3. トピックス

125%に達した。北海道の小樽では、降雪の深さ月

3.1

合計値と月最深積雪の極値を更新した。

2014/15 年冬の日本の天候

2014/15 年冬の地域平均気温平年差の経過を第

また、北海道付近やその東海上、オホーツク海

3.1.1 図(a)に示す。12 月から 1 月初めにかけて付近で低気圧の動きが遅く停滞する事例がたびたは全国的に低温となった。その後は、2 月前半にび見られ、低気圧の影響を受けやすかった北海道

東日本から沖縄･奄美にかけて一時的に気温が低東部では降水量が多くなった。
本節ではこれらの天候の特徴とその背景についくなったほかは、概ね高温傾向で経過した。冬平て記述する。

均気温は、北日本では平年より高かったが、東日本、西日本、沖縄・奄美では低かった（第 3.1.1

3.1.1

図(b)）。

2014 年 12 月の全国的な低温

12 月は冬型の気圧配置が強まり、北日本から西第 3.1.2 図に 2014 年 12 月平均の海面気圧、日本の日本海側では強い寒気が流れ込んで積雪が500hPa 高度、850hPa 気温、及び 200hPa 東西風速多くなった（第 3.1.1 図(c)）。地域平均降雪量平

の実況と偏差を示す。海面気圧（第 3.1.2 図(a)）

年比は東日本日本海側で 198%、北日本日本海側でを見ると、90 oE 付近を中心とする正偏差が大陸側

(a)

(b)

(c)

第 3.1.1 図 2014 年 12 月〜2015 年 2 月の（a）地域平均気温平年差（5 日移動平均）の経過と（b）冬平均気温偏差・降
水量平年比・日照時間平年比、及び（c）2014 年 12 月の最深
積雪平年比

52

(a)

(b)

(c)
(d)

(m/s)

第 3.1.2 図 2014 年 12 月平均の(a)海面気圧、(b)500hPa 高度、(c)850hPa 気温、及び(d)東アジア付近 200hPa 東
西風速の分布
いずれも、実線は実況値を、陰影は平年偏差を表し、単位はカラーバーの右側に示した。

に広がり、日本付近から東海上にかけて負偏差と蛇行し、日本付近で南へ蛇行した。このため、日なって、冬型の気圧配置が強かったことを示して本付近には大陸からの寒気が流れ込みやすい状態

いる。500hPa 高度（第 3.1.2 図(b)）を見ると、となり、850hPa 気温（第 3.1.2 図(c)）では西日

中央シベリアでリッジとなり、東シベリアではブ

本〜東日本で−2℃を下回る低温偏差が見られた。

ロッキング高気圧が発達した一方、日本付近ではまた、500hPa 高度偏差は大西洋からユーラシア

トラフが深まった。200hPa 東西風速（第 3.1.2 図

大陸北部を経て日本付近へ連なる波列パターンを(d)）を見ると、亜熱帯ジェット気流は中国で北へ呈しており（第 3.1.3 図(a)）、ヨーロッパ北部で

53

(a)

(b)

(c)

(d)

第 3.1.3 図 （a）2014 年 12 月の 500hPa 高度偏差（30m間隔）、（b）EU パターン指数に回帰させた 500hPa 高度
偏差（実線）と相関係数（陰影）（統計期間は 1958〜2012年）、（c）2014 年 12 月の高周波擾乱（2〜8 日周期の変動）による渦度フラックス収束発散に伴う 500hPa 高度
変化率の偏差（陰影）及び高度偏差（実線、30m 間隔）、
（d）2014 年 10 月〜12 月の日別 EU パターン指数の推移(m/day)

負偏差、シベリアで正偏差、東アジアで負偏差と及びそのフラックスの平年偏差を示す。これは、なる分布は正のユーラシア（EU）パターンとして

温位 280K 等温位面（温位 280K は、北半球冬季の知られる循環偏差（第 3.1.3 図(b)）と類似してい

850hPa 気圧面における温位を帯状平均したときる。2014 年 12 月の日別の EU パターン指数を見るの 45 oN 付近の温位に相当）より下の大気を寒気とと、ほぼ月を通して正の値が持続し（第 3.1.3 図

みなし、その質量を hPa 単位で表したものである。

(d)）、月平均では＋1.1 となって 1958 年以降では

中国北東部から日本にかけて正偏差（平年より寒9 番目の大きな正の値だった。500hPa 高周波擾乱

気質量が大きい）が広がっている。フラックスはによる渦度フラックス収束発散に伴う高度変化率

北西流偏差で、正の EU パターンの循環場に対応しを見ると（第 3.1.3 図(c)）、このような偏差分布て、大陸から流れ込む寒気の量が多かったことをを維持した要因の一つとして、北大西洋やシベリ示している。

アのリッジには総観規模擾乱によるフィードバッ
ク効果も寄与していたとみられる。

3.1.2

2014 年 12 月の熱帯の状況

日本付近の寒気の強さを見るため、第 3.1.4 図2014 年夏に発生したエルニーニョ現象は冬もに Iwasaki et al. (2014)で提案された寒気質量続いていたが、エルニーニョ監視海域の海面水温54

