Ⅱ 大雨・強風災害
台風の場合のように大雨と強風は相伴うことが多いので風水害という表現が一般に使われる．風水害の件数ならびに被害高は，大きな地震災害がない年においては，全災害の80％程度を占め最も身近に起こる災害である．大雨により起こる土砂災害も水害であるが，これは別の章で述べる．
1. 大雨
1.1 大雨の発生条件
大気中に含まれる水蒸気が，非常に細かい水滴（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，雨となって落ちてくる．水蒸気を水滴に変えるのは気温の低下である．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，飽和すると超過分の水蒸気が水滴に変わる．気温低下の主な原因は大気の上昇に伴う断熱膨張である．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ある．
大雨は多量の水蒸気が急速に水滴に変わることにより生じる．水蒸気を水滴に変える働きをするのは主に上昇気流であるから，水蒸気を多量に含む大気が速く上昇すると強い雨になる．しかし雨量が多くなるにはそこにある水蒸気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る．その場所の上空にある大気柱が含む水蒸気を全部水に変えたとしても，最大で50mm程度でしかない．したがって，強い上昇気流と周りからの水蒸気供給の組み合わせが，大雨の発生条件である．
強い上昇気流は上空高く盛り上がる積乱雲をつくる．気流の上昇は大気の下層と上層の気温差が大きいという不安定成層状態のときに生じやすい．これは夏の強い日射によっても生じるが，季節を問わず大規模に起こるのは上空への寒気の流入である（図2.1）．上昇気流には他に，山の風上斜面側で生じる地形性上昇気流や別方向からの気流がぶつかったところで生じる収束性の上昇気流がある．
雨の源となる水蒸気の供給源は海である．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る．南方海上にある台風の東側を吹く南風によって暖かく湿った気流が送られ，太平洋高気圧の西の縁を回って日本列島にやってくるというのが，湿舌流入の典型的なケースである．
1.2 集中豪雨
大雨災害は一般に，1時間50mmを超えるような強い雨が数時間以上も続いたとき，いわゆる集中豪雨により起こる．この狭い範囲に短時間に集中して降る集中豪雨は，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る．雨は激しい雷雨となり，断続的に強く降る．雨が弱まっても油断してはならない．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る．湿った大気が流入するので蒸し暑くなることが多く，下層の雲は激しく動く．
雨滴が落下するとき空気を引きずり下ろすので，積乱雲内にはやがて下降気流も生じる．地上まで降りてきて側面へ吹き出す風と，周りから流入する気流とがぶつかると，そこに新たな上昇気流が発生し，積乱雲へと成長していく（図2.2）．一つの積乱雲の寿命はほぼ1時間以内であるが，こうして子から孫へと積乱雲が自動的に増殖していく条件がある場合に，強い雨が続く．地形性の上昇気流が生じる山の風上斜面（一般に南東向き斜面）で雨が多くなる傾向はあるものの，地形に関係なく集中豪雨は起こっていることが多いので，どこででも起こるものとして対処しなければならない．
1.3 大雨の予測
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旨の警告をする予報であり，雨量や風速などの気象要素がある基準を超えると予想される場合に発表される．この基準は，過去の災害時気象状況に基づいて地域・地区ごとに定められており，大雨警報基準では1時間雨量50mmや3時間雨量80mmとされている場合が多い．
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基づく降水短時間予報によりおこなわれる．レーダーから発射され雨滴に当たって戻ってくる電波の強さは，雨滴の粒径の6乗にも比例し雨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強度を補正して，実際の雨量に相当するものに直している．これは解析雨量と名づけられ，1km四方の細かさで30分ごとに求められている．降水短時間予報は，過去および現在の解析雨量が示す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ある．記録的短時間大雨情報は，基準とした激しい雨（数年に1度程度しか発生しないような大雨）を観測したり解析したときに発表される．
