ジュニア防災教室 － 自然災害をまなぶ
Ⅱ 大雨・強風災害
大気中に含まれる水蒸気がひじょうに細かい水滴（高空では氷の粒）に変わると雲となり，この水滴が集まって大きくなると，雨となって落ちてきます．水蒸気を水滴に変えるのは気温の低下です．大気が含むことのできる最大の水蒸気量は気温が低下するほど少なくなるので，含まれる水蒸気の量が同じでも，気温の低下に伴って湿度は高くなり，飽和すると（湿度100％を超えると），その超えた分の水蒸気が水滴に変わります．気温低下の主な原因は，大気の上昇に伴う断熱冷却です．上昇すると気圧が低くなるので大気は膨張し，この結果として気温が低下するからです．
大まかな目安として，1年に降る雨の10％程度が一度に降ると災害になります．この雨量は，北海道でおよそ100mm，西日本の太平洋岸で200～300mmです．このような大雨は，多量の水蒸気が急速に水滴に変わることによって起こります．水蒸気を水滴に変える働きをするのは上昇気流ですから，水蒸気を多量に含む大気が速く上昇すると，強い雨になります．しかし，雨量が多くなるにはそこにある水蒸気の量だけでは不十分で，周りから湿った大気が流れ込む必要があります．つまり，強い上昇気流と周りからの継続的な水蒸気供給との組み合わせが，大雨の発生条件です．
上昇気流には対流性，地形性，収束性があります．暖かい空気は軽いので浮力によって上昇します．もし上昇していった先の気温がより低くて重いと，上昇はさらに続きます．すなわち，大気の下層と上層との気温差が大きいと不安定な状態となり，強い上昇気流が生じやすくなるのです．このような対流不安定状態は，夏の強い日射により地面が熱せられることでも生じますが，季節に関係なく大規模に起こるのは，上空への寒気の流入です．これは背の高い積乱雲をつくり強い雷雨を降らせます．
山があると気流はその山腹に沿ってはいあがります．これは地形性の上昇気流で，風上斜面に雨を降らせます．台風による雨がしばしば紀伊半島・四国・九州の山地の南東斜面で多くなるのは，この地形効果によるものです．
ある場所に違った方向から風が吹き込んできてぶつかると（収束すると），そこが収束性の上昇気流の場所になります．低気圧は，気圧が低くて周りから大気が集まり上昇するという，収束性の上昇気流が生じるところです．
雨の源となる水蒸気の供給源は海です．日本では南方海上からの暖かく湿った気流，いわゆる湿舌が，多量の水蒸気を継続的に送り込む働きをしています．南方海上に台風があると，ここから太平洋高気圧の縁に沿って湿った気流が日本列島に流れ込みやすくなります．このとき，日本付近に前線が停滞し低気圧がその上を移動しているというような状態にあると，大雨になります．
数十km四方以下という比較的狭い範囲に，3～4時間で150～300mmといったような強さで，時間的・場所的に集中して降る雨を，一般に集中豪雨と呼んでいます．このような激しい雨は，強い上昇気流により背が高く発達した積乱雲が，いくつも引き続いて襲来することによって生じます．雨は激しい雷雨となり，断続的に強く降ります．雲の背が高いので，日射がさえぎられて昼間でも真っ暗になります．
多くの場合，集中豪雨は積乱雲の世代交代のしくみで起こります（図9）．積乱雲中の強い上昇気流により水蒸気が水に変化して生じた雨滴は，合体して大きく成長し上昇気流にうちかって，やがて落下しはじめます．落下する雨滴は空気を引きずりおろして下降気流をつくります．この気流中では雨滴が蒸発して温度が下がるので，冷たい下降気流が生じます．この下降気流は周りに吹き出し，流入してきた暖かく湿った空気とぶつかって，隣に新たな上昇気流をつくり，積乱雲を新しく成長させます．最盛期を過ぎると積乱雲中の上昇気流はしだいに弱まるので，一つの積乱雲の寿命はほぼ1時間以内ですが，こうして子から孫へと積乱雲が自動的につくられていく条件がある場合に，強い雨が続きます．
アメダス，気象レーダーおよび気象衛星を使用して，大雨の観測と予報はおこなわれます．アメダスの観測地点は全国に約1300ヵ所あり，平均の間隔は17kmです．気象庁のレーダーは全国で20基あり，それぞれが直径300kmほどの範囲をカバーし，即時に雨雲の分布を示します．気象衛星は赤道上を周回する静止衛星で，地球の半分近い範囲についての雲や水蒸気の分布などを示します．レーダーは，電波の発信と受信を高速度で繰り返し，雨滴などの物体に反射してもどってきた電波の強さを明るさに変え，その分布を映像として示す装置です．
大雨警報・暴風警報などの気象警報は，重大な災害が起こるおそれがあることを警告をする予報であり，雨量や風速などがある基準を超えると予想される場合に発表されます．この基準は，過去の災害時の気象状況にもとづいて地域・地区ごとに定められており，大雨警報では1時間雨量50mmや3時間雨量80mmとされている場合が，全国的に大多数です．
雨量がこの基準を超えるという判断は，アメダスと気象レーダーの観測データにもとづく降水短時間予報によりおこなわれます．レーダーから発射され雨滴に当たってもどってくる電波の強さは，雨滴の粒径の6乗にも比例し雨水の総量をそのまま示さないので，アメダスの実測値などにより受信電波の強さを補正して，実際の雨量に相当するものに直しています．これは解析雨量と呼ばれます．降水短時間予報は，過去および現在の解析雨量が示す降雨域の動きなどから，6時間先までの雨量分布を予測するものです．記録的短時間大雨情報は，基準とした激しい雨（数年に1度程度しか起こらないような大雨）を観測したり解析したりしたときに発表されます．
