京都大学防災研究所年報 第 58 号 B 平成 27 年 6 月
Annuals of Disas. Prev. Res. Inst., Kyoto Univ., No. 58 B, 2015

日本に近づいてから発達する台風の特徴
Characteristics of Typhoon Which Develops in the Vicinity of Japan Islands

中野貴史・石川裕彦
Takashi NAKANO and Hirohiko ISHIKAWA
Synopsis
The dissipation / development trend of tropical cyclones (TCs) approaching to the south
coast of Japan Islands was investigated. Among 203 cases from 1979 to 2013, 23 cases(11%) developed more than 7.5 hPa and 66 cases (33%) dissipated more than 7.5hPa
during their migration after crossing a southern reference latitude (27°N). For thedeveloped case Typhoon Roke (T1115) and the dissipated case Typhoon Jelawat (T1217)
atmospheric and oceanic environment along their tracks were closely analyzed. Roke
passed over the Kuroshio region, when it began to develop, where the warm current(≥26℃) was thick and the tropical cyclone heat potential (TCHP) was high. Decrease of
sea surface temperature (SST) caused by passage of Roke was low over the Kuroshio
Current. It was considered that the thick warm layer suppressed the typhoon’s self-induced
ocean cooling over the Kuroshio Current, which in turn brought about a favorable
condition for intensification of typhoon. Jelawat rapidly dissipated though the oceanic
condition was not necessarily unfavorable for development. According to the cyclone
phase space (CPS) analysis, it was shown that Jelawat had already started its extratropicaltransition when it passed over the reference latitude, 27°N, as the upper westerly shifted
southward.

キーワード: 台風，海面水温， D26，Tropical cyclone heat potential (TCHP)
Keywords: Typhoon, Sea surface temperature (SST), D26, Tropical cyclone heatpotential (TCHP)

1.

はじめに

ほぼ維持した状態で愛知県豊橋市付近に上陸した．
この台風に伴い，近畿・東海地方を中心に大雨による

熱帯域で発生・発達した台風は，一般に中緯度帯に被害がもたらされ，京都府，滋賀県，福井県には大雨達すると勢力が衰える．鉛直シアーの増大，大気中の特別警報が発令された．これは気象庁が平成 25 年 8

水蒸気の減少，海面水温（SST）の低下といった環境

月 30 日に特別警報の運用を開始してから、全国で初場の変化が，台風の構造維持に不都合となるためでの発令事例であった．このようなことからも，北西太ある．一方で，日本列島周辺の中緯度海域に到達して平洋域の台風の発達の傾向を把握すると同時に，日から発達する台風・熱帯低気圧事例も存在する．例え

本列島に近づいてから発達を開始する台風について，

ば，2013 年台風 18 号（T1318）は，日本列島付近に

大気・海洋の両側面から，さらなる理解を深めていく

接近してから発達した台風事例である .RSMC Best

ことが，防災の観点からも重要となる．

Track Data によると，T1318 は 27.4°N（9 月 14 日

北西太平洋域において，台風強度と海洋の関係に

18UTC）で 985hPa であった中心気圧が，31.5°N（9 月

関連して，Lin et al (2008) は，Category5 に発達した

15 日 12UTC）では 960hPa まで低下し，その勢力を台風と海洋上層熱構造との関係を調査した．

― 196 ―

21°- 26°N, 127°- 170°Eで囲まれる海域に関しては，は 5km，鉛直解像度は，地 上および等圧面 15 層

海面から 26℃等温線までの深さ（D26）の夏季（7～（ 1000hPa,

950hPa,925hPa,900hPa,850hPa,9 月）の気候場が 40～70m と熱帯域に比べると浅く

800hPa, 700hPa, 600hPa, 500hPa, 400hPa, 300hPa,なっている．この海域で台風が Category5 に発達した

250hPa, 200hPa, 150hPa, 100hPa）である．

事例は，気候場よりも暖水層の厚さが深い海域を通海面水温（SST）の解析には，MGDSST データを使過 し て い る こ と を 指 摘 し た ． 一 方 で ， 10°- 21°N ,用した．MGDSST データは，衛星観測による赤外線

121°- 170°Eで囲まれる海域に関しては，夏季の D26

放射計データ，マイクロ波放射計データ，さらには船の気候場は 80～130m と比較的厚くなっている．実際

舶やブイなどの現場観測データを利用して算出されに，この海域で Category5 に発達した台風事例は，気ている．マイクロ波放射計データを利用することで，候場よりも D26・海水温 26℃以上の海水が持つ熱容

曇天域の SST を観測することも可能となり，台風雲量（TCHP）・海面高度（SSH）の指標が，正・負偏域下部の SST をより正確に検出できると考えられる．

差いずれの場合であっても存在していたことを示し

本研究では，全球日別海面水温データセットを用いた．

た．水平解像度は 0.25°×0.25°である．

日本列島に近づいてから発達を開始する台風に関海洋内部の解析には，FRA-JCOPE2 再解析データする研究は，北畠（2012）が，日本域で急発達を遂げ（Miyazawa et al.,2009）を使用した．このデータはた 2011 年台風 15 号（T1115）の急発達時，鉛直シア

海洋モデル（Princeton Ocean Model）を用いて観測デーが小さい環境場であったことを示しているものの，ータを同化したもので．太平洋のほぼ全域

関連する研究は依然少ない状況である．

（30°S − 62°N, 100°E − 90°W）を，水平解像度約1⁄4 °，このような背景から，本研究では，1979～2013 年

鉛直 21 層で覆う低解像度モデルと，水平解像度1⁄12 °，に日本付近に接近し北上した台風事例について，日

鉛 直 46 層 で ， 北 西 太 平 洋 域 （ 10.5 ° − 62 ° N,

本の南海上を北上する時の台風の発達の傾向につい

108° −180°E）を覆う高解像度モデルから構成されてて調査すること，さらに，顕著な発達・衰弱事例についる．時間間隔は 1 日である．

いて大気・海洋両側面から事例解析を行うことで，中2.2

緯度域で発達する台風の特徴について考察する．

D26 と TCHP

以下，第 2 章では本研究で用いた使用データ及び海洋上での台風の発達を議論するにあたっては，解析手法について述べる．次いで第 3 章では，日本SST だけではなく海洋上層の熱構造についても把握

付近に接近し北上する台風の発達の傾向について示

することが重要である．台風の強風による鉛直混合

す．第 4 章は，中緯度域でそれぞれ顕著な発達・衰弱

や，エクマンパンピングで下層の冷たい海水が海面を示した，2011 年台風 15 号（T1115）・2012 年台風まで上昇することで生じる SST 低下は，台風の発達

17 号（T1217）の大気場と海洋熱特性の比較結果につを抑制させる効果をもたらすためである ． そこで ，いて記す．第 5 章は第 4 章の比較結果の考察を行い，SST に加えて，D26 や TCHP の指標がよく利用され第 6 章でまとめとなる．

ている．第 1 章で記述したように，D26 は海面から26℃等温線までの深さ，TCHP は海水温 26℃以上の2.

