105（雷雨）〔論文〕

SAFIRで観測した夏期の関東地方における雷雨と大気環境．1

雷雨活動の概観と雷雨発生のメカニズム

小倉義光＊・奥山和彦＊＊・田口晶彦＊＊
要

旨

これは，関東地方で1995〜97年の梅雨明け以降の7月と8月，日本気象協会のSAFIRが観測した日々の発雷状況の多様性を，大気環境を表すパラメータの組合せの違いに起因するとという見地から理解しようとする試みの第1部である．序論的性格を持つ．まず，関東地方の夏期における発雷の地理的時間的平均分布などを概観する．次に，1日当たり雲放電数が100以上であった65日を選んで，発雷域の地理的分布およびその時問的変化から，発雷パター

ンを山岳型・山岳から平野型・平野型・広域型の4種に分類する．さらにそれを地上・高層天気図やアメダスデー
タなどと対比して，各日の主要な雷雨（発雷域）を発生させたトリガーを推定する．その結果によると，気団雷が26日，総観スケールとメソスケールの前線による界雷が31日，上層の擾乱や台風による渦雷が8日であった．気団
雷の中で可能な形態の1つ，すなわち平野域での水平或いは鉛直対流による雷雨と思われる例は認められなかった．

1．はじめに

雷状況の日はなかった．何故そのような多様性が起こ

関東地方の夏期の雷雨については，1940〜46年に前るのか，理解したいと思ったのが本研究の動機である．

橋を中心とした地域で，わが国最初の集中特別観測がそれを理解する道は真っ直ぐ（straightforward）の実施された（小倉，1995参照）．それから今日まで，レーはずである．発雷は深い湿潤対流（積乱雲）に伴ってダーやアメダスの降水量データなどを用いて，数多く起こる．一般的に，積乱雲の発生・発達・自己増殖・の研究がなされてきた（堀江・遠峰，1998及びそこで組織化などの過程については，すでにかなりの知識が引用されている文献）．しかし，まだその全貌が明らか蓄積されている．平坦地ならばCAPEなどの安定度指にされたとは思えない．殊に雷雨の統計的研究として

数，水蒸気量，環境の風の鉛直シア，日射状態など，は，熱雷に興味が集中し，界雷や渦雷についてはあま

山岳地ならば上記に加えて卓越する風向・風速など，り研究されていない．

大気環境によって積乱雲活動は支配される．発雷状況

日本気象協会は1995〜97年の3年間，SAFIRと呼ばれる雷位置測定システムを稼動してきた．その3年間組合せが日によって少しずつ違うことに起因することの夏，毎日観測データを眺めると，発雷数はもとよりは容易に想像できる．

の多様性は，大気環境を表すいくつかのパラメータの発雷時刻や発雷域の多様性は驚くほどであった．時と従って，本研究の目的は，発雷地域は発達した積乱

しては，ほぼ同じような日変化が繰り返される期間も雲が存在する地域であるとみなして，SAFIRが検出しあったが（例えば1997年8月23〜26日），それはむしろた雷雲が，関東地方という特有の地形において，大気例外的で，極端に言えば1日といえども同じような発環境がどうだったから，どこでいつ発生したか（ある＊日本気象協会（現連絡先：東京大学海洋研究所海洋大
気力学分野，〒164−8639東京都中野区南台1−15−1）．
＊＊日本気象協会．

一2001年8月8日受領一一2002年4月26日受理一◎2002

日本気象学会

2002年7月

いは発生しなかったか），どの程度の発雷数となるのか，大気環境を表すパラメータとしては何を採ればよ

いか，知ろうとすることである．本論文は3部で構成されるシリーズの第1部である．全体の序論の性格を持つ．まず本論文で使用する用語を統一した後で，3年間の関東地方の夏における発雷の平均した地域的時
13

542
第1表

SAFIRで観測した夏期の関東地方における雷雨と大気環境．1：雷雨活動の概観と雷雨発生のメカニズム

トリガーに着目した夏の雷雨の分類．

矧綴1灘1繕灘機喜1

が環境の風に乗って山岳の風上側斜面に沿って上昇
し，自由対流高度に達して，あとは鉛直方向に発達したときの雷である（Yoshizaki

andOgura，1988）．

平野域で発生する気団雷も2つに分けられる．地表

界雷｛搬多：1購麟：騰雛亥，フロントなど）

渦雷嘩朧低気圧（寒冷渦）．，ラフ

面差分加熱（differential

heating）雷は，地表面が平坦であっても，地表面の状態が一様でないと場所により加熱量・地表面温度・乱流混合層の厚さなどに差が生じ，結果として発達する水平対流に伴って発生する雷である．いわゆる内陸海陸風（inlandseabreeze）
がこれである（SunandOgura，1979）．米国の中西部

間的分布を概観する．続いて，発雷の多様性を少しででは土壌の水分量の違いも注目されている（Benlaminも整理するために，日々の発雷の地域的時間的分布を

and

幾つかの型に分類して記述し，地上気圧配置や高層の2001など）．また，午前中に下層や中層の層状性の雲に気象状態と関連させながら，雷雨発生のトリガーを推覆われていた地域と雲がなかった地域の境界で，午後Carlson，1986；Wang6齢1．，1998；Chen6地1．，定しようと試みる．その目的のために，東京レーダーに積乱雲が発生することもある．雲の遮蔽効果である

