津波による物質移動と環境改変の解明

津波による物質移動と環境改変の解明

著者

箕浦 幸治

津波による物質移動と環境改変の解明

Elucidation of the mechanism of sediment transport

and the Cause Of environmental changes by tsunamis

平成10, 11∴12年度 科学研究費補助金(基盤研究B (2))

研究成果報告書

課題番号10480091

RESEARCH PROJECT, GRANTIN -AID

FOR SCIENTIFIC RESEARCH (B)

No. 10480091 (1998-2000)

I

紺" rm JlHJfrl flJI Jm llJ"I lJIHlI

OOO21004662

研究代表者 箕浦幸治

(東北大学大学院理学研究科地学専攻) Chief Scientist: Prof. Minoura, KoJ'i

(Institute ()f Geology and Paleontology, School of Science, Tohoku University)

漢 0  1   2   3   4   5 波高(m)

数値モデルによる1854年安政

東海地震津波最高水位図

入 0  1   2   3   4   5 波高(m)

0 1 2  3  4  5  6  7

沖浜

河

川

図版Ⅰ 津軽半島七里長浜に襲来する1983年日本海中部地震津波.沖浜に起源する 砂が津波の第1波により陸側に移送されて前浜に堆積し,海岸が一時的に数100 m前進した.津波湖上高が6 mを越す海岸では,海砂が後浜に移送されて堆 積し,津波の襲来が痕跡として残された.津波発生1時間経過後に上空より撮 影. 図版Ⅱ 1983年日本海中部地震津波による東北日本北部沿岸域(右下位置図中の矢印) での到達波高分布. Ⅴ+ ∼Ⅳ-は,気象庁の震度階区分(V- - 100 gal)に基づ く震度分布. Minouraand Nakaya (1991)より引用. 図版Ⅲ 津波の沸上による物質の移送と堆積. 1983年日本海中部地震津波の襲来に 伴い,日本海沿岸各地で様々な堆積現象が認められた.到達波高が6-7mを 越す海岸では,砂質粒子を浮遊する海水が後浜の浜堤を越えて内陸側に流入し, 多量の海砂を堆積した(Type A).外海と連絡する水路を経て入り江や内海に直 接津波が流入する現象が認められ,湖上擾拝による底質浸食で軟体生物殻は洗 い出されて移送され,十三湖では厚さ1 mに達する殻集積層が出現したぐⅣpe B).地震により震度階Ⅴ十を越す地震動を生じた海岸地域では,後浜の砂丘地 に様々な規模で亀裂が入った.津波の襲来による水位差により,直線的な亀 裂を通して海水が後潟に流入し,海浜砂が広範囲に堆積した(Type C).港 水と炭酸に富む陸水の急激な混合により炭酸塩質の微結晶が晶出し,湖沼水の 一時的な白濁化現象が観察された. Minouraand Nakaya (1991)より引用. 図版Ⅳ 1026年万寿地震津波の痕跡.伝説の津波襲来が島根県益田市須子でのトレ ンチ掘削により明らかにされた.平野を貫流していた益田川を津波が潮上し, 溢れ出た河川水が放置河川に流入して大量の砂を堆積した.泥底への急激な砂 の集積により,底泥上面に火炎状構造が作られた.薄泥層を挟んで砂層の上位 に更に1層の砂の堆積が認められ,津波の湖上は2波に及んだと推定される.

はじめに < 目    次 > ●  ●  ●  ●  ●  ●  ●  ●  ●  ●  ●  ● ･ ･ ･ ･ ･ ･1 研究プロジェクトの内容と成果 --･--･--･-･3 第1章 津波堆積物の研究 ･研究の目的と意義 - -･ ･ ･ - ･･ ･津波堆積物の研究史･ - ･ ･ - - ･ ･津波堆積物の分析･ - ･ ･ ･ ･ ･ - ･ ･津波の数値解析 ･ ･ ･ - ･ ･ ･ ･ ･ . . 第2章 津波堆積物による津波の復元一研究成果 ･安政東海地震による津波の堆積物  -I ･ ･ ･ ･ ･5 I ･ ･ ･ ･ ･6 ･ ･ ･ ･ ･ ･6 ･ ･ ･ ･ ･13 ･ ･ ･19 (静岡県南伊豆郡入間) ･1994年フローレス地震による津波堆積物 - ･ - ･ - -61 -孤立珊瑚礁島における津波災害 (インドネシア･フローレス島) ･ 869年貞観地震に伴う津波の堆積物 (宮城県仙台平野∼福島県松川浦) 第3章 付録:本研究による成果報告 ･ミノア津波堆積物の発見一文明の盛衰と津波災害 ･ - ･ -85 ･津波の科学と防災 -･---･--･---89 ･津波メカニズムの解明 ---･･･--･-･-100 ･津波の実験的考察･-･-･･---･106 ･津波初期波形の解析 --･----･-･-･112 ･1998年トルコ･エジヤリ地震津波の解析 --･--117 おわりに ･ ･･･-･--･---･--･-･123

はじめに

生物にとり海岸域は最も豊かな生活圏である｡こうした環境域には海から の破局的な変動要因が波及し,歴史的にこのような変動は,人類とその成果で ある文明に大きな試練を与えてきた｡要因とは突発的な海面変動や海水の湖上 であり,津波は最も過激な環境変動因子である｡規模が最大級に達すると津波 の環境改変効果は絶大となり,人類の生活圏に甚大な被害を及ぼすばかりでな く,海岸の地形を変え植生態琴に著しい改変をもたらす(Minoura et a1., 1996a)｡これまでの内外の津波痕跡研究では,堆積層の発見と年代推定に注目 されてきた｡しかし,津波による物質の移動機構に関しては多くが不明であり, 例えば明和の津波で運ばれたとされる巨大岩塊の運搬に関しては,納得のゆく 説明は得られていない｡また,平野を埋め立てる広範な砂の堆積や丘陵をなす 膨大な土砂の集積に関しても,具体的な解釈は与えられていない｡ 紀元前17世紀のサントリーニ火山噴火に原因する津波はミノア文明の消滅 に関わったとされ(Marinatos, 1939 & 1968),明治三陸津波は近年における 最も代表的な津波災害の例である｡我々は,熱帯域で発生する津波が,珊瑚礁 やマングローブ林に及ぼす生態学的効果について, 1994年フローレス津波を 例に多方面から検討を試みた｡その結果,珊瑚礁の外縁地形が津波の伝播に大 きく影響し,孤立島では波源域の反対側海岸で波の収束により最大のエネルギ ー集中が及ぶ事実を確認した(Minoura et a1., 1997)｡この結果は,珊瑚礁の 発達に津波の襲来が大きく関わった地質学的可能性も示唆されたのである｡ 本研究では,海岸域に劇的な環境改変の効果をもたらす津波に関して,物 質運搬の現象を精密且つ高精度に理解すべく,堆積学的･水理工学的な解析を 試みた｡これまでの内外の津波痕跡研究では,堆積層の発見と年代推定に注目 されてきた｡しかし,津波による物質の移動機構に関しては多くが不明であり, 例えば明和の津波で運ばれたとされる巨大岩塊の運搬に関しては,未だに納得 のゆく説明は得られていない｡また,平野を埋め立てる広範な砂の堆積や丘陵 をなす膨大な土砂の集積に関しても,具体的な解釈は与えられていない｡我々 は,物質の浸食･運搬･集積の各機構に注目し,移動する物質をミクロ的(粒 度分析,微化石分析)及びマクロ的(堆積相解析,数値解析)に検討し,津波 による物質運搬メカニズムの学際的な究明を試みた｡ 869年貞観地震津波によ り砂の堆積現象が広範囲に現われた仙台平野と, 1854年安政東海地震津波が

襲来し巨大な丘陵状の集積土砂堆を形成した南伊豆の入間を,マクロ的研究の 対象フィールドとした｡野外でのトレンチ掘削による地質調査を両地域で広範 に行い,壁面観察から堆積相情報を,また採集した堆積物試料よりミクロ的デ ータを,それぞれ抽出した｡具体的には,堆積物運搬の様式を粒度組成及び堆 積相から類推し,堆積物に含まれる化石(軟体動物,珪藻,有孔虫)から堆積 物の起源水深を特定し,海水の湖上過程と物質運搬の実体を主として堆積学的 に考察した｡一方,様々な歴史･観測資料を基に津波発生の力学的条件を明ら かにし,これらを初期条件とし,復元した詳細な地形データを利用して津波の / 数値的復元を試みた｡これによって得た水理学的結果と堆積作用の理解から, 我が国において特に顕著な災害を及ぼした貞観･安政両津波による破局的な流 れの堆積学的作用が明らかにされた｡この成果は,予測される津波湖上域での 物質移動の水理学的評価を可能ならしめるばかりでなく,海岸平野に於ける物 質集積の過程を理論的に理解する自然地理学的基準を与えるものと考えられる｡ 2

研究プロジェクトの内容と成果

Ⅰ研究組織

研究代表者:箕浦幸治(東北大学大学院理学研究科地学専攻) 研究分担者:今村文彦(東北大学大学院工学研究科災害制御研究センター) 研究分担者:高橋智幸(京都大学防災研究所巨大災害研究センター)

Ⅱ研究経費

平成1 0年度   9,600千円 平成1 1年度  1,500千円 平成1 2年度  1.200千円 計   1,230千円

Ⅲ研究発表

(1)学会誌等

･ Minoura, K., hnamura, F., Kuran, U., Nakamura, T., Papadopoulos,

GA, Takahashi, T.,and Yalciner, A.C.: Discovery of Minoan tstmamideposits. Geology, vol. 28, p. 59-62, 2000.