使用データと解析手法

海 水 が 持 つ 熱 容 量 を 表 す ． TCHP は ， Leipper andVolgenau（1972）により以下に示す式で定義されてい

2.1

使用データ

る.

台風経路・強度情報は，RSMC Best Track Data を使用した．大気場,潜熱・顕熱フラックスの解析には，z(T=26)

気象庁 55 年長期再解析（JRA-55）モデル格子データ

QTCHP = ∑ ρwi Cp (Ti -26) ∆Zを使用した．モデル格子データは，準規則ガウス緯度

(1)

z=0

／経度格子系で出力されている．鉛直座標は，ハイブ
リッド座標系であり，地表面から 10hPa までの 60 層

QTCHP が TCHP，ρw は海水の密度，Cp は定圧比熱，T はのハイブリッド面に対してデータが出力されている．

水温，∆Zは層厚を示してある．ここで添字 i は，海洋

このデータを元に，モデル面解析値の各物理量を，気内部に設けた層番号である．

圧座標系に変換した値を大気場の解析に利用した．
さらに日本周辺域の大気場の解析には，気象庁メソ2.3

cyclone phase space (CPS)

客観解析（MANAL）データも合わせて使用した．格

熱帯域で発生・発達した台風・熱帯低気圧が中緯度

子系はランベルト正角円錐座標であり，水平解像度に達すると，中緯度特有の環境場の影響を受けるよ― 197 ―

うになり、熱帯低気圧特有の軸対称な構造から、温帯
低気圧の構造へ徐々に変質する．この変質を定量的に示すのが，Hart（2003）が提案した低気圧位相空間（cyclone phase space; CPS）である．CPS は以下に示
す 3 つのパラメータで表わされる．
̅̅̅̅̅̅̅̅̅̅̅̅̅̅̅̅̅̅
̅̅̅̅̅̅̅̅̅̅̅̅̅̅̅̅̅̅
B=h(Z600hPa -Z900hPa |R - Z600hPa -Z900hPa |L ) （2）600hPa- |VLT |=∂(∆Z)|∂ ln p 900hPa

- |VU
T |=

∂(∆Z)
|
∂ ln p 600hPa（3）300hPa（4）

Z は等圧面のジオポテンシャル高度，p は気圧，∆Zは低気圧中心から半径 500km 以内の Z の最大値と最小値の差である．h は北半球では+1，南半球では-1であFig.1 Tracks of typhoons and tropical depressions

る．また，（2）式のバーは半径 500km の半円の平均

passing through the area of 110°E-150°E, 10°N-50°Nである．パラメータ B は低気圧の対称性を示す指標

from 1979 to 2013. Red, blue and gray tracks

であり，低気圧の進行方向に対し，右側半円（添え字represent developing ( ∆p ≤ -5hPa⁄6h ), neutral

R）と左側半円（添え字 L）のそれぞれで 600hPa 面(と 900hPa 面の層厚の平均を計算し，その差をとって(∆p ≥ 5hPa⁄6h).

-5hPa⁄6h < ∆p < 5hPa⁄6h )anddissipating

定義される．つまり、進行方向の左右の温度差を表すこととなる．成熟期の熱帯低気圧においては，B の値
はほぼ 0 になるのに対して，発達した温帯低気圧は
B の値は正で大きくなる．- |VLT |，- |VU
T |はそれぞれ下層と上層について暖気核構造か寒気核構造かを表す
パラメータである．暖気核構造は- |VLT |，- |VU
T |ともに正の値を示すのに対して，寒気核構造は- |VLT |，- |VU
T|
ともに負の値を示す．熱帯低気圧は基本的に暖気核・熱的対称構造なので，- |VLT |、- |VU
T |はともに正の値を示す．Evans and Hart（ 2003）は，温低化開始を B=10，
温低化完了を- |VLT |=0と定義した．

2.4

台風・熱帯低気圧の抽出条件と解析手法

Fig.2 Southern and northern reference latitudes.

第 1 章で示したように，一般に中緯度帯に達した
台風・熱帯低気圧は衰弱する．Fig. 1 は，1979～2013

る．沖縄周辺より南の海域では，赤線で示される 6年の北西太平洋域内での，全台風・熱帯低気圧事例

時間あたり 5hPa 以上発達する事例が多く分布しての経路を，発達・維持・衰弱で色分けした経路図をいるのに対し，それより北の海域に進入してくると，示す．ある時刻の中心気圧を p(t)，次の時刻の中心

傾向は一転し逆に衰弱していく青の期間の分布 が気圧を p(t+1)とし∆pを，∆p= (p(t+1)-p(t))⁄∆tと定義多くなっていく．つまり，26～27°N付近より，熱帯する．そして，∆pが 6 時間あたり 5hPa 以上発達し域の台風の発達に好都合な環境場から，中緯度域のている期間（∆p ≤ -5hPa⁄6h）は赤で，∆pが 6 時間あ発達に適さない環境場へ徐々に遷移していると考たり 5hPa 以上衰弱している期間（∆p ≥ 5hPa⁄6h）はえられる．本研究では，日本の南海上の中緯度帯で青 で ， |∆p| が 6 時 間 あ た り 5 h P a 未 満 の 期 間の台風の発達について焦点を当てている．よって（- 5hPa⁄6h < ∆p < 5hPa ⁄ 6h ）は灰で色分けしてある．

Fig. 1 の結果も踏まえ，Fig. 2 の赤線で示されるよう

Fig. 1 より沖縄本島周辺を含む緯度帯（26～27°N）に緯度の南限と北限を設定し，台風がこの領域を北を境に発達程度の傾向は大きく異なるように見え上する間の中心気圧の変化を調べ，台風の発達の特― 198 ―

徴を調べることとする．
領域の南限は，27°Nとし北限は，124°E ≤ lon <132°E （範囲①）の範囲で 31°N，132°E ≤ lon < 136°E（範囲②）で 32°N，136°E ≤ lon < 144°E（範囲③）で33°Nに設定する．このように定めた範囲に南限から進入し北限から抜ける台風・熱帯低気圧を Best Track
Data から抽出し，27°Nに進入した直後の中心気圧データをps ，北限を抜ける直前の中心気圧データをpn と定義する．その際，27°Nより北で発生しそのまま北上した台風・熱帯低気圧，北限を抜ける前に温帯低気圧化をした事例は除くこととする．
次に，南限から領域に入り北限から抜けるまでの
台風・熱帯低気圧の発達・衰弱を∆pc = pn - psと定義する．ここで，∆pc は台風・熱帯低気圧が南限から入り

Fig.3 Illustration showing the zonal range of sea level

北限から抜ける間の中心気圧の変化である．台風・熱pressure averaging. A blue dashed arrow connects TC

帯低気圧の強度変化を気圧で議論する際には，台風・

location at southern and northern bounds of objective

熱帯低気圧周辺の一般場の気圧に注意する必要があ

area. Zonal averaging is conducted between theる．厳密に言えば，中心気圧そのものでは無く，一般

westernmost and easternmost longitudes.

