集中豪雨（しゅうちゅうごうう）とは、局地的で短時間の強い雨、つまり限られた地域に対して短時間に多量の雨が降ることを言う。現在の日本においては一般にも学術用語にも用いられるが、雨量などに基づいた定量的な定義はない「しゅうちゅう-ごうう【集中豪雨】」大辞泉（Yahoo!百科事典）、2013年7月29日閲覧小倉、1999、224 - 231頁。
用語 日本の気象庁は以下の2つの用語を使い分けているが、一般的にはどちらも「集中豪雨」と呼ばれる 気象庁、2009年2月。。 局地的大雨 - 単独の積乱雲によりもたらされる、数十分の短時間に、数十mm程度の雨量をもたらす雨予報用語 降水 #局地的大雨 気象庁、2012年8月2日閲覧。 集中豪雨 - 積乱雲が連続して通過することによりもたらされる、数時間にわたって強く降り、100mmから数百mmの雨量をもたらす雨。局地的大雨が連続するもの予報用語 降水 #集中豪雨 気象庁、2012年8月2日閲覧。 本項ではこの両方について述べる。なお気象庁は、災害の恐れのある雨を「大雨」予報用語 降水 #大雨 気象庁、2013年7月29日閲覧。、著しい災害に至った雨を「豪雨」予報用語 降水 #豪雨 気象庁、2013年7月29日閲覧。と呼んでいて、「豪雨」「集中豪雨」は過去の災害に対してのみ用い、これから起こる大雨に対しては用いない。
学術的には、「大雨」は単に大量の雨が降ること、「豪雨」は空間的・時間的にまとまって災害をもたらすような雨が降ること、「集中豪雨」は空間的・時間的な集中が顕著な豪雨を指すとされるが、区別は明確ではない。
似たような言葉として、雨の降る範囲に関係なく短い時間に多くの雨が降る事を指す「短時間強雨」「アメダスで見た短時間強雨発生回数の長期変化について」、気象庁、2013年7月30日閲覧、雨の継続時間に関係なく狭い範囲に多くの雨が降る事を指す「局地豪雨」、予測が困難な突発的な大雨を指す「ゲリラ豪雨」「ゲリラ‐ごうう【ゲリラ豪雨】」、大辞泉（Yahoo!百科事典）、2013年7月30日閲覧がある。これらは、集中豪雨とされる事例に対しても用いられる場合がある。
集中豪雨の概念は各国共通のものではないが、類似語がある。英語には突然の激しい雨、土砂降りを意味する"cloudburst"、"downpour"などの言葉がある。韓国語では日本語がそのまま移入され""（集中豪雨）として用いられている。
集中豪雨という用語が初めて公に使用されたのは、1953年8月14日-15日にかけて京都府の木津川上流域で発生した雷雨性の大雨（南山城豪雨、南山城水害をひきおこした）に関する、1953年8月15日の朝日新聞夕刊の報道記事とされている。この報道以降、主に新聞などで使われはじめ、一般語としても気象用語としても定着していった宮澤清治「災害史シリーズ（106） 気象災害史（94） 激しい世論を喚起した昭和28年の大水害（3） 1953年（昭和28年）8月の南山城豪雨（ことば「集中豪雨」の初出）」、『近代消防』37巻11号、102 - 105頁、1999年10月、。また、用例はあったが普及していなかった「ゲリラ豪雨」という呼称は、集中豪雨が日本国内各地で続発した2008年夏以降一般に広く使用されるようになった平成20年8月末豪雨、2008年夏の局地的荒天続発を参照。。
メカニズム
一般的に、地面に対して水平方向に発達する層状の雲（乱層雲など）に比べて、地面に対して垂直方向に発達する積雲や積乱雲の方が、激しい雨（驟雨）をもたらす。これには、積雲や積乱雲の内部の対流（積雲対流）が関係している。積雲や積乱雲がもくもくと発達して急激に雲頂の高さを増すことからも分かるように、積雲対流中の上昇流の速度は他の循環による上昇流に比べて桁違いに大きく例えば、Battan and Theiss（1966）はアメリカ西部で発生した積乱雲の鉛直ドップラー・レーダー解析から、最盛期には対流圏上層で20メートル毎秒（m/s）という地上の強風に匹敵する上昇流を観測したと報告している。、これによって雲中で雨粒や氷晶の急激な発達が起こり、激しい雨となる二宮、52 - 54頁。 にわか雨と局地的大雨・集中豪雨の違い
