集中豪雨（しゅうちゅうごうう）とは、局地的で短時間の強い雨、つまり限られた地域に対して短時間に多量の雨が降ることを言う。現在の日本においては一般にも学術用語にも用いられるが、雨量などに基づいた定量的な定義はない。 日本の気象庁は以下の2つの用語を使い分けているが、一般的にはどちらも「集中豪雨」と呼ばれる。 局地的大雨 - 単独の積乱雲によりもたらされる、数十分の短時間に、数十mm程度の雨量をもたらす雨。 集中豪雨 - 積乱雲が連続して通過することによりもたらされる、数時間にわたって強く降り、100mmから数百mmの雨量をもたらす雨。局地的大雨が連続するもの。 本項ではこの両方について述べる。なお気象庁は、災害の恐れのある雨を「大雨」、著しい災害に至った雨を「豪雨」と呼んでいて、「豪雨」「集中豪雨」は過去の災害に対してのみ用い、（予報の場面などの）これから起こる大雨に対しては用いない。 学術的には、「大雨」は単に大量の雨が降ること、「豪雨」は空間的・時間的にまとまって災害をもたらすような雨が降ること、「集中豪雨」は空間的・時間的な集中が顕著な豪雨を指すとされるが、区別は明確ではない。 似たような言葉として、雨の降る範囲に関係なく短い時間に多くの雨が降る事を指す「短時間強雨」、雨の継続時間に関係なく狭い範囲に多くの雨が降る事を指す「局地豪雨」、予測が困難な突発的な大雨を指す「ゲリラ豪雨」がある。これらは、集中豪雨とされる事例に対しても用いられる場合がある。 集中豪雨の概念は各国共通のものではないが、類似語がある。英語には突然の激しい雨、土砂降りを意味する"cloudburst"、"downpour"などの言葉がある。韓国語では日本語がそのまま移入され"집중호우"（集中豪雨）として用いられている。 集中豪雨という用語が初めて公に使用されたのは、1953年8月14日-15日にかけて京都府の木津川上流域で発生した雷雨性の大雨（南山城豪雨、南山城水害をひきおこした）に関する、1953年8月15日の朝日新聞夕刊の報道記事とされている。この報道以降、主に新聞などで使われはじめ、一般語としても気象用語としても定着していった。また、用例はあったが普及していなかった「ゲリラ豪雨」という呼称は、集中豪雨が日本国内各地で続発した2008年夏以降一般に広く使用されるようになった。 一般的に、地面に対して水平方向に発達する層状の雲（乱層雲など）に比べて、地面に対して垂直方向に発達する積雲や積乱雲の方が、激しい雨（驟雨）をもたらす。これには、積雲や積乱雲の内部の対流（積雲対流）が関係している。積雲や積乱雲がもくもくと発達して急激に雲頂の高さを増すことからも分かるように、積雲対流中の上昇流の速度は他の循環による上昇流に比べて桁違いに大きく、これによって雲中で雨粒や氷晶の急激な発達が起こり、激しい雨となる。 先の説明の通り積雲や積乱雲は激しい雨をもたらすものの、そうした雨の多くは、散発的で急に降りだしてすぐ止んでしまう一過性の雨（にわか雨）である。例えば、日本の場合は夏に散発的な積乱雲が発生しいわゆる夕立をもたらすが、その多くがにわか雨で、夕立の積乱雲のすべてが集中豪雨を降らせるわけではない。 これは、にわか雨の時には、複数の積乱雲の塊（降水セル）が雑然と集まっていてそれぞれが独立的に活動しているからである。このようなタイプの降水セルをシングルセル（single cell, 単一セル）といい、雷雨の分類上は「気団性雷雨」という。上空が単一の気団に覆われていて、一般風の鉛直方向でのシアーが弱いときに発生しやすい。 降水セルの大きさはふつう、水平方向に5-15km、寿命はおおむね30-60分ほどで、雨はその中でも30分程度しか続かない。そのため、降水セルが雑然と集まっただけでは雨が長続きしない。 しかし、大気が不安定であるなどの要因で積乱雲が発達すると、雨量が増して数十分で数十mm程度に達する。このような雨を気象庁の呼び方では「局地的大雨」という。 そしてさらに条件が整うと、1時間で数十mmの局地的大雨が数時間あるいはそれ以上継続し、総雨量が数百mmに達して気象庁が呼ぶような「集中豪雨」となる。その条件は、寿命が限られた積乱雲が世代交代をして次々と発生・発達し、かつその積乱雲群が連続して同じ地域を通過することである。 局地的大雨も集中豪雨も、1つ1つの積乱雲（降水セル）の寿命は30-60分ほどであるが、集中豪雨では積乱雲が世代交代ながら連続して通過することで大雨が数時間以上に亘る。