国立防災科学技術センター研究報告第33号

1984年工1月

551．32／311．2

雪えく ぼのパターン形成1
糸内口恭

明＊

国立防災科学技術センター雪害実験研究所

Fomationom㎞p1e−pattem㎝Snow皿
By

YasuakiNohguchi肋∫批〃θ0ア8〃0W舳〃Cε8伽肋∫，
1Vo〃oηα1Rθ∫εαγcん0εη陀rア011）ゐα∫姥γ〃εリε〃〃oη，ハ勿gαoκα，！Wな〃α・々ε〃，940

Abstmct

Mechanism
resu1t，it
saturatedofwas

thefoundlayeI，underformation

that
the

thecondition

E／αgムκ＊＜whereκisofwavenumber，1二iselasticity，andαisunity，any
whosepattems

wavenumber

aare

is1ess亙／αg1二κ＊＝

Theseエesu1ts

Consequently，theinstabi1ity

1．序

of

are

dimple−pattem

thicknessa正estudiedtheoretically．Asamechanica皿yunstab1e，because

of

the

snow1aye正，亙，亙s

are

the

indicatesthat

if万／αgムis

that万／αgムis

less

th田n

formed，which

is

the

solutioncoefficientsmo了eunity，thethanpattemsofκ＊．

consistent

with

of

equation

formed，andthanκc
tanh

was

is

tanhκ＊，κ＊＝町工κ

the

not

snowcovefofconstant，This

formationsnowcoverofuniform

of

with

those

of

dimp1e−pattem

fiとld

can

be

observation

explained

inof

dimple−pattem．

terms

of

e1astic

saturated1ayer、論

雪えくぼの形成にとって帯水層の存在は必要不可欠である．r雪えくぼのパターン形成I」（納口，1984）では，観察にもとづいて，雪えくぼのパターンの形成は，帯水層とその下の積雪層とからなる系の弾性的不安定が原因であるという仮説をたてた．もし，弾性的不安＊第1研究室一255一

国立防災科学技術センター研究報告第33号

1984年11月

定のためにパターンが発生しうるならばその凹部への水の集中による水みちの形成と雪のざらめ化の過程をとおして，そのバターンは雪えくぼのパターンとして雪面上に現われてくることになる．

本論文では，帯水層をともなう積雪が弾性的に不安定となるかとうかを理論的に検討するとともに，その発生とパターンの特徴とを明らかにする．また，このような原因で発生するパターンが，実際の雪えくぼとなって雪面上に形成されるバターンと同じものであるかどうかを，観測結果との比較により考察する．

2．帯水層をともなう積雪の弾性的不安定とバターンの発生

2．1

一様性の安定と不安定

一般に，一様状態の安定性は，それに非一様なゆらぎを与えたときに，そのゆらぎが成長するかどうかで判断することができる．

一様な厚さの積雪に対して，止水面（帯水層とその下の積雪層との境界）に，非一様な仮想的弾性変形を与える．このとき水は止水面に沿ってより低い方に移動し，とくに凹部ほど集中する．この集中荷重が，仮想変形によって発生した積雪内の弾性的反発カに打ち勝つならば，この非一様なゆらぎはますます発達することになる．このような場合，一様性は不安定である．逆に，反発力の方か強ければ仮想変形の拘束力を取り除くと集中していた水はもとにもどされ一様状態にもどることになる．この場合は，一様性は安定である．

仮想変形を与えるかわりに，止水面上に非一様な荷重分布をゆらぎとして与えることによっても安定性を調べることができる．この非一様な荷重分布にともなって積雪は変形する．

その結果として凹凸をもつ非一様な止水面が形成され，水はその凹凸に応じて分布する．っぎに，この新たな水の分布に応じて再び止水面の変位が与えられる．この過程を逐次繰り返していったときその変位が発散する場合は，一様性は不安定であり，逆の場合，すなわち収束する場合は安定である．

一様状態が不安定化した場合，そのゆらぎはバターンを形成する．

2．2

状況の設定

帯水層とその下の積雪層とからなる系を記述するための方程式としては，本質を見失わない程度に単純化したものを用いる．

まず，帯水層の下の積雪を，鉛直方向にのみ変位する弾性体とする．また，帯水層の効果は，積雪層の上面（止水面）における境界条件として与えることにする．

止水面の凹凸に応じた水の分布をっぎのように仮定する．ωを止水面よりも上の単位面積当りの雪と水からなる柱の質量とし，その水平方向の平均を面とする．このときωの面から一256一雪えくぼのパターン形成皿一納口のずれω

