１．解説

情報は、「地球環境・気候」のページ4にまとめて掲

1.1 気候系監視年報について載している。

地球温暖化の進展に伴い異常気象の頻発が懸念

以下に、本報告の作成に用いたデータソース、計される中、異常気象の要因や今後の推移に関する社算方法、図表類の見方、専門的な用語について解説会的な関心が高まっている。こうした情勢に対応すする。第３章の特定事例の解析のみに掲載した要素

べく、気象庁は、社会的に大きな影響を与えた異常や図表については、必要に応じて本文中に解説を記気象の発生時に、大学や研究機関の専門家の協力を述する。

得て、最新の科学的知見に基づく分析を行い、その1.2 日本の天候（主な関連項目：第 2.1 節）発生要因等に関する見解を適時に発表するため、日本の天候については、季節や年の気温・降水2007 年６月に異常気象分析検討会を設置した。
「気候系監視年報」は、異常気象分析検討会の設量・日照時間の平年差（比）分布図、日本の年平均置に合わせ、暖冬や暑夏など日本の異常気象をはじ

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

階級区分について解説する。

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

第 2.1 節に、1898 年以降の日本の年平均気温偏差化し、気象庁ホームページ2上で公表することとした。の経年変化図（第 2.1.1 図）を掲載する。偏差の基また、アジア太平洋地域をはじめとした海外の気象

準は、1981～2010 年の 30 年平均値である。各年の機関との気候系に関する監視・解析情報の交換のた値は、都市化による影響が小さいと考えられる 17め、英語版も刊行3している。の気象観測点（網走、根室、寿都、山形、石巻、伏今回の報告では、特定事例の解析として、2010 年

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

崎、多度津、名瀬、石垣島）における気温の観測値

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

ドシナ半島の雨季の多雨、及び米国南部の高温少雨気温の偏差（観測された月平均気温から、1971～2000に関する解析結果をまとめた。これらの事例解析と年の 30 年平均値を差し引いたもの）を求め、月ごとともに、年間の気候系の特徴を簡潔にまとめ、2011に 17 地点の偏差を平均する。この値から、各月の年の気候系に関する総合的な監視・解析情報とした。

1981～2010 年の 30 年平均値と 1971～2000 年の 30

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

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

4

http://www.data.kishou.go.jp/climate/index.html#taikinoshindan1

第1.2.1図

日本の予報区分と観測点配置図

1.2.2 日本の天候の地域区分

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

ついては、「気象観測統計指針」 5を参照のこと。の地域（北日本、東日本、西日本、沖縄・奄美）
1.3 世界の天候（主な関連項目：第 2.2 節）に分けてまとめる。また、必要に応じてそれぞれの地域を太平洋側と日本海側に分けて（沖縄・奄

世界の天候 については 、気温・降 水量平年 差美を除く）記述する。平均気温平年差、降水量平（比）分布図、世界の年平均地上気温偏差の経年年比、日照時間平年比の分布図（第 2.1.3 図など）変化図等を掲載し、その特徴を記述する。以下に、や階級一覧表（第 2.1.1 表）は、全国 154 の気象

年平均気温の計算方法、監視に用いているデータ

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

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

1.3.1 図に示す。

1.2.3 日本の天候の平年値と階級区分値

1.3.1

世界の年平均気温偏差

日本の天候の平年差（比）に使用している平年

第 2.2 節に、1891 年以降の世界の年平均気温偏値の期間は 1981～2010 年の 30 年間である。階級差の経年変化図（第 2.2.1 図）を掲載する。偏差は、低い（少ない）、平年並、高い（多い）の３つの基準は、1981～2010 年の 30 年平均値である。の階級に分けられており、階級を決める際の閾値各年の値は、陸域における地表付近の気温（世界は平年値作成期間における各階級の出現頻度が等各国の気象機関から通報された地上月気候値気象しくなるように決めている。また、この期間に出現した上位（下位）10％を分ける閾値を上（下）5回った場合は、かなり高い（低い）あるいはかな