は 5 か月移動平均でエルニーニョ現象発生の基準

らの状況から、2014 年 12 月の熱帯では、エルニをやや上回る程度で経過しており、太平洋赤道域

ーニョ現象発生時に典型的な対流活動の分布とはの海面水温は中・東部だけでなく西部も含む広い

異なり、インド洋中部〜太平洋西部で対流活発、範囲で高温偏差となっていた（第 3.1.5 図(a)）。

上層発散偏差となっていた（第 3.1.5 図(b)）。

また、季節内振動に伴う対流活発位相が 11 月後半

対流圏上層では、この対流活動偏差分布に対応から 12 月上旬にかけてと 12 月中旬から 1 月上旬

すると見られる明瞭な高気圧性循環偏差が中国南にかけて、いずれも大きな振幅をもってインド洋西部付近を中心に出現した（第 3.1.6 図(a)）。こ〜太平洋西部を東進した（第 3.1.5 図(c)）。これの循環偏差からの波束伝播に伴って日本付近では第 3.1.4 図 2014 年 12 月の寒気質量（陰影; 単位は hPa）とそのフラックス（矢印; 単位は hPa・m/s）の平年偏差
茶色の等値線は標高（500m 間隔）を表す。
東北大学岩崎教授提供のプログラムを
用いた。

(c)

(a)

(b)

第 3.1.5 図 2014 年 12 月の(a)海面水温偏差、(b)200hPa 速度ポテンシャル偏差と OLR 偏差、及び(c)2014 年 8 月〜2015 年 1 月の赤道域（5 oS〜5 oN）で平均した 200hPa 速度ポテンシャル偏差の時間経度断面(b)の等値線は 200hPa 速度ポテンシャル偏差（0.5×10 6 m2/s 間隔）、陰影は OLR 偏差、矢印は 200hPa 発散風偏差（単位: m/s）を示す。

55

(a)

(b)

第 3.1.6 図 （a）2014 年 12 月の 200hPa 流線関数偏差（実線）と OLR(陰影)及び波の活動度フラックス（矢印）、（b）2014 年 12 月の熱帯域の加熱偏差を与えた LBM による定常応答の 200hPa 流線関数偏差
左図の等値線間隔は太線 20×106m 2/s、細線 5 ×10 6m2/s 。LBM の基本場は 12 月平均の平年値で定義し、右図の定常応答からは帯状平均を除去している。

低気圧性循環偏差が形成され、前述のように亜熱とがわかる。

帯ジェット気流は中国付近で北に蛇行、日本付近

2014/15 年冬は、ベーリング海〜アラスカ付近

で南に蛇行し、日本に寒気が流れ込みやすい状況で増幅したロスビー波の砕波に伴ってブロッキンになったと考えられる。2014 年 12 月の熱帯域のグ高気圧が形成され、東シベリア付近へ西進する

加 熱 偏 差 分 布 を 与 え た 線 形 傾 圧 モ デ ル （ Linear

事例がたびたび現れており、これらの時期に対応

Baroclinic Model:LBM, Watanabe and Kimoto 2000）

して、北海道付近で低気圧が停滞する様子が見らによる実験においても、実況とよく符合した中国

れた（第 3.1.9 図）。1959〜2014 年の各年の 1 月

南西部の高気圧性循環偏差、日本付近の低気圧性について、北海道東海上の低気圧存在頻度に回帰

循環偏差の分布が定常応答として得られておりした 500hPa 高度偏差を調べたところ、低気圧の存（第 3.1.6 図(b)）、熱帯の対流活動との強い関連在頻度が多い年には、東シベリア付近で正偏差とを裏付けている。

なってブロッキング高気圧に類似した偏差分布が現れやすい傾向があることがわかった（第 3.1.10

3.1.3

北海道付近の低気圧活動図）。過去の統計に見られるこの傾向は、2014/15

2014/15 年冬のもう一つの特徴として、北海道

年冬の循環場の偏差と整合的である。

では低気圧の影響を受けやすく、東部で降水量が3.1.4 まとめ多かったことが挙げられる。2014 年 12 月から 2015
年 2 月の各月について Inatsu(2009)の手法で求め2014 年 12 月の全国的な低温には、熱帯季節内た低気圧存在頻度の偏差を見ると、北海道周辺で振動に伴うインド洋中部〜太平洋西部の活発な対はいずれの月も平年を上回る存在頻度だったこと

流活動への応答として日本付近に寒気が流れ込みがわかる（第 3.1.7 図）。また、JRA‑55 再解析にやすい循環となったことや、中高緯度で正の EU

基づく北海道〜その東海上における低い海面気圧パターンに類似した循環偏差が持続したことが関の延べ出現頻度では、980hPa を下回るような気圧連したと考えられる。北海道で冬を通して低気圧の 出 現 が こ こ 10 年 余 り で は 最 も 多 か っ た （ 第の影響を受けやすかったことには、東シベリア付