土砂災害警戒情報は土壌雨量指数を発表基準にしています．土砂災害の発生には，浸透して地中にとどまっている雨水の量が関係します．そこで，地中を穴の開いたタンクになぞらえ，上から解析雨量と今後予想される雨量をインプットして，各時点にタンク内にとどまっている水分量を計算し，土砂災害の危険にかかわる土壌雨量指数としています．洪水警報は，流域をやはり穴あきのタンクにモデル化して下流への流出量を示す流域雨量指数を計算し，発表の基準にしています．
水害を発生させる限界の日雨量は年平均降水量の10％程度なので，北海道で100mm，関東・東海で150mm，南九州で200mmほどになります．これはおおよその目安であり，水害の種類によりその降雨強度（ある一定時間内の雨量）は違います．大流域の河川の洪水では最大2日雨量など長時間の雨の総量が関係し，流域が小さくなるほどより短時間の降雨強度に支配されるようになって，都市域の内水氾濫では1時間程度の降雨強度が，土砂災害では2～3時間程度の降雨強度およびそれに先行する降雨の量が関係します．噴火直後の火山における泥流では10分間程度の強雨の強さがその発生にかかわります．
その地域の降雨データの長期間統計値にもとづいて，ある強さの雨が何年に1回起こる規模のものか，あるいはある期間に予想される最大の降雨強度はどれだけかという確率的な値が求められます．これは，再現期間あるいは確率降雨と表現され，大雨の頻度・強度をより正しくあらわす値になります．堤防などの河川施設はこの再現期間にもとづいて建造されています．
台風やハリケーンなどの熱帯低気圧は直径数百kmほどの大気の渦で，そのエネルギー源は熱帯・亜熱帯の海域の暖かい海水のもつ大量の熱です．この海域はほぼ偏東風（貿易風）の地帯であり，大気の渦はその波動によって発生し成長します．渦の中心には周りから気流が集まってきて上昇し，断熱膨張により水蒸気が水滴に変わって海水から得た大量の熱エネルギーが放出され，渦がさらに発達していきます．
熱帯低気圧の発生には高い海水温の条件に加え，大気を回転させるもととなるコリオリ力が必要です．コリオリ力は地球の自転により生じる力で，その大きさは緯度の正弦（サイン）に比例し，赤道ではゼロです．したがって低緯度では大気の波動をつくる力が弱いので，赤道から緯度10°ぐらいまでのところでは，海水温は高くても熱帯低気圧はほとんど発生しません．
さらに海流の条件により，熱帯低気圧は海洋の西部で多く発生します．北半球における大洋の中・低緯度域では，コリオリ力の作用により時計回りの海流が流れます．したがって大洋の西部では海流は低緯度から高緯度へ向かうので，暖流（黒潮など）が流れます．この結果として大洋西部ではより高緯度まで海水温度が高くなるので，熱帯低気圧が多く発生し，また衰えずに進行します．
太平洋西部の低緯度海域（主としてフィリピン東方海域）で発生した台風は，黒潮に沿い勢力を維持・拡大しながら北上して，日本列島に来襲します．発生域を吹く偏東風に流され亜熱帯の太平洋高気圧の西縁をまわり込むようにして北西に向かい，北緯25度付近 （ほぼ沖縄の緯度） にある亜熱帯高圧帯の気圧の尾根を越えると，偏西風に流され速度をしだいに増して北東に向かう，というのが典型的なコースです．したがって台風の経路は，太平洋高気圧の位置と勢力および上空の気流の状態に左右されます．
台風内の大気には，気圧傾度力，コリオリ力，遠心力，摩擦力の4つの力が作用しています．このうち中心との気圧差（気圧の傾き）により生じる気圧傾度力が基本的な力であり，これによって大気は台風中心の方向に動かされます．しかし大気が運動すると，その運動の右方向に働くコリオリ力が作用するので，運動は右にそらされます．さらに渦の回転による遠心力が加わって，結局のところ，等圧線の接線の方向に左回り（反時計回り）で吹くことになります．これは高空の場合ですが，地表近くでは地面との摩擦力が運動の反対方向に作用します．これらの力の合成および釣り合いの結果として，等圧線と約30度の角度をもち，反時計回りに内側に向かってらせん状に吹きます．このため台風の雲は左巻きの渦巻き状です（図10）．
台風の移動速度は，偏西風の流れに乗ると秒速20m（時速72km）以上にも達します．台風進行の右側（一般に東側）では，左巻きに吹き込む風の速度に移動速度（実際にはこの半分程度）が加わるので，その反対となる左側 （西側）に比べて風がより強く吹くことになり危険です．このため進行右側は危険半円と昔からよばれています．
台風の眼は，遠心力が働いて風がそれ以上吹き込めない範囲で，台風が弱まるとなくなります．眼の周りには強い上昇気流によるタワー状の積乱雲がそそり立ち，強い雨を降らせています．外に向かってらせん状に伸びる雲の帯（レインバンド）のところでも強い雨が降ります．
台風の勢力は「大きさ」と「強さ」で表現されます．「大きさ」は風速15m/秒以上の強風域の半径により，「強さ」 は最大風速により分類されています．最大風速などの気象データは，気象衛星の画像が示す台風の雲の形や特徴とその変化を数値化し（ドボラック法），それと最大風速との統計的な関係から求められます．つまり実測値ではなくて推定によるものです．
台風はその発生・移動の経過が完全にとらえられています．見失うことはまずありません．地震や噴火などに比べれば，ほぼ完全に予報されていることになりますが，台風被害を防ぐにはさらに，洪水・山崩れ・高潮などの予測が必要です．
河川のある地点の流量は，大雨が降ると急速に増大し，ピークに達した後はかなりゆっくりと減少していくという時間経過を示します．この流量変化の曲線をなだらかにしピーク流量を小さくすることが河川洪水対策の基本です．これは通勤ラッシュ対策と同じです．
