３．特定事例の解析

ラニーニャ現象について、発生前年から発生翌年

3.1

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

海面水温の基準値との差の月々の値の変化で示す。

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

海面水温が平年に比べて低くなり、その状態が半

翌年を Year+1 とし、2010 年夏に発生した 2010/11

年から２年程度続く現象で、数年に一度発生する。

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

くなる現象がエルニーニョ現象で、半年から一年

2010/11 ラニーニャ現象は、2010 年春にエルニ

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

地の天候に影響を及ぼす。

現象が発生する例はまれではなく、過去 14 回のラ

この節では、2010 年夏（６～８月）から 2011

ニーニャ現象のうち６回はエルニーニョ現象終息

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

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

平均的な開始時期である。
エルニーニョ監視海域の海面水温の基準値とのる。

差は、2010 年４月の+0.6℃から急速に減少し、６3.1.1

月には負に転じて−0.7℃になり、その後も秋にか

2010/11 ラニーニャ現象

気象庁では、エルニーニョ監視海域（５˚S～５

けて下降した。海面水温の基準値との差は、最盛

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

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

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

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

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

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

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

エルニーニョ監視海域の海面水温の基準値とのよりやや短い。

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

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

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

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

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

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

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

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

偏差と海面水温(SST)平年偏差、及び太平洋の赤道

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

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

なるというラニーニャ現象時の特徴が現れた（第

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

44

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

ネシア付近で対流活発という東西のコントラスト

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

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

強化される様子が見られた（第 3.1.6 図）。

年の夏から冬にかけては+2.0 前後のかなり大き
OLR

太平洋赤道域の海洋表層においては、西部の正
SST

表層水温

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

45

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

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

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

そう明瞭になった（第 3.1.4 図の右３、４段目、図の左）。

第 3.1.5 図の右）。この期間、海面水温は、日付変

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

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

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

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

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

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

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

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

46

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

2011 年秋になると、インドネシア近傍を除くイ

する 2011 年春まで−1.5 前後の明瞭なラニーニャ

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

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

対流不活発となった（第 3.1.4 図の左７段目）。赤録だった。

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

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

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

象の終息する 2011 年春まで上昇傾向を示した。

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

における西部の正偏差と東部の負偏差というパタした。

ーンも強まり、ラニーニャ現象時に見られる特徴

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

3.1.5 図右）。

現象の終息した 2010 年春に正から負の値に転じ、

2010/11 ラニーニャ現象に伴う大気の監視指数

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

とおりである。

ニャ現象時の傾向（貿易風が平年より強い）を示

南方振動指数(SOI)（第 3.1.2 図）は、2009/10

す負の値が持続した。

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

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

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

傾向を示した。2010 年 12 月には 1979 年以降で最った。

も低い値（−3.4）を記録した。

OLR-DL（第 3.1.7 図の１段目）も、エルニーニ

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

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

47

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

3.1.9 図に示す（各海域の位置については第 3.1.1

まとめると、発生期間は平均よりやや短い４季節

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

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

大気の監視指数に関しては、南方振動指数が 1973

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

象の傾向を強く示す値が見られた。

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

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

48

3.1.2大気循環の特徴

年までの期間に発生したラニーニャ現象を対象と

ここでは、2010/11 ラニーニャ現象が発生した

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

活動と大気循環及び北半球中・高緯度の大気循環

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

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

比較する。具体的には、季節（３か月）平均した

2007

平年偏差図と対応する過去のラニーニャ現象発生

冬：1984/1985, 1988/1989, 1995/1996,

時の平年偏差合成図を比較し、特徴を記述する。

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

記述にあたっては、t 検定の結果、信頼度水準 95％

2007/2008

で統計的に有意な特徴を中心にまとめた。

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

なお、統計に用いた事例は、1979 年から 2009

2008

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

49

（１）熱帯の対流活動た。また、南太平洋収束帯に対応した対流活発域

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

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

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

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

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

ーニャ現象発生時の合成図を第 3.1.12 図に示す。

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

西部太平洋赤道域の不活発域がやや西側に広がっ

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

50

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

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

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

瞭だった。

現象時の合成図を、第 3.1.16 図に示す。

上記のような循環偏差は、インド洋から太平洋

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

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

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

51

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

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

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

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

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

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

52

U200-CP

U200-IN

U850-CP

U850-WP

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

第 3.1.15 図

冬にラニーニャ現象が発生していた年の南方振動指数（SOI）の推移

53

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

3.1.3

天候の特徴

られる対流活動域がこの領域を覆ったことから

ここでは、ラニーニャ現象が発生していた 2010

（第 3.1.10 図）、この地域の多雨も、ラニーニャ

年夏から 2011 年春にかけての世界の天候の特徴

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

リア東方の高温が、ラニーニャ現象時における統計的な特徴と一致していた。

（１）2010 年夏（2010 年６～８月）

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

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

る統計的な特徴と一致する。

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

ベネズエラ北部周辺等で多雨となったが、ロシア

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

ナダ東部及びその周辺の高温、米国中西部・西部、

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

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

温・少雨、②メラネシア南部の高温が対応しておれる（第 3.1.21 図）。

り、今回のラニーニャ現象が影響していた可能性

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

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

部の 12 月の多雨、南アフリカの１月の多雨、南米

この夏の日本は記録的な高温となったが、ラニ

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

計的な特徴と一致している。

2011）。

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

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

中東周辺、アフリカ南東部、グリーンランド南部

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

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

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

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

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

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

55

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

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

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

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

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

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

56

3.2

