PS 2F2

ミ
て
長期予報研究
グロースベッター
第 1
9巻 第 2号
1
9
8
0年冷夏の循環場の特徴……....・ ・
.
.
…
…
.
.
.
.
・ ・...…荒井
H
H
康………… 1
1
9
8
0年の冷夏時の海況
関根勇八…...・ ・
.
. 8
ーアリューシャン南方海域の海面水温の
H
変動とオホー・ック海方面の気圧場の関連一一
水資源と気候……………...・ ・
.
.
…
…
…
.
.
.
・ ・
.
.
.
・ ・....…今村瑞穂
H
H
H
「気候」という言葉とその内容...・ ・
一
一
.
.
.
・ ・
.
.
.
.
・ ・
.
.
.
…
H
H
H
…・・・…… 2
2
田宮兵衛…………
3
0
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l(紹介)
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巴. 1
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9
8
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g
(長期予報技術の現状)…………...・ ・
.
.
.
.
.
.
・ ・・ ・
…
ー
・
H
H
H
H
田 中 康 夫 … ・ … … ・.
34
H
H
H
H
1981年 6月
L
.F
.グ ル ー プ
•
t
可
H
A隼
海洋と気象…・・・…………...・ ・
.
.
…
.
.
.
・ ・・ ・
.
.
.
.
.
・ ・.....長坂昂
1980年冷夏の循積場の特徴
荒井
康*
1
. まえカtき
1980年 は 8月を中心として. 1
9
0
2年(明治 3
5年). 1
9
0
5年(明治 3
8年). 1
9
1
3年(大正
2年)の三大冷害年以来の異常な低温・か照・多雨に見われ，乙れと対照的に沖縄では記録的な高
温・干ばつの天候となった。乙乙で述べるのは ζ の夏の異常天候をもたらした地上と 500mbの極
l 乙の夏のおよその天候の経過を述べる。
東地域および半球的循環場の特徴で，最初ζ
6月は全国的ζ
l高温・少雨の傾向が強く，沖縄では前月に続いて極端な少雨・多照であった。 6
月末になって寒気が流入すると共ζ
l前線が停滞するようになり，その後 7月中旬ごろまで低温が続
8日から 22日にかけて九州南部から東北地方南部の地域で梅雨明けとなり，関西
いた。 7月 1
関
東の地域では 7月 2
0日-24日の半旬に気温が平年をやや上回った。しかし乙の状態は永続きせず，
7月末から 8月上旬の期聞には半旬平均気温偏差が-60CI乙達する所があり，その後低温はやや弱
まったものの 8月一杯持続し，気温が平年以上に回復したのは 9月に入ってからであった。一方，沖
縄では 7月に続いて 8月も高温と干ばつが続いた。
乙のように持続的な異常天候は当然，大規模で時間スケールの大きな場と関連があるので，以下
では半旬および月平均場について検討を行った。用いた平年値は，特に乙とわらない限り. 1950
年 -1979年の 3
0年聞の資料によって求めた値である。
2
.
東西指数
0
0
0
0
90
1
7
0
E)の 4
0
6
0
N の帯状平均高度の差で定義した東西指数の平年偏差と気温
極東域 (
9
8
0年の暖候期の半旬指数偏差と
平年偏差の聞には正相聞があるととが知られている。そ乙で. 1
宮古の半旬気温偏差の変化を第 1図に示した。
ζ
の図で顕著なのは. 6月の高指数・高温が 7月ζ
l
低指数・低温に転じ. 8月末まで続いているととと. 7月末から 8月初めの低温が極めて異常だっ
たととである。
* 気象庁長期予報課
150
6
'司令
z
-
民凶白
4nu
50
o
-2，
園
、
-
-50
.
.
.
J
~
n
-4-
Z
o -100
N
-6
-150
-8
-200
2 12 22 2
JUN
JUL
第 1図
↓同玄可 mzhF4C3m
(E)
100
12 22
11 21
AUG
31
10 20 30
SEP
1
9
8
0年の暖候期の宮古の半旬平均気温偏差(実録〉と印Ombの極東城東西
9
4
1
1
9
7
0年の資料による平滑値
指数偏差(破録)の経過，気温の平年値は 1
3
. 地上の循環場
第 2図の 8月の月平均地上天気図にみられる
ように， +7mb の偏差を持つ高気圧がオホー
ツク海にあり，極にはー 5mbの低圧部がある。
また，大平洋高気圧の日本方面への張り出しが
弱く，負偏差域が関東の南海上から東に連なっ
ており，前線帯が日本付近に停滞し易かった ζ
とが示されている。その他，印度北部の低気圧
はほぼ平年並の強さで， グリーンランドの高気
圧が強く，大西洋の高気圧が弱かった ζ とが目
立っている。
乙乙でオホーツク海高気圧が如何に強かった
第 2図
かについて検討してみる。すでに調べられてい
1
9
8
0年 8月の月平均地上天気風
c
4mb
等圧線と等偏差線の間隔は共 I
，
。
u
る乙とであるが
8月のオホーツク海高気圧の出現日数は 2
1日で，乙れは 1
9
0
2年 の 1位とタイの
記録である。いまオホーツク海高気圧の強さを表わす指数としてこの領域
(
5
0.60 N
.1
4
0
0
0
0
-
1
6
0OE) の 6地点の月平均気圧偏差の平均値を用いると. 8月のこの指数の値は +
6
.
1mb
で，乙れ
は標準偏差の
3
.
1倍で. 1
9
5
0年**以来の正の記録である。オホーツク海高気圧とそれに伴った低
温をみるために.
1
8
8
3年以後で宮古の月平均気温が最も低かった 4年について，気温偏差と気圧偏
差などをまとめたのが第 1表である。昨年の宮古の低混は先にあげた 3大凶作年の低温記録を破っ
ており，根室の気圧は第 2位の高圧である。根室の気圧は第 2位の高圧で.
れほど大きな値ではなく.
1
9
0
2年と 1
9
0
5年はそ
1
9
1
3年は負である. 東京の気圧は 1
9
1
3年を除いて特に低圧にはなっ
ていない。乙のととを反映して，東京一根室の気圧差は昨年は負の第 2位で，他の 3年は大きな負
にはなっていない。との
第1
表
年
差が第
号
4年の状況と比較するために，根室の気圧偏差が第 l位の 1
9
3
8年と気圧
1
8
回 1
9
8
0年聞に起とった 8月の月平均偏差の記録的な値，宮古
の気温偏差第 1から第 4位，根室の気圧偏差第 1位，東京一根室気
圧差〈平年偏差)第 1位，平年値は上記の 9
8年間の平均値
O
c
) 根室気圧偏差伽b
気温偏差 (
) 東京気圧偏差 (
m
b
) 気圧差(ロlb)
1902
3
.
9
2
.
5
1
.3
1
.2
1905
1913
4
.
1
1
.7
一0
.
1
1
.8
3
.
2
1
.7
3
.
5
-1.8
1980
4
.
3
4
.
1
0
.
1
4
.
2
1938
1
.6
5
.
1
2
.
6
2
.
5
1890
0
.
2
1
.8
3
.
8
5
.
6
l位の 1
8
9
0年の値を第 1表の下段に示した。 1
9
3
8年は根室と共に東京の気圧差も正でか
なり大きい。乙の年は日本付近の天気図が利用できるので，乙れを見ると太平洋高気圧が北偏して
発達しており，乙れに対応して宮古の気温もかなり高くなっている。気圧差が
1
8
9
0年に大きいの
は東京の気圧がかなり低い乙とが効いており，とれは日本の南方で台風の活動が強かったためと思
われる。以上述べた事実から.
1
9
8
0年 8月はオホーツク海高気圧が観測開始以来の第 1位の強さで，
i強かった ζ とが推定される。
いわゆる“やませ"も記録的ζ
3
. 5
0
0mbの循環場
1
9
8
0年 8月の月平均 5
0
0mb天気図(第 3図)では，レナ川付近に発達したリ・ソジがあり，日本
付近のトラフがかなり顕著で，偏西風の分流を伴う典型的ブロザキングが形成されている。高緯度
では，極の低気圧が発達しており，北海とデーピス海峡付近にリ叩ジが，アラスカにトラフがあっ
**北半球の各格子点の月平均地上気圧は
1
9
5
0年以後の値がテープ I
L収められている。
-3-
でほぼ 3波数型循環となっている。しかし 6
0明
の波数 3の波の振幅は平年と同じで，特に発達
してはいなかった。
レナ川付近の準定常的なブロ・ソキング高気圧
が何時どろから形成されたかをみるために，
6
0oN1
1
:
沿
う 2
5日平均 500mb高度〈帯状平均
からの差〉およびその平年偏差の連続図を第 4
図に示した。
ζ
の図は各半旬毎ζ
l計算した値を
用いて作ったもので，破線はリ・ソジの中心を表
0E
わし，平年ではリッジは 1
2
0
付近にある。図に
3ぴE付近にリッジが形成され
見られるように， 1
第 3図
6月 2
0日
たのは 7月 2日を中心とする期間 (
7月 1
4日)で，約 1カ月間ほぼ同じ位置にあり
1
0
0
0年8月の月平均地上天気図，等
圧線と等偏差線の間隔は共1C4mb
JUN
7
・
•••••••••••
••
••••
17
••
27
JU?
L
17
27
16
26
sEP
s
25
G
110
120
.
.
.
・
・
・
..
一
・
.
130
140
150
0・
110
LONGITUDE
第 4図
•••• • •
'
..
・
15
120
130
140
150
(OE)
1
9
8
0年の暖候期の 6
00NI
C沿う 2
5日平均 500mb高度(待状平均からの差，左図)
0mで，等値線の間隔は 20m
とその平年偏差(右図)の連続図，単位は 1
-4-
その後 8月 1日から
8月 2
1日かけて 1
1
0 E付近まで西進している。もっとも. 8月 1
1日にリッ
0
ジが一時わずかに弱まった期聞があるので.
1
1
00Eのリッジの発達は不連続であったようにもみえ
る。偏差図でも高度場と全く同様な変化がみられ.
1
3
0~のリッジが平年 iζ 比べて最も強かったの
は 8月 1日を中心とする期間 (
7月 2
0日-8月 1
4日〉であった。
第 4図と同様な図を
4
0 N について示したのが第 5図である。図(左〉にみられるように. 1
3
0・
E
0
付近のトラフは 6月初めから発達し. 7月 2
7日からわずかに弱まりながら西進し. 8月中旬から 9
月にかけて
1
2
50E付近でほぼ停滞している。 7月下旬から 8月上旬にかけての 4
00Nのトラフと
6
0 Nのリッジの弱まりと西進はほぼ対応しており，両者の変化には相互作用があると考えられる。
0
7日を中心、とする期間で，
偏差の連続図では，平年に比べてトラフが最も発達したのは 7月 2
乙
れも 6
00Nのリッジの最もよく発達した期間とほぼ一致しており，宮古の気温が最も低かったのも
乙の頃である。以上の事実から.