中小の規模の河川では，大雨時の最大流量は，流出率，雨の強さおよび流域面積を掛け合わせた大きさになります．流出率は，河川のある地点の上流域 （集水域）に降った雨のどれだけの割合がその地点に流れ出てくるかを示す値で，地中への浸透や地表面での貯留の量が多いほど流出率は小さくなります．日本の山地河川では0.75～0.85，平地小河川では0.45～0.75程度の大きさです．森林が伐採されたり農耕地・緑地が市街地化されたりすると，浸透や貯留の能力が低下し，また雨水が地表を流れる速度が増すので，大雨時の流出率は増大します．降った大雨の総量が同じであっても，それが集中して河川に流れ出し，最大流量（あるいは最高水位）を大きくすることがなければ，洪水の氾濫が生じないか，あるいは洪水の規模が小さくて済みます（図11）．
堤防はピーク時の流量を溢れさせないようにする治水施設です．この建造計画は，豪雨の再現期間で示される河川の重要度を基礎にしてつくられます．再現期間は，その豪雨が何年に1回の確率で起こるかを示すもので，年数であらわされます．重要度は，A級（再現期間200年以上），B級（100年～200年），C級（50年～100年）D級（1年～50年），E級（10年以下）に5区分されています．A級には，利根川，石狩川，北上川，信濃川，木曽川，淀川，筑後川など主要大河川や大都市圏の河川の主要区間が入っています．
この再現期間の豪雨が流域に降った場合に生じる最大流量を長年月の気象観測データにもとづいて計算し，これを溢れ出させないように両岸の堤防間の間隔と堤防の高さを決めます．十分な高さや間隔の堤防をつくる余裕がない場合には，上流山地に貯水ダム，平野内に遊水池を設けて洪水を調節し，最大流量を低下させます．河幅が決まれば最大流量時の水位が決まりますが，この想定洪水時の最高水位（計画高水位）は現在の堤防が防御できる最大の洪水を明確に示します．実際の堤防の高さはこれに0.5～1mほどの余裕高を加えて造られています．
このように治水計画は，重要度の設定という政策的判断を基礎としています．また技術的計算の過程でも，どの期間や場所の雨量観測データを使うか，どの豪雨例を採用するか（これは雨の時間的集中度を決める），どの計算式を使用しそれにどのような係数や条件を与えるかなど，ある判断で決めねばならない事項がいくつもあるので，同じ再現期間から出発しても計算によって出てくる最大洪水流量はかなりの幅を持つことになるはずです．また，これに基づいて建造される施設だけでは防ぐことのできない規模の洪水が，ある確率で存在するということを明らかな前提にしています．
大きな河川洪水は破堤によって起こるのが大部分なので，これが生じやすい場所を知ることがまず重要です．破堤の原因には，越流，洗掘（洪水流による侵食），崩壊，漏水があります．なかでも越流は最大の要因で，破堤の大部分にこれが関係しています．
堤防を越えて水が溢れ出すと，堤防の上面（天端）や側面（のり面）がその流れにより侵食されます．越流が生じるまでには高い水位が続くので，これにより水が深くまで浸透して堤防が弱くなります．洪水流が堤防に突き当たるとのり面や基礎が洗掘されます．水の浸透による堤防内の地下水位上昇は，通常の斜面崩壊と同じようなのり面崩壊を起こします．河川水が漏れ出すと土砂が洗い出されて漏出口や水みちが拡大し，漏水がさらに激しくなります．
これらが起こりやすい河道地形や施設の条件には，河道屈曲部（水衝部），支流との合流地点，河幅が狭くなっているところ（狭さく部），河川工事により旧河川が締め切られた個所，橋・堰の上流側，取水施設の設置個所，河床勾配の急減部，未改修や工事中の個所などがあげられます（図12）．
河道の屈曲部では外カーブ側（堤防が外に張り出したところ）に洪水流が突き当たり，その洗掘作用によって堤防のり面が侵食されます．また，洪水流に遠心力が作用して水面が外カーブ側に盛り上がり水位が高くなります．
大きな支流との合流地点の付近では，流量の急増により本流および支流の水位が上昇します．本流の出水が大規模な場合には支流への逆流が生じ，弱いことの多い支流堤防が破壊されます．支流からの洪水の流入が本流の流れに渦をつくり，堤防のり面や基礎を洗掘することもあります．狭さく部では，洪水の流れがさまたげられて上流側で滞留し，水位が高くなります．自然地形では盆地の下流端で，人工河道では台地・丘陵を切り開いたところでこのような狭まった個所がよくみられます．
橋脚は洪水流に対する大きな抵抗となって上流側水位を高め，逆に下流側水位を低下させます．流木などが引っ掛かれば水位のせき上げはさらに大きくなります．こうして生じた大きな水位差と基礎洗掘のために橋脚が転倒し橋が流されると，せき上げられていた水が一気に流れて，下流に段波状の洪水を起こします．堰は文字どおり上流部の水位をせき上げる施設です．
屈曲部がショートカットされたり，別の河川へ付け替えられたりすると，以前の河道を横切って新しい堤防が築造されることになります．この旧河川閉切箇所につくられた堤防の基礎は最新の河床堆積層からなり，透水性が大きく締まりがゆるいなどの弱い地盤です．また，堤内地（河道の反対側で堤防により護られた土地）は旧河川敷であって地盤高が低いところです．これらは漏水が生じやすい条件です．この個所からは旧河川の凹地や水路が続いているので，農業用水の取水用の水門などがつくられることが多く，漏水が生じやすくなります．河床勾配が急に緩やかになるところでは流速が急減して水位が上昇します．これらの個所を，ふだんにまた出水時に見回りをして，異常の早期発見を一般の人もおこないたいものです．
洪水の氾濫を防ぐために，いろいろな水防活動がおこなわれます．もっとも一般的なものは堤防上への土のう積みで，水圧に耐えるために杭を打ち込むなどして補強します．オーバーフローする流水による侵食を防ぐためには防水シートを張ります．強い洪水流による河道側の堤防のり面の侵食を防ぐためには，枝葉のついた樹木や竹に重しをつけてのり面をカバーする木流し工法があります．堤防から水が漏れ出すのを防ぐ対策で特色あるものに月の輪工法があります．これは漏水箇所を囲んで半円形に土のうを積み上げ，溜まった水の水圧でそれ以上の漏水を防ぐものです．
