ＩＳＳＮ１３４６－７８４０

港湾空港技術研究所
資料
TECHNICAL NOTEOFTHE PORT AND AIRPORT RESEARCH INSTITUTE

No.1379

Dec 2020

台風 1915 号の気象・高潮・波浪の特徴と横浜港の浸水被害
河合 弘泰・鈴木高二朗・平山 克也・川口 浩二・山本 康太
本多 和彦・里村 大樹・鶴田 修己・藤木 峻・千田 優
岩本 匠夢・朝比 翔太・川口 真吾・久保田博貴

国立研究開発法人

海上・港湾・航空技術研究所

National Institute of Maritime,
Port and Aviation Technology, Japan

目
要

次

旨 ························································································································

3

1. まえがき ···················································································································

42. 台風の諸元と東京湾の気圧・風・潮位・波浪の観測値·······················································

62.1

台風の諸元 ··········································································································

62.2

気圧・風の観測値 ·································································································

82.3

潮位の観測値 ······································································································

12

2.4

波浪の観測値 ······································································································

14

3. 東京湾の気象場・高潮の推算 ······················································································

16

3.1

様々な気象モデルによる気象場の推算 ····································································

3.2

ROMSによる高潮の推算 ························································································ 20

3.3

推算結果のまとめと今後の課題················································································ 24

16

4. 東京湾の波浪推算 ······································································································· 27
4.1

SWANによる推算の方法 ························································································ 27

4.2

推算の結果 ·········································································································· 30

4.3

今後の課題 ·········································································································· 30

5. 横浜港における浸水等の調査 ······················································································· 32
5.1

調査の対象地区と方法 ·························································································· 32

5.2

金沢区福浦地区及び幸浦地区 ················································································· 32

5.3

本牧D突堤及び“はま道路”周辺 ············································································ 36

5.4“はま道路”周辺 ·································································································· 39

6. 横浜港福浦地区の波浪変形・越波浸水計算 ····································································· 40
6.1

NOWT-PARIによる計算の方法 ················································································ 40

6.2

計算の結果と考察 ································································································· 43

6.3

今後の課題 ·········································································································· 49

7. パラペット後退型護岸に働く波力の計算 ········································································ 50
8. 結論 ·························································································································· 52
9. あとがき ··················································································································· 52
謝辞 ······························································································································ 52
参考文献 ························································································································ 52-1-

Meteorological, Storm Surge and Wave Characteristics of Typhoon Faxai, 2019and Major Inundation in Yokohama Port

Hiroyasu KAWAI*, Kojiro SUZUKI**, Katsuya HIRAYAMA**, Koji KAWAGUCHI*,
Kota YAMAMOTO***, Kazuhiko HONDA***, Daiki SATOMURA***, Naoki TSURUTA**,
Takashi FUJIKI*, Yu CHIDA*, Takumu IWAMOTO*, Shota ASAHI**,
Shingo KAWAGUCHI**** and Hiroki KUBOTA**
Synopsis
This technical note summaries the observation and hindcast of the wind, tide, and wave conditions
in Tokyo Bay during Typhoon Faxai, the simulation of the incident wave, wave-overtopping, andwave pressure on the seawall of Kanazawa Section of Yokohama Port, and the field survey on theflooded areas in the Port. (1) The typhoon is classified into 5 intense ones affecting Tokyo Bay in last
70 years and its radius of maximum wind speed was less than half the mean of past ones. (2) Only
near a typhoon center, the Japan Meteorological Agency tends to provide higher atmospheric pressure
and lower wind speed than the observed and the Fujii and Mitsuta parametric typhoon model gave
better estimation. The regional ocean model, ROMS, with better meteorological field is expected to
output better storm surge estimation. (3) Daini-kaiho Station of NOWPHAS recorded the highest
significant wave height with 3.27 m and 6.4 s since the beginning of the operation in 1991. The third
generation wave models, SWAN, with MSM wind data could reproduce the wave condition at thestation, and obtained the coexistence of the wave components from the bay entrance and head off the
Kanazawa Section of Yokohama Port. (4) The flooded area as well as the ground altitude and thewater depth at inundated locations were measured by an UAV and GNSS instruments in Fukuura andSachiura Subsections of Kanazawa Section and around Honmoku D Pier and Hama-doro Road, in
Yokohama Port. The survey concluded that the flood area extended by 800 m at maximum from theseawall at Fukuura Section. (5) The Boussinesq wave model, NOWT-PARI, was driven to simulate
wave propagation and transformation on rugged bathymetry to the Section and wave-overtopping on
the seawall. The wave concentration was appeared at the northern part of the Section due to wave
refraction and shoaling. The time-averaged wave overtopping rates were estimated as 0.04－0.06
m3/s/m in maximum in each part of the Section, while the influences of both the differential errors
and the characteristics of wave overtopping model were relatively reduced. (6) The seawall had
parapet on the rear of the main body. The numerical wave tank model, CADMAS-SURF/2D resulted
twice or more the wave pressure estimated by the Goda formula.
Key Words: Typhoon, meteorological field, storm surge, wave, seawall, wave-overtopping, wave
pressure* Ocean Hydrodynamics Department** Coastal and Ocean Engineering Department*** Coastal, Marine and Disaster Prevention Department, National Institute for Land and Infrastructure Management**** Former: Coastal and Ocean Engineering Department (Present: Tsuruga Port Office, Hokuriku Regional Development
Bureau)3-1-1 Nagase, Yokosuka, 239-0826 Japan
Phone：+81-46-844-5052
Fax：+81-46-844-1274
e-mail:kawai-h89s1@p.mpat.go.jp-2-

台風 1915 号の気象・高潮・波浪の特徴と横浜港の浸水被害
河合 弘泰*・鈴木高二朗**・平山 克也**・川口 浩二*・山本 康太***
本多 和彦***・里村 大樹***・鶴田 修己**・藤木 峻*・千田 優*
岩本 匠夢*・朝比 翔太**・川口 真吾****・久保田博貴**

要旨

本資料は，台風 1915 号による東京湾の風・潮位・波浪の観測値や再現計算，横浜港金沢区護岸の入射波浪・越波・波浪，金沢区他の浸水地点の現地調査の結果をとりまとめたものである．
(1) 台風 1915 号は，東京湾周辺に来襲した台風の勢力としては過去 70 年間で 5 位に入り，最大風
速半径が標準の半分以下という個性を持っていた．
(2) 台風の中心付近に限ると，気象庁毎時大気解析データ MSM の気圧は観測値に比べて高く，風速は小さくなっており，藤井・光田の経験的台風モデルの再現性が良かった．領域海洋モデル ROMSによって東京湾の高潮を推算し，気象場の精度を高めることで高潮の精度を高められることを再確認した．
(3) ナウファスの第二海堡では，1991 年の観測開始以来で最大の有義波 3.27 m，6.4 s を観測した．
MSM の風速場と第三世代波浪推算モデル SWAN によって，その第二海堡の波浪を概ね再現するとともに，横浜港金沢区の沖合では湾口と湾奥からの波浪が重なることが分かった．
(4) 横浜港の金沢区（福浦地区，幸浦地区），本牧 D 突堤，はま道路の周辺で，UAV や RTK-GNSSを用いて，浸水域や浸水地点の地盤高や浸水深を調査した．福浦地区では護岸から内陸に最大で 800m まで浸水が生じていた．
(5) 波浪推算で得たスペクトルを境界条件に，ブシネスク方程式モデル NOWT-PARI を用いて，起伏に富んだ海底地形を経て福浦地区護岸に至る波浪変形と護岸の越波を計算した．護岸の北側で浅瀬による波の集中が確認されるとともに，差分誤差や越波モデルの特性による影響を極力抑えたときの平均越波流量は，区間により最大 0.04～0.06 m3/s/m 程度と算定された．
(6) その護岸の形式はパラペット後退型であり，数値波動水路 CADMAS-SURF/2D によってその護岸に作用する波圧を計算すると，合田式の 2 倍以上であった．
キーワード：台風，気象場，高潮，波浪，護岸，越波，波圧* 海洋水理研究領域** 海洋研究領域*** 国土技術政策総合研究所沿岸海洋・防災研究部**** 元海洋研究領域（現北陸地方整備局敦賀港湾事務所）〒239-0826 横須賀市長瀬3-1-1 国立研究開発法人海上・港湾・航空技術研究所 港湾空港技術研究所
電話：046-844-5052 Fax：046-844-1274
e-mail:kawai-h89s1@p.mpat.go.jp-3-によるものではないが，2004 年には 0422 号の局地的な突1. まえがき風によって横浜市金沢区の駐車場では 2 t トラックなど 38
台が折り重なるように横倒しになった．伊勢湾台風以来

日本は，台風や温帯低気圧の通り道に位置し，古くからの日本の歴史を振り返ると，大阪湾では 1961 年の第二室

高潮や高波による災害に苦しめられてきた．太平洋に面

戸台風や 2018 年の台風 1821 号による大災害に見舞われする内湾の一つである東京湾の沿岸も，その例外ではな

たが，東京湾では大災害の記憶が薄れてきた．

く，図-1.1に示す1917年の大正6年台風や1949年のキティ

このような背景の下で，2019 年の台風 1915 号（アジア

台風は，その中心が東京湾の西方を北上し，それによる高名：Faxai，後に気象庁が「令和元年房総半島台風」と命潮が東京湾の北岸の広範囲を浸水させた．

名）が中心気圧 960hPa 程度の勢力で東京湾を縦断し，東その後，1956 年の海岸法制定や 1959 年の伊勢湾台風に

京港や横浜港では，強風でコンテナが散乱し，係留していよる巨大災害を契機に，伊勢湾台風級の勢力（中心気圧た船舶が臨港道路の橋梁に衝突し，高波で岸壁や護岸が940 hPa）の台風が，図-1.1 に示す大正 6 年台風やキティ

変形し，越波で岸壁上の車両が流され背後の工業団地が台風を直線化し東西に平行移動させたコースを通った場浸水した（国土交通省港湾局，2019a；Suzuki et al., 2020）．

合の高潮が推定された（気象庁・東京都，1960；Kawai,

その規模は，少なくとも 1960 年代に近代的な高潮対策が2019）．そして，それに基づく海岸保全施設の整備が進捗始まって以来，最大とも言われている．さらに，1919 号

し，伊勢湾台風のような強い台風が来襲しないという幸（Hagibis，令和元年東日本台風）も，1915 号より小規模

運にも恵まれて，大正 6 年台風やキティ台風に匹敵するではあるが，横浜港で高波による護岸の損傷や埠頭の浸高潮災害には遭遇しなかった．それに準ずる台風を挙げ

水，川崎港沖で停泊中の船舶の沈没・油流出等の被害をもるならば，1995 年の台風 9512 号（95 は西暦の下 2 桁，たらした（国土交通省港湾局，2019b；Shimozono et al.,

12 はその年の番号）と 1996 年の 9617 号の中心が東京湾

2020）．これらの被害を踏まえて，国土交通省関東地方整の東方を北上し，東京湾の南岸に位置する横須賀港馬堀

備局は「東京湾における高波対策検討委員会」，国土交通

海岸で，護岸の越波によって背後の住宅地の 70 hPa が浸省港湾局は「港湾等に来襲する想定を超えた高潮・高波・

水し，約 8,000 人に影響を与えたこと（国土交通省関東地

暴風対策検討委員会」を設置し，被災原因の究明や今後の方整備局横浜国道工事事務所）がある．また，高潮や波浪

高潮・高波・暴風対策の検討を行い，それに当所の研究者も委員として参画したところである．
ところで，港湾技術研究所（2001 年より港湾空港技術(a) Typhoon in 1917 (b) Models based on Typhoon in1917 (c) Kitty, 1949 (d) Models based on Kitty (e) Vera,
1959 (f) Nancy, 1961 (g) Oscar, 1995 (h) Violet, 1996(i) Jebi, 2018 (j) Faxai, 2019

研究所と国土技術政策総合研究所の一部）は，国内で大災害が発生するたびに，国や港湾・海岸管理者などの協力も得ながら，現地の被災調査，風・高潮・波浪の観測値の整38

理や再現計算，防波堤や護岸などの越波・波力・変形の再現実験に取り組んできた．この四半世紀に限っても 1999
年の八代海と周防灘（河合ら，2000，2003；高橋ら，2000；

36

永井ら，2000；橋本ら，2000；平石ら，2000；柳嶋ら，2000）
，
940

960

(c)

2004 年は瀬戸内海をはじめ日本各地（河合ら，2005，河960

合・川口，2007；川口・河合，2007；富田ら，2005；橋本
940hPa34

ら，2005；平山ら，2005，2013），2008 年の富山湾（加島・(d)平山，2011）の高潮や高波などを挙げることができる．

(a) (b)32
132 (f) (i) 134 (e)本資料は，
これらにならって，
台風 1915 号を中心に 1919
号にも少し触れつつ，東京湾の気象・高潮・波浪の観測・

136

138 (h) (g) (j) 140

142

推算や，横浜港金沢区の護岸の波力・越波の計算や被災調図-1.1 大正 6 年以来の代表的な台風，凡例：(a)大正 6

査について，一旦とりまとめたものである．1 章は河合弘

年台風，(b)大正 6 年台風の直線化モデル，(c)キ泰，2.1 節は河合弘泰と岩本匠夢，2.2 節と 2.3 節は岩本

ティ台風，(d)キティ台風の直線化モデル，(e)伊匠夢，2.4 節は川口浩二，3 章は岩本匠夢，4 章は藤木峻，

勢湾台風，(f)第二室戸台風，(g)台風 9512 号，

5 章は鈴木高二朗，山本康太，本多和彦，6 章は平山克也，(h)9617 号，(i)1821 号，(j)1915 号

7 章は鈴木高二朗と久保田博貴，8 章と 9 章は河合弘泰が，-4-

それぞれ担当した．その中には今なお解析を続けているものもあり，その成果は追って発表することにする．これらの成果が，今回の被災箇所に限らず，日本各地の防災・減災に資することを願ってやまない．

