気候系監視年報 2012

平成 25 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。「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。
本報告には、2012 年の気候系の特徴をまとめるとともに、2011/2012 年冬のユーラシ
ア大陸の顕著な寒波、2012 年の北・東日本の厳しい残暑、及び、2012 年夏季の米国の
高温・少雨に関する解析結果を特定事例の解析として掲載しました。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

気候情報課課長

横手嘉二

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

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

2

1 . 4

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

4

1.5

海 況

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

5

1.6

海 氷・積 雪2 .

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

2 0 1 2 年 気 候 系 の ま と め

6· · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · · ·7

2.1

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

7

2.2

世界の天候

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

13

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···························

33

2.7

夏季 ア ジ ア モン ス ー ンの 特 徴··························

38

2.8

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

41

2.9

北半球の積 雪域

3.

·······························

19····························

24·············································

31

特定事例の解析····································

43·········································

45

3.1

2011/2012 年冬のユーラシア大陸の顕著な寒波············

45

3.2

2012 年の北・東日本の厳しい残暑······················

56

3.3

2012 年夏季の米国の高温・少雨························

63

１．解説

載している。
以下に、本報告の作成に用いたデータソース、計

1.1 気候系監視年報について
地球温暖化の進行に伴い異常気象の頻発が懸念

算方法、図表類の見方、専門的な用語について解説される中、異常気象の要因や今後の推移に関する社する。第３章の特定事例の解析のみに掲載した要素

会的な関心が高まっている。こうした情勢に対応す

や図表については、必要に応じて本文中に解説を記

べく、気象庁は、社会的に大きな影響を与えた異常述する。

気象の発生時に、大学や研究機関の専門家の協力を
1.2 日本の天候（主な関連項目：第 2.1 節）

得て、最新の科学的知見に基づく分析を行い、その発生要因等に関する見解を迅速に発表するため、日本の天候については、季節や年の気温・降水2007 年６月に異常気象分析検討会（以下、分析検討

量・日照時間の平年差（比）分布図、日本の年平均会）を設置した。

地上気温偏差の経年変化図等を掲載し、その特徴を「気候系監視年報」（以下、監視年報）は、年間記述する。以下の項では、気温の長期変化の算出にの気候系1の特徴のほか、日本や世界の異常気象・天使用した地点、監視対象となる地域区分、平年値と候の解析結果をまとめた気候系に関する総合的な監

階級区分について解説する。

視情報である。また、監視年報は分析検討会の分析
1.2.1

結果を特定事例の解析としてまとめており、同検討

日本の年平均気温偏差会の報告書としての役割も果たしている。2010 年版

第 2.1 節に、1898 年以降の日本の年平均気温偏差までは冊子／CD-ROM として刊行していたが、気候系の経年変化図（第 2.1.1 図）を掲載する。偏差の基に関する国民の理解の促進や社会経済活動における準は、1981～2010 年の 30 年平均値である。各年の幅広い利用に供するため、2011 年版より電子出版化

値は、都市化による影響が小さいと考えられる 17し、気象庁ホームページ2上で公表することとした。

の気象観測点（網走、根室、寿都、山形、石巻、伏また、アジア太平洋地域をはじめとした海外の気象

木、長野、水戸、飯田、銚子、境、浜田、彦根、宮機関との気候系に関する監視・解析情報の交換のた崎、多度津、名瀬、石垣島）における気温の観測値

め、英語版も刊行3している。

を用いて算出している。まず上記各 17 地点の月平均

今回の報告では、特定事例の解析として、

気温の偏差（観測された月平均気温から、1971～2000

2011/2012 年冬のユーラシア大陸の顕著な寒波、

年の 30 年平均値を差し引いたもの）を求め、月ごと2012 年の北・東日本の厳しい残暑、及び、2012 年夏に 17 地点の偏差を平均する。この値から、各月の季の米国の高温・少雨に関する解析結果をまとめた。

1981～2010 年の 30 年平均値と 1971～2000 年の 30

なお、気象庁ホームページには、月々の気候系の

年平均値の差を差し引き、各月の日本の月平均気温

特徴の要点を速報としてまとめた「気候系監視速報」の偏差（1981～2010 年基準値からの差）を求める。

を掲載するとともに、より詳細な気候情報を提供しこの偏差を年で平均することにより、日本の年平均ているので、併せてご利用いただきたい。気候系の

気温偏差を求めた。なお、宮崎は 2000 年５月、飯田

情報は、「地球環境・気候」のページ 4にまとめて掲

は 2002 年５月に庁舎を移転したため、移転による観測データへの影響を評価し、移転による影響を除去するための補正を行った上で利用している（大野ほ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://www.data.jma.go.jp/gmd/cpd/diag/nenpo/
index.html
3
http://ds.data.jma.go.jp/tcc/tcc/products/clisys/arcs.html
4
http://www.data.kishou.go.jp/climate/index.html#taikinoshindan

か 2011）。

1

第1.2.1図日本の地域区分と観測点配置図

1.2.2 日本の天候の地域区分多い（少ない）と表現し、一覧表には階級の横に第 2.1 節では、各季節や年間の日本の天候の特＊を付加した。なお、統計方法に関する詳細につ徴をまとめる。天候の特徴は、日本を大きく４つ

いては、「気象観測統計指針」 5を参照のこと。

の地域（北日本、東日本、西日本、沖縄・奄美）
1.3 世界の天候（主な関連項目：第 2.2 節）に分けてまとめる。また、必要に応じてそれぞれの地域を太平洋側と日本海側に分けて（沖縄・奄

世界 の 天候 に つい ては 、 気温 ・ 降水 量 平年差

美を除く）記述する。平均気温平年差、降水量平（比）分布図、世界の年平均地上気温偏差の経年年比、日照時間平年比の分布図（第 2.1.3 図など）

変化図等を掲載し、その特徴を記述する。以下に、や階級一覧表（第 2.1.1 表）は、全国 154 の気象

年平均気温の計算方法、監視に用いているデータ

官署及び特別地域気象観測所の観測値に基づいてや平年値、分布図の作成方法について解説する。

作成した。各気象官署及び特別地域気象観測所の本書 で用 い る主 な世 界 の 地域 区分 と 地域 名を 第分布と地域区分の分け方は、第 1.2.1 図のとおり。

1.3.1 図に示す。

1.2.3 日本の天候の平年値と階級区分値

1.3.1

世界の年平均気温偏差

日本の天候の平年差（比）に使用している平年

第 2.2 節に、1891 年以降の世界の年平均気温偏値の期間は 1981～2010 年の 30 年間である。階級差の経年変化図（第 2.2.1 図）を掲載する。偏差は、低い（少ない）、平年並、高い（多い）の３つの基準は、1981～2010 年の 30 年平均値である。

の階級に分けられており、階級を決める際の閾値

各年の値は、陸域における地表付近の気温（世界は平年値作成期間における各階級の出現頻度が等

各国の気象機関から通報された地上月気候値気象

しくなるように決めている。また、この期間に出通報（CLIMAT 報）、2000 年以前については米国海現した上位（下位）10%を分ける閾値を上（下）回
5

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

った場合は、かなり高い（低い）あるいはかなり

2

洋大気庁(NOAA)の気候データセンター(NCDC)によの災害データベースに基づいている。略号は以下

り整備された地上気象観測データセット(Globalのとおり。
EM-DAT: The OFDA/CRED International Disaster
Database–www.emdat.be–
Université
Catholique de Louvain – Brussels – Belgium（米国国際開発庁海外災害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）の災害データ
ベース）

Historical Climatology Network: GHCN) ） と 緯
度・経度それぞれ１度（１ﾟ×１ﾟ）格子ごとの海面水温（COBE-SST）（気象庁 2006）から算出される。まず、月ごとに陸域の各観測点のデータ及び
１ﾟ×１ﾟ格子の海面水温データについて、1971～

1.3.3 異常気象

2000 年の 30 年平均値を基準とした偏差を求め、
５ﾟ×５ﾟ格子ごとに平均して偏差を計算する。こ

世界の天候では、気温や降水量などの異常を判れに緯度による面積の違いを考慮した重みを与え断する場合に、過去 30 年間に発生しなかったようて、世界全体で平均する。この世界平均から、1981

な値が観測された場合に「異常気象」としている。

～2010 年の 30 年平均値と 1971～2000 年の 30 年

気温と降水量について、異常高温・異常低温及び平均値の差を差し引き、世界の月平均気温の偏差

異常多雨・異常少雨を次のように定義している。

（1981～2010 年基準値からの差）を求める。この

異常高温・異常低温：月平均気温の平年差が平年

偏差を年で平均することにより、世界の年平均気値統計期間（1981～2010 年）の標準偏差の 1.83

温偏差を求めた。各年の値には、格子ごとの観測倍以上となった場合に異常高（低）温とする。

デー タの 密 度の 違い に 由 来す る誤 差 を評 価し た

異常多雨・異常少雨：月降水量が平年値統計期間

90%信頼区間を表示する（石原 2007）。

における最大値を上回る（最小値を下回る）場合に異常多（少）雨とする。

1.3.2 世界の天候に用いるデータと平年値
1.3.4 分布図

第 2.2 節では、年間の世界の天候や気象災害の特徴を記述する。世界の天候の分布図の作成には、

年平均気温規格化平年差階級分布図（第 2.2.3

CLIMAT 報のデータを用いた。月平均気温や月降水

図）では、年平均気温の平年差を年平均気温の標量の平年値は、GHCN データ及び気象庁で収集した準偏差で割った値を緯度５度×経度５度格子ごと

CLIMAT 報データを使っている。平年値の期間はに平均し、階級で表示する。年降水量平年比階級

1981～2010 年の 30 年間である。

分布図（第 2.2.4 図）では、年降水量の平年比を

なお、気象災害の記述で引用している災害によ

緯度５度×経度５度格子ごとに平均し、階級で表る死者数などの値は、各国政府機関及び研究機関

示する。異常高温・異常低温出現頻度分布図（第第1.3.1図 世界の地域区分と主な地域名

3

2.2.5 図）では、緯度５度×経度５度格子ごとに波；ロスビー波の解説は、例えば前田と佐藤(2007)

月平均気温の異常高温・異常低温の年間の総数をを参照）の波束（エネルギー）伝播等である。本

全データ数で割って、１格子当たりの出現頻度と書では、Takaya and Nakamura(2001)の波の活動度

し、半円の大きさで表す。格子内のデータ総数がフラックスをロスビー波束の伝播の解析に利用す８個未満の格子は表示しない。出現頻度の期待値

る。また、異常気象などの天候の偏りの背景とな

は約 3%であり、出現頻度が 10%以上の場合、異常っている熱帯の対流活動や海面水温の変動（例え

高温または異常低温が平年より多かったと判断すばエルニーニョ・南方振動(ENSO)）等による中・る。異常多雨・異常少雨出現頻度分布図（第 2.2.6

高緯度大気への影響等の解析を行う。

図）では、月降水量の異常多雨･異常少雨を対象とする以外は、異常高温・異常低温出現頻度と同様

1.4.2 熱帯の循環と対流活動
第 2.4 節では、主に季節ごとの熱帯の大気循環である。

場や対流活動（熱帯の積雲対流群の活動）の特徴
1.4 大気循環（主な関連項目：第 2.3 節、第 2.4及び台風経路の特徴についてまとめる。

節、第 2.6 節～第 2.8 節、第３章）

熱帯域の大気循環の特徴で主に着目するのは、大気循環場データは、気象庁と（財）電力中央

Madden-Julian 振動（MJO、赤道域を 30～60 日の研究所が共同で実施した長期再解析(JRA-25）及び

周期で対流活動活発域が東進する現象）等の赤道

それと同じシステムである気象庁気候データ同化

季節内変動、夏季及び冬季モンスーン、数年周期システム(JCDAS）による解析値（解析時刻は 00、で変動する ENSO に伴う循環場及び対流活動活発

06、12、18UTC）を用いる。長期再解析の詳細は、域の変動などである。

Onogi et al.(2007)を参照のこと。平年値につい対流活動を推定するデータとしては、米国の極ては、JRA-25 及び JCDAS の解析値から作成した軌道衛星（NOAA シリーズ）により観測され、米国

1981～2010 年平均値を使用する。平年値作成の詳

海洋大気庁(NOAA)より提供された外向き長波放射細については、気象庁(2011b）を参照のこと。以量（OLR、単位：W/m 2）を利用する（第 2.4.4 図な

下、中・高緯度の循環、熱帯の循環及び各種監視ど）。平年値は 1981～2010 年平均値である。OLR

指数について解説する。

については、熱帯域においては値が小さいほど対流活動が活発であると推定できる。ただし、冬季の中緯度や標高の高いところ（例えばチベット高1.4.1 中・高緯度の循環
第 2.3 節では、主に季節ごとの中・高緯度の大原など）では、対流活動が活発でなくても地表面

気循環場の特徴についてまとめる。

温度の低い状態が反映され、放射量が少なく（値中・高緯度の大気循環で主に注目するのは、大が小さく）なっているので注意が必要である。

規模な大気の流れのパターン、ジェット気流、ブ

流線関数（第 2.4.5 図など）はロッキング（ジェット気流が南北に大きく蛇行あるいは分流し、その状態が長時間続く現象）、テレu ψ =-δψ/δy, v ψ =δψ/δx（ψ：流線関数、u ψ、 v ψ :風の回転成分）

コネクション（遠く離れた地域の気象要素、例えにより定義され、風の回転成分は流線関数の等値

ば 500hPa 高度偏差が同時期に同じあるいは逆の線に平行で風下に向かって左手に小さい値を見て符号となるような変動）、北極振動（AO；大規模な吹き、その速さは流線関数の勾配に等しい（等値

気圧（高度）偏差パターンの一つで、北極域と中線の混んでいるところほど風が強い）という性質

緯度域で逆符号となるほぼ同心円状の偏差パターがある。流線関数の平年偏差は平年と比べた高気ン）、移動性高低気圧の活動度、準定常ロスビー波

圧性循環あるいは低気圧性循環の強さを表してお（地球が球体で回転していることにより発生する

り、平年の循環が高気圧性循環なのか低気圧性循4環なのかで意味が異なる。例えば、平年の循環が正の値は対流活動が平年より活発、負の値は不活

高気圧性循環のところで高気圧性循環の平年偏差発であることを示す。

が現れれば、高気圧性循環が平年より強いことをまた、夏のアジアモンスーンの活動状況を示す

表し、反対に低気圧性循環の平年偏差が現れれば、

指 数 (Summer Asian Monsoon OLR Index: SAMOI)

高気圧性循環が平年より弱いことを示す。

を、第 2.7.1 表に掲載する。夏（６～８月）の OLR

速度ポテンシャルは大規模な発散・収束を表すを(5 ﾟ S～35 ﾟ N, 60 ﾟ E～150 ﾟ E）の領域で主成分量であり、次の式により定義される。

分析して、第 1.4.1 図に示す東西あるいは南北方向にシーソー的な変動をするパターンを抽出し、divＶ χ = ∇ 2χ
（χ：速度ポテンシャル、Ｖ χ :発散風）

その結果から、全体の活動度を示す SAMOI(A）、北速度ポテンシャルの値が負で絶対値が大きいほど、 偏度を示す SAMOI(N）、西偏度を示す SAMOI(W）を
大規模な発散が強い。また、発散風は速度ポテン

定義している。

シャルの等値線に直角に、かつその値の小さいとSAMOI(A)＝((-1)×OLR(W+E))を規格化

ころから大きいところに向かって吹き、その勾配

SAMOI(N)＝(規格化 OLR(S)-規格化 OLR(N))を規格化の大きいところ（等値線の混んでいるところ）ほSAMOI(W)＝(規格化 OLR(E)-規格化 OLR(W))を規格化

ど発散風が強い。一般に、熱帯域での速度ポテン
ここで、OLR(S）等は、第 1.4.1 図に S 等で示さ

シャルの上層発散（収束）、下層収束（発散）域は、れた各領域で平均した OLR である。アジアモンス

大規模な対流活動の活発な（不活発な）領域に概ーンの活動が活発（SAMOI(A)が正）なときは、北ね対応している。MJO の振動は、半旬（５日）移日本を中心に高温になりやすいなど、日本の天候

動平均した速度ポテンシャルの緯度・時間断面図との間に統計的な関係が見られる。例えば、北日（第 2.4.2 図）などから解析する。

本夏平均気温と SAMOI(A)の夏平均値の相関係数
は 0.78（計算期間 1979～2006 年）である。詳細

1.4.3 熱帯の大気及び海洋の監視指数

は気象庁(1997）を参照のこと。

第 2.4 節では、ENSO に伴う海洋と大気の変動の状況を把握するため、南方振動指数(SOI)、OLR 指数(OLR-PH, OLR-MC, OLR-DL）、赤道域 200hPa 東西
風指数(U200-IN, U200-CP）、赤道域 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）を掲載した（第 2.4.1 表）。それぞれの指数の算出に利用した領域は、第 2.4.1 表の下部に示す。
第 2.4.1 表の領域平均海面水温偏差は平年値からの差（平年偏差）を表し、その他の指数は規格化偏差（平年偏差を平年値の期間で求めた標準偏第1.4.1図 夏のアジアモンスーンOLR指数(SAMOI)の領域差で割った値）である。なお、南方振動指数は、
タヒチとダーウィン各々の海面気圧の規格化偏差の差を求め、求めた差をさらに規格化した値であ1.5 海況（関連項目：第 2.5 節）

る。また、東西風指数の領域平均操作では、領域

第 2.5 節では、エルニーニョ現象をはじめ気候の縁に当たる格子点に 1/2 の重みを、四隅に当たに大きな影響を与える海洋の状況を把握するため、る格子点には 1/4 の重みをかけた。OLR 指数は、

海面水温(SST)、表層水温などの実況や時間推移な

領域平均した平年偏差の符号を逆にしているため、 どの資料を掲載し、海況の特徴について主に季節

5

ごとにまとめた年間の特徴を記述する。

参考文献
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．
大野浩史，吉松和義，小林健二，若山郁夫，諸岡浩子，
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影響を補正する手法について．測候時報第 78 巻，31-41．
気象庁, 1997：気候系監視報告平成７年６月号.
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
系監視資料 2010.
気象庁, 2011b： 1981～2010 年平年値. 気候系監視資料 2011.
前田修平, 佐藤均, 2007： 定常ロスビー波とその影響,
平成 19 年度季節予報研修テキスト, 61-71.
Onogi, K., J. Tsutsui, H. Koide, M. Sakamoto, S.
Kobayashi, H. Hatsushika, T. Matsumoto, N.
Yamazaki, H. Kamahori, K. Takahashi, S. Kadokura,
K. Wada, K. Kato, R. Oyama, T. Ose, N. Mannoji and
R. Taira, 2007: The JRA-25 Reanalysis. J. Meteorol.
Soc. Japan, 85, 369-432.
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.
Usui, N., S. Ishizaki, Y. Fujii, H.Tsujino, T.
Yasuda, and M. Kamachi, 2006: MeteorologicalResearch
Institute
Multivariate
Ocean
Variational Estimation (MOVE) System: Some early
results. Adv. Space Res. , 37, 806-822.

