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Preface

In the early morning of May 24, 1960 (J.S.T.), all coasts of Japan were attacked by a tsunami which was originated in Chile on the preceding day. The tsunami reached a height several meters above M.S.L. on the Pacific coast of Hokkaido and the N. E. Honshu, resulting serious damage to houses and properties. The tsunami was felt even on the coast of the Japan Sea.
Although we have felt several times the tsunamis which were originated in the Chilean water in these hundred years, damage caused by these distant tsunamis was not so remarkable as the recent one since the wave heights used to be less than two meters.
The protective measures against tsunami have developed quickly since the 1933 tsunami, but they aimed mainly at near tsunamis which occur in the neighboring seas of this country, and the study of distant tsunamis has been neglected. The present Chilean tsunami differs much from the near tsunami in that it was felt on all coast of Japan and that it had a long period of over one hour, showing very different coastal effects, and resulting unexpected damage at places which had been safe for near tsunamis.
The tsunami was not only a very rare one but also gave a good chance to know the effect of various protective structures against different tsunamis.
Soon after the occurrence of the tsunami damage, a field investigation committee was organized, with the cooperation of the members of the Japanese Organization for Tsunami Investigations (JOTI) and geophisicists of the universities in all districts of Japan. The number of investigators amounted to one hundred. Before going out for the investigation,
a discussion was made by main investigators about the method and items of survey to make the results of investigations uniform.
A provisional report of the investigation has been published by mimeographic print and distributed among Japanese researchers to serve for their research works. This monograph is the revised edition of the provisional one, with additional photographs and original research papers. The rusume of the field investigation report, names of localities, and explanations of photographs have been translated into English, except for field notes, for the use of foreign researchers.
Expenses of field investigations and the publications have been defrayed partly by the Ministry of Education and partly by the Japanese Organization for Tsunami Investigations, to the officials of which our tanks are due. Records of tidegauges have been put to our disposal by the courtesy of the Japan Meteorological Agency, the Japan Geographical Survey, the Hydrographic Office, the municipal offices of different prefectures and the regional offices of Public Work Construction Office. During the course of investigation, we could freely avail the cooperation of officials in town and village offices in gathering informations and other materials. On behalf of the Investigation Committee, I should like to express my hearty appreciation to the cooperation of these gentlemen. My thanks are also extended to Mr. Tokutaro Hatori for his effort in compilation of the materials, without which this monograph could not be published.
August, 1961.
Ryutaro Takahasi
Chairman of the Committee for the Field Investigation of the Chilean Tsunami of 1960.

The Committee for the Field Investigation of the Chilean Tsunami of 1960 チリ津波合同調査班調査者氏名

北海道大学
福富 孝治 鈴木 建夫 清野 政明 村瀬 勉 藤木 忠美 須川 明 柏村 正和
八鍬 功 高橋 将 大谷 清隆 中村 勉
東北大学
加藤 愛雄 高木 章雄 伊藤 三吉 中村 公平 江村 欣也 西城 忠泰 近藤 実
(気仙沼水産高校)
鈴木 次郎 石田 治子 加藤 盤男 阿部 正宏 島田 豊郎 阿部 宏 植田 良夫
鈴木 光郎 青木謙一郎 福井 英夫 渡辺 良雄 長谷川典夫 藤原 健蔵 岩井 淳一
高柳 洋一 中川 久夫 佐藤 値 小貫 義雄 柴田 豊吉 三位 秀夫 田村 美乃
北村信小高民夫片岡純森 啓菅原捷
東京大学地震研究所
高橋龍太郎 河角 広 佐藤 泰夫 表 俊一郎 小牧 昭三 桃井 高夫 黒木 義弘
笠原 慶一 茅野 一郎 平能金太郎 平沢 朋郎 相田 勇 影山 正樹 羽鳥徳太郎
(東京大学理学部) (東京大学理学部) (東京大学工学部)
高 隆二 山口 林造 岡田 惇
(東京大学工学部)
東京大学理学部
高野 健三 佐藤 良輔 栗本 広 高野 敬 寺本 俊彦 永田 豊 須藤 英雄
竹田 厚
東京大学工学部
堀川 清司 鮮干 撤
東京水産大学
三好 寿 山口 和貞
東京学芸大学
冨永 政英
名古屋大学
飯田 汲事 島津 康男 青木 治三 熊沢 峰夫 太田 裕 成瀬 聖慈
京都大学理学部
速水頬一郎 国司 秀明 福尾 義昭
京都大学防災研究所
椹木 享 樋口 明生 吉田 幸三 柿沼 忠男 谷 泰雄 久下 元一
九州大学
下鶴 大輔 後藤 賢一 種子田定勝
気象庁
宮崎 正衛 宇野木早苗 土屋 瑞樹
海上保安庁水路部
川村文三郎 茂木 昭夫 新田 清 高田 四郎 土屋 孝 佐藤 照雄 永野 真男
日本建築学会
代表者 武藤 清 (順不同)

1. Photographs

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写真 Fig.1. Kiritappu,Hokkaido: Kiritappu is a Iand-tied island. There,the forerunners of the destructive waves had been found out by inhabitants. They climbed the neigh. bouring hill and Iooked down
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写真 Fig.2. Kiritappu,Hokkaido: View from the opposite side to that of Fig.1. The town was completely destroyed. The sand bar forming a Iand-tied island was cut by the torrent and the town was left i
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写真 Fig. 3. Kiritappu, Hokkaido: The panorama photograph of the new strait taken from the isolated town, after the sufficient time passed by from the attack of Tsunami. The sea between the two broken line
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写真 Fig. 4. At Shoya, Hokkaido, they had been digging an empty dike to enlarge the harbour. The Tsunami destroyed the barrier standing between the harbour and the empty dike. Nearly twenty fishing boats a
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写真 Fig. 5. View after the recession of the same wave as that shown in Fig. 4, at Shoya, Hokkaido. (Courtesy of Mr. Chutaro Ikeno, Shoya.).
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写真 Fig. 6. Kelps left by the recession of the wave at Muroran, Hokkaido. (Courtesy of the Institute of Algologi- cal Research of Hokkaido University.)
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写真 Fig.7. Inside part of the wharf bored by the torrent receding seawards at Urakawa, Hokkaido. (Courtesy of Urakawa Harbor Construction Office.)
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写真 Fig.8. Torrent receding seawards at Hakodate, Hokkaido. The horizontal line shown by the arrow is the highest water mark.(Courtesy of Hokkaido Times.)
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写真 Fig. 9. Tsunami running into the Same Harbour, Hachinohe,Aomori Pref.
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写真 Fig.10. Fishing boats thrown up on the shoal off Hachinohe, Aomori Pref. (Courtesy of The 2nd Air Wing, Hachinohe.)
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写真 Fig.11. Tsunami running upstream at the mouth of Niita River, Hachinohe, Aomori Pref. at 9 h 30 m, May 24. (Courtesy of Mr. Fusao Tabata.)
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写真 Fig.12. Neighborhood of the fish market at Noda, Iwate Pref. (Courtesy of the Village House of Noda)
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写真 Fig.13. Neighborhood of the mouth of Kuji River, Minato, Iwate Pref. Sea wall seriously damaged. (Courtesy of Iwate Nippo.)
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写真 Fig.14. Miserable plight of Takahama, Miyako, Iwate Pref. (Courtesyof Iwate Nippo.)
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写真 Fig. 15. Trace of the Tsunami marked on the white wall of a house at Akamae, Miyako, Iwate Pref. (Photo taken by M. Tsu- chiya.)
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写真 Fig. 16. House destroyed by a boat running up on the shore at Ori- gasa on the Bay of Yamada, Iwate Pref. (Courtesy of Iwate Nippo.)
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写真 Fig.17. Sea breaker broken down at the northern Coast of Funakoshi, Iwate Pref.(Photo taken by K. Horikawa.)
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写真 Fig.18. Road broken down at Negishi on the Bay of Otsuchi, Iwate Pref. (Courtesy of the Municipal House of Kamaishi.)
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写真 Fig.19. Neighborhood of the Kamaishi Custom House at 5 h 00 m, May 24.(Courtesy of the Municipal House of Kamaishi.)
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写真 Fig.20. Reflux in the neighborhood of the Kamaishi Custom House. (Courtesy of the Municipal House ofKamaishi.)
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写真 Fig. 21. House crushed down by a fishing boat at Ofunato, Iwate Pref. (Courtesy of Asahi Shimbun.),
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写真 Fig. 22. Wretched sight of Ofunato, Iwate Pref. (Courtesy of Asahi Shimbun.)
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写真 Fig. 23. Trace of the Tsunami at Ofunato, Iwate Pref. (Photo taken by Y. Sato.)
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写真 Fig. 24. Railway washed away from the bal-last which was constructed under the truck in profile at Otomo on the Bay of Hirota, Iwate Pref. (Photo taken by I. Kayano.)
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写真 Fig. 25. Railway washed away by the Tsunami and fishing boats left on it at Kesennuma, Miyagi Pref. (Courtesy of Yomiuri Shimbun.)
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写真 Fig. 26. First wave of the Tsunami ascending Kize River, Kesennuma, Miyagi Pref. (Courtesy of a citizen of Kesnnuma.)
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写真 Fig. 27. A huge number of driftwoods and damaged houses at Shizukawa, Miyagi Pref. (Courtesy of Yomiuri Shimbun.)
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写真 Fig. 28. House turned upside down by the Tsunami at Shizukawa, Miyagi Pref. (Courtesy of Asahi Shimbun.)
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写真 Fig. 29. Flooding by the fourth wave of the Tsunami at Onagawa Railway Station, Miyagi Pref. at 4h 45 m, May 24. (Photo taken by M. Kondo.)
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写真 Fig. 30. Ships pushed against the bridge girder at Ishinomaki,Miyagi Pref. (Courtesy of Asahi Shimbun.)
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写真 Fig. 31. Sightseeing boats left on a street by the Tsunami at Shiogama, Miyagi Pref. (Courtesy of Yomiuri Shimbun.)
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写真 Fig 32. Abnormally low water caused by the Tsunami at Nakaminato, Ibaraki Pref. at 5 h 41 m, May 24. (Courtesy of Nakaminato Koji Jimusho, Ibaraki Pref)
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写真 Fig. 33. Surging Tsunami at Nakaminato, Ibaraki Pref. at 6 h 15 m, May 24. (Courtesy of Nakaminato Koji Jimusho, Ibaraki Pref)
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写真 Fig. 34. Tsunami surging into the Onahama Harbour, Fukushima Pref. at 5 h 00 m. (Courtesy of Mr. M. Onoda.)
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写真 Fig. 35. Tetra-pods of 4 tons washed away by the Tsunami at Iioka, Chiba Pref. (Courtesy of Choshi Doboku Shutchyojo.)
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写真 Fig. 36. Driftage left on the beach by the Tsunami at Sakata, Chiba Prei. (Photo taken by R. Yamaguchi)
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写真 Fig. 37. Well arranged rafts cultivating the pearl oysters in the Bay of Matoya, Matoya, Mie Pref. before the attack of Tsunami. (Courtesy of Mr. T. Sato)
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写真 Fig. 38. Rafts scattered by the Tsunami in the Bay of Matoya, Matoya, Mie Pref. The ships are feeling for the pearl oysters missed at the sea bottom. (Courtesy of Mr. T. Sato)
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写真 Fig. 39. Utter confusion of the Shimizu Harbour, Shimizu, Shizuoka Pref. caused by stray timbers. (Courtesy of Yomiuri Shimbun.)
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写真 Fig. 40. Entrance of the Harbour of Owase, Mie Pref. at 5 h, May 24. (Courtesy of Owase Doboku Jimusho)
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写真 Fig. 41. Highest water time at Owase, Mie Pref. The Tsunami is sweeping into the city with stray timbers and cans. (Courtesy of Owase Doboku Jimusho.)
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写真 Fig. 42. Bank broken by the Tsunami at Nansei, Mie Pref. (Photo taken by H. Aoki.)
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写真 Fig. 43. Wharf destroyed and washed away at Tanabe, Wakayama Pref. (Courtesy of the Municipal House of Tanabe.)
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写真 Fig. 44. Rafts cultivating the pearl oysters, piled by the Tsunami in the Bay of Tamaura, Wakayama Pref. (Courtesy of Uragami Gyogyo Kumiai.)
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写真 Fig. 45. Damage of the railway caused by stray timbers at Susaki, Kochi Pref. (Courtesy of the Municipal House of Susaki.)
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写真 Fig. 46. Ship cast up on the dry land by the Tsunami at Susaki, Kochi Pref. (Courtesy of the Municipal House of Susaki.)
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写真 Fig. 47. Man showing the highest water mark on the wall of a primary school by his left hand, at Haji, Okinawa. (Photo taken by S. Taneda).
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写真 Fig. 48. Bridge broken by the Tsunami at Haji, Okinawa. (Photo taken by S.Taneda.)

2. Papers

A Summary Report on the Chilean Tsunami of May 1960

1. A historical sketch of the Chilean earth-quakes

In the early morning of May 24, 1960, an enormous tsunami, originated in the sea off the coast of Chile, and was propagated across the Pacific Ocean, attacked the Japanese Pacific coast. As the result of it, cities, towns and villages on the Pacific coast of Japan, especially those in Hokkaido and the Sanriku district suffered severe damage.
Although the present Chilean earthquake was of an exceedingly large magnitude, M being estimated 8(1/2), it was not, of course, felt by the human senses in Japan. The attack of the present tsunami was therefore a great surprise for the coastal inhabitants, because tsunamis are usually preceded by an earthquake with slow but long-lasting vibrations.
We will enumerate in the following some historical tsunamis which originated in the sea of Chile, and will list those which gave some effects on the Japanese coast, as described in different ancient documents of Japan.
According to K. Horikawa3.24) 27 tsunami earthquakes have occurred in the sea near Chile during the years 1500-1960 as listed in Table 1, A.
The 1837 tsunami has been added from other source. Beside these tsunamis many distant tsunamis, especially those originated in Japan, have been felt in Chile, but only recent ones were listed in B above.
Among the tsunamis caused by these earthquakes listed in Table 1, A following tsunamis were felt in Japan with the effects as remarked.
Those tsunamis of 1837, 1868, 1877 and 1960 caused respectively remarkable damage in Hawaii, too.

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写真 * The Earthquake Research Institute. University of Tokyo.

2. The earthquakes

An earthquake of magnitude 7(1/4)-7(1/2) (Berk) took place near Lebu, central Chile, at 1002 on May 21, 1960 (U.T.). The earthquake caused casualties and damage to buildings and other stru ctures at Concepcion and surrounding. A weak tsunami was also caused and has been recorded at Talcahuano. This earthquake may be regarded as a foreshock to the main one on May 22. On May 22, there occurred three moderate earthquakes, each of magnitude 7-7(3/4), to the south of the earthquake of the preceding day. The times of occurrence were 1032, 1910 and 1911. The main shock, which shaked the whole globe, occurred 30 sec. after the last shock, that is, at 19h llm 20s. The epicenter of this main shock, as estimated provisionally by US Coast and Geodetic Survey4), are at 38^oS, 73(1/2) W. The magnitude was first reported 8(3/4) and later revised 8(1/2) (Berk).
All of these earthquakes have been observed in Japan, too, at Mt. Tsukuba and Matsushiro Observatories. The position of the epicentre of the main shock seems to be less accurate, because the initial part of the main shock has been masked by the tail of the preceding shock. The aftershock area has been found to extend as far as 50ーS. According to the field investigation of the writers, the macroseismic area of the main shock extends from the Province of Caution down to the Province of Chiloe, an area extending to 200 km x 500 km.
The land near Lebu has risen by about 1 m and the lands arround Valdivia and Ancud in Chiloe Island have subsided by 1.6 m and about 1 m. respectively. It is reported that a land upheaval was observed to the south of Chiloe Island. These land deformations must be a part of the dislocation which took place in the sea. Just as in Japan, shallow earthquakes in Chile occur mainly on the coast or in the Continental shelf just outside of the land. Earthquake focii deepen towards east. It is very natural therefore to assume that a sea bottom dislocation took place on the continental shelf, probably between Con- cepcion (37^oS) and Castro (43^oS). Readers refer to Fig. 1.

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Table 1. Earthquakes that caused tsunami on the coast of Chile during 1500〜1960.
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地図 Fig. 1.

3. Propagation of the tsunami caused by the earthquake

In Fig. 2 are shown the distribution of initial motions of tsunami (・... Upwave ; o. . . . Down wave) and the arrival time (GMT) of the wave front. The initial motion began with an up- wave at almost all stations, excepting several ones in Alaska, Aleutian Is- lands and Hokkaido. At these stations initial motions seem to have been down-waves but are not very distinct owing to the superposition of bay seiches.
From the distribution of the initial motion, the sense of the sea bottom dislocation may be concluded: the sea bottom upheaved on the northern, southern and western parts of the dislocated area, while the bottom sank at the eastern and central parts of the same area.
The arrival time was taken from many sources; the Preliminary Report, U.S. Coast and Geodetic Survey, the Provisional Report of the Japanese Investigation Committee(l)), and other informations which were kindly given, by authorities in different countries, to Japanese Organization for Tsunami Investigations.
The tsunami waves, as seen from the arrival time, seem to have been propagated through Pacific Ocean by three paths: northern Pacific; southern Pacific via Christmas Is. ; Johnston Is. ; Wake Is. ; and southern Pacific via Samoa Is. and Canton Is. It is interesting to see that for Tasmania, Sydney and Brisbane, the tsunami waves are propagated via the antarctic sea south of New Zealand.
The arrival times, as shown in Fig. 2, are almost the same as predicted by refraction diagram drawn by Dr. T. Hirono26). In Fig. 3, we have shown the inundation heights and arrival time of the wave front on the Pacific coast of Japan. The tsunami was felt most early at Miyagi-Enoshima (1718 GMT), and then at Kushiro, Hokkaido and Hachijo Island.
The tsunami waves seem to have attacked the N. E. Honshu from a direction almost normal to the general trend of the coast, the arrival time being nearly the same at each stations in this region. A similar feature of the wave front arrival can be seen on the roast from Kisyu to Kyushu in S. W. Hon- shu. The arrival times at this coast are 1 hour behind those on N. E. coast.
Seen from the arrival time, the tsunarni front seems to have suffered a little delayin passing through the sea bottom ridge which extends from Izu peninsula down to Marianas Islands. A similar delay in the arrival time of tsunami front can be noticed at Ryukyu Island chain.
The inundation heights, given also in Fig. 3, are of the order of 2 m along the N. E. coast, although in some places it was as high as 3.2〜3.8 m. In contrast with this, the in- undation heights on the S. W. coast are of the order of 1.3 m. everywhere. The differ- ence may be attributed to the effect of the Izu-Marianas ridge which the tsunami waves had to cross to reach the S. W. Japan.
The refraction diagram drawn by Dr. T. Hirono shows the convergence of tsunami energy at Japanese Coast. A rough estima- tion shows that the energy density along the N. E. Coast of Japan is approximately one third of that at the Chilean coast. This means that the ratio of wave heights to be ten. According to withnesses, the inunda- tion height at Isla Macha, Chile, is said to have been over 20 m., and that at Mehuin 15 m. Then it is not unreasonable that we had the inundation height of 2.0 m on the N. E. coast of Japan.
In Table 2, are listed the maximum amplitude and the corresponding period of the Chilean tsunami as read off the tide-records, some of which have been collected by U.S.C.G.S.4) and some have been kindly put to our disposal by the courtesy of the authorities concerned.
The inundation height along the coast of Chile that was measured by K. Horikawa and ourselves is listed in Table 3.
Table 4 is the list of inundation heightof tsunami above MSL, the average period, the arrival times of the wave front and the arrival time of highest wave, at principal tide-stations on the Pacific coast of Japan.

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地図 Fig. 2.
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地図 Fig. 3. May 22, 1960 CHILE TSUNAMI Inundotion Height (m) Arrival time of the initial rise or fall. (GMT)
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Table 2.
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Table 3.
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Table 4.

4. The waee-form of the recent Chilean tsunami

It has been noticed since the Sanriku tsunami of 1933, or the Kamchatka tsunami of 1952, that the records of tsunami obtained at distant stations situated on the circum- ference of the Pacific ocean have generally spindleshaped envelopes, while at near stations or at oceanic island stations, the envelopes are triangular. This fact has been explained by the present writers as follows: There are two kinds of waves that consist a record of tsunami. One is the wave train which is propagated directly from origin to the station. This wave train has a triangular envelope. Another is the wave train which reaches the: station after reflecting at the coast. The number of reflection may be any. The waves change themselves into dispersive epiconti- nental waves as the number of reflection increases, and are propagated along the coast. This wave train has a spindle-shaped en- velope. The time which is needed for the wave train to build up to the maximum amplitude seems to depend linearly on the travel time of the wave front to the station. For instance, in the Kamchatka tsunami, the build up time B is connected with the travel time t by the relation (B=3.1+0.2 t. At some places both kinds of wave train are mixed up
In the case of the recent Chilean tsunami, the shape of the envelope of the wave train was triangular everywhere. This seems to mean that a most part of the energy of the tsunami was emitted normally outward from the coast and a very small portion of the wave energy was emitted along the coast. According to the results of model experi- ments, tsunami energy is emitted more into the direction of the shorter diameter of the elliptic origin than in the direction of the longer diameter. Considering that the origin area of the Chilean tsunami is elongated along the coast of Chile, the above explanation seems to be consistent. Surprisingly quick decrease of the inundation height on the Chilean coast with the distance from the origin area may favor this explanation, too.
The identification of waves on the records obtained at adjacent stations seems to be possible up to the fourth wave if we smooth very short waves in the records. The second trough was very low everywhere in Japan. The most tide-gauges in N. E. Honshu failed to record this trough but the sea was estima- ted to have ebbed by 2〜3 m. Seeing this abnormal ebb, inhabitants on the coast could think of the tsunami and evacuated before a tsunami warning was issued by officials. Such an abnormally large ebb as this is a rare phenomenon which was not noticed even in the case of the great Sanriku tsunami of 1933, and is worthy of special mention.
As to the period of the tsunami waves, we can notice the general predominance of the periods 60〜80 min. At several stations in Central and South America and Hokkaido, Japan, however, a very long period of 3 hours has been observed. On the contrary, on all the oceanic islands in the Central Pacific ocean, tsunami records are superposed by short-period disturbances [of about 10 min., which are probably the island seiches or the seiche of the lagoon inside the reef.

5. The spectra of the Chilean tsunami at different stations along the Japanese Coast

A spectral analysis was made about the tsunami records obtained at 17 stations, well distributed from Hokkaido to Kyushu. The tide-gauges at these stations are mostly of the same type. In Fig. 4, are shown the spectra of these records.
As can be seen in the Figure, all spectra are composed of several peaks and a continuous back-ground. Some of the peaks are common to most of the stations suggesting that they are characteristic of the tsunami. The continuous back-ground increases in intensity, proportionally to the period up to a certain limiting period, and then it rapidly fades out. This implies that there is an upper limit in the period of the tsunami spectrum, and the energy of the back-ground is uni- formly distributed to every period below this limit. This upper limit period coincides practically with the effective period Te of the tsunami.
The shaded column in Fig. 4 shows the period of seiches at that station.
It is remarkable that the features of tsunami spectra for N. E. Japan are different from those for S. W. Japan. In the former region, spectra have the common and highest peak at 80 min. and a second peak at 40 min., whereas in the latter region, spectra show the highest common peak at 40 min. The peak at 80 min. is very weak in this region. This difference of the spectral feature for the two region might be attributed to the reflection of the tsunami at the Izu-Marianas ridge which separates the two region. As can be proved mathematically, the long period components of the wave spectrum must be reflected more than the short period compo- nents when the tsunami wave pass through the ridge.
According to Dr. K. Kajiura23), the reflec- tion of tsunami wave at a ridge is most effective when the breadth of the ridge is 1/10〜1/5 of the wave length. In this case, since the period is 80 min. and the depth 4,500 m, the wave length becomes 1,000 km, while the breadth of Izu-Marianas ridge is about 100〜150 km. So the reflection must have been very effective for the 80 min. component of tsunami wave. This explanation is very consistent with the difference in wave heights of tsunami in the two regions.
An alternative explanation for the rather low inundation height between Izu and Kii peninsulas in the Central Honshu is the oblique incidence of the tsunami waves for this part. In this case, only a fraction of the wave energy reaches the coast as the geometry simply proves it.

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地図 Fig. 4. Spectra of the Chilean tsunami of May 24, 1960

6. Topographic effects

The present tsunami is the only distant tsunami that was observed with pretty large amplitude on Japanese coast. Many charac- teristic features have been observed which are entirely different from those of near tsunami.
In the case of the recent Chilean tsunami, the entire coasts of Japan, not only the Pacific coast, but also the Japan Sea Coast, felt the tsunami; whereas in the case of a near tsunami, it is felt only at a limited part of the coasts. The Sanriku tsunami, which occurs in the N. E. Pacific of Japan, usually does not affect the S. W. Coast, and vice versa.
Since a near tsunami includes short period waves of comparatively large amplitudes, topographic effects becomne remarkable. Among these topographic effects, squeezing of wave energy in triangular bays, and the decay of wave energy in shallow and long bays were recognized so evidently that we erroneously thought these phenomena uni- versal to all tsunamis. In the recent Chilean tsunami, which had very long periods of 80〜40 min., and no remarkable short period waves, the squeezing effect was not remark- able in triangular bays which have generally short proper periods. The inundation heights were almost the same everywhere in the bay. The squeezing effect worked, however, to some extent in some large bays which have long proper period over 40 min. The bays of Hirota, Ofunato, Onagawa and Shizu- kawa are such ones. In these bays the in- undation at the head of the bay was twice as high as at the month. The current due to the tsunami had a velocity a little larger than the ordinary tidal current.
The Chilean tsunami reached a considerable height of more than 5 m above M. S. L. at several places between Hachinohe and
Taneichi in the N. E. Japan. The coast is quite straight in this part, so we cannot attribute the cause of this inundation height to the squeezing of wave energy. The only possible cause is the concentration of wave energy to this part of the Pacific coast. The refraction diagram prepared by Dr. Hirono clearly shows the energy concentration to this place. A rough estimation showed for this place an energy density some 1/4 at the Chilean coast. This means a wave height half as high as at the Chilean coast.
In such a large bay as Tokyo or Ise, at which the period of seiches is more than 60 min. and the month is pretty narrow, the tsunami reached higher places at the month of the bay than at the head.
In the S.W. Japan, inundation heights were generally low compared with those in N. E. Japan, as was mentioned above. They were of the order of 3.5 m for bays with proper periods of 30 min. or more, but were of the order of 1.5 m for bays with shorter periods. For straight coasts they were 1〜1.5 m as mentioned above.
In the tsunami record obtained at capes such as Mera, Omaezaki, Kushimoto or Tosashimizu, short-period oscillation with period 20〜30 min. is remarkable. The amplitude of these oscillations are large compared with the wave amplitude in the neighbourhood. At Naze, S. W. Island, tsunami attained at the maximum height of 4.5 m, a remarkable value considering that the inundation heights at other islands are much lower than this value.
The Chilean tsunami has shown, in this way, many characteristic features about the coastal effect which had not been experienced by near tsunamis.

7. Damage

The present Chilean tsunami made tremendous harms to Chilean coast, Hawaiian coast and Japanese coast. In the following, we will describe briefly the damage Japanese coasts sustained.
Since we have experienced very few distant tsunamis in the past, and since they seldom did harm to human lives and properties, all protective measures in Japan have been made against near tsunamis. For the present Chilean tsunami of different characters, pro- tective structures had been insufficient at such places where only slight damage had hitherto been caused by ordinary near tsunamis.

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Loss of lives caused by the tsunami was as follows:
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The dath tolls caused by recent tsunamis in Japan will be listed in the following for a reference.
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The main damage to houses and other properties are listed as follows

8. Epilogue

Among the recent tsunamis that took place in the circum-Pacific zone, following ones gave some effect to remote coasts distant more than 1,000 km from the origin: the Aleutian tsunami of April, 1946; the Kam- chatka tsunami of Nov., 1952; the Aleutian tsunami of Mar., 1957; and the recent Chilean tsunami of May, 1960.
Among these distant tsunamis the 1952 and 1960 tsunamis caused damage at Japanese coast. The 1952 tsunami showed an amplitude of several tens of centimeter at all Japanese tide-stations. Some damage wascaused in Hakkaido and Sanriku district by this tsunami.
In Hawaii, damage was caused by the tsunamis of 1946, 1952, 1957 and 1960 cited above. The wave height as large as 13 m was observed at Haena, Kauai Island, in the case of 1946 tsunami.
Beside these tsunamis, the Peruvian tsunami of Nov. 20, 1960 has also been felt in some tide-stations in Japan. Distant tsunami is never a rare phenomenon. The writers wish to bring to light the further characteris- tics of the distant tsunamis as well as those of near tsunamis, in order to contribute to the improvement of counter measure against these disasterous phenomena.

References

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21) WATANABE T., J. KARZULOVIC KOBOT, Los Movimientos Sismicos del Mes de Mayo de 1960 en Chile. Univ. d. Chile Publication No. 14, Ano 1960.
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Seismological Data of Chilean Earthquakes in 1960

abstract

1960年5月21日よりチリ地域において地震活動が活発になり,なかでも5月22日19時11分20秒(G.M.T.)の地震は,マグニチュード81/2におよぶ最大級のものであって,チリ中部地方に大きな被害を生じたばかりでなく,それによつて生じた津波は,太平洋各地,ことに日本の太平洋岸に大きな被害をもたらしたことは周知の通りである。
1960年5月21日以降1960年12月までに,チリ地域に起った地震を,U.S.C.G.S.の報告(Preliminary Determination of Epicenters of United States Coast and Geodetic Survey)から拾って第2表に掲げる。主なものについては,東京大学地震研究所筑波山支所における発現時刻,同所および気象庁松代地震観測所で決められたマグニチュードを併記してある。それ以前のチリ地域の地震活動をみるために,同じくU.S.C.G.S.の報告から,1960年1月以降5月20日までの地震を拾つて掲げた。第1図には第2表に掲げられた地震の震央が示してある。
表および図からわかるように・5月21日に始まった地震活動は,チリ中部から南部にかけて分布しているが,10月下旬より北部でも地震活動が活発になり,そのうちの最大のものは,マグニチュード7を越えている。これらはいちおう別のグループと考えられるので,表では()を付してある。時間的な経過を追うためには,5月21日一6月24日の間を1日ごとに,5月一12月の間を1旬ごとに分けて,消長を示したのが第2図と第3図である。チリ北部の地震は,第3図では○で示してある。マグニチュードはPasadenaとBerkeleyの値に基いて示されている。
5月22日19時11分20秒の最大の地震を本震と考えれば,約33時間前より活発な前震活動があり,そのうち四つはマグニチュード7を越えている。余震活動も活発で,5月以前の状態と比較するとき,1961年に入つてもまだ続いているとみられる。
前震は,37(1/2)^oS,73(1/2)^ oW付近の狭い地域に集中しているが,余震は本震のあとだんだん地域が拡がって,南北1,000km以上におよんでいる。本震の位置は,はじめ38^oS,73(1/2)^oWと発表されたが,のちに41^oS,73(1/2)^oWと訂正された。
第4図,第5図,第6図に本震を含む記象を掲げてある。本震は非常に大きかったことと,3個の地震(マグニチュード7^3/4,7(1/2)〜7(3/4),8(1/2))が重なっていることとのため,その記象の解読は極めて困難である。参照のため,25日18時34分33秒の余震(マグニチュード6(1/2)〜6(3/4))の記象を第7図に掲げた。本震余震に共通して,SS相の少しあとの部分で振巾が著しく大きく,特に水平動では最大振巾を与えていることが特微である。

Seismological Data of Chilean Earthquakes in 1960

Earthquakes occurred in Chile during theperiod from 21 May to 31 December, 1960, were abridged frow the Preliminary Determination of Epicenters of United States Coastand Geodetic Survey (the Yellow Card) and listed in Table 2. For greater shocks, their arrival times at Tsukuba Seismological Observatory,the Earthquake Research Institute, University of Tokyo, and their magnitudes determined by this station and the Matsushiro
Seismological Observatory, Japan Meteorological Agency, were listed, too. To scope the seismic activity in Chile during this period, earthquakes in and near Chile which occurred during the period from January to 20 May, 1960 were abridged from the Yellow Card and listed in Table 1. Fig. 1 shows the epicentral distribution of the earthquakes. listed in Table 2.
As shown in Table 2 and Fig. 1, the seismic activity was originated in central and southern parts of Chile after 21 May, 1960, while another activity took place in northern Chile after the end of October of that year. Shocks. belonging to the latter one are parenthesized, in Table 2 and indicated by a white circle in Fig. 3. Some of these shocks had a magnitude exceeding 7.
To clarify time series, the frequency of earthquakes occurred every day from 21 May to 24 June and the frequency of earthquakes occurred every ten days from May to De- cember, 1960, were shown in Fig. 2 and Fig. 3, respectively.
The magnitudes of these earthquakes determined at Pasadena and Berkeley, were also indicated in the figures.
If we regard the greatest shock that occurred at 19h llm 20s GMT, 22 May, 1960, as a main shock, we may say that a violent foreshock sctivity began about thirty three hours preceding the main shock. Four of the foreshocks had the magnitudes more than 7.
The aftershock activity was very remarkable and seems to had been continuing in 1961. The foreshocks in the biginning were concentrated around the position, 37(1/2)^o S, 73(1/2)^o W, but the epicentral distribution was spread gradually southwards and it ranged the distance over 1,000 kilometers. The epicenter of the main shock was first reported as 38^o S., 73(1/2)^o W by U. S. C. G. S., but later revised into 41^o S., 73(1/2)^o W.
Figs. 4, 5, 6 and 7 show the seismograms including the main shock recorded at Mt. Tsukuba and at Hongo, Tokyo.
The main shock was very large and its earthquake motion was superposed on two large fore-shocks (M=7(3/4) and 7(1/2)-7(3/4)), so that the seismogram is too much complicated to be interpreted.
For reference, the seismogram of an aftershock (M:6(1/2)-6(3/4) ) of 08 h 34 m 33 s, 25 May, 1960, was shown in Fig. 8.
As common feature, both the main and the after shocks had very large amplitudes in the part after the SS phase, and especially in the horizontal components, that part gave a maximum amplitude.

