ISSN 1340－7368
公益社団法人 日本雪氷学会北海道支部機関誌

Annual Report on Snow and Ice Studies in Hokkaido
第 35 号

2016 年 9 月

発行 公益社団法人 日本雪氷学会北海道支部

目次

巻頭言 --------------------------------------------------------------------- 12016 年度日本雪氷学会北海道支部研究発表会発表論文 ----------------------------- 7
公益社団法人日本雪氷学会北海道支部 2015 年度事業報告 -------------------------- 139
公益社団法人日本雪氷学会北海道支部 2016 年度事業計画 -------------------------- 145
公益社団法人日本雪氷学会北海道支部 2015 年度収支報告 -------------------------- 147
公益社団法人日本雪氷学会北海道支部 2016 年度予算 ----------------------------- 148
公益社団法人日本雪氷学会北海道支部 2016 年度役員名簿 -------------------------- 149
公益社団法人日本雪氷学会北海道支部 支部規程施行内規 ------------------------- 150

表紙

画： 斎藤新一郎
題字：福沢卓也（表紙解説）

低温科学研究所の古い建物
一般社団法人北海道開発技術センター
斎藤新一郎

半世紀も前に，林学の先輩の若林隆三さんから誘われて雪氷学会に入った．無雪期間
だけ活動するのでなく，寒冷積雪期間にも，調査し，考えよう，との誘いであった．雪崩常襲地の森林から調べ始め，雪崩防止林づくりにも参加したが，やがて，鉄道防雪林を調べ，新方式の造成・保育手法を考究して，道路防雪林づくりに提案するようになった．この古い建物で，鉄道林の調査結果を発表した後に，「雪氷」誌に投稿することになり，若濵五郎先生にお世話になった．

北海道の雪氷 No.35（2016）

巻 頭 言副支部長 石井吉之（北海道大学低温科学研究所）
3 回目の役員就任も今年で 3 年目となり，そろそろ終わりが近づいてきました．支部創立 50
周年（2009 年）を迎える際に，理事の役割分担制，機関誌の電子化と有料化，ホームページやメーリングリストの整備と活性化，社会貢献事業（災害調査，教育）への取り組み等々，大幅に制度を改めた時の事務局を務めていた関係で，その後の動きがどうなっているかが気になっていたのですが，事務局の内側から見渡してみると，どうやらそれらの方策も板についてきた
ようでひと安心しています．多くの理事の手によって会務が並行して進められるのは喜ばしいのですが，人的資源に限りがあるため，年を経るにつれて新しく理事を引き受けてくれる方を見出すのが難しくなっています．幸い北海道支部は産官学の連携がうまく運んでいるので，産業界からの貢献で何とか凌げています．私を含め学界の皆様にもなお一層の貢献をお願いした
いのですが，学会業務は本務と見なされない，職種によっては業績評価の対象にすらならないなど，厳しい情勢の下に置かれているのも事実です．けれども，この手の厳しさは何も今に始まったことではなく，大学の先輩諸氏も昔からその時々に応じた厳しさと闘って来られたはずです．
ですから少なくとも私は，
この程度のことはよくあることだと考えるようにしています．
支部活動を今流に自己点検評価してみると，自分で言うのも憚られますが，及第点をあげられると思います．他の 3 支部の主な活動は研究発表会と機関誌発行くらいだそうで，地域講演会，教育普及活動，災害調査活動など，北海道支部のアクティビティーは非常に高いと自負しても良いでしょう．もちろん，本業に追われながらも準備と運営に携わる理事の皆様の努力があってこその賜物です．この場をお借りして改めて御礼申し上げます．その一方，見直さねばならぬ点もあります．ひとつには財務体質の脆弱さが挙げられます．公益法人化以降，財務は本部と一体化されたので，必ずしも支部だけの問題ではありませんが，遠隔地理事の交通費く
らいは完全負担できるようにしたいものです．地域講演会にしても一昨年は事業助成金を得てようやく開催に漕ぎつけることができました．本部の事務局移転・一部外部委託化もひと区切
りついたので，今後は徐々に改善されていくと期待されます．もうひとつは，北海道支部や雪氷学会だけの問題ではありませんが，会員の高齢化です．私が入会して間もない頃は自分も周りも若い人ばかりで，自分が所属する水関係の学会に比べると若さがみなぎり，羨ましい限り
でした．あれから四半世紀たち，あの時の若者は皆それなりの年齢になりましたが，それに続く者がなかなか増えてきません．雪氷学の拠点が縮小しているのも一因かも知れません．北海
道支部では「北の風花賞」によって若手研究を奨励していますが，母集団が少ないために毎年選考に苦慮しています．もっともっと若手の発表申込や論文投稿が盛んになるよう，指導される先生方にもよろしくお願いしたいと思います．そして若手の皆さん，支部での活動を全国大会や国際大会に駒を進めるためのトレーニングセンターとして大いに活用してください．著作権遵守や，執筆要領に従った論文の書き方，
文献引用の仕方などもしっかり学習してください．
そして，行く行くはできれば雪氷学に関連した職業について雪氷学会の屋台骨や裾野を支えてください．皆さんの頑張りがないと，もう四半世紀後には雪氷学会は無くなっているかもしれません．若手ばかりではありません．ミドル層，ネクスト・シニア層，シニア層が各人各様の役割を認識し行動することによって，雪氷学会を盛り上げていきましょう．

- 1 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）2016 年度日本雪氷学会北海道支部研究発表会発表論文

目次

開催日：2016 年 5 月 13 日 ~ 5 月 14 日
開催場所：北海道大学

学術交流会館

第 1 会議室

1. 完成に近付きつつある道路防雪林の保育手法について

7

斎藤新一郎（（一社）北海道開発技術センター）
2. 高速道路における凍結防止剤最適自動散布システムの試行運用状況報告11

大廣智則（（株）ネクスコ・エンジニアリング北海道），
高倉 清（（株）ネクスコ ・メンテナンス北海道），
及川叙二（東日本高速道路（株） 北海道支社）
3. 札幌市内小学校校庭における冬期飛来塩分量の評価

15

野口 泉，山口高志（北海 道立総合研究機構），
辻野二朗，藤原大作（北海道電力（株））
4. 吹雪視程障害発生に及ぼす沿道環境や道路構造の影響

19

武知洋太，松澤 勝，伊東靖彦，國分徹哉（（国研）土木研究所 寒地土木研究所）

5. ホワイトアウトの実体と発生条件

23

竹内政夫（NPO 法人 雪 氷ネットワーク），
武知洋太，松澤 勝（（国 研）土木研究所 寒地土木 研究所）
6. 多高度 SPC 連続観測による吹雪浮遊層の解析

25

佐藤隆光（（一財）日本気象協会 北海道支社），
大宮哲，松澤 勝（（国研）土木研究所 寒地土木研究所）
7. 吹雪多発地域にみる防雪柵の問題点と課題－北海道中標津地域での防雪柵の吹きだまり観測－29

金田安弘，永田泰浩（（一社）北海道開発技術センター），
根本征樹（（国研）防災科学研究所 雪氷防災研究 センター），
竹内政夫（NPO 法人 雪 氷ネットワーク）
8. 札幌とその周辺における 2015－2016 年冬期の氷紋の観察

33

大鐘卓哉（小樽市総合博物館），東海林明雄（湖沼雪氷研究所）
9. 2016 年 2 月 14 日の道内 における雨氷（着氷性降雨）現象

37

井上 聡（（国研）農業・食品産業技術総合研究機構 北海道農業研究センター）

10. 近年実施した広域積雪調査に基づく道央・道東地域の積雪水量分布の特徴

39

白川龍生（北見工業大学）- 2 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）11. 立山室堂平における積雪断面観測－2014 年 11 月と 2015 年 4 月の比較による一部融解の影響－

43

浅地 泉（北海道大学大学 院環境科学院），
島田 亙（富山大学大学院 理工学研究部），
朴木英治（富山市科学博物館），青木一真（富山大学大学院理工学研究部）
12. 道路防雪林における生長推移と下枝枯れ上がりの進行47

伊東靖彦（（国研）土木研究所 寒地土木研究所），
渡邊崇史（北海道開発局 函館開発建設部 江差道路 事務所)，
高玉波夫，佐藤圭洋（（国研）土木研究所 寒地土木研究所 道北支所），
鈴木 哲，渡辺 淳（（国研）土木研究所 寒地土木研究所 道東支所）
13. 波状雪氷路面とそろばん道路のはじまり～定点カメラ観測に基づく一考察

51

永田泰浩，金田安弘（（一社）北海道開発技術センター），
佐藤太裕（北海道大学大学院工学研究院），
島 弘幸（山梨大学生命環 境学部），
蟹江俊仁（北海道大学大学院工学研究院）
14. そろばん道路の発生過程とその条件：定点カメラ観測に基づく一考察

55

蟹江俊仁，Zheng Hao，横見瀬大地（北海道大学大学院工学研究院），
金田安弘・永田泰浩（（一社）北海道開発技術センター），
正木 智（札幌市）
15. 地震による雪崩の発生評価技術について

59

高橋 渉，原田裕介（（国研）土木研究所 寒地土木研究所），
松下拓樹（（国研）土木研究所 雪崩･地すべり研究センター），
松澤勝（（国研）土木研究所 寒地土木研究所）
16. 2015 年 12 月 30 日に北海道旭岳奥盤の沢で発生した雪崩の調査報告

63

尾 関 俊 浩 （ 北 海 道 教 育 大 学 札 幌 校 ）， 榊 原 健 一 （ 北 海 道 医 療 大 学 ），宮下岳夫（（株）アルパインガイドノマド），
大西人史（北海道立総合研究機構 林産試験場），
佐々木大輔（GUIDE BANKEI），中川伸也（Natures），
青木倫子（マウンテンフロー）
17. 羊蹄山で 2016 年 3 月 26 日に発生した雪崩の調査報告

67

榊原大貴，下山 宏，杉山 慎（北海道大学），立本明広（NORTE），
雪氷学会北海道支部雪氷災害調査チーム- 3 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）
18. 豪雪地における身体障がい者の身体活動の実態
71－無雪期と積雪期の比較－
須田 力（NPO 法人 雪氷 ネットワーク），尾方寿好，藤丸郁代（中部大学），
水野眞佐夫，笠師久美子（北海道大学），
小笠原英之（NPO 法人 障害者の地域生活を支援する会），
浅野目祥子（NPO 法人 手と手）
19. 冬道歩行の健康体力科学的研究

75鑓野目純基， 吉田 拓 登， 石井元気 ，侘美 靖 （北海 道文教大学大学院），
須田 力（NPO 法人 雪氷 ネットワーク）
20. 流（融）雪溝事始－苫前町古丹別地区を事例に－79

小西信義，野呂美紗子，中前千佳，原 文宏（（一社）北海道開発技術センター），

西 大志（苫前町 まちづくり企画）
21. アスファルトシングル屋根材の滑落雪性状83

伊東敏幸（北海道科学大学），米内 仁（伊藤忠建 材（株）），
苫米地司（北海道科学大学）
22. 雪結晶の携帯型顕微鏡による写真撮影法について87

油川英明（NPO 法人 雪 氷ネットワーク）
23. アイソトープ効果は雪結晶に影響を与えるのか91－中谷ダイヤグラムへの挑戦－
八木 航，倉知恒太，堀内 信哉（北海道札幌啓成高等学校），
内田 努（北海道大学大学 院 工学研究院）
24. バイカル湖南湖盆の結晶構造Ⅱ型天然ガスハイドレート

95

八久保晶弘，太田有香，森下裕士（北見工業大学），
Oleg Khlystov （ ロ シ ア 科 学 ア カ デ ミ ー シ ベ リ ア 支 部 陸 水 学 研 究 所 ），Gennadiy K almy ch kov （ロシア科学アカデミーシベリア支部地球化学研究所） ，Marc De Batist（ゲント大学），
坂上寛敏，南 尚嗣，山下 聡，髙橋信夫，庄子 仁 （北見工業大学）
25. メタン・エタン混合ガスハイドレート解離時のエタン安定同位体分別

99

太田有香，八久保晶弘（北見工業大学），
竹谷 敏（（国研）産業技 術総合研究所）
26. 極端な北極海の海水減少に対する大気応答103

山崎孝治，中村 哲（北海 道大学），本田明治，浮田甚郎（新潟大学）- 4 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）27. 北極海航路における氷海航行速度解析と氷況・海域の影響

107

森下裕士（北見工業大学大学院），舘山一孝（北見工業大学），
大塚夏彦（北海道大学）
28. 橇搭載型電磁誘導式氷厚計を用いたサロマ湖氷厚の測定に関する研究111

北 桃生（北見工業大学大学院），舘山一孝（北見工業大学），
星野聖太（北見工業大学大学院），中村和樹（日本大学），
牛尾収輝（国立極地研究所）
29. 可搬型マイクロ波放射計を用いたサロマ湖氷上の積雪深の観測

115

高瀬雄麻（北見工業大学大学院），舘山一孝（北見工業大学），
星野聖太，森下裕士（北見工業大学大学院）
30. ネパールヒマラヤ・トランバウ氷河における 1980–2015 年の表面標高変化

119

森本直矢（北海道大学大学院環境科学院），
杉山 慎（北海道大学低温科学研究所），
藤田耕史，坂井亜規子（名古屋大学大学院環境科学研究科）
31. グリーンランド南東ドームコアの酸素安定同位体比を用いた
123

気温・涵養量変動の研究古川崚仁（北海道大学大学院環境科学院），
飯塚芳徳，的場澄人（北海道大学低温科学研究所），
植村 立（琉球大学理学部）
32. 空撮画像を用いた写真測量による屋根上積雪深の測定精度について127

千葉隆弘，苫米地司（北海道科学大学）
33. ２ヵ年の航空レーザ測量結果を用いた山間部における積雪分布と地形の関係に
131

関する研究
西原照雅，谷瀬 敦（（国 研）土木研究所 寒地土木 研究所）
34. 北海道大学低温科学研究所観測露場の積雪・気象観測データの公開

135

的場澄人（北海道大学低温科学研究所），
青木輝夫（気象研究所/岡山大学），
庭野匡思，朽木勝幸（気象研究所），
兒玉裕二（国立極地研究所），
山口 悟（（国研）防災科 学技術研究所）- 5 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）- 6 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

完成に近付きつつある道路防雪林の保育手法について
Nursing methods of living fences against blizzards
in the effective stage
斎藤新一郎（（一社）北海道開発技術センター）
Shin-ichiro SAITO
道路防雪林は，造成用地を必要とし，機能発現には苗木植えから 10 年間を要する．
それまでと，それ以降と，様々な保育作業が不可欠である．つまり，即効性に乏しく，
１．はじめに継続的な維持管理を要する．それでも，立体的な高さおよび寿命の長さから，本来の防雪機能に加えて，多様な機能を有する．それらは，防風，防音，遮蔽，景観，二酸
化炭素の固定，生態系の樹立，木材生産，ほかである．
他方，防雪柵は，用地をほとんど要しないで，即効性がある．けれども，高さに制約があり，単機能である．つまり，無機物なので，炭素の固定，生態系などに寄与しないし，景観にはマイナス要素でもある．
筆者は，防雪林と防雪柵の長所を組み合わせて，冬季の交通安全を支えさせることが肝要である，と考えている．つまり，防雪林が完成に近付いても，その機能の部分的な不十分さを補完するために，防雪柵が不可欠である．

２．完成に近付きつつある防雪林の保育に関する諸課題
国道防雪林は ，人々の 努力と歳月とに（図 1）．けれども，完成に近付いた防雪よって，各地に良い成果が現われてきた林においても，次ぎのような諸課題が存在する．
吹雪を捕捉す ると，林 帯内に高い雪丘（堆雪）が生じて，その部分では，積雪の沈降圧により，雪害としての幹折れ，枝抜けを余儀なくされる 11 , 1 2 , 1 5 ) ．道路除図1
雪によっても，湿り雪の付着（冠雪）によっても，防雪林の林縁部には雪害が生完成したと看做される防雪林帯であっても，なお保育の課題が多い（国道 40 号，中川町国府地区）

じる 2, 5 , 9, 1 3 ) ．
寒さの害がある．自生樹種は耐寒性に富むけれども，寒乾風の害，凍裂，日焼け・樹皮剥がれが生じる 6 , 7 , 9 , 1 4 , 1 5 ) ．加えて，融雪剤の撒布は，林木に塩害を生じさせる．
（図 2），吹雪が吹き込みやすくなる 1 , 8 - 1 0 ) ．
防雪林が大きく成長すると，隣接地への日陰の問題が生じるケースがある．

木々の宿命として，力枝が年々上昇し，それより下位の枝々が枯れ上がってしまい

生物害がある．防雪林に生息・生育する生物は，生態系の構成要素であるが，食害，病害をもたらし，防雪機能を低減させ，林木を短命化させる 1 7 ) ．

将来的には，更新における「負の遺産」を検討する必要がある．
- 7 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

３．諸課題への対策としての保育手法
防雪林の機能発現の継続には，次ぎのような維持管理のための保育手法を要する．
（１）雪害に対応した保育手法
防雪林は，吹送されてくる吹
雪・地吹雪を捕捉する，生きた施設である．吹送量が過大になると，防雪機能が高いほど，林帯内の堆雪がいちじるしく高
くなり，比重も大きいので，沈降圧が大きく，林木に幹折れな
いし枝抜けを余 儀なく させる． 図 2
これに対しては，枝抜けの高さまで枝打ちする，林内管理用道路を設置して，2 林帯方式に改良する，優勢木を残し劣勢木を伐り除く（間引き）．
間引きに関して，既往の密植

下枝の枯れ上がりの違い（模式図）
左：トウヒ属種，冷温帯～亜寒帯・高緯度～中緯度に天然分布する側方からの陽光を受けて，林縁木ない
し独立木なら，下枝が枯れ上がりにくい
右：モミ属種，暖温帯～冷温帯・低緯度～
中緯度に天然分布する
上方からの陽光を受けて成長するので，林縁木ないし独立木であっても，力枝より下位の枝が枯れ上がりやすいの植栽方式を，機能的な 2 列植えに替える必要がある 1 9 , 2 0 ) ．これには，防雪林的な思考が不可欠であるとともに，なえ，千鳥植え，3 列植え，ほかるべく早期に，取り組まなければならない．

なお，間引きすると，一時的に，防雪機能が低下するが 2 2 ) ，残された木の枝張りが伸びるので，数年後には，以前の機能に戻るか，それ以上の機能を発現する．
道路除雪は，避けて通れない作業であるから，それによる林木の被害を低下させなければならない．その対策として，防雪杭打ち，支柱添え，縄巻き，雪囲い，ほかがある 2 - 6, 8 , 9 , 1 6, 1 8 ) ．

（２）寒さの害に対応した保育手法
寒乾害は，少雪地方において，樹体や葉が，寒風による生理的な乾燥（細胞の壊死）によって発生する．これに対しては，風上側に，防雪柵を設置して，堆雪を促し，併せて，耐寒性に富む樹種を配する．過湿地においては，根張りが浅く，幹材の腐朽が生じやすく，風倒（根返り，幹折れ）しやすいので，排水系を整備し，深い根張りを促進する 6, 9 ) ．
凍裂は，厳寒期に，冷気湖の発生するような，盆地，谷底において，気温の日較差のきわめて大きい場所に発生する．そこでは，被害を受けやすいモミ属種を避ける．
また，樹皮の食害が凍裂に繋がる傾向にある 1 4, 1 5 ) ．
日焼け・樹皮剥がれに対しては，南西側の林縁木の下枝を確保し（裾枝打ちに留め），

幹に西日が当たらないように配慮する．あるいは，低木類を植えて，防雪樹の幹を日焼けから護る．不定根を有する木本性ツル植物を幹に登らせる手法もある 1 , 7 , 9 - 1 0 ) ．

- 8 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）（３）下枝の枯れ上がりに対応した保育手法
植栽時の密度では，成長した木々には，陽光不足になり，下枝が枯れ上がってしまい，防雪機能が低下しやすい．それに対しては，間引きを繰り返し，下枝に陽光が当たるようにする 1 - 3, 1 0 , 20 ) ．また，成林する前に，若木段階の木を掘り取り間引きし，別の場所に移植することが，一石二鳥の効果となる 9, 2 1 ) ．

また，下枝の枯れ上がりは，林縁において，モミ属種にいちじるしく，トウヒ属種にはそうでもない（図 2）．それゆえ，風上林縁には，トウヒ属種を配したい．
（４）日陰に対応した保育手法
日陰は，樹高に比例し，季節に左右される．農耕地，宅地，ほかであれば，高い位置での断幹が必要になる．ただし，幹を伐ると，幹材の腐朽につながり，防雪林の短命化にもつながる恐れがあるので，伐る位置に，心材が発達していない，若い段階で伐りたい．心材はヤニを噴かず，腐朽しやすい．辺材はヤニを噴き，腐朽しにくい．
（５）生物害への対応策
生物害には，獣害，虫害，病害がある．虫害や病害については，単純林を避け，針広混交林とすることで，生態系としてのバランスをとりうる．獣害のうち，ノウサギ，
ノネズミの害も捕食者の棲みうる環境が必要である．
ただし，エゾシカの生息密度の増加に対しては，捕殺のほかには，適切な対策が無い．あるいは，柵囲いして，食害（樹皮食い，新条・枝葉食い）を防止することにな
る．加えて，エゾシカが防雪林に生息すると，跳び出しによる交通事故，隣接の農地の食害，ほかが生じる．
を設置する，③横断農道沿いにも防鹿柵を設置する（図 3）．

柵囲いには次ぎのようなものがある．①風上側の防雪柵を残す，②道路側に防鹿柵

図3

エゾシカ対策としての防雪林における防雪柵残しと防鹿柵の設置（案）
風上側の防雪柵を残す：上部の防雪板を外し，下部のそれを残し，吹雪の吹き込みを防ぐとともに，防鹿柵を兼ねさせる

４．むすび
道路防雪林は，生きた防雪施設であり，防風・防雪を主体として，枝張りの良い個体を育成する必要がある．そのために，列植えし，林内管理用道路を設置し，裾枝打
ちし，ときに枝打ちし，間引きを繰り返して，健全な個体を長生きさせ，長期の機能- 9 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

発現を維持させるための，適切な保育手法が必要となる．
生きもの工法としての，防雪林の維持管理には，木材生産のための育林学の知識も，自然の推移からなる森林生態学の知識も，良いとこ取りにて，大いに応用したい．
【参考・引用文献】
1）阿部正明・檜澤 肇・斎藤新一郎，2011．道路防雪林の下枝の喪失に関する一考察――防雪林を構成する木々の下枝の枯れ上がりとその対策について（その 2）．北海道の雪氷，
30, 39-42．
2）阿部正明・檜澤 肇・金田安弘，2013．道路緑化樹の除雪による影響に関する一考察．
北海道の雪氷，32, 58-61．
3）阿部正明・檜澤 肇，2014．三本支柱の雪害軽減効果について．北海道の雪氷，33, 51-54．
4）斎藤新一郎，1979．冬囲いとしての縄巻き．雪氷，41, 143-145．
5）斎藤新一郎・小泉重雄，2003．並木の除雪による被害とその対策としての防雪杭の効
果．北海道の雪氷，22, 21-24．
6）斎藤新一郎，2004．寒乾害および除雪害対策を兼ねた道路緑化における越冬方法について．北海道の雪氷，23, 40-43．
7）斎藤新一郎・阿部正明，2009．寒さの害の一形態としての針葉樹類の日焼け・樹皮剥がれについて．北海道の雪氷，28, 21-24．
8）斎藤新一郎・孫田 敏・阿部正明・小松佳幸，2009．道路緑化樹の保育方法――北国における道路緑化の手引き．157pp.，北海道開発技術センター，札幌．
9）斎藤新一郎，2010．地球環境にやさしい道路緑化樹――その植え方と育て方．326pp.，
北海道道路管理技術センター，札幌．
10）斎藤新一郎，2010．防雪林を構成する木々の下枝の枯れ上がりとその対策について．
北海道の雪氷，29, 24~27．
11）斎藤新一郎・阿部正明・檜澤 肇，2012．2011／12 年の大雪による樹木被害のいろ
いろ．北海道の雪氷，31, 61-64．
12）斎藤新一郎，2013．大雪による庭木の常緑針葉樹類の被害と対策．北海道の雪氷，32,
54-57．
13）斎藤新一郎，2013．みぞれ雪起源の冠雪による林縁樹の道路への倒伏とその対策について．寒地技術論文・報告集，29, 186-191。
14）斎藤新一郎，2014．広葉樹類の凍裂について――針葉樹類の凍裂および日焼け・樹皮
剥がれと比較して．北海道の雪氷，33, 47-50．
15）斎藤新一郎，2014．道路樹の寒さの害と雪の害および対策について．寒地技術論文・報告集，30, 255~258．
16）斎藤新一郎，2014．三笠の造林地における大雪被害後 2 成長期を経た針葉樹若木の諸
形態と育林的な対応について．北方森林研究，62, 73-76．
17）斎藤新一郎，2014．エゾシカの樹皮食いからの林木の回復形態――広葉樹類と針葉樹類の違い．野生生物と交通，13, 45-50．
18）斎藤新一郎，2015．多雪地方における冬囲いの多様な手法．北海道の雪氷，34, 103-106．
19）斎藤新一郎，2015．国道 238 号浜頓別地区の道路防雪林へのコメント――成林した道 路防 雪 林 の 維 持 管 理 手 法 お よ び 掘 り 取 り 間 引 き 木 と 苗 木 植 え に よ る 新 植 地 へ の 期 待 ．
19pp.，環境林づくり研究所（開発工営社へのコメント／浜頓別道路事務所委託）．
20）㈱雪研スノーイーターズ，2016．平成 27 年度一般国道 238 号猿払村浅茅野防雪対策
設計外一連業務．32pp．
21）高田正広・竹森博美・中野雅充，2012．浜猿防災（浜頓別工区）における既存防雪林
間引き木の有効活用――間引き対象木の移植手法について．平成 23 年度北海道開発局技術研究発表会論文，6pp．
22）山﨑貴志・住田則行・中村隆一，2014．道路防雪林における間引きが防雪機能に与える影響について――風洞実験による調査．北海道の雪氷，33, 43-46．
- 10 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

高速道路における凍結防止剤最適
自動散布システムの試行運用状況報告
Report on Intelligent Salting Control Optimization System
for Expressways
大廣智則（株式会社ネクスコ・エンジニアリング北海道）
高倉清（株式会社ネクスコ・メンテナンス北海道）
及川叙二（東日本高速道路株式会社 北海道支社）
Tomonori Ohiro, Kiyoshi Takakura, Joji Oikawa
１．はじめに凍結防止剤の 散布は， ドライバーへ安
全・安心で快適な走行環境を提供する上

剤散布
作業
6%

で重要な役割を担っている．

巡回作
業7%

その他
3%

一方，凍結防止剤の費用は，平成 26 年
凍結防
止剤
16%

度，北海道の高速道路における雪氷費割
合は，全体の 16%も占めている（図 1）．
凍結防止剤の散布が必要な箇所を限定し

除排雪
作業
68%

た最適な散布が求められている．また，凍結防止剤の散布作業は，剤を積み残した際に懸念される凍結防止剤散布車タン
図1

クでの剤の固結を防ぐため，積み込んだ

平成 26 年度，北海道の高速道路における雪氷費割合

ら撒ききる手法である．したがって，凍結防止剤を最適に散布するためには，事前に散布量を把握し適量を積込む必要がある．
筆者らは，平成 27 年度冬期に凍結防止剤の散布が必要な箇所を限定するため，タイヤ 加 速 度波 形 の 特 徴 か ら 路 面 状 態 を 判 別 す る シ ステ ム （ 以 下 「 CAIS 1 ）」 と い う ） を
5 台の雪氷巡回車に搭載し運用を行った．本システムによれば，凍結防止剤の散布量を路面状態に基づき計算し，適量積み込むことが可能である．また，凍結防止剤を路面状態に応じて自動散布するシステム（以下「ISCOS 2 ）」という）を 11 台の凍結防止剤散布車に搭載し運用を行った．本稿では，上述したシステムの運用結果を，凍結防止剤の削減量として報告する．
２ ．方法（１）雪氷巡回
雪氷巡回 3 ） は，3～5 時間毎，緊急時には随時出動し，時々刻々と変化する気象状況
や道路状況・交通状況を把握し，雪氷対策及び雪氷作業を効率的，且つ円滑に行うために必要な情報を収集し伝達する作業である．凍結防止剤の散布判断は，緊急時以外
は雪氷巡回時に巡回員の判断により行われている．雪氷巡回時には，路面状況・天候・
視界・塩分濃度を巡回報告書として作成する．これらは，全て目視により判断されており，路面状態は，乾燥・半湿・湿潤・シャーベット・積雪・圧雪・凍結の７つの状態に判定している．
- 11 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷

No.35（2016）（２）CAISCAIS は，タイヤ内面に設置した加速度センサにより，タイヤ（加速度センサ）が道路に接地（道路を蹴り上げる状態）した際の振動波形を高速で計測し，その波形特徴を分類することで目視と同様の７つの路面状態（乾燥・半湿・湿潤・シャーベット・
積雪・圧雪・凍結）に判別している．タイヤ内面に発電機を取り付け，タイヤの回転する動力で発電することが可能であり，路面状態の判別結果は WEB サーバにリアルタ
イム送信される．雪氷巡回車に CAIS を搭載することで，WEB サーバに 100 m 毎の路面データベースが巡回とともに構築される．路面状態判別結果および走行画像は，GIS
地図上にモニタリング表示するほか，路面ダイヤグラムを自動作成し，路面状態をきめ細かく確認することができる（図 2）．図 3 に雪氷巡回車への CAIS 搭載状況を示す．
雪氷巡回車へ搭載した CAIS は，エンジン ON とともに自動起動し，エンジン OFF とともに自動シャットダウンするオートマチック仕様である．平成 27 年 10 月中旬に5 台の雪氷巡回車に搭載した．巡回区間は，①銭函~札幌西 IC，②札幌西~北広島 IC，③北広島~新千歳空港 IC，④札幌~岩見沢 IC，⑤岩見沢~奈井江砂川 IC である．
30
25
KP
20
1/25 7:00
1/25 9:00
1/25 11:00
1/25 13:00
1/25 15:00

図2

路面ダイヤグラム

CAIS
タイヤ（a）CAIS 搭載車両（b）制御装置（c）アンテナ（d）モニター

図3

雪氷巡回車への CAIS 搭載状況
- 12 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）（３）ISCOSISCOS は，CAIS により判別した路面状態に応じて凍結防止剤を自動で散布することが可能である．図 4 に凍結防止剤散布車への ISCOS 搭載状況を示す．自動散布制御装
置から凍結防止剤散布車へ直接信号を送り自動散布を行っている．手動操作では瞬時に変更することが難しい様々な散布条件を 100ｍ毎に変化させることが可能である．
GPS により現在位置を把握し，高速道路のキロポストを基準に 100 m 単位で散布判断する． WEB サーバのデータベースに保存された CAIS 走行時の路面判別結果から自動散布を行う．なお，自動散布中も手動操作への切り替えは可能である．凍結防止剤散布車へ搭載した ISCOS は，CAIS と同様に，エンジン ON とともに自動起動し，エン
ジン OFF とともに自動シャットダウンするオートマチック仕様である．平成 27 年 10月中旬に 11 台の凍結防止剤散布車に搭載した．散布区間は，①小樽~銭函 IC，②銭函~札幌西 IC，③札幌西~伏古 IC，④伏古~北広島 IC，⑤北広島~新千歳空港 IC，⑥札幌~江別西 IC，⑦江別西~江別東 IC，⑧江別東~岩見沢 IC，⑨岩見沢~三笠 IC，⑩三笠~
美唄 IC，⑪美唄~奈井江砂川 IC である．ISCOS の運用期間は，平成 27 年 11 月 25 日
～3 月 31 日である．

（a）ISCOS 搭載車両（b）自動散布制御装置（c）モニター（d）GPS図 4 凍結防止剤散布車への ISCOS の搭載状況（４）凍結防止剤の散布量
高速道路では，凍結防止剤の散布は湿塩散布（ウエットソルト）4 ） を実施している．
湿塩散布は，固形剤と溶剤を混合して散布する方法であり，路面への付着効果が高く
速効性・持続性があり，飛散しない効果が期待できる．自動散布時の散布量は，圧雪・凍結・シャーベット・湿潤・半湿はこれまで通りの 20 g/m 2 、乾燥・積雪は散布無しとした．路面状態に対応した散布量を定義することで，CAIS 搭載の雪氷巡回車走行後，凍結防止剤散布区間の路面状態から散布量を算出することができる．WEB 環境であればアクセス可能であり，指令台にて事前に散布量を把握し，現場に適量積み込み指示をする．また，TN 坑口は寒暖差や持ち込み雪などの影響で融雪により路面の残留塩分濃度が低下しやすいため，通常よりも散布量を多くする厚撒き機能を設けた．厚撒きすることで，効果の持続性を高め散布回数の減少に努めた．
- 13 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

No.35（2016）

北海道の雪氷（５）DD ホッパー
凍 結 防 止 剤 を 適 量 積 み 込 む た め に DD(Divide
Device) ホ ッ パ ーを 開 発 し た ． DD ホ ッ パ ー は，
装置下端部に設けられたバルブをハンドルを回すことで開口し，凍結防止剤が 1 t 入った袋を投入後，目盛を見ながら 0.1 t 単位で積み込むことができる．図 5 に DD ホッパーを示す．
図5

DD ホッパー

３．運用結果図 6 に H27 年度 ISCOS の運用を行った 5 基地（銭函基地，札幌基地，江別西基地，
岩見沢基地，美唄基地）の結果を凍結防止剤の削減量として示す．凍結防止剤の削減
量は，まず，これまでの方法での散布量を記入し，次に，ISCOS による散布量を記入し，その差分を累積することで求めた．その結果，期間内に削減した総量は 685 t であり，剤の累計削減割合は 7%であった．

600

100
75

400

50

200

25
7%

図6

2016/3/30

2016/3/23

2016/3/16

2016/3/9

2016/3/2

2016/2/24

2016/2/17

2016/2/10

2016/2/3

2016/1/27

2016/1/20

2016/1/13

2016/1/6

2015/12/30

2015/12/23

2015/12/16

2015/12/9

0
2015/12/2

0剤累計削減割合（%）

685t

凍結防止剤累計削減量（ｔ）
凍結防止剤累計削減割合（％）

2015/11/25

剤累計削減量（t）

800

H27 年度 ISCOS の運用を行った 5 基地の結果（凍結防止剤の削減量）

４．まとめ
CAIS（タイヤ加速度波形の特徴から路面状態を判別するシステム）の実用化に成功
し，5 台の雪氷巡回車に搭載し運用を行った．また，ISCOS（凍結防止剤を路面状態に応じて自動散布するシステム）を開発し，11 台の凍結防止剤散布車に搭載し運用を行った．ISCOS の運用を行った結果，凍結防止剤の散布量を 685 t，7%削減することができた．今後，現場における ISCOS 運用の習熟と，ISCOS 運用箇所の拡大により更なる削減が期待できるものと考えている．
【参考・引用文献】
1） Ohiro，T，et al，2014：EFFICIENT WINTER ROAD MANAGEMENT USING ACONTACT AREA INFORMATION SENSING (CAIS)-BASED ROAD SURFACECONDITION JUDGMENT SYSTEM，PIARC，T5-5-205．
2） Morinaga，H，Hanatsuka，Y and Wakao，Y，2010：Sensing Technology Tire System
Road Surface Condition Judgment，FISITA2010 Transactions，vol.F2010E010．
3） 財団法人高速道路技術センター，2005：写真でみる雪氷管理，12-14．
4） 財団法人高速道路技術センター，2005：写真でみる雪氷管理，25．
- 14 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）札幌市内小学校校庭における冬期飛来塩分量の評価
Estimation of the wintertime salt deposition at elementary school yards in
Sapporo野口泉，山口高志(北海道立総合研究機構)，辻野二朗，藤原大作(北海道電力株式会社)Izumi NOGUCHI, Takashi YAMAGUCHI, Jiro TSUJINO, Daisaku FUJIWARA
1. 研究目的
近年，地球温暖化対策として，また財政難でもあることからロードヒーティングを停止し，代わりに凍結防止剤の散布を強化する傾向にある 1）．一方で，それに伴う実態把握や構造物および生態系への塩害影響評価は重要となる．札幌市北区における長期観測結果では，1 - 4 月の粒子状ナトリウムおよび塩化物イオンは，全粒径では大きな変化がないのに対し，近隣で発生する割合の大きい 10 μm以上の粗大粒子においては，10 年で 40％もの増加傾向にあり，その割合は約 20％前後と，凍結防止剤の散布強化の影響が指摘されている 2）．これらのことから，凍結防止剤による環境中塩分濃度への影響評価を行うとともに，鋼構造物などへ塩害の影響評価のための研究は急務と考えられた．
そこで，本研究では，環境保全も考慮した適切な凍結防止剤散布，さらには鋼構造物の劣化･腐蝕の予測,また予防策に活用することを目的とし，積雪成分調査により，北海道内および札幌市内の飛散塩分量の評価を行い，広域および都市部での塩分分布状況の評価を実施した．さらに札幌市内を中
心に小学校の鉄棒に付着した塩分量の評価も合わせて行った．
2. 研究方法
2.1 調査概要
塩分濃度の高い
冬期に注目し，2 月
中旬から 3 月上旬の最大積雪時期に，札幌市内の 26 小学校（図 1 参照）の校庭で，また北海道内
62 地点で積雪成分の調査を行った．調
査地点は，積雪時に人の出入りのない
開けた地点で行った．道内全域では海岸からの距離に応じた塩分濃度の変化などの広域分布
状況の把握などが目的であり，地域的図 1 積雪成分調査を行った札幌市内 26 小学校- 15 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

な汚染の影響を受けにくい地点を選択した．一方，札幌市内では，教育委員会の協力を得て，市内202 校に冬期の校庭の状況などについてアンケート調査を行い，回答のあった 106 校から地域に偏りがないように対象校を選定した．またほとんどの小学校に存在する鉄棒を対象に，鉄棒での塩分付着状況を把握するためのふき取り調査も同時に行った．それぞれの調査方法は以下の通りである．
（1）積雪試料
札幌市内の 26 小学校の積雪試料は，2016 年 2 月 23～25 日の 3 日間で，全道の調査は， 2 月 16～
3 月 4 日に調査を行った．試料は，ステンレスパイプを加工したスノーサンプラー（断面積 23.8 cm2）を用い，全層を一括採取した 3）．試料は，重量測定後，実験室内で融解し，pH と電気伝導率（Cond.）を直ちに測定した．イオン分析用試料は，メンブランフィルター（ポアサイズ 0.2 μm）でろ過を行い，分析まで冷蔵庫で保存した．イオン分析は，主要塩分である塩化物（Cl-），ナトリウム（Na+）
，
2+
2+
+
マグネシウム（Mg ），カルシウム(Ca )およびカリウムイオン（K ）に加えて，腐食成分である硫酸
2（SO4 ）
，硝酸（NO3 ）およびそれらのカウンターカチオンである（NH4+）を測定対象とした．これ
らの成分はイオンクロマトグラフ法で測定した．
（2）鉄棒付着塩分量
2015 年 12 月 16 および 17 日に，札幌市内 26
小学校において積雪採取場所および拭き取り
対象鉄棒の選定を行った．この際に対象鉄棒のクリーニングを行い，
約 2 か月経過後の 2 月に，支柱からの溶出の影響などを考慮し，両側 10cm を除いた中央部をガーゼにてふき取り，純水 100 ml にて抽出後，付着塩分量を測定した．
分析は前述の積雪試料と同様にイオンクロマ
トグラフ法を用いた．なお，鉄棒は亜鉛メッキをしている，あるいはしていたものであった．
そこで，高濃度の SO42-が検出された試料，すな
わち酸の付着があった鉄棒の試料についてのみ，誘導結合プラズマ発光分析計（ICP-OES）
にて，水溶性亜鉛イオン（Zn2+），鉄イオン（Fe3+）についても測定を行った．
3. 研究の結果と考察
3.1 札幌市内の積雪成分調査
Na+と Cl-濃度は，海塩組成重量比（Na+/Cl-比：0.55）と同様の比を示し，相関係数も 1 に近かった．また，イオン当量濃度による組成では，
Cl-イオンの寄与が最も大きく，次いで Na+の寄与が大きかった．
海塩成分の指標であり，鋼構造物の腐食にも大きく寄与するCl-濃度の範囲は2.08～6.72 mg/l，
降水量の重み付け平均濃度は 3.82 mg/l であっ
図 2 積雪中 Cl-濃度（上段：本調査結果，下段：鈴木,1985)
た．

- 16 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

この濃度範囲は鈴木（1985）
が調査を行った1980年の調査結果と同様であり，その分布状況もよく似ていた（図 2 参照）．1980 年当時は，まだスパ
イクタイヤが使用されており，凍結防止剤の散布はほとんどなかった．年により，降雪量，積雪量も異なり，海塩の濃度分布も多少の差はみられるが，海塩成分濃度の変動は比較的
図 3 海岸からの距離と積雪中の Cl-濃度4）少ない傾向にあることから ，
当時と同程度の濃度が観測されたことは，凍結防止剤の影響はあまり顕著ではなかったと推測された．
3.2 北海道全域の積雪成分調査
札幌市内の積雪成分と同様に Na+と Cl-濃度は，海塩組成重量比と同様の比を示し，相関係数も 1に近かった．
また，
イオン当量濃度による組成では，
Na+および Cl-イオンの合計の寄与は 32～79％と，札幌市の場合と比べて地域差もあり，ばらつきが大きかったが，成分の中ではいずれの地点も Cl-が最も寄与が大きく，内陸の 2 地点（足寄および置戸）を除いては次いで Na+の寄与が大きかった．これらは主に海塩由来と考えられ，Cl-濃度は海岸からの距離に比例するものと考えられた．そこで，海岸からの距離と Cl-濃度の関係について検討した結果，有意な相関が得られた（図 3 参照）．この関係において，札幌市内の調査結果の範囲をみると，特段の高濃度は見られず，凍結防止剤の顕著な影響は確認できなかった．
3.3 札幌市内の鉄棒拭き取り調査
鉄棒付着塩分では積雪とは異なり，Na+と Cl-の比は海塩成分と大きく異なる場合が多く，Cl-付着量が少ない傾向がみられた．一方，Na+過多の場合は，代わりに SO42-付着量が多くなる傾向がみられた．
さらに，錆が少なく，SO42-付着量が多い試料では陰イオンに比べて陽イオン量が少なく，イオンバラン
スが良くない場合があり，鉄棒からの金属イオンの溶出が考えられた．このことから，SO42-付着量が多い試料について，本体を構成する Fe とメッキ成分である Zn について水溶性成分測定したところ，Feの溶出（Fe3＋）は少なかったが，Zn2+の溶出が認められ，イオンバランスも改善された（図 4 参照）．
+
一方，Na と Cl のバランスが悪かった場合では，特に錆のない試料において Na+と Cl-＋SO42-でバランスが取れる傾向にあり，その相関は Na+と Cl-の場合

図 4 鉄棒付着成分の組成- 17 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）よりも強かった（図 5 参照）．
+
積雪中の Na と Cl 成分は，降雪および沈着した粒子成分を含むが，これらの成分比は非常に良い相関が見られ，Cl-が少ない傾向は特に見られない．これらのことから，鉄棒に付着した NaCl の内，Clのみが以下の式の反応により，SO42-に置き換わり，飛散したと考えられた．HCl のガス化を生じる同様の反応は，粒子状の NaCl と HNO3 ガスの反応が良く知られている．
2NaCl + H2SO4 → Na2SO4 + 2HCl ↑SO42-付着量は海塩成分比より多く，その多くは二酸化硫黄（SO2）に由来するものと判断された．
すなわち，濡れたり乾いたりを繰り返す鉄棒表面という反応の場を得ることにより，①濡れ状態における SO2 の取り込み，②硫酸化，③乾燥時に反応による HCl の放出，が起こったと考えられた．
一方，亜鉛メッキの場合は，②の過程で Zn が溶け出すことにより，イオンバランスが維持されたと考えられた．そのため，Na++Zn2+と Cl-＋SO42の相関はより強かったと考えられた（図5 参照）．

図 5 鉄棒付着成分の相関

4. 結論
札幌市内の 26 小学校において積雪および鉄棒付着塩分量調査を行った結果，凍結防止剤散布の顕著な影響は確認できなかった．一方，校庭の鉄棒に付着した塩分量調査では，Na+に比べて Cl-濃度が低くなっており，SO2 の取り込みにより，Cl-が HCl として飛散したと考えられた．また，錆のない/
少ないメッキが残っている鉄棒ではメッキ成分の Zn の溶出が確認された．
謝 辞
本研究を進めるにあたり，ご助成を賜りました公益財団法人ソルト・サイエンス研究財団に深く感謝申し上げます．また，調査にご協力いただいた札幌市教育委員会，札幌市立小学校の担当者，また
全道積雪調査における協力機関および担当者に深謝申し上げます．
引用文献
1） 札幌市: ロードヒーティング, http://www.city.sapporo.jp/kensetsu/yuki/jigyou/rh_info.html (2016.6.3
アクセス).
2） 野 口 泉 , 山 口 高 志 （ 2014 ） 大 気 中 海 塩 成 分 の 挙 動 と 塩 害 に 関 す る 研 究 の 展 望 .
第 21 回 大 気 環 境 学 会 北 海 道 東 北 支 部 集 会 , 22-23,11 月 14 日 ， 仙 台 ,https://sites.google.com/site/jsaehokkaidotohoku/home/news/di21huidaqihuanjingxuehuibeihaidaodongbe
izhibuzonghuigaxingwaremashita (2016.6.3 アクセス).
3） Noguchi, I., Kato, T., Sakai, S., Iwata, R., Akiyama, M., Otsuka, H., Sakata, K., Aga, H., Matsumoto, Y.
(2001) Snow Cover Components in Northern Japan. Water, Air and Soil Pollution, 130, 421-426.
4） Network Center for Acid Deposition Monitoring Network in East Asia (EANET), Scientific Advisory
Committee of EANET at its Tenth Session (Ed.) (2010) Technical Manual for Wet Deposition Monitoringin East Asia -2010.
5） 野口泉，山口高志（2012）2012 年の空知地方などの豪雪とその化学成分. 北海道の雪氷, 31,
135-138.
- 18 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

吹雪視程障害発生に及ぼす沿道環境や道路構造の影響
Influence of Roadside Environment and Road Structures on
Blowing-Snow-Induced Visibility Hindrance on Winter Roads
武知洋太，松澤勝，伊東靖彦，國分徹哉（（国研）土木研究所 寒地土木研究所）
Hirotaka takechi, Masaru matsuzawa, Yasuhiko Ito, Tetsuya kokubu
１．はじめに
現在，冬期道路の吹雪危険箇所に関する評価には，道路防災点検の手引き 1 ) に示されている「吹雪安定度」や道路吹雪対策マニュアル 1 ) に示される「吹雪危険度」が用いられている．しかし，その評価項目や評点等は経験的に決められており，定量的な分析に基づき定められたものではな

図1

移動気象観測車

い 1 ) 2 ) ．このため評価項目や評点等の根拠が曖昧である

一般国道 238 号
浜頓別町・猿払村など定量的な評価を行うには不十分な点がある．
本研究では，吹雪視程障害発生への沿道環境や道路構造による影響を定量的に明らかとするため，吹雪時

一般国道 232 号
遠別町・初山別村・羽幌町に移動気象観測を実施し，多変量解析を行った．本論文
では，その結果を報告する．
一般国道 238 号
佐呂間町・湧別町・紋別市

著者らは，移動気象観測車（図 1）を用い 2012 年度

２．調査方法一般国道 231 号
石狩市※国土地理院電子国土 WEB 利用

から 2014 年度の 3 冬期間の地吹雪発生が予想された日に観測を行っ た． 移動気象観測 車には車載用小型視程計（TZF-31A）を搭載しており，走行中に視程の計測を行った．データ取得間隔は 0.1 秒とし

図 2 観測箇所
表 1 観測結果の概要
観測回数

KP
路線

※最大の区間

一般国道231号
石狩市(KP14.2-52.0)