場からの中心気圧降下量をもって台風の強さとすべ(a)きである．一般場に気圧の南北差があると，∆pc の値
では一見発達・衰弱を示しているように見えても，それは一般場の南北気圧差の影響を含んだ値となり，一般場の特徴と照合しないと正しく台風・熱帯低気圧の発達・衰弱を評価することができない．そこで，
JRA-55 長期再解析データの海面更正気圧から，1979～2013 年の各年について北限緯度と南限緯度の間の各月の平均的な気圧差を調べた．北限緯度と南限緯(b)

度の東西平均範囲の決定には，Fig.3 で示すように，北限の緯度が 31°Nの場合は，31°Nでの範囲①の東西平均を求める一方，27°Nでは，範囲①内で 31°Nを北上する抽出事例における 27°Nでの最西端・最東端の経度間を東西平均の対象範囲とした．この結果,北限の 緯 度 が31 °N の 場 合 は ， 27 °N で は

122.6°E ≤ lon ≤ 145.5°Eの範囲を対象に東西平均をとる ． 同 様 の 方 法 で 北 限 の 緯 度 が 32 °N （ 範 囲 ② 適(c)用）,33°N（範囲③適用）の場合の，27°Nでの東西平均の範囲を求めると，それぞれ 123.1°E ≤ lon ≤142°E（ 32 °N で の 東 西 平 均 は 範 囲 ② ） ，125.8°E ≤ lon ≤148.9°E（33°Nでの東西平均は範囲③）となる．また解析する期間は，それぞれのケースについて事例が存在した月のみを対象に解析した．その結果，北限の緯度が 31°Nの場合は 4～10 月，32°N・33°Nの場合は 5～11 月となる．Fig.4 より，各北限のFig.4 Sea level pressure difference between

緯度に関してどの月においても，設定した緯度間で

southern and northern bounds of Aprilの気圧差には一定幅の経年変動が見受けられる．そNovember from 1979 to 2013 .

の値は，年・月によっては絶対値が 4hPa 以上となる(a) 31°N - 27°N (from April to October)

年も存在するが，おおよそ-3hPa～3hPaの値で推移し(b) 32°N - 27°N (from May to November)ていることが分かる．この結果を考慮して-3hPa ≤(c) 33°N - 27°N (from May to November)― 199 ―

to

∆pc ≤ 3hPa の台風・熱帯低気圧事例については，∆pc

例と，∆pc > 7.5hPaとなる 7.5hPa より大きく衰弱したが環境場の変動にうもれている可能性があるため，事例に着目する．抽出した全事例に対して，7.5hPa 以

勢力維持と定義してこれ以後扱って解析していくこ上発達した事例数は 23 事例で約 11%，7.5hPa より大ととする．

きく衰退した事例数は 66 事例で約 33%である．また，発達事例においては，最大 36hPa の発達，衰弱事例

3. 日本付近に接近する台風・熱帯低気圧の発達の傾向においては，最大 35hPa の衰弱を遂げた事例が存在

3.1

3.2

台風・熱帯低気圧の発達・衰弱の傾向した。

発達・衰弱事例の季節的特徴と経年変化

第 2 章で設定した条件で抽出した台風・熱帯低気以後，∆pc ≤ -7.5hPa，∆pc >7.5hPa となる 7.5hPa 以

圧事例は，全 203 事例であった．Best Track Data に登上発達した事例と，7.5hPa より大きく衰弱した事例録されている 1979～2013 年の間の台風の総数は 891に注目していく．Fig.6 は，発達・衰弱事例と季節対事例であるので，約 23%の台風・熱帯低気圧が日本応の関係を示している．発達事例全 23 事例は，ユ付近の中緯度域を北上して進んだこととなる．次に，リウス日 203～267 の間に分布しており，これは 7～設定した緯度間での台風・熱帯低気圧の発達・衰弱の9 月に相当する．つまり，季節的に限定して発生して程度を調べる．Fig.5 は，抽出した全事例に対する∆pcの頻度分布図である.横軸の数値は緯度間での気圧(a)

差の値である．一般場に起因する|∆pc |の不確実性が3hPa であること，Best Track Data の気圧値が多くの場合 5hPa 刻みで表されていることを考慮して,頻度は 5hPa 刻みでカウントした．例えば−5hPa の頻度は，−7.5～−2.5 の間で数えた個数である．前章で勢力維
持 と 定 義 し た -3hPa ≤ ∆pc ≤ 3 hPa （ 実 際 に-3hPa ≤ ∆pc ≤ 3hPa の範囲内に存在した台風事例の∆pcは，すべて-2hPa ≤ ∆pc ≤ 2hPa であった）は 52 事例である（頻度分布図の−2.5～2.5）．つまり，Fig.5 より
日 本付近 の中緯 度域を 北上す る台風 ・熱帯 低気 圧
は, -2.5hPa < ∆pc ≤ 2.5hPa が頻度としては最も多く，抽出した全事例に対して，約 26%を占めている．一方，∆pc ≤ - 2.5hPaで表される発達事例は 48 事例で約24%，∆pc > 2.5hPaで表される衰弱事例は 103 事例で(b)

約 50%となる．
さらに，∆pc ≤ -7.5hPaとなる 7.5hPa 以上発達した事

Fig.6 Seasonal distribution of pn and ∆pc .
(a) ∆pc ≤ -7.5hPa cases(b) ∆pc > 7.5hPa cases
Fig.5 Frequency of ∆pc for all extracted cases.

― 200 ―

(a)Fig.7 Interannual change of developed anddissipated cases in summer season (July to
September).

