〔論 文〕：（集中豪雨；メソ対流系)「平成20年８月末豪雨」の天気系，特にメソ対流系の組織化について
小

倉 義

光 ・隈

部

良 司 ・西
要

村

修

司

旨

2008年８月26日から31日まで連日，日本本州のどこかで豪雨が起こるという異常な日が続き，21の地点で１時間
降水量の記録が更新された．気象庁はこの期間の豪雨を「平成20年８月末豪雨」と命名した．本論文の目的は，この期間中，総観規模の気象状況はどうであったか，その環境場の中で記録破りの豪雨を起こしたメソ対流系はどんな型に組織化されていたかを，気象庁がルーチン的に得ている観測データと，予報モデルからの出力を解析して特定することである．その結果によると，この期間，上層の亜熱帯ジェット気流は蛇行して，日本の北東にはブロッキング現象に似た気圧パターンのリッジが居座り，その上流側には寒気を伴ったトラフが停滞した．下層では，東方洋上に北太平洋高気圧が，四国南方洋上に低気圧が停滞していたのに加えて，27N 付近には上層寒冷低気圧も停滞して，本州には暖湿な南よりの風が吹き続いていた．これを水蒸気の分布で見ると，中層（500hPa）で等相対湿度線が密集する水蒸気前線が２本，ほぼ南北方向に並んで存在し，それに挟まれた本州は高相当温位の空気に覆われ，成層は 不 安 定 で あった．豪 雨 の 多 く は，上 空 の 水 蒸 気 前 線 に 沿って 線 状 に 組 織 さ れ た メ ソ 対 流 系（MCS）か，２本の上空水蒸気前線に挟まれた地帯でのバックビルディング（BB）型に組織された M CS に伴って起こった．すなわち，地形や台風や中緯度低気圧に伴う前線など，強い強制力による深い対流ではなく，いずれも弱い強制力（forcing）の下で起こった豪雨であった．そして重要なことは，例えば上空水蒸気前線で発生した
MCS が，やがて強い BB 型の M CS に組織化されるというように，M CS は一生の間に型を変えることである．29
日頃からは，上層の気圧パターンが変化し始め，日本海の本州側に沿って延びた上層の渦位のストリーマーが，その先端で次々と低気圧性の渦巻きを切離していき，その渦巻きに伴う豪雨もあった．最後に，観測データの解析からだけでは解明できなかった MCS の組織化のメカニズムについて，今後の課題を述べた．

１．はじめに位を更新した地上・アメダス地点は21地点に及んだ

平成20年（2008年）の８月26日から31日にかけて，（気 象 庁 2008a）．中 で も，28日16〜17UTC に 愛 知

日本本州には南から非常に湿った空気が流れ込み，大県岡崎市で観測された146.5mm/h という記録は，同気の状態が不安定となり，ほぼ本州全域で記録的な豪市のみならず，全国的にみても８月の第１位の記録で雨があった．連日新聞紙上でゲリラ豪雨という大きなあった．第１図が28日00UTC から29日にかけての岡見出しが踊ったのもこの頃である（小倉 2009）．終

崎市でのアメダスの記録である（本論文では，時刻はわってみると，この期間に１時間降水量が観測史上１

すべて UTC を用いる）．降水のピーク時の前後にも降 水 が あ り，同 市 の ８ 月28日00UTC か ら29日00

東京大学大気海洋研究所．

UTC までの24時間降水量302.5mm は，これ も24時

気象庁地球環境・海洋部．

間降水量として同市の観測史上１位となった．同市に気象庁予報部．

Ⓒ 2011 日本気象学会
2011年３月―2010年５月31日受領―おける従来の記録は2001年８月22日の254mm であっ―2010年12月３日受理―

たから，大幅に更新したことになる．この大雨により，岡崎市では29日に住家の浸水により死者２名が出
21

202

「平成20年８月末豪雨」の天気系，特にメソ対流系の組織化について

1996）．そ し て 発 生・発 達 す る メ ソ 対 流 系（mesoscale convective system，M CS）の構造や組織化は，それを取り囲む環境により大きく違うこともよく知ら
れ て い る（Houze 2004）．そ こ で 本 論 文 の 目 的 は，
「平成20年８月末豪雨」の期間中，記録破りの豪雨が起きたときの総観規模の気象状況はどうであったか，
その豪雨を起こした M CS はどんな型に組織化されて第１図

2008年８月28‑29日，愛知県岡崎市におけるアメダスの気温・風向・風速・時間
降水量時系列．

い た か を，観 測 データ の 解 析 に よって 記 述（documentation）することである．使用したデータは，気象庁の地上・高層天気図，気象衛星の可視・赤外・水
蒸気画像，気象レーダー，ウィンドプロファイラ，ア
メ ダ ス，気 象 庁 が 運 用 し て い る 気 象 予 報 モ デ ル

たほか，各地で浸水害，土砂災害が発生，落雷による（MSM ）からの出力などである．データの解析には停電もあり，また鉄道など交通機関にも大きな被害が気象庁の気象衛星センターが開発した応用プログラム

出た．住家の浸水は，愛知県で名古屋市や岡崎市を中SATAID（Kumabe 2000）を用いた．

心に3,500棟を超えた．また，この日には関東地方でも，住家の浸水は千葉県や埼玉県を中心に2,600棟に

２．一般的な状況達した．

第２図は「平成20年８月末豪雨」期間中の地上天気

このような大雨の日が連続したため，気象庁は８月

図を示す．この期間で目立つ地上気圧パターンの一つ

26−31日の期間の豪雨を，「平成20年８月末豪雨」とは，四国の南方洋上に停滞した低気圧である．この低命名した．

気圧は８月25日0000UTC に中国大陸東岸の上海付近

数日間にわたって，豪雨の日が続いたということ

で停滞前線上に発生し，寒冷前線も温暖前線を伴うこ

は，その期間にわたって総観規模の大気の流れと状態と な く，ゆっく り と 東 シ ナ 海 を 東 進 し て（第 ２ 図が，ほぼ同じであったことを意味する．その循環等に
つ い て は，気 象 庁（2008b）の 解 析 結 果 が ホームページに載せられている．
しかし，このホームページには，温度や水蒸気量などの熱力学的な量の場については殆 ど 記 述 さ れ て い な
い．一般的に，深い対流性の雲によって豪雨が降るた
めには，大気の成層が不安定であること，大気中の水蒸気量が多いか水蒸気の水
平移流が大きいこと，多量の水蒸気を含む下層の空気塊を自由対流高度まで持ち上げる上昇流が存在するなど，幾つかの要因（ingredients）が出揃うことが必要である（Doswell et al.
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第２図