なお、特に前線や台風などで、豪雨をもたらす大気場がほとんど変化しない状況下、稀に十数時間から数日に亘って強い雨が続く場合もある。ただその場合も、雨量は例えば2-3時間の周期で増減するなど変化を示すことが知られている。 このような世代交代は、降水セルが線状あるいは団塊状にまとまるマルチセル型雷雨にみられるほか、単一の巨大な降水セル（スーパーセル）によるスーパーセル型雷雨にも見られる。マルチセル型雷雨はメソ対流系と呼ばれる複数セル間の相互作用により生じ、一般風の鉛直方向でのシアーが強いときに発生しやすい。 また、集中豪雨の範囲は、おおむね水平方向に2-200km（メソβ（ベータ）スケールからメソγ（ガンマ）スケール）程度である。日本における梅雨前線帯での豪雨でも、個々の事象は概ね100km程度である。しかし年によっては、梅雨前線による豪雨が日本列島各地を右往左往しながら数週間もの長期に亘り断続的に豪雨をもたらすことがある（例えば、昭和47年7月豪雨などがある）。 数時間にわたって強い雨が続く「集中豪雨」をもたらしうるのは、既に述べたとおり積乱雲が世代交代するマルチセル型雷雨やスーパーセル型雷雨である。 マルチセル型雷雨の分類は研究者により異なる。Bluestein, Jain（1985）はアメリカ オクラホマでの気象レーダー観測をもとに、破線（Broken line）型・バックビルディング（Back building）型・破面（Broken areal）型、埋め込み（Embedded areal）型の4種類に分類されるとした。これに対し、マルチセル・ライン（Multicell line）型とマルチセル・クラスター（Multicell cluster）型の2種に分けられるとする資料もある。小倉（1991）はBluesteinらの分類を踏まえて1980年代の集中豪雨13例を分類し、ほとんどがバックビルディング型であることを報告している。日本で発生する集中豪雨では、クラスター型も観測されているが、バックビルディング型のものが多い。 バックビルディング型とは、成長期・成熟期・衰退期など異なるステージの複数の降水セル（積乱雲）が線状に並びつつ一般風の方向に移動しており、成熟期や衰退期のセルからの冷気外出流により移動方向とは反対の風上方向に新たなセル（積乱雲）が生まれるタイプのものをいう。日本の梅雨期の事例として、加藤、郷田（2001）は1998年8月上旬に新潟県下越・佐渡で起きた集中豪雨（平成10年8月新潟豪雨）を解析し、梅雨前線上の一部で対流活動が一定以上継続すると収束が生じ、風上方向に新たなセルを生む原因になると報告している。 一方、その1998年下越・佐渡の集中豪雨では、降水帯の先端だけではなく側方からも積乱雲が湧き出す現象が観測された。小倉はこのタイプをBluesteinらの分類に倣ってバックアンドサイドビルディング（Back and Side building）型と名付け、瀬古（2001）、津口、榊原（2005）らがこれを論文に用い、日本で用いられるようになっている。 これら2つはいずれも降水セルの長径方向と一般風の風向が近いものだが、降水セルの長径方向に対して一般風の風向が直角のマルチセルも存在する。これは一般的にはスコールラインと呼ばれるが、瀬古（2010）、草開ら（2011）は先述の名付け方に倣う形でスコールライン型と呼んでいる。 100-300km程度の大きさの積乱雲の大きな塊を雲クラスターという。熱帯ではよく見られるほか、東アジアの梅雨前線帯や北アメリカでも見られる。北アメリカのものは特にメソ対流複合体（Mesoscale convective complex）と呼ばれて研究が行われている。雲クラスターは更にメソβスケール（20-200km）、更にその中にもメソγスケール（2-20km）の対流システム（メソ対流系）があり、階層構造を持っている。これらの系は、大きな系が小さな系を強化させる時もあれば逆もあり、相互作用を持っている。 基本的要因は次の通り。 数時間続くような「集中豪雨」の環境要因 上空の一般風が強く鉛直方向にシアーがあること。一般風が強いと線状のメソ対流系が発達する。 1時間以内の継続時間で時間雨量100mmを超えるような猛烈な「局地的大雨」（いわゆる「ゲリラ豪雨」）の環境要因 上空の一般風が弱く、かつ下層に相当温位が非常に高い領域があること。積乱雲が急速に発達する。一般風が弱いのは通常のにわか雨と同じ環境で、メソ対流系の様な組織化はあまり見られない。 