-5-

スを通った．その 13 個で静岡県西部から神奈川県の沿岸

2. 台風の諸元と東京湾の気圧・風・潮位・波浪の観に上陸または三浦半島を通過したのは，5821，0221，1721，

測値

1915，1919 号の 5 個である．その出現頻度は 1951 年以降の 70 年間を一つの期間と捉えても 14 年に 1 回，2000 年

2.1 台風の諸元以降の 20 年間に絞れば 5 年に 1 回であり，高潮防災を考

台風 1915 号は，2019 年 9 月 5 日に南鳥島近海で発生しえる上で頻度の高い事象といえる．なお，9512 号は，伊た後，図-2.1 に示すように，9 日 0 時に伊豆大島の近傍，

勢湾台風モデルで使われる 940 hPa に近い中心気圧で房3 時頃に三浦半島を通過し，さらにその頃の中心気圧 960

総半島沖を通過した．
(2) 最大風速半径hPa を維持したまま東京湾を縦断した．
(1) コースと中心気圧

台風の気圧分布の経験式として Myers の式（Myers andそのコースや中心気圧が頻繁に現れるものであるかをMalkin, 1961），

 r 
P ( r )= Pc + ∆P exp  − 0  r

確かめるために，気象庁ベストトラック解析データ（1951～2019 年，3 時間または 6 時間の間隔が基本）を直線内(2.1)

挿して毎時データを作り，その毎時点の少なくとも 1 点がよく用いられている．ここに，Pc は中心気圧，ΔP は気が北緯 34～36 度，東経 138～142 度の長方形領域の中に

圧深度，r は台風の中心からの距離である．r0 は，台風のあった台風を抽出した．その台風は 133 個あり，図-2.2

広がりを決めるパラメタであり，気圧傾度，遠心力，コリに示すように，ほとんどのものがキティ台風にならって

オリ力のつり合いから求めた傾度風速が最大となる半径

北北東進したものである．

に，結果として近い値であることから，最大風速半径と呼その 133 個の中から北緯 35 度付近で中心気圧が 960hPa

ばれている．

以下だったものを抽出すると，(a)から(l)の 13 個あり，こ最大風速半径 r0 の与え方としては，れらの来襲年代を 10 年区切りでみると，1990 年代以降に①中心気圧や暴風域半径から与える経験式（河合ら，

著しく偏っている．なお，この 13 個に次ぐ 5822 号（狩野2005；高木・呉，2015），

川台風）も 0221 号と，0422 号も 5821 号とほぼ同じコー②天気図の等圧線の半径と中心気圧から逆算，③複数地点の気圧観測値を用いた最小二乗法による推定（藤井，1992），37がよく知られている．このうち①は，過去の統計に基づ

970hPa, 9hr(a) Helen, 1958 (b) Ruth, 1962 (c) Cora, 1975 (d) Oscar,
1995 (e) Violet, 1996 (f) Kirogi, 2000 (g) Higos, 2002(h) Saloa, 2005 (i) Roke, 2011 (j) Wipha, 2013 (k) Lan,2017 (l) Faxai, 2019 (m) Hagibis, 201936
960hPa, 6hr

36965

960hPa, 4ha

960 965
960

961
955

960hPa, 3hr(i)35

960hPa, 2hr

960
958

(a)
34
138 (m)955hPa21hr, Sept. 8
139

960

958

957

960

942hPa(k)

960hPa0hr, Sept. 9

34
138

962

960

960

958

35

943

958

図-2.2
140

141

(g) (l) 139(e)(f) (j)140 (d)

141

(b)

(h)
(c)
142

1951 年以降に東京湾に接近した台風と主要なものに対する中心気圧，凡例：(a) 5821 号，(b) 6212

図-2.1 台風 1915 号のコースと中心気圧，〇印は下から

号，(c) 7513 号，(d) 9512 号，(e) 9617 号，(f) 0003

順に，9 月 8 日 21 時，9 月 9 日 0 時，2 時，3 時，

号，(g) 0221 号，(h) 0517 号，(i) 1115 号，(j) 1326

4 時，6 時，9 時

号，(k) 1721 号，(l) 1915 号，(m) 1919 号-6-

いて平均的な値を与えるものに過ぎない．③は，台風が日

𝑑𝑑 = |log∆𝑃𝑃1 − log∆𝑃𝑃2 | = �log

本列島に接近しないと，台風の中心から色々な方位でバ

∆𝑃𝑃1
∆𝑃𝑃2

�

(2.6)

と表わすことにし，この差を最小化する最大風速半径 𝑟𝑟̂ 0i

ランスよく観測値が得られず，推定値が安定しない．

（1 ≤ i ≤ n）を繰り返し計算により求める．ただし，r0 < r15

本研究では，④として，気象庁の台風ボーガス作成手法（大野木・上野，1992）と同様だが気圧分布を Myers の式という制約条件を課す．また，周辺気圧 PB は未知量なのに変えた方法，を試みた．その流れは以下の通りである．

で，地点 i における気圧観測値 Poi を用いて PB = Poi とす①ある時刻において，強風域半径 r15 に対応する領域半る．そして，最大風速半径の推定値 𝑟𝑟̂ 0i に対応する気圧深度 Δ𝑃𝑃�i を式(2.1)に代入し，r < rB に存在する気圧観測値と径 rB を与える．

=
rB r152V
1 + 15fr15の残差二乗和を求める．図-2.3 は，周辺気圧 PB = 1,013.25(2.2)

hPa，強風域半径 r15 = 500 km，中心気圧 Pc = 900～1,000hPa に対して最大風速半径 r0 を推定した例であり，Pc <ここに，V15 ＝15 m/s，f はコリオリのパラメタである．た960 hPa では r0 < 100 km となることが分かる．
③この計算を n 個（1 ≤ i ≤ n）の気圧観測値 Poi に対してだし，強風域半径が短径と長径を持つ場合はその平均値
を用いる．

(2.3)

行い，算出した残差二乗和が最小値を与える最大風速半径𝑟𝑟̂ 0 と気圧深度 Δ𝑃𝑃� を最終的な推定値とする．rB は r15 のに式(2.1)を代入し，さらに r = r15 と V = V15 を代入すると，以上の手法で推定した台風 1915 号と 1919 号の最大風②気圧傾度，遠心力，コリオリ力のつり合い式，
1 𝜕𝜕P
V2= + fVρa 𝜕𝜕rr

ρ a (V15 2 + fr15 V15 )∆P1 =1.5 から 2 倍程度の大きさであり，気圧観測値がこの範囲内に存在していれば本手法を適用できる．
速半径を図-2.4 に示す．実線は東京湾に接近して遠ざか(2.4)

るまでの経時変化，□印は最接近したときの値である．

 r 
r0
exp  − 0 r15
 r15 1915 号の最大風速半径は①の経験式の半分程度，1919 号
は 2 倍程度であった．この半分と 2 倍は，過去の台風でが得られる．ここに，ρa は大気の密度である．また，式(2.1)

下位と上位 10 ％の値に近い（河合ら，2005）．5821 号，

で r= rB，P(rB) = PB とすると，0221 号，1721 号の最大風速半径は，②による算出時に 1000

P −P
∆P2 = B c
 r 
exp  − 0  rB 

hPa 等圧線半径を用いたものであり，これらは概ね 1915

(2.5)

号と 1919 号との間にある．
図-2.5 は，台風 1915 号と 1919 号が東京湾に接近した

Radius of maximim wind speed, r0 (km)が得られる．こうして得た ΔP1 と ΔP2 の差 d を，
Helen, 1958
Higos, 2002
Lan, 2017
Faxai, 2019
Hagibis, 2019

250

x2

200
Kawai et al.
(2005)
pc −967.0

150

r0 = 94.89e 61.50

100
x1/2

50
0
900

920 940 960 980 1000
Central pressure, Pc (hPa)

図-2.4 中心気圧と最大風速半径の関係，横軸：中心気圧，
縦軸：最大風速半径，中央の曲線は経験式（河合図-2.3 最大風速半径の推定の例，横軸：最大風速半

ら，2005）径，縦軸：中心気圧，白点が推定値-7-ときの最大風速半径を示したものである．最大風速半径

図- 2.6である．最大風速半径が小さいと，風速の大きなの小さな 1915 号がこの位置にさしかかった時に，東京湾

領域が中心に寄った狭い範囲に限られる．このことは，台南部 a と湾口 b は台風の中心から見て 120 度ほど異なる

風のコースの近傍に位置する地点では，台風の進行に伴方位にあり，これら 2 地点では風向が大きく異なることって風速が急変することを意味する．ただし，風速の最大が読み取れる．それに対し，最大風速半径の大きな 1919

値は，気圧勾配に単純に比例するものではなく，最大風速

号では，30 度ほど異なる方位である．

半径が26 kmと169 kmとでも14%程度の違いに過ぎない．

この最大風速半径の違いが風速分布にどう現れるかを知るために，中心気圧を 960 hPa とし，最大風速半径が台

2.2 気圧・風の観測値

風 1915 号と同じ 26 km，この中心気圧に対する既往台風

台風 1915 号の気象場を確認するために，気象庁と横須の平均値（河合ら，2005）である 85 km，平均値の 2 倍で賀市消防局が観測した陸上の気圧と風に加え，関東地方

1919 号に近い 169 km を例に，Myers の気圧と風速（傾度

整備局が第二海堡，海上保安庁が海ほたる，東京都が東京

風成分のみ，風速低減係数は 0.67）の分布を求めたものが港で観測した海上の風速・風向も取得した（東京港は 1 時間間隔，海ほたるは 30 分間隔，その他は 10 分間隔）
．こ
れらの位置は，図-2.7 に示すように，東京湾を中心に，

38

相模湾周辺にも及んでいる．
図-2.8 に海面気圧の経時変化を示す．大島では 9 日 0時過ぎに最低気圧を記録し，その他の観測所も台風の進行に応じた時刻に記録した．台風の中心の経路のそばに位置した伊豆大島，横須賀，千葉では最低気圧が 960 hPa36(b)(B) Hagibis

程度であり，気象庁ベストトラックの中心気圧と大差な(a)い．経路から少し離れた網代や館山では，中心気圧より 20(A) Faxai～30 hPa 高く，台風がこれらの観測所に最接近したときの距離が約 30 km であることは，図-2.6 の r0=26 km の線に合っている．

34

32
136

138

140

142

図-2.5 台風 1915 号と 1919 号の最大風速半径と東京湾の大きさ，凡例の(A)は 1915 号，(B)は 1919 号

p r0=26km
85km

1000

30

169km

20

990
U r0=169km

980

85km

970

10

26km

Wind speed, U (m/s)

Atmospheric pressure,P ((hPa)

1010

0

960
0

100

200

300

400

500

図-2.7 気象観測所の位置，横軸：経度，縦軸：緯度，Distance from typhoon center, r (km)点線：台風の経路，四角印：風速・風向，丸図-2.6 様々な最大風速半径による気圧と風速の分布，

印：風速・風向・気圧

横軸：中心からの距離，左軸：気圧，右軸：風速-8-図-2.8 海面気圧の経時変化，横軸：時刻，縦軸：海面気圧，地点：左上から順に東京，千葉，横浜，横須賀，網代，館山，大島ークが明確でなく，台風の中心から離れていたことを裏

図-2.9 は 10m 高度の風速の経時変化を示す．観測値は付けている．

生の値ではなく，観測機器の設置高さに対して 1/7 乗則を用いて高度補正したものである．最大風速としては，海上図-2.10 に風向の経時変化を示す．東京湾周辺においの第二海堡と沿岸の羽田で 35m/s 程度を記録した一方，ては，9 日 0 時ごろまで E～NE 系の風向が卓越している

陸上の横須賀や横浜では 20m/s 程度に留まった．経時変が，台風の接近に伴って N 系に変化し，通過後は W～化に見られる特徴として，台風の中心付近が通過した大SW 系を記録した．台風の中心付近に位置した第二海堡

島，第二海堡，海ほたる，千葉で明確なピークが 2 度あや海ほたるでは，台風の通過に伴って風向が E 系から Wったことが挙げられる．羽田や江戸川臨海では，2 度のピ系に急変した．

-9-

図-2.910m 高度の風速の経時変化，横軸：時刻，縦軸：風速，地点：左上から順に東京，江戸川臨海，千葉，東京港，羽田，海ほたる，横浜，木更津，第二海堡，横須賀，網代，館山，大島- 10 -

図-2.10

風向の経時変化，横軸：時刻，縦軸：風向き，地点：左上から順に東京，江戸川臨海，千葉，東京港，羽田，海
ほたる，横浜，木更津，第二海堡，横須賀，網代，館山，大島- 11 -

た．これは，千葉で最大潮位偏差を記録した9日5時より1時間ほど遅く，この頃に台風は中心が茨城県まで移動し

2.3 潮位の観測値
台風1915号によって生じた高潮の状況を把握し，3章のて勢力が減衰していた．2.2節で述べた風の観測記録でも，高潮推算の検証に用いるために，潮位の観測データを取

この頃には東京湾付近において風速が20 m/s程度まで減得した．対象とした検（験）潮所は，海上保安庁による千少し，風向がE系からW系に変わったことから，晴海と横葉，横浜，横須賀，気象庁による晴海，布良，小田原，伊浜の最大潮位偏差が風と気圧によって生じたとは考えに

東，岡田，国土地理院による油壷，港湾空港技術研究所にくい．気象場ではなく，他の要因によって生じたものと考よる久里浜の計10地点であり，その位置を図-2.11に示す．

えられる．こうした潮位偏差の時間変化は，台風8506号の

気象庁と海上保安庁の検（験）潮所については，60分潮の高潮でも報告され（小西ら，1986），副振動に着目した基

調和定数が公表されており，これを用いて天文潮位を推礎的検討はなされているが，詳細は分かっていない．

算した（田中ら，2007）．その他については，各地点の各最大潮位偏差の値は，東京湾内の晴海と千葉で 1 m を月で，最小二乗法による13分潮を用いた調和解析（村上，超え，横浜と横須賀では 0.9 m 程度，湾外に位置する布良1981）を行って天文潮位を推定した．そして，その求めたでは 1 m を超えた．相模湾に面した検潮所では最大で 0.6

