2.1 の気温の長期変化 第 2 章の気候の変化 2.1 の気温の長期変化 2.1.1 世界と日本の気温の長期変化 気候変動に関する政府間パネル (I PCC( 脚注 1)) 第 5 次評価報告書 (IPC C,2013) によると 19 世紀後半以降の 世界の平均気温は 長期的には 1880 ~2012 年において 0.85 上昇してお り また 北半球では 1983~2012 年は過去 1400 年において最も高温 の 30 年間であった可能性が高い ( 中 程度の確信度 ( 脚注 2)) としている 更に 人間による影響が 20 世紀半ば 以降に観測された温暖化の支配的な 原因であった可能性が極めて高いと している 図 2.1-1 に示すように 日本の年平 均気温は 100 年あたり 1.19 の割合 で上昇している 世界と日本の年平均気温の長期変化には 数年 ~ 数十年程度の時間規模で繰り返さ れる自然変動に加え 二酸化炭素などの温室効果ガスの増加に伴う地球温暖化を示す長期的な気温上 昇が重なっていると考えられる ( 気象庁,2016a) 日本 変化率 :1.19 /100 年 図 2.1-1 日本の年平均気温の推移 (1898~2016 年 ) 青線は観測データの均質性が長期間維持され かつ都市化などによる環境の変化が比較的少ない国内 15 地点での年平均気温の基準値からの偏差を平均した値 ( ) 赤線は偏差の 5 年移動平均値 直線は長期変化傾向を表す 基準値は 1981~2010 年の 30 年平均値 2.1.2 の年平均気温の長期変化 気候変化には地域的特性があるため 世界や日本の平均的な傾向が必ずしもに当てはまるわけではない そこで の気温の長期的な変化傾向を捉えるため 120 年以上の観測記録が残るの6 地点 ( 青森 秋田 宮古 石巻 山形 福島 ) を対象として気温の長期的な変化傾向を調査した 観測地点の移転に伴って周囲の環境が大きく変化すると その前後のデータに気象以外を要因とする不連続が見られることがあり その場合は気候変動を正しく把握できない 調査に用いた観測地点のうち 青森は1928 年 1 月 1939 年 8 月 1956 年 1 月に 秋田は1896 年 12 月 1926 年 12 月に 宮古は1939 年 1 月に観測場所を移転しており 移転の影響を取り除く補正を施している ( 大野ら,2011) 宮城県一目千本桜と蔵王連峰大河原町の白石川堤に約 1200 本の桜のトンネルが続く 4 月中旬 遠くに残雪を頂いた蔵王の山並みを望み ソメイヨシノが満開を迎えた 桜の便りは 4 月から 5 月初めにかけて を足早に北上して行く 脚注 1) 気候変動に関する政府間パネル (Intergovernmental Panel on Climate Change:IPCC) は 世界気象機関 (WMO) 及び国連環境計画 (UNEP) により 1988 年に設立された組織で 人為起源による気候変化 影響 適応及び緩和方策に関し 科学的 技術的 社会経済学的な見地から包括的な評価を行っている 脚注 2) 知見の妥当性の確信度 ; これは証拠の種類 量 品質 一貫性 ( 例えば メカニズムの理解 理論 データ モデ ル 専門家の判断 ) 及び見解の一致度に基づいている 確信度は 非常に低い 低い 中程度の 高い 非常 に高い の 5 段階の要約用語を用い 定性的に表す (IPCC,2013) - 5 -