集中豪雨が起きるとき、積乱雲が発達し、それがメソ対流系を形成して積乱雲が世代交代しながら同じ地域を連続して通過するような環境要因がいくつか挙げられる。次より3セクションに分けて説明する。 積乱雲が発達する環境要因として、以下が挙げられる。すべてが揃わなくとも、例えば下層の相当温位が非常に高いときには上空に寒気が無くても積乱雲が発達するような場合がある。 下層の相当温位が高いこと 相当温位が高い（=暖かく湿った）大気が流れ込むことを暖湿流の流入という。相当温位が高い領域では、下層の収束などの働きで上昇気流が起こったときに、積乱雲が発生しやすく発達しやすい。また、相当温位が高いほど雲底高度が低くなり、冷気域の広がりが抑えられる働きによって、積乱雲の世代交代が通常よりも親雲に近いところで起き、雨雲の移動が抑制される傾向にある。 なお、湿舌といって細長い舌の様な形をした相当温位の高い領域が現れることがあり、集中豪雨と関連があることが知られている。ただし、高度約3,000m（700hPa面）や約1,500m（850hPa面）における湿舌に限ると対流活動が活発な領域を示しているに過ぎず、積乱雲が発達しやすい領域（集中豪雨が発生する可能性がある領域）はその南側に分布する。一方、高度約500m（950hPa面）に限る場合は積乱雲の発達が始まる層で相当温位の高い領域を直接示しており、積乱雲が発達しやすい領域に重なる。日本付近では、高度約500mで相当温位355K以上の領域では集中豪雨が発生する可能性がある。特に、梅雨前線帯の集中豪雨の場合は、湿舌や下層ジェットが現れることが多い。 上空に寒気や乾燥した大気の流入があること 上空の大気が周囲より冷たかったり乾燥していたりすると、下層の収束などの働きで上昇気流が起こったときに、積乱雲が発生しやすく発達しやすい。上空では高緯度からの寒気が移流することがあるほか、気圧の谷が通過した時に下層からの乾いた上昇気流により気温が低下したり、高渦位域（寒冷渦）が通過した時に気温が低下したりする。 下層に収束があること 下層（地表から上空1,500m付近までの対流圏下部）に収束があることで、上昇流が発生し、積乱雲の発生・発達を促す。収束を発生させるのは、前線帯のほか、山脈などの地形による強制的な上昇流もがある。 メソ対流系の形成に関わる環境要因として以下が挙げられる。 バックビルディング型の環境要因 下層と中層の風向が同じで、下層が弱く、中層が強いこと。下層では積乱雲消滅期に冷気域ができ、これに乗り上げる形で風上に上昇流ができて新たな積乱雲が発生する。下層の風が弱く冷気域の広がりが抑えられていればこれがほとんど移動しないため、長時間同じ所から雲が湧き続ける。一方、中層の強い風によって積乱雲本体は同じ方向に流されるづけるので長時間同じところに雨が降り続けることになる。 下層と中層の風向が正反対であること。この場合でも長時間同じ所から雲が湧き続け、同じ所に雨が降り続ける。ただし、あまり起こらない。 バックアンドサイドビルディング型の環境要因 下層の風向が、中層の風向に対して直角に近い方向であること。 スコールライン型の環境要因 下層と中層の風向が正反対であること。 一般的な天気図で確認できる総観スケールの現象では、前線、熱帯低気圧（台風）、温帯低気圧、寒冷低気圧（寒冷渦）の付近で激しい雨が起こりうる。 前線の場合、前線面が地面に対して垂直に近い角度をとっているところの上空で、強雨をもたらす積乱雲が発達しやすい。これは前線を覆う幅の広い層状の雲の先端部で起こることが多い。寒冷前線付近に収束線や暖湿流が重なると積乱雲が発達しやすいが、温暖前線付近、例えば梅雨前線帯の低気圧に付随する温暖前線で集中豪雨が起こる例もある。 梅雨の時期には、東アジアを横切る梅雨前線帯の中、よく報告されている例では中国大陸付近で雲クラスターができ、これが東に進んでサブシノプティックスケール（1,000km程度）あるいはメソαスケール（200-1,000km）の低気圧に発達する過程で、その中の発達した積乱雲が集中豪雨をもたらすパターンがよくみられる。雲クラスターは気象衛星の雲画像で明瞭に確認できるが、集中豪雨が発現するのはその中の限られた部分である。 台風や熱帯低気圧はそれ自体が相当温位の高い空気で構成されており、前線に近づくと集中豪雨を起こしやすい。また台風は移動速度が速いため全域で集中豪雨となることは少ないが、スパイラル・バンドや外縁部降雨帯の積乱雲が連続して通過すると集中豪雨になりやすい。 