8月の低温は南北で逆位相のプロッキングの発達に伴う ζ とは明
りょうである。
，
JUN
17
27
JUL
T
17
16
-4﹁ 内U
26
SEP
.
s
•
15
今
，
、
、
s
25
110
120 130 140
1
50 1
1O
' 120 130 "0 150
LONGITUDE
( 0
E }
第5
図 第 4図と同じ，但し 4
00Nの連続図で破線はトラフの位置
-5-
4
. 超長波の振舞
一般に，持続性の大きいプロッキングと準定常波は関係があると考えられるので，波数分析を行っ
980年 8月には波数 2の波が異常であったととが知られた。乙の乙とを示
て検討した。その結果. 1
すために
600 と 4
00N の 8月の月平均披の振幅を位相角平年偏差の関数として第 6図にプロット
0年平均高度から計算したものである。
した。乙の場合の位相角平年値は 1950-1979年の 3
600Nでは. 1980年の振幅はほぼ平年並で
生
届
・
-.
. 亘
.
.
.
.
.
・
'
畠
..
.
.
.
...
..
.
・
. •
8
コ﹂
目﹂且玄4
の相対関係である。そ乙で第 7図に，乙れらの
980年の波の分布(実録)と 3
0
緯度の 8月の 1
・.
. ..
..
.
.
・
.
.
. . ・.
• 1
.
O
60。
と 400Nの波について問題となるのはそ
E司
t
g
ω
0N
ので，その平年値の意味は 6
0
I
ζ 比べてうすれ
980年は平年とほぼ逆位相である。
るが. 1
1980
F
徴である。乙の緯度では位相角の変動が大きい
凶Q
最大値で，乙の波が特ζ
l発達していた ζ とが特
︻
0N
40
では. 1
980年の振幅は考えている期間の
EO-}
ほぼ逆位相であったのが特徴である。一方，
642021
特に発達はしていなかったが，位相角が平年と
-180
-120
-60
0
60
120
PHASE ANOMALY 【oEG)
180
第 6図 8月の波数 2の月平均波の振幅 (m)と
位相角平年偏差 (deg)の関係，上が
0
0
6
0
N
.下が 4
0
Nの波. 1950-1980
年平均高度から求めた波の分布(平年の分布，点
線〉を示した。
1980年の分布と平年の分布がほ
ぼ逆であるのは第 6図で述べた乙とから明らかで
40
あるが，乙乙で特に顧著なのは 1
3
00E付近の 60。
と4
00Nで逆のパターンとなっており，乙の波が
E -20
極東のプロッキングとよく対応していたととで
・内
内u
ある。
u
との乙とを数値的に示すと次のようになる。す
4
Z
F
﹂ Z 曲 目 凶
'h
司‘
•
なわち，第 7図においである経度の実線と点線の
-20
差をとると，
-40
o
第 7図
60E
120E
180
120W 6
0W
0
LONGITUDE
1
9
8
0年の波数 2の月平均波の分布(実
，下が 4
00N， 破線は
線)，上が印。 N
1
9日-1979年の 3
0年平均高度から
求めた波の分布
ζ
れは波数 2の波がその経度の高度
平年偏差に寄与する部分になるので，両者を比較
0
すればよい。 1
980年 8月の場合には， 60
N，
0Eにおけるこの差は +59m
1
3
0
で，乙れはとの地
0
0
N，
点の高度偏差 +87mの 6896に相当し. 4
1
3ぴEにおける差ー 27mは高度偏差 -34mの 8096
に相当する。この乙とから， 8月のフーロッキンク"のかなりの部分が，波数 2の波の異常な振舞によっ
-6-
0Wでも 1
て説明できる乙とになる。なお，第 7図では 6
0
3
ぴE と同様な分布を示しており， 乙れに
対応してデービス海峡付近に発達したリッジが形成されている(第 3図参照)。
5
.
むすび
以上は解析した結果の主なものについて述べたもので. 1
9
8
0年 8月 の 異 常 低 温 と 極 東 域 の プ
ロッキングの特徴は次のようにまとめられよう。
(
1
) オホーツク海高気圧は明治以来最も強かった
ζ
とが推定された。
(
2
) 500mb面の低指数循環は 1
9
5
0年以後最も強く， レナ川付近でリッジが異常に発達して顕
著なプロッキングが持続した。
(
3
) 乙のリッジと日本付近のトラフの最盛期は一致しており，持続的なブロッキングは 7月末か
ら 8月初めに最も発達した。
(
4
) 極東域のブロッキングは 6
00 と 4
00Nの波数 2の準定常波の異常な位置と関連していた。
夏季に超長波と関連して異常気象が生じる例が示されたととからいっても，超長波の維持される
機構を解明する乙とが長期予報の発展にとって重要である。同時に，超長波の総観的解析を多くの
例について行う乙とも必要である。まえがきで述べたように，昨夏は梅雨が明けてから高温であっ
たのはわずかの期間で，
ζ
の年の梅雨あけは決められなかったとの考えもあり，乙れについても検
討すべき問題が今後に残されている。
-7-
1980年 の 冷 夏 時 の 海 況
ーアリューシャン南方海域の海面水温の変動と
オホーック海方面の気圧場の関連ー
関根勇八*
~
1
. はじめに
1
9
8
0年の夏は典型的な第一種型冷夏であった。例年ならとれからが夏本番という 7月末になっ
て再びオホー叩ク海高気圧が強まり，本州を横断していた前線帯に沿う悪天の影響も加わって，特
lζ8月は北日本から西日本に及ぶ各地で乙れまでの低温記録を塗り替えるといった大冷夏となった。
月平均気圧分布図で見ると. 8月のオホー・ック海高気圧は1， 0
1
7mbを示し，平年より 6mbt
>
高
1日で，とれは，明治
かった.また，毎日の天気図上で見ると，オホー叩ク海高気圧の出現日数は 2
3
5年と並ぶ l位タイの記録との乙とであった。
当然の ζ とながら，上層天気図でみると沿海州方面では気圧の尾根が卓越しており，月平均 5
0
0
mb高度偏差は乙の方面で 7月は +50m.8月は +100m
を示した。と同時に，乙の両月ともベーリ
ング海からアリューシャン南方にかけての気圧の谷が例年より深まっていたのが特徴的である。
一方，目を上空の大気から北太平洋域の海況に転じてみると，春以来乙の方面の海面は例年より
低い状態が目立っていた。海面水温の変化はかなり緩慢であるし.極めて特徴的な分布であったの
で，その後の気圧ノ fターン ζ
l何らかの影響を及ぼしたかも知れないと思い，両者の関係を調査した
のがこの小文である。
長期予報にとって直接利用できるような因果関係までは得られなかったが，夏季 Kはアリューシャ
ンからその南方域にかけては. 500mb高度場と海面水温のあいだに明瞭な正相闘が認められる乙
とに関連して若干考察を加えてみたい。
海洋まで加味した大気大循環の力学モヂルでは，海面上すべての海域からの水蒸気と熱の輸送が
問題になるが，気圧バターンへの海洋の影響を総観的にみていくためには，関係のよい特定海域を
抽出し両者のあいだの関連を究明していくという努力が，当面は必要であろう。
~
2
. 1
9
8
0年の北西太平洋域における海面水温分布の特徴
(
1
) アリューシャン南方一帯の低水温域の持続
1
9
7
9年 1
2月から 8
0年 1月にかけては日本各地は暖冬で経過したが. 2月に入ると一変してき
びしい寒さとなり，日本海側では大雪ζ
l見舞われた。
*
気象庁海上気象課
-8一
1
鈍均年 3月
-9-
1
9
8
0年 6月
'..~
.
.
¥J
、
，
何
'
第 l図つづき
-10一
乙の 2月の寒波は. 500mb天気図上でみると，シベリア中部とカナダ付近の優勢な気圧の屋根，
北太平洋一帯の幅の広い低圧部という形で起 ζ ったものである。
乙のようなパターンであったため，日本付近からアリューシャン南方海域にかけては寒気がはい
りやすく，しかも荒天のため海水がかくはんされて，海面水温はかなり低くなったと思われる.
アリューシャンからその南方域にかけての上層の低圧傾向は 5月まで続き
6月になってようや
くこの方面は高度正偏差域に変わった。
第 l図は気象庁全国海況旬報から転載した 1
9
8
0年 3-8月の月平均海面水温偏差図であるが
C，広い範囲 l
乙Eって海面水温の負偏差域が存在
アリューシャン南方海域では 4-5月ごろを中心 I
していた。
しかも，との方面の 500mb等正面高度が正偏差に転じた 6月にも，海面水温はなお低く，乙の
ような状態は 7月も続いた。
8月はそれまでと様子が変わり. 1
7
0o
E-180 0 • 4
00- 5
0oN内の海域の平均海面水温につい
てみると，ほぼ半年振りで正偏差になった。ただ，乙れは経度 1
8
00 以西についての状況であって
第 2図に示したさらに広域の海面水温偏差分布図によると . 8月も 1
8
00-1700W.400-500N内
O
c
の海域を中心に平年より 1 以上も低温であった。
第 2図
1
9
8
0年 8月の北太平洋域の海面水温偏差図
(NOAAの F
i
s
h
i
n
gI
n
f
o
r
m
a
t
i
o
nによる)
(
2
)
中緯度帯の太平洋域の海面水温の状況
500mb高度偏差図で見ると. 3-5月は極東域から太平洋域にかけてのほぼ 4
00N 以南は正偏
差域におおわれていた。乙の方面はいわゆる亜熱帯高圧帯の支配下にあって好天が持続した地域で
ある。乙れに対応して第 1図中の 3-5月の乙の方面の緯度帯の海面水温はおおむね正偏差になっ
ていた.
17~・1
第 3図
海面水温と切 Omb等圧面高度との同時相関分布図
-12ー
第 3図つづき
a
唱
q
a
第 3図つづき
-14-
1
1月
/白 o
'
.
<
i
'
;
f
J
ユ
f
gE t.F
第
3図つづき
-15-
-16-
6月は. 500mb面の高度正偏差域は 5
00N まで北上し，日本の東海上の海面水温偏差のプラス
の状態はさらに強まった。
7月さらに 8月と，極東域の上層における低指数型循環が強まるにつれて，中緯度方面の海面水
温の正偏差域はしだいに南下し.
8月は 3
00N以南に見られるだけとなった。
(
3
) 8月の日本海から三陸沖にかけての冷水域
地上天気図によると，オホー・ック海高気圧は 7月に続いて 8月も極めて優勢であったが，もうひ
とつの特徴は，日本海南部から本州中部を横断して東海上にのびる前線帯の停滞と，その上を相つ
いで低気圧が通過した乙とである。乙のため，その前線帯近傍とその北側では悪天が続いて海面水
温は上昇せず，加えて低気圧の通過によって海水がかくはんされ，日本海から三陸沖にかけて顕著
な冷水域が出現したものとみられる。
C
. 低気圧がその付近を相ついで通ったために冷夏となった例としては. 1
9
0
5年(明治
盛夏季 I
3
8年〕が挙げられるが，極端な大冷夏年には，オホー叩ク海高気圧の出現だけでなく，前線帯近傍
の悪天の影響も加わっているようである。
~
第
3
.