図（東京管区気象台）及びアメダス・データを始め，（Purdom，1982）．未だ確認されていないが，ヒートア

GMS雲画像，気象庁発行の天気図，館野を含む各地のイランド現象という水平対流によっても，発雷する可

ゾンデ・データなどを使用する．総てルーチン的に観能性がある．

測され，一般に配信されているデータばかりである．

平野域の気団雷のもう1つの型は，一様な状態の地

第2部（田口ほか，2002）は安定度指数によって発雷

表面が一様に加熱され，大気下層の成層が不安定と日を予測する問題を扱う．第3部（小倉ほか，2002）

なって発生する雷である．無風あるいは弱風のときにでは，発雷と上層の擾乱の関係を議論する．

なお，本論文で使用する時刻はすべて日本標準時である．

はベナールレイリー型のセル状の対流が，ある程度の風があるときには水平ロールが発達する（Asai，
1970；EtlingandBrown，1993，Dailey

andFovell，

1999）．このようなセル型の対流あるいは水平ロールに2．発雷トリガーの分類伴う浅い対流が多数発生し，それが併合（merge）して本論に入る前に，本論文で使用する用語を統一する．

雷雲となることがある（Saito6砲1．，2001）．

対流雲が発生するための必要条件は，大気が条件付不わが国では，熱雷という用語がしばしば使用される．

安定か対流不安定な成層をしていることである．十分

これに相当する欧米語はないが，強い日射のために地条件は下層の空気塊を自由対流高度まで持ち上げるの

表付近の湿った空気が暖められ大気下層が不安定とに必要な上昇気流があることである．このような上昇

なって上昇し形成された雷雨であると定義されている気流を本論文では雷雨発生のトリガーと呼ぶ．これに（二宮書店版「気象学・気候学辞典」，1985）．すなわち，はいろいろな種類があり，力学的要因と熱的要因に分鉛直対流による雷雨である．この定義で熱的不安定とけた分類があるが（小倉，1999），ここではトリガーかいう要因を重要視すると，第1表でこれに相当するもら見て雷雨を分類したのが第1表である．

ここで気団雷（airmassthmderstom）とは，1つの気団内で発生する雷雨をいう．その中で，山岳域でのは地表面一様加熱による平野域の気団雷である．本

論文では，水平対流と鉛直対流を区別せず，地表面加熱に起因する気団雷を熱雷と呼ぶ．

熱的強制によって起こる雷は，日中太陽放射で加熱さ一方，界雷は2つの違った気団の境界で発生する雷れた山腹に沿って発達する斜面上昇流によって発生すである．界雷としては従来から総観スケールの前線（例る雷である．大気の成層は安定であっても，ある水平

えば寒冷前線や停滞前線）に沿う雷が注目されてきた面上で温度の傾度が存在するとき発達する対流を水平が，近年は総観スケールの気団に覆われていても局地対流と呼ぶが（木村，1983；小倉，1997），一般的に，的に存在するメソスケールの前線，例えば海風前線や山岳域の熱的強制雷は水平対流による雷とみなされる．一方，山岳域の力学的強制雷は，大気下層の空気

他の気流と合流してできる局地的な収束線で発生する

14

ガストフロント，あるいは地形により分岐した気流が

天気

49．7．

SAFIRで観測した夏期の関東地方における雷雨と大気環境

1：雷雨活動の概観と雷雨発生のメカニズム543

知高度の下限を示す．図によれば，関東地方の大部分
では評定誤差は1km以内である．また，関東地方の平評定精度

野部では高度1km以上での発雷を検出できるが，周辺部の山岳地帯およびその外側では，捕捉可能な高度

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多高嫁

2、O

が上がり，山岳地帯では2〜3km以上の発雷を捉えることになる．

1、5レーダーやアメダス降水量を用いて検出した雷雨に
…船橋1

1．0

0．0

ついての過去の研究と対比させるためには，SAFIRで見た雷雨との関連を知る必要がある．これについては

奥山ほか（1999）は，1995年8月22日に関東地方の広い範囲で発生した雷雨について，高度別のレーダーエ

コー強度面積と発雷数との相関係数を求め，高度8km

第1図SAFIRの観測範囲および雷位置評定精度．実線は雷検知高度の下限．網掛け部
分は雷位置評定精度前後でエコー強度30〜40dBZのエコー面積と発雷数との相関が最も高いことを示した．このことは雲の中の電荷分離には霰と氷晶の衝突が重要であるとする
Takahashi（1978）の説と矛盾しない．すなわち，発雷が注目されている．

雷は温度が氷点以下の高度で，30dBZ以上のエコーを渦雷は，以上述べた大気下層のトリガーとは別に，持つ深い対流雲の存在と深く関係している．従って以温帯低気圧，熱帯低気圧，上層の寒冷低気圧（寒冷渦）下では，発雷があった地域は，ある程度発達した雷雲や気圧の谷（トラフ）などに伴う上昇流をトリガーとが存在する地域と解釈する．