降水の特性は気候により大きく異なる。ここでは世界の豪雨の特徴について述べるが、どの程度の雨量から豪雨となるかの認識が地域により異なることにも留意が必要である。 積雲対流は、凝結核が少なく過飽和度が高い海洋性と、反対に凝結核が多く過飽和度が低い大陸性に分けられる。海洋性は主に暖かい雨（凍結しない雨）のプロセスで雨粒が急速に成長し、高度10km以上に発達し激しい雨を降らす雲でも、下層で雨粒が発達する。ただし、特に貿易風帯では、上空に逆転層が発達するため雲の発達が抑えられ、高度2-3km程度までしか雲が発達しない例が少なくない。しかし、このような背の低い雲であっても、海洋性の場合は雨粒の発達が速いため時間雨量100mmに達するような猛烈な雨になる。 大陸性は主に冷たい雨（凍結する雨）のプロセスで雨粒が成長し、雲の上方でできた氷晶が上昇気流により落下と上昇を繰り返し霰として成長した後、融けて雨粒として落下する。海洋性と違い、大陸性は上空高くまで発達しなければ激しい雨とならない。高度5km程度まで雲が発達しても時間雨量10mm程度とする文献もある。 他方、気団の状況によって下層が海洋性、上層が大陸性となる場合があり、このときは下層で急速な雨粒発達、上層で霰の発達という2つのプロセスが同時に進行して激しい雨となる。 周囲との高低差が大きい山脈の風上側斜面では、そのさらに風上にある平地に比べて雨量が多くなることが知られている。日本においては、山脈の南側斜面に多い。例えば昭和38年台風第9号による四国の総雨量を見ると、高知平野は200-400mmの地域が分布しているのに対して、四国山地はほとんどが400mm以上で1,000mmを超える地点もあるなど、明らかな差が出ている。 また、特定の地域特有の線状降水帯が現れ豪雨となることがある。鹿児島県西方沖の甑島列島から伸びる「甑島バンド」、長崎県南部の諫早平野から伸びる「諫早バンド」、長崎県南端の長崎半島から伸びる「長崎バンド」などが知られている。いずれの地域も起伏があることから地形の影響により積雲対流が生じているのではないかという仮説が立てられているが、数値モデルによるシミュレーションにおいて肯定する報告もあれば否定する報告もあるなど、はっきりとは証明されていない。 熱帯雨林が広がる地域では熱帯収束帯（ITCZ）に沿う活発な積雲対流による激しい降水が一年を通して見られる。一方、雨季と乾季がある熱帯サバナなどの地域では熱帯収束帯に入る雨季に同じような降水が見られる。緯度20-35度付近の中緯度の大陸東側では、夏季は亜熱帯高気圧の西縁となるため湿った南風により大気が不安定となり時折激しい降水がみられる一方、冬季は寒帯前線の南下により温帯低気圧が通過し稀に激しい降水が見られる。また緯度40-55度付近の高緯度の地域では寒帯前線に沿う温帯低気圧の活動が活発で稀に激しい降水が見られる。 また、雷雨の発生頻度からみても、熱帯雨林や熱帯サバナ地域では頻度がかなり高いほか、中緯度の大陸東側でも頻度が高い。前者は大気の不安定度が高く積雲対流が発達しやすいため、後者は特に夏季に対流圏下層で暖湿流が流れ込んで大気が不安定化しやすいためである。一方、海洋は前述と同じ緯度帯にあっても雷雨の頻度が少ないが、その原因として海洋では積乱雲中での霰の形成が活発ではないこと（雷は霰の形成に密接に関わっている）が挙げられる。 単位時間当たりの降水量の極値で見ると、地球上では日降水量は約2,000mm、1時間降水量は約400mm、10分間降水量は約150mmがそれぞれ限界と考えられている。なお、数日間から1日間の極値は熱帯の地域、1日間から1時間の極値は亜熱帯の地域であるのに対し、1時間から1分間の極値は熱帯から中緯度まで様々な地域で記録されている。 激しい雨の時の大気場についても気候による差が見られる。日本では積乱雲の内外に亘って対流圏内が広く湿潤な場合が多い一方、大陸、例えばアメリカのテキサス州などでは対流圏内が全層に亘って乾燥していて雲域だけが湿潤な場合が多く、この環境で生じる積乱雲は雲頂高度が15kmにも達することが珍しくなく、大きな雹、メソハイの発達、強い下降気流など日本とは異なる特徴を有する。よって、気候の異なる地域の豪雨を扱う際には注意が必要である。 日本における集中豪雨は、発生時期で見ると梅雨の時期、特に梅雨末期が多い。 また、梅雨明け後の盛夏期を中心に、太平洋高気圧の西の辺縁部で集中豪雨が起こる例がある。