た．
移動気象観測を実施した区間は，地吹雪による視程障害が発生しやすいと考えられる北海道内の図 2 に示す 3 路線 4 区間とした．観測区間には，盛一般国道232号
遠別町・初山別村
羽幌町(KP35.3-81.0)

土構造と切土構造が混在する郊外部の道路と市街部の道路が混在し，風上側には吹雪が発達しやすい平坦地を有する区間や逆に吹雪が発達しづらい

一般国道238号
佐呂間町・湧別町・紋別町(KP52.1-102.3)

樹林帯を有する区間が存在するなど沿道環境の条
測の実施日時と観測区間，観測回数の詳細は表 1 に示す通りである．
件に変化がある区間を設定した．なお，移動気象観

し，運転危険度を表 2 に示す 5 ランクで調査員の主観により連続的に評価した．

一般国道238号
浜頓別町・猿払村(KP216.0-274.3)

表2

ま た， 観測 時 に は 助 手 席 に 調 査 員 が同 乗

調査員No

日時
2012/12/26 10:49 - 16:23
2013/3/10 15:15 - 18:11
2014/1/13 12:48 - 16:04
2014/1/28 18:26 - 22:15
2014/1/31 14:44 - 17:44
2014/3/6 14:51 - 17:48
2015/2/2 15:13 - 20:05
2015/2/15 10:22 - 18:19
2012/12/27 8:52 - 16:05
2013/2/2 19:49 - 20:26
2013/2/3 8:32 - 9:32
2013/2/5 14:58 - 15:34
2013/2/20 6:32 - 12:51
2014/1/11 11:25 - 15:22
2014/1/28 16:00 - 21:01
2014/1/29 8:50 - 14:11
2014/1/31 17:33 - 18:52
2014/2/3 9:54 - 12:43
2014/3/7 15:44 - 16:43
2015/1/7 15:40 - 21:58
2015/1/8 11:35 - 11:50
2015/3/11 17:20 - 19:58
2013/2/8 9:54 - 16:51
2013/3/2 15:05 - 17:23
2014/2/9 17:41 - 23:27
2014/2/17 8:07 - 10:55
2013/1/26 11:40 - 16:11
2013/2/3 12:40 - 15:52
2013/12/27 18:17 - 22:20
2014/1/26 16:10 - 16:41
2014/2/5 5:31 - 5:49
2014/2/10 14:44 - 18:38
2014/2/18 7:50 - 14:18
2015/2/27 8:27 - 20:05
2015/4/15 21:53 - 0:26

14.7
14.2
14.3
15.0
15.0
17.0
15.0
15.0
35.9
52.8
51.8
44.3
41.6
36.0
35.9
35.3
36.0
36.0
47.0
42.0
71.0
38.0
63.7
52.1
54.6
74.0
229.2
217.9
217.1
236.9
240.0
219.6
216.0
225.0
222.0

- 41.4- 51.7- 51.7- 52.0- 52.0- 26.0- 42.0- 42.0- 76.5- 73.0- 68.5- 70.4- 71.2- 71.4- 71.4- 57.5- 71.4- 64.4- 64.0- 75.0- 81.0- 70.0- 102.3- 77.3- 90.2- 102.0- 235.6- 274.3- 258.5- 258.5- 251.9- 257.4- 262.0- 257.0- 258.0

計

Ⅴ
Ⅵ
Ⅶ
Ⅴ
Ⅴ
Ⅶ
Ⅴ
Ⅳ・Ⅴ
Ⅴ
Ⅴ
Ⅴ
Ⅵ
Ⅵ
Ⅶ
Ⅶ
Ⅶ
Ⅶ
Ⅶ
Ⅶ
Ⅴ
Ⅴ
Ⅵ
Ⅵ
Ⅵ
Ⅶ
Ⅴ
Ⅴ
Ⅴ
I
Ⅶ
Ⅶ
Ⅱ
Ⅴ
Ⅴ
Ⅶ

9
4
3
5
4
3
8
7
6
1
2
1
7
4
4
5
2
4
2
7
1
2
6
1
2
1
8
3
2
1
1
4
6
9
2

43

48

10

36

運転危険度

ランク
運転危険度
1 運転することができず、停止
2 運転が困難で本当は停止したいが、やむを得ず走行
3 かろうじて走行可能だが、コンビニやGSなどの駐車スペースがあれば停車
4 視界が悪いため、ゆっくりと走行を継続
5 視界が比較的良いため、通常の走行を継続- 19 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷

No.35（2016）

表3

３．分析方法

説明変数とカテゴリ

説明変数

本研究では，吹雪時の視程障害発生と沿道環境及び道路構造との関係について，移動気象観

道路構造（切土・盛土の高さ）

2 盛土高さ 0～1.0m
3 盛土高さ 1.0～3.0m
4 盛土高さ 3.0～5.0m
5 盛土高さ 5.0m以上

501
1192
234
130

風上平坦地の長さ

0 なし
1 10～100m
2 100～300m
3 300m以上

樹林帯の幅

0 なし
1 断続的
2 10～30m
3 30～50m

1034
871
244
151
1816

分析を行った．
目的変数には，観測時の気象条件の違いによる影響をできるだけ排除するため「視程障害発100（％））及び「運転危険度割合」（運転危険

生 割 合 」（ 視 程 障 害 の 発 生 回 数/全 観 測 回 数 ×
度 が ラ ン ク 2 以 下 の 回 数/全 観 測 回 数 ×100（％））の 2 つの割合を定義し用いることとした ． 既 往 研 究 4)に お い て ， 視 程 の 平 均 値 が家屋市街地の幅

200 m を下回ると吹雪時の運転の危険性が高くなることが確認されている．このため，視程障害発生は平均視程 200 m 未満であることと防護柵の有無した．
説明変数には，現状の吹雪危険度

1)

データ数
145
98

測結果を基に多変量解析（数量化Ⅰ類）により
風上側

カテゴリー数と区分内容
0 切土高さ 5.0m以上
1 切土高さ 0～5.0m

195
67
48
34

4 50～100m
5 100～200m
6 200～300m
7 300m以上
0 なし

75
40
25
1888

1 断続的
2 10～30m
3 30～50m
4 50～100m

211
53
48
39

5 100～200m
6 200～300m
7 300m以上
0 なし

32
19
10
1737

1 あり

563

の評価で評価要因に設定されている沿道環境条件等を参考とし，「道路構造」，「風上の平坦地の長さ」，「樹林帯の有無と幅」，「家屋・市街地の有無と幅」，「防護柵の有無」の 5 つの要因（アイテム）を採用し，表 3 に示すカ
分析では観測区間を 50 m 毎に区分した．区間毎に視程の平均値（平均視程）と運転

テゴリで区分した．

危険度を整理し，視程障害発生割合と運手危険度割合を評価した．また，表 3 に示した
道路構造及び沿道環境条件のデータは地図や道路台帳図，航空写真などにより取得した．なお本研究では，5 回以上の観測を実施した吹雪対策の未設置区間のみを分析の対のデータ数（区間数）は表 3 に示す通りである．
象と した ．各 説 明 変数 のカ テゴ リ毎

表4

目的変数

表 4 は，視程障害発生割合に対する
表 3 に示した各要因の影響度（カテゴ４．分析結果と考察リスコア）を分析した結果である．カ
テゴ リス コア の 横 には 各要 因の カテ
ゴリ スコ アの 範 囲 を示 した レン ジ，
各要因の偏相関係数，各要因の p 値を示した．また，表 5 は運転危険度割合
を目 的変 数と し た 場合 の結 果を 同様に示したものである．なお，カテゴリ
スコ アは 説明 変 数 とし た各 要因 のカ
テゴ リの 違い に よ る視 程障 害発 生割
合や 運転 危険 度 割 合の 増減 を示 すも

視程障害発生割合と各要因のカテゴリスコア
説明変数( カテゴリー数と内容 )0： 切土 5.0m以上
視程障害発生割合（％） 道路構造
（切土・盛土 1： 切土 0～5.0mの高さ）
2： 盛土 0～1.0m
3： 盛土 1.0～3.0m
4： 盛土 3.0～5.0m
5： 盛土 5.0m以上
風上平坦地 0： なしの長さ
1： 10～100m
2： 100～300m
3： 300m以上
樹林帯
0： なし
の幅
1： 断続的2： 10～30m
3： 30～50m
4： 50～100m
5： 100～200m
6： 200～300m
7： 300m以上
家屋市街地 0： なしの幅
1： 断続的2： 10～30m
3： 30～50m
4： 50～100m
5： 100～200m
6： 200～300m
7： 300m以上
防護柵
0： なし
の有無
1： あり
定数項

偏相関
カテゴリ
レンジ
スコア
係数
-0.1010.393-0.462-0.1971.488
0.723-0.547
0.087
1.305
1.134
0.120
-0.245-0.166-0.052-0.386-0.790-1.189-1.471-0.294
0.933
1.776
4.412
1.760
0.206
-0.363-1.677-0.375
1.157

p値

1.950

0.104

6.5×10^-7

1.681

0.114

4.5×10^-8

1.591

0.056

7.6×10^-3

6.090

0.156 4.8×10^-14

1.532

0.118

1.3×10^-8

2.761- 20 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）のである．そこで，要因毎にカテゴリ
スコアを比較し考察を行った．
道路構造の違いに着目すると，表 4
コアは高さ 3 m 以上の盛土道路で大

表5

目的変数

より 視 程障 害 発生 割 合 の カ テ ゴリ ス
運転危険度割合（％）

きい傾向がみられ，特に高さ 3～5 mの盛土道路で「1.488」とカテゴリス
5 m 未満の切 土道路 に おいてもカ テ

コア が 最も 大 きか っ た ． ま た ，高 さゴリスコアが「0.393」と比較的に大きい傾向が見られた．一方，高さ 5 m
以上 の 切土 道 路で は カ テ ゴ リ スコ アが「-0.101」と逆に比較的に小さい傾向が見られた．これは，十分に高さがある 切 土道 路 では 風 上 か ら 吹 き込 む
飛雪 粒 子が 風 上側 の 法 面 上 に 捕捉 さ
れや す く盛 土 道路 に 比 べ 道 路 上の 風

運転危険度割合と各要因のカテゴリスコア
説明変数( カテゴリー数と内容 )道路構造
0：切土5.0m以上（切土・盛土 1：切土0～5.0mの高さ）
2：盛土0～1.0m
3：盛土1.0～3.0m
4：盛土3.0～5.0m
5：盛土5.0m以上
風上平坦地 0：なしの長さ
1： 10～100m
2： 100～300m
3： 300m以上
樹林帯
0：なし
の幅
1：断続的
2： 10～30m
3： 30～50m
4： 50～100m
5： 100～200m
6： 200～300m
7： 300m以上
家屋市街地 0：なしの幅
1：断続的
2： 10～30m
3： 30～50m
4： 50～100m
5： 100～200m
6： 200～300m
7： 300m以上
防護柵
0：なし
の有無
1：あり
定数項

偏相関
カテゴリ
レンジ
スコア
係数
2.346 3.643
1.621-0.628-0.2271.088-1.298-1.479 5.431
0.017
3.764
3.952
-0.103 5.255
0.897-0.229-0.571-0.3080.379
2.587-2.668-0.995 13.859
3.473
5.722
9.469
8.378
1.503
3.002
-4.391-0.356 1.455
1.099
6.772

0.099

p値
2.1×10^-6

0.198 1.1×10^-21

0.060

4.2×10^-30.252 1.6×10^-34

0.069

8.8×10^-4

速が小さいことによって，道路上の飛雪流量（単位時間当たりに単位断面を通過する飛雪粒子の質量）が減少するためと考え
一方，表 5 より運転危険度割合については，切土道路でカテゴリスコアが「1.621」，

られる．

「2.346」と大きく，次いで高さ 3～5 m の盛土道路でカテゴリスコアが「1.088」と大きかった．このように，切土道路で運転危険度が高くなる傾向が見られた．吹雪時の視程が同程度であってもドライバーが実際に感じている視認距離は道路周辺に存在する
目標物の有無によって異なり，目標物となる施設が少ない場合にはドライバーの感じる視認距離が視程より短いことが明らかとされている 5 ) ．切土道路では，背景が法面上の積雪のみとなり比較的に目標物が少ないことから，視程が同程度であってもホワイ
トアウトになりやすく，運転危険度割合が高かったと考えられる．
平坦地の長さが長いほどカテゴリスコアが増加する傾向が見られた（表 4，表 5）．特に風上側平坦地の長さが 100～300 m になると視程障害発生割合ではカテゴリスコアが次に風上平坦地の長さに着目すると，視程障害発生割合，運転危険度割合とも風上側「0.087」から「1.305」まで増加し（表 4），運転危険度割合ではカテゴリスコアが「0.017」
から「3.764」へ増加しており（表 5）スコアの増加幅が大きい傾向が見られた．このことから，概ね長さ 100～300 m 以上の風上平坦地の存在が視程障害発生や運転危険度の増加に大きく寄与する要因であると考えられる．なお Takeuchi 6 ) により，視程障害の原因となる吹雪は植生のない平坦地が風上に長く存在するほど発達し，長さ 350 m 程

度で十分に発達することが明らかにされている．本結果は，このような既往研究とも概ね傾向が一致した．
また風上の樹林帯の幅に着目すると，幅が 50～100 m 以上広い場合には幅が広い区

分ほど視程障害発生割合のカテゴリスコアが小さい傾向が見られた（表 4）．さらに幅が 300 m 以上になると視程障害発生割合のカテゴリスコアが「-1.471」（表 4）と最も小さくなり視程障害発生割合が顕著に低下する傾向が見られた．このことから，風上の- 21 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷

No.35（2016）

樹林帯はその幅が広いほど吹雪による視程障害発生を軽減し，概ね幅が 300 m 以上存在する場合に視程障害の発生を大きく改善させる要因であると考えられる．ただし，運転危険度割合については風上の樹林帯の幅が 300 m 以上でカテゴリスコアが「-2.668」と最も小さいものの，幅 100～300 m の場合にカテゴリスコアが大きい傾向が見られた（表 5）．

次に風上の家屋・市街地の幅に着目すると，幅 300 m 以上の家屋・市街地が存在する箇所で，視程障害発生割合のカテゴリスコアが「-1.677」（表 4），運転危険度割合のカテゴリスコアが「-4.391」（表 5）と最も小さく視程障害発生割合や運転危険度割合が低下する傾向が見られた．一方，幅 10～100 m 程度の家屋・市街地が存在する箇所ではカテゴリスコアが大きく，特に幅 30～50 m の家屋・市街地が存在する箇所では視程障害発生割合・運転危険度割合に関わらずカテゴリスコアが最も大きい傾向が見られた（表 4，表 5）．郊外部の沿道に存在する家屋は，あまり密集していないことが多い．
この理由として，郊外部の比較的に幅が狭い家屋・市街地では地吹雪発生を十分軽減するほどには風速が道路周辺で低下せず，かつ家屋の周辺には除雪等による堆雪（雪山）が多く存在し，これらの堆雪から飛雪が道路へ吹き込むことによって視程障害が発生しやすかったことが考えられる．また，密集していない家屋の存在により風が乱れ視程障害が発生しやすかったことも考えられる．さらに防護柵の有無に着目すると，視程障害発生割合，運転危険度割合とも防護柵が存在しない場合に比べると防護柵が存在する場合にカテゴリスコアが大きく（表 4，表 5），吹雪時には視程障害が発生しやすく運
転危険度も高くなる傾向が見られた．これは，防護柵が路側に存在することによってその周辺に雪堤が発生しやすいためと考えられる．

５．今後の課題

道路吹雪対策マニュアル 1 ) に示される吹雪危険度は，「吹きだまり要因」と「視程障害要因」に区分し，気象条件による「主要因」と沿道環境条件や道路構造等による「危険要因」及び「安全要因」から評価されている．しかし現状，「視程障害要因」の評価で
は「風上平坦地」の長さが「危険要因」に考慮されていないなど，本研究の結果を踏まえると見直しが必要と考えられる箇所が伺えた．今後は，吹雪危険度の評価方法の見直
しなどについて検討していく予定である．
【参考・引用文献】
1) （財）道路保全技術センター，2007:道路防災点検の手引き（豪雨・豪雪等）平成 19
年 9 月.
2) （独）土木研究所寒地土木研究所，2011:道路吹雪対策マニュアル（平成 23 年 3 月）.
3) 福澤義文，伊東靖彦，松沢勝，加治屋安彦，阿部正明，丹治和博，2002: 吹雪危険度評価に関する一考察（１）－吹雪危険度評価フローの検討－，寒地技術論文・報告集，18，354358.
4) 武知洋太，松澤勝，伊東靖彦，金子学，國分徹哉，2015:運転の危険性を考慮した冬期道路の吹雪視程障害評価と沿道環境による吹雪視程障害への影響，土木学会論文
集 D3（土木計画），71(5)（土木計画学研究・論文集 第 32 巻）.
5) 武知洋太，松澤勝，中村浩，金子学，川中敏朗，2012:冬期道路の吹雪時における視程障害度の評価に関する研究，寒地土木研究所月報， No.706，20-29.
6) Takeuchi,M，1980:Vertical profile and horizontal increase of drift-snow
transportation，J.Glaciol，26(94)，480-492.
- 22 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

ホワイトアウトの実体と発生条件
The reality of white-out and requirements of the occurrence
竹内政夫（NPO 法人 雪氷ネットワーク）
武知洋太・松澤勝（（国研）土木研究所 寒地土木研究所）

1． まえがきホワイトアウトは一般に視程障害を誇張する語句として使用されることが多いが, 極地などで見られる現象の定義にならって１）文字通りの視界全体が真っ白い状態とした．もう一つの吹雪時に発生するホワイトアウトは, 人間の心理や目の機能にも依存し，視程や飛雪量の様な物理量では表され得ないことを示し，ホワイトアウトの実体は顕在視程ゼロであると定義した２）．ここではホワイトアウトをもたらす雪粒子による光学現象と発生条件について述
べる．

２．ホワイトアウトと光の物理（Mie 散乱）
極地でホワイトアウトは，地表が雪で覆われた状況で全天に広がる薄く低い雲の気象条件で発生する，「一面の雪と全天を覆う雲が等しい明るさで白く輝き地平線が識別できず雪や地形の凹凸に陰や輪郭が見られない」という現象である．空中に浮遊する雪が無いことを除けば，その中で見られる光学現象は吹雪にも共通点がある．太陽光は雲を透過する際に雲粒子によって散乱され，地表には散乱光となって様々な入射角で達する．さらに地表では雪粒
子サイズの細かい地表面の凹凸によって，拡散反射ともいわれるように光を全方向に同じ強さに乱反射（散乱）する．地表面からは全方向に一様で同じ明るさに散乱するため地表面の起伏や凹凸には陰影はできない．またホワイトアウトの中で視界全体が白く明るく輝くのは，
この散乱が雲や雪面の雪粒子のサイズが可視光の波長と同程度かそれより大きく光の波長によらない Mie 散乱のためである．

吹雪の場合は空中に浮遊する雪粒子が光を反射し，減衰された対象物からの光が目を刺戟しなくなるからである３）．地表の雪からの散乱光が陰を消し視対象の輪郭をぼやかすことに
よって目に見える（顕在）視程は低下するので，同一箇所，同一濃度の吹雪の中でも地表が雪で覆われているほうが遥かにホワイトアウトになりやすい．

３．ホワイトアウトの実体−顕在視程ゼロと視環境−
地表の雪と雲粒子の光の散乱によって発生するホワイトアウトの中では，図１のように雪以外の人や物体の表面で光が散乱することは無いため，それらの輪郭は明瞭で遥か遠く離れていても視認できる．吹雪においても視標の有無によって視認距離は異なり，本来の視程（潜在視程）に近い値である視程計で測定された視程よりも小さい傾向が見られている５）．視標- 23 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）になり得る地物や構造物が少ないと視程 100

m 以上でもホワイトアウトになるなど，同じ視程でも視環境によって顕在視程やホワイト
アウトになりやすさには大きな違いがある．
またホワイトアウトは特に眼の近くの雪粒子
や風の影響が大きく，ドライバーから見たものと歩行者からとでは，影響の大きい歩行者の方がホワイトアウトになりやすい２）．
図１ 南極 Ekström 棚氷上のホワイトアウト４）（15 March 2007 Hannes Grobe 撮影）

４．ホワイトアウトの発生条件とあとがき
視程は視程板のような黒い視標が連続的に存在することを前提にした人間の目視による視認距離である．道路では視対象が連続的に存在しないことが多いため，歩行者やドライバーが視程と捉えているのは顕在視程であり，目視できる最も遠い視対象までの距離ということになる．吹雪時の道路では視環境によって，視程が 100 m でもホワイトアウトになることがあり視程が 10 m でもホワイトアウトにならないこともある．ドライバーや歩行者の視野にある最も近い視対象までの距離よりも更に視程が悪くなると，視対象の全てが見えなくなるのでホワイトアウトである．これまで吹雪時の視程は飛雪量や吹雪量によって議論してきたが，視程障害や交通事故の対策にはその誘因となるホワイトアウトや顕在視程の低下に大きく影響する視環境を含めた検討も必要であろう．

【参考・引用文献】

１）D.H.McIntosh, 1972：white-out, Meteorological Glossary，314-315.
２）竹内政夫，2015：ホワイトアウトと雪粒子，北海道の雪氷，34．
３）竹内政夫，1980：吹雪時の視程に関する研究，土木試験所報告，74，31pp
４）Wikipedia, 2016：Whiteout, the free encyclopedia.
https://en.wikipedia.org/wiki/Whiteout_(weather)５）武知洋太，松澤勝，中村浩，金子学，川中敏朗，2012：冬期道路の吹雪時における視程障害度の評価に関する研究，寒地土木研究所月報，706，20−29．

- 24 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

多高度 SPC 連続観測による吹雪浮遊層の解析
A study on structure in suspension layer of snowdriftwith multiple SPC observation
佐藤隆光（一般財団法人日本気象協会北海道支社）
大宮哲，松沢勝（国立研究開発法人土木研究所寒地土木研究所）
Takamitsu Sato, Satoshi Omiya, Masaru Matsuzawa
１．はじめに吹雪やそれに伴う視程障害を予測する上で，吹雪浮遊層の特性と風速等の気象要素を関係づけることは重要である．本研究は，4 高度に設置した SPC を用いて飛雪フラックスを約 2 か月間連続観測した．この観測結果を用いて浮遊層における雪粒子落下
速度・飛雪空間密度と摩擦速度の関係を解析した．

２．観測概要2015 年 1 月 23 日～3 月 31 日に北海道弟子屈町において飛雪フラックスの連続観測を実施した．観測地点の北北西側は約 1 km にわたって農地が広がっており，冬期間は（１）観測地点及び観測要素

観測要素は飛雪フラックス，風向風速であり，飛雪フラックスの観測には SPC(Snow

平坦な積雪状態となっていた．

particle counter)（新潟電機株式会社製 SPC-S7），風向風速の観測には風車型風向風速計（ヤング社製 KDC-S04）を用いた．これらの観測機器は，高度 0.5 m, 1 m, 3 m, 7 m
さらにレーザ積雪深計（KADEC21-SNOW）を高さ 6 m に設置して観測地点周辺の積（無雪状態時）に設置し，支柱の影響を避けるため支柱に対して北北西側に配置した．

雪深を観測し，SPC 及び風向風速計の雪面からの高度を求めた．

前記観測要素を 1 秒間隔で計測し 10 分平均

値として整理した．以降では 10 分平均値を用
いて解析を行う．
（２）観測結果

観測期間中，高度 7 m 風速が 10 ms - 1 を超える強風が半日以上継続した事例が 8 回あっCalm 3.2%

10%

20%

た．強風時に飛雪フラックスの増加が明瞭にみられた．図 1 に高さ 7 m の風配図を示す．
て風速 10 ms - 1 以上の頻度が多い．

北北西風向が卓越し，同風向は他風向に比べ

NW
W
SW

３．解析方法本解析で使用したモデルは，風速 U の鉛

N
S

NE
E
SE

Calm

m/s
-5

5-10

10-15

15-

（１）解析モデル直分布(式(1))，飛雪フラックス Q(式(2))，浮図1

高度 7 m における風配図- 25 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

遊 層 に お け る 飛 雪 空 間 密 度 C の 鉛 直 分 布(式(3))で あ る ． こ こ で ，U * :摩 擦 速 度 ，k:

カルマン定数，Z 0 :雪面粗度，W b :雪粒子の落下速度，Z re f :基準高，C re f :基準高における飛雪空間密度，Z:高度である．式(3)は降雪を考慮しない飛雪空間密度の鉛直分布式であることに注意されたい．
( )=

∗

(1)

( ) = ( )∙ ( )
( )=

(2)
(3)

∗

各高度の風速 U(Z)及び飛雪フラックス Q(Z)の観測値から，各時刻毎に式(1)～(3)を用いて最小二乗法によって，摩擦速度 U * ，雪面粗度 Z 0 ，基準高（Z re f = 0.15 m）の飛
雪空間密度 C re f ，雪粒子の落下速度 W b を算出した．
（２）使用したデータ
観測機器の配置を考慮し，風向が北西，

1.2

北北西，北のときで，さらに 4 高度すべて

0.8（１）高度 10 m 風速 U 1 0 と摩擦速度 U *高度 10 m 風速 U 1 0 と摩擦速度 U * の関係

0.2

４．解析結果0.0を図 2 に示す．ここで U 1 0 は高度 7m 風速から式(1)を用いて外挿した．図 2 によれば，0

U 1 0 と U * はほぼ直線関係である．
（２）摩擦速度 U * と雪面粗度 Z 0

図2

平均

=4

Owen(1964)10= 0.12

2

∗

1e-05

1e-04

Z0 [m](松澤，2007) 1 ) とほぼ同じである．Z 0 の U *1964) 2 ) ，本解析ではその依存性はみられな
かった．

25

高度 10 m 風速 U 1 0 と摩擦速度

1e-01

m～

依 存 性 が指 摘 さ れ て い る が(例 え ば Owen,

20

1e-02

-4

15

U * の関係

10 m である．平均すると Z 0 =4×10 m であり，これまでの北海道における観測結果
-3

10

1e-03

示す．同図によれば，U * はおよそ 10

5U10 [m/s]

摩擦速度 U * と雪面粗度 Z 0 の関係を図 3 に
-4

0.6
0.4

U* [m/s]

刻のデータを抽出した．抽出した結果，1475
時刻分のデータが解析対象となった．

.

1.0の SPC が飛雪フラックスを観測している時∗ = 0.045

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

1.2

U* [m/s]

図 3 摩擦速度 U * と雪面粗度 Z 0 の関係- 26 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）
1.0（３）摩擦速度 U * と雪粒子落下速度 W b

0.6

0.8

0.097

0.6
0.2

Wb [m/s]

みなすことができる．
図 4 によれば，U * と W b はほぼ直線関係が∗0.4

W b は高度 0.5～7 m の平均的な落下速度と異なるが，本解析方法に基づけば本研究の= 0.55

Naaim-Bouvet et al.(2010)0.8

摩擦速度 U * と雪粒子落下速度 W b の関係を図 4 に示す．一般的に W b は高度によってみられる．これは，風速が大きくなるにつし て い る ．U * と W b の 回 帰 式 を 求 め る と（ 図 4 に 掲 載 ），W b =0 ms - 1 の と き

0.0

れて飛雪粒子の粒径が大きくなることを示

0.0

U * =0.18 ms - 1 となる．これは吹雪発生臨界0.2

図4
et al.(2010) 3 ) によ る経験 式と比 較すると，摩擦速度が小さいとき同経験式は W b を過= 36（４）摩擦速度 U * と 15 cm 高の飛雪空間密

.

5.0

50.0

∗

0.5

付近では C re f =0.1～50 gm - 3 であり，ばらつ
きが大きい．このばらつきについて，後章Cref [g/m3]に C re f が増加している．しかし，U * =0.6 ms - 1

1.2

摩擦速度 U * と雪粒子落下速度 W bの関係

大評価している．

C re f の関係を図 5 に示す．U * の増加ととも

1.0

U* [m/s]

摩 擦 速 度 に 近 い 値 で あ る ．Naaim-Bouvet

度 C re f
摩擦速度 U * と 15 cm 高の飛雪空間密度

0.4

0.1

で考察する．
0.0

５．考察
先 の 解 析 結果 に よ れ ば ， 摩 擦 速 度 U * と

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

1.2

U* [m/s]

15 cm 高の飛雪空間密度 C re f はばらついた

図 5

摩擦速度 U * と 15cm 高の飛雪空
間密度 C r e f の関係関係であった．このばらつきに関して，降雪の影響に着目して考察する．
本観測地点近傍に位置する気象庁弟子屈アメダスの降水量データ(10 分値)に基づき

降雪の有無を判別した．図 6(a)(b)は，この判別結果によって図 5 のデータを分離したものである．U * が同じとき，降雪ありのほうが C re f が大きい．また降雪あり（図 6(a)）に着目すると，図 5 に比べて U * と C re f の関係が明瞭になった．
一方降雪なしの場合（図 6(b)）に着目すると，ばらつきが大きい．そこで，降雪終了後に 10 ms - 1 以上の強風が継続した事例(2015 年 2 月 3 日～4 日)を除外してみた．その結果は図 6(c)である．図 6(b)と比較して C re f が小さな領域が削除され，U * と C re f の関係が明瞭になった．
これらのことから，次が考えられる．降雪時は雪粒子間の結合力が弱く飛雪しやす

い粒子が多く，飛雪空間密度 C re f が大きくなる．一方，降雪後，時間経過とともに焼結が進行して雪粒子間の結合力が大きくなり，飛雪しやすい雪粒子が減少し C re f が小さくなる．
- 27 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

図 6(c)に は ，Sato et al.(2002) 4 ) ， 松 澤(2007) 1 ) の 経 験 式 も を プ ロ ッ ト し た ．Sato

et al.(2002) 4 ) の経験式は，本解析結果の上限となっている．
(a)降雪あり(b)降雪なし

50.0
0.5
0.1

0.1
0.2

0.4

0.6

0.8

U* [m/s]

図6

1.0

1.2

5.0

Cref [g/m3]

50.0
5.0

Cref [g/m3]

0.5

5.0

Cref [g/m3]

0.5
0.1
0.0

= 68 ∗ .
Sato et al. (2002)
松沢 (2007)= 24 ∗ .

50.0= 66 ∗ .

(c)降雪なし、降雪終了後強風継続除外

0.0

0.2

0.4

0.6
U* [m/s]

0.8

1.0

1.2

0.0

0.2

0.4

0.6

0.8

1.0

1.2

U* [m/s]

降雪有無等で分類した摩擦速度 U * と 15 cm 高の飛雪空間密度 C r e f の関係

６．まとめ
4 高度で観測した SPC による飛雪フラックスデータを用いて，浮遊層における雪粒

子落下速度及び 15 cm 高の飛雪空間密度と摩擦速度の関係を解析した．得られた結果を以下にまとめる．
・摩擦速度と雪粒子落下速度に直線関係がみられた．
・飛雪空間密度は降雪の影響を受け，同じ摩擦速度でも降雪時のほうが大きい．
・降雪終了後に強風が継続すると，降雪時よりも飛雪空間密度は減少した．
この原因として，無降雪で強風が継続すると，表層の飛雪しやすい小さな雪粒子が無くなること，降雪後の時間経過とともに焼結が進行して雪粒子の結合力が大きくな
り、飛雪しやすい雪粒子が減少することが考えられる．

参考文献
1) 松澤勝, 2007: 吹雪時の視程推定手法の改良に関する研究, 雪氷, 69, 79-92.

2) Owen, P.R., 1964: Saltation of uniform grains in air. J. Fluid Mech., 20, 225-242.
3) Naaim-Bouvet, F. et al., 2010: Back analysis of drifting-snow measurements over an

instrumented mountainous site. Ann. Glaciol., 51, 207-217.
4) Sato, T., et al., 2002: Estimation of Blowing Snow and Related Visibility Dstributions
above Snow Covers with Different Hardness. 11th International Road Weather
Conference.

- 28 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

吹雪多発地域にみる防雪柵の問題点と課題－ 北海道中標津地域での防雪柵の吹きだまり観測 －Problems and solutions of snow fences placed in serious
blowing-snow areas
金田安弘・永田泰浩（一般社団法人 北海道開発技術センター）
根本征樹（国立研究開発法人防災科学技術研究所雪氷防災研究センター）
竹内政夫（NPO 法人 雪氷ネットワーク）
Yasuhiro Kaneda, Yasuhiro Nagata, Masaki Nemoto, Masao Takeuchi
１．はじめに防雪柵の主な形式には吹きだめ 柵，吹き止め柵，吹き払い柵があり，それぞれ開発されてから長い歴史がある．各種調査・試験研究成果や現道での知見等は防雪柵設置のガイドライン １ ） として取りまとめられ，これを基に，気象や地形条件，また道路構造等に応じて防雪柵が整備されてきた．
近年，従来とは異なる地域で暴風雪が頻発していることから， 北海道東部に位置す
る中標津地域で、道路沿線の防雪柵の吹きだまり状況を観測した． その結果，暴風雪が頻発するような場合には，期待したような防雪効果が発揮できていない防雪柵が多数見つかった．これは，あるレベルまでの吹雪量では目立たなかった防雪柵の問題点
が，暴風雪の頻発により，顕在化したものとも考えられた．
本稿では，もっとも設置事例の 多い「吹き払い柵」の吹き払い機能が阻害されている現状や、防雪柵の吹きだまり能力を上回る吹雪状況下での柵周辺の吹きだまり状況など，問題が顕在化した防雪柵の設置事例を紹介し，防雪柵が抱える問題点と今後検討すべき課題を整理した．
２．調査年（m3/m）

調査は 2012 年度から 201410
9

年度まで 3 冬期実施した．

8

図 1 は中標津管内の根室中
標津アメダスの気象データ（気温，風速）から推測した吹雪量
である．

6
5
4

1

期に暴風雪により 5 名が亡く

図1

2015年度

2014年度

2013年度

2012年度った．
中標津町では，2012 年度冬

2011年度

0

も約 7 m ３ /m で 2 番目の値であ2010年度も大きく，2012 年度の吹雪量2

2009年度/m と最近 10 年の中ではもっと3

2008年度

３

2007年度

2014 年度の吹雪量は 9.5m

7

2006年度２）吹
雪量

根室中標津アメダスの気象データから推測した吹雪量な っ た 他 ,2014 年 度 冬 期 は 暴

風雪による通行止めや休校が相次ぐなど大きな暴風雪被害が出ている．
- 29 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

３．防雪柵が機能していない事例
以下に，防雪柵が本来の機能を発揮できていない事例を示す．
【事例１】
吹き払い柵の風上の樹林が柵の防雪機能に影響を与えている事例
・柵の風上側に防風林が延びており，
吹雪時の主風向に沿った防風林の風下に当たる柵の風下側に，局所的に吹きだまりが形成されている．

【事例２】
吹き払い柵の風上の潅木が柵の防雪機能に影響を与えている事例
・柵の風上側に落葉樹の潅木があり，
潅木の周辺のみ，柵風下側の吹きだまりが大きくなっている．
・風上側のわずかな風の抵抗物が，吹き払い柵の吹き払い機能を阻害し，吹きだまりの原因となっている．
【事例３】
吹き払い柵の風上側の障害物が吹き払い柵の防雪効果に影響を与えている事例
・柵風上側に伐採された潅木が積み上げられ放置されていたことで，風の障害物となっている（写真下）．
・上記の潅木放置区間のみ，吹き払い
柵の風下側に巨大な吹きだまりが形成されており，この区間では吹き払い柵が全く機能していなかった
ことがわかる（写真上）．

- 30 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）【事例４】
吹き払い柵区間の道路風下の森林や樹林帯が吹き払い柵の防雪機能に影響を与えている事例
・吹き払い柵区間の道路風下側に樹林帯の広がっている区間では，風が抜けないことから，路上で雪が舞い，視程障害が発生している．

【事例５】
吹き払い柵風下側の歩道（雪堤）が柵の防雪機能に影響を与えている事例
・風下側に歩道のない区間では雪堤が比較的小さい．吹き払い柵の下部間隙には十分な空間があり，吹雪時には路上は良く吹き払われていると推察される（写真上）．
・風下側に歩道のある区間では，歩道のない区間より雪堤が大きい（ガードケーブルの有無は未確認）．柵をすり抜けた雪は雪堤で止められるた
め，路上に吹きだまりとなって溜まる．吹き払われずにたまった雪や除雪の影響で柵の下部間隙は埋まり，吹き払い柵の防雪機能は益々低下す
る（写真下）．

４．極端に大きい吹雪量での吹きだまり状況
吹雪量があるレベルを超えると，防雪柵の防雪機能は失われるだけでなく，路上の吹きだま

路上の吹きだまりりの成長を助長してしまう場合もある．

（除雪前のイメージ）

本調査でも，吹き払い柵の風下側に柵高に近い高さの吹きだまりが形成され，暴風雪が続くと，柵のトップと風下側吹きだまりのトップを結ぶ線の近くまで，路上に巨大な吹きだまりの形成された箇所が多数見られた（図 2）．
場所によっては，吹き払い柵が雪に埋まり，

図2

吹き払い柵が雪に埋没すると，暴風雪が来るたびに路上に巨大な吹
きだまりが形成される(2015 年 3 月)

- 31 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

風下側に大きな吹きだまりが形成される一方，近接する 柵のない区間では，風下側の雪堤の高さが比較的低く，吹雪時には路上の雪が吹き払われて溜まりにくいと推察される区間も見つかった．これは、冬のある時期を過ぎると，柵がむしろ吹きだまり 形成の原因になるケースであり，柵設置の可否も含めて検討すべき事項と言える．
５．吹き払い柵の設置条件と問題点
吹き払い柵の設置条件を図 3 に整理した．吹き払い柵に必要とされる広域での条件
は，｢吹雪発生の臨界風速を越える風速があること｣，｢風を収束させて路上を吹き払う機能を持った柵の構造を阻害するような吹雪量または降雪量がないこと ｣の 2 点である．
この 2 つの条件が満たされないと，吹き払い柵は期待される防雪効果を発揮できない．
広域
必要条件

柵周辺の必要条件
平坦又は下り勾配(盛土構造)
風上側

風の障害物がない
平坦又は下り勾配(盛土構造)
吹雪臨界風速以上の風速

雪を吹き払える風速の確保柵の防雪能力以下の吹雪
量・降雪量

除排雪による
吹きだまりや
積雪の除去

図3

風上側上り勾配（切土構造）
樹林による減風
土盛による減風
風下側上り勾配（切土構造）
風下側雪堤

風下側

柵直近

問題点(事例)

風の障害物がない(ガードケーブル)

風下側の森林・樹林帯

吹き払い範囲が適正

柵風下側の歩道

下部間隙が空いている除雪された雪による閉塞

路面に風をさえぎる雪がない

除雪で対応しきれない吹きだまり量・降雪量

吹き払い柵の設置条件と付随する問題点（事例）

６．おわりに吹き払い柵は，ちょっとした風の障害物や小さな地形変化に大きく影響を受けるため，その機能を発揮させるためには，設置環境条件のチェックが不可欠である．また，
暴風雪の頻発により極端な吹雪量に見舞われる地域では， 路側の防雪柵の効果を改めて見直すほか，吹雪量が大きくても， 例えば，吹きだめ柵で一旦吹雪を止め，吹きだ
め柵が埋まった後は路側の吹き止め柵で止めるなど，タイプの異なる柵を併用して，トータルとして吹雪量をコントロールするような防雪対策の検討が必要と考える．
参考文献
1) (独)土木研究所 寒地土木研究所，2011: 道路吹雪対策マニュアル（平成 23 年改訂版）．
2) 日本雪氷学会北海道支部編,1991:雪氷調査法.244pp.
- 32 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

札幌とその周辺における 2015-2016 年冬期の氷紋の観察
Observation of Snowmelt patterns on ice coverin 2015-2016 winter Sapporo and the outskirts
Takuya Ohgane, Akio Toukairin

大鐘卓哉（小樽市総合博物館），東海林明雄（湖沼雪氷研究所）

１．はじめに湖沼等における積雪を伴う氷板の上に現れる氷紋については，これまで，東海林 1 )や Victor 2 ) による研究報告がある．そして，札幌とその周辺における氷紋の観察記録は，
大鐘 3 ) ，東海林 4 ) ，大鐘・東海林 5 ) ，による報告がある．

本研究では，大鐘・東海林 5 ) に引き続いて，札幌とその周辺における氷紋の発生状

況を把握するために観察を行った．その結果，これまで確認されていない場所でも氷紋を確認したので，その概要を報告する．

２．観測観測を行った湖沼等は，大鐘・東海林 5 ) と同じ札幌市北区の北海道大学構内の大野池，
札幌市中央区の北海道庁内の池，中島公園の菖蒲池（以下それぞれを，北大の池，道庁の池，中島の池と略記），小樽市の小樽運河と勝納運河，岩見沢市の大沼，新篠津村の篠津湖であった．本研究では，それらの地域に加え，札幌大橋付近の石狩川，生振大橋付近の茨戸川，さらには札幌市手稲区
星置の雨水貯留池（以下，星置の貯留池）でも観測を行った．
それぞれの場所を図 1 に示す．
北大の池，道庁の池，中島の池では，冬の始まりの時期で氷図1紋が発生しそうな降雪のあった日に観察を行った．小樽運河

氷紋の観測を行った場所

表1

各観測地における観測回数と氷紋の確認回数*（確認回数／観測回数）*円形浸水斑を含む形成されそうな日に行った．篠
11
12
1
2
3
月
津湖と茨戸川では冬の終わり
0/1
5/5
北大の池
―
―
―
*
に 1 回，大沼では，冬の終わり
0/1
4 /4
0/1
道庁の池
―
―
0/1
2/2
中島の池
―
―
―
の時期を含め計 4 回，石狩川で
*
0/3
1 /7
0/7
小樽運河
―
―
は，凍結した川面が融解しそう
1 * /12 * /33 * /4
1 * /3勝内運河―
な日に 1 回，星置の貯留池では，
0/3
0/1
大沼
―
―
―
1 月以降に不定期に行った
0/1
篠津湖
―
―
―
―
（表 1）．その中で，水面の雪
1/1
石狩川
―
―
―
―
と氷の状況を把握するために
1/1
茨戸川
―
―
―
―
8/8
20/20
5 * /10
星置の貯留池――断面観測を行ったのは，北大のと勝内運河では，水面に氷板が- 33 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

池では，12 月 2,18 日，道庁の池では，12 月 2,3,7 日と 1 月 29 日，そして，大沼では
1 月 18 日と 3 月 28 日であった．

３．結果
観測の結果，対象の湖沼等において円形浸水斑を含む氷紋を確認したのは，北大の池で 5 回，道庁の池で 4 回，中島の池で 2 回，小樽運河で 1 回，勝納運河で 7 回，篠津湖で 0 回，大沼で 0 回，茨戸川で 1 回，石狩川で 1 回，星置の貯留池で 33 回であった（表 1）．それぞれの観測地における観察結果の一部について以下に記す．

3-1 北大の池，道庁の池，中島の池における観測結果
氷紋を最初に確認したのは，12 月 2 日で，北大の池，道庁の池，中島の池のいずれにも，池の一部に直径数十 cm の放射状氷紋が複数あった．

12 月 3 日の道庁の池には，前日よりも中心の穴が大きく広がった直径数十 cm の放射状氷紋を多数確認した（図 2）．12 月 7 日には，大きなもので直径数 m の放射状氷紋を多数確認した．それらの氷紋の境界に褐色の懸濁物が集積し，亀甲模様が形成されていた（図 3）．12 月 3 日と 7 日に行った氷板の断面観測の結果を図 4 に示す．それぞれ雪ごおりの上に薄い雪泥がある状態であった．氷紋は，真氷・雪ごおり層に開いた穴から池の水が湧出し，雪泥層に放射状の水路を形成させながら拡大していった．
12 月 18 日の北大の池には，直径数十 cm の放射状氷紋が多数あった．放射状の水路の周辺には，湿っていない雪が白く積もっている領域もあったり，湿った雪が周辺のった．さらに，氷紋の境界に褐色の懸濁物が集積し，亀甲模様が形成されていた（図 5）．

雪泥よりも白っぽく見える領域もあったりした．その湿雪の紋様は，花弁のようであ

図2 道庁の池で確認した多数の放射状氷紋（2015年12月3日撮影）

図3 道庁の池で確認した直径数mの放射状氷紋（2015年12月7日撮影）

図4 道庁の池で確認した氷板の厚さと構成（左：2015年12月3日，右：12月7日）

図5 北大の池の放射状氷紋．湿雪が花弁のような紋様に見え，外縁部には懸濁物が集積していた（2015年12月18日撮影）- 34 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

また，氷紋が形成されていない事例として，11 月 24 日には氷板を伴わない雪泥のみであったこと，1 月 29 日には厚さ 7 cm の硬い雪ごおり層を伴った 15 cm の氷板であったことを確認した．
3-2 小樽運河と勝納運河における観測結果
円形浸水斑を 2 月 25 日に 1 回確認したのみであった．

小樽運河では，例年に比べ結氷の回数が少なかったので，放射状氷紋は確認できず，

勝納運河では，積雪を伴う結氷を多数確認したが，放射状氷紋は確認できず，円形
浸水斑を 7 回確認したのみであった．
3 月 28 日の大沼での観測では，氷紋をひとつも

3-3 大沼と篠津湖における観測結果確認できなかった．インターバルカメラを設置し，その後全体に水面が現れるまで継続観察を行ったが，氷紋を確認できなかった．氷板断面観測の結果を，図 6 に示す．1 月 18 日には，水面よりも上に，雪泥が 5 cm，その上に新雪が 23 cm 積もっていた．水面下には雪泥が 58cm あった．3 月
28 日の観測では，水面上の雪泥は 3cm，水面下の雪泥は 45 cm であった．いずれも，水面下の雪泥には，厚さ数 mm の もろい氷板を多数確認した．
3 月 28 日の融解の進んだ篠津湖でも，氷紋を確認できなかった．

図 6 大沼で確認した氷板の厚さと構成（左：2016 年 1 月 18 日，右：3 月 28 日）

3-4 石狩川，茨戸川における観測結果
1 月 18 日の石狩川は，それ以前の低い気温の影響で，全面的に結氷していて，積雪
中央部付近で直径数 m の複数の放射状氷紋を確認した．

を伴っていた．東側の岸に近い場所では，氷紋をまったく確認できなかったが，川の3 月 28 日の茨戸川では，冬の間の全面結氷から融解が進み，部分的に積雪を伴う氷板で覆われていた．その一部で，放射状氷紋を確認した．
星置の貯留池で最初に観測を行った 1 月 12 日には，直径 1m 程度の放射状氷紋を多3-5 星置の貯留池における観測結果呈していた．1 月 18 日には，直径約 10 m の放射状氷紋を複数確認した．放射状水路の周辺部は，懸濁物により褐色を呈していた（図 7）．1 月 19 日には，融解が進んだ中心
数確認した．池の水は懸濁物を含んでいるので，表層の雪泥は全体的に薄い茶褐色を懸濁物による放射状紋様が特徴的であった（図 8）．1 月 20 日には，直径約 10 m の放部の穴の大きな氷紋を多数確認した．放射状の水路は発達していなかったが，褐色の射状氷紋を複数確認した．放射状の水路に沿って懸濁物が集積していて，濃い褐色の紋様が卓越していた（図 9）．2 月 19 日には，直径数 m の放射状氷紋の周辺部に，直径数十 cm の放射状氷紋が複数取り巻いている事例を確認した（図 10）．2 月 24 日には，新雪が覆っている領域もあったが，部分的に水が浸みだした領域では，直径数十 cm の多数の放射状氷紋を確認した．
- 35 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

