： （集中豪雨；テーパリングクラウド；
バックアンドサイドビルディング型)

お天気の見方・楽しみ方（6)
謎に満ちた不意打ち集中豪雨―2004年６月30日静岡豪雨の場合（その１)小倉義光 ・新野宏１．問題の発端だ時代から，事態はあまり進展していないようにも見

前回は2003年７月３〜４日，梅雨前線上の小低気圧

える．の世代交代に伴った静岡豪雨について述べた．ところ

しかし，現実には，新しい気象予測モデルの導入やが，静岡市とその周辺地域は2004年６月30日に，再びコンピュータ能力の増大などにより，気象庁の降水予記録的な集中豪雨に襲われている．第１図は静岡市に

測の精度は着実に向上している．例えば，日本周辺のおける１時間降雨量の時系列を示している．雨は30日

レーダー・アメダス解析雨量で３時間10mm 以上の01時半頃から降り出し，12時頃に終わっている．結局，強度の雨を対象にして，10km の検証格子に対する９30日の日降水量は368.0mm となり，これまでの極値時間予報のスレットスコアを調べてみると，月ごとのの318.0mm を抜いて1940年の観測開始以来の極値を変動は大きいものの，2001年には0.1前後だったのが，更新した．また，09時21分までの１時間に87.5mm の2005年では0.2前後と，約２倍になっている（斉藤，

猛烈な雨を観測し，６月としては静岡市第２位の記録

2005；Saito et al., 2006)．ちなみにスレットスコアとなった．こうした豪雨のため，東海道新幹線の４時は，予報あり実況ありを「適中（FO)」，予報あり実況間以上の運休や在来線の遅れなどの交通被害があり，なしを「空振り（FX)」，予報なし実況ありを「見逃し静岡市などでは浸水害等の被害が発生した．

（XO)」とした場合，FO/(FO＋FX＋XO）で定義され参考までに，29日の夕刊の気象情報欄に掲載された29日18時から30日12時までの期間，３時間毎の静岡市の天気予報を見ると，この時間帯には静岡は曇りと予る．予報なし実況なしについてはカウントしない．
それでは，集中豪雨の予測はどこが難しいのか．今回はこの静岡豪雨を題材として，お話ししたい．

報され，その日の真夜中過ぎから上記のような豪雨があるとは，どこにもヒントされていない．勿論，新聞に掲載されている天気予報は大まかなものであり，もっと細かい最新の予報は，時々刻々テレビやラジオなどを通じて放送されている．しかし，今回のケースについては，静岡市が属する静岡県中部南・中部北に大雨・雷・洪水・濃霧注意報が発表されたのが30日03時48分，大雨・洪水警報が発表されたのが30日05時25分だった（静岡地方気象台ホームページ)．これだけ見ると，集中豪雨をマスメディアがゲリラ的豪雨と呼ん

Yoshimitsu OGURA, Hiroshi NIINO, 東京大学海洋研究所．
Ⓒ 2006 日本気象学会
2006年 9月

第１図

2004年６月29〜30日，静岡市における１
時間降水量の時系列（静岡地方気象台)．
23714

お天気の見方・楽しみ方(6)２．総観規模の天気系

市という特定の地域で，しかも通り雨の雷雨でなく350

今回の豪雨に伴う降雨量分布が第２図に示してあmm を越す大雨が約10時間で何故降ったのかと疑問をる．集中豪雨と呼ぶのにふさわしく，大雨の地域は静持つと，とたんに問題は困難になる．天気図にはいろ

岡市を中心として極めて限定されていて，浜松市や御いろな情報が盛られているが，情報の量に限りがあり，前崎市では殆ど雨が降らなかった．

天気図だけを見ていても答えが出てこない．もっと他

集中豪雨を起こす総観規模の環境を見るために，第の観測データを見て，大気中で何が起こっているのか

３図 a に静岡豪雨が始まる約４時間前の29日21時に知りたくなる．ここがお天気を見る楽しさである．天おける地上天気図を示す．樺太南部に位置する弱い低気図を見る楽しさだけではない．

気圧の中心から，寒冷前線が日本海上を南西方向に延まず第一歩として，気象衛星センターが開発したびている．低気圧中心は北東方向に約35km/h の速度

SATAID という応用ソフトを用い，第３図と同時刻にで進行中であり，寒冷前線はゆっくりと日本海を南下おいて，日本海上の寒冷前線にほぼ直交して，本州中中である．一方，本州の南方洋上では台風８号が約35央部を通過する方向（第３図 a の a―b 線）の鉛直断面km/h の速度で北上中である．台風中心の東側を起源内で，風と相当温位の分布（第４図 a）と，相対湿度のとし，楔状の中緯度高気圧の端に沿った流れは南風と分布（第４図 b）を見よう．第４図 b の太い実線は輝度して本州南岸に吹き込んでいる．第３図 b が同時刻に温度から求めた雲頂高度で，40〜43°N にある高い雲がおける700hPa の高層天気図である．日本海の低気圧寒冷前線に伴う雲である．36°
N あたりで幅が狭く背のの上空に，樺太から日本海にかけて弱い気圧のトラフ高い雲が第７図（後出）で示す本州中央部に存在するがあり，それを取り巻く低気圧性の循環は，本州上空積乱雲群を表す．第４図から，３つの気流あるいは気では南西の風となっている．しかし風速は弱い．第３団を同定できる．一番北にあるのが相当温位＜324K