これは、この時期に多く現れる、高温高湿な東南アジア方面の熱帯モンスーン気団が暖湿流として高気圧沿いに流れ込む大気場において、何らかの要因で収束が生じると積乱雲が発達し豪雨となるためである。なお、上空の気圧の谷通過など別の要因がある場合もある。 地域的には、年間を通して見ると、1時間程度の短時間の局地的大雨は日本国内で広く見られる一方、1日程度続く長時間の集中豪雨は暖湿流が流れ込みやすい九州や関東地方以西の太平洋側に多い傾向がある。梅雨期に限ると、集中豪雨は西日本に多いが、東日本などでも起こらないわけではない。 単位時間当たりの雨量の極値で見ても、10分間雨量は国内どこも近い値であり差が小さい一方、1時間雨量は差が現れ始め、1日・24時間雨量になると南の地方ほど多く特に南側の斜面沿いの地点で多くなる傾向が顕著になる。これは、10分程度の短時間の雨量は単一の積乱雲に起因することに対して、長時間の雨量は積乱雲の連続通過に起因するためである。なお、10分間雨量の極値は可降水量に近い値になると考えられており、日本では40-50mm程度と考えられている。 大雨による降水はその地域の水環境に大きな影響力を持っている。大雨となる日数は少なくても、降水量に占める大雨の割合は高く、数か月間や年間といったより長い期間の期間降水量が大雨に大きく左右されるためである。その影響力は、降水量を一日を単位とした値（日降水量）により階級区分し、各階級に区分される日数の比率と、各階級の期間降水量に対する寄与度とを対比することで理解できる。例えば、日本の大部分で雨量が多い梅雨期（6-7月）に実際に降水量が多い九州・四国・本州についてみると、当該2か月間の降水量は、わずか数日間でその1/2が集中している。右表の鹿児島を例に説明すれば、期間降水量は800mmだが、5.2日間（日数で約8.5%）で全体の1/2以上を占める460mmの雨が降り、わずか1.6日間（約2.6%）で全体の1/4に当たる200mmの雨が降っている（日数、降水量はともに30年間平均の平年値）。 集中豪雨を実際に観測する方法は、主に気象レーダーと雨量計である。 日本においては気象庁が、降水強度のみを観測するこれまでのCバンド降雨レーダーに代えて、降水強度の分布と降水域の風の両方の観測に適したデュアル・ドップラー・レーダー（Cバンド）を2013年までに国内全域に整備し、集中豪雨を含めた降雨の観測と予報に利用している。さらに、2000年代からは都道府県・市単位での高密度観測に適したXバンド降雨レーダーが都市部で主に下水処理管制の目的で運用されはじめ、国土交通省が集中豪雨対策で整備を行っているXバンドMPレーダーがカバー範囲を広げつつある。このほか、雲の観測に適したKaバンド降雨レーダーやWバンド降雨レーダー（雲レーダー）も研究用に運用されている。京 (スーパーコンピュータ)での予測研究も進められており、平成29年には半日以上前に発生地域を50%から70%の確率で予測する基礎技術の開発に成功した。2020年頃の実用に向けている。 レーダーは雨雲や降水強度の空間的分布を細密に観測できる半面、帯域にっては強雨時に減衰が強いため観測範囲が狭くなってしまったり、従来の非偏波レーダーは小さい雨滴が高密度で存在すると強度を過大評価してしまうなどの欠点がある。一方雨量計は、レーダーに比べると正確な値が得られる半面、設置箇所が限られ空間的な把握には弱いという欠点がある。この2つの観測方法の欠点を補う方法として、レーダーによる観測データと雨量計の観測データを統合解析する方法がある。日本では気象庁がこの方法を用いて「解析雨量」を求め、降水短時間予報や降水ナウキャストの資料としている。 気象庁の「解析雨量」に用いられているデータとしては、レーダーは気象庁の20基と国土交通省の26基の計46基（2009年時点）、雨量計は国内約1,300か所のアメダス観測所に加えて、国土交通省や各都道府県などが設置している数千か所の雨量計が用いられており、合計約9,000か所（2009年時点）に上る。 XバンドMPレーダーは定量観測範囲（降雨減衰を受けない信頼できる値が期待できる観測半径）が60kmと、従来の気象庁のCバンドレーダーの120kmより狭い。しかし、分解能は250m（地図上で雨の強度を表現する格子の細かさ）でCバンドにおける分解能1kmの16倍相当ときめ細かい。またCバンドは5分間隔であるのに対して1分程度の高頻度観測が実現でき、さらにコヒーレント二重偏波を用いて雨滴の大きさによる誤差を除去し雨量計補正を不要としている。