港湾技術研究所報告第 39 巻第 3 号(2000.9)

東京湾盤洲干潟の短期地形変動特性とそのメカニズムについて
内山 雄介*

要旨

干潟の生態系を保持・創造していく上で，底質の粒径，澪筋などの微地形や海底勾配を含む地形変化の予測を正確に行うことは，工学的に極めて重要な課題である．本研究では，自然干潟における浮遊砂の生成，砂面変動等に代表される漂砂の基本特性を把握することを目的として，冬期の東京湾盤洲干潟において，波，流れ，浮遊砂，地形に関する短期の現地観測を行った．
その結果，有義波高 0.8m を超える，東京湾奥部としては比較的大きな時化による有意な地形変化を捉えることに成功した．これは，下げ潮時に大きな波浪が来襲し，かつ風の吹送方向と潮汐流の方向が一致したときに大量の浮遊砂が生成されて，侵食が進行するというものであった．盤洲干潟は長期的には 3.8cm/yの速度で徐々に堆積しているものの，本観測では，高濃度の浮遊砂が断続的に発生するイベントによって，
16 日間の観測期間中に最大 8cm 程度の侵食が生じることを見出した．また，底面せん断応力とシールズ数を用いた解析を行った結果，盤洲干潟の底質移動には浮遊砂が大きく寄与していること，そして，潮汐およびそれに伴う水深変化に追従して変動する波浪が，高濃度の浮遊砂の発生に対して重要な役割を果たしていることを明らかにした．一方，水位の低下とともに波高が減少して埋め戻されるため，結果として，潮汐に対応した形で小規模な侵食と堆積を繰り返していることが分かった．
以上のことから，盤洲干潟の地形は短周期で侵食・堆積を繰り返しながら，長期的には動的に安定しているものと判断された．
キーワード：干潟，地形変動，浮遊砂，底面せん断力，潮汐，現地観測* 海洋環境部 漂砂研究室〒239-0826 横須賀市長瀬3-1-1 運輸省港湾技術研究所
電話：0468-44-5012 Fax：0468-41-9801
e-mail:uchiyama@ipc.phri.go.jp-1-

REPORT OF THE PORT AND
HARBOUR RESEARCH INSTITUTE
Vol.39, No.3 (Sept., 2000)

Suspended Sediment and Morphological Responseon Banzu Intertidal Sand-flat, Tokyo Bay, Japan

Yusuke UCHIYAMA*

Synopsis
For preservation and rehabilitation of ecosystems of tidal flats and wetlands, prediction of topographic
change is a significant engineering issue. Even when slight erosion, which may be negligible on sandy
beaches, occurs on tidal flats, the impact of the erosion on benthos living there is remarkably serious.
Hence, topographic change on tidal flats not only in long term but also in short term is strongly required to
be understood although short-term topography changes have not been fully studied yet. This study aims atinvestigating short-term topographic change on a tidal flat and causes of the change based on field data.
A short-term field observation was conducted at Banzu intertidal sand-flat in Tokyo Bay, Japan, for 16
days in February, 2000. The field data show that the topography on Banzu tidal flat fluctuated by about 8
cm during the two weeks although the long-term accumulation rate is only about 3.8 cm/year. Erosions
occurred with high turbidities, which were caused by relatively high waves and strong currents between
the high tides and the middle of the ebb tides. The tidal fluctuation, as well as wave action and wind
forcing, plays a key role in generation of high concentration of suspended sediment and associatedmorphological changes on the tidal flat.
Key Words: tidal flat, suspended sediment, topographic change, bed shear stress, tide,
field observation* Research Engineer of Littoral Drift Laboratory, Marine Environment Division
3-1-1 Nagase, Yokosuka, 239-0826 Japan
Phone：+81-468-445012
Fax：+81-468-419801
e-mail:uchiyama@ipc.phri.go.jp-2-

東京湾盤洲干潟の短期地形変動特性とそのメカニズムについて

目

要

旨

次

‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥ 1

1．まえがき‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥ 5

2．現地観測の概要‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥ 5

3．観測結果と考察‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥ 6

3.1 短期地形変動と浮遊砂の関係 ‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥ 6
3.2 波と流れの特性 ‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥ 93.3 河川流出の影響‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥ 10
3.4 底面せん断応力‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥ 11
3.5 高濃度の浮遊砂発生時における気象海象データのアンサンブル平均像‥‥‥‥‥‥‥‥‥ 13

4．結論 ‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥ 14
5．あとがき ‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥ 15
謝辞‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥ 15

参考文献‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥‥ 15

-3-

内山

雄介

-4-

東京湾盤洲干潟の短期地形変動特性とそのメカニズムについて

1. まえがきはいるが（例えば，Cheng, et al. 1993），底質移動を引き起干潟を構成する広大な潮間帯と浅場は，多種多様な生物

こすメカニズムが明らかになっていないために，底質の巻の生息空間であり，生態学的に重要な場所であると同時に，

き上げ量等に関するモデルは実際の現象を表現している

著しい水質浄化機能を有していることが知られている（栗保証はなく，土砂移動に関する定量的な評価を行うには問原，1980；細川，1994）．干潟の生態系を維持・修復・創題がある．干潟の地形変動や漂砂特性に関する既往の研究造していく上で，底質の粒径，澪筋などの微地形や海底勾における問題点を整理すると，以下の 3 点に集約される．

配を含む地形変化の予測を正確に行うことは，工学的に極①

実際は生じている可能性が高いにも関わらず，有意なめて重要な課題である（Paterson，1989）．内山ら（1998）

大きさの地形変動を捉えられていない，あるいはそのは，東京湾奥部の三番瀬において海水流動構造に関する現原因となるようなイベントが観測されていない，②

地観測を行い，平坦な干潟地形が沖側水塊の岸向き移流過

底質の巻き上げと底面せん断応力，あるいは流れとの程や干潟の熱環境形成に多大な影響を及ぼしていること関係について言及している報告例もあるが，それらのを見出し，干潟の生物を取り巻く環境と干潟地形とが密接

