： （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２)

小 倉義

光 ・新野宏４．解決すべき諸問題
そこで問題は，何故第８図（ 天気」53巻第９号719頁）に示した位置に BB 型の雲が出来て，しかもそこに停滞したかである．
小倉（1991）は1980年代にわが国で起こった顕著な集中豪雨13例について調べ，その殆ど総てが BB 型の線状メソ対流系によってもたらされたことを示した．
さらにもう１つ，指摘された重要な点は，米国中西部での BB 型と日本の梅雨期でのそれとの違いである．
米国中西部の対流雲では雲底が高く，従って BB 型の対流系の下層には厚く冷気が溜まり，そこからの冷気外出流が流入してくる一般場の風と衝突して新しい対流セルを発生させる（第９図)．これの繰り返しで BB型が形成される．これに反して，日本の梅雨期では空気が湿っているので雲底高度は低く，冷気外出流は弱いか，あるいは殆どない．従って，日本では冷気外出第９ 図レーダーで 見 た バック ビ ル ディン グ（BB)/準定常型レインバンドの模式図（Schumacher and Johnson, 2005)．
外 出 流 境 界（outflow boundary）は冷気外出流の先端を表し，多くの BB型メソ対流系で見られる．図の下端に示した距離のスケールは近似的なもの
で，与えられた時刻に存在する成熟期の対流セルの数などによって大きく違うことがある．

流以外に，BB 型の雲の先端で新しい対流セルが次々と発生するメカニズムを考える必要がある．ただし，日本でも関東地方の夏の雷雨については，冷気外出流

一方，梅雨前線に沿う BB 型の豪雨については，Katoが雷雨の発達や見かけ上の移動に大きな役割をしていand Goda（2001）は1998年８月４日の新潟豪雨についることが指摘されている（小倉ほか，2002)．てシミュレーションを行い，その結果に基づいて，梅このような観点から，Watanabe and Ogura（1987）

雨前線の一部で対流活動がある程度継続すると，下層は1983年７月23日に起こった BB 型の島根豪雨を調に収束ができ，そこで新しいセルが発生して BB 型のべ，簡単な数値モデルの結果から，地形の影響で一般豪雨となると結論している．

風が変形を受け，島根県の西方海上に収束域ができ，ちなみに，集中豪雨は梅雨期以外でも起こる．関東

そこで新しいセルが発生するとした．しかし，そのよ地方で秋の集中豪雨としては，1999年10月27日の佐原

うな変形された風系は，まだ実測で確認されていない．

豪雨（金井，2002）と2001年10月10日の佐原・鹿嶋豪雨（津口・榊原，2005）がある．前者においては，佐Yoshimitsu OGURA, Hiroshi NIINO, 東京大学海洋研究所．
Ⓒ 2006 日本気象学会
2006年 10月

原（アメダス）で総降水量299mm，最大１時間降水量153mm を記録した．後者においては，日降水量として，佐原で261mm，鹿嶋で281mm を記録し，最大１51822

お天気の見方・楽しみ方(6)時間降水量は佐原で72mm であった．そして両者に共たほうが合理的である．

通していることは，温帯低気圧が東京に接近し，温暖そう思って，改めて BB 型の雲が十分発達した30日前線が地形効果によって強化されて，房総半島に局地

10時におけるアメダスの気温と風の分布を水蒸気雲画的な前線ができ，そこの収束域から移動しないレイン像に重ねたものが第11図である．丁度 BB 型の雲域のバンドが形成されて集中豪雨となったということである．

下に気温が22℃以下という低温の領域がある．
さらに，それでは，今回の静岡豪雨の場合はどうであったか．

冷気外出流が形成されるためには，冷気プールの地上1998年と2004年の新潟豪雨のように，梅雨前線がある気圧が周囲より高い必要がある．それで，第10図の気と BB 型の雲の発生は事実上その線上に限定され，レ圧の時系列を見ると，静岡豪雨が BB 型の降雨となっインバンドも梅雨前線上に位置することが多い．しかた５時頃から気圧は上昇をはじめ，11時半頃にはピーし，今回の場合には，梅雨前線はない．豪雨発生前のクに達する．その値は豪雨前の０時ごろより約 2hPa

静岡県におけるアメダスの気温や風の分布を調べたくらい高い．これに加えて，第11図には，風と温度かが，局地前線もない（図省略)．何かないかとデータをら見て，豪雨前にはなかった局地的な前線と思われる探していたら，第10図に示した静岡市における気温のものがあり，停滞前線の記号で示されている．御前崎

