：： （集中豪雨―静岡市2003年7月3日；梅雨前線小低気圧)

お天気の見方・楽しみ方 (5)2003年７月３〜４日静岡豪雨と梅雨前線小低気圧の世代交代

小 倉義

光

１．記録的な不意打ち静岡豪雨
わが国では，集中豪雨が頻発する．梅雨期に九州や西日本で多いが，そのほかの地域や季節でも起こる．
そして，多くの集中豪雨の場合には，数時間のリードタイムを持って予測するのは，現在でも困難である．
そうした不意打ち集中豪雨の１例が，2003年７月３日から４日にかけて，静岡市を中心とする地域を襲った豪雨である．静岡地方気象台では，４日00時14分か
ら01時14分までの１時間に113mm の猛烈な雨を観測し，１時間降水量としては，同気象台が観測を開始した1940年以来最大の値となった（東京管区気象台ホームページ)．第１図が毎正時の値による１時間降水量の第１図

静岡市における2003年７月３〜４日の毎時降水量（mm）（静岡地方気象台)．

推移である．ほぼ３日20時ころから雨が降り出し，４日01時頃に降水強度のピークに達し，降雨は05時頃に終わっている．結局，この豪雨による静岡市の３日とば豪雨を引き起こすことはよく知られている．
しかし，４日の合計降水量は344.5mm となった．このため，静一般的には，その多くは九州や西日本で起こり，静岡岡市では床上・床下浸水が1551所帯，山・崖崩れ25箇県で起こることはまれである．しかも，今回の小低気所が発生し，交通機関にも影響が出た．

圧は梅雨前線上で発生したものの，東進して日本海南

また，静岡市に豪雨を降らせた雨雲は，引き続き駿部に入るころから梅雨前線とは切り離されて勢力を河湾から伊豆半島に進み，４日03時までの１時間にア失ってしまった．一方，梅雨前線は新たに本州南岸沿メダス「土肥町」で129mm，04時までの１時間にアメいに延びて，その先端で静岡豪雨が起こった．そして，ダス「中伊豆町天城山」で101mm の雨を観測し，いずその地域で小低気圧が発生したので，梅雨前線上の小れも極値を更新している（アメダス地点の位置は第13低気圧の世代交代という現象が起こったように見られ図参照)．

た．今回は，この小低気圧の世代交代と豪雨との関係

そして，豪雨を起こす気象環境を調べてみると，今についてお話したい．

回の豪雨は梅雨前線に伴ったものであった．梅雨前線に沿っては，直径が2000km 程度（いわゆるメソ αスケール）の小さい低気圧がよく発生し，それがしばし

２．小低気圧の生涯
第２図は今回議論する小低気圧について，12時間毎の中心位置と中心気圧を示す．６時間毎の地上天気図

Yoshimitsu OGURA，東京大学海洋研究所．
Ⓒ 2006 日本気象学会
2006年 6月によれば，低気圧は７月２日15時に黄河下流域に中心気圧1004hPa を持って誕生した．それから東進して３45

510

お天気の見方・楽しみ方(5)第２図2003年７月２日21時から５日21時まで，初代低気圧（記号 L）と次世代低気圧（記号クロス）の中心位置と中心気圧，12時間毎．

第３図

12時間毎の地上天気図．
（a) 2003年７月３日09時，（b) ３日21時，（c) ４日09時，（d) ４日21時（気象庁)．

日09時には朝鮮半島南部の海岸近くに位置している．

は温暖前線や寒冷前線も備わっている．ちなみに，ここのときの地上天気図が第３図 a である．小低気圧にの気圧と前線の配置は北九州にとって集中豪雨の起こ

46〝天気" 53．6．

お天気の見方・楽しみ方(5)511

りやすい状況である．これまでの北九州で最も死傷者

09時の500hPa の高層天気図を示す．朝鮮半島上空にの数が多かった1957年７月25日の諫早豪雨（死者行方短波のトラフがある．しかし，このトラフの温度は周不明者739名）や1982年７月23〜24日の長崎豪雨（299りよりもむしろ高い．また，第３図 a と比較してわか名）は，第３図 a よりも少し南に下がった低気圧に伴るように，トラフの軸の鉛直方向の軸の傾きは殆どなう温暖前線上で起こった．今回は被害を起こすほどのい．従って，傾圧波として，今後発達して下層の低気こともなく東進し，３日21時に朝鮮半島東方洋上に到圧の発達に寄与することはない．しかし，上層のトラ達したときには，既に静岡では豪雨が始まっている．