土砂災害警戒情報は土壌雨量指数を発表基準にしている．土砂災害の発生には，浸透して地中に留まっている雨水の量が関係する．そこで，地中を側面と底に孔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留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る．洪水警報は，流域をやはり孔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，これと雨量基準とを併せて発表の基準にしている．強い雨域が去っても，流域内に多量の雨水が残っている間は警報が継続する．
2. 台風
2.1 台風の発生と進行
台風は直径が数百kmほどの大気の渦である．気圧の低い中心に向かって周りから風が吹き込み激しく上昇するので，中心域で強い風と雨をもたらす．台風のエネルギーの源は，熱帯・亜熱帯域の海水に貯えられた大量の太陽熱である．この熱が大気を温めて上昇させ，風を呼び込み，しだいに大きな渦に成長して台風になる．
赤道付近では大気の渦をつくる力が弱いので，海水温は高くても台風は発生しない．北半球における大洋の中・低緯度域では，地球が東向きに自転していることによって生ずる力（コリオリ力）が働いて，時計回りの海流が流れる（南半球では反時計回り）．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が流れる．このため大洋西部域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，また移動しながら成長を続ける．
黒潮が流れる太平洋西部における熱帯低気圧を台風，メキシコ湾流が流れる大西洋西部における熱帯低気圧をハリケーンと呼んでいる．これが世界における2大発生域である．太平洋西部海域（主としてフィリピン東方海域）で発生した台風は，暖かい黒潮に沿って勢力を維持・拡大しながら北上して，日本列島に来襲する．発生域を吹く偏東風（貿易風）に流され夏の太平洋高気圧の西のヘリを回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，上空の偏西風に流され速度を増して北東に向かう，というのが典型的なコースである．したがって台風の経路は，太平洋高気圧の位置と勢力，上空の気流の状態などに左右される．熱帯低気圧の周辺は温度差のほとんどない大気で満たされているので，前線を伴わないし，また，その等圧線は同心円状である．高緯度に進んできて北西からの寒気が流れ込み，中心から前線が伸びるようになると，温帯低気圧に変わる．
2.2 台風の風と雨
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る．ここで中心との気圧差（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る．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る．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）で吹くことになる．これは高空の場合であるが，地表近くでは地面との摩擦力が運動の反対方向に作用する．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こむ．このため台風の雲は左巻きの渦巻き状である（図2.3）．
偏西風の流れに乗ると，移動速度は秒速20m（時速72km）以上にも達する．台風進行の右側（通常北に進行するので東側）では，左巻きに吹き込む風の速度にこの移動速度が加わるので，その反対となる左側 （西側）に比べて風がより強く吹く．このため進行右側は危険半円とよばれている．風は進行右側の中心から100kmほど離れたところで最も強い．最大風速（10分間の平均）の記録は1965年23号台風による69.8m/秒（室戸岬），最大瞬間風速の記録は1966年第二宮古島台風による85.3m/秒（宮古島）である．
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る．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る．外に向かってらせん状に伸びる雲の帯のところでも強い雨が降る．停滞した梅雨前線や秋雨前線があると，台風から暖湿気流が送り込まれて前線の活動が活発となり総雨量が多くなる．通常，山地の南東側が風上斜面になり雨量がとくに多い．1976年台風17号による総降水量は834億トン，1990年の台風19号では740億トンであった．800億トンの雨とは，日本全域に220mmの雨が降った場合の総量に相当する．