１分値の時系列を見て，興味あることに気が付いた．とその北隣りの牧の原とは20km 弱しか離れていない

30日00時30分頃までは25℃でほぼ定常であった気温のに6.5℃の温度差があるのは印象的である（厳密に言が，それ以後急降下を始め，02時30分には約23℃とな

うと，牧の原の標高は191m，御前崎の標高は45m なる．同時に相対湿度が急上昇し，殆ど100％となる．そので，6.5℃/km の温度減率を仮定すると，正味の温度の後も気温は05時頃ころから下降を始め，21℃前後と差は5.5℃)．そして，牧の原とその北東側隣２点の風いう低温の状態となる．この状態から脱して上昇を始向は東北東である．これは期待される冷気外出流の風めるのは12時ころからである．相対湿度が100％に近い向であり，局地前線の南側の南よりの風向とは大きく状態から脱するのも，ほぼ同じ時刻である．この12時違う．従って，ここに大きな風の収束があり，次々とというのは，第１図（「天気」53巻第９号713頁）の１対流雲を発生させる状況が整っている．

時間雨量強度図からわかるように，静岡市の雨が止ん

ちなみに，ニンジン状の雲の下は温度が低いというだころである．こうして見ると，気温の降下は，夜間ことは，気象庁が1990〜1992年に行ったメソ天気系モの放射冷却によるというよりは，降雨による冷却と見デルの開発プロジェクトの一環として，伊藤・桜田

第10図52

2004年６月30日，静岡市における気温・露点温度・相対湿度・海面気圧・現地気圧の１分値デー
タ（静岡地方気象台)．
〝天気" 53．10．

お天気の見方・楽しみ方(6)823（1991)，伊藤（1992）が報告している．
話が横にそれたが，こうして第11図は米国中西部のBB 型の雲モデル（第９図）とそっくりである．しかし，少し量的に見ると，そうとはいえなくなってくる．既に述べたように，豪雨前に比べて気温は４℃下がり，
地 上 気 圧 は 2hPa 上 昇 した．仮に雲底まで冷気プールの温度が周囲より４℃低いとすると，静水圧平衡の式 に よ り，地 上 気 圧 が 2hPa 高くなるためには，雲底 の 高 さ は1500m な け ればならない．これは常識的に梅雨期の雲底としては高すぎる．梅雨期には，高さ1km 程度の山頂さえも雲第11図に隠されることは，よく目にすることだ．一般的に，2004年６月30日10時，GM S‑5赤外雲画像に重ねたアメダスの風（長羽根 2m/s）と気温（℃)．境界記号は気温が22℃以下の区域の輪郭を表す．停滞前線記号は気温と風の分布から決めた局地前線を表す．

地上で温度 T ，露点 T を持つ空気が断熱的に上昇したときの雲底高度（すなわち持ち上げ凝結高度）h は，面の温度は（10℃−6.5℃)×0.4，すなわち1.4℃しかヘニング（Henning）の式により：周囲より低くなければならず，観測された約４℃にはh＝125（T −T )ならない．この矛盾を解く１つの可能性としては，高度２〜3km に融解層があるので，大量に降ってきた氷で与えられる（正野，1960)．h は m で測る．この公式

粒がそこで融解し，空気を冷やしたので，雲底の温度は経験則ではなく，断熱的に上昇する空気塊では，温も周囲より低かったということが考えられる．また，位と水蒸気の混合比が保存されるとして，地上での混中層の乾燥空気が雲中に取り込まれたという可能性も合比を飽和混合比とする高度を与える理論式である．

ある．

静岡における豪雨前の値（第10図）T ＝25℃，T ＝22℃風向も問題である．第12図に示した静岡地方気象台

を上の式に代入すると，h＝375m となる．こんな式をの風向・風速の１分値の時系列によると，０時には西知らなくても，断熱図を用いれば，持ち上げ凝結高度風であったが次第に風向は時計回りに変化して，やがはすぐわかる．いずれにしても，この h の値は 2hPaて第11図に示した東北東風となったのであって，豪雨の気圧を作るべき1500m にはとても足りない．の後半になって地上気圧が上昇してから風向が変化しさらに，雲底がこれほど低いと，雲底と地表面の間たわけではない．それで，今回の BB 型の雲が第９図の空気が落下してくる雨滴の蒸発で冷却されて，雲底に示した古典的なプロセスだけで形成されたかどうか下に冷気のプールができたという考え方も怪しくな

