河川技術論文集,第19巻,2013年6月

論文

網状砂州河道における大規模洪水中の河床変動
BED VARIATION IN A BRAIDED CHANNEL DURING LARGE FLOOD

岡田裕之介1・大吉雄人2・福岡捷二3
Yunosuke OKADA, Yuto OOYOSHI and Shoji FUKUOKA
1学生会員

中央大学大学院理工学研究科土木工学専攻 博士課程前期課程（〒112-8551 東京都文京区春日1-13-27）

2正会員

国土交通省中国地方整備局出雲河川事務所（〒693-0023 島根県出雲市塩冶有原町5-1）
3フェロー 工博 Ph.D. 中央大学研究開発機構（〒112-8551 東京都文京区春日1-13-27）

The Hii river is known as a typical river with braided channel bed. Large sand waves are formed on the braided
bed. It is considered that the flow resistance changes as bed elevation of the main channel changes during a flood.
Therefore, evaluating the temporal and spatial variation in the flow resistance is important to understand the flood
flows and bed variations in the Hii river. In this study, first, temporal variations in the resistance during the 2011 May
and 2006 July floods of the Hii river are evaluated by the Manning’s roughness coefficient in quasi-steady flow
analysis. Next, the unsteady flow analysis is conducted using the temporal variation in the roughness coefficient
determined by the quasi-steady flow analysis to investigate the mechanism of bed variation in the Hii river. Fromthese investigations, we conclude that the analysis method presented in this study is useful for the flood flow analysis
in the Hii river.

Key Word : Hii River, flood flow, sand wave, Manning’s roughness coefficient
braided channel, bed variation analysis

測深器を装着した十字浮体を流下させることで，連続的な河床形状観測を実施している．これにより河床波の波
高と河床抵抗の時間変化特性は対応していることを示し
島根県を流れる斐伊川は，かつて行われていた「鉄穴た．福岡4)は観測水面形の時間変化には，河床波の発達流し」と呼ばれる砂鉄採取に伴う大量の土砂流入により， による抵抗変化や河床変動等の影響が現れているという典型的な天井川を形成している．また，河口部では水は考えに基づき，観測水面形を用いる洪水流・河床変動解
けの悪い宍道湖・中海を有し氾濫被害が長期化しやすく， 析は，洪水中の河床変動をかなりの精度で解析出来る事
斐伊川の現在の流下能力は計画高水流量に対して十分でを示した．斐伊川は，洪水中の水深が浅く，河床波の発はない．そのため，下流部への流量低減を目的とした放達変形による河床抵抗の変化が流れと土砂移動に大きく水路が建設されている1)．しかし，現況河道における洪影響を与えると考えられる．このことから福岡の手法を水流に対する河床変動機構の理解が不十分であり，放水斐伊川に適用するためには，洪水中の河床波の抵抗特性
路竣工後の放水路設置区間の本川上下流部の河床変動2)を評価し，それらを考慮する必要がある．
や，本川の河床変動が放水路への分派に与える影響等に本研究では，詳細な水面形観測が行われた平成23年5ついての議論が十分進んでいない．そのため，放水路竣
月洪水と観測史上最大水位を記録した平成18年7月洪水
工前の放水路区間を中心とした洪水流と河床変動機構をを対象として，まず洪水中における河床波を伴う砂州の把握しておくことは，放水路の適切な運用のために重要変形による各時間の抵抗特性の変化をマニングの粗度係となる．
数より評価する．このため，最初に準定常流解析より各斐伊川は写真-1に示すように網状砂州が発達し，縦横時間の粗度係数を算定する．次に準定常流解析より得ら
断的に河床波が形成されている．上野・宇民ら3)は1993
れた各時間の粗度係数を考慮した非定常流解析を行い，年から1995年に斐伊川で発生した5洪水を対象に，音響
放水路竣工前の放水路影響区間を中心とした河道におけ
１． 序論