は止水面の凹凸に応じて分布するのであるから，第1近似的に次のように表現する．

〃＝ω一伽＝一α（り一πL）…一α叱（1〕

ただし，仇と死は鉛直上向きの変位成分勿の止水面での値とその水平方向の平均である．
αは比例定数であり，帯水層内の水の量や浸透などに関係するものであるが，ここではむしろ現象論的な定数と考える．

2．3

2次元1層の平地積雪

はじめに簡単な例として2次元の平地積雪の場合にっいて，仮想変形による安定性の検討をする1

止水面下の積雪は密度ρ，厚さLの一様均質な層とし，底面では変形しない固い物体と接っしているものとする．また，zを鉛直上向き，〃を水平方向とし，〃を2方向の変位とする（図1）．このとき方程式は∂σ・・ムーρ。
∂z∂μ∂伽∂仇σ・＝㌦・τぺ刀・万切＝0（2＝O）

仇＝吻（z＝L）（。）

である．ただし刀・亙。はそれぞれ圧縮とせん断に関係する弾性定数であり，gは重力加速度である．

Z

SATURATED

ulYER

L0
＊仮想的な荷重による安定性の検討は，付録を参照

一257一

図1

1層平地積雪．

Fig・10ne−layeredsnowcove工onplain．国立防災科学技術センター研究報告第33号

1984年11月

いまここで問題としなければならないのは，水平方向に平均した一様成分を除く残りの非一様成分である．したがって変位ωを一様成分面と非一様成分伽

伽：亙（z）十仇とにわける．

（3）

（2，μ）

一様成分石に関しては次式

d2万亙

d22＝ρ9（4）τ：0（z＝O）

万＝玩（z＝乙）を満すので，12〕・（3）・14）式から仇∂2αに関する方程式はつぎのようになる．

∂2α亙∂・2 十亙。∂μ2 ＝015）

仇＝O（2：0）％＝叱（2＝z）

いまゆらぎとして振幅δ，波数ん（波長2＝2π／ん）の非一様な仮想変形

叱一δ・i・り（6）に対する安定性を調べよう．
（5〕・16）式に対する解を求めるために

勿＝α（2）

Sin17）ん〃として（5〕式に代入するとαに関する方程式が得られる．

d2αd22亙。

＝一ん2α亙18〕

α＝O（2＝0）

α＝δ

（z：L）

一258一雪えくぼのパターン形成皿一納口

これからαを求めると・i・h河ん・

α＝δとなる．

・i・h河〃

したがって仇ω（9）は17）式から・i・h河ん・：δ

・i・h河肛（10）Sin〜となる．

このとき止水面（z＝L）における応力σ；＝亙∂仇／∂z」σ沁を求めるとつきのようになる．

い1河舳序仙舳（11）

一方，この非一様な仮想変形にもとづく止水面上の水の分布は（1）式から

ω＝一αδ・in〜（12）となる．

このとき，このゆらぎに対する安定・不安定は次式によって判断することができる．すな
わち，lo。丘1＞1的1（13）ならば，仮想変形によっていったん集中した水は，積雪の内部応力による反発力のために再び一様状態にもどされる．したがって，一様状態は安定であり，そのゆらぎに対応したパターンは発生しない．

一方
1σz乞1＜1ωb』（14）

ならば，積雪の反発力に打ち勝って水はますます集中し，その非一様性は発達する．したがって，一様状態はそのゆらぎに対して不安定であり，それに対応したパターンが発生する．
したかって（11）・（12）式からこの条件はつぎのようになる．すなわち，