海面水温平年偏差図（第 2.5.1 図など）は、気象庁が収集した海面水温の観測データから作成された緯度・経度１度（１ﾟ×１ﾟ）格子の COBE-SST
を用いたものである。偏差は 1981～2010 年の 30
年間の平均値を平年値として計算した。COBE-SST
については気候系監視報告別冊第 12 号（気象庁
2006）を参照のこと。
表層貯熱量偏差の経度・時間断面図（第 2.5.3
図）は、気象研究所海洋研究部で開発された全球海洋データ同化システム(MOVE/MRI.COM-G)から計算した半旬平均値を使用し作成した。
MOVE/MRI.COM-G の詳細は、Usui et al.(2006）を参照のこと。平年値は、1981～2010 年の 30 年間の平均値である。
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 により観測されたデータを用いて、気象庁が独自に開発した手法に基づいて解析したデータに基づいている（気象庁 2011a）。

6

2. 2012 年気候系のまとめ

2.1.3

2.1

（１）冬（2011 年 12 月～2012 年２月、第 2.1.4

日本の天候

季節別の天候の特徴図(a)）

2012 年の日本の天候の主な特徴は以下のとお○北日本から西日本にかけて、３か月連続して低りである。

温の寒冬となり、日本海側では「平成 18 年豪雪」

○沖縄・奄美では、年降水量がかなり多く、年間に次ぐ積雪となった。

日照時間がかなり少なかった。年平均気温は全○沖縄・奄美での冬の日照時間は 1946 年以降最も国的に平年並だった。

少なかった。

○北日本から西日本にかけて寒冬となり、日本海側では「平成 18 年豪雪」に次ぐ積雪となった。

冬型の気圧配置が強く寒気の影響を受けやすか○梅雨前線や台風等の影響により西日本太平洋側ったため、北日本から西日本にかけて３か月連続と沖縄・奄美ではたびたび大雨となって夏の降して月平均気温が低く、寒冬となった。日本海側

水量がかなり多くなった。また、「平成 24 年７で は た び た び 大 雪 と な り 、 こ こ 10 年 間 で は

月九州北部豪雨」が発生した。

2005/2006 年冬の「平成 18 年豪雪」に次ぐ積雪と○８月下旬から９月前半にかけて、北日本から東なった。また、全国のアメダスを含む 17 地点では、

日本にかけて記録的な高温となった。

年最深積雪の大きい方からの１位を更新した。 沖
縄・奄美では寒気や気圧の谷の影響により曇りの

2.1.1

年平均気温の経年変化日が多く、冬の日照時間は 1946 年以降で最も少な

都市化の影響の少ない全国 17 地点で平均したかった。

2012 年の日本の年平均気温の基準値からの偏差

平均気温：北日本、東日本、西日本で低く、沖縄・（ 基 準 値 は 1981～ 2010 年 の 30 年 平 均 値 ） は

奄美では平年並だった。

+0.06℃で、統計を開始した 1898 年以降で 20 番

降水量：東・西日本日本海側で多く、北日本と東・目に高い値となった。長期的には、日本の年平均

西日本太平洋側及び沖縄・奄美では平年並

気温は 100 年あたり約 1.15℃（統計期間：1898

だった。

～2012 年）の割合で上昇している（第 2.1.1 図）。

日照時間：東・西日本日本海側と沖縄・奄美でかなり少なく、北日本日本海側、東・西日本

2.1.2

年平均気温、年降水量、年間日照時間

太平洋側で少なかった。北日本太平洋側で北日本から西日本にかけては、春の前半まで低は多かった。

温傾向、春の後半から秋の前半まで高温傾向、秋の後半から初冬まで低温傾向と季節のメリハリが（２）春（2012 年３～５月、第 2.1.4 図(b)）

はっきりとした気温変化となり、沖縄・奄美では○北日本太平洋側では、日照時間がかなり少なく、年の前半が高温傾向、年の後半が低温傾向となっ

降水量が多かった。

た（第 2.1.2 図）。このため、年平均気温は全国的○急速に発達した低気圧（４月）と竜巻（５月）に平年並だった。西日本や沖縄・奄美では夏に降により大きな被害がもたらされた。

水量が多く、北日本や東日本では春や秋に降水量

北日本から西日本にかけては、概ね天気は数日が多かったことから、年降水量は全国的に平年をの周期で変わったが、たびたび偏西風の蛇行が大上回った所が多かった。沖縄・奄美では、一時期

きくなり上空に寒気が流れ込んだ。３月後半は冬を除いて平年より晴れの日が少なく、年間日照時型の気圧配置になる日が多く北日本を中心に気温間はかなり少なかった（第 2.1.1 表、第 2.1.3.図）。

が平年を下回った。４月上旬には急速に発達しながら日本海を進んだ低気圧の影響により各地で大荒れの天気となって広い範囲で記録的な暴風が観

7奄美では平年並だった。

測されたほか、５月上旬には動きの遅い低気圧の影響で北・東日本太平洋側で記録的な大雨となっ

降水量：西日本太平洋側と沖縄・奄美でかなり多た。また、東日本を中心にたびたび大気の状態がく、西日本日本海側で多かった。一方、北不安定となり、５月６日には関東地方などで竜巻

日本太平洋側でかなり少なく、東日本で少が発生し、大きな被害をもたらした。沖縄・奄美なかった。北日本日本海側は平年並だった。

では、５月中旬になると前線の影響により曇りや日照時間：東日本日本海側でかなり多く、北日本

雨の日が多くなり、梅雨入りとなった。

日本海側と東日本太平洋側で多かった。一平均気温：北日本、東日本、西日本で平年並、沖方、沖縄・奄美でかなり少なく、西日本太平洋側で少なかった。北日本太平洋側と西

縄・奄美で高かった。

日本日本海側では平年並だった。

降水量：北・東日本太平洋側で多く、北・東日本
日本海側と沖縄・奄美では平年並だった。

（４） 秋（2012 年９～11 月、第 2.1.4 図(d)）一方、西日本では少なかった。
日照時間：北日本太平洋側でかなり少なく、北・○北日本では９月にこれまでの記録を大幅に更新

東日本日本海側で少なかった。東日本太平

する高温になるなど、秋の平均気温の最も高い

洋側と西日本及び沖縄・奄美では平年並だ

値を更新した。
○東日本太平洋側では、秋の日照時間の最も多いった。

値を更新した。
（３）夏（2012 年６～８月、第 2.1.4 図(c)）

９月は、東海上から勢力の強い太平洋高気圧が○北日本から西日本では７月下旬や８月後半を中

北・東日本に張り出したため、北・東日本を中心

心に晴れて暑い日となり、暑夏となった。

に晴れて気温の高い状態が続いた。９月の月平均○西日本では多雨となり、「平成 24 年７月九州北

気温は、北日本で 1946 年以降のこれまでの記録を部豪雨」が発生するなど、たびたび大雨となった。

大幅に上回る高温となり、北日本から西日本にか○沖縄・奄美では、降水量がかなり多く、日照時

け て の 51 地 点 で 最 も 高 い 記 録 を 更 新 し た （ 第間がかなり少なかった。

2.1.2 表）。また、北・東日本の一部では７月下旬

太平洋高気圧が日本の東海上で強く、本州付近

からの少雨の状態が続いた。10 月後半以降、北日に張り出したため、夏の気温は北日本から西日本

本と東日本日本海側では低気圧の影響を受けやすで高かった。一方、６～７月はオホーツク海高気

く、曇りや雨または雪の日が多くなる一方、東日圧がしばしば現れたため、北・東日本太平洋側で本以西では 10 日程度の周期で寒気が流れ込んでは、気温が平年を大幅に下回った日もあった。梅

気温の低い時期が現れた。沖縄・奄美では気温の雨前線が西日本付近に停滞したことや台風及び太低い状態が続いた。

平洋高気圧の縁を回って南から暖かく湿った空気

平均気温：北日本でかなり高く、東日本で高かっが流入した影響で、西日本と沖縄・奄美では降水た。一方、沖縄・奄美ではかなり低かった。

量が多く日照時間が少なかった。台風の接近数が西日本では平年並だった。

多かった沖縄・奄美では、夏の降水量が 1946 年以

降水量：北日本日本海側でかなり多く、北日本太降最も多い値を更新した。梅雨前線の活動も活発

平洋側と東日本日本海側及び沖縄・奄美でで、７月 11～14 日にかけて九州北部地方で記録的多かった。東日本太平洋側と西日本では平な大雨となり甚大な災害が発生した（「平成 24 年

年並だった。
日照時間：東日本でかなり多く、西日本太平洋側

７月九州北部豪雨」）ほか、西日本ではたびたび大雨に見舞われた。

で多かった。一方、北日本と沖縄・奄美で

平均気温：北日本、東日本、西日本で高く、沖縄・

少なく、西日本日本海側では平年並だった。

8

第 2.1.1 図 日本の年平均気温偏差の経年変化
細線（黒）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（2012 年）

9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（2012 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６以上のとき記載した。

平均気温

降水量

日照時間

最高

最低

最大

最小

最大

最小

1月

0

0

1

1

1

3

2月

0

0

0

0

0

1

3月

0

0

5

0

0

2、1 ﾀｲ

4月

0

0

0

0

0

0

5月

0

0

3

5

0

0

6月

0

0

4

1

0

4

7月

0

0

1

0

0

0

8月

0

0

3

1

5

1

51、2 ﾀｲ

0

0

0

4

0

9月

北～西日本

10 月

3、１ﾀｲ

0

0

0

0

0

11 月

0

0

3、1 ﾀｲ

0

0

2

12 月

0

0

5

0

0

1

第 2.1.3 表

梅雨入り・梅雨明けの時期（2012 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 13 日ごろ(+)

5月 9日 ご ろ

6 月 23 日ごろ(0)6 月 23 日 ご ろ

115%(+)奄美

5 月 13 日ごろ(0)5月 1 1 日 ご ろ

6 月 29 日ごろ(0)6月 29日 ご ろ

159%(+)*

九州南部

5 月 30 日ごろ(0)5月 3 1 日 ご ろ

7 月 23 日ごろ(+)

7月 14日 ご ろ

168%(+)*

九州北部

5 月 30 日ごろ(-)

6月 5日 ご ろ

7 月 23 日ごろ(+)

7月 19日 ご ろ

138%(+)

四国

6 月 2 日ごろ(0)6月 5日 ご ろ

7 月 17 日ごろ(0)7月 18日 ご ろ

141%(+)*

中国

6 月 8 日ごろ(0)6月 7日 ご ろ

7 月 17 日ごろ(-)

7 月 21 日 ご ろ

93%(0)

近畿

6 月 8 日ごろ(0)6月 7日 ご ろ

7 月 16 日ごろ(-)

7 月 21 日 ご ろ

126%(+)

東海

6 月 8 日ごろ(0)6月 8日 ご ろ

7 月 23 日ごろ(0)7 月 21 日 ご ろ

102%(0)関東甲信

6 月 9 日ごろ(0)6月 8日 ご ろ

7 月 25 日ごろ(+)

7 月 21 日 ご ろ

100%(0)北陸

6 月 9 日ごろ(0)6月 1 2 日 ご ろ

7 月 26 日ごろ(0)7月 24日 ご ろ

84%(-)

東北南部

6 月 9 日ごろ(0)6月 1 2 日 ご ろ

7 月 26 日ごろ(0)7月 25日 ご ろ

86%(-)

東北北部
6 月 9 日ごろ(-)
6月 1 4 日 ご ろ
7 月 26 日ごろ(0)7月 28日 ご ろ
86%(-)（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、その遷移期間の概ね中日をもって「○○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）全国153の気象台・測候所等での観測値を用い、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。

10

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（2012 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（2012 年）

11

(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 2012 年の季節別（冬、春、夏、秋）の平均気温、降水量、日照時間の平年差（比）(a)冬（2011 年 12 月～2012 年２月）、(b)春（３～５月）、(c)夏（６～８月）、(d)秋（９～11 月）。

12

2.2
2.2.1

世界の天候

風 第 24 号 の 影 響 に よ り 、 1000 人 以 上 が 死 亡

世界の平均気温したと伝えられた。

2012 年 の 世 界 の 年 平 均 気 温（ 陸 域 に お け る
地表付近の気温と海面水温の平均）の基準値（２）パキスタンの多雨（９月）

か ら の 偏 差 （ 基 準 値 は 1981～ 2010 年 の 30 年

パキスタンでは８月下旬～９月前半に大雨

平 均 値 ） は +0.14±0.12℃ で 、 1891 年 の 統 計となり、９月は異常多雨となった。パキスタ

開始以降、８番目に高い値となった。長期的ンのジャコババードでは９月の月降水量がに は 、 世 界 の 年 平 均 気 温 は 100 年 あ た り 約

479mm（ 平 年 比 8259%）だ っ た 。 ８ 月 下 旬 以 降

0.68℃（ 統 計 期 間 ： 1891～ 2012 年 ）の 割 合 での 大 雨 や 洪 水 に よ り 570 人 以 上 が 死 亡 し た と

上 昇 し て い る （ 第 2.2.1 図 ）。

伝えられた。

2.2.2（３）東アジア北部～アフリカ北西部の低温

地域ごとの天候

年平均気温は、シベリア北部、ヨーロッパ（ １ ～ ２ 月 、 12 月 ）南東部、中東、米国、南米中部、オーストラ

東アジア北部～アフリカ北西部では、１～

リア南西部などで平年より高く、中国北東部

２ 月 に か け て 異 常 低 温 と な っ た 。ま た 、12 月～カザフスタン東部、アラスカなどで平年よも東アジア北部から中央アジアで異常低温とり 低 く な っ た（ 第 2.2.3 図 ）。ロ シ ア 西 部 、ヨなった。１～２月の寒波の影響で、ウクライーロッパ南東部、アラビア半島、米国東部～

ナ で 130 人 以 上 、ポ ー ラ ン ド で 80 人 以 上 、ル中部、オーストラリア西部で異常高温となるー マ ニ ア で 80 人 以 上 が 死 亡 し た と 伝 え ら れ

月が多く、中国北部～カザフスタンとアラスた。カザフスタンのアスタナでは２月の月平カ で 異 常 低 温 と な る 月 が 多 か っ た （ 第 2.2.5

均 気 温 が -20.6℃ （ 平 年 差 -7.4℃ ）、 ル ー マ ニ

図 ）。

アのブカレストでは２月の月平均気温が年降水量は、東シベリア～中国北部、東シ-6.5℃（ 平 年 差 -7.1℃ ）、中 国 チ ー リ ン（ 吉 林 ）ナ海周辺、パキスタン、ヨーロッパ北部、ア省 の チ ャ ン チ ュ ン（ 長 春 ）で は 12 月 の 月 平 均

フリカ西部、オーストラリア東部などで平年

気 温 が -16.7℃ （ 平 年 差 -5.1℃ ） と な っ た 。

より多く、アラビア半島、アフリカ北西部、
米国中部～南部、ブラジル北東部、オースト（４）カザフスタン西部～ロシア西部の高温

ラリア中部などで平年より少なかった（第（ ４ ～ ５ 月 、 10 月 ）2.2.4 図 ）。オ ー ス ト ラ リ ア 東 部 で は 異 常 多 雨

カ ザ フ ス タ ン 西 部 か ら ロ シ ア 西 部 で は 、４と な る 月 が 多 く 、ヨ ー ロ ッ パ 南 部 、米 国 中 部 、～ ５ 月 と 10 月 に 異 常 高 温 と な っ た 。ロ シ ア 西

ブラジル北東部は異常少雨となる月が多かっ部のアストラハニでは、４～５月の２か月平た （ 第 2.2.6 図 ）。

均 気 温 が 19.1℃ （ 平 年 差 +4.8℃ ） だ っ た 。

2012 年 に 発 生 し た 主 な 異 常 気 象・気 象 災 害を 第 2.2.2 図 に 、季 節 別（ た だ し 、冬 季 は 2011

（ ５ ） 英 国 及 び そ の 周 辺 の 多 雨 （ ４ 、 ６ 、 12

年 12 月 ～ 2012 年 2 月 ） の 気 温 と 降 水 量 の 分

月）

布 を そ れ ぞ れ 第 2.2.7 図 と 第 2.2.8 図 に 示 す 。

英 国 で は 、４ 月 及 び ６ 月 の 月 降 水 量 が 1910

異常気象・気象災害の概況は以下のとおり。

年 以 降 で 最 も 多 か っ た（ 英 国 気 象 局 ）。英 国 南
西部のカンボーンでは４月の月降水量が（ １ ） フ ィ リ ピ ン の 台 風 （ 12 月 ）160mm（ 平 年 比 216%）、６ 月 の 月 降 水 量 が 142mm

フィリピンではミンダナオ島を通過した台（ 平 年 比 247%）、フ ラ ン ス の ナ ン ト で は 12 月

13

の 月 降 水 量 が 164mm（ 平 年 比 169%） だ っ た 。

（ 10） ブ ラ ジ ル 北 東 部 の 少 雨 （ ３ ～ ４ 月 ）ブラジル北東部のパトスでは、３～４月の（６）地中海周辺～アラビア半島の高温（６２ か 月 間 降 水 量 が 29mm（ 平 年 比 9%）と な っ た 。