北西太平洋域の海面水温と 500mb等圧面高度との相関
1図の海面水温偏差図の元の資料が，海域によっては 3
0カ年以上に亘って集積されている。
0度ごとに求めて図示し
そ乙で，乙の資料と 500mb面高度との同時相関を各月について緯経度 1
たのが第 3図である。オホー叩ク海と日本海方面については統計年数が少ないが.その他の大部分
は2
0カ年以上である。相関係数が 0
.
5以上，本州東方海上や南方海上などの統計年数の長い領域に
.
45以上で有意な関係があるとみられる。図ζ
lは 0
.
40以上の領域に斜線を施しである。
あっては 0
乙れらの図から，まず自につくのは，中緯度帯での正相関域である。との傾向は.
月 .9-11 月などによく表われている。乙れは .1980 年の場合の~
2月. 4-7
2の(
2
)で述べた乙とに相当する
ものであろう。
ととろで，乙れらの各月の関係を見ていて気につくもうひとつの特徴は，アリューシャン南方の
正相関域である。乙れは
4月や 1
1月にも多少見られるが，との小文の主題にも関連する夏季の 7
-8月には，組織的にしかも大規模な正相関域として認められる。
~
2の (
1
)で示したように .1980年の場合は ζ のアリューシャン南方の正相関域付近一帯が顕著な
冷水域となっていた.乙のような乙とから，海面水温と上層高度場の関係を調査するに際して，乙
e
n
s
i
t
iv
ea
r
聞
の領域が注目に値するいわば s
のひとつではないかと考えてみたわけである。
では，乙の領域はどのような意味をもっている場所なのであろうか。
~
4
. 平均場の谷に当たっているアリューシャン付近
，
巧
8ぴ以西について作られたものであるが，その図の 7-8月に見ら
第 3図 は 資 料 の 都 合 で 経 度 1
れるアリューシャンからその南方にかけこの正の高相関域は，さらに東方に広がっているのかも知
れない。それはそれとして，乙の方面の領域が上層の気圧場でみたときにどのような場所になって
いるかをみてみよう。
第 4図は平年における 500mb高度場の季節変化の一部を見るために. 2
. 4. 6月の月平均図
を示したものである。
冬の 2月頃は，オホー・ック海西部に中心を持つ低気圧から日本付近にかけては顕著な谷となって
いる。 4月には，中緯度帯では日本付近の谷が 2月とほぼ同様に見られるが. 50-600N の高緯
度帯ではオホ-'"ク海東部からベーリング海にかけて広く谷場となってくる。
さらに 6月には梅雨型気圧配置に対応して，中緯度帯では日本付近で西谷型となり，高緯度帯で
はシベリア東部から沿海州にかけての屋根が目立ってくる。乙の高緯度帯の屋根の両側には900 付近に谷が存在している。
0 E付近と経度 1
100
8
0
ζ れらの谷のうち後者はベーリング海中部に
孤立した低気圧を伴いアリューシャン南方まで延びるものである。
7-8月の盛夏季には，沿海州の屋根は弱まり，アリューシャン方面の南北にのびる谷も 6月よ
りは弱まるが，高緯度では大勢としてとの状態が変わらない。
~
3で注目した高相関域は，実は夏季に平均場の谷となっている領域なのである。との谷が発達
している年には，
ζ の付近の低気圧活動が活発であり，悪天のための海水温上昇の抑制と海水のか
くはんなどの影響で海面水温は低くなるのは当然であろう。逆に，冷水域が存在しているときには
低気圧通過後に侵入する下層寒気の温暖化がにぷく，上層の気圧の谷の衰弱をおくらせるととが考
えられる。いずれにしても，同時的には乙の平均的な谷の近傍では，海面水温と上層高度場の聞に
は正の関係が期待される。
夏季に，上層のベーリング海から南にのびる経度 1
8
00付近の気圧の谷が深まれば，その西側の沿海
州の尾根は優勢となり，日本付近では地上天気
・
図l
ζ 見られる北高型が強化されることになろう。.，0
AP
R
.
M
A
V
r
ー
『
、
、
第 5図は，上層の平均場の谷や尾根の動向が，
その後の大規模な循環場に影響を及ぼす一例と
して示したものである。
ζ れは.
6月の 600N
以北の平均の 500mb高度を対象として，乙れ
と 4月と 5月の各格子点の 500mb 高度との相
聞を調べ，両月分をいっしょにして模図式に表
わしたものである。英字の大文字は正相関域小
文字は負相関域を，添字の 4
. 5はそれぞれ 4
第 5図
月. 5月を示しである。また，等高度線は両月
の平均 500mb 高度であり，総合した高相関域
一18-
4-5月の各地の 500mb高度と 6月の北半
球の極地域の 500mb高度との高相関場
点線:負相関域¥
斜線域:正相関域/
のうち正相関域を斜線域で，負相関域を点線域で示したものである。
とれによると，平均場に表われている谷や尾根が例年より発達しているような場合には，空気量
の南北交換が活発化し. 1-2カ月後に高緯度帯から極方面にかけての空気量が増大する
ζ
とがわ
かる。具体的に述べると，アリューシャンからその南方にかけての平均場の谷が深まるような年に
は.カナダからアラスカにかけての尾根も強まるのであるが，乙のような年にはその後極方面の
高度場が強化され，低指数型循環が出現しやすくなるわけである。
l見られる高度場同志の高相関域がともに
前述の海面水温と 500mb高度との高相関域，第 5図ζ
アリューシャンからその南方海域にかけて存在しているととろからみると，季節予報などで基本場
l注目する必要があると恩われるのである。
を考える際には，まず以って平均場での谷や尾根の動静ζ
~
5
. アリューシャン南方海域の海況の変化
夏季のアリューシャン付近の平均場の谷の強さと関係を持ち，ひいては沿海州
オホー叩ク海の
尾根の発達具合とも関連を持つアリューシャン南方海域の海況について，その持続性や年による違
い，さらにはその後の循環場との関連などについて.いくつか気付いた点を述べ、てみたい。
第 6図はアリューシャン南方海域として仮りに 50-400N. 1
7
00E-180。内の緯・経度 5度の
9地点平均の海面水温偏差を求め. 6-8月中のいずれかの月でー 0
.
50C 以下の値を示した年につ
いて. 3-8月の 4
2
.
50N線に沿う海面水温の状況をみたものである。 4
2
.
50Nという緯度帯は第
1図の 1
9
8
0年の海況で負偏差値のもっとも大きかったと乙ろである。
乙れらの図から，以下のような ζ とが指摘できそうである。
(
1
) 海面水温の低温状態の持続
乙乙で対象とした 1
2カ年についてみると，いちど平年より低い状態が現われると，強弱の変化は
あるが，少なくとも数か月は持続する傾向がある o 1
9
8
0年の 2-8月聞の変動の様子については.
~ 2の(
1
)に述べたように，その海域では半年以上 I
C
i
3"って低海面水温が続いた。近年の冷夏年であ
る1
9
7
4
.7
6年などの場合も. 8
0年の場合と同様に 160-1700Eの海域で低温が続いたととが特
徴的である。
ただ，低温状態は持続性があるといっても，乙れは第 6図に示した各年を対象にした話であっ
て，乙れら以外の年については，まだ当たっていない。
(
2
) 乙の海域の海面水温の長期傾向
第 6図に挙げた各年は，飛び飛びになっており，また 1
9
6
4
.6
5
.7
4
.7
昨などの冷夏時には，
気象的要因によって急に顧著な冷水域が出現しているので，かなり主観的な見方かも知れないが，
1
9
7
0年代後半についてみると，近年はしだいに乙の方面の海域の水温が低下してきているように
思われる。
1
9
5
6年以降の全部の年についてみると，乙の海域の暖候期の海面水温は 1
9
5
0年代と 7
0年代が
-19-
低く， 6
0年代は高温の年が多い傾向にある。
団代 (n 気象 11 1980年 7月号〉によると. 7月のオホー
η
ク海高気圧 (
500N.1
5
00E 地点の月
950年代と 7
0年代はともに 1
0か年中 7年であるのに反
平均気圧)が平年より高かった年数は. 1
し. 6
0年代には 3か年のみで，オホーりク海高気圧の勢力は比較的弱い年が多かったとのことで
ある。
ζ のふたつの事実を考え併せると，両者は相互に関連し合っているものと考えられる。
(
3
) アリューシャン南方海域の冷水域とその後の極東域の気圧パターン
前述のように，海面水温に持続性があるととからみると，乙の海域が低温の場合は，その月のみ
でなくその後の上層の気圧ノ fターンにも若干影響するのではないかと考えられる。
I発達するホ恭一吋
乙乙では，アリューシャン方面の上層の平均場の谷の深まりに対応して同時的ζ
ク海西部の尾根の動向を簡単に表わす目安として，極東域における東西指数の状態をみていくとと
にする。
第 6図中の 1
6
00E-1800 付近の偏差値線に沿った太線は，その翌月に極東域で低指数型循環を
示した場合を示したものである。北海道付近まで一様に冷水域が広がっている場合や
5月以前に
ついては何ともいえないが， 6月以降については，冷水域が存在している翌月は低指数型の循環場
となっている
ζ
とが比較的多いようである。
9
7
4
.7
6
. 80年などには，注目している海域の海面水温が 6月以降は特に低く
冷夏年であった 1
なり，北高型の循環が持続したのであろう。
1960
1958
ゐ
E
・
1
7
0
'
・180'
150'1 0・
E
1977
第 6図
1978
1979
アリューシャン南方海域の海面水温が低い年の海面水温の状況
-20-
~
6
. おわりに
長期予報の立場からは，明治凶冷群以来その原因の究明のために，海況の重要性が数多く指摘さ
れてきた。
しかし，力学的予報モデルに全海面上の資料を利用する場合は別として，総観的な長期予報への
海況資料の利用は必らずしも十分とはいえない状況にある。
気圧配置別の気温と海面水温の関係は，福田 (8季節予報の研究ヘ中央気象台震報 .
1
9
5
0年)に
よると，
1)中緯度高気圧が発達する場合は，海面水温のいかんにかかわらず気温が高い。
2
) 北東気流が卓越するときは海況の影響を大きくうけ，水温が低いほど気温も低下する。
3) その他の気圧配置のときは，気温と海面水温はだいたい平行して変化する。
となっている。
三陸地方には
n 飢鐙は海から来る'という僅言が伝わっているが，これは
2
)
の場合に該当する
ものであろう.ただ，海況と気象要素との関係、は，前記のように，やや複雑なので，一対ーの対応
は掴めない乙とが多い。
乙れに対して. J
.N
a
m
i
a
s
.J
.B
j
e
r
k
n
e
s
.R
.R
a
t
c
l
i
f
f
e等の多くの研究からもわかるように，或
る特定海域の海面水温の変動がその後の気圧配置に影響してくるという考え方は興味がある。日本
の最近の研究では，三陸はるか沖合いの海況が翌月の日本付近の上層の循環場に関係する(島村，
1
9
7
9年)という調査があるが，乙れも特定海域ζ
i着眼しているものである。
一般に，海面水温と気圧分布は互に関連し合っているので，どちらが主原因であるかわからない
乙とが多い。長期間の大気の状態は，ゆるやかに変化する海面水温に支配されているという調査結
果もあり，さらに検討を進めていく乙とが必要であろう。
前述したアリューシャン南方海域の海況などは夏の上層循環場に対して同時的な，またある程度
は前兆としての役割りを果している可能性があり，注目に値する特定海域と恩われる。
なお，乙の種の特定海域を調べ上げていくためには，さらに広域の，できれば全海洋上の資料が
必要となるが .
