栃木県，茨城県，群馬県および自衛隊のヘリが孤立した住民 79 名を空から救出した．このように早2 １９９８年北関東・南東北豪雨における降雨の集中機構について

期の集中的な災害救助に強い機動力の投入は多くの要救助者の俊速な救助の決め手になることを示し＊た．また，復旧作業でも，多くのボランティアの方々により献身的な活動が行われ，家屋等に溜まっ三隅良平

た土砂やゴミが早期に取り除かれ，被災者の労を軽減した．これらをまとめると以下のようになる．
（1）市町村や消防関係機関においても豪雨時には地域及びその周辺の気象・雨量・河川水位の情報が必要．

On the Mechanism of the 1998 Tochigi-Fukushima Heavy Rainfall（2）地域住民と行政が一体となった災害対策の初動体制の点検．
（3）河川の下流へ被害が拡大するような場合の地域間相互の災害情報伝達．

By（4）別荘地や行楽客への警報および災害情報伝達．
（5）老齢化が進みつつある地元消防団の強化対策．

Ryohei MISUMI（6）過去の災害事例および危険度マップ等の公表．特に，新住民への地域災害情報の啓蒙が必要．
（7）早期の集中的な機動力の投入が俊速な救助を可能にした．

Atmospheric and Hydrospheric Science Division（8）ボランティアの活動が被災者の後処理の労を軽減した．

National Research Institute for Earth Science and Disaster Prevention, Japan

以上，降雨概況，洪水流出概況，土砂災害概況および洪水災害概況を述べた．詳しい考察は各章でAbstract

述べているので一読をお願いする．終わりに，本調査に際して，貴重なお話を聞かせて戴き，また，
多くの災害に関する資料を提供して戴いた関東地方整備局常陸工事事務所，東北地方整備局福島工事

Meteorological characteristics of the 1998 Tochigi-Fukushima rainfall disaster are

事務所，茨城県消防防災課，同河川課，宇都宮地方気象台，福島地方気象台，栃木県消防防災課，同

investigated paying special attention to the process of heavy rainfall. The notable

河川課，福島県消防防災課，同河川課，黒磯市，那須町，黒羽町の方々に深く感謝致します．

feature of this event is that the rainfall was concentrated in a very small region around
参考文献

Nasu Town: 20-hour rainfall exceeding 500mm was recorded in a band-shaped region1） 防災科学技術研究所（1999）： 1998 年８月４新潟地方豪雨災害調査報告．主要災害調査，No. 36，

only about 15km in length. During the event, warm and moist air had been provided
from typhoon REX to the stationary front over Japan, and the atmospheric conditions

129pp．

were highly unstable over the Kanto Plain. Radar echoes formed successively to the2） 気象庁（1998）：前線による平成 10 年８月 26 日から８月 31 日にかけての北日本・東日本を中心と

southwest of Nasu Town, and they stopped moving and merged as they approached theする大雨−平成 10 年８月末豪雨−．災害時気象速報，38pp．

town. They tended to attain strong intensity to the east of Mt. Nasu.

3） 気象庁（1998）：平成 10 年台風第６号，第７号，第８号，第９号及び前線による９月 18 日から 10

The surface wind derived from AMeDAS (Automated Meteorological Data

月２日にかけての大雨と暴風．災害時気象速報，70pp．

Acquisition System) indicates that there was strong horizontal convergence to the4） 国立防災科学技術センター（1987）： 1986 年８月５日台風 10 号の豪雨に関東・東北地方の水害調

southwest of Nasu Town. The pattern of the surface wind is simulated using a one-level

査報告．主要災害調査，No. 27，155pp．
5） 黒磯那須消防組合（1998）：平成 10 年８月末豪雨による災害概要報告，23pp．

primitive equation model. The results of the simulation suggest that the effect of the6） 真野明ら（1999）： 1998 年東北・北関東の集中豪雨災害に関する調査研究，258pp．

mountains and that of the warm air-mass around Tokyo were important factors in the7） 水戸地方気象台（1998）：−平成 10 年８月 26 日から 31 日にかけての前線による大雨と農業災

formation of the horizontal convergence. That is, the local wind, which is deflected to
the north by the effect of the mountains, converges with the strong southeasterly,

害−．茨城県農業気象災害速報，16pp．

wind which is accelerated by the low pressure produced by the warm air-mass around8） 筑波大学工学部都市システム工学科広域水圏環境科学教育研究センター（1998）：平成 10 年８月

Tokyo. A hypothetical process of the heavy rainfall is proposed based on the behavior

那珂川水害緊急調査報告書，129pp．

of radar echoes and the results of the simulation.

＊− 12 −

防災科学技術研究所 気圏・水圏地球科学技術研究部− 13 −

Key words : Rainfall, Tochigi, Fukushima, Flood

地上風のパターンに焦点を当てて解析を試み，豪雨がなぜ那須周辺のごく狭い範囲に集中したのかにキーワード：降雨，栃木，福島，洪水

ついて仮説的なプロセスを提示する．

2.
1.

