〔論 文〕：（線状降水帯；ガストフロント；非静力学モデル)

2008年７月28日近畿地方を南西進した線状降水帯と都賀川での大雨について
草

開

浩 ・小

山 芳 太 ・金要

森 恒

雄 ・瀬 古弘旨2008年７月28日に近畿地方を南西進した線状降水帯について，観測データの解析と数値予報モデルを用いた再現実験を行い，降水帯の成因と構造を調べた．この降水帯は，兵庫県・京都府・滋賀県の南部（近畿地方中部）で降
水セルが列状に並んだ降水域と，兵庫県・京都府・滋賀県の北部（近畿地方北部）から南下した降水帯が合流して形成された．合流時の降水帯の形成機構では，近畿地方北部の降水帯からの冷気外出流が下層の収束を強化し，近畿地方中部の降水系の対流を強めたことが重要であった．また，同日に神戸市灘区の都賀川で発生した大雨は，神戸市西区上空で発生した降水セルが南東進し，急発達したものであった．降水エコーの急発達と下層の冷気外出流の到達が一致していたことから，近畿地方中部で発達した線状降水帯からの冷気外出流が急発達に深く関係していたことがわかった．

１．はじめには，科学的な興味ばかりでなく，今後，同様な事例が夏季，水平スケール10km ほどの降水域が突然発生発生した場合に円滑な注意報・警報発表作業の遂行にして急発達し，豪雨災害をもたらすことがある．このもつながり，災害の被害を軽減させることにも寄与でような豪雨は，新聞やテレビなどのマスメディアできる．

ゲリラ豪雨 （宮澤 1999）などという言葉で表現さ

2008年の夏季は，全国各地で豪雨や局地的大雨がたれることもある．この現象は，メソ数値予報モデルでびたび発生した（気象庁予報部予報課 2009）．特に本予測可能とされるメソ対流系と比較して，時間・空間

報告で扱う2008年７月28日の事例では，近畿地方を北スケールが小さく，そのため，気象庁現業の観測シス

西−南東方向へ線状にのびた降水帯（以下，線状降水

テムですべてを捉えることは難しい．また，この現象

帯）が南西進して，各地で大雨が発生した．この線状を数値予報で正確に予報することも困難である．しか降水帯の南西側にある神戸市灘区の都賀川下流では，し，ひとたび発生すれば人的影響は非常に大きく，予中流で発生した突然の大雨によって，水位が短時間で報現場では，迅速で正確な情報提供が要求されてい急激に上昇した．この増水によって，大勢の人々が濁る．このような現象の成因や詳細構造を把握すること

流に巻き込まれ，そのうち５名が亡くなるという痛ましい事故が発生した（神戸海洋気象台 2008）．

関西航空地方気象台神戸空港出張所（現：気象庁予報部数値予報課）．

数百 km のスケールをもつメソ対流系に分類される．

大阪管区気象台予報課．
神戸海洋気象台観測予報課（現：大阪管区気象台予報課）．

2011年５月

メソ対流系に伴う大雨は，その形状（団塊状，線状など）や動向（停滞型，移動型など）がさまざまであるが，本事例の様に中緯度で移動する線状降水帯につい

気象研究所．

Ⓒ 2011 日本気象学会

近畿地方を南西進した線状降水帯は，数十 km から―2010年３月29日受領―ては，小倉（1997）が，アメリカ中西部で観測された―2011年３月４日受理―

スコールラインを例に挙げ，中緯度帯におけるスコー
ルライン型と呼ぶべき形態を提案している．そこで説
3

39 6

2008年７月28日近畿地方を南西進した線状降水帯と都賀川での大雨について明された中緯度のスコールライン型の一般的な構造と

２．総観場の特徴と降水分布

しては，Houze et al.（1989）で述べられているよう2008年７月28日の総観スケール解析については，北に，進行方向前面に強い対流性降水域，後方には弱い

村ほか（2009）で報告されているので，ここでは簡単

層状性降水域があり，前方下層から流入し上昇する気に特徴の記述に留める．第１図は2008年７月28日09時

流と，後方中層から流入し下降する気流を持つことが（以下，日本標準時）の 地 上 天 気 図（上）と500hPa

特徴として挙げられている．また，前方の対流雲底下高層天気図（下）である．西日本は南海上の高気圧にには冷気プールが形成され，その先端にガストフロン

覆われ，その北辺の朝鮮半島南部から北陸・関東北部

トがあることも知られている．日本におけるスコールに停滞前線が解析されていた．850hPa・700hPa 高

ラ イ ン 型 の 降 水 系 に つ い て 述 べ た 論 文 に は，小 倉

層天気図（図省略）では，この高気圧の縁辺に沿う気（1997）の 他 に，瀬 古 ほ か（1998），Ishihara et al.

流により，東シナ海では南東風，日本海西部では北西（1995）などがある．瀬古ほか（1998）では，寒冷前線に伴う降水域が関東地方を通過する際に線状降水帯に組織化し，その構造が典型的なスコールライン型の特徴をもっていたことを示している．Ishihara et al.
（1995）では，梅雨前線に沿って形成されたスコール
ラインをドップラーレーダーの動径風データなどを用いて解析し，降水帯の詳細な構造を示している．本事
例の線状降水帯についても，小山ほか（2009）が，線状降水帯からのガストフロントや降水帯後方の層状性
降水域などの特徴から，スコールライン型の構造を持っていたと報告している．
一方，都賀川に増水をもたらした大雨は，線状降水帯から南西に約20km 離れた地点で発生した水平ス
ケール10km 程度の降水域（以下，降水セルと呼ぶ）
によるものであった．降水量は，降水時間が短いため豪雨としては比較的に少ないが，降水セルの発生から大雨に至るまでの時間が非常に短く，都賀川の水位が短時間で急激に上昇したため，事故が発生した．中北ほか（2009）では，この降水セルがレーダーで捉えられてから都賀川の出水時刻までの時間はわずか15分であったと報告している．当時の気象庁のレーダーを用いた実況監視を想定すると，監視間隔は10分ごとであったため，降水セルの大雨に至る発達過程を追うことは困難であったと考えられる．現在，監視間隔が５分に短縮されたが，このようにわずか15分で急発達するような降水セルでは，５分という短時間の監視間隔でも追随は難しいと想像できる．
本論文では，2008年７月28日に近畿地方を南西進した線状降水帯と，都賀川で大雨を降らせた降水セルについて，それぞれの形成・急発達の要因と，それらの因果関係を調べ，短時間で発生・急発達する降水セルの予測可能性について議論する．