日本の平野のほぼすべては堆積平野で，洪水時の水と土砂の氾濫の繰り返しによって形成されてきたものです．その地形特性は今後起こる洪水の氾濫の様相を，したがって氾濫危険度・危険域をほぼ決めています．
平野とは，現在の河床あるいは海面からの比高が小さい平地で，河や海の作用によってつくられ，現在もその作用をうける可能性のある土地です．平野には，谷底平野，扇状地性平野（緩扇状地），氾濫平野（氾濫原），三角州，海岸平野などがあります（図4）．また，人工の土地として干拓や埋立てによる平野があります．一般に，上流から扇状地性平野，氾濫平野，三角州の順に並びます．勾配はこの順に緩やかになり， 構成物質は礫から砂，ついで泥と細かくなります．
上流山地内に盆地のようなやや開けたところがあると，谷底平野が形成されます．山地内の谷底平野は，勾配がかなり急であり両側が山地で限られているので，水深の大きい激しい流れの洪水が起こる場所です．台地内の谷底平野では激しい洪水は起きませんが，市街地化が進むと浸水被害が頻繁に生じます．扇状地は，河川が山地から開けた平野に流れ出るところに砂礫が堆積してできた地形で，等高線は半ば開いた扇のように描かれます．洪水は最大傾斜の方向に放射状に流れ，河道から大きく離れたところにまで達することがあります．
氾濫平野は，河川が氾濫を繰り返し，流路を変え，土砂を堆積してつくりあげた平野主部です．勾配は緩やかで，1/1000～1/3000程度です．平野内には，洪水時に砂質物が河岸に堆積してできたやや高い自然堤防（比高が0.5～3m程度），最近まで河道であった溝状凹地の旧河道，浅い皿状の凹地である後背低地があり，小さな起伏を示します．洪水の流動方向と浸水域は，これらの小起伏地形の配列と平野の全体としての傾斜方向によって決められます．
三角州は，河川が海に流入し運んできた砂泥が海流や波の作用をうけながら堆積してできた地形で， 沖に向かって開いた三角形や扇形のような形になるのでこの名がつけられています．河流は合流ではなくて分流し，その間に州をつくっています．海面とほぼ同じ高さの低い平らな土地であり，浸水をこうむりやすい排水条件の悪い地形です．三角州の海側にある干潟を堤防で締め切って陸地にしたのが干拓地で，もっとも低湿な土地です．
河川がほとんど流れ込んでいない海岸に，主として沿岸流によって運ばれてきた砂が堆積して形成されたのが，典型的な海岸平野です．隆起により浅海底が陸化してできるものもあります．ここでは砂丘や砂州が海岸線に平行して発達することが多く，これらは陸地を閉ざして内陸に排水の悪い低湿地をつくります．入り海が閉ざされた場合には潟ができます．潟起源の凹地は浸水の危険が非常に大きい場所です．
河川や海岸の低地から崖によって区切られ，それらよりも一段と高いテーブル状の地形が台地や段丘です．台地面や段丘面は，河川の氾濫水や高潮・津波の浸水をうけるおそれはなく，ほぼ平らなため土砂災害は起こり得ず，また，地盤は低地に比べより硬くて地震の揺れは大きくはならないので，総合的にみて災害の危険が最も小さい地形です．
日本の河川は山地から多量の土砂を運搬するので，平野内において河床は上昇傾向にあり，いわゆる天井川が一般的です．このような平野では，氾濫水は河道から離れ平野内に広く流入します．上流山地内に大きな盆地がある場合のように，下流の平野に運ばれてくる土砂量が少ない河川では，河流が平野面を掘りこんで河道部の地盤高がより低い侵食性河道になっています．この侵食性の平野では，連続堤防がつくられていないこともあって，氾濫域は地盤高のより低い河道周辺に，氾濫流入量と地形に応じて広がります．大陸の広大な平野を流れる大河川は河口部を除き侵食性です．
平野の地形を調べるもっとも一般的な手段は地形図です．日本全域について作成されている地形図に，国土地理院作成の2万5千分の1と5万分の1の縮尺の地形図があります．地形図では高さが等高線によって表現されています．等高線の高さの間隔は，2.5万分の1で10m，5万分の1で20mで，平野のような傾斜の緩やかなところでは，この1/2あるいは1/4の高さ間隔の等高線が描かれています．実距離は図上での長さに縮尺の分母を掛けたものになります．こうして得られる高さと距離とから，斜面の傾斜角，崖の高さ，平野の平均勾配，河や海からの距離と比高などの，災害の危険性に関係する基礎的な地形量が求められます．等高線であらわされないような小さな起伏は，集落・林地・畑・水田など土地利用状態を色分けして示すと，浮かび上がってきます．水田は低いところ畑はより高いところにつくられ，集落は平野中の微高地に立地しているのが通常だからです．とくに古い地形図ではこの方法が役立ちます．
平野における洪水では，数10cm程度の地盤高の差でも，浸水するしないの違いになってあらわれます．かなり離れたところにある河床や水田からの比高などを直接測る簡単な方法に，重りつきのひもを取り付けた三角定規などで見通す，という方法があります．距離は自分の歩幅を調べておいて歩数で測ることができます．
飛行機が飛びながらカメラを下にまっすぐ向けて，撮影範囲が重なるように連続的に撮った航空写真では，広い範囲の地表を立体的に見ることができるので，地形の調査には欠かせない手段です．練習すれば道具なしの肉眼でも立体的に見ることができます．
洪水の流れる勢いが小さいと建物は浸水だけで済みますが，それがある限度以上になると建物は壊され流されるようになって，大きな被害となります．この洪水流の及ぼす力の大きさは，浸水域や浸水深と同じように重要な危険情報です．
水流中にある物体が受ける力（流体力）は，水深のほぼ2乗に比例し，また流れる場所の地形勾配に比例します．水深の影響はより大きく，深い流れは強い力を建物など水流中にある物体に加えます．水深は流れの力を受ける断面積の大きさを示すものですが，これはまた浮力にも関係します．水深が深いと浮力も大きくなり，建物のような重いものでもわずかに浮き上がると簡単に押し流されます．