緒論

降雨の経過
まず初めに降雨の経過を記す．図１はアメダス観測点の中で最も激しい雨が観測された那須観測所

1998 年８月 26 日夜から 31 日にかけて，栃木県北部・福島県南部を中心に豪雨が発生し，甚大な被における，１時間雨量の時間変化である．時間雨量数 mm 以下の弱い降雨は８月 26 日の午前中から害に見舞われた．この豪雨の非常に興味深い特徴は，降雨が非常に狭い範囲に集中したことである．

記録されていたが，時間雨量数十 mm 以上の強い雨が記録されるようになったのは８月 26 日の夕刻

例えば特に豪雨の激しかった８月 26 日午前８時から 27 日午前８時の 24 時間雨量は，栃木県の那須でからで，まず午後６時に時間雨量 38 mm が記録された．その後いったん雨は弱まったものの，午後535 mm，福島県の長沼で 311 mm という大きな値が記録されたが，約 20 km メッシュで展開されてい10 時頃から再び降雨が強まり，８月 27 日午前１時から７時までの６時間は時間雨量 30 mm 以上の強るアメダス観測地点のうち 300 mm 以上の雨量が記録されたのはこの２地点だけで，残りの栃木・福い降雨が継続した．中でも午前２時には時間雨量 90 mm，午前３時には 73 mm の猛烈な雨量が記録

島県のアメダス観測地点では 150 mm より小さい雨量しか記録されていない．日雨量 500 mm を超えされている．このような強い降雨は８月 27 日の正午頃に弱まるが，再び８月 27 日午後から８月 28 日

るような大きな雨量が，なぜこのような限られた範囲にのみ発生したのかが，今回の豪雨をめぐる最大の疑問である．
今回の豪雨の発生機構に関しては，これまでにいくつかの説明がなされている．豪雨による災害が発生した直後，気象庁は大気の状況について「日本の東に太平洋高気圧があり，南海上には中型で強い台風４号が接近しつつある．暖かく湿った空気が，高気圧と台風の間を通って本州に入りやすくなっており，この影響で大気が非常に不安定になり，本州上に停滞している前線が刺激された」（朝日新聞８月 27 日夕刊）と説明している．この説明は，豪雨発生時の総観スケール（数千 km のスケー
ル）の気象状況の記述としては的確である．だが，なぜ北関東・南東北のごく限られた範囲に降雨が集中したかについては説明されていない．災害に関するテレビ報道の中で，地形効果による下層空気の上昇を豪雨の原因としてつけ加える気象予報士もいた．これも誤りであるとは言えないが，関東北部に数多くある山岳の中で，なぜ那須岳の周辺だけに激しい豪雨が起こったのかについては，単純な山岳効果だけでは説明できない．
その後の報告として，真野と今村（1998）は報文の中で，日本に停滞していた前線に台風４号からの湿った風が送り込まれたことに加えて，1998 年は台風の発生が少なかったために，１つの台風の取り込む湿った空気の量が多くなったことが豪雨の発生の原因となったとする説を紹介している．また牛山（1998）は，今回の豪雨の降雨パターンが８月の月平均降水量の準平年値とよく似ており，従来から多くの雨が降りやすいところでやはり多くの雨が降った事例であると述べている．渡辺（1999）はメソ解析と GPS を用いた水蒸気場の解析により，栃木から福島にかけての山地上に気圧の峰，その南東側に小さな気圧の谷が形成されており，山地からの比較的乾いた空気と湿った南風とが豪雨発生域の周辺で収束していたことを指摘している．他には岩田ら（1999）が栃木・福島で豪雨の起こった数日間について，深夜から早朝にかけての豪雨が顕著であったこと，また 500 hPa 高度場において湿舌が見出され，これに対応して衛星画像では積乱雲を含む雲列が関東平野に進入していると指摘している．さらにも鈴木ら（1999）が高層データを中心に解析を行い，中層に乾燥した空気が流入していたこと，また下層の水蒸気の収束量の極大が那須で観測された雨量の極大とほぼ一致したと

12述べている．これらはいずれも今回の豪雨が起こった時の状況を記述した貴重な研究であるが，いず26

れの研究も最大のの疑問点である「豪雨がなぜ那須周辺のごく狭い範囲に集中したのか」について，充分に説明するにはいたっていない．
本報告では，降雨の集中機構を解明するための１つのステップとして，主にレーダエコーの挙動と− 14 −

0

図1
Fig.1

12
27

0

12
28

0

12
29

0

12
30 August

那須観測所（気象庁）の１時間雨量の変化
Variation of hourly rainfall at the Nasu station of the Japan Meteorological Agency.