この強い雨は洪水災害や土砂災害を引き起こし，一般に風による災害よりも大きな被害をもたらしている．しかし，ときには風の被害が大きくて「風台風」 と呼ばれるものがある．中心気圧の低い台風が衰えずに日本海沿岸海上を高速で北東進すると，日本全域に強風が吹き荒れ建物の損壊棟数が非常に多くなる（1991年台風19号など）．
2.3 台風の勢力と被害
台風の勢力は「大きさ」と「強さ」で表現される．「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る．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ている．つまり実測値ではなくて推定によるものである．
本土で観測された最低の気圧は1934年の室戸台風による911.6hPa（室戸岬）である．死者3,036などの大きな被害をもたらした室戸台風は観測史上最強の台風であったが，このような非常に大きい台風では，日本の本土がすっぽりと覆われてしまうほどの大きさになる．最大の台風災害は1959年の伊勢湾台風によるもので，伊勢湾に発生した大高潮などにより，死者5,040などの著しい被害が生じた．
強い風と低い気圧によって引き起こされる高潮は，世界的にみても最大の被害をもたらしている．1960年代以降全般的にみて，台風による被害はその勢力に比較しより少なくなる傾向を示してきた．とくに，夜間上陸の台風による被害が大きく減少した．これには情報伝達手段や生活様式の変化などが関係している．
台風はその発生・移動の経過が完全に捉えられている．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るが，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ある．
3. 河川洪水
大雨により河川水位が上昇して河道外（堤内地）に河川水が溢れ出るという洪水形態が，日本における最も主要な災害である．これは雨水がはけきらなくて堤内地に水がたまるという内水氾濫とは区別される．
3.1 出水
洪水の規模を決める基本水文量は最大流量あるいは最高水位である．大雨時の最大流量は，流出率，降雨強度および流域面積を掛け合わせた大きさで与えられる．流出率は，河川のある地点の上流域に降った雨のどれだけの割合がその地点に流れ出して
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，流出率は小さくなる．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む．
流量あるいは水位の時間経過を示す曲線をハイドログラフというが，この曲線のピークを押さえ全体としてなだらかにすることが，洪水防御の基本対策である（図2.4）．地中への雨水の浸透を促進し，また，雨水を地表面に一時的に貯留して，流出率を小さくしあるいは洪水が流れ出してくる時間を延ばすと，最大流量が減少する．樹林地は雨水の一時貯留および浸透を大きくする機能をもっている．地中に深く浸透した水は，ゆっくりと時間をかけて河川に流れ出してきて，無降雨時の河川水の供給源となっている．一方，流域の開発は流出率および流出の速度を大きくして洪水を激しくする．
3.2 破堤
水位を増した河川水が堤防から平野側へ溢れ出すと洪水の氾濫である．氾濫の様式には破堤と越流（オーバーフロー）とがある．破堤の原因には，越流，洗掘・崩壊，漏水がある．堤防を乗り越える流れは堤防を削り，また，水位が高いと堤防全体に水が浸透して弱くなるので， 越流は破堤を起こす最大の原因である．洗掘は強い河流によって堤防の河道側のり面が削られることをいう．崩壊は水の浸透によって斜面崩壊のように崩れる場合である．漏水は堤防の内部や下方を通って，河の水が漏れ出すことである．実際にはこれらの原因が重なって，破堤は生じている．
破堤が生じやすい場所には，河の屈曲部，合流点付近，河幅が狭いところ（狭さく部），取水施設の設置個所，橋・堰の上流，旧河川の締め切り個所，などが挙げられる（図2.5）．
河が曲がっていると外カーブ側の堤防に流れが突き当たって洗掘が生じ，また，遠心力の作用によって外カーブ側の水位が高くなる．このためショートカットして河道をまっすぐにする工事がおこなわれる．洗掘を防ぐためには，堤防のり面をコンクリートで覆う護岸工事がおこなわれる．合流個所では本流の水が支流へ逆流して溢れる．また，流れが渦を巻いて洗掘を起こす可能性がある．支流の堤防は弱いことが多いので，逆流水が支流の堤防を破堤させることはしばしばである．河幅が急に狭くなっていると，流れが妨げられて上流部で水位が高くなり，越流の危険が生じる．橋や堰の上流では，流れがせき上げられて水位を増す．農業用など河川水を取水する施設があるところでは，漏水がよく起こっている．ショートカットなどにより旧河川を締め切って堤防がつくられているところも，漏水が起こりやすいところである．
