集中豪雨時の雨粒
集中豪雨の一例

集中豪雨(しゅうちゅうごうう)とは、局地的短時間強い雨、つまり限られた地域に対して短時間に多量のが降ることを言う。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[1][2]

用語

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[3]

  • 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[4]
  • 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[5]

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」[6]、著しい災害に至った雨を「豪雨」[7] 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[5][7]

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[2]

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」[8]、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[9] 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"[10]、"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[1][11]。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[注 1]

メカニズム

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[注 2]、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[12]

にわか雨と局地的大雨・集中豪雨の違い

発達した積乱雲の例(スペースシャトルより撮影)。こうした雲の発達のほか、世代交代、移動経路などが豪雨になるかならないかを左右する。

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[注 3][13])である[14]。例えば、日本の場合は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[3]

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[注 4] の鉛直方向でのシアーが弱いときに発生しやすい[14]

降水セルの大きさはふつう、水平方向に5-15 km、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[15][16]

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[3][4]

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[3]

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[15]。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[17]

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[注 5] に発生しやすい[14][18]

また、集中豪雨の範囲は、おおむね水平方向に2-200 km(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[19]。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)[17]

マルチセルとスーパーセル

バックビルディングの模式図

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[2][18]

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[20][21]。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[22]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[23]。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[注 6] 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[23]。このメカニズムが線状降水帯を発生させる要因と考えられている。

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)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[23]

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[24][25]

メソ対流系の階層構造

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(20–200 km)、更にその中にもメソγスケール(2–20 km)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[26]

環境要因

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[16]
  • 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[16]

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。

積乱雲の発達要因

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[16]

  • 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[注 7]。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[16]
    • 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[27] 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[16][28]。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[29]
  • 上空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[注 8]。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[16]
  • 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

      メソ対流系(線状降水帯)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[30]
        • 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[31]
      • 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)[注 9] 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[33]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[2]

          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(200-1,000 km)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[2][26]

          台風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。

地域による違い

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。

海洋性と大陸性

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[33]

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[33]

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[33]

地形性豪雨

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[34]

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[35]

気候学的な違い

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[36]

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[注 10] である[36]。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[36]、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[33]

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[37]

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、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[38]

日本

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[36]

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[39]

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関東地方以西の太平洋側に多い傾向がある[40]。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[2][41]

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[42]

降水量に占める豪雨のインパクト
6・7月の日降水量階級毎の降水量への寄与度
(1951-1980年平均)[43]
階級 鹿児島市 千葉県銚子市
日数 階級毎降水量 日数 階級毎降水量
>100mm/日 1.6日 Azul.pngAzul.png200mm 0.1日 B01 (1).png10mm
50-100mm/日 3.6日 Cold10.pngCold10.pngC05 (1).pngC01 (1).png260mm 0.9日 C05 (1).png50mm
20-50mm/日 7.0日 G10.pngG10.pngG03.png230mm 3.4日 G10.png100mm
10-20mm/日 4.2日 Y05 (1).png50mm 3.9日 Y05 (1).png50mm
1-10mm/日 10.9日 M05 (1).png50mm 11.9日 M05 (1).png50mm
0.1-1mm/日 15.3日 R01.png10mm 16.8日 R01.png10mm
6・7月総雨量 約800mm 約270mm

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)[43]

観測と予測

集中豪雨を実際に観測する方法は、主に気象レーダー雨量計である[18]

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[18][44]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[45]。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、降水短時間予報降水ナウキャストの資料としている[18]

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[3]

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[44][46]

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[47]

更に現在、XバンドMPレーダーを超える性能を誇る最先端気象レーダー「マルチパラメータ・フェーズドアレイレーダー(MP-PAWR)」が、内閣府の戦略的イノベーション創造プログラム(SIP)によって開発され、2017年11月21日より埼玉大学に設置されている。 2018年7月上旬から段階的に実証実験が始まっており、ゲリラ豪雨や線状降水帯の予測実験が始まっている。 MP-PAWRの観測データは、気象庁だけでなく日本気象協会ウェザーニュースといった民間気象会社に送られ、2020年夏より本格活用が始まるとされている。

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[23]。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[48]。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[49]