− 15 −

未明にかけて時間雨量 20 mm を超えるような強い雨が断続的に記録されている．このようなパルス
状の強い降雨は８月 30 日の午前中まで続き，８月 28 日午後８時に 35 mm，８月 30 日午前２時に 29mm，同じく午前４時に 43 mm の時間雨量がそれぞれ記録されている．一連の降雨による那須観測所の記録は，８月 26 日から 30 日までの５日間の総雨量が 1,242 mm，８月 26 日 21 時〜 27 日 21 時の 24 時
間雨量が 640 mm，８月 27 日午前１時〜７時の６時間雨量が 358 mm となっている．
次に地上天気図と高層天気図を使って一連の強い降雨が起こった時の総観的な状況を述べる．図 2は８月 26 日〜 31 日のそれぞれ 21 時の地上天気図を示す．８月 26 日には日本の南海上に台風４号があり，また東日本には停滞前線があって関東地方からベーリング海に伸びている．台風４号の移動は非常に遅く，その後も日本の南海上に居座り続ける．同時に日本列島上にも前線が存在し続ける．こう
して日本の南海上に台風があり，日本列島上に停滞前線があるという天気図のパターンが 30 日 21 時まで続く．８月 31 日になると台風４号は関東の東海上に移動し，台風の移動に伴って停滞前線もまた日本列島の東へ移動して，長く続いた天気図のパターンが４日ぶりに崩れた．また 850 hPa の高層
天気図では（図 3），８月 26 日 21 時には海上から南風が本州に流入し，朝鮮半島から流入する西風と関東平野付近で合流して南西風が形成されている．図の点描は，気温と露点温度の差が２ K 以下の湿った領域を示しているが，台風の縁辺を周る南風は非常に湿っており，他方朝鮮半島から入る西風は
比較的乾いていることがわかる．太い破線で示した 18 ℃の等温線は関東地方に入り込んでおり，対流圏下層が暖められていることがわかる．台風から湿った南風が関東地方に入り込む状況は８月 27日以降も続く．ただし朝鮮半島から流入する乾いた西風は 27 日以降は見られず，関東平野付近の 850
hPa の風向は南または南東に変わる．また 18 ℃の等温線は８月 26 日に比べるとやや南に下がり，関東付近の気温はこの高度では低下する．８月 31 日になると台風が東に移動して，関東地方には北東，中国大風が入り対流圏下層が冷却されて大気が安定化する方向に向かう．500 hPa 高度では（図 4）
陸から流入する西風が卓越し，台風の周囲の南東風と日本の南で合流している．この西風は 31 日まで一貫して存在するが，台風からの南風は 30 日には不明瞭になる．太い破線で示した−６℃の等温
線は８月 26 日 21 時には関東の南にあり，関東上空には比較的冷たい空気があったことを示している．
850 hPa 層に暖かい空気が流入していたことを考え合わせると，関東周辺は局所的に大気が強い不安定であったことになる．その後−６℃の等温線は北上し，関東地方に関して言えば 500 hPa 層が暖たかくなって不安定が少し弱まる．
アメダスデータを用いてより局所的な気象状況を示したのが図 5 で，特に激しい豪雨が観測された
８月 26 日 12 時から 27 日９時の気温（等値線），風（矢羽根），雨量分布（陰影）を，北関東〜南東北
地方について示している．図に太い一点鎖線で示すように，関東平野の北側に風の不連続線が常に存在している．関東平野に南東風が流入する時には，南西−北東の走向をもつ局地前線が形成されることが知られており（Yoshino，1975 ；藤部，1992），この不連続線はそのような局地前線に対応するものである．この不連続線は気温傾度も伴っており，15 時以降に気温傾度が顕著に強まる．不連続線と那須周辺の豪雨との関係を見ると，８月 26 日 18 時には那須観測所のすぐ近くに不連続線があり，それに沿って時間雨量 10 mm 以上の強い雨がある．21 時には不連続線が南東に移動して，それとともに強い雨域もいったん那須から離れる．27 日０時には不連続線はさらに南下して，完全に那須から離れた位置に移動するが，那須には再び強い雨域が出現する．その後午前３時から９時にかけて不

図2
Fig.2

1998 年８月 26 日〜 31 日 21 時の地上天気図
Weather charts at 21 JST from 26-31 August 1998. water level changes in the upper
section of the Nakagawa River basin.

連続線が再び北上して，強い雨域の見られる那須の近辺を横切る．以上のように，関東平野の北部に形成された不連続線（局地前線）は，強い雨域と重なっている時刻（26 日 18 時，21 時，27 日３時，

− 16 −− 17 −

図3
Fig.3

1998 年８月 26 日〜 31 日 21 時の 850 hPa 高層天気図．実線は等高度線，破線は等温線を示し，気温と露点温度の差が２℃以下の湿域を点描で示している．
850hPa weather charts at 21 JST from 26-31 August 1998. Contours of height andtemperature are drawn using solid and dashed lines, respectively. The hatched area is a moist
region where the difference between temperature and the dew point is smaller than 2 K.

− 18 −

図4
Fig.4

1998 年８月 26 日〜 31 日 21 時の 500 hPa 高層天気図
500hPa weather charts at 21 JST from 26-31 August 1998. Contours of height andtemperature are drawn using solid and dashed lines, respectively.

− 19 −

６時，９時）と，離れている時刻（27 日０時）とがあり，また後述するように降雨の集中した範囲
は不連続線よりもずっとスケールが小さいので，形成された局地前線そのものが那須周辺の豪雨の原因であるとは結論できない．
図６は８月 26 日午前８時〜 27 日午前８時の 24 時間雨量の分布を示す．この 24 時間において総雨量が 100 mm を超えたのは，那須を含む幅約 20 km，長さ約 80 km のバンド状の領域と（図の濃い陰影），その南西側のごく狭い領域のみである．特に那須観測所ではこの 24 時間に 535 mm という猛烈な雨量を記録している．図から明らかなように，強い雨はごく限られた領域でのみ観測されたものである．図６の四角で囲った領域について，より詳しい雨量分布を示したのが図７である．データの関係からここでは８月 26 日 16 時〜 27 日 12 時の 20 時間雨量が示されている．図から明らかなように，
500 mm を超える強い雨は，那須岳の南東斜面の幅約５ km，長さ約 15 km の領域に限られている．死者を伴うような土砂崩れの被害はこの降雨集中域に沿って発生しており，またこの降雨集中域に支流をもつ川（余笹川，阿武隈川など）で河川氾濫による被害が発生している．ここで非常に興味深いことは，那須岳の南斜面と南東斜面とで雨量が極端に異なることである．例えば那須岳のすぐ南にある
黒磯消防署板室分署の雨量はこの時間帯 39.5 mm であったが，その約 10 km 東にある那須町浄化セン
ターで記録された雨量は 510 mm であった．わずか 10 km の位置違いで，500 mm 近い雨量の差が出ているのは注目すべき事実である．このことは，８月 27 日未明の雨がいかに集中度の高いものであったかという事実を物語る．

3.