2.1 の気温の長期変化 の年平均気温平年差の推 移を図 2.1-2 に示す の年平均気温は 100 年あ たり 1.3 の割合で上昇している 長 期変化傾向を除くと 1900 年代後半 と 1920 年代半ばから 1940 年代半ば までは低温の時期が続いた 1960 年 頃に高温の時期があり 1960 年代半 ばから 1980 年代後半の低温の時期を 経て 1990 年頃から高温の時期が続 いている なお 図 2.1-2 の地点の観 測記録は 都市化の影響を多少受け ている可能性があるが これらの特 徴は 日本の年平均気温 ( 図 2.1-1) と一致している 1990 年以降 で高温とな る年が頻出している要因としては 世界 日本の平均気温と同様 温室効果ガスの増加に伴う地球温 暖化に 数年から数十年程度の時間規模の自然変動が重なっているものと考えられる なお 1980 年 代末から 1990 年代半ばは北極振動指数が顕著な正 ( 北極周辺の大気の流れが蛇行しない状態 ) となっ ており 寒気が放出されにくい大気の流れであったことが 冬期を中心にの平均気温を押し 上げた要因の一つと考えられる (2.1 コラム ジェット気流とエルニーニョ現象 ラニーニャ現象 北 極振動 参照 ) 変化率 :1.3 /100 年 図 2.1-2 の年平均気温の推移 (1890~2016 年 ) 青線は 青森 秋田 宮古 石巻 山形 福島の年平均気温の平年差 ( 平年値との差 ) を平均した値 ( ) 赤線は平年差の 5 年移動平均値 直線は長期変化傾向を表す 平年値は 1981~2010 年の 30 年平均値 青森 秋田 宮古は観測場所を移転したため 移転の影響を取り除く補正を行っている まめコラム 火山噴火が気温を下げる 火山噴火によって生じた 成層圏内のエーロゾル は 火山の噴火後数年間にわたっ て気候に大きな影響を及ぼし うる (IPCC,2013) 20 世紀最大規模の噴火と言われる 1991 年のピナトゥボ火山 ( フィリピン ) 噴 火の場合 対流圏の全球平均気温は 1991 年の終わり頃から下降し 翌年の 1992 年は平年よりも 低い状態が続いた 将来 成層圏に大量のエーロゾルが注入されるほどの大きな火山噴火が起 きれば 一時的な気温低下が生じる可能性がある 気象庁は 札幌 つくば 福岡 石垣島 南鳥島の 5 地点で直達日射量を観測し 大気混濁係 数を算出している 図では 1982~85 年と 1991~93 年に極大が見られるが これは それぞれ 1982 年 3~4 月のエルチチョン火山噴火 ( メキシコ ) 1991 年 6 月のピナトゥボ火山噴火によって 硫酸塩エーロゾルの生成につながる二酸化硫黄が成層圏に大量に注入され 成層圏が長期間に わたって混濁した結果である 図大気混濁係数の推移 (1960~2015 年 気象庁,2016a) 水蒸気や黄砂の影響を取り除くため 全国 5 地点の月最小値を平均したものを年平均した エーロゾルは大気中に浮遊するちりなどの微粒子で 大きさは半径 0.001~10 マイクロメートル程度である エーロゾルは 太陽放射を散乱 吸収して地上に到達する日射量を減少させ 気温を低下させる日傘効果を持つ一方で 地球からの赤外放射を吸収 再放射するという温室効果も持つ さらに 雲粒の核となる微粒子としても 地球の放射収支を変える効果も持つ 大気混濁係数は 大気中のエーロゾル 水蒸気 オゾン 二酸化炭素などの吸収 散乱による日射の減衰を表す指標で 値が大きいほど減衰が大きいことを示す - 6 -
2.1 の気温の長期変化 2.1.3 の季節別平均気温の長期変化 の季節別平均気温の推移を図 2.1-3に示す ではすべての季節で平均気温が上昇しており 春の上昇率が最も大きく 夏の上昇率が最も小さい これと整合して では 各季節の平均気温が上昇している地点が多い一方 太平洋沿岸を中心に夏の気温に変化傾向が見られない地点がある また 長期変化傾向を除くと 春は1910 年代から1940 年代 1970 年代から1980 年代にかけて低温の時期があり 1984 年の低温が顕著である 夏は年ごとの変動が大きいが 1890 年代後半から1910 年代前半までの約 20 年間は低温が続き 特に 1902 年 1913 年の低温が顕著である これらの年は全域で凶作に見舞われている その後も十年から二十年ごとに顕著な低温が現れている 秋の変動幅は他の季節に比べ小さいが 1980 年代の終わりに大きく気温が上昇した 冬は1920 年代から1940 年代にかけて低温の時期があり 特に1945 年の低温が顕著である また 1949 