天文潮位を潮位から差し引くことで潮位偏差を求め，さm 程度となった．湾奥部では，最大潮位偏差の起時から約らに10分間の移動平均をかけた．

6 時間後にあたる 9 日 12 時頃にも潮位偏差の極大値が出

図-2.12に各地点の潮位偏差の経時変化を示す．ただし，現している．これは，岩本・髙川（2017）も指摘したよう

潮位偏差のゼロ線をずらして描いた．ハッチした時間帯に，東京湾の副振動の第 1 モードに該当すると考えられは，台風1915号が三浦半島を通過する直前の9日2時からる．この振動モードは，東京湾の湾奥が腹，観音崎と富津千葉に上陸する9日5時までである．最大潮位偏差の起時

岬を結ぶ線が節となったもので，湾内部の水位が同位相を見ると，低緯度に位置する岡田と伊東で最も早く，そこで振動するものである．その様子は，千葉から横須賀に至から千葉に至るまで，概ね台風の進行に伴って出現してる潮位偏差の波形によく表れており，これらの地点全ている．ただし，横浜と晴海では，第1ピークが出現した9日

で 9 日 12 時頃に極大となっている．

3時頃の3時間後にあたる6時頃に最大潮位偏差が出現し

図-2.11

取得対象とした検（験）潮所の位置，横軸：経度，縦軸：緯度，点線：台風経路，丸印：気象庁，四角印：海上保安庁，ひし形印：国土地理院，三角印：港湾空港技術研究所の観測所- 12 -

図-2.12東京湾及び相模湾での潮位偏差，横軸：時刻，縦軸：検潮所，ハッチ：台風の通過直前時から上陸後までの時刻- 13 -

不明である．なお，ナウファス第二海堡での最大有義波高
3.27 m は，2011 年の台風 1115 号による既往最大有義波高

2.4 波浪の観測値
台風 1915 号来襲時の東京湾内の波浪の発生状況を観測

2.78 m を約 50 cm 更新するものであった．また，東京湾

データで示す．図-2.13 は，東京湾内における波浪観測地

外で近隣のナウファス下田では，2019 年 9 月 8 日 23 時点を示したもので，
ナウファス第二海堡は富津岬の約 2km

20 分に 4.59 m，9.8 s の最大有義波（水圧補足）を観測し先の人工島（第二海堡）の南に位置する全国港湾波浪観測

たが，台風 1721 号による既往最大有義波（10.30 m，15.0

情報網（ナウファス）の観測地点の一つであり，東京港波s）を大きく下回る値であった．

浪観測所は湾奥部の西岸に東京都が設置した観測地点で

図-2.15 はナウファス第二海堡で，方向スペクトルの演ある．各観測地点の観測諸元を表-2.1 に示すが，その詳算に必要となる全観測項目が超音波によって正常に観測

細については，それぞれ国土交通省および東京都港湾局

できた内，最大有義波高 2.71 m を観測した 9 月 9 日 3 時のウェブサイトを参照されたい．

0 分の方向スペクトルを示したものである．図から分かる

図-2.14 はナウファス第二海堡および東京港波浪観測所での有義波の時系列変化を示したものである．台風接近に伴い，9 月 8 日の夜頃から波高が急激に増加し始め，
ナウファス第二海堡及び東京港波浪観測所ではそれぞれ
3.27 m（9 月 9 日 2 時 40 分；超音波による正常観測）および 3.39 m（同日 4 時；超音波欠測のため水圧補足値）の最大有義波高を観測した．ただし，図から分かるように，所々，データの抜け（観測の欠測）があり，実際の波高は(a) ナウファス第二海堡

図-2.13

東京湾内の波浪観測位置図

表-2.1 東京湾内の波浪観測地点の観測条件
地点名
ナウファス
第二海堡

東京港
波浪観測所

位置
北緯 35 度
18 分 13 秒
東経 139 度
44 分 50 秒
北緯 35 度
43 分 02 秒
東経 139 度
45 分 09 秒

水深31.8 m
（C.D.L.
基準）
14.0 m
（A.P.
基準）

備考
国土交通省港湾局，海象計，
観測頻度：20 分
間隔
東京都港湾局，
海象計，
観測頻度：1 時
間(b) 東京港波浪観測所
図-2.14台風 1915 号来襲時における東京湾内の有義波の観測値（上から，波高・周期，波向）- 14 -

図-2.15

ナウファス第二海堡における方向スペクトル（2019 年 9 月 9 日 3 時 0 分）
，横軸：方向，縦軸：周波数

ように，S 方向の顕著なエネルギーピーク（周期 12 s 程度）に加え，SE 方向にも弱いエネルギーピーク（周期 6 s程度）を持つようなスペクトル形状になっていることが分かる．なお，ナウファス第二海堡は人工島（第二海堡）の南側に位置しているため，N 系の波は遮蔽されることに注意が必要である．

- 15 -

の 32 地点で 10 月 11 日 9 時～10 月 13 日 9 時について，

3.東京湾の気象場・高潮の推算

それぞれ毎時値を取得した．そして，各地点について，台風の中心から 200 km 以内にある時間帯に絞って MSM の2019 年に東京湾に来襲した台風 1915 号と 1919 号には，誤差を算出し，その二乗平均平方根誤差 RMSE と最大絶強風域半径が前者は約 200 km と小ぶりで後者は 500 km

対誤差 MAE を算出した．その結果，RMSE は，1915 号でを超える，という対照的な性質があった．そのうち 1915

も 1919 号でも，また何れの地点でも，3 hPa 以下となり，号は，図-3.1 に示す過去 60 年間に顕著な高潮をもたらし

MSM の再現性が高い印象を与える．ところが，MAE をた台風群でも，中心気圧が 960 hPa で東京湾直上を通過し調べてみると，図-3.2 に示すように，1915 号では，台風た珍しい事例である．近年では，高潮や波浪の推算の実務の中心から 30 km 以内の全ての地点で 10 hPa を上回ってにも，気象庁のメソ数値予報モデル GPV の一つである

いた．1915 号が東京湾に接近した際の最大風速半径は 30

MSM（平面の格子間隔：5km，時間間隔：1km）が使われ

km 程度であり，最大風速半径より内側で MSM の再現性

るようになったが，それが小ぶりな台風の構造をどこまが低い．

で再現できるのか，また，その再現性が高潮の再現性にど

その台風 1915 号の中心近傍の風場の再現性をより詳しのように影響するか，について確認しておく必要がある．

く調べるために，台風の中心の経路に近い横須賀，第二海

そこで本研究では，MSM による台風 1915 号と 1919 号

堡，海ほたる，千葉を選び，図-3.3 のように MSM と観の気象場の再現性を確認するとともに，1915 号の高潮を測による風速を比較した．ここに，観測風は 1/7 乗則で 10

MSM，領域気象モデル WRF（Skamarock et. al, 2008），経m 高度の風速に換算したものである．観測値には，9 日 3験的台風モデル（以下では ETM）という様々な気象場を時頃から 5 時頃にかけて台風の中心付近が通過したこと

用いて比較計算した．

による風速の急激な変化が現れている．MSM にもその変化は現れているが，千葉ではピークが著しく低い．第二海

なお，本稿は，岩本・河合（2020）をもとにしたもので堡の第 1 ピークの起時は，観測値では 9 日 2 時半頃なのある．

に対して MSM では 2 時であり，2 時半の風速で比較する
3.1 様々な気象モデルによる気象場の推算と MSM は 20 m/s ほど過小評価している．その主な原因(1) MSMは，MSM が 1 時間毎に出力されたものであるためであ

MSM の総観スケールの再現性を確認するために，そのる．横須賀ではピークを概ね再現できている．

海面気圧を観測値と比較した．1915 号では伊良湖（愛知

台風 1915 号が東京湾を通過したときの気圧場の再現性

県）～大船渡（岩手県）の 24 地点で 9 月 7 日 21 時～9 月をより詳しく確認するために，神奈川県の横須賀市消防

9 日 21 時，1919 号では潮岬（和歌山県）～宮古（岩手県）

図-3.1 東京湾で顕著な高潮が発生した台風群，凡例の 1
行目は台風 1919 号，1115 号，0115 号，7920 号，2 行目は

図-3.2 台風中心の接近距離と MAE の関係，横軸：台1915 号，1721 号，0709 号，0918 号，3 行目は 9805 号，

風の中心からの距離，縦軸：最大絶対誤差，凡8506 号，6524 号，1824 号

例は上から台風 1915 号，1919 号- 16 -

図-3.3 台風 1915 号の風速の再現性，横軸：時刻，縦軸：10m 高度の風速，破線：MSM，○印：観測値，

図-3.4 台風 1915 号の海面気圧の空間分布，塗色の濃淡：海面気圧，破線：台風経路，丸印：観測値- 17 -

局など 7 地点の観測値と比較した．図-3.4 に示す通り，+��

各時刻において MSM の海面気圧は，台風の中心から離れ

𝑟𝑟𝑟𝑟−𝑉𝑉𝑇𝑇 sin𝛽𝛽 2� +2∆𝑃𝑃 𝑟𝑟𝜌𝜌𝑎𝑎 𝑟𝑟0

𝑟𝑟

exp �− ��
𝑟𝑟0

(3.1)

たところでは観測値と概ね一致し，中心付近では過大評

でも気象場を求めた．ここに，UG は自由大気での風速，

価している．その一因として，MSM の格子間隔が 5 km

VT は台風の進行速度，βは台風の中心からみた方位であと，1915 号の中心近傍の物理過程を解像するには粗かっ

る．風速低減係数（海上風と自由大気の風速の比率）は，た ことが考 えられる ．既往研 究（例え ば， Gentry and

𝑋𝑋

𝑘𝑘−1

𝐶𝐶 = 𝐶𝐶∞ + �𝐶𝐶𝑝𝑝 − 𝐶𝐶∞ � � �

Lackmann, 2010）には，気象モデルの格子間隔を 3 km より小さくすることを推奨しているものもある．

1

𝑋𝑋𝑝𝑝

𝑋𝑋

𝑘𝑘

・exp ��1 − � �1 − � � ��
𝑘𝑘

以上より，小ぶりな台風の中心付近では MSM の再現性

𝑋𝑋𝑝𝑝

(3.2)

により与えられ，C∞=2/3，k=2.5，X=r/r0，Xp=0.5 である．

が必ずしも十分ではないことを確認した．
(2)WRF と経験的台風モデル

既往研究（河合・川口，2007）にならって，風速低減係数

MSM の時空間解像度を高めるために，領域気象モデルの最大値 Cp には，

[

]


2
C p = min  1 + 10 (0.0231∆p −1.95 ) , 1 3

WRF を用いて，格子幅を約 1 km，計算結果の出力間隔を10 分としたダウンスケーリング計算を行った．ただし，(3.3)

台風ボーガスの挿入はしていない．その詳細な計算条件を用いたが，東京湾周辺では 1 に達しなかった．吹き込み

は表-3.1 の通りである．境界値として用いた MSM から

角は 30 度とした（以下では ETM）．

値が大きく乖離し，台風経路に誤差が生じることを避け

ただし，事前検討において，陸域の影響を考慮していなるために，Spectral Nudging を用いた．ナッジング係数のい ETM の風場で高潮を推算すると，湾奥の晴海では強い値と同化対象とする鉛直層については，テスト計算を繰

吹き返しによって潮位偏差が増加せずに減少する結果がり返して決定した．

得られた．そこで，陸域による風速の低減効果を考慮する

その一方で，移動座標系で超傾度風を考慮した経験的ために，既往研究（橋本ら，2000）を参考にして，風の到

台風モデル（Mitsuta and Fujii, 1987），

𝑈𝑈𝐺𝐺 = �−

計算領域

格子幅 (度)
鉛直層数
地形
土地利用
初期/境界値SST Update

ナッジング

積雲過程

値が変化するように補正した．すなわち，海上風速 Vsuper𝑟𝑟𝑟𝑟−𝑉𝑉𝑇𝑇 sin𝛽𝛽
2

表-3.1
期間

来方向における海のセルの個数に応じて風速低減係数のを次式によって与えた．
𝑉𝑉𝑠𝑠𝑠𝑠𝑠𝑠𝑠𝑠𝑠𝑠 = 𝐶𝐶𝑙𝑙𝑙𝑙𝑙𝑙𝑙𝑙 𝐶𝐶1 𝑈𝑈𝐺𝐺WRF の計算条件

𝐶𝐶𝑙𝑙𝑙𝑙𝑙𝑙𝑙𝑙 =2019 年 9 月 7 日 21 時～9 月 10 日 8 時
第 1 領域：北緯 22.45 度～39.95 度，
東経 135.0 度～150.0 度
第 2 領域：北緯 32.38 度～36.37 度，
東経 137.4 度～142.4 度
第 1 領域 (dx, dy) = (0.0625, 0.05)
第 2 領域 (dx, dy) = (0.0125, 0.01)35
数値地図 10 m メッシュ標高データ
国土数値情報・土地利用細分メッシュ
・都市地域土地利用細分メッシュ
・MSM-GPV の解析値（3 時間毎）
・NCEP FNL （土壌の情報など）

𝑁𝑁

25(1 − 0.5) + 0.5

(3.4)
(3.5)

ここに，C1 はいわゆる風速低減係数で，陸上地形の影響あり（3 時間毎）
Spectral Nudging（3 時間毎）・第一領域：全層・第二領域：接地境界層より上層
・同化対象とした空間スケール≃ O (600 km)
第 1 領域のみ積雲パラメタリゼーショ
ンを使用