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

2

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

洋大気庁(NOAA)の気候データセンター(NCDC)によ

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

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

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

度による面積の違いを考慮した重みを与えて、世年平均気温規格化平年差階級分布図（第 2.2.3

界全体で平均する。この世界平均から、1981～2010

図）では、年平均気温の平年差を年平均気温の標年の 30 年平均値と 1971～2000 年の 30 年平均値の準偏差で割った値を緯度･経度５度（５ﾟ×５ﾟ）格差を差し引き、世界の月平均気温の偏差（1981～子ごとに平均し、階級で表示する。年降水量平年2010 年基準）を求める。この偏差を年で平均する

比階級分布図（第 2.2.4 図）では、年降水量の平ことにより、世界の年平均気温偏差を求めた。各年比を５ﾟ×５ﾟ格子ごとに平均し、階級で表示す年の値には、格子ごとの観測データの密度の違いる。異常高温・異常低温出現頻度分布図（第 2.2.5に由来する誤差を評価した 90％信頼区間を表示図）では、５ﾟ×５ﾟ格子ごとに月平均気温の異常する（石原 2007）。

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

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

CLIMAT 報のデータを用いた。月平均気温や月降水より多かったと判断する。異常多雨・異常少雨出量の平年値は、GHCN データ及び気象庁で収集した現頻度分布図（第 2.2.6 図）では、月降水量の異CLIMAT 報データを使っている。統計期間は 1981

常多雨･異常少雨を対象とする以外は、異常高温・～2010 年である。

異常低温出現頻度と同様である。

なお、気象災害の記述で引用している災害によ第1.3.1図

世界の地域区分と主な地域名

3

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

節、第 2.6 節～第 2.9 節）

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

30～60 日周期の赤道季節内変動（MJO）、夏季及び研究所が共同で実施した長期再解析(JRA-25）と同冬季モンスーン、数年周期で変動する ENSO に伴うじシステムである気象庁気候データ同化システム

循環場及び対流活動活発域の変動などである。

(JCDAS）による解析値（解析時刻は 00、06、12、対流活動を推定するデータとしては、米国の極18UTC）を用いる。長期再解析の詳細は、Onogi et

軌道衛星（NOAA シリーズ）により観測され、米国

al.(2007) を 参 照 の こ と 。 平 年 値 に つ い て は 、海洋大気庁（NOAA）より提供された外向き長波放JRA-25 及び JCDAS の解析値から作成した 1981～射量（OLR、単位：W/m2）を利用する（第 2.4.4 図2010 年平均値を使用する。平年値作成の詳細につなど）。平年値は 1981～2010 年平均値である。OLR

いては、気象庁(2011b）を参照のこと。以下、中・については、値が小さいほど対流活動が活発であ高緯度の循環、熱帯の循環、各種監視指数、積雪ると推定できる。ただし、冬季の中緯度や標高の及び海氷について解説する。

高いところ（例えばチベット高原など）では、対流活動が活発でなくても地表面温度の低い状態が反映され、放射量が少なく（値が小さく）なって1.4.1 中・高緯度の循環いるので注意が必要である。

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

模な大気の流れのパターン、ジェット気流、ブロ環あるいは低気圧性循環の強さを表している。風ッキング（ジェット気流が南北に大きく蛇行あるは流線関数の等値線に平行で風下に向かって左手いは分流し、その状態が長時間続く現象）、テレコに小さい値を見て吹き、その速さは流線関数の勾ネクション（遠く離れた地域の気象要素、例えば配に等しい（等値線の混んでいるところほど風が500hPa 高度偏差が同時期に同じあるいは逆の符強い）という性質がある。
速度ポテンシャルは大規模な発散・収束を表す号となるような変動）、北極振動（AO；大規模な気量であり、次の式により定義される。

