REPORT OF THE ISE BAY TYPHOON （No.5915）　IN SEPTEMBER 1959　気象庁技術報告　第7号　伊勢湾台風調査報告

序

　昭和34年9月26日夕刻潮岬付近に上陸して,近畿および中部地方を通過した台風15号は,死者・ゆくえ不明5,000人余,被災者総数153万人に達するという,わが国の風水害史上いままでに例を見ないほどの大災害を引き起こした。特に災害のはなはだしかったのは東海地方で,そのうちでも伊勢湾沿岸における高潮による被害が多大をきわめたため,この台風は伊勢湾台風と名づけられた。
　日本は台風災害の多い国で,その対策は早くから行なわれていたが,気象業務のうちの予警報業務に関しては,昭和9年9月の室戸台風を契機として,相当の改善が加えられてきた。その後25か年,この間にも台風による大災害はしばしば起こり,それに応じて災害対策や予警報の改善を見たことは事実である。それにもかかわらず,伊勢湾台風によってこのような大災害の発生を見たことは,台風に関してはまだ未知の分野が広く,また,災害の対象となる社会の条件が,近年著しく複雑化したためであることが痛感される。
　伊勢湾台風による大災害によって,政府は臨時国会を召集して災害復旧工事,防災施設の強化の計画を急ぐとともに,防災に関する長期の計画も進めることになった。このような計画の立案には伊勢湾台風の実態を詳しく知ることがきわめて大切であるが,また一方において,このことは今後の台風予警報の向上にも欠くことのできないものである。
　この報告は以上の目的をもって作成されたものである。第1章において,高層気象観測や飛行機観測を含む詳細な気象資料にもとづいて,総観的立場からこの台風の実態を明らかにした。第2章から第4章までは,主として地上および海上における暴風・豪雨・高潮・波浪・こう水など,直接災害に関係ある現象の調査である。また第5章と第6章とはこの台風によって引き起こされた各種災害の実態の調査であるが,前3章と比較することにより気象と災害の関係を知ることができよう。最後の第7章は台風予報の現状の説明である。なお,観測資料は資料編に一括してある。
　この調査に用いられた各種資料について,あとに付記した関係各省庁・公社・地方庁・会社・団体から多大のご協力を得たことは感謝にたえないところである。また,調査は気象庁本庁ならびに地方気象官署の関係各部課により行なわれたもので,総括的な取りまとめは本庁予報課が担当したものである。
　　昭和36年3月
　　　　　気象庁長官　和達清夫

伊勢湾台風の目

およそ55,000ft（約16,800m）上空からの撮影
1959年9月24日12時20分,硫黄島の南南西方約450kmにおいて米軍観測機による。写真にあらわれている部分の幅は約25海里で,中央が目の中心である。目がきわめて不明確であった時期にあたっているが,円形の帯状にならんだ散乱した雲塊にかこまれた直径約20海里の目がみられる。目の中の8割は混とんとした高層雲でみたされていた。　　　　　（米軍気象隊提供）

伊勢湾台風による被害状況

伊勢湾台風調査報告　　目次

概要……………………………………………………………………………………………………1
まえがき………………………………………………………………………………………………11
第1章　伊勢湾台風の解析と経過…………………………………………………………………16
　1.1　概要…………………………………………………………………………………………16
　1.2　地上天気図解析……………………………………………………………………………36
　　1.2.1　台風の発生……………………………………………………………………………36
　　1.2.2　本邦南方開錠から紀伊半島上陸まで………………………………………………36
　　1.2.3　紀伊半島上陸から三重県北部まで…………………………………………………45
　　1.2.4　三重県北部から岐阜県通過まで……………………………………………………50
　　1.2.5　岐阜県から北陸地方通過まで………………………………………………………51
　　1.2.6　日本海から奥羽北部を経て北海道南方まで………………………………………60
　　1.2.7　レーダー解析…………………………………………………………………………65
　1.3　高層流線解析および飛行機観測資料による発生期より上陸までの構造の解析……78
　　1.3.1　発生初期の断面解析…………………………………………………………………78
　　1.3.2　赤道天気図による流線解析…………………………………………………………80
　　1.3.3　台風発生前後の発散解析……………………………………………………………90
　　1.3.4　気象観測機の機上観測による中心近傍の構造の解析……………………………94
　　1.3.5　気象観測機の投下ゾンデ観測による中心および近傍の構造の解析……………117
　1.4　高層天気図解析……………………………………………………………………………128
　　1.4.1　発生から最盛期までの高層解析……………………………………………………128
　　1.4.2　最盛期以後の高層解析………………………………………………………………147
　　1.4.3　潮岬・輪島・秋田における高度偏差・温度偏差および湿度の鉛直分布………168
　　1.4.4　層厚解析………………………………………………………………………………172
　　1.4.5　発散分布・上昇速度分布および雨の降り方………………………………………184
　1.5　伊勢湾台風通過前後の海況………………………………………………………………193
　　1.5.1　まえがき………………………………………………………………………………193
　　1.5.2　資料……………………………………………………………………………………193
　　1.5.3　台風通過前後の海況………………………………………………………………………………………193
　　1.5.4　むすび………………………………………………………………………………………………………200
　1.6　昭和34年夏を中心とする大循環の特性………………………………………………………………………201
　　1.6.1　上層平均場からみた昭和34年9月の大気大循環の特性と伊勢湾台風…………………………………201
　　1.6.2　500mb高度の月および半旬平均図よりみた9月下旬の大循環…………………………………………205
　　1.6.3　500mb北半球空間平均図よりみた特徴……………………………………………………………………208
　　1.6.4　高低気圧系の動き…………………………………………………………………………………………210
　　1.6.5　9月下旬の500mb空間平均図における偏差域の変動……………………………………………………212
　1.7　伊勢湾台風と過去の著しい台風および1959年のハリケーンとの比較……………………………………214
　　1.7.1　枕崎・室戸両台風および大正6年10月東京湾に高潮をもたらした台風と伊勢湾台風との比較……214
　　1.7.2　高層状態の比較……………………………………………………………………………………………218
　　1.7.3　台風15号とハリケーンGracie……………………………………………………………………………220
第2章　暴風雨その他の異常気象および海上気象……………………………………………………………………225
　2.1　概説………………………………………………………………………………………………………………225
　2.2　暴風概説…………………………………………………………………………………………………………226
　　2.2.1　伊勢湾台風の暴風の特徴…………………………………………………………………………………226
　　2.2.2　最大風速の分布……………………………………………………………………………………………226
　　2,2.3　暴風の起時および継続時間………………………………………………………………………………230
　　2.2.4　地上風と傾度風……………………………………………………………………………………………232
　　2.2.5　暴風の小じょう乱について………………………………………………………………………………233
　2.3　毎時の流線および最大風速の分布……………………………………………………………………………236
　　2.3.1　毎時の流線図………………………………………………………………………………………………264
　　2.3.2　最大風速分布図……………………………………………………………………………………………266
　2.4　降雨概況…………………………………………………………………………………………………………266
　　2.4.1　全般降雨概況………………………………………………………………………………………………266
　　2.4.2　各地方別降雨概況…………………………………………………………………………………………272
　2.5　その他の異常気象………………………………………………………………………………………………284
　　2.5.1　広戸風………………………………………………………………………………………………………284
　　2.5.2　日高地方の突風……………………………………………………………………………………………287
　2.6　海上気象（船舶による風・気圧・波浪の観測）……………………………………………………………291
　2.6.1　大阪湾・紀伊水道以西……………………………………………………………………………291
　　2.6.2　東海地方…………………………………………………………………………………………307
　　2.6.3　東京湾……………………………………………………………………………………………316
第3章　高潮・波浪・脈動……………………………………………………………………………………323
　3.1　概要……………………………………………………………………………………………………323
　3.2　各地の高潮と波浪の調査……………………………………………………………………………324
　　3.2.1　伊勢湾の高潮状況………………………………………………………………………………324
　　3.2.2　名古屋市内の高潮の侵入状況…………………………………………………………………328
　　3.2.3　渥美湾・知多湾・伊勢湾沿岸の高潮実地踏査………………………………………………334
　　3.2.4　熊野灘沿岸の高潮・波浪の実地踏査報告……………………………………………………379
　　3.2.5　山陰地方の波浪…………………………………………………………………………………402
　3.3　検潮儀および波浪計に基づく調査…………………………………………………………………406
　　3.3.1　東海道・熊野灘・紀伊水道・大阪湾付近の各沿岸および四国南岸の高潮調査報告……406
　　3.3.2　山陰地方沿岸の高潮調査報告…………………………………………………………………423
　　3.3.3　東北東岸・関東地方沿岸の高潮調査報告……………………………………………………426
　　3.3.4　北海道地方沿岸の高潮調査報告………………………………………………………………432
　　3.3.5　伊勢湾内の自記波浪計による観測報告………………………………………………………434
　3.4　高潮についての調査…………………………………………………………………………………438
　　3.4.1　過去の顕著な高潮の比較………………………………………………………………………438
　　3.4.2　伊勢湾台風による名古屋市および海部群の高潮について…………………………………442
　　3.4.3　重要港湾における高潮について………………………………………………………………450
　3.5　高潮の発生機構………………………………………………………………………………………453
　　3.5.1　高潮の一般理論…………………………………………………………………………………453
　　3.5.2　電子計算機による伊勢湾高潮の理論計算……………………………………………………454
　　3.5.3　若狭湾における高潮……………………………………………………………………………458
　3.6　伊勢湾における過去の高潮…………………………………………………………………………465
　　3.6.1　名古屋港における過去の高潮…………………………………………………………………465
　　3.6.2　名古屋開府以来の高潮記録……………………………………………………………………468
　3.7　伊勢湾台風に伴う脈動について……………………………………………………………………470
　3.8　名古屋地方の地盤沈下について……………………………………………………………………488
第4章　こう水…………………………………………………491
　4.1　概要……………………………………………………491
　4.2　各河川の出水状況……………………………………492
　　4.2.1　近畿地方…………………………………………492
　　4.2.2　東海地方…………………………………………496
　　4.2.3　北陸地方…………………………………………504
　　4.2.4　甲信地方…………………………………………507
　　4.2.5　関東地方…………………………………………509
　4.3　過去における東海地方のこう水……………………515
　　4.3.1　概要………………………………………………515
　　4.3.2　過去のおもなこう水……………………………516
第5章　災害……………………………………………………521
　5.1　概説……………………………………………………521
　　5.1.1　災害の発生とその対策の経過…………………521
　　5.1.2　被害の総額………………………………………522
　　5.1.3　被害の地理的分布………………………………523
　　5.1.4　被害の特徴………………………………………526
　　5.1.5　既往の風水害との比較…………………………528
　　5.1.6　災害の背景………………………………………529
　5.2　風害……………………………………………………531
　　5.2.1　一般家屋の被害状況……………………………531
　　5.2.2　鉄塔の被害………………………………………544
　　5.2.3　設計風速…………………………………………544
　　5.2.4　地方気象台・測候所の報告による風害………547
　5.3　高潮による被害………………………………………555
　　5.3.1　概要………………………………………………555
　　5.3.2　木材の流失状況…………………………………557
　　5.3.3　高潮と地形………………………………………559
　5.4　こう水による被害……………………………………563
　　5.4.1　まえがき…………………………………………563
　　5.4.2　近畿地方…………………………………………563
　　5.4.3　中国地方…………………569
　　5.4.4　四国地方…………………570
　　5.4.5　中部地方…………………570
　　5.4.6　関東地方…………………579
　　5.4.7　東北地方…………………580
　5.5　農作物の被害…………………587
　　5.5.1　まえがき…………………587
　　5.5.2　被害の様相………………592
　　5.5.3　各地の被害………………599
　5.6　農地の被害……………………604
　　5.6.1　被害の様相………………605
　　5.6.2　各地の被害………………618
　5.7　家畜の被害……………………620
　5.8　森林の被害……………………624
　5.9　水産物の被害…………………629
　5.10　船舶の被害……………………634
　5.11　交通の被害…………………647
　　5.11.1　国鉄電気関係…………647
　　5.11.2　国鉄施設関係…………655
　　5.11.3　私鉄関係………………672
　5.12　電力関係の被害……………680
　　5.12.1　九州電力………………684
　　5.12.2　四国電力………………684
　　5.12.3　関西電力………………686
　　5.12.4　中部電力………………695
　　5.12.5　北陸電力………………700
　　5.12.6　東京電力………………703
　　5.12.7　東北電力………………706
　　5.12.8　北海道電力……………709
　5.13　通信の被害…………………709
　　5.13.1　全国的被害の概要……709
　　5.13.2　各電気通信局の被害概要………………712
第6章　災害の諸断面…………………………………723
　6.1　まえがき………………………………………723
　6.2　現地踏査報告…………………………………724
　　6.2.1　新聞に現れた被害地踏査報告…………724
　　6.2.2　気象官署の被害地踏査報告……………745
　6.3　各県下の被害写真……………………………794
　6.4　体験記…………………………………………811
　6.5　伊勢湾台風についての反省と教訓…………826
第7章　台風予報の現状………………………………853
　7.1　台風予報技術の現状…………………………853
　　7.1.1　台風予報の現状…………………………853
　　7.1.2　台風進路の数値予報……………………868
　7.2　台風予報業務の現状…………………………877
　　7.2.1　まえがき…………………………………877
　　7.2.2　予報業務の概要…………………………877
　　7.2.3　台風に関する予報業務…………………887
　　7.2.4　1959年における状況……………………893
　7.3　むすび…………………………………………894
　　7.3.1　巨視的予報の発達………………………894
　　7.3.2　戦後の予報とメソ解析のめばえ………896
　　7.3.3　予報業務の2方向………………………897
　　7.3.4　今後の問題………………………………899
資料編……………………………………………資1～資428

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Japan has been suffering from frequent visit of typhoons and subsequent damages since the ancient time.　It is quite natural that people have had keen interest in counter-measures were first taken.　The River Law was forst established in 1896 and the Sand Control Law was established in the following year.　In August 1910, the whole Kanto district was severely damaged by a typhoon, and large-scale repair works were taken on 20 principal rivers ; thus the river administration was really launched.
As to the typhoon warning, although it has been put in practice since 1883, after the Muroto Typhoon in 1934, the severest one in our history, devastated the central part of Japan, especially bitterly the Kei-Han-Shin districts, people began to pay keen attention to the typhoon warning.
Fortunately, since the early years of Syowa Period, Dr. Horiguchi had been continuing the very detailed study on the typhoon and contributed greatly to the typhoon warning, and at thesame time, as radio sets came into wide use, the way of giving typhoon warning to the public was improved.
After World War II, damages by floods and strong winds especially due to typhoons increased enormously. For instance, out of 12 cases which caused more than one thousand deaths since the beginning of this century, eight occurred after the war. This is partly because of the social conditions of postwar Japan, so the new conter-measures taking into account this fact must be taken, and as the first step, dams were made in the head-water regions in order not only to utilize the water but also to control it.
Although the typhoon warning, thanks to the reconnaissance flight, the upper air observations, the progress of the forecasting techniques,etc.,has been greatly improved, the requirement of its accuracy from the public has become severer. Under such a situation, with the support and requirement of the public, various facilities for meteorological observation, telecommunication,etc. have been improved so as to improve the typhoon warning service.
The Ise Bay Typhoon which struck Kii Peninsula on the evening of September 26 and swept over Japan was the most disastrous typhoon in Japan history. Durning its passage from the evening of September 26 to the morning of the following day, the great amount of damages unprecedented in our history was done. According to the survey by the National Police Agency, the number of sufferers amounted to : death 4,700, missing 401, and wounded 38,917. The total damage costs were estimated at 500-600 billion yen.
Detailed studies on this typhoon were carried out at Japan Meteorological Agency from various angles and many interesting informations were obtained, the summary of which will be found in the following chapters.
The result of these studies will be valuable not only for the progress of the science of typhoon but also for the establishment of a more efficient and better typhoon warning system, counter-measures against typhoons and future plans of social activities since there is no guaranty that another severe one will not strike Japan again in future.

Chapter 1. Life History and Analysis of the Ise Bay Typhoon

　　1.1 and 1.2 Introduction and Surface Weather Map Analysis（S. Tanabe, K. Tamura and M. Shinoda）
The trough of the easterly waves, from which the Ise Bay Typhoon originated, first appeared to the north of the Marshall Islands on September 18, 1959.
This trough moved westward and its vortical motion had been strenghened when it arrived near Eniwetok Island. Moving further westward, at 0000Z, Sept. 20, the circulation reached the tropocal depression intensity at 11゜N, 160゜E, 250km west of the island. At 1200Z, Sept. 21, the depression was intensified up to a tropical storm intensity, the central pressure and maximum wind speed being 1002mb and 17m sec^-1 respectively at the position 15゜N, 160゜E, 400km east of Saipan, and the Japanese Taifu number 5915（In Japan a tropical storm observed in the noethern Pacific Ocean west of 180゜meridian with the wind speed over 17m sec^-1 is called a taifu（台風）, and is signified in four numerals.） was given to it.Keeping on westward movement this tropical storm increased in intensity to the typhoon stage. The central pressure of 970mb and the maximum wind speed of 33m sec^-1 were estimated at a position 150km northeast of Saipan at 0600Z, Sept. 22 Subsequently Japan Meteorological Agency upgraded this tropical storm to a typhoon.
At this time the northerly component was added to the movement of the typhoon. It moved at the speed of 22km hr^-1, while the deepening continued and the eye pressure of 894mb was observed at 0600Z, Sept. 23. Already the typhoon had reached its maximum intensity, greater than at any subsequent time throughout its ensuing four days as a typhoon. Thus, within 24 hours after having first become a typhoon, it had already reached itd maximum intensity. The central pressure remained almost constant durning the subsequent 12 hours, while the expansion of the extent of the typhoon continued until 0000Z, Sept. 25（Fig. 1. 1. 5 a and b）.
As to the wind speed, the maximum wind speed ranging from140 to 170kts near the eye and more than 50 kts within the radius of 300km were observed, indicating that the typhoon was in its mature stage during the period from 0000Z 23rd to 0000Z 25th.
The northward component of the typhoon movement began to be sharply recognized from 1200Z 24th, and at 1200Z 25th the typhoon curved to the north and at 0300Z 26th it further curved NE-ward at the position 31.1゜N, 134.7゜E. The central pressure at this time was 925mb, a little higher than its liwest value and the extent of the typhoon shrank a little. However, the wind speed was almost equal to that in its mature stage with the value of 160kts near the eye and more than 50kts within the radius of 400km at the eastern semicircle and 300km at the western semicircle.
At 0900Z, September 26, it struck the coast of Kii Peninsula and went inland at the point, 15km west of Shionomisaki, moving NNE-ward along the ridge of the Kii mountains at the speed of 60km hr^-1. The pressure of 929.5mb was observed at Shionomisaki Weather Station at 0913Z,Sept.26.
While the typhoon was moving along the track shown in Fig. 1. 2. 1, the central pressure rose gradually ; 945mb at 1200Z, 950mb at 1300Z, and 960mb at 1400Z. However, the wind speed remained almost constant（see the table at p. 7）.
After the typhoon passed over the Hida mountains, the eye became ill-defined presumably because of the topographical effects.
In spite of the filling at the centre, the pressure gradient still remained large at its environment and the wind velocity of NNE 36m sec^-1 was obseved at Maizuru Marine Observatory, 110km north-west of the typhoon eye, at 1140Z, Sept. 26.
After the typhoon went into the Sea of Japan, as indicated in Figs. 1.2.18 and 1.2.21, it seemingly propagated by steps in such a fashion as described by T. Bergeron（Bergeron, T.（1954）: Reviews of Modern Meteorology-12. The Problem of Tropical Hurricanes. Q.J.R.M.S.,80（cf. p. 150）.; in other words the movement looked like 「a relay race」 at Horiguchi's words（Horiguchi, Y.（1935）: Memoirs of the Central Meteorological Observatory, 9（cf. p. 71-72）. And this 「relay progression」 began to appear again at about 2000Z, Sept. 26, when it began to curve sharply to the east off Akita（cf. Fig. 1.2.18 f-k）.
The change of characteristics from a typhoon to an extratropical cyclone began when it arrived near Kii Peninsula, and this tendency was strengthened especially after it went into the Sea of Japan.
The rising of central pressure was accelerated since 0000Z, Sept. 27, when the main centre of circulation jumped to the Pacific Ocean and the central pressure was filled up to 982mb, and the wind weakened, too.
And at 120Z when it reached the position 400km east of Miyako, it was downgraded to an extratropical cyclone. For a while the central pressure did not change. The extratropical cyclone then curved towards the south a little and crossed the International Date Line at 0900Z, Sept. 29, with the central pressure of 1008mb and then disappeared.
　　1.2.7 Radar Analysis（Osaka District Meteorological Observatory, S. Otsuka and R. Tatehira）
In 1.2.7 is described the analysis of radar echoes made at Osaka and Tokyo. No disrinct radar echoes of the typhoon centre were observed at Osaka and Tokyo before 0700Z, Sept. 26. The former was due to the heavy rainfall nearby Osaka and the latter to the intervenient high mountains in Chubu district and the long distance between the typhoon centre and Tokyo.
The echoes of rainband began to appear since 0700Z, Sept. 26, and at 1130Z of the same day, a circular eye echo was observed over Tsuge, Mie Prefecture, while after 1500Z no rainband could be observed any more. The location of eye decided from the radar echo analysis deviated more or less to the east from that of pressure centre at Osaka and Tokyo.
　　1.3.1-2. Streamline Analysis on 700 mb Surface and Analysis of Reconnaissance Flight Data（S. Tanabe and K. Shimada）
Although this tropical depression weakened when it crossed the divergence area extending from 152°E to 157°E, it began to deepen as it went into the convergence area. With the overlapping of another shear line from the north and the inflow of easterly wind, it developed into a tropical storm stage at 1200Z, Sept. 21. Afterwards with the continuous inflow of southerly wind from the south of ITC the rate of development was sharply accelerated and at 0645Z, Sept. 22,the central pressure of 973 mb was observed and this tropical storm was graded to a typhoon （cf. Fig. 1.3.3）.
The central pressure during the period of 54 hours from 0200Z 23rd to 0800Z 25th of September was approximately in the range from 902 to 909 mb, the minimum pressure observed by an aeroplane being 894 mb at 0600Z, Sept. 23（cf. Table 1.3.3 a, p. 118）. The relatively high temperature area in the west of the centre since its formation gradually approached the centre and replaced the relatively low temperature which initially covered the central area, and in its mature stage the centre of the typhoon was fully occupied by the relatively high temperature area just prior to the time when the central pressure fell to 900mb（cf. Fig. 1.2.3 1）.
The temperature difference between the centre and the relatively high temperature area in the west was maximum at 1200Z, Sept. 22（cf. Fig. 1.3.3 k）, its value exceeding 4℃. Afterwards, as already stated, the typhoon centre was in the relatively high temperature area and the following values of the central temperature were observed : higher than 14℃ at 0000Z, Sept. 24 ; 16℃ at 1200Z, Sept. 24 ; 12℃ at 0000Z, Sept. 25 and 18℃ at 1200Z, Sept. 25.
When the typhoon reached a point about 30゜N, the central pressure rose up to 925 mb, but 50kt area on the 700 mb level expended, so it may be said that the typhoon was still in the mature stage. Temperature in the centre and southwestern quadrant was 14℃ at this time. The decay stage, after it struck Kii Peninsula, is not discussed because of the lack of reconnaissance data.
　　1.3.3 Analysis of Divergence Field just before and after the Typhoon Struck Kii Peninsula （K. Shimada）
Existence of good correlation between typhoon movement and divergence（convergence） field is widely recognized by Japanese forecasters, according to which a typhoon heads for a convergence field on the 700 mb level for the following 12-36 hours. Shimada checked the validity of this rule, and from his analysis, he obtained the following relations.
a） In the formative stage there was no goos correlation between the typhoon movement and the divergence（convergence） field.
a-1. In the stage up to tropical storm, it moved towards the convergence region 400-800km ahead of it.
a-2. It moved clockwise around the strong divergence region.
b） There were the following relationships between the convergence region and the develepment or dissipation.
b-1. When the typhoon headed for a divergence region it did not develop.
b-2. When the typhoon moved into the rear of a strong convergence region it developed.
　　1.3.4 Structure of Typhoon（K. Sakaguchi）
Sakaguchi made a detailed analysis of the typhoon reconnaissance data of 160 observations including 17 penetrations by U. S. Air Force from Sept. 22 to Sept. 26.
The following interesting facts were found from the analysis.
1. The air temperature in the eye was very high. For example, it was 30.2℃ on the 700 mb level and 32.2℃ on the 797 mb level at 1500I（Japan Standard Time）, Sept. 22, which is much higher than 29.8℃ on the 700mb, the highest value until that time, which was observed at 1330I, Sept. 24, 1958 in the Kanogawa Typhoon（Typhoon 5822）. The value of 18.2℃ on the 700mb level was observed just before the typhoon struck Kii Peninsula.
2. Temperature outside the eye was also high. On the evening of Sept. 25, when it developed into the mature stage, the area with the temperature higher than 16℃ extended to 300km northward and 150km southward from the eye, which was approximately twice as large as in case of Typhoon 5822 at the same latitude.
3. At 19°N, 142°E, the 700mb level was 7,810gpft and the sea level pressure was 894mb.
4. The typhoon maintained its full strength with approximately constant diameter of eye of about 20 nautical miles until the time when it struck Kii Peninsula.
　　1.4.1-2 Analysis of Upper Air Chart（T. Fujii）
The following conclusions are obtained from the analysis of upper air charts.
1. A trough of the easterly waves was recognized only below the 400mb level, but with the deepening of the typhoon the trough began to appear on higher levels.
2. The typhoon began to deepen rapidly when it moved below the high on the 100mb level. With the deepening, its height increased until it reached 100mb level on September 23, then the deepening ceased（cf. Figs. 1.4.3-1.4.12）.
3. During the period of the rapid deepening of the typhoon, the descending motion began to reach the lower levels and the unusually high air temperature was observed in the eye. The descending current reached the sea level, then the ascending motion began to appear and the whole layer of the eye was in the state of saturation for a while at 0730I, Sept. 24, but most of the time the layer below 750mb level was saturated.
　　1.4.3-4 Vertical Distributions of Humidity, Height Deviation and Temperature Deviation, and Thickness Analysis（T. Shibayama）
Dividing the layer between 80 and 1000mb into 13 layers, the variation of the thickness deviation of each layer from 3-year mean in September is shown in Fig. 1.4.33 a-h.
At all stations except Saishuto and Fukuoka which are in the west, the thickness in lower layers increased with the approach of the typhoon, and showed the maximum values when he typhoon approached the nearest positions of respective stations.
The maximum value of the positive anomaly appeared between the 200 and 300mb levels, while the thickness of the layer between 80 and 100mb levels became small and the anomaly showed a negative value.
In Fig. 1.4.34a-d the distributions of thickness of respective layers at 0000Z, 1200Z and 1800Z from Sept. 24 to Sept. 27 are shown. According to these maps, between 80 and 100mb the region to the south of Japan was cold while the region the north was warm. Below the 200mb level, the warm air was found ahead of the typhoon.
　　1.4.5 Distributions of Divergence, Vertical Velocity and Rainfall（T. Shibayama）
In Figs. 1.4.35-37, the distributions of divergence obtained from Bellamy's method from 0000Z 25th to 1200Z 26th of September at 12-hour intervals are shown. Hatched area is the area with rainfall excluding light shower. C : convergence, D : divergence.
　　1.5 Water Surface Temperature（S. Shinshi）
According to the analyses of the data of water surface temperature reported from ships, and of water temperature and density from coastal stations, some relations were found between those and the passage of the typhoon.
　　1.6.1 The Characteristics of the General Circulation during the Warm Months of 1959 （K. Suda）
The following interesting characteristics are seen on the monthly mean 500mb chart of August. A wide negative height anomaly area is seen over the western Pacific Ocean, which seems to have a correlation with the frequent formations of typhoon. The composite maps（Fig. 1.6.2 a and b） for the years of many typhoons（1950, 1954, 1956 and 1959） were compared with those of a few typhoons（1946, 1949, 1951 and 1953） in September. It is quite interesting to see that the distributions in two maps are entirely opposite each other.
For the years of many typhoons, the well-developed troughs are seen in the east of the Chinese continent and in the central Pacific Ocean approximately along 180° meridian, while a ridge between the two troughs is seen east of Japan. Some characteristics are also seen in the map of September, 1959.
From the distribution of the anomaly of 5-day mean height of the 500mb surface along 30°N　parallel from late July to early October（Fig. 1.6.3）, the following interesting fact is found : the movement of the point where the typhoons 5909, 5910, 5915 crossed 30°N parallel to move northward was in parallel to the zonal movement of the anomaly centre.
　　1.6.2 General Circulation in Late September in the Light of Pentad Mean and Monthly Mean 500mb Charts（R. Sasaki, T.Itami and K. Kurashige）
The typhoon was formed during the high index period and approached Japan during the period of low index.
　　1.6.3-4 Features of Large-Scale Flow Pattern in Reference to the Space Mean Chart of the Northern Hemisphere on 500mb Charts（N. Arizumi）
It is pointed out that the westerly waves of wave number five prevailed and were stationary from 23rd to 26th September.
　　1.6.5 Behavior of Height Change Pattern on Space mean 500mb Chart in Late September （K. Mohri）
The pattern of 48-hour height change shows that the typhoon moved northward along the western rim of the subtropical high to the far southeast of Japan while the high was intensifying, and the typhoon began to recurve when the subtropical high began to weaken.
It is suggested that the ESE-ward movement of the typhoon in the region east of 160°E may be related to the positive height change over Alaska and the negative heighr change over the Bering Sea and the central part of the Pacific Ocean.
　　1.7 Comparison of the Ise Bay Typhoon with Several Other Severe Typhoons and Hurricane Gracie （K. Kujirai and T. Noguchi）
Kujirai compared the Ise Bay Typhoon with four severe typhoons which struck Japan in the past and stated that this typhoon was a little weaker than the Muroto Typhoon. Noguchi made the comparison of this typhoon with Hurricane Gracie formad over the Atlantic Ocean in September, 1959, approximately at the same time.

Chapter 2. Winds, Rains and Maritime Phenomena

　　2.2. Features of Wind（H. Yagi）
Besides its great extent of strong wind area, the following interesting features were observed in the passage of the typhoon.
Strong wind was observed in the left side of the path, which was nearly equal to that observed in the right side, and the storm surge, which was the direct of the great damage around around Ise Bay, was caused by this strong wind of the right side, while the heavy rainfall observed in the coast of the Sea of Japan was the orographic rain caused by that of the left side. As is shown in the table below, the maximum wind speed over 30m sec^-1 was widely observed from eastern Shikoku in the west to southern Kanto district in the east with the strongest wind around the coast of Ise Bay. On the coast of Wakasa Bay, in the Sea of Japan, the same degree of the maximum wind speed was observed. The peak gust of 60m sec^-1 was observed around the coast of Ise Bay.
　　2.3. Streamline Analysis and Distribution of Maximum Wind Velocity（Observation Section, JMA）
The hourly charts of the streamline and maximum wind velocity from 0000Z, Sept. 26 to 0000Z, Sept. 27 are shown in Figs. 2.3.2 to 2.3.27.
As is clear from the charts, a strong convergence region already appeared over Kii Peninsula when the typhoon was still 450km SSWof Shionomisaki. In spite of the continuous northward movement of the typhoon this convergence region remained stationary and gradually the vortical motion was added. After the typhoon invaded inland, another vortex appeared in front of the main vortex and preceded it. There was a good correspondence between the regions of severe rainfall and convergence.
　　2.4. Rainfall（T. Arai, T. Fuse, Sendai and Osaka District Meteorological observatories, and Niigata, Takamatsu and Hiroshima Local Meteorological observatories）
When the typhoon came around 20°N at midnight of Sept. 23, the heavy rain began to fall over the region facing the Sea of Kumano, and the amount reached 340 mm at Owase for 1200Z 23rd to 0400Z 24th. It seems this rain was caused by a stagnant front along the southern coast of Japan. The cell of heavy rain moved eastward and subsequently the heavy rainfall started in the region extending from the southern Kanto to Miyake Island on the evening of Sept. 24 and lasted until the next morning（Fig. 2.4.3 a）. Afterwards the light intermittent shower was observed in various parts of Japan. Then another front again appeared along the southern coast of Japan and the moderate rain started. This rain weakened for a while at the daybreak of 25th, but with the approach of the typhoon the heavy orographic rain started in Kii mountains at about 0000Z of 26th. During the passage of the typhoon the heavy rain continued. In Kinki, San'in and Tokai districts, the amount of rainfall for three days（24-26th） reached over 500mm with the maximum value of 894mm at Shinoha, Nara Prefecture, while it reached 836mm at Nalatsu Dam, Tottori Prefecture.
　　2.5. Hiroto Wind（At Hiroto the strong northerly wind over 30m sec^-1 is called the Hiroto wind.） and Strong Wind in Hidaka Region（Tsuyama and Urakawa Weather stations）
Hiroto, Nagimachi, Okayama Prefecture and the vicinity of Urakawamachi, Hokkaido often suffer from the strong wind damage in the passage of a typhoon depending on its course. This typhoon was not exceptional, either. The details of wind observations at these places are described in this section.
　　2.6. Maritime Phenomena（Kobe Marine Observatory）
Studies were made on the meteorological and wave observation data reported from the ships in Osaka Bay, Kii Channel, Seto Inland Sea, Ise Bay and Tokyo Bay.

Chapter 3. Storm Surges, Sea Waves and Microseisms

　　（Oceanographical Section of JMA, Nagoya Local Meteorological Observatory, Kobe Marine Observatory and Meteorological Institute of Tokyo University）
As a greater part of the damage was caused by the unusually large-scale storm surges in Ise and Atsumi bays, the researches on the storm surge have been done in various places and their details are shown in Tables 3.2.1, 3.2.2, 3.2.3, 3.3.3, 3.3.6 and 3.3.8, the summary of which is as follows :
The isochrone of the storm surge is shown in Figs. 3.2.6 and 3.2.7.
As to the wind waves, it is quite sure that there were unusually large waves since the very strong wind blew in the same direction for several hours. Under the circumstances that all ships took refuge and it was at night, no reliable data were obtained except the records of wave gauge at the breakwater of Nagoya Harbour（Fig. 3.3.22） and at Irako（Fig. 3.3.23）.
From the analysis of the record of the latter, the maximum wave height was estimated to be 1.7m at 0800Z, Sept. 26, and the period to be 6 seconds.
The following interesting topics are also contained in this chapter :
1. Studies of storm surge in the past at Nagoya Harbour（K. Kujirai and T. Taguchi）
2. Condition of storm surge in Nagoya City and Ama-gun（located west of Nagoya）（K. Makino）
3. Comparison of storm surge observed at principal harbours in Japan（K. Okuyama）
4. Mechanism of occurrence of storm surge（M. Miyazaki）
5. Storm surge at Wakayama Bay（N. Shiomi）
6. Historical records of storm surge at Nagoya（T. Taguchi）
7. On microseisms（T. Hirono）
8. Ground subsidence in Nagoya and its vicinity（T. Hirono）.

Chapter 4. Floods

　　In this chapter the river stage and discharge which caused the flood are shown in tables and graphs together with the description of the flood. The data were supplied from the Ministry of Construction and the prefectural governments.

Chapter 5. Damage

　　Although the detail of the havoc and damage done by this typhoon is shown in Table 5.1.4, the table below, which is extracted from Table 5.1.4, clearly indicates how large the damage was. Whole Japan except Kyushu suffered from some kinds of disasters. Above all, Aichi, Mie and Gifu prefectures were bitterly damaged, the former two by storm surges, the latter two by floods, and followed by Wakayama, Nara and Shiga prefectures in the right side of the typhoon track. Nagano Prefecture was damaged by strong winds, and Kyoto, Tottori and Yamanashi prefectures by floods.
As to the background of the disasters, many factors are considered. First of all, this typhoon was very severe and moved along the course so as to cause the storm surge in Ise Bay. Aside from the severeness of the storm there existed a social factor. Recently there was a strong tendency that factories, various facilities concentrate on the coast with the natural result that a population concentrates on the coast, too.
K. Takahashi made a detailed study on the disasters caused by this typhoon. The table below is a comparison of this typhoon with other severe typhoons which struck Japan in the past.
He also estimated that in Japan the maximum wind speed of 92m sec^-1 is possible on the land, while 105m sec^-1 on the ocean.
The damages of agriculture, railways, power and communication facilities in each prefecture are also described in this chapter.

Chapter 6. Some Aspects of the Damage of the Ise Bay Typhoon

　　Descriptions of damage extracted from the newspapers, reports from the meteorological and other governmental organizations in the damaged areas, and reports of experiences of sufferers are contained in this chapter, which together with attached photographs show us the scene of disasters very vividly. In the end of the chapter the lessons learnt through the disasters are shown in editorial and other forms.

Chapter 7. Present Stage of Techniques and Organization of Typhoon Forecasting

　　The routine works taken by Japan Meteorological Agency against the typhoon are described.
T. Kume, H. Itoh and Z. Masuda described the problems of forecasting techniques, the former from synoptical point of view while the latter two from dynamical point of view.
As to the liaison wit other organizations concerned, descruption is made by M. Yamamoto.