亙ん

αψ・＞

tanh

＊（15）

ん

一259一

国立防災科学技術センター研究報告第33号

1984年11月

ならば，このゆらぎに対して一様状態は安定であり，〃ん‡＜tanh‡

ん

（16）

αgL
ならば，一様状態は不安定であり，ゆらぎとして与えた波長をもつパターンが発生する．ただしバーρ＾（1・）である．

図2によって（15）・（ユ6）式の意味を考える．無次元パラメータ亙／ασLが1よりも大きい場合，バの値によらず常に（15）式が成りたつ．

すなわちどのような波長のゆらぎに対しても一様状態は安定であり，パターンは発生しない．

4y。一E一〆以gL

3＼＞11♪

鴨診

2一一一紅4へ

一一一ly・tanhk㍍

一Okc1

12345k讐
図2E／αψの減少による不安定の発生．

Fig・20ccurrenceof

instability

bychange

inE／αgL．

一方，亙／αgLが1よりも小さい場合，次式亙。
んc ＝ασL。
tanhんc（18）の解ん。よりも小さな波数（λ。：2π／ん。よりも大きな波長）のゆらぎに対して（16）式が成りたっ．すなわち，λ。よりも大きな波長のゆらぎに対して一様状態は不安定となり，それに対応したパターンが発生する．

ズと亙／αψからなるパラメータ空間上の安定・不安定の領域を図3に示す．

一260一雪えくぼのパターン形成1I一納口

54
1Stab［e32O

UnstabユeO

0．51．OEαqL
図3Fig．3

パラメータ空間における不安定領域・
DiagramofstabilityonparameteI

space．

（15）・（16）式の安定・不安定の式には，仮想変形の大きさδは関係していない．こねは，ゆらぎがいくら微小であっても，仁6〕式が満されるようなものであればそれは拡大されパターン形成の出発点となることを意味する．また逆に，ゆらぎがいくら大きくても，（旧式を満す場合はパターンは発生しないことになる．

パターン発生条件
一般の仮想変形は16〕式の重ね合せとして表現することができる．自然状態で積雪に与えられるゆらぎは，さまざまな波長をもつ微小な仮想変形の重ね合わさわたものと考えられるから，無次元パラメータ亙／αgLが1よりも小さければなんらかのパターンが発生することになる．この意味で，

亙αgL＜1（19）

は，一様状態の不安定条件，あるいはパターンの発生条件となる．

このパラメータは弾性定数刀が大きくなるほど，あるいは積雪層の厚さzが小さくなるほど大きくなる．すなわち，雪がしまって固くなったり，積雪層が薄かったりすると帯水層が形成されてもパターンは発生しないことを意味している．

一261一

国立防災科学技術センター研究報告第33号

1984年1五月

パターンの波長不安定条件（19）式が満されるとき発生するパターンはゆらぎとして与えられる仮想変形の成分に依存している．このときパターンとして発生を許されるのは一定波長λ。よりも長い波長をもった成分だけである．この制約は，与えられるゆらぎが無秩序なものであっても・発生するパターンにはある程度の秩序が存在するという結果をもたらす．また，地形パターンのような秩序をもったものがゆらぎとして与えられるときは，波長に関するこの条件は地形パターンが表面に現われてくるかどうかを決定することになる．雪えくぼのパターンにおいて，2cの存在は，くぼみの間隔が積雪の状態から決まるある一定距離以上には近づかないことを意味する．

図4は無次元化した波長λ。と，同じく無次元化した積雪層の厚さLの関係である．不安定のはじまる点（亙／αgL＝ユ）の近傍を除いて，波長2。は積雪層の厚さLには依存してないことがわかる．

652023LE1α9
図4Fig．4波長と積雪層の厚さの関係．
Wavelengthvs．thickness

ofsnowlayer．

一方，図5はそれぞれ無次元化された波長λ。と弾性定数刀の関係である．この場合は弾性定数亙が大きくなるにつれて波長も大きくなっていくのがわかる．とくに亙／αgL＜＜1の場合，波長λ・はつぎのように簡単に表わすことができる．

λ。＝

2π河（、音、・・1）

αg

一262一（20）雪えくぼのパターン形成皿一納□

10

l1ン

1σ2畑、2桐玉
αg

1σ10，310−2⊥
αgL
2．410

11

図5Fig−5波長と弾性定数の関係．
Wavelengthvs．coefficientofe1aStiCity．

3次元1層の平地積雪より一般化して，3次元！層の平地積雪を考えよう． この場合2〕式に対応する方程式はつぎのとおりである．

∂σ2∂z十∂τ㈹∂π∂仇σ尾＝亙一，∂z∂τ榊十∂μ：ρσ

τ㈹＝軋

∂仇∂

仇＝0

（2＝0）

仇＝仇L

（2＝L）

このとき非一様成分α（21）・τぺ亙・万についての方程式は

÷・刀・（；チ÷）一・勿∂仇＝0（z＝0）

仇一化（z：L）

一263一

（22）

国立防災科学技術センター研究報告第33号

1984年11月となる．

一般に任意の仮想変形は

叱＝δ・i・（ん〃十ん〃）（23）の重ね合せとして表わせる．この場合もパターンの発生条件は2次元1層の平地積雪と同じく（19）式で表わされる．

（23）式は単独では図6のような1次元パターンを表わしている．ふつう平地積雪において，自然のゆらぎに異方性はないから，1次元パターンは考えられないが，畑の畝（納口，1984）のような1次元パターンがゆらぎとして強制的に与えられる場合には，このようなパターンも発生する．

