こ う えい フ ォ ー ラ ム第 22 号 / 2014.3

斐伊川水系下流域を対象とした水位予測手法の検討
FLOOD FORECASTING MODEL IN THE DOWNSTREAM BASIN OF THE HII RIVER
荒木 健 * ・ 蛭田啓久 ** ・ 中川和男 *** ・ 陰山 建太郎 ** ・ 一言正之 **** ・ 邱騁 *Takeru ARAKI, Hirohisa HIRUTA, Kazuo NAKAGAWA, Kentaro KAGEYAMA, Masayuki HITOKOTO and Cheng QIULake Shinji-ko, the 7th largest lake in Japan, is connected to the Sea of Japan through Nakaumi
Lagoon. They are located at the downstream basin of the Hii River, and are linked by the Ohashi
River, in Shimane prefecture. River improvement measures have been undertaken to protect the areafrom ﬂooding.
In our realtime ﬂood forecasting system for this area, we present an integrated ﬂood forecastingmodel, which combines distributed runoff model and relational expression based on observed data.
Using tide level, velocity of wind and inﬂow and outﬂow discharge as input data, the integrated model
can forecast water level in lakes Shinji-ko and Nakaumi.
We simulated past ﬂoods using this model, and the predicted data showed good agreement withobserved data.

Keywords : Flood Forecasting System, Shinji-ko, Nakaumi, Radar Rainfall, Distributed
Runoff Model, Relational Expression

1． はじめに斐伊川水系下流域は、 宍道湖および中海という広大な湖が2． 水位予測手法の検討（1） 水位予測式の設定方法

大橋川によって連なる特殊な地形となっている。 宍道湖周辺でリアルタイム水位予測システム （10 分ごとに 6 時間先まで予は、 大橋川の断面が小さい上に勾配が非常に緩いため水はけ測） の要件から、 高速に計算を行う必要がある。 本検討では、が悪く、 一度洪水が起きると水位の高い状態が長時間に及ぶ。

湖水位及び大橋川、 佐陀川、 境水道の流量には計算が簡易

また中海周辺では、 高潮による浸水被害がたびたび起こってな相関式を利用し、 流入河川には既存のリアルタイム分布型いる。 こうした被害の軽減のためには、 湖水位の予測が非常流出モデルを適用することで、 精緻で高速な複合型モデルをに重要である。

構築した。 構築したモデルは、 ①斐伊川本川の流入量予測モ

湖水位の予測手法として二次元不定流解析などがあるが、デル （分布型モデル）、②残留域からの流入量予測モデル （分当該流域の複雑な水理過程をモデル化するうえでは計算時間

布型モデル）、 ③大橋川 ・ 境水道 ・ 佐陀川の流入出量予測やリアルタイムで得られるデータの制約から、 これまでリアルタモデル （相関モデル）、 ④風向 ・ 風速を考慮した水位予測モ

イム水位予測は実用化されていない。

デル （相関モデル） から構成されるが、 本稿では特に相関モ

そこで、 斐伊川水系を管理する国土交通省中国地方整備デルに着目して検討手法を述べる。

局出雲河川事務所では、 平成 22 年度に構築した灘分までの斐伊川水系上流域を対象としたリアルタイム分布型洪水予測システムに続き、 平成 24 年度に下流域の湖におけるリアルタイム水位予測システムの整備を行った。
本稿は、 弊社が受託し水位予測システムを構築した成果のうち、 宍道湖および中海におけるリアルタイムでの水位予測手（2） 水位算定の基本的な考え方
中海は境水道、 宍道湖は佐陀川を通じてそれぞれ日本海と通じており、 潮位に応じて逆流 （塩水の流入） が起こる。 そこで、 宍道湖および中海の水位変化は、 図－ 1 のように流入量と流出量の収支から算出する。

法の検討成果について報告するものである。

㻽㼕㼚：流入量㻌Δ ｈ：水位変化㻌

*コンサルタント国内事業本部 社会システム事業部 統合情報技術部**
コンサルタント国内事業本部 流域 ・ 防災事業部 河川水工部*** コンサルタント国内事業本部 大阪支店 技術第一部**** 技術本部 中央研究所 総合技術開発部

