土木学会論文集，Vol.79，No.17，23-17088，2023.

洪水流と波浪による阿賀野川河口テラスの形成と消失過程の考察
竹村

吉晴1・福岡捷二2・渡辺

洋3

1正会員

中央大学研究開発機構 准教授（〒112-8551 東京都文京区春日 1-13-27）
E-mail: y-takemura.77m@g.chuo-u.ac.jp (Corresponding Author)
2フェロー 中央大学研究開発機構 教授（〒112-8551 東京都文京区春日 1-13-27）
E-mail: sfuku@tamacc.chuo-u.ac.jp
3非会員 国土交通省阿賀野川河川事務所 調査課長（〒956-0032 新潟市秋葉区南町14-28）
E-mail: watanabe-h84r1@mlit.go.jp

洪水流と波浪の相互作用を考慮した非静水圧準三次元解析に基づいた河口テラス形成の解析法を構築し，洪水と高波浪が同時発生した阿賀野川令和元年10月洪水による河口テラスの形成過程を検討するとともに，解析から得られた洪水後の河口テラス形状をベースに，その後の波浪による河口テラス消失過程を実測に基づき考察した．令和元年10月洪水では，洪水流と波浪の相互作用が河口部の流れや河床変動，河口テラス形成範囲・形状に大きく影響したこと，河口からの流出土砂量のほとんどが浮遊砂によることを明らかにした．さらに，河口テラス形成時に河口沖に堆積した土砂のうち，8m～10m以浅に堆積した土砂は，令和元年10月洪水後の冬季風浪を経て大部分が河口や周辺海岸に輸送される一方，8m～10m以深に堆積した土砂の輸送には長期間を要することを推察した．

Key Words : river mouth terrace, estuary, Q3D-FEBS, wave-current interaction, Agano River

1. 序論

阿賀野川河口部では，立山ら4)により，非静水圧準三次元解析法(GBVC法)に基づいた河口砂州フラッシュの解析法が提案されているが，波浪の影響は考慮されてお洪水時に河口砂州フラッシュに伴い河川から大量に流らず，また河口テラスの消失過程は検討されていない．
出した土砂は，河口沖に堆積し河口テラスを形成する．
そこで本研究では，著者ら5)がこれまで構築してきた非河口テラスは，その後の波浪の作用により緩やかに縮小し消失する過程で，河口及び周辺海岸に土砂を輸送する． 静水圧準三次元解析法(Q3D-FEBS)を洪水流と波浪の相互作用を考慮出来るように改良する．そして，本解析法
このような河川・海岸間の土砂動態は十分に解明されてに基づき，阿賀野川令和元年10月洪水による河口テラス
おらず，河口管理と周辺構造物や海岸の保全を一体的にの形成過程を検討するとともに，その後の波浪による河考える上で課題になっている．近年では，数値解析の活口テラスの消失過程を実測との関係から考察する．
用により河口テラスの形成から消失までの一連の過程について定量的な検討が行われはじめている1),2)．これらの検討では，第一に洪水後の河口テラス形状の算定が必要となる．しかし，河口部及びその周辺海域(河口域)では， 2. 洪水流と波浪の相互作用を考慮した河口域の河口砂州を迂回・越流する流れにより大規模な地形変化
流れと地形変化の解析法が生じる等，洪水後の河口テラス形状を高精度に算定す(1) 波・流れ共存場でのQ3D-FEBSの基礎方程式
ることは容易でない．
近年，河川では洪水時に多点で観測された水位情報の図-1に示すように，Q3D-FEBS5)は河床面𝑧 から𝛿𝑧0.03)だけ上方に底面𝑧 を定義し，底面から(=𝑐 ℎ, 𝑐
活用，非静水圧を考慮した準三次元解析法の開発等により，河床変動解析の精度が飛躍的に向上している3)．こ
水面までの流速鉛直分布を式(1)と式(2)で与える．これ
により水深積分の運動方程式および，水面と底面上の運のような解析技術を活用し，洪水後の河口テラス形状を
動方程式を解くことにより，浅水流場の三次元流れを非高精度に算定することにより，河口テラスの形成・消失
静水圧を含めて効率的に解析する手法である．
過程について信頼度の高い検討が期待できる．

1

土木学会論文集，Vol.79，No.17，23-17088，2023.