する雷である．温帯低気圧に伴う寒冷前線や温暖前線で発生する雷は界雷であるとする．

この研究の調査期問は1995〜97年の3年問，梅雨明け以降の7月と8月である．関束地方の梅雨明けは，

よく知られているように，現実の雷雨では2つ以上

気象庁監修日本気象協会編の「気象年鑑」によれば，、のトリガーが同時に働いていることが少なくない．こ

1995年が7月24日，1996年が7月11日，1997年が7月の様な場合が熱界雷や熱渦雷などである．また，本論

19日である．梅雨明けの日を，ある特定の1日に認定

文では，あるトリガーによって最初に発雷した雷雨をすることの気象学的な意味は明瞭ではないが，将来梅一次雷，既存の雷雨から派生的に発雷した雷雨を二次

雨期の対流雲活動の大気環境を調べることを意識し雷と呼んで区別する．実際問題としては，ここで扱うて，本論文では調査期間をそう採っている．

二次雷は既存の雷雨に伴うガストフロントで発生する

この期間中に，SAFIRが測定した日々の雲放電雷雨である．最後に，第1表は夏の雷についての分類（cloud−to−cloud

であって，冬の（例えば北陸地方の）雷については，

cloud−to−grounddischarge）数の推移は第2図と第3discharge）数と対地放電（落雷

まだ考察していない．

図に示されている．ただし，こ「の数は関東地方という行政地域ではなく，その周辺の福島・山梨・静岡県の3．SAFIRが観測した雷雨の概観

一部を含めて，SAFIRが捕捉した総ての発雷を含む・

まず基礎となる発雷データを与える日本気象協会の以下本論文で関東地方というときには，この意味で用SAFIRの概要については，奥山ほか（1999）が述べていられている．第2図によると，全調査期間136日のういるがここで要約する．宇都宮，高崎，船橋（第1図）

ち，雲放電が1回以上あった日は99日あったから，無に設置された検知局では，雲放電位置決定用のVHF
帯センサーと落雷位置決定用のLF帯センサーが，1

発雷日は全調査日の約27％の37日しかなかったことに万分の1秒単位で観測を行い，最大100分の1秒の観測

以上が9日あった．1日当たり最大の雲放電数は1997

データを中央処理局に送信し，そこで発雷位置評定が年8月29日の42，528である．第2図と第3図によると，なされる．気象レーダーと同様，地形等の掩蔽の影響

落雷数と雲放電数の比は日によって違うが，大雑把にを受け，山陰の地域での捕捉率は低下する．第1図は言えば，落雷数は雲放電数より1桁小さい．

SAFIRの観測範囲と発雷位置評定精度並びに発雷検

2002年7月

なる．100回以上の雲放電があったのが65日，10，000回

この3年間で最も発雷数が多かった1997年の7〜8
15

544

SAFIRで観測した夏期の関東地方における雷雨と大気環境．1：雷雨活動の概観と雷雨発生のメカニズム
雲放電（C1995年7月・8月
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第2図1995〜97年7〜8月の期間，日々の雲放電数の推移．矢印は各年の梅雨明けの日を示
す．調査期間は梅雨あけ以降の7月と8月．

月，日々の時刻別1時間当たりの雲放電数を第4図に

21

第3図

31

20

10

箔

第2図と同じ，ただし落雷数

4．発雷パターンの分類示す．日中の午後に発雷が多いのは当然として，7月

本論文の主な目的は，関東地方では第1表の発雷ト

22〜23日には午前中の02時から10時頃まで続く発雷がリガーのどれによってどれだけの頻度で発雷するのかある．これは上層の寒冷渦による渦雷である．さらに，を知ることである．そのためには，発雷がいつどこで

日中の発雷が継続して，真夜中の24時になっても1時あったか知る必要がある．SAFIRは雲放電の出発点と間100以上の雲放電があるケースが，1997年8月に7，到着点の中間点の位置を決定する．本調査期問中，毎13，23，25，29日と5回ある．このようなケースは，日0時から24時まで，雲放電の位置を2時間おきにカ

気象学的には一続きの雷雨活動と見た方が合理的であラーを変えてプロットした．その例が第6図である．

る．この理由により，第2図と第3図では，ある日の放電位置の時間的推移を一目で見ることができる．こ発雷数とは，0時から24時まででなく，04時から翌日のフォーマットで表した図をここでは発雷のパターンの04時までの発雷数がとってある．

と呼ぶことにする．本調査期問中1日当たりの雲放電

上記のように24時になっても1時間100以上の発雷が継続したケースは，1995〜96年にはなかった．

次に，第5図は全調査期間にわたって平均した雲放電および落雷の頻度分布図である．全体的に見ると北数が100を越えた65日について，発雷パターン図を眺めて，発雷のパターンを次の4種に分類した：山岳型・山岳から平野型（連続型とジャンプ型に細分）・平野型・広域型．次に各々の型の特徴を述べる．