Data and Statistics

In this section, the descriptions of the following data are contained.
1. Data of Meteorological Observation
1.1 Autographic records
1.2 Surface observations ; weather in general, hourly precipitation and daily precipitation
1.3 Aerological data
1.4 Marine weather observations
2. Data of Flood
2.1 List of water-gauge station and discharge-observation and maps of their distribution in Tokai and Kinki districts, and Fukui Prefecture
2.2 Warning stage, estimated high-water level and the highest high-water level in the past for respective rivers
2.3 Hourly river stage for respective rivers
2.4 Discharge observations for respective rivers
3. Miscellaneous Tables
3.1 Frequency of monthly typhoon formation
3.2 Severe typhoons from 1926 to 1959
3.3 Progress of treatment of typhoon
3.4 Wind and flood damage for 1944 to 1958
3.5 Floods of Tokai district in the past
4. List of Literatures of the Ise Bay Typhoon

まえがき（気象庁予報部長　肥沼寛一）

　昭和34年9月26日夕刻,潮岬付近に上陸した15号台風はまれに見る発達したもので,経路にそって引き起こされた風水害の規模はおそらく日本で気象観測が始まって以来の最大のものであった。特に,伊勢湾を中心とする高潮による被害は言語に絶するもので,このために,この台風は伊勢湾台風と呼ばれることにになった。
　このような大災害の起こったのは,いうまでもなく,台風が異常に発達したまま上陸したからである。上陸当時に潮岬測候所で観測した最低気圧は929.5mbという低さで,本州では初めての記録であり,四国に上陸した室戸台風,九州に上陸した枕崎台風に次いで,第3位の低さであった。この三つの台風は,その規模においても,破壊力においても,おそらく,第1級のもので,明治以後の3大台風といってもよいであろう。けれでも,台風に関する知識も,防災対策も,いずれも年とともに進歩してきたはずである。したがって,同程度の台風による被害は次第に減じなければならないはずであるが,伊勢湾台風による被害が,いままでに例のないほどに大規模だったのはなぜであろうか。
　台風災害を支配するものは,単に,台風の破壊力だけではなく,被害の対象となる地域社会の条件や,その場所における災害対策の度合いのいかんにも関することはいうまでもない。しかし,要は台風に関する知識の不足,地域社会の条件に適合した対策の不備がこの災害を招いたことは明らかであろう。そこで,これらの問題についての今日までの歩みを,簡単に振り返って見よう。
　（1）台風対策の前進
　日本は,地理的には台風の経路に当っているため,昔から,しばしば,台風による大災害に見舞われてきた。そしれ,河川堤防とか,護岸工事のようなものは古くから作れていたらしいが,効果的な対策はなかなか困難だったらしく,発達した台風の襲来のたびに,大災害はさけられなかった。こんな状態は明治年代になってからもつづいていたようである。そして,打ちつづく風水害のため,明治29年には河川法ができ,30年には砂防法の施行を見るようになった。しかし,おそらくは財政上の困難から,これらの法律にもとづく事業もそれほど強化されることなく,風水害による被害はいっこうに減じなかったようである。
　ところが,明治43年8月の台風によって,関東地方全域はまれに見る豪雨に見舞われ,利根川本流をはじめほとんどの河川ははんらんし,死者千数百名,家屋の全壊・流失・浸水,農地の埋没・冠水,その他各種の被害は実に巨大な額に上った。この大水害に驚いた政府は内務省と農商務省を中心に,こう水対策の全面的検討が始められることになったらしい。日本の河川行政はこの時に初めて軌道にのったもので,その時に立てられたこう水対策は,その後も長くつづいたわけである。
　一方,災害時の応急対策に必要な暴風警報は,明治16年以来行なわれてはいたが,観測網はまだ粗であり,また,気象通信は途絶しがちな有線電信のみの時代であった。その上,台風という名称さえこのころに初めて用いられるようになったくらいで,台風に関してはまだ未知のことがあまりにも多かった。したがって,台風に対する警報もあまり役に立つものではなかったらしく,警報にもとづいて応急対策をしようという空気はなかったらしく,予警報業務の強化ということは取り上げられなかった。しかし,降雨や積雪と出水との関係を調査してこう水対策を行なうことの急務が痛感され,この目的で森林測候所が発足することになった。
　このようにして,明治43年の大こう水を契機として,日本の河川改修事業は軌道に乗ることになったが,台風の予報や警報の利用問題は,あまり顧みられることなく放置された。台風に関する調査研究が初めて緒についたのは,大正13年8月の沖縄台風に関する堀口博士の研究からである。この台風は2週間にわたり東シナ海をさまよいつづけ,多くの船舶がその域内に巻き込まれたのであるが,そのためにこの台風についての多数の気象観測が得られたのは幸いであった。同博士は,この資料にもとづいて研究を進め,台風に関しての多くの基礎的事実を明らかにしたが,それはまた,その後の台風警報に対しても寄与するところが大きかった。そしてこれを契機として,台風に関する知識も徐々に向上し始めたのである。
　台風による関東大こう水から24年を経た昭和9年は,気象に関する異変の多い年であったが,特に,9月21日に四国に上陸した室戸台風は,四国東部・近畿中部・北陸地方を通り,ほとんど全国にわたる大風水害を引き起こした。そのための死者は3,000名をこえ,被害総額は7億円にも達したという。今日に換算すれば3,500～4,000億円にも上るのであろう。特に激しかったのは異常高潮による大阪港周辺の被害で,日本の経済中枢を自任する大阪市の受けた不安は大きかった。
　ところで,このころはラジオの普及により,予報や警報の価値については一般にも認識が改められつつあった時なので,この大災害を見て,台風警報の強化は強い世論を引き起こした。当時は,天気図は6時,12時,18時の3回に限定されていたので,この台風が前日18時に奄美大島の東で北東に向かっていたことまではわかっていたが,その後の状況は翌日6時を待たねば不明であった。ところが,台風は急速度で移動し,翌朝4時には室戸付近に上陸し,8時にはすでに阪神間を通過して大高潮を引き起こしてしまったのであるが,せめて夜半の天気図でもあれば,少なくとも2～3時間の余裕をもって警報を出すことは可能ではなかったか。
　このような反省から,予報警報の仕事は全面的に改善されることになった。その主眼目は,台風接近にあたっては臨時に気象観測を行って,速刻これを通報し,刻々の天気図を作成して台風を監視することである。更に,通信を確保するためには,重要観測地点には無線施設を併置しなければならない。また,一般の人々に警戒を促すにも程度の差があるので,警報は2段階とし,特報と警報に分けたほうがよい。特報というのは,現在の注意報に相当するものである。このような主旨で,予報警報制度についての大改善が行なわれたのであったが,それはいずれも,この制度の大前提となるべき事項で,その基本については今日もなお,ほとんど変わっていない。
　かくして,明治43年と昭和9年との2度の大災害を経て,台風対策の2大方向が打ち出されたわけである。そして,この二つの方向は,その当時の学問技術を最高度に活用して防災業務を強化するためには,当然の方向だったことも事実である。けれども,室戸台風以後既に25年を経て,台風に関する研究も次第に進んできたし,防災技術もまた前進をつづけてきた。また,一方では,人口の増加に伴う社会条件の変遷もはなはだしく,過去における防災の方向にも,再考し,反省すべき面が現われてきていたのではあるまいか。
（2）戦後の防災対策の方向
　戦後の風水害の増大には実に著しいものがあった。昭和20年9月17日,戦後の混乱中に鹿児島県に上陸した枕崎台風は,室戸台風に匹敵するほどに発達したもので,九州を中心として西日本に大風水害を引き起こした。それは,終戦直後であったため詳しい報道も行なわれなかったが,3,300名の死者と5万戸に上る倒壊家屋を出したほどのものであった。さらに,1か月後には九州は再び阿久根台風に襲われ,枕崎台風に次ぐほどの大きな被害をうけた。そして,その後も,22年のカスリン台風,23年のアイオン台風で関東・東北両地方に大こう水があり,24年のキティ台風,25年のジェーン台風,26年のルース台風などにより,連続的に大風水害が起こっている。
　このように大風水害がつづいたのは,発達した台風が多かった時期にあたったためではあるが,また一つには,戦時中の国土の荒廃や河川の改修の不完全さが被害を拡大したことも事実であろう。更に大災害がつづいたため,復旧工事の終わらないうちに次の災害に出会うことも多かった。しかし在来の方針に盲点がなかったわけではない。たとえば,利根川本流はカスリン台風によって,38年ぶりに大はんらんを起こしたのであるが,それは堤防の完成が出水を早め,明治43年当時には夢想もしなかった流量が一時に殺到したからである。しかし,いまさら河道を拡大するだけの土地の余裕はない。また,水は資源として重要なもので,できれば,豪雨による多大な量の河水が利用できれば,それにこしたことはない。このようなことから,河川上流にダムを構築し,流量を調節しようという方針が打ち出されることになったが,それはまた,かんがい用水・発電用水などにも利用できて好都合である。かくして,各河川の上流に多目的のダムが盛んに作られるようになった。
　一方,台風その他の予報や警報については,戦後になって高層天気図の利用の道が開け,次第に精度を増したのであるが,更に,米軍によって行われる台風観測は,観測所の少ない洋上から襲来する台風の予報を著しく向上させたことも事実である。しかし,このような予報や警報の制度の向上はあっても,それは巨視的の立場に立つもので,防災という立場にたつためには,もっと局地性を加味したものでなければならないことはいうまでもない。そして,これを補う意味で,防災機関と気象官署との連絡を密にし,予報や警報をできるだけ有効に活用するための努力がつづけられていた。しかし真の意味の防災気象業務の発足は,昭和28年の大風水害によって,初めて緒につくことになったのである。
　昭和28年は梅雨前線の活動の激しかった年で,6月下旬には北九州の各地に大豪雨があり,ほとんどの河川をはんらんさせ,まれに見る大水害を引き起こした。つづいて7月中旬には和歌山県の山岳地帯に集中豪雨があり,局部的ではあるが被害の密度は北九州の場合を上回るほどであった。また,8月中旬には,京都・奈良・三重の県境に集中豪雨があり,大出水が起こった。更に9月下旬には,台風13号が中部日本を襲って大風水害が起こった。このように,28年は大災害が連続して起こり,死者は4,500名にも及び,被害の様相は多岐にわたり,総被害は5,500億円にも達したほどであった。
　このような大災害を見たので,防災計画は新たに検討しなおさなければならない。たとえば,いままでの防災対策では,防災施設による恒久対策と,予警報にもとづく応急対策とは,相互に関連はなかったが,これは有機的な関係を持たせる必要がある。というのは,ダム調節について見ても,水の利用という立場ではできるだけ多くの水をダムにたくわえるほうがよい。しかし,豪雨が降りつづけば,ダム決壊によって大こう水を引き起こしかねない。したがって,調節には雨の予報は不可欠であろう。また,応急対策においても,いままで以上に予報や警報を利用しなければ,効果的の活動を期待するわけにはゆかない。そして,河川法・水防法が改正され,重要河川のこう水の予報や警報は,河川を監理する建設省と,雨の予報を行なってきた気象庁の共同責任において行なわれることになった。
　けれども,予報や警報をこのように利用するためには,従来の巨視的観点に立つものでは十分ではなく,もっと局地性を加味したものにしなければならない。そのためには,観測網・通信網の強化を計らねばならない。
　いままでは,出水を支配する山地雨量は,観測の困難のためほとんど行なわれていなかった。したがって,雨量と出水の相関関係の明らかにされていた河川も,非常に少なかったわけである。しかし観測者による観測は困難であるとしても,今日の技術によればロボットによる観測は容易なはずである。また,レーダーを用いれば,居ながらにして相当の範囲を監視することもできるであろう。このような考えの下に,全国にわたる雨量ロボット観測網の年次計画,重要地点におけるレーダーの設置計画が立てられ,それは28年秋の臨時国会で承認されることになった。つづいて29年には,青函連絡船が台風のため沈没して,千数百名の犠牲者を出すという不幸な大事故が起こり,防災気象業務の強化は強い世論の支持をうけ,予警報の仕事は従来の巨視的性格に加えて,局地的にも次第に強化され始めたわけである。
　このようにして,防災気象業務は次第に強化の方向を取り始めたが,それにはまた,一般気象業務の整備と合理化も伴わなければならない。その計画も少しずつ進み,観測・通信・放送なども整備の途上にあるし,電子計算機も導入されて,気象業務も次第に面目を新たにしつつある。そして,台風その他の現象に対する予報や警報も,少しずつ向上し始めてきた。たとえば,伊勢湾台風に対する予報・警報は,それ以前にくらべると,はるかに改善されたものであったといってよい。けれども,それにもかかわらず,この台風による被害は,かつて例を見ないほどの大規模のものであった。その理由はどこにあり,今後の防災対策はどのようなことに留意しなければならないのであろうか。
（3）伊勢湾台風と今後の防災
　戦後は,打ちつづく台風水害で防災対策の方針も一応は確立され,それに従って,恒久対策も予警報業務も,次第に整備の途上にあったことは事実である。その完成にはなお相当の期間を必要としたとしても,完成さえすれば風水害は相当に減少するはずであった。だから,伊勢湾台風災害の発生は防災害対策の方針の誤りではなく,たまたま海岸堤防の強度が不十分だったからであるようにも見える。けれども,伊勢湾台風による災害の密度や様相を見ると,対策の方針にも盲点があったことも事実のようである。
　海岸堤防が破壊されなかったならば,名古屋港を中心とする災害ははるかに軽微なものであったことは確かであろう。しかし,大災害の中心になったのは,名古屋市の発展によって,海面すれすれの木曽川デルタ地帯に形成されていた臨海工業地帯であった。そうして見ると,昭和22年のカスリン台風による関東の豪雨,昭和28年の梅雨前線による北九州の豪雨,あるいはそれ以上の豪雨が木曽川流域に起こったらどうなるであろうか。河川のはんらんは堤防の完備で防止できたとしても,雨自身による出水も相当なものになるであろう。
　このように考えると,伊勢湾台風災害の根本的原因は,海面すれすれの低地に都市が発展していったという社会的条件の変化にあるのではないか。それなら,防災対策としては,単に堤防を作るということだけに終わらず,その他の施設についてもまた,万一にそなえて地域の自然条件と社会条件を十分に考慮に入れて計画されなければならなかったはずである。
　近年,大風水害の発生は次第にひんぱんになってきた。たとえば,20世紀になってからの60年間に,死者1,000名をこえた風水害は12回を数えるが,そのうち8回までは最近の15年間に起こったもので,最後の伊勢湾台風災害が最大の死者を出している。防災対策は年とともに進歩しているはずであることを考えると,このような大風水害の増加は,社会条件の変化に帰因すると考えるべきであろう。このようなことは,風水害の様相にも現われている。以前には,大風水害といえば,明治43年のこう水にしても,室戸台風災害にしても,実に広大な地域に及んだものであった。ところが,近年の大風水害では被害は比較的せまい地域に集中して起こることは,28年の有田川こう水,32年の諌早市の水害,33年の狩野川こう水などを見れば明らかであろう。伊勢湾台風災害にしても,被害の半ばは名古屋を中心とするものであった。
　日本では,せまい土地に多くの人口をかかえ,戦後はそれが更に著しくなってきた。したがって,いままで捨てられていた地域にも開発の手がのび,産業が興り,経済の集中が行なわれている。しかも,そのような土地は,多くは災害の危険の多いところである。このような日本の社会条件が風水害を増大させつつあるのであって,このような条件を加味した地域防災の強化は,目下の急務であろう。
　風水害対策には恒久対策と予報警報にもとづく応急対策とがあり,昭和28年の大風水害以来,更に地域防災の考えを加味するとともに,二つの対策は相互に有機的の関連を持つようになってきた。そして,伊勢湾台風災害の結果,地域的自然条件ばかりでなく,社会条件までも考慮しなければならなくなったようである。このことは,科学技術庁が主催した臨時台風科学委員会の答申にも明らかにされたことである。
　今後は,以上のような方向にそった防災対策の強化が行なわれるであろうが,その前提となるのは,各地域の土地条件・気象条件・社会条件などの詳しい調査であろう。こういう意味で,今回の伊勢湾台風の詳しい調査を世に送ることは,気象庁の責任なのであろう。

Array

　さて,27日1時ごろ新潟県沖に出た台風のその後の消息が不明確なことは最低気圧および同時線図1.2.3図にも現われている。おそらく中心気圧970mbぐらいとなって沖合を北上したらしいが,詳しいことはわからない。一方,毎時天気図によれば台風が紀伊半島に上陸する前から,台風から北陸地方に及ぶ気圧の谷が顕著で,この谷の中の新潟県沖合には小低気圧が引続き停滞していたようである。この低気圧は台風が高田沖に達したと思われる1時過ぎからしだいに発達し,台風勢力はこの低気圧に乗り移っていったもようで,2時には相川の南西に位置していたと推定される（1.2.21図）。相川では2時にESE16m sec^-1の風を測っており,最大風速はこれより前の17時10分および18時にE18m sec^-1であった。また最低気圧は1時39分に968.8mbを観測し風向は時計回りに変化し,新潟では1時44分に最低気圧969.7mbで時計回りの風を観測している。このほか付近各地の最低気圧のうち上記新潟のほか長野の970.1mb（23時52分）,松本の972.7mb（23時26分）,諏訪の974.2mb（23時23分）はいずれも従来の記録を更新した。この間新潟では平均風速はSE12～14m sec^-1で割合に弱かったが,この理由は前述の気圧の谷の中にあったばかりでなく,県境を北上した別の低気圧の存在によって気圧傾度が緩慢であったからで,同地の最大風速は後述するように奥羽西岸地方と同様,台風北上後の南西風において5時に20.2m sec^-1を測っていた。
　上に述べた新潟県沖合すなわち佐渡の南西方海上に発達した低気圧は,台風が本州に上陸する前から東にのびる温暖前線と北陸を経て南にのびる寒冷前線を伴っていた。この温暖前線は台風とともに北上した温暖前線とは別のものでその北方に存在していたものであって,前述のように低気圧が佐渡の南で発達してからは,北上した前線よりも顕著になってきた。
　台風が北陸沖を通過するころ,北陸沿岸地方に気温の急上昇,湿度の急降下の現象が現われた。毎時天気図中の気温分布状況からもわかるとおり,この高温は台風に吹き込む広範な暖気塊とは別のもので,1.2.3表のとおり富山・高田・新潟・長岡などいずれもこの現象が起こっている。とくに新潟・長岡で顕著である。新潟では0時30分に気温が7℃ほど急上昇,湿度も同時に18％ほど急減,風は北北東から東南東に変わり,1時30分から気温と湿度はそれぞれ急降,急増している。この間,風速は増加している。長岡でも0時10分ごろから1時15分ぐらいまで同じ状態が続いており,気温上昇量は約6℃,湿度下降量は28％にもおよんでいる。高温期間中はいずれも雨勢は弱まっている。しかし,この期間中蒸気圧は気温と並行して増加しているし,台風自身の影響も多分にはいっていると考えられるので,この高温現象をフェーンとして扱えるかどうかは疑問がある。
　さて,相川はじめ佐渡各地の観測所の風向自記記録を見ると,いずれも時計回りに変化しているから台風は2時過ぎに佐渡の西を北上したことは明らかで,3時の位置を毎時天気図の片側だけの資料から推定すると酒田の西約100kmの海上となり,2時から3時までの速さは130km hr^-1という高速になる。しかし,2時の天気図の等圧線の形からみて,このころ佐渡の北方沖合にまた副低気圧が発生しつつあった形跡がある。そして,2時に相川南西にあった台風が佐渡の西を北上するうち,上記の佐渡北方の副低気圧に,またまたリレー式に勢力が移乗しのではないかと思われる。この時の模様は1.2.21図に描かれている。したがって,上に述べたような高速も一応の説明がつきそうである。なお,後述するように毎時経路図および1.2.1表には,このような勢力移乗があった場合,断わりのない限り台風と副低気圧の中間点を台風の位置として示し,時速もこの位置によって求めてあるから,佐渡付近における台風の時速は80～90kmとなる。以上のように台風が富山県から酒田沖まで北上する間に富山県,佐渡の南および北の各所で次々と副低気圧により勢力が引き継がれてゆき,また後述するように,奥羽北部や北海道南方海上でもこのような現象が見られたことは,室戸台風が北陸から日本海に抜け,さらに北東進した際の過程（中央気象台（1935）:室戸台風調査報告　中央気象台彙報,No.9（p.71～72参照））とはなはだよく似ており,注目に値する。
　さて,酒田沖を北上するころの台風の詳しいようすはわからないが,3時ごろの990mb特定等気圧線の占める範囲は21時ごろのものに匹敵するし,暴風半径の大きさ,とくに北東象限における風速15m sec^-1以上の半径が1時ないし2時のものより広がっている点からみると,3時ごろには台風は海上で再び発達し,中心気圧は966mbぐらいになっていたと推定されるのである。5時に男鹿半島北端をかすめて後はますます衰え,すっかり速さを落として,7時ごろ能代市付近に上陸した。毎時天気図によれば9時から12時にかけて,青森県南部を東進したことが認められるが,それ以後は不明である。
　一方,3時ごろから宮古・盛岡の気圧の急降下が目だち,岩手県中部を横切る前線上の同県中部に低気圧が発生しつつあった。宮古・盛岡ではこの間に雷雨が発生している。5時には982mbぐらいの低気圧が描ける。この低気圧はしだいに発達しながら岩手県内を北東に進み,7時過ぎには全く台風の勢力を受け継ぎ,八戸の南を通って太平洋に抜け,その後北東ないし東北東に進んで,昼ごろ襟裳岬沖に達したが,これより先き,9時過ぎに広尾の風が北東から北北西に変わり,釧路沿岸の気圧も急下降をはじめたので,このころから釧路沖には副低気圧が発生しつつあったもようである。そして正午ごろにはこの副低気圧に台風の勢力が移り,984mb以下に発達して根室沖に向かったが,襟裳岬付近の気象には特異性があるので,詳しいことなはお調査の必要があろう（1.2.22図）。なお,10時前後に浦河の気圧が広尾や襟裳岬の気圧に比べて著しく低くなっているが,これは浦河が東風に対して日高山脈の背後に当っているからであろう。したがってこの付近の台風の解析は非常に困難である。
　台風が奥羽西岸沖を北上中,奥羽地方には南東の20m sec^-1ぐらいの最大風速が現われた。酒田・秋田などの西岸地方では台風が奥羽北部を通過中の7時ごろの西風で25m sec^-1ぐらいの最大風速を測った。また奥羽地方の降雨最盛時は,日本海を北上中の台風に直結する北側の前線の通過時にあたっている。北海道では台風が秋田付近に近づいた27日未明から南部に風が強まり,しだいに全道におよんで台風が東方海上に去るまで東ないし北東の強風が続いた。南部海岸地方では15～20m sec^-1の暴風を観測した。とくに津軽海峡に面した所や日高地方では暴風被害も出た。雨は26日午後から南部に降り始め,27日明け方には雨域は全道におよび,渡島半島一帯や広尾付近ではかなり強い雨が続いた。とくに渡島半島南部や道東部の南東斜面では台風接近時の東風により激しい降雨があり,雨量は100mmをこえた。
　台風位置の決定と経路図
　台風の中心位置は南方海上では主として飛行機観測を使用し,めいりょうに誤りと思われる観測は除外した。26日9時からは毎時天気図を描いたので,飛行機観測資料を使用するとともに上陸時までほとんど中心気圧が変化しないことを利用し,比較的精確な等圧線を描いた23日18時の位置から特定等圧線を逆用した。単に飛行機観測位置からの等分でなく,補正を加えてある。目の大きさは飛行機観測のものを使用した。上陸後は毎時の位置は主として気圧から決定したが,毎時の間の経路が風向変化の回転方向の資料を主として使用してある。もちろん台風が紀伊山脈中を北上したので風向変化の回転方向にも信用のおけないものがかなり多かった。
　各地の気圧曲線,最低気圧の起時も参考にした。そのうち20時すぎの北東進,津の西からの北上は津・亀山・上野などの最低気圧,各地の星空の観測,風向変化の回転方向などを使用してある。流線図も参照したが,地形上非常に複雑な変化をしてなかなか中心の正確な位置は決定しにくかった。レーダーは21時ごろ柘植付近でかなりめいりょうな目の観測はあるが,全般にはこの台風はレーダーによる中心位置の決定は比較的むずかしかったようである。
　22時ごろに副低気圧が発生し,気圧・風ともにそれによる中心決定がむずかしくなり,気圧のみなら琵琶湖東岸を北上したじょう乱はかなり強いので,経路はもつと西によせてもよいが,岐阜県内の詳細な風の観測資料により本文の図のようにした。その後は全般に1,000～2,000mの飛騨高地で白川・宮川などの深い谷があるので風のみの資料では決定が困難で,台風としても急速に衰弱しているので23時ごろの正確な位置はたいへんむずかしく,気圧および岐阜県北部の風向変化の回転方向を使用して決定してある。
　全体に細部の経路は主として風向変化の回転方向を使用したため,経路が直線でなく折れ曲がりが多いが,これは目の中の細かい変化で実際は直線に近いものとしたほうがよいのかもしれない。しかし,細部の構造では風・気圧・レーダーにより決定した中心位置が,それぞれ異なる事実が数多く見いだされており,経路図では陸上では主として風向変化の回転方向,気圧中心を使用してある。
　台風が北陸から日本海に抜け,さらに奥羽北部を経て北海道南方海上に達するまでの期間は,台風はほとんど海上を進行したため,その位置を決定するには沿岸部のいわゆる片側観測資料のみをたよりとする以外方法はなかった。しかもこの間,各地域に副低気圧が発生して台風勢力にそれが乗り移り,衰弱・発達の過程を繰返した形跡があるので,これらの観測資料のうち,風向・風速・気圧傾向・最低気圧などを考慮して総合的に台風の位置や動向を推定するよりほかなかった。
　とくに北陸沖では副低気圧が盛んに発生して,いわゆるリレー式の進行が行なわれたもようで,毎時天気図上でも同時刻に2個以上の低気圧が描けることがあるが,毎時経路図（1.2.1図）や毎時位置表（1.2.1表）では,台風の運動を巨視的にはあくするため,2個の低気圧の中間点をもってその時刻の台風の中心位置として,これに基づいて速度を算出しておいた。しかし,これらの副低気圧の推定位置の細かい点については,本文中に図を掲げて若干の説明をしておいた。また北海道南方海上でも同じ過程が認められ,本文中に説明してあるが,このころはすでに温帯化が著しく,しかも気象の局部的特異性が加わって推定の精度もかなり落ちると思われる。　9月26日早朝から前日にひき続き毎時観測を実施し,エコーのスケッチ,35mmフィルムによる写真撮影（1.2.23図）を行ないながら,エコーの変化を観測していたが,台風特有のエコーはなかなか観測されなかった。
　大阪に降雨があったため有効半径は120kmを越すことはなく,台風が接岸するころは80kmまで減衰し,台風の位置を推定することはできなかった。
　16時ごろから台風の降雨帯（rain band）と思われる円形状のエコーが観測された。
　18時30分に台風の内側のら線状降雨帯（spiral band）の一部を大阪の南南東の方向70kmに観測し,京都から神戸にわたる円形状の外側のら線状降雨帯を観測した。
　このころから降雨帯が逆時計回りに回転する状況が観測された。
　19時から20時の間の降雨帯から推定したエコーの中心は1.2.24図のとおりである。
　20時30分に柘植（上野の北東約30km）上空に円形の目のエコーを観測した。エコーの直径約20km。
　その後エコーは南西象限にのみ観測され,急速にエコーは減少し,24時には台風によるエコーは認められなくなった。
　今回は大阪で1時間雨量2～4mmの降雨があったため,波長3.2cmの電波は減衰がはなはだしく,降雨の弱まったときにエコーの中心を観測しえた。
　また,エコーの中心は推定位置も含めて気圧の中心より東側に多少ずれているが,この現象は東京のレーダー観測によっても実証された事実である。　伊勢湾台風について東京のレーダーで観測した概要および若干調査した結果について述べる。
　台風の通過経路が伊勢湾より中部地方西部を抜けたため台風の中心経路は東京のレーダーから200～300km離れており,途中に関東西部山岳および南アルプスなどがあって平常でも割合エコーが探知しがたい方向にあたっていた。このため中心より離れた所にある降雨帯より中心付近の模様を推察せざるを得なかった。なお東京レーダーのおもな性能は次のとおりである。
　波長5.7cm,ビーム幅1.3°,送信出力（ピーク値300kW）
　パルス幅1μs,最大探知距離半径300km
　a）観測概要（PPI写真1.2.25図a～k）
　14時00分　八丈島西方から遠州灘に向かい台風の降雨帯があらわれはじめた。一方関東地方全域にエコーがあり秩父山系に沿ったエコーは高度8,000～9,000mに達した。エコー強度はMDT（エコー強度については次項で述べる。）であった。
　15時00分　降雨帯（a）の前縁は三宅島・新島・長津呂・静岡の南東20km付近を結ぶ線に達した。次の降雨帯（b）は遠州灘に現われている。関東地方全域は引続きエコーでおおわれている。エコー高度は千葉市8,500m,東京の北40kmで8,000m,降雨帯の高度は5,000mで,エコー強度はそれぞれMDTであった。
　16時05分　降雨帯（a）の前縁は関東地方の中南部にあり幅も広がってきている。降雨帯（b）,（c）もそれぞれ伊豆半島およびその南方海上に出現している。
　また関東全域および鹿島灘沖にエコーがある。エコー高度は箱根付近7,000m,その他5,000～6,000mでエコー強度はMDTであった。
　17時00分　降雨帯（a）は銚子・筑波山・宇都宮を結ぶ線に達し,幅も60kmぐらいに広がり非常に多くの小さな細胞上のエコーとして観測された。降雨帯（b）は千葉県南部・横浜・秩父を結ぶ線に達し東京の北西40kmでエコー高度9,000mに達した。降雨帯（c）は新島・伊豆半島中部を経て南アルプスに達し,三島南部でエコー高度10,000mで同じくエコー強度STGを観測した。御蔵島西方より御前崎にかけさらに降雨帯（d）が現われてきている。
　18時00分　降雨帯（a）は鹿島灘・水戸・宇都宮の北部を連ねる線に達し小さな細胞状エコーでできているがPPIスコープ上に現われている数は減ってきた。降雨帯（b）は千葉市と,東京北西部に分散し,帯状としてはあまりめいりょうでない。降雨帯（c）は房総南端より相模湾を経て秩父より北西にのび,幅30kmの最もめいりょうな帯状を示している。降雨帯（d）は前の降雨帯の走向が北西～南東であるのに比べてやや異なり西北西～東南東になっている。エコー高度は三島の南で10,000mであった。長野・松本付近にもエコーが観測された。
　19時00分　降雨帯（b）は筑波山・宇都宮付近に小さな細胞状エコーがわずかにあるだけでほとんど降雨帯としては不めいりょうとなってしまった。降雨帯（c）は東京より北西方に小さな細胞状エコーとして分散している。降雨帯（d）は追跡がうまくできないが秩父山系にエコーが多く,エコー高度は7,700mであった。千葉県はほとんどエコーがない。
　20時00分　降雨帯（c）は千葉県北部・筑波山・宇都宮を経て北北西にのびており,また降雨帯（d）は横浜・東京付近より熊谷に達してる。ともに小さな細胞状エコーで出来ている。降雨帯（e）は新島・伊豆半島東岸・秩父山系に沿い軽井沢・前橋の間にのびており,幅も最大50kmで最も顕著である。エコー高度も箱根付近で10,000mに達した。駿河湾より遠州灘にかけ内側降雨帯（内側降雨帯（inner band）は台風の中心付近から100～150kmぐらいにわたり5本ほど現われる割合一様な降雨帯。それより外側に出る降雨帯は外側降雨帯（outer band）として見かけ上区別している。）が出現し始めた。
　21時05分　内側降雨帯の前縁は新島付近より伊豆半島を横切り,三島・富士山を経て甲府付近に達している。それに並行して2本の降雨帯が駿河湾および御前崎付近にあり,以前に比べて北東に移動している。降雨帯の曲率は小さい。エコー高度は5,500mであった。相模湾より秩父山系およびその東部に沿って,南北の走向をもった幅40kmぐらいの停滞気味の帯状エコーがある。エコー高度は7,500m,降雨帯（d）は房総南海上より房総半島一帯に小さな細胞状エコーとなって散乱分布している。
　22時00分　相模湾より秩父山系東部に沿い赤城山に至るほぼ南北の走向をもつ降雨帯は停滞し,エコー高度は8,500mに達している。大島より三宅島にかけ小さな細胞状エコーが散乱している。関東地方全域および奥羽地方南部一帯に対流性エコーがあり,中部地方東部には内側降雨帯のエコーが出ているが曲率はめいりょうに観測できない。
　23時00分　三宅島の北東30km付近より北北東にのび,房総半島を縦断し,東京と千葉の県境を経て宇都宮西方を通り,信越国境山岳地帯にのびる外側降雨量がめいりょうに出ている。エコー高度は8,500mであった。また伊豆半島南部より北北東にのび伊豆半島を縦断し秩父山系に沿って北上する降雨帯がある。この2つの降雨帯の中間である相模湾より新島にのびる小さな細胞状のエコーでできている帯状エコーがあり,割合早く東に進行している。中部地方の中部より北部にかけてエコーが多く観測された。
　24時00分　全般にエコーは北上してスコープ上に出ている。房総半島を縦断し筑波山東部より北に伸びる外側降雨帯があり,また伊豆半島東岸に沿い,厚木西側より熊谷東方を経て,関東北部山岳にのびる降雨帯がめいりょうである。中部地方の中部より北部にかけ内側降雨帯が出ており,曲率はいくらかわかる程度である。エコーの中心は長野と富山の県境付近に推定された。
　9月27日01時05分　三宅島の東30km付近より北北東にのび,勝浦付近より北に向きを変え,水戸の西側を経て北にのびる外側降雨帯がある。小さな細胞状のエコーでできている。また大島付近より東京湾にはいり東京の東側を通り,宇都宮付近より北部山岳に至る降雨帯がある。中部地方の東部より北部および新潟県に内側降雨帯のエコーが出ている。エコーの中心はほぼ高田付近に定められた。
　b）降雨量と雨量について
　降雨帯（a～c）の時間的変化を1.2.26図a～cで示す。横軸上に示した時刻は東京における観測時刻を現わし,その時刻にあった降雨帯の位置を交互に黒白で示してある。この時刻に東京をおき,これを中心に横軸は東西方向を示し,縦軸は南北方向を表わしている。各降雨帯の速度はそれぞれENE約80km hr^-1であった。また各降雨帯が地方気象台・測候所を通過した時刻を1.2.4表a～cに示してある。その右欄で自記記録から読み取った降水量とは,降雨帯通過時刻付近で雨量自記記録から降水量を読み取った値で,それに対する時間をその右にあげてある。その実況を1時間に直したものを1時間雨量強度として最後の欄に示してある。
　1.2.26図a～cで見られるように,各降雨帯とも陸地に接近上陸し,次第に幅が広がってきているのがわかる。自記記録より読み取った降雨に伴った降水と見られる時間の平均は,aは35分,bは7分,cは8分で,aについては内陸にはいった時間が割合長くなっている。これは降雨帯の速度と幅から見て妥当な値である。次に,三つの降雨帯エコーの通過時刻の良くわかった御前崎・新島・静岡・長津呂・網代・大島の6か所における降雨帯に伴う降水量の合計および1時間雨量強度平均を1.2.5表に示す。
　各降雨帯の降水量の標準偏差をとると,a＝1.2,b＝0.4,c＝1.4となる。1時間雨量強度の標準偏差は,a＝3.5,b＝4.4,c＝9.4となる。1.2.4表の各地の降水量から次のことが推察される。いずれも地上風は東ないし南東寄りで地形による影響は同一ではないが,降水量は沿岸よりも内陸が多い傾向を示していると見てよさそうである。
　次に,Aスコープで観測したエコー反射波強度と1時間雨量強度の観測結果を示すと,1.2.6表のとおりである。
　エコー強度のWK,MDT,STGはWeak,Moderate,Strongの略で,東京管区気象台ではレーダー方程式より見かけ上の距離による減衰を考慮して,標準信号発生器より1mWの信号を0dbmとし,反射波強度と雨量強度のノモグラムを作ってエコー強度を観測しており,それによるとWKは0～3mm hr^-1,MDTは3～20mm hr^-1,STGは20mm hr^-1以上の雨量強度にあたる。
　今回,自記記録より10分間降水量を読み取って1時間雨量強度に直したものと比較したが,かなりよくあっているのがわかる。
　c）降雨帯の分布
　東京のレーダーには9月26日14時過ぎから台風に伴っているとみなされる降雨帯（1.2.25図a）が現われ始め,27日に観測を終わるまでに,多数の降雨帯がレーダースコープ上に現われた。これらの降雨帯のうち,割合整った帯状をしているものをえらび,台風の中心に相対的に配置して合成図を作ったのが1.2.27図である。台風の中心はレーダースコープの北西のすみをかすめただけなので,台風の右半円の降雨帯しかつかむことができなかった。1.2.27図によると,台風の前面で中心から450kmの所に初めて台風特有の降雨帯が現われている（1.2.25図a）。今まで東京管区気象台のレーダーでとらえた他の台風の場合に,初めて台風特有の降雨帯が現われた時の,中心からその降雨帯までの距離は,台風5821号は250km,台風5822号（狩野川台風）は450km,台風5907号は300kmであって,台風5915号は台風5822号と同じスケールの降雨帯領域を持っていた。ただし5822号が著しい前線を伴い,レーダーエコーにもその特徴がはっきり現われていたが,5915号ではそのような特徴はなかった（大塚茂・立平良三：台風22号のレーダーエコー解析,気象庁技術報告（未刊））。
　台風の降雨帯はよく知られているように,中心に対して円弧状ではなく,中心に収束するら線状をしていることが多いのであるが,台風15号の場合も1.2.27図に見られるように円弧と10°～40°の角度で交わりながら中心へ収束している。300km付近に2本（1825,1958）方向の異なった降雨帯があるが,これは富士山と南アルプス連峰の間で生じた地形性の降雨帯と考えられ,数時間の間停滞していた（1.2.25図e,fの矢印の降雨帯である）。
　d）降雨帯の移動
　1.2.28図はかなりの時間明確に追跡できる降雨帯について,気圧中心に対する相対的な移動を調べたものである。最前面の降雨帯は中心に対して30km hr^-1の速さで遠ざかっており,しかもほぼ同一象限にある。その次の降雨帯（1555～1700）も35km hr^-1の速さで中心から遠ざかっているが,多少中心の回りを回り込む動きが見られる。1818～2000の降雨帯は中心に対して逆行しているが,これは前節で述べた地形性の降雨帯であって,停滞しているので,中心に対しては相対的に接近しているように見えるのである。一番中心に近い降雨帯はほとんど中心から同一距離にあり,多少155～1700の降雨帯と逆向きの回り込みが認められる。地形性の降雨帯は別として,一般に多少とも降雨帯は中心から中心から離れていく傾向が認められる。また各降雨帯を構成する細胞状エコーはいつも同一のものではなく,新陳代謝が行なわれている。すなわち,降雨帯の風上端で新しい細胞が発生し,次第に成長しながら降雨帯の中程へすすみ,風下端で消滅するという過程を取る。細胞状エコーは相当速い速度で中心のまわりを回っているのであるから,もし降雨帯がいつも同一の細胞状エコーより構成されているものならば降雨帯は中心に対して急速に回り込むのであるが,実際は前述のとおり細胞状エコーの新陳代謝があるため,ほぼ同一象限にとどまっている。

1.1概説（気象庁予報課　田辺三郎）

　昭和34年（1959年）9月26日夜潮岬付近に上陸して近畿および中部地方を通過した台風15号は東海地方に記録的な災害を生じ,特に伊勢湾沿岸における高潮の被害が多大であったため,伊勢湾台風と名づけられた。この伊勢湾台風には次のような著しい特徴がある。すなわち
　a）9月23日マリアナ北方で中心気圧が894mbに発展して超大型台風となり,北上して9月26日夜紀伊半島上陸後まで勢力があまり衰えなかった。
　b）台風の本邦上陸にあたり風速の最大区域が台風中心経路の東側70km付近の志摩半島東部から伊勢湾にかけて舌状に延び,中心のすぐ東側潮岬付近でそれほど強くなかった。
　c）伊勢湾に記録的な高潮が発生した。
　9月20日9時（本編における時刻の表示は,原則としてZにて示したものはGMT（グリニジ平時）を,その他は日本標準時を用いる。）にエニウェトクの西250kmの11°N,160°E付近に発生した弱い熱帯低気圧は中心気圧1008mbを示し,毎時40～50kmのかなり大きい速さで,初め西南西のち西北西に進み,21日9時には12°N,150°E付近に達した。これから北に進み,9月21日21時にはサイパンの東400km付近の15°N,150°E付近で台風15号となり中心気圧1002mbを示した。台風はこれから発達しながら西北西に進み,22日15時にはサイパンの北東150km付近に達して中心気圧970mb,最大風速33m sec^-1に達し,さらに翌日の9月23日9時には905mb,それから6時間後の15時には飛行機観測により,中心気圧894mb,最大風速70m sec^-1以上の非常に強烈な台風となった。この時の位置は19.0°N,142.8°Eであった。中心の海面気圧は気象観測機が目の中への突入によって,700mb真高度および目の中の投下ゾンデの観測により推算するもので,9月23日15時には700mb高度7,180ft,700mb温度30.2℃に達した。この温度は,目の中の700mb温度としては,飛行機観測開始以来の最高である。
　台風の飛行機観測が行なわれるようになって中心の状況は正確に観測されるようになり,それによると中心気圧が900mb以下に発達した台風は1946年から1959年までに11個ある（1.1.2表）。
　一般に台風は,マリアナやカロリン方面で発生して,西北西に進み,日本南方海上の沖縄から沖ノ鳥島にかけての海面で最盛期となり,中心気圧も最も深まるものが多い。表に示した11個の台風も大部分はその例にならうが,台風15号を含めて表中の*印を付したものは,経路的にはなお初期段階にある140°E以東ですでに最盛期を迎えている。
　すなわち,台風15号の場合上述のとおり台風は23日15時に早くも中心気圧の最低値894mbを示し,以後25日昼ごろまでだいたい900mbぐらいを保っていたが,最大風速は70m sec^-1以上に達しており,一方台風の1000mbおよび990mb特定等圧線の半径は気圧最低時以後増大し,1,000mb等圧線の半径は25日9時には700kmの最大値に達しているので,すでに23日午前から台風は最盛期にはいったと見てよい。なおこの台風の1000mb等圧線の最大半径は700kmで室戸台風の800kmにはおよばなかったが,ほかの台風に比べると大きなものであった。
　台風は9月23日以後,毎時20～25kmの速さで北西に進み,24日午後には中心気圧910mbとやや浅くなったが,24日おそくから25日にかけて再び発達して中心気圧900mbとなり,25日午後潮岬の南およそ1,000km付近に達してから進路を北に転じ,9月26日9時潮岬の南南西およそ400kmの北緯30度線に達した。この時の中心気圧は925mbを示し,最大風速60m sec^-1以上の暴風圏は中心の東側400km,西側300kmの広さを持ち勢力はいぜんとして強大であった。
　このころから本邦の太平洋側では風雨が次第に強くなり,26日午後には東海地方から九州まで暴風圏にはいり,紀伊半島から四国東部では20～25m sec^-1,中国から北九州にかけては15～20m sec^-1の暴風雨となった。
　次いで台風は18時すぎ潮岬の西方に上陸した。台風15号の本土上陸にあたって,潮岬では18時13分最低気圧929.5mbを観測した。この観測値は台風が異常な強さを保持していることを示すものであり,またこの値は,本土襲来の台風の場合に陸上において観測された最低気圧の第3位のものである。（第1位は昭和9年9月21日京阪神を襲った室戸台風の際,室戸岬における911.9mb,第2位は昭和20年9月17日南九州に上陸した枕崎台風の際,枕崎における916.6mbであった。）
　このころになると東海地方・紀伊半島・大阪湾周辺および四国東部では風速は25m sec^-1を越え,中国地方から北九州および関東南部から静岡県下にかけては風速が20m sec^-1をこえて陸上の暴風圏の範囲は非常に広かった。
　台風は紀伊半島上陸後,19時奈良・和歌山県境,20時奈良県中部を通り,21時には亀山の北西方に達して中心気圧はなお945mbの強さを示し,各地の最大風速もおおむねこの前後に記録された。風速最大の区域は志摩半島東部から伊勢湾に舌状に延び,おもな地点の最大風速は伊良湖20時45分S45.4m sec^-1,名古屋22時SSE37.0m sec^-1,津19時35分ESE36.8m sec^-1,御前崎22時50分SSW35.6m sec^-1などで,名古屋は従来の最大風速の記録である室戸台風時の32.9m sec^-1をこえ,東京では中心経路から300km離れていたにもかかわらず27日0時5分S27.0m sec^-1の最大風速を観測した。なお潮岬は台風中心のすぐ東側にあったが最大風速はESE33.4m sec^-1であった。台風はついで26日22時揖斐川上流,23時高山の南西方をへて,27日0時富山付近を通り日本海へ抜けた。この間6時間余で本土を横断し,平均の速さは70km hr^-1であった。その後27日2時に佐渡付近を通過して日本海岸沿いに北上し,9時には秋田の北に達し984mbとなった。これより先,台風が秋田沖にあった27日5時宮古付近に発生した副低気圧が次第に発達して台風の中心勢力はこれに移り,東進して21時には根室の東400kmの海上に達して982mbとなって温帯低気圧となり,その後東南東に進み,29日午後東経180度線を越え,中心気圧も1008mbとなり,さらに東進して消滅した。
　なお台風が30度線に達した26日から1000mb等圧線は長円に近づき,以後本州通過中は副低気圧の発生があったりして990mb等圧線も長円状となったが,一般の台風のように本邦付近で面積の増大を示さずに,やや縮小している点からみて,この台風の温帯化はやや遅れぎみであったようである。
　ところで本邦における過去の記録的台風としては,昭和9年9月の室戸台風,終戦の年昭和20年9月の枕崎台風,大正6年10月東京湾に高潮の被害を与えた台風などがあり,これらと比較すると,本邦上陸前後の段階においては後述のように（1.7節および第5章参照）各種資料を総合すると,室戸台風が最もスケールが大で,次いで枕崎台風,伊勢湾台風の順と見られるが,枕崎台風と伊勢湾台風の差はあまり大きくない。
　なお昭和34年に発生した台風は計23個で,ほぼ平年並みであるが,本土に上陸したものは8月2個,9月2個,10月1個計5個に達した。この年の台風の特徴としては,発生が7月までは平年より少なく,8月になって活発となった点と中心構造の顕著なものが多かった点をあげうる。
　伊勢湾台風はいうまでもないが,8月中旬富士川河口に上陸した台風7号は暴風圏のせまい小粒の台風ながら,中心付近の暴風雨は猛烈をきわめ,山梨・長野両県下に多大の被害を与えており,また9月中旬日本海を北上した台風14号は9月15日夕刻宮古島を通過の際,同島においての著しく低い気圧を示した。なお伊勢湾台風が本邦に襲来したころ,台風の同族である大西洋のハリケーンのひとつGracieが北米東岸を襲い死者22名を出している（1.7節参照）。台風とハリケーンの対応の一例である。