(b)

いることが分かる．一方で，衰弱事例に関しては，ユ
リウス日 141～318 の範囲となり，これは 5～11 月に相当することから特に季節的な偏りは無いと言える．
また，発達事例は 7～9 月のみに存在したことから，発達・衰弱事例を比較するにあたり，衰弱事例についても 7～9 月の 44 事例を対象とすることとする．
次に，発達・衰弱事例数（7～9 月）の経年変化を
Fig.7 に示す．縦軸 0 の赤線よりも上側を発達事例,
下側を衰弱事例として表している．棒グラフの色付
けと長さは，Fig.5 で示された各∆pc の範囲と事例数に対応する．つまり，棒グラフ全体の長さがその年に存在した発達・衰弱事例の総事例数を表している．発達事例に着目すると，事例数・発達の程度とも，明らかな経年変化は見られない．発達事例は，1980 年代か

Fig.8 Box plot showing the distribution of ps

ら存在しており，1995～2005 年の間で一端事例数はand pn in summer season (July to September) .

減少し，それ以降増加するものの，特に現在に向かい

The cross (×) corresponds to the average value,

増加しているとは言えない．一方，衰弱事例に関して(a) ∆pc ≤ -7.5hPa cases and (b) ∆pc > 7.5hPa

も，解析期間の 35 年間の間に，事例数が減少していcases.

る様子は特にない．また，衰弱の程度においても，

パーセンタイル値が 993hPa となり，この値の範囲内

2003 年以降は，22.5 < ∆pcとなる衰弱事例は発生してに全事例の 50%が含まれている．北限緯度に達したいないものの，この結果から現在に向かうにつれて時のpn の値は，25 パーセンタイル値，75 パーセンタ

衰弱の仕方が弱くなっているということは無い．

イル値がそれぞれ 957.5hPa，980hPa となる．Fig.9 は，発達・衰弱事例のps ，pn における中心気圧の頻度分布3.3である．発達事例ではps においては，980～989hPa の発達・衰弱事例の中心気圧の特徴

次に，発達・衰弱事例の中心気圧の特徴について調頻度が最も大きく，次いで 990～999hPa の頻度も大べる．Fig.8 には，7.5hPa 以上発達した事例・7.5hPa

きくなっている．台風・熱帯低気圧が北限緯度に達しより大きく衰弱（7～9 月の 44 事例）した事例のps ，た時のpn は，970～979hPa の頻度が最も大きくなる．

pn の分布を箱ひげ図で示す．発達事例について，ps の一方，衰弱事例についてみると箱ひげ図からps の値，つまり南限緯度での台風・熱帯低気圧の中心気圧25 パーセンタイル値は 940hPa，75 パーセンタイル値に注目すると，25 パーセンタイル値が 982.5hPa，75

は 955hPa と，発達事例のps と比較して小さく，中心― 201 ―

事例に関しては，ps で最小値が 960hPa という結果が(a)得られていることから，1979～2013 年の 35 年間の解析期間ではあるが，27°N を横切る時に 960hPa より中心気圧が低い台風・熱帯低気圧は，これ以降 7.5hPa以上発達していないということも言える．また，南限
緯度を北上する段階では，中心気圧が 980hPa 以上の頻度が多くなっていた．つまり，それほど 27°N を横切る段階では強く発達していない台風・熱帯低気圧が，日本列島に近づくとともに発達していることを示している．

4. T1115（発達事例）と T1217（衰弱事例）の比較結果
本章では，第 3 章で得られた結果をもとにして，中緯度域で顕著な発達・衰弱を示した事例解析の比(b)較を行う．発達事例は，2011 年台風 15 号（T1115），
衰弱事例は，2012 年台風 17 号（T1217）を対象とす
る．両台風は，9 月下旬に日本列島に接近し上陸したこと，またその経路が非常に良く似ていたことから，
おおよそ季節・海域を統一させた議論ができる点から，この 2 事例を比較対象事例とした。

4.1

T1115 と T1217 の概要

Fig.10，Fig.12 はそれぞれ T1115（ 発達事例）と T1217（衰弱事例）の台風経路図である. 第 2 章で定義されたps ，pn の位置をそれぞれ赤の三角と青の四角で示してある．また Fig.11，Fig.13 はそれぞれ T1115 とT1217 の中心気圧の時間変化図である．同様にps の時間に赤線を，pn の時間に青線を示してある．
発達事例 T1115 の中心気圧の時系列変化を見ると，Fig.9 Frequency distribution of ps and pn insummerseason(July

toSeptember),

比較的高い中心気圧を維持しながら中緯度域に進入(a)

している様子が分かる．ps は 975hPa（9 月 19 日 3 時∆pc ≤ -7.5hPa cases and (b) ∆pc > 7.5hPa cases.

（UTC）），pn は 940hPa（9 月 20 日 18 時（UTC））で気圧が低いことが分かる．pn の値に関しては，25 パ

ある．つまり，この期間に∆pc = - 35hPa となり，T1115

ーセンタイル値は 955hPa，75 パーセンタイル値はは日本周辺海域の中緯度帯で強い発達を見せ，台風

970hPa となり，発達事例のpn のほぼ同じ値となってのライフサイクルを通しても，この期間で最も中心いる．Fig.9 による頻度分布図からは，ps においては，

気圧が深まっていたことが分かる．一方，衰弱事例

940～ 949hPa の 頻 度 が 最 も 大 き く ， 次 い で 950 ～T1217 は，日本のはるか南海上で台風の最盛期を迎

959hPa の頻度も大きい．台風・熱帯低気圧が衰弱しえた後，中緯度域に進入してくる頃にはすでに，衰弱て緯度の北限に達すると，pn は 960～969hPa の頻度期へと移行していることが分かる．ps は 935hPa（9 月が最も大きくなり，次に 950～959hPa の頻度が大き29 日 9 時（UTC）），pn は 950hPa（9 月 30 日 0 時（UTC））

くなるという結果となる．

である．つまり，この期間に∆pc = 15hPa となり，T1217

これらの結果から，27°N を横切る時には発達事例

は日本周辺海域の中緯度帯で衰弱した台風となる．

の中心気圧は衰弱事例の中心気圧よりも高い傾向でこのように，T1115 と T1217 では，そもそも台風のラあり，台風・熱帯低気圧が北上し北限緯度に達すると，

イフサイクルの観点から，異なった段階で中緯度域発達・衰弱事例の中心気圧はおおよそ同じ値で分布に進入している．一方で台風経路図からは，両台風はするようになるということが分かる．また，特に発達

特に，沖縄近海からの北上の経路が良く似ている．

― 202 ―

4.2 SST の比較
台風のエネルギー源は，海面からの潜熱・顕熱供給であり，SST はこれらの熱輸送と関係が深い．そこで，台風域内の SST を調べた．台風域は，台風の中心から半径 100km 以内とした．この範囲の決定には，
Miyamoto and Takemi（2010）において，非静力学軸対称モデルを用いた熱帯低気圧の数値実験から，半径 100km 以内のエンタルピーフラックスの領域平均
値と最大風速との相関が最も良いという結果が得ら
Fig.10 Track, ps location (red) and pn location

れていることに基づいている．Fig.14 は，T1115・(blue) of Roke (T1115).

