調査ノート：（台風；気候の変動)

2015，2016年における台風発生数の季節的な変調

植田 宏 昭 ・釜江 陽

一

１．はじめに基づいている．台風の発生位置と経路は気象庁による台風の年間発生数の平年値（1981〜2010年）は25.5

台風経路図（https://www.data.jma.go.jp/fcd/yoho/個であり，その年内の内訳は，上半期に4.1個，下半

typhoon/route‑map/index.html 2018.9.15閲 覧）を期に21.4個となっている（第１表）．2015年，2016年使用した．

における年間の台風発生数は，それぞれ27個，26個と総数は平年並であったが，両年の前半と後半の発生数

３．太平洋とインド洋の海盆間相互作用には顕著な違いが見られた．2015年は１月から台風がエルニーニョ現象は北半球の春に発達を開始し，同発生し，上半期には平年に比べて約２倍強の９個が発年の冬に極大を迎え，翌年の春から夏にかけて徐々に生した．一方，2016年の上半期における台風の発生は衰退するという季節性を持つ．その一方で，エルニー０であった．

ニョ現象が終息した後の夏においても，日本の冷夏・2016年の下半期に集中して発生した台風のうち，台多雨に代表されるように，西太平洋上の対流活動は冬風第７号，第９号，第10号，第11号は，８月中旬からから継続して抑制されている場合が多く，その理由に下旬にかけて関東，東北，北海道地方に相次いで上陸

ついては，西太平洋におけるローカルな大気海洋相互し，これらの地域では局地的な大雨が発生した．北海作用（西太平洋振動子；Wang et al．2000），及びイ道におけるジャガイモの不作によるポテトチップスのンド洋からの遠隔影響の観点から多くの研究がなされ品薄（通称，ポテチショック）に見られるように，社てきた．後者については，「インド洋の蓄熱効果」と会経済活動への影響は大きく，台風の発生数の変調をして Xie et al.（2009，2016）によって整理され，エ引き起こす要因の特定は，季節予報の社会実装の観点

ルニーニョ現象後の東アジアの天候に大きな影響を持からも重要な課題である．そこで本稿では，2015年，つメカニズムとして注目されている．本稿では，その2016年の台風発生数の季節的な変調について，エル要点を概説した後に，解析結果の検討を行う．

ニーニョ現象を起点とした太平洋とインド洋の海盆間相互作用の視点から分析を試みた．

エルニーニョ現象の最盛期には，海洋大陸からインド洋東部にかけて対流活動が抑制されることにより，通常よりも多くの日射が海面に到達する（Klein et２．データ．さらに，東インド洋での下降気流の強化al. 1999）

大気循環場と海面水温の解析には，気象庁55年長期は，海面付近の高気圧性循環の強化を通して，南イン再解析データ JRA55（Kobayashi et al. 2015）および COBE‑SST（Ishii et al. 2005）を用いた．気候値
は JRA55，COBE‑SST 共に1979年から2014年の値に(連絡責任著者）Hiroaki UEDA，筑波大学生命環境系．ueda.hiroaki.gm＠u.tsukuba.ac.jp
Youichi KAM AE，筑波大学生命環境系．
Ⓒ 2018 日本気象学会
2018年 11月

第１表

月

2015年と2016年における台風の月別発生数．
平年値の算出期間は1981年〜2010年（気象庁
2018に基づく)．

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 計

2015年 1 1 2 1 2 2 3 4 5 4 1 1 27
2016年 0 0 0 0 0 0 4 7 7 4 3 1 26
平年値 0.3 0.1 0.3 0.6 1.1 1.7 3.6 5.9 4.8 3.6 2.3 1.2 25.5
31

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2015，2016年における台風発生数の季節的な変調

ド洋において西に伝播する暖水ロスビー波を励起し，中央インド洋から西インド洋にかけての海面水温の上昇を引き起こす（Xie et al. 2002）．このようにインド洋の海水温は，熱力学・力学過程を通してエルニー
ニョ現象から約半年の遅れで昇温し，夏前に極大となる．インド洋の昇温は，直上の対流活動の活発化に起因する M atsuno‑Gill 型の大気の熱源応答を引き起こし，その熱源の東側に位置するフィリピン東方海上では，ケルビン波応答に伴う高気圧性循環が強化される（e.g.Kosaka et al. 2013；Ueda et al. 2015）．このようなエルニーニョ現象の衰退期に見られる西太平洋上での対流活動の抑制は，台風の発生数の減少という形