図-3.5 台風中心の接近距離と MAE の関係，横軸：台風の中心からの距離，縦軸：最大絶対誤差- 18 -

図-3.6 台風 1915 号の海面気圧の経時変化，横軸：時刻，縦軸：海面気圧，凡例の Obs は観測値

図-3.7 台風 1915 号の海上風速の経時変化，横軸：時刻，縦軸：10m 高度の風速，凡例の Obs は観測値

- 19 -

を受けない海上と自由大気での風速の比，UG は自由大気

2002）に比べ，での風速，N は風上側における海のセルの個数であり，風①一定水深ではなく，水深に比例した，多層の分割，

上 5 km 地点周辺の格子点 25 個の内数とした．陸上地形②乱流モデル，底面せん断応力等の物理オプションを用意，の影響を考慮する係数 Cland は，海のセルが周囲に存在しない地点（N = 0）では 0.5 となり，最大風速半径より十分③水温，塩分等の移流拡散による密度変化を考慮，に離れた地点では，自由大気での風速 UG にかかる係数の④領域気象モデル WRF や波浪推算モデル SWAN との積 Cland C1 が 0.3 程度になるように設定した．

連成が可能（海面熱収支過程を高度化，Wave Setup を考慮），(3) 各気象モデルの精度
図-3.5 は，
図-3.2 に倣って，
台風 1915 号の MSM，WRF，という特徴があり，研究に用いられている（例えば，内山・ETM による海面気圧の最大絶対誤差 MAE を示す．WRF

多田，2015；岩本・髙川，2017；岩本・河合，2020；松尾

の気圧は，MSM から乖離し過ぎないように計算を拘束しら，2020）．
本研究では，この ROMS に，MSM，ETM，WRF によたことで MSM からさほど変化していない．一方，ETM は台風の中心近傍においても再現性は低下せず，その MAEる気象場を与えて高潮の推算を行った．その計算条件のは最大でも 5 hPa 程度である．

詳細を表-3.2 に示す．
計算領域は，
図-3.8 に示すように，

図-3.6 は台風経路に近い横須賀と千葉における海面気

第 1 領域の北西太平洋からネスティングして，第 3 領域

圧の経時変化であり，ETM が良好に再現する一方で，WRFが東京湾周辺をカバーするようにした．計算領域間の変は MSM からほとんど改善が見られない．

数の受け渡しは双方向とした．初期・境界条件には水位変図-3.7 に海上風速の経時変化を示す．海面気圧と異な化・流速のない状態を与え，12 時間の助走期間を設けてり，WRF と ETM は台風の中心付近でも海上風速の急激

数値振動を抑制した．今回の計算は基礎的検討を目的とな変化を比較的良く再現している．WRF は，MSM に比べしたものであり，水温や塩分濃度は一定とし，波浪モデルて，千葉では全体的に風速を高め，海ほたると第二海堡でとの結合も省略した．

は周期が 1 時間未満の変化が入ることで，それぞれ観測(2) 台風 1915 号の高潮の推算結果値に近づいた．その一方，横須賀では，観測値を大幅に上

図-3.9 は潮位偏差の計算値と観測値を 10 分毎に比較

回り，9 日 2 時頃には 15 m/s ほど過大評価している．そしたものである．気象場に MSM を用いると，全地点で再の原因としては，この地点が内陸であること，風速が極小

現性が低く，特に晴海で観測値からの乖離が大きい．ETMとなる時刻が観測値と比べて若干早いことから台風の経を用いると，第 1 ピークは概ね再現できたが，その起時に路あるいは進行にも誤差があったこと，が考えられる．

は若干の遅れが見られ，台風上陸後に現れる第 2 ピーク

ETM は，毎時の台風の中心の位置や気圧，周辺の気圧のの再現性は低い．WRF を用いると，全地点で経時変化の観測値からパラメタを設定しており，風速の極大・極小の値やその起時は，海ほたるや第二海堡といった海上の地表-3.2

点において，観測値とよく一致している．千葉や横須賀で期間観測値と乖離があるのは，これらの地点を囲む陸上地形の影響を考慮しきれていないことが原因と考えられる．

格子数以上のように，最大風速半径の小さな台風 1915 号の気象場に対しては，ETM の適用性が高く，WRF によっても
格子幅

MSM を改善し得ることが分かった．

鉛直層数
3.2

ROMS による高潮の推算

地形(1) 高潮推算の方法

領域間接続
海岸線
乱流モデル
底面せん断
応力
外力の入力
間隔

高潮の推算には，領域海洋モデル ROMS（Shchepetkin
and McWilliams, 2005）を用いた．ROMS は，流体運動を
静水圧・Boussinesq 近似し，地形に適合した座標系（水平方向：直交曲線座標系，鉛直方向：σ座標系）で構築した
3 次元流動モデルである．これまで実務でよく使われてきた非線形長波モデル（例えば，河合，2010；柴木・渡辺，- 20 -ROMS の計算条件

2019 年 9 月 7 日 9 時～9 月 10 日 0 時（助走期間 12 時間を含む）
第 1 領域：（東西，南北）= (320, 240)
第 2 領域：(90, 75)
第 3 領域：(100, 115)
第 1 領域：25,000 m
第 2 領域： 5,000 m
第 3 領域： 1,000 m
3
第 1 領域：GEBCO2014
第 2・3 領域：中央防災会議
双方向ネスティング
数値地図 10 m メッシュ標高データ
κ-εモデル
底層流速の 2 乗に比例
MSM：1 時間毎（その間は直線内挿）ETM と WRF：10 分毎（〃）特徴をよく表し，千葉の 9 日 3 時頃の第 1 ピークも観測値に近い．それでも全体的には観測値より小さいため，風
場は WRF のままで気圧場を ETM に置き換えたもの HVDで計算したところ，潮位偏差は 10～20 cm 増加し，ピークの再現性が向上した．すなわち，小ぶりな台風 1915 号の高潮推算には，MSM をそのまま使うより，WRF を用いて気象場の解像度を高めるか，ETM を使う方が望ましい，という結果になった．なお，第 2 ピークが小さくなった一因としては，本計算で省略した海洋場の密度構造（柴木・渡辺，2002）が考えられる．
東京湾における高潮の挙動を調べるために，HVD を用いて計算した流動場と潮位偏差の分布を図-3.10 に示す．
それによると，台風の接近に伴って，富津岬が位置する東岸側から海水が流入し，それが湾奥で吹き溜まった後，西岸に沿って湾口に流下した．潮位偏差の分布も台風の位置に応じて変化した．例えば，9 日 3 時には台風の中心が横須賀付近に位置し，湾口で潮位偏差が若干大きかった．
台風が北上すると湾内で吹き寄せ効果が顕著になり，4 時には船橋や木更津で潮位偏差が増加し，5 時に湾奥の千葉周辺で 1m 以上になった．一方，横浜や横須賀では，潮位偏差が減少し，さらにその後，湾奥に吹き溜まった海水が西岸に沿って流下して潮位偏差が再び増加した．図-3.9で見られた横浜や横須賀の二山のピークは，こうした流動構造を反映したものと考えられる．図-3.11 に潮位偏差の最大値の分布を示す．千葉など湾奥で 1.2m 程度，湾口で 0.6m 程度であった．
台風の中心が横須賀付近にあった 9 日 3 時半に，晴海の周辺では，図-3.12 に示すように，流入が顕著となって
図-3.8

潮位偏差が増加した．
千葉に上陸する直前の 4 時半には，ROMS の計算領域，Domain とは領域

海風から陸風になって潮位偏差が減少した．さらに，湾奥に吹き溜まった海水が湾口に流下した頃には，潮位偏差が再び増加した．すなわち，4 時半頃から見られる潮位偏差の複雑な変化は，風向の変化や湾内の流動が重畳したことによると考えられる．

- 21 -

図-3.9 台風 1915 号の潮位偏差の経時変化，横軸：時刻，縦軸：潮位偏差，凡例の Obs は観測値，HVD は WRF の風と
ETM の気圧の組合せ- 22 -

図-3.10

東京湾における流動場と潮位偏差の空間分布，塗色の濃淡は潮位偏差

図-3.11

潮位偏差の最大値の分布，塗色の濃淡は潮位偏差- 23 -

図-3.12

晴海周辺における流動場と潮位偏差の分布，塗色の濃淡は潮位偏差(3) 台風 1919 号の気象場と高潮の再現性

推算の再現性も低かった．この MSM を初期・境界値とし

台風 1915 号とは対照的に大ぶりな 1919 号の気象場とて領域気象モデル WRF によってダウンスケーリングす

高潮の再現性についても調べてみた．気圧については，図ると，風速の再現性は向上した．経験的台風モデル ETM-3.13 に示すように，MSM の再現性は良好であった．風

では気圧も風もよく表現できた．WRF や ETM による気についても，図-3.14 に示すように，海ほたるでは良好で象場を用いて高潮推算すると，MSM より精度が改善されあり，沿岸では江戸川臨海のようにピークを過小評価すた．WRF の風と ETM の気圧を用いた高潮推算で，東京る地点もあった．これらは，台風の最大風速半径が平均的

湾の湾口から入った海水が東岸を沿って湾奥，さらに西な値の 2 倍程度と大きく，気圧や風の時空間変化が緩や岸を沿って湾口から出て行く様子を描くことができた．

かであるためである．

一方，最大風速半径の大きな 1919 号では，MSM の気圧場の再現性が 1915 号に比べて良かった．

その MSM を用いて高潮を推算した結果を図-3.15 に示す．峯や谷の時刻など経時変化の特徴は表わせているが，何れの台風でも，潮位偏差の推算値が全体的に小さく，全体的に過小評価になった．台風 1915 号では晴海で周期その一因が密度層を考慮していないことにあると考えてが約 3 時間の振動が顕著であったが，1919 号では観測値

いる．台風ボーガスも挿入した WRF によるダウンスケーにも推算値にも明瞭に現れていない．

リング，波浪モデルとの結合による Wave setup の考慮とともに，他の台風に広げて検証していくことを，今後の課題としたい．

3.3 推算結果のまとめと今後の課題
最大風速半径の小さい台風 1915 号の中心の付近では，
メソ数値予報モデル GPV（MSM）の気圧や風の再現性が低く，これを入力した領域海洋モデル ROMS による高潮- 24 -

図-3.13

図-3.14台風 1919 号の海面気圧の経時変化，横軸：時刻，縦軸：海面気圧，凡例の Obs は観測値

台風 1919 号の海上風速の経時変化，横軸：時刻，縦軸：10m 高度の風速，凡例の Obs は観測値

- 25 -

図-3.15

台風 1919 号の潮位偏差の経時変化，横軸：時刻，縦軸：潮位偏差，凡例の Obs.は観測値- 26 -

モデルは，波浪の発達に海面の状態を考慮することから

4. 東京湾の波浪推算

風に対する応答が良く，強風下で波浪が発達しやすいことが知られている（橋本ら, 2004）．

台風 1915 号が来襲した当時の東京湾内の波浪に関して

5 つの計算領域の内，全球に対応する第 1 領域，日本近は，映像や観測機器による直接的な記録が少数の地点に海に対応する第 2 領域，東京湾に対応する第 5 領域の水限られ，被災時の波浪外力や越波流量を広域的に評価す深図を図-4.1 に示す．東京湾内の波浪観測地点として，ることはできない．そこで，数値波浪モデルを用いた東京

図-4.1 に示すナウファスの第二海堡および東京都の東京

湾内の波浪の再現計算を通じて，被災原因として考えられる波浪の把握を試みた．
4.1

SWAN による推算の方法

本研究では第 3 世代波浪モデル SWAN による波浪推算を実施した．東京湾のような浅海域を有する内湾を対象とする場合には，深海域を対象に開発された WAM よりも，浅海域の物理過程の多くをモデルに取り込んだ
SWAN が適している．SWAN の浅海域への適用としては，
東京湾（川口ら, 2003; 川口ら, 2018），大阪湾（國富ら,2005），沖縄本島周辺（松尾ら, 2020）の事例が報告されている．
本研究では，波浪推算の計算領域として全球（解像度：(a) 第 1 領域

1/2 度）から東京湾内（解像度：1/512 度）までネスティン
グしたものを用い，ダウンスケーリング計算を実施した．
主として湾内で発生する波浪を対象にするが，湾外からうねりが進入することも想定し，全球からの計算とした．
その計算領域の諸元を表-4.1 に示す．東京湾から離れた位置にある台風からのうねりを推算するために 168 時間の助走期間を設けた．風外力には，気象庁が提供する全球・メソ数値予報モデル GPV を各計算領域の解像度に応じて用いた．
波浪モデル中の物理過程としては，風から波浪へのエ
ネルギー入力には Janssen (1991)を用い，その他の底面摩擦・白波砕波・非線形相互作用についてはデフォルトのも(b) 第 2 領域のを用いた．スペクトルの周波数は 0.03~1.0 s-1 を 35 分
割，方向は 72 分割した．今回の波浪推算で用いた Janssen

表-4.1
期間
格子幅(度)

地形
風外力

SWAN の計算条件

2019 年 8 月 25 日 0 時～9 月 12 日 0 時（助走期間 168 時間を含む）
第 1 領域：1/2，第 2 領域：1/16，
第 3 領域：1/32，第 4 領域：1/128
第 5 領域：1/512
第 1 領域：GEBCO2014
第 2・3 領域：JTOPO30
第 4・5 領域：M7001
第 1 領域：GSM（全球）
第 2~5 領域：MSM(c) 第 5 領域
図-4.1 波浪推算に用いた水深データ- 27 -

港波浪観測所で取得された波浪データを用いて，推算結比較した．なお，波浪モデルの周期は，スペクトルのモー

果の精度検証を行った．観測データの詳細は 2.4 節を参メントのとり方によって平均周期 Tm01 の他にも複数の異照されたい．観測で得られたゼロアップクロス法によるなる定義が考えられるが，ここでは SWAN の標準的な出有義波高・周期とピーク波向に対し，推算で得たスペクト力である平均周期 Tm01 を，有義波周期と対応するものとルによる有義波高・平均周期 Tm01・ピーク波向の時系列をして便宜的に用いた．

