寒気が流入しやすかった。

(d)）
。

北半球 500hPa 高度をみると、極うずは分裂し、極第 3.1.5 図 2012/2013 年冬平均の海況、対流活動、大気循環(a)海面水温平年偏差、(b)外向き長波放射量（OLR）（等値線間隔：20W/m2）と平年偏差（陰影）、(c)200hPa 速度ポテン
シャル平年偏差（等値線間隔：0.5×106m2/s、赤線（緑線）：正（負）の値）、発散風平年偏差（矢印、単位：m/s）と OLR
平年偏差（陰影）、(d)200hPa 流線関数平年偏差（等値線間隔：3×106m2/s、実線（点線）：正（負）の値）、波の活動度フ
ラックス（矢印、単位：m2/s2、Takaya and Nakamura 2001）と OLR 平年偏差（陰影）。

53

第 3.1.6 図 2012/2013 年冬平均の大気循環(a)500hPa 高度、(b)30hPa 高度、(c)海面気圧、(d)850hPa 気温、(e)300hPa 風速。等値線間隔は(a)60m、(b)120m、(c)4hPa、(d)4℃、(e)10m/s。陰影は平年偏差。(e)の矢印は風ベクトル。

第 3.1.7 図 2012 年 12 月～2013 年２月の各月平均 500hPa 高度
等値線間隔は 60m。陰影は平年偏差。

54

第 3.1.8 図 (a)500hPa 高度の平年偏差の経度-時間断面図と(b)シベリア域上空のリッジとシベリア高気圧の推移(a)65oN～75oN 平均した５日移動平均値。H は北太平洋でのブロッキング高気圧の発生位置、矢印は高度の正偏差域の西進を表わす。(b)赤線は西・中央シベリア付近（60oN～80oN、60oE～120oE）で領域平均した 500hPa 高度平年偏差、青線は中央アジア～東アジア北部（40oN～60oN、60oE～120oE）で領域平均した海面気圧平年偏差。いずれも５日移動平均値。

第 3.1.9 図 (a)海面気圧、925hPa 気温平年偏差と(b)925hPa 気温平年値と風平年偏差（2012 年 12 月 11 日～20 日平均）(a)等値線は海面気圧平年偏差（単位：hPa）、陰影は 925hPa 気温平年偏差、(b)陰影は 925hPa 気温平年値、矢印は 925hPa
風平年偏差のベクトル（単位：m/s）。

第 3.1.10 図 PV インバージョン解析の結果と海面気圧(a)2012 年 12 月 11 日～20 日平均の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。等値線間隔は 50m。(b)同期間平
均海面気圧（等値線、4hPa 間隔）及び平年偏差（陰影）。

55

12 月上旬、下旬及び１月下旬には、東シベリア～

析（Hoskins et al. 1985）を行った。その結果、上ベーリング海峡付近でブロッキング高気圧が発達し、空の負の PV 偏差が西シベリア付近の対流圏下層にシベリアを西進した（第 3.1.8 図(a)）
。この西進し高気圧を誘起することが確認され（第 3.1.10 図(a)）、たブロッキング高気圧に対応して、西・中央シベリ

その分布は同期間平均の海面気圧偏差とよく対応しア付近でのリッジの発達及びシベリア高気圧の勢力ていた（同図(b)）
。PV インバージョン解析は、西・の強化がみられた（同図(b)）。このような循環場の中央シベリア付近でブロッキング高気圧が発達した

推移は、Takaya and Nakamura (2005a; 2005b)によ

12 月下旬～１月上旬、２月上旬に関しても行ったが、って示された、シベリア高気圧の増幅過程の「太平いずれも同様の結果が得られた（図省略）。

洋型」のタイプと類似している。

本項の最後に、本州付近の気温に対する対流圏上

特に、12 月中旬頃にシベリア高気圧の勢力が非常層・下層の寒気の影響をみるため、第 3.1.11 図にに強まり、第 3.1.1 項で述べた 12 月のユーラシア大

500hPa 及び 925hPa 気温の推移を示す。北日本では、陸の寒波に大きく寄与した（第 3.1.9 図(a)）。対流

下層が低温偏差のときは概ね上層も低温偏差となっ圏下層ではロシア西部を中心に顕著な高気圧が分布ており、寒帯前線ジェット気流が日本付近で南に蛇し、その南東側では北東風偏差に伴う寒気移流が明行したことと対応して、上空に強い寒気がしばしば瞭となり、ユーラシア大陸の広い範囲に顕著な低温

流入したことが低温に大きく影響したと考えられるをもたらした（同図(b)）
。また、この寒気移流は、（同図（a））。一方、東・西日本では亜熱帯ジェット

上層のリッジとの相互作用を通じて、強勢なシベリ気流が南へ蛇行した 12 月前半などに、上層に寒気をア高気圧を維持する効果も担っていた可能性がある

伴う低温偏差となったが、12 月下旬から１月上旬の（Takaya and Nakamura 2005a）。

低温偏差は大気下層中心の寒気であった（同図(b)）
。

西・中央シベリアのブロッキング高気圧が大気下

この冬、北西寄りの季節風は平年並みだった一方（第層に与える影響を評価するため、12 月中旬平均の3.1.12 図(a)）
、東アジア北部では 12 月下旬から１

300hPa 面 に お け る 準 地 衡 流 渦 位 （ Potential

月上旬を中心に顕著な低温となったため、日本ではVorticity: PV）偏差を与えた PV インバージョン解下層の寒気移流が平年より強かった（同図(b)）
。

第 3.1.11 図 ５日移動平均 500hPa 及び 925hPa 気温平年偏差の推移（2012 年 12 月１日～2013 年２月 28 日）(a)北日本付近（40oN～45oN、137.5oE～145oE）、(b)東・西日本付近（32.5oN～37.5oN、130oE～142.5oE）。青線は 500hPa、
赤線は 925hPa。