勾配の緩やかな開けた平野における洪水は，横へ拡がって水深が小さくなるので建物を破壊するほどの力はなく，破堤個所付近などを除きほぼ浸水をこうむるだけで済みます．これに対し山地内の谷底低地のような地形では，拡がりが制限されて水深は大きくなり，また地形勾配は大きいので，流れの力は非常に大きくなって，建物などを押し流す力を持つようになります．これまでの災害例では谷底低地の勾配がほぼ1/300以上のところで激しい洪水災害が起こっています．山地上流域で山崩れや土石流が発生すると，多量の土砂や流木が運搬されてくるので，洪水流の力はさらに大きくなります．山麓で谷が開けたところでも勾配は大きいので，谷出口直下では激しい流れが生じます．
このように，勾配が大きく幅狭い谷底低地や山麓の谷出口付近では，破壊力の大きい洪水流が発生します．多数の死者や家屋の流失・全壊をひき起こした洪水災害の大部分は，このような地形のところにある市街域で起こっています．なお現在では，ある深さ以上の床上浸水を半壊や全壊などと判定するようになり，被害区分が直接の破壊の大きさを反映しないようになってきています．
この山地内における洪水を防ぐハード対策はダムの建造です．狭い谷底のため高い堤防をつくる余地はほとんどありません．しかしダムは一般に利水を兼ねていて，できるだけ水を貯めておこうとしているので，洪水を調整する能力には限界があります．また，満水近くになったら放流せざるを得ないので，これが危険をもたらします．
周辺山地内に降った雨水はすぐに谷底内に流出してくるので，河川の水位上昇は急速です．したがって警報・避難の態勢が，他のタイプの洪水に比べ格段に重要です．ただし避難をおこなう場合には，同時に山地側からの土砂災害の危険にも注意を向けねばなりません．谷底の側面に分布することの多い段丘面上が，比較的安全な居住地です．
河川洪水による死者の多くは，家屋の流失・全壊にともなって生じます．日本の木造家屋はかつては土台石の上に木の土台を乗せるという置き基礎でした．この場合，浸水すると浮力によってたやすく浮きあがります．わずかでも浮けば流れの力で動かされ破壊されます．現在では土台はコンクリート基礎にボルトで固定されていて，流失家屋は非常に少なくなり，これによって洪水死者もまた大きく減りました．
平らな土地に強い雨が降ると，雨水がはけきらずに地面に溜まります．すこし低いところには周りから水が流れ込んできて，浸水の深さが大きくなります．排水用の水路や小河川は水位を増してまっさきに溢れ出します．このようにして起こる洪水を内水氾濫と呼び，本川（主要河川）の堤防が切れたり溢れたりして起こる外水氾濫と区別しています．
内水氾濫による水害がとくに問題となっているのは，都市やその周辺の新興市街化地域においてです．都市水害の大部分は市街地における内水氾濫で，都市の構造がそれを激しくし，また，地下街の浸水など新しい種類の被害をつくりだしています．大都市域に大雨が降ると浸水家屋が10万棟のオーダーにも達することがあります．内水氾濫はゆっくりとした浸水で，人命への危険は小さいのですが，浸水戸数が多いと被害額が巨額になります．また，大量に発生するゴミの処理が水害後の難問の一つにになります．
樹林地・草地・畑・水田などは，雨水を地表面上へ一時貯留し地中へ浸透させる働きを持っています．これが市街地化されると，雨水貯留の能力が大きく低下します．また市街地化は，屋根の占める面積を増やし，道路・駐車場等の舗装などにより雨水が浸透しにくい土地の面積を大きくします．整地・路面舗装・側溝などは雨水の流れに対する抵抗（地表面の粗度）をひじょうに小さくして，流速を増大させます．
このような地表面貯留および地中浸透の減少，表面粗度の低下という雨水流出条件の変化によって，降雨の流出率（降った雨の量に対する流れ出た水の量の割合）が大きくなり，また流れが速くなって周りから低い土地に短い時間で集ってくるようになります．新設の道路などの構造物が流れを妨げて，新たな排水不良地を出現させることもあります．流出率のおおよその値は，平らな農耕地が0.5程度であるのに対し，市街地では0.8～0.9ほどです．このため雨の強さは同じであってもピーク時の流量は何倍にも増大します．ピーク流量が大きくなると，河道内に収容しきれずに溢れ出たり堤防を決壊させたりして，水害をひき起こし，またその規模を大きくします（図11）．
流域の市街地化は，氾濫が生じた場合に被害をうける住宅や施設が増加することをも示します．内水氾濫の危険が大きい低湿地は地価が比較的安いために，住宅がまっさきに進出する結果として，水害常襲地が出現したりします．さらに，市街地化の進展に伴う高地価・用地難は，自治体の予算枠には限りがあるので，河川改修の進行を遅らせます．なお，都市の内水災害は市街化が低湿地にも急速に拡大した高度成長期に著しかったのですが，1980年代以降かなり減少してきています．
市街地が浸水した場合の死者発生原因には，冠水した道路を歩いていて深みにはまったり，側溝・排水路などに転落したりして溺れるのが大半です．浸水の深さがひざ上までになると歩くのが困難になります．もっと深くなれば浮力が効いて，足をとられやすくなります．下水の水圧によってマンホールのふたがはずれている道路が冠水すると，ひじょうに危険です．地下街への階段，立体交差での路面の掘りこみ個所（アンダーパス），丘陵斜面を通る道路などでは，激しい流れが生じて人や車が押し流されることが起こっています．