那須町浄化センターで記録された 285 mm の３時間雨量
那須町浄化センター（位置は図７に示されている）では８月 27 日未明から特に激しい雨が観測され，午前１時 50 分〜４時 50 分の３時間雨量が 285 mm に達した．これは３時間雨量としては日本歴
代 15 位に入る記録であり，その状況を記述する．
図８は那須町浄化センターの 10 分雨量の時間変化である．８月 26 日の夕刻から強い雨が始まり，
27 日未明に猛烈な雨が観測された状況は図 1 の那須観測所の状況とよく似ている．10 分雨量の値としては０時 50 分に 10 mm，１時 40 分に 12 mm，２時に 14 mm，２時 40 分に 19 mm，４時には 23 mmと次々に大きな値が記録されるとともに，それが午前１時 30 分から５時過ぎまで継続した．このような中で１時 50 分から４時 50 分に３時間雨量 285 mm という記録的な雨量が観測された．ちなみに最大１時間雨量は３時 40 分〜４時 40 分の 114 mm であった．参考のため，表１に日本の３時間雨量の歴代記録を示す．この統計は地点別，現象別に記されており，同一の気象イベントによる記録や，同一地点での記録は省かれている．今回の那須町浄化センターの記録は，この統計表では第 15 位にランクされる．この表に記載されている記録の大半が西〜南日本の観測点であることを考えると，今回の値は雨量記録として注目に値すべきものであると思われる．また，那須町に隣接する栃木県黒磯市で 1977 年に 308 mm の３時間雨量（第 11 位）が記録されていることもまた興味深い．
この雨量観測の正確さを検証する目的で，那須町浄化センターの気象観測の様子を見学した．写真
図5

Fig.5

アメダスデータに基づく，8 月 26 日 12 時〜 27 日９時の気温（等値線），風（矢羽根１本が１ m/s に対応），１ mm/h 以上の雨域（薄い陰影）と 10 mm/h 以上の雨域（濃い陰影），風の不連続線
Distribution of temperature (contours), wind (a barb denotes 1 m/s) and rainfall stronger
than 1 mm/h (light shade) and 10mm/h (dark shade) observed by the AMeDAS (AutomatedMeteorological Data Acquisition System) from 12 JST on 26 August to 9 JST on 27
August 1998. A line of wind discontinuity is indicated by dash-dotted lines.

− 20 −

１は気象観測露場と雨量計の写真である．観測露場は芝生の上にあり，降水量の他に気温，風などのデータも取られている．雨量計は転倒ます型で，データは自動的に室内のパソコンに送られるシステ
ムになっている．外見から判断する限り，大きな観測誤差が生じる要素はみられなかった．
この記録的な３時間降雨は雲のどのような挙動によってもたらされたのだろうか．図９に８月 27
日午前２時〜４時 40 分の，気象庁東京レーダの栃木県周辺のエコー分布を示す．那須町の位置を矢− 21 −

印で示している．午前２時には，強い反射強度をもつエコー塊Ｍが，ちょうど那須町の真上にある．
他のエコー塊（Ｎ，Ｐなど）は時間とともに北東方向に移動するが，Ｍは那須町の上に停滞し，後ろから移動してきたＮと併合しＭ＋Ｎを形成する（２時 40 分）．併合したエコー塊Ｍ＋Ｎはやがて消滅するが，Ｎの南西側に形成されたＰが続いて那須町に接近する（３時 20 分）．興味深いことに，エコー塊Ｐもまた那須町で移動を止めて停滞し，後ろからやってきたエコー塊Ｑと併合してＰ＋Ｑを形成する（４時０分）．さらに併合したエコー塊Ｐ＋Ｑも那須町付近に停滞し，後ろから移動してきたＲと併合して細長いエコー塊Ｐ＋Ｑ＋Ｒを形成する（４時 20 分）．エコー塊Ｐ＋Ｑ＋Ｒはやはり移動す
ることなく那須町付近に停滞し続ける．
以上のように，那須町浄化センターに記録的な雨量が観測された時間帯のレーダエコーの挙動の特徴として，①北東に向かって移動してきたエコーが那須町付近で移動を止めて停滞し，②後方から移動してきたエコーと併合する，③そしてこのパターンが数回繰り返す，ことがわかった．一般に対流雲は併合することによって降水効率が増すことが知られており（Westcott，1984），那須町付近でのエコー塊の併合は豪雨発生にとって重要な要素の１つであったと考えられる．しかし併合が起こる前提として，那須町付近でエコー塊が停滞したことと，既存のエコー塊の後方に次々と新しいエコーが

図6
1998 年８月 26 日８時〜 27 日８時の 24 時間雨量の分布
Fig.6 Distribution of rainfall over a 24-hour period starting from 8 JST on 26 August 1998.

図7

図 6 で四角で囲った領域における，８月 26 日 16 時〜 27 日 12 時の 20 時間雨量の分布と主な被害の分布
Fig.7 Distribution of rainfall over a 20-hour priod starting form 16 JST on 26 August 1998 anddisasters within the framed region in Fig. 6.