2011 年夏季の熱帯季節内変動と日本の天候へ

MJO が卓越する 30～65 日周期成分のパワースペクトの影響

ル（青破線）は小さかった。第 3.2.3 図は５～８月

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

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

環や天候との関連についてまとめる。

～2010 年の 30 年間の平均の分布を示す。30 年平均

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

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

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

50％程度を占め、平年に比べて卓越したことが分か（１）太平洋西部

る。一方、この領域における 2011 年（同図右下）の

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

ばれる 30～60 日程度の周期で赤道域を東に進む季が小さかった。

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

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

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

4
3
2

0

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

1

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

57

30～65 日

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

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

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

時期の対流圏上部のミッド・パシフィック・トラ

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

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

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

が、この点についてはさらなる調査が必要である。

一方、日付変更線付近から南シナ海付近にかけて

58

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

Kiladis（1999）の報告によれば、これは赤道ケル

む季節内変動が明瞭だった。第 3.2.7 図は、2011

ビン波に対応するものとみられる。

年夏季における赤道域の 200hPa 速度ポテンシャ

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

ると、赤矢印で示したように発散偏差域（青色）

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

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

A

B

C

D

E

F

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

（a）
A
B
C
D

E

（b）

F

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

59

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

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

旬は東日本で再び１位だった。

（a）

850hPa （b）

130°E

（c）

200hPa （d）

850hPa

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

60

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

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

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

旬から７月中旬にかけての顕著な高温をもたらし

日本付近の太平洋高気圧が強まるという相関関係

たと考えられる。

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

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

2011 年の梅雨入りは、沖縄地方から関東甲信地

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

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

沖縄地方と中国地方から東北地方にかけてはかな

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

も一致する。

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

平洋高気圧の位置の目安として 850hPa 流線関数

流線関数偏差と OLR 偏差の分布である。フィリピ

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

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

た鉛直断面図（第 3.2.9 図（b））を見ると、本州

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

奄美地方の梅雨明けと北陸・東北地方の梅雨入り、

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

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

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

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

地方名

本州付近の高気圧がさらに強まった。このような

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

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

61

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

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

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

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

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

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

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

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

3.3

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

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

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

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

た。本節では、多雨の状況と関連する大気循環の（第 3.3.2 図）。

特徴、熱帯域の海面水温との関係を述べる。

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

3.3.1

天候の特徴

特にチャオプラヤ川が氾濫したタイでは、長期間

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

雨季に入り、10 月に次第に明ける（松本 2002）

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

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

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

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

本貿易振興機構 2）。

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

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

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

降水量
(mm)

降水量
(mm)
500

350
300

（a）タイ チェンマイ（c）ラオス ビエンチャン
400

250
300

メコン川

200
150

200

100

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10 11

500

100
メコン川

0

チャオプラヤ川

50

降水量
降水量平年値
（b）タイ
バンコク

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10 11

300
250

400

× × ×

0

（d）カンボジア
プノンペン
降水量
降水量平年値

200

300

150
200

100

100

50

0

× ×

0
1

2

3

4

5

6

7

8

9

1

10 11

2

3

4

6

7

8

2011年

2011年
降水量

5

降水量平年値

降水量

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

63

降水量平年値

9

10 11

実況

6月

7月

8月

9月

平年

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

平年偏差

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

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

64

６月

７月

８月

９月

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

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

較すると、全般にこれらの統計的な特徴と一致し

3.3.2

環や対流活動が全般に平年より強かった（第 2.7

ない。

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

3.3.3

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

般に期間を通じて平年より多く、チャオプラヤ川

インドシナ半島の降水量（Xie and Arkin 1997）

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

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

水量が多い場合、海面水温は平年より低い）、太平

布と異なっていた。

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

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

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

3

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

65

3.4

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

天候の特徴

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

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

第 3.4.3 図

第 3.4.1 図（％）

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

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

1

66

http://drought.unl.edu/

3.4.2

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

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

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

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

中部から東部太平洋熱帯域の海面水温は平年より

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

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

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

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

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

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

67

ψ200

ψ200

ψ850

ψ850

OLR

OLR

SST

SST

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

（２）2011 年夏

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

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

帯域からメキシコ湾、米国の東海上にかけての領

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

高気圧に覆われ、下降流偏差で、下層は発散偏差

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

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

68

の西海上にかけて平年より低く（ラニーニャ現象

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

and Hodson (2005, 2007)は、夏の北大西洋熱帯域

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

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

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

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

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

発な対流活動に関連した可能性がある（Ting andWang 1997）。

3.4.3

まとめ

Kushnir et al. (2010)は、暖候期に北大西洋熱

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

くとともに、2011 年夏は記録的な高温となった。

温に対応して活発化した北大西洋熱帯域の対流活

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

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

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

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

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