T1217 それぞれの，台風域平均 SST と中心気圧の時間変化図であり，台風が南限緯度を通過する日時のおおよそ 2 日前から示している．水色の実線が SST，黒の実線が中心気圧を表している．なお，台風が陸地に近づき，中心から半径 100km 以内に陸地が含まれ(a)Fig.11 Central pressure change of Roke (T1115).
Red vertical line shows time of ps , 9/19 03UTC,and blue the time of pn , 9/20 18UTC .

(b)

Fig.12 Same as Fig.10 but for Jelawat (T1217).

Fig.14 Time series of SST (blue) averaged within acircle of 100km radius from the TC center andcentral pressure (black), (a) for Roke and (b) for
Jelawat. The red and blue lines are the same as
Fig.13 Same as Fig.11 but for Jelawat (T1217),

Fig.11 and 13.

where red (9/29 09UTC) and blue (9/30 00UTC).

― 203 ―

海域を通過している．

た段階で SST の計算を終了した．
Fig.14 より，発達事例 T1115 と衰弱事例 T1217 を次に，SST の気候値と比較する。Fig.16 に，2011 年

比べると，設定した南限緯度と北限緯度の間に台風

9 月 19 日の SST から 1993～2013 年の 9 月 19 日の 21が存在している時間帯（図中の赤線～青線の時間帯）

年平均 SST 値を差し引いた分布（T1115 の SST 偏差）の SST は，T1115 では概ね 27℃以上でその値が推移と，2012 年 9 月 29 日の SST から 1993～2013 年の 9しているのに対して，T1217 では 27℃以下で，T1115

月 29 日の 21 年平均 SST 値を差し引いた分布（T1217の方が SST は高く，より台風の発達には好ましい状の SST 偏差）を比較している．青の陰影は，21 年平況であったといえる．Fig.15 は，T1115 と T1217 の経均値（以後，便宜上平年値とする）よりも，台風が南路とそれぞれ 27°N に進入した日の SST 分布図であ

限緯度と北限緯度の間を北上した日の SST の方が低る．T1115 では，9 月 19 日 12UTC 直後の経路は黒潮

い ことを 表して おり ， 赤の陰 影はそ の逆で ある ．

域に対応し，周囲よりも SST が高い海域を北上してFig.16 からは，T1115・T1217 両事例とも台風経路にいる．この北上の期間は Fig.14 においても緩やかな沿って，SST は平年よりも低い傾向であることが分

SST の上昇傾向が見られる．一方で T1217 は Fig.15

かる．設定した南限緯度と北限緯度の間の台風経路より，奄美大島付近に存在する SST が 26℃より低い

においては，所々1℃以上平年よりも SST が低い海域も見られる．このように発達事例 T1115 においても，

(a)

(b)

平年値と比べると SST の値は高いどころかむしろ低い結果となった．つまり，SST の環境場のみでは，特別に台風が急発達を起こしやすい状況ではないということが言える．実際に Fig.14 からも，T1115 の SSTの変化は，設定した南限緯度と北限緯度の間で上昇傾向ではあるものの，発達前の SST の値と比べると，その上昇量は僅かであることから，SST のみではな
く他の要因との関連も示唆される．

4.3 D26 と TCHP の比較
台風に伴う強風は，鉛直混合や，エクマンパンピン
Fig.15 SST distributions for T1115 on September 19(a) and for T1217 on September 29 (b) with TC
track. The blue triangle on the track show theposition of the TC at 12UTC of the day of SST

グで下層の冷たい海水を海面まで上昇させることでSST を低下させる．よって，自身の発達を抑制させる
負のフィードバック効果を持つ．それゆえに，台風の発達・衰弱を議論するにあたり，上層海洋熱構造を把握しておくことは重要である．本節では，D26 とdistribution.

TCHP の解析結果について記す．
Fig.17 は，T1115・T1217 それぞれの中心気圧，台
(a)

(b)

風中心から半径 100km 以内で領域平均した，D26・
TCHP の時間変化図である．緑の実線が D26，赤の実線が TCHP，黒の実線が中心気圧を表している．発達
事例 T1115 では，台風の急発達開始と D26・TCHP の値の上昇の対応関係が良い．また，図に示した期間を通して，台風の急発達時に D26・TCHP の値が最大となっている．一方，衰弱事例 T1217 では，台風が 27°Nに到達する以前から，D26・TCHP の値が減少傾向に転じており，それに対応して中心気圧も上昇している．南限緯度と北限緯度の間では，特に TCHP は 10
kJcm-2 以下の値で推移しており，T1115 と比べて，そFig.16 Same as Fig.15 but for the deviation from 21years average from 1993 to 2013. The green triangle
shows the central location of typhoon on the day.

の値は約 20～30kJcm-2 低い状況である
Fig.18，Fig.20 は，T1115 と T1217 の台風経路とそ
れぞれ 27°N に進入した日の D26，TCHP の分布図である．また Fig.19，Fig.21 は，D26，TCHP について，― 204 ―

(a)

(a)

(b)

(b)
Fig.19 Same as Fig.18 but for the deviation (%)
from 21 years average.

(a)

(b)

Fig.17 Time series of area averaged D26 (green) and
TCHP (red) for T1115 (a) and T1217 (b). The
central pressure is included in each figure forreference and the red and blue vertical lines are thesame as Fig. 11 and 13.

(a)Fig.20 The TCHP distribution. Legends are thesame as the former figures.

(b)

(a)

(b)

Fig.21 TCHP deviation in percentage.

Fig.18 D26 distribution with typhoon tracks. The
mark on the track is the same as the former figures.