56

第 3.1.12 図 2012/2013 年冬平均の 925hPa 気温（陰影）と風ベクトル（矢印）(a)気温平年値と風平年偏差のベクトル、(b)気温平年偏差と風ベクトル平年値。

第 3.1.13 図 インド洋東部付近（緑線で囲んだ領域：5oS～15oN、80oE～110oE）で領域平均した冬平均外向き長波放射（OLR）
に対する、冬平均の(a)500hPa 高度、(b)850hPa 気温の回帰係数
統計期間は 1979/1980～2011/2012 年。等値線間隔は(a)3m、(b)0.2℃で、青線は正の値、赤線は負の値。灰色の領域は t検定により信頼度水準 95%で統計的に有意であることを示す。

3.1.3

低温をもたらした主な要因

部付近における非断熱加熱偏差（第 3.1.14 図(a)）（１）インド洋東部付近の活発な対流活動

に対する定常応答を調べた。その結果、対流圏上層

冬季にインド洋東部付近で対流活動が活発な場合

では、アジア南部で高気圧性循環偏差、本州付近～には、500hPa 高度は本州付近～日本の東海上で負偏

日本の東海上で低気圧性循環偏差となる応答を示し差となり（第 3.1.13 図(a)）
、本州付近の対流圏下層（同図(c)）、2012/2013 年冬平均の循環場の偏差パでは低温となる傾向がある（同図(b)）。これらは、

ターンと似ている（第 3.1.5 図(d)、第 3.1.6 図(a)）
。

本州付近で偏西風が南に蛇行することに対応して高以上のことから、インド洋東部付近の活発な対流活緯度側の寒気が流入しやすくなることを示唆してい動が、本州付近～日本の東海上での亜熱帯ジェットる。

気流の南への蛇行をもたらし、本州付近の低温に寄

線形傾圧モデル（Linear Baroclinic Model: LBM、与した可能性がある。

Watanabe and Kimoto 2000）を用いて、インド洋東57

第 3.1.14 図 線形傾圧モデル（LBM）によるインド洋東部付近の非断熱加熱偏差に対する定常応答
基本場は冬平均の平年値。(a)は LBM に与えた非断熱加熱偏差。(b)-(d)は定常応答を表わし、(b)200hPa 速度ポテンシャ
ル、(c)200hPa 流線関数、(d)500hPa 高度。(c)は帯状平均を除去して表示。

（２）対流圏-成層圏の相互作用と北極振動の負位相した（同図(b)）。この突然昇温に伴って、対流圏界

北極振動（AO）は東アジア付近の気温と統計的な面～下部成層圏の高緯度域では１月上旬から２月下関係があり、AO が負位相の時には東アジア付近では旬頃にかけて高温偏差や東風偏差が持続した（第低温となる傾向がある（山崎 2004）。2012/2013 年

3.1.15 図(a)と(b)）
。これに関連して、対流圏中緯

冬は、対流圏で AO の負位相が現れやすかった（第度で上方伝播した波束が対流圏界面付近で北向きに

3.1.6 図(a)と(c)）
。また、成層圏においても、１月屈折し、対流圏の高緯度域で収束したことが、AO の上旬～２月上旬に発生した成層圏の大規模突然昇温

負位相の形成・維持に寄与した可能性が考えられる（第 2.6 節を参照）に対応して、AO の負位相が卓越（詳細は第 2.6.3 項参照）。

58

第 3.1.15 図 (a)80oN～90oN 平均帯状平均気温平年偏差（単位：℃）と(b)60oN～80oN 平均帯状平均東西風平年偏差（単位：m/s）の時間-高度断面図（2012 年 12 月１日～2013 年３月 31 日）
５日移動平均値。

（３）北大西洋北部の高い海面水温や北極域の少な実験設定については、第 3.1.1 表を参照）。はじめに、

い海氷

大気モデルによる 2012/2013 年冬の循環場の再現性

2012/2013 年冬の海面水温は、北大西洋北部で平を確かめるため、全球の海面水温、海氷の実況値を年と比べて高かった（第 3.1.16 図）。また、バレン

与えた実験を行った。その結果、シベリア域のリッ

ツ海やカラ海付近の海氷面積は 1979～2000 年平均

ジや日本付近のトラフといった冬平均の循環場が再と比べて少ない状況で推移した（第 3.1.17 図）。最現されることが確認できた（図省略）。次に、北大西近の研究（Deser et al. 2004; Honda et al. 2009;

洋北部からバレンツ海付近の海面水温・海氷による

Inoue et al. 2012 等）では、北大西洋の高い海面

大気への影響を調べるため、北大西洋北部の海面水

水温や北極域の少ない海氷面積がシベリア高気圧を温と北極域の海氷のみ実況値を与えた実験（SST-anl）

発達させ、東アジア域に低温をもたらす傾向があると、全球に海面水温、及び海氷の平年値を与えた実ことが指摘されている。統計解析によると、北大西験（SST-clm）の結果の差を調べた。その結果、500hPa

洋北部で海面水温が高い場合には、2012/2013 年冬

高度、海面気圧はともに極域で正偏差、中緯度域で（第 3.1.6 図(a)、(c)及び(d)）と同様に、西・中央負偏差（AO の負位相のパターン）、850hPa 気温は中シベリアの上空でリッジが発達し、シベリア高気圧

国北東部～本州付近で低温偏差の応答を示し（第が強まり、有意な領域は限られるものの東アジア北3.1.19 図）、2012/2013 年冬平均の偏差パターンと対部で低温となる傾向がある（第 3.1.18 図）。同様に、応していた（第 3.1.6 図(a)、(c)及び(d)）。

