土木学会論文集B1(水工学) Vol.74, No.4, I_715-I_720, 2018.

大規模洪水による河口砂州の開口機構に関する研究立山
1 学生会員政樹 1・福岡 捷二 2・石川俊之 3

修(工) 中央大学大学院 理工学研究科博士後期課程（〒112-8551 東京都文京区春日 1-13-27）
E-mail:a12.37ae@g.chuo-u.ac.jp
2 フェロー

3 正会員

工博

都市環境学専攻

Ph.D. 中央大学研究開発機構教授（同上）E-mail: sfuku@tamacc.ac.jp

国土交通省北陸地方整備局阿賀野川河川事務所 事務所長（〒956-0032 新潟県新潟市秋葉区南町 14 番 28 号）
E-mail:ishikawa-t845n@milt.go.jp

本論文では，大規模な地形変化を伴う阿賀野川河口砂州の開口解析を安定かつ高い精度で実施するために，先に著者らが定式化した斜面勾配を考慮した一般底面流速解析法(GBVC 法)および河床変動の解析方法を修正した．観測史上最大流量を記録した阿賀野川平成 23 年 7 月洪水を対象とし，河口砂州の開口過程の影響が現れている観測水面形の時間変化のデータを用い，修正した解析法に基づき洪水流・河床変動解析を行った．十分発達した河口砂州上を越流する流れと流砂運動を高精度に計算することで，河岸浸食による砂州の崩落を考慮せずとも，河口砂州開口過程および開口後の横断面形状を再現でき，力学的考察
から河口砂州の開口機構を説明した．

Key Words: river mouth sandbar, GBVC method, flood flow, bottom boundary gradint, sedimenttransport

1. 序論
河口砂州は，波や風，潮位変動に伴う入退潮流による
新潟空港進入灯

細砂の移動により発達する．図-1 は，観測史上最大の流量となった平成 23 年 7 月阿賀野川洪水前と洪水ピー
ク時での河口部の航空写真を示す．図-1 から，平成 23
年 7 月洪水によって河口砂州間の開口幅が大きくなって(a)

いることが分かる．阿賀野川河口砂州は少なくとも6,000m3/s 規模の洪水で大きく開口することが分かってい0.0km-0.6km
洪水前の河口砂州(平成 22 年 11 月撮影)

新潟空港進入灯-0.6km0.0km

るが，洪水時の阿賀野川河口砂州の開口機構については十分明らかになっていない．
これまで，洪水流による河口砂州開口の解析では，痕(b)

跡水位や一点のみの水位ハイドログラフを検証材料とし

平成 23 年 7 月洪水中の河口砂州(7/30 15 時頃)
図-1 阿賀野川河口砂州の様子

た平面二次元解析が行われてきた 1)．このため，洪水中

一体的に行うことで，河口砂州の開口機構の解明が行えにいつ，どのような機構で河口砂州が開口されたかにつると考えられる．

いては，十分明らかにされていない．近年では，河道で著者らは，阿賀野川河口砂州は細砂で構成されるため，

多点水位計測が行えるようになった．洪水時の観測水面

河床と河岸は連続する境界として捉え，従来行われてき形には河口砂州開口過程の影響が顕著に現れており，観たように河岸浸食による砂州の崩落を考慮せずとも，河測水面形の時間変化に基づいて洪水流と河床変動解析を

口砂州上を越流する流れと斜面に作用するせん断応力，

I_715

z
・底面流速の定義式
u bi  u si   ij 3  j h  123   213  1

i, j  1,2,

z
z
Wh
 ws s  wb b
xi
xi
x

水面:zs

x1 , x2 : x, y方向

u・水深積分連続式 (h)・水深積分運動方程式 (Ui)・水深積分渦度方程式 (i)
・水表面運動方程式 (usi)
・底面圧力方程式 (dpb)・二重水深積分連続式 (W)

us

ws

x

y

ub
底面:zb

ps = 
vs

z

vs

uˆb

x

v

v :三次関数で仮定

水深:h

vb

vb
wb ˆ
vb

x̂

ˆbyˆ ˆvˆbŷ

p =g(zs-z)+dp

bz

ˆby

ŷ
pb = gh+dpb

y zb :渦層厚さ

粗度表面高(a) GBVC法の方程式群xyxˆ軸 : x  z平面と斜面の交線
yˆ 軸 : y  z平面と斜面の交線(b) 斜面勾配を考慮した場合の GBVC 法における変数の定義

