Tohoku Journal of Natural Disaster Science
Volume 55

March, 2019

東北地域災害科学研究第 55 巻

平成 31 年 3 月

論説2016 年台風 10 号小本川洪水における赤鹿地区から宮本地区の 2 次元河床変動再現シミュレーション…………………………… 千田健一
2018 年 7 月西日本豪雨における真備町氾濫域の土砂堆積と氾濫水密度の概算 ……………………………………………………… 松冨英夫・鎌滝孝信
津波氾濫水密度の簡易評価モデル………………………………………………………………………………………………………………… 松冨英夫
下北半島西部，大間町奥戸におけるイベント堆積物調査……………………………………………… 村上正能・岡田里奈・梅田浩司・鎌滝孝信
津軽半島，十三湖周辺に認められる津波と液状化の痕跡 ………………………………………………………… 岡田里奈・梅田浩司・鎌滝孝信
2018 年 7 月西日本豪雨時の富山県内の気象・防災情報に関して ………………………………………………………………………… 呉 修一
平成 28 年北海道豪雨による道路被害からの教訓 ……………………………………………………………………………… 奥村 誠・林 憲裕
秋田県八峰町南部の沖積低地にみられる洪水堆積物について …………………………………………………… 鎌滝孝信・岡田里奈・梅田浩司
秋田県にかほ市沿岸低地にみられる津波および洪水堆積物の特徴………………………………………………………… 宇内滉志・鎌滝孝信・安部訓史・得丸達生・松冨英夫・岡田里奈・村上正能・梅田浩司
東日本大震災の津波来襲時の海岸保全施設の被災メカニズムと新たな津波対策 …………………………………………… 橋本 潔・田中 仁
高速道路切土斜面に被害をもたらした降雨の評価の妥当性について－アメダス線形補間データとレーダー・アメダス解析雨量の空間的誤差－…………………………………………………………………………………… 芳賀奈津美・風間基樹・加村晃良・長尾和之・宇佐美学・澤野幸輝
八甲田山における積雪水量に関する研究………………………………………………………………………………………… 柿崎志歩・佐々木幹夫
Sand spit morphological change of An Hai and Le Thinh inlets, Phu Yen Province, Central Vietnam………………………………………………… Nguyen Quang Duc ANH・Hitoshi TANAKA・Nguyen Xuan TINH・Nguyen Trung VIET
Recent morphology change at Da Rang River mouth, Phu Yen, Vietnam………………………………………………………… Nguyen Trong HIEP・Hitoshi TANAK・Nguyen Xuan TINH・Nguyen Trung VIET
田んぼダム排水装置に応じた水田貯水量と許容降雨量の算定 ………………………………………………………………… 竹田稔真・朝岡良浩
橋梁部における杉の堆積に関する水理模型実験 …………………………………………………………………… 西脇 遼・齋藤憲寿・渡辺一也
UAV を用いた砂州の地形変化についての検討～馬場目川を対象として～…………………………………… 藤澤尚矢・齋藤憲寿・渡辺一也
直立壁前面における捨石堤の不規則波による変形特性に関する水理模型実験 ……………………………………………… 髙橋研也・田中 仁
三沢海岸の長期的な汀線変化の特徴……………………………………………………………………………… 久保田桃加・葛西美琴・佐々木幹夫
三沢海岸 2018 年地形変動特性 ………………………………………………………………………………… 葛西美琴・久保田桃加・佐々木幹夫
十三湖における塩水の遡上特性………………………………………………………………………………… 赤坂 光・佐々木幹夫・功刀 智
小川原湖塩水遡上特性 ……………………………………………………………………………………………… 木村皇介・佐々木幹夫・功刀 智
鉄骨置屋根構造における地震力の伝達メカニズム ………………………………………………………………… 山口優樹・藤田智己・飯藤將之
慣性質量効果を有する液流ダンパーを付加した 1 層フレーム試験体の 振動台加振試験… 横田陽大・藤田智己・畑中 友・船木尚己・飯藤將之
1906 年および 1982 年の秋田県森吉・阿仁の地震による被害に関する文献調査………………………………………… 水田敏彦・鏡味洋史
1914 年秋田仙北地震と秋田県師範学校………………………………………………………………………………………… 鏡味洋史・水田敏彦
津軽平野南部の地震時卓越振動数 ……………………………………………………………………………………………………………… 片岡俊一
2018 年口永良部火山噴火警戒レベル 4 での対応と課題 ……………………………………………………………………… 久利美和・山中佳子
加振実験と動的解析による石場建て構法の摩擦力の検討 …………………………………………………………… 末次優大・クアドラカルロス
地殻浅部での低周波地震活動 …………………………………………………………………………………………………………………… 小菅正裕
福島県の広帯域リニアアレイで観測された常時微動の地震波干渉法解析－南北測線における解析－ ……… 起田賢親・山本英和・齊藤 剛
岩手大学で観測された短周期微動の地震波干渉法解析による群速度の推定 ………………………………… 佐々木恵太・山本英和・齊藤 剛
微動アレイ探査による盛岡市域における S 波速度構造の推定－稠密極小アレイ観測と大規模アレイ観測－……………………………………………………………………………………………………………… 多田光希・大場星也・山本英和・齊藤 剛
再生可能エネルギーを活用するための小型振り子発電装置の開発 …………………………………… 齋藤憲寿・高橋圭太・西脇遼・渡辺一也
液状化実験を活用した効果的な防災教育の検討………………………………………… 手塚 寛・Muhammad Salman Al FARISI・関 亜美・熊谷裕太・新谷直己・宮鍋慶介・久利美和
自主的・持続的な防災教育活動の普及を目指した実施支援 －減災アクションカードゲームを例に－………………………………………… 関 亜美・Muhammad Salman Al FARISI・手塚 寛・石橋信治・熊谷裕太・新谷直己・久利美和
山形大学の教員養成における学校防災教育－教職大学院と学部－…………………………………………………………………………… 村山良之
東日本大震災被災地における復興事業完了後の津波避難訓練の取り組み－ 2018 年福島県いわき市薄磯区の事例－……………………………………… 杉安和也・高橋秀幸・横田信英・片山健太・Garcia Fry MARTIN・橘 一光・小野寺清美・菊地弘幸
火災時における避難リスクの認知向上を目指した屋内濃煙体験訓練の提案 ……………………………………… 渡邉 武・杉安和也・小林 光
心理学を用いた災害シミュレーションの可視化手法の検討 …………… 高瀬慎介・斎藤丈士・森口周二・寺田賢二郎・邑本俊亮・櫻庭雅明
地区防災計画制度の普及による地域防災力の向上を目指して ……………………………………………… 井良沢道也・小原孝一・平門由佳子

文 部 科 学 省 研 究 開 発 局
自 然 災 害 研 究 協 議 会 東 北 地 区 部 会
日 本 自 然 災 害 学 会 東 北 支 部
東 北 地 区 自 然 災 害 資 料 セ ン タ ー

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ARTICLES

A simulation of river bet elevation change at Omoto river in 2016 typhoon No10………………………………………………………………………………… Kenichi CHIDA
Sediment deposit and rough estimation of the density of inundation water in Mabi-cho flooded area caused by the West Japan torrential rainfall in July, 2018……………………………………………………………………………………………………………………………………… Hideo MATSUTOMI and Takanobu KAMATAKI
A simple evaluation model for the density of tsunami inundation water……………………………………………………………………………………… Hideo MATSUTOMI
A study of event deposits in coastal lowland on the western coast of Shimokita Peninsula……………………………………………………………………………………………… Masayoshi MURAKAMI, Rina OKADA, Koji UMEDA and Takanobu KAMATAKI
Traces of tsunami and liquefaction recorded around the Lake Jusan, Tsugaru Peninsula………………………Rina OKADA, Koji UMEDA and Takanobu KAMATAKIDisaster and meteorological information issued in Toyama prefecture during rainfall event in July 2018 …………………………………………………… Shuichi KURE
Lessons from highway damage by 2016 heavy rainfall disaster in Hokkaido…………………………………………………… Makoto OKUMURA and Norihiro HAYASHI
Flood deposits recorded in coastal lowland on southern part of the Happo town, Akita Prefecture…………………………………………………………………………………………………………………………… Takanobu KAMATAKI, Rina OKADA and Koji UMEDA
A study of tunami and flood deposits on coastal lowland in Nikaho City, Akita Prefecture…
Hiroshi UNAI,Takanobu KAMATAKI, Norihumi ABE, Tatuki TOKUMARU, Hideo MATSUTOMI, Rina OKADA, Masayoshi MURAKAMI and Koji UMEDA
Destruction mechanism of coastal structures during the 2011 Tohoku Tsunami and new countermeasures……………… Kiyoshi HASHIMOTO and Hitoshi TANAKA
Validity of the evaluation of rainfall that caused damage to cut slopes of expressway………………………………………………………………………Natsumi HAGA, et alStudy on snow water on Hakkoda mountain…………………………………………………………………………………………………… Shio KAKIZAKI and Mikio SASAKI
Sand spit morphological change of An Hai and Le Thinh inlets, Phu Yen Province, Central Vietnam………………………………………………………………………………… Nguyen Quang Duc ANH, Hitoshi TANAKA, Nguyen Xuan TINH and Nguyen Trung VIET
Recent morphology change at Da Rang River mouth, Phu Yen, Vietnam……… Nguyen Trong Hiep, Hitoshi Tanaka, Nguyen Xuan TINH and Nguyen Trung VIET
Calclation of Water storage capacity and Allowable rainfall among different Drainage devices in the Rice field dam………………………………………………………………………………………………………………………………………… Toshimasa TAKEDA and Yoshihiro ASAOKA
Experimental Study on Accumulation of Cedar at the Bridge……………………………………………… Ryo NISHIWAKI, Noritoshi SAITO and Kazuya WATANABE
Study on the Sandbar of Topographical Change using UAV:As a target Babame River………………………………………Naoya FUJISAWA and Kazuya WATANABE
Hydraulic model experiment on deformation characteristics due to irregular waves of rubble mound breakwater at the front of upright seawall………………………………………………………………………………………………………………………………………………Kenya TAKAHASHI and Hitoshi TANAKA
Characteristics of Long Term Shoreline Change on Misawa Coast………………………………………………… Momoka, KUBOTA, Mikoto KASAI and Mikio SASAKI
Characteristics of shoreline in Misawa coast in 2018…………………………………………………………………………… Mikoto KASAI, Momoka KUBOTA and Mikio SASAKI
Characteristics of salt water intrusion in Lake Jusan……………………………………………………………… Hikaru AKASAKA, Mikio SASAKI and Satoru KUNUGICharacteristics of saltwater intrusion in Lake Ogawara………………………………………………………………Kosuke KIMURA, Mikio SASAKI and Satoshi KUNUGITransmission mechanism of seismic force in steel roofs and RC frames …………………………………… Yuki YAMAGUCHI, Tomomi FUJITA and Masayuki HANDO
Shaking Table Test of One Story Test Specimen Frame with Liquid Damper…………………………………………………………………… Takahiro YOKOTA,Tomomi FUJITA, Tomoyuki HATANAKA, Naoki FUNAKI and Masayuki HANDO
Literature survey of Akita-ken Moriyoshi-Ani earthquakes of 1906 and 1982…………………………………………………… Toshihiko MIZUTA and Hiroshi KAGAMI
The 1914 Akita Senboku earthquake and Akita Prefectural College of Education……………………………………………… Hiroshi KAGAMI and Toshihiko MIZUTA
Predominant frequencies during earthquakes observed in southern part of Tsugaru plain……………………………………………………………… Shunichi KATAOKA
Operation and issues under the 2018 volcanic eruption warning level 4 on Kuchinoerabu volcano………………………………… Miwa KURI, and Yoshiko YAMANAKA
Shaking Table Test and FEM Analysis to Evaluate Friction Force on Wood-stone Support…………………………………………………… Y. SUETSUGU and C. CUADRA
Seismic activity of shallow low-frequency earthquakes………………………………………………………………………………………………………… Masahiro KOSUGA
Seismic interferometry analysis of microtrenors observed in a lineae array with broadband seismometers in Fukushima Prefecture……… K. OKITA, H. YAMAMOTO and T. SAITO
Estimation of group velocity by seismic interferometry analysis of short period microtremors observed at Iwate University……………………………………………………………………………………………………………………………………………… K.SASAKI, H.YAMAMOTO and T.SAITO
Estimation of S-wave velocity structures in Morioka area by using microtremor array survey –Observation using miniature arrays and one using large size arrays……………………………………………………………………………………………………………………………………… K.TADA, H.YAMAMOTO, S.OHBA and T.SAITO
Development of a compact pendulum power generator to utilize renewable energy…………………………………………………………………………………………… Noritoshi SAITO, Keita TAKAHASHI, Ryo NISHIWAKI and Kazuya WATANABE
Investigation of effective education for disaster mitigation by utilizing liquefaction experiment…………………… Hiroshi TETSUKA, Muhammad Salman Al FARISI, Tsugumi SEKI, Yuta KUMAGAI, Naoki ARAYA, Keisuke MIYANABE, and Miwa KURI
Support activities aimed at dissemination of voluntary and sustainable education for disaster mitigation: an example of the Disaster Mitigation Action Card Game…………………………Tsugumi SEKI, Muhammad Salman Al FARISI, Hiroshi TETSUKA, Shinji ISHIBASHI, Yuta KUMAGAI and Naoki ARAYA, Miwa KURI
Disaster education in the course of teacher training in Yamagata University………………………………………………………………………… Yoshiyuki MURAYAMA
Action of the evacuation drills of the post recovery project from 2011 Great East Japan Earthquake –Case study at 2018 usiso iwaki city fukushima… Kazuya SUGIYASU, Hideyuki TAKAHASHI, Nobuhide YOKOTA, Kenta KATAYAMA, Garcia Fry MARTIN, Ikkoh TACHIBANA, Kiyomi ONODERA and Hiroyuki KIKUCHI
Proposal of dense smoking drill at indoor aimed for recognizing evacuation risks in case of fire…………………………………………………………………………………………………………… Takeshi WATANABE, Kazuya SUGIYASU and Hikaru KOBAYASHI
Visualization method of disaster simulation using psychology………… S. TAKASE, T. SAITO, S. MORIGUCHI,K. TERADA, T. MURAMOTO and M. SAKURADA
The spread of area disaster-prevention-planning systems aims at improvement in local disaster prevention power…………………………………………………………………………………………………………………… Michiya IRADSAWA, Kouichi OBARA and Yukako HIRAKADO

Tohoku Research Group for Natural Disaster Science

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東北地域災害科学研究

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pp.S497-S508, 2009.
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Szczuciński, W., Tappin, D.R., Witter, R. and Yulianto, E.: New insights of tsunami hazard from the 2011
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p.188, 1983.
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東北地域災害科学研究

13

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1995.
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No.HY10, pp.1215-1218, 1982.
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pp.1225-1230, 2018.
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19

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A study of event deposits in coastal lowland on the western coast of Shimokita Peninsula by Masayoshi
Murakami, Rina Okada, Koji Umeda, Takanobu Kamataki
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Rina Okada, Koji Umeda and Takanobu Kamataki

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Thomas P Guilderson࣭Haflidi Haflidason࣭Irka Hajdas࣭Christine Hatte࣭Timothy J Heaton࣭Dirk L
Hoffmann࣭Alan G Hogg࣭Konrad A Hughen࣭K Felix Kaiser࣭Bernd Kromer࣭Sturt W Manning࣭Mu
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東北地域災害科学研究31

