離岸流の発生の基礎的要因に関する研究

1. はじめに故も毎年後を絶たないのが現状である．事故例によると，

1 つは高波浪来襲時にもかかわらず海に入り事故に至ったもの，もう 1 つは通常時波浪入射時に突如発生する離岸流によって沖に流され，事故に至ったものがある．いずれにしろ，海浜を安全で快適なリクレーションの場として利用するためには，離岸流の発生要因を解明する必要がある．
離岸流は地形や気象条件により発生や規模が異なることから地域性の強い流れであることが知られている. そのため, 離岸流の発生を予測するためには, 波浪特性の把握と離岸流の発生要因の解明が必要である. 従って, 数値解析による流動機構の把握がきわめて重要である.

2. 研究の目的
離岸流に関する研究はまだ浅い段階にあり，明確な発生メカニズムは知られていないのが現状である．そのため離岸流に関する研究として，仮想地形を用いた実験及び数値解析や現地での観測が行われている．そこで本研

大橋俊樹

指 導 教 官細山田得三○連続式∂η ∂Q+=0∂t∂x

離岸流に関しては，すでに数多くの観測や研究が行われている．しかし，離岸流が原因とされる海水浴中の事

水工学研究室(1)○ x 方向の運動量方程式
()
()
∂Qx
∂ Q2x
∂ Qx Qy∂η+++ gD∂t
∂x D∂yD∂x( 3)∂3η
3 ∂ η++ M Dx + τx = Bgh∂x3∂x∂y 2()( 2)
1 2 ∂ ∂ Qx
∂ 2 Qy+ B+h+(2)3∂x ∂t∂x∂t∂y○ y 方向の運動量方程式()()∂ Qx Qy∂Qy∂ Q2y∂η+++ gD∂t∂xD∂y D∂y( 3)3∂ η3 ∂ η+ M Dy + τy = Bgh+∂y 3∂y∂x2()( 2)
1 2 ∂ ∂ Qx
∂ 2 Qy+ B+h+(3)3∂y ∂t∂x∂t∂y
ここで ，Qx , Qy はそれぞれ x, y 方向線流量 (m2 /s)，

D は全水深 (m)，η は水面変動量 (m)，g は重力加速度(m/s2 )，h は静水深 (m)，B は補正係数である．
また，M D は砕波によるエネルギー減衰であり，式(4),(5) で表される．
(離岸流の生成機構の検証には多くのデータが必要なた)∂ 2 Qx∂ 2 Qx+∂x2∂y 2)( 2∂ 2 Qy∂ Qy+
M Dy = νe∂x2∂y 2

め，実験や観測より繰り返し計算が可能な数値解析が有

ここで，νe は砕波によって生じる乱れによる運動量の混用である．そのため本研究では，波の非線形性と分散性合を表す渦動粘性係数 (m2 /s) である．

究は，離岸流の発生メカニズムの基礎的要因であろう，M Dx = νe

地形と波浪特性の条件から離岸流の生成機構との関係を把握することを目的とした．

を考慮した修正ブシネスク方程式を用い，離岸流生成について検討した．その上で，基礎的な離岸流の生成機構

(4)
(5)

また，τ は海底摩擦による運動量減衰項であり，マニシネスク方程式を用いた．この計算法では，流体運動のング公式より式 (6),(7) を用いて計算した．
√gn2 × U U 2 + V 2
τx =1/3h√2
gn × V U 2 + V 2
τy =
h1/3

基礎方程式である連続式 (1) と運動量方程式 (2)，(3) をここで τx , τy はそれぞれ x, y 方向のせん断応力，n はマ解くことによって，波を再現することができる．また，ニングの粗度係数 (m2/3 /s)，U, V はそれぞれ x, y 方向

式を鉛直方向に積分するため，波の非線形性のために生の断面平均流速 (m/s)，h は平均水深 (m) である．の解明を行うことを目的とした．

3. 解析モデル
本研究では，波の非線形性と分散性を考慮した修正ブ(6)(7)

じる諸現象が同時に解くことができる．本研究では，運以上の式を用いることで，砕波や海底摩擦による波の動量方程式の左辺に運動量拡散項を付加することで，運減衰を考慮した，波の再現性が高いモデルを用いて解析動量拡散による砕波などを再現した．