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地図 Fig. 1. Epicentral distribution of earthquakes in Chile during the period from 21 May to 31 December, 1961.
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Table 1. Earthquakes in and near Chile during the period from January, 1960 to 20 May, 1960.
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写真 Table 2. Earthquakes in Chile during the period from 21 May to 31 December, 1960. (Abridged from Preliminary Determination of Epicenters, U. S. C. G. S.)
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Table 2.
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Table 2.
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地図 Fig. 2. Numbers of earthquakes occurred every day in Ghile during the period from 21 May to 24 June, 1960.
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地図 Fig. 3. Numbers of earthquakes occurred every ten days in Chile during the period from May to December, 1960.
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地図 Fig. 4. Chilean earthquakes (including the main shock) recorded by Columbia Long Period Seismographs at Mt. Tsukuba.
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地図 Fig. 5. Chilean earthquakes (the main shock) recorded by Anderson-Wood Torsion Seismograph at Mt. Tsukuba. Magnifications are those on the microfilm reader ( x 8).
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地図 Fig. 6. Chilean earthquakes (including the main shock) recorded by the seismograph HES 1-20 at Mt. Tsukuba. Magnifrcatiori are these on micro film reader (x8),
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地図 Fig. 7. Chilean earthquakes (an aftershock) recorded by Columbia Long Period Seismographs at Mt. Tsukuba. Instrumental constants are the same to those of Fig. 4.
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地図 Fig. 8. Chilean earthquake (the main shock) recorded by the Omori Seismograph in Tokyo.

Drawing of Refraction Diagrams and Analysis of the Chilian Tsunami of May 22, 1960 on a Terrestrial Globe

Abstract

Refraction diagrams of the Chilian Tsunami of May 22, 196Q are directly drawn on a terrestrial globe. The arrival time of the frontal waves is, grosso modo, in agreement with that obtained from the records of the tide-gauges installated over the Pacific Ocean. Because of simplicity and accuracy, our new method is highly recommended.

1. Introduction

In general, anything drawn on a spherical surface can not be projected on a plane chart without deformation. On constructing on a plane chart refraction diagram of a great tsunami, such as the Chilian Tsunami of of May 22, 1960, travelling over a very long distance, it is troublesome to take into ac- count this deformation depending on the latitude or the longitude. So we make use of the terrestrial globe of 75 cm in diameter, of our Institute, to construct refraction diagrams of the Chilian Tsunami. Owing to simplicity, it must be certainly one of the most accurate and recommendable methods.

2. Method

(1) Contours are drawn every five hundred meters on the following bathymetric charts published by the Japanese Hydrographic Office
No. 838, Pacific Ocean-Northern Portion (1941) 1:17,500,000 (Lat. 0ー)
No. 806, South Pacific Ocean-Central portion (1938) 1:6,900,000 (Lat. 0ー)
No. 808, South Pacific Ocean-Eastern portion (1938) 1:8,070,000 (Lat. 19ー)
No. 813, South Pacific Ocean-South-Western Portion (1938) 1:6,016,000 (Lat. 45ー)
No. 814, South Pacific Ocean-South-Eastern Portion (1938) 1:6,036,000 (Lat. 45ー)
No. 830, South Pacific Ocean-North-Western Portion (1938) 1:6,900,000 (Lat. 0ー)
The drawing of the contours being more or less subject to the individual variations of the drawer, everyone of the authors takes a part of this work upon himself in the case 1 and only H. Sudo occupies himself about it in the cases 2a and 2b.
(2) Afraid of making dirty this big terrestrial globe which is not usually available in Japan, we cover a part of it-Pacific Ocean and its surroundings, enclosed with the two meridians of 120ーE and of 70ーW-, with 17 pieces of white paper scissored in spindle shape and then transcribe on this paper the contours prepared in (1).
(3) We superpose on it another set of 17 pieces of tracing-paper to construct a refracion diagram.
(4) We draw fronts of the tsunami, on the basis of Heugens principle, at intervals of the distance travelled for half an hour, supposing that the origin is situated at 37ーS, 74ーW in the case 1 and at 41ーS, 73.5ーW in the cases 2a and 2b, although the latter is found inland and that the depth is uniformly 2,000m around the originto drawthe first circular front. The distanced travelled by one step of half an hour is given by the formula d=1800 x (gH)^(1/2) (in meters) where H is the depth and g the acceleration of gravity, supposed to be 9.80 m/sec. Here again, on account of the individual variations, each one takes a part of the drawing upon himself in the case 1, K. Takano alone in the case 2a and Y. Nagata alone in the case 2b.
(4) Whenever appears the criss-cross, we cut off the waves behind the frontal wave, for it is in the arrival time of the front that we are particularly interested in this study. The figures 1, 2a and 2b represent the refraction diagrams which we obtain in this way, corresponding to the cases l, 2a and 2b.

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Table. Travel times of the frontal waves obtained from our diagrams and the tide-gauge records
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地図 Fig. 1. Refraction diagram of the Tsunami originated in 37^oS, 74^oW
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地図 Fig, 2a. Refraction diagrams of the Tsunami originated in 41ーS, 73.5ーW, drawn by K. Takano. Dashed lines represent great circles passing on the origin.
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地図 Fig. 2b. Refraction diagram of the Tsunami originated in 41ーS, 73.5ーW drawn by Y. Nagata,

3. Discussion

The table tabulates the travel times obtained from our diagrams and from the record of the tide-gauges at various points in and around the Pacific Ocean. We refer mainly to the Report of the U. S. Coast and Geodetic Survey(1) and to the Report of the Japan Meteorological Agency(2).
Of no importance is the discrepancy between the travel time obtained in the case 2a and that obtained in the case 2b. Its maximum value is only 1.5%. The individual variations are not very significant in the drawing of wave fronts on a chart if it is already contoured.
Along the eastern and northern coasts of the Pacific Ocean, the travel time obtained from the tide-gauges falls between the two travel times obtained in the cases 2a and 2b. Of course, the discrepancy between the case 1 and the cases 2a,2b increases according as the tide station is nearer to the origin. The result obtained in the case 1 is in better agreement with that obtained from the tidegauges along the coast of the South America. Generally speaking, longer the distance from the origin, smaller the effect of the am- biguity of its position. Along the coast of Japan, the result obtained in the cases 2a and 2b is in better agreement with that obtained from the records of the tide-gauges, and in the Mid Pacific Ocean it is the result obtained in the case 1 that shows a better accordance.
The discrepancy is singularly remakable at the Pago Pago, the Eniwetok, and the Moen. The front of the Tsunami arrives at the stations of those islands much earlier than the arrival time expected from the refraction diagrams. For the moment, we have no any explanation of it.
By the drawing of great circles passing on the origin, as shown in the figure 2a one sees the wave energy has a tendency to concentrate in the neighbourhood of Japan. If the depth were constant throughout the Pacific Ocean, the wave front would travel always perpendicularly to those great circles. It is perhaps needless to take the irregular topography of the bottom into consideration, if one is concerned only in a rough prediction of the arrival time at the coast of Japan and in explaining qualitatively that the height of a tsunami caused off Chili is, as a first approximation, higher there than at other- coasts of the Pacific Ocean.
The discrepancy between the records of the tide-gauges and our result may be principally attributed to the following:
(1) The soundings are not sufficiently available in the Pacific Ocean, especially in the Southern Pacific.
(2) Our method is not competent to discuss the distribution of the wave energy. If the energy of the frontal wave is very weak, its arrival can not be always detected in the record of the tidegauge.
(3) It is difficult to precisely determine from our refraction diagrams the travel time at the coast without making use of more detailed charts.
(4) The position of the origin is ambiguous. The origin of the Tsunami is certainly not a point but a somewhat extended domain.
(5) In addition, it is not necessarily obvious that the wave velocity is equal to ,gH^1/2 , Of some importance are the force of Coriolis, the permeability of bottom sediments and the friction between the sea and the atmosphere on the one hand, between the sea and the bottom on the other hand.

References

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(2) Rept. of the tsunami of the Chilian earthquake of May 22, 1960. Tech. Rept. Jap. Meteorol. Agency No. 8, 1961.

The Land-tied Island and the Tidal Establishments

Abstract

The land-tied island as well as the U-shaped bay and the V-shaped bay is easily
overcome by the tsunami. Hakodate (Japan), Kiritappu (Japan) and Talcahuano (Chile) were
damaged by the tsunami of May 24 (221), 1960. At Kiritappu, the projected tidal establish-
ments are being constructed chiefly at the national expenditure. We will introduce this project
to the people of Talcahuano. There has been no such precedent case before, and this intro-
duction may serve as a good reference.

1. Introduction

The land-tied island which is built by a sand bar connecting the mainland and an island, is rather a common configuration of the ground. The tsunami not only grows strong at the U-shaped bay and the V-shaped bay, but also becomes destructive at the land-tied island. It does not mean that the tsunami becomes strong at the latter, but means that the town on the land-tied island is hardly higher than the sea level and that it is subject to erosion by the tsunami as its basis consists of the sands.
The land-tied islands damaged by the tsunami of May 24 (22), 1960 are Hakodate and Kiritappu (Hokkaido) in Japan and Talcahuano in Chile. At Kiritappu, the sand bar was cut by the torrent accompanying the tsunami and Kiritappu became an island. Besides a permanent bridge which is under construction over the new strait (100 m wide and S m deep), the projected tidal establishments surrounding the lowlands are being constructed. A part of the latter has been finished. We will introduce this in English and present this paper to the people of Talcahuano.

2. The projected tidal establishments

In Fig. 1, we show how Kiritappu was damaged and how the people are constructing the tidal establishments. The dotted lines show the limits of the areas of flooding (inferred). The hatched areas were washed away by the torrents and became the sea . And the curves AB, BC (on the island), ED and DF (on the mainland) are the projected tidal establishments. Short curves extending eastward from D and C are added. Among these, AB has been finished in 1960 and BC is now under construction. The other parts will be constructed after 1961.
Owing to the law for the special case, 94% of the whole cost is charged on the National Treasury and 6ーo is at the expenditure of Hokkaido. The short line extending eastward from C will be constructed by the company in charge of the works, as this area is the harbour. And the village pays 6% for this part.
The crests of the short tidal establishment extending eastward from D as far as the bridge and that extending northward from D as far as it joins the road, are expected to be used as the roads. And the tidal establishment extending southward from D arrives at E (the mouth of the Biwase River). A road running in parallel with it is included inside it. And that extending northward reaches F (the foot of a hill).
Now the reader may be aware that the tidal establishments for a land-tied island should be long to defend the small areas. In Fig. 4, we show the finished tidal establishment (AB) looked down from the hill near A. In this part, the drainage leaves out of consideration. And the several drainage will be expected in future.
These tidal establishments are the commonest C-type, the side view and the birds. eye view of the plan of which are shown in Fig. 2 and Fig. 3, respectively. The figures in these plans show the lengths in meter. The material is, concrete, the diameters of the iron skeletons of which are 6 mm and 9 mm. L.W.L., D.L., H.W.L., H.H.W.L. and D.W.L. show the low water level, the datum level, the high water level, the highest high water level and the datum water level, respectively. This height of the tidal establishment is determined. from the heights reached by the water during the tsunami of may 24, 1960 and that of March 4, 1952 (which was weaker than the former). We think we need not consider the larger tsunami than those and if we were hit by the tsunami which over-flowed the tidal establishment, the damage caused by the overflowing water would not be severe. So the real tidal establishment (shown in Fig. 2 and Fig. 3) is considerably smaller than that planned for the first time. The inside slopes of ED and DFare not paved by concrete.
When we think, on the other hand, pessimistically (the tidal establishments for the U-shaped bay and the V-shaped bay have the same worries), the tsunami which overflows the tidal establishments will change the village into the bottom of the swamp. The bank of this swamp is, of course, the tidal establish-ment. Here we hope to construct the tidal establishment which is never overflowed by the tsunami. But we cannot construct such a costly one. And as we will have several drainages, the water of the swamp will soon retire and the damage caused by the inunda-tion will be much smaller than that caused by the washing away.
Next worry may be that the tidal establishment for a land-tied island will be scooped out by the torrent, as the ground is the weak sand bar. We can defend this by the tetra-pods, which we are arranging at Kiritappu.
In order to eliminate these worries, one of the present authors (Hisashi Miyoshi) proposes that we should not let go the chances of moving the dwellings to the top of the island. This top is as flat as a table surface and very low (Fig. 5).
Finally, the sand bar connecting the mainland and Kiritappu was cut by the torrent and Kiritappu became an island. Then we constructed a larger temporary bridge and a smaller one (Fig. 6). Running in parallel with the former, we are constructing a permanent bridge (Kiritappu Bridge), the height of which coincides with those of the crests of the tidal establishments.
Now let us pay attention to the fact that the sea near C was used after the tsunami as a harbour of small boats of 5-6 tons and then the sands are piled there and the islet remained in the new-born strait was connected with the mainland. This fact suggests that the permanent bridge will also become useless, judging from the intrinsic nature of the landtied island. The rather strong tidal currents pass over this strait with the ebb and flow and the wind. No indication of connection is, therefore, directly found out here for the present.
Then we become aware that a small island lying to the south of Kiritappu is extending its sand bar to the mainland (Fig. 1). It will become a land-tied island and the second Kiritappu. We should consider its defence.

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地図 Fig .1. Map showing how Kiritappu (Hokkaido, Japan) was damaged and how the people are constructing the tidal establishments. The hatched areas were washed away. --------- limits of the areas of
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地図 Fig. 2. The side view of the plan of the tidal establishment
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地図 Fig. 3. The birds eye view of the plan of the tidal establishment
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写真 Fig. 4. Finished tidal establishment (Kiritappu)
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写真 Fig. 5. Kiritappu (May 24, 1960) Photograph courtesy of Michiyuki Miyauchi, the 2nd Air Wing, Hachinohe, Japan
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地図 Fig. 6. S: Hamanaka Bay, S: Biwase Bay, S: A swamp, A: The permanent bridge which is under construction, B: The larger temporary bridge, C: The smaller temporary bridge. After the tsunami, the coast n

3. Conclusions

The above-mentioned introduction of the projected tidal establishment is presented to the people of Talcahuano (Chile). At Talcahuano, only along the coasts which face the important equipments, the tidal establishments are projected. Such an impotent plan will change the dangerous area into the residential quarter, as the people will feel sure of this plan. So, it will work negatively.
The projected tidal establishments for Talcahuano may be easier to construct than those for Kiritappu (cut land-tied island). We hope the consideration of the people of Chile for Talcahuano.

On the Deformation of the Sea Bottom in Some Harbours in the Sanriku Coast due to the Chili Tsunami

チリ地震津波による三陸諸港湾の海底変化

1960年5月24日のチリ地震津波によって,三陸沿岸は特に大ぎな被害を受けたので,水路部では三陸沿岸の釜石,大船渡,気仙沼,女川,石巻の5港湾について直ちに測量を実施し,津波にょる海底変化(水深変化)を調査した。
釜石港では侵蝕によって深くなった所は極く一部で,全面的に堆積されて浅くなった。大船渡湾において変化の見られた区域は,小野田セメソト前面の泊地および大船渡港周辺で,広い湾内においては,殆んど水深は変っていない。小野田セメソト前面の泊地は,全面的に侵蝕され,平均0.7m深くなったが,大船渡港周辺では複雑な海底変化を示した。気仙沼港では著しい侵蝕が行おれ蜂ケ崎の狭水路において最大10mに達する洗掘が生じ,この付近を中心に,全面的に1皿以上の侵蝕が見られた。女川港においては,岸壁の近くにおいて局部的な変化が生じたに過ぎず,湾内においては殆んど変化が見られなかった。石巻港では,北上川の川筋に沿い,全面的に約1mの侵蝕が見られた。このように三陸諸港湾では,一般にかなり著しい水深変化が生じた。これらの水深変化現象と津波,海岸・海底地形との関係および,海底変化の機溝を考察した結果,次のような事実を明らかにした。
(1)チリ地震津:波の結果,三陸諸港湾では一般にかなり著しい水深変化を生じた。気仙沼,石巻は著しく侵蝕され,大船渡,女川は局部的な変化に留まったが,釜石では逆に堆積された。
(2)津波による水深変化量は,累年の変化量と一致した傾向を示す。即ち累年変化の著しい石巻においては,津波による変化も著しく,累年変化の小さい女川においては,津波による変化も少い。
(3)石巻の場合に,津波による:水深変化の傾向は,累年変化の傾向と逆である。即ち平常においては堆積的な傾向にあるが,津波によって一気に侵蝕される傾向を示す。
(4)海底変化と津波の波高との間には関係があらわれなかったが,これらの港においては,地形的な影響が著しく大ぎかったためである。
(5)河港や川のような細長い形をした港では,著しく侵蝕されたが,巾の広い港では著しい変化はなかった。
(6)水深の浅い港では著しく侵蝕されたが,深い港では変化が少なかった。
(7)湾内における水深変化の傾向は,著しく地形的な原因に左右されている。即ち狭い水路の部分では著しい洗掘が生じており,湾内に注ぐ川の入口では堆積が見られている。
(8)波の来襲方向に対し,地形,地物の蔭になる所では,一般に堆積が行われている。この堆積地域の分布から,湾の奥では引き波の影響が強く,湾の中程から沖の方においては,押し波の影響が見られる。
(9)気仙沼湾における著しい洗掘は,流速および水深の増大の外に,流路が蛇行しているために生じたものと思われる。

1. Introduction

The violent tsunami accompanied by the Chili Great Earthquake on May 24, 1960, attacked the all Pacific coast in Japan, and especially the district of Sanriku Coast was suffered a considerable damage caused by this Tsunami.
The sounding surveys for the confirmation of the navigable steamship lane were carried out at five harbours: Kamaisi, Oohunato, Kesennuma, Onagawa and Isinomaki from June 6 to June 23 in 1960. The bottom change before and after the Chili Tsunami was noticed in these harbours by the present surveys.
In this survey, the precise portable shallow echo-sounder mounded on the surveying boat Takasio was used, and the sounding error never exceeded 0.1 meter, which assured sufficient accuracy for the present study.
The surveying stuff is the following persons: Bunzaburo KAWAMURA Akio MOGI Kiyosi NITTA (Hydrographic Department, Maritime Safety Agency )Siro TAKADA Masao NAGANO Takasi TUTIYA Teruo SATO (Hydrographic Section, 2nd Regional Maritime Safety head quarters )

2. Annual Change of the Bottom Deformation

To research the deformation of the sea bottom in these harbours due to the seismic sea water, the present sounding depths were referred to those of former sounding charts. However, the referred sounding charts were compiled on the following epoch, respectively:
Kamaisi Sept., 1958
Oohunato July, 1953
Kesennuma Aug., 1954
Onagawa Oct., 1957
Isinomaki Mar., 1960,
and so, it is considerable that the comparison of the present and former depths only in the Harbour of Isinomaki shows the bottom change due to the tsunami properly. On the contrary, in the other harbours, the ordinary annual change of sea depth by bottom deposit or erosion until attack of the Tsunami from the each sounding epoch will be included in the bottom change reduced by these comparisons.
Fortunately, the general tendency of this annual change of the depth may be shown from the data of the sounding survey in the Harbour of Isinomaki carried out in Nov., 1955, May, 1957, and Mar., 1960, respectively. It was noticed in the other report(1), by one of the writers that the bottom in the harbour, generally, have a tendency to grow shallower a little year by year due to an action of sedimentation. In the hope of detecting this tendency in the bottom change, the comparison of the each profile of diagonal section of the steamship route at Isinomaki is shown in Fig. 1.
In this figure we can find that the annual change of the bottom deformation is considerable complicate but has a similar tendency to a case of Nagoya Harbour, and that the depth change is a few decimeters in 5 years. It seems to be the cause of this bottom change that it is the river harbour and so the sand and mud are transported into the harbour at all time or massive in the flood. On the other hand, the comparison of the sea depth on a section line of the bottom topography in Onagawa Harbour and vicinitybased on the sounding chart in Mar., 1954 and Oct., 1957 is shown in Fig. 2. From this figure we might say that this general tendency of the bottom change is unnoticeable in the ordinary harbours except the river harbour.
In consideration of two feature abovementioned the bottom change before and after the Tsunami will be detected by comparison of sea depth about the each harbour.

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地図 Fig. 1. Annual change of the bottom deformation in Isinomaki harbour
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Fig. 2. Annual change of bottom deformation in Onagawa harbour

3. Outline of the bottom change due to the Tsunami

a)
Case of Kamaisi Harbour One of peculiarities of the bottom change in this harbour is the decrease of sea depth over the extensive area by deposit of mud or sand except a few eroded areas. The bottom deposit is found on the vast area enclosed with North Pier, South Pier, the point of the breakwater and the point of Obama-no-hana, and its thickness of the deposit layer is about 0.5 meters on the average and is 2.0 meters on the maximum. Another deposit is developed in a zonal area leading into the harbour from the point of the breakwater and the deposit layer attains to a maximum thickness of 4.0 meters in the front of an inlet with a depth of 3-4 meters. We suppose from this result that the sharp slope in the southern part of South Pier has been moved toward the north. In the area lain between North and South Pier the bottom erosion of merely 0.2 meters depth is found. Moreover, it seems to be especially noteworthy that the quay-wall at the interior of the inlet was destroyed. (See Fig. 3)
b) Case of Oohunato Harbour
The bottom deformation in this harbour was on a small way over all the harbour, but some areas in front of the Onoda Cement Factory or at the border of the harbour were considerably eroded or deposited. On the anchorage area near the Cement Factory, the extensive layer of 0.7 meters on the average was eroded and the maximum erosion is 1.6 meters. This anchorage is divided into eastern and western part and the both were eroded.
The bottom deformation of the area near the quay-wall to the south of Suzaki River was complicated. That is, at the sea bottom near the mouth of Suzaki River was eroded the layer of about 0.5 meters (the maximum was 1.5 meters), and moreover the sedimentation was found at the vast area near the fish market and the southward quay-wall. But off the quay wall some eroded areas are scattered. The quay-wall was destroyed at two places and one of them was at the end of the water course. (See Fig. 4)
c) Case of Kesennuma Harbour
Erosion in this harbour was remarkable at the narrow water way near by Hatigasaki in particular and the maximum erosion is 10.1 meters. This eroded zone transverses on the northern part of the dam along stream (partially destroyed), and extends to the fish market to the north and to the southern end of the dam to the south. The bottom erosion has a tendency to increase toward the narrow water way and the mean erosion in this zone is 1.0 meter or more. Another erosion zone is noticed in direction of WNW-ESE along the northern quay-wall of the fish market and the mean erosion is about 1.0 meter. Moreover, the area between the central part of Kanaeura and Kasiwazaki in the northern part of this harbour is eroded, the mean being about 0.5 meters.
On the contrary, the deposit area is small and local. The deposit layer of about 0.5 meters on the average and about 1.2-1.3 meters on the maximum is found in the southern part of the dam along stream, in the mouth of small inlet named Kogosio, in the zonal area behind Hatigasaki (toward Kanaeura), and in the southern part of the erosion zone near the fish market. Moreover, the deposit layers of about 0.7 meters and 0.3 meters are shown at the two places in the central part of Kanaeura. (See Fig. 5)
Further studies on the mechanism of the striking bottom deformation in Kesennuma Harbour are represented in the another chapter.
d) Case of Onagawa Harbour
In this harbour, the bottom deformation was unnoticeable except a few local areas near the quay-wall.
On the mouth of Onagawa River the deposit area is spread and the mean thickness of the layer is about 0.4 meters. A zone eroded annually was found along the quay-wall in the northern part of this harbour and more it turns to the eastward at the front of the east pier near the fish market. The bottom deformation in vicinity of the fish market quay was complicated and the deposit layer of about 0.4 meters on the average was found in the offing of the quay.
Moreover, the two corner of the quay at the end of this area were destroyed. (See Fig. 6)
e) Case of Isinomaki Harbour
The peculiarity of the bottom deformation in this harbour is increase of the sea depth over the wide zone along the water route of Kitakami River, and the layer of about 1 meter on the average and 2.2 meters on the maximum was eroded. The striking erosion in this zone was found in the strait in front of the breakwater (maximum is 1.9 meters) and in the indented coast near Hunairima (maximum is 2.2 meters), and it may be worthy of notice that these areas correspond to the deep places in the past state.
Otherwise, the harbour is dotted with the deposit area, that is, near the curved part of the eastern quay, in the southern part of Nakanose and in the southern part of the corner of the quay-wall in front of the bureau of public works. It is considered that the cause of the bottom deposit at these areas is up-waves (surges) or down wave (backwashes) respectively. (See Fig. 7)

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Fig. 3. Bottom deformation of kamaisi harbour - erosion ...... deposition (in meter)
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地図 Fig. 4. Bottom deformation of Oohunato bay - erosion ...... deposition (in meter)
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地図 Fig. 5. Bottom deformation of Kesennuma harbour - erosion ...... deposition (in meter)
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地図 Fig. 6. Bottom deformation of Onagawa harbour - erosion ...... deposition (in meter)

4. General Consideration on the Bottom Deformation

a) Classification of the Harbour by the Mode of the Bottom Deformation
It is a well-known matter that the bottom on the stream ship lane is eroded by the abnormal higher tide due to the typhoon as shown in the example on Texas Coast in Mexico Gulf due to hurricane in 1949(2) and in Nagoya Harbour due to Isewan Typhoon in 1959(3). It is a general tendency that in ordinary season the sea bottom in the harbour is deposited gradually, but by the abnormal higher tide the bottom sediments are washed away in a moment. However, on the contrary, it is also noticed in case of Texas Hurricane in 1949 that the lane was reclaimed due to the abnormal action of the water by local effects of topography. Consequently, inspite of the fact that the action of the Chili Tsunami is different to the case of typhoon, the bottom deformation is always shown as above mentioned. Case of Kamaisi Harbour is one of the later examples.
As the results, the five harbours in Sanriku Coast are classified according to the type or mode of the bottom deformation as follows:
(1) The remarkable erosion ........ Kesennuma and Isinomaki
(2) The local deformation and the small erosion on the whole ........ Oohunato and Onagawa
(3) The remarkable sedimentation ........ Kamaisi.
This general tendency of the bottom deformation will be explained on the relation to the seismic sea water and the local topographic feature in the following section.
b) Relation between the Bottom Deformation and the Tsunami
When the higher tide attacks a harbour, the sea level of the open sea would descend at the next minute. Owing the difference of the sea level between the interior of the harbour and the open sea, the strong stream to the open sea would wash the vast sediments away from the ship lane. This is the Prentisss explanation(4) on the cause of erosion at the lane due to the Hurricane. According to his opinion, it is supposed that the bottom change, especially bottom erosion, is corelated to the height of tsunami.
However, the practical phenomena seem to show the contrary relation. According to the report on the Chili Tsunami(5) the maximum height of the tsunami in each harbour is as follows:
Kamaisi 2.9-2.6 m
Oohunato 5.56-3.12 m
Kesennuma 2.67-1.58 m
Onagawa 4,3-4.0 m
Isinomaki 2.7-2.6 m.
That is, from the above results it is clear that the height of the tsunami is smaller in the harbour where the amount of erosion is rich (case of Kesennuma and Isinomaki) and on the contrary the height is larger in the harbour where the amount of erosion is poor. This fact is, also, noticed at the interior of Oohunato Harbour, that is the wave height assumed on the most eroded anchorage area in front of the Cement Factory is about 3.0 meters and one assumed on the deposited or unchanged area near the fish market or Ikugata is 5.0 meters or more.
In case that the destructive tsunami attacks the harbour in several times, the mode of the bottom deformation might be complicated due to the interference of pre- and post-waves. In Chili Tsunami, however, the period of the tsunami is 20-30 minutes except a case of 40 minutes period at Isinomaki, so it is supposed that the interference effect needs not to be considered.
However, the results as above described do not mean to disregard the Prentisss suggestion, because the mode of the bottom deformation is effected by the topographic feature of the sea bottom or coast. Case of Hatinohe Harbour where the tsunami height is 5.0 meters or more, the general tendency of the bottom deformation detected by Prentiss seems to be satisfied.
c) Relation between the Bottom Deformation and the Coastal Topography
The present five harbours are classified on the basis of topography as follows:
(1) The long and narrow harbour (the width about 200 meters) .... Isinomaki and Kesennuma
(2) The bread harbour (the width 500 meters or more) .... Kamaisi, Oohunato and Onagawa
As for the relation between the bottom deformation and the coastal topography, it is noticed that in the long and narrow harbour the bottom erosion is remarkable and on the contrary, the deposited or unchanged area is found in the bread harbour. Moreover, in the interior of Oohunato Harbour belonged to group (2), the erosion is found on the anchorage in front of Onoda Cement Factory forming an inlet of about 200 meters width.
It is considered, generally speaking, that the sea waters with high energy are easy to erode the bottom sediments when they come together in the long and narrow harbour.
d) Relation between the Bottom Deformation and the Bottom Topography (or Depth)
Typical profiles of the bottom topography in each harbour are presented in Fig. 8.
From this figure, it is clear that Isinomaki Harbour is the most shallow and the next is Kesennuma Harbour, and that the depth of 10 meters or more is shown at the distance of 100 meters from the coast of Oohunato Harbour. The difference of the critical depth of the area where the bottom deformation occurred is not noticed for each harbour. Accordingly, it is considered to be cause of the shallow water that the erosion was remarkable in Isinomaki and Kesennuma.
e) Causes of the Bottom Deformation
From the results as described on the previous section, causes of the bottom deformation might be represented as follows:
(1) A long and narrow coastal feature and practically a river harbour .... Kesennuma, Isinomaki and Nakaminato
(2) A shallow water .... Kesennuma, Hatinohe and Nakaminato
(3) A great wave height .... Hatinohe.
Consequently, causes of the bottom deformation in five harbours may be explained respectively as follows:
(i) Kamaisi... It is considered, that what the bottom deformation was not remarkable in this harbour is owing to a small wave height and spread and deep harbour (8-9 meters depth). Nevertheless, the vast area in this harbour was deposited. The writers opinion on it, is as follows:
(i a) The down wave or current from the vast area enclosed with two piers and one breakwater, meets with the up wave or current in this area.
(i b) Wave height of the tsunami is high at the south side and low at the northside of the Kamaisi Bay. And Kamaisi Harbour is situated at the northside of the interior of this bay. Consequently, the deposited area is hidden behind the northside coast of bay for main course of the tsunamipropagation.
(ii) Oohunato... It is considered, that what inspite of a great wave height the bottom deformation is not remarkable, is owing to a spread and deep harbour, and the strong water current has not had a sufficient effect upon the sea bottom.
(iii) Kesennuma... It is considered that inspite of the low wave height because of being river-like in topographic feature the severe erosion took place in this harbour owing to the strong stream.
(iv) Onagawa.. - In spite of the great wave height, the bottom deformation is not remarkable owing to a spread and deep harbour.
(v) Isinomaki... It is a river harbour similar to Kesennuma. The heavy bottom deformation taken plase in this harbour is owing to a shallow depth.

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地図 Fig. 7. Bottom deformation of Isinomaki harbour - erosion deposition (in meter)
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地図 Fig. 8. The comparison of sea depth of 5 harbours in the Sanriku Coast.

5. Some Phenomena on the Bottom Defor-mation

The special mode of the bottom deformation in some harbours is given in this section.
a) Washing Away in the Narrow Water Way
On the narrow water way, washing away of the sediments is found and so such a way forms a deep zone. The zonal areas near Hatigasaki in Kesennuma Harbour and near the point of breakwater or Hunairima in Isinomaki Harbour are a few examples.
The mechanism of erosion on the narrow water way will be described on the next section.
b) Deposit on the Front Area of the River Mouth
As shown in Onagawa Harbour and at Kogosio in Kesennuma Harbour, the deposit is found on the front area of the mouth of river flowing into the bay.
It is considered as the cause of sedimentation that the soil or sand transported along the stream route by the down wave of the tsunami is deposited on this area. This area corresponds to the delta zone in the river mouth and has a tendency to be always deposited. Then it is imagined that the deposit was promoted due to the tsunami.
c) Deposit on the Rear Zone of the Natural or Artif icial Objects
The deposit area is often found the rear zone of the natural or artificial objects in some harbours as is shown in the following examples, that is, the shallow area in the eastern part of North and South Pier in Kamaisi Harbour, the zones of direction of WNW-ESE near the quay-wall northward of the fish market and of direction N-S in the northern side of Hatigasaki in Kesennuma, and the areas northward of the curved point on the quay-wall in eastern coast, in the southern part of Nakanose and in the southern part of the corner of quay in front of the bureau of public works in Isinomaki. It is thought that these sediments are the soil or sand transported by the up and down wave or up and down current on the rear areas of such objects in each harbour.
Sedimentation on the coastal slope, as is well-known, is formed due to an action of down waves. On the contrary, it is the interest matter that the sedimentation in the inner part of the harbour is related to the down wave but the one in the central or outer part is related to the up waves.

6. Mechanism of Washing Away in Kesen-numa Bay

The central part of Kesennuma Bay forms the narrow water way and more becomes crowded by the dam along stream. This water way (or bay) curves sharply near Hatigasaki where is the most narrow just as a meandering river.
Generally speaking, the velocity of stream in the narrow water way is larger than in the wide way. Because,
Q=A1v1=A2v2,
where A1 , A2 : each cross section of water way
v1, v2 : each velocity of stream
that is, volume of the stream passed through each cross section in unit time is constant. In case of Kesennuma, it is clear from the above relation that the velocity of stream near Hatigasaki is 14.5 times of velocity near Kadigaura in the southern part of the bay. Accordingly, in case of general increase of current velocity due to the Chili Tsunami, the velocity of water current in the narrow water way near Hatigasaki or in Isinomaki Harbour will increase extremely. It is a cause of the remarkable change of sea bottom in the narrow water way. Moreover, the very sharp washing away is shown on the curved area of the meander- ing river by the action of the secondary current as is well known.
T. Ishihara(6) introduced the following formular on the erosion or deposit in the meandering river:
formula(1)
where K, φ, ρ, a, r, v(m) and h due to respectively the volume of erosion or deposit, experimental constant on the composition river-bed, density of water, roughness of river bed, radius of curvature (r1 : inner side, r2: outer side), velocity of current and depth. That is, erosion of river bed is in proportion to square of velocity and to depth, and is in inverse proportion to radius of curvature. Accordingly, the fact that the erosion in the curved narrow water way near Hatigasaki is large markedly as compared with the case of water course in Isinomaki Harbour, may be explained by the above relation.
The writers have heard a few interest phenomena in the Harbour of Kesennuma. The first is the fact that the eroded zone transversed on the northern part of the dam along stream and also the dam was destroyed at the crossing point. The second is the fact that one of the basic stone of the dam along stream was drift ashore in the south of the fish market. The third is the fact that the light pillar on this dam is lying northward, the direction of the main stream.
By these facts stated above, it is supposed that the strong up wave due to the Tsunami accelerated by passing through the narrow path, severely attacked at the curved zone of the dam along stream, and also as velocity of current passing through the curved part of the narrow water way was very high, the current did not follow on the path with the former curvature and destroyed the dam to lay down the new water way.

