Laguna (2013) 20: 31-44

ISSN 2185-2995

岡山県児島湾における潮汐過程と底質移動
大久保賢治 1

Tidal and Sediment Processes in Kojima Bay,Okayama, JapanKenji Okubo1
Abstract: Tidal resonances among dominant components are detected by means of spectral
analyses of temperature records obtained in- and outside Kojima Bay, Okayama Prefecture. The

resonant modes are diurnal, semi-diurnal, and higher constituents with frequencies of N cycles perday (N<6) and they are considered as longitudinal internal seiches or oscillation of the embayment
scale. Near the closed end of the bay, the uni- and bi-nodal modes of lateral internal seiches arefound to be dominant and the internal waves with periods of a few days are also noticed in thelower layer. Bed material around seiching nodes is expected to be coarser and the fact is reported in
the reference. The finer sediment is moving with nutrients toward the mouth to the inland sea. Thelonger retention in the sediment is one of the biggest issues in the coastal environment.

Key words: tidal resonance, spectral analysis, internal seiche, sediment transport, stratification

1.

はじめ

は一見，吹送流のらせん構造を連想させるが，薄いに表層の一様な潮流下に流向が時計回りに変化する構1999 年 7 月，岡山県日生諸島大多府島東沖において，造を伴うもののエクマンらせんのように上層（風）図 1 のような潮流の構造を底置式音響ドプラー流速計
ADP（Acoustic Doppler Profiler;1.5MHz;NORTEK 社）と下層（水）の偏向はなく，自転が効いたものかどうかも明らかでない．したがって，例えば，潮流がで測定した．成層の影響があると判断されたので，巻上げた濁質によって濁水の密度流が発生したとい

当時目標であった対数型度分布の観測は，その年の冬を待って開始し，後に図 2 のようにまとめられた

う説明も可能である．確かに，この場所の海底地形（大久保，2003，2012）．しかし，鉛直面内に収まら海底が傾斜し，退潮の加速時に再浮上した濁質が，ない図 1 の分布には別の扱いが必要である．これ

後半は緩やかに沈降しながら斜面を流下するという

1は退潮の向き（東北東）と直角右向き（南南東）に

岡山大学大学院環境生命科学研究科 Graduate School of Environmental and Life Science, Okayama University, Okayama 700-8530, Japan.

受付日：2013 年 4 月 19 日，受理日：2013 年 8 月 13 日

31

大久保賢治図-1  大久保賢治

図1

夏季の潮流構造（1999/7 日生・大多府島沖 , 水深 11.8 m）海底上 0.6 m から 0.4 m 毎の各深度における流速を示す.
Fig. 1 Spiral structure of the tidal current (July 1999, off Otabu Is., Hinase, Okayama, h = 11.8 m). The profile wastaken upward with a vertical spacing of 0.4 m from 0.6 m above the sea floor.
解釈は極めて自然である．この仮説に従えば，こう度差や大量の浮遊砂が存在する場合，図 2 のようにした非平衡濃度分布と下層密度流が退潮毎に繰返さ対数 + 直線則が成立することも確認されている（大れるのか，しかし，同じことが入潮時には起こらな

久保，2012）．成層の原因が後者の土砂濃度にあるいなら，それは重力とコリオリ力の地衡流平衡が達場合，ADP の反射強度を補正して相対濃度（濁度）成されているためかという問題に帰着されよう．本
研究では，まず濁りの原因となる微細土砂の由来を，とすれば，ラウスや板倉・岸の平衡濃度分布式（土木学会水理委員会，1999）と比較，粒径（沈降速度）特に児島湾からの排出という側面から考える．

を介して，流速分布から得られる海底摩擦速度を精

水温自体が潮流に効くと当時も考えていなかった査できる．このように，ある程度の水深が維持されが，冬季は密度の均質条件が保たれて対数則が成立る沿岸海域では海浜流による漂砂よりも浮遊砂の形すると期待していた．潮流は流れの幅が広く，我が態が卓越する場合がある．

国の中小河川に比べれば境界層の発達が顕著であ成層海域の潮流は非成層の場合より下層流速が遅る．しかし，実際に計測を開始すると河口の塩淡密く，底質の再懸濁が進まず，細粒泥も堆積する傾向
32