3.1.8 図(a)）こと、北海道内のアメダスで観測さ近で度々ブロッキング高気圧が形成され、低気圧

れた日最大風速において 12m/s 以上の強風を観測が停滞しやすかったことが関連していたとみられした延べ地点数が多かった（第 3.1.8 図(b)）ことる。

からも、低気圧の影響を受けやすい天候だったこ

56

(b)

(a)

(c)

第 3.1.7 図 (a)2014 年 12 月、(b)2015 年 1 月、及び(c)2015
年 2 月の低気圧存在頻度平年差
Inatsu（2009）、Inatsu and Amada（2013）に基づき、6
時間ごとの 850hPa 相対渦度をもとに 50×10 ‑6 s ‑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。北海道大学稲津准教授提供のプログラム
を用いた。

(a)

(b)
第 3.1.8 図 (a)冬の北海道〜東海上の領域における低い海面気圧の出現頻度、及び(b)北海
道内のアメダスによる 12m/s 以上の日最大風
速の延べ観測地点数
海面気圧は JRA‑55 再解析データに基づく。

57

(b)

(a)

(c)

第 3.1.9 図 (a)40 oN〜80 oN における 500hPa 高度偏差の最大値の時間経度断面図、及び(b)上から順に 2014 年 12 月
上旬、2015 年 1 月上旬、2 月上旬の海面気圧と(c)同じく 500hPa 高度(a)の緑枠矢印はブロッキング高気圧の西進を表す。(b)(c)の等値線は実況、陰影は偏差。

(b)

(a)

第 3.1.10 図 (a)北海道東海上の低気圧の存在頻度（1959〜2014 年の 1 月）に回帰した 500hPa 高度偏差と(b)2014/15
年冬の 500hPa 高度偏差
左図の灰色の陰影は 95%信頼度水準で統計的に有意な領域を示す。

58

参考文献
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 andgeometry of extratropical cyclones in the upper
troposphere by a neighbor enclosed area tracking
algorithm. J. Climate, 26, 8641‑8653.
Iwasaki, T., T. Shoji, Y. Kanno, M. Sawada, M. Ujiie
and K. Takaya, 2014: Isentropic analysis of polar
cold air mass streams in the northern hemisphericwinter, J. Atmos. Sci. , 71, 2230‑2243
Watanabe, M. and M. Kimoto, 2000: Atmospheric‑ocean
thermal coupling in North Atlantic: A positive
feedback, Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 126,
3343‑3369.

59

3.2

2015 年夏の日本の天候

は、日本の南から沖縄付近へ太平洋高気圧の張り

2015 年 6 月から 7 月上旬は梅雨前線が西日本南

出しが強かったことにより、記録的な高温となっ岸に停滞することが多く、九州南部では記録的にた（第 3.2.2 図）。6 月の月平均気温は平年差+1.8℃

降水量が多かった。また、梅雨前線の南側に位置と、6 月としては最も高くなった（統計開始は 1946

した沖縄・奄美では記録的な高温となった。7 月年）。月間日照時間はかなり多く、月降水量は少な

中旬から 8 月上旬にかけては太平洋高気圧が本州かった。旬平均気温は 6 月上旬は平年差+2.0℃、付近に張り出し北・東日本では高温･少雨となった

中旬は+2.4℃、下旬は+1.1℃、7 月上旬は+0.9℃

が、その後、8 月中旬からは一転して太平洋高気

で、それぞれの旬平均気温として第 2 位、第 1 位、圧が弱まり全国的に不順な天候となった。本節で第 2 位、第 3 位と顕著な高温が持続した（統計開は、上記 3 つの各期間における天候と循環場の特始は 1961 年）。沖縄地方の梅雨明けは 6 月 8 日ご

徴について報告する。

ろで、1951 年の統計開始以来最も早かった。

なお、2015 年夏平均の循環場には、亜熱帯ジェット気流が日本の西で平年の位置より南偏、太平洋高気圧の日本付近への張り出しが平年より弱いといったエルニーニョ現象時に現れやすい特徴が見られた（夏平均の循環場は第 2.3 節、第 2.4 節を参照）。このような循環場が背景にあり、西日本の夏平均の天候は、太平洋側を中心に降水量が多く、日照時間は少なくなり、冷夏となった（夏平均の天候は第 2.1 節を参照）。
3.2.1

6 月から 7 月上旬の九州南部の記録的多雨（１）天候の特徴
第 3.2.1 図に 2015 年 6 月 1 日～7 月 10 日平均の平均気温平年差、降水量平年比、日照時間平年比の分布を示す。この期間、梅雨前線が西日本南岸に停滞することが多く、その活動は活発だった。
このため西日本では 6 月の月平均気温は低く、西第 3.2.1 図 2015 年 6 月 1 日～7 月 10 日平均の平均気温平年差、降水量平年比、日照時間平年比