内水氾濫が生じやすい地形には，平野の中のより低い個所である後背低地・旧河道・旧沼沢地，砂州・砂丘によって下流側がふさがれた海岸低地や谷底低地，昔の潟（出口が閉ざされた入り海）を起源とする凹地，市街地化の進んだ丘陵・台地内の谷底低地，台地面上の凹地や浅い谷，地盤沈下域，ゼロメートル地帯，干拓地などがあります．内水氾濫は繰返し起こることが多いので，浸水の履歴から土地の危険度を判定することができます（図4）．
雨水がはけきらずに溜まるという土地は，もともと排水条件の悪い地形で，かつては氾濫をやわらげる働きをする自然の遊水地となっていた場所です．このような土地が市街地化されると遊水が有害水に変わり，大雨のたびに浸水する常襲地が出現します．市街地には道路・鉄道・宅地盛土など流れを妨げる地物が複雑に分布するので，地盤が高いところでも浸水が生じます．また，市街化の進展による排水条件の変化や排水施設の整備などにより，浸水域が時間とともに変化します．
内水氾濫常襲地は遊水地として残しておくべきところです．低湿地にポンプ場や排水路などの施設を設けたとしても，浸水をこうむりやすい地形であることに変わりはありません．これをあえて開発・利用する場合，こうむる被害あるいは防止対策の費用は，その危険な土地を利用し日常的な便益を得ていることの必要コストとして受け入れるのを基本とすべきです．近年大都市では地下ダム・地下河川の建造に巨額が投入されていますが，これをだれが負担するかは検討の余地があります．
内水氾濫の防止対策は，その地区への流入量（降雨の量および周辺から流れ込む量）が流出量を上回らないようにすることです．流入量を減らす方法としては，流域内で積極的に雨水の貯留と浸透をはかる，すなわち「流す」のではなくて「溜める」「しみ込ませる」が基本となります．このことは河川洪水の場合でも全く同じです．
都市域における貯留では，雨が降ったそれぞれの場所で溜めるという方法が中心で，建物の棟の間に溜めたり，広場，公園・緑地，運動場，駐車場などを谷間や凹地にあるいは浅く掘りこんだところに設け，大雨時に雨水を貯留させるという方法がとられています．新規開発の住宅団地や工業団地などでは，開発域内の谷間に洪水調整池とよばれる小ダムを設けているところが多くみられます．
屋根に降った雨を導いて溜める貯留槽を各戸に設けるのは，雨水利用にもなり一挙両得です．地下に浸透させるのも貯留の一形式で，道路・駐車場の舗装や側溝・雨水桝・下水管などに浸透性の材料を使う，という方法がとられています．自然および人工の緑地・遊水地を積極的に保全することは，環境面および防災面の両面から非常に望ましいことです．
浸水に対抗する建築構造や住み方は，耐浸水（耐洪水）構造とも名づけられもので，浸水常襲地では昔からいろいろな工夫がされています．この方法には，① 建物を氾濫水から遮断する，② 建物の位置を高くする，③ 浸水はこうむっても被害を軽くすませる，があります．①の方法としては，敷地や建物の周囲を土手や防水壁などで取り囲む，建物外壁を防水壁でつくり出入り口には防水扉を設ける，があります．②の方法としては敷地に盛土する，基礎・土台を高くする，高床式にする，一階が柱・壁だけのピロティ構造にする，などです．盛土は最も一般的な方法です．ピロティ構造では耐震性に配慮する必要があります．③としては，2階建てにする，一階に家財・商品・在庫品などをあまり置かない，機械室は2階以上にする，一階に耐水・非吸水建材を用いる，家の周りを樹林で囲んで洪水や津波の衝撃力をやわらげる，などがあります．
高潮とは海面の高さ（潮位）が長時間にわたって平常よりも高くなる現象で，主として台風によりひき起こされます．台風は，中心域での低い気圧による海水の吸い上げと，強風による海岸への海水の吹き寄せとによって海面を高くします．この気象を原因とする海面上昇を気象潮（潮位偏差）といい，これにその時々の天文潮が加わったものが実際の潮位になります．
海水吸い上げ高は気圧低下量に比例し，1hpaの低下で約1cm海面は高くなります．陸上で観測された最低の気圧は912hPa，1気圧は1013hPaで気圧低下量は101hPaになるので，吸い上げの高さはほぼ1mまでです．
強風による海岸への海水吹き寄せの大きさは風速の2乗に比例します．この比例定数は吹送距離（湾の奥行きなど風が吹き渡る長さ）に比例し平均水深に逆比例するので．奥深く浅い湾で吹寄せは大きくなります．開けた直線的海岸では海水が横へ逃げ，深い海では下にもぐって沖へ戻るので，吹寄せは小さくなります．
比例定数は危険湾の代表である大阪湾・伊勢湾・東京湾などで0.15～0.2ほどの大きさであり，観測された最大風速は島や岬を除くと45m/s程度ですから，湾奥での吹き寄せの高さは最大で4m程度になります．したがって，日本における高潮の最大潮位偏差は4～5m程度が限度です．同じ海面波動である津波では上限を決めることができないのとは対照的です．
台風は南方から来襲するので，大きな高潮が発生する可能性が高いのは，南に向かって開く湾です．台風の中心に向かい反時計回りに風は吹くので，進行右側（危険半円）では台風の進行速度が加わって，風速がより強くなります．風が湾の中にまっすぐ吹き込むと斜めに吹く場合に比べ，海水を湾奥に向け動かす風の強さが大きくなります．したがって，高速度で進行する中心気圧の低い台風が満潮時に，水深が浅くて奥深い湾の西側を湾に平行に進むと，その湾奥で大きな高潮が発生します（図14）．東京湾の平均水深は45m，大阪湾で30m，伊勢湾では20mと浅いので高潮の危険が大です．これに対し駿河湾・相模湾はトラフ（浅い海溝）が入り込み湾の中央で1000m以上と非常に深いので危険は比較的小です．
1945～1999年の期間に1m以上の最大潮位偏差を記録した高潮の発生回数は，伊勢湾10，大阪湾10，東京湾7，有明海7，四国南岸（土佐湾）5，瀬戸内海中西部8，九州南部（鹿児島湾）5です．これらの湾の沿岸には人口密集地区や臨海工業地帯があります．とくに，東京湾，大阪湾，伊勢湾の湾岸には大都市があり，またゼロメートル地帯が広がるので，危険は非常に大です．