･河野幸夫･今村文彦･箕浦幸治:貞観津波と海底潜水調査.東北地域災害 科学研究, γol. 36, p. 115-122, 2000. ･今村文彦:津波のサイエンスと防災のためのテククノロジー,ながれ(日 本流体力学会誌) , Vol.19, p. 96-104, 2000. ･橋和正･今村文彦:複合型津波発生メカニズムの解明-1998年パプアニ ューギニア津を例として一.海岸工学論文集,第47巻, p. 346-350, 2000. ･小池倍昭･今村文彦: Wavelet変換による津波初期波形の推定とリアル タイム予警報への応用.海岸工学論文集,第47巻, p. 356-360, 2000. ･水谷将･今村文彦:段波波力の実験的研究.海岸工学論文集,第47巻, p. 946-950, 2000. ･今村文彦･越村俊一･Ahmet C.Yalciner : 1999年8月トルコ･コジヤ エリ地震に伴って発生した津波の現地調査と数値解析.海岸工学論文 3

集,第47巻, p.33ト335,2000.

･高橋智幸･首藤伸夫･今村文彦･浅井大輔:掃流砂層･浮遊砂層間の交 換砂量を考慮した津波移動床モデルの開発.海岸工学論文集,第46巻,

p. 606-610, 1999.

･ sugawara, D., Minoura, K.,and Imamura, F.: The 869 Jogan

Tsunamiand numeriCalanalysis of tsunamihazards. Tsunami

Engineering TechnicalReport, No. 17, 2000.inpress･

′′

(2)国際会議口頭発表

･ Imamura, F. and Minoura, K.: Sedimentologicaland numerical analyses onthe Minoantsunami. Workshop on Advances on

NaturalHazards Mitigation. Athensand Santorirdi, Greece,

November 3-7, 1999.

･ Minoura, K. and Sugawara, D. : Tectonic inp止cation of the 869

Jogan Tsunami. Prqceedings of the Workshop on

sedimentonogiCalStudy for HistoriccalTsunamiS. Sendai, Japan, Augusu 25-26, 2000.

･ Minoura, K.and Sugawara, D.: Tectonic inplication of the 869 JoganTsunami. Workshop on SedimentoilogiCalStudy for

HistoriccalTsunamiS. Sendai, Japan, August 25-26, 2000. ･ Kono, Y., Murakami, F., Imamura, F.,and Minoura, K. (2000).

Historical tsunami that occu汀ed 1 , 100 years ago and undenvater diving research. 4th International Confe汀enCe On

Hydro-science and -Engineering. Seoul, Korea, September 26-29,

2000. (3)出版物 ･箕浦幸治編, ｢青森県の地質一津波災害｣ ,青森県, 207p., 1998･ ･箕浦幸治, ｢ひとかけらの化石に宇宙をみる-津波の地球科学｣ ,岩波書 店. 142pり1999. 4

第1章

･研究の目的と意義

地球上で形成･維持される環境の1つである海岸域は,絶えず劇的な改変 が及ぶ場である一方,顕生代を通して最も多様な生物が生息する重要な生物進 化の場でもあった｡人類も文明を発展させるに従い豊かな海岸域に生活圏を求 め,現代では主要な生存と生産の場を臨海に得ている｡こうした環境域には海 からの破局的な環境変動要因が波及し,歴史的に人類とその成果である文明に 大きな試練を与えてきた｡要因とは突発的な海面変動や海水の湖上であり,津 波は最も過激な環境変動因子で奉る｡規模が最大級に達すると津波の環境変動 効果は絶大となり,人類の生活圏に甚大な被害を及ぼすばかりでなく,海岸の 地形を変え植生態系に著しい改変をもたらす(Minouraet alり1996a)｡ 本研究では,海岸域に劇的な堆積作用の効果をもたらす津波に関して,狗 質運搬と環境改変の現象をより精密且つ高精度に理解すべく,理学と工学の立 場から検討する試みを企てた｡これまでの内外の津波痕跡研究では,堆積層の 発見と年代推定に注目されてきた｡しかし,津波による物質の移動機構に関し ては多くが不明であり,例えば明和津波の襲来などで推測されているような巨 大岩塊の運搬に関しても,納得のゆく説明は得られていない｡また,平野を埋 め立てる広範な砂の堆積や丘陵をなす膨大な土砂の集積に関しても,具体的な 解釈は与えられていない｡斯くして,津波がもたらす地形･地質学的な意義は これまで殆ど考慮されたことがなく,またその歴史的･災害科学的評価は不十 分であり,研究への地球科学的手法の適用は困難とされてきた｡本研究は,こ の陸路を克服するため地質記録の解読と計算機による再現実験という攻めの方 法を学際的立場で適用することにより,破局的な海面変動を引き起こす津波の 実態に迫ろうとするものである｡地層中に津波の痕跡を層位的に兄い出す試み は独創的であり,その測地的特性と堆積物の起源並びに運搬様式から津波湖上 を計算機で再現することにより,極めて具体的に物質移動の様式が理解される｡ この結果は現実の津波に回帰され,地質学的に見極めることのできない突発的 な流体現象がもたらす環境改変の様子が明らかにされると期待している｡ 本研究では,砂の堆積現象が最も広範囲に現われた896年貞観仙台沖地震 津波と,南伊豆に襲来し巨大な丘陵状の集積土砂堆を形成した1854年安政東 海地震津波について,野外でトレンチ掘削を含めた堆積物調査を行い,想像の 域を出ない津波による堆積現象の解明を試みた｡野外調査結果に基づき当時の 海岸を埋め立てた堆積物の起源と運搬様式を明らかにし,併せて堆積学的知識 5

と測地情報を基に数値計算を試みた｡これらの学際的研究成果は,津波による 破局的運搬堆積作用を明らかにすると共に,今後予測される津波沸上域の具体 的被害評価を可能ならしめ,現海岸とその後背平野の成立過程を理論的に理解 する基準を与えた｡トレンチ掘削により海岸平野の堆積層中にはしばしば撰状 の陸側薄層化砂層の産出が確認され,地質学的時間規模で平野の形成に津波湖 上が関与した可能性が示唆された｡海岸地形の成り立ちについても,この研究 を契機に新たな地質学的理解が展開されるに違いない｡

･津波堆積物の研究史

1983年日本海中部地震により青森･秋田県境沖で津波が発生し(図版Ⅰ ), 日本海沿岸各地に襲来して多大な被害を与えた(図版Ⅱ)｡箕浦(研究代表者) は津波発生後直ちに青森県から秋田県の広い範囲で襲来の様子を観察し,津波 による物質運搬と堆積作用(図版Ⅲ)を明らかにすると共に,痕跡として地層 中に記録される事実を世界に先駆けて報告した(箕浦･中谷･佐藤, 1987)｡ この研究結果はその後の10年以上地質学の分野で評価されることはなかった が,箕浦とその共同研究者は津波堆積物の研究を細々と継続していった｡ Minouraand Nakaya (1991)は,日本海中部地震発生後の約10年間に及ぶ津 波堆積物の研究成果を,全米地質学会で発表した｡その内容は津波研究者に留 まらず多方面に多大な影響を与え,この発表を契機に世界の各地で津波堆積物 の研究が始まり,日本の各地でも津波堆積物の発見が相次いだ(Mhouraetal.,

1993; Minoura and Nakata, 1994)｡日本国内での研究と並行して,箕浦と共

同研究者は,調査の場を,地震津波発生の常襲域であるカムチャツカ半島やイ

ンドネシアに拡大し成果を上げていった(Bondevik etal., 1994; Minoura et al= 1996a; Minoura etal., 1997など)｡世界の各地でもこの前後の1 0年間

ほどで津波堆積物の発見が相次ぎ(Dawson et alH 1988; Bondevik, 1997),

Bourgeoisと箕浦はこれらの研究結果を集大成した(Bourgeois and Minoura, 1997)｡

･津波堆積物の分析

堆積物中に兄いだされる津波堆積物は,沖浜から前浜に起源する陶太に優 れた細∼中粒砂から成り,陸側に薄化する堆積学的特徴を供えている｡単層内 で分級は一般に認められず,下底面を浸食する構造がみられる｡泥底の閉塞水 6