図-2 GBVC法の方程式群と斜面勾配を考慮した場合の変数の定義

流砂運動を高精度に計算することで，洪水流による河口

GBVC 法における底面圧力方程式は，鉛直方向の運動

砂州の開口を説明できると考えた．この考えに基づき，方程式を水深積分することで得られ，底面せん断応力項

水深積分モデルの枠組みで洪水流の三次元流速場と圧力の非静水圧成分を考慮できる内田・福岡の GBVC 法 2)により，詳細な観測水面形の時間変化を用いて洪水流・河は式(1)のようになる．
ˆbz
zb
zb
  zz z  z   xz z  z  yz
z

z
b
b
b y
cos 
x

床変動解析を行い，阿賀野川河口砂州の開口機構を検討

前報 5)では，式(1)の右辺第一項を省略したため，式(2)のしてきた 3)4)．しかし，洪水後の開口部拡幅量が小さく

水平方向の水深積分運動方程式に底面での圧力の非静水
圧成分 dpb を代入した際，等流状態において斜面に沿う計算される課題があった．これは，阿賀野川河口砂州が縦横断的に大きな斜面勾配を持つことが解析に十分考慮されていなかったことが原因と考えられる．
そこで著者ら 5)は，GBVC 法を斜面勾配の大きな流れ(1)方向の重力成分と底面せん断応力の釣り合い条件(ghcos=ˆb )が満たされない課題があった．本研究では，
式(1)の右辺第一項を省略せずに考慮することで，等流場に拡張するため，図-2 に示す斜面に沿う流れに対し， 状態に斜面に沿う方向の重力成分と底面せん断応力の釣
底面せん断力項，渦度生産項等の運動方程式や渦度方程り合い条件(ghcos=ˆb )を満たすように，底面圧力方程式の底面境界条件及び流砂の解析方法を定式化してきた

式を式(3)のように修正した．

が，いくつかの課題を残していた．ここで，図-2 の x̂ 軸
は x-z 平面と斜面の交線方向， ŷ 軸は y-z 平面と斜面のU i h U iU j hz
1 hdp  gh s tx jxi  xi

確に示すとともに，大きな地形変化を伴う阿賀野川河口
砂州周辺の洪水流と河床変動解析を 1 洪水の全期間にわU jWh ˆbz 1
x j
 cos (3)

ˆbi  cˆb 2 u bi uˆ b , ˆbz  cˆb 2 wb uˆ b(4)

たり安定かつ高い精度で行うための斜面勾配を考慮した
GBVC 法および流砂の解析方法 5)の修正点を示す．さらuˆb  ub2  vb2  wb2(5)

1 1  ks   zb cos   ln 
  Arcˆb  ks
(6)

交線方向である．

dp z
1 h  t Sij   u j ui ˆbi 1
 b b
 xi x j
 cos 

本論文ではこの課題に対応するため，第 2 章において，
前報 5)の斜面勾配を考慮した GBVC 法で曖昧さを残した
底面圧力方程式の底面せん断応力項の定式化を，より正dpb



に第 4 章では，平成 23 年 7 月阿賀野川洪水の観測水面
形の時間変化に基づき，修正した洪水流・河床変動解析
法の解析結果より大規模洪水による阿賀野川河口砂州の開口機構を明らかにし，本解析法の有効性を示す．

ここに，i, j =1,2，x1, x2：x, y 方向(水平面)，Ui：xi 方向の水
深平均流速，g：重力加速度，zs：水面高，zb：河床高，2. 斜面勾配を考慮した GBVC 法および流砂の解
析方法の修正点(1) 斜面勾配を考慮した GBVC 法の修正点(2)

dp ：静水圧分布からの偏差圧力の水深平均値(dp=p-g(zsz))，dpb：底面における dp，ˆbi , ˆbz ：河床面に沿うせん
断応力の i 方向成分と z 方向成分，t：水深平均渦動粘性係数，Sij：水深平均流速のひずみ速度，u’i：水深平均
流速からの偏差流速(ui=Ui+u’i)，ks：相当粗度，zb：渦層I_716