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

divＶ χ = ∇ 2χ
（χ：速度ポテンシャル、Ｖ χ :発散風）（地球が球体で回転していることにより発生する速度ポテンシャルの値が負で絶対値が大きいほ波；ロスビー波の解説は、例えば前田・佐藤（2007）

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

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

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

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

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

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

4

1.4.3 熱帯の大気及び海洋の監視指数

本夏平均気温と SAMOI(A)の夏平均値の相関係数

第 2.4 節では、ENSO に伴う海洋と大気の変動のは 0.78（計算期間 1979～2006 年）である。詳細状況を把握するため、南方振動指数(SOI; タヒチは気象庁(1997）を参照のこと。とダーウィンの月平均海面気圧偏差)、OLR 指数(OLR-PH, OLR-MC, OLR-DL）、赤道域 200hPa 東西風指数(U200-IN, U200-CP）、赤道域 850hPa 東西風指数(U850-WP, U850-CP, U850-EP）、領域平均海面水温偏差(NINO.1+2, NINO.3, NINO.4, NINO.WEST）を掲載した（第 2.4.1 表）。それぞれの指数の算出に利用した領域は、第 2.4.1 表の下部に示す。
第 2.4.1 表の領域平均海面水温偏差は平年値からの差（平年偏差）を表し、その他の指数は規格化偏差（平年偏差を平年値の期間で求めた標準偏第1.4.1図 夏のアジアモンスーンOLR指数（SAMOI）の領域差で割った値）である。なお、南方振動指数は、まず、タヒチとダーウィン各々の海面気圧の規格化偏差の差を求め、次に、求めた差をさらに規格1.4.4 海氷・積雪の状況化した値である。また、東西風指数の領域平均操海氷（第 2.8 節）の解析には、Nimbus 衛星（米作では、領域の縁に当たる格子点に 1/2 の重みを、国）に搭載されたマイクロ波放射計(SMMR)、DMSP四隅に当たる格子点には 1/4 の重みをかけた。OLR

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

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

星プログラム(DMSP）衛星に搭載されたマイクロ波

また、夏のアジアモンスーンの活動状況を示す放射計（SSM/I・SSMIS）により観測されたデータ

指数（Summer Asian Monsoon OLR Index: SAMOI）

を用いて、気象庁が独自に開発した解析手法に基を、第 2.7.1 表に掲載する。夏（６～８月）の OLRづ い て 解 析 し た デ ー タ に 基 づ い て い る (気 象 庁を(5 ﾟ S～35 ﾟ N, 60 ﾟ E～150 ﾟ E）の領域で主成分

2011a)。

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

その結果から、全体の活動度を示す SAMOI(A）、北第 2.5 節では、エルニーニョ現象をはじめ気候偏度を示す SAMOI(N）、西偏度を示す SAMOI(W）をに大きな影響を与える海洋の状況を把握するため、定義している。

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

どの資料を掲載し、海況の特徴について主に季節

SAMOI(N)＝(正規化 OLR(S)-正規化 OLR(N))を正規化ごとにまとめた年間の特徴を記述する。

SAMOI(W)＝(正規化 OLR(E)-正規化 OLR(W))を正規化

海面水温平年偏差図（第 2.5.1 図など）は、気ここで、OLR(S）等は、第 1.4.1 図に S 等で示さ

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

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

日本を中心に高温になりやすいなど、日本の天候年間の平均値を平年値として計算した。COBE-SSTとの間に統計的な関係が見られる。例えば、北日については気候系監視報告別冊第 12 号（気象庁52006）を参照のこと。
表層貯熱量偏差の経度・時間断面図(第 2.5.3図)は、気象研究所海洋研究部で開発された全球海洋データ同化システム(MOVE/MRI.COM-G)から計算
し た 半 旬 平 均 値 を 使 用 し 作 成 し た 。
MOVE/MRI.COM-G の詳細は、Usui et al.(2006）を参照のこと。平年値は、1981～2010 年の 30 年間の平均値である。
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