先の説明の通り積雲や積乱雲は激しい雨をもたらすものの、そうした雨の多くは、散発的で急に降りだしてすぐ止んでしまう一過性の雨（にわか雨冬の日本海側でこのような雨が断続的に続くものはしぐれと呼び分ける場合もある。予報用語 降水 #しぐれ 気象庁、2013年7月29日閲覧。）である小倉、1999、215 - 224頁。例えば、日本の場合は夏に散発的な積乱雲が発生しいわゆる夕立をもたらすが、その多くがにわか雨で、夕立の積乱雲のすべてが集中豪雨を降らせるわけではない。
これは、にわか雨の時には、複数の積乱雲の塊（降水セル）が雑然と集まっていてそれぞれが独立的に活動しているからである。このようなタイプの降水セルをシングルセル（single cell、単一セル）といい、雷雨の分類上は「気団性雷雨」という。上空が単一の気団に覆われていて、一般風地表の摩擦の影響を受ける地上付近の風に対して、摩擦の影響が少なく大局的な気圧配置の影響に支配される上空の風を一般風という。の鉛直方向でのシアーが弱いときに発生しやすい。
降水セルの大きさはふつう、水平方向に5 - 15km、寿命はおおむね30 - 60分ほどで、雨はその中でも30分程度しか続かない。そのため、降水セルが雑然と集まっただけでは雨が長続きしない小倉、1999、208頁。
しかし、大気が不安定であるなどの要因で積乱雲が発達すると、雨量が増して数十分で数十mm程度に達する。このような雨を気象庁の呼び方では「局地的大雨」という。
そしてさらに条件が整うと、1時間で数十mmの局地的大雨が数時間あるいはそれ以上継続し、総雨量が数百mmに達して気象庁が呼ぶような「集中豪雨」となる。その条件は、寿命が限られた積乱雲が世代交代をして次々と発生・発達し、かつその積乱雲群が連続して同じ地域を通過することである。
局地的大雨も集中豪雨も、1つ1つの積乱雲（降水セル）の寿命は30 - 60分ほどであるが、集中豪雨では積乱雲が世代交代ながら連続して通過することで大雨が数時間以上に亘る。なお、特に前線や台風などで、豪雨をもたらす大気場がほとんど変化しない状況下、稀に十数時間から数日に亘って強い雨が続く場合もある。ただその場合も、雨量は例えば2 - 3時間の周期で増減するなど変化を示すことが知られている。
このような世代交代は、降水セルが線状あるいは団塊状にまとまるマルチセル型雷雨にみられるほか、単一の巨大な降水セル（スーパーセル）によるスーパーセル型雷雨にも見られる。マルチセル型雷雨はメソ対流系と呼ばれる複数セル間の相互作用により生じ、一般風の鉛直方向でのシアーが強いとき鉛直方向のシアーが強いということは地上付近と上空の風向が異なる事を意味する。積乱雲が発生するためには地上付近に暖かく湿った空気の流れがあって、かつ大気が不安定であることが必要である。大気が不安定になるためには、気温や湿度（水蒸気量）の差が大きくならなければならない。地上から上空まで同じ風向では、地上も上空も暖かく湿った空気が占めてしまい、不安定度はあまり大きくない。一方風向が異なると、例えば地上は暖かく湿った空気、上空は冷たく乾燥した空気という構造で不安定度が大きくなり、積乱雲が発達する。に発生しやすい白石栄一「局地的な降雨観測・予測技術の動向」、科学技術政策研究所『科学技術政策動向』、2009年2月号。。
また、集中豪雨の範囲は、おおむね水平方向に2 - 200km（メソβ（ベータ）スケールからメソγ（ガンマ）スケール）程度である小倉、1999、159, 208頁。日本における梅雨前線帯での豪雨でも、個々の事象は概ね100km程度である。しかし年によっては、梅雨前線による豪雨が日本列島各地を右往左往しながら数週間もの長期に亘り断続的に豪雨をもたらすことがある（例えば、昭和47年7月豪雨などがある）二宮、107 - 115頁。