10000
3500

10000

3000
3.0k
2.6k

2000

2.2k

5000

1.8k

1500

1.4k
0.6k 1.0k

-0.4k
-0.2k

Y
y

3.4k

3.8k

13
11
9
7
5
3
1

5000

0.2k

1000
500

粒径 0.2mm を与えた範囲
0(T.P.-1.0m 以上の高さ)

0
-500

0

0 2 4 6
：水位計設置地点-18 -16 -14 -12 -10 -8 -6 -4 -2

1.0km

16.0k
水位詳細観測区間 1.0km
8.0k
3.2k
4.0k
2.4k
13.6k
1.6k
15.2k
2.4k 3.2k 4.0k7.2k
14.4k 13.6k
6.4k
1.6k
7.2k
5.6k
14.4k 15.2k
横越水位・流量観測所(13.5k)
6.4k
4.8k
5.6k
4.8k
河床高(T.P.m)
松ヶ崎水位観測所(1.2k)-0.0k
河床高(T.P.m)-0.0k-18 -16 -14 -12 -10 -8 -6 -4 -2 0 2 4 6

流量(m3/s)

9~13.5km
n=0.021~9km
n=0.02海~1.2km0

n=0.035

図-3
2000

1000

X
x n=0.031
n=0.033

0

2

4

6

対象区間の地形と観測所位置，河口砂州上の粒径の設定範囲
3000

0

n=0.028

質量通過百分率(%)

-1000

7
5
3
1

胡桃山水位観測所(5.0k) 安野川外水位(11.4k)
10.4k 11.2k
9.6k
10.4k 11.2k
12.0k
8.8k
9.6k 12.8k 16.0k
12.0k
8.0k
8.8k
12.8k

-18 -16 -14 -12 -10 -8 -6 -4 -2

-1000

-10
-14
-18

6
2
-2
-6
-10
-14
-18

Y
y

水位詳細観測区間

Y
y

2500

5
3
1

n=0.024
n=0.01512000
ピーク 3: 7/30 8:00
H-Q換算流量
11000
解析流量
10000
浮子観測流量9000
ピーク 2: 7/29 15:00
8000
7000
ピーク 1: 7/28 22:00
6000
5000
4000
3000
2000
1000
0
7/28 12:00 7/29 0:00 7/29 12:00 7/30 0:00 7/30 12:00 7/31 0:00 7/31 12:00

0

5000

X
x

5000

10000

10000

15000

0.5mm

粒径(mm)

図-5 阿賀野川下流域の粒度分布と解析で与えた河床の粒径することにより，斜面に対して垂直な方向に浮上する浮
遊砂 q̂su を計算し，これに斜面の傾きによる面積の増加
分 1/cosを掛けて水平面における浮遊砂の 浮上量

時刻

図-4 横越観測所(13.5km)における観測流量と解析流量ハイ
ドログラフの比較及び低水路粗度係数の厚さ(zb ≒ h/20)，：カルマン定数(0.41)，Ar = 8.5 である．上付き” - ”は水深平均値を表し，底面の鉛直方向流
速 wb は運動学的境界条件(wb = ∂zb/∂t + ub ∂zb/∂x + vb∂zb/∂y)より求める．
また，前報 5)では渦度方程式の生産項を図-2 に示した
斜面に沿う流速に基づき評価したが，斜面勾配が急な水際などで，渦度の生産項が局所的に大きく計算されるなどの問題が生じたため，従来法 2)に従い底面での水平方
向流速 ub, vb に基づき評価し計算の安定性を高めた．

qsu ( qˆ su / cos ) を評価することとしていた．しかし，
この浮遊砂の巻き上げ量の評価方法では，数値計算の際に何らかの拍子に瞬間的に大きな巻き上げ量が計算され，大きな河床洗掘が生じると，1/cosの影響により浮遊砂の巻き上げ量がさらに大きくなり，一方的に河床洗掘が進行する結果となった．また，浮遊砂の鉛直濃度を平衡状態と仮定した二次元浮遊砂濃度移流拡散方程式では，
このような局所深掘れが生じた場合，深掘れ部に浮遊砂が留まることで浮遊砂の沈降量が多くなり，浮遊砂の浮上量と沈降量がある一定の範囲でバランスするような機構が考慮されてないため，局所的な河床洗掘をさらに助(2) 流砂の解析方法に関する修正点長させた．後述するように，阿賀野川の河口付近では，