～ 11 月 ）・ 少 雨 （ ６ 、 ８ 、 12 月 ）地中海周辺からアラビア半島で異常高温（ 11） オ ー ス ト ラ リ ア 東 部 の 多 雨 （ ３ 月 ）（ ６ ～ 11 月 ）、ヨ ー ロ ッ パ 南 部 で 異 常 少 雨（ ６ 、オ ー ス ト ラ リ ア 東 部 で は 、１ ～ ３ 月 に か け

８ 、12 月 ）だ っ た 。ト ル コ の ア ン タ リ ヤ で は 、て平年よりも降水量が多く、３月は異常多雨

６ ～ 11 月 の ６ か 月 平 均 気 温 が 25.7℃（ 平 年 差となった。オーストラリア東部のウォガウォ+2.1℃ ）、ブ ル ガ リ ア の ソ フ ィ ア で は 、６ 月 のガ で は 、 ３ 月 の 月 降 水 量 が 208mm （ 平 年 比

月 降 水 量 が 8mm（ 平 年 比 11%）、 フ ラ ン ス の バ

437%） と な っ た 。

ス テ ィ ア で は 、12 月 の 月 降 水 量 が 10mm（ 平 年
比 9%） だ っ た 。

（ 12）オ ー ス ト ラ リ ア 西 部 の 高 温（ 10、12 月 ）オ ー ス ト ラ リ ア 西 部 で は 、 10 月 と 12 月 に（ ７ ）米 国 東 部 ～ 中 部 の 高 温（ ３ ～ ７ 月 ）・少異常高温となった。オーストラリア西部のジ

雨 （ ５ ～ ９ 月 、 11 月 ）ェ ラ ル ト ン で は 、10 月 の 月 平 均 気 温 が 19.9℃

米 国 東 部 か ら 中 部 で 異 常 高 温 （ ３ ～ ７ 月 ）、

（ 平 年 差 +2.2 ℃ ）、 12 月 の 月 平 均 気 温 が

米 国 中 部 で 異 常 少 雨（ ５ ～ ９ 月 、11 月 ）と な

25.3℃ （ 平 年 差 +2.8℃ ） と な っ た 。

った。米国ミズーリ州コロンビアでは、３～
７ 月 の ５ か 月 平 均 気 温 が 21.2 ℃ （ 平 年 差+4.1℃ ）、米 国 ネ ブ ラ ス カ 州 の ノ ー ス プ ラ ッ ト
で は ５ ～ ９ 月 の ５ か 月 間 降 水 量 が 90mm（ 平 年
比 27%） と な っ た 。 米 国 本 土 の ３ 月 及 び ７ 月の 月 平 均 気 温 は 1895 年 以 降 で 最 も 高 く な った（ 米 国 海 洋 大 気 庁 ）。ま た 、高 温・少 雨 に よる大きな農業被害が伝えられた。
（８）米国東部・カリブ海諸国のハリケーン（ 10 月 ）ハリケーン「サンディ」の影響により米国
東 部 で は 120 人 以 上 が 死 亡 し た と 伝 え ら れ た 。
また、ハイチなどカリブ海諸国でも合わせて80 人 以 上 が 死 亡 し た と 伝 え ら れ た 。
（９）アラスカの低温（１月、３月）
アラスカでは平年より気温が低くなることが 多 く 、特 に １ 月 と ３ 月 は 異 常 低 温 と な っ た 。
米国アラスカ州のコールドベイでは、１月の月 平 均 気 温 が -7.6℃（ 平 年 差 -5.6℃ ）、３ 月 の月 平 均 気 温 が -6.5℃ （ 平 年 差 -5.5℃ ） と な った。

14

第 2.2.1 図 世 界 の 年 平 均 気 温 偏 差 の 経 年 変 化
灰 色 丸 は 各 年 の 平 均 気 温 の 基 準 値 か ら の 偏 差 、 エ ラ ー バ ー 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 。

第 2.2.2 図 世 界 の 主 な 異 常 気 象 ・ 気 象 災 害 （ 2012 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。

15

第 2.2.3 図 年 平 均 気 温 規 格 化 平 年 差 階 級 分 布 図 （ 2012 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 す る 。 そ れ ぞ れ の 階 級 の し き い 値 は ±1.28 、 ±0.44、 0。
ただし、観測地点数や観測データ数が十分でない領域については計算していない。

第 2.2.4 図 年 降 水 量 平 年 比 階 級 分 布 図 （ 2012 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 す る 。
そ れ ぞ れ の 階 級 の し き い 値 は 70%、 100%、 120%。 た だ し 、 観 測 地 点 数 や 観 測 デ ー タ 数 が 十 分 で な い 領域については計算していない。

16

第 2.2.5 図 異 常 高 温 ・ 異 常 低 温 出 現 頻 度 分 布 図 （ 2012 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 。異 常 高 温 ・ 異 常 低 温の 出 現 頻 度 の 平 年 値 は 約 3%で あ り 、便 宜 的 に 出 現 頻 度 が 10%以 上 で あ れ ば「 平 年 よ り 多 い 」と 判 断 する。ただし、観測地点数や観測データ数が少ない領域については計算していない。

第 2.2.6 図 異 常 多 雨 ・ 異 常 少 雨 出 現 頻 度 分 布 図 （ 2012 年 ）第 2.2.5 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 。

17

(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 （ 2012 年 ）(a) 冬 （ 2011 年 12 月 ～ 2012 年 ２ 月 ）、 (b) 春 （ ３ ～ ５ 月 ）、 (c) 夏 （ ６ ～ ８ 月 ）、 (d) 秋 （ ９ ～ 11 月 ）。
３ か 月 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 す る 。そ れ ぞ れ の 階 級 の し き い 値 は ±1.28、±0.44、0。
ただし、観測地点数や観測データ数が十分でない領域については計算していない。
(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 （ 2012 年 ）(a) 冬 （ 2011 年 12 月 ～ 2012 年 ２ 月 ）、 (b) 春 （ ３ ～ ５ 月 ）、 (c) 夏 （ ６ ～ ８ 月 ）、 (d) 秋 （ ９ ～ 11 月 ）。
３ か 月 合 計 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 す る 。 そ れ ぞ れ の 階 級 の し き い 値 は 70%、 100%、 120%。 た だ し 、 観 測 地 点 数 や 観 測 デ ー タ 数 が 十分でない領域については計算していない。

18

2.3

中・高緯度の大気循環

2.3.1

帯状平均層厚換算温度

2011/2012 年冬は、シベリア高気圧の勢力が平対流圏の帯状平均層厚換算温度平年偏差の時系

年と比べて強く、ユーラシア大陸の中緯度帯は広列（第 2.3.1 図）を見ると、熱帯域（下段）は、

い範囲で低温となった。春から夏にかけては、北ラニーニャ現象の傾向となった 2011 年秋から低

半球中・高緯度対流圏の気温が平年より高い値で温偏差となり、2012 年春まで持続した。エルニー推移した。米国では、偏西風が北に蛇行したこと

ニョ現象の傾向となった夏以降は上昇傾向を示し、に対応して暖かい高気圧に覆われ、広い範囲で顕秋には正偏差に転じた。北半球中・高緯度の層厚

著な高温・少雨となった。夏は太平洋高気圧の本

換算温度（中段）は、春から秋は高温偏差で推移

州付近への張り出しが強く、北・東日本を中心にし、特に４～６月は顕著な高温偏差となった。夏

厳しい残暑となった。

以降は低下傾向となり、12 月には低温偏差となった。全球平均した層厚換算温度（上段）は、冬は

本節では、北半球中・高緯度の大気循環の特徴
を主に季節ごとに述べる。

概ね低温、夏から秋は高温偏差となった。

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（2003年１月～2012年12月）
上から順に、全球、北半球中・高緯度及び熱帯域について示しており、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。

192.3.2冬（2011 年 12 月～2012 年２月）

対流圏下層の気温（第 2.3.4 図）は、東半球側

500hPa 高度（第 2.3.2 図）では、大西洋からユの中緯度帯では概ね平年より低く、中央アジアかーラシア大陸にかけて波列パターンが季節を通しら東アジアにかけて顕著な低温偏差となった（冬て見られ、西シベリアでは顕著な正偏差、中央アのユーラシア大陸の低温については第 3.1 節を参ジアから日本付近にかけては広く負偏差となった。

照）。一方、西シベリアとアラスカを除く北米では海面気圧（第 2.3.3 図）を見ると、シベリア高高温偏差となった。

気圧は西シベリアを中心に平年と比べて顕著に強対流圏上層の偏西風（第 2.3.5 図）は、大西洋

く、１月後半から２月前半にかけて勢力が最も強からユーラシア大陸南部で平年より強かった。ユまった（第 2.3.6 図）。アリューシャン低気圧は東ーラシア大陸上では寒帯前線ジェット気流の南北側で平年よりやや弱かった。

蛇行が顕著だった。

第2.3.2図 ３か月平均500hPa高度・平年偏差（2011年12月～2012年２月）
等値線は500hPa高度を表し、間隔は60m。陰影域は平年偏差を表す。

第2.3.3図 ３か月平均海面気圧・平年偏差（2011年12月～2012年２月）
等値線は海面気圧を表し、間隔は4hPa。陰影域は平年偏差を表す。

第2.3.5図 ３か月平均200hPa風速・
風ベクトル（2011年12月～2012年２月）
等値線の間隔は20m/s。緑線は平年値
で間隔は40m/s。

第2.3.6図 月平均海面気圧・平年偏差（2012年１月）
等値線は海面気圧を表し、間隔は4hPa。陰影域は平年偏差を表す。

20

第2.3.4図 ３か月平均850hPa気温・
平年偏差（2011年12月～2012年２月）
等値線は 850hPa 気温を表し、間隔は4℃。陰影域は平年偏差を表す。波状の陰影域は標高が 1600m 以上の領域を表す。

2.3.3上は正偏差となった一方、日本の南海上は負偏差

春（2012 年３～５月）だった。

500hPa 高度（第 2.3.7 図）を見ると、北太平洋
から 北米 に かけ て波 列 パ ター ン が 分 布し 、北 米

対流圏下層の気温（第 2.3.9 図）は、北米では中・東部は顕著な正偏差となった。ユーラシア大北西部を除いて広く高温偏差となり、米国中部か陸上では、寒帯前線ジェット気流に沿って波列パら東部で顕著だった。ユーラシア大陸の西部からターンが見られた。オホーツク海周辺では、４月

中央部は広く高温偏差となり、中央アジア付近で中旬以降しばしばブロッキング高気圧が形成され顕著だった。
対流圏上層の偏西風（第 2.3.10 図）は、中東かた（第 2.3.11 図）。

ら日本付近にかけて平年より強く、米国付近では海面気圧（第 2.3.8 図）は、北米やユーラシア
大陸の広い範囲で負偏差となった。日本の北東海弱かった。

第2.3.7図 ３か月平均500hPa高度・平年偏差（2012年３～５月）
等値線は500hPa高度を表し、間隔は60m。陰影域は平年偏差を表す。

第2.3.8図 ３か月平均海面気圧・平年偏差（2012年３～５月）
等値線は海面気圧を表し、間隔は4hPa。陰影域は平年偏差を表す。

第 2.3.10 図 ３ か 月 平 均 200hPa 風速・風ベクトル（2012年３～５月）
等値線の間隔は 15m/s。緑線は平年
値で間隔は 30m/s。

第2.3.11図 月平均500hPa高度・平年偏差（2012年５月）
等値線は 500hPa 高度を表し、間隔は60m。陰影域は平年偏差を表す。

21

第2.3.9図 ３か月平均850hPa気温・
平年偏差（2012年３～５月）
等値線は 850hPa 気温を表し、間隔は3℃。陰影域は平年偏差を表す。波状の陰影域は標高が 1600m 以上の領域を表す。

2.3.4の張り出しは平年より強く、８月後半に顕著だっ夏（2012 年６～８月）

た（第 2.3.16 図）（北・東日本の残暑については、

500hPa 高度（第 2.3.12 図）を見ると、グリー

第 3.2 節を参照）。

ンランド周辺で正偏差、英国付近で負偏差が明瞭だった。中緯度帯では大西洋を除いて広く正偏差

対流圏下層の気温（第 2.3.14 図）は、ヨーロッとなり、ヨーロッパ南部、西シベリア、太平洋北パ北西部を除くユーラシア大陸と北米で広く高温部で顕著だった。

偏差となり、米国中央部で顕著だった（米国にお海面気圧（第 2.3.13 図）を見ると、グリーンラ

ける夏の高温・少雨については、第 3.3 節を参照）。

ンドは高気圧、シベリア沖の北極海は低気圧とな

対流圏上層の偏西風（第 2.3.15 図）は、ヨーロった。ユーラシア大陸南部から日本の南海上にかッパで平年より強く、北米中部では平年と比べてけては負偏差だった。太平洋高気圧の本州付近へ北偏した。

第 2.3.12 図 ３ か 月 平 均 500hPa 高度・平年偏差（2012年６～８月）
等値線は500hPa高度を表し、間隔は60m。陰影域は平年偏差を表す。

第2.3.13図 ３か月平均海面気圧・平年偏差（2012年６～８月）
等値線は海面気圧を表し、間隔は4hPa。陰影域は平年偏差を表す。

第 2.3.15 図 ３ か 月 平 均 200hPa 風速・風ベクトル（2012年６～８月）
等値線の間隔は 10m/s。緑線は平年
値で間隔は 20m/s。

第2.3.16図 月平均海面気圧・平年偏差（2012年８月）
等値線は海面気圧を表し、間隔は4hPa。陰影域は平年偏差を表す。

22

第 2.3.14 図 ３ か 月 平 均 850hPa 気
温・平年偏差（2012年６～８月）
等値線は 850hPa 気温を表し、間隔は3℃。陰影域は平年偏差を表す。波状の陰影域は標高が 1600m 以上の領域を表す。

2.3.5

ーラシア大陸から日本の東海上にかけて広く負偏秋（2012 年９～11 月）差となった。シベリアからベーリング海付近にか500hPa 高度（第 2.3.17 図）を見ると、シベリ

けては顕著な正偏差となった。

アからベーリング海付近にかけては、10・11 月（第2.3.21 図）を中心にブロッキング高気圧がたびた

対流圏下層の気温（第 2.3.19 図）は、東アジア、

び形成されたため、顕著な正偏差となった。一方、米国東部で低温偏差、ヨーロッパ東部、ロシア、

中央アジアから日本の南東海上にかけては東西に

米国西・中部、カナダ東部で高温偏差となった。

広く負偏差となった。北米東部から黒海付近にか

対流圏上層の偏西風（第 2.3.20 図）は、中東から日本の東海上にかけて平年の位置に比べて南偏

けては波列パターンが見られた。

傾向が明瞭だった。

海面気圧（第 2.3.18 図）は、シベリアを除くユ

第 2.3.17 図 ３ か 月 平 均 500hPa 高度・平年偏差（2012年９～11月）
等値線は500hPa高度を表し、間隔は60m。陰影域は平年偏差を表す。

第2.3.18図 ３か月平均海面気圧・平年偏差（2012年９～11月）
等値線は海面気圧を表し、間隔は4hPa。陰影域は平年偏差を表す。

第 2.3.20 図 ３ か 月 平 均 200hPa 風速・風ベクトル（2012年９～11月）
等値線の間隔は 10m/s。緑線は平年
値で間隔は 20m/s。

第2.3.21図 月平均500hPa高度・平年偏差（2012年11月）
等値線は 500hPa 高度を表し、間隔は60m。陰影域は平年偏差を表す。

23

第 2.3.19 図 ３ か 月 平 均 850hPa 気
温・平年偏差（2012年９～11月）
等値線は 850hPa 気温を表し、間隔は4℃。陰影域は平年偏差を表す。波状の陰影域は標高が 1600m 以上の領域
を表す。

2.4

熱帯の大気循環と対流活動(OLR-PH)、インドネシア付近(OLR-MC)ともに概ね

東部太平洋赤道域の海面水温は 2011 年秋から正の値（対流活動が平年より活発）で推移した。

2011/2012 年冬にかけてラニーニャ現象の傾向を

10 月以降は、フィリピン付近では負の値（同不活示し、冬から春にかけての大気循環と対流活動は発）に転じた。日付変更線付近(OLR-DL)は冬頃ま

ラニーニャ現象時に現れやすい特徴を示した。夏では負の値を示し、それ以降は概ね平年に近い値のアジアモンスーンに伴う対流活動は全般的に平で推移した。

年と比べて活発だった。秋は太平洋西部で対流活赤道東西風指数は、太平洋中部の上層(U200-CP)

動が活発だった。

で正の値（西風偏差）、下層(U850-CP)で負の値（東風偏差）が 2010 年夏から 2012 年春まで持続した。

本節では、熱帯の大気循環と対流活動の推移を
主に季節ごとに述べる。

太平洋西部の下層(U850-WP)では負の値が 2010 年
夏以降続いている。

2.4.1

南方振動指数(SOI)は、2010 年４月から 2012 年

熱帯循環指数の推移

３月まで正の値（貿易風が平年より強い）が持続

第 2.4.1 表と第 2．4.1 図に熱帯の大気循環に関したが、４月から８月は概ね小さな負の値（同弱する指数の 2012 年の推移を示す。

い）、秋は小さな正の値となった。

OLR 指 数 は 、 夏 頃 ま で は フ ィ リ ピ ン 付 近第2.4.1表 熱帯の大気及び海洋の監視指数（2011年12月～2012年12月）
南方振動指数
SOI

2011年 12月
2012年 1月
2012年 2月
2012年 3月
2012年 4月
2012年 5月
2012年 6月
2012年 7月
2012年 8月
2012年 9月
2012年 10月
2012年 11月
2012年 12月
定義領域／観測点