マルチセルとスーパーセル
数時間にわたって強い雨が続く「集中豪雨」をもたらしうるのは、既に述べたとおり積乱雲が世代交代するマルチセル型雷雨やスーパーセル型雷雨である。
マルチセル型雷雨の分類は研究者により異なる。Bluestein, Jain（1985）はアメリカ オクラホマでの気象レーダー観測をもとに、破線（Broken line）型・バックビルディング（Back building）型・破面（Broken areal）型、埋め込み（Embedded areal）型の4種類に分類されるとした小倉義光 「メソ対流系の構造と組織化に及ぼす環境の影響」、日本気象学会、『天気』 37巻7号、439 - 465頁、1990年7月 小倉義光、新野宏「天気の教室 お天気の見方・楽しみ方（6）：謎に満ちた不意打ち集中豪雨：2004年6月30日静岡豪雨の場合（その1）」、日本気象学会、『天気』53巻9号、713 - 719頁、2006年9月、。これに対し、マルチセル・ライン（Multicell line）型とマルチセル・クラスター（Multicell cluster）型の2種に分けられるとする資料もある"Types of Thunderstorms"、The Weather World 2010 project（University of Illinois）、2013年7月30日閲覧。小倉（1991）はBluesteinらの分類を踏まえて1980年代の集中豪雨13例を分類し、ほとんどがバックビルディング型であることを報告している小倉義光、新野宏「天気の教室 お天気の見方・楽しみ方（6）：謎に満ちた不意打ち集中豪雨：2004年6月30日静岡豪雨の場合（その2）」、日本気象学会、『天気』53巻10号、821 - 828頁、2006年10月、。日本で発生する集中豪雨では、クラスター型も観測されているが、バックビルディング型のものが多い。
バックビルディング型とは、成長期・成熟期・衰退期など異なるステージの複数の降水セル（積乱雲）が線状に並びつつ一般風の方向に移動しており、成熟期や衰退期のセルからの冷気外出流により移動方向とは反対の風上方向に新たなセル（積乱雲）が生まれる積乱雲の成熟期や衰退期には、氷晶・雨粒が空気を押し下げるとともに空気から昇華熱・気化熱を奪い、冷たい下降気流を生み出す。これを冷気外出流（cold outflow）といい、この強いものをダウンバースト、持続性のものをガストフロントという。冷気外出流は寒冷前線と同様に地面を這うように周囲に広がるため、そこにある暖気を押し上げて強制的に上昇気流を作り、雲を生む。タイプのものをいう。日本の梅雨期の事例として、加藤、郷田（2001）は1998年8月上旬に新潟県下越・佐渡で起きた集中豪雨（平成10年8月新潟豪雨）を解析し、梅雨前線上の一部で対流活動が一定以上継続すると収束が生じ、風上方向に新たなセルを生む原因になると報告している。このメカニズムが線状降水帯を発生させる要因と考えられている。
一方、その1998年下越・佐渡の集中豪雨では、降水帯の先端だけではなく側方からも積乱雲が湧き出す現象が観測された。小倉はこのタイプをBluesteinらの分類に倣ってバックアンドサイドビルディング（Back and Side building）型と名付け、瀬古（2001）、津口、榊原（2005）らがこれを論文に用い、日本で用いられるようになっている。
これら2つはいずれも降水セルの長径方向と一般風の風向が近いものだが、降水セルの長径方向に対して一般風の風向が直角のマルチセルも存在する。これは一般的にはスコールラインと呼ばれるが、瀬古（2010）、草開ら（2011）は先述の名付け方に倣う形でスコールライン型と呼んでいる瀬古、2010年、4頁草開浩、小山芳太、金森恒雄、瀬古弘「2008年7月28日近畿地方を南西進した線状降水帯と都賀川での大雨について」、日本気象学会『天気』58巻5号、395 - 412頁、2011年5月、。