図-4.2 波高，周期および波向の推算値の時系列（第二海堡），上：有義波高，中：有義波周期（観測）と平均周期 Tm01（推算），下：ピーク波向

図-4.3 波高，周期および波向の推算値の時系列（東京港），上：有義波高，中：有義波周期（観測）と平均周期 Tm01（推算），下：ピーク波向- 28 -

(a) 2019 年 9 月 9 日 2 時の波高(b) 2019 年 9 月 9 日 2 時の周期(c) 2019 年 9 月 9 日 3 時の波高(d) 2019 年 9 月 9 日 3 時の周期(e) 2019 年 9 月 9 日 6 時の波高(f) 2019 年 9 月 9 日 6 時の周期

図-4.4 東京湾内の有義波高・Tm01 周期の分布，図中の矢印はピーク波向を示す- 29 -

えなかった．
4.2 推算の結果
4.3 今後の課題

図-4.2 に第二海堡における観測値と推算値の比較を示す．最大有義波高は概ね再現したが，その起時には 1 時間

第 3 世代波浪モデル SWAN を用いて，台風 1915 号の来程度の差がある．有義波周期は過小評価の傾向になった．

襲時の東京湾内の波浪の再現計算を実施し，観測値とのピーク波向は，S 系が支配的な観測値の傾向を再現した．

比較を行った．最大有義波高は概ね再現したが，その起時

図-4.3 に東京港波浪観測所における観測値と推算値のは最大で 3 時間程度の差が見られた．有義波周期は過小比較を示す．最大有義波高は概ね再現したが，その起時に評価の傾向になった．湾内の最大有義波高は，南西部で最は 3 時間程度の差がある．有義波周期は，過小評価の傾向

大となる特徴的な分布が得られた．その代表地点のスペになった．ピーク波向は欠測が多く，推算精度の評価が困

クトルには，ENE および SE からの周期が短い 2 つの成難である．

分に加え，SE からの周期の長い成分を含む複雑な形状が見られた．

図-4.4 には，東京湾内の計算領域における有義波高・平均周期 Tm01 の分布について，特徴的な時刻のものを示

波浪モデル SWAN で得られた周期について，東京湾内

す．この図から分かるように，最大有義波高が出現する時の東京港および東京湾口の第二海堡で得られた観測値と刻は湾内で一様ではない．湾内で最大有義波高が出現す比較したところ，いずれの地点に対しても観測値を過小る場所が時刻の経過に従って，南西部（図の a），北西部

評価する結果となった．この周期の過小評価は川口ら(c),北東部(e)と移動していく様子が見て取れる．平均周（2003）による東京湾を対象とした波浪推算においても期 Tm01 は，いずれの時刻も湾内のほぼ全域で 4～6 s であ報告されているが，その原因の１つとして湾外から到達ったが，9 日 3 時時点（d）には，周期 6 s 強の領域が湾内にしたうねり成分の過小評価が指摘されている．今回の波伸びる様子が見られた．

浪推算においても，スペクトル上に風波およびうねりと図-4.5 には東京湾内の最大有義波高の分布を示す．湾思われる成分が同時に出現していることから，うねり成の南西部で有義波高が最大となる特徴的な波高分布が得分の過小評価によって周期も過小評価となった可能性がられた．その南西部から，図-4.6(a)に矢印で示す地点をある．

代表に選び,最大有義波高出現時のスペクトルを(b)，(c)

今後の課題として，多峰性を示す波浪スペクトルを対に示す．(b)の周波数スペクトル上では，周期の短い成分

象とした波浪外力の適切な評価が挙げられる．波浪スペと周期の長い成分が見られた．また，(c)の方向スペクト

クトルが図-4.6 で示したような周期・波向が異なる複数

ル上では，ENE および SE からの周期の短い 2 つの成分の成分を持つ場合に，これを便宜的に単一の波高・周期・に加えて SE からの周期の長い成分が見られた．これら周波向を用いて表現すると，特に周期や波向についてはエ

期の短い成分と長い成分はそれぞれ，湾内で発生した風

ネルギーがほぼ存在しない不適当な値が代表値に選ばれ波と湾外から到達したうねりに相当すると推測されるが，る可能性もある．これを避けるには，Spectral partitioning（例えば，Hanson et al., 2000; 藤木ら, 2018)により，方本研究では観測データの不足により，さらなる検証は行

向スペクトル上のそれぞれの成分に対して波高・周期・波向を算出しその影響を評価する必要があると考える．今
回の波浪推算の結果に対しても，スペクトル上の波浪成分を適切に抽出することで，例えば風波とうねりそれぞれについて波高・周期・波向の比較が可能となる．これによって，東京湾内で発生していたと考えられる複雑な波浪を対象に，風波やうねりといった現象ごとに波浪モデ
ルの再現精度の評価が可能になると期待される．

図-4.5 東京湾内の最大有義波高の分布- 30 -

←(a) 抽出地点(b) 周波数スペクトル(c) 周波数・方向スペクトル

図-4.6 福浦沖の波浪スペクトル，(a)の横軸は経度，縦軸は緯度，(b)の横軸は周波数，縦軸はエネルギー，(c)は波がやって来る方位- 31 -

5. 横浜港における浸水等の調査
5.1 調査の対象地区と方法
図-5.1 は横浜港における調査箇所を示したものであり，
本牧 D 突堤，“はま道路”とその周辺地域，および金沢区の幸浦地区と福浦地区の調査を行った．
その実施日は 9 月
10 日，14 日，18 日であり，本資料に掲載する浸水等の調査には鈴木高二朗，山本康太，本多和彦，里村大樹，鶴田修己，千田優，朝比翔太，川口真吾があたった．以下の3 項目を調査した．
①外郭施設の破壊状況，浸水状況の調査と写真撮影②UAV による浸水状況の把握③浸水痕からの浸水深の計測，RTK-GNSS による浸水
地点の地盤高の計測および浸水高の計測
ここでは，5.2 節で金沢区福浦，幸浦地区の調査について，5.3 節で本牧 D 突堤，5.4 節で“はま道路”周辺地域の調査について述べる．
5.2 金沢区福浦地区及び幸浦地区
図-5.1 調査の対象地区

金沢区福浦地区及び幸浦地区において，高波により護岸が約 600 m 倒壊するとともに，護岸から内陸一帯 3.92
km2 が浸水した（国土交通省港湾局，2019a，2019b；写真-5.1～写真-5.2）．その浸水状況を把握するため，浸水の痕跡が発見された箇所における標高，浸水深及び浸水高（図-5.2）の調査を実施した．金沢区福浦地区及び幸浦地
区の位置図を図-5.3 に示す．
福浦地区における浸水痕跡の一例を，写真-5.3 に示す．
そこにある浸水痕跡は，水面に浮遊した紙くずなどが歩
道脇の植栽に打ち上げられたものでる．
これらの浸水痕跡が見られた地点での標高，浸水深及
び浸水高の調査結果を図-5.4～図-5.9に，浸水調査地点
詳細データを表-5.1に示す．なお，浸水深が0.00 mとなっている箇所は遡上点であり，護岸から内陸に最大で約800

写真-5.1 福浦地区の被災した護岸m付近であった．
福浦地区では，護岸付近において浸水の痕跡から最大で1.8 m程度，近傍道路面からは2.0 m程度の浸水深があった．護岸近くに立地する会社敷地内では約1.2 m浸水していた．
福浦地区の護岸南部にある築山（T.P.+10 m）の頂上では，越波水塊により草が同一方向に押し倒されていた（写真-5.4）．築山の頂上や裏側には，松の枝などが流されている痕跡が確認された（写真-5.5）．
幸浦地区では，護岸沿いにおいて浸水の痕跡から 1.3 m
程度の浸水があったと考えられる．

写真-5.2- 32 -

福浦地区の浸水した建屋

写真-5.3

紙くずが打ち上げられた浸水痕跡

図-5.2 浸水深（痕跡地点）と（近傍道路）の関係

幸浦地区

福浦地区

図-5.3 金沢区福浦地区及び幸浦地区の位置図- 33 -

図-5.4 福浦地区標高（GPS計測：T.P.基準）

図-5.5 福浦地区浸水深（GPS計測）

図-5.6 福浦地区浸水高（GPS計測：T.P.基準）

図-5.7 幸浦地区標高（GPS計測：T.P.基準）- 34 -

図-5.8 幸浦地区浸水深（GPS計測）

図-5.9 幸浦地区浸水高（GPS計測：T.P.基準）
表-5.1 浸水調査対象地点データ

写真-5.4

写真-5.5

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

築山頂上

築山頂上付近- 35 -

緯度35.34827125
35.35161442
35.35353131
35.35348193
35.35348636
35.35352549
35.35348530
35.35338088
35.35338119
35.35335394
35.35218056
35.35257564
35.34375897
35.36162368
35.36138220
35.37199192
35.34559184
35.34559708
35.34587414
35.34578663
35.34702055
35.35088322
35.35088278
35.35088044
35.35087711
35.35107198
35.35109439
35.35076806
35.34844392
35.34825892
35.34839553

経度
139.65278380
139.65002540
139.65129600
139.65263670
139.65405270
139.65322710
139.65458280
139.65549360
139.65576150
139.65616800
139.65635960
139.65662500
139.65655130
139.65013290
139.64736180
139.65368870
139.65085386
139.65213575
139.65357363
139.65475917
139.65627193
139.65634653
139.65585389
139.65465705
139.65224170
139.65108600
139.64998917
139.64837080
139.65591917
139.65291045
139.65052100

標高
4.05m
3.87m
3.63m
3.26m
3.40m
3.43m
3.19m
3.09m
3.02m
3.24m
3.31m
2.92m
10.77m
2.55m
2.57m
2.59m
3.53m
3.43m
3.53m
3.68m
3.82m
2.89m
2.96m
3.12m
3.31m
3.43m
3.80m
3.43m
3.21m
3.82m
3.61m

浸水深
0.00m
0.00m
0.20m
0.62m
0.44m
0.55m
0.96m
1.70m
1.27m
1.80m
1.80m
2.18m
0.00m
1.34m
0.54m
1.27m
0.32m
0.36m
0.51m
0.50m
1.22m
1.77m
1.25m
0.90m
0.54m
0.50m
0.00m
0.00m
0.97m
0.00m
0.10m

浸水高
4.05m
3.87m
3.83m
3.88m
3.84m
3.98m
4.15m
4.79m
4.29m
5.04m
5.11m
5.10m
10.77m
3.89m
3.11m
3.86m
3.85m
3.79m
4.04m
4.18m
5.04m
4.66m
4.21m
4.02m
3.85m
3.93m
3.80m
3.43m
4.18m
3.82m
3.71m

次に護岸の損傷と浸水状況について述べる．図-5.12 は調査箇所であり，①～⑧地点の写真を写真-5.6～5.15 に

5.3 本牧 D 突堤及び“はま道路”周辺

示す．8 地点で護岸パラペットの損壊が確認され，特にシ

本牧 D 突堤は東側に本牧海づり施設ほか，緑地帯があ

ンボルタワー付近での被害が大きかった．

り，北側の突堤先端部には横浜シンボルタワーが位置し

地点①ではパラペットが倒壊したほか，横浜海づり施ている．西側にはコンテナターミナルがある．
図-5.10，5.11 は本牧 D 突堤における浸水深と浸水高設の建屋が越波により損傷している．地点①～⑤ではパである．突堤先端部の横浜シンボルタワー周辺で浸水深

ラペット上部が破壊しているのに対し，地点⑥及び⑦で（浸水高）が最も高く，1.22 m（T.P.+4.01 m）だった．緑は，パラペットがその付け根から破壊している．また，地地帯背後の道路でも浸水深（浸水高）が 0.8 m（T.P.+3.6 m）

点⑧ではパラペットが底版部ごと多数倒壊していた．

ほどあり，広範囲に浸水していたことが分かる．浸水は突

本護岸はパラペットが護岸前面から後退した後退パラ

堤の南側基部でも高く，浸水深（浸水高）は 0.3 m（T.P.+3.3

ペット型であり，5.2節の福浦の護岸と類似した構造だっm）だった．

た．強大な波力が作用したことで，パラペットの倒壊が発生したものと推定される．

図-5.10

図-5.11

本牧D突堤での浸水深- 36 -

本牧D突堤での浸水高（GPS計測：TP基準）

写真-5.6

写真-5.7

図-5.12

調査地点①

パラペットの倒壊状況

調査地点①A 本牧海づり施設の被災状況

写真撮影位置図

写真-5.8- 37 -

調査地点②

パラペットの倒壊状況

写真-5.9

調査地点②パラペットの倒壊状況

写真-5.10 調査地点⑤

パラペットの倒壊状況

写真-5.11 調査地点⑥

パラペットの倒壊状況

写真-5.12 調査地点⑦

パラペットの倒壊状況

写真-5.13 調査地点⑦

パラペットの倒壊状況

写真-5.14 調査地点⑧

パラペットの倒壊状況- 38 -

5.4 “はま道路”周辺
写真-5.16～5.18は，“はま道路”周辺駐車場の浸水状況
であり，越波によって車が浮遊して押され，積み重なるよ
うに被害を受けていたものと考えられる．駐車場入り口付近（図-5.13①地点）での痕跡から得られた浸水深は1.25mだった．

写真-5.15 調査地点⑧

パラペットの倒壊状況

写真-5.16 “はま道路”周辺駐車場の浸水状況，写真左が“はま道路”

図-5.13

写真-5.17 “はま道路”周辺駐車場の浸水状況

写真撮影位置図

はま道路背後の駐車場

写真-5.18 浸水箇所で波によって集積した車体- 39 -

(2) 波浪変形・越波浸水計算モデル

6. 横浜港福浦地区の波浪変形・越波浸水計算

護岸沖での波浪変形と護岸上での越波，及び護岸背後
での浸水状況を一体的に算定するために，ここでは，越波

本章では，台風 1915 号の来襲に伴い発生した横浜港で計算が可能な平面 2 次元ブシネスクモデル（NOWT-PARIの越波浸水災害のうち横浜市金沢区福浦地区の被害状況