関東で多く，南関東で少ない．特に栃木県と群馬県の4．1．山岳型の発雷パターン

南部で多い．埼玉県東部で落雷数が小さいのが意外で

これはほとんど総て山麓を含む山岳域で発雷するパあったが，特にデータに異常は認められなかった．

ターンである．関東地方の熱雷の多くは山岳域で発生することはよく知られている（堀江・遠峰1998）．第
16

天気

49．7．

545

SAFIRで観測した夏期の関東地方における雷雨と大気環境、1二雷雨活動の概観と雷雨発生のメカニズム

7CC

1997．07，01−08，31

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第4図1997年7〜8月，日々の時刻別1時問当り
雲放電数．

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6図aが山岳型の一例である（1995年7月31日）．群馬

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れが発雷の原因となっていると思われる．しかし，こ0．0010

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0．0005｛）0．0000の北東風の原因はよく分らない．一方，第6図aをさらに見ると，それ以前の14〜18時の時問帯に，東京都

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この日には19時頃から群馬県に北東風が入り，卓越していた南よりの風との間に局地的な収束線を生じ，こ

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20〜24時に発雷している．アメダスデータによると，

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第5図 雲放電密度（1km−2・1日当たりの放電数上図）と落雷密度

奥多摩山地，茨城県北部の八溝山地，栃木県南部，群（下図）．全調査期間の平均．

馬県赤城山付近で熱雷が発生している．第7図aが同
日09時の地上天気図である．梅雨前線は日本海北部に押し上げられ，関東地方は太平洋高気圧に覆われて，

第2表 山岳型3例の比較（可降水量の単位はmm）．CCは雲放電数，CGは落

いわゆる南高北低の気圧配置をしている．第8図が同

雷数．

日14時におけるアメダスによる地上気象状況で，北関東の山岳域で熱雷のある日の代表的な地上気象要素の分布を示している．

年月日

CC

CG

SSI

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（A）

1995．7．31

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1996．7．19

6461

1368

一3．2

43．4

数が多い例が第6図b（1996年7月19日）とc（1997年（C）

1997．8．03

38569

3527

一〇．9

45．4

8月3日）である．それぞれの日の地上天気図が第7図のbとcである．両者とも前例と同じく小笠原気団に覆われている．この3例の場合について，09時の館

日に発雷数が少ない理由は，他の2例に比べてSSIが野の高層データを用いて計算した安定度指数SSI大きいためと思われる．ところが（B）の1996年7月19（ショワルター安定度指数）と可降水量が第2表で比較

日は（C）の1997年8月3日に比べて，大気はより不安されている．SSIに着目すると，（A）の1995年7月31

定なのに発雷数は（C）の約1／5しかない．この（B）と2002年7月

17546

SAFIRで観測した夏期の関東地方における雷雨と大気環境

c．1997．08．03山岳型

b．1996．07．19山岳型

a．1995．07．3玉山岳型

1二雷雨活動の概観と雷雨発生のメカニズム

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第6図

各種発雷パターン（山岳型，山岳から平野型，平野型，広域型）の代表例．

（C）の違いは第9図に示した下層から中層にかけての

南よりの風は上層のトラフ（第10図）の前面で吹いて風向の違いによると思われる．（B）の場合，800〜500

いる風である．このトラフの接近と共に風速は強まり，hPaの層の風向は北西ないし西北西であった．第2部
で述べることを先取りすることになるが，平均的には700hPaでは南西の風10m／sとなっている．この風向

同日21時には，例えば500hPaでは南西の風18m／s，

この風向は無発雷日の特徴である．それにも拘わらずは北関東の山岳地帯にとって熱的強制が力学的強制（B）の日に発雷したのは，SSIが一3．2というように極（ここでは単純な地形性上昇）によって助成される状況

めて小さかったからである．事実，第2部によると，である．事実，第6図cに示したように，日没後にも

本調査期間中，SSIがこれだけ小さいと他の条件に関発雷しているのは，力学的強制によると思われる．一

係なしに雲放電があることになっている．

方，（A）と（B）の場合には，関東地方上空はリッジ

一方，発雷数が3万8千個を越えた（C）の場合には，下層から中層の風向は南ないし西南西であった．この18に覆われていた（図省略）．上層のトラフが発雷に及ぽす影響は第3部の主要なテーマである．
天気

49．7．

547

SAFIRで観測した夏期の関東地方における雷雨と大気環境．1：雷雨活動の概観と雷雨発生のメカニズム

a．1995．07．31

09JST

b．1996．07．1

山岳型

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第7図

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第6図の特定日の地上天気図（気象庁天気図から作成）．

山岳から平野型の発雷パターン

夕方から夜にかけて降水頻度が高まるが，山岳域では発雷パターン図で見て，山岳域から平野域へ発雷域

降水頻度が高まる時刻が内陸より早く，午後に頻度のが移動する型を山岳から平野型と呼ぶ．奥山ほか極大があると結論した．また，第5図に示した雲放電（1998）は，調査期間は違うがやはりSAFIRのデータの平均頻度分布図を見ると，発雷頻度の大きい領域はを用いて，1995〜97年の暖候期（6〜8月）における発山岳域から平野域に延びていることが分かる．