1
9
6
1年以降について各国の協力の下に行われている nWMO海洋気候概要'が役立
っととであろう。
乙の小文をまとめるに際して，気象庁海洋課の長坂主任技術専門官他の方々には海面水温の資
lは蒐大な資料の計算面でど協力をいただいた。
料について，さらに気象庁長期予報課の田中調査官ζ
記して謝意を表するものである。
EA
唱
。L
水資源と気候
今村瑞穂*
1.まえがき
人類の歴史は水辺に沿ってめばえ発展してきたと言っても過言ではない。乙の乙とは，水の流れ
が人聞の社会経済活動を主導してきたというととができる。我固における稲作農耕文明も夏期の高
温多湿な気候のもとで形成されてきた。つまり，とれまでは，気候そのものが水資源の利用形態を
創造してきたと言うととができる。
しかしながら，人閣の社会経済活動が拡大し，河川の自然流況のみでは，必要とする水の需要量
に対応できなくなり，我々は種々の手段を用いて水の利用可能量を拡大する努力を続けてきた。い
わゆる水資源開発である。
つまり，乙の時点から，人聞は自らの活動に都合の良い型で自然の流況を制御するようになっむ
具体的には，水の需要と河川流量の格差を調整する手段として一定規模の水質源開発施設(ダム
貯水池の容量)がある。
一方，或る変動巾を有する天然現象(河川!の流量)に対して，一定の水需要と一定の貯水池容量
を対応させた場合，とれらの要因聞には当然の乙とながら或る種の安全度が介在するとととなる。
つまり，とれらの安全度が低い乙とは，言い換えれば渇水現象に弱いととを示し，安全度が高い
乙とは，渇水に強いととを示すとととなる。
乙のような，気候と水資源との関係について，具体的な水資源開発計画手法を説明する中で，水
l関する各々の指標の関係について考察するとともに，さらに，気候情報の水資源管理
資源と気候ζ
への応用の可能性について考察してみたものである。
2
. 水資源計画と気候(降雨又 I
ま琉量)
水資源開発計画における施設規模は，当該河川における計画対象年を定め，その計画対象年にお
ける計画地点(貯水池設置地点および利水基準地点〉の河川流況〈日平均又は半旬平均流量〉をも
とに，当該河川において，占用されている既得収益を損わない範囲で設定される。すなわち，下流
利水基準地点から下流部における既得水利権，ならびに，河川管理者が必要と認める流量〈河川法
施行令第 1
0条に定められている河川の適正な利用及び流水の正常な機能の維持をはかるととを目的
として，流水の占用，舟運，観光，流水の清潔の保持，塩害の防止，河川管理施設の保護，地下水
)を確保した上で，さ
位の維持等，総合的立場から定められる流量で通称「河川維持流量」という 0
* 建設省土木研究所ダム部，水質源開発研究室
-22-
らに新規に取水しようとする流量を加えた粒量に対して十分に補給可能なものでなければならない。
0ヶ年間の計画地点の流況により利水基準地点におけ
また，計画対象率の決め方としては，最近 1
る確保流量に対する貯水池よりの補給運用を試行し，補給のために必要な貯水池容量が最大となる
年を採用する乙とを原則としている。以上のような過程を図示すれば，図 -11i:示すとおりである。
本図は， (
1
)(
4
)の確保流量を仮定した場合(上段〉それに対応した貯水池の容量〈下段〉を対応さ
せたものである。との図から次のような点を指摘するととができる。
j
) 渇水の発生時期として，河川水の利用率が少ない時点 (
(
1
)に近い状態〉では，少降雨が直ち
(
4
)の状態に近づ
に渇水に継がるケースが多かったが，河川水の利用率が増加して行くに従って (
くに従って)渇水の発生する時期(貯水池必要容量が最大になる時期)が遅れて行く傾向にある。
i
i
) また，従来は，主たる渇水は，かんがい用水取水の増大する夏場に集中していたが，近年で
10
(m
Y
s
)
基
:s
o
点
流
量
と
震10
流
量
。
。
hqda
司
，
nunununu
z
噌
確保流量別貯水池必要容量
s
o
12
(
1
ぴm3)
図 -1 利水基準地点における流量・確保流量及び貯水池必要容量
q
o
qL
は，都市用水取水量の増大とともに冬場の渇水が発生する場合も少なくない。
j
j
D さらに，河川の利用率が増加すると (
(
4
)
の状態〉貯水池の水位変動は経年型となり，前年の
少降雨が次の年の渇水の原因となる可能性も生じてくる。
以上は，水資源開発施設の規模決定過程を踏まえ，降雨(又は流量〉と渇水発生の形態を河川の
利用率の変化といった立場から分析したものである。
次l
乙気候指標と水資源指標との関係についてモデルケースにおける計量的立場からの分析結果
について考察してみる乙ととする。
図 -2は，渇水発生年における夏期 (
5月-9月)における総降雨量の平年比(%)をコンター
で示し，同時に渇水発生地域をプロットしたものである。この図から渇水発生地域は大略平年比 7
0
9
杉以下の降雨地域に収まっている。
図 -2 代表渇水年の夏期総雨量(平年比)分布と潟水発生地域
昭和 4
8年 (1
9
7
3)
数字は百分比(%)
*渇水発生地域
r
100%:平年並み
70%:再現年 1
0年
印%: "
5
0
$
彰
次ζ
l，図ー 3は. A夕、、ムにおける流量資料(昭和 23年
"
2
0年
1
0
0年
昭和 50年〉から求めた必要補給容量と
流域年平均雨量との関係を示したものである。乙の図からも少雨と渇水は傾向的にその関連性を説
明できるが，計量的な評価は不可能である。しかしながら，平年比 70%程度になれば，渇水発生の
可能性があるという乙とは言える。なお，夏期降雨量の平年比 709
ちを統計的に整理すると再現年に
して 1
0年となっており，貯水池容量が最近 1
0ヶ年の最大値を採用することと一致しており興味
深い。
以上，気候と渇水の関係は，少雨傾向と渇水傾向といった定性的な判別指標とはなり得るが，渇
水の計量的評価を的確にお ζ なう
ζ
とは不可能である.乙の傾向は，水資源の開発が進行し，河川
anT
04
(x106ol)
400
注) VQ
R
4
2
4
4
VQ
流.貸料から求めた必要鴻給容量
流騒平均年南畳
.
3
9
300
情円 1
:累積 E
置$FC
街)の等健率崎円
2
0
0
{計商
事l
ポ 容 置 =1
13)・一一一一一ーー
100
2000
.
1
000
R
3
.
0
0
0
(平均雨量，¥=2156)
図 -3 必要補給容量と流域平均年雨量との関係
の利用率が増加するに従い顕著になって行くものと想定されるが，降雨情報を中心とした気候に関
する情報は過去の経緯から見て広く一般の日常生活に浸透しているととは事実であり，乙のような
観点から，より一般化された気候情報を通して渇水ζ
l関する情報が表現できるような相互の計量的
関係の分析について今後一層の調査研究が必要と思われる。
3
.
水資源管理と気候(長期的気象予測)
前節では，水資源開発施設規模決定を踏えて水資源と気候との関係について記述したが，乙乙で
は，乙れら決定された施設(貯水池〉の運用を実行するという立場から気候情報との関係を考察し
てみる。
前節と本節の考察における基本的な相違点は，前者は考察する時系列区間のすべての情報を既知
として取り扱ったのに対して後者はとれら時系列区聞を外挿する形での検討が必要になると乙ろに
ある。つまり，現時点までの気候情報(流量，雨量情報)とにおける貯水池情報のみが既知であり，
将来の時系列情報は予測値，又は，過去の統計値に頼らざるを得ないと乙ろに水資源管理特有の困
難さがある。
OL
FD
乙乙では，渇水発生地域の被害実態調査をもとに貯水池操作のための評価関数を作成し，渇水時
における節水による被害額を最小とするような貯水池操作方式についての検討を試みた。
貯水池の規模が 1
0年聞に起り得る最大の渇水に対して設定されているという乙とは，逆に. 1
0
年に一度は貯水池の機能を越える渇水が発生する可能性があるということである。乙のような異常
な渇水時における貯水池運用の基本的な方向としては，各水系ですでに実施されている実態から見
ると貯水池の現在貯水量と密接に関連している。図 -4は，利根川におけるダム群の貯水量と変化
と取水制限との関係を示したものである。すなわち，貯水量が或る限界を越えると第 l次の取水制
限(節水)に入り，さら"ζ 貯水量が減少すれば取水制限率を強化し，貯水量が増加すれば逆に取水
制限は緩和或は解除される。
また，図 -4から明らかな乙とは. 3月-4月において貯水量が相当減少したにもかかわらず取
水制限が実施されていない。乙れは，乙の時期にはかんがい用の取水も少なく，かつ，季節的に融
雪流出が相当に期待できるととによるものである。
乙のような観点から本検討では取水制限操作のための指標として貯水量，及び，流出量の季節性
を取り上げ，さらに，降雨に関する長期予報についてもその適用の可能性について考察するととと
した。
図 -5は. Aダムにおけるかんがい期及び非かんがい期における全用水の平均渇水被害原単位と
常時温水容量
‘
3
5
.023'x¥
0d
凡例
昭和 5
3年
ーー-ー昭和 47 隼 (5~ ム}
-"一昭和 4
8年
s
夏期制限容量 2
5
，
929X¥
0
'n
/
ー一一ー昭和 4
9年
-ーーー明初日午( 4 月四ß4 車(~
より 61"ム }
一ーー一昭和 5
3年 (6タ
.
ム3
ダ
ム
貯
L
'
¥
2
、¥
¥2
月
図-4 利根川上流ダム群貯水量図
-26-
節水率の関係を示したもので，全国の渇
5
.
0
0
0
水被害地域における現地実態調査により
4
.
0
0
0
推定したものである。 乙の図から明らか
/
誕
なように，節水率が増大すれば .1m3 を
掲
節水した場合の渇水被害は増大するとと
'
tzooo
レ
/
23.00O
/
原
を示している。 乙のととは，低い節水率
〆/
(
f
I
Y
o
l
)
の機会を多くして貯水量を温存し渇水被
1
.
0
0
0
害の増大する高い節水率の機会をできる
減少させるための方策の一つであると言
初
A~' ム
かんが 1M
/
レ/
仁
シ
ヒ
こ
-
。
。
だけ少なくするととが渇水にみる被害を
p・
J.