Ver 5.3）（平山，2007）による波浪変形計算を実施した（例に着目し，前章までに推定された当時の波浪・潮位状況，

えば，平山ら，2012；平山，2019）．以下に計算モデルの及び護岸の被災状況等を踏まえ，越波浸水状況の再現計

概要を述べる．
対象護岸での打ち上げ高及び越波流量の空間分布の推算を試みた．

定には越波モデル（平山・長谷川，2011）を用いた．ここ
6.1 NOWT-PARI による計算の方法
東京湾に面した横浜市金沢区福浦地区では，台風 1915
20m

号来襲時の高潮潮位は護岸天端高を超えず，一部被災し30mた護岸からの越波による水塊流入が浸水被害を発生させた主な要因であったことが指摘されている（例えば，高木ら，2020）．そこで，護岸沖での波浪変形と護岸上での越10m

波，及び護岸背後での浸水状況を一体的に算定するため
20mに，福浦地区沖における高波ピーク時の波浪・潮位を外力条件とし，護岸沖の周辺・海底地形，護岸法線に沿った護20m

岸断面，及び福浦地区の基盤地図情報を境界条件とした

10m

平面 2 次元波浪変形計算を実施することとした．

50m(1) 計算対象とした地形と施設諸元計算対象とした福浦地区沖の海底地形（等深線図）を，

20m
30m 40m

福浦地区の陸上地形（等高線図）とともに，図-6.1 に示

40m
S

す．ここで，海底地形は一般財団法人日本水路協会が販売

0する海図や海の基本図，及び国土交通省港湾局が港湾毎

1

2

E

3km

30m

に管理する深浅測量図に基づいている．また，陸上地形は
国土地理院が Web 上で無償提供する基盤地図情報のうち

20m

W
N

図-6.1 福浦地区周辺の海底・陸上地形

5 m 格子 DEM データを描いたものである（ただし，等高値の記載は省略）．なお，基準面は D.L.+0.0 m（D.L.=T.P.-

2工区，6工区
2t型テトラポッド
整積 天端2個並び

1.09 m）とし，鉛直下向きを正とした．
次に，一部で消波工被覆が施されている福浦地区護岸

福浦南の模式的な断面図を，それらの平面位置とともに，図-6.2に示す．ここで，図中の護岸名称及び工区名は護岸及び消福浦東

波工被覆の諸元・位置を区別するために著者らが便宜上名付けたものである．また，各消波工断面は，護岸被災後
2 工区，6 工区及び 1 工区の一部において，著者らが簡易

1工区，3～5工区
2t型テトラポッド
整積 天端4個並びに計測または目視により確認した施工状況に基づき推測したものである．なお，直接確認できなかった 3～5 工区

幸浦

福浦北

の復旧工事の際にも立ち入ることが可能であった図中のの消波工断面は，護岸被災前に撮影された航空写真から 1
工区のものと同様と判断した．また，消波工被覆が施されていない箇所も含め，護岸パラペット高さは一律に D.L.5.4 m で整備されているものと仮定した． さらに，護岸パラペットが倒壊した箇所については，天端高が一律に0.5 m 低下したものと仮定し D.L.-4.9 m とした．

図-6.2 福浦地区護岸の名称と消波工被覆の諸元・位置- 40 -

で，打ち上げ高は護岸前面で算定される水面変動の一波

また，弱非線形なブシネスク方程式に対し SWAN の基毎の極大値に相当する．ただし，ブシネスク方程式におけ礎式である wave action 方程式は地形性の波浪変形に対しる水面での運動学的境界条件及び弱非線形近似により飛て線形であり，かつ用いる計算格子の空間解像度はブシ沫の発生や急峻な水面形は計算されないため，護岸前面

ネスクモデルに比べて一般に粗い．したがって，この接続

水位は断面実験により提案された係数を乗じて 1.2～1.4

境界は両者の計算結果に差が生じない線形かつ比較的広倍程度に補正される．また，越波流量は護岸天端高を超え域な屈折・浅水変形が期待される比較的沖合の浅海域にる時々刻々の水位差を越流水深とみなし適用した越流公設けるのが理想である．

式により算定する．ただし，越流係数は断面実験により提しかしながら，この接続境界が対象護岸から沖側に離案された，進行波の護岸前面波高に対する護岸天端高のれるほどブシネスクモデルの計算領域が拡大し，計算負比を変数とする関数により与えられ，0.045～0.470 の値を荷を抑制するために粗い計算格子を設定せざるを得なくとる．なお，図-6.2 によれば，少なくとも現地調査で確なるため，逆に，ブシネスクモデルによる波浪変形・越波認された護岸パラペット幅は 0.3 m ほどであるが，用いた浸水計算の精度の劣化が懸念される．そこで，本研究では越波モデルの特性上，後述する計算格子幅よりも小さい

以下に示す 2 通りの接続境界（ブシネスクモデルの計算

護岸パラペット幅，及びパラペット後退型の断面形状は領域）を設定するとともに，狭領域についてはさらに 2 通ともに表現できないことに留意されたい．

りの計算格子幅を設定して，ブシネスクモデルにおける入射境界の位置及び空間解像度が計算精度に与える影響

消波工被覆された護岸での波浪減衰の再現には透水層についても考察を加えることとした．

モデル（平山・平石，2001；平山，2006）を用いた．ここで，目視により確認した消波ブロックの種類・大きさと積a) 入射境界を対象護岸から離した場合（広領域）

み方（2 t 型テトラポッド，整積）に対応して，Dupuit-

福浦地区護岸から約 2.2 km 沖に入射境界を設定した場

Forchheimer の抵抗則における層流・乱流抵抗係数はそれ合のブシネスクモデルにおける計算領域を図-6.3 に示す．

ぞれ 1200，1.7，ブロック代表径は 0.928 m，空隙率は 0.5

福浦地区沖の水深 30 m 以浅の海底には複雑な起伏があり，と設定した．また，消波工の法面形状は図-6.2 にならっ水深 20m 以浅の等深線からは沖に向かって伸びる 2 つのて設定し，詳細が不明なアンコ材等の内部構造は無視し海脚地形（海底岬）の存在が確認できる．護岸から約 2.2た．

km 沖に設定した入射境界はこれらのちょうど先端付近に(3) 計算領域及び入射波浪・潮位の設定

位置し，水深 40～50 m から続く急峻な斜面にほぼ沿った

平面波浪変形計算は本来，海底地形による波の変形が形となっていることがわかる．なお，計算格子幅は∆x=5.0m とした．

生じず，かつ周辺地形による波の遮蔽の影響を受けない沖合から開始することが理想である．しかしながら，台風

4 章で述べた SWAN を用いた浅海波浪推算では，この1915 号の来襲に伴い，東京湾内で発生・発達した高波のように設定した入射境界上の各地点（ただし，SWAN の空作用が支配的と考えられる当該越波浸水状況の再現計算

間解像度に対応した約 200 m 毎）において，浅海変形後においては，そのような沖合海域を想定することは困難の波の方向スペクトルが出力されている．そこで，平山らである．

（2013）による方法を用いてこれらの空間分布に対応す

そこで本章では，SWAN を用いた浅海波浪推算によりる多方向不規則波を造波し，そのうち各地点で与える算定された浅海変形後の波の方向スペクトルの空間分布

1024 組の成分波諸元から描いた周波数スペクトル，及びを平面 2 次元ブシネスクモデルの入射境界にそのまま与周波数－波向平面における波エネルギー分布の例を図-え，これらに対応する多方向不規則波を造波することに

6.4 に示す．ここで，後者は 3 次元方向スペクトルをイメより，計算領域の沖側で生じる波の浅海変形をも考慮しージしたものであり，各プロットの大きさは各成分波のて，対象海域における波浪場を再現することとした（平山波エネルギーの大小に対応している．また，図の縦軸におら，2013；平山，2019）．なお，このような造波の実現にいて 0 rad は波向 E，π/2, -π/2 はそれぞれ波向 N，S に対応

は，①任意形状スペクトルの造波，②複数方向スペクトルしている．

の造波，③任意水深上での造波，の 3 要素からなる造波を図より，入射境界に沿ったいずれの地点でも，入射波は同時に実施する必要がある．一方，潮位は，前章までの検ピーク周期 6.2 s 程度の風波とピーク周期 13 s 程度のうね

討結果ならびに現地観測結果を踏まえ，福浦地区沖におりが重畳した 2 山型スペクトルを有することがわかる．

ける高波ピーク時の潮位と考えられる D.L.-1.91 m に設定

また，風波エネルギーは波向 NE～SE の範囲に広く分布した．

するのに対し，うねりエネルギーは波向 SE 付近に集中し- 41 -

ていることが確認できる．したがって，SWAN を用いた浅ポンジ層）を設けた開境界とし，計算領域内で生じた反射

海波浪推算結果とよく一致するこれらの結果は，ブシネ

波や通過した進行波が計算領域内の波浪場に与える影響

スクモデルにおいて，同様な方向スペクトル特性を有すを極力低減することとした．また，差分時間間隔は風波のる多方向不規則波が造波されることを保証していると考

ピーク周期 6.2 s の 1/1240 倍に当たる∆t =5 ms とした．
b) 入射境界を対象護岸に近づけた場合（狭領域）

えられる．
なお，計算領域の外周には，風波のピーク周期よりも長福浦地区護岸から約 0.7 km 沖に入射境界を設定した場

く，かつ 2 山型スペクトルの代表周期にほぼ対応する周合のブシネスクモデルにおける計算領域を図-6.5 に示す．

期 8 s の沖波波長と同じ幅 100 m のエネルギー吸収帯（ス入射境界は 2 つの海脚地形の根元付近を横切るため，入射境界に沿った水深は 15～20 m 程度の範囲で激しく変化することがわかる．なお，計算格子幅は ∆x=5.0 m 及び3075m

∆x=2.5 m の 2 種類とした．

40m

広領域のときと同様に，SWAN を用いた浅海波浪推算

50mでは，この入射境界上の各地点（ただし，SWAN の空間解

地点A像度に対応した約 200 m 毎）においても，浅海変形後の波の方向スペクトルが出力されている．この場合，特に前述した 2 つの海脚地形による屈折・浅水変形は，SWAN によって算定されることを期待している．そこで，これらの地点B空間分布に対応する多方向不規則波のうち，各地点で与50m

える 1024 組の成分波諸元から描いた周波数スペクトル，
及び周波数－波向平面における波エネルギー分布の例を
図-6.6 に示す．これらの図の凡例は前述の図-6.4 と同様

地点Cである．図より，入射境界に沿った各地点でピーク周期 6.240m

s 程度の風波とピーク周期 13 s 程度のうねりが重畳した 2
山型スペクトルが描かれるのは広領域への入射波と同様

8175m

40m

である．また，風波エネルギーは波向 NE～SE の範囲に広く分布し，うねりエネルギーは波向 SE 付近に集中していることも同様であるが，狭領域の南側の入射境界では，うねりエネルギーが相対的に増大している様子が確認でき
1.E+02

1.E+01

1.E+01

1.E+01

1.E+00
1.E-01

0.0

0.1

0.2

0.3

0.4 0.5
f [Hz]

0.6

0.7

0.8

1.E+00
1.E-01
1.E-02

0.0

0.1

0.2

0.3

0.4 0.5
f [Hz]

0.6

0.7

0.8

1.E+00
1.E-01
1.E-02

1.570

1.570

1.570

0.785

0.785

0.785

0.000

0.000

0.000

-0.785-0.785-1.570Dir [rad]Dir [rad]1.E-02

S(f) [m^2*s]

1.E+02

S(f) [m^2*s]

1.E+02

Dir [rad]S(f) [m^2*s]

図-6.3 ブシネスクモデルの計算領域（広領域）

0.0

0.1

0.2

0.3

0.4 0.5
f [Hz]

0.6

0.7(a) 地点 A（J=1225：∆x=5.0 m）

0.8-1.570

0.0

0.1

0.2

0.3

0.4 0.5
f [Hz]

0.6

0.7

0.8

0.0

0.1

0.2

0.3

0.4 0.5
f [Hz]

0.6

0.7

0.8

-0.785

0.0

0.1

0.2

0.3

0.4 0.5
f [Hz]

0.6

0.7(b) 地点 B（J=837：∆x=5.0 m）

0.8-1.570(c) 地点 C（J=449：∆x=5.0 m）

図-6.4 入射境界上の波エネルギー分布（広領域）（上段：周波数スペクトル，下段：各成分波の波エネルギー）- 42 -

る．これは，SWAN を用いた浅海波浪推算において，海脚

波浪場に与える影響を極力低減することとした．また，差地形によるうねりの屈折とそれによる根元付近への波高

分時間間隔は，計算格子幅∆x=5.0 m，2.5 m ともに，風波集中がある程度は算定されることを示唆しているものとのピーク周期 6.2 s の 1/1240 倍に当たる∆t =5 ms とした．

考えられる．
なお，計算領域の外周には，風波のピーク周期 6.2 s の6.2 計算の結果と考察

沖波波長と同じ幅 60 m のエネルギー吸収帯（スポンジ層）ブシネスクモデルによる波浪変形・越波浸水計算は市を設けた開境界とし，計算負荷の増大を抑制しつつ，計算販の 64 ビット Windows PC（iiyama 製，Intel(R) Xeon(R)

領域内で生じた反射波や通過した進行波が計算領域内のSilver 4110 CPU@2.10GHz, 2CPU, RAM@48GB）を用いて実施した．また，プログラムの実行ファイルは Intel(R)Visual Fortran コンパイラー XE バージョン 14 を用いて20m作成し，並列計算は実施していない．

30m(1) 広領域での波浪変形・越波浸水計算結果
前掲した図-6.3 に示す計算領域の沖側境界に沿って，
図-6.4 に例示した 1024 組からなる各地点での成分波諸