㻭：湖面積㻌

㻽㼛㼡㼠：流出量㻌

図－ 1 水収支の概念図13斐伊川水系下流域を対象とした水位予測手法の検討
美保関
境港

佐陀川 4 本庄

境水道 4 斐伊川 灘分 4 江島
松江
東

八幡
八幡

中海湖心

宍道湖
湖心

灘分

米子湾

大橋川 4 

Q1 ～ 17 ： 支川からの流入（※図中で 1 ～ 17 と表記）Q18 ： 宍道湖の直接雨量
Q19 ： 中海の直接雨量

図－ 2 対象流域の予測対象水位観測地点と河川の位置関係



これを式として表わすと、 （1） のようになる。
(3) 計算フロー（Q in － Q out ）×Δt
Δh ＝A

（1）

図－ 2 に対象流域の予測水位地点と河川の位置関係を示す。 また、 図－3 の計算フローで水位予測を行う。

ここで、 Δ h は水位変化量 （m）、 Q in は湖流入量 （m 3/s）、観測水位のほか、上流側洪水予測システムによる宍道湖 （灘Q out は 湖 流 出 量 （m /s）、 Δ t は 計 算 時 間 間 隔 （s）、 A は分） 流入量算定結果、 分布型流出モデルによる支川流入量32

湖面積 （m ） である。

および湖への直接降雨量 （湖直上での降雨） の算定結果、水位が違っても湖面積はほぼ変わらないため、 湖の容量潮位予測を用いて、 宍道湖および中海の水位を予測する。

か ら 水 位 を 把 握 で き る。 よ っ て 流 入 量 と 流 出 量 を 算 出 す れば、 水位変化量、 すなわち次ステップの水位を求めることが（4） 対象出水の選定

で き る。 例 え ば 中 海 の 場 合、 流 入 出 量 が 1000m 3/s と す る

関係式の設定に用いる出水を選定した。 2002 年～ 2011と、 10 分 間 で の 水 位 上 昇 量 は、 約 7mm （1000[m /s] ×

年の中から雨量、 水位、 流量、 風速の観測データの品質が600[s]/86200[m 2]） となる。

確保できており、 総雨量およびピーク水位が大きな出水を選

3

ただし、 宍道湖や中海のような広大な水域では、 水収支以定した。 まず、 松江 （はん濫注意水位 1.2m） 地点の水位が外に風による局所的な水位上昇や気圧変化などによる潮位変高くかつ降雨量が多いものから 6 出水を選定し、 さらに、 高動などの外的要因からも影響を受け、 水位変動が起こる。 こ潮などに起因する中海特有の水位上昇事例を加えるため、 中れらの影響を考慮し、 宍道湖および中海の基準水位は、 風波海湖心 （はん濫注意水位 0.9m） を基準に 6 出水を選定したによる影響を受けにくい湖心水位とし、 その他の各地点の水位（表－ 1）。 これらの中には、 既往最大の出水 （台風 14 号）

予測は、基準点水位との相関式を設定し、算定するものとした。
宍道湖および中海の基準水位の設定方法および、 風向 ・ 風速条件の設定方法については 3．で後述する。
２）潮位の算出
予測潮位=天文潮位+前時刻の潮位偏差

洪水起因

１）流入量の算出
湖への流入量=灘分流量+支川の流量+直接降雨※分布型流出解析モデルより算出

表－ 1 対象出水
総雨量
ピーク
要因
ピーク水位時刻[mm]
水位 [m]
165 2011/9/4 2:00
1.39 （松江）３）水位差による流入（流出）量を算出
・湖内外の水位差と流入（流出）量の関係式を利用