堤防は高くするとそれに応じて幅も広くする必要がある．通常，幅は高さの2～3倍にとられる．広くしないと出水時に水が堤防の裏まで浸み通って，崩れやすくなる．出水時に，また平常時にも，このような個所を見回って，異常の発見に努めることが必要である．堤防の草刈りは堤防の異常の発見のために定期的に実施される．
3.3 氾濫流
越流や破堤によって河から溢れ出た水は，低きにつくという性質に従い，基本的には平野地形の最大傾斜の方向に流れ，より低い場所に集まる．平野内には，自然堤防と呼ばれるさまざまな形や高さの微高地，小河川堤防・道路のような線状の構造物などがあり，洪水の流動に影響を与えている．氾濫流入量が少ない場合には一般に水深が小さくなるので，このような地形・地物とその配列のしかたが大きく影響して，浸水域がより限定される．
平野のタイプによって洪水流の運動の様式に特色がある．多量の土砂を山地から運び出す河川では，河床が上昇して天井川になるので，氾濫水は河道から離れ平野内部に広く流入する．一方，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，河に近いところほど地盤高が低くなっている．このため氾濫域は河道周辺に限られるが，一方，浸水深は大きくなる．本流と支流の堤防によって下流側が閉ざされて袋状になっている低地では，浸水が頻繁に起き，また，浸水深が大きくなる．
日本の大河川の平野の勾配は一般に1/1000以下であり，三角州では1/5000以下にもなる．平野内に広く拡散するタイプの洪水では，浸水深は一般に1～2m程度である．広い平野内における水深の大きくない洪水では，氾濫域が拡がる速度はおおよそ人がゆっくりと歩く程度である．
最大規模の破堤洪水であった1947年の利根川の氾濫では350mにもわたり破堤して
氾濫流入量が非常に多かったので，破堤口に面する浅い皿状の後背低地内での平均流速は時速5kmに達した．この利根川の氾濫水は自然堤防に囲まれた後背低地内に一時的に貯留されながら，平野の一般的傾斜に従い60kmにわたって流下を続けて，東京湾に流入した（図2.6）．中流域における洪水の平均流下速度は時速1km程度であった．このように大きな河川の平野における氾濫域の拡がり速度は人が歩く速さ以下であるから，余裕をもって家財等の退避や避難をおこなうことが可能である．ただし，堤内地河川や排水路内では速く流れるので，注意しなければならない．また，地形・地物の配列のしかたによっては，流れの幅が狭められて水深と流速の大きい激しい洪水流が生じ，人が流され家屋が流失するという危険がある．1947年の利根川氾濫では，破堤地点から10km離れたところにおいても，80戸ほどの家屋が流失・全壊した．
3.4 山地河川洪水
流れの中にある物体が受ける力は，流速の2乗と水深との積で与えられる．流速は水深が大きいほど，また流れている場所の地形勾配が大きいほど速くなるので，結局，勾配の大きい場所における水深の深い流れは，建物や人に大きな力を及ぼす（図2.7）．水深が大きいと浮力も大きくなる．建物や自動車のような重い物体でも，少しでも浮き上がると容易に押し流される．
流れの力の大きい激しい洪水は，山地内や山麓の谷底低地（盆地，扇状地など）において発生する．このような地形条件のところでは，地表面勾配は大きく，また側面が山地で限られていて流れが拡がることはできないので，上流域に豪雨が降ると雨水は一気に谷底や山麓に流れ出してきて，水深と流速の大きい激しい洪水を起こす．豪雨時には上流山地内で山崩れや土石流が発生する．これにより生産された土砂・流木が洪水に加わると，その破壊力は一層増す．
多数の家屋流失を引き起こした洪水例の大部分は，このようなタイプのいわば山地河川洪水である．谷底低地面の勾配が大きいほど，低地面の幅が狭いほど，また，上流域が広いほど，山地河川洪水の危険度は大である．開けた平野内であっても，狭い谷間から急勾配の河川が流れ出してくる出口であれば，激しい流れの洪水が発生するおそれがある（図2.8）．
このタイプの洪水を防御するハードな対策は，ダムの建造である．狭い谷底であるから高い堤防をつくる余地はほとんどない．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る．
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，河川水位の上昇は急速である．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ある．ただし避難する場合には，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らない．