1.2　地上天気図解説

1.2.1　台風の発生（気象庁予報課　田辺三郎）

　9月18日エニウェトク島の東に発生した偏東風波動は西に進み,19日にはこの偏東風波動は熱帯性のうずに発展し,20日9時同島の西250kmの11°N,160°E付近でさらに発展して地上の気圧も降下し,閉じた地上の等圧線を形成するようになり,弱い熱帯低気圧となった。この時の中心気圧は1008mbを示している（1.1.2図）。この弱い熱帯低気圧は毎時40km以上のかなり早い速さで西に進み,9月21日9時に12°N,150°E付近を通過してから進路を北に変えて21日21時に15°N,150°E付近に達した。この時の中心気圧は1002mbであったが,飛行機観測のけかを総合して台風の強度に達したことを認めたので,台風15号と名づけた（1.1.3図）。

1.2.2　本邦南方海上から紀伊半島上陸まで（気象庁予報課　田村邦雄）

　台風15号が30°Nをこえたころから上陸まで3回の飛行機観測であるが,最低気圧はほとんど一定で925mbぐらい,直径40kmのめいりょうな目を伴っていた。最後の飛行機観測は上陸約1時間前,潮岬の南南西,32.50°N,135.30°Eで中心貫通飛行により行なわれた。
　その時の目の状況は,目の直径40km,雲壁はめいりょうで目の中は8,000～10,000ftの種々の雲頂を持った雲で満たされていた。上陸後は紀伊半島の山岳地帯を夜間に北上したのでめいりょうな目の報告はないが,後記（45ページ）のように若干の報告によると上陸後も不完全ながら目があつたようにもみえる。風は南象限で海面上50m sec^-1の最大風速を観測し最低気圧は926mbであった。
　このように目の中にもかなり雲が多かった模様で,また北緯30度から上陸までほとんど勢力が衰えなかったのはこの台風の一つの特徴である。
　本邦南岸の前線は25日ごろから台風の影響を受けて非常に活発になり,特に紀伊半島から岐阜県にかけては25日9時から26日9時までの24時間に100～150mmの降雨があった。また紀伊半島は台風襲来の3日ぐらい前から,めいりょうな気圧の谷となり豪雨が降っており,300mmぐらいの雨量を観測した所もある。
　26日9時の天気図を見ると,温暖前線は名古屋の北まで北上,濃尾平野は晴れ間も出ているが,紀伊半島から四国南方海上にのびる前線は活発で紀伊半島東部・四国沿岸では強い雨が降っている。
　26日12時の天気図で見ると,台風は本邦の南岸約200kmぐらいまで接近,前線は岐阜・東海道・関東南岸の線まで北上したので,東海道方面の雨は多少弱まったが,紀伊半島南部・志摩半島・渥美半島方面では風速20m sec^-1の暴風圏にはいってきた。
　この場合紀伊半島を境として西側では北寄りの風,東側では南東の風とめいりょうに風の境ができており,また強風域が舌状に伊勢湾に沿って北にのびていることが注意をひく。
　26日15日には台風は本邦の南岸から150kmの所に接近してきた。この場合,南岸の前線は関東付近で非常にめいりょうで,横浜地方気象台では18時風向は北から南東に急変,約5℃の温度の急上昇を示した。
　またこの場合大阪方面まではめいりょうな暖気内にはいったが,四国・中国地方では前線は北上せず寒気内にあり,大阪・名古屋方面と2～4℃の温度差があった。

1.2.3　紀伊半島上陸から三重県北部まで（気象庁予報課　田村邦雄）

　上陸直前18時の天気図を見ると,温暖前線は岐阜付近から長野県方面まで北上,また北陸から琵琶湖の西を通り大阪湾に達する寒冷前線が走っている。この前線の南側では強い南東風が吹き,雨はしゅう雨性となっている。これに反して山陰・四国方面では地雨性の強い雨が降り,紀伊半島・渥美半島・紀伊水道沿岸では風速も25m sec^-1をこえた所が多い。
　台風は18時13分ごろ潮岬の西約16kmの江住付近から上陸した。潮岬の気圧自記記録を見ると,17時58分ごろから18時20分ごろまで平らな曲線を描いており,18時13分には929.5mbの最低気圧を観測している。この記録は本土へ上陸した台風の観測記録値として3番目に低いものである。
　また潮岬の瞬間風速自記記録によると18時20分ごろから35分ごろまで風速が弱まり,特に18時30分ごろは7～8m sec^-1の弱い風となった。この時の台風の速さを毎時60kmとして計算すると,潮岬は目の内側を15kmぐらい横切ったことになる。
　潮岬通過後は紀伊山脈を横ぎったので,観測所の不足から正式の記録は少ないが,潮岬通過から2時間20分後に三重県の上野の近くを通過したので,めいりょうな気圧曲線を記録できた。
　上野の自記記録を見ると,潮岬と異なり鋭いV字型の気圧曲線と20時30～50分の間の10m sec^-1以下の風速の弱まりがよく現われている。これは台風が上陸すると地面の摩擦などにより壁雲にかこまれたいわゆる「純粋の台風の目」は次第に埋まり,中心付近の気圧傾度は急速にゆるくなるが,その後の幅の広い弱風域として台風の目と類似の現象はかなり長くまで残ることを示しており,この弱風域は岐阜・彦根などでもめいりょうに現われている。このようになると台風の分裂現象を生じ,副低気圧などができやすくなり,レーダーなどでもなかなか中心の決定が困難になってくる。
　今これを模型的に図示すれば1.2.8図のようになる。（1）は完全な台風の目を伴った状態,（2）は目が消滅する段階,（3）は幅の広い台風の目と類似現象で分裂衰弱してゆく状態を示す。
　上陸後は夜になり,また紀伊山脈の中央部を毎時70kmぐらいの速さで北上しているので,めいりょうな目の観測はないが,紀伊山中で所々30分ぐらいの間無風状態になり,時には星空の観測もあるので,三重県から岐阜県南部ぐらいまではまだ直径30kmぐらいの目をもっていたと推定される。大阪管区気象台のレーダーによると20時30分ごろ柘植（亀山の西）付近に直径30kmぐらいの目を観測している。
　気圧は1時間5mbぐらいの割合で高まり,上陸前後の東西方向の断面図を見ると1.2.11図のようになり中心付近から急速に埋まっていくが外側はほとんど変化がないことがよくわかる。
　これは中心付近の異常な暴風は上陸後急速に衰えるが,20～30m sec^-1程度の暴風域は上陸後もかなり生命が長いもので,長く続くことをよく示しており,注意すべきである。
　さてここで問題となるのは,上陸後は気圧の観測所が少ないので,主として風の目視観測と風向変化から台風経路を決めているが,多数の風の観測から決定した経路に対して東側の潮岬・亀山・津などの気圧が西側の上野・奈良などにくらべ低すぎることである。これは1.2.3図を見ればめいりょうで,西側は等圧線が非常にこんでいるが東側は比較的すいており,この図だけからみると台風の中心は風で決定した経路よりもっと東を通ったようにも考えられる。この点はもっと密な気圧の観測網から議論すべきで,またこの二つの経路の差異も目の大きさの範囲内の現象とも思われるが一応問題視すべきであろう。津の最低気圧が亀山・上野より低いのは台風が21時すぎから一時北東の進路をとったとも考えられるが,それにしても説明困難であり,これを説明するには右半円の強い南東風のため,台風が左右対称でないということも考えられる。
　一般に海上では気圧を主として台風の中心を追跡しているが,上陸すると風向の変化（時計回りと逆時計回り）が主となり気圧は従となる。かつてShawが示したように急速に移動する低気圧は気圧の中心と風の中心が一致しないことが事実であれば後半の方法には問題が残る。
　Shawの所説は次のページの注に示したとおりであるが,これにしたがって,O´,O´´O,の経路を求めてみると1.2.12図（図ではA,B,Cの順になっている）のようになる。すなわち最低気圧の中心の経路（B）は風向の変化よりきめた経路（A）の右側に現れることになり上の現象を多少説明できるようである。
　Cはレーダーにより追跡される中心とよく一致することが畠山らにより発表されている。もちろんこのA,B,Cの距離は台風の回転速度などの仮定により異なるが,琵琶湖の東の副低気圧が計算でだした気圧中心付近から発生しているようにみえるのは興味がある。詳細な観測網ができればできるほど台風の運動は複雑なことがわかり,特にレーダー中心と気圧中心の差は種々の台風で実際にたしかめられているように,風の中心・気圧中心・レーダー中心の差異はレーダー網の発展につれて今後の大きな問題となろう。
　次に暴風の状況について見ると,最大風速は三重県では台風の接近1～2時間前に現われており,岐阜県などでは台風の通過後現われている。最大風速の区域が伊勢湾に沿って舌状に北に突出しているが,中心から東側に70～80kmの所に経路とだいたい平行しているのは著しい特徴である。これは伊勢湾の地形的影響も多いと考えられる。加藤（4）による各地の平均風速をもとにした台風に相対的の風速分布は1.2.13図のようになる。これを見るとよくいわれているように,最大風速は東半円にかたよりだいたい円形に配列している。すなわち中心の西20kmに弱風域があり,東側70km,西側90kmに対称的の強風域がある。
　また進行と直角な方向の風速の分布は加藤（4）の調査によると1.2.14図となり,距離とともに減衰する割合は1／√γに比例しており,これは他の台風にくらべ非常に小さくなっている。
　また上記の風の分布からこの台風の運動エネルギーを既往の顕著台風につき比較した加藤（4）の結果は右表のとおりである。
注　Shaw（1）は図のように回転する円板を考え,この円板上の各部分は皆同じ角速度ζをもつものとする。そうすると中心からγだけ隔たつた点の速度はγζで方向はγと直角の方向をむく。このような風速分布をした低気圧を正規低気圧（normal cyclone）と呼んだ。
　今一点の回りに角速度ζで回転する円板がその円内で速度Vで平行変位する時,瞬間的な静止点O´が存在する。O´は回転の中心から見て平進運動の方向に垂直でその左側にあり,円板は一瞬の間,点O´の回りを角速度ζをもって回転すると見てよい。
　OO´＝V|ζなる関係がある。ShawはO´をkinematic centerといい,本来の中心Oをtornado centerと呼んだ。また傾度風の法則がなりたつと仮定するとOO´´なる気圧中心が存在する。
　OO´´＝｛2ωsinφ／ζ（2ωsinφ＋ζ）｝V＝｛2ωsinφ／2ωsinφ＋ζ｝・・・OO´【式：1】
の関係がある。O´は風の中心,O´´は気圧の中心,Oはレーダーの中心と考えられる。ここにφは緯度。気圧中心と風の中心との距離は
　　　O´O´´＝V／ζ（1－2ωsinφ／2ωsinφ＋ζ）・・・【式：2】
で表わされ,低気圧が静止していればこの三つの中心は一致し,回転の角速度（ζ）の大きいほど,また南下するにつれO´O´´が小さくなり,台風の移動速度（V）が大きいほど大きくなる。
この図ではζは21時までは7×10^-4その後は6×10^-4で計算してある。
　また風の中心が一番めいりょうに観測できたので,これをもとにしてO´O´´,O´Oを計算,図示した。
　また高橋浩一郎の種々の見地よりの伊勢湾台風と室戸台風との比較では1:1.8の割合で後者のほうが優勢なことになっている（第5章参照）。
　加藤の結果には著者も言及しているようになお若干吟味すべき点があるので,上表の値はそのままでは検討の余地があるようなので,一応その結論からは両台風はほぼ同程度の強さのものであったということが無難であろう。
　こうして見ると,伊勢湾台風の強さというものは第1級にはいる優勢なものであつたことには異論がなく,絶体的な強さの比較から見れば室戸台風がややまさっていたと見るのが一応妥当と見られるのではなかろうか。
　さて,台風は19時本宮付近をへて20時に奈良県大宇陀付近に達した。20時の天気図を見ると,紀伊半島東側の南東風と西側の北西風が対照的であるが,東半円は非常に強い。大阪と名古屋はだいたい台風の進路に対して左右同じくらいの距離にあったが,最大風速は大阪の19.9m sec^-1に対して名古屋は37.0m sec^-1とほぼ2倍の風速であった。このように左右半円の異状な風速の差は台風15号が紀伊半島横断中毎時70kmもの高速であったのも一つの原因であろう。この台風で渥美半島（伊良湖港湾工事事務所）・矢作川流域（鳴海の中電送電鉄塔上）・小牧付近（航空測候所）・志摩半島（大王崎燈台）などでは瞬間風速が60m sec^-1以上の記録的風速となり,スケールアウトした所が多い。
　台風の速さの変化を見ると,上陸の2時間前から毎時5kmぐらいの割合で加速を始め,紀伊半島横断時は60～70km hr^-1,27日0～4時の間は90km hr^-1の高速となっている。台風の速さが突然変化することは多くの台風について見られるが,台風15号の場合も26日15時ごろからの急激な加速,17日5時ごろからの突発的な減速は予報上でも種々の問題を残している。
　本邦南岸の温暖前線は,台風の北上とともに毎時15kmぐらいの速さで北上しており,台風が奈良県中部に達した26日20時には関東北部から長野県に達している。この状態は1.2.2図lを見ればめいりょうで,ここだけ凹状に前線が北上をおさえられた形になっている。この前線は5～6℃の温度差・強雨・突風を伴っていた。飯田の毎時観測表を見ると21時すぎこの前線が北上,気温は約1.6℃急上昇し,風はNNW2.4m sec^-1からS15.5m sec^-1となり,強い雨が夜半まで続いたが,このことからもその一端がうかがえるであろう。
　これとは別に本邦の南岸から第2次の前線が北上した。温度差は少ないが,風向・風速のかなりめいりょうな不連続を伴っていた。
　　　　　参考文献
（1）Sir N. Shaw（1918）: The Travel of Circular Depressions and Tornadoes and the Relation of Pressure to Wind for Circular Isobars. Geophys.,Mem,2 17～44.
（2）H. Wexler,（1947）: Structure of Hurricanes as Determined by Radar. Ann. N.Y. Acad. Sci.,48,821～849.
（3）H. Hatakeyama and others（1954）: On Some Radar Observations of Typhoon 「Lona」.Proceedings of the UNESCO Symposium on Typhoons,121～128.
（4）加藤久雄（1960）: 伊勢湾台風の暴風と過去の顕著台風のそれとの比較・天気,7,262～268.

1.2.4　三重県北部から岐阜県通過まで（気象庁予報課　田村邦雄）

　台風は三重県の上野・亀山間を通過後,伊吹山脈付近で複雑な動きをしている。滋賀県の風向の変化を見ると,琵琶湖の東岸を北上した強いじょう乱があり,また岐阜県の風向変化をみると伊吹山地の東に台風の進路が見られる。
　結局,台風は鈴鹿山脈付近から二つに分裂し,琵琶湖東岸を北上したじょう乱は背後の寒冷前線の中に吸いこまれ,鈴鹿山脈の東のものが次第に勢力を強めたと考えたほうがよさそうである。西側のじょう乱は気圧がかなり低く,彦根付近では風速の弱まりもかなりめいりょうであるが,関ガ原・池野付近では星空を観測した所が多い。もし,台風がこのころまで上陸時と同じ大きさの目を保有していたならば,この二つのじょう乱は,崩壊直前の目の内部での細胞うずをそれぞれ示すものといえる。
　いずれにしても台風は関ガ原付近をへてから21時には岐阜県の長瀬付近に達した模様である。このような強大な台風でも上陸すると急速に衰弱して地形的に種々の副低気圧を発生し,そのうちの一つがその勢力を増大するという変化をするもので,陸上の進路は細かく見れば一つの連続した線であらわすことはできない。
　岐阜県にはいると風速もかなり弱くなり,特に北部では最大瞬間風速も25m sec^-1以下の所が多い。しかしこれと反対に若狭湾沿岸では北の風が強まり,舞鶴では26日20時40分NNE36m sec^-1の平均風速を観測している。
　流線図でもこのころの風向は複雑で中心がきめにくい。また岐阜県の西部はこの時強い南東風の収束によって300mm近い豪雨があった。
　23時になると台風は高山の南西方の大日岳付近に達しており,このころの中心は高い山岳地帯なので風向変化による中心決定は困難である。中心気圧も急激に弱まってきた。本邦南岸にあった温暖前線は北陸方面まで北上,第2次の温暖前線は関東南部まで北上した。また1次の寒冷前線は紀伊半島方面を通っており,山陰方面には強い寒気を伴った第2次の寒冷前線が南下してきた。
　このように,広域天気図からは1本と見える前線も,細かく見れば数本の複雑な構成をしていることが明らかとなる。これらの前線は風向・風速・気温の急変,強雨・雷雨などを伴っているが,なかには風向・風速の変化のみしか現われないものもある。
　今後の台風もレーダーの細胞状エコーと前線の動きは非常に異なっており,台風周辺の細部構造上なお多くの問題を残している。
　台風の通過後は西寄りの風となり晴れ間が多くなるが,これに加えて台風後面の下降気流による異常乾燥が各所でめいりょうに現われた。1.2.16図はその一例で岐阜の湿度変化を示す。

1.2.5　岐阜県から北陸地方通過まで（気象庁予報課　篠田政吉）

　26日23時から27日0時にかけて,台風は岐阜県北部から富山県に進入したが,この進路にあたる飛騨高原（高山市西方の山地）および飛騨山脈における観測資料が乏しく，また地形の影響によって台風の状況を捕えることは非常に困難である。
　高山市では23時26分に最低気圧966.9mbを観測し，風向は時計回りに変化しているが，同市の西15kmの夏厩から西では逆時計回りに変化しているから，台風は23時30分ごろ高山市の西12～13kmの地点を北上したことは明らかであるが（1.2.17図），高山市では目の現象は見られなかった。それ以後，富山県内の風向変化を見ると，時計回りと逆時計回りの境界線がおおむね同県の西部と南東部とに2本存在し，台風が飛騨高原の北側で2個に分裂したらしいことがわかる。
　しかしこの付近の気圧観測資料は富山と伏木の2か所だけであり，また風向変化の回転方向は1時間ごとの読取値から求められたものなので，風の資料から中心を追跡することは困難であるが，富山では23時55分に最低気圧968.1mbで時計回り，伏木では23時46分に最低気圧968.5mbで逆時計回りとなっているので，一つの中心は富山・伏木間を0時少し前に通過したように見られる。しかし，伏木そのほか県西部の風向はそれ以前の中心の移動を実証するような変化を示さず，ほとんど北西となっており，27日0時過ぎに南西に変わっており，逆時計回りの風を観測した伏木でも1時まではほとんど北で，その後急に西に変わっている（1.2.19図）などの状態から見て，この辺では台風の構造は相当形がくずれていたと考えられる。事実流線図（2.3.2～26図）によっても，21時以後この付近にめいりょうなうずは現われず，ただ富山湾を吹き渡る北寄りの風と，神通川沿いの南寄りの風の収束線のみが現われているだけである。富山における風の自記記録（資料編参照）のみが同地の西を一つのうずが通過したことを示している。おそらくこれは富山市のすぐ西で別に発生したものと思われる。
　次に県南東部の推定経路についてであるが，この地域は飛騨山脈北部の立山連峰の西側山腹にあたっていて，この場合も流線図によれば，21時以後同県東部に低気圧性じょう乱がおぼろげながら認められ，これが徐々に北東に動き，0時以後高気圧性と変わっていることから判断して，台風が岐阜県北部に達する前に立山連峰西側山腹に副低気圧が発生し，0時近くなって北東に進みはじめたものと見られる。レーダー観測でも，この付近に台風中心を認めている。また国鉄富山保線区では0時ごろ立山上空に星空を見た者があるが，詳しい報告は受けていない。以上の経過から判断して，台風中心部は岐阜県北部の高原地帯でかなり衰え，それより前に立山の西側山腹に発生した副低気圧に勢力が移乗し，0時には富山市の南東を北東進し，中心気圧は968mbぐらいとなっていたと思われる。
なお,先に述べた富山市の西に発生したらしい小低気圧はそのまま富山湾に出たもようであるが,細かいことはわからない。
　さて,富山市南東を北上した台風は,その後陸上・海上ともに資料が少ないため状況がよくわからないが,高田と長野では風向は時計回りに変化しているので,台風は富山県東部から新潟県の内陸深く侵入したとは考えられない。27日1時の天気図によれば,台風はこのころ糸魚川付近に達していたのではないかと思われる。高田では1時3分に最低気圧970.1mbを観測し,風速はわずか2m sec^-1前後であったから,このころ台風の中心気圧は970mbぐらいとなっていたに違いない。また2時の天気図で阿賀川流域に小低気圧が描けるが,台風の1時の位置と対照して,この低気圧が台風の再上陸したものでないことは明らかであろう。
　台風が北陸を通過する際,関東・甲信地方は南寄りの暴風が激しかった。長野県下では0時から1時までの間に最大風速20m sec^-1以上を測った所が多く,とくに松本の最大風速24.7m sec^-1,最大瞬間風速35.3m sec^-1ならびに飯田と諏訪の最大瞬間風速37.0m sec^-1および33.8m sec^-1は観測開始以来の記録的暴風であった。これに反し,台風進路の近傍では台風通過前の22時ごろ北ないし北東風で20m sec^-1ぐらいの最大風速が現われた。すなわち福井では22時30分にN18.0m sec^-1,金沢では21時57分にENE18.0m sec^-1,伏木では21時56分にNNE22.8m sec^-1,富山では22時30分にNNE23.2m sec^-1を測っている（詳細は第2章参照）。これらは台風が飛騨高原にさしかかって中心部が急に弱まる前の台風前面の北東風によるもので,伏木や富山では中心が最も近づいた0時ごろの平均風速は,それぞれNNE16.0m sec^-1およびNE18.7m sec^-1にすぎなかった。
　ところで,23時から1時までの間に若狭湾沿岸から富山県にかけて弱風域が現われた。1.2.20図において敦賀では0時ごろ,福井では0時から1時まで,金沢では23時から1時まで,伏木・富山では1時ごろが顕著で,いずれも風向の急変を伴っているが,位置および時刻から考察して台風の目とは直接の関係はない。このころは台風の岐阜県北部通過前後に相当し,2.3.16～18図の流線図を見てもわかるとおり,台風のめいりょうなうずが認められずに,北寄りの気流と南寄りの気流の収束線が若狭湾から富山県に走っている。毎時天気図ではこの線に相当するものが寒冷前線として表わされているが,気温差も少なく運動も遅いから,収束線と考えたほうがよいかも知れない。そして台風の北上にしたがって収束線はやや北上したため,上にあげた地方では風が北から南に急変し,この間弱風が現われたもので,前述の富山・伏木間に発生したと見られる小低気圧も,このような特殊な気流系と結び付いた風向変化の一面であるかもしれない。
　台風進路にあたった北陸地方は,関東や本州南岸地方が受けたような台風前面の温暖前線の直接の影響を受けることが少なく,そのため台風中心通過時に降雨が最も強かった。しかし台風中心部が岐阜県北部で弱まり,富山県で副低気圧に勢力が移乗したために,この地方の平野部では雨量は割合に少なくて,50mm前後であった。一方,温暖前線の通過した関東・奥羽南部では前線通過時に最も降雨が激しかった。0時に塩屋崎の北から白河付近を経て北陸に向かう温暖前線は台風とともに北上して来たものであって,この北側は各地とも降雨が激しくなっている。しかし,この前線通過後も南側には引続き暖気内の非常な収束のため4時過ぎまで雨が降った。雨量は平野部で50～100mm,山岳地帯で100～200mmであった。

1.3　高層流線解析および飛行機観測資料による発生期より上陸までの構造の解析

1.3.1　発生初期の断面解析（気象庁予報課　田辺三郎）

　台風15号は9月19日夜エニウェトク（Eniwetok,11°20´N,162°20´E）付近を通過した偏東風の波に伴って発生しているが,この発生期における偏東風の波の状況を見るために,マーシャル諸島その他の地点の鉛直時間断面状況を検討した。使用した資料は気象放送の受信資料によったために不足している部分が多く,このため,エニウェトクとウェーク（Wake,19°17´N,166°39´E）について9月15日から27日までの1000～100mb間の断面状況を検討した。
　元来低緯度地方における700mb高度の流線解析によると,資料の関係もあるが,偏東風の波は180°E付近から現われるようで,その最初の状況は多くはメジユロ（Majuro,7°06´N,171°24´E）やけケゼリン（Kwajalein,8°43´N,167°44´E）などではっきり認められることが多い。そして台風15号は9月20日00Zにはエニウェトクの西250kmぐらいの所で弱い熱帯低気圧として発生しており,発生の経度としてはかなり東にあるものと見られる。
　エニウェトクの鉛直時間断面図について見ると,指定気圧面高度の24時間変化状況,地上気圧および天気の変化状況などを参照すると,偏東風の波の谷は9月19日12Z,25日00Zおよび9月27日00Zにエニウェトクを通過して西に進んでおり,これらはいずれも500～400mbまでの深さを持っているようである。台風15号を発生させた偏東風の波は9月19日12Zにエニウェトクを通過したものである。地上の気象資料からも見られるように,偏東風の波の谷の通過に伴って降雨をともない,気圧はかなり低下している。
　ところで,台風15号は9月20日00Zにエニウェトクの西約250kmの地点で弱い熱帯低気圧となり,地上天気図でも閉じた等圧線を持つようになったが,9月19日12Zに波動の谷がエニウェトクを通過したころには,流線解析を行なう赤道天気図にも見られるように,偏東風の波はすでに700mb高度では低気圧性のうずに発展している。すなわちこの台風はかなり東の経度で発達をしたものと見られ,また実際にこの台風15号は9月23日06Zにはマリアナの北西方で中心気圧が849mbとなり,異常な発達をとげている。今次大戦後はアメリカ空軍が飛行機による台風観測を実施して,このため詳細な資料が発生初期から得られるようになったが,140°Eから東で中心気圧が900mbまたはそれ以下になった台風,すなわち経度から見てかなり東の方で異常な発達をした台風は先にのべたように戦後わずかに4個（1953年8月の台風7号Nina,1957年10月の台風16号Hesterおよび11月の台風21号Loa,1959年9月の伊勢湾台風15号Vera）であって,この点から見て偏東風の波はかなり東の方で急速に発達して熱帯性のうずになったことは注目に値する。
　一方エニウェトクの北にあるウェークについて見ると,9月18日12Zごろ弱い偏東風の波の谷の通過が認められる。このウェークにおける点東風の波の谷は,元来はシヤー線であったもので,赤道天気図でもよく見られるように偏西風の波の影響を受けているようである。
　そしてこのウェークにおける9月18日12Zの偏東風の波は19日夜エニウェトクを通過した偏東風の波に関連している。しかし一般的にはウェークにの緯度すなわち20°N近くになると偏東風の波はあまり著しくないようで,マーシャル諸島の10°N付近が最も活発であるようである。
　またエニウェトクとウェークの断面状況を通じて,9月23～24日ごとには対流圏上部に大きな風のシヤーが見られるが,9月20日から23日までの両地点の250～150mbの間の強い北風は等圧面天気図の解析に見られるように,台風の発達期における高層の強い発散を示すものである。

1.3.2　赤道天気図による流線解析（気象庁予報課　島田健司）

　1.3.2.1　概要
　低緯度では,気圧傾度が小さくかつ地衡風偏差が大きいから,大気の流れの模様を表現するためには,等圧線（または等高度線）よりも流線のほうが有効である。赤道天気図はほぼ700mbの高度における流線図であるが,これに記入されている風の資料は,天気図時刻に,レーウィンゾンデや測風気球によって観測されたものだけではなく,天気図時刻の前後6時間以内に,気象観測機や輸送機によって観測されたもの（高度2,000～6,000mの範囲に限った）を含んでいる。
　赤道天気図によると,後に伊勢湾台風にまで発達する最初の熱帯じょう乱は,9月18日12Zごろ,マーシャル諸島のエニウェトク島の東に発生した偏東風の谷である。この偏東風の谷は西進しながら発達し,9月19日12Zにはエニウェトク島付近で,熱帯収束帯の北側に低気圧性のうずを発生させた。この低気圧性のうずは,20日00Zに熱帯収束帯および,南下して来たシヤー線が重なると,さらに発達し,弱い熱帯低気圧として地上天気図に認められるようになった。弱い熱帯低気圧は20ktの非常に大きな速さで西進を続けている間,152°Eから157°Eにかけて存在していた発散域では一度弱まって,地上天気図の上ではっきりしなくなった。しかしこの発散域を通過して,マリアナ諸島東方の収束域に進むにつれ,ふたたび発達を始め,21日12Zに新しく南下して来たシヤー線が重なって,東方から弱い熱帯低気圧にはいり込む流れが強まると,発達をはやめ,21日12Zには台風の強さに達した。このころから,熱帯収束帯の南側の空気は南西気流として盛んに台風に流れ込み,これとともに台風はますます発達して,22日0645Zには973mb,23日06Zには894mbの中心気圧が飛行機観測によって確認された。
　台風はその後,その東方の亜熱帯高気圧の気流系と大陸高気圧の気流系との間に形成されたシヤー線に沿って北上したが,25日12Zごろ熱帯収束帯の南側の気流が台風の循環流から分離し始めるとともに,中心気圧は上昇を始め,26日00Zには920mbとなった。その後は,26日夕刻紀伊半島に上陸するまでは,ほぼ一様な熱帯気団の中をあまり衰えることなく経過した。
　以上が赤道天気図からみた発生から上陸までの伊勢湾台風の概要であるが,次に各発達段階にしたがい,赤道天気図に現われた流れの場および温度場の特色について述べる。
　1.3.2.2　偏東風波動の発生
　9月17日12Zの赤道天気図（1.3.3図a）をみると,本邦の南方海上に独立した高気圧性循環があり,ミッドウェーの西方に中心を持つ別の高気圧性循環との間に,はっきりした谷を形成している。
　140°E以東の5°N～20°Nでは,波動を伴った10kt前後の偏東風が卓越している。すなわち,マーシャル諸島では,この偏東風は南風となって,ウィーク島の南から西南西にのびるシヤー線に達し,シヤー線の西側ではふたたび東風になっている。このシヤー線は後に偏東風の谷に転化する。
　17日12Zの収束発散図（1.3.5図a）によると,このシヤー線の南側,エニウェトク島の北東方には強い収束域があり,またシヤー線に沿っては正のうず度が分布しているので,エニウェトク島の北東方ではうず度の増加,すなわちシヤー線の発達が期待される。熱帯収束帯はマーシャル諸島の南部では,東南東から西北西に向かって走り,グアム島の南西にある弱い熱帯低気圧に連なっている。熱帯収束帯の南側の気流は,グアム島の南西にある弱い熱帯低気圧のごく近くを除くと,全般に南分を増し,全般に南分を持った東風である。
　9月18日00Z（1.3.3図b）にはシヤー線の東方の偏西風が南分を増し,このため,東北東から西南西に走っていたシヤー線は,次第に南北に向きを変えた。
　9月18日12Z（1.3.3図c）には,このシヤー線は30°N以北の偏西風の谷の東進に伴って,165°Eまで東進しているが,振幅の小さな谷の形になっている。この西方には弱い小さな高気圧性のうずが発生した模様であるが,この高気圧性のうずは9月19日00Z（1.3.3図d）には非常にはっきりしたものになり,その結果165°Eに停滞していた偏東風の谷もふたたび振幅を増し,発達の模様をみせている。なお,この谷はこのころからゆっくり西進を始め,偏東風波動としての性質を持つようになった。
　1.3.2.3　偏東風の波から台風に発達するまで
　偏東風の波は,9月19日12Zにはエニウェトク島付近に達し,発達して低気圧性のうずを発生させた。低気圧性のうずの周囲の気温分布をみると,8℃の冷気がうずの南東側に舌状に入り込んでおり,ケゼリン島の700mbの気温は18日12Zに比べて1.4℃下降し,8.8℃になっている。また熱帯収束帯はゆっくり北上し,同時に南下して来たシヤー線とともに,低気圧性のうずに重なった。低気圧性のうずは発達し,地上天気図にも1008mbの閉じた等圧線として認められるようになった。
　弱い熱帯低気圧は,北西方にある小さな高気圧性のうずの縁辺を25ktの大きな速さで,西南西に進み,20日12Zには10°N,155°E付近に達した。
　20日00Zの赤道天気図（1.3.3図f）によると,ミンダナオ島およびセレベス島の北東方,パラオ島などに西風があらわれ,熱帯収束帯の南側の西風の活動が次第に強くなっている。
　20日12Z以後,弱い熱帯低気圧は,進行方向を西北西からしだいに北西に向きを変え,21日00Zには12°N,150°E付近に達した。周囲の島の資料から,中心気圧は1006mb程度と推定されるが,赤道天気図（1.3.3図h）によると,中心から約350kmの北側で,30ktの北東風が観測されており,弱い熱帯低気圧は外側から次第に発達してきていることがわかる。一方熱帯収束帯の南側にみられる西風は140°E付近まで広がり,熱帯収束帯にごく近い所ではさらに東にのびて,その一部は弱い熱帯低気圧に流入し始めている。北方からは新しいシヤー線が近づき,弱い熱帯低気圧の北西方に強い収束場を形成している（1.3.5図h）。弱い熱帯低気圧は150°Eの子午線に沿い,この収束域に向かって7～8ktの速さで北上し,21日12Zには15°N付近に達した（1.3.3図i）。周囲の風はしだいに強まり,中心から230kmの西側で40ktの北西風が,また400kmの東側で35ktの南東風が観測されており,この熱帯低気圧は台風の強さに達したものと思われる。
　1.3.2.4　台風の発達初期から最盛期まで
　9月22日00Zには,台風は16.5°N,148.3°Eに達したが,飛行機観測によると,台風の中心付近ではすでに55ktの風が吹いており,台風はしだいに強さを増していることが推定される。台風の周囲の流れの模様をみると,ミッドウェー付近から西南西にのびるシヤー線が台風の循環内に入り込み,27°N,170°Eに中心をもつ亜熱帯高気圧からの北東流と,シヤー線の南側の東風とは,強い収束流となって台風の北東側に流入している。また,熱帯収束帯の南側の空気は南ないし南西の流れとなって台風の南東側に流れ込んでいるが,この気流の温度は8℃内外で熱帯収束帯の北側の空気よりも冷たい。
　飛行機観測によると,22日0645Zには,中心気圧は973mb,最大風速は60kt,22日0800Zには,中心気圧969mb,最大風速65ktに発達している。22日12Zの赤道天気図（1.3.3図k）をみると,台風の東側では中心から800kmあたりまで熱帯収束帯が後退し,熱帯収束帯の南側の気流は直接亜熱帯高気圧からの気流と接し,強い収束気流となって台風の循環を形成している。気温分布では,台風の北西方に14℃の高温域が出現しているのが前日と大きく変わっている点である。この高温域では露点温度が低く,乾燥しており,強い下流気流の存在が考えられる。この高温域の中心部からやや南側には,台風の北西側から北西にのびて,沖縄の東方約400kmに達する谷が,新しく出現した。台風は23日以降,この谷に沿って進行している。
　23日00Z（1.3.3図l）には,はっきりした低気圧性のうずを伴う気圧の谷が南朝鮮に現われ,このため関東以西では南寄りの気流が強まっている。華南の高気圧から出る気流は,東に広がって沖縄あたりまでおおい,沖縄の東方からルソン島北部に達するシヤー線によって東方洋上に中心をもつ亜熱帯高気圧からの気流系と分けられている。一方ウェーク島の東方から台風域内にのびるシヤー線のうち,熱帯収束帯の南側の気流と直接接触している部分はさらに東にひろがっている。このため南西気流が台風に吹き込む領域はひろがり,また気流の強さも増加している。したがって台風の域内に流入する熱帯収束帯の南側の空気の量は,前日よりもずっと増加している。このような気流系のもとで台風は急速な発達を続け,23日06Zの飛行機観測によると,中心気圧は894mb,海上の最大風速は南側と東側で175ktに達している。
　23日12Z（1.3.3図m）になっても,熱帯収束帯の南側の気流の台風への流入はいぜん強く,台風の循環流の大部分を占めている。全般の気流の模様には大した変動は起こっていないが,台風域内の気温分布には注目すべき変化が見られる。すなわち,台風の南西側では,中心から約300kmの所に10℃以下の半月形の冷域が出現している。この冷域では雨の降り方が連続的であり,暖域で降っているしゅう雨性のものと区別される。
　24日02Zの飛行機観測によると,中心気圧は909mbに上昇したが,飛行高度の最大風速は110ktに強まり,24日00Zの赤道天気図（1.3.3図n）にみられるように,中心付近の風は,とくに台風の南側から東側にかけて強く,中心から500km以内で50kt以上の暴風が観測されている。
　台風域内の気温分布をみると,中心部には直径300kmほどの14℃以上の高温域が出現している。また,中心から250kmの南側および350kmの南東側には,幅約150kmにわたる温度10℃以下の半月形の冷域が認められる。外側の冷域は,熱帯低気圧につらなり,内側の冷域は,台風の周囲をまわってきた熱帯収束帯の南側の気流と,華南の高気圧から台風に流れ込む気流系との間に生じた収束域に対応している（1.3.5図n）。
　24日00Zの台風の周囲の流れの模様をみて気がつく新しい変化は,華南の高気圧の気流系の一部が台風の循環内にはいり始めたことである。この傾向は24日12Z（1.3.3図o）にはさらに強くなり,揚子江方面からの気流系が台風域内にはいり込んでいる。一方台風の東側では,熱帯収束帯の南側の気流が収束帯を破って北上し,その大部分は西へまわって台風の循環流を形成しているが,一部はそのまま北上を続け,本邦の中国地方一帯に流入している。
　台風域内の気温は全般に高まっている。中心部には直径約200kmの16℃の高温域がみられ,12℃の領域は東西が約1,500km,南北が約2,000kmに広がり,さらに台風の中心から約350kmの南東側にみられる相対的な冷域の温度も12℃になっている。
　25日00Z（1.3.3図p）の流線場をみると,ニューギニア,ミンダナオからの気流は,台風の南東方で,熱帯収束帯の北側の偏東風と合流し,台風の東側を140°E線に沿って北上する強風帯を作っている。この強風帯の一部は西に分かれて台風の循環流となり,他の大部分は,日本海から朝鮮海峡を通って南西にのびる谷の前面を北上し,九州から紀伊半島の間に流れ込んでいる。大陸から台風に流入する気流は前日よりもさらに活発になり,台風の循環流の約半分はこの気流系によって占められている。
　台風域内の気温分布をみると,台風をとりまく12℃の円形の等温線の直径は約2,000kmに広がった。この高温域の内側では台風の北西側に直径約800kmの14℃の高温域があり,また南側から東側にかけては12℃以下の低温域がみられる。この低温域は台風の周辺をまわってきた南西気流系と大陸からの気流系との間に形成された収束域に対応している。
　1.3.2.5　衰弱初期から紀伊半島上陸まで
　飛行機観測によると,台風の中心気圧は25日08Zが906mb,25日2045Zが924mbで,約13時間に18mbの中心気圧の上昇が認められる。また海面における最大風速はこれらの時刻には観測されていないので不明であるが,24日2230Zには150ktであったものが,25日02Zには120ktに弱まっており,台風は最盛期を過ぎて衰弱期にはいったものと考えられる。この間の流線図の変化をみると,25日00Z（1.3.3図p）には,熱帯収束帯の南側の気流の台風への流入は24日12Zに比べて減少し,さらに25日12Z（1.3.3図q）には,台風の循環を形成している気流系の大部分が,大陸からの流れによって占められるようになり,熱帯収束帯の南側の気流系は台風の循環流にはいらず,一部は台風の東側を北上して東日本にはいり,大部分は東方の亜熱帯高気圧の南を走るシヤー線に収束している。
　台風域内の気温分布をみると,中心部および中心の南西方約500kmには18℃の高温域があり,この二つの高温域の間に16℃の比較的温度の低い所がある。台風の中心に近い高温域はほとんど湿度が100％であるのに,南西方の高温域の湿度は45％以下で非常に乾燥している。前者は激しい上昇気流の結果の潜熱の放出による昇温であり,後者は下降気流による昇温と考えられる。
　9月26日0230Zの飛行機観測によると,台風の中心気圧は925mbに上っているが,700mbの高度では風速50ktの領域が広がっている。とくに東側では半径300km以内で80kt以上の風が認められる。26日00Zの赤道天気図（1.3.3図r）をみると,台風の中心から約1,000kmの所で熱帯収束帯を破壊して北上する気流は,台風の循環流を形成することなく,そのまま東日本に達している。台風の循環流を形成する気流は,ほとんど大陸からのものによって占められ,亜熱帯高気圧の気流系としては,わずかにルソン島に中心をもつ高気圧性のうずからのものが,台風の循環の一部を占めているにすぎない。
　台風域内の気温は,25日12Zに比べると,全般に低くなっている。すなわち,中心部および南西側の高温域の温度は18℃から14℃に下がり,これら二つの高温域の間に存在する冷域の温度も16℃から10℃に下降している。この冷域は,華中および華南方面からの気流と,華北・満州方面からの気流との合流域にみられ,これら二つの気流の収束による上昇運動の結果生じたものと考えられる（1.3.3図r）。
　この後,台風は紀伊半島から中部地方にのびる収束域に（1.4.36図d）向かって進み26日09Zすぎ潮岬付近に上陸した。