前報 5)では斜面に沿う方向の流砂量の水平方向成分を浮遊砂が河床変動に及ぼす影響が大きいことから，浮遊用い，水平面での流砂の連続式から河床高の変化を計算

砂運動の支配方程式での斜面勾配の取り扱い方が敏感にすることとしていた．しかし，掃流砂は斜面に沿う方向影響したものと考えられる．これらのことから，本論文に移動するものと考えられるため，本論文では斜面に沿では浮遊砂の巻き上げ量の式には斜面勾配を考慮せず，う方向の底面せん断応力を式(7)で評価し，これを芦浮遊砂濃度の輸送方程式には三次元の移流拡散方程式

田・道上の流砂量式に代入することより，斜面に沿う方を用いることとした．

向の流砂量を計算した．

ˆbxˆ   cˆb2uˆb uˆb ,ˆbyˆ   cˆb2vˆb uˆb

15000

x
X

数値計算を行う際に，局所的な洗堀・堆積が生じた場
合には，計算を安定的に実行するため，隣り合うメッシ(7)

これまで著者ら 5)は，浮遊砂の浮上・輸送・堆積機構
を，浮遊砂濃度の鉛直分布を平衡状態と仮定した Lane-

ュの斜面勾配が，水中安息角以上にならないように河床高を平滑化させた．

Kalinske の濃度分布式を用いた水深積分の二次元浮遊砂
移流拡散方程式により評価してきた．また，斜面に沿う方向のせん断応力の水平方向成分を板倉・岸の式に代入

3. 観測体制と解析条件

I_717

-6
-10
-14
-18

8

7/28 22時 観測値
7/29 15時 観測値
7/30 8時 観測値
7/29 10時 右岸解析水位
7/30 4時 右岸解析水位
7/28 22時 平均解析水位
7/29 15時 平均解析水位
7/30 8時 平均解析水位

7水位(T.P.m)

6
5
4

3

7/29 10時 観測値
7/30 4時 観測値
7/28 22時 右岸解析水位
7/29 15時 右岸解析水位
7/30 8時 右岸解析水位
7/29 10時 平均解析水位
7/30 4時 平均解析水位

ピーク 3
ピーク 2
ピーク 1

初期河口砂州上流端

2
1

0
-2.5

-1.5

-0.5

0.5

1.5

2.5

4.5

5.5
6.5
縦断距離(km)

7.5

8.5

9.5

10.5

11.5

12.5

13.5

図-6 阿賀野川対象区間における解析と実測の水面形時間変化の比較

contour002
Frame
001
003
 26
 26
Nov
Nov
2017
2017
  kyorigui

contour002
Frame
001
003
 26
 26
Nov
Nov
2017
2017
  kyorigui

contour002
Frame
001
003
 26
 26
Nov
Nov
2017
2017
  kyorigui

水際線

地盤高(T.P.m)-0.2k0.0k-0.45k-1.0k

3.5

地盤高(T.P.m)

地盤高(T.P.m)

0.4k
0.2k

-0.2k0.0k-0.45k海域で 1m 以上の堆積が計算された範囲-18 -14 -10 -6 -2

2

-0.2k
-0.45k6-18 -14 -10 -6 -2

-1.0k

0.2k
-0.45k

流速(m/s)-0.2k0.0k-0.45k海域で 1m 以上の堆積が計算された範囲

-1.0k

0.4k
0.0k

0.4k
0.2k

-0.2k

0.0k

2

0.2k

0.4k
0.2k

海域で 1m 以上の堆積が計算された範囲-1.0k-18 -14 -10 -6 -2

6

2

6

0.4k

0.4k
-0.45k

流速(m/s)

-0.2k

0.0k

0.2k
流速(m/s)

-1.0k

-1.0k

(c) 7 月 30日 8 時(ピーク 3)(b) 7 月 29 日 15時(ピーク 2)(a) 7 月 28日 22時(ピーク 1)
図-7 河口砂州周辺の河床地形変化と底面流速のコンター図

図-3 は洪水観測体制を示す．平成 23 年 7 月阿賀野川
洪水は，最大流量 11,000m3/s の三波に及ぶ大洪水で河口現するように与え(図-4)，高水敷の粗度係数は，0.037 を与えた．