3.5 治水計画
堤防などの治水施設の規模・配置を決める河川計画の出発点は，河川の重要度の決定である．これは再現期間（あるいは超過確率）で与えられる．これが例えば100年とされた場合，流域内における長期間の雨量観測データを統計処理して，100年に1回の確率規模の日雨量を求める．次にこの日雨量を各時間にどのように配分するかを，過去の豪雨データにもとづいて決める．これは同じ日雨量でも短時間に集中しているかそうでないかを決めるものである．
このようにして計画降雨が決まると，この雨の流出により代表河道地点における流量がどのような時間経過で出現するかを流出計算で求める．こうして計画の中心となる洪水流量とその時間経過（基本高水）が決定される．この洪水流量をダムと河道で分担して受け持つ割合は，建設費用が最小になるように決める．次に，河道を流下させる洪水を氾濫させずに海まで流すためには，堤防の高さと河幅を各地点でどのようにしたらよいかを，順次決めていく．こうして各地点での計画高水位が決まれば，それにある余裕高を加えた高さの堤防が造られることになる．
このように治水の計画は重要度の設定という政策的判断を出発点としている．また，技術計算の過程でも裁量に委ねられる部分が多くあるので，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．また，これにもとづいて建造される施設だけでは防ぎ得ない規模の洪水が，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る．
4. 内水氾濫
4.1 発生条件
平坦地に強い雨が降ると，雨水がはけきらずに地面に溜まる．低いところには周囲の小高いところから水が流れ込んでくる．また，排水用の水路や小河川は水位を増して真っ先に溢れ出す．このようにして起こる洪水を内水氾濫と呼び，本川の堤防が切れたり溢れたりして生ずる外水氾濫と区別している．通常，平野内に水源をもつ比較的大きな排水河川が溢れる場合や，台地・丘陵内の小河川が谷底低地内に氾濫する場合も内水氾濫に含めている．
内水氾濫による水害がとくに問題になっているのは，都市やその周辺の新興市街化地域においてである．都市水害と言われているものは都市域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たな種類の被害をつくりだしている．
樹林地・草地・畑・水田などは，雨水を地表面上へ一時貯留し，また地中へ浸透させる働きを持っている．これが市街地化されると，流域の雨水貯留能力が大きく低下する．また市街地化は道路・駐車場等の舗装などによって雨水が浸透しにくい土地の面積を大きくする．整地・路面舗装・側溝などは雨水流に対する地表面抵抗（粗度）を非常に小さくして流速を大きくする．
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，降雨の流出率が増加し，また流れが速くなって周りから低い土地に短
時間で集ってくるようになる．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る．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ほどに増大する．表面粗度は市街地化の後では以前に比べて数百倍にもなる．この結果として降雨強度は同じであってもピーク時の流量は何倍にも増大して，河道から溢れ出たり堤防を破堤させたりする（図2.9）．
流域の市街地化は，氾濫が生じた場合に被害を受ける住宅や施設が増加することをも意味する．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，住宅が真っ先に進出する結果として，水害常襲地が出現したりする．さらに，市街地化の進展に伴う高地価・用地難は河川改修の進行を遅らせる．
4.2 内水危険地と対策
水がはけきらなくて溜まるという場所は，もともと排水条件の悪い凹地状の地形のところである．かつてはこのような場所は，大雨時に雨水が滞留して遊水地となり，周辺の浸水を防いでいたであろう．しかしそこが市街地化されると，遊水が有害水に逆転してしまう．周辺域の市街地化により以前に比べより多くの雨水が流れ込み，これまではなかったところで浸水が起こる場合もある．
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）を起源とする凹状低地，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，干拓地などがあげられる．