1.3.3　台風発生前後の発散解析（気象庁予報課　島田健司）

　1.3.3.1　まえがき
　経験によると,700mb面の収束・発散と台風の運動との間にはかなりはっきりした関係があり,台風は12時間ないし36時間は進行前面の収束域に向かって進むといわれている。本項では,台風の発生から発達初期までの発散分布を赤道天気図の流線解析をもとにして計算し,偏東風の波から台風への発達および台風の移動と700mbの収束・発散との関係についてのべる。
　1.3.3.2　発散の計算方法
　9月17日12Zから23日00Zまでは5゜N～25°N,140°E～170°E,23日12Zは5°N～25°N,135°E～165°E,24日00Zは5°N～25°N,130°E～160°Eのそれぞれの範囲を,緯度,経度２度ごとの格子で区切り,各格子点の風向と風速を赤道天気図から読みとった。
　divV＝1／αcosφ（∂u／∂λ＋∂／∂φ（v cosφ））　【式1】：divVの計算
　φ：緯度,λ：経度,α：地球半径
である。divVの計算には4°の差分をとって行なうことにし
　α⊿λ＝α⊿φ＝d,⊿λ＝⊿φ＝4°,cosφ＝Cj（j＝1,…10）　【式2】：α⊿λ
とすると,O（i,j）の発散Dijは次式で表わされる。
　Dij＝1／dCj（u_i＋1,j－u_i－1,j＋C_j－1νi,j－1－C_j＋1νi,j＋1）　【式3】：発散Dij
　しかし,風の観測資料不足による読取の誤差を平均化するために,次の式で定義する平均風を用いる。
　V_ij＝0.5V_ij＋0.25（V_i－1,j＋V_i＋1,j）
　V_ij＝0.5V_i,j＋0.25（V_i,j－1＋V_i,j＋1）　【式4】：平均風
そうすると,次式はO（i,j）における周囲8点の風を考慮した発散になる。
　D_ij＝1／dC_j（u_i＋1,j－u_i-1,j＋C_j－1ν_i,j－1－C_j＋1ν_i,j＋1）　【式5】：風を考慮した発散Dij
　ただし,uはVの東西成分,νはVの南北成分をあらわす。
　1.3.3.3　パターンの特性
　上式によって計算した結果が1.3.5図a～nである。以下日を追って,発散分布のパターンの特徴と熱帯じょう乱の移動および発達との関係についてのべることにする。なお発散の単位は10^-6 sec^-1である。
　9月19日00Zの発散分布図をみると,8°N,156°Eに弱い収束があり,この北方には大きな発散域がある。163°E付近には,南北に長くのびた収束域がある。19日12Zには,東から進んできた偏東風の波はこの収束域で発達して低気圧性のうずになり,さらにさきにのべた大きな発散域の周辺を時計まわりに進んでいる。
　19日12Zでは,低気圧性のうずの西方に－16の収束域がある。低気圧性のうずはこの収束域に向かって進み,12時間後には弱い熱帯低気圧に発達した。
　20日00Zでは発散域はグアム島の東から,南東にのびており,弱い熱帯低気圧はこの発散域に向かって進んでいるが,この間,中心気圧は1005mbから1008mbにあがり,勢力はやや衰えている。
　21日00Zになると,11°N,149°Eには台風の南東側に強い収束域があり,その北北西約600kmの所には－20の強い収束域がある。収束域の東方には,強くまとまった発散域があり,弱い熱帯低気圧はこの発散域の縁辺を北上しながら発達し,さらに24時間後には,北方の強い収束域に達している。この間に弱い熱帯低気圧は台風の強さに達している。
　21日12Zの発散分布図によると,15°N,150°Eには台風に付随した強い収束があり,その北西方には弱い発散域がある。また台風の北側には強い発散域があり,台風はこの発散域の縁辺を時計回りに進んでいる。
　22日12Z以降,台風は急速に発達した。発達以来は200mbの発散分布と,台風の運動との間にあまりめいりょうな関係は認められない。
　1.3.3.4　むすび
　いままでに述べたところをまとめると,
　a）台風があまり発達していない間は,台風の運動と発散分布との間には,かなりはっきりした関係が認められた。
　a-1.TSまでの段階ではその進行前面400kmないし800kmに存在する収束域に向かって進んだ。
　a-2.強い発散域の縁辺を時計回りに進んだ。
　b）発達・衰弱と収束・発散との間にも多少の関係が認められた。
　b-1.発散域に向かうときは発達しなかった。
　b-2.大きな発散域の後面にはいると発達した。

1.3.4　気象観測機の機上観測による中心近傍の構造の解析（気象庁予報課　坂口啓一）

　1.3.4.1　経過
　台風15号の米空軍気象観測機による観測は9月22日未明から26日夜まで,すなわち発生期～発達期から日本本土上陸までの期間,毎日行なわれた。その大部分はグアム島基地のWB50型機によるもので,およそ700mbの高度（9,300～10,600ft）における観測である。これらの観測飛行は,Vulture 0139～1039（Vultureは第54気象観測隊による観測を,4数字のおわりの2字は1959年中第39番目の観測対象となった熱帯じょう乱,すなわち伊勢湾台風を,またはじめの2字はこれに関する観測機の観測順位番号を示している。）と呼ばれ,およそ30分ごとに計約160通の機上実況気象報が通報され,この間に台風中心の観測は17回行なわれた（1.3.1表,1.3.2表,1.3.6図,1.3.7図参照）。
　このほかに高度36,000～39,000ftにおける台風中心の観測が3回,Penguin Zebra（Skilful22）0139～0339によって報ぜられた。
　1.3.4.2　機上実況報告
　各飛行ごとの詳細な資料は1.3.1表のとおりである。なお行動の概要と諸表に記されていない点を104～105ページに記載した。
　1.3.1表付録　気象観測機機上実況気象報の符号の解説
　　　（国際気象通報式FM41.Aのうち,1.3.1表の解説に必要な符号の抄録）
V_E……斜め視程（斜め視程とは航空機の直下の地点から,航空機から望みうる最も遠い地点までの水平距離をいう。）
V_H……水平視程（水平視程とは飛行高度における水平面の1／2以上に共通な最大視程をいう。）
　　　　0　0～1／4海里
　　　　2　1／2～1海里
　　　　3　1～3海里
　　　　4　3～10海里
　　　　5　10～30海里
　　　　6　30～60海里
　　　　7　60海里をこえる
　　　　8　暗夜のため,報告なし
　　　　9　地表不明のため,報告なし
　　　　（V_E,V_H共通）
hhh……航空機の真高度,100ft単位
d_t……飛行高度における風観測の種類
　　　　0　現在地点の風
　　　　1　最後の決定位置前100海里にわたる平均風（最後の決定位置は報告地点から25海里）
d_a……飛行高度における風決定の精度
　　　　0　信頼度90～100％,風速が50kt以上のとき,複合偏流測定で測定誤差がない（偏流測定の計算図上各偏流測定線が一点に交わっている場合）。近距離レーダーによる偏流測定から求めた風（注.この台風観測ではドップラー・ナビゲーターで求めたものと思われる。）
　　　　2　信頼度80～100％,めいりょうな目視による位置点,レーダーによる位置点または良好な地上波を用いた正確なロラン法による位置点を用いて測定した風
　　　　8　観測を行なわない。航空士が風を決定することができない。
dd……風向　高度hhhにおける風向（10°単位）
　　　00　静穏
　　　01　5°～15°
　　　02　15°～24°
　　　36　355°～4°
　　　99　風向変化多く定めにくい
ff……風速　高度hhhにおける風速（kt単位）
w（W）…現在（過去）天気
　　　短時間の現象でも観測時前1時間内または前の観測以後に通過した顕著な天気を報ずる。
　　　0　雨量　1／8～6／8
　　　2　雨量　7／8～8／8
　　　6　雨
　　　8　しゅう雨
　　　9　雷電
m（M）…現在（過去）天気の記事
　　w（W）で報じた現在（過去）天気を完全に補なうように報ずる。
　　0　記事なし
　　1　弱く,断続する
　　2　弱く,連続する
　　3　並,断続する
　　4　並,連続する
　　5　強く,断続する
　　7　雨を伴なう
B……気流の乱れ
　　0　なし
　　1　弱い乱れ
　　2　雲のない上空でたまに並の乱れ
　　4　雲中でたまに並の乱れ
　　5　雲中でしばしば並の乱れ
　　7　雲のない上空でしばしば激しい乱れ
　　9　雲中でしばしば激しい乱れ
f´_e……飛行状態
　　飛行高度観測を行なっている時間中の平均の飛行状態
　　2　航空機より上の雲量4／8をこえ,下は0～4／8
　　3　航空機より上の雲量0～4／8,下は4／8をこえる
　　4　航空機より上の雲量4／8をこえ,下も4／8をこえる
　　5　混とんとした空,多くの不安定雲
　　6　雲から出たりはいったり,飛行時間の25％計器による
　　7　雲から出たりはいったり,飛行時間の50％計器による
　　8　雲から出たりはいったり,飛行時間の75％計器による
　9　雲中飛行,計器飛行
Q_E（Q_NQ_SQ_W）……東（来た,南,西）方象限の天気
　　観測位置から半径30海里をこえる部分の天気
　　0　報告なし
　　1　現在天気に同じ
　　3　雲量1／10～9／10
　　4　雲量10／10
　　7　降水
　　8　漏斗雲またはたつ巻
　　9　積乱雲の頂または雷電
1……指示符
k_n……報ずべき雲層の数
　　雲層がはっきりしない場合はk_n＝9と報ずる。また暗夜もしくは,その他の理由で雲の存在を決定することができない場合はk_n＝xと報ずる。雲層の存在は確認しても雲形・雲の高さ・ひろがりなど観測できない場合はN,c,hhおよびHHはx（xx）と報ずる。
N_1,N_2,N_3……k_nで示された雲の量（高度の低いものからの順）N_1,N_2,N_3は個々の雲層の量であって,他の雲層はないものとして観察したものである。
　　報ずべき雲層の数が3層をこえる場合は1k_nN_1N_2N_3群につづいて,まず3層のChhHH群を報じ,これにつづきさらに1k_nN_1N_2N_3　ChhHH………を報ずる。
　　この場合,最初の1k_nN_1N_2N_3群のk_nには全雲量の数を報じ,2番目のk_nには残りの雲層の数N_1,N_2,N_3にはそれぞれ残りの雲層の雲量を報ずる。
　k_n＝9の場合は全雲量をN_1に報じ,N_2N_3＝xxと報ずる。またk_n＝xの場合は,N_1N_2N_3＝999と報ずる。
　　0　0（一点の雲もない）
　　1　1以下しかし0ではない
　　2　2～3
　　3　4
　　4　5
　　5　6
　　6　7～8
　　7　9～10（9以上しかし10でない）
　　8　10すきまなし
　　9　天空不明または雲量を測定することができない
C……雲形　雲層の中で特に卓越した雲形を報ずる。
　　1　巻積雲
　　2　巻層雲
　　3　高積雲
　　4　高層雲
　　6　層積雲
　　8　積雲
　　X　雲は暗夜・霧・風じんまたは他の類似な現象のため見えない
hh……Cで報じた雲の雲底の高さ
HH……Cで報じた雲の雲頂の高さ
　　　hhおよびHHは雲の平均の雲底および雲頂の高さを表わす。ChhHH群はk_nおよびN_1N_2…できまるそれぞれ雲層に関して報ずる。
2……指示符
TT……気温
T_dT_d……露点温度
　　C単位,飛行高度（hhh）の自由大気の温度（測定誤差・器差および力学的熱効果の誤差を修正したもの）で0℃より低い時はその絶対値に50を加えて報ずる。
3……指示符
j……HHHに関する指示符
　　　3　700mb等圧面の平均海面上の高さ（ftの1000,100,10位）
　　　8　真高度（無線高度計で測定）と気圧高度（標準気圧1013.2mbに調整）との差
HHH……高度の資料（10ft単位）
4……指示符
　　4ddffは地上の風である。
　Vulture　0139
　22日3時55分（日本標準時,以下同じ）にグアム島を出発,4時30分に第1回の機上観測を行ない,6時30分に第5回の観測を行なっているが,その後は資料がないため不明である。
　Vulture　0239
　22日14時15分にグアム島出発,15時00分に第1回観測,15時45分（第2回）観測で台風中心を決定,17時00分（第4回）にふたたび中心の観測,18時00分（第6回）中心の北方象限において,風速65ktを観測,18時39分（第6回）には降雨フィーダ・バンド中にはいって時々中程度の乱れを観測した。20時00分（第9回）には三角測定によって中心を17°N,146°Eと推定,23時00分（第14回）に目を観測した。のちグアム島に帰った模様。
　Vulture　0339
　23日3時30分にグアム島を出発,4時00分に第1回観測を行ない,5時00分（第3回）,11時00分（第13回）,15時00分（第20回）の3回にわたり台風の目を観測した。16時00分（第22回）の観測を最後にグアム島に帰った。
　Vulture　0439
　グアム島を出発,23日20時28分に第1回観測を行ない,23時00分（第6回）三角測定によって中心位置を決定。5時00分（第17回）に目を観測した。6時30分（第20回）観測の後,グアム島に帰った。
　Vulture　0539
　グアム島を出発,24日8時24分に第1回観測を行ない,11時00分（第5回）に目を観測,18時56分（第18回）まで観測,グアム島に帰ったがこの飛行では投下ゾンデを4回投下した。
　Vulture　0639
　グアム島を出発,24日19時47分に第1回観測を行なったが,この時北西方に電光あり,23時00分（第6回）には目を観測,25日2時05分（第11回）には北東方に電光を見た。投下ゾンデ観測は1回でグアム島に帰る。
　Vulture　0739
　25日3時24分にグアム島を出発,4時11分（第1回）から12時55分（第15回）まで観測したが,この間に7時30分（第6回）,11時00分（第12回）に目を観測している。沖縄那覇基地にはいった模様。
　Vulture　0839
　25日12時08分にグアム島を出発,13時00分第1回観測,17時00分（第7回）に目を観測,23時00分（第18回）に三角測定で中心位置をふたたび決定,23時30分（第19回）の観測の後那覇に着陸した模様。
　Vulture　0939
　26日0時11分にグアム島を出発,1時00分に第1回観測を行なった。18時43分（第5回）には北方に電光を見た。5時45分（第8回）と11時00分（第18回）に目を観測した。12時00分（第20回）の観測によれば,レーダー観測に現われた目は,海面の風と気圧の場で決定された目よりも北北東にあって,直径はおよそ10～20海里であった。この飛行では3回の投下ゾンデ観測が行なわれた。
　なおこの飛行については,那覇に到着後14時00分に作成された概況報告（post flight summary）が入電しているのでつぎに載せる。
　「26日0時11分にグアム島を出発し,26日5時および11時に中心位置を決定するため,南方から台風圏にはいった。中心の南南東200海里の地点で電光にあった。28.9°N,134.8°Eに台風中心を発見した後,南南東に向かって離脱し,逆時計回りに周巡飛行を行なった。ついで南東方から第2回の中心位置の決定にはいり,貫通飛行によって30.7°N,134.7°Eに台風位置を決定した。飛行高度において風速50ktの範囲は北方160海里,南方250海里,東方275海里,西方120海里までであった。海面の風は時々しか観測できなかった。中心から半径200海里以内の区域の90％が,飛行高度以下の雲におおわれていた。沖縄の那覇に着陸した。」
　Vulture　1039
　26日14時08分に那覇を出発,14時49分に第1回の観測を行なった。17時00分（第5回）に目を観測した。18時15分（第7回）には中心の東方象限で飛行高度で約150ktの最大風速が観測された。22時14分（第16回）の観測を最後に那覇に帰着した。
　Penguin　Zebra（Skilful）0139
　25日8時02分に目を観測した。
　Penguin　Zebra（Skilful）0239
　25日20時15分に目を観測した。
　Penguin　Zebra（Skilful）0339
　25日7時52分に目を観測した。

　1.3.4.3　中心観測の結果
　気象観測機によって行なわれた中心の観測は1.3.2表および1.3.6図のとおりで,21回報じられた。このうち14回は目の中への貫通飛行によるもので,投下ゾンデ観測も行なわれており,とくに詳細な報告になっている（ただし24日17時00分のものについては資料が完全でない）。
　高高度飛行による観測の結果
　前記21回の中心観測のうち,18回はおよそ700mb面の資料であるが25日8時02分,25日20時15分,26日7時52分の3回は,それぞれ39,000ft,36,000ftおよび37,000ftすなわち気圧およそ220～250mbの高高度の資料である。
　これらの報告によれば,気温がそれぞれ－40℃,－20℃,－31℃となっている。これを台風周辺の硫黄島・鳥島・潮岬・鹿児島・沖縄などのおよそ同時刻のラジオゾンデ観測から同高度の気温を推定して比較してみた。その結果は3回ともそれぞれ2～4℃,17～19℃,3～10℃も中心付近が周辺よりもいちじるしく高温であることがわかった。
　1.3.4.4　目の変化
　目の形・大きさ,周辺の雲の状況については1.3.2表の中心観測報告に詳細があるが,その形は最盛期の23日午後に長円形（長軸30海里,短軸15海里,軸の方向は不明）と報じられたほかは,すべて円形となっている。大きさは発生期から発達期のはじめ22日夜までは直径約10海里であったが,23日発達期から最盛期にうつるころ拡大して,その後は24日に一時20海里に縮小しているほかは,最盛期の25日午前まで約25～30海里の直径を示している。台風は25日夜から衰弱期にはいっているが目の拡大は見られず明確ではないがむしろ20海里内外に縮小したまま,26日夜に本土に上陸しているのは一つの特徴といえよう。周辺の雲,とくに壁状の雲についてはこの全期間を通じて多くの場合比較的はっきりしたものが観測された。壁状の雲の切れ間のある方角と進行方向との特定の関係は見られない。なお中心付近の最大風速が観測された象限と進行方向との関係をみると,飛行高度・海面とも前方をのぞく各象限に分布しているが,右側に多い傾向がある。
　1.3.4.5　中心付近の構造
　中心のごく近傍すなわち目の中ないし目の周辺の状況は1.3.4.3の項にすでに記し,また次の投下ゾンデ観測の項で述べるので,ここには主としてそれより外方の模様を述べる。
　1.3.9図から1.3.13図までの静止台風図は中心からおよそ500kmの範囲内の気象要素の水平分布を示したものである。主としてVulture0139～1039の資料にもとづいているので,大部分は飛行高度または700mb面に関するものである。
　各要素はその観測時刻における観測点の中心との相対位置に記入されており,22～26日の分を毎日2枚（3時,15時および15時～翌日3時）に分けて作図してある。
　1.3.9図a～jは700mb面の高度の分布図で,観測時刻を併記してある。これらの図から明らかなことは10,000ft以下の区域は最初は直径約300kmであったが,23日夜には約800kmにまで拡大し,それ以降は大きな変化はなくなったが,北東象限では26日ごろからくぼんでいる。これは陸地（日本本土）の影響であろう。
　また23日に現われた9,000ft以下の区域は,同日夜には直径約200kmに拡大して,以後ほとんど変化していない。
　1.3.10図a～jは,700mbにおける気温と露点温度の分布を示している。これらの図によれば,気温は22日午前までは中心付近でも10℃以下と見られるが,次第に高温となっており,14℃以上の区域に着目すると,22日午後に中心付近に直径100kmぐらいのものが現われて次第に拡大し,24日夜には北方へは中心から450km付近までのびた。25日午後には中心の北西よりに直径約800kmの区域を占めている。25日以後,中心付近の高温域をとりかこんで,周辺の高温域との間に比較的低温の区域がはっきりと見られる。中心付近の高温域は26日からは急速に縮小して,同日夜には14℃以上の区域は中心の北東寄りに150～200kmの長円形を示す程度になっている。高温域の最も拡大した25日には中心付近の20℃以上の区域は北寄りに直径100～120kmの範囲を占めているが,目の中700mb面における最高気温30.2℃はこれより2日前の23日15時に観測されたものである。露点温度の分布をあわせ考えて,すぐ気づくように,前記の低温域の外側の高温域は非常に乾燥している。
　1.3.11図a～jは飛行高度の風と乱れの分布を示す。風速50kt以上の区域は22日午前に中心の北東寄りに出ていたものが次第にひろがり,24日には北北東方約500kmまで達し,北東象限ではその後も持続している。南東および南西の象限では25,26日に中心から400km辺までのびたのが最大で,また北西象限では23日には400kmに達した部分もあるが,その後は縮小して26日に150kmぐらいになっている。また24日以後には中心から100km以上離れた南東および北東の象限に風速100kt以上の所が見られるが,以上の風速分布の記述は一般的で,実際は風向の分布と同様かなり複雑なことは図に見られるとおりである。風向については,全期間を通じて中心から南ないし南西方にのびるシヤー線が割合はっきりと持続しており,東ないし南東方,西ないし北西方にのびるものも見られる。これと気流の乱れの分布をあわせ考えると,並以上の乱れはこれらのシヤー線に沿った中心から300km以内の区域にまとまっている傾向がみられる。風速との関係ははっきりしない。
　1.3.12図a～jは海面の風の分布である。機上からの観測の資料だけでは数が不十分なので,船舶および地上観測所の資料を加えた。暴風圏は23日から24日にかけて急激に拡大している。26日午後になると南西象限の強風域を除いて一般に風速が減小しているが,これは陸地の摩擦による影響と考えられる。しかし機上からの観測が南西象限に限られているので,観測の異質による見かけ上の差かもしれず,断定はできない。
　1.3.13図a～jは機上観測のうち飛行状態・現在天気・各象限の天気・雲形の分布で,目の大きさをあわせ示してある。図で目だっていることは,23日,26日に積雲系の雲としゅう雨性降水の区域が広範囲にあること,24日,25日に高層雲と非しゅう雨性降水の占めている所が多いことである。
　なお図には省略したが,水平視程の分布は降水域ではそのほとんどが1／4海里以内であるがとくに分布の特徴はないようである。また斜め視程は水平視程と同等ないしやや小さい（1.3.1表参照）。

1.3.5　気象観測機の投下ゾンデ観測による中心および近傍の構造の解析（気象庁予報課　坂口啓一）

　1.3.5.1　経過
　この台風については1.3.4.2の項に述べたVulture 0139～1039の気象観測飛行において,目の中で13回,目の外で14回の投下ゾンデ観測が報告されている。目の外における観測位置の台風中心との相対位置は1.3.14図に示してある。投下高度は10,600ft以下で報告された気圧の最低は678mbである。観測にはAMT3型の測器が用いられている。
　1.3.5.2　投下ゾンデ観測の結果
　観測結果の詳細は1.3.3表a,bに示してある（湿度・温位は計算して付記したものである）。また1.3.15図a～m（目の中）および1.3.16図a～n（目の外）はこれらの結果を記入したエマグラムである。目の中のものと目の外のものとは前者が高温であることから容易に区別される。これは850mb面と700mb面との高度差に端的に見られ,目の中のものが平均5,570gpftであるのに対し,目の外のものは平均5,410gpftとなっている。
　目の中の観測結果を1.3.15図a～mの状態曲線から見て著しいことは,22日午後から23日午後にかけての発達期におよそ700～800mbの層で,急激な気温上昇が起こっており,23日15時00分には700mb面で30.2℃,797mb面では実に32.2℃の高温が観測されている。また露点温度曲線と比較してみると,上層に向かって著しく乾燥していることがわかる。同時刻の747mb面の湿度20％はこの台風の投下ゾンデ観測中の最小湿度である。なお下層との間に厚い安定層が顕著に現われているが,この安定層の高度は中心気圧の低下に従って低くなっている。これら一連の状況は目の中の下降気流の存在と変化を示しているものといえる。
　その後,中心気圧が次第に高くなっていくに従って安定層は急に不明確になっている。1.3.15図eおよびfを比較して明らかなとおり,23日15時から24日5時までの間の変化は非常に顕著なものである。すなわち700mb面の気温は30.2℃から20.5℃に急下降し,700mb面と850mb面との高度差も5,700gpftから5,560gpftに激減している。これは露点温度の上昇を伴って,24日5時には785～824mbの層が飽和に達している。また目の周囲の壁状雲の状況（1.3.2表）に見られるとおり,23日15時までは全象限に存在したものが,24日には切れ間ないし散乱の様相を示し,不明確なものとなっているようである。
　23日15時以後は中心勢力の衰弱に向かう傾向が目の中の気象要素（1.3.17図参照）に見られるが,ただ飛行高度の中心付近の最大風速は25日午前まで増大の傾向を示しているのが例外的に目だっている。

　1.3.5.3　目の中の気象要素の変化
　目の中の気象要素については,その観測結果を1.3.3表に示す。一部はすでに述べたとおりである。気圧・気温・湿度の鉛直分布,目の直径,中心付近の最大風速などについて,その時間的変化を1.3.17図および1.3.18図に示した。気温・湿度などは同じ高度面においても激しく変化していることが目に付く。
　1.3.5.4　気象観測機の観測から見た特徴
　以上,主として伊勢湾台風が南方海上にあった期間に行なわれた気象観測機による観測の結果と,その解析によって明らかになった構造の概要を示したが,その特徴は次のとおりである。
　a）目の中の気温が非常に高温であったこと。
　23日15時に観測された700mb面の気温は30.2℃（797mb面で32.2℃）で従来の最高記録といわれている29.8℃（昭和33年9月24日13時30分,狩野川台風,1958年台風22号）を上回るものである。そして上陸直前の26日17時にも18.2℃を保っていた。ただし全期間を通じての比較をすれば狩野川台風のほうがやや高温であるといえる。
　b）目の外側の気温もかなり広範囲に高かったこと。
　25日午後の最盛期には700mb面では16℃以上の区域は北方象限300km,南方象限で150kmに,また14℃以上の区域は中心からおよそ800kmの所にまで及んだ。これは狩野川台風がほぼ同緯度にあった時にくらべ約2倍（長さ）の大きさである。
　c）20°N以南ですでにかなり発達していたこと。
　22日午後から23日午後にかけて急激に発達して,23日15時00分には19.0°N,142.9°Eにおいて,700mb面高度7,180gpft,海面気圧894mbに達している。これは狩野川台風の示した6,580gpft,877mbの記録（昭和33年9月24日13時30分,18.9°N,135.3°E）には及ばないが,非常に強いものといえる。
　d）上陸直前まで非常に強い中心勢力を維持しており,目の拡大は見られず,直径20海里内外の割合はっきりとした目を示していたこと。
　この点と発達と緯度との関係については,昭和28年の台風13号（テス）の場合によく似たところがある。なお台風13号とは目の中の気温（700mb面）の緯度変化も似た傾向を示しているが,温度の値は伊勢湾台風の方がはるかに高い。
　飛行機観測の資料によって昭和25年（1950年）以後において伊勢湾台風とほぼ類似の経路をとった数個の台風について,目の直径（長円形の場合には長径と短径の平均）と中心気圧の同緯度における比較を1.3.19図,1.3.20図に,また狩野川台風と台風13号とについては目の中の700mb面高度・気温の比較を1.3.21図に示してある。

1.4　高層天気図解析

1.4.1　発生から最盛期までの高層解析（気象庁予報課　藤井辰男）

　1.4.1.1　指定気圧面解析
　1.4.1.1a　各気圧面における台風中心の高度
　台風の目の飛行機観測が22日0645Zから26日0800Zまで適宜に行なわれているので,この間の天気図解析上の700mb,850mb面の台風中心の高度は,各飛行機観測値1.4.1図a,bを単純に線形補間して求めた。500mb面の高度は気温減率を100mにつき0.55℃として単純な補間法で得られた700mb面の高度・気温から算出した。それらの値を1.4.1表に示す。300mb面以上については700mb面からの層が厚くなるので,気温減率の仮定を用いて計算した値では不適当と思われるので,中心の高度は示してない。飛行機観測による850mb,700mb面の高度の調和分析によって,数理的にこれらの値が得られるであろうが,ここではやっていない。また台風の700mb高度の最低高度および起時を1.4.1図bに示すように単純な平滑化によって推定すると,23日1100Zの2,170mとなる。
　1.4.1.1b　概　況
　まず台風発生前後の本邦付近の一般流を500mb半旬平均天気図（1.4.2図a,b,c）からみると,台風14号および15号（伊勢湾台風）はともに東西約900㎞前後のずれで太平洋高気圧の西緑を回り大陸の谷の前面を北ないし北東進した。台風14号の通過後は太平洋高気圧が北緯30度,東経160度付近で発達して中心の高度は5,940mをこえ,台風15号の存在期間中少しずつ南下しながら持続した。この高気圧の発達がはじまった18日から22日の半旬期間に台風15号が発生し,発達している。
　次に850,700,500,300,200,100mb面の天気図によって解析された台風周辺の概要を説明しよう。
　1.4.3図ないし1.4.12図はほぼアジア高層天気図の範囲で解析したものであるが,発生発達期の説明に関連した地域に範囲をせばめてある。これらの解析の際には南方海域は観測網があらいので非常に注意深く行なった。
　850,700,500mb面では20日21時ごろから徐々に熱帯低気圧の循環がめいりょうになり,22日ごろから急速に発達した。300mb面では21日09時には熱帯低気圧周辺は高気圧域であったが,21日21時から22日09時にかけて谷としてみとめられるようになり,22日21時にはうずとして確認されるようになった。一方200mb面では20日21時に熱帯低気圧域には高層高気圧（発散高気圧）の存在が確認された。その高気圧は熱低とともに西進した。21日09時ごろに100mb面の寒冷域に接近するや,熱帯低気圧はその方向に北上をはじめた。21日21時には100mb面の寒冷域には高気圧が形成されて,台風の進行前面に位置している。換言すれば,台風は100mb面の高気圧の方向に進んでいる。そのころまで徐々に発達していた台風は,100mb面の高気圧域にはいってから急速に発達し,その急速な発達は高層高気圧の範囲内にいる間持続した。台風の高さは23日09時には200mb,23日21時には100mbと,あいついで200mb,100mb面に達している。そして台風が最盛期にあった24日09時には100mb面で,台風の西側の一部を除いて台風をとりまく環状の高気圧が形成され,この高気圧の南東部には強い吹き出しがみられる。この発達期の100mb面の寒冷域の状態に相当するものとして22日09時,23日09時のグアムの状態曲線をみると圏界面は100mb面より少し低い所にある。また硫黄島（第1.4.13図a,b）の圏界面も100mb付近にある。以上を要約すると,偏東風の谷は400mb以下の高さであったが,うずを形成して次第にその高さを増しながら徐々に発達し,100mb面の高気圧の中心部に達するころから急速に発達して背も高くなり,23日には100mb面すなわち圏界面高度に達する背の高い台風となって発達段階を終った。
　飛行機観測による台風の目の700mb気温は23日15時の観測で最高に達し,24日05時には急降している。しかも高度はあまり変わっていない（1.4.1図b参照）。このころに台風のうずが100mb面をこえる高さにのびていったことは,台風を熱的にまた力学的に考える場合のきわめて特徴ある問題であろう。台風に随伴する温度場としては850mbで21℃,700mbで12℃,500mbで－3℃,300mbで－27℃,200mbで－51℃,100mbで－78℃の等温線が常時台風付近の暖域または寒域を形成していた。
　一方偏西風帯をみると,偏西風の波は850mb面から100mb面までほぼ同一系として動いている。したがって500mb面について説明する。20日ごろ低気圧が満州と中部アリューシャンにあり,高気圧は30°N,160°E付近を中心として東西にのびる気圧の尾根を形成している。また80°Eないし90°Eにある気圧の尾根がヨーロッパの谷の前面で北東ないし東北東に伸長し,小さな高気圧を切離しながら太平洋からオホーツク海にのびる気圧の尾根に連なっている。この南北二つの気圧の尾根によって切離されている極東の低圧部はゆっくり東進し,その南側の偏西風帯も南下しつつある。この低圧部からは,1日約10度の速さで東進する短波の谷が20日から21日にかけて本州を通過し,22日09時には台風のほぼ真北の東経150度付近に達している。このころから台風は急速に発達した。しかしこの偏西風の谷と台風の発達との相互関係については資料が少ないのでなんともいえない。この谷の後面の高気圧は23日正午ごろに台風の真北を通過して,台風の中心気圧が最深になっている。
　1.4.1.1c　日々の変化
　20日09時にはエニウェトク付近では700mb高度まで熱帯低気圧に伴ううずが認められ,500mbでは偏東風の谷の通過が認められる。しかし300mb以上では谷ではなくて発散域と考えられる（発散の量的計算は資料が少ないので不可能である）。太平洋高気圧の中心は850mbでは30°N,160°E付近に存在し,上層にゆくに従って西に傾き,100mbでは33°N,150°E付近にある。
　20日21時には500mbまで熱帯低気圧に伴ううずがみられる。しかし300,200mbでは熱帯低気圧の地域にはめいりょうに高気圧が存在する。特に200mbではこの高気圧も暖域になっており太平洋高気圧との間に寒冷な谷を形成している。しかし100mbでは高気圧は不めいりょうである。
　21日09時には100mbでグアム,マーカス地域に高気圧が形成されつつある。これは,100mbで20日09時に太平洋高気圧に伴う寒冷域が高度分布よりも少し南にずれて存在していたのが,20日21時には太平洋高気圧に伴う寒冷域と本州南方の寒冷域とに分かれた。この本州南方の寒冷域の東進に伴ってグアム,マーカス地域に高気圧が形成されるようになっている。また東進している偏西風の谷は本州を通過する状態にある。700,500mb面の台風循環はつよくはないが偏東風の谷が西進しているのが確認される。300mb面では熱帯低気圧域は高気圧域となり,200mbではめいりょうな高気圧を形成している。100mb面では熱帯低気圧域には,それよりやや北によって存在する高圧域の尾根にあたっている。なお200mb面以下でグアム周辺は暖域化している。
　21日21時には,熱帯低気圧域も徐々に発達してTSとなり,200mb面以下のグアム周辺の暖域化はめいりょうとなった。300mb面で台風域はそれまで高圧域であったが,この時刻には谷となっている。200,100mb面の高気圧はますますめいりょうとなり,100mb面では寒域を形成している。この寒域は1日で約10度（経度）東進しており,100mb面の高気圧は台風から少しずれている。またこの時刻には200,300mb面で偏西風の谷の前面で南にのびた谷が台風の北にのびて,300mb面では台風域の谷と連なって大きく南北にわれた谷を形成している。前12時間台風が真北に進んだのはこの影響によるものかもしれない。その後台風は100mb面の高気圧の中心域に進んでいる。
　22日09時には偏西風の谷は東進してほぼ台風の真北にあり,前述の谷は不めいりょうになったが,台風の北方で北東から南西に走る中緯度高気圧のわれ目がある。これの台風に対する影響はこの解析ではわからない。低緯度の状態は21日21時と大差なく,700mb,500mb面でうず,300mb面で谷,200,100mb面で高気圧となり,台風は完全に100mb面の高気圧におおわれている。台風はこのころから急速に発達し始め,ゆっくり西北西に進んでいる。（この時刻のグアムの100mb気温は－72.2℃だが5℃違いの－77.2℃と考えた。これらの層厚差は誤差範囲なので,高度計算からは判断できないが,22日09時前後の100mbの気温と,22日09時の100mbにもっとも近い上下の特異点108,94mbの気温がそれぞれ－81,－74℃であるので,100mb気温を－77.2℃とした。）
　22日21時には熱低はすでに台風（typhoon）となっており,なお急速な発達をつづけている。前時刻まで300mb面ではうずとして認めにくかったが,300mb面以下の各等圧面ではかなり大型化した台風循環がみられる。前の時刻に本州の東にあった偏西風の谷が東進するにつれて，太平洋高気圧の中心はぼやけ，本州の南海上には小さな高気圧が東進してきた。300mb面ではこの高気圧と台風の東側の気圧の尾根が連なって，台風の東側をかこむように環状の高気圧を形成している。また台風循環は200mb面まであらわれてきたようである。この面では本州南の高気圧が従来台風の上空にあった高気圧と合して半環状の高気圧を形成している。100mb面でも200mb面と同様に，200mb面よりもやや西に傾いて半環状の高気圧が形成されている。100mb面で台風域は寒冷である。
　23日09時には台風はなお急速な発達をつづけている。200mb面以下の台風域は強い暖域となっている。200mb面では台風近傍の暖域と，本州の南に分離して存在した暖域がむすびついて大きな暖域を形成している。飛行機観測から台風域内の700mb面以下の気温は非常に昇温したことが認められる。めいりょうではないが，台風による低気圧性循環はまだ100mb面には現われていないようにみられる。また200mb面ではミラー（Miller.B.I.（1958）:On the Maximum Intensity of Hurricanes.J.Met.,15,184～195.）の述べるハリケーン発達の場合のパターンと類似型となってきた（Aerological Data記載の硫黄島の100mb面高度は16,625mだが125mb面の高度が15,433mで気温が－73.9℃であるので100mb面の高度は1,292＋15,433＝16,725mとなる）。
　23日21時には台風は発達期を終わり，最盛期にはいろうとしている。台風は高層高気圧の西側に出てその循環は高さをまして200mbおよび100mb面に達しているようである。200，100mb面上では台風の北と東側に環状の高気圧が形成されている。700mb面における飛行機観測によれば，台風の後面に低温域があらわれ,北側が暖域で南西側が寒域になっている。その他の面ではわからない。
　24日09時になると台風はすでに最盛期にはいっている。硫黄島の風および等圧面高度その他から台風域は100mb面で低圧部とみなされ，したがって台風の高さは100mb面に達していると考えられる。しかし台風の循環は高度とともに小さくなっている。850mb面で台風の北東にある寒冷高気圧は700mb面では消えて，台風の東北東に太平洋高気圧がある。この高気圧は高層にゆくにつれて西に傾き，かつ台風の北側および南側への張り出しが強い。200mb面ではこの高気圧は幅もせまくなり，南西側を除いて台風を環状にかこんでいる。100mb面ではこの高気圧の環状性はさらに完全さをまして,西側の小部を除き環状高気圧を形成している。なおグアムの風の鉛直分布をみると下層は南西風で台風に吹きこむ風であるが，風向は高度とともに反時計回りに変わって，100mb面では強い北東風となり，高気圧の外側の風系を示している。したがって前述の高気圧の環は100mb面ではかなり小さくなっている。100mb面の温度場は500mb以下の層とほぼ逆位相になっている。100mb面における環状高気圧の内側は低温域を形成し，その中心部に台風域の一段低い低温域がある。100mbと500mbの間の温度場の転移をみると，300mb面では満州中部の低圧部が暖域を形成し，バイカル湖東方にのびる気圧の尾根の暖域は不めいりょうとなり成層圏にはいっていることを示しているが，200mb面ではオホーツク海，ベーリング海の気温分布は300mb以下の層とは逆位相となり，北緯45度以北はほぼ成層圏内にあることがわかる。南点の200mb気温が急昇して暖域を形成し，その周辺が100mb面で高気圧域を形成している。台風はこの200mb面の暖域および100mb面の高圧域に向かって進んでいるようにみえる。またいわゆる指向流についてみると，前にのべたように，台風の東側の高気圧は700mb面でははるか東北東にあり，高層へゆくにつれて台風をかこむ環状性を増す高気圧を形成している。したがって下層は台風循環が大きすぎ，また，あまり上層は高気圧の環状性が強すぎていずれも指向流をみるには適しない。その中間層の500mb面でも台風はかなり大きいので指向流を見出すのはむずかしい。700mb面における台風後面の低温域は解消していない。
　24日21時には，台風に最も近い硫黄島が欠測しているのでくわしくはわからない。しかし台風近傍の一般場は24日09時とあまり変化していない。ただし台風をとりまく高気圧の環状は南西部から解消している。また700mb面における台風後面の低温域は依然として解消していないようである。
　1.4.1.2　台風の目の中の気温鉛直分布の変化
　1.4.14図aは飛行機観測による投下ゾンデをめいりょうさを失わない程度に数を制限して記入した台風の目の中の状態曲線である。これらによれば，700mbより下層の目の中の大気は，熱帯低気圧が発達して台風になるまでは全層的に昇温している（22日17時～23時05時）。しかし発達期最後の段階においては800mb～850mb以上の層で急速な気温の上昇があり，850mb以下ではあまり変わっていない。すなわち23日05時から23日11時の6時間に700mbで21.8℃から27.8℃に6℃の昇温，23日15時には30.2℃で10時間に8.4℃の昇温があった。この間に700mb高度も2,487mから2,271m，2,188mと低下して最盛期に達している。しかしまだ最盛期の初期と思われる次の観測の24日05時には850mb以上の層の異常な高温は解消している。そして本邦に相当接近した26日05時45分には，750mb層以下ではほとんど発達初期の22日17時の状態にもどっている。しかし，それ以上の層ではまだいくらか気温が高いようである。また最盛期の23日15時の状態曲線とその直後の24日05時の状態曲線を比べてみると気温変化は非常に顕著であるが，700mb面高度は2,188mから2,219mへ31mとあまり変化がなく，気温の変化に対する高度の変化の割合がそれ以前と非常に変わっている。1.4.14図bの露点曲線を見ると（1）で680mb付近にあると推定される露点の極小は（2）では750mb付近に下降している。（3）になると露点の極小はさらに800mb付近に下降しているが，露点温度は全般的に上昇している。24日05時になると状態はすっかり変わって750mb以下の層はほとんど飽和に達している。これらのことや気温・露点の鉛直分布から，台風が急速に発達している時には，目の中に下降気流があって上層から次第に下層に及んで目の中の異常高温をもたらし，下降流が地表付近に達したころに発達段階は終わり，その後は上昇気流が卓越している（筆者の考えをのべると，最盛期以後，24日5時から26日17時までの飛行機観測による目の中の状態は一時（25日7時30分）全層が飽和していたほかは750mb以下で飽和またはそれに近い状態にある。このことは目の中で高い所にまで達する上昇流があることを示すのではなくて，発達期にほとんど地表付近にまで達した下降域が，最盛期には対流圏の比較的下層では解消して，Simpsonによる台風マージの雲の分布に見られるような目の中の下層の雲の存在を示しているものと考える。）と考えられる。このころに目の中の気温変化と700mb高度変化の割合が変わっている。しかも等圧面天気図の項で述べたように，台風の高さも急速に高くなっている。したがって台風の急速な発達は,台風が100mb面の高圧場にはいった時に始まり，高層高気圧場をつきぬけて急速に台風の背が高くなり100mb面（台風がくるまではその周辺の圏界面高度と考えられる）に達する段階になって発達を終わった。なお，偏西風の谷が台風の真北に達するころから台風の急速な発達がはじまり，この谷の到達以前に300mb面で台風域が大きな南北にわれた気圧の谷を形成している。目の中の気温（資料としては700mb面以下しかない）は台風の急速な発達段階では異常高温となったが，それは目の中の沈降流によるものと考えられる。この沈降流は発達段階を終わるとともに消失し，したがって異常高温も解消している。ただし台風の発達した状態だけは残った。以上が本解析によって得られた伊勢湾台風発達期の大きな特徴である。
　1.4.1.3　グアム・硫黄島の高層風の解析
　今までのべた解析は資料の少ない海域についてであり，この解析にはグアムと硫黄島の資料が主要な役割を果したのでこれらの高層風についてのべてみる。
　グアムの高層風の時間変化図（1.4.15図a）を見ると，300mb以下では台風循環の影響が21日21時ごろから24日21時ごろまで見られる。しかし300mb面より上層では，上層ほど台風循環の影響の現われ方がおくれ，かつ弱くて，100mb面では台風循環の影響をみずに終わっている。すなわち1000～300mbでは23日03時ごろを境にして，台風前面の風系から後面の風系に変わっている。しかし150mb面では風系変化の時刻が相当おくれている。しかも100mb面では台風循環系の風を示さず，下層の風系変化の時刻後に北東の風が強まった。これは台風をかこむ高気圧からの強い吹き出しを示している。したがって風系から見ると100mb面と200mb面以下は異なった変化をしている。150mb面では上下両層の転移層的変化を示して,23日09時ごろに風向が反時計回りに急変している。
　硫黄島の高層風の時間変化図（1.4.15図b）を見ると，偏東風の谷（図中二重線）は400mb面以下で23日21時から24日09時にかけて通過している（すでにうずになっているので谷というのは適当でないかもしれない）。300mb面以上では22日21時ごろに谷の通過がみとめられ，下層の台風のうずとは異なった風系を示している。
　台風が接近した時に硫黄島の100mb面気温が低下した状態を検討してみる。特異点の観測値がないので明らかではないが，22日09時，23日09時の状態曲線（1.4.13図b）からこの時刻の圏界面は110mb付近にあると考えられる。これが23日21時，24日09時には100mb面付近まで高くなっている。その圏界面の上昇にともなって100mb面の気温が下がっている。