DARWIN

2.2
0.9
0.3
0.5
-0.2
-0.1
-0.7
0.0
-0.2
0.3
0.5
0.4
-0.5
TAHITI DARWIN

-2.4
-0.7
0.3
-1.9
0.9
0.0
0.5
-0.6
0.6
-0.2
-0.2
0.2
0.2
12.5ºS
130ºE

OLR指数
TAHITI

OLR-PH

2.2
1.5
1.3
-0.8
0.4
-0.1
-0.4
-0.6
0.3
0.3
0.6
0.9
-0.8
17.5ºS
150ºW

OLR-MC

0.6
-0.1
0.9
2.3
-0.1
0.8
1.3
1.2
0.8
1.0
-0.2
-1.7
-0.4
20-10ºN
110-140ºE

赤道東西風指数
OLR-DL

0.9
0.7
0.2
1.7
-0.1
1.2
0.2
1.1
0.2
0.2
-0.4
0.0
-0.4
5ºN-5ºS
110-135ºE

-1.2
-1.3
-1.4
-0.8
-0.1
0.0
-0.3
1.0
-0.3
0.5
0.1
-0.2
-0.6
5ºN-5ºS
170ºE-170ºW

U200-IN

U200-CP

-1.7
-1.8
-0.5
-0.4
0.5
-1.0
-1.1
-0.9
-0.7
-0.6
0.5
-0.8
-1.5
5ºN-5ºS
80-100ºE

U850-WP

U850-CP

-1.9
-0.9
-1.3
-1.1
-0.1
-0.8
-0.6
-0.7
-0.4
-0.2
-0.1
-0.4
-0.1

-1.0
-0.7
-0.1
-0.8
-0.6
-0.8
0.6
-0.6
0.3
-0.7
0.3
-0.5
-0.3

0.4
1.6
2.5
-0.2
0.6
0.4
1.0
0.3
-0.2
-0.7
0.4
-0.2
0.4

5ºN-5ºS
180-125ºW

5ºN-5ºS
160ºE-175ºW

5ºN-5ºS
170-135ºW

5ºN-5ºS
130-100ºW

海面水温及び平年偏差（ ℃）
IOBW

2011年 12月
2012年 1月
2012年 2月
2012年 3月
2012年 4月
2012年 5月
2012年 6月
2012年 7月
2012年 8月
2012年 9月
2012年 10月
2012年 11月
2012年 12月
定義領域／観測点

28.26
28.04
28.11
28.45
29.15
29.03
28.11
27.43
27.27
27.32
27.83
28.10
28.25
20ºN-20ºS
40-100ºE

NINO.WEST

0.40
0.22
0.08
-0.14
0.10
0.17
0.09
0.17
0.37
0.24
0.32
0.31
0.39

29.42
29.04
28.86
28.80
29.19
29.75
29.54
29.51
29.31
29.46
29.40
29.53
29.33
15ºN-EQ
130-150ºE

NINO.4

0.40
0.50
0.54
0.34
0.27
0.40
0.05
0.13
0.05
0.09
-0.06
0.14
0.31

27.4
27.1
27.2
27.6
28.2
28.5
28.7
28.8
29.0
29.0
29.1
29.0
28.7
5ºN-5ºS
160ºE-150ºW

24

NINO.3

-1.1
-1.2
-0.9
-0.6
-0.3
-0.3
-0.1
0.0
0.3
0.3
0.4
0.4
0.2

U850-EP

2.2
1.3
0.6
1.8
1.0
1.0
0.9
0.5
-1.4
0.8
-0.3
0.0
-0.3

24.3
25.1
26.2
27.0
27.5
27.2
27.0
26.5
25.8
25.2
24.9
25.2
25.0
5ºN-5ºS
150-90ºW

NINO.1+2

-0.9
-0.5
-0.2
-0.1
0.0
0.1
0.5
0.8
0.7
0.3
-0.1
0.2
-0.2

22.1
24.2
26.3
26.2
26.2
25.1
24.0
22.3
21.2
21.0
20.7
21.3
22.4
EQ-10ºS
90-80ºW

-0.8
-0.3
0.3
-0.2
0.7
0.8
1.1
0.5
0.3
0.4
-0.3
-0.4
-0.5

第 2.4.1 図 熱帯の大気の監視指数の推移（2002 年 1 月～2012 年 12 月）

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時間・経度断面図（2011年12月～2012年12月）
３半旬移動平均した平年偏差。等値線の間隔は2×10 6m2/s。 青 色 域 は 平 年 よ り 発 散 が 強 く （ 対 流 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
東西風平年偏差の時間・経度断面図（2011年12月～2012
年12月）
等値線の間隔は2m/s。青色域は東風偏差、赤色域は西風偏
差を示す。

25

2.4.2 冬（2011 年 12 月～2012 年２月）差が分布した。12 月はアジア南部で高気圧性循環

東部太平洋赤道域の海面水温はラニーニャ現象

偏差が明瞭だった（第 2.4.7 図）。対流圏下層（第の傾向を示し、対流活動や大気循環にはラニーニ

2.4.6 図）では、インド洋で低気圧性循環偏差、

ャ現象時の特徴が見られた。

太平洋西部から中部で高気圧性循環偏差だった。

熱帯の対流活動（第 2.4.4 図）は、インド洋東赤道域では、インド洋で西風偏差、太平洋西部か部からフィリピン付近、南米北部から北大西洋にら中部では東風偏差が持続し、東西循環（ウォー

かけて平年より活発、赤道域の日付変更線付近でカー循環）は平年より強かった（第 2.4.3 図）。

不活発だった。

赤道季節内振動(MJO)に伴う対流活発な位相の東進は２月に明瞭で、大西洋からインド洋を東進

対流圏上層（第 2.4.5 図）では、インド洋で高気圧性循環偏差、太平洋中部から東部で低気圧性した（第 2.4.2 図）。

循環偏差となった。中国南部では高気圧性循環偏第2.4.4図 ３か月平均外向き
長 波 放 射 量 (OLR) 平 年 偏 差（2011年12月～2012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（2011年
12月～2012年２月）
等値線は実況値を表し、間隔は8×106m2/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（2011年
12月～2012年２月）
等値線は実況値を表し、間隔は4×106m2/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2.4.7図 月平均200hPa流線
関数・平年偏差（2011年12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。

26

2.4.3

春 （2012 年３～５月）

北太平洋中部から北大西洋熱帯域にかけて東西に対流活動や大気循環には冬に引き続いてラニー

広く低気圧性循環偏差が分布した。中国南部では

ニャ現象時の特徴が見られた。

明瞭な高気圧性循環偏差が見られた。対流圏下層

熱帯の対流活動（第 2.4.8 図）は、インドシナ（第 2.4.10 図）では、北インド洋から北太平洋西半島からインドネシア付近、南米北部付近で平年部で低気圧性循環偏差だった。太平洋西部から中より活発、太平洋中部、ブラジル北東部で不活発

部の赤道域では冬に引き続いて東風偏差が卓越しだった。特に３月（第 2.4.11 図）はインドネシアた（第 2.4.3 図）。

からフィリピン付近で対流活動が非常に活発とな

赤道季節内振動(MJO)は３月から４月中旬にかった。

けて東進が明瞭だった（第 2.4.2 図）。

対流圏上層（第 2.4.9 図）では、季節を通して

第2.4.8図 ３か月平均外向き
長波放射量(OLR)平年偏差（2012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（2012年
３～５月）
等値線は実況値を表し、間隔は8×106m2/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（2012年３～５月）
等値線は実況値を表し、間隔は4×106m2/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2.4.11図 月平均外向き長波放射量(OLR)平年偏差（2012年３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。

27

2.4.4より深かった。６月（第 2.4.15 図）は、モンスー

夏 （2012 年６～８月）

熱帯の対流活動（第 2.4.12 図）は西部太平洋赤ントラフが明瞭で、アジアモンスーンに伴う循環

道域、南シナ海北部からフィリピンの東海上、イは東側で平年より強かった。北太平洋の高気圧性

ンド洋西部、アフリカで平年より活発、太平洋中

循環は平年より強かった。太平洋西部から中部の部の熱帯収束帯(ITCZ)、インド洋東部で不活発だ

赤道域では、東風偏差と西風偏差が周期的に現れった。

た（第 2.4.3 図）。

対流圏上層（第 2.4.13 図）では、チベット高気

赤道季節内振動(MJO)に伴う対流活発な位相は

圧は東側で平年より強く、北太平洋中央部のトラ

季節を通して明瞭で、40～50 日周期で東進した

フは平年より深かった。対流圏下層（第 2.4.14（第 2.4.2 図）。

図）では、北西太平洋のモンスーントラフは平年

第2.4.12図 ３か月平均外向
き長波放射量(OLR)平年偏差（2012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（2012年６～８月）
等値線は実況値を表し、間隔は8×106m2/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 2.4.14 図 ３ か 月 平 均
850hPa流線関数・平年偏差（2012年６～８月）
等値線は実況値を表し、間隔は4×106m2/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2.4.15図 月平均850hPa流
線関数・平年偏差（2012年６月）
等値線は実況値を表し、間隔は2.5×106m2/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。

28

2.4.5

秋 （2012 年９～11 月）

気圧性循環偏差となった。対流圏下層（第 2.4.18

熱帯の対流活動（第 2.4.16 図）は、インド洋西図）では、太平洋の亜熱帯高気圧は北太平洋東部

部、西部太平洋赤道域、南太平洋収束帯(SPCZ)、と南太平洋で平年より強かった。フィリピン付近

アフリカで平年より活発、南インド洋東部、南シは高気圧性循環偏差だった。太平洋西部の赤道域

ナ海で不活発だった。

では 10 月から 11 月にかけて東風偏差となった（第対流圏上層（第 2.4.17 図）では、北インド洋か2.4.3 図）。

らフィリピン付近の高気圧性循環が平年より強か

赤道季節内振動(MJO)に伴う対流活発な位相は、った。この高気圧性循環は 11 月（第 2.4.19 図）

10 月から 11 月前半にかけて東進が明瞭だった（第に特に強まり、フィリピン付近では平年と比べて2.4.2 図）。

赤道寄りだった。20˚N～40˚N 付近は東西に広く低

第2.4.16図 ３か月平均外向
き長波放射量(OLR)平年偏差（2012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（2012年９～11月）
等値線は実況値を表し、間隔は8×106m2/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 2.4.18 図 ３ か 月 平 均
850hPa流線関数・平年偏差（2012年９～11月）
等値線は実況値を表し、間隔は4×106m2/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2.4.19図 月平均200hPa流
線関数・平年偏差（2012年11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。

29

2.4.6

第 2.4.2 表

台風2012 年 の 台 風 の 発 生 数 は 25 個（ 平 年 値 25.6

番号個 ）で 平 年 並 と な っ た（ 第 2.4.2 表 ）。月 別 に
見 る と 、６ 月 に ４ 個（ 平 年 値 1.7 個 ）、９ 月 が３ 個 （ 平 年 値 4.8 個 ） で あ っ た 以 外 に 目 立 った偏りはなかった。
一 方 、台 風 の 接 近 数 は 1951 年 以 降 で ４ 番 目に 多 い 17 個 （ 平 年 値 11.4 個 ） と な っ た 。 これは、沖縄・奄美及び伊豆諸島・小笠原諸島
へ の 接 近 数 が そ れ ぞ れ 12 個（ 平 年 値 7.6 個 ）、
９ 個（ 平 年 値 5.4 個 ）と 多 か っ た た め で あ り 、
本 土 へ の 接 近 数 は 平 年 並 の ６ 個 （ 平 年 値 5.5個 ） だ っ た 。 接 近 し た 台 風 の う ち 、 第 15 号 、第 16 号 、 第 17 号 は 、 ３ 個 連 続 し て 非 常 に 強い勢力を保ったまま沖縄本島周辺を通過した。
日 本 に 上 陸 し た 台 風 は 第 ４ 号 及 び 第 17 号の ２ 個 （ 平 年 値 2.7 個 ） だ っ た （ 第 2.4.20
図 ）。

2012 年 の 台 風 一 覧
呼名

台風期間
最大風速
階級 1)
(UTC)
(knots) 2)
3/29 – 4/1
TS40
5/22 – 5/27
STS60
6/1 – 6/6
TY
75
6/13 – 6/19
TY100
6/17 – 6/20
STS50
6/26 – 6/29
TS
40
7/16 – 7/18
STS50
7/21 – 7/24
TY80
7/28 – 8/3
TY70
7/28 – 8/3
TY70
8/3 – 8/9
TY
65
8/6 – 8/10
STS50
8/13 – 8/18
TY
65
8/19 – 8/30
TY80
8/20 – 8/29
TY100
9/11 – 9/17
TY
110
9/20 – 10/1
TY
110
9/24 – 9/29
STS
50
10/1 – 10/4
STS
50
10/1 – 10/6
STS
50
10/7 – 10/19
TY90
10/14 – 10/18 STS
50
10/23 – 10/29 TY
85
11/26 – 12/9
TY100
12/25 – 12/28 TS
40

T1201 PAKHAR
T1202 SANVU
T1203 MAWAR
T1204 GUCHOL
T1205 TALIM
T1206 DOKSURI
T1207 KHANUN
T1208 VICENTE
T1209 SAOLA
T1210 DAMREY
T1211
HAIKUI
T1212 KIROGI
T1213 KAI-TAK
T1214 TEMBIN
T1215 BOLAVEN
T1216 SANBA
T1217 JELAWAT
T1218 EWINIAR
T1219 MALIKSI
T1220 GAEMI
T1221 PRAPIROON
T1222 MARIA
T1223 SON-TINH
T1224 BOPHA
T1225 WUKONG
1) 最 大 風 速 に よ る 階 級
TS: tropical storm
STS: severe tropical storm
TY: typhoon2) 10 分 間 平 均 し た 値

第 2.4. 2 0 図 201 2 年 の 台 風 経 路 図
経 路 の 両 端 の ● と ■ は 台 風 （ 第 １ 号 ～ 第 25 号 ） の 発 生 位 置 と 消 滅 位 置 。 数 字 は 台 風 番 号 を 示 す 。

30

2.5

海況

2012 年６月に-0.7 まで下降した後、７月以降はエルニーニョ監視海域の海面水温が基準値（前-0.5～+0.5 程度であった（第 2.5.2 図）。

年までの 30 年平均値）より低い傾向（基準値と太平洋赤道域の海面水温・表層貯熱量の時間変の差の５か月移動平均が-0.5℃以下)が 2011 年秋

化を見ると（第 2.5.3 図）、冬の後半から春にかけ

から 2011/2012 年冬にかけて続いたが、持続期間て、西部にあった海洋表層の暖水が東進し、それが短かったため、ラニーニャ現象とはならなかっに伴って東部の海面水温の負偏差が弱まった。春た。その後、2012 年夏に同海域の海面水温が基準の後半から夏にかけて、西部にあった海洋表層の値より高い状態となったが、この状態も秋には解暖水が東進し、東部で海面水温の正偏差が強まっ

消し、エルニーニョ現象にはならなかった。

た。

太平洋赤道域の海面水温は、2011/2012 年冬に、その他の海域で目立った特徴は以下のとおり

中部から東部にかけて負偏差だった（第 2.5.1 図である。太平洋では、北太平洋中央部で正偏差、(a)）。春には、中部から東部の負偏差は弱まり（第北太平洋東部で負偏差となる太平洋十年規模振動2.5.1 図(b)）、夏には、中部から東部まで正偏差(PDO)の偏差パターンが、ほぼ一年を通して見られとなったが（第 2.5.1 図(c)）、秋には、正偏差はた。PDO は北太平洋中・高緯度の広範囲で低温化

不明瞭となり、東部で弱い負偏差となった（第と高温化を繰り返すという十年規模の変動であり、2.5.1 図(d)）。

最近は北太平洋中央部で正偏差となる負の PDO パエルニーニョ監視海域の海面水温（月別値）のターンが持続している。インド洋では、オースト

基準値との差は、2011 年 11 月の-1.1℃から 2012

ラリア西岸付近で一年を通じて顕著な正偏差とな

年８月に+0.8℃まで上昇した後、下降に転じ、９った。北大西洋では、米国東岸付近で一年を通じ月以降は-0.2～+0.3℃程度であった（第 2.5.2 図）。 て顕著な正偏差であった。南大西洋熱帯域では、一年を通じて顕著な負偏差であった（第 2.5.1 図）。

一方、南方振動指数は 2011 年 12 月の+2.2 から

(a)冬

(b)春

(c)夏

(d)秋

第 2.5.1 図 季節平均海面水温平年偏差図（2012 年）(a)冬（2011 年 12 月～2012 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。

31

(℃)

NINO.3南方振動指数

第 2.5.2 図 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。

第 2.5.3 図 2011 年１月～2012 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℃。

32

2.6 冬季北半球成層圏の大気循環

2.6.1

北半球成層圏の循環場の推移

2011/2012 年冬季の北半球成層圏では、極うず

はじめに、冬（12～２月）平均の 30hPa 高度分

は平年よりやや弱かったものの、期間を通して概

布を第 2.6.1 図(a)に示す。極うずの中心は極付近

ね極付近に位置した。成層圏突然昇温は、小規模に位置し、極付近では大きな偏差は見られないが、突然昇温が１月中旬に発生したのみで、2010/2011

ヨーロッパ北部付近で負偏差、カナダ北部で正偏

年冬季に続いて大規模突然昇温は発生しなかった。

差となっている。2008/2009 年（図略）、2009/2010

本節では、１月中旬の小規模突然昇温を含む、成年冬（第 2.6.1 図(c)）は大規模突然昇温が発生し、層圏の大気循環場の特徴について述べる。また、極付近に明瞭な正偏差が現れた。2010/2011 年冬

成層圏と対流圏を行き来した惑星波（プラネタリ（第 2.6.1 図(b)）は、大規模突然昇温が発生せず、ー波）の波束が対流圏のブロッキング高気圧の強極うずが平年より強かった。2011/2012 年冬の極化に寄与したとみられる１月中旬の事例について

うずは 2010/2011 年冬と比べても強くなかった。

も併せて報告する。

次に、成層圏の循環場の冬期間の推移について

成層圏突然昇温は、冬季の極域成層圏の気温が、述べる。北極上空 30hPa の気温（第 2.6.2 図）は、

数日間に数十℃以上も上昇する現象で、1952 年に11 月後半から１月はじめにかけては平年より低

ベルリン自由大学のシェルハーク(R. Scherhag)

い状態が続いた。これに対応して、12 月の極うずによって発見された。この現象は、対流圏に起源は平年より強かった（第 2.6.3 図(a)）。１月になをもつプラネタリー波が成層圏に伝播し、そこでると極うずが弱まり（第 2.6.3 図(b)）、北米西岸

平均流を減速することにより引き起こされることには明瞭な高気圧が分布した。北極上空の気温はがわかっている（塩谷 2002）。世界気象機関(WMO)