図 c で示した300hPa の高層天気図では，−50℃に達の寒帯気団である．等相当温位線がほぼ鉛直に立ってする寒気を伴った短波のトラフが沿海州に沿って延び分布しているのは，この季節の寒冷前線によく見られている．

る特徴である．寒冷前線面の上空，300〜250hPa あた

こうした天気図を見ると，静岡豪雨という現象は簡りにジェット気流の軸がある．寒冷前線面の低緯度側

単に見える．下層では温暖で湿った空気が流れ込んで（南東側）には，トラフに伴う南西風が広く卓越していいる．上層には寒気が入り込んでいるから大気は不安る．一方，図の一番南の下層には，333〜350K という定となり，対流活動が活発になっただけではないか．

高い相当温位と70％以上の高い相対湿度をもつ熱帯海

しかし，台風からも寒冷前線からも遠く離れた静岡洋性気団がある．台風の周辺を回って流れ込んだ空気である．
この２つの気団に挟まれた領域の中層では，相当温位は321〜330K と低い．この層の 相 当 温 位 が 低 い のは，相対湿度が最低で10％という乾燥した空気があるからである．
第３図 c の300hPa の 天 気 図 で 分 か る ように，上層のトラフの軸は
ほ ぼ 南 北 方 向 に 走って いる．また，700hPa のトラフとの相対位置から見ても，トラフの軸の鉛直方向の傾きは小さい．すなわち，ト

第２図

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2004年６月29〜30日，静岡県内の降水量分布（単位は mm，静岡地方気象台ホームページ)．

ラフとしては既に成熟期に達していて，このトラフに〝天気" 53．9．

お天気の見方・楽しみ方(6)

第３図

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静岡豪雨出現約４時間前の2004年６月29日21時，(a）地上天気図，(b）700hPa 天気図，(c）300hPa 天気図（気象庁)．図（a）の線
分 a―b は第４図の鉛直断面の位置を示す．

伴う鉛直流は弱い．事実，トラフ西側での鉛直 p 速度

フを低気圧性に循環する風による水平移流によって，は500hPa において最大でも10hPa/h の程度である

中国東北部やシベリア上空の乾燥した空気がもたらさ（図省略)．こうしたことから，乾燥した空気塊はトラれたものと思われる．しかし一方，第５図に示した同2006年 9月

25

716

お天気の見方・楽しみ方(6)時刻の潮岬におけるゾンデ観測を見ると，650hPa あたりに弱いながらも逆転層があり，それより上は乾燥している．従って，副次的には上層のトラフに伴う乾燥貫入（dry intrusion）という沈降の影響もあると推測される．
こ う し て，第 ４ 図 の33〜38°
N の領域は，高相当温位・高相対湿度の層の上に，低相当温位・低相対湿度の空気が乗っかり，大気は対流不安定である．すな
わち，第４図に示した深い対流雲は，湿潤な南風と，その上方に吹く乾燥した南西風との差分移流（differential advection）による対流不安定の地域に発生した雲である．この雲と寒冷前線の雲とは約500km も離れている．
この不安定領域の水平的な広がりを見るために，第６図には同じく29日21時におけるショワルター安定度指数（SSI）の分布を示す．
日本列島中央部を含んで，SSI＜０（最低では−２）という強い不安定領域が東方にひろがっている．この不安定領域は，第３図の天気図を見て得た第一印象，すなわちサハリンから日本海北部にかけての上層の強い寒気による不安定ではなく
第４図

2004年 ６ 月29日21時，第 ３ 図（a）の a―b 線 に 沿った 鉛 直 断 面 内 の（a）相当温位（3K 毎）と風（短羽根５ノット，長羽根10ノット，ペナント50ノット)，（b）相対湿度（10％毎）の分布．太い実線は輝度温度から決めた雲頂高度．J はジェット気流の軸の位置．１ノットは約0.5m/s．て，差分移流による対流不安定領域である．第６図を細かく見ると，関東南部から静岡付近は，関東北部に比べて 不 安 定 度 は 少 し 弱い．また，定義からすると，