地上天気図．(a)2008年８月26日00UTC，(b)27日00UTC，(c)28日00
UTC，(d)29日00UTC（気象庁）．
〝天気" 58．3．

「平成20年８月末豪雨」の天気系，特にメソ対流系の組織化について

203，８月27日0000UTC には九州南端に接近した（第a）す正の偏差があり，このリッジが，それに伴う上流側

２図 b）．渦度で見れば，海面近くで最大250×10 sのトラフと共に，ほぼ定常的に位置していたことは明の渦度をもち，500hPa の高度に達する渦巻きである

らかである．

（図省略）．28日0000UTC までには渦巻きは四国沖に第３図に戻って，リッジの低緯度側に北太平洋高気

移動し，以後そこで停滞する（第２図 c）．その間に，

圧がある．その西縁を巡る流れは，低緯度の暖湿な空

日本海南部には，日本列島の海岸線に平行する停滞前

気を日本列島に運ぶ重要な流れである．もう一つ重要線が出現する．29日0000UTC には，依然として四国なのが，140E，27N 付近にある低気圧である．これ

沖に低気圧があるが（第２図 d），渦度の最大は50×は，対流圏界面付近の高度でジェット・ストリーマー

10 s で，厚さも海面から200hPa くらいしかない平の先端がちぎれ，孤立した渦となった寒冷低気圧であたい渦巻きとなっている．

る．通常はゆっくり西進するが，今回は殆ど位置を変前節では本州の21の観測点で１時間降水量の新記録えなかった．第５図は寒冷渦の中心を通る東西方向のが観測されたと述べたが，その中の１点（山口県萩市

鉛直断面上（線分 a―b）の渦度と風（M SM からの須佐）だけが28日以前に観測されたので，本論文では出力）の分布を示したものである．渦度の中心はほぼ

主に28日0000UTC 以降の状態を見ることにする．

350hPa の高度にあり，その最大値は200×10 s と

第３図はこの時刻における500hPa の高層天気図でかなり大きい．この中心の周りに，ほぼ軸対称的な低ある．亜熱帯ジェット気流は蛇行し，強い寒気を伴っ

気圧性の流れがある．重要な点は，低気圧性の流れがたトラフが中国東北部から九州地方に延びている．ト

ほぼ海面にまで達していることである．その東側の南

ラフの軸方向が北北西から南南東であることから分かよりの風も，下層の暖湿な空気を日本列島に送り込む

るように，このトラフは殆ど発達しなかった．またそ運び屋としての役割をする．

の東進の速度も24時間で経度にして５度程度のゆっく

第６図は28日0000UTC における水蒸 気 画 像 で ありしたものであったが，日本海上空に達する頃には停る．日本海東部の停滞前線に沿った積乱雲を含む雲の滞した．

列（第８図の同時刻のレーダー・エコーに対応）が見

このトラフの下流側にはサハリンから北海道にかけえる．本来ならば，この停滞前線の北側にも西日本かてリッジが位置しているが，その高度線はブロッキン

ら暗域が延びていたが，停滞前線に伴う上層雲に隠さグ高気圧によく見られるオメガ（Ω）に似たパターン

れて見えていない．日本南方海上，140E，27N あたをしている．事実，第４図は８月24日から28日までの５日間の平均500hPa 高度と，気候値からの偏差を示すが，サハリン付近の高緯度を中心として120m を越第３図

2011年３月

2008年 ８ 月28日00UTC に お け る500hPa 高層天気図（気象庁）．線分 a―bは第５図の鉛直断面の位置．

第４図

2008年８月24日―28日の５日平均：500hPa 等高度線（実線，60m おき）と偏差（破線は偏差が負の領域を示す）．
23

204

「平成20年８月末豪雨」の天気系，特にメソ対流系の組織化についてりに見える渦巻きが前述の上層寒冷低気圧である．そが，前述の対流雲が並んだ帯に対応する．記述の便宜の東方，153E あたりにもう一つ別の寒冷渦がみえ

上，この帯を水蒸気ベルト（moisture belt）と呼ぶ

る．この二つの低気圧の間，北太平洋高気圧の西縁にことにする．これに似て，水蒸気を多量に含み（ある沿って，水蒸気画像の暗域と明域の間にほぼ直線状にい は，水 平 水 蒸 気 輸 送 量 が 大 き く），幅 が 狭 く

延びる境界線があり，この境界線に沿って対流雲が（100〜200km），長 い（1000〜2000km）ベ ル ト が，点々と存在する明域がある．その北端は伊豆半島とそ

温帯低気圧に伴って存在することは以前から認識されの南方海上の雲のクラスターに繋がる．

ており，Newell et al.（1992）はこれを「大気の河第７図 a は同時刻の可降水量の分布図である．地

（atmospheric river）」と呼んだ．その後の研究によ上 GPS からのデータは利用されていない．147E，25

り，この先端では，しばしば対流活動が活発なこと，

N あたりから北北西に延びる60mm を越す多湿の帯

米国西海岸の洪水は低気圧と共にこの大気の河が上陸する際に起こることが多いなど，その重要性が明らかになった（Zhu and Newell 1998；Ralph et al. 2004，
2005；Neiman et al. 2008）．一方，Bao et al.
（2008）は，これが暖かいコンベアベルトの一部であること，「河」と言うと２次元の流れを想像するが，実際には暖かいコンベアベルトと共に３次元的な運動を す る な ど の 理 由 か ら，
「水 蒸 気 コ ン ベ ア ベ ル ト（moisture conveyer belt）」の名を与えた．しかし，彼らの場合と違って，今回の場合は暖かいコンベアベ
ルトや寒冷前線前方の下層ジェットとも結びついていないので，単に「水蒸気ベルト」と呼んだわけであ