第55巻（2019）2018 ᖺ 7 ᭶す᪥ᮏ㇦㞵᫬ࡢᐩᒣ┴ෆࡢẼ㇟࣭㜵⅏᝟ሗ࡟㛵ࡋ࡚㸨࿋ ಟ୍ ᐩᒣ┴❧኱Ꮫ ⎔ቃ࣭♫఍ᇶ┙ᕤᏛ⛉1㸬 ࡣࡌࡵ࡟ ᪥ᮏࡢྛᆅ࡛ẖᖺࡢࡼ࠺࡟ὥỈỏ℃➼ࡢỈᐖࡀⓎ⏕ࡋ࡚࠸ࡿ㸬2018 ᖺ 7 ᭶ࡢす᪥ᮏ㇦㞵࡛ࡣ㸪Ṛ⪅ࡀ 224ྡ㸪⾜᪉୙᫂ࡀ 8 ྡ㸦ᾘ㜵ᗇ㸪2018 ᖺ 11 ᭶ 6 ᪥⌧ᅾ㸧࡜ᖹᡂࡢ᫬௦࡛᭱ᝏࡢ⿕ᐖࡀ⏕ࡌࡓ㸬す᪥ᮏ㇦㞵ᚋ࡟㸪㜵⅏Ꮫ⾡㐃ᦠయࡣす᪥ᮏ㇦㞵࣭ᕷẸ࡬ࡢᙉ࠸⥭ᛴ࣓ࢵࢭ࣮ࢪࠕ࠶࡞ࡓ࡟ࡣ⅏ᐖࡢ༴㝤ᛶࢆ▱ࡿ⩏ົ࡜㸪⮬ศ࡜ᐙ᪘ࢆᏲࡿ㈐௵ࡀ࠶ࡾࡲࡍࠖࢆⓎಙࡋ࡚࠸ࡿ㸦2018 ᖺ 7 ᭶ 22 ᪥ࡢグ⪅Ⓨ⾲㸧㸬୰ኸ㜵⅏఍㆟㸦2018㸧ࡣ㸪ఫẸࡣࠕ⮬ࡽࡢ࿨ࡣ⮬ࡽࡀᏲࡿࠖព㆑ࢆᣢࡕ㐺ษ࡞㑊㞴⾜ື➼ࢆ⾜࠸㸪⾜ᨻࡣఫẸࡀ㐺ษ࡞㑊㞴⾜ືࢆ࡜ࢀࡿࡼ࠺
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Rain Disaster and its Limitations: Case Study of Miyagi Prefecture, Japan, During Typhoons 17 and 18 in 2015” Journalof Disaster Research, Vol. 12, No. 2, pp. 335-346.
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http://www.hrr.mlit.go.jp/toyama/upload/file/jindu_teibouchosa1/07_houkokusyo.pdf㸦2019ᖺ1᭶15᪥࢔ࢡࢭࢫ㸧9) ୰ኸ㜵⅏఍㆟㸪ᖹᡂ 30 ᖺ㸵᭶㇦㞵࡟ࡼࡿỈᐖ࣭ᅵ◁⅏ᐖ࠿ࡽࡢ㑊㞴࡟㛵ࡍࡿ࣮࣡࢟ࣥࢢࢢ࣮ࣝࣉ㸸ᖹᡂ30 ᖺ 7 ᭶㇦㞵ࢆ㋃ࡲ࠼ࡓỈᐖ࣭ᅵ◁⅏ᐖ࠿ࡽࡢ㑊㞴ࡢ࠶ࡾ᪉࡟ࡘ࠸࡚㸦 ሗ ࿌ 㸧㸪2018.12.26.
http://www.bousai.go.jp/fusuigai/suigai_dosyaworking/index.html 㸦2018 ᖺ 12 ᭶ 28 ᪥࢔ࢡࢭࢫ㸧10) ᐩᒣ᪂⪺㸪す᪥ᮏ㇦㞵ࡢᩍカ 㑊㞴ᣦ♧ࡢ㐜ࢀࡣ⮴࿨ⓗ㸪2018.7.12. http://editorial.x-winz.net/ed-98886
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http://www.bousai.go.jp/oukyu/hinankankoku/guideline/pdf/161226_hombun.pdf 㸦2019 ᖺ 1 ᭶ 15 ᪥࢔ࢡࢭࢫ㸧12) 㜵⅏Ꮫ⾡㐃ᦠయ㸸す᪥ᮏ㇦㞵࣭ᕷẸ࡬ࡢ⥭ᛴ࣓ࢵࢭ࣮ࢪ㸪2018.7.22.
http://janet-r.com/050_saigaiji/2018/050_2018_gouu/20180722_emergencymessage/2018gouu_0722_emessage.html
㸦2018 ᖺ 12 ᭶ 28 ᪥࢔ࢡࢭࢫ㸧13) ᳃ཱྀ࿘஧㸪኱Ἑཎṇᩥ㸪࿋ಟ୍㸪2016 ᖺྎ㢼 10 ྕ࡟ࡼࡿᒾᡭ┴ෆࡢ⿕ᐖࡢศᯒ-ᆅ┙ᕤᏛ࡜ἙᕝᕤᏛࡢほⅬ࠿ࡽ-㸪ᆅ┙ᕤᏛࢪ࣮ࣕࢼࣝ, Vol.13, No.2, pp. 149-158, 2018.

東北地域災害科学研究37

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東北地域災害科学研究43

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東北地域災害科学研究49

第55巻（2019）⛅ ⏣┴࡟࠿࡯ᕷἢᓊపᆅ࡟ࡳࡽࢀࡿὠἼ࠾ࡼࡧὥỈሁ✚≀ࡢ≉ᚩ 㸨⛅⏣኱Ꮫ  Ᏹෆ⁞ᚿ࣭㙊⁪Ꮥಙ࣭Ᏻ㒊カྐ࣭ᚓ୸㐩⏕࣭ᯇ෠ⱥኵ
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A study of tunami and flood deposits on coastal lowland in Nikaho City, Akita Prefecture. by Hiroshi Unai,
Takanobu Kamataki, Norihumi Abe, Tatuki Tokumaru, Hideo Matsutomi, Rina Okada, Masayoshi Murakami
and Koji Umeda

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東北地域災害科学研究55

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56

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東北地域災害科学研究

61

第55巻（2019）

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66

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東北地域災害科学研究

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68

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東北地域災害科学研究第55巻（2019）73

Sand spit morphological change of An Hai and Le Thinh inlets, Phu Yen
Province, Central Vietnam.
Nguyen Quang Duc Anh1, Hitoshi Tanaka2, Nguyen Xuan Tinh3, and Nguyen Trung Viet4
1. Introduction
Tuy An is one of the most beautiful coastal districts in Phu Yen province in the central of Vietnam. This
place has many scenic spots such as O Loan lagoon, the Sea cliff of stone plates and Cu Lao Mai Nha
island. There is a long beautiful sand spit of 6 km length from Le Thinh and An Hai tidal inlets (as shownin Figure 1). These two tidal inlets are very important to maintain the O Loan lagoon water environment
conditions which are vital for the aquaculture activities such as shrimp ponds in this area. This is a rather
special and typical form of morphology along the coastline in Central Vietnam (Eriksson & Persson, 2014;
Tanaka et al., 2018)

Figure 1. Location of the sand spit and An Hai and Le Thinh Inlets
Along O Loan lagoon through An Hai and Le Thinh inlets, local aquaculture activities have beendeveloping significantly, which is conducive to the increase of revenues and profits to the local residents.
However, it also negatively affects the living environment of the local people. The zone of the O Loanlagoon (with a total water surface area of 1,570 ha) to the end of the tidal channel of the local aquacultureindustry has been developing strongly in the last 20 years. The shrimp ponds protecting methods areillustrated in the Figure 2. As can be seen in the Figure 2a, to protect the sand spit from the effect of waves
and currents, citizens have grown trees on the right sand spit while in the inside side of the sand spit, aseries of shrimp pond banks have been built. These make the northern part of spit sand from Le Thinh
inlet to An Hai inlet be protected. Thus, it hardly occurs the breaching at the northern part of sand spit
under the influence of natural factors.
Figures 2a and 2b show the beginning and the ending of the northern part of the sand spit with theviewing point from An Hai and from Le Thinh inlets, respectively. These photos were taken during thefield trip on December 25th, 2018. Standing from the south side of An Hai inlet and looking up to the northand standing from the position of Le Thinh inlet and looking back to the south, it is very clear to observe1

Graduate student, Thuyloi University, 175 Tay Son, Dong Da, Hanoi, Vietnam
Professor, Department of Civil Engineering, Tohoku University, 6-6-06 Aoba, Sendai 980-8579, Japan
3
Assistant Professor, Department of Civil Engineering, Tohoku University, 6-6-06 Aoba, Sendai 980-8579,
Japan
4
Professor, Thuyloi University, 175 Tay Son, Dong Da, Hanoi, Vietnam2

74

the height of sand spit which is relatively high and being protected by the casuarina cultivation. The inside
part of sand spit is protected by the shrimp pond banks reinforced by concrete structures or bamboo types(as shown in Figures 2c, 2d). These types of reinforcement solutions are built by the locality along thesides of tidal channel using their funds. In order to take advantage and expand the aquaculture space, thepeople have organized themselves to build the embankment and gradually encroached on tidal channel,
which reduces the area of the tidal channel.

Figure 2. Sand spit, breaching and shrimp ponds protection.
The main objectives of this study are to investigate the sand spit morphological changes of An Hai andLe Thinh inlets as well as the breaching mechanisms at An Hai area. The analyzed results have been
indicated that the sand spit breaching occurred at a lower dune elevation and usually following by a big
flood event.
2. Data Collection and Research Methodology
In this study, the authors apply the remote sensing image method that has been carried out by Pradjoko& Tanaka, 2011; Tanaka, Hoang, & Nguyen, 2017 for An Hai and Le Thinh inlets in Phu Yen province.
Being considered as the data set used in this study, beside the photos taken during the field trips, Landsat
images from 1988 to 2018 (Figure 3) and Google images from 2009 to 2018 (Figure 4) were utilized.
Those images are rectified to the same coordinate system in the World Geodetic System 84 (WGS-84)
with the coordinates of the origin of 312895,40E and 1474664,56N. The baseline is set at 160 degrees
counter clockwise from the North. In this study, tidal correction was not performed since the maximum
difference between shoreline positions before and after tidal correction is still smaller than the resolutionof Landsat images. Spatial moving average was applied to reduce the effect of big scatter in shoreline
positions due to the low resolution of the Landsat images.

75

Figure 3. Analysis the shoreline changes of sand spits by using the Landsat images

Figure 4. Analysis the shoreline changes of sand spits in Tuy An by using GG images

76

3. Results and discussion
In order to determine the increase in the area of shrimp ponds and the decrease in the area of the tidal
channels over time, along with the observation of the width reduction phenomenon of Le Thinh inlet andthe fluctuation of An Hai breaching over time, the authors have developed the basic definition in analyzing
the extracted results of shoreline lines as shown in Figure 5.

a

a

b
b

Figure 5. Definition of the analyzed parameters of the sand spit (a) and tidal channel areas at Tuy An (b)in which: A1: sand spit area; A2: shrimp ponds area and A3: tidal inlet channel; B1: Le Thinh inlet widthand B3: An Hai breaching width
Figure 6 represents the results of the analysis the B1, B3 parameters by using stateliness images inrelation with the water level at Ha Bang hydrological station. Le Thinh inlet width, B1, tends to slightly
decline from the analysis of both Satellite and Google images. It is easy to identify that the cause is due tothe effect of diffraction wave and stream sediment transport. Based on the hydrological data of Cai river at
Ha Bang station, it is noticeable that when big floods appeared on the Cai River, the breaching phenomenon
occurred in the years of 1988, 1999, 2005, and 2010. Based on this hydrological data, it is also possible tosee the relative correlation between the flow of the Cai River and the declining trend of Le Thinh Inlet
width B1. One of the main causes of the breaching phenomenon in the An Hai Inlet area can be resulted
from the impact of the local people. The activities can be mentioned such as reinforcing the spit sandlocations along the tidal channel, expanding the aquaculture area by constructing the shores of shrimp
ponds, encroaching on tidal channel surface area. When large flooding reaches tidal channel combinedwith the decline of the open surface of the tidal channel, the possibility of flood drainage through Le Thinh
Inlet tends to decrease in width. As the result, the breaching phenomenon will occur. It can be seen that77

the breaching of sand spit is influenced by large rivers.
During the period from 1988 to 2017, An Hai inlet were completely deposited for 3 times. The first
period lasted for 10 years from 1989 to 1999; the second period was from 2007-2010 and the latest period
was from 2011 to 2015.

Figure 6. The relation between B1, B3 and the monthly max. water level at Ha Bang hydrological station.
To analyze in detail the cause of the breaching of sand spit, the authors correlated the variation of sandspit area and the tidal channel surface area based on the results analysis using the Google images with highresolution. Because the size of shrimp ponds along the two banks of the tidal channel is relatively small
and the resolution of Landsat images is not good enough to do these analyzes.
There is a declining trend of tidal water area within 10 years from 2009 to 2018 due to construction offishery embankments from 170×104 to 90×104 m2. At the same time, the throat width of Le Thinh Inlet isvery small, fluctuated from 20 m to 60 m. This indicates that in order to maintain the volume of water in
O Loan lagoon, the depth of Le Thinh Inlet must be deeper.
During the period from 2000 to 2006, the breaching phenomenon of An Hai inlet appeared constantly
although the monthly maximum water level during this period was not too high. During the fieldwork,through interviews with the local residents, it was found that in the southern sand spit where closes to thelocation of An Hai Port, the people have transported a lot of sand at the breaching position of sand spit
during this period to fill up the banks of shrimp ponds. This activity decreased the height of sand spit incomparison with its original level. Therefore, although the flood water level during this period was not sohigh, the overflow through breaching positions for a long duration is completely explained.

78

As can be seen in Figure 8, the results of GG image analysis showed the reduction of the tidal channelwater surface area from 2009 to 2018 along with a sudden decline in the area of sand spit in 2015, which
can be observed by the breaching phenomenon of sand spit in this year.

Figure 7. The relations of sand spit area, the tidal channel water surface area and the width of inlets
4. Conclusions
In short, sand spit morphological change of An Hai and Le Thinh inlets in Phu Yen province in thecentral of Vietnam has been figured out using satellite images in the last 30 years. Based on the analysis
results, the breaching phenomenon of An Hai inlet and narrowing phenomenon of Le Thinh's inlet not
only greatly depends on the flood flow regime but it is also being affected by the activities of the local
people.
Acknowledgement
This work was supported by JSPS RONPAKU (Dissertation Ph.D.) Program. The authors would liketo express their sincere gratitude for this support
References
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Tanaka, H., Duy, D. V., Yuta, M., Duc Anh, N. Q., Viet, N. T., & The, N. N. (2018). Sand spit elongationand sediment balance at the Cua Lo. Journal of Japan Society of Civil Engineers, Ser. B1(Hydraulic Engineering), I_475-I_480.
Tanaka, H., Hoang, V. C., & Nguyen, V. T. (2017). Investigation of morphological change at the Cua Dai
River Mouth through satellite image analysis. Coastal Engineering Proceedings, 1(35), 9.
https://doi.org/10.9753/icce.v35.sediment.9

東北地域災害科学研究

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第55巻（2019）

Recent morphology change at Da Rang River mouth, Phu Yen, Vietnam
Nguyen Trong Hiep1, Hitoshi Tanaka2, Nguyen Xuan Tinh3, Nguyen Trung Viet4
Abstract
Da Rang River mouth, resembles many coastal areas in Vietnam, has been recently encounteringsignificant changes induced by either nature or human involvement. The instability of sandspit¶sformation at Da Rang River mouth can be detected by two major phenomena which are migration of theriver mouth after the 1993 flood and shrinkage of the south sandspit owing to human interference. This
study, by utilizing one main source of satellite imagery: Landsat imagery, investigates the recent
morphology and its variation thoroughly.
Keywords: Da Rang River mouth, the 1993 flood, human interference, migration.
1. INTRODUCTION
Da Rang River mouth has a typically deltaic
shape that is common in the world. Since the past,
numerous studies about the formation of delta
coast had been made and yet still have been
researched extensively lately. This study focuseson the dramatic reversal of river mouthmechanism due to human involvement. The
observed phenomena of Da Rang River mouth
are not obviously distinctive which wereconsidered in many prior studies: migration of theriver mouth and gradual disappearance ofSouthern sandspit. FitzGerald et al. (2000)
discussed fundamentally the mechanism of
ebb-tidal delta breaching at stable coasts where
dominant of longshore sediment transport andasymmetric accumulation of sediment on eithersides of river mouth leads to a severe deflectionof the main channel. In more specific study,
Patchanok Srivihok and Tanaka (2004), by using
aerial photos, stressed the seasonal migration of
Nanakita River mouth, Japan controlled by thedominance of longshore sediment transport. Satoet al. (2014) with abundant of bathymetric datacharacterized the formation and deformation ofTenryu River mouth, Japan trigged by floods, theformation of bar and trough topography boundwith frequency of storm waves and erosion as