年以降 十年程度の間隔で顕著な高温が現れており 1989 年以降は二 三年に一回程度の頻度で顕著な高温が現れている 変化率 :1.5 /100 年 変化率 :0.9 /100 年 変化率 :1.3 /100 年 変化率 :1.4 /100 年 季節 統計期間 長期変化傾向 備考 ( 観測所移転等に伴う統計切断等 ) 春 1890~2016 年 1.5 /100 年 青森 秋田 宮古は観測場所を移転したため 移転の影響を 夏 1890~2016 年 0.9 /100 年 取り除く補正を行っている 秋 1890~2016 年 1.3 /100 年 冬 1891~2016 年 1.4 /100 年 図 2.1-3 及び付表の季節別平均気温の推移 図の折線は青森 秋田 宮古 石巻 山形 福島の季節別平均気温の平年差 ( 平年値との差 ) を平均した値 ( ) とその5 年移動平均値 直線は長期変化傾向を表す 春は3 月 ~5 月 夏は6 月 ~8 月 秋は9 月 ~11 月 冬は前年 12 月 ~2 月の3か月平均値である 平年値は1981~2010 年の30 年平均値 付表の長期変化傾向で * を付加した値は信 頼度水準 95% で統計的に有意な値 ** を付加した値は90% で有意な値 無印の値は99% で有意な値を示す - と あるものは 統計的に有意な長期変化傾向が見出せないことを示す - 7 -
2.1 の気温の長期変化 2.1.4 異常高温 異常低温の出現数の長期変化 の 1890~2016 年における異常高温と異 常低温の年間出現数の推移を図 2.1-4 に示す ここでは 異常高温 異常低温を 上記 127 年間 で各月における月平均気温の高い方 低い方から 1 ~4 番目の値 と定義している ある地点のある月 に 1~4 番目の値が出現する割合は 127 年間に 4 回 で つまり 31.75 年に 1 回 ( 約 0.031 回 / 年 ) となり 30 年に 1 回程度とされる 異常気象 の頻度に相当 する また ある年の異常高温 異常低温の出現 数とは 6 地点において異常高温 異常低温と判断 された観測値の年間総数を地点数の総数 ( 欠測値 を除く ) で割った値で定義され 1 地点あたりの平 均年間出現数を意味する 年間の出現数の期待値 ( 図 2.1-4 の横破線 ) は 1 地点あたり 0.031 回 12 か月 = 約 0.4 回となる の月平均気温における異常高温の年間出現数は 100 年あたり 0.6 回の割合で増加している 19 世紀末から 20 世紀初頭の 30 年間 (1890~1919 年 ) で平均した出現数が 0.2 回であるのに比べて 最近 の 30 年間 (1987~2016 年 ) の平均出現数は 0.8 回と 4 倍になっている 異常高温の出現数は 1940 年代の 終わりに増え始め 1980 年代半ば以降 顕著に増加した 一方 異常低温の出現数は 100 年あたり 0.5 回の割合で減少している 19 世紀末から 20 世紀初頭の 30 年間の平均出現数が 0.6 回であるのに比べ 最近の 30 年間は 0.1 回と 6 分の 1 に減少した 異常低温は 1940 年代までは比較的多く出現したが その後は少なくなっている 宮城県三本木ひまわりの丘大崎市三本木の丘の斜面いっぱいを 42 万本のひまわりが埋め尽くす 真夏の太陽が照りつけるほど 地上の太陽の花はいきいきとして見える 変化率 :0.6 回 /100 年 変化率 :-0.5 回 /100 年 信頼度水準 99% で有意 要素統計期間長期変化傾向備考 ( 観測所移転等に伴う統計切断等 ) 異常高温 1890~2016 年 0.6 回 /100 年青森 秋田 宮古は観測場所を移転したため 移転の 異常低温 1890~2016 年 -0.5 回 /100 年 影響を取り除く補正を行っている 図 2.1-4 及び付表の異常高温 異常低温の年間出現数の推移左図は青森 秋田 宮古 石巻 山形 福島の月平均気温の各月における高い方から 