4

第１図

地上天気図（上）と500hPa 高層天気図（下）（2008年７月28日09時）．下図 の 太破線は−６℃等値線，二重太線は気圧の谷を示す．
〝天気" 58．5．

2008年７月28日近畿地方を南西進した線状降水帯と都賀川での大雨について

39 7

風になっていた．台湾付近には台風第８号があり，高る．この南東風により暖かく湿った気塊が黄海付近に

気圧の縁辺に沿う南東風を強化していたと考えられ運ばれ，さらにその気塊が，北西風によって日本海側
から近畿地方に流入していた．上空500hPa 面では，
日本海北部上空に寒気を伴った気圧の谷があり，この影響で西日本上空には−６℃以下の寒気が入っていた．
第２図は，28日09時における米子の高層気象観測結果である．925hPa 高度には相当温位348K の暖湿な空気が観測されており，潜在不安定な成層であった．
また，相対湿度は800hPa 高度の90％から470hPa 高度の70％まで高度と共に減少していくが，700hPa，
600hPa，500hPa〜400hPa 高 度（約3200m，4400
m，5900m〜7600m）の各高度付近に，乾燥し た 空気が観測されていた．また，地上付近から500hPa 高度付近までは相当温位の平均的な鉛直勾配が負で，対流不安定な状態でもあった．
第３図は28日のアメダス日降水量分布を表したものである．50mm 以上の領域が京都府北部から大阪府
北部・滋賀県南部に広がっている．この領域は，昼前から夜のはじめ頃にかけて近畿地方を通過した線状降
水帯によるもので，線状降水帯の移動のために，降雨時間が短く，降水量も大雨事例としては比較的少ない．それでも，京都府南部の長岡京では，降水帯の通第２図

米 子 高 層 気 象 観 測 結 果（28日09時）．
（左）相対湿度，（右）実線が温位，点線が相当温位，一点鎖線が飽和相当温位を示す．

過により，14時00分に76.5mm の前１時間降水量が観測されている．
３．降水帯の動向と地上観測結果の特徴
3.1 降水帯の分類と動向
降水帯の形成や構造を把握するために，28日11時00
分，13時00分，15時00分における気象庁レーダーにより取得された降水強度分布と海面気圧，地上風を第４図に示す．近畿地方に形成された降水系は，発生場所と振る舞いの違いから，以下の A から C の３つに分けることができる．なお，ここでは，線状に組織化された降水系を「線状降水帯」または「降水帯」，組織化されておらず降水セルが列状に並んだものを「降水系」と呼ぶことにする．
降水帯 A は，28日09時00分ごろに山陰沿岸から若狭湾にかけて発生した降水セルにより形成された日本
海側の降水帯で，次第に南下し，11時00分には兵庫県・京都府・滋賀県の北部（以後，これらを近畿地方北第３図28日のアメダス日降水量分布．●は関西
国際空港，■は伊丹空港，★は都賀川，▲は長岡京をそれぞれ表す．

2011年５月

部と呼ぶ）まで到達していた．11時00分からの降水帯
A は，東西で移動が異なり，東部分は南下を続ける
一方，降水帯 A の西部分（降水帯 Aʼ
）は，15時00分
5

39 8

2008年７月28日近畿地方を南西進した線状降水帯と都賀川での大雨についてごろまで近畿地方北部沿岸に停滞し，その後，消散した．
降水帯 A の南側の兵庫県・京都府・滋賀県の南部（以後，これらを近畿地方中部と呼ぶ）では，11時00
分ごろに，列状に並んだ降水セル群からなる降水系 Bが発生した．13時00分になると，降水系 B の降水域
が北から移動してきた降水帯 A の東部分の降水域と合流し，発達した降水帯 C となった．13時00分以後，降水帯 C は南西進して，大阪湾北部沿岸に達し，近畿地方中部から大阪府・奈良県の北部に大雨を降らせ
た．

第５図

第４図

6

レーダー観測による降水強度（濃淡）・海面気圧（コンター，0.5hPa ごと）・地上風（矢羽根：長い矢羽
根が 2m/s，短い矢羽根が 1m/s）．局地的な高圧部には H ，低圧部には L を記した．（上）11時00
分，（中）13時00分，（下）15時00分．11時00分の図の右は，滋賀県北部の高圧部周辺域を拡大して降水強度を除いたものを表す．

レーダー降水強度（濃淡）・高度補正した気温（コンター，２℃ごと）・地上風（矢羽根：長い矢羽根が 2m/s，短い矢
羽根が 1m/s）．代表的な等温線には数値を，30℃線は太線で示した．図中，太線の北側に広がるレーダーエコーが降水
帯 A，太線南側で点状に形成されているレーダーエコーが 降 水 系 B を 表 す．
破線円は降水帯 A 内部の降水セル２つについて追跡したものである．11時20分の小矢印は降水帯 A の南側で南西風が観測されていることを示したものである．

〝天気" 58．5．

2008年７月28日近畿地方を南西進した線状降水帯と都賀川での大雨について

39 9

降水帯 C 形成前における近畿地方中部の海面気圧

20分以降になると，降水帯 A は日本海側沿岸で発達と地上風に着目すると，降水帯 C の形成される２時する西部分（降水帯 Aʼ
）と南西進する東部分に分離

間前の11時00分には，降水系 B の北東側にある降水

した．降水帯 Aʼ
は，第４図の13時00分や15時00分の

帯 A に局地的な高圧部とそこからの発散する気流が分布で示したように，15時00分ごろまで日本海側沿岸形成されていた（第４図の11時00分の図）．この発散に停滞していた．一方，降水帯 A の東部分は南西進