系に津波が流入する場合,浮遊物質の急激な沈積により底泥上面にしばしば荷 重痕が形成される｡山陰日本海沿岸各地に永く伝承され襲来の真偽が歴史学者 により激しく議論されてきた万寿年間の津波について,その事実を確認すべく, 箕浦は中田と共同して大規模なトレンチ掘削調査を島根県益田市において試み た(図1)｡その結果,掘削面上に火炎状構造を下底に有する砂の堆積層をみ いだし(図版Ⅳ),堆積学的･微古生物学的資料に基づきこの砂層は津波の痕 跡であることが確認された(図2)｡炭素年代測定と産出陶器片から津波の湖 上は大凡1000年前と推定され,詳細な地球科学的解析結果を総合して,万寿 3年とされる津波襲来の伝承は事実と結論された｡日本海中部地震津波による 海水の流入により,後潟では堆積砂層中に海水の主成分(Ca2+, Mg2+, Cl-, Na+ など)が保存された｡これにより地球化学的にも津波襲来の痕跡が識別できる とされたが,海水主成分は可溶性物質であり,それらの堆積層中での保存性が 懸念された｡万寿津波の痕跡層に関する間隙水分析(図3)により,津波砂層 中でCa2+の明瞭な濃集が確認された｡砂には炭酸塩殻生物化石の混入はなく, Ca2+は海水起源物質であり, 1000年の期間経過後も地球化学的痕跡が保存さ れる事実が明らかにされた｡津波襲来を堆積痕跡として認定する基準をより多 様化する意味で,この発見は極めて重要であった｡ 1923年にカムチャツカ半島沖で発生した地震津波は極東太平洋沿岸各地に 襲来し,各地に多大な被害を及ぼした｡津波の発生は4月であり,カムチャツ カ半島の海岸平野では,この時期に雪原が凍結して厚い氷に被覆される｡ソビ エト連邦地方行政官記録には,膨大な量の海水が内陸部まで侵入し,氷塊と混 合する海水はその後の数ヶ月に亘って平野に滞留したと記されている｡箕浦は この事実に着目し,日本･ロシア･ノルウェーの混成研究者集団を結成して, 最も被害が甚大であったとされるUstLKamchtsk平野を平成4年より3年間 にわたり調査した(図4)｡堆積学的･古生物学的検討結果に基づき,氷面上 を湖上する津波が摩擦による運搬営力の減衰を排除されて平野深部にまで侵入 したと結論した(Minoura et a1., 1996a)｡堆積物を津波の痕跡であると判断 する極めて重要な手段として,粒度分析が挙げられる｡粒度組成を解明する手 法には様々考案されているが,流体の運搬を考慮する限りにおいて,沈降法が 最も優れている(箕浦はか, 1988)｡図5に, 1923年カムチャツカ半島沖津波 による堆積物の粒度分析結果を示す｡内陸側への緩やかな細粒化と2モード分 布様式は,底面摩擦を殆ど伴わない津波の湖上を示唆している｡細粒砂は浮遊 7

9

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図5 1923年カムチャツカ半島津波による堆積物(測線A一一A-, B-Bり の粒度

により,また中粒砂は転勤により,それぞれ運ばれた｡これらの結論は,解像 力に優れたエメリー管利用による沈降法によってのみ得られる｡この研究では, 堆積物の花粉分析も行っており,海水の滞留が森林の植生を壊滅させた事実が 明らかにされた｡積雪地域への冬季の津波襲来が,直接的な災害とは別に,地 表植生を破壊し地下水を汚染する可能性を指摘する初めて提言となった｡ エメリー管沈降法による粒子組成の分析は非常に有意義な結果をもたらす のであるが,分析作業が極めて煩雑で,粒度分布の取得に1試料あたり6時間 を有する｡従って,多量の試料を処理する解析には適していない｡流体運動を 考慮した分析法の1つに,レーザー回折式分析がある｡これは,石英ガラス管 内に堆積粒子を懸濁した流体を循環させ,これに50-60ステップでレーザー光 を照射して統計的に粒度を測定する試みである｡極めて効率よく,かつ流体運 動を比較的反映した分析法であるが,装置が高価で一般性に欠けている｡本研 究では,備品申請し採択されたレーザー回折式粒度分布測定装置(島津製作所 (秩) SALD-3000J)を導入し,津波堆積物の粒度分布を大量かつ効率的に処理 する分析方法を開発した(図6)｡考案した処理法により貞観津波堆積物を分 析し,堆積作用の合理的な考察に成功した｡研究の内容と結果については,章 を改め詳細に記述する(第2章: 982年貞観地震に伴う津波の堆積物)｡

･津波の数値解析

これまでの津波堆積物研究を通して開発した堆積学的及び古生物学的解析 法により,津波の潮上過程と沸上による環境事変が高精度で解明されるに至っ た｡津波襲来の地球科学的及び災害科学的意義を究明し,その環境効果を明ら かにする目的において,しかしながら堆積物から得られる情報には限りがある｡ 我々は,この限界を打破すべく,力学的な側面から津波の襲来とこれによる現 象を理解する試みを企てた｡全く異なる見地からの検討が,健全な自然科学を 目指す上で,非常に重要と考えられるからである｡波源の力学的特性の見積も りが妥当である限りにおいて, TSUNAMI-N2モデルを活用した津波の復元に より,見極めが困難な流体力学的情報を得ることが可能となる(Minouraet a1., 1997; Minoura et alり2000)｡ 1992年フローレス地震により発生した津波は, Flores海に面する島々に襲 来し,多大な被害を及ぼした(図7A)｡ Flores島の北に位置するBabi島では, 波源の反対側の海岸で著しい津波被害が生じ, 6-7 mの波が押し寄せて600名

13

津波による堆積物運搬.集積機能の解明

図6 レーザー回折式粒度分布測定装置を使った津波堆積物の分析方法

122oE      123oE 二蒜､一一､hFloresSea/- 劔 " ﾂ ﾂ I &m-､､ヾT: I L1､､一LL-､- 〕13禦m.ノ {,// / ヾ′ .,_一･･一一_I M､､ノ/へl cヽ､ ′盲;.1品m Pall- 劔･′鎌†m:; 凵Rーヽ ＼l㈱m′-一一､ //_-､ f500m′.- ′ ∫ " " r -2;aLm,.蛸C-_6-三// ∼-- ヽ 一′ ト500-/+8ヽ､BabiⅠS ′ us'二--A 劔/i-m,一一威m BesarIs. 册 帽 8 ﾂ -8 OresIsland,- 劔 ﾂ ｧ S ﾒ 2.5  2.0      1.5 1.0  0 1.0

図7 A: Map of northeastem part of Flores Island, showiⅠ唱tSunamisource lo也tion. q治n Circlewith staLrS and soud circles indicate epicenters of main sh∝k (lat 8.4820S, long 121.930oE)and aftersh∝ks during first day after man sh∝k, respectively (U.S. GeologicalSurvey, 1993). Smd1 recta喝1e including Babi Island

shows region of numericalsimulatlon of tsunamipropagation･

B: 1瓜ation map of飴bi lslandand distribution of 1992 Flores tsunamideposit･ ll coastal erosion by tsunami･

2. area of facies B, 3. area of facies A.

C: bndward changes of grain-size distribution in 1992 tsunamideposit sampled along line of stratl訂aphic

profile in B. Grainsize is equivalent to diameter of glass ball measured on phi scale (i = log 2 D, where D

-diameter inmi1止meters), as determined by settli喝Vel∝lty in sti山water at 20.0 oC. lAndward一点ning (i) Or

landward-Coarsening (C) sedimentation is indicated by small arrows.

15

1   8   5 4 . 3 . 3 E E E ー O P u O I S t Z O L J t O N O U ! [ 1 0 P U O 届 a J A L A n O S

以上の人命が央われた｡津波が襲来した海岸では津波堆積物が2層確認され, 下位の砂層は北から襲来した流れから堆積したのに対して,上位の砂層は南よ り潮上した津波によりもたらされた(図7B及び図7C)｡目撃者による聞き取 りからは,地震発生後間もなく2波の津波襲来があって,何れもFlores島に 波が反射した可能性はなく,特に南から押し寄せた津波が大きな被害を及ぼし た事実が判明した｡我々は,詳紳な海底地形図を入手し,この地形データを用 いてTSUNAMI-N2による津波伝搬の数値計算を試みた｡その結果, FloFeS海で 発生した津波札Babi島の北側海岸に到達して海岸を浸食する一方,島を外縁 する急峻な珊瑚礁斜面に沿って北端で2手に分かれて伝搬し,数分後に反対側 で会合してエネルギーを増幅し島の南側海岸に潮上した(図8A∼C)｡この数 値的結果は堆積学的解釈及び目撃談と見事に一致しており,力学的評価の意義 が強調された(Minoura etal･, 1997)｡到達津波波高の時系列復元結果は,目 撃による津波の波高と非常に良く符合している(図8D)｡フローレス地震津波 の研究により,孤立珊瑚礁島では波源の反対に位置する海岸で津波波及効果が 増大する可能性が明示され,防災上極めて重要な結果を得るに至った｡ 数値的な津波の復元の意義は,その後に行ったエーゲ海･ティラ火山噴火 津波の研究により更に明らかにされた｡我々は,波源の力学的な条件が特定で きる津波に関して,一連の研究を通して,十分な精度で津波の伝搬とその諸過 程を力学的に解析し得る可能性を示すことができた｡

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5   10  1 5   20   25   30 Time (mim) 1stwave一r2ndwave-PNT2 ＼pNT3 ■ 3rdwaVe/ 5   10   15   20   25 Ⅵme (min)

図8 Aand B: Results of numericalsimulation (water-elevation contours at contour interval of 1 mand

wave-movement vectors) around Babi Island. First wave was diffractedalong reef margin. Eightminutes after

earthquake, second waves reached to southTSOuthwest coast. C:打ocesses of tsunami propagation. PNT 1 to PNT

3: On-land points selected for output of time series of water level. D: Comparison of water level among points

PNT 1 to PNT 3. First wave at PNr 2 is smaller than that at PNr 1, whereas at PNr 2and PNT 3 second wave exceeds 2.5 m, which is much larger thansecond wave at PNT 1.

