気候系監視年報 2015

平成 28 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
象の影響を受けやすい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。
本報告では、2015 年の気候系の特徴をまとめるとともに、12 月に全国的な低温となった 2014/2015 年冬の日本の天候、変化の激しかった 2015 年夏の日本の天候に関する解析結果をトピックスとして掲載しています。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

気候情報課長

林 久美

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

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

3

1 . 4

大 気 循 環· · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · ·

4

1.5

海 況

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

6

1.6

海 氷 ・ 積 雪

2 .

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

2 0 1 5 年 の 気 候 系 の 特 徴

6· · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · ·8

2.1

日 本 の 天 候······· ···· ·· ······· ···· ·· ······· ···· ·

8

2.2

世界の天候

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

14

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···························

40

2.7

夏 季 ア ジ ア モ ン ス ー ン の 特 徴··························

45

2.8

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

48

2.9

北 半 球 の 積 雪 域

3.

·······························

23····························

28·············································

37

トピックス

····································

50············································

52

3.1

2014/2015 年冬の日本の天候について·····················

52

3.2

2015 年夏の日本の天候································

60

1. 解説

均気温偏差の経年変化図等を掲載し、その特徴を

1.1 気候系監視年報について記述する。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

地球 温 暖化 の 進 行 に伴 い 異常 気 象の 頻 発が懸区分、平年値と階級区分について解説する。

念される中、異常気象の要因や今後の推移に関する社会的な関心が高まっている。こうした情勢に1.2.1

対応すべく、気象庁は 2007 年 6 月に異常気象分析

日本の年平均気温偏差検討会を設置し、社会的な影響が大きい異常気象

第 2.1 節に、1898 年以降の日本の年平均気温偏が発生した場合は、大学や研究機関の専門家の協差の経年変化図（第 2.1.1 図）を掲載する。偏差力を得て、最新の科学的知見に基づく分析を行い、の基準は、1981～2010 年の 30 年平均値である。

その発生要因等に関する見解を迅速に発表してい各年の値は、都市化による影響が小さいと考えらる。

れる 15 の気象観測地点（網走、根室、寿都、山形、「気候系監視年報」は、年間の気候系 1の特徴の石巻、伏木、飯田、銚子、境、浜田、彦根、宮崎、

ほか、日本や世界の異常気象・天候の解析結果を多度津、名瀬、石垣島）における気温の観測値をまとめた気候系に関する総合的な監視情報である。

用いて算出している。まず上記の各地点で、観測

また、異常気象分析検討会の協力を得て、特定事された月平均気温から 1971～2000 年の 30 年平均例に関する分析結果をまとめている。さらに、ア値を差し引いて月平均気温の偏差を求め、これをジア太平洋地域をはじめとした海外の気象機関と年平均して年平均偏差を求める。そして 15 地点のの気候系に関する監視・解析情報の交換のため、年平均偏差を平均することで日本の年平均気温偏

英語版も公開 2している。

差（1971～2000 年基準）を求める。最後に、この今回の報告では、トピックスとして、2014/2015

偏差における 1981～2010 年の 30 年平均が 0 とな

年冬、2015 年夏の日本の天候を取り上げ、その解るように補正した値を、日本の年平均気温の偏差

析結果をまとめた。

（1981～2010 年基準）とする。なお、宮崎は 2000

なお、気象庁ホームページには、月々の気候系

年 5 月、飯田は 2002 年 5 月に観測場所を移転したの特徴の要点を速報としてまとめた「気候系監視ため、移転による観測データへの影響を評価し、速報」3を掲載するとともに、より詳細な気候情報

その影響を補正した上で利用している（大野ほかを提供しているので、併せてご利用いただきたい。

2011）。

以下に、本年報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する。第 3 章の特定事例の解析のみに掲載した要素や図表については、必要に応じて本文中に解説を記述する。
1.2 日本の天候（主な関連項目：第 2.1 節）
日本の天候については、季節や年の気温・降水量・日照時間の平年差（比）分布図、日本の年平

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://ds.data.jma.go.jp/tcc/tcc/products/
clisys/arcs.html
3
http://www.data.jma.go.jp/gmd/cpd/diag/sokuho/1

第1.2.1図地域区分と日本の観測地点配置図●は地域平均の算出に用いる地点、○は地域平均の算出に用いない地点

1.2.2 日本の天候の地域区分

1.2.3 日本の天候の平年値と階級区分値

第 2.1 節では、各季節や年間の日本の天候の特

日本の天候の平年差（比）に使用している平年徴をまとめる。天候の特徴は日本を大きく 4 つの値の期間は 1981～2010 年の 30 年間である。階級

地域（北日本、東日本、西日本、沖縄・奄美）には、低い（少ない）、平年並、高い（多い）の 3

分けてまとめる。また、必要に応じてそれぞれのつの階級に分けられており、階級を決める際のし地域を太平洋側と日本海側に分けて（沖縄・奄美

きい値は平年値作成期間における各階級の出現頻を除く）記述する。平均気温平年差、降水量平年度が等しくなるように決めている。また、この期

比、日照時間平年比の分布図（第 2.1.3 図など）

間に出現した上位（下位）10%を分けるしきい値をや階級一覧表（第 2.1.1 表）は、全国 154 の気象

上（下）回った場合は、かなり高い（かなり低い）

官署及び特別地域気象観測所の観測値に基づいて

あるいはかなり多い（かなり少ない）と表現し、作成した。各気象官署及び特別地域気象観測所を一覧表には階級の横に＊を付加した。なお、統計合わせた観測地点配置図と地域区分は第 1.2.1 図

方法に関する詳細については、「気象観測統計指のとおりである。

針」 4を参照のこと。
4

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

2

第1.3.1図世界の主な地域区分と地域名

1.3 世界の天候（主な関連項目：第 2.2 節）～2000 年の 30 年平均値を基準とした偏差を求め、世界の 天候 につ いて は、 気温・ 降水 量平 年差

緯度 5 度×経度 5 度格子ごとに平均した偏差を計（比）分布図、世界の年平均気温偏差の経年変化算する。これに緯度による面積の違いを考慮した図等を掲載し、その特徴を記述する。以下に、年重みを与えて、世界全体で平均する。この世界平

平均気温偏差の計算方法、監視に用いているデー

均について、1981～2010 年の 30 年平均が 0 とな

タや平年値、分布図の作成方法について解説する。

るように補正し、世界の月平均気温の偏差（1981

本年報で用いる主な世界の地域区分と地域名を第～2010 年基準値からの差）を求める。この偏差を1.3.1 図に示す。

年で平均することにより、世界の年平均気温偏差を求めた。各年の値には、格子ごとの観測データ

1.3.1

世界の年平均気温偏差の密度の違いに由来する誤差を評価した 90%信頼

第 2.2 節に、1891 年以降の世界の年平均気温偏区間を表示する（石原 2007）。

差の経年変化図（第 2.2.1 図）及び、年平均気温
偏差の分布図（第 2.2.2 図）を掲載する。偏差の1.3.2 世界の天候に用いるデータと平年値

基準は、1981～2010 年の 30 年平均値である。各

世界の天候の分布図の作成には、CLIMAT 報のデ年の値は、陸域における地表付近の気温と海面水ータを用いた。月平均気温や月降水量の平年値算

温のデータから算出している（石原 2006）。陸上

出 に は 、 GHCN デ ー タ 及 び 気 象 庁 で 収 集 し た

気温には、2000 年以前は米国海洋大気庁(NOAA)に

CLIMAT 報データ（1982 年 6 月以降）を使っていより整備された地上気象観測データセット

る。平年値の算出期間は 1981～2010 年の 30 年間(Global Historical Climatology Network(GHCN)

で、両方のデータがある場合は、CLIMAT 報データ

version 2)、また 2001 年以降は世界各国の気象機を優先して用いた。

関から通報された地上月気候値気象通報（CLIMAT

なお、第 2 章、第 3 章の気象災害の記述で引用報）を用い、海面水温には緯度・経度それぞれ 1

している災害による死者数などの値は、国連・各度格子ごとの海面水温解析データ(COBE-SST)（気国政府機関及び研究機関の災害データベース

象庁 2006）を用いている。ただし、海氷域におけ(EM-DAT 5)等に基づいている。

る海面水温は使用していない。まず、月ごとに陸域の各観測点のデータ及び 1 度格子の海面水温デ5EM-DAT: 米国国際開発庁海外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）が共同で運用するデータベース

ータについて、陸域の観測地点数が最も多い 1971

3

1.3.3 異常気象

1.4 大気循環（主な関連項目：第 2.3 節、第 2.4

世界の天候では、気温や降水量などの異常を判節、第 2.6 節～第 2.8 節、第 3 章）

断する場合に、ある場所（地域）・ある時期（週、

大気循環場データには、気象庁 55 年長期再解月、季節）において 30 年間に 1 回以下の頻度で発析(JRA-55; Kobayashi et al. 2015)による解析値

生する現象を「異常気象」としている。月と季節（解析時刻は 00、06、12、18UTC）を用いる（準の気温と降水量について、異常高温・異常低温及

リアルタイムでデータの作成を継続しており、そび異常多雨・異常少雨を次のように定義している。

のデータも含めて JRA-55 と呼ぶ）。平年値につい

異常高温・異常低温：月／季節の平均気温の平年ては、JRA-55 の解析値から作成した 1981～2010

差が平年値統計期間（1981～2010 年）の各月／

年平均値を使用する。平年値作成の詳細について

各季節の標準偏差の 1.83 倍を超えた場合に異は、気象庁(2011b)を参照のこと。以下、中・高緯

常高（低）温とする。

度の循環、熱帯の循環及び各種監視指数について

異常多雨・異常少雨：月／季節の降水量が平年値解説する。

統計期間における各月／各季節の最大値を上回った（最小値を下回った）場合に異常多（少）1.4.1 中・高緯度の循環雨とする。

第 2.3 節では、主に季節ごとの中・高緯度の大気循環の特徴についてまとめる。

1.3.4 分布図

中・高緯度の大気循環場において、主に注目さ年平均気温規格化平年差階級分布図（第 2.2.3

れる現象は以下のとおりである。

図）では、年平均気温の平年差を年平均気温の標・ジェット気流

準偏差で割った値を緯度 5 度×経度 5 度格子ごと・ブロッキング（ジェット気流が南北に大きく蛇に平均し、図説で示すしきい値に応じた階級で表行あるいは分流し、その状態が長時間続く現象）

示する。年降水量平年比階級分布図（第 2.2.5 図）・テレコネクション（遠く離れた地域の気象要素、

では、年降水量の平年比を緯度 5 度×経度 5 度格

例えば 500hPa 高度偏差が同時期に同じあるいは子ごとに平均し、図説で示すしきい値に応じた階逆の符号となるような変動）

級で表示する。異常高温・異常低温出現頻度分布

・北極振動（Arctic Oscillation: AO；大規模な図（第 2.2.4 図）では、緯度 5 度×経度 5 度格子気圧（高度）偏差パターンの一つで、北極域と中ごとに月平均気温の異常高温・異常低温の年間の緯度域で逆符号となるほぼ同心円状の偏差パター

総数を全データ数で割って、1 格子当たりの出現

ン）

頻度とし、半円の大きさで表す。格子内のデータ・移動性高低気圧の活動

総数が 10 個未満の格子は表示しない。異常高温・・準定常ロスビー波（地球が球体で回転している

異常低温の定義（第 1.3.3 項）から、出現頻度のことにより発生する波；ロスビー波の解説は、例

期待値は約 3%であり、出現頻度が 10%以上の場合、

えば気象庁(2012)を参照）の波束（エネルギー）

異常高温または異常低温が平年より多かったと判伝播断する。異常多雨・異常少雨出現頻度分布図（第本書では、ロスビー波束の伝播の解析には、主に

2.2.6 図）では、月降水量の異常多雨･異常少雨を

Takaya and Nakamura(2001)の波の活動度フラック

対象とする以外は、異常高温・異常低温出現頻度

スを利用する。また、異常気象などの天候の偏りと同様である。

の背景となっている熱帯の対流活動や海面水温の変動（例えばエルニーニョ・南方振動(ENSO)）等
による中・高緯度大気への影響等の解析を行う。

4

1.4.2 熱帯の循環と対流活動

循環が平年より弱い、あるいは平年と異なり低気

第 2.4 節では、主に季節ごとの熱帯の大気循環

圧性循環となっていることを示す。

や対流活動（熱帯の積雲対流群の活動）の特徴及

速度ポテンシャルは大規模な発散・収束を表す

び台風経路の特徴についてまとめる。

量であり、発散風を用いて次の式のように定義さ熱帯域の大気循環の特徴で主に着目するのは、れる。

Madden-Julian 振動（MJO；赤道域を 30～60 日の周期で対流活動活発域が東進する現象）等の赤道（χ：速度ポテンシャル、vχ:発散風ベクトル）

季節内変動、夏季及び冬季モンスーン、数年周期

速度ポテンシャルの値が負で絶対値が大きいほど、で変動する ENSO に伴う循環場及び対流活動活発

大規模な発散が強い。また、発散風は速度ポテン域の変動などである。

シャルの等値線に直角に、かつその値の小さいと対流活動を推定するデータとしては、米国の極ころから大きいところに向かって吹き、その勾配

軌道衛星（NOAA シリーズ）により観測され、NOAAの大きいところ（等値線の混んでいるところ）ほより提供された外向き長波放射量（OLR；単位：

ど発散風が強い。一般に、熱帯域での上層発散（収W/m2 ）を利用する（第 2.4.4 図など）。平年値は束）、下層収束（発散）域は、大規模な対流活動の1981～2010 年平均値である。熱帯域においては、