を行った．

4. 計算条件
させ，数値解析を行った．計算領域は，海岸線を 1600m，沖方向に 800m とし，波の造波には規則波を用いた．波
浪条件は，平常時の波浪条件を基準として，入射波周期を 5〜10 秒，有義波高を 0.5〜2.0m とした．仮想地形に

cross-shore distance (m)

離岸流の特性を把握するために，地形と波浪条件を変化0.5 (m/s)

300-25-25-20-20200

100-15-1-10-10-10-5-5-500500

は，一様勾配 (海底勾配 = 1/10)・カスプ地形を用いた．

-20-1500

700
900
long-shore distance (m)また，カスプについては，凹部分の幅 (λ) を 200m，振u(m/s)-250.50.4
0.3
0.20.10-0.1-0.2-0.3-0.4-0.5

1100

幅 (η) を 20〜60m（波長と振幅の比を 0.1,0.2,0.3），海図.1 一様勾配地形 (D=180,T=5,H=0.5)

底勾配は 1/10 とした．
結果の表示には，領域を全体表示すると詳細がわからないため，結果の表示には岸方向 500〜1100m ×沖方向0〜300m の領域中央を拡大したものを用いた．また，図の流速を表している．プラスなら沖へ，マイナスなら岸方向へ流れていることを示す．コンター図中の線は，地形の等深線を表している．なお，図はすべて各値を 5 周期平均したものを用いた．計算時間は，計算領域全体がcross-shore distance (m)中のベクトルは，流速を表示し，コンター図は沖方向へ0.5 (m/s)

300-20-20

0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0-0.1-0.2-0.3-0.4-0.5-20-15-15-15

200-10-10-10-10-5100-5-5-500000500

定常状態になることを確認したうえで，造波後 200 秒か

700900long-shore distance (m)u(m/s)

1100らを比較対象の範囲とした．

5. 解析結果

図.2 カスプ地形 (D=180,T=5,H=0.5,η/λ=0.3)(1) 離岸流の再現
図.1, 図.2 に岸に対して直角入射の波 (D=180)，有義波高 (H)0.5m，入射波周期 (T)5s における流速コンター

N

図を示す．図.2 はカスプ地形で，η/λ=0.3 である．一様勾配が全体に流速が散乱しているのに対して，カスプ地
800m

形では海岸付近では凸部分に離岸流が集中しているのがわかる．また，一様勾配地形においては，離岸流が発生し400mているものの，沿岸流が卓越し流速は小さい結果となった．このことから，離岸流は，地形によって規模や発生箇所が左右されると言える．

図.3 太夫浜（新潟県島見浜付近）

次に，実地形における離岸流の再現について述べる．
図.3 に，新潟県島見浜付近の太夫浜の航空写真を (google九管区海上保安庁が観測を行っており，離岸流が確認されている．計算条件は，離岸流観測が行われたときの波浪条件を使用し，海図から地形を作成した．解析結果より，突堤付近で離岸流が発生していることがわかる．第九管区海上保安庁による観測でも，突堤付近から発生している離岸流が確認されている．流速等の詳細なデータ

cross-shore distance (m)マップより)，図.4 に解析結果を示す．太夫浜では，第u(m/s)

300

3-1-5-4-3-21-3200-1-1201230130

13-3-2-11100

2
1 0-202100

33 -123130221300
500
long-shore distance (m)がないため離岸流の比較は行えなかったが，発生位置については，実際の離岸流を再現できていると言える．

図.4 太夫浜の解析結果

7000.50.40.30.20.10-0.1-0.2-0.3-0.4-0.5

(2) 離岸流の特性とから，地域性の強い流れであることが知られている.
そのためにも，地形や波浪条件が与える影響についての検討が必要である．以下に，地形・波浪条件が離岸流に与える影響について検討した結果について述べる．

0.5 (m/s)

300
cross-shore distance (m)

離岸流は地形や波浪条件により発生や規模が異なるこ-25-25-20

200-20-15-15

00.5 (m/s)

300
cross-shore distance (m)なると離岸流が塊り，離岸流の最大流速も大きくなる結-20-20200-10100-10-5-10-5-50000500

700
900
long-shore distance (m)0.5 (m/s)

cross-shore distance (m)-20-20-20-2-15-15200-15-10-10-1010-5-5100-5-500000500の結果，沿岸流が卓越することによって離岸流における700
900
long-shore distance (m)

流速は小さくなり，規模も小さくなっている．また，主れて，離岸流の最大流速は同等の値に近づき，主波向きに依存しないことがわかる．また，有義波高 0.5m 付近

0.5 (m/s)