第５図

８月28日00UTC において，第３図の寒冷低気圧の中心を通る東西鉛直断面（線分 a―b）上 の 渦 度（50×10 s お き）と風の場．長い矢羽が10ノット，短い矢羽が５ノット（１ノット＝0.51ms ）．
風は MSM からの出力（予報０時間目：解析値）．

る．同じように，四国の南方洋上の低気圧を巡っても，やはり25N あたりから多湿の帯が北上し，低気圧性に循環している．本州の太平洋岸沖でも可降水量は多い．
第 ８ 図 は 赤 外 雲 画 像 に ショワ ル ター安 定 度 指 数（SSI）と925hPa における風の場，レーダー・エコー
分布を重ねたものである．SSI≦０という不安定な領域は，前述の水蒸気ベルトと重なって北北西に延びて本州に達し，近畿地方から東日本，更に東方洋上を覆っている．図は示さないが，可降水量が大きい空気
は下層の温位も高い．そのため，上層のトラフに伴う寒気の下で，不安定な成層をしていることが分かる．
流れとしては，全体的に南よりの下層風が日本列島に吹きつけ，四国沖の低気圧性の循環も明らかに認められる．
第６〜８図に示したような状況は，その後８月29日あたりまで，ほぼ大きな変化なしに続いた．従って，「平成20年８月末豪雨」の記録破りの豪雨の殆どすべては，地形や台風や中緯度低気圧の前線などに伴う上昇流なしの，いわゆる弱い強制力（weak forcing）の環境で起こったことが大きな特徴である．数値予報
が最も苦手とするタイプの豪雨である．

第６図
24

28日00UTC における衛星水蒸気画像．
〝天気" 58．3．

「平成20年８月末豪雨」の天気系，特にメソ対流系の組織化について

205

第７図

可降水量の分布図．(a)28日00UTC，(b)同日12UTC．M SM からの出力（予報０時間目：解析値）．

第８図

28日00UTC における水蒸気画像に重ねたショワルター安定度指数（SSI，２℃おき）とレーダー反射強度と925hPa の風 の 場（風 の 記 号 は 第 ５ 図 と 同 じ）．
SSI≦０の領域にハッチ．風は M SM からの出力（予報０時間目：解析値）．

2011年３月

第９図

28日0241UTC，水 蒸 気 画 像 に 重 ね た
500hPa における風（風の記号は第５図に同じ）と相対湿度（10％おき）とレー
ダー反射強度の場．相対湿度≦50％の領
域 に ハッチ．風 は M SM か ら の 出 力（予報３時間目）．

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「平成20年８月末豪雨」の天気系，特にメソ対流系の組織化について

３．28日の豪雨

過中の0810UTC に，新記録となる１時間降水量58.5

3.1 上空水蒸気前線の豪雨

mm が観測された．この時刻というのは，第10図の第６図から約３時間後の28日0241UTC において，

WPR の記録を詳しく見 る と，高 度 2km か ら 6km

水蒸気画像に500hPa の風と相対湿度の場を重ねたのの層で，風がそれまでの南風から南西風に急変した時が第９図である．レーダー・エコーの分布も示してい刻である．風向の急変はここに収束域があることを示る．この図でまず興味があるのは，水蒸気画像の暗域

唆する．このことは何を意味するか．

と明域の境界線に対応して，500hPa における等相対第12図 a はほぼこの豪雨が降っている時刻におけ

湿度線が密集した帯が日本列島を挟んで２本あることるレーダー・エコーと500hPa における相対湿度の場

である．この２本の境界線に挟まれた帯状の区域で，を赤外画像に重ねたものである．第12図には１時間降弱化した停滞前線に伴う雲帯や，まだ十分組織化され水量が記録を更新した地点の位置とそれを記録した時ていない対流性及び層状の雲がある．特に，水蒸気ベ

刻と量もマークしてあるが，第12図 a を約６時間前

ルトの先端で，伊豆半島付近で発生した雲クラスターの 第 ９ 図 に 比 べ る と，福 井 県 を 中 心 と し た 線 状 のはその後発達し，東海地方の岡崎付近まで強いエコー

MCS はずっと活発となっている．勝山市の隣の大野がある．

市でも0807UTC に64.5mm という１時間降水量 の上述の停滞前線の鉛直構造は福井におけるウィンド

新記録を観測した．ここで興味があるのは，この豪雨

プ ロ ファイ ラ（WPR）の 記 録 に 見 る こ と が で き るの降っている地域が相対湿度の境界線に近いことであ（第10図）．すなわち，28日の04UTC 頃，地上の前線

る．すなわち，上述の風向の急変線は相対湿度の急変の通過と共に，下層の風向は南南東から北よりの風に線でもある．そこで，この時刻に線状対流系に直角の変化する．時刻と共に北よりの風の吹く層の厚さは増方向の鉛直断面上（第12図 a の線分 c―d）の風・相

し，11UTC には最大の2000m に達する．それと共当温位・相対湿度，さらに輝度温度から推定した雲頂に下層のデータが得られなくなったのは，前線面の下

高度の場を示したのが第13図である．これを見ると，の空気が極めて乾燥しているからであろう．第11図は

強い対流は500hPa を中心とした中層の乾燥した低相

福井県勝山市のアメダスの記録を示す．前線通過に伴当温位の層の先端が下層の350K 以上の高相当温位の

う気温の急変は見られない．つまり，この前線は高さ

空気の先端に達した地域で発達している．

がせいぜい 2km くらいまでの，温度傾度が弱い前線

この構造はスプリット前線（Browning and M onk

である．ところが第11図に見るように，この前線の通1982），或いは上空寒冷前線（cold front aloft）と似ている．スプリット前線は中緯度低気圧に伴う暖かいコンベアベルトの上に乾気貫入（dry intrusion）に伴う乾燥した空気が重なったものである．上空寒冷前線
は Hobbs et al.（1996）が米国中西部の M CS に関連して提唱したもので，中緯度低気圧が北米のロッキー山脈を通過する際に，暖域の高相当温位の空気がロッキー山脈の東側斜面から平原地帯に位置しているとこ