４）湖の水位変化量を算出
水位変化量= (流入量-流出量) / 湖面積

６）湖心との関係式から湖心以外（東、松江、八幡、江島、米子湾、本庄）の水位を算出
・湖心の水位と対象観測所の水位の関係式を利用
・風向・風速条件を適用

図 － 3 計算フロー
14

潮位影響

５）湖心（宍道湖および中海湖心）の水位を算出
次時刻の水位=前時刻の水位+水位変化量221

2011/5/12 13:00

186

2010/7/15 17:00 0.90 （松江）備考1.22 （松江）157

2009/7/21 17:00 1.08 （松江）439

2006/7/19 15:00 1.96 （松江）140

2004/10/21 10:00 1.10 （松江）なし

2010/9/12 5:00

7 月豪雨

0.86 （中海）172010/8/12 4:00

0.92 （中海）95

2004/9/8 5:00

0.93 （中海）

台風 18 号

6

2004/8/20 4:00

1.03 （中海）

台風 15 号

1

2003/9/13 17:00 1.06 （中海）台風 14 号

3

2002/9/1 10:00

台風 15 号

0.97 （中海）こ う えい フ ォ ー ラ ム第 22 号 / 2014.3

および、 宍道湖周辺および中海周辺にて実際に浸水被害が表－ 2 水位差と流量の相関係数起こった事例 （表 － 1 備考に記載） も含まれる。
中海水位潮位

境港（2011 年 9 月出水）

境港
（全出水）

3． 水位予測モデルの構築

中海湖心

0.740.56

江島（1） 湖心の水位算定

0.81

0.39米子湾0.690.251） 宍道湖の水位算定

八幡0.740.55

宍道湖の水位変化は以下の式を用いて算定する。
Δh ＝

表－ 3 江島－境港の水位差と境水道流量の相関式（∑Q in－Q out ）×Δt（2）A

ここで、 Q in は、 支川流入 （Q 6 ～ Q 16）、 宍道湖への直接降雨 （Q 18 ）、 斐伊川本川からの流入量 （Q 20）、 Qout は佐陀川からの流入出量 （Q 21）、 大橋川からの流入出量 （Q 22）、 A

水位差条件

相関式

①Δ h>0.053

Δ h=9.18755 × 10 － 8Q2+3.29419 × 10 － 6Q

②Δ h ≦ 0.053 Δ h=4.08697 × 10 － 5Q+2.22582 × 10 － 2※Δ h= 江島水位－境港潮位

は宍道湖水面面積（76.1km 2）、Δ h は水位変化量（基準水面 :1.00宍道湖湖心）、 Q 21 は佐陀川の流量 （宍道湖と潮位の水位差不定流計算

観測0.80の関係より設定） である。
2） 中海の水位算定

0.60を用いて算定する。
ただし、 Qin は、 支川流入 （Q1 ～ Q5）、 中海への直接降雨（Q19）、 大橋川からの流入出量 （Q22）、 Qout は、 境水道からの流入出量 （Q23 ）、 A は中海水面面積 （86.2km ）、 Δ h: 水2位変化量 （基準水面 : 中海湖心）、Q23 は境水道流入出量 （中
海と潮位の水位差の関係より設定）、 Q22 は大橋川からの流入量 （宍道湖と中海の水位差の関係より設定） である。
（2） 水位差と流入出量の関係式の設定

水位差 (m)

中海の水位変化についても、 宍道湖湖心と同様に式 （2）ΔK＞P  次曲線Δｈ＝× 4×4

0.400.200.00-0.20

ΔK≦P 直線
Δｈ＝× 4×

-0.40-2000 -1500 -1000

陀川 （宍道湖－日本海） のそれぞれについて検討した。
1） 境水道の流量算定

0500

1000

1500

2000

境水道流量(m3/s)

湖－湖間、 湖－日本海間の流れは水位差に比例すると考え、 境水道 （中海－日本海）、 大橋川 （中海－宍道湖）、 佐-500

図－ 4 江島－境港の水位差と境水道流量の関係（2011 年 9 月出水）

なお、 高流量時は低流量時に比べ観測データ数が少なくな

実際の境水道の流量は、 ある水位差に対して一意に決まるるため、 H-ADCP 流量観測データに加え、 二次元不定流モものではない （たとえば、 水位差が 0 となるときに必ずしも流デルによる計算結果を用いた。 二次元不定流モデルの計算条量が 0 にならない） ため、 事例によっては誤差が大きくなる場

件として、 下流端に境港潮位を、 上流端に灘分地点の観測流合がある。 水防上問題となるのは中海の水位が上がる傾向に量を、 支川流入及び雨量の直接流入として分布型モデルの解ある場合であるため、 中海への流入量が増加する 2011 年 9析結果を与えている。

月出水のデータを対象として流量算定式を設定した。

2） 大橋川の流量算定

流量算定式に用いる基準地点の整理にあたって、 潮位に大橋川流量についても同様に、 宍道湖と中海の水位差と大ついては境港潮位観測所 （気象庁）、 中海を代表する水位と橋川流量の関係について整理した。 大橋川流量は、 図－ 5

しては、 宍道湖湖心、 江島、 米子湾、 八幡の 4 地点を対象に、 それぞれの水位差と境水道流量との相関関係を整理した（表－ 2）。 最も相関が高い江島地点および境港地点を流量算定式に用いる基準地点として採用した。
次に、 江島 - 境港潮位の水位差と、 境水道流量の関係について、 H-ADCP 流量観測データおよび、 二次元不定流モデルによる計算結果を用いて整理し、 流量算定式を設定した（図－ 4、 表－ 3）。