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3 5 2 5 一 D ( . u ) d p A a T , 射 声 ( t r L ) P ^ a t l a ) t 2 J V L 3     5     2     5 2             1

第2章

津波堆積物による津波の復元

1854年安政東海地震津波による

緒言 1854年12月23日午前9時頃(安政元年11月4日五ッ半過ぎ),東海道 を中心に関東から近畿の広い範囲に被害をもたらした,マグニチュード8.4に 及ぶ大地震が発生した｡翌日の1854年12月24日16時頃(11月5日申の中 刺),マグニチュード8.4の大地震が再び起き,近畿･四国を中心に東海から 中国の広い範囲に被害をもたらした｡それぞれの震央は,東海道沖(北緯34 度･東経137.8度)と南海道沖(北緯33度･東経135度)に推定されており, 前者は安政東海地震,後者は安政南海地震と命名された｡安政東海･南海両地 震は,フィリピン海プレートがユーラシア･プレートの下に沈み込んでいる敬 河･南海トラフ沿いに起こった逆断層地震である｡ここで発生する巨大地震は, およそ90-150年の再来周期を持って双子の地震となる場合の多いことが知ら れており,実際にこの2つの地震は約32時間の間隔を置いて発生している｡ 安政東海地震による静岡県沿岸の裏書と津波による被害は,宇佐美(1975) によって次のようにまとめられている(図9)｡ 『裏書の最もひどかったのは 沼津から天竜川河口までの海岸で,倒壊率は10 %以上,過半に達する宿も多 く,佐夜の中山全潰,掛川は全潰,死150,袋井も9割方潰れ,死200.また 出火も多かった. 』 『下田では震後約1時間で津波が襲来し, 840軒流失全潰, 30軒半潰水入り, 4軒無事というありさまで,人口3,851人のうち122人が 死んだ.波高は約5 m, 9波まであった.下田に停泊中のプチャーチンの乗っ ていたロシアの軍艦ディアナ号が大破し, 27日に沈没した.隣村,柿崎村は個 数150のうち流失75,残りは浸水し,波高約6.7 m,岡方村も96流失,半潰 水入り13で全滅した.伊豆半島西海岸で波高は3-6 mに達した.』安政東海 地震では,関東から近畿までの全域で震度5以上となり,特に大きな被害を出 した東海･中部の広い範囲では震度6,津波の襲来は房総半島南部から四国の 沿岸までの広い範囲に及んだことが宇佐美(1975)によって示されている｡こ の津波は太平洋を渡って北米沿岸に達し,サンフランシスコで1フィート弱の 振幅となったことが知られている｡宇佐美(1975)以前の資料ではこの地震･ 津波による被害は倒潰流失した家屋8,300戸,焼失600戸,死者600人とさ れているが,宇佐美(1975)によればこの数字は少な過ぎるということである｡ 宇佐美(1975)によれば,伊豆半島西海岸での津波の高さは3-6 mであ るが,安政東海地震津波の被害調査の結果をまとめた静岡県地震対策課(1986) には,静岡県南伊豆町入間において13.2 mまたは16.5 mと例外的な高さの

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波高があったと報告がある｡入間は小さな湾に面した小集落である｡本来砂浜 からなだらかな傾斜をもって山側に続くはずの地形は,波打ち際より20-30m のところからドーム状に高まっており,その高低差は海岸付近の道路上で約10 mである｡調査の結果,粗粒の海砂がこの特異なドーム状地形を形成している ことが判明している｡更に,過去の聞き取り調査･資料収集の結果,この大量 の海砂は安政東海地震の際に津波によって運ばれてきたと言い伝えられている ことも判明している｡津波には種々の堆積学的作用があることは既に知られて

いるが(例えばMinoura and Nakata, 1994),このような大規模な土砂の堆

積が津波発生後僅か数十分のうちに生じることについては,研究事例が皆無に 近い｡このため,津波による土砂の堆積過程を解明することは堆積学的に(ま た,防災的観点からも)有意義である｡本研究では現地調査と津波数値実験に よる,入間における海砂の移動･堆積現象の解明を目指した｡ 聞き取り調査と資料の収集 かつて入間の名主を務めていた外岡家の外岡信利氏に,当家に言い伝えら れている安政東海津波の模様を伺い,土砂堆積前後の入間の状況について聞く ことができた.外岡氏によると,安政津波以前は集落の西方の外岡家から集落 を挟んで東側にある畑(現在はビニールハウス)を見ることができたが,津波 によってその間の(現在集落のある所の)地盤が高くなったため,畑を見るこ とができなくなってしまったとのことである.砂地盤の範囲,外岡家と畑(ビ ニールハウス)の位置は図10の通りである｡外岡家と畑の標高は地形測量に よってそれぞれ9.6 m, ll.2 mという結果が得られている｡これは,人間の 身長を1.6 m程度とすれば,ほとんど同じ高さとなる.従って,これを結んだ 標高よりも高い部分が津波によって堆積したことになる(図10)｡砂地盤の範 囲と測量の結果から,堆積土砂量はおよそ70万m3と推定されている｡しか し,現在集落となっているドーム状地形の基盤の高さは,津波襲来以前はこの 推定よりも低かったと思われ 堆積土砂量は更に大きいと考えられる｡ 数値計算の際,入間付近の詳細な陸上と海底の地形図が必要となる.南伊 豆町役場と入間港の防波壕工事に関わった建設会社(株式会社古川組東伊豆 作業所,下田市須崎)を訪ねた結果,陸上の地形図を得ることが出来た｡しか し,数値計算使用できるほど精度の高い海底地形図を入手することは出来なか った｡図書館にて入手した安政東海津波当時の入間の状況が記述されている郷

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----標高19m 標高15m-人間の目線 標高11.2m (-地盤高+1.6m) 外岡家地盤 標高9.6m --標高6m

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×:測定地点 0   200m 図10断面図と砂地盤の範囲 梅岸付近の段差

土誌(三坂尋常高等小学校児童保護者会編,昭和七年十月)には以下の記述が あった｡ 『入間区の今の人家の建ってゐる敷地はもとは低い平坦なところであ ったが何時のころか大津浪のために人家は流され土砂が山積して今の如く中央 に凸突を現出した.当時上(かみ)の主人は一時今のお宮の上の山に避難した が重要書類や宝物などを忘れたため再び家に戻って来たが大波に妨げられて目 的を達することが出来ないのみかあはれ其の身も大波にさらわれて溺死せられ た.この時入間村の重要書類は大抵流失したといふことである.大正十三年一 月二十一日午前一時頃入間に大水があってその大半を烏有に帰した.その年宅 / 地整理をする事となって高い屋敷は掘り下げ低い屋敷に埋め立てて平坦な敷地 とし演に面して大堤防を築いた.この工事を営むとき掘り下げた屋敷から三四 十人分の人骨と永楽通宝一枚正元隆宝一枚とが掘り出された. 』次に述べる掘 削によって津波堆積物試料を採取した際,地表から80 cmの深さに土壌の層が あり,その上部には磯･瓦などの異物が多数含まれていたこと,土壌の層付近 で木炭を検出したことは,火事の後に宅地整理したことを裏付けている｡ 陸上･海底での試料採取 入間地内にて地表から1.5 mの深さまで掘削を試み,津波堆積物試料の採 取と堆積物の観察を行なった｡津波堆積物である海砂層には級化構造が認めら れず,砂の堆積は非常に急激であったことを示している.掴削中,地表から約 80 cmの深さにかつての地表面であると思われる土壌層を発見した図11｡現 在の地表面からこの土壌層までは海砂中に円磯や瓦が混じっていたはか,土壌 層のすぐ上部では木炭が多数検出された｡これは前述の宅地整理の痕跡と考え られる｡土壌層下部の海砂層中からはこの様な異物は検出されなかったため, これよりも下部は津波による堆積のあと何の改変も受けなかった部分と考えら れる｡よって,深さ80cmの位置より10cm間隔で7つの層準(上からAl∼ A7)から試料として海砂を採取した｡また,海砂層からは貝の破片の他,蓋付 きのサザエの化石を多数検出した｡このサザエは水深35 m以浅にしか生息し ないことが判明しており,これが海から生きたまま砂と共に流されて埋没した, すなわち津波によって砂が堆積したことの証拠と考えられる｡さらに比較のた め,入間を含む伊豆半島南部の海岸数ヶ所で砂浜から参考試料として海浜砂を 採取した｡ 採取した津波堆積物試料に対し,沈降管式粒度分析装置(箕浦ほか, 1988)