かんがい悶
ω
40ω
節 水 車
1
0
0
C
I
Q
図 -5 潟水被害原単位(全用水平均)
う乙とを示している。 乙のような観点に
加えて，前述の現実的に貯水池を運用して行く段階で得られる諸情報を考慮しつつ節水運用の方式
としては次のようなも pが考えられる。
1
) 貯水量のみを節水の指標とする場合。
貯水量の減少に応じて節水の度合いを強化して行く方式…...・ ・..…「段階的節水方式」
H
!i)貯水量と流量の月変動特性を節水の指標とする場合。
表 -1 確 立 D
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将来の流況(月単位)を確率統計的に期待される値と考え，渇水被害の将来期待値を最少とする
ような節水率を定める。 乙のとき，節水率は，月別，貯水量別に設定される (
表 -1)
・
.
r
確率ダイナミ吋クプログラミング(確率 D
.P)方式」
i
i
D 気象台より発表される長期予報(1ヶ月， 3ヶ月予報)を利用する。
発表される長期予報より，今後の河川流況を予測し渇水被害の発生を防止する方法……「予測
方式」
その他，特殊なケースとして何ら節水運用を実施しない場合， i
i
i
)の方式において長期予報が完全
に的中した場合，
r
c予報完全J
)，或は，将来の河川流量が完全に予測されるとした場合 c
r極限ルー
JレJ
)等についても分析を試みた。
以上のケースについて， Aダムをモデルとして，年平均渇水被害額を計算した結果を図ー 6
1
ζ示
した。
∞
図 -6から判断すると確率 D.P方
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量崎同・'"方式
しUい方量
A
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式の被害軽減効果が最も高い。その他
の方式は殆んど差異は認められない。
乙乙で注意すべき点は，予測方式と
予報完全方式に差異が認められない ζ
とである。 乙の理由としては，次の 3
∞、
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i
) 降雨量から流出量ζ
l変換する際
図 -6 発生渇水被害額 (Aダム)
の計算誤差。
i
i
) 当該モデル流域と気象予報区域の面的不整合。
i
i
D 長期予報階級区分の問題。
i
)は，水文学的な計算精度の問題であり，
i
i
)，i
i
Dは，水資源管理と気候情報の指標聞の相互不
整合の問題である。つまり，水資源管理は当該流域単位で種々の情報が整理される必要があるが，
気象情報は必ずしも
ζ れらの区域と整合していないという乙とであり，
さらに，予報階級区分につ
いても，その階級は 5段階方式となっており，仮に「並」と予報されそれが的中したとしても，図
-3等の結果から見て渇水発生の可能性があり，水資源の管理 l
乙応用して行く上においては粗すぎ
る傾向にあると言う乙とができょう。
4
.
あとがき
以上，水資源、の計画，及び，管理という立場から気候に関する情報を眺めてみた。
水資源、と気候の関係については.各々の指標相五聞の関連性は増々薄弱になって行く傾向にある。
ζ れは，従来の気候(自然流量〉に応じた水利用形態から，水需要の増大にともない社会経済活動
-28ー
主導形の水利形態に移行したととによるものであり，モデルケースにおいて説明したとおりである。
しかしながら，降雨を中心とした気候指標はその情報の蓄積と一般性といった面から高く評価され
るべきであり，乙のような観点から，より一般化された気候情報を通して水資源に関する情報が一
般化されるような，相互の計量的関係の分析について今後一層の調査研究が必要と思われる。
また，水利用率の向上とともに渇水期間は益々長期化する傾向にある乙とを示した。
ζ
のととは
より長期間にわたる気候変動巾の予測の必要性を示しているものと思われる。乙のような観点から
水資源と気候相互の情報の互換性を円滑化するような，例えば，水資源管理区域と気候変動巾の予
測区域の面的な整合性，予程階級の細分化，発生確率的な表現方法，等々についての調整等も今後
の重要な検討事項の一つであると言える。
-29-
「気候Jという言葉とその内容
田宮兵衛*
「気候」とは何であるか考えてみる。その上文章にまでしょうというのは次の理由による。筆者は
二十年弱自然地理学の一分科としての気候学を専攻してきたが，一年ほど前からは気象庁に所属し
つつ「気候 Jについてかなり意識しなければならない立場になっている。乙の間自分のまわりで使
われている「気候」という言葉の使われ方が変化した乙とは事実である。
いかなる使い方が良いのか，という問題は別にして，一年前まで慣れていた使い方は自分なりに
若干の経験を経て身につけてきたものなので忘れないうちに書いてお乙うという乙とである。
ただし，筆者の「気候」のイメージが自然地理学における気候学のそれであるということは殆ん
どない。というより，地理分野で「気候」と言っても人によって大いに異なっていると考えたほう
がよさそうである。すなわち，
r
気候」という言葉に関して共通浬解を求めるというよりも，乙の議
論は詰めるべきではないという点で共通理解が成立しているかのように恩われる。
一方，気象分野で使われる「気候」という言葉も人によって意味が少しづっ違うらしい。気象関
係者の間で「気候」という言葉の内容について何らかの共通理解を持っととは事によると必要であ
るのかもしれない。特に世界気候計画 CWCP)等に対応するような場合，様々な分野の人々と係り
合いを持っとすれば，少くとも分野によりあるいは人により気候の概念が大幅に異り得るという認
識を持つ乙とは無駄ではないであろう。
まず始めに，一般日常用語としての「気候」の使われ方を見ると，
「気候も良くなってきましたが.……」という時候の挨拶の場合は季節が推移して快適になって
きたという意味である。
「今年は気候がおかしい。 Jということを異常天候が発生・持続した時に言う乙とがあるが，
r
最近
は気候が変わってきました。Jというのも同じような使い方であろう。また.
「当地は気候温暖にして風光明娼云々」というのは昔の観光案内に出てくる文句であるが，気候が
特定の地域に固有なものであるという常識のある乙とを示している。
乙れらの「気候 Jが WCPで言う「気候 Jや，気候学の対象とする「気候」と同じかどうかという
点はいつかは議論すべきかもしれない。すなわち「気候 j は一般日常用語としての市民権が既に確
立しているという乙とである。たとえば気象学の対象は気象である，と言ったとしてもわかったよう
*気象研究所予報研究部
-30ー
なわからぬような話であるが，幸か不幸か気象という言葉は日常性も少いし，専門用語でもない
(らしい，というのは文部省・日本気象学会の学術用語集気象学編には気象という語は出ていない)
ので，
ζ
I
気 候Jにおけるような混乱は少なそうである。
乙で筆者の「気候 Jという言葉との係りを振返ると.上ζ
i述べた一般日常用語と高等学校の社
会科の人文地理でおそわる Koppenの気候区分につきあいははじまる。
次いで，学問分野として気候学がある乙とを知りさらにそれを専攻するとなると，もう少しもっ
ともらしく考えねばならぬという気になった筈である。総観気候(学)，動気候(学)，微気候(学)，
都市気候(学)というような述語が当然存在するものとしての講義等を聴くうち，それらに共通す
る部分である「気候」とは何かを否応なしに考えさせられるようになる o 同時に人聞の居住環境と
しての「気候 Jの意義についても観念的にではあるが繰返し指摘をうけた。
古典的な平均値的気候学概念に加えて Budykoあたりの影響の下，熱収支を論ずるととは既に始
まっており， S
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1)によって大勢は決したように思えたが，平均値
を計算する替りに問題を残差項に納める形ででもよいから熱収支を勘定すればすなわち気候学とい
うような雰囲気にはいささか馴染み難かった。熱を含めたエネルギーの収支とは現象そのものの本
質であるべきであろう。
十年余前ベルリン自由大学の気象教室で学生であった時，当時ハノーパー工科大学教授であった
Dammannという人が気候学の集中講義に来て， I
気候学は大気科学のうち，天気予報に関する部
分以外のすべてである Jと言った時には一応おどろいた。同教授の講義は前記 S
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ら，統計の教育ばかり受けて来たかのように誤解されもした。
oppen
そうとうするうちに，真鍋淑郎氏の一連の論文の中で，気候のシミュレーションとして. K
の気候区分図を再現(2) (月平均気温と月降水量の季節的分布を表現する乙とになる)しているのを
見て樗然とした。気象学からみれば気候(学)は K
δppenに尽きるというととであるのだろうと思
わざるを得ない。確かに.とのような目的には， K
oppen以上のものは無かったし，今日も事情は
変っていないだろう。
上記のような今までの筆者の経験の中で形成された気候学のイメージは次の二つのいずれかに収
束する。
(
1
) 大気現象を長時間積分的 (3)I
と捉える立場および，
(
2
) 人聞の大気環境との係りを論ずる立場。
前者を極端 l
とすれば，気象データを統計的に処理するととが気候学という
極端はいわゆる風土論に至る。しかしながら，
ζ
ζ
とになるし，後者の
れら両極端を気候学とは言ってないし，いずれの
対象あるいは結果も「気候 Jと言い切るには抵抗がある。
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関口武氏は，アメリカでの c
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yは前者であり.日本では後者への傾きがあると書い
乙前者があり，地理分野の気候学関係者は後者の傾向
た (4)。我国では，気象学関係者の常識的前提 l
への暗黙の諒解があるように筆者は感じている。
l比べ十分長
(1)の立場を言い換えると現象が生じている空間スケールに対応すべき時間スケールζ
い期聞についての統計的処理によって現象を把握する乙とである。要するに現象の認識の仕方の一
つであり，メカニズムがわからない場合，うまく統計処理する
ζ
とによって現象を明確にし得ると
いうととはある。と考えれば小気候・都市気候等の言葉に含まれる「気候」も，大きなスケールの
「気候 Jと閉じ意味を持ち得ょう。
ζ
うして明確にされた現象について，さらにそのメカニズムを明
らかにする方向に進もうとすれば，そとから先は気候学ではないといって研究をやめてしまうわけ
にはいかないであろう。そ ζ で，レッテルを気象学と貼り変える乙とは趣味の問題である。
鈴木秀夫氏は，気候学には長期予報を目的とするものと，風土の理解を目的とするものがあると
2
)に対応する。
述べているが(5) ζ れらは各々前記(1)を拡大解釈したものおよび (
1
)あるいはその拡大解釈によって明らかになる筈の「気候 Jの意義付けの問題が出てく
乙乙で， (
る。それには当然各個人の価値観の相違が反映されるので簡単には結論が出ないであろう。しかし，
空間スケー Jレに対応すべき時間スケールを超えて取扱わなければならない現象のうち最も重要なも
のが.地球の公転周期に拘束されている季節変化の経年的変動一いわゆる気候変動であると断定附
しでもあまり批判は無いであろう。そして，乙の問題は人間との係りの点から言っても，最も重要
と言えないこともない。ということになると，気候学と気象学はほとんど全く重なってしまう。島
貫隆氏は気象学と気候学の違い(かなりおもしろく表現しである)が弱まってきていると書いた
が(7)ほとんど無いと筆者は考えている。さらに筆をすべらせれば気象庁のやっている乙とすべて
r
(地震はちょっと無理かもしれない) 気候」の解明を目的としていると言えよう。ただし最近都田菊
郎氏が「気候を学問的に如何に深く極めても，全く長期予報には役に立たない。 (8)Jと考えている
乙とを知り筆者は現在若干混乱している，
r
気候 Jの定義の問題であれば安心できるのではあるが。
の世界気候計画 (WCP)に関する文
乙れまで述べてきたようなととを考えていたところで WMO.