図7 星置の池で確認した放射状水路の発達した氷紋（2016年1月18日撮影）

図8 星置の池で確認した中心部の融解の進んだ氷紋（2016年1月19日撮影）

図9 星置の池で確認した懸濁物による放射状紋様の氷紋（2016年1月20日撮影）

図10 大きな氷紋の周りに小さな氷紋を伴っている（2016年2月19日撮影）

４．まとめ

昨シーズン 5 ) に引き続き，氷紋に関する情報がさらに集まった．北大の池，道庁の池，中島の池では，3 シーズンにわたり氷紋を確認できた．氷板の断面観測の結果，氷紋が発生している場合は，雪泥層の下に適度な厚さの雪ごおり層があることを確認した．これらの地域は，継続的に氷紋が発生している場所として今後も注目していきた
い．小樽運河と勝納運河において，放射状氷紋の発生が確認できなかった理由として，
今シーズンは気温の低い日が少なくて氷板を形成する頻度が減少したことが考えられる．大沼で氷紋が形成されなかったのは，降雪量が多くて雪泥層が厚いために，雪ご
おりなどの氷板がなかったためだと考えられる．昨シーズン 5 ) の大規模な氷紋の形成機構を解明するために，今後も注目していきたい．凍結した石狩川と茨戸川においても氷紋を確認した．今後は，他の河川における氷紋の発生についても注目していきたい．星置の貯留池における氷紋の多様性は，地下水の流入による氷板の融解が頻繁に起こるためだと考えられる．また，懸濁物の挙動を観察することで，氷紋の成長機構の解明に役立つ可能性がある．さらに詳細に継続調査を進めていきたい．
1)東海林明雄，1973：放射状模様氷面の生成機構Ⅰ，雪氷，35 ，4 ，173-179.
【参考・引用文献】

2)Victor C.T.and Wettlaufer J.S.,2007: Star patterns on lake ice, Phys. Rev., E75 ,066105．
3)大鐘卓哉，2014：小樽運河における結氷と氷紋の観察，北海道の雪氷，33 ，7-10．
4) 東海林明雄，2014：札幌市における‘放射状氷紋’と‘同心円氷紋’の観測，北海道の雪

5) 大鐘卓哉・東海林明雄，2015：札幌市とその周辺における 2014-2015 冬期の氷紋の観察，北海道の雪氷，34 ，11-14．
氷，33 ，11-14．

- 36 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）2016 年 2 月 14 日の道内における雨氷（着氷性降雨）現象
Freezing Rain in Hokkaido in 2016 February 14
井上聡（（国研）農業・食品産業技術総合研究機構 北海道農業研究センター）
Satoshi Inoue

１．はじめに
雨氷とは着氷性降雨である．上空大気中にて生成された降水粒子は固体であるが，降水として落下途中の大気層がプラス気温であれば融解して雨となり，マイナス気温のままであれば雪などの固体降水となって地表に到達する．ほとんどの降水形態はこのどちらかであるが，落下途中の大気層で融解して雨となり，その後低温の大気層で冷やされて過冷却状態で地表に到達する降水形態がある 1 ) ．これが雨氷であり，雨氷は，地表の物体に接触して過冷却が破れ，対象表面にて急速に凍結するため着氷性降雨とも呼ばれる．2016 年 2 月 17 日に著者が中標津町を訪問した際，同町およびその周辺にて多数の雨氷が観察された．その発生状況について報告する．

北海道中標津町にて 2 月 15 日に現地在住の本間玲子氏が撮影した画像（図 1）およ

２．現地状況

び同 17 日に著者が撮影した画像（図 2）を掲載する．画像での樹木表面は，透明な氷膜を形成し，円滑な表面が通常樹皮表面と異なる特徴的な反射特性を示すため，非常に印象深い形態となっている．実際にそのような新聞報道もみられた 2 ) ．しかし，大量のは，注意すべき現象である．また，図 2 右は著者がスノーシューにて雪上歩行した際の雨氷は，過度の荷重となって樹木の枝折れ等の被害発生にも結びつくため，森林管理上足跡であり，積雪層表面に対しても氷膜を形成していることがわかる．大量の雨氷はア
イスバーンと同様，地表面の摩擦を極端に小さくするため，道路管理上も問題となる．

気象庁アメダス中標津観測点および別海観測点では，2 月 14 日 6 時から 13 時まで，
中標津 4.5 mm，別海 7.5 mm の降水が観測されている（表 1）．また，同時刻の気温は３．解析および結果

両地点とも負であった．さらに，ずれの地点も 0 cm であり，同時間帯の氷点下の気温条件下で降

表1

積雪深計記録による降雪深はい地点
項目雨があったことが分かる．この時間帯に雨氷が発生したことが確認された．

6時
7時
8時
9時
10 時
11 時
12 時
13 時

中標津および別海での気象の推移
2016 年 2 月 14 日

降 水量( mm )
0 .5
1 .5
1 .0
0 .5
0 .5
0 .0
0 .0
0 .5

中 標津
気温
(℃)
- 1. 4- 1. 4- 1. 6- 1. 5- 0. 7- 0. 5- 0. 5- 0. 6降 雪深( cm )
0
0
0
0
0
0
0
0

降 水量
(mm )
0 .5
2 .0
1 .5
1 .0
1 .0
0 .5
0 .5
0 .5

別海
気温
(℃)
- 0.1
- 0.3
- 0.4
- 0.2
- 0.1
- 0.1
- 0.1
- 0.4

降 雪深
( cm)
0
0
0
0
0
0
0
0

- 37 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

図1

雨氷の様子（2 月 15 日中標津町にて本間玲子氏撮影）

図2

雨氷の様子（2 月 17 日中標津町にて著者撮影）

本研究は，農林水産省委託研究費「気候変動に対応した循環型食料生産等の確立のためのプロジェクト」を用いて実施されました．
1)松下・権藤，2000：雨氷発生日数の地域分布に関する統計的解析．雪氷，62，355-365.
引用文献

2)北海道新聞 2 月 19 日朝刊地方版- 38 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

近年実施した広域積雪調査に基づく
道央・道東地域の積雪水量分布の特徴
Characteristics of spatial distribution of snow water equivalent
based on the recent snow surveys, central and eastern Hokkaido
白川龍生（北見工業大学）
Tatsuo Shirakawa
本研究は，北海道の道央・道東地域における計 32 点で実施した 2013/2014 以降の

１．はじめに

3 シーズンの広域積雪調査と，同地域で実施された先行研究 1 ), 2 ) との比較を通じ，近年の積雪水量分布の特徴を考察したものである．
北海道の平地における 2 月下旬から 3 月上旬の時期は，融雪流出直前期にあたり，積雪水量が最大に近いことから，冬季の積雪の特徴を広域で把握するのに適した時期とされている．降水量や積雪深は気象官署やアメダスによって連続的なデータが収集
さ れ て いる が ， 積 雪 は 堆 積 直 後か ら 圧 密 沈 下 や 変 態に 伴 っ て 密 度 が 変 化す る た め，
積雪を量的に把握するためには積雪水量の分布を把握する必要がある．
る災害の発生頻度が増加するなど，雪氷環境に変化がみられる．筆者は，2012 年 2 月
近年，発達した低気圧の接近や通過に伴い，北海道東部地域では暴風雪・大雪によから 3 月にかけて日本雪氷学会北海道支部の雪氷災害調査チームによる「2011-2012 年
冬期に北海道岩見沢市を中心として発生した大雪」の調査に参加し，空知地方から道東地域にかけての広域積雪調査を分担した 3 ) ．この調査を契機に，石狩山地・夕張山地を境とする道央・道東地域計 32 地点での広域積雪調査を開始した（2013 年の試行を経て，2014 年より開始）．これまでに，同時期に同地点で実施した 3 冬期分の調査結果が得られたことから，本研究ではこの調査結果を踏まえて同地域における積雪水量
分布の特徴について考察した．

２．調査内容今回の広域積雪調査は，道央・道東地域の計 32 地点で実施した（図 1）．調査項目は，積雪深，簡易層構造および積雪水量の 3 項目である．

各年の調査実施日は以下の通りである（地点別の詳細については表 1 に記した）．

（1）2014 年：2/23, 2/26, 3/1, 3/2, 3/3, 3/4, 3/5, 3/9（2）2015 年：2/18, 2/19, 2/21, 2/22, 2/26, 2/27, 3/1, 3/2, 3/3, 3/4, 3/5（3）2016 年：2/19, 2/20, 2/21, 2/23, 2/24, 2/26, 2/28, 2/29

３．調査結果および考察
表 1 は，各地点の積雪深および積雪水量の測定値を整理したものである．このうち積雪水量について，3 冬期の値を比較したものを図 2 に示す．また，各年における積雪

水量の分布状況を図 3 に示す．積雪水量の特徴として，2014 年は空知管内の値が高く，道東各地の値が低かった．これは北海道における典型的なパターンと考えられる．一方，2015 年は道東，特に中標津・中茶安別など根室管内，置戸・北見などオホーツク- 39 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

No.
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32

図1

広域積雪調査の調査地点（道央・道東地域の計 32 地点）

表1

広域積雪調査結果（積雪深・積雪水量, 2014－2016）

2014年
2015年
2016年
積雪深 積雪水量
積雪深 積雪水量
積雪深 積雪水量
調査日
調査日
調査日
(cm)
(mm)
(cm)
(mm)
(cm)
(mm)
留萌
48
142
3/4
89
330
2/21
24
91
2/20
秩父別
151
519
3/4
83
252
2/21
96
317
2/20
滝川
111
366
3/1
82
281
2/21
101.5
345
2/20
奈井江
93
311
3/1
68
249
3/1
110
467
2/20
岩見沢
119
426
3/2
61
259
3/1
90
349
2/19
野幌
91.5
327
3/2
60
256
3/1
44.5
159
2/19
千歳
56
152
3/3
28
119
3/2
28.5
155
2/19
夕張
61
177
3/3
59
219
3/2
32
80
2/19
占冠
83
230
3/3
114
307
3/3
68.5
211
2/28
富良野
52
152
3/3
38.5
107
2/21
65.5
194
2/29
旭川
94
305
3/1
48.5
159
2/22
87
303
2/20
上川
78
199
3/4
63
191
2/22
85
279
2/20
白滝
63
145
2/23
68
162
2/22
86
193
2/21
遠軽
80
152
2/23
87
210
2/22
92.5
246
2/21
湧別
56.5
111
2/23
45.5
136
2/18
70
162
2/21
常呂
37
91
2/26
51
175
2/18
53
137
2/23
置戸
60.5
146
3/5
132
273
3/4
89
230
2/26
北見
60
141
2/26
128
249
3/4
82.5
237
2/28
津別
69.5
162
3/9
95.5
197
2/26
96
266
2/23
東藻琴
67
157
2/26
86
173
2/19
81
246
2/23
斜里
73
193
2/26
61
191
2/19
61.5
162
2/23
陸別
55.5
112
3/5
115
218
3/4
73
196
2/26
足寄
10
61
3/5
58
127
3/4
19
93
2/26
上士幌
25
54
3/5
78
127
3/4
19
73
2/28
池田
15.5
46
3/5
64
165
3/3
32.5
120
2/26
帯広
12
93
3/5
57
113
3/3
62.5
155
2/26
中札内
52
111
3/5
111
233
3/3
64
160
2/26
阿寒
19
50
3/9
46
122
2/26
39
100
2/24
釧路
21.5
60
3/9
10
38
2/27
25.5
65
2/24
虹別
13.5
32
3/9
106
297
3/5
58.5
189
2/24
中茶安別
25
50
3/9
122
351
3/5
42.5
121
2/24
中標津
43
120
3/9
172
457
3/5
70
173
2/24
観測点

- 40 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

道央

図2

道東

各年における積雪水量の比較（2014－2016）(a) 2014 年（b）2015 年

凡例(c) 2016 年
図3各年における積雪水量の分布状況（2014－2016）- 41 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

急速に発達した低気圧が道東地域を計 13 回にわたり通過または接近しており，それに伴う暴風雪の影響と考えられる．2016 年は 2014 年と類似しているが，道東地域では管内の値が高く，道央では多くの地点で前年の値を下回った．2014/2015 シーズンは，

斜里を除き 2014 年に比べ高い値を示した．

各観測点における積雪深と積雪水量の関係を図 4 に示す．積雪深と積雪水量の関係

は，道央・道東いずれも先行研究 1 ), 2 ) と同様の傾向を示したが，道東地域の観測点では，
これまでの事例に比べ積雪深・積雪水量の値が高い場合が見られた．

図4

各観測点における積雪深と積雪水量の関係（2014－2016）2014 年～2016 年の広域積雪調査データから，積雪水量分布に見られる特徴について

４．まとめ

考 察 し た． 道 東 地 域 で は 急 速 に発 達 し た 低 気 圧 と それ に 伴 う 暴 風 雪 の 影響 に よ り，
積雪深・積雪水量ともに年次変動の大きい場合が見られた．これは，近年の温暖化に伴う雪氷環境の変化が表れている可能性もあり，今後の分析を要する．

各地の皆様にお礼申し上げます．2014 年および 2015 年の調査については，小倉美紀氏（株式会社ネクスコ・エンジニアリング北海道，当時：北見工業大学大学院生）の協
謝辞 3 冬季の広域積雪調査を実施するにあたり，敷地内での調査を許可して下さった力を得ました．ここに記し，謝意を表します．また，本研究の一部は，科学研究費（基盤研究(C), 課題番号：15K06679）の助成を受け実施したものです．

1） 例えば，石井吉之，秋田谷英次，1991: 北海道内の広域積雪調査 －1991 年 2 月－，【参考・引用文献】

2） 八久保晶弘，尾関俊浩，山田高嗣，山田知充，2002：北海道東部の積雪堆積環境, 北海道大学地球物理学研究報告, 65, 79-92.
低温科学 物理編 資料集，50，9-24．

3） 白川龍生，ヌアスムグリ アリマス，八久保晶弘，荒川逸人，野口泉，尾関俊浩，
大雪について（その 4）―広域積雪調査―，北海道の雪氷，31，127-130.

中 村 一 樹 ，2012：2011-2012 年 冬 期 に 北 海 道 岩 見 沢 市 を 中 心 と し て 発 生 し た- 42 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

立山室堂平における積雪断面観測― 2014 年 11 月と 2015 年 4 月の比較による一部融解の影響 ―Snow pit observations at Murodoudaira, Mt.Tateyama- Comparison of November 2014 and April 2015 浅地泉(北海道大学大学院環境科学院)
島田亙(富山大学大学院理工学研究部)
朴木英治(富山市科学博物館)
青木一真(富山大学大学院理工学研究部)

1.はじめに
中部山岳国立公園の北部に位置する立山室堂平は, 毎年 6 m～8 m の積雪を記録する世界でも有数の豪雪地帯である. 厳冬期には −20 ℃を記録する低温な環境であるため, 雪の積もり
始める 11 月上旬から融雪の始まる翌年の 4 月まで, 形成された積雪はほとんど融解することなく堆積し続ける. そのため,積雪層内部には降雪粒子に含まれる様々な化学成分や大気エア
ロゾル粒子が保持されていると考えられている 1). また,室堂平は約 200 m × 200 m の平坦地形であるため, 形成される積雪層は地形の凹凸による影響を受けにくい. したがって,積雪の層構造が明瞭に見られることが特徴である. さらに, 立山黒部アルペンルートが開通する 4 月中旬までは, ローカルな人為的汚染の影響も少ないため, 立山室堂平では一冬季の降雪状況や大気環境等の情報が保存されていると考えられる 2).
しかし, 積雪層下層は地熱や温度勾配による影響を受けていると予想され, 初冬の積雪がそのまま保存されているかどうかには疑問が残る. そこで本研究では, 2014 年 11 月と 2015 年 4月に積雪断面観測を行い, 採取した雪試料に含まれる化学成分の比較を行った. そして 11 月と 4 月の積雪下層を比較し, 積雪に含まれる化学主成分の保存状態を考察する.

2.研究手法観 測場 所 は立 山室 堂平 （ 図 1 ， 標高 2450 m ，36.58°N，137.60°E）で, 2014 年 11 月 19 日と 2015 年
4 月 16 日～18 日に積雪断面観測を行った.
観測項目:雪温，硬度(高さ 5 cm 間隔で測定).
雪試料のサンプリング(高さ 3 cm 間隔)．
試料の密度.
立山室堂平は，毎年 4 月中旬には 6～8 m の積雪が見られ，かつ広い平坦地があるために，積雪が水平に堆積し観察しやすいという利点がある．
試料の分析には, 富山市科学博物館のイオンクロ
マトグラフを用いた. 測定したイオンは, Cl−, NO3 −,SO42−, Na+, K+, NH4+, Mg2+, Ca2+, である. そして同時に各試料の pH と電気伝導度も計測した．

図 1 立山室堂平- 43 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

3.結果
3.1 積雪断面観測2014 年 11 月の観測では積雪高は 1 m 12
cm で, 積雪水量は 243 mm であった. また, 2015 年 4 月の積雪高は例年並の 6 m 36
cm で, 積雪水量は 2973 mm であった.
2015 年 4 月積雪の最大の特徴は, 最下層から積雪高 3 m 付近までの雪質がすべてざ
らめ雪であったことである. そしてその上には, 氷板層とともにしまり雪の層が堆積しており, 表面付近では多数の氷板が互層となっていた. また，全層平均雪温は −0.45℃と例年より高かった(図 2).
2014 年 11 月から 2015 年 4 月にかけての積雪層は, 一部融解を起こしていることが他の観測からも予想された.
図 2 2015 年 4 月の積雪層位と雪温(℃)，
密度(g/cm3)
3.2 化学主成分分析
2015 年 4 月積雪の特徴は，積雪下層付近で NO3−と SO42−の濃度が 0 µmol/L を示す試料がい
くつかみられたことである(図 3)．これらは積雪下層付近を占めるざらめ層で特に顕著に見られた．また，海塩成分である Na+と Cl−については，2 成分のピークが一致していない試料が見られた．そこで Na+と Cl−の比を取ると，Cl−が過剰な試料がいくつかみられた．これらの Cl−の起源は、海塩成分の他には観測地の西側に位置する立山地獄谷の噴気が考えられる．2012
年以降，立山地獄谷では遊歩道が通行禁止となるなど，火山活動が活発化しており，したがって，これらの Cl−が観測に影響している可能性があることを示しているのではないかと考えられる．

図 3 高さごとの各イオン成分濃度分布．縦軸は積雪高(cm)，横軸は各成分の濃度(μmol/L)を示す．
- 44 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

4．考察
積雪融解が起こった際に積雪層内の化学成分はどのように移動するのか, また
積雪層のどの部分で化学成分の流下が起きたのかを調べた.まず, 11 月積雪と 4
月積雪下層に含まれるイオン成分の沈着量を比較した．このとき，11 月積雪は，
一冬季を通して圧縮されるため，圧密を考慮した補正を行う必要がある．そこで11 月の積雪水量を求め，それに対応する
4 月の積雪高を求めた．その結果，4 月積
雪の下層から 51 cm の位置で積雪水量の値が 11 月の値と一致したため，11 月積
雪と 4 月積雪のこの高さまでに含まれているイオン成分の沈着量を比較した．
図 4 は 2014 年 11 月と 2015 年 4 月下層に含まれる各イオン成分の積算沈着量を表したグラフである．縦軸は積算降水量を示す．このグラフから，多くのイオン
成分において 4 月の積雪内の沈着量が 11月と比べて減少していることが分かった.
また,イオン成分の種類によって積雪層内での保存率が異なり, なかでも NO3−は最も保持率が悪かった．11 月から 4 月にかけて，nssSO42−が 51.3 %残っているのに対して, 9.3％しか残っていなかったことが分かった. 一般的には, 積雪層内の化学成分は積雪融解があった場合は保存されず, 堆積時期の推定を行うことが難しいとされている. しかし,本研究ではこのNO3 − を用いることで, 融解が起きたとさ
図 4 2014 年 11 月と 2015 年 4 月下層の化学れる積雪層のどの部分でイオン成分の流成分による比較下が起きているのかを判定することができると推測した.
図 5 は, 縦軸を積算降水量(mm)に置き換えた積雪層位図と, 横軸に NO3−と nssSO42−の沈着量の合計値(積算沈着量)をとったグラフである. このグラフの傾きから, 2015 年 4 月の積雪
層の融解部分の判別を行った．
まず，グラフの傾きに着目する．太枠で囲った部分は NO3−のグラフの傾きが急である．これは，降水量に対してイオン成分が少ないことを示している．この部分は，層位図ではざらめ
雪が占めているため，これは積雪融解による融け落ちた部分と判別した．そして次に，点線の枠で囲った部分に着目すると，こちらも NO3−のグラフの傾きは急ではあるが，積雪層位図ではしまり雪が占めている．したがって，こちらは融解の影響ではなく，もともと化学成分濃度の低い雪が積もったと考えられる。更に，積算降水量が 1250 mm から 1400 mm の間の部分は、グラフの傾きが緩やかであり，積算降水量に対してイオン成分の沈着量が多い．この部分は融け落ちた成分が溜まり，滞水層になっているのではないかと考察した．
- 45 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

図 5 2015 年 4 月積雪 積算降水量（mm）とした積雪層位図と NO3−，nssSO42-の積算沈着量グラフ

5.まとめ
2014 年 11 月から 2015 年 4 月にかけて立山室堂平に形成された積雪に対して 2014 年 11 月と 2015 年 4 月の 2 回に渡り積雪断面観測を行い，その際に採取した雪試料に対して化学分析を行った．そして 2014 年 11 月積雪と 2015 年 4 月積雪の下層の成分を比較することで，積雪が一冬季を通して保存されているのか検証した．その結果，積雪層内では何度か融解が起こっていたことが明らかになった．
そこで，縦軸を積算降水量に変換した積雪層位図と保存率の低い NO3−を用いて，積雪融解が起こったとされる 2015 年 4 月積雪に対して，融解の起こった層の判別を行った。その結果，グラフの傾きと雪質から，融解の起こったと考えられる部分はグラフの傾きが急であり，かつ雪質がざらめ層である部分と考えられた．

6．参考文献1) 木戸瑞佳，1997：立山・室堂平における積雪層の堆積時期の推定，雪氷，59，181-188
2) 長田和雄，2000：立山・室堂平の春季積雪に含まれる化学成分の深度分布，雪氷，62，
3-14- 46 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

道路防雪林における生長推移と下枝枯れ上がりの進行
The progress of the growth trends and the lower branch witheredrise on snowbreak woods along roads
伊東靖彦（（国研）土木研究所 寒地土木研究所）,
渡邊崇史（北海道開発局 函館開発建設部 江差道路事務所）,
高玉波夫, 佐藤圭洋（（国研）土木研究所 寒地土木研究所 道北支所）,
鈴木哲，渡辺淳（（国研）土木研究所 寒地土木研究所 道東支所）
Yasuhiko Ito, Takashi Watanabe, Namio Takadama, Takahiro Sato, Toru Suzuki, Jun Watanabe
１. はじめに程障害を緩和する防雪施設である 1 ) .
生育環境が厳しいことやコストの面から, 北海道に道路防雪林は、吹雪による道路上の吹きだまりや視おいて通常樹高 30 cm 程度の苗木が植栽されている.
このため道路防雪林として生育させるためには長期間の維持管理が必要であり, 樹木の生長を予測した上で作業計画を立案する必要がある. 樹木の生長予測には
図 1 道路防雪林(天塩町)
植栽直後から成林するまでを含めた樹高や枝張等の継しかし, 道路防雪林における樹木の生長予測や実績に関する資料は少ない 2) 3 ) . 下枝を維持し, 吹雪を防止することが主目的である道路防雪林においては, 樹冠閉鎖までの生続的な資料が必要となる.

育期を含めた維持管理が必要となるため, 林業分野での調査も防雪林においては利用が
開発土木研究所 (現 寒地土木研究所) では 1994 年に北海道内 54 箇所の道路防雪林で
樹高, 枝張などを含めた生育状況を調査している 4 ) . 現在この調査を行った防雪林では林難しい.

齢が 20～30 年程度に達していることから, データの補遺を行うべく, 再度現況の調査を行った. これより得られたデータを加えて, 道路防雪林の林齢と樹高, 枝張, 枝下高との関係について整理を行ったので, ここで報告する.

調査は 1994 年(Ⅰ期)と 2014～2015 年(Ⅱ期)の 2 回, それ２. 調査方法

樹高

ぞれ北海道 内の国 道に 造成 され ている道路防雪林において行った.

Ⅰ期調査では, 北海道内 33 防雪林の計 54 箇所, Ⅱ期調査

生 枝下高

上に設置の林等を除く 22 防雪林 39 箇所 50 地点で実施した. 図上で位置を特定したため, Ⅰ期調査とⅡ期調査でははⅠ期調査で対象とした防雪林の内, 駐車場の外側や斜面

枯 枝下高

枝張

調査は隣接する樹木 2～4 本を調査対象とし, 樹高, 枝張

具体の調査木は異なる可能性が高い.

(枝の長さ), 枝下高等を測定した(図 2). 枝張は生枝，枯枝

図 2 測定項目- 47 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）に関わらず最大幅の位置で 4 方向を測定し, 平均値を用いた. なおこれ以降の「枝張」は,調査値を 2 倍にした枝張径で示す.
Ⅱ期調査の樹種はアカエゾマツが 78%を占めた. アカエゾマツはこれまでに造成された道路防雪林において過半を占めている. 以降, アカエゾマツの結果について述べる.

３. 調査結果(樹高)
図 3に林齢 (植栽後の経過年数) と樹高の関係を示す. 図はⅠ期, Ⅱ期の調査の他,既往調査 5)- 9) のデータをあわせた.

防 雪 林 は 苗 木 植栽 を 基 本 と し て い る 1 )が, 半完成木(樹高 1.2m～2.5m 程度), 完成
木(樹高 3m 超) で植栽されている防雪林もある. 図 3では植栽樹木の規格毎に色分けしてプロットした.
(1) 植栽直後の生長抑制

図 3 アカエゾマツの林齢と樹高

図 3より, 植栽後 4 ～ 7 年間はほとんど生長が見られていない. この生長抑制期間は植長が鈍化する. その期間は植栽後 1 ～ 3 年間とされるが 1 0 ) , 道路防雪林の生長抑制の年数は長いことがわかる. 道路防雪林の生育環境が厳しいことから植栽ストレスが大きく,

栽樹木の規格に因らず同程度であった. 植栽した植物は活着するまでの養生段階では生

植栽時の細根破断の回復などにより多くの時間を要するためと考えられる.
(2) 生長抑制期以降の樹高生長

生長抑制期以降においては, 林齢とともに順調に樹高が伸長している. 計測できた林齢 30 年程度までの範囲では, 林齢とともに樹高が線形的に伸長していた. そこで図 3に
林齢 5 年以降のデータを基に求めた線形回帰式を, 植栽樹木の規格別に記す.

苗木を植栽すると林齢 9 年程度で樹高 2 m に達し, 一般的な防雪柵の高さである 5 mに達するまで 18 年程度を要する. これらの期間は, 上田ら 3) と同程度であった. その後林
齢 30 年で平均樹高が 10 m に達している. 林齢 20 年を超えた林帯では生育状況に大きなばらつきが見られ, 樹高について 3 倍程度の開きが見られる.

比較的年数を経過した防雪林のうち, 生育の悪い防雪林では, 植栽後 27 年が経過するにもかかわらず, 樹高(4 本の平均値)が 4.0 m しかないものもあった. 紫丸囲みの 3 つの防雪林は, 同一列もしくは隣接列で大小 2 種のアカエゾマツが同時期に植栽されており, そのうち囲みにあるのはいずれも小の植栽樹木規格のデータである. これらは隣接する半完成木に因って, 被圧を受け,陽光を遮られて生長が劣ったものと思われる. 一例
として, 図 4にオホーツク管内の狭帯林を示す.

同一列もしくは隣接列において規格の異なる樹木を植栽することは, 小規格樹木の生育状態が悪くな
るだけでなく, 生長速度が違うことによってその後の管理計画が複雑になるほか, 間引き作業もしづら 図 4 同一列に大小の樹木を混植したため, 生長差の大きい防雪林
い. これらは回避すべき事項と考えられる.

- 48 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）(3) 植栽時の規格による差異

苗木植栽, 半完成木植栽, 完成木植栽を比較すると, 完成木植栽は苗木植栽に比べて樹高生長が早いが, 生長抑制期以降の伸長速度は苗木植栽と同じである(図 3). つまり図に植栽単価は完成木の場合 1 本あたりの費用は苗木に比べて 20 倍程度, 諸経費を除いた示した線形近似式は平行で, 植栽時の規格差だけ樹高が高い.

直接工事費ベースで 32,000 円高くなる 11)1 2 ) . 一方, 同じ林齢において樹高が約 3 m 高く,年数に換算すると約 8 年生長が早い. 総費用として苗木植栽が安価であり, (半)完成木の植栽には, 費用と求められる(時間)効果を慎重に導入する必要があるといえる.

４. 調査結果(枝張径)
次に樹高を指標として, 枝張径を示す.
図 5はアカエ ゾマ ツの樹 高と 枝張 径の関係を示したものである.
全般的に樹高が高くなるのに従って,
枝張径が伸長している. 特に樹高 5 m まいる. そこで樹高 5 m までのデータを基での範囲においては, 線形的に伸長してに線形近似式を算出すると, 次式が得られる(図 5の青線).
y = 0.4127x + 0.2092(但し x< 5 m)

(1)

図 5 樹高と枝張径の関係(アカエゾマツ)

一方, 樹高 5 m を超える範囲では, 防雪林
線形近似線 を挿入 す る と紫 線と なる . そ の
傾きは 0.19 であり, 樹高 5 m までと比べ約によるばら つきが 大 き くな る. この範囲 で半分となる.つまり樹高 5 m を境に枝張径の式 (1) に お い て 樹 高 5 m で の 枝 張 り は
2.27 m で あ る . 防 雪 林 に お け る 隣 接 木 の拡大が鈍化していることがわかる.

間隔は 2 m 前後であり, 隣接木との接触によって枝張径の拡大が妨げられていると考えられる.

樹高と枝下高の関係を図 6に示す. 上図は

５. 調査結果(枝下高)

樹高と生きている枝を基準とした生枝下高との関係を , 下 図 は樹 高 と 枯れているも の図 6 樹高と枝下高の関係の落下せずに幹に付着したままとなってい高の上昇が見られる. 特に樹高 6 m 前後を境に, 枝下高が上昇する防雪林も見られるようる枝を基準とした枯枝下高との関係を示す. 上図によると, 樹高の伸長とともに生枝下- 49 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

一方, 下図によると樹高とともに枯枝下高は上昇するが, 最大 2 m 程度で頭打ちとなる
状況がわかる. 枯枝下高が 2 m に達するのは早いもので樹高 6 m 前後である. 枯枝下高になる.

るものの, 林齢 30 年程度までの範囲においては, 特に高さ 2 m 以上の枯れた枝はそのまが上限に達した後も, 生枝下高は上昇し続けている. つまり下枝の枯れ上がりは進行す

ま幹に残っていることがわかる. 2 m 以下の枝が落ちる原因としては, 人工的な枝打ちの他, 融雪による沈降圧が影響すると考えられる. このことから高さ 2 m 以上では枝葉に対するする沈降圧の影響はないと考えられ, 通常の防雪林において枝打ちは不要といえる.

６. まとめ
今回北海道の道路防雪林において, 樹木の測定を行い, アカエゾマツについて林齢 30
その結果, 1)植栽直後の生長抑制期間は一般より長い傾向があり, 2)林齢 20 年を超え年程度までの樹高生長予測式, 樹高と枝張径, 枝下高の関係を示した.

る林帯では生育のばらつきが大きくなること, 3)同一列に異なる規格の樹木を植栽すると生育不良木が発生すること, 4)アカエゾマツでは完成木植栽の早期生長の優位性があること , 5)枝張径 は概 ね樹高 に比例すること, 6)樹高生長により 枝下高も上昇するが ,枯れた枝は存置されることなどが明らかとなった.
今後, 他樹種との比較, 隣接木と生育との関係などの解析を進めてゆきたい.

1)

独立行政法人土木研究所 寒地土木研究所, 2011：道路吹雪対策マニュアル（平成 23 年改

2)

訂版）

3)

に関する考察，寒地技術論文・報告集，18，pp318-323．

4)

いて，寒地技術論文・報告集，28，pp216-221．

5)

討業務報告書.

6)

北海道開発局稚内開発建設部・北海道開発コンサルタント(株) , 1997: 平成 7 年度一般国【参考・引用文献】

7)
8)
9)

伊東靖彦・福沢義文・松澤勝・加治屋安彦・孫田敏・阿部正明，2002：道路防雪林の林型

上田真代・渡邊崇史・松澤勝，2012：道路防雪林の成長予測と下枝の枯れ上がり時期につ北海道開発局開発土木研究所・(財)北海道森林保 全協会，1995：防雪林育成・管理手法検北海道開発局留萌開発建設部・ (株)ライヴ環境計 画, 2002: 平成 13 年度一般国道 40 号幌延町外道路防雪林管理育成手法調査業務報告書. 83p.

道 40 号外 2 路線道路防雪林育成管理システム調査業務報告書. 213p.

北海道開発局 留萌開発建設部・ (株)ライヴ環境計 画, 2000: 平成 11 年度一般国道 40 号天塩町雄信内防雪林調査業務報告書. 66p.

北海道開発局留萌開発建設部・ (株)ライヴ環境計 画, 1999: 平成 13 年度一般国道 40 号天塩町雄信内道路防雪林育成調査業務報告書. 66p.

日本道路公団札幌建設局・(社)道路緑化保全協会，1995: 平成 6 年度北海道における効率的な防雪林の造成及び管理計画策定業務報告書. 93p.

10) 中島宏，2004: 緑化・植栽マニュアル-計画から施工・管理まで-，p376，(財)経済調査会
11) 一般財団法人経済調査会，2016: 月刊積算資料，2016(4)，1040p.

12) 一般財団法人経済調査会，2016: 季刊土木施工単価，16・春，548p.

- 50 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

波状雪氷路面とそろばん道路のはじまり～定点カメラ観測に基づく一考察
Real-time observation of Soroban road formation from undulatingsnow surface
永田泰浩，金田安弘（（一社）北海道開発技術センター）
佐藤 太裕（北海道大学大学院工学研究院），島 弘幸（山梨大学 生命環境学部）
蟹江 俊仁（北海道大学大学院工学研究院）
Yasuhiro Nagata, Yasuhiro Kaneda, Motohiro Sato, Hiroyuki Shima, Shunji Kanie
１．背景と目的
冬期の北海道では，道路上にそろばんの珠のような「こぶ氷」が発生する．まとまって発生した路面を「そろばん路面」，そろばん路面の発生した道路を「そろばん道路」と呼んでいる．車両の走行時の快適性を著しく低下させるだけでなく，歩行時の障害，
ま た ， 大き く 成 長 し た 珠 は 停 止時 や 走 行 時 の 車 両 の安 全 性 に も 影 響 し てい る ． 著者
ら １ ） 2 ） 3 ） は，2011 年度から ，冬期に車道に発生するそろば ん路面，そろばん 道路 の原因，成長過程について研究を行ってきた．その結果，車両の減速・停止挙動が多い
箇所で珠が成長しやすい一方，条件によっては走行部分にも連続的に発生することがわかった． また， そろ ばん路面 の発生する前の段階に，図 1 の よ うな ，走 行方向と垂直な波状の雪氷路面が発生する場合があることを確認した．
本論文の目的は，この波状雪氷路面とそろばん路面の発生に関係性を確認することと，波状雪氷路面からそろばん路面へ変化する場合の条件を把握することである．

定点カメラ①

定点カメラ②

図1

車道に発生した波状雪氷路面の例

図2

定点カメラの設置状況

２．定点カメラによる記録
著者らは，2014 年度冬期より北海道大学の構内に定点カメラを設置し，そろばん道路を記録してきた．2015 年度は，北海道大学北 13 条門の料金ゲート付近に，図 2 のよ
うに 2 台の定点カメラを設置し，2015 年 12 月 21 日から 2016 年 3 月 31 日まで，連続的に記録を行った．定点カメラ①は 10 分間隔で，定点カメラ②は 1 分間隔で静止画像を撮影した．本分析では，主に定点カメラ①の画像を用いた．

- 51 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

３．波状雪氷路面の発生と経過
湿潤路面であった 2015 年 12 月 25 日から，波状雪氷路面のできた 28 日までの経過を分析した．同期間の札幌管区気象台の降雪，降水量，気温の経過を図 3 に示した．

図3

2015 年 12 月 25 日から 12 月 28 日までの気象経過（札幌管区気象台）

2015 年 12 月 25 日は，図 3 のように，午前中は気温が 0℃以上で降水があり，図 4 のように，道路上に水たまりができている状況であった．午後からは急激に気温が低下し，図 3 のようにまとまった降雪が確認され，12 月 26 日には氷板路面となっていた．
図 3 のように，12 月 27 日の未明には，0.5 mm 降
水が観測されており，27 日の朝は，氷板の上に薄い
圧 雪 が こ び り つ い て い る よ う な 路 面 で あ っ た ．27
日は未明の降水以降は，降水が確認されていないが，

図 4 12/25 09:00 の状況

27 日の夜には，図 5 のように波状の模様が浮かび上がってきている．翌 28 日は，図 3 のように，未明と午前中で計 6 cm の降雪が観測された．28 日の夕方からは，図 6 のように白い波状の圧雪路面がはっきり確認できた．
（1）波状雪氷路面の経過についての分析
2015 年 12 月 28 日に，図 6 のように形成された波状の圧雪路面が，時間の経過とともにどのように変

図 5 12/27 21:20 の状況化していくかを，波状模様の変化に着目しつつ分析した．12 月 28 日から 2016 年 1 月 1 日までの札幌管
区気象台の降雪，降水量，気温の経過を図 7 に示した．図のように，12 月 31 日の日中に数時間，気温が 0℃以上になっているが，それ以外の期間は気温が 0℃未満であった．また 12 月 30 日の午前中に6 cm，1 月 1 日の午前中に 2 cm の降雪があり，降水については，12 月 30 日の午前中と，1 月 1 日の午前中のほか，12 月 29 日の午後に 1 mm が記録

図 6 12/28 18:40 の状況- 52 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

図72015 年 12 月 29 日から 2016 年 1 月 1 日までの気象経過（札幌管区気象台）

されていた．
図 8 に示した太線は，波状の模様がはっきり確認できた 12 月 28 日夕方の時点での，波状の尾根部分の位置を示した．定点カメラの撮影位置は変化していないことを踏まえ，12
月 30 日，1 月 1 日の画像に，12 月 28 日の尾根部分の位置を落としたものを，図 9，図 10に示した．図のように，波状の雪氷路面の尾根部分の位置は，12 月 28 日と一致していた．
（2）波状雪氷路面の発生についての分析
波状雪氷路面の経過についての分析と同様

図 8 12/28 18:40 の状況に，波状模様の発生位置に印をつけ，定点カメラの画像を時系列的に戻ることによって，
波状雪氷路面の起源を確認した．その結果，12 月 28 日夕方の時点の尾根部分の位置は，
図 5 に示した 12 月 27 日の雪面模様の圧雪部分と合致することがわかった．さらに，12 月
26 日 の 氷 板路 面 に こ び り つ いて い た 圧 雪 の
小さな凸部の位置とも一致していた．

図 9 12/30 17:00 の状況

４．波状雪氷路面とそろばん路面の発生
前章より，低温で多量降雪が発生していな
い条件では，波状の雪氷路面からそろばん路
面へ変化しないことがわかった．ここでは，波状の雪氷路面が発生している状況から，そろばん路面が発生した事例を分析した．
2016 年 01 月 25 日から翌 26 日までの路面状況の経過を，図 11 に示した．1 月 26 日は 9
時 ま で は気 温 が 氷 点 下 で あっ た が ，10 時 に

図 10 01/01 17:00 の状況

0℃以上となり，14 時には 2.5℃まで気温が上昇した．12 時の段階では白色の圧雪と氷- 53 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

板であった路面が，16:50 には水を多く含む圧雪路面および氷板路面になり，その夜にそろばん路面が発生していた．同様な現象が 2016 年 2 月 15 日～18 日も発生していた．
15 日～17 日は気温が氷点下であり，ひだ状の圧雪路面や波状の圧雪路面が継続していた．2 月 18 日 10 時から 0℃以上の気温が続き，18 日の午後からは水分を多く含む灰色の圧雪路面が多くなり，21 時過ぎにはそろばん路面となった．

01/ 25

18:10 の状況（波状圧雪路面）

01/26

12:00 の状況

01/26 16:50 の状況
01/26 21:30 の状況（そろばん路面）図 11 2016 年 01 月 25 日から翌 26 日までの路面状況の変化
５．まとめと今後の方向性
定点カメラのデータから，波状雪氷路面の発生過程や波状雪氷路面とそろばん路面への変化について，以下のような点が確認できた．
≪波状雪氷路面の発生と継続≫●微細な雪面の凹凸（こびりついた雪）→薄い雪面のひだ→波状の圧雪路面●微細な凸部とひだの尾根部，波状路面の尾根部は同じ位置であった●若干の融雪や少量の降雪では，波状雪氷路面の波の尾根の位置は変化しない≪波状雪氷路面とそろばん路面の関係≫●若干の融雪や少量の降雪では，波状雪氷路面からそろばん路面へ変化しない●雪氷路面の下部まで融解した水がしみ込んだ際に，そろばん路面へ急激な変化
今後は路面近い定点カメラ②の画像から，さらに詳細な分析をしたいと考えている．
【参考・引用文献】
1）永田泰浩ら，2012： 「そろばん道路」の発生に関する考察，北海道の雪氷，31，77-80
2） 永田泰浩ら，2013： そろ ば ん道 路 の発 生と成 長につ いて，雪氷研究大 会(2013・北見)講演
要旨集，2533）永田泰浩ら，2014：そろばん路面の初期状態，雪氷研究大会(2014・八戸)講演要旨集，263- 54 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

そろばん道路の発生過程とその条件：定点カメラ観測に基づく一考察
A study on a growing process and its conditions of Soroban roadbased on observation with fixed point cameras
蟹江俊仁・Zheng Hao・横見瀬大地（北海道大学大学院工学研究院），
Shunji Kanie, Zheng Hao, Daichi Yokomise,

金田安弘・永田泰浩（（一社）北海道開発技術センター），正木智（札幌市）
Yasuhiro Kaneda, Yasuhiro Nagata and Satoshi Masaki
1. はじめにそろばん道路とは，北海道をはじめとする積雪寒冷地にお自然発生する氷の凹凸のことである（図 1）．同様の現象は，いて，冬期間に自動車等が走行することにより舗装路面上に砂利道などにおいて車両が通行することにより凹凸が自然発生する「Washboard Road（以下，洗濯板道路）」などとしても古くから知られているが，積雪凍結路面におけるそろ
ばん道路については，未だにその発生と成長のメカニズムに関する科学的解明がなされていない．著者らは，札幌市内の北大構内に二台の定点カメラを設置し，冬期間におけるそろ
ばん道路の発生状況を継続的に観察するとともに，気象デー
タなどとの関連性を調べることにより，その発生過程と発生条件に関わる検討を行った．

図1

そろばん道路2. 本研究の目的
既往の研究として，洗濯板道路に関するものが比較的古くからある．例えばわが国では道路工学の観点から，1954 年に竹下ら 1)が「そろばん道路」という名称を使ってその現象を説明している．また海外では，砂利道に自然発生する現象を室内実験や理論数理モデルなどを使って説明しようとする研究がなされてきた（例えば，J. A. Both ら 2），N. Taberlet
ら 3) B. Percier ら 4)， 5)，P. Claudin ら 6)など）．これらの研究はいずれもその発生原因や成長過程を説明しようとするものであるが，科学的な機構解明には至っていない．一方，積雪凍結路面に関する研究としては，その生成原因を観測的なアプローチから説明しようとする研究（永田ら 7））や，生成された表面凹凸の性状分析や走行性能に関する研究（松倉ら 8) ，寒地土木研究所 9）など）は行われているものの，その生成メカニズムを科学的に説明できるものではない．こうしたことから本研究では，冬期間における積雪凍結路面の表
面を定点カメラで継続的に観察し，気象等の自然条件や通行車両台数などの社会条件と照らし合わせながら，その発生過程と条件についての知見の蓄積と考察を行うこととした．

3. 観測方法と観測条件
積雪凍結路面におけるそろばん道路の生成は，北海道において日常的に見かける現象であり，道路交通量がある程度見込まれる場所，特に交差点付近に多くできることが経験的に知られている．このため，観測場所としては北海道大学構内の北十三条門ゲート付近，- 55 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

この道路では，一日当たり 1,000 台以上の交通量が見込まれる上，守衛所で必ず車両は停止するため，冬期間にそろばん
出構側車線を選定した．

道路ができやすいことが知られている．さらに，通過車両台数もゲートの開閉回数から正確に把握することができるため，観測には非常に適していると判断した．観測には二台の定点カメラを用いることとした．一台は道路脇の歩道に設置された照明用ポールに取り付け，路面からの高さ約 2.5 m の位置から対象「インタバルカメラ」と称する（図 2）．またもう一台は，路面からの高さが約 0.7m と低い位置に設置した「タイムラプス

図2

ｲﾝﾀﾊﾞﾙｶﾒﾗ

図3

ﾀｲﾑﾗﾌﾟｽｶﾒﾗ

路面全体の様子が分かるように設置した．本論文ではこれをカメラ（図 3）」であり，道路のセンターライン側から凹凸の年 12 月 21 日から 2016 年 3 月 31 日までである．
なお，これらの観測とは別に，そろばん道路の生成に関心
生成と成長過程が観察できるようにした．観測期間は，2015のある研究者，工学者，一般人にも協力を仰ぎ，そろばん道路
指定された SNS のサイトに投稿するようお願いした．

を見かけた時にはその写真と場所，ならびに日時を記載して，

1 シーズンにわたる観測結果の中から，特に生成と消失が複4. 観測結果

数回繰り返された 2016 年 1 月 19 日から 1 月 24 日までの 6 日間に着目し，詳細な観察と考察を加えることとした．その結果，
1 月 19 日の夕刻 17:00-20:00 位の間に図 4 のような凹凸が観測され，その後消失した後（図 5），1 月 22 日の夕刻，ほぼ同

図4

1/19 17:15（発生）図51/21 18:00（消失）時刻に再び凹凸の生成が観察された．これらの観測結果から分かったこととして，午後 15:00 以降に生成されることが多く，凹凸は場所を変えずにその場で成長することが確認された．今回の観測では，凹凸の大きさの定量的計測はできていないものの，19:00 位にかけて成長することが多いことが判明した．

2016 年 1 月 19 日から 1 月 24 日までの六日間の観測結果から，15:00-21:00 までの 6

5. 発生過程と条件に関わる考察

時間の映像を取出し，凹凸の発生と消失を確認したところ，1 月 19 日と 1 月 22 日の二回は生成と成長が確認され，残りの四日間では凹凸の発生が確認できなかった．そこで，発気象台のデータからこれらの変化を見てみた（図 6）．その結果，発生と成長が確認できた
生と成長に関わると思われる気象データとして，気温，降雪量，積雪深を取り上げ，札幌
二日間については共通の条件として，①ある程度のまとまった降雪量があった後，②積雪深が減少する傾向にあり，③気温が概ね 0℃から-2℃の間にあることが判明した．

ついても調査を行った．図 7 は対象となっている期間の時間毎ゲート交通量を表しており，一方，特に夕刻の時間帯に発生と成長が見られることから，観測点を通過する交通量に- 56 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

出構側車線は平日 15:00-21:00 の平均で時間 120 台強，ピークとなる平日 17:00-18:00 で
時間 160 台強に及ぶことが分かった．このため，特にピーク時間帯では出構側車線が渋滞する状況となっており，後日サーモグラフィーで走行部分と周辺部との温度差を計測してみたところ，走行部分の路面表面温度は周辺部分に比べて概ね 2～4℃程度高いことも判明した（図 7）．

図6

2016 年 1 月 19 日から 1 月 22 日までの気温，降雪量，積雪深の変化

図7

出構ゲート通過交通量

図8

走行車線と周辺部の温度差計測例

6. 推論の妥当性に対する考察
これまでの観測結果と発生条件の考察から，昨冬の気温，降雪量，積雪深のデータをも都合上，初の積雪が発生した 2015 年 11 月中旬から 1 月末までのデータに絞って紹介すると，図 9 のようになる．すなわち，11 月 25 日，12 月 18 日から 19 日にかけて， 1 月 19とに「そろばん道路ができる条件が揃った日」は何時だったのかを検証してみた．紙面の日，1 月 22 日の 4 回，条件が揃ったことがわかる．

図9

2015 年 11 月中旬から 2016 年 1 月末までの気温，降雪量，積雪深の変化- 57 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

一方，SNS を通じて投稿されたそろばん道路写真（図 10～13）を見てみると，これらの日付に，いずれも札幌市内とその周辺でそろばん道路が観察されていたことが分かった．なお，
本論文では割愛したものの，2 月，3 月においても同様の観測
写真が投稿されている．
図 10 2015.11.25 20 時
7. まとめ頃 新千歳空港付近
以上より，そろばん道路が発生し成長する条件として，一定程（撮影者：永田）度の交通量のあるところで， ①ある程度のまとまった降雪量があった後，②積雪深が減少する傾向にあり，③気温が概ね 0℃
から-2℃の間にあることが判明した．著者らは，標準砂を使ったそろばん道路の室内再現実験にも成功しており，今後は天然
雪や人工雪を用いてこれらの条件を再現し，その発生メカニズ
ムを解明する予定である．また，SNS（Facebook）を用いた
そろばん道路の情報収集は，発生条件とメカニズムの解明に非常に有益と考えられ，さらに多くの人々に協力を呼びかけ，研 図 11 2015.11.25 21 時頃
西岡付近（撮影者：永田）究の進展を目指したい．
URL: https://www.facebook.com/groups/201709790166110/

そろばん道路情報収集サイト：「そろばん・評判・見張り番！」

1) 竹下春見・小林浩二，1954: そろばん道路・砂利道の波，道路：Road engineering & management review, 54-2, 69-71
2) Joseph A. Both et al., 2001: Corrugation of roads, Physica A,【参考・引用文献】

301, 545-559
図 12 2015.12.18 23 時頃
3) Nicolas Taberlet et al, 2007: Washboard road: The dynamics of 澄川周辺（撮影者：永田）granular ripples formed by rolling wheels, Physical Review
Letters, PRL 99, 1-44) Baptiste Percier et al, 2011: Lift and drag forces on an inclined
plow moving over a granular surface, Physical Review, E84, 1-75) Baptiste Percier et al, 2013: Modeling a washboard road: Fromexperimental measurements to linear stability analysis, PhysicalReview, E87, 1-76) P. Claudin et al, 2015: Physical process causing the formation of
penitents, Physical Review, E92, 1-10

7) 永田泰浩ら，2012: 「そろばん道路」の発生に関する考察，
8) 松倉佑太ら，2008: そろばん道路の路面特性について，土図 13 2016.1.19 22 時頃
木学会北海道支部論文集，65，E4
北一条東 10 丁目付近
9) 高橋尚人ら，2016: 冬期道路の走行性評価技術に関する研（撮影者：正木）究，寒地土木研究所報告，1-12
北海道の雪氷，31，77-80- 58 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

地震による雪崩の発生評価技術について
Technologies for risk assessment of earthquake-induced avalanches
高橋渉，原田裕介（（国研）土木研究所 寒地土木研究所）
松下拓樹（（国研）土木研究所雪崩・地すべり研究センター）
松澤勝（（国研）土木研究所 寒地土木研究所）
Wataru Takahashi, Yusuke Harada, Hiroki Matsushita, Masaru Matsuzawa
１．はじめに
積雪期に発生 した地 震 が起因と なる雪崩の発生が報告されてお り, 発 生のリ スクを評価する手法が求められている.過去には,地震動による外力を考慮した斜面積雪の安定度の評価がなされているが,これらは地震動による地表面の加速度を,そのままの大きさで斜面積雪に作用させており 1 ) 2 ) ,積雪の応答特性を考慮していない.本研究では,振動実験により,任意の地震動における斜面積雪の応答を調べ,積雪の応答特性を考慮した地震による雪崩発生の評価手法を検討した.なお,本研究では横揺れの地震動によるせん断破壊によって発生する雪崩を対象とする.