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formula(1)

7. Conclusions

As the results of our investigation, we can
represent some points as follows:
( 1 ) Some harbour in the Sanriku Coast was suffered the considerable bottom deformation due to the Chili Tsunami. Kesennuma and Isinomaki ・・・ Erosion Oohunata and Onagawa ・・・・・Local change Kamaisi ・・・・・・・・・・・ Deposit
( 2 ) The change in the bottom due to the Tsunami shows a similar mode with the annual change.
( 3 ) The mode above-mentioned is reverse against the tendency of the annual change in case of Isinomaki.
( 4 ) Relation between the bottom deformation and wave height of the Tsunami is not clear because of the topographic effect.
( 5 ) Erosion in the river harbour and the long and narrow harbour is remarkable and on the contrary erosion in the wide harbour is indistinct.
( 6 ) Erosion on the bottom is found in the shallow harbour and the bottom deformation is not clear when the harbour is deep.
( 7 ) The bottom deformation in a bay is easily influenced by the coastal topography. The remarked erosion by washing away is found in the narrow water way and the sedimentation is found in the mouth of river flowed into the bay.
( 8 ) Deposit is found on the rear zone of the natural or artificial object for attack of the tsunami. The sedimentation in the inner part of the bay is related to the down wave and, on the contrary, the one in the central or outer part is related to the up wave.
( 9 ) The cause of the remarkable erosion in Kesennuma Bay is higher velocity of current, increase of the depth, and meandering of water way.

Reference

(1) A. Mogi (1960): On the Bottom Deformation due to Isewan Typhoon, Hydrographic Department, Maritime Safety Board.
( 2 ) Louis W. Prentiss (1955): Hurricane of Mexico Bay and its Effect to the Coast of Texas, (translated in Japanese), Kaigan Kogaku (II). pp 419-425
( 3 ) A. Mogi (1960): loc. cit (1)
( 4 ) Louis W. Prentiss (1955): loc. cit (2)
( 5 ) Cooperation Research Group of Chili Tsunami (1960): Brief Report on the Damages due to Chili Tsunami along the Pacific Coast of Japan
( 6 ) T. Ishihara (1957): Practical Hydrology (I)

The Chile Tsunami of May 24, 1960 Observed along the Sanriku Coast, Japan

Abstract

The Geophysical Institute of the Tohoku University participated in the joint observation on the areas affected by the Chile tsunami of May 24, 1960. The observation was made along the Sanriku Coast, the Pacific Coast of the Tohoku district, Japan, which is well known for disastrous tsunamis.
This tsunami contrasts strikingly with earlier ones in having a period as long as about one hour and a very small incident angle upon the coast, giving quite characteristic effects upon the whole shores of Sanriku.
In this report, the observed features related with the distribution of the water height on the outer coasts and in the embayments are described, and compared with the ones in the case of the Sanriku tsunami of March 3, 1933, which is one of the most disastrous tsunamis of nearby origin.

1. Introduction

Before dawn of May 24, 1960, the whole shores of Japan experienced an unexpectedly strong tsunami due to the remote Chilean earthquake (magnitude 8.5, origin time 19h 11m, May, 22, GMT), with an epicenter at 41 0 S, 73.5 W. One hundred and thirty-nine lives were lost, 872 persons injured and 2,830 houses collapsed. The wave was felt most strongly along the Pacific Coasts in the To- hoku and Hokkaido districts, and most of the damage was received in the former.
The Islands of Japan have been visited frequently by tsunamis which were severe enough to cause the loss of life and damage to property. Most of them were of nearby origin, the wave source being located within a few hundred kilometers from the coast. Beside these near tsunamis, there were smaller ones which originated occasionally in the adjacent seas of the Kurile Islands, the Kamchatka Peninsula and the Aleutian Arcs. Several tsunamis of South American origin have undoubtedly reached Japan, but no serious damage have been reported probably due in part to the sparse population in the earlier dates. Because of the slight damage, very little systematic information has been compiled on these tsunamis, this being in contrast with the case of other tsunamis. The tsunami of 1960 is certainly the first instance of the South American tsunamis which have severely affected the coasts of Japan. It has proved unfortunately that the Sanriku Coast is peculiarly susceptible to disastrous waves regardless of the origin of the tsunami.
Also the Chile tsunami is the first of South American origin since many tide gauges were installed in Japan to obtain rather accurate and well distributed wave height data, and it has certainly provided a substan- tial quantity of data. Since the probable recurrence of damage due to the South American tsunamis must be considered, it is desirable to make extensive researches on the these data for the benefit of the future.
The most characteristic natures of the Chile tsunami are, that it traveled a distance of about 17,000 km across the Pacific Ocean, and that it had a very long period (about one hour) which suggested a vast lateral extent of the seabed deformation. The first fact may offer some problems on the propagation of long waves through the ocean, the distribution of wave energy around the Pacific, and the second suggests the difference in behaviors between tsunamis with short and long periods when observed in bays, inland seas, straits and on continental shelves.
It is well known that the water height attained by a tsunami differs from place to place and from tsunami to tsunami, so that it is important to study the distribution of water height and the factors which most in- fluence it. The most predominant factors that influence the wave height are, (1) the bottom topography offshore, (2) the location of an observation point, that is, whether it is situated on a open coast, in an embayment, a shadow zone for the wave, (3) the direction of approach of the tsunami, (4) the period and duration of the incident waves. It is almost certain that the last two factors are essential ones if a receiving point is fixed.
The Sanriku and Chile tsunamis can provide us with data to compare, for fixed receiving sites, the effects upon the coastal region of distant and near tsunamis which stand in sharp contrast.
In this report, the observed features on the Sanriku Coast of the Sanriku and Chile tsunamis are described and discussed from a comparative point of view.
The coastline along which our field observation were made ranges from Shikawame (Aomori Prefecture) to Soma-Nakamura (Fukushima Prefecture) (Fig. 1). The chief object of the observation was in the measurement of the water height reached by the tsunami. The measurement was made mainly by means of hand-level and tape. The minute results of the observations with tables and maps are given in another report [1].
All data for the Sanriku tsunami of March 3, 1933, which occurred about 200 km off Miyako, are based upon the publication of Earthquake Research Institute, Tokyo [2].

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地図 Fig.1. Map of the Sanriku Coast, showing locations of Ofunato and Hirota bays, Ojika Peninsula, and distribution of water height when modifications due to bays are ignored.

2. Characteristics of the Tsunami Waves.

The results of the field observations and inspections of the tide gauge records along the Sanriku Coast reveal some distinctive characters of the waves. The eyewitnesses who have also experienced the 1933 tsunami generally indicate that the rise and fall in water level due to the main waves occurred very gradually and quietely in contrast to the bore-like invasion and highly turbulent motion of the 1933 tsunami. This clearly indicates the long period and remote origin which characterize the 1960 tsunami. It is noteworthy that these peculiarities are reflected in the natures of damage inflicted upon houses and other structures, that is, the damage was caused, in contrast to the 1933 tsunami, mainly by inundation rather than by severe impact of water, the data showing that about 60 percent of the flooded houses were destroyed in the 1933 tsunami, while only 14 percent of them collapsed in the 1960 tsunami.
Many other informations were supplied by the inhabitants, but systematic discussions of them are thought to be unwarranted, since they were often uncertain and of diverse nature.
The most striking feature of the tide gauge records is the presence of a forerunner, i.e., the small oscillations of water level which preceded the main waves and had a period of about 20-45 minutes. No clear indication of such initial waves has been found in the tide gauge records ever taken in Japan for past tsunamis, and also in the gauge records taken on both the South and North American coasts for the 1960 tsunami.
The forerunner may be attributed to bay seiches or other oscillations of coastal water, either of which were developed before the arrival of the main waves [3]. It was reported that some inhabitants who happened to notice the forerunner had enough time to take refuge in high places and save themselves, although many failed to notice this initial stage of the event owing to the darkness and the small amplitude of the oscillation. It is to be noted that such a forerunner, if it be in many cases, might be of value in predicting the arrival of the main part of tsunami.

3. Distribution of Water Height on Outer Coasts.

When the increase of water height due to the presence of the embayments is ignored, the main feature of the distribution of water height along the whole coastlines may be as shown in Fig. 1. The height of water is about 2-3 m in the region south to Kuji, generally being less than 2.5m, while the height increases conspicuously along the coast in the north of Kuji, the maximum height amount- ing to as high as 5.5 m. This is a striking phenomenon which was not observed in the tsunami of 1933.
A possible explanation for this phenomenon may be the converging of the waves caused by the topography of the sea bed. To make sure, we will make the following consideration. (cf. Figs. 2 and 3.) Five sets of imaginary wave fronts of long waves starting from the point sources located at Hachi- nahe, Miyako, Ayukawa, Onagawa and Choshi are computed using the long wave velocity SQR(gh) , where g is the acceralation due to gravity, h is the depth of the sea, the origin time for each set of wave fronts being determined from the arrival time of the tsunami recorded on the marigram. Then the envelope of the five wave fronts with common lapse time may approximate an actual wave front of the tsunami. It is found that an envelope constructed in the neighbourhood of 4000 m contour line off the Coast coincides fairly well with one of the wave fronts computed by locating the origin at the epicenter. A refraction diagram is constructed back toward the coast, the initial wave front being assumed as the envelope stated above. By drawing orthogonal trajectories which start from the points of equal distance on the envelope, it is made clear, from the aspect of convergence of the trajectories, that the tsunami increases in height on the coast north to Kuji.
The wave fronts computed from the epicenter and the corresponding orthogonal trajectories for the tsunami of 1933 are shown in Fig. 3. If we assume uniform radiation of the wave energy in all directions, the energy distribution along the Coast suggests that the wave height reaches the maximum on the coastline near Miyako, and is comparatively low on the coastline between Shikawame and Kuji. This inferrence can be justified by the wave height data for the tsunami [2].

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地図 Fig. 2. Refraction diagram showing convergence of waves of the 1960 tsunami along coastline between Shikawame and Kuji. Numerals indicate tide stations used. 1. Hachinohe, 2. Miyako, 3. Onagawa, 4. Ay
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地図 Fig. 3. Refraction diagram of the 1933 tsunami.

4. Diffraction of Tsunami Waves by Ojika Peninsula.

In tsunamis of nearby origin, the angle of approach often produces a great influence upon the distribution of water height, because the short period waves constitute the main part of the spectrum. Two examples concerning this phenomenon have been shown for the case of the Tokachi tsunami of 1952, the most recent previous tsunami that caused serious damage [4], [5.] Here the diffraction of tsunamis by Ojika Peninsula (Fig. 1) will be examined.
The refraction diagram of the Chile tsunami [3] indicates that it is incident almost normally upon the Sanriku Coast, whereas the direction of approach to the peninsula of the 1933 tsunami would be somewhat different from that of the 1960 tsunami, because of the northward location of the epicenter. In addition, there is a wide difference between the periods of the tsunamis; it is supposed that the 1960 tsunami had a period of about 60 minutes, while that of the 1933 tsunami was about 16 minutes.
Under these circumstances, it may be expected that the western sea of the peninsula is shadowed for the 1933 tsunami, but not for the 1960 tsunami. The inferrence is ascertained by the observations. Fig. 4 shows the ratio of the water height at the eastern shore to that at the western one at varied distances along the length of the peninsula, solid and empty columns representing the values for the 1960 and 1933 tsunamis, respectively. At every measured site, the ratio for the 1960 tsunami is almost unity, while those for the 1933 tsunami exceed unity, the maximum amounting to about 2.

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地図 Fig. 4. Ratios of water heights on the eastern and western coasts of Ojika Peninsula.

5. Height of Water in Embayments.

The Sanriku Coast contains numerous bays, the seiche periods of which range from about 5 to 50 minutes. Past experience in- dicates that extremely high water levels often occur in bays, especially at their heads, rather than on the outer coasts. The effects that embayments have in modifying the wave height will now be examined.
It is noteworthy that enormously high water levels of the 1933 tsunami experienced in bays such as Ryori, Yoshihama, and Toni were reported to have been caused mainly by the swelling of the water due to V-shaped configuration of the bays. However, in many other bays, it was reported that the wave decreased in height as it proceded toward the head [6], [7], [8]. S. Yamaguchi [6] called attention to the resonance of the bay water to the incoming waves.
Because of the wide range of seiche periods of the bays on the Sanriku Coast, it is quite possible that some bays act as efficient amplifiers to the invading waves under favourable conditions. That this inferrence is correct is clearly shown in Fig. 5, where the ratios η/η0 of the water height at the heads to that at the mouths are plotted for seiche period T0, solid and empty circles indicating the 1933 and 1960 tsunamis, re- spectively. It is to be noticed that some plots for T0-values larger than 50 minutes are made on the data for bays situated other than along the Sanriku Coast, since it lacks in bays with such long periods of seiche.
From Fig. 5, the period of the invaded waves of the 1933 tsunami is reasonably determined to be about 16 minutes, whereas that of the 1960 tsunami can not be estimated owing to the scanty plots for longer seiche period. However, the analysis of tide gauge records made on the Coast makes it possible to estimate it to be about 60 minutes. This difference in period of the 1933 and 1960 tsunamis suggests that important differences may occur owing to the resonance of the bay water. Observation made on the shores of Hirota and Ofunato bays (Figs. 6 and 7) showed a remarkable difference (cf. [9]). In Figs. 8 a, b, 9 a, b are shown the distributions of the water heights in Ofunato and Hirota bays The abscissa indicates the distance from the bay head along the median line of the bay, and the ordinate shows the observed water height.
Figs. 8 and 9 indicate that the incident wave of the 1960 tsunami is amplified 2-3 times at the head, whereas in the 1933 tsunami, the height at the head reduces to about 0.6 times the value at the mouth. It is to be noticed that these characteristic features are generally found in many other bays.
It is evident that the water height in a bay upon which the direct waves of a tsunami is incident, is dominantly controlled by the period and duration of the incident waves, and the configuration and bottom topography of the bay. The remarkable increase in height at the head in the case of the 1960 tsunami may be attributed to the resonance developed to a measurable extent by a sequence of oscillations of the coastal water. The monotonous decrease of the wave height toward the head, as observed in the case of 1933 tsunami, can be accounted for by assuming a large apparent eddy viscosity which measures the turbidity of the bay water due to the complicated configuration and bottom topography of the bay [9].
To see the general features of the wave height change produced at the head, as may be due to the period of the invading waves, the ratio η/η0 of the water height at the head to that at the mouth is again plotted in Figs. 10, 11 against the ratio T/T。 of the period of tsunami to that of seiche, using the data of the 1933 and 1960 tsunamis. In these plots, the period of 1933 tsunami is assumed tentatively as 16 minutes, and that of 1960 one as 60 minutes. Numerals in Figs. 10 and 11 indicate the bays which are listed in Table I, and are also shown in Fig. 12.
The curves in Figs. 10 and 11 represent the amplifying effect of a rectangular bay with uniform depth, when a packet of sinusoidal long waves with m crests and troughs is incident upon the bay mouth. This curve is computed on the assumption that no eddy viscosity is present and no energy is dissipated in the form of diverging waves from the mouth (cf.[10]). The assumptions that the bay is rectangular in shape and uniform in depth, is a simplification that can not be applied rigorously to account for the plots in detail. However, it is evident that the response carves in this figure indicate the effect of period only, and the deviation of the plots from the curves may be attributed to other effects such as due to the peculiar configuration of the bay and the conspicuous depth change in the bay.
Figs. 10 and 11 indicate some distinct features of the bay effects:
(1) In the 1960 tsunami, the plots whose η/η0-values exceed 2, belong to rather long and deep bays for which the resonance condition is approximately fulfilled, while in the 1933 tsunami, such plots belong only to Vshaped bays which also satisfy the resonance condition.
( 2 ) For comparatively small values of T/T0,the wave decreases in height at the head, whereas, for larger values of T/To, it in- creases in height at most by two times.
( 3 ) The number of crests and troughs contained in the incident waves of the 1960 tsunami seems to be more than 4, whereas the number corresponding to the 1933 tsunami seems at most to be 2. This shows one of the differences in nature of distant and near tsunamis.
The conclusions derived from these facts are;
(1) Extremely high water levels at the bay head occur only when the resonance condition is approximately satisfied. Tsunamis with longer period can produce abnormally large waves in a bay, if the bay has a shape and a bottom topography favourable to the developement of a seiche. Shorter period tsunamis are likely to produce enormously high water levels through the swelling in a Vshaped bays rather than through the seiche.
( 2 ) When a tsunami enters a large bay whose seiche period is longer than that of the tsunami, the wave at the head becomes lower than at the mouth, whereas when it enters a bay whose period of seiche is shorter than that of the tsunami, the wave height increases at most by two times.

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地図 Fig. 5. Relationship between seiche period To and ratio η/η0 of water height at head to that at mouth.
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地図 Fig. 6. Hirota bay. Circles show sites where water heights were measured.
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地図 Fig. 7. Ofunato bay. Circles show sites where water height were measured.
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地図 Fig. 8 a, b. Distribution of water height in Ofunato and Hirota bays in the case of the 1960 tsunami. Circles and triangles show water heights on the eastern and western coasts, respectively.
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地図 Fig. 9a, b. Distribution of water height in Ofunato and Hirota bays in the case of the 1933 tsunami. Circles and triangles show water heights on the eastern and western coasts, respectively.
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地図 Fig. 10. Relationship between η/η0-values and T/T0 values in Ofunato bay in case of the 1933 tsunami, where η and η0 represent water heights at head and mouth, respectively; T(= 16 min) and T0 indicat
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地図 Fig. 11. Relationship between η/η0-values and T/T0 values in case of the 1960 tsunami, where η and η0 represent water heights at head and mouth, respectively; T(=60min) and To indicate period of incid
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Table I.
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地図 Fig. 12. Map showing location of bays listed in Table 1.

6. Some Remarks.

It may be possible to find a period of a tsunami from an analysis of tide gauge records, but it would be of great labour. Since numerous bays on the Sanriku Coast act as amplifiers to the incident waves, the resonance phenomenon makes it possible to determine approximately the period of the incident waves. However, the period of the waves invading a bay is by no means that of the original waves generated by the seabed deformation in epicentral region.
Tsunamis of South American origin, if they were strong enough to affect the shores of Japan, would have comparatively long period, since the waves of shorter period are subject to heavier attenuation than longer period ones. The wave of a tsunami which have traversed the Ocean consists of relatively few crests and troughs, since dispersion affects little such long period waves. However, it may be expected that the slope of the seabed offshores and deep submarine trenches produce a great influence upon the deformation of the wave form of the tsunami. It is certain that a shelf seiche, the free oscillation of the water in returning to the normal level, is. developed on a continental shelf if its margin has a bold character, and if the tsunami impinges, upon the margin almost normally. The Chile: tsunami may be considered to be a favour- able one to the developement of shelf seiche.
If a tsunami impinges from north obliquely to the Coast, it is suggested that edge waves. which are propagated along the shelf may occur.
There are two modes of shelf seiche in the: adjacent sea of the Sanriku Coast, one has aperiod of about 30 minutes, and the other of 70 minutes. Which one of the two is more strongly developed depends upon the period; of the original waves of the tsunami. In the: case of the Chile tsunami, there is every reason to suppose that the seiches of both types were predominatly excited.
Acknowledgement We thank all those persons in the visited districts for their help in gathering data. We also acknowledge the financial aid of the Ministry of Education.

References

1. KATO, Y., SUZUKI, Z., NAKAMURA, K., TAKAGI, A., EMURA, K., ITO, M. AND ISHIDA, H: The Chile Tsunami Observed along the Sanriku Coast, Japan. Sci. Rep. Tohoku Univ.Ser. 5, Geophys., 14, 1961.
2. Papers and Reports on the Tsunami of 1933 on the Sanriku Coast, Japan. Bull, Earthq. Res. Inst., Tokyo Imp. Univ., Suppl. 1, 1934.
3. NAKAMURA, K. AND WATANABE, H.: Tsunami Forerunner Observed in the Case of the Chile Tsunami of 1960. This Report.
4. SUZUKI, Z., NORITOMI, K., OSSAKA, J. AND TAKAGI, A.: On the Tsunami in the Sanriku District Accompanying the Tokachi Earthquake, March 4, 1952. Sci. Rep. Tohoku Univ, Ser. 5, Geophys., 4, 134-139, 1953.
5. SUZUKI, Z. AND NAKAMURA, K.: On the Heights of the Tsunami on March 4, 1952, in the Districts near Erimo-misaki. Sci. Rep. Tohoku Univ., Ser. 5, Geophys., 4, 139-143, 1952.
6. YAMAGUCHI, S.: Abnormally High Waves, or Tsunami on the Coast of Sanriku in Japan, on March 3, 1933. Bull. Earthq. Res. Inst., Suppl. 1, 36-54, 1934.
7. OTUKA, Y.: Tsunami Damages March 3rd, 1933 and the Topography of Sanriku Coast, Japan. Bull. Earthq. Res. Inst., Suppl. 1. 127151, 1934.
8. TAKAHASi, R.: Seiches and Surface Waves in Ofunato Bay and Two Other Bays. Bull. Earthq. Res. Inst., Suppl. 1, 198-217, 1934.
9. NAKAMURA, K. AND EMURA, K.: Maximum Water Height at Bay Head in Case of Tsunami Invasion. Sci. Rep. Tohoku Univ, Ser. 5, Geophys., 13, 34-44 1962.
10. NAKAMURA, K.: Motion of Water due to Long Waves in a Rectangular Bay with Uniform Depth. Sci. Rep. Tohoku Univ., Ser. 5, Geo- phys., 12, 191-213, 1961.

Chile Tsunami in the Okinawa Islands

The Tsunami which struck the shore of the Okinawa Island on the morning of May 24, 1960, was the most destructive and violent, in the history of the island. The times, heights and pericd of peaks at the different points in the Okinawa Islands and adjacent area are listed into table (Table 1) and shown in Figs. 1, 2 and 3. Three persons were killed by drawning, about 1400 houses were destroyed, and harvest damage reached $80000.
The Tsunami reached maximum height above the high water level, at Kushi-mura, the Okinawa Island, of about 3.5 m (p.m. 6h 20-30m). The tide gauge of Taira, Miyako Island recorded the oscillation of water level during the Tsunami (Fig. 3). It reached maximum height of 3.48 m above the average sea level at 6h51m. The average period at the Okinawa and Miyako Islands was about 39 minutes. The Tsunami traveled northwest- ward to Okinawa with an average speed of 720 Km an hour, an average wave length of about 468 Km. Around Okinawa the speed decreased down to about 115 Km an hour (Fig. 4).
The heights and intensities of the wave at different points were influenced by (1) shoreline configuration, (2) offshore submarine topography, (3) presence or absence of coral reefs, (4) the site of the bay, (5) the direction of the axis of the bay, and (6) position on the island toward or away from the source of the waves, though (5) and (6) seem to be not so much important as in the Tsunami from a near source, i.e. the Tsunami attached the shore of Sanriku, Northeast Japan, in 1933 and 1952, and that of Hawaiian Islands in 1946.
At the end I acknowledge my sincere thanks to the authorities of the Ryukyu Meteorological Observatory, many Village or Town Offices and primary or middle schools in the Okinawa Islands and adjacent area, the Ryuseki Sangyo Company and the University of Ryukyus for kind help for this investi- gation.

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地図 Fig. 2. Oscillation of water level during the Chile Tsunami at Makiya, Hanechi Village, estimated by the author.
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Estimated by the author, according to his observation and the available information. I. Amami Oshima (Naze), II. Tokuno-shima, III. Izena-shima, IV. Okinawa-shima (1. He(n)tona, 2. Ogimi-shioya, 3. Ma
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地図 Fig. 1. CHILIE TSUNAMI May. 24, 1960
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地図 Fig. 3. Oscillation of water level during the Tsunamis recorded by the tide gauge of Taira, Miyako Island.
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地図 Fig. 4. Proceeding of Tsunami in the Okinawa and adjacent area. Figures: Period (m) of Tsunami in the bays.
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地図 Fig. 5. The relation between flooded area and topography (Shape of the bay, submarine topography, river and coral reef).

Tsunami Forerunner Observed in Case of the Chile Tsunami of 1960

Abstract

A tsunami forerunner, small oscillations of water level which preceded the main waves and had periods of 17-48 minutes was clearly shown in the tide gauge records for the Chile tsunami of May 24, 1960 taken at certain stations situated along the Pacific Coast of Japan. It is noteworthy that no such forerunner had been observed in the earlier tsunamis of Japan, and that there is no clear indication of the forerunner in any foreign marigram for the Chile tsunami.
The geographical distribution of the stations where the forerunners were recorded, periods of water level oscillation on the marigrams taken there, and the refraction diagram of the tsunami are examined in an effort to find a reasonable mechanism for the generation of the forerunner. It is found that the forerunner may be attributed mainly to a seiche of a bay or a continental shelf either of which is developed before the arrival of the main waves of the tsunami.

1. Introduction

The Chile tsunami of May 24, 1960 is the first of the disastrous ones originated in South America since the many tide gauges for widespread wave height data begun to operate in Japan. One of the most striking features of the marigrams for the tsunami is the presence of a forerunner, i.e., oscilla- tions of water level preceding the arrival of the huge waves that caused the damage. The forerunner is easily distinguished by its much smaller amplitude and shorter period compared with those of the main waves.
It is well known that changes in water level accompanying hurricanes and typhoons are in most cases attended by a forerunner, short period oscillations superposed on a gradual rise in water level, developed long in advance of the passage of the storm centre. It is reported that the short period oscillations are attributed mainly to bay seiches, and that the strength and directions of the general wind field into which the strom advances is the most effective factor for the gradual rise in water level, even though swell and atmospheric pressure are also responsible for the effect. The tsunami forerunner seems to be more valuable in predicting the arrival of the main waves than that due to marine storms, because of the clear onset and more discernible aspect.
Generally, tide gauge records contain various modes of oscillations of the neighbouring water masses ; among these seiches of bays, continental shelves and straits are most easily recognized. The kind of these oscillations to be most dominantly developed, depends upon the natures of the acting disturbances, but, because of the complexity of the phenomenon, no systematic treatment of this problem has yet been attempted. In most cases, the original waves of a tsunami which usually consist of relatively few crests and troughs can be hardly distingushed in the initial por- tion of the tide gauge records.
Since waves with longer period travel faster than those with shorter period, there is no doubt that the forerunner was not transmitted across the Pacific Ocean, but was generated near the coast of Japan. When the period of a tsunami is relatively long, it is suggested that the oscillations of water level as men- tioned above, being excited by the initial part of the tsunami, may occur in advance of the arrival of the first conspicuous crest or trough. That this inferrence is correct will be confirmed by an examination of the data and by a theoretical consideration of the formation of the forerunner.

2. Observed Features of the Forerunner.

The portions of some marigrams containing the forerunners are reproduced in Fig. 11. The tide stations where these records were made are: 1. Hanasaki, 2. Hachinohe, 3. Miyako, 4. Enoshima, 5. Onahama, 6. Toba, 7. Kushimoto, 8. Tosa-shimizu, 9. Aburatsu.
The locations of these stations are indicated by the staion-number in Fig. 3 and their localities are shown in Fig. 10. All stations. except St. 4 (Enoshima) are maintained by the Japan Meteorological Agency. St. 4 which belongs to Earthqueake Research Institute, Tokyo, is installed with a long period wave recorder.
Fig. 11 shows that the forerunner is characterized generally by comparatively few oscillations with smaller amplitude and a period of about 30 minutes. The observed periods at each station are shown in Table 1.
Inspection of available gauge records for the Chile tusnami taken at various places around and in the Pacific Ocean reveals that the forerunner is recorded only along the Pacific Coast of Japan. There are conspicuous local characteristics in the occurrence of it. The stations where the forerunner were recorded and not recorded are shown in Fig. 1, by solid and empty circles, respectively.
To see the general mode of propagation of the tsunami, a refraction diagram is constructed as shown in Fig. 2, the wave source being assumed to be located at the epicentre 41.0 S, 73.5 W. This is obtained as usual by computing the wave fronts which proceed with the velocity SQR(gh) , where g is the acceleration due to gravity, and h is the depth of the sea. To show more clearly the direction of approach of the wave, the diagram in the adjacent seas of Japan is shown in Fig. 3, where the distribution of the forerunner recorded stations is transcribed from Fig. 3.
Several conclusions can be drawn from an examination of available records and Figs. l, 2 and 3: (1) The forerunner occurs in general on outer coasts and in small bays upon which the direct wave of the tsunami is incident with small angle of incidence, while it does not occur in shadow zones for the wave, in- land seas and large sheltered bays, (2) there is no clear indication of the forerunner on either the South or North American coasts, probably due to the oblique incidence of the initial wave upon the coasts, (3) archipelagoes such as the Aleutian Arcs are unfavourable regions for the generation of the forerunner. This may probably be due in part to the bold character of the shore, and in part to the com- plicated refraction and reflection of the waves from the neighbouring islands, (4) it appears that isolated islands in the midst of the Ocean, such as Christmas, Johnston and Wake are also of unfavourable topography. This may be due to the curved coastline and peculiar bottom topography offshores.
In view of these facts and from that the Chile tsunami had much longer period (about 60 min.) compared with earlier tsunamis of nearby origin, it may be reasonable to suppose that the forerunner is attributed to the oscillations of the coastal water which are produced by the direct waves of the tsunami before the arrival time of the first. conspicuous crest.
Of course there may be different explanations for the phenomenon. Interference of the waves which have traveled different paths. may be a possible mechanism. But this. seems to be inadequate to account for the wide ranges of coastlines where the forerun- ners were observed, and for the diverse periods of them observed at stations which stand close to one another. Also, if the interference was the cause of the forerunner, the latter should be observed in other parts of the Pacific Coast, only if the condition of interference is fulfilled.
One might expect that deep oceanic trenches which lie prolongedly east of the Japan Islands would be responsible for the forerunner generation. However, the distribution of the oceanic trenches in the southwestern seas shown in Fig. 1 is too complicated to account for the occurrence. Also, by the similar analysis as shown in sec. 4, it can be shown that, for actual dimensions of the trenches, the amplitude of the waves which reach the coast after suffering one reflection at each wall of the trench is too small to be observed, although the period of the minor disturbances thus created is of a tolerable value.

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Table I .In the fourth column, the upper and lower lines in the parenthesis indicate the values obtained from the data for the first and second 24 hours, respectively. Numerals in the brackets in the
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地図 Fig. 1. Distribution of tide stations where forerunner was observed (.) and was not observed (。)
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地図 Fig. 2. Refraction diagram of the Chile tsunami of May 24, 1960. Origin of wave fronts is assumed to be located at the epicenter 41ー0 S, 73ー5 W. Numerals indicate traveled times (hour) of tsunami wave
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地図 Fig. 3. Refraction diagram in adjacent seas of Japan, origin being the same as that of Fig. 2. Solid circles indicate tide stations where forerunner was observed, and numerals attached to some of them

3. Relation between Forerunner and Oscillations Recorded in Marigrams

Since we assumed that the forerunner is caused by any oscillation of the coastal water, we must find the mode of this oscillation and explain the mechanism of the generation. It will be suggested that the period and mode of the oscillation may be sought in later portions of the marigram by analysing the undulations contained therein.
To determine the predominant periods of the oscillations recorded on the marigrams, histograms of the periods and spectrum of the oscillations were examined. The frequency and sum of the amplitudes of the recorded oscillations whose period fall in the successive five minutes are plotted in Fig. 4, and the analysed results of these plots are shown in Table 1.
Although the marigrams contain several modes of predominant oscillations, only the oscillations which have the period centering around that of the forerunner are listed in the table, where Q1T, Q3T; MdT are quartiles and the median of periods obtained from Fig. 4-5. the frequency distributions. The median of the sum of amplitude is indicated in the parenthesis. The observed periods of oscilla- tions by other writers [1], [2], [3], [4] are also restricted to those of the oscillations above stated.
The forerunners observed at stations 3, 6, 7, 8, 9 may be attributed to the seiches of the bays along which the stations are situated, because the period of the forerunner coincides fairly well with that of the bay seiche. It is noteworthy that the period of the forerunner indicated a shorter value of the period band of the seiche. This shows that the fore- runner may be ascribed to small oscillations in the initial stage of the development of the seiche.
Stations 1, 2, 4 have produced forerunners whose periods do not coincide with any of the seiche periods that have been found in earlier observations. The data for St. 5 are unavailable for us. To account for the period of the forerunner at each station, we ex- amined the configuration of the coast and the depth of the offshore water, and the most probable mode of oscillation is suggested and listed in Table 1. It is a seiche of a con- tinental shelf or a gulf.
The period of the forerunner at Hachinohe and that (43 min.) of the second oscillation of the forerunner at Onahama fall neither in the period range of the shelf seiche expected from the bottom topography. The oscillations with these periods must have been produced in the initial stage of the development of the shelf seiche (period is about 60 min.) or by the interference of shelf and bay seiches. There is, however, an alternate explanation for this phenomenon, that is, these periods (43-48 min.) indicate the period of the tsu- nami in the open sea.

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地図 Fig. 4, 1-9. Histogram of periods of oscillations of tide gauge records (solid lines), and sum of amplitudes (broken lines) for corresponding oscillations.Fig. 4-1. Fig. 4-2.
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地図 Fig. 4-3.
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地図 Fig. 4-4.
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地図 Fig. 4-5.
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地図 Fig. 4-6.
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地図 Fig. 4-7.
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地図 Fig. 4-8.
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地図 Fig. 4-9.