Figure 1: Study area

result of imbalance longshore sediment transport.
The current situation of Da Rang River mouth issuspected that been causing by incidence of sandmining inside of river channel and the placementof beach protection construction on the South.
This has already demonstrated widely, namely,
Guangwei (2011) and Anthony et al. (2015)
emphasized the same point of view of coastal
erosion caused by the reduction of sedimentsupplied to coast owing to the impacts of major(1) Graduate Student, Department of Civil and Environmental Engineering, Tohoku University,
6-6-06 Aoba, Sendai 980-8579, Japan(2) Professor, Department of Civil and Environmental Engineering, Tohoku University, 6-6-06 Aoba,
Sendai 980-8579, Japan(3) Assistant Professor, Department of Civil and Environmental Engineering, Tohoku University,
6-6-06 Aoba, Sendai, 980-8579, Japan(4) Professor, Department of Civil Engineering, Thuyloi University, Hanoi, Vietnam

80dams and channel bed erosion triggered by sandmining.
Da Rang River mouth has received attentionof many studies for last few years due to its
complicated changes. Hoang et al. (2015)
claimed the existence of the sand terrace in frontof the river mouth contributing a great deal of
sediment on both sides of the entrance. Tanaka etal. (2016) indicated the elongation of the rightsandspit created severe erosion on adjacent area.
And more recent, Cuong et al. (2016) discussed
the nearshore hydrodynamics and sedimenttransport in Da Rang River mouth in a short termfrom 2015 to 2016 by abundant of field dataobtained within that time. However, theseresearches mainly did not reflect the most recentchange and such a debatable discussion between
mechanism variations is vague. Therefore, thisstudy will provide a comprehensive view on themechanism of Da Rang River mouth by using
Landsat images from 1988 to 2018.
2. STUDY AREA AND DATA COLLECTION
Da Rang River mouth is located in Tuyhoa City,
south central Vietnam, away from from Ho Chi
Minh City about 400 km in Northeast direction

Figure 2: Morphology variation at Da Rang River mouth (1988~2015)

81(Figure 1).The river mouth belongs to the largest
river in South Central of Vietnam, Ba River which
has the main stream of 307km in length and totalbasin area of about 13300 km2. At the entrance ofthe river mouth, the formation of the spits as theaccumulation of sediment beyond the shoulder ofbanks have existed for many decades. The
sandspits on both sides have been fed by sedimentsupplied from the river and incident waves.
However, the interference of human activities also
created such a big impact on this area which therate of sand mining has rised rapidly for last few
years. It is reported by the local government that in
the period from 2015 to 2017, at least 7 dregding
activities had been executed on different locations.
where the sand mining focuses on the upstream
river bed and the entrance of the river mouth.
Approaching waves are a vital factor on thevaried shapes of the sandpsits since seasonal
effects are highly noticeable. Da Rang Rivermouth is influenced by the monsoon climatic
regime; Northeast monsoon prolongs from

October to April and Southwest wind lasts from
May to September.
The main source data of this study is Landsat
imagery obtained from U.S Geological Survey(USGS) database from 1988 to 2018 (190 photos).
Every images are rectified to one coordinate system
by linear transformation (Affine transformation)
having a baseline of 148 degree to the North.
Shoreline detection was also implemented to all
images by extracting the wet-dry line by the
maximum gradient pixel and nearest neighbour
method. The drawback of using Landsat is its low
resolution which neglects the effect of tide on
shoreline.
3. RESULTS AND DISCUSSION
3.1 Natural morphology variation of Da Rang
River mouth (1988 ± 2015)
Da Rang River mouth from 1988 to 2015
encountered an overwhelm change in its
mechanism. Figure 2 indicates clearly the
migration of the river mouth from the South to theNorth after a big flood 1993. This implies the

Figure 3: Morphology variation at Da Rang River mouth (2015~2018)

82

mechanism is turned into a new one which is more
hydraulically efficient than the previous one due toa breakthrough by the flood. This new river mouthmechanism lasted for long period until late 2015.
The mechanism during this period was discussed
in detail by Hiep et al. (2016) which thepredominance of longshore sediment transport orriver mouth was cleared out thoroughly.
3.2 Morphology variation under impingement of
human involvement (2015 ± 2018)
In 2015, the closure of Da Rang River mouthnearly happened led to the urgent excavation tomaintain the navigation channel. But the sanddredging was overdone that sand and gravel of someplaces inside the river mouth were intentionally taken
way. And the elongation of the right sandspit caused
a severe erosion on adjacent area that threatened thewhole area behind that. With the aim of both
reduction of wave heights at the shore andcollection of more longshore transport of sediment,
the former structures were 6 groins placed on the far
South of Da Rang river mouth and the latter wereseveral headland and detached breakwaters on thegroins. Breakwaters are detached, generally
shore parallel structures that reduce the amount ofwave energy reaching a protected area. They are
similar to natural bars, reefs or nearshore islands
that dissipate wave energy. The reduction in wave
energy slows the littoral drift, produces sedimentdeposition and a shoreline bulge or salient featurein the sheltered area behind the breakwater. Somelongshore sediment transport may continue along
the coast behind the nearshore breakwater.
However, the downside took place consequently
when the right sandspit was becoming smaller
until hit by a big typhoon in 2017. The entire
sandspits dissappeared and have not recovered
afterwards as indicated in Figure 3.
3.3 Longterm morphological change
A simple analysis was conducted to investigate
the longterm morphological change at Da Rang
River mouth by comparing the entire shoreline
data to the very first one. The expression of theanalysis can be seen at Eq.1 below:'y x, ty x, t  y0 x

(1)
The dark red area around 1993 in Figure 4emphasizes the severe erosion on the left sandpsit
which indeed the flood wiped out the entire left
sand spit. Then the left sandspit was not be able toreach its previous position and as a result deposited
to the Northern adjacent area. In the meanwhile,
the South sandspit accretion appeared after theflood and prolonged further to the opposite side.
This is because large sediment was attached on thisarea by ebb shoal in front of the river mouth andsand bypassing from the North side. The
elongation of the sandpsit also triggered theerosion beyond it and became more severe until
the 2017 typhoon emptied the entire South
sandpsit.
3.4 Analysis of river mouth charateristics

Figure 4: Long-term shoreline change at Da Rang River mouth

83

To investigate the morphology change at Da
Rang River mouth by a quantitative appoarch but
not only by visual. Several vital quantities of theriver mouth are defined which are the center point,
xC, yC; river mouth with, B; and area of eachsandspit, A. Plus, yearly maximum fresh water
discharge, Qmax from a hydrological station located
far upstream from the entrance about 37 km is alsobrought up to make a contrast with river mouthparameters. The definition of these quantities andtheir measured values are shown discreetly in
Figure 5.
The value of the centerpoint regarding

longshore direction reveals the movement of rivermouth as the river mouth migrated to the left after
the 1993 flood and its reverse on which thesandspit was getting smaller. between 2015 and2018. With regard to crosshore direction, thespecific trend is not able to be detected; however
during the reduction period, the right sandspit was
intruding into the upstream due to incident waves
and lack of sediment from river mouth. The rivermouth width also fluctuated through the entire
period but 2 extreme values are those of two
catastrophical events.
The area of two sand spits showed how

Figure 5: Definition and analysis of river mouth characteristics

84

dominant the growth of right sandspit was. Before
the 1993 flood, the river mouth was stable
although the area of two sandspit kept varying.
After getting struck by the flood, the North
sandspit was flushed almost entirely that the valueof it nearly reached the bottom, while the Southsandspit was faded away a smaller amount. The
flushed sediment then stayed offshore and in frontof the river mouth creating ebb shoal and bars. The
recovery started immediately afterwards but the
shoal and bars and dominant longshore sedimentfrom South to North play their important roles todeposit plenty of sediment onto the right sandspit.
This is why the South sandspit developed by aremarkable amount, whilst the North one remained
constantly small. From 2015, the area of rightsandspit was reducing to the amount of the left
sandspit before they both went nothing after the2017 typhoon.
The maximum fresh discharge data majorly
referred to the flood events in Phu Yen and it isdistinct to detect the extreme value caused byintensity of the 1993 flood.
4. CONCLUSIONS
Da Rang River mouth has a typicalmorphogolical change of a deltaic coast which canclearly be seen by the shoreline position varition.
The shifting of the river mouth occurred when a
new mechanism had been formed after the flood in
1993. This mechanism stayed stable till 2015 andto break this regime, it is believed to take decades
or until next extreme event. However, since humanstarted getting involved in the natural process, theequilibrium of river mouth has broken making
severe erosion on two sandspits. With the lack ofsediment from both main sources, which are
sediment discharge from river and longshore
sediment transport, it is presumed the recovery ofsandspit is a tall order.
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東北地域災害科学研究85

第55巻（2019）⏣ࢇࡰࢲ࣒᤼Ỉ⿦⨨࡟ᛂࡌࡓỈ⏣㈓Ỉ㔞࡜チᐜ㝆㞵㔞ࡢ⟬ᐃ᪥ᮏ኱Ꮫ኱Ꮫ㝔ᕤᏛ◊✲⛉ᅵᮌᕤᏛᑓᨷ ➉⏣⛱┿᪥ᮏ኱ᏛᕤᏛ㒊ᅵᮌᕤᏛ⛉ ᮅᒸⰋᾈ1㸬 ࡣࡌࡵ࡟ ㏆ᖺ㸪Ẽೃኚື࡟క࠸㇦㞵Ⓨ⏕㢖ᗘࡢቑຍ➼ࡀ㉳ࡇࡾࡘࡘ࠶ࡾ1)㸪㇦㞵࡟ࡼࡿὥỈ࡬ࡢᑐ⟇࡜ࡋ࡚⏣ࢇࡰࢲ࣒ࡀ╔┠ࡉࢀ࡚࠸ࡿࠋ⏣ࢇࡰࢲ࣒ࡣỈ⏣࡟ᑓ⏝ࡢ᤼Ỉ⿦⨨ࢆタ⨨ࡋ㸪ⴠỈ㔞ࢆᢚไࡍࡿࡇ࡜࡛㝆㞵ࢆỈ⏣࡟୍᫬ⓗ࡟㈓␃ࡋ㸪ὥỈ⿕ᐖࢆ⦆࿴ࡍࡿྲྀ⤌ࡳ࡛࠶ࡿ2)ࠋ⏣ࢇࡰࢲ࣒ࡣᖹᡂ14ᖺ࡟᪂₲┴ᮧୖᆅᇦ᣺⯆ᒁࡢᢸᙜ⪅ࡽ࡟ࡼࡗ࡚Ⓨ᱌ࡉࢀ㸪ᖹᡂ30ᖺࡢ⌧ᅾ㸪᪂₲┴㸪රᗜ┴㸪ᒣᙧ┴➼࡛ከࡃࡢᐇ⦼
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東北地域災害科学研究91

第55巻（2019）ᶫᱱ㒊࡟࠾ࡅࡿᮡࡢሁ✚࡟㛵ࡍࡿỈ⌮ᶍᆺᐇ㦂*⛅⏣኱ᏛᕤᏛ⌮ᕤᏛ㒊    す⬥  㑈⛅⏣኱Ꮫ኱Ꮫ㝔⌮ᕤᏛ◊✲⛉ 㰻⸨ ᠇ᑑ⛅⏣኱Ꮫ኱Ꮫ㝔⌮ᕤᏛ◊✲⛉ Ώ㎶ ୍ஓ
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ᆺࡣὶᮌᢞධᆅⅬ࠿ࡽ 5.3 m ࡢᆅⅬ࡟タ⨨ࡋࡓ 3)ࠋᐇ㦂࡛౑⏝ࡋࡓὶᮌᶍᆺࡣ㔪ⴥᶞࡢᮡ࡛࠶ࡿࠋ
*Experimental Study on Accumulation of Cedar at the Bridge by Ryo NISHIWAKI㸪Noritoshi SAITO andKazuya WATANABE

92ᮡࡢ┤ᚄࡣᐇࢫࢣ࣮ࣝ࡟࠾࠸࡚ 1 m ࡜᝿ᐃࡋ࡚㸪ᶍᆺὶᮌ┤ᚄࡣ 0.5 cm ࡜ࡋࡓࠋᮏᐇ㦂࡟࠾࠸࡚ࡣ㸪ࠕὶᮌࡢ㛗ࡉ࡟㛵ࡍࡿᐇ㦂ࠖ㸦Case A㸧࡜ࠕΰྜὶᮌ࡟㛵ࡍࡿᐇ㦂ࠖ㸦CaseB㸧࡜ࠕὶ㔞ኚ໬࡟㛵ࡍࡿᐇ㦂ࠖ㸦CaseC㸧ࡢ 3 ✀㢮ࡢᐇ㦂ࢆ⾜ࡗࡓࠋCaseA ࡢᐇ㦂࡛ࡣ㸪3 ✀㢮ࡢ㛗ࡉࡢ␗࡞ࡿὶᮌᶍᆺࢆ⏝࠸࡚ሁ✚≧ἣࢆほᐹࡋࡓࠋ᝿ᐃࡍࡿὶᮌࡢ㛗ࡉࡣ 20 m㸪25 m㸪30 m ࡛࠶ࡿࠋᑠᮏᕝ࡛ࡢ⅏ᐖ᫬ࡢὶᮌⓎ⏕㔞 1500 m3 ࡼࡾ 1)ὶᮌ㛗ࡈ࡜ࡢᮏᩘࢆ⟬ฟࡋࡓࠋὶᮌᶍᆺࡢ㛗ࡉ࡜ᮏᩘࢆ⾲ ࡟♧ࡍࠋὶᮌࡢẚ㔜ࡣ஝⇱≧ែ࡛
0.38 ࡛࠶ࡾ㸪4 ᪥㛫Ỉ࡟ࡘࡅࡓ‵₶≧ែ࡛ẚ㔜ࡣ
0.87~0.97 ࡛࠶ࡗࡓࠋᐇ㦂࡛ࡣ‵₶≧ែࢆ౑⏝ࡋࡓࠋỈ㊰࡟Ỉ఩ 5 cm ࡜࡞ࡿࡼ࠺࡟Ỉࢆὶࡋ㸪ᶫ᱆ୗ㒊࡜Ỉ㠃ࡢ㝽㛫ࢆ↓ࡃࡋࡓࠋࣅࢹ࢜ࢆ⏝࠸࡚ᶫᱱᶍ⾲ ὶᮌᶍᆺࡢ㛗ࡉ࠾ࡼࡧᮏᩘ
ᶍᆺὶᮌࡢ㛗ࡉ᝿ᐃࡍࡿὶᮌࡢ㛗ࡉᢞධᮏᩘ

12 cm 15 cm
20 m
25 m
100 ᮏ 80 ᮏ

18cm
30 m
60 ᮏ

ᆺࢆタ⨨ࡋࡓ⟠ᡤࡢᶓ࡜ୖ࠿ࡽ㸪ὶᮌࡀሁ✚ࡍࡿᵝᏊࢆグ㘓ࡋࡓࠋὶᮌࡣ 1 ⛊࡟ 10 ᮏࡎࡘᢞධࡋ
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ᢞධࡋࡓὶᮌࡢᮏᩘ

ൈ ͳͲͲ

(1)

Case B ࡢᐇ㦂࡛ࡣ㛗ࡉࡢ␗࡞ࡿ 3 ✀㢮ࡢ‵₶≧ែࡢὶᮌࢆΰྜࡋ࡚ὶࡋ㸪ሁ✚≧ἣࢆほᐹࡋࡓ 5)ࠋ
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ࢆ 100 ᮏ࡟⤫୍ࡋࡓሙྜ(Pattern 2.1㸪Pattern 2.2㸧ࡢ 2 ࡘࡢᐇ㦂ࢆ⾜ࡗࡓࠋྛᐇ㦂ࡢὶᮌᮏᩘࢆ⾲࡜⾲ ࡟♧ࡍࠋCase A ࡜ྠᵝ࡟Ỉ఩ 5 cm ࡜࡞ࡿࡼ࠺࡟Ỉࢆὶࡋ㸪ὶᮌࡣ 1 ⛊࡟ 10 ᮏࡎࡘᢞධࡋ
ࡓࠋయ✚ࢆ⤫୍ࡋࡓᐇ㦂ࡣ Pattern 1.1 ࡜ Pattern1.2 ࡜ࡶ࡟ 2 ᅇࡎࡘ㸪ᮏᩘࢆ⤫୍ࡋࡓᐇ㦂ࡣ Pattern
2.1 ࡜ Pattern 2.2 ࡜ࡶ࡟ 3 ᅇࡎࡘᐇ㦂ࢆ⾜ࡗࡓࠋ⾲ య✚ࢆ⤫୍ࡋࡓΰྜὶᮌࡢࣃ࣓࣮ࣛࢱ

