トピックス

3
3.1

西日本では 2014 年と 2015 年に 2 年連続の冷夏、
1

2016 年春に終息したエルニーニョ現象 とその東日本では 2015/2016 年に暖冬となり、エルニーニョ

影響

現象時に現れやすい天候の特徴と 一致した。また、

本節の 3.1.1 項では、2014 年夏（6～8 月）から 2016

世界の年平均気温は、1891 年の統計開始以来 1998

年春（3～5 月）にかけて発生したエルニーニョ現象の年が最も高かったが、2014/15/16 エルニーニョ現象の

特 徴 について 述 べ、3.1.2 項 では 2015/2016 年 冬発生した 2014 年から 2016 年にかけて 3 年連続で最（2015 年 12 月～2016 年 2 月）から 2016 年秋（9～11高値を更新した。更に、NINO.3 の海面水温が記録的月）における上記エルニーニョ現象の影響について述に高かった過去 3 回のエルニーニョ現象の終息したべる。

年（1973 年、1983 年、1998 年）と同様、2016 年も台風
第 1 号の発生時期が遅くなるという特徴が見られた。

3.1.1

2014/15/16 エルニーニョ現象

2

このような天候の特徴には、海面水温偏差が(1) 概要NINO.3 で上昇した時に NINO.WEST で低下し、やや

2014/15/16 エルニーニョ現象は、2014 年夏（6～8遅れて IOBW で上昇する特徴も関係している。以下月）に発生し、2016 年春（3～5 月）までの 8 季節にわ

では、天候の特徴と関係する海面水温の変化を中心

3

たって持続した 1949 年以降で最も長い現象である 。

に 2014/15/16 エルニーニョ現象の発生から終息後ま2015 年 11～12 月の最盛期には、エルニーニョ監視での経過を述べる。

海域（第 3.1-1 図の NINO.3）の海面水温の月平均値の基準値 4からの差が+3.0℃となり、1997/98 エルニー

(2) 各監視海域の海面水温の基準値との差の経過

ニ ョ 現 象 の +3.6 ℃ 、 1982/83 エ ル ニ ー ニ ョ 現 象 の発生期間に 1 月を含む過去のエルニーニョ現象について、終息した年を Year0 としてその 2 年前（Year-2）+3.3℃に次ぐ高い記録となった。
また、エルニーニョ現象の発生から終息後までの天の 1 月から翌年（Year+1）の 1 月までの NINO.3 の海候への影響を論じる上で重要な要素となるインド洋熱面水温の基準値との差の推移を第 3.1-2 図に示した。

5帯域（IOBW ）や西太平洋熱帯域（NINO.WEST）の2014/15/16 エルニーニョ現象の推移は黒実線で、ま監視海域（第 3.1-1 図）の海面水温の変化も NINO.3

た平均的な推移を黒点線で示した。以下ではの変化と同様、1997/98 エルニーニョ現象に匹敵する

NINO.3 の海面水温の基準値との差を NINO.3dev と大きな変化となった。

記述する。
平均的な推移では、Year-1 年の春頃に NINO.3dev
が+0.5℃以 上になってエルニーニョ現 象が発 生し、Year-1 年の 11~12 月頃に最盛期を迎え、Year0 年の1

エルニーニョ監視海域の海面水温の基準値との差の 5 か
月移動平均値が 6 か月以上続けて+0.5℃以上となった場
合をエルニーニョ現象とし、季節単位で発生期間を決めている。
2
ここでは過去のエルニーニョ現象の名前を発生期間の西暦年号により、1 年目は 4 桁、2 年目以降を下 2 桁で列挙して表している。例えば、1997 年春から 1998 年春まで持続したエルニーニョ現象は 1997/98 エルニーニョ現象と表記される。
3
2014/15/16 エルニーニョ現象の 8 季節に次いで発生期間の長いエルニーニョ現象は、6 季節続いた 1968/69/70、
1986/87/88、1982/83 及び 1991/92 の 4 回のエルニーニョ現象である。
4
基準値はその年の前年までの 30 年間の各月の平均値
で、西太平洋熱帯域とインド洋熱帯域ではそれぞれの30 年間の変化傾向による上昇分を加えている。
5
Indian Ocean Basin Wide の略

春頃に NINO.3dev が+0.5℃を下回ってエルニーニョ現象の終息となる。
2014/15/16 エルニーニョ現象では最盛期の前年の2014 （Year-2 ） 年 に 現 象 が 発 生 し た。NINO.3dev は2014（Year-2）年夏から 2015（Year-1）年春までの間、+0.2℃から+1.0℃で変動し、大きな発達は見られなかった。NINO.3dev の 5 か月移動平均値は、2014 年 6月から 2015 年 3 月までの 10 か月の内 8 か月が+0.5℃
以上+0.6℃以下で、エルニーニョ現象の基準を満すことになった。

54

2015（Year-1）年春以降は、平均的なエルニーニョ

なり大きな負の値の NINO.WESTdev が長期間持続し現象の推移の約 2 倍の速度で NINO.3dev が上昇し、たが、2016（Year0）年の春には平均的な推移と同様

12 月に最大値の+3.0℃に達した。エルニーニョ現象に負の値が解消し、エルニーニョ現象終息後の夏にの NINO.3dev の最大値としては過去 3 番目の値であは正の値になった。

った。なお、今回を含む 1972/73、1982/83、1997/98

第 3.1-4 図は、第 3.1-2 図と同様の図を IOBW の海

及 び 2014/15/16 の 4 例 の エ ル ニ ーニ ョ 現 象 は 、面水温の基準値との差について示したものである。以NINO.3dev の最大値が平均的推移の+1.7℃を大きく

下 で は IOBW の 海 面 水 温 の 基 準 値 と の 差 を上回っており、平均的推移と同程度かそれ以下であIOBWdev と記述する。

る他の 10 例のエルニーニョ現象との違いが明瞭であIOBWdev の平均的な推移で見ると、エルニーニョる。

現象が発生する Year-1 年春頃の NINO.3dev 上昇に2016（Year0）年の 1 月以降、NINO.3dev は急速に

伴 い 、 IOBWdev も 上 昇 す る 傾 向 が あ る 。 そ の 後下降し、5 月には平均的な推移に近い+0.1℃となり、Year-1 年 12 月 頃 の エ ル ニ ー ニ ョ 現 象 の 最 盛 期

2014/15/16 エルニーニョ現象が終息した。その後 7 月（NINO.3dev の極大）にやや遅れて、Year0 年の 1～4から 11 月までは平均的な値に近い–0.3℃～–0.6℃で月頃に極大になる。太平洋では NINO.3dev の正の値推移した。

は Year0 年の春には解消してエルニーニョ現象が終第 3.1-3 図 は 、 第 3.1-2 図 と 同 様 の 図 を息するが、インド洋では夏まで IOBWdev の正の値がNINO.WEST の海面水温の基準値との差について示

持続する。この特徴は、夏の北西太平洋域の天候をしたものである。以下では NINO.WEST の海面水温の考える上で重要な要素となる（Xie et al., 2009; Du et