変動特性や発生メカニズムにまで踏み込んだ議論がに関与していることを示している．干潟で生じる地形変化

なされていない，③

が，たとえ砂浜では問題にならないほど小規模なものであ

長期と短期の地形変動とを明示的に分離した検討がなされていない．

ったとしても，干潟に棲む生物に与えるインパクトは計り知れないほど大きい可能性が高い．しかしながら，干潟のこのような問題に対して，本研究では，東京湾に残され漂砂特性に関する情報は砂浜のそれと比較するとほとん

た数少ない自然干潟である盤洲干潟を調査・解析対象とし

ど蓄積されていないため，例えば人工干潟の整備においてて，短期地形変動や浮遊砂の生成等に代表される漂砂の基

は，砂浜海岸の漂砂特性に関する知見を援用しているのが本特性を把握し，そのメカニズムの一端を明らかにするこ

現状であり，動的に安定した干潟地形を形成させることはとを目的としている．盤洲干潟では 1994 年より約 1～6

非常に困難となっている．

ヶ月ごとに地形断面測量が行われており，貴重なデータセ

砂浜の地形変化と同様に，干潟においても，少なくともットが公表されている（藤野・古川，2000）．ここでは，

2 つ以上の時間スケールでの地形変化を考える必要があ

長期地形変動特性に関して彼らの成果を引用する形で紹る．つまり，1 年以上の時間スケールにわたって生じる長介し，次いで，時化による短期地形変動特性を解析するた期的な現象と，時化（しけ）や洪水流出等のイベントによめに 2000 年冬期に行った，波，流れ，浮遊砂，地形に関って生じる短期の地形変動である．砂浜においては，前者

する現地観測とその解析結果について報告する．

は沿岸漂砂，後者は岸沖漂砂によって生じることが多い．

2. 現地観測の概要

干潟における底質移動や地形変動に関する研究は，主として salt marsh の沖側に広がる泥質干潟において，数週間程度の短期観測が行われている（Dyer 1989；Whitehouse and千葉県木更津の小櫃川河口部に広がる盤洲干潟（図-1）

Williamson 1996；Dyer, et al., 2000 など）．しかしながら，において，2000 年 2 月 7 日～22 日までの 16 日間にわたっ

いずれも時化などのイベントを捉えることに成功してはて現地観測を実施した．盤洲干潟は典型的な砂質の河口干おらず，地盤の変動幅も高々1～2cm 程度であったと報告

潟であり，潮間帯は岸沖方向に約 1km，沿岸方向に約 8kmされている．一方，山本・川俣（1994）は，島原湾緑川河にわたって広がっている．海底面下約 30cm までの底質は，口干潟において砂面変動に関する約 1 ヶ月間の現地観測

中央粒径 0.18～0.20mm の細砂によって構成されているを 2 回行い，台風の来襲に伴って最大約 10cm の砂面変動（図-2）．図-1 中に示されているように，河口部南側の 0mが生じていたことを示している．彼らは，流速データと砂の等深線近くに Stn.1，そこから岸に向かって約 500m の面変動を直接結び付けて考察を行い，地形変化が潮汐によ地点に Stn.2 を設け，観測機器を設置または埋設して連続って生じたものと結論付けている．木原ら（1987）は島原

計測を行った．図-3 に示すように，Stn.1 において水位変湾熊本市前面海域での泥質干潟において，また，李ら動（超音波式波高計，KENEK 製，サンプリング周波数 5Hz）

（1999）は広島湾の砂質干潟において，それぞれ底質移動と砂面（光電式砂面計 SPM-7，三洋測器製，10 分毎平均

に関する調査を行い，振動流速振幅や底面せん断応力と，値）を，Stn.2 では底面直上約 10cm の流向流速（3 次元電底質の巻き上げ量とに関係があることを報告している．ま磁流速計 ACM-16M，アレック電子製，サンプリング周波

た，干潟上の流れや底質移動に関するモデルも提案されて数 2Hz）と濁度（後方散乱式濁度計 MTB-16K，アレック

-5-

内山

雄介

10m

Tokyo Bay
Aqua Line(bridge)

5m
0m

5m

Tokyo
Yokohama

HasakiTokyo Bay

0

BANZU
TIDAL
FLAT

N

Kisarazu
50km

cr

1

k

Kisarazu

Stn.2
Stn.1

15m
0

ee

Obitsu RIver

2(km) 5m
10m
break water0m

図-1 現地観測実施地点（千葉県木更津の盤洲干潟．観測期間は 2000 年 2 月 7 日～22 日までの 16 日間）

電子製，10 分毎平均値）を測定し，参照データとして

100
Stn.1
cumulative weight percentage (%)

AMeDAS による木更津の風向風速データ（1 時間毎），および千葉県土木部による小櫃川 5.6km 地点の水位データ（1 時間毎）を用いた．なお，濁度計のキャリブレーショ
ンについては，カオリン溶液による標準検定結果を用いた．
図-4 は，Stn.1 と 2 の岸沖方向の位置，観測開始時（2月 7 日正午頃）と終了時（2 月 22 日正午頃）におけるStn.1と 2 とを結ぶ測線の岸沖断面地形，および終了時と開始時の差による砂面変化量∆ h（∆ h = h|Feb.22 – h|Feb.7，∆ h < 0 で侵食，∆ h > 0 で堆積）を示している．これを見ると，全

Stn.2
80

60

40

20

0 -3
10

10 -2

体的に 2～3cm程度侵食されているものの，観測前後での地形変化は非常に小さいことが分かる．一方，古川ら

10 -1
10 0
diameter (mm)10 1

図-2 Stn.1 および Stn.2 表層における底質の粒度分布（2000）は，1994 年から 2000 年にかけて断続的に行った

Stn.1

盤洲干潟の地形断面測量結果をまとめているが，そのデー

Stn.2

タを用いて，図-4 と同一の測線における単位汀線長あた

ultra sonicwave gauge

りの土砂量の経年変化を，1994 年 10 月の土砂量からの差

sand surface meterelectro-magnet current meterturbidity meter4.5mとして求めた（図-5）．その結果，盤洲干潟は侵食・堆積を繰り返しながらも，長期的には約 45m3/m/y，測線長