バレンツ海・カラ海付近の海氷面積が少ない場合に統計解析や大気モデルを用いた感度実験の結果よは、シベリア高気圧が発達する傾向がある（気象庁り、北大西洋北部の高い海面水温や北極域の少ない

2013）。

海氷が、東アジア北部～本州付近の低温に寄与した

北大西洋北部の高い海面水温や北極域の少ない海可能性があるが、そのメカニズムについてはさらな氷による大気循環場への影響を評価するために、大る調査・研究が必要である。

気モデルを用いた感度実験を行った（実験の概要や

59

第 3.1.16 図 2012/2013 年冬平均の海面水温
平年偏差
黒の点線で囲った領域は、感度実験における海面水温の実況値を与えた領域（40oN～80oN、80oW～70oE）を表す。実験結果は第 3.1.19 図に示す。

第 3.1.17 図 2012/2013 年冬の北極海の海氷分布(a)2012 年 12 月、(b)2013 年１月、
及び(c)2013 年２月の海氷分布。
ピンク色の線は 1979～2000 年の中央値。米国雪氷データセンター（NSIDC）ホームページ2から引用。

第 3.1.18 図 北大西洋北部（60oN～80oN、80oW～70oE）で領域平均した冬平均海面水温と、冬平均(a)500hPa 高度、(b)
海面気圧、(c)850hPa 気温の相関係数
統計期間は 1979/1980～2011/2012 年。海面水温と各要素のトレンドを除去して算出。等値線間隔は 0.1。陰影は t 検定
により信頼度水準 90%以上で統計的に有意となる領域を示す（正値：暖色、負値：寒色）。

2

http://nsidc.org/arcticseaicenews/60

第 3.1.1 表 海面水温・海氷の感度実験の概要
大気モデル
気象庁１か月予報モデル（GSM1103C）（JMA 2013）
水平解像度
TL159（1.125o、約 110km）
鉛直層数
60（最上層は 0.1hPa）
アンサンブルメンバー数11
初期値
全球大気解析
海面水温・海氷
COBE-SST（気象庁 2006）の日別値
実験設定
初期時刻
2012 年 11 月１日 12Z
積分時間
119 日（2013 年２月 28 日まで）
実験の種類
SST-anl
SST-clm
海面水温・海氷の与え方
・北大西洋北部（40oN～80oN、80oW ・全球に海面水温・海氷の平年値～70oE：第 3.1.16 図の黒点線で囲 を与えるった領域）には海面水温の実況値、その他の領域には平年値を与える
・海氷の実況値を与える
実験結果の評価
海面水温・海氷に対する大気の応答は、実験 SST-anl と SST-clm による
冬平均したアンサンブル平均の差で評価する

第 3.1.19 図 2012/2013 年冬の海面水温・海氷感度実験の結果（北大西洋北部～北極海の海面水温・海氷平年偏差に対する大気の応答）
等値線は第 3.1.1 表の実験 SST-anl によるアンサンブル平均、陰影は実験 SST-anl、SST-clm によるアンサンブル平均の差で定義される大気の応答。(a)500hPa 高度、(b)海面気圧、(c)850hPa 気温。等値線間隔は、(a)100m、(b)5hPa、(c)4℃。
黒点はアンサンブル平均の差が信頼度水準 95%以上で統計的に有意となる領域を示す。

3.1.4

まとめ

らしたと考えられる主な要因を第 3.1.20 図に示す。

2012/2013 年冬は、北～西日本で低温、東アジア

これらのメカニズムの詳細については、不明なとこ

北部で顕著な低温となった。このような状況をもたろがあり、さらなる調査・研究が必要である。

61

第 3.1.20 図 2012/2013 年冬の東ア
ジア北部の低温をもたらした主な要因の模式図灰色の等値線は冬平均海面気圧（間隔：4hPa）
weather prediction at the Japan Meteorological
Agency. Appendix to WMO Technical Progress Report on
the Global Data-processing and Forecasting System
and Numerical Weather Prediction Research.
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. Soc. Japan,
85, 369-432.
Takaya, K. and H. Nakamura, 2001: A formulation of aphase-independent wave-activity flux for stationary
and migratory quasigeostrophic eddies on a zonallyvarying basic flow. J. Atoms. 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.

参考文献
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, 2013：2011/2012 年冬のユーラシア大陸の顕著な
寒波. 気候系監視年報 2012, 45-55.
山崎孝治, 2004：北極振動の概要. 気象研究ノート第 206号「北極振動」, 日本気象学会, 1-9.
Deser, C., G. Magnusdottir, R. Saravanan, and A.
Phillips, 2004: The effects of North Atlantic SST and
sea ice anomalies on the winter circulation in CCM3.
Part II: Direct and indirect components of the
response. J. Climate, 17, 877–889.
Honda, M., J. Inoue, and S. Yamane, 2009: Influence of
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 Role ofBarents Sea Ice in the Wintertime Cyclone Track andEmergence of a Warm-Arctic Cold-Siberian Anomaly. J.
Climate, 25, 2561-2568.
JMA, 2013: Outline of the operational numerical

62

3.2

2013 年夏の日本及び東アジアの極端な天候

８月 12 日には高知県四万十市江川崎で国内の日2013 年夏（６～８月）の日本は全国的に高温と最高気温の歴代１位となる 41.0℃を記録した。こなり、西日本の夏平均気温は 1946 年以降で最も高の夏に 日最 高気 温の高 い 記録を 更新 した 地点はくなった。また、日本海側の地域を中心に多雨と143、日最低気温の高い記録を更新した地点は 93なった一方、太平洋側の地域や沖縄・奄美で少雨にのぼった（タイ記録含む）。