岡山県児島湾における潮汐過程と底質移動

図-2  大久保賢治

図 2 潮流の対数型および対数＋直線型の流速鉛直分布（大久保 , 2003, 2012）
Fig. 2 The logarithmic and the log+linear profiles of tidal currents (Okubo, 2003, 2012)
があり，鉛直混合が抑制される結果，溶存酸素濃度・は安定であって，塩分は下向きに若干増加し飽和度とも低い状況が持続する．また河口近傍ではていると推察される．さらに周波数スペクト

河床材料の細粒分のみ供給が持続的である．このよルには各分潮がみられ，熱応答の良好さは海うな近年の内部潮汐場の特徴は瀬戸内海の現状をよく表している．この底質細粒化は濁りの増加，透明水と底質間の水交換が維持されることを示している．一方，図 4 に示す夏の泥温は深層ほ度低下，光合成阻害，アマモ場衰退，漁獲減少を通ど低下し，水温・塩分とも下向きに密度を増加して生態系と深く関連するという認識から，近年はさせる過安定成層であって，海底付近の水および底底質改良が大きな課題になっている．カキ殻などを質内の流動や浸透は抑制され，例えば，試験区の－30 cm 層は低温となっており，密度分布をさらに安砂泥にすき込む方法も実用的な対策の一つである．
平成 20 〜 21 年度に行われた岡山県吉井川河口に定化させていることがわかる．当時，試験区の隣でおける底質改良試験では，流速計・濁度計を試験区

は，県水産試験場（現・岡山県農林水産総合センター海底に設置して海底付近の濁度や掃流力を実測し，水産研究所）による貝類生態調査が行われていたが，そこで図 5 のような連続水温記録が得られた．これ工事の効果が確認された．同時に試験区と対照区の両方に多層水温計を埋込み，海水温の変動に泥温がは図 3 や図 4 のように季節限定でない通年記録であどの程度追随するかが調査された．

り，水深減少に伴って加熱期は上向き，冷却期には下向きの温度スパイクがみえる．何より連続記録という点が貴重で，降水量または吉井川出水に対応し2.

た水温低下も認められる．今回は許可を得てこれを水温変動のスペクトルスペクトル解析した．
図 3 には，観測した水温記録とともにその周波数

冬の吉井川河口試験区は，図 3 に示すようにカキ殻敷設後は，海底面下 20 cm 程度まで潮スペクトルを示す．ここに，1 日以上の長周期成分

汐による海水の水温変動が伝わるようになっを除去するために水温記録は原時系列から正弦波た．冬季は海底からさらに潜るほど温度が上形に近い１日移動平均系列を差引いた偏差系列（日昇し熱的には不安定にみえるが，密度場全体変動以下ハイパス成分）に対してスペクトルを計算
33図-3  大久保賢治
大久保賢治

図3

吉井川河口海底付近の温度時系列（Δ t = 10 分）とそれらの周波数スペクトル．スペクトル波形は 5 点移動平均で平滑化した．
Fig. 3 Temperature records (Δt = 10 min) at around the sandy bed near the mouth of the Yoshii River, and theirfrequency spectra. The spectra were smoothed by taking the 5-points running average.

34図-4  大久保賢治
岡山県児島湾における潮汐過程と底質移動

図 4 夏季における吉井川河口海底付近の多層温度時系列（Δ t = 10 分 ; 対照区との比較）．
Fig. 4 Temperature records (Δt = 10 min) at around the bed near the mouth of the Yoshii River in summer comparedwith the reference area.

した．日周潮・半日周潮から高次分潮まで周波数スせずに示した．そのため，図 3 と異なり周波数毎にペクトルに明瞭なピークが現れるのは望外であった複数の分潮が検出されるが，一方，高周波側の変動幅を抑え難い難点はある．そこで 2010 年 4 月開始

が，理由は熱容量の違い，深い海水に比べて浅い陸水が，夏は高温，冬には低温になること，干満差の分から 2011 年 2 月開始分まで 6 期分のスペクトル

大きな場所で水深（局所熱容量）が顕著に時間変動を積上げ周波数特性を平均化した．スペクトル値は期間数 6 で割って累加し，秋冬季の後半 2010 年 10することなどが挙げられよう．平均水深が大きくなければ成層は形成され難く，内部潮汐の影響も少な月開始分から 3 期分を示した．最後に積上げた最終い．ただし，これが季節や気象条件によらないかどうかを調べるうえでも図 5 は貴重である．