断言できない．

る．雲底の高さを400m，湿潤断熱減率を6.5℃/1km

こうした理由で，上にも述べたように，今回の BB 型であるとし，雲の周囲では乱流境界層が発達していて，の雲も米国中西部のとは違ったプロセスで形成された

そこの温度減率を10℃/1km とすると，雲底下の地表と考えるべきである．やはり，時間と共に形成されて2006年 10月

53

824

お天気の見方・楽しみ方(6)第12図

2004年６月30日，静岡市における風速と風向の１分値データ（静岡地方気象台)．

きた局地前線の助けが必要であったのだろうか．さらを実験的予測モードで毎日２回走らせ，実況と比較しに，静岡県北部や伊豆半島の山々の影響も考慮する必た．その結果によると，通常は降水をうまく予報でき要がある．要するに，静岡豪雨がどうして起こったのたが，２，３の降雨事例では失敗したという．特に，か，我々はまだ十分に理解していない．

６月23日南九州で豪雨をもたらしたメソ線状対流系

伊藤ほか（1992）によれば，わが国およびその周辺海域で，1989〜1990年の１年間で，継続時間が４時間は，モデルでは殆ど予報できなかった（Kato et al.,2003)．

以上，水平距離が300km 程度のニンジン状の雲は41個

そこで彼らは６月23日のケースについて，エアロゾ発生したという．しかし，その大部分は海上で発生しンデと呼ばれる無人気象観測飛行機で得られた風や水た．上に述べたように，BB 型の雲にはまだ理解できて蒸気量などのデータ，さらに TRM M 衛星データからいない点がたくさんある．従って，もし観測データが推測した可降水量などを用いて，この日の実験予測の豊富な陸上の BB 型の雲に読者が遭遇したら，ぜひ詳初期時刻における可降水量分布を改めて推定してみるしく解析することをお奨めしたい．と，九州西方の海上に可降水量が55mm 以上という非常に湿った領域があることが分かった．実験予測の際

５．集中豪雨のシミュレーションと可降水量には，どこも50mm 以下だったのである．そこで，新

近年は，スーパー・コンピュータの計算 能 力 の 増たに得た可降水量分布を用いて感度実験を行ったとこ

加・雲モデルの改善・ドップラーレーダーを含めた観ろ，今度は，量的にはまだ不十分であるものの，南九測技術の進歩などが相俟って，豪雨を起こすような激州で線状の降水域を再現することが出来た．このようしい対流雲もかなり現実に近くシミュレーションされに，豪雨のシミュレーションを成功させるためには，るようになった．これを受けて，2001年東シナ海・九豪雨域の風上側の領域で，初期の水蒸気量とその高度州における梅雨観測（X‑BAIU‑01，吉崎ほか，2003）

分布を正確に与えることが重要であるという結論は，では，新たな試みとして，６月７日から７月８日まで

Kato and Aranami（2005）による「平成16年７月新の期間，5km 水平分解能の気象研究所非静力学モデル

潟・福島豪雨」と「平成16年７月福井豪雨」のシミュ

54〝天気" 53．10．

お天気の見方・楽しみ方(6)レーションでも強調されている．

825など，測地学的な観測・調査が本来の目的であるが，さて，今回の静岡豪雨のシミュレーションは小司ほ上に述べたように，可降水量の推定にも利用できる．

か（2005）によって行われた．ここで重要な役割をし殊に，１日２回のゾンデ観測に比べて，５分程度の時たのが GPS データから推定された可降水量である．

間分解能でデータが得られるのは有利である．今回のご承知のように，GPS によって地球上の受信機の位置

静岡豪雨については，小司ほか（2005）が調べた結果を決定するのには，まず，GPS 衛星からのマイクロ波によると，例えば静岡市では29日15時には40mm 程度の発射時刻と受信機の受信時刻の差（伝播時間）に光であった可降水量は，多少のアップ・ダウンをしつつ速をかけて，衛星と受信機の間の距離を推定する．３も次第に増加し，30日11時ころには最大の60mm 近く個以上の衛星からの距離が分かれば，受信機の３次元に達した．本シリーズ（1）序論で，６月のモンスーン的な位置を求めることが出来る．しかし，電波が大気季，最大の月平均の可降水量は，ヒマラヤ山塊南側の中を伝播する際には，速度は遅くなるし，大気の屈折約60mm であると述べたが，それに匹敵する量であ率は下層ほど大きい．このため，衛星と受信機の間のる．