となった。気象庁の異常気象分析検討会では、こ2013 年夏の降水量（第 3.2.1 図）は、東北日本のような極端な天候をもたらした大気循環につい

海側、北陸・中国地方で多雨となった。７月の東て分析を行い、その要因に関する見解を発表した

北地方は、梅雨前線が停滞することが多く雨の日（平成 25 年９月２日報道発表）。本節では分析検が続いたため、降水量平年比 182%となり、７月と討会での分析結果を中心に、この事例の詳細につしては統計を開始した 1946 年以降で最も多かっいて述べる。また、日本以外の東アジアでも、中た。北陸地方の夏の降水量平年比は 151%で、歴代

国南部の顕著な高温・少雨、中国北部や北東部、４位の記録となった。また、７月末～８月上旬や朝鮮半島北部の大雨等、顕著な天候が現れたこと

８月下旬には山口県、島根県、秋田県、岩手県のから、その概要も記す。

一部地域で、過去に経験したことのない豪雨に見舞われた。アメダス地点で観測した１時間降水量

3.2.1

天候の特徴

80 ミリ以上の観測回数は 1976 年以降で３番目に2013 年夏の日本の平均気温（第 3.2.1 図）は、多かった（第 3.2.3 図）。一方、太平洋側では夏（６全国的に平年を上回った。西日本では統計を開始～８月）の降水量が平年を下回り、東日本太平洋した 1946 年以降で最も暑い夏となり、東日本では側と沖縄・奄美ではかなり少なかった。九州南部・３位タイ、沖縄・奄美は２位タイの高温となった

奄美地方の７月の降水量平年比は 11%で、７月と（第 3.2.1 表）。８月上旬後半～中旬前半は、東・しては統計開始以来最も少なく、東海地方の夏の西日本太平洋側を中心に厳しい暑さとなり、多く

降水量平年比は 64%で歴代３位の少ない記録となの地点で真夏日や猛暑日を記録した（第 3.2.2 図）。

った。
第 3.2.1 表 地域別夏（６～８月）平均気温平年差（単位：℃）2013 年の値を黄色で示す。

※北日本の 2013 年は+1.0℃（10 位タイ）

第 3.2.2 図 2013 年の猛暑日・真夏日の地点数の推移（６月１日～８月 31 日）
第 3.2.1 図 2013 年夏（６～８月）の平均気温、降水量、 全国 927 地点について。猛暑日は日最高気温 35℃以上、日照時間の平年差（比）の分布
真夏日は日最高気温 30℃以上。

63

東アジアでは、モンゴルを除いて平年より気温

中国 気 象局 に よる と 、重 慶市 や 湖南 省 など でが高く、特に日本から中国南部にかけては平年よ

35℃以上の日最高気温が 20 日以上続き、40～42℃

りかなり高くなった（第 3.2.4 図）。７月の月平均に達する地域もあった。上海市のシージャーホゥ

気温は北海道や朝鮮半島東部、中国中部で、８月

エイ（徐家匯）では、1872 年の統計開始以来最もは朝鮮半島東部や中国中部から南部で 2℃以上高高い気温（40.8℃）を記録した。長江の南の地域

かった（第 3.2.5 図）。月降水量は７月に東北地方

では、７月の月降水量が 40%以下の地域もみられや朝鮮半島北部から中国北部、東シベリア南部かた。湖南省のチャンシャー（長沙）では、７月のら中国北東部で平年の 160%以上の地域がある一

月降水量が 8mm（平年比約 6%）だった（第 3.2.6

方、九州地方南部や中国南部では平年の 40%以下図）。７月以降の少雨により、貴州省・湖南省ではの地域がみられた。８月は東日本・西日本の日本

2120 万人が影響を受け、187 万ヘクタール以上の海側の地域とモンゴル東部付近で月降水量が平年

農作物への被害が発生した（中国政府）。
一方、中国の北東部から東シベリア南部のアムの 160%以上、朝鮮半島から中国東部で平年の 60%

ール川流域では、降水量が平年より多かった（第以下となった。

3.2.5 図）。アムール川流域の 39 地点で平均した
７月１日～９月 18 日の積算降水量は 1996 年以降で最も多く、1996～2012 年の平均値（183mm）の
約 2.1 倍（381mm）となった（第 3.2.7 図）。ロシ
ア水文気象環境監視局によると、アムール川の中流・下流域の各地では過去最高の水位を 1.5～2m
上回り、洪水が発生した。ハバロフスク市の水位は９月３～４日に 808cm となり、これまでの最高
第 3.2.3 図 アメダス地点における１時間降水量 80 ミ
リ以上の夏（６～８月）の観測回数の経年変化（1976～
2013 年）期間を通して均質な統計値を得るため、正時に観測された１時間降水量を対象とし、1000 地点あたりの観測回数に換算した。棒グラフ（緑）は各年の値、折れ線（青）は５年移動平均値、直線（赤）は長期にわたる変化傾向を示す。

記録 642cm（1897 年）を上回った。ロシア極東域
では 13 万５千人以上の住民、１万４千の家屋、総延長 1600km に及ぶ道路や 170 以上の橋が洪水の影響を受けた（ロシア政府）。中国北東部では８月に、大雨による洪水の影響で 110 人以上が死亡した（中国政府）。

第 3.2.4 図 2013
年夏（６～８月）平
均気温の規格化平
年差の分布
３か月平均気温の平年差を標準偏差で規格化した。平年
値及び標準偏差は、1981 ～ 2010 年 の データに基づく。

64

第 3.2.5 図 2013 年７～８月の月平均気温平年差と月降水量平年比の分布(a)７月の月平均気温平年差（℃）、（b）７月の月降水量平年比（％）、（c）８月の月平均気温平年差（℃）、（d）８月の月降水量平年比（％）。