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を用いて粒径分析を行なった｡この装置を用いて決定した粒径はストークス径 と呼ばれ,この粒径を直径に持つ比重2.47の完全石英球と堆積物粒子は同じ 沈降速度を有する｡このため,堆積粒子のストークス径と幾何学的径は大きく 異なることがある｡しかし,堆積学的にはストークス径を用いる意義があり, これによる粒径分析は数値計算の際に土砂移動量の評価資料となる｡図12に 示した粒径分析の結果,津波堆積物の粒度分布曲線は単峰性で非常に淘汰が良 く,粒度組成はストークス径で0.8-0.9めにピークを持つ事が明らかになった｡ なお,試料の粒径分析に先立って泥成分を除去する際に行った含泥率の計量結 / 果は,いずれも0.3%程度であった｡ 海底調査は地元の漁港に所属する漁船を利用して行なった｡入間付近の海 底は沖合い1000-1500mの水深20-30mまで砂地であった｡また,地元の 漁師の証言から,湾の西側は浅瀬となっており砂地盤ではないことが判明した｡ 入間付近では湾口において水深30-40 mとなっており,砂地は湾の西側の浅 瀬を除く湾内全域に一様に分布していると考えられる｡津波によって湾内に大 きな流速が生じた場合,浅海域に存在する砂は容易に移動する事が推測される｡ 潜水作業では海底の写真撮影とは別に,湾内の6ヶ所から海底の砂を試料とし て採取した｡得られた堆積物試料に対し,上と同様の方法を用いて粒径分析を 行った｡図13, 14に示した粒径分析の結果,海底の砂の粒度分布曲線は津波堆 積物と同様に単峰性で,粒度組成はストークス径で1.0-1.5￠と津波堆積物よ りも細粒側にピークを持つ｡津波堆積物Al∼A7と海底の砂1, 2, 7, 8の粒 度分布曲線はほぼ相似している｡ 以上により,湾内の水深35 mよりも浅い額域に堆積している海砂が津波に よって陸上に運搬されたのち,沈降速度の大きい粗粒部分が陸上に堆積し,流体 中に残る細粒部分は引き波と共に再び海中に戻ったものと考えられる｡しかし, 津波によって湾内のどこから砂が移動してきたのか,また遡上の過程でどのよ うに砂が堆積したのかを知るためには数値実験による解析が不可欠である｡ 津波数値実験の理論式 津波は長波と呼ばれる波の性質を持つ.これは波長が水深の20倍よりも長 い場合に用いられる近似である｡水深と波長の比を相対水深と言う｡これが小 さい場合には波の運動は水平運動が卓越し,鉛直運動はそれに比べて非常に小 さく,圧力は静水圧分布とみなすことが出来る｡従って,長波は水平運動が海

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底から水表面に至る全層で一様であるという特徴を持つ.この時,長波の運動 は次に示す浅海波方程式(1)∼(3)で表すことが出来る｡ 普.￡lu(h･q)]･llv(hen)1-0 '1,

垂･uE･V富十g慧･言-o

∂J

坐･uE･V雷･g!･苦-o

∂J ∫,γ :水平座標 と, で, ∫:時間座標 A:静水深 77 :静水面からの水位上昇量 〟,γ : (∫,γ)方向の流速 g:重力加速度 'Er/P,サ/Pは(X,y)方向の海底摩擦力であるが,ここでD=(h+77)とおく

言-志u広子,苦-志V広言(I:抵抗係数'

となる･しかし,この′を用いて海底摩擦力を評価するのは不便であるの で表される粗度係数nを用いて,

芸名uJW ･苦-#V師

と置き換える.粗度係数〃は水路の勾配や形状,水深などに関係なく,表面 の粗さによって決まる｡種々の水路に対する〃が経験的に求められているため, これを用いて海底摩擦力を評価する方が便利である｡ 式(1)∼(3)をそのまま差分化すると,運動の式の(2)と(3)が保存則を満たさ なくなる｡そこで, (X,y)方向の流量flux(M,N)を導入して,式(1)∼(3)を鉛 直方向に積分する.この時,積分形となった浅海波方程式は保存則を満たすよ うになる｡

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M-u(h+T7)=uD, N=V(h+77)-VDとおくと,連続の式(1)は,

%･%･賢o '4'

運動の式(2) ･ (3)は,

筈.孟(筈,･孟(笥･gDg十番M抑-o

晋十孟(等･孟(昔,･gDe十審N抑-o

と表される｡ 津波の計算は水深の大きい外海が主となるため･ ￡(等等で表される移流 項,

祭MJW= o等で表される海底摩擦項を省いて･

雷･慧･苦-o (7'

晋十gD2-0 (8) %･gD2-0 '9' と簡単化する｡実際の津波伝播の計算では,長波近似により移流項･摩擦 項を省いた浅海波方程式(7)∼(8)をI.Cap-frog法(蛙飛び法)によって差分化 し,水位･流量を時間を追って交互に求める方法(偏微分方程式の陰解法)を 用いる｡ 本計算では,東北大学工学部の今村文彦助教授と高橋智幸助手が作成した

津波計算プログラム(Tohoku University's Numerical-Analysis Model for

lnvestigation of tsunami Near-field Tsunami version)と,後藤･小川(1982)

の接続計算プログラムを,安政東海津波の計算に適するように一部を改変･修 正して用いた｡水深データの修正には自作プログラムを用いた｡使用言語は

Fortran77,使用計算機は東北大学大型計算機センター汎用サーバである｡

安政東海津波の数値実験 現在,安政東海地震の震度分布,地殻変動分布,津波波高分布などの多く のデータを調和的に示すことの出来る断層モデルは,図15に示すIshibashi (1981)による断層モデルとそのパラメタ-である｡断層面の向き,潜り込み 角度については,東海沖の断層面は1944年東南海地震からの類推から,駿河 湾内の断層面は駿河トラフの走向と南海トラフとのプレート境界の連続性から 決定され,断層面の大きさや食い違い量などは,古資料による津波波高,海岸 上下変動データ及び津波形成目撃談から,紀伊半島から渥美湾にかけての第四 // 紀地殻変動のヒンジラインと駿河トラフの西側急斜面の位置を参考として決定 されている｡津波初期波形となる海底面の垂直変位はこの断層パラメタ-をも とにMANSINHAand SMYuE (1971)の方法に基づいて計算した｡ 安政東海地震はマグニチュード8.4に及ぶ大地震で,変動域は大変広範囲 にわたるため,計算額域はこの変動域をすべて含むようにとらなくてはならな い｡広い領域に対して紳かい空間メッシュをとると計算量が膨大になってしま うので,詳細な計算結果が必要な領域でのみ空間メッシュを細かくとり,その 外側の領域は空間メッシュを粗くとって計算するのが好ましい｡そこで,計算 額域範囲と血の異なる大･中･小3種類の水深データを作成した｡ [大嶺域]相模湾から紀伊半島Ar -1350mとし,東西300×南北330 個の格子に分割 [中飯域]静岡県中･東部沿岸血-450m東西345×南北395 使用図幅･第6602号海底地形図 日本東海･紀伊沖1/500,000 ･第6603号海底地形図 日本房総･伊豆沖1/500,000 [小額域]伊豆半島西海岸Ax --150m東西198×南北330 使用図幅･第6362号海底地形図 日本本州南岸駿河湾南東部1/50,000 ･第84号(海図) 日本本州南岸下田港至戸田港1/50,000 海底地形図･海図はいずれも日本海上保安庁水路部による.デジタイザー を使って海底地形図の等水深線を追跡し, 3つの領域の水深データを作成した｡ 中･小額域では波源の一部またはほとんど全部が嶺域外となるため,領域端に

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177･O E I34･O E l39.O E 実線･ - -断層面の地表に最も近い辺 破線･ - ･-残りの3辺 矢印- ･ -上盤の下盤に対する食い違いベクトル

三二_

-静的断層パラメタ-リスト

N(oN) 燃 R d(km) 中 6(o) L(km) 瓶 ｶﾒ U(cm)

Q) 2纉 138.13 245 偵#B 113. S 100 鼎

@ R B 138.73 198 B 71 R 70 鼎

図15 Ishibashi(1981)による安政東海地寮の震源モデル【モデル2],佐藤(1989)より引用

おいて接続計算によって大･中領域と水位･流量の受け渡しを行い,計算を正 しく進行させた｡ 本計算の基本方程式に対応した安定条件は,各領域の空間格子間隔をAri, 計算時間間隔(時間格子間隔)をAJとして,

告,庇

である.ここで,

C-尿意

は増幅因子であり, C≦1はC.F.し.条件と呼ばれ 双曲型偏微分方程式の 陰解法に適用される｡物理的には,流体の粒子が1計算時間間隔あたり1空間 格子間隔以上進んではならないことを示している｡これを基にAtは3つの額域 で同時に安定条件を満たすように0.3秒とし,津波発生から7200秒間(2時 間)の計算を行なった｡ 数値実験の評価方法 安政東海津波の沿岸での実際の波高は,静岡県地震対策課(1986)によっ てまとめられており,その信頼性は極めて高いと考えられる.従ってこの波高 を実測値として,計算した津波波高との比較を行なう｡実測値と計算値の比較 は単にその差を示すだけでなく,相田(1981)などと同様の方法も採用する｡ 実測値をX.I,計算値をyiとしてその比Kj=XE/y.をとり,比較地点の数をnと すると, Kiの幾何平均Kを, n logK = (1/n)∑logKi i=1 と定める｡この方はモデルの海底変位量に乗ずる平均的な補正倍率である｡ Kが1.0に近いほど,モデルによる海底変位量は適切であるということになる が,すでに相田(1981)によって断層モデルの近似度の高さは実証されている ので,ここでは逆に計算結果の実測値に対する一致の度合いを測る目安となる｡ さらにKiの対数的標準偏差をとり,