10cm
1.5m

1200mで除算して地盤高に換算すると約 3.8cm/yの速度で徐々に堆積しつつあることが分かった．

図-3 観測機器の設置概況（左：Stn.1，右：Stn.2）

3. 観測結果と考察の短周期成分，（d）砂面変動短周期成分の RMS 値（4 時
3.1 短期地形変動と浮遊砂の関係間毎）である．なお，砂面計データは 2 月 19 日以降が欠

図-6 は Stn.1 における砂面データを示しており，それぞ測であった．図-6（a），（b）を見ると，最初の 3 日間で初れ，（a）1 時間平均の砂面高さ，（b）24 時間移動平均によ

期砂面高さから最大 8cm 程度の侵食が生じ，その後，侵る砂面変動の長周期成分，（c）a と b の差による砂面変動

食と堆積を小刻みに繰り返しながら徐々に堆積し，もとの-6-

東京湾盤洲干潟の短期地形変動特性とそのメカニズムについて

300
R=0.833
250
200

1.1

-0.08

0.9

∆h

0.7

-0.04

0.5

0.00

0.3
0.1
0

∆ V (m 3 /m)

Feb. 7, 2000
Feb. 22, 2000

1.3

400
600
800
distance offshore (m)

0.77
0.75
0.73
0.71
0.69
0.67
0.04

100
50
0
-50

1000

-100

+0.04
1200

図-4 観測開始・終了時における断面地形と変化量

0.77
0.75
0.73
0.71
0.69
0.67

150

Stn.1

Stn.2
200

∆ h (m)seabed level (T.P., m)

1.5

1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000year

図-5 盤洲干潟の土砂量の経年変化（1994 年 10 月からの差として表示）elevation (T.P., m)
(a)

7
8
9
10
elevation (T.P., m)

11

12

13 14 15 16
date (Feb., 2000)

17

18

19

20

21

22
(b)

7
8
9
deviation (m)

10

11

12

13 14 15 16
date (Feb., 2000)

17

18

19

20

21

0.02

22

(c)

0.00
-0.02
-0.04
0.40
0.32
0.24
0.16
0.08
0.00

7
8
9
10
deviation RMS (m)1112

13 14 15 16
date (Feb., 2000)

17

18

19

20

21

22
(d)

7

8

9

10

11

12

13 14 15 16
date (Feb., 2000)

17

18

19

20

21

22

図-6 Stn.1 における砂面変動．
（a）1 時間平均値，（b）24 時間移動平均による長周期変動成分，（c）a と b の差による短周期変動成分，（d）短周期変動成分の 4 時間毎の RMS 値．

砂面高さに戻っていく様子が捉えられている．また，図-6

次に，図-7 に Stn.1 における砂面高さと潮位，および（c），（d）からは，観測初期の侵食期間と中盤の堆積期間

Stn.2 における濁度の時系列を示す．観測期間は大潮－小における砂面高さの短周期の変動は，共にほぼ同程度のレ

潮－大潮にかけて行われており，潮位データと図-4 に示

ベルであり，特に差異が見られないことが分かる．

した各 Stn.の地盤高さから，Stn.1 は大潮の最干潮時でも

-7-

雄介

0.85

2.6
2.1

0.81

1.6

0.77
60

1.1
tide

0.6
0.1

30

turbidity
7

8

9

10

11

12

13 14 15 16
date (Feb., 2000)

17

18

19

20

21

22

0

turbidity (ppm)tide (T.P., m)

bed level

seabed level(T.P., m)

内山

Fs (kg m/s)

20

1.0

Fs

dWs/dt

10

0.5

0

0.0

-10

-0.5

-20

7

8

9

10

11

12

13 14 15 16
date (Feb., 2000)

17

18

19

20

21

dWs/dt (kg/s)

図-7 Stn.1 における砂面高さと潮位および Stn.2 における濁度

22 -1.0

図-8 底質質量の時間変化（dWs/dt）と水平移流による浮遊砂フラックス（Fs）の時系列
多少冠水し，Stn.2 は概ね干潮毎に干出することが分かる．

d Ws ∂ Fs=− Fp + Fd
dt∂x

また，濁度データと砂面変動短周期成分の RMS 値（図-6（d））とを比較すると，両者は比較的よく似た変動パター(3)ンを示しており，例えば 2 月 8 日～9 日などに見られるよここに，Fp：巻き上げフラックス（kg/s），Fd：沈降フラ

うに，砂面が大きく下降（つまり侵食）するときには必ずックス（kg/s）である．本来であれば式（3）の各項の大高い濁度が観測されていることが分かる．一方，水位の低きさを見積もって比較することにより，土砂収支を議論す

下とともに波高が減少して（次節で検討）埋め戻されるた

るべきであるが，本観測ではFsは一点でしか求められない

め，結果として，潮汐に対応した形で小規模な侵食と堆積等の問題があるため，ここでは単純にdWs/dtとFsの大小関を繰り返していることが見て取れる．

係のみを調べることとした．その結果を図-8 に示すが，短期地形変動と浮遊砂の関係を調べるために，砂面計デ

濁度・流速が鉛直方向に一様であることを仮定し，dWs/dt

ータより土砂量の時間変化dWs/dt（kg/s）を，濁度，流速，とFsを同一地点での値と見なしているので，定量的な解釈

水位データより，水平移流による浮遊砂フラックスFs（kgをする際には注意を要する．図-8 から，土砂が大幅に減m/s）を求め，両者のオーダー比較を行う．ここで，dWs/dt，

少するとき（dWs/dt < 0），つまり，顕著な侵食が生じる時

Fsは，以下の式（1），（2）により表現される．

には，浮遊砂フラックスFsの絶対値が大きくなっている様d Wsdh= (1 − λ ) ⋅ ρ s ⋅dtdtδFs = ρ s ⋅ ∫ C u dz

子が見て取れる．また，dWs/dtはFsよりも 1 オーダー小さ(1)いことから，地形変化を生じさせるのに必要な量よりも，かなり大量の浮遊砂フラックスが底質上を通過している
ことが分かる（但し，厳密な議論をするためには，収支を(2)取る必要がある）．以上のことから，観測期間中の盤洲干