40

400

2012年
日降水量（mm）

30

7月の月降水量平年値（130.1mm）

150

25

125

20

100

15

75

10

50

5
0
7/1

2013年：平年の約6％
7/11

7/21

25

381mm
350
ハバロフスク300
積算降水量(mm)175

積算降水量・月降水量平年値（mm）

35

平均値の
約2.1倍

アムール川流域

200

チャンシャー（長沙）〔フーナン（湖南）省〕

250
200

183mm

150
100
50
0
7/1

0
7/31

7/11

7/21

7/31

8/10

8/20

8/30

9/9

日付
積算降水量の最大値と最小値の範囲

第 3.2.6 図 湖南省チャンシャー（長沙）での降水量の推移（2013 年７月１～31 日）
水色の棒グラフは 2013 年の日降水量（左軸、mm）、青
実線は 2013 年の積算降水量（右軸、mm）、紫実線は 2012
年の積算降水量、赤実線は７月の月降水量平年値（1981～2010 年の平均値、130.1mm、右軸）。

65

2013

平均値（1996～2012年）

第 3.2.7 図 アムール川流域の平均積算降水量（７月１日～９月 18 日）
アムール川流域の 39 地点（地図の黒丸）から算出した７月１日からの平均積算降水量。青い領域は 1996～
2012 年までの最大値と最小値の範囲、赤実線が 2013
年の値、黒実線が 1996～2012 年の平均値を示す。左上の地図の水色の領域は、アムール川流域のおおよその
範囲。

(a)

(b)

°
C

hPa

(d)

(c)

x106m2/s

x106m2/s

第 3.2.8 図 2013 年７～８月平均(a)海面気圧、(b)850hPa 気温、(c)200hPa 流線関数、(d)850hPa 流線関数
陰影は平年偏差。等値線間隔は(a)2hPa、(b)2℃、(c)10×10 6m 2/s、(d)5×106m 2/s。

3.2.2

Pa/s

hPa

極端な天候をもたらした大気循環場の特徴

2013 年７～８月は、太平洋高気圧が本州の南海上で優勢で、中国東部や西日本への張り出しが非常に明瞭だった（第 3.2.8 図(a)と(d)）。太平洋高SLP

気圧が本州南海上で勢力の強い状態は、台風第 12号が通 過し た８ 月半ば 頃 を除い て持 続し た（第3.2.9 図）。また、対流圏上層では、チベット高気
ω700

圧が平年より強く、中国東部や西日本への張り出しが明瞭だった（第 3.2.8 図(c)）。中国東部から西日本にかけては、上層のチベット高気圧と下層

第 3.2.9 図 本州南海上（20˚N～30˚N、120˚E～140˚E；
第 3.2.8 図（a）赤枠）で領域平均した海面気圧（赤線；左軸）及び 700hPa 鉛直 p 速度（黒線；右軸）の平年偏差の推移（2013 年６月 15 日～９月 15 日）
５日移動平均値。鉛直 p 速度は正の値（下側）が下降
流偏差を示す。

の太平洋高気圧に覆われ（第 3.2.8 図(c)、（d））、
顕著な高温偏差となった（第 3.2.8 図(b)）。また、日本近海の海面水温(SST)は８月中旬を中心に平年を大きく上回った（第 3.2.10 図）。
2013 年７～８月のアジアモンスーン域の対流
活動は全般に平年より活発で、特に海洋大陸付近
や南シナ海で明瞭だった（第 3.2.11 図）。これに66

対応して、東南アジアの対流圏上層では発散偏差となり（第 3.2.12 図）、収束域となったフィリピ
ン東海上や本州南海上では顕著な下降流偏差となった（第 3.2.13 図）。本州南海上の下降流は 1979年以降で最も強い水準であった（第 3.2.14 図）。
第 3.2.9 図に本州南海上での海面気圧と下降流の平年偏差の推移を示しているが、期間を通して両者はよく対応している。また、第 3.2.15 図に
850hPa における渦度収支解析の結果を示す。本州

m/s

南海上の優勢な太平洋高気圧に対応した負の渦度

x106m2/s

第 3.2.12 図 2013 年７～８月平均 200hPa 速度ポテン
シャル平年偏差（陰影）及び 200hPa 発散風平年偏差（矢印）

偏差の領域では、収束・発散の寄与が渦度移流の寄与に比べて卓越していることがわかる。これらのことから、アジアモンスーンの対流活発域の上層発散域を起源とする下降流により、本州南海上の優勢な太平洋高気圧が維持されていたと考えら
れる。

Pa/s

第 3.2.13 図 2013 年７～８月平均 700hPa 鉛直 p 速度
平年偏差
正の値（暖色）は下降流偏差を示す。
Pa/s

第 3.2.10 図2013 年８月中旬の海面水温(SST)平年偏差

W/m2

第 3.2.11 図 2013 年７～８月平均外向き長波放射(OLR)
陰影は平年偏差。等値線は 240W/m 2 以下を 20W/m 2 ごとに表示。

67

第 3.2.14 図 本州南海上（20˚N～30˚N、120˚E～140˚E；
第 3.2.13 図黒枠）で領域平均した７～８月平均 700hPa
鉛直 p 速度平年偏差の経年変化（1979～2013 年）
正の値（下側）は下降流偏差を示す。

次に、チベット高気圧と対流活動の関係を見る

圧が強く、本州付近へ張り出す傾向がみられ、こため、インドからフィリピン付近にかけての領域の夏の特徴と一致する（第 3.2.8 図(c)）。このたで平均した外向き長波放射量(OLR)に対する上層

め、チベット高気圧の中国東部や本州付近への張の流線関数の回帰係数の分布を第 3.2.16 図に示

り出しにもアジアモンスーン域の活発な対流活動

す。これによれば、対流活発時にはチベット高気が寄与したと考えられる。

(a)