− 22 −

図8
Fig.8

那須町浄化センターにおける 10 分雨量の時間変化．浄化センターの位置は図 7 に示されている．
Time variation of rainfall over a 10-minute period observed at the Purification Center ofNasu Town. The location of the Purification Center is shown in Fig. 7.

− 23 −

表1
Table 1

写真 1
Photo 1

地点別，現象別に集計された３時間雨量の日本歴代記録（1997 年版気象年鑑に加筆したもの）
Historical records of the strong 3-hour rainfall in Japan, which are counted according
to locations and events (Reproduced from the Meteorological Yearbook 1997).

那須町浄化センターの気象観測露場と雨量計
The meteorological observation field and the raingauge used at the Purification
Center of Nasu Town.

− 24 −− 25 −

度と，前の時刻の対応する位置のレーダエコー強度との差をすべての格子点について求める．54 枚の画像について，求めたレーダエコー強度の差の平均が 0.2 を超える地点を，レーダエコーの「発達域」とする．すなわちここで定義したレーダエコー「発達域」とは，平均して 10 分間にエコー強度

レベル４

26 August
図9
Fig.9

図 10
Fig.101998 年８月 27 日２時〜４時 40 分の，気象庁東京レーダで得られた那須町周辺のエコー分布Echo pattern variations around Nasu Town derived from the JMA Tokyo Radar from0200 JST to 0400 JST on 27 August 1998. Echoes stronger than level 1 and level 4 arerepresented by light and dark shading, respectively.

レベル１

27 August 1998
図 6 の線分ＡＢ上でのレーダエコーの時間変化
Time variation of the radar echo on the AB line in Fig. 6.

形成されたことがある．なぜエコー塊が那須町周辺で移動をやめて停滞したのか，なぜ既存のエコー
塊の後方に新しいエコーが次々と出現したのか，についてはこれだけのデータからは判断できない．

4.

レーダエコーの挙動の特徴
８月 26 日〜 27 日のレーダエコーの挙動の特徴を，気象庁東京レーダの 10 分間のデータを用いて解析する．図 10 は，図 6 の線分ＡＢに沿ったレーダエコー強度の時間変化を示している．縦軸にＡＢ間の距離，横軸に時間をとっている．８月 27 日０時すぎから８時頃にかけて，図 10 に a， b， c，d， e で示した５つの強いエコーがＡＢ軸上を移動したことがわかる．これらのエコー塊は，それぞれ図の中で左下から右上に伸びる形態をしている．これは，エコーがＡ点からＢ点の方向に，言い換えると南西から北東へ移動したことを反映している．また，２つのエコー塊ｃ，ｄは，那須周辺で水平方向に曲がっている．これはこれら２つのエコー塊が，那須周辺で移動をやめて停滞したことを反映している．このことは，図 9 で説明したレーダエコーの挙動と整合する．またａを除く４つのエコー塊が，那須の南西側で形成されていることも特徴である．
図 11 は，レーダエコーの「発達域」を地図上にプロットしたものである．ここでレーダエコーの「発達域」とは，次のように定義されるものである．8 月 27 日０時から８時 50 分まで 10 分間隔で得られたレーダ画像 54 枚について，前の時刻の画像と次の時刻の画像との相関係数が最大になるように，
レーダエコーの「移動速度」をまず決める．次にこの移動速度を用いて，ある時刻のレーダエコー強− 26 −

図 11
Fig.11

那須周辺の地形（等高線は 250 m 間隔）とレーダエコーの「発達域」（陰影）．「発達域」の定義は本文を参照のこと．
Topography around Nasu Town（ contours are drawn every 250m） and thedevelopment region of radar echoes（shaded area）where radar-echo intensity
increased more than 0.2 level per 10 minute period on average from 0 JST to 0850 JST
on 27 August 1998．
− 27 −

が 0.2 以上大きくなる場所を指している．図 11 によると，比較的広いレーダエコー発達域が，那須岳

H ＝ 0 . 7 5Vg（/の南東側に見られる．この領域は，図 7 に示した降雨の集中域及びその南西側に対応している．すな
わちレーダエコーは，那須岳の南東側で系統的に強まる傾向があったことを示している．

5.

g △ θ 0.5
） ,
T H

（6）

で与えられる．ただしＶg は地衡風，△θは地上から境界層上端までの温位の増分，c はパラメータ

一層プリミティブモデルを用いた地上風のシミュレーション
一般に，豪雨の起源となる水蒸気は大気下層に含まれており，下層風の収束場の存在が豪雨の発生に重要である．この節では Danard（1977）が開発した一層プリミティブ方程式を用いた数値モデル−2

で c = 2．8，Ｃは引きずり係数で陸地で１× 10 ，海上で１× 10−3とする．h は風に対する境界層の厚さで，Danard（1977）によって定式化されている．
地上の気圧ｐs，温位θs，風ベクトルＶの初期値は以下のように与える．高層観測の行われているにより，豪雨発生時の地上風のパターンを計算し，降雨の集中域との関係を考察する．
モデルが計算するのは，地上気圧ｐs，地表面の温位θs，水平風ベクトルＶの３つであり，予報方

地点を参照点とし，その観測データを用いてまず地上から 850 hPa 面の気温減率を求める．次に高層天気図を用いて 850 hPa 面内の水平気温傾度を決め，参照点の気温を使って各格子点の 850 hPa の気程式はそれぞれ以下のように表わせる．