基準値との差を NINO.WESTdev と記述する。

al., 2011）。

NINO.WESTdev の平均的な推移（図中の黒点線）
では、エルニーニョ現象の発生後の Year-1 年夏頃か
ら負の値になり、9 月前後と翌年 Year0 年の 2 月前後に極小が現れる。エルニーニョ現象が終息する Year0
年の春頃には負の値が解消し、夏には逆に正の値となる。2014/15/16 エルニーニョ現象では、平均的推移
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（赤道～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。

では変化が現れない時期の 2015（Year-1）年の 2 月からかなり大きな負の値が続き、3 月と 7～10 月及び2016（Year0）年の 2 月は平均的推移の極小よりかなり大きな負値の極小が現れた。このように 2014/15/16 年
エルニーニョ現象においては平均的推移に比べてか55

第 3.1-2 図 エルニーニョ現象時におけるエルニーニョ監視海域（NINO.3）の海面水温の基準値との差の変化
発生期間に 1 月を含む過去のエルニーニョ現象について、終息した年を Year0 としてその 2 年前（Year-2）からの推移を示した。図中の黒点線は 2014/15/16 エルニーニョ現象を除く 13 ケースの平均。左上の凡例は各エルニーニョ現象における Year0 の年を示す。

第 3.1-4 図 第 3.1-2 図と同じ、ただしインド洋 熱 帯域
（IOBW）

2014/15/16 エルニーニョ現象においては、エルニーニョ現象発生後の 2014（Year-2）年の夏から 2015
（Year-1）年の 2 月頃まで IOBWdev は 0 に近い値で推移した。エルニーニョ現象の急速な 発達に伴い2015 （ Year-1 ） 年 の 春 以 降 は 正 の 値 が 続 き 、 2015
（ Year-1 ） 年 12 月 の エ ル ニ ー ニ ョ 現 象 の 最 盛 期（ NINO.3dev の 極 大 ） 以 降 も 上 昇 し た 。 そ し て
NINO.3dev の極大に 3 か月遅れて 2016（Year0）年 3
月に極大の+0.72℃となった。この値は、1949 年の統計開始以来の最大値（1998（Year0）年 1 月の+0.74℃）に次ぐ値で、平均的な推移の極大の約 2 倍である。その後は急速に下降し、NINO.3dev の正の値がほぼ解消した翌月の 2016（Year0）年 6 月に正の値が解消した。以上のように 2014/15/16 エルニーニョ現象における IOBWdev の正の値は、平均的な推移に比べてかなり大きな値が持続したが、解消したのは早かった。
2016（Year0）年夏の間は IOBWdev は 0 に近い値で第 3.1-3 図 第 3.1-2 図と同じ、ただし西太平洋熱帯域（NINO.WEST）

推移し、秋には負の値になった。
(3) 大気と海洋の経過
2014/15/16 エルニーニョ現象の発生・発達・終息の各過程における大気と海洋の相互作用の状況を見る
た め に 、 第 3.1-5 図 に イ ン ド 洋 か ら 太 平 洋 の 赤 道（0.5˚S～0.5˚N 平均）に沿った海面水温の平年偏差56及び海面から深さ 300m までの平均水温の平年偏差

ン波が 3 月から 4 月にかけて中部太平洋の赤道上をの経度－時間断面図を、第 3.1-6 図に赤道付近（5˚S

東進し、4～5 月には東部太平洋に到達した（第 3.1-5～5˚N 平均）における対流圏上層（200hPa）の速度ポ

図右）。

テンシャルの平年偏差及び対流圏下層（ 850hPa）のその後の小規模な暖水の東進もあり、4～7 月には

東西風速の平年偏差の経度－時間断面図を示す。

中部～東部太平洋赤道上の表層 300m で水温偏差

また、第 3.1-7 図には季節平均した外向き長波放射の上昇が見られた（第 3.1-5 図右、第 3.1-7 図右の（OLR）、海面水温及び赤道に沿った深さ 300m まで

Spring(MAM)2014）。この表層水温偏差の上昇に伴の水温を 2013 年春から 2016 年夏までの 14 季節にい、5～7 月には東部太平洋赤道上で海面水温偏差

ついて平年偏差と共に示す。

が 上 昇 し （ 第 3.1-5 図 左 、 第 3.1-7 図 中 央 のRasmusson and Carpenter（1982）で記述される典型

Summer(JJA)2014）、6 月には東部で+1.5℃以上の正的なエルニーニョ現象は、春または夏に発生して夏か偏差域が見られ、2014/15/16 エルニーニョ現象が発ら秋にかけて発達し、晩秋から初冬に最盛期を迎え

生した。

6

て発生 翌年の冬または春に終息する場合が多い 。

2013/2014 年 冬 ま で イ ン ド ネ シ ア 付 近 （ 100°E ～2014/15/16 エルニーニョ現象は、2014 年夏から 2016

140°E）にあった対流活発域は、2014 年の春に西部

年春までの 8 季節続いた現象であるが、典型的なエ太平洋へ移動し、インドネシア付近で対流不活発、西ルニーニョ現象に比べて始まりの時期が早いとも終息

部～中部太平洋で対流活発となるものの、その後の時期が遅いとも言えず、約 2 周期分の長さである。そインドネシア付近と中部太平洋の対流活動偏差の東こで以下では、春から春の約 1 年を発達～衰退の一西コントラストは不明瞭で、西部太平洋の赤道付近で区切りとして考え、（ア）2014 年春～2015 年春、（イ）は強い西風偏差が持続しなかった（第 3.1-7 図左の2015 年春から 2016 年春及び（ウ）2016 年春以降の期

Winter(DJF)2014 ～ Summer(JJA)2014 、 第 3.1-6 図

間ごとに注目して記述する。

右）。
6 月から 7 月にかけては中部～東部太平洋で東風ア2014 年春～2015 年春

偏差になり、7 月から 8 月にかけて海洋の冷水ケルビ

2014/15/16 エルニーニョ現象の発生に先立つ 2014

ン波の東進が見られ、海面水温にも負偏差域が見ら

年 1 月の中旬から下旬にかけて、西部太平洋赤道域

れた（第 3.1-5 図）。エルニーニョ現象時に見られるようの大気下層で強い西風（西風バースト）が現れた。こな対流活発域の中部太平洋赤道域への移動は明瞭

7の西風は第 3.1-6 図右で 9m/s 以上の西風偏差 としではなかったが、西部太平洋赤道域の日付変更線寄て確認できる。その約 1 か月後の 2 月下旬から 3 月上

りでは 7 月や 9 月に時折対流活発域が現れて西部で旬にかけて再び西風バーストが現れた。この 2 回の西西風偏差となった（第 3.1-6 図）。この影響で海洋表層

風バーストによって励起された海洋表層の暖水ケルビ

では弱いながらも暖水ケルビン波が励起されて 10 月
及び 12 月には東部太平洋に到達し、中部～東部太平洋 赤 道 上で海 面 水 温の正偏 差が維持された（第6