これにより、Cバンドでは難があった、個々の積乱雲による局地的で短時間の強い雨を迅速に観測する技術が向上した。この観測データは試験運用ながら「XRAIN」として国土交通省がホームページで公開している。 さらに気象庁は、約1時間後までの強い雨の高精度予測を行う「高解像度降水ナウキャスト」の発表を2014年8月に開始した。降水ナウキャストの16倍に相当する分解能250m・5分間隔での降雨強度分布を示し、さらに今後30分以内に強い降水が予想される領域や雷や突風の危険度が高い領域（竜巻発生確度2以上、雷活動度4以上）を併せて表示するシステムで、パソコンやスマートフォンなどでの利用を想定している。この技術は、2012年から2013年にかけて分解能を250mに精細化したドップラーレーダーやXバンドMPレーダーの観測データと高層観測による上空の気流のデータを用いている 衛星画像においては、集中豪雨域に白く輝き先端の尖った逆三角形の雲が現れる事がある。これをテーパリングクラウド（にんじん状雲）と呼ぶことがあり、先端部では集中豪雨になる事が知られている。この雲はバックアンドサイドビルディング型のものによく出現する。ただし、気象衛星の観測は30分や1時間間隔であり、集中豪雨の迅速な予測には向いていない。 わが国の気象用語としての豪雨の表現基準としては以下のとおりである。 弱い雨　1時間当たり 〜3mm（小雨を含む） やや強い雨　1時間当たり 10mm〜20mm 強い雨　1時間当たり 20mm〜30mm 激しい雨　1時間当たり 30mm〜50mm 非常に激しい雨　1時間当たり 50mm〜80mm 猛烈な雨　1時間当たり 80mm〜 猛烈な雨でも、特別警報に匹敵する集中豪雨である場合には、「50年（ないしは数十年）に1度の値規模に相当する大雨」、さらには「経験したことがないような大雨」と表現することがあり、短時間に数百mm（数m）以上、累積雨量でも数千mm（数km）以上もの大雨が観測される（た）恐れがあるとして、最大級の警戒をするように呼びかける。 地形などによって傾向は異なるが、集中豪雨をはじめとした大雨では、河川氾濫による洪水、堤防に守られた陸地内での増水による浸水（内水氾濫）、山の斜面が層ごと一気に崩れ落ちる山崩れ、山の斜面が層ごとゆっくり崩れ落ちる地すべり、斜面や崖の一部が崩れ落ちるがけ崩れ、川の急な出水（土砂を伴う土石流と水分が多い鉄砲水がある）による害、浸水後低地などに水が溜まって長期間湛水・冠水することによる害、強い雨の落下や多量の雨水が土壌を流失させる害、集中豪雨をもたらす積乱雲による竜巻などの突風や落雷、その他の被害が起きる。日本では治水施設や防災体制の整備が進んだことから、大雨による災害は戦後大きく減少した一方、中小河川の氾濫や土砂災害の割合が増し、施設被害や地下の浸水が顕著な都市型水害が増加している。 防災上の注意点として、1時間以内で終わるような局地的大雨でも、雨量が一時的に河川や排水路の能力を超える一過性の洪水となって、被害が生じる場合は少なくない事が挙げられる。特に、大雨や洪水の注意報や警報が発表されない段階で急な増水となって、状況変化に対応できずに被害が生じる場合がある。例えば2008年8月初めに起きた東京都豊島区雑司ヶ谷の下水管増水による事故では、大雨注意報の基準に達しない段階で事故が起きている。 大雨は水害や土砂災害などをもたらすが、「局地的大雨」や「集中豪雨」では、その変化が突発的であることが大きな特徴である。例えば2008年7月末に起きた神戸市都賀川の増水による事故（都賀川水難事故）では、急峻な地形の影響から10分間で1m30cmという急激な速度で水位が上昇し事故に至っている。こうした急な大雨に対しては、早期の正確な予測が求められる一方、技術的に困難であるという課題がある。 ここでは日本における例を挙げて説明する。2008年の集中豪雨の頻発を受けて、気象庁や内閣府は「局地的大雨」や「集中豪雨」に関する情報の利用方法を解説している。これによると、雨の影響を受ける行動（例えば、川にレジャーに出かけるなど）までの猶予時間に応じて、適切な種類の気象情報を利用することが推奨されている。 気象庁が発表する防災気象情報の場合、具体的には以下のような利用が推奨されている。 行動の前日や当日朝（数時間前） - 行動予定の地域における「天気予報」の内容や「警報・注意報」の発表状況に注意する。行動する地域だけではなく隣接する地域の予報も入手できれば更によい。