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Pattern 1.1

Pattern 1.2

18 cm

16ᮏ

11 ᮏ

12 cm

44ᮏ

23 ᮏ

6 cm

50ᮏ

96 ᮏ

110 ᮏ

130 ᮏ

ᢞධᮏᩘ

⾲ ᮏᩘࢆ⤫୍ࡋࡓΰྜὶᮌࡢࣃ࣓࣮ࣛࢱ

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ᱱ࡟ሁ✚ࡋࡓ≧ែ࡛Ỉࢆᢤࡁ㸪ᶫ⬮࡜ᶫᱱ୧➃ࡢ㛫ࡢࢫࣃࣥࡢ᩿㠃࡟࠾࠸࡚㸪ሁ✚ࡋࡓὶᮌࡣ࡝ࡢ

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Pattern 2.1
14ᮏ
40ᮏ
46ᮏ
100 ᮏ

Pattern 2.2
8ᮏ
18 ᮏ
74 ᮏ
100 ᮏ

⾲ὶ㔞࡜Ỉ఩ࡃࡽ࠸ࡢ᩿㠃✚ࢆ༨ࡵ࡚࠸ࡿ࠿ࢆୖὶഃ࠿ࡽほᐹࡋ㸪㛫㝽⋡࡜ࡋ࡚ホ౯ࢆࡍࡿᐇ㦂ࢆ⾜ࡗࡓࠋ㛫

18 cm
12 cm
6 cm

ὶ㔞
Ỉ఩

3.6 L/s 4.5 L/s 5.4 L/s 6.3L/s
3.50 cm 3.98 cm 4.37 cm 4.84 cm

ሁ✚ࡋࡓὶᮌ࡟ࡼࡗ࡚ሰࡀࢀࡓࢫࣃࣥࡢ᩿㠃✚ᶫᱱࡢࢫࣃࣥࡢ᩿㠃✚ൈ ͳͲͲ          (2)93

 ᐇ㦂⤖ᯝCase A ࡢᐇ㦂ࡼࡾᚓࡽࢀࡓ㸪ὶᮌࡀᶫᱱ࡟ሁ✚ࡋࡓᵝᏊࢆ෗┿ ࡟♧ࡍࠋὶᮌࡀᶫᱱ࡟ࡪࡘ࠿
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2~3 cm ୖ᪼ࡋࡓࠋୗὶഃ࡛ࡣỈ఩ࡢపୗࡀ☜ㄆ෗┿ ᶓ᪉ྥ࠿ࡽࡢὶᮌሁ✚ࡢᵝᏊᅗ ࡟ὶᮌ㛗 l ࡜ὶᮌሁ✚⋡ࡢ㛵ಀࢆ♧ࡍࠋὶᮌࡢ㛗ࡉࡀ㛗࠸࡯࡝㸪ὶᮌࡀᶫᱱ࡟ሁ✚ࡋࡸࡍ࠸ࡇ࡜ࡀ☜ㄆ࡛ࡁࡓࠋὶᮌ㛗ࡈ࡜ࡢὶᮌሁ✚⋡ࡣ㸪㛗ࡉ 12 cm ࡛ࡣ 25~40 %㸪15 cm ࡛ࡣ
30~60 %㸪18 cm ࡛ࡣ 60~80 %࡛࠶ࡗࡓࠋศᕸࡢ
⠊ᅖࡣ 15~30 %࡛࠶ࡾ㸪㛗ࡉ 15 cm ࡢὶᮌሁ✚⋡ࡢࡤࡽࡘࡁࡀ 3 ✀㢮ࡢὶᮌ㛗ࡢ୰࡛᭱ࡶᗈ⠊ᅖ࡛࠶ࡗࡓࠋࡇࢀࡣὶᮌ㛗ࡀᶫᱱࡢ 1 ࢫࣃࣥࡢ㛫

Ratio of driftwood accumulation(%)࡛ࡁ㸪Ỉ఩ࡣ⣙ 1 cm పୗࡋࡓࠋ

100
80

60
40

l=12cml=15cm20

l=18cm
0
10

12

14

16

18

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8

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ὶᮌࡀሁ✚ࡋጞࡵࡿ࡜㸪ୖὶഃࡢỈ఩ࡀୖ᪼ࡋ࡚

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76

l=12 cm upstream
l=15 cm upstream
l=18 cm upstream

541

101 201 301 401 501 601 701 801 901 1001

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12 cm ࡢሙྜࡣỈ఩ࡀ 8 cm ௨ୗ࡜࡞ࡿࡇ࡜ࡀࢹ
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8ഃ 5 cm ࡢỈ఩࡜ୗὶഃ 5 cm ࡢỈ఩ࢆ࣏࢖ࣥࢺࢤ

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102ࢃ࠿ࡗࡓࠋࡲࡓୗὶഃࡢỈ఩ࡶྠᵝ࡟ὶᮌ㛗࡜ὶ0࡜ࡀࢃ࠿ࡗࡓࠋୖὶഃࡢỈ఩࡟࠶ࡲࡾ㐪࠸ࡀぢࡽ

l=12cm downstream

l=15cm upstream

l=15cm downstream

l=18cm upstream

l=18cm downstream4✚⋡࡟㛵ࢃࡽࡎ㸪⣙ 7 ~9 cm ࡢỈ఩࡜࡞ࡿࡇ࡜ࡀ
ᮌሁ✚⋡࡟㛵ࢃࡽࡎ㸪⣙ 2~3 cm ࡢỈ఩࡜࡞ࡿࡇ

l=12cm downstream0

10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

Ratio of driftwood accumulation(%)ᅗ Ỉ఩࡜ὶᮌሁ✚⋡ࡢ㛵ಀ

94ࢀ࡞࠸ࡢࡣ㸪ὶᮌࡀᶫᱱ࡟ሁ✚ࡋࡓࡢࡕ㸪㉺ὶ࡟⮳ࡿࡲ࡛ࡢ඘ศ࡞᫬㛫⤒㐣ᚋ࡟Ỉ఩ࡢィࢆ⾜ࡗࡓࡓࡵ࡜᥎ ࡉࢀࡿࠋ10㔞ィ࡟ࡼࡗ࡚ィ ࡉࢀࡿὶ㔞 Q ࡜࣏࢖ࣥࢺࢤ࣮ࢪ
࡛

l=12cm downstream

l=15cm upstream

l=15cm upstream

l=18cm upstream

l=18cm downstream

64ᐃࡍࡿỈ఩ η ࡜Ỉ㊰ᖜ B ࢆ⏝࠸࡚㐃⥆ᘧ࡛ồ

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l=12cm upstream

8

η(cm)

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upstream (without driftwood䠅0  (3)00.5

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 Case B ࡢయ✚ࢆ⤫୍ࡋࡓΰྜὶᮌࡢᐇ㦂࡟ࡼࡾᚓࡽࢀࡓ㸪ᖹᆒὶᮌ㛗࡜ὶᮌሁ✚⋡ࡢ㛵ಀࢆᅗ
࡟♧ࡍࠋΰྜࡋࡓὶᮌࡢ㛗ࡉࡢᖹᆒ್ࢆᖹᆒὶᮌ㛗7)lmean ࡜ᐃ⩏ࡋࡓ ࠋᖹᆒὶᮌ㛗ࡀ㛗࠸࡯࡝ὶᮌࡀሁ
✚ࡋࡸࡍ࠸ࡇ࡜ࡀ☜ㄆ࡛ࡁࡓࠋࡲࡓ㸪ᅗ ࡢὶᮌ㛗

Ratio of driftwood accumulation(%)࡚㸪ὶ㏿ࡶὶᮌ㛗ࡈ࡜࡟࠶ࡲࡾ㐪࠸ࡀぢࡽࢀ࡞࠸ࡇ

1.5

2

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1u(m/s)

100

80

Pattern1.1
Pattern1.2

60

40
20
0
5

7

9

11

13

15

lmean(cm)ᅗ ᖹᆒὶᮌ㛗࡜ሁ✚⋡ࡢ㛵ಀ(య✚⤫୍)

12 cm ࡜ẚ㍑ࡍࡿ࡜㸪ᖹᆒὶᮌ㛗 10 cm ࡢ Pattern 1.1ࡢሙྜ㸪ὶᮌሁ✚⋡ࡣ 40%๓ᚋ࡜ሁ✚⋡ࡣ࠶ࡲࡾ㐪10

࠸ࡀぢࡽࢀ࡞࠿ࡗࡓࠋࡋࡓࡀࡗ࡚㛗࠸ὶᮌࡀΰྜࡋ

8

Pattern1.1
upstream
Pattern1.2
upstream

4

Pattern1.1
downstreamᅗ ࡟ᖹᆒὶᮌ㛗࡜Ỉ఩ࡢ㛵ಀࢆ♧ࡍࠋᖹᆒὶ

2

Pattern1.2
downstreamᮌ㛗ࡢ㐪࠸࡟ࡼࡿ㸪ୗὶഃࡢỈ఩ࡢ㐪࠸ࡣぢࡽࢀ࡞0✚ࡋࡸࡍ࠸࡜⪃࠼ࡽࢀࡿࠋ

η(cm)

6

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Ratio of driftwood accumulation(%)

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7

80

60
Pattern2.1
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5

7

9

11

13

15

lmean(cm)ᅗ ᖹᆒὶᮌ㛗࡜ሁ✚⋡ࡢ㛵ಀ㸦ᮏᩘ⤫୍㸧

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6

5

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11

13

15

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Case C ࡢὶ㔞࡟㛵ࡍࡿᐇ㦂ࡼࡾᚓࡽࢀࡓ㸪ὶ㔞࡜ὶᮌሁ✚⋡ࡢ㛵ಀࢆᅗ ࡟♧ࡍࠋὶ㔞ࡀ
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Ratio of driftwood accumulation(%)ࢇ࡝ὶᮌࡀሁ✚ࡋ࡞࠿ࡗࡓࡓࡵ㸪Ỉ఩ୖ᪼ࡀᑠ

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Q=4.5L/s
Q=5.4L/s

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Q=6.3L/s

40

20
0
0

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ࡿࡇ࡜ࡀㄞࡳྲྀࢀࡓࠋࡋ࠿ࡋୗὶഃ࡟ࡣ㸪ὶ㔞
4.5 L/s ࡢሙྜࡼࡾࡶὶᮌࡢሁ✚ᮏᩘࡀᑡ࡞࠿ࡗ
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6

8

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Q=3.6L/s upstream

Q=4.5L/s upstream

Q=5.4L/s upstream

Q=6.3L/s upstream

Q=3.6L/s downstream

Q=4.5L/s downstream

Q=5.4L/s downstream

Q=6.3L/s downstream

60
40
20
0
0

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0.4

0.6

0.8

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10

100

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2෗┿ ὶᮌࡀ 49 ᮏሁ✚ࡋࡓ≧ែ1

96

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ࡗࡓࠋࡇࡢࡇ࡜࠿ࡽὶᮌࡢሁ✚ᮏᩘࡀከ࠸࡯࡝㸪㛫㝽⋡ࡀᑠࡉࡃ࡞ࡿࡇ࡜ࡀ☜ㄆ࡛ࡁࡓࠋὶᮌࡢᶫ
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1) ᢞධࡍࡿὶᮌࡢ㛗ࡉࡸΰྜ⋡ࢆኚ໬ࡉࡏࡓሙྜ㸪༢୍ࡢὶᮌ࠾ࡼࡧΰྜὶᮌࡢ㛗ࡉࡀ㛗࠸࡯࡝㸪ὶᮌሁ✚⋡ࡀ኱ࡁ࠸ࡇ࡜ࡀ☜ㄆࡉࢀࡓࠋ
2) ༢୍ࡢὶᮌ㛗ࢆὶୗࡉࡏࡓሙྜ㸪ୖὶഃ࡜ୗὶഃࡢỈ఩࡟࠶ࡲࡾኚ໬ࡣぢࡽࢀ࡞࠿ࡗࡓࠋὶᮌ
㛗ࡀᶫᱱࡢ 1 ࢫࣃࣥࡼࡾᑡࡋ㛗࠸ሙྜ㸪ୖὶഃࡢỈ఩࡟ᕪࡀぢࡽࢀࡓࠋ3) ྠࡌᮏᩘࡢὶᮌࢆὶୗࡉࡏࡓሙྜ࡛࠶ࡗ࡚ࡶሁ✚ᮏᩘ࡟ᕪࡀ࠶ࡾ㸪ࡑࡢ㛫㝽⋡ࡣ 21%࡜ 55%࡛࠶ࡗࡓࠋ4) ὶ㔞ࡢቑຍ࡟ࡼࡗ࡚ὶᮌሁ✚⋡ࡀቑຍࡍࡿࡇ࡜ࡀุ᫂ࡋࡓࠋࡋ࠿ࡋ㸪5.4 L/s ࡢ᫬࡟᫂☜࡞ഴྥࡀぢࡽࢀ࡞࠿ࡗࡓࠋ௒ᚋࡣ㸪5.4 L/s ࡢ᫬࡟ὶᮌሁ✚⋡ࡀᑠࡉ࠸ཎᅉࡢ✲᫂ࢆ⾜࠺ணᐃ࡛࠶ࡿࠋཧ⪃ᩥ⊩1) ຍ⸨୍ኵ㸪ᑠ➟ཎᩄグ㸪ᯇᯘ⏤㔛Ꮚ㸪Ώ㎶୍ஓ㸪୕ᾆᛅ᫛㸪Ⳣ㔝㈗ヲ㸪ᒣཱྀ㔛⨾㸪Ώ㑔ᗣ⋞㸪㉥ᇼⰋ௓㸪༓ⴥ႐୍㸸ᑠᮏᕝࡢὶᮌᤕᤊ᪋タタィ࡟㛵ࡍࡿỈ⌮ᶍᆺᐇ㦂࡟ࡼࡿ᳨ウ㸪Ἑᕝᢏ⾡ㄽᩥ㞟㸪➨ 24 ᕳ㸪2018.
2) ᅵᒇ༑ᅞ㸪ᑠᒣ┤⣖㸪኱▼⿱Ὀ㸪బ఑༤ே㸸2016 ᖺ 8 ᭶ࡢྎ㢼 10 ྕ࡟ࡼࡿᒾᡭ┴໭㒊Ỉᐖㄪᰝሗ࿌㸪⮬↛⅏ᐖ J.JSNDS 㸪Vol.36㸪No.4㸪pp.409-427㸪2018.
3) 㛗㇂ᕝ♸἞㸪୰㇂ຍዉ㸪㔛῝ዲᩥ㸪⸨⏣ṇ἞㸸ᒣᆅἙᕝ࡟࠾ࡅࡿὶᮌࡢὶୗ࡜ᶫᱱ㞟✚࡟㛵ࡍࡿ᳨ウ㸪➨ 8 ᅇᅵ◁⅏ᐖ࡟㛵ࡍࡿࢩ࣏ࣥࢪ࣒࢘ㄽᩥ㞟㸪pp.133-138㸪2016.
4) 㛗㇂ᕝ♸἞㸪୰㇂ຍዉ㸪㔛῝ዲᩥ㸪⸨⏣ṇ἞㸸ὶᮌࡢὶୗ࡜ᶫᱱ࡬ࡢ㞟✚࡟㛵ࡍࡿᐇ㦂㸪ி㒔኱Ꮫ㜵⅏◊✲ᡤᖺሗ㸪No.58B㸪pp.350-357㸪2015.
5) ῰㇂୍㸪㤶᭶ᬛ㸪኱㝮ஂ㸪▼ᕝಙ㝯㸸᰿௜ࡁὶᮌࣔࢹࣝ࡟ࡼࡿὶᮌᤕᤊᕤࡢᤕᤊຠᯝ࡟㛵ࡍࡿᐇ㦂ⓗ᳨ウ㸪ᵓ㐀ᕤᏛㄽᩥ㞟㸪Vol.57㸪pp.1087-1094㸪2011.
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pp.661-666㸪2008.
7) ῰㇂୍㸪㤶᭶ᬛ㸪኱㝮ஂ㸪▼ᕝಙ㝯㸪Ỉᒣ㧗ஂ㸪ὶᮌᤕᤊᕤࡢᤕᤊᛶ⬟࡟㛵ࡍࡿᐇ㦂ⓗ◊✲㸪◁㜵Ꮫ఍ㄅ㸪Vol.63㸪No.3㸪pp.34-41㸪2010.