4. Effect of Shelf upon Tsunami.

The observed results in Table 1 are positive evidence that the motion of bay water or coastal water is responsible for the generation of a forerunner. To make it a definite one, it is desirable to show how the forerunner is formed on a model of a reasonable topography. Since a bay seiche can be treated in a similar way, we will discuss the case of a shelf seiche.
Deformation of the wave form of a tsunami due to the existence of a continental shelf have been investigated by H. Takagi [5], using a complicated mode solution. A similar problem as Takagis will now be examined, emphasis being laid on the generation of a forerunner.
Fig. 5 shows a simplified model of a continental shelf together with the coordinate system. The coast is assumed to be a rigid wall. We assume that a plane wave of long wave type impinges on the margin (x=0) of the shelf with the incident angle θ1. At x=-a, y=-b., the elevation of the incident wave is supposed to vary with time as f (t), where t > 0.
Elevations ζi in the two domains where the sea depth are h1 and h2 are governed by the equations equation (1)
where
equation (2)
We use the Laplace transform defined by
equation (3)
and denote all transformed quantities by superimposed bars.
Transform of (1) becomes
equation (4)
equation (5)
We put
equation (6)
where the constants A, B and C are to be determined from the transformed boundary conditions
equation (7)
equation (8)
The first condition of (7) represents the continuity of elevation, the second of (7) indicates the continuity of flux, and (8) vanishing of flow at the coast. We obtain
equation (9)
where
X=exp(-2k2lcosθ2),Y=exp(-k1(acosθ1+bsinθ1))
and
equation (10)
r21 is the amplitude coefficient of reflection when a long wave is incident upon the margin of the shelf form the shelf denoted by 2, and t12 is the amplitude coefficient of transmission when the wave is incident from the outer sea denoted by 1. (cf. [6]) Figs. 6 and 7 show r21 and t12 as functions of θ2 and θ1, respectively, for various values of ρ= SQR(h2/h1). Substituting (10) in the second equation of(6), and putting x=l, we can write the expression at the coast equation (11) As the function whose transform is EXP(-Dpf) , where D is a constant, becomes f(t-D)H(t-D), it follows from (11) that
equation (12)
where,
equation (13)
The first term in (12) represents the direct wave whose traveled path is shown by AOB in Fig. 8. The succeding terms represent the waves which suffered reflections at the coast and margin of the shelf once twice and so on. Traveled paths of the first two reflected waves are indicated by AOBCD and AOBCDEF, respectively.
Assuming that ρ=1/25 and θ1=0, (normal incidence), formation of the forerunner is graphically shown in Fig. 9, where the direct and reflected waves represented in (12) are superposed successively. The time intervals of the neighbouring two peaks of the thick curve are equally 4l/v2, which repesents the period of seiche.
Figs. 6 and 7 indicate that, t12 is comparatively small if θ1 takes a large value, and that the absolute value of r21 increases with decreasing value of p, except for the range of θ2-value near the cut-off (θ1=90°). This indicates that the development of the forerunner becomes less pronounced if the angle of incidence of the tsunami is large.
The procedure of constructing the wave form as shown in Fig. 9 suggests that only the tsunami with sufficiently long period as compared with that of seiches can produce the forerunner.

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地図 Fig. 5. Model of a continental shelf.
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地図 Fig. 6. Amplitude coefficient of reflection when sinusoidal long wave impinges from shelf upon margin of it with incidence angle θ2.
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地図 Fig. 7. Amplitude coefficient of transmission when wave impinges from outer sea to shelf with incident angle θ1.
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地図 Fig. 8. Ray paths showing direct wave and reflected waves at coast and marging of shelf.
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地図 Fig. 9. Schematical diagram showing formation of forerunner indicated by thick solid curve. Solid curve shows wave form of in- cident wave, broken curves indicate reflected waves.
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equation(1)--(8)
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equation(9)--(13)

5. Remarks.

The formation of a forerunner in a bay can be illustrated in a similar way as shown in section 4. The case of a rectangular bay with uniform depth have been discussed in a previous paper [7], when a sinusoidal wave packet is incident normally upon the bay mouth, the reflection coefficient at the mouth being assumed as -1.
The fact that tsunamis originated in the Kamchatka and Aleutian regions did not show a forerunner may be attributed to the oblique incidence of tsunamis, just as in the case of the Chile tsunami along the coasts of North and South America.
It may be recognized from the procedure of synthesizing a marigram that the absence of a forerunner in the earlier records taken along the coasts of Japan is attributed to the compartively short periods of the near tsu- namis.
We know that, due to the dispersive property of the water waves, the inital slope of the wave form of a tsunami becomes more gradual with increasing distance from the source. This seemed to be a favourable condi- tion for the generation of a forerunner at remote coasts such as Japans.
It is to be noticed that the first or second wave observed at the stations on open coasts or in a comparatively small bay is by no means the original wave of a tsunami, but is a deformed one due to bottom topography offshore and to the configurations of the coast. Past experiences indicate that, except on the coasts near the origin, this wave has sometimes smaller amplitude than that of the succeding wave. It is probably ture that the forerunners of Chile tsunami observed along the coasts of Japan are conspicuous examples of this phenomenon.
In large bays, inland seas and shadowed areas for the tsunami, only seiches with local characters are developed, and the original wave of a tsunami is usually completely masked by those seiches. This is well demonstrated by many of the tide gauge records of the Chile tsunami.

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地図 Fig. 10. Localities of tide stations.
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地図 Fig. 11. Marigrams for the Chile tsunami of May 24, 1960. Abscissa incicates approximate J. M. T. (9h+G.M.T)
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地図 Fig. 11-3. Miyako May 23-24, 1960
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地図 Fig. 11-2. Hachinohe May 23-24, 1960
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地図 Fig. 11-4. Eno Shima May 24-25, 1960
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地図 Fig. 11-5. Onahama May 23-24.1960
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地図 Fig. 11-6. Toba May 23-24,1960
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地図 Fig. 11-7. Kushimoto May 23-24,1960
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地図 Fig. 11-8. Tosa shimizu May 23-24, 1960
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地図 Fig. 11-9. Aburatsu May 23-24,1960

6. Summary

Among the tide gauge records of the Chile tsunami of May 24, 1960, made along the Pacific Coast of Japan, the forerunner, oscillations of water level that preceded the first conspicous crest or trough and had periods of 17-48 minutes and amplitude of few tens of centimeters was clearly shown. The occurrence of the forerunner seems to be limited to bays on the outer coast upon which the tsunami impinges with small angle of incidence.
Examination of the distribution of the stations where the forerunner was observed, and the analysis of the records taken there suggest that the forerunner may be attributed to seiches of a bay or a continental shelf, either of which took place in advance of the arrival of the first crest of the tsunami. To confirm this inference, the deformation of the wave form of a tsunami due to a continental shelf was examined, and the formation of the forerunner is illustrated theoretically. The forerunner that may be attributed to a bay seiche can be accounted for in a similar way. The procedure shown in Fig. 9 easily makes us understand the favourable and unfavour able conditions for the development of the forerunner.
It is to be noticed that the first one or two waves of a tsunami as observed on the shores resembles the forerunner in that the former is also a deformed wave of a tsunami due to the bottom topography and configuration of coast. It is thought that these initial waves of a tsunami are developed into the forerunner when the tsunami is of distant origin and has a camparatively long period, and the angle of incidence upon the coast is relatively small.

References

1. ICHIYE, T.: On the Secondary Undulations Caused by the Typhoon 5415. (II The Characteritic Properties of Oscillations at Each Station) Ocean. Mag. 8, 107-122, 1956.
2. NAKANO, M. and UNOKI S.: The Ocean Waves and the Secondary Undulations of Tides on the Southern Coast of Kii Peninsula. Rec. Ocean. Wks. in Japan, Special Number 2, 57-67, 1958.
3. UNOKI S.: Seiches in Harbour and Long Period Waves. Collected Reprints 6, No. 99 Oceano. Lab., Met. Res. Inst., Japan, 6, 1960. (in Japanese)
4. HONDA, K., TERADA, T., YOSHIDA, Y. and* ISHITANI, D.: An Investigation of the secondary undulations of oceanic tides. Jour. Coll.- Sci., Imp. Univ. Tokyo, 24, 113 p, 1903.
5. Takagi, S.: Tsunami auf dem Kontinental schelf. Geophy. Mag., 16, 71-76, 1948.
6. COCHRANE, J. D. and ARTHUR, R. S.: Reflection of Tsunamis. Jour. Mar. Res., 7, 239-521,.1948.
7. NAKAMURA, K.: Motion of Water due to Long: Waves in a Rectangular Bay with Uniform. Depth. Sci. Rep. Tohoku Univ. Ser. 5, Geophys., 12, 191-213, 1961.

A Note on the Partial Reflection of Long Waves passing through a Submarine Ridge

Abstract

The reflection coefficient of long waves at a submarine ridge is computed on the basis of Yoshidas theory (1948), and it is shown that the reflection coefficient decreases very rapidly with increasing l/λ(∞) where 2l is the representative width of a ridge and .λ(∞) is the wave-length of incoming long wave. For waves with periods less than one hour, the energy of the reflected waves is less than 10 percent of the incoming wave energy for the ridge with the representative width of 500 km or so existing in the southern sea of Japan.

1. Introduction

The partial reflection and transmission of long waves passing through a submarine ridge are discussed by Takahashi (1944) and Yoshida (1948), and a more general case of arbitrary wave lengths is treated by Takano (1960). This kind of study is important to understand the modification of a tsunami spectrum due to bottom irregularities. In particular, near Japan, there exists a very long submarine ridge extending from Honshu roughly along 140 E to the south up to the Mariana Islands and its effect on the propagation of tsunamis might be considerable as is suggested by Takahasi who argue that selective reflection of long waves at the ridge may give a partial explanation of the fact that the shorter period waves are observed at the coasts of western Japan compared with those observed at the coasts to the east of the ridge when a tsunami advances from east to west across the ridge. Admittedly, there are many factors affecting the modification of the wave form as well as the period of tsunami observed at the coastal stations, such as the gross feature of a coast-line which may have a sheltering effect on the advancing tsunami from certain directions, the interfence of waves approaching the coast from different directions, boundary waves generated on the continental shelf, etc., so that the effect of the ridge alone cannot explain the whole story of wave modification observed along the Japanese coasts.

2. Formula for the reflection coefficient

Because of the complicated expression involving Bessel functions for the reflection coefficient, Takahashi gave numerical results for only one example of a ridge. On the other hand, Yoshidas theory gives a simple expression for the reflection coefficient and it seems to be worthwhile to present some numerical results concerning the variation of the reflection coefficient with regard to the width and depth of a ridge as well as the wave length of incoming long waves.
According to Yoshida (1948), the formula for the partial reflection of periodic long waves passing through a symmetric ridge defined by formula (1) may be written as formula (2) where x is the horizontal co-ordinate with the origin at the crest of the ridge, h(V) is the depth of water at the distance x, h(V) is the depth of water at x=±∞, ho is the minimum depth at the top of the ridge, and l is a parameter related to the width of the ridge. |R| is the amplitude reflection coefficint of a periodic wave train, and formula ( 3 ) where expression (1) and expression (2) with ω, the angular frequency of the wave and g, the acceleration due to gravity.
If we define the representative width of a ridge by the interval L, at the edge of which the depth-ratio (h(∞)-h(x))/(h(∞)-h(0))=0.1, we have from (1), formula ( 4 ) The relation between L and 2l is shown in Fig. 1 and, roughly speaking, 2l may be considered as a representative width of the ridge.
For large values of 4πl/λ(∞), we may put expression (3) and, expression (4) in general, we have formula( 5 )The actual values of |R| oscillate between the above limits.
For expression (5) and expression (6), we may approximate, expression (7) and the zeros of the term (1+cos 2πδ) are given by expression (8) Thus, the interval between the successive zeros of |R| is formula ( 6 ) (6) shows that with increasing h(∞)/h(0), the interval {triangle}(l/λ(∞)) between the successive zeros of |R| decreases, and more rapid fluctuation of |R| will be expected witn respect to l/λ(∞). It may he remarked here that for very small values of l/λ(∞), the reflection coefficient |R| approaches zero, so that no effect of a thin ridge on the wave reflection is expected from the present theory. This is essentially due to the failure of the long wave theory applied to such a limiting case, because the equation of long waves does not hold in the very vicinity of the thin ridge where the vertical acceleration of water particles can not be neglected (See, for example, Takano, 1960).

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地図 Fig. 1. The relation between L and 2l.
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地図 Fig. 2 a, b. The reflection coefficient |R| in relation to l/λ(∞).
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formula(1)-(3),expression(1)
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formula(4)-(6),expression(2)-(8)

3. Numerical results

In Fig. 2, |R| is computed from (2) as a function of l/λ(∞) for several values of h(0)/h(∞). Except for the limiting case of l/λ(∞)-->0, the general tendency of the reflection is such that |R| decreases very rapidly with increasing l/λ(∞). For the actual ridge in the southern sea of Japan, we may put L〜400 km (2l〜500 km)and h(∞)〜5000 m so that expression(1) for waves with the periods less than 1 hour. Consequently the reflection coefficient is less than 0.3 and the reflection in terms of energy becomes less than 1/10 of the incoming wave energy. Thus it may be concluded that the effect of the selective reflection of the ridge on the modification of the energy spectrum of a long wave train with periods less than 1 hour is rather small. On the other hand, for waves with very long periods such as the tide, the effect of the ridge should be considerable. It is remarked. however, that the present model of a ridge gives a continuous variation of the depth extending from x=-∞ to x=∞ and the corresponcing |R| is supposed to behave somewhat differently from that deduced on the basis of a model with the finite width of the depth variation.

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expression(1)

References

1) TAKAHASI, R., 1944: On the reflection and transmission of tsunamis on a submarine ridge and a continental slope. Bull. Earthquake Research Inst., Univ. of Tokyo, 21 (3-4), 327- 335, (in Japanese).
2) TAKANO, K., 1960: Effets dun obstacle paral- lelepipedique sur la propagation de la houle.La Houille Blanche, No. 3-1960, 247-267.
3) YOSHIDA, K., 1948: On the partial reflection of long waves. Geophysical Notes, Geophysical Inst., Univ. of Tokyo, No. 31, 14pp.

On the propagation of Chilean Tsunami of 1960 in the adjacent sea of Japan(チリ津波における日本近海の動向)

Abstract

Making use of ride-gauge records on the Japanese coasts, the arrival time and the height of Chilean tsunami are investigated for Ise bay, Osaka bay, and Tokyo and Sagami bays. For each bay, the records of several tide stations are utilized and the first to the 5th wave crests are analyzed. The waves propagate approximately in accordance with the long wave velocity SQR(gh) and the height is generally higher at the mouth than at the head of the bay. This phenomenon appears to be in contrast to the common knowledge obtained for bays in San- riku districts where the wave height is usually the maximum at the head of the bay, and the reason for this discrepancy is discussed.

1.緒言

太平洋を伝播せる津波が,日本の近海特に水道あるいは湾に如何に伝わるかをみるため,検潮所の分布せる東京一八丈島間,伊勢湾および紀伊水道一大阪湾に著目し,観測された記録からそれぞれ対応のつく初動より第5波までの波の伝播時間および津波の高さ(ここでは,その時刻における推算潮位より津波で上った潮位の高さを意味する)の変動を調べた。

2.東京一八丈島間

まず伊豆七島より東京湾に至る(Fig.1)津波の動向をみるためFig.2に示す検潮記録を使用して各波の高さおよびその時刻をTable 1に示す。同表において上段に時刻,下段にその時刻における津波の高さを表わしている。
これら検潮記録の読取値から,まず伝播速度をみると(Fig.3)第3波まではV=SQR(gh)で伝わるが第4-5波においては,大島一横須賀間で一様に同一時刻に到着している。この現象は次の津波の高さ分布にもあらわれているが,湾内からの反射波が重なったためと思われる。
次に津波の高さの分布について,各対応する波について八丈島の高さをH。とした各点の振幅比H/H0を求めてみると,東京湾入口の久里浜において振幅比4.7にも達し,前述の伝播時刻でも示したごとく,第2波の反射波が湾口において第3波と重なり,高さが著しく増大したものと思われる。

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Table 1. Time of arraival and height of tsunami between Hachijo Is. to Tokyo by the tide-gauge records.
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地図 Fig. 1. Estimated wave ray of the tsunami.
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地図 Fig. 2. Tide-gauge records.
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地図 Fig. 3. Arrival time and Ratio of amplitude.H。: Tsunami height on Hachijo Is.

3.伊勢湾

伊勢湾における(Fig.4)津波の記録をFig.5に示す。また第5波までの津波の伝播時刻および高さをTable2に示す。
伝播速度は各波いずれもV=SQR(gh)で伝っている(Fig.6)。次に津波の高さの変動分布について,湾外の的矢の高さをH。として各点の振幅比H/H0を求めると,第5波において鳥羽の波高比4.8となり,第4波の反射波と合成された結果と思われる。

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地図 Fig. 4. Estimated wave ray of the tsunami.
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地図 Fig. 5. Tide-gauge records.
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Table 2. Time of arrival and height of tsunami on Ise Bay by the tide-gauge records.above: Arrival time of successive crest. (JST) below: Tsunami height. (cm)
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地図 Fig. 6. Arrival time and Ratio of amplitude H0: Tsunami height on Matoya.

4.紀伊水道一大阪湾

紀伊水道一大阪湾においても(Fig.7)前記と同様に,その周辺の記録(Fig.8)より第5波までの到達時刻および津波の高さをTable 3に示す。
伝播時刻は伊勢湾と同様,各波いずれもV=SQR(gh)で伝っている(Fig.9)。次に小松島の高さを島として各点の振幅比H/H。を求めると大阪において振幅比2となり,前記の湾にみられる反射波の影響がない,このことは津波が瀬戸内海に流れこんだためと思われる。

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地図 Fig. 7. Estimated wave ray of the tsunami.
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地図 Fig. 8. Tide-gauge records.
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地図 Fig. 9, Arrival time and Ratio ofamplitude. H0: Tsunami height on. Komatsushima.
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Table 3. Time of arrival and height of tsunami from Komatsushima to Osaka Bay by the tide-gauge records. above: Arrival time of successive crest. (JST) below: Tsunami height. (cm)

5.あとがき

津波の伝播について,ここでは特定の湾およびその周辺について考察を試みたが,さらに本邦太平洋沿岸にそって対応のつく初めの数波について調べると,太平洋の津波伝播図とあいまって,かなり詳しくエネルギーの配分が明らかにされるであろう。しかし検潮記録が湾のセイシユの影響を受けて可成り複雑となり,各波の対応に可成り困難が伴なう。
次に湾入口と湾奥の波高比について,東京湾においては久里浜の津波の高さが東京の1.4倍,伊勢湾においては鳥羽の津波の高さが名古屋の実に4.4倍に達し,伊勢湾台風の高潮では逆に名古屋の潮位が鳥羽の潮位の約2倍であったことをみると,今回のごとき津波の周期が長いものでも,高潮とだいぶ波の伝わり方が違うことがうかがわれる。
この他三陸の諸港湾では,津波の高さは一様に分布しているところが多いが,例外として宮古湾,広田湾においては,湾奥が高くなっている。東京湾,伊勢湾のごとくセイシユが長くかつ湾口が狭いところでは,前記のごとく,湾奥よりむしろ入口が高く,昭和8年三陸津波の際,山田湾にこの現象がみられたが,これら形状の湾口に位置する港湾の土木施設に対しては,考慮せねばならぬ次第である.

On the Height of the Chilean Tsunami on the Pacific Coasts of Central Japan and the Effect of Coasts on the Tsunami, particularly on the comparison between the Tsunami and those that accompanied the Tonankai and Nankaido Earthquakes

中部日本太平洋岸におけるチリ津波の高さと海岸の影響,特に東南海地震および南海道地震に伴なった津波との比較

1960年5月24日未明に日本を襲ったチリ津波は過去に例を見ない大規模なもので,このようなスケールの大きな津波の諸性質を知るために,筆者らが調査した中部日本太平洋岸に限って検討し,これをその地域に発生した過去の近地地震,すなわち,東南海地震(1944年12月7日),南海道地震(1946年12月21日)による津波の性質とを比較検討し,その相違点を明らかにした。
各津波の高さの分布の特性を知るために,この地域における津波の高さの平均を求め,その平均値からの偏差を各地点について求めると,三つの津波の高さの分布の特徴が知られた。津波の到着時間の算定からチリ津波は海深数100m以上の外洋においては,波面はほぽ等深線に平行になり,平面波的の性質がみられた。また舞坂らの検潮記録の解析から沖合約35km,深さ1000mの海上では津波は周期が約60分,波高が約40cmで,かつ単純な波であることが推論された。
海深200mの等深線上に配分される津波の高さを第一次的配分とし,沿岸地形,湾形などの影響により配分される高さを第二次的配分とすると,チリ津波のような遠地地震によるものは,波高の第一次配分は全地域ほとんど一定であり,むしろ第二次的波高分布が重要な要素となっている。すなわち,海岸近くの局地的な地形が波高分布に著しく大ぎな影響をおよぽしている。紀伊半島東岸においては,湾の形とその方向が津波の伝播方向および周期と著しく関係していて津波の高さが大きくなることが知られた。
近地地震による津波の場合は一般に第一次および第二次的配分の相乗作用の結果として津波の高さが決まると考えられる。簡単な模型により理論的に津波の高さの分布を計算し,津波の波長による波高の相違を明らかにした。なお中部日本太平洋岸地域の各湾における波高や周期その他についても考察した。

1. Introduction

The Chilean tsunami that attacked Japan before daybreak on May 24, 1960, was of unprecedented magnitude, causing serious damage not only in Japan but also throughout the circum-Pacific region. Comparing the characteristics of the tsunami on the Pacific coast of Central Japan (from Hamamatsu to Wakayama) assigned to the writers with the characteristics of tsunamis caused by near earthquakes, the writers found that there are some considerable differences between them. In this paper the result of the writers investi- gation1) is reported.
Great tsunamis that swept over the Pacific coasts of Central Japan since 1700 are as follows
1) The Hoei tsunami (Oct. 28, 1707; Earthquake magnitude M=8.4).
2) The Ansei tsunami (Dec. 23, 1854; Earthquake magnitude M=8.4).
3) The Ansei tsunami (Dec. 24, 1854; Earthquake magnitude M=8.4).
4) The Tonankai tsunami (Dec. 7,1944; Earthquake magnitude M=8.0).
5) The Nankaido tsunami (Dec. 21, 1946;Earthquake magnitude M=8.1).
From the above list it will be understood that the above-mentioned region is high in the vulnerability rate of tsunamis with the coast of the Sanriku district. However, as the data on the tsunamis in olden times are poor, the writers made a comparison between the two tsunamis cited 4) and 5), the data on which are relatively rich, and the Chilean tsunami.

2. Distribution of tsunami-height

The materials of the Tonankai tsunami and the Nankaido tsunami were collected from the reports2)3)4) of these earthquakes published by the Central Meteorological Observatory and the Nagoya District Meteorological Observatory and the materials of the Chilean tsunami by the writers.1) The height of these tsunamis in each place is shown in Table 1. As shown in the table, the height is considerably different in different places. Concerning damage caused by tsunamis the maximum height (inundation) is important, but for the purpose of disclosing the dynamic nature of tsunamis the range of sea-level (amplitude) may be necessary. In cases where the height of a measured tsunami is larger as compared with the amplitude of tides the maximum sea-level can be regarded as the maximum amplitude of the tsunami, but in cases where a measured height is in the order of 1-4 m the above approximation cannot always be established. For this reason the writers, dividing the coast-line between Shizuoka and Wakayama into unit length (5 km), investigated the mean height of the tsunami in each division and then calculated the mean height in the whole coast-line. The result is as follows:
Mean maximum tsunami-height in the Tonankai tsunami: 2.65 m.
Mean maximum tsunami-height in the Nankaido tsunami : 2.28 m.
Mean maximum tsunami-height in the Chilean tsunami: 1.69 m.
These values are of use as a measure. Assuming that the tides are in the same condition in each place, differences between the above values and the measured values shown in Table 1 indicate deviations from the mean inundation height of tsunami in the place. The differences are shown in three lines in the right column in Table 1.
Fig. la shows the present surveyed area of the Chilean tsunami and the epicenter of Tonankai (A) and Nankaido (B) earthquakes. Fig. 1b shows the general view of the topog- raphy of the sea floor in and near the present surveyed area.
a) The Tonankai tsunami (1944) (Fig. 2a)
The geographical distribution of the height of this tsunami has been investigated by Omote5) and classified into three regions. The first region includes the north coast of the Shima Peninsula and the coastal zones of Ise Bay and Atsumi Bay, the second region the coastal zone of the Enshu-nada, and the third region the south coast of the Shima Peninsula and the east coast of the Kii Peninsula. According to the writers classification, the first and second regions, generally speaking, correspond with a (-) region, the adjoining areas of the second and third regions (-) (+) regions. Of the third region, the coast extending as far as Shingu or vicinity, Mie Prefecture, corresponds with a (+) region, the coast south of it a (+) (-) region, and the coast extending from the cape of Shiono- misaki at the southern extremity of the Kii Peninsula to the west coast of the peninsula a (-) region. The above-mentioned three regions classified by Omote were not on the basis of the tsunami-height but whether the region is inland or not. Notwithstanding that, in comparison with the distribution of tsunami-height, both of them (Omotes classification and the writers) coincide well with each other.
b) The Nankaido tsunami (1946) (Fig. 2b)
The (-) region corresponds with a region extending from Shizuoka to the cape of Mikizaki, Mie Prefecture, the (-) (+) region a region from Kinomoto, Mie Prefecture, to Shimotsu, Wakayama Prefecture, and the (-) region a region west of Wakayama Prefecture, respectively, and it is noticed that, with the cape of Shiono-misaki at the extremity of the Kii Peninsula as a peak, the value becomes smaller on both sides of the peninsula with symmetry to a straight line connecting the epicenter with Shiono-misaki. (The values in the west side of the peninsula are somewhat larger.)
c) The Chilean tsunami (1960) (Fig. 2c)
In this case it is impossible to make classification clearly unlike the cases of the above two tsunamis. With the exception of some regular distribution of tsunami-height, that is, (+) on the east coast of the Shima Peninsula and in the vicinity of Gokasho Bay and Owase, and (-) in the area extending from Kinomoto to Shingu. In fact the regions where the distribu- tion of tsunami-height is remarkable cannot be distinguished from other regions. This is shown in Fig. 2c.
Below are given characteristics of the tsunami-height distribution in the above three tsunamis.
(1) The distributions of tsunami-height in the case of the Tonankai tsunami and the Nankaido tsunami closely resemble each other. That is,
( i ) The tsunami-height is largest in the area directly facing and nearest the epicenter. It is a (+) region, and the tsunami-height diminishes symmetrically from the area.
(ii) In the area behind the epicenter (for example, the west coast of the Kii Peninsula in the case of the Tonankai tsunami) the height diminishes abruptly.
(2) Generally speaking, the tsunami-height is larger in bays. Owase Bay, Gokasho Bay, etc. in the cases of the Tonankai and Chilean tsunamis are the examples.
(3) In the area with a smooth coast the tsunami-height was low in cases of the above three tsunamis.
(4) In the Chilean tsunami the characteristic described in (i) of (1) was lacking.
If, from the above, ( i ) and (ii) of (1) are regarded as the characteristics of tsunamis caused by near earthquakes, (4) is considered the characteristic of tsunamis generated by distant earthquakes. In the case of near earthquakes, tsunamis are discharged in a cylindrical manner from the wave origin. On the contrary, tsunamis generated from very distant places like the case of the Chilean tsunami are considered to be propagated in a plane wave. To study the characteristics of tsunamis on the basis of this difference may prove to be helpful.
Then, the arrival time and wave fronts of the three tsunamis will be mentioned.
Concerning the Tonankai tsunami and the Nankaido tsunami, a refraction. diagram was published by Takehana2)3) and Omote5)6). According to the diagram, waves are generated in a radial way from the wave origin, the isobathyc lines and the wave fronts. do not run with each other, and the arrival time of tsunamis calculated on the assumption that the velocity of wave propagation is V=SQR(gh) coincides. with the arrival time on an actual tidegauge record within the extent of probable error of a diagram and record.
In the Chilean tsunami the arrival times of the first, second, and third waves were read on the mareograms recorded at 20 tidegauge stations, and the result is shown in the third line of the left column in Table 2. However, the initial phase of the tsunami was not read as the arrival time of the first wave, as is usually done but, as. shown in Fig. 3, the peak of the remarkable first phase was taken as thearrival time for the purpose of promoting accuracy of time by reading a distinct phase. As shown in Table 2, it is known that the Chilean tsunami arrived in this region from 3 to 5 oclock on May 24. Probable error is only 2 or 3 minutes.
From these tidegauge stations 7 stations facing the open sea were selected, and the arrival times on the isobathyc lines were calculated in reverse order following Miyabes method8). The result is shown in Table 3. According to Table 3, the arrival time on the 200-m isobathyc line t_ 200=3h 15 m+-05 m, that on the 1000-m isobathyc line t_ 1000=3 h 09 m +-02 m. The former is not always within the extent of probable error, but it is beyond doubt that t_1000 is within the extent of probable error, and the result calculated in reverse from the arrival times of the first wave at 6 tidegauge stations coincides with above arrival time. From the above result it can be inferred that the Chilean tsunami was propagated almost parallel with the isobathyc lines in the open sea over 100 m deep. The mareogram obtained in Matoya Bay was excluded as the arrival time is rather late.

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地図 Fig. 1a. Showing the surveyed area and epicenters of Tonankai (A) (Dec. 7, 1944) and Nankaido (B) (Dec. 21, 1946) earthquakes.
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地図 Fig. 1b. Showing the topography of the sea floor in the surveyed area.
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地図 Fig. 2a. Height of Tonankai tsunami.
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地図 Fig. 2b. Height of Nankaido tsunami.
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地図 Fig. 2c. Height of Chilean tsunami.
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Table 1. Maximum height of tsunamis and deviation from its mean height.
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Table 1. (to be continued)
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Table 1. (to be continued)
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Table 2. Arrival time of the first, second, and third waves and the maximum wave amplitude.
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地図 Fig. 3. Initial part of mareogram at various tidegauge stations.
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Table 3. Arrival time of tsunami on the isobathyc line. Travel time (calculated)
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Travel time (calculated)

3. The height of tsunamis on the 100-m isobathyc line.

From the above description the height of tsunamis is considered constant in the direction parallel to the same wave-front. In the present case the tsunami-height on the isobathyc line of more than several hundred meters, generally speaking, is regarded as constant on the sea off the Kinki and Tokaido districts.
Based on an example of a mareogram (recorded at Maisaka) obtained at a tidegauge station facing the open sea and free from local effect due to the topography in the vicinity of the coast, the height of tsunami on the 1000 m isobathyc line was calculated. The mareogram recorded at Maisaka and the section of the open sea facing Maisaka are shown in Fig. 4 and Fig. 5. Aiming at about 10 waves in the mareogram from the beginning, excluding the tides of 12-hour period, the running mean was calculated. Then a spectrum shown in Fig. 6 was obtained using Satos method9). From this result it was confirmed that waves of 50-60 min in period particularly predominate.
In order to calculate a spectrum at a depth of 200 m from a spectrum shown in Fig. 6, the wave-height ,J0(2PSQR(a^2/gH。))e^(ipt) at B determined assuming existence of a wave of e^(iPt) at A was calculated by being multiplied by the amplitude of each period. In this case a=18 km (the distance from A to B in Fig. 7), H0=200 m (water depth), and g=9.8 m/ sec. The result is shown in Fig. 8. According to the result, tsunamis at a depth of 200 m are believed to consist of extremely simple waves as the spectrum is narrowed as com- pared with the case of Fig. 6. In Table 2 also it is noticed that periods of the order of 60 min predominate. Consequently, assuming amplitude=60 cm, T=60 min as the value representing Fig. 8, as in the vicinity of a coast the wave propagating direction makes a right angle with the coast and, according to Greens rule10): A1:A2=h1^(1/4):h2^(1/4), we get A2=40 cm from A1=60 cm, h1=200 m, h2 =1000 m. It is, therefore, inferred that on the sea 1000 m deep about 35 km off Maisaka the period of tsunami is 60 min and the wave height is in the order of 40 cm. Assuming that the wave-height in the direction parallel to the same wave-front is constant, it is inferred that a tsunami of about 60 min in period and about 40 cm in amplitude in the open sea arrived at the 1 km isobathyc line at about 3h 9m to affect the Kinki and Tokai districts.
In order to check the above view, calculations will be carried out by using Takahasis function7) T(p). In the Chilean tsunami the amplitude of the tsunami is considered almost on the sea several hundred meters off this region, so the difference of amplitude of tsunami recorded at each place on the coast indicates the local characteristic of the coast and between the coasts. Hence, taking a square of the amplitude in the present case, this is in proportion to T(p). Then, as shown in Fig. 9, the values of T(p) against A2 at 53 places where the tsunami-height (actually the maximum sea-level) common to both were plotted. Though the relation between both is not very distinct, except for several points marked with O, the relation may be regarded as T(p)∝A2. The circles are arranged sporadically. One of the reasons is that in fact both are not the wave-height of tsunami but the maximum sea-level. Moreover, there may be errors of measured values, and, further, it is neglected in calculation that the amplitude in a depth of 200 m may be different in different places. Next, local difference of the tsunami-height will be discussed.

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地図 Fig. 4. Mareogram record at Maisaka.
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地図 Fig. 5. Profile of sea bottom along the path of tsunami from 1000-m depth line to Maisaka mareogram station. ------ Real depth. ......Assumed depth for estimation.
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地図 Fig. 6. Spectra of tsunami at Maisaka.
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地図 Fig. 7. Calculation of spectrum at a depth of H0.
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地図 Fig. 8. Spectra of tsunami at a water depth of 200 m off Maisaka.

