京都大学防災研究所年報 第 56 号 B 平成 25 年 6 月
Annuals of Disas. Prev. Res. Inst., Kyoto Univ., No. 56 B, 20132012 年 8 月 14 日に宇治市周辺に大雨災害をもたらしたメソスケール対流システムの組織化について
Organization of Mesoscale Convective Systems Causing Heavy Rainfall and Flash Floodaround Uji, Kyoto on 14 August 2012

石原正仁(1)・寶馨Masahito ISHIHARA(1) and Kaoru TAKARA(1)

京都大学 学際融合教育研究推進センター 極端気象適応社会教育ユニット(1) Global COE Program: Sustainability/Survivability Science for a Resilient Society Adaptable toExtreme Weather Conditions, Kyoto UniversitySynopsis
A heavy rainstorm occurred in the area from Uji City to Hirakata City on 13 and 14
August 2012. This paper studies organization manner of the mesosocale convective
systems causing the rainstorm using radar and numerical model data of the Japan
Meteorological Agency. At the first stage of the rainstorm event, warm moist airflow at
the lowest level coming from Osaka Bay was decelerated in the border between Hyogo andOsaka prefectures and convergence of moisture flux occurred, generating backbuilding-type convective systems. After the second stage of the event when convection
was less active, wind speed over Osaka Bay increased and the moisture convergence wasintensified in the area from the eastern Hyogo Prefecture to the southern Kyoto Prefecture,and convective systems of back and side building-type were developed. At the final stage,a squall line-type convective system was created under the change of mid-tropospherewinds from westerly to northerly direction. The convective systems were almost stationary,because convective cells were successively generated at the western edge of the existing
convective systems, although elderly convective cells were conveyed to the east by thelow-level westerly jet.

キーワード： 淀川チャンネル型大雨，Back Building 型対流システム, 水害
Keywords: Yodogawa-channel-type rainstorm, Back-building-type convective system,
Flash flood
１.

はじめに南北 15km の領域(Fig. 1a)に大雨（以下では総称して“宇治大雨”という）が発生した（大阪管区気象2012 年 8 月 13 日の深夜から 14 日明け方において，台，2012）．気象庁の解析雨量（雨量計で校正された

京都府宇治市から大阪府枚方市にかけての東西 40km

レーダー雨量）の総降水量が 400mm に達した宇治市― 79 ―

志津川地区では，川岸沿いの家屋が流出し 2 名が死の降雨が記録的な大雨であったことがわかる．

亡・行方不明となった．アメダスで 91mm の最大 1 時

この地域の梅雨～夏季には線状降水システムがし間降水量を記録した大阪府枚方市では 1 名が用水路

ばしば発生し水害を発生させている．これらは淀川に流されて死亡した．これらの大雨域では小河川の本川に沿って発生することが多いため「淀川チャン破堤等により 1,663 戸の床上浸水，7,200 戸の床下ネ ル 型 大 雨 」 と 総 称 さ れ , 構 造 的 に は Back

浸水の被害が発生した（総理府 2012）．宇治市の三Building(BB)型対流システムであるとされてきた室戸寺周辺，五ケ庄，京滋バイパスにおいては水・（横田, 1992；池田, 1994；吉本・小西, 2003；東・土砂の氾濫や斜面崩壊が発生した（防災研究所流域

藤井, 2008）．大阪管内の各気象台と気象研究所によ災害研究センター，2012）．五ケ庄に立地する防災研る共同研究では，淀川チャネンル型大雨を含む近畿究所においても 1 階及び地階の部分に雨水が浸入し各地に発生する各種の線状降水帯が詳しく調べられた．

た（大阪管区気象台ほか，2010）．淀川チャネル型大気象庁の資料によれば（気象庁,2013），この地域

雨の特徴は降雨強度が大きいことと，雨域が数 10kmの 30 年再現期間の 24 時間確率降水量は京田辺市での狭い領域に長時間停滞することである．もちろん，180mm，枚方市で 179mm と算出されており，実際には個々の事例には環境場・発生場所・組織化の形態な

13 日 12 時（以後すべて日本時間）～14 日 12 時のどに差異がある．発生地域，発生時刻，大雨の程度

24 時間に京田辺市のアメダスでは 200.5mm，枚方市や広がりなどを的確に予測し，防災情報を充実させでは 151.5mm を記録した．前述した宇治市での解析

被害を軽減させるためには，より多くの事例を対象

雨量の 14 時間で 400mm という値も考慮すると，今回とし，共通点と相違点を明確にしながら，その組織(a)化の過程，対流システムの構造や特性を総合的に理解する必要がある．
小山ほか（2012）は宇治大雨について，予報現場の立場から環境場・強雨の要因・メソ低気圧の存在等について議論した．一方，本研究の目的は，より小さい水平スケール，すなわち大雨をもたした対流システムを構成する積乱雲群に着目して，①主にレーダーデータによって大雨をもたらした降水システ