𝑧𝑧𝑥

𝑋: 波の進行方向波の周期で平均化

図-1 流速鉛直分布と Surface Rollerによるせん断応力分布の定義図𝑢𝑈 ⋅ 12𝜂𝑢 ⋅ 4𝜂

𝑢
𝑢

𝑤

𝜕𝑧𝑠

𝜕

𝜕𝑡

𝜕𝑥𝑖

12𝜂
3𝜂

𝜂

ℎ

𝑢𝑖 𝑑𝜂

0

𝑧

𝜂

1
𝑈

𝜕𝑧𝑠

𝑢𝑖

𝜕𝑥𝑖

𝜂

𝑢
𝑢
1 𝜕
𝑢
𝑈
ℎ
ℎ 𝜕𝑥
20
10
1 𝜕𝑝
1 𝜕𝑝
𝜕𝑤
𝜕𝑤
𝑢
,
𝑢
𝜌ℎ 𝜕𝜂
𝜌ℎ 𝜕𝜂
𝜕𝑥
𝜕𝑥

(1)
𝜕ℎ

𝜕𝑥𝑖

𝑧

(2)

𝜈 : 渦動粘性係数である． は水深平均の値を意味し，
下付き文字の𝑠と𝑏は，水面(𝜂=0)と底面(𝜂=1)での値をそれぞれ意味する．
𝜏 と𝜏 は，底面および河床面に作用するせん断応力であり，それぞれ次式で与えられる．

波・流れ共存場の解析では，波による流速と圧力の周期変動成分を微小振幅波理論で仮定し，運動方程式を波の周期で平均化することにより，波による過剰運動量流束(ラジエーション応力)が考慮される6)．同様の手順により，波・流れ共存場でのQ3D-FEBSの基礎方程式群を導くと以下のようになる．なお，煩雑となるため波の周期平均を表す記号は省略しているが，式中の変数は全て波の周期で平均したものである．
𝜕ℎ 𝜕ℎ𝑈
(4)
0
𝜕𝑡
𝜕𝑥
𝜕𝑈
𝜕𝑡

𝑈ℎ

𝜕𝑈
𝜕𝑥

𝜕ℎ𝑢 𝑢
𝜕𝑥
𝜕𝑢
𝜕𝑡

𝜕𝑧
𝜕𝑥

𝜕ℎ𝑝
𝜌𝜕𝑥

𝑝 𝜕𝑧
𝜌 𝜕𝑥

𝜕ℎ𝑆
𝜕𝑥

𝜕ℎ𝜏
𝜌𝜕𝑥

𝜏
𝜌

𝑔ℎ

𝜕𝑢
𝜕𝑥

𝑢

𝜕𝑆
𝜕𝑥
𝜕𝑢
𝜕𝑡

𝑢

𝜕𝑧
𝜕𝑥

1 𝜕𝑝
𝜌ℎ 𝜕𝜂

𝜏
𝜌ℎ

𝜈 𝜕 𝑢
ℎ 𝜕𝜂

𝜕𝑧
𝜕𝑥

𝜕𝑝
𝜌𝜕𝑥

𝑔

1 𝜕𝑝
𝜌ℎ 𝜕𝜂

𝜕𝑝
𝜌𝜕𝑥

𝜕𝑆
𝜕𝑥

𝜕𝜏
𝜌𝜕𝑥

𝑝
𝜌

1𝑝
2𝜌
𝑝
𝜌

1
𝜕 𝑤
𝑤
𝑈ℎ
12
𝜕𝑥
𝜕𝑊 𝜏
𝑈ℎ
𝜕𝑥
𝜌

𝑧
1𝜕 𝑧
2
𝜕𝑡

𝜏
𝜌𝛿𝑧

, 𝜈

𝜏

𝜌𝑐 𝑢

𝐶
1
2𝐶 /𝜅

1

𝜅 𝜏 /𝜌ℎ
1
6
1 𝑐
𝑢

𝑣

𝑐 , 𝐶

(12)

𝑤

(13)

𝑔𝑛 ⁄ℎ /

(14)