雷時刻の分布を，山間部（海抜高度800m以上）と平野

山岳域の発雷域が平野域に伝播する現象は，次の3部に分けて調べた．その結果によると，ピークの出現

つの理由によると思われる：①山岳域で発生した一時刻は山間部では16〜18時，平野部ではそれより約3

次雷が，発達しながら環境の風に流されて平野域に移時問遅い20〜21時であった．斎藤・木村（1998）は東動した．ただし特殊な対流系を除いて，個々の対流セ京レーダーやアメダスデータを用いて，中部関東域に

ルの寿命時問は1時間の程度であるから，これ以上継おける夏期の対流性降水の日変化を調べて，内陸では続する対流系については，②平野域で二次雷が発生す

2002年7月

19548

SAFIRで観測した夏期の関東地方における雷雨と大気環境．1二雷雨活動の概観と雷雨発生のメカニズム

AMeDAS195．7．3114JST
37

日照時間

。48分以上・48分未満
・降水あり

36

風速

轟診．33ご35

35m／s

一 3m／s
一へ

挙曝7伝1黙欝

3
1

0

！

第10図

図（気象庁）．

●

138

139

140

141

第8図 1995年7月31日（山岳型発雷パターンの1

例）14時のアメダスによる地上気温（地点の右上数字）・風・日照時間の分布．気温の単位は。C．風の矢羽根は1m／s，ペナントは5m／s．前1時間あたりの日照時間はoが48分以上，⑱が48分以下，●は降水アリ．
（A）

1997年8月3日09時，300hPa高層天気

（B）

（C）

岩崎・三木（2001）が示した事例では，19時以降で16mm／h以上の強度を持つレーダーエコーは榛名山の南東麓に限られ，平野域に伝播していない．

発雷パターン図で山岳から平野型は，連続型とジャンプ型に細分される．

（a）連続型

連続型は，第6図dに例示したように，発雷域が山
300

岳域帯から平野域に連続的に移動する場合である．こ
∫

400

レ

k
k

の1995年8月5日のケースでは，合成レーダー図によ．ノると（図省略），15時頃長野県で発生した積雲群が東に
一ノ進み，碓氷峠あたりを通過して16時頃群馬県西部の山岳地帯に達した頃に発雷を始め，そこから進行方向を

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南東に変えている．そして埼玉県東部に達した頃からは再び東に向きを変え，最後に24時頃銚子沖で消滅しゾた．一般に雷雲は700hPaの風に沿って移動すると言〆われている（東京管区気象台，1991；大久保，1998）．

、／

当日館野の700hPaにおける風向は，09時に西南西，21

ノ

時に西であった．従って，群馬県における南東方向へ＼の移動は，群馬県中央部の一次雷を構成する対流セル
一

10m／s

第9図 第2表で示した山岳型発雷パターンの3が日，館野09時の観測による風の高度分布の比較 （A）は1995年7月31日，（B）は1996
年7月19日，（C）は1997年8月3日．

がそのまま環境の風で流されたのではなく，一次雷からの冷気外出流が下層の南よりの風と衝突して二次雷が発生するというプロセスが繰り返されて，見かけ上南東方向に移動したと思われる．神奈川県で起こった
1995年8月22日の顕著な連続型の例は，小倉（1996）

が，ついで田口ほか（1999）が個々の対流セルを追跡るというプロセスが考えられる．これに加えて，③日して事例解析をしている．これに似た1995年8月2日

射加熱によって起こった山岳地帯の局地的鉛直循環のの連続型のケースは，堀江・遠峰（1998）が事例解析ため水蒸気の分布が変化し（岩崎・大林，1999；岩崎をしている．

ほか，1999；佐々木・木村，2001），日没後SSIが減少（b）ジヤンプ型

し，発雷に好条件となる（岩崎・三木，2001）．ただしジャンプ型の例が1996年7月31日の第6図eであ

20

天気

49．7．

549

SAFIRで観測した夏期の関東地方における雷雨と大気環境．1：雷雨活動の概観と雷雨発生のメカニズムる．田口ほか（1997）が事例解析をしている．12〜14

1997．08．23

時間帯に栃木県と福島県の県境で発生した雷雨からのアメダス風17時レーダーエコー18時

捉

冷気外出流が放射状に流れ，栃木県や茨城県中部で南風と収束し，14〜16時間帯に一次雷から50kmほど離れた地域でアーク状に二次雷が発生している．

37

蕪紫喪1㌧

この点からいうと，吉崎ほか（1998）が詳しく解析した1995年8月10日の，関東平野中央部で発達した雷雨も，同じくジャンプ型の二次雷に属すると見ることができる．すなわち，まず寒冷前線に伴って発生した

36

積乱雲群が茨城県北部で発達し，そこからの冷気外出

ノも！タード博

流が北東風として流れ，関東南部の南風および群馬県の北西風と収束した結果発生したのが吉崎ほかの雷雨

ダ，、斌慮ぞ》．

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3m／s瓜
5m／s一

35

である．

4．3

平野型の発雷パターン

平野型は平野域だけで一次雷が発生する型である．

138

第1表によれば，地表面差分加熱の気団雷か，地表面0一様加熱の気団雷か，関東平野に存在する2つの気団の境界における界雷か，あるいは渦雷がたまたま平野

第11図

｛40

139

4

重41

32

レーダーエコー（mmlh）

平野型発雷パターンがあった1997年8月

23日18時，関東合成レーダーのエコー分
布（網掛け部）とアメダスによる地上風の分布太い実線は（群馬県を除き）東域だけで発雷したかである．今回調査した65例の中では，平野型と思われるものは5例しかなく，すべて局