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ある．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，浸水を被りやすい脆弱な土地であることに変わりはない．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，その脆弱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考えるべきである．
その地区への流入量（降雨量と周辺からの流入量）が流出量を上回らないようにするのが，内水氾濫の防止対策である．流入量を減らす方法は，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」が基本である．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となる．内水氾濫による被害の形態は家屋・家財の浸水である．浸水に対して抵抗性のある建築構造や住み方には，建物を氾濫水から遮断する，建物の位置を高くする，浸水してもその被害を軽くすませる，（1階に重要なものを置かないなど）がある．死者発生の原因では，浸水域を歩いていて深みに足をとられたり，速い流れの水路・側溝に転落したりするのが大半である．
5. 高潮
5.1 発生機構
高潮とは，気象的な原因により潮位が長時間にわたって平常よりも高くなる現象を言う．災害をもたらすような大きな高潮の大部分は台風によって引き起こされる．台風は，中心域での低い気圧による海水の吸い上げ （周りからの押し上げ）と，強風による海岸への海水の吹き寄せ，という2つのしくみによって海面を高くする．これに天文潮が加わったものが実際の潮位になる（2.10）．満潮時には潮位は一層高くなり危険であるが，干潮時でも台風が強ければ当然に大きな高潮は発生する．
気圧が1hPa下がると海面はほぼ1cm高くなる．陸上で観測された最低の気圧は1936年室戸台風による912hPaである．したがって吸上げによる海面上昇量は1mまでである．海水の吹き寄せによる海面の上昇は，最大風速の2乗にある定数を掛けた大きさで与えられる．日本の主要な湾について求められているこの定数の大きさは，ほぼ015～0.2である．観測された最大風速は，島や岬を除くと，45m/秒程度である．したがって吹き寄せによる海面上昇は最大で3～4m程度である．吹き寄せによる海面上昇は，海水の逃げ場のない湾奥の，とくに遠浅の海岸で大きくなる．高潮の最大偏差（天文潮を除いた潮位）の記録は，1959年伊勢湾台風による名古屋港での3.45mである．なお，広大な大陸棚があり極めて遠浅のベンガル湾北岸やメキシコ湾北岸では，吹き寄せ量が多くなるため最高潮位6～9mの高潮（天文潮も含む）がしばしば発生している．
5.2 危険海岸
台風は日本本土に向かって南方から襲来するので，大きな高潮が発生する可能性が高いのは，南に向かって開く水深の小さい奥深い湾である．高速度で進行する中心気圧の低い台風が満潮時に，このような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する．台風の進行右側（一般に東側）では，進行の速度が加わるので強い風が吹く．風が湾の中に真っ直ぐに吹き込むと，斜めに吹く場合に比べ海水の吹き寄せが大きくなる．
東京湾・伊勢湾・大阪湾の湾奥には広いゼロメートル地帯が広がり臨港大都市が展開するので，高潮災害の危険が最も大きい．大阪湾では，1934年室戸台風により最大潮位3.1m，1950年ジェーン台風により最大潮位2.5m，1961年第二室戸台風により最大潮位3.0m，とたびたび大きな高潮が発生している．伊勢湾では1959年伊勢湾台風により，高潮による直接の死者およそ4,300人という大災害が発生した．東京湾では1949年のキティ台風の後大きな高潮が発生していないので備えの態勢の低下が懸念される．
大きな高潮は，海岸堤防を乗り越えあるいはそれを破壊して陸地内に流入する．最高潮位3.89mの伊勢湾台風高潮は，堤防を総延長36kmにわたって破壊し，500km2の土地を水没させた．破堤の主原因は，越流・越波による堤防裏のり面の洗掘であった．濃尾平野の西部には広大なゼロメートル地帯が拡がっているので，海岸線から最大で20kmのところにまで海水が到達した．
陸地内に流入する高潮の流速は，海岸域では時速数km以上と速いものの，内陸に向かうにつれ急速に低下する．したがって広いデルタ内では進入に数時間以上といった長
い時間を要する．一方この間に，台風が遠ざかることによる気圧上昇と風速低下により，海面は平常潮位に向かって低下していく．一般に最大潮位の後 5～6時間程度で，平常の潮位に戻る．海岸における潮位低下は低地内に流入した海水を引き戻すので，広い平野では高潮最高潮位までの標高の範囲が全面浸水するということは起こらない（図2.11）．伊勢湾台風の高潮が到達した限界の標高は，濃尾平野の三角州域においてほぼ