宍道湖
灘分
（4.0km）
2.0km

下流端境界条件

14.0km6.0km
8.0km
10.0km

水位観測地点（H18・23年）

水位観測地点（H23年）
大津（12.4km）

流量観測地点14.0km16.0km

写真-1 斐伊川の河床形状

る洪水流と河床変動機構の検討を行う．

上流端境界条件

斐伊川
放水路

D

標高(T.P.m)

21
20.5
20

上島 斐伊川（18.6km）

図-1 対象区間平面図

21.5

2．検討対象区間及び対象洪水の概要

赤川

C

E
F

標高(T.P.m)：水位時系列データ
GB
19.5
図-1は対象区間の平面図を示している．対象区間内で：準定常流解析に用いるH
19
A
各時間の水位18.5
は，上島(18.6 km),大津(12.4 km)，灘分(4.0 km)の計3地
18点において，洪水位及び浮子による洪水流量の観測が行 2011/5/10 12:00
2011/5/12 12:00
2011/5/14 12:00
時間(hour)
われている．平成23年5月洪水では，丸で示す位置に簡(a) 平成23年5月洪水
23.5
易圧力式水位計が設置されており，縦断的・時間的に水
G
23
22.5
位観測が行われている．特に14.0km~15.6kmの区間にはH
22
F放水路が竣工予定であり，この放水路への分派流量によ
21.5
B
I
21
り生じる本川上下流部の縦断的な水位変化の把握は特に
D
20.5
J重要であることから，200m~300m間隔で詳細な水位観
20
K
C E
19.5
L
測が行われている．なお，本論文では上記の区間を放水
19A路区間と呼ぶこととする．次に斐伊川の特徴について述
18.5
2006/7/18 12:00
2006/7/20 12:00
2006/7/22 12:00
べる．斐伊川では20.0km付近の赤川合流点付近(図-1)に 2006/7/16 12:00
時間(hour)
背割堤が設けられており，この区間の上流部では低水路(b) 平成18年7月洪水
図-2
上島地点における水位ハイドログラフ
幅が狭く，澪筋の固定化が顕在化している．赤川合流点
より下流部では低水路幅が広がることにより，網状砂州が発達している．
3．検討方法
対象洪水は平成23年5月洪水と平成18年7月洪水とした．
平成23年5月洪水は多点に圧力式水位計を設置した後に発生した．これにより，詳細な水面形観測が行われた．
洪水中の河床波の抵抗変化と放水路区間を中心とした
この洪水では，上島地点において1200m3/sのピーク流量
洪水流と河床変動の検討を行うために，準定常流解析とが観測されており，斐伊川での中規模洪水にあたる．平非定常流解析を行う．以下にその概要を示す．
成18年7月洪水は図-2(b)の水位ハイドログラフに示すよ(1) 支配方程式
うに2度にわたる急激な水位上昇が起こり，2度目のピー
本検討では，放水路区間が湾曲部に位置していること
ク時には斐伊川本川の各観測所で観測史上最大水位を記
から，二次流が洪水流と河床変動に影響を与えること，録している．また，大津観測所(12.4km)でのピーク流量
河床の縦横断的な凹凸により生じる流れの三次元性を考は2400m3/sであり，計画高水流量規模の洪水となった．
慮する必要があることから，流れの支配方程式には浅水
対象区間内では，横断測量データより0.5m~1.0mの波流方程式と水深積分した渦度方程式を連立した底面流速高を有する河床波が確認されている．図-3は14.6km地点
解析法5)を適用する．河床変動解析には，掃流砂及び浮における横断形状と2洪水の痕跡水位を合わせて示して遊砂を考慮しており，河床変動量は流砂の連続式，掃流いる．ピーク水深は平成23年5月洪水では2.0m程度，平砂は芦田・道上の式6)により算出する．また浮遊砂濃度
成18年7月洪水では4.0m程度と浅く，洪水中の河床波のの計算には，鉛直方向の流速分布による影響と底面近傍変形・発達が流れの抵抗変化となって土砂移動に大きなの高濃度輸送を適切に評価するために，式(1)に示す三次影響を与えていることが考えられる．
元移流拡散方程式を用いる7)．