過去の例外としては、1953 年春～1953 年秋、1968 年秋～1969/1970 年冬、1986 年秋～1987/1988 年冬、1982 年
春～1983 年夏、1991 年春～1992 年夏のエルニーニョ現象の 5 例があり、開始または終息の時期が異なる。
7
西風バーストは通常東風（貿易風）が吹いている赤道域の大気下層で 5m/s 程度以上の西風が吹き、10 日程度続く事象を指して用いる。過去の研究では様々な定義が設定されて解析されているが、ここでは 9m/s 以上の強い西風偏差を指して使うこととする。太平洋赤道域の日付変更線付近
では平年の大気下層の東風（貿易風）の強さは 4～6m/s 程
度で日付変更線の東側でより強く、西側では弱くなる。9m/s
以上の強い西風偏差では中部太平洋赤道域でも西風になる（貿易風がなくなる）。

3.1-5 図、第 3.1-7 図中央の Autumn(SON)2014）。
11 月と 12 月にはインドネシア付近の対流活動が活発になり、西部太平洋の赤道付近では東風偏差となった（第 3.1-6 図、第 3.1-7 図左の Winter(DJF)2015）。
これに伴う海洋の冷水ケルビン波が 2015 年 1～3 月に東部太平洋に到達し、海面水温偏差が負になった（第 3.1-5 図、第 3.1-7 図中央の Winter(DJF)2015）。

57

第 3.1-5 図 インド洋から太平洋の赤道に沿った（0.5°S～0.5°N 平均）海面水温の平年偏差（左）及び海面から深さ 300mまでの平均水温の平年偏差（右）の経度－時間断面図
描画期間は 2013 年 11 月～2016 年 10 月。

以上のように 2014 年春～2015 年春は、エルニーニニョ現象の発達過程ではこの海域の海面水温が平年

ョ現象が発達するための大気と海洋の明瞭な相互作

よりも高くなるのと比べて特徴的であった。

用が見られないまま、発達も終息もすることなく持続した。この期間、北太平洋の熱帯全域で海面水温が平イ

2015 年春～2016 年春

年よりかなり高くなると共に、インド洋の海面水温も熱2015 年春以降はエルニーニョ現象が発達したが、帯全域で平年より高くなり、2014 年の全球平均海面

その要因は、2015 年の 1 月頃から西部太平洋赤道域

水温が従来の最高値を更新するのに寄与した。一方、の対流活発な状態が持続 し、西部太平洋の大気下

中部～東部太平洋熱帯域の南半球では海面水温が層が西風偏差傾向になったこと、及び 3 月に西風バ

平年より低い状態で維持された。典型的なエルニーーストが現れたことであると考えられる（第 3.1-6 図）。

58

第 3.1-6 図 赤道付近（5°S～5°N 平均）における対流圏上層（200hPa）の速度ポテンシャルの平年偏差（左）及び対流圏下層（850hPa）の東西風速の平年偏差（右）の経度－時間断面図
速度ポテンシャルの平年偏差（左）の負の値は平年よりも発散が強く対流活動が活発なことを、正の値は平年よりも発散が弱く対流活動が不活発なことを表す。東西風の平年偏差（右）の正の値は西風偏差、負の値は東風偏差を表す。期間は 2013年 11 月～2016 年 10 月。

この西風偏差に伴って生じた海洋表層の暖水ケル

東部太平洋の赤道上の表層水温が正偏差となった

ビン波が 4～5 月には東部太平洋に到達して、中部～（第 3.1-5 図右、第 3.1-7 図右の Spring(MAM)2015）。

59

第 3.1-7 図 季節平均の外向き長波放射（OLR）（左）、海面水温（中央）の経度－緯度平面図、及び太平洋の赤道に沿った表層水温の経度－深度断面図（右）（2013 年春（3～5 月）～2014 年秋（9～11 月））
青または黒の等値線は観測値、陰影及び白の等値線は平年値（1981～2010 年の平均）からの偏差を表す。等値線の間隔
は、20W/m2（OLR）、10W/m2（OLR 平年偏差）、1℃（海面水温と表層水温）、0.5℃（海面水温平年偏差と表層水温平年偏差）。OLR の等値線は 250W/m2 以下に限り、値が小さいほど対流が活発なことを表す。OLR の平年偏差図の緑色は通常より対流活動が活発な領域を、茶色は不活発な領域を表す。

その後東部太平洋の南米沿岸付近から海面水温偏

一方、海面水温の正偏差の極大は日付変更線付差が上昇し、夏から秋にかけて偏差の上昇域が西方

近にも見られる。この正偏差の極大はエルニーニョ現向へ次第に拡大していく様子が見られる（第 3.1-5 図

象が発達する前の 2015 年春先までは日付変更線の

左 、 第 3.1-7 図 中 央 の Spring(MAM)2015 ～西側に位置していたが、春から夏にかけての発達と共Autumn(SON)2015）。

にゆっくりと東進し、夏から秋にかけて東部から西に広がってきた正偏差と合流した（第 3.1-5 図左）。

60

第 3.1-7 図 続き（2014/2015 年冬（12～2 月）～2016 年夏（6～8 月））

ここで注目した日付変更線付近の海面水温偏差の3.1-7 図中 央）もこの海洋 表層の変 化に対 応してい極大の移動は、西部太平洋赤道域で 100m 程度の深る。

さに及ぶ海洋表層の 28℃以上の暖かい水（暖水プー

これら海洋表層の変化は大気循環場の変化と連動

ル）の動きを表している（第 3.1-7 図右）。この暖水プーしている。太平洋の赤道付近では、5 月、6～7 月、8ルが 2014/2015 年冬から 2015 年秋にかけて東に広が月及び 10 月に西風バーストが発生したが、暖水プーる過程で 30℃以上の高温域や水温偏差の極大が東ルの東への移動と共にその発生位置が日付変更線へ移動していく様子が見える。海面 水温の変 化（ 第の西側から東側へと変化していくのが分かる（第 3.1-6図右）。対流活動の活発域は 2015 年春には日付変

61

更線の西側付近を中心に中部～東部太平洋の赤道沿 岸に かけての海 面 水 温 は平 年よりかなり高くなっ域に広がり、以降活発域の中心は徐々に東へ移動し、た。

エルニーニョ現象の最盛期には日付変更線の東側の対流活発域は 2016 年の 5 月から 7 月にかけては

中部太平洋赤道域に達した。この対流活発域の移動

季節内変動に伴い周期的に変化し、大気下層の東に伴いインドネシア付近は対流不活発域となり、日付

西風は、太平洋赤道域で偏差の符号が周期的に変変更線付近の対流活発域との明瞭なコントラストはエ化する一方、インド洋では西風偏差が持続するように

ルニーニョ現象の終息する 2016 年春まで持続したなった（第 3.1-6 図）。その後、2016 年 8 月頃からは太（第 3.1-6 図左、第 3.1-7 図左の Spring(MAM)2015

平洋赤道域の大気下層で東風偏差が持続するように～Spring（MAM）2016）。

なった。季節平均した OLR の分布で対流活発域の変中部から東部太平洋の海面水温の正偏差は 2015

化を見ると、2016 年春にはインドネシア付近で平年よ

年 11～12 月に極大となった後、東部から徐々に解消

り不活発、日付変更線付近で平年より活発というエルに向かった（第 3.1-5 図左）。2016 年 1 月には中部太ニーニョ現象時の特徴を呈していた。しかし 2016 年夏