電波の経路は直線でなく，曲がっている．従って，電現在の現業の数値予報では，データ同化という方法

波の伝播時間に光速をかけると，実際の衛星と受信機を用いて初期値を作成する．データ同化には幾つかのの距離より長く解析されてしまう．この見かけ上の距やり方があるが，小司ほか（2005）は，気象庁メソ４離の延びを大気遅延量と呼ぶ．そして大気の屈折率は次元変分法データ同化システムを用いて，今回の静岡気温・乾燥大気の分圧・水蒸気の分圧で決まるから，豪雨につき，29日21時の初期値を作成し，９時間のシ大気遅延量の中に水蒸気についての情報が含まれていミュレーションを行った．第13図 a は初期値作成のとる．その情報をどう取り出すかについては，例えば，きに，GPS 可降水量を用いなかった場合，第13図 b は気象研究ノート，No.192， GPS 気象学」を参照して用いた場合である．明らかに，第13図 a では静岡豪雨いただきたい．

は殆ど「シミュレート」されていないのに，第13図 b でわが国では，国土地理院が日本列島全体を1200点以は形状・強度ともかなりの程度の予測がなされてい上の GPS アンテナで，15〜25km 間隔でカバーするる．そこで改めて両者の初期値を比較してみると，前という，世界でも類を見ない稠密な GPS 観測網を整者の場合に比べて，後者の場合には，九州から静岡地備し，連続運用を行っている．これは地殻活動の監視方の沿岸からその南方海上にかけて，数 mm から10

第13図

６月29日21時を初期値として９時間シミュレーションをした場合，30日06時における前３時間の降雨量の予測値．(a）GPS 可降水量を初期値作成の際利用しない場合．(b）利用した場合（小司ほか，2005)．

2006年 10月

55

826

お天気の見方・楽しみ方(6)シミュ
mm 程度可降水量が多かった．このことは再び，うが簡単と思い，本編では使用した．アメリカ気象学

レーションの精度を上げるには，初期の水蒸気分布を会 発 行 の 気 象 用 語 辞 典 で あ る Glickman（2000）や適切に指定することの重要性を示している．さらに，（1996)，さらに WMO（1992）の事典のどれにも，Gear小司・国井（2006）は現業の予報での使用を想定してtapering cloud という名称は載っていない．最近の欧解析した GPS 可降水量を用いて，2005年９月４日の米の文献で，この名称を見たことはない．

関東地方の大雨のシミュレーションを行った．その結もっとも，衛星雲画像やレーダー画像で見て，米国

果によると，同化なしではうまく表現されなかった福での BB 型の雲の出現率は日本ほど多くないようだ．

島県西部から新潟県にかけての強雨の表現は大きく改

元祖の Bluestein and Jain（1985）の線状対流系の形善され，関東地方の豪雨も降水の集中が表現された．

態の分類では，BB 型は全体の33％に過ぎない．最近

しかし，第13図 b の結果については，静岡地方の強Schumacher and Johnson（2005）は，1999年から2001

い雨は30日06時以降減衰し，長続きしなかった．結局，

年 ま で の ３ 年 間 に，米 国 で 起 き た116件 の 大 雨

何故静岡地方が選ばれたのか，何故その地方の対流雲（extreme rain events）について調べ，その65％にはが長続きしたのかという根本的な問いに対しては，明メソ対流系が関与していること，そのメソ対流系の形確な答えが出されていない．今後の研究に大いに期待

態を彼ら独自に７種類に分類すると，バックビルディしたい．

ング/準定常型（第９図）は，メソ対流系全体の19.7％

それにしても，本シリーズを通して強調しているこしかないことを示している．とは，東アジアの天気系を理解するためには，海洋上衛星雲画像で見ると，確かに日本付近では BB 型のを含めて，大気中の水蒸気量の分布を正確に知る必要レインバンドが目に付く．それは，１つには BB 型のがあるということである．水蒸気量の観測技術の進展