風が，降水系 B の発生や降水帯 C の発達に寄与してして降水系 B と合流し，発達した降水帯 C となった．

いる可能性がある．そのため，近畿地方中部一帯で大3.3 近畿地方中部降水帯の発生初期（降水系 B）

雨を降らせた降水帯 C の理解には，降水系 B の発生，

降水系 B は，10時40分ごろから発生した降水セル

それに寄与していた可能性がある降水帯 A についてにより構成されたもので，11時20分には降水セルが西も見ておく必要がある．そこで，第４図で分類した降

北西−東南東方向にのびて列状の降水系になった．降水帯 A〜C について，それぞれ観測データを用いて詳

水セル発生時付近の11時00分に注目すると，降水セル

細な解析を行った．

が形成される位置と気温の極大値がほぼ一致してい3.2 近畿地方北部降水帯の発生と発達（降水帯 A）
第５図に，28日10時00分
から11時20分までの気象庁レーダーの降水強度，アメダスの高度補正（0.65℃/
100m の気温減率で補正）
した気温，地上風の分布を示 す．降 水 帯 A の 南 側 に沿って 等 温 線 が 込 ん で いて，その北側では北風が卓越していた．この気温分布
か ら，降 水 帯 A 付 近 の 低
温域は降水帯 A が形成 した冷気外出流よるものと考えられる．京都府から滋賀県にかけての変化に着目す
ると降水帯 A の南下と ともに冷気外出流先端も南下し て い た．降 水 帯 A の 南
下速度をレーダーエコーから 見 積 も る と，約 8m/s
で あった．降 水 帯 A 内 の２つの降水セル（破線の丸で 示 す）に つ い て 時 間 を遡って追跡すると，降水帯
A の冷気外出流の先端で発生し，冷気外出流の先端
上を南東進しながら発達して，そ の 後，降 水 帯 A 内に併合されていった．11時
2011年５月

第６図

各時刻における GPS 可降水量の28日07時からの偏差（左）と可降水量．左図の濃淡は偏差の絶対量を表し，正偏差を○，負偏差
FLUX（右）を△で表した．右図のベクトルは気象庁が作成した毎時大気解析データの地上風を表し，濃淡は可降水量 FLUX の発散を表す．FLUX の計算には毎時大気解析データの地上風を用いた．
7

400

2008年７月28日近畿地方を南西進した線状降水帯と都賀川での大雨についてた．風の分布をみると，気温30℃線（図中の太線）の広がっていった様子が分かる．この広がりの先端域

北側に降水帯 A からの冷気外出流がみられるものの，が，可降水量 FLUX 発散量の負に大きな地域（収束

この冷気外出流は降水系 B には到達していない．こ域）に対応していることから，可降水量の正の偏差域のことから，3.2節で述べた降水帯 A の南側に発生しの移動は，湿潤な領域が下層風によって移流した結果た降水セルと対照的に，降水系 B の発生には降水帯であることがわかる．降水セル発生時付近の11時00分

A からの冷気外出流は直接関与していないと考えらになると，降水帯の北側に比べて，瀬戸内海に面する

れる．

兵庫県・岡山県の南部や大阪府の南西風が強くなり，

では，降水系 B はどのように形成されているので兵庫県の中央部・岡山県の北部の可降水量 FLUX のあろうか？ 降水系 B の発生の要因を調べるために，収束が強められていた．大阪や神戸の地上観測（図省

可降水量のデータを用いて水蒸気量の変動を調べた．

略）では，日中の気温上昇と気圧低下，それに伴った

可降水量は，気象庁が国土地理院から提供されている

風速の強まりが観測されており，海風によって南西風

全国 GPS 連続観 測 シ ス テ ム（GEONET）の 約1200が強まったと考えられる．このことから，降水系 B

地点のデータから，60分ごとに推定したものである．

の形成には，鳥取県や兵庫県北部からの水蒸気流入

GPS 可降水量は標高に依存するため，その絶対量かと，兵庫県南部沿岸からの強い南西風よる収束が寄与

ら水蒸気の動向を把握することは難しい．そこで，28していたと考えられる．

日07時00分からの増減量から動向 を 調 べ る こ と に した．また，対流の発生・発達と対応が良いと考えられ
る可降水量 FLUX の発散
量は，可降水量と気象庁が作成した毎時大気解析（室井 ほ か 2008）の 地 上 風
データから，次式を用いて求めた．
(可降水量 FLUX 発散量)(uQ)
( )＋ vQ (1)xy＝ここで，x，y は 毎 時 大 気
解析の格子（格子間隔は 5，u は東西風，v は南km）
北 風，Q は 可 降 水 量 で ある．第６図に，28日09時00
分〜11時00分における可降
水 量 の 偏 差 と，可 降 水 量
FLUX の 発 散 量 分 布 を 示
す．可降水量の変化量をみると，10時00分までは，鳥取県や兵庫県北部で顕著に見られた正の偏差域（可降水量が28日07時00分の時点
よ り も 増 え て い る 領 域）
が，時間とともに南東側へ
8

第７図

関空 DRAW のドップラー速度（上段左が12時20分の高度 1km，上段
右が13時40分の高度 3km），レーダー観測による降水強度とアメダス
地上風（下段左が12時20分，下段右が13時40分）．ドップラー速度と降
水強度は色（それぞれ，右のカラーバー，下のカラーバーと対応）で表
し，アメダス地上風は矢羽根（長い矢羽根が 2m/s，短い矢羽根が 1m/s）で表す．図中●は関空 DRAW ，■は伊丹 DRAW の位置を表す．
なお，ドップラー速度が暖色である場合はレーダーサイトから遠ざかる
速度，寒色である場合は近づく速度を意味する．上段右のベクトルは，
関 空 DRAW ・伊 丹 DRAW に よ る デュア ル 解 析 風 を 表 す．12時20分（１km）の桃色の小矢印は，降水系 B 南西端の関空 DRAW から遠ざかる速度を，水色の小矢印は降水系 B の北側の関空 DRAW に近づく
速度をそれぞれ指す．12時20分（地上）の小矢印は第５図で示した小矢印と同じ観測点を指し，北東風に変化したことを示す．
〝天気" 58．5．