メソ対流系の階層構造 100 - 300km程度の大きさの積乱雲の大きな塊を雲クラスターという。熱帯ではよく見られるほか、東アジアの梅雨前線帯や北アメリカでも見られる。北アメリカのものは特にメソ対流複合体（Mesoscale convective complex）と呼ばれて研究が行われている。雲クラスターは更にメソβスケール（20 - 200km）、更にその中にもメソγスケール（2 - 20km）の対流システム（メソ対流系）があり、階層構造を持っている。これらの系は、大きな系が小さな系を強化させる時もあれば逆もあり、相互作用を持っている二宮、123, 157 - 182頁。
環境要因 基本的要因は次の通り。 数時間続くような「集中豪雨」の環境要因 上空の一般風が強く鉛直方向にシアーがあること。一般風が強いと線状のメソ対流系が発達する。 1時間以内の継続時間で時間雨量100mmを超えるような猛烈な「局地的大雨」（いわゆる「ゲリラ豪雨」）の環境要因 上空の一般風が弱く、かつ下層に相当温位が非常に高い領域があること。積乱雲が急速に発達する。一般風が弱いのは通常のにわか雨と同じ環境で、メソ対流系の様な組織化はあまり見られない。
集中豪雨が起きるとき、積乱雲が発達し、それがメソ対流系を形成して積乱雲が世代交代しながら同じ地域を連続して通過するような環境要因がいくつか挙げられる。次より3セクションに分けて説明する。 積乱雲の発達要因 積乱雲が発達する環境要因として、以下が挙げられる。すべてが揃わなくとも、例えば下層の相当温位が非常に高いときには上空に寒気が無くても積乱雲が発達するような場合がある。 下層の相当温位が高いこと 相当温位が高い（=暖かく湿った）大気が流れ込むことを暖湿流の流入という。相当温位が高い領域では、下層の収束などの働きで上昇気流が起こったときに、積乱雲が発生しやすく発達しやすい「積乱雲が発生しやすい」とは、自由対流高度（LFC、積乱雲が外部からの上昇気流ではなく自身の浮力で発達し始める高度）が低く、通常より弱い上昇気流で積乱雲が発生することを意味する。また「積乱雲が発達しやすい」とは、中立高度（LNB、積乱雲が浮力を失い発達が弱まる高度）が高く、通常より大きなエネルギーで積乱雲が発達する事を意味する。。また、相当温位が高いほど雲底高度が低くなり、冷気域の広がりが抑えられる働きによって、積乱雲の世代交代が通常よりも親雲に近いところで起き、雨雲の移動が抑制される傾向にある加藤輝之「」、日本気象学会第44回夏季大学『新しい気象学』、2009年。 なお、湿舌といって細長い舌の様な形をした相当温位の高い領域が現れることがあり、集中豪雨と関連があることが知られている。ただし、高度約3,000m（700hPa面）や約1,500m（850hPa面）における湿舌に限ると気象庁の『予報用語』や日本気象学会の『気象科学事典』（1998年版）における定義など。対流活動が活発な領域を示しているに過ぎず、積乱雲が発達しやすい領域（集中豪雨が発生する可能性がある領域）はその南側に分布する。一方、高度約500m（950hPa面）に限る場合は積乱雲の発達が始まる層で相当温位の高い領域を直接示しており、積乱雲が発達しやすい領域に重なる。日本付近では、高度約500mで相当温位355K以上の領域では集中豪雨が発生する可能性がある加藤輝之「新用語解説 湿舌」、日本気象学会、『天気』57巻12号、917 - 918頁、2010年12月、。特に、梅雨前線帯の集中豪雨の場合は、湿舌や下層ジェットが現れることが多い二宮、130頁。 上空に寒気や乾燥した大気の流入があること 上空の大気が周囲より冷たかったり乾燥していたりすると、下層の収束などの働きで上昇気流が起こったときに、積乱雲が発生しやすく発達しやすい暖湿流の流入と同様に、中立高度（LNB）が高くなって積乱雲が発達しやすくなる。