1400m

元をそれぞれ与え，SWAN から引き継いだ波浪変形計算，
及び福浦地区を対象とした越波浸水計算を，平面 2 次元

地点aブシネスクモデル（NOWT-PARI Ver 5.3）により実施した．
外周スポンジ層を含めた約 109 万格子数に対し，越波計

地点b

算を開始するまでの前駆時間 610 s を含めた 2250 s 間の50m演算に要した時間は約 250 時間であった．このうち，ここ地点c

では越波開始後 1640 s 間（約 27.3 min 間）に計算された

20m
30m 40m

水位変動及び護岸法線上の流量フラックス変動を用いて

40m
S

0

1

2

3km

E
30m

算定した，福浦地区沖の有義波高，福浦地区の最大浸水深，W及び福浦地区護岸上の最大打ち上げ高と時間平均越波流N

20m

量について以下に示す．
まず，図-6.3 に示す計算領域での有義波高分布を，福

1.E+02

1.E+01

1.E+01

1.E+01

1.E+00
1.E-01

1.E+00
1.E-01
1.E-020.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8
f [Hz]

1.E+00
1.E-01
1.E-020.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8
f [Hz]

1.570

1.570

1.570

0.785

0.785

0.785

0.000

0.000

0.000

-0.785-0.785-1.570Dir [rad]Dir [rad]1.E-02

S(f) [m^2*s]

1.E+02

S(f) [m^2*s]

1.E+02

Dir [rad]S(f) [m^2*s]

図-6.5 ブシネスクモデルの計算領域（狭領域）-1.5700.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8
f [Hz](a) 地点 a（j=747：∆x=5.0 m）

0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8
f [Hz]-0.7850.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8
f [Hz](b) 地点 b（j=528：∆x=5.0 m）-1.570(c) 地点 c（j=265：∆x=5.0 m）

図-6.6 入射境界上の波エネルギー分布（狭領域）- 43 -

0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8
f [Hz]

浦地区の最大浸水深分布とともに，図-6.7 に示す．ただ護岸からの反射波による重複波の形成とともに，水深 20

し，ともに 2 山型多方向不規則波の有効造波領域の範囲

m から 10 m に至る浅瀬による波の集中による波高増大が外と考えられる，福浦地区から南方に位置する横須賀市

確認される．なお，重複波の形成による波高増大は，北側

追浜地区，ならびに北方に位置する横浜市本牧地区の臨の幸浦地区に続く護岸との隅角部においても顕著にみら海部は，計算負荷軽減のため水域を省略して陸域としてれる．一方，越波開始 27.3 min 後の浸水域は護岸法線かいる．図より，造波境界に対応する図の左端に沿って一様

ら高々100～200 m 内陸までの範囲に限られており，護岸

でない波高分布は，図-6.4 に例示した各地点での成分波

近傍では部分的に 1 m 近い浸水深となる箇所もみられる諸元に対応している．また，その岸側にみられる空間的なものの，前掲した現地調査結果に比べると，浸水域は狭く，波高変化は，海脚地形による波の屈折・浅水変形によるも浸水深も過小なようである．

のであると考えられる．さらに，福浦護岸の北側前面では，次に，図-6.2 に定義した福浦護岸の名称により区別した各護岸位置での波の最大打ち上げ高及び平均越波流量[m]

浸水深 [m]を，図-6.8 に示す．図中，黒実線は各護岸位置での天端高を示し，凹型に見える箇所は護岸パラペットが倒壊した箇所に対応している．また，波の最大打ち上げ高は，補正前の護岸前面水位が天端高を一度でも超えた場合に表示される．図より，造波境界にほぼ直交する向きの護岸法線を有する福浦南及び福浦北では，最大打ち上げ高及び平均越波流量が算定される護岸は前面に消波工が設置されていないごく一部に留まり（図-6.2 参照），少なくとも計算上は沿い波に起因する波の打ち上げや越波は生じていないことがわかる．一方，造波境界に平行な向きの護岸
法線を有する福浦東及び幸浦では，前面に消波工が設置された一部を除いたほぼ全域で，平均的に，30～40 cm 程度の最大打ち上げ高及び 0.02～0.03 m3/s/m 程度の越波流量が算定され，図-6.7 に示した福浦地区の浸水域・浸水深に直接的に寄与していることが伺える．特に，福浦東では護岸前面の浅瀬による波の集中に対応して北側ほど越波流量が増大し，一部で 0.04 m3/s/m 以上に達しているが，これには護岸パラペット倒壊により天端高が 0.5 m 低下
していたことも少なからず影響を及ぼしているものと思われる．
(2) 狭領域での波浪変形・越波浸水計算結果
前掲した図-6.5 に示す計算領域の沖側境界に沿って，
図-6.6 に例示した 1024 組からなる各地点での成分波諸元をそれぞれ与え，SWAN から引き継いだ波浪変形計算，
及び福浦地区を対象とした越波浸水計算を，平面 2 次元
ブシネスクモデル（NOWT-PARI Ver 5.3）により実施した．
計算格子幅∆x=5.0 m としたとき，外周スポンジ層を含めた約 32 万格子数に対し，越波計算を開始するまでの前駆
時間 610 s を含めた 2250 s 間の演算に要した時間は約 72
hr であった．また，計算格子幅∆x=2.5 m としたときには，
外周スポンジ層を含めた約 128 万格子数に対する演算時間は約 300 hr であった．このうち，ここでは越波開始後
1640 s 間（約 27.3 min 間）に計算された水位変動及び護岸

図-6.7 有義波高及び最大浸水深の分布（広領域）

法線上の流量フラックス変動を用いて算定した，福浦地- 44 -

計算時潮位からの護岸高さ
1
11
21
31
41
51
61
71
81
91
101
111
121
131
141
151
161
171
181
191
201
211
221
231
241
251
261
271
281
291
301
311
321
331
341
351
361
371
381
391
401
411
421
431
441
451
461
471
481
491
501
511
521
531
541
551
561
571
581
591
601
611
621
631
641
651
661
671
681
691
701
711
721
731
741
751
761

Wave run-up height [m]

6.5
6.0
5.5
5.0
4.5
4.0
3.5
3.0
2.5

福浦東

福浦南

福浦北

幸浦

(a) 最大打ち上げ高6.0E-02q [m3/s/m]

5.0E-02
4.0E-02
3.0E-022.0E-02
1.0E-02

1
11
21
31
41
51
61
71
81
91
101
111
121
131
141
151
161
171
181
191
201
211
221
231
241
251
261
271
281
291
301
311
321
331
341
351
361
371
381
391
401
411
421
431
441
451
461
471
481
491
501
511
521
531
541
551
561
571
581
591
601
611
621
631
641
651
661
671
681
691
701
711
721
731
741
751
761

0.0E+00

福浦東

福浦南

福浦北

幸浦

(b) 平均越波流量
図-6.8 福浦地区護岸沿いの波の最大打ち上げ高及び平均越波流量（広領域，∆x=5.0 m）
区沖の有義波高，福浦地区の最大浸水深，及び福浦地区護[m]

浸水深 [m][m]

岸上の最大打ち上げ高と時間平均越波流量について以下

浸水深 [m]に示す．
まず，図-6.5 に示す計算領域での有義波高分布を，福浦地区の最大浸水深分布とともに，図-6.9 に示す．ここで，図-6.9(a)は∆x=5.0 m，図-6.9(b)は∆x=2.5 m に対する計算結果である．両図ともに，造波境界に対応する図の左端に沿って一様でない波高分布は，図-6.6 に例示した各地点での成分波諸元に対応している．また，その岸側にみられる空間的な波高変化は，広領域での波高分布と同様，
海脚地形による波の屈折・浅水変形によるものであると考えられる．さらに，福浦護岸の北側前面において重複波の形成と波の集中による波高増大，及び北側の幸浦地区に続く護岸との隅角部において重複波による波高増大が確認される様子も，広領域での計算結果とほぼ同様である．ただし，図-6.7 に図-6.9(a)の波高分布を重ねて描いた図-6.10 からも明らかなように，広領域で計算された狭領域の造波境界に沿う波高分布は，この位置に図-6.6 に基づく波浪諸元を与えて計算された狭領域での波高分布に比べ明らかに過小である．SWAN による浅海波浪変形計算が妥当であれば，この主な原因は差分誤差によるものと推測されるため，2 山型スペクトルのうち特に風波のピーク周期 6.2 s に対し，計算格子幅を∆x=5.0 m とした伝(a) ∆x=5.0 m(b) ∆x=2.5 m

播計算の空間解像度は必ずしも十分ではなかったと言わ

図-6.9 有義波高及び最大浸水深の分布（狭領域）

ざるを得ない．

- 45 -

一方，越波開始 27.3 min 後の浸水域は，図-6.9(a)ではや 5 m 格子 DEM データから再構築した福浦地区の地盤

図-6.7 と大差なく，護岸法線から高々100～200 m 内陸ま高を表現する計算格子幅の空間解像度によるものと考えでの範囲に限られている．また，護岸近傍では部分的に 1られる．すなわち，∆x=5.0 m の計算格子幅は実際の護岸

m 近い浸水深となる箇所もみられるものの，前掲した現

パラペット幅に比べて極めて大きいため，後述するよう

地調査結果に比べると，未だ浸水域は狭く，浸水深も過小に，越波モデルによる護岸越波流量を過小に算定した可なようである．しかし，図-6.9(b)では街路に沿って浸水能性が示唆される．一方，∆x=2.5 m の計算格子幅も実際域が拡大する様子などが図-6.9(a)に比べて顕著であり，の護岸パラペット幅に比べて大きいものの，護岸上の越浸水深が 1 m を超える様子も数ヶ所でみられる．このよ

波水脈を大きく歪めるほどではなかったのではないかとうな違いが生じた主な要因は，幅 0.3 m の護岸パラペット

推測される．また，福浦地区の陸地地形は，海底地形と同様，等値線データに格子を被せて作成している．したがって，等値線を描いた DEM データと同じ∆x=5.0 m の計算格

浸水深 [m][m]子を用いた場合には，街路等の空間解像度を劣化させ，浸水計算の精度を低下させる恐れがあると考えられる．なお，護岸前面の波高分布は，∆x=5.0 m とした計算結果に比べ∆x=2.5 m のほうがむしろ小さい．これは，越波の増加に伴い護岸での反射率が若干小さくなったことが一因と考えられるが，同時に，狭領域での波の伝播計算において少なくとも両者の差分誤差には大差ないことを示している．
次に，各護岸位置での波の最大打ち上げ高及び平均越波流量を，∆x=5.0 m に対しては図-6.11，∆x=2.5 m に対しては図-6.12 にそれぞれ示す．なお，これらの図の描き方
等は前述の図-6.8 と同様である．両図ともに，造波境界にほぼ直交する福浦南及び福浦北では，広領域のときと同様，最大打ち上げ高及び平均越波流量が算定される護岸は前面に消波工が設置されていないごく一部に留まる．
また，計算格子幅を∆x=5.0 m から∆x=2.5 m に細かくした
場合には，最大打ち上げ高は局所的に 2 倍以上に増加するものの，平均越波流量は減少した．これは，本来は直線的な護岸法線を計算格子でかぎ型に近似したことにより，そのうち作用波に正対する辺において，粗い計算格子では平均越波流量が，細かな計算格子では最大打ち上げ高が，それぞれ過大に算定されたためと考えられる．一方，造波境界に平行な向きの護岸法線を有する福浦東及び幸浦でも広領域のときと同様，前面に消波工が設置された
一部を除きほぼ全域で最大打ち上げ高及び平均越波流量が算定された．それらの値は，広領域と同じ∆x=5.0 m の狭領域

計算格子幅では広領域での算定結果と同等か少し大きい程度であるが，∆x=2.5 m とした場合には，最大打ち上げ
高はほぼ同程度ながら平均越波流量は区間により 1.5 倍程度に増加し，図-6.9(b)に示した福浦地区の浸水域・浸水深に直接的に寄与していることが伺える．なお，計算格

広領域
図-6.10子幅によらず，
平均越波流量の最大値は高々0.06 m3/s/m 程度に留まるものの，∆x=2.5 m とした場合にはその出現区

広・狭領域での波高分布の比較（∆x=5.0 m）

間が福浦東の北寄りに移動している．また，幸浦のほぼ中- 46 -

1
21
41
61
81
101
121
141
161
181
201
221
241
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281
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361
381
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421
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581
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681
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741
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821
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861
881
901
921
941
961
981
1001
1021
1041
1061
1081
1101
1121
1141
1161
1181
1201
1221
1241
1261
1281
1301
1321
1341
1361
1381
1401
1421
1441
1461
1481
1501
1521
1541
1561
1581
1601

q [m3/s/m]
1
21
41
61
81
101
121
141
161
181
201
221
241
261
281
301
321
341
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381
401
421
441
461
481
501
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541
561
581
601
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641
661
681
701
721
741
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901
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1021
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1081
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1241
1261
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1321
1341
1361
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1441
1461
1481
1501
1521
1541
1561
1581
1601

Wave set-up height [m]

1
11
21
31
41
51
61
71
81
91
101
111
121
131
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191
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271
281
291
301
311
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331
341
351
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491
501
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531
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591
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651
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751
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781
791
801

q [m3/s/m]
1
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31
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51
61
71
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111
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131
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201
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231
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261
271
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291
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311
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371
381
391
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491
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591
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661
671
681
691
701
711
721
731
741
751
761
771
781
791
801

Wave set-up height [m]
6.5
6.0
5.5
5.0
4.5
4.0
3.5
3.0
2.5

計算時潮位からの護岸高さ福浦南

図-6.11

図-6.12

福浦東(a) 最大打ち上げ高

福浦南

福浦南

福浦南
福浦北

福浦東
福浦北

福浦東

福浦北

福浦東

福浦北

上げ高が算定されている．

- 47 -

幸浦

6.0E-02

5.0E-02

4.0E-02

3.0E-022.0E-02

1.0E-02

0.0E+00(b) 平均越波流量

幸浦

福浦地区護岸沿いの波の最大打ち上げ高及び平均越波流量（狭領域，∆x=5.0 m）

6.5
6.0
5.5
5.0
4.5
4.0
3.5
3.0
2.5

計算時潮位からの護岸高さ幸浦(a) 最大打ち上げ高6.0E-02

5.0E-02

4.0E-02

3.0E-022.0E-02

0.0E+00

1.0E-02

幸浦(b) 平均越波流量

福浦地区護岸沿いの波の最大打ち上げ高及び平均越波流量（狭領域，∆x=2.5 m）

央に当たる区間では，計算格子の空間解像度を高めたこ

区の浸水状況を比較するために，図-6.13 に示す各代表測とにより，消波区間の端部付近で 6 m を超える最大打ち線において地盤高とともに最大浸水位を重ねて示した．