𝑆 と𝑝 は，波による流速と圧力の周期変動によるラジエーション応力の水深平均値である．これらは水深方向に分布を持つためやや厳密さを欠くが，本研究では微小振幅波理論から求めた水深平均値を水深方向に一様に与えることとした．
𝐸
𝑘ℎ
1
(15)
𝑆
𝑐𝑜𝑠 𝛼
𝜌ℎ 𝑠𝑖𝑛ℎ 2𝑘ℎ
2

(5)

𝜕𝑧
𝜕𝑥
𝜏

𝜈 𝜕𝑢
ℎ 𝜕𝜂

ここに，𝜅(=0.41): カルマン定数，𝑛: 粗度係数である．𝜈
と𝜈 は，乱れエネルギーの輸送方程式から評価する5)．

(6)

𝑔

𝑊

𝑐

𝜕𝑝
𝜌𝜕𝑥

𝜕𝑧
𝜕𝑥

𝜕𝑢
𝜕𝑥

𝜏
𝜌ℎ

𝜏
𝜌

𝜕ℎ𝑝
𝜌𝜕𝑥

𝜏
𝜌

(11)

ここに，𝑊: 水深平均の鉛直方向流速，𝜌: 水の密度，𝑔:
重力加速度，𝑝 : 圧力の非静水圧成分，𝑢 (= 𝑢 - 𝑈 ): 𝑖方向
流速の水深平均値からの偏差成分，𝜏 : レイノルズ応力，(3)ℎ: 𝑖方向の流速，𝑈 : 𝑖方向
=
1,
2
(
𝑥,
𝑦方向)，𝑢𝑗
ここに，𝑖,の水深平均流速，𝑢 : 𝑖方向の水面流速，𝑢 : 𝑖方向の底面流速，𝑤: 鉛直方向の流速，ℎ: 水深，𝑧 : 水位である．

ℎ

(10)

𝑆
𝑆

(7)

𝐸
𝑘ℎ
𝜌ℎ 𝑠𝑖𝑛ℎ 2𝑘ℎ𝐸𝑘ℎ𝜌ℎ 𝑠𝑖𝑛ℎ 2𝑘ℎ
𝑝

(8)

𝐸

1
𝑠𝑖𝑛 𝛼
2

(16)

1
𝑐𝑜𝑠 𝛼 𝑠𝑖𝑛𝛼
2

(17)

𝑘
𝑠𝑖𝑛ℎ 2𝑘ℎ(18)

ここに，𝛼: 波の進行方向と𝑥方向のなす角度，𝑘: 波数，𝐸( 𝜌𝑔𝐻 /8) : 波のエネルギー，𝐻: 波高である．

(9)

1 𝜕 𝑧
𝑧
𝑈
2
𝜕𝑥

また，図-1に示すように，砕波帯では波の前面に
Surface Roller(SR)が形成され，SRによる流れへの応力伝
達は，平均水位の上昇等に影響を及ぼすことが知られて2

土木学会論文集，Vol.79，No.17，23-17088，2023.

いる7),8)．この影響を考慮するために，SRによる水面せん断応力𝜏 を考慮することにした．SRによる質量輸送
は，砕波帯の戻り流れの評価に重要となるが，今回は無視することにした．𝜏 については，様々な評価手法が提案されているが，本研究では後述するSRエネルギーの方程式との対応から，以下のように考え定式化した．
SRのエネルギー逸散は，水面との間に作用するせん

𝑇 𝑑𝑋

(20)
𝐿
式(19)と式(20)および，SRによるせん断応力は波の進行方向に作用することを考慮すれば，SRによる𝑖方向(𝑥, 𝑦

(21)

𝑐𝑜𝑠𝜃

𝜕𝐶
𝜕𝑦

(27)

𝑔ℎ𝑠𝑖𝑛𝛼(28)

ここで，𝜆 : 空隙率，𝑞 : 粒径𝑘の𝑖方向の単位幅掃流砂
量，𝑞 : 粒径𝑘の単位面積・単位時間あたりの浮遊砂巻
き上げ量，𝑐 : 粒径𝑘の底面浮遊砂濃度，𝑤 : 粒径𝑘の沈降速度である．洪水時の河口域の土砂移動量について
は，洪水による河口からの土砂移動量が決定的に大きいことから，本研究では波による土砂移動は考慮せず，河口域の地形変化を解析することとした．