2008年７月28日近畿地方を南西進した線状降水帯と都賀川での大雨について401

3.4 近畿地方中部降水帯最盛期（降水帯 C）

にあたる12時20分になると，11時20分の降水帯 A と近畿地方中部各地で大雨を降らせた降水帯 C は，

降水系 B の間に位置する領域が北よりの風に変わっ

降水帯 A の降水域が降水系 B の降水域に到達するタていた（第７図の左下図にある小矢印）．12時20分の

イミングで形成された降水帯である．降水帯 A の到

高度 1km のドップラー速度（第７図の左上図）をみ達による降水系 B の発達の変化をみるために，降水

ると，降水系 B の南西端では関空 DRAW から遠ざ

帯 A が降水系 B の北側に離れて存在していた11時00

かる速度（図中の桃色の小矢印が指す位置で，速度は分 と 降 水 帯 C が 形 成 さ れ た13時00分 の 気 象 庁 レー

1m/s 以上），その北側では関空 DRAW に近づく速

ダーエコー頂高度分布を比較した（図省略）．11時00度（図中の水色小矢印が指す位置で，速度は 5m/s

分における降水帯 A は 平
均して10km 程度，降水系
B のエ コー頂 高 度 は 6km程度であったのに対し，13時00分 に お け る 降 水 帯 Cのエコー頂高度は14km を超えていた．エコー頂高度の変化から，両降水域の合流時に対流が強化されていたことがわかる．
降水帯 A 到 達 時 に お ける対流強化の様相を調べるために，関西国際空港と伊丹空港にそれぞれ設置されている空港気象ドップラー
レーダー（ DRAW ： Doppler Radar for Airport
W eather）の データ（以下，関 空 DRAW ， 伊 丹
DRAW と呼ぶ）を用いてデュアル解析（石原 2001）を行った．第７図は，28日12時20分と13時40分における気象庁レーダーの降水強度とアメダスの地上風を重ね た 図（下 段）と，関 空
DRAW の ドップ ラー速 度の分布にデュアル解析による 水 平 風 を 重 ね た 図（上段）で あ る．降 水 帯 A が
降水系 B に到達 す る 前 の状態（第５図の11時20分）
は，降 水 帯 A 近 傍 の 南 側に南西風がみられる（同図内の小矢印）．降水帯 A が降水系 B に到達 し た 直 後
2011年５月

第８図関 空 DRAW レーダー反 射 強 度．（左）仰 角6.8°
ビーム の 反 射 強 度，
（右）仰角0.7°
ビームの反射強度を表す．図中，北側に広がるレーダー
エコーは降水帯 C を表す．降水帯 C からの冷気外出流の先端を捉えた
非降水エコーを実線円で囲んだ．また，都賀川中流で大雨を降らせた降
水セルを破線円で囲んだ．
9402

2008年７月28日近畿地方を南西進した線状降水帯と都賀川での大雨について

以上）が観測されていた．これは，降水帯 A が形成

り，第８図にその発達過程を示した．仰角6.8°の反射

した冷気外出流の北東風が，高度 1km 以上の厚みを

強度をみると，14時06分頃に，神戸市西区上空で点状もち，降水系 B に到達していたことを示している．

の降水エコーが現れている（第８図の破線円）．その次に，降水帯 C が形成された13時40分の高度 1km

後，この降水エコーは面積を拡大させながら南東進し（図省略）になると，レーダーに近づく動径風が広範て神戸市中央区，灘区付近に移動した．これとほぼ同囲になり，降水帯 C の南西端では10m/s ほどの強い

時刻の仰角0.7°の反射強度を調べたところ，兵庫県南風速が観測された．この気流は，降水帯 C 自身が形部から大阪湾にかけて，南西に移動する北西から南東成した冷気外出流も寄与していると考えられる．高度にのびる線状の弱いレーダーエコーが観測された．こ3km（第７図の右上図）では，降水帯 C の後面（北の線状エコーの移動速度は概算で約10m/s であり，側）から入り込む気流（北西風）が明瞭になって，降降水帯 C の 移 動 速 度（８m/s）よ り も 速 かった．ま水帯の前面側（南側）の風速が比較的に弱い領域と収た，この線状エコーは神戸空港や関西国際空港を通過束していた．また，その下層（第７図右下段）では水したが，その際に降水は観測されなかった．草開ほか

平風が発散していることから，収束した北西風が降水（2009）では，この線状エコーについて，降水帯 C が域内で下降して，冷気外出流を強化していたと考えら形成した冷気外出流の先端部（以下，ガストフロント

れる．14時00分以降になると（図省略），発達した降と呼ぶ）の屈折率が乱れた領域で電波が後方散乱され

水帯 C から25℃以下の発散する冷気外出流が明瞭にた結果であるとした．都賀川セルとこの線状エコーのなり，その先端部が通過した 大 阪 で は，瞬 間 風 速 で

第１表

17.9m/s の 強 風 が 観 測 さ

再現実験の詳細設定．

れた．また，この章で示し

実験名

解像度

水平格子数

雲物理過程

その他設定

た後面 か ら 入 り 込 む 気 流

PRE

5km
2km

330×330無し

160×140

3ice
3ice

同上

同上

3ice

一般観測データの同化

同上

3ice

雨滴による
引きずりおろし効果を除去

3ice
3ice

は，スコールラインの特徴の一つであり，本事例の線

CTL
3DVAR

状降水帯がスコールライン

NLQR

同上

型の構造を持っていたと報

NRE
CTL1K

同上

同上

1km

300×200

告した小山ほか（2009）の無し

雨滴の蒸発の影響を除去
無し

結果を裏付けている．
以上の特徴から，降水帯
A からの冷気外出流と中層後面から気流の貫入が，降水 帯 C の 形 成 要 因 と して寄与していたことが考えられる．
3.5 都賀川で大雨を降らせた降水セル中北ほか（2009）では，
都賀川で大雨を降らせた降
水 セ ル（以 下，都 賀 川 セル）は，都賀川から北西方向に離れた地点で発生し，移動してきたものであったとしている．この都賀川セル に つ い て は，関 空
DRAW でも捉えられてお10

第９図

再現実験の計算領域．グレースケールは標高を表す．左図は PRE 実験
領域を表し，太実線は解像度 2km で行った実験領域で，拡大したものが右図である．右図の二重線は解像度 1km で行った実験（CTL1K）の領域を示す．
〝天気" 58．5．

2008年７月28日近畿地方を南西進した線状降水帯と都賀川での大雨について

403

関係に注目すると，都賀川セルは，この線状エコーがかを見るために，再現された降水分布（第10図）と実通過した直後（14時20分，26分）に急発達していた．

況（第４図）とを比較する．11時00分の降水帯 A は

このことは，降水帯 C からの冷気外出流が，都賀川発達していて，よく再現されている．しかし，近畿地セルの急発達に深く関係していたことを示唆してい方中部に形成された降水系 B については，地上風はる．