1~4 番目 ( 異常高温 ) の値の年間出現数 右図は 同様に低い方から 1~4 番目 ( 異常低温 ) の値の年間出現数 棒グラフはその年の異常高温あるいは異常低温の年間総数を地点数の総数 ( 欠測値を除く ) で割った値で 1 地点あたりの出現数を意味する 折線は 11 年移動平均値 直線は長期変化傾向 横破線は異常高温 異常低温の平均的な年間出現数 (0.4 回 ) 横実線は 19 世紀末から 20 世紀初頭の 30 年間と最近の 30 年間の平均出現数 付表の長期変化傾向で * を付加した値は信頼度水準 95% で統計的に有意な値 ** を付加した値は 90% で有意な値 無印の値は 99% で有意な値を示す - とあるものは 統計的に有意な長期変化傾向が見出せないことを示す - 8 -
2.1 の気温の長期変化 2.1.5 真夏日 真冬日などの階級別日数の長期変化 の1890~2016 年における夏日 ( 日最高気温 25 以上 ) 真夏日( 日最高気温 30 以上 ) の年間日数 (6 地点の平均 ) の推移を図 2.1-5に示す 用いた観測地点は 2.1.2 項と同じ6 地点 ( 青森 秋田 宮古 石巻 山形 福島 ) である このうち 青森 秋田 宮古は観測場所を移転しているが 平均気温のように移転の影響を補正できないため これらの中で最後の移転 ( 青森の1956 年 1 月 ) 以降の変化傾向を調べた ( 以下 熱帯夜 猛暑日 冬日 真冬日についても同じ ) の夏日日数は10 年あたり2.3 日の割合で増加しており 真夏日日数にも 増加傾向が明瞭に現れている 1890 年代後半から1910 年代前半までの約 20 年間は夏日日数 真夏日日数とも少ない時期が続いた また 1993 年は真夏日日数が極端に少なく 記録的な冷夏となった 変化率 :1.5 日 /10 年 変化率 :2.3 日 /10 年 信頼度水準 95% で有意 要素名統計期間長期変化傾向備考 ( 観測所移転等に伴う統計切断等 ) 夏日日数 1890~2016 年 2.3 日 /10 年観測所の移転に伴う統計切断のため 長期変化傾向は 1956 真夏日日数 1890~2016 年 1.5* 日 /10 年 ~2016 年を調べた 図 2.1-5 及び付表の夏日 ( 日最高気温 25 以上 ) 真夏日 ( 日最高気温 30 以上 ) の年間日数の推移左図は夏日 ( 日最高気温 25 以上 ) 右図は真夏日 ( 日最高気温 30 以上 ) の青森 秋田 宮古 石巻 山形 福島における 1 地点あたりの年間日数 折線はそれぞれの 5 年移動平均値 直線は長期変化傾向 破線は統計切断時期を示す 付表の長期変化傾向で * を付加した値は信頼度水準 95% で統計的に有意な値 ** を付加した値は 90% で有意な値 無印の値は 99% で有意な値を示す - とあるものは 統計的に有意な長期変化傾向が見出せないことを示す の熱帯夜 ( 脚注 ) 猛暑日 ( 日最高気温 35 以上 ) の年間日数の推移を図 2.1-6に示す の熱帯夜日数は10 年あたり0.3 日の割合で増加している 熱帯夜の出現数は1980 年代半ばから顕著に増え始め 全国的に記録的な猛暑となった 2010 年に最多となった 一方 猛暑日日数にも増加傾向が明瞭に現れており 最近では 1985 年 1994 年 1999 年 2010 年 2012 年 2015 年と 数年から十年程度の間隔で猛暑日日数の多い年が見られる 山形県棚田の秋山辺町大蕨 ( おおわらび ) の棚田は 農林水産省の 日本の棚田百選 に選ばれている 刈り取った稲を干す杭掛けが 日射しを浴びて金色に輝く 機械乾燥が増え この風景も次第に消えつつある 脚注 ) 夜間の最低気温が 25 度以上のこと ここでは日最低気温が 25 以上の日を便宜的に熱帯夜と呼ぶ - 9 -