よりの風のある領域の境界を示す．

地的な収束線上の界雷であった．第6図f（1997年8月23日）がその1例である．群馬県から埼玉県にかけて，
前述の連続型の発雷が見られるが，それは別として，ては，1995年8月2日と4日がある．一方，1995年8

ここでの注目点は，東京都，神奈川県東部，千葉県に月1日の場合には，北関東に地上の北風が入り，群馬

かけての雷雨である．東京都世田谷で65mm，府中で県・栃木県の南部で弱い発雷がある．

50mmの1時間降雨量を記録した．第6図fではカラーが重なって初期の状況が見にくいが，関東合成
レーダーを見ると，17時には先ず東京都東部と千葉県少し特異な平野型の例としては，第6図gに示した
1996年7月18日の茨城県中央部の発雷がある．この日には，東北地方中央部を停滞前線が横切り（第7図g），の東京湾沿いの一部に工一コーが出現し（図省略），18時

東日本は太平洋高気圧に覆われている．問題の雷雨は，には第11図に示すように，東京都中央部の府中付近に極めて局所的な寒気の塊が福島県と茨城県の境あたり

エコーがあることが分かる．一・方，東京都・埼玉県のから太平洋岸に沿って南下し，それに伴う北よりの風

西方の山岳地帯には無い．

が関東地方南部で卓越している南風と収束した地域でこのときの地上天気図が第7図fである．寒冷前線

発雷し，時刻と共に南下している（第6図g）．第12図の端が鹿島灘にかかっている．この前線の北側で吹くに示したアメダス前1時問気温変化量の分布図を見る

東よりの風が，第11図の17時アメダス風に見るように，と，大きな気温低下域は14時頃には福島県南部の太平

関東平野内部に深く侵入し，相模湾からの海風と出会

洋岸にあり，以後最大で60Cの気温低下量を保ちつつ，い，ちょうど東京都東部で収束線を形成している．第規則正しく茨城県の鹿島灘に沿って南下している．局

4．1節で述べた1997年8月3日の場合と同じく，この日

地的な寒気が出現した時間帯にその地域にレーダーエにも上層には寒気を伴ったトラフがあった．その意味コーはないから，雷雨に伴う冷気プールではないこと

では上層の渦で強化された渦界雷に分類することも可は明らかであるが，寒気の塊の起源はよくわからない．

能である．

ちなみに，この事例については，神田ほか（2000）の事例解析がある．また，この事例と同じく，東京都

また，これによく似た寒気の太平洋沿いの南下は1996

年7月15日にも起こっているが，このときには発雷は無い．

において府中付近でまず発雷と降雨が始まった例とし2002年7月

21550

SAFIRで観測した夏期の関東地方における雷雨と大気環境．1二雷雨活動の概観と雷雨発生のメカニズム
17時

16時
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は第3部で議論する．

4

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第3は，上層に寒冷低気圧（寒冷渦）あるいは寒気を伴ったトラフがある場合である．上層の擾乱の影響

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雷雨に伴ったものである．

19時

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5．地上気圧配置との関係

摯

夏の関東地方における雷雨の発生環境を，熱雷に止

≦ヂ
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、

、

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、

まらず他の種類の雷雨についても調べたのは吉崎（1996）である．彼は1995年の夏に発生した雷雨につい第12図

特異な平野型発雷があった1996年7月18日，アメダス・データに基づく風と前1て，関東地方での雷雨の発生には次の4つの状況が同

時間気温差（実線）の分布図．等値線は時に重なることが重要であると結論した：①寒冷（あ20Cおきで，一2。Cより低い領域に陰影．

るいは停滞）前線など大きなスケールの擾乱が関東地方を通過あるいは近くにある．②大きなCAPEがあ
4．4

広域型の発雷パターン

山岳型・山岳から平野型・平野型のどれにも属さない残りの場合は，山岳地帯と平野部を問わず，広い地

る．③大きな風の鉛直シアがある．④地上付近に収束線がある．①は地上天気図に見る前線などの動向を雷雨の発生と関連づけて調べた結論である．

域で発雷する型で，ここでは広域型と呼ぶ．広域型が吉崎の結論①は，関東地方では熱雷が多いという日起こる状況を調べてみると，次の3つの状況があるこ

常感覚にそぐわないので，本節でわれわれの3年間のとが分った．

発雷数データを用いて検証する（吉崎の結論②は第2

第1は，関東地方を寒冷前線が通過したか，前線が部で検証する）．前節と同じく，雲放電数が100を越え

関東地方に停滞している場合である．第6図hと第7図hは前者の例で，調査期間中ではないが，第2図とた65日を対象とする．これらの日の地上天気図を眺め第3図で示した1995〜97年の7〜8月で，最も発雷数がする：一番上は関東地方が太平洋高気圧に覆われてい多かったケースとして参考までに掲載した（雲放電数