包絡線が年平均スペクトルに相当する．結果的に夏の成層期も分潮構成は大きく変化しなかった．これ

図 5 のデータは偶数月の中旬から始まる記録前半には，大潮で干陸化する干潟的な条件の場所である部分から機械的に選んだ期間について解析し，周波ことによるところが大きいと考える．
図 5 の水温変動スペクトルには日周潮および半日数領域で移動平均をとらずスペクトル分布を平滑化
35

大久保賢治図-5  大久保賢治

図 5 水産研究所による吉井川河口域の通年水温記録（Δ t = 1 時間）とその年平均スペクトル . 周波数領域での平滑化なし ; 全 6 期間平均 : 夏 3 期間を表示せず．

Fig. 5 Temperature records (Δt = 1 hour) at around the sandy bed near the mouth of the Yoshii River, and theirfrequency spectra averaged annually (Courtesy of Prefectural Research Institute for Fishery). The spectra were notsmoothed in the frequency domain and the summer plots are omitted.

36岡山県児島湾における潮汐過程と底質移動

図-6  大久保賢治

図 6 成層期湾奥の 8 層水温変動（Δ t = 10 分）とその累加平均スペクトル．
Fig. 6 Temperature records in 8 layers (Δt = 10 min) at the closed end of Kojima Bay in early stage of the seasonal
stratification, and their frequency spectra as a vertical average by piling up the layers with an equal weight (0.125).
周潮に主要 4 分潮を含む複数の尖鋭な極大が得られすれば，水温スペクトル解析が簡便な分潮検出法とたが，これは平滑化を略したためばかりではない．
図 5（図 3）の記録時間間隔 は１時間（10 分），解して使える可能性が示された．

吉井川河口の水温記録から半年後の 2012 年 4 月

析記録長 1024（170.7）時間と，潮汐周波数帯をよには旭川河口と児島湖放流水門に近い児島湾湾奥部

り高周波領域として扱い周波数軸上の分割を細かくで試験運転中の密度流拡散装置の係留地点で，浮体から垂下した水温計列により海面下 8 層の水温記録できたといえる．このように，記録・解析法に配慮
37

大久保賢治図-7  大久保賢治

図 7 成層期・湾中央部の 5 地点水温変動（Δ t = 10 分）とその平均スペクトル（三期間）.
Fig. 7 Temperature records (Δt = 10 min) in front of the flood gate of the Hyakken River as the distributary of theAsahi River, and spatially averaged frequency spectra for each term.

38図-8  大久保賢治
岡山県児島湾における潮汐過程と底質移動

図 8 冬季湾外の水温変動（Δ t = 10 分）とそのスペクトル（日生・大多府島南沖）.
Fig. 8 Temperature record (Δt = 10 min) out of Kojima Bay in December 2012, south to Otabu Is., Hinase, and thefrequency spectrum.

39

大久保賢治を収集した．これについても，原系列から 1 日移動水温フロントが揺らぐといった状況で発生するもの平均系列を差引いた偏差系列についてスペクトルを計算した．図 6 には，4 月下旬ですでに成層場がみと考えられる．

られ，下層は高周波変動が少ない状況となる．スペ
クトル分布も層毎に異なるため単純平均では現象把

水温チャネルで，10 分間隔の間欠測定（バースト）記録から 10 分毎の水温値を抽出，1 日移動平均系握が難しい．そこで，吉井川河口と同様，下層スペ列を差引いた偏差系列からスペクトルを計算した．

クトルから順次積上げることで周波数特性の遷移を見た．スペクトルの値は層数 8 で割ってから積上げ，なお，岡山海域は混合潮型で，宇野地点における気象庁の主要 60 分潮表の中では M2 潮が卓越するが，解析した水温は海底上 0.75m に置かれた流速計の最後に積上げた 0.2 m 層の曲線が鉛直平均スペクト

ここでも半日周潮が卓越している．

ルである．表層記録には数日周期の内部潮汐あるいは内部静振が明らかで，鉛直平均スペクトルは日周潮とともに概周期 2 ～ 3 日の変動がみられ，また，

3.