また、潜在不安定が発達する場合があり、その時には通常より弱い上昇気流で積乱雲が発生するため、積乱雲が発生しやすくなる。。上空では高緯度からの寒気が移流することがあるほか、気圧の谷が通過した時に下層からの乾いた上昇気流により気温が低下したり、高渦位域（寒冷渦）が通過した時に気温が低下したりする。 下層に収束があること 下層（地表から上空1,500m付近までの対流圏下部）に収束があることで、上昇流が発生し、積乱雲の発生・発達を促す。収束を発生させるのは、前線帯のほか、山脈などの地形による強制的な上昇流もがある。
メソ対流系の形成要因 メソ対流系（線状降水帯）の形成に関わる環境要因として以下が挙げられる。 バックビルディング型の環境要因 下層と中層の風向が同じで、下層が弱く、中層が強いこと。下層では積乱雲消滅期に冷気域ができ、これに乗り上げる形で風上に上昇流ができて新たな積乱雲が発生する。下層の風が弱く冷気域の広がりが抑えられていればこれがほとんど移動しないため、長時間同じ所から雲が湧き続ける。一方、中層の強い風によって積乱雲本体は同じ方向に流されるづけるので長時間同じところに雨が降り続けることになる瀬古、2010年、4 - 5, 38 - 39, 55 - 57頁。 下層と中層の風向が正反対であること。この場合でも長時間同じ所から雲が湧き続け、同じ所に雨が降り続ける。ただし、あまり起こらない。 バックアンドサイドビルディング型の環境要因 下層の風向が、中層の風向に対して直角に近い方向であること瀬古、2010年、5, 54 - 57頁。 スコールライン型の環境要因 下層と中層の風向が正反対であること瀬古、2010年、5, 21,55 - 57頁。
総観規模から見た環境要因 一般的な天気図で確認できる総観スケールの現象では、前線、熱帯低気圧（台風）、温帯低気圧、寒冷低気圧（寒冷渦）メソスケールの場合もある。の付近で激しい雨が起こりうる。
前線の場合、前線面が地面に対して垂直に近い角度をとっているところの上空で、強雨をもたらす積乱雲が発達しやすい。これは前線を覆う幅の広い層状の雲の先端部で起こることが多い。寒冷前線付近に収束線や暖湿流が重なると積乱雲が発達しやすいが、温暖前線付近、例えば梅雨前線帯の低気圧に付随する温暖前線で集中豪雨が起こる例もある。
梅雨の時期には、東アジアを横切る梅雨前線帯の中、よく報告されている例では中国大陸付近で雲クラスターができ、これが東に進んでサブシノプティックスケール（1,000km程度）あるいはメソαスケール（200 - 1,000km）の低気圧に発達する過程で、その中の発達した積乱雲が集中豪雨をもたらすパターンがよくみられる。雲クラスターは気象衛星の雲画像で明瞭に確認できるが、集中豪雨が発現するのはその中の限られた部分である。
台風や熱帯低気圧はそれ自体が相当温位の高い空気で構成されており、前線に近づくと集中豪雨を起こしやすい。また台風は移動速度が速いため全域で集中豪雨となることは少ないが、スパイラル・バンドや外縁部降雨帯の積乱雲が連続して通過すると集中豪雨になりやすい。
地域による違い 降水の特性は気候により大きく異なる。ここでは世界の豪雨の特徴について述べるが、どの程度の雨量から豪雨となるかの認識が地域により異なることにも留意が必要である。 海洋性と大陸性 積雲対流は、凝結核が少なく過飽和度が高い海洋性と、反対に凝結核が多く過飽和度が低い大陸性に分けられる。海洋性は主に暖かい雨（凍結しない雨）のプロセスで雨粒が急速に成長し、高度10km以上に発達し激しい雨を降らす雲でも、下層で雨粒が発達する。ただし、特に貿易風帯では、上空に逆転層が発達するため雲の発達が抑えられ、高度2 - 3km程度までしか雲が発達しない例が少なくない。しかし、このような背の低い雲であっても、海洋性の場合は雨粒の発達が速いため時間雨量100mmに達するような猛烈な雨になるキーワード 気象の事典、高橋劭「雲と降水の物理学」96 - 104頁。