温を決める．さらに参照点の 850 hPa の風から，地衡風バランスによりジオポテンシャル高度の傾き

∂lnps
∂t

g

＝−

RθsTs

∫

∂t
dz,
∂t

（1）

を求め，参照点の高度を使って各格子点のジオポテンシャル高度を求める．こうして先に求めておいた気温減率から各格子点の地上気温Ｔ s が，さらに静力学方程式から地上気圧ｐs が求まる．温位の定義より，地上気温Ｔs と気圧ｐs から各格子点のθs が，さらに地衡風バランスを仮定するとＶの初期値∂θs∂tが計算される．
＝−V・∇θs ＋ Kt∇2θs ＋ Q,

（2）

方程式（1）〜（3）を解く差分スキームは Danard（1977）に従った．初期値を与えた後，時間積分を繰り返していくと地形効果や地上摩擦，局所的な加熱効果によってＶが大きく変動する．この変動はやがて小さくなり，定常状態に達する．こうして各変数が定常状態に達するまで，即ち（1）〜∂V（3）の左辺が０になるまで数値積分を繰り返し，地上風の分布が得られる．
＝−V・∇V −（ g∇Zs＋ RTs∇lnps ）−f k×V ＋F＋Km∇ V.
2

∂t

（3）

計算の対象とした領域を図 12 に示す．ここは関東平野から北関東，および新潟平野の一部を含む

ここでｔは時間，ｇは重力加速度，Ｒは乾燥空気の気体定数，Ｔｓ は地上気温，Ｈは境界層の厚さ，
θは温位，ｚは鉛直座標，∇は水平方向の空間微分，Ｋｔ，Ｋｍは拡散係数，Ｑは局所的な加熱・冷却に伴う補正項，Zｓは地上の標高，ｆはコリオリパラメータ，k は鉛直方向の単位ベクトル，Ｆは地表摩擦の効果を表している．加熱・冷却の補正項Ｑは以下の式で表現される．

θs

∇

Q＝

Ts

t

T

（4）

τはモデルが定常状態に達するまでの時間，△ＴはＱ＝０として計算された地上気温と，実際に観測された地上気温との差である．また境界層の厚さＨは

H ＝ 0 .75Vg（/

g △ θ 0.5
） ,
T H

（5）
図 12
Fig.12地表摩擦Ｆは，− 28 −

一層プリミティブモデルの計算領域．等高線は 500 m 間隔
Area for calculation with the one-level primitive equation model. Contours are drawn
every 500m．

− 29 −

図 13
Fig.13式（4）で用いた△Ｔの分布．単位はＫ
Distribution of △Ｔ in equation (4) used in the model. The unit is K．

−5 −1

図 14

500 km × 500 km の範囲である．（1）〜（3）を差分で解くのに必要な水平格子間隔は５ km ×５ km

計算された 1998 年８月 26 日 21 時の地上風（矢印）と，5.0 × 10 s より大きな水平収束域（陰影）．等高線は 250 ｍ間隔で描かれている．
−5 −1
Fig.14 Simulated surface wind (vectors) and horizontal convergence greater than 5.0 × 10 s(shaded region) at 21 JST on 26 August 1998. Topographic contours are drawn every 250m.

とした．参照点を館野の高層観測地点とし，豪雨が起こる直前の８月 26 日 21 時のデータを用いて初期値を作成した．この時刻の気象官署の気温データを内挿して作成した△Ｔ（式（4））の分布を図13 に示す．関東平野の南西部に暖域が存在している．この暖域が及ぼす効果も検討する．
次に計算結果を示す．図 14 はモデルが計算した８月 26 日 21 時の地上風の分布で，5 × 10

−5

−1

ｓ よ

り大きな収束域を陰影で示している（この図は豪雨のあった北関東〜南東北周辺のみを示している）．
那須岳周辺に注目すると，Ａ地点（図６のＡ地点と同じ）のすぐ東側に強い収束域が形成されている．
この水平収束は，南東から流入する風系２と，北東から流入する風系３の合流によってつくられている．また南東風の一部は風系１として西へ流れていく．比較のため同じ時刻にアメダスで観測された風の分布を図 15 に示す．西へ流れていく風系１と南東から流入する風系２が存在し，Ａ地点の東側
で風系３と収束している．これらの特徴は計算された風の分布を裏付ける．ただし風系３はモデル計
算では北東風だが，アメダス観測では北西風となっており，計算された風向とやや異なっている．これはおそらくモデルに充分反映できなかった山地の局所的な冷却効果のためであると思われる．
このＡ地点の東側の収束域の形成に着目して感度実験を行った．まず，Ｑ = ０，すなわち図 13 の△Ｔをいたるところ０として水平風の分布を計算した．その結果を図 16 に示す．図から明らかなよ
うに，Ｑ＝０とすると南東から流入する風系２が現われず，Ａ地点の東側では北東からの風系３が卓越する．その結果として，Ａ地点周辺には水平収束がほとんど形成されない．Ｑ＝０としたとき風系２が形成されないことは，以下のように解釈される．図 13 より，暖域が関東平野南西部を中心に分布している．この暖域により，局所的に気圧の低い領域がつくられて，気圧とバランスするように周辺に反時計回りの循環がつくられる．この反時計回りの循環の一部が南東から流入する風系２を形成− 30 −

図 15
Fig.15

アメダスで観測された 1998 年８月 26 日 21 時の地上風（矢羽根１本が１ m/s を示す）．
等高線は 250m 間隔で描かれている．
Surface wind (a barb denotes 1 m/s) at 21 JST on 26 August 1998 observed by AMeDAS.
Topographic contours are drawn every 250m.