19

100

14.6km断面90

質量百分率(%)

標高(T.P.m)

18

17
16
15

0

50

100

150

200

250

横断距離(m)60

50
40

痕跡水位（H23年洪水）

20

痕跡水位（H18年洪水）

10

13
-50

70

30

河床高

14

80

300

2km～下流端
上流端～2km350

図-3 河床波の波高と水深の関係

400

0
0.01

0.1

粒径(mm)

110

図-4 解析に用いた粒度分布

して，非定常流解析では流量変化，河床変動，粗度係数
ck 1    u  ck   u ck  ck u    t  w0 k  の変化などが相互に影響し合うことから，粗度係数の推 t J 


定が容易ではないためである．上下流端境界条件として，
  ck    ck 
図-1に示す上島地点(18.6km)と宍道湖(-1.0km)の水位観測 ~   s ~   ~   s ~        
データを用いる．上流端境界条件として図-2(a),(b)に(1)示すようにA~H(平成23年5月洪水)，A~L(平成18年7月洪c  c   cos    ~   s ~k   ~   s ~k 水)の時間帯の実線で示す各時間の水位を与え，下流端        
境界条件も同様に水位を与え，準定常流解析を行った．
  c   c      c  ~s  ~k ~  ~k ~     s k   qsuk z  zb 
各時間の粗度係数は各時間の観測水面形と上島地点の観J       z  z 
測流量を説明した時の値を採用している．この理由としtて，各時間の観測水面形には洪水中の河床波の抵抗変化
ここに，ck：各粒径kの浮遊砂濃度，σ ：σ方向の格子移
動速度，w0k：Rubeyの式より求める各粒径kの沈降速度， による水位上昇等の影響が現れているためである．平成18年7月洪水では対象区間内における水位観測点が多く
εs：浮遊砂濃度の拡散係数，qsuk：各粒径kの河床からのはない．そのため，詳細な水面形観測が行われた平成23
浮上量である．ここで，鉛直方向の分割数は，各時間の年5月洪水の検討を参考に，対象区間内を3つのエリア
水面と河床面の間を6分割している．各層高さの水平方ξη(19~15km，15~10km，10~0km)に分割し，各時間の粗度
向流速u ，u は準三次元解析より得られる流速分布より係数を定めた．
与え，鉛直方向流速uσは連続条件を満たすように与えて6)
非定常流解析では，準定常流解析より得られた各時間
いる．浮遊砂の浮上量は板倉・岸の式 より算出する．
の粗度係数を考慮し，観測水面形の時間変化を用いる非
粒径別及び平均粒径の限界掃流力の算定には，それぞれ定常準三次元洪水流・河床変動解析法を適用することで，修正Egiazaroffの式6)，岩垣の式6)を用いる．
放水路区間を中心とした洪水流と河床変動の検討を行う．
上下流端境界条件には上島地点と宍道湖の水位時系列(2)解析条件
データを与えている．
平成23年5月洪水の解析では，平成22年12月に行われた定期横断測量データを基に初期地形を作成している．
横断測量は放水路区間において200m間隔で測量されて4．解析結果おり，その他の区間は約500m間隔で実施されている．
平成18年7月洪水の解析では，平成17年12月に行われた(1) 河床波の抵抗変化
定期横断測量データを基に初期地形を作成している．た表-1(a),(b) は準定常流解析より得られた各時間
だし放水路区間では，平成18年6月に50m間隔で実施さ(A~H：平成23年5月洪水，A~L：平成18年7月洪水)の低れた横断測量データを基にしている．図-4は解析に用い
水路粗度係数を示している． 各区間において水深変化
た粒度分布を示している．これは平成14年に対象区間内に伴い粗度係数の値は変化しており，水位と粗度係数ので1.0km間隔に実施された河床材料調査結果を参照し，増減は概ね対応していることがわかる．このことから，その分布を定めた．2.0kmより下流部では，上流部の区
斐伊川における洪水中の河床波は時々刻々と変形・発達間に比べ粒径加積曲線が異なっているため，2kmを境界をしており，水位ピーク付近において河床波の波高が最に異なる粒度分布を与えている．
大となることが考えられる．斐伊川河口部では他の区間と比べて水位上昇が懸念されており，船橋ら8)は，河口(3)準定常流解析及び非定常流解析
域の河床波の発達及び土砂堆積等が水位上昇をもたらす
本検討では，河床波の発達・変形による流れの抵抗変ことを明らかにしている．本解析結果からは，両洪水と化をマニングの粗度係数値の変化として評価する．初めも下流部(0km~10km)におけるピーク水位付近で粗度係に，準定常準三次元洪水流・河床変動解析を用いて各時数が最大となり，その値は他の区間に比べて大きく，変間の粗度係数を推定する．準定常流解析を用いる理由と表-1 各時間の低水路粗度係数(a) 平成23年5月洪水