0

潟の地形変化，特に侵食に対しては，浮遊砂の影響が大き

Ws：土砂の質量（kg），λ：底質の空隙率（0.39），ρs：底いものと推察される．

，
質の密度（2690 kg/m3），h：砂面高さ（m），t：時間（s）
流速C：濁度（ppm）， δ：水深（m），u：流速（ここでは3.2 波と流れの特性

N-S成分を使用，m/s），z：鉛直座標（m）である．dWs/dt

Stn.1 における有義波高と有義波周期，Stn.2 の流速デーとFsを用いることにより，浮遊砂が支配的な状況下での土タから推定された波向き（例えば，Katoh, et al.，1985）を砂の質量保存式（1 次元）が式（3）で表される．

-8-

direction

1.0
0.8
0.6
0.4
0.2
0.0
W
N
E
S

7

8

9

10

11

12

5
4
3
2
1
0

T1/3 (s)H1/3 (m)13 14 15 16
date (Feb., 2000)

17

18

19

20

21

T1/3 (s)H1/3 (m)東京湾盤洲干潟の短期地形変動特性とそのメカニズムについて

22

図-9 Stn.1 における有義波高（H1/3）と有義波周期（T1/3），Stn.2 の流速データから推定された波向き
10 m/swindNcurrent
depth (m)30 cm/s

N

1.0
0.5
0.0

7

8

9

10

11

12

13 14 15 16
date (Feb., 2000)

17

18

19

20

21

22

図-10 AMeDAS による木更津の風速ベクトル，Stn.2 における平均水平流速ベクトルと水深

図-9 に，AMeDAS による木更津の風速ベクトル，Stn.2 に

前 8 時の満潮から 2 時間後の午前 10 時までの 3 時間分のおける平均水平流速ベクトルおよび水深を図-10 に示す．

データに関する結果を示した．図-12 より，低周波帯域の観測地点の平均水深が極めて浅いため，波浪は潮汐の影響

パワーは低く，0.2 から 0.3 Hz（周期約 3～5 秒）にかけてを強く受けており，高潮位時に波高が大きく，反対に，低の高周波帯域にピークが存在することが分かる．このピー

潮位時には波高が小さくなるような変動をしている．波高

ク周波数帯のパワーは，満潮後 1 時間ではほとんど変化しは最大で 0.8m，周期は 4 秒程度となっており，東京湾奥

ないが，2 時間後では大きく減少すると同時に，さらに高部としては比較的大きな波が来襲していたことが窺える．

周波側（周期 1～2 秒）にもう一つのピークが現れている

また，長期的なトレンドとしては，観測前半で高波浪，そ様子が分かる． つまり，本観測期間中の盤洲における波の後の数日間は静穏，そして中盤以降に中程度の波高，と浪は，基本的に潮汐による水深変化の影響を強く受けておなっている．波向きは概ね風の吹送方向と一致しており，り，潮位が高いほど波高が大きくなる傾向にあると言える．

主として N から NNW 方向である．平均的な主波向きが同時に，図-9～11 に示したように，長期的な波高の発達

NNW という事実から，岸沖方向ではなく，沿岸方向に伝や波向きの決定に対しては風が寄与しているものと考え播する波浪が卓越していたことが分かる．

られる．さらに，周期数十秒から数分程度の長周期波の発図-11 は（a）有義波高（H1/3）と風速N-S成分（Wn-s），

達は認められず，周期数秒程度の短周期波の波高は，満潮（b）有義波高と潮汐（Stn.2 における水深），に関するクから約 1 時間後程度ではあまり変化せず，概ね同程度であ

ロススペクトル解析結果を示している．図-11 中のコヒーることが分かった．

レンスを見ると，波高は全周波数帯にわたって潮汐との相

次に，Stn.2 における平均流速ベクトル（図-10）を見る

関が高く，風との相関は長周期帯で若干高くはなっていると，観測期間全般にわたる長周期の流速変動は，風速変動

ものの，全体的に見ると比較的小さいことが分かる．

パターンに対応しているように見える．同時に，潮汐の干また，図-12 に潮位変動に対する有義波高（H1/3）のパ満によって流向を反転させていることから，潮汐の影響もワースペクトル密度の時間変化の一例として，2 月 9 日午

強く受けているものと考えられる．加えて，図-11 等に示

-9-

10 2

10 4

10 1
10 0

Wn-s
H 1/3

coh 2

coh 2

0.5

10 4

10 2

10 3

10 1

10 2

10 0

10 1

H1/3
tide

10 0

0.5
0.0

π /2
π /4
0
- π /4phase(rad)phase(rad)

0.0
π /2
π /4
0
- π /4- π /2 -3
10

10 5

10 3

10 -1
1.0

10 -1

10 2
1.0

24h12h

2

10 5

2

10 3

2

10 6

10 3

10 4

10 4

spectrum of H 1/3 (m s)

24h12hspectrum of H1/3 (m s)2spectrum of Wn-s (m /s)

10 7

雄介

spectrum of tide (m s)

内山

-2

-1

10
10
frequency (1/h)

(a)

10

- π /2 -3
100

H1/3 and Wn-s

-2

-1

10
10
frequency (1/h)100(b) H1/3 and tide (depth at Stn.2)

図-11 （a）有義波高（H1/3）と風速N-S成分（Wn-s），（b）有義波高と潮汐（depth，Stn.2 の水深），に関するクロススペ
クトル解析結果．それぞれ上から順に，パワースペクトル密度，コヒーレンス，フェイズを示している．
10 0

したように，波高は潮汐や風に追従して変動しているため，
盤洲干潟上の流れは結局，風，潮汐，波の影響を受けていFeb. 9spectra of H1/3 (m s)

10 -1

2

ることになる．そこで，これらの相互関係を調べるために，
流速 N-S 成分と風速 N-S 成分，有義波高，潮汐（Stn.2 の8:00 am
9:00 am
10:00 am

10 -2水深）に関するクロススペクトル解析を行った．図-13 に

10 -3

その結果を示しているが，これを見ると，流速 N-S 成分
は低周波数帯域のパワースペクトル密度が小さく，周期約10 -412 h（半日周期）付近に強いピークを有していることが分かる．一方，風速 N-S 成分，有義波高，および潮汐には，