1.4.2　最盛期以後の高層解析（気象庁予報課　藤井辰男）

　1.4.2.1　指定気圧面解析
　1.4.2.1a　一般場
　この期間の一般場として500mb面の状態を述べると，高気圧は30°N，160°E付近で停滞している。台風の発生初期に，バイカル湖付近の切離された寒気は，ゆっくり東進して24日には満州付近にあり，大陸東部の偏西強風帯は南下して華北・華中方面に達している。したがって極東の長波の谷は比較的南偏して，25日09時には東経115度付近にあってゆっくり東進し，27日には東経120度をこえて21時には東経125度付近に達している。この間に，短波の谷は25日から26日にかけて本州を通過している。しかし台風に伴う太平洋高気圧の東日本への張り出しが強く，短波の谷は東進するにつれて変形して識別しにくくなっている。台風の進路はこの谷に直接の影響を受けたとは考えにくく,むしろその谷の後面の短波の尾根にはいったためか太平洋高気圧の北日本への張り出しはなお強くて，急激な転向はしなかったものと考えられる。そして極東の南偏した谷の影響範囲を脱したと思われる27日になって急速に東進に転じた。したがってパターンとしては,東に太平洋高気圧，西に極東の谷があってほぼ安定し，台風はこの太平洋高気圧の周辺を移動したとみられる。
　この期間の太平洋高気圧の鉛直変化をみると，700mb面ではこの期間太平洋高気圧は大きな変化もなく，30°N，160°E付近に停滞している。100mb面では前に説明した台風をとりまく高気圧の環状性は南西部から解消して，25日09時には台風の北東，30°N，145°E付近に中心を有する高気圧となっている。さらに500，300，200mb面の状態はこの中間的パターンを示している。したがってこの時刻には高気圧の軸はかなりの傾度で西に傾斜している。その後高層の高気圧は次第に東にかたより，27日には太平洋高気圧の鉛直軸はほとんど傾斜のない直立に近いものとなった。また本州西方の谷も上へゆくほど少しずつ西へ傾いているのではあるが，200mb面では25日09時に東経110度付近にあって，ゆっくり東進して27日21時には東経120度付近に達している。100mb面の谷の動きは観測精度のためか動きがよくわからない。
　1.4.2.1b　日々の変化
　500mb面の状態はすでにだいたい述べたのでここではおもに200，100mb面について説明する。
　25日09時には，200mb面で台風をとりまく高気圧の環状性が南西から解消するとともに台風近傍の一般場の高度は高くなった。またこの気圧面における台風の循環性も弱まったようにみえる。台風は高気圧の中心を北東にみながら東西にのびた気圧の尾根を横切りつつ，高圧域内を移動するようなパターンとなっている。ジェットは日本海中部を走り，それより南では次第に風速が衰え，台風は速度発散域に向かっているように考えられる。しかし資料不足でこまかい発散の計算をすることはできない。この傾向は100mb面でも同様である。ただし温度場は逆で，200mb面では高気圧や台風域は高温であるのに対して100mb面では低温である。
　25日21時には，200mb面で台風を包含する高気圧は台風の北上につれて，台風の北東方および南方の二つに分裂して，硫黄島・鳥島の風は高気圧性の風を示し，台風循環はきわめて小さいことがわかる。100mb面も同様。
　26日03時にはあまり大きな変化はない。
　26日09時には，200mb面では台風に伴う暖域を明確にしながら北上し，台風前面の潮岬・米子・輪島・八丈島の風は本州南東の高気圧の西縁の強風を示し，台風循環は示していない。100mb面では台風循環は一般場にほとんど変形を与えぬほど弱くて，その存在は認められない。また今までは寒冷域が台風に随伴していた。しかしこの時刻には鹿児島・潮岬の気温が台風の前面で急昇して寒域がぼやけはじめている。この構造については後にエマグラム解析の項で簡単にのべる。
　26日15時には100mb面で台風に伴う寒域はますますぼやけている。200mb面では台風域は暖域となっているが，風系からは台風循環は認めがたい。
　26日21時には100mb面で気圧場・温度場および風系から台風の存在は確認できないが，潮岬の高度・気温から台風の影響がいくぶんこの面まで及んでいると考えられないこともない。200mb面では，台風の存在はめいりょうで，暖域はやや東にずれている。
　27日03時には，うずは500mb面までで300mb面以上では閉じた還流の存在は確認できない。しかし，暖域は500～200mbの層に残っており，中心を通る気圧の谷が南東にのび，その傾斜はほとんどない。100mb面ではこの谷は南北となり，台風に伴う寒域は全く消失している。
　27日09時には台風は二つの低気圧に分裂しているが，300mb面になると高度場からは台風の形跡はほとんど認められない。しかし一様な暖気がこれらの低気圧の上空をおおっている。200mb面では暖域がみられるだけで，100mb面では高度場・温度場・風系には台風の形跡はなくなっている。
　27日21時には，500mb面以下では温帯低気圧型の低気圧を形成しているが，300，200mb面では暖域が北西へ急傾斜しており，100mb面では全く台風の影響がみられない。
　この間における850mb面の前線をみると，25日09時には裏日本沿いにあった前線は，ゆっくり南下して次第に台風の中心部に巻きこみ，26日21時には潮岬の断面図および台風の位置から考えると前線は中心部に達したと思われる。その少し前から，暖域として北上してきた台風周辺の気温分布は北部からくずれてきた。台風暖域のめやすとなる21℃線は前線の南側に次第に縮小し，細長く変形して温帯低気圧型となっている。この時の台風の鉛直軸の傾きはこのスケールの天気図からはほとんど検出できない程度のものである。
　1.4.2.1c　台風に伴う暖域及び寒域
　850mb面では，前線が台風の中心部に巻き込まれたと考えられる26日21時よりも前の26日15時ごろから,暖域は台風と位相がずれてきて温帯低気圧型気温分布となった。
　700mb面では26日21時までは気温と気圧の位相が合っていたが，27日03時には位相がずれている。また1.4.1の項でのべたが台風後面の低温域は25日にははっきりしないが，26日09時には台風をとりまき半径20kmぐらいの円を中心とする幅約100km程度の環状低温域が解析される。この寒域は台風の上陸時にはみとめられない。
　500mb面では27日03時ごろから気温と高度の位相のずれが出はじめている。27日09時には二つに分裂した台風の東側のものに対しては全くの温帯低気圧型の気温分布をしている。
　300mb，200mb面では台風が東分をますにつれて暖域の西方へのずれが大きくなった。
　100mb面の寒域は26日09時ごろからぼやけはじめて，26日21時には全く消失している。
　1.4.2.1d　各指定気圧面と指向性
　台風が比較的低緯度にある間は，200，100mb面で台風は高気圧中心域を移動していたのでいわゆる指向流は見られない。しかし台風を包含する高気圧域の環状性が解消して偏西風帯に近づいた後の25日21時，26日09時，26日21時には台風じょう乱による影響の少ない100mbの流れがよく短期的な指向性を示している。しかし風の観測が少ないので速度についてははっきりしたことがわからない。200，300mb面では台風循環の影響が下へゆくほど強くなっているので，流線による指向性は100mb面におけるよりもつかみにくい。しかし500mb面では台風域で支配的な高気圧は200，100mb面よりもずっと東にずれた太平洋高気圧である。この期間にこの太平洋高気圧は変動が小さく，台風はこの安定した太平洋高気圧の周囲を移動したのであるが，この高度では台風じょう乱による影響がさらに大きくて指向性はつかみにくい。そこで600km格子間隔のｚを25日21時，26日09時，26日21時の3回（1.4.25図）について検討してみると，進路と等高線の方向が想像以上によく一致している。700mb面以下では台風循環が大きく,指向性を見るには適していない。
　以上各等圧面と指向性の関係を概観したが，前にものべ，また500mb高度の24時間変化図の項でものべるが台風の進路は短波の気圧の谷や尾根と関連する度合いが大きいので，気圧の谷や尾根による各等圧面における流れの変化を考慮に入れる必要がある。
　1.4.2.1e　500mb面高度の24時間変化図
　25日09時から27日09時まで12時間ごとの5回について前24時間高度変化（1.4.26図）をみると，正負域の分布は気圧の谷や尾根の分布にほぼ対応しており，1日約10度（経度）の速さで東進している。この期間を通じて特徴的なことは，北上する台風の北側北緯45度付近を東進する正域と，台風の前面300～400kmは台風による負域を形成していることである。次に台風の進路と高度偏差との関係を考えてみる。24日09時～25日09時では,台風の前面であるにもかかわらず潮岬・鹿児島は正偏差である。気圧の谷は朝鮮付近にあり,台風はここで北西から北へ方向を変えつつ谷の前面の正域に向かって進んでいる。24日21時～25日21時では,弱い偏差の谷は沿海州から日本海に走っている。台風はこの谷に沿って正偏差域の方へ進んでいる。25日09時～26日09時では,24時間前に東経110度付近にあった南偏した谷が東経120度付近に接近した。また日本海にあった谷は東進し去り,台風前面は北緯45度付近を東進している正域の影響範囲にはいった。台風の進路は急激な変化をしない。25日21時～26日21時では，南偏して本州に近づいた谷は偏差域が台風による負域へ近づいたので，それほどめいりょうではないが九州西方に接近したものと考えられる。台風の北の正偏差域は台風の真北に接近した。台風の進行方向はほとんど変わらない。26日00時～27日00時では，正偏差域は台風の北方をすでに通過し，かつ南方系の谷の影響を脱して，かつ北方系の谷に接近して，台風は急速に進路を東に向けた。
　1.4.2.1f　200mb面における沿海州付近の暖域
　25日には沿海州に－48℃の暖域がみられ，26日には台風に伴う暖域の北上とともにこの暖域は消え，27日になると台風に伴うと考えられる－42℃の暖域がみられる。したがって25日と27日に沿海州にみられる暖域は本質的に異なるものである。これをウラジオストクのエマグラム（1.4.27図）によって検討してみると,25日09時には中緯度圏界面が300mb付近に，その上層125mb付近に熱帯圏界面が見られる。25日21時には，550mb～350mb層で昇温し，26日09時には，昇温が下層に及び800mbに達している。また中緯度圏界面は若干下がっている。26日21時には，300mbの観測が欠け，対流圏中層の変化ははっきりしない。27日09時には全層が昇温して中緯度圏界面はかなり不めいりょうになっている。すなわち，はじめ熱帯および中緯度の二重圏界面をなしていたが，台風の北上とともに中緯度圏界面下で気層の暖化が圏界面より少し低い層から始まって次第に下層に及び，800mb付近まで及んで中緯度圏界面下のほぼ全層が暖化した段階になると，中緯度圏界面は不めいりょうとなりはじめ，暖化は中緯度圏界面をこえて上層に及び，熱帯圏界面よりなるほぼ単一の圏界面となった。これらのことを考えると25日に沿海に見られた暖域は中緯度圏界面より上層にある成層圏暖域であるが，27日にみられる暖域は台風に随伴した暖気によるもので，本質的に性格を異にする暖域である。
　1.4.2.2　台風の構造
　1.4.2.2a　エマグラム解析
　台風が比較的接近して通った潮岬・輪島・秋田等のエマグラムを検討してみる。
　潮岬（1.4.28図a）では，地表～500mbで，台風が南方約400kmの海上にあった26日09時まではあまり気温の変化がない。しかし台風が近づいた26日15時には気温が上昇し，台風通過後の26日21時には元の状態にもどり，さらに800mb層以下では不連続面の通過とともに気温が急に下がっている。400～200mbの層では，26日09時ごろからめいりょうな気温の上昇がみられる。しかしあまり大きな量はない。この暖気は台風が約100km北に去った26日21時にもみられるが，400kmほど北に去った27日03時には200mb層以下では解消してほぼ元の状態にもどっている。100～150mbでは，25日09時から25日21時にかけて気温が下がっているが,400mb以上で昇温した26日09時には，この層でも昇温して全層的に気温が高くなっている。しかし，中層では，まだ比較的気温の高い26日21時にこの層では気温が低くなっている。圏界面の状態をみると，25日21時，26日03時の圏界面は100mbにあるが,対流圏上・中層の気温が急に高くなった26日09時には125mb付近にその対応がみとめられ，また同時に新しい圏界面が95mb付近にみられる。台風に最も近い観測である26日15時には，450mb以上の観測がないので，その状態変化はわからない。26日21時の観測では圏界面が95mb付近にあるが，これを温位的にみると，新しい圏界面とは考えられず，むしろ古い圏界面に相当して新しい圏界面に相当するものはない。しかし27日03時，09時に85mb付近にみられる圏界面は新圏界面に相当し，古い圏界面はぼやけている。以上を総合するとまず対流圏上層で25日21時に気温が下がり26日03時以後に500mb面以上の気温が高くなっている。26日09時には対流圏上・中層にわたって気温が高くなり，圏界面は新旧の二重構造となった。対流圏上層では26日21時には気温が下がってしまったが，中層では暖気が持続して27日03時に元の状態にもどった。すなわち台風の通過前後6時間以上の間気温が高かった。圏界面は27日03時以後85mb付近の新圏界面による単一構造となった。
　輪島（1.4.28図b）では，台風が南南西方約350kmに来た26日21時には800～500mbで気温が急上昇したほかは，500mb～地表では気温はほとんど変わらなかった。しかし北東230kmに達した27日03時には欠測であるが地表付近ではまだ寒気がそれほど侵入しておらず,だいたい21時と同様な状態であったと考えられる。台風が北東約400kmに去った27日09時以後には500mb以下で気温が急降している。これは，はげしい寒暖気の入れかわりが主原因であろう。500～175mbでは26日03時（300mb以上）または26日09時（300mb以下）から26日15時，26日21時と逐次気温が上昇し，26日21時に最高温域にはいっている。しかし天気図を参照すれば27日03時にはもっと高温になっていたものと推定される。以後27日09時には400mb以上でまだ随伴気流と考えられる暖気が残っていたが,27日21時には元の状態にもどっている。150mb以上では，25日21時に圏界面が115mbにあったが，以後この圏界面はぼやけて，26日15時に全く別種の圏界面が100mb付近にあらわれている。台風がまだ紀伊半島の南南西にあった26日09時に圏界面付近ではすでに最高温度を示している。以上を総合すると175mb以下では気温変化過程がめいりょうで，対流圏上部から昇温が始まって次第に下層に及び，台風が南西約350kmに来た26日21時には850～200mbで最も高温の状態を示している。175mb以上では圏界面の変化はあまりよくはあくできないが，台風がまだ紀伊半島の南南西にある26日09時に最高気温を示し，以後降下している。また600mb以下では台風接近時の26日21時に気温が急昇し，通過後は急降して，台風通過前後の寒暖両気の入れかわりのはげしさを示している。
　秋田（1.4.28図c）では，台風が名古屋の南西に来た26日21時までは，600mb以下の小変動を除いては，あまり気温は変化していない。しかし秋田の南西150km付近に来た27日03時には対流圏全層にわたり，特に400mb以上に著しい気温の上昇がみられる。この場合に，湿度は500～700mbでほとんど100％で250mb以下で地表付近を除き80％以上であった。このことからこの昇温は暖気移流および湿潤上昇によるものと考えられる。しかし台風が去った27日09時には550mb以上の層は湿度が10％以下でかつ500～400mbに顕著な沈降性の昇温がある。したがってこの時刻の状態曲線は沈降流の存在を示している。また700mb以下では台風通過に伴う寒気の南下により気温が急降している。圏界面は26日03時，09時，15時ともに110mb付近にあってあまり変動していない。しかし26日21時になると145mb付近に下がって不めいりょうとなり，100mb付近に別の圏界面ができた。27日03時，09時にもこの圏界面は95mb付近に存在している。
　台風が接近してきた26日09時に，潮岬・鹿児島・米子・輪島の100mb面気温は台風に伴う寒域が接近しているにもかかわらず昇温している。潮岬・輪島については前述のとおり，このころに対流圏上部の気温が高くなるとともに圏界面がぼやけて新しい圏界面があらわれ，圏界面の二重構造またはそれに近い状態にあった。この圏界面の二重構造が解消しはじめると100mb面の気温が下降に向かっている。福岡・米子（1.4.28図d,e）においても全く似た過程をへて，すなわち対流圏上部の気温が次第に高くなるとともに圏界面はぼやけて新圏界面がめいりょうとなっている。米子では26日09時にこの状態になり，福岡では27日03時から09時にかけてこの状態になっている。鹿児島（1.4.28図f）では圏界面の変化はよく判別できないが,対流圏上部の気温が高くなるとともに100mb面気温が高くなっている。
　上に述べたように，日本付近では台風が接近した時に一時的に1000mb面の気温が高くなっている。しかし硫黄島ではその現象は確認できない。硫黄島の100mb面における降温状況は前にのべた。次に台風が硫黄島から遠ざかるとともに100mb面の気温が次第に高くなった状態をみると（1.4.28図g），24日09時から台風がかなり遠ざかった25日21時までは，圏界面付近の気温は低く，その間に対流圏上層では昇温している。しかし26日21時，次いで27日03時と圏界面付近では次第に気温が高くなり，対流圏では気温が下がっている。130mb付近がその昇温と降温の境となっている。すなわち硫黄島では台風の接近に伴って圏界面付近の気温が下がり，次いで対流圏上層の気温が高くなった。その後台風が遠ざかると130mb付近を境として圏界面付近の低温と対流圏上部の高温が解消して元の状態にもどった。
　1.4.2.2b　時間断面図解析
　潮岬（1.4.29図a）については，まず風系をみると，台風の通過前は上昇気流型の分布をしている。しかも湿度をみると，26日09時には400mb面以下では90％以上で300mb面以下で86％以上である。15時には全層97％以上となり湿球温位は徐々に高くなっている。これらからは台風通過前の上昇流の存在が考えられる。これに反する要素として温位の増大がみられるが，これは移流効果，大気の湿潤変化によるものと解釈できる。したがって台風接近時の気温の上昇から，対流圏中層以下で暖気の移流ならびに上昇流があったと推論される。また対流圏上部の温位上昇はこの層での水蒸気の効果は無視できるから，暖気の移流または沈降（台風通過前の対流圏上部の下降流の存在ははっきりしないが，これをみとめると大ざっぱにいって収束は下層で大で､上へゆくほど小さくなり，上層および中層で上昇流を弱めてついに打ち消すほどのかなりの量の発散の集積があることになる。したがって，中層付近に非常散層の存在が考えられる。台風通過後の状態については，収束発散の分布はこれと逆の配置が考えられる。）によるものと考えられる。台風通過後の26日21時には風の観測がないので風からはなんとも判断できないが，26日15時よりも気温は下がっていると考えられる。しかも湿度は500mb以下でほぼ100％，300mb以下で80％以上であることから，暖気中心の通過はあったが,まだ下降流は始まっていないと推論される。27日03時になると湿度は600mb以上で10％以下で，600mb以下で70％内外である。なお500～600mbで温位は下降ぎみで湿球温位は急降している。したがってこの層で沈降性の乾燥した寒気が侵入している。400mb以上では，高度を増すごとに温位の下降度は大きいが，その原因としては上昇流によるものと寒気の移流によるものと考えられるがどちらともいえない。しかし天気図を参照すれば両方がきいているものと考えられる。したがって，台風は暖気を伴いながらかつ大気の湿潤変化による潜在エネルギーの放出によって暖気を若返えらせながら移動し,台風の通過後は全層にわたる気温の低下すなわち暖気の通過および寒気の侵入があった。
　輪島（1.4.29図b）については,風系をみると台風の通過前は上昇流型であり,通過後は350mb面以下で下降流型である。圏界面は台風の通過およそ24時間前にはぼやけ,およそ10間前から新しい圏界面が100mb付近にあらわれている。台風接近の26日21時，27日03時には対流圏上層の風の観測がないので台風通過時および通過直後の状態がわからない。台風が接近するかなり前の26日03時，09時には圏界面はぼやけ，かつ対流圏上層で温位の上昇がみられ，中層の温位上昇は台風の通過時まで続いている。湿度は300mb以下でほぼ80％以上であり，湿球温位はほとんど変わっていない。したがって暖気移流と上昇流の存在が考えられる。台風の通過後は対流圏の中下層で温位は徐々に，湿球温位は急速にさがっており，27日09時には湿度が500mb以上で10％以下，500～600mbで10％台であるから沈降性の乾燥寒気が侵入したと推論される。
　秋田（1.4.29図c）については，風系は台風が接近した27日03時に600mbまでしか風の観測がないが,台風の通過前は上昇流型であり，通過後は上昇流型とはいえない。台風が接近した27日03時には温度・湿球温位がともに高くなっている。これとエマグラム解析の項でのべた湿度分布とあわせ考え，ここでも暖気の移流と上昇流の存在が考えられる。台風の通過後は温位はあまり変わらず，湿球温位が下がっていることと湿度の変化を考えると，沈降性の乾燥寒気の侵入が考えられ，特に対流圏中層で沈降流が顕著であったことがわかる。
　以上の検討から，これら3地点については潮岬でのべたと同様に，台風は暖気を伴いかつその暖気を若返えらせながら北上した。ただし北上するにつれて下層の寒気の不連続面は高くなっている。
　これらのほかに東経140度にそった断面図および八丈島・潮岬・米子・福岡・済州島を通る断面図を検討したが，台風経路に近い地点の温位が高く，また前述の台風通過前の暖気の上昇，通過後の沈降性の乾燥した寒気の侵入の傾向がみとめられる（図省略）。

1.4.3　潮岬・輪島・秋田における高度偏差・温度偏差および湿度の鉛直分布（気象庁予報課　柴山　武）

　潮岬における状態は台風の上陸時の状態に，また輪島・秋田における状態は上陸後衰弱期の台風の状態に対応すると考えられるので，この3地点における高度偏差・温度偏差および湿度の鉛直分布を，潮岬・輪島については9月24日00Zから28日00Zまで，秋田については24日00Zから28日12Zまでを作った。高度偏差・温度偏差は9月における1957年から1959年の3か年間の各高度における00Z，12Zの平均値を求めて，それからの偏差を，また06Z，18Zについては日平均値からの偏差を用いた。
　1.4.3.1　潮岬における高度偏差・温度偏差および湿度の分布
　1.4.3.1a　高度偏差（1.4.30図a）
　120mb付近の高度偏差を見ると,台風前面1,100kmの24日18Zごろに＋90m以上の正域（R1）が前面800kmの25日12Zごろに谷（T1）が，また前面300kmの26日06Zごろに＋150m以上の正域（R2）があり，台風後面400kmの26日16Zごろに谷（T2），後面1,000kmの27日03Zごろに＋120m以上の正域（R3）が見られ，T1，T2をはさんでR1，R2，R3が存在し，T1とT2との距離すなわち谷の波長は1,200kmとなっている。R1，R2，R3のそれぞれの高さは＋30mをとると，R1は400mbから30mb以上，R2は300mbから70mbまでで，それより上層では負域となり，40mbより上層では－90mの負域があって,その下層はR2の両側のT1，T2となって下層にのびている。R3は250mbから60mbの層をしている。つぎに台風による負域は200mb付近まで現われ，それより上層はT2とつながっている。この負域の大きさは－60mの幅は地上で1,600kmぐらい，高さは250mb付近まで，また－90mの幅は地上で1,300kmぐらいで高さは300mb付近までで地上－270mの幅は400kmぐらいであり，台風の軸はやや後方に傾いている。
　1.4.3.1b　温度偏差および湿度（1.4.30図b）
　まず200mbから250mb付近に顕著な変化が見られる。すなわち，台風の前面約1,100km付近に4℃以上の正域が200mb付近に現われている。これらは高度偏差で見られたR1に対応している。またT1に対応する台風の前面800kmでは正域の値は小さくなり，台風の接近とともに温度偏差は急激に大きくなって台風の接近時には7℃以上の正域が250mb付近に見られる。台風の後面1,000㎞にはR3に対応する6℃以上の正域が250mb付近にある。これは湿度分布を見ると10％以下となっていることから台風の後面の顕著な沈降による影響が大きいように思われる。つぎに圏界面付近を見ると，台風の前面1,000kmの25日00Zごろに100mb付近に6℃以上の大きな負域が現われ，前面600kmの25日18Zごろまで続き，その後はこの負域の中心は不連続的に高くなっているが，これは圏界面の不連続的な変化と高度偏差の正域（R2）によるものと思われる。台風の前面400kmの26日00Zには70mb付近に大きな負域が現われ，台風接近時には80mb付近に，台風の後面にはいりさらに高さを増し，後面1,000kmの27日03Zごろには7℃以上の負域が65mb付近に見られる。この負域の高度の高くなったのは高度偏差の正域（R3）に対応している。台風の後面の800mb付近に見られる正域は湿度の減少から沈降によるもののようである。
　1.4.3.2　輪島における高度偏差・温度偏差および湿度分布
　1.4.3.2a　高度偏差（1.4.31図a）
　125mb付近の高度偏差を見ると，26日00Zごろに台風の前面800kmに＋210m以上の巨大な正域が現われ，この正域の高さは＋60mで500mbから40mb，また幅は150mb付近が最も広く，台風の前面1,800kmの24日06Zごろから後面1,100kmの27日10Zごろまでの大きなものである。400mb付近より下層ではこの正域の傾きは，台風前面に傾き，ごく下層では台風の前面1,200kmの25日12Zごろに現われている。また潮岬で見られたような大きな正域（高気圧）の交互の存在は見られず一つの大きな正域となっている。台風による負域は320mb付近までで，その大きさは－60mの幅は地上では1,300kmで，500mb付近まで同じくらいの幅であるが，高さは420mb付近までとなっている。－90mの幅を見ると地上で1,200km，高さは500mb付近までとなっており,地上で－210mの幅は700kmくらいである。また台風の軸は後方に傾いている。
　1.4.3.2.b　温度偏差および湿度（1.4.31図b）
　台風付近の温度偏差を見ると26日18Zごろに300mb付近を中心とした10℃以上の顕著な正域が見られるが，これは台風の後面では湿度が10％以下となっていることから，台風による暖気に，顕著な沈降が重なって,さらに一層暖められたものと考えられる。つぎに圏界面付近を見ると，25日12Zごろに台風の前面1,200kmでは120mb付近に6℃以上の負域が現われ，25日18Zごろに前面1,000kmでは7℃以上の負域が100mbに見られるが高度偏差の正域に対応するところで温度偏差の負の値は小さくなっている。26日06Zごろ台風の前面600kmでは再び7℃以上の大きな負域が現われ，その高さは台風通過時には95mbで，通過後は急に高度は上がり，台風の後面500km付近では85mbくらいとなっている。また下層500mb以下には台風の後面に顕著な寒気がはいっている。
　1.4.3.3　秋田における高度偏差・温度偏差および湿度
　1.4.3.3a　高度偏差（1.4.32図a）
　130mb付近の高度偏差を見ると，台風の前面300kmでは26日16Zごろに＋240m以上の大きな正域が現われている。その大きさは＋60mをとると，上限は40mb付近より下層は500mb付近までで，250mb付近では24日以前に＋60mの正偏差が現われている。このほかに台風の前面の上層に弱い尾根と谷が見られる。すなわち，台風の前面1,900kmでは24日18Zごろには背の高い正域が，前面1,600kmには25日09Zに負域が見られ，15mb付近では－150m以下となっている。前面1,350kmでは25日18Zには弱い尾根が70～200mb付近に見られ，前面1,200kmでは26日00Zに弱い谷が70～150mb付近に見られる。しかし潮岬におけるような顕著な尾根・谷は見られず，大きく見ると130mb付近に中心をもった巨大な正域が顕著である。台風による負域は350mb付近までで，その大きさは－60mの幅は地上で1,300㎞で，550mb付近までは同じくらいの幅となっており，高さは420mb付近までで輪島におけるそれとほとんど同じである。－90mの幅は地上で1,100km，高さは450mbで輪島におけるよりやや高くなっている。また地上で，－240mの幅は500kmくらいである。台風の軸は後方に傾いているが小さい。
　1.4.3.3b　温度偏差および湿度（1.4.32図b）
　台風付近の温度偏差を見ると，350mb付近に中心をもつ大きな正域は，湿度が10％以下であることから見ると，台風による暖気にさらに沈降が加わって＋13℃以上の大きな値を示したものと思われる。この値は潮岬のときとくらべると，約2倍の正偏差となっている。つぎに圏界面付近では，台風の前面1,200kmで26日00Zごろから100mb付近に8℃以上の負域が現われ，この負域は高度偏差の正域に対応してしだいに高度は高くなり，台風の前面500kmでは26日14Zごろから台風通過時に85mbぐらいになり，27日00Zには90mb付近にあるが，その後は急に高度は高くなり，台風の後面800kmでは27日12Zごろに70mb付近に0℃以上の顕著な負域が見られる。下層では台風の後面の700mb以下には顕著な寒気がはいっている。
　以上，3地点における台風接近時の状態のおもなものを表にすると1.4.2表のようになる。

1.4.4　層厚解析（気象庁予報課　柴山　武）

　1.4.4.1　本邦の各地における層厚の変化
　本邦の各地における80mbから1000mbの層を80～100mb，100～200mb，200～300mb，300～400mb，400～500mb，500～600mb，600～700mb，700～850mb，850～1000mbおよび100～125mb，125～150mb，150～175mb，175～200mbの層に分けてそれぞれの層厚の変化を作った。
　潮岬・輪島・秋田・福岡および八丈島の層厚の変化を1.4.33図a～hに図示する。潮岬・輪島・秋田の3地点については各層における平年値も入れてある。平年値は1957年から1959年の3か年間の9月におけるそれぞれの日平均値である。
　西方の福岡・済州島をのぞくと，各地とも100mbより下層では台風の接近とともにしだいに層厚は大きくなり，台風が最も近づいたころに最大値となっている。また平年値からの変化量の最も大きいのは200～300mbの層に現れ,潮岬では＋80m以上，輪島では＋110m以上，秋田では＋125m以上も平年値より大きくなっており，この層では顕著な暖気の移流が最も強かったことを示しているように思われる。台風の通過後はしだいに層厚は減少し，ことに700mb以下では顕著な寒気がはいっていることがわかる。
　また成層圏内にあたると思われる80～100mbの層では台風の接近とともにしだいに層厚は小さくなり，下層とは逆の変化を示している。
　また，100mbから200mbの間の層について見ると，100～125mbでは層厚は台風の接近に伴い小さくなっているが，それより下層では大きくなっている。
　潮岬・輪島では25日12Zごろ上層から300mbくらいまで寒気がはいっている。
　台風からはなれた西方の福岡・済州島および東方の八丈島・鳥島では80～100mbで層厚の減少がみられ，400mb付近を境にして，それより上層では顕著な層厚の増大が見られるが，それより下層では顕著な変化は見られず，ことに西方の各地では層厚の減少の傾向がみられる。これは西方では中層以下の寒気の流入によるものと思われる。
　1.4.4.2　層厚図の解析
　24日00Zから27日00Zの期間の80mbから1000mbまでを，80～100mb，100～200mb，200～300mb，300～400mb，400～500mb，500～600mb，600～700mb,700～850mb，850～1000mbの9層に分け，さらに100mbから200mbを100～125mb，125～150mb，125～150mb，150～175mb，175～200mbの4層に分けて本邦付近の層厚の分布図を作った。この中で150mb以下は，ほとんど同じようなパターンであるので，80～100mb，100～125mb，125～150mb，100～200mb，200～300mb，300～400mb,600～700mb,850～1000mbの8層についてのみ図示する（1.4.34図a～h）。
　これらの図を見るとわかるように,前述の各地における層厚の変化曲線で見られたごとく80～100mbと200～1000mbの層とでは逆の現象となっている。すなわち,80～100mbの上層では,ほぼ成層圏内にあるが,本邦の南方が冷たく,北方が暖かくなっている。ことに26日18Z,27日00Zに見られるように台風付近の上層は冷たく,その周囲が暖かくなっている。また200mbより下層では,だいたい同じようなパターンで台風の前面に暖気がはいっており,しかも,この暖域は本邦全域をおおうような巨大なものであり,この台風のもっていたエネルギーの大きさを,また,強かったことを裏書きするものと思われる。
　26日00Zごろまでは,この暖域の中心は台風の中心付近から前面に見られるが,26日06Zごろから,下層600mb以下では台風の東方に中心部が見られ,この傾向は上陸してからは一層顕著になり,26日18Zには500mb以下では台風のかなり東方に暖域の中心部が見られる。しかし,これらより上層では暖域の中心部は台風の中心付近に見られる。
　次に100mbから200mbの間の層を見ると,24日00Zには台風付近は寒域にあり,この寒域はさらに北にのびて冷たい谷と見られ,ほぼ東経140度線にあったが,台風の北西進とともに西進して25日12Zごろ本邦中部に達し,その後は東進しはじめ,26日00Zには三陸沖に去り,台風付近は暖域にはいっている。これは26日00Zに対流圏の高さが不連続的に高くなり,この層では対流圏内にはいって暖域となったようである。この谷は25日12Zごろ,潮岬・輪島を通ったことは層厚の変化曲線にも出ており200～300mbの層にも見られる。
　さらに100mbから200mbを4層に分けてみると,100～125mb,125～150mbでは谷が25日12Zごろまで西進しているのが見られる。100～125mbの層では,その後も80～100mbの層のように台風は寒域にはいり続けているが,125～150mbの層では,26日00Zには100～200mbの層のように不連続的に変化し,台風は暖域にはいっている。すなわち,台風付近は125mbより上層では寒域にあったが,125mbより200mbまでの層は25日18Zまでは寒域にあり,26日00Z以後は暖域の中にあって,125mbを境にして上下層が逆現象にあり,125～200mbの層では,上下層の転移層にあたっていたと思われる。

1.4.5　発散分布・上昇速度分布および雨の降り方（気象庁予報課　柴山　武）

　観測網は疎であるが,発散の分布を実測風を用い,Bellamyの方法によって25日00Zから26日12Zまで計算した。またさらに,これらの値を使って上昇速度を計算した。しかし,資料が欠けているので,26日00Zは200mbまで,また26日06Zは600mbまで,他の時刻は700mb面のみしか計算できなかった。
　発散の単位は10^-5 sec^-1,上昇速度はの単位は10^-3mb sec^-1である。なお図中・印は観測所および飛行機観測位置で,飛行機の観測値は正時の前後2時間ぐらい以内のものを,また本邦に近づいた26日06Z,12Zでは正時1時間前後ぐらいのもののみを採用した。
　25日00Zにおける700mb面の発散分布（1.4.35図a）を見ると,台風の南西側に強い発散域があって北方にのび,四国沖と九州地方にやや大きな発散が見られ,これらの地域のまわりは収束が,ことに台風の東方には強い収束が見られる。
　25日12Zにおける700mb面の発散分布（1.4.35図b）を見ると,00Zに台風の南西に見られた発散域は,12Zには台風の近傍からその南東方に見られ,そのまわりに収束域がとりまいている。また関東の南方洋上および九州とその東方には発散域が見られる。26日00Z以後の発散分布・上昇速度分布および降雨の状況を次にのべる。
　26日00Z
　a.発散分布（1.4.36図a～i）
　200mbより上層では資料のかけているところがあるので,1000mbから200mbまでの本邦付近における発散を計算した。
　発散前布図によると,1000～900mbの下層では台風前面の中部地方から西方では収束域にある。800mbから500mbでは北陸南部から東海道および九州地方では発散域で,これらにはさまれた台風の直前面では収束域となっており,この域は800mbから700mbでは大きな値を示しているが,600mb以上では小さな値となり,400mbから200mbまではこの収束域は北上し,下層の収束域に相当する地域では全般に発散域となり,高度の増加とともに発散量は大きな値となっている。また北陸北部では800mb面では発散となっているが,700mbより上層では収束域となっている。
　b.上昇速度分布（1.4.36図j～q）
　900mbから700mbまでの層では,東海道および北日本をのぞいて台風の直前面を最大域として全般に上昇域となっている。600mbから200mbでは台風の直前面は大きな上昇域となっており,また東海道沖に中心をもつ顕著な下降域が東海道から中部地方の中央部までのびている。九州地方では弱い上昇流が見られる。また,上越地方を中心とするまとまった上昇域が関東地方および東北地方南部に広がっている。
　c.雨の降り方との関係（1.4.36図a）
　上述の発散および上昇速度分布と当時の雨の降り方との関係を見ると,台風の直前面にあたる四国・九州西部・中国地方では強い雨（■,■）が降っているが,この地域では500mb以下の層では収束が大きく,それより上層では発散となっており,上昇速度は200mbまで大きな値を示している。
　東海道地方では,しゅう雨（■またはなし）程度であるが,この地域では900mbまでは弱い収束が見られるが,800mb以上では発散で,ことに500mb付近まで顕著な発散となっている。また,上層から下層まで,この地域では下降流で,ことに600mbより上層では強い下降流となっている。
　九州西部では,ほとんど雨らしいものはないが（なし,または■）下層900mbでは弱い収束が,また各層ともに弱い上昇流が見られるが,800mbより上層では発散となっている。
　北陸北部・関東・東北地方の南部地方では,並み雨（・・）である。この地域では800mbでは発散となっているが,その他の各層では収束している。また各層ともに上昇流が見られる。
　d.700mb面における発散および温度分布
　700mb面では飛行機観測値があるので,こらも使って,台風付近の発散分布図を作った（1.4.36図d）。これによると,25日12Zに台風近傍からその南東に見られた顕著な発散域は台風の北東側に移りその大きさは小さくなっている。この地域の周囲は収束域がとりまき,紀伊半島から四国にかけ,および台風の北西方に大きな収束が見られる。これは台風前面の停滞前線に沿うものかもしれない。また台風の南東側には強い収束がある。これらの収束域のまわりはさらに発散が見られ,台風の北東側の発散域を中心部として収束・発散が交互にとりまいている。この時刻における発散の分布は,台風が海上にあり,しかも非常に適当と思われる飛行機観測値があるので,台風付近のもようが大規模的にはかなりよく表現されているのではないかと思われる。
　また赤道天気図で解析された台風近傍の700mb面の温度分布（1.3.3図r参照）を見ると,発散域は高温部に,また収束域は低温部に実にきれいに対応している。
　26日06Z（600mbまで）
　a.　発散分布（1.4.37図a～e）
　台風前面の近畿・四国・中国地方東部では各層ともに強い収束があり,東海道では発散となっている。また900mb,800mbでは,北陸地方に収束域があり,700mbでは,この域は関東から東北地方南部に見られる。700mbでは飛行機観測値を用いて台風の近傍も計算したが,これによると,台風の北東方の東海道および南西方には強い発散があり,26日00Zにくらべて,この域は非常に大きくなっている。これらの域の南側は収束域となっている。台風前面の紀伊水道付近を中心域にもつ強い収束域が近畿・四国・中国地方東部に広がっている。また,関東から北陸以北は収束域となっている。26日00Zにくらべて発散分布の形が東西にのび,台風近傍の発散域の増大が顕著である。600mbでは700mbとほとんど同じであるが,関東以北が弱い発散となっている。
　b.　上昇速度分布（1.4.37図f～i）
　台風前面の近畿・四国・中国地方東部には非常に大きな上昇流が見られる。東海道から関東南部にかけては下降域,また東北地方南部・関東地方北部から北陸地方北部にかけては上昇域となっている。
　c.　雨の降り方との関係（1.4.37図a）
　台風前面の近畿・四国・中国地方東部では各層ともに強い収束・上昇域となっているが,雨の降り方も強くなっている（∴）。東海道から関東南部では各層ともに発散・下降域となっているが,雨の降り方も,しゅう雨程度（■またはなし）となっている。また東北地方南部・関東北部ではかなり強い雨（∴または・・）が降っているが,この地方では900mbから700mbではかなりの収束が,また各層ともに上昇域となっているが600mbでは弱い発散が見られる。
　九州南部では他の層では資料がないが,700mbで見ると発散が見られ,下降域となっていると考えられるが,この地方では雨は降っていない。
　26日12Z（1.4.38図）
　資料がかけているが,700mb面では飛行機観測値があるので,これを使って,700mbにおける発散分布図だけを作った。これによると関東から以西では収束で,ことに近畿を中心とする強い収束がある。この地域は全般に強い雨（■または∴）となっている。九州地方では台風の後面にあって寒冷前線も過ぎ去り発散域にあるのではないかと考えられるが,計算値ではかなり大きな収束となっている。また,この地方では,雨はほとんど降っていない。この26日12Zの九州地方の現象をのぞいては,他の時刻については,収束発散分布・上昇速度分布と雨の降り方とはだいたいよい対応をしている。