高潮の陸地内への流入は河川水の氾濫と同じ水理現象であり，水深・地表面勾配・地表面抵抗（粗度）などによって決まる流速で進行します．ただし河川氾濫水の場合とは違って，上り勾配の陸地面上をさかのぼる状態になるので，進行するにつれて水深と流速はしだいに低下し，とくに広いデルタの内陸では進行速度は大きく低下します．一方この間に，台風が遠ざかることによる気圧回復と風速低下により，海面は平常の潮位に向け低下していきます．一般に最大潮位の2時間後には半分程度に，5～6時間後にほぼ平常潮位に戻ります．潮位低下は海方向への水面勾配をつくり陸地内に流入した海水を引き戻すので，最大潮位までの標高の全域に浸水が及ぶことには必ずしもなりません．陸地内の小河川堤防・道路・自然堤防など流れの抵抗になる地形地物が多いと，到達限界標高はさらに小さくなります．この浸水位低下は勾配がゆるくて広い平野で大きくなります．
1959年の伊勢湾台風の高潮は，伊勢湾沿岸低地において死者4千人を超える大災害をひき起こしました．最大潮位3.89m の高潮は，広大なゼロメートルのある濃尾デルタにおいて，海岸から最大で20kmの内陸にまで達し，その到達限界の標高は0～1mほどでした. 一方，幅（奥行き）1kmぐらいまでの狭い海岸平野では最大潮位近くの標高にまで達しました．
南アジアのベンガル湾沿岸では人的被害の大きい高潮災害がたびたび発生しています．湾奥のガンジス川デルタに位置するバングラデシュでは，10年に1回の頻度で死者1万人以上の高潮災害が起こっています．とくに大きかったのは1970年の死者50万人以上，1991年の約30万人という巨大高潮災害です．また，ベンガル湾東岸のミャンマー・イラワジ川デルタでは，2008年5月のサイクロン・ナルギスの高潮により，国連推計で32万人の死者・行方不明者がでました．ベンガル湾沿岸での大高潮災害の頻発は，非常に遠浅であるという高い高潮を起こす海岸地形の条件と，人的被害を大きくする社会的な要因（主として貧困）の組合せによるものです．
米国における最大の風水害は，テキサス州ガルベストンにおける1900年高潮災害で，死者はおよそ1万人でした．ガルベストンはアメリカ本土から4kmほど離れた幅2～3kmの細長い砂州に位置する街です．2005年にはハリケーン・カトリーナの高潮によりニューオーリンズが水没し，総被害金額は15兆円と史上最大規模になりました．ニューオーリンズは海面下の土地が大半を占める盆状の凹地に展開しており，高潮の危険が非常に大きいところです．
日本でも最大の風水害は高潮により起こっています． 1828年9月のシーボルト台風（文政の大嵐）は最大4mの高潮をひき起こし，有明海沿岸で約1.5万人，西日本全体で約2万人の死者をだしました．1959年の伊勢湾台風災害による全国の死者数は5,040，高潮被災市町村の死者数は4,000に達しました．
高潮は大きな流動力をもって広い海岸線にわたりいっせいに流入するので，避難がうまくおこなわれないと，このように大きな人的被害をひき起こします．しかしその発生予測は台風の予報に基づき，湾ごとにかなり正確におこなうことができます．危険域は海岸に面する低地であることは明らかです．したがって適切な警報・避難により，人的被害の発生を防ぐことのできる災害でもあります．
伊勢湾台風では高潮警報がすでに12時間前に出されていましたが，大被害の防止には役立ちませんでした．この2年後，大阪は第二室戸台風の高潮により海岸部市街地が広範囲に浸水しました．しかし，高潮による直接の死者は数人ほどでした．テレビというこれまでになかった効果的な情報伝達手段を通じて，巨大台風の情報の伝達と警戒・避難の呼びかけが前日から連続しておこなわれたこと，および，同じような土地環境にある名古屋における2年前の大高潮災害のいまだ生々しい記憶が多数市民の避難を促進させたことが，人的被害防止に貢献したと考えられます．その基礎には1935年室戸台風，1955年ジェーン台風などの直接の被災経験による土地の危険性についての認識があります．
災害経験は避難を促進する最大の要因ですが，この効果は風化しやすく，また，軽い災害の経験は危険の判断をかえって甘くするという面もあるので注意しなければなりません．満潮時には潮位は一層高くなり危険ですが，干潮時でも台風の強さやコースによっては大きな高潮は発生します．
非常に発達した積乱雲は，強い雨に加え竜巻，突風（ダウンバースト），落雷，降雹などの短時間の激しい気象現象をひき起こします．豪雪も発達した積乱雲により生じ雷をともなっています．
竜巻は激しく回転する縦長の大気の渦で，雲の底からロート状に下がってきて地表に接した幅狭い部分に激しい破壊作用を加えます．その発生条件は，上空が非常に低温で上下の対流が生じやすいという不安定状態の大気があり，それをゆっくりと水平方向に回転させる力が作用する，という2条件の組み合わせです．
竜巻が発生した時の気象状況で多いのは，寒気・暖気の流入，寒冷前線の通過，台風の接近などです．上空への寒気流入は対流不安定状態をつくり，背の高い積乱雲を発達させる主な原因です．前線は気温および風向が急変し大気の乱れが激しい境界です．台風接近時には，その進行前方の右側での発生が多くみられます．竜巻の大半は気象条件の急変がある海岸域で発生しており，内陸域で多いのは関東平野です．地表起伏の大きい山地ではほとんど発生しません．
アメリカにおけるトルネードとは違い，日本の竜巻の勢力は弱いので，被害は多くはありません．竜巻の強さをF0～F5の6段階で表す藤田スケールで示すと，最近50年間において，最大がF3で総数は5個であり，90％以上がF1以下です．死者数はアメリカで年平均100人近いのに対し，日本では年平均0.6人ほどです．竜巻は，激しく回転する風と急速な気圧低下により建物を吸い上げて破壊し吹き飛ばします．このため屋根や2階が無くなり，1階は残っているという家が多くみられます．