収束しているものの，降水系 B に対応する降水は再４．数値実験結果
4.1 実験概要
第３章の観測データを用いた解析では，近畿地方中部で発生した降水系 B に冷気外出流を伴う降水帯 Aが合流して降水帯 C が形成されたことや，都賀川セ
ルも降水帯 C からの冷気外出流が発達に寄与している可能性があることを示した．降水帯 C の形成に寄与した降水系 B や都賀川セルの形成・発達要因を確認するため，また，観測では十分に得られなかった降水帯 C 等の 構 造 を 見 る た め に，格 子 間 隔 2km と 1
km の気象庁非静力学モデル（JMANHM ：Saito etal. 2006）による再現実験を行った．第１表と第９図に再現実験などの実験設定と領域を示す．
格子間隔 2km の再現実験（CTL）は，まず，27日
21時00分の気象庁メソ客観解析データを初期値に用いて格子間隔 5km の実験（PRE）を行い，そこで得られた28日05時00分の予報値を初期値に，それ以後の予報値を境界値に用いた．都賀川セルの再現を目指した
格子間隔 1km の再現実験（CTL1K）では，CTL の11時00分の予報値を初期値に，それ以後の予報値を境界値に用いた．すべての CTL，感度実験において微物理過程としては雲氷，雪，霰の３相を含む２モーメ
ントのバルク法（以下，3ice）を用いた．
CTL の他に，4.2節で述べるように，CTL では降
水系 B が再現できなかったため，JM ANHM 用の３
次 元 変 分 法 同 化 シ ス テ ム で あ る JNoVA0（JMA
Nonhydrostatic model based Variational data
Assimilation system zero：三 好 2003）を 用 い て，
地上気象観測データ，航空機自動気象観測データ，
ウィンドプロファイラ観測データを同化し，得られた解析値を初期値に用いた実験（3DVAR）を行った．
また，降水帯 C の冷気外出流の効果を明瞭に示すため，雨 滴 の 引 き ず り お ろ し の 効 果 を な く し た 実 験（NLQR），雨滴の蒸発をなくした実験（NRE）の４
つの感度実験を行った．これらの感度実験の詳細は，
4.3〜4.4節の降水系ごとの記述内で述べる．
4.2 再現された降水系と大気状態
まず，CTL で降水系がどれぐらい再現されている
2011年５月

第10図

CTL で再現した前１時間降水量分布．
ベクトルは地上風を表す．破線円は，第４図のものと位置が対応している．
11

404

2008年７月28日近畿地方を南西進した線状降水帯と都賀川での大雨について現されなかった．実況で降水帯 Aʼと C が発達してい調べた．

た13時00分には，停滞した降水帯 Aʼが兵庫県北部沿降水系 B の形成要因については4.3.1節，降水帯 C

岸に小さい降水域として表現されているが，その規模の構造と冷気外出流の強化については4.3.2節で述べは十分ではない．降水帯 C については，実況と対応

る．

した位置に発達した降水帯を再現しており，15時00分

4.3.1 降水系 B の成因には近畿地方中部に移動していて，位置が観測されたCTL で再現されなかった降水系 B について，レー

ものとよく合っている．しかし，CTL の降水量は，ダーなどの観測結果から降水セルの水平スケールを見

気象庁レーダーアメダス解析雨量（図省略）と比較し積もると，およそ８〜10km 程度で，CTL の格子間て過小であった．また，都賀川セルは CTL では再現

隔（２km）では，降水系 B の降水セルを表現するにできていなかったが，CTL1K では実況と対応した位は粗すぎる可能性がある．そこで，まず解像度の影響

置に降水セルが再現された．都賀川セルの再現結果にをみるために，解像度を 1km にした 実 験 を 行った

ついては4.4節で詳細を述べる．

が，降水系 B を表現することはできなかった．この次に，大気状態について確認する．降水帯 C の北理由として，CTL に与える初期値が現実の大気状態

側と南側にあたる兵庫県北部沿岸と大阪平野の大気のからずれている可能性や，数値予報モデルそのものの鉛直状態を調べると（図省略），対流活動発生前であ誤差の影響が考えられる．

る10時00分では，どちらも潜在不安定かつ対流不安定
な成層となっており，米子の高層気象観測と同様の特徴が確認できた．大気下層の水蒸気量は，兵庫県北部
沿岸のほうが多く，その結果，自由対流高度が大阪平
野よりも低く，対流活動が形成されやすい状態であった．この分布は観測された可降水量分布の時間変化と矛盾していない．また，降水帯付近の水平風の鉛直分
布については，3.4節で述べた高度 3km 付近の北西
風が CTL でも再現されていた．その他の高度の水平風についても，鳥取ウインドプロファイラデータと比較して概ね再現されていた（図省略）．
4.3 降水帯 C の形成過程と構造
先に述べたように CTL では降水系 B が再現できなった．そのため，3DVAR で得られた解析値から予報した結果等を用い，降水帯 C の形成に関わる降水系 B の形成要因を調べた．
一方，CTL の降水帯 C は，降水系 B が再現できていなかったものの，実況と対応した位置で発達していて，降水域の形状も良く似ていた．また，降水帯付近の水平風の鉛直プロファイルが再現されていること，観測と同様に兵庫県北部沿岸の大気下層の水蒸気量が多い状況で再現されたことから，観測された降水帯 Cの特徴を再現していると考えられる．そこで，CTLが再現した降水帯 C の構造を解析し，降水帯 C が数
時間にわたって強雨を維持できた要因について調べた．さらに，観測データを用いた解析により，降水帯
C からの冷気外出流が都賀川セルの発生に寄与したことが示唆されたことから，降水帯 C からの冷気外出流の強化の要因についても，感度実験の出力を用いて
12

第11図

前１ 時 間 降 水 量 分 布（12時00分）の 比較．図中の破線円は降水系 B に相当すると考えられる降水域を表す．
〝天気" 58．5．

2008年７月28日近畿地方を南西進した線状降水帯と都賀川での大雨について

そこで，今回は前者の影響を考慮し，近畿地方で対405

4.3.2 降水帯 C の構造と冷気流強化の要因

流が発生していない28日07時00分の観測データを同化

第13図に CTL で再現した13時40分における降水帯

し，格子間隔 5km の PRE から得られた初期値を修

C の内部や周辺の相当温位と水平風の水平・鉛直分布正した（3DVAR，第11図）．同化して得られた解析を示す．降水帯周辺をみると，高度560m では，降水値から予報を行うと，大阪府北部から滋賀県南部に降帯 C の南端 部 で，暖 か く 湿った（相 当 温 位350K 以

水系 B の一部を再現することができた．降水が再現

上）西よりの風と，降水帯 C の南側と比べて冷たくできた理由を調べるために，可降水量と高度490m の乾燥した（345K 以下）北よりの風が収束していた．

風ベクトルについて，3DVAR と CTL の差を作成し

高度3060m では，降水帯 C の北側が降水帯 C の内部

た（第12図）．07時00分をみると，3DVAR 実験 の 方に比べて冷たく乾燥しており（335K 以下），それらが，岡山県北東部から鳥取県にかけて可降水量が大きのうち降水帯 C 周辺の気流は，降水帯の東部分に到くなっていた．この可降水量の増加域を追跡していく