フに伴う中層の乾燥した層は，豪雨を起こす Cb 群のこの時刻，第３図 b の地上天気図はなかなか微妙で，発達に欠かせないものであった（後述)．また，トラフ

低気圧中心から閉塞前線が南東に延び，若狭湾付近にの南端で九州地方に見られる強い西風は水蒸気を輸送ある閉塞点から温暖前線と寒冷前線が解析されていし，湿舌を静岡にまで伸ばすのに寄与した．

る．それから12時間後の４日09時に低気圧が能登半島付近に達したころには，静岡豪雨はとっくに終わって３．小低気圧の発生・発達おり，関東地方南部に新たな低気圧が発生して，温暖一般的に梅雨前線については，① 135°E 以西では主前線も寒冷前線もこの新たな低気圧に伴うように解析として比湿（あるいは相当温位）の南北勾配，それ以されている（第３図 c)．その後，初代の低気圧は東北東では温位の南北勾配によって形成される．② 梅雨前

地方日本海沿岸付近で停滞し，やがて消滅する．代わっ

線に沿って下層では，比湿の大きな領域が南西から舌て次世代の低気圧が東進し，梅雨前線を後に引きなが状に延びる湿舌が見られる．③ 梅雨前線南側に沿ってら，第３図 d に示すように，典型的な梅雨期の低気圧

下層700hPa に中心を持つ下層ジェットが観測さ れの顔をして存在している．

る．④ 梅雨前線への水蒸気輸送にはインドモンスーン

ちなみに，今回の低気圧は上層の擾乱を伴っており，による南西風系と太平洋高気圧の縁を流れる風系が重対流圏全体にわたる構造を持っている．第４図に３日要である．⑤ 中緯度を通過する擾乱と比較して梅雨前線付近での傾圧性は弱いな
どの特性が指摘されている（M atsumoto et al.,1971など)．
第５図は低気圧発生３時間前の２日12時，図（a）では水蒸気画像に850hPa の渦度分布を，図（b）では可視画像にショワルター安定度指数（SSI）の分布を重ねたものである．32°
N 前後の東西に延びる雲帯が梅雨前線を表す．この雲帯に沿って，低気圧性の渦度が大きい．黄河下流域の海上で特に雲が白く見える地域で，渦度は250×10 s と大きい．ここでは既に下層に渦巻きがあり，これがやがて地上の低気圧として解析される．さらに，梅雨前線の雲帯に平行して，そのやや第４図
2006年 6月

2003年７月３日09時における500hPa の高層天気図（気象庁)．

南側に，ショワルター安定47

512

第５図

お天気の見方・楽しみ方(5)2003年７月２日12時．
（a) 水蒸気雲画像に重ねた850hPa の渦度（50×10 s 毎)，（b) 可視雲画像に重ねたショワルター安定度指数（２℃毎)．いずれも破線は負の値．図（b）の線分 a‑b は第６図の鉛直断面の位置を示す．

度指数（SSI）が負という不安定領域が帯状に存在して梅雨前線帯で対流圏界面に達するような Cb が発達しいる．すなわち，①〜⑤ の特性に加えて，梅雨前線はていることが認められる．これに伴う上昇流により，下層で低気圧性の渦度が大きく，SSI が負の値を持つ

下層では梅雨前線の南側にある高い相当温位の空気が不安定成層をした帯状の領域としても性格づけること上に持ち上げられている．また上層でも，例えば相当が出来る．

温位345K の線が下に垂れ下がっているのは，Cb の影

第６図は同時刻，第５図 b の線分 a‑b に沿った南北響を受け梅雨前線上空で湿度が上昇したためである．

断面図で，梅雨前線帯の鉛直構造を示す．第５図の雲風については，今回も（あまり顕著ではないが）700

画像では明瞭ではなかったが，成層が不安定なため，hPa を中心として約20ms の下層ジェットがある．ま48〝天気" 53．6．

お天気の見方・楽しみ方(5)513（ω）の分布を見ても，低気圧の中心からずれた東側に集中している（図省略)．これは梅雨期の多くの低気圧に共通した特徴であって，それなりの理由があるのだが，それについては話が長くなるので，別の機会にお話したい．
４．豪雨を取り巻く気象環境
次に，静岡地方に豪雨が降っているとき，豪雨を取り巻く周囲の気象環境はどう変化していったか調べよう．第７図の３日09時から12時間あるいは18時間経つ間に大きな変化があった．第８図は３日21時における850hPa における鉛直 p 速度（ω）の分布図である．依然として低気圧中心付近には雲はないが，これまでは第６図第５図と同時刻．第５図の線分 a‑b に沿った鉛直断面内の相当温位（5K 毎）と風（短い矢羽が2.5ms ，長い矢羽が 5ms ，ペナントが25ms )．太い実線は輝度温度から推定した雲頂高度．