0km～10km 10km～15km 15km～19km
0.03
0.035
0.026
0.03
0.035
0.026
0.038
0.039
0.03
0.032
0.031
0.026
0.045
0.043
0.032
0.048
0.039
0.03
0.043
0.035
0.027
0.031
0.023
0.022

A
B
C
D
E
F
G
H
21

5/11 10:00

5/10 23:00
5/11 18:00

20

A
B
C
D
E
F
G
H
I
J
K
L

5/11 15:00
5/12 2:00

5/11 22:00

)

18

実線：解析
プロット：観測

1200
1000

17

800
16

流量(

標高(T.P.m)

実線：解析
プロット：観測

洪水後平均河床高（解析）
洪水後平均河床高（実測）0～10km 10～15km 15～19km
0.032
0.036
0.031
0.012
0.033
0.030
0.055
0.036
0.028
0.049
0.034
0.031
0.048
0.034
0.031
0.048
0.032
0.032
0.051
0.040
0.034
0.051
0.048
0.035
0.051
0.047
0.032
0.049
0.047
0.032
0.037
0.033
0.032
0.029
0.030
0.028

1400

初期平均河床高
19(b) 平成18年7月洪水

15

600

400

14
13

200

放水路区間

12
12

12.5

13

13.5

14

14.5

15

15.5

16

縦断距離(km)

図-5 解析値と観測値の比較：平成23年5月洪水

化の幅が広くなっている．これらの検討から，斐伊川下流部では河床波が他の区間と比べて発達しており，それらが洪水中の水位上昇に大きく影響していることが推定出来る．他の区間においても洪水位が最大の時に，粗度係数が最大値をとっている．

0
2011/5/10 12:00

2011/5/12 12:00

2011/5/14 12:00

時間(hour)