(2) 波浪場の解析方法
波浪場の解析には，海浜変形解析等で使用されるエネ
ルギー平衡方程式に非定常項を加えた式(22)を用いた．
これにより，洪水時に時々刻々と変化する波浪場を洪水流とともに相互作用を考慮して解析する．
𝜕𝐸 𝜕𝑣 𝐸 𝜕𝑣 𝐸
(22)
𝜀
𝜕𝑡
𝜕𝑥
𝜕𝜃
𝑣
𝑈 𝐶 𝑐𝑜𝑠𝜃, 𝑣
𝑉 𝐶 𝑠𝑖𝑛𝜃
(23)
𝐶
𝜕𝐶
𝑠𝑖𝑛𝜃
𝜕𝑥
𝐶

𝐶

𝜀

ここに，𝜏∗ : 粒径𝑘の𝑖方向の無次元掃流力，𝜇 : 静止摩擦係数，𝑑 : 粒径，𝜌 : 砂の密度，𝜏 : 粒径𝑘の平坦河床における限界掃流力である．河床高および海底高の変化
は，掃流砂と浮遊砂の影響を考慮した次式で計算する．
𝜕𝑧
1
𝜕𝑞
(31)
𝑞
𝑐 𝑤
𝜕𝑡
𝜕𝑥
1 𝜆

ここに，𝛼: 𝑥軸を基準としたSRの進行角である．

𝑣

𝑔ℎ𝑐𝑜𝑠𝛼1𝜀2(3) 地形変化の解析法
地形変化の解析には，立山ら4)が阿賀野川河口部で検討を重ねてきた手法を用いることとし，平衡流砂量式(芦田・道上式)と浮遊砂の三次元移流拡散方程式に基づき計算する．掃流力は河床および海底面の局所勾配の影響を考慮した次式で評価する11)．
1
𝜏 𝜕𝑧
(30)
𝜏∗
𝜏
𝜌
𝜌 𝑔𝑑
𝜇 𝜕𝑥

(19)
𝐿
また，SRによる水面せん断応力の波の周期平均値は次のように定義できる．

方向)の水面せん断応力は次式で与えられる．
𝜏
𝜏
𝜀
𝜀
𝑐𝑜𝑠𝛼,
𝑠𝑖𝑛𝛼
𝜌
𝐶
𝜌
𝐶

𝐶

𝐶 𝐸
𝜕𝑥

𝐾𝐸 𝐶
(29)
ℎ
ここに，𝐸 : SRエネルギー，𝜀 : SRのエネルギー逸散率
である．

𝑇 ⋅ 𝐶 𝑑𝑋

𝜏

𝜕 𝑈

𝜀

断力(図-1の𝑇 )により生じるものと仮定する．さらにSevendsen9)と同様に，SRは水面上を波速𝐶で移動するものとすれば，図-1より，波の周期平均でのSRエネルギーの逸散率は次のように表せる．
𝜀

𝜕𝐸
𝜕𝑡

3. 洪水流と波浪による阿賀野川河口テラスの形
成と消失過程の考察

(24)

𝐶
𝐶

1
2𝑘ℎ
𝑔
(25)
1
, 𝐶
𝑡𝑎𝑛ℎ 𝑘ℎ2
𝑠𝑖𝑛ℎ 2𝑘ℎ𝑘
ここに，𝐶 ：群速度，𝜀 ：砕波による波のエネルギー(1) 令和元年10月洪水の概要と観測体制，解析条件
阿賀野川河口部では，図-2の右岸沿いの〇印の地点で水位計が設置されている．図-2の赤枠の範囲では，洪水逸散率，𝜃：𝑥軸を基準とした波向角である．𝜀 はDally
and Dean10)を参考に評価する．
𝐾𝐶 𝐸 𝐸(26)ℎ
ここに，𝐾 : 砕波によるエネルギー減衰係数である．𝐸
は砕波後の波のエネルギーであり，砕波後の波高𝐻 =𝛤ℎ𝜀から求める(𝛤: 砕波による波高減衰係数)．
SRエネルギーは，田島8)により提案されたSRエネルギーの方程式を用いて評価する．本モデルでは，砕波により消失した波のエネルギーの半分が，SRエネルギーに供給されることになる．