このとき発生しうる1次元パターンの波長の下限は（18）式から得られるλ。に他ならない．

ふっう平地積雪の雪面上に現われる雪えくぼは2次元パターンである．いま単純な2次元パターンとしてつぎのような

叱＝δ・i・んμ・i・〜（24）仮想変形を与えた場合の安定を考えよう．

この場合，パターンは図7のとおりであり，凹部の点の空間密度を∫とすると，、！

＼！

、■！

○！

＞

＞

γ
λy○、！

、！

＼×＼、

1、

くλ・・＼／＼！
xλx

2入x

3λx

只、・！

、x、、ぺ戸！

O〜2入x3λx
XX
Fig．6

q

○

1、、 ！ 、！
、図6＼。

92入。／＼／＼／・、！
、、！

2〜O、＼・

1次元パターン．
0ne−dimention創pattem．

一264一

図7

2次元パターン．

Fig．7

Two−d㎞entionalpattem．

雪えくぼのパターン形成皿一納口

1一★（古・÷）■÷（25）である．ただし，ん2＝κ2＋ん2である．
μ（24）式の仮想変形に対する解も犯とおいて，＝α（・〕・i・んμ・i・ん〃（26）αの方程式をとおして求めることができる．

パ＝δ

・i・h河万〃・i・h河灯・i・んψ・i・ん〃（27）

これから，このゆらぎに対する不安定の条件を求めると（16）式と同じ式
亙αgL。
ん ＜tanヰhん（28）

ズー厄万・・阿が得られる．この場合，凹部の点の空間密度∫の上限4は，ん姜十弓＝ん；でかつん、＝んのときに得られる．このとき∫は1λ；姥∫＝一c 4π2（29）となる．空問密度∫の逆数の平方根を2次元パターンの波長と呼ぶことにすると，これは1次元パターンの波長の上限λ。と一致する．

2．5

斜面積雪

自然の平地積雪には異方性はないので形成されるパターンは2次元的であるが，斜面積雪の場合は帯水層中の水が斜面に沿って下方へ流れる一様成分があるため形成されるパターンは異方性をもつ1次元パターンとなる．したがって斜面上のパターン発生は，平地積雪における1次元パターンの安定・不安定の問題と同じである．ただしこの場合，重カ加速度9と積雪層の厚さLは斜面垂直成分をとって9COSθ，LCOSθ（θは斜面の勾配）としなければならない．

したがって斜面積雪の場合，パターンの発生条件は

一265一

国立防災科学技術センター研究報告第33号

1984年11月〃

αgLCOS2θ

＜1（30）となる．

（30）式からわかるように，平地ではパターンが発生する場合（〃／αμ＜1）でも

ト㎡1／1烹

（31）なるθ。よりも大きな勾配（θ＞θ。）をもつ斜面ではパターンは発生しないことになる（図8）．
斜面上にパターンが発生する場合の波数の上限ん。。は
亙‡

αgZCOS2θ

んsc＝tanhんs忘（32）ん、1一河肌。
とくに，亙／αgL《1の場合，波長λ。。：2π／ん。。は，から求められる．

λ︒

1。。：

2π画（33）αψCOSθ

COS2θとなる（図9）．したがって斜面積雪の場合，波長λ。。は勾配θが大きくなるにつれて大きくなるが，図9からもわかるとおり，亙／αgL＜＜1の場合には30。くらいの勾配の斜面でも平地の波長λ。とそれほど大差はない．