東北地域災害科学研究

97

第55巻（2019）

UAV ࢆ ⏝࠸ࡓ◁ᕞࡢᆅᙧኚ໬࡟ࡘ࠸࡚ࡢ᳨ウ 㹼㤿ሙ┠ᕝࢆᑐ㇟࡜ࡋ࡚㹼 ⛅⏣኱Ꮫ⌮ᕤᏛ㒊      ⸨⃝ ᑦ▮⛅⏣኱Ꮫ኱Ꮫ㝔⌮ᕤᏛ◊✲⛉ 㰻⸨ ᠇ᑑ⛅⏣኱Ꮫ኱Ꮫ㝔⌮ᕤᏛ◊✲⛉ Ώ㎶ ୍ஓ
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*Study on the Sandbar of Topographical Change using UAV㸸As a target Babame River by Naoya FUJISAWA
and Kazuya WATANABE

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<http://www.pref.akita.lg.jp/pages/arghive/10601>㸦2018/12/17 ࢔ࢡࢭࢫ㸧7) Ἑୖᑗᑛ㸪Ώ㑔ᗣ⋞㸸Ἑᓊᾐ㣗࡟ཬࡰࡍ஺஫◁ᕞࡢᙳ㡪࡟㛵ࡍࡿỈ⌮ᐇ㦂㸪ᅵᮌᏛ఍ㄽᩥ㞟
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᭶ሗ㸪No.602㸪2003.

東北地域災害科学研究103

第55巻（2019）

直 立壁前面における捨石堤の不規則波による変形特性に関する水理模型実験 ＊五洋建設株式会社
東北大学大学院工学研究科

髙橋
田中

研也
仁

1． はじめに海岸施設・構造物施工時において，作用波浪が低減された所望の作業空間を確保するとともに，当該作業空間に供する重機等の足場を海上に確保したい場合がある。一般的には，等脚台形マウンド（捨石堤）を築造することが多いが，法面を有するために重機足場が当該作業空間から離れた位置となり作業半径が大きくなってしまう。例えば，外洋に面した海上工事を計画する際には，施工ヤードの被災リスクの低減および施工性の向上をおこなうことが課題として挙げられることがほとんどである。
このような背景に鑑み，著者ら 1)は写真-1 および図-1 に示すバットレス型消波構造物を開発している。すなわち，L 型壁構造であるバットレスを築堤内に埋設し，石材の重量および摩擦力により滑動・転倒に対して安定させた土留め構造とすることで，築堤側面が鉛直に切り立ち
重機足場を作業空間に近接した位置に築造することができるものである。なお，バットレス底版は揚圧力低減および石材との噛み合わせ効果促進のために隙間を設けた梁構造としている。
また，バットレスは防波壁としても機能するとともに，消波ブロックによって築堤の消波性能の増強および石材の吸出しリスクの低減が図られている。このバットレス型消波構造物の設計に資するため，著者ら 1) は既に水理模型実験を実施して設計波圧分布や水平波力の低減率，越波流量などの基本的な水理性能を確認している。しかし，破壊モードに関しては被災形態の目視確認を定性的におこなったにすぎず，破壊の進行とともに水理性能がどのように変化してい
くかについても触れられていない。これは維持管理計画を作成する上で有用な情報となり得る。
そこで，本研究においては，このバットレス型消波構造物の不規則波による変形に着目した
水理模型実験を実施して，破壊モードおよび水理性能の変化傾向を把握することを目的とする。

（単位：mm）
写真-1

アクリル製バットレス模型

図-1

バットレス型消波構造物模型断面図*Hydraulic model experiment on deformation characteristics due to irregular waves of rubble moundbreakwater at the front of upright seawall by Kenya Takahashi and Hitoshi Tanaka

104

2．
． 実験方法図-2 に実験断面図を示す。一般的な急勾配海岸を想定して 2 次元造波水路内に沖側で 1/50，
岸側で 1/10 の海底勾配模型を設置し，造波水深を 78 cm とした。表-1 に実験条件を示す。沖波
波形勾配 H 0’/L0 = 0.021～0.041 の範囲で，換算沖波波高 H 0’ = 6.9～17.7 cm および沖波周期 T0 =1.43～1.66 s の 5 ケースを設定した。各ケースで不規則波群პ～რと 3 組用意し，造波信号の乱数値を各組毎に固定して波高レベルを変えても同じ波形となるようにした。ケース 3, 5 においては消波ブロックの効果を確認するため，消波ブロック模型を設置しない状態でも実験した。
まず，海底勾配模型のみの状態で造波をおこない，後述の検討で使用する進行波諸元を計測した。サンプリング周波数 20 Hz にて水位を計測し，波高計 w2 および w3 における計測水位から合田ほか 2)による入・反射波分離をおこなって通過波検定を実施した。
次に，図-1 に示すバットレス型消波構造物模型を波高計 w9 の位置に設置して造波をおこなった。バットレス模型はアクリル製，捨石模型は 4 号砕石（単粒度砕石 30-20 mm）とし，消波ブロックは平均質量 320.9 g のモルタル製シェークブロック模型とした。図-3 にバットレス模型正面図を圧力計の配置とともに示す。バットレス模型海側壁面の水路中央付近高さ方向に，圧力計を静水面下に 1 個，砕石層内（完全被覆部）に 3 個および突出部（不完全被覆部）に 2個の合計 6 個を設置した。圧力はサンプリング周波数 200 Hz にて計測した。さらに，構造物背後の空間を越波升に見立て越波量を計測した。写真-2 にケース 3 における実験状況を示す。

8000

勾配模型

w7 w6

w5 w4

表-1
ケース
1
2
3
4
5

H 0'
(cm)
6.9
9.8
12.2
13.7
17.7

12000

3843
300

w1

造波板

9203

2000

5000

300

実験断面図（縦横比=2:1，単位：mm）

実験条件

T0
(s)
1.43
1.45
1.51
1.58
1.66

H 0'/L 0
0.021
0.030
0.034
0.035
0.041

造波
消波
波数 ブロック900
有900
有1800 有，無1800
有1800 有，無

図-3
写真-2

w3 w2

1/50

50000

図-2

：容量式波高計

780

540

9354

w9 w8
1/10

240

1040

汀線 6281370
3398 300

実験状況（ケース 3，波群Ⅰ）

バットレス模型正面図および

圧力計配置図（単位：mm）

105

加えて，Hudson 式による消波ブロックの所要質量を満足しないケース 3～5 においては，バットレス型消波構造物の破壊モードをより詳細に把握するために，波群პ，ჟ，რ，პ，ჟ，რと順に 300 波ずつ繰り返して合計 1800 波作用させた。各波群造波終了後の 300 波毎に計測データの収録および水路側壁ガラス面からの画像解析による堤体形状の記録をおこなった。

静水面からの高さ (cm)N=0

作業限界波高
N=300
N=600

N=900

15
10
5
0
-5
-10
-15
-20
-25
0

20

40

60

80

100

直立壁からの距離 (cm)(a)

静水面からの高さ (cm)

静水面からの高さ (cm)

(b)

20

40
60
直立壁からの距離 (cm)80

0

ケース 2（消波ブロック有）(e)

静水面からの高さ (cm)

0

(c)

20

40
60
直立壁からの距離 (cm)80

0

ケース 3（消波ブロック有）

(f)

20

40

60

80

ケース 3（消波ブロック無）
図-4

N=600
N=15004060
直立壁からの距離 (cm)

80

100

ケース 4（消波ブロック有）

20

N=300

N=600
N=15004060
直立壁からの距離 (cm)80

造波限界波高
N=1200100

ケース 5（消波ブロック有）
N=0

N=300

N=600

100

40
60
直立壁からの距離 (cm)80

N=1800

15
10
5
0
-5
-10
-15
-20
-25
0

直立壁からの距離 (cm)

(d)

N=300

50年確率波
N=1200造波限界波高（消波ブロックなし）
N=900
N=1200N=1500静水面からの高さ (cm)

0

20

N=0
N=900
N=1800

15
10
5
0
-5
-10
-15
-20
-25

100

N=0
N=300
N=600
5年確率波（消波ブロックなし）
N=900
N=1200N=1500N=1800

15
10
5
0
-5
-10
-15
-20
-25

15
10
5
0
-5
-10
-15
-20
-25

100

N=0
N=300
5年確率波（消波ブロック81個）
N=600
N=900
N=1200N=1500

15
10
5
0
-5
-10
-15
-20
-25

N=0
N=900
N=1800

N=900

15
10
5
0
-5
-10
-15
-20
-25
0

静水面からの高さ (cm)N=300
1年確率波N=600

ケース 5（消波ブロック有）における 1800 波作用後の被災状況

ケース 1（消波ブロック有）N=0

静水面からの高さ (cm)

写真-3

(g)

20

ケース 5（消波ブロック無）捨石および消波ブロックの断面変化（N：作用させた波の数）

100

106

3．
． 実験結果
(1)

破壊モード

図-4 に全ケースにおける捨石および消波ブロックの 300 波毎の断面変化を，写真-3 にケース
5（消波ブロック有）における 1800 波作用後の被災状況を示す。ここに，N は作用させた波の数であり，横軸は造波前のバットレス模型海側壁面を原点としている。なお，Hudson 式による
消波ブロックの所要質量を満足するケース 1, 2（消波ブロック有）においてはほとんど断面変化が生じていなかったため，造波を 900 波までで中止している。また，ケース 3（消波ブロッ
ク有）における 1500～1800 波間のデータに関しては有効なデータと認められなかったために欠測扱いとしている。今回の実験条件の範囲内においてはバットレス模型にほとんど変位が生じなかったため，ここでは捨石および消波ブロックにより構成される築堤部の変形特性にのみ着目する。
図-4 を見ると，Hudson 式による消波ブロックの所要質量を満足するケース 1, 2（消波ブロッ
ク有）のみならず，満足しないケース 3, 4（消波ブロック有）においてもほとんど断面変化が生じなかったことが分かる。消波ブロックがある場合において顕著な断面変化が生じたのはケース 5（消波ブロック有）のみであり，静水面付近に位置する法肩が侵食されて消波ブロックと捨石が沖側に崩れる，いわゆる S 字型断面に変形する破壊モードとなった。消波ブロックがない場合における破壊モードもある場合とほぼ同様であり，ケース 3, 5 ともに破壊が進行したが，特に図-4(g)に示すケース 5（消波ブロック無）において，岸側へ打ち上げられた捨石がバットレス模型突出部に捕捉されて被災の進行が抑えられている様子が確認された。
(2)

変形レベルの変化

図-4 において顕著な断面変化が認められたケース 3, 5（消波ブロック有，無）の変形レベルを算出し，作用波数による変化を確認した。変形レベルの算出には Van der Meer3)による式(1),(2)を用い，捨石および消波ブロックそれぞれに対しての値を算出した。
2

S

A Dn50Dn50

M 50 U r

45

13

(2)

45

40

40
35
ケース3
（消波ブロック有）

30
25

ケース3
（消波ブロック無）

20
15

ケース5
（消波ブロック有）10

ケース5（消波ブロック無）

5
0
0

300

600

900

1200

1500

1800

作用波数N

30
25

ケース3
（消波ブロック有）

20
15

ケース5
（消波ブロック有）

10
5
0
0

300

600

900

1200

1500

1800

作用波数N

(a)
図-5

変形レベルS

35

変形レベルS

(1)

捨石

(b)

消波ブロック

捨石および消波ブロックの変形レベルの作用波数による変化

107

ここに，D n50 は捨石の 50%質量に相当する粒径または消波ブロックの代表径，M50 は捨石または消波ブロックの 50%質量， Ur は捨石または消波ブロックの密度，S は変形レベル，A は侵食部の面積である。図-5 に捨石および消波ブロックの変形レベルの作用波数による変化を示す。
ケース 3（消波ブロック有）においては波浪条件が低いために作用波数が増加しても変形レベ
ルがほとんど変化していないが，ケース 5（消波ブロック有）においては捨石および消波ブロ
ックとも造波直後に大きく変形し，作用波数の増加とともに変形レベルが一定値に漸近していく傾向が読み取れる。一方，消波ブロックがない場合においては 1800 波作用後も捨石の変形レ
ベルが上昇傾向であり，上述の通りバットレス模型にほとんど変位が生じなかったとは言え，築堤部の維持管理に配慮すれば，消波ブロックにより捨石を被覆する必要性は高いと言える。
なお，捨石と消波ブロックの変形レベルの値が異なるのは，波浪の作用による締固まりや噛み合わせ，消波ブロックの捨石への食い込みなどによりそれぞれの変形過程が異なることに起因するものと考えられ，変形レベルの値の評価に当たっては注意が必要である。
(3)

反射率および越波流量の変化

バットレス型消波構造物の消波性能の指標を反射率および越波流量と考え 4)，図-5 の変形レベルと同様に作用波数による変化をそれぞれ確認した。反射率 K r は通過波検定と同様に波高計
w2 および w3 における計測水位から合田ほか 2) による入・反射波分離をおこなって算出した。
越波流量は実験計測値 q を換算沖波波高 H 0’および重力加速度 g により無次元化して整理した。
図-6 にバットレス型消波構造物からの反射率の作用波数による変化を示す。変形レベルが小さかったケース 3（消波ブロック有）においては作用波数が増加しても反射率に大きな変化は見られないが，それ以外の変形レベルが大きかったケースにおいては作用波数の増加とともに反射率が減少している。これは，捨石および消波ブロックの被災が進行して構造物法面が徐々に緩勾配化していることと，それに伴い越波流量が増大していることなどによると考えられる。
図-7 にバットレス型消波構造物からの無次元越波流量の作用波数による変化を示す。波群特性の異なる不規則波群პ，ჟ，რを順に 300 波ずつ繰り返して造波しているために変形レベルおよび反射率と比較してバラツキが大きいが，作用波数の増加とともに無次元越波流量が増加傾向であることが読み取れる。バットレス自体にほとんど変位が生じていなくても，築堤部の変形レベルが大きくなった場合には消波性能が低下する可能性があることに注意する必要がある。

2.5E-03

0.35

反射率Kr

0.30

ケース3
（消波ブロック有）

0.25

ケース3
（消波ブロック無）

0.20
0.15

ケース5
（消波ブロック有）

0.10
0.05

ケース5
（消波ブロック無）

0.00
0

300

600

900

無次元越波流量q/¥(2gH0'3)

0.40

2.0E-03
1.5E-03ケース3（消波ブロック有）1.0E-03ケース3（消波ブロック無）1200 1500 1800

バットレス型消波構造物からの反射率の作用波数による変化

ケース5（消波ブロック無）

0.0E+00
0

作用波数N

図-6

ケース5
（消波ブロック有）5.0E-04300

600

900 1200 1500 1800

作用波数N

図-7

バットレス型消波構造物からの無次元越波流量の作用波数による変化

108

(4)

水平波力の変化

最後に，バットレス模型海側壁面における水平波力の作用波数による変化を確認した。水平
波力は図-3 に示す圧力計 p5～p10 における圧力計測値を台形公式により積分して最大同時波圧合力として算出した。図-8 に結果を示す。消波ブロックがある場合においては作用波数の増加
とともに水平波力も上昇しているが，消波ブロックがない場合においては逆に減少に転じている。これは，図-4(g)および写真-4 に示すように岸側へ打ち上げられた捨石がバットレス模型突
出部に捕捉されたことにより，砕波して捨石部に突っ込んで来た水塊が突出部に直接作用して衝撃砕波圧を生じるのを防いだ結果であると考えられる。

捨石変形前

250

波圧合力 (N/m)

200
150

ケース3
（消波ブロック有）

100

ケース3
（消波ブロック無）50

ケース5（消波ブロック有）

突っ込み点

捨石変形後

ケース5
（消波ブロック無）

0
0

300

600

900

1200 1500 1800

作用波数N

図-8

突っ込み点

バットレス模型海側壁面における最大同時波圧合力の作用波数による変化

写真-4

ケース 5（消波ブロック無）4． おわりに本研究においては，海岸工事を想定した新しいバットレス型消波構造物を提案し，水理模型実験を実施して破壊モードや消波性能などの基本的な水理性能を確認した。今後は本研究で得られた基礎資料から合理的な設計手法に体系化し，現場施工への適用を図っていく所存である。
謝辞
本研究において使用したモルタル製シェークブロック模型は本間コンクリート工業株式会社の池田雅俊氏から貸与いただきました。ここに記して謝意を表します。
参考文献
1） 塩畑英俊，宇山友理，髙橋研也，西畑剛，山下徹，三好俊康，林規夫，大久保泰宏：

バットレス型消波構造物の開発，土木学会論文集 B3（ 海洋開発），Vol.74，No.2，pp.I_49-I_54，
2018.
2） 合田良実，鈴木康正，岸良安治，菊地治：不規則波実験における入・反射波の分離推定法，港湾技研資料，No.248，24p，1976.
3） J. W. Van der Meer: Stability of breakwater armor layers - Design formulae, Coastal Engineering,
11, pp. 219-239, 1987.
4） 太田隆夫，松見吉晴，吉木弘軌，平山隆幸，大野賢一：傾斜護岸の複合被災に伴う消波性能変化の予測モデル，土木学会論文集 B2（海岸工学），Vol.69，No.2，pp.I_761-I_765，2013.