１月中旬に急上昇し、小規模突然昇温が発生したの定義(WMO 1978)によると、突然昇温の発生は、（次項で詳述）。しかし、気温は数日で平年に近い

成層圏の極付近で１週間に 25℃以上の昇温が見値まで低下した。２月の極うずは１月と同様に平られた場合とされている。この条件に加えて、帯年より弱かった（第 2.6.3 図(c)）。２月以降、北状平均気温が極域に向かうほど高くなり、帯状平

極上空の気温は変動を繰り返しながら推移し、突均東西風が 60˚N 以北で、10hPa 面付近かそれより然昇温が発生することなく４月下旬に北半球成層下の気圧面で東風となった場合は、大規模突然昇圏の高緯度は冬の循環（西風）から夏の循環（東温に分類される（この条件にあてはまらないもの

風）に変わった（図略）。

は小規模突然昇温と呼ばれる）。

（a）

（b）

（c）

第 2.6.1 図 冬（12～２月）平均 30hPa 高度（等値線）及び平年偏差（陰影）（単位：m）(a)2011/2012 年、(b)2010/2011 年、(c)2009/2010 年。等値線間隔は 120m。

33

2.6.2

１月中旬の小規模昇温

第 2.6.4 図は、１月中旬に発生した突然昇温現
象の前後の期間における 30hPa 高度の推移である。
12 月中旬までは極うずは平年より強く、これに対応して北極上空の気温も平年より低かったが、12月下旬になると極うずが弱まり、北太平洋東部には高気圧が発生した（第 2.6.4 図(a)）。対流圏界面付近における Eliassen-Palm (EP)フラックス（Palmer 1982）の鉛直成分は、この時期に主に波数１成分の値が増加しており（第 2.6.5 図(b)）、対流圏からの惑星波の波束伝播があったことがわ
かる。
第 2.6.2 図 30hPa 高度における北極の気温の時系列（2011 年９月～2012 年８月）（単位：℃）
黒線は実況値、灰色線は平年値を示す。

（a）

（c）

（b）

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）
左から(a)2011 年 12 月、(b)2012 年１月、(c)2012 年２月。等値線間隔は 120m。

（a）

（b）

（c）

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)2011 年 12 月 22～26 日、(b)2012 年１月 11～15 日、(c)2012 年１月 26～30 日。等値線間隔は 120m。

34

hPa

（a）

（b）

第 2.6.5 図 (a)60˚N における帯状平均東西風の時間-高度断面図（単位：m/s）及び(b)100hPa 気圧面における 30
˚N～90˚N 平均 EP フラックス鉛直成分の時系列（単位：m 2/s 2）（2011 年 10 月～2012 年５月）
（下段）の紫線、水色線、緑線はそれぞれ東西波数 1,2,3 の惑星波に伴う EP フラックス、点線は平年値を示す。

この高気圧は１月上旬に一旦弱まったが、１月が見られ（第 2.6.4 図(c)）、極付近の気温も上昇

中旬に再び上層への波束伝播が見られ、カナダ西したが、突然昇温には至らなかった。

部付近で高気圧が発達し（第 2.6.4 図(b)）、突然昇温がもたらされた。このときの対流圏から成層

2.6.3

圏への波束伝播の様子を、Plumb(1985)を用いて詳

１月中旬のブロッキング高気圧に対する成層圏の影響

しく見ると（第 2.6.6 図(a)と(b)、第 2.6.7 図(a)）、１月中旬頃、対流圏上層ではベーリング海付近

対流圏のオホーツク海付近のトラフから上方へ伝にブロッキング高気圧が形成された。このブロッ播した波束のほか、西シベリア付近のリッジから

キング高気圧はその後、ユーラシア大陸上を西進

上方に射出され、成層圏に伝播した波束があった。

し、中央アジアからヨーロッパに顕著な低温をもこれらが突然昇温に対応した高気圧の形成に寄与たらしたユーラシア大陸北部の強勢な高気圧の形したとみられる。成層圏高緯度域の極夜ジェット成の一因となった。このブロッキング高気圧の形は弱まったが、10hPa 面より下層では東風に反転

成時期における対流圏と成層圏の間の波束伝播のするまでには至らず（第 2.6.5 図(a)）、小規模昇様子を第 2.6.6 図((c)30hPa、(d)300hPa)及び第温にとどまった。カナダ西部付近の高気圧は数日

2.6.7 図(b)に示す。これらを見ると、波束がヨーで弱まり、極付近の気温も平年に近い値まで低下

ロッパ方面から対流圏と成層圏を行き来しながらした。

東に伝播し、太平洋に到達しており、ブロッキン
グ高気圧の形成に寄与したと考えられる。

その後、１月末には EP フラックスの鉛直成分のNishii and Nakamura(2005)は、南半球対流圏の増加に伴い、アリューシャン付近で高気圧の発達351/7～13

1/15～21

（a）

（c）

（b）

（d）

30hPa

300hPa

第 2.6.6 図 (a)、(b)2012 年１月７～13 日及び(c)、(d)１月 15～21 日平均場における Plumb(1985)の波の活動度
フラックスと高度の帯状平均からの差(a)と(c)は 30hPa 面、(b)と(d)は 300hPa 面を示す。矢印は各気圧面での波の活動度フラックスの水平成分を表し、赤（青）等値線は 100hPa 面における鉛直成分が上（下）向きで、大きさが 0.03Pa・m/s 2 を超える領域を示す。黒等値線は各気圧面の７日平均高度の帯状平均からの差（等値線間隔は(a)と(c)では 200m、(b)と(d)では 100m。点線は負の値。0m 線は省略）。

寒帯前線ジェット気流と成層圏の極夜ジェット気

参考文献

流の間を行き来しながら伝播するロスビー波束が塩谷雅人, 2002: 成層圏突然昇温．キーワード 気象の事典, 朝倉書店, 91-95, 520pp.
Nishii, K., and H. Nakamura, 2005: Upward anddownward injection of Rossby wave activity acrossthetropopause:A
newaspectofthetroposphere-stratosphere
dynamical
linkage.
Quart. J. Roy. Meteor. Soc. , 131, 545-564.
Palmer, T. N., 1982: Properties of the Eliassen-Palmflux for planetary scale motions. J. Atmos. Sci. ,39, 992-997.
Plumb, R. A., 1985: On the three-dimensional
propagation of stationary waves. J. Atmos. Sci. ,42, 217-229.
WMO, 1978: Abridged Report of Commission for
Atmospheric Sciences seventh session item 9.4,
WMO Rep., 509, 35-36.

対流圏のトラフやブロッキング高気圧の発達や維持に寄与した事例を報告しており、今回の事例と特徴がよく似ている。なお、今回のベーリング海付近でのブロッキング高気圧の形成には、対流圏の亜熱帯ジェット気流に沿った波束伝播も寄与したとみられる（図略）。

36

hPa

(a) 1/7～13

hPa(b) 1/15～21

第 2.6.7 図 (a)2012 年１月７～13 日及び(b)１月 15～21 日平均場における 60˚N～65˚N で平均した高度の帯状平均場からの差（陰影; 単位 m）及び Plumb(1985)の波の活動度フラックス（矢印）の鉛直-経度断面図
波の活動度フラックスのスケールを図の右下に示す（左：750～300hPa、右：250～10hPa; 単位 水平成分 m 2/s 2、
鉛直成分 Pa・m/s 2）。上層(250～10hPa)の矢印のスケールは下層(750～300hPa)の５倍であることに注意。

37

2.7

夏季アジアモンスーンの特徴

夏季のアジアモンスーンに伴う対流活動及び大気循環の変動は、日本を含むアジア地域の
天候に大きな影響を及ぼすことから、その監視は大変重要である。本節では、夏のアジアモン
スーンの特徴を、気温や降水量の分布と気象災害、それらを特徴付けた台風や対流活動、大気循環の視点から記述する。なお、災害による被害情報は、各国の政府機関が発表した情報に基第 2.7.1 図 ４か月平均気温平年差（℃）（2012 年６～９月）
データについては、第 1.3.2 項を参照。

づく。

2.7.1

気温と降水量

CLIMAT 報に基づく６～９月の４か月平均気
温は、北・東日本、中国中部、モンゴル西部からインド北東部で平年より 0.5℃以上高く、中国北東部からモンゴル東部、中国南部で平年より 0.5℃以上低かった（第 2.7.1 図)。
同時期の４か月降水量は、パキスタン南部で平年の 200%以上となり、ジャワ島及びその周辺
では平年の 60%以下だった（第 2.7.2 図）。こうした状況は外向き長波放射量(OLR)平年偏差分

第 2.7.2 図 ４か月降水量平年比(%)（2012 年６～９月）
データについては、第 1.3.2 項を参照。

布（第 2.7.3 図）から推定される積雲対流活動の状況（詳細は第 2.7.3 項を参照）とおおよそ一致している。

2.7.2

異常多雨は、６月と７月にモンゴル及びその台風

周辺と９月にパキスタンで見られた。一方、異６ ～ ９ 月 の ４ か 月 で 台 風 は 16 個 発 生 し （ 第常少雨は６月にインド西部、８月にインドネシ

2.4.2 表）、発生数は平年の 16.0 個と同じだった。

ア西部で見られた（図省略）。

そのうち、８個は東シナ海を通過し、中国から朝６月にバングラデシュ及びインド北部のア

鮮半島、日本に接近又は上陸し、５個が南シナ海ッサム州で、大雨によりそれぞれ 130 人以上、を通過して中国南部やベトナムへ向かった。日本

120 人以上が死亡したと伝えられた。フィリピに上陸した台風は２個だった。

ンでは、８月に台風と活発なモンスーン活動の中国とフィリピンでは、台風第９号により合わ

影響により、少なくとも 100 人が死亡したと伝せて70人以上が死亡し、台風第13号によりフィリえられた。また、パキスタンでは８月下旬以降

ピン とベ ト ナム で 35人 以 上が 死亡 し たと 伝え らの大雨により、570 人以上が死亡したと伝えら

れた。

れた。

38

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、インド洋西部、パキスタン、インド北部、ベンガル湾、南シナ海、及び西部太平洋熱帯域で平年より活発だった。一方、インド西・南部、インド洋東部からインドネシア西部にかけては、対流活動が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、アジアモンスーンに伴う対流活第2.7.3図 ４か月平均外向き長波放射(OLR)・平年偏差（2012年６～９月）
等値線は実況値を表し、間隔は10W/m 2 。陰影域は平年偏差を表し、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。

動活発域の中心である、ベンガル湾からフィリピン付近にかけての領域で平均した対流活動は
８月と 10 月以外は平年より活発であり、特に、
フィリピン付近は季節を通じて活発傾向となった（第 2.7.4 図）。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北偏及び東偏傾向だった（第 2.7.1 表）。８月中頃に西部インド洋赤道域で活発化した対流活動域がインド付近を北上し、９月はじめ頃にパキスタンに到達する様子が見られた（第 2.7.5 図）。
第2.7.1表 夏季アジアモンスーンOLR指数（2012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
細は第1.4.3項を参照。
夏のアジアモンスーンOLR指数
Summer Asian Monsoon OLR Index (SAMOI)SAMOI (A):
活動度

SAMOI (N):SAMOI (W):

北偏度

西偏度

2012年5月

0.7

-0.9

-0.8

2012年6月

0.7

1.2

-1.5

2012年7月

1.0

0.3

-1.4

2012年8月

-0.1

1.5

-1.0

2012年9月

1.5

0.2

0.1

2012年10月

-0.8

-1.2

-1.1

第 2.7.4 図 フィリピン付近の OLR 指数(OLR-PH)の推移（2012 年４～10 月）
OLR-PH は、フィリピン付近（10˚N～20˚N, 110˚E～140
˚E：下図の青線で囲まれた領域）で平均した OLR 平年差の符号を反転させ、標準偏差で規格化した値。正（負）の値は平年と比べて対流活動が活発（不活発）である
ことを示す。上図の細い青線は日平均値、太い青線は7 日移動平均値を表す。

39

対流圏上層では、チベット高気圧は中心付近(a)で平年より強かった（第 2.7.6 図(a)）。対流圏
下層では、南シナ海からフィリピン付近にかけてのモンスーントラフは明瞭で、ベンガル湾からフィリピン付近にかけての西風は平年より強かった（第 2.7.6 図(b)）。北インド洋及びアジ(b)

ア南部における鉛直東風シアーは平年より強かった（第 2.7.7 図）。これらの大気循環偏差の特徴は、モンスーンに伴う大規模な循環が平年と比べて強かったことを示している。太平洋高気圧は日本の東海上で平年より強く（第 2.7.6 図

第2.7.5図 ７日移動平均した外向き長波放射量(OLR)
及び850hPa風ベクトル平年差の緯度・時間断面図（2012
年５～10月）(a)はインド付近（65˚E～85˚E平均）、(b)はフィリピン
東方海上（125˚E～145˚E平均）。陰影域はOLRを表し、単位はW/m 2。黒実線はOLR平年値を表し、間隔は40 W/m 2（240W/m 2以下を描画）。矢印は風ベクトルを示す。

(b)）、日本に暑夏をもたらした（詳細は第 3.2
節を参照）。

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.

(a)

(b)

第2.7.6図 ４か月平均流線関数・平年偏差（2012年６～９月）(a) 等 値 線 は 200hPa 流 線 関 数 (m 2/s) を 表 し 、 間 隔 は10×10 6m 2/s。(b)等 値 線 は850hPa流 線関 数 (m 2/s)を 表
し、間隔は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 東西風鉛直シアー指数の推移（2012 年４～10 月）
この指数は、北インド洋及びアジア南部（赤道～20ºN,
40ºE～110ºE：下図のピンク線で囲まれた領域）で平均した 850hPa 東西風速から 200hPa 東西風速を引いた値(Webster and Yang 1992)。上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。黒線は平年値を示し、灰色領域は±１標準偏差の範囲を表す。

40

2.8 北極域の海氷

参考文献
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.

北極域における海氷域面積は、1979 年以降、長期的に減少する傾向にあり、2012 年の年最小海氷域面
積は、1979 年以降で最小となった（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。この節では、2012 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
第 2.8.1 図 北極域の海氷域面積の年最小値の経年変化（1979～2012 年）
青色の折れ線は北極域年最小値の海氷域面積の経年変化を示す。点線は変化傾向。

2012 年の北極域の海氷域面積（第 2.8.2 図）は、３月５日に年最大値（1548 万 km2）となり、年最大
値としてはほぼ平年並だった。その後、海氷域面積
は５月末まではほぼ平年並のペースで減少したが、６月上旬に急速に減少し、６月中旬以降は過去最小
かそれに近い海氷域面積で推移した。例年は８月に入ると海氷域面積の減少速度が鈍るが、2012 年は８月を通じて急速な減少が続いた。海氷域面積は、８月 19 日にはこれまでの最小だった 2007 年の記録
（431 万 km2）を下回り、９月 15 日に観測史上最小の 336 万 km2 となった（第 2.8.1 図、第 2.8.3 図）。

第 2.8.2 図 北極域の海氷域面積の推移（2007 年以降の各年と平年値）
海氷域面積は、海氷の密接度が 15%以上の領域の面積で定義している。

2.8.2 融解期の北極域の大気循環
2012 年夏季の対流圏下層（925hPa 気圧面）における気温は、ボーフォート海やカナダ多島海では平年より高く経過し、海氷が融解しやすい状況だったとみられる（第 2.8.4 図）。また、８月上旬に北極海中央部で発達した低気圧の影響で海氷の融解が速まり、海氷の著しい減少に寄与した可能性が考えられる。
北極域の海氷域面積は長期的に減少しており、IPCC（気候変動に関する政府間パネル）第４次評価
報告書では地球温暖化との関連を指摘しているが、2012 年夏季の顕著な海氷減少は、長期的な海氷域面積の減少傾向に加え、海氷域面積を減少させる気象
条件が重なった結果と考えられる。

第 2.8.3 図 2012 年９月 15 日の海氷密接度（左）と９
月 15 日の平年（1981～2010 年平均）の海氷域（右）41第 2.8.4 図 北極域における月平均地上気圧（上）及び 925hPa 気温（下）（2012 年５～８月の各月平均）
上段の等値線は海面気圧を表し、間隔は 4hPa。下段の等値線は 925hPa 気温を表し、間隔は 2℃。陰影域はそれぞれの平年偏差を表す。左から順に 2012 年５月から８月までの各月平均を示す。

42

2.9.1 2012 年の特徴

2.9 北半球の積雪域
積雪に覆われた地表面は、覆われていないところ

冬（2011 年 12 月～2012 年２月）の積雪日数は、と比べて太陽放射を反射する割合（アルベド）が高中央アジアや中国北部で平年より多かった。また、い。このため、積雪域の変動は地表面のエネルギー

２月は顕著な寒波に見舞われたヨーロッパから中央

収支や地球の放射平衡に影響を与え、その結果、気アジアの広い範囲で平年を上回った（第 2.9.1 図

候に影響を及ぼす。また、融雪に伴い周辺の熱が奪(a)）。３月もユーラシア大陸の広い範囲で平年よりわれたり土壌水分量が変化するなど、結果として気多く、５月はチベット高原やモンゴル、北米北西部

候に影響を及ぼす。一方、大気の流れや海況の変動で平年より多かった（同図(b)）。11 月はユーラシア

は、積雪分布に影響を及ぼすなど、気候と積雪域は大陸東部（特に中国北東部）とカナダ中部で多く、相互に密接な関連がある。

ロシア西部とカナダ東部で少なかった（同図(c)）。

(a) 2012 年 2 月(b) 2012 年 5 月(c) 2012 年 11 月

第 2.9.1 図 衛星観測による北半球の月積雪日数（左）・平年偏差（右）(a) 2012 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。

43

ユーラシア大陸では、４・５月や 10～12 月に減少

2.9.2 長期変動
過去 25 年間（1988～2012 年）における、北半球傾向がある一方、１～３月には統計的に有意な傾向とユーラシア大陸の積雪域面積の経年変動（紙面のは見られない。ユーラシア大陸の 2012 年２月の積雪

都合上、２月、５月及び 11 月のみ）を第 2.9.2 図に

面積は 1988 年以降では最も大きかった。

示す。
北半球では、５月や 10～12 月に減少傾向がある一方、１～４月には統計的に有意な傾向は見られない。

31

17

2012

2011

2010

2009

2008

2007

2006

2005

2004

2003

2002

2001

2000

1999

1998

1997

1996

1995

1994

1993

1992

1991

11

(b) 5月 (北半球)