− 31 −

したと考えられる．
次に，地形の影響を見るために，すべての地形を取り払って計算を行った．その結果を図 17 に示す．全く地形のない場合，北東からの風系３は形成されず，一様に南東風が卓越する．この場合もまたＡ地点周辺に水平収束が形成されない．すなわち，北からの風系３は地形効果によって南東風がねじ曲げられて形成されたものであると結論できる．

6.

降雨の集中機構（仮説）以上の観測事実およびモデルによる計算結果をまとめて，８月 26 日〜 27 日の北関東・南東北豪雨

における降雨の集中機構を考察する．
まず観測データから得られた事実を列挙すると，① 20 時間雨量が 500 mm を超えるような領域は，那須岳の南東斜面の幅約５ km，長さ約 15 km のバ．
ンド状の領域に限られていた（図 7）② 強い強度をもつレーダエコーが，那須町の南西側で次々と形成された（図 10）．
③ 強い強度をもつレーダエコーが那須町周辺に到来した．これらのエコーは，那須町の周辺で移動を止めて停滞し，後ろからやってきたエコーと併合した．このパターンは数回繰り返した（図 9）
．
−5

図 16
Fig.16−1

式（2）でＱ＝０としたときの地上風の分布（矢印）と 5.0 × 10 s より大きな水平収束域（陰影）．等高線は 250 m 間隔で描かれている．
−5 −1
Simulated surface wind (vectors) and horizontal convergence greater than 5.0 × 10 s
when Q = 0 in equation (2). Topographic contours are drawn every 250m.

．
④ レーダエコーの強度は，那須岳の南東側で系統的に強まる傾向があった（図 11）⑤ 那須町の約 70 km 南西に，地上風が強く収束する場所があった（図 15）．
．
⑥ 関東地方では 850 hPa，500 hPa 高度で南西風が卓越していた（図 3，4）
⑦ ８月 26 日 21 時には，関東平野南西部に暖かい気団が見られた（図 13）．

また数値シミュレーションの結果から⑧ 那須町南西の地上風の収束は，南東から流入する風系と，北（計算結果では北東，観測事実は北西）から流入する風系とでつくられていた．南東風の形成には関東平野南西部を中心とする暖域の存在が，北からの気流の形成には山岳地形による強制効果が重要であった．

以上の観測事実とシミュレーションの結果から，図 18 のような降雨集中機構が示唆される．まず，８月 26 日夜には関東平野の南西部に暖かい気団が存在し，それがつくる低圧域を反時計回りに循環する強い南東風が形成された．この南東風は，北関東の山岳域の近くで，地形の強制力（と局所的な冷却）によってつくられた北風と強い水平収束を形成した．この水平収束は下層空気を持ち上げ，次々と積乱雲を発生させた．発生した積乱雲は上層の南西風に流されて北東へ移動し，那須町に接近した．那須町周辺で積乱雲は成熟期に入り，降水粒子を急成長させてレーダエコー強度を増した．成熟期に入った積乱雲は移動を止めて停滞し，後ろから来た積乱雲と併合して降水効率を増した．下層
風の収束が続く限りこのパターンが何回も繰り返して起こり，那須町周辺のごく狭い範囲に驚異的な雨量が記録された．
以上は観測事実と地上風のシミュレーションの結果に基づく仮説的な豪雨のプロセスである．ただ図 17
Fig.17

地形を取り払った時の地上風の分布（矢印）Simulated surface wind (vectors) when the topography is removed.

し，①地上風の収束は，実際に次々と積乱雲を発生させ得るほどの強さをもっていたかどうか，②移− 32 −− 33 −

動した積乱雲が成熟期に停滞するのはなぜか（ちなみにある大気条件では成熟期の積乱雲の移動速度

ら積乱雲の発達，ひいては雨量を正確に予測するのは現在のところ非常に困難である．この困難を克服するために，今後も雲の挙動に関する基礎研究と，それを豪雨発生の予測につなげていく応用研究を続けていく必要がある．
豪雨の予測が充分にできない現段階では，レーダや雨量計などを用いたリアルタイムの豪雨の監視体制を強化していくことが災害の軽減により有効であろう．気象庁のレーダは日本全土をカバーしており，そのデータは気象会社を通じてリアルタイムに一般に配信されているが，それを受信するのに必要なパソコンおよびネットワーク設備は，必ずしも現場の災害救助にあたる人々（消防署員，自治会のリーダーなど）には普及していないようである．リアルタイムの気象情報受信設備を広く普及させるとともに，気象情報を現場の災害救助に生かしていくための知識の普及が今後重要になると考えられる．
また，ある地域に対してどの程度の雨が降り得るのか，その場合どの程度の被害が起こり得るのかといった災害可能性をあらかじめ調べておき，それに基づいた防災訓練を日頃から行っておくことも
人的被害を軽減する上で重要にある．そのためにはいろいろな地域について災害可能性を事前に評価しておくことが前提となる．災害可能性の評価には，今後コンピュータを用いたシミュレーションが有効になっていくであろう．

謝辞
高層天気図，日原簿等の気象データは福島地方気象台および宇都宮地方気象台より提供を受けたものです．データの提供にご配慮下さった福島地方気象台防災業務課の萩野氏，および宇都宮地方気象台防災業務課の吉田氏を始めとする気象台の皆様に感謝いたします．またレーダデータとアメダスデ
ータは防災科学技術研究所の気象データ集録システム MeDRS によって得られたものです．データ取得に便宜を図って下さった先端解析技術研究部の中井主任研究官と元重点支援協力研究員の金田氏に感謝いたします．
図 18
Fig.18降雨が集中する過程の模式図
A schematic illustration of the process of the heavy rainfall.