4. Primary distribution of the height of tsunami.

To begin with, the distribution of the waveheight of the three tsunamis which attacked this region will be mentioned. In this case it is necessary to bear in mind a concrete shape of Takahashis D(P, Q) function7). This D(P, Q) is the rate at which the energy of a tsunami released from a point Q is distributed to a division off the point P on the 200-m isobathyc line, and it is a function determined by the mutual positions of P and Q and the distribu- tion of depth. In the present case the tsunamiheight was taken in place of the energy of tsunami. This is called by the writers the primary distribution of the height of tsunami. Accordingly the quantity related to T(p) which was previously calculated is regarded as the secondary distribution of tsunami-height connected with the topography and others which are very near the coast.
Taking account of the fact that a refraction diagram of tsunamis generated by near earthquakes is almost cylindrical but that of the Chilean tsunami can be regarded as plane waves, the distribution of tsunami-heights in the surrounding regions can be inferred by a simple model.
The method is, assuming a cylindrical island in the sea and a point A in Fig. 10 as the origin of a tsunami, to investigate hove the wave-height in the surroundings of the island is changed by θ. Calculation is shown in an appendix, and the pattern P(θ) is represented by formulae (I) and (II).
( I ) is a case when a is finite formula(1)
(II) is a case when a is infinite, that is, an incident tsunami may be called plane waves: formula(2) in which ξ0=2π/λ (angular wave number), ∈m=1 for m=0, ∈m=2 for m=1, 2, 3. ・・・, b is the radius of the island.
The writers will discuss this problem from the standpoint that as the first approximation the south coast area of the Kii Peninsula can be regarded as part of a cylindrical island. In the present case, assuming b=50 km and a=100 km, a tsunami was generated by a near earthquake and assuming incidence of plane waves, the phenomena are not incon- sistent with those of the Chilean tsunami. In the ease of the Tonankai tsunami the depth of sea was assumed to be 3 km and the wave length 300km. In the present case,if the period is assumed to be 60 min and the depth 2〜3 km, the wave length will be 500〜600 km. Taking account of this, P(θ) was calculated in the following 4 cases and a result calculated on the assumption P(0)=1 is shown in Fig. 10:
(1) ξ0b=0.5, ξ0a=20 : λ=628 km.
(2) ξ0b=0.5 : λ=628 km. (Case of incidence of plane wave).
(3) ξ0b=1 : λ=314 km. (Case of incidence of plane wave).
(4) ξ0b=1, ξ0a=2 : λ=314 km.
Concerning θ, 0〜180°is shown, but it is 0〜100° or so that is necessary for the writers. In respect to θ in both (I) and (II) only cos mθ being given, the pattern is quite the same in the direction of -θ as shown in Fig. 11.
( i ) In the order of the wave-length .λ=300 km, λ/b=6 considerable changes take place due to θ.
( ii ) With the maximum of P(0) and the increase of θ P(θ) decreases abruptly.
(iii) In the case of incidence of plane waves the decrease of P(θ) is small in degree.
(iv) When the wave-length is 600 km, in θ=0〜100° both of them become P(θ)=1.0〜 0.8, and there is no considerable change due to θ. As the last extremity, in the case of λ→∞P(θ) becomes non-relative to θ.
From the above it is known that, with .l/b =10 or so as a boundary, when more than the value P(θ) is non-relative to θ and when less the effect of θ is remarkable. Comparing this result with the distribution of wave- height in cases of the three tsunamis, it is concluded that the magnitude of wave-length in comparison with the dimension of topography primarily affect tsunamis much more than the distance of the origin of tsunami.
In case of tsunamis generated by near earthquakes (the case of a=finite), besides the above, it is possible that wave-height declines due to spread. However, as the effect is in the order of r^(-1/2), and the difference of distance is slight, it is out of question in the region in question. In the Chilean tsunami the wave-length is exceedingly long and on the sea about 1000 m off this region the wave- height may be considered almost constant. Hence, if it is considered that the wave-height was distributed in a different way from tsunamis which originated from near regions, the distribution of wave-height will be elucidated temporarily.
The above discussion is not free from weak points, that is, (1) in this discussion the change of depth of the sea is neglected, (2) a peninsula is regarded as part of a cylindrical island, and (3) the origin of tsunami is re- garded as a single point. However, (1) in this region the 1000-m and 2000-m isobathyc lines lie generally in the distance of 20〜50 km from the coast-line, though different in different places, and the shape of the isobathyc lines is not without resemblance to that of the peninsula. This corresponds with the case when b is the above-mentioned formulae is assumed to be larger and means that the θ-effect becomes more remarkable.11) (2) Concerning this assumption, there is no means to check it, but, judging from the fact that, as will be discussed later, in the cases of the three tsunamis the maximum wave-height appeared in the waves which arrived relatively early, that is, the second to fourth wave, it may be concluded that there is no effect due to the topography of the interior of the pe ninsula. (3) The weak point cited in (3) may be compensated by the fact that the wave-length is considerably long.

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地図 Fig. 9. Showing the relationship between T(p) and A^2.
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地図 Fig. 10. Showing the azimuthal angle between cylindrical island and tsunami origin A.
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地図 Fig. 11. Variation of azimuthal wave pattern with wave-length of tsunamis. (1) Wave length λ=628 km (2) λ=628 km (plane wave) (3) λ=314 km (plane wave) (4) λ=314 km.
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formula(1)-(2)

5. The secondary distribution of the height of tsunamis; effect of coast topography, shape of bays, etc.

As described above, in cases of tsunamis generated by near earthquakes the tsunamis were classified into certain regions according to the wave-height, but in the case of the Chilean tsunami it is noticed that the boundaries of regions are ambiguous. It was described in the preceding paragraph that the difference between both cases can be elucidated tem- porarily by the difference in the manner of spread of waves, wave-length, and period in each tsunami. This is applicable to the relation between the local topography and tsunamis, and it is considered to be one of the reasons that on the difference between the proper period peculiar to the shape of bays and the period in the open sea in the case of each tsunami the above-mentioned relation between T(p) and A^2 is not in direct proportion. Concerning the predominant period of each tsunami, it is 20〜40 min in the Tonankai tsunami, 15〜35 min in the Nankaido tsunami, and 60 min in the Chilean tsunami. In order to solve the problem the tsunami- heights in coast topography and bays in several places and the reason of difference will be investigated.
(1) Smooth coast-line. Kinomoto-Shingu; cape of Irako-saki-Maisaka-cape of Omai-saki.
Both coast-lines are devoid of indentation and the topography of continental shelf is nearly in parallel with the coast-line. The continental shelf of the latter is much wider. It is considered that the concentration of tsunami arriving on such a coast to a special part does not occur as the wave-front is parallel to the coast-line as far as a fairly distant offing, and the increase of tsunami-height is due to only the difference of depth. Greens rule seems to be simply established. Hence, the tsunami-height in such a region ought to be extremely small as compared with other regions. In Table 4 such a region is shown as a (-) region.
(2) Rias coast. Kinomoto-Owase-Nagashimacape of Goza.
Exclusive of the Nankaido tsunami, in the two cases of the Tonankai tsunami and the Chilean tsunami the tsunami-height in this region, on the whole, was large. In particular the tsunami-height was remarkable in the region east of Owase (see Table 1). In the Tonankai tsunami the tsunami-height in this region seems to have been exceedingly large by reason of the multiplication of the fact that this region corresponds with a large :region of the primary distribution of tsunami and topographical effect. However, in the Chilean tsunami (+) and (-) regions were arranged irregularly. As understood by the above discussion, even if there were the effect of multiplication in this region, as in the case of the Tonankai tsunami, it would have been slight. Supposing that it is true, it is considered that the secondary distribution of tsunami-height determined by the topography of the region very near the coast-line had a powerful effect upon the irregular arrange- ment of (+) and (-) regions. Hence, the writers standpoint regarding a square of the inundation-height of tsunami as topographical vulnerability rate against tsunamis in a local zone will be approved. However, it is neces- sary to bear in mind that this rate of tsunami risk differs with the period of tsunamis arriv- ing in the region.
Cape of Daio-saki-Toba; In the case of the Tonankai tsunami the tsunami-height in Matoya Bay was exceedingly large, unlike the case of the Chilean tsunami. expression(1) (3) Wave-height in bays.
(a) Ise Bay and Mikawa Bay. The height of tsunamis caused by near earthquakes is in the order of from 0.5 to 1.0 m in both bays and these regions were (-) regions (from -2 to -1 m) in the cases of the above two tsunamis. Nevertheless, these regions were (+) (-) regions in the Chilean tsunami, and the value of wave-height was 1.69 m which is nearly the mean value. This is a great difference as compared with tsunamis generated by near earthquakes. In the Tonankai tsunami Ise Bay is in a position not directly attacked by the progressing tsunami, and in the case of the Chilean tsunami the direction of the bay is almost parallel with the propagating direction of tsunami waves. Judging from this, the difference between the cases of the two tsunamis may be reasonably regarded as a result of the difference of the primary distribution of tsunami-height. The reason why the tsunami-height in Mikawa Bay was of the same order as that in Ise Bay may be the connection of both bays with a wide channel. Assuming tentatively the tsunami-height at Irako-saki or Moro-saki (98 cm and 94 cm respectively) as the tsunami- height at the mouth of bay, the tsunami- height becomes 134 cm, 144 cm respectively at the head of the bay (Nagoya Harbor and Kiso-saki), that is, the tsunami-height of the west coast is larger by from 30 to 50 cm. In Ise Bay, generally speaking, the tsunami- height of the west coast is larger. In Ku- wana, Tsu and Chiyosaki the wave-height of 2 m was recorded, but the reason remains unsolved. Possibly the phases of the direct waves and the reflected waves are in harmony with each other and the two waves may have been doubled. However, this is impossible because the maximum wave arrived in the early period in each tsunami and the period is very long. In addition, there are about 10 tidegauge stations in both bays, and the time of the initial phase of tsunami seems to coincide, in general, with the time calculated with velocity SQR(gh).
(b) Lake Hamana. This Iake is connected with the open sea by a narrow outlet of the southern extremity. The Maisaka Tidegauge Station is situated near the outlet. In this lake there are 9 tidegauge stations, at 7 of which the Chilean tsunami was recorded. Judging from the wave-height which is 0.2 m in the lake and 1.10 m at Maisaka near the outlet, it is convincible how the secondary distribution of tsunami-height is affected by topographic features, that is, a rush of tsunami into the lake is obstructed by the narrow and shallow outlet of the lake. In the case of the Nankaido tsunami the tsunami-height has been reported to have been 1 m in the outside of a bay and 60 cm in the inside of the same bay. Comparing with the present case, the tsunami-height in the outside of the bay is nearly of the same order but that in the in- side of the bay is smaller by more than 40 cm. It is considered that the difference of period of both tsunamis gave rise to the dif- ference of effect causing vibrations in the bay.
(c) Ago Bay. In the cases of the Tonankai tsunamis, the Nankaido, and the Chilean the tsunami-height in the bay was 2 m, 1 m, and from 1.5 to 2.0 m respectively (Table 1). Only in the Chilean tsunami (+) and (-) regions were recognized and approximated to the mean value of the tsunami-height in this bay, that is, 1.69 m. In the cases of other two tsunamis this region was a (-) region. The value of 1 m in the Nankaido tsunami is recognizable from the position of tsunami origin, but the wave-height in the case of the Tonankai tsunami seems to be smaller than the value expected in the bay, even if only the primary distribution of tsunami- height is taken into account. Then, let us. consider the next case.
(d) Gokasho Bay. The tsunami-height in this bay was from 3 to 3.5 m in the Tonankai tsunami, from 1 to 2 m in the case of the Nankaido tsunami, and from 1.7 to 3.5 m in the Chilean tsunami. The value is larger without exception as compared with those obtained in Ago Bay. The shape and direc- tion of the two bays are as follows:
Shape of Bay Direction of Bay
Gokasho Bay U-shape SW
Ago Bay ( narrow-mouth wide-head type ) WSW-W
A narrow mouth is a characteristic commom to both bays, but, concerning the direction, Gokasho Bay is in parallel to the propagating: direction of tsunami wave in case of any tsunami, and Ago Bay is nearly at right angles to the propagating direction of tsunami wave. From the direction toward which Ago Bay opens it may be understood that the tsunami- height is larger in Gokasho Bay. Though. trustworthy data on ancient tsunamis are scarce, in Funakoshi the side facing the open sea and the side facing Ago Bay are different by 20 to 60 cm in the tsunami-height in any tsunami, and it is noticed that the tsunami- height is larger in the inner side of the bay. (e) Owase Bay. As described in many historical materials, this bay is a notorious place where great damage due to tsunamis was frequently repeated like the Sanriku district. In the Tonankai and Chilean tsunamis the height in the bay was large. The cause of the remarkable height of the former tsunami was the position of the bay which is very near the origin of tsunami. However, the height of tsunami, locally from 8 to 10 m, was due to the powerful secondary effect. In Sugari Bay (length: about 5 km), an indentation of Owase Bay, the tsunami-height was measured in detail. The result disclosed that the tsunami- height was 2.2 m at the mouth of bay and. from 2.5 to 2.7 m at the head of bay. This is a good example that a difference of as much as 50 cm is caused even in such a small area (see our report1)).
The features of the distribution of tsunamiheight in various topography were described above, but, besides these, there are not a few features worthy of special mention. That is, the tsunami-height in the region between Owase and Goza was considerably large in the cases of the Tonankai tsunami and the Chilean tsunami. This feature can be eluci- dated by the examples cited above. In con- nection with this feature, the relation between the shape of coast line viewed as general features of this region and the distribution of isobathyc lines must be noticed. The coast line in this region, topographically speaking, is concave on the whole and the isobathyc lines are arranged, in general, in accordance with the coast line. That is, a deep zone extends at a right angle in this region. In such a feature the energy of tsunami is liable to be accumulated as compared with
straight or convex coasts. In the Tonankai tsunami the origin of which was on the extension of the above deep zone, it is possible that when the tsunami propagates it selects the deep zone. In other words, there is a tendency that the deep zone promotes the primary distribution of tsunami-height. This is regarded as a factor of the large tsunami-height in the region between Owase and Goza.
The value of 2 to 3 m was recorded in the Tomita-Shirahama area near Wakayama on the west coast of the Kii Peninsula. This is a characteristic vastly different from the Tonankai tsunami. In the Uragami area a difference in tsunami-height of as much as more than 1 m was found in the mouth and head of the bay. This is also a remarkable case.

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Table 4. Tsunami-height at smooth coast.
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expression(1)

6. Arrival time of the maximum wave and period.

(a) As have been known, in field work, generally speaking, there is a tendency that the wave number of the maximum wave is determined too late, and sometimes the maximum sea-level that was reported does not always mean the maximum amplitude of the tsunami waves. In this paper, making use of about 20 mareograms recorded in the Kinki and Tokai districts, the number of the maximum amplitude was read. The result is shown in the right side of Table 2. In the case of the Chilean tsunami the number of waves of the maximum amplitude was largest in the second and third waves and next come from the fourth to the sixth wave. It is interesting that the tsunami-height is divided into two groups, that is, one group in which the second and third waves show distinctly the waves of the maximum ampli- tude as seen in the mareograms recorded at the tidegauge stations situated in the two bays of Ise and Mikawa like Toyohashi, Katanohara, and Nagoya, and the other group in which several waves have the equal amplitude like the second to the fifth and the second the eighth wave as seen in the records of Irako, Matoya, Komatsujima, and Kochi. In the latter, taking the wave number cited before, the second or third wave is the maximum (here, as the wave as shown in Fig. 3 is taken as the first wave, in the ordinary enumeration the first wave corresponds with the third or fourth wave.) On the other hand, according to the report of the Tonankai or Nankaido tsunami, the second or the third wave is the maximum in both cases. This is very different from the present case. In any case the waves of the maximum amplitude are considered the direct waves
(b) Period. The period of the Chilean tsunami is remarkably long as compared with tsunamis generated by near earthquakes (from Table 2 and Fig .6). Hence, the wave- length of the tsunami is long. Assuming T =60 min and the depth 2000 m, the wave-length is in the order of 500 km. It is con- sidered that this magnitude is correlated tothe magnitude12)13) of the hypocentral region and it is related to the magnitude of theearthquake that generated the tsunami. The depth of the sea at the epicenters of earthquakes under consideration were from 2000 to 3000 m. From the resemblance it is inferred that the difference of the period of the tsunamis can be regarded to be due to the magnitude of the earthquakes. It is an interesting problem to take a spectrum from each mareogram and to inquire in detail into the relation between the spectrum and the coast topography in the vicinity of the tidegauge station. However, attention must be paid to the predominant period of 20min in the mareogarm recorded in Owase and the cape of Shiono-misaki.
(c) Others. In the cases of the Tonankai and the Nankaido tsunamis crustal movements of as much as 1 m occurred in the Kii Peninsula and Shikoku. The effect of the crustal movements on the height of the tsunamis cannot be overlooked. As a matter of course, this is out of the question in the case of the Chilean tsunami. Besides, in the case of the Nankaido tsunami, taking account of (1) slow velocity and (2) low tsunami-height as compared with the magnitude of earthquake, some scientists maintain that, in most places, it is not impossible to consider that the waves generated at the wave origin went ashore before the waves change completely from the phase to the progressive waves. If this view is correct, this is a characteristic of tsunamiscaused by near earthquakes. In the case of the Chilean tsunami a velocity of from 8 to 10 knots was observed.

7. Conculusion

Various characters of the three tsunamis were discussed. Though it is not reasonable to attempt a general discussion, limiting the extent to the Kinki and Tokai districts, on a tsunami of extraordinary magnitude like the Chilean tsunami, so far as this region is concerned, the primary distribution of height of tsunami is almost constant throughout the: region and the secondary distribution of height of tsunami is considered an important factor. That is, it is considered that the effect of local topography near the coast on the distribu- tion of tsunami-height is considered to be: larger. This is considered mainly to be due. to the following causes: (1) The tsunami being generated by a distant earthquke, the. propagating direction of tsunami wave is, almost parallel to the direction of the bay; i. e., the wave front is almost parallel to the isobathyc lines. (2) The wave-length of tsunami is exceedingly long (that is, the period is long). On the other hand, in the case of a tsunami caused by a near earthquake the distribution of tsunami-height is regarded generally to be determined as a result of multiplication of the primary and secondary effects. However, in this case also it is supposed that the features are considerably different when the period of tsunami is exceedingly large.

Appendix

The displacement of tsunami at any point (r, θ) is given by formula (1)
where
formula (2)
in which φ is the velocity potential, h the water depth, b the radius of the island, a the distance from the origin of a tsunami to the island (Fig. 10), and p the angular frequency. (2) can be obtained from the equations of continuity and free surface and boundary conditions, as usual. Addition to this, we used here the Hankel transformation with respect to R. Then, (1) can be written as formula (3) Thus we get at the boundary r=b
formula (4)
formula (5)
formula (6)

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formula(1)--(3)
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formula(4)--(6)

References

1. Chilean Tsunami Survey Group, Preliminary survey report on the Chilean tsunami of May 24, 1960 (in Japanese) 1-870, (1960).
2. Central Meteorological Observatory, Reports on the Tonankai earthquake (in Japanese). Special Publication (1945).
3. Central Meteorlogical Observatory, Report on the great Nankaido earthquakes (in Japanese), Special Publication (1947).
4. NAGOYA Meteorological Observatory, Report on the Tonankai and Nankaido earthquakes (in Japanese, unpublished).
5. S. OMOTE: The tsunami, the earthquake sea waves, that accompanied the great earthquake of Dec. 7, 1944 (in Japanese): Bull. Earthq. Res. Inst. 24, 31.51 (1946).
6. S. OMOTE: On the central area of seismic sea waves. Bull. Earthq. Res. Inst. 25, 15-19 (1947).
7. R. TAKAHASHI: An estimate of future Tsunami damage along the Pacific coast of Japan. Bull. Earthq. Res. Inst., 29, 71-95 (1951).
8. N. MIYABE: An investigation of the Sanriku Tsunami based on mareogram data. Bull. Earthq. Res. Inst. Suppl. 1., 112-126 (1934).
9. Y. SATO: Analysis of dispersed surface waves by means of Fourier transform I. Bull. Earthq. Res. Inst. 33, 33-48 (1955).
10. H. WATANABE: Studies on the Tsunamis on the Pacific. coast of northern Japan. Geophys.Mag. 27, 61-75 (1956).
11. S. HOMMA: On the behaviour of seismic sea waves around a circular Island. Geophys, Mag. 21, 199-208 (1950).
12. K. IIDA: Earthquakes accompanied by tsunamis occurring under the sea off the Islands of Japan. J. Earth Sciences, Nagoya Univ., 4, 1-43 (1956).
13. K. IIDA: Magnitude and energy of earthquakes accompanied by tsunami, and tsunami energy: J. Earth Sciences, Nagoya Univ., 6, 101-112 (1958).

Secondary Undulations in Miyako Bay accompanied

要約

宮古測候所の検潮儀の記録および,気象研究所の宇野木氏,気象研修所の土屋氏の踏査報告を資料として1960年5月24日のチリ津波によって誘発された宮古湾の副振動を調べてみた。宮古湾は比較的よく矩形の湾で近似でき,湾口も外洋に向って極端に開いていないので,古典的な考察が適用できる。その結果節が湾口付近と湾奥から約3km程度のあたりに存するような副振動が起きたらしい。周期は二十数分でMerianの公式でよく近似できる。湾奥付近を細かく検討すると湾の巾方向の振動もあったらしい。このほうは周期十数分である。なお,宇野木,土屋両氏の念入りな調査に対し敬意を表する。

1. Seiches in Miyako bay

As shown in Fig. 1, Miyako bay in Iwate Prefecture can be nearly represented by a rectangular basin with length of about 10 km and width about 2 km, its mean depth being 15 m, and the bay opens towards north-east.
If seiches having n nodal lines perpendicular to the axis of the bay develop, the period T is represented by the wellknown Merians formula;
T=4L/n*SQR(gh), where L is the length of a basin and h the depth. For L=10 km, h=15 km T becomes 55/n minutes. When n=1, a nodal line exists at the entrance of the bay, i. e. A1B1 in Fig. 1, and the period of the oscillation becomes 55 minutes, for n=2, the second nodal line exists about 3.3 km from the end of the bay, i. e. A2B2 in Fig. 1 and the period becomes 27.5 minutes.
Actual period of secondary undulation observed in Miyako bay is 44-52 min. for basic oscillation and 20-27 min. for oscillation having two nodal lines. For example, during December 1959, remarkable undulations as shown in Table 1 were observed.
Origin of these oscillations has not been clearly found but those occurred on 9d, 16d- 17d, and 20d are considered to be excited by pass of a cold front. On the same days remarkable oscillations also were observed in Hachinoe bay.

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Table 1. Secondary undulations in Miyako bay, Dec. 1959.
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地図 Fig. 1. Miyako Bay.

2. Seiches accompanied by Chide Tsunami

When the Chile tsunamis invaded in Miyako bay, a tide gauge installed at Miyako harbour (point 1 in Fig. 1) recorded oscillations having twenty few minutes period (Fig. 2). Off Miyako bay we have no information about tsunamis but a tsunami recorder installed at Miyagi Enoshima (small island about 10 km off the entrance of the Onagawa bay, Miyagi prefecture) supplies only one important information about the behaviour of the tsunamis not affected by a bay. Off Miyako bay the behaviour of the tsunamis seems to resemble that off Onagawa bay, but the time of the arrivals of tsunamis at the entrance seems to be several ten minutes earlier than at Enoshima.
Let us examine two records shown in Fig. 2. The first three elevations before 0400,* followed the huge depression have same behaviour in each record (mean period is about 23 minutes, only Miyakos third elevation has large amplitude).
The fourth elevation which is maximum, recorded at 0420, invaded in the interior of the bay passing Takahama at about 0500 (wave height is about 4.6 m above T. P.), Akamae at about 0500 (wave height is 4.9 m) and following waves invaded with 20-30 minutes period. Miyakos tide gauge recorded waves of mean period about 24 minutes during 0430 to 0800, on the other hand Enoshimas recorded only elavations of long period (about one hour).
These facts suggest the existence of secondary undulations having period of twenty few minutes in Miyako bay, and calculated period by the Merians formula almost coincides with the observed one. The nodal lines were assumed to locate at the entrance of the bay and along A2B2 line in Fig. 1. According to the visual observations per- formed by inhavitans at Shirahama and Kanbayashi, only 6 remakable waves were counted, on the other hand at Takahama about 10, that is to say, oscillations were not so conspicuous on the line connecting the point 2 and the point 6 as inner part of the bay.
We can also take notice to the similar phenomena after 0800.
It is clearly noticed that soon after the direct invasion of elevation or depression from open sea, secondary undulations are excited in the bay, and then they are overlapped by new waves coming from open sea. Miyako bay is well modelled by a rectangular basin, therefore above simple consideration is valid but complexity of the form and the bottom topography of a bay make the problem more difficult. Friction, correction for the opening of a basin, and even the effect of earths rotation must be taken into account.
According to visual observations performed at Takahama, waves which invaded in the bay along the southern coast arrived at the innermost end then turned along the northern coast to ーthe entrance. Alternate ascendings of the sea surface along both sides of the coast were also observed. These phenomena might be caused by transverse oscillations superposed on the above discussed longitudinal oscillations.
Period of the combined oscillations such as those is given by following formula; formula(1), where a is length and b is breadth of a rec- tangular bay, m and n are integers. When m=2 and n=1, T is about 13 minutes for Miyako bay, assuming h=10 m, a=10 km and b=2 km. Observed periods of undulations were 10 to 15 minutes at Kanahama near the end of the bay which coincides with above computation.

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地図 Fig. 2. Records of tide gauge at Miyako and Tsunami recorder ERI-III at Miyagi Enoshima.
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formula(1)

On the Change of Amplitude of Chilean Tsunami in Sakai Channel

1. Introduction

Chilean Tsunami, which attacked our country in May 1960, propagated into the Japan Sea. It had rather small amplitude in this area in comparison with the Pacific coast of Japan, and scarcely gave damage there. The Japan Sea is connected with the Okhotsk Sea and the Pacific Ocean through four narrow straits, where the tidal range is so small as one tenth of that along the Pacific coast of Japan, and the amplitude of the oscillation caused by Chilean Tsunami was also of the same order of magnitude at some places. Therefore, it has some meaning to investigate the behaviour of this tsunami along the Japan Sea, especially at places where resonance effect is expected.
Nakaumi lies in the north west part of Japan and is 102 km^2 in area and 4.6 m in mean water depth. From the north western part of it Sakai Channel, 7.5 km in length, 300-500 m in breadth and 4.5-8 min depth, runs eastward emptying into Miho Bay of the Japan Sea (Fig. 1).
For the last several years various investigations were done in this area. For example, with respect to the water level, eleven tide stations were established and the tidal curves have been obtained every day.
A reclamation work in Nakaumi is now under project and there is a plan to close Nakaumi near the mouth of Sakai Channel for making its water fresh by the inflow of rivers into it. Prior to start this work a model experiment had been carried out these years to clarify what change of the behaviour of the oscillation of long period may take place in the channel by this work. In this connection, the behaviour of Chilean Tsunami in Sakai Channel was specially studied in this paper.

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地図 Fig. 1. Sakai Channel.

2. Water level in Sakai Channel

The monthly mean sea levels in this sea area are lowest in February and March, and highest in July and August, and the difference between the highest and lowest is 35-40 cm, which is almost constant everywhere. The tidal constituents are that K1=3.7 cm, O1=3.5cm, S2=3.5 cm, and M2=1.1 cm at Sakai Tide Station. These values at each station are shown in Fig. 2 in the ratio to Mihonoseki.As shown in this figure the amplitudes of both diurnal and semidiurnal tide decrease towards the inner part of the channel and they are reduced to 70% and 50% respectively at Moriyama the inner most station. Besides the tide, a number of rather long period oscillations in comparison with the wind wave and swell are observed at every station, and the period of them is distributed in wide range. The frequency distribution of these oscillations at Mihonoseki in 1957 is shown in Fig. 3. In this figure the oscillation of the period of 75 minutes appears most frequently. From the the data during the summer when the mean sea level is higher, an oscillation of the period of obout 130 minutes are evident at every stations. These data in July, 1957, at each station in Sakai Channel were analized, and it was clarified that the amplitude of this oscillation was reduced to about 30% at Moriyama, and in Nakaumi it could not be identified.
The water levels during Chilean tsunami on day 24 and 25 in 1960 at each station are shown in Fig. 4. The period and amplitude relation of these oscillations was analized and the result is shown in Fig. 5 as the periodgram. This figure shows the relation between the amplitude and the period at each station. The oscillations of 60, 75, and 130 minutes dominates at Mihonoseki, while those of 20- 40 minutes dominates in the coast of Pacific Ocean. In this case 75 minutes oscillation, which gives the maximum value in frequency distribution shown in Fig. 3, and the 130 minutes oscillation which appears in July, 1957, dominate again. They may be probablycharacterestic periods of Miho Bay or more broad area i.e., continental shelf, and it is considered that these oscillations were caused by Chilean Tsunami. The 45 minutes oscillation dominates in the channel. Fig. 6 is prepared in order to show more clearly the behaviour of Chilean Tsunami in this channel. The ordinate of this figure is the ratio of amplitude at each station to Mihonoseki. The reason why the: 45 minutes oscillation dominates in the channel is considered like that this period coincides with the characteristic period of the channel itself and resonance effect occured. When the friction is neglected, the charcteristic period of a channel opened at both ends is. given by T。=2L/SQR(gh) where L is the length of the channel, g is the acceleration of gravity, and h is the water depth. In the case of Sakai Channel, L=7.5 km and h=5.7 m (average value), so, To is about 33 minutes. The real characteristic period of Sakai Channel, 45 minutes, is longer a little than this. period. It is considered that the energy dissipation at the ends of the channel and the complexity of the form of the chapel. lengthen the period.

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地図 Fig. 2. Tidal constituent in Sakai Channel.
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地図 Fig. 3. Frequency distribution of long periods oscillation at Mihonoseki Tide Station.
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地図 Fig. 4. Water level in Sakai Channel on May 24 and 25, 1960.
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地図 Fig. 5. Periodgram of Chilean Tsunami in Sakai Channel.
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地図 Fig. 6. Ratio of amplitude of Chilean Tsunami in Sakai Channel.

3. Hydraulic model experiment

A hydraulic model experiment on the oscillation of water level in Sakai Channel was, carried out these several years at Hydraulic Laboratory of Disaster Prevention Research. Institute, Kyoto University.
1. Similitude
The most important problem in the hydraulic model experiment is the dynamical similitude between the prototype and the model. Since it is theoretically impossible to simulate in every detail, the term similitude is used in the sense that particular relations. hold between the prototype and the model. Only in such case the hydraulic model experiment has meaning.
With respect to the oscillations of long period such as the tsunami and the tide, as. the current is dominant in horizontal direction, the vertical velocity may be neglected. Hence, if the mean velocities in horizontal directions are shown by U and V, the equations of U and V are given byequation (1), equation (2) where x and y are coordinates for space and t for time, ζ is the displacement of the water surface in the vertical direction, h is the water depth, C is the drag coefficient, and s is the coefficient nearly equal to unity, which is decided by the vertical distribution of the velocity. In shallow water as now under consideration, the force due to density distribution can be neglected because it will be smaller than any other term of equations (1) and (2). Coriolis force and wind stress are also neglected.
For the establishment of the dynamical similitude, it is needed that the ratio of each term of equations for the prototype and the model must be equal to each other. If the magnitudes for the prototype and the model are indicated by subscripts p and m respectively, and the ratio of them by r, and assuming s_r=1, we obtain equation ( 3 ), equation ( 4 ), equation ( 5 ), These equations require xr=yr, and Ur=Vr. In general ζr=hr, so that the condition of dynamical similitude are obtained as follows, equation ( 6 ), equation ( 7 )
Equation (6) provides the relation between the time and space scales. It is nothing but the Froude number condition. Equation (7) provides the drag coefficient condition. When the drag coefficient of the model differs from that of the prototype, this requires that the vertical scale differs from horizontal one, that is, the model must be distorted. The equation of continuity is not influenced because of the uniformity of density.
When both frictional coefficient of the prototype Cp and that of the model Cm are known, the ratio of the horizontal scale xr to the vertical scale hr is determined by the equation (7) and if one of these is decided the others are determined by both equations (6) and (7).
Generally the frictional coefficient is the function of the Reynolds number. In the prototype, however, since the scale of the motion is very large and the flow belongs to complete turbulent regime, it is considered that Cp must be constant. If the regime of flow in the model is the same with the prototype, the condition of similitude would be rather simple, but such cases can be scarcely expected. The real flow in the model belongs to the transient regime, between laminar and turbulent, so that the coefficient changes usually in wide range. For this reason, it is impossible that the similitude always and everywhere hold in the strict sense, so that we may be satisfied by making hold the similitude about mean values. For this purpose, it may be convenient to introduce a constant frictional coefficient (Cm) at a characteristic Reynolds number.
In the case of Sakai Channel, Mannings roughness coefficient is given as the frictional coefficient of the prototype. Therefore the equation (7) is written with use of n as follows, equation ( 8 ), For the prototype, np=0.022 was given. The horizontal scale is decided as xr=500 considering both the area of the prototype and that of the model. However since nm is unknown, the vertical scale can not be determined. For this purpose, a preliminay experiment was carried to determine it. Then, it was clarified that the roughness coefficient of the model changes in wide range due to the Reynolds number and the mode of damping of semi-diurnal tide and 130 minutes oscillation is similar to the prototype when the vertical scale is that hr=125. When xr =500 and hr=125, nm=0.0196 is obtained by the equation (8). This value of nm is that required as the roughness coefficient of the model in which the dynamical similitude holds good. Then it is considered that. since when this value of n is realized the phenomena in the model are similar to the prototype, the Reynolds number which provides such value of n is defined as the chracteristic Reynolds number in the model.
In order to obtain such Reynolds number, the oscillations of various amplitude were examined, and only the values obtained when such Reynolds number realized were picked out as the ultimate result satisfying the condition of similitude.
2. Facilities for the experiment
The facilities consist of a model basin, tide generator, a river flow feeder, two automatic control system, and a measuring system.
The basin is made of concrete and is 20-25 m in breadth and is 35 m in length. The model was constructed in this basin, (Fig. 7), side wall and bottom topography of which are made of concrete block and mortar respectively (Photo 1). The horizontal scale was 500 and vertical one was 125. The tide generator is of pneumatic type and consists of an air chamber, a roots blower, and a control valve. The air chamber which is also made of concrete, is 20 m in breadth, and 2 m in length, and 2 m in height, and water communicates through the gap beneath the front wall. When the pressure in the air chamber is decreased by sucking the air with the blower in the control room, the water level in the chamber rises, while, when the air flow into the chamber, the level falls, and the water in the chamber flows out into the basin. Controlling the volume of air flowing into the chamber by automatic controller, any optional wave can be obtained.
The water level was measured by the electric resistance type wave meter at six point, i. e., (丸)1-(丸)6 in Fig. 7, and the velocity of flow in the channel by the moment type current meter, and they were recorded by ink-writing oscilloraphes.
3. Experimental procedure and result
In the first place, the roughness coefficient of the model channel was examined in the case of steady flow by circulating the water through the channel with the use of river flow feeder. After that it was clarified that the coefficient changed due to the Reynolds number, and the theortically required coefficient (n右下m=0.0196) is attained when Reynolds number is between 3 x 10^4 and 4 x 10^4.
Then the similitude was examined by comparing with the prototype. Since both the semi-diurnal tide and the 130 minutes oscillation were provided in Miho Bay the mode of damping in the model was compared with that of the prototype and it was confirmed that the similitude holds when such Reynolds number as stated above was realized. Therefore the experimental data were all arranged from this point of view. And then the frequency response of this area was examined under several geographical configuration by providing the oscillations of various periods. The result is stated in the following article.

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地図 Fig. 7. Model of Sakai Channel.
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写真 Photo 1. Model of Sakai Channel.
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equation(1)-(8)

4. Frequency response

It is considered that a system composed of a channel and a reservoir has three characteristic periods. One is that of the channel itself, that is, the period of the basic oscillation having the nodes at both ends. Another is that of reservoir itself, which is practically composed of various periods due to the form of it. The last one is that of the whole system, which is determined by the dimensions of the channel and the reservoir as same as the preceding two.
The experimental frequency response in the present state is shown in Fig. 8 in which the abscissa is the period and the ordinate is the ratio of amplitude at each location to that at Mihonoseki. The minimum of each curve is caused by the finiteness of the area of Nakaumi. And the increase of the ratio in the left hand side of this figure may show the resonance effect in the channel. Since the time scale of this experiment is gives as t右下r=44.7 by the equation (6), the period of 1, 1.5, 2, and 3 minutes are involved in the periodgram of Chilean Tsunami. The values of model experiment are shown in Fig. 6 by circular mark. From this it is found that the experimental value shows considerably good agreement with the prototype of Chilean Tsunami.
When the Nakaumi was closed near the mouth of the channel as under planning, Fig. 9 was obtained as the frequency response for this case. Since it has been clarified that the oscillation, the period of which is longer than 8 minutes, changes hardly after the channel was closed, the experiment for such oscillation was omitted. From this figure it is found that the maxima appear at 3 minutes. This considered as the characteristic period of the whole system.
When the channel is dredged under the above condition, the frequency response turns into that as shown in Fig. 10. From this figure it is found that the maxima appear at 2 minutes and the maximum values of the amplitude become very large. From these results it is clear that after the completion of the whole plan such a tsunami as Chilean Tsunami will have a considerably large amplitude in Sakai Channel.