図-2 解析範囲と観測体制

3

9000
8000
7000
6000
5000
4000
3000
2000
1000
0
10/12 12:00

横越HQ流量
横越解析流量潮位(新潟⻄港)横越浮⼦観測流量
平均波⾼(新潟沖)

表-1 解析に用いた粗度係数
6
5
4
3
2
1

10/13 0:00

10/13 12:00

10/14 0:00

0
10/14 12:00①②

通過百分率(%)

図-3 令和元年 10 月洪水時の流量，波高，潮位の関係
-15m

低⽔路

左岸⾼⽔敷

右岸⾼⽔敷

10.0k-16.0k

0.03

0.03

0.03

10.0-2.5k

0.026

0.03

0.03

2.4k-0.5k

0.022

0.03

0.03

0.5k-河⼝域

0.014

-

-

7
波⾼・潮位(m)流量(m3/s)

土木学会論文集，Vol.79，No.17，23-17088，2023.

地盤高(T.P.m)
-10m

100
90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
0.0

-5m

0.1

1.0
粒径(mm)

10.0

図-5 解析で用いた粒度分布

⽔位(T.P.m)

10/12 24時 平均解析⽔位
10/12 24時 右岸解析⽔位
右岸痕跡⽔位(a) 令和元年 7 月（観測）-15m

阿賀野川 0.0kC
阿賀野川 0.0kR
阿賀野川 0.0kL
阿賀野川 2.0kL
阿賀野川 2.0kC
阿賀野川 2.0kR
阿賀野川 6.0kL
阿賀野川 6.0kC
阿賀野川 6.0kR
阿賀野川 8.0kL
阿賀野川 8.0kC
阿賀野川 8.0kR
阿賀野川 10.0kL
阿賀野川 10.0kC
解析の粒度分布(河道)

①②

河⼝砂州

10/13 12時 平均解析⽔位
10/13 12時 右岸解析⽔位
10/12 24時 観測⽔位

河川

波有り
波無し
波有り
波無し

波有り
波無し

-0.8 -0.6 -0.4 -0.2

0 0.2 0.4 0.6
縦断距離(km)

0.8

1

1.2

1.4

1.6

図-6 令和元年10月洪水時の観測水位と解析水面形の比較

前の令和元年6月と洪水後の令和元年10月に約50m間隔で横断測量が行われている．また，河口部周辺の海域では，経年的に深浅測量が実施されている．対象とした令和元年10月洪水は台風19号に起因し，図-3に示すように，
阿賀野川河口部で洪水と高波浪が同時発生した．
解析範囲は，図-2の白点線の範囲とした．令和元年6月の横断測量と令和元年7月の深浅測量から洪水前の地形を図-4(a)のように作成し，横越(13.5km)の観測水位ハ
イドログラフ，新潟沖の平均波高(周期8.25s)・波向(北北東～北北西)と潮位を境界条件として，令和元年10月
洪水(2019/10/12 15:00～2019/10/16 0:00)による河口テラス

-10m

-5m

波浪を考慮しない場合の河口テラス形状(b) 令和元年 10 月洪水直後（解析）
①②

海域

-1

地盤高
(T.P.m)の形成を解析した．表-1に解析で用いた粗度係数を示す．
波浪場の解析では，既往研究10)を参考に，河口部における実測の水面形と洪水後の地形を良好に再現する値として，𝐾 =0.17，𝛤=0.35を用いた．

地盤高(T.P.m)

-15m

2.4
2.2
2
1.8
1.6
1.4
1.2
1
0.8
0.6
0.4
0.2
0

10/13 6時 平均解析⽔位
10/13 6時 右岸解析⽔位
左岸痕跡⽔位-10m

河床と海底の粒度分布は，下記のように設定した．河口砂州は比較的均質な砂で構成されるため，0.0km～海域および河口砂州上では0.43mmの中砂を一様に与えた．
0.0kmより上流の河道区間では，図-5に示す細礫を含む-5m

粒度分布を与えた．河床変動解析の上流端境界条件としては，横越(13.5km)の1km上流の地点において平衡流砂
量(掃流砂)，平衡濃度(浮遊砂)を与えた．
(c) 令和 2 年 7 月（観測）
図-4 令和元年 7 月，令和元年 10 月洪水直後，
令和 2年 7 月の河口域の地形コンター(2) 解析結果
図-6は，河口部における解析水面形と観測水位の比較