竜巻は全く突発的で，いつどこで起こるかわからない現象です．竜巻注意情報は，発達した積乱雲が接近してきており，およそ1時間以内に竜巻のような突風が起こるおそれがあると予想される場合に，県単位で出される注意喚起の情報です．県単位ということは，どこで起こるとはいえないが広い県内のどこかで起こる可能性があるという，場所は特定できない現象であることを示しています．
雹（ひょう）は非常に発達した積乱雲から落下してきた直径5mm以上の氷の塊です．直径は2cmぐらいまでが多いのですが，5cmを超える大きな雹もときにはあります．空気中を落下する粒子は速度の2乗に比例する抵抗を受けてすぐに一定の速度（終端速度）に達し，この終端速度で落下を続けます．直径2cmの雹粒の終端速度は秒速16m，5cmで 秒速33m（時速120km）と高速です．
雹が形成されるには，あられや雪にさらに大量の過冷却の（0℃以下の）水滴が付着する必要がありますが，これにはかなりの時間が必要です．もし積乱雲中に雹粒の終端速度に近い速さの上昇気流があると，それに支えられて落下速度が低下し，大きな雹粒にまで成長する時間が与えられます．大きく成長した場合，途中で溶けきらずに地表にまで落下してきて降雹となります．雨滴とは違い固体粒子の落下なので，同じ量の水であっても格段に大きな衝撃力を農作物などに与えます．
降雹は北海道から東北の日本海沿岸域，および北関東を中心とする内陸域で多く発生しています．雹害が著しいのは，福島の内陸部から北関東を経て長野・山梨に至る地域です．発生するのは5～8月の，ちょうど作物の生育期にあたります．被害をうけることが多い作物は果樹・野菜などです．
雷には，強い日射により地表付近の大気が熱せられて生じる熱雷，寒冷前線における気流上昇による界雷，台風・低気圧の中心近くで発生する渦雷，地表気温の上昇と前線の影響とが重なって起こる熱界雷などがあります．上空への寒気の流入は，大気の不安定度を大きくして雷雲を発達させる主原因です．日本における落雷による死者は年間30～40人程度，焼失家屋は数十戸程度です．
日本列島の日本海側は，その緯度・標高からみて世界でもまれな豪雪地帯です．これは日本列島がユーラシア大陸東縁の中緯度帯に位置し，日本海という海水温の高い背弧海盆を間にして連なる起伏の大きい弧状列島であることによります．背弧海盆は海溝でのプレート沈みこみの力により島弧内側の大陸プレートが下に引き込まれて形成されるもので，オホーツク海，ベーリング海など西部太平洋に多く分布します．この中でも日本海は，冬季に大陸からの北西季節風が吹きわたる緯度帯に位置します．日本列島弧の脊梁山脈の標高は2000～3000mと大きいので，これに吹きつけた季節風は強制上昇をうけて，風上斜面に雪を降らせます．
地球の自転により生じるコリオリ力の作用によって，北半球の高気圧からの風は時計回りのらせん状で吹き出します．このため冬には，大陸の高気圧から北西の（高緯度からの）冷たい季節風が中緯度にある日本列島には吹きつけます．海流もコリオリ力により時計回りに流れるので，日本列島へは南からの海流，したがって暖流が流れてきます．この黒潮の一部が対馬海峡を通って日本海に流入し海水温を高くしています．
この暖かい海から蒸発した水蒸気が大量の雪の源です．西高東低の冬型気圧配置のとき日本海に連なる筋状の雲は，大陸からの寒気が海水温の高い日本海を横断する間に，下層が温められて対流不安定の状態になり，同時に海面から多量の水蒸気の供給をうけて生じた積雲の列です．
1.8万年前の氷河期最寒冷期には海面が約130m低下したので，対馬海峡は非常に狭い水路になり，黒潮の流入は遮断されていました．このため氷河期には降雪量は少なくて，日本列島はかなり乾燥していました．現在は間氷期で海面が高くて対馬海峡が開いていることが，豪雪の条件をつくっています．
冬季，大陸から東進してきた低気圧は日本の東方海上で非常に発達します．このとき日本付近の気圧の傾きは非常に大きくなり，等圧線が縦に密に並び強い季節風が吹き荒れ，日本海側では大雪になります．冬に低圧部となる太平洋北東域に西から移動してきた低気圧は，大陸からの寒気と南の太平洋高気圧から流入する暖湿気流との大きな温度差のために非常に発達するのです．低気圧が東方海上に進むと，大陸の寒気が日本列島に南下してきます．これによる地表付近と上空との大きな温度差は，大気を不安定状態にして強い上昇気流を起こします．脊梁山脈による地形性の上昇気流とこの対流不安定による上昇気流とが加わり，寒気流入時には高い積乱雲が発達して，豪雪をもたらします．
雪は，降っている時に，また積った状態で，さらにはそれが再移動したり融けたりすることによって，いろいろな障害や被害をもたらします．降雪時に強風が伴うと，交通障害を中心とした風雪災害が生じます．また，送電線等への着氷・着雪は，電力障害とそれにともなう広範な社会的影響をひき起こします．深い積雪は道路・鉄道の交通障害，建物倒壊，集落孤立，落雪被害，除排雪に伴う二次災害，樹木損傷などをもたらします．融雪は河川の流量を増大させて融雪洪水をひき起こします．融雪水が地下に浸透して，地すべりの滑動を再開させることもあります．雪に関係する死者の大半を占めるのが大量の屋根雪おろしの際における事故死です．この人的被害では高齢者の割合が多くて2/3程度を占め，豪雪山間部の過疎化を反映しています．
日本列島の日本海側では毎年のような豪雪は避けることができません．この自然の気候環境をどのように克服し，それにどれだけ適応していくかは，どのような生活形態や社会活動を選択するかという問題にかかわります．