300-20-20-20-20-15-15

200-15-10-5-5100-50500

大流速は大きいことがわかる．主波向きが鋭角になるに0険でないが，離岸流面積が拡大する場合は，流れが遅いが流される領域が大きく危険な流れであると言える．

0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0-0.1
-0.2-0.3-0.4-0.511000.6

また，有義波高について検討すると，有義波高が高く速が小さくなるためである．沿岸流が卓越する場合は危

700
900
long-shore distance (m)0u(m/s)

図.8 カスプ地形 (主波向き 140 °)

つれて，沿岸流が卓越するためである．

180°
170°

最大流速(m/s)

や，離岸流面積の拡大によって，離岸流における最大流-5000られる．これは，波高が高くなるにつれて沿岸流が卓越-1-10-10-10に注目すると，入射波が岸に直角なものほど離岸流の最なるについれて，離岸流の最大流速は減少する傾向が見

0.5
0.4
0.3
0.2
0.1
0-0.1-0.2-0.3-0.4-0.5

図.7 カスプ地形 (主波向き 170 °)cross-shore distance (m)ロットした図を示す．図より，有義波高が高くなるにつu(m/s)

1100

波向きが変わることによって，離岸流が凸の部分から凹

図.9 に，各主波向きにおける離岸流の最大流速をプ

0.50.40.30.20.10-0.1-0.2-0.3-0.4-0.5

1100

300

角になるにつれて沿岸流が卓越していくのがわかる．その部分へ離岸流の発生位置がずれていることがわかる．

0u(m/s)図.6 カスプ地形 (η/λ=0.2)

図.7,8 は，各主波向きにおける沖方向の流速コンター図

条件での結果である．図より，波向きが海岸に対して鋭-15-5

図.7-9 に η/λ = 0.3 における主波向きの違いを示す．

入射としている．有義波項 0.5m，入射波周期 5s の波浪-2-15-15えることがわかる．

射が 180 °，岸と平行入射（図中，左から右へ）を 90 °の-20-10果が得られた．地形は，離岸流の形成に大きな影響が与となっている．主波向きについては，岸に対して直角入1100

図.5 カスプ地形 (η/λ=0.1)

同様の波浪条件下で η/λ=0.3 の結果は，図.2 に示した．

場所にできているのが特徴に挙げられる．η/λ が大きく

00700
900
long-shore distance (m)入射波周期 (T)5s の波浪条件での流速コンター図である．

が，離岸流の発生場所が岸の凸部分からのみと決まった-50岸に対して直角入射の波 (D=180)，有義波高 (H)0.5m，のになり，流速も小さい．形状は一様勾配と近い傾向だ-10-5-50500

図.5 に η/λ = 0.1，図.6 に η/λ = 0.2 の結果を示す．

図.2,5,6 より，η/λ が小さい場合は離岸流が長細いも-15-10100

0.50.40.30.20.1
0-0.1-0.2-0.3-0.4-0.5-20-10u(m/s)

-25

160°

0.4

150°

0.200.5

1.0

1.52.0有義波高(m)図.9 主波向きによる流速の違い (η/λ=0.3)

(3) 離岸流の指標0.08

本研究は，入射波周期を 5〜10 秒，有義波高を 0.5〜まとめることで，離岸流を定量的に評価する．定量的に

0.06
Umax/C2.0m の波浪条件下の数値解析を行った．これらの結果を評価するために，離岸流最大流速 (Umax) を沖波速 (C)0.040.02で除すことで無次元量として扱っている．また，沖波高

00

0.013

0.020.04とで，波高を無次元量として扱った．

0.06

H/L0(有義波高:H)，沖波長 (L0 ) を用い，波形勾配を求めるこ

図.10 カスプ地形 (η/λ=0.1)

図.10-12 に各地形の波形勾配における最大流速と最大流速を示した．図には，主波向き 180 °の直角入射にお0.08

ける条件化で計算したすべての結果をプロットした．図ピークの値を示していることがわかる．主波向きが流速

0.06
Umax/Cより，η/λ=0.1 以外の地形では波形勾配が 0.013 のとき0.040.02に及ぼす影響は小さいため，カスプ地形において η/λ が000.2 以上の地形では，波形勾配が 0.013 のとき離岸流が0.013

0.02

H/L00.040.06

最大流速を示すと言える．
図.11 カスプ地形 (η/λ=0.2)