2.1 の気温の長期変化 変化率 :0.3 日 /10 年 信頼度水準 95% で有意 変化率 :0.4 日 /10 年 要素名統計期間長期変化傾向備考 ( 観測所移転等に伴う統計切断等 ) 熱帯夜日数 1890~2016 年 0.3 日 /10 年観測所の移転に伴う統計切断のため 長期変化傾向は 1956 猛暑日日数 1890~2016 年 0.4* 日 /10 年 ~2016 年を調べた 図 2.1-6 及び付表の熱帯夜 ( 日最低気温 25 以上 ) 猛暑日 ( 日最高気温 35 以上 ) の年間日数の推移左図は熱帯夜 ( ここでは日最低気温 25 以上とする ) 右図は猛暑日 ( 日最高気温 35 以上 ) の 1 地点あたりの 年間日数 折線はそれぞれの 5 年移動平均値 直線は長期変化傾向 破線は統計切断時期を示す 付表の長期変化 傾向で * を付加した値は信頼度水準 95% で統計的に有意な値 ** を付加した値は 90% で有意な値 無印の値は 99% で有意な値を示す - とあるものは 統計的に有意な長期変化傾向が見出せないことを示す の1890~2016 年における冬日 ( 日最低気温 0 未満 ) 真冬日 ( 日最高気温 0 未満 ) の年間日数の推移を図 2.1-7に示す ( 脚注 ) の冬日日数は10 年あたり3.0 日の割合で減少している 冬日は 記録的な暖冬であった1989 年から1993 年にかけて急減し その後も少ない年が続いた 2015 年は 春まで気温が高く推移し12 月も気温がかなり高かったため これまでで最も少なくなった 一方 真冬日日数は 減少する傾向が現れている 青森の観測場所が現在と大きく異なるものの1945 年の真冬日日数は突出しており その後 1969 年 1977 年 1984 年も真冬日日数が多くなっているが 1990 年代以降は真冬日日数の少ない年が多い 変化率 :-3.0 日 /10 年 変化率 :-0.7 日 /10 年信頼度水準 90% で有意 要素名統計期間長期変化傾向備考 ( 観測所移転等に伴う統計切断等 ) 冬日日数 1890~2016 年 -3.0 日 /10 年観測所の移転に伴う統計切断のため 長期変化傾向は 1956 真冬日日数 1890~2016 年 -0.7** 日 /10 年 ~2016 年を調べた 図 2.1-7 及び付表の冬日 ( 日最低気温 0 未満 ) 真冬日 ( 日最高気温 0 未満 ) の年間日数の推移左図は冬日 ( 日最低気温 0 未満 ) 右図は真冬日 ( 日最高気温 0 未満 ) の 1 地点あたりの年間日数 折線はそれぞれの 5 年移動平均値 直線は長期変化傾向 破線は統計切断時期を示す 付表の長期変化傾向で * を付加した値は信頼度水準 95% で統計的に有意な値 ** を付加した値は 90% で有意な値 無印の値は 99% で有意な値を示す - とあるものは 統計的に有意な長期変化傾向が見出せないことを示す 脚注 ) 日最低気温の日界 (1 日の区切り時刻 ) は現在では 00 時であるが 1939 年までは日界を 22 時としており 1953~1963 年は 09 時としていた 09 時日界及び 22 時日界による冬日日数は 00 時日界によるものと比べて北日本平均でそれぞれ 6.7 日 / 年と 2.3 日 / 年少なく 09 時日界及び 22 時日界による熱帯夜日数は 00 時日界によるものと比べて北日本平均でそれぞれ 0.1 日 / 年と 0.02 日 / 年多いと指摘されている ( 藤部,2000) - 10 -
2.1 の気温の長期変化 まめコラム の夏が涼しくなった? 地球温暖化の進行に伴い の 年平均気温は上昇している しかし 季 節別に見ると 夏の上昇傾向は他の季節 に比べて小さい 図に の各地 点における 8 月の日最高気温平均値の 50 年 あたりの変化率を示す ( 統計期間を揃え 1940 年から 2015 年までの期間で検討した ) 各地点の 8 月の日最高気温は 統計的に有意では ないものの 低下傾向を示すものが比較的多く見られる 北海道でも同様の傾向があるが 東日本以西ではこのような傾向は見られず 北日本の特徴である ( 気象庁,2008a) この原 因については現時点では明らかではない 図 8 月の日最高気温平均値の 50 年あたりの変化率棒グラフは各地点の 50 年当りの気温変化率を表す 統計期間は 1940 年から 2015 年まで すべての地点で統計的に有意ではない 青森 秋田 宮古 小名浜は観測場所を移転したため 移転の影響を取り除く補正を行っている - 11 -