第10図

26

福井における８月28−29日のウィンドプ
ロファイラの記録．風の記号は第５図に同じ．ペナントは50ノット．図の左下の破線で囲った四角は停滞前線の通過時の風の変化を示し，横軸の矢印は福井県の豪雨の開始時刻．

第11図

福井県勝山市における８月28−29日のア
メダス時系列．
〝天気" 58．3．

「平成20年８月末豪雨」の天気系，特にメソ対流系の組織化について

207

ろに，山脈を越えた乾燥空気が下降してきてできる前に，それが MCS D を発生させる．このようなバック線である．いずれの前線も前線を横切っての温位の差

ビルディング（BB）の経過を経て，図 c の時刻までは小さく，前線は相対湿度あるいは相当温位の不連続に は，最 後 の M CS E が 発 生 す る．こ の MCS E をで特徴付けられる．それで，今後記述の便宜上，第９レーダーで見たのが第12図 c である．岡崎南方の海岸図や第12図に示したような，中層の相対湿度（すなわ

沖に新しい対流セルが次々に発生して，典型的なにん

ち 相 当 温 位）の 急 変 線 を，上 空 水 蒸 気 前 線（mois-

じんの形のバックビルディングとなっている．この準ture front aloft，略して MFA）と呼ぶことにする．

定常的な M CS が数時間で300mm を超える大雨を降

この前線では，中層の低相当温位の空気塊が下層の高らせた．

相当温位の上空に侵入するため，対流不安定が大きく

このような M CS の進化が福井県から愛知県にかけなり，しかも水蒸気量の傾度を増す前線強化作用に伴て起こっている時間帯に，中部地方から関東地方にかう鉛直循環が期待される場所である．上空ドライライ

けても活発な対流活動が続いている．第14図 a にはンと呼んでもよいが，ドライラインという言葉は，春幾つかの M CS が認められるが，その中でⅣと記号し

季米国のテキサス州とその周辺の州に出現し，多くのた MCS に注目する．これは北東方向に移動すると共対流性のストームを伴うもの（Schaefer 1986）といに，２時間のうちに，その南西側に M CS V，次いでうイメージが定着しているので，避けることにした．

MCS VI を発生させる（図 b）．そして最後に神奈川

実は，名称こそ付けられていなかったものの，梅雨

県に MCS Ⅶが誕生する．これをレーダーで見ると期の集中豪雨が降る前には，下層の湿舌の上の中層に（第12図 c），やはり相模湾上で次々と新しい対流セル

低相当温位或いは乾燥した空気塊が出現するというこが発生する BB 型の M CS に組織化されている．

とは，よく知られており，教科書や参考書に既に記載

3.3 列車型の MCS と水蒸気ベルト

されている（例えば，小倉（2000）の p.74や吉崎・第12図 b で示した1507UTC におけるレーダー・エ

加 藤（2007）の p.120）．最 近 で も，１ 時 間131mm

コー分布図で特に目立つのが，福島県から宮城県にかの豪雨を観測した2007年８月31日の島根県隠岐豪雨

けて延びる直線状の降雨帯である．海岸線や地形の等（足立・瀬古 2009）や，2003年７月３〜４日の静岡豪高線に関わりなく，多くの対流セルが200km 以上に雨（小倉 2006），2004年６月30日の静岡豪雨（小倉・わ たって 直 線 状 に 並 ん で い る．そ の 形 態 は，Blue-新 野 2006），2008年 ７ 月27〜28日 の 北 陸 豪 雨（小 倉stein and Jain（1985）の分類に従うと「破線（bro-2009）の事例解析がある．Ninomiya（2010）も1968型」となるが，最近 Schumacher and Johnken line）

年８月17日の木曾・飛騨地方と長良川流域の豪雨を調

son（2005，以下 SJ05）が提唱した列車線−随伴層雲

べて，下層の湿ったベルトの上の中層に乾燥空気が侵型（training line−adjoining stratiform，略 し て入したときに，豪雨が起こったと結論している．衛星

TL/AS）に似ている．彼らは主にフラッシュ型洪水

水蒸気画像の暗域と明域の境界は，以前からバウンダ（flash flood），すなわち降雨があってから６時間以内

リーと呼ばれ，画像解析の１項目となっている．ただに起こる洪水をもたらす M CS を調べる目的で，北米

し，水蒸気画像だけに頼っていると，例えば第６図に大陸のロッキー山脈の東から東岸にいたる地域におい示したように，上空水蒸気前線が上層雲に隠されてして，1999年から３年間，雨量計のデータを用い，ある

まって見誤ることがある．更に，単にバウンダリーと地点で日降水量が50年に１度という閾値を超えたケー

呼んでは，どの物理量の境界か区別がつかない．

ス を 選 び，こ れ を「極 端 な 大 雨 の 事 例」
（extreme

3.2 バックビルディング型の豪雨

rain events）とした．全部で116例あり，その中で76

28日08UTC 前後に福井県に大雨を降らせた M CS

例が M CS によって引き起こされた．その M CS の中（以下 M CS A と記号する）は，移動しつつ変貌して，で，最も出現頻度の多かった M CS（24例）をモデル