砂州が大きく崩壊する洪水であった．河口砂州上流
0.2km~3.5km において洪水流の詳細な水面形観測を実施
した．洪水流量は，横越観測所において浮子により観測

4. 河口砂州開口部の拡幅機構されており，図-4 に示す．
解析の上流端境界条件は横越観測所の水位ハイドログ

図-6 は対象区間における水面形時系列の観測結果とラフを用い，下流端境界条件には新潟西港の観測潮位ハ

解析結果の比較を示す．解析結果は実線で右岸側の水面

イドログラフを用いた．図-5 は，対象区間の河床材料

形を示し，破線で河道中央の水面形を示している．解析

粒度分布を示す．本解析では対象区間の平均的な粒径として，粒径 0.5mm の材料を河床上に一様に与えた．一水面形時系列および水面形時系列から解析した流量ハイ

方，河口砂州は主に波浪や漂砂によって運ばれてきた細かい材料で形成されるため，図-3 に示す T.P.-1.0m 以上

うに観測値をほぼ説明している．以下では，本解析結果の砂州の範囲には粒径 0.2mm の材料を与えた．解析の初期地形は，平成 23 年に 200ｍ間隔で測量された横断ドログラフの解析結果は，それぞれ図-6，図-4 に示すよを用いて河口砂州開口部の拡幅機構について考察する．
図-7 は河口砂州付近の河床地形の時間変化と底面流データを用い，河口砂州の平面形状は洪水前の航空写真

速のコンター図を示す．ピーク 1(7/28 22:00 頃)では，約5,000m3/s の流量であり，河口砂州を越流する流れが生じにより作成した 4)．低水路粗度係数は，観測水面形を再ておらず，砂州上流で水位が堰上がり緩やかな水面形がI_718

洪水後測量初期河床形状7/29 14時
7/29 16時
洪水後解析
7/28 22時水位
7/30 8時水位

0

1.5

ピーク 3

7/28 22時
7/29 15時
7/30 8時
洪水後測量
7/29 15時水位

ピーク 1

2

ピーク 2

1

0.5

洪水後解析

0

100

200

300

400

500

600

700

-2.5

横断距離(m)

浮遊砂の底面濃度(%)
0.1

7/29 21時解析

7/29 15時解析中

7/29 16時解析中

7/29 18時解析中

7/29 21時解析中

0.5

1.5

2.5

3.5

0.01

掃流砂 7/29 15時
浮遊砂 7/29 15時

0.1

1.0

-1.0k
-1.5k

(b) 7 月 29 日 15時(ピーク 2)
7/30 8時
図-10 掃流砂
浮遊砂の底面濃度分布のコンター図と流線
浮遊砂 7/30 8時(c) 7 月 30 日 8 時(ピーク 3)

3

20

15

-2

流砂量(m3/s)

15-1.510-1-0.5

標高(T.P.m)

25
掃流砂 7/28 22時
浮遊砂 7/28 22時

151
掃流砂 7/29 15時
浮遊砂 7/29 -1
15時

掃流砂 7/28 22時
浮遊砂 7/28 22時

25

掃流砂 7/28 22時
浮遊砂 7/28 22時
20
掃流砂 7/29 15時
浮遊砂 7/29 15時

流砂量(m3/s)

流砂量(m3/s)

7/29 16時解析

7/29 18時解析

1.0

-1.0k

20

5

0.1

-1.5k

(a) 7 月 28 日 22時(ピーク 1)

10

7/29 18時観測

7/29 15時解析

図-9 河口付近におけるピーク 2前後の水面形時系列の観測
結果と解析結果
0.01

-1.0k

掃流砂 7/28 22時
浮遊砂 7/28 22時

7/29 16時観測

7/29 21時観測

浮遊砂の底面濃度(%)

1.0

-1.5k

10
25
5
20
0
15 -2.5-0.5

浮遊砂の底面濃度(%)
0.01

25

-1.5

7/29 15時観測

縦断距離(km)

図-8 0.2km横断形状の時間変化と洪水後の測量結果との比較

流砂量(m3/s)

ピーク 2: 7/29 15:00

2.5
水位(T.P.m)

標高(T.P.m)

3

3
1
-1
-3
-5
-7
-9
-11
-13
-15

10

0 5 0.5

1

1.5

2

-1.5

-1

0

0

100

200

300

400

500

600

700

800

横断距離(m)