16(d) 2月 (ユーラシア大陸)

1990

2012

2011

2010

2009

2008

2007

2006

2005

2004

2003

2002

2001

2000

1999

25

1998

39

1997

26

1996

40
1995

27

1994

41

1993

28

1992

42

1991

29

1990

43

1989

30

1988

44

1989

(a) 2月 (北半球)

1988

45

(e) 5月 (ユーラシア大陸)
10

15
14

9

13

8

12

34

2012

2011

2010

2009

2008

2007

2006

2005

2004

2003

2002

2001

2000

1999

1998

1997

1996

1995

1994

1993

1992

1991

1990

24

(c) 11月 (北半球)

32

6

1989

2012

2011

2010

2009

2008

2007

2006

2005

2004

2003

2002

2001

2000

1999

1998

1997

1996

1995

1994

1993

1992

1991

1990

1989

1988

(f)11月(ユーラシア大陸)

23
22

30

21

28

20

26

19
18

24

2012

2011

2010

2009

2008

2007

2006

2005

2004

2003

2002

2001

2000

1999

1998

1997

1996

1995

1994

1993

1992

1991

1990

2012

2011

2010

2009

2008

2007

2006

2005

2004

2003

2002

2001

2000

1999

1998

1997

1996

1995

1994

1993

1992

1991

1990

1989

15

1988

16

20

1989

17

22

1988

10

1988

7

11

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（1988～2012 年）(a)北半球の２月、(b)５月、(c)11 月、(d)ユーラシア大陸の２月、(e)５月、(f)11 月。青線は各年の積雪
域面積、黒色直線は長期変化傾向（信頼度水準 95%で有意の場合に描画）を示す。

44

３．特定事例の解析

その要因に関する見解を発表した。本節では分析

3.1

2011/2012 年冬のユーラシア大陸の顕著な検討会の分析結果を中心に、この事例の詳細につ寒波

いて述べる。

2011/2012 年冬（2011 年 12 月～2012 年２月）
3.1.1 天候の特徴

は、ユーラシア大陸の中緯度域の広い範囲で低温となった。気象庁の異常気象分析検討会ではこの2011/2012 年冬は北アフリカやユーラシア大陸

低温をもたらした大気循環について分析を行い、中緯度域の広い範囲（ヨーロッパ東部、中央・東第 3.1.1 図 2011/2012 年
冬平均気温規格化偏差階級分布
３か月平均気温の平年差を標準偏差で規格化した値を緯度・経度５度格子で平均し、階級別に表す。

1月15日～28日
d
f

c

b

a

e

1月29日～2月11日
d
f

c

b

a

e

2月12日～25日
d
f

c

b

a

e

第 3.1.2 図 2012 年１月 15 日から２月 25 日の２週ごとの気温平年差（℃）
各国からの通報データによる。図中の星印(a～f)は以下の地点（国名）の位置を示す。
a:ウランバートル（モンゴル）、b:アスタナ（カザフスタン）、c:キエフ（ウクライナ）、d:ワルシャワ（ポーランド）、e:ブカレスト（ルーマニア）、f:トリエステ（イタリア）

45アジア）で低温あるいはかなりの低温となった（第ナでは２月２日に日平均気温が-35℃（平年差約3.1.1 図）。一方、ユーラシア大陸の高緯度域は東-21℃）を下回った。ウクライナのキエフ（同図(c)）

シベリア東部を除いて概ね高温となった。

やポーランドのワルシャワ（同図(d)）などでは１

平年差-4℃以下の領域が１月半ば以降に東アジ

月下旬から気温が低下し、２月中旬～下旬まで平ア北部～中央アジアで、1 月下旬以降にヨーロッ年より低い状態が続いた。ワルシャワでは２月３

パ西部やアフリカ北部で見られた（第 3.1.2 図）。

日に日平均気温が-18℃（平年差約-17℃）を下回

各地の経過を見ると、モンゴルのウランバートった。この寒波の影響により、ウクライナでは 130ル（第 3.1.3 図(a)）やカザフスタンのアスタナ（同人以上、ルーマニアやポーランドでは 80 人以上が図(b)）では、１月半ばに気温が低下し始め、２月死亡したと伝えられた（各国政府、災害データベ

下旬まで平年と比べて低い状態が続いた。アスタース(EM-DAT））。

-5

10

-15

5

-20

0

気温（℃）

気温（℃）

-10

15

(a)モンゴル・ウランバートル

-25
-30

-40

-20
1/22
平均気温

0

1/29

2/5

2/12

2/19

2/26

-25
1/15

3/4

最高気温

最低気温

(b)カザフスタン・アスタナ

平均気温平年値

欠測（降水量）

15
10

-5

気温（℃）

-15
-20
-25

1/29

平均気温

2/5
最高気温

2/12

2/19

最低気温

(e)ルーマニア・ブカレスト

2/26

3/4

平均気温平年値

0
-5
-10

-30

-15

-35

-20

-40
1/15
10

5

1/22

5

-10
気温（℃）

-10

-15

5

1/22
平均気温

1/29

2/5

最高気温

2/12

2/19

最低気温

2/26

-25
1/15

3/4

20

平均気温平年値(c)ウクライナ・キエフ

15

0

-10
-15

1/29

2/5

最高気温

2/12

2/19

最低気温

2/26

3/4

平均気温平年値(f)イタリア・トリエステ

5
0

-5

-20

-10

-25
-30
1/15

1/22
平均気温

10

-5

気温（℃）

気温（℃）

-5

-35

-45
1/15

(d)ポーランド・ワルシャワ

1/22
平均気温

1/29

2/5

最高気温

2/12
最低気温

2/19

2/26

3/4

-15
1/15

平均気温平年値

1/22
平均気温

1/29

2/5
最高気温

2/12

2/19

最低気温

2/26

3/4

平均気温平年値

第 3.1.3 図 各地点での気温の経過2012 年１月 15 日～３月４日の気温。実線は観測値、点線は平均気温の平年値（単位：℃）。各国からの通報データによる。

46

3.1.2

日本では、北・東・西日本の冬平均気温が低温

低温をもたらした大気循環場の特徴となり、期間を通して低温が持続したため、12～

2011/2012 年冬平均 500hPa 高度場（第 3.1.5 図

２月の各月の平均気温も低温となった（第 3.1.4(a））は、北大西洋からユーラシア大陸にかけての図）。３地域そろって冬平均気温が低温となったの

波列パターンが明瞭で、西シベリアで正偏差、アは 2005/2006 年冬以来、３か月連続で低温となっジア北東部で負偏差となっており、寒帯前線ジェたのは 1985/1986 年冬以来である。また、日本海ット気流が大きく蛇行した。このパターンは冬の側の地域を中心に積雪が多く、多くのアメダス地

期間を通して持続した（第 3.1.6 図）。200hPa 波

点で冬の最深積雪の記録を更新するなど、1990 年の活動度フラックス(Takaya and Nakamura 2001)

代以降では「平成 18 年豪雪」の 2005/2006 年冬にの分布を見ると、北大西洋から寒帯前線ジェット次ぐ水準の積雪となった。

気流に沿った東向きの準定常ロスビー波束の伝播が明瞭だった（第 3.1.7 図）。
海面気圧（第 3.1.5 図(b））はユーラシア大陸北部で広く正偏差となり、西シベリアで顕著だった。
シベリア高気圧は広く発達し、1979/1980 年冬以降では最も強い水準となった（第 3.1.8 図）。この
冬のシベリア高気圧と西シベリア上層のリッジの変 動 は よ く 対 応 し て い た (Takaya and Nakamura
2005a; 2005b)（第 3.1.9 図）。シベリア高気圧の勢力が平年より強かったため、東アジアでは冬のモンスーン循環による寒気移流が強かった。

第 3.1.4 図 地域平均気温平年差の５日移動平均時系
列（2011 年 12 月～2012 年２月）

(a)

(b)

(c)
第 3.1.5 図 2011/2012 年
冬平均(a)500hPa 高度、(b)海 面 気 圧 、 及 び (c)850hPa
気温
陰影は平年偏差。等値線間
隔 は 、 (a)60m 、 (b)4hPa 、(c)4℃ 。(c)の 波状 の 陰 影
域は標高が 1,600m 以上の領域を示す。

12 月

１月

２月

第 3.1.6 図 月平均 500hPa
高度（等値線）及び平年偏差（陰影）左から 2011 年 12 月、2012
年１月、及び 2012 年２月。
等値線間隔は 60m。

47

第 3.1.7 図 2011/2012 年冬平均 200hPa 流線関数平年偏差（等値線）、外向き長波放射(OLR)平年偏差（陰影）、及び 200hPa 波の活動度フラックス（矢印）
等値線間隔は 3×10 6m 2/s。
m2 /s 2hPa

850hPa 気温（第 3.1.5 図(c））はユーラシア大陸の中緯度帯で低温偏差となり、特に中央・東ア
ジアで顕著だった。西シベリアに中心を持つ下層の高気圧性循環偏差の南東側では、北東から南西に等温線を横切るような流れとなった。このため、中央アジアやモンゴルではシベリアの寒気が流入し（第 3.1.10 図）、これらの地域では顕著な低温となった。また、強い寒気移流はシベリア高気圧の強化にも寄与したと考えられる。
第 3.1.8 図 シベリア高気圧の中心付近(40˚N～60˚N、
80˚E～120˚E)の領域平均冬平均海面気圧平年偏差の経
年変化（1979/1980～2011/2012 年の各年の 12～２月平均値）
hPa

対流圏上層では、中国南部（高気圧性循環偏差）から日本の北東（低気圧性循環偏差）にかけて準定常ロスビー波束伝播が見られ、日本付近では、
亜熱帯ジェット気流が南に蛇行し、北風偏差の場

mとなった（第 3.1.7 図）。これに対応して、上空の寒気が日本にしばしば流入し、低温をもたらしたほか、日本海側では大雪となった。

第 3.1.9 図 シベリア高気圧の中心付近(40˚N～60˚N、
80˚E～120˚E)の領域平均海面気圧平年偏差（黒線、左軸）及び西シベリア(50˚N～70˚N、60˚E～90˚E)の 500hPa
高度平年偏差（赤線、右軸）の推移（2011 年 11 月 16日～2012 年３月 15 日）
５日移動平均をかけた値。2011 年 12 月１日～2012 年
２月 29 日の期間における両者の相関係数は 0.60（ 信頼度水準 95%で有意）。

m/s℃

第 3.1.10 図 2011/2012 年冬平均 850hPa 風ベクトル平
年偏差（矢印）及び 850hPa 気温平年値（陰影）48

第 3.1.11 図はユーラシア大陸中部～東部の経た（第 3.1.12 図(a)）。対流圏上層では、西シベリ

度帯で平均した気温と高度の緯度-高度断面であアで明瞭なブロッキング高気圧が発達し、そこかる。中緯度帯の気温は対流圏全体にわたって低温ら大西洋にかけては東西に幅の広い高気圧性循環で、高度は上層で平年より低く、下層で高かった。

偏差が分布した（同図(b)）。

ここまでは冬平均場の特徴について述べた。前

西シベリアのブロッキング高気圧が下層に与え項で述べたとおり、東アジア北部では１月半ば以た影響を評価するため、シベリア高気圧が最も強降、ヨーロッパ東部では１月下旬以降、特に顕著

まった数日前にあたる１月 29 日の 300hPa 面におな低温となったことから、次にこの期間に注目しける準地衡流 近似の渦位(Potential Vorticity:

た解析結果を述べる。

PV)偏差を与えた PV インバージョン解析(Hoskins

１月後半から２月前半にかけては、シベリア高

et al. 1985)を行った。その結果、実況とはやや気圧の勢力が特に強まり、西への拡大も明瞭だっ位置がずれるものの、上空の負の PV 偏差が西シベ
リア付近の下層に高気圧を誘起することが確認された（第 3.1.13 図）。
次に、310K 等温位面（高緯度帯では概ね 300hPa付近に対応）における６時間ごとの PV 分布の推移
から西シベリアのブロッキング高気圧の発達の様子を調べたところ（第 3.1.14 図）、北大西洋中緯度帯で切離した負の PV 偏差域が、ヨーロッパ北部・西シベリアの沿岸域（第 3.1.12 図(b)の東西に伸びた高気圧性循環偏差域に対応）を経由して西シベリアに流入する様子が度々見られた。

˚C

第 3.1.11 図 50˚E～120˚E で平均した 2011/2012 年冬
平均高度平年偏差（等値線）及び気温平年偏差（陰影）の緯度-高度断面図
等値線間隔は 20m。

したがって、顕著な低温となった１月後半から
２月前半にかけての優勢なシベリア高気圧の発達や維持には、大西洋からの負の PV 偏差の断続的な供給が大きく寄与していたと考えられる。

(a)

(b)

第 3.1.13 図 PV インバージョン解析の結果
2012 年１月 29 日の 300hPa 面における準地衡流渦位(PV)偏差を与えたときに強制される 1000hPa 高度偏差（陰影）。陰影の間隔は 100m。等値線は 1000hPa 気温の平年値で、250～275K の範囲を 5K 間隔で表示。

第 3.1.12 図 30 日平均（2012 年１月 16 日～２月 14日）(a)海面気圧、(b)300hPa 流線関数
陰影は平年偏差。等値線は(a)1020hPa 以上を 5hPa 間隔
で、(b)-40×10 6m2/s 以下を 10×10 6m2/s 間隔で表示。

49

（b）２/２ 00Z（a）１/29 00Z

C

B A

E D

（d）２/11 00Z（c）２/５ 12Z

F

C

E

C

第 3.1.14 図 310K 等温位面渦位分布の推移(a)2012 年１月 29 日 00Z、(b)２月２日 00Z、(c)２月５日 12Z、及び(d)２月 11 日 00Z。等値線は実況値で等値線間隔は 1PVU。
陰影は平年偏差で、赤が正偏差、青が負偏差を示す。A は太平
洋、B～F は大西洋から西シベリア付近に流入した負の渦位偏差域。平年偏差が算出されない領域は灰色で覆った。
（℃）

F

PVU

3.1.3

低温をもたらした主な要因（１）亜熱帯ジェット気流の日本付近での南への蛇行

第 3.1.15 図2011/2012 年冬平均海面水温平年偏差2011/2012 年冬の太平洋における海面水温の偏差パターンはラニーニャ現象の傾向 1 を示し（第3.1.15 図）、対流活動は季節を通して海洋大陸（インドネシア多島海）付近で活発だった（第 3.1.7図）。この活発な対流活動は中国南部の対流圏上層(a)で高気 圧性 循環 偏差を も たらし たと 考え られる(Gill 1980)。これらはラニーニャ現象時に現れやすい特徴的な偏差パターンであるため（第 3.1.16
図）、日本付近に寒気をもたらした亜熱帯ジェット気流の南への蛇行にはラニーニャ現象の傾向が影響したと考えられる。

(b)
第 3.1.16 図 冬平均(a)外向き長波放射(OLR)平年偏差、及び(b)200hPa 流線関数平年偏差のラニーニャ年の合成図
合成図は、1984/1985、1988/1989、1995/1996、1998/1999、
1999/2000、2005/2006、及び 2007/2008 年の各年の 12～２月平均値を平均することで求めた。等値線は、(a)-20～ 20W/m 2 の 範 囲 を 4W/m2 間 隔 で 表 示 、 (b)3×10 6m 2/s 間隔で表示。灰色の領域は t 検定により信頼度
水準 95%で有意であることを示す。

1

気象庁では、エルニーニョ監視海域(5˚S～5˚N、150˚W～90˚W)の海面水温の基準値（前年までの 30 年間の各月の平均値）との差の５か月移動平均値が６か月以上続けて-0.5℃以下となった場合をラニーニャ現象と定義している。今回の現象は継続期間が５か月（2011 年
９月～2012 年１月）だったことから、定義上はラニー
ニャ現象としては記録に残らない。

50

周波擾乱が高度を上げる傾向を示しており、平年（２）ユーラシア大陸における寒帯前線ジェットより北偏したストームトラックの活動が高気圧性気流の顕著な蛇行

循環偏差の維持に寄与したことが推測される。

シベリア高気圧の強化と北西への伸張に寄与した、ユーラシア大陸上の寒帯前線ジェット気流に

過去のラニーニャ現象時は、北太平洋東部から沿った波列パターンは、主に北大西洋に起源をた

北大西洋にかけての中緯度帯は帯状に高気圧性循

どることができる。北大西洋の上層では、亜熱帯

環偏差が分布し、また、米国の西海上、米国南東域に低気圧性循環偏差、中緯度域に高気圧性循環部、及びヨーロッパの西海上の３つに偏差の中心偏差が分布した（第 3.1.7 図）。

が位置する傾向がある（第 3.1.16 図(b））。この冬

この冬、北大西洋では寒帯前線ジェット気流のの循環偏差は過去のラニーニャ現象時の典型的な平年の位置に対する北偏傾向が顕著で（第 3.1.17

パターンを示しており（第 3.1.7 図）、北大西洋中図(a)）、対応してストームトラックの位置も平年

緯度帯の高気圧性循環偏差には、ラニーニャ現象と比べて北側に位置した（同図(b)）。高周波擾乱の傾向が影響した可能性がある。

による渦度フラックスの収束発散に伴う 300hPa

南米北部から北大西洋熱帯域では、活発な対流

高度の変化率の平年偏差を見ると（第 3.1.17 図

活動に対応して、対流圏上層に顕著な発散偏差が(c)）、中緯度域の高気圧偏差が位置する領域で高見られた（第 3.1.18 図）。この領域の北側では北

(a)

(c)

(b)

第 3.1.17 図 2011/2012 年冬平均(a)300hPa 東西風速平年偏差、(b)300hPa 高周波擾乱の運動エネルギー平年偏差、及び(c)高周波擾乱による渦度フラックスの収束発散に伴う 300hPa 高度変化率平年偏差
等値線は、(a)平年値を示し西風 20m/s 以上を 10m/s 間隔で表示、(b)平年値を示し 40m 2/s 2 間隔で表示、(c)300hPa
高度偏差を示し間隔は 60m。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。