平洋赤道域で西風バーストが発生し、これによる海洋には日付変更線付近の対流活発域が完全に解消し、表層の暖水ケルビン波が 1～2 月に東部太平洋に到西部～東部太平洋赤道域のほぼ全域で平年より対達した。その後は明瞭な暖水ケルビン波の発生が見

流活動が不活発となった。一方、2016 年春からインドられず、3 月から 4 月にかけて西部表層の冷水が東進

洋の東部では平年より対流活動が活発になり、2016

して、4 月には西部から東部にかけての太平洋赤道

年夏には対流活発域がインド洋東部からインドネシア

上のほぼ全域で表層 300m までの水温が負偏差とな付近に広がった（第 3.1-7 図左の Summer(JJA)）。

っ た （ 第3.1-5

図 右 、 第

3.1-7

図 右 の

Spring(MAM)2016）。その結果、太平洋赤道域の全以上の（ア）～（ウ）で 2014/15/16 エルニーニョ現象

域で水温躍層 8が浅くなり、最も浅くなった東部から海の発生前から終息後までの経過を春から春を一区切

面水温の負偏差が広がった。2016 年春には中部～りとして記述したが、（イ）の 2015 年春から 2016 年春

東部太平洋赤道域の正偏差が解消されてエルニーに 見 ら れ た 大 気 と 海 洋 の 変 動 は Rasmusson and

ニョ現象が終息した（第 3.1-5 図左、第 3.1-7 図中央のCarpenter（1982）で記述されている典型的なエルニー

Spring(MAM)2016）。

ニョ現象の発達～終息の過程に一致し、明瞭な発達が見られなかった（ア）の 2014 年春から 2015 年春のウ2016 年夏

状況と対照的であった。

2016 年夏には表層水温の負偏差極小が中部太平
洋の赤道域に移動し（第 3.1-5 図右、第 3.1-7 図右のSummer(JJA)2016）、太平洋赤道域の中部から東部にかけての海 面 水 温 は平 年 より低い値 となった（ 第3.1-5 図左、第 3.1-7 図中央の Summer(JJA)2016）。
一方、西部太平洋赤道域では表層水温が正偏差となり、西部太平洋熱帯のほぼ全域で海面水温が平年より高くなり、30℃以上の海域が広がった。またインド
洋東部のインドネシア付近からオーストラリアの北東8

鉛直方向の水温変化が大きい層で、第 3.1-7 図右の各図で等値線間隔が狭くなっている 15～25℃の温度帯に相当する。

62

3.1.2 エルニーニョ現象の世界の天候への影響

ークを迎えた。その後、海面水温は基準値に近づき、

ここでは、2016 年春に終息したエルニーニョ現象が2016 年春にエルニーニョ現象は終息した（第 3.1.1 項

ピークを迎えた 2015/2016 年冬から、インド洋で遅れ参照）。2016 年夏には NINO.3 指数は負に転じた。

応答が見られた 2016 年春～夏にかけての世界の天IOBW 指数を見ると、NINO.3 指数のピークにやや遅候への影響 として、東南アジアの少雨と中国長江流

れて 2016 年春に正偏差のピークに達し、その後夏に域の多雨、台風第 1 号の遅い発生、及び 2015/16 年かけて低下している。第 3.1.2-2 図に 2015 年春から冬前半の日本の顕著な高温について述べる。

2016 年春にかけての季節ごとの海面水温偏差分布を示す。

(1)エルニーニョ現象の経過と大気循環
天候の状況について具体的に記述する前に、エル2015 年 3～5 月

ニーニョ現 象 がピークに向 かって発 達 し つつあった2015 年 5～10 月（夏のアジアモンスーン期）、及びエ
ルニーニョ現象にやや遅れてインド洋の熱帯域の海面水温が上昇しピークを迎えた 2016 年 4～6 月（モンスーンオンセット前後）の大気循環場の特徴を概観する。また、エルニーニョ現象発生時やインド洋熱帯域

2015 年 6～8 月の海面水温が高いときの大気循環場に関する過去の統計資料についても確認しておく。
第 3.1.2-1 図は、気象庁がエルニーニョ現象の監視に採用しているエルニーニョ監視海域（NINO.3）の海面水温の基準値 1との差（以下、NINO.3 指数）と、インド洋熱帯域（IOBW）で平均した海面水温の基準値と2015 年 9～11 月の差（以下、IOBW 指数）の経年変動を表している。
NINO.3 指数の値は、2014 年春から正の状態が続いていたが、2015 年春から上昇し、2015/2016 年冬にピ2015 年 12～2016 年 2 月

2016 年 3～5 月
第 3.1.2-1 図 エルニーニョ監視指数（NINO.3 指数）とイン
ド洋熱帯域の海面水温指数（IOBW 指数）
細線は月別値、太線は 5 か月移動平均を示す。それぞれの指数に対応する海域は、下の地図を参照。
第 3.1.2-2 図 3 か月平均全球海面水温偏差
上から、2015 年春、夏、秋、2015/2016 年冬、及び 2016 年
春。平年値は 1981～2010 年平均。

1

その年の前年までの 30 年間の各月の平均値。インド洋熱帯域では、30 年間の変化傾向による上昇分を加えている。

63

第 3.1.2-3 図は、気象庁 55 年長期再解析（JRA-55,

対流 活動 偏差に応答 して、太平 洋 で赤 道対 称な低Kobayashi et al., 2015）データセットを用いて 1958～

気圧性循環偏差、インド洋から海洋大陸付近で高気2012 年のエルニーニョ現象発生期間について合成し

圧性循環偏差が現れやすい傾向があり、東南アジア

た、(a)夏のアジアモンスーン前半に相当する 5～7 月、では南西風が弱まりモンスーンが不活発になりやすい(b)後半に相当する 8～10 月、及び(c)北半球の冬（12ことと対応している。冬は対流圏上層に現れる波列パ～2 月）平均の 850hPa 流線関数偏差である。夏のアターン（図略）に関連して、高気圧性循環偏差が日本

ジアモンスーン期は、エルニーニョ現象時に見られるの東海上にも広がっており、エルニーニョ現象時に日本が暖冬になりやすいことに対応している。
第 3.1.2-4 図は、同じく JRA-55 を用いてインド洋熱(a)

帯域の海面水温が高温のときの 4～6 月について合成した 850hPa 流線関数偏差である。インド洋では赤道の北側に低気圧性循環偏差、インドシナ半島から
北西太平洋にかけては赤道対称な高気圧性循環偏差が明瞭に見られる。この高気圧性循環偏差 は、エルニーニョ現象の衰退後も高温が維持されているインド洋から太平洋西部に伝播する赤道ケルビン波に伴って、その南北にエクマン発散を引き起こし、下層で高気圧性循環を誘起するメカニズム（Xie et al., 2009）(b)が関連している可能性がある。
第 3.1.2-5 図(a)に、2015 年夏のアジアモンスーン期（5～10 月）で平均した OLR（外向き長波放射量）と850hPa 流線関数偏差を示す。太平洋に低気圧性循
環偏差、海洋大陸周辺では平年より不活発な対流活動に対応してインドシナ半島付近を中心に高気圧性循環偏差が広がっており、これは第 3.1.2-3 図(a)(b)に示す過去のエルニーニョ現象発生時の夏季の循環偏差とよく似ている。