参考文献
1） 朝日新聞 1998 年８月 27 日夕刊
2） Danard, M.（1977）： A simple model for mesoscale effects of topography on surface winds. Mon.

が遅くなることは Tao and Simpson（1989）が示している），③積乱雲の併合によってどの程度降水
効率が高まるのか，については今後検証していく必要がある．実際の物理現象として上記のようなプロセスが起こり得ることを検証するには，積乱雲の力学と降水過程を表現するような数値モデル（金田，1997 など）によるシミュレーションが有効となる．

Wea. Rev., 105, 572 −581．
3） 藤部文昭（1992）：風時の南東風場で関東平野に現われるメソ前線−事例と統計−．天気，39,697 −706．
4） 岩田勲，松村哲，渡辺浩章，村松照男（1999）：新潟豪雨，高知豪雨及び栃木・福島豪雨（那須豪雨）の調査報告．日本気象学会春季大会講演予稿集，A155．

7.

まとめと提言5） 金田昌樹，三隅良平，千葉長（1997）：防災科学技術研究所積雲対流モデルについて．防災科学

観測事実および数値シミュレーションの結果は，南東から流入する風と，地形に強制された北風が技術研究所研究報告，No.58，137 −148．

特定の場所で収束して，それがきっかけとなって積乱雲が次々と形成されて豪雨が起こった可能性を

6） 気象年鑑 1997 年版，大蔵省印刷局．

示唆している．しかし，もし仮に下層収束の起こる場所を事前に知り得たとしても，それを豪雨の事

7） 真野明，今村文彦（1998）：東日本での集中豪雨による洪水・土砂災害．土木学会誌，83 − 11,

前予測に結び付けるのは非常に困難である．なぜなら積乱雲の発生は大気の潜在的な不安定を解消する現象であり，ごくわずかな引き金作用によって，発達した積乱雲が形成されたり，されなかったりする．どの程度の下層収束が積乱雲を発生させるのかは非常に微妙な問題であり，下層収束の程度か− 34 −

44 −46．
8） 鈴木一志，石川裕彦，林泰一（1999）： 1998 年 8 月末東北・関東集中豪雨．日本気象学会春季大会講演予稿集．257pp．

− 35 −

9） Tao, W. K. and J. Simpson（1989）： A further study of cumulus interactions and mergers:three-

3 １９９８年８月２６日〜３１日那珂川流域の豪雨による洪水流出

dimensional simulations with trajectory analyses. J. Atmos. Sci., 46, 2974 −3004．
＊

10） 牛山素行（1998）： 1998 年８月 26 日〜 31 日に栃木・福島県で発生した豪雨災害の特徴．自然災

中根和郎

害科学，17, 237 −243．
11） 渡辺明（1999）： 1998 年８月 27 日の南東北・北関東の豪雨について．日本気象学会春季大会講演予稿集．
12） Westcott, N.（1984）： A historical perspective of cloud mergers. Bulletin American Meteorol. Soc.,

Flash Flood along the Nakagawa River Basin Caused by Torrential Rainfall
on August 26 to 31, 1998

65, 219 −226.
： Climate in a small area. University of Tokyo Press, 549pp.
13） Yoshino, M. M.（1975）

By
Kazurou NAKANEContinental Hydrology Laboratory, Atmospheric and Hydrospheric Science Division
National Research Institute for Earth Science and Disaster Prevention, Japan

Abstract
Japan's weather in the summer of 1998 was quite unusual. An anticyclone above the
Ohotsuku Sea to the northeast of Hokkaido was very strong, and an anticyclone above
the Pacific Ocean south of Japan was very weak. These conditions caused a Baiu
front to occur over a long period extending from the Hokuriku District to the Tohoku
District. Accordingly, the end of the rainy season in this region was not officiallyannounced in 1998, another unusual occurrence. Under such conditions, Typhoon
No.4 occurred on August 25 in the sea to the south of Japan. The typhoon changed
course to the north on August 27, and approached Japan. With the typhoon moving
northwards, high-temperatures and a humid air mass above the warm sea to the south ofJapan flowed into the Kanto District over a long period, and the Baiu front stagnating in
the north of the Kanto District became active. Therefore, heavy rain fell intermittently
from the morning of August 26 to the evening of 30, which caused a severe flood
disaster in the Nakagawa River basin. Specifically, record-breaking severe rain fell
locally. The maximum hourly amount of which was 90mm to 100mm was pouring
down over the upstream area of the Nakagawa River basin, where the rainfall amount fora single 3-hour period peaked at between 200mm to 280mm. The rainfall generated anenormous flash flood, causing 6 fatalities and 50 houses along the river were washedaway or destroyed. In this paper, the correlation between heavy rainfall and waterlevels at some stations in the Nakagawa River basin was analyzed and flash flood
simulation was carried out using the Tank Model. The storm runoff situation caused by＊− 36 −

防災科学技術研究所

気圏・水圏地球科学技術研究部− 37 −

陸域水循環研究室