10 -5 -410

周期約 24 h 以上の長周期帯に 12 h と同程度以上のパワーが存在する．この長周期帯では，流速は，風速とのコヒー

10 -3

10 -2 10 -1 10 0
frequency (Hz)10 1

図-12 潮位に対する有義波高（H1/3）のパワースペクト
ル密度の時間変化の一例．満潮（2 月 9 日午前 8時）から同日午前 10 時まで．

レンスが最も高く，次いで風の影響を受ける波高との相関が高く，潮汐とはほぼ無相関である．しかしながら，スペ
クトルに明瞭なピークが見られる周期 12 h 前後では，流速と潮汐とのコヒーレンスが最も高く，次いで波高とのコ測値を，Stn.1 における潮位とともに示す．これを見ると，

ヒーレンスが高くなっている．つまり，干潟上の流れは，低潮時の河川水位は平均的に海水位よりも高くなってい

1 日以上の長周期変動に対しては風，半日周期変動に対しるが，満潮時には潮汐の影響を受けていることが分かる．

ては潮汐の干満と波浪の影響を強く受けていることが明

しかしながら，干潮時の河川水位に有意な大きさの変動がらかになった．

認められないことから，観測期間中の河川流量には際立った変化がなかったものと推察される．つまり，小櫃川河口

3.3 河川流出の影響

付近の河道内では，潮汐による流れが往復しているだけで

盤洲干潟は小櫃川河口部に広がっているため，干潟上のあり，今回の観測に関しては，河川流出の影響を考慮する必要はないものと判断される．

流れ，浮遊砂，地形変動等を議論する際には，河川の影響を考慮する必要がある．そこで，図-14 に河口部より 5.6km
上流に設けられた千葉県の水位観測所における水位の実- 10 -

東京湾盤洲干潟の短期地形変動特性とそのメカニズムについて

10 5
10 4

Wn-s
Un-s

10 1

10 5

10 0

0.5

10 3

10 7

10 3

10 6

10 2

10 5

10 1

0.0
π /2
π /4
0
- π /4-1

100- π /2 -3
10phase (rad)

0.0
π /2
π /4
0
- π /4phase (rad)

0.0

-2

-2

-1

10
10
frequency (1/h)

10

10 4

depth
Un-s

10 3

0.5

π /2
π /4
0
- π /4- π /2 -3
10

1010
frequency (1/h)

0

10 8

10 4

10 0
1.0

0.5

(a) Wn-s & Un-s

- π /2 -3
10(b) H1/3 & Un-s

-2

-1

10
10
frequency (1/h)100(c) tide (depth at Stn.2) & Un-s

流れに対する風，波，潮汐の影響に関するクロススペクトル解析結果：（a）風速N-S成分（Wn-s）と流速N-S成分（Un-s），（b）有義波高（H1/3）と流速N-S成分，（c）潮汐（depth，Stn.2 の水深）と流速N-S成分．それぞれ上から順に，パワースペクトル密度，コヒーレンス（coh2），フェイズを示している．
level (T.P., m)

図-13

10 4

H 1/3
Un-s

2

coh

2

coh
phase (rad)

10 6

10 -1
1.0

10 3

10 2
1.0

10 2

24h12hspectrum of Un-s (cm 2 /s)

10 4

10 7

spectrum of depth (m 2 s)

10 6

10 3

10 5

coh 2

10 5

10 8

24h12hspectrum of Un-s (cm2 /s)

10 7

spectrum of H 1/3 (m2 s)

10 6

10 3

10 4

10 8

24h12hspectrum of Un-s (cm 2 /s)

2spectrum of Wn-s (m /s)

10 7

2.6

Obitsu River

2.0
1.4
0.8

tide
7

8

9

10

11

12

13 14 15 16
date (Feb., 2000)

17

18

19

20

21

22

10
8
6
4
2
0

0
40
80
7

8

9

10

11

12

13 14 15 16
date (Feb., 2000)

17

18

19

20

21

turbidity(ppm)

shear stress (N/m2 )

図-14 小櫃川 5.6km 地点の水位と Stn.1 における潮位22

図-15 Stn.2 における底面せん断応力（上段）と濁度（下段）3.4 底面せん断応力

えば，French and Clifford 1992；Dyer and Soulsby 1988）．

干潟における底質輸送は，波や流れによって引き起こさすなわち，砂面直上の流速測定部を含む底面近傍領域がれるが，底質の巻上げは底面付近のせん断応力に直接支配

constant shear layerであると考え，以下の式（4）～（6）にされているものと考えられる．そこで次に，底面せん断応

よって底面せん断応力τ bを求めた．

力について検討する．底面せん断力に関しては多くの評価

τ uw = − ρ u′w′

手法が提案されているが，本研究では，流速の変動成分か
ら直接Reynolds応力を求めて底面せん断力を評価した（例- 11 -

(4)

内山

60

70

R=0 .572

50
40
30
20

wind shear (N/m2 )50
turbidity (ppm)

turbidity (ppm)

0.5

R=0 .689

R=0 .856

60

40
30
20
10

10
0

雄介

0

1
2
3
4
shear stress (N/m 2 )05

図-16 底面せん断応力と濁度の相関

τ vw = − ρ v′w′

0.3
0.2
0.1
0.0
0

0 200 400 600 800 1000
wave eneargy (N/m)

図-17 波のエネルギーと濁度の相関

0.4

1
2
3
4
5
current shear (N/m 2 )

図-18 底面せん断応力と風応力の相関

振動流中での底質移動の限界Shields数に関する知見（例え(5)ば，Shibayama and Horikawa，1982）を参考にして，限界
Shields数をτ bに換算すると，掃流運動の初期移動は約 0.2

τ b = τ uw + τ vw
2

2

（N/m2），浮遊砂への遷移は約 0.6（N/m2）で生じるとさ(6)

れる．つまり，本観測では，τ bの算定誤差を考慮しても，ここに，(u’, v’, w’) = (u − U, v − V, w − W)：変動流速，(u, v,

高濁度発生時には底質移動に対して浮遊砂が卓越していw)：流速，(U, V, W)：平均流速，(τ uw, τ vw)：uおよびv方向たことが分かる．

の鉛直Reynolds応力，ρ：海水密度（1025 kg/m ）である．

また，底面せん断応力τ bと浮遊砂濃度（それぞれ 1 時間

なお，底面せん断応力τ bには潮汐，波浪，風等の影響がす平均値）の単相関を図-16 に示しているが，相関係数はべて含まれているが，一般論としては，流速を平均流成分，