る配置，次は日本海南部に停滞前線が東西に延びていは78，668，落雷数は21，397）．1996年7月3日，寒冷前る配置である．次の関東地方に前線というのは関東地て，地上気圧配置を第3表の左欄に示したように分類線に伴ったスコールラインが関東地方を通過したケー

方を停滞前線が横切っている配置か，太平洋上の寒冷スである．調査期間中の事例としては，1995年8月16前線の端が関東地方にかかっている配置である（例は日に関東地方を通過したスコールラインを瀬古ほか

第7図f）．そのほかの配置は特に説明を必要としない（1999）が事例解析をしている．その日の雲放電数はと思われる．

7，871，落雷数は4，145であり，上記のケースより1桁少なかった．

地上気圧配置をこの様に分類するといっても，実際はどちらに分類してよいのか迷う場合が少なくない．

第2は，日本海南部に停滞前線が東西方向に延びてことに日本海南部に停滞前線がある場合には関東地方いる場合である（第3表で「日本海南部に前線」）．関は太平洋高気圧に覆われることが多いから，この表で東地方は太平洋高気圧に覆われているが，前線の南側「太平洋高気圧」と「日本海南部に停滞前線」を区別すに沿って，雲のクラスターが次々と通過するので，福るためには，地上天気図の他に，第8図に例示したよ島県南部や関東地方北部で発雷することがある．1995

うな，できるだけ多くのアメダス情報を1枚で表示す

年8月20日がこの型の例である（第6図iと第7図i）．

る図を全調査期間毎日毎時に用意して，日照時問・風一見すると第6図aと似ているようだが，新潟県の平野域と山岳域及び福島県南部でも発雷している点が違や気温の日変化などに注目して，できる限り前線の影う．

同じく日本海南部に前線があった状況で，1996年7

響がないと判断される日を太平洋高気圧の日と選ぶ．

念のため付け加えると，夏に少なからず出現する気圧配置としては，オホーツク海高気圧が関東地方に影

月15日に茨城県の下館市とつくば市でダウンバースト

響を及ぽしている場合がある．例えば1997年8月が起きたことがある（中村・森，1999）．これは，栃木

14〜18日の期間がそうである．しかし，その場合には，県と福島県の県境の山岳域で発達し平野域に南下した

大気は安定で発雷していないので（第2図参照），オ

22

天気

49．7．

SAFIRで観測した夏期の関東地方における雷雨と大気環境．1：雷雨活動の概観と雷雨発生のメカニズム

第3表

は，1日に1つだけのトリガーを与えることにしてい発雷パターンと地上気圧配置で分類した発雷
日数（雲放電数＞100）．

太平洋高気圧

関東平野に前線

るから，その日に最も発雷数が多い地域に対するトリ

山岳
型

山岳から平
野型

16

11

1

1
2

日本海南部に前線

平野
型

1
3
1

寒冷前線通過

広域
型

5
8

台風
17

14

5

計

ガーを考える．

このように発雷トリガーを推定する際には，第3表
33
12

4
10

沿岸に秋雨前線
計

551

10

3
3

3
3

29

65

では主に総観スケールの地上気圧配置や前線を眺めたのとは違って，第5節で述べた毎日毎時のアメダス図を眺めて，第11図や第12図のようなメソスケールの局地前線や収束線などに注意を払う必要がある．そうす
ると，第3表の「太平洋高気圧」の行には合計33例がリストされているが，その総てが気団雷というわけではない．例えば，北太平洋高気圧／山岳型の中には，第4．1節で述べた第6図aの1995年7月31日のように，
ホーツク海高気圧は第3表にはでてこない．

このように上記の65日の各日に，地上気圧配置とその日の発雷パターンを指定してから，両者を対比して局地的な収束線における界雷とみなすべき日がある．

また，太平洋高気圧／平野型の1例も，第4．3節で述べたように，界雷である．

眺めてみると，同じ気圧配置の場合でも，違った発雷こうした作業の結果は，気団雷が26日，総観スケーのパターンが出現することがある．従って65日の各日

ルとメソスケールの局地前線に伴う界雷が31日，上層を，発雷パターンと地上気圧配置を横縦軸に採った2の寒冷渦による渦雷が5日，台風による渦雷が3日と次元のビンのどれかに属させる（第3表）．気圧配置になった．寒冷渦による発雷の5日は，第3表で太平洋

せよ発雷パターンにせよ，どの分類に属するか決める

高気圧／広域型とした5日に対応する．これらの日に際には，主観的要素が大きいが，それでも第3表からは，高層天気図が寒冷渦の存在を示しているのは勿論大体の傾向は浮かび上がる．

であるが，山岳域・平野域を問わず，ときには近海上

まず，関東地方が太平洋高気圧に覆われていて，関にも発雷があり，しかもレーダー図や雲画像図のアニ

東地方とその付近に前線など総観スケールの擾乱がな

メーションで見ると，反時計回りに回転していること

くても，ここでいう発雷日（雲放電数が100以上）は33

から，そう判断したものである（事例は第3部）．渦雷日（すなわち全発雷日の約半数）ある．これは吉崎のが5日というのは，小さい数のように見えるが，これ結論①と一致しない．吉崎の調査期間1995年が1996・