(a)

(b)
A

(b)

B

(c)

(d)

A
Fig. 1 Rainfall estimated from the Radar/
Raingauge-Analyzed Precipitation data (KaisekiUryo in Japanese) of the Japan Meteorological
Agency (JMA). (a) accumulated rainfall amountfrom 19JST 13 August to 08 JST 14 August 2012,(b) areal mean of 1-hour rainfall amount (green) in
the area surrounded by the dashed line in (a) and1-hour rainfall amount (blue) at the Amagase Dam,Uji, Kyoto.

Fig. 2 Synoptic situations at 21 JST 13August 2012,
the beginning of the Uji rainstorm. (a) 500 hPa, (b)surface, (c) IR image of the MTSAT satellite, and (d)the vertical cross section of relative humidity (%) of
the JMA MSM analysis along the line from A to B in(b) .

― 80 ―

Bムの形態と組織化の状況を調査し，②数値予報と地上観測のデータによってなぜ宇治市付近に大雨が集中したのかを明らかにすることである．

２.

総観場の状況

ここでは宇治大雨の発生の背景となった日本周辺の総観規模の気象場について述べる．宇治大雨が始まった 13 日 21 時の 500hPa では，北緯 54°東経 140°に寒冷低気圧とそれにともなう深いトラフが日本海Fig. 3 Emagram (a) and hodograph (b) from thesounding at Shionomisaki at 21 JST 13 August 2012.

上空に達していた（Fig. 2a）．地上では太平洋高気の地点でも対流が容易に発生する可能性があった．
圧が東北地方南部以南の日本の張り出し，日本海北13 日 21 時の潮岬のラジオゾンデ観測は（Fig. 3b），西部の移動性高気圧の間に停滞前線があった(Fig.
750 hPa 付近に西南西 14m/s の極大を持つ“下層 jet”
2b)．衛星画像（Fig. 2c）と関西を通る南北断面図型の風の鉛直分布を示しており，当日発生した線状（Fig. 2d）によると，太平洋高気圧の縁辺に沿った降水システムはほぼこの jet 軸に平行な走向を持っ“下層水蒸気ベルト”（二宮，2011）が停滞前線の南ていた．に存在し，この中では湿潤な空気が対流圏上層まで
大阪管区気象台ほか（2010）によると，淀川チャ達していた．停滞前線の北西側（大陸側）には乾燥
ネル型大雨は対流圏中下層が南西気流場であり，日域が存在し，この乾燥域とその南東側の湿潤域の境
本海を低気圧が東進しそれに伴う前線が近畿地方を界は“上空水蒸気前線”（小倉ほか，2011）に相当す
通過するとき，或いは梅雨前線や秋雨前線が近畿地ると思われる．ただし，宇治大雨時にはこの乾燥域方を南下するとき発生するとした．今回の宇治大雨は宇治市上空には達していない．
Period Ⅰ

13 日 21 時の潮岬におけるエマグラム(Fig. 3a)内PeriodⅡ
Ⅱ

Period Ⅳの黄色領域で示される対流有効ポテンシャルエネル
ギー(CAPE)の値は，この地方の年間の最大値に相当する 2340 Jkg-1 と大きく，これによってこの地点は強い潜在不安定の状態にあったことがわかる．最下層は飽和に近い状態であることも特徴的であった．
持 上 げ 凝 結 高 度 と 自 由 対 流 高 度 は と も に 958hPa(450m)と低く，そこまで持ち上げられた気塊は自ら上昇し浮力消滅高度 15km まで達する状況であった．
気象庁の現業メソ数値モデル（MSM）によると，京都・Period Ⅲ

大阪・奈良の 3 府県におけるショワルタ安定指数（Fig.

Ⅲ4）は 0.0～-2.0 の値を示し，これらの府県のいずれFig. 4 Showalter’s stability index from the JMA
MSM analysis at 21 JST 13 August 2012.

Fig. 5 Maps of radar reflectivity (dBZ) at the 1 km levelfrom the JMA radar network from 19 JST 13 August to 08
JST 14 August 2012, and four periods during the Uji
rainstorm event.

― 81 ―

は総観場の状況から見ると後者に該当する．

た．Fig. 6 の破線で示すように，新しい対流セルが生まれる位置がほぼ同一地 点か東向きにごくゆっく

３.