0.856 であり，極めて高い相関があることが分かる．この

波動成分，乱れ成分に周波数分解することによって，τ bをとき，図-16 中の回帰直線は以下に示す式（8）で表され各成分に分離することも原理的に可能である．しかし，本る．

3

観測ではStn.2の波高記録がないため，このような分離を

C s = 1.27 × 10 1 × τ b + 6.85 × 10 −2行うことはできない．また，本観測では流速の測定を10(8)分毎バースト，サンプリング周波数2Hzで15秒間行っているが，サンプル個数がやや少ないため，計算されるτ bにはここに，Cs：浮遊砂濃度（ppm）である

若干の誤差が含まれている可能性がある（波動成分を完全

ところで，砂浜の浮遊砂生成機構においては，通常，波に分離できていない）．

の影響が最も大きいと考えられている．そこで，有義波高

図-15 は以上のようにして求められるStn.2 における底を用いて，線形理論による単位海底面積当たりに作用する

面せん断応力τ bの時系列を，同地点における濁度と比較す

波のエネルギーを求め，濁度との相関を取った（図-17）．

る形で表示したものである．τ bと濁度はほぼ完全に一致しこのとき相関係数は 0.689 であり，底面せん断応力と濁度た時間変動をしており，特に 2 月 8，9，15，21 日等に計の相関係数 0.856 と比較すると，若干小さい値である．但測された高濃度の浮遊砂の生成は，底面せん断応力の増大

し，波浪はStn.1，流速はStn.2 において計測された値であによって説明できることが分かる．

ること，τ bは波動成分を内包した形で評価されていること

次に，τ bを用いて，底質の移動形態に関する検討を行う．

を考慮すれば，底面せん断応力の生成に及ぼす波浪の影響測定された τ b を用いれば，無次元底面摩擦応力を表す

は，かなり大きいものと推察される．

Shields数Ψmは，以下の式（7）により直接計算することがまた，浅海域の流動に対しては，風の寄与が大きいと考できる．

えられているので（内山ら，1998b），海表面に作用する風Ψm = u * 2 ( ρ s ρ − 1) d g = τ b ( ρ s − ρ ) d g

応力τ sを式（9）により求め，底面せん断応力と比較した(7)（図-18）．

(

τ s = C f ρ a U W 2 + VW 2u*：摩擦速度（m/s），ρs：底質の密度（2690 kg/m3），d：2

底質粒径（0.19mm），g：重力加速度（9.80 m/s ）である．

- 12 -)(9)

東京湾盤洲干潟の短期地形変動特性とそのメカニズムについて-101
elapsed time (h)(a) Feb. 8, 21:00

2

3

0.6

2.6
2.2
1.8
1.4
1.0

-1
0
1
elapsed time (h)(d) Feb. 15, 12:40

2

3

1.0

-2

-1
0
1
elapsed time (h)(b) Feb. 9, 8:20

3

10 m/sH1/3 (m) 0.9
0.6

0.6

2.6
2.2
1.8

1.0

-1
0
1
elapsed time (h)(e) Feb. 21, 18:10

2

3

7
6
5
4
3
2
1

100
50
0
-3

2.6
2.2
1.8
1.4
1.0

-2

current

1.4-2

H1/3 (m) 0.9

wind

N

20 cm/s

7
6
5
4
3
2
1

100
50
0
-3

2

7
6
5
4
3
2
1

100
50
0
-3

N

20 cm/stide (T.P., m)

1.8
1.4

current
turbidity (ppm)
2
shear stress (N/m )H1/3 (m) 0.9

-2

0.6

wind
N

20 cm/s

2.6
2.2

100
50
0
-3

10 m/s

7
6
5
4
3
2
1

H1/3 (m) 0.9

tide (T.P., m)

7
6
5
4
3
2
1

10 m/scurrent-101elapsed time (h)(c) Feb. 9, 19:40

2

3

10 m/s20 cm/s
tide
H1/3

N

H1/3 (m) 0.9
0.6

2.6
2.2
1.8
1.4

shear stress

1.0

-2
-1
0
1
2
elapsed time (h)(f) ensemble average of 5 events

3tide (T.P., m)

-2

wind
N

20 cm/sturbidity (ppm)
2
shear stress (N/m )1.0

current
turbidity (ppm)
2
shear stress (N/m )

1.8
1.4

wind

100
50
0
-3

2.2

turbidity (ppm)
2
shear stress (N/m )

0.6

2.6
tide (T.P., m)

H1/3 (m) 0.9

10 m/scurrent

tide (T.P., m)turbidity (ppm)
2
shear stress (N/m )

7
6
5
4
3
2
1

100
50
0
-3

wind
N

20 cm/sturbidity (ppm)
2
shear stress (N/m )10 m/scurrent

tide (T.P., m)wind

図-19 浮遊砂濃度が 50 ppm を超えるイベント（全 5 ケース）における気象海象データとそれらのアンサンブル平均像（風，流れ，潮位，有義波高，底面せん断応力，濁度）．濁度のピーク時刻はそれぞれ，（a）2 月 8 日 21：00，（b）9 日 8：20，（c）9 日 19：40，（d）15 日 12：40，（e）21 日 18：10 であり，（f）以上 5 ケースのアンサンブル平均像である．
太い鎖線は潮位，細い実線は有義波高，○は底面せん断応力をそれぞれ表している．
ここで，Cf：海表面摩擦係数（2.5×10-3），ρa：大気の密は 5 ケースのアンサンブル平均像）．

3：水平風速 2 成分である．図-18度（1.2 kg/m ）,（UW, VW）

図-19（a）～（e）より，いずれのケースにおいても浮に示されているように，底面せん断応力τ bと風応力τ sには

遊砂濃度のピークは，下げ潮の位相に出現していることが殆ど相関がなく，クロススペクトル解析結果（図-13（a））

分かる．この位相周辺では，全体的に，流速，底面せん断等と併せて考えると，τ bの増大や浮遊砂の生成に対する風応力，波高が大きくなっている．図-19（f）を見ると，潮の直接的な影響は極めて小さいと言える．つまり， τ bの位のピーク位相（統計上の平均満潮時刻）は濁度ピークを生成に対しては，波と潮汐の影響が大きく，風は 2 次的な基準にした時刻 −1.5 h付近にあり，高濃度の浮遊砂は下要因となっているものと考えられる．