東北地域災害科学研究

109

第55巻（2019）୕ ἑᾏᓊࡢ㛗ᮇⓗ࡞ố⥺ኚ໬ࡢ≉ᚩ 㸨ඵᡞᕤᴗ኱Ꮫ ஂಖ⏣ ᱈ຍࠊⴱす ⨾⍆ࠊబࠎᮌ ᖿኵ
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* Characteristics of Long Term Shoreline Change on Misawa Coast by Momoka Kubota, Mikoto Kasai
and Mikio Sasaki

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B13HL ༡ഃᾏᓊ࡛ࡣ,2002 ᖺ 7 ᭶㹼2004 ᖺ 1 ᭶࡟࠿ࡅ࡚๓㐍ഴྥࡀぢࡽࢀ,2004 ᖺ 1 ᭶㹼2006
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1 ᭶㹼2009 ᖺ 1 ᭶࡟࠿ࡅ࡚ᚋ㏥ഴྥࡀぢࡽࢀࡿࠋ2009 ᖺ 1 ᭶௜㏆࡛ࡣ๓㐍ࡀぢࡽࢀ,2009 ᖺ 1
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114

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東北地域災害科学研究

115

第55巻（2019）୕ἑᾏᓊ  ᖺᆅᙧኚື≉ᛶ ඵᡞᕤᴗ኱ᏛᕤᏛ㒊ᅵᮌᘓ⠏ᕤᏛ⛉  ⴱす ⨾⍆࣭ஂಖ⏣ ᱈ຍ࣭బࠎᮌ ᖿኵ
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_______________________________________________________________________________________*Characteristics of shoreline in Misawa coast in 2018 by Mikoto Kasai, Momoka Kubota and Mikio Sasaki

116

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117

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༡ഃࡢᾏᓊ࡛ࡶ᭱ࡶᚋ㏥ࡋࡓ 6 ᭶ 25 ᪥ࡢố⥺࡛ࡶ 2000 ᖺࡼࡾࡶ๓㐍ࡋ࡚࠾ࡾ,᭱኱ 35m ࡢ๓㐍ࡀぢࡽࢀࡿࠋB1HL ࡣ᭱ึ࡟ᘓタࡉࢀࡓ࣊ࢵࢻࣛࣥࢻᕤ࡛࠶ࡗࡓࠋࡇࡢ⟠ᡤࡢᾏᓊ౵㣗ࡀᑐ⟇㛤ጞᙜ᫬᭱ࡶ῝้࡛ᑐ⟇ࡀᛴࡀࢀ࡚࠸ࡓࠋᾏᓊࡢ౵㣗ࡣ⃭ࡋࡃ㐍ࢇ࡛࠸ࡓࡀ,ࡇࡢᾏᓊ౵㣗ࡶ࣊ࢵࢻࣛࣥࢻᕤࡢタ⨨࡟ࡼࡾṆࡲࡾ,◁὾ࡣᖺࠎ᚟ඖࡋ࡚ࡁ࡚࠸ࡿࠋố⥺ᙧ≧ࡣ෇ᘼ≧ࢆ♧ࡋ࡚࠾ࡾ,ᾏ὾ࡢᏳᐃ
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119

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東北地域災害科学研究

121

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3 ᭶࡜ 4 ᭶࡟౵ධࡍࡿᾏỈࡣᴟࢃࡎ࠿࡛ 3 ᭶ࡣ 2㸣ࠊ4 ᭶ࡣ 0㸣࡜࡞ࡗࡓ㸦ᅗ 3(3)~(4)㸧ࠋࡑࡋ࡚ሷỈ㐍ධࡣ 5 ᭶࡟ࡣ 20%ࡲ࡛ቑຍࡋࡓ㸦ᅗ 3(5)㸧ࠋ6 ᭶࠿ࡽ 8 ᭶ࡢሷỈ㐍ධ㔞ࡣ 6 ᭶ࡣ 6
0㸣ࠊ7 ᭶ࡣ 58㸣ࠊ8 ᭶ࡣ 56㸣࡜࡞ࡗ࡚࠸ࡿ㸦ᅗ 3(6)~(8)㸧ࠋ9 ᭶࡜ 10 ᭶ࡢሷỈὶධ㔞ࡣṤ࡝
ྠࡌ࡛ 42㸣࡜࡞ࡗ࡚࠸ࡿ(ᅗ 3(9)~(10))ࠋ11 ᭶࡟ࡣ 11㸣ῶᑡࡋ࡚ 3㸣࡜࡞ࡗࡓ㸦ᅗ 3(11)㸧ࠋᾏỈ౵ධ㔞ࡣ 12 ᭶࡟ࡣ 3㸣ࡲ࡛ῶᑡࡋࡓ(ᅗ 3(12))ࠋ
(4)2016 ᖺࡢᾏỈ㐳ୖ㔞⣬㠃ࡢ㒔ྜୖࠊᅗ♧ࡣ┬␎ࡍࡿࡀࠊ௨ୗࡢ≉ᚩࡀࡳࡽࢀࡿࠋ
2016 ᖺࡢ᭶ࡈ࡜ࡢሷỈὶධ㔞࡜ῐỈὶධ㔞ࡢ๭ྜࢆ♧ࡋ࡚࠸ࡿࠋ1 ᭶࠿ࡽ 2 ᭶࡟࠿ࡅ࡚ᾏỈὶධ㔞ࡣῶᑡࡋ࡚࠸ࡁ 1 ᭶ࡣ 38㸣ࠊ2 ᭶ࡣ 27㸣࡜࡞ࡗࡓࠋ3 ᭶࡜ 4 ᭶ࡣᴟ➃࡟ῶᑡࡋ 3 ᭶ࡣ
10㸣ࠊ4 ᭶ࡣ 9㸣࡜࡞ࡗࡓࠋሷỈ㐍ධ㔞ࡣ 5 ᭶࡟ࡣ 14㸣ቑ࠼ 23㸣࡜࡞ࡗ࡚࠸ࡿࠋ6 ᭶࡟ࡣ 29㸣ቑ࠼ࠊ52㸣࡜࡞ࡗࡓࠋ7 ᭶࡟ࡣ 59㸣ࡲ࡛ቑຍࡋࡓࠋ8 ᭶࡟࡞ࡿ࡜ 31㸣ࡲ࡛ῶᑡࡋࡓࠋ8 ᭶
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124

㸦 2㸧ᾏỈ㐳ୖ≉ᛶᅗ 4(1)ࡣ 2013 ᖺ㹼2017 ᖺࡢ᭶ูᾏỈὶධ㔞ࢆ⤯ᑐ್࡛⾲ࡋ࡚࠸ࡿࠋ2 ᭶ࢆぢࡿ࡜ 2014 ᖺࡢᾏỈὶධ㔞ࡀᖹᆒ್ࡼࡾࡶᴟ➃࡟ୗᅇࡗ࡚࠸ࡿࡇ࡜ࡀࢃ࠿ࡿࠋ2015 ᖺ 7 ᭶ࡣᖹᆒ್ࡼࡾ
ࡶከࡃᾏỈࡀὶධࡋ࡚࠸ࡿࡇ࡜ࡀࢃ࠿ࡿࠋ2014 ᖺ 8 ᭶࡜ 2013 ᖺ 9 ᭶ࡣᖹᆒ್ࡼࡾࡶᴟ➃࡟ᾏỈὶධ㔞ࡀᑡ࡞࠸ࡇ࡜ࡀศ࠿ࡗࡓࠋࡇࢀࡽࡢࡇ࡜࠿ࡽᖹᆒ್ࡼࡾࡶᑡ࡞࠸್ࡢ᭶ࡣ౛ᖺ
࡟࡞࠸ከ㔞࡞✚㞷ࡸ㝆㞵ࡀ࠶ࡗࡓ࡜⪃࠼ࡽࢀࡿࠋࡲࡓࠊᖹᆒ್ࡼࡾࡶ኱ࡁ࠸್ࡢ᭶ࡣ౛ᖺ
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ᅗ 4(2)ࡣ 2013 ᖺ㹼2017 ᖺࡢ᭶ูῐỈὶධ㔞ࢆ⤯ᑐ್࡛⾲ࡋ࡚࠸ࡿࠋ4 ᭶ࢆぢࡿ࡜ 2016 ᖺࡢῐỈὶධ㔞ࡀᖹᆒ್ࡼࡾࡶᴟ➃࡟ᑡ࡞࠸ࡇ࡜ࡀࢃ࠿ࡿࠋࡑࡋ࡚ 2014 ᖺ 8 ᭶࡜ 2013 ᖺ 9᭶ࡣᖹᆒ್ࡼࡾࡶᴟ➃࡟ῐỈὶධ㔞ࡀከ࠸ࡇ࡜ࡀࢃ࠿ࡿࠋࡇࡢᅗ࠿ࡽ 2016 ᖺ 4 ᭶ࡣ౛ᖺࡼ
ࡾࡶ㝆Ỉ㔞ࡀᑡ࡞࠿ࡗࡓ࡜⪃࠼ࡽࢀࡿࠋࡲࡓࠊ2014 ᖺ 8 ᭶࡜ 2013 ᖺ 9 ᭶ࡣ౛ᖺࡼࡾࡶ㝆Ỉ㔞ࡀከ࠿ࡗࡓ࡜⪃࠼ࡽࢀࡿࠋᅗ 4(1) 2013 ᖺ㹼2017 ᖺࡢ᭶ูᾏỈὶධ㔞(×10m⁷/᭶)ᅗ 4(2) 2013 ᖺ㹼2017 ᖺࡢ᭶ูᾏỈὶධ㔞(×10m⁷/᭶)4.ሷỈሢࡢ㖄┤ሷศศᕸ
(1)2015 ᖺࡢሷศศᕸ
ᅗ 5(1)࡜ 5(2)ࡣ 2015 ᖺ 1 ᭶࡜ 6 ᭶࡟࠾ࡅࡿሷศࡢ㖄┤ศᕸࢆ♧ࡋ࡚࠸ࡿࠋ⦪㍈ࡣ༑୕†ࡢ῝ࡉࢆ⾲ࡋ࡚࠾ࡾࠊᶓ㍈ࡣ᪥ࢆ⾲ࡋ࡚࠸ࡿࠋࢩࢪ࣑ࡢ⏕⫱⎔ቃ࡟㐺ࡋ࡚࠸ࡿࡢࡣࠊ
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125࡛ࡋࡲ࠺ࠋ1 ᭶ࡣῐỈ࡜ᾏỈࡀ 10 ᪥௨ෆ࡟஺஫࡟ධࢀ᭰ࢃࡾࢩࢪ࣑ࡀ࿧྾࡛ࡁࠊࢩࢪ࣑ࡢ⏕⫱⎔ቃ࡟㐺ࡋ࡚࠸ࡿࡇ࡜ࡀࢃ࠿ࡿ(ᅗ 5(1))ࠋ6 ᭶ࡣ 1 ᭶࡟ẚ࡭ࡿ࡜㧗⃰ᗘࡢᾏỈࡀ࡯ࡰẖ᪥㐍ධࡋ࡚࠾ࡾࠊῐỈ࡜ධࢀ᭰ࢃࡾ࿧྾ࡢ㢖ᗘࡀከ࠸ࡇ࡜ࡀࢃ࠿ࡗࡓ(ᅗ 5(2))ࠋࡇࡢࡇ࡜࠿ࡽࠊ1
᭶ࠊ6 ᭶࡜ࡶ࡟ࢩࢪ࣑ࡀ⏕ࡁ࡚࠸ࡃࡢ࡟㐺ࡋ࡚࠸ࡿ⎔ቃ࡛࠶ࡿࡇ࡜ࡀࢃ࠿ࡗࡓࠋᅗ♧ࡣ┬␎ࡋ
ࡓࡀ 3 ᭶࡜ 4 ᭶ࡣᾏỈࡀᴟࢃࡎ࠿ࡋ࠿㐳ୖࡋ࡚࠾ࡽࡎࢩࢪ࣑ࡀ⏕ࡁ࡚࠸ࡃ࡟ࡣᅔ㞴࡞⎔ቃ࡛࠶
ࡗࡓࠋ6 ᭶࠿ࡽ 8 ᭶ࡣᾏỈࡀẖ᪥㐳ୖࡋ࡚࠸ࡿࡢ࡟ᑐࡋࠊ9 ᭶࠿ࡽ 12 ᭶ࡣ 2 ᪥~3 ᪥㛫㝸࡛ᾏỈࡀ㐳ୖࡋ࡚࠸ࡿࡇ࡜ࡀࢃ࠿ࡗࡓࠋᅗ 5(1) 2015 ᖺ 1 ᭶࡟࠾ࡅࡿሷศࡢ㖄┤ศᕸ ᅗ 5(2) 2015 ᖺ 6 ᭶࡟࠾ࡅࡿሷศࡢ㖄┤ศᕸ(2)2016 ᖺࡢሷศศᕸ
ᅗ 6(1)࡜ᅗ 6(2)ࡣ 2016 ᖺ 1 ᭶࡜ 6 ᭶࡟࠾ࡅࡿሷศࡢ㖄┤ศᕸࢆ♧ࡋ࡚࠸ࡿࠋ1 ᭶ࡣᾏỈࡀ࡯ࡰẖ᪥㐍ධࡋࠊ1 ᪥~2 ᪥㛫㝸࡛ῐỈ࡜ධࢀ᭰ࢃࡾࢩࢪ࣑ࡢ⏕⫱⎔ቃ࡟㐺ࡋ࡚࠸ࡿࡇ࡜ࡀࢃ
࠿ࡿ(ᅗ 6(1))ࠋ6 ᭶ࡣ 1 ᭶࡟ẚ࡭ࡿ࡜ᾏỈࡢ⃰ᗘࡀపࡃࠊῐỈࡢ㔞ࡀከ࠸ࡇ࡜ࡀࢃ࠿ࡗࡓ(ᅗ6(2))ࠋ6 ᭶ࡣ 20 ᪥௨㝆ࠊᾏỈࡀ㐍ධࡋ࡚࠸࡞࠸ࡓࡵࢩࢪ࣑ࡢ⏕⫱⎔ቃ࡟㐺ࡋ࡚࠸࡞࠸ࡇ࡜ࡀ
ࢃ࠿ࡿࠋᅗ♧ࡣ┬␎ࡋࡓࡀ 2015 ᖺྠᵝࠊ3 ᭶࡜ 4 ᭶ࡣᾏỈࡀᴟࢃࡎ࠿ࡋ࠿㐳ୖࡋ࡚࠸࡞࠿ࡗ
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 2015 ᖺ࡜ 2016 ᖺࡢ 1 ᭶~4 ᭶ࡣ⼥㞷ࡢ㛵ಀ࡛ᾏỈࡢ㐍ධ㔞ࡣࢃࡎ࠿࡛࠶ࡿࠋ5 ᭶ࡣ 1 ᪥㹼2᪥㛫㝸࡛ῐỈ࡜ධࢀ᭰ࢃࡗ࡚࠸ࡿࡇ࡜ࡀࢃ࠿ࡗࡓ(ᅗ 5(1),ᅗ 6(1))ࠋ2015 ᖺ࡜ 2016 ᖺࡢ 6 ᭶ࢆẚ࡭ࡿ࡜ 2015 ᖺࡣ㧗⃰ᗘሷศࡀẖ᪥㐍ධࡋ࡚࠸ࡿࡢ࡟ᑐࡋ࡚ 2016 ᖺࡣ㐍ධࡍࡿሷỈࡢ㔞ࡀᑡ࡞ࡃῐỈࡢ㔞ࡀከ࠸ࡇ࡜ࡀࢃ࠿ࡗࡓ(ᅗ 5(2),ᅗ 6(2))ࠋ7 ᭶࠿ࡽ 9 ᭶ࡣ㧗⃰ᗘࡢᾏỈࡀ࡯࡜ࢇ࡝
ẖ᪥㐳ୖࡋ࡚࠸ࡿࡇ࡜ࡀࢃ࠿ࡗࡓࠋ10 ᭶࠿ࡽ 12 ᭶ࡣ 2 ᪥~3 ᪥ࡢ㛫㝸࡛ᾏỈࡀ㐳ୖࡋ࡚࠸ࡿ
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5.ᮏ
ᮏ ◊✲࡛ᚓࡽࢀࡓ⤖ㄽ (1)2015 ᖺ࡟࠾ࡅࡿ༑୕†࡟ὶධࡍࡿሷỈࡢẚ⋡ࡣ 3 ᭶࡜ 4 ᭶ࢆ㝖ࡃ࡜ 20㸣௨ୖ࡟㐩ࡍࡿࡇ࡜ࡀࢃ࠿ࡗࡓࠋ
(2)2015 ᖺࡢ 3 ᭶࡜ 4 ᭶࡟ὶධࡍࡿሷỈࡀᴟࢃࡎ࠿࡛࠶ࡿ⌮⏤࡜ࡋ࡚༑୕†࡟㞷ゎࡅỈࡀὶࢀ㎸ࡳ༑୕†ࡢỈ఩ࡀୖࡀࡗࡓࡓࡵ࡟ᾏỈࡀὶࢀ㎸ࡲ࡞࠸ࡓࡵ࡛࠶ࡿࠋࡑࡋ࡚᫓࠿ࡽኟ
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(3) 2015 ᖺࡢሷỈࡢ౵ධ㔞ࡣ 6 ᭶ࡀ 60%ࡢ๭ྜ࡛᭱኱࡛࠶ࡗࡓࠋ
(4)9 ᭶࡟࡞ࡿ࡜ྎ㢼ࡢᙳ㡪࡟ࡼࡾ㝆Ỉ㔞ࡀከࡃ࡞ࡾ༑୕†ࡢỈ఩ࡀୖࡀࡗࡓࠋࡇࡢࡇ࡜࠿
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(5)2015 ᖺ࡟࠾ࡅࡿሷศศᕸࡢ 1 ᭶࡜ 6 ᭶ࡣ࡯ࡰẖ᪥ᾏỈࡀ㐍ධࡋࠊῐỈ࡜†ᗏ௜㏆ࡢ㧗⃰ᗘሷỈࡀ 10 ᪥௨ෆ࡟ධࢀ᭰ࢃࡾࠊࢩࢪ࣑ࡀ࿧྾࡛ࡁ࡚࠸ࡿࡇ࡜ࡀࢃ࠿ࡗࡓࠋ
(6)2016 ᖺ࡟࠾ࡅࡿሷศศᕸࡢ 1 ᭶ࡣ†ᗏ௜㏆ࡢᾏỈࡀẖ᪥ධࢀ᭰ࢃࡾࢩࢪ࣑ࡀ࿧྾࡛ࡁ࡚
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ࡀࢃ࠿ࡗࡓࠋ
(7)2015 ᖺ࡜ 2016 ᖺࡢሷศ㖄┤ศᕸ࡟ඹ㏻ࡍࡿⅬࡣࠊ1 ᭶~4 ᭶ࡣ⼥㞷ࡢ㛵ಀ࡛㐳ୖࡍࡿᾏỈࡣࢃࡎ࠿࡛࠶ࡾࠊ≉࡟ 3 ᭶࡜ 4 ᭶ࡣᴟࢃࡎ࠿࡛࠶ࡗࡓࠋ7 ᭶~9 ᭶ࡣ㧗⃰ᗘሷศࡀ㐳ୖࡍࡿࡇ࡜ࡀࢃ࠿ࡗࡓࠋ10 ᭶~12 ᭶ࡣ 2 ᪥௨ୖࡢ㛫㝸࡛ᾏỈࡀ㐳ୖࡋ࡚࠸ࡿᮇ㛫ࡀከࡃࡳ
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(1) బࠎᮌᖿኵ࣭⏣୰ோ࣭ᱵ⏣ಙ㸸ᒾᮌᕝἙཱྀ࡟࠾ࡅࡿሷῐỈ஺᥮≉ᛶࠊᮾ໭ᆅᇦ⅏ᐖ⛉Ꮫ◊✲ࠊ➨ 49 ᕳࠊpp.139-144,2013.
(2) Mikio Sasaki, Tanaka H. and Umeda M. “Characteristics of Salt Water Movement in Iwaki River
Estuary, Japan”Journal of Earth Science and Engineering, Vol. 7, No.1, pp10-19,2017.