1.5　伊勢湾台風通過前後の海況（気象庁海洋課　進士福太郎）

1.5.1　まえがき

　台風の襲来によって海況が変動することについては,須田晥次（1）は,海況の突発的変化は主として気象の激化によって起こるらしく,昭和9年9月21日の室戸台風通過後潮岬沖合では海況に大変兆をきたし冷水塊が出現したと示しており,宇田道隆（2）も同じようなことを述べている。
　また,庄司大太郎（3）は第4海洋丸（海上保安庁水路部所属）で昭和21年7月,宮崎沖合から豊後水道をとおり米子の東方から日本海に去った台風（台風4609,細島で最低気圧973.1mb,推定中心気圧970mb内外）の前後,足摺岬の沖合で反復観測した結果につき,接岸していた黒潮の流軸が南偏したことと日向灘に冷水が出現して500m層以深まで水温が変化したことを報告しており,増沢譲太郎（4）は南方定点（29°N,135°E）圏内で観測した昭和24年の各層観測の連続した資料とFaye,Hester,Judith,Kitty台風との関係を調査した結果について,南方定点付近の夏季における海況変動は本海域の周辺を通過する台風が契機となり,直接間接に水塊の交替を生ぜしめるような海流系の変化によって起こるものであると考えられ,その変化は200mの深さまで追跡でき,特に50m以浅の変化は著しいと報告している。
　最近では勝浦寛・北村弘行（5）が春風丸（神戸海洋気象台所属）で昭和33年8月,和歌山県に上陸し北陸地方をとおり奥羽南部から金華山沖に去った台風17号（四国沖合で中心気圧970mb,最大風速50m sec^-1以上）の前後,潮岬南沖合と大王崎南沖合で反復観測をした結果について,黒潮の流軸が台風通過により潮岬に接岸し水温の上昇が著しく,100m層で6℃,200m層で4℃上昇し,黒潮の流軸の南には表面で26℃,100m層で19℃台の幅30海里の低水温帯があらわれ,大王崎沖では沿岸水の張り出しが大きく,表層の塩素量はやや低くなり,400m層辺の酸素の3.0ml／l等量線の位置が台風通過後約30海里ほど北上していたと報告している。
　このように台風の通過によって海況が変動するわけであるが,適当な各層観測資料がないので,今回は沖合の表面水温と沿岸の観測資料を用いて,伊勢湾台風通過前後の海況変動の概要を報告したい。

1.5.2　資料

　沖合の表面水温は船舶気象電報から水温を算出し,9月21日から25日まで,26日から30日まで,10月1日から5日までの3半旬に区分して白地図に水温を記入し,経緯度1度ます目ごとに平均したものを用い,沿岸の水温・標準比重等の資料は気象庁の沿岸観測官署（33か所）と南西諸島（6か所）から送付された沿岸観測月表によった。

1.5.3　台風通過前後の海況

　沖合の海況について9月21日から25日の半旬平均表面水温（1.5.1図）をみると,土佐沖合と遠州灘沖合に低温な水域があって,26～27℃線が両低温水域の間に舌状に潮岬に接岸していて,28℃線は種子島付近から東にのびているが,台風の通過した26日から30日の半旬平均（1.5.2図）では,27℃線がさらに潮岬に接岸し,28℃線は22°N付近まで下がり,27℃線と28℃線との間に27℃以下の低温な水域（2か所）と28℃以上の高温な水域（1か所）が出現し,また10月1日から5日の半旬平均（1.5.3図）では潮岬沖合に23℃線がみられるようになり,沿海の水温が急に下がっている。
　以上のことからでも伊勢湾台風によって変動したことを知ることができるが,半旬平均水温差（1.5.4図,1.5.5図）を作ってみると,南日本海域の水温は前半旬より沿海では高く,沖合では低くなっており,次の半旬では反対に沿海が低く沖合が高くなっていて,台風の経過時を追って変化している。
　また,西日本海域では前半旬より大陸寄りが高く,次の半旬では全域にわたって下がっており,東日本海域では前半旬より高くなった水域もあるが,次の半旬では全域にわたり下がっている。
　南日本海域の変動を想像すると,まず台風によって一時黒潮は潮岬に接岸し,沖合では海水の混合および移動が行なわれ,台風の去るにつれて沿海では黒潮自体の離岸と沿岸水により急に水温が下がり,沖合では海水の落ち着きと暖水の移動により水温が上昇したのではなかろうかと思われる。
　次に,沿岸各地の最低水温日をみると,南西諸島から裏日本の西郷までと,四国の宇和島と多度津では26～27日,輪島から稚内にかけては南は27～28日,北は29日で,オホーツク海沿岸では27日のところが多く,根室と釧路は28日と29日で,浦河・函館・八戸では27～28日となっているが,これより南の宮古（蛸ガ浜）から御前崎にかけての沿岸（富崎を除く）は29日となっており,尾鷲では25日となっている。
　ところでこの宮古から尾鷲の水温変化をよくみると,宮古では25,26,27日と上がり,29日に最低となっており,釜石（広田）では26,27日と上がり（標準比重も上がっている）,29日に最低を示し,小名浜では27日に上がり29日に最低となっており,伊豆大島では25日から次第に下がって29日に最低を示し,新島では26日に上がり,次第に下がって29日に最低となっており,八丈島では23日から上がり27日に最高になり,28日に下がっている。
　また,御前崎では25日から上がり27日に最高になり29日に最低となっている。尾鷲では25日に最低を示し,26日から上がり28日に最高となり29日に下がっている。
　これらの変動は先に述べた沖合の変動を裏書きしているように思われる。
　足摺岬・室戸岬・潮岬については日々の資料がないので,当時の風波・うねりからみて台風時には潮岬では昇温し,室戸岬・足摺岬では降温したのではなかろうかと思われる。
　なお,各地において水温と標準比重がともにのこぎり状の上下変動をし,水質の交替が行なわれ,また,水温が下がり標準比重が上がって上昇の行なわれたところや,宇和島・多度津・尾鷲・釧路・網走・雄武・西郷のようにV字型に大きく水温と標準比重が下がったところもある。
　おわりに,うねりの階級が5以上あったところは,南から与那国島と南大東島で5（25～26日）,足摺岬で8（26日,S）,潮岬で7（76日,SE）,御前崎で5（25～26日,E）,八丈島で8（26日,SSW）,鳥島で8（26日,S）,宮古で5（29日）,浦河で5（27日）,網走で5（28日）となっており,尾鷲では25,26,27日風波・うねりとも1であった。

1.5.4　むすび

　今回はやむおえず船舶の表面水温と沿岸の水温や標準比重等の資料により調査したが,これらの資料だけでも伊勢湾台風が襲来時に黒潮を潮岬に接岸させ,沖合に冷水域や暖水域を出現させ,宮古付近まで水温を上昇させ,他方台風が去る場合には全水域の水温を降温させる等,海況に大きな変動をあたえていることを知り得た。
　参考文献
（1）須田院次（1948）:海洋科学,古今書院,770pp.（p.720参照）
（2）M.Uda （1949）:On the Correlated Fluctuation of the Kuroshio Current and the Cold Water Mass. Oceanogr. Mag.,I,1～12.
（3）庄司大太郎（1951）:日本近海における海流の変化.水路要報,水路部創立80周年記念号,230～244.
（4）増沢譲太郎（1950）:海況変動の契機となった台風の一例.中央気象台海洋報告,l,118～123.
（5）神戸海洋気象台海洋課（1958）:1958年7～9月本州南方海域海洋観測報告.気象庁海洋気象観測資料,No.24,34～35.

1.6　昭和34年夏を中心とする大循環の特性

1.6.1　上層平均場からみた昭和34年9月の大気大循環の特性と伊勢湾台風（気象庁長期予報管理官室　須田　建）

　伊勢湾台風の発生期から衰弱期までの大規模な大循環の特性をつかむため
a）主として500mb月平均天気図および500mb半旬平均高度偏差図を使っての昭和34年9月の状況の解析
b）主として500mb半旬および空間平均天気図を使っての9月下旬の状況の解析を北半球的視野から行なった。
　これらの結果によると,以下に詳しく示されているように,9月の月平均パターンは統計によって示されている過去の台風多発年のパターンに類似し,9月には台風の発生北上に好都合な月平均場が存在したことがわかる。また9月下旬のはじめの半旬平均図は台風多発年のパターンによく類似し,また統計によって示された台風最多発生地域で台風15号が発生している。台風は発生後,本邦のはるか東南東の海上にあった高気圧の縁辺にそってゆっくり北上し,偏西風の谷の東側で加速されながら転向した。
　台風は大気全体からみれば比較的小規模な現象であるが,それが熱帯の洋上に発生してから北上して本邦付近を通り高緯度に至って消滅するまでには,数千kmに達する特徴のある経路を描くことを考えれば,その発生や進行がその時期の大気循環の特性と密接に結びついていることは疑いない。この意味から,本節では主として500mb北半球平均天気図を用いて,伊勢湾台風の襲来をみた昭和34年9月およびそれに先立つ夏季の大気大循環の特性を記述しよう。
　1.6.1図は6月から9月までの月平均500mb高度および偏差図である。この図（a）からもわかるように,6月にはシベリア中部とカムチャツカ付近が深い気圧の谷におおわれ,その間の東経120度付近が尾根となり,偏西風は亜欧大陸東部で分流して大規模なブロッキングを構成した。本邦はその南部の広い谷におおわれたため北太平洋高気圧の発達は弱く,梅雨前線は南に片寄り,この結果,極東ではしばしば寒気が南下して本邦の気温も所々低めとなったが,雨量は北日本を除き少なかった。しかるに7月には循環形式は大きく変わり（1.6.1図b）,シベリアの尾根は谷に,カムチャツカの谷は尾根に変わってブロッキングは消失した。本邦は依然谷におおわれているがその強さは弱まり,梅雨前線はやや北上し,この結果雨量は主として裏日本で多く,気温は北日本で低め,その他は前線の南にあたるため高くなった。
　次いで8月には（1.6.1図c）シベリア東部は再び尾根となり,カムチャツカは谷となって,高緯度は6月と似たような等高線形式となったが,中緯度では本邦の谷が東方160°E付近に移り,太平洋西部は広い負偏差域におおわれることになった。この負偏差を伴う気圧の谷は,後に述べるように昭和34年秋季の台風の続発に関係があるとみなされるもので,以後しだいに東進して12月に太平洋東部に達していることが月平均図上で追跡される。なお8月にはこの太平洋の負域に対応して北太平洋高気圧は弱かったため,北日本には月の前半および下旬に北方から寒気が南下して気温は全国的にやや低めとなり,降水量は北海道・九州以外は多かった。
　最後に9月には（1.9.1図d）,東方洋上の谷は8月に比し約10度東進して170°Eにそって南北に連なり,更に本邦西方には深い谷が中華大陸東岸に形成されたため,南方洋上はこれらの間の弱い尾根におおわれるようになった。偏差分布はこれに応じて太平洋の大部分と中華大陸およびその周辺が負域となり,これらの間の満州北方から本邦を通って南東に延びる地域が正域となっている。
　さてこのような広域平均場の支配下に9月22日には台風15号が南方洋上に発生し,以後北上して伊勢湾台風となったのであるが,同じ9月中にはこのほか9,10,14号があいついで中緯度に侵入しており,襲来個数の点では昭和34年9月は例年より台風の多い月であったことが推察される。実際,終戦後14年間について9月中に30°N以北に達した台風の個数を示すと次表のようになり,昭和34年と同じ4個を数えたのは25,29,31年の3年だけであることがわかる。
　すでに述べたように台風の発生と進行が大気大循環の特性に支配されるものとすれば,台風の多かった昭和34年9月の上層平均場が本邦への台風襲来に好都合な一般的特徴を表わしていることは十分考えられるところである。これを確かめるため,上表から台風の多かった年として昭和25,29,31,34年を選び,それぞれの年の9月の500mb月平均図から合成図を作成した。また比較のため,台風の少なかった昭和21,24,26,28年の9月についても同様の合成図を作った。その結果は1.6.2図a,bに示すとおりである。
　両図を比較してただちに気が付くように,上層平均場は台風の多かった年と少なかった年とではいちじるしく異なり,偏差分布は全く逆になっているといってよい。すなわち台風の多い年には中華大陸東部と太平洋中部の180°付近では谷が深まり強い負の偏差域におおわれ,それらの中間の本邦東方洋上は正偏差を伴う尾根となっている。これらの偏差分布の特徴が昭和34年9月にも現われていたことは,1.6.2図aを1.6.1図dと比較すれば明らかであろう。
　これに対し,台風の少ない年（1.6.2図b）には,上記の2つの谷は弱く,いずれも正偏差域にあたっており,一方本邦東方洋上は広い負偏差域となって尾根の発達も弱いことを示している。更に台風の多い年に正偏差域となっていた中央アジアとアラスカ湾が台風の少ない年には負偏差域となり,また負偏差域となっていた北氷洋沿岸と低緯度が逆に正域となっていることも注目すべきである。
　以上の比較からみれば,昭和34年9月に本邦およびその周辺に北上する台風が多かったことは決して偶然ではなく,上層平均場がそれに好都合な形式,すなわち本邦南東洋上に尾根を,その両側の太平洋中部と大陸東岸に谷を形成していたことによるものといえよう。
　このような平均場の形式がどういうわけで台風の発生とその北上に好都合であるかという点については,まだ十分な説明が与えられていない。J.Namias（J.Namias（1955）: Long Range Factors affecting the Genesis and Paths of Tropical Cyclones.Proceedings of the UNESCO Symposiun on Typhoons,213～219.）は北太平洋中部の平均の谷の存在により低緯度の海域には北方からの寒気の移流が行なわれ,この結果気層が不安定化するとともに高緯度からのうず度の供給があるべきことを指摘し,この二つの原因が台風の発生をうながすものと考えた。彼の説によれば,こうして発生した台風は偏東風帯の中を発達しながら西進して尾根の西側に達し,以後高度偏差線の走向に指向されて北上し中緯度に達することになる。昭和34年9月の上層平均場と台風経路の関係もこのような説明によって一応は理解することができるが,台風の発生が,従来天気図上で最初に発見される位置よりはるか東方の谷の南端で行なわれるものかどうか,また尾根の西方に達した台風がどうして高度偏差の場によって指向され北上するかについては詳しいことはわかっておらず,Namiasの説もまだ推測の域を出ていない。これらの点を明らかにすることはすべて将来に残された問題である。
　以上で昭和34年9月の上層平均場が台風の発生と北上に好都合な形式を表わしていたことがわかったので,次にはこのような形式がどうして発生したかを調べてみよう。これには,本邦南方の緯度の谷や尾根の推移がはっきり表現できるように,5日平均500mb北半球天気図上で30°Nにそった経度10度おきの高度偏差を読みとり,7月末から10月始めまでの期間についてその変化傾向を等値線で表現した。結果は1.6.3図のとおりで,等値線は正偏差を実線,負偏差を破線で20mおきに描き,それぞれの中心を太い実線および破線で結んである。また小円でかこんだ数字は台風番号で,円の位置は各台風が30°Nを横切った半旬および経度を示す。
　まず伊勢湾台風の襲来をみた9月23～27日の半旬をみればわかるように,5日平均500mb高度偏差は月平均と同様,本邦東方の正偏差域をはさんでその両側に強い負偏差域があったことを示しており,15号台風は正偏差域の西方を0の偏差線にそって北上している。注目すべきはこのような偏差分布がすでに8月末には成立していたことで,偏差中心を結ぶ太線が示すように,8月19～23日には正域および負域がそれぞれ120°Eおよび170°Eに発生し,更に8月29日～9月2日には本邦西方の110°Eに負偏差が現われ,上述の特徴ある偏差分布が形成された。以後この三つの偏差中心はしだいに強さを増しながら東方に移動し,月末にはそれぞれ110°E,150°E,180°Eに達している。この間,正偏差域の西方には台風9,10,14,15,16号が次々に発生北上しているが,その北緯30度線を横切った位置が偏差中心の移動と全く平行して東に移っていることは,本邦への台風襲来に対する上記の偏差分布の重要性を示すものといえよう。
　さて以上の解析結果から,台風の発生北上に好都合な平均場が存在すること,また昭和34年にはこの平均場が持続性のものであったことがわかったから,もしその成立を8月末または9月初めに確認していたならば,台風襲来の危険性は約1か月前に予想できたのではないかと思われる。しかし,これはあくまでも結果論であって,1.6.1図 a,b,cに示される8月までの平均場からdの9月の平均場を予想するための精度の高い方法はまだ得られていないし,また特徴のある平均場の成立が5日平均図上で探知されたにしても,その将来の動きを補外することは必ずしも容易ではないだろう。本節の初めにも述べたように,台風の発生や進行を支配する特殊な谷や尾根の分布は大気循環との関連において始めて理解されるべきものであるから,その発生や推移の予想も北半球全域にわたる平均場の変動をつきとめることによって初めて可能になるものと思われる。

1.6.2　500mb高度の月および半旬平均図よりみた9月下旬の大循環（気象庁予報課　佐々木良一・伊丹武夫・蔵重　清）

　1.6.2.1　月平均状態
　台風15号が発生し,存続した1959年9月の大循環の平均状態はすでに前述のおとりであるが,さらに1.6.4図は本邦付近の東西示数に相当するものを示してあり,おおよそ平年より低示数の日が多く,平均パターンの特徴ともよく一致している。もう少し具体的に本月の循環と平年とをくらべるために特定緯度線に沿う高度分布を作ると1.6.5図に示されたような結果となる。本邦付近では平均の谷がいずれも平年より少し西により,やや深く,カスピ海東方の尾根のやや高いのが目立っている。このパターンは田辺（1959）（1）によって提出された台風多出年のパターンにほぼ類似しており,こういう状態のもとに強烈な台風15号が本邦に襲来したという事実に留意すべきであろう。
　1.6.2.2　500mb半旬平均図
　1.6.6図a（9月13～17日）―台風の発生のほぼ1週間前の状態である。全般に長波の谷の位置はほぼ平年並であるが,太平洋と極東の谷がやや西偏している。本邦はちょうどそれらの谷の中間に位置して尾根の場を形成し,流れはむしろメアンダーの少ない帯状流となっている。1.6.4図によると,9月の東西示数は概して平年より低かったが,このころはそのうちでも高いほうで,その値はほぼ平年並を示していた。
　1.6.6図b（9月18～22日）―この期間の21日に台風15号が発生している。各長波ともゆっくり東進して太平洋域では田辺の台風多出年型にほぼ類似している。この台風の発生した場所は,小笠原東方の高気圧のほぼ南西方でマリアナ諸島東方海上である。この場所は佐々木（2）の統計によると台風最多発生地域に相当する。この期間,平均図に現われた本邦付近の特徴はまず第一にヒマラヤ西方から北東方にバイカル湖付近まで顕著にのびた尾根の出現で,そのため本邦付近の東西示数は低下している。台風の発生した21日は東西示数が9月中のほぼ最低極に相当する。次は太平洋のベルトの強化である。とくに東太平洋で尾根の強まっているのが目立つ。
　1.6.6図c（9月23～27日）―この期間にすべての長波はほとんどその動きがとまり,振幅が増大している。台風はこの期間のはじめの23日に最低中心気圧（894mb）を示し急激に発達した。このような台風の発達と上述のような大規模の変動とを直接結びつけることはできないが,半球的偏差分布によると,この時とくに大西洋中部とカスピ海付近で長波の発達が顕著にあらわれている。
　1.6.6図d（9月28日～10月2日）―前期に大西洋中部およびカスピ海付近で始まった長波の発達は漸次風下につたわり,今期間は極東から太平洋にかけての長波も発達している。その結果半球的に長波の振幅が増大して,南北循環が卓越するようになった。当然ではあるが,その後台風はこの大規模な流れに流され,中部太平洋の谷に向かってやや南進する傾向があらわれた。この間台風は北海道付近で温帯化している。
　1.6.2.3　むすび
　以上のような1回の実例についての調査ではもちろん決定的なことはいえないが,経験的な事実ともあまり矛盾しないでこの調査により判明した点をまとめると,
　a）田辺による台風多出年のパターンは本邦の好天型パターンに相当し,もちろん東西示数も高い。このようなパターンが続出する時は台風も多いと推論できる。
　b）台風の移動については,当然ではあるが,低緯度では中緯度高気圧の循環流によって流され,中緯度に到達してからは長波の谷の東側で転向し,その後偏西風によって流される。
　c）したがってa）,b）をまとめると,台風は高示数の時発生し,低示数の時本邦に接近している。
　以上のような焦点は,もちろん今後の問題である台風の週間予報にもなんらかの暗示を示唆しているように考えられるが,問題は東西示数の予想という点にしぼられそうである。
　　　参考文献
（1）田辺三郎（1959）:台風の発生数と北半球循環との関係.研究時報,II,1～6.
（2）佐々木良一（1958）:面積係数と台風の発生,通過頻度分布.研究時報,l0,14～16.

1.6.3　500mb北半球空間平均図よりみた特徴（気象庁予報課　有住直介）

　9月22日から27日までの6日間における500mb空間平均北半球天気図の模様（1.6.7図a～f）を見ると,22日と23日以降では大きな違いが見られる。22日には気圧の最も低いのは,70°N,40°Eにあり,もう一つの低気圧の中心はカムチャツカの北東65°N,170°Eにあった。日本付近を見ると気圧の平均の谷は50°N,140°Eと40°N,130°Eおよび30°N,100°Eを通っていた。23日になると,70°N,50°Eおよび55°N,170°Eで低気圧が深まり,22日に比べて西半球でも谷が顕著になり,半球として波数5の波動がめいりょうになってきた。24日には最低低気圧の中心は75°N,110°Wにうつり,波数5の安定した状態が26日までつづいている。23日から26日まで,40°Nより南の平均の谷の位置は,120°E辺に停滞していた。
　偏西風の流れは23日までは帯状であるが,24日から0°Eの尾根が強まり,26日には,高気圧が75°N,10°Eに発達した。これは23日以後,70°N,50°E辺に低気圧が停滞したことと関係があり,この谷の停滞はさらに日本の西120°Eの谷の停滞をもたらした。もし,5波長を9月の統計的特徴とすれば,50°＋72°＝122°となるからである。また,9月23～27日の40°～50°N辺の東西風速の平均は15m sec^-1となっているから,その停滞波数はRossbyの式によれば,5である。
　1.6.8図は波数の特徴をめいりょうにするため,調和解析したもので,1.6.8図aは,9月24日12Zの空間平均図（1.6.7図c）における40°N線に沿う高度分布である。また1.6.8図bは,これを波数分解して得られた振幅20m以上の四つの波を描いたものである。波数5の波が顕著であることがわかる。これを9月26日12Zの同じく40°N線に沿う高度分布を調和解析したものと比べると,26日には波数3,波数6のものも20m以上の振幅となり,波数5,6,7の波はほとんど停滞,波数2,3,4の波は西進していた。
　台風は,日本の東にあった安定した亜熱帯高気圧の周辺をまわり,120°Eの谷の東側で偏西風帯にはいって消えた。

1.6.4　高低気圧系の動き（気象庁予報課　有佳直介）

　亜熱帯高気圧について述べると,9月22～26日を通じて太平洋では30°N,160°Eと33°N,140°Wに停滞し,大西洋では,初めは,35°N,80°W辺にあったが,その東にあった谷の東進に伴って,それから延びる尾根は,55°Wまでのびた。
　気圧の尾根および谷の動きは,1.6.9図に見られるとおりで,複雑な動きを示している。50°Eの谷は終始停滞していた。その他の谷は概して,21～23日は,谷の動きはおそく,日本の西およびアメリカ付近の谷は24日から,その他の谷は23日から,1日5度ないし10度ぐらいの速さで東進している。
　22日に60°N,120°E辺にあった低気圧はゆっくりと東進し,25日には60°N,135°Eに来て消えたが,これに伴う谷が東進するにつれて,台風は北上し,26日122°E辺で後から来た谷が発達すると同時に,台風もこの前の谷も500mbでは消失した。
　以上要約すると,北半球の循環では,23～26日には,70°N,50°E辺に低気圧が停滞し,偏西風波動は5波数が卓越し,日本付近では120°Eに気圧の谷が停滞,短波長のじょう乱はこの上を通過していた。また30°N,160°E辺に亜熱帯高気圧が停滞した。台風15号はこの亜熱帯高気圧の南西で発達,この周辺をまわり,谷の東側で偏西風帯に吸収された。

1.6.5　9月下旬の500mb空間平均図における偏差域の変動（気象庁予報課　毛利圭太郎）

　台風が南方洋上に発生して,日本を通って東方洋上に去るまでの過程を考えてみると,南方洋上で発生したときには発生する条件がそろっていたはずであり,また偏西風域で弱まって消滅してしまった時には衰弱の条件がそろっていたはずである。これら発生・消滅の条件の細かなことはわからないにしても,大きくはその時の大規模な大循環の状態が大きく作用していることは確かである。
　そこで,台風が発生したときの状態と台風が弱まってしまったときの状態を比較してみると,台風がどういう大循環の変化の過程に存在していたかがわかるはずである。この大循環の変化が起こったため台風ができて消えたのか,台風ができたために大循環の変化が起こったのかは,にわかに決定ができないが,現象の規模からみて,大きな大循環の変動の行なわれる過程において,台風が発生し,発達し,消滅したと考えるのが順当であろう。
　1.6.10図aに,9月27日21時の500mb空間平均図から,22日21時のそれを引いた偏差を示してある（空間平均の格子間隔は600km）。22日といえば,まだ台風が発生してまもないころであり,27日は台風が北海道の南の海上を通り,もう温帯低気圧化したときである。この1.6.10図aをみると,本邦のはるか南方洋上22°N,152°E付近に中心をもつ正偏差域（高度増加60m以上）がある。偏差の零線からみると本邦の南東洋上一帯は高度がふえている。これが一つの大きな特徴である。この高度上昇域は本邦の南東洋上の高気圧が,台風が発生して消滅するまでに強化されたことを意味する。
　また,弱い高度上昇域がオホーツク海南西部にあらわれている。また,強い高度下降域（高度減少120m以上）が黄海にあらわれている。この黄海の高度下降域は,日々の天気図でみると,台風の発生時に中国奥地にあった偏西風の長波がゆっくり東進してきて,27日に黄海付近にきたことを意味するもので,当然のことながら,伊勢湾台風が本邦上陸後しだいに北東に進路をかえていったことが,この谷の東側の南西気流に支配されたことに対応している。
　さらに,アラスカ南部からアリューシャン諸島東部にかけて明確な高度上昇域（高度上昇120m以上）がある。これは台風が北海道の南方から東に進み,さらにわずかながらその進路が南下傾向を示したことに関係があるのではないかと思われるが,もう少し詳しいことは後述する。
　つぎに,日本の南方洋上の高気圧のもっと細かな変動をみるため,48時間の高度変化を準備した。1.6.10図bは24日21時の500mb空間平均図から22日のそれを引いたもの,1.6.10図cは26日から24日を引いたもの,1.6.10図dは27日から25日を引いたものである。高度上昇域があらわれているのは図bでは本邦東方洋上,図cでは本邦はるか南東洋上,図dでは本邦南方洋上である。これらはいずれも本邦東方洋上の高気圧の強化に対応しているのは当然であるが,台風の進路に応じて,その上昇域の位置が変化していることに注意する必要がある。まず本邦の東方洋上一帯に気圧が高くなり,ついでそれが日本の北と南に分かれ,最後に本邦の南方洋上に位置し,結局は上述したような本邦南方洋上の大きな高気圧の強化を完成している。
　アラスカ,ベーリング海東部あたりの高度変化をみると,台風の発生北上の時期（図b）に大きく上昇し（120m以上）,台風の本邦通過時（図c）から衰えはじめている。そして,台風が温帯低気圧化して東進した時期（図d）には,アラスカに高度上昇域,またアリューシャン諸島東部から太平洋中部にかけて高度下降域（高度減少120m以上）があらわれている。このアラスカ,ベーリング海方面の高度変化は台風が本邦通過後,進路を東に変え,160°E以東で南下傾向を示したことに関係があると思われる。
　なお,注意すべきこととして,図cにあらわれた沿海州・満州からバイカル湖東方にかけての高度上昇域である。台風はちょうど本邦に上陸したときで,この高度上昇域は,ここで台風が本邦西方の気圧の谷の東側の南西気流にのりながら北東に向きを変えたとき,さらにこの台風を北東から東方へその進路を変えさせたことに関係があると考えられる。しかもこの本邦北方の高度上昇域は図cにおいて,もっとも明確に現われていることに注意する必要があると思われる。

1.7　伊勢湾台風と過去の著しい台風および1959年のハリケーンとの比較

1.7.1　枕崎・室戸両台風および大正6年10月東京湾に高潮をもたらした台風と伊勢湾台風との比較（気象庁予報課　鯨井孝一）

　a）要約　過去の台風については海上の資料（飛行機観測）および上層観測がないので,不十分ながら主として地上の資料によって比較した。
　比較した結果を簡単にいうと,伊勢湾台風の被害が史上空前の大きさといわれるが,台風そのもののスケールから見ると室戸台風に及ばない。
　b）まず1.7.1表に,最低気圧と風の一覧表をあげたが,この最低気圧が台風の深さをただちに表わさないし,また最大風速が台風の強さをただちに表わさない。真の中心気圧はこの気圧から,この気圧を観測した場所の中心に対する位置および中心付近の気圧分布から推定しなければならないし,また風速が地形の影響によって非常に違うことはすでに知られており,この表の最大風速を観測した場所の中心に対する位置を見てもわかるところである。
　そこで最低気圧が観測された上陸地付近の図を1.7.1図にあげた。これを見ると枕崎台風と,大正6年の台風は,目の中の気圧を観測していると考えられるので,1.7.1表の値が中心の気圧そのものと考えられる。これに反し室戸台風は完全に目の外（中央気象台彙報　第9号　室戸台風調査報告（中央気象台,昭和10年3月,p.58.）によると神戸における目の記録より目の直径は8km以下と推定される。）を観測しており,伊勢湾台風は目の縁を観測したものと推定される。この様子をさらにはっきりさせるために,台風通過時の気温と風の変化を1.7.2図に示す。伊勢湾台風の時の潮岬の変化が室戸台風のときの室戸岬の変化によく似ており,中心をすぎて風が西に変わったときに気温が最高を示している。この西風が室戸岬では強いのに潮岬では弱いのは地形の影響もあるだろうが,室戸岬は目からかなり離れているのに反し,潮岬は目の中に半ばはいっているものと考えられる。
　さらに中心付近の気圧分布を1.7.3図に示す。進行方向に対する分布であるが各台風ごとに速度を考慮して時間間隔を取り,これを距離にひき直した。この図から見ると中心の深いことでは室戸台風がもっともはなはだしく,しかも前述した中心に対する観測点の位置を考えると,室戸台風の強さはちょっと想像しがたいものである。
　さきに最大風速を1.7.1表にあげたが,さらに面積的に風の強さを見るため最大風速25m sec^-1以上および30m sec^-1以上の分布図（1.7.4図）をあげる。図の横わくは北緯35度で経度10度の幅を示したものである。比較する材料が年代的に非常に違うので,観測密度の粗密,上陸地点の違いによる地形の影響などで,中心に対する分布の形がそれぞれ違っていて比較しにくい。
　したがって強さの比較となると,中心の気圧,特定等圧線の大きさ,したがって気圧傾度などを用いなければならない。中心気圧の比較は1.7.3図に示したので,上陸時の1000mb等圧線の半径を1.7.2表にかかげる。
　これによると,大正6年の台風が,中心気圧の浅いわりに1000mb半径の大きいことがわかる。
　海上においては飛行機観測がないものは,中心気圧が正確にはわからないので,天気図から1000mb等圧線の半径を読みとってその変化を各台風ごとに示したものが1.7.5図である。これによっても室戸台風の超大型であったことがよくわかり,伊勢湾台風はそれにつぐ大きなものである。しかも最盛期から上陸までの弱まり方が室戸台風に比し少ないことも注目に価する。
　なお枕崎台風および大正6年10月の台風については資料がきわめて少なく信頼度は少ない。
　また伊勢湾台風の場合は飛行機観測によって中心の気圧が測られているので,この変化を1.7.5図の中に併記しておいたが,これによると台風の発達過程がよくわかる。
　台風が上陸してから衰弱してゆく傾向を1.7.6図に示したが,中心気圧の深いものほど衰弱が速く浅いものほど遅いという,矢木の調査した結果がよく現われている。なお伊勢湾台風の場合26日の0時から3時にかけて再び発達していることが目につく。
　次に台風ごとに速度変化を1.7.7図に示したが,この傾向も室戸台風にきわめてよく似ている。

1.7.2　高層状態の比較

　高層観測が充実してきたのは戦後のことであり,戦時中やや発達したものも終戦でだめになり,枕崎台風の時にはほとんど観測されていない。
　したがって高層天気図または高層の状態は比較することができないのであるが,幸い,もっとも伊勢湾台風によく似ている室戸台風の報告に,当時の高層気流観測と3,000m推算気圧を用いて描いた3,000m等圧線図があったので,これを伊勢湾台風のときの700mb等高線図と比較して見た（1.7.8図および1.7.9図）。二つのパターンがよく似ていることが一見してよくわかる。また伊吹山の観測値および富士山の観測値が両台風についてあるのでこれを1.7.10図および1.7.11図に示した。
　まず伊吹山の資料を見ると室戸台風のときは中心が通過してから気温が下がっているが,伊勢湾台風のときは中心の通過前から気温が下がり始めている。もっとも地上の経路を見れば,室戸台風は伊吹山の西を通過し,伊勢湾台風は東を通過している。したがって伊勢湾台風の場合は台風の通過前に伊吹山は高層の気圧の谷にはいったものと考えられる。ただその後の風向の変化を見ると室戸台風のときは北西ないし北に変わっているのに,伊勢湾台風のときは南西が続いているが,これは気圧の谷の速さが違い伊勢湾台風のときは遅かったので,このような変化を示したもので,これは台風の経路を見ればうなずける。なお中心の気圧の深さはほぼ同じであって,気温も最高19℃でほとんど同じである。
　つぎに富士山の気圧・風・気温の変化を見ると,ここでも風向の傾向は伊吹山と同じもようを示している。ただ台風の接近前に室戸台風のときは南西風が吹いていたのに,伊勢湾台風では南東風となっている。これは東の高気圧の位置による差で,伊勢湾台風ときのほうが太平洋の高気圧が北に片寄っており,1.7.8図や1.7.9図によってもこのもようがうかがえる。中心気圧は伊勢湾台風のほうが深く,かつ室戸台風のときに見られる中心通過後の凹凸がない。これは室戸台風が東北地方に去ってから,中心の乗り移りのような形で進んだために見られるものであろうか。ただ,風速は伊吹山では伊勢湾台風のほうが強いが,富士山では室戸台風のほうが強くなっている。

1.7.3　台風15号とハリケーン　Gracie（気象庁予報課　野口敏正）

　1.7.3.1　台風とハリケーン
　9月の中旬はじめ太平洋においてマリアナ諸島の東に弱い熱帯低気圧が発生したのと前後して,大西洋でもドミニカの北東部に熱帯性の循環が認められた。これら二つの熱帯低気圧はその後ともに発達して,前者は台風15号,後者はハリケーンGracieとなって,それぞれ上陸し,1959年における台風およびハリケーン予報期間中の最大の被害を両国に与えた。
　台風もハリケーンもともに同じ性質の熱帯低気圧であって,その経路や発生傾向に類似性があることはすでに多くの例によって指摘されている。そのもっとも好例としては1957年の台風12号とハリケーンCarrie（1）があげられる。1.7.12図は北極を中心として経度を150度（2）回転させて西経80度線を東経130度に合わせた場合の台風とハリケーンの経路がかなり相似していることを示している。台風12号がハワイ西方にあらわれた9月4日ごろアフリカの西Cape Verde諸島付近にハリケーンCarrieが発生し,転向後もかなり類似した経路をとった。その他にも1958年の台風17号（8月21～26日）とハリケーンDaisy（8月24～31日）などがあげられる。ただし,この類似も太平洋西部と大西洋の高気圧の発達程度および位置（3）によって左右され,両者の位置は関係のずれやその発達程度の差によって類似性も少なくなる。1.7.13図を見ると大西洋および太平洋西部の中緯度高圧帯はほぼ対称に近い配置となっている。これら二つの熱帯低気圧にも期日や経路にやや似ている点が認められる。
　経路や発生傾向には類似した点はあっても年間を通じての両者の発生数やその強度にはかなり違った点があげられる。
　まず発生数であるが,台風では少数ではあるが冬季においてもその発生は見られるが,ハリケーンは5月から10月にかけての6か月間が主な発生期間でその他の期間は非常に少ない。そして8月から10月がその最盛期といえる。1959年の大西洋からカリブ海,メキシコ湾方面における熱帯低気圧の発生は11であった。過去のハリケーンの年間発生数は約10個であるからほぼ平年並の活動状況であったといえよう。
　また,中心気圧を比較すると台風のほうがハリケーンより深いものが多い。1959年の台風でも900mb以下に発達したものは台風9号および台風15号の2個あるが,大西洋においてはハリケーンGracieの示した950mbが最低である。950mbという値は台風ではそれほど珍しいものではない。
　1.7.3.2　ハリケーンGracie（4）（5）
　1959年の大西洋における11個の熱帯低気圧のうち,アメリカ合衆国に上陸したものは7個であり,もっとも顕著なものは9月末に南カロライナ州に上陸したGracieである。この熱帯低気圧は16日ごろより大西洋を西進していた偏東風の谷がバハマ諸島南東部に接近したころ発生した。18日から飛行機による観測がつづけられた。
　Gracieは22日には発達して中心気圧997mb,風速90～100mi hr^-1と強まった。翌23日にはこの勢力はいくぶん弱まったが25日以後は再び発達し,中心付近の風速も暴風圏も増大した。北西に進んで29日1100ESTごろ南カロライナ州に上陸したが,上陸地点付近で最低気圧950mb,最大風速 67mi hr^-1が観測された。なおこれによる雨量はジョージア,南カロライナおよび北カロライナの各州では2～8in（51～203mm）,局部的に8～10in（203～254mm）で,このためこれらの地方ではこう水となって農作物にかなりの被害をうけた。また,このハリケーンは高潮をともない,最高潮位は8～11ft（244～335cm）（MSL）であった。ただし,Gracieの場合は上陸が干潮時に近かったためと,海岸地方からの退避によって高潮と波浪による死者はなかったと報告されている。この暴風雨による合衆国の死者は22名で,この年のハリケーンによる最大の被害を記録した。
　伊勢湾台風による死者は記録的なものであるが,ハリケーンによる近年のもっとも死者の多かったものは,1957年のAudrey（6月25～28日）で390名である。これは1938年のニューイングランドハリケーン以来最大のもので過去10年間の合衆国の熱帯低気圧による合計数とほぼ同数であったといわれている。これは大部分が高潮による水死者で,この高潮は平均海面より12ft（366cm）高かった。ついで大きな被害は1955年の4番目のハリケーンDianeによる200名である。
　台風とハリケーンによる両国の人的な被害の点ではわが国にくらべてアメリカ合衆国は少ないようである。
　　　参考文献
（1）田辺三郎（1959）:台風とハリケーンの発生および経路等の類似性,研究時報,II,1～10.
（2）久米庸孝（1957）:大西洋のハリケーン,船と気象,41,10～12.
（3）根本順吉（1959）:台風とハリケーンの類似性についての一つの解釈,研究時報,II,555～557.
（4）J.F.0' Connor （1959）: The Weather and Circulation of September 1959. Quasi-Periodic Oscillations in Zonal Index and Centers of Action. Month Weath. Rev.,87,357～366.
（5） W. R. Davis （1960）: The Hurricane Season of 1959. Weatherwise,l3,19～25.