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地図 Fig. 8. Experimental frequency response. Model, Sakai Channel and Nakaumi are both in present state.
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地図 Fig. 9. Experimental frequency response. Model, Sakai Channel is present state and Nakaumi has the area under planning.
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地図 Fig. 10. Experimental frequency response. Model, Sakai Channel is dredged and Nakaumi has the area under planning.

5. Conclusion

The oscillation character of an inlet, which is composed of a channel and a reservoir as Sakai Channel, changes largely due to the dimension of the reservoir. Therefore, if such a tsunami as Chilean Tsunami occurs after completion of reclamation work in Nakaumi, its behaviour in the channel must differ from that in the present state and will considerably increase its amplitede in the channel.
The hydraulic model experiment like the present one is a very useful way to approach such kind of problem as the behaviour of the oscillation of long period in the sea area of limited dimension, having special mode of frequency response.
The author wishes to thank Prof. Shoitiro Hayami, Geophysical Institute, Kyoto University, for his kind guidance,
Nakaumi Reclamation Research Office, Shimane Prefecture offered many kinds of data for the prototype including the records of Chilean Tsunami. The author is much obliged to the member of the office.

Tsunami Phenomena in the Light of Engineering View-point

Table of Contents

1. Introduction
2. Fundamental Characteristics of a Tsunami
3. Disasters Due to a Tsunami
4. Counter-tsunami Measures
5. Concluding Remarks
6. References

1. Introduction

At the dawn of May 24, 1960, J.S.T., the Pacific coasts of Japan were overwelmed by sneaking waves of a tsunami which was not preceded by an earthquake tremor as had been the case with most of the previous in Japan. The peculiarities of this tsunami upset the conventional notion in Japan that the source of a tsunami is an earthquake having the epicenter in the circum-Pacific seismic zone lying close to the Japan Islands, also giving rise to numerous problems whose nature was all but unprecedented.
The author participated in an investigation party which had been organized immediately after the disaster due to the Chilean earthquake tsunami in May, 1960, carrying out a fact-finding tour along the northeastern (Sanriku) coast of Japan.(1) He also traveled in Chile in October, 1960, in an effort to make a probe into the tsunami disasters as well as the data on the tsunami behavior in the vicinity of the epicenter.(2)
This paper will outline primarily the fundamental characteristics of the 1960 tsunami in comparison with the Sanriku tsunami in 1896 and 1933 which were generated at closer epicenters. The paper will then proceed to introduce the types of damages caused by the 1960 tsunami in comparison with the previous experiences. A critical discussion will be presented concerning our practices in counter-tsunami measures, followed by a review on the general problems underlying the tsunami preventive works which have been actually applied in Japan since the latest tsunami disasters in May, 1960.

2. Fundamental Characteristics of a Tsunami

Frequency of Occurrences Figure 1 shows the epicenters and magnitudes of 343 great earthquakes which have been classified by H. Kawassmi from the records of the past 1,350 year.(3) Some of them, including the Sanriku tsunamis in 1896 and 1933, were generated by the earthquakes having the epicenters lying very close to the coasts, as shown in Table 1, while the Chilean earthquake tsunami in 1960 represents an exceptional case because of the tremendous distance of the epicenter, which is reported to lie in the vicinity of Valdivia, Chile, just the opposite end of the earth.
In the Sanriku coasts of Japan, we find a number of tsunami monuments bearing the warning: Expect a tsunami if you feel an earthquake. However, the Chilean earthquake tsunami was a revealing experience and gave an important lesson to the Japanese people that such a distant-born tsunami could retain enough power to deal serious damages on the coasts of Japan, awakening them to the necessity of keeping vigil toward the whole circum-Pacific areas in search of a prompt information on a great earthquake or a tsunami. From a careful study of provincial histories, S. Ninomiya discovered at least 10 tsunamis which had arrived from South and Central America, causing damages along the Sanriku coasts during the past 380 years(4); of which 6 were generated in Chile, 3 in Peru, and 1 in Mexico. It must be noted that most of such distantborn tsunamis could be traced back to the ocean bed near Chile.
Table 2 shows three cases of tsunami recorded at several tide-gauge stations in Chile, including the Aleutian earthquake tsunami in 1946, the Kamchatka earthquake tsunami in 1952 and the Aleutian earthquake tsunami in 1957. In Hawaii, there were 41 tsunamis during the period of 141 years between 1819 and 1960, mostly consisting of distant-epicenter tsunamis except for two cases in 1868 and 1872. (Table 3) Almost every tsunami which was generated near the water along the circum Pacific zone, namely Japan, Chile, Kamchatka, Aleutian, etc., seems to have haunted these islands lying in the midst of the PacificOcean. Accounting for the greatest disasters in the past 30 years were the Aleutian earthquake tsunami in 1946 and the Chilean earthquake tsunami in 1960. (5,6,7,8,9)
It follows from the instances thus far presented that the effect of a distant-epicenter tsunami must not be ignored as a significant menace, even though the frequency of occurrence of a nearby-epicenter tsunami is usually greater than that of a distant-epicenter tsunami in Japan and Chile. Hence, an appropriate warning system is becoming an essential aspect of the counter-tsunami measures.
Characteristics of Tsunami Substantial questions remain yet to be answered as to the fundamental characteristics of a tsunami, namely generating mechanism, propagation pattern and influences of topographical settings. Although the characteristics of a distant-epicenter tsunami resemble those of a nearby-epicenter tsunami in many respects, the following pequlialities should be noted.
(1) While the propagation time of a nearby epicenter tsunami is usually 20 to 30 minutes after the shock, a distant-epicenter tsunami takes several hours or even a day to reach the coast.
( 2 ) A tsunami wave consists of a band of spectra distributed on both sides of the predominant, or optimum, period. A nearby-epicenter tsunami will contain roughly the entire spectral elements, while the distant epicenter tsunami may have a skewed band with a larger optimum period because the short-period elements will be dissipated in the course of propagation over a long distance. According to the result of a Fourier analysis of many records obtained for different earthquake conditions in Japan by the Earthquake Research Institute, University of Tokyo, the predominant period of a tsunami seems also to be related with the magnitude of earthquake M; the larger the value of M, the larger the predominant period.
Secondary Undulation in a Bay It is important to refer to the relationship between the tsunami period and, its behaviors in a bay. Each bay has its own characteristic period of a secondary undulation depending upon the size and depth of the bay topographies. It is reported that when the period of a tsunami exceeds that of the secondary undulation, the height of the invading wave generally tends to attenuate as it advances toward the recess of the bay, while in the contrary case the wave height increases as it advances toward a shallow water. The pattern mentioned above has been largely verified by many instances observed during the Chilean earthquake tsunami in 1960. For instance, the tsunami in 1960 was presumably of the period of approximately 60 minutes at the fringe of the continental terrace off the Japan Islands, while the periods of the previous Sanriku tsunamis in 1896 and 1933 were approximately 12 minutes. Such discrepancy was largely responsible for the differen tpatterns of heaving motion of the bay water, as shown in Figures 2, 3, and 4. Figure 2 shows a comparison of the maximum water level at the Sanriku coasts due to the tsunamis in 1896, 1933 and 1960, measured above the Tokyo-Post datum (approximately equivalent to M.S.L.). Figure 3 is a comparison of the innudated area and the level of the tsunami height over T.P. in the Ofunato bay in 1933 and 1960, respectively, while Figure 4 shows a variation of the tsunami height between the entrance to the recess along the coast of the Ofunato bay,(10) where the period of secondary undulation amounts to 40 to 50 minutes. On the other hand, the situation was completely reversed at several other locations; at Taro, Ryori and Yoshihama, where the period of a secondary undulation ranges between 15 to 20 minutes, the tsunami height in 1960 was rather small, causing incredibly little damage as compared to the damages which occurred in 1896 and 1933. The result discussed above is also definitely verified by the relationship shown in Figure 5.(11)

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地図 Fig. 1. Distribution of epicenters and magnitudes of great earthquakes (after H. Kawasumi).
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地図 Table 1. Chronological list of tsunamis
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Table 2 (A). Chronological list of tsunamis in Chile. Nearby-spicenter tsunamis.
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Table 2 (B). Chronological list of tsunamis in Chile. Distant-epicenter tsunami.
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Table 3. Chronological list of tsunamis in Hawaii. (after The Hilo Tribune-Herald, Ltd.)
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地図 Fig. 2. Comparison of maximum water levels due to tsunamis in 1896, 1933 and 1960, above the Tokyo-Post Datum along the Sanriku Coasts.
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地図 Fig. 3 (a). Inundated area and highest level over T. P. (m) in Ofunato Bay in 1933.
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地図 Fig. 3 (b). Inundated area and highest level over T. P. (m) in Ofunato Bay in 1960.

3. Disasters Due To a Tsunami

Inundation The extent of inundation depends strictly upon the magnitude of a tsunami as well as the topography of the coastal area. Another point which must be mentioned is, as already stated in the previous chapter, the relationship between the period of a tsunami and that of the secondary undulation of a bay which is a function of the shape, size and depth of the bay. Against a long-period tsunami which will cause a gentle rise of the water level near the coast, it suffices to consider the effect of a hydrostatic pressure only, though in many cases consideration must be made for protection of important installations and properties against inundation.
Scouring by Currents During the latest tsunami in 1960, a fairly strong current developed at several places such as inside a bay and at a river mouth. It will be rather helpful understanding such phenomena to cite here some examples of observation at the scenes.
(1) According to H. Kanno, Port Development Office at Hachinoe, a dredger was torn from a lightly moored position and carried out of the harbor basin at a velocity of approximately 10 knots by a stream which took place inside the harbor during the reflux of the tsunami,
( 2 ) A current which took place at the breakwater gap of the Miyako port during the flux of the tsunami, was so swift that a fisherman barely succeeded in traversing the current in a boat equipped with a 20 HP diesel engine at the top speed of 8 knots. He estimates that the current velocity was approximately 5 knots. It was also observed at Miyako and Shizukawa that the drifting timbers floated at an amazing speed toward the lengthwise direction, and that the current was so violent that it looked as if a sizzling river had suddenly emerged in the midst of the still basin. A similar story was reported at the bay of Corral in Chile.
( 3 ) The tsunami took on a bore-shaped pattern at the river mouth port of Ishinomaki, as it advanced upstream pushing drifting boats along the wave front. (Plate 1)
Though variable with topographical and many other factors, a current caused by a tsunami is often reported to attain a velocity of 1 to 3 m/s. There is a frequent story that the reflux was even more violent than the flux.
Failure of various coastal structures ocurred in many places due primarily to scouring of the foundation by the receding water during the reflux and secondary to subsequent increase of earth pressure against a retaining structure owing to loosening of the bond between the backfilling concrete and soils. The patterns of failure varied in minor details according to the level and period of inundation, height of structure, drainage conditions of the inundated area, direction and pattern of the receding water.
Plate 2 shows the failure of a post of the Mangoku bridge, located between Ishinomaki and the Ojika peninsula. The bed near the second post from the right side had been inadequately remedied after the severe scouring due to the Kamchatka earthquake tsunami in 1952. During the tsunami of 1960 a boat capsized and sank here, intensifying the velocity of the flux current and scouring the bed of the post, which slumped by 0.95 m in about 30 hours.
Plate 3 shows the failure of a highway revetment, located near Hadenya of the Shizukawa bay, which had been flooded by 1.49 to by a surge sent in with the tsunami. The revetment toppled toward the sea due apparently to action of the receding flood. There is also an evidence which demonstrates the effect of inflowing currents. A sea wall shown in Plate 4 is located in Ozuchi, aligned in parallel to the shoreline and standing about 3.20 m T. P. Judging from the overtopping level amounting merely to 0.5m, which has been read off from the trace level 3.70 m T.P. left on the house nearby, the inundation period must have been short, and hence the failing procedure of the landward slope less severe. A possible explanation is that, as the overflowing water began to gnaw at the landward slope of the wall, toe flood level had already started to subside, and consequently that the scouring action affected approximately 10 to 20 m behind the sea wall were found intact, and a shabby but standing immediately in front of the sea wall was an enough protection for the sea wall located in the lee.
A reflux current seems to play an intricate procedure of failure at some places and against some types of structure. Plate 5 shows the failure of a quay-wall which has the capacity of berthing a 10,000-ton vessel at Ofunato where the backfilling was scoured. This structure had the crown level 1.65m T. P. and was inundated for approximately 20 minutes by the tsunami which had the maximum level of 3.85 m T.P., i.e., 2.20 m above the crown level. The next wave flooded the quay-wall again about 0.70 m above the crown level, but the subsequent waves remained below the crown. The sheet piles, 15 m long and resting at the level -14.35 m T. P., had the embedment depth of approximately 11 m below the sea bed of -3.35 m T.P. The failure is attributed to the plunging water during the reflux which caused a deep scour at the front bed to start suction of the backfilling soils through gaps of the sheet piles. The water level in front of the quay-wall remained less than -2.35 m T.P. or 1 m deep during the reflux.
On the other hand, the sheet piles of the Fuji Steel quay-wall at Kamaishi were 11 m long with only 3m of embedment depth. (see Plate 6) The construction of this wall dates back to 1937 and supposedly the age had reduced it vulnerable to an unusual condition. It overturned toward the sea. At the Konakano fishery wharf at Hachinoe (see Plate 7) the front bed was severely scoured due to raging water which rushed to and fro inside the anchorage basin in accordance with the flux and reflux of the tsunami waves. The wharf collapsed toward the sea.
Drift Materials The drif materials, such as timber pieces and boats, which are drawn onshore by an invading tsunami are quite dangerous and apt to produce tremendous damages on the shore structures. Plate 1 shows the Naikai bridge spanning a branch stream of the Kitagami river, which had the railings destroyed by violent impacts of fishing boats rushed upstream by the tsunami. The author received the impression at the steel plant of the CAP at Corral in Chile that the severe destruction of this plant must be attributed to the drifting action of three boats which had floundered on land due to waves of tsunami. (see Plates 8 and 9) There are also many cases of shipwreck due to a tsunami. On many occations the drifting ships could deal a destructive impact on the piers. In the light of numerous case stories which demonstrate the effect of drifting materials, the author feels bound to emphasize that the mooring techniques of timbers at the storage yard or factory should be revised with due consideration to such possible disasters.

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地図 Fig. 4. Comparison of the tsunami heights in the Ofunato Bay in 1933 and 1960 (after S. Sasaki).
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地図 Fig. 5. Relationship between the secondary undulation period of a bay, T, versus the ratio of wave heights at recess against entrance, H/H0 (after H. Watanabe)

4. Counter-tsunami Measures

Fundamental Problems The Sanriku coasts of Japan were invaded by a great tsunami in 1896 and again in 1933, which virtually wiped out a number of coastal villages, taking a heavy toll of human lives as well. (Table 4) These tragedies motivated the inhabitants of these areas to give a serious concern toward the counter-tsunami measures against another such hazard. Various measures have been devised and partly practised, including (a) establing an alert system; (b) removing houses to neighboring highlands; (c) constructing emergency roads; (d) drilling for emergency evacuation; (e) planting countertsunami groves; (f) building sea walls; and (g) building frontage sheds or other port facilities as solid permanent structures which may serve to shelter the residential area lying behind.
However, economical difficulties hindered an overall execution of these measures, since such a costly investment could pay little in the underdeveloped areas of the Sanriku district and since a tsunami disaster would not occur so often, namely once in 30 years or so. Worse still, the life on the highlands presented a serious disadvantage to economi- cal activities of the inhabitants, since they mostly lived on fishing. With the passage of time, people began to crowd the lowland near the beach again and most of them were practically helpless against another disaster, when the tsunami struck them in May, 1960.
Sea Walls However, there are places, though limited in number, such as Yoshihama and Taro, where the residential sectors have been surrounded by towering sea-walls ensuring almost permanent safety from the ruthless fangs of a tsunami. The sea wall at Yoshihama proved effective against the 1960 tsunami. Yamada is guarded by a sea wall which runs right through the downtown district. This ingeneous and bold device will be very useful to such fishing ports or harbors where a high wall built along the waterfront may paralize the normal function of the port facilities. In the Iwate Prefecture, construction of a coastal sea-wall has been planned and partly fulfilled at several places.
The author found in his third visit to the Sanriku coasts in April, 1961, that at a number of tsunami-stricken places construction of sea walls had been actively in progress, while the present warning system had been carefully reinvestigated for improvement.
One of the vital difficulties in planning a defense measure against a tsunami is unpredictability of a greatest possible height of a tsunami, namely the design height of a probable tsunami for each locality. Now that the highest possible tsunami can not be forecast, it is still the best policy available today to carry out a timely evacuation of human lives with the aid of an efficient warning system. In fact, as shown in Table 4, the total loss of human lives due to the latest Chilean earthquake tsunami was surprisingly small as compared with that by the 1896 and 1933 tsunamis, mainly for the reasons:
(1) that the inhabitants of the tsunami haunted coasts had been well prepared against a tsunami through frequent drillings in emergency evacuation;
( 2 ) that the early-rising fishermen were the first to recognize an abnormal motion of the water level inside the port and to release warnings for evacuation in advance of the belated alarm issued by the Meteorological Observatory;
( 3 ) that the period of the tsunami was so long, as compared with that of the other Sanriku tsunamis, and hence the rise of the water level was so slow, that inhabitants had enough time to take refuge;
( 4 ) that various types of coastal work such as a sea wall and grove functioned effectively to protect the residential areas or reduce the tsunami damages.
As far as the property damages are concerned, however, the total loss caused by this single tsunami was considerably large, since this enormous wave assaulted the entire stretch of the Pacific coasts of Japan. The Japanese government organized the Investigation Committee last September in order to establish a workable counter-measure against a tsunami hazard. The report of the Committee raises the fundamental questions as follows:

(1) Which of the Chilean earthquake tsunami or the Sanriku tsunamis should be considered as a criterion for the design of a counter-tsunami structure ?

(2) Where should a breakwater be placed, at the entrance of a port or a bay, in order to gain a maximum efficiency in attenuation of the tsunami height inside the basin ?
Economical as well as technical feasibility are the limiting factors to the height of a sea wall. The suggested alternative is that a sea wall should be solid enough to withstand the static as well as dynamic actions of a tsunami, even if it should allow for a tsunami to overflow the crest. Such a sea wall should be equipped over the entire surface with a substantial cover, namely made of concrete, which is invulnerable to a severe scouring by currents. This is an important conclusion derived from our bitter experiences of the past in the great storm surges caused by the Ise Bay Typhoon in 1959 and the latest tsunami in 1960.
The tsunami in 1933 completely washed away an earth dike which had skirted the seashore together with the houses which had jammed the protected lowland at Yoshihama, Iwate Prefecture. Thus the villagers removed their houses to the highlands lying farther inland, utilizing the deserted area as rice paddies and building along the sea-shore a mammoth wall tightly backfilled with stones as shown in Figure 6. Recently, the prefectural engineers are working on a plan to extend the sea wall as far as the opposite side of a river (Figure 7), which has thus far been left open. According to the new plan, the mouth of the river will be sealed with a controllable gate. The idea described above seems to be quite reasonable against a slow rise of water level due to along-period tsunami such as the one in 1960. However, against such a short-period tsunami as the one in 1933, the type representing the predominant case in this region, this sealing work will rather invalidate the natural baffling effect of this part of the shoreline which would deviate toward this position a large portion of the incoming energies of a tsunami. It is recommended that every counter-tsunami project must be carefully evaluated through experimental studies.
Counter-tsunami Grove In Japan, pine trees have been most widely used for a counter-tsunami grove during the past three hundred years. However, it is believed that the grove could not be effective enough unless planted densely with lowlying bushes as well as trees and in width of at least 200 m. Though a counter-tsunami grove must not be depended upon as a protection against inundation, it is expected to play an important role in ridding the tsunami of some of its energy, or in preventing infectious destruction of properties due to drifting materials. While there exists a persisting doubt as to the effect of such a grove in deterring the blows of a tsunami, the author have discovered some encouraging examples which have proved the usefulness of a grove against a tsunami. At Ozuchi, a counter-tsunami grove effectively protected the structures in the lee (see Plate 4), while at Ando which is located outside the lee, a village suffered a heavy damage. It was strongly felt that the reliability of a grove should be evaluated in the light of the strength, the resistance against an onrushing current, and the decelerating effect on a current. Although, unfortunately, these groves have been recently ravaged to give a space for sea walls and other purposes, the usage of a counter-tsunami grove in combination with a sea wall could be one of the most realistic devices for prevention of a worst tsunami disaster.
Breakwater There exists a fundamental question as to whether a breakwater, whose primary function is to counter wind waves and swell, could also be depended upon against such a long-period wave as a tsunami. The question has emerged as a controversial issue ever since the record-setting storm surges which attacked the Nagoya harbor of the Ise Bay in 1959 and again due to the Chilean earthquake tsunami in 1960. According to a hypothetical analysis made by using an electronic computing device for the case of a meteorological tide, it has been inferred that a breakwater could reduce the rise of water level in the protected basin by about 50,cm, i.e. 14%, versus the total rise of 3.50 m at the Nagoya port.(12) Though it is impossible to determine the efficiency of a breakwater on reduction of the effect of a tsunami which has a period far larger than that of the ordinary waves, construction of a breakwater has been seriously taken up at such locations as the Ofunato bay, the Onagawa harbor, and the Hachinoe harbor. The problem has also been subjected to an experimental study at the Tohoku University by using a small-scale model (horizontal 1:3,000 and vertical 1:100) in order to determine the efficient alignment of a breakwater at the Kesenuma bay, Miyagi Prefecture.(13)

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Table 4. List of Casualties during the Tsunami of May 24, 1960.
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地図 Fig. 6. Cross section of sea wall at Yoshihama.
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地図 Fig. 7. Proposed counter-tsunami measures at Yoshihama.

5. Concluding Remarks

Much remain unsolved as to the fundamental characteristics of a tsunami at its generating area, in propagation and in shoaling. Besides, it is unfortunate to point out the deplorable lack of fact-giving data at the scenes of disaster, although a good command over the facts is prerogative for establishing a workable policy against recurrence of the disaster. In order to further engineering techniques as well as facilitate an economically feasible policy against a tsunami, efforts should be done continuously and at all times to clarify intricate processes of a tsunami through both model and prototype studies. Such being the case, it must be admitted that the empirical thumb rule, though primitive, is still the realistic criterion to the planning and design of counter-tsunami protective works.

6. References

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写真 Plate 1. Naikai Bridge shown with destroyed railings and sunk boats.
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写真 Plate 2. Mangoku Bridge; 2nd post slumped by 0.97 m.
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写真 Plate 3. Highway revetment failed by receding water during reflux between Hadenya and Mitobe, Shizukawa.
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写真 Plate 4. Failure of the sea wall at Ozuchi shown with a scoured ditch on the landward slope. Houses remained unscathed. A counter-tsu- nami grove is seen at upper right.
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写真 Plate 5. 10,000-ton capacity quail-wall at Ofunato with back-fillings washed by receding water.
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写真 Plate 6. Fuji Steel quay-wall at Kamaishi shown with sheet pilings overturned and backfillings washed.
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写真 Plate 7. Konakano fishery wharf at Hachinoe collapsed after scouring of the front bed due to raging water which rushed to and fro inside the anchorage basin.
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写真 Plate 8. Destroyed Corral old steel plant of the CAP in Chile.
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写真 Plate 9. Big boat left behind tsunami at Corral old steel plant.

General State of Damage of Building

Abstract

The damages caused by tsunami are quite different at each location mainly due to its topographical features. Generally speaking the tsunami wave increases its height intensively inside a bay owing to the fact that the depth is shallower and the width is narrower at the recess of the bay comparing with that at the entrance of the bay. Afterwards the tsunami runs up the shore and inundates the background. The height of tsunami at the recess of a bay is greatly influenced by the shape of bay and reaches more than twice the height at the bay entrance in the case of V shaped or U shaped bay. Hence the region frequently suffered from the tsunami damages should hold a large possibility for the future tsunami hazard. For example, Sanriku district and Kii peninsula, the coast of which is jagged very much, have been frequently hit by tsunamis. In the case of Chilean tsunami the damages in these districts were tremendous.
The amount of damages caused by the Chilean tsunami in each prefecture is listed in Table 1. Among them, the building damages can be classified into two types ; one is the destruction of buildings due to water pressure induced by tsunamis, and the other is the secondary destruction of buildings caused by the collision of floating materials such as timber pieces and boats. In any district and in any town the both types of destruction could be found at the same location. As for the floating materials, the existance of destroyed houses and fishing boats should be kept in mind. Most of the villages suffered from the tsunami damages are fishery ports, therefore many fishing boats were pushed toward land by tsunami and collided with buildings. Most of the buildings standing at water front of the port sector in Sanriku district got the severe damages due to the floating materials. In Owase City the situation was almost the same. The damages caused by floating timber pieces also can not be ignored as it was observed at Shizukawa, Miyagi prefecture, and Susaki, Kochi prefecture.
As a result of the investigations, it is concluded that the buildings, which are rather superannuated or improperly constructed, shall have a great damage on the structures due to tsunami. In addition to the building damages caused by floating materials, the severe scouring at the foundation of buildings owing to the strong current induced by tsunami can be a cause of the building destruction as shown in many cases at the Chilean tsunami. Generally speaking the continuous footing had enough resistance against the scouring action.

序.建物被害概況

津波による被害は地形によってかなり相違する。押寄せた津波は湾の入口につきあたり,さらに湾内に浸入してくると湾の奥では海の幅もせまくなり,深さも浅くなっているために波高は急激に高くなり陸地にあがってくる。この波高は湾の形によりかなり異なり,V字形・U字形の場合は湾入口の2〜数倍になる。
上述のごとく津波は湾形で波高が左右され,それ故,津波で大被害をうける所はいつの被害でも大被害の可能性がある。また海岸線の凹凸のはげしい三陸地方や紀伊半島が常に大きな被害をうけ,今回の津波にもそれらの地方にかなりの被害を生じた。
今回の津波による日本各地の被害を各県別に示すと表一1のごとくなる。
津波による建築物の被害は二つの形態に分けて見ることができる。
一つは津波の水圧力により破壊されたもの,他の一つは二次酌破壊として浮流物の衝突により破壊を生じたものである。各地方,各市町村の被害においてもこの両方の性質による被害を生じている。
全国的に見ると宮城県がもっとも被害激甚である。浮流物としては建物の破壊後の浮流材料の他に被害地のほとんどが漁港のために船舶が陸地に押し上げられて建物に衝突したものが多く,それによって建物を破壊した。
三陸地方のほとんどの港の海岸沿の市街地建物がその被害を生じている。また尾鷲市などもその例である。
また流木による被害もかなり多く,宮城県の志津川町,須崎市などは流木による被害が大きい。各地の被害建物を見ると,比較的に耐用年限の過ぎた老朽建物や,施工不良建物に被害を多く生じている。
浮流物による破壊の他に津波の水勢により建物基礎地盤がさらわれて倒壊の原因になったものもある。
コンクリート布基礎はほとんどの場合に流されていない。

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表一1日本各地の被害状況

1.北海道地域

昭和35年5月23日午前4時11分頃,南米チリ一中部の沖合で発生した地震のため,翌24日早朝4時〜5時にかけて北海道の東,南海岸一帯に津波が押し寄せ,被害が発生した。たまたま,満潮時を若干過ぎていたため多少被害の軽減はあったが,津波の規模の大きさはそのまま周期および継続時間のきわめて長い結果を示し,25日,26日と津波は継続し,日本近海に起る地震津波とは相当様子を異にしている点が注目される。
本道における人的被害は,津波発生時刻が早朝であり,また規模が大きかったこと,津波警報が発令されていなかったことなどの悪条件にもかかわらず,死者・行方不明者,あわせて15名であったことは不幸中の幸であった。この理由は今回もっとも被害の甚大であった霧多布地区において村長はじめ村の指導者が昭和27年3月4日の十勝沖地震の際の経験にもとづき,避難など適切なる処置を施したためであり,この点特筆されるものである。物的被害は海岸線の流失・船舶・家屋・構造物などの流失・破損・浸水などの被害の外,海面下の養殖業にとっての被害も多大であった。津波に対する防護対策は海岸地帯開発上重要な事柄であり,今後の研究と共に識者の関心と協力とを切望するものである。

§1.札幌におけるチリ地震観測状況

(札幌管区気象台のウィーヘルト式地震計による結果,倍率80〜90倍)
発震時23日04時30分52.7秒{震源においては23日04時11分頃(日本時間)}振幅および周期
振幅:東西成分46ミクロン周期:19.5秒南北成分38ミクロン:20.0秒上下成分40ミクロン:18.3秒
総震動時間約3時問 猶前震と考えられるものが21日〜23日の間に3回,余震と考えられるものが24日〜26日の間に3回あった。

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表−2
§2.津波概要

本道沿岸に来襲した津波の第1波到着時刻,最大波高の現われた時刻および最大波高(本道11ケ所の検潮所の記録)と目視または推定による最大波高記録を示したのが表一2である。


これによると太平洋岸一帯は100cm〜450cm程度の最大波高の津波に襲われたこととなっており,十勝沖地震津波と比較すれば,霧多布では最大波高はほとんど同じであるが(津波の繰返し回数やエネルギーの点では今回の方が大きい)他の地区ではたとえば広尾で280cm:180cm,室蘭で120cm:16cm,函館で242cm:32cmと本津波はその規模が一桁大きい点が注目される。

§3.被害

被害状況は表一3支庁別被害状況(道庁調べ)に見るごとくである。これを見ても,もっとも被害の大きかったものは釧路支庁,次いで渡島支庁である。その中の大部分の被害は浜中村霧多布であり,また浸水件数の点では函館市が挙げられる。
浜中村の被害は図一1に見られるごとくであるが,建築物の被害を見ると,全住家戸数の約21%が流失,2,6%が全壊,13%が半壊,床上浸水52%,床下浸水8%程度となっており,霧多布付近に関する限り,被害を二大別すると,流失か,床上浸水かと言った数字が出ている。また非住家についての%も大略住家の場合と相似であるが,流失が34%と大きくなっている点注目される。これは住家より非住家の方が海岸に近く建っていることもあるが,建物の程度が前者より劣ることによる流失に対する抵抗力の小さいことをも物語っていると見做せよう。
函館市の被害は函館湾の奥まった鉄道埠頭,中央埠頭を中心とし,海岸町,若松町,鶴岡町,真砂町,豊川町,船場町,東,仲,西の各浜町一帯の倉庫地帯に浸水,また鉄道埠頭および有川埠頭の一部の堤防が破壊した。

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地図 図−1浜中湾−びわ瀬湾
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表-3 支庁別被害状況(道庁)
§4,結び

被害がもっともはなはだしかった霧多布付近においても海抜5m〜6m以上の高い処に建っている建物はほとんど無被害であった。海抜2m以下の処では被害は甚大であったが海抜2m〜3m程度の所でも十勝沖地震の経験にもとづき造られた建物は木造といえども相当の浸水に対して構造的には完全の状態で残っていた点は意を強くした。すなわち水平力に対して抵抗力を有する構造で基礎のしっかりしたものはもちろん軽い構造体でも基礎と充分締結し浮上しないものは残存しているようである。(日本建築学会北海道支部調〉

2.東北地方

§1.浸水状況および被害概況

チリ地震津波による東北地方の被害は表一4のごとくで,特に大きな被害を受けたのは宮城・岩手の両県である。リアス式の海岸線を持つ両県のいわゆる三陸海岸はその不利な地形に相まって特に被害を大きくした模様である。三陸海岸一帯の市町村はその市街地がほとんど凹凸の激しい海岸線の湾奥に位しており一般に津波に対しては非常に不利な条件を持っている。宮城県の各市町村別の被害状況は表一5のごとくであり,三陸海岸に近い県北の地域に大きな被害が集中している。市町村別の浸水状況および被害概況は次のごとくである。

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表一5宮城県下の被害状況
1.石巻市

市街地の中央を貫流する北上川の両岸が浸水されその地域はかなり広い範囲に亘る(図一2参照)。午前6時10分来襲せる津波は平均水位より2.5m上昇し,仲町・浜横町などの大部分が浸水され,急激であったため船舶は内海橋や岸壁に激突沈没するものがかなりあったが市街地は地盤面より1m前後の浸水であったため家屋の被害はきわめて少ない。しかし浸水範囲が広いので床上床下浸水が各々1520,1530戸とかなりの被害を受けている。

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地図 図一2 石巻市津波浸水地域図
2.女川町

女川町の市街は女川湾奥に位し,しかも背後に丘陵をひかえ,市街地は海岸線および狭溢な山間の低地に発達しており津波に対してはもっとも不利な条件の下にあると考えられる。そのため市街地の80%は浸水を受け宮城県下では志津川町に次いで大きな被害を受けた(図一3参照)。海岸に直接面した建物は鉄筋コンクリートまた鉄骨の建物および新築の木造建物(モルタル・瓦葺き)を除き2m強の波を受けほとんど全部全壊流失の被害を受けている。海岸線より離れた位置の建物も倒壊家屋などの流木などにより柱を残して建具・家財道具・下見板・土壁などが流され全壊に近い状態にある例が非常に多い。

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地図 図一3 女川町津波浸水地域図
3.雄勝町

雄勝町の市街地も女川町と同様な地形であるが,昭和8年の三陸津波による被害対策(住居地域を土盛りしレベルアップをした)が奏効し一般住家の被害はきわめて少ない。しかしながら対策を無視して戦後低地に建築した一部の住家は大きな被害を受けている(図一4参照)。

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地図 図ー4 雄勝町津波浸水地域図
4.志津川町

志津川町の市街地は志津川湾奥の平地に発達し,津波は市街地を通過して背後の田畑に(海岸線より1000m近く)浸水している。そのために市街地を通過せる津波はかなりの流速をともない被害は甚大なものとなった。市街地は完全に浸水され,家屋の被害程度は90%が半壊以上である。(床上浸水1,756戸の内半壊以上が1,536戸)また全壊流失家屋が1,172戸もあり被害程度は非常に激しい(図一5参照)。