0～1m であった．一方狭い海岸平野では，最大潮位までの標高域が全面浸水した．人的被害は高潮の直撃を受けた海岸部で非常に大きかった．
5.3 高潮対策
高潮の危険がある海岸では，海岸線に海岸堤防を設け，また湾奥の海域を閉ざすように沖合いに高潮防波堤を建造して，高潮の陸地内への流入を防いでいる．堤防の高さは，過去最大の台風，あるいはある確率規模の台風による最大潮位偏差を求め，これに満潮位および強風による波浪の打ち上げ高を加えた値にもとづいて築造されている．東京湾では，伊勢湾台風規模の台風が最悪のコースをとった場合に予想される最大潮位偏差を3.0mとし，これに満潮位（1.0m）および波浪高を加えて，計画堤防高を 6.0m～8.0mとしている．名古屋港の沖には延長8.3kmの防波堤が建造され，これにより高潮のピークを0.5m低下させている．大都市では小河川や水路を遡上する高潮の防御が難問になる．堤防を高くしようとすると多数ある橋や道路のかさ上げが必要になる，などの問題があるからである．大阪では河口近くに防潮水門を造って高潮を遡上させないようにし，上流から流れてく河川水はポンプ排水するという方式をとっている．
河川洪水の場合とは異なり高潮は広い海岸線にわたり大きな力をもって一斉に流入するので，被害が巨大になる可能性がある．世界的にみて高潮は最大の風水害被害を引き起こしている．高潮は大きな人的被害をもたらすが，一方，その発生予測は台風の予報にもとづき，湾ごとにかなり正確におこなうことができる．危険域は海岸に面する低地であることは明らかである．したがって警報と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る．
伊勢湾台風では高潮警報が12時間前に出されていたが，大被害の防止には結びつかなかった．この2年後，大阪は第二室戸台風の高潮により臨海低地が広範囲に浸水した．しかし高潮による直接の死者は数人程度であった．この大きな違いは，大阪が近年たびたび大きな高潮に見舞われているという災害経験に，同じような土地条件にある名古屋での大災害の教訓が加わって，適切な避難行動がおこなわれた結果によるところが大きいと推測される．
6. 強風・竜巻
6.1 強風
風は風速の2乗に比例する風圧力を建物などに加える．建物の被害は平均風速が毎秒15mを超えるころから生じはじめ，風速が大きくなるにつれ被害は加速的に，ほぼ風速の5乗にも比例して増大する．平均風速とは時々刻々変化する風速（瞬間風速）の10分間平均値である．最大瞬間風速は平均風速の1.5倍程度である．
日本列島に強風をもたらす気象原因には，台風および発達した温帯低気圧がある．関東から九州に至る地域では台風が強い風をもたらし，太平洋岸では平均風速の最大値は秒速40～45mに達する．一方，北陸・東北・北海道では冬から春の季節における発達した低気圧が強風の主原因となり，日本海沿岸域では最大で秒速30m前後の平均風速を記録している．
温帯低気圧は前線（寒気団と暖気団の境）の波動によって生じる．低気圧が本州付近を通過後東方海上で発達すると，中心の気圧が台風に匹敵する950hPaにまで深くなることがある．低気圧の中心からは南東に温暖前線が南西に寒冷前線が延びており，寒冷前線の通過時とその後面の寒気の部分においてとくに強い風が吹く．一般に強風の範囲は台風の場合よりも広くなる．
中心気圧の低い強い台風が日本海に入り，勢力が衰えずに日本列島に沿って高速で北東進すると，進行の右側に入った日本全域が強風に見舞われる．1991年9月の台風19号がその著しい例で，時速100km近い速度で日本海を駆け抜け，住家損壊数68万棟という大きな被害をもたらし，損害保険金の支払額が6,000億円近くになった．
6.2 竜巻
竜巻は激しく回転しながら高速で移動する縦長の大気の渦である．発達した積乱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で猛烈な風によるきわめて局地的な破壊をもたらす．
竜巻の発生条件は，上空が非常に低温で重くて上下の対流が生じやすいという不安定成層の大気があり，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ある．局地的突風には他にダウンバーストがあるが，これは積乱雲から吹き降りてくる強風で，吹き渡る幅は広くて回転は伴わない．竜巻が発生した時の気象状況で多いのは，低気圧・前線の通過時および台風接近時である．
日本における平均的な竜巻は，幅が50～100m，進行の延長が2～4km程度である．風速は最大で秒速100m程度と推定される．寿命 （継続時間）はほぼ数分程度である．竜巻が多いのは海岸域であり，内陸域で多いのは関東平野である．地表起伏の大きい山地ではほとんど発生しない．