290060⑦養1Φ℃u30

Φ

OO

O．204

O．6

0．8

1．O

−E一OO

以9L
図8

斜面積雪における不安定．
Instabi1ity

snowcover2030θ（deg．）

冊g−8of10on

s1ope．

一266一

図9

斜面勾配と波長の関係．

Fig．9

Wavelengthvs．s1ope40

雪えくぼのパターン形成皿一納口

2．6

2次元2層平地積雪

これまで問題とする積雪層を1層と考え，その下面では固い物体と接っしているものとして扱ってきた．実際の積雪は多くの層からなっており，時には下の雪が固くてほとんど変形・を無視できるものの場合もあるが，そうでない場合もある．ここでは，パターン発生のうえでの下の層の影響を調べるために，2層からなる2次元平地積雪についてこれまでと同様の検討をする．

図10に示すように厚さ乙1・L2，密度と弾性定数がρ1・ρ2，亙1・亙2，恥1

亙・2である2つの層を考える．ω1・仇2をそれぞれの変位とすると方程式はっぎのとおりである．

亙1

∂2仇1

∂2仇1。十・1∂z。：ρ・σ∂μ（34）∂2ω。

亙2∂2仇。

＋恥。

∂・2∂μ2＝ρ2σSATURATEDL1LuWER

1L22O）

図102層平地積雪．

Fig．10

Two4ayeredsnowcoveIon

p1ain一また境界条件は（2：O）

ω2＝0刀1∂ω1∂〃2∂2∂z：亙。

仇1＝仇。

（2＝乙。），（・＝Ll＋L。…L）

仇1＝仇1Lである．

このとき仇1・仇2の非一様成分仇1・ψにっいては次式で表わされる．

∂2｛

亙1∂・2

∂2刈＋恥1∂μ2＝0

一267一（35）国立防災科学技術センター研究報告∂2ψ∂2ψ
十恥。
∂・2∂〆亙。

第33号

1984年11月＝0（36）

ω；＝O

刀1

（2：0）

∂刈＝亙2∂z∂ψ
仇1＝仇2

∂2

（・＝Z。）（2：L）

仇1＝秘1L
ただし一様成分τ1・一2はd2π1d2π。

dd22

刀1：ρ19，〃2z2

＝ρ29

勿2＝0

（2＝0）
（37）

dπ1

〃1dz

dπ2
＝亙2dz

仇1：仇2

（ε＝L。）（2＝L）

1＝π1工である．

止水面z＝Zにおける仮想変形としで6〕式と同じく

仇1乞一δ・i・〜（38）を与える．このときの解も，1層の積雪の場合と同様に〃i＝α1（2）Sinんμ（39）仇；＝α2ωSinりと置いて，α1・α2の方程式d2α1

亙∫1d2α。

d・2

刀1d．2：一ん2ω1，恥2＝一ん2ω。
〃2一268一雪えくぼのパターン形成皿一納口

（2＝0）

α2＝0

〃1（40）dαld2：刀2

dα2d2，（・＝L。）

α1＝α2

α1＝δ

（z＝L）

から求める．

このときα1はつぎのようになる．

凧川戸（・一・）・河・・…

（一μ）

α1＝δ

河0、∫、 十πS，0、・一…・戸肌1…一…・々叫（41）h・！㍉・け・芹肌・
したがってZ＝Lにおける応力σ。1＝亙1∂ωf／∂Z＝σ21エは。刀。2亙。1κ0．01＋亙。1κ∫。∫1

刀1σ三工L＝刀1δSinんμ凧C、∫、・河κ∫、0、（42）となる．

したがって，この仮想変形に対する不安定の条件は

1σ，lL

l＜1αgδSinκμ1（43）から
171ξcoshζκヰαgLユ ＜ ξcoshsinhん‡

十sinhζ此非coshん‡（44）

ζん＊coshん＊

十sinhζん‡となる．ただし

一269一sinhん＊

国立防災科学技術センター研究報告第33号

1984年11月

バー河乙、ん1一！窯（45）

1一／票告である．

（44）式から，

亙1αgLl＜パターンの発生条件は

ξ十ζξ

亙1L2刀。

L1＝1＋一（46）となる．（46）式は下の層の弾性定数が上の層よりも十分に大きい場合，あるいは上の層が下の層よりも十分に厚い場合，1層だけのときの発生条件（ユ9）式と一致する．

（46）式の条件がみたされるとき発生しうるパターンの波数の上限は，

亙、

ξ…hζバ・i・hバ十 。i．hζバcoshバ

αgL1

ξ…hζん＊…hバ十 。i．hζバ。i．hバ

から求められる．

とくに，刀1／αgL1＜＜1の場合，波長の下限は2π河（47）（48）：λ。

αgとなり，上の層だけの場合の波長と一致する．すなわち，上の層だけで十分にパターンの発生条件が満される場合（亙1／αg乃1《1）は，発生するパターンの波長は下層の影響を受けないことになる．