26〝天気" 53．9．

お天気の見方・楽しみ方(6)717

結構熱雷が発生すると述べている．
３．メソ天気系
このように本州中央部では成層が不安定であった．
しかし，対流不安定というのは潜在的な不安定であって，下層に十分な強さの上昇気流があり，下層大気が持ち上げられて飽和に達したとき，初めて不安定が顕在化して対流雲が発生する．今回の場合は，第５図に示したように，下層の空気は既に飽和に近く，第３図b に示したトラフ前面の弱い上昇気流でも，不安定を顕在化するのに十分であったと思われる．
こうして，本州中央部では静岡豪雨が発生する前から各地で強い対流雲が発生した．第７図は29日21時から２時間おきの赤外雲画像に重ねたレーダー図を示す．29日21時には（第７図 a)，既に福島県，新潟県，長野県に強い積乱雲群があり，そこからのアンヴィルが衛星雲画像では卵形の雲域として認められる．
また，九州地方とその周辺海域を覆って，まだ十分纏まっていないが，雲のクラスターがある．２時間後には（第７図 b)，福島県，新潟県の対流系は弱まりつつあるが，第５図

2004年６月29日21時，潮岬におけるゾンデ観測．

長野県の雷雨は東に移動して群馬県で依然活発である．能登半島には新たに対流雲が発生している．さらに２時間後の30日01時時には（第７図 c)，真夜中であるにも拘らず新たに愛知県で激しい雷雨が起こっている．その間に，以前に九州にあった雲のクラスターは東に移動するともに急速に発達し，いまや四国の太平洋沿岸で激しい雷雨を起こしている．つまり，静岡豪雨の発生前に，どこで強い雨があっても，おかしくない状況であった．
次の30日03時には（第７図 d)，愛知県の雷雨が東進すると共に，駿河湾奥にも積乱雲が発生して，静岡豪雨が始まっている．そして，07時頃からは（第７図 f)，静岡豪雨を起こしている対流系は線状構造を示すようになる．そして，その状態は11時頃まで続くが（第７図 h)，その後は東に移動するようになって，静岡豪雨は終わりとなる．
このように，第７図で長々とこの日の対流活動の経第６図

2004年６月29日21時，ショワルター安定度指数の分布（２℃毎)．

緯を示した理由は，例えば九州から紀伊半島まで移動してきたクラスターは，その中に32mm/h 以上のエコー強度を持つ強い対流セルを含んでいたが，早く移動したために被害を起こすような集中豪雨とはならな

SSI＜０のときだけ不安定であるはずである．しかしかった．その同じ総観規模の環境の中で，静岡豪雨を現実的には，関東地方の夏の熱雷について，田口ほか起こした線状の対流系だけは，なぜか移動しなかった（2002）や河野ほか（2004）は SSI＜＋２くらいでも，ために集中豪雨となったということを示したかったか

2006年 9月27718

お天気の見方・楽しみ方(6)

第７図 2004年６月29日21時から２時間毎，赤外雲画像に重ねたレーダー反射強度図．(a）29日21時，(b）29
日23時，(c）30日01時，(d）03時，(e）05時，(f）07時，(g）09時，(h）11時．幾 つ か の の メ ソ 対 流系が発生・発達・移動・減衰したが，静岡上空のそれだけは停滞・継続したことを示す．

28〝天気" 53．9．

お天気の見方・楽しみ方(6)

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らである．
そこで，この線状対流系の構造をもっと詳しく見ていこう．第８図 a は降雨がピークに近い30日10時の可視画像である．静岡付近の主な雲は，御前崎と福田（位置は第２図）の中間点あたりを頂点とするニンジン状の 雲，あ る い は わ が 国 でテーパ リ ン グ・ク ラ ウ ド（第６節参照）と呼ばれている雲である．この雲の西方には，これと離れて１個ないし２個の独立した対流雲がある．第８図 b はほぼ同時刻におけるレーダー図であるが，独立した雲はニンジン状の雲にくっついているように見える．
今日では，ニンジン状の雲はバックビルディング型の雲（略して BB 型の雲）として知られている．BB型という名称をつけたのはBluestein and Jain（1985）
である．彼らは米国中西部で観測されたシビアな線状対流系の形態を，破線型，BB 型，破面型，埋め込み型の４種に分類した．BB 型
は，線状対流系の風上側先端で対流セルが次々と発生し，水平方向にも鉛直方向にも成長しながら環境の風に流され，後方に移動して古いセルと併合して，そこでは層状の雲となっていくというプロセスで形成され

第８図

2004年６月30日10時における（a）可視雲画像と（b）レーダー反射強度図．

る．従って，衛星雲画像で見ると，先端が細く尖った三角形の形状を示すので，ニンジン状の雲と呼ばれる

1997）の解説がある)．のである（BB 型の線状対流系については小倉（1990，［(その２）は「天気」53巻第10号に掲載］

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