２．実験概要実 験 場 (N43°12′55″,

E141°23′23″)

振動実験は寒 地土木研究所 石狩吹雪で,2014 および 2015 年の 1～3 月に 194回行った.屋外から自然積雪状態の雪を整形したもの(以下,試料という.)を
SPTDU-20K085L-50T)上に L 型鋼材により強固に 固定し た勾 配 30°の 合 板製
建 屋 内 に 設 置 し た 振 動 台(2m×2m;

斜面模型上(幅 50 cm×長さ 55 cm)に,
図1

振動実験の様子

うに設置した.図 1 に示す水平振動方向に,振動台の加速度を一定として,振動数を 1～
10Hz に 変 化 す る ス イ ー プ 加 振 を 3 分 間 加 え た . 振 動 台 に 入 力 す る 加 速 度 は 0.1～
積雪層構造が斜面 にほぼ平 行に なるよ

0.9G(1G=9.81m/s 2 )と し た . 試 料 内 に は 加 速度 計(18×18×24 mm 3 ,40g:ASW-5A)を 設 置
し,試料および振動台の加速度を 0.04 秒間隔で測定した.
３．実験結果３．１

試料の応答特性

試料内の任意の高さにおける加速度と振動台との加速度との比を応答倍率と定義する.振動数と応答倍率の関係は,いずれの実験回のいずれの加速度計においても,10Hzの際に応答倍率 が最 大となった.また,入力加速度が大きい場 合,試 料の重 量が大き い関係の一例を図 2 に示す.

場合,加速度計が 上層にある場合 に,応答倍率が大きくなっ た .振 動数と 応答 倍率との- 59 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

３．２

1.6

雪質の違いにおける応答倍率

応応答答倍倍率率

雪）の 3 つに分類した (しまり雪（湿雪）高さを約 10 cm 刻みで区分し,各雪質,各高
さ に お いて , 応 答 倍 率 と の 相 関 が 高 か っ たは例が少ないため除外) .また,加速度計の加速度計高さ_40cm

れぞれ説明変数とし,応答倍率の最大値 SR

加速度計高さ_30cm
加速度計高さ_15cm

1.2
1
0.8

入力加速度 a (G)と試料の質量 m (kg)をそ

1

振動数 (Hz)

図2

を目的変数とする重回帰分析により求めた結果を表 1 に示す.これは,しまり雪よりも

105

応答倍率と振動数の関係

応答倍率の最大値 SR と入力加速

表1

ざ ら め 雪, 乾 雪 よ り も 湿 雪 の 場 合 で 応 答 倍

度 a および質量 m の重回帰式
雪質 加速度計高さ 平均高さ N
10～ 20cm
15.7cm140
30～ 39cm
30.3cm97
40～ 49cm
40.7cm91
50～ 60cm
54.4cm77
10～ 20cm
15.0cm51
ざ30～ 39cm
30.0cm44
ら 乾め 雪
40～ 49cm
40.8cm49
雪50～ 60cm
50.4cm39
10～ 20cm
15.0cm55
ざら 湿
30～ 39cm
30.0cm48
め 雪
40～ 49cm
40.0cm48
雪50～ 60cm
50.0cm41における 30～39cm の位置において,10Hzにおける応答倍率を 100%としたときの,任率が大きくなる結果となった。また,各雪質

し
ま 乾
り 雪
雪

意の振動数 f(Hz)にお ける 比率 を回帰分析
により求めた結果を表 2 に示す.

４．地震動による雪崩の発生評価手法
４．１

加速度計高さ_60cm

1.4

本実験においては,試料の雪質を,しまり
雪（乾雪）,ざらめ雪（乾雪）,ざらめ雪（湿

R
0.452
0.449
0.487
0.407
0.513
0.778
0.523
0.539
0.582
0.554
0.607
0.629
2

重回帰式
SR =0.116a +0.003m+0.944
SR =0.190a +0.005m+0.919
SR =0.257a +0.007m+0.868
SR =0.399a +0.007m+0.844
SR =0.261a +0.005m+0.808
SR =0.513a +0.008m+0.676
SR =0.546a +0.009m+0.639
SR =0.677a +0.011m+0.524
SR =0.357a +0.006m+0.761
SR =0.577a +0.009m+0.630
SR =0.725a +0.011m+0.543
SR =1.043a +0.012m+0.442

雪崩発生評価モデルの検討
表2

ここでは,弱層から雪崩が発生する表層雪
崩を 対象 とす る. 本 研 究 で は 松 澤ら 3 ) が示

振動数 f との関係した地震動を考慮した積雪安定度 SI E ’を求める式に、表 1、表 2 で得られた結果をもとに、任意の高さにおける水平震度 a’を用い た 式 を 雪 崩 発 生 評 価 式 と す る(式(1)(2))(図 4).

CL  σ n Lcos ψ  a ' sin ψ  tan φ  Σ t D
SI E ' 
σ n Lsin ψ  a ' cos ψ a'  aSR10 Hz  1IR  1

(1)

(2)

応答倍率の比率 IR と,(10Hz の応答倍率を 1 とする)
N

関係式

ざらめ雪（湿雪） 48

IR =4.1×10 ×f

R
0.989
2

しまり雪（乾雪） 102 IR =4.1×10-3×f 2.41
ざらめ雪（乾雪） 44 IR =4.5×10-3×f 2.34
雪質

雪面

a

D

L
H

H'

y

Hs

sn

図4

sncosy

弱層

-3

0.992
0.994

2.37

b

雪面
弱層

a'

y

a -a' siny

斜面積雪に作用する力

ここで,C は積雪粒子の凝集力(N/m 2 ),L は(a)斜面積雪の荷重 σ n と強度 Σ s ,Σ t

弱層から上部の積雪層の長さ(m),σ n は単位(b)地震動による外力 a ’

面積あたりの弱層上の積雪荷重(N/m 2 )で,弱層上の積雪層の厚さ D(m)と密度 ρ(kg/m 3 )お よ び 重 力 加 速 度 g(m/s 2 )か ら 求 ま る(σ n =gρD).ψ は 斜 面 勾 配(°),Σ t は 雪 の 引 張 強 度(N/m 2 )である.φ は雪粒子の内部摩擦角で,新雪,こしまり雪,こしもざらめ雪の場合においては tanφ=0.21 とし,それ以外の雪質では考慮しない 4 ) .

水平震度 a’は表 1 で得た式が振動実験よりも大きい積雪深でも成り立つと仮定し,任- 60 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

意の高さにおける振動数が 10Hz としたときの応答倍率 SR 1 0 H z を求める。次に、表 2で得た式を用い、任意の振動数 f における応答倍率の比 IR を求める。これらを式(2)に代入し、水平震度 a’が求まる.
め 1 とはならない.実際の雪崩事例からの臨界値の検討 5 ) を参考に,本稿においては雪
雪崩の発生時 におけ る 積雪安定 度は, 実際の斜面は積雪の 側面等 の繋 がりが あるた

崩発生の目安となる積雪安定度を 1.5 以下の場合とした.

2011 年 3 月の長野県北部地震,2013 年 2 月の栃木県北部地震で発生した雪崩事例を

４．２

雪崩発生評価モデルの検証

対象にして,4.1 節で示した雪崩発生評価モデルの検証を行う．表 3 に示す諸条件を式(1),式(2)に与え,地震発生時の斜面の積雪安定度を求める.なお,引張強度 Σ t (N/m 2 )の調査は現地で行われなかったため,Watanabe 7 ) が積雪の密度 ρ(kg/m 3 )から引張強度を求めた式(3a),式(3b)を用いた.

Σ t  7.78  10 3 ρ 2.60 (ざらめ雪)(3a)Σ t  3.40  10  4 ρ 3.24 (しまり雪)(3b)

図 5a は, 4.1 節の方法で計算した地震発生時の積雪安定度 SI E ’と,地震発生前(a=0)の積雪安定度 SI を比較したものである.4 事例中 3 事例で地震発生前に 1.5 以上だった
積雪安定度が,地震時には 1.5 以下に積雪安定度が低下した.すなわち地震によって雪崩が発生した現象をよく再現していると考えられる.図 5b は式(1)で水平震度 a’を用いた場合（本研究の評価方法）と,地表面における水平震度 a をそのまま用いた場合（既往研究の評価方法）の比較である. 振動数が 4.3Hz であった栃木県北部地震においては,両評価方法の違いはあまり見られなかった一方,振動数が 11.2Hz を観測した長野県
手法でも積雪安定度は 1.5 以下を示す結果でがあったが，短周期の低下が著しくなった.既往の評価

地震動において，本研究で示した手法を用いた方がより厳密に評価が可能と考える.

a4.0

2011 長野県北部

a'を用いたの積雪安定度ＳＩＥ'a'を用いた地震時の積雪安定度ＳＩＥ'

北部地震において積雪安定度の2013 栃木県北部

3.0
2.0
1.0
0.0

0.0
1.0
2.0
3.0
4.0
地震前の積雪安定度ＳＩ (a=0)

b4.02011 長野県北部
2013 栃木県北部

3.0
2.0
1.0
0.0

0.0

1.0
2.0
3.0
4.0
aを用いた積雪安定度ＳＩＥ'

５．雪崩発生評価手法の一般化に
図5
4 章では雪崩発生評価モデルを

斜面積雪積雪の安定度計算結果

ついて

表3
発生年月日と
震源地

地震
規模

事例

2011長野県北部①2011長野県北部②2013栃木県北部①2013栃木県北部②(M)
2011/3/12
長野県北部
2013/2/25
栃木県北部

6.7

6.3

(a)式(1)において地震発生前後の比較(b)式(1)において式(2)を考慮した場合の比較

地震によって発生した雪崩事例の条件値

強震度観
水平 振動数測所と 雪崩 斜面
震度
雪崩発生 種類 勾配
a
f
箇所の
※1
※1
ψ
距離
(Hz)

0.72

1.25

(km)

11.2

4.3

※1 水平震度a は最大値、振動数f は水平震度最大値での値を示す

15

(°)

湿雪
表層
湿雪
6
表層
乾雪
表層
4
乾雪
表層

雪崩すべり面の積雪
長さ
雪質
せん断
強度
L

C

(m)

35 10※2
25 10

※2

42

9.5

42

9.5

(N/m )
2荷重
σn(N/m )
2

D

(m)

1580

ざらめ雪

780

1813

0.56

0.62

1510

744

0.41

0.55

2890

1626

0.74

1.00

※2 文献1)の図からの読み取り値。

0.61

H

(m)

ざらめ雪

こしも
ざらめ雪
こしも
ざらめ雪

1178

雪崩すべり面より上部の積雪
厚さ 深さ
密度
主体となる
雪質

0.75

ρ

雪崩すべり面より下部の積雪
深さ
密度
主体となる
雪質
H'

(kg/m )
3

ρ'

積雪観測場所(備考)(m)(kg/m )
197

ざらめ雪（湿雪） 新潟県十日町市孟地
ざらめ雪（湿雪） 新潟県十日町市野中

3

197

ざらめ雪

1.62

330

ざらめ雪

2.04

330

185

しまり雪

0.99

316

ざらめ雪（乾雪） 栃木県日光市奥鬼怒

224

しまり雪

0.66

224

ざらめ雪（乾雪） 栃木県日光市奥鬼怒

※2
※2

※3
※3

※3 データがないため、上部の積雪の密度を代用した1)。

- 61 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

示し，実際に発生した雪崩を対象に積雪安定度を求め，この評価モデルが適切に実現
象を再現するこ と確 認した .ここでは,任意の条件下で発生す る地震 動に対 して, 積雪
安定度の値を求める手法を検討する.
式(1)に お い て ， 雪 の 引 張 強 度 Σ t (N/m 2 )は 式(3a)(3b)よ り ， 凝 集 力 C(N/m 2 )はWatanabe 7 ) が積雪の密度 ρ(kg/m 3 )からせん断強度 Σ s (N/m 2 )を求める式(4a)(4b)(4c)を示Σ s  3.56  105 ρ3.36 (ざらめ雪・しもざらめ雪)している.

Σ s  3.73  10 ρ
4

3.08

(4a)

(しまり雪)(4b)Σ s  6.18  10 4 ρ 2.70 (ぬれ雪)(4c)

積雪の密度 ρ(kg/m 3 )は文献 8 ) に雪質に応じた積雪の密度の記載がある(表 4) . 弱層上の積雪層の厚さ D(m)は文献 5 ) を参考に 0.6m～0.7m と仮定することができる. 斜面勾配
ψ (°)，弱層から上部の積雪層の長さ L(m)は，対象とする斜面の形状から求まる.

式(2)における SR 1 0 H z ，IR については表１，表２より求めることができる.入力地震動である水平震度 a ならびに振動数 f の設定は，過剰な値を想定することは避け，短周期型の地震で雪崩発生履歴のある長野県北部地震の水平震度，振動数を想定するのが現時点では望ましいと考える．
表4

積雪の分類と密度値 8 )

雪質

しまり雪

ざらめ雪

こしもざらめ雪

しもざらめ雪密度(kg/m3)

200～500

300～500

200～400

250～400

1) 上石勲,本吉弘岐,石坂雅昭,佐藤威,2012:2011 年 3 月 12 日に発生した長野県北部地震
参考文献

による雪崩発生状況と地震の影響,雪氷,74-2,pp-159-169.
2) 松下拓樹,松澤勝,中村浩,2014:地震時の雪崩発生条件に関する検討-2013 年 2 月の栃木県北部地震の事例-,第 57 回(平成 25 年度)北海道開発技術研究発表会

3) 松澤勝,加治屋安彦,伊 東靖 彦,2002:地震発生時の斜面積雪の安 全率 評価に 関す る一考察,北海道の雪氷,26,pp95-98.
4) A.Zeidler and B.Jamieson,2006: Refinements of empirical models to forecast the shear
strength of persistent weak snow layers:Part A:Layers of faceted crystals:Cold Regions
Science and Technology,44,PP194-205.

5) Perla, R:Slab avalanche measurements,1977: Canadian
206-213.

Geotechnical Journal,14,6) 松下拓樹,中村浩,松澤勝,2014:地震による雪崩発生条件に関する検討,寒地土木研究
所月報,733,pp39-44.
7) Watanabe,Z:The influence of snow quality on the breaking strength,
Sci.Rep.Fukushima Univ.,27,27-35.

1977:8) 公益社団法人日本雪氷学会編,2014:新版 雪氷辞典,pp246.

- 62 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）2015 年 12 月 30 日に北海道旭岳奥盤の沢で発生した雪崩の調査報告
Report on an avalanche occurred at Oku-banno-sawa, Mt. Asahi,
Daisetsuzan National Park, on December 30, 2015
尾関俊浩（北海道教育大学札幌校），榊原健一（北海道医療大学），
宮下岳夫（(株)アルパインガイドノマド），大西人史（北海道立総合研究機構林産試験場），
佐々木大輔（GUIDE BANKEI），中川伸也（Natures），青木倫子（マウンテンフロー）
Toshihiro Ozeki, Ken-Ichi Sakakibara, Takao Miyasita, Hitoshi Onishi,
Daisuke Sasaki, Shinya Nakagawa, Michiko Aoki

2015 年 12 月 30 日 11:40 頃，北海

１．はじめに

道旭岳南西斜面，盤の沢から一本南に位置する通称奥盤の沢（または裏に雪崩が発生した（図 1）．この雪崩
盤の沢）をスノーボーダーが滑走中の発生は目撃者がおり，雪崩を誘発したスノーボーダー1 名が雪崩に巻なされた．12 月 30 日午後より周辺き込まれた可能性があるとの通報がのスキーヤー，北海道警察および自衛隊による埋没者の捜索が行われた
ものの埋没者は発見されず，翌 12 月
31 日に捜索は打ち切られた．

図 1 大雪山旭岳周辺の地図．朱色は雪崩跡を示す．国土地理院電子国土 web に加筆．

北海道支部雪氷災害調査チームは雪崩調査チームを編成し，翌 12 月 31 日に雪崩発
生場所の現地調査を行った．山岳地帯の調査は雪中登山技術と的確な進退判断を必要とすることから，本調査において調査チームは研究部門 2 名とガイド部門 4 名，前日から現地で捜索活動に当たっていたガイド 1 名の計 7 名のメンバーで構成することとした．さらに後日，救助等に関わった関係者への聞き取り調査を行った．本稿では現地調査によってわかった雪崩の規模，発生区の積雪状況，弱層と雪崩斜面の安定度について報告する．
表1

12 月 30 日に発生した雪崩の破断面および規模．

破断面
緯度
標高
斜度
厚さ
弱層の雪質
雪崩規模
全長
標高差

N43˚39'04''
1475 m
積雪表面 47˚, 滑り面 41˚
96 cm（積雪表面より 120 cm 深）
最大 170 cm
こしもざらめ雪 粒径 0.2-1.0 mm
360 m
約 217 m

経度
方位
長さ

E142˚49'30''
南西
69.9 m (直線距離),82.5 m (総長)

融解再凍結層上に発達
幅

最大 30 m- 63 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

２．雪崩調査２．１．調査の概要
大雪山旭岳（2291 m）は北海道のほぼ中央に位置
し，海から離れていることから雲粒の付いていない
綺麗な雪結晶がよく観察される山域である．また，
このパウダースノーがスキーヤーらに人気であり，最 近 で は新 雪 を 求 め て 入 山 す る 外 国 人 が 急 増 す る
傾向にあることから，今後この山域における雪崩事
2016 年 12 月 30 日，旭岳の標高 1475 m 付近の南西斜面で発生した雪崩は，スノーボーダー1 名が巻故の発生増加が危惧される．

図 2 雪崩の範囲．朱線は破断面，
濃い青はデブリを示す．国土地

き込まれた可能性があったため，北海道警察航空隊
理院電子国土 web に加筆．
行った 12 月 31 日は雪崩堆積区で引き続き捜索が行われていたため，道警捜索現地本部と打ち合わせをおよび自衛隊による捜索活動が行われた．本調査を(a)

行い，許可を得て雪崩発生現場に立ち入った．
現地調査は雪崩規模を計測するとともに，発生原因を調査するために，発生区において積雪調査を行なった．調査項目は以下の 3 項目である．
(1) 雪崩規模の測定，(2) 破断面の積雪調査，(b)(3) デブリの密度調査．
積雪調査の項目は，層構造，雪質，密度，雪温，硬度，弱層のせん断強度（シアーフレーム）である．
図3

雪崩跡の写真．(a)破断

２．２．調査結果
面．12 月 31 日撮影．(b)下流
歩き，GPS で位置をトラッ
クしながら発生区，走路，
雪崩の規模は，走路縁を図 4 破断面の積雪断面．

を向いて撮影した堆積区．12
月 30 日菊地基氏撮影．

堆積区を決定した．図 2 に GPS より推定した雪崩の規模を示した．朱線は破断面の位と下部の 2 箇所にデブリが堆積していた．この観測データより求めた雪崩の規模を表 1に示す．雪崩は全長 360 m，幅最大 30 m，標高差約 217 m であった．また破断面の長置，濃い青はデブリを表している．雪崩は谷筋に沿って流れ下り，斜面の緩やかな上部

さは直線距離で 69.9 m であった．図 3 は雪崩跡の写真である．図 3 (a)は 12 月 31 日の手前は谷筋に沿って堆積したデブリである．スノーボードまたはスキーのトレースが 3
箇所確認され，その 1 つを選択し破断面の調査を行なった．観測位置の決定には観測時
調査日に破断面を撮影した写真であり，上部破断面と側部破断面の一部が見える．写真の 2 次雪崩発生を勘案し，写真右から 3 番目の旗の手前とした．図 3 (b)は雪氷災害調査チームのメンバーでもある旭岳ビジターセンター菊地基氏が 12 月 30 日の雪崩発生

直後に雪崩堆積区で下流を向いて撮影した写真である．谷筋に沿ってデブリが堆積し- 64 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）ているのが見える．写真右手の斜面から雪崩が発生し，この谷筋に沿って流れ下った．
これらの写真より，発生したのは面発生表層雪崩であり，デブリにはブロック状の雪塊が見られ，スラブ状の積雪層が雪崩層を形成したことがわかる．

図 4 は標高 1475 m，南西斜面の破断面に対して垂直な面の積雪断面の写真である．

斜度は積雪表面で 47˚，滑り面で 41˚と急斜面であった．図 5 に雪温，密度，硬度（プッシュゲージ）の鉛直プロファイルを示す．また図 6 は破断面の積雪構造である．地表から 90-91 cm の層で破断が確認された．この弱層となった層の雪質は，しまり雪とこる層があった．図 7 の写真は 90～91 cm の弱層の結晶である．所々にこしもざらめ雪

しもざらめ雪であり，その下には融解再凍結層と思われるざらめ雪としまり雪からなの角張った結晶が観察される．また，上載積雪に融解は見られなかった．観測時の雪温分布からも，乾雪雪崩であったことが裏付けられる．
弱層においてシアーフレームテストを行い，上載積雪と斜度から斜面安定度 SI を求めた．場所を変えて 2 回行ったところ，SI=1.8 と 2.9 を得た．また，断面調査のすぐ近
くでシャベルコンプレッションテストを 4 回（2 人×2 回）実施したところ，破断した弱層において，CTE1 回，CTM3 回の結果を得た．破壊様式は全て SP であり，破壊の伝搬性が高い弱層であったことがうかがえる．以上より，所によっては斜面安定度が低く，弱層の破壊が平面的に伝搬して面発生雪崩の発生に繋がったことが推定できた．

図5

破断面の積雪観察結果．朱線は破断した弱層の存在する高さ．

図 7
図6

破断面の積雪構造．90-91 cm

こしもざらめ雪を含む弱層の結晶．

粒径 0.2-1.0 mm．ゲージは 3 mm メッシュ．

が弱層．目盛は地面からの鉛直高さ．
- 65 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

堆積区では捜索中のため ， 調 査は 雪 崩 規 模 と デブ
リ 密 度 の計 測 の み 行 っ た．

デブリ層の密度は 230～260
kg m - 3 であった．

３ ． こ しも ざ ら め 雪 の 発達した気象条件の考察
積 雪 の 中 間層 に 発 達 し た
し も ざ らめ 雪 系 の 弱 層 が見ら れ る 場合 に は ， そ の 層が表 面 付 近に あ っ た と き の気
象 条 件 がそ の 形 成 に 関 わって い る 場合 が 知 ら れ て いる
例えば 1）．雪崩発生前の気象を総観的に見ると，12 月 24 日

図8

12 月 24 日から雪崩発生時までの志比内アメダスの気象．朱枠の 24 日日中は気温が高く日照が多い．

も暖気が流れ込んだあと，25 日以降は低気圧の通過により冬型となり，それが 29 日まで続いた．30 日には冬型が緩み高気圧に覆われて晴れた中で，雪崩が発生した．図 8に 低 気 圧が 近 づ き 北 海 道にに奥盤の沢から近い志比内アメダス（N43˚38.6'，E142˚34.9'，標高 310 m）の 12 月 24

日から 12 月 30 日昼までの気象要素の時間変化を示した．志比内では 12 月 24 日の日中に日照があり，また気温が 4℃前後まで上昇した．この地点の標高は 310 m であるので，標高 1500 m 付近では気温はマイナスの可能性がある．そこで旭岳温泉にある北海道の道路防災気象データや旭岳ビジターセンターの気温を参照したところ，12 月 24 日の中川が 24 日 11 頃に雪崩現場に近い標高 1560 m 付近で記録したデータにおいても気温－1.5℃，快晴で，南向きの急斜面では日射の影響が強く，雪面は湿雪となっていた．
の日中は気温がプラスとなり，12 時頃には+2℃を超えていたことを確認した．共著者

以上より，図 6 の積雪構造で 83～90 cm に見られた融解再凍結層は 24 日に形成されたと推定できる．その上層にこしもざらめ雪が発達し，12 月 25 日以降の西よりの風で発
生区に吹き溜まりが形成されて積雪の不安定化に至ったものであろう．

調査チームは 2015 年 12 月 30 日に北海道旭岳奥盤の沢で発生した雪崩について現地

４．まとめ調査を行った．発生区および堆積区で行った積雪断面調査の結果，こしもざらめ雪を含んだ弱層が見られ，その層が破壊して面発生乾雪表層雪崩が発生したことがわかった．
雪崩発生前の気象データより，12 月 24 日の暖気で表層にできた湿雪層の上にこしもざ
らめ雪の弱層が形成され，その後の冬型によって発生区に吹き溜まりが形成され，30
日には斜面積雪が不安定であったと考察された．

1) 福沢卓也・秋田谷英次，1992：しもざらめ雪層の急速形成過程の観測．低温科学，A50，【引用文献】
1－7．

- 66 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

羊蹄山で 2016 年 3 月 26 日に発生した雪崩の調査報告
Report on an avalanche occurred at Mt. Yoteizan on Mar. 26, 2016
榊原大貴，下山宏，杉山慎（北海道大学），立本明広（NORTE），

雪氷学会北海道支部雪氷災害調査チーム
Daiki Sakakibara, Ko Shimoyama, Shin Sugiyama, Akihiro Tachimoto,
Snow damage research team of the Hokkaido branch, JSSI

１．はじめに
日本雪氷学会北海道支部では雪氷災害の調査を迅速に行うために，2007/08 年冬期に雪氷災害調査チームを発足させ，これまでに北海道で発生した雪崩事故を中心に雪崩事故調査を行ってきた 1 ) ．調査結果は「 北海道の雪氷 」にて報告されるとともに，概要
が雪氷災害調査チームのホームページ（http://avalanche.seppyo.org/snow/） でも公開されている．本報では，2016年3月26日に北海道京極町羊蹄山で発生した雪崩事故の調査結果を報告する．

２．雪崩事故の概要
2016 年 3 月 26 日 10 時 10 分頃，北海道京極町などの羊蹄山（標高 1898 m）で雪崩が発生し，道内に住む 40 歳代のスキーヤーと 30 歳代のスノーボーダーの男性 2 名が雪崩に遭遇し，このうちスキーヤーが行方不明となった．スノーボーダーの 119 番通報を受けて，道警山岳遭難救助隊と自衛隊などが捜索を行った． 28 日 12 時 20 分頃にスキーヤーは標高 895 m 付近の深さ約 5.5 m の雪に埋もれて心肺停止状態で発見され，病院に搬送されたが間もなく死亡が確認された．

３．調査結果
雪崩事故発生の翌日 2016 年 3 月 27 日に雪氷災害調査チームの 4 名で現場調査を行面に近い地形条件を持つ近隣の斜面で積雪断面観測を実施した（図 1）．

った．調査当日は堆積区にて捜索活動が行われていたため，破断面の目視観察と破断（１）雪崩の概要と破断面
雪崩が発生した沢の南側の尾根上標高 1340 m 地点より破断面の目視観察・写真撮影を行った（図 2）．雪崩の概要と破断面の詳細を表 1 に示す．雪崩の種類は面発生乾雪
表層雪崩であり，走路長よりサイズ 3 と推定された．破断面から埋没地点までは推定

距離 1049–1200 m， 標 高差 500–600 m で あ り，デ ブ リ 末 端 ま で は 推定 距 離 1580–
1760 m，標高差 700–800 m であった．破断面の厚さは約 30 cm から 1 m であった．
破断面は標高約 1400–1500 m の広範囲に分布していた．破断面の下部には融解凍結したと考えられる周辺とは色が異なる層が露出していた．
（２）積雪断面
破断面に近い条件と考えられる京極コース南側の沢，標高 1430 m 地点にて積雪断面を調査した（図 3，4）．調査地点での積雪構造および雪温と密度，硬度の鉛直分布を

図 5 に示す．雪面より 20–61 cm には密度・硬度が比較的大きいしまり雪の層が堆積していた．その下の 61–62 cm の領域では，ざらめ／こしもざらめ層が観察された（図 5）．
- 67 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

この層では顕著に硬度が小さかった（10 kPa）
（図 5）．また，シャベルコンプレッショ
ンテストを 2 人が各々2 回実施したところ，すべて上記のざらめ／こしもざらめ層において， CTE6(SP)，CTM11(SP)，CTH23(RP)，CTH21(SP)という結果を得た 2 ) ．以上の結果から雪面より 61–62 cm のざらめ／こしもざらめ層が弱層と推定された．
表 1 雪崩の概要と破断面
N42˚49'58"–N42˚50'02" E140˚48'55"–E140˚49'02"
発生地点
雪崩の種類
面発生乾雪表層雪崩
3
サイズ
破断面の標高約 1400–1500 m（目視による観察と地形図から推定）
破断面の方位・斜度
東–南東・約 30˚–40˚
破断面の厚さ
約 30 cm–1 m（沢の対岸からの目視による推定）
走路の幅約 10 m（目視による観察から推定）
デブリ末端の標高
約 700 m
破断面–デブリ末端
距離：約 1580–1760 m，標高差：約 700–800 m
破断面–埋没地点
距離：約 1040–1200 m，標高差：約 500–600 m

図 1 雪崩発生地点および調査地点．点線は京極コース，赤×は破断面の上・下部，赤●図 2 図 1 に示す赤●地点より撮影された破断面．

は破断面，青●は積雪の観測地点，黒×は埋没地点，赤△はデブリ末端位置を示す．

図 4 雪面から 61–62 cm の層を構成するざらめ／こしもざらめの結晶．
図3

調査地点での積雪断面．

ゲージは 1 mm ピッチ．

- 68 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

図5

観測地点における積雪の層構造，雪温，密度，硬度．

図 6 に，アメダス倶知安および（株）

４．雪崩発生までの気象条件

野外科学，京極気象観測所の地上気象要
素の観測結果を示す．雪崩発生の 10 日前となる 3 月 16 日から 3 日間，日中の気温が 0 °C を大きく上回る気温が観測された．
特に 18 日は倶知安・京極ともに約 12 °Cまで上昇し，この季節においては非常に高温となった．また，日射量も大きいこあった．その後，3 月 19 日から 20 日にかけて気温は急激に低下した．3 月 20 日以とから表面融解が促進される気象条件で降は，最高気温が 0 °C をわずかに上回る
期間が雪崩発生の当日まで１週間ほど続いた．気温の低下と共に風は南から北寄りの風向に変化し，地上では日中 5～

8 m/s 程度のや や強 い風 が 観測 された．
この期間の地上天気図を見ると（図 7），
気温が最も上昇した 3 月 18 日は，移動性
また，降雪も断続的に観測された．

の高気圧が北海道の東に移動し，西から図 6 倶知安および京極における地上気
象要素の時系列．

低気圧が接近していることから，北海道には南からの暖気が流入する気圧配置であった．その後，低気圧の通過とともに西高東低の気圧配置になり寒気の流入が生じた．西高東低の気圧配置はその後，雪崩発生日前日の 3 月 25 日まで継続した．

５．考察
雪崩の起因と考えられる，ざらめ／こしもざらめの弱層は，融解，再凍結，再結晶化による変質作用を受けていた．まず，融解の生じた条件を気象観測結果と照らし合- 69 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

わせると，雪崩発生 8 日前の暖気流入に伴う高温環境が引き起こしたと考えられる．

山麓の地上気温は 10 °C を超えており，また札幌の高層気象データを見ても，18 日 21時の 850 hPa 高度面（ジオポテンシャル高度 1457 m）の気温は 4.0 °C を記録していたことから，破断面地点でも表面融解をもたらす温度環境であったことが推察される．
一方，雪崩発生斜面が北東面であること，積雪層内に細かい層構造が存在しなかったことなどから，日射の影響は顕著ではなかったと考えられる．
18 日にかけて形成された融解層は，その後の気温低下に伴い再凍結した．低気圧の測地点のように放射冷却は卓越しない環境であったとみられる．一方で， 18 日から通過後の上空は強い風が吹いており，また孤立峰の急斜面帯であることから，地上観
20 日にかけての気温低下は非常に顕著であり，20 日 9 時には札幌 850 hPa 面での気温は氷点下−11.8 °C まで低下した．これらのことから，18 日から 20 日にかけての気温の急激な低下が積雪層内に大きな温度勾配を生じさせたことが，再結晶化の原因であったと考えられる．
また，弱層上の積雪は比較的密度が高く，硬度も大きかった．従って，風による再配分の影響をうけた風成雪が北東斜面の沢筋に吹き溜まることで，上載積雪層が形成されたと考えられる．

図7

左より 2016 年 3 月 18，20，25 日 9 時の地上天気図．

2016 年 3 月 26 日の羊蹄山北東斜面で発生した雪崩事故は，標高約 1400–1500 m の

６．まとめ

広い領域にて破断面が観測された．この雪崩発生区付近において，融解・再結晶によるざらめ／こしもざらめの弱層が観測された．この弱層は，およそ 1 週間前の暖気流入による表面融解と，その後の寒気流入に伴う急激な気温低下という，非常に大きな寒暖差をもたらした気象条件によって形成されたことが推察された．

謝辞（株）野外科学より京極気象観測所で取得された気象データを頂いた．ここに感謝の意を表する．

1) 山田 知充，2014: 活躍する雪氷災害調査チーム: 北海道支部の社会貢献活動，雪氷,【参考・引用文献】
76, 481-485．

2) 雪氷災害調査チーム，2015: 山岳雪崩大全，山と渓谷社．
- 70 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

豪雪地における身体障がい者の身体活動の実態～無雪期と積雪期の比較～
Physical activities of physically disabled people living in heavy snowfall area:
comparisons between snow-free seasons and snowfall season
須田力（NPO 法人雪氷ネットワーク），尾方寿好，藤丸郁代（中部大学）
水野眞佐夫，笠師久美子（北海道大学）
小笠原英之（NPO 法人 障害者の地域生活を支援する会），浅野目祥子（NPO 法人 手と手）
Tsutomu Suda, Hisayoshi Ogata, Ikuyo Fujimaru, Masao Mizuno,
Kumiko Kasashi, Hideyuki Ogasawara, Sachiko Asanome【目 的】
北海道と積雪寒冷環境を共有するカナダの Ontario において, 在宅の成人の脳性麻痺の人たちが屋外で過ごす時間は,冬季に大きく減少し機能障害が進行すると Wijekoon, S. et al(2015) 1) は報告している. 北海道において Shirado et al (1995) は, 脊髄損傷者の 90 %以上の者は冬季でも買い物や医療のために外出せざるを得ないが, 車椅子の前輪の雪中の埋没,
スリップ, 駆動する手のしびれ, 凍傷などによる外出困難の問題をあげている 2). 大川戸
行は困難となり介助者も足が滑って車椅子を押せない、新雪が 3 cm 積もると後輪がスリッたち（2008）は, 雪上での車椅子移動の実験から, 凍結路面での車椅子はスリップで自力走

プして走行不能となり, 深雪では車椅子はもとより下肢不自由者, 視覚障がい者, 高齢者
他も歩行に支障をきたすと指摘している 3). 以上の問題背景から, 全域が豪雪地の北海道において冬季の身体活動機会が最も不利な状況に置かれている身体障がい者の無雪期, 積
雪期の外出, 運動・スポーツの実態およびその影響要因を明らかにし, 今後の方策を探索するための調査を実施した.

【方法】て生活している人たちを調査対象者として, 2014 年 2 月～3 月, 無記名の自己記入式アンケートを実施した. 調査項目は, ①身体障がいの内容, ADL(日常生活活動), 治療中の疾患,
北海道内で身体障がい者手帳を持ち, 在宅で四肢または下肢麻痺により車椅子を使用し②無雪期・積雪期別の外出方法, 頻度, 運動・スポーツ実施状況, 利用している施設, ③外出困難の理由, ④運動スポーツ実施頻度を増やすために必要な条件などであった. 本調査
計画は, 中部大学倫理審査委員会の審査・承認を経て, 調査対象者に対してインフォームドコンセントを得て実施した.

表1

有効回答数の内訳（平均値±標準偏差）

一般成人

学生

アスリーツ

N

男 9、女 8

男 1、女 2

男 12

年齢範囲（歳）

20～76

9～20

21～48

44.2±18.0

15.0

36.7±8.4

年

齢（歳）- 71 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

表 1 に有効回答の内訳を示す. 地域別内訳は, 札幌 13 名（石狩市を含む）,

苫小牧 3

名, 旭川 12 名（東神楽を含む）, 士別市 4 名（剣淵を含む）であった. 回答者は, アスリートとして活発にスポーツに参加している群, 一般成人群, 学生群に分類された. 本研究では「アスリーツ群」12 名と一般成人 17 名と学生 3 名を合わせた「一般・学生群」との比
統計処理は, 群間の割合は χ2 検定およびマン・ホイットニ検定を用いた. 有意水準の判定は, 危険率 0.05 以下とした.
較検討を行った.

【結果】（１）障がいの内容
障がいの内容は, 脊髄損傷および麻痺により上肢, 下肢, 四肢の運動機能に制限を有する者で合わせて言語, 視力障害も有する者も各 1 名, その他の障がいが 4 名含まれていた.
40 %および 75 %, 電動車椅子は, 0 %および 25 %, 杖が 50 %および 20 %, 補装具が 25 %および 10 %であった.
移動に使用する器具は, 一般・学生群およびアスリーツ群で自走式車椅子は, それぞれ

現在治療中の疾患は, アスリーツ群の 67 %が「なし」と答えたのに対し, 一般・学生群（２）健康状態では脳神経系, 腎泌尿器系, 消化器系が 25 %, 呼吸器系, 整形外科系が 20 %などさまざまな疾患を抱えている者が多かった. 何らかの疾患を有する者は, アスリーツ群に対して一般・学生群が有意（p < 0.05）に多かった.

ADL の 11 項目のうち食事, 入浴, 整容, 着衣, 排尿管理, 排便管理, トイレ動作, 椅子とベッドの移動, コミュニケーション能力の 9 項目において, アスリーツ群は 90 %以上が自（３）ADL（日常生活活動）ったものの, 差は有意ではなかった.「移動」（45 m 以上の歩行）および「階段昇降」の 2

力でできると答えたのに対し, 一般・学生群は何らかの介助を必要とする割合が高めであ
項目においては, 「自分一人でできる」と答えた割合は, アスリーツ群がいずれも 75 %であったのに対し, 一般・学生群はいずれも 25.0 %と有意（p < 0.05）に低かった.
（４）移動能力と冬季の外出の抑制
自分で車を運転して運動・スポーツの目的で外出できるか否かは, 冬季の活動性に大きな影響要因となると考えられる. アスリーツ群では, 無雪期, 積雪期を通して全員が自分で運転して外出ができると答えたのに対し, 一般群では無雪期が 29.4 %, 積雪期が 11.8 %とはっきり差が見られた（p < 0.01）.

50 %, 一般・学生群では 45 %であったが, 積雪期にはそれぞれ 16.7 %, 17.6 %といずれも減少し, 「移動が困難」と答えた割合は, 無雪期と積雪期でアスリーツ群が 16.7 %から 58.3 %,「外出で困ったこと」として, 「特にない」と答えた割合は, 無雪期にはアスリーツ群が一般・学生群が 30 %から 65 %と大きく増加した.

スポーツの好き嫌いも両群で大きく異なっていた. アスリーツ群では, 91.7 %が「好き」,
8.3 %が「まあまあ好き」と答えていたのに対し, 一般・学生群では「好き」が 30 %, 「ま（５）スポーツの好き嫌い, 実施状況

あまあ好き」が 25 %, 「ふつう」が 10 %, 「あまり好きでない」が 15 %, 「嫌い」が 20 %と分散が大きい. この割合を反映して「普段から運動・スポーツ実施を心がけていますか」という問に対して, アスリーツ群は全員が「心がけている」と答えたのに対し, 一般・学生- 72 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

群では 20 %と有意に低く（p < 0.01）, 「特に心がけていない」が 75 %, 無回答が 5 %と, ス
ポーツへのモーチベーションの低さが懸念された.
実施しているスポーツは, アスリーツ群は, 「スケート・アイスレッジホッケー」および「野球・ソフトボール」が 41.7 %, 「室内運動具を使った運動」が 33.3 %, 「テニス・卓球, 車椅子テニス」および「車椅子ラグビー」が 25 %で, いずれも無雪期, 積雪期とも同じ割合で, ほかに「車椅子バレー, 車椅子バスケットボール」（無雪期 16.7 %, 25%）と多彩なスポーツを積雪期にも楽しんでいた. 一方, 一般・学生群は「スポーツはしなかった」と答えた者が無雪期 45 %から積雪期には 60 %と増加し, 無雪期の「キャンプ, オートキャン

プ」（10 %）, 「サイクリング, サイクルスポーツ」（10 %）, 「ボート・カヌー」（5 %）などのアウトドアスポーツが積雪期には皆無であった.
「運動・スポーツの実施頻度」, 「運動・スポーツによる外出頻度」および「自宅での運動・スポーツ実施状況」について, マン・ホイットニ検定及び χ２検定を行った結果, 無
雪期, 積雪期ともアスリーツ群が有意（いずれも p < 0.01）に高かった.

(６)気分・体調
無雪期と積雪期について気分および体調を 5 段階のスケールで比較した結果, 無雪期・はアスリーツ群が有意（p < 0.05）に良好な健康状態と答えた.

積雪期ともアスリーツ群が一般・学生群よりも良好な傾向を示し, 積雪期の体調について（７）積雪期の運動・スポーツの実施に必要なこと
図１は, 積雪期に運動・スポーツの実施頻度を増やすために必要と感じたことを複数回答可であげられた結果を示す.
運動・スポーツ施設の利用時間帯の拡大」は, アス
リーツ群の 58 %に対し一般学生群は 0 %, 一方「自宅で実施できる運動・スポーツの開発」は, アスリー
ツ群が 0 %, 一般・学生群
が 35 %と明瞭に違いが見

図1

積雪期に運動・られた. 両群共通にあげらスポーツの実施頻度をれたのは,「身近に運動スポーツができる環境の充実」

増やすために、必要なこと（複数回答可）

であった.

自由記述で「運動・スポーツの充実のために望むこと」として, アスリーツ群では,「車椅子での使用を断られたりする」, 「利用時間帯の拡大」など施設利用上の行政の理解不足」, 制約の問題, 一般・学生群では, 障がい者への理解,周囲のサポート, 社会の理解と認知が進むなどの要望があげられた.

- 73 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）【考察】

脊髄損傷者は、身体活動性が低く, 運動不足により内臓肥満が生じ生活習慣病が進行しやすいことが指摘されている 4). 積雪寒冷地において冬季には路面の堆雪、凍結、シャーベット雪などさまざまな障壁によって車椅子使用者の通行性は妨げられる 5). 大川戸ら
（2008）は, 圧雪路面, 凍結路面における車椅子通行の実験から冬道を車椅子で通行できる条件として「凹凸を無くした硬い路面に砂を散布する」ことによる地域住民の協力を提言している 3). 冬道は車椅子ユーザーの自力の通行が困難で介助者の必要なことが多い. Suda
et al（2013）は, 雪上路面での車椅子の介助は車輪の雪への埋没などにより無雪路面よりも運動強度が増加し, 高い筋力発揮が要求されることを報告している 6). 一方, こうした障壁も介助に協力する人を増やすなどで共助の心を広げる機会ともなる.
今回は, Shirado et al.(1995) 2)によって指摘されている寒冷暴露下での車椅子走行に伴う身体障がい当事者の健康上の問題, 四肢の疼痛, 上気道感染, 痙攣などの症状, 車椅子のス
リップや凹凸による転倒など安全性の問題について質問項目を設けなかったが, 回答者から今後このような問題も取り上げる様要望があった.

【結論】

態, ADL,外出の機会, 方法, 介助の必要度, 運動スポーツに対する意欲, 実施率, 要望事項などで異なっていることが明らかとなった. 積雪期に運動・スポーツ実施を可能にするた
以上の結果, 身体障がい者間においてもアスリーツ群と一般成人, 学生の間で, 健康状

めの条件として両群共通にあげられていたのは,「身近に運動・スポーツができる環境が充実すること」であった. 一般社会人・学生群においては, 自宅で簡単にでき,場所をとらな
い, お金がかからない運動・スポーツ方法の開発と周囲のサポート体制の充実があげられた.

【参考・引用文献】
1) Wijekoon, S., K-M. Tran-Nguyen, F. Ismal, et al., 2015 :Seasonal

1, No.3, 163-168.
2) Shirado, O., M. Shundo, K., Kaneda, T. E. Strax, 1995 :Outdoor winter activities of spinal

OutdoorVariationsinActivities in Adults with Spasticity. International Journal of Neurology Research. Vol.

cord-injured patients. with special reference to outdoor mobility.
74, No. 6, 408-414.

Am. J. Phys. Med. Rehabil. Vol.

3） 大川戸貴浩, 東海林隆, 新谷陽子, 2008 : 雪道における車椅子の走行性能基礎実験, 雪4) 水口正人, 2006： 特論 1. 脊髄損傷者の生活習慣病, 脊髄ヘルスケア・Q&A 編, 107-118,
http://www.jscf.org/jscf/SIRYOU/healthcare/Q&A/tokuron-1.pdf.
氷研究大会発表要旨集.