3．弾性的不安定によるパターンの発生と雪えくぽとの比較

これまでの結果から，帯水層をともなう積雪が弾性的不安定にもとづいてパターンを発生することが理論的に明らかとなった．そこで，この機構が実際の雪えくぼのパターン形成を説明するものであるかどうかを，雪えくぼの観察結果と理論的帰結との比較により検討する．

3．1

雪えくぽの発生条件

理論的に与えられるパターンの発生条件は，帯水層が形成された時点で積雪層の厚さ乃・一270一雪えくぼのパターン形成皿一納口弾性定数〃等が亙αgL＜1という条件を満たすことである．定性的にいえば，弾性定数に関しては小さいこと，厚さに関しては大きいことがパターン発生の条件である．一般に積雪は時問の経過にっれて自重のために沈降していく．この結果，積雪層は薄くなるとともに，弾性定数は大きくなる．したがって時間がたつにつれて無次元パラメータ亙／αψは大きくなり，やがて1を越えるであろう．このことは，降雪のあと帯水層が形成されるまでの時間，すなわち雨が降ったり，表面融雪がさかんになるまでの時問が長過ぎればパターンは発生しないことになる．実際，このことは，経験的事実と一致している．

しかし，時には非常に固くしまった積雪に雪えくぼが形成されることもある．これは，それよりも以前に，積雪層がまだ柔らかい状態のときにすでに発生していたと考えるべきである．一般に，水の供給がわずかのときは，パターンが発生しても十分に成長せず，まだ雪えくぼが発生していないものとして見過ごされることがあるからである．しかも雪えくぼはいったん形成されると，その積雪層がすべてざらめ雪に変わるまでパターンはあまり変化せずに保存されるからである．また時にはすべてがざらめ雪に変わったのちも，なんらかの形でパターンが残っている場合さえある．

3．2

雪えくぽの波長

雪の弾性定数は一般に，雪温rと雪の密度ρの関数である．とくに，雪えくぼ発生時には雪温は0℃近傍であるから，弾性定数に影響を与えるのは密度だけと考えればよい．

Shinojima（1966）は弾性定数の密度依存性をつぎのような形

亙＝・ρリ
（49）

リ＝5で実験式として与えている．積雪の密度は，降雪のすぐあとでは0．1g／出以下であるが，2・3日すると沈降によって0，29／c請以上の値となる．いま仮に密度が0，19／c逓からO．29／c虚に増加したとすると，（49）式から弾性変数は32倍にも増加することになる．したがってパラメータ亙／αgLも密度の変化に対して敏感に変化するから，パターンの発生時には亙／αgL《1であることの方が一般的であると考えてよいであろう．
亙／α仙《1の場合に発生するパターンの波長λ。を（49）式をつかって密度との関係で表わすとつぎのようになる．