logK - [(1/n,;(logKi,2 - (logK,2]t/2

から求められる打を用いて,各地点におけるK,の平均値Kに対する変動の

割合を表す｡この打は1.0に近いほど実測値と計算値がよく一致しており,ば らつきが小さいということを示している｡実測値は幅を持つ場合が多いので, 計算値に最も近い値で比をとったものをKi_b,最も遠い値で比をとったものを Ki⊥Wとし(実測値が1つに定まっている場合はK.･_b-Kj_W),それぞれに ついてK,打を求める｡ 数値実験の結果 図16-18は,大･中･小各額域における最大水位分布である｡図19-21に / は,大･中領域で静岡県内の45ヶ所(45地点),小領域で伊豆半島西海岸の18 ヶ所(90地点)における最大波高の計算値と実測値を示した.図22-24は同 様にして実測値と計算値の比Kiをとった結果である｡比較地点の配置は汀線に 沿っており,津波波高の分布は連続的であると考えられるので,これらの図は 各点を結んだ折れ線グラフとした｡図19-24の元になった津波波高の実測値･ 計算値,相田の方法によって算出したK, rは表1-3に示した｡ 表1-3のK,打を見ると,大嶺域でK -1.13-1.18,ど-1.22-1.25,中 領域でK - 1.06-1.10,ど- 1.27-1.29と, Kの値については大帝域よりも 中嶺域で良い一致が得られ, rについては大鏡域の方で良い値となった｡これ は,大儀域では血が大きいことにより,小型の湾を表す格子点が無い場合が多 く,湾口に相当する点での波高しか得られずKの値は大きくなる(計算/実測 の一致が悪い)が,逆に地形の近似の程度が地点ごとにあまり変化せず,津波 のエネルギー放射がよく表されてX:は小さい値(ばらつきが少ない)となった ためと思われる｡一方,小領域ではK - 1.08-1.14, r -- 1.30-1.43と,そ れぞれ中額域の結果と比べて大きい値となった｡これは,小額域においては血 が小さくなることで海底地形の近似が更に良くなり,移流項･摩擦項の寄与が 大きくなる水深10 m以下の浅海域の格子点数が中領域に比べて増加するが, 依然としてこの2つの非線型項を省略して計算しているために,湾内での津波 の挙動が正しく再現されていないからと思われる｡しかし,浅海域外でのデー タは十分信頼できるものと考えられる｡ 本研究の調査対象地域である入間近傍での最大波高の計算値は,大嶺域で およそ3m,中僚域において4.4m,小領域で4.6mと,実測値の13.2mま たは16.5mと比較するとおよそ3-4倍の開きがあり,いずれの結果も入間に おける津波波高実測値の突出を再現できなかった｡この数値実験全般としては

34

図16 最高水位図[大嶺域]

図17 最高水位図[中衛域]

∠E [執埠V/]図謝辞撃響 81図

9g

冒 冒 g ]8.0 76.0 14.0 一Nb

0010.0

高 畑8.0 最 6.0 囲19 野瀧中藤8如汁欝封 [jC浄蕗]

39

︹好摩*] 悼潜Y哨QD蛍ゆ牡森 ON囲

&#

0ウ

5 9 ､3 日.rHm 7_  l tJ  遼 3 3 3 7 4 1 45 伯 軸畑 3  7■ 5   5 7   1 7  番 図2) 苛初中藤8如汁落剥 [与蹄蕗]

4 3 ' 屈 a f -澄 O 2

Sウ

Obs. /Cal. 一一      N W     .良 29 3 3 3 7 4 1 4 Lh 49 5 3 訂 6 1 6 5 69 7 3 77 軸心 図24 か汁薄謝8淋碧南t撃神南8拝 [JJt浄盛]

表1最大波高の実測値と計算値の比政義[大嶺域] ⊂コ

丁ヲ (m) 們 ﾜ% " ﾒ 実報償_W(m) 噺ﾈ ｶ" KIW tｶ LogKiw) 粕､ r╋ﾆ" r (Kiw)2

1 兀 62 3.2 澱 6.0 繝 1.-88 r 0.27 .07 0.03 001 2 舒r 4.0 澱 6.0 經 1.50 0.18 2 3 俚) 5.0 澱 6.0 1.20 o■08 4 僮(狽 6.4 澱 6.0 纉B 0.94 蔦 2 -003 00 5 佩I ﾞ 5.2 迭 5.5 纉b 1.06 蔦 " 002 00 6 ｩ_ｲ 5.5 澱 6.3 R 1.15 b 006 0() 7 ｩ￨r 4.5 釘絣 6.0 1.33 0.12 0.02 0.0⊇ 004 8 亳y62 4.4 迭 6.0 B 1.36 b 013 b 9 傲I,2 2.5 4.0 纉" 1.60 蔦 B 020 10 冽 4.0 釘絣 4.5 2 1.13 R 0､05 00 ll ｩ8r 5.2 釘絣 4.5 繝r 0.87 蔦 b -006 00 12 俑ｨﾌ8壺 4.0 迭 5.0 R 1.25 010 01 13 I R 2.3 釘 6.0 縱B 2.61 B 042 .17 000 14 冰)NB 1.7 2.0 1.18 r 007 15 8 6ﾘ葡 1.5 3.0 " 2.00 0.30 010 09 16 侏B 2.4 3.0 繝2 1.25 蔦 001 17 傲 ,2 3.1 4.0 纉r 1.29 蔦 011 01 18 ﾙNB 6.1 澱 7.2 纉 1.18 蔦 007 01 19 偬I ｲ 5.3 澱 6.7 2 1.26 R 010 01 20 侘8巴 5.1 迭 3.0 " 0二59 -0.23 -004 05 21 俔ﾙyﾂ 2.2 2.0 纉 0.91 蔦 B 000 22 侘ｹ62 4.1 絣 5.1 繝R 1.24 偵 r 009 001 23 儂ﾂ 4.7 迭 4.4 h 0.94 2 -003 00 24 價ｩm " 4.0 迭 5.0 R 1.25 0.10 001 25 hｷi ｲ 4.8 迭 3.0 B 0.63 " -020 004 26 ￨xﾖ2 2.3 釘絣 6.0 纉b 2.61 042 .17 001 27 8 3.9 釘絣 5.0 R 1.28 b 011 28 8冷 3.0 3.0 1.00 000 00 29 傴ﾈﾞ 5.1 釘絣 3.3 繝ぴ 0.65 蔦 R -019 04 30 儼ﾂ 3.4 釘 4.0 1.18 r 007 00

4

4

表1最大波高の実&r 劔 9&ﾈ,hﾇh蟀&ﾈ,ﾉNI ﾘｶ ｹ Y￨ﾈ仔ﾒ *ｲ

番号 駝ﾂ 計算値(m) 們 ｩ&ﾄ｢ ﾒ 実湘催_W(m) 閥ﾆ" KIW 粕､ r┯ lヵg(Kiw) 犯 r┯ Log(fG_W)2 0.07 0.ll

31 倡 葡 3.3 釘紕 6.1 2 1.-85 " -0.27 " 32 俐榎r 2.8 釘絣 6｣1 綯 2.18 0.34 B 33 ﾈｭB 2.5 2 16.5 迭 6.60 縱" 082 經" 0.67 0.08 015 34 im 2.2 釘 4.3 纉R 1.95 0.29 35 ｩzﾂ 2.6 釘 6.4 經B 2.46 0-39 B r 36 傅ﾈ寂 2.7 迭 5.0 繝R 1.85 r 027 .07 011 37 亅 2.3 紕 5.0 B 2.17 " 034 38 亳xﾛ)Oﾂ 2.9 紕 2.4 繝2 0.83, 蔦 -0.0-8 .01 008 39 ｩ62 3.5 絣 6.8 1.94 029 " B 40 丿 ﾞ 2.2 澱絣 6_5 纉R 2.95 紊r 0.47 0.48 .22 0.23 061 41 丶 葡 1.5 絣 4.5 2 3.00 r 42 韶b 0.9 迭紕 5.4 澱 6.00 縱 0.78 0.44 緜 43 僮)62 1.1 3.0 縱2 2.73 紊B 19 44 ﾉ= 1.6 摘 R 4.5 繝 2.81 紊R 0_45 # 0.20 033 45 ﾂ 0.8 3.0 縱R 3.75 經r 057 32 u喝(K-b)ⅠJOg(K_W)k噂(FC_b)bg(fC_W) 0.20 fC _b l.22 0.23 a W l.25

