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、Toyodaet 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.

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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 aGlobal
Ocean
DataAssimilation
System,Theoretical and Applied Mechanics Japan , 61,
31-48.

7