(b)

(c)

(d)

第 3.2.15 図 2013 年７～８月平均 850hPa 渦度収支解析
陰影は(a)惑星渦度移流、(b)回転風による相対渦度移流、(c)発散風による相対渦度移流、(d)収束・発散による渦度変化率の平年偏差、等値線は相対渦度の平年偏差を示す（間隔：4×10-6/s、ただし 0 線は省略）。計算式を各図の上に示している。ここで、f：惑星渦度、β：惑星渦度の南北勾配、ζ：相対渦度、v：南北風、v χ：発散風ベク
トル、v Ψ：回転風ベクトル、ダッシュ・添え字 L：５日移動平均値の平年偏差場の 2013 年７～８月平均、バー：７～８月平均平年値を示す。
W/m2

海洋大陸付近インド～フィリピン付近

第 3.2.16 図 インド～フィリピン付近（10˚N～25˚N、70˚E～130˚E；第 3.2.11 図赤枠）で領域平均した７～８月平均 OLRに対する 200hPa 流線関数の同時回帰係数±0.5,1,2,3×10 6m 2/s の等値線を、正値は青、負値は赤で表示。灰色は 95%信頼度水準で有意な領域。統計期間は 1979～2012 年。

68

第 3.2.17 図 インド～フィリピン付近（10˚N～25
˚N、70˚E～130˚E；赤線；第 3.2.11 図赤枠）及びインドネシア付近（10˚S～5˚N、90˚E～150˚E；黒線；第 3.2.11 図黒枠）で領域平均した７～８月平均 OLR 平年偏差の経年変化（1979～2013 年）
負の値は平年より対流活発であることを示す。

西部で高く、東部で低いという海面水温分布が影以下、アジアモンスーンの活動が活発となった

響した可能性がある。

要因について考察する。第 3.2.17 図はインドから
フィリピン付近の領域及び海洋大陸付近でそれぞ

また、アジアモンスーンは、基本的にユーラシ

れ領域平均した７～８月平均 OLR 平年偏差の経年

ア大陸とインド洋の温度差によって生じ、季節的変化であるが、2013 年７～８月の対流活動はいずに交替する大規模な風系である。第 3.2.21 図はイれの領域でも 1979 年以降で最も強い水準であっンド洋からユーラシア大陸における地表付近の南

たことがわかる。なお、両者に相関関係はみられ

北温度勾配を表す指標として、（20°
N～40°
N、50°
E

なかった（相関係数：+0.07；統計期間：1979～2012～100°
E）と（赤道～20°
N、50°
E～100°
E）のそれぞ年）。

れで領域平均した 2m 気温平年偏差の差の推移を示す。これによると、南北の温度勾配は５月後半

2013 年７～８月の熱帯域の SST は海洋大陸付近から太 平洋 西部 にかけ て 平年よ り高 かっ た（第3.2.18 図）。また、太平洋中・東部の赤道域では低く、太平洋ではラニーニャ現象時に現れやすい
偏差パターンとなった。SST と OLR の相関関係か
ら、７～８月に海洋大陸付近で SST が高いとき（第3.2.19 図 ）、 あ る い は エ ル ニ ー ニ ョ 監 視 海 域(NINO.3)で低いとき（第 3.2.20 図）にはいずれも海洋大陸付近で対流活動が活発となる傾向があり、今年の特徴とよく一致する。このため、海洋大陸

第 3.2.20 図 ７～８月平均した OLR とエルニーニョ監
視海域（5˚S～5˚N、150˚W～90˚W）SST との同時相関係数
青は正相関の領域で、SST 低温時に対流活発傾向である
ことを示す。±0.29,0.34,0.44 はそれぞれ 90,95,99%の信頼度水準で有意であることに相当。統計期間は 1979～2012 年。

付近の活発な対流活動には、海洋大陸から太平洋

°
C

3

2013年

2
°
C

第 3.2.18 図12013 年７～８月平均 SST 平年偏差

0
-1
-2

灰色：1979～2012年

-3

5/1

6/1

7/1

8/1

9/1

10/1

第 3.2.21 図 インド洋～ユーラシア大陸における 2m 気
温平年偏差の南北差の推移（５月１日～10 月 15 日）
20˚N～40˚N、50˚E～100˚E で領域平均した 2m 気温平年偏差から赤道～20˚N、50˚E～100˚E で領域平均した 2m 気温
平年偏差を引いた値。赤線は 2013 年、灰色線は 1979～2012 年の各年。５日移動平均値。

第 3.2.19 図 ７～８月平均した OLR と SST の同時相関係数
青は負相関の領域で、SST 高温時に対流活発傾向である
ことを示す。±0.29,0.34,0.44 はそれぞれ 90,95,99%の信頼度水準で有意であることに相当。統計期間は 1979～2012 年。

69

(a)

(b)

kg/kg*m/s

hPa(a)2013 年及び(b)平年の７～８月平均海面気圧及（陰影）び 925hPa 水蒸気フラックス（矢印）第 3.2.22 図hPa
x10-2kg/kg*m/s

水蒸気フラックス

2011

2013

2009

2007

2005

2003

2001

1999

1997

1995

1993

1991

1989

1987

1985

1983

1981

海面気圧差
1979

8
7
6
5
4
3
2
1
0
-1
-2

第 3.2.23 図 第 3.2.22 図(a)の青枠（20˚N～30˚N、120
˚E～140˚E）と赤枠（40˚N～50˚N、120˚E～140˚E）で領域平均した海面気圧の差（赤線）及び同図の白線（30˚
N～40˚N、130˚E）を横切る 925hPa 東向き水蒸気フラックス（黒線）の７～８月平均値の経年変化（1979～2013年）
両者の相関係数は+0.91（統計期間：1979～2012 年）。