第１図

2014年 １ 月 か ら2017年 ７ 月 に か け て のNino3.4インデックス（℃）と北インド洋（40‑100E，５‑25N）海面水温偏差（℃）．
それぞれ，1979‑2014年気候値からのずれで示す．

でも確認されている（Du et al. 2011；Takaya et al.
2017）．

た（気象庁 2016）．北インド洋の海面水温は，2015年

近年，Ueda et al.（2018，以下「UMK18」と記の秋から正の偏差を示し，2015年11〜12月のエルニー

す）は，地球温暖化対策に資するアンサンブル気候予

ニョ現象のピーク後も高止まりを続け，2016年の５月

測データベース（d4PDF；database for Policy Deci-頃から低下に転じ，2016年の６月には水温偏差が消滅

sion making for Future climate change；Mizuta etした．このような，インド洋の海面水温偏差の時間発al.2017）に基づき1987/88年，1997/98年，2009/10年

展は，「インド洋の蓄熱効果（Xie et al. 2009）」の典の台風発生数の季節的な変調とその要因を調査した．

型的な季節推移と考えられる．

d4PDF は観測された海面水温と放射強制力を，気象第２図に海面水温と大気循環場の偏差について，研究所の高解像度大気大循環モデル（約60km 格子）2015年１月から2016年12月を半年ごとに区切って期間に与えて積分した出力結果である．このデータセット

平均した空間分布を示す．エルニーニョ現象の発達期

は100メンバーのアンサンブル過去実験（1951〜2010である2015年の上半期（第１図 a）では，日付変更線年）が利用可能であることから，発生数の低い台風等付近に海面水温の正偏差の極大があり，この水温偏差の極端現象の統計的評価に効果的である．UMK18は赤道付近を中心にして東太平洋にかけて広く分布しは，エルニーニョ現象の衰退期である春から夏の前半ている．同時期の西太平洋上の北緯10度付近に確認さにかけての台風発生数が，インド洋の全域昇温に伴うれる低気圧性偏差は，前述の熱帯中央太平洋の暖水偏西太平洋上での下降気流の強化を介して，平年に比べ差に起因した M atsuno‑Gill 型のロスビー波応答と考て有意に減少することを示した．更に，インド洋の昇えられ，第１表に示した台風の発生数の増加とも整合

温が終焉する夏の後半以降になると，前述のインド洋的である．

からの遠隔強制が弱化することにより，南シナ海を中エルニーニョ現象の極大期である2015年の下半期に心として台風発生数が増加に転じることも確認していなると，昇温のピークは東太平洋に移動するとともにる．

その振幅を増し，日付変更線付近では赤道対称のロスビー応答（低気圧性の循環偏差）が見られる．一方，

４．2015，2016年の環境場と台風発生数

この期間の日付変更線以西の海面水温は，エルニー

第１図にエルニーニョ現象の時間発展とインド洋のニョ現象への遷移に伴って正から負偏差に転じてお海面水温偏差の時系列を示す．2014年の夏に始まったり，前述の台風発生数の減少とも矛盾しない．2015年

エルニーニョ現象は，同年の冬には極大とはならず，の前半から正の偏差を示していたインド洋の海面水温翌年以降も引き続き発達を続け，2015年11月から12月は，同年の後半にさらに昇温している．

頃に最盛期を迎え，2016年の春に終息している．この2016年の上半期は，エルニーニョ現象の急速な衰退

2014‑16年エルニーニョ現象の発生期間は1949年の統期に相当するが，インド洋の水温は引き続き正偏差を計開始以降で最長となり，振幅も1997/98年と1982/83保っている．興味深いことに，フィリピン東方海上か年のエルニーニョ現象に次ぐ歴代三番目の記録となっら日本の南にかけての海面水温偏差は正であるにもか32〝天気" 65．11．

2015，2016年における台風発生数の季節的な変調

第２図751

2015年から2016年にかけての６か月ごとの海面水温偏差（℃；陰影）と850hPa 面流線関数偏差（等値線）．実線は正，破線は負，灰色線は±0.5×10 m s ，黒線は±1.5，3.5×10 m s を 示 す．(a）2015年１‑６月，(b）７‑12月，(c）2016年１‑６月，(d）７‑12月平均．C（AC）は低（高）気圧性循環偏差を示す．

かわらず，この海域における大気循環は顕著な高気圧昇と密接に関係していたと考えられ，年間を通して見性偏差となっている．このことは，エルニーニョ現象ても2015年の発生場所は2016年に比べて全体として東の衰退期における大気循環は，西部北太平洋の局所的にシフトしている．これらの結果は，エルニーニョ現な水温偏差よりもインド洋の昇温に伴う遠隔影響が大象に伴って台風の発生位置が南東方向にシフトするときいことを示すもので，2016年の上半期に台風が一つす る 既 往 研 究（Wang and Chan 2002；Kim et al.