図－ 5 大橋川の H-ADCP 観測地点
15斐伊川水系下流域を対象とした水位予測手法の検討のように松江地点と八幡地点の 2 地点で H-ADCP 観測を行っいて整理することとした。ているが、 中海への流入量の把握を重視する観点から大橋川二次元不定流モデルの計算結果をプロットすると、 図－ 7下流域にある八幡観測地点の H-ADCP を用いるものとした。のようになり、 表－ 6 のとおり傾きが変化する水位差 0.15m を水位差算定に用いる水位観測地点について、 中海では中境に 2 通りの流量算定式を設定した。

海湖心と八幡の 2 地点、 宍道湖では松江、 宍道湖湖心、 東の 3 地点を対象に、水位と流量の相関性を整理した （表－ 4）。
最も相関が高い松江地点および中海湖心地点を流量算定式に用いる基準地点として採用した。

（3） 基準水位点とその他予測水位点との関係式の設定
吹き寄せや局所的な地形の影響により、 湖心地点と湖周辺の観測地点では、 水位の差異が生じる。 湖心 （宍道湖湖心、次に、 中海湖心－松江の水位差と、 大橋川流量の関係に中海湖心） の水位を基準とし、 湖周辺の観測所 （東、 松江、ついて、 H-ADCP 流量観測データおよび、 二次元不定流モ

八幡、 米子湾、 江島、 本庄） の水位の相関式を観測水位おデルによる計算結果を用いて図－ 6 のように整理した。

よび二次元不定流モデルの計算水位から設定した。 なお、 二水位差が 0 となる場合に流量が 0 となると仮定し、 表－ 5 の次元不定流モデルの計算水位と観測水位に違いが見られる場通り水位差 0 を境に 3 通りの流量算定式を設定した。

合には、 観測水位を重視して相関式を設定した。

3） 佐陀川の流量算定

1） 宍道湖の水位算定

宍道湖と潮位の水位差と佐陀川流量の関係については、 観測データがないため二次元不定流モデルによる計算結果を用

宍道湖の観測所については、 宍道湖湖心を基準とした場合の松江、 東の水位の相関式を設定した （表－ 7）。
2.00

表－ 4 各地点の水位差と大橋川流量の相関関係
中海水位

1.80

八幡

1.60

松江

0.89

0.81

1.40

宍道湖湖心

0.86

0.79

1.20

東


0.830.78

水位差 (m)

中海湖心

宍道湖水位

2.00

0.80

ΔK＜P 直線
Δｈ＝× 4

0.20

ΔK＞P  次曲線Δｈ＝× 4 × 4

0.00

1.20
水位差 (m)

不定流計算

0.40

観測1.601.40

1.000.60

不定流計算

1.80

ΔK＞P  次曲線Δｈ＝× 4
×4× -0.20

1.00-20020406080

100

佐陀川流量(m3/s)

0.800.60

図－ 7 宍道湖湖心 - 境港の水位差と佐陀川流量の関係

0.400.20

表－ 6 宍道湖湖心 - 境港の水位差と境水道流量の相関式

0.00

ΔK＜P 直線
Δｈ＝× 4

-0.20
-0.40
-500

0500

1000

1500

八幡流量(m3/s)