対流システムの形態と組織化り移動したため，京都府南部から大阪湾にかけて準停滞性の線状対流システムが形成された．破線は対宇治大雨をもたらした対流システムの形態，すな流システムのいわば群速度を示し，実線矢印は位相わちどのような積乱雲がどのように組織化されてい速度を示している．23 時頃に宇治市では最初の雨のたかを知ることは，大雨の成因や停滞の理由を知るピークが到来した．

うえで重要である．Fig.1a に示した領域には，全期・Ⅱ期 (14 日 00～02 時)：対流セルの発生地点はⅠ間を通して 11 の線状降水システムが発生した．Fig.

期より東の大阪府・京都府境に移動し，降雨域は京1b によると当日の降雨には特徴的な時間変化があっ都府南部に限定された．3 つの小型の対流システムがた．このときの対流システムの活動度や小山ほか発生した．小山ほか（2012）はこの期間を「小康期」（2012）による分類を参考に，全降雨期間を４つにと表現した．

分けた(Fig. 5)．さらに宇治市を中心とする東西・Ⅲ期 (14 日 02 時～05 時)：対流セルの発生地点が110km・南北 33km の短冊領域におけるレーダーエコ

兵庫県・大阪府境付近に戻るとともに，対流セルのーの 10 分ごとの時系列を Fig. 5 に示す．各期間の東への移動速度は 10m/s 程度に減少した． この時期

特徴は次のとおりである．の対流がⅠ期より鉛直方向に発達し，対流の鉛直方・Ⅰ期 (13 日 19 時～14 日 00 時)： 7 つの線状対流向の“重心”が比較的風速の小さい対流圏中層に達システムが発生した．各システムでは新しい積乱雲したことが理由かもしれない．この期間には 2 つの（対流セル）が兵庫県・大阪府境付近で作られ，そ大型の線状対流システムが前後して組織化され，14の後対流セルは 13m/s の速度で東北東に進行した．

日 4 時には宇治市では 2 回目の降雨のピークが起き対流セルの移動ベクトルは 750hPa の風とほぼ一致した．

Fig. 6 Time series of radarreflectivity (dBZ) at the 1 km
level at 10 minute interval for thearea indicated by the rectangle at
19 JST of Fig. 5. Blue lines show
the location of Uji, Kyoto, solid
arrows movements of convective
cells, and dotted lines locations of
newly generated convective cells.
Red ellipses indicate BB-type
convective systems and triangles
merging
oftwoBB-type
convection systems or BSB-type
convection system.

― 82 ―

・Ⅳ期 (14 日 05～08 時)：線状対流システムは西からきた層状性メソ降水システムと合流し，走行を北東-南西に変えながら南東進した．これにより 06 時に宇治市では 3 回目の降雨ピークが到来した．
各期において，新しい対流セルが線状対流システ
ムの西端で発生する時間間隔は一定ではなく，短い
ときには数 10 分，長いときには１時間以上であった．
この間隔が短いと東西に長い線状対流システムが作られ，時間間隔が長いと短い対流システムとなった．

４.

対流システムの気流構造とタイプ
Fig. 7 Locations of the Doppler radars (DRAW) at
the Kansai Airport and at the Osaka airport, andtheir observation areas (circles).