も発生しなかったこととも矛盾しない．なお，前述の2011）とも合致している．

北西太平洋上の高気圧性偏差と，その南東方向に位置

第１表で確認したように，2016年の台風は下半期にする15°
N，155°
E 付近の海面水温の低温偏差との空間集中して発生している．その発生場所は，インド洋か的な位相差は，西太平洋振動子を説明する際に用いららの遠隔強制が顕著に見られる南シナ海から150°Eのれる大気の冷源応答（M atsuno‑Gill 応答の逆符号）間に集中している．2016年の後半は，インド洋の降温としても解釈できる．に伴う遠隔強制の減衰とラニーニャ現象への遷移に関2016年の下半期は，海面水温偏差の時系列でも確認係した局所的な水温上昇が生じていた．換言すれば，されるように，ラニーニャ現象の発現が認められ，中フィリピン周辺における2016年後半の台風発生数の増

央太平洋から東太平洋にかけて赤道域を中心に負の海大は，インド洋と西太平洋の相乗効果（UM K18）に面水温偏差となっている．この時期の西太平洋は全域よって引き起こされたと考えられる．に渡って暖水偏差と低気圧性の循環偏差に覆われており，台風の発生数がこの期間に集中して増加している

５．まとめ

ことと整合している．なお，インド洋の海面水温は低2015年，2016年の台風発生数は，エルニーニョ現象下傾向を示し，部分的に負偏差も出現している．とそれに付随して半年の時間差を伴って極大を迎える

第３図は，2015年と2016年における台風の発生位置

インド洋の全域昇温の影響を受けて，顕著な季節的なおよび経路を示したものである．2015年の上半期に変調が生じていた．2015年はエルニーニョ現象が発生は，１月から台風が140°E から日付変更線の間で次々・発達した年であり，台風の発生域は全体として東にと発生しており，早くも台風第６号が５月の上旬に日シフトしていた．とりわけ，2015年の上半期には，中本列島に接近していた．これらの台風の多くは，エル央太平洋の水温上昇と関係して熱帯西太平洋上ではニーニョ現象の発達期に見られる中央太平洋の水温上140°
E から日付変更線にかけて台風が次々と発生して2018年 11月

33

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2015，2016年における台風発生数の季節的な変調

第３図

台風の発生位置と経路図．数字は台風番号（発生日は各図の左上参照）．
□は発生地点を示す．(a）2015年，(b）2016年．

いた．2016年はエルニーニョ現象が春に衰退していた

ンド洋の海面水温の低下に関係した遠隔強制の弱化がが，インド洋の昇温が夏の前半まで続いていた．この生じていたことにより，台風が2016年の後半に集中しため，西部北太平洋上における高気圧性循環が夏の前て発生・発達したと考えられる．

半まで継続的に強化され，結果として2016年の上半期遅延振動子（Schopf and Suarez 1988）や充填・再には台風が一つも発生しなかったと考えられる．これ

充填振動子（Jin 1997）などは，太平洋における大気に対して，2016年後半の熱帯西太平洋では，ラニー海洋結合系の観点からエルニーニョ現象のライフサイ

ニャ現象への遷移に伴う海面水温の上昇に加えて，イクルを説明するものであるが，依然としてそれらを起34〝天気" 65．11．

2015，2016年における台風発生数の季節的な変調動する太平洋域外での要因（トリガー）については不明な点が多く残されている．近年では，大西洋の昇温がモンスーンの変調を介してインド洋の昇温を引き起こすことが指摘されるなど（Li et al. 2016），全球スケールでの海盆間相互作用が注目されている．以上のような研究の進展は，台風の発生数を検討する際に，局所的な水温偏差だけではなく，遠隔強制に伴う大気循環場の変化を十分に考慮する必要性を示唆している．

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