図－ 6 松江－中海湖心の水位差と大橋川流量の関係

水位差条件

相関式

① Δ h>0.15

Δ h=4.07542 × 10 － 5Q2+ 2.03692 × 10 － 2Q － 2.44127 × 10 －1② Δ h ≦ 0.15

Δ h=8.01011 × 10 －3Q※Δ h= 宍道湖湖心水位－境港潮位

表－ 7 宍道湖湖心と周辺観測所の水位変化量の相関式
表－ 5 松江－中海湖心の水位差と大橋川流量の相関式
水位差条件

相関式

① Δ h>0Δ h=8.37966 × 10 －7Q2+3.76822 × 10 －4Q② Δ h=0Q=0③ Δ h<0

Δ h=4.98224 × 10 Q

※Δ h= 松江水位－中海湖心潮位16－4宍道湖湖心
水位条件
松江東

相関式

T.P.+1.0m 未満

Δ h 松江 = Δ h 宍道湖× 0.98915

T.P.+1.0m 以上

Δ h 松江 = Δ h 宍道湖× 0.84401―Δ h 東 = Δ h 宍道湖× 1.00013※ 「Δ h 観測所名」 は、 予測水位の時間変化量を表す。

こ う えい フ ォ ー ラ ム第 22 号 / 2014.3

2） 中海の水位算定

NNNW

中海の観測所については、 中海湖心を基準とした場合の八7,000

NNE6,000
NW

幡、米子湾、江島、本庄の水位の相関式を設定した （表－ 8）。

NE5,000

風速 PV 

4,000
3,000

WNW

ENE

2,000

（4） 潮位偏差発生時の水位予測

20.0 ～ 24.9

1,000
W

15.0 ～ 19.9E0

潮位影響起因の出水時には、 潮位偏差の予測ができず、結果として水位を過小評価してしまう。 そのため、 偏差の増加

25.0 ～ 29.9

10.0 ～ 14.9
5.0 ～ 9.9

WSWESE

0.6 ～ 4.90.5 以下

SW量を考慮し、 予測潮位は、 天文潮位、 潮位偏差、 偏差増加

SESSW量の和として求めることとした （図－ 8）。

SSE



S

なお、 現状では気圧、 風速や潮位偏差の予測が難しいた
め、 安全側を考え、 潮位偏差が増加傾向の場合、 つまり湖の図－ 9 中海湖心の風速 ・ 風向観測実績


予測水位が高くなる場合のみ潮位偏差の増加量を考慮することとNNNWした。

7,000

NNE

6,000
NWNE

5,000

風速 PV 

4,000
3,000

WNW

（5） 風速風向影響時の水位予測

ENE

2,000

20.0 ～ 24.9

1,000

基準水位点とその他予測水位点との関係式の設定の際には、 吹き寄せによる水位上昇および低下が起こる場合のデーW

15.0 ～ 19.9
E010.0 ～ 14.9
5.0 ～ 9.9

WSWESE

0.6 ～ 4.90.5 以下

タも利用しているが、 これらが全体に占める割合は小さく、 その影響を十分に反映できていない。 そこで、 水位変化に吹き25.0 ～ 29.9

SWSE
SSWSSE

S

寄せの影響がみられる場合には、 風向および風速を考慮して図－ 10 宍道湖湖心の風速 ・ 風向観測実績水位変化に反映させることとする。
中海湖心 （図－ 9） および宍道湖湖心 （図－10） の 2002～ 2011 年の観測データを整理し、 東、 松江については宍道湖湖心のデータから、 八幡、 江島、 米子湾については、 中海湖心のデータから、 吹き寄せによる水位上昇および水位低下の条件を設定した。 松江地点の設定例を表－ 9 に示す。 なお、

表－ 9 風向 ・ 風速条件と水位変化の関係の例 （松江）
風向条件

風速条件

北 東～東南東

風速 15m/s 以上

水位変化－ 0.05m

西南西～西北西

風速 18m/s 以上+ 0.10m

本庄地点は観測データが少ないため条件式は設定しなかった。

4． 予測モデルの精度検証

表－ 8 中海湖心と周辺観測所の水位相関式

八幡
米子湾江島本庄

近年の出水について再現計算を行い、 構築したモデルの精中海湖心
水位条件

相関式

T.P.+0.6m 未満

Δ h 八幡 = Δ h 中海× 1.03464

型洪水予測システムが稼働しており、 レーダ雨量および予測

T.P.+0.6m 以上

Δ h 八幡 = Δ h 中海× 0.61626

雨量が取得可能な、 平成 23 年 9 月出水とした。 また、 モデ

T.P.+0.6m 未満

Δ h 米子湾 = Δ h 中海× 1.00013

ル構築の際に利用していない平成 24 年 9 月の出水も対象と

T.P.+0.6m 以上

Δ h 米子湾 = Δ h 中海× 1.26269

し、 未知の出水の予測精度も確認した。

T.P.+0.5m 未満

Δ h 江島 = Δ h 中海× 0.99908

平成 23 年 9 月出水は降雨によるもので、 宍道湖側で大きT.P.+0.5m 以上

Δ h 江島 = Δ h 中海× 1.10340

な水位上昇がみられた。 一方、 平成 24 年 9 月出水は、 低気－Δ h 本庄 = Δ h 中海× 1.01626

圧によるもので、 潮位偏差が大きく、 ほぼ無降雨で宍道湖お度検証を行った。 対象出水は、 既設の斐伊川上流域の分布※ 「Δ h 観測所名」 は、 予測水位の時間変化量を表す。