第2章　暴風雨その他の異常気象および海上気象　Winds,Rains and Maritime Phenomena

2.1　概説（気象庁予報課　中村　勝）

　台風15号は非常に大きい暴風圏を持っていたこと,上陸後もあまり衰えず非常な速さで進んだこと,本邦付近を東西に延びていた前線が台風の接近とともに活発となり,台風にも影響を与えたこと,したがって最大風速の分布や雨量などにも前線の影響が大きく現われていることなどがこの台風の暴風雨に関する特色になっている。
　台風15号がまだはるか南の洋上にあった23日ごろから本邦の南岸に前線が停滞し始め,24日には関東地方南部から東海地方,近畿地方南部や四国の一部では雨が降り始め,三重県南部などではかなりの雨量となったが局地的のもので全体としては雨量は少なかった。この雨は24日夜から25日早朝にかけて大部分の地方ではやんだ。台風が接近するにつれて前線は北上し活発化したので,各地で雨が降り出した。岐阜県の揖斐川・長良川の流域では1時間に20～40mmに達する強雨があり,26日9時までの日雨量では大台ガ原山や鈴鹿山脈南東部などでは200mmを越える所があった。台風が本州に近づくにつれて四国の太平洋側や紀伊半島では26日朝から暴風雨圏にはいり,その他の地方も次第に暴風圏にはいっていった。前線による雨に続いて台風自身による雨が続き―もちろん両者の雨をはっきり区別することはできない―雨域も全国的となった。風速では26日昼には紀伊半島南部,夕刻には近畿・東海の全地方が15m sec^-1以上の強さとなった。また時間雨量の最大は地形の影響を受けた中部山岳地方を除いては台風が近づく直前に現われた所が多く,大台ガ原山の北西山麓の入之波（奈良県吉野郡川上村）では19時までの1時間に118mmを観測している。また総雨量については岐阜県から三重・奈良・和歌山東部の山岳地帯と山陰地方の一部で多くなっている。入之波では総雨量が898mmに達した。雨量も多かったが,数時間内に集中的に降ったところに降雨の特色が見られる。
　台風15号は上陸後も非常な速さで進んだが,中心よりやや離れたところに最強風帯が現われた。進路の右側にあたる伊勢湾における舌状の区域と,左側にあたる紀伊水道から若狭湾における区域との2本の強風帯がめいりょうに現われている。多くの台風では左半円（西側）の強風帯は右半円のものよりもはるかに弱いのであるが,台風15号では大差がなかった。これは前線帯が大きく影響した結果である。このように前線帯付近で風が非常に強まったのはこの台風の大きな特色となっている。更に地形の影響も加わって中国地方山間部の強風域と山陽道の弱風域とがめいりょうになっている。次に流線解析（区内観測や部外の資料をも含めた）によると大台ガ原山から山上岳付近には上陸前から地形性と考えられる流線の収束域が現われており,上陸時はもちろん,台風が近づくにつれてうず状の流線はめいりょうになってきた。この収束域は総雨量の多かった地域と一致しているのは注目に値しよう。また各地の気圧と風速の変化をみると,初めのうちは非常になめらかで小さいじょう乱はほとんどなかった。中部地方の山岳地帯にはいって初めて小さいじょう乱が現われだしている。

2.2　暴風概説（気象庁予報課　矢木秀雄）

2.2.1　伊勢湾台風の暴風の特徴

　伊勢湾台風は近来まれに見る大規模な暴風を伴った。伊勢湾を含む台風の右半円の暴風が強烈であったことは台風域内の風速分布の一般性から当然といえるが,左半円においても著しく強い風速を観測した。予報者の立場からすると,台風が上陸する場合,右半円よりもむしろ左半円における風速を予想するほうがやりにくいのである。この台風は右半円の伊勢湾に猛烈な暴風と高潮を起こし,伊勢湾台風と命名されたわけであるが,左半円の暴風予想にも今後の重要な参考資料となるものである。

2.2.2　最大風速の分布

　2.2.1図は伊勢湾台風による各地の最大風速の分布を示したものである。風は地形の影響を受けやすく,こまかく見ると非常に複雑で,それを等値線で現わすのは適当ではないが,大勢を見るには便利なので,本文ではすべて等値線を用いることにした。
　2.2.1図を見てわかるように,陸上ではほとんど全国的に20m sec^-1以上の暴風が観測され,特に四国東部から関東南部にかけての沿岸地方では30m sec^-1以上の暴風となっている。また海上では台風の中心から450km以内が20m sec^-1以上で,中心からの距離が右半円で280km,左半円で130km以内では30m sec^-1以上であった。これからも台風の規模がいかに大きかったかがわかる。2.2.1図で目に付くのは伊勢湾における45m sec^-1以上の舌状の区域と紀伊水道から若狭湾にかけての35m sec^-1以上の強風帯で,台風の中心から70～100km離れて台風進路に平行に現われている。
　このような現象は大規模な台風が本邦に上陸する時にはよく見受けられるもので,台風の構造の変化から当然考えられることである。台風が前線帯に接近すると,ほぼ円形であったものが変形されて進行方向に長軸を持つ長円形となる。したがって曲率の大きい長軸方向では変形前より風速が弱く,曲率の小さい短軸方向では前より風速が大きくなるわけで,その結果2.2.1図の2本の強風帯が生ずる。殊に台風の速さが大きく,上陸後急速に衰えて,いわゆるリレー式に伝わるような場合にはこの傾向が一層はっきりと現われる。
　一般に進行中の台風においては海上でも暴風の最強域は中心の右側にあって,進行前面の風速はそれよりも小さいのが普通である。そうしてその差は中心付近の勢力が弱いほど,また等圧線の変形の度合いが大きいほど大きくなるものである。この台風の場合には上陸前の進行の速さは非常に大きく,天気図からもわかるように変形の度合いは大きい。また台風中心の勢力は台風の目の大小で断判できるものであるが,潮岬における気圧変化からみても上陸前すでに中心勢力が衰えはじめていることが推定できる。したがって,2本の平行した強風帯の傾向は上陸後ほどではないが,すでに上陸前にも現われていたものと思われる。潮岬の最大風速が比較的小さかったのもそのためであろう。
　この強風帯の中心からの距離は一般に目の大きさに関係する。これについては,台風が海上にある時の模様は,まだ本邦で調べられたものはないが,上陸台風の場合は多くの例をあげることができ,それらのうち代表的なものに枕崎および室戸台風がある。これらの上陸時の気圧断面は1.7.3図に見られるように,中心では気圧変化は非常に著しい。すなわち目がきわめて小さい。したがってこれらの場合には最強風帯はきわめて中心付近に存在することになる。枕崎や室戸における記録的な暴風はこの事実を物語るものである。それらに対して伊勢湾台風上陸時の潮岬の記録を見ると,中心の気圧変化は緩慢で,前2者に比べて目がかなり大きく,したがって最強風帯も中心から70～100km離れた所に生じたわけである。なお強風帯についてのよい例としては洞爺丸台風があげられる。この時には中心から約100km離れて強風帯が現われている（気象庁彙報第39冊第3号参照）。ともかく強風帯は上陸台風にはつきものであるが,右半円の強風帯と左半円のそれとでは風速に大差があるのが普通であって,時には西半円の強風帯が不めいりょうになることがある。では伊勢湾台風の場合,西半円における暴風が猛烈であったのはなぜであろうか。これについては毎時天気図を見ればわかることであるが,見やすくするために台風の進行方向とそれに直角方向の気圧断面の時間変化を調べた。2.2.2図は進行方向,2.2.3図はそれに直角方向の台風中心を横切る断面で26日19時から21時までの変化を示す。右半円では21時の断面のみしか得られなかったが,右半円の衰弱の様子は2.2.2図の進行前面の変化から見当がつく。これを見ると20時までは衰弱の割合は緩慢で21時以後は急であるが,ともかく順調な変化を示している。ところが左半円では台風域内ではほとんど同程度に気圧が上昇しているが,それは右半円にくらべて緩慢であって,20時から21時では,いわゆる台風の暴風環に相当する中心から70kmないし100kmの所では全く気圧の上昇がない。このように西半円で台風の埋積が小さかったのは北日本から西日本にかけて前線帯が存在していたためである。19時の断面で洲本と和歌山の間で曲線が曲がっているのは,ここに前線があったことを示している。この前線は洲本付近の気圧傾度を急にし,等圧線の曲率を小さくする作用をしているのであって,若狭湾から淡路島にかけての異常とも思われる暴風帯はこの前線帯が重要な役割をしているのである。また気圧曲線を見ると,右半円と台風前面ではほぼ二次曲線で表わせるが,左半円と台風後面では暴風環に相当する所でほぼ直線となっている。これも前線効果として注目すべきことであろう。
　更に左半円の暴風帯の大きな気圧傾度を維持するのに忘れてならないものに紀伊半島の地形効果がある。それは紀伊半島の西部および京阪地方が兵庫県の猛烈な暴風域とは対照的に風が弱かったことからうかがわれる。このほか前線と地形の共同効果は中国地方山間部の強風域と山陽道の弱風域にめいりょうに現われている。
　以上左半円の暴風帯について述べたが,右半円における東海地方の暴風分布を見ると地形の影響が非常によく現われている。伊勢湾における猛烈な暴風は台風の規模やその進路から見て考えられることであるが,紀伊半島と中部地方南部の山岳にはさまれた伊勢湾や濃尾平野の地形が風速を強めたこともいなめない。
　以上最大風速について述べたが,次に最大瞬間風速の分布を2.2.4図に示す。これを見ると,九州および北海道を除けばほとんど30m sec^-1以上で,伊勢湾では60m sec^-1以上に達した所があった。最大瞬間風速の起時は一般には10分間平均最大風速の起時と一致しないで,時にはかなり離れた時刻に出現することがあり,また最大瞬間風速は平均最大風速よりも地形の影響を受けやすい。したがって,台風通過の全期間中における最大瞬間風速と平均最大風速とを直接関係づけることには問題もあるが,両者の分布がかなり相似であるのを見ると,実用的には両者を対応させて考えてもよいようである。これまでに両者の関係については数多くの台風について調べられ,すでに現場で使われているが,伊勢湾台風についても一応調べて見た。その結果は2.2.5図に見られるとおりである。左図および右図はそれぞれ全気象官署および海岸に面した官署のみの平均最大風速と最大瞬間風速との関係を示す。これらの図から沿岸地方では最大瞬間風速は平均最大風速の1.2～1.5倍,内陸地方では平均最大風速の小さい領域で1.2～1.8倍,大きい領域で1.2～1.5倍であることがわかる。したがって注意報の段階では両者の比にはかなりの幅があるので,最大瞬間風速の予想はやりにくいが,暴風雨警報の場合には幅が小さいので最大瞬間風速の予想はやりやすいということになる。

2.2.3　暴風の起時および継続時間

　暴風の感じ方は土地によっても災害の対象によっても異なるのであるが,岬や島は別として,内陸では15m sec^-1以上となると多少の被害が見られるようである。そこで,各地における15m sec^-1以上の暴風の吹き始め時刻および15m sec^-1以上と20m sec^-1以上の暴風継続時間について調べた。2.2.6～2.2.8図はこれらの分布を示す。
　先ず2.2.6図を見ると,南海道から伊勢湾南部にかけては台風上陸約6時間前から15m sec^-1以上の暴風が吹き始め,その後は台風の進路に沿った所では遅くなっている。また能登半島以西の日本海沿岸地方や関東から北の太平洋側では早くなっているが,前者は前線の影響であり,後者は台風の速さが加速されたことと,台風の変形によるものであろう。また台風進路に沿って暴風の吹き始めが遅かったのは台風の中心気圧が加速的に浅くなりつつあったのと,上陸前すでに北陸地方が気圧の谷となっていたために,台風が接近しても暴風になりにくかったからであろう。なお北陸から奥羽西岸にかけては台風の中心通過後に暴風が吹き始めている。
　次に暴風の継続時間であるが,2.2.7.図および2.2.8図に見られるように紀伊水道に面した地方と伊勢湾を中心とした東海地方では15m sec^-1以上の風が10時間以上,また20m sec^-1以上が5時間ないし10時間にもおよんでいる。これらに続いて暴風が長かったのは若狭湾以西の沿岸と奥羽地方の西岸であるが,前者は台風接近以前の暴風時間が長く,後者は台風通過後の暴風時間が長かった。
　暴風の予想には吹き始め時刻および継続時間のほかに暴風の最も強い時刻が必要になる。それは各地の最低気圧と最大風速の起時差でおおよその見当はつく。2.2.9図はその分布を示す。最大風速は一般に台風中心の最接近時,またはそれより少し前に出現することが多いのであるが,上陸台風の場合には台風の衰弱や地形の影響等によって出現時刻が変わってくる。更に台風が前線帯に接近するような時にはその関係は一層複雑になる。2.2.9図を見ると,すでに前に述べたような和歌山や岡山付近の複雑な地域を除くと,左半円では台風中心接近時の1ないし2時間前に最大風速が現われ,右半円でも中京地区では最接近時またはわずか前に現われている。ところが伊豆半島付近では最大風速が約1時間も遅れて出ている。これは中部山岳の影響で南風より南西風が吹きやすいためと思われる。また北陸から奥羽北部にかけては台風通過後4時間も遅れて最大風速が観測された所がある。これは台風や発達した低気圧が日本海を通る時に,遅れる時間の差こそあるが常に見られる現象で,すでによく知られていることである。

2.2.4　地上風と傾度風

　地上風と傾度風の関係についてはすでに各気象官署で調べられているものと思う。これら両者の比は厳密には個々の場合で異なるのであるが,今度の台風では進路の関係でかなり正確な等圧線が描かれたので係数を計算し,その結果を2.2.1表に示した。もちろんこの結果をほかの場合にも適用することはできないが,だいたいの値はこの表からもわかると思う。
　洲本や舞鶴の係数が大きいのは前線の影響で等圧線が直線的となり,曲率半径を取りにくく,それを小さく見積ったためと思われる。表の結果を見ると両者の比は島で最も大きく,海岸・平野の順で小さくなっている。この傾向は当然考えられることであるが,現場で使うには更に多くの例をとらなければならない。過去の上陸した台風を調べると,上陸後中心気圧は減衰するが,ほとんど大きさが変わらない等圧線があるものである。たとえば中規模の台風では1000mb,大規模のものでは990mbなどがあげられるが,個々の場合で異なるので予報者はその都度判断をする必要がある。しかし実際にはそうむずかしいことではない。このような特定の等圧線と台風の中心気圧が決まれば暴風の予想ができるわけであるが,台風が上陸すると中心気圧が減衰するので,先ずそれを予想しなければならない。中心気圧の減衰は地形の影響だけでなく,場の影響が大きいので,個々の場合について考える必要があるが,おおよその値は過去の記録からも推定できる。2.2.10図は1941年から1959年までの台風が上陸した時の中心気圧と上陸後の減衰の関係を表わす。ただどちらも正確な値を推定することが困難なので,多少の誤差があるが実用にはさしつかえないと思う。この図からおおよその減衰率はわかる。なお上陸時の中心気圧が深いほど減衰は早いが,960mb以下の浅い台風では場の影響を受けやすいので減衰が大きい時もあればほとんど変化しない時もある。
　台風上陸後の暴風は上述の中心気圧の減衰,特定等圧線および傾度風速と地上風速の比からほぼ予想できるが,実際には更に地形を考慮に入れなければならないし,その上前線がからんでくると,等圧線も変形して曲率半径の予想もむずかしくなってくる。伊勢湾台風の場合にも左半円の暴風予想は右半円にくらべていかにやっかいなものであったかが察せられるのである。

2.2.5　暴風の小じょう乱について

　台風域内にはいった各地の気圧および風速の変化を見ると,中部地方山岳地帯から北を除くと,それらの変化は単純でこまかいじょう乱がほとんどない。わずかに洲本と大王崎で26日17時ごろに小さな変化が見られるが,前者の場合は寒冷前線によるもので,後者は二次的な温暖前線によるものと思われる。しかしその他の地域ではこれらもめいりょうではない。ところが,中部地方の山岳にかかると急に小じょう乱が多くなっている。小じょう乱には組織的なものと約1～2時間ごとに現われるものとがある。組織的な変化は温暖前線によるもので,長野県から関東地方にかけて突風を起こしているもので,最も顕著なのは松本と飯田であった。日本海側では前線の北側にあった能登半島から西の地方ではじょう乱がほとんどなかったが,台風進路の東側にあたる暖気側では小じょう乱が多く,1～2時間周期のものが見られる。これらの小じょう乱は台風の接近に伴い日本海沿岸の前線帯に沿って小さいうずがひんぱんに発生した結果と思われるが,いわゆる天気図のスケールに現われる小さいうずについては地上解析の項でくわしく述べられると思う。ともかく,台風域内における暴風の小じょう乱は主として地形によるものと前線近傍で発生するものとであろう。

2.3　毎時の流線および最大風速の分布（気象庁測候課）

　1960年9月26日09時から27日09時までの毎時の流線図,および台風の通過に伴って観測された最大風速（10分間平均と瞬間）の分布図を作成した。これらの図は,次に述べる16府県において観測された風向・風速・降水量・気温・気圧の値（部外における観測を含む）をそれぞれの府県区担当官署（大阪管区気象台・神戸海洋気象台および各地方気象台）が収集しそれにもとづいて観測部測候課が作成したものである。もっとも,最大風速については,統計課が別途に収集した国鉄関係の観測値で利用できるものも加えた（2.3.1図参照）。
　　徳島県・香川県・兵庫県・和歌山県・大阪府・奈良県・京都府・滋賀県・三重県・愛知県・岐阜県・静岡県（静岡以西）・長野県・富山県・石川県・福井県
　分布図には風のほかに気温・降水量も記入してあるが,おもなねらいは台風通過による風の分布と変化の特徴を知ることであり,このために次に述べるような考慮をはらった。
　a）測風測器の観測値の代表性が,調査目的からいって適当かどうか―測器が設置してある高さ付近にある樹木・建造物・地物などの影響
　b）風速計の型,観測方法による観測値のちがい―3杯か4杯かプロペラ式か風圧式か,瞬間値か平均値か,器差補正の有無とその方法
　c）測風測器の作動状態,故障の有無
　これらの事柄を検討するために,ほとんどすべての観測点について風速計の型,設置場所の地面からの高さ,検定年次,補正の有無,および故障の状況,また観測値の代表性に影響を及ぼすおそれのある条件などを調べた。この調査結果は必ずしも十分なものではなく,また,代表性の程度を適確に推定することはほとんど不可能であると考えられる。しかしながら,資料がすくない地域の流線や等風速線を解析する際に,観測値の代表性が十分かどうか,あるいは,隣合って記入された風の観測値がかなりくいちがっているとき,どちらがよりいっそう代表的であるかなどを検討するためには,大いに役立った。
　各種の分布図についての説明と,それらの図に現われた風や降水量の分布の特徴について述べる。

2.3.1　毎時の流線図（2.3.2図～2.3.26図参照）

　風の観測値は矢羽根（短5kt,長10kt,旗50kt）を用いて記入した。風向あるいは風速のいずれか一方の観測値がない場合はMをもってあらわした。また,観測点を示す小円の左上側には気温（℃）を,右下側には前1時間の降水量（mm）を記入し,海面気圧の観測値がある場合は,参考のためこれを小円の右上側に記入した。
　流線はフリーハンドで求め,図版には矢印のついた実線であらわした。観測された風向は,場所による不規則性がかなりある場合がすくなくないので,等風向線を求める際に任意性がはいることを考慮し,サンドストレーム法は用いなかった。流線間隔は適宜とした。図版にはこのほか等風速線（鎖線,50ktと75ktのもの）,等雨量線（破線,前1時間降水量について,10mmおき）,等温線（点線,1℃おき）がはいっている。
　これらの図をしらべてみると,
　a）26日9時には,台風の中心は洋上かなりの距離にあったが（潮岬の南南西方約450km）,紀伊半島には地形性と考えられる顕著な収束があらわれている。この地形性収束域の位置は台風が接近してもほとんど移動せず,大台ガ原山から山上岳付近にあり,台風の中心が近づくにしたがってうず状の流線がはっきりあらわれた。
　b）26日19時には,台風の気圧中心は上陸して熊野川中流にあり,流線図によるうずの中心もこの近くにあらわれているが,その進行前方にa）に述べた収束域のうずがあり,二つのうずはめがね状にならんでいる。
　c）26日20時には,気圧中心に相当するうずは山上岳付近に進み,その北方の上野付近に二つの弱いうずが認められる。a）に述べた収束域は気圧中心に相当するうずに重なってしまったように見える。
　d）26日21時には,気圧中心に相当するうずは滋賀県南東部に進み,うずの中心ははっきりあらわれている。22時以後の図では岐阜県北西部県境の山岳地帯のため,うずの中心はよくわからない。気圧中心は27日0時ごろ富山付近に達した。富山平野にはっきりしたうずはあらわれず,富山湾を吹走する北東気流と内陸から神通川などの谷沿いに吹き出す南よりの弱い気流との間に,やや顕著な収束線ができた。
　e）台風の接近に伴う強風域として,26日15時に大阪湾の西部から淡路島の東岸にかけ50kt以上の地域があらわれ,16時には伊勢湾南部にも小さな50kt以上の地域ができた。その後これらの強風域は広くなり,18時には洲本（淡路島）付近に75kt域があらわれた。
　20時には大阪湾の強風域は弱まったが,伊勢湾の強風域は拡大し,21時には75kt域（風向はほぼ真南）が伊勢湾の大部分と渥美湾の西半分をおおい,50kt域は濃尾平野から琵琶湖の北岸にかけて舌状にのび,更に若狭湾にもあらわれた。その後強風域は急速に弱まりつつ,やや東に移動し,23時には50kt以上の地域はまったくなくなった。
　ここに述べたことから,強風域は気圧中心の前面から右側面の外方にわたり環状にあらわれ,それが地形のために変形しているように考えられる。
　f）紀伊半島南部の降雨は,26日9時に大台ガ原付近で1時間降水量20mmに達している。
　この付近の降水量は,一般に半島の東斜面で多いから,台風前面の東南東気流に対する斜面の影響考えることができるが,a）に述べた収束域の付近において特に多量の降水量が観測された。大台ガ原付近にあらわれた1時間降水量が50mmをこえる降雨域は,数時間継続したが,それは地形性収束域に一致している。
　g）台風の接近にともない,鈴鹿山脈・木曽山脈の南部・丹波高地等にも1時間降水量10mm以上の降雨域があらわれた。
　h）台風上陸後,気圧中心に対応する多雨域のほかに,a）に述べた収束域内の降雨の強さの増大が認められ,1時間降水量は80mmを越えた（19時,20時）。
　i）台風中心に伴う降雨は,強風域と同様にその前面と右側面に多く,中心付近ではむしろすくない。地形の影響も認められるが,一般に強風域のすぐ内側に強雨域がある。
　j）矢作川（愛知県）上流には,18時ごろから独立した降雨域が認められるが,これは強風域の東側の南南東気流中に生じたものであり,22時には1時間降水量が80mmを越えた地域もあると考えられるが,細長い多雨域は名古屋付近をほぼ南北にとおる風向の収束線の東側にあたっている。
　k）26日9時には,名古屋付近と阪神地域に高温域があり,名古屋付近のものは16時にほとんど消失したが,阪神の高温域は台風の中心脊面に寒冷な空気が流入するまで継続した。この寒冷空気の流入は,京都・大阪・神戸・和歌山など紀伊半島の西側では比較的顕著な気温の不連続的降下としてあらわれたが,亀山・津・尾鷲などの半島の東側では不規則な気温変化を示したところが多い。
　l）前項の気温変化の後,相対湿度の急な減少を示したところがすくなくない。このような湿度の減少は半島の東側の観測点においても割合はっきりあらわれている。

2.3.2　最大風速分布図（2.3.27図参照）

　最大風速とその風向を毎時の流線図と同じように記入した。ただし瞬間的な最大風速（ダインスとか発電式風速計などで観測されるピークの最大値）をあらわすためには,矢羽根の近くに三角形を付記し,また,風速計の型による風速の値の系統的なちがいを考慮するために,ロビンソン型の4杯には「4」を,3杯には「3」を,ダインスには「D」を,プロペラ型には「P」を付記した。
　最大風速の等値線は実線を用いて50ktと75ktについて,最大瞬間風速は破線により50,75,100,125ktのものを引き,最大風速時の風向は風向分布の大勢から判定したおおよその方向を太線と矢印を用いてあらわした。
　この分布図から,台風通過に伴う最大風速は,伊勢湾・渥美湾・渥美半島・知多半島・名古屋から大垣にかけての地域においては75ktを越え,最大瞬間は100ktを越えたことがわかる。また,伊勢湾と知多半島西側の瞬間的な最大値は125ktに達したものと考えられる。
　このほかに紀淡海峡と若狭湾の南岸に75kt（瞬間値100kt）を越える地域があらわれた。

2.4　降雨概況

2.4.1　全般降雨概況（気象庁予報課　新井豊治）

　台風が北緯20度線に達した23日24時前後より,九州西方から東海道沿海にあった前線（2.4.2図a）のために24日正午までの約12時間に熊野灘沿岸で豪雨があった。とくに紀伊半島南部で多く,三重県の尾鷲付近ではこの間に約400mmの大雨があった。翌25日には前線はますます台風の影響をうけて活発化し（2.4.2図b,東北地方から東日本一帯に降雨域を広げ,25日夕方には東海地方全般に強雨をもたらし,揖斐川・長良川流域では1時間雨量20～40mmを観測し,日量（25日9時～26日9時）で紀伊半島東部から中部地方西部にかけて100～200mm,山陰地方東部と中部地方南東から伊豆地方にかけて100mm以上の降雨があった。2.4.5図の降り初めの同時線からもわかるように台風接近による降雨と前線の降雨が引き続いて起こり,九州の24日夜を初めとし,いずれも降雨開始が早く出ている。台風が北緯30度線に近づいた26日朝からは四国東部や紀伊半島で台風による本格的降雨が始まり,台風の北上につれ九州を除くほとんど全国で大雨となった。特に近畿南部では26日昼すぎから夜半にかけて（台風の通過前後）1時間最大値が出て,奈良県の白川110mm（18～19時）,入之波118mm（18～19時）,河合88mm（17～18時）,滋賀県の政所63mm（20～21時）を観測した。台風の北東進に伴い,中部・北陸・関東の各地方は26日夜半から早朝に,また東北地方や北海道では27日早朝から昼にかけそれぞれ台風による大雨にみまわれた。
　2.4.7図に最大1時間雨量出現時を示したが,ほぼ台風接近時と一致している。ただ中部地方西部から関東北部の山岳地帯にかけては地形の影響によりかなりの時間のずれが場所により現われている。2.4.6図に降り終わりの時刻を示したが,台風通過後もかなり長い時間降雨が続き,とくに山陰地方から北陸地方にかけては台風通過後も寒気移流の地形の影響により10～15時間後まで降雨が続いた。
　25日9時から降り終りまでの総雨量（2.4.1図A,Bの合計量）は台風の上陸地点となった紀伊半島の山岳部が最大で,入之波898mm（25日11時より36日24時の間の合計）,白川863mm（25日9時～26日24時）,河合721mm,日出岳622mmを観測した。ついで三重県から岐阜県にかけて400～500mm,四国東部・山陰東部山岳・中部地方南部山岳・関東北部山岳で400～450mm,東北地方の山岳部で200mm,北海道東部で100mmの降雨があり,台風の西側にあたった九州では北部の雷山で233mmがあり,これはきわめて局地的な大雨で,大分県下の100mmをのぞき他は数mm程度であった。

2.4.2　各地方別降雨概況

　（1）北海道地方（札幌管区気象台）
　台風15号による雨は26日12時ごろに渡島半島の南部で小雨が降りはじめた。その後,同日夕刻ごろには雨域は渡島半島から次第に太平洋側西部に広がった。更に夜には渡島半島一帯から太平洋側一帯が雨となり,夜半ごろには渡島半島南部でかなり強い雨となった。
　翌27日の明け方には雨域は全道に広がり,渡島半島および広尾付近ではなおつよい雨がつづいた。その後7時前後には降雨域は次第に道南西部から道東部およびオホーツク海側に移動し,午後には各地とも強雨は峠をこし,渡島半島南部では所々晴れ間が出て,夜にはオホーツク海側と根室付近に小雨が残ったほかはだいだい天気は回復した。
　9月26日9時から27日9時までの24時間（2.4.1図B）では多雨域は渡島半島と日高山脈の南東部で,27日9時から28日9時までの24時間では多雨域は道東部およびオホーツク海側であった。
　台風15号による総雨量は渡島半島南部は所により125mm内外に達し,また日高山脈の南東側は120mm内外,道東部の東海岸も100mmないし140mm内外に達した所があり,その他の地域も50mm内外に達した。
　（2）東北地方（仙台管区気象台）
　台風がまだ本州はるか南方海上にあった24日から25日前半にかけて,上層の気圧の谷の通過により,東北地方北部を中心として一時的に強い降雨があったが,台風の影響が出始めたのは台風が潮岬の南およそ1,000kmの海上にあった25日15時ごろからで,本州南岸沿いに停滞していた前線の活動により,福島県では断続的にやや強い雨が降り始めている。特に福島県の中部以南では26日朝までに50ないし100mmに達したところが多く,会津地方の大川上流域では106mmを観測した。
　台風の直接影響下にはいったのは紀伊半島上陸後で,東北地方南部から風雨が強まり26日夜半日本海に台風が抜けるころから東北地方は全域が暴風圏内にはいった。特に台風が佐渡付近から秋田沖に達した27日2時ごろから5時ごろにかけては風雨ともに猛烈になった。
　このように台風の直接影響下にはいってからの強雨は福島県南部で26日20時前後から始まり26日夜半までには山形・宮城両県北部まで達し,その雨量は奥羽山系で最も多く,時間雨量で50ないし80mmに達している。
　続いて26日夜半から27日3時までの間,強雨域はさらに北上して東北地方全般に広がり,この間の3時間雨量は東北地方中部以南の奥羽山系・朝日山系では引続き50mm以上のところが多く,山形県山寺では108mmに達した。また青森県山岳部でも50mmを観測したところがある。
　一方,次第に北上中の前線は27日6時には東北地方の北部に達して停滞し,台風もまたこのころ秋田沖に停滞,岩手・青森両県境付近の海上に副低気圧を発生せしめるに至った。このため青森・岩手・秋田の北部三県の雨の強さはこのころ最も強まり,27日3時から6時までの3時間雨量で50～100mmの強雨がこれらの地方の主として奥羽山系や三陸沿岸に集中した。特に青森県の燧岳では27日6時から7時までの1時間に69mmの強雨を観測した。しかし南部の山形・宮城・福島の3県では次第に雨の峠を越し,特に福島県ではこやみとなった。
　その後,秋田沖の台風は次第に衰弱して八戸沖の副低気圧にその勢力が移行するにつれ,東北地方北部の強雨も次第に弱まり,27日9時過ぎには台風後面の寒冷前線通過に伴う一時的降雨を残す程度で全般にわたりほとんどこやみ状態となった。
　以上のように25日から27日にかけての総雨量（2.4.1図および折込み図参照）は山岳部に多く100～200mmの区域が多いが,局地的には200mmを越した所もある。燧岳のごときは300mmに達した。また三陸沿岸でも海岸にせまる山脈の東斜面には200mmを越した所がある（小本付近）。一方平野部では比較的少なく50～100mmであった。
　（3）関東甲信地方（気象庁予報課　普世泰吉）
　24日からの気象概況をみると,この朝九州の西方に1006mbの低気圧があり,これから東にのびる温暖前線は鳥島・八丈島の間を走っていた。この低気圧はその後発達せず,波動の形で25日朝本州東方海上に急速にぬけた。この後の上層の谷はゆっくり動き,結局台風はこれに乗ったものと考えられる。この間温暖前線は関東地方南岸まで北上し活発化した。
　関東甲信地方の降雨はしたがって24日のそれから検討してみる必要がある。24日から27日までの降雨を分類するとほぼ次ぎの三つの段階に分けられる。
　a）波動の通過と前線による雨（24日昼ごろ～25日早朝）
　ほぼ全面的に降ったが量はあまり多くない。しかし,千葉県では24日夜かなり強く降り（2.4.3図a参照）,以後の台風による降雨より量が多い所もあった。また降雨は25日午前3時ごろ各地ともほとんどやんだが,静岡県ではやまず,以後2日間降り続いた。
　b）前線の北上活発化と収束による雨（25日15時以降）
　台風の接近に伴って前線は活発化し,南東からの強い収束は東日本に集中した。静岡県の山岳から南アルプスにかけて（50mm,所により100mm）,長野県東部から関東北部にかけての山岳（50～70mm,所により100mm）,伊豆半島東部から秩父付近（50～70mm）の降雨分布はかなり特徴的である。関東北部では25日夜半に小さい極大が認められる。
　c）台風接近と台風上陸による雨（27日早朝まで）
　台風の近づくにつれ,収束は一層強まった。このため前記の地方の降雨はそれぞれ200～300mmに達し,二軒小屋358mm,長又341mm,中宮詞318mmの大雨となった。また北アルプスでも100～200mmに達した。極大は台風の最も接近した21～24時の間に現われた。しかしこの強雨も台風の通過とともに急速に弱まり,27日3時前後には関東甲信各地ともほとんど雨はやんだ。
　次ぎに23日9時～28日9時の総雨量図（折込みの図）からこの台風の雨の特徴をみると,特に多い所は静岡県の北部から南アルプスにわたる山岳地帯・関東北部山岳・伊豆半島東部から秩父にかけての山岳でそれぞれ200～300mmに達し,所によっては400mm以上となった。
　一方,中部地方の山間盆地・関東平野東部等は非常に少なく50mm前後であり,例外的には東京とその北,千葉県東海岸の一部における100～150mmがみられる。
　したがって台風15号は関東甲信地方の山岳部には南東からの強い収束による強制上昇を起こして強い雨を降らせたが,一方平野部は地形による強制上昇がないため,また盆地等はいずれの風に対しても山系の風下側となるため雨量が少なかったと考えられる。
　（4）北陸地方（新潟・富山・金沢・福井各地方気象台）
　今次台風の降雨状況は北上型台風の代表的なもので,北陸西部の若狭地方と奥越の山間地方で最も多く,前地区で446mmに達する小浜市下田を中心とする若狭全地域のほとんどと,後地区とでは300mm以上に達した。このため九頭竜川本流域では記録的出水となり,若狭地方では昭和28年の台風13号に次ぐ出水となった。また北陸中部や東部の山岳では200mm,平野部で50mm前後であった。この降雨は台風の北上に伴う前線活動によるものと,台風に伴う降雨とに大別されよう。
　台風が硫黄島と南大東島との間の北緯25度付近にあった25日昼すぎから本州南岸に停滞していた弱い前線がおしあげられ降雨が始まり,これによる降雨は26日午前中まで続いた。この間西部山岳で100mmくらいに達した。また台風が北緯31度付近に達した26日昼ごろから台風による直接の降雨が西部に始まり,若狭地方では15時ごろ北風が強まると同時に雨も強まって毎時20mmぐらいとなり,18～21時まで最も強く毎時40～50mmとなった。また中部や東部では26日夜半に最も強く目附谷（石川県）では23時に44.5mmの1時間最大雨量を観測した。26日夜半以後,雨勢は急速におとろえた。
　（5）東海地方（名古屋地方気象台）
　東海地方の雨は,台風が北緯20度線に近づいたころ,日本の南岸にあった前線によって,23日昼ごろから降り始め,台風が日本海に抜けた26日夜半すぎにやんだ。
　この雨を大きく分けると,次の三つに区分できる。
　a）23日昼ごろから24日夜半すぎまでの,偏西風帯の気圧の谷の接近によって,前線が活発化されたことによるもの（2.4.2図a,bおよび2.4.3図a参照）
　b）25日夕方から26日朝までの,台風の北上接近によって,地形性降雨が活発化されたことによるもの（2.4.3図b,c,d参照）
　c）26日の台風自身によるもの（2.4.3図e,f,g参照）
　a）の前線による雨は,三重県南部で,23日夜半ごろから24日正午ごろまで,また濃尾平野で,24日早朝から正午すぎ（15時）まで強く降った。一番雨量の多かったのは三重県南部で,尾鷲では377mmに達した。25日の日中は各地とも小降りになったが,台風が北緯25度線に達して向きを北西から北にかえ始めた25日夕方ごろから,再び東海地方全般に強い雨が降り始めた。これは台風の北上に伴って前線が活発化したことによるもので,三重県南部・中部および北西部から岐阜県の揖斐川・長良川の流域にかけては1時間に20～40mmの強雨があり,日雨量は100～200mmに達した。
　台風はその後も北上を続けたが,26日午前中は雨は降ったりやんだりで,濃尾平野では午後になって晴れ間がでるほどであった。
　しかし,三重県南部では26日の昼ごろから暴風雨圏内にはいり,強い雨が降り始めた。
　15時ごろには,強雨域は三重県南部・中部から三重県北西部を経て岐阜県の揖斐川流域まで広がった。また静岡県の山岳部から愛知県北東部に至る地域でも,かなり強い雨となった。この状態はほぼ19～20時ごろまで続き,その後は台風の移動に伴って強雨域は,静岡県の山岳部をのぞき,次第に北上した。すなわち,19～20時には強雨域は三重県中部に移動し,さらに,20～21時には三重県北部から愛知県を経て静岡県北部に至る地域となり,その間に三重県南部の雨は急に弱まった。さらに21～22時には強雨域は岐阜県南部から愛知県北部を経て静岡県北部に至る地域となり,22～23時には岐阜県中部から愛知県北部・静岡県北部に至る地域,23～24時には岐阜県北部から長野県南部・静岡県北部に至る地域となった。これら地域における1時間最大雨量はだいたい40～60mmであり,局地的には80mmに達した。
　一方降雨の終了は三重県の沿海部で最も早く,23～24時には雨がやみはじめ,26日24時～27日1時には北西部をのぞく三重県の大部分および濃尾平野から静岡県南西部に至る地域で雨はほとんどやんだ。さらに,東海地方の大部分の地域で,26日2～3時に雨はやんだ。しかし岐阜県北部・静岡県北部では26日9時ごろまで多少の降雨が残った。
　26日の日雨量（2.4.1図B,26日9時～27日9時）はc）の台風自身による雨量を示している。200mmを越えたのは,三重県の大部分と岐阜県の西濃山間部,愛知県の三河山間部および静岡県の中部西部の山間部で,とくに三重県の山岳部では広範囲にわたって300mmを越え,大台ガ原山付近では400mmを越えた。
　この多雨域の分布型は,東海地方におけるごく普通の状態であり,雨量も日雨量としては驚くほどのものではないが,数時間に集中的に降ったため,記録的なこう水波が現われた。
　台風の直接間接の影響による雨量の総量（23日9時から28日9時まで,折込み図参照）は三重県の山岳部では500～800mm,岐阜県西濃山地で300～500mm,愛知県北東部で200～300mm,静岡県北部で200～400mmであった。
　（6）近畿地方（大阪管区気象台予報課）
　台風15号による降雨は,台風の接近により,前線が強化されて降った雨と,台風自体の雨域が通過したための雨とに大別されるようである。前者は25日午後から26日早朝にかけてのもので,後者は26日昼ごろから夜半に至る間の雨である。
　25日9時～27日9時の総雨量は,台風経路にあたる紀伊山地から鈴鹿山脈にかけてが最も多く,入之波（近畿地方建設局所属観測所）で898mmの雨量を観測している。鈴鹿山系の君ガ畑台地では505mmの雨量を観測している。また京都府と兵庫県の北部および両府県と大阪府との境界山地では最大300～400mmの多雨中心域が点在している。淡路島南部はやや多く,灘では220mmを記録した。大阪湾沿岸が最も少なく岸和田では42mmである（23日09時～25日09時の前線による雨は奈良・和歌山両県および淡路島の南部を除くと近畿一帯は50mm以下で少ない）。
　前線による雨　前線による雨の状況を大観するために25日9時～26日9時の日雨量図（2.4.1図A）をみると,日雨量の最大は大台ガ原山付近と鈴鹿山系の南東部のそれぞれ約200mmぐらいで,次いで多いのは琵琶湖北西山地と兵庫県の日本海岸で,いずれも130mm程度である。次いで淡路島が多く,最大90mm近くである。しかし近畿地方の半分以上の地域では50mmに達していないで,10mm以下の所さえある。
　台風自体による雨　もちろん前線の雨とはっきり区別することはできないが,26日9時～27日9時の日雨量分布図（2.4.1図B）はその大勢を示しているものといってさしつかえないであろう。この日の雨量図をみると,最多雨域は大台ガ原山付近（約700mm）,次いで鈴鹿山系が350mm程度,また兵庫県と京都府の中部から北部にかけて200～300mm,淡路島の南部で150mmぐらいであるが,大阪湾沿岸では50mm程度である。
　毎時雨量図（2.4.8図）　代表的な数地点について,毎時雨量の推移状況をながめてみる。まず奈良県の入之波は上述のように合計雨量の最多地点であるが,ここでは25日昼前から台風の通りすぎた26日夜半まで降りつづいており,26日昼ごろまでは,5～6時間の周期で小さいピークが現われている。すなわち25日18時（12mm）,25日24時（17mm）,26日5時（22mm）,26日11時（35mm）の各ピークがあり,次第に強くなっているが,26日13時ごろから急に強くなってきて20時ごろまでは毎時50mmを越え,しかもこの期間の後半は70mmを越え,最大は26日19時の118mmに達している。台風がこの地点の北側に抜けた後は非常に急激な減少を示しているのもこの地域の特色である。
　次に第2番目の多雨域である鈴鹿山系の代表点として政所（合計雨量503mm）の1時間雨量の状況をみると,降りはじめは入之波より早いが,やはり26日の昼ごろまではいくつかのピークが現われている。しかし前線による周期的な降雨の位相は入之波とはかなりずれている。台風通過による直接の降雨の状況は入之波の状況とだいたい似ているが,26日昼すぎからはじまって次第に強さを増し,21時には最大1時間雨量63mmを記録している。降り終わりが入之波よりいくぶん遅れているだけで,位相のずれもほとんどみられない。
　兵庫県北部の豊岡（合計雨量278mm）では25日朝から降りはじめたが,26日昼ごろまでの降雨に顕著な周期性は現われていない。台風直接の降雨の上昇曲線は入之波や政所とほぼ同じであるが,26日21時に36mmのピークが出た後,23時に再び20mmのピークがあり,その後の減衰が鈴鹿山系や大台ガ原山系ほど著しくなく,しかも27日の昼ごろまで弱い雨がつづいている。更に日本海沿岸の香住などでは後のピークが24時ごろに現われ,しかも21時のピークを上まわっている。淡路島の洲本（合計雨量135mm）は25日11時の1時間雨量が22mmで最も多く,その後周期的な降り方をしているが,26日11時が9mmでこれにつぎ,台風が最も近づいたころはわずか4mm程度であった。
　このように前線による雨のピークが台風接近時のピークを上まわっているところは鈴鹿山系の南部にもあり,土山（合計雨量383mm）では25日18時に9mm,26日2時に17mm,26日6時には48mmを記録しており,中心最接近時の26日20時の35mmが最大ピークではない。
　1時間雨量図（2.4.4図）26日14時から10時間の1時間雨量分布の状況を大観する。
　15時:大台ガ原山付近の最多降雨域は40mmを越えているが,鈴鹿山系は30mmに達していない。兵庫県中部に35mm程の地域がある。
　16時:大台ガ原山系付近の多雨域は面積をまし,特に南部へひろがっている。しかしその他の地域はいく分減少している。鈴鹿山系に弱い多雨域発生。
　17時:大台ガ原山付近がやや強くなり,鈴鹿山系の多雨域がかなりはっきりしてきた。また兵庫県中部に35mmの多雨域発生。
　18時:大台ガ原山付近は80mmを越え,鈴鹿山系の雨域も拡大,兵庫県の山岳域の雨域も拡大。
　19時:大台ガ原山付近および鈴鹿山系の雨域はともにいく分北に移動をはじめ,紀伊半島南部は10mm以下となってきた。兵庫県中部の雨域はその中心域がいく分南東に移動してきた。
　20時:大台ガ原山付近および鈴鹿山系の雨域はますます北進し,その勢力も弱まってきた。兵庫県中部の雨域もやや弱まってきたが,神戸の北東山地に50mm程度のせまい強雨域発生。
　21時:紀伊半島の雨域は急速に弱まり,北側の斜面で最大20mm程度となった。しかし鈴鹿山系から北にのびて伊吹山付近まではまだ50～60mmの雨がつづいている。兵庫県の雨域は中心が次第に東により,京都市の北方山地が中心となってきた。神戸付近の雨域はいく分弱まりながらもまだ残っている。
　22時:中部で20mmをこえる雨の残っているのは吉野川上流のごくせまい地域のみで,鈴鹿山系も20mm以下となり,伊吹山付近がわずかに30mm程度となっている。兵庫県や京都府の雨域は次第に北に移動し,豊岡西方山地と舞鶴南方山地におのおの20mmをこえる雨域が残っている（この時刻以降は図を省略）。
　23時:20mm以上の雨域が残っているのは上述の兵庫県と京都府のそれぞれ北部にある2個のみである。
　24時:京都府と兵庫県の雨域は中心が海岸線に近接し,舞鶴付近は15mm程度となったが,豊岡の北東にはまだ30mmぐらいのところが残っている。
　（7）四国地方（高松地方気象台）
　四国地方における今回の台風による大雨の特徴は,大型台風域内での強い北風に伴って降ったことである。
　このため台風のじょう乱に地形性降雨が大きく加わっている。したがって大雨の地域は北に面した山沿い地方で最も多くなっている。また雨の強かったのはだいたい北寄りの風の強い時期と同じであるが,若干雨のほうが先行している。これは台風前面の前線活動が加わったためで,前線性降雨は25日朝からすでに降っていた。しかしこの前線の活動は四国地方では今回あまり活発ではなく,降雨時間もそう長くはなかった。
　台風が北上するにつれて,四国南部の太平洋岸地域では26日朝から雨が強くなり,10～11時ごろからは四国の大部分で雨が強まっており,特に四国東部で強くなっている。最も強かったのは正午から21時ごろまでの間となっている。剣山北斜面の切越では,26日18時に1時間雨量67mmを記録し,また香川県東部の五名では14時に32mmに達した。
　雨量分布図でわかるように,台風による25日9時以後の総雨量は徳島県の剣山北斜面で最も多く,切越で349mm,松尾川で348mm,鬼籠野では357mmとなっている。香川県の東部や南部の山間部もこれに次いで多く,中部および東部山間部の塩江・五名ではそれぞれ271mmおよび262mmに達している。また別系統の多雨域が燧灘南岸,四国山脈北部の急傾斜地域で現われているのが注目される。
　このように今回の雨は山脈の北側斜面で多く,大型台風の北～北西側における強い北寄りの風が山にぶつかって降った地形性の雨が主体である。この北風は小型台風では北東気流系に相当するもので,米子の高層資料によると湿潤でほとんど南風のときのものと同様なことが明らかである。
　なお,24日には高知県窪川・佐賀付近で低気圧による大雨があり,窪川で160mm,佐賀で150mmを越えた。最も強かったのは12～15時ごろで,13～14時には1時間雨量42mmを記録した。
　（8）中国地方（広島地方気象台）
　中国地方は全般に25日夜半前後から降り始め,26日昼ごろから夜半にかけてさらに強まり雨量は東部ほど多く,広島県北東部,岡山県西部県境付近で100mmぐらい,島根県東部から岡山県北部県境,鳥取県西部で200mm,鳥取県中部・東部では300～500mmに及ぶ大雨となった。
　岡山県上長田では300mmをこえ,鳥取県の大山中腹・東伯・小鹿発電所（鳥取県営）で合計雨量は400mmをこえた。また,鳥取県の中津堰堤（鳥取県営）では25日から27日までの3日間の総雨量は828mmに達した。また,同県の関金・大成などでは350mmも降り,鳥取県は雨の被害が特に大きかった。なお鳥取地方気象台の26日9時から27日9時までの日雨量（2.4.2図b）は178.7mmで昭和18年開設以来の最高記録であった。
　（9）九州地方（福岡管区気象台）
　台風が硫黄島の南西400km付近にある24日21時ごろから,九州北西部の沿岸と北東部の沿岸で弱い雨が降り始めた。これは台風縁辺の北東気流による地形的なものと,このころ九州を南下していった前線によるもので,この前線はその後台風の北上によって九州南東岸に停滞したため,台風が硫黄島の西およそ500kmに達した25日9時ごろから九州の東岸で前線性の雨が降り始め,台風の北上につれて雨域も広がった。しかし九州南西岸では九州山脈の風下側にあたったため台風が紀伊半島上陸時の26日18時ごろからほんの1～2時間降っただけで終わった（2.4.5図および2.4.6図参照）。
　降り終わり（2.4.6図）は九州の東側で早く,台風がまだ潮岬の南100km付近にある26日昼すぎにはやんだが,北西部では台風が奥羽地方に去った27日早朝まで弱い雨が残った。降雨継続時間も九州の東側で20～40時間,南西岸でわずか1～2時間で,北西部では30～50時間とかなり長く続いた。
　次ぎに日雨量分布（2.4.1図参照）を見ると,台風が硫黄島の西南西海上で北に転向し,潮岬の南南西およそ450kmに達した25日9時から26日9時までの雨は台風縁辺の北東気流による地形的なものと,九州南岸に停滞した前線によるもので,九州の東岸と北岸で10～20mmで局地的に山岳地方の小域で50mmぐらい降ったが,九州の西側では5mm以下であった。
　台風が潮岬南方から紀伊半島に上陸し奥羽地方に去った26日9時から27日9時までの雨は,この間に台風が九州に最も近かったので多少台風のじょう乱による雨も加わったが,台風の中心から300km以上離れていたから雨量は少なく,九州東岸と山口県で20～50mm,北西部の山岳地方で局地的に50～100mmの降雨があったが,その他の地方は0～5mmと少なかった。
　台風が奥羽地方から北海道の東方海上に去った27日9時から28日9時までの期間はすでに九州では天気は回復に向かっている時で,27日の朝方北西部で小雨が残り0～10mmの雨があったが,その他の地方は27日朝から天候回復して降雨はなく,昼ごろには九州は全般に快晴となった。
　総雨量（折込み図参照）で一番多かったのは佐賀・福岡県境の雷山（233mm）を中心とする小区域で,ついで大分県と宮崎県の日向灘に面する地域で100mmを越し,局部的に120mmに達した所がある。九州の西側ではわずか0～10mm前後であった。
　以上のように九州地方では台風のじょう乱による強雨域からそれたうえ,九州最接近地を通過する時の速さが大きかったため,全般に雨量が少なく,被害はまったくなかった。