(3) 代表測線における最大浸水位の比較

6.14 に，護岸法線に平行な代表測線での結果を図-6.15 に

福浦東の護岸法線に直交する代表測線での結果を図-

広・狭領域及び異なる空間解像度で算定された福浦地それぞれ示す．なお，護岸法線は狭領域の造波境界から

700 m 位置（I=520, i=155）にあり，∆x=5.0 m としたとき，
I は広領域，i は狭領域における岸沖方向の格子番号である（また，J, j は同様に沿岸方向の格子番号である）．
各図において，実線は各計算領域及び各計算格子で算定された最大浸水位を示し，点線は地盤高を示す．ここで，計算領域及び計算格子毎に描いた地盤高が完全には一致しない原因は，DEM データに基づく等値線データからそれぞれ与えたためである．また，各図の右側縦軸は計算時
潮位 D.L.-1.91 m からの地盤高を示し，これらを図-6.13と比較することにより，護岸パラペット高 D.L.-5.4 m ま
たは D.L.-4.9m（被災箇所）に対し，背後の地盤高は D.L.4.3 m 程度，街路の地盤高は D.L.-4.5～-4.7 m 程度，及び街区の平均的な地盤高は D.L.-4.9 m 程度であることがわ
かる．さらに，左側縦軸は図-6.8(a)，図-6.11(a)及び図-6.12(a)と同様，計算時潮位からの最大水位の上昇量（護岸パラペット上においては最大打ち上げ高）を示す．
街路に沿って内陸に広がる最大浸水位を示した図6.14(a)及び(c)をみると，護岸背後の最大浸水位は狭領域：∆x=2.5 m，狭領域：∆x=5.0 m，広領域：∆x=5.0 m，の順に高く広範囲に広がり，護岸における平均越波流量の算定結果とよく対応している．また，護岸背後で低く内陸に向かうにつれて高くなる陸地地形と合わせて考えると，∆x=5.0 m のとき護岸越波流量が多少異なる広領域と狭領域で浸水域にさほど大きな違いが生じなかった理由は，
狭領域の算定結果でも場所によっては護岸背後の浸水位が内陸の地盤高を超えず，浸水深のみが増加したためであることがわかる．さらに，最大浸水位には浸水域に越波
水塊が突入することにより生じる伝達波による水位の増分も含まれるが，浸水量が少ない∆x=5.0 m の場合にはその影響が護岸近傍の比較的狭い範囲に留まり，浸水量が多い∆x=2.5 m の場合にも内陸に向かうにつれてその影響が小さくなる様子が伺える．
街区での最大浸水位の分布を例示した図-6.14(b)をみると，浸水量が少ない∆x=5.0 m の場合には浸水域の広がりが地盤高の高まった部分で抑制されているのに対し，浸水量が多い∆x=2.5 m の場合にはその背後にまで浸水域が広がり，側方の街路を経由して越波水塊の回り込みが生じたものと推測された．
一方，街区における最大浸水位の沿岸分布を示した図6.15 より，計算領域及び計算格子幅の違いによらず，福浦地区における最大浸水位は，図-6.8(b)，図-6.11(b)及び図-6.12(b)に示した護岸越波流量の沿岸分布に対応して，概して北側ほど高い傾向にあることが確認された．
図-6.13

福浦地区における代表測線の定義（∆x=5.0 m）- 48 -

2

600

700

800
900
1200
1000
1100
DIstance from generation boundary of small regtion [m]

-2
1300

2
2500

-4

3

2

-3

600

700

800
900
1000
1100
1200
DIstance from generation boundary of small regtion [m]Inundation level [m]45Depth [m]Inundation level [m]-5

二山_L50_pr_dg
二山_S50_pr_dg
二山_S25_pr_dg

3

2

-5

-4

-3

600

700

800
900
1000
1100
1200
DIstance from generation boundary of small regtion [m]

二山_L50_pr_dg
二山_S50_pr_dg
二山_S25_pr_dg

35Inundation level [m]

4

3000
3500
4000
DIstance along generation boundary of small regtion [m]

-2
4500

-5

-4

-3

3000
3500
4000
DIstance along generation boundary of small regtion [m]

-2
4500

(b) 狭領域の造波境界から 800 m 位置（I=540，i=175）

Depth [m]Inundation level [m]

二山_L50_pr_dg
二山_S50_pr_dg
二山_S25_pr_dg

4

2
2500

-2
1300

(b) 狭領域の北側境界から 3590 m 位置（J=1000，j=733）
5-3(a) 狭領域の造波境界から 750 m 位置（I=530，i=165）(a) 狭領域の北側境界から 3790 m 位置（J=1040，j=773）
5

3

-4

Depth [m]

-3

4

-5

Depth [m]3

-4

二山_L50_pr_dg
二山_S50_pr_dg
二山_S25_pr_dg

-2
1300

4

二山_L50_pr_dg
二山_S50_pr_dg
二山_S25_pr_dg

3

2
2500

-5

-4

-3

3000
3500
4000
DIstance along generation boundary of small regtion [m]Depth [m]

4

5

-5

Inundation level [m]

二山_L50_pr_dg
二山_S50_pr_dg
二山_S25_pr_dg

Depth [m]Inundation level [m]

5

-2
4500

(c) 狭領域の北側境界から 3190 m 位置（J=920，j=653）(c) 狭領域の造波境界から 850 m 位置（I=550，i=185）

図-6.14

図-6.15代表測線での最大浸水位分布（護岸直交方向）

6.3 今後の課題
東京湾通過時の台風 1915 号の移動速度は比較的遅く約
20 km/h 程度であったが，最大風速半径は約 30 km と非常にコンパクトであったため，福浦地区における越波継続
時間はせいぜい 1 時間程度であったと考えられる．
一方，
本研究では，福浦地区沖で推算されたピーク時の波浪・潮位を外力条件として越波開始後約 27.3 min 間の越波浸水計算を実施した．しかし，当時の越波浸水状況を再現する
うえでこれらの計算条件が過大または過小であったかは，
ピーク時波浪・潮位の継続時間やその前後の波浪・潮位条
件等も加味して判断する必要があるため，ここで一概に述べることは困難である．そこで今後は，一時化のなかで護岸越波が発生する期間の波浪・潮位を対象としこれらの時間変化を入力することにより，護岸背後の越波浸水状況の変化を再現するような計算の実施が必要になると思われる．

- 49 -

代表測線での最大浸水位分布（護岸平行方向）

オレンジの線が一般型，青の線が今回の護岸形状に相当

7.パラペット後退型護岸に働く波力の計算するパラペット後退型の場合の計算結果である．パラペ
ット後退型の方が全体に波圧が大きく，特に水叩き天端

横浜港の福浦地区および本牧 D 突堤では護岸のパラペ部（z=1.7 m）ではパラペット後退型の方が 2 倍以上大き

ットの倒壊が顕著だった．いずれの護岸も後退パラペッ

な波圧が発生していることが分かる．

ト型の護岸であり，類似した構造だった．

図-7.3，7.4 は一般型とパラペット後退型の波の作用状

後退パラペットに関しては，合田・岸良（1976）が，そ況である．一般型では重複波として波が作用しているのの水叩きの天端が低いときに後退距離が不十分であるとに対し，パラペット後退型では水塊がケーソンから飛び

波力が異常に増大することがある，と記述しているほか，

出してパラペットに衝突している．このような水塊の衝高橋ら（1992）は，後退パラペットに越波水塊が当たる場

突が後退パラペットに強大な衝撃波力を作用させたもの合に，合田式で推定される 1～2 倍の波力が発生すること，と推定される．

設計上は合田式で推定される 1.5 倍の波力とすること，をなお，CADMAS-SURF では空気を巻き込んで発生する示している．

衝撃波力の発生が必ずしも十分に再現できるわけではな

高橋ら（1992）の実験では，水叩き部の高さ hc が水深いため，今後，より詳細な検討が必要である．

h の約 0.1 倍（hc /h=0.109）だったが，今回の被災護岸では
表-7.1 数値計算の条件

水叩き部の高さが静水位とほぼ同じ（hc /h=0）であり，合項目
計算時間刻み
水の密度
水の動粘性係数
移流項の離散化手法
圧力のポアソン方程式の反復計算

田・岸良（1976）が指摘する水叩きの天端が低い時に相当する．そのため，高橋ら（1992）の設計式よりもより大きな波力が発生していた可能性がある．
そこで，数値波動水路 CADMAS-SURF/2D を用いて波力を推定した．計算領域と格子サイズを図-7.1 に，計算条件を表-7.1 に示す．ケーソンの前面壁とパラペットの
前面壁の位置が同じ（以下では，一般型）断面と，被災が気泡の取扱い発生したパラペット後退型の断面について計算を行った．
飛沫の取扱い作用波は，周期と波高は最高波高 Hmax 相当の波が作用した場合を想定して，周期 6 s，波高 5 m の規則波とした．

水表面セルの流速推定法
サブループ

図-7.2 はパラペットに働く波圧の時系列波形である．

設定
Auto（クーラン数 0.2）1000 kg/m3
1.0×10-6 m2/s
VP-DONOR 0.2
M-ILUBCGSTAB 法
・A-ERROR：1.0×10-12
・R-ERROR：1.0×10-10
Timer-Door 法(上昇速度 0.2 m/s)
Timer-Door 法(落下速度：自由落下)
勾配ゼロ
2回

図-7.1 計算領域と計算格子，断面 1 が一般型，断面 2 がパラペット後退型- 50 -

【圧力の出力位置】

図-7.2 パラペットに働く波圧の時系列波形，横軸：時刻，縦軸：波圧，凡例：上（青線）がパラペット後退型，下（オ
レンジ線）が一般型

図-7.3 一般型での波の作用状況

図-7.4 パラペット後退型での波の作用状況- 51 -

8. 結論9. あとがき

本資料は，台風 1915 号による東京湾の風・潮位・波浪

まずは台風 1915 号の風・波浪・高潮によって被害にあの観測値や再現計算，横浜港金沢区護岸の入射波浪・越った皆様に，改めてお見舞いを申し上げ，早期に復旧・復波・波浪，金沢区他の浸水地点の現地調査の結果をとりま興がなされ，末永く安全・安心な営みが続くことをお祈りとめたものである．その要点をまとめると以下のとおり

したい．そして，現地調査では，国土交通省港湾局，関東である．

地方整備局港湾空港部，横浜市港湾局の皆様からのご協(1) 台風 1915 号は，東京湾周辺に来襲した台風の勢力と力，被災地の皆様からのご理解をいただいた．数多くの技

しては過去 70 年間で 5 位に入り，最大風速半径が標術検討委員会，土木学会海岸工学委員会などの研究者コ

準の半分以下という個性を持っていた．

ミュニティを通じても，多くの大学や民間コンサルタン(2) 台風の中心付近に限ると，気象庁毎時大気解析データ

ト等の研究者・技術者と情報や意見を交換させていただ

MSM の気圧は観測値に比べて高く，風速は小さくないた．所内でも，下迫健一郎研究監（水工研究担当特別研っており，藤井・光田の経験的台風モデルの再現性が究主幹）をはじめとする方々からご助言いただいた．この良かった．領域海洋モデル ROMS によって東京湾の場を借りてお礼を申し上げたい．

高潮を推算し，気象場の精度を高めることで高潮の謝辞：被災調査は，国土交通省関東地方整備局港湾空港部

精度を高められることを再確認した．
(3) ナウファスの第二海堡では，1991 年の観測開始以来でおよび横浜市港湾局のご協力を得て実施した．また，国土交

最大の有義波 3.27 m，6.4 s を観測した．MSM の風速

通省港湾局からナウファスの第二海堡の波浪・風，海上保場と第三世代波浪推算モデル SWAN によって，その安庁第三管区保安本部から海ほたるの風，気象庁から東第二海堡の波浪を概ね再現するとともに，横浜港金京他の気圧・風と晴海他の潮位，国土地理院から油壷の潮沢区の沖合では湾口と湾奥からの波浪が重なること

位，東京都港湾局から東京港の風・波浪，横須賀市消防局が分かった．

から横須賀の気圧・風のデータ，国土地理院から横浜市金(4) 横浜港の金沢区（福浦地区，幸浦地区），本牧 D 突堤，

沢区福浦・幸浦地区の基盤地図情報を，それぞれご提供，

はま道路の周辺で，UAV や RTK-GNSS を用いて，浸あるいはウェブからダウンロードさせていただいた．こ

水域や浸水地点の地盤高や浸水深を調査した．福浦こに併せて謝意を表する．
（2020年11月2日受付）

地区では護岸から内陸に最大で 800 m まで浸水が生
じていた．
参考文献

(5) 波浪推算で得たスペクトルを境界条件に，ブシネスク
方程式モデル NOWT-PARI を用いて，起伏に富んだ海

岩本匠夢・河合弘泰（2020）：様々な気象モデルを用いた底地形を経て福浦地区護岸に至る波浪変形と護岸の

最大風速半径の小さな台風1915号による高潮推算値

越波を計算した．護岸の北側で浅瀬による波の集中の比較検討，土木学会論文集B-3（海洋開発），Vol.76,が確認されるとともに，差分誤差や越波モデルの特No.2, pp. I_989-I_994.
岩本匠夢, 髙川智博（2017）：メソ気象モデルを用いた台性による影響を極力抑えたときの平均越波流量は，区間により最大 0.04～0.06 m

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港湾空港技術研究所資料

No.1379

２０２０．１２

編集兼発行人

国立研究開発法人海上・港湾・航空技術研究所

発

港 湾 空 港 技 術 研 究 所

行

所

横 須 賀 市 長 瀬 ３ 丁 目 １ 番 １ 号
TEL. 046(844)5040 URL. http://www.pari.go.jp/

C （2020）by MPAT
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