以降、平年よりかなり大きい状態で推移した。この指標には長期的に明瞭な上昇傾向が見られることもあり（図略）、月平均すると６・７月とも 1979

x10-6/s

年以降で最も大きな値となった。したがって、モ

第 3.2.24 図 40˚N～50˚N 平均 850hPa 相対渦度の時間－経度断面図（2013 年７月１日～９月１日）

ンスーン期の早い段階から海陸間の温度勾配が大きい状態が持続したことが、活発なアジアモンスーンに関連した可能性があるが、この点についての周縁を吹く暖かく湿った空気が東北地方と日本

はさらに調査する必要がある。

海側の地域に流れ込みやすくなり大雨になったと考えられる（第 3.2.22 図(a)）。また、中国北東部

3.2.3の顕著な低気圧偏差は、本州南海上の優勢な太平大雨や少雨をもたらした要因

第 3.2.1 項で述べたとおり、2013 年夏は日本海

洋高気圧との間の南北の気圧勾配を強めることで、側の地域を中心に多雨となった。太平洋高気圧が日本海側の地域における西寄りの水蒸気フラック

本州南海上から沖縄・奄美を中心に勢力の強い状スの強化に寄与した可能性がある（第 3.2.23 図）。

態が続いたため（第 3.2.8 図(a)）、太平洋高気圧

そのほか、７月下旬など偏西風の蛇行に伴って70

上空に寒気が流入するときがあり、そのため大気と考えられる。また、低気圧の活動が活発だったの状態が不安定になったことも大雨が降りやすいのは、第 3.2.2 項で述べたように、チベット高気

状況をもたらしたとみられる。さらに、日本海の圧が中国東部へ張り出したこと（ジェット気流の平年よりかなり高い海面水温（第 3.2.10 図）は、北偏）と関係した可能性がある。

大量の水蒸気を含んだ空気がほとんど水蒸気を失わずに東北地方まで達したことに寄与した可能性

3.2.4

がある。

８月上旬後半～中旬前半の顕著な高温をもたらした要因

一方、高気圧に覆われやすかった沖縄・奄美や８月上旬後半～中旬前半は、太平洋高気圧が沖西・東日本太平洋側では、雨の少ない状態が続い

縄・奄美から西・東日本で強まるとともに、亜熱た。また、太平洋側の地域では、平年では本州東帯ジェット気流が北へ蛇行したことに対応してチ海上を中心とする太平洋高気圧の周縁に沿って南ベット高気圧の本州付近への張り出しが強まったから水蒸気が流入するが（第 3.2.22 図(b)）、2013

ため（第 3.2.26 図）、高気圧に覆われて晴れたこ

年は太平洋高気圧が本州南海上で勢力を強めたたとや高気圧に伴う下降流によって気温が上昇した。

め、南からの水蒸気が流入しにくかった（同図(a)）。

また、西に強く張り出した太平洋高気圧の周り

本項の最後に、第 3.2.1 項で述べたアムール川

を流れる風が、平年と比べて非常に暖かかった中流域の多雨をもたらした循環場について簡単に触国東部～東シナ海の空気を西・東日本に移流したれる。アムール川流域では、低気圧がたびたび通（第 3.2.27 図）。さらに、平年では西・東日本の過し（第 3.2.24 図）、低気圧の活動が平年と比べ太平洋側は南寄りの海風が卓越するが、2013 年はて非常に活発だったため（第 3.2.25 図）、多雨と北寄りの流れとなったため海風の入りにくい状態なった。上述の中国北東部付近での顕著な低気圧であった（同図(b)）。これらも顕著な高温に寄与

偏差は、この活発な低気圧の活動に対応しているしたと考えられる。

(a)

%

11

(b)

(c)

10
9

8
7
6

1979
1981
1983
1985
1987
1989
1991
1993
1995
1997
1999
2001
2003
2005
2007
2009
2011
2013

5

第 3.2.25 図 (a)2013 年と(b)平年の７～８月の低気圧の存在頻度の分布及び(c)中国北東部付近（40˚N～50˚N、120
˚E～135˚E；(a)の黒枠）における７～８月の低気圧の存
在頻度の経年変化（1979～2013 年）
1.25 度格子、６時間ごとの 850hPa 相対渦度データを元に、40×10 -6s -1 以上の閉領域を低気圧として抽出し、期間内に低気圧が存在した頻度を集計した（詳細は Inatsu 2009、
Inatsu and Amada 2013 参照）。

71

(a)

(b)

x106m2/s
第 3.2.26 図 2013 年８月７～13 日平均(a)200hPa 及び(b)850hPa 流線関数
陰影は平年偏差。等値線間隔は(a)10×10 6m 2/s、(b)3×10 6m 2/s。

x106m2/s

(b)

(a)

m/s

°
C

(c)