半日周潮より高周波側には 4 時間及び 2 時間の変動

児島湾の潮汐特性

4 つのスペクトルを比較しながら考察するため，が卓越し，さらに，その高周波側が数十分周期の表座標軸を揃え，一枚の図として図 9 に再掲する．ス

面静振や湾振動の範囲に繋がる．

ペクトルピークの最大値は児島湾湾口部の吉井川河つぎに湾奥と湾口の中間に位置する旭川放水路，口で得られ，日周および半日周潮が同程度であった．

百間川の河口水門では，干潮の前後に潮位差を利用スペクトル分布の平滑化は行わず，また成層期と非して放流が行われる．水門前に形成された高島干潟

成層期を平均したのでピーク最大値は冬季としては2やや低めになるが，図 5 に示すように 1［K d-1］にが増強された放流により失われないよう試験的に設置された導流堤施設が存在し，その周辺の 5 つのモ届く程度である．つぎに湾中央部百間川河口では 52
点平均スペクトルのピーク最大値は日周潮 0.7［K d-ニタリング地点で流速・濁度等の記録が国土交通省］，半日周潮は 0.5［K d-1］程度になる．湾奥締切堤
2では全層平均すると日周潮 0.5［K d-1］，半日周潮 0.21

岡山河川事務所によって収集されているが，解析目的を説明し，水温観測値のみを提供して頂いた．
図 7 は 2012 年 8 月下旬から 10 月上旬までの流速

2計や濁度計の 5 地点分の水温データをスペクトル解［K d-1］に下がる．一方，4 時間及び 2 時間のピー2クはともに 0.1［K d-1］程度である．このように日析し平均したものである．昇温期に上向き，降温期周潮と半日周潮に限れば，湾口から湾奥に向けて水は下向きのパルスが出る特徴は基本的に先述の吉井

温変動でみた潮汐の強さは逓減していく．また，湾外の冬のスペクトルには 1 日以上の周期成分はな

2

川河口と似た条件であり，また放流が干潮と同期して行われることもあり，分潮系列そのものは明瞭である．特に 8 月から 10 月，夏から秋に向かう際に，く，半日未満の卓越成分もみられない．
ここで解析したデータは湾奥以外，全て下層の水1cpd より低周波（内部潮汐）側のパワーは落ちるが，温変動に限られ，これが長周期の内部変動を捉えき一方で高周波（潮汐）側のパワーは増大する．吉井

れていない理由と考えられる．ただし，湾口と湾中川河口より若干水深が大きいために存在すると考え央部の測点は水深が本来小さく，二層状態の長周期られる内部波の影響は，秋口に軽減されると考えら

内部潮汐の特徴が現れることは少ない．一方，湾奥

れる．

は日周潮が半日周潮よりピーク値が高かったが，こ潮流が強くても水塊が接し遷移するような場所でれは放流や水温成層の擬似周期が前者に近いためではないかと考えられる．図 10 に示すように，児島なければ，水温変動そのものは弱く，スペクトル値は低下する．最後の例は，かつて図 1 を得た測点に湾の幅は吉井川と旭川，各河口上流 ･ 西側に相当す
る 2 か所が狭くなって百間川河口で 3 倍近く広く近い日生諸島大多府島に隣接する南側の海域における冬季 15 昼夜連続の水温記録（図 8）である．冬なっている．重要なことは，児島湖締切堤と旭川河季の等温線は沿岸方向に走り，1 ～ 2℃程度のジャンプを示す水温フロントを形成するが，等水温線自口西岸で仕切られた水平距離に係わる内部モードが4 時間および 2 時間という両周期をもたらしている

体は潮流に沿った方向に走るので，有意な温度差が可能性である．これを認めれば湾奥で高周波成分が現れるのは，水温フロント近傍を南北に横切るような場合に限られる．水温記録にある変動も概ね 1℃発生しやすく，湾外ではそれがほとんどなく，湾口前後であるが，高次分潮の影響もあって，転流時に水温変動現象に係る変量のうち，水平長に関して，や中央部で適度に発生することが理解される．

40

岡山県児島湾における潮汐過程と底質移動

図-9  大久保賢治

図 9 児島湾内外の水温スペクトルの比較．
Fig. 9 Comparison among the spectra in- and outside Kojima Bay.
児島湖締切堤から旭川河口まで l = 3 km，吉井川河口まで l = 9 km，さらに湾口までが l = 12 km と考の内部静振の周期はそれぞれ，また，
図 1 0 を参考に，湾の平均水深 h は 5 ～ 6 m，上層厚 h1 は 1 ～ 1.5 m とし，さらに，密度差には塩となる．