活発な（不活発な）領域に概ね対応している。MJO

OLR の値が小さいほど対流活動が活発であると推は、半旬（5 日）移動平均した速度ポテンシャル定される。ただし、冬季の中・高緯度や標高の高の経度・時間断面図（第 2.4.2 図）などから解析いところ（例えばチベット高原など）では、対流する。

活動が活発でなくても地表面温度の低い状態が反1.4.3 熱帯の大気及び海洋の監視指数

映され、放射量が少なく（値が小さく）なってい

第 2.4 節では、ENSO に伴う海洋と大気の変動のるので注意が必要である。
水平方向の風は、回転成分（非発散風）と発散・状況を把握するため、南方振動指数(SOI)、各領域

収束成分（発散風）に分けることができる。流線

での OLR 指数(OLR-PH, OLR-MC, OLR-DL)、赤道域関数（第 2.4.5 図など）は、風の回転成分を用い

200hPa 東西風指数(U200-IN, U200-CP)、赤道域て、

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, IOBW)を掲載する（第 2.4.1 表）。それ（ψ：流線関数、uψ 、 vψ:風の回転成分）

ぞれの指数の算出に利用する領域は、第 2.4.1 表と定義され、風の回転成分は流線関数の等値線にの下部に示す。

平行で風下に向かって左手に小さい値を見て吹き、

第 2.4.1 表の領域平均海面水温偏差は平年値か

その速さは流線関数の勾配に等しい（等値線の混らの差（平年偏差）を表し、その他の指数は規格んでいるところほど風が強い）という性質がある。

化偏差（平年偏差を平年値の期間で求めた標準偏流線関数の平年偏差は平年と比べた高気圧性循環差で割った値）である。なお、南方振動指数は、あるいは低気圧性循環の強さを表しており、平年

タヒチとダーウィンにおける各々の海面気圧の規の循環が高気圧性循環なのか低気圧性循環なのか

格化偏差の差を求め、求めた差をさらに標準偏差で意味が異なる。例えば、平年の循環が高気圧性で規格化した値である。また、東西風指数の領域

循環のところで高気圧性循環の平年偏差が現れれ平均操作では、領域の縁に当たる格子点に 1/2 のば、高気圧性循環が平年より強いことを表す。一

重みを、四隅に当たる格子点には 1/4 の重みをか方、同じく平年の循環が高気圧性循環のところでけた。OLR 指数は、領域平均した平年偏差の符号

も低気圧性循環の平年偏差が現れれば、高気圧性を逆にしているため、正の値は対流活動が平年よ5

り活発、負の値は不活発であることを示す。

海面水温平年偏差図（第 2.5.1 図など）は、気

また、夏のアジアモンスーンの活動状況を示す

象庁が収集した海面水温の観測データから作成さ指 数 (Summer Asian Monsoon OLR Index: SAMOI)

れた緯度・経度 1 度格子の COBE-SST を用いたもの

を、第 2.7.1 表に掲載する。夏（6～8 月）の OLRである。平年値の期間は 1981～2010 年の 30 年間を(5 ˚S～35˚ N, 60˚ E～150 ˚E)の領域で主成分分析

である。COBE-SST については気候系監視報告別冊

して、第 1.4.1 図に示す東西あるいは南北方向に

第 12 号（気象庁 2006）を参照のこと。

シーソー的な変動をするパターンを抽出し、その表層貯熱量偏差の経度・時間断面図（第 2.5.3

結果から、全体の活動度を示す SAMOI(A)、北偏度

図）は、気象研究所海洋・地球化学研究部で開発を示す SAMOI(N)、西偏度を示す SAMOI(W)を定義しさ れ た 全 球 海 洋 デ ー タ 同 化 シ ス テ ムている。

(MOVE/MRI.COM-G2)から計算した半旬 平均値を使用し作成した。MOVE/MRI.COM-G2 の詳細は、Toyoda
et al.(2013)を参照のこと。平年値の期間は 1981
～2010 年の 30 年間である。
1.6 海氷・積雪（関連項目：第 2.8 節、第 2.9 節）
海氷（第 2.8 節）の解析には、Nimbus 衛星（米国）に搭載されたマイクロ波放射計(SMMR)、米国
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 の観測データを、気象庁が独第1.4.1図 夏のアジアモンスーン OLR指数(SAMOI)の領域

自に開発した手法に基づいて解析している（気象庁 2011a）。

SAMOI(A)＝((-1)×OLR(W+E))を規格化
SAMOI(N)＝(規格化 OLR(S)-規格化 OLR(N))を規格化

参考文献

SAMOI(W)＝(規格化 OLR(E)-規格化 OLR(W))を規格化

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．
ここで、OLR(S)等は、第 1.4.1 図に S 枠等で示石原幸司，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．
された各領域で平均した OLR である。夏のアジア
大野浩史，吉松和義，小林健二，若山郁夫，諸岡浩子，
モンスーンの活動が活発（SAMOI(A)が正）な場合、
及川義教，平原翔二，池田友紀子，齋藤仁美，2011：
気温の時系列データから気象官署の移転にともなう亜熱帯ジェットが極側にシフトする、チベット高影響を補正する手法について．測候時報第 78 巻，
気圧が強い、日本付近で高気圧が強く北日本を中
31-41．
心に高温となる傾向が見られる。
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, 2011a： 衛星データによる積雪域解析. 気候
1.5 海況（関連項目：第 2.5 節）
系監視資料 2010.
気象庁, 2011b： 1981～2010 年平年値. 気候系監視資第 2.5 節では、エルニーニョ現象をはじめ気候
料 2011.
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, 2012：季節予報作業指針～基礎から実践まで～．平成 24 年度季節予報研修テキスト, 気象庁地球海面水温(SST)、表層水温などの実況や時間推移な
環境・海洋部.
どの資料を掲載し、海況の特徴について主に季節
Kobayashi, S., Y. Ota, Y. Harada, A. Ebita, M. Moriya,
ごとにまとめた年間の特徴を記述する。
H. Onoda, K. Onogi, H. Kamahori, C. Kobayashi, H.

6

Endo, K. Miyaoka, and K. Takahashi, 2015: The
JRA-55 Reanalysis: General Specifications andBasic Characteristics. J. Meteorol. Soc. Japan,
93, 5-48.
Takaya, K. and H. Nakamura, 2001: A formulation ofa phase-independent wave-activity flux for
stationary and migratory quasigeostrophic eddies
on a zonally varying basic flow. J. Atoms. Sci .,58, 608-627.
Toyoda, T., Y. Fujii, T. Yasuda, N. Usui, T. Iwao,
T. Kuragano and M. Kamachi, 2013: Improved

Analysis of Seasonal-Interannual Fields Using a
GlobalOcean
Data
Assimilation
System,Theoretical and Applied Mechanics Japan , 61,
31-48.

7

2. 2015 年の気候系の特徴
2.1

北豪雨」が発生したことなどから多かった。
西日本では、夏に太平洋高気圧の張り出しが弱

日本の天候

く、太平洋側を中心に前線や台風、湿った気流の2015 年の日本の天候の主な特徴は以下のとおりである。

影響を受けやすかったことなどから年降水量は多○年平均気温は全国的に高く、北日本と沖縄・奄

く、西日本太平洋側ではかなり多かった。また、4

美ではかなり高かった。ただし、西日本は 2 年月と 11 月に、顕著な寡照となったことなどから、連続の冷夏となった。

年間日照時間は少なかった。
沖縄・奄美は、年降水量、年間日照時間ともに○年降水量は、西日本太平洋側でかなり多く、東平年並だった。

日本太平洋側と西日本日本海側で多かった。また、「平成 27 年 9 月関東・東北豪雨」が発生し

2.1.3

た。

季節別の天候の特徴（１）冬（2014 年 12 月～2015 年 2 月）（第 2.1．

○年間日照時間は、北日本と東日本日本海側で多4 図（a））

く、西日本で少なかった。

○北日本は暖冬、東・西日本と沖縄・奄美は寒冬
2.1.1

となった。

年平均気温の経年変化○日本海側の降雪量は少なく、北日本日本海側で都市化の影響の少ない全国 15 地点で平均したはかなり少なかった。

2015 年の日本の年平均気温偏差は+0.69℃で、統○北日本では北海道を中心にたびたび暴風雪とな計を開始した 1898 年以降で 4 番目に高い値となった（第 2.1.1 図）。長期的には、日本の年平均気った。

温は 100 年あたり約 1.16℃（統計期間：1898～

2014 年 12 月は全国的に強い寒気が南下したた2015 年）の割合で上昇している。

め低温となった。2015 年 1 月以降は沖縄・奄美で
低温の時期があったほかは北日本を中心に高温傾

2.1.2

年平均気温、年降水量、年間日照時間

向となり、冬の平均気温は北日本で高く、東日本

夏から秋の一時期を除き、全国的に高温傾向が以西では低かった。冬の日本海側の降雪量は少な続いた（第 2.1.2 図）。3 月は北日本で、5 月は北・く、特に北日本日本海側ではかなり少なかった。

東日本で、6 月と 11 月は沖縄・奄美で、12 月は東

ただし北陸以北の本州の山沿いでは、低気圧の発

日本で記録的な高温となった（第 2.1.2 表）。夏か達に伴って冬型の気圧配置が強まったことから、

ら秋にかけては西日本を中心に低温の時期があり、降雪量は平年を上回った。また、北海道を中心に

西日本では 2 年連続の冷夏となった。年平均気温

暴風雪となる日がたびたびあった。

は、全国的に高く、北日本と沖縄・奄美ではかな

平均気温：北日本は高く、東・西日本と沖縄・奄り高かった（第 2.1.2 表、第 2.1.3 図）。

美で低かった。

北・東日本では、8 月中旬～9 月上旬など日照時

降水量：北・東・西日本で多く、東日本日本海側

間の少ない時期もあったが、春の後半や秋の中頃

ではかなり多かった。沖縄・奄美では少な

は高気圧に覆われ日照時間がかなり多くなった。

かった。

このため年間日照時間は北日本と東日本日本海側

日照時間：東・西日本日本海側と北日本太平洋側で多かった。年降水量は、東日本日本海側では梅でかなり少なく、北日本日本海側と西日本

雨前線の影響を受けにくく（第 2.1.3 表）、夏の降

太平洋側で少なかった。東日本太平洋側と水量がかなり少なかったことなどから少なかった

沖縄・奄美は平年並だった。

が、東日本太平洋側では「平成 27 年 9 月関東・東8

（２）春（2015 年 3～5 月）（第 2.1.4 図（b））

気圧の本州付近への張り出しが弱く、全国的に前○北日本で記録的な高温となった。

線や台風、湿った気流の影響を受け、曇りや雨の○北日本の降水量は多かった。

日が多く、不順な天候となった。

○北・東日本と西日本日本海側は多照となった。

平均気温：沖縄・奄美でかなり高く、北日本で高北・東日本を中心に高気圧に覆われ晴れの日がかった。一方、西日本では低かった。東日
本では平年並だった。

多く、春の日照時間はかなり多かった。ただし、4月は上旬を中心に東・西日本太平洋側では前線や降水量：西日本太平洋側、沖縄・奄美でかなり多低気圧の影響を受けやすく顕著な寡照となった。