4土木学会論文集，Vol.79，No.17，23-17088，2023.
-2

波高(m)

-4

標⾼(T.P.m)-6-8

H23.7(観測)H24.7(観測)H26.7(観測)H28.7(観測)H30.7(観測)R1.7(観測)

-10
-12
-14
-0.95
-2
-4
-6

標⾼(T.P.m)

東から西に向
かう沿岸流

-8

-14
-0.95

-2

-4

-4
-6
-8

-10
-100

0

100

200

300

400
500
600
横断距離(m)

700

800

900

1000

-6

-0.6

-0.7

-0.65

-0.6

-0.7

-0.65

-0.6

河口テラス
の消失

河口テラスの形成

-0.9

-0.85

-0.8
-0.75
縦断距離(m)-8

H23.7(観測)H24.7(観測)H26.7(観測)H28.7(観測)H30.7(観測)R1.7(観測)

-10

-14
-0.95
-2

河⼝砂州

-4

標⾼(T.P.m)

河積の変化量(m2)

観測
解析

-0.65

-12

図-8 -0.6km 地点における令和元年 10 月洪水前後の観測横断面形状と洪水後の解析横断面形状
700
600
500
400
300
200
100
0

R1.7(観測)
R1.10洪⽔直後(解析)R2.7(観測)R3.7(観測)-0.7(a) 測線①-2

標⾼(T.P.m)

標⾼(T.P.m)

0

-0.8
-0.75
縦断距離(m)-12

R1.6(観測)
R1.10(観測)R1 洪⽔後(解析-波有り)
R1 洪⽔後(解析-波無し)

2

-0.85

-10

図-7 河口部の水深平均流速と波高の解析結果(令和元年 10 月 13 日 8時)
4

-0.9

-6
-8

-0.9

-0.85

R1.7(観測)
R1.10洪⽔直後(解析)R2.7(観測)R3.7(観測)

-0.8
-0.75
縦断距離(m)

河口テラス
の消失
河口テラス
の形成

-10
-12

-0.6 -0.5 -0.4 -0.3 -0.2 -0.1

0

0.1

0.2

0.3

-14
-0.95

0.4

縦断距離(km)

図-9 -0.6kmから0.4km区間における観測と解析による
洪水前後での河積の変化量の比較

-0.9

-0.85

-0.8
-0.75
縦断距離(m)

-0.7

-0.65

-0.6

(b) 測線②
図-10 図-4 の測線①，②における河口テラスの縦断形状である．河口部の水位計は右岸側に設置されているため， 量の実施された-0.6km～0.4kmの各測量断面において，洪断面平均の水面形(実線)に加え，右岸堤防際の解析水面
水前後での河積の変化量を実測と解析で比較している．
形(点線)を示している．比較のため，波の影響を考慮しこの区間は，非出水時に波浪により土砂が堆積する区間ない場合の解析水面形を同系色の実線で示している．波であり，洪水流による洗掘を受けて河積が増大する傾向の影響を考慮しない場合は，特に流量の低い時間帯におにある．解析はその特徴を良く捉えている．図-9の実線
いて，実測に比して水位が低く計算される．図-7は，令を縦断的に積分し，-0.6km～0.4kmの河床変動量を求める
和元年10月洪水時に最大波高の観測された13日8時の河と実測32.5万m3，解析31.7万m3となり，ほぼ一致する．
口部における水深平均流速と波浪場の解析結果である．
ここで，洪水流と波浪の相互作用が河口テラスの形成
波浪の影響を受けて，東から西に向かう沿岸流が生じてに与えた影響について考察する．図-4(b)右側の黒点線のおり，河口付近の流れに影響を与えている．このような枠内に，波浪を考慮しない場合の河口テラスの解析結果
洪水流と波浪の相互作用の影響を考慮することにより，を示している．左側の波浪を考慮した場合と比較すると，
図-6に示した本解析法の水面形は，実測の水面形を良く
河口テラスの形成範囲や形状が大きく異なることが分か説明している．また，図-3に黒の実線で示した解析流量
る．特に台風性の洪水では，河口テラスの形成に洪水流
ハイドログラフは観測流量とほぼ一致する．
と波浪の相互作用が大きく影響するものと考えられ，そ図-4(b)は，本解析法による令和元年10月洪水直後の河の算定法の開発は河川・海岸間の土砂動態の解明におい口域の地形である．図-4(a)に比べ，河口付近の舌状の等て重要と言える．
高線が沖方向に延伸しており，河口テラスを形成してい本節で示したように，本解析法は，河口部の水面形，ることが分かる．また，右岸側に発達した河口砂州は上
河床変動等を良好に再現出来ている．以下では，本解析
流面が侵食される程度でほとんどフラッシュされず，河結果が河口域での現象を再現出来ているものとして，令口砂州を迂回した流れが左岸側に集中し，左岸河床が大
和元年10月洪水による河口テラスの形成過程と，その後きく洗掘されている(図-8)．図-9は，洪水直後に横断測の波浪による河口テラスの消失過程を考察する．