げ潮時に発生していることが明瞭に示されている．しかしながら，一般に，潮汐による流れが最強になるのは満潮と3.5 高濃度の浮遊砂発生時における気象海象データの

干潮の間の時間帯であり，半日周潮が卓越する場合は，満アンサンブル平均像

潮の前後およそ 3 時間の時間帯で最強となる．これに対し

最後に，実際にどのような状況で浮遊砂濃度が高くなるて図-19（f）では，満潮から約 1.5 時間後に流速やτ bが最のかを調べるために，濁度が継続的に 50 ppm（底面せん

大となっており，無視し得ないタイム・ラグが存在する．

2

断応力約 4 N/m ）を超えるイベントをトリガーにして条

これは，流速あるいは底面せん断応力が，潮汐だけではな

件付抽出を行い，濁度のピーク位相を中心とした（経過時

く，波と風の影響を受けていることを示すものである．す間を 0 hに取った）気象海象データのアンサンブル平均像

なわち，風，有義波高H1/3，底面せん断力τ bの最大値は，を求めた．対象としたイベントは， 2 月 8 日 21：00，9

潮汐変動のピーク位相（満潮位）よりも若干遅れて，浮遊

日 8：20，9 日 19：40，15 日 12：40，および 21 日 18：10

砂濃度最大の位相近傍に出現している．この原因を考えるにそれぞれ濁度のピークを有する全 5 ケースである（図ために，本観測期間中において浮遊砂濃度が著しく高くな-19（a）～（e）は上記 5 ケースの生データ，図-19（f）

った時の干潟上の流れを，潮位，流速各成分（潮汐流，波- 13 -

内山

1.0

雄介

(a) tide

tide

0.0

wave

low tide

-1.0
0
1
2
3
4
5
6
(b) current component
1.0
tidal current

7

8

9

wind
depth

flood

ebb

high tide

10

11

12

current
bed shear stress

0.0

pick-upsuspended sediment-1.0

wind-induced current

topography change

wave-induced current
-2.0
0
1
2
3
(c) total current
1.0

4

5

6

7

8

9

10

11

12

図-21 冬期盤洲干潟における外力，流れ，底面シア，浮遊砂，地形変化に関する概念図．

0.0ては，潮汐流と同一方向に吹送する風によって流れが加速-1.0

され，その結果，τ bが増大するため，風速が最大となる位
peak (4.5 h)

-2.0
-3.0
0

相にτ bの最大値が現れる，と説明される．
ここで重要なのは，潮汐流の流速が潮位変動とともに変

1

2

3

4

5
6
7
8
elapsed time (h)

9

10

11

12

化することと，潮位が水深を通じて波高変化に影響を及ぼしていることである．以上の結果をもとに，本研究によっ

図-20て明らかにされた，冬期盤洲干潟における外力，流れ，底

冬期盤洲干潟の流れに関する模式図．（a）潮位，（b）潮汐流，吹送流，波浪流の流速，（c）合成
流速．半日周潮をのみを考慮しており，満潮は時
刻 3 h，干潮は 9 h である．

面せん断応力，浮遊砂，地形変化の相互関係を概念的に表すと，図-21 のようになる．結局，盤洲干潟上の流れは，
潮汐，波，風の影響を複雑に受けながら，底面せん断応力
を通じて高濃度の浮遊砂の生成を支配していることが分

浪流，吹送流）とともに模式的に示す（図-20）．ここでは，かった．その中でも，潮汐およびそれに伴う流れは，水深

潮汐として半日周潮のみを考慮してこれを正弦波で表現

変化を通じて波高レベルの大小と密接に関係するなど，浮し，波浪流（潮位に比例）と潮汐流（潮位の時間微分に比遊砂の生成に対して直接的な引き金になっており，さらに，

例）の流速振幅を 1.0，吹送流の流速は簡単のため一定値流れと同一方向に連吹する風の影響が重なることによっ（=0.5）を仮定し，さらに観測データを参考に，吹送流とて，浮遊砂の発生が助長されるものと結論付けられる．

波浪流の流向を下げ潮時の潮汐流と同一方向になるよう設定した．図-20（a），（b）より明らかなように，潮汐流

4. 結論

は下げ潮時（時刻 6 h），波浪流は満潮時（時刻 3 h）に最も強くなるが，合成流速（図-20（c））は満潮からやや引

本研究では，河川流出のない，つまり系外からの土砂のき潮に入った位相（時刻 4.5 h）で最強となっていること

流入がないと考えられる冬期の盤洲干潟における短期地が分かる．これは，図-19（f）に示した観測結果と定性的

形変動および漂砂特性に関する調査を実施し，有義波高に一致している．この原因は以下のように解釈される．ま0.8m を超える，東京湾奥部としては比較的大きな時化にず波に関しては，下げ潮時においては，潮汐流は速くなる

よって地形変化が生じるというイベントを捉えることにけれども波高は減少する．それゆえ，潮汐流と波動に伴う成功した．このイベントとは，下げ潮時に大きな波浪が来振動流による底面せん断応力（シア）を考えると，潮位の襲し，かつ風の吹送方向と潮汐流の方向が一致したときに低下に対応して潮汐流によるシアは増加し，波動によるシ

大量の浮遊砂が生成されて，侵食が進行するというものでアは減少する．さらに，図-12 に示したように，満潮前後あった．盤洲干潟は，長期的には 3.8cm/y の速度で徐々に

1 時間程度では波高があまり低下しないという傾向があ堆積しているものの，本研究では，下げ潮による潮汐流とる．そのため，両者の和が最大となる位相で浮遊砂濃度が波浪が同時に作用することによって，大量の浮遊砂が断続

最大値を示したものと説明される．また，風の影響に関し- 14 -

東京湾盤洲干潟の短期地形変動特性とそのメカニズムについて的に発生し，16 日間の観測期間中に最大 8cm 程度の侵食が生じることが明らかになった．また，底面せん断応力とシールズ数を用いた解析を行った結果から，盤洲干潟の底謝辞