く、東日本太平洋側では多かった。一方、

また、低気圧が日本の北を通ることが多く、南か東日本日本海側ではかなり少なく、北日本

ら暖かい空気が入りやすかったため、春の平均気太平洋側では少なかった。北・西日本日本

温は北日本で記録的な高温となるなど全国的に高海側では平年並だった。
日照時間：西日本太平洋側でかなり少なく、西日かった。

本日本海側と沖縄・奄美では少なかった。

平均気温：北・東・西日本ではかなり高く、沖縄・

北・東日本では平年並だった。

奄美で高かった。
降水量：北日本で多く、東・西日本、沖縄・奄美（４） 秋（2015 年 9～11 月）（第 2.1.4 図（d））

では平年並だった。

○9 月は東・西日本で、10 月は北日本で低温とな

日照時間：北日本、東日本日本海側ではかなり多り、11 月は全国的に高温となった。

く、東日本太平洋側、西日本日本海側で多○9 月上旬と 11 月は太平洋側を中心に多雨寡照とかった。西日本太平洋側と沖縄・奄美で平なり、9 月中下旬と 10 月は全国的に少雨多照と年並だった。

なった。
○沖縄・奄美では気温がかなり高く、降水量がか（３）夏（2015 年 6～8 月）（第 2.1.4 図（c））

なり少なかった。

○北日本と沖縄・奄美は暑夏、西日本は冷夏だっ北日本から西日本では、8 月から引き続き 9 月

た。
○降水量は、西日本太平洋側と沖縄・奄美でかな

上旬は不順な天候となった。関東地方や東北地方

り多く、東日本日本海側でかなり少なかった。

では、台風第 18 号の上陸、通過や台風第 17 号の○日照時間は、西日本太平洋側でかなり少なかっ

接近の影響で、長時間にわたり湿った気流が入りた。

込んだため、記録的な大雨となり、河川の氾濫な

西日本では前線や台風、南からの湿った気流のど甚大な災害が発生した（平成 27 年 9 月関東・東影響を受けやすかったため、太平洋側を中心に降北豪雨）。9 月中旬から 10 月下旬にかけては、大水量が多く、日照時間が少なかった。夏の平均気

陸の冷涼な高気圧に覆われ、気温は低い傾向だっ温は低く、2 年連続の冷夏となった。沖縄・奄美

たが、晴れの日が多く、日照時間はかなり多かっでも多雨・寡照となったが、6 月が記録的な高温た。11 月は一転して前線や低気圧の影響を受けやだったため、夏の平均気温はかなり高かった。北・すく、南から暖かい空気が入りやすかったため、東日本では、7 月中旬から 8 月上旬にかけて、太気温がかなり高くなり、太平洋側や西日本で日照

平洋高気圧に覆われ顕著な高温となり、北日本で時間がかなり少なかった。沖縄・奄美では、11 月

は夏の平均気温が高かった。また、東日本日本海は記録的な高温になったことなどから、秋の平均

側では梅雨前線の影響を受けにくく、夏の降水量

気温はかなり高かった。また、台風第 21 号の接近がかなり少なかった。8 月中旬以降は、太平洋高により暴風となる日はあったが、秋を通じて低気9圧や台風等の影響を受けにくく、少雨傾向が続いは多かった。北日本日本海側と西日本は平たため、秋の降水量はかなり少なかった。

年並だった。

平均気温：沖縄・奄美でかなり高く、北・東・西

日照時間：北・東日本太平洋側、沖縄・奄美で多日本は平年並だった。

く、北・東日本日本海側と西日本では平年

降水量：沖縄・奄美でかなり少なく、東日本日本並だった。

海側で少なかった。北・東日本太平洋側で第 2.1.1 図 日本の年平均気温偏差（ ℃ ）の経年変化
黒丸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（2015 年）

10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（2015 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 5 以上のとき、主たる地域を記載した。
（気温）北：北日本、東：東日本、西：西日本、沖奄：沖縄・奄美（降水量、日照時間）北日：北日本日本海側、北太：北日本太平洋側、東日：東日本日本海側、東太：東日本太平洋側、西日：西日本日本海側、西太：西日本太平洋側、沖奄：沖縄・奄美

平均気温
高い記録

降水量

低い記録

多い記録

1月

日照時間

少ない記録

多い記録

少ない記録

4

2月
3月
4月
5月

2
20、4 ﾀｲ

2
6

北

北日、北太

1
55、8 ﾀｲ

2
11

3

北・東

6月

1

5

5

沖奄

西太

北太、東日

7月
8月

2

9月

2

10 月

1

11 月
12 月

第 2.1.3 表

1
7

37

東太

西日、西太

20、7 ﾀｲ

5

沖奄

西日、西太

19、5 ﾀｲ

8

東・西

沖奄

梅雨入り・梅雨明けの時期（2015 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 20 日ごろ(+)*

5 月 9 日ごろ

6 月 8 日ごろ(-)*

6 月 23 日ごろ

73%(-)奄美

5 月 19 日ごろ(+)

5 月 11 日ごろ

7 月 6 日ごろ(+)

6 月 29 日ごろ

141%(+)

九州南部

6 月 2 日ごろ(0)5 月 31 日ごろ

7 月 14 日ごろ(0)7 月 14 日ごろ

209%(+)*

九州北部

6 月 2 日ごろ(-)

6 月 5 日ごろ

7 月 29 日ごろ(+)

7 月 19 日ごろ

102%(0)四国

6 月 2 日ごろ(0)6 月 5 日ごろ

7 月 24 日ごろ(+)

7 月 18 日ごろ

142%(+)*

中国

6 月 2 日ごろ(-)

6 月 7 日ごろ

7 月 24 日ごろ(+)

7 月 21 日ごろ

78%(-)

近畿

6 月 3 日ごろ(-)

6 月 7 日ごろ

7 月 24 日ごろ(+)

7 月 21 日ごろ

144%(+)*

東海

6 月 3 日ごろ(-)

6 月 8 日ごろ

7 月 24 日ごろ(+)

7 月 21 日ごろ

135%(+)*

関東甲信

6 月 3 日ごろ(-)

6 月 8 日ごろ

7 月 10 日ごろ(-)*

7 月 21 日ごろ

128%(+)

北陸

6 月 19 日ごろ(+)

6 月 12 日ごろ

7 月 25 日ごろ(0)7 月 24 日ごろ

68%(-)

東北南部

6 月 26 日ごろ(+)*

6 月 12 日ごろ

7 月 26 日ごろ(0)7 月 25 日ごろ

66%(-)*

東北北部

6 月 26 日ごろ(+)*

6 月 14 日ごろ

7 月 29 日ごろ(0)7 月 28 日ごろ

87%(-)（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、その遷移期間のおおむね中日をもって「○○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）北海道を除く全国の気象台・特別地域観測所での観測値を用い、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。

11

第 2.1.2 図

地域平均気温平年偏差の 5 日移動平均時系列（2015 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（2015 年）

12

(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 2015 年の季節別（夏、秋）の平均気温、降水量、日照時間の平年差（比）の分布(a)冬（2014 年 12 月～2015 年 1 月）、（ｂ）春（3～5 月）、(c)夏（6～8 月）、(d)秋（9～11 月）。

13

2.2
2.2.1

世界の天候

効果ガスの増加に伴う地球温暖化の影響が考

世界の平均気温えられる。

2015 年 の 世 界 の 年 平 均 気 温 の 偏 差 及 び 誤

また、数年～数十年程度の時間規模で繰り差 幅 は +0.42 ± 0.14 ℃ で 、 統 計 を 開 始 し た

返される自然変動の影響も受けて変動してお1891 年 以 降 で 最 も 高 い 値 と な り 、こ れ ま で 最

り 、2015 年 の 世 界 の 年 平 均 気 温 が 特 に 高 く なも 高 か っ た 2014 年 の +0.27℃ の 記 録 を 大 き く

っ た 要 因 の 一 つ と し て 、2014 年 夏 か ら 続 い て

更 新 し た（ 第 2.2.1 図 ）。長 期 的 に は 、世 界 のい た エ ル ニ ー ニ ョ 現 象 が 2015 年 春 以 降 さ ら

年 平 均 気 温 は 100 年 あ た り 約 0.71℃（ 統 計 期に発達したことが考えられる。

間 ： 1891～ 2015 年 ） の 割 合 で 上 昇 し て お り 、
特 に 1990 年 代 半 ば 以 降 、高 温 と な る 年 が 多 く

2.2.2

地域ごとの天候な っ て い る 。ま た 、月 別 で は 1 月 、3 月 及 び 5

年平均気温は、世界の多くのところで平年～ 12 月 、 季 節 別 で は 春 （ 3～ 5 月 ）、 夏 （ 6～ 8より高く、カナダ東部、南極大陸沿岸部など

月 ） 及 び 秋 （ 9～ 11 月 ） が 統 計 開 始 以 来 、 最で 平 年 よ り 低 か っ た（ 第 2.2.3 図 ）。中 央 シ ベ

も高い値を記録した。地域別にみると、北米

リアや西シベリアの一部、北米西岸、低緯度

北東部から北大西洋にかけての一部地域等で

域 の 各 地 で 、異 常 高 温 と な る 月 が 多 か っ た（ 第低温となったが、ユーラシア大陸、太平洋北2.2.4 図 ）。

部、熱帯域及びインド洋など、広い範囲で顕年降水量は、西日本から中国南東部、中国

著 な 高 温 と な る 特 徴 が み ら れ た（ 第 2.2.2 図 ）。

北部、中央シベリア西部からインド北部、ヨ近年、世界の気温が高温となる年が頻出しーロッパ北部、米国南部及びその周辺、エクている要因としては、二酸化炭素などの温室

アドルからチリ北部にかけての沿岸部、パラ

第 2.2.1 図 世 界 の 年 平 均 気 温 偏 差 （ ℃ ） の 経 年 変 化
黒 丸 は 各 年 の 平 均 気 温 の 基 準 値 か ら の 偏 差 、 黒 い 縦 棒 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 。

14

第 2.2.2 図 2015 年 の 年 平 均 気 温 偏 差 （ ℃ ） の 分 布 図
各 観 測 点 の 2015 年 の 年 平 均 気 温 偏 差 を 緯 度 5 度 ×経 度 5 度 の 領 域 ご と に 平 均 し た 値 を 示 す 。 基 準 値 は
1981～ 2010 年 の 平 均 値 。

グアイ及びその周辺、オーストラリア北部なが 20.0℃ （ 平 年 差 +2.9℃ ） だ っ た 。

どで平年より多く、インドネシア中部から西部、アラビア半島南部、南アフリカ、カリブ（ 2） 中 国 南 部 の 大 雨 （ 5、 7、 8 月 ）海南部周辺、ブラジル東部、オーストラリア

中国では、南部を中心に各地で大雨による

北 東 部 な ど で 平 年 よ り 少 な か っ た （ 第 2.2.5

被 害 が 伝 え ら れ 、 5 月 、7 月 、8 月 に そ れ ぞ れ図 ）。米 国 南 部 か ら メ キ シ コ 中 部 、パ ラ グ ア イ

100 人 以 上 が 死 亡 し た と 伝 え ら れ た 。 中 国 の及びその周辺で異常多雨となる月が多く、イ

コワントン（広東）省コワンチョウ（広州）ンドネシア西部及びその周辺、南米北部で異で は 5 月 の 月 降 水 量 が 805mm（ 平 年 比 274%）、

常 少 雨 と な る 月 が 多 か っ た （ 第 2.2.6 図 ）。

中国のチアンシー（江西）省ナンチャン（南季節別の気温と降水量の分布をそれぞれ第昌 ）で は 7 月 の 月 降 水 量 が 238mm（ 平 年 比 171%）、

2.2.7 図 と 第 2.2.8 図 に 、 2015 年 に 発 生 し た

中 国 の ス ー チ ョ ワ ン（ 四 川 ）省 シ ー チ ャ ン（ 西主 な 異 常 気 象・気 象 災 害 を 第 2.2.9 図 に 示 す 。

昌 ）で は 8 月 の 月 降 水 量 が 286mm（ 平 年 比 156%）

各 異 常 気 象・気 象 災 害 の 概 況 は 以 下 の と お り 。

だった。

（ 1） 中 央 シ ベ リ ア 南 部 の 高 温 （ 1～ 2、 7～ 8（ 3）イ ン ド シ ナ 半 島 北 部 及 び そ の 周 辺 の 高 温

月）（ 5～ 6、 9、 11 月 ）中 央 シ ベ リ ア 南 部 で は 、 1～ 2 月 と 7～ 8 月

インドシナ半島北部及びその周辺では、5に異常高温となった。中央シベリア南部のボ～ 6 月 、 9 月 、 11 月 に 異 常 高 温 と な っ た 。 ラル ジ ャ で は 1～ 2 月 の 2 か 月 平 均 気 温 がオ ス 北 部 の ル ア ン プ ラ バ ン で は 、 5～ 6 月 の 2-19.1℃ （ 平 年 差 +5.7℃ ）、 中 央 シ ベ リ ア 南 部