― 205 ―

実際に台風が 27°N に進入した日時と，その日における 1993～2013 年の日平均値との偏差を％値で示した．

(a)

発達事例 T1115 では，Fig.18，Fig.20 で見られるように，台風が急発達を始めた時間帯に D26・TCHP が高い黒潮域を通過しており，Fig.17 の南限緯度と北限緯度の間の D26・TCHP の上昇と対応している．平年値との関係を見ると，特に TCHP では，T1115 の経路に沿って，負偏差となっていることから， 26℃以上の暖水層の厚さは平年よりも薄い傾向であったと言える．しかし，T1115 が急発達を開始した黒潮域においては TCHP・D26 いずれにおいても，正偏差を示している．つまり T1115 は，周囲よりも TCHP・D26 が高い黒潮域を通過し，なおかつその海域の TCHP・D26(b)が正偏差であったことからも，26℃以上の暖水層が厚かったことが，台風の発達には好ましい環境場であったと考えられる．一方で，衰弱事例 T1217 では
27°N 以北に進入して以降，特に周囲よりも TCHP・
D26 が高い海域を通過してはいない．平年値との関係を見ても，27°N 以北の T1217 の経路上の海域はTCHP・D26 いずれも負偏差を示しており，暖水層の厚さが平年よりも薄く，台風の発達には適さない状況であったと考えられる．

4.4 潜熱・顕熱フラックスの比較

Fig.22 Time series of sensible heat flux + latent

台風は，海面から蒸発した水蒸気が，大気中で凝結

heat flux (orange) averaged within a circle of 100km

する際に放出される潜熱をエネルギー源として発達

radius from the TC center and maximum sustainedを遂げる．この節では，海面から供給される潜熱・顕wind speed (purple) for T1115 (a) and T1217 (b) .

熱フラックスの解析結果について述べる．

The red and blue lines are the same as Fig.11 andFig.22 は，T1115・T1217 それぞれの台風中心から

13.

半径 100km 以内の，潜熱+顕熱フラックスの領域平少することが考えられる．そしてその影響が南限緯均と Best Track Data の最大風速，時間変化図である．

度と北限緯度の間の，最大風速の減少に影響を与え

橙色の実線が，潜熱+顕熱フラックス，紫の実線が最ている可能性も考えられる．

大風速を表している．発達事例 T1115 に関しては，南限緯度と北限緯度の間において，潜熱+顕熱フラッ

4.5

鉛直シアーと対流圏上層水平発散の比較

クスの値が上昇傾向にあることが分かる．つまり，海次に，大気側に起因する台風発達の抑制因子であ洋から大気への熱輸送が多くなっていると解釈でき，る鉛直シアーと，同じく促進因子と考えられる対流

最大風速の値も増大していることから，潜熱+顕熱フ

圏上層の水平発散の状況を記述しておく．

ラックスの上昇が台風の発達に寄与していると考えられる．

Fig.23 は，T1115・T1217 それぞれの，200 - 850hPa
鉛直シアー，200hPa 水平発散の領域平均と中心気圧

一方、衰弱事例 T1217 では，台風が 27°N に到達すの時間変化図を示す．青の実線が鉛直シアー，緑の実

る少し前の時間帯から（9 月 28 日 15UTC），潜熱+

線が水平発散，黒の実線が中心気圧を表している．鉛

顕熱フラックスの値は減少傾向へと変化している．

直シアーと水平発散の領域平均の範囲は，北畠（2012）

ここで Fig.14，Fig.17 を見ると，9 月 28 日 15UTC でに基づき，台風の中心から半径 500km 以内とした．

SST はすでに時間とともに減少傾向の時間帯となっまた，本研究で設定した対象領域が日本域であるこており，D26・TCHP に関してもその値が減少傾向のとから，気象庁メソ客観解析を使用して解析を行っ

時間帯に対応している．つまり，これらの海洋熱特性た．これに対応して本節に示す解析は台風が気象庁

に関する指標が，次第に台風の発達には不都合な状

メソ客観解析の範囲内に進入し，台風中心から半径況へ移行することで，潜熱+顕熱フラックスの値も減

500km 以内の諸要素の領域平均値を計算できる時間― 206 ―

圏上層の水平発散は，南限緯度と北限緯度の間にお(a)ける期間では，特に特徴的な変化は見られていない．
一方，衰弱事例 T1217 は，南限緯度と北限緯度の間に台風が存在した期間，鉛直シアーの値は 10ms-1 以
上となっており，台風が勢力を維持することが困難な環境場であったことが分かる．対流圏上層の水平発散においても，T1217 は減少傾向にあることから，
台風内部の上昇流が弱まりつつあることも推定できる ．この ように 鉛直シ アー ， 水平発 散にお いて もT1115 の方が，T1217 よりも発達に有利な状況が整っていたことが理解できる．

5.

考察

(b)
第 4 章では，発達事例 T1115 と衰弱事例 T1217 について諸要素の比較を行い，その相違点を中心に示してきた．本章では，第 4 章で得られた結果を踏まえながら，T1115 の発達・さらには T1217 の衰弱の要因について議論する．

5.1 上層海洋熱構造から見た台風の発達・衰弱の要因
4.2，4.3 節より発達事例 T1115 と，衰弱事例 T1217
での海洋熱特性として最も異なっていた点は，南限
緯度と北限緯度の間での，それぞれの台風経路上での TCHP・D26 の分布であった．T1115 は，TCHP・
D26 が周囲よりも高い海域を通過するタイミングで，Fig.23 Time series of vertical shear (blue),

中心気圧の低下が見られていた．一方で，T1217 はそ

horizontal divergence ( 10-6 s-1 ) (green) averagedの台風経路上に，特に TCHP・D26 が高い海域は見らwithin a circle of 500km radius from the TC center

れなかった．TCHP・D26 の分布が台風の発達の議論

and central pressure (black) for T1115 (a) andに重要となる背景には，台風自身が引き起こす強風

T1217 (b) . The red and blue lines are the same asに伴う SST の低下と，これらの指標との関連が深い

Fig.11 and 13.

からである．つまり，TCHP・D26 の値が高いといった，暖水層が厚い海域では，台風による SST 低下の帯を対象とする．
鉛直シアーの領域平均値の算出には，ZHAO et al.