以上のことより，現地において波高，周期，カスプの波長と振幅比をもとめることで，その地形に応じた離岸0.08流の最大流速を求めることが可能である．
また，離岸流の評価には，しばしば砕波帯相似パラメー
Umax/Cタが用いられる．砕波帯相似パラメーターは式 (8) で表0.06

わされる．

Ir =i
(H/L0 )1/20.040.02(8)000.013

0.020.040.06

H/L0

ここに,i は海底勾配，H は波高，L0 は沖波長を表す．

図.12 カスプ地形 (η/λ=0.3)

砕波帯相似パラメーターを用いて，離岸流の流速の特徴を示す．図.13,14 より，最大流速・平均流速ともに砕0.08とがわかる．砕波帯相似パラメーター Ir は，海底勾配と0.06波形勾配の比を求める式となっている．従って，海底勾Umax/C

波帯相似パラメータが 0.7〜1.0 の間で最大流速となるこ配と波形勾配の 1/2 乗が同等または少し低い値となると

T =5s
T =6s
T =7s
T =8s
T =9s
T =10s

0.040.02

き離岸流の流速は最大値となる傾向があるといえる．

00.5

本研究では，海底勾配を統一することで離岸流の傾向

11.5砕波帯相似パラメーターを検討した．そのため，海底勾配や地形が大きく変化し

図.13 カスプ地形 (η/λ=0.2)

た場合の予測は困難であるが，カスプ地形においては，η/λ と波形勾配が離岸流の最大流速に影響を与えること0.08が大きくなり，最大流速は小さくなる傾向が得られた．
波高については，有義波高が 1.0m 付近で最大流速を示し，波高が高くなると沿岸流の卓越するため，離岸流の流速は減少し，波形勾配をとることで離岸流の最大流速

Umax/Cがわかった．また，周期が長くなるにつれて離岸流面積

T =5s
T =6s
T =7s
T =8s
T =9s
T =10s

0.06
0.04
0.02
00.5

11.5

砕波帯相似パラメーターを予測できる可能性があることがわかった．
図.14 カスプ地形 (η/λ=0.3)

(4) 離岸流の発生要因
離岸流の発生要因を解明するため，図.2 の離岸流内外300

図.16 に各座標の水位，図.17 に各座標の流速，図.18 に領域全体の水位総量を示す．
図より，領域全体の水位が上がる 300 秒前後で水位が上がり，その影響で 380 秒前後の流速が速くなっている．
水位が上昇することで，離岸流の最大流速が大きくなり，cross-shore distance (m)の水位・流速を比較検討を行った．図.15 に比較した座標，-20

A(800,240)-15

B (800,200)
C (800,160)
D (800,140)
E (800,120)
F (800,100)

200-10-510000

水位が減少することで，離岸流の最大流速が減少する．

600

800
long-shore distance (m)領域全体の水位の変動に合わせて流速も推移しているこ

1000とがわかる．
図.15 座標

また，離岸流発生の発端である F 点に注目すると，F点のみ常に周りの領域に比べ水位が低く，沖向き流れが常に発生していることがわかる．F 点は離岸流の発生の発生には水位の差が影響していると考えられる．その他の A〜E 点では水位が変わらないことを考えると，離岸0.01
AB0
水位変動量(m)発端であり，F 点で常に水位が低いことから，離岸流の流内部と外部で水位差はなく，F 点のみが低いことで，-0.01

CD-0.02

EF-0.03
-0.04
-0.05
-0.06

離岸流が発生しているといえる．その他の領域でも同様

200

300

400

500

600

時間(s)に水位を調べたところ，F 点付近の離岸流発生の発端領域のみで水位が低いことがわかった．従って，離岸流の図.16 各地点の水位発生要因は，F 点のように常に水位が低い領域が存在することによって発生していると考えられる．従来の考えでは，離岸流は水の収支によって発生するとされている

上下し水が増減しても離岸流は常に発生していることか

流速(m/s)が，領域の水位総量と離岸流内外部の水位より，水位がAB0.4C0.2DEF0ら，離岸流の発生は水位差によって発生していると言え-0.2

る．また，常に水位が低い領域が存在することで，流況200300

400500600500600

時間(s)が循環した流れとなり，離岸流が常に発生し続けている．
離岸流は地形や波浪条件により発生や規模が異なるこ

図.17 各地点の流速とから，地域性の強い流れであることが知られている.
また，離岸流の流況は複雑であり，離岸流の検討は難しいものとされている．このような中，離岸流の発生要因挙げられてきた．また，海浜流の発生領域を分類することで，各領域における離岸流の特性が違うことも指摘さ