東北地域災害科学研究

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第55巻（2019）ᑠᕝཎ†ሷỈ㐳ୖ≉ᛶඵᡞᕤᴗ኱ᏛᕤᏛ㒊ᅵᮌᘓ⠏ᕤᏛ⛉ ᮌᮧ ⓚ௓࣭బࠎᮌ ᖿኵࠊ㕲ᘓᘓタओ ຌย ᬛ
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*Characteristics of saltwater intrusion in Lake Ogawara by Kosuke Kimura, Mikio

Sasaki and Satoshi Kunugi

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pp.77-82,2017.03.
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Mikio Sasaki, Tanaka H. and Umeda M. “Characteristics of Salt Water Movement in Iwaki

River Estuary, Japan ” Journal of Earth Science and Engineering, Vol. 7, No.1, pp10-19,2017.

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135

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139

第55巻（2019）

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Shaking Table Test of One Story Test Specimen Frame with Liquid Damper by Takahiro Yokota,
Tomomi Fujita, Tomoyuki Hatanaka, Naoki Funaki, Masayuki Hando

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149

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Kuri, and Yoshiko Yamanaka

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Education for Disaster Prevention by Residents on Kuchinoerabujima volcano, Journal of Natural
Disaster Science, Volume 38, Number 1, p49-64.
Sakamoto M., M. Kuri, M. Iguchi, N. Maki, T. Ichiko, N. Sekiya, H. Kobayashi (2016) Disaster

166

Governance in Disaster Management Planning -Analysis of the Evacuation Planning Process for
Kuchinoerabujima Volcano Eruption-, Journal of Natural Disaster Science, Volume 37, Number 2,
p105-117.
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東北地域災害科学研究

167

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* Shaking Table Test and FEM Analysis to Evaluate Friction Force on Wood-stone Support
by Y. Suetsugu and C. Cuadra

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東北地域災害科学研究

173

第55巻（2019）

地殻浅部での低周波地震活動 *弘前大学理工学研究科

小菅正裕

1．はじめに震源から放射される地震波の波長の上限は断層の大きさに関係し，規模が小さい微小地震は波長が長い，すなわち低周波の波を放射することはできない。しかし例外的に，通常の微小地震よりも有意に低い数 Hz の波が卓越する地震があり，これを低周波微小地震と呼ぶ（以下，低周波地震と略記する）。低周波地震は発生する深さにも特徴がある。図 1 は，東北日本で発生した通常の地震と低周波地震の深さ分布を示したものである。通常の地震の深さの下限は 15 km 程度である。
これは，それ以深では高温で物質が軟らかくなり，脆性破壊を起こすことができなくなるためと解釈されている。一方，低周波地震はその多くが 20 km よりも深部で発生するため，脆性破壊とは異なるメカニズムで発生する地震と考えられている。
気象庁では 1998 年以降，
震源カタログに低周波地震であることを示すフラグ（印）を付けている。
その際，火山周辺の地殻浅部においてマグマだまりの膨張・収縮やマグマの移動に伴って発生する低周波地震と区別するために，フラグ付けのHF events

LF events0

対象とする地震はおよそ 10 km 以深のものとし，「深部低周波地震」と呼んでいる。図 1 の右側のImperfect

深さ分布は，深部低周波地震のフラグが付いた地10震の分布である。これを見ると，通常の地震が発

Brittle

生する地殻浅部において発生する低周波地震も

Ductile20

低周波地震が発生するのはなぜかということは，地殻内での断層運動の発生条件は何かということと直接関係し，地震学上極めて重要な問題を含Depth [km]一定数存在している。このように脆性破壊域でも30んでいる。それを考えるためには地殻浅部での低周波地震の活動状況を知ることが必要であるが，40

浅部の低周波地震に対してはフラグ付けがなされていないため，活動の実態は不明である。

50

そこで本研究では，地殻浅部において通常の地
震と低周波地震の両方が発生していることが知60られている地域において，地震波の周波数成分の0割合を示す Frequency Index（以下，FI 値と述べる）

図1

を用いて地震の分類を行い，地殻浅部における地震（左）と低周波地震（右）の深さ分布。

低周波地震の活動状況を把握することを目的と

気象庁一元化震源カタログを用い，低周する。

波地震のフラグの有無で分類した。

5

10

15 % 0246%

東北日本で発生した通常の高周波*Seismic activity of shallow low-frequency earthquakes by Masahiro Kosuga

174

2．方法とデータ(

FI 値は FI = log10 AH / AL

) で定義される［Buurman and West (2010)］。ここで A と A は高周
HL

波および低周波帯域における平均スペクトル振幅である。両帯域でのスペクトル振幅が等しけれ
ば FI 値は 0，低周波のスペクトル振幅の方が大きければマイナスの値をとる。本研究では，高周波帯域は 10–20 Hz，低周波帯域は 2–4 Hz を用いた。高周波帯域は通常の微小地震において卓越す
る周波数，低周波帯域は東北日本の低周波地震において卓越する周波数に対応する。
FI 値を求めた例を図 2 に示す。本研究では，まず各観測点の S 波 2 成分の平均 FI 値を求めた。
その際，上記の 2 つの帯域での S 波のスペクトル振幅が，P 波到達前のノイズのスペクトル振幅の 2 倍以上であることを条件にした。次に，FI 値の観測点平均値を求め，それを各地震の FI 値とした。
FI 値を用いた地震の分類は，八甲田山と北海道函館付近の地震を対象に行なった。波形データは，
防災科学技術研究所 Hi-net のホームページからダウンロードしたイベント波形データを用いた。S
波の到達時刻は気象庁一元化震源の験測値を用いた。
3．FI 値の頻度分布
高周波地震も多数発生している八甲田山周辺域について求めた FI 値の頻度分布を図 3 に示す。
FI 値は，+0.2 付近に大きなモード，-1.0 付近に幅が広くて小さなモードを持つ，bimodal な分布を

22 Aug 2017 23:10: 8.40
Station: N.TWWH

40.665N, 140.984E, 29.7km, M0.9

Z
P-waveR
S-wave

T

図2
0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

ぞれについて，S 波部分の 1.28 秒間のフーTime [s]10−6Fourier Amplitude [m]L20

八甲田山の深部低周波地震について

FI 値を求めた例。まず，水平 2 成分それ
リエ振幅スペクトルを求め，2–4 Hz（図のH

L の帯域）と 10–20 Hz（H の帯域）での平10−7

均スペクトル振幅比の常用対数を FI 値とする。次に，2 成分の FI 値の平均を観測

10−8

点の FI 値とする。下段の破線は P 波到達
10−9前のノイズのスペクトルで，S 波とノイズのスペクトル比がしきい値を下回る場合は

10−10

FI = −1.73
10−11

1

FI 値を求めない。S 波とノイズの時間ウィ10

Frequency [Hz]100

ンドウは波形の下に示している。

175

している。前者が高周波，後者が低周波地震に対応する。図 3 の下に示すようなカラースケールを用いると，地震の周波数成分を「高周波」「低周波」の二元論的分類ではなく，連続量として評価してその空間分布を見ることができる。
4．八甲田山周辺の低周波地震の空間分布
2002 年〜 2018 年の期間に八甲田山周辺で発生
Number of events

60

した地震の FI 値の空間分布を図 4(a) に示す。赤色で表される低周波地震は，八甲田大岳付近の深さ 5 km 以浅に円柱状に，また，大岳の東の深さ20 km 以深に小さな 2 つのクラスターを形成して分布している。八甲田山では 2013 年 2 月以降，大Hakkoda4020

0

岳付近を震源とする地震活動が活発になり，GNSS−2−1

による観測では膨張性の地殻変動が観測された。

0

1

FI

また，大岳山頂付近を震源とする低周波地震も発図3生した［仙台管区気象台火山監視・情報センター

値の頻度分布。図のカラースケールに八甲田山周辺で発生した地震の FI(2013)］が，気象庁一元化震源カタログでは低周

従って分類した震源分布を図 4 に示す。

(a)140.8˚(b)141˚140.8˚

40.8˚

40.8˚

40.6˚

40.6˚

141˚

N.TWWH

0

0

A

C

20

Depth [km]Depth [km]

B
20

D

40

図4

40

(a) 八甲田山周辺で発生した地震の FI 値の分布。カラースケールは図 3 に示す。震源の丸の大きさはマグニチュードを表す。赤い三角印は八甲田大岳の位置を示す。(b) 気象庁一元化震源カ
タログで低周波地震のフラグが付けられている地震の震源分布。丸の色は深さを表す。

176

波地震のフラグは付けられていない（図 4(b)）ので，FI 値を用いることで，八甲田山周辺での低周波地震の活動状況を客観的に示すことができるようになったと言える。なお，(a)(b) ともに気象庁一元化震源カタログによる位置を用いているが，対応しない地震があるのは，ノイズレベルが高くて FI 値を求めることができなかった地震はプロットされていないためである。
八甲田山周辺で発生した地震の FI 値の時空間分布を図 5 に示す。八甲田大岳付近での低周波地震活動が 2013 年から始まり 2014 年前半まで継続したことと，深さ 20 km 以深での低周波地震は大岳付近での地震活動が活発になった後で発生し始め，活動はその後も継続していることがわかる。また，2006 年 4 月に大岳付近の浅部で低周波地震が発生したこと（図 5 の矢印）もわかる。
このように，FI 値を用いることで，地震活動図に地震波の周波数成分の情報を盛り込むことができる。
5．函館周辺の低周波地震の空間分布
函館付近で発生した地震についても FI 値を求め，その空間分布について検討した。ただし，対Longitude