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，被害は多くはない．死者数は年平均1人以下である．激しく旋回する風と急速な気圧低下は，建物を持ち上げ（吸い上げ）て破壊し飛散させる．このため屋根や2階が吹き飛び，1階は残っているという家が多くみられる．
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ある．2008年3月から「竜巻注意情報」が発表されるようになった．これは，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場合に，県単位で地方気象台から発表される．県単位ということは，どこで起こるとは言えないが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意味している．
7. 降積雪・降雹
7.1 降積雪
雪は，降っている時に，また積った状態で，更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る．また，送電線等への着氷・着雪は，電力障害とそれに伴う広範な社会的影響を引き起こす．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す．融雪は河川の流量を増大させて融雪洪水を引き起こす．
積雪の比重は表面では0.1程度と軽いが，深い下層部では締め固められて0.5にもなる．この結果，屋根雪の深さが2mにもなると，その重量は1平方メートルあたり500kgを超える重さになる．この大量の重い屋根雪おろしの際における事故死は，雪に関係する死者の大半を占めている．
大雪をもたらす気象条件には，低気圧型と季節風型（大陸からの寒気吹き出し）とがある．低気圧が本州南岸沖を東進するとき，地上気温が2～4℃以下であれば，太平洋岸域に降雪をもたらす．この地域では10cmほどの積雪でも大雪で，交通機能の障害を中心とした混乱が生じる．
低気圧が東方海上に進んで発達すると，西高東低の気圧配置になり，等圧線は南北方向に密にならび， 北西の季節風が日本列島に吹きつける．日本海の海上には，多数の筋状の雲が日本列島に向けて並ぶ．この雲は大陸からの寒気が，黒潮の分枝が流入して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ある．これが日本列島の脊梁山脈にぶつかり，風上側である日本海側に大雪を降らせる．
プレート構造により大陸との間に広い日本海が存在し，海水準が高くて海峡が開き高海水温の海流が流入しているという条件のため，弧状列島の日本海側では毎年の豪雪は宿命である．これによる障害をどこまで防除するかは，雪が多いという本来的な自然環境条件のなかで，どのような生活形態・社会活動を選択するかという問題にかかわる．
7.2 降雹
雹（ひょう）は非常に発達した積乱雲（雷雲）から落下してきた直径5mm以上の氷の塊である．直径は2cmぐらいまでが多いが，5cmを超える大きな雹もときにはある．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るので，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る．直径2cmの雹粒の終端速度は秒速16m，5cmで 秒速33m（時速120km）と高速である．
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るが，これにはかなりの時間を要する．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る．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る．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る．
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る．日本海沿岸で降雹がみられるのは作物の少ない冬季なので，雹の被害はあまり発生しない．雹害が著しいのは，福島の内陸部から北関東を経て長野・山梨に至る地域である．発生するのは5～8月の，ちょうど作物の生育期にあたる．関東平野では発達しながら東に移動して長さ100km以上の細長い降雹域をつくることがある．
雹害対策としては防雹網で覆うという方法があり，果樹園などでおこなわれている．特殊な方法としては， 雷雲にロケットを打ち込み破砕して内部に詰めたヨウ化銀を散布し，雹にまで成長させないという方法があり，降雹が非常に多い国々で実用化されている．