第 3.2.27 図 2013 年８月４～10 日平均 925hPa 気温及び風ベクトル(a)実況、(b)平年値、(c)平年偏差。

°
C
気温の変動の要因を詳細にみるため、第 3.2.28になり、６日頃に最も大きくなったことがわかる。

図に西日本周辺における断熱加熱と水平移流の寄さらに８日頃以降、背の高い高気圧に覆われたこ

与及び地表面短波放射フラックスの推移を示す。

とに対応して、断熱加熱と日射の効果も加わった

８月に入って水平暖気移流の寄与が卓越するようことが顕著な高温につながったと考えられる。ま

72

2.0

た、水平暖気移流に対して気温平年偏差と風平年

K/day

水平移流

偏差のいずれが支配的であったかを評価してみる

1.5と、どちらも重要であるという結果が得られた（第
断熱加熱

1.0

3.2.29 図；風平年偏差・気温平年偏差(d)の項が卓越）。これは、中国東部～東シナ海の高温偏差と0.5

西に張り出した太平洋高気圧の北側の西風偏差が

0.0

気温変化率

ともに暖気移流に寄与したことを示しており、前

-0.5

8/1

3

5

7

9

11

13

15

17

述の内容と整合している。

19

2
60W/m

そのほか、太平洋側を中心に、日照時間が長く、

40
20
0
-20

北寄りの風が卓越したため南寄りの海風が入りに

短波フラックス

くいなど、ヒートアイランド現象などの都市化の
8/1

3

5

7

9

11

13

15

17

影響が強まりやすい気象条件であったため、太平19

第 3.2.28 図 西日本周辺（30˚N～37.5˚N、130˚E～137.5 洋側の都市部では高温がさらに強められたと考え
˚E）における（上段）925hPa 気温平年偏差変化率（黒線）、 られる（第 3.2.30 図）。
水平温度移流平年偏差（青線）、断熱加熱平年偏差（赤線）
及び（下段）地表面下向き短波放射フラックス平年偏差の
(a)
(d)
(b)
(c)
推移（2013 年８月１～20 日）
 dT  
６時間ごとのデータから評価。５日移動平均値。
  u   p T  u   pT   u   pT   (eddy )

(a)

(b)

(c)

 dt  adv(d)

第 3.2.29 図 2013 年８月４～10 日平均 925hPa 水平温度移流平年偏差
水平温度移流平年偏差を上式のように展開して、各項の大きさを評価した。ここで、u は７日間平均水平風ベクトル、T は７日間平均気温、バーは平年値、ダッシュは平年偏差、eddy は非定常擾乱（６時間ごとのデータを元に７日間平均からの偏差で定義）による寄与を示す。(a)全項（非定常擾乱の寄与を含む）、(b)風平年偏差・気温平年値、(c)
風平年値・気温平年偏差、(d)風平年偏差・気温平年偏差による寄与。

(a)

(b)

(c)

°
C

第 3.2.30 図 2013 年８月の気温に対する都市化の効果の寄与(a)関東地方、(b)中部地方、(c)近畿地方。気象庁非静力学都市気候モデル(Aoyagi and Seino 2011)を用いて、都市化の効果がある場合とない場合のシミュレーションを行い、両者の気温の差を示す。都心部では数度程度の気温上昇の影響がみられる。

73

3.2.5した太平洋高気圧の縁辺を回る暖かく湿った空気

気温の長期変化傾向

都市化の影響が比較的少ないと考えられる 15が流入し、たびたび大雨となった。太平洋高気圧、の観測地点で平均した日本の夏の平均気温（算出チベット高気圧が平年より強まったのは、アジア

方法は第 1.2.1 項参照）は、統計を開始した 1898

モンスーンの活動が広い範囲で活発だったことが年以降長期的に上昇している（第 3.2.31 図）。ま影響したとみられる。アジアモンスーンの活動がた、日最高気温 35℃以上の猛暑日の年間日数は活発となったのは、海洋大陸付近や太平洋西部で1931 年 以 降 増 加 傾 向 が 明 瞭 に 現 れ て い る （ 第海面水温が平年より高く、太平洋東部で低かった

3.2.32 図）。これらの傾向には、二酸化炭素などことが寄与した可能性がある。2013 年７～８月のの温室効果ガスの増加に伴う地球温暖化の影響が日本の極端な天候をもたらした主な要因の概念図現れているとみられる。

を第 3.2.33 図に示す。

3.2.6

参考文献

まとめ

Aoyagi, T. and N. Seino, 2011: A square prism urban
canopy scheme for the NHM and its evaluation on
summer conditions in the Tokyo metropolitan area,
Japan, J. Appl. Meteor. Climatol. , 50, 1476-1496.
Inatsu, M, 2009: The neighbor enclosed area tracking
algorithm for extratropical wintertime cyclones.
Atmos. Sci. Lett. , 10, 267-272.
Inatsu, M. and S. Amada, 2013: Dynamics and geometryof extratropical cyclones in the upper
troposphere by a neighbor enclosed area tracking
algorithm. J. Climate , 26, 8641-8653.

2013 年７～８月は、優勢な太平洋高気圧とチベ
ット高気圧により、西日本を中心に顕著な高温となった。また、日本海側の地域では、西に張り出

第 3.2.31 図 日本における夏（６～８月）平均気温の
経年変化（1898～2013 年）（単位：℃）
細線（黒）は、都市化の影響が比較的少ないとみられる
気象庁の 15 観測地点（第 1.2.1 項参照）での各年の夏
平均気温の基準値からの偏差を平均した値を示す。太線（青）は偏差の５年移動平均値、直線（赤）は長期的な傾向を示す。基準値は 1981～2010 年の平均値。
アジアモンスーン域の積雲対流活動が広い範囲で非常に活発だったことにより、
太平洋高気圧とチベット高気圧が優勢

海面水温がインドネシアやフィリピン周辺
で高く、中・東部太平洋赤道域で低いことに関連して、アジアモンスーン域の積雲
対流活動が広い範囲で非常に活発

第 3.2.32 図 日最高気温 35℃以上（猛暑日）の年間日数の経年変化（1931～2013 年、１地点あたりに換算）
棒グラフ（緑）は各年の値、折れ線（青）は５年移動平均値、直線（赤）は長期にわたる変化傾向を示す。都市化の影響が比較的少ないとみられる気象庁の 13 観測地点
（第 3.2.31 図で利用した 15 観測地点のうち、期間内に移転のあった宮崎と飯田を除く）のデータで解析。

日本付近の偏西風は北に蛇行するときと南に蛇行するときがあった

太平洋高気圧の周縁に沿って大量の水蒸気が流入

第 3.2.33 図 2013 年７～８月の日本の極端な天候をもたらした要因の概念図

74