Latitude

40.8

40.6

141.0

140.8

Depth [km]020Magnitude

40
4

2

0

2002

図5

2006

2010

2014

2018

八甲田山周辺で発生した地震の FI 値の時空間変化。丸の大きさはマグニチュード，丸の色

は FI 値を表す。深さの時間変化図の矢印は低周波地震の発生を表す。

177

象とした地震は，活火山である恵山の南西の汐首岬付近の低周波地震と，2018 年 10 月から 11 月にかけて函館市石崎町において臨時地震観測を行なった期間に発生した地震であるので，空間的にも時間的にも非一様である。FI 値の空間分布を図 6(a) に示す。低周波地震は，汐首岬付近の深さ 20 〜 32 km に大きなクラスター，それよりも 10 km 程度西方の石崎地区の深さ 5 〜 20 km に小さなクラスターを形成している。気象庁一元化震源カタログによる低周波地震の分布域（図 6(b)）
で発生した地震は，FI 値からでも低周波と判定されている。石崎地区では，高周波地震と低周波地震が隣接して分布していて，東部は低周波，西部は高周波と棲み分けているように見える。
6．議論
FI 値を用いた地震の分類は，しきい値を決めれば客観的に行うことができ，験測者の主観に左右されることがないので，地震活動の検討には有用なツールとなる。2013 年から 2014 年にかけて，
青森県から北海道渡島半島南端部にかけての領域に地震観測網 AS-net が整備された。そのデータの解析から，函館市石崎付近の深さ 5 km 前後において，低周波地震が発生していることが確認された［野口・他 (2018)］。2018 年 10 月から 11 月にかけて実施した臨時地震観測中に発生した地震の FI 値からも，同程度の深さで低周波地震が発生していることが確認できた。このような地殻浅部での低周波地震がなぜ発生するかの解明は次の課題になるが，高周波地震と低周波地震が隣接して分布していることは，それらを含むクラスター領域が特異な地下構造をしているというよりは，個々の地震発生様式の違いを反映していることを示唆する。このような検討を各地で進める

140.6˚

140.8˚(a)141˚140.6˚

141.2˚

41.8˚

140.8˚(b)141˚141.2˚

42˚

42˚

41.8˚

Hakodate

Hakodate

Esan

Esan

IshizakiCape Shiokubi

0

0

20

40

図6

Depth [km]41.6˚Depth [km]

41.6˚

20

40

(a) 函館周辺で発生した地震の FI 値の分布。カラースケールは図 3 に示す。震源の丸の大きさはマグニチュードを表す。赤い三角印は活火山の恵山の位置を示す。(b) 気象庁一元化震源カタ
ログで低周波地震のフラグが付けられている地震の震源分布。丸の色は深さを表す。

178

上で，FI 値の時空間分布は基本的なデータとなる。
FI 値を用いた先行研究としては以下のような例がある。Buurman and West (2010) は，アラスカの Augustine 火山の 2006 年の噴火活動の期間に FI 値がどのような時空間変動をしたのかを調べ，マグマの上昇との関係を議論した。Hotovec-Ellis et al. (2018) は，カリフォルニアの Mammoth 山の地殻中深部の地震を FI 値を用いて分類し，低周波・高周波地震の震源分布からマグマの存在領域を推定し，高周波地震の震源移動から流体の移動を推測した。このように，FI 値を通して地震活動を捉えることは，高周波・低周波地震の発生メカニズムを考える上で有用である。
7．おわりに
本研究では，八甲田山と北海道の函館周辺で発生した地震について，波形記録から FI 値を算出
して地震の分類を行い，低周波地震と高周波地震が空間的に棲み分けていることを明らかにした。
FI 値は簡便に求めることができて地震の分類が客観的に行えるので，地震活動解析には有効なツールであることも示した。
今後は，地殻浅部の高周波地震から地殻下部の低周波地震まで連続した震源分布を示す北海道の雌阿寒岳，深さ 10 km 前後に低周波地震と高周波地震が分布している岩手山や北海道の羊蹄山
地域などでの解析を進める。
文献
Buurman, H. and West, M.E., 2010, Seismic precursors to volcanic explosions during the 2006 eruptionof Augustine Volcano, chapter 2 of Power, J.A., Coombs, M.L., and Freymueller, J.T., eds., The 2006
eruption of Augustine Volcano, Alaska: U.S. Geological Survey Professional Paper 1769, 41-57.
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pathways beneath Mammoth Mountain, California, illuminated by migrating earthquake swarms. Sci.
Adv., 4, eaat5258.
野口科子・関根秀太郎・澤田義博・笠原敬司・佐々木俊二・田澤芳博・矢島浩・阿部信太郎・石田貴美子，2018，高密度観測網 AS-net で捉えられた東北地方北部〜北海道南西部の低周波イベントの分布と特徴，日本地震学会 2018 年度秋季大会講演予稿集 .
仙台管区気象台火山監視・情報センター ，2013，八甲田山の火山活動について，火山噴火予知連
絡会会報，116 ，22–35.
謝辞
本研究では，気象庁一元化震源要素と験測値，及び Hi-net と気象庁観測点の波形データを使用した。弘前大学理工学研究科の前田拓人准教授と弘前大学理工学部地球環境学科の成田伊織・松野有希の両氏には，函館周辺での臨時観測とデータ整理にご協力いただいた。以上の関係機関と方々に厚く御礼申し上げます。

東北地域災害科学研究

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第55巻（2019）⚟ᓥ┴ࡢᗈᖏᇦࣜࢽ࢔࢔ࣞ࢖࡛ほᖖ᫬ᚤືࡢᆅ㟈Ἴᖸ΅ἲゎᯒ̿༡໭ࡉࢀࡓ⥺࡟࠾ࡅࡿゎᯒ̿ ᒾᡭ኱ᏛᕤᏛ㒊 ㉳⏣㈼ぶᒾᡭ኱Ꮫ⌮ᕤᏛ㒊 ᒣᮏⱥ࿴ 㰺⸨๛1.ࡣࡌࡵ࡟ ᡃࠎࡣ⚟ᓥ┴ࡢ┤ୗ࡛Ⓨ⏕ࡍࡿࢫ࣮ࣉࣛࢫࣛࣈᆅ㟈(౛࠼ࡤ㸪Uchida et al, 2010)࡜࿧ࡤࢀࡿᆅ
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185

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191

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Estimation of S-wave velocity structures in Morioka area by using microtremor array survey –Observation using miniature arrays and one using large size arrays -by K.Tada, H.Yamamoto, S.Ohba andT.Saito192㸱㸬ᚤືࡢ +9 ࢫ࣌ࢡࢺࣝẚ ఩┦㏿ᗘゎᯒࡢ๓࡟㸪༢Ⅼᚤືグ㘓࠿ࡽ +9 ࢫ࣌ࢡࢺࣝẚࢆィ⟬ࡋ㸪ࣆ࣮ࢡ࿘ᮇศᕸࢆồࡵࡓࠋ኱࢔ࣞ࢖࡛ࡣ  Ⅼྠ᫬࡟ᚤືࢆ

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Anupap, W., H. Yamamoto, T. Saito (2018) 㸸 Estimation of S-wave velocity structures in Morioka area bydense microtremor array observations 㸪 ᮾ໭ᆅᇦ⅏ᐖ⛉Ꮫ◊✲㸪 ➨ 54 ᕳ㸪 217-222.
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197

第55巻（2019）෌⏕ྍ⬟࢚ࢿࣝࢠ࣮ࢆά⏝ࡍࡿࡓࡵࡢᑠᆺ᣺ࡾᏊⓎ㟁⿦⨨ࡢ㛤Ⓨ 㸨 ⛅⏣኱Ꮫ኱Ꮫ㝔⌮ᕤᏛ◊✲⛉ 㰻⸨ ᠇ᑑ ⛅⏣኱Ꮫ኱Ꮫ㝔⌮ᕤᏛ◊✲⛉ 㧗ᶫ ᆂኴ⛅⏣኱Ꮫ⌮ᕤᏛ㒊      す⬥ 㑈 ⛅⏣኱Ꮫ኱Ꮫ㝔⌮ᕤᏛ◊✲⛉ Ώ㎶ ୍ஓ
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* Development of a compact pendulum power generator to utilize renewable energy by Noritoshi SAITO,
Keita TAKAHASHI, Ryo NISHIWAKI and Kazuya WATANABE

198

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100

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frequency(Hz)2.5ᅗ  ᣺ࡾᏊ㐠ືࡢ࿘Ἴᩘゎᯒ

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Time(s)2.5

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2) Ottoman, G, Holfmann, H., Bhatt, A., and Lesieutre, G.㸸Adaptive Piezoelectric Energy Harvesting
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3) ᒣ⏣᪼, ຍ⸨ὒᖹ㸸ᅽ㟁⣲Ꮚ࡟ࡼࡿἛ㦐ῶᑡ࠿ࡽࡢ࢚ࢼࢪ࣮ࣁ࣮࣋ࢫࢸ࢕ࣥࢢ࡟㛵ࡍࡿᐇ㦂◊✲, ᪥ᮏᶵ఍Ꮫ఍ㄽᩥ㞟㸦B ⦅㸧, Vol.79, No.804, pp.229-241, 2013.
4) ᪥ᮏᏛ⾡఍㆟㸸෌⏕ྍ⬟࢚ࢿࣝࢠ࣮฼⏝ࡢ㛗ᮇᒎᮃ, pp.1-40, 2017.
5) 㧗ᶫ㔜㞝㸪Ᏻ⸨ᓫ㸸᪥ᮏ࿘㎶ࡢἼࣃ࣮࣡࡜ࡑࡢ฼⏝࡟㛵ࡍࡿ୍⪃ᐹ, ᾏᓊᕤᏛㄽᩥ㞟, ➨ 36
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6) ẚỤᓥៅ஧㸪ᒸᆂே㸪ᯘ೺୍㸪஭ୖᾈ⏨㸸ಽ❧᣺ࡾᏊࡢὶຊ᣺ືࢆ⏝࠸ࡓⓎ㟁ࡢࡓࡵࡢᇶ♏
ⓗᐇ㦂, ᅵᮌᏛ఍ㄽᩥ㞟 B3㸦ᾏὒ㛤Ⓨ㸧, Vol.69, No.1, pp.12-21, 2013.
7) ▼⏣ၨ㸪㧗ᆅ೺㸪኱㈅⚽ྖ㸸᣺ࡾᏊᘧἼຊ࢚ࢿࣝࢠ࣮྾཰⿦⨨࡟ࡼࡿᅽ⦰✵ẼⓎ⏕࡜ᾘἼ≉ᛶ࡟㛵ࡍࡿᐇ㦂ⓗ◊✲, ᾏὒ㛤Ⓨㄽᩥ㞟, ➨ 16 ᕳ, pp.105-110, 2000.
8) 㝣⏣⚽ᐇ㸪ᕝୖ೺ኴ㸪㯮ᕝ๛ᖾ㸪ᅵ஭ᗣ᫂㸪⏣୰⩏࿴㸸ᙎᛶᅽ㟁ࢹࣂ࢖ࢫࢆ⏝࠸ࡓἼ࢚ࢿࣝ
ࢠ࣮฼⏝ᢏ⾡ࡢ㛤Ⓨ, ᅵᮌᏛ఍ㄽᩥ㞟 B2㸦ᾏᓊᕤᏛ㸧, Vol.B2-65, No.1, pp.1296-1300, 2009.
9) 㝣⏣⚽ᐇ㸪኱➉ᇶ႐㸪᳃ᓮ೺୍㸪⏣୰⩏࿴㸪ᅵ஭ᗣ᫂㸪ᨵ᳃ಙ࿃㸪Ⳣཎ₶㸪ᒣ୰᫂㸸ᅽ⦰ᆺᰂ㌾Ⓨ㟁ࢹࣂ࢖ࢫࢆ⏝࠸ࡓἼ࢚ࢿࣝࢠ࣮Ⓨ㟁ᢏ⾡ࡢ㛤Ⓨ, ᅵᮌᏛ఍ㄽᩥ㞟 B2㸦ᾏᓊᕤᏛ㸧,
Vol.70, No.2, pp.1316-1320, 2014.
10) ⸨ᮏ኱㐨㸪ᮧ஭ᇶᙪ㸪⸨⏣ಟ㸸ᅽ㟁⣲Ꮚࢆ⏝࠸ࡓἼຊⓎ㟁࡟㛵ࡍࡿᑠᆺỈᵴᐇ㦂, ᪥ᮏ⯪⯧ᾏὒᕤᏛ఍ㅮ₇ㄽᩥ㞟, ➨ 9E ྕ, pp.191-194, 2009.
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東北地域災害科学研究

203

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Tetsuka, Muhammad Salman Al Farisi, Tsugumi Seki, Yuta Kumagai, Naoki Araya, Keisuke Miyanabe, andMiwa Kuri.

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東北地域災害科学研究

209

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東北地域災害科学研究

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216ᒣᙧᆅ᪉Ẽ㇟ྎࡢᑓ㛛ᐙ㸦௒ᖺᗘࡣ㜿㒊㸪⚟⏣㸪㕥ᮌ㸪ୖ㔝㸧࡟ࡼࡿᤵᴗ 4 ᅇ㸪⌧⫋ᰯ㛗㸦㰻⸨㸧࡟ࡼࡿᤵᴗ 1 ᅇࢆྵࡴࡇ࡜ࡀ㸪ᮏᤵᴗࡢ≉ᚩ࡛࠶ࡿࠋ Ꮫ㒊ᐇ᪋ࡢᤵᴗᨵၿ࢔ࣥࢣ࣮ࢺ㸦↓グྡ㸧ࡢ⥲ྜホ౯㸦⥲ྜⓗ࡟ุ᩿ࡍࡿ࡜Ⰻ࠸ᤵᴗࡔ࡜ᛮ
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217

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218

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東北地域災害科学研究

221

第55巻（2019）ᮾ ᪥ᮏ኱㟈⅏⿕⅏ᆅ࡟࠾ࡅࡿ᚟⯆஦ᴗ᏶஢ᚋࡢὠἼ㑊㞴カ⦎ࡢྲྀࡾ⤌ࡳ ᖺ⚟ᓥ┴࠸ࢃࡁᕷⷧ☾༊ࡢ஦౛㸨ᮾ໭኱Ꮫ⅏ᐖ⛉Ꮫᅜ㝿◊✲ᡤ ᮡᏳ ࿴ஓᮾ໭኱Ꮫ㟁Ẽ㏻ಙ◊✲ᡤ   㧗ᶫ ⚽ᖾᮾ໭኱Ꮫ㟁Ẽ㏻ಙ◊✲ᡤ   ᶓ⏣ ಙⱥᮾ໭኱Ꮫ኱Ꮫ㝔       ∦ᒣ ೺ኴᮾ໭኱Ꮫ      *DUFLD)U\0DUWLQ⚟ᓥᕤᴗ㧗➼ᑓ㛛Ꮫᰯ     ᶲ ୍ගᰴᘧ఍♫✵ࡴࡍࡧ     ᑠ㔝ᑎ Ύ⨾ᰴᘧ఍♫✵ࡴࡍࡧ      ⳥ᆅ ᘯᖾ
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Kenta Katayama, Garcia Fry Martin, Ikkoh Tachibana, Kiyomi Onodera and Hiroyuki Kikuchi

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東北地域災害科学研究

225

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第55巻（2019）ᆅ ༊㜵⅏ィ⏬ไᗘࡢᬑཬ࡟ࡼࡿᆅᇦ㜵⅏ຊࡢྥୖࢆ┠ᣦࡋ࡚ᒾᡭ኱Ꮫ㎰Ꮫ㒊 ஭Ⰻἑ㐨ஓ ᅜᅵ஺㏻┬᪂ᗉἙᕝ஦ົᡤ ᑠཎᏕ୍ ᯘ㔝ᗇᮾ኱㞷᳃ᯘ⟶⌮ᨭ⨫ᖹ㛛⏤ెᏊ

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支

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員

片

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一（弘前大学・理工）

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夫（秋田大学・理工）

村

山

良

之（山形大学・教育）

山

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英

和（岩手大学・理工）

千

葉

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行（東北工業大学・工）中

村晋（日本大学・工）佐藤健（東北大学・災害研）

飯

藤

会計監査員

基

樹（東北大学・工）正（東北大学・工）將之（仙台高等専門学校）

平成 31 年３月１日

発行

東北地域災害科学研究 第 55 巻
（平成 30 年度）
編

集

者

自然災害研究協議会東北地区部会
部

会

長

風

間

基

樹

日本自然災害学会東北支部
支
発

行

者

部

長

風

間

基

樹

東北大学災害科学国際研究所
東北地区自然災害資料センター
センター長

今

村

文

彦

〒 980-8572 仙台市青葉区荒巻字青葉 468-1
TEL 022（752）2099
印

刷

所

有限会社

明

〒 983-0842
TEL

倫

社

仙台市宮城野区五輪二丁目９－５022（295）8211