4 5

臼ま表2最大波高の実測値と計算値の比較表[中衛域] 事ヲ t7m 們 _ 褻" ﾒ 刺_W(rn) 亦 lW 噺 LogKiw 犯 r╋ﾆ" b " 山場(KLw)2 0106 002 1 兀 62 3.4 澱 6.0 縒ﾓb 1.-76 R -025 2 4.3 澱 6.0 紊 1.40 B 014 3 俚) 6.1 澱 6.0 纉 0.98 蔦 -001 00 4 僮(狽 6.1 澱 6.0 纉 0.98 蔦 -001 0() 5 佩I ﾞ 4.2 迭 5.5 1.31 012 01 6 ｩ_ｲ 7.9 澱 6.3 繝 0.80 蔦 -010 -O 1 7 ｩ￨r 6.4 釘絣 6.0 縱 0.94 蔦 R -003 " 000 8 )62 6.0 迭 6.0 繝2 1.00 偵 0.00 0.26 -OlO9 0 9 傲I,2 2.2 4.0 R 1.82 " ･9 007 10 冽 5.6 釘ﾃR 4.5 繝 0.80 蔦 R 001 ll ｩ8r 7.5 釘絣 4.5 緜 0.60 蔦 #" -0.22 -003 12 俑ｨﾌ8壺 5.4 迭 5.0 纉2 0.93 蔦 2 2 ﾓ " b " .05 000 13 I R 5.8 釘 6.0 緜 1.03 蔦 b 0.01 0.12 0.25 0.05 14 冰)NB 1.5 2.0 2 1.33 " .00 15 8 6ﾘ葡 1.7 3.0 縱b 1.76 #R .02 16 侏B 2.7 3.0 縱B 1.ll 蔦 2 :_06 000 17 傲 ,2 3.5 4.0 繝b 1.14 蔦 r 0.06 000 18 ﾙNB 7.3 澱 7.2 繝" 0.99 蔦 -0.01 000 19 偬I ｲ 3.9 澱 6.7 經B 1.72 0.24 -0.15 B 20 侘8巴 4.2 迭 3.0 B 0.71 0.06 0.02 001 21 俔ﾙyﾂ 2.4 2.0 繝2 0.83 蔦 -0.08 S B 22 侘ｹ62 5.5 絣 5.1 緜B 0.93 蔦 -003 23 儂ﾂ ll.3 迭 4.4 簸 B 0.39 蔦 R -0.41 2 ･09 0.17 000 24 價ｩm " 5.7 迭 5.0 繝 0.88 蔦 b -006 25 hｷi ｲ 5.9 迭 3.0 繝R 0.51 蔦 r -0.29 09 26 ￨xﾖ2 4,3 釘絣 6.0 R 1.40 " 0.14 0.13 27 8 3-7 釘絣 5.0 " 1.35 0.02 0_02 0.17 0.06 28 8冷 7.8 3.0 0.38 蔦 紊 -0.41 r 29 傴ﾈﾞ 5.7 釘絣 3.3 縱 0.58 蔦 -0.24 30 儼ﾂ 5.0 釘 4.0 繝 0.80 蔦 -010 .1

4

6

表2最大波高の実淑 劔 9&ﾈ,hﾇh蟀&ﾈ,ﾉNHﾌﾉUﾅｹ(i H仔ﾒ *ｲ

番号 駝ﾂ 計算値(m) 們 ｩ&ﾄ｢ ﾒ 実測値_W(m) 閥ﾆ" KIW 犯 r & IJOg(Kiw) 犯 r┯ Log(KLw)2 0.03 0.03 0.33 010

31 倡 葡 4.2 釘紕 6.1 R 1.-45 訳ﾓ " -0.16 32 俐榎r 4.2 滴 ｳR 6.1 r 1.45 2 0.16 #2 33 ﾈｭB 4.4 2 16.5 3.75 紊 0.57 34 im 2.1 釘 4.3 R 2.05 031 B " " 經B 35 ｩzﾂ 4.2 釘 6.4 纉R 1.52 蔦 " げ､18 .03 004 36 傅ﾈ寂 3.2 迭 5.0 經b 1.56 019 37 亅 2.9 ﾃB 5.0 繝2 1.72 蔦 024 .06 0.02 0.12 009 38 亳xﾛ)Oﾂ 3.3 紕 2.4 縱2 0.73 蔦 B -014 39 ｩ62 3.1 絣 6.8 2 2.19 R 034 40 丿 ﾞ 3.2 澱絣 6.5 2 2.03 031 41 丶 葡 1.2 絣 4.5 纉" 3.75 Cb 0.57 073 .33 054 42 韶b 1.0 迭紕 5.4 迭紊 5.40 縱2 43 僮)62 1.1 3.0 縱2 2.73 紊B 0.44 075 19 44 ﾉ= 0.8 釘絣 4.5 迭緜2 5.63 縱R 經b C 0.56 040 45 ﾂ 0.7 3.0 釘 4.29 緜2 063 bg(K-b)ID冒(K_W)LDg(rc_b)ID冒(fC_W) 0.24 FC _b l.28 0.26 fC W l.29

4

7

白土表3最大波高の美郷値と計算値の比較表[小領域] 弓■ 凅崩" ﾒ #_W( 噺ﾂ lW 末" Kiw 舶 Fr╋ﾆ" LoK王-2-I 1 侘ｹ62 1.7 絣 5.1 ﾓb 3.-00 0.48 冏JV 0.2i 0.25_ 0:28 0.2至 0.25 0.18 008 2 .6 絣 5.1 3.19 B 0.50 " 3 .5 絣 5.1 2 3.40 r 0.53 B 4 .5 絣 5.1 2 3.40 r 0.53 B 5 .6 絣 5.1 3.19 B 050 " 2 6 儂ﾂ ll.6 迭 4.4 紊2 0.38 蔦 r -0.42 7 .5 迭 4.4 經 0.52 蔦 2 -0.29 R " 8 .7 迭 4.4 縱R 0.66 蔦 2 -0.18 :93 0.0⊇ 001 9 .0 迭 4.4 繝2 0.73 蔦 -0.13 10 .3 迭 4.4 纉B 0.83 蔦 2 -0-88 ll 價ｩm " 4.1 迭 5.0 " 1.22 009 R 001 12 .8 迭 5.0 B 1.04 " 0.02 0 6 13 .0 迭 5.0 緜r 1.67. " 0.22 05 14 15 .3 迭 5.0 b 1.16 r 0.07 00+ 5.2 迭 5.0 纉b 0.96 蔦 " -0.02 000 16 hｷi ｲ 5.7 迭 3.0 繝 0.53 蔦 b -028 68 17 18 .0 迭 3.0 0.60 -0_22 -05 5.4 迭 3.0 纉2 0.56 蔦 2 -026 007 19 .7 迭 3.0 繝 0.53 蔦 b -028 08 20 .5 迭 3.0 纉 0.55 蔦 B -0.26 0.19 0 21 ￨xﾖ2 3.9 釘絣 6.0 R 1.54 b .7 0._04 ___0.02 000 22 .4 釘絣 6.0 " 1.36 0.13 23 .1 釘絣 6.0 繝 1.18 蔦 R 0.07 24 .0 釘絣 6.0 2 1.50 R 0.18 .0_3_ 001 25 .8 釘絣 6.0 纉B 1.25 蔦 2 010 26 8 3.9 釘絣 5.0 R 1.28 b 0.ll 0.01 001 27 .2 釘絣 5.0 r 1.19 2 0.08 28 .4 釘絣 5.0 " 1.14 0.06 0.9旦_ 001 29 .1 釘絣 5.0 1.22 B 0.09 30 .1 釘絣 5.0 1.22 B 009 冩'ofl

4

8

ロd表3最大波高の実測値と計算値の比較表[小額域](続き)

一巧■ 計算値(m) 們 &ﾅ " ﾒ 実測値⊥W(m) 噺ﾊ2 KIW r┯ bg(Kiw) r┯ﾆ" u瑠(氾W)-2-

31 8冷 6.2 3.0 紊 0.-48 蔦 ﾒ " :有32 0.壬9 0.OZ 0.09 0.ll 32 .6 3.0 經B 0.54 偵#r -0.27 r 33 .0 3.0 經 0.50 蔦 -0.30 34 .5 3.0 紊b 0.46 蔦 B -0.34 貳ﾂ 35 .8 3.0 紊B 0.44 蔦 b -036 2 0.i⊇ 0.0⊇ 004 36 傴ﾈﾞ 4.4 釘絣 3_3 " 0.75 -0.12 37 .2 釘絣 3.3 繝r 0｣63 蔦 b -0.20 38 .6 釘絣 3.3 繝 0.59 蔦 -023 65 39 .6 釘絣 3_3 繝 0.59 蔦 -0.23 .0巨 00 40 .7 釘絣 3.3 縱 0.58 蔦 -0ご立4 -001 41 儼ﾂ 4.1 釘 4.0 纉 0.98 蔦 ･旦 000 42 .2 釘 4.0 縱r 0.77 蔦 貳ﾂ -0.ll 01 43 .0 釘 4.0 繝 0.80 蔦 -010 " B 0(汀 44 .6 釘 4.0, 縱 0.71 蔦 R -0.15 .02 45 .2 釘 4.0 緜R 0.65 蔦 -0.19 0.05 46 倡 葡 5.4 釘紕 6.1 繝 1.13 蔦 0.94 000 47 .0 釘紕 6.1 1.53 B 0.18 :03 0.93 0.9_2 0こ01 0.07 0.06 48 .0 釘紕 6.1 1.53 B 018 49 .4 摘 B 6.1 1.39 014 50 .9 釘紕 6.1 纉 1.24 蔦 R 0.10 0.26 51 俐榎r 3.7 釘絣 6.8 " 1.84 52 53 .9 4.3 釘絣 6.8 R 1.74 b 0.24 4.5 澱繧 1.05 經 0.02 b 000 ﾓ 54 .7 釘ﾃR 6.8 纉b 1.45 蔦 " ･生 0.03 55 .3 釘絣 6.8 偵 繝R 1.28 蔦 r 011 56 ﾈｭB 2.9 2 16.5 釘經R 5.69 緜b 0.76 紊2 C 0.01 0.巨7 0.53 0.37 03 57 .1 2 16.5 釘 b 5.32 緜2 0.73 58 .1 2 16.5 " 4.02 經 0.60 #b 59 .2 2 16.5 B 3.93 經 0.59 055 R 60 .6 2 16.5 繝r 3.59 Cb 勍___5 0.31