5

土木学会論文集，Vol.79，No.17，23-17088，2023.
累積通過⼟砂量(0.4km)
海域での累積堆積⼟砂量

累積通過⼟砂量(-0.6km)

を中砂 0.43mm が占め，内訳は浮遊砂が約 86%，掃流砂が約 9%であることから，河口テラスの形成に浮遊砂が約47.2万m3(海域)3
重要な役割を持つことが分かる．
約32.6万m (-0.6km)
次に，令和元年 10月洪水直後から令和 2年 7月での河流量4000m /s
口テラスの消失過程を考察する．図-12 は，令和元年 10
約4.3万m3(0.4km)
月洪水直後から令和 2 年 7 月までの新潟沖の観測平均波10/13 12:00
10/14 0:00
10/14 12:00
高を示している(河川流量は，1500m3/s 程度の出水が 4 回
図-11 令和元年 10月洪水時の-0.6km, 0.4km地点の通過土砂発生)．図-10(a)，(b)下段に示す令和元年 10 月洪水直後
量の累積値と，海域での堆積土砂量の累積値(青の実線)の縦断形状は，令和 2 年 7 月(赤の実線)の縦5.0
令和元年 10月洪水
4.0
断形状よりも全体的に高く，図-12 に示した冬季風浪に3.0
よる河口テラスの消失に伴い，河口沖の縦断形状が青の2.01.0
実線から赤の実線に変化したと解釈できる．図-10(b)下0.0
段に着目すると，令和元年 10 月洪水時に河口テラスに
R1/10
R1/11
R1/12
R2/1
R2/2
R2/3
R2/4
R2/5
R2/6
R2/7
図-12 令和元年 10 月洪水後から令和 2 年 7 月までの新堆積した土砂(青の実線と黒の実線に囲まれた部分)のう
潟沖における平均波高の観測値
ち，8m～10m 以浅に堆積した土砂の大部分は，令和 2 年
7 月までに河口および周辺海岸に輸送されたことが分か(3) 阿賀野川河口テラスの形成・消失過程の考察
る．その移動量を図-4(b)と図-4(c)の差分から計算すると，
図-4(c)は，洪水発生から 9 カ月後の令和 2 年 7 月に行令和元年 10 月洪水時に海域に堆積した土砂の約 67%にわれた深浅測量に基づき作成された河口域の地形コンタなる．一方，図-10 下段の 8m～10m 以深の縦断形状を令ーである．図-10 は，図-4 の測線①，②における各時点
和元年 10 月洪水直後(青の実線)と令和 2 年 7 月(赤の実の縦断形状を平成 23 年以降の観測結果とともに示す．
線），令和 3 年 7 月(橙の実線)で比較すると，経年的に図-10(a)，(b)上段は，平成 23 年 7 月から令和元年 7 月
岸に向かい後退する様子が確認できるものの，その速度までの実測の縦断形状の変化を示す．阿賀野川では平成は遅い．8m～10m 以深の海域では，発生頻度の低い高3
23年9月に既往最大洪水(横越：約10,700m /s)が発生し，波浪時に土砂移動が生じ，洪水時に堆積した土砂が河口
大量の土砂が河口沖に堆積した(ピンクの実線から青の及び周辺海岸に輸送されるまでに長期間を要するものと実線)．その後，令和元年 7 月までに生じた洪水は平成推察される．
27 年 9 月洪水(横越：約 6,000m3/s)が最大であり，平成 28現在，阿賀野川河口部では，右岸側の河口砂州の拡大
年 7 月以降は縦断形状が安定している．本研究が対象とにより，洪水時に左岸の護岸沿いを主流が走り，比較的する令和元年 10 月洪水は，このような状況で発生した． 沖合まで土砂が輸送される傾向にある．このことは，短まず，令和元年 10 月洪水による河口テラスの形成過期的には周辺海岸への土砂供給量を減じる恐れがある．
程を考察する．図-4(a)と図-4(b)および，図-10 下段に示左岸深掘れ部の固定化と右岸河口砂州の拡大は河口管理
す令和元年 7 月(黒の実線)と令和元年 10 月洪水直後(青の懸案事項であり，これらの解消は，周辺海岸の保全のの実線)の縦断形状の比較から，令和元年 10 月洪水によ
面からも好ましいものと考えられる．
り河口テラスが形成され，海底面が最大で 3m 程度上昇
している．図-11 は，阿賀野川最下流の-0.6km 地点と河口砂州直上流の 0.4km地点での令和元年 10月洪水時の通4. 結論
過土砂量と，海域での堆積土砂量の累積値である．0.6km 地点の通過土砂量は，流量が平均年最大流量(約本研究で得られた主要な結論を以下に述べる．洪水と4000m3/s)を超えたあたりから急増し，その累積値は最終高波浪が同時に発生した令和元年10月洪水では，洪水流
的に約 32.6 万 m3 に達する．海域での堆積土砂量の累積と波浪の相互作用が河口テラスの形成範囲・形状に大き値は，最終的に約 47.2万 m3となり，-0.6km地点の通過土く影響したことを明らかにした．また，河口テラスは，砂量より大きい．これは，図-7 に示したように洪水流が洪水時に河口付近から輸送された土砂により大部分が形
高流速を保ったまま海へと流出するため，海域で洗掘が成され，これには浮遊砂が重要な役割を果たすことを示生じ，これにより土砂移動が生じるためである．一方，した．さらに，河口テラスの形成に伴い河口沖に堆積し0.4km 地点の通過土砂量の累積値は約 4.3 万 m3 と小さい． た土砂のうち，8m～10m以浅に堆積した土砂は，洪水後
このことから，阿賀野川河口テラスは，洪水時に河口付の冬季風浪を経て大部分が河口や周辺海岸に輸送される
近から輸送された土砂によって大部分が構成されるもの
一方，8m～10m以深に堆積した土砂の輸送には長期間をと考えられる．また，-0.6km 地点の通過土砂量の約 96％要することを推察した．
減⽔期