低気圧中心の東側で ω が負（上昇流）の領域が連続的に広がっていたが，この時刻までに ω が正（下降流）の領域が割り込んできて（最大で80hPah )，上昇流域は２つに分断される．南の部分では ω の正・負の領域が150〜200km の間隔で東西方向に並ぶという構造を持つ．一般的に，梅雨前線に沿って，雲のクラスターたその上空，やや高緯度よりの250hPa あたりには約がこの程度の波長を持って整然と並んで出現するとい45ms の亜熱帯ジェットがある．

う雲画像をときどき見るが，第８図もそうしたケース

第７図が３日09時における状況である．最も特徴的の１つなのであろう．それ自身気象学としては興味あなことは低気圧の中心付近には雲が全くないことである現象であるし，未解決の問題であるが，本題とは関る．雲域は低気圧中心の東側だけに存在し，そこでは係ないので先を急ぐことにする．

南よりの風に乗って，暖気が温暖前線に乗り上げるよ

第９図は静岡豪雨がピークを過ぎた４日03時におけうな形態をしている．700hPa における鉛直 p 速度

る925hPa の風と相当温位の分布を赤外雲画像に重ねたものである．まず，静岡市，駿河湾，伊豆半島にかけて，発達した Cb 群が認められる．第７図でもそうであるが，第９図でも温暖前線と寒冷前線は，相当温位の傾度が大きい帯の低緯度側として描いている．温暖前線の高緯度側では南風が関東平野全域に吹き込んでいるので，ここに前線があることには疑問はない．
この温暖・寒冷両前線の南側，普通の低気圧の暖域に対 応 す る 領 域 に，相 当 温位≧345K の湿舌が西から延びているわけであるが，第７図７月３日09時，赤外雲画像に重ねた925hPa における相当温位（3K 毎)．

2006年 6月

ここで重要なのは，18時間49514

お天気の見方・楽しみ方(5)口ほか（2002）や河野ほか（2004）
が関東地方の雷雨の発生を 調 べ た 結 果 に よ ると，この程度の正の SSI の値でも雷雨が発生したケースが少なからずあった．
一方，今問題としている
静岡豪雨の雨雲は，ピークを過ぎて駿河湾に移動しつつあるものの，依然として，そ の 位 置 は SSI が 負 の 値を持つ領域とよく対応している．どうしてこの位置でSSI が負の値をとるのか調べるために，第11図は同時
刻，水 蒸 気 雲 画 像 に500hPa の 相 対 湿 度 の 分 布 を重ねたものである．静岡豪
雨はちょうど相対湿度の水平勾配が強い線上にある．
実は，このケースは気象衛星センター（2004）編集
第８図

７月３日21時，赤外雲画像に重ねた850hPa の鉛直 p 速度（ω，10hPah毎)．破線は負の値．L は地上低気圧中心の位置．の「雲解析事例集」に，「７月３日梅雨前線による静岡県の大雨」と題して収録されている（但し，７月３日前の第７図の段階では，相当温位が345K の線は低気09時から４日09時までの24時間分だけ)．
第11図の雲画

圧の中心を通っていたのに，第９図では低気圧中心を像はそこから引用したもので，気象衛星センターは水通るのは336K の線である．345K の線は遠く300km

蒸気画像で暗域と明域の境界を見やすくするために，も離れている．すなわち，低気圧は湿舌という水蒸気細い白の点線を記入して，これを「バウンダリー」との供給源から切り離されてしまったのだ．それで，こ呼んでいる（白の点線は細く，見にくいかもしれないの時刻以降は次第に衰弱していく（第２図)．反対に，ので A‑B‑C の符号を付けた)．しかし現在の場合，点新たな温暖前線上で，静岡豪雨という Cb 群が発達し線 B‑C の部分の「バウンダリー」が，現象を理解するたのである．のにどれだけ意味があるのか不明である．なぜなら，第10図は同時刻において，水蒸気雲画像にレーダー