やがて冒頭で述べた愛知県岡崎市の記録的豪雨を起こ化したのが第15図である．対流セルが線形（直線か，すまでにいたる．それを示したのが第14図の水蒸気画

ゆるやかにカーブした線）に並び，各々のセルは列車像である．すなわち，図 a ではやや東方に移動したの箱のように，その線の方向に移動する．線の方向は

M CS A の南端，すなわち南よりの風の上流側に新た中層の風の鉛直シアに平行している．さらに，その列な M CS B が発生している．次に図 b になるまでに

車の高緯度側に層状の雲或いは降水があり，層状雲もは，MCS B はその南端に MCS C を発生させ，さら列車と同じ方向に移動する．時間的に見れば，線状対

2011年３月

27

208

第12図

28

「平成20年８月末豪雨」の天気系，特にメソ対流系の組織化について

１時間降水量が観測史上１位を記録した地点の位置（×で示す）とそれが降った時刻前後のレーダー・エ
コーの分布．衛星画像は(d)の水蒸気を除いて赤外．風は M SM からの出力（予報０時間目）．(a)28日0841，O
UTC，500hPa の相対湿度（10％おき）と925hPa の風．K は福井県勝山市（0810UTC に58.5mm）
は福井県大野市（0807UTC に64.5mm），Ku は埼玉県久喜市（1152UTC に77.0mm），線分 c―d は第13
図の鉛直断面の位置（予報３時間目），(b)28日1507UTC，500hPa の相対湿度と風．Ｉは岩手県一戸町奥中山（1907UTC に37mm），Ic は愛知県一宮 市（1410UTC に120mm），Ｔ は 岐 阜 県 高 山 市 六 厩（1030
UTC に73.0mm），線分 e―f は第16図の鉛直断面の位置（予報３時間目），(c)28日1741UTC，925hPa における相当温位（3K おき）と風．K は福島県川内村（1740UTC に64.5mm），I は同県 い わ き 市 川 前（1700UTC に63.0mm），H は東京都八王子市（1708UTC に63.0mm），F は同都府中市（1828UTC に58.5mm），O は愛知県岡崎市（1700UTC に146.5mm），G は同県蒲郡市（1831UTC に71.5mm）（予報０ 時 間 目：解 析 値），(d)28日2341UTC，925hPa の 風．H は 広 島 県 東 広 島 市 河 内（2330UTC に88.5，F は同県福山市（29日0037UTC に93.0mm（予報０時間目：解析値））．
mm）〝天気" 58．3．

「平成20年８月末豪雨」の天気系，特にメソ対流系の組織化について

第13図

209

28日0841UTC における第12図 a の線分（c―d）に沿った鉛 直 断 面 上 の(a)風 と相当温位（3K おき），風は M SM からの出力（予報０時間目）．(b)相対湿 度（10％お き，相 対 湿 度≦50％の 領 域 に
ハッチ）．両図に共通な太い破線は雲頂
高度．

流雲が発達するにつれて，その近くに層状雲が形成されるという経過をとる．我々の場合，線状構造が崩れた後の1841UTC（第12図 c）における福島県から宮城県におけるエコーのパターンは，第15図のモデルとは違って見えるが，SJ05が TL/AS の例として示 した Fig.5c とよく似ているし，Smull and Augustine（1993）にも同様なパターンが見られる．ちなみに，
SJ05によると BB 型は２番目に多く，15例であった．
しかし，第12図 b の福島県から宮城県にかけて延びる線状 MCS が，列車型とは違った面もある．SJ05が提案した列車型は，多くの場合，列車の南方には列車に平行して東西に伸びる停滞性（あるいは遅い速度で進む）前線或いはその他の境界線，例えば既存のM CS から広がってきた冷気外出流の先端の残り など，がある．ときには，停滞前線から500km も離れ2011年３月

第14図

メソ対流系の発生と移動を示す水蒸気画
像．(a)0941UTC，(b)1141UTC，(c)1507UTC．
29

210

第15図

「平成20年８月末豪雨」の天気系，特にメソ対流系の組織化について

レーダーで観測された列車線―随伴する層状雲型のメソ対流系の模式的モデル．
等値線と塗りつぶしはそれぞれ20，40，
50dBZ のエコー反射強度を示す．下層
シアと中層シアは，それぞれ地表から925hPa ま で の 層 と925−500hPa の 層の鉛直シア（Schumacher and Johnson
2005）．

第16図

28日1507UTC における第12図 b の線分（e―f）に沿った鉛直断面上の相当温位と風と雲頂高度．相対湿度≦50％の領域にハッチ．風は M SM からの出力（予報３時間目）．

BB 型の M CS と関連しているのではないかと思われる．
て発生することがあるという．こうしてみると SJ05

このように PWV を強調する理由は，GEONET とのいう TL/AS は，M oore et al.（2003）が詳しく調呼ばれる世界でも類を見ない稠密な地上 GPS 観測網

べた前線面上の対流（elevated convection）と本質からのデータを用い，1999年６月29日の寒冷前線につ的に似たもののように見える．ところが今回の場合，いて，小司（2005）が PWV の分布の 推 測 を 行 い，

線状 M CS に直角な方向（線分 e―f）の鉛直断面上の前線が通過した観測点では降雨が始まる前から PWV

相当温位と風と雲頂高度を示した第16図を見ると，こが増加を始め，約65mm の PWV のピークの通過後の降水バンドは，むしろ前述の上空水蒸気前線によるに降水量のピークがあったという報告をしたからであものと思われる（第12図の２本の相対湿度境界線のうる．その後，米国中西部では豪雨の発生条件を調べる

ち東側の線）．すなわち，第15図のように境界から離ために IHOP 2002という大規模な国際野外特別観測れて発達したということはない．またバンドの西方に実験を行い，GPS のみならず航空機からのドロップ

存在している層状の雲は，線状の対流セルより以前にゾンデなどのデータも加えて水蒸気の分布などを詳細発生していたという違いもある．

に測定した．その結果，深い対流は下層で水蒸気の収このような分類の議論よりも，予報の見地からは第束がある場所で発生することなどを見出した

７図 b に示した28日1200UTC の可降水量（PWV）（Champollion et al. 2009）．予報の問題としては，の分布の方が重要と思われる．この図を12時間前の図