日本太平洋側では月間日照時間はかなり少なく月降水量は多かった。
特に前線の影響を受けやすかった九州南部では、
6 月の月降水量は平年比 227%となり、6 月としては最も降水量が多くなった（統計開始は 1946 年）。
日照時間も平年比 47％で過去 2 番目の少なさだった。また旬降水量は、6 月上旬は平年比 316%、中旬は 238%、下旬は 168%、7 月上旬は 249%と多雨が続き、6 月上旬、中旬はそれぞれの旬降水量として第 1 位、第 2 位の記録的な多雨となった（統計開始は 1961 年）。
一方、梅雨前線の南側に位置した沖縄・奄美で60平年より強い南西からの水蒸気輸送が梅雨前線の活動に寄与したと考えられる（第 3.2.4 図(d)）。
6 月後半には、500hPa 高度は本州付近で負偏差となり（第 3.2.5 図(a)）、偏西風は平年より南に位置した（第 3.2.5 図(b)）。これに対応して梅雨前線は北上せずに引き続き九州付近に停滞した。6月後半もフィリピンの北東海上の対流圏下層での高気圧性循環偏差の縁を回る形で南西方向からの水蒸気の流入があった（第 3.2.5 図(d)）。
熱帯域の対流活動偏差分布に対する大気循環の第 3.2.2 図 地域平均気温平年差の 5 日移動平均時系
列（2015 年 5 月～7 月）

応答を確認するため、線形傾圧モデル（LBM）を用
いて 2015 年 6 月平均の非断熱加熱偏差（第 3.2.6
図(a)）を与えた再現実験を行った。実況で解析さ（２）循環場の特徴

れた 850hPa における南シナ海からフィリピンの第 3.2.3 図に日本付近の経度帯（110˚E～150˚E）

北東海上の高気圧性循環偏差（第 3.2.6 図(d)）はにおける 925hPa 面の相当温位の時間・緯度断面図

LBM の応答でも確認された（第 3.2.6 図(c)）。こを示す。相当温位の南北勾配の極大を梅雨前線ののことから、梅雨前線の活動に影響をもたらした

おおよその位置とすると、梅雨前線は 2015 年 6

南からの暖湿流については、フィリピン付近の対月から 7 月上旬にかけては 30˚N 付近に位置し、平流活動の不活発を含む熱帯の対流活動分布による年で見られる前線の北上傾向は見られなかった。

寄与があった可能性がある。

この緯度帯に位置する九州南部では期間を通して梅雨前線の影響を受けて記録的な多雨となった。
梅雨前線がおおよそ平年の位置にあった 6 月前半と、平年より南に位置した 6 月後半の各期間における循環場を確認する。
6 月前半の偏西風は、500hPa 高度偏差の分布で見られる中国北部から北海道付近での負偏差と日本の南での正偏差に対応して（第 3.2.4 図(a)）、おおよそ平年の位置で平年より強かった（第3.2.4 図(b)）。対流圏上層ではヨーロッパ北部から日本付近にかけて準定常ロスビー波束の伝播が明瞭だった（第 3.2.4 図(c)）。この波束伝播は中国北部から北海道付近の低気圧性循環偏差、日本の南の高気圧循環偏差の形成の一因とみられ、ジェット気流の強化を通じて活発な前線活動に影響した可能性がある。また、南シナ海からフィリピ
ン北部付近では平年と比べて不活発な対流活動に対応した対流圏下層の高気圧性循環偏差が見られ、

61

第 3.2.3 図 110˚E～150˚E で平均した 925hPa 相当温位の時間・緯度断面図（2015 年 5 月 1 日～7 月 31 日、5日移動平均）
陰影は相当温位（K）を、黒実線は 2015 年の相当温位の南北勾配の極大を、白点線は平年の相当温位の南北勾配の極大を示す。

(a)

(b)

(c)

(d)

第 3.2.4 図 2015 年 6 月 1 日〜15 日平均の(a)500hPa 高度（等値線、間隔：60m）及び平年偏差（陰影）、(b)200hPa
東西風の平年値（等値線、間隔：10m/s）及び平年偏差（陰影）、(c)300hPa 波の活動度フラックス（矢印、単位：m2/s 2）及び 300hPa 流線関数平年偏差（等値線、間隔：2*106m2/s）、(d)925hPa 流線関数平年偏差（陰影）及び 925hPa
水蒸気フラックス平年偏差（矢印）(c)の大文字アルファベット H 及び L はそれぞれ高気圧性循環偏差、低気圧性循環偏差であることを示す。

62

(a)

(b)

(c)

(d)

第 3.2.5 図 2015 年 6 月 16 日～30 日平均の(a) 500hPa 高度（等値線、間隔：60m）及び平年偏差（陰影）、(b) 200hPa
東西風の平年値（等値線、間隔：10m/s）及び平年偏差（陰影）、(c) 300hPa 波の活動度フラックス（矢印、単位：m2/s 2）及び 300hPa 流線関数平年偏差（等値線、間隔：2*106m2/s）、(d)925hPa 流線関数平年偏差（陰影）及び 925hPa
水蒸気フラックス平年偏差（矢印）(c)の大文字アルファベット H 及び L はそれぞれ高気圧性循環偏差、低気圧性循環偏差であることを示す。