この線の西方に広がっている雲は，偏西風帯上流の上エコー図と SSI の分布を重ねたものである．東北地方

層トラフに伴って発生した上層雲であり（後の第12図にかかっている強い雨雲は，第８図に示したように，b 参照)，その下に広がっている乾燥域を覆い隠してし分断された上昇気流域の北半分に対応する雲である．

まっているからである．乾燥域の境界を示す役割をしエコー分布から見ると，低気圧本体の雲域から寒冷前ているのは点線の A‑B の部分だけである．

線に対応する雲帯が南西に延びて，それなりの低気圧

点線 A‑B の重要性を見るために，第12図 a は点線の形態を保持している．この地域の SSI は２〜６の程A‑B にほぼ直交する方向（線分 c‑d）の鉛直断面上に度 で あ り，大 部 分 は 層 状 性 の 雲 と 思 わ れ る が，32おいて，輝度温度から推定した雲頂高度と相当温位のmmh 以上の強いエコーもある．理屈からいえば SSI分布を示す．静岡豪雨を起こしている雲頂高度の高いは負の値を示すときが成層不安定なわけであるが，田雲は，中層で北西方向から侵入してきた低相当温位の50〝天気" 53．6．

お天気の見方・楽しみ方(5)

第９図

515

７月４日03時，赤外雲画像に重ねた925hPa における相当温位（3K 毎）と風（記号は第６図と同じ)．
L は地上低気圧中心の位置．

第10図

2006年 6月

７月４日03時，水蒸気画像に重ねたレーダーエコー図とショワルター安定度指数（２℃毎)．

51

516

お天気の見方・楽しみ方(5)先端部分（これ以降は鼻と呼ぶ）の位置にある．このb の高緯度側上層の高相対湿度の部分は，前に述べた鼻から高緯度側の地域の下層では対流不安定な成層を上層雲に対応している．

している．これは，第10図に示した SSI の負の値の地

こうして，今回の静岡豪雨で本質的に重要なことは，域と Cb 群の密接な関係を再確認するものである．次上層のトラフに伴う中層の乾燥空気の進入である．こに，第12図 b は同じ鉛直断面上の相対湿度を表していのことは，ここで始めて発見されたことではなく，古るが，中層で相当温位が低い層は，空気が乾燥してい

くは Watanabe and Ogura（1987）から，最近ではるためであるということが分かる．ちなみに，第12図

Kato（2006）にいたるまで，多くの文献や報告書で指摘されている．また本質的によく似たような現象は，梅雨のない他の国でも見出されている．例えば，以前に解説したことがあるのでここで繰り返さないが（小倉，1999)，米国ロッキー山脈の東側で出現する上空寒冷前線（CFA）（Hobbs etal., 1996）や，Browningand M onk（1982）が提唱したスプリット前線などがそれである．
後者については，Browning 氏が1997年の日
本気象学会大会に招かれ，講演をしたので，おなじみの方もいらっしゃるだろうと思う（Browning,1997)．

第11図

第12図

52

７月４日03時，水蒸気雲画像に重ねた相対湿度（10％毎)．
クロスは左から豪雨が降っている静岡市，土肥町，天城山を示す（拡大図は第13図参照)．線分 A‑B‑C は上空乾燥線（本文参照)．線分 c‑d は第12図の鉛直断面の位置．

こうした事情なので，今後の記述の便宜上，今回述べ７月４日03時，第11図の線分 c‑d に沿った鉛直断面．
（a) 相当温位（3K 毎)．太い実線は輝度温度から推定した雲頂高度．MFA（上空水蒸気前線）
については本文参照．
（b) 相対湿度（10％毎)．
〝天気" 53．6．

お天気の見方・楽しみ方(5)517

た低相当温位の鼻の部分を上空水蒸気前線（moisture作成したものである．ただし，「雲解析事例集」の主な略して M FA）と呼んだらどうであろうか．
front aloft，

目的は，題名のように，雲画像の解析と解釈の仕方で前線は本来温度について定義されたものであるが，こあり，各事例の解説もその線に沿っている．一方，本

こでは水蒸気量について定義されている．

シリーズの目的はお天気の見方・楽しみ方であるか

以上述べたプロセスの最後の段階として，静岡県でら，衛星雲画像だけでなく，GPV・天気図・ゾンデ・長く続いた大雨のために，既に神奈川県付近に存在しレーダー・アメダス・WPR など，いろいろなデータていた渦巻き（第９図）が強化され，新しい小低気圧を利用している．そして，「雲解析事例集」にはこれらが誕生した．
これが本稿で言う次世代の低気圧である．のデータが収録されている．ことに総観規模の気温・ただ第９図では渦巻きが明瞭に見えないので，第13図