大陸性は主に冷たい雨（凍結する雨）のプロセスで雨粒が成長し、雲の上方でできた氷晶が上昇気流により落下と上昇を繰り返し霰として成長した後、融けて雨粒として落下する。海洋性と違い、大陸性は上空高くまで発達しなければ激しい雨とならない。高度5km程度まで雲が発達しても時間雨量10mm程度とする文献もある。
他方、気団の状況によって下層が海洋性、上層が大陸性となる場合があり、このときは下層で急速な雨粒発達、上層で霰の発達という2つのプロセスが同時に進行して激しい雨となる。
地形性豪雨 周囲との高低差が大きい山脈の風上側斜面では、そのさらに風上にある平地に比べて雨量が多くなることが知られている。日本においては、山脈の南側斜面に多い。例えば昭和38年台風第9号による四国の総雨量を見ると、高知平野は200 - 400mmの地域が分布しているのに対して、四国山地はほとんどが400mm以上で1,000mmを超える地点もあるなど、明らかな差が出ている二宮、104 - 107, 115 - 119頁。
また、特定の地域特有の線状降水帯が現れ豪雨となることがある。鹿児島県西方沖の甑島列島から伸びる「甑島バンド」、長崎県南部の諫早平野から伸びる「諫早バンド」、長崎県南端の長崎半島から伸びる「長崎バンド」などが知られている。いずれの地域も起伏があることから地形の影響により積雲対流が生じているのではないかという仮説が立てられているが、数値モデルによるシミュレーションにおいて肯定する報告もあれば否定する報告もあるなど、はっきりとは証明されていない二宮、183頁。
気候学的な違い 熱帯雨林が広がる地域では熱帯収束帯（ITCZ）に沿う活発な積雲対流による激しい降水が一年を通して見られる。一方、雨季と乾季がある熱帯サバナなどの地域では熱帯収束帯に入る雨季に同じような降水が見られる。緯度20 - 35度付近の中緯度の大陸東側では、夏季は亜熱帯高気圧の西縁となるため湿った南風により大気が不安定となり時折激しい降水がみられる一方、冬季は寒帯前線の南下により温帯低気圧が通過し稀に激しい降水が見られる。また緯度40 - 55度付近の高緯度の地域では寒帯前線に沿う温帯低気圧の活動が活発で稀に激しい降水が見られる二宮、81 - 84, 90 - 91,97 - 頁。
また、雷雨の発生頻度からみても、熱帯雨林や熱帯サバナ地域では頻度がかなり高いほか、中緯度の大陸東側でも頻度が高い。前者は大気の不安定度が高く積雲対流が発達しやすいため、後者は特に夏季に対流圏下層で暖湿流が流れ込んで大気が不安定化しやすいためアメリカでは、下層への暖湿移流と中層への寒気移流が重なるものをdifferential advectionといい、雷雨の典型的なパターンとされている。である。一方、海洋は前述と同じ緯度帯にあっても雷雨の頻度が少ないが、その原因として海洋では積乱雲中での霰の形成が活発ではないこと（雷は霰の形成に密接に関わっている）が挙げられる。
単位時間当たりの降水量の極値で見ると、地球上では日降水量は約2,000mm、1時間降水量は約400mm、10分間降水量は約150mmがそれぞれ限界と考えられている。なお、数日間から1日間の極値は熱帯の地域、1日間から1時間の極値は亜熱帯の地域であるのに対し、1時間から1分間の極値は熱帯から中緯度まで様々な地域で記録されている二宮、97 - 99頁。
激しい雨の時の大気場についても気候による差が見られる。日本では積乱雲の内外に亘って対流圏内が広く湿潤な場合が多い一方、大陸、例えばアメリカのテキサス州などでは対流圏内が全層に亘って乾燥していて雲域だけが湿潤な場合が多く、この環境で生じる積乱雲は雲頂高度が15kmにも達することが珍しくなく、大きな雹、メソハイの発達、強い下降気流など日本とは異なる特徴を有する。よって、気候の異なる地域の豪雨を扱う際には注意が必要である二宮、122頁。 日本 日本における集中豪雨は、発生時期で見ると梅雨の時期、特に梅雨末期が多い。