達すると，降水帯内へ侵入していた．降水帯 C を横と，時間と共に南東方向へ移動しており，11時00分に切る線分 XY に沿った鉛直断面をみると，降水帯 Cは近畿地方中部にまで達していた．風ベクトルに注目の南側下層から高相当温位の空気が北側に傾いて上昇すると，3DVAR で降水系 B が形成される直前の11

し，大気上層まで運ばれていた．降水帯 C の北側の時00分には，降水系 B が形成された位置（同図の白低相当温位域では，北へ傾いた上昇流の下側に下降流

破線円で囲んだ領域）で CTL より北西風と南西風が域が形成されていた．この下降流は，南からの高相当強くなっていて，収束が強められていた．これらの特温位の気塊の流入を妨げることがないため，降水帯 C

徴は3.3節で述べた観測結果と矛盾しないことから，はその勢力を持続できる構造であった．

降水系 B の形成には中国地方からの水蒸気流入と，

冷気外出流を形成する気塊を調べるために，28日15近畿地方中部での収束の強化が原因であると考えられ

時00分に大阪湾を進行する冷気外出流の位置を始点とる．

して，後方流跡線解析を行った（第14図）．流跡線解

3DVAR で CTL よりも収束が強化されたことにつ析は，10分ごとに出力した実験結果から時間線形内挿

いて，地上気温の差を調べると（図省略），3DVAR

により１分ごとの風分布を作成し，この風分布からトの解析時刻07時00分では陸上の広範囲で正の気温差がレーサーの移動経路を求めたものである．トレーサー

解析され，11時00分では降水系 B が形成される位置

は大阪湾北部上空200m に置き，そこから時間を遡っで CTL より0.5K 以上の昇温がみられた．このことて移動させた．流跡線は対流内を通過しており，そのから，解析時刻に気温が上方修正されたことによっ

起源は降水帯より北側の高度 3km 付近の低相当温位て，日中に陸上の気圧が下がり，CTL に比べて収束の空気であることがわかった．また，流跡線が通過しが強化されたと考えられる．

た位置の温位を追跡すると，降水帯 C 内部を通過し第12図

3DVAR の CTL に対する可降水量と風ベクトル（高度490m）の変化量（左から07時00分，09時00分，
11時00分）．風ベクトルは3DVAR と CTL のベクトル差を表す．黒太線は可降水量の変化量０を表し，
これを境に色の濃い領域が正，薄い領域が負を表す．矢印はベクトル差を表す．

2011年５月

13406

2008年７月28日近畿地方を南西進した線状降水帯と都賀川での大雨についてて下降する際に約 5K 程度の温位低下がみられた．

が，高度 3km 付近で北側から侵入した気流が降水域

これは，流跡線の気流が降水域通過時に降水粒子を蒸内を下降する際に雨滴を蒸発させて，強化されたもの

発させて潜熱を奪ったためと考えられる．これらの結であることを示している．

果は，第５図でみられた降水域の北側下層の低温域

この下降流の形成要因には，第14図で示した雨滴の蒸発による低温化の他に，降水粒子による引きずりおろしの効果も考えられる．それらの影響をみるため，
NLQR と NRE の２つの感度実験を行った．
NLQR は，運 動 方 程 式（斉 藤 2003；石 田 2008）の浮力項にある密度の診断における雨水混合比の項−θq （θは仮温位，q は雨水混合比）を除去することで，雨滴による大気の引きずりおろし効果を除去した実験である．もう１つの NRE は，降水粒子の蒸発効果を除去した実験である．いずれの実験も，降水量
分布は降水帯 C と似た分布になったが，冷気外出流の様子は異なっていた．14時00分の地上発散量（図省略）に注目すると，NLQR は CTL に比べて発散域の面積がやや減少し，NRE では大きく減少していた．
この差異の要因を調べるため，CTL，NLQR，NREについて，降水帯 C の降水域内の格子点値から，高度と下降流の分散図を作成した（第15図）．下降流の最大値を見てみると，NLQR は CTL に比べてやや小さく，NRE はさらに小さくなっていて，その特徴は
高度３〜 4km 付近で顕 著 で あった．NLQR に つ いては，引きずりおろし効果がなくなることで下降流が弱められ，NRE については，降水粒子の蒸発がない
ために気温が高く，下降流が弱められたと考えられる．これらの結果から，降水帯 C での強い冷気外出
流は，雨滴の引きずりおろし効果だけでなく，雨滴の蒸発効果が大きく効いていることがわかった．雨滴の蒸発効果が下降流の形成・強化に重要であることは，
Seitter and Kuo（1983）や Fovell and Ogura（1988）などでも述べられており，今回の結果は過去の研究結果と矛盾しない．
4.4 都賀川セルの再現結果
都賀川セルを表現するために，数値モデルの解像度
を 1km に変更し，降水帯 C が形成される前の11時00

第13図

14

上・中 図 は 降 水 帯 C 周 辺 の 相 当 温 位（濃 淡），水 平 風（矢 印）（28日13時40分）．
（上）高度3060m 平面図，（中）高度560m 平面図．上・中図の太い実線で囲んだ領域は，雨水混 合 比 が0.5g/kg
以上の領域を表す．下図は，上・中図の線分 XY における鉛直断面図を表す．
下図のコンターは相当温位，濃淡は鉛直
速度，矢羽根（長い矢羽根は 5m/s，短い矢羽根は2.5m/s）は水平風を表す．

分を初期値にして再現実験を行ったところ（CTL1，東西にのびる降水帯 C の他に，都賀川の北西方
K）
向から接近してくる降水セルが再現された．
第16図は降水セルを細かい時間間隔で追跡した鉛直
積算雲水量と高度600m における水平風と相当温位を表したものである．降水帯 C からの冷気外出流の先端のガストフロントがあり，気塊の持ち上げによって上昇流が形成されていた（第16図中の太線）．都賀川〝天気" 58．5．