レインバンドにおいて，先太りの角度が米国中西部のに期待したい．アメダスに水蒸気量測定のセンサーをそれより大きいような印象を受ける為かも知れない．

加えることも，是非実現してほしいことの１つである．

筆者の１人（小倉）は何故角度が大きいのか不思議に思っていたが，斉藤ほか（2000）に掲載されていた図

６．テーパリング雲という名称について（第14図に転載）を見て，疑問が一部解けた気がした．

今回議論したメソ対流系は，わが国ではしばしば

この図は1998年８月４日の新潟豪雨の際，レインバンテーパリング雲（tapering cloud）と呼ばれると第３節ドにほぼ直交する南西から北東への方向の降水量分布で述べた．いつから，またどなたがこの名称を使い始であるが，レインバンドの中心線に対して著しく非対めたのか，筆者は知らないが，1970年代後半から1980年代の前半にかけてのわが国の文献には，しきりにAnderson et al.（1969）が引用されているから，このあたりを語源として，現在に至っているものと思われる．
いずれにしても，筆者にはあまり適当な名称とは思われない．テーパリング雲を文字通り訳せば， 先細り雲」となる．その生成の経過が，第９図で米国中西部の BB 雲について示したように，冷気外出流の先端で新たに対流セルが発生し，それが繰り返されてにんじん状の雲を形成するのであれば，確かに「先細り雲」の名称は適当である．ところが，日本とその周辺地域の BB 雲で想定されているように，ある地点で収束域があり，そこで発生した対流セルが下流に流される間に発達するというプロセスが繰り返されて，にんじん状の雲が出来るのであれば，むしろ「先太り雲」か「末広がり雲」と呼んだほうが適当と思われる．あるいは，形成のプロセスがどうであれ， BB 型の雲」としたほ
56

第14図

1998年８月４日，新潟豪雨を起こした線状対流系の中心線に直交する方向（南南西から北北東の方向）の降水量分布（斉藤ほか，2000)．
〝天気" 53．10．

お天気の見方・楽しみ方(6)827

称な分布をしている．すなわち，降雨帯の南西側（暖をいただいた査読者と編集担当委員別所康太郎氏に感気側）に対流雲が多く存在していた．その説明として，謝いたします．

BB 型の雲の頂点のみならず，BB 型の雲の暖気側でも新たな対流セルが発生し，これが成長しながら BB型の雲の中心線に対して斜め後方に進行するというプロセスが考えられている．これは小倉にとって新しい型なので，Bluestein and Jain（1985）の命名法に倣って，Back‑and Side‑Building（略して B & SB）型と名づけて彼なりに納得した．小倉はその後，瀬古弘氏（気象研究所）の博士論文事前セミナールにたまたま出席していたが，セミナールの主題として，台風9426号の日本接近の際に，関東地方に豪雨をもたらしたメ
ソ対流系の構造が議論されていた（Seko et al.,1999)．
それが新潟豪雨の構造と共通の点があるように見えたので，上記のことについてコメントした．その後，B &SB 型という名称は同氏の博士論文（瀬古，2001）や津口・榊原（2005）で使用されている．日本付近の大気は不安定な成層をしていることが多いし，湿っていて持ち上げ凝結高度が低いから，こうした構造をとりやすいのかもしれない．

参考 文

献

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例解析．気象衛星センター，全国予報技術検討会資料

７．結び（平成２年度)，12‑26．

今回の静岡豪雨は，南方洋上の台風の東側を巡って

伊藤秀喜，麻生 正，桜田正美，1992：テーパリングク

本州中央部に南風として吹き込んだ暖湿な空気の上に，西からの乾燥した空気が移流して生じた対流不安定な地域で発生した．その地域では幾つかのメソ対流系が発生し移動し減衰したが，静岡上空の対流系だけが BB 型あるいは B & SB 型の線状対流系の構造をして停滞し，豪雨をもたらした．この対流系の地表には冷気が溜まり，気圧は豪雨前より高くなっていることは確認できたが，定量的にこの冷気塊の成因と，冷気塊が線状対流系の維持に及ぼす効果については十分理解できていない．何よりも，なぜ静岡周辺だけで BB型あるいは B & SB 型の対流系が発生し維持されたかについての答えは得られていない．この答えは不意打
ち集中豪雨の予測には不可欠だと思う．
謝 辞
静岡地方気象台の観測データを提供してくださった
鉢峰 猛前所長，テーパリング・クラウドについての文献を御教示くださった気象研究所吉崎正憲研究室長（現：海洋研究開発機構地球環境観測研究センター)，図を提供してくださった気象研究所の小司禎教氏，図ラウドの発生状況と発生時の雲パターン，気象衛星センター技術報告，No.24，8pp．
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