か 月 平 均 気 温 が 30.0 ℃ （ 平 年 差 +2.2 ℃ ）、 9の イ ル ク ー ツ ク で は 7～ 8 月 の 2 か 月 平 均 気 温

月 の 月 平 均 気 温 が 28.5℃ （ 平 年 差 +1.7℃ ）、

15

タ イ 北 部 の チ ェ ン マ イ で は 11 月 の 月 平 均 気（ 8） パ キ ス タ ン の 熱 波 （ 6 月 ）・ 大 雨 （ 7～ 9

温 が 26.8℃ （ 平 年 差 +2.5℃ ） だ っ た 。

月）パキスタン南部では 6 月後半に熱波に見舞（ 4）イ ン ド ネ シ ア 西 部 及 び そ の 周 辺 の 高 温（ 6

わ れ 、 1200 人 以 上 が 死 亡 し た と 伝 え ら れ た 。

～ 7、 9～ 12 月 ）・ 少 雨 （ 7、 9～ 11 月 ）パキスタン南部のカラチ国際空港では、6 月

イ ン ド ネ シ ア 西 部 及 び そ の 周 辺 で は 、 6～ 7の 月 平 均 気 温 が 33.6℃（ 平 年 差 +1.9℃ ）だ っ

月 と 9～ 12 月 に 異 常 高 温 、 7 月 と 9～ 11 月 にた。

異常少雨となった。マレーシア南部のメルシ

ま た 、パ キ ス タ ン で は 、7～ 9 月 の モ ン ス ー

ン で は 6～ 7 月 の 2 か 月 平 均 気 温 が 28.0℃（ 平ン 期 間 中 の 洪 水 や 地 す べ り に よ り 230 人 以 上

年 差 +1.4℃ ）、イ ン ド ネ シ ア 北 西 部 の シ ボ ル ガが死亡したと伝えられた。

（ ス マ ト ラ 島 ） で は 9～ 12 月 の 4 か 月 平 均 気
温 が 26.5℃（ 平 年 差 +0.7℃ ）だ っ た 。マ レ ー（ 9）ア フ ガ ニ ス タ ン の 雪 崩 、洪 水 、地 す べ り

シア南部のクアンタンでは 7 月の月降水量が（ 2～ 4 月 ）37mm（ 平 年 比 23%）、イ ン ド ネ シ ア 中 部 の バ ン

ア フ ガ ニ ス タ ン の 中 部 か ら 東 部 で は 、 2～ 4

ジ ャ ル マ シ ン （ ボ ル ネ オ 島 ） で は 9～ 11 月 の

月 に 、 雪 崩 、 洪 水 、 地 す べ り な ど に よ り 340

3 か 月 降 水 量 が 113mm（ 平 年 比 19% ） だ っ た 。

人以上が死亡したと伝えられた。

（ 5） ミ ャ ン マ ー の 大 雨 （ 6～ 8 月 ）（ 10）西 シ ベ リ ア 北 部 及 び そ の 周 辺 の 高 温（ 4ミ ャ ン マ ー で は 、6～ 8 月 に 大 雨 に よ る 洪 水～6 月）

で 120 人 以 上 が 死 亡 し た と 伝 え ら れ た 。 ミ ャ

西 シ ベ リ ア 北 部 及 び そ の 周 辺 で は 、4～ 6 月

ン マ ー 西 部 の シ ト ウ ェ で は 、6～ 8 月 の 3 か 月に異常高温となった。西シベリア北部のディ

降 水 量 が 4109mm（ 平 年 比 156%） だ っ た 。

ク ソ ン で は 、 4～ 6 月 の 3 か 月 平 均 気 温 が-3.5℃ （ 平 年 差 +4.7℃ ） だ っ た 。

（ 6） イ ン ド の 熱 波 （ 5 月 ）・ 大 雨 （ 6～ 9、 11～ 12 月 ）（ 11） 紅 海 周 辺 の 高 温 （ 3、 7～ 10 月 ）インドでは、5 月下旬に熱波に見舞われ、

紅 海 周 辺 で は 、 3 月 と 7～ 10 月 に 異 常 高 温

中 部 や 南 東 部 で 合 計 2300 人 以 上 が 死 亡 し たとなった。サウジアラビア南西部のジーザーと伝えられた。

ン で は 、 3 月 の 月 平 均 気 温 が 29.4℃ （ 平 年 差

ま た 、イ ン ド で は 、6～ 9 月 の モ ン ス ー ン 期+1.3℃ ）、7～ 10 月 の 4 か 月 平 均 気 温 が 34.2℃

間 中 の 洪 水 や 地 す べ り に よ り 合 計 で 850 人 以（ 平 年 差 +1.5℃ ） だ っ た 。

上が死亡したと伝えられた。インド南東部は
11～ 12 月 に も 大 雨 に 見 舞 わ れ 、10 月 以 降 の 死（ 12 ） モ ー リ シ ャ ス 及 び そ の 周 辺 の 高 温 （ 6者 の 合 計 が 400 人 を 超 え た と 伝 え ら れ た 。

～ 12 月 ）モ ー リ シ ャ ス 及 び そ の 周 辺 で は 、 6～ 12 月

（ 7） イ ン ド の 高 温 （ 7～ 12 月 ）に異常高温となった。モーリシャスのアガレ

イ ン ド で は 、7～ 12 月 に 異 常 高 温 と な っ た 。

ー ガ 諸 島 で は 、 6～ 12 月 の 7 か 月 平 均 気 温 がイ ン ド 南 部 の ハ イ デ ラ ー バ ー ド で は 、 7 ～ 12

27.4℃ （ 平 年 差 +1.2℃ ） だ っ た 。

月 の 6 か 月 平 均 気 温 が 27.4℃（ 平 年 差 +2.2℃ ）だった。

（ 13） 東 ア フ リ カ 南 部 の 洪 水 （ 1 月 ）東アフリカ南部は 1 月に洪水に見舞われ、

16

マ ラ ウ イ で 270 人 以 上 、 モ ザ ン ビ ー ク で 160

月 の 月 平 均 気 温 が 29.7℃ （ 平 年 差 +1.7℃ ）、人以上が死亡したと伝えられた。

11～ 12 月 の 2 か 月 平 均 気 温 が 19.6℃（ 平 年 差+5.9℃ ）だ っ た 。米 国 本 土 の 12 月 の 月 平 均 気（ 14）米 国 西 部 及 び そ の 周 辺 の 高 温（ 1～ 3、6

温 は 、1895 年 の 統 計 開 始 以 降 で 最 も 高 か っ た～ 10 月 ）（ 米 国 海 洋 大 気 庁 ）。

米 国 西 部 及 び そ の 周 辺 で は 、 1～ 3 月 と 6～
10 月 に 異 常 高 温 と な っ た 。米 国 の カ リ フ ォ ル（ 18） グ ア テ マ ラ 南 部 の 地 す べ り （ 10 月 ）ニ ア 州 サ ン タ マ リ ア で は 、1～ 3 月 の 3 か 月 平

グ ア テ マ ラ 南 部 で は 10 月 初 め に 発 生 し た

均 気 温 が 15.4℃（ 平 年 差 +3.7℃ ）、6～ 10 月 の地 す べ り に よ り 、 270 人 以 上 が 死 亡 し た と 伝

5 か 月 平 均 気 温 が 20.2℃ （ 平 年 差 +3.1℃ ） だ

えられた。

っ た 。米 国 本 土 の 6 月 と 9 月 の 月 平 均 気 温 は 、1895 年 の 統 計 開 始 以 降 で ど ち ら も 2 番 目 に 高（ 19） 南 米 北 部 の 高 温 （ 5～ 12 月 ）・ 少 雨 （ 5

か っ た （ 米 国 海 洋 大 気 庁 ）。

～9 月）
南 米 北 部 で は 、 5～ 12 月 に 異 常 高 温 、 5～ 9（ 15）米 国 カ リ フ ォ ル ニ ア 州 の 干 ば つ（ 通 年 ）月に異常少雨となった。コロンビア西部のイ

米国カリフォルニア州では、引き続き干ばバ ゲ で は 、5～ 12 月 の 8 か 月 平 均 気 温 が 25.7℃

つによる森林火災の被害などが伝えられた。

（ 平 年 差 +2.0℃ ） だ っ た 。 コ ロ ン ビ ア 北 部 の米国のカリフォルニア州ロサンゼルスでは、

バ ラ ン キ ジ ャ で は 、5～ 9 月 の 5 か 月 降 水 量 が2015 年 の 年 降 水 量 が 153mm（ 平 年 比 48%） だ

127mm（ 平 年 比 21%） だ っ た 。

っ た 。な お 、ロ サ ン ゼ ル ス の 年 降 水 量 は 、2013
年 が 95mm（ 平 年 比 30%）、2014 年 が 213mm（ 平（ 20 ） ブ ラ ジ ル 東 部 ・ 北 西 部 の 高 温 （ 9 ～ 12

年 比 66%） だ っ た 。

月）
ブ ラ ジ ル 東 部 と 北 西 部 で は 、 9～ 12 月 に 異（ 16）米 国 南 部 ～ メ キ シ コ 中 部 の 多 雨（ 2～ 5、

常高温となった。ブラジル東部のモンテスク

10 月 ）

ラ ロ ス で は 9 ～ 12 月 の 4 か 月 平 均 気 温 が

米国南部からメキシコ中部にかけては、2

28.0℃（ 平 年 差 +3.7℃ ）、ブ ラ ジ ル 北 西 部 の マ～ 5 月 と 10 月 に 異 常 多 雨 と な っ た 。米 国 の テ

ナ ウ ス で は 9 ～ 12 月 の 4 か 月 平 均 気 温 がキ サ ス 州 コ ー パ ス ク リ ス テ ィ で は 2～ 5 月 の 4

30.4℃ （ 平 年 差 +2.9℃ ） だ っ た 。

か 月 降 水 量 が 718mm（ 平 年 比 345%）、メ キ シ コ
中 部 の サ ン ル イ ス ポ ト シ で は 10 月 の 月 降 水（ 21）パ ラ グ ア イ 及 び そ の 周 辺 の 多 雨（ 5、7、

量 が 162mm（ 平 年 比 572%） だ っ た 。 米 国 本 土

11～ 12 月 ）の 5 月 の 月 降 水 量 は 、1895 年 の 統 計 開 始 以 降パラグアイ及びその周辺では、5 月、7 月、

で 最 も 多 か っ た （ 米 国 海 洋 大 気 庁 ）。

11～ 12 月 に 異 常 多 雨 と な っ た 。パ ラ グ ア イ の
ア ス ン シ オ ン で は 5 月 の 月 降 水 量 が 406mm（平（ 17）米 国 南 東 部 ～ メ キ シ コ 南 東 部 の 高 温（ 3年 比 345%）、 パ ラ グ ア イ 中 部 の コ ン セ プ シ オ～ 4、 7、 11～ 12 月 ）ン で は 7 月 の 月 降 水 量 が 136mm（ 平 年 比 377%）、

米国南東部からメキシコ南東部にかけては、
3～ 4 月 、7 月 、11～ 12 月 に 異 常 高 温 と な っ た 。

11～ 12 月 の 2 か 月 降 水 量 が 803mm（ 平 年 比251%） だ っ た 。

米 国 の フ ロ リ ダ 州 タ ラ ハ シ ー で は 、3～ 4 月 の
2 か 月 平 均 気 温 が 21.2℃ （ 平 年 差 +3.8℃ ）、 7

（ 22） チ リ 北 部 の 高 温 （ 4～ 5、 9 月 ）17チ リ 北 部 で は 、4～ 5 月 と 9 月 に 異 常 高 温 とな っ た 。 チ リ 北 部 の イ キ ケ で は 4～ 5 月 の 2
か 月 平 均 気 温 が 19.9℃ （ 平 年 差 +2.0℃ ）、 チ
リ北部のラセレナでは 9 月の月平均気温が13.1℃ （ 平 年 差 +1.2℃ ） だ っ た 。
（ 23）オ ー ス ト ラ リ ア 西 部 の 高 温（ 9～ 11 月 ）オ ー ス ト ラ リ ア 西 部 で は 、 9～ 11 月 に 異 常高温となった。オーストラリア南西部のパース で は 、 9～ 11 月 の 3 か 月 平 均 気 温 が 19.2℃（ 平 年 差 +2.2℃ ）だ っ た 。1910 年 の 統 計 開 始
以 降 で 、オ ー ス ト ラ リ ア の 10 月 の 月 平 均 気 温
は 最 も 高 く 、11 月 の 月 平 均 気 温 は 3 番 目 に 高
か っ た （ オ ー ス ト ラ リ ア 気 象 局 ）。