える．モードとして単節静振（l：半波長）は l = 10km，湾振動（l：1/4 波長）は l = 12 km とする．

T=

ここで， h = 6 m, h1 , ε = 0.022 を用いれば，l = 3 ～11 km に対して単節（実線），二節（点線）の内部分差が支配的とし，鉛直塩分差 1 〜 2 % を考える．

静振周期は T，水平長さ l の関数として，図 11 のように計算される．湾奥で観測された周期 2 時間と 4

こうして得られる長波と内部長波の波速は

c = gh , ci =nl, n = 4 2 , および 1ci

ε gh1h2h

時間の成分はそれぞれ単節と二節のローカルな内部静振と考え，周期 12 時間から 4.8 時間までの N 回潮（N = 2 〜 5）では，l = 4 ～ 8.5 km の水平長（まここに，たは節間隔）があれば可能である．また日周潮につρ −ρ
h = h1 + h2 , ε = 2 1
ρ0いては，湾口が節になる湾振動とすれば，波長が湾2/3 回潮（1.5長の 4 倍（単節内部静振の 2 倍）となり，であり，h は水深，h1, h2：上層および下層水深，ε ：相対密度差，ρ1, ρ 2 ：上，下層水の密度，ρ 0：基準密日周期）の程度までは説明可能になる．一方，湾奥スペクトルにみられる周期 2 時間以下の高周波変動（1/4 波長）と単節（1/2 波長）および二節（1 波長）最後に，ここでは湾外とみなした瀬戸内海自体が度，g ：重力加速度である．以上から，基本湾振動については表面静振として十分説明される．

41

図-10  大久保賢治
大久保賢治

図 10 児島湾平均水深と上層厚および塩分濃度差（水産研究所による）．
of salinity
in Kojima Bay
Fig. 10 Longitudinal bathymetry and salinity section, and typical monthly profiles図-11
大久保賢治(Courtesy of Prefectural Research Institute for Fishery).

図 11 児島湾の単節および二節の内部静振の周期．
Fig. 11 Estimated Periods of the uni- and bi-nodal internal seiches depending on the partial
lengths of Kojima Bay.

42

岡山県児島湾における潮汐過程と底質移動N	34.62	  Asahi	  R.	

Hyakken	  R.	

Yoshii	  R.	

TP	  μm	  287	  34.60	  34.58	  Kurashiki	  R.	

134	  153	  Sasagase	  R.	

134	  109	  34.56	  Kamo	  R.	
34.54	  E	133.92	   133.94	   133.96	   133.98	   134.00	   134.02	   134.04	   134.06	   134.08	   134.10	  図 12 児島湖・児島湾の全リン濃度 TP と粒径（μm）天野ら（2012）による．
Fig. 12 Total Phosphorous TP and particle size of the bed materials in Lake Kojima and KojimaBay after
Amano et al. (2012).

太平洋からみれば，“ 湾内 ” であって，その潮汐振は 100 μm 以上の細砂の堆積が認められる．内部静動成分が，さらに児島湾固有の静振や湾振動と共振振の節位置として考えられるのは底質粒径が粗くな的に挙動することが再認識された．

る旭川河口東，百間川河口東，および吉井川河口位置である．組合せとして必然的に単節静振は百間川

4.

河口東，二節静振は旭川と吉井川河口が，それぞれ湾内の流れと土砂移動節にあたり，これを確認するためには，隣接する節児島湾の内部静振や内部湾振動の主に周期についと節，節と壁の伝播時間が相等しく，その和が当該て考察してきたが，これらの節位置は流速変動が相内部モードの半周期分に等しいことをいえばよい

対的に強く，底質が粗くなることは予想される．天野ら（2012）は，児島湾および児島湖内 27 地点のが，これについては，すでにスペクトルの周期解析

部の粒度の違いは主に波浪によるとされているが，Cs 同位体の分析結果から，泥質化は 1950 年以降の留された分はあるが，その放流分は旭川・百間川・地形改変により潮流が弱まったことで顕在化したとるようであり，湾奥拡散装置の効果もそのように期結論している．その機構について，ここでは，湾の待される．ただし，天野ら（2012）の湾口コア（KJC7）が示しているように，1980 年以降は，細粒分（φ = 8）で行っている．
さて，図 12 の TP の動きをみると児島湖内に滞底質と 4 地点のコア試料を検討した．沿岸部と流心吉井川からの流出分を合わせ湾口に向け移動してい内部静振過程と関連づけて考察する．
図 11 は天野らの結果を模式的に示しており，濃が約 20 cm も蓄積し，その中に残留したままとなっ色マーカーが粒径（μm：φ 値より計算），淡色マーて利用されていない可能性がある．今後は，湾奥かカーは全リン濃度（TP）を表している．児島湖は高い TP 値と 63 μm 以下の細粒泥分の割合が特徴的