5）財団法人国土技術研究センター編, 2011: 増補改訂版

ラインー道路のユニバーサルデザインを目ざして, 第 11 章
287-302.

道路の移動等円滑化整備ガイド
積雪寒冷地における配慮,

6）Suda, T., Y. Uenishi, M. Mizuno, H. Nakazumi, 2012 : Physiological responses to simulated
ambulance work tasks in residents of snowy regions. 7th International Conference on SnowEngineering. 120-131.

- 74 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

冬道歩行の健康体力科学的研究

A study on walking on sidewalks in winter from health and fitness
perspective.
鑓野目純基，石井元気，吉田拓登，侘美靖（北海道文教大学大学院健康栄養科学研究科）
須田力（NPO 法人 雪氷ネットワーク）
Junki Yarinome，Genki Ishii，Takuto Yoshida，Yasushi Takumi，Tsutomu Suda

1．はじめに健康の保持増進には，通年の身体活動実施が不可欠であることが国際的にも認められている(身体活動のトロント憲章，2010)1)．しかし冬道歩行には転倒の危険性が常に伴うことから，積雪寒冷地域住民にとって冬季の身体活動量確保は大きな課題である．鈴木(2014)は，札幌市の高齢者を対象とした調査で，積雪凍結路面が転倒への恐怖や外出機会の減少に関係していることを報告している 2)． これまで，冬季路面条件の評価として，秋田谷と山田(1994)は，道路管理の面からみた目視による路面分類について報告している 3)．この分類を参考にしつつ，健康
体力科学的視点から歩行路面状況と歩行者の主観的な感覚との関係について検討する必要がある．我々は，積雪寒冷地に暮らす人々の日常的な生活条件において，冬道歩行における歩行パ
ラメーターや主観的な感覚による路面評価について探索した．

平成 28 年 2 月 12 日～3 月 7 日を冬道，同年 4 月 4 日～5 月 2 日を無雪での測定日とし，北海道恵庭市の北海道文教大学構内で測定実施した．調査対象者は同大学教員および学生 15 名
2．方法とした．対象者のうち男性 5 名は異なる路面条件下における差異をみるため複数回の測定を行った．表 1 に調査対象

表 1 調査対象者の身体的特性(平均値±標準偏差)

冬道
無雪

性別
男性
女性
男性
女性
計

n数
9
6
9
6
15

年齢
42.8±20.3
31.8±7.1
42.8±20.3
31.8±7.1
38.4±16.6

身長169.3±6.4
158.2±5.4
169.3±6.4
158.2±5.4164.9±8.0

体重69.2±5.053.4±4.2
69.0±5.453.9±4.963.8±8.8

着衣体重71.2±4.655.3±4.470.2±5.554.9±4.965.4±8.9

者の身体特性を示す．
服装は，対象者個々の日常に即した条件を重視するため通勤，通学時の服装とした．測定
時の転倒の危険と安全面の配慮のため調査対象者にヘルメットを着用させた．スリップなどの不安がある場合には，申し出により装着式スパイクを貸与し測定を行った．測定項目は，(1)気温，(2)湿度，(3)路面分

類 4)，(4)路面の滑りやすさの測定，(5)歩行パラメーターとして歩数(歩/分)，ストライド(cm)，
歩行速度(m/分)（スズケン社 Lifecorder®EX 使用)，(6)著者らが作成した冬道歩行難易度自覚ス

ケール(図 1)とした．なお(4)滑りやすさの測定は，底面形状が縦 19 cm×横 12 cm，重量 2310 g
ジニアリング社製 RZ-50)を用いて計測し，この測定値から静止摩擦係数を算出し［測定値/(測定器重量×重力加速度)］滑りやすさとした．歩行コースは大学周囲 1,700 m とし，歩行終了後，のアルミ素材で進行方向先端が丸められた測定器を各路面上でフォースゲージ(アイコーエン

対象者に冬道歩行難易度自覚スケールを記入させた．圧雪路面，氷板路面，無雪路面（以下，圧雪，氷板，無雪）における歩数(歩/分)，ストライド(cm)，歩行速度(m/分)および冬道歩行難易度自覚スケールの回答に差異があるかを検討した．統計解析は，歩数，ストライド，歩行速度- 75 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）の路面間比較は，一元配置分散分析および対応のある t 検定を用いた．冬道歩行難易度自覚ス
ケールの三路面間比較はクラスカル・ワーリス検定および多重比較検定（Steel-Dwass 法）を用いた．有意水準を 5 ％未満とした．本調査は，北海道文教大学倫理審査委員会の承認(承認番号27011)を得て行われた．研究対象者には研究の目的と内容，協力中止の権利について文書と口頭で説明し，同意書を得て調査を開始した．

［CODE］

氏 名「冬道歩行」難易度自覚スケール日 時

該当する番号に○印をつけてください。

年

月

日

＜記入不要＞

時ごろ

状況等

１． 全く影響を受けないで 自分のペースで歩ける
２． 少し気を使いながらⅠ 全体として歩きやすかったですか

１． (平坦で）まったく問題なく歩ける

自分のペースで歩ける

２． 注意しながら歩ける程度

３． だいぶ気を使いながら 自分のペースで歩ける

A 凸凹路面でしたか３． 少し苦労しながら歩ける程度

４． 無理をすればなんとか 歩ける

４． 大変苦労して歩ける程度

５． 歩けない

５． 歩けないほどひどい状態
１． まったくない
２． 注意しながら歩ける程度
B 前後方向の傾斜･スリップはありましたかA 集中力が必要でしたか３． 少し苦労しながら歩ける程度

１． まったく必要なかった

４． 大変苦労して歩ける程度

２． ほとんど必要なかった

５． 歩けないほどひどい状態

３． どちらともいえない

１． まったくない

４． 少し必要だった

２． 注意しながら歩ける程度
C 左右方向の傾斜･スリップはありましたか５． かなり必要だった
１． まったく必要なかった

３． 少し苦労しながら歩ける程度
４． 大変苦労して歩ける程度

２． ほとんど必要なかった

５． 歩けないほどひどい状態
Ⅲ路面状況はⅡ 精神的にB 危険予測が必要でしたか

３． どちらともいえない

１． まったくない

４． 少し必要だった

２． 注意しながら歩ける程度
D 予期せぬ方向へのスリップはありましたか

５． かなり必要だった

C 路面への目配りが必要でしたか３． 少し苦労しながら歩ける程度

１． まったく必要なかった

４． 大変苦労して歩ける程度

２． ほとんど必要なかった

５． 歩けないほどひどい状態

３． どちらともいえない

１． よく利いてまったく問題ない

４． 少し必要だった

２． 少し注意が必要な程度利いた
E 足元の踏ん張りが利きましたか５． かなり必要だった

３． 少し苦労しながら歩ける程度利いた
４． 大変苦労して歩ける程度しか利かない
５． 歩けないほどひどい状態

今日の路面状況に選択した靴は適切でしたか

はい

・

いいえ
１． まったく問題なく歩ける【お気づきのことがあれば記入してください】

２． 注意しながら歩ける程度
F 雪の深さの影響

３． 少し苦労しながら歩ける程度
４． 大変苦労して歩ける程度
５． 歩けないほどひどい状態

図 1 冬道歩行難易度自覚スケール
3．結果
3-1 路面の滑りやすさ
各路面の滑りやすさの平均値は圧雪 0.76，
氷板 0.67，
無雪 0.77 で氷板が最も滑りやすかった．
今回の測定値にはばらつきが大きく，三路面間に有意差は認められなかった．
3-2 歩行パラメーター（歩数，ストライド，歩行速度）
圧雪，氷板路面を歩行した者の歩数，ストライド，歩行速度を，自身の無雪歩行時と比較した結果を表 2 に示した．
「歩数」は，無雪歩行時に対して圧雪歩行時はわずかに減少したが有意
表 2 歩数，ストライド，歩行速度の比較(平均値±標準偏差)

差は認められなかった．
また氷板歩行時は無雪歩

圧雪
(n=8)
歩数
(歩/分)

無雪
(n=8)

圧雪vs無雪

氷板
(n=7)

無雪
(n=7)

氷板vs無雪行時とほとんど変化がな
かった．
「ストライド」は，

121.5±8.0 124.8±4.6

n.s.

123.7±8.1 122.2±3.3

n.s.

ストライド
72.8±7.2 74.8±10.2
（cm）

n.s.

72.8±5.8 77.9±6.8

p<0.01

歩行時に平均 2.0 cm 減少

歩行速度
88.5±11.1 93.3±13.2（m／分）

p=0.07189.9±7.5 95.2±9.0

p=0.057

したが有意な差ではなか

無雪歩行時に対して圧雪- 76 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

り平均 5.1 cm の有意(p < 0.01)な減少が認められた．
「歩行速度」は，無雪歩行時にった．一方，氷板歩行時は無雪歩行時よ比べ圧雪歩行時は平均 4.8 m/分遅くなっ行時は無雪歩行時より平均 5.3 m/分の速度低下がみられたが有意ではなかったが有意ではなかった(p=0.071)．氷板歩た(p = 0.057)．

図 2 に圧雪，氷板，無雪歩行時それぞれの難易度自覚スケール回答平均値

3-3 冬道歩行難易度自覚スケール

図 2 圧雪，氷板，無雪における回答の比較を示した．いずれの項目でも無雪歩行
時の平均値が最も低く，次表 3 各質問項目における路面間の多重比較検定の結果
三路面
Ⅰ 全体として歩きやすさ
ⅡA 集中力の必要性
ⅡB 危険予測の必要性
ⅡC 目配りの必要性
ⅢA 凸凹路面
ⅢB 前後スリップ
ⅢC 左右スリップ
ⅢD 予期せぬスリップ
ⅢE 足元の踏ん張り
ⅢF 雪の深さの影響

p<0.01p<0.01p<0.01p<0.01p<0.01p<0.01p<0.01p<0.01p<0.01n.s.

圧雪vs無雪 氷板vs無雪 圧雪vs氷板
p<0.05p<0.05n.s.
p<0.01
n.s.
n.s.
n.s.
n.s.
p<0.01n.s.

p<0.05p<0.05p<0.01p<0.01p<0.01p<0.01p<0.01p<0.01p<0.01
n.s.

n.s.
n.s.
p<0.05
n.s.
n.s.
n.s.
n.s.
n.s.
n.s.
n.s.

いで圧雪，氷板の順で高くなった．

表 3 に，圧雪，氷板，無雪の三路面間の多重比較検定の結果を示した．上位検定である三路面全体の比較
では，ⅢF(雪の深さの影響)な差(p < 0.01)が認められた．下位検定の二路面間比を除くすべての項目で有意較では，圧雪 vs 無雪においてⅠ，ⅡA，ⅡC，ⅢE で有意に異なっていた．氷板 vs 無雪では

ⅢF 以外のすべての項目で有意に異なっていた．圧雪 vs 氷板ではⅡB のみが有意に異なっていた(p < 0.05)．
4．考察
大川戸ら(2014) 5)による実験的に造成された路面における滑りやすさは，圧雪 0.73，氷板 0.39，
無雪 0.79 であった．本調査の結果では，圧雪と無雪で近似していたが，氷板では高い値となっ
4-1 路面の滑りやすさ

た．自然状態の歩行路面では，路面の凹凸や陥入抵抗などの影響があったと推測され，今回はこれら条件を十分加味できていなかったと考えられる．
4-2 歩行パラメーター（歩数，ストライド，歩行速度）
今回，無雪歩行時に比べ氷板歩行時のストライドでは有意な短縮が認められたが，歩行速度
は圧雪歩行および氷板歩行のいずれも有意ではないものの減速の傾向が見られた．大川戸ら 5)

雪や無雪に比べ 20～30 ％低下すると報告している．本研究結果は，圧雪 vs 無雪の歩行速度については大川戸らの報告と一致していた．しかし，氷板 vs 無雪では減速の傾向はあったが統計は，実験的に造成した条件では圧雪と無雪では平均歩行速度に大きな変化はないが，氷板は圧的有意ではなかった(p = 0.057)．今後のデータ蓄積により造成した条件ではない自然環境での氷板および無雪における歩行速度の関係がより明確になると推測される．
本研究では，可能な限り対象者の日常の状態を重視するよう心がけ，特別な冬靴やストック- 77 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

測定状況を確認したところ，他の研究対象者と状況の異なる 2 例が確認できた．1 例目は冬道(圧雪歩行)ではハイカットのブーツ，無雪歩行時に踵高 5 cm の靴を履いていたため，無雪時に等は使用せず対象者自身の履き慣れた靴で測定した．この条件での結果を上述したが，詳細に手であったため氷板での歩行速度が無雪時より早かった例であった．この 2 名を除いて改めて比べ圧雪歩行時のストライドが伸長し歩行速度が早かった．2 例目は現役のアイスホッケー選解析すると，無雪に対し圧雪，氷板それぞれの歩数差は-3.9 歩(n.s.)，+0.5 歩(n.s.)，またストラ
イドは-3.9 cm(p < 0.01)，-5.8 cm(p < 0.01)，さらに歩行速度は-7.8 m/分(p < 0.05)，-6.9 m/分(p < 0.05)となった．測定結果に対象者が選択した靴などの影響が出ることは予想されるが，こ対象にデータ収集を行い，履物の種類と特性を加味した検討を進めることが課題の 1 つと考えられる．

れは個々人の日常生活重視を建前とする本研究の限界でもある.今後はさらに幅広い年齢層を4-3 冬道歩行難易度自覚スケール
図 2 のレーダーチャートのパターンからも明らかなように，歩行者は氷板，圧雪，無雪の順で高い難易度を感じていた． 二路面間の比較から，無雪に比べ圧雪歩行では特に「集中力」

冬道歩行難易度自覚スケールによる三路面の比較結果から，
歩行難易度の自覚には差があり，(ⅡA)と「路面への目配り」(ⅡC)が必要で，さらに「足元の踏ん張り」(ⅢE)への注意が必要だと分かった．一方，氷板は難易度自覚スケールの「ⅢF 雪の深さの影響」以外の全項目で無雪より難易度が高く感じられており，圧雪歩行より不安を強く感じる場面が多いことが確かめられた．圧雪歩行と比較して氷板歩行時に「危険予測」(ⅡB)の必要性を強く感じていた．これ
らの結果から，冬道の路面状況を主観的に評価することの可能性が確かめられた． 個人のバランス能力など身体能力との関係についても今後検討が必要である．

5．まとめ
自然な状態での圧雪，氷板，無雪それぞれの歩道路面における滑りやすさに有意差が認められず路面の凹凸や陥入抵抗の影響が考えられた. スポーツ活動などの生活歴や日常的に履く靴などによる個人差はあるが，無雪に比べ氷板や圧雪の歩行では毎分歩数に差はないが，ストラ
イド短縮，歩行速度減少の傾向が見られた．冬道歩行難易度自覚スケールにより歩行者の主観的情報を得ることで，歩行者の視点にたった路面評価ができる可能性が示唆された．また安心して意欲的に冬道を歩行するためには，滑りやすい路面への対応能力を高めるための筋力や敏捷性などの身体機能の向上などとともに，集中力，目配り，予測能力などの重要性が示唆された．

【参考・引用文献】
1．井上茂ほか，2011：身体活動のトロント憲章日本語版：世界規模での行動の呼びかけ．運動
疫学研究，13(1)，12-29．
2．鈴木英樹，2014：札幌市における積雪凍結路面での転倒に伴う救急搬送の現状と高齢者の意識について 坂倉恵美子編著，積雪寒冷地における高齢者の居場所づくり．株式会社ワール
ドプランニング，162-172．
3．秋田谷英次，山田知充，1994：目視による道路雪氷の分類．北海道の雪氷，13，18-21．
4．防災雪氷研究室，1996：新路面分類について．開発土木研究所月報，No.517，34-43．
5．大川戸貴浩，須田力，野田竜也，森井隆，石本敬志，2014：高齢者の転倒不安軽減に向けた冬期路面での歩行基礎実験．第 30 回寒地技術シンポジウム，452-454．
- 78 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

流（融）雪溝事始～苫前町古丹別地区を事例に～
A Research for the improvement of
the use of existing snow-flowing gutters
小西 信義，野呂 美紗子，中前 千佳，原 文宏（（一社）北海道開発技術センター），
西 大志（苫前町まちづくり企画）
Nobuyoshi Konishi, Misako Noro, Chika Nakamae, Fumihiro Hara, Daishi Nishi
１．はじめに流（融）雪溝は導入から 30 年が経過し,この間,沿道地域の過疎高齢化といった社会情勢の変化もあり利用状況の課題も指摘されている.
今後の流（融 ）雪溝 運 用方法の 改善策を検討するために各種調 査を 行った . 本稿では,①流（融）雪溝に関わる既存文献調査,②平成 28 年 2 月における苫前町の流雪溝利用実態調査の結果を報告し,流（融）雪溝に関する調査研究の事始としたい.
２．「ふゆトピア」事業における流（融）雪溝の政策的位置づけ
そもそも,「ふゆトピア事業」と流雪溝の政策的な位置づけだが,ふゆトピア事業は活力ある北国の生 活文化の 創造 を目指し,雪に強い快適な環境づくりを 行う 各種施策の総称であり,昭和 60 年に当時の北海道開発庁が提唱し,現在に至っている.うち,流雪溝事業は「北国のまちづくり事業」を中心に進められ,道路幅の確保や歩道の確保,運転者の視程の確保など冬道のバリアフリー化を目的としたもので,国道・道道・市町村
道の一体的整備（流雪溝の面的整備）,地域住民の参加が前提の事業である.
３．現在の流（融）雪溝の供用状況
現在の流雪溝の供用状況は,北海道開発局による平成 25 年 4 月 1 日現在の『流（融）
雪溝施設現況調書』によれば,道内 5 つの建設部管内の 22 市町村 24 箇所の国・道・市
町村道において,のべ延長 104,964 m の流（融）雪溝が供用されている（表 1）.
表 1.全道の流（融）雪溝の供用状況のべ延長（m）
建設
供用市区町村
部名 国道
道道
市道
町道 村道
計
札幌市南 区,砂川市,滝 川市 ,奈 井
32,922
札幌 22,427 1,414 5,661 3,420 江町,長沼町,沼田町,秩父別町
982 6,243 今金町,せなた町
函館 4,064 1,197
倶知安町 , 岩内町, 喜茂 別町 ,京 極
6,528 31,542
小樽 17,715 7,299
町,積丹町,余市町
400 28,809 旭川市,下川町,名寄市,士別市
旭川 13,205 10,370 4,834
471 2,267
2,710 5,448 増毛町,苫前町
留萌
0 104,964
合計 57,882 22,547 10,495 14,040
出典：『流（融）雪溝施設現況調書』（平成 25 年 4 月 1 日現在）（北海道開発局提供）
また,国道沿いの流（融）雪溝の供用年度に関しては,80 年代後半と 90 年代前半に集中している（図 1）.
- 79 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

札幌
函館
小樽
旭川
留萌

1970

1975

1980

1985

1990

1995

2000

2005

図 1.全道の流（融）雪溝の施工年と完成年（各開発建設部ごとの国道のみ）
出典：『流（融）雪溝施設現況調書』（平成 25 年 4 月 1 日現在）（北海道開発局提供）
４．流（融）雪溝に関する既存文献調査
次に,流雪溝に関する先行研究が,どの時期でどのような分野で蓄積されたかを文献検索サイト CiNii で探索的に検索した.検索キーワードを「流雪溝」とし,検索した結果,
論文数は 72 件で,1940 年代から存在し 1990 年代にピークを現在収束傾向であった（図 2）.図 1 が示す通り,80 年代後半と 90 年代前半に流雪溝の供用開始を受けて,研究が進められた結果と言えるかもしれない.研究分野においては,基礎研究（土木・理学系）が最多で 23 件,地域での運用事例は 11 件と少ないが,IT 技術の活用や裁判判例に関する文献も近年見られた（図 3）.
2010-2014
2005-2009
2000-2004
1995-1999
1990-1994
1985-1989
1980-1984
1975-1979
1970-1974
1965-1969
1960-1964
1955-1959
1950-1954
1945-1949
1940-1944

試験
裁判判例
実験研究
技術変遷
技術的問題
読み物
雪氷事故
IT技術
評価方法
設計
経済評価
農業運用
計画
不明
実験
運用
構造
地域運用
基礎研究

0

5

10

15

0

20

図 2.文献数の経年変化

5

10

15

20

25

図 3.内容分類

続いて,社会科学的アプローチをとっている文献をレビューした.高橋ら（1990）は,札幌市藻岩地区における流雪溝供用前後の積雪による生活支障の種類とその程度に関する地域住民へのアンケート調査を実施し,大井ら（2003）は,流雪溝の沿道住民と地域住民との流雪溝への満足度要因の比較分析を行った.石田ら（2005）は,流雪溝運用
状況をヒアリングし,ソーシャル・キャピタル（社会関係資本）から住民と行政の協働モデルの提案がされた.大井ら（2007）は,長沼町を対象とし仮想市場法を用いて,受益と負担の関係について,“支払意志額”と“距離”の観点から考察がなされた.
- 80 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

５．苫前町の流雪溝利用実態調査
苫前町は留萌管内にある町で,海側（苫前地区）と山側（古丹別地区）で二分されている.古丹別地区は人口 1,162 人で高齢化率は 39.1％,流雪溝の利用人口は 143 人で高齢化率は 55.9％である.1 月の累計降雪量平年値は 211 cm である（観測点「古丹別」）.
流雪溝の供用開始年は平成 9 年からで,流雪溝延長距離は 4 ルート 3,271 m で国道・道道・町道に跨っている（図 4）.水源は三毛別川の河川水を利用し,取水ポンプで取水し,中央監視室 の遠隔 操作に よって各ルートに予め決められた時間と流 量が 配分される.流雪溝沿道住民の投雪作業時間は 30 分で,ルートごとで時間帯が細かく設定されている.
2 項でも触れたように,流雪溝事業は地域住民の参加が前提の事業であるため,同地区でも「流雪溝管理運営協議会」が存在し,事務局を苫前町役場建設課が担い,流雪溝
沿道住民及び苫前町により運用ルールが協議されている.

図 4.苫前町古丹別地区流雪溝
出典：『北国の暮しに役立つ-苫前町古丹別流雪溝』（出版年不明）（留萌開発建設部・留萌建設管理部・苫前町）
次に,平成 28 年 2 月 10 日,苫前町古丹別地区における流雪溝利用について参与観察を行った.現地観察日時は平成 28 年 2 月 10 日（水）11：00～12：30,投雪世帯数は
A 及び B ルート沿道住民 4 世帯で,参加者は地区有志・町職員だった.
除雪具を担ぎながら地区のメインストリートを歩いていると,図 5 のような歩道が塞がれた家屋に遭遇した.他の家屋が投雪がしている分,流雪溝の利用の差異が明確になり,結果,歩行者の通路を塞いだり,運転者の視程を遮ったりすることで,流雪溝本来の設置目的を損なっていることがうかがえる.
具体的な投雪作業としては,流雪溝の蓋を探し当て（図 6）,引っ張り棒で蓋を開け（図 7・8）,投雪時間可能時間になるにつれて河川水の流量が少しずつ増えた（図 9）ことを確認した後,一気に投雪をし（図 10）,歩道が確保されるといったものである.

- 81 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

図 5.歩道が塞がれている

図 6.流雪槽を掘り当てる

図 7.流雪槽の蓋を開ける

図 8.蓋が空いた状態

図 9.河川流水図 10.投雪作業

また,流雪溝の管理者や沿道住民に簡単なヒアリングを行った.以下、結果を記す。
①苫前町建設課職員
 約 20 年前の平成 9 年からの供用から,同じ取水ポンプを使い続けている.
 オーバーホールなどをして長寿命化を試みたいところだが,国・道・町の負担割合の協議もあるので一筋縄ではいかない.
②沿道住民
 高齢化により流雪溝に投雪できない世帯も出てきた.これらの世帯の家屋前には積雪が目立ち,歩道が塞がれてしまうこともある.
 流雪溝利用は高齢化の進行のみではなく,ルートごとの限られた時間における投雪作業が求められるため,個人の生活時間に沿わないこともひとつの要因として挙げられ,流雪溝利用に関するルールの見直しが必要である.
６．今後の流（融）雪溝利用に向けて流（融）雪溝は,北海道開発庁（当時）の「ふゆトピア」事業の一環で整備されたものであり,導入から 30 年が経過している.この間,沿道地域の過疎高齢化といった社会情勢の変化もあり利用状況の課題も指摘されている.
平成 28 年 2 月における苫前町の流雪溝では,利用者の高齢化が進行したり,流雪溝利用ルールが地域社 会にフィ ット しきれていなかったり, 設備の更新時期 も検 討されているなど,ソフト及びハード両面から課題が指摘でき,冬みちのバリアフリーを意図した流雪溝の設置目的が損なわれているとも言える.今後の流（融）雪溝運用方法の改善策の検討において,ソフト及びハード両面からの詳細な調査が必要と考える.
【参考文献】

1)高橋憲男ら,1990：流雪溝整備と住民意識,寒地技術シンポジウム論

文集,6,163-168./ 2)大井元輝ら,2003：流雪溝の満足度による利用者意識に関する研究 - 長 沼 町 を 例 と し て -, 土 木 学 会 北 海 道 支 部 論 文 報 告 集 ,60,604-607./ 3) 石 田 樹
ら,2005：住民と行政の協働の視点から見た流雪溝の利用実態調査,土木計画学研究・講演集,32./4)大井元輝ら,2007：北方都市の都市基盤整備における受益者負担に関する基礎的研究‐流雪溝を事例として‐,北海道都市地域学会研究発表会.
- 82 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

アスファルトシングル屋根材の滑落雪性状
Snow sliding properties of asphalt single roofing
伊東敏幸（北海道科学大学），米内仁（伊藤忠建材（株））
苫米地司（北海道科学大学）
Toshiyuki Ito, Hitoshi Yonai, Tsukasa Tomabechi
１．はじめに札幌などの住宅地においては，屋根雪を滑落させない勾配屋根が普及する現状にあり，立ちハゼを横葺きとした塗装鋼板や砂付きの塗装鋼板が屋根材として用いられている．そのような現状のなか，細かい石粒で表面を仕上げたアスファルトシングルを屋根葺材に用いる雪止め屋根が提案されている １ ）．
本研究では，ファイバーグラスをコア材としたアスファルトシングル屋根材の雪止め機能を評価することを目的とし，アスファルトシングルにおける屋根雪との摩擦係数を測定すると共に，屋内における雪止め機能評価試験および屋外暴露試験を行い，アスファルトシングルの滑落雪抑止機能を評価した．

２．研究の方法
能評価試験および屋外暴露試験の 3 通りの試験にて次のように評価した．

アスファルトシングル屋根材の雪止め機能は，雪氷体との摩擦係数測定，雪止め機

2-1 動摩擦係数の測定試験に用いた屋根材は図 1 に示すような色の異なる 5 種類の材料（石粒径は 0.5～

1.5 mm 程度）であり，試験体の大きさは幅 20 cm×長さ 40 cm 程度とし，18 mm 厚のランバーコア合板にシングル屋根材を桟木にて固定したものを実験に供した．
動摩擦係数は低温室にて平板状の屋を図 2 のように水平滑動させて測定し根材上でしまり雪，ザラメ雪及び氷板

た ． 摩 擦界 面 は-10℃ ，-2℃ 及 び+2℃
での融雪過程 4 時間の状態について測定した．
図1

摩擦係数測定の試験体

雪止め機能評価試験に供した試験体は，図 3に示すように，材料 A,B,C と材料 D,E とでは葺
2-2

雪止め機能評価試験

工法が異なるものである．雪止め機能評価試験
験体を若干融雪させ，-10℃で 3 時間凍着させた
後，図 4 のように所定勾配を設け，室温+5℃には，低温室にてザラメ雪または氷板を載せた試

体は幅 45 cm，長さ 120 cm の 18 mm 厚ランバて数日間放置して滑落雪状態を観察した．試験

ーコア合板上に釘留めしたものであり，試験体
図2

動 摩擦係数の測定方法- 83 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

は葺き工法 1 で 3 mm 程度，葺き工法 2 では 3～5 mm である．
におけるシングル葺板の段差

実験はザラメ雪（25×60 cm，厚さ 25 cm）にて勾配 10/10 と8/10， 氷板（10×20 cm，厚さ5 cm）では勾配 9/10 と 8/10 とした．なお，ザラメ雪の実験で
図3

雪止め機能評価試験の試験体

は，ふるいを用いて積雪させたので，試験体表面の継ぎ目に生じる段差部にも空洞部が出来ない状態で積雪している．
屋外暴露試験に供したシングルは，材料 A と材
料 D とし，材料 A は葺き工法 2，材料 D は葺き工
2-3

屋外暴露試験

法 1 とした．試験体は図 5 に示すように，屋根勾配は 8/10（39°）および 6/10（31°）の 2 通りとした．暴露した屋根試験体の大きさは幅 1,800×長さ 2,950 mm とし，下葺きは 12 mm 合板に
露場所は札幌市手稲区にある北海道科学大学の 3

直貼り（アルミ釘と接着剤にて固定）とした．暴号館実験室屋上（地上約 7 m）とし，屋根雪の積
雪深を実測すると共に，滑落雪の状態を適宜カメラ撮影した．

３．結果と考察
3-1 動摩擦係数の測定結果

図4

しまり雪との動摩擦係数は図 6 左の雪止め機能評価試験の実験方法

ように，－10℃の乾燥状態では 0.8～
1.2 と高く材料間のバラツキが見られるが，－2℃では 0.5 程度に低下し材後の初期湿潤状態では 0.6 程度であり料の差異は殆ど ない．+2℃1～2 時間

材 料 別 の 差 異 は 殆 ど な く ，+2℃3～4
時間後の湿潤状態になっても同様の値となり材料別の差異は殆どない．なお，初期湿潤状態と湿潤状態の動摩擦
図 5 屋外暴露試験の状態係数が殆ど変化しない現象は，石粒間の凹凸部の空隙に融雪水が浸透するため，摩擦界面に介在する融雪水量が増加しないためと考えられる．ザラメ雪との動摩擦係数は，図 6 右のように乾燥状態では 0.5 程度

係数は，乾燥状態では 0.2 程度と小さいが，初期湿潤状態では 0.4 程度に上昇し，湿潤であり，初期湿潤状態および湿潤状態となっても同程度の値となる．氷板との動摩擦- 84 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）の動摩擦係数は，摩擦界面が湿潤状態になったときにおいて，しまり雪で 0.6 程度，ザラメ雪で 0.5 程度，氷板では 0.4 程度となり，これらの値は色の違いによる差異は殆ど状態においても同程度の値となる．以上のように，シングルの平板における雪氷体と生じない．
表 1 に示すように，葺き工法 1 においては，ザラメ雪の勾配 10/10 で材料 D と E が 4
時間後に滑落し，氷板の勾配 9/10 では材料 D が 15 時間後に滑落したが，ザラメ雪お
3-2

雪止め機能評価試験の結果

よび氷板の勾配 8/10 では 96 時間後でも滑落しなかった．これに対し，葺き工法 2 はザ

図6

動摩擦係数の測定結果

表1

雪止め機能評価試験の結果- 85 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

ラ メ 雪 の 勾 配 10/10 お よ び 氷 板 の 勾 配
9/10 に お い て 滑 落 は な か っ た が 雪 ブ ロ
ックが十数 cm 移動した．一方，ザラメ
雪および氷板の勾配 8/10 では 96 時間で動も 10 cm 未満に留まった．これらの実験結果より，勾配 8/10 以下ならばザラメも滑落せず，雪ブロックや氷板の下方移雪および氷板に対する滑落雪の抑止機能
2 は葺板表面の凹凸が大きいことから，葺き工法 1 よりが期待できると言える．なお，葺き工法
図7

屋外暴露屋根の積雪深も雪止め機能が高くなった．
3-3

屋外暴露試験の結果

暴露試験を行った札幌市
手稲区における 2015 年度冬期の累計降雪深は過去 5 年

2016/1/27(最大積雪深)
積雪深 24, 31, 26, 30cm
22, 24, 22 , 2 3 c m

深は過去 5 年間平均値の80％ 程 度 に 留 ま る 状 況 で あ

図8間平均値の 71％，最大積雪2016/2/9
積雪深 14, 22, 17, 21cm

屋外暴露屋根の積雪状態

り，降雪は 1 月中旬～2 月下旬までに多く，3 月以降の降雪は殆どない状況であった．
暴露期間における試験体

2016/1/15

方向の積雪深(cm)）は，図 7

葺き工法１

2016/1/15

葺き工法２

屋根上の積雪深（屋根面鉛直

図9

屋外暴露屋根のツララ形成

および図 8 に示すように，新雪状態で 15 cm 程度積雪した 2015/11/25 の屋根雪は翌々日に圧密し，数日後に融雪にて消雪するまで滑落雪しなかった．また，期間最大積雪深となった 2016/1/27 においても全ての試験体において屋根雪の滑落雪は発生せず，そに全ての屋根雪が融雪にて消雪した．暴露試験体の軒先状態は，図 9 のように長さ 10～15 cm 程の小さなツララが夜間に形成されるものの，昼間のプラス温度にて落下するの後，屋根雪下層がザラメ化した状態になっても屋根雪の滑落雪は発生せず，2016/3/7

ことから，この程度の規模のツララ形成は落下による危険性が低いものと考える．

４．まとめ
アスファルトシングル屋根材の滑落雪性状について実験的に評価した結果，葺板表
た．多量積雪時における滑落雪発生の危険性を考慮すると，葺き工法 1 では勾配 6/10

面の凹凸および継ぎ目の段差形状が影響して所定の雪止め機能を有することが分かっ
以下，葺き工法 2 では勾配 8/10 以下にすることが雪止め機能上望ましいと言える．

1)高倉正寛，他 2 名，2014：粗面の屋根葺材における屋根雪との摩擦係数，雪氷研究【参考・引用文献】

大会（2014 八戸）講演要旨集，101- 86 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

雪結晶の携帯型顕微鏡による写真撮影法について
On the method of taking a picture of a snow crystal with the digital
camera of the portable microscope
油川英明（NPO 法人 雪氷ネットワーク）
Hideaki Aburakawa
１．はじめに雪結晶の顕微鏡写真の撮影は，一般に，顕微鏡本体，カメラ，照明装置などの諸機材による構成が必要とされる．また，雪は氷の微細な結晶であることから，融解や蒸発により変形しやすいので発熱の少ない照明が求められ，加えて，被写体の雪結晶は透明な物質なので周囲に対して際立つように撮影される必要がある．それ故これまでいろいろな方法 1),2)， 3),4)が試みられてきているが，これらの撮影方法は装置が比較的大がかりで専門的な技術が求められるため，雪結晶の写真撮影をはじめて試みることや子どもたちの学習に対しては少し難しいのではないかと考えられる．
このようなことから，ここでは雪結晶の写真が簡単に撮れるよう，市販の携帯型顕微鏡を用いて撮影する方法を紹介する．雪結晶の比較的簡単な撮影方法としてはデジタル
カメラによるマクロ撮影 5） も見られるが，今回の方法は顕微鏡としてのデジタルカメラ
メラには発熱の少ない照明用の LED が内蔵されており，本体が極めてコンパクトであを用いて比較的容易に雪結晶のカラー写真を撮影することができるものである．このカることから，特に場所を選ぶこともなく手軽に雪結晶の撮影ができる．
本報告は，雪結晶の携帯型顕微鏡によるデジタル写真の簡易撮影法について述べると
ともに，撮影された雪結晶の形態的な特徴について若干の考察を行うものである．

２．携帯型顕微鏡と撮影方法
近年のデジタルカメラ及び LED の進歩により手軽な携帯型顕微鏡のカメラが市販され，簡易的ではあるが，雪結晶の写真が比較的容易に撮影できるようになった．図１には携帯型顕微鏡を用いて雪結晶の写真を撮影する原理
を，また，図 2 にはこの顕微鏡の概観を示す．
携帯型顕微鏡は，種々のメーカーからいろいろなタイプのものが販売されているが，ここに紹介するものはデジタルカメラに対物レンズを取り付けたようなもので，図 2 に示したように，
カメラ本体は支持台に固定され，レンズの先に取り付けられた微調整ネジによりスライドガラ
ス上の試料，今の場合は雪結晶に焦点を合わせることができる．そして，照明用光源の LED
顕微鏡の照明が LED によるものであることがレンズの周囲に組み込まれている．

図 1 携帯型顕微鏡による雪結晶の写真撮影法．

から，雪結晶への熱的影響は極めて少ないが，- 87 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

この照明が落射型であることから，被写体が透明な物質である場合には少し工夫する必要があ
る．それはすなわち，図 1 に示したように，被写体の背景として適当な色，この場合は青色の不透明なプレートを被写体から数センチメート
ルほど下方に離して取り付けることである．このことにより雪結晶は青色のスクリーンを背景に，白く輝いて撮影されることになる．なお，撮影に際して落射照明による被写体からの乱反射を避ける必要がある場合には，レンズの先端に偏光フィルターを取り付ける（図 2 の下）．
図 3 に本装置により撮影された雪結晶の写真を示す．図 3 左の結晶は大きさが 2.6 mm ほど
３．本装置により撮影された雪結晶

で，写真の写り具合から，この結晶は大小二つの樹枝状結晶が上下の二重構造に成長した鼓型の結晶であると見なされる．これは，下方の大きな樹枝の側に焦点が合わせられ，上方の小さ図2
図 3 右の結晶は 3.0 mm ほどの雲粒付樹枝で，携帯型顕微鏡の概観（上）な結晶がややぼけて白く輝いて見えている．

白い輝きが一段と増している．比較的肉厚である結晶の方が鮮やかに撮影できるようである．

とレンズ及びその周囲の照明用 LED（下）．上図の下端はスケール．

られる．顕微鏡による雪結晶の撮影は照明を行う光源，本装置の場合は LED であるが，ところで，一般に，カメラによるカラー写真の撮影はホワイトバランスの調整が求め

その波長特性によりホワイトバランスを適切に調整する必要がある．図３の写真は，ホ図 3 携帯型顕微鏡により撮影された雪結晶の写真．鼓型樹枝（左）と雲粒付樹枝（右）．

- 88 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

ワイトバランスを「野外曇天」に設定してやや黄色味がかった白色の雪結晶として撮影されたものである．この種のカメラはホワイトバランスの調整が種々できるので，被写体の質感を適度に表現できる設定を選択することが肝要である．

天然の板状の雪結晶は，図 3 左のような上下二重の構造を形成しているものがしばしば見られる．その雪結晶の断面構造を模式的に示４．天然の雪結晶の形態的な特徴～二重構造の結晶についてしたものが図 4 である．このような大きさの異なる上下二重の雪結晶については検討すべき課題が残されているように考えられる．すなわち，雪結
晶が，従来の人工雪の研究結果 1) から言われてきているように水蒸気の昇華により成長するものであるならば，このような大小二重の結晶は，上下の至近位置において水蒸気の供給量が異なっていたということになる．そして，人工雪の実験結果
では，そのような水蒸気の状態が結晶の成長する
数十分もの間，定常的でなければならないことになる．しかし，二重結晶の上下の距離間でそのような特異な環境が長時間にわたり継続することは，
自然の現象として極めて想定し難いことである．
このような結晶の成長は，六花の雪結晶の特徴的な事例 6) と関連させて考察することが必要であると考えられる．

と天然雪との比較 1)にも見られる．すなわち，図 5

図 4 鼓型樹枝（図 3 の左）のスケッチ風画像（上）とところで，上 記のよう な例は中谷自身の人工雪

側面からの結晶構造の概念図（下）．

に示したように，天然雪（図の左）には二重構造の中央上方が角板，下方が広幅六花の結晶が見られるが，これは角板と六花が同時に成長したものと見なされることから，
図 4 の場合よりもさらに

中谷ダイヤグラム 7)からは外れることになる．ところが，中谷は図 5 の右のこれが図 5 の左の雪結晶

ような人工雪を作製し，と同じものであると並記している．しかし，これ
らは外形が似通っている

図 5 角板と広幅六花の二重構造の雪結晶及び側面からものの，中央部が全く異の概念図（左）．図の右はそれと同じ結晶として中谷により作製された人工雪．

なる結晶であることは明- 89 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

らかである．
中谷の人工雪に代表される結晶作製の装置においては，二重型の結晶
は鼓型結晶の成長条件のもとでのみ可能であり，通常は単板状に成長する 1) ．しかし，天然の板状結晶の場
合，二重の構造が一般的である 8) と言われていることから，そこには矛
図 6 は，この矛盾を止揚すべく，従来の人工雪作製の方法とは異なり，盾が存在する．

天然の雲粒と同じ程度の大きさの過
図 6 過冷却微水滴から液相成長する氷晶と冷却微水滴から氷晶が直接に液相成

その側面からの概念図
長する過程 9) を示したものである．
ここで，図 6 の 60 秒経過後の結晶は二重の構造になっていることが分かる．すなわち，
天然の雪結晶は，図 6 のように，過冷却雲粒の液相から先ず雪結晶の芯となるべき柱状結晶が生成し，その上下両端から板状の氷晶が成長することにより，結果として二重の構造が形成されるものと推察される．これは，従来の人工雪乃至は霜のような単板状の結晶とは形態的にも生成機構的にも異なるものである．

５．おわりに携帯型顕微鏡により雪結晶のカラー写真を手軽に撮影する方法を紹介した．なお，落射方式の照明については次のような手立てが必要である．すなわち，1）被写体下部に不透明なプレートを挿入する，2）カメラのカラーバランスを適当に調整する，3）必要に応じてレンズに偏光フィルターを取り付ける，ということである．
また，天然の雪結晶の基本構造が二重であるという形態的な特徴を基に，従来の人工雪作製装置による結晶の成長について見直しの必要があるものと考えられる．
【参考・引用文献】
1) 中谷宇吉郎，1949：雪の研究－結晶の形態とその生成－，岩波書店，東京，161pp．
2) 樋口敬二，1962：雪の結晶の観察と記録，気象研究ノート，13，45-58
3) 小林禎作，1969：雪の結晶の二色光源による顕微鏡撮影法，低温科学（物理篇），
27，395-397
4) Libbrecht, K. and Rasmussen, P., 2003：The Snowflake－Winter’s Secret Beauty－,
Voyageur Press, Inc. Stillwater, Minnesota, 112pp.
5) 藤野丈志，2015：南岸低気圧通過時に新潟市で観察された雪結晶，雪氷，77，No.3 ，ⅰ－ⅱ．
6) 油川英明，2015：雪結晶の形態的な特徴について～枝の文様が異なる六花の事例～，
北海道の雪氷，34，7-10
7) Nakaya U., 1954: Snow Crystals -Natural and Artificial-, Harvard University Press,
Cambridge, 510pp.
8) Iwai K., 1988: Three-dimensional structure of plate-like snow crystals, J. Meteor. Soc. Japan,
61, 746-755
9) 油川英明，2014：“中谷現象”としての人工雪の生成，北海道の雪氷，33，113-116- 90 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

アイソトープ効果は雪結晶に影響を与えるのか～中谷ダイヤグラムへの挑戦～
Does the isotope reaction have an effect on the snow crystal?
～Challenges to Nakaya diagram～
八木 航(北海道札幌啓成高等学校)，倉知 恒太(北海道札幌啓成高等学校)，

堀内 信哉（北海道札幌啓成高等学校），内田 努（北海道大学院 工学研究院）
Wataru Yagi，Kota Kurachi，Shinya Horiuchi，Tsutomu Uchida
水素には質量数１の H(99.9885％)と質量数２の重水素 D(0.0115％)が存在する 1)が，水に含まれる水素同位体の存在比は地球の緯度や上空の高度によって大きく変化する．ほぼ同
１. はじめにじ時期に同じ場所で降った天然雪のサンプリングを行い，形状と同位体比率を分析したとた(表 1)．この結果は，気温と湿度の影響が起因していると推測される
ころ，形状と重水素比が異なってい

表1

サンプリングされた雪の形状と同位体比

日付と採取地2014.12/31

形状

δD（‰）

樹枝状

-81.2781

星状六花-69.0297

が，同位体の存在が雪結晶の形状に（恵庭）影響を及ぼす可能性も排除できないと考え，検証することにした．なお，
表 1 にあるδD(‰)とは試料に含まれ2015.1/5（恵庭）ている水素同位体の量と標準物質に含まれている水素同位体の量の差を千分率で表したものである.