18

第 2.2.3 図 年 平 均 気 温 規 格 化 平 年 差 階 級 分 布 図 （ 2015 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 し て い る 。そ れ ぞ れ の 階 級 の し き い 値 は ±1.28、±0.44、0。
た だ し 、 観 測 デ ー タ 数 が 10 か 月 未 満 の 地 点 に つ い て は 領 域 平 均 に 用 い て い な い 。

第 2.2.4 図 異 常 高 温 ・ 異 常 低 温 出 現 頻 度 分 布 図 （ 2015 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 デ ー タ
数 が 10 か 月 未 満 の 地 点 に つ い て は 集 計 に 用 い て い な い 。

19

第 2.2.5 図 年 降 水 量 平 年 比 階 級 分 布 図 （ 2015 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 し て
い る 。 そ れ ぞ れ の 階 級 の し き い 値 は 70%、 100%、 120%。 た だ し 、 観 測 デ ー タ 数 が 10 か 月 未 満 の 地 点については領域平均に用いていない。

第 2.2.6 図 異 常 多 雨 ・ 異 常 少 雨 出 現 頻 度 分 布 図 （ 2015 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 。

20

(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 （ 2015 年 ）(a) 冬 （ 2014 年 12 月 ～ 2015 年 2 月 ）、 (b) 春 （ 3～ 5 月 ）、 (c) 夏 （ 6～ 8 月 ）、 (d) 秋 （ 9～ 11 月 ）。
第 2.2.3 図 と 同 様 。た だ し 、季 節 別 の 平 均 気 温 規 格 化 平 年 差 。3 か 月 全 て の 観 測 デ ー タ が 揃 っ て い る
地点を用いて領域平均を計算。
(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 （ 2015 年 ）(a) 冬 （ 2014 年 12 月 ～ 2015 年 2 月 ）、 (b) 春 （ 3～ 5 月 ）、 (c) 夏 （ 6～ 8 月 ）、 (d) 秋 （ 9～ 11 月 ）。
第 2.2.5 図 と 同 様 。た だ し 、季 節 別 の 合 計 降 水 量 平 年 比 。3 か 月 全 て の 観 測 デ ー タ が 揃 っ て い る 地 点を用いて領域平均を計算。

21

第 2.2.9 図 世 界 の 主 な 異 常 気 象 ・ 気 象 災 害 （ 2015 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。

22

2.3

中・高緯度の大気循環状態となった。全球や北半球中・高緯度域では一

本節では、北半球中・高緯度の大気循環の特徴

年を通して高温偏差で推移した。

について、主に季節ごとに述べる。

北半球域における帯状平均した東西風（第2.3.2 図上段）をみると、亜熱帯ジェット気流は

2.3.1

帯状平均層厚換算温度及び東西風

平年の位置と比べて、7 月は北寄りを流れた。日

対流圏の帯状平均層厚換算温度平年偏差の時系

本付近の偏西風（同図下段）は平年の位置と比べ

列（第 2.3.1 図）をみると、熱帯域では春から秋て、4 月頃は北寄りを、夏は南寄りを流れた。

にかけて大きく上昇し、7 月以降は+0.5K を上回る

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（2005年1月〜2015年12月）
上から順に、全球、北半球中・高緯度、熱帯域における層厚換算温度を示し、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。

第2.3.2図 北半球の5日移動平均200hPa東西風の時間‑緯度断面図（2014年12月〜2015年12月）
上段は帯状平均、下段は120 oE〜150 oEでの平均。黒線及び陰影は実況値（上段は10m/s、下段は15m/s間隔）、緑線
は平年値（上段は10m/s、下段は15m/s間隔）。平年値は1981〜2010年平均値。

23

2.3.2冬（2014 年 12 月〜2015 年 2 月）

南東側で強かった。12 月は、アリューシャン低気

500hPa 高度（第 2.3.3 図）をみると、極うずは圧とシベリア高気圧がともに平年と比べて強く、平年の位置と比べて大西洋側に偏り、強かった。

日本付近では西高東低の気圧配置が強まった（第太平洋中部からヨーロッパにかけての波列パター

2.3.8 図）。

ンに伴って、北米西部や大西洋では正偏差となっ対流圏下層の気温（第 2.3.5 図）をみると、ユた。東シベリアからアラスカにかけては正偏差、ーラシア大陸の広い範囲と北米西部では高温偏差、日本付近では負偏差となった。日本付近の負偏差

北米東部では低温偏差となった。

は、特に 12 月に明瞭だった（第 2.3.7 図）。

対流圏上層の偏西風（第 2.3.6 図）をみると、日海面気圧（第 2.3.4 図）をみると、アイスラン

本付近からその東海上にかけては平年の位置と比ド低気圧とアゾレス高気圧はともに平年と比べてべて南寄りを流れた。

強かった。アリューシャン低気圧は平年の位置の第2.3.3図 3か月平均500hPa高度・平年偏差（2014年12月〜2015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2.3.4図 3か月平均海面気圧・平年
偏差（2014年12月〜2015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850hPa気温・平年偏差（2014年12月〜2015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。点状の陰影は標高が 1600m 以上の領域を表す。

第2.3.6図 3か月平均200hPa風速・風ベクトル（2014年12月〜2015年2月）
矢印は風向・風速を表す。等値線と陰影は風速を表し、間隔は 20m/s。
紫線は平年値で間隔は 40m/s。

第2.3.7図 月平均500hPa高度・平年偏差（2014年12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 月平均海面気圧・平年偏差（2014年12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

2.3.3春（2015 年 3〜5 月）

対流圏下層の気温（第 2.3.11 図）をみると、ア

500hPa 高度（第 2.3.9 図）をみると、中緯度帯

ラスカ付近、ロシア西部から西シベリア、日本付の広い範囲で正偏差、グリーンランド付近、東シ

近で高温偏差、カナダ北東部からグリーンランド

ベリアでは負偏差となった。日本の東海上では明付近にかけては低温偏差となった。

瞭な正偏差となった。

対流圏上層の偏西風（第 2.3.12 図）をみると、海面気圧（第 2.3.10 図）をみると、極域で負偏日本の東海上では平年と比べて北寄りを流れた。

差となり、アイスランド低気圧は平年と比べて強太平洋東部から北米東部にかけての偏西風は平年かった。日本付近は、南で正偏差、北で負偏差とと比べて強かった。

なり、南からの暖気が入りやすい循環場だった。

第2.3.9図 3か月平均500hPa高度・平年偏差（2015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2.3.10図 3か月平均海面気圧・平年偏差（2015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2.3.12図 3か月平均200hPa風速・風ベクトル（2015年3〜5月）
矢印は風向・風速を表す。等値線と陰影は風速を表し、間隔は 10m/s。紫線は平年値で間隔は 20m/s。

25

第2.3.11図 3か月平均850hPa気温・
平年偏差（2015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。点状の陰影は標高が 1600m 以上の領域を表す。

2.3.4夏（2015 年 6〜8 月）った。日本付近では負偏差となり、太平洋高気圧

500hPa 高度（第 2.3.13 図）をみると、極うずの日本付近への張り出しは平年と比べて弱かった。

は平年と比べて弱かった。ヨーロッパ中部からカ

8 月下旬には、オホーツク海高気圧が発生した（図スピ海、中央シベリア南部から東シベリア、ベー省略）。

リング海から米国北西部では帯状に正偏差、英国

対流圏下層の気温（第 2.3.15 図）をみると、大の西、ロシア西部から西シベリアにかけて負偏差

西洋からロシア西部、北アフリカの北部付近、東となった。中国東部から日本の東海上にかけては

アジアで低温偏差となったほかは、北半球域の広負偏差となり、特に 8 月に明瞭だった（第 2.3.17

範囲で高温偏差となった。

図）。

対流圏上層の亜熱帯ジェット気流（第 2.3.16

海面気圧（第 2.3.14 図）をみると、極付近から図）をみると、中国東部から太平洋中部にかけて

グリーンランドにかけて明瞭な正偏差、英国の西、平年の位置より南寄りを流れた。

ロシア西部から中央シベリアにかけて負偏差とな

第2.3.13図 3か月平均500hPa高度・平年偏差（2015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2.3.14図 3か月平均海面気圧・平年偏差（2015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2.3.16図 3か月平均200hPa風速・
風ベクトル（2015年6〜8月）
矢印は風向・風速を表す。等値線と陰影は風速を表し、間隔は 10m/s。
紫線は平年値で間隔は 20m/s。

第2.3.17図 月平均500hPa高度・平年偏差（2015年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。

26

第2.3.15図 3か月平均850hPa気温・平年偏差（2015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。点状の陰影は標高が 1600m 以上の領域を表す。

2.3.5秋（2015 年 9〜11 月）

対流圏下層の気温（第 2.3.20 図）をみると、北500hPa 高度（第 2.3.18 図）をみると、北半球半球では全体的に正偏差が広がり、北米北東部、では全体的に正偏差が広がり、中央シベリア付近

北極海の東半球側、ヨーロッパ南東部で高温偏差や北太平洋北部で明瞭だった。北太平洋北部の正が明瞭だった。

偏差は、特に 11 月に明瞭だった（第 2.3.22 図）。

対流圏上層の亜熱帯ジェット気流（第 2.3.21

海面気圧（第 2.3.19 図）をみると、中央シベリ図）をみると、日本付近では平年の位置と比べてア、北太平洋北部、北大西洋南部からヨーロッパ

南寄りを流れた。

北部にかけて正偏差だった。北極海では負偏差となった。

第2.3.18図 3か月平均500hPa高度・平年偏差（2015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2.3.19図 3か月平均海面気圧・平年偏差（2015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2.3.21図 3か月平均200hPa風速・
風ベクトル（2015年9〜11月）
矢印は風向・風速を表す。等値線と陰影は風速を表し、間隔は 15m/s。
紫線は平年値で間隔は 30m/s。

第2.3.22図 月平均500hPa高度・平年偏差（2015年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。

27

第2.3.20図 3か月平均850hPa気温・
平年偏差（2015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。点状の陰影は標高が 1600m 以上の領域を表
す。

2.4

熱帯の大気循環と対流活動

易風が平年より弱い）で推移し、夏から秋にかけ2014 年夏に発生したエルニーニョ現象が、2015ては負の大きな値となった。

年春以降強まった。これと対応して、熱帯の循環

OLR 指数について、フィリピン付近（OLR‑PH）

指数や大気循環には、2015 年の後半を中心にエルとインドネシア付近（OLR‑MC）では概ね負の値（対ニーニョ現象時に現れやすい特徴がみられた。

流 活 動 が 平 年 よ り 不 活 発 ）、 日 付 変 更 線 付 近

本節では、熱帯の大気循環と対流活動の推移を、（OLR‑DL）では概ね正の値（対流活動が平年より

主に季節ごとに述べる。

活発）で推移した。
赤道東西風指数は、太平洋中部の上層（U200‑CP）

2.4.1

熱帯大気の監視指数の推移

では 3 月を除いて負の値（東風偏差）、太平洋西・熱帯の大気循環に関する指数の 2015 年の推移

中部の下層（U850‑WP、W850‑CP）では一年を通しを第 2.4.1 表に、2005 年〜2015 年の推移を第て正の値（西風偏差）となり、ウォーカー循環が2.4.1 図に示す。

平年と比べて弱いことと対応している。

南方振動指数（SOI）は、2 月と 4 月に正の値（貿これらの指数の特徴は、いずれも年の後半を中易風が平年より強い）となった以外は負の値（貿

心に明瞭となった。

第 2.4.1表 熱 帯 の 大 気 及 び 海 洋 の 監 視 指 数 1 （ 2014年 12月 〜 2015年 12月 ）（ OLR指 数 は 速 報 値 ）平 年 の 期 間 は 1981〜 2010年 の 30年 間 。