気圧・湿度・風・渦度・相当温位などは格子点で与えに４日03時におけるアメダスの風の分布を示した．こられているから，読者は例えば低気圧の発生・発達のこでの渦巻きは100×10 s を超える渦度を持つ．

様子を，こうした力学的熱力学的な量で見ることがで

ちなみに，こうした世代交代という現象がどれくらきる．これは，ゾンデ観測のない海上などの地域で，い頻繁に起こるものか，過去約10年の天気図をざっと

気象衛星が見る雲の形の変化から，低気圧の発達を推調べたが，日本海を横断した小低気圧については，世定するという任務を負わされていた1970年代の衛星気代交代を起こしたものは１つもなかった．その点から象学とは大きな違いである．

も今回のケースはユニークである．ただし，最近，世代交代という用語は使っていないが，Shibagaki and謝Ninomiya（2005）と二宮（2006）が似たような現象を７月３〜４日のデータを提供してくださった函館海

辞多重スケールの相互作用の見地から議論している．彼

洋気象台の隈部良司氏と気象衛星センターの西村修司らの1991年７月３〜５日のケースでは，中国大陸で発氏，静岡地方気象台のデータを提供してくださった斉生した低気圧が黄海に進入したころ，九州地方で新低藤三行台長，適切なコメントを頂いた編集担当委員別気圧が発生した．

所康太郎氏と査読者に謝意を表します．

最後に，上で触れた「雲解析事例集」については，その2000年版を小倉（2003）が紹介している．今回の参考 文

献2002・2003年版では，価格は2000年版の１万円の約半

Browning, A.K., 1997：The dry intrusion and its

値となり，入手しやすくなったので，ご利用をお奨め

effect on the frontal, cloud and precipitation structure of extratropical cyclones. 日本気象学会つくば

したい．本稿の第７〜13図はすべてそれを材料として

大会特別招待講演，邦訳は天気，46，97‑103．
Browning, A.K. and G.A. Monk, 1982：A simple
model for the synoptic analysis of cold fronts,Quart. J. Roy. M eteor. Soc., 108, 435‑452.
Hobbs,P.V.,J.D.Locatelli and J.E.M artin, 1996：A
new conceptual model for cyclones in the lee of theRocky M ountains, Bull. Amer. Meteor. Soc., 77,1169‑1178.
Kato,T., 2006：Structure of the band‑shaped precipitation system inducing the heavy rainfall observed
over Northern Kyushu, Japan on 29 June 1999, J.
M eteor. Soc. Japan, 84，129‑153．
気象衛星センター，2004：雲解析事例集，気象業務支援センター，CD‑ROM ．
河野耕平，広川康孝，大野久雄，2004：ラジオゾンデデー
タによる気団性雷雨日の診断―太平洋高気圧下の夏の第13図

７月４日03時，アメダスの風の分布．長い矢羽が 2ms ．クロスは左から静岡市，アメダス「土肥町」，アメダス「中伊豆町天城山」の位置を示す．

2006年 6月

関東地方，天気，51，17‑30．
M atumoto,S.,K.Ninomiya and S.Yoshizumi, 1971：
Characteristic features of a cold front and the53518

お天気の見方・楽しみ方(5)relevant vertical circulation,J.M eteor.Soc.Japan,
48, 267‑281.

interaction processes associated with a sub‑synoptic‑scale depression on the M eiyu‑Baiu frontal

二宮洸三，2006：日本列島域の大規模および中規模循環

zone, J. M eteor. Soc. Japan, 83, 219‑236.
田口晶彦，奥山和彦，小倉義光，2002：SAFIR で観測し系に関する研究〜特に多重スケール階層構造に注目して〜，天気，53，93‑122．
小倉義光，1999：メソ対流系の力学，気象研究ノート，（196)，1‑18．
小倉義光，2003：「雲解析事例集」と秋雨前線に伴う小低気圧の事例，天気，50，367‑373．
Shibagaki, Y. and K. Ninomiya, 2005：M ulti‑scale

54

た夏季の関東地方における雷雨と大気環境．Ⅱ：安定度指数による雷雨の予測，天気，49，649‑659．
Watanabe,H.and Y.Ogura, 1987：Effects of orographically forced upstream lifting on mesoscale
heavy precipitation：A case study, J. Atmos. Sci.,

44, 661‑675.

〝天気" 53．6．