書作〉を読んでみると，
r
気候」という言葉がやたらに出てくるけれどもその内容は明解とは言い
難い。
WCPのうち WCDP(気候データ計画)は別にすると， WCRP(気候研究計画)は先に述べた(1)
およびその拡大解釈に対応する。すなわち WCRPはいわゆる気象学に対応している ζ とになる。
2
)人間と
また. WCAP(気候応用計画)と WCIP(気候インパクト研究計画)は明らかに前述の (
の係りを論ずるものである。 WCAPは比較的短い期間の問題を担当し. WCIPはより時閣の長い
問題を分担している。
ζ のように解釈すると
WCPのイメージがつかみやすい。すなわち今迄の状況
とWCPが出てきた後の状況はあまり変っていない。
。
L
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WCP全領域への対応は個人としては不可能に近いと恩われるので. WCPIζ 係わる人々に全体と
部分の関係を常に明らかにしておく乙とは必要であろう。そうしないと，前述の気候の二つの立場
を個人的に行ったり来たりしてみたり，両者の積極的な混聞によって仕事がすすんでいると思い込
まされる，等のととが起 ζ らないとも限らない。
C関係する者として.とのような文章を書くひまがあるなら何れに
以上のように複雑な「気候 JI
ζ
ろんでも役に立つようなデータの整備の手伝いをしたほうがよほど有益な乙とは確実であるので
本文は ζ 乙で止める。
参
文
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80.1617-1649.
(
3
) 気候談話会 (955):気候の概念に関するシンポジァム(1).天気 .2.113-116.
(
4
) 関口
武 (965):地表大気の気候学序説一研究題目の選び方東京教育大学地理学研究
報告 I
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4
2
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1
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・
(
5
) 鈴木秀夫(1975):風土の構造，大明堂. 1
(
6
) 田宮兵衛(1980):気候変動における季節の意味と季節の実態，気候変動の実態(河村武編，
古今書院). 2
0-3
4
.
6
6
p
・
(
7
) 島貫 隆 ( 1980) :気象の理一一環境科学へのアプローチ一一，東洋館出版社. 1
(
8
) グロースベッター第四巻，第 2号 編 集 後 記
(
9
) WMO (1980) O
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(長期予報技術の現状)
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y8侃 diω(予報可能性の研究)
乙れまでの予報可能性の研究というのは，初期状態に不確実さがあった場合に予報成績が悪く
なるのは，どんな過程によって悪くなるのか，また，その結果どれだけ先まで予報が可能かという
乙とを明らかにしようとしするものである。そ乙で，もしも正確な予報可能性の理論が作りあげら
れたとしたら，それを使って，予報モデルの中の種々の物理過程が本来持っている限界を見積れる
とととなるので，モデル固有の最高の予報成績を見積れるととにもなる。だから.現在のモデルの
成績が，その最高の成績より悪い時には，未だそのモデルを使って予報を改良する余地がある
ζ
と
が解る乙ととなる。
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z (1969) によって行なわれ.初期値の誤差によって予報がど
予報可能性の研究は先ず， L
れだけ先まで使えるかという点を明らかにしようとするものだった。その結果は，数値モデルを使っ
た場合，予報可能な期間は 2-3週間であるというものだった。
現在，実際に動いている最良のモデルでは
1週間先まで予報期聞がのびている。また. 2-3週
間の予報可能性が言われているからとそ，最近，中期予報が行なわれたり，又，そのためのデータ
を集める
FGGEが実施されたりしている訳である。
但し，注意したいのは，上に述べた予報可能性は，いわば各々の長波についてのもので，空間又
は，時間平均状態に対する予報可能性では無いという乙とである。大気にゆっくり影響を与える海
洋，地表面等を入れた場合の予報可能性の研究はとれまでは行なわれてはいない。長期予報の場合
には，乙れらの境界条件が重要となるだろう。
乙れまでの処，長期予報に対する予報可能性の理論は無い。そ乙で力学モデ Jレを使った結果がし
ばしば用いられるが，現在は主に経験的，統計的手法によって長期予報の予報可能期聞が見積られ
ており，それによると 1-3カ月くらいであるらしい。
長期予報の成績が余り良くないならば，長期予報の予報可能性を更に調査しなければならない。
*長期予報課
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n(経験的方法による予報)
使用可能なデータが急激に多くなり又，計算機の能力が増大したにもかかわらず，経験的方法に
よる予報成績の上昇は，わずかなのが現状である。というのは，経験的手法による予報が良く当た
るのは.予報対象の時間，空聞が特定の場合ζ
l限られているからのようだ。なお，各予報法の内容
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s(1980)を参照されたい。以下では，経験的方法の基となっている
いくつかの手法を述べる。
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1つの変数を用いる方法)
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殆んどどの場所でも，持続性予報は他の予報より成績が良い。例えば，ある持続性の大きさに，
あらかじめ計算しておいた係数を乗じて予想値を作れる。その結果は季節・場所によっては統計的
に有意な成績を示す。 (
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)。 現 在 で
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一般的である。
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自己相関等を求める必要があるので，データの自由度が小さくなるという欠点がある (
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使える大前提は，大気一海洋システムが常に個有のスペクトルを持っているという乙とである
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さは季節によって異なる。また，太平洋中緯度の海水温と大気の流れは(秋と冬に)相関がある
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)。英国では長期予報に大西洋の海水温を用いている C
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また，一般的に使われているものに. 前兆現象」又は「特定地域」というものがある(M
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sの多くの方法による成績も持続性より良くはない。
乙の Mu
a AnaloguesC
類以)
類以を用いた成績も持続性より大巾に良くはならない。しかし.最近英国で，北半球の地上気圧
00mb高度の固有ベクトルの係数から類以を選び出したととろ.類以が良ければ良いほど予報
と5
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1y の高層天気図の類以を同じ季節の中から選ぼうとした
成績が良くなった。またアメリカで， da
結果では，毎日の解析による誤差の限界との関連で， 1
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参 考 文 献
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) を指す。
1
.2 予報モデル
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aや Ademのモデルだが，予報成績は良くない。
1
.
3 長期予報に有用な理論的研究
例えば
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-38-
ング理論
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s(1980)の複数の平衡状態;E
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n(
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e
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h(1974)の s
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∞hastic-dynamic予報や. Pedlosky
(19
72). Obukhov (1974). V
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n(1978)の b
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h(1978)の予報可能性
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)
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s (1978) の傾圧不安定とエネルギーカ
スケードの問題などである。
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s(GCMs)
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i
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sNo
-1
4
.
- 22等を参照されたい。
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s(感度実験)
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) 赤道の海水温 (SST) の影響
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sの仮説を数値実験して成功した。 S
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5)はモンスー
ン期のアラビア海の水温が低くなるとインド洋の雨が減少する
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とを示した。 J
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r循環についての実験を行った。その他に R
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19
7
6
)
もある。乙れらの結果によると，大気の流れは，中緯度の海水温より，熱帯の海水温によって変え
られやすいようである。
(
b
) 中緯度の海水温の影響
S
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r (1973) は南北両半球の中緯度の海水温の影響を調べた。 Houghtoneta
l
.
. (1974)は北
大西洋の SSTとヨーロッパの気圧パターンの関係を調べた。しかし. C
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.
.(19
7
6
)は.
SSTの影響を n
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eによる影響と較べてみて. SSTが有意な影響を大気に与えてはいないとい
う結果を得た。
感度実験に使うモデルは充分に精度の良いものを使って，今後も更に研究を進めれば長期予報に
は有効であろう。
(
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6
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地形として山の無い海陸分布.更に山がある場合等を与えて，プロッキングに対する海陸分布.
山の影響を調べたものである。山がある場合にはプロッキングは観測と同じような場所で起乙るが
海陸分布だけを与えた場合には観測とは異ってくる。プロッキングが覇著な時には波数 2が大きい、
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.(1956)& W
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.A・D.F(1974)等があるが，プロッキング
南半球に関しては. VanLoo
活動は北半球より弱い。
(
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s(山岳の影響)
Kasahara& Washington(19
71). Manabe& Te
叩唱仕a(
19
74);K
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i (1979) などで
ある。
超長披は山の影響が大きい。例えば.チベット高原が無ければシベリア高気圧は出来ないし，イ
-39-
ンドの南西モンスーンも起乙らない。
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e(1977)，Miyakodae
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)等。例えば，
土中の水分は，アフリカやカスピ海地方の流れのパターンに影響がある。
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違いを表現できなかった。
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)。成績は他の
iよくない。極高気圧が強くなりすぎる。
統計的方法より良くなく，特に冬と夏ζ
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) ECMWF (15層モデル)
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nの結果では，予報と実況の波数毎の相関が 0
.
5以上の期間は，
中期予報が主だが. v
.6日. 4-9では 5
.4日. 1
0-2
0では 3
.8日となっている。
波数 1-3では 7
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) Miyakodae
ta
I (1980) (9層モデル)
1
9
6
5年 3月. 1
9
7
7年 1月の 2ケースを 1カ月予報しようとした。その結果，予報には高精度の
モデルを使わなければブロッキングをうまく表現できないととが分った。
Summary(結論)
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初期条件が未だ影響する。 1か月予報では. SSTの影響は. (感度実験による限りは)未だ確認
できない。使用するモデルは先ず季節変化を再現できる ζ とが必要である。そして定常的なプロッ
キングを再現できなければならない。その為には，水平・垂直分解能が良くなければならない。そ
してサプグリッドスケールの過程を適切に組み込む必要がある。
(
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現在では，数値予報で初期値から季節予報を行う
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とは不可能なので，統計的に扱う必要がある。
そのためには.第 1
ζ
I外からの影響(例えば SST)に対して大気がゆっく反応する仕組を見出さな
ければならない。
また.雲と放射の相互作用も重要となる。そして. SSTも中期予報では平年値を使っても良いが，
と正確に組み入れな
長期予報では正確な実況値が必要となる。それに伴って海気相 E作用もモデル l
ければならない。
季節予報を行うためには，いろいろなモデルが考えられるが.先ず 1か月予報の可能なモデルを
作成する必要がある。というのは，先ず最初の 1か月位を予報し.その結果を使って，更にその先
を予報する必要があるからである。
-40-
2.3 C
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Manabe & Bryan(1978). Marchuk(1975)等によるものがある。長期予報の海洋モデルに
は，海洋の上層だけを予報するモデルを使えば良いだろう。
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s(結論)
数値モデルによる長期予報は極めて有望だが，今から 1
0年以内にルーチン化できるかどうかは疑
問である。
参
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なので，乙れを確めるためには更に正確な観測と正確な数値モデルが必要である。その他に海水温
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の処，モデル実験では SSTが大気に与える影響は確認されていないが.モデルを扱う人達の聞で
は. SSTが大気に影響を与える重要な要素だと一般的に考えられているようだ。
-44-
その他には.雲量と放射，雪氷・海氷面積の変化も重要と考えられている。
また，第 8回の WMO総会では，特に海気相互作用の重要性が強調されている。
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ならない。特に熱帯海域，中高緯度の海気相互作用の活発な海域，海氷分布などについて特に調査
を進める必要がある。
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0
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3
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8
2
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9
7
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1
9
8
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a
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e9，AppendixD
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R
a
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c
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A
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9
7
0
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a
g
e9，AppendixD
.