1

各監視指数の解説については以下を参照。
http://www.data.jma.go.jp/gmd/cpd/diag/note.html

28

第 2.4.1 図 熱 帯 の 大 気 の 監 視 指 数 の 推 移 （ 2005 年 1 月 〜 2015 年 12 月 ）細 実 線 は 月 平 均 値 、太 実 線は 5 か 月 移 動 平 均 値 を 表 す 。赤 色（ 青 色 ）側 は エ ル ニー ニ ョ（ ラ ニ ー ニ ャ ）現 象時に 現 れ や す い 偏 差 を 示 す 。 平 年 値 は 1981〜 2010 年 平 均 値 。 領 域 は 第 2.4.1 表 を 参 照 。

29

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 経 度・時 間 断 面
図 （ 2014 年 12 月 〜 2015 年 12 月 ）等 値 線 の 間 隔 は 4×10 6 m 2 /s。 青 色 域 は 平 年 よ り 発 散が 強 く（ 対 流 活 動 が 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 経 度 ・ 時 間 断 面 図（ 2014 年 12 月 〜 2015 年 12 月 ）等 値 線 の 間 隔 は 2m/s。赤 色 域 は 西 風 偏 差 、青 色 域
は東風偏差を示す。

30

2.4.2 冬（2014 年 12 月〜2015 年 2 月）

対流圏下層（第 2.4.6 図）では、インド洋、太熱帯の対流活動（第 2.4.4 図）は、平年と比べ

平洋西・中部では低気圧性循環偏差が、太平洋東て、太平洋西部、北太平洋東部で活発、インド洋部では高気圧性循環偏差が、それぞれ南北半球対

赤道域、太平洋中部で不活発だった。

でみられた。

対流圏上層（第 2.4.5 図）では、ベンガル湾かMadden‑Julian 振動（MJO）に伴う振幅の大きい

ら太平洋中部にかけては高気圧性循環偏差、太平対流活発な位相は、12 月中旬から 1 月中旬にかけ

洋東部、大西洋では低気圧性循環偏差となった。

てインド洋から太平洋にかけて東進した（第12 月は、中国南部で高気圧性循環偏差、日本付近

2.4.2 図）。

で低気圧性循環偏差が明瞭となった（第 2.4.7 図）。

第2.4.4図 3か月平均外向き長波放射量（OLR）平年偏差（2014年12月〜2015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（2014年12月〜2015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。
第2.4.6図 3か月平均850hPa流線関数・平年偏差（2014年12月〜2015年
2月）
等値線は実況値を表し、間隔は2.5×106m2/s。陰影は第2.4.5図と同じ。

第 2.4.7 図 月 平 均 200hPa 流 線 関
数・平年偏差（2014年12月）
等値線は実況値を表し、間隔は10×106m2/s。陰影は第2.4.5図と同じ。

31

2.4.3春（2015 年 3〜5 月）

特に 5 月に明瞭だった（第 2.4.11 図）。対流圏下

熱帯の対流活動（第 2.4.8 図）は、平年と比べ層（第 2.4.10 図）では、上層とほぼ逆の偏差パタ

oて、太平洋西部の 150 E 以東、太平洋中・東部のーンとなり、太平洋西・中部で低気圧性循環偏差

北半球側で活発、南シナ海〜ニューギニア島の北が明瞭となった。

では不活発だった。

MJO に伴う振幅の大きい対流活発な位相は、3対流圏上層（第 2.4.9 図）では、太平洋西・中

月上旬から 4 月上旬にかけて太平洋からインド洋部で南北半球対の高気圧性循環偏差が明瞭となり、にかけて東進した（第 2.4.2 図）。

第2.4.8図 3か月平均外向き長波放射量(OLR)平年偏差（2015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（2015年3〜5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。

第2.4.10図 3か月平均850hPa流線関数・平年偏差（2015年3〜5月）
等値線は実況値を表し、間隔は2.5×106m2/s。陰影は第2.4.9図と同じ。

第2.4.11図 月平均200hPa流線関数・平年偏差（2015年5月）
等値線は実況値を表し、間隔は10×106m2/s。陰影は第2.4.9図と同じ。

32

2.4.4夏（2015 年 6〜8 月）だった。北太平洋の高気圧性循環は全般に平年と熱帯の対流活動（第 2.4.12 図）は、平年と比べ比べて弱かった。インド洋のモンスーン循環は平て、太平洋の赤道域で活発、インド南部、フィリ年と比べて弱かった。

ピンの東海上、インドネシア付近で不活発だった。

MJO に伴う対流活発な位相は、6 月から 7 月前半

対流圏上層（第 2.4.13 図）では、太平洋西・中にかけてはアフリカから太平洋にかけて振幅の大部では高気圧性循環偏差が、南米から大西洋、イ

きな位相の東進がみられたが、それ以降は不明瞭

ンド洋では低気圧性循環偏差が、それぞれ南北半となった（第 2.4.2 図）。海面気圧（第 2.4.15 図）

球対で明瞭となった。チベット高気圧は平年と比は、インド洋から太平洋西部にかけては正偏差、べて弱かった。対流圏下層（第 2.4.14 図）では、

太平洋中・東部では負偏差となり、負の SOI と対

太平洋では南北半球対の低気圧性循環偏差が明瞭応している（第 2.4.1 図）。

第2.4.12図 3か 月 平 均 外 向 き 長 波
放射量(OLR)平年偏差（2015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（2015年6〜8月）
等値線は実況値を表し、間隔は10×10 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。

第 2.4.14図 3か 月 平 均 850hPa流 線
関数・平年偏差（2015年6〜8月）
等値線は実況値を表し、間隔は2.5×10 6m2/s。陰影は第2.4.13図と同じ。

第2.4.15図 3か 月 平 均 海 面 気 圧 平
年 偏差 ・ 地 上風 ベ ク トル 平 年 偏差（2015年6〜8月）
陰影は海面気圧平年偏差。矢印は地上風ベクトル平年偏差（単位：m/s）。

33

2.4.5秋（2015 年 9〜11 月）

旬にかけては不明瞭だったが、10 月下旬から 11熱帯の対流活動（第 2.4.16 図）は、平年と比べ月上旬にかけてはインド洋からインドネシア付近て、太平洋の赤道域で活発、インド洋東部からイにかけて対流活発位相の東進がみられた。11 月中ンドネシア付近にかけては不活発だった。

旬は不明瞭となったが、11 月下旬はやや不明瞭な

対流圏上層（第 2.4.17 図）では、太平洋では高がらインドネシア付近から太平洋中部にかけて東気圧性循環偏差が南北半球対で明瞭となった。対進した（第 2.4.2 図）。

流圏下層（第 2.4.18 図）では、太平洋では低気圧

海面気圧（第 2.4.19 図）は、インド洋東部から性循環偏差が、インド洋東部からインドネシア付

太平洋西部にかけては正偏差、太平洋中・東部で近にかけては高気圧性循環偏差が、それぞれ南北は負偏差となり、日付変更線付近の赤道域では、半球対で明瞭となった。

北半球側を中心に西風偏差となった。

MJO に伴う対流活発な位相は、9 月から 10 月中第2.4.16図 3か 月 平 均 外 向 き 長 波
放射量(OLR)平年偏差（2015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（2015年9〜11月）
等値線は実況値を表し、間隔は10×10 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。

第 2.4.18図 3か 月 平 均 850hPa流 線
関数・平年偏差（2015年9〜11月）
等値線は実況値を表し、間隔は2.5×10 6m2/s。陰影は第2.4.17図と同じ。

第2.4.19図 3か 月 平 均 海 面 気 圧 平
年 偏差 ・ 地 上風 ベ ク トル 平 年 偏差（2015年9〜11月）
陰影は海面気圧平年偏差。矢印は地上風ベクトル平年偏差（単位：m/s）。

34

2.4.6台風

第 2.4.2 表2015 年 の 台 風 の 発 生 数 は 27 個（ 平 年 値 25.6
個 ） で 平 年 並 1 だ っ た （ 第 2.4.2 表 ）。 2015 年

2015 年 の 台 風 一 覧

番号呼名

台 風 期 間 1)

階級 2)

最大風速
(knots) 3)

T1501

Mekkhala

1/13 ‑ 1/18

STS

60

の 台 風 発 生 位 置 の 平 均 経 度 は 149.7 o E で 、 統

T1502

Higos

2/7 ‑ 2/11

TY90

計 を 開 始 し た 1951 年 以 降 、最 も 東 と な り（ 平

T1503

Bavi

3/11 ‑ 3/17

TS45

年 値 は 136.7 E）、 ま た 平 均 緯 度 は 13.4 N で 、

T1504

Maysak3/27 ‑ 4/5

TY

105

平 年 よ り 南 と な っ た （ 平 年 値 は 16.3 o N）。

T1505

Haishen

4/4 ‑ 4/5

TS

35

T1506

Noul

5/3 ‑ 5/12

TY

110

T1507

Dolphin

5/9 ‑ 5/20

TY

100

TS

45

o

o

1951 年 か ら 2005 年 の 期 間 を 対 象 と し て 、エ ル ニ ー ニ ョ /ラ ニ ー ニ ャ 現 象 発 生 時 と そ れ

T1508

Kujira6/21 ‑ 6/24

以外の期間（平常時と呼ぶ）で台風の発生位

T1509

Chan‑hom

6/30 ‑ 7/12

TY

90

置に統計的な差があるかどうかについて調査

T1510

Linfa

7/2 ‑ 7/9

STS50

し た 結 果（ 緒 方 2006）に よ る と 、エ ル ニ ー ニ

T1511

Nangka7/3 ‑ 7/17

TY

100

TY

80

TY

115

ョ現象発生時には、平常時に比べて台風の発
生 位 置 が 南 東 に ず れ る 傾 向 が あ る 。2015 年 はこ の 傾 向 と 一 致 し て お り 、こ の こ と か ら 、2015
年の台風の発生位置が平年よりも南東にずれた こ と に は 、2014 年 夏 か ら 発 生 し て い る エ ル

7/13 ‑ 7/16,
7/19 ‑ 7/26
8/1 ‑ 8/9,
8/11 ‑ 8/11

T1512

Halola

T1513

Soudelor

T1514

Molave8/7 ‑ 8/13

TS

45

T1515

Goni

8/14 ‑ 8/25

TY

100

TY

100

T1516

Atsani8/14 ‑ 8/25

ニ ー ニ ョ 現 象 が 影 響 し た と 考 え ら れ る 。ま た 、

T1517

Kilo

9/2 ‑ 9/11

TY80

緒 方 （ 2006） に よ る と 、 エ ル ニ ー ニ ョ 現 象 時

T1518

Etau

9/7 ‑ 9/9STS

50に は 、7〜 9 月 の 台 風 発 生 数 が 平 常 時 に 比 べ て

T1519

Vamco

9/13 ‑ 9/14

TS

35

T1520

Krovanh

9/15 ‑ 9/21

TY

85

T1521

Dujuan9/22 ‑ 9/29

TY

110

T1522

Mujigae

10/1 ‑ 10/4

TY

85

T1523

Choi‑wan

10/2 ‑ 10/7

STS

60

2015 年 の 日 本 へ の 台 風 の 接 近 数 は 平 年 よ

T1524

Koppu

10/13 ‑ 10/21

TY

100

り 多 い 14 個 （ 平 年 値 11.4 個 ） だ っ た 。 日 本

T1525

Champi10/14 ‑ 10/25

TY

95に 上 陸 し た 台 風 は 第 11 号 、 第 12 号 、 第 15

T1526

In‑fa

11/17 ‑ 11/26

TY

95

T1527

Melor

12/11 ‑ 12/16

TY95

少 な く な る 傾 向 が あ る 。 2015 年 の 7〜 9 月 の台 風 発 生 数 は 12 個 （ 平 年 値 14.3 個 ） で 、 この傾向も一致していた。

号 及 び 第 18 号 の 4 個（ 平 年 値 2.7 個 ）だ っ た

1) 台 風 期 間 は 世 界 時 (UTC)に よ る2) 最 大 風 速 に よ る 階 級
TS: Tropical Storm（ 34〜 47knots）
STS: Severe Tropical Storm（ 48〜 63knots）
TY: Typhoon（ 64knots 以 上 ）3) 10 分 間 平 均 し た 値（ 第 2.4.20 図 ）。
参考文献
緒 方 洋 一 , 2006: エ ル ニ ー ニ ョ ／ ラ ニ ー ニ ャ 現 象と 台 風 . 平 成 18 年 度 季 節 予 報 研 修 テ キ ス ト ,気 象 庁 地 球 環 境 ・ 海 洋 部 , 37‑39.