よび中海の水位が上昇した事例である。

K

（1） 平成 23 年 9 月出水



現時刻
ΔW

予測潮位
天文潮位

1） 流量の検証
図－ 11 および図－ 12 に、 境水道および大橋川の流量の再現結果を示す。 流入、 流出ともに概ね一致していることが確認できる。 なお、 安全側 （水位が高めに予測される） の評価に潮位偏差はなっているものの、 9 月 3 日 12 時前後の境水道流量は過偏差増加量
W

図－ 8 潮位偏差発生時の潮位予測方法の概念図小評価となっており、 今後事例を積み重ねた上で精度向上の検討が必要である。
17

斐伊川水系下流域を対象とした水位予測手法の検討
㻞㻚㻡

水位周知観測所である松江地点および中海湖心地点の水

㻜㻌

降雨実績
水位実績
予測水位

㻞㻚㻜

位予測結果を図－ 13 および図－ 14 に示す。 松江地点での㻝㻚㻜

現できている。 ピーク時刻は概ね 3 時間程度早く予測している

㻜㻚㻡が、増加、減少傾向は良く再現できている。 中海湖心でのピー－0.04m、6 時間先予測で 0.03m と、こちらも良く一致している。

㻜㻚㻜㻥㻛㻞㻌㻜㻜㻦㻜㻜

㻞㻚㻡

㻞㻚㻜

かったため、 水位のみ評価を行った。 松江地点および中海湖

㻝㻚㻡
水位㼇㼙㼉

平成 24 年 9 月出水については、 観測流量が得られていな㻟㻜㻌し、 立ち上がりの予測で精度が落ちており、 今後のさらなる検-2,400㻞㻜㻝㻝㻛㻜㻥㻛㻜㻞㻌㻜㻜㻦㻜㻜㻞㻜㻝㻝㻛㻜㻥㻛㻜㻟㻌㻜㻜㻦㻜㻜㻥㻛㻝㻤㻌㻜㻜㻦㻜㻜㻥㻛㻝㻤㻌㻝㻞㻦㻜㻜㻥㻛㻝㻥㻌㻜㻜㻦㻜㻜㻥㻛㻝㻥㻌㻝㻞㻦㻜㻜



㻜㻌
降雨実績
水位実績
予測水位

㻞㻚㻜水位㼇㼙㼉

㻝㻚㻡㻝㻚㻜

㻝㻜㻌

㻞㻜㻌

計画高水位
はん濫危険 避難判断
はん濫注意 水位㻟㻜㻌

水防団待機水位

水位差[m]

流量[m3/s]-1,600㻡㻜㻌㻥㻛㻝㻣㻌㻝㻞㻦㻜㻜

㻞㻚㻡



0㻠㻜㻌

図－ 15 松江地点の水位予測 （2012 年 9 月出水）

6 時間先予測で－0.04m となり、 良好に再現できている。 ただ-800

㻝㻜㻌

㻞㻜㻌

㻝㻚㻜の誤差は 1 時間先予測で－ 0.02m、3 時間先予測で－0.05m、

㻜㻌

はん濫危険水位 避難判断水位㻜㻚㻜㻥㻛㻝㻣㻌㻜㻜㻦㻜㻜

1.2
10.8
0.6
0.4
0.2
0-0.2
-0.4
観測流量 境水道-0.6
予測流量（1時間先） 境水道-0.8
水位差実績（江島-境）-1-1.2㻞㻜㻝㻝㻛㻜㻥㻛㻜㻠㻌㻜㻜㻦㻜㻜㻞㻜㻝㻝㻛㻜㻥㻛㻜㻡㻌㻜㻜㻦㻜㻜㻥㻛㻠㻌㻝㻞㻦㻜㻜