また、梅雨明け後の盛夏期を中心に、太平洋高気圧の西の辺縁部で集中豪雨が起こる例がある。これは、この時期に多く現れる、高温高湿な東南アジア方面の熱帯モンスーン気団が暖湿流として高気圧沿いに流れ込む大気場において、何らかの要因で収束が生じると積乱雲が発達し豪雨となるためである。なお、上空の気圧の谷通過など別の要因がある場合もある二宮、189 - 190頁。
地域的には、年間を通して見ると、1時間程度の短時間の局地的大雨は日本国内で広く見られる一方、1日程度続く長時間の集中豪雨は暖湿流が流れ込みやすい九州や関東地方以西の太平洋側に多い傾向がある「大雨に備えて」、気象庁、2013年7月30日閲覧。梅雨期に限ると、集中豪雨は西日本（特に九州・中国地方）に多いが、東日本・中日本でも起こらないわけではないキーワード 気象の事典、加藤内蔵進「梅雨」221 - 226頁。
単位時間当たりの雨量の極値で見ても、10分間雨量は国内どこも近い値であり差が小さい一方、1時間雨量は差が現れ始め、1日・24時間雨量になると南の地方ほど多く特に南側の斜面沿いの地点で多くなる傾向が顕著になる。これは、10分程度の短時間の雨量は単一の積乱雲に起因することに対して、長時間の雨量は積乱雲の連続通過に起因するためである。なお、10分間雨量の極値は可降水量に近い値になると考えられており、日本では40 - 50mm程度と考えられている二宮、104 - 107頁。
近年では、線状降水帯の発生に大きく関与しているとされる大量の水蒸気を運ぶ現象である「大気の川」と呼ばれる地球レベルの遠隔相関作用に注目が集まっている。 降水量に占める豪雨のインパクト + 6・7月の日降水量階級毎の降水量への寄与度（1951 - 1980年平均）二宮、121 - 122頁階級鹿児島市千葉県銚子市日数階級毎降水量日数階級毎降水量>100mm/日1.6日200mm0.1日10mm50 - 100mm/日3.6日260mm0.9日50mm20 - 50mm/日7.0日230mm3.4日100mm10 - 20mm/日4.2日50mm3.9日50mm1 - 10mm/日10.9日50mm11.9日50mm0.1 - 1mm/日15.3日10mm16.8日10mm6・7月総雨量約800mm約270mm 大雨による降水はその地域の水環境に大きな影響力を持っている。大雨となる日数は少なくても、降水量に占める大雨の割合は高く、数か月間や年間といったより長い期間の期間降水量が大雨に大きく左右されるためである。その影響力は、降水量を一日を単位とした値（日降水量）により階級区分し、各階級に区分される日数の比率と、各階級の期間降水量に対する寄与度とを対比することで理解できる。例えば、日本の大部分で雨量が多い梅雨期（6 - 7月）に実際に降水量が多い九州・四国・本州についてみると、当該2か月間の降水量は、わずか数日間でその1/2が集中している。右表の鹿児島を例に説明すれば、期間降水量は800mmだが、5.2日間（日数で約8.5%）で全体の1/2以上を占める460mmの雨が降り、わずか1.6日間（約2.6%）で全体の1/4に当たる200mmの雨が降っている（日数、降水量はともに30年間平均の平年値）。
観測と予測 観測
集中豪雨を実際に観測する方法は主に気象レーダーと雨量計。レーダーは雨雲や降水強度の空間的分布を細密に観測できる半面、帯域にっては強雨時に減衰が強いため観測範囲が狭くなってしまったり、従来の非偏波レーダーは小さい雨滴が高密度で存在すると、強度を過大評価してしまうなどの欠点がある。一方雨量計は、レーダーに比べると正確な値が得られる半面、設置箇所が限られ空間的な把握には弱いという欠点がある。この2つの観測方法の欠点を補うため、レーダーと雨量計の観測データを統合解析する方法がある。