２. 中谷ダイヤグラム

中谷宇吉郎は，人工雪の実験を行い，世界ではじめて人工的な雪結晶を作り出した 2)．

低温研究室での実験によって得られた結果から中谷は，雪結晶の形状は，気温と湿度(過飽和度)で決まることを発見した．その結果をもとに気温と過飽和度と結晶の形を表したものを中谷ダイヤグラムという．その後，小林禎作が水蒸気量に注目してより詳細に計測し，中谷ダイヤグラムの修正を行った 3）．これを中谷・小林ダイヤグラムという⁴⁾．本研

究では雪結晶の形状を「角柱」，「角板」，「角柱と角板」の三つに分類した中谷・小林ダイ
ヤグラムを用いる.
晶形は普通の水も重水も本質的に異る點は見當らなかつた」と述べている 2⁾．しかし，重また，中谷は人工霜の研究において重水を用いた実験も行っており，そこでは「霜の結

水がダイヤグラムに及ぼす影響等については述べられていない．そこで本研究では，軽水
H2O と重水 D2O を用いて雪結晶を人工的に生成し，その形状の比較を行った．
３．実験方法(1) 試料本研究で用いた軽水（H2O）は通常の蒸留水(脱イオン水)を，重水（D2O）は購入したもの(和光純薬工業，純度 99.9%)を用いた．

- 91 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）(2)人工雪発生装置の製作
人工的に雪の結晶を生成する方法として平松式人工雪発生装置⁵⁾を用いた．より定量的に雪結晶の生成条件を求めるため，私たちはその改良版を作製した(図 1 の下線部参照)．
具体的にはまず，同一の生成条件で H2O と D2O を用いた実験を同時に観測するため，2本のペットボトルを並べて観測できるようにした．また，鉛直方向の温度分布を均一にするため，冷媒に液体窒素を用いてその液面から一定の距離にペットボトルが保たれるようにした．そして吊り下げた糸のどの位置で雪結晶が生成してもその温度がわかるように，
ル内部に貼りつけた．実際には 1 回の実験で複数の形状の異なる雪結晶を観察できたの

サーモテープ(日油技研工業社製，デジタルサーモテープ，測定精度±1℃)をペットボト

で，結晶形状とその場所の温度との関係を調べた．雪結晶の観察は，ペットボトルの上方から観測する従来の方法と，雪結晶をより詳しく観測するため装置内にスネイクカメラ（YASHICA 製, SNC30）を挿入して観測する方法とを併用した．
(3)過飽和度の調整
雪を生成させるには，容器内を過飽和状態にする必要があるが，従来の方法では特に重水の場合，雪結晶がほとんどできないことがわかった．そこで私たちは超音波洗浄機（NEY

製,ULTRA sonic）を用いて一定条件で十分な水を蒸発させる方法を用いた．ペットボトルの中に 0.50 mL の水（H2O または D2O）を入れて密閉し，超音波洗浄機に 10 分間かけた．
この方法は，流動による加熱と，圧力差によるキャビテーションといわれる現象を利用している．この方法により水を蒸発させる条件を一定とし，ペットボトル内の過飽和度を実験毎に異ならないようにした．

図1

図 2 スネイクカメラで観察された結晶改良版平松式人工雪発生装置

画像例(左上:樹枝状，右上:扇状，左下:
星状，右下:針状)．釣り糸の直径は約 0.3 mm．
４．実験結果D2O 水を用いて作成された人工雪結晶の例 表 2を図 2 に示す． 私たちが観察できた結晶種

は，「角柱」の中では針状の 1 種類，「角板」の中では樹枝状，星状，扇状の 3 種

H₂O 結晶個数
記号 個数

表3D₂O 結晶個数
記号 個数

類，「角柱と角板」の中では，樹枝状の 1種類であった．観測された雪結晶の形状- 92 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

図3

図4

H₂O 結晶の形状と温度

D₂O 結晶の形状と温度結果を表 2,3，図 3,4 に示す．図 3,4 では，結晶ができた位置の温度を横軸にし，結晶種を記入して度数分布表を作成した．図中のそれぞれの結晶種は，表 1,2 の記号を用いている．
と数を観測し，それぞれの結晶ができた位置の温度をサーモテープから読み取った．実験

私たちが作製した改良版平松式人工雪発生装置によって，H₂O と D₂O のどちらを用いても雪結晶を作製できた．中谷・小林ダイヤグラムより，本研究で得られた結晶は比較的
５．考察

ムの形状分類を図 3,4 に当てはめてみると，H₂O ではほぼダイヤグラムと一致することが過飽和度の高い領域で観測される形状であることがわかった．また中谷・小林ダイヤグラわかった．ただし唯一，-6℃の樹枝状 1 個のみがダイヤグラムに当てはまらなかった．
表 4 データⅠ
図 3 と 4 とを比較した結果，H2O 雪と D2O 雪とではほを定量的に示すため，観測された 4 種の結晶種ごとのぼ形状の温度分布に違いが見られなかった．そのこと個数を表 4 にまとめた．このデータⅠを χ² 検定にかけたところ χ² = 0.410 となり，有位水準 0.05 のとき 7.81
＞χ²という結果となった．つまり，H2O 雪と D2O 雪と変化するという仮説」につながる根拠を確認できなかった．また，氷中での D2O 分子の
形状は Peterson and Lavy 6)によって詳しく調べられた．H2O 氷でも陽子の位置がポテンシの形状分布の間に有意差は認められない．したがって，「重水を用いることで雪の形状がだろうと予想される 7）．従って H2O 分子と D2O 分子の形状については有意な差が見られャルの違いや運動の振幅の違いによって若干異なるものの，結合角はほとんど変わらない

ないと考えられる．このことからも，同位体効果によって雪結晶の形状が変化しないという結果が支持される．
表5
データⅡ
本研究で得られた雪結晶の形状分布と中谷・小林
ム上の 3 つの大きな分類である「角柱」，「角板」，「角柱と角板」に収まる結晶数を表 5 にまとめた．
ダイヤグラムとの整合性を調べるため，ダイヤグラ

このデータⅡを χ²検定にかけたところ χ²=8.07 とな

り，有意水準 0.05 のとき 5.99＜χ²で H₂O と D₂O で

表6

データⅢ

有意差が認められた．つまり，H₂O がダイヤグラムにあてはまっているとき，D₂O はあてはまっていないことを示している．その理由は H₂O と D₂O の凝固点が違うからだと考えられる． D₂O の凝固点は- 93 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）＋3.8℃で D₂O の方が凝固しやすい 8⁾．よって 3 つの大きな分類の境界線の温度が高温側

へ 3.8℃シフトしていることが予測される．そこで，D₂O の境界線の温度を＋4℃シフトさ
せ，
「角柱」，
「角板」，
「角柱と角板」に収まる結晶数を表 6 にまとめた．このデータⅢを χ²
検定にかけたところ χ²=2.94 となり，有意水準 0.05 のとき 5.99＞χ²で H₂O と D₂O で有意差が認められなかった．つまり，H2O の雪結晶を表すダイヤグラムの境界線を凝固点の違い
分だけシフトさせると，D₂O の雪結晶を表すダイヤグラムになるといえる．

以上のことから，H₂O を D₂O に置き換える

６．まとめことにより起こるアイソトープ効果とは，雪結晶の形状の変化ではなく，その形状の雪結晶が形成される温度がシフトすること，すなわち中谷・小林ダイヤグラムにおける境界線の温度変化であると結論した．この結果は，中谷宇吉郎が行った重水を用いた人工霜の研究結果と一致
重水の雪結晶を表すことのできる啓成式 D₂Oしているといえる．以上のことから私たちは，
版ダイヤグラム(図 5)9)を提唱する．
今後はこのダイヤグラムの過飽和量軸に対す

図5

啓成式 D₂O 版ダイヤグラム 9)

点線が H2O の境界線，実線が D2O の境界線を示す．

る検討を行っていきたい．

謝辞
表 1 の同位体組成は、北海道大学大学院地球環境科学研究院の根岸淳二郞准教授に測定していただいた．また発表内容について北海道大学低温科学研究所の佐崎元教授，北海道教育大学の油川英明名誉教授からは有益な助言をいただいた．

1)馬淵久夫，2013: 同位体環境分析，丸善出版, 19-23．
【参考・引用文献】

2)中谷宇吉郎，1949: 雪の研究:結晶の形態とその生成，岩波書店, 79-83．

3)小林禎作，1983: 雪の結晶 ―冬のエフェメラル，北海道大学出版会, 26-27.
4)油川英明，中埜渡美佳，2006: 雪結晶のダイヤグラムに関する一考察，北海道教育大学
紀要. 自然科学編 56(2), 1-14．

5)平松和彦，1997 : ペットボトルで雪の結晶をつくる，北海道の雪氷, No. 16, 23-26．
6) Peterson, S.W., Levy, H.A., 1957: A single-crystal neutron diffraction study of heavy ice, Acta
Cryst. 10, 70-76.
7) Fletcher, N.H. (前野紀一：訳), 1974: 氷の化学物理, 共立出版, 20-29.
8)対馬勝年，2015: 氷雪物理学 2015，195-200．

9)以下の文献中の図を参考に作成した：Libbrecht, K., Rasmussen, P. (でがわあずさ，広田敦郎：訳), 2010: スノーフレーク, 山と渓谷社, 34-41．

- 94 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

バイカル湖南湖盆の結晶構造 II 型天然ガスハイドレート
Structure II natural gas hydrate retrieved at the South Baikal Basin
八久保晶弘，太田有香，森下裕士（北見工業大学），
Oleg Khlystov（ロシア科学アカデミーシベリア支部陸水学研究所），
Gennadiy Kalmychkov（ロシア科学アカデミーシベリア支部地球化学研究所），
Marc De Batist（ゲント大学），坂上寛敏，南尚嗣，山下聡，髙橋信夫，
庄子仁（北見工業大学）
Akihiro Hachikubo, Yuka Oota, Yuji Morishita, Oleg Khlystov, Gennadiy Kalmychkov,
Marc De Batist, Hirotoshi Sakagami, Hirotsugu Minami, Satoshi Yamashita,
Nobuo Takahashi, Hitoshi Shoji

１．はじめに在する場所である．1997 年の Baikal Drilling Project で南湖盆の深層掘削地点（図 1
中の緑四角）から天然 GH が回収されて以来，湖底表層堆積物中に存在するいわゆる表ロシアのバイカル湖は世界で唯一，淡水環境下で天然ガスハイドレート（GH）が存

層型 GH の発見は 2015 年までに 40 ヶ所近くに及んでいる．バイカル湖天然 GH に関するトピックスの一つに，メタン（C 1 ）・エタン（C 2 ）混合系の結晶構造 II 型結晶の発

見 1 ) がある．純粋な C 1 ハイドレート，C 2 ハイドレートは構造 I 型であるのに対し，ある一定の混合比の C 1 ＋C 2 混合系では構造 II 型となることが人工合成によって知られていたが 2 - 3 ) ，このガス組成での自然界における発見はバイカル湖が最初である．中央湖
盆南部の Kukuy 湖底峡谷ではいくつもの泥火山が存在し，そのうちの一つ，Kukuy K-2
泥火山では構造 II 型結晶とその下部に構造 I 型結晶が連なる産状の堆積物コアが多数採取されている．これらの結晶については粉末 X 線回折測定（PXRD） 4 ) ，核磁気共鳴（NMR）分光法 1 ) ，解離ガス分析 5 , 6 ) ，ラマン分光法および熱分析 7 ) が実施され，その結晶特性が明らかになるとともに，どのようにして構造 I 型・II 型が生成し共存してい
るのか，さらに謎が深まっている．
北見工業大学環境・エネルギー研究推進センターは，ロシア科学アカデミーシベリ

ア支部陸水学研究所およびゲント大学との共同研究体制の下，Multi-phase Gas Hydrate
Project（MHP）を継続しており，長年にわたる調査の結果，表層型 GH がバイカル湖の広範囲にわたって分布していることが明らかになりつつある 8 ) ．構造 II 型結晶は
Kukuy K-2 泥火山だけではなく，近隣数 km 圏内の K-3 および K-4 の両泥火山，K-Pと名付けられたポックマーク，また K-2 泥火山から南西 10km にある K-10 泥火山でも見つかっている．また，K-2 泥火山から 90km 離れた南湖盆の PosolBank ガス湧出域でも，Kukuy と同様の構造 I 型・II 型の共存がみられ，2015 年には PosolBank ガス湧出域からさらに南西 80km の Kedrovaya と名付けられた地点（図 1）にて構造 II 型結晶が大量に採取された．すなわち，こうした産状が決してローカルな現象によるもので
ロシア陸水学研究所所属の調査船 G. Yu. Vereshchagin 号による VER15-03 調査航海（2015 年 8 月）では，中央湖盆および南湖盆の複数地点で新たに天然 GH が採取されはないことを示唆している．

た．本報告では，南湖盆の Kedrovaya（水深約 600m）で得られた GH 結晶と堆積物ガス，またこれらのガス組成，メタン・エタンの水素同位体比について報告する．
- 95 -

Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

Lake Baikal

MV
MV
Kukuy
MV
Kukuy Kukuy Pockmark Kukuy
K-3
K-4
K-2

55°N

sII

MV
Kukuy
K-10

2015St2GC19

54°N

104°E

Irkutsk

sI

sI

53°N

Seep
PosolBank
Selenga river

52°N

Kedrovaya
106°E

sII

108°E

50km

sI

2015St2GC15

sII

sII

2015St2GC8

図 1 バイカル湖のガスハイドレート採取地点，およびそのうち結晶構造 II 型結晶が採取された 6 地点（左），Kedrovaya における GH 含有堆積物コアの例（右）．

２．船上での試料採取方法
マルチビーム測深機によって得られた湖底地形データを元に湖底堆積物コアリング地点を設定し，重力コアラー用いて湖底表層堆積物コアを採取した．コアリングは計
19 回実施され，そのうち 9 回は天然 GH が入っていた．堆積物コアはコアラー揚収後速やかに半割し，堆積物中の天然 GH 結晶の一部は液体窒素温度下で保存し，PXRD で結晶構造を同定した．残りは水上置換により容積 5 mL のバイアル瓶に解離ガスを採取した．また，ヘッドスペースガス法により GH の存在しない部分の堆積物に含まれるガスを採取した．これらの試料については，ガスクロマトグラフでガス組成を，また安定同位体比質量分析装置で C 1 ・C 2 の炭素・水素両安定同位体比を測定した．

３．ガス分析結果および考察
堆積物ガスおよび GH 解離ガスに関する，C 2 ，プロパン（C 3 ）に対する C 1 のモル比の深度依存性を図 2 に示す．なお，C 3 濃度は一部の例外を除いて炭化水素ガス全体の100 ppm 以下であったため，横軸は実質的に C 1 /C 2 比とみてよい．図中の黄色領域は構造 II 型，水色領域は構造 I 型の GH が出現するガス組成であることを示している．GHを含まないコアでは C 1 /(C 2 +C 3 )が約 30～1,000 であるのに対し，GH コア（図中の赤点線）では約 10～80 であり，GH コアの堆積物ガスは明らかに C 2 リッチである．また，
C 1 /(C 2 +C 3 )は深度方向に減少する傾向があり，ごく浅層で生成する微生物起源 C 1 と，深部から供給される熱分解起源 C 1 ・C 2 との混合によるものと考えられる．GH コアのみに注目すると（図 2 右），GH 解離ガスの C 1 /(C 2 +C 3 )は構造 I 型で約 30～50，構造 II型で約 6～7 である．特に後者の値がほぼ一定であるという特徴が際立ち，また Kukuy- 96 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

Depth [cmbsf]

0

1

10

C1 / (C2 + C3)
100

1000

10000

100

2015St1GC1
2015St1GC3

200

2015St1GC4
2015St1GC6
2015St1GC7

GH cores C1 / (C2 + C3)
only
sI+sII?
0

Depth [cmbsf]

All cores

200

2015St1GC8

2015St1GC10
2015St1GC12
2015St1GC14
2015St1GC15

2015St1GC10

GC2 GH

2015St1GC11

GC8 GH

2015St1GC12300

2015St1GC13

sI

100

2015St1GC11

2015St1GC9

sII

sII

10

100

2015St1GC8

300

1

2015St1GC14
2015St1GC15

GC10 GH
GC11 GH
GC12 GH
GC14 GH
GC15 GH

2015St1GC16

GC18 GH

2015St1GC17

GC19 GH

sI+sII?

sI

図 2 堆積物ガスおよび GH 解離ガスのエタン・プロパンに対するメタンの割合．赤
点線は GH 含有コア．黄色・水色領域はそれぞれ構造 II 型，構造 I 型の範囲を示す．
泥火山群や PosolBank ガス湧出域に産出する構造 II 型とガス組成がほぼ同じである．
Kedrovaya 以外の従来の構造 II 型産出域では，直径数 mm の粒状結晶の集合体である構造 II 型が常に GH 層の上部にあり，その下部に塊状・層状の構造 I 型が連続ない
し不連続に存在する産状がほとんどであった．しかしながら，Kedrovaya では St2GC15コア（図 1）のように浅層から構造 I 型，II 型，I 型と並ぶケースもあり，また塊状の構造 II 型（St2GC8 コア，図 1）もみられた．
C 1 ，C 2 の水素同位体比（δD）を図 3 に示した．C 1 δD では，結晶構造を問わず GH

解離ガスは堆積物ガスよりも約 5‰小さく，メタン安定同位体分別 9 ) から GH は周囲のガスから生成した，あるいは周囲と平衡状態にあると判断される．一方，St1GC15 コ
アではそのような差がみられず，例えば解離過程にあるなどの可能性がある．一方，C 2 δD では，同一地点における構造 I 型よりも構造 II 型の方が値は小さく，Kukuy K-2
泥火山での報告例 5 ) と同様である．実験研究では，C 1 ＋C 2 混合系 GH の解離時に C 2 δ
D の小さい（軽い）C 2 を GH 相に濃縮する現象が確認されている 1 0 ) ．また，C 1 ＋C 2 混合系では GH 生成時に C 2 が濃縮されやすいことから，構造 I 型結晶が何らかの条件で解離して，δD の小さい C 2 を濃縮した構造 II 型結晶が二次的に生成した，と考えられる．現在，他の構造 II 型産出域でも共通するような，地質学的な構造 I 型結晶解離イ
ベントが存在した可能性について検討中である．

- 97 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

C1 δD [‰VSMOW]

0

-300

-290

-280

-270

C2 δD [‰VSMOW]
-260

0

-260

-240

-220

-200

St1GC19100

200

2015St1GC8

2015St1GC10
2015St1GC11

Depth [cmbsf]

Depth [cmbsf]

sI
100

St1GC8200

2015St1GC10
2015St1GC11

2015St1GC12

sI

2015St1GC12

2015St1GC14

2015St1GC14

2015St1GC15

2015St1GC15

GC2 GHGC2 GH

GC8 GH

300

sII

2015St1GC8GC8 GH

GC10 GH

300

GC11 GH
GC12 GH
GC14 GH
GC15 GH

GC10 GH
GC11 GHsII St1GC15

GC12 GH
GC14 GH
GC15 GH

GC18 GHsI

GC18 GH

GC19 GH

GC19 GH

図 3 メタンおよびエタンの水素同位体比の深さプロファイル．なお，St1GC8 コアと St1GC19 コアはほぼ同一地点．
調査船 G. Yu. Vereshchagin 号の乗組員ならびに乗船研究者・学生の皆様にはお世話謝辞になりました．本研究は科学研究費（基盤研究 B: 24404026; 26303021; 16H05760）の助成を受けて実施された．

1) Kida, M., et al., 2006: Geophys. Res. Lett., 33, L24603, doi:10.1029/2006GL028296.
2) Subramanian, S., et al., 2000a: Chem. Eng. Sci., 55, 1981–1999.
【参考・引用文献】

3) Subramanian, S., et al., 2000b: Chem. Eng. Sci., 55, 5763–5771.

4) Manakov, A. Yu., et al., 2013: Russ. Geol. Geophys., 54, 475–482.

5) Hachikubo, A., et al., 2009: Geophys. Res. Lett., 36, L18504, doi:10.1029/
2009GL039805.
6) Hachikubo, A., et al., 2010: Geo-Mar. Lett., 30, 321–329.
7) Hachikubo, A., et al., 2012: Geo-Mar. Lett., 32, 419–426.

8) Khlystov, O., et al., 2012: J. Asian Earth Sci., 62, 162–166.
9) Hachikubo, A., et al., 2007: Geophys. Res. Lett., 34, L21502, doi:10.1029/
2007GL030557.
10) 太田有香ほか, 2016: 北海道の雪氷, 35, ibid.

- 98 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

メタン・エタン混合ガスハイドレート解離時のエタン安定同位体分別
Isotopic fractionation of ethane during dissociationof methane and ethane mixed-gas hydrate
太田有香，八久保晶弘（北見工業大学），竹谷敏（（国研）産業技術総合研究所）
Yuka Oota, Akihiro Hachikubo, Satoshi Takeya
１．研究の背景と目的
ガスハイドレート（GH）は，水分子の水素結合ネットワークで構成されるカゴ状構造にメタン（C 1 ）やエタン（C 2 ）などのガス分子をゲストとして包接する．低温・高圧条件下で安定な結晶であり，天然 GH が海底・湖底・永久凍土中に存在している．純粋な C 1 ハイドレートと C 2 ハイドレートは結晶構造Ⅰ型を形成するが，C 1 ・C 2 系混合
GH はある一定のガス混合比では結晶構造Ⅱ型を形成する 1, 2 ) ．近年では，バイカル湖の湖底表層堆積物中から構造Ⅱ型の C 1 ・C 2 系混合 GH が発見され，その多くは構造Ⅰ型と共存している 3 ) ．この異なる結晶構造の共存を説明する仮説として，平衡圧の低い

C 2 リッチな構造Ⅱ型が先に生成し，その後に構造Ⅰ型が生成した 4 ) ，または構造Ⅰ型が生成した後にそれが解離し，C 2 を濃縮した構造Ⅱ型が二次的に生成した 5 ) ，の 2 説がある．前者の説の根拠はゲストガスの安定同位体分別 6 ) であるが，天然 GH のゲスト
ガスの安定同位体比データは後者の説を否定しているわけではない．一方，C 1 ・C 2 系
混合 GH を熱量計で解離させるとサーモグラフ上に 2 つの明瞭な解離ピークが現れ，特に高温側のピークの解離ガスは C 2 に富むことが報告されている 7 ) ．そこで本研究では，
C 1 ・C 2 系混合 GH を人工的に生成し，熱量計を用いた解離実験を実施した．試料の解離時に C 2 リッチな結晶が二次的に生成するかどうかを結晶構造解析し，特にゲストガ
ス安定同位体比がどのように変化するかを調べた．

GH 試料については，撹拌装置付き耐圧容器を用いて生成した．まず，－20℃の低温

２．試料生成方法

室内で耐圧容器中に粉末氷 5 g を封入し，真空に引いた後，＋1℃に制御された恒温槽に耐圧容器を入れ，粉末氷を融解させた．その後，250 rpm で撹拌しながら，全圧 6MPaの任意のガス組成 5 種類（C 2 濃度 2～20%）で C 1 ・C 2 系混合ガスを導入した．GH の化（変化率 2℃ h － １ ）により十分に GH 解離・生成を繰り返した．数日後，液体窒素温
核生成後，GH 生成が終了して圧力がほぼ一定に達してから，＋1℃～＋12℃の温度変度まで冷却して GH 試料を取り出し，保存した．

３．試料の熱分析，ガス試料の安定同位体分析および結晶構造の決定て約－180℃まで装置内部を冷却させ，約 1 g の GH 試料を封入した試料用耐圧容器（容積 3.7 mL）を熱量計にセットした．試料用耐圧容器を常温の別の 150 mL 耐圧容器に
熱分析には低温・高圧対応型熱量計（BT2.15，Setaram）を用いた．まず，1 日かけ接続し，系内を真空引きした後，0.15℃ min - 1 の昇温速度で常温まで昇温し，GH 試料
流量を測定した．一つのガス組成の GH 試料について，熱量計での解離実験を以下のよ
うに計 2 回実施した．１回目は通常通りに解離させ，2 段階の解離ステージ 7 )（低温側を解離させた．この昇温時の試料用耐圧容器の温度・圧力および容器に出入りする熱- 99 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

からそれぞれ 1st ピーク，2nd ピークとする）が現れることを確認した．2 回目では，
1st ピーク終了後に熱量計から GH 試料を取り出し，1st・2nd の両ピークを分離することでそれぞれのピークに相当するガス試料を得た．
ガス分析では，初期ガス（ガスボンベ），生成時の GH ガスと耐圧容器中の残ガス，

1st および 2nd ピークそれぞれのガス組成をガスクロマトグラフで求めた後，安定同位体質量分析装置を用いて C １・C 2 の炭素・水素両安定同位体比を測定した．試料準備方法については先行研究 6 ) と同様である．安定同位体比の表記については，国際標準試料からの偏差を千分率で表し，炭素同位体比を δ 13 C，水素同位体比を δD とした．測定精度はそれぞれ±0.1‰（δ 1 3 C），±0.6‰（δD）である．

結晶構造解析では，粉末 X 線回折法（PXRD）により生成直後および 2nd ピークに相当する GH 試料の結晶構造をそれぞれ求め，ラマン分光法で GH 試料のゲストガスに関するラマンスペクトルを求めることで，結晶構造および C １・C 2 それぞれのガス包蔵性に関する情報を得た．

C 2 組成を変えた計 6 回の一連の実験を行ない，初期ガス，生成時の GH ガスおよび４．測定結果および考察

残ガス，1st・2nd ピークそれぞれに相当する GH ガスの C 2 組成を図 1 にまとめた．いずれの実験でも，GH 生成過程では GH 相に C 2 が濃縮され，残ガス相は相対的に C 1 リ
ッチとなった．また，1st ピークと 2nd ピークの GH ガスでは，元の GH ガスと比較して前者は C 1 リッチ，後者は C 2 リッチとなった．すなわち，C 1 ・C 2 系混合 GH の解離過程では C 1 が優先的にガス化して，相対的に C 2 が GH 側に残りやすいことがわかる．

初期ガス組成が 2%C 2 の GH 試料の解離実験例を図 2 に示す．サーモグラフ上では，先行研究 5 ) と同様の 2 段階に明瞭に分かれた GH 解離ピークが観察された．これらのピークは試料容器の内圧上昇と対応していることがわかる．解離ガス組成を 15 分おきにC2 Composition [mol%]

80
70
60
50
40

original gas

GH gas

No.1

original gas: 2%C2

No.3

original gas: 2%C2

No.2
No.4
No.5
No.6

residual gas

1st peak GH
gas

2nd peak GH
gasoriginal gas: 3%C2
original gas: 6%C2

original gas: 15%C2
original gas: 20%C2

30
20
10
0

図 1 C 1 ・C 2 系混合 GH 試料の C 2 組成の変化- 100 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

20
15
10

0.20

Heat Flow
C2 Composition
Pressure

0.15

Pressure (MPa)Heat Flow [mW] & C2 Composition [mol%]

北海道の雪氷 No.35（2016）

5
0

0.10

-5
-10

0.05

-15
-20
-200

-150

-100

-50

Temperature (℃)

0

50

0.00

図 2 初期ガス組成 2%C 2 の C 1 ・C 2 系混合 GH 試料の熱量計による解離過程
採取し分析した結果，解離ガスの C 2 濃度は 1st ピークでは 1～2%の範囲にあり，温度上昇とともに解離が進行して C 2 組成がわずかに増加し，2nd ピークでは C 2 組成が急激に増加して 20％近くに達していた．その他の試料のいずれにおいても，図 2 のような2 段階の解離がみられ，2nd ピークでは C 2 が極端に濃縮されていた．このことから，
2nd ピークに相当する結晶は 1st ピークの解離ガスから C 2 を濃縮して二次的に生成し
PXRD による結晶構造解析の結果，試料 No.1～4 の最初に生成した GH 結晶は構造たものではないかと考えられる．

Ⅰ型が主体であり，いくつかは構造Ⅱ型が混じっていた．これに対し，2nd ピークに相当する GH 結晶ではいずれも構造Ⅰ型が激減し，構造Ⅱ型の存在比が増加した試料もあった．一方，試料 No.5～6 では最初は構造Ⅱ型しか存在せず，2nd ピークに相当する

GH 試料ではほぼ構造Ⅰ型のみだった．ラマン分光分析からも，C 1 の C-H 対称伸縮モードおよび C 2 の C-C 対称伸縮モードそれぞれのラマンピーク位置およびピーク強度比
から，上記の結晶構造解析の結果を裏付けた．したがって，試料 No.1～4 では構造 I型の解離ガスから C 2 を濃縮して構造 II 型が二次生成したのに対し，試料 No.5～6 では
構造 II 型の解離ガスから C 2 を濃縮して構造 I 型が二次生成したとみられる．

ここで，試料 No.1～4 の結果に焦点を絞ると，構造Ⅰ型の C 1 ・C 2 系混合 GH 結晶の解離とともに，平衡圧が相対的に低い，さらに C 2 リッチな構造Ⅱ型結晶が同時に生成し，それが高温環境下で解離した，と解釈できる．ただし，初期結晶に構造Ⅱ型が混入している試料もあり，平衡圧が低いために比較的高温になるまで解離せずに残存した可能性も否定はできない．
No.1～4 の各種ガス試料に関する，C 2 のδ 1 3 C とδD との関係を図 3 に示した．2nd
ピークの GH 結晶が包接する C 2 δD は，1st ピークのそれと比較して約 13‰小さく，大きな安定同位体分別がみられたのに対し，δ 1 3 C には顕著な差はみられなかった．こ- 101 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

C2 δ13C No.1-4 ［ ‰V-PDB]

-27.0

-275

-270

2nd peak-27.5

C2 δD No.1 ［‰V-SMOW]
-265

-260

-255

-250
-27.0

約13‰の差C2 δ13C No.1 [‰V-PDB]

北海道の雪氷 No.35（2016）-27.5

1st peak

-28.0

-28.0

-28.5

-28.5

-29.0

-275

-270

-265

-260

C2 δD No.1-4 ［ ‰V-SMOW]

-255

-29.0
-250

図 3 C 1 ・C 2 系混合 GH 試料 No.1～4 の C 2 安定同位体比．記号は図 1 と同じ．の C 2 δD の安定同位体分別の傾向は，バイカル湖中央湖盆の Kukuy Canyon 4 ) および南湖盆の Kedrovaya 8 ) での報告例とほぼ合致する．すなわち，構造Ⅰ型が解離して C 2 が濃縮され，構造Ⅱ型が二次的に生成したとする仮説 5 ) と合致する．

バイカル湖では 2015 年までに計 6 ヶ所で構造 II 型結晶の存在が確認され 8 ) ，南湖盆・中央湖盆の広範囲でこうした産状がみられる．本研究の結果から，気候変動等のイベ
ントで C 2 組成が数%の構造Ⅰ型が解離し，その解離ガスから C 2 組成が 14-15%に濃縮された構造Ⅱ型の生成が起こったものと推察される．

本研究を遂行するにあたり，科学研究費（基盤研究 B:26303021）の助成を受けた．

謝辞

1) Subramanian, S., et al., 2000a: Chem. Eng. Sci., 55, 1981–1999.
【参考・引用文献】

2) Subramanian, S., et al., 2000b: Chem. Eng. Sci., 55, 5763–5771.

3) Kida, M., et al., 2006: Geophys. Res. Lett., 33, L24603, doi:10.1029/2006GL028296.
4) Hachikubo, A., et al., 2009: Geophys. Res. Lett., 36, L18504, doi:10.1029/
2009GL039805.
5) Manakov, A. Yu., et al., 2013: Rus. Geol. Geophys., 54, 475–482.

6) Hachikubo, A., et al., 2007: Geophys. Res. Lett., 34, L21502, doi:10.1029/
2007GL030557.

7) Hachikubo, A., et al., 2008: Proc. 6th Int. Conf. Gas Hydrates, http://hdl.handle.net/
2429/2694.

8) 八久保晶弘ほか, 2016: 北海道の雪氷, 35, ibid.
- 102 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

極端な北極海の海氷減少に対する大気応答
Atmospheric response to extreme sea ice decrease in the Arctic
山崎孝治（北海道大学），中村哲（北海道大学），本田明治（新潟大学），
浮田甚郎（新潟大学）
Koji Yamazaki, Tetsu Nakamura, Meiji Honda, and Jinro Ukita
１．はじめに地球温暖化に伴い，近年，北極域の気温は全球平均の２倍のスピードで昇温し，北極域の海氷面積は急激に減少している．この海氷の変化は気候システムにおいて重要な役割を果たしている．近年の北極振動の負傾向とそれに伴う中緯度の寒波は自然変
動もあるが北極海氷の減少によりもたらされたことが，近年の研究から明らかになってきた 1 ) , 2 ) ．また，観測の解析やモデル実験によって，海氷減少が負の北極振動をもたらす過程では，特に真冬から晩冬にかけては，成層圏を通したプロセスが重要である
ことが認識されつつある 3 ), 4 ), 5 ) ．海氷減少が対流圏のプラネタリー波を増幅させ，それが成層圏の極渦を弱め，さらに成層圏から対流圏へ影響して対流圏の北極振動を負へシフトさせるという筋書きである．一方で海氷−北極振動の関係は非線形であり，さらに北極の海氷が減少すると北極振動は正になるという研究もある 6 ) ．
ここでは北極の海氷をこれまで観測された程度から海氷がすべて融解する極端なケースまで段階的に海氷を変化させて大気の応答を見る．海氷だけを変化させるので温暖化の未来予測ではないが，海氷から大気への影響のプロセスを理解するための思考実験として行う．なお当研究の図は文献 7)から一部引用している．
本研 究 で使 用 し た 大 気 大循 環 モ デルは AFES version 4.1（T79L56, モ デ ル 最上 層
60 km）であり，著者らの以前の研究で使用したもの 2 ), 5 ) と同じである．
２．モデルと実験方法

氷の厚さは最大 50 cm で観測される海氷密接度に比例するように与える．そのため，本モデルでの海氷は各格子点で「あり」か「なし」のどちらかである．ただし，海密接度に応じた乱流熱フラックスが大気に与えられることになる．
CNTL run では海氷密 接度や海面水温を昔の海氷が多かった時期（1979-1983 年の5 年平均）の月平均値を与える．AICE run は北極海氷のみ最近の少ない値（2005-2009

年の 5 年平均）を与える．さらに Im30 (Im40) run では北極の海氷の厚さを 30(40) cm

減少させる．Im50 run では 50 cm 減少させるので真冬でも北極海には海氷が全くない．
積分は各々のランを 150 年行い，結果を解析した．
３．実験結果図１はそれぞれのランにおける冬平均（12-2 月）乱流熱フラックス偏差（CNTL との差：上）と 500 hPa 高度（下）である．

AICE〜Im40 では北大西洋および北極海沿岸で熱フラックスによる大気加熱が大きい．Im50 では北極海全域で大気加熱が大きい．500 hPa の大気場は CNTL から Im50
へ順に北極域が暖まるので北極域での高度が高くなる．
- 103 -

Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

図 1 上：冬平均（12-2 月）のそれぞれのランの乱流熱フラックス偏差（CNTL との差）．
正の値（大気を暖める方向）は赤で示す．下：冬平均のそれぞれのランの 500 hPa 高度．文献 7)の Figure S1 を一部改変．

図 2 それぞれのランの 150 年平均の冬（12-2 月）の CNTL run との差．上）300 hPa
高度，等値線間隔は左から右へ（AICE, Im30, Im40, Im50）5 m, 5 m, 7.5m, 10 m．
下）850 hPa 気温．等値線は左から右へ 0.5 K, 0.5K, 0.75K, 1 K．いずれも正の値
は赤い，負の値は青い線で示す．影は有意水準 95%, 99%で有意な所を示す．文献 7)の Figure 1 を引用．

- 104 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

CNTL からの偏差として 300 hPa 高度偏差と 850 hPa の気温偏差を図２に示す．北極域の下層気温偏差および高度偏差は AICE から Im50 へゆくに従って（海氷が減少する
に従って），北極域の昇温は大きく広くなり，北極域の正の高度場偏差も大きく広くなる．一方，中緯度，特に極東で，高度偏差が負になり，北極振動は海氷が減少するとどんどん負になってゆく．極東の気温は海氷減少が進むほど負偏差になる．
成層圏との関係を見るために，60°N における東西平均西風偏差の時間・高度断面図を図３に示す．AICE では１月にプラネタリー波が成層圏へ伝播し（図略），上部成層減速（すなわち負の北極振動）を引き起こす．Im30 や Im40 でも時期は異なるが成層圏の西風を減速させ，それが徐々に下降し，１月下旬から２月にかけて対流圏で西風圏への伝播が見られるが，対流圏は成層圏とは独立に負の北極振動になっているようである．Im50 になると対流圏では負の北極振動，成層圏では正の北極振動となり，成層圏は対流圏の負の北極振動の要因になっていない．成層圏・対流圏リンクは見られ
ない．

図 3

60°N における東西平均西風偏差（北極振動のプロキシ）の時間・高度断面図．

11 月から 3 月までを示す．赤い線は正偏差，青は負偏差を示す．影は 95%, 99%で偏差が有意な所．文献 7)の一部を改変．
Im50 の結果は，北極海氷減少が対流圏の北極振動を負にして極東で寒波をもたらすプロセスとして成層圏経由だけではなく，対流圏のみの過程があり，その過程が北極の海氷が減少すればするほど強まることを示唆している．
次に対流圏での波の活動度と残差平均子午面循環を調べた（図略）．AICE から Im50

へと 40-70°N の対流圏で波の鉛直伝播が強まり（物理的には極向きの渦熱輸送が強まることと同等），高緯度対流圏中上層の西風を減速している．このため，中緯度で上昇し高緯度で下降する残差平均子午面循環が強化され，海氷が海面に変わることによる直接的な北極域の乱流加熱に加えて，循環による力学的加熱（＝極向き熱輸送の収束）が北極温暖化を増幅させていることがわかった．逆に中緯度では循環偏差は上昇流であり力学的加熱は弱いながらも寒冷化に働いている．なお，このプロセスに関与する
波はどの実験でも主にプラネタリー波（波数 1 と 2）であり，総観規模擾乱の役割は小さかった．

- 105 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

４．まとめ
近年の北極域の海氷減少により北極域は昇温しているが成層圏結合を介して冬の北極振動が負位相になり東アジアなどでは寒冬になることが著者らの研究等で示された．
ここでは AFES 大気大循環モデルを用いて，海氷減少が現実的なものから北極海の海氷がすべてなくなるような極端な仮想条件に対する大気応答を，海氷のみを段階的に減少させた実験により調べた．海氷を減少してゆくと対流圏の北極振動は負になり北極域の昇温も大きく広がる一方，東アジアの寒冷化も強まり極向きの熱輸送も増大する．ただし海氷が全くなくなると成層圏では正の北極振動となり，対流圏とは独立して成層圏−対流圏結合は見られなくなる．海氷−中緯度気候リンクには対流圏に閉じたプロセスと成層圏経由のプロセスの２つがあることがわかった．

数値シミュレーションは JAMSTEC の Earth Simulator 3 で行った．当研究は Green

謝辞

Network of Excellence (GRENE) Program Arctic Climate Change Project と the Arctic
Challenge for Sustainability (ArCS) の助成を受けた．

1) Honda，M., J. Inoue, S. Yamane, 2009: Influence of low Arctic sea-ice minima on
anomalously cold Eurasian winters, Geophys. Res. Lett., 36, L08707.
2) Nakamura, T., K. Yamazaki, K., K. Iwamoto, M. Honda, Y. Miyoshi, Y. Ogawa, J.
【参考・引用文献】

Ukita, 2015: A negative phase shift of the winter AO/NAO due to the recent Arctic

sea-ice reduction in late autumn. J. Geophys. Res., 120, 3209-3227.
3) King, M. P., M. Hell, and N. Keenlyside, 2015: Investigation of the atmosphericmechanisms related to the autumn sea ice and winter circulation link in the Northern

Hemisphere. Clim. Dyn., 46, 1185-1195.
4) Kim, B. M., S. W. Son, S. K. Min, J. H. Jeong, S. J. Kim, Z. Zhang, T. Shim, and J. H.
Yoon, 2014: Weakening of the stratospheric polar vortex by Arctic sea-ice loss, Nature
Communications, 5, 4646.
5) Nakamura, T., K. Yamazaki, K., K. Iwamoto, M. Honda, Y. Miyoshi, Y. Ogawa, Y.
Tomikawa, and J. Ukita, 2016: The stratospheric pathway for Arctic impacts on

mid-latitude climate, Geophys. Res. Lett., 43, 3494-3501.
6) Petoukhov, V., and V. A. Semenov, 2010: A link between reduced Barents-Kara sea ice
and cold winter extremes over northern continents, J. Geophys. Res., 115, D21111.

7) Nakamura, T., K. Yamazaki, M. Honda, J. Ukita, R. Jaiser, D. Handorf, and K.
Dethloff, 2016: On the atmospheric response experiment to a Blue Arctic Ocean.
(submitted to Geophys. Res. Lett.)- 106 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

北極海航路における氷海航行速度解析と氷況・海域の影響
Analysis of ship speed in sea ice by the influence of ice condition
and regional effect in the Northern Sea Route森下裕士（北見工業大学大学院），舘山一孝（北見工業大学），大塚夏彦（北海道大学）
Hiroshi Morishita, Kazutaka Tateyama, Natsuhiko Otsuka
1．はじめにロッテルダム

北極海航路とは大西洋とベーリング海峡を結ぶ航路を示すが，本研究ではロシア（オランダ）
北極海航路

沿岸を航行する北東航路を解析対象とし苫小牧

た．近年，北極海の海氷は減少傾向にあり
1)，北極海航路の実用化には大きな期待が寄せられている．北極海航路は，スエズ運
パの航行距 離を約 40%削 減できることを河経由の航路に比べて，アジアとヨーロッ最大の利点としている 2 ) ．
航路開通期間の予測は，貿易の活性化において重要な要素であるが，現在手法が確立されていない．氷海航行速度が不明確で

スエズ運河経由あることが原因であり，予測手法の開発に
は航行時の氷況を把握することが重要である．Petrich ら 3 ) は，2013 年 8 月～10 月

図 1 北極海航路（赤線）とスエズ運河
経由の航路（青線）

において東経 150 度～160 度の海域を航行した船舶の航海期間は，期間内の海氷密接度（一定海域内を海氷が占める割合）の平均値と相関関係があることを報告した．著者ら
4)
も昨年，日平均船速と海氷密接度の日平均値との間には相関があり，海氷密接度に海氷厚をかけるとさらに相関が強まることを明らかにした．しかし，氷況と船速の関係式
を元に船速予測を行った結果，大きな誤差が生じた．これは海域による違いや砕氷船による航行支援の影響を考慮していなかったことが原因であると考え，本研究では解析範囲を海域ごとに分け，砕氷船の支援の有無などを加えた詳細な解析を行った．まず，
氷海航行時の海氷密接度と海氷厚，船速をマッピングし，バレンツ海，カラ海，ラプテ
フ海，東シベリア海における氷況と航海状況について解析した．次に，耐氷船の船速と海氷厚の比較し，厚さによる船速変化について考察した．

2．使用データ
宇宙航空研究開発機構（JAXA）が 2012 年に打ち上げた水循環変動観測衛星しずくには，高性能マイクロ波放射計 AMSR2 が搭載されている．AMSR2 は，地球上から放2.1

衛星観測による氷況データ射される 6，7，10，18，23，36，89GHz の 7 つの周波数帯の輝度温度を観測している．
観測された輝度温度は水に関する様々な地球物理量に変換することが可能であり 5 ) ，本研究では輝度温度から算出可能である海氷密接度と海氷厚を海氷情報として使用した．

- 107 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

海氷密接度は AMSR2 によって観測された輝度温度データをもとに JAXA によって計算されたデータを使用した．海氷厚は，AMSR2 輝度温度データから，Krishfield らによって提案された推定式 6 ) を用いて算出した．
自動で航行中の船舶位置情報などを送信する AIS が 2002 年の SOLAS 条約の改正に

2.2

AIS による実船データ

より多くの船舶に搭載が義務付けられたため，AIS を搭載した北極海航路を航行する
実船情報を入手できるようになった．本研究では，東洋信号通信社の管理する AIS 情
報提供サイト Shipfinder.com より入手した位置，船速データを使用した．

北極海航路を航行する船舶のほとんどは，砕氷船か耐氷船に区別することができる．
砕氷船は，厚い海氷が存在する海域でも航行可能である．一方で，耐氷船は薄い海氷のみ航行可能であり，航行可能な海氷厚に応じたアイスクラス（船舶の海氷に対する強さ）が設定されている．耐氷船の氷海航行には，単独航行する場合と，砕氷船にエスコートされる場合がある．砕氷船によるエスコートの有無は，Shipfinder.com より直接的に知ることはできないが，双方のデータを見比べることで判断が可能である．
本研究では，北極海航路を実用的に利用している一般貨物船，タンカー，バルカーを
5,000 トン以上とし，アイスクラスは 1 m 以内の薄い海氷域を航行可能なクラス（Arc4，
解析対象とした．さらに，載貨重量トン数（貨物や燃料を含む船舶の最大積載量）を

Arc5）に限定した．また，Shipfinder.com で公開されているデータは 1 か月前までであるため，解析を開始した 2014 年以降のデータを使用した．解析期間は北極海航路の利用が活発化する 6 月～11 月とし，東経 20 度～54 度をバレンツ海，54 度～103 度をカ析を行った．解析期間内に各海域を航行した解析対象条件を満たす船舶の数を表 1 に示す．
ラ海，103 度～140 度をラプテフ海，140 度～180 度を東シベリア海として海域別に解

表1

北極海航路
に侵入した
貨物船

解析期間内に北極海航路を航行した海域別船舶数（隻）
海域
一般貨物船
タンカー
バルカー
4
8
10
バレンツ海
4
8
10
カラ海
2014
10
4
5
ラプテフ海
10
2
0
東シベリア海
2015

バレンツ海
カラ海
ラプテフ海
東シベリア海

2014

バレンツ海
カラ海
ラプテフ海
東シベリア海

2015

バレンツ海
カラ海
ラプテフ海
東シベリア海

海氷域に
侵入した
貨物船

27
28
12
13

9
10
5
3

14
12
1
0

3
20
7
6

0
5
3
2

1
9
0
0

1
2
2
2

0
4
4
2

2
6
5
0

- 108 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

図 2 は，解析対象船舶が 2014 年，2015 年 6 月～11 月に北極海航路の氷海航行時の海氷密接度と海氷厚，船速を示す．
3．解析結果

バレンツ海において，この 2 年間を通じて船舶が海氷域を航行したのはフランツヨ

ーゼフ諸島周辺のみである．海氷厚も 1 m 以内であり，他の海と比較すると薄い傾向にあった． 2015 年には，貨物船が夏期に砕氷船の支援を受けずに北極海航路を単独航行する事例が認められた．
ラーニエ岬からヤマル半島にかけては，厚い海氷が残り，船舶は 6 kn 以下まで減速し
カラ海では，多くの船舶が氷況の影響を受けていた．特に，ノバヤゼムリヤ島のジェた．ただし，この海域は砕氷船のエスコートを多く受ける海域であるため，砕氷船待機により減速する船舶，砕氷船のエスコートを受けて 10 kn 程度で航行する船舶が混在
ラプテフ海では，厚さ 2 m 級の海氷が存在し，2 年とも厳しい氷況であった．しかし，する．

砕氷船のエスコートを受け，10 kn～12kn で航行する場合も多く見られた．
東シベリア海では，ノヴォシビルスク諸島の北側を通るチホノフ・ルート，ドミトリを航行した場合には 6 kn 程度まで大きく減速し，各海峡を航行した場合には 10 kn～
ー・ラプテフ海峡やサニコフ海峡を航行する航路がある．2 年とも，チホノフ・ルート
15 kn で航行している．
カラ海

ラプテフ海

東シベリア海
バレンツ海(a)海氷密接度(2014)(b)海氷厚(2014)(c)船速(2014)(d)海氷密接度(2015)(e)海氷厚(2015)(f)船速(2015)

図 2 解析対象船舶が北極海航路の氷海航行時の氷況と船速（2014 年，2015 年 6 月～
11 月）．2014 年の(a)海氷密接度，(b)海氷厚，(c)船速．2015 年の(d)海氷密接度，(e)海氷厚，(f)船速- 109 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

4．考察と今後の課題
砕氷船のエスコートを全く受けていないバレンツ海のデータを使用し，船速と氷況の関係性を調べた（図 3）．図 3(a)に示す通り，船速は海氷密接度との間では弱い相関があることが分かった．海氷密接度が高くなると，航行時の海氷による抵抗は増大する能であるため，相関が低くなったと考えられる．図 3(b)は，海氷厚と船速の関係性を示す． 海氷の厚さが増すと砕氷抵抗や海氷を押しのけるための抵抗が増大し，船速が下と考えられるが，アイスクラスを有する船舶が薄氷域を航行する場合，容易に航行が可がることから，やや強い相関があると考えられる．また，海氷厚 0.5m 以上の場合，船速の変動が大きいことがわかった．本研究では，大型砕氷船の実船データと見比べて解析を行ったが，小型砕氷船の航海情報まで把握していない．したがって，小型砕氷船によるエスコートを受けて船速が変化している可能性も考えられる．さらに，解析期間中
はメルトポンド（海氷表面の融解水）が発生するが，本研究では考慮していない．今後

(a)

図3

15
12
9
6
3
0

0

R = 0.2625

船速 [kn]

船速 [kn]は，冬期の解析も行い，氷況と船速の関係性を調査する必要がある．

5075
海氷密接度 [%]

100

15
12
9
6
3
0

(b)

0

R = 0.56
0.3

0.6
0.9
海氷厚 [m]1.2

バレンツ海を航行した船舶の速度と氷況の関係．(a)海氷密接度，(b)海氷厚

1）気象庁，2015: 海氷域面積の長期変化傾向（北極域），
http://www.data.jma.go.jp/kaiyou/shindan/a_1/series_arctic/series_arctic.html【参考文献】

2）北海道建設部空港港湾局物流港湾課，2013: 北極海航路可能性調査事業委託業務報告書, http://www.pref.hokkaido.lg.jp/ss/bkk/99_zenbun.pdf

3）Chris Petrich, Irina Sæther , 2015: COMMON SOLUTIONS AND CHALLENGESTO THE TRAVERSE OF SEA ICE BY SHIPS, Port and Ocean Engineering under
Arctic Conditions, Trondheim, Norway, June 14-18, 20154）森下裕士，舘山一孝，大塚夏彦，2015：北極海航路の氷況と可航性に関する研5）JAXA, 2016: GCOM-W1 水環境変動観測衛星「AMSR2 を知る」,
http://suzaku.eorc.jaxa.jp/GCOM_W/w_amsr2/whats_amsr2_j.html
究，北海道の雪氷，34，43-46

6）R. A. Krishfield, A.Proshutinsky, K.Tateyama, W.J.Williams, E.C.Carmack,
F.A.McLaughlin, M.-L.Timmermans, 2014: Deterioration of perennial sea ice in the
Beaufort Gyre from 2003 to 2012 and its impact on the oceanic freshwater cycle.
Journal of Geophysical Research: Oceans, 119, 1271-1305- 110 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

橇搭載型電磁誘導式氷厚計を用いたサロマ湖氷厚の測定に関する研究
The measurement of lake ice thickness
using an electromagnetic induction device onboard a sledin Saroma-ko Lagoon
北桃生（北見工業大学大学院），舘山一孝（北見工業大学），
星野聖太（北見工業大学大学院），中村和樹（日本大学），牛尾収輝（国立極地研究所）
Momoi Kita，Kazutaka Tateyama，Seita Hoshino，Kazuki Nakamura，Shuki Ushio

１． はじめにアイスアルベドフィードバック効果により海氷はわずかな気温変化にも敏感に応答するため 1)，海氷調査は地球環境の動向を知るための有効な手段といえる．現在，衛星リモー