質移動には浮遊砂が大きく寄与していることを示すとと本観測の遂行にあたっては，海洋環境部海水浄化研究室

もに，潮汐およびそれに伴う水位変化に追従して変動する

および漂砂研究室の諸兄にご助力を頂いた．特に海水浄化

波浪が，高濃度の浮遊砂の発生に対して重要な役割を果た研究室の藤野智亮氏には，本観測のデータセットの取りましていることを明らかにした．一方，水位の低下とともにとめに関して，多大なるご協力を頂いた．古川恵太環境評

波高が減少して埋め戻されるため，結果として，潮汐に対価研究室長には，長期地形変動に関するデータを快く提供応した形で小規模な侵食と堆積を繰り返していることがして頂いただけではなく，本論文の論旨に関して多くの有分かった．つまり，盤洲干潟の地形は短周期で侵食・堆積

益なコメントを頂いた．加藤一正水工部長ならびに栗山善を繰り返しながら，長期的には動的に安定しているものと

昭漂砂研究室長には，観測データの解釈等について様々な考えられる．

鋭いご指摘を頂いた．細川恭史海洋環境部長には，本論文の執筆に際してご助言を頂いた．ここに記して深甚なる感

5. あとがき

謝の意を表します．
参考文献

本研究では，局所的な底面せん断応力と浮遊砂濃度とに内山雄介，灘岡和夫，堀川誠司（1998a）：砂浜と干潟の比極めて高い相関が存在することが見出された．また，限界Shields数を用いた底質移動形態の推定結果等から，地形変較による湾奥部極浅海域の水環境特性に関する研究，

動と浮遊砂濃度の上昇に深い関係があると考察するとと

海岸工学論文集，Vol.45，pp.1051-1055.
内山雄介，灘岡和夫，瀬崎智之，八木もに，高濃度の浮遊砂の発生メカニズムに関する検討を行宏（1998b）：東京

湾奥極浅海域の砂浜海岸周辺における成層期の水環った．本研究は，自然干潟の短期地形変動特性とそのメカ
ニズムを解明するための調査・研究の第一ステップと位置

境特性，土木学会論文集，No.593/II-43，pp.125-144.

付けられるが，その意味では一定の成果が得られたものと

木原 力，高橋 誠，松本正昭，養父恒夫，川叉良一（1987）：

確信される．以下に次のステップにおける検討課題を列挙

干潟海岸における底泥移動の現地観測，第34回海岸する．

工学講演会論文集，pp.397-401.
栗原

まず，本研究では観測されなかった河川流出は，系外からの唯一の土砂供給源であるものと考えられる．そのため，

康（1980）：干潟は生きている，岩波書店.

古川恵太，藤野智亮，三好英一，桑江朝比呂，野村宗弘，

河川からの土砂供給は短期地形変動のみならず，盤洲干潟

萩本幸将，細川恭史（2000）：干潟の地形変化に関すの長期堆積傾向に寄与している可能性が高く，さらなる検る現地観測－盤洲干潟と西浦造成干潟－，港湾技研

討を要する．また，通常，浮遊砂濃度が上昇するときには，

資料，No.968.

他の場所で巻き上がって移流されるものが含まれること

細川恭史（1994）：沿岸域における自然浄化機能の強化策が多いので，移流と巻き上げ・沈降の各フラックスを分離（自然の浄化機能の強化と制御，第11章，楠田哲也

して議論しなければならない．地形変動と底質移動とを結編著），技報堂，pp.223-235.

び付けるためには，浮遊砂を構成する土砂の粒径や，掃流山本正昭，川俣 茂（1994）：千潟の物理環境（地温と地盤

砂やシートフローを含めた土砂フラックスの収支などに

高 の 変 動 ） の 観 測 ， 海 岸 工 学 論 文 集 ， Vol.41 ，

踏み込んだ検討を行う必要がある．底面せん断応力についpp.1021-1025.

ても，今後は波動，潮汐，吹送流の各成分に分離して，そ李 正奎，鄭 正朝，西嶋 渉，岡田光正，馬場栄一（1999）：

れぞれの寄与を定量的に評価することが求められる．その干潟の土壌構造に及ぼす海水の流動の影響，水環境ためには，河川流出イベント時（台風時期等）に観測を行

学会誌，第22巻，第8号，pp.677-682.

うこと，最低3点での波，流れ，浮遊砂，地形の観測を行Cheng, R.T., V. Casulli and J.W. Gartner（1993）：Tidal, residual

うこと，鉛直方向に測点を増やすこと，浮遊砂中の粒度分

and intertidal mudflat (TRIM) model and its applications

布を調べるために，採水を行うこと，さらに，波動成分やto San Francisco Bay, California, Estuarine, Coastal and

乱れを解像するために，高周波数での連続計測を行うこと，

Shelf Science, Vol.36, pp.235-280.
Dyer, K.R. （1989）：Sediment processes in estuaries: futureなどが必要となろう．
（2000年5月31日受付）

research requirement, J. Geophys. Res., Vol.94, pp.14 327- 15 -

内山雄介- 14 339.
Dyer, K.R., M.C. Christie, N. Feates, M.J. Fennessy, M. Pejrup
and W. van der Lee （ 2000 ）： An investigation into
processes influencing the morphodynamics of an intertidal mudflat, the Dollard Estuary, the Netherlands, I.
Hydrodynamics and suspended sediment, Estuarine,
Coastal and Shelf Science, Vol.50, pp.607-625.
Dyer, K.R. and R.L. Soulsby（1988）：Sand transport on thecontinental shelf, Ann. Rev. Fluid Mech., Vol.20, pp.295 324.
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salt-marsh channel, Estuarine, Coastal and Shelf Science,
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Katoh, K., N. Tanaka, T. Kondoh, M. Akashi and K. Terasaki（1985）：Field observation of local sand movements inthe surf zone using fluorescent sand tracer (second report),
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Paterson, D.M.（1989）：Short-term changes in the erodibility ofintertidal sediments related to the migratory behaviour of
epipelic diatoms, Limnol. Oceanogr., Vol.34, pp.223 234.
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Wallingford Report, SR 445.

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