雨や雷の予報が出ていたり、「大気の状態が不安定」「天候が急変するおそれがある」などの文言がある場合は、集中豪雨を含めた雷雨になる可能性があることを把握しておく。数時間前の段階では予報の精度が上がるので、雷や不安定な天気が予想される時間帯、雨の可能性が高い時間帯には計画を変更する検討も必要。 行動の直前 - 行動予定の市町村や隣接市町村における「警報・注意報」の発表状況、気象レーダーの観測値や「降水短時間予報」などの予測値に注意する。大雨注意報・警報や雷注意報が発表されている場合、行動予定地域周辺に強い雨雲（例えば、土砂降りに相当する20mm/時間など）が観測・予測されている場合は、計画を変更したり、天気の変化に注意しながら行動することが必要。 行動中 - 行動予定の市町村や隣接市町村における気象レーダーの観測値や「降水ナウキャスト」などの予測値に注意する。行動予定地域周辺にもうすぐ（概ね1時間以内程度）雨が移動してくると予測されている場合は、行動を中断するか、天気の急変にすぐに対応できるよう行動を変えることが必要。行動中も自ら空の様子を確認することが推奨され、積乱雲接近の兆候がある場合は、前述同様の対応を取ることが必要。 積乱雲が接近してきたとき、特に注意すべき場所がある。 渓流の中や中州、河川敷などの川のそば - 急な増水の恐れがあるため、川のそばや隣接する低地から離れる必要がある。水の色が濁る、木の枝が流れてくるといった増水の兆候や、ダムの放流に伴うサイレンの音などに注意することも必要。 地下室、アンダーパス（地下式の交差道路）などの周囲よりも低いところ - 浸水した道路では、濁った水により足元が見えないため側溝や蓋の開いたマンホールなどに注意が必要なほか、車の浸水時に水圧によりドアが開かなくなることがあるので注意を要する。地下室では、豪雨や浸水に気づくのが遅れること、停電が起きパニックに陥る可能性があることなどに注意が必要。 なお上記に加えて、著しい集中豪雨の時には臨時の「気象情報」として以下のような情報が発表される。 「記録的短時間大雨情報」 - 数年に一度という、災害につながるような記録的な雨量を観測した場合に発表される。 「土砂災害警戒情報」 - 雨により土砂災害の危険が高まった時に発表される。市町村が避難勧告などを発令する目安となる。 見出しのみの短文で伝える「気象情報」 - 「気象情報」の形式を変更したもので、大雨や洪水の重大な災害が差し迫っている場合に発表される。2012年6月27日から運用開始。 河川の氾濫による洪水に関しては、河川ごとに流量や水位を交えて危険レベルを示した「○○川はん濫発生情報」などの洪水予報（指定河川洪水予報）が一般にも発表される。これは一般市民向けと水防活動用を兼ねているもので、はん濫注意情報、はん濫警戒情報、はん濫危険情報、はん濫発生情報の4種類がある。このほか、水防活動専用の情報として水防警報がある。 土砂災害に関しては予めいくつかの種類の危険区域が指定され、規制が行われている。法的に厳しく規定されている土砂災害警戒区域（土砂災害防止法）、砂防指定地（砂防法）、地すべり防止区域（地すべり等防止法）、急傾斜地崩壊防止区域（がけ崩れ防止法）のほか、それを補完する土砂災害危険箇所（土石流危険渓流、地すべり危険箇所、急傾斜地崩壊危険箇所）がある。 災害の際には土砂災害に関する危険区域の指定漏れや周知不足が問題になることがある。他方では予報や警報・注意報の周知不足も問題となることが多い。加えて、雨粒の反射等により視程が損なわれるほか、ゴーゴーと滝のように響くことから周囲の音も聞き取りづらくなる。そのため集中豪雨の最中には、気象警報の視聴などの情報収集や適切な状況把握が妨げられることがある。 また、集中豪雨に限らず大雨災害全般に当てはまるが、避難のタイミングや方法、場所が適切でなかったことにより被災する例が多数ある。河川の堤防付近の家屋の住民が避難の機を逸して氾濫に巻き込まれたり、冠水した避難路を車で避難して被災したり、河川などがある避難路を通って避難し被災したり、結果的に自宅の2階に逃げれば助かった物の避難所に避難したことで被災したりといった事例がある。こうしたことから、普段から避難経路や避難先を把握しておくとともに、その時の状況やこれからの災害の進展の見通しに合わせて適切な避難行動を選ぶ必要があるとされている。 