トセンシングを利用した海氷面積測定手法は確立されつつあるが，海氷厚測定に関しては研究段階である．しかしながら，地球環境の変化を知るためには海氷総量を把握することが重要であり，そのためには海氷厚測定の精度を向上させることが必要不可欠である．ド
あるが，電磁誘導式氷厚計(Electro Magnetic induction device，以下 EM)を用いることによりリルを用いた掘削による直接計測で広範囲の海氷厚分布測定は多くの時間と労力が必要で容易に海氷厚測定を行うことが出来る 2)．EM には船舶搭載型や航空機搭載型などの種類があり，本研究では低コストで詳細に氷厚観測を行うために橇搭載型 EM を用いた．サロマ
湖において，橇搭載型 EM による氷厚測定の精度検証実験を行い，精度の良い海氷厚観測手法を確立することが本研究の目的である．

２． 観測地域と方法の表面積は 150.35 km2，周囲 90.24 km，最深 18 m である．サロマ湖はオホーツク海と二箇本研究の観測地域であるサロマ湖は北海道東部に位置する日本最大の汽水湖であり，そ所の湖口で繋がっており，多くの生物が生息するため水産資源が豊富である．冬期でも氷上で漁などの人間活動が行われることから氷厚に関するデータが存在している．また，冬期に結氷した際の湖氷厚は通常 1 m 以下であり，比較的薄い氷のデータ取得と精度検証が可能である．サロマ湖は汽水湖に分類されるが，佐呂間別川の流入点付近を除いた大部分
は，湖水の塩分はオホーツク海の海水塩分とほとんど変わらない．
本研究では EM による観測において，Geonics EM31SH を使用した．EM の送信コイルから周波数 f=9.8 Hz で一次磁場を変化させ，湖氷と湖水の境界面に誘導電流を発生させる．

かけの電気伝導度 σa[mS/m]として記録される．この σa より，受信コイルから湖氷と湖水の境界面までの距離(ZE)が求められるため，ZE から橇の高さを引くことによって，全氷厚（積その誘導電流によって二次磁場が誘起され，二次磁場の強さを受信コイルが感知して，み雪深と湖氷厚の総和）を求めることができる．EM を搭載した橇（図 1）をスノーモービル
によって 20 km/h の速度で牽引して観測を行い，1 秒ごとにデータを記録した．

サロマ湖では 2013 年から 2016 年の冬期に橇搭載型 EM による観測を行った．2013 年の観測では先にドリル観測をし，次にそのそばを EM で観測するという観測方法だったためにそれぞれの測定位置や日時にずれが生じていた．そのため，2014 年以降は EM を停止させ，そのすぐ横でドリル測定を行うという観測方法に統一し，位置と時間のずれを改善し- 111 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

た 2014 年，2015 年，2016 年の観測データのみを対象とする．
た．よって本研究では測定方法が改善され湖上では 1 km ごと（氷況により一部例外

実測を行い，これらの測点に沿って EM 観測を行った．各測点で取得された実測値とあり）に測点を設け，氷厚や積雪深などの同じ地点における EM 観測結果を比較する

図1

橇搭載型 EM の外観

ことにより精度検証を行った．

３．解析結果ZE の実測と同じ地点での σa のデータ，はしごキャリブレーションによって得た ZE と σa

３．１

EM のキャリブレーションと氷厚換算式のデータを用いて回帰分析を行った．はしごキャリブレーションとは，カーボン製のはしごを用い EM を持ち上げて任意の ZE を得たときの σa を記録する校正方法である．
この回帰分析結果から以下の各年の ZE とσa の関係式を得た．

σa2014=79.20+1973exp(-0.9740ZE)
σa2015=92.59+1731exp(-0.8876ZE)
σa2016=110.0+2086exp(-1.160ZE)

(1)
(2)

(3)

上記関係式を変換することによって以下の各年の氷厚換算式を得た．
ZE2014=7.790-ln(σa-79.20)/0.9740(1)’

ZE2016=6.582-ln(σa-110.0)/1.160(3)’ZE2015=8.400-ln(σa-92.59)/0.8876(2)’

図 2 の赤色と緑色のマーカーは共にド

図2

はしごによるキャリブレーションとリルによる実測値を表示しており，赤色
実測値を用いた各年度の回帰分析結果
は正のフリーボード，緑色は負のフリー
ボードのデータである．ここでのフリーボードはアイスフリーボードのことであり，氷の表面から水面までの距離のことで，正の値のときは湖水面が氷の表面の位置よりも低いことを示し，負の値のときは湖水面が氷の表面の位置よりも高いことを示しており，湖氷上の積雪への湖水の浸み上がりの指標となる値である．浸み上がりは湖氷が積雪を加えた自重で湖水中へ沈み込むことや潮汐などによって起きる．
３．２ EM 推定誤差

前節で求めた氷厚換算式を用いた，2014 年から 2016 年のサロマ湖の氷厚分布測定の結果をそれぞれ図 3，4，5 に示す．

これらの図において，カラーバーは全氷厚の厚さを示している．丸印は実測点を示しており，ドリルによる全氷厚の測点とその値を，また，実線は EM 観測の測線と全氷厚の値をドリルと EM 観測の誤差について，三年冬期全体の 68 %が誤差 0.1 m 以下であり，それ示している．

らの平均誤差は全氷厚の平均値の 4.6 %であった．
- 112 -

Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

サロマ湖は北西方向から南東方向にむかう
につれて氷厚が厚くなる傾向があることが示されている．これは，冬期にサロマ湖周辺では北西風が卓越しており凍結し始めた氷が風

図3

氷厚分布(2014 年)

図3

氷厚分布(2014 年)

図4

氷厚分布(2015 年)

図5

氷厚分布(2016 年)下である東岸側へ押し付けられることと，サ
ロマ湖の南東部に佐呂間別川から淡水が流入
して塩分が薄くなっており，この場所周辺から結氷が始まるためである．
３．３ EM 推定誤差の要因と補正
EM 測定とドリル測定に誤差が生じる主要因として，(1)ドリルと EM の機器的な観測範
囲の違い，(2)積雪への湖水の浸み上がり，(3)水深の浅い箇所で湖底が EM 磁場へ影響を与えること，(4)湖水塩分の違いの 4 点が考えらある一点を局所的に測定しているのに対し EMれる．これらのうち，(1)について，ドリルはの測定範囲は探査深度の約 1.3 倍と広い領域を測定しており，比較するときに誤差がは困難である．そのため，他の 3 点の要因に発生するのはやむを得ずこれを補正することよる誤差の補正を試みた．補正に必要なデー
タは，水深と湖水の電気伝導度であり，2016
これらには 1 つのデータ内に複数の要因が存年，10 か所の測点でデータ取得を実施した．
在している．過去の研究より水深 6 m 以深では(2)による EM 観測への影響はなく 3)，また海水の電気伝導度は 2,300-2,500 mS/m である

EM 観測は十分な精度で行うことが出来ると考えた 4)．水深 6m 以浅もしくは湖水の電気伝ため，湖水の電気伝導度がこの範囲であれば導度が 2,300mS/m 未満の地域での観測は EMの条件にあてはまるデータを除外した 6 点のデータを用いて浸み上がりによる誤差を考えた．
測定への影響が考えられると仮定し，これら

図 6 は浸み上がりと誤差の関係を示す．これよ図6

フリーボードと誤差の関係

り，ネガティブフリーボード，つまり湖水の浸み上がりがあるときは EM のモデル値がドリルによる実測値より過大評価になっていることがわかる．この関係から回帰直線を求めて 10 点のデータの補正を行った補正結果を表 1 に示す．補正を行うことにより，誤差が小さくなったデータは全体の 60%であった．また，それぞれの誤差の残差平方和は補正後の方が 0 に近い値であることから，浸み上がりによる補正を行うことによって，ドリル観測と EM 観測の誤差は小さくなることが明らかになった．なお，補正前の平均誤差は全氷厚- 113 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）の 7.9 %であったが，補正後は 4.4 %であった．

次に，フリーボード補正後の EM 全氷厚を用いて，(3)の影響について検討した．しかし，極端な水深の浅さや湖水の電気伝導度の低さと，EM 全氷厚の誤差についての関係性はみられなかった．
表1

フリーボード補正結果

Freeboard ドリル全氷厚 EM全氷厚 ドリルvsEM誤差
(cm)
(m)
(m)
(m)
EW1
0.5
0.65250.6677-0.01522
EW2
0.5
0.65370.6938-0.04001
EW3-14.0
0.78430.71040.07388EW4
0.0
0.70680.64820.05859EW5
0.5
0.44760.5198-0.07218
EW6
0.3
0.55240.5723-0.01988
EW7-0.5
0.50900.5337-0.02474
EW8-13.00.66350.65320.009266
EW9
0.00.35700.4022-0.04521
EW10
2.00.36030.4100-0.04972
残差平方和
0.02154
Site Name

FB補正EM全氷厚 FB補正誤差(m)(m)
0.62500.027540.65100.002749
0.77010.01373
0.60900.097800.4770-0.02942
0.53090.021460.49810.01092
0.7063-0.04379
0.3630-0.006000
0.35660.003687
0.01393

サロマ湖において橇搭載型 EM の観測を実施し，ドリル観測の値と比較した結果，全氷厚の 5 %以下の誤差で観測することができた．
４．考察とまとめさらなる EM 観測の精度向上を実現するために，特に誤差が大きかったデータについて

本研究では，極端な水深の浅さや湖水の電気伝導度の低さと EM 全氷厚の誤差についての関係性がみられなかった．このことについては，(1)サロマ湖の氷厚が薄く，ドリル測定
その原因と補正を行うことが精度向上のために重要であると考える．

と EM の観測誤差も数 cm と小さいために観測誤差が観測に大きな影響を及ぼしている可能性，(2)今回用いた湖水の電気伝導度のデータのうち，最小であった 1,745 mS/m と各点の湖氷の電気伝導度との差が EM 観測を十分な精度で行うために十分大きかった可能性，(3)
サロマ湖において水深や湖水の電気伝導度のデータを EM 観測とともに取得したのは 2016

年度がはじめてであったためにデータ数が 10 点と少ないこと，の 3 つの原因が考えられる．
取得を EM 観測と共に行い，誤差の大きなデータの補正に関する研究を実施することにより橇搭載型 EM を用いた氷厚観測の精度向上を可能にしたい．さらに，南極などの他地域

今後，観測を継続して，より広範囲で水深や湖水の電気伝導度，フリーボードのデータ

での観測精度の向上に応用することを目標に研究を発展させていきたい．

【参考文献】
1) 気象庁ホームページ:気候変動と海氷，
http://www.data.jma.go.jp/kaiyou/db/seaice/knowledge/eikyou_kikou.html
2)

Christian Haas et al.，1998:Comparison of sea-ice thickness measurements under summer and3)4)

62(3)，749-757.
舘山ら，2005: 電磁誘導式氷厚計を用いたサロマ湖広域氷厚観測，北海道の雪氷，24，7-10 .
Kovacs et al., 1987: Airborne electromagnetic sounding sea-ice thickness and subice
bathymetry, Cold Regions Sci. Technol, 14, 289-311.

winter conditions in the Arctic using a small electromagnetic induction device，GEOPHYSIS，- 114 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

可搬型マイクロ波放射計を用いたサロマ湖氷上の積雪深の観測

Observations of snow cover on ice in Saroma-ko Lagoon by using portablepassive microwave radiometers
高瀬雄麻（北見工業大学大学院）, 舘山一孝（北見工業大学）,
星野聖太（北見工業大学大学院）, 森下裕士（北見工業大学大学院）
Yuma Takase, Kazutaka Tateyama, Seita Hoshino, Hiroshi Morishita
１．はじめに近年，地球の気候変動をモニタリングするため，全天候で観測可能である衛星搭載型マ
イクロ波放射計が多く用いられる 1)．マイクロ波放射計とは，地球表面および大気等から放出される微弱なマイクロ波帯の電波をそれぞれの周波数および偏波で測定するセンサである 2)．これらの周波数や偏波を組み合わせて用いることにより，地球上の様々な物理量を推定することが可能である．雪氷学の分野では，マイクロ波帯を用いて陸上の積雪深推
定アルゴリズムについて多く研究されている 3)．しかしながら海氷上の積雪深の推定に関する研究は，陸上に比べ少ない 4)．
海氷上の積雪の量や状態を知ることは極域，とりわけ積雪が多い南極海における航海の可航性の判断に有用である．近年，南極海の氷況は年々厳しくなっており，我が国の南極観測船「しらせ」は平成 23 年度及び 24 年度に昭和基地への接岸を断念している 5)．その原因の一つとしては，南極海における積雪深の増加が考えられる．海氷上に積雪が多く存在する場合，積雪の断熱効果により海氷と冷たい大気の接触が阻まれ，海氷の下方成長は阻害されると考えられる．一方で，海氷上の積雪が増加することにより海氷が沈み込み，積雪層が冷たい海水に浸かることによって，その浸かった積雪層が雪ごおりとなり上方に成長する．また，積雪があることで船舶の航行の際に摩擦が増加し障害になることが考えられる．そこで，本研究は，海氷上の積雪深に対する輝度温度の関係性の基礎データの収集を冬季のサロマ湖氷上で観測を行い，それらのデータを用いて湖氷上の積雪深推定アル
ゴリズムを作成することを目的とする．

２．観測地点と方法
２．１ 観測地点

本研究の観測は図 1 に示すサロマ湖で行った．サロマ湖は北海道北東部に位置する湖である．淡水と海水が混ざった汽水湖であり，日本で 3 番目に大きな湖である．また，全面ではないが冬季に結氷することが知られている．
今回観測した地点は赤丸で示した点であり，この地点の平均氷厚は 49.4 cm
だった．なお，湖氷上の積雪は風によく，観測行った地点での積雪深は 10±
る削剥の影響を受けるため非常に少な

図1

サロマ湖 6)，赤丸は観測地点を示す- 115 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

2 cm 程度であった．
２．２ 観測機材
本研究では，三菱電機特機システム株式会

社が平成 27 年度に製作した 6，18，36GHz の3 つの観測周波数帯を持つ 3 台の可搬型マイクロ波放射計（以下:MMRS）を用いた．その外形を図 2 に示す．いずれも垂直偏波の輝度
温度(TBV)及び水平偏波の輝度温度(TBH)を観型マイクロ波放射計 AMSR-E や AMSR-2 と同じものを使用している．ここで観測する際の測する．なお，これらの周波数帯は衛星搭載留意点として，18 GHz 及び 36 GHz は 12，13kg
り付けて観測が可能であるが，6 GHz はそれらに比べて大きく 2 倍近い重量があるため，と比較的軽量であるためカメラ用の三脚に取

図2

観測中の MMRS の写真．奥側が6GHz，手前側が 36GHz．

図 2 の奥側のようにアルミ角柱の台座に固定して観測する必要があった．使用した MMRS の各仕様を表 1 に示す．
表1
型番
MMRS2C-6GHz

MMRS2C-18GHz
MMRS2C-36GHz

実験に用いた MMRS の仕様と観測条件情報

帯域 [GHz]
周波数

[度]

観測偏波

観測視野角
15

6.9250.2
18.70.35
36.50.7

円形ホーン
V，H

10
7

[WDH, mm]
サイズ

360630282
286525231

重量
[kg]
20
13

12

２．３ 観測手法
自然積雪状態からを湖氷の表面までの各層において，MMRS を用いて輝度温度の測定を行った．同時に積雪の温度，密度，粒径を測定した．測定間隔は，雪質や積雪深に応じて2~3cm 毎に雪ベラで表面から積雪を取り除き，各積雪層で観測を行った．各積雪層では 1分間計測を行い，1 分間の平均値をその積雪深の輝度温度とした．

３．観測結果軸に MMRS によって観測された輝度温度(K)，上横軸に積雪の密度(g/cm3)をとっている．

観測結果を周波数ごとに示す．観測結果のグラフは，それぞれ縦軸に積雪深(cm)，下横

最初に 6GHz の観測結果を図 3 に示す．図 3 は(a)が 2016 年 3 月 2 日，(b)が 3 月 5 日の観測結果である．(a)と(b)の間に降雪があり、3cm 積雪が増加している．図 3 から，TB6V 及びTB6H は積雪を全て取り除いた状態（積雪深=0cm）では，積雪がある状態と比べて輝度温度が大きく低下することが確認できた．積雪深が 3cm 以上に増加すると，積雪深の増加に伴い TB6H は減少，TB6V はわずかに増加するかほとんど変化しない傾向を示した。また，降雪により積雪深が増加した(b)では積雪表層（積雪深=12cm）においては TB6H が上昇し，積雪を全て取り除いた状態では TB6H が著しく低下した．

次に 18 GHz の観測結果を図 4 に示す．18 GHz も 6 GHz と概ね同様の結果が得られ，- 116 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

図3

MMRS の 6 GHz による輝度温度と積雪密度の観測結果．(a)2016 年 3 月 2 日と(b) 3 月 5 日．

積雪深が 0 cm では TB18H は急激に低下し，積雪深が 3cm 以上に増加すると，積雪深の増加に伴い TB18H は徐々に減少，TB18V
はわずかに増加した．また，6 GHz と同様に積雪表層では TB18H が上昇するが，その上昇幅は 6 GHz に比べ小さい．

最後に 36 GHz の観測結果を図 5 に示す．

図 5 は，(a)が 2 月 28 日，(b)が 3 月 2 日の観測結果を表している．(a)と(b)の間では低気圧通過に伴う吹雪が発生していた。

MMRS の 18GHz による輝度温度と積雪密度の観測結果（2016 年 3 月 5 日）．
密度に着目すると(b)では表層から中層の積雪密度が大きく増加していることがわかる．36 GHz においても，これまでに示した 2
図4

積雪深では両者の違いは見られないが，周波の特徴に類似した結果が見られた．積雪を全て取り除いた状態では TB36H 及び TB36V の輝度温度は低く，特に吹雪で積雪密度が増加した(b)で TB36H が著しく低下している．TB36H

は，(a)では積雪深が 3 cm よりも深くなると積雪深の増加に伴い，低下する傾向が見られ，(b)においても積雪深が 4 cm よりも深いところでは同様に輝度温度が低下する．しかし，

MMRS の 36 GHz による輝度温度と積雪密度の観測結果．(a)2016 年 2 月 28 日と(b) 3 月 2 日．
図5

- 117 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

表層では他の周波数と同様に輝度温度が増加することが確認できる．一方、TB36V の変化に着目すると、積雪深の増加に伴う変化は(a)ではほとんど変化が見られないが，(b)では明確に上昇していた．
以上の観測結果から，積雪を全て取り除いて湖氷表面を観測した場合，全ての周波数帯において低い輝度温度を示す結果が得られた．
これは雪の重みや潮汐によって湖水が湖氷表面に浸み上がり，湖氷が濡れた状態になったため（図 6 参照）射出率が大きく低下し，それに伴い輝度温度が低下したことが考えられる．TBH の観測結果に着目した場合，この濡れ雪層の直上が最も高い TBH を示し，積雪深が増加するのにともなって TBH が減少してい図6

湖氷と積雪の様子．積雪深 3cm ま
でが湖水の浸み上がりによって灰色に変色している．

雪では土壌からのマイクロ波放射を積雪層内の雪が散乱させることにより TBH は低く観測る傾向がみられた．陸上積雪の場合，乾いた

される 1)．また，濡れ雪では，積雪層内の水分が土壌からの放射を吸収してしまい TBH は高く観測される 7)．サロマ湖氷上の積雪表層において見られた TBH の上昇現象は，日射によってこのような濡れ雪が生じたためと考えられる．

４．まとめ
今回の観測では，サロマ湖の湖氷上の自然積雪において基礎的なデータ収集を行うこと得ることができた.しかし，今回の観測期間は 5 日程度であり，積雪とマイクロ波の関係をができた．積雪の深さ，密度，冠水，融解等の影響による各周波数帯の輝度温度の応答を明らかにするには十分な量の観測データとはいえない．マイクロ波放射計によって海氷上の積雪深を定量的に測定するためには,様々な深さ・厚さの積雪深と氷厚における観測を行っていくことが本研究の課題である.
【参考・引用文献】
1) 小池俊雄ら，1999：グローバルな積雪量分布推定のための衛星アルゴリズムの開発と検2) JAXA，2016：AMSR2 を知る（JAXA HP）
証，水工学論文集，43，211

3) 筒井浩行ら，2011：積雪深の全球推定を考慮した衛星アルゴリズムの改良，土木学会論文集 B1(水工学），67，427-432

4) Dylan C. Powell et al.，2006： Microwave Signatures of Snow on Sea Ice， TRANSACTIONSON GEOSCIENCE AND REMOTE SENSING，44，3091-3100

5) 文部科学省，2015：南極観測船「しらせ」の昭和基地沖への接岸について（文部科学省
HP）6) Google Earth 2016: https://www.google.co.jp/intl/ja/earth/7) T. Y. Lakhankar et al.,2013：CREST-Snow Field Experiment: analysis of snowpack properties
using multi-frequency microwave remote sensing data， Hydrol. Earth Syst. Sci，17，783-793- 118 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

ネパールヒマラヤ・トランバウ氷河における1980–2015 年の表面標高変化
Surface elevation change of Trambau Glacier in Nepal Himalaya
from 1980 to 2015
森本直矢（北海道大学 大学院環境科学院・低温科学研究所）
杉山慎（北海道大学 低温科学研究所）
藤田耕史（名古屋大学 大学院環境科学研究科）
坂井亜規子（名古屋大学 大学院環境科学研究科）
Naoya Morimoto, Shin Sugiyama, Koji Fujita, Akiko Sakai
１．はじめに
ヒマラヤに存在する氷河からの融解水は，生活用水や水力発電などの重要な資源となっている 1 ) ．一方，氷河融解水が貯留して氷河湖が形成されると，決壊洪水による甚大な被害の原因となる 2 ) ．これまでの研究から，ヒマラヤの氷河は小氷期以降縮小を続けており 3 ) ，近年では質量損失の速度が大きくなっていることが明らかになっている
4)．本研究対象地であるトランバウ氷河は末端にネパール最大の氷河湖を持ち，湖に着目した研究が行われてきた．しかしながら，氷河の変動に関する研究は限られている 5 ) ．
そこで本研究では，衛星画像解析と現地観測により，過去 35 年間にわたるトランバウ

氷河の表面標高変化速度を明らかにすることを目的とした．得られた結果から，氷河変動の時空間分布を議論し，同地域で報告された過去の研究結果との比較を行う．

トランバウ氷河（27.9°N, 86.5°E）はネパールのロールワリン地域に位置している（図 1）．面積は 76.5
２．研究対象地

km 2 ，標高 4500–6850 m に分布しており，標高 5000
m より下流側は厚さ数 10 cm–1 m 程度のデブリ被覆

域，その上流側は裸氷域および涵養域となっている．
2010 年の時点では，デブリ被覆域と裸氷域は急な岩存在しており，この氷河湖が決壊すると約 8900 万壁で分離されている．氷河末端にはツォロルパ湖がm 3 の水が流出すると予測されている 6 ) ．

氷河表面の標高変化解析には 4 つの数値標高モデ

３．研究手法ル（DEM：Digital Elevation Model），Hexagon，SRTM 図 1 トランバウ氷河の衛星画像（Shuttle Radar Topography Mission） ，ALOS （ALOS PRISM，2010 年 12 月 15
（Advanced Land Observing Satellite），SETSM 日撮影）．赤，青，黒がデブリ被（Surface Extraction with TIN-based Search-space 覆域，裸氷域，涵養域，黄と緑がMinimization）を用いた（表 1）． Hexagon と ALOS 氷河外と氷河上の GPS 測量点．
は ， そ れ ぞ れ Hexagon KH-9 と ALOS PRISM- 119 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）（Panchromatic Remote-sensing Instrument for Stereo Mapping）によって撮影された

ステレオペア人工衛星画像から作成した．SRTM と SETSM はそれぞれ United States
Geological Survey と Polar Geospatial Center から公開されているデータを利用した．

SETSM は人工衛星 WorldView-1（DigitalGlobe Inc.）で撮影されたステレオペア画像から作成された DEM であり，デブリ被覆域のみのデータである．DEM はすべて，GIS
上で 30 m の格子点に内挿し，1980–2000 年，2000–2010 年，2010–2015 年の期間における標高変化を解析した．
ALOS PRISM からの DEM の作成は澤柿ら 7 ) の手法に従った．ALOS PRISM 画像に

RCP（Rational Polynomial Coefficients）ファイルを付加し，画素の位置情報を地理座標に変換した．この画像をデジタルフォトグラメトリソフトウェア（EARDAS Imagine
2014；EARDAS Inc.） を 使 用し た デ ジ タ ル 図 化機 で 読 み 込 み ，ス テ レ オ 視 モ ニ タ ー（SD2020；Planar System Inc.）上で立体視することで地表面 の標高測定を行った．
Hexagon のステレオペア画像は，事前にフィルム由来の歪みを補正した上で 8 ) ，以上のようにして作成した ALOS DEM から地上基準点を与えることで上述の立体視が可能となる．類似の先行研究では，変化がないと仮定できる氷河周辺地形で DEM 間の相対誤差を求めていることが多いが，本研究では GPS（Global Positioning System）を用い

現地観測は 2010 年 10–11 月に行った．2 つの GPS を用いたキネマティック干渉測位によって，氷河上と氷河外の標高を総延長約 15 km にわたって 1 秒毎（1–数 m 間隔にた現地観測で得た地上較正点の座標を利用し，DEM 毎の垂直誤差を求め，補正した．

相当）に測定した（図 1）．GPS データを GPS ソフトウェア（RTKLIB）で解析して得た座標データを GIS で読み込み，各衛星 DEM の分解能で DEM として出力した（GPSDEM）．この GPS DEM と各衛星 DEM の差分を計算し，その平均値を使って衛星 DEMの垂直誤差を補正した（表 1）．GPS DEM と各衛星 DEM との標高差は標準偏差 2.4–
9.9 m の分布を示した（図 2）．
表 1

各衛星 DEM の画像撮影日，分解能，平均誤差および標準偏差．

DEM
Hexagon
SRTM
ALOS
SETSM

図 2

画像撮影日
1980.10.1
2000.2.11
2010.12.15
2015.5.4

9
30
2.5
8

分解能（m）

平均誤差（m） 標準偏差（m）
19.9
9.9− 39.5
7.4
− 9.7
4.1
− 4.0
2.4

各 DEM の GPS DEM に対する標高差のヒストグラム．高さのインターバルは 1 m．

- 120 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

GPS DEM による補正を行った衛星 DEM の差分から，氷河表面標高の変化速度を求めた．その結果，1980–2000 年，2000–2010 年，2010–2015 年における表面標高の平均
４．結果

変化速度は，デブリ被覆域でそれぞれ−1.8 m a − 1 ，−2.0 m a − 1 ，−0.89 m a − 1 であった（図3）．また，1980–2000 年，2000–2010 年における裸氷域での平均変化速度は−0.99 m a − 1 ，−0.60 m a − 1 であった（図 3）．デブリ被覆域の表面低下速度は裸氷域の約 2–3 倍であった．
1980–2000 年と 2000–2010 年を比較すると，デブリ被覆域では低下速度が増加する

一方で裸氷域では低下速度が減少していた．その後，2010–2015 年にはデブリ被覆域の低下速度が大幅に減少していたが，これはデブリ被覆域上流で生じた表面標高の上昇に起因する（図 3 c）．

図 3 （a）1980–2000 年，（b）2000–2010 年，（c）2010–2015 年における表面標高変化速度．

氷河表面が数 10 cm 以上のデブリに覆われてい５．考察

る場合，デブリの断熱効果によって融解が抑制される 9 ) ．しかし，本研究の解析では裸氷域よりもデブリ被覆域でより大きな表面低下速度が観測された．
ト ラ ン バウ 氷 河 の デ ブ リ 被 覆 域 は 氷 河 上 流側 と 分
断され，隣接する岩壁からの雪崩によって供給される雪氷で氷体が保たれている．一方で裸氷域は上流の涵養域から流動による氷の供給があるため，雪氷
供 給 量 の差 が デ ブ リ 被 覆 域 で 表 面 低 下 速 度が 大 き
い原因と考えられる．また，デブリの断熱効果を考慮した熱収支モデルにより，この氷河のデブリ厚は比較的薄く，融解の抑制効果が小さいことが示唆されている 4 ) ．2010–2015 年にデブリ被覆域上流で表面標高の上昇が生じた原因は，2015 年のゴルカ地

図 4 各標高帯（50 m 毎）におけるトランバウ氷河（黄・緑）とNuimura ら 4 ) の解析で得られたクンブ地域の氷河（赤・青）の平
均表面標高変化速度．エラーバー
は標準偏差を示す．

- 121 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

震によって雪崩が誘発され，多量の雪氷が氷河上に堆積したことが原因と考えられる．
本研究で得られたトランバウ氷河の表面標高の変化速度を，Nuimura ら 4 ) によって報告されている，同時期のクンブ地域における氷河の平均表面標高変化と比較した（図4）．その結果，同じ標高帯で比較すると，トランバウ氷河の低下速度がクンブ氷河に比べ，2–3 倍大きいことが明らかとなった．クンブ地域では，末端に氷河湖を持つイムジ

ャ氷河の質量損失が特に大きいことが先行研究で明らかとなっている 4 , 1 0 ) ．末端に湖を持つ場合，末端における上流側への抵抗がなくなる．そのため，氷河の上流側で鉛直上向きの流動がなくなると考えられる．したがって，本研究の結果と合わせて考察すると，末端に氷河湖を持つ氷河はより大きな速度で質量を失っていることが示唆される．

本研究ではネパールヒマラヤのトランバウ氷河において，1980–2015 年の 3 期間に６．まとめ

被覆域は裸氷域の 2–3 倍の速度で表面標高が低下していることが明らかとなった．この結果は，デブリ被覆域が氷河上流部と分離しており，雪氷供給量に差があることが原おける表面標高変化を，衛星画像解析と現地観測によって測定した．その結果，デブリ

因と考えられる．トランバウ氷河の表面標高低下速度は，隣接するクンブ地域の氷河と比較して大きい．この結果から，氷河の末端に存在する氷河湖が氷河の縮退を加速させることが示唆された．

【参考・引用文献】
1) Immerzeel, W. W., et al., 2010: Climate change will affect the Asian water towers,
2)
3)

Science, 328, 1382–1385.
Shrestha, B. B. and H. Nakagawa, 2014: Assessment of potential outburst flood fromthe Tsho Rolpa glacial lake in Nepal, Natural Hazards, 71, 913–936.

4)

Bolch, T., et al., 2012: The State and Fate of Himalayan Glaciers, Science, 366,
310–314.
Nuimura, T., et al., 2012: Elevation changes of glaciers revealed by

5)region, Nepal Himalaya, 1992–2008, Journal of Glaciology., 58 (210), 648–656.
Fujita, K. and A. Sakai, 2014: Modelling runoff from a Himalayan debris-covered

6)
7)

multitemporal digital elevation models calibrated by GPS survey in the Khumbu

glacier, Hydrology and Earth System Sciences, 18, 2679–2694.
Fujita, K., et al., 2013: Potential flood volume of Himalayan glacial lakes, Natural
Hazards and Earth System Sciences, 13, 1827–1839.

8)

澤柿教伸・ラムサールダモダール, 2011: デジタル三次元空間における実体視地形
解析へのステレオスコピック技術の応用, 地理学論集, 86, 1–9.
Surazakov, A. B. and V. B. Aizen, 2010: Positional accuracy evaluation of

9)Engineering & Remote Sensing, 76 (5), 603–608.
Østrem, G., 1959: Ice melting under a thin layer of moraine, and the existence of

declassified Hexagon KH-9 mapping camera imagery, Photogrammetricice cores in moraine ridges. Geografiska Annaler, 41 (4), 228–230.
10) Bolch, T., et al., 2011: Multi-decadal mass loss of glaciers in the Everest area
(Nepal Himalaya) derived from stereo imagery, The Cryosphere, 5, 349–358.
- 122 -

Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

グリーンランド南東ドームコアの酸素安定同位体比を用いた
気温・涵養量変動の研究
Temperature and accumulation rate reconstructions
from the ice core in south-east dome, Greenland古川崚仁（北海道大学大学院環境科学院），
飯塚芳徳，的場澄人（北海道大学低温科学研究所），植村立（琉球大学理学部）
Ryoto Furukawa, Yoshinori Iizuka, Sumito Matoba, Ryu Uemura
グリーンランド氷床は世界で 2 番目に大きい氷塊である．仮に，すべて融解した場合，

１．はじめに海面が 7 m 超上昇すると予測されている １）．2012 年には，表面に大規模な融解が観測される２）など，気温上昇が氷床の融解を促進している可能性が高い．その一方で，衛星観測データからグリーンランド氷床の質量が増加していることも指摘されている３）．したがって，
これまでの研究で NEEM や GRIP 等の多くの地点で氷床コアを用いて進められてきた ４）．
しかし，氷床南東部については涵養量についての報告 ５） があるものの研究結果に乏しい．

過去の気温と涵養量の変動は，将来の氷床の挙動を予測するためにも重要なデータとなる．

氷床は通常緩やかな流動を起こすが，本研究のアイスコア掘削地である南東ドーム付近は流動がほとんど起きない．そのため掘削された氷床コアは垂直方向に良質な時系列媒体である．加えてこの地域は涵養量が大きいため，高い時間分解能で過去の気候変動の復元が可能である．そこで本研究では 2015 年 5 月に南東ドームで掘削されたアイスコアを用い，
気温と涵養量を復元し，各データとの比較・考察を行った．

南東ドームは 67.18 N, 36.36 W，標高 3,170 m に位置し掘削期間（2015/5/19-6/2）の平均気圧 667２．試料と分析oohPa，平均気温−21 C の特徴を有している（図１）．
また，グリーンランド全体の中でも特に高い涵養
量を示す地域である５）．本研究では南東ドームでo掘削した 90.815 m にわたる 189 本のコア（SE-001
から SE-189）を用い，式１で表される値である水の酸素安定同位体比（18O）の分析を行った．この18O 値は，気温と正の相関があり ６），気温の指標として氷床コアの古環境復元に広く用いられて

図１

氷床コア掘削地（黒丸印）

ダウン式分光計（PICARRO 社製：L2120-i）を用い， δ 18 O    O/ O 18Sample16  O/ O SMOW   1000 ‰ 
 O/ O SMOW


標準試料に超純水（−12.11‰），南極海の氷山氷いる．安定同位体比分析にはキャビティーリング

18

16

18

16

た．標準試料は 1 試料につき 20 回測定した．15-20 回目の 6 回うち標準偏差が 0.08‰以下（−19.17‰），南極の積雪（−46.69‰）を使用し

式１

酸素安定同位体比になる 3 回を選択し，その平均値を測定値とした．サンプルは SE-001 から SE-028 については 10 cm 間隔，SE-029 から SE-189 については 5 cm 間隔に切断して得た 1637 サンプル
- 123 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）のうち 728 サンプルを分析した．1 試料につき 10 回の測定を行い，5-10 回目の 6 回うち標準試料と同様に標準偏差が 0.08‰以下になる 3 回を選択し，その平均値を測定値とした．
３．結果と考察
図２に酸素安定同位体比の深度プロファイルを示す．18O について−39‰から−17‰の間で周期的に変動していた．18O を含む水分子は 16O を含む水分子より質量数が大きく，蒸発
３．１．分析結果と年代決定の分別により18O 値に変化が生じながら，グリーンランド氷床への降水・積雪に至っていしにくく凝結しやすい．そのため海洋における水の蒸発から凝結（雲の形成），降水と幾多る．こうした現象のため18O は気温の指標になることが知られている６）．
本研究では18O 値に短い間隔に複数の極大極小がみられ年層を確認することが困難であす Na+濃度を利用して年代を推定した．また電気伝導度の測定結果 ７）から 43.46 m の層をった．そのため季節変化が明瞭に確認でき、アイスランド低気圧が発達する冬に極大を示1991 年のピナツボ火山の噴火によるものと決定しており，これをタイムマーカーとして利用した．以上の方法により年代を決定し，Na+が極大を示したサンプルの深度を冬と仮定し，極大間の深度を 12 等分することで各月を決定した（図３）．

図２

酸素安定同位体比の深度プロファイル

図３

酸素安定同位体比の時系列変動

年代決定した18O 値（図３）を気候変動指数と比較した．ヨーロッパ中期予報センター

３．２．気候変動指数や再解析データとの比較（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts: ECMWF）より再解析データ ERAinterim から掘削地に最も近い格子点（67.125 N, 36.375 W）を抜き出し 600 hPa 気温のデー
タを示したものが図４である．18O 値との相関係数は 0.46 となった．コアは降雪が由来でooあるため ERA-interim から降水があった日の 600 hPa 気温を抜き出し，各月で平均を算出した．そのうち冬季に極小を示した月を抜き出しプロットしたものと，Na+が極大を示したサ

ンプルの18O 値を比較したものが図５である．両者については相関係数 0.49 となった．特に 2005 年以前に関しては 0.74 の正の相関がみられたが，2005 年以降については 0.31 と弱い相関となった．

- 124 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

18O 値は，降雪地点の気温だけではなく，水蒸気起源から降雪地点までの水循環プロセ
スの影響も受けている ８）．そこでコア掘削地の地理的条件を考慮しこの地域の気候と関係が深い北大西洋振動（North Atlantic Oscillation: NAO），北極振動（Arctic Oscillation: AO），
大西洋数十年規模振動（Atlantic Multidecadal Oscillation: AMO）の各指数から月ごとのデー

タを使用した（図６）．しかし，この 3 データとの相関係数はそれぞれ-0.22，-0.04，0.19 と良い相関は得られなかった．

o

図４

o

ERA-interim による 67.125 N, 36.375 W の 600 hPa 気温変動

図５ Na+が極大を示した月の18O 値と ERA-interim から降水日の気温を抜き出し各月で平均した値のうち極小を示した気温値

図６

各指数（NAO, AO, AMO）の変動

Na+の極大間（冬－冬）で決定した年層間で18O 値が最大を示すサンプルを各年の夏と３．３．涵養量の復元

し，夏－夏における涵養量を算出した（図７）．本研究では気温の指標である18O 値が示す極大のうち各年の最大値を夏と仮定し求めた．結果，平均涵養量は 1.03 m/yr w.e.であった．
2002 年夏から 2003 年夏に関して 2 m を超える涵養があった．この結果についてはモデル- 125 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

研究から 2002 年 6 月において 2003 年 5 月に卓越した涵養があったという報告５）と良く合っていた．

図７ 酸素安定同位体比の極大間より復元した涵養量１） Alley, Richard B, Clark, Peter U, Huybrechts, Phillippe, Joughin, Ian, 2005: Ice-Sheet and SeaLevel Changes, Science, 310, 456-460【引用文献】

２） Nghiem, S.V., Hall, D.K., Mote, T.L., Tedesco, M., Albert, M. R., Keegan, K., Shuman, C. A.,
DiGirolamo, N. E., Neumann, G., 2012: The extreme melt across the Greenland ice sheet in2012, Geophysical Research Letters, 39, L20502, doi: 10.1029/2012GL053611

３） Johannessen, O. M., Khvorostovsky, K., Mile, M. W., Bobylev, L. P., 2005: Recent Ice-Sheet
Growth in the Interior of Greenland, Science, 310, 1013-1016

４） Buchardt, S. L., Clausen, H. B., Vinther, B. M., Dahl-Jensen, D., 2012: Investigating the pastand recent 18O-accumulation relationship seen in Greenland ice cores, Climate of the Past, 8,2053-2059

５） Hanna, E., McCOnnel, J., Das, S., Cappelen, J., Stephens, A., 2006: Observed and Modeled
Greenland Ice Sheet Snow Accumulation, 1958-2003, and Links with Regional Climate Forcing,
Journal of Climate, 19, 344-358
６） Dansgaard, W., 1964: Stable isotopes in precipitation, Tellus, 16, 436-468

７） Iizuka, Y., Miyamaoto, A., Hori, A., Matoba, S., Furukawa, R., Saito, T., Fujita, S., Hirabayashi,M., Yamaguchi, S., Fujita, K., Takeuchi, N., submitted: A unique firn densification process inhighly accumulated dry-snow zonein southeastern Greenland立, 2007: 水の安定同位体比による古気温推定の研究―極域氷床コアからの数

千年スケールの気候変動の復元―, 第四紀研究 , 46(2), 147-164

８） 植村- 126 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

空撮画像を用いた写真測量による屋根上積雪深の測定精度について
Accuracy of roof snow depth by photogrammetry using digital images
千葉隆弘，苫米地司（北海道科学大学）
Takahiro Chiba and Tsukasa Tomabechi
近年，互いにオーバーラップした複数のデジタル画像を用いて，被写体表面の 3D メッシュを生成するソフトウェアが容易に利用できるようになった．このようなソフトウェアを写真測
１．はじめに量に応用することで，非接触で様々な形状を手軽に測定することが可能となる．内山らは 1)，

土砂災害が発生した斜面を対象に，小型 UAV を用いて撮影した空撮画像から斜面の 3D メッシ
ュを生成し，災害調査への活用の可能性を検討している．一方で，建築物の写真測量も可能と考えられ，屋根雪がある状態とない状態の両方で写真測量を行うことにより，屋根上積雪深が測定できる．桜井らは 1)，カイトやラジコンヘリコプターによる空撮画像を用いた写真測量により屋根上積雪深を測定し，撮影距離と測定精度との関係を明らかにしている．しかし，デジタル画像を用いた写真測量による屋根上積雪深の測定は，これまで行われていない．近年，デジタルカメラの性能が向上しているとともに，安価な小型 UAV が急速に普及したため，手軽に空撮を行うことができるようになった．こうした技術を活用して非接触で屋根上積雪深を測定することができれば，屋根形状と雪荷重との関係や屋根雪の偏分布に関するデータの蓄積が進み，設計用雪荷重の精度向上に寄与できると考えられる．
このようなことから本研究では，デジタル画像を用いた写真測量による屋根上積雪深の測定

精度を検証することを目的に，空撮画像を用いて建築物および屋根雪の 3D メッシュを生成し，その 3D メッシュから得られる屋根上積雪深の測定値と実測値とを比較した．
本研究では，図 1 に示す北海道科学大学の２．研究方法体育館を対象に，屋根上積雪深の写真測量と実測を行った．当該体育館の規模は，平面で約 60 m×約 70 m，高さが約 18 m である．バ
スケットボールのコートが 2 面入るメインア
リーナ，バドミントンのコートが 2 面入るサブアリーナ，および 2 つの武道場で構成され，比較的規模の大きい体育館である．屋根形状
他に比べて 3 m ほど高い 2 段状となっており，
は，メインアリーナ屋根がその周囲の屋根に風下側（南東側）の下段屋根には，吹雪による吹きだまりが形成される．このような建築物
を対象に，積雪がない状態および積雪がある状態で空撮を行い，写真測量による屋根上積
雪深の測定精度を検証することとした．屋根上積雪深の実測は，吹きだまりが形成される
図 1 対象とした建築物の概要- 127 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

風下側の下段屋根で 3 つの測線を対象に行った．

空撮方法を写真 1 に示す．写真のように，dji 製の小型 UAV（Phantom 2）にコンパクトデジ
タルカメラ（Ricoh - GR）を取り付けて空撮を行った．筆者らの研究では 2)，小型 UAV にコンれることを把握している．このことから本研究では，ピカベイ 1)という UAV からカメラに伝わパクトデジタルカメラを直付けして空撮した結果，フォーカスが合っていない画像が多く含まる振動を吸収するとともに，真下向きのカメラの姿勢を一定にする機構を介してコンパクトデ
ジタルカメラを小型 UAV に取り付けた．撮影インターバルは 1 秒間とし，撮影枚数は，体育館
における屋根全体の 3D メッシュが得られるように 700～1,000 枚とした．小型 UAV の飛行時間に換算すると，およそ 15 分となる．また，撮影高さは，屋根面から約 30 m とした．空撮日は，積雪なしが 2015 年 12 月 14 日，積雪あり
が 2016 年 1 月 13 日と 1 月 14 日である．
3D メ ッ シ ュ の 生 成 に は ， Agisoft のPhotoScan を用いた．本ソフトウェアは，互いにオーバーラップしたデジタル画像の撮影位置を推定し，次に，高密度クラウドポイントを生成して被写体を 3D メッシュ化するものである．

図 2 に，積雪なしおよび積雪ありにおける

３．研究結果生成された 3D メッシュの状況を示す．図のように，積雪なしの場合をみると，カメラを真下に向けて空撮したことから，
壁面の 3D メのの，屋根面においては適正な 3D メッシュ
ッシュが適正に得られていない箇所があるもが得られている．積雪ありの場合をみると，

写真 1 空撮状況

図 2 3D メッシュの生成状況- 128 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

図 3 3D メッシュから得られた屋根上積雪深と実測値との比較（1 月 13 日の場合）

図 4 3D メッシュから得られた屋根上積雪深と実測値との比較（1 月 14 日の場合）

1 月 13 日は，天候がくもりで，雪面の模様が捉え難い画像が撮影されたため，雪面の 3D メッ
シュに実際には存在しない小さな凹凸が生成された．これに対し，1 月 14 日の場合をみると，が生成された．これら 2 つの 3D メッシュから得られた屋根上積雪深と実測値とを比較した結

天候が晴れであり，雪面の模様が捉えられやすい画像が撮影されたため，実際の滑らかな雪面
果を図 3 および図 4 に示す．なお，実測値は，積雪なしの場合における 3D メッシュの屋根面からの相対深さとした．図のように，1 月 13 日の場合をみると，生成された雪面の 3D メッシ
ュに不適正な箇所が含まれていたものの，いずれの測線においても 3D メッシュから得られた- 129 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

100

80

60

40

20

0

-20

誤差（mm）

-40

100

0

80

0.00

60

0.00

40

0.05

20

0.05

-20

0.10

-40

0.10

-60

0.15

-80

0.15

【空撮日：1/14】

-60

0.20

μ=12.9mm
σ=53.3mm
μ+σ=66.2mm-80【空撮日：1/13】

0.25

-100

0.20

μ=9.9mmσ=53.0mmμ+σ=62.9mm

頻度

0.25

-100

頻度

北海道の雪氷 No.35（2016）

誤差（mm）

図 5 3D メッシュから得られた屋根上積雪深と実測値との誤差

屋根上積雪深と実測値との誤差は小さい状況である．次に，1 月 14 日の場合をみると，1 月 13日と同様に，いずれの測線においても 3D メッシュから得られた屋根上積雪深と実測値との誤差は小さい．
図 5 に，1 月 13 日および 1 月 14 日のそれぞれの 3D メッシュから得られた屋根上積雪深と実測値との誤差の分布を示す．図のように，1 月 13 日の場合をみると，その誤差は，-20～
20 mm の範囲に集中し，その分布は，概ね正規分布である．1 月 14 日の場合をみると，1 月 13日とほぼ同様の傾向を示している．ここで，誤差の平均値 μ と標準偏差 σ を加算した μ+σ を測定精度として捉えると，1 月 13 日が 62.9 mm，1 月 14 日が 66.2 mm となり，いずれの空撮日においても，撮影高さが約 30 m において 65 mm 程度の精度で屋根上積雪深を測定することができたことになる．これは，本研究で実施した屋根上積雪深の測定が屋根上の雪荷重やその偏分布を評価するためであると位置づけると，十分に高い精度であったと言える．また，撮影枚数が増加するものの，撮影距離を小さくすることで測定精度を向上させることが可能であると考
えられる．

４．まとめ
を目的に，空撮画像を用いて建築物および屋根雪の 3D メッシュを生成し，その 3D メッシュか

本研究では，デジタル画像を用いた写真測量による屋根上積雪深の測定精度を検証することら得られる屋根上積雪深の測定値と実測値とを比較した．その結果，撮影距離が約 30 m の場
合，写真測量による屋根上積雪深の測定精度は，65 mm 程度であった．これは，屋根上の雪荷
後は，撮影距離を変化させた場合で 3D メッシュの生成を行い，撮影距離と 3D メッシュの平均

重やその偏分布を評価するための測定と位置付けると，十分に高い精度であったと言える．今

間隔との関係，およびその平均間隔と屋根上積雪深の測定精度との関係を明らかにする予定である．
【参考文献】
1) 内山庄一郎，井上公，鈴木比奈子：SfM を用いた三次元モデルの生成と災害調査への活用可能性に関する研究，防災科学技術研究報告，第 81 号，pp.37-60，2014
2) 桜井修次，城攻：屋根上積雪深測定への空中写真測量の応用に関する基礎的研究，日本建築学会構造系論文報告集，第 450 号，pp.25-35，1993
3) 千葉隆弘，Thomas Thiis，高橋徹，苫米地司：デジタル画像を用いた写真測量による屋根上
積雪深の測定精度について，北海道科学大学研究紀要，第 40 号，pp.35-43，2016.3- 130 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

2 カ年の航空レーザ測量結果を用いた
山間部における積雪分布と地形の関係に関する研究
A study on relationship between snow depth and topographyusing airborne scanning conducted twice
西原照雅，谷瀬敦（国立研究開発法人 土木研究所 寒地土木研究所）
Terumasa Nishihara and Atsushi Tanise
１．はじめに積雪寒冷地で は，春 先の融 雪水 をダムに貯留して夏季 にかけて の水 利用を賄っており，積雪 は水資源 とし て重要である．一方で， 融雪水は 融雪 出水の

!(

!(

!(

!(

!(

低木
草地
高山植物
常緑針葉樹林
針広混交林
ササ
落葉広葉樹林その他
落葉広葉樹林
解放水域

る前に流域の積雪 包蔵水量 をで きるだ
け正確に把握する ことは， 水資 源管理
及び融雪期におけ る出水の 規模 を想定

図1

!( !(

!(
(!