5m/s

W/m2

x10-6s-1day-1

第 3.1.18 図 2011/2012 年冬平均 200hPa 速度ポテンシ
ャル平年偏差（等値線）、200hPa 発散風平年偏差（矢印）、及び外向き長波放射(OLR)平年偏差（陰影）等値線間隔は 0.5×10 6m 2/s。

第 3.1.19 図 2011/2012 年冬平均 200hPa ロスビー波ソース（陰影）及び 200hPa 流線関数平年偏差（等値線）
等値線間隔は 3×10 6m 2/s。

51

第 3.1.20 図 南大西洋熱帯域（20˚S～赤道、40˚W～
10˚E）で領域平均した冬平均海面水温に対する冬平均
外向き長波放射(OLR)の回帰係数
統計期間は 1979/1980～2010/2011 年。等値線間隔は1W/m 2 で、青実線が正の値、赤点線が負の値を示す。灰色の領域は t 検定により信頼度水準 95%で有意である
ことを示す。

第 3.1.21 図 大西洋熱帯域の海面水温が北半球側西部（緑点線で囲んだ領域：5˚N～20˚N、75˚W～40˚W）で正偏差、南半球側（緑実線で囲んだ領域：20˚S～赤道、
40˚W～ 10˚E） で 負 偏 差 の 年 の 冬 平 均 外 向 き 長 波 放 射(OLR)の合成図
合成年は、1979/1980、1980/1981、1995/1996、1996/1997、2001/2002、及び 2005/2006 年の各年の 12～２月平均値を平均することで求めた。等値線間隔は 2W/m 2。灰色の領域は t 検定により信頼度水準 95%で有意であることを示す。
(c) 50˚E – 120˚E averaged Z and T(a) Z250(b) T850

˚C

第 3.1.22 図 冬平均(a)250hPa 高度平年偏差、(b)850hPa 気温平年偏差、(c)50˚E～120˚E 平均ジオポテンシャル高度（等値線）及び気温（陰影）偏差のラニーニャ年の合成図
合成年は、1984/1985、1988/1989、1995/1996、1998/1999、1999/2000、2005/2006、及び 2007/2008 年の各年の 12～２月平均値を平均することで求めた。等値線は、(a)-50～50m の範囲を 10m 間隔で表示、(b)-1～1℃の範囲を 0.2℃
間隔で表示、(c)5m 間隔で表示。灰色の領域は t 検定により信頼度水準 90%で有意であることを示す。

向きの発散風偏差がカリブ海の東で収束した。ロ

3.1.15 図）。統計的には、南大西洋熱帯域の海面

スビー波ソース(Sardeshmukh and Hoskins 1988)

水温が低いとき（第 3.1.20 図）、あるいは北・南を計算すると、この収束域は主に伸縮項の寄与に

大西洋熱帯域でそれぞれ正・負の双極子的な偏差

より正の値（正の渦度ソース）となった（第 3.1.19

パターンを示すとき（第 3.1.21 図）、南米北部や図）。このことから、南米北部から北大西洋熱帯域

大西洋熱帯域の対流活動が活発となる傾向がある。

における活発な対流活動が、北大西洋亜熱帯域上以上のことから、ラニーニャ現象の傾向や大西層の低気圧性循環偏差の生成に寄与したと考えら

洋熱帯域の SST 偏差が北大西洋における循環偏差れる。

に影響を及ぼし、結果としてユーラシア大陸上の

南米北部から北大西洋熱帯域周辺の活発な対流

波列パターンの起源になったと考えられる。

活動は、過去のラニーニャ現象時にも見ることができる（第 3.1.16 図(a)）。一方、2011/2012 年冬の海面水温は北大西洋熱帯域の北西部で平年より高く、南大西洋熱帯域で顕著に低かった（第

52

(a)

(b)

(c)

˚C

m

第 3.1.23 図 線形傾圧モデル(LBM)による海洋大陸付近の非断熱加熱偏差に対する定常応答
基本場として１月の 1979～2004 年平均値を使用。(a)赤の楕円は非断熱加熱偏差の領域、等値線は基本場の 200hPa
東西風分布（単位:m/s）を示す。(b)250hPa 高度の定常応答。矢印は波の活動度フラックス（単位:m2/s 2）。(c)850hPa
気温の定常応答。(b)及び(c)の定常応答は基本場からの偏差（帯状平均を除去）を表示している。基本場を 12 月
及び２月の平年値としたときも同様の応答が現れる（図略）。

（３）ユーラシア大陸の中緯度帯における低温（４）北極海の海氷

過去のラニーニャ現象時には、ユーラシア大陸

2011/2012 年冬は、北極海、特にバレンツ海との中緯度帯では対流圏の気温や対流圏上層の高度

カラ海付近の海氷面積が 1979～2000 年平均に比が平年より低くなる傾向が見られる（第 3.1.22

べて極めて少ない状況で推移した（第 3.1.24 図）。

図）。この傾向は 2011/2012 年冬にも見られた（第これらの海域で海氷面積が少ないときにユーラシ

3.1.5 図、第 3.1.11 図）。線形傾圧モデル(Linear

ア大陸上で統計的に現れやすい大気循環場のパタ

Baroclinic Model: LBM 、 Watanabe and Kimotoーン（第 3.1.25 図）は、この冬の特徴とよく一致

2000)を用いて海洋大陸付近における非断熱加熱していた（第 3.1.4 図）。最近の研究（Honda et al.

に対する定常応答を調べた結果、ユーラシア大陸

2009; Inoue et al. 2012 等）では、海氷面積のの中緯度帯では下層の気温や対流圏上層の高度が減少がシベリア高気圧を発達させ、東アジア域に負偏差を示し（第 3.1.23 図）、過去のラニーニャ

低温をもたらす傾向があることが指摘されている。

現象時の特徴と一致した。このことから、ラニー

バレンツ海やカラ海周辺の少ない海氷がシベリアニャ現象の傾向がユーラシア大陸の中緯度帯にお高気圧の強化に寄与した可能性がある。

ける低温に寄与した可能性がある。
(a) December 2011(b) January 2012(c) February 2012(d)

第 3.1.24 図 2011/2012 年冬の北極海の海氷分布と海氷面積の推移(a)2011 年 12 月、(b)2012 年１月、及び(c)2012 年２月の海氷分布。ピンク色の線は 1979～2000 年の中央値。黒の十字は北極点を示す。(d)海氷面積の日ごとの推移。各線は、2011/2012 年（水色）、2010/2011 年（ピンク）、2009/2010
年（青）、2008/2009 年（紫）、2006/2007 年（緑点線、過去最小値を記録した年）及び 1979～2000 年平均（灰色）の推移を示す。薄い灰色は±2 標準偏差の範囲を示す。米国雪氷データセンター(NSIDC)ホームページ 2から引用。
2

http://nsidc.org/arcticseaicenews/53

第 3.1.25 図 バレンツ海・カラ海（70˚N～80˚N、45˚E～90˚E（(b)の紫色の枠））で領域平均した冬平均海氷密接度に対する冬平均(a)500hPa 高度、(b)海面気圧、及び(c)850hPa 気温の回帰係数
統計期間は 1979/1980～2010/2011 年。海氷密接度及び各気象要素のトレンドを除去した上で算出。等値線間隔は、(a)5m、(b)0.3hPa、(c)0.2℃。陰影は t 検定により信頼度水準 90%以上で有意となる領域を示す（負値：暖色、正値：寒色）。海氷密接度は COBE-SST のデータを利用。

第 3.1.26 図 2011/2012 年冬のユーラシア大陸の低温をもたらした主な要因の模式図

3.1.4

まとめ

参考文献
Gill, A. E., 1980: Some simple solutions forheat-induced tropical circulation. Quart. J. Roy.
Meteor. Soc. , 106, 447-462.
Honda, M., J. Inoue, and S. Yamane, 2009: Influenceof low Arctic sea-ice minima on anomalously cold
Eurasian winters. Geophys. Res. Lett. , 36, L08707,
doi: 10.1029/2008GL037079.
Hoskins, B. J., M. E. McIntyre, and A. W. Robertson,
1985: On the use and significance of isentropic
potential vorticity maps. Quart. J. Roy. Meteor.
Soc., 111, 877-946.
Inoue, J., M. Hori, and K. Takaya, 2012: The Roleof Barents Sea Ice in the Wintertime Cyclone Trackand Emergence of a Warm-Arctic Cold-Siberian

2011/2012 年冬は、中央・東アジアを中心にユーラシア大陸の中緯度帯では勢力の強いシベリア
高気圧や頻繁な寒気の流入により低温となった。
このような状況をもたらしたと考えられる主な要因を第 3.1.26 図に示す。これらのメカニズムの詳
細はまだ不明なところがあり、さらなる調査・研究が必要である。

54

Anomaly. J. Climate , 25, 2561-2568.
Sardeshmukh, P. D., and B. J. Hoskins, 1988: The
generation of global rotational flow by steadyidealized tropical divergence. J. Atmos. Sci. , 45,
1228-1251.
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. Atmos. Sci.,
58, 608−627.
― , and ―, 2005a: Mechanisms of intraseasonal
amplification of the cold Siberian high. J. Atmos.
Sci., 62, 4423-4440.
― , and ―, 2005b: Geographical dependence of
upper-level blocking formation associated withintraseasonal amplification of the Siberian high.
J. Atmos. Sci. , 62, 4441-4449.
Watanabe,
M.,
and
M.
Kimoto,2000:
Atmospheric-ocean thermal coupling in North
Atlantic: A positive feedback, Quart. J. Roy.
Meteor. Soc., 126, 3343-3369.

55

3.2

2012 年の北・東日本の厳しい残暑開始した 1961 年以降で第１位となり、東日本の旬2012 年夏季は、太平洋高気圧の勢力が日本の東

平均気温は、８月下旬と９月上旬は第２位、９月

海上で強く、本州付近に張り出したため、北日本

中旬は第１位（2011 年とタイ記録）だった（第から西日本では高温となった。高温のピークは、

3.2.1 表）。

７月中旬、７月下旬中頃から８月上旬中頃、及び８月後半から９月中旬に見られた（第 3.2.1 図、第 3.2.2 図）。本節では、上記の３つの高温のピー
クのうち、北日本を中心に厳しい残暑となった８
月後半から９月中旬における北・東日本の気温と大気循環の特徴について報告する。
3.2.1

８月後半～９月中旬の気温

北日本と東日本では８月半ばから９月中旬にかけて晴れて暑い日が多く、気温のかなり高い状態が続いた（第 3.2.1 図）。札幌では、連日高温とな
第 3.2.3 図 1961 年以降の各年の８月３日～９月 18日における札幌の５日移動平均気温（℃）の推移
緑破線は、日平均気温平年値が最も高い日の値を示す。平年値は 1981～2010 年の平均値。青線は全国的に記録的な高温となった 2010 年の推移。

り、日平均気温が平年の盛夏期の気温を上回る状態が続いた（第 3.2.3 図）。北日本の旬平均気温は、８月下旬から９月中旬までの３旬続けて、統計を

第 3.2.1 表 ８月下旬～９月中旬の（上）北日本と（下）
東日本の旬平均気温平年差の記録（℃）
統計開始年は 1961 年。赤字は 2012 年の記録を示す。
括弧内の数字は西暦年を示す。
北日本

第２位

+3.5（2012） +3.1（2010） +1.9（2000）

９月上旬+3.3（2012） +3.1（2010） +2.5（2011）

９月中旬+5.5（2012） +2.0（2000） +1.8（2007）
第１位

第２位

第３位

８月下旬

+2.7（2010） +2.1（2012） +1.7（2000）

９月上旬+2.9（2010） +1.5（2012） +1.5（1961）

９月中旬+3.1（2012） +3.1（2011） +2.3（2003）

第 3.2.2 図 全国の猛暑日（赤色）、真夏日（橙色）、及び日最低気温 25℃以上（青色）の地点数
アメダス地点も含む全 921 地点を対象とする。

56

第３位

８月下旬

東日本

第 3.2.1 図 地域平均気温平年差の５日移動平均時系
列（2012 年７～９月）

第１位

3.2.2付近では渦位の南北勾配が逆転しており、これは８月後半の大気循環の特徴

ロスビー波が砕波していることを示している。ロ

８月中旬から下旬はじめにかけて、ユーラシアoo

大陸の 40 N～60 N 帯の対流圏上層では波列パター

ス ビ ー 波 の 砕 波 と 対 応して 南 下 し た 高 渦 位 域がンが分布した（第 3.2.4 図(a)）。この波列パター

30 oN 帯で西進し、その南側で対流活動が活発化しンは、準定常ロスビー波束の伝播に伴って発現した。８月下旬は、対流圏下層においてフィリピンたと考えられる。下旬には、ユーラシア大陸の波の北東海上における対流活発域と本州付近におけ

束伝播は次第に不明瞭になるが、東アジアでは南る高気圧性循環偏差が明瞭となった（第 3.2.4 図

東向きの波束伝播が明瞭であり、日本の北で高気(d)）。これは、Pacific-Japan(PJ)パターンと呼ば圧性循環偏差、日本の南東海上では低気圧性循環れる、夏季の日本付近に高温をもたらす偏差のパ偏差となった（第 3.2.4 図(b)）。対流圏上層の 350K

ターン(Nitta 1987, Kosaka and Nakamura 2006)

面等温位面渦位を見ると（第 3.2.4 図(c)）、日本に対応している。

(a) 200hPa 流線関数平年差,波活動度フラックス(c) 350K PV, OLR 平年差

2012/08/18 – 2012/08/22(b) 200hPa 流線関数平年差,波活動度フラックス(d) 850hPa 流線関数平年差,波活動度
フラックス

第3.2.4図 ８月後半の大気循環と対流活動(a)2012年8月18～22日平均の200hPa流線関数平年差（等値線、点線：負の値、間隔：5×10 6m 2/s）、OLR平年差（陰影、単位:W/m 2）、及び200hPa波の活動度フラックス（矢印、単位:m 2/s 2）の分布、(b) (a)と同じ、ただし
同年8月21～25日平均 、(c)同年8月18～22日平均の350K等温位面渦位（陰影、単位:PVU）とOLR平年差（紫線、
間隔：20W/m 2、負偏差のみ描画）、(d) (a)と同じ、ただし同年8月20～24日平均の850hPa流線関数平年差（間隔：2.5×10 6m 2/s）と波の活動度フラックス(Takaya and Nakamura 2001)。

57ここで、第 3.2.4 図(c)に示した高渦位域の西進と対流活発域の時間発展を見る（第 3.2.5 図）。８
月中旬後半に、160 oE 付近から高渦位域が西進し、これに数日遅れて対流活発域が西進した。その後、８月下旬前半にかけて、対流活発域は 130 oE 付近
まで西進し、PJ パターンの強化に寄与したと考えられる。高渦位域の侵入と対流活動の活発化との関連については、過去に報告されている。例えば、
Sato et al.(2005)は、中緯度帯における対流圏上
第 3.2.5 図 上層の渦位と対流活動の経度-時間断面等値線は 15 oN～25 oN 平均 OLR 平年差（単位: W/m 2、負偏差のみ描画）、陰影は 25 oN～35 oN 平均 350K 等温位面
渦位（単位:PVU）を示す。等値線間隔は 20W/m 2。

層の寒冷低気圧の南下と南鳥島付近の収束帯に着目し、寒冷低気圧と対応する高渦位域の南下が太平洋西部の熱帯・亜熱帯域における対流活発化と関連する可能性を示している。本事例で見られた(a) SLP anomaly (east of Japan: 30 – 45˚N, 140 – 170˚E)

高渦位域の西進と対流活発化は、彼らの示した結果と整合する。
以上の解析結果より、ユーラシア大陸上におけるロスビー波の波束伝播が、日本付近におけるロ
スビー波の砕波を通して、PJ パターンの強化に寄与し、北・東日本を中心とする高温の一因となった可能性が示唆される。
(b) SLP anomaly (east of Japan: 30 – 45˚N, 140 – 170˚E)

3.2.3

８月下旬～９月中旬の大気循環の特徴

８月下旬から９月中旬にかけては、太平洋高気圧の勢力が日本の東海上で平年より強い状態が続いた（第 3.2.6 図、第 3.2.7 図(a)）。この期間の日本の東海上における太平洋高気圧は、1979 年以降で最も強かった（第 3.2.7 図(b)）。日本付近の第 3.2.7 図 日本の東海上における太平洋高気圧の(a)2012 年の推移と(b)経年変化(a)日本の東海上(30 oN～45 oN、140 oE～170 oE)で領域平均した５日移動平均の海面気圧平年差（単位:hPa） の推移。赤線で囲った期間は 2012 年８月 21 日～９月 20日を表す。(b)同領域で平均した８月 21 日～９月 20 日
平均の海面気圧平年差の経年変化（1979～2012 年）。

対流圏上層では、ジェット気流が大きく北へ蛇行し（第 3.2.8 図）、これに対応して、北日本の北東海上を中心とする明瞭な高気圧性循環偏差が分布(a) SLP (2012)(b) SLP (1981-2010 average)(c) SLP anomaly (2012)

第 3.2.6 図 日本付近の海面気圧（８月 21 日～９月 20 日平均）(a)2012 年、(b)平年、(c)等値線は 2012 年、陰影は平年差（単位:hPa）。等値線間隔は 2hPa。

58

し（第 3.2.9 図）、顕著な負の渦位偏差が見られた（第 3.2.10 図）。日本の東海上の高気圧は上層に

ψ200 & anomaly

循環偏差の中心を持つ等価順圧構造の暖かい高気圧であり、高気圧の軸は対流圏下層から上層に向けてやや北に傾いていた（第 3.2.11 図）。日本の東海上の太平洋高気圧は、対流圏上層の負の渦位
偏 差 に 関 連 し て 強 ま っ た と 考 え ら れ る (Hoskins
et al. 1985)。
対流圏上層では、アジアジェット気流に沿って準定常ロスビー波束が東向きに伝播し、波列パターンが分布した（第 3.2.12 図）。夏季アジアモン
第 3.2.9 図 200hPa 流線関数及び平年差（2012 年８月
21 日～９月 20 日平均）
等値線は流線関数を示し、間隔は 10 6m 2/s。赤（青）色
は高（低）気圧性循環偏差を表す。