Shoji et al.（2009）は国内の GEONET のみならず，

a と比べると，大きく違ったのは，関東平野から宮城グローバルな観測ネット（IGS）も利用し，しかもそ

県あたりまで，水蒸気ベルトが太平洋岸に沿って延び

う し て 推 測 し た PWV を 現 業 の メ ソ 予 報 モ デ ルていったことである．これが，第14図に示した M CS

（MSM ）に４次元変分法で同化して，2008年７月28

IV から VII までの発達，特に福島県から宮城県にか日の豪雨の再現実験を行った．その結果によると，予けての列車型 MCS の発達に繋がったのではないかと

報開始から３時間（FT＝３）までの降水量のシミュ推測される．さらに，後に岡崎豪雨が起こった地域でレーションでは，GPS のデータを用いないときよりも，PWV の増加は著しい．また関東地方東方洋上には GEONET を使った方がよく，GEONET＋IGS をも，PWV が大きい領域がある．これが第12図 d，或使った結果はさらによかった．しかし残念ながら，予いは後ででてくる第21図で示す関東地方と東方洋上の報時間が長くなると成績は落ち始め，FT＝９では近30〝天気" 58．3．

「平成20年８月末豪雨」の天気系，特にメソ対流系の組織化について

211

畿地方への豪雨の広がりは全くと言っていいほど再現

空気が等温位線に沿って移動するとすれば，アノマされていない．短期降雨予報の精度向上には，初期のリーの下流側（東側）には上昇流，上流側（西側）に水蒸気の場の正確な設定が不可欠という Ducrocq etは下降流が期待される（例えば小倉（2000）の p.114

al.（2002）や Kato and Aranami（2005）の 指 摘 もや Martin（2006）の p.283．ただし，その Fig.9.6であり，なぜ Shoji et al.（2009）のモデル MCS が長はアノマリーが西進している場合と書いてあるが，東時間継続できなかったのか，今後の究明が切望されて進の間違いと思われる）．このため，第17図 a で，渦いる．

位の極値を結んだ軸が暗域と明域の境界線となること

3.4 西日本の豪雨は不思議ではない．

東日本の豪雨が東に去った後は，豪雨は西日本を襲時間が経つにつれ，この渦位のアノマリーの帯は伸う．第12図 d は広島周辺を豪雨が襲っている頃の500張して渦位のストリーマーとなると共に，それに沿っ

hPa の相対湿度と925hPa の風とレーダー・エコーのて波動を起こし始める．そして，第17図 a から９時

分布を衛星水蒸気画像に重ねたものである．四国沖の間後の29日0241UTC の図 b では，九州の西方海上で低気圧の周りの循環や，北太平洋の西縁を巡る対流雲

ストリーマーの先端が切離し始める．同時に40N あの帯にも変わりはない．ただ日本海上の北西風が強た り で は，境 界 線 の 波 頭 が 盛 り 上 が る．30日1141

まって，10時間も前から，降雨帯の帯が広島あたりか

UTC の図 c では，第１の渦は完全に切離され，第２ら北陸地方に延びている．降雨帯に直角方向の鉛直断の渦が能登半島西方の上空に形成されつつある．この

面上の風と相当温位と雲頂高度の分布は第13図とよく時刻の東西方向（線分 i―j）の鉛直断面上の渦度と風似ていて（図省略），この広島付近の豪雨は，上空水の場を示したのが第19図である．切離された渦位の渦蒸気前線によるものとみることができる．

に対応する渦度の最大値は約550×10 s で，高度約300hPa に位置している．第19図で等温位線の頂点を

４．８月30日における豪雨

結ぶ軸は上方に行くにつれて西に傾いているのに対応

この広島地区の豪雨の後，線状に組織された M CS

して，渦度の極大値の位置も，高度と共に西に傾く．

は発達していない．しかし，上層の流れには変化が見

図 d の30日2107UTC の時刻になると，第３の渦もオ

ら れ る．第17図 a は29日1741UTC に お け る250hPa

ホーツク海上空で完全に切離されていて，結局３個のにおける 渦 位（potential vorticity）と300hPa の 高

渦がほぼ1500km の間隔で並んでいることになる．

度場及び風を水蒸気画像に重ねたものである．まず目

このような上層の激しく非線形の運動に比べれば，に付くのは，日本海上で画像の暗域と明域の境界が明下層の気象状況の変化は相変わらず緩やかである．第瞭で，しかもその境界線が等渦位線の密集している位

17図 c に示したように，千葉県我孫子市で30日1014

置と一致していること，渦位の値の大きい部分はトラ

UTC に，105.0mm の１時間降水量の新記録が観測

フに対応していること，トラフの上流側には75ノットされている．それまでの記録の73mm に比べれば，（１ノット＝0.51ms ）を超す北風のジェット・スト

大幅な増加である．この時刻の SSI が第20図である．

リーク，下流側には80ノットを超える南西風ジェット

最初の28日0000UTC 時刻（第８図）と同じく，南南・ストリークがあること，そしてトラフの軸の東方に

東の風と共に北北東にのびる水蒸気ベルトの中で，我位置する日本列島上に，幾つかの M CS が散在してい孫子の豪雨は起こっている．

ることなどである．以下記述の便宜上，渦位の値の大第17図に示した渦位のストリーマーの波動を理解す

きい部分を渦位の正のアノマリーと呼ぶことにするるためには，M aejima et al.（2006）の線形安定理論（本当のアノマリーは空間的或いは時間的平均場からが参考になる．彼らは2005年７月６日にやはり水蒸気の偏差をいう）．渦位の正のアノマリーの南端近くで，画像の暗域と明域の境界で認められた波長約300〜400

東西方向（線分 g―h）の鉛直断面上の渦位と温位とkm の波動に対して，前に寒冷前線に伴う雲で認めら

雲頂高度の分布を示したのが第18図である．多くの総れ た 波 動 の 発 生 を 説 明 す る た め に Toyoda et al.