!( !( !( !( !( !(

140

植生

原因ともなる．こ のため， 融雪 が始まする上で非常に重要である．

(!!(

!(

"

!(

航空レーザ
測量範囲

● 積雪調査地点■ ダム管理所
0

2.5

5

10 km

0

²

対象ダム流域（忠別ダム流域）

これまでに， 山間部 の積雪 分布 を把握するため，日本各地で積雪調査が行われてきた（例えば山田ら 1 ) ）．雪崩等の危険が伴い，多大な労力を必要とすることから，調査地点は限られるものの，調査の積み重ねにより，樹林帯においては標高と積雪深との間に概ね線形の関係があること，高標
高帯においては地形を平坦化するように積雪が再堆積する傾向があること等，積雪分
布に関する様々な事項が明らかにされている．また，これらの調査によって明らかになった事項は，ダム管理の現場において，積雪包蔵水量を推定する際の実務にも活用されている．しかし，冬季の立ち入りが困難な高標高帯の積雪分布に関しては，調査結果が少なく，積雪分布の推定手法が確立していない．このような地上からのアプローチが困難な範囲を対象に，筆者らのグループは，航空レーザ測量を用いて，上空から広範囲にわたる積雪分布を高精度で計測し，地形との関係を分析してきた．このうち，北海道の大雪山系に位置する忠別ダム流域においては，同一範囲の積雪分布を 2012
年及び 2015 年の 2 回にわたって計測し，積雪分布の特徴に関して，より一般性の高い分析を可能にした．そこで，本研究では，2 カ年分の航空レーザ測量の結果を用い，積雪分布と地形との関係を分析した結果を報告する．

対象流域は図 1 に示す忠別ダム流域である．忠別ダムは北海道中央部の大雪山系に位置し，流域面積は 239 km 2 ，流域の標高帯は 400 m～2,300 m 付近である．図 1 には，
２．対象流域

自然環境保全基礎調査の結果を用いて 10 分類した植生を示している．図中の白線は標

高 1,400 m の等高線であるが，標高 1,400 m 付近を境に主たる植生が森林から草地やササといった森林以外に変化する．流域面積の約 6 割が樹林帯，約 4 割が森林限界以上の高標高帯である．
- 131 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）
4.0

積雪深 (m)
高 : 17低:0

2 01 5積雪深 (m)
高 : 17低:0

図2

平均積雪深 (m)2 01 2

樹林帯

3.0

高標高帯

2012
2015

2.0
1.0
0.0

1000

計測された積雪分布

1500

図3

標高 (m)

2000

2500

標高と積雪深の関係 2 )次に，解析に使用した資料を示す．航空レーザ測量は，図 1 の赤枠で示す範囲で実施した．測量範囲の面積は 10 km 2 ，標高帯は 1,100 m～2,300 m 付近の主に南から西向きの斜面である．測量範囲の植生は標高 1,450 m 付近を境に森林と森林以外に分かれ，
標高 1,450 m 以上の範囲では，98%が森林以外である．航空レーザ測量は，無積雪期の2009 年 9 月 22 日～25 日，積雪期の 2012 年 3 月 10 日及び 2015 年 3 月 27 日に実施した．積雪深は，積雪期及び無積雪期の二時期の標高差とした．データの水平解像度は5 m である．計測した範囲においては，2012 年と比較して 2015 年の積雪が多い．
図 2 に航空レーザ計測により得られた積雪分布を示す．図中の赤線は森林限界であり，赤線の左側が樹林帯，右側が森林限界以上の高標高帯である．樹林帯と高標高帯
３．積雪分布の特徴の結果を見ると，このことが明解となる．概観すると，樹林帯の積雪深は 1 m から 3 mの積雪分布が異なることは，多数の論文によって指摘されているが，航空レーザ測量
程度の範囲に分布しているのに対し，高標高帯の積雪深は 0 から 10 m を超える範囲に幅広く分布し，尾根に沿って積雪の少ない箇所，谷に沿って積雪の多い箇所が分布している．また，両年の積雪分布には同様のパターンが見られる．

４．標高と積雪深の関係
航空レーザ測量により得られたデータは約 40 万個あるため，そのままでは積雪深と地形との関係を捉えることが困難である．このため，標高 25 m ピッチのように，幅を図 3 に標高と積雪深の関係を示す．標高は 25 m ピッチで区分した．図に示した 2012
年及び 2015 年の積雪深を概観すると，標高に対する積雪深の増減の傾向がほぼ同一で持った区間に区分し，この区間の平均積雪深を求め，地形因子との関係を考察する．

ある．これは，3 章において示したように，同様の積雪分布のパターンが両年に見られと考えられる．標高 1,450 m までは樹林帯と対応し，この範囲では，既往の研究結果と同様に，標高と積雪深との間に線形の関係が見られる．標高 1,450 m 以上は森林限ることが一因と考えられる．また，両者の差は，各年の積雪の多寡が反映されたもの

界以上の高標高帯と対応し，積雪深が大きく変動している．

５．高標高帯における地形の凹凸と積雪深の関係
西原ら 2 ) は，森林限界以上の高標高帯における積雪深は，地上開度との間に線形の関係があることを報告している．ここで，地上開度とは，横山ら 3 ) が開発した地形の凹凸- 132 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）
10.0
8.0

平均積雪深 (m)

谷

尾根

6.0

2012
2015

4.0
2.0
0.0

図4

地表面

50

60

70

80
90
地上開度 (°)

100

雪面(2015)
110

地上開度と高標高帯の積雪深の関係 2 )

NNW 5
4
NW
3
WNW
2
1
W
0

樹林帯

N

NNE
NE

ENE
E

SWS

SW
SSW

2012
2015

S

SSE

図6

SE

ESE

NNW 5
4
NW
3
WNW
2
1
W
0

高標高帯

N

2012
2015

NNE
NE

ENE
E

SWS

SW
SSW

図5

ESE

S

SE
SSE

地表面と雪面の地上開度分布を表す指標であり，着目地点が谷の場合に 地上 開度 ∅ <90°， 尾 根の場合に 地上 開度 ∅ >90°， 平 地の場合に 地上 開度 ∅ =90 °と なる．
無雪期における地表面の地上開度と積雪深との関係を図 4 に示
1,450 m 以上の範囲を抽出し，地す．積雪深は森林限界である標高

上開度を 5°ピッチで区分して算出した平均値である．図を見ると，

16 方位毎の積雪深2012 年及び 2015 年の両年とも，地上開度が大きくなるに伴い，積雪深が線形に減少している．線形式の傾きは，各年の積雪の多寡が反映されている．谷の積雪深が大きく
尾根の積雪深が小さいことは，風による移動後の積雪分布の特徴であり 1 ) ，航空レーザ
測量により計測された積雪深は，風による移動後の再堆積分布であると考えられる．
また，過去の調査では，高標高帯の積雪は地形の凹凸を平坦化するように堆積する
地上開度は 90°付近に多く分布することに相当する．図 5 に地表面と代表して 2015 年の雪面の地上開度分布を示す．図より，積雪により地上開度の分布が大きく変化し，ことが報告されている．これは，無雪期の地表面と雪面の地上開度が異なり，雪面の雪面の地上開度は 90°付近の度数が非常に大きくなっている．このことから，高標高帯の積雪は地形の凹凸を平坦化するように堆積していることが確認できる．

６．風が高標高帯の積雪分布に与える影響
森 林 限 界 以上 の 高 標 高 帯 に お け る 積 雪 分 布 は 風 の 影 響 を 強 く 受 け る ． こ の 影 響 を
図 6 に示した樹林帯における積雪深の分布を見ると，2012 年及び 2015 年の両年ともほぼ円形となっていることから，方位によらずほぼ均一の積雪深となっている．一方で，分析するため，樹林帯及び高標高帯毎に，16 方位に区分して平均積雪深を算出した．

高標高帯における積雪深の分布を見ると，北東から南東にかけての積雪深が大きく，
北西から南西にかけての積雪深が小さくなっており，方位による偏りが大きい．航空
レーザ測量を実施した範囲において実測の風向風速が得られなかったため仮説になるが，冬の北海道の日本海側においては，風による積雪の移動が起こるような荒天時には，強い西風が吹く傾向があるため，この西風により積雪が移動した結果，北東から雪深の偏りが生じたと考えられる．図 7 に現象のイメージを示したが，尾根を境南東にかけての積雪深が大きく，北西から南西にかけての積雪深が小さいといった積- 133 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）2012 年

風衝斜面
風背斜面

8.0
6.0

谷

尾根

4.0
2.0
0.0

50

60

70
80
90
地上開度 (°)

図8

100

10.0

平均積雪深 (m)

平均積雪深 (m)

10.0

110

8.0
6.0

谷

風衝斜面
風背斜面
尾根

4.0
2.0
0.0

50

60

70
80
90
地上開度 (°)

100

110

地上開度と高標高帯の積雪深の関係に，西向き斜面 は風衝斜面 であ るため風西2015 年

東

積雪が剥離し， 東向き斜面 は風 背斜面
積雪が
剥離

積雪が
堆積

であるため積雪 が堆積した と考 えられる．また，図の 点線で示し たよ うに，

雪面

地上開度が同一 であっても ，風 衝斜面
西向き斜面
風衝斜面

図7

東向き斜面
風背斜面

に位置する場合 と風背斜面 に位 置する
場合では積雪深 が異なる． そこ で，高標高帯を対象に ，方位を風 衝斜 面（北風の影響を受けた積雪深のイメージ～西～南）及び風背斜面（北～東～南）の 2 つに区分し，それぞれの地上開度と積雪深の関係を図 8 にプロットした．図より，地上開度が同じ場合でも，風衝斜面と比較

して風背斜面の積雪深が大きいことが分かる．風背斜面においては尾根地形である地
上開度が 95°程度で積雪深が 0 となるのに対し，風衝斜面においては平地である地上開度が 90°程度で積雪深が 0 となっている．風衝斜面においては，地形が平地であっても2012 年及び 2015 年の傾向が異なっている．これは，対象範囲を方位及び地上開度を用いて区分した際にサンプル数が少なくなることが要因の一つと考えられることから，積雪が堆積しづらい環境になることが確認された．なお，地上開度が小さい範囲では

引き続きデータの蓄積に合わせて分析を進めていきたい．

７．まとめ
航空レーザ測量による同一範囲を対象に実施した 2 カ年の積雪分布の計測結果を用いて，積雪分布と地形との関係に関し，より一般性の高い分析を行った．結果，過去に行われた積雪調査の結果の積み重ねにより明らかとなった事項を検証すると同時に，高標高帯において顕著となる風が積雪分布に与える影響に関して詳細に分析をすることができた．

1) 山田知充, 西村寛, 水津重雄, 若浜五郎, 1978: 大雪山旭岳西斜面における積雪の分
布と堆積・融雪過程, 低温科学物理篇, 37, 1-12.

【参考・引用文献】

2) 西原照雅, 谷瀬敦, 渡邉和好: 森林限界以上の高標高帯における積雪分布と融雪・流出計算に適用する降雪分布について, 2016 : 土木学会論文集 B1(水工学) ,72(4),I_475-I_480.

3) 横山隆三, 白沢道生, 菊池祐, 1999: 開度による地形特徴の表示, 写真測量とリモー
トセンシング, 38(4), 26-34.

- 134 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

北海道大学低温科学研究所観測露場の積雪・気象観測データの公開
Data publication of snow cover and meteorological observations
conducted at Institute of Low Temperature Science, Hokkaido
University in Sapporo.
的場澄人（北海道大学低温科学研究所），青木輝夫（気象研究所／岡山大学），
庭野匡思（気象研究所），朽木勝幸（気象研究所），兒玉裕二（国立極地研究所），
山口悟（（国研）防災科学技術研究所）
Sumito Matoba, Teruo Aoki, Masashi Niwano, Katsuyuki Kuchiki, Yuji Kodama andSatoru Yamaguchi

１．はじめに
近年の気候・環境変化の実態を把握する上で，長期の積雪観測データの重要性が，世界雪氷圏監視計画（GCW）の会議において，国際雪氷圏科学協会（IACS）の会長から北海道大学低温科学（低温研）で行っている積雪観測を例に言及された 1 ) ．このような長期的な積雪観測は，長岡および新庄の防災科学技術研究所（防災科研），十日町の森林総合研究所（森林総研）においても行われてきている．これまで取得されてきたデータは主に紙媒体で公開されており，様々な解析に利用しやすい形態で公開されることが期待されている．本文では，これまで低温研で行われてきた積雪断面観測と，現在構築が進められているデータベースについて紹介する．

２．札幌における積雪断面観測の変遷

低温研で行われてきた積雪観測データの変遷については，青木ら（2016）2 ) においてまとめられている．現在，確認できる最初の報告は，小島（1955）3 ) で，その後，通年における連続的な観測が，現在の北大教育学部付近（札幌市北 11 条西 7 丁目）にあった旧低温科学研究所付近で 1963-64 年冬季シーズンから開始された 4 ) ．その後，一時中断があったが，2 度の観測露場の移動を経ながらも，2015-16 年現在まで約 50 シーズ
ンの観測が行われた．青木 ら（2016）によると観測期間は，「積雪 特性 の基礎研 究期（1954-1967 年）」，
「積雪及び関連分野のプロセス研究期（1967-1999 年）」，
「プロセス
現在の観測は，週 2 回，低温研の北側にある北海道大学生物生産農場（第二農場）

モデル開発と連携した応用研究期（2003 年-現在）」に分類される．

にて行われている．観測項目は，雪温，雪質，密度，硬度（プッシュプルゲージ），粒径，全層密度（水当量深度）である．また，積雪表層（0-2cm），亜表層（2-10cm）の積雪を採取し，積雪中の元素状炭素，有機炭素，不溶性微粒子，溶存性イオン種の濃度を測定している．同時に，積雪観測サイトの北側にある気象観測露場において，自動気象測器にて，気圧，気温，湿度，風向，風速，降水量，感雨情報，積雪深，雪温，表面温度，土壌温度，土壌熱流量，土壌水分，上向き短波・長波・近赤外放射，下向
き短波・長波・近赤外放射，短波直達・散乱，近赤外直達・散乱が測定されている．

これまでの成果として，積雪アルベド物理モデル 5 ) ，積雪変質過程を含む積雪変質・アルベドプロセスモデル(SMAP) 6 ) が開発され，積雪の融解を促進する光吸収性不純物（鉱物ダストやブラックカーボンなど）の季節変化と経年変化 7 ) が報告された.
- 135 -

Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

３．データ公開
現在，データの公開形態について検討を進めている．対象とするデータは，低温研（札幌），防災科研（長岡，新庄），森林総研（十日町）（検討中）で所得されてきたデータで，今年度内での公開を予定している．公開場所は防災科研および低温研のサーバーを使用し，データを提供した研究機関の事情に合わせて各研究機関のサーバーにおいても並行して公開できるようにする．また，国内外の機関からの要望，データの提供があれば，それに応じて，断続的なデータでも同じデータベース上にてデータを公開できるようにする．
３．１

積雪断面観測データ

積雪断面観測のデータは，スイス連邦雪・雪崩研究所で開発された積雪変質モデル
である SNOWPACK で使用されている「.pro」形式（https://models.slf.ch/docserver/snowpack/html/index.html）でとりまとめ，雪崩研究で標準的なフォーマットでもある「CAAML」形式（http://caaml.org）にも変換して，両者とも公開する．また，積雪変態モデル研究だけでなく一般的な研究にも使用しや
すいデータ形式でのアウトプットについて，現在，方法，形式などについて検討して
いる．
３．２

気象データ

気象データは「.csv」形式，「Netcdf」形式で公開する．公開データのレベルは以下の 3 つのレベルにて公開する．
Level 1a： 測定された物理量(単純に補完できる欠測は，補完する)

Level 1b： 測定された物理量(単純に補完できる欠測は，補完する)，ただし降水量に関しては補足損失を考慮して補正する．
Level 2:積雪変質モデルの計算に必要な気象要素を全て含んだセット

Level 1b に必要な，降水量の補正は，統一した補正方法の検討を進めている．Level
2 のデータセット作成において，観測していない項目は，推定値や他の測定値から補完する．例えば，下向き長波を測定していないサイトでは，放射収支，日照時間等から下向き長波を推定し，気圧を測定していないサイトでは近傍のアメダスデータで補完する，などである．

謝辞
データ公開データベースの構築には，科学研究費補助金研究成果公開促進費（16HP8024，代表山口悟）の助成を受けている．積雪観測は，低温科学研究所共同
研究のもとで，北方生物圏フィールド科学センターの協力で行われた．

【参考文献】
1) 青木輝夫ほか，2013: 全球雪氷圏監視計画(GCW)の概要と 第 2 回 CryoNet 会議の報
告, 雪氷, 75, 199-204.

2) 青木輝夫ほか，2016：札幌における積雪観測と物理プロセスモデル開発，低温科学，
74，163-174. doi:10.14943/lowtemsci.74.163.
- 136 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）3) 小島賢治，1955：積雪層の粘性圧縮I，低温科學，物理篇，14，77-93．

4) 小島賢治ほか，2016：札幌の平地積雪断面測定資料報告：昭和 38〜39 年冬季，低温
科學，物理篇，23，99-119．
5) Aoki, T. et al., 2011: Physically based snow albedo model for calculating broadband
albedos and the solar heating profile in snowpack for general circulation models, J.

Geophys. Res., 116, D11114, doi:10.1029/2010JD015507.
6) Niwano, M. et al., 2012: Snow Metamorphism and Albedo Process (SMAP) model forclimate studies: Model validation using meteorological and snow impurity datameasuredat
Sapporo,Japan,J.
Geophys.
Res.,
117,
F03008,doi:10.1029/2011F002239.
7) Kuchiki, K. et al., 2015: Elemental carbon, organic carbon, and dust concentrations insnow measured with thermal optical method and filter weighing: variations during
2007-2013
wintersin
doi:10.1002/2014JD022144.

Sapporo,Japan,J.

Geophys.

Res.,

120,

- 137 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）- 138 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

公益社団法人 日本雪氷学会 北海道支部 2015 年度事業報告
1．支部総会の開催
開催日時：2015 年 5 月 15 日（金）10:00- 10:30
開催場所：北海道大学 学術交流会館 小講堂
主要議題： (1) 2014 年度事業報告・収支決算(2) 2015 年度事業計画（案）・収支予算（案）(3) 2015 年度支部役員（案）について
出 席 者：35 名

2．理事会の開催
第 1 回理事会
開 催 日 時 ： 2015 年 5 月 15 日（金）1 0 : 3 0 - 1 1 : 3 0
開 催 場 所 ： 北海道大学 学術交流会館 小講堂
主要議題：(1) 役割分担の確認(2) 評議員・顧問の選出
第 2 回理事会
開催日時：2015 年 8 月 18 日（金）13:00-15:30
開催場所：北海道開発技術センター（札幌市）
主要議題：(1)理事役割分担の確認(2)支部予算について(3)2015 年度研究発表会の総括(4)「北海道の雪氷」の編集状況(5)雪氷賞の選考委員会の立ち上げについて(6)地域講演会の開催報告(7)雪氷教育事業（サイエンスパークほか）(8)支部 HP の更新・改修について(9)その他
・次回の理事会について
第 3 回理事会
開催日時：2015 年 11 月 25 日（水） 10:00-12:00
開催場所：北海道開発技術センター（札幌市）
主要議題：(1) 機関誌（北海道の雪氷 34 号）発行の報告(2) 雪氷賞の選考について(3) 次年度支部予算について(4) 次年度の地域講演会について(5) その他
・「 雪 の 観 察 シ ー ト 」 の H P 公 表 に つ い て・支部内規について
・次回の理事会について- 139 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）
第 4 回理事会
開催日時：2016 年 4 月 13 日（水）15:00-17:00
開催場所：北海道開発技術センター（札幌市）
主要議題：(1)2016 年度役員について(2)研究発表会（5/13-14）について(3) 2016 年度総会（5/13）資料について(4) 2016 年度地域講演会について(5) 支部機関誌「北海道の雪氷」の英語表記について(6) ニューズレターのあり方について(7) 事業（活動）報告の追加について(8) 国際基準雪崩レスキュー講習会の方向性について(9) 次回の理事会について

3．顧問・評議会の開催
開催日時： 2015 年 5 月 15 日（金）11:30～12:00
開催会場：北海道大学 学術交流会館 小講堂
主要議題：雪氷学会の組織体制変更と支部運営の状況

4．研究発表会の開催
開催日時： 2015 年 5 月 15 日（金）13:00～17:00
2015 年 5 月 16 日（土） 9:30～17:00
開催会場：北海道大学 学術交流会館 小講堂
口頭発表：34 件
参 加 者：121 名

5．北海道雪氷賞の表彰○2014 年度北海道雪氷 賞の表彰
以下の通り、2014 年度 北海道雪氷賞の表彰式を実施。
【北の風花賞】
受賞者：斉藤 潤氏（北海道大学低温科学研究所）
論文名：グリーンランド北西部における氷帽の表面高度変化
受賞者：佐藤雄輝氏（北海道科学大学）
論文名：構造部材の着雪性状に関する実験的研究－雪粒子の衝突率・着雪率について－【北の六華賞】
受賞者：松岡直基氏（日本気象協会）
論文名：「北海道における 2013 年 と 2014 年の吹 雪災害の比較」【北の蛍雪賞】※該当者なし○2015 年度北海道雪氷 賞の選考
以下の通り、2015 年度 北海道雪氷賞を選考。
【北の風花賞】
受賞者：森下裕士氏（北見工業大学大学院）
論文名：「北極海航 路 の 氷況 と 可航性 に関す る 研究 」グ リーンランド 北 西部における氷帽の表面高度変化【北の六華賞】
受賞者：八久保晶弘氏（北見工業大学）
論文名： 「野外におけるガス吸着式積雪 SSA 測定装置の運用」【北の蛍雪賞】
受賞者： 斉藤新一郎（北海道開発技術センター）「大雪や寒さと樹木被害の関係についての一連の研究」- 140 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

6．機関誌「北海道の雪氷」34 号の刊行
発行日：2015 年 9 月
収録論文数：34 件

7．社会貢献事業○雪氷災害調査チームの活動
・第 7 回研修会
開催日時：2015 年 4 月 9 日（木）～4 月 10 日（金）開催場所：北海道上川郡東川町旭岳温泉
参加人数：21 名
研修内容：ミーティング、調査報告、実技研修（雪崩現場での安全確保・積雪調査）
・第 23 回講演会「雪崩 から身を守るために」の開催
開催日時：2015 年 11 月 14 日（土）8:30～ 17:00
参加者：250 名
開催場所：北海道大学クラーク会館講堂（札幌市）
主催：北海道大学体育会山スキー部，北海道大学山とスキーの会，雪崩事故防止研究会・（公社）日本雪氷学会北海道支部
・2015/2016 プレシーズンミーティングの開催
開催日時：2015 年 11 月 14 日（土）17:30～18:30
開催場所：北海道大学クラーク会館講堂控室
参加人数：27 人
主要議題：(1) 2014/15 シーズン調査チーム活動報告・会計報告(2) 2015/16 シーズンの調査チーム体制と記者会見日程(3) 寄付企業(4) 第 8 回研 修会の日程の決定(5) 新メンバー推薦＆審議(6) 「雪崩事故調査記録カード」について提案
・2015 年 12 月 30 日に旭岳裏盤の沢で発生した雪崩の調査
調査日時：2015 年 12 月 31 日（木）調査場所：旭岳裏盤の沢
出動人数：ガイド部門 4 名,研究部門 2 名,協力者 1 名
調査内容：破断面および堆積区での積雪調査，雪崩規模の調査
後日，通報者や捜索者への聞き取り・資料収集を行った．
報
告：雪氷災害調査チーム HP に掲載．

道支部研究発表会および機関誌「北海道の雪氷」で発表予定．
・2016 年 3 月 26 日に羊 蹄山で発生した雪崩の調査
調査日時：2016 年 3 月 27（日）
調査場所：羊蹄山京極コース
出動人数：ガイド部門 1 名，研究部門 3 名
調査内容：破断面の目視観察，1430m での積雪調査，雪崩規模の調査
報
告：今後，雪氷災害調査チーム HP に掲載 予定．
道支部研究発表会および機関誌「北海道の雪氷」で発表予定．

- 141 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）○雪氷教育等・「2015 サイエンスパー ク」への参加
開催日時：2015 年 8 月 5 日（水）9:30～ 16:00（①12：50～14：20 ②14：30～16：00）
開催場所：北海道庁赤れんが庁舎 2 階
主催：北海道，（地独）北海道立総合研究機構
出
展：『雪の結晶を作ろう（雪氷楽会）』
内
容：平松式人工雪発生装置による雪結晶観察，雪の結晶型アイロンビーズ作成
参 加 者：小学 1 年生～ 6 年生
① 24 名 ② 23 名 （保護者含めた参加者 ①49 名 ②43 名 合計 92 名）
・「夏休み！カーリングと氷のセミナー」への協力
開催日時：2015 年 8 月 10 日（月）、8 月 11 日（火）17：00～18：00
開催場所：どうぎんカーリングスタジアム
主
催：札幌市
主
管：（一社）札幌カーリング協会
協
力：日本雪氷学会北海道支部
内
容：アイスシート（カーリング競技場）を利用した氷の実験・体験プログラム
参 加 者：小学 1 年生～ 3 年生 8 名
小学 4 年生～6 年生 3 名

・「カーリング体験×雪氷教室」への協力
開催日時：2016 年 2 月 13 日（土）10：00～12： 00
開催場所：どうぎんカーリングスタジアム及び月寒屋外競技場（アーチェリー場）
主
催：札幌市
主
管：（一社）札幌カーリング協会
協
力：日本雪氷学会北海道支部
内 容：アイスシート（カーリング競技場）を利用した氷の実験・体験プログラム、
雪の観察会
参 加 者：小学 1 年生～ 6 年生 16 名・「しかりべつ湖たんけん隊 2016 雪と氷の世界まんきつツアー」への講師派遣
開催日時：2016 年 3 月 21 日（月・祝）
開催場所：然別湖
共催：鹿追町こども宿泊体験交流協議会,とかち鹿追ジオパーク推進協議会,
しかりべつ湖コタン実行委員会
内
容：雪氷実験の実施（過冷却水の実験、凍るシャボン玉の観察）
参 加 者：小学 3 年生以 上 26 名

8． ニューズレターの刊行
No.51：2015 年度 北海 道支部研究発表会のお知らせ（最終）/ 2015 年度 北海道支部総会・理事会（第 1 回）・ 評議員会のお知らせ（最終）/ 2014 年度 北海道雪氷賞の受賞者・受賞論文のお知らせ＜2015 年 5 月 1 日発行＞
No.52：2016 年度 北海 道支部研究発表会のお知らせ/ 2016 年度 北海道支部総会・理事会（第 1 回）・評議員会 のお知らせ/ 2015 年度 北海道雪氷賞の選考について＜2016 年 4 月 23 日発行＞

- 142 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

9．支部ホームページの更新
・各種イベント（研究発表，地域講演会など）の告知
・「北海道の雪氷」公開
・「雪観察シート」の掲載

10．北海道支部地域講演会
講演会名：「 雪氷の世界 」
開催日時：2015 年 7 月 18 日（土）14:00～ 16:00
開催場所：北海道立オホーツク流氷科学センター多目的講義室
主
催：公益社団法人 日本雪氷学会北海道支部

共催：北海道立オホーツク流氷科学センター

後
援：紋別市
開催内容：
(1)講演会

講演内容：「雪害を考慮 した建築設計手法について」講
師：苫米地 司氏（北海道科学大学長）
講演内容：「流氷の妖精 クリオネの生態」
講
師：桑原 尚司氏（北海道立オホーツク流氷科学センター学芸員）
講演内容：「南極での一年 －知られざるマイナス 70℃の世界－」
講
師：亀田 貴雄（北見工業大学教授）
開催場所：北海道立オホーツク流氷科学センター
参 加 者：50 名(2)紋別わくわく科学教 室
開催内容：「雪の結晶を作ろう！（雪氷楽会）」
平松式雪結晶の観察、アイロンビーズで雪結晶制作
開催日時：2015 年 7 月 19 日（日）10:00～
開催場所：北海道立オホーツク流氷科学センター
参 加 者：48 名（小学 校 1～ 6 年生）

11．雪氷関連行事の共催・後援・監修（研究成果普及事業）【共催】
・国際雪・雪崩シンポ in ニセコ 「雪崩発生危 険度を予測する」
開催時期：2015 年 12 月 9 日（水）から 12 日（土）開催場所：ニセコ町民センター
虻田郡ニセコ町字富士見 95
主催：名古屋大学大学院環境学研究科 防災科学技術研究所雪氷防災研究センター
・企画展「雪の研究者・中谷宇吉郎」
開催時期：2015 年 12 月 19 日（土）から 2016 年 4 月 10 日（日）まで
午前 9 時 30 分から午後 5 時まで
開催場所：小樽市総合博物館本館・企画展示室
主催：小樽市総合博物館
・企画展「雪の研究者・中谷宇吉郎」関連行事
テーマ：全天周映像番組「Snowflake～雪は天か らの手紙～」
開催時期：2016 年 2 月 5 日（金）から 14 日（日 ）まで
開催場所：小樽市総合博物館本館・ドームシアター
主催：小樽市総合博物館- 143 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）
・企画展「雪の研究者・中谷宇吉郎」関連講演会
テーマ：身近な冬の華 雪の結晶
開催時期：2016 年 2 月 20 日（土）午前 10 時から正午まで
開催場所：小樽市総合博物館本館
主催：小樽市総合博物館【後援】
・平成 27 年度第 5 回 紋別わくわく科学教室
開催時期：2015 年 7 月 19 日（日） 10:00-15:00
開催場所：北海道立オホーツク流氷科学センター
主催：北海道立オホーツク流氷科学センター
・第 27 回技術者交流フ ォーラム講演テーマ：激甚化する雪氷災害の現状と課題
開催時期：2015 年 10 月 29 日（木）13:30～17:00
開催場所：北海道北見市（ホテル黒部）
主催：土木研究所寒地土木研究所
・第 19 回 科学探検ひろ ば 2016
開催時期：2016 年 1 月 9 日（土），10 日（日）開催場所：旭川市科学館（サイパル）
主催：サイエンスボランティア旭川，旭川市教育委員会- 144 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

公益社団法人 日本雪氷学会 北海道支部 2016 年度事業計画
1．支部総会の開催
日 時：2016 年 5 月 13 日（金）10:00-10:30
場 所：北海道大学 学術交流会館 第 1 会議室
主要議題： (1) 2015 年度事業報告・収支決算(2) 2016 年度事業計画案・収支予算案(3) 2016 年度支部役員について(4) その他確認事項

2．理事会の開催
第 1 回理事会
日 時：2016 年 5 月 13 日（金）10:30-11:30
場 所：北海道大学 学術交流会館 第 1 会議室
主要議題：(1) 役割分担の確認(2) 評議員・顧問の選出
・上記を含み年 3～4 回 開催する。

3．顧問・評議員会の開催
日 時：2016 年 5 月 13 日（金）11:30-12:00
場 所：北海道大学 学術交流会館 第 1 会議室
主要議題：今年度の雪氷学会北海道支部の活動予定

4．研究発表会の開催
期会日：2016 年 5 月 13 日（金）13:00～17:00
2016 年 5 月 14 日（土） 9:15～17:00
場：北海道大学 学術交流会館 第 1 会議室

5．北海道雪氷賞の表彰および受賞論文の選考
・北海道における雪氷研究の活性化のために、「北海道の雪氷（第 35 号：2016）」での投稿論文または支部活動への貢献者を対象として表彰を行う。
・表彰選考委員会、選考基準、受賞者の決定、授章は、支部表彰規程にしたがう。
・2015 年度北海道雪氷賞の表彰は 2016 年 5 月、2016 年度受賞論文の選考は「北海道の雪氷」の発行後に実施する。

6．機関誌「北海道の雪氷」35 号の刊行
・ 冊子体の有料化を継続する一方、電子媒体として支部ホームページ上に掲載する。

7．地域講演会の開催
・テーマ：高齢者の冬の安全について（転倒、除雪による事故など）
・開催時期：11 月上旬を 予定
・開催地域：上富良野町（会場未定）- 145 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

8．社会貢献事業
8-1

雪氷災害調査チームの活動

・雪崩講演会を開催する。
・研修会を開催する。
・プレシーズンミーティングを開催する。
・雪氷災害発生時に随時対応する。

8-2

雪氷教育等
・サイエンスパークへ参加（7 月 28 日（木））する。

9．支部ホームページの運営
・雪氷関連情報を提供する。
・会員向け情報を掲載する。
・既存ホームページ項目、およびコラムやエッセイ等を充実する。
・雪氷災害調査チームの活動を報告する。
・支部活動成果の紹介：支部関連雪氷イベントのポスター、リーフレットなど
・会員向け情報（総会や講演会、研究発表会など）を支部ホームページに掲載する毎に、メーリングリスト（hokkaido@seppyo.org）を使 って会員にその旨通知するサービスを継続する。

10．雪氷関連行事の共催・後援（研究成果普及事業）
・研究成果普及事業の 一 環として、他分野 や他組織による雪氷関連行事を共催、または、後援する。

- 146 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

公益社団法人 日本雪氷学会 北海道支部 2015 年度収支報告（2015 年 4 月 1 日～2016 年 3 月 31 日）

北海道支部（雪氷災害調査を除く）
収入合計
当期収入
事業収入
雑収入

2015 年度予算
150,010150,010150,000
10
0
320,800
287,800

出版収入
受取利息
寄付金

支出合計
事業費
1 調査・研究2 研究会研修会

3 出版事業

調査
研究発表会
研修会等
普及・啓発
褒賞
支部等機関誌
その他出版物

雪氷災害調査北海道支部研究発表会・支部表彰
北海道支部講演会
雪氷教育ほか北海道雪氷賞
北海道支部機関誌

管理費
事務局費
会場費
支払手数料
役員選挙費
雑費
収支差額

102,300
0
26,00043,500116,000
0
33,00011,50020,500500
00-170,790

2015 年度決算
137,198
137,198
137,18414
0
328,326
303,234
80,672
025,591
70,621
126,350
025,092
10,92013,200972
00-191,128

雪氷災害調査収入
資産勘定（雪氷災害調査基金）からの繰入
寄附金
前期繰越金
支出
1 調査・研究調査

事業費 計
雪氷災害調査
旅費交通費
謝金
通信運搬費
消耗品費
保険料
印刷費
会場費
振込手数料

収支差額

2015 年度予算
1,147,206
547,206
600,0000
1,147,206
1,147,206

02015 年度決算
1,640,656
940,656
700,0000
1,320,656
1,320,656
766,290
333,544950
181,402
7,700
25,022
5,100
648
320,000- 147 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

公益社団法人 日本雪氷学会 北海道支部 2016 年度予算
（2016 年 4 月 1 日～2017 年 3 月 31 日）
公益目的事業会計科目

1調査/災害 23研究/北海道 32研修/北海道 44普及/雪氷教育 52褒章/北海道 64機関誌/北海道
北海道
北海道
北海道
北海道
北海道
北海道

公１
Ⅰ一般正味財産増減の部
1. 経常増減の部(１)経常収益基本財産運用益501-501
基本財産受取利息
受取会費
515-01
正会員会費
515-02
特別会員会費515-03
賛助会員会費515-04
購読会員会費
事業収益
521-515
研究大会事業収益521-516
研修会事業収益521-517
出版事業収益受取補助金等525-534
科研費等補助金・助成金
受取負担金
531-538
中谷奨励賞選考委託
受取寄付金
535-540
受取寄付金
535-544
分科会費
535-545
財団の賛助会費
535-547
受取寄付金の振替額
雑収益
541-545
受取利息
経常収益計(2)経常費用
事業費
611-603
給与手当
611-605
臨時雇賃金
611-613
旅費交通費
611-615
通信運搬費
611-619消耗什器備品費
611-621消耗品費611-623
修繕費
611-624
外注費
611-625
印刷製本費
611-626
広告宣伝費
611-627
会議費
611-628
会場費
611-629
光熱水料費
611-631
賃借料
611-633
保険料
611-635
諸謝金
611-637
租税公課
611-639
支払負担金
611-641
支払助成金
611-643
支払寄附金
611-645
委託費
611-646
手数料
611-647
諸会費
611-648
図書購入費
611-649
ｻｲﾄ運営費611-650
雑費
621-651
未収金放棄損管理費
621-603
給与手当
621-605
臨時雇賃金
621-609
福利厚生費
621-613
旅費交通費
621-615
通信運搬費
621-619消耗什器備品費621-621消耗品費621-623
修繕費
621-625
印刷製本費
621-627
会議費
621-628
会場費
621-629
光熱水料費
621-631
賃借料
621-632
リース料
621-633
保険料
621-635
諸謝金
621-637
租税公課
621-639
支払負担金
621-640
支払助成金
621-643
支払寄附金621-645
委託費
621-646
手数料
621-647
諸会費
621-648
図書購入費
621-649
ｻｲﾄ運営費621-650
雑費
621-651
未収金放棄損
経常費用計
評価損益等調整前当期経常増減額
基本財産評価損益等
特定資産評価損益等
投資有価証券評価損益等
評価損益等計
当期経常増減額
2. 経常外増減の部(１)経常外収益
期末棚卸残高経常外収益計(２)経常外費用
期首棚卸残高経常外費用計
当期経常外増減額
他会計振替額
当期一般正味財産増減額
Ⅱ. 指定正味財産増減の部
受取寄付金
雪氷災害調査活動寄付金
一般正味財産からの振替
特定資産受取利息
井上基金利息特定資産口座普通預金利息
有価証券当年度償却額
一般正味財産への振替額
当期指定正味財産増減額
当期指定正味財産増減額

北海道/管理費
内部取引控除
K11
北海道

法人会計

0

0

0
0
0
0

0
0
0

0
0
135,000

135,000

0
0
0

0

0

0

0

0
0
0
500,000

500,00000000
63 5,0 00

50 0,0 00

022,000328,500
30,0000123,0000
0
138,000
0
2,400
90,5000
020,00050,000
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0

80 4,4 00-169,400
0000-169,40000012,00010,00027,5001,000

300,000
20,0000

1 35 ,00 0000

23,00010,0002,000
2,400
68,00036,00090,000138,000
0
2,400
90,5000
020,00050,000
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0

22,50020,00050,000050 0,0 00
082 ,40 0-82,400

6 0,0 00
-60,000

2 6,0 00
-26,000

3 6 ,00 0-36,000

1 00 ,00 0
35,0000-82,400-60,000-26,000-36,000

35,00000042,000
1,500
0
0
0
0
0
20,500
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
1,000
0
0
0
0
0
65 ,0 00
-65,000000
0-65,000

42,0001,500

20,5001,000

6 5,00 0-65,00000-65,000

0
0

0
0

0
0

0
0

0
0
0
0
-169,400

0000-65,000

0
0
0
0
0

0
0

0
0

0
0
0
0
0
0

0
0
0
0
0
0

500,0000000500,00000500,000

500,000
0
0

0
0
0
0
0
0
0
0
0
135,000
0
0
0
0
0
0
0
0
500,000
00
63 5,0 00

022,000328,500
30,0000123,000
0

10,000100,000

合計

00
0
42,000
1,500
0
0
0
0
0
20,500
0
0
0
0
0
0
0
0
0
0
1,000
0
0
0
0
0
86 9,4 00-234,4000000-234,400
0
0
0
0
0
0
0
0
0
-234,40000500,00000000500,000
0
0※今回より，日本雪氷学会の統一様式に変更しています．

- 148 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

公益社団法人 日本雪氷学会 北海道支部 2016 年度役員名簿（2016 年 5 月 13 日現在）
2016年度 公益社団法人 日本雪氷学会北海道支部 役員
職名

氏

名

所

属

1

理事

支部長

苫米地 司

2

理事

副支部長

石井 吉之

北海道大学低温科学研究所

3

理事

〃

伊東 敏幸

北海道科学大学工学部建築学科

4

理事

庶務担当

武知 洋太

(国研)土木研究所 寒地土木研究所

5

理事

〃

大廣 智則

株式会社ネクスコ・エンジニアリング北海道

6

理事

会計担当

阿部 正明

(一社)北海道開発技術センタ－

7

理事

〃

岩間 大舗

北海道科学大学

8

理事

広報担当

西田 浩平

株式会社雪研スノーイーターズ

9

理事

事業担当

白川 龍生

北見工業大学社会環境工学科

10

理事

〃

天見 正和 (一社)北海道開発技術センタ－

11

理事

〃

伊藤 達人 北海道電力株式会社総合研究所

12

理事

〃

飯塚 芳徳 北海道大学低温科学研究所

13

理事

〃

亀田 貴雄 北見工業大学社会環境工学科

14

理事

〃

15

理事

社会貢献担当16

理事〃

渡邊 祥史 札幌総合情報センター株式会社

17

理事

〃

大宮 哲

(国研)土木研究所 寒地土木研究所

1

監事

植松 孝彦

株式会社雪研スノーイーターズ

2

監事

金田 安弘

(一社)北海道開発技術センタ－

1

評議員

浅野基樹

土木研究所寒地土木研究所

2

評議員

早野 亮

(株)ドーコン

3

評議員

須田 力

北方圏体育・スポーツ研究会

4

評議員

武市 靖

北海学園大学工学部社会環境工学科

5

評議員

武田一夫

帯広畜産大学6

評議員

東海林明雄 北海道教育大学名誉教授

7

評議員

矢作 裕

北海道教育大学名誉教授

8

評議員

高橋修平

北海道立オホーツク流氷科学センター

9

評議員

石本敬志

(一財)日本気象協会

10

評議員

阿部幹雄

雪崩事故防止研究会

11

評議員

長尾法明

北海道総合政策部地域創生局地域政策課長

12

評議員

松森敏幸

札幌管区気象台気象防災部

13

評議員

樺澤 孝人 北海道開発局開発監理部開発調整課長

14

評議員

白岩孝行

北海道大学低温科学研究所

15

評議員

竹腰 稔

(一社)北海道開発技術センタ－常務理事

16

評議員

岳本秀人

(一財)北海道道路管理技術センター常務理事

17

評議員

坂本 孝司 北海道旅客鉄道(株)鉄道事業本部

18

評議員

添田伸一

札幌市建設局土木部雪対策室長

19

評議員

工藤正彦

北海道電力(株)土木部

20

評議員

竹内政夫

NPO法人雪氷ネットワーク

1

顧問

秋田谷英次 NPO法人雪氷ネットワーク

2

顧問

菊地 勝弘 北海道大学名誉教授・秋田県立大学名誉教授

3

顧問

前

4

顧問

若濱 五郎 北海道大学名誉教授

堤 拓哉

北海道科学大学 学長（地独）北海道立総合研究機構 建築研究本部北方建築総合研究所

尾関 俊浩 北海道教育大学札幌校

晋爾

北海道大学名誉教授・旭川高専名誉教授- 149 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）

公益社団法人 日本雪氷学会 北海道支部 支部規程施行内規
（名称）
第1条

本支部は，公益社団法人日本雪氷学会北海道支部と称する．

（事業）
第 2条

本支部は，公益社団法人日本雪氷学会定款第 3 条に定めたこの法人の目的達成に必要な次の事項を行う．
（１）雪氷及び寒冷に関する調査・研究．
（２）雪氷及び寒冷に関する研究会、講演会、展示会などの開催．
（３）支部会誌その他資料の刊行．
（４）本部理事会が委嘱又は承認した事項．
（５）その他この法人の目的達成に必要な事項．
（会員）
第 3条

本支部の会員は，北海道に在住する公益社団法人日本雪氷学会の会員とする．また，他支部に所属する会員で あっても，本支部に所属 することを希望する場合は，重複所属することを妨げない．

（役員）
第4条

本支部に次の役員をおく．

支部長

1名

副支部長

若干名

支部理事

若干名

支部監事

2名

（支部長の選出）
第5条

支部長は，支部からの推薦に基づき，定款施行細則第 28 条により，定款第 20 条に定める理事の中から理事会において選出する．
（役員の選出）第 6 条 副支部長，支部理事および支部監事は支部総会において，支部会員の中から選任する．
（役員の職務）
第7条

支部長は本支部を代表しその会務を総理する．

第8条

副支部長は支部長に事故ある場合，その職務を代行する．

第 9 条 支部理事会は、支部長、副支部長、支部理事で構成され、支部会務執行に必要な協議、支部事業の企画、会計ならびにその他の会務を行う．
２

支部理事会は、文書審議理事会をもって代えることができる．

３

支部理事会は支部長が招集し、議長は支部長とする．

支部理事会は、支部 理事 の 3 分の 2 以上の 出席が なけ れば開会することができない．

４

但し、他の出席理事 に表決を 委 任した 者及び書 面にて 議決に参加した者は出席者とみなす．
５

第 10 条

議事録は本規定第 14 条に定めるところ による．
支部監事は支部の事業ならびに会計を監査する．

- 150 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷 No.35（2016）（役員の任期）

第 11 条 支部長は本部理事会で決まり、任期を 2 年、再任は 1 回に限り可能とする．支部長を除く役員の任期は 2 年と し、再任は 1 年単位で 2 年までとする．その他は定款第 24 条の定めるところによる．
（顧問、評議員）
第 12 条２

本支部に顧問および評議員を置くことができる．
顧問および評議員は支部理事会の議決を経て支部長がこれを委嘱する．顧問および評議員は本支部の発展に寄与するものとする．

評議員および顧問の任期は 2 年とし、再任を妨げない．

３（総会）
第 13 条本支部は毎年 1 回定時総会を開くほか 必要に応じ臨時総会を開く．

２

議長は出席者の互選とする．

３

総会においては下記事項の承認を受けなればならない．
（１）会務ならびに会計の報告（２）新年度の事業計画（３）役員の決定（４）施行内規の変更（５）その他重要な事項

議事録は本規定 14 条に定めるところによる．

４

（議事録）
第 14 条支部理事会及び支部総会の議事録は議長が作成し、速やかに支部ホームページに掲

示し、支部会員の閲覧に供さなくてはならない．
（資産及び会計）第 15 条本支部の資産は次の通りとし、支部長がこれを管理する．

（１）本部からの交付金（２）寄付金（３）その他
２

附

本支部の会計年度は、毎年 4 月 1 日より翌 年 3 月 31 日までとする．

則

本内規は平成 25 年 5 月 17 日より施行する．

※ 公益社団法人への移行に伴い，従来の「日本雪氷学会北海道支部規程」は「公益社団法人
日本雪氷学会支部規程」に統合されました．

http:// www.seppyo.org/hokkaido/about/regulation

この際，北海道支部では，上記第 2 条に基づき， 支部の運営に必要な規程類として，「公益社団法人日本雪氷学会北海道支部 支部規程施行内規」を設けました．

- 151 Copyright © 2016 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部

北海道の雪氷

No.35

Annual Report on Snow and Ice Studies in Hokkaido

ISSN 1340-7368
2016 年 9 月 1 日発行
発行 公益社団法人日本雪氷学会北海道支部〒060-0819 札幌市北区北 19 条西 8 丁目
北海道大学 低温科学研究所内