2008年７月28日近畿地方を南西進した線状降水帯と都賀川での大雨について407に接近してくる降水セル T は，13時18分には都賀川

海からの暖 湿 な 南 西 風 が，T 自 身 が 形 成 し た 冷 気の北西側にあり，ガストフロントの南側を時間とともプールである低相当温位の北西風と収束していた．こに南東進していった．降水セル T 周辺では，瀬戸内の南西風が，降水セル T を維持させていたと考えら
れ る．一 方，降 水 帯 C の南側のガストフロントは南
西進し，13時32分には六甲山にぶつかった（図省略）．
そ の 後，ガ ス ト フ ロ ン ト
は，13時42分の図に示した
ように G と G の２本に分離 し，G の 方 が 降 水 セ ル
T に 達 し た．し か し，セル T 自身は発達することなく，14時06分には衰退・消滅してしまった．
降水セル T 自身が衰弱する直前の13時56分をみると，T の 南 東 側 に 新 た な
降 水 セ ル（T ）が 発 生 して い た．T 近 傍 で は，第16図の相当温位分布から，
瀬戸内 海 か ら の 暖 湿 な 西

第14図CTL 結果を用いた後方流跡線解析結果（初期時刻28日15時00分）．背景は13時30分の高度2500m 雨水混合比を表す．左図は，流跡線を西から投影したもの（縦軸：緯度，横軸：高度）で，下図は南から投影したもの（縦軸：高度，横軸：経度）である．右図は，中央図の太線で囲んだ
領域を拡大したもので，数値は流跡線上の温位を表す．流跡線上のプ
ロットの間隔は，中央図は30分ごと，右拡大図は10分ごとである．

風，降 水 帯 C か ら の 冷 気外出流である北東風，セルT からの冷気外出流 の ３
つの気流が収束していて，
1m/s の上昇流域となっていた．相当温位分布から，上昇している気塊は，瀬戸
内海からの暖湿な西風であると判断できる．セル T
は14時06分 に 急 発 達 し た
後，発達しながら南東進して，14時34分には都賀川流域に達した．
これらの CTL1K の再現
結 果 は，降 水 帯 C か ら の
ガストフロントを伴う冷気
外出流によって対流セルが急発達しうることを示して
おり，観測された都賀川セ

第15図

各感度実験における高度別の下降流速度分布．上段は各実験の14時00分
における前１時間降水量を表し，太枠内の鉛直風のうち下降流のみを下段に表した（縦軸：鉛直風，横軸：高度）．

2011年５月

ルも同様なプロセスで急発達したことが想像できる．

15

408

第16図

16

2008年７月28日近畿地方を南西進した線状降水帯と都賀川での大雨について

28日13時18分から14時34分までの CTL1K による鉛直積算雲水量（左列），高度600m の相当温位（右列）の水平分布の時系列．高度600m の上昇流域（１m/s 以上の領域）を太い実線で，同高度の水平風を矢印で示す．三角形の北端は都賀川を指し示す．図中央付近の斜線領域は六甲山系を表す．
〝天気" 58．5．

2008年７月28日近畿地方を南西進した線状降水帯と都賀川での大雨について

409

５．考察・現業での予測にむけてスコールライン型として移動速度が特に遅いというこ

近畿地方中部に形成された線状降水帯と都賀川で大とではないことがわかる．

雨を降らせた降水セルについて，予報現場の視点から考察する．

降水帯と水平風の鉛直プロファイルの関係について
は，加藤・瀬古（2005）や瀬古（2010）において述べ

まず，28日11時00分から12時00分にかけて近畿地方

られている．これらによると，スコールライン型の場

中部に形成した降水系 B については，地上気温の高合，降水帯に流入する下層の気流（下層 inflow）とい場所で発生していたことから，高温な気塊の上昇に逆方向から中層風が侵入するという特徴をもち，バッ

よって形成された降水セルであったと考えられる．しクアンドサイドビルディング型では，中層風が下層収

かし，近畿地方において夏季の昇温で降水セルが形成束の走向と同じ風向をもつと指摘している．本事例のされる時間帯は午後であることが多く，本事例の降水場合，降水帯 C の進行方向後方から流入する中層風

系 B は，それに比べて早い時刻に形成していた．形と下層の収束とのなす角が小さく，気流構造はバック

成時刻が早かった理由として，データ同化実験の結果

アンドサイドビルディング型のものに似ている．しかなどから，日本海側からの湿った気塊が移流し，瀬戸し，瀬古（2010）における簡単化した環境場での数値

内海からの海風と収束したことが挙げられる．この海実験では，中層風が降水帯と完全には平行でない（降風については，地上観測や数値予報モデルの結果か

水帯の走向に対する直交成分が０でない）条件を与え

ら，水蒸気の鉛直積算量である可降水量は比較的少なた場合でも，スコールライン型の気流構造の特徴をもかったが，ごく下層では湿潤であった．そのため，後つ降水帯が再現されていた．本事例でも中層風は降水

述する降水帯 C の発達や維持にはこの海風が重要で

帯 C に対して直交成分を持っていたため，スコールあった．降水系 B についてみると，日本海側から湿ライン型の特徴を持つ気流構造となっていたと考えら

潤気塊が移流してくることにより，この海風の水蒸気れる．

量の少なさを補っている．よって，降水系 B の形成

都賀川セルについては，高解像度モデルを用いた再には，日本海側からの湿潤気塊の移流が大きく影響し

現実験によると，降水帯 C からのガストフロントとていたと考えられる．Shoji et al.（2009）において南からの気流の収束があり，さらに既存の降水セルかも，日本海側に形成された線状降水帯（本論文におけらの冷気外出流が収束を強めた地点で，新しい降水セる降水帯 A および Aʼ
）に対する日本海側からの水蒸ルが発生・急発達し，大雨をもたらした都賀川セルに気移流の重要性が述べられている．本論文の結果でなっていた．本事例のガストフロントは，観測結果では，日本海側からの水蒸気移流が近畿地方北部から南は降水帯 C よりも速く南西進し，降水帯から離れた下する降水帯 A の発達に大きく影響を与え，降水系

ところで降水セルの急発達に影響を与えていた．栗原

B については，島根県や鳥取県を通過した湿った気塊

ほか（2009）で調査された事例でも，降水帯から離れが発生に寄与していた．

たガストフロントが新しい降水セルを発生させてお

降水帯 A は時間と共に南に移動し，13時00分に降り，このようなメカニズムは防災上重要であることが水系 B の降水域と合流した．合流時に，降水帯 A の同論文で指摘されている．都賀川セルに関しては本論

冷気外出流が降水系 B に到達して収束が強化され，の他に，竹見（2009）において，1km 以下の高解像非常に発達した降水帯 C が形成された．発達した降度数値実験を用いて，大雨をもたらした降水セルの再水帯 C について，観測結果や数値実験結果を用いて現に成功している．この論文の結果から，ガストフロ