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地図 図一5 志津川町津波浸水地域図
5.気仙沼市

気仙沼市の市街地は気仙沼湾の湾奥に位し海岸に面した市街地は大部分浸水された。特に家屋の密集した旧魚市場付近が浸水を受けたので床上床下浸水家屋の数は4,000戸にのぼる。建物被害のはなはだしいのは工業地帯として新らしく開発された鹿折地区である(図一6参照)。

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地図 図一6気仙沼市津波浸水地域図
§2。建築物被害概況

チリ津波による各種建築物の被害例を次の写真に示す。

写真1

海岸線に直角な街路に沿った木造建築は街路に沿って進入する津波により水流の方向へ傾斜する。建具は流され,壁は破壊されている。(志津川町)

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写真 写真1
写真2

津波により脚部を洗われた土蔵,剥離せる土壁により浸水高がわかる。中央部の柱は流木などの浮遊物のために折れている。(志津川町)

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写真 写真2
写真3

流失建築物の基礎,アンカーボルトはあるがナットがない。ボルトが直立しているから土台は浮上して流失したものと考えられる。(志津川町)

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写真 写真3
写真4

倒壊したコンクリートブロック塀,浸水高は約2m鉄筋は挿入されていない。(志津川町)

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写真 写真4
写真5

1階の建具,壁,柱が破壊されたがかろうじて倒壊をまぬがれた木造2階建住宅。(高田市)

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写真 写真5
写真6

コンクリートの基礎底部を流され甚だしく傾斜した海岸のコンクリートブロック造の公衆便所(高田市)

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写真 写真6
写真7

津波の圧力でアンカーボルトのナットを引きちぎり,折り曲げて水平移動した大船渡市の冷凍工場,このように大きな壁を持つ建物は非常に大きな水平力を受けるものと考えられる。(日本建築学会東北支部調)

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写真 写真7

3.東海地方

§1.津波の状況

昭和35年(1960)5月23日,南米チリのチエロ島沖に起きた地震の余波が,紀伊半島の東岸まで達し,5月24日午前4時20分頃にこの地方海岸一帯に,30〜45分の比較的長周期で,最高潮位3.17mに達する津波が襲来し,海岸地方および海上に甚大の損害をあたえた。
今次の津波襲来時刻・最高潮位,および周期はこの地方内でも各地で相違はあるが,尾鷲検潮所昭和35年5月24日の潮位表では,午前4時24分頃第1波(1.41m),5時10分第2波(2・85m),5時40分第3波(3.17m),以降次第に減衰したことを記録している。29日午前7時30分頃に異常振動が終った。この内で甚大の被害をともなった第3波は伊勢湾台風の高潮潮位より約1、20m高く,破壊的な高潮は約10回繰返された。津波の最高波高は地形によっていちじるしく異なっているが,一般に湾や入江の奥部ほど波高が高くなっているから,地区毎に被害の程度が違っている。
今次の津波は,昭和19年南海地震津波よりはその最高波高がやや低くかったが,その当時の被害にも劣らない大きい損害を受けたのは次のような特別の事情によることがあると考えられる。すなわち,
1.津波の襲来を全然予知しなかったこと。三重県北牟婁郡長島町の記録によれば,「…襲来した津波については,全く予報もなく予知する現象もなかったので言葉どおり寝耳に水のできごとであった。しかし時刻が漁業者の出漁時に当っていたので,出漁者は港外に出ようとし,海況の異状に気づき,過去の経験を呼び起して津波の襲来を感じ,出漁を止めて引きかえし沿岸の住民に急を伝えた。横町方面の住民は逸早く仏光寺,(注町の中央部山手寄高台上にある)その他へ避難した。…」また,尾鷲市公報「おわせ」(35,5.24発行,チリ地震津波災害特集)には,「午前3時44分最初の潮が退きはじめてから,第1波が押しよせるまで,41分の余裕があったが,予期しなかった上に早朝という不意をつかれた沿岸地帯の人々の中には,寝床がぬれて始めて津波を知る人もあった。…」名古屋気象台の津波警報が24日午前7時に津気象台を通じて三重県に伝達されている。
2。津波の周期が非常に緩かったので,身をもって逃れることができたために,人命の損失はいちじるしく軽微であった。これについては尾鷲市で得た惰報によれば,町民が津波の襲来を知ってから,30分ないし45分毎にますます潮位を高くして襲って来る高潮がどこまで水かさが増すのかと恐怖におそわれながら,対策を講ずる余裕もなく,一途に身をもって逃れようとした様子は想像するに難くはない。幸に襲來は夜があけてからであったことと,緩漫に,静かに押しよせる高潮であったために,住家の流失,倒壊は少なく,人心の動揺がなかったために人命に関する撮害が軽微ですんだ。
3。今次の津波の最高潮位は,昭和19年の南海地震津波の最高潮位よりはやや低くかったので,浸水面積は前回に比して拡大してはいないが,損害の額は決して少なくはない。その主たる原因は,不意をつかれた津波であったことと,昨年の台風被害の復旧の取り残されている部分をつかれたために,被害を増大したと思われる。

§2.被害状況

紀伊半島東岸三重県一体の罹災概況は,三重県調被害額の概況(昭和35年5月31日現在)によると,総額100億円以上に達し,その主要部門別の比は次表に示す通りである。
被害総額 100%
住家関係 36.8
水産関係 56.8
土木関係 1.1
農業関係 3.0
その他 2.3
この表が示すように被害の内容の特徴は
1.住家の被害が特に大であった。三重県の罹災住家の総数は5,345戸に対して,全壊・流失住家は計8戸,他はすべて床上・床下の浸水である。この中には平家で床上2.3m位の浸水のために居住に適しなくなった例もふくまれているが,住家関係の被害の大きいのは,むしろ浸水のため屋内の動産,商品,保管物資などの浸水や流失の損害が特に多額に上ったことにある。流木や流出船舶の与えた被害は皆無ではないがいちじるしい特徴にはなっていない。
2.水産関係の被害が最大であったことは,この地方のもっとも特色のある点である。この損害は真珠養殖筏と養殖の設備や船舶の受けたものである。湾内の奥部に繋留されている養殖筏が,あるいは陸上に押し上げられ,あるいは海上に流失してほとんど現状を保っていない。海辺にある設備,工場や船舶がほとんど浸水や流失破損している惨状は予想以上である。これらの設備などは湾の奥部に多く集中されていたために津波から受ける損害がもっとも大となった。
3.三重県熊野灘沿岸地方は海岸沿いに平坦地がはなはだ少ない。今次の津波で海岸道路沿いの町村では,その過半あるいはほとんど全部の住家が浸水の災害を受け,海岸付近の農耕地が海水を冠り,または流失している。農業関係の損害の比が小さくともこの地方としては過半の農地に損害を受けたわけで,これを見逃すわけには行かない。これは地形上の特殊の状態であることと,防潮対策上主要な防潮堤が,昨年の伊勢湾台風で破壊されてその修理がなお途中にあったことの外に,この地方で問題とされている海岸地帯の地盤が年々沈下し,潮位が次第に高く感じられてくるとの流説も,この災害を大きくした原因に関係があるのではないかと考えられる。

§3.建築物の被害

1.床下浸水以上の被害建築物数が全戸数に対して比較的多いにもかかわらず,全壊・流失などの数が少ないのは,潮位が緩漫に変化する静かな津波であったためであることは前記した。しかし局部的の地形の変化や,障害物の有無によって,水勢は激し,付近の建物を小破した例は少なくない。土台布石,玉石の下を洗われたり,洪水の浮力によって建物が移動した例,中塗壁が数度の潮の満干で洗いおとされ,壁下地をあらわにされた例など,建築物の水害の一般的状態には変りはない。
2.地形被害はその地形によって明瞭に差がついている。すなわち,岸壁・海岸堤防・防潮堤などを溢れた海水が,内陸部市街地,農耕地に浸入する時,これらの障害物に接近した建物は,流下する溢水におされて大損害を受けているが,これらの障害物を遠ざかるにしたがって水勢は緩かになり建物の被害は小さくなっている。
3.建築物の被害の特徴今次の津波による建築物の被害は,床下以上の浸水家屋数が大であったにもかかわらず,居住に適しなくなるほどの損害を受けた家屋数は少ない。それは台風時の高潮や,近地の地震による津波のような主となる天災の被害が除かれているからであろう。

§4.調査結果

調査の結果から,津波の防禦について建築的対策は次の各項を考えて見たい。
1.防潮堤を強化する,建築敷地を嵩上げするかの両策は,現地においても常に検討されている主要対策であると見受けられる。防潮堤の強化を実施している市町村では,防潮堤が市街地の発展と交通を阻害する恐れがあることを悩み,市地域の嵩上げを実施している町村ではその費用に悩み,個人負担の嵩上げ工事では市街地の統制,綜合計画に支障を生ずる恐れのあることを気にしている。この際各地の地理的条件にしたがって,防災計画を立て,都市の改善を促進することが急務と思う。
2.今次の津波では退潮時に生じる水脈(みお)の付近で大きな被害を与えている。任意に個別的敷地の嵩上げを行なっては,各処に危険の個所を生ずる恐れがある。計画的な道路計画と嵩上げが望ましい。
3.平坦地は,湛水に対する対策,すなわち建物自体は強固な土台に緊結し,軸部もまた緊結する。できれば,第1階の壁面を耐水構造に改良したい。
4.海岸地帯の住家には緊急避難の施設を設けたい。今次の津波は昼間の襲来であったから,避難にはいちじるしい混乱を生じなかったので,人命の損失は全くなかった。それは高潮を目測しながら処置がとれたことにもよると思われる。夜間などの災害を考えれば,避難計画とその施設の完備を急ぐことと,災害情報の周知方法の強化とはぜひ確立しておきたいことである。(日本建築学会東海支部調)

4.近畿・四国地方

§1.津波の概況

近畿・四国地域における津波の襲来は北日本にくらべてやや遅く,その第一波到達時刻は潮岬24目午前2時50分,小松島・高知午前3時30分,宿毛午前5時20分頃であった。各地における津波の最高潮位・平均潮位・最大偏差を表一6に示す。また最大偏差を図に記入すると図一7のようになる。一般に太平洋沿岸地域では最大偏差(増高量)が大きく1.3m以上に達したが,紀伊水道では津波の勢力が弱まり,その北部沿岸では60cm程度であった。すなわち比較的大きな津波の襲来を受けたのは和歌山・徳島・高知諸県の太平洋に面する地域である。

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表一6各地の潮位
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地図 図7最大波高偏差(m)
§2.被害状況

今回の津波による浸水は広範囲にわたったにもかかわらず従来の近海地震時,あるいは台風時の浸水にくらべて被害は少なかった。これは津波浸水の勢が急激でなく,いわゆる静かな津波であったことと,津波襲来の時刻が北日本よりおくれて明け方に近かったためであろう。
被害としては,津波による直接の破損の外に,通常,漂流物が家屋に衝突して生ずる2次的な被害をともなうものであるが,今回は静かな波であって,繋留中の船舶の綱も切れることなく,これらが陸地に押し上げられなかったために,2次的な被害も少なかった。ただ須崎市においては,貯木場の木材が流木となり,若干の家屋が流木によって倒壊したが,これらはほとんど老朽した家屋ばかりであった。

§3.建築物の被害

1.被害分布
表一7に示したのは各地における全壊戸数・半壊戸数・浸水戸数および全戸数に対するこれらの割合である。また浸水戸数と浸水率を図8に示した。この図と図7の波高偏差の分布からわかるように,波高の増大すなわち偏差は紀伊半島・四国ともに太平洋岸でV字型に入り込んだ湾の奥で大きく,浸水率すなわち被害もこのような地形の所で大きい。ただし波高偏差の分布と浸水率の分布とが必ずしもすべて一致していないのは,海岸堤防の有無・相異などにもよるし,地域によって戸数密度が一様でないから当然であると思われる。以上の事実から太平洋に直接面したV字型の湾の沿岸は一般に注意しなければならないといえよう。
2.被害の形態
家屋の倒壊した原因としては,前記のように漂流物による破損の外に,基礎地盤が水にさらわれたことによるものもある。倒壊にいたるほどの破損を受けなかった場合には,浸水のために壁に被害を受けたものが多い。

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地図 図7最大波高偏差(m)
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地図 図8浸水戸数(浸水率%)
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表一7各地の被害戸数および被害率
§4.調査結果

今回の津波は近海地震にともなう津波と違って水勢が比較的弱く,波浪の一次的な破壊力も弱かった。そのために波高偏差の大きさの割合には被害が少なかったが,貯木場の木材の流失による2次的破壊力により被害を増大させた地方がある。貯木場の木材の流失については昨年伊勢湾台風の際にも名古屋において問題となったが,今後も注意を要する。しかし一般には建物を堅固な基礎の上に正しい方法で設けておけば,特に大きな被害を受けるものはないように思われる。
以上の調査にあたっては和歌山・三重・徳島・高知の各県庁,尾鷲・田辺・須崎各市役所,白浜町役場・田辺土木出張所・徳島地方気象台・高知地方気象台などのご協力を得,資料を提供していただいた。ここに記して厚く謝意を表する。(日本建築学会近畿支部調)

3. On the Standard of Measurements and Observation Time津波の高さの測定方法及び基準,並びに最高波来襲時刻について
4. Maps showing the Distribution of Inundation Heights津波の高さ分布図
5. Maps showing the Arrival Time of Maximum Wave津波の最高波来襲時刻地図

3. On the standard of measurements and observation times津波の高さの測定方法および基準並に最高波来襲時刻について*

各調査班の津波の高さの測定方法は,特別な場合をのぞき,いずれもハンドレベル,巻尺および折尺を使用し,測定値は各調査班同一基準に統一して整理した。

1.測定対象および信頼度

津波の高さを測定する対象は,家屋構造物などに附着した泥,油などの痕跡(測定点附近における同一水面にあるもの)を,そのときの海水面を基準にして測定する。
その他砂浜においては,色の変った痕跡とか,ワラゴミなどの浮遊物の打ち上げ跡,あるいは津波が護岸面にも達しなかった所では,目撃者から当時の最高水位をききこみ,前述同様に測定時刻の海水面から指示された最高水面までの高さを測定する。この際,最高水位はジワジワ盛り上った水面で,護岸などに打ち上げられた波は除いた。次に測定値の信頼度は測定に際し,痕跡の明確度と測定誤差の大小により,3階級に基準を規定した。
A;信頼度大なるもの,痕跡明瞭にして測量誤差もっとも小なもの
B:信頼度中なるもの,痕跡不明につき聞きこみにより,周囲の状況から信頼ある水位を知るもの,測量誤差小
C:信頼度小なるもの,その他,砂浜などで異状に波が,はい上ったと思われるもの,あるいは測点が海辺より離れ測定誤差が大なるもの
したがって測定値の精度は,ハンドレベルの使用および,そのときの海面の模様などから±10cm程度の誤差は免がれない。

2.津波の高さの基準にっいて

津波の高さの基準面は,測定点に近接する検潮所の記録上,東京湾中等潮位面(T.P)を基準として求めた。第1図において
a:測定値
b:測定時の潮位
求める津波の高さh=α+b
以上の方法により,各調査班は同一基準で津波の高さを求めた。しかし検潮所によって,上記T.Pとの関係が明らかでない所では,検潮所の平均海水面を基準とする。また測定点が二つの検潮所の中間に位置するときは,それぞれの検潮記録のT.Pを重ね合せ,観測潮位は第2図のごとく,A,B検潮所の距離に比例配分して補正潮位を求め,津波の高さを決定する。
その他,測定点附近に近接する国土地理院,県などの水準標石(B.M)および港湾の工事基準面を基準としたものもあるが,その場合は但し書きを明記した。

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地図 第1図
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地図 第2図

3.最高波来襲時刻について

最高波来襲時刻は,各調査員が現地踏査した際,目撃者の聞きこみから得られた資料であるため,信頼度は小さいが,一応津波の高さの測定値同様,3階級に分類した。
その勉,検潮所にて観測されたものは,記録の読取値を示す。

4. Maps showing the Distribution of Inundation Heights 津波の高さ分布図

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地図 INDEX MAP OF THE HOKKAIDO DISTRICT
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地図 A1 (Maps showing the Distribution of Inundation Heights)
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地図 A2
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地図 A3
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地図 A4
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地図 INDEX MAP OF TH E SANRIKU DISTRICT PACIFIC OCEAN
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地図 B1
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地図 B3
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地図 B21 INDEX MAP OF THE TONANKI DISTRICT
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地図 B21 INDEX MAP OF THE TONANKI DISTRICT
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地図 B21 INDEX MAP OF THE TONANKI DISTRICT
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地図 INDEX MAP OF THE TONANKI DISTRICT
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地図 C1
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地図 C3

5. Maps showing the Arrival Time of Maximum Wave 津波の最高波来襲時刻地図

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地図 AI
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地図 A2
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地図 A3
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地図 A4
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地図 B1
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地図 B2-4
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地図 B5-9,B11-13 Maps showing the Arrival Time of Maximum Wave
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地図 B14-19 Maps showing the Arrival Time of Maximum Wave
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地図 B21 Maps showing the Arrival Time of Maximum Wave
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地図 C3 Maps showing the Arrival Time of Maximum Wave
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地図 C3 Maps showing the Arrival Time of Maximum Wave

6. Reports of Investigation調査報告

歯舞,榊町間(北海道)

歯舞 沖根婦 友知

5月24日4〜5時の間に歯舞の開発局の護岸堤工事現場に浸水した。以後1時間40分位の周期の大きな干潮が夕刻まで数度にわたり現われた。最大の干潮はー1.8m(T.P.上)であった。この附近で一般的にいえることであるが,小川に沿って海水が逆流して川岸の民家に多少浸水した。一方,一般の砂浜では急傾斜部分を上りきった程度で民家にまで海水は達していない。

花咲

検潮儀記録より,津波来襲5月24日2時35分,最大波来襲24日4時40〜45分,scaleoutのため最大波高は不明。防波堤内は波高一様で,魚市場の壁に約0.8mの所まで明瞭な痕跡が残っていた。堤外の砂浜は一般に波高は堤内より低いが,湾の西端砂浜が荒磯に変る所で急に波高が高くなっている。漁船が高所(浜の上の湿地)に乗りあげていた。

昆布盛 瀬臥牛

通常の最満潮時より+1.Om位の高潮であった。

落石

土木現業所工事現場に24日5時40〜50分頃,工事中の堤に浸水。その前,4時20分頃に高潮来襲。前後の周期1時間20〜30分。その他25〜30分の周期もみられた。潮位異常27日昼頃までみられた。

根室港

24日6時30分頃最大の干潮があり,7時すぎに最大満潮があった。周期30〜40分のものあり。遅巻き検潮儀によると30分周期と2時間周期がみいだされる。

貰人

昆布干しの漁夫が24日3時10分頃異常な上げ潮を確認。最大波来襲5時20〜30分頃。最大干潮は8時30分頃で普段の汀線より約200m後退した。

奔幌戸

24日4時異常満潮に気付いた。4時30分干潮あり,4時45分最大波来襲,5時30分・、6時に大干潮があり,普段の汀線より200m以上後退した。7時50分頃満潮となった。その間5分以内の小周期がみられた。幌戸,奔幌戸は民家のある所から山側に湿地状の沼があり,そこまで海水は川沿いに逆流した。川沿いに逆流した海水は一般の所より0.3〜0.5m高い潮位が得られる。

榊町市街

ここは丁度床下浸水程度であるが,殆んどの地面に海水が上っている。
 

暮帰別〜浜中〜榊町間

この間は一面に浸水のあとがみられ,殆んどの民家は浮上移動していた。この附近は地面より+1.Om位の浸水の跡がみられる。

霧多布,釧路間(北海道)

霧多布

5月24日4時40分頃,最高波が寄せて来た。大波は,浜中湾方向一琵琶瀬湾方向一浜中湾方向から,3回にわたって寄せてきて,霧多布街は完全に水がついた。破壊された家をみると,津波により打ちこわされたというよりも波に浮び漂流した家や舟などが互いに衝突し合ってこわされた感じが強い。また,特に目立ったことは,コンクリート基礎の家屋はほとんど破壊をうけていず,木杭の上にのっているような家屋は全く壊滅状態であった。波の進行状態は,もりあがった平坦状態で,岸に近づいてその前線がわずかに白くくずれ,丁度速く満ちてくる潮のような感じであったといわれている。

散布

津波をかぶった範囲は,大して広くなく普通のシケでかぶる程度であったが,引き波は今までにみられねくらい大きかった。引き波は白くさざめき,返し波はふくれるような平静な波であったといわれる。

床潭

著るしい引き波により始まり,相当大きな津波を予想していたらしいが,返し波は普通のシケ程度で,十勝沖地震津波がここで大きな被害を及ぼしたのにくらべて,全く被害はないといってよかった。

厚岸

厚岸町のパラサン崎寄りで波は高く,浸水家屋はかなりあったが,流出家屋は全くない。波の進行方向は,厚岸湾口の色々な方向から来た如く,場所,人により違い,厚岸湾の対岸方向からくるようすを示したり,非常に複雑な流れをしているように思われる。
この区間(霧多布〜釧路)の総括;津波は,24日4時30分〜5時の間に最高波はきており,みかけの周期は約40分〜60分という人が多かった。また,波の進行状態は,激しいという感じではなく静かにもりあがるように寄せ,その前線は岸にくるまで明確にわからず,あふれるように寄せてきたといわれる。そしてこの最高波が寄せる前に著るしく大きな引き波があり,かつてみたことのないような海底があらわれたことが全区間で指摘される。十勝沖地震津波が前線でかなりのくずれをみせ,かつ突然大波が寄せてきたのに比較して今回の津波の特長を知ることができる。

釧路港,浜大樹間(北海道)

釧路港内

家屋の壁に泥水の不明瞭な痕跡がみられた。防波堤及び船着きの岸壁を越えて浸水したが地面は直ちに急傾斜であるため浸水域は狭い。

西庶路・刺牛

砂浜上に津波来襲の痕跡はあるが,来襲時刻は不明であった。

白糖

漁師によれば,24日4時30分頃,引き潮があり,5時頃上げ潮で最高となった。

尺別

漁師によれば,24日5時頃は著しくなかったが,6時30分〜7時頃最高となった。

厚内

漁師によれば,24日7時頃最高となった。

大津

漁業組合職員によれば,24日4時頃及び5時頃来襲し,6時15分〜20分頃最高となった。これは第3または第4波とのこと。浸水は川沿いと海岸沿いの低地である。

浜大樹

波浪観測者によれば,24日6時50分,第2波と思われる押し波があり,これが最高で,直ちに引き初め,7時15分に100m程普段の汀線より後退し,直ちに押しが初まり,7時37分には一ぱいになり,また引き初めた。
波形は,どの点でも膨らむようにしてきたという。

広尾,襟裳,鵡川間(北海道)

筆者等の分担した区域,広尾より襟裳岬を間に挟み鵡川に至る海岸は他の海岸に比し比較的大なる湾入の無い区域で特に襟裳岬以西では単調な地形である。

筆者等の分担した区域,広尾より襟裳岬を間に挟み鵡川に至る海岸は他の海岸に比し比較的大なる湾入の無い区域で特に襟裳岬以西では単調な地形である。全域を通じていえることは検潮儀記録が浦河一ケ所しか動いていなかったため,主として港湾関係の人々の談話によったため,及び早朝の来襲のため,正確を欠くことである。波高についていえば筆者等の測定以外は主として外洋に面する高さのわかっている堤防を基準とし高さの異なる場所における海面と堤防との関係から求めている。この値は津波来襲状況がどこでもゆっくりしたものであり(波長大),且つ当時の天候が晴天で波がないか,あっても小波であったので信頼できる値と考えられる。来襲時,周期,第何波が最高波であったかに対する記録は大略の値であるが,浦河の記録に比べるとおおよその傾向として合っていることがわかる。どこでも出漁準備中の漁師が引き潮の異常に大きいのに気づいて津波の来襲を気づいている。このため早く独断で警報を出し被害を少くできた所もある(東静内)。一方測候所に問合わせたが警報が出てないのでそのままにして被害を受けた所もある(庶野)。
十勝沖地震の津波に比し引きがきわめて大であった(平均距離にして二倍位)ことと,周期が長かったこと(平均40分位)が上げられる。最大波は第2波という所と第3,4波という所が多い。海鳴り等については広尾一ケ所で聞いたのみで他は聞いていない(十勝沖の場合は各地で聞いている)。波高は十勝沖の場合に比し大きかったところと小さかった所がある。波高については注意すべきことが二つある。一つは浦河,三石を境として浦河以東襟裳岬側と三石以西とで波高が1m異なることである(東側が大)。二つは襟裳岬の東西両側に波高の大なる地域がそれぞれ対称的に存在していることである(幌満と庶野及び目黒)。第2図の()内の値はT.P.上の値ではなく,来襲時の潮位を補正し津波のみによる高さを示す津波の実高値である。襟裳岬周辺の地域は平常よりbeach erosionの大なる所で今回の津波は高潮より結果としては波高が小さかったようであり護岸のある場所では被害を少なくしている。しかし高潮時と津波と重なった場合を考えると護岸の現在の高さよりさらに41m高い護岸が必要ということになる。庶野における漁船20隻近い損害は不可抗力ではなく予報があれば防ぎ得たものと思われる。海岸全域特に襟裳周辺の海岸では引き波によるerosionは目には見えぬが海岸の昆布礁等をかなり破壊しているようである。被害の最も大であった庶野についてのみ記す。

庶野

修築事業所談最大波4時30分〜5時頃。周期は不明なるも30分位という人多し。漁業組合長工藤兵治氏によれば引き潮で始まり第2波の押しが最大であった。波高は堤防(高さ3.5m)を基準とし,これが丁度見えなくなったことより堤防の基準面より計算してT.P.上の高さを出した。また筆者等は港内物揚場の砂浜に残った痕跡を指示してもらい波高を求めた。2.6m(T.P.上堤防による)3.3m(T.P.上物揚場筆者等測定)この差0.7mは測定の誤差ではない。筆者等の測定時の海面は港内海面であり波は全く無かった。修築事業所の堤防による測定に大きな誤差がなかったとすれば考えられる誤差はハンドレベルによる測定誤差のみであるから堤防と両者合わせて±20cm位である。この差0.7m±0.2mはおそらく小さな港内へ浸入した津波があふれて陸地へ上ったものであろう。庶野の被害は筆者等の分担区内では最高であったが原因は附図の如く工事中の排水せる船入澗との間の堤防が決潰したため,澗中の漁船がこの中へ突入してぶつかり合ったためであり予報があれば防ぎ得たものである。このため小型漁船20隻が破壊されている。

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地図 庶野港略図

苫小牧,室蘭間(北海道)

苫小牧港における水位観測は,当初自記検潮儀が不調であったため,午前6時37分より量水標を設けて,2分ごとの実視観測を行ない,津波の第2波と思われるもののプラスのピークから,午後6時50分第6波の終りまでの記録をとり,その後は検潮儀を移設して自記記録を得ることができた。
量水標設置前の津波の状況は,防波堤及びケーソンヤードに残された痕跡により,午前4時50分東京湾中等潮位(以下T.P.と呼ぶ)下230cm同じく5時50分T.P.上190cmであった。
最低水位は実視観測中の午前9時30分に,T.P.下265cmとして記録されたが,これは干潮と重なったためと思われる。
なお苫小牧沿岸は地盤が高く,また海岸に民家その他の構築物がないので,被害は全然なかった。以上の数値は全て,北海道開発局室蘭建設部苫小牧港建設事務所の観測資料による。
白老町海岸は苫小牧の西約20kmの平坦な砂浜海岸であり,海底にもさしたる特異性はみられないが,この点での最高波高が,同様な条件を持つ苫小牧あるいは幌別方面に比してかなり大きな値を示したのは注目される。
ただし調査は聞き込みによるものであり,また調査時はかなりのシケであったため,測定値には最大±50cmの誤差があると思われる。
鷲別町海岸における調査は同町船入澗にて行なった。防波堤にみられた痕跡は最高波襲来時のものか,調査当日の風波によるものか,判然とせず信頼度は小さい。
室蘭港における調査は,北海道開発局室蘭開発建設部室蘭港修築事業所の管理する検潮儀の記録によった。

噴火湾伊達町,長万部間(北海道)

伊達町

5月30日午前に伊達町漁業協同組合におもむき当時の状況を聞いた。5月24日午前2時半に伊達町役場から緊急連絡があり津波の来襲が予想されるとの情報を得て各漁場に連絡し午前3時までには漁船を浜に全部捲揚げて待機した。沖に定置網が仕掛けてあったが撤収の余裕がなくそのままに残した。津波は午前5時頃と午後3時頃に最も顕著で殊に後者の場合は期間中の最高水位に達した。津波の来襲は2〜3時間ごとにあったように思われ最初は汐がひく状態から始まっている。最高水位は平常海面上2.5m位,最低水位(午前4時頃)は平常海面下2m位と思われた。後の調査で津波のために定置網が殆んど流失した。(筆者註)ここの海岸は急な浜勾配を持つ砂浜海岸で港や舟入澗の施設はなく砂防堤が一基僅かに海中にのびている所なので海面の上下運動を正確に見る目標がなく,海面の上昇下降量はいずれも過大に見ているようである。また津波の周期も同じ状況からこまかな変動を見逃していたと思われる。

有珠湾

有珠湾は噴火湾内では最も被害があった。この湾は奥行約600m,幅300m,湾口幅約130mの小さな湾で,平均水深2〜3m,湾口最深部で4m程度であり,湾内は「のり」や「かき」の養殖場として知られ,この施設が今回の津波による被害の主なものとなった。
漁業組合の話によると5月24日午前4時頃までは湾外出漁中の漁師は津波についてはなにも気がつかぬ程度であった。4時半頃約2m海面が低下し湾内の汀線は100m後退した。7時頃から汐がこみ出し7時25分には低地帯護岸壁を越えて床上浸水家屋多数を出した。これは30分程で一先ず引きその後2〜3回上昇下降をくり返したが7時半のときのようには上昇しなかった。つぎの大きな海面上昇は15時15分から約10分問にわたって現われ,7時半のときより50cmも高かった。浸水域は前回より拡大し避難する人は多数であった。つぎの主な海面上昇は25日午前3時15分頃であったがこの時は浸水家屋なく,その後は次第に元に戻って行った。これらの大きな海面変動のあいまには30分位の周期で海面の上下があった。24日15時15分の最高水位面は民家や学校の壁に歴然と残り,5月30日12時15分に実測した所ではその時刻の海面から230cm上であった。これは東京湾中等潮位上約130cmに相当する。新聞や他の報告に波高3〜4飢と伝えられているが著者の実測では上記のように全くそのような事実はない。ただ護岸壁の低い町なので浸水し易く,またこれに驚いた入たちの過大な見積りがそのまま報道されたのであろう。

豊浦

豊浦には土木現業所豊浦漁港修築事業所の検潮儀(Richard型,週捲)に津波の記録が得られた。ただし自記紙の基準面下に下がった際は記録ができず,係員が実測してこれを補なった。また週捲型のため時刻の読み取りが難しく自記紙による最高水位,最低水位の時刻は不正確であるがこれも係員の実測により修正してある。これらの記録によると5月24日7時30分に著るしい水面の上昇が見られ平均海面より140cm上に達した。同9時7分には逆に低下して期問中の最低水位となり平均海面下270cmにまで下がった。最高水位は24日15時20分頃に現われ平均海面上172cm(東京湾中等潮位上約156cm)に及び漁港岸壁はかなり浸水した。また前記9時7分の最低水時には港内は殆んど海底が露出し,人々はこんぶ,貝等を拾いあるいは防波堤基部の状況を視察することができた。水位は3〜4時問の周期で大きく変動しその合間に30分〜1時間の周期の小振動が含まれている。後者が津波の直接波と思われ前者はこれに誘起された噴火湾の副振動ではないかと考えられる。

礼文

礼文では国鉄礼文線路分区長高橋喜代治氏によって貴重なる一昼夜観測が行なわれ検潮記録に劣らぬ記録が得られている。礼文は背後に断崖を有する磯にわずかに一基の防波堤を持つ岩石海岸である。5月24日午前5時30分漁師が海面の異常に気付いてさわぎ,ひきつづき6時に豊浦から有線放送で漁業会に津波の警報が入った。海面は風波なく快暗,全くの凪で,あたかも潮汐による海面の上下運動の如くであった。6時頃汐のひいた時に防波堤先端に白ペンキで鉛直に50cmごとの筋をつけ,以後は岸壁から双眼鏡で15分〜30分ごとに水位を観測した。夜間は投光器で照明して観測を続行した。この記録はかなり豊浦の検潮記録と一致している。最高水位は5月24日15時40分で平均海面上170cm(東京湾中等潮位上約154cm)で最低は同じく午前9時に平均海面下250cmに達している。水位は豊浦同様3〜4時間に大きく変動し合い間に30〜40分の小振動が認められる。

静狩

静狩は岩石海岸から砂浜海岸に移る境界で防波堤用ケーソンが若干海中に延びているが国鉄静狩線路分区ではこのケーソンを目印として5月24日8時から20時まで簡易観測を行なっている。その結果は礼文の記録から引いた潮候曲線上によく一致してのっている。最高水位は24日15時40分で平均海面上170cmであり,水位変動の状況は礼文とほぼ同様であった。

長万部

ここは砂浜海岸で舟入澗の類はなくそのため人々の関心はあまり集らなかったようである。ただ国鉄長万部保線区では線路保守の上から長万部川河口上流300mの鉄橋下の川の水位を測定していたが24日15時30分に最高に達し14時30分の水位から75cmも上がったことが記録されている。これは同時刻の海面上昇による背水効果によるものであろう。

長万部,砂原間(北海道)

国縫

砂浜海岸のため,はっきりした津波の痕跡はつかめないが,附近の漁師の人々の話を総合すると,24日6時頃はじめて水位が上昇し,(最初の引きの時刻は不明)引き続き30分位の間隔で引き波と寄せ波が続いたが,14時30分頃の満潮時に水位が最も上昇し,そのときの汀線の位置は,大時化の際に海水がうち上げる位置と同じ位であった。しかし計算の結果によると(速報参照)実効波高は第1波(6時)が113cmで最大となり,14時30分には102cmとなる。また引き波の際に海水が引いた砂浜の距離は150m位で,引き波の間に海底の魚類,貝などを拾得する人が多かったが,津波の被害は全くなく,ただ海岸近くの小学校の校庭およびその附近の畑が海水につかった程度であった。

八雲

国縫と同様な砂浜海岸で,附近の人々の話を総合すると,24日5時頃引き波となり,満潮時の水位(平時)より約4m(干潮時の水位より3m)水位が下り,また砂浜の距離にして約200m海水が引いた。寄せ波時の水位は満潮時よりやや高い位で7時に最高水位となり,7時20分から再び引きはじめた。寄せ波はジワジワと水位が上昇したが,引き波は早く,森港の方へ動くように感じられた。この状況は夜まで続き,40分おき位に寄せ波と引き波がみられた。
当時は晴天で波は全くなく,岸近くのみ,川のような音が聞かれたが,古老の話によると,これ程潮が引いた例は70年位の間なかった由である。
なおこの海岸の当時の満潮は3時頃で,干満の差は1m〜1.3m(平時)の由。津波は丁度干潮にぶつかったことになる。津波による被害はなかった。