63

第 3.2.6 図 線形傾圧モデル（LBM）による熱帯域（30˚S- 30˚N）の非断熱加熱偏差に対する定常応答及び 2015 年
6 月の実況値
基本場は 6 月の平年値。(a)は LBM に与えた非断熱加熱偏差、(b)2015 年 6 月の OLR 平年偏差、(c)LBM における 850hPa
流線関数の定常応答、(d)2015 年 6 月の 850hPa 流線関数平年偏差。(c)は帯状平均を除去して表示。

3.2.2

7 月中旬～8 月上旬の北・東日本の高温・少雨（１）天候の特徴
第 3.2.7 図に地域平均気温の経過図を示す。7月上旬以降、日本の南東海上で次第に太平洋高気圧の勢力が強まり、7 月中旬から 8 月上旬にかけて本州付近に張り出した。北・東日本では 7 月中旬以降、西日本でも 7 月下旬以降は晴れて気温の高い日が多く、北・東日本を中心に高温・少雨となった（第 3.2.8 図）。梅雨明け後は 8 月上旬を中
第 3.2.7 図 地域平均気温平年差の 5 日移動平均時系
列（2015 年 7～9 月）

心に各地で日最高気温が 35℃以上の猛暑日となるなど厳しい暑さとなった。東日本の 7 月下旬、8月上旬の旬平均気温は 1961 年の統計開始以降で第 2 位の高温となった。

64

前述の下降流偏差に伴う負の渦度強制がみられ、太平洋高気圧の強化に寄与していたと考えられる。
この期間における高温の要因を確認するために、
第 3.2.14 図に 925hPa 面における水平風偏差による温度移流、第 3.2.15 図に 700hPa 面における鉛直流偏差による断熱加熱/冷却の分布を示す。北日
本では、南高北低型の気圧偏差に対応して（第3.2.11 図）、南西からの暖気が平年と比べて流入しやすかったことが高温に寄与したと考えられる。
また、等価順圧構造の高気圧性循環偏差となった
東日本では、晴れて日照が多かったことに加え、下降流偏差に伴う昇温効果が高温に寄与したと考えられる。
第 3.2.16 図に 130˚E～150˚E を対象とした
850hPa 相対渦度平年偏差の時間・緯度断面図を示
第 3.2.8 図 2015 年 7 月 11 日～8 月 10 日平均の平均
気温平年差、降水量平年比、日照時間平年比す。この期間中、台風通過のタイミングでフィリ
ピンの東海上や日本の南海上の 20˚N 付近で対流活動が活発となるのに伴い、日本の南東海上の太（２）循環場の特徴

平洋高気圧が強まる時期が度々あった。第 3.2.17

第 3.2.9 図(a)に 7 月 11 日～8 月 10 日平均の図に 7 月中旬の 850hPa 流線関数平年偏差及び OLR

200hPa 流線関数平年偏差及び波の活動度フラッ

平年偏差を示す。この時期、台風第 11 号、第 12クスを示す。対流圏上層では北大西洋からユーラ号、熱帯低気圧の影響で南シナ海から日本の南海

シア大陸にかけて亜熱帯ジェット気流に沿って波上にかけての 20˚N 帯付近で対流活動が活発とな列パターンが分布した。この波列パターンは準定ったことに伴い、日本の南東海上の高気圧性循環

常ロスビー波束の伝播に伴うものと考えられ、日偏差が明瞭となった。これは、Pacific-Japan (PJ)

本付近では高気圧性循環偏差となった。第 3.2.10

パターンとよばれる夏季の日本付近に高温をもた

図に 200hPa 高度平年偏差の時間・経度断面図を示

らす偏差のパターン（Nitta 1987）に対応していす。7 月中旬から下旬にかけては東西方向の高度る。

偏差パターンが明瞭で、日本付近の経度帯では高気圧性循環偏差となった。対流圏下層では、本州付近で高気圧性循環偏差となり（第 3.2.9 図(b)）、
東日本を中心に等価順圧構造となった。海面気圧は本州付近で正偏差となり、太平洋高気圧の本州への張り出しは平年と比べて強かった（第 3.2.11図）。
対馬海峡付近から関東の東海上にかけては、対流圏上層で収束偏差、対流圏中層で下降流偏差となった（第 3.2.12 図）。第 3.2.13 図に 850hPa における渦度収支解析の結果を示す。本州付近では

65

(a)200hPa

第 3.2.11 図 2015 年 7 月 11 日〜8 月 10 日平均の海面気圧（等値線、間隔：4hPa）及び平年偏差（陰影）大文字アルファベット H は高気圧性偏差であることを示す(b)850hPa