(c)

第 3.1.2-3 図 エルニーニョ現象発生時の 850hPa 流線関数偏差合成図(a)夏のアジアモンスーン前半（5～7 月）、(b)後半（8～10月）、及び(c)北半球冬（12～2 月）の 3 か月平均。帯状平均からのずれとして表している。等値線は偏差（単位0.5x10 6m2/s ） 、 陰 影 は 信 頼 度 水 準 を 示 す 。 統 計 期 間 は1958 ～ 2012 年 。 た だ し (c) に つ い て は 1958/1959 年 ～2012/2013 年。

第 3.1.2-4 図 イ ン ド 洋 熱 帯 域 の 海 面 水 温 高 温 時 の
850hPa 流線関数偏差合成図
4～6 月の 3 か月平均について。帯状平均からのずれとして表している。等値線は偏差（単位 0.5x10 6m2/s）、陰影は信頼度水準を示す。統計期間は 1958～2012 年。

64

第 3.1.2-5 図(b)に、2016 年のモンスーンオンセットへの影響が発生した。ベトナムでは最近 90 年間で最前後（4～6 月）における OLR と 850hPa 流線関数の偏

悪の干ばつとなったほか（国連食糧農業機関）、メコン差を示す。インド洋に低気圧性循環偏差、インドシナ

デルタでは河川水位が低下して海水が遡上したため半島から北西太平洋 熱帯域にかけては高気圧性循

塩害が広がり非常事態が宣言された（駐ベトナム国連

環偏差となり対流活動が不活発な領域が広がっていカントリーチーム）。インドネシアやマレーシアでは森る。第 3.1.2-4 図に見られるインド洋熱帯域が高温時

林火災が増加した（米国航空宇宙局）。

の偏差パターンとよく似ている。

第 3.1.2-6 図は、インドシナ半島の観測点における2015 年 4 月 1 日から翌年 3 月 31 日までの 12 か月(2)天候への影響

間における日ごとの積算降水量を他の年と比較したもここでは、(1)で述べたエルニーニョ現象及びその終のである。2015 年は、モンスーンが始まる 5 月頃から

息後のインド洋の高い海面水温に関連する大気循環

少雨の状態が続いており、翌 3 月まで、積算降水量

場の天候への影響について記載する。

は 2000 年以降で最も少ない状況で推移した。
降水量平年比の分布を見ると（第 3.1.2-7 図）、カリ

ア．東南アジアの少雨

マンタン島では平年比 60%を下回る地点があるほか、

東南アジアでは、2015 年春から 2016 年春にかけて、

インドシナ半島ではタイを中心に平年比 60～70%とな

降水量が平年より少ない状況が続き、水資源や農業った地点が見られる。フィリピン南部でも降水量が少なくなっている。

(a)2015 年 5～10 月

先に述べたように、エルニーニョ現象発生時には、東南アジアでモンスーンが不活発となる傾向がある。
2015 年から 2016 年にかけて少雨の状況が続いたことには、第 3.1.2-5 図(a)に見られるように、エルニーニョ現象発生時に特徴的な大気循環場の応答（インドシW/m 2(b)2016 年 4～6 月
月

第 3.1.2-6 図 インドシナ半島の積算降水量の経過
埋 め込 み地 図 の赤 枠 内 の観 測 点 で平 均 した値 。赤 線 は2015 年 4 月から、黄線は 2014 年 4 月から、青線は降水量が多かった 2011 年 4 月からの、いずれも 12 か月間の積算
降水量を示す。灰色の線は 2000 年以降のその他の年の同期間を示す。気象庁に入電した地上実況気象通報（SYNOP 報）に基づいて作成。2016 年 5 月 2 日付気象庁
報道発表資料より転載。

W/m 2

第 3.1.2-5 図 東 南 ア ジ ア 付 近 の 外 向 き 長 波 放 射 量（OLR）偏差（陰影）と 850hPa 流線関数偏差（等値線）(a)2015 年 5～10 月平均、及び(b)2016 年 4～6 月平均。Hは高気圧性循環偏差を、L は低気圧性循環偏差を表す。
等値線の間隔は 0.5x10 6m2/s。

65

ナ半島を中心とする下層の高気圧性循環偏差）が影響していたと考えられる。

第 3.1.2-8 図 長江中・下流域の積算降水量
4 月 1 日～8 月 31 日期間の積算（単位 mm）。中国気象局
による地上実況気象通報（速報値）に基づいて気象庁で作成。埋め込み地図の赤枠内にある長江中・下流域の 51 観
測地点で平均した積算降水量。各折れ線グラフ（実線）は1997 年以降の各年 4 月 1 日からの積算降水量（2016 年は
7 月 24 日まで）で、赤色は 2016 年、紺色は大規模な洪水が発生した 1998 年、緑色は積算降水量が多かった 1999
年、灰色がその他の年を示す。点線は 1997 年から 2015 年までの 19 年間の平均値を示す。2016 年 7 月 28 日付気象庁報道発表資料より転載。

第 3.1.2-7 図 東南アジアの 12 か月降水量2015 年 4 月から 2016 年 3 月までの 12 か月降水量の平年比（％）。気象庁に入電した月気候気象通報（CLIMAT 報）に基づく。2016 年 5 月 2 日付気象庁報道発表資料より転載。

イ．中国長江流域の多雨2016 年 4 月以降、中国の長江中・下流域では多雨となり、流域の観測点で平均した 4 月 1 日からの積算
降水量は、1997 年以降の 20 年間で最も多い状態で経過した（第 3.1.2-8 図）。特に 6 月下旬以降、降水量が多くなり、6 月 21 日～7 月 20 日までの 30 日間降水量は多いところで 900mm を超えた（第 3.1.2-9 図）。中国政府の発表によると、長江流域の多雨による洪水や土砂災害により、6 月下旬から 7 月上旬に 200 人以上が死亡した。
このように多雨の状況が持続したのは、第 3.1.2-5
第 3.1.2-9 図 長江中・下流域の 2016 年 6 月 21 日～7
月 20 日の 30 日間降水量
特に降水量が多かった 6 月 21 日～7 月 20 日の 30 日間で積算したもの。気象庁に入電した各国気象局による地上実況気象通報（速報値）に基づいて気象庁で作成。赤点は、長江中・下流域の 51 観測地点のうち、30 日間降水量の上
位 3 地点（アンチン（安慶）、ウーハン（武漢）、マーチョン（麻城））、および 4 月 1 日から 7 月 24 日までの降水量が最も多かったホワンシャン（黄山）を示す。各観測地点の降水量の右側の括弧内は平年比を示す。2016 年 7 月 28 日付
気象庁報道発表資料より転載。