森港にはリシャール型検潮儀があり,当時の水位は正確にとられている。(速報参照)
当時は波がほとんどなく,寄せ波はジワジワ押しよせる感じで,港口の所では流れが早かった。また鹿部の方が時間的に引きが早かったことが報告されている。
検潮儀の記録によれば,初動(水位上昇)は5月24日3時40分で波高(実効高)は
第1波 高 4時38分 102cm(0点は検潮儀のO点)低 6時00分 ー74cm
第2波 高 7時18分 184cm低 9時30分 ー144cm
第4波 高 15時40分 156cm
で最高波は第2波であり,またみかけ上最高の波は第4波であった。

砂原

砂原港にもリシャール型検潮儀があり,当時の水位記録がえられている。
当時は波が全くなく,検潮儀の記録によれば,初動(水位上昇)は5月24日3時30分で,波高(実効高)は
第1波 高 4時40分 54cm低 6時00分 ー154cm
第2波 高 7時30分 172cm低 9時33分 ー184cm
第4波 高 15時45分 123cmで最高波は第2波,またみかけ上の最高波は第4波であった。

鹿部,江差間

測定基準

調査期間中(5月26日〜6月1日)は,未だ津波の余波があり,海面の変動が激しかったため,波高の測定基準は各地の水準点をとった。測量にはHand levelと箱尺を用いた。

鹿部

(5月28日)修築事務所の検潮記録による。最高波来襲時は干潮時で,引き潮大。検潮儀の井戸底をはるかに下まわっている。物損皆無。

東海

(5月29日)漁民によるとこの沿岸は,通常波荒く,護岸を越えることはしばしばであるが,津波来襲時は全道的に,海面穏やかだったので,通常満潮位プラス数10cmの海面上昇では,漁民は大した注意もしていなかったようである。そのため痕跡も無く,最高波高等も朧げにしか記憶していず,値は不確実である。

椴法華

(5月29日)ここも状況は上と同様で,一般の人はラジオによって始めて知ったようであった。開発局函館建設部の検潮記録の4〜5時,7〜8時等の最低潮位は井戸底である。

山背泊〜志海苔

(5月30日)この沿岸は殆んどが海岸からすぐ崖になっており,痕跡は全く不明であったが,開発局函舘建設部修築事務所の技術員が,24日量水標等によって,目視観測をしてあったので,それによった。波の寄せ方は普通と同じとのこと。

函館市大森浜〜当別

(5月26日〜27日)調査
当日,函館港では振幅50〜80cm,周期20〜50分の余波が見られた。この地域は函館湾の影響を知るために,比較的密に測点をとった。(4.津波の高さの地図参照)。泉沢,茂辺地の値は札幌管区気象台チリ地震津波調査概況によった。函館市内では港に沿った地域,約0.85km^2に浸水がみられた。市消防本部の調査によれば,損害は次の通りである。被害損害額,主なる施設分407,370,464円,その他82,744,643円,計4億9千万余円である。被災は次表の通り。

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地図 市消防本部の調査

札苅〜森越

(5月30日)この海岸は砂浜海岸であるが,津波の跡無く,聞き込みによった。木古内の値は同町役場の記録による。森越の値はやや不正確である。

福島

(5月30日)修築事務所の検潮記録の9〜10時の値は,検潮儀故障のため実測によっている。次の松前においても,同様であるが,検潮記録に他の場所におけるような,短周期の波は無く,非常に滑らかな曲線を描いており,周期137分である。これは検潮儀の特性によるものでは無く,前日の記録には港の静振等の短周期の波を記録している。

松前

(5月31日)土地の電信電話局員によると,津波を知ったのは8時頃ラジオから。

江差

(6月1日)検潮記録にも殆んど津波の影響は表われていない。

全般について

最高波来襲時刻については5.地図参照。検潮記録または目視観測による所以外は一時間位の幅がある。津波の高さは一般に外洋よりも津軽海峡内の方が波高大である。松前を越えて,目本海に入ると津波の勢力は衰えて,殆んど影響が無くなっている。北海道南部において,比較的被害少なかったのは,当日海面静穏で,最大波来襲時が丁度干潮時辺りであったためと思われる。また上げ潮よりも,引き潮の方が,約1.5倍程大きかったため,殆んどの人は引き潮によって津波を知った模様で,沿岸の人は,引き潮時に,海草やウニ等を採取して来ているような状態であった。この調査区間には7ケ所の検潮所があったので,その記録による値を次に示す。なお紋別(オホーツク海沿岸)のも付け加えておく。調査に協力を惜しまれなかった各地の方々に御礼と御見舞を申し上げます。

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地図 チリ地震津波,道南検潮儀記録

北海道

はしがき

筆者の1人(三好)及び市川康夫,西内信雄の3名はさきにカムチャツカ南端で発生した津波1(1952年,11月4日)を研究して,1955年5月より(気象庁における講演1回を含めて)再三今次津波の特質を警告していたのであり,この津波は全くの人災であった。
この津波の特質を概観するには,このカムチャツカ津波と比較観察するのが最も都合がよい。カムチャツカ津波はチリ南部(Talcahuano等)で強くなり,チリ地震津波はアリューシャン列島より北海道,日本本州北部で強くなっていて,両津波は正に表裏の現象をなす。ハワイにおける高さはそれぞれ,同諸島をこえて対岸に到達した高さより低い。
こうした情況から,地理的な考察を加えると,今カムチャツカ南端とチリ南部で全く同じ大きさの津波が発生したと仮定して見る。それぞれチリ南部と日本近海で強くなる。ところがチリ南部は人口も検潮所も少なく(事実Talcahuanoより南方千数百kmに亘って検潮所は1ケ所もない),日本は多い。したがってチリ南部で生じた津波の方が大きく見える。さらにチリで生じた津波の余勢はアリューシャン列島を強襲するが,カムチャツカで生じたものの余勢は無人の南極大陸を襲うだけである。そして波源に一番近いチリ海岸とカムチャツカ海岸ということになると今度はチリ海岸の方が人口が多い。さらにはハワイ諸島の並びにほぼ沿って両津波は走るが,このとき危険にさらされるハワイ島のヒロ(北東に向けてひらいたV字型の湾である)は,両津波に対して大体同じ条件下にあるといえるが,カムチャツカから来るものはカウアイ島,オアフ島,マウイ島,ハワイ島などから北東にひろがった浅瀬で勢をそがれながらヒロにやって来るが,チリからやって来るものは直接ヒロにやって来る。以上多くの理由で,同じ大きさのはずの津波を比べて見ると,チリで生じたものの方が大きく見えるのである。いいかえると,今次津波は1952年11月のカムチャツカ津波に比べて,見かけ程には大きくなく,この程度の津波は今後も生じ得ると考えて,津波警報のセンターもヒロの町に移し,日本の警報機関はこれと密接な接触を保って万全を期すべきである。
ちなみに南米で生じた津波がハワイに被害を与えた例をあげて見るとこれら津波は日本へ相当な強さでやって来ているに違いなく,日本沿岸の人口が少なかったのが被害の出なかった理由である。18世紀以前の,こういう例をあげると案外多数にのぼると推定される。
なお1868年4月2日ハワイに生じた津波が,ハワイに激甚な被害を与えているが,1946年4月1日アリューシャン津波の逆のケースも考えられ,ハワイで生じる大津波は,たとえ例がまれであっても日本は警戒するがよい。
以上述べたように,今次のチリ地震津波は全太平洋的規模で観察把握すべきものであって,筆者等2名は北海道全域の踏査を任されたのを幸い,広く浅く観測を行なった。

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南米で生じた津波がハワイに被害を与えた例

1.函館

北海道では後述する霧多布が最も被害額が大きく,次いでこの函館であって,いずれも陸繋島である。これは偶然ではない。陸繋島のごとき低地で今後文明が進むと,津波そのものはその地で弱くとも大きな被害を受ける。
函館の港湾側(西)と大森浜側(東)と大差なく,押しは2m余であり,引きは3m程度である。この,押しに比べて引きが強いというのは今次津波の特徴の1つであって,以下一々詳述しない。この2m余の弱い津波に対して函館が北海道第2の被害額(4億5千万円)を出したのは,人々が津波に対して経験(腰掛け机の上まで水面が上って来てやっと津波だと気づいたような人々が多かった)と抵抗力を持っていなかったからである。浸水面積も広い。被害額の6割は港湾に並んだ倉庫が水びたしになったことから来ていて,今後水面に近い倉庫には水びたしになっても大丈夫なもの,高い倉庫には水びたしになってはいけないものを常に入れるように,倉庫に等級をつけるべきである。被害額の次は商店街が受けたもので,全被害額の1/4に当る。
「最初の波は6時半頃,2つ目は7時頃,この2つ目が大きかった。後10個位が住民の記憶に残っているが,みな小さく地面位まで(駅前広場で)の波が反復した。2つ目だけは押しも引きも奔流となった。他は潮汐の干満のようであった」一以上が住民の口述であるが,検潮記録を見ると,じよう乱は5昼夜に亘って継続していて,この継続時間が長いというのも今次津波の特徴の1つである。もう1つの特徴——大津波に前駆して2個位の小波が記録にあらわれていること一は,ここの住民には気づかれなかった。なお海上保安本部の検潮記録と中央埠頭における検潮記録は殆んど全く同じものであった。
駅の構内は全て水びたしとなり,列車も五稜郭どまりとなった。道路の内側の土砂も大量に運び去られた。

2.室蘭

近傍(伊達など)を含めて僅少な被害があった。外洋に面したところでは15hOOm頃最大波が来たと証言しているのに対して,港湾の中では4hOOm頃最大波が来たと証言している。大局的に見ると逆で内浦湾の外(白老,竹浦,幌別,鷲別)では最高波は5血30皿頃と証言し,内浦湾の内側(礼文華,豊浦,虻田,有珠湾)では最高波は15h30m頃と証言している。境に当る室蘭地区ではいずれも15h30m前後と証言している。以上室蘭地方気象台のしらべ。こういう,隣接した地区で最高波襲来時刻に差があるという事実は,潮汐波と津波とではやって来る様子が違うので,そのかね合いで生じたものと思われ,三陸で互に並んだ2つの小湾の間でも認められた。
内浦湾の副振動の周期は長く,津波が副振動をひき起こす過程が明示されるので室蘭の検潮記録は興味を惹く。室蘭の検潮記録によれば,最高波は15血50m,周期50m,波高85cmであった。

3.苫小牧

被害はなかった。また実測が非常に困難なところでもある。津波のときの最高の痕跡と,観測時の最高の波がくだける先端との差をとった。津波が来たときは6月10日の観測時(19h30m)より少し荒れていた。したがって津波の最高波高は実測値2.4m以下になるものと思われる。
検潮記録は始めの部分が不良であるが,観測によれば
4h50m-2.3m
5h50m十1.9m
(いずれも東京湾中等潮位より)であった(苫小牧港建設事務所調査試験係り調べ)。この地域は副振動が発達し難いので,検潮記録(検潮儀が不良であったので海中に棒を立てて2分ごとに読んだ)は生まのままの津波を捕えているものと思われる。そのこととは無関係に,今次津波は継続時間が長いのが特徴であるから,報告書だけに頼らないで,検潮記録の求めがあった場合,保管者(たとえば地震研究所)はそれに応じる用意がなければならない。

4.浦河

港湾や魚市場が被害を受けた。来襲時における写真を見ると,津波は相当な奔流を伴なったことが分かる。検潮記録に,前駆的な小波が2個はつきり出ている。器械の不良のため,検潮記録は実際の波の高さより少し低い値を示している。山や谷以外の部分にも,不自然な動き方をしている部分が見られる。その他函館,室蘭,釧路,花咲の検潮儀はいずれもスケール・アウトし,満足な記録が得られたのは(筆者等が集めた範囲では)津波が極く微弱だった根室のみであった。一考を要することがらである。

5.襟裳岬地区

筆者等はこの地区に最も時間を割いた。先がとがってしかも大きい1岬の先端からある距離の地点は,海底地形の影響で津波のエネルギーが収束し,しかも今まで余り注目されなかった区域である。将来文明の発達とともに,U字型,V字型の湾の奥(文明の低かった時代にはここにしか人が住まなかった)についで,陸繋島と並んでクローズ・アップされる地区である。西側ではニカンベツ川の付近に極大値があらわれたが,この近辺は一様に高い。
岬の先端は低い。東岸ははっきりした極大があらわれていないで一様に高いが,強いてあげれば庶野(しよや)が極大であろう。ここは港の拡張工事として,港に接続して広い空堀を掘っていた。その境のコンクリート塀が破壊され,港にいた漁船十数隻がこの空堀の中へ海水とともに落ち込んで干万円をこす被害を受けた。
このように岬の先端からある距離の地点に極大があらわれるという例は,今次津波では犬吠岬南岸の飯岡に,また1946年のアリューシャン津波ではハワイ諸島の諸岬に,1933年の三陸津波では同じく襟裳岬に見られたことがらである。襟裳岬の場合,1952年の十勝沖津波,今次津波の場合それぞれ波は東,東南からやって来ていてそれぞれ違ったエネルギー分布を岬に残しているはずである。また三陸津波の場合は南,西南からやって来るはずである。西南から来る場合は東南から来る場合に比べて,岬の東西岸に見られるエネルギー分布の非対称は丁度逆になるであろう。
南海道沖津波は室戸岬を東南乃至は南から,また足摺崎を東から襲うであろうし,日向灘の津波は西南から足摺崎にやって来るであろう。さらには佐多岬(鹿児島県),尻屋崎など同じような危険にさらされている岬は多いのである。特にこの地区に属する最大の町としては室戸岬西岸の室戸など厳に警戒を要するところである。
筆者等はこの地区で一々来襲時刻をたしかめなかったが,殆んど例外なく第2波が最高であった。少し入口のあるところ(近笛,幌泉,歌別,襟裳,庶野など)は例外なく被害を受けている。また歌露(うたろ)で経験したことであるが,押しは1.5mであったが,引きは2人の証言によれば,1入は2.5mと見積り,1人は5m位と見積っていて,引きに対する証言は信頼度が非常に低いということが分かった。ただ全地域を通じて,押しに比べて引きが強かったという証言だけは一致していた。

6.釧路

外洋に面した海岸ではいくらか波が高く,釧路川に続く地域は幾分低い。これは相当量の水が川をさかのぼり,あるいは川から補給されるためである。船舶と橋との衝突,木材の流出が目立った。この釧路から東方,厚岸,霧多布と北海道でも最も被害の甚だしかった地区が続くのである。今この地方の被害を表にして示して見よう。(1960年6月4日現在。釧路麦庁発行。最初行方不明40数名と発表されたが,漂流していたものが帰って来たりして減少している)
I死亡行方不明  11名
II家屋の被害  183,794千円
III文教被害  1,008千円
V業被害  100千円
V林業被害  68,200千円
VI水産被害  338,523千円
VII土木被害(復旧費)  1,738,550千円
VIII衛生被害  5,000千円
IX電々公社,北電,国鉄  24,800千円
となって,第1位土木,第2位水産,第3位家屋である。津波の研究は従来地球科学の関係者以外に,土木,建築の関係者によって進められて来たが,これに水産関係者が加わらなければならないことが分かる。しかも最も重大な死亡行方不明者が大てい漁民であり,土木被害は漁村の土木被害であり,家屋被害は漁民の家屋被害であることを思えばなおさらである。

7.厚岸

今次津波の特徴は押しに比べて引きが強かったことであるが,そのために浸水被害に比して,奔流がものをえぐり取る乃至は押し流すという作用をして,土木被害及び(水産)養殖の被害を大きくした。この厚岸はその後者の例である。観察したところによれば,殆んど異常は認められないといってよく,外洋に面したところでも住民の証言によると,家屋に浸水し,家庭用具,船具が流されたが,警報が全然出なかったにも拘わらず,人畜の被害はなかった一とのことである。さらに,にしん漁が終ったばかりだったので,漁具の被害も少なかったという幸運に恵まれていた。
ところが厚岸の真の被害は水面下に生じたのである。この厚岸は厚岸湖という,海に続く湖をひかえている。この厚岸湖の西半分の区域で水面すれすれで養殖しているカキやアサリが津波に伴なった急流によって流れ出し,これを主体とした全体の被害は2億円に及んでいるのである。
津波の波高をしらべて見ると,外洋に面した地区では津波は高く,この厚岸湖に接したところでは低い。これは厚岸湖が水を蓄えたり放出したりして津波とは逆の作用をしたためである。そのため,厚岸湖と外洋を結ぶ水路に急流が生じ,それが養殖被害をもたらしたのである。これは警報が数時間前に出ていたとしても救えない被害である。抜本的な対策は,この外洋と湖をつなぐ水路に,津波のときすばやく閉められる耐震性の閘門を設置することであるが,この程度の被害額と頻度(この地方は高潮が少ない)で,閘門を建造することは採算がとれるかどうかは疑わしい。
むしろこの考えは,この厚岸から連想される三重県の真珠養殖場に適用されるのがよいと思われる。養殖イカダから吊られた真珠は流され易く,三重県下のリアス式に並んだ多数の小湾が軒並みに受けた被害額は各々10億円単位のものとなり(佐藤忠勇:三重県下におけるチリ地震津波と養殖イカダの被害状況一水産増殖,Vol.8,No.3;1960参照),かつこの地方は高潮にも南海道沖津波にも見舞われる。今次津波は警報が出ていれば,真珠を陸に揚げて助けることができたのであったが——近海津波の場合には不可能である。
1例をあげて見ると,養殖場として特に優秀な的矢(まとや)湾は,入り組んだ湾から内陸に細い水道がのびて,奥にある(丁度厚岸湖に当る)伊雑浦(いぞうのうら)に達している。この伊雑浦が津波と逆の作用をして,細い水道から吐き出されたジェット流がイカダを流したのである。したがって水道の何処か,あるいは入り組んだ湾の細い部分に閘門を設けて,伊雑浦の蓄水を封じるか,または湾全体を海面昇降から防ぐように考慮するとよい。綜合研究が望まれる。

8.霧多布

霧多布は典型的な陸繋島であるが,その砂州を,1952年3月の十勝沖津波のときは南方(琵琶瀬湾)から北方(浜中湾)へ抜ける奔流が村落を壊滅させたが,今回は1952年3月よりさらに波が高く
第1波(4h40m)は北→南
第2波(5hOOm)は北→南
第3波(5h36m)は南→北
第4波(5h50m)は北→南
第5波(5h55m)は北→南
第6波(6h10m)は北→南
第7波(6h15m)は南→北
第8波(7h25m)は北→南
第9波(8h40m)は北→南
第10波(10hOOm)は南→北
第11波(10h15m)は北→南,
となっており,その奔流は砂州を切断してしまい,幅100m,深さ8m程度の新らしくできた海峡をへだてて霧多布は島となった。この洗い流された砂州の部分(引きが強かったためである)は,浸水面積とともに広大であって,そのくわしい地図は論文篇において示す。またこの新らしくできた海峡をめぐって今永久橋がかけられているが,砂州というものの本質から考えて次第に埋まって来て永久橋は無用のものになるか,または潮流の勢が集まって,この海峡はつながりそうでつながらない天の橋立の切れ目のようになるか興味を惹くが,筆者は埋まるものと考えている。海峡の一部はもう津波の後で砂の堆積が進んで埋まっている。
霧多布において今次津波で特筆されるべきことは,前述した前駆的な小波が漁民に気づかれて大量死亡者が出るのが防げたことであった。そのときの模様を当時の記録から拾って見ると3hOOm頃「水取場海岸に繋留中の漁船浮遊せるため津波の徴候を察知する」。同4hOOm頃「当直員の連絡により職員を招集する。この頃海岸方面住民湯沸山に続々避難」とある。
なお砂州を切断した奔流の原因は津波の進行方向と直角な落差から来るもので,琵琶瀬湾と浜中湾との別々な副振動が有力な原因であったと思われる。霧多布の人口(2,026人)に対して被害人口(1,422人)は70.1%であるが,西方に接している暮帰別(人口:183人)の被害人口は100%であることにも注意を要する。津波後この陸繋島を防潮堤で守る計画が立てられ,その一部は既に完成している。堤の高さに問題があるが,低地を徹底的に堤で囲む計画であって陸繋島に対する恐らく始めての防潮堤計画であろう。特徴は同じ面積を守るのに長い距離の堤が必要なことである。
これについて連想されるのは,同じ今回の津波で被害を受けたチリのTalcahuano(陸繋島)の防潮堤計画である。その計画は不徹底で,ごく一部の重要施設が面している海岸にだけ建造する計画を立てている。このように無力な堤防を築くと,住民が安心して低地に住むようになり,功より罪の方が大きくなる恐れがある。霧多布の計画をTalcahuanoに知らせる必要がある。なお堤の建造費であるが,今次災害についての特例法で94%が国費,6%は北海道負たんとなっている。
さらに砂州で北海道に結ばれた湯沸山は海抜がきわめて低く,しかもその頂上は丁度テーブルのように平坦であるから,将来ここを住宅地に,砂州を仕事場にという計画が立てられてよい。また霧多布南方海上にあるケネボッケ島も次第に砂州を北海道本土にのばしており,近い将来陸繋島として第2の霧多布となり,津波対策を考慮した村造りが計画されなければならない。三陸津波の大規模なものが発生すれば,防潮堤を軽くこす津波が来ることはたやすく想像できる。そうすると,防潮堤が逆に霧多布を沼にする堤防になりかねない。

9.根室と花咲

この両地は根室半島を背にして,背中合せの位置にあるが,半島南岸にあって太平洋に面している花咲では津波は相当な高さで船舶の被害,家屋の浸水などの被害があったが,半島北岸の根室湾に面した根室では海面の昇降は人々の注意を惹かなかったか,かろうじて惹いたかの程度であって,殆んど観測にもかからぬ程であった。根室における死亡1名を津波と結びつけるのは疑わしいo
また根室の検潮記録をしらべて見ると,潮汐との関係で25日に最高波が来ている。しかし根室の人々の証言は24日に対して行なわれたものと思われる。この根室はよいが,たとえば満潮時,海面が東京湾中等潮位から1.5mあるところへは0.1mの津波が来た場合,われわれの表現方法だと1.6mの津波が来たと述べるのである。気象庁が唱える最大増水高を付記して報告するようにすれば,そういう無意味な数字は出て来ないであろうし,また例えば襟裳岬沿岸におけるエネルギー分布を見ようとするとき,単に最大増水高を自乗して見ればよいし,今次津波の2倍の高さの津波が来たときの予想というようなときは,最大増水高を2倍して見れば大体の様子は分かる。最大増水高の併記を麦持しておく。
さらにこの地の根室海峡よりも,クナシリ島とその北方のエトロフ島の間にあるクナシリ水道を北方へ抜けたエネルギーを見るために,オホーツク海沿岸の網走を調査する予定であったが,日数の都合で果たせなかった。気象庁から,波の高さ62cmという発表と検潮記録が出されている。

10.付

瀬戸内海沿岸へは今次津波は微弱な波としてやって来ているが,これと好く似た有明海,八代湾ではその逆のようなケースがあった。この両内湾をつなぐ海峡に面した本渡(ほんど;天草下島)で小学校の生徒11名が橋から巻尺をたらして刻々の海面昇降をはかった資料を入手したが,それによれば,外洋に面した長崎,枕崎におけるより,この本渡における海面昇降が強かったことが分かる。また海峡であるから,海面昇降の強さの割合に急流が生じていることも考慮すべきである。今後津波に対して要注意地区といえる。
なお今次津波の波源を41°S,731/2°W(Coastand Geodetic Surveyによる)と仮定し,東京を351/2°,1391/2°E(横浜の内陸)と仮定し,両地が地球中心に対して張る角度をθとして見るとexpression(1)となり,expression(2)となる。したがって波源と東京を結ぶ,大円に沿う距離はexpression(3)となる。
また津波の到着時刻を読むのに,今次津波には次のような注意が必要である。即ち日本近海の検潮記録には大てい前駆的な小波があらわれているが,これは続く大波の数分の1から10分の1程度の高さである。したがって大波そのものが小さい日本海沿岸,瀬戸内海,中部近畿地区では津波の立上りを読むとき,この前駆的な小波を見落すかも知れないということである。

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exprssion(1)-(3)

チリ地震津波による三陸沿岸被災地の地質学的調査報告

八戸—久慈地区調査班

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Table 1. Comparisons of wave heights and flooded distances of Tsunamis of 1933 and 1960

田老—釜石地区調査班

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Table 2. Wave heights of Tsunami of 1960

大船渡—志津川地区調査班

1.災害記録の比較

チリ地震津波は三陸沿岸で最高4〜5mの波高で,波高によってのみ評価すると,中程度の津波に相当すると考えられるが,浸水面積,侵入距離ならびに湾内への侵入海水量などから判断すると,むしろ1933年三陸沖津波よりはるかに大であるともいえる。この関係は,Table 4,Fig.14〜23に示した通りである。

2.チリ地震津波の来襲状況

チリ地震津波の特徴の1つは,前兆としての地震が非常に微弱で,被災地の人々には全く感じられていなかったことである。また,津波第1波も小さく,普通の満潮時よりやや高めの潮であり,第2波あるいは第3波の大津波の約30分前に異常な引潮があったことで,これを前兆と見なすこともできよう。
各湾における津波来襲直前の引潮の状態は,Table 5に示した(現地で観察していた住民の談話等を総合したもの)。
つぎに,最大の津波,あるいは,最も大きな被害を与えた津波の来襲時の状況は,Tabie 3,Table 6に表示する。
以上の観察結果よりみて,チリ地震津波は,1896年,1933年の三陸沖津波とは根本的に相異しており,人体に感ずる程の地震を伴なわず,波高20〜30mという形の津波ではなく,海水面の異常,かつ急激な上昇といった形であらわれている。このため波による打撃破壊力は小さかったといえる。また,各湾の湾頭部では,チリ地震津波が,湾央部および湾口部では三陸沖津波(1933年)の方が,それぞれ広い面積にわたって侵入していることも,大きな相異といえる。

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Table 3.気仙沼湾における津波観察記録
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Table 4.浸水面積および侵入距離の比較
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Table 5,津波直前の引き潮の状態(1960年5月24日午前)
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地図 Fig. 1. Index map showing localities of the areas mapped and the areas flooded by the Tsunamis of 1960 and 1933. (Numerals refer to map- numbers in Figs. 2 ~ 23).
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地図 Fig. 2. Vicinity of the mouths of the Oirase and Gonohe Rivers. Fig. 3. Vicinity of the mouths of the Mabechi and Niita Rivers in Hachinohe City. Fig. 4. Coast of Shirahama. Fig. 5. Coast of Okui.
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地図 Fig. 6. Coast of Taneichi. Fig. 7. Coast of Yagi. Fig. 8. Vicinity of the mouth of the Kuji River in Kuji City.
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地図 Fig. 9. Vicinity of the mouth of the Taro River in Taro. Fig. 10. Vicinity of Miyako Bay, Miyako City. Fig. 11. Bay heads of Yamada Bay and Funakoshi Bay. Fig. 12. Vicinity of the bay heads of Otsuchi
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地図 Fig. 14. Bay head of Ofunato Bay. Fig. 15. Vinicity of Hosoura, Ofunato City. Fig. 16. Vicinity of Takada-Matsu-Bara, Rikuzen-Takada City. Fig. 17. Bay head of Kotomo-ura, Kotomo, Rikuzen-Takada City.
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地図 Fig. 24. Comparisons of flooded areas and invaded distances of Tsunamis of 1960 and 1933. (Ratio of the area and the distance due to Tsunami of 1960 to those of 1933, at each locality shown in Table  
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Table 6.津波の来襲状況(1960年5月24日午前)

津軽半島青森,鰺ケ沢間情森県)

1.青森市奥内清水

最高潮位T.P.上1.4m聞込によって2点で測定。1点はここまで水がきたという証言によりT.P.上1.51m,もう1点は藻くずの打ち上げ跡によりT.P.上1.37mを得た。水が引き始めたのは6時頃のようである。ひどくなり始めは8時頃からで,16時頃まで続いた。一番高かったのは13時30分〜14時頃という人と,15時頃という人がいた。午前中は4回波がきた。周期に関してはいろいろ異なっていて,10〜15分,30分,90分と答えている。200mほど沖にある浅瀬(低潮面下3尺位)の附近まで水が退いた。

2、青森市後潟

市役所出張所横最高潮位T.P.上1.3m聞込によって指示を受けた砂浜の藻くずの打ち上げ痕を測定。6時10分〜15分頃から気がついた。11時頃が最もひどい。午後も続いたが大したことはなかった。大きいのは4回上下したが,3回目が最大。周期は1時間30分〜2時間位もあった。満潮時は2尋位の深さ(200m沖合)のところまで引いた。

3.東津軽郡蟹田町蟹田川口防波堤

最高潮位T.P.上1.3m
津波当日,津波を見ていた町役場の係の人が,漁港防波堤の中頃に最高潮位をマジックインキで記録してあった。
津波状況について,蟹田町長より資料を戴いたので要点を挙げておく。
(1)最も早く海面の異常を知った時刻24日5時40分頃。下げ潮であった。
(2)来襲状況(第1図参照)
丸1.24日05h40m頃一番引いた(人の話)。平常時の水際より60m位沖に水が引いた。
丸2.06hOOm頃50cm位水位が上る(係員観測)。
丸3.07h40m頃丸1と同じ(係員観測)。
丸4.08hOOm頃丸2と同じ(係員観測)。
丸5.09h20m頃10m位水が退く(人の話)。
丸6.10hOOm頃丸4と同じ(人の話)。
丸7.  丸5より7m位水が退く(人の話)。
丸8.12h30m頃丸4より30cm水位上る(人の話)。
丸9.13h30m頃に退いたかどうか不明(入の話)。
丸10.14hOOm一番上った。
丸11.    丸9と同じ。
役場係員の話。14時頃最高で,波高(山〜谷)180cm位,周期約2時間。水が引くときはゴーッと音がして川のようになる。この附近では今までに見たことのない現象である。津波の最高水位は満潮面上50cm,T.P.上1.15mであろう。

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地図 第1図 東津軽郡蟹田町潮位の概略1960年5月24日(本文説明参照)

4.東津軽郡平館村

港内最高潮位T.P.上1.2m
平館港内岸壁で聞込みによって測定。この附近に浸水した地域はないが,ツボアミ,チョコアミ等の漁網が多数破れたり流失したりする被害があった。4時頃から引き始め,第2波〜3波が最高で10時頃きた。最も低くなったときは平均海面下2mの底が出たというから,最高最低の差は3.Om位になる。高かったのは第4波までで,周期は約1時間。午後も引続き異常であったが夜に入ってからは平常と変りがなかった。

5.東津軽郡平館村弥蔵釜

最高潮位T.P.上1.1m
緩かな石浜にそって波が打ち上げたという高さ調査報告(青森県)を聞込によって測定した。ラジオで初めて津波を知ったが,気付いてからの第1波は6時頃,第2波(最高)は7時頃,その後も約2時間位の周期で比較的高いのが2波位寄せた。一番引いた時は2尋半の海底が見えた。午後にはほとんどなかった。

6.東津軽郡平館村宇田

最高潮位T.P.上1.6m
海岸の石垣の何処まで水がきたかを聞いて測る。第1波は7時頃,その次の引きは8時半頃で1尋の海底が現われた。第2波は最高で9時頃,第3波は10時頃来襲。以後は小さく午後は多少の異常を示す程度,夜に入ってからは異常なし。波の寄せてくる時白波がたって砕けながらきたが,音はしなかったという。

7.東津軽郡今別町母衣月

最高潮位T.P.上1.5m小さな湾の一番奥の地点で,砂浜に立った棒杭の何処まで水がきたかを聞込む。4時20分頃から引きで始まり,第1波は5時過に寄せ,次の引きが6時,第2波(最高)は6時40分頃・その次の8時〜9時頃の引きが最も引き,T.P.下約2.3mの海底が見えた。昼頃までに計4波寄せたが,それ以後は大したことはなかった模様である.

8.東津軽郡今別町今別川川ロ

最高潮位T.P.上1.4m
今別川川口附近の砂浜に打ち上げた藻くずの跡を測定。5時過引きから始まり,高いものは約1時間の周期で3波押し寄せたが,10時過ぎの第2波が最高であたっ。一番引いた時は観測時の潮位(-0.3mT.P.)下6〜6.5尺の海底が現われたG,15時頃にも少し高いものが来た。ちよう

9.東津軽郡今別町長川川ロ

最高潮位T.P.上1.4m
長川川口の突堤で聞込に基き測定。第1波は5時10分〜20分頃で,高さは最高波より1尺低く,第2波が最高,第3波以後は低かったが15時頃まで継続。最も引いた時に底が見えたという場所の水深を測ったところ,T.P.下2.3mであった。

10.東津軽郡三厩村

港内最高潮位T.P.上1.4m
三厩港内岸壁で水のあふれた高さを聞いて測る。聞込による来襲状況は次の通り。第1波高:5時半〜6時低:8時第2波高(最高):9時低:10時第3波高:11時その後は異常なかった。
なお三厩区内観測所の種市良次氏(三厩村役場〉が観測された結果を戴いたので第1表に示す。

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第1表 三厩村種市良次氏の観測結果

11.東津軽郡三厩村竜飛木落

最高潮位T.P.上0.9m
バス停「木落」前休息所の主人が,当日防波堤(長さ約60m)で尺を当てて直接測った最高波高(山〜谷)は7尺7寸であったという。われわれの測定はこの防波堤の面まで水をかぶったという聞込によって測定。また最も引いた時に見えたという海底の深さはT.P.下1.5mであった。水は5時頃から引き始め,大体13時頃まで振動が続いた。最高は10時頃。周期約40分。

12.東津軽郡三厩村竜飛比端

最高潮位T.P.上1.1m
ここまで水がきたという聞込と,もくずの打上げた高さを測定。前者はT.P.上1.12m,後者はT.P.上1.O6m。5時30分頃津波に気づいた時は水が引いていたが,その前にも寄せがあったらしい。3波位大きいものがあり,3つ目が最大。その時刻は12時頃。周期は1時間30分〜2時間,波高(山〜谷)は2m位になる。海面振動は15時頃まで続く。なお竜飛奥谷旅館主入によると,かつて涸れたことのない同旅館の井戸が翌25日には,平常の水面下6〜7尺まで涸れたという。津波に直接関係があるかどうかわからぬが参考のため記述しておく。また同じく同館主人によれば,平常