はん濫注意水位良く再現できている。 中海湖心地点については、 ピーク水位800㻥㻛㻠㻌㻜㻜㻦㻜㻜

降雨実績
水位実績
予測水位

㻜㻚㻡

1,600

㻥㻛㻟㻌㻝㻞㻦㻜㻜

計画高水位

時間先予測で 0.02m、 6 時間先予測で 0.03m となり、 精度

2,400㻥㻛㻟㻌㻜㻜㻦㻜㻜

水防団待機水位地点でのピーク水位の誤差は、 1 時間先予測で－0.01m、 3証が必要である。

㻡㻜㻌㻥㻛㻞㻌㻝㻞㻦㻜㻜図－ 14 中海湖心地点の水位予測 （2011 年 9 月出水）

（2） 平成 24 年 9 月出水

心地点の水位予測結果を図－15 および図－16 に示す。 松江㻠㻜㻌雨量㼇㼙㼙㻛㼔㼞㼉ク 水 位 誤 差 は、 1 時 間 先 予 測 で－0.02m、 3 時 間 先 予 測 で

㻞㻜㻌
計画高水位
はん濫危険 避難判断㻟㻜㻌
はん濫注意 水位水防団待機水位

雨量㼇㼙㼙㻛㼔㼞㼉

測で 0.04m、 6 時間先予測で 0.11m となり、 概ね精度よく再㻝㻚㻡水位㼇㼙㼉

ピーク水位の誤差は、 1 時間先予測で 0.01m、 3 時間先予㻝㻜㻌

雨量㼇㼙㼙㻛㼔㼞㼉2） 水位の検証㻜㻚㻡㻜㻚㻜
㻥㻛㻝㻣㻌㻜㻜㻦㻜㻜㻠㻜㻌㻡㻜㻌㻥㻛㻝㻣㻌㻝㻞㻦㻜㻜㻥㻛㻝㻤㻌㻜㻜㻦㻜㻜㻥㻛㻝㻤㻌㻝㻞㻦㻜㻜㻥㻛㻝㻥㻌㻜㻜㻦㻜㻜㻥㻛㻝㻥㻌㻝㻞㻦㻜㻜図－ 16 中海湖心地点の水位予測 （2012 年 9 月出水）

図 － 11 江島－境港の水位差と境水道の流量

5． おわりに
2,400

1.2
10.8
0.6
0.4
0.2
0-0.2-0.4
観測 大橋川下流-0.6
予測 1時間先 大橋川-0.8
水位差実績（松江-中海）-1-1.2㻞㻜㻝㻝㻛㻜㻥㻛㻜㻠㻌㻜㻜㻦㻜㻜㻞㻜㻝㻝㻛㻜㻥㻛㻜㻡㻌㻜㻜㻦㻜㻜

1,600

分布型流出モデルと過去の出水データの相関関係から設定した水収支式を組み合わせたリアルタイム水位予測手法を構築

水位差[m]

流量[m3/s]

800
0-800-1,600-2,400
㻞㻜㻝㻝㻛㻜㻥㻛㻜㻞㻌㻜㻜㻦㻜㻜㻞㻜㻝㻝㻛㻜㻥㻛㻜㻟㻌㻜㻜㻦㻜㻜

した。
平成 23 年 9 月、 平成 24 年 9 月の 2 出水について再現計算証を行い、 大雨および高潮に起因する出水のどちらも概ね精

図 － 12 松江－中海湖心の水位差と大橋川流量は潮位や風速 ・ 風向の予測が難しいことが挙げられ、 引き続き計画高水位

㻜㻌
降雨実績
水位実績
予測水位水位㼇㼙㼉

㻞㻚㻜

㻝㻚㻡

課題としては、 検証できた出水が 2 出水であること、 現状で㻞㻜㻌

はん濫危険水位 避難判断水位
はん濫注意水位㻝㻚㻜㻟㻜㻌
水防団待機水位

謝辞 : 本稿の内容は、 国土交通省中国地方整備局出雲河川事務所によるデータ提供などのご尽力を得て行われたものであ㻠㻜㻌㻡㻜㻌㻥㻛㻞㻌㻝㻞㻦㻜㻜㻥㻛㻟㻌㻜㻜㻦㻜㻜㻥㻛㻟㻌㻝㻞㻦㻜㻜㻥㻛㻠㻌㻜㻜㻦㻜㻜㻥㻛㻠㻌㻝㻞㻦㻜㻜図－ 13 松江地点の水位予測 （2011 年 9 月出水）
18

り、 ここに深く感謝申し上げます。

㻜㻚㻡㻜㻚㻜
㻥㻛㻞㻌㻜㻜㻦㻜㻜

継続的な検証を行っていく必要がある。

㻝㻜㻌雨量㼇㼙㼙㻛㼔㼞㼉㻞㻚㻡

度よく再現することができることを確認した。