縦断距離(km)-2

本解析法の河床高
従来法1の河床高
従来法2の河床高
本解析法の水位従来法1の水位従来法2の水位

-7
-9
-11
-13
-15

0
図-11 5河口付近の流砂量縦断分布-2.5

掃流砂 7/30 8時
浮遊砂 7/30 8時

掃流砂 7/30 -3
8時
浮遊砂 7/30 -5
8時

掃流砂 7/29 15時
浮遊砂 7/29 15時
掃流砂 7/30 8時
浮遊砂 7/30 8時

-0.5

0

図-12 ピーク 3 (7/30 8:00)での本解析法，従来法 1，従来法 20.2kmの解析横断面形状の比較
0.5 による
1
1.5
2

-2.5
-2
-1.5は，0.2km-1-0.5 の河道横断形
00.51形成されている（図-6）．図-801.52
し，その土砂による河床への埋め戻しが生じている．

-2.5
-2
-1.5
-1
-0.5
0
0.5
1
1.5
2
状の時間変化と洪水後の測量結果との比較を示す．ピー

0.2km における解析横断形状は，洪水後測量結果に見ら

ク 1 では河口砂州を越流していないため，図-7(a)に示すれるような砂州の拡幅と河床の埋戻しを説明している．

ように開口部に流れが集中し，その結果，開口部中央の図-10 は底面付近の浮遊砂濃度分布を示し，図-11 は河床が初期河床に比べて顕著に洗掘を受けている(図-8)． 河口付近の掃流砂量と浮遊砂量の縦断分布を示す．図ピーク 2(7/29 15:00)では，流量が約 7,000m3/s であり，11 から，掃流砂量と浮遊砂量は河口砂州の位置する
0.2km 付近から急激に増大すること，点線の掃流砂量に
図-7(b)より砂州を越流する流れが生じ，砂州上流端に位置する 0.2km の横断面（図-8）では，ピーク 2 の前後 1
時間(7/29 14:00~16:00)で右岸側の砂州が最大約 3m の洗掘を受け，河口砂州が大きく開口し始めている．図-9 より，7/29 15:00 までの解析水面形は，河口砂州の影響に比べ実線の浮遊砂量が大きく，河口付近の河床変動に対して浮遊砂の影響が大きいことが分かる．図-10 に示す
ように，ピーク 2 では河口砂州の前縁付近(0.2km 右岸砂州)から底面の浮遊砂濃度が急激に高くなっている．こよりその直上流で水位が堰上げられ，観測水面形よりやのことから，河口砂州を越流する流れにより，砂州上のや高めに計算されている．その後の 7/29 16:00 以降では， 土砂が大量に巻き上げられることで，河口砂州開口部の解析において河口砂州が拡幅するため(図-8)，解析水面
形は観測水面形を説明出来るようになっている(図-9)．
7/29 15:00 頃までの解析水面形が観測値よりも高めに計算された要因は，河口砂州開口部の大規模な拡幅が生じ

急激な拡幅が生じたことが分かる．また，図-7 上段の河床地形コンター図の赤点線は，海域で 1m を超える土
砂堆積が計算された範囲を示す．河口部で大規模な地形変化の生じたピーク 2，ピーク 3 において，図-10 に示る時間帯が実現象より遅く計算されたためと考えられる． した底面付近の浮遊砂濃度は，0.2km 付近から図-7 上段
ピーク 3 は約 11,000m3/s の流量であり，流量の増加にの赤点線の範囲(-0.5km～-1.0km 付近)まで高濃度となっ伴い 0.2km 横断面（図-8）では，河口砂州の拡幅が進行ており，赤点線の範囲を過ぎると急激に濃度が低下して

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いる．このことから，河口部から流出した浮遊土砂の大法により，安定かつ高精度に行うために洪水流と河床変部分が，-0.5km～-1.0km 付近に堆積し河口テラスを形成することが分かる．一方，浮遊砂の一部は 0.0~-0.2km 右動解析での河口砂州斜面の取り込み方，流砂運動の計算