1

平 年 並 の 範 囲 は 24〜 28 個 。

35

第 2 .4 . 2 0 図 20 1 5 年 の 台 風 経 路 図
経 路 の 両 端 の ● と ■ は 台 風 （ 第 １ 号 〜 第 27 号 ） の 発 生 位 置 と 消 滅 位 置 。 数 字 は 台 風 番 号 を 示 す 。
風 速 3 4 kn o ts 以 下 に 台 風 の 勢 力 が 衰 え た 後 に 再 び 台 風 と し て 発 達 し た 場 合 に 、 風 速 34 k no t s 以 下 だ
った期間の経路を破線で示す。

36

2.5

海況

部にかけて分布した負偏差が徐々に弱まり、夏以

全球平均海面水温は 2015 年を通して平年より降はペルー沖で顕著な正偏差となった。一方、西非常に高い状態が持続し、特に夏以降は記録的に部熱帯域では冬に分布していた正偏差が次第に弱高い値となった。これにはエルニーニョ現象の発

まり、夏から秋にかけて負偏差となった。インド達に伴って太平洋熱帯域で海面水温が上昇したこ

洋では、広い範囲で一年を通じて正偏差が見られと、エルニーニョ現象が前年から発生していた影た。北大西洋では、冬から春にかけて米国東方で

響でインド洋の海面水温も上昇したことなどが寄

正偏差、その南北で負偏差となる三極パターンが与している。年平均した偏差は+0.30℃で、統計を見られ、夏以降はグリーンランドの南で顕著な負開始した 1891 年以降最大となり、これまで最大だ

偏差、その南側で顕著な正偏差となった（第 2.5.1

った 2014 年の+0.20℃を大きく上回った。

図）。

太平洋赤道域の海面水温は、2014/2015 年冬から春にかけて日付変更線付近を中心にほぼ全域で正偏差だった（第 2.5.1 図(a)(b)）。夏には中部から東部にかけて正偏差が強まり（第 2.5.1 図(c)）、秋にかけて続いた（第 2.5.1 図(d)）。
エルニーニョ監視海域（NINO.3 海域）の海面水
温（月別値）の基準値（前年までの 30 年平均値）との差は、2015 年の 2 月及び 3 月に+0.2℃まで下降した後、上昇を続けて 12 月には+3.0℃に達した（第 2.5.2 図）。5 か月移動平均では 2014 年 6 月
から+0.5℃以上の値が続き、2014 年夏から発生していたエルニーニョ現象が 2015 年中も持続した。
特に春から秋にかけてエルニーニョ現象の発達が顕著となった。南方振動指数（月平均値）は 2015
年 2 月及び 4 月に+0.1 となった他は負の値で推移
し、7 月から 10 月にかけて-1.5 以下の値が続いた（第 2.5.2 図）。
太平洋赤道域の海洋表層では日付変更線付近から東部にかけて断続的に暖水が東進して正の水温偏差が持続し、春以降は西部で負偏差が見られた（第 2.5.3 図）。
北太平洋では、北米沿岸及び熱帯域の中部から東部にかけての領域で顕著な正の海面水温偏差が持続し、正の太平洋十年規模振動（PDO） 1に相当
するパターンが現れて PDO 指数は一年を通じて正となった。南太平洋では、南米沿岸から熱帯域中1

PDO についての詳しい解説や診断は気象庁ホームページ「海洋の健康診断表（太平洋十年規模振動（PDO）
指数の変動）」(http://www.data.jma.go.jp/gmd/kaiyou/data/shind
an/b_1/pdo/pdo.html)に掲載。

37

第 2.5.1 図 季節平均海面水温平年偏差図（2015 年）(a)冬（2014 年 12 月～2015 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。

第 2.5.2 図 2005 年～2015 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。

38

第 2.5.3 図 2013 年 1 月～2015 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℃。

39

2.6

冬季北半球成層圏の大気循環

2.6.2 図）、1 月は高緯度域の広い範囲で正偏差と2014/2015 年冬季の北半球成層圏では、極うずなり、アリューシャン高気圧の発達や極うずのシは平年と比べて強かった。一方、たびたび高気圧

ベリア側への偏りがみられた（第 2.6.3 図(b)）。

が発達したことと関連して冬の期間では 2 回の小この 2 回にわたる突然昇温とそれに伴う循環場の規模突然昇温が発生したが、大規模突然昇温の発推移について、次項で詳しく述べる。

生には至らなかった。本節では、突然昇温の発生期間を含む、成層圏の大気循環場の特徴について述べる。
成層圏突然昇温は、冬季の極域成層圏の気温が数日の間に数十℃以上も上昇する現象で、1952 年にベルリン大学のシェルハーク（R. Scherhag）によって発見された。この現象は、対流圏に起源をもつプラネタリー波が成層圏に伝播し、そこで平均流を減速させることにより引き起こされることがわかっている（Matsuno 1971、塩谷 2002）。世
界気象機関（WMO）の定義（WMO 1978）によると、
突然昇温の発生は、成層圏の極付近で 1 週間に25℃以上の昇温がみられた場合とされている。この条件に加えて、帯状平均気温が極域に向かうほ第 2.6.1 図 2014/2015 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。

ど高くなり、帯状平均東西風が（北半球の場合）60 oN 以北で 10hPa 面付近かそれより下の気圧面で西風から東風に変わった場合には、大規模突然昇温に分類される。この条件にあてはまらないもの
は小規模突然昇温と呼ばれる。
2.6.1

北半球成層圏の循環場

2014/2015 年冬平均（12〜2 月）の 30hPa 高度（第2.6.1 図）をみると、北極付近では負偏差となり、極うずは平年と比べて強かった。東シベリアから
北米西部にかけては、アリューシャン高気圧が発達したことに関連して正偏差となったほか、北大
西洋からヨーロッパにかけても帯状に正偏差となった。
冬の期間における 30hPa 高度の月ごとの推移をみると、2 月は北極付近で負偏差が明瞭となり、極うずは平年と比べてかなり強かった（第 2.6.3

第 2.6.2 図 2014 年 9 月から 2015 年 8 月にかけての30hPa における北極点の気温の時系列（単位：℃）
黒線は実況値、灰色線は平年値。

図(c)）。一方、12 月末から 1 月上旬にかけてと 1
月下旬に発生した成層圏突然昇温と関連して（第40(a) 2014 年 12 月(b) 2015 年 1 月(c) 2015 年 2 月

第 2.6.3 図 月平均 30hPa 高度（等値線）及び平年偏差（陰影）（単位：m）(a)2014 年 12 月、(b)2015 年 1 月、(c)2015 年 2 月。等値線間隔は 120m。

2.6.2

12 月末〜1 月上旬に発生した突然昇温

2.6.3

1 月下旬に発生した突然昇温

12 月下旬から 2 月中旬にかけての 30hPa 高度の30hPa 高度をみると、1 月下旬には極うずの中心

推移をみると（第 2.6.4 図）、12 月下旬前半までがシベリア側へ偏り、グリーンランド付近を中心は、平年と比べて極うずは強く（同図(a)）、北極に明瞭な正偏差となった（第 2.6.4 図(g)と(h)）。

上空 30hPa の気温は低い状態が継続した（第 2.6.2

これと対応して、北極上空 30hPa の気温は再び大図）。12 月末から 1 月上旬前半にかけて、アリュ

きく上昇し（第 2.6.2 図）、東西波数 1 型の小規模ーシャン高気圧の北への張り出しに対応した東シ

突然昇温が発生した。この期間、東西波数 1 成分

ベリア海付近の正偏差やノルウェー海付近の正偏のプラネタリー波の上方伝播が強まり（第 2.6.5

差が明瞭となり、極うずはシベリア側とカナダ側

図(b)の赤線）、成層圏における西風の減速に寄与に分裂した（第 2.6.4 図(b)と(c)）。北極上空 30hPa

している（同図(a)、第 2.6.6 図(d)）。

の気温は急激に上昇し（第 2.6.2 図）、東西波数 2

1 月下旬頃で平均した高度の鉛直構造をみると、型の小規模突然昇温が発生した。この期間におけシベリア付近では高度とともに位相が西に傾くトる 100hPa の Eliassen‑Palm（E‑P）フラックス 1のラフと対応してプラネタリー波が上方伝播し（第時系列をみると、12 月末から 1 月上旬前半にかけ

2.6.6 図(c)）、成層圏のグリーンランド付近におて東西波数 2 成分のプラネタリー波の上方伝播がける正偏差（第 2.6.4 図(h)）の強化に寄与したと強まり（第 2.6.5 図(b)の青線）、成層圏における考えられる。対流圏上層の高度をみると、ヨーロ

西風の減速に寄与している（同図(a)、第 2.6.6

ッパ付近にリッジが形成され、その東側でプラネ

図(b)）。

タリー波の上方伝播がみられる（第 2.6.7 図）。こ

極うずが分裂した状態は長続きせず、1 月中旬のことから、ヨーロッパ付近におけるリッジが、にかけてカナダ側で一つにまとまった（第 2.6.4

成層圏へ上方伝播するプラネタリー波の波源とし図(d)〜(f)）。北極上空の気温もまた、1 月上旬後て重要であった可能性が考えられる。

半にはほぼ平年並にまで低下し（第 2.6.2 図）、突1 月末には、この突然昇温は終息して北極上空

然昇温は終息した。

の気温は平年より低い状態となり（第 2.6.2 図）、
2 月上旬から中旬にかけて極うずは北極付近で強まった（第 2.6.4 図(j)と(k)）。

1

E‑P フラックスは、Transformed Eulerian Mean（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。

41

参考文献

Plumb, R. A., 1985: On the three‑dimensional
propagation of stationary waves. J. Atmos. Sci. ,42, 217‑229.
WMO, 1978: Abridged final report of Commission for
Atmospheric Sciences. WMO Rep., 509, 113pp.

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.
Matsuno, T., 1971: A dynamical model ofstratospheric sudden warming. J. Atmos. Sci. , 28,
1479‑1494.

(a) 12/22〜12/26(b) 12/27〜12/31(c) 1/1〜1/5(d) 1/6〜1/10(e) 1/11〜1/15(f) 1/16〜1/20

第 2.6.4 図 半旬平均 30hPa 高度（等値線）及び平年偏差（陰影）（単位：m）(a)2014 年 12 月 22 日〜26 日平均、(b)12 月 27 日〜31 日平均、(c)2015 年 1 月 1 日〜5 日平均、(d)1 月 6 日〜10 日
平均、(e)1 月 11 日〜15 日平均、(f)1 月 16 日〜20 日平均。等値線間隔は 120m。

42

(g) 1/21〜1/25(h) 1/26〜1/30(j) 2/5〜2/9(k) 2/10〜2/14(i) 1/31〜2/4

第 2.6.4 図の続き
(g)2015 年 1 月 21 日〜25 日平均、(h)1 月 26 日〜30 日平均、(i)1 月 31 日〜2 月 4 日平均、(j)2 月 5 日〜9 日平均、(k)2 月 10 日〜14 日平均。

(a)

第 2.6.5 図 2014 年 11 月 1 日〜2015
年 3 月 31 日における北半球の(a)帯状平均東西風の鉛直分布（単位：m/s）と(b)100hPa における E‑P フラック
ス鉛直成分の時系列（単位：m 2/s2）(a)60 oN〜90oN 平均。西（東）風は正（負）の値。(b)30 oN〜90 oN 平均。(b)の灰色陰影、赤線、青線、緑線は、それぞれ全波数、波数 1、2、3 の成
分を表す。

(b)

43

第 2.6.6 図 60 oN〜80 oN で平均した高度の帯状平均からの差（等値線; 100m 間隔）及び Plumb（1985）の波の活動
度フラックス（矢印）の経度‑高度断面図（左）、および帯状平均東西風（等値線; 10m/s 間隔）、E‑P フラックス（矢印; (b)は東西波数 2 成分、(d)は東西波数 1 成分）とその収束発散に伴う西風加速度（陰影; 5m/s/day 間隔）（右）(a)と(b)は 2014 年 12 月 29 日〜2015 年 1 月 5 日平均、(c)と(d)は 2015 年 1 月 20 日〜1 月 31 日平均。Plumb（ 1985）の波の活動度フラックスの単位は、水平成分は m 2/s2、鉛直成分は Pa・m/s 2。E‑P フラックス（単位：南北成分は10 6m 3/s 2、鉛直成分は m 2/s 2）は気圧の平方根で割った値。(b)と(d)の西風加速（減速）を黄（緑）色で塗色した。