は既に述べたように，渦気団雷や渦界雷をすべて気団

97年に比べて総観スケールの前線活動が強かったとい

雷か界雷としてしまったからである．事実，第2図でうことはなかったから，この違いの原因はよく分らな示したように，調査期間には雲放電数が1万を越えたい．

日が9日あるが，これらの日には，例外なしに関東上そして，総観スケールの前線に関係した発雷日は29日で，むしろこれの方が少ない．台風に関係した雷空にトラフがあり，渦気団雷か渦界雷であったことを雨日が3日ある．

第3部で述べる．

このように調べているとき，不思議だったのは，気6．一次雷を起こす発雷トリガーの頻度

団雷の中で平野域での地表面一様加熱による雷（鉛直第1表で雷雨を気団雷・界雷・渦雷と分類したが，対流による雷）と思われる雷が一度も発生していな
かったことである．フロリダ半島では，水平ロールか

最後に前節までに述べたことを参照して，上記の65日の各日に，どのトリガーが一次雷の発生に働いたか調ら雷雨が発生することが示されている（Weckwerth，べる．複合的にトリガーが働いたと思われる日は少な

2000）．また，オーストラリア大陸のすぐ北に位置する

くないが，気団雷と界雷の日をまず決めて，残りの日

チィウィ諸島（Tiwi

は渦雷の日とする．これは全く実際上の見地からで，プンセル型あるいは水平ロールに伴う浅い積雲が多数

高層天気図は関東地方上空のトラフの存在を示して発生し，それが併合（merge）して雷雨となることが示

も，トラフに伴う上昇流が決定的なトリガーだったのされ（Keenan6砲1．，2000），その過程は気象研究所のIslands）でも，島の上で日中オー

か，あるいは無視できるくらいのものであったか，判

非静力学モデルによってシミュレーションされた

断ができなかったからである．また，この作業の際に（Saito6渉α1．，2001）．関東平野ほどの広さを持つ平野

2002年7月

23552

SAFIRで観測した夏期の関東地方における雷雨と大気環境．1：雷雨活動の概観と雷雨発生のメカニズム

で，本当に水平ロールや鉛直対流の雷雨が発達しない

variability：AstudyoftheBuffaloCreek，Color−のか，もし無ければ何故か，将来に残された問題であado，flashる．

3204−3223．

flood

Dailey，P．S．and

7．まとめ

1995〜97年の梅雨明け以降の7月と8月，SAFIRが観測した関東地方の発雷状況を概観した．全調査期間136日の約27％にあたる37日には全く発雷はなく，発雷

日は99日であった．1日当たり最大の雲放電数は42，528，最大の落雷数は4，338であった．

1ation

of

front

and

Offshore

the

case

of1996，」．Atmos．Sci．，58，

R．G．Fovel1，1999：Numericalinteraction

horizontal

ambient

betweenconvective

the

simu−

sea−breeze

rolls．PartI：

flow，Mon．Wea．Rev．，127，858−

878．

Etling，D．and

planetary

R．A．Brown，1993：Rollboundarylayer−A

vorticesinthereview，Bound．Layer

Meteor．，65，215−248．

雲放電数が100以上であった65日を選んで，発雷域の地理的分布およびその時間的変化から，発雷パターン
を山岳型・山岳から平野型・平野型・広域型の4種に分類した．それぞれの出現日数は，17，14，5，29であった（第3表）．さらにそれを地上天気図に見る気圧堀江晴男，遠峰菊郎，1998：関東地方における熱雷の発生と移動について，天気，45，441−453．

岩崎博之，大林裕子，1999：群馬県に雷をもたらした積乱雲の出現特性，第2章，つくば域降雨観測実験，気象研究ノート，（193），13−20．

岩崎博之，福田保，荻野剛郎，1999：1994年夏季の関配置・アメダスデータ・高層天気図などと対比し，か東地方における積乱雲の出現特性，第2章，つくば域

たまった発雷域を発達した雷雨とみなして，各日の主降雨観測実験，気象研究ノート，（193），21−28．

要な雷雨を発生させたトリガーを推定した．その結果

岩崎博之，三木貴博，2001：北関東における日没後の積によると，関東地方が太平洋高気圧に覆われ，関東地

乱雲活動の活発化に関する研究，日本気象学会春季大方付近に前線がない総観気象場で発生した気団雷の日会講演予稿集，P265．

が26日，総観スケールおよびメソスケールの前線に関連して発生した界雷が31日，上層のトラフに関連した
渦雷が5日，台風に伴う渦雷が3日であった．ただし，

渦気団雷と渦界雷はそれぞれ気団雷と界雷に含めてある．気団雷の中で可能な形態である平野域での地表面

神田学，石田知礼，鹿島正彦，大石哲，2000：首都圏における局地的対流性豪雨とGPS可降水量の時間
空間変動一1997年8月23日の集中豪雨の事例解析，天気，47，7−15．

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謝辞
本研究の一部は著者の1人（小倉）が東京大学海洋研究所の外来研究員として行ったものであり，同研究所に謝意を表したい．また，2名の査読者がていねいに査読してくださったことを感謝したい．

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（Received8August2001：Accepted26Apri12002）

2002年7月

25