図(b)に示されているように、インド洋の高い海面水温に関連して現れたと見られる北西太平洋熱帯域の下層高気圧性循環偏差に伴って、南シナ海から湿った空気が中国南部に侵入し、長江流域付近で強く収束したことが挙げられる（第 3.1.2-10 図）。
なお、同様に降水量が多かった 1998 年は、2016 年と同様にエルニーニョ現象がピークを迎えた直後にあたり、インド洋の高い海面水温、北西太平洋熱帯域の高気圧性循環偏差、南シナ海からの湿った空気の侵入、中国南部での水蒸気収束といった特徴は共通している（図略）。

66

ークを迎えた冬に続くシーズンで、IOBW 指数が高い状態になっていた時期（第 3.1.2-11 図）という共通点がある。また、第 3.1.2-5 図(b)のように、北西太平洋熱帯域に明瞭な下層 の高 気 圧性循 環偏 差が見られ 、
台風発生域の対流活動が抑制されている点もこれらの年に共通している。
これらのことから、2016 年の台風第 1 号の発生が遅かったことの要因として、エルニーニョ現象がピークを迎えた後にインド洋熱帯域の海面水温が高い状態が持続したことに関連して、北西太平洋で対流活動が第 3.1.2-10 図 850hPa における水蒸気フラックス偏差（矢印）とその発散収束の規格化偏差（陰影）2016 年 4～6 月平均。暖色系は水蒸気の発散偏差、寒色
系は収束偏差を意味する。

抑制されたことが影響していたと考えられる。
エ．2015/2016 年冬前半の日本の顕著な高温
2015/2016 年冬の日本は、12 月の東日本の地域平

ウ．台風第１号の遅い発生

均気温が 1946 年以降で 1 位の高温となるなど、前半

2016 年の北西太平洋における台風第 1 号の発生

（1 月上旬まで）を中心に全国的に顕著な高温となりは、7 月 3 日で、これは統計のある 1951 年以降では（第 3.1.2-12 図）、対応して記録的な少雪だった。この1998 年の 7 月 9 日に次いで遅い記録となった（第ため、スキー場の営業に支障が出る等の影響が報じ

3.1.2-1 表）。2016 年を含め、台風第 1 号の発生が遅られたほか、その後の春から夏にかけては、少ない積

かった年の上位 4 年はいずれもエルニーニョ現象がピ

雪に加え春の高温で融雪が早かった影響もあり、利第 3.1.2-1 表 台風第１号の発生が遅かった年

根川水系等のダムの貯水量が低下して、一時取水制

順位

年限が実施される等の影響も現れた。

発生日時

2015/2016 年冬前半の OLR と 850hPa 流線関数を（日本標準時）①

1998

7 月 9 日 15 時

②

2016

7 月 3 日 09 時

③

1973

7 月 2 日 03 時

④

1983

6 月 25 日 15 時

⑤

1952

6 月 10 日 03 時

⑥

1984

6 月 9 日 15 時

⑦

1964

5 月 15 日 15 時

⑧

2001

5 月 11 日 09 時

⑨

2006

5 月 9 日 21 時

⑩

2011

5 月 7 日 21 時

見ると（第 3.1.2-13 図(a)）、海洋大陸周辺で対流不活発となり、高気圧性の循環偏差が南シナ海から日本の東海上に広がっている。これは第 3.1.2-3 図(c)の合成図に見られるパターンと類似しており、エルニーニョ
現 象 時 の循 環 場 の特 徴 が明 瞭 に現 れている と言 える。
一方、ユーラシア大陸では広く低気圧偏差となっており（第 3.1.2-13 図(b)）、シベリア高気圧が弱いことを示している。シベリア高気圧の強弱と関係が深い EU
パターン指数を見ると（第 3.1.2-14 図(a)）、12 月は概ね負の位相で推移している。これは西～中央シベリア
でトラフとなり（第 3.1.2-14 図(b)の偏差の正負を反転させたパターン。12 月の実況は第 3.1.2-14 図(c)）、シ
ベリア高気圧が発達せず大陸の寒気が弱いパターンに対応する。
日本付近における熱収支解析を見ると、東 海上の第 3.1.2-11 図 最近 50 年の IOBW 指数の経年変動

高気圧性循環偏差に伴う南風偏差に対応する気温67

の水平移流（第 3.1.2-15 図(a)）、及び大陸の寒気が(a)弱いことに対応する気温偏差の水平移流（第 3.1.2-15
図(b)）によって高温偏差がもたらされている。このことから、エルニーニョ現象による低緯度からの影響と高緯 度 側 の 大 気 の 変 動 （ 負 の EU パ タ ー ン ） が2015/2016 年冬前半の日本の顕著な高温に関連していたと考えられる。なお、エルニーニョ現象と EU パターンの極性に何らかの関係があるかについては明ら
かでない。
参考文献
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Summer following Strong El Niño. J. Climate, 24,
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Onoda, K. Onogi, H. Kamahori, C. Kobayashi, H.
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JRA-55 Reanalysis: General Specifications andBasic Characteristics. J. Meteorol. Soc. Japan, 93,
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Rasmusson, E. M. and T. H. Carpenter, 1982: Variations in
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Wind Fields Associated with the Southern
Oscillation/El Niño. Mon. Wea. Rev., 110, 354-384.
Xie, S.-P., K. Hu, J. Hafner, H. Tokinaga, Y. Du, G. Huang,
and T. Sampe, 2009: Indian Ocean Capacitor Effecton Indo-Western Pacific Climate during the Summer
following El Niño. J. Climate, 22, 730–747.

(b)

第 3.1.2-13 図 2015 年 12 月 1 日～2016 年 1 月 10 日の(a)OLR 偏差（陰影）、及び 850hPa 流線関数偏差（等値線）と(b)海面気圧偏差(a)の矢印は 850hPa における波の活動度フラックス（単位m2/s2 ） 。 等 値 線 の 間 隔 は 太 線 10x10 6m2/s, 細 線
2.5x10 6m2/s。

第 3.1.2-12 図 2015/2016 年冬の地域平均気温平年差の 5 日移動平均

68

(a)

(a)

(b)

(b)

(c)

第 3.1.2-15 図 925hPa における(a)水平風偏差による気温平年値の移流、及び(b)水平風平年値による気温偏差の移流に伴う気温変化量（K/day）（a）の等値線は絶対温度で表示した気温を表す。いずれも2015 年 12 月 1 日～2016 年 1 月 10 日平均。

第 3.1.2-14 図 （a）2015 年 11 月～2016 年 2 月の日別
EU パ タ ー ン 指 数 。 （ b ） EU パ タ ー ン 指 数 に 回 帰 させ た
500hPa 高度偏差分布で、陰影は相関係数。（c）2015 年
12 月の 500hPa 高度（実線）と偏差（陰影）。

69

3.2

2016 年 8 月の日本の顕著な天候

2016 年 8 月は西日本で中旬を中心に厳しい暑さとなった一方、北日本では相次ぐ台風の接近・上陸により記録的な多雨となった。本節では、この天候と循
環場の特徴について述べる。