一27ユー

国立防災科学技術センター研究報告λ。＝

2π河第33号

1984年1ユ月

リ〜刀〜ρ

（50）

α9

ただしこの場合，弾性定数亙と亙。は積雪の場合，密度ρに対して同じ依存性をもっとしてある．

また，くぼみの空間密度九に関しては
一2∫。＝λ。

−2リ〜

ρ（51）である．

実際の雪えくぼで測定される単位面積当りのくぼみの数∫は，理論にしたがえばその上限4よりも少なくなるであろうが，その定性に関しては∫。と同じと考えてよい．

図11は，実測の結果を示している．測定は地形等の影響を受けない平地の積雪についてお310、d，●＼

1983
・J…12N・ga◎ka＼，、、、

210、、、ε、、bbJan．24＿cFeb．3

一dFeb．7＿e Feb．16Sum◎nfFeb・23Naga◎ka●＼jf．
、
1984・、。J、、．。。、。、色u も。

←0＝品10；、Z・．lJan．10

Naga◎ka、、

iMar2 一ε、川・・12 一具kMar23Muihkamachi●，、、、、

O．1

0．2SNOW
図11DENS1TY0．3（glcm3）

積雪層の密度とくぼみの空間密度の関係．

Fig．11The

numbeエofdimp1espeI

一272一unitaエeavs．snow

density．

雪えくぼのパターン形成皿一納口

こなった．また雪の密度は，雪えくぼ発生直後の，しかも帯水層のすぐ下の積雪の値である．

この結果は理論的予測どおり，密度の増加すなわち弾性定数の増加につれて単位面積当りのくぼみの数が減少することを示している．

図中の破線は（51）式をあてはめたものである．この場合リは3．4であり，Shinojimaの値〃＝5よりもやや小さい．

3．3

地形の効果

自然に与えられる無秩序なゆらぎのほかに，地形のようなある秩序をもったゆらぎが強制的に与えられる場合，そのパターンが表面上に発生するパターンであるかどうかは，理論的にはその波数が，亙＊αgLん＜tan申hんバー河〃という条件を満しているかどうかで決まる．このことは，実測における雪えくぼのパターンが地形のパターンを生み出すことがある一方で，ときにはそれがまったく現われてこない場合もあるという事実を説明する．

また，地形のパターンが現われてくる場合でも，その他の無秩序な微視的ゆらぎの結果としてのパターンも同時に重ね合わされたものとして生じるのはいうまでもない．たとえぱ畝立てされた畑にできる雪えくぼのように，畝のパターンが現われてくると同時に，畝の問の溝に沿って点状に分布したくぼみのパターン（納口，1984）も発生するという観測事実は，このことから説明される．

3．4

雪えくぽの凹凸

帯水層をともなう積雪の弾性的不安定という考えで雪えくぼのパターン形成についてのいくつかの特徴の説明が可能となった．しかし，弾性論で議論できるのはパターンが発生するまでの段階である．実際，帯水層内の水の集中にともない積雪層は塑性変形をおこしたり，あるいは破壊現象を招くこともあるであろう．さらに，凹部に集中した水は，水みちを形成して下方へと浸透してゆくと同時に，まわりの雪を融解したりざらめ雪に変えたりするであろう．実際の雪えくぼの凹凸は，これらの成長過程をとおして形成される．

したがって，この理論からは雪えくぼの凹凸の大きさを議論することはできない．一般に，これは供給される水の絶対量に関係するものである．帯水層内の水の絶対量に関しては，パターンの発生条件，波長の条件のいずれにも陽の形では関係していないことは注目すべきで

一273一国立防災科学技術センター研究報告第33号

1984年11月

ある．

41結論

雪えくぼのパターン形成の機構を説明するために，帯水層をともなう積雪の弾性的な安定・不安定を検討した．

この結果，帯水層が形成された時の積雪の状態を表わすパラメータ亙／αgLか1よりも小さいとき，その一様状態は不安定化し，積雪の状態によって決まるλ。以上の波長をもつパターンが発生することがわかった．

雪えくほの実測とこの理論との比較により，雪えくぼのパターン形成は，帯水層をともなう積雪の弾性的不安定によって十分に説明されることがわかった．

参考文献

1）納口恭明（1984）：雪えくぼのパターン形成I．国立防災科学技術センター研究報告，第33号，237−254．
2）Shinojima，K．（1966）：Visco−elasticIce，TheInstituteofLow

deformation

Temperatureofsnow．Physicsof

SnowandScience，875−907．

（1984年6月5日

一274一

原稿受理）

雪えくぼのパターン形成皿一納口

付録
この場合，方程式は∂2伽∂2仇∂、・十亙・∂。・＝ρσ

仇＝0

川（2＝O）∂刎σ。＝亙一＝σ。L（・＝L）∂考であり，非一様成分の方程式は∂・仇∂・刎・ll∴∴：0：二二1一（2〕である．

第1のステップとして大きさδ，波数此の仮想的な荷重分布σ。卜δ・i・〜13〕を与える．

このとき止水面（2＝L）での変位はパーん古伽・ρ・・舳

14〕となる．

この変位のために水が集中して，新たな荷重分布

σ必＝δ（ユ十γ）Sin此〃15〕が形成される．ただし

γ一此青t汕序肌

16〕である．

第2のステップとして（5〕式のもとでパを計算する．これを繰り返していくと，第㏄番目のステップにおけるσ沁は肌σ、元一δ・i・〜2〆（7〕包二〇となる．γが1よりも大きい場合，ステップの増加につれてσ必は発散する．したがって，この場合，不安定になる．

γ一此六㎞々肌・1
この条件は，当然ながら仮想変形による場合の（16）式（本文中）と一致する．

一275一18〕