2.1 の気温の長期変化 ジェット気流とエルニーニョ現象 ラニーニャ現象 北極振動 北半球の北緯 30 度から 40 度の上空 約 1 万 2 千 m には亜熱帯ジェット気流 が その北側の中緯度帯の上空約 9 千 m には寒帯前線ジェット気流が流れ 熱帯の暖気 中緯度の温暖な空気 寒 帯の寒気の境界が形成されている 東 北地方の天候はこれらのジェット気 流の位置や強さに左右され 亜熱帯ジ ェット気流が日本の北を流れるよう な夏は 太平洋高気圧が発達して暑く なる 亜熱帯ジェット気流と寒帯前線 ジェット気流が合流する冬の日本付 近で ジェット気流が南に下がるとき は 寒気が流れ込んで寒くなる そし て ジェット気流のこのような変動と 関係が深い現象がエルニーニョ現象 ラニーニャ現象と北極振動 である エルニーニョ現象とは 太平洋赤道域の日付変更線付近から南 米沿岸にかけて海面水温が平年より高くなり その状態が 1 年程 度続く現象で 逆に同じ海域で海面水温が平年より低い状態が続 く現象がラニーニャ現象である 熱帯域の海面水温が平常時とず れる状態が続くことで 積乱雲が盛んに発生する海域が移動し この変化がジェット気流の位置や強さを変動させる エルニーニ ョ現象発生中 の春は平年並か高温の傾向 夏と秋は平 年並か低温の傾向があり ラニーニャ現象発生中 の夏 は平年並か高温の傾向がある ( 図 1) 北極振動とは 北半球の高緯度域と中緯度域における海面気圧 がシーソーのように一方が高いと一方が低くなる現象 ( 図 2) で 寒気の動向と関連している 北極振動に伴って 寒気が北極域に 蓄積されて中緯度域に南下しにくいパターン ( 寒帯前線ジェット 気流が緯線に沿った流れとなり 極渦が強く引き締まるパターン ) と 寒気が北極域から放出されて中緯度域に 広く南下するパターン ( 寒帯前線ジェット気 流が蛇行するパターン ) が繰り返される 北 極振動の周期は 10 日程度 年から十数年規 模など様々である の冬の気温も北 極振動の影響を受けて変動し 北極域に寒気 が蓄積されるパターンになれば暖冬に 北極 域から寒気が放出されるパターンになれば 寒冬になりやすい ( 図 3 に青森の気温との対 比を示す ) エルニーニョ現象やラニーニャ 現象については気象庁 (2005b) 北極振動に ついては山崎 (2004) に詳しい説明がある エルニーニョ時 ラニーニャ時 図 1 エルニーニョ現象 ラニーニャ現象発生中のの天候 ( 平均気温 ) の出現傾向左図はエルニーニョ現象発生中 右図はラニーニャ現象発生中 青は平年より低い階級 白は平年並の階級 赤は平年より高い階級を表す 統計期間は 1958 年 ~2012 年 ( 冬は 1958/59 年 ~2012/13 年 ) 長期的変化傾向を除去して統計した 黒太枠と縦軸の季節にハッチがかかったものは 統計的に有意な傾向が見られることを示す 図 2 北極振動のパターン冬 (12 月 ~2 月 ) 平均の北半球海面気圧場において最も卓越する変動パターン (1958/59~2011/12 年 ) 図の中心が北極である 北極振動指数が正の時に北極域で低気圧偏差 ( 青い領域 ) 中緯度で高気圧偏差 ( 橙色の領域 ) となり 負の時はその逆の偏差となる 図 3 北極振動と青森の気温との関係 (1959~2015 年 ) 青は冬 ( 前年 12 月 ~2 月 ) の北極振動の強さを表す指数で平年値 (1981/82~2010/11 年の平均 ) で規格化されている 正のときは中緯度に寒気が南下しにくい 赤は青森の冬 ( 同期間 ) の平均気温で平年値との差 ( ) - 12 -