N R
e
s
o
u
r
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倒伽 l
ong-r
a
n
g
ef
o
r
e
c
ω
t
i
n
gr
e
s
e
a
r
e
h(調査のための資源)
(
a
) Computing
現在では，コンピューターが大型化してきたので 3
0-6
0日の数値予報はルーチン的に可能だし，
種々の物理過程が大気に与える効果を調べる実験も可能である。現在残されている最も困難な問題
は.長期予報の研究者が大型コンピューターを使いにくいという実情である。
(
b
) D
a
t
a
FGGEで集中的に特定期間のデータを集める作業をしているのは，力学予報のためには，未だ全
世界のデータが充分ではないからである。統計的な研究では過去データが必要であるから.重大な
問題に直面する訳で.現在では，使えるデータが非常に少ない。
(
c
) Humani
n
t
e
r
a
c
t
ion(人的交流)
短期予報と比べると，長期予報の作業はその性質上，かなり狭い範囲のものだった。というのは，
決定的な理論が無いので，経験的方法を重視するあまり，特定の天候，特定の狭い地域のみに注意
が注がれたためでもある。基本的な進歩が現在まで少なかったし，又，希望さえもあまり無かった
ので，研究者の数は少なく，お互いの交流も少なかった。そ乙で，アイディアがあっても拡がると
ともあまりなかった。乙のような状態は，現在変りつつあるし，今後も改善しなくてはならない。
-46-
太平洋西部赤道海域における海況の長期変動
本文は， 1
3
70E 線の海洋観測で得られた.海況の長期変動の
概要を解説するために，用意したものである。
長 坂 昂 ー *
1 はじめに
海洋は熱の貯蔵や輸送を通じて，全球的熱収支の鍵を撮る役割をはたしている。また海面から蒸
発する莫大な水分は.降水の主な源でもある。したがって気候変動や気候予測を取扱う場合には，
常に海洋の効果を考慮に入れる必要がある。
1
9
6
0年以降，海面水温の大規模な変動と気候とのかかわりについて数多くの研究が，推進され
てきた。乙れらの幾っかによって，赤道を中心とした低緯度の海面水温変動は.各地域の気候に大
j
e
r
k
n
e
s(1969)による太平洋の東部赤
きな影響を及しているととが明らかにされた。なかでも B
道海域の海面水温の異常昇温 (
E
I・
N
i
五o現象)と中緯度の高低気圧の活動度との相関性の指摘は，
余りにも有名である。
乙乙では，台風発生海域でもある太平洋の西部赤道海域の海況の長期変動について紹介する。
2 1
3
70E線の海況変動
気候変動と海洋のかかわりを議論するためには，海洋を含めた観測データの長期にわたる蓄積が，
何よりも必要である。しかし気象観測網に比較して，海洋観測網は余りにも貧弱であり，一部の沿
l外洋においては海面水温以外の観測は非
岸海域を除いて観測網とも言えないのが実情である。特ζ
常に少い。例えば，気象庁では西太平洋の毎旬の海面水温の解析に加えて，毎月 1回深さ 100mの
水温分布の解析を行っているが，その対象海域は， 24-480 N ・
124-1580 E と日本の極く近海
に隈られている。外洋域での海面水温以外の観測データは気象観測の頻度からみれば，ほとんど無
いに等しい。
l，
5
9
8
t
o
n
)による 1
3
70E線沿いの海洋観測は， 1
9
6
7年以
とのようななかで，気象庁の凌風丸 (
5年目を迎えた。日本近海から赤道海域に至る広い海域を対象ζ
l，
来毎 1月に続けられ，今年で 1
1
5ヶ年間も継続されている海洋観測は，世界的にみても他に例がなく，気候変動と海洋との関係を
解明する重要な資料をもたらすものとして内外から注目されている。乙の観測は，もともとユネス
コの政府間海洋学委員会(IOC)により，当時推進されていた黒潮域共同調査 (CS胞 の 一 環 と し
て始められたもので，どちらかと言えば西太平洋の海洋構造の把握を主目的としたものであった。
9
7
2年からは，夏季の観測も追加され，現在年 2回の観測が続けられている。
その後 1
*海洋気象部海洋課
-47-
太平洋の海洋系は，その東西の縁辺部を除いては.東西流が卓越しており，とれらを横切る子午
線沿いの海洋観測を継続すれば，太平洋中央部をある程度代表する海況変動をモニターすることが
3
70 E線に
可能である。そ乙で.太平洋の海流のなかで最も規模の大きい黒潮を含む定線として， 1
観測定線が，設定された。乙の定線上には.日本近海から順に，黒潮(東流*)・黒潮反流(西流).
E熱得反流(東流)・北赤道海流(西流)・赤道反流(東流)・赤道潜流(東流)，さらにニューギニア
の沿岸では冬季にはニューギニア沿岸流(東流)，夏季には南赤道海流(西流)が交互にみられる。
赤道以南で，季節により.ニューギニア沿岸流と南赤道海流が入れ変るのは，乙の海域の風系が冬
季と夏季で大きく異なる乙とに関係する。
3
70E線沿いの海洋観測は，緯度 1度毎の水温・塩分の測定の他，海
凌風丸により行われている 1
水の化学成分，重金属，さらには石油炭化物の分布把握等，多枝の項目にわたっているが，
ζ
乙で
は気候変動と直接関係の深い，水温等の年々の変動を冬季の観測データを中心に概説する。
2-1 水 温
1
3
7 E線沿いの 1月の海面水温は，日本沿岸で 1
6C台，赤道付近で 2
9C前後である。海面水
0
0
0
とでは，緯度 l度につき O
.4
0o
C程度の割合で高くなるが，やがて
温は，黒潮域から E熱帯反流域 l
1
8 oN付近から ζ の水平傾度は， 0
.
1
6C/1度前後に減少する。さらに 2oN付近で海面水温は最
0
高となり，間以南では若干降温する。
図1
1
ζ ，毎 1月の海面水温とその平均値 (
1
9
6
7-1978年の 1
2ヶ年平均)を示したが.日本近
，
500kmの定線を通じて，
海・赤道海域を問わず，かなりの変動が年々みられる。しかし.長さ 3
一様な水温偏差がみられるのではなく， 19-150N付近に，平年偏差が零に近い海域があり，乙れ
を墳にそれぞれの海域では，水温偏差は同一符号をとる傾向が強い。乙れは水温変動の南北スケー
，
500km程度であることを示唆している。
ルが，約 1
ととろで乙のような海面水温の年々の変動は.一体どの程度の深さまで影響しているのであろう
か。図 -2は，深さ 150mまでの主要等温線の南北断面分布を示したものであるが，海面水温の
低い年には，表層水温も低く，その影響は少くとも 1
5
0m 以深まで及んでいる。乙の傾向は，特に
9
7
3年 1月は，過去 1
5ヶ年間で最も赤道付近の表層水温が低かっ
赤道付近で著るしい。なかで、も 1
た年として，注目される。
0C
赤道付近の暖水(例えば 2
7
以上)が， 1月に
13rE線の南北断面で占める面積の大小と，その
年間の台風発生数との聞には，かなり良い正の相闘がみられる。また朝倉(19
8
0
)は，同様な関係、
年1
0
を，乙の定線上の 6
Nの 1月の海面水温の平年偏差との聞に見い出している。年間の台風発生数といっ
たやや莫然とした量が，大気の状態をどの程度代表するものであるか，さらには 1月の水温分布がなぜ
向う 1年間の台風発生数(夏季の水温分布では，余り良い相関がみられない)と関連しているのか，今後
'海流の場合の流れの向きは，風向とは逆で，東流は東の方向に流れていくととを意味する。
-48-
3
4
.
N3
0
・
2
0
.
充分な調査を行う必要があろう。
1
9
6
7
I
2
6
・
海洋の貯熱量の年々の変動を示すた
めに .500m 以浅の表層に含まれて
1
9
6
8
いる熱量の相対値を図 -3に掲げてお
2
2
.
く。赤道近海では，貯熱量の年々の差
1
9
6
9
異は.その季節変動を大きく上まわっ
ている。特に 1969年 1月・ 1972年 7
1
9
7
0
1
9
6
8
月
・ 1973年 1月.及び 1976年 7月の
貯熱量が小さく.乙れらの 1-2年前
1
9
7
1
1
9
6
9
の期間その貯熱量が比較的大きい現象
については次節で改めて説明する。
1
9
7
2
1
9
7
0
2-2 塩 分
1
9
7
3I
1
9
7
1
気候変動に与える海洋の影響を考え
るとき塩分の効果は，水温l
ζ比べて極
1
9
7
4
1
9
7
2
I めて小さい。しかし洋上附ける蒸発
量や降水量の信頼できる観測データが
1
9
7
5
得られない現状では.外洋域の塩分分
1
9
7
3
布は，乙れらを推定する有力な手掛り
1
9
7
6
を与えるものである。
1
9
7
4
1370E線上での海面塩分の分布は，
1
9
7
7
12-130N以北の 34.5-3
4
.9%
0・
1
9
7
5
60N以南の 34.5-35.1%
0の高志A-
1
9
7
8
1
9
7
6
水の聞に 33.9-3
4
.5施。の低みんな，
赤道表面水がみられるのが.大きな特
1
9
7
7
話
徴である。海面水温の年々の変動は.
130 N以南で大きく.なかでもひときわ
1
9
7
8
2
6
1
9
7
9
J
A
N
. 137・Ej
2
2
目を引くのは 1973年 1月の分布であ
る。乙の年には，通常 12-60Nの聞に
みられる 34.596未満の低みん水が全
く存在せず. 34.5-34.7施。の高i;
lI
v
1
9
8
0
1
1
8
c
_
図一 1 1
3
70 E線沿いの毎 1月の海商水温とその平均値
(1967-78年)
は，平均以下を示す。〉
-49-
水で占められていた。赤道付近でも海
面塩分は，平年に比べて O
.3弘前後高
5
.5%。となっていた。
めの 34.8-3
つぎに表層の塩分分布に触れておく。
町
、
o
也6
7
中部北太平洋 (20-30o
N
.1
4
0o
E-
1
4
00W )では，蒸発が盛んなため .35
施。以上の高かん水が年聞を通じて，そ
1
9
6
8
の海面 l
とみられるーとの高かん水は，
1
9
6
9
比容偏差 3
0
0-4
0
0c
l
/
t
o
nの等比容面
に沿って広く北太平洋の表層に広く分
1
9
7
0
3
70E線 沿 い の 観 測 で
布している。 1
1
9
7
1
40N の約
は，乙の高かん水は .9-2
1
5
0m 深付近にみられ，その塩分値
1
9
7
2
は3
4
.
9-35.096前後である。図 -4
1
9
7
3
はとの北太平洋高かん水の断面分布で
1
9
7
4
あるが.一見して 1
9
6
7年から 1
9
7
3
年
にかけて，その断面積は縮少し .