図-6 上島地点における流量ハイドログラフ：平成23年5月洪水

これらのことから，斐伊川では浮遊砂が多いものの，河床変動への影響は小さく，縦断的な変化は掃流砂が支配的であると考えられる．解析と実測の河床変動量コンター図の比較より，低水路幅の狭い15.0km付近の洗掘傾向を再現することは出来ているが，低水路幅が広がり始める14.4km付近の堆積傾向等，河床変動の縦断変化を十(2) 粗度係数の時間変化を考慮した洪水流・河床変動解
分に捉えきれていない．また，実測の変動量は0.5m程度
析であるのに対して，解析の変動量は0.3m程度と小さく見a)平成23年5月洪水
積もられている．この原因として，本解析に用いた初期
図-5は非定常流解析より得られた水位上昇期における地形の課題が挙げられる．斐伊川では網状砂州が発達し解析水面形と観測水面形の比較を示している．実線で示ていることから低水路内に多数の澪筋が存在している．
す解析水面形はプロットで示す観測水位を概ね再現する
洪水中はその澪筋に流れが集中し，縦横断的に流速差がことが出来ている．図-6に示す上島地点(18.6km)での解生じることで非平衡性の度合いが大きくなり，河床変動
析流量ハイドログラフは，観測流量ハイドログラフを説
量は大きくなると考えられる．また，平水時にも土砂の明している．また，図-5の破線で示す初期平均河床高と移動が活発である斐伊川では，時々刻々と河床の形状が×のプロットで示す実測の洪水後平均河床高との変化量変化している．しかし本検討では，洪水発生の5ヵ月前
は大きくなく，点線で示す解析値はほぼ実測値を再現しに200m間隔で実施された横断測量データより初期地形ている．図-7は(a)水位ピーク時，(b)洪水後解析，(c)を作成しているため，初期の澪筋を十分に再現すること
洪水後実測における放水路区間の河床変動量コンター図が出来ていないことと，洪水発生直前の河床地形とは異を示している．水位ピーク時では変動量が0.1m程度であなっていた可能性が高いことが考えられる．
り変動箇所も少ないが，洪水後解析の変動量コンター図b)平成18年7月洪水
では，変動箇所が多くなり，その変動量は0.3ｍ程度と図-9より，赤の実線で示す水位ピーク時の解析水面形
大きくなっている．図-8は解析より得られた流砂量縦断は痕跡水位の縦断図を概ね再現することが出来ている．
図を示している．図の縦軸は掃流砂量と浮遊砂量が10倍
図-10は上島地点(18.6km)における流量ハイドログラフ
異なるスケールで描かれていることに注意を要する．点を示しており，浮子による観測流量をほぼ説明すること線で示す掃流砂はピーク時に縦断的な変化が大きくなり， が出来ているようである．また，図-9に示すように平成
特に15.0~14.5kmの区間で大きな値となっている．一方
23年5月洪水同様洪水前後の実測における平均河床高ので，実線で示す浮遊砂は掃流砂に比べて大きな値を示し
変化量は小さく，点線で示す解析値はほぼ実測値を再現ているが，各時間において縦断的な変化が小さい．これ出来ている．図-11は(a)第1ピーク，(b) 第2ピーク，
は，解析で与えた細かい粒径(0.03mmと0.20mm)が主に(c)洪水後解析，(d)洪水後実測の放水路区間における河浮遊砂となっており，それらが一様に輸送されている．
床変動量コンター図を示している．平成23年5月洪水と(b)洪水後解析(a)水位ピーク時(c)洪水後実測

洗掘

堆積

図-7 河床変動量コンター図：平成23年5洪水）

浮遊砂（ピーク）

浮遊砂（減水期:500）

掃流砂（増水期:500）

掃流砂（ピーク）

掃流砂（減水期:500

）

0.2

21

0.18

0.16

1.4

0.14

19

標高(T.P.m)

0.12

1

0.1

0.8

0.08

0.6

0.06

0.4

0.04

14

0.2

0.02

13

0

0
15

縦断距離(km)15.5

7/17 22:00
7/19 5:00

7/18 15:00

実線：解析
プロット：観測

洪水後平均河床高（解析）

17
16
15

放水路区間

12

16

12

12.5

13

13.5

14

14.5

15

15.5

16

縦断距離(km)

図-8 流砂量縦断図：平成23年5月洪水

図-9 解析値と観測の比較：平成18年7月洪水
2
1.8

)

実線：解析
プロット：観測

浮遊砂（第 1ピーク）

浮遊砂（第2ピーク）

浮遊砂（減水期:1000）

掃流砂（第1 ピーク）

掃流砂（第2ピーク）

掃流砂（減水期:1000

）

0.12
0.1

1.6

流量(

)

浮遊砂量(

1.4

)