第 3.2.9 図 2015 年 7 月 11 日〜8 月 10 日平均の(a)200hPa 及び(b)850hPa における流線関数平年偏差（等値線、間隔：(a)3*106m 2/s、(b)1.5*10 6m 2/s）及び波の活動度フラックス（矢印、単位：m 2/s2）(a)、(b)の陰影はいずれも OLR 平年偏差を示す。大文字アルファベット H 及び L はそれぞれ高気圧性循環偏差、低気圧性循環偏差であることを示す。

第 3.2.12 図 2015 年 7 月 11 日〜8 月 10 日平均の500hPa 鉛直流平年偏差（陰影）、200hPa 発散風平年偏差（矢印）

第 3.2.10 図 35˚N〜50˚N で平均した 200hPa 高度平年
偏差の時間・経度断面図（2015 年 7 月 1 日〜8 月 10 日、7 日移動平均）

第 3.2.13 図 2015 年 7 月 11 日〜8 月 10 日平均の850hPa 渦度収支解析における収束・発散に伴う相対渦度の時間変化（陰影）及び 850hPa 相対渦度平年偏差（等値線、間隔：4×10‑6/s）
大文字アルファベットは高気圧性循環偏差であること
を示す。

66

第 3.2.14 図 2015 年 7 月 11 日〜8 月 10 日平均の925hPa 水平風平年偏差による気温平年値の移流（陰影）及び 925hPa 水平風平年偏差（矢印、単位：m/s）
第 3.2.16 図 130˚E〜150˚E で平均した 850hPa 相対渦度平年偏差の時間・緯度断面図（2015 年 6 月 16 日〜8
月 15 日、5 日移動平均）
大文字アルファベット H は高気圧性循環偏差であることを示す。また大文字アルファベット T と続く数字は台風番号を示し、矢印はその台風が存在したおおよその緯度帯を示す。

第 3.2.15 図 2015 年 7 月 11 日〜8 月 10 日平均の700hPa 鉛直流平年偏差に伴う断熱加熱/冷却（陰影）第 3.2.17 図 2015 年 7 月 11 日〜7 月 20 日平均の850hPa 流線関数平年偏差（等値線、間隔：2.5×10 6m2/s）、
OLR 平年偏差（陰影）、及び 850hPa 波の活動度フラック
ス（矢印）

67

3.2.3

第 3.2.1 表 2015 年 8 月 11 日～9 月 11 日の降水量平
年比、日照時間平年比

8 月中旬～9 月上旬頃の西日本～東北の不順な天候について

降水量

日照時間

平年比

平年比

（％）

（％）

日本海側

100

79

太平洋側

128

68

日本海側

138

51

太平洋側

245

59

日本海側

185

69

太平洋側

209

71

126

83

（１）天候の特徴
2015 年 8 月中旬から 9 月上旬頃にかけては、西
日本から東北の広い範囲で平年より降水量が多く、

北日本

日照時間が少ない状態となった（第 3.2.18 図）。8
月 11 日から 9 月 11 日までの 32 日間の降水量は、
東日本と西日本の太平洋側で平年の同期間の降水東日本

量の 2 倍を超えたほか、日本海側でも多くなった（第 3.2.1 表）。この平年より多い降水量は、期間

西日本

を通じて前線や低気圧の影響を受けやすかったこ

沖縄・奄美とに加えて、台風第 15 号、第 17 号、第 18 号が日本に影響したことによってもたらされた。台風第（２）循環場の特徴

18 号から変わった温帯低気圧と台風第 17 号の影2015 年 8 月中旬から 9 月上旬頃にかけては、対響で湿った空気が流れ込んだ関東地方や東北地方

流活動は平年と比べて、日付変更線付近の赤道域

では、記録的な大雨となった（平成 27 年 9 月関東・から太平洋中・東部の北半球側で活発、海洋大陸

東北豪雨）。また、同じ期間の日照時間は、東日本付近や フィ リピ ン東海 上 では不 活発 とな り（第日本海側で平年の 51%、東日本太平洋側で 59%とな

3.2.19 図(a)）、これに対応して、対流圏上層ではるなど、全国的に少なくなった。

太平洋中・東部で発散偏差、海洋大陸付近では収束偏差となった（第 3.2.19 図(b)）。対流圏上層では、太平洋西・中部で高気圧性循環偏差、アフリ
カ～インド洋で低気圧性循環偏差がそれぞれ南北
両半球に対をなしてみられた。チベット高気圧の勢力は平年と比べて弱く、中国～日本付近は低気
圧性循環偏差となった（第 3.2.19 図(c)）。対流圏
下層では、太平洋で南北両半球に対をなす低気圧
性循環偏差、南シナ海～フィリピン付近では高気
圧性循環偏差となった。日本付近は低気圧循環偏差だった（第 3.2.19 図(d)）。期間を通して、赤道季節内振動は不明瞭だった（図略）。また、アジア
モンスーン活動は全般に弱かった（第 2.7 節を参第 3.2.18 図 2015 年 8 月 11 日～9 月 11 日の降水量平
年比、日照時間平年比照）。
この期間の熱帯域の対流活動の分布は、エルニーニョ現象発生時に統計的に見られるパターンと概ね一致していた。熱帯域の対流活動偏差分布に対する大気循環の応答を確認するため、LBM を用
いて再現実験を行った。第 3.2.20 図(a)は、2015
年 8 月 11 日～9 月 11 日平均の非断熱加熱偏差である。太平洋熱帯域とインド洋熱帯域の西部から68