1974
1
9
7
5
年以降拡大の傾向がある乙とがうかが
1
9
7
6
われる。小林ら(19
81)によれば，
1
9
6
7年から 1
9
7
3年にかけては.北太
1
9
7
7
平洋高かん水の形成海域での降水量が
1
9
7
8
増加し.蒸発量に減少の傾向がみられ
1
9
7
9
たととが報告されている。
一方.赤道付近の深さ 30-300m
1
9
8
0
WAT
回 TEMPERATURE
1
3
7
'
E JANUARY
・
・ 2ぴC - 25c
・
姐
!
l
I
I>28'
・
C .>29
・
c
図 -2 1
3
7E線の表層水温分布
付近には，南太平洋に起源を持つ，別
の高かん水 (35.5%)がみられる。乙
の高かん水の断面積にも.ほぽ同様の
0
変化傾向がみられる。
2-3 力学的高度偏差
1
3
70 E線沿いの海面の力学的高度偏差は.黒潮流域の南端で最も高く.日本の沿岸で最も低い。
1
0
0
0
d
b面を基準 i
とすれば.前者は 2
.
2
5-2
.
5
0d
y
n
.m
.後者は1.4
0d
y
n
.m前後である。 30-20
O
N付近では 2.1d
y
n
.m 内外，同以南ではほぼ一様に低くなり. 8-7 Nで極小(1.60dyn
・m，
)
0
5-20Nの聞は1.8
0
d
y
n
.m. 20N以南では，僅かではあるが降下するのがその平均的分布であ
る。乙れらの力学的高度偏差の高低が.はじめに述べた各海流系に対応している乙とは言うまでも
ない。
9
7
3年 1月の 2
30N以南全域にわたる低水
年々の力学的高度偏差の分布で最も特異的なのは. 1
-50-
J
a
n
.
図 -3
p耳
目
1
3
7 E線沿いの印 Om以浅の貯熱量( I
:
T
d
z
)の相対値とその季節平均値
0
(~は 1 月又は 6/7 月の平均以下を示す)
-51ー
m
o
1
9
6
7
1
9
6
9
1
9
7
0
1
9
7
1
1
9
7
2
1
9
7
3
1
9
7
4
1
9
7
5
1
9
7
6
1
9
7
7
1
9
7
9
1
9
的
弘LlN
I
T
Y
1
3
7
'
E JANUA
附
-34.9ザ帽。〉お.
0
'
1
.
...>お.
5
'
1
.
.
図 -4
1
3
7 E線沿いの高かん水の分布
0
-52-
位現象で，平年に比べて 0
.
2d
y
n
.m (一部では O
.4
d
y
n
.m)程水位が下っている。
3 E
I・N
i
n
o と西太平洋の海況
9
7
3年の西部赤道海域の海況は，他の冬ζ
l比較して著しく特異的である。
前節で述べたように 1
その特徴は，一言で言えば‘低温・低水位'現象の目立った年と言えよう。乙の低温現象は，
前の年の夏に既に発生していたきざしが，丁度 1
9
7
2年から始められた夏季の観測結果から，
う
現象が
かがわれる。と乙ろで丁度乙れと時期を同じくして南米沖で近年にない大規模な EI.Nino
みられたのは，興味深い。
ペルー・エクアドル沖の海面水温は. 1
9
7
2年 2月から平年より高くなり始め. 5月には，ペルー
沖で平年に比べて+30C
になるとともに，高水温域は赤道からlQONにかけて. 1
3
00W 付 近 ま で
広がった。 8月に入るとペルー沖の海面水温は平年に比べて 8C以上も高めとなり. +2C以上の
0
0
海域は，さらに西に延び 1
400W 付近までとなった。 1
2月に入ると乙の現象は一段と著しくなり.
+2C以上の水温偏差域は，日付変更線付近までせまった。しかし年が明けて 2月に入ると，乙れ
0
らの海域の海面水温は急激に平年並み
0
.
1
2
ζ
l戻った。
ζ の太平洋の赤道海域全域でみられ
た一連の異常海況の原因について.
9
7
7)は，次のようなメカニ
W
y
l
t
k
i(1
ズムを提唱している。 (5図)
中部赤道海域の赤道貿易風による東
0
.
0
8
風は. E
I・N
i五o現象発生前の 2年間
は，かなり強かったが. 1
9
7
2年に入る
Nni2
と突然，との東風が弱まり .
1973年初
めに再び，元の強さに戻っている。東
風が強い聞に，太平洋の赤道海域の海
面近くの暖水は，西太平洋側ζ
l吹き寄
せられている。乙のとき赤道上の海面
の高さの差は，太平洋の両端で約 90cm
と言われている。しかし，表層の暖水
と下層の冷水とと境界面の東西の傾き
0
.
0
2
1
9
6
9
1970
1
9
7
1
1
9
7
3
1972
図 -5 中部赤道海域 (
4o
N-4o
S
.1
4
0O
W
-1
8
00
)の風の
海面応力の時系列
(Wyrtki (19
7
8
)による)
は，静水圧バランスで決まるため，非
常に大きくなった状態で平衡状態が保
たれている。何らかの原因で貿易風が
Fhd
。δ
弱まると.海面の傾きは速かに減少するが，乙れまで静水圧バランスのためにかなり深くなってい
た西側の暖水と冷水の境界は，浅くなり.乙の変動が内部波として赤道上を 3ヶ月以上かかって南
米沖に到達する。これはみかけ上暖水が西部太平洋から東部太平洋へと赤道付近を東ζ
l移動した ζ
・
とに相当する。また E
I Nino現象の約 3ヶ月程度前から，西部太平洋域を中心ζ
l赤道反流が強ま
る乙とが確かめられているが，乙れは，上に述べたメカニズムと矛質するものではない。
I・Nino現象は記録に残されているものだけで. 1
8
9
1・1
9
2
5・1
9
4
1・1
9
5
7ところで主な E
9
7
6年と 8回あり，なかでも 1972-73年の E
I・Ni五o現象は，
58.1965. 1
9
6
9， 1972-73， 1
最も顕著なもので，南米沖の漁場が懐滅的な打撃を受けた。乙の影響は.我国の食卓にも影響をも
たらした。
従来日・ N
ino現象は，南米沿岸の南風が弱まり，その結果付近の湧昇流が弱まり海面水温が異
・
常に高くなると説明されてきた。しかし E
I Nino現象がみられている聞も，乙の南米沿岸の南風
は，弱くなく，湧昇流はいつもと同じように発生しているが，ただ湧昇する海水が，西部赤道海域
から到達した暖水であるために海面水温の上昇がみられる乙とが明らかになってきた。
いずれにしても，赤道貿易風の風速変化が，西部太平洋では，表層水温を下げる役割をし，逆に
， 1
9
7
3年 1月の 1
3
70 E線
東部太平洋の赤道海域の水温を上昇させる引き金となっている。図 6に
00 N以北までの
沿いの断面における水温の平年偏差を示して，との現象が赤道付近のみならず， 2
西太平洋の非常に広い海域に及ぶ壮大なものであるととを改めて指摘したい。 1
9
7
3年 1月と 1
9
7
2
年 1月の海面水位の差は，前にも述べたように約 20cm，またとれに相当する上層と下層の境界面
(20Cの等水温面をととでは考える)は，図一 2
1とよれば，ほぼ 7
0m 程
， 1
9
7
3年 1月の方が浅く
0
なっている。西太平洋で海面の水位が降下した海域の面積を約 1
6X 1Q12rrfと見讃れば1.1xl
(
j5m3
図 -6 1
3
7 E線沿いの水温の平年偏差， 1
9
7
3年 1月
(//////は平均水温(1
9
6
7一7
8年)以下を示す。)
0
-54-
程度の暖水が西太平洋から消失したととに相当する。乙の莫大な暖水の移動が.一体気候にどのよ
うな影響をもたらすか，非常に興味深い。
4 終りに
1
3
70E線沿いの海洋観測で得られた海況の長期変動についての，極く概略的な紹介に終ってし
まったが. 1
3
70Eの海洋構造等については，末尾にかかげた参考文献を参照願いたい。編集担当者
の御好意により観測開始(1
9
67)から 1
9
7
9年までの 200m以浅の水温及び塩分の観測ーデータを付
属資料として掲載しておくので.調査・研究に活用される乙とを希望します。
参
文
考
朝 倉 正 ( 19
80):気候変動と長期予報，朝倉書庖
献
179-180p
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7
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小林雅人，石野
誠 ， 大 塚 一 志 (1
9
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1):1
3
70E線断面における高塩分水面積の縮小傾向と中部
北太平洋の気候変動との相関性
日本海洋学会春季大会講演要旨集 1
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(資料)
1
3
70E線沿いの表層 (200m 以浅)の水温及び塩分
凌風丸による西太平洋の海洋観測のうち，
の観測データを以下に掲載する。
女
1
3
70E線の定線観測は， 1月については 1967年以来，夏季 (6/7月)については 1
9
7
2年 以
来，毎年継続されている。資料では，乙のうち緯度 1度毎の観測値を掲載した。
*
乙の他
1
5
50
E線 ( 300N- 5"
5
， 80
S-11O
S
) 沿いについては夏季 (
6月)のみであるが，
1
9
7
2年以降毎年観測が行われている。(但し 1
9
7
4年は欠測)
*
乙れらを含めて気象庁で実施されている海洋観測の資料は，その全てが
「気象庁海洋気象観測資料J
として刊行されている。また一部
「気象庁海洋汚染観測速報J
にも，その概要が，速報的ζ
l発表されている。
*
表は左から深さ (m)，海水温 (
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)，塩分(施。)です。表の作成上の都合で南から縦に並んだも
のと北から並んだものがあります。
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編
集
後
記
第1
9巻 2号をお届けします。昨年の冷夏，そして寒冬と続き，との夏に対する世間の関心も非常
に高く，長期予報課も日夜(気象庁の改修工事のため竣と騒音の中で)沓闘しております。
9
8
0年の冷夏の特集を組みました。
*今号は 1
荒井さんには循環場の特徴からみた 1
9
8
0年の冷夏を。
海上気象課，補佐官の関根さんにはオホーツク海高気圧の発達(第一種冷夏)をアリューシャン
方面の海面水温の立場から論じていただいた。
また，海洋課の長坂さんには初期条件，境界条件として重要な比重を持つ海洋の問題を解説して
こだし、 T
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*建設省土木研究所の今村瑞穂氏の「水資源と気候」は 1
9
8
1年 2月 1
3日の気候問題 ζ ん談会で発
表された労作を収録させていただいた。
*筑波大学から研究所に出向された田宮さんには気候学と気象学との接点について，常々考えてい
る所を思うままに執筆していただいた。気候変動など今後とも助言を頂きたい。
*昨年 9月ジュネープでもたれた長期予報専門家の非公式会議では英米独ソ豪州などのルーチンの
予報の現状が報告された。日本からは菊池長期予報課長が出席された。会議では日本の報告は注目
を引いたと記録されている。田中さんには乙のときの学術的な提出論文を紹介していただいた。
1か月予報指針」は非常に評判がよく全国から 2
3
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0冊あまりの予約が
*長期予報課で刊行した f
ありました。乙れは事務関係の人を除いた職員の半数にものぼる数で.長期予報の関心の高さを示
すものと喜びの感激です。しかし在庫についての問い合せを受けるのですが，ま乙とに申し訳けあ
りませんが.在庫はありませんので宣しくお願いいたします。
第1
9巻(昭和 5
5年度)分の会費未納の方は，なるべく早く納入してください。
なお，納入方法につきましては次の口座のいずれかをど利用下さい(会計担当者:平沼洋司)。
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) 郵便口座
口座番号:東京 5-165913
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口座番号: 203156. 名称: L
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