14.5

7/17 14:00
痕跡水位（右岸）

18

1.2

14

7/17 6:00
7/18 7:00
痕跡水位（左岸）
初期平均河床高

洪水後平均河床高（実測）

掃流砂量(

浮遊砂量(

)

1.6

20

0.08

1.2
1

0.06

0.8

0.04

0.6
0.4

掃流砂量(

1.8

浮遊砂（増水期 :500

)

2

0.02

0.2
0

0
14

時間(hour)

15.4k

15.4k

15.4k

15.2k

15.2k

15.2k

15.0k
14.6k

(a)第1ピーク

14.6k

16

15.6k
15.4k
15.2k
15.0k

15.0k

15.0k

14.8k

14.8k

14.8k
14.0k 14.2k 14.4k

15.5

15.6k

15.6k

14.8k
14.0k 14.2k 14.4k

15

縦断距離(km)

図-12 流砂量縦断図：平成18年7月洪水

図-10 上島地点における流量ハイドログラフ：平成18年7月洪水
15.6k

14.5

14.0k 14.2k 14.4k(b)第2ピーク
洗掘

14.0k 14.2k 14.4k

14.6k

14.6k

(d)洪水後実測(c)洪水後解析
堆積図-11 河床変動量コンター図：平成18年7月洪水

同規模となる第1ピーク時は，変動量は0.1m程度と大きくないが放水路区間内全体で変動箇所が見られ，斑状となっている．この理由として，本検討の初期地形は詳細
な横断測量データより作成したことから，相対的に平成23年洪水よりも河床の凹凸を細密に表現しているためと考えている．第2ピーク時，洪水後解析では，変動量は時間の経過に伴い大きくなっており，はっきりとした斑状の変動分布になっている．また，変動分布が下流方向へと移動しており，減水期にも河床変動が生じている．
本洪水では，図-10に示すように減水期における低流量時(100~400m3/s)の期間が72時間以上と相対的に長い．
このことから，斐伊川では大流量時だけではなく
100~400m3/s程の低流量時でも河床変動が生じていることがわかる．図-12に示す解析流砂量縦断図では浮遊砂，