岸付近に堆積し，図-1 に示すピーク 3 の時間帯の航空写

大規模な河口砂州の開口が生じた平成 23 年 7 月阿賀真からは確認出来ない島状の堆積地形を形成している．

野川洪水の観測水面形に基づき，新たな解析法により，比較的水深の浅い砂州上の浮遊砂の輸送・堆積機構に課

縦横断的に大きな斜面勾配を有する河口砂州を越流する題がある．これについては，今後の検討課題とする．
図-12 は，ピーク 3 (7/30 8:00)での 0.2km の解析横断面

流れ，河口砂州上の細砂の大量の巻き上げと輸送を高精形状について，斜面勾配を考慮した GBVC 法と浮遊砂なくとも，河口砂州の横断面形状の開口過程を良く再現

濃度の三次元移流拡散方程式を組み合わせた本解析モデ
ル，従来の GBVC 法 3),4)と浮遊砂濃度の三次元移流拡散

できることを示した．

方程式を組み合わせた解析法(従来法 1)，従来の GBVC

謝辞：本論文を作成するにあたり，中央大学研究開発機

法

構 後藤岳久博士，竹村吉晴博士との議論は非常に有益と浮遊砂濃度の平面二次元移流拡散方程式を組み合わせた解析法(従来法 2)の比較を示す．従来法 2 は，
3),4)法について再検討した．

度に計算することで，河岸浸食による砂州の崩落を考えであった．記して謝意を表す．

本解析法および従来法 1 に比べて河道中央部で極端に深掘れが進行し，河口砂州の開口幅が小さく計算されてい参考文献

る．これは，上述したように河口付近の大規模な地形変

1)

化には浮遊砂が大きな役割を持つため，流れの三次元性の強い河口砂州周辺では，浮遊砂の三次元的な挙動を計2)算に考慮することが重要なことを示している．
また，図-12 の本解析法と従来法 1 の解析結果を比較すると，本解析法と従来法 2 ほどの差はないが，解析横断形状に違いが見られ，斜面勾配の影響が認められる．

3)

本研究では，計算の安定化のため，河口部の地形変化に支配的である浮遊砂の巻き上げ量の算定に斜面勾配を考慮していない．上述した浮遊砂計算の課題解決には，斜4)面勾配の影響を考慮することで改善される可能性もあり，
この点に対する検討が必要である．


5)



5. 結論

桑原直樹，田中仁：洪水時の河口砂州崩壊現象に対する砂州高さ・潮位変動の影響に関する研究，海岸工学論文集，Vol.43，pp.631-635，1996.
内田龍彦，福岡捷二：非平衡粗面抵抗則を用いた一般底面解析法の導出と局所三次元流れへの適用，土木学会論文集 B1(水工学)，Vol.71，No.2，pp.43-62，
2015.
立山政樹，内田龍彦，福岡捷二，田部成幸：大規模
洪水時の河口砂州と周辺河床の変動解析-平成 23 年
阿賀野川洪水を対象として-，土木学会論文集 B1(水工学)，Vol.69，No.4，I_1009-I_1014，2013.
立山政樹，山﨑友子，田部成幸，内田龍彦，福岡捷二：洪水流による河口砂州フラッシュの新しい解析法に関する研究，河川技術論文集，Vol.19，pp.183188，2013.
立山政樹，内田龍彦，福岡捷二：底面境界が大きな勾配を有する河口砂州周辺の三次元流れと河床変動の解析法，土木学会論文集 B1(水工学)，Vol.72，
No.4，I_835-I-840，2016.

本研究では，十分発達した阿賀野川河口砂州の洪水中の開口機構の解析を大きな斜面勾配を考慮した GBVC

(2017. 9. 29 受付)

STUDY ON FLUSHING MECHANISM OF RIVER MOUTH SANDBARDUE TO LARGE FLOOD
Masaki TATEYAMA, Shoji FUKUOKA and Toshiyuki ISHIKAWA
We extended the GBVC (General Bottom Velocity Computation) method to consider bottom boundary
gradients in the analysis of flood flows and bed variations. This paper reconstructed and applied our extended model to the flood flows and bed variations around the Aganogawa River sandbars with large
topographic changes produced by flushing of river mouth sandbars. Based on the time series data of observed water surface profiles, the model is applied to calculation of flushing of river mouth sandbars atlarge 2011 flood of the Aganogawa River. The calculation results provided a good explanations for process of the defomations and flushing of the Aganogawa River mouth sandbars in 2011 flood.

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