観気象学の教科書にも書いてあるように，正の渦位の（1999）が用いた線形理論の手法に従って，観測されアノマリーの下，対流圏内には等温位線の盛り上がた温度と風の鉛直・水平分布を基本場として，これにり，すなわち寒気のドームが存在している．そしてこ

サイン形の無限小振幅の擾乱を重ねて，その線形波動のアノマリーはゆっくり東進しているので，乾燥した方程式の固有値を数値的に求め，最も成長率の大きい

2011年３月

31

212

第17図

「平成20年８月末豪雨」の天気系，特にメソ対流系の組織化について

第12図と同じく，１時間降水量が観測史上１位を記録した地点の位置（×印）と，その時刻前後のレーダー・エコーと250hPa の渦位（赤色，単位は0.1PVU，等値線は1PVU おき．1PVU＝10 kg m s K）の分布と衛星水蒸気画像を示す．風は M SM からの出力（予報０時間目）．(a)29日1741UTC，300hPa の風と等高度線（黄色，60m おき）．O は秋田県男鹿市男鹿真山（1520UTC に56.5mm），Ｍは宮城県丸森町（1320UTC に69.0mm），S は愛媛県西条市（1150UTC に69.0mm），線分 g―h は第18図の鉛直断面の位
置（予報０時間 目：解 析 値），(b)30日0241UTC，海 面 気 圧（黄 色，2hPa お き）と925hPa の 風 の 分 布（予報３時間目），(c)30日1141UTC，925hPa における相当温位分布（緑色，3K おき）．A は千葉県我孫子市（1014UTC に105.0mm），線分 i―jは第19図の鉛直断面の位置（予報０時間目：解析値），(d)図 aに同じ，ただし30日2107 UTC（予報３時間目）．

固有値に対する固有関数が観測された波動の諸特性とものであり，すなわち波動の主な原因は順圧不安定でほぼ一致することを示した．選択された波動の運動エある．今回の場合も，第17図 a に示したように，暗ネルギーは，基本場の運動エネルギーから変換された域の境界を挟んで強い風のシアがあることから，順圧

32〝天気" 58．3．

「平成20年８月末豪雨」の天気系，特にメソ対流系の組織化について

第18図

第17図 a と 同 時 刻，線 分（ g― h）に沿った鉛直断面上の渦位（1PVU おき，
渦位≧1PVU の領域にハッチ）と 温 位（2K おき，ほぼ水平に走る実線）の場と雲頂高度（破線）．

第20図

213

第19図と同時刻の30日1141UTC における SSI（１℃おき）と925hPa の風の分
布． SSI≦０ の 領 域 に ハッチ．風 は
M SM からの出力（予報０時間目：解析値）．

中でも，28日岡崎市を襲った BB 型の豪雨は最も強い関心を集めている（原 2008）．それで分解能が最もよい可視画像で，岡崎の BB 型 MCS を見たのが第21図である．細い雲の線が三重県の中央部沖から延びてBB 型に連なっているのが分かる．また房総半島から関東地方南部を覆う BB 型 M CS も，その源は伊豆諸島付近の海上にある．このように先端が尖った M CSの形を見ると，にんじん型と呼ぶより，Nuissier et
第19図

第17図 c と同 時 刻 の30日1141UTC，線
分（i―j）に 沿った 鉛 直 断 面 上 の 渦 度（50×10 s おき）と風と雲頂高度．風
は MSM からの出力（予報０時 間 目：
解析値）．

al.（2008）がフランス南西部に３回大水害をもたらし た BB 型 の MCS を 記 述 す る の に 使った「V 字（V‑shape）」（Scofield 1985）の雲パターンという名称の方がいいかもしれない．さらに，既に述べたように，第21図 に は 関 東 地 方 東 方 洋 上 に 第 ３ の BB 型
MCS がある．

不安定が起こっていることが予想されるが，上記の線

ここで問題は，下層の空気が飽和に近く，雲底下の形安定理論を超えて，非線形理論に進む必要がある．

冷気プールの先端にあるガスト・フロントでの新しいサイン形の擾乱を仮定したのでは，幾つかの渦巻きが対 流 セ ル の 発 生 が 期 待 で き な い 状 況 で，BB 型 の同時に発達してしまうのに反して，今回は渦位のスト

MCS がどうして発達するかである．事実，今回の岡リーマーの先端から渦巻きが発達しては切離されると崎 MCS の場合，アメダスの気温を詳しく調べた結果いう過程が繰り返されていたからである．この過程をによると，にんじん型の雲の下の地上気温は，雲の外調べることは本論文の範囲外である．

の地域のそれより１℃くらいしか低くなかった（図省略）．小倉・新野（2006）が調べた2004年６月30日の５．考察

静岡豪雨を起こした BB 型 M CS の場合もそうであ「平成20年８月末豪雨」で出現した多くの MCS のる．こ の 問 題 に 対 し て，Watanabe and Ogura

2011年３月

33

214「平成20年８月末豪雨」の天気系，特にメソ対流系の組織化について

第22図

第21図

名古屋における８月28−29日のウィンド
プロファイラの時系列．矢印は岡崎における豪雨の時間帯．

28日2141UTC における可視衛星画像．

（1987）は，基本場の下層風が地形の影響で曲げられ，した BB 型 MCS に対して，事例解析と水平格子間隔

ある地点に収束場ができ，そこで新しい対流セルが1km のモデルによる再現実験を行い，対流雲を BB

次々に発生すると考えた．一方，雲を解像する数値モ型に組織化したのは，冷気プールでなく，深い対流雲

デルを用い，初めて梅雨前線に沿う BB 型の MCS ので励起された重力波であることを示した．もう少し詳

再 現 に 成 功 し た Kato（1998）と Kato and Goda

しく述べると，彼らの場合には，豪雨前に切離低気圧（2001）は，実験結果に基づいて，ある程度積乱雲にによるメソ対流渦（Mesoscale Convective Vortex，

よる降雨が続くと，その場所の下層の気圧が周囲よりMCV）と，その南西側に下層ジェットがあった．こ低くなり，そこが新しい対流セルの発生源となっての MCV と下層ジェットの相互作用により MCV の南

BB 型の MCS ができると述べた．つまり，積乱雲に西側に上昇流があり，その部分の大気の安定度は悪く

よる降雨が続くと，その凝結熱によって中層の空気のなると共に，M CV 内では深い対流が発生する．その温度が上昇し，たとえ雲底下で水滴が蒸発し空気が冷際に放出される凝結熱によって重力波が発生し，これ却され，地表で気温が周囲より低くなっても，地表のが次々に対流セルを作り BB 型の M CS に組織化され気圧は周囲より低いというわけである．このことはスるというシナリオである．重力波の存在は，ストーム