3.2.1

天候と海面水温、台風の状況(1) 天候の状況
第 3.2-1 図に 2016 年 8 月の平均気温平年差、降水量平年比、日照時間平年比の分布を示す。
2016 年 8 月はほぼ全国的に月平均気温が高く、日照時間も東日本太平洋側、沖縄・奄美を除いて多かった。特に西日本では、中旬を中心に晴れて厳しい暑さとなり、月平均気温は平年差+0.9℃と高く、中旬
第 3.2-1 図 2016 年 8 月の平均気温平年差、降水量平
年比及び日照時間平年比の分布の旬平均気温は平年差+1.6℃で 1961 年の統計開始
以降第 2 位の高温となった。日照時間は西日本日本
海 側 で 平 年 比 131% 、 西 日 本 太 平 洋 側 で 平 年 比126%で、1946 年の統計開始以降でそれぞれ第 2 位、第 3 位の記録となった。
8 月の月降水量は、西日本太平洋側や沖縄・奄美で少なかった一方、北日本では台風の相次ぐ接近・上陸や、前線、湿った気流の影響でかなり多かった。
特に、北日本太平洋側の月降水量平年比は 231%で1946 年の統計開始以降最も多く、記録的な多雨となった。
(2) 海面水温の状況

1

前述の西日本の高温と同様、東シナ海北部では、
平年より日射量が多く、また高気圧に覆われ海面付
近の風が弱かったこともあり、8 月の海面水温が記録
的に高い状態となり、8 月中旬には海面水温が 31℃を超える海域がみられた（第 3.2-2 図）。
東シナ海北部の 8 月中旬の旬平均海面水温は29.9℃となり、解析値のある 1982 年以降で年間を通して最も高い水温となった。

1

第 3.2-2 図 日本近海の旬平均海面水温分布図（上）と平年差分布図（下）(2016 年 8 月中旬)
MGDSST による解析。単位は℃。水色枠は東シナ海北部（30～35˚N、120～130˚E）の範囲を表す。

気象庁の全球日別海面水温解析（MGDSST; 栗原ほか,
2006）による解析。平年値の算出にあたっては、1984 年
以前 のデータを気 候解 析 用 全球 海 面 水温 解 析データ
（COBE-SST; 気象庁, 2006）で代用して 1981-2010 の 30
年平均を求めている。

70

(3) 台風の状況

かったことも、対流活動の活発化に寄与したと考えら

2016 年 8 月の台風経路図を第 3.2-3 図に示す。8れる（第 3.2-5 図）。

月中旬から下旬にかけて、台風第 7 号、第 11 号、第第 3.2-6 図に西日本の高温が顕著だった 8 月 8 日

9 号、第 10 号が相次いで上陸した。2016 年 8 月に日から 17 日における 200hPa 流線関数平年偏差及び発本に上陸した台風は計 4 個で、ひと月の上陸数として散風平年偏差、110～130˚E 平均の鉛直流平年偏差

は統計を開始した 1951 年以降で 1954 年 9 月、1962を示す。対流圏上層では、フィリピン付近の活発な対年 8 月と並んで最多タイの記録となった。

流活動に対応して、対流活発域の中心から周辺に向特に北海道地方においては、台風第 7 号が 17 日

かう流れが明瞭となった。一方、中国北東部付近ではに襟裳岬付近に、第 11 号が 21 日に釧路市付近に上チベット高気圧が北東へ張り出し、高気圧性循環偏陸し、また台風第 9 号は 22 日に千葉県館山市付近に差となった。中国東部～東シナ海（30～35˚N 付近）で上陸した後、23 日に日高地方に再上陸した。北海道

は上空でこの二つの流れが収束し、下降流場となっ地方に年間 2 個以上の台風が上陸したのは 1951 年た。中国東部から西日本付近の高温には、この下降以降で初めてである。北海道地方には台風第 6 号の流に伴う昇温効果や晴れて日照が多かったことが寄接近（根室半島を通過）もあった。また、台風第 10 号

与したと考えられる。925hPa 面における鉛直流偏差

は統計開始以来初めて東北地方の太平洋側に上陸による断熱加熱／冷却（第 3.2-7 図）の分布からも下した。これら複数の台風の影響で大雨や暴風となり、降流に伴う昇温効果が確認できる。

甚大な被害がもたらされた。

第 3.2-4 図 南シナ海～フィリピン付近(105～125˚E 平均)に お け る OLR 平 年 偏 差 の 緯 度 － 時 間 断 面 図 （ 単2
位:W/m ）
第 3.2-3 図 2016 年 8 月の台風経路図
T に続く数字は台風番号、経路の実線は台風、破線は熱帯低気圧・温帯低気圧の期間を示す。

3.2.2

大気の流れの特徴(1) 西日本の高温に関連する大気の流れの特徴
赤道季節内振動（MJO）に伴う対流活発位相は 7
月末から 8 月中旬にかけて海洋大陸付近から太平洋を東進した（図略）。また、アジアモンスーン域の対流
活発位相は 7 月中旬以降北進し（北半球夏季熱帯季
節内振動；BSISO）、8 月はこの位相がフィリピン付近に達するタイミングとなった（第 3.2-4 図）。この季節内
振動（MJO、BSISO）に対応して、8 月中旬を中心にフィリピン付近からフィリピンの東海上では対流活動が第 3.2-5 図 2016 年 8 月の海面水温平年偏差（単位：℃）
MGDSST による解析。

活発化した。また、同領域で海面水温が平年よりも高

71

（a）

(2) 北日本の多雨に関連する大気の流れの特徴
2016 年 8 月の 500hPa 高度を第 3.2-8 図（a）に示す。
北半球中緯度の上空の偏西風は、カムチャツカ半島付近で大きく北に蛇行してブロッキング高気圧を形成する一方、その西側の日本付近や、東側の太平洋中部では南に蛇行して気圧の谷となった。60˚E 付近の
西シベリアのブロッキング高気圧は月を通して持続し、
カムチャツカ半島付近のブロッキング高気圧は中旬以降に発達した（第 3.2-9 図）。対流圏上層では西シ
ベリアのブロッキング高気圧に伴う低緯度側の低気圧
性循環偏差から亜熱帯ジェット気流に沿った準定常
ロスビー波束の伝播がみられ（第 3.2-8 図（b））、中国(b)

北部付近やカムチャツカ半島付近 の高気圧性循環
偏差の形成の一因になったとみられる。また、西シベ
リア付近やカムチャツカ半島付近については、高気圧偏差が位置する場所と高周波擾乱の活動に伴って高度平年偏差が増加する領域がおおよそ対応しており（第 3.2-8 図（c））、ブロッキング高気圧の形成・維持には高周波擾乱からのフィードバックの寄与もあったとみられる。
2016 年 8 月の 200hPa 及び 850hPa における流線
関数平年偏差及び波の活動度フラックス、OLR 平年
第 3.2-6 図 2016 年 8 月 8 日～17 日平均の（a）200hPa
6 2
流線関数平年偏差（陰影、単位：10 m /s）及び発散風平年
偏差（矢印、単位：m/s）、（b）110～130˚E で平均した南北/
鉛直風偏差ベクトルの緯度－鉛直断面図（a）の緑枠は 110～130˚E、10～50˚N の領域を示す。（b）の陰影は鉛直風偏差を表す。南北/鉛直風偏差ベクトルは鉛直方向に 100 倍して表示。鉛直風の単位は（Pa/s）で、正が下降流に対応する。