中部で正の加熱偏差、海洋大陸周辺で負の加熱偏寒帯前線ジェット気流に沿った準定常ロスビー波

差となっており、それぞれ、対流活動が平年と比束の伝播は明瞭で（第 3.2.24 図（b））、これが偏べて活発な領域、不活発な領域と対応している。

西風の蛇行に影響し、日本の西で気圧の谷となっ

LBM による 200hPa 速度ポテンシャルの応答を第た一因と考えられる。また、北大西洋からユーラ

3.2.20 図(b)に示す。インド洋から太平洋にかけ

シア大陸にかけては、高（低）気圧偏差が位置すての大規模な上層発散・収束の偏差パターンは、る場所と高周波擾乱による渦度フラックスの収束

実況で解析された分布（第 3.2.19 図(b)）と整合発散に伴う 500hPa 高度の変化率の平年偏差の正している。

（負）がおおよそ対応しており（第 3.2.24 図(c)）、同様に、200hPa 流線関数、850hPa 流線関数にお波列パターンの振幅強化には移動性擾乱からのフける LBM の応答を第 3.2.20 図 (c)、(d)に示す。

ィードバックの寄与があったと推測される。

対流圏上層では、太平洋西・中部の高気圧性循環

太平洋高気圧は日本の南海上では勢力が強く、偏差、アフリカ～インド洋の低気圧性循環偏差、

またフィリピン周辺で対流活動が不活発だったこ

チベット高気圧が平年と比べて弱い（低気圧性循とに対応して本州付近への張り出しは平年より弱環偏差）状況が実況（図 3.2.19(c)）と同様に再かった（第 3.2.24 図(d)）。日本の南海上では対流現されている。実況で見られた日本付近の低気圧

圏下層で高気圧性循環偏差となり、本州付近では、性循環偏差は再現されていないが、熱帯域を中心

平年と比べて南西からの暖かく湿った気流が入りとした広範囲の分布は LBM の応答で再現されていやすく、本州南岸付近を中心に水蒸気が収束しやるといえる。対流圏下層では、実況で見られた太すかった（第 3.2.25 図）。

平洋の低気圧性循環偏差（図 3.2.19(d)）が再現

これらの大気の流れの特徴に伴って、本州付近されており、また実況に比べるとそのシグナルはに前線が停滞して低気圧がたびたび発生し、西日弱いが南シナ海付近の高気圧性循環偏差も再現さ本や東日本では曇りや雨の日が多くなった。秋雨

れている。

前線は、前述した亜熱帯ジェット気流の南偏に対これらの結果から、この期間に解析された大気応し、8 月中旬頃から 35˚N～40˚N 付近に停滞する

循環場の特徴の形成には、熱帯の対流活動の偏差ことが多かった（第 3.2.26 図）。

分布が寄与していたと考えられる。

8 月下旬には、台風第 15 号が先島諸島付近を通8 月中旬から 9 月上旬頃は期間を通してユーラ過した後、九州に上陸し、沖縄・奄美から東日本

シア大 陸か ら日 本付近 に かけて の 上 空の 偏西風にかけての広い範囲で大雨になった。また、オホ（亜熱帯ジェット気流）は平年の位置よりも南にーツク海高気圧が明瞭となり、北日本から東日本

偏って流れた（第 3.2.21 図、第 3.2.22 図）。過去

では、オホーツク海高気圧からの冷涼な北東風のの統計関係ではこの時期にアジアモンスーンが不影響で低温、寡照となった（第 3.2.27 図）。

活発な場合には東アジア周辺で亜熱帯ジェット気

さらに、9 月上旬後半頃は、日本付近で偏西風流が平年の位置より南偏・蛇行する傾向が見られの蛇行が大きく、西日本で気圧の谷が深まった一る（第 3.2.23 図）。このことから、ユーラシア大方、日本の東海上で気圧の尾根となった結果、本陸から日本付近の偏西風の南偏には、アジアモン州付近の上空で南寄りの風が卓越し、気圧の谷やスーンの不活発な状態が関連した可能性がある。

尾根の西から東への動きが遅い状態となっていた

この期間の 500hPa 高度（第 3.2.24 図（a））は、（第 3.2.28 図）。このため、台風第 18 号は本州の北大西洋付近からユーラシア大陸にかけての波列