4

9

一雨地名計算@(m)'表3最大波高の実測値と計算値の比鵬[小領域](続き) E) ｦﾒ m ﾂ Log(KLw)2 61 62 63 im 2.0 2.3 2.3 釘 B 4.3 R 2.150.33 冏l叢3 椋閉╋ﾆ" 貳ﾂ 4.3 繝r 1.870.27 .27 r 4.3 釘 1.87 繝r 027 r 64 .2 釘 4.3 纉R 1.95 # r 0.07 65 2.2 釘 4.3 纉R 195 ﾃ " 偵 0.08 66 ｩzﾂ 2.6 釘 6.4 經B 2.46 29 0.39 0.33 0.08 0.15 0.ll 67 68 .0 2.3 釘 6.4 2 2.13 剴 B " 0.24 006 羌# 69 .5 釘 6.4 B 1.83 .26 b }0 .2 釘 6.4 R 200 B 0.07 71 72 傅ﾈ寂 3.1 迭 5.0 緜 1.61 0∼30 0.21 0.19 0.21 019 .09 3.2 迭 5.0 經b 1.56 B 0.04 73 .1 迭 5.0 緜 1.61 0.04 0.04 0.04 74 .2 迭ﾃ 5.0 經b 1.56 剴 B _75 .2 迭 5.0 Sb 156 .19 B 76 77 78 亅 4.0 迭 2.4 R 0.60 -0.22 -0.23 0.05 0.05 4.1 迭 R 2.4 " 0.59 -0.28 -0.29 -0.29 79 80 .7 4.7 迭 R 2.4 2.4 b b 0.51 051 2 2 0:08 0.09 81 82 83 亳xﾛ)Oﾂ 3.2 紕 2.4 縱R 0.75 蔦 " 0.09 0.02 0.02 " " 3.2 3.6 3.6 紕 "紕 2.4 縱R 0.75 蔦 " -0.12 2.4 緜r 0.67 蔦 -0.18 2 0103 0.03 84 剴"紕 2.4 緜r 0.67 蔦 -0.18 -0.15 0.29 028 2 " 85 .4 紕 2.4 縱 071 蔦 R 86 ｩ62 3.5 絣 6.8 1_94 ﾓ .02 0.08 87 .6 絣 6.8 纉r 1.89 剴 88 89 .7 3.7 絣 2絣 6.8 6.8 纉R 纉R 1.84 蔦 " 0.26 0.08 0.07 0.26 0.07 90 .8 絣 6.8 纉" 179 蔦 B 0.25 劔劔 0.06

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モヤ●T Te't Jh u q-34 9g●O LZ●0 (Jh y) 301 (q 31) 801 争T●1     60●T Jh-初 q-n ウT●0     80°0 (Jh-Ⅹ) 8crI  (q-X) Sul (皐封) [執聾＼レ]軍神qlO謝意娼?瀞臓輩Q増額¥響 E掌

実測値の良い再現が得られていることを考えると,入間においてはこの数値実 験では再現できない現象が起こったものと考えられる｡ そこで,ここでは入間湾口における水位の時間変化のデータをから,間接 的に実測値の説明を試みた｡湾の固有振動周期TBを, TB=41/J房(I :湾の長さ, h :水深) とし,外海からの入射波である津波の周期をTとすると,湾口に対する湾 奥の振幅の増幅率Rは, で与えられる.これは湾の水深が一様であるとした時の近似であるが,拷 の形状が長方形あるいは三角形に近く,水深が直線的に変化する場合にも馴ま 同様にTB, Rを求めることが出来る｡ Rは負の値を取る時もあるが,これは振 動の節が湾内にあって湾口と湾奥で位相が逆になることを示す｡ Rを表す式か ら分かるように, TとTBが接近しているとRの絶対値が大きくなり,湾奥の水 位上昇が大きくなる(湾水の共振)｡入間の場合,海底地形図(第6362号)か らTBを求めると, I-1500-1750m, h=30-40mで,およそ350秒となる｡ 一方,最も地形近似のよい小額域の計算結果は,浅海域を除けば信頼できると 考えられるので,小額域の湾口での計算津波波形から入射波の周期を求めた｡ 津波には1分よりも短い周期はないと考え,サンプリング間隔は6秒にとった｡ 従って,全計算時間7200秒の波形は1200個の水位データで表される｡入間 湾口における波形は図25のようになる｡これにFourier変換を施した結果を 図26 (横軸は7200秒間の振動数,縦軸は強度)に示した｡ 以上の方法を用いて入間を含む伊豆半島西海岸の湾10ヶ所における増幅率 R求めた結果を表4に示した｡このうち,安良里をはじめとする5ヶ所につい ては,湾長と水深の取り方を変えて2つの値を求めた｡ 表4を見ると,安良里･田子･入間ではTBとTが接近しており, Rはおよ そ7.2-9.5倍と高くなっている｡しかし,戸田･安良里･田子では,湾の形状 が複雑で湾長の取り方に問題があったり,水深の変化が直線的でないなどの理 由から,この増幅率は不適切であると考えられる｡他の7ヶ所では,湾の形状 から湾長と水深を適切に決めることが出来,その増幅率は1-3倍程度となっ た｡これに湾口での計算最大波高を掛けると,各地点とも湾奥では実測値に近

52

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I ruma_S_A 20       40       60       eO IOO      120 図26入間湾口における計算波形のフーリエ変換 ∩/72008eC.

表4海底地形図から求めた伊豆半島西海岸各地の増幅率 番号 駝ﾂ 湾長くm) Y ｲ ﾒ TB(See.) 稗 V2竰 倩 都r ﾒ R.77(m) 剋ﾀ謝債(m) 1 侘ｹ62 1500 塔 214 C 2400 1.01 縒 1.7 r 35 迭 R S 2 儂ﾂ 500 鼎 101 sr 450 r 1.19 迭 5.3 鉄 44 3 hｷi ｲ 1000 鼎 202 c 450 1.57 釘 55 田b 3.0 45 4 ￨xﾖ2 1250 鼎 253 3" 450 經r -7.21 釘 6.4 偵b 澱 b S 5 50 214 3" 450 b 8.36 鼎 56 B 2 s2 45 6 8 1000 鼎 202 sb 218 唐縱 -4.34 26.1 53 5 7 傴ﾈﾞ 1250 鼎 253 鼎 554 2 1.83 釘 .3 3.3 44 鼎R 8 000 鼎 202 鼎 554 1.43 鼎 4.8 6.5 迭縒 Cb 鼎R 9 倡 葡鞋榎r 2000 鼎 404 モ 554 紊" -1.69 縒 剴b繧 b繧 噸U cﾓU S 10 500 350 モ 554 繝2 -3.02 r 4.9 26.6 唐 3 44 ll ﾈｭB 1750 鼎 354 2 379 湯經 -4.95 繧 3.2 13.2 2.4 3.5 3.5 12 50q 350 2 379 唐 " -5.43 23.3 4.3 3.7 R B 3r 13 冕 1250 357 塔 800 1.31 2 14 ｩ62 2250 鼎 455 塔 800 經 1.59 剴i? }ｲ b繧 15 000 286 塔 800 1.1.8 2.7 縒 TB T R Tl 湾の固有振動周期 津波の周期 湾口に対する湾奥の水位の増幅率 湾口での最大波高(計算値) R･ 77 :増幅された津波波高の理論値 負の値のRについては本文に解説を付した.

い値となった｡ 計算で求めた入間湾口における津波波形は振動数19-23,つまり周期T -310-380秒にピークを持っているのに対して,海底地形図から求めた湾の 固有振動周期TBはおよそ350秒であるので,増幅率Rはおよそ5.0-9.5倍と 計算される｡湾口での最大波高の計算値は2.8 m程度であり,これにRを掛け ると湾奥での最大波高はおよそ14-27 mとなる｡実際には摩擦などによって このような大幅な波高の増幅は抑制されると考えられる.計算でこの結果が得 られないのは,格子によって表された入間の湾長･水深が実際と異なり,固有 / 振動周期と計算で求めた津波の周期が一致しないためと考えられる｡入間にお ける実測値をこの結果のみから説明することは適切でないが,湾水の共振は, 実測値を説明する際の重要な要素の一つであると考えられる｡ 結論 本研究の調査対象地域である入間における特異な地形を構成している堆積 物について,これが1854年の安政東海津波によってもたらされたものである とする証言や記録と,堆積学的観察事実は調和的であることが明らかになった｡ また海底調査の結果,湾内の水深30 m付近までが砂地であること,湾の西側 には浅瀬があることが分かり,これと地形条件を考慮すると図27に示すよう な津波による土砂の移動経路が推定される｡入間においては, Ⅴ字形の湾の海 と陸地の境界は湾奥の集落付近を除くと急崖になっている｡このため沖側から 進行してきた波は崖に当たって湾奥へ向うが,湾の西側をまわる流れは浅瀬に よってエネルギーが大きく減衰すると考えられるため,湾全体としては半時計 まわりの流れが卓越し,これに沿う土砂の移動があったことが推定される｡更 に粒径分析の結果は,津波堆積物が陸源の堆積物の集積したものではなく,拷 内の砂と同じものであることを示している｡ この津波堆積物の移動メカニズムを解明すべく行った津波数値実験は,全 般にはぼ妥当な結果が得られたと言える｡しかし,入間における例外的に高い 津波波高は再現できず,従って土砂の移動過程の解明には至らなかった.この 理由として,数値計算の際に非線形項を省いたため,海底地形の近似が良くな いため,または今回の方法による数値実験では再現されない現象が入間で起こ った,の3つが挙げられる｡そこで,本研究では数値実験の結果と入間付近の 地形条件を考慮し,異常に高い津波波高が湾水の共振によるものである可能性

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