らの土砂や栄養塩の湾外流出量を定量化していく必要がある．

である．児島湖には笹ケ瀬川，倉敷川および鴨川が流入し，それらの流出土砂が一時堆積する．湾奥・湾中央部南岸及び湾口（湾外）堆積物は数 μm と細粒であるが，旭川と百間川の河口東側や吉井川河口
43

大久保賢治5.

結

児島湾内にとどまらず，湾外にも波及しているはず

論であるが，湾外では十分長期の追跡結果がなく，一瀬戸内海における海砂採取が禁止され，余水ととつには，冒頭で述べたように流速・濃度分布から輸もに拡散したシルト分が除去されて，透明度が回復

送経路ならびに排出過程を解明する必要がある．

しつつある一方，ノリの色落ちに代表される貧栄養化が問題になっている．透明度低下により消失した謝

アマモ場のバイオマスに見合う大量のストックがな

辞

い現状では，冬季にダムの一時放流が水産側から要本研究を行うにあたり貴重な情報・資料を提供し請されるほどに問題は深刻化している．密度流拡散て頂いた岡山県水産課の鳥井正也氏・水戸鼓氏，岡装置を用いて湾奥の栄養塩を，それが枯渇した藻場・山県水産研究所の岩本俊樹氏・近藤正美氏・石黒貴漁場に供給することも，この必要性によるものであ裕氏，国土交通省岡山河川事務所の堀博幸氏に謝意る．

を表します．

本研究では児島湾からの栄養塩あるいは微細土砂フラックスを検討するため潮汐系と共振する内部静引用

文

献

振と湾振動の周波数特性に注目した．10 分，または 1 時間間隔で得られた水温変動記録の周波数スペ

大久保賢治（2003）湖沼・沿岸の水工水理学，土クトルを求めて計算周期と比較した．潮汐が湾に侵

木学会水工学海岸工学委員会，夏期講習会テキス入するときには湾地形に応じていくつかのモードにト，B：1-26.
大久保賢治（2012）備讃瀬戸・備後灘・燧灘の概要，ついてスペクトル値が増大する．児島湾は干潮に合わせて放流が行われること，気温・日射量といった瀬戸内海，63：4-6.

気象変化が日周的であることもあり，日周潮および半日周潮が湾外に比べ弱まることはなく，高周波成

土木学会水理委員会編（1999）：水理公式集，平成11 年版

分についてもこれは同様である．記録および解析法

天野敦子・金廣哲・小野寺真一・佐藤高晴・清水裕に配慮すれば，水温スペクトル解析が簡便な分潮検太・齋藤光代（2012）岡山県児島湾における堆積物を用いた過去 100 年間の海底環境変遷と人造湖出法として使える可能性がある．
児島湾においては，これらの長周期成分は長軸方形成の影響評価，陸水学雑誌，73：217-234.

向内部静振であり，日周潮（24 時間）が内部湾振動，半日周潮：2 回潮（12 時間）は単節，4 回潮（ 6 時間）は二節の内部静振とした．簡単のため，三節以上の内部静振や分潮成分は，異なる湾内水平長に対応する単節内部静振とみなした．一方，湾奥でみられる 6 回潮（4 時間）と 12 回潮（2 時間）相当の周期は湾奥での水平長に基づく横方向の内部静振と考えられる．ただし，ここで試算した振動周期は，いずれも全季節を通して一定の内部波速値に対する結果であって，高精度で絞り込まれたものではない．
湾内の一部底質が粗粒であることについて，天野ら（2012）は波の影響を挙げているが，内部静振節位置で流速振幅は最大になることから，単節および二節の長軸内部静振の節位置との対応を，これらの場所で実態調査することは今後の課題であろう．
湾奥の密度流拡散装置により旭川河口部まで栄養塩や細泥分を輸送すれば，後は自然の排出プロセスで湾外に運ばれることは確かであろう．その輸送速度こそが問題であるが，年間一定量は湾口に蓄積していることも指摘されている．こうした泥質化は，
44