掃流砂ともに平成23年洪水と同様の結果が得られている．
しかし，掃流砂の縦断変化は平成23年洪水と比べて大き5．結論くなっていることから，本検討より得られた変動分布は
縦断的な変化が生じ，斑状となったと考えている．実測結果より，15.2~14.4kmにおいて外岸側が大きく洗掘さ本研究では，斐伊川で発生した実績2洪水を対象に準定れ，内岸側への土砂堆積が生じている．しかし，本解析
常流解析及び非定常流解析を併用して河床波の抵抗変化
ではその傾向は見られるものの十分再現しきれていない． と放水路区間における洪水流と河床変動の検討を行った．
この原因の一つとして，実測データの課題がある．図以下に主な結論を示す．
11(d)に示す実測変動量コンター図は，50m間隔に実施
1) 準定常流解析より河床波の抵抗変化をマニングの粗された横断測量データより作成し，その他の地点はそれ度係数の値の変化により評価した．洪水期間中の粗らを補間した値であることから，洪水直後の地形とは異度係数が変化していることから，河床波の変形・発なることが考えられる．これらのことから，斐伊川では達が顕著であり，それらが水面形の時間変化に影響
洪水中の河床変動の検討及び洪水後の横断測量の実施計を与えることを示した．
画は今後の課題となる．
2) 準定常流解析より得られた各時間の粗度係数を用いる非定常流解析では，観測水面形の時間変化，観測(3)得られた成果と課題
流量，平均河床高の変化を概ね再現することが出来
準定常流解析により推定された各時間の粗度係数を考た．このことから，本手法が斐伊川の洪水流の検討
慮した非定常準三次元洪水流・河床変動解析を斐伊川のにおいて有効であることを示した．
実績2洪水に適用することで，観測水面形の時間変化，
3) 本解析では，実測の河床変動を未だ十分再現出来て
観測流量，平均河床高の変化を概ね再現することが出来いない．斐伊川の河床変動解析の精度向上のためにた．このことから，洪水中の河床波による抵抗変化を見解析に用いる初期地形の観測精度向上の必要性と用積もることが出来，準定常流解析より得られた各時間のいる河床変動モデルの課題を示した．
粗度係数を用いることは，洪水中の河床波の変形・発達が顕著である斐伊川の洪水流・河床変動解析に有効であ
参考文献
1) 国土交通省中国地方整備局出雲河川事務所：河川維持管理計ると考えられる．平成18年7月洪水の検討では，放水路
画，2012．
区間において詳細な地形データより初期地形を作成した
2) 福岡捷二：洪水流の水理と河道の設計法，森北出版，2005．
ことから，河床の凹凸を細密に表現することが出来た．
3) 上野鉄男，宇民正，木下良作，池内幸司，福田洲夫，池田鉄哉，
このため，図-9に示す放水路区間での縦断平均河床高及
常保雅博：斐伊川における洪水観測について(2)-洪水時の河床
び各時間の解析水面形には，他の区間と比べて縦断的な形状の変化特性-，京都大学防災研究所年報，第 39 号，B-2，
変化が明確に現れている．今後，斐伊川放水路を適切に
pp527-541，1996．
運用していく上で，放水路区間における縦断的な水位変
4) 福岡捷二：河道設計のための基本は何か－水面形時系列観測化と河床形状の把握は特に重要となることから，縦断的値と洪水流－土砂流の解析を組み合わせた河道水理システムに密な河床計測の実施が求められ，そのデータを基に初とその見える化，河川技術論文集，第17巻，pp83-88，2011．
5) 内田龍彦，福岡捷二：底面流速解法による連続する水没水制群
期地形を作成し，解析することが必要である．図-8，図を有する流れと河床変動の解析，土木学会論文集 B1，Vol.67，-12より，斐伊川では多量な浮遊砂を伴う流れとなって
No.1，pp16-29，2011．
おり，放水路竣工後には放水路への分派とともに大量の
6) 水理公式集[平成 11 年度版]：土木学会水理委員会，丸善，
土砂流入が懸念される．このことから，放水路の適切な1999.
7) 岡村誠司，岡部和憲，福岡捷二：洪水流の縦断水面形変化と運用のためには先述した課題に加え，放水路内の土砂管
準三次元流解析法を用いた石狩川河口部の洪水中の河床変動理も重要となると考えている．本解析では河床変動の縦解析，河川技術論文集，第16巻，pp125-130，2010．
断変化の再現は未だ十分とは言えない．原因としては上8)
船橋昇治，渡辺茂，福岡捷二：斐伊川河口部における水位上昇
述の初期河床の設定の他に，現在用いている河床変動モの原因とその発生メカニズムに関する考察，水工学論文集，第デルの課題がある．現在のモデルは静水圧分布の仮定を51 巻，pp1003-1008，2007.
用いた底面流速解析法のため，大きな河床波の存在によ
9) 内田龍彦，福岡捷二：浅水流の仮定を用いない水深積分モデル
による底面流速の解析法，水工学論文集，第 56 巻，I_1225る静水圧分布からの偏差や流れの三次元性を適切に評価
9),10)
I_1230，2011.
出来ていない可能性がある．最近，内田・福岡 によ10) Fukuoka, S. and Uchida, T.：Toward Integrated Multi-Scale
り河床に働く底面圧力と底面流速を適切に評価すること
Simulations Of Flow And Sediment Transport In Rivers，Journalの出来る浅水流の仮定を用いない一般底面流速解析法がof Japan Society of Civil Engineers, Ser. B1 (Hydraulic
開発され活用されている．大きな河床波が発達している
Engineering), Vol. 69, No. 4, II_1-II_10, 2013.
斐伊川の検討には，このような新しい解析法を適用する(2013.4.4 受付)必要があると考えている．