効果が小さくなる一方，暖水層が薄い海域では，海面（2005）の方法を利用した．これは，熱帯低気圧を中下の冷たい海水が台風の強風に伴う攪拌作用やエク心にした 10° × 10°の範囲内を対象に，上層・下層の，マン湧昇により表層に取りこまれることで SST の低

東西風・南北風の平均を計算した後，この平均風から下につながり，台風の発達を抑制させることにつな

鉛直シアーを計算する． ZHAO et al.（2005）は，平がる．このような背景から，まず台風通過に伴う SST

均範囲を中心から 10°以内としたが，本研究では台低下が T1115・T1217 それぞれで，どの程度生じてい風の中心から半径 500km 以内とした．

たのかを確認する．

10ms-1 程度まで大きくなると，熱帯

Fig.24 は，T1115・T1217 の台風通過後と通過前の低気圧はその構造を維持していくことが困難になる

SST の差を表している．台風通過後の日にちを，北限と言われている（Paterson et al., 2005）が，Fig.23 よ緯度に台風が達した日にちと定義する一方，台風通り，発達事例 T1115 では，発達期間中の鉛直シアー

過前は台風が 27°N に達した日にちの前日として定の値は，10ms-1 よりもかなり低い値で推移しているこ

義した．発達事例 T1115 について見てみると，TCHP・とが分かる．このことは，台風がその構造を維持しやD26 が高かった黒潮域においては，台風通過後と通すい環境場であったということを示している．対流

過前でほとんど SST の値に変化がなかったことを示

鉛直シアーが― 207 ―

はないことが考えられる．ただ SST を含めた海洋の(a)

熱力学的特徴を見ると，T1217 では 4.2 節で示したよ(b)

うに，台風の発達に特別，好都合な状況ではないことには変わりない．
4.4 節の潜熱・顕熱フラックスの比較では，発達事
例 T1115 において潜熱+顕熱フラックス及び，最大風速の値が南限緯度と北限緯度の間で時間とともに増大 してい るとい う結果 が示さ れた ． この結 果は ，Charney and Eliassen（ 1964）で示される CISK，Emanuel（1986）で示される WISHE のような，正のフィード
バックメカニズムが働いて台風が発達する状況にあったことを示している．逆に衰弱事例 T1217 では，Fig.24 The result which subtracted SST before

台風が南限緯度に到達する少し前の時間帯からの，passage of typhoon from SST after passage of

潜熱+顕熱フラックスの値の減少が，D26・TCHP のtyphoon for T1115 (a) and T1217 (b) .

値が減少傾向の時間帯とも対応していること，さらに SST はすでにその時間帯では減少傾向であったこしている．このことは，暖水層が厚い海域であり，台とから，海洋の熱特性変化による，大気への熱輸送の風通過に伴う SST の低下が抑制されたためと考えら減少により，衰弱過程に移行していたと考えられる．

れる．SST の低下の影響をほぼ受けなかったため
T1115 はこの海域間で，台風の発達に好ましい環境場

5.2

大気場から見た台風の発達・衰弱の要因であったと説明することができる．一方，衰弱事例

4.5 節より，発達事例 T1115 と衰弱事例 T1217 とのT1217 に関しては，台風の進行方向右手側での SST間では，200-850hPa 鉛直シアーの値に大きな違いが低下が見られているものの，T1115 と比べても SST見られた．この節では，大気場から見た T1115 と低下量は大きくないことが分かる．つまり，TCHP・

T1217 の相違点について考察する．

D26 の値が台風経路付近で小さかった T1217 においFig.25 は，台風接近時の 200hPa ジオポテンシャルても，台風通過による SST 低下は大きくなかったこ

高度・200hPa 水平風速ベクトルと台風経路図である．

とが分かる．ここで，台風に伴う海洋の応答には，台

なお台風接近時のデータは T1115・T1217 において，

風の移動速度を考慮することも重要となってくるこそれぞれ 9 月 19 日 00UTC、9 月 29 日 06UTC のデーとから，T1115・T1217 の南限緯度～北限緯度間の平タを表示している．鉛直シアーが小さかった発達事

均移動速度との関係についても見ていく．発達事例

例 T1115 では，日本列島付近で偏西風帯に伴う強いT1115 では，Fig.10 より 27°N 通過後の黒潮域で，Best

西風が吹いていることが確認できるが，台風の中心

Track Data（日本近海では 3 時間間隔）のデータ間隔

位置からは距離が離れており，その影響は小さいこが短く，また北限緯度付近では相対的に長い．具体的とが考えられる．一方で，衰弱事例 T1217 は，台風には，黒潮域を通過する，9 月 19 日 03UTC～9 月 20が南限緯度に進入し始める段階で，すでに台風の中

日 03UTC の平均移動速度は 3.8ms-1 ，日本に接近した

心位置が偏西風帯の南縁に進入し始めていることが9 月 20 日 03UTC～9 月 20 日 18UTC（期間後半）の分かる．つまり，台風の中心位置と偏西風帯までの距

平均移動速度は 7.5ms-1 と見積もられた．期間後半で離が T1115 よりも近かった T1217 では，鉛直シアー

は，D26・TCHP が平年と比べても低い海域であったの値が大きくなり，台風の衰弱に影響が及んでいたが，移動速度を速めて通過したことが，この期間におものと考えられる．また，5.1 節で示したように，

いて，台風の勢力が発達・維持できた理由の 1 つでT1115 に比べて T1217 の移動速度が速かった理由にあろう．衰弱事例 T1217 では，南限緯度～北限緯度関しても，T1217 では偏西風帯に進入しながら，北上間の平均移動速度は 12.3ms-1 と，T1115 に比べると速したことが原因として考えられる．

かった．T1217 による，台風通過による SST 低下がまた，T1115・T1217 両台風の構造を把握するため小さかった背景には，南限緯度と北限緯度の間を移に，それぞれの台風について，中緯度域進入時の 3 つ

動速度が速い状態で台風が北上したことが，原因との CPS のパラメータを計算した．T1115 に関しては，して考えられる．これらのことから，T1217 の衰弱のすべてのパラメータにおいて，典型的な熱帯低気圧

要因として D26・TCHP の値が T1115，さらには平年の構造を示す結果となった．一方で T1217 は，低気値と比べて低い傾向であったことは，さほど重要で圧の対称性を示す指標 B がB > 10 となった．Evans― 208 ―

6.

(a)

結論

本研究では，日本付近に接近し北上した台風に関して，日本の南海上の中緯度帯での台風の発達・衰弱の傾向について調査した．さらに，顕著な発達・衰弱を見せながら北上した T1115 と T1217 の事例解析を実施し，中緯度域で発達する台風の特徴について調べた．
1979～2013 年に日本付近に接近し北上した台風・
熱帯低気圧事例は全 203 事例であった．27°N を横切って北上したときの中心気圧と日本列島南岸に達したときの中心気圧を比較したところ，7.5hPa 以上発達した台風・熱帯低気圧が 23 事例（約 11%），7.5hPa
より大きく衰弱した台風・熱帯低気圧が 66 事例（約(b)33%）であった．これらの発達・衰弱事例に対して，発達事例が集中していた 7～9 月に関して，中心気圧の変化の傾向について発達事例と衰弱事例の特徴についても調べた．発達事例では，27°N を北上する段
階では，衰弱事例に比べて中心気圧が高い傾向であるが，北限緯度に達する頃には両者の中心気圧はおおよそ同じ値で分布することが分かった．また，発達事例の中心気圧の分布の特徴として，南限緯度での中心気圧の最小値が 960hPa という結果が得られたことから，1979～2013 年の期間において，27°N を北上する段階で 960hPa より中心気圧が低い台風・熱帯低気圧は，これ以降 7.5hPa 以上発達していないという
Fig.25 200hPa geopotential height (contour) and

