集中豪雨
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。
近年では、線状降水帯の発生に大きく関与しているとされる大量の水蒸気を運ぶ現象である「大気の川」と呼ばれる地球レベルの遠隔相関作用に注目が集まっている。
降水量に占める豪雨のインパクト
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)。
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。