気象庁の観測統計によれば、日本におけるアメダス1000地点あたりでの時間雨量50mm以上の雨の回数は1976-1986年に160回だったものが1998-2009年には233回になっていて、+45%と明らかな増加を示している。また、同じく時間雨量80mm以上の雨の年間平均発生回数は1976-1986年に9.8回だったものが1998-2009年には18.0回になっていて+80%と更に急激な増加を示している。 確実に増していると考えられる集中豪雨であるが、この時間スケールにおいてはいくつかの気候変動周期（レジームシフトなど）が存在するため、地球温暖化との相関性が明らかとはいえない。 2011年、日本気象協会は「総雨量2000mmの時代を迎えて」と題する見解を発表した。平成23年台風第12号は高知県東部に上陸しても時速10km/hと進行速度は上がらず、紀伊半島南部で記録的な1時間雨量と累計雨量をもたらした。これらを受け、同協会は台湾付近と日本の南海上は海面水温に2度近く差があるが100年後をシミュレーションした予測結果によれば日本の南海上の海面水温は台湾近海並みに上昇した水温となり、台風の進行速度や海面水温を考慮すれば日本も台湾と同様に総雨量2000mmを超える大雨を想定した対策が必要としている。 以下、日本における過去の顕著な集中豪雨被害を挙げる。 小倉義光 『一般気象学』第2版、東京大学出版会、1999年 ISBN 978-4-13-062706-1 二宮洸三 『豪雨と降水システム』、東京堂出版、2001年 ISBN 4-490-20435-3 新田尚、伊藤朋之、木村龍治、住明正、安成哲三（編） 『キーワード 気象の事典』、朝倉書店、2002年 ISBN 4-254-16115-8 京都大学防災研究所「防災Q&A 水害」 瀬古弘「中緯度のメソβスケール線状降水系の形態と維持機構に関する研究」、気象庁、『気象庁研究時報』62巻1-3号、1-74頁、2010年、NAID 40017343405 ^ 平成20年8月末豪雨、2008年夏の局地的荒天続発を参照。 ^ 例えば、Battan and Theiss（1966）はアメリカ西部で発生した積乱雲の鉛直ドップラー・レーダー解析から、最盛期には対流圏上層で20メートル毎秒（m/s）という地上の強風に匹敵する上昇流を観測したと報告している。 ^ 冬の日本海側でこのような雨が断続的に続くものはしぐれと呼び分ける場合もある。 ^ 地表の摩擦の影響を受ける地上付近の風に対して、摩擦の影響が少なく大局的な気圧配置の影響に支配される上空の風を一般風という。 ^ 鉛直方向のシアーが強いということは地上付近と上空の風向が異なる事を意味する。積乱雲が発生するためには地上付近に暖かく湿った空気の流れがあって、かつ大気が不安定であることが必要である。大気が不安定になるためには、気温や湿度（水蒸気量）の差が大きくならなければならない。地上から上空まで同じ風向では、地上も上空も暖かく湿った空気が占めてしまい、不安定度はあまり大きくない。一方風向が異なると、例えば地上は暖かく湿った空気、上空は冷たく乾燥した空気という構造で不安定度が大きくなり、積乱雲が発達する。 ^ 積乱雲の成熟期や衰退期には、氷晶・雨粒が空気を押し下げるとともに空気から昇華熱・気化熱を奪い、冷たい下降気流を生み出す。これを冷気外出流（cold outflow）といい、この強いものをダウンバースト、持続性のものをガストフロントという。冷気外出流は寒冷前線と同様に地面を這うように周囲に広がるため、そこにある暖気を押し上げて強制的に上昇気流を作り、雲を生む。 ^ 「積乱雲が発生しやすい」とは、自由対流高度（LFC、積乱雲が外部からの上昇気流ではなく自身の浮力で発達し始める高度）が低く、通常より弱い上昇気流で積乱雲が発生することを意味する。また「積乱雲が発達しやすい」とは、中立高度（LNB、積乱雲が浮力を失い発達が弱まる高度）が高く、通常より大きなエネルギーで積乱雲が発達する事を意味する。 ^ 暖湿流の流入と同様に、中立高度（LNB）が高くなって積乱雲が発達しやすくなる。また、潜在不安定が発達する場合があり、その時には通常より弱い上昇気流で積乱雲が発生するため、積乱雲が発生しやすくなる。 ^ メソスケールの場合もある。 ^ アメリカでは、下層への暖湿移流と中層への寒気移流が重なるものをdifferential advectionといい、雷雨の典型的なパターンとされている。 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