コールラインの場合にはよく知られている（例えば小が通過した地表の２測定点で，１分ごとの気圧と温度

倉（1997）の第10.12図）．

と降水量の記録から確認できたという．

その点で興味があるのが第22図に示した名古屋にお引き続いて，Schumacher（2009）は，地表では明ける WPR である．名古屋に近い岡崎で大雨が降った

確な前線などの境界線が解析されなくても，準定常的

28日18UTC を中心として，高さ約 2km までの層内な BB 型の MCS が12時間に200mm 以上の降雨をもで風向が北→東→南と変化している．程度は低いが，たらした６例を解析して，上記のミゾーリ州の事例が同じような変化が03UTC を中心として起こっていかなりの一般性をもっていることを示した．すなわ

る．この時刻というのは，第１図と第９図から分かる

ち，M CV と下層ジェット，そして下層と中層の風のように，岡崎でかなりの雨が降った時刻である．強い

鉛直シアの大きな違いの存在である．また，Schuma-

雨はその凝結に伴う加熱効果により下層の渦位を増大

cher（2009）は仮想的な状況で数値実験を行い，重力させ，従って下層の風や気圧に影響を及ぼす可能性は波による BB 型 M CS の組織化を議論している．

十分ある（Ogura et al. 2009）．

今回の岡崎 BB 型 M CS の場合，岡崎付近には気圧

ところが最近，Schumacher and Johnson（2008）の測定値はないので，名古屋地方気象台の気圧・気温はミゾーリ州の東部に大きなフラッシュ型洪水を起こなどの１分値の時系列を調べた．その結果によると，

34〝天気" 58．3．

「平成20年８月末豪雨」の天気系，特にメソ対流系の組織化について

215

28日の03UTC 前後，および18UTC 前後の豪雨に際

本論文は主にルーチン観測の結果と数値予報モデル

しては，前者では約５℃，後者では約３℃の気温降下からの出力を解析した結果の記述に限られているたはあったが，気圧には対応する変化は認められなかっめ，見出された現象を起こすメカニズムについての議た（図省略）．

論は十分ではない．従って，今後なすべき課題として

ちなみに，上記以外にも最近では，M CV と豪雨のは，関係について多くの論文が発表されている（例えば上空水蒸気前線に伴う線状メソ対流系のトリガーと．28日の岡崎豪雨の場合，第Trier and Davis 2007）

なる鉛直循環の観測並びに数値モデルによる確認，

22図の WPR の記録を見ても．MCV の痕跡は認めら

雲底下の冷気プールに頼らないバックビルディング

れない．

型メソ対流系の構造と進化について，気圧と水蒸気量を含む観測と，その対流系の発生と維持に好都合

６．まとめと今後の課題

な環境の特定，2008年８月26日から31日まで連日，本州各地で１時

渦位のストリーマーがその先端で次々と切離を起こ

間降水量の記録を更新する豪雨があるという異常な日

すメカニズム，が続き，「平成20年８月末豪雨」と命名された．本論

わが国とその周辺における M CS を伴う中層のメソ文ではこの期間中，総観規模の気象状況はどうであっ

対流渦（M CV）の存在の有無．もし存在しなけれたか，記録破りの豪雨を起こしたメソ対流系はどんな

ば，MCS を取り巻く環境（特に風の鉛直シア）の型に組織化されていたかを，観測データと予報モデル
からの出力を用いて解析した．その結果によると，こ日米間の違いの調査，等が挙げられる．

の期間，上層の亜熱帯ジェット気流は蛇行して，日本の北東にはブロッキング現象に似た気圧パターンの謝

リッジが居座り，その上流側には寒気を伴ったトラフ

本研究にあたっては，著者の一人（小倉）は東京大辞があった．下層では，日本東方洋上で，リッジの低緯

学大気海洋研究所から外来研究員として便宜を受けた

度側に北太平洋高気圧が位置していた．一方，四国南ことを記して謝意を表したい．また，この原稿に目を方洋上に低気圧が停滞し，さらに27N 付近には上層通して有益なコメントを下さった東京大学大気海洋研

寒冷低気圧も停滞し，東方の高気圧の間で南風が暖湿究所新野 宏教授，担当編集委員林

の空気を本州に送り続けた．このため，本州では成層名の査読者に深く感謝したい．

修吾氏並びに２不安定な状態が続いた．水蒸気の分布で特徴的なこと
は，500hPa の相対湿度の分布で見ると，等相対湿度
線が密集する水蒸気前線が，ほぼ南北方向に並んでいて，それに挟まれた本州は高相当温位で不安定な空気に覆われていた．豪雨の多くは，上空の水蒸気前線に沿って線状に組織されたメソ対流系（MCS）か，２本の上空水蒸気前線に挟まれた地帯での BB 型に組織された M CS に伴って起こった．すなわち，いずれも弱い強制力（forcing）の下で起こった豪雨である．
そして重要なことは，例えば上空水蒸気前線で発生した M CS が，やがて強い BB 型の MCS となるというように，MCS は一生の間に型を変えることである．
また，可降水量と M CS の発生・発達に密接な関係があることも分かった．29日頃からは，上層の気圧パターンが変化し始め，日本海の本州側に沿って延びた上層の渦位のストリーマーが，その先端で次々と低気圧性の渦巻きを切離していき，その渦巻きに伴う豪雨

参
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考

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216「平成20年８月末豪雨」の天気系，特にメソ対流系の組織化について

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Yoshimitsu OGURA , Ryoji KUMABE

and Shuji NISHIMURA(Corresponding author）Atmosphere and Ocean Research Institute,The Universityof Tokyo,5‑
1‑5 Kashiwanoha, Chiba 277‑8564 Japan.
Climate Prediction Division, Global Environment and Marine Department, Japan Meteorological
Agency.
National Typhoon Center, Forecast Department, Japan Meteorological Agency.
（Received 31 May 2010；Accepted 3 December 2010）2011年３月

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