一般に降水をともなう対流システムは周辺領域の対流圏下層に存在する水蒸気が，水平流の収束とそで線状対流システムが発達し，その西端での収束とれにともなう上昇流によって上空に運ばれ雨滴とし南端に沿った強い線状の収束帯が顕著である．このて凝結することで形成・維持される．したがって対後このシステムはゆっくり南下を始めた．05 時 43流システムの維持機構を知るには，第一義的に対流分（Fig. 8f）にはシステムの北端から中央部にかけ圏下層の気流場を調べることが必要である．ドップて強い北西流が現れ，システム南端において南からラーレーダーは降水の分布とともに風に移流されるの流れと強く収束していた．05 時 10 分頃に Fig.8e
雨滴の移動速度の視線成分をドップラー速度としての線状対流システムの南端が到達した京田辺市と枚測定する．2 台のレーダーで得られるドップラー速度
方市のアメダスでは 1.5～2.0℃の気温低下が起こり，を組み合わせるデュアル解析（石原，2000）を使う
この状態はシステムが通過し終わるまで続いた．こと風の水平・鉛直成分を算出することができる．本のことはそれまでの対流システムでは見られなかっ事例では Fig. 7 に示す関西空港と大阪空港においてた冷気プールが対流システムの直下に形成されたこ運用されている空港気象ドップラーレーダー（DRAW）とを示している．さらに対流システムに直交する南のデータを用いてデュアル解析を行い，対流システ方向への対流セルの交代と，それにともなうシステム内の高度 0.5km における気流場を調べた（Fig. 8）．
ムの伝播が生じたことを考慮すると，5 時過ぎにこのⅠ期の対流システムの形状はほぼ線状であり（Fig.
対流システムは BB 型（または BSB 型）から小型では8a），内部の流れはシステムにほぼ平行であった．西あるが“スコールライン型”（Houze et al., 1989）
端（神戸市付近）で新しい対流セルが発生し中層のに移行したものと思われる．この時刻前後の枚方市
風 で 東 北 東 に 移 動 し た ． こ れ は 典 型 的 な Backから宇治市上空では，エコー頂高度が 15km に達する
Building(BB)型システム（Kato, 1998）であった．
とともに，気象庁の雷監視システム LIDEN によって
22 時 02 分（Fig. 8b）には南北に並んだ 2 つの BB観測された雷放電回数が急増した．これらにより，型対流システムが合流した．南側のシステムには南それ以前より深い対流が形成されたことがわかる．
からの流入が見られ，全体として Back and Side
宇治市ではこのとき第 3 の降雨のピークが発生した．
Building（BSB）型（瀬古, 2010）のようにも見える．
宇治市ではこの時間帯に第１の降雨ピークが現れた
５．議論（Fig. 8b）．
Ⅱ期（Fig. 8c）では，対流システム内の流れは南
対流システムの形態が時間の経過とともに変化し西から北東で，組織化の程度は弱く，全域で降水量ていった理由及び大雨域が枚方市～宇治市に集中しは少なかった．
た要因を考える．宇治大雨に関する現業メソ数値モ
Ⅲ期（Fig. 8d）には，これまでより幅の広い線状デル（MSM）による降水強度の値は実際より弱めでは対流システムが現れ，西南西からの流れと南からのあったが，対流システムの位置については最大 20km流れが対流システムの南端に沿って顕著に収束し，程度の違いであった．現業 MSM と地上観測の資料をBSB 型の対流が発達した．この時間帯に宇治市では第使ってメソスケールの環境場を調べる．
2 の降雨ピークが現れた．
Ⅳ期の 5 時過ぎ（Fig. 8e）には，山陰方面からやって来た広い層状性メソ降水システムと合流する形― 83 ―

(a) 2104JST(b) 2202JST(c) 0105JST(d) 0318JST(e) 0504JST(f) 0543JST

Fig. 8 Ground-relative horizontal winds at the 0.5 km level deduced from dual analyses of the Kansai and Osaka Airport
Doppler radars overlaid on reflectivity patterns (dBZ). The red rectangle in (a) shows the location of Uji City.
持上げ凝結高度近くの 950hPa の流れを見ると，Ⅰ都府境に移り，対流活動は不活発となった．Ⅲ期（02期(13 日 19～00 時)には紀伊水道から大阪湾に流入～05 時）には（Fig. 9g-i），大阪湾上の南西風が強する暖湿な南西流が兵庫県・大阪府境付近で減速すまり，兵庫県東部から京都府に収束域が広がり，規ることによって水蒸気フラックスの収束域が発生し，模の大きな BSB 型降水システムが発達した．小山ほここに BB 型対流が発生した（Fig. 9a-c）．この減速か(2012)はこの期間に大阪湾上に弱いメソ低気圧をの理由はわからない．Ⅱ期（14 日 00～02 時）には（Fig.

解析したが，今回の解析では不明瞭であった．Ⅳ期9d-f），瀬戸内海東部から兵庫県・大阪府境に西風が（05 時～）には（Fig.9 i-l），中層のトラフが山陰現れ，水蒸気フラックス収束域は弱まって大阪・京から到達した近畿地方では 500hPa の風向が西寄りかFig. 9 One-hour rainfall amount (a), wind vectors and wind speed at 950 hPa (b) and moisture flux divergence at
950 hPa in Period-I from the MSM forecast of JMA. (c)-(f) in Period-II, (g)-(i) in Period-III, and (j) in Period-IV.

― 84 ―

ら北寄りに変化し(図略)，それまで小さかった中層

参考文献と下層との風向シアーが増大した．これによりスコールライン型対流システムが出現したことがわかっ池田 浩 (1994)：京都府南部の短時間強雨．日本気た．

象学会関西支部例会講演要旨集, pp. 14-17．
石原正仁 (2001)：ドップラー気象レーダーの応用．
気象研究ノート, 200 号，pp.38-73.