水位総量(m)は，サーフビートやラディエーションストレスの減少が-11000-12000-13000れている．本研究では，水位差によって離岸流が発生しているとしているが，観測結果による検証は難しく，実現象との検討ができなかった．今後，現地観測を行い，実現象との比較を行うことで，離岸流の発生要因を更に検証していく必要がある．

-14000200300400
時間(s)図.18 領域全体の水位総量

6. 結論慮していない．特に，海岸付近では水深が浅いため離岸流に関する研究はまだ浅い段階にあり，明確な発流況が複雑であり，海底と水面では流れが逆流れの生機構は知られていないのが現状である．そこで本研究場合もあり，離岸流の発生機構を検討する上で，流では，離岸流の発生機構の基礎的要因の解明を目的とし速の鉛直分布を無視できない．今後，流れの鉛直分た．以下に，本研究により得られた結果を総括する．

布を考慮するために，解析モデルを発展させる必要• 離岸流の発生機構
従来の離岸流の発生機構は，水の収支によって発生がある．

(2) 指標の汎用性するものと考えられていた．しかし本研究では，離本研究では，地形を一様勾配とカスプ地形に限定し岸流の内外部での水位差に注目することで，離岸流て離岸流を評価してきた．これらの地形は，対称地の発生は水位差によって誘発されることがわかった．

形であり，自然界ではあり得ない地形である．離岸構造物が存在しても水位差によって離岸流は形成さ流の指標を示したが，汎用性は低い．汎用性を高めれ，ある領域では常に水位が低く，循環する流れがるためにも，実地形やそれに近い地形での解析が必形成されている．

要である．

• 波浪条件(3) 離岸流の予測

有義波高，有義波周期，主波向きを変化させること

海浜事故の防止には離岸流の予測が必要である．本

で，これらのパラメーターが離岸流に与える影響を研究での結果を用いて予測をするには，海岸付近の検討した．その結果，波高，周期ともに離岸流の流水位データが必要となり現実的ではない．実用的な速に，主波向きは，発生個所や沿岸流に影響を与え離岸流の予測手法を作るには，多くの現地観測，そることがわかった．また，波浪条件によって離岸流れに基づいた解析による多くのデータが必要不可欠が卓越するパラメーターが存在することがわかった．

である．今後，より多くの地形で同等の評価を行い• 離岸流の再現データの蓄積をしていく必要がある．

新潟県島見浜付近 (太夫浜) を対象に数値解析を行っ参考文献

た．その結果，突堤付近での離岸流を再現すること

1) 出口一郎，吉井匠，野村尚生，荒木進歩 (2006)：離ができた．

• 離岸流の予測

岸流の時間変動特性について，海岸工学論文集，第53 巻，pp.101-105．

本研究では，今までに試みられていない離岸流の流

2) 出口一郎・荒木進歩・竹田怜史・吉井匠・薮崎洋隆

速の定量化を行った．その結果，砕波帯相似パラメー(2005):カスプ地形で発生する離岸流の特性につい

タと流速 (無次元化) では砕波帯相似パラメーターて，海岸工学論文集，第 52 巻，pp117-120.

が 0.7〜1.0 付近で最大流速になる．また，波高 (無次元化) と流速 (無次元化) では，波高 (無次元化) が0.013 の値で最大流速を示す結果を得た．これらの結果より，カスプ地形での離岸流の最大流速の予測指標を示すことができた．
本研究では，修正ブシネスク方程式によって，準 3 次元モデルによって解析を行った．しかしながらいくつかの残された問題がある．以下にそれらの問題を列挙する．

(1) 離岸流の発生機構

3) 出口一郎・荒木進歩・竹田怜史・松見吉晴・古河泰典(2003)：鳥取県浦富海岸で観測された離岸流の特性，
海岸工学論文集，第 50 巻，pp151-155.

4) 岩垣雄一・椹木亨 (1979)：海岸工学，第 11 章，共立出版

5) Noda，E.k(1972)：Rip-currents，Proc.13th Coastal
Eng. Conf.，pp.653-668.
6) Bowen, J.A. and D.L. Inman(1969)：Rip-currents，

本研究では，準 3 次元モデルを用いているが，流速Partは断面平均として一様な流速であり，鉛直分布を考

No.23

and Par,Jour. Geophys. Res., Vol,74,