気流構造を解析すると，スコールライン型の特徴をントの寄与のほかに，微細な対流構造や地形起伏も都もっていた．

賀川セルの発生成因の一つと考えられる．

また，降水帯の移動速度の面からみると，本事例の本事例の降水帯 C は，気象庁の現業メソモデルで移動速度は 8m/s で，Smull and Houze（1987）で挙は再現されなかった．津口・成田（2009）では，再現げられているスコールラインの移動速度（14m/s 以

できなかった原因を，初期値の水蒸気量が足りなかっ上）よりも遅い．一方で，石原ほか（1992）で述べらたためとしている．現業同化システムで GPS 可降水

れている線状降水帯は，水平風の特徴からスコールラ

量の同化が開始されたことから，今後の降水予報の改イン型であったとしているが，移動速度は 6m/s と善が期待される．また，明瞭な水蒸気移流の結果としさらに遅かった．これらから，本事例の降水帯 C はて，夏季としては早い段階で近畿地方中部に列状の降2011年５月

17410

2008年７月28日近畿地方を南西進した線状降水帯と都賀川での大雨について

水セル群が発生した．予報作業者は，これをレーダー⑥ 神戸市灘区の都賀川に急激な増水をもたらした降で監視することにより，今後，降水帯に組織化する可水セルは，線状降水帯から離れた位置である神戸

能性を考慮することができる．しかし，都賀川で大雨

市西区上空で発生した．降水セルが六甲山系の北を降らせたような短期間で発達する降水セルを予測す側まで移動したところで，線状降水帯からガスト

るには，レーダーだけでなく，そのほかの観測システ

フロントが到達し，急激に発達していた．数値モ

ムや数値予報モデル等を複合的に用いる必要がある．

デルを用いて再現した降水セルは，ガストフロン

本事例では冷気外出流が対流セルの発生に大きく影響

トと南からの暖湿な気流に加えて，六甲山系の北していたと考えられるので，冷気外出流の動向を監視側まで移動した既存の降水セルからの冷気外出流することも，対流が発生する可能性がある地域をしぼが収束を強化し，その近傍に新しいセルが発生・る上で有効であると考えられる．

急発達していた．都賀川に急激な増水をもたらした降水セルも，同様な過程で急発達したことが考

６．まとめ

えられる．

2008年７月28日に近畿地方を南西進した線状降水帯
について，観測結果と数値実験結果から以下のように

謝

まとめることができる．

本研究で使用した空港気象ドップラーレーダーの辞① 総観スケールでは，西日本は高気圧に覆われてお

データは関西航空地方気象台観測課，大阪航空測候所

り，その縁辺を回るように日本海側から暖湿な空の方々から提供していただきました．また，デュアル

気が近畿地方へ 流 入 し て い た．上 空 に は 寒 気 が

解析には気象研究所提供のソフト「draft」を使用し入っており，近畿地方は不安定な成層状態であっ

ました．

た．

本研究について，２人の査読者の方や地方共同研究② 近畿地方に流入した暖湿気流により，近畿地方北メンバーのみなさんから数々の有用なコメント・アド

部では対流活動が発生・発達し，顕著な冷気外出

バイスをいただきました．また，小倉義光先生から流を形成していた．この降水帯はその南側で発生は，本論文で着目した冷気外出流に関して有益なコメ

した降水セルを吸収しながら全体として南下してント，並びに本論文に対して励ましのお言葉をいただ

いた．

きました．数値モデル内の対流性下降流に関する議論③ 近畿地方中部では，日本海側からの水蒸気を多くについて，気象庁予報部数値予報課（現 英国気象局

含む気流と瀬戸内海側からの暖湿な気流が合流し，メソスケール気象共同センター）の成田正巳技術専門

列状に降水セルが発生していた．さらに近畿地方官，幾田泰酵技術主任，気象研究所予報研究部の津口

北部から移動してきた降水帯からの冷気外出流が裕茂研究官には多くの有益なコメントをいただきまし

到達すると収束が強化され，非常に発達した線状

た．そして，本論文を投稿するにあたり編集担当をし降水帯になった．

ていただいた，東京大学大気海洋研究所の柳瀬④ 線状降水帯を，地上観測データやドップラーレー
ダーの観測データ，数値予報モデルの結果を用いて解析した．降水帯の気流構造については，降水帯の南西側から暖湿な南西風が侵入して上昇し，

亘助

教には大変お世話になりました．この場を借りてお礼申し上げます．
なお，本研究の一部は，気象研究所地方共同研究「強雨の発生要因と構造の解明」の成果です．

上空3000m 付近の北西側から相対的に乾燥した空気が侵入して下降するという，スコールライン型

参

考

文 献

と同じ特徴をもっていた．この上空3000m 付近のFovell,R.G.and Y.Ogura,1988：Numerical simulation

乾燥した気塊は，降水帯内の雨滴を蒸発させて下of a midlatitude squall line in two dimensions. J.
Atmos. Sci., 45, 3846‑3879.

降流を強化し，下層の冷気外出流の形成に寄与していた．
⑤ 線状降水帯は，同じ走向をもつガストフロントを南西側に形成した．ガストフロントは線状降水帯

Houze,R.A.Jr.,S.A.Rutledge,M .I.Biggerstaff and B.
F. Smull, 1989：Interpretation of Doppler weather
radar displays of midlatitude mesoscale convective
systems. Bull. Amer. M eteor. Soc., 70, 608‑619.

よりも速く南西進した．
18〝天気" 58．5．

2008年７月28日近畿地方を南西進した線状降水帯と都賀川での大雨について

411

石田純一，2008：気象庁非静力学モデルの支配方程式系と学会2008年度関西支部例会講演要旨集，（117），27‑30．

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Line‑Shaped Precipitation System Observed in the Kinki Area andHeavy Rainfall in the Toga River on 28 July 2008
Hiroshi KUSABIRAKI , Yoshita KOYAMA , Tsuneo KANAMORI
Hiromu SEKO

and(Corresponding author）Kobe Airport Branch, Kansai Aviation Weather Service Center（Present affiliation：Forecast Department, Japan Meteorological Agency, 1‑3‑4 0otemachi, Chiyoda‑
ku, Tokyo 100‑8122, Japan).
Osaka District Meteorological Observatory, Osaka 540‑0008, Japan.
Kobe Marine Observatory（Present affiliation：Osaka District Meteorological Observatory, Osaka
540‑0008, Japan).
Meteorological Research Institute, Tsukuba 305‑0052, Japan.
（Received 29 March 2010；Accepted 4 March 2011）20〝天気" 58．5．