ことが言える．また，南限緯度を北上する段階では，

200hPa horizontal wind speed vector (vector) of day

中心気圧が 980hPa 以上の頻度が多くなっていた．こwhich typhoon approached southern bounds. Theのことは，日本列島に近づくとともに発達する台風

green triangle shows the central location of typhoon

は，27°N を北上する段階ではそれほど強く発達してon the analysis time for (a)いないことを示している．

T1115 (9/19 00UTC)

次に，発達事例 T1115 と衰弱事例 T1217 について，and (b) T1217（9/29 06UTC）.
and Hart（2003）より B の値が 10 を超えた時に温低

大気場と海洋熱特性の比較を実施した．SST・D26・化開始と定義されていることから，T1217 は南限緯TCHP の海洋の各指標は，それぞれ 27°N～日本列島度に進入する段階で，すでに温低化を開始し始めて南岸の領域内で T1115 の方が高い傾向であった．特いたことになる．これらのことから，T1115 と T1217に T1115 では，平年と比べて D26・TCHP が正偏差とでは Best Track Data 上では，同じ台風という分類でなっていた黒潮域の暖水層の厚い海域を通過する際北上したこととなっているが，実際には両台風では，に，中心気圧の低下が生じており，この海域での台風

大気場の環境の違いから，異なる構造で南限緯度と通過に伴う SST 低下量も小さかったことが，台風の北限緯度の間を北上していたということが言える．

発達に好都合な状況であったと考察された．潜熱+顕よって，大気場においても T1115 の方が台風の発

熱フラックスは，T1115 では，その値が 27°N～日本

達に好都合な状況であることが分かる．5.1 節で示し

列島南岸の領域内で上昇傾向であり，最大風速値のたように，T1217 では移動速度も速く，台風通過によ上昇も見られた一方，T1217 は，台風の中心が南限緯る SST 低下の効果が特別にはっきりと表れていると度を通過する少し前の時間から，潜熱＋顕熱フラッ

いう訳ではなかった．したがって，T1217 が偏西風帯

クスの値が減少傾向にあり，その影響が 27°N～日本に進入し鉛直シアーの値が大きくなり，台風の構造

列島南岸の領域内の最大風速値の減少に影響を与えを維持していくことが困難な状況へ働いたことが，て いる可 能性も 考えら れる． 台風周 囲の水 平風 のT1217 の衰弱要因の一因と考えられるであろう．

200-850hPa 鉛直シアー，200hPa 水平発散との関係を― 209 ―

調べた結果では，特に鉛直シアーの値に違いが見らEvans, J.L. and R.E.Hart.（2003）：Objective indicators of-1

the life cycle evolution of extratropical transition forれた．鉛直シアーが 10ms 程度まで大きくなると，
熱帯低気圧はその構造を維持していくことが困難に

Atlantic tropical cyclones. Mon. Wea. Rev., 131 pp.909-なるとされているが，T1115 は 10ms-1 よりも低い値

925.

で推移していたのに対して，T1217 では 10ms-1 以上

Hart,R.E.（2003）：A Cyclone Phase Space Derived fromの値であった．この鉛直シアーの違いが生じた要因

Thermal Wind and Thermal Asymmetry, Mon. Wea. Rev.,

は，T1115・T1217 接近時の台風中心と偏西風帯との131, pp.585-616.

距離の違いであると考察された．T1115 では，台風中Leipper, D.F. and D. Volgenau.（1972）：Hurricane heat

心と偏西風帯との距離が T1217 に比べて離れている

potential of the gulf of Mexico, Journal of physical

一方，T1217 は 27°N を北上する段階で，すでに偏西

oceanography, Vol2, pp.218-224.

風帯の南縁に進入していた．さらに，CPS により低Lin, I.-I.,C.-C. Wu, I.-F. Pun, and D.-S. Ko.（2008）：

気圧の構造を比較したところ，T1115 は典型的な熱帯

Upper-Ocean Thermal Structure and the Western North

低気圧の構造で北限緯度まで北上していたが，T1217

Pacific Category 5 Typhoons. PartI：Ocean Features andでは 27°N を北上する段階で，すでに CPS 上で温低

the Category 5 Typhoon’s Intensification, Monthly化を開始していたことから，両台風は異なる構造でWeather Review.136, pp. 3288-3306.

27°N～日本列島南岸の領域内を北上していた．

Miyamoto,Y., and T. Takemi, （2010）：An effective

このように，解析した各物理量において，総じて

radius of the sea surface enthalpy flux for theT1115 の方が台風の発達に好ましい環境場であった

maintenance of a tropical cyclone. Atmospheric Science

ことが分かった．しかしながら，今回の 2 事例を比Letters., 11, pp.278-282.

較した解析においては，海洋・大気どちらの影響が主

Miyazawa, Y., Zhang , R., Guo, X.,Tamura, H., Ambe, D.,に台風の発達・衰弱に寄与していたかということまLee, J.-S., Okuno, A., Yoshinari, H., Setou, T. andでは分からない．海洋・大気の状況のどちらかが類似

Komatsu, K. (2009): Water mass variability in the

していて，他方が異なるような事例を探して比較す

western North Pacific detected in a 15-year eddy

る研究が，今後必要となる．

resolving ocean reanalysis, J.Oceanogr.65, pp.737-756.
Paterson,L.A.,

参考文献

Hanstrum,B.N.,

Davidson,N.E.

andWeber,H.C. (2005): Influence of environmental verticalwind shear on the intensity of hurricane-strength tropical北畠尚子（2012） : 台風 1115 号の急発達前の変化とcyclones in the Australian region, Monthly Weather

大気環境場の影響, 大会講演予稿集 102, 社団法人

Review.133, pp. 3644-3660.

日本気象学会, 398pp

ZHAO Bin, DUAN Yihong, YU Hui, and DU Bingyu.

Charney, J., and A.Eliassen.（ 1964）：On the growth of the(2005)：A statistical analysis on the effect of verticalhurricane depression. J.Atomos. Sci.,21, pp.68-75.

wind shear on tropical cyclone development, Acta

Emanuel, K.A.（1986）：An air-sea interaction theory for

Meteorologica Sinica. Vol.20, pp.383-388.

tropical cyclones. PartI ： Steady-state maintenance.

（論文受理日：2015 年 6 月 11 日）

J.Atmos. Sci.,43, pp.585-604.

― 210 ―