６．まとめと課題

大阪管区気象台 (2012)：平成 24 年 8 月 14 日の近畿
2012 年 08 月 13,14 日に京都府宇治市から大阪府地方の大雨について（近畿地方の気象速報）．気

枚方市にかけて発生した大雨をもたらしたメソス

象速報．

ケール対流システム群の形態と組織化を，気象庁の大阪管区気象台・同管内各地方気象台・気象研究所

気象レーダーと数値予報モデルのデータから得ら

予報研究部 (2010)：強雨をもたらす線状降雨帯

れる降水場，気流場，水蒸場によって調べた．11の形成機構等の解明及び降水強度・移動速度の予の線状対流システムが発生し，それらはほぼ Back

測に関する研究．気象研究所技術報告, 第 61 号．

Building (BB)型と Back and Side Building 型（BSB小倉義光・隈部良司・西村修司(2011)：「平成 20 年型）に分類され，大雨のピークは 2 つの BB 型シス

8 月末期豪雨」の天気系，特にメソ対流系の組織テムの合流または BSB 型システムのときに発生した化について．天気, 58 巻, 201-217．

ことを明らかにした．

気象庁 (2013)：異常気象リスクマップ．気象庁ホームページ, http://www.data.kishou.go.jp/

降雨期間の前半（Ⅰ期）では，紀伊水道から大阪湾に進入する地表付近の暖湿気流が兵庫県・大阪府

climate/riskmap/amd_ov100.html（2013 年 6 月

境付近において減速することによる水蒸気フラッ6 日参照）．

クス収束域に BB 型システムが発生した．この収束

小山芳太・飯田早苗・野村武司・佐伯亮汰 (2012)：

域が内陸に進入し降雨の小康期を経過した後，大阪

平成 24 年 8 月 14 日に発生した近畿地方中部の大湾上の南西風が強まることによって兵庫県東部か雨について. 2012 年度日本気象学会関西支第 3回例会講演要旨集.

ら京都府に収束域が広がり，規模の大きな BSB 型システムが発達した．期間末期（Ⅳ期）には中層トラ

瀬古 弘 (2010)：中緯度のメソβスケール線状降水

フの通過にともない中～下層の風の鉛直シアーの系の形態と維持機構に関する研究．気象庁研究時向きが変化したことから，スコールライン型の対流報, 62 巻, pp.1-74．
二宮洸三 (2011)：1968 年 8 月 17 日に発生した飛騨システムが発生し大雨をもたらした．

川豪雨のメソスケール降水系．天気, 58, pp.

Ⅰ期とⅢ期に発生した BB 型及び BSB 型対流システ

306-316.

ムでは，それらの西端のほぼ同一地点で新しい対流セルが次々に発生した．発生地点は下層暖湿気流の東 邦昭・藤井 健 (2008)：1999 年に京阪神地域をメソスケール収束域にあったことは確かだが，これ通過した関連前線に伴って線状降水帯が発生しだけでは新しい対流セルが同一地点に発生したことたときの環境場．京都産業大学論, 自然科学系列,
37 号, pp. 81-93．

を説明できない．原因として既存の対流が作る重力波（Schumacher, 2009），対流内の凝結加熱による地防災研究所流域災害研究センター (2012)：2012 年

表付近の気圧低下，対流縁辺の停滞性冷気プールな

8 月宇治水害調査速報．突発災害調査報告．防災

どが考えられる．今後，新しい対流セルが発生した

研

際の地上の気象要素の変化などに注目して調査する．

http://www.dpri.kyoto-u.ac.jp/web_j/

究所

ホームページ，saigai/disaster_report.html（2013 年 6 月 6 日謝参照）．

辞横田寛伸 (1992)：淀川チャンネル型大雨の比較解析．
日 本 気 象 学 会 関 西 支 部 年 会 講 演 予 稿 集 , pp.

空港気象ドップラーレーダーのデータを提供して14-18．

いただいた関西航空地方気象台，大阪航空測候所，及び気象研究所気象衛星・観測システム研究部の佐吉本直弘・小西啓之（2003）：梅雨期の京阪神地域における強雨の発生と降雨の強化．日本気象学会関藤栄一氏に感謝いたします．

西支部年会講演予稿集, pp. 26-29．
Bluestein, H. B. and M. H. Jane (1985)：Formationof mesoscale lines of precipitation: Severe― 85 ―

squall lines in Oklahoma during the spring.

displays of midlatitude mesoscale Convective

J. Atmos. Sci., Vol. 42, pp. 1711-1732.

Systems. Bull. Amer., Meteor. Soc., Vol. 70,Kato, T. (1998): Numerical simulation of theband-shaped torrential rain observed overpp. 608-619.
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southern Kyushu, Japan on 1 August 1993. J.

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Houze, R. A. Jr., M. I. Biggerstaff, S. A.
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