偏差を第 3.2-10 図に示す。対流活動は西部太平洋
から日付変更線の 20˚N 付近で活発だった。この活発な対流活動に対応して、対流圏下層では南シナ海～
日本の南海上の広い範囲で低気圧性循環偏差となり（ロスビー応答）、モンスーントラフが日本の南まで深まった。熱帯低気圧や台風が数多く発生した日本の南東海上（150～170˚E、10～30˚N）における対流活動は記録的に活発だった（第 3.2-11 図）。
対流活動が活発だった要因として、太平洋中部の気圧の谷（ミッドパシフィックトラフ）から分離した上層の高 渦 位 による寄 与 があったと考 えられる。 8 月 の360K 等温位面（概ね 200hPa 付近に対応）における渦位分布を見ると（第 3.2-12 図）、太平洋中部で南～南西方向の傾きをもって中緯度から高渦位が侵入していることがわかる。渦位分布の推移を確認すると、
太平洋中部の中緯度域から南下し切離された高渦位

第 3.2-7 図 2016 年 8 月 8 日～17 日平均の 925hPa
鉛直流偏差による断熱加熱/冷却（単位：K/day）

が亜熱帯域を西進する様子が度々見られた（図略）。
20～30˚N 平均の 360K 等温位面渦位及び 15～25˚N

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平均の 850hPa 相対渦度の時間－経度断面図（第3.2-13 図）から、前述のミッドパシフィックトラフから南（a）下した高渦位が亜熱帯域を度々西進しているのが確認できる。日付変更線の西側では下層の低気圧性循環が強まり、これに対応して熱帯擾乱が複数発生した。
以上から、太平洋中部における活発な対流活動や平年より多い台風の発生には、中緯度域からの断続的な高渦位の供給が寄与していたと考えられる。
また、偏西風の蛇行に対応して、日本の東海上の上空の風は南よりとなり、太平洋高気圧は、本州付近
から日本の南海上で平年より弱く、カムチャツカ半島（b）

付近のブロッキング高気圧に対応してカムチャツカ半島の南海上に強く張り出した（第 3.2-14 図）。この太平洋高気圧のカムチャツカ半島の南海上への張り出しには、対流圏下層における日本の南海上の低気圧性
循 環 偏 差 からの 波 束 伝 播 が寄 与 し た可 能 性 も ある
（第 3.2-10 図（b））。日本の南東海上で発生した熱帯低気圧から発達した台風（一部を除く）は、太平洋高気圧の縁辺を回るように日本の東海上を進み、上空の南よりの風に対応して北日本に接近・上陸した。台（c）

風第 10 号は、日本の南海上を南西に進んだ後、反転して北東進し、関東の南東海上に達すると、大きく蛇行していた上空の偏西風の影響で北西に進路を変えるという特徴的な経路を辿り、統計開始以来初めて東北地方の太平洋側に上陸した。前線や台風の影
響を繰り返し受けた北日本では、太平洋側を中心に大雨となった。

第 3.2-8 図 2016 年 8 月平均の（a）500hPa 高度（等 値 線、間 隔 ：60m）及び平 年 偏 差（陰 影 ）、（ b）
2 2
300hPa 波の活動度フラックス（矢印、単位：m /s ）及び 300hPa 流線関数平年偏差（等値線、間隔：2
6 2
×10 m /s）、（c）高周波擾乱に伴う渦度フラックス
収束発散による 500hPa 高度変化率の平年偏差（単位：m/day）及び 500hPa 高度平年偏差（等値
線、間隔：60m）（b）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。（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。

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第 3.2-11 図 8 月の日本の南東海上（150～170˚E、10～230˚N）における領域平均 OLR の経年変化（単位：W/m ）第 3.2-9 図 40～80˚N における 500hPa 高度平年偏差（単位：m）の最大値の時間－経度断面図（2016 年 6～8
月）（a）

第 3.2-12 図 2016 年 8 月平均の OLR（陰影、単位：
2
W/m ）及び 360K 等温位面渦位（等値線：単位：PVU）（b）

第 3.2-13 図 20～30˚N で平均した 360K 等温位面渦位（陰影：単位 PVU）と 15～25˚N で平均した 850hPa 相対渦-6度（等値線、間隔：10 /s）の時間－経度断面図（2016 年 8月）
青丸は台風発生につながる熱帯擾乱の発生位置を示し、アルファベット T に続く数字は台風番号。等値線は 2×
10-6/s 以上の場合のみ表示。

第 3.2-10 図 2016 年 8 月平均の（a）200hPa 及び（b）
850hPa における流線関数平年偏差（等値線、間隔：（a）36 2
6 2
×10 m /s、（b）1.5×10 m /s）及び波の活動度フラックス
2 2（矢印、単位：m /s ）（a）（b）の陰影はいずれも OLR 平年偏差（単位：W/m2）を示す。（ｂ）の緑枠は 150～170˚E、10～30˚N の領域を示す。

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3.2.3

まとめ

以上で述べた 2016 年 8 月の日本の顕著な天候の要因の概念図を第 3.2-15 図に示す。
西シベリアのブロッキング高気圧に伴う低緯度側の低気圧性循環偏差からの波束伝播に伴い、東アジア
から太平洋で偏西風の蛇行が明瞭となり、中国北部とカムチャツカ半島付近でリッジ、日本付近と太平洋
中部でトラフとなった。
太平洋中部の気圧の谷 から切離された上層の高渦位が南西進したことに関連して、日本の南東海上～日付変更線付近で対流活動がかなり活発となった。
第 3.2-14 図 2016 年 8 月の日本付近の海面気圧（等値
線、単位：hPa）及び平年偏差（陰影）

この対流活発に対するロスビー応答は、日本の南海上の大規模な低気圧性循環の形成に寄与したとみられる。
太平洋高気圧は、日本付近への張り出しが弱く、
カムチャツカ半島の南海上で強かった。カムチャツカ
半島の南海上における太平洋高気圧の強化には、対流圏上層のブロッキング高気圧に加え、対流圏下層における日本の南海上の低気圧性循環 偏差からの波束伝播が寄与した可能性もある。
日本の南東海上の対流活発域で発生した熱帯低気圧（台風）は、太平洋高気圧の縁辺を回るように日本の東海上を進み、北日本に度々大雨をもたらした。
また、季節内振動に対応するフィリピン付近の活発な対流活動と、中国北東部付近でのチベット高気圧の強まりに対応して、中国東部～西日本では下降流が強まり晴れて高温となった。

参考文献
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.
栗原幸雄, 桜井敏之, 倉賀野連, 2006: 衛星マイクロ波放射計，衛星赤外放射計及び現場観測データを用いた全球日別海面水温解析. 測候時報, 73 特別号,
気象庁, S1-S18.

第 3.2-15 図 2016 年 8 月の西日本の高温及び北日本太平洋側の多雨の要因に関連する大気の流れの模式図

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