スーンに伴う対流活動は、アラビア海、パキスタ
ン 、 イ ン ド 、 及 び ベ ンガル 湾 で 活 発 だ っ た （第3.2.13 図）。統計解析によると、８月下旬から９
月 中 旬 に 上 記 の 領 域 で対流 活 動 が 活 発 な 場 合、PV anomaly (340K)

2012 年と同様に（第 3.2.12 図）、アジアジェットに沿って波列パターンが現れ、日本の北は高気圧
性循環偏差となる傾向がある（第 3.2.14 図）。この波列パターンはシルクロードパターン(Enomoto
et al. 2003; Enomoto 2004; Kosaka et al. 2009)）と類似している。統計解析及び先行研究の結果より、南アジア周辺における活発な対流活動が、ア
ジアジェット気流に沿った準定常ロスビー波束の第 3.2.10 図 対流圏上層の渦位（2012 年８月 21 日～
９月 20 日平均）
等値線は 340K 等温位面渦位を示し、間隔は 1PVU。陰
影は規格化平年差。

東向き伝播を通して日本付近の高気圧の発達に寄与した可能性が考えられる。
2012 年８月下旬と９月中旬は、フィリピンの北東海上で対流活動が活発となった（第 3.2.13 図）。

150E (ψ & T anomaly)

200-hPa wind vector & U200

第 3.2.11 図 150 oE に沿った流線関数平年差及び気温
平年差（2012 年８月 21 日～９月 20 日平均）
等値線は流線関数平年差を示し、間隔は 3×10 6m 2/s。
陰影は気温平年差を表す（単位: oC）。

第 3.2.8 図 200hPa 風ベクトル及び東西風速（2012 年
８月 21 日～９月 20 日平均）
矢印は風ベクトル（単位: m/s）、陰影は 200hPa 東西風
速（単位:m/s）を表す。

59

また、この領域では台風が数個発生し、沖縄付近

Regression of Z200 onto OLR (5 – 35˚N, 50 – 90˚E)や南シナ海へ進んだ。統計解析によると、８月下旬から９月中旬は、フィリピンの北東海上の対流活動に関連して、フィリピンから日本、北太平洋に か け て 波 列 パ タ ー ンが現 れ る 傾 向 が あ る （第3.2.15 図）。このテレコネクションパターンは、
第 3.2.2 項で述べた PJ パターンに対応する(Nitta
1986; 1987)。統計解析及び先行研究の結果から、第 3.2.14 図 南アジアの OLR に回帰した 200hPa 高度（2012 年８月 21 日～９月 20 日平均）
等値線は、南アジア（緑の矩形領域: 5˚N～35˚N、50˚E～90˚E）で領域平均した OLR に回帰した 200hPa 高度を示し、間隔は 5m。灰色陰影は t 検定による信頼度水準
95%で有意な領域。統計期間は 1979～2011 年。

フィリピンの北東海上の活発な対流活動や台風の発生が、北・東日本における太平洋高気圧の強化に寄与した可能性が示唆される。
第 3.2.16 図は、北・東日本に厳しい残暑をもたらした大気循環の特徴と要因の概念図である。

Regression of Z500 onto OLR (10 – 25˚N, 120 – 150˚E)

ψ200 & OLR anomaly , WAF200

第 3.2.15 図 フィリピン北東海上の OLR に回帰した
500hPa 高度（2012 年８月 21 日～９月 20 日平均）
等値線はフィリピン北東海上（紫の矩形領域: 10˚N～
25˚N、120˚E～150˚E）で領域平均した OLR に回帰した
500hPa 高度を示し、間隔は 3m。灰色陰影は t 検定による信頼度水準 95%で有意な領域。統計期間は 1979～
2011 年。

第 3.2.12 図 200hPa 流線関数・波活動度フラックス及び OLR の平年差（2012 年８月 21 日～９月 20 日平均）
等値線は流線関数平年差を示し、間隔は 3×10 6m 2/s。
“A”と”C”はそれぞれ高気圧性循環偏差と低気圧性循環偏差を表す。矢印は波活動度フラックス（単位:m 2/s 2）、陰影は OLR 平年差（単位：W/m 2）を示す。

OLR anomaly

第 3.2.13 図 OLR 平年差（2012 年８月 21 日～９月 20
日平均、単位:W/m 2）
緑と紫の矩形領域は、それぞれ南アジア (5 oN～35 oN、50 oE ～ 90 oE) と フ ィ リ ピ ン の 北 東 海 上 (10 oN ～ 25 oN 、
120 oE～150 oE)の領域を表す。

60

第 3.2.16 図 2012 年８月下旬～９月中旬の北日本・東日
本における高温の要因の概念
図

3.2.4

北海道周辺海域の海面水温

８月下旬から９月中旬にかけて、北海道周辺海域の海面水温は平年と比べてかなり高かった（第3.2.17 図）。北海道周辺海域（第 3.2.17 図に示した白枠）で平均した 2012 年９月中旬の海面水温は22.5 oC で平年より 4.6 oC 高く、2010 年８月下旬の21.4 oC を上回り、1985 年以降の全期間を通じた記録として最も高い旬平均海面水温となった。この海域の海面水温は季節的に８月から９月にかけて
最も高くなるが、９月上旬及び中旬の平均値は、２旬続けて、これまでの旬ごとの記録を更新し、1985 年以降で最も高くなった（第 3.2.2 表、第3.2.18 図）。
このような記録となった要因は、北日本に高温をもたらした太平洋高気圧に覆われた影響で、北海道周辺海域では風による下層の冷たい海水との混合が少なくなり、晴天下の日照を受けて深さ 10
数 m 前後までの海面付近を中心に熱が蓄積されたことが考えられる（第 3.2.19 図）。
第 3.2.2 表 ９月上旬と中旬の北海道周辺海域（第3.2.17 図の白枠）の海面水温（単位: oC）の記録
海面水温
期間
平年差
これまでの記録
（旬平均）
９月上旬

21.8

+3.3

21.1 (2010 年)

９月中旬

22.5

+4.6

20.1 (1999 年)

第 3.2.17 図 ８月下旬、９月上旬及び９月中旬における旬平均海面水温（左列）と平年差（右列）単位は oC。白枠は北海道周辺海域の範囲(40 oN～45 oN、
140 oE～150 oE)を表す。

61

3.2.5

まとめ2012 年の夏季は、日本の東海上で太平洋高気圧
が非常に強まり、北・東日本で厳しい残暑となった。特に、北日本では８月下旬から９月中旬にかけて記録的な高温となった。本節で記述した高温の要因は、これまでの研究や統計解析の結果と整合するが、完全に説明するものではない。他の要因 や 詳 細 な メ カ ニ ズ ムにつ い て は 、 さ ら な る調（年）

査・研究が必要である。
第 3.2.18 図 北海道周辺海域（第 3.2.17 図の白枠）の
旬平均海面水温の経年変化（1985～2012 年）
緑線、青線及び赤線はそれぞれ８月下旬、９月上旬及び９月中旬の値を示す。

参考文献
Enomoto, T., B. J. Hoskins, and Y. Matsuda, 2003:
The formation mechanism of the Bonin high in
August, Quart. J. Roy. Meteor. Soc. , 587, 157-178.
Enomoto, T., 2004: Interannual variability of theBonin high associated with the propagation of
Rossby waves along the Asian jet. J. Meteor. Soc.
Japan, 82, 1019-1034.
Hoskins, B., M. E. McIntyre, and A. W. Robertson,
1985: On the use and significance of isentropic
potential vorticity maps. Quart J. Roy. Meteor.
Soc. , 111, 877-946.
Kosaka, Y., and H. Nakamura, 2006: Structure anddynamics of the summertime Pacific-Japan
teleconnection pattern. Quart. J. Roy. Meteor.
Soc. , 132, 2009-2030.
Kosaka, Y., H. Nakamura, M. Watanabe, and M. Kimoto,2009: Analysis on the dynamics of a wave-liketeleconnection pattern along the summertime Asianjet based on a reanalysis dataset and climate
model simulations. J. Meteor. Soc. Japan , 87,
561–580.
Nitta, T., 1986: Long-term variations of cloudamount in the western Pacific region. J. Meteor.
Soc. Japan, 64, 373-390.
Nitta, T., 1987: Convective activities in thetropical western Pacific and their impact on the
Northern Hemisphere summer circulation. J. Meteor.
Soc. Japan, 65, 373-390.
Sato, N., Sakamoto, K., Takahashi, M., 2005: An air
mass with high potential vorticity preceding theformation of the Marcus Convergence Zone. Geophys.
Res.
Lett.,
32,
L17801.
doi:10.1029/2005GL023572.
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. Atmos. Sci .,58, 608−627.

第 3.2.19 図 北海道周辺海域（第 3.2.17 図の白枠）
における海水温の鉛直構造
北海道周辺海域における 2012 年９月中旬（赤線）と長期平均（黒線、1985～2010 年の平均値）の海水温の鉛直構造。海水温が平年より特に高い範囲（図中の⇔）は海面から 10 数 m に限られており、深さ 50m では長期平均との違いは小さい。

62

3.3

2012 年夏季の米国の高温・少雨

2012 年夏季は、米国の広い範囲で高温・少雨となった。このため、大豆やトウモロコシの生産地帯である米国中西部のコーンベルトで生産量の大インディアナポリス

幅な減少が見込まれ、穀物価格が高騰した（農林水産省 2012 年 12 月「米国の高温・乾燥と食料需
給・価格の動向」1）。本節では、高温・少雨の状
況と関連する大気循環の特徴を述べるとともに、要因の考察を行う。
3.3.1

天候の特徴

米国では３月以降、西部を除く広い範囲で高温

ノーフォークとなる事が多く、５月には中西部で少雨となった。
６月以降も広い範囲で高温・少雨が続き、６月下
第 3.3.1 図 米国中西部の高温・少雨の状況
2012 年６月１日～７月 10 日の平均気温の平年差（上）及び 2012 年６月１日～９月 30 日の降水量平年比（下）旬から７月上旬には中西部を中心にこの高温傾向が顕著となった。７月中旬以降は東部や南部でまとまった降水があり、８月には中西部の東側にも一時的に降水があったが、中西部の西側を中心に雨の少ない状態が９月まで続いた（第 3.3.1 図）。
米国中西部インディアナ州のインディアナポリ
スでは６月下旬以降、日最高気温が 40℃以上となった日も出現し、７月 31 日時点の１月１日以降の積算降水量は平年の約６割だった。中西部の西側に位置するネブラスカ州ノーフォークでも、インディアナポリスと同様に６月下旬から高温となったが、少雨の状態は９月まで続いた（第 3.3.2図）。
この高温・少雨で干ばつが急速に進行し、７月24 日時点の米国干ばつモニター(USDM)では、米国
本土の 63.9%が中程度(D1)～異常(D4)の干ばつとされ、過去 13 年間で最大の面積となった（第 3.3.3
図）。

第 3.3.2 図 インディアナポリス（上）及びノーフォー
ク（下）の降水量と日最高気温
水色は 1 月 1 日～９月 30 日の積算降水量の平年値(mm)、
青色は 2012 年 1 月 1 日～９月 30 日の積算降水量(mm)、緑線は日最高気温の過去 20 年間の平均値（℃）、赤線
は 2012 年の日最高気温(℃)。

コーンベルトでは、高温・乾燥の影響を受けたため、開花・受粉期のトウモロコシや大豆の作柄が著しく悪化し、生産量は大幅な減少の見通しとなったことから穀物の国際価格が高騰する要因となった。

1

http://www.maff.go.jp/j/zyukyu/jki/j_rep/monthly/
201207_1/pdf/2012_1227_usa_drought.pdf

63

3.3.2

高温・少雨をもたらした大気の流れの特徴と要因

米国中央部を中心に少雨の状態が続いた５～９月の 期間 で 平均 した 大 気 の流 れの 様 子を 見る 。
500hPa 高度は太平洋の中緯度帯から米国中央部
にかけて帯状に正偏差となり、グレートプレーン
ズ（米国中央西側付近）には明瞭なリッジが分布した（第 3.3.4 図）。米国中央部付近ではジェット気流が北に蛇行し、高周波擾乱の活動は平年より弱かった（第 3.3.5 図）。対流圏下層では、こ第 3.3.3 図 米国の干ばつ状況（2012 年７月 24 日時点）
米国は中部を中心に、広い範囲で中程度(D1)以上の干ばつとなった（橙色～濃赤色の領域）。米国干ばつ軽減センター(National Drought Mitigation Center)ウェブサ
イト 2より引用。

の時期は大西洋に中心を持つ亜熱帯高気圧の西縁に沿ってメキシコ湾から米国中央部に水蒸気が流入するが、2012 年は流入が平年より少なく、大気は乾燥した（第 3.3.6 図）。これは、メキシコ湾
東部からバハマ諸島付近で積雲対流活動が平年より活発だったことに対応して、メキシコ湾北東部付近を中心に低気圧性循環偏差が分布したことが関係したとみられる（第 3.3.7 図）。
米国中西部を中心に高温・少雨が顕著だった６
月～７月上旬の米国付近の大気循環は、５～９月
平均の特徴をより明瞭に示すとともに、太平洋か
ら北米にかけては定常ロスビー波束の伝播に伴う
波列パターンが見られ、米国中央部は等価順圧構

第 3.3.4 図 500hPa 高度及び平年差（2012 年５～９月
平均）
等値線は 500hPa 高度を示し、間隔は 60m。陰影は平年差を表す。

造の暖かい高気圧に覆われた。
2012 年５～９月の海面水温（第 3.3.8 図）は、
北太平洋では中央部で正偏差となり、これを取り囲むような形でアリューシャン近海から北米の西海上、ハワイ付近及び日付変更線付近の赤道域にかけて負偏差が分布した。このような偏差パター
ンは、北太平洋の海面水温の十年規模変動に現れる最も卓越したパターン (PDO：Pacific Decadal
Oscillation (Mantua at al. 1997))の負の位相に似ている。東部太平洋赤道域の海面水温は正偏差（エルニーニョ現象の傾向）だったが、西部太平
洋熱帯域の対流活動が平年より活発であり、赤道域下層は東風偏差傾向になるなど、大気側はエル

第 3.3.5 図 500hPa 高周波擾乱の単位質量当たりの運
動エネルギー平年値及び平年差（2012 年５～９月平均）
等値線は平年値(m 2/s 2)を示す。陰影は平年差を表す。
高周波擾乱は２～８日周期の成分。

ニーニョ現象時に現れやすい偏差パターンとは反対の傾向だった。北大西洋の海面水温は熱帯域を含めて広く正偏差となった。

2

http://drought.unl.edu/

64

米国の夏季の少雨は北太平洋や北大西洋の海面
水温変動と密接な関連があることが、様々な研究で指摘されている。例えば、Wang et al.(2010)
は、大気モデルを使った海面水温の感度実験により、太平洋の海面水温が負の PDO とラニーニャ現
象時に現れやすい熱帯の海面水温パターンのとき（以下、負の太平洋パターンと呼ぶ）や北大西洋の海面水温が高いとき、対流圏下層ではメキシコ湾を中心とする低気圧性循環偏差が形成され、メキシコ湾から米国中央部に流入する水蒸気量が少
第 3.3.6 図 925hPa 水蒸気フラックス平年差及び比湿平年差（2012 年５～９月平均）
矢印は水蒸気フラックス平年差(kg/kg×m/s)を示す。
陰影は比湿平年差(kg/kg)を表す。

なくなり、少雨をもたらすことを示した。Schubert
et al.(2009)は、複数の大気モデルを使った海面
水温の感度実験により、負の太平洋パターンかつ北大西洋の海面水温が高い場合、米国中央部は高温 ・ 少 雨 傾 向 に な る こ と を 指 摘 し た 。 Ting andWang(1997)や Barlow et al.(2001)は、過去の観測データを用いた統計解析により、負の PDO の海面水温偏差パターンの場合、米国中央部は少雨になりやすいことを示した。これらの研究で示された大気循環の特徴は 2012 年夏季の特徴と似てい
た。
3.3.3

第 3.3.7 図 850hPa 流線関数平年差及び外向き長波放射量(OLR)平年差（2012 年５～９月平均）
等値線は流線関数を示し、間隔は 0.5×10 6m 2/s。"A"と"C"マークはそれぞれ高気圧性循環偏差と低気圧性循
環偏差の中心を表す。陰影は OLR 平年差(W/m 2)を表す。

まとめ2012 年の米国の夏季は、中央部を中心に高温・少雨となった。2011 年の夏季は南部を中心に高温・少雨だったことから、米国は２年続けて夏を中心に高温・少雨に見舞われたことになる。高温・少雨をもたらした大気循環の特徴が明瞭に現れた
６月～７月上旬の特徴を第 3.3.9 図に示す。これまでの様々な研究から、負の PDO に類似した北太平洋 の海 面 水温 と 北 大 西 洋の 高い 海 面水 温が 高
温・少雨に影響した可能性が示唆されるが、さらなる調査研究が必要である。
参考文献
Barlow, M., S. Nigam, and E. H. Berbery, 2001: ENSO,
Pacific decadal variability, and U.S. summertime
precipitation, drought, and stream flow. J.
Climate , 14, 2105-2128.
Mantua, N.J., S.R. Hare, Y. Zhang, J.M. Wallace, andR.C. Francis, 1997: A Pacific interdecadal
climate oscillation with impacts on salmon℃

第 3.3.8 図

海面水温平年差（2012 年５～９月平均）65

production. Bull. Amer. Meteor. Soc. , 78,
1069-1079.
Schubert, S., and Coauthors, 2009: A U.S. CLIVAR
project to assess and compare the responses ofglobal climate models to drought-related SST
forcing patterns: Overview and results. J.
Climate , 22, 5251-5272.
Ting, M., and H. Wang, 1997: Summertime U.S.
precipitation variability and its relation to

太平洋から北米にかけて
偏西風の南北蛇行が大きい

Pacific sea surface temperature. J. Climate, 10,
1853-1873.
Wang, H., S. Schubert, M. Suarez, and R. Koster,
2010: The physical mechanisms by which the leading
patterns of SST variability impact U.S.
precipitation. J. Climate , 23, 1815-1836.

暖かい高気圧

湿った空気の流入が弱い

弱い

活発な積雲対流活動

第 3.3.9 図2012 年６月～７月上旬の平均的な大気の流れの特徴（模式図）

66

亜熱帯高気圧の西への張り出しが弱い