3平均波⾼(m)

累積⼟砂量(m3/s)

増⽔期
50
45
40
35
30
25
流量4000m3/s
20
15
10
5
0
10/12 12:00
10/13 0:00

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土木学会論文集，Vol.79，No.17，23-17088，2023.

REFERENCES
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A STUDY OF THE FORMATION AND EROSION PROCESSES OF THE RIVER
MOUTH TERRACE IN THE AGANO RIVER BY FLOOD FLOWS AND WAVES
Yoshiharu TAKEMURA, Shoji FUKUOKA and Hiroshi WATANABE
Based on the non-hydrostatic quasi-3D flow model (Q3D-FEBS), an analysis method for river mouthterrace formation was developed considering wave-current interaction, three-dimensional flows, bed loadand suspended load in the estuary. The formation of the river mouth terrace during the 2019.10 flood of theAgano River was analyzed by this method, and the formation and erosion processes of the river mouthterrace was discussed based on the calculation results and observation data in the river and coastal area.
From these investigations, we revealed following results. The interaction between the flood flows andwaves had a significant influence on the flows and bed variations at the river mouth, and the terrace
formation at the offsore of the river mouth. Most of the sediment discharged from the river mouth wascomposed of suspended load (0.43 mm). And it is assumed that most of the sediment deposited at offshoreof the river mouth of shallower than 8 to 10 m during the terrace formation was transported to the rivermouth and surrounding coast area by the high energy winter waves after the 2019.10 flood.

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