2.5　その他の異常気象

2.5.1　広戸風

　（1）現地踏査報告（津山測候所）
　台風15号による広戸風は昭和9年の室戸台風時以来の強いもので,その被害も室戸台風時に匹敵するものと思われる。
　最も被害のはなはだしかった地域は奈義町豊沢ならびに同町滝本を中心とした地方で,南北5km東西10kmにおよんでいる。広戸風の影響範囲については適当な観測資料がないので明確ではないが,農作物その他の被害状況からして,西は津山市高野の一部から,東は奈義町関本まで東西15km,北は那岐山麓から南は勝央町植月まで南北約10kmにわたるものと推定される。
　なお,この影響範囲は1956年広戸風総合調査報告書による広戸風影響範囲（同報告書によれば奈義町行方・西原までが東限,奈義町中島までが南限と報告されている）より更に2～3km広い。また従来は那岐山麓から県道までが被害の多い地域と考えられていたが,今回はむしろ,県道の南部地域にはなはだしい被害が発生している。これらのことは,台風15号の勢力が強かったこと,換言すれば広戸風の規模が大きかったことを物語っている。
　被害は広戸風被害図（2.5.1図）に見られるように,A地区で最もはなはだしく,相当数の家屋が倒壊したのをはじめ,中には直径20～30cmに達する松の木も折損した。また,農作物被害としては稲作のほとんどが倒伏または脱粒（特に竹田早生は50～100％が脱粒）した。その他,収穫済みのリンゴで樹令10～15年のものが30～50度傾いたり,中には倒伏していた。また,かわらの飛散したもの,稲架の倒れたものが非常に多かった。
　B地域は広戸風の影響範囲であるが,この地区でも津山地方より被害がはるかに多く発生している。
　なお当時の風の状況を2.5.1表の奈義町中島西にある営林署の観測資料（ロビンソン風速計,検定付き）から見ると,26日10時には10m sec^-1に近い風が吹いていたが,12時ごろ一時弱くなった後,14時ごろから10m sec^-1を越える強風となり,23時前まで継続した。その間,19時03分に最大となり,32.5m sec^-1を記録した。風向は北ないし北北東であった。なお,降水量は少なく,26～27日で40.7mmであった。
　（2）広戸風の概要と被害状況
　台風15号に伴う広戸風の概要と被害状況は,岡山県勝田郡奈義町役場の報告によると次のようである。
　a）9月25日夕刻から台風15号の接近に伴い広戸風が発生した。風速8～10m sec^-1,瞬間風速20m sec^-1を記録する。同日午後9時風力衰え無風状態となる。
　9月26日午前3時広戸風の前兆である山鳴がすさまじく響く。午前5時現在大枝を動かし風速8m sec^-1を記録する。午前9時半瞬間風速20m sec^-1となり,この時気象台発表の情報をラジオで聞く。
　午後1時。台風の中を状況調査を行なう。風速25m sec^-1ぐらいの突風と雨が車の前進を拒む。見わたす限りの稲田は倒伏し豊作の夢もふき飛んでしまった状態である。
　午後5時。最大40m sec^-1を記録する。庁舎の北側のまどガラスが破損して飛散する。職員10名待期配置につく。
　午後5時半。電燈線故障,付近の屋根がわらが飛散し,電柱が傾く。昭和9年の室戸台風を回想させるようにふきつける。
　午後7時。風速38～45m sec^-1,瞬間風速60m sec^-1となり猛烈な風雨があれくるい,広戸局電話不通となる。
ロウソクの中でトランジスターラジオをたよりに情報を聴取していた。付近の老朽家屋は危険となり避難を開始する。高圧線切断,暗夜の中でごう音すさまじく家屋が破損しかける。行方局の電話のみを使用して各部落の消防団に連絡をとり,被害の有無をただすも被害のはあくに至難をきわめる。
　午後8時。行方局電話線不通。農林事務所との連絡を断つ。警察電話不通となり全く町外との連絡不可能となり,孤立状態におちいる。職員は手分けして深夜の中をつづいて調査に出発するも走行全く不可能にして調査できず。
　午後10時半。風力次第に衰える。平均30m sec^-1となる。
　9月27日。午前2時風力とみに衰える。
　b）被害の状況。今回の被害の激しかったところは,久常・豊沢・滝本・上町川・新吉野・中島西・中島東・荒内西・柿・広岡・宮内・成松・高円の各部落で,直径1尺以上の立木を倒伏あるいは折損し,家屋の損害はなはだしく,なまなましいつめのあとを残している。
　稲作は14号台風により南より北に倒伏していたが,今度は北から南に倒伏し,そのため脱粒・穂ずれ・折損による被害,更にこれに伴う今後の穂発芽,晩生稲の未成熟などによる直接間接の被害が予想される。幸いなことに水稲早期栽培のうち,220町はすでに刈取り済みであったので被害をまぬかれる。
　住宅および一般施設の被害は次のとおりである。
　全壊　61むね　915坪　　半壊　132むね　1,980坪　　大破　1,786むね　25,043坪　　中破　3,260むね　50,188坪　　合計むね数　5,245　　坪数　78,126

2.5.2　日高地方の突風（札幌管区気象台　荒川正一）

　9月27日4時ごろ（台風15号が北海道南方を通過中）,日高地方に強烈な突風がおそい,約7時間にわたって吹きまくり,部落・山林などにかなりの災害を与えた。これは前年台風22号の際に起こった突風と同種のもので,被害地・強風の形態などはきわめて酷似していた。しかし,その強さは前年ほどではなかった。前年の例もあるので,われわれはこの突風を更に詳しく認識する意味で,今回も現地踏査を行なった。その結果から,の風の習性などについていろこいのことがわかったので,ここにそれらを報告する。
　（1）日高地方は北海道中央部から南に走る日高山脈の東側に位置し,当地方の大半は山岳によって占められている。特に様似以南では山が海岸に迫り,がけを形成しているところが多い。2.5.2図には日高地方の地形と今回の被害分布を示す。図中○印等は建物の被害程度で,だいたい次のような基準に従った。
　被害大●　全・半壊家屋の顕著なところ
　被害中◎　全・半壊家屋若干と,屋根破損の著しいところ
　被害小○　屋根征破損程度のところ
　今回は被害大に相当するところはみられなかったが,傾向は前年のものと酷似していた。すなわち様似・幌満などが最もひどく,その他は一段階弱い。これらの被害地は連続的に分布しているのではなく,5～6kmぐらいの小区域の被害地が点在していたとみるほうがよい。
　2.5.3図はその一例であるが,この地域の下流にあたる静内では全然被害はみられなかった。また2.5.2図には区内観測所で測られた27日の最大風力（風力6以上,長い矢羽根1本は風力2）および風向と,聞込みによる風向とを示した。どの場所でも山からの吹きおろしで最大風力を観測している。なお測器により測定された最大風速および起時は次のとおりである。
　現地の聞込みは2.5.2表のとおりである。この表によって,突風およびそれに付随した諸現象のもようを知ることができるが,各地の地形・強風の特徴などにいくつかの共通点が認められた。それらを列挙すると,
　a）強風襲来地は峡谷の急に開けた扇状地になっている。その風上側には必ず700～1,000mの山があり,山ろくに近いほど風が強く（幌満・様似・上杵臼・農屋）,山ろくから遠ざかるにつれ風は弱くなっている（2.5.2図参照）。
　b）風向は上記山頂の方向から吹く場合が圧倒的に多く,沢づたいに吹いたのは幌満の一部のみであった。
　c）風は息が激しく巻きながら吹いてくる。土地の人の言葉を借りていえば「しも風がドヤして吹く」（幌満・幌泉・歌別）,「上下に巻くようにして吹く」（様似）。
　d）雨は弱く,強風前から降っていたが強風中も小雨が降り続き,風が治まったころやんだ。雨量は少なく20mm前後。前年は突風の開始とともに雨はいっそう弱まっている。土地の人は「しも風のときには雨は弱い。雨が強いほどしも風は弱い」といっている。一方襟裳岬付近のみは雨強く,雨量も圧倒的に多かった（十勝側と同程度）。
　e）幌泉・歌別など日高山脈の主峰がながめられる場所では,強風前に三枚岳（豊似岳を含む3山を指す）山頂にゴタ雲（われわれがいう滝雲のこと。海岸に打寄せられた海藻のことをこの地方ではゴタと呼んでいる。）をみている。付近の漁民はゴタ雲によって「しも風」の襲来を予知しているようである。また様似ではアポイ岳に同種の冠雲を認めている。
　f）上杵臼・上野深のように近くの山にさえぎられて日高山脈の主峰を直視できない場所では,強風前風上方向の空に晴れ間がみえたということである。これは山陰の下降気流の部分をみているのであろう。
　（2）当日のもようを更に量的にみるため,浦河・広尾両測候所の記録を2.5.4図にのせる。図は気象要素の毎時変化図で,実線は浦河,点線は広尾の値をそれぞれ示している。浦河においては4時ごろ10m sec^-1を越す強風（E）となり,同時に気温降下・湿度増加が起こった。風速が峠を越して後,11時ごろ風向がENEに変わるとともに気温上昇・湿度下降が急激に起こり複雑な経過をたどった。これは前年の台風22号のときと著しく異なる点である。22号の場合には強風開始（風向ENE）とともにフェーンが起こり強風中続いている。また,浦河の降雨強度が強風中やや強まっているのも22号の場合と異なっている。
浦河・広尾の記録を比べると両者の気象要素の間に著しい相違がみられる。とくに両者の気圧差は顕著で,これは浦河の風速に比例して増大し,7時には17mbとなった。また降雨強度も広尾のほうが圧倒的に強く,26日9時～28日9時の総雨量は広尾112mm,浦河27mmとなっている。浦河にフェーンが始まる前ごろから広尾の気温が低下し,そのため両地点の気温差が約6℃に達したことも見のがせない点である。このように日高地方の突風に伴って山脈の両側の諸現象が著しく相違することは,この風の機構を考える上に不可欠の要因となろう。
　（3）この強烈な北東風はこの地方にとっては珍らしい現象ではない。それだけに漁民にとっては最も恐ろしい風とされている。土地の人々は古くからこの風に注目し,しも風（様似―襟裳）,オロマップ風（上杵臼）などと呼んで,特にこの方向の風を警戒してきたもようである。この風が広戸風・やまじ風などと同種のおろし風であることは上記の諸現象から理解されることであるが,広戸風などと大きく異なる点はおろし常襲地が日高地方の随所に点在することである。おろしに好都合な地理的条件を備えた場所が数多く存在するためである。
　前年の台風22号の場合といい,今回の台風15号の場合といい,台風の位置,温暖前線の位置ともにきわめて酷似した配置にあった。温暖前線を伴った台風または低気圧が北海道南方を通る際には一応日高しも風を警戒する必要がある。
　最後に襟裳岬付近の風について一言ふれておく。襟裳岬付近の現象は他所と種々の点で相違している。たとえば強風の吹き出しが26日から始まり27日午後まで続いていること,風の息が弱いこと,最大風速が他所より大きいにもかかわらず被害が少ないこと,雨量が多いことなどである。これらのことから考えて襟裳岬付近の強風はおろし風でなく岬への収束風であるとみなされる。実際,流線解析によって十勝側の風が襟裳岬に収束していることが確かめられた。

2.6　海上気象（船舶による風・気圧・波浪の観測）

2.6.1　大阪湾・紀伊水道以西（神戸海洋気象台　矢吹文太郎）

　大阪湾・紀伊水道に避泊した船舶の位置を2.6.1図a,bに示した（2.6.1表参照）。
　瀬戸内海については2.6.2図および2.6.2表に示し,それ以外の海区から報告のあった船舶名は2.6.3表に掲げた。
　2.6.1表～2.6.3表からわかるように各海区からの報告数は
　　　大阪湾　　21隻
　　　紀伊水道　2隻（大島港を含む）
　　　土佐湾　　3隻
　　　瀬戸内海　37隻
　　　その他　　13隻
であった。
　以下これらの資料を基にして調査した結果を記す。
（1）風について
　南西諸島を航行中であった関西汽船黒潮丸（船長井口庄市郎）からの報告によると,25日夕刻より台風の影響による風力5程度の北～北北西の風が吹いてきたが,最も接近した26日4時ごろでも500km以上の距離があったので,同程度の風が続いている。しかし,同じころ,同海域を南下中であった川崎汽船千鶴川丸（船長下郷久次）の観測では,26日0時ごろ風力8の北の風であった。これらは船位の相違で若干の違いは当然であり,10～15m sec^-1程度の風であったと思われる。
　また,朝鮮から内地に向けて帰港中であった大光商船かるかった丸（船長田中正雄）は朝鮮海峡の34°N,128°Eの地点で風力7～8の北東～北北東の風に遭遇し,25日23時ころから玉城湾に避難した。
　鹿児島沖に避難していた正福汽船栄正丸（船長川崎哲夫）は,台風が富山湾付近に北上したころ（27日0時）,風力7の北～北北西の風を観測し,かなり接近していたころの風力は5以下であった。これは地形によるものと思われる。
　高知県の須崎港には福洋汽船福寿丸（船長藤本伸雄）,三晃海運晃祐丸（船長柏原東作）,高知港には関西汽船高知丸（船長大谷権次郎）がそれぞれ避難していた（2.6.1図）。高知丸は地形の影響により,26日16時に風力10を短時間観測している。14時前および18時以後はともに風力5以下で最も接近した時のみ暴風であった。高知地方気象台の観測値を比較して2.6.4表に示す。
　この傾向は須崎港にいた福寿丸の観測結果に現われており,16～18時の3時間は暴風（風力8）であったが,その前後は4以下であった。これは,晃祐丸からの報告と若干の時間のずれがあり,避泊点の相違による地形の影響と思われる。
　潮岬東方の大島港には八馬汽船第18多聞丸（船長中村繁志）が避泊していた（2.6.1図）。その資料を潮岬測候所のものとともに2.6.5表に示す。
　また,その変化状況は2.6.3図のようになっている。
　資料には現われていないが,18時50分から19時20分の30分ほどの間は風力が4に落ち,雨も小止みになって,目に似た現象を観測したと報告されている。潮岬測候所の観測と時間的なずれが生ずるわけであるが,上陸以前からのものか,上陸による変形の結果かは不明である。
　遭難船救助のため紀伊水道に出動した巡視船「はちじよう」（船長松浦正一）は台風が最も接近した時には中心から100km付近にいたので紀伊水道の貴重な海上気象の報告を得ることができた（2.6.1図b）。この資料によると16時半ごろ,951mbの最低気圧を観測し,最も台風に接近した時よりも,台風が上陸した18時ごろのほうが風は強く,44～45m sec^-1であった。最低気圧と最大平均風速との間にも時間的なずれが存在している。この「はちじょう」の資料と潮岬・室戸岬両測候所の資料との比較を2.6.4図に示した。また,由良港に避難した中村汽船第19雲洋丸（船長山根宇一）,東海運真洋丸（船長秋本金治）（2.6.1図b）からも当時の状況の報告があった。和歌山地方気象台の風の資料との比較を2.6.6表に示す。
　両船とも18時ごろ最低気圧を観測しているが,最大風力の起時は若干遅れている。和歌山地方気象台の観測結果にもこの傾向は現われている。和歌山と対称的な位置にある徳島地方気象台の観測ではこのような傾向は認められない。参考までに和歌山・徳島両気象台の資料を対比して示す（2.6.7表）。
　瀬戸内海にも沢山の船舶が避泊していた（2.6.2図）。
　まず関門海峡内には関西汽船平和丸（船長福田行雄）および林兼の中洋丸（船長花崎門吾）がいた。また,国鉄下関桟橋の観測では,風力6程度（北西）が最大風力であった。周防灘西部の井の浦港外には東海運盛洋丸（船長三輪武人）が,部崎燈台南西方には栃木汽船きのと丸（船長冨松豊高）が停泊していた。このあたりはほとんど北風で7程度にまでなった模様である。徳山港付近には,沢山汽船第1東洋丸（船長進藤寛治）,宮地汽船千山丸（船長中村史郎）,日東商船同和丸（船長谷内広）が停泊し,笠戸ドック内には日鉄汽船宇佐丸（船長福島郁蔵）がいて観測を実施した。それぞれ停泊地形の相違で2～3時間の時間的なずれがあるが,風力8の連吹時間は短く,ほとんど北寄りの風であった。別府湾奥の日出港に避難した関西汽船あけぼの丸（船長井口国義）,にしき丸（船長延末惣一）からの報告では,6～8の風が6～7時間も吹き続いている。また周防灘と異なり,全期間中北西～西北西の風であり,この方向からの風が吹きやすい地形になっているように思われる。周防灘・別府湾付近の風の最大は平均15m sec^-1であったと推定される。
　広島港付近には航海訓練所進徳丸（船長池田勲）,晴海船舶清河丸（船長金本順一）,第一汽船北京丸（船長岡田修蔵）が停泊中で,16時過ぎから19時過ぎにかけて20m sec^-1前後の北風を観測している。進徳丸の観測によると最大瞬間風速は32m sec^-1を記録している。また広島湾西部では国鉄宮島口桟橋および大畠桟橋の観測があり,南風が弱くなって大畠桟橋の最大風速は10m sec^-1以下であった。観測場所の特殊性がわからないが,地形の影響によるものかもしれない。しかし,概して広島地方気象台の観測状況とよく似た変化状況を示している。安芸灘東部の国鉄仁堀航路の仁方・堀江両桟橋での観測結果によればだいだい同程度の風力であった。また,小部湾に避泊した関西汽船早靹丸（船長上浦登）によれば10m sec^-1以下の風速であった。
　備後灘の百貫島付近には,岡田商船祥雲丸（船長弓削虎雄）,第一汽船あじあ丸（船長松丸武俊）,大阪商船あふりか丸（船長伊藤喜栄）の3隻が停泊避難した。また松永湾には泰通海運南輝丸（船長松下三郎）が停泊しており,これらの船舶からの報告を総合すると16～18時ごろ,台風が紀伊半島に上陸する2～3時間前の北風が最も大きく,20m sec^-1前後の風速であった。南輝丸のみは10m sec^-1程度を観測しているが,大小さまざまの島々の影響と思われる。祥雲丸・あじあ丸の観測により30～35m sec^-1程度の最大瞬間風速のあったことがめいりょうになった。
　備讃瀬戸東部の高松沖には女木島の東方海域を含めて関西汽船こがね丸（船長大倉松太郎）,同太平丸（船長宮本顕一）,国鉄宇高航路瀬戸丸の3隻がいた。また高松桟橋の観測をも含めて,この付近の海域ではだいたい15時ごろから20m sec^-1程度の風が吹き始め,紀伊半島上陸時に最強に達し,その後1～2時間吹き続いた。地形の関係でほとんど全期間中北寄りの風であった。瀬戸丸は45m sec^-1の最大瞬間風速を15時に,高松桟橋では36m sec^-1の最大瞬間風速を17,18時に観測している。この高松と宇野の中間の豊島東方には関西汽船さくら丸（船長佐々木由夫）があり,宇野付近には,同様橋の観測および玉野ドックの三井船舶箱根山丸（船長福田晴雄）の観測があった。これらの報告によっても,あまり大きな相違はなく,18～19時ごろに最大風力が現われている。高松・宇野間は距離的にも大きな違いもなく（20～30km）南北に通路ができたような地形であるから当然の結果であろう。
　小豆島付近に避泊して報告を受けた船は,池田湾に三光汽船水星丸（船長荒岡政彦）,関西汽船るり丸（船長森山金太郎）,乾汽船乾洋丸（船長木谷栄）,隆昌海運隆昌丸（船長河野修）,三井船舶摩耶山丸（船長郡山重雄）の5隻がある。15時ごろから20m sec^-1前後の風速になり,18～20時ごろに最高になり30m sec^-1程度になっている。その後,24時ごろまでは15m sec^-1程度の風が吹き続いた。この間に水星丸は39m sec^-1の最大瞬間風速を測定している。池田湾の東の内海湾・坂手湾にいた船舶は,大阪商船ありぞな丸（船長市川義雄）,三晃海運宇治川丸（船長菊川真一）,池田商事まがね丸（船長木元六郎）,日鉄汽船鉄隆丸（船長山本登代美）,丸ノ内海運蒼峯丸（二航武田功）,関西汽船あかね丸（船長津国安由）,航海訓練所銀河丸（船長折原洋）,関西汽船舞子丸（船長能瀬勇美）の8隻が避泊していた。概して内海湾のほうが風力は弱いが,両湾とも台風上陸時の18時前後に最大風力に達している。坂手湾にいた銀河丸の風速計（コーシンベン）は最大瞬間風速45m sec^-1を示した。小豆島の池田湾・内海湾・坂手湾の各船での風力の平均値を比較対照すれば2.6.8表のようになる。
　播磨灘北部の相生港付近には三井近海汽船天塩山丸（船長鶸田徳夫）の観測がある。これによれば19時に最大風力12を示している。飾磨港には兵庫県港湾課の観測施設があり,その資料と比較して2.6.9表に示す。
　これを見ると飾磨港は若干早く風向を変えている。最大風力も海上ほど大きくない。
　以上,小豆島付近の船舶資料および天塩山丸の資料から推定して播磨灘全域にわたって30m sec^-1前後の風は吹いたと思われる。
　大阪湾北部では21隻の船舶から報告を受けた（2.6.1図a）。この資料を総合すると,台風が上陸した18時ごろはまだ北北東であるが,台風が最も接近した20時ごろに各船とも一様に北風に変わり,21時には北西,22時には西に変わった。風力の相違は避泊場所および風力計の有無によるものと思われるが,傾向として19～20時ごろが最大である。最大瞬間風速では,芦屋・西宮付近の南北を境にして東西では若干の相違がある。すなわち東側の白山丸（11）,加茂春丸（12）および大阪港外の関西丸はそれぞれ,45,42,45m sec^-1を示しているが,西側の天光丸（7）は38m sec^-1,高武丸（13）は36m sec^-1,佐賀丸（14）は35m sec^-1,秋葉山丸（17）は35m sec^-1と西側は40m sec^-1以下であり,わずかながら西側ほど弱い。
　（2）気圧について
　各船舶の気圧計はそれぞれ型が違い精度も違うのでその示度の比較は困難であるが,その変化傾向はだいたい同じで,付近の気象台・測候所のものと似ている。特に気圧の変化についての結果の報告もないが,大島港に避難していた第18多聞丸は18～19時の間に最低気圧929mbを観測し,潮岬測候所のものより0.5mb低い（2.6.3図）。台風によっては目の範囲が広く,そのため大気の振動や山岳などによって局地的な低極が目の中に生ずることがあり,第18多聞丸の最低気圧はかかる低極の一つに当たるのかもわからない。参考までに潮岬測候所の気圧自記記録の一部を2.6.5図に示す。なお,第188多聞丸・巡視船「はちじょう」の気圧変化は2.6.3図,2.6.4図を参照されたい。
　大阪湾に停泊した康島丸の気圧自記記録を2.6.6図aに示した。大阪・神戸の観測値と対比して2.6.6図bに示す。
　（3）海面状態
　海面状態についてはほとんどがビューフォート階級によっているので,これから各海区の波高を推定することは困難である。巡視船「はちじょう」のみは気象庁の風浪階級の観測を行なっている。これによって紀伊水道南部の波浪状態は詳細に知ることができた。
　「はちじよう」が田辺港を出港した9時ごろにはすでに4～5mの波があり,南から来るうねりも2～3mに達していた模様である。台風の北上とともに波高も増加し,台風との距離が270kmぐらいになった12時には10m以上の波高となっている。この時の風は北東の30m sec^-1以上であった。南からくるうねりもかろうじて判別できていたが,台風がさらに北上し約180km程度まで接近した14時には風も35m sec^-1を越え,風波は最高頂に発達して14mに達し,うねりとの区別は判然とせず,波頭2～3mは白いあわとなってきている。この時の室戸岬燈台の観測でも10m程度の波を観測しており10～15m程度の波浪の存在はたしかである。大島港に避泊していた第18多聞丸はroughの状態で港内でも4～5m程度であったろうと推定される。紀伊水道のこの海面状態は台風が上陸するまで続き,奈良付近に達した20時ごろから常態に返り始め,台風が日本海に抜ける27日1時ごろから波の方向が南西に変わり4～5mにおさまってきた。紀伊水道北部の友ガ島燈台の観測では14時に2～3mの波高であった。これから推定して,14時ごろの日ノ御崎・蒲生田崎付近の波高は6～7m程度となり,上陸後から最も接近したころには10mぐらいにはなったろうと思われる。由良港にいた第19雲洋丸の報告では海面状態6であり,港内でも最高波は4～5mに達した模様である。
　この「はちじようの」資料から推して,台風が本州南方洋上を北上中,半径100km程度の範囲内は波高14m以上のこんとんとした海面状態で,台風中心とともに移動すると思われる。
　沖縄付近航行中の千鶴川丸の報告ではrough～highの海面状態であった。そのころの風力は7～8であったが,これから推測して4～5m程度ではなかったかと思われる。また,朝鮮海峡を航行中のかるかった丸の報告でも同様な状態であった。平和丸が避泊した関門港西山区付近は朝鮮海峡からはいってくる波浪がかなり大きかった模様である。
　内海周防灘の西部は,きのと丸の観測ではmoderate（4）の状態であった。別府湾日出港に避難したにしき丸が,八島南方を航行中（26日8時ごろ）豊後水道からはいってくるうねり4を観測している。このうねりが北寄りの波浪と衝突して異常な波浪状態を示し,5m前後の波高であった。しかし,この八島南方海域外では2～3mの波高であった。この状況は4時間ほど後に同海域を航行したあけぼの丸の資料中にもめいりょうであり,気象・海象の影響によって特異な海面状況になりやすい海域であると思われる。
　広島湾ではうねりは全然なく,最大風速のころ数時間にわたってmoderate程度の海面状態であり,国鉄宮島口桟橋の観測でも同様の結果であった。
　安芸灘東部では国鉄仁方・堀江両桟橋付近の海面状態は早鞆丸のいた小部湾より荒れていた模様である。報告によれば両桟橋付近はrough,早鞆丸はmoderateであるが,地理的条件からみて北風の場合小部湾ではあまり荒れた海面状態にはならないように思われる。
　燧灘の百貫島付近では,あふりか丸の報告のみであるが,その海面状態の階級（very high）は過大と思われる。他に資料がないので正確ではないが,rough程度の海面状態が妥当ではなかったかと思われる。松永湾ではせいぜいmoderate程度までであったことが南輝丸から報告されている。
　備讃瀬戸東部の高松沖では国鉄瀬戸丸の資料があり,女木島南東海域ではhigh程度にまで荒れたが,風向が西に回り始めてから比較的早くおさまりだした。豊島南東海域ではさくら丸の資料から見て高松沖ほどは荒れなかった。このさくら丸の避泊地付近の小豆島池田湾にいた船舶からの報告もほぼさくら丸と同程度のものであった。小豆島の内海湾は坂手湾より若干荒れ方は静かであったろうと思われるが,海面状態としては同じ程度と思われる。銀河丸からの詳細な報告によれば,台風上陸の1～2時間前ごろから風によって波頭は飛散し,上陸時には波頭に白いあわを生じるすじ状になった。この状態は20～21時ごろまで継続し,24時ごろから白波が減少し始めている。27日4時ごろには風も10m sec^-1程度に落ちたが,海上所々に白波が残っていた。
　播磨灘北部では相生沖にいた三井近海汽船の天塩山丸の報告によると正午ごろから10m sec^-1の北寄りの風になって風波が立ち始めている。台風上陸時には海面状態はroughで,波高はめいりょうでないにしてもかなり白波が多くて,状態としては荒れていたと思われる。うねりも若干観測されているが,外洋のものとは異なって周期の大きい波浪がうねりとして観測されたものと思われる。播磨灘中央部でどの程度の波浪が存在したかは資料がないのでめいりょうではないが,Neumannの式から推定すると4～5m程度と思われる。播磨灘航路の北部に潮流の早い所があり,この付近では6m程度にまで発達したことも考えられる。
　大阪湾の状態は播磨灘と同様rough～high程度であった。どの程度の波高があったかが問題であるが,波高の実測資料が少ないのでめいりょうではない。西宮沖にいた八馬汽船多聞丸の二等航海士の話では1.5～2m程度であった模様である。台風上陸前の14時の友ガ島燈台の観測では2～3m程度であった。台風上陸時には若干波高も増大していたと思われるがせいぜい4～5mと推定され,大多数の船舶が避泊していた大阪湾中央部以北では2～3m程度までの波高であったと思われる。
　実際に船舶で使用されている海面状態の階級と気象庁の波浪階級とは概して一致しないので報告中の階級から波高を推定することは非常に危険である。現に海面状態の階級と波高との関連について航海士にたしかめたところでは,外洋と内湾とでは全然違っている。波高がその場所の水深と密接な関係があることを考えれば当然のことであるが,外洋についてはだいたい一致していると考えられる。したがって,今後の問題として内湾の海面状態と波高との関係を調査し,小型船舶に対する海面予想に役だてる必要がある。
　（4）その他の報告
　伊勢湾台風に伴う暴風雨に対処するために各船舶の採った対策がかなり適切であったので被害は大して出なかった模様である。
　大阪湾では秋葉山丸の報告にあるように（2.6.7図）かなり多数の走錨船があった。避泊船のほとんどが鎖の緊張ゆるみと船首の振れ回り防止のために機関を使用している。また空船状態の船舶はタンクに水をはって重心低下を計り,甲板上の移動物は固縛され,ライフラインを張ったりして万全の荒天準備が行なわれていた。
　小豆島近辺および高松沖の船舶も機関を使用しており,内海西部の船舶はいつでも機関を使用しうる態勢を整えていた。
　このように台風に対する万全の措置により被害は最小限におさえることができたわけである。また巡視船「はちじょう」の体験からわかるように,十分な気象知識と冷静な判断により暴風雨域内からでも帰港しうることを認識しなければならない。
　（5）陸上の風と海上の風の比較
　海上の船舶資料と付近の気象台・測候所の風との比較を行なった結果を示すと次のようになる。
　（a）紀伊水道の風
　紀伊水道については「はちじょう」の資料を使用した。観測は風力階級で報告されているが,その風力階級は気象庁のものと異なっており,風速の幅が3～4m sec^-1程度であるので,各階級の中央風速をもってその階級の風速とし,地上の風速との比較を行なった。
　まず潮岬測候所の風と比較し,回帰係数を計算してみると次式のようになる。
　　　　y＝0.92xs＋5.3（m sec^-1）
　　ただし,xs:潮岬の風（m sec^-1）,X:「はちじよう」の風（m sec^-1）
　「はちじょう」の風を紀伊水道南部の海上の風と考えるならばだいたいの目安として潮岬測候所の風から紀伊水道南部の海上の風が推定できるわけである。ただし,この場合北東から西にかけての風向の場合に限られるが,あくまで目安の程度を越えない。
　同様に,室戸岬測候所との比較では次式が求められた。
　　　y＝1.10.xm＋3.5（m sec^-1）
　　ただしy:紀伊水道南部海上の風速（m sec^-1）
　　　xm:室戸岬測候所の風速（m sec^-1）
　また,神戸海洋気象台の風速との間では
　　　y＝1.40xk＋2.4（m sec^-1）
　　　y:紀伊水道南部海上の風速（m sec^-1）
　　　xk:神戸海洋気象台の風速（m sec^-1）
　以上は伊勢湾台風の観測から出た結果であるから,常時使用できるかどうかに関しては今後の観測・調査に待たなければならない。
　（b）大阪湾の風
　大阪湾に避泊した船舶の資料から風力の程度は2.6.8図に示した。
　大阪湾南部の状況は不明であるが,同図によれば尼崎沖に風力の最大地域が現われている。西風に変わって後も同様であることは今後の避泊位置選定の参考になるものと思われる。
　　風速（m sec^-1）の報告のあった天光丸（7）,会津丸（8）,しどにい丸（10）の資料と神戸海洋気象台の風速とから回帰係数を求めてみると次のようになる。（x:神戸海洋気象台の風速（msec^-1））
　　　天光丸:　　yT＝0.63x＋9.9（m sec^-1）
　　　会津丸:　　yA＝0.95x＋5.8（m sec^-1）
　　　しどにい丸:　yS＝0.69x＋9.6（m sec^-1）
　これによりわかることは神戸で10m sec^-1程度の時にはだいたい似た風速を示しているが,20m sec^-1程度になってくると会津丸（8）のいた位置では風速が強くなることを示している。2.6.8図でもわかるように北東～南西の大阪湾長軸付近では北東の風の時には顕著な風力の増加が推定される。
　この強風地域内の会津丸の資料と大阪・洲本両地の観測を比較してみると次式を得る。
　　　大阪:y＝1.21x＋6.3m sec^-1　　x:大阪の風（m sec^-1）
　　　洲本:y＝0.34x＋13.5m sec^-1　　x:洲本の風（m sec^-1）
　　　　　　（y:会津丸の風m sec^-1）
　大阪の風よりは20～30％強い。洲本の風とはあまり相関はないように見えるが,洲本では19時にはすでに北西に風が変わって急激に風速が落ちているためと思われ,18時までのものについて（北～北東の風）計算してみると
　　　　　　　　　　　　　　　　y:会津丸の風（m sec^-1）
　　　y＝0.80x－5.1（m sec^-1）
　　　　　　　　　　　　　　　　x:洲本の風（m sec^-1）
となり,洲本では北～北東の風の場合には海上より若干強い風が吹いていた。この結果は洲本のほうが18時までは台風に20海里程度近い位置であったためと思われる。だいたいにおいて北～北東の風の場合には洲本の風は大阪湾上の風を代表するものと想像される。
　また,兵庫県土木部の尼崎港での資料を用いてみると
　　　　　　　　　　　　　　　　　　y:会津丸の風（m sec^-1）
　　　尼崎:y＝1.33x＋1.6（m sec^-1）
　　　　　　　　　　　　　　　　　　x:尼崎の風（m sec^-1）
となり,会津丸は尼崎より平均30％程度強い風であったということができる。
　（c）明石海峡の風
　明石海峡については目下詳細に調査中であるが,明石・舞子・仮屋に設置した風速計の資料から同様に比較した結果のみを示す。
　　　明石の風:y＝0.42x＋4.6（m sec^-1）
　　　舞子の風:y＝0.17x＋8.5（m sec^-1）　　x:神戸海洋気象台の風速（m sec^-1）
　　　仮屋の風:y＝0.78x＋1.6（m sec^-1）
　　　　　　（明石は水産試験場,舞子は電波監視所に設置した風速計による）
　（d）播磨灘北部の風
　相生沖の天塩山丸の資料と姫路測候所および飾磨港に設置した兵庫県港湾課の風速計資料と比較してみると,それぞれ似た風向変化を示している。
　姫路の風から相生沖の風を推定するときには次式を使うとよい。
　　　　　y＝2.04x－8.4（m sec^-1）
　　ただしy:相生沖の風速（m sec^-1）
　　　　　x:姫路測候所の風速（m sec^-1）
　姫路で10m sec^-1以下の時には問題にならないが,20m sec^-1にも達すると海上では予想以上の風速になることがわかる。
　飾磨港と相生沖,天塩山丸の風を比較しても姫路と天塩山丸のものとだいたい似たような結果（y＝1.95x－6.9（m sec^-1））となり,播磨灘北部では相生沖は風の強い所であることがわかる。
　（e）小豆島（坂手湾・内海湾）の風
　内海湾はありぞな丸,坂手湾は銀河丸の資料があり,これを高松地方気象台・神戸海洋気象台のものと比較してみよう。
　まず,高松地方気象台のものと比べると内海湾のありぞな丸では東風はほとんど吹いていない。しかし,高松よりも1～3時間早く西に転向している。もっとも,高松は地形の影響が大きくあまり風が吹かなかったためかも知れない。国鉄高松桟橋の風向と比べると非常によく合っているところから考えて,海上の風向と高松地方気象台の風向とはあまり関係がないとも考えられる。坂手湾の銀河丸の風向はありだな丸とほとんど一致している。
　両船の風向を神戸の風向と比較してみると非常によく合って転向状況も似ている。前と同じように回帰係数を計算して次の結果を得た。すなわち
　　　ありぞな丸（内海湾）:y＝1.13x＋0.8（m sec^-1）x:神戸海洋気象台の風（m sec^-1）
　　　銀河丸（坂手湾）:y＝1.16x＋4.8（m sec^-1）x:神戸海洋気象台の風（m sec^-1）
　これによると内海湾の風は神戸の風とだいたい一致しているが,坂手湾では若干神戸より大きい。
　（f）高松沖の風
　高松沖では瀬戸丸の資料があるが,観測期間が短いので係数の計算はあまり信用できない。北風の場合には坂手湾と同程度であるが,西風の場合にはその風速は急激に減少する傾向が認められる。
　（g）その他の瀬戸内海
　備讃瀬戸以西の海域の風は資料の点で調査が思うようにできない。だいたいの傾向としては,風力にして1～2程度海上が強い。
　（h）外洋
　外洋についてはまだ解決できない点が多数あり,今後の海上気象の大きな問題として解明しなければならない。