南海上から日本海にかけて北上し、日本海で温帯パターンが明瞭で、スカンジナビア半島、東シベ

低気圧に変わった後は動きが遅くなったと考えら

リア南部で正偏差、ロシア西部で負偏差となり、れる。日本の東海上を台風第 17 号が通過した影響

寒帯前線ジェット気流は蛇行した。北大西洋からも加わって、関東地方から東北地方では湿った空69

気が長時間にわたって流れ込んだため、記録的な（３）まとめ大雨となった（平成 27 年 9 月関東・東北豪雨）。

以上で述べた不順な天候の要因の概念図を第3.2.29 図に示す。8 月中旬～9 月上旬頃の西日本～東北の不順な天候は、本州付近に前線が停滞し低気圧の影響を受けやすかったこと、台風第 15号、第 17 号、第 18 号が日本に影響したことによってもたらされた。本州付近に前線が停滞した要因としては、上層の偏西風がアジアの広い範囲で平年より南に偏り、加えて日本の西で南に蛇行したことが関連していたと考えられる。この偏西風の南偏、蛇行の要因としては、エルニーニョ現象の影響でアジアモンスーンに伴う対流活動が不活発だったことなどが関連していると考えられる。

(a)

(b)

(c)

(d)

第 3.2.19 図 2015 年 8 月 11 日～9 月 11 日で平均した(a)外向き長波放射量（OLR、等値線、間隔：20W/s 2）、(b)200hPa
速度ポテンシャル平年偏差（等値線、間隔：0.5*10 6m 2/s）及び発散風平年偏差（矢印、単位：m/s）、(c)200hPa 流
線関数平年偏差（等値線、間隔は 3×10 6m 2/s）、及び(d)850hPa 流線関数平年偏差（等値線、間隔は 1.5×10 6m 2/s）(a)～(d)の陰影はいずれも OLR 平年偏差を示す。

70

第 3.2.20 図 線形傾圧モデル（LBM）による熱帯域（30˚S‑30˚N）の非断熱加熱偏差に対する定常応答
基本場は 8 月の平年値。(a)は LBM に与えた非断熱加熱偏差（2015 年 8 月 11 日〜9 月 11 日平均）。(b)〜(d)は定常応答を表し、(b)200hPa 速度ポテンシャル偏差、(c)200hPa 流線関数、(d)850hPa 流線関数。(c)、(d)は帯状平均を除去して表示。

71

第 3.2.23 図 SAMOI-A に回帰した 200hPa 東西風（8 月）
統計期間は 1979～2014 年。暖色系（寒色系）の等値線
は、アジアモンスーンが不活発なときに西風が強い（弱い）傾向があることを示す。単位は m/s。信頼度水準
95%で有意な領域に灰色の陰影を施している。赤の太い
破線は平年の亜熱帯ジェット気流の位置を表している。SAMOI-A の詳細については第 1.4.3 項を参照。
第 3.2.21 図 2015 年 8 月 11 日～9 月 11 日平均の200hPa 東西風の平年値（等値線、間隔：10m/s）及び平年偏差（陰影）第 3.2.22 図 2015 年 7 月～9 月上旬の（上）SAMOI-Aの変動と（下）120˚E～160˚E で平均した 200hPa 東西風の 5 日移動平均（陰影）及び平年値（黒線：等値線、
間隔：10m/s）の時間・緯度断面図
上図の細い緑線は日平均値を、太い緑線は 7 日平均値を示す。SAMOI-A の詳細については第 1.4.3 項を参照。

72

(a)

(b)

(c)

(d)

第 3.2.24 図 8 月 11 日～9 月 11 日で平均した(a)500hPa 高度（等値線、間隔：60m）及び平年偏差（陰影）、(b)300hPa
波の活動度フラックス（矢印、単位：m 2/s 2）及び 300hPa 流線関数平年偏差（等値線、間隔：2×10 6m 2/s）、(c)高周波擾乱による渦度フラックスの収束発散に伴う 500hPa 高度変化率の平年偏差(陰影)及び 500hPa 高度平年偏差（等値線、間隔：40m）、(d)海面気圧（等値線、間隔：4hPa）及び平年偏差（陰影）(c)の高周波擾乱成分は 2～8 日のバンドパスフィルターをかけて求めた。

73

第 3.2.25 図 8 月 11 日～9 月 11 日で平均した 925hPa
水蒸気フラックス平年偏差（矢印）及び 925hPa 水蒸気
フラックス収束発散の平年偏差（陰影）第 3.2.27 図 2015 年 8 月下旬の日本付近における海面
気圧（等値線、間隔：4hPa）及び平年偏差（陰影）第 3.2.26 図 110˚E～150˚E で平均した 925hPa 相当温位の南北勾配の時間・緯度断面図（2015 年 6 月 1 日～9 月
10 日、5 日移動平均）陰影は相当温位の南北勾配を、黒点線は相当温位の南北勾配の極大を示す。

第 3.2.28 図 2015 年 9 月 5 日～9 日平均の 300hPa 風速（陰影）及び風ベクトル（矢印、単位：m/s）

74

第 3.2.29 図2015 年 8 月中旬から 9 月上旬頃の大気の流れの特徴

参考文献
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.
Watanabe, M. and M. Kimoto, 2000: Atmospheric-ocean
thermal coupling in North Atlantic: A positive
feedback, Quart. J. Roy. Meteor. Soc. , 126,3343-3369.

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