第 2.6.7 図 2015 年 1 月 21 日〜25 日平均場における東西波
数 0〜3 成分から合成した 300hPa 高度（灰色線; 200m 間隔）、100hPa の Plumb（1985）の波の活動度フラックスの水平成分（矢印; 単位：m2/s 2）と鉛直成分（陰影; 単位：Pa・m/s 2）
波の活動度フラックスの鉛直成分は、暖色系が上向き、寒色
系が下向きを示す。

44

2.7

夏季アジアモンスーンの特徴の被害が報じられ、モンスーン期間中の死亡者数

夏季のアジアモンスーンに伴う対流活動及び大の合計は 850 人以上となった（インド政府）。イン

気循環の変動は、日本を含むアジア地域の天候に

ド東部のコルカタでは 7 月の月降水量が 674mm（ 平大きな影響を及ぼすことから、その監視は大変重年値 409.4mm）、インド北西部のジョードプルでは要である。本節では、2015 年夏季のアジアモンス

8 月の月降水量が 232mm（ 平年値 114.1mm）だった。

ーンの特徴を、気温や降水量の分布と気象災害、

パキスタンでは、7 月中旬から 8 月中旬にかけ

それらを特徴付けた台風や対流活動、大気循環のて、北部や東部で大雨による洪水や地すべりがた

視点から記述する。

びたび発生し、合計で 230 人以上が死亡したと伝えられた（パキスタン政府）。パキスタン北東部の2.7.1

気温と降水量ラホールでは 7 月の月降水量が 329mm（平年値

CLIMAT 報に基づく 6～9 月の 4 か月平均気温は、

171.7mm）で、このうち 160mm 以上が 18 日から 21

中央シベリア南部からモンゴル北部、朝鮮半島中日の 4 日間に降った。パキスタン北部のパーラチ部、インドシナ半島北部、インド中部と南西部で

ナ ー ル で は 8 月 の 月 降 水 量 が 196mm （ 平 年 値

平年より 1.0℃以上高く、長江中流域で 1.0℃以上

109.4mm）で、このうち 100mm 以上が 12 日から 15低かった（第 2.7.1 図）。

日の 4 日間に降った。

同時期の 4 か月降水量は、東～西日本の太平洋

ミャンマーでも、7 月から 8 月に各地で洪水が側、中国東部と南部、モンゴル南部と中国北西部、発生 し、 モ ンス ーン 期 間 中の 死亡 者 数の 合計 はパキスタン及びその周辺で平年の 140%以上とな

120 人以上となったと伝えられた（ミャンマー政り、朝鮮半島西部、インドネシア南部～西部で平府）。ミャンマー西部のシトウェでは、7 月の月降

年の 40%以下だった（第 2.7.2 図）。こうした状況

水量が 1745mm（平年値 878.6mm）に達した。

は外向き長波放射量（OLR）平年偏差の分布（第パキスタン南部は 6 月後半に熱波に見舞われ、

2.7.3 図）から推定される積雲対流活動の状況（詳死 亡 者 数 が 1200 人 を 超 え た と 伝 え ら れ た

細は第 2.7.3 項を参照）とおおよそ一致している。

（EM-DAT）。パキスタン南部のカラチ国際空港では、

月降水量で見た異常多雨は、6月に九州地方から

6 月 18 日から 28 日の 11 日間連続で日最低気温が中国中部で見られた。一方、異常少雨は8月にモン30℃以上となり、19 日から 23 日には 5 日間連続ゴルで見られた（図省略）。

で日最高気温が 40℃を超えた。

インドでは、各地で 7 月から 8 月を中心に洪水

第 2.7.1 図 4 か月平均気温平年差（℃）（2015 年 6～9 月）

第 2.7.2 図

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。

45

4 か月降水量平年比(％)（2015 年 6～9 月）

2.7.2

台風

140˚E）で平均した OLR 平年偏差の時間-緯度断面

6～9 月の 4 か月間の台風の発生数は 14 個で（第図（第 2.7.7 図）を見ると、5 月末から対流活発

2.4.2 表）、平年の 16.0 個よりも少なかった。台域の北進がみられ、アジアモンスーン活動が一時風の発生位置は、平年よりも南東に偏っていた。

的に活発化した 6 月中旬後半頃には 10˚N 付近に対14 個のうち 4 個は日本に上陸した（平年の上陸数

流活発の位相が位置していた。

は年間で 2.7 個）。
台風第 13 号により中国で 20 人以上、台風第 15

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

号によりフィリピンで 30 人以上が死亡したと伝えられた（中国政府、フィリピン政府）。
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、中国東部から西日本で平年より活発、アジアモンスーン域の広い範囲、特にインドネシア
周辺やフィリピンの東海上で平年より不活発だった。夏季アジアモンスーン OLR 指数（第 2.7.1 表）を見ると、アジアモンスーン全体の活動度は 8 月を中心に期間を通して平年より不活発だった。また、アジアモンスーンに伴う対流活動活発域は平年の位置と比べて西偏傾向だった。
第 2.7.3 図 4 か月平均外向き長波放射量（OLR）及び平年偏差（2015 年 6～9 月）
等値線は実況値を表し、間隔は 10W/m 2。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。

対流圏上層では、チベット高気圧は全般に平年より弱く（第 2.7.4 図(a)）、亜熱帯ジェット気流
は平年の位置と比べて南偏した。対流圏下層では
イン ド洋 の モン スー ン 循 環は 平年 よ り弱 かっ た
（第 2.7.4 図(b)）。北インド洋及びアジア南部に

第 2.7.1 表 夏のアジアモンスーン OLR 指数（2015 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
細については第 1.4.3 項を参照。

おける東西風の鉛直シアーは 6 月中旬後半から 6
月下旬前半を除いて平年より弱い状態で経過した（第 2.7.5 図）。太平洋高気圧の日本への張り出しは平年より弱く、西日本周辺では低温・多雨となった（詳細は第 3.2 節を参照）。
2014 年夏に発生したエルニーニョ現象は 2015

夏のアジアモンスーンOLR指数

年春以降強まり（詳細は第 2.5 節を参照）、これとSummer Asian Monsoon OLR Index (SAMOI)

対応して 2015 年の夏季アジアモンスーンの対流

SAMOI (A):
活動度

活動は前述のとおりインドネシア付近からフィリSAMOI (N):SAMOI (W):

北偏度

西偏度

ピン付近を中心に全般に不活発だった。この状況

2015年5月

-1.2

0.4

2.0

の中で 6 月中旬後半頃に一時的なアジアモンスー

2015年6月

-1.2

-1.5

0.6

ン活動の活発化がみられた（第 2.7.6 図）。この時2015年7月

-0.7

2.0

0.4

期には赤道季節内振動（MJO）に伴う対流活発な位

2015年8月

-1.9

0.2

0.6

2015年9月

-1.0

-0.4

1.4

2015年10月

-1.4

1.8

0.6

相がインド洋東部付近を通過した（第 2.4.2 図）。
また、ベンガル湾からフィリピン東海上（80˚E～

46

第 2.7.6 図 SAMOI-A の推移（2015 年 4～10 月）
SAMOI-A の詳細は第 1.4.3 項を参照。細い緑線は日平
均値、太い緑線は 7 日移動平均値を表す。

第 2.7.4 図 4 か月平均流線関数及び平年偏差（2015
年 6～9 月）(a)200hPa、(b)850hPa。等値線は流線関数（単位：m 2/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。

第 2.7.7 図 80˚E～140˚E で平均した OLR 平年偏差（2015 年 5～10 月）
暖色（正偏差）は対流活動が平年より不活発なことを、
寒色（負偏差）は平年より活発なことを示す。

第 2.7.5 図 東西風鉛直シアー指数の推移（2015 年 4～10 月）
東西風鉛直シアー指数は、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、灰色領域は±1 標準偏差の範囲を表す。

47

2.8

北極域の海氷北極域における海氷域面積は、統計を開始した
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。
本節では、
第 2.8.1 図 北極域の海氷域面積の年最小値の経年変化（1979〜2015 年）
破線は変化傾向。1979 年から 2015 年までの減少率は 9.0
万 km2/年。

2015 年の北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2015 年の北極域の海氷域面積1（第 2.8.2 図）は、
年を通して平年より小さい値であった。2 月 25 日に年最大値（1463.59 万 km2）となり、年最大値としては 1979 年以降で最小だった。その後、海氷域面積は減少し、9 月 7 日には年最小の 447.56 万 km2（速報値）となった（第 2.8.3 図、図は 9 月 10 日の分布）。
この年最小値は、1979 年以降では 4 番目に小さかった（第 2.8.1 図）
。

2.8.2

第 2.8.2 図 北極域の海氷域面積の推移
赤線は 2015 年、黒線は平年値、灰色陰影は平年並の範囲。

融解期における北極域の大気循環

2015 年 7 月、8 月を中心に北極域は高気圧に覆われやすかった（第 2.8.4 図）。このことによって北極域では多照・高温傾向となったほか、高気圧性循環に伴って海氷が極側へ収束しやすかったことが、海氷域面積の減少に寄与したとみられる（米国雪氷データセンター2）。これと関連して、北極域の大気下層における気温は、7 月や 9 月を中心に高温偏差となり（第 2.8.5 図）、海氷の融解の進行に寄与したと
みられる。

参考文献

第 2.8.3 図 2015 年 9 月 10 日の海氷密接度（左）と 9
月 10 日の平年（1981〜2010 年平均）の海氷域3（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.
3

統計期間（1981〜2010 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（氷に覆われている海面の占める割合）が 15%以上の領域の面積で定義している。
2
http://nsidc.org/arcticseaicenews/2015/09/

48

第 2.8.4 図 北極域における月平均海面気圧（左から順に 2015 年 7 月、8 月、9 月の各月平均）
等値線は海面気圧を表し、間隔は 4hPa。陰影は平年偏差。図中の H と L は、それぞれ高気圧と低気圧の中心を示す。

第 2.8.5 図 北極域における 925hPa 気温（左から順に 2015 年 7 月、8 月、9 月の各月平均）
等値線は 925hPa 気温を表し、間隔は 3℃。陰影は平年偏差。

49

2.9 北半球の積雪域

2.9.1 2015 年の特徴

大気・海洋と積雪域とは密接な相互作用がある。

冬（2014 年 12 月～2015 年 2 月）の積雪日数は、積雪に覆われた地表面は、覆われていない地表面と12 月は米国北部、ヨーロッパ、東アジア北部で平年比べて太陽放射を反射する割合（アルベド）が高い。

より少なかった（図略）。１月も平年より少ない地域

このため、積雪域の変動は地表面のエネルギー収支が多かったが（図略）、2 月は北米東部とヨーロッパ

や地球の放射平衡に影響を与える。また融雪に伴い、西部は平年より多かった。
（第 2.9.1 図(a)）。北米東周辺の熱が奪われ土壌水分量が変化する。一方、大部の多い傾向は 4 月まで続いた（図略）。5 月は東シ

気の流れや海洋の変動も、積雪分布に影響を及ぼす。

ベリアとカナダ北東部で平年より多かった（同図

この節では 2015 年の積雪域の特徴と長期変化傾向(b)）。11 月はカナダ北東部、西シベリアで平年よりについて記述する。

多く、ヨーロッパ東部、中国西部、カナダ南部で平年より少なかった（同図(c)）。

(a)2015 年 2 月(b) 2015 年 5 月(c) 2015 年 11 月

第 2.9.1 図 衛星観測から解析した北半球の月積雪日数（左）・平年偏差（右）(a) 2015 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。

50

2.9.2 長期変化傾向傾向がある一方、１～4 月には統計的に有意な傾向

過去 28 年間（1988～2015 年）における、北半球は見られない。

とユーラシア大陸の月別の積雪域面積の経年変動（2ユーラシア大陸では、5 月や 6 月、11 月、12 月に月、5 月及び 11 月のみ）を第 2.9.2 図に示す。

長期的な減少傾向がある一方、１～4 月や 9 月、10

北半球では、5 月や 6 月、9～12 月に長期的な減少

月には統計的に有意な傾向はみられない。

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（1988～2015 年）
北半球の(a)2 月、(b)5 月、(c)11 月、ユーラシア大陸の(d)2 月、(e)5 月、(f)11 月。青色線は各年の積雪
域面積、赤色線は積雪面積の 5 年移動平均値、黒色線は長期変化傾向（信頼度水準 95%で統計的に有意の場
合に描画）を示す。

51

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
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Northern Hemisphere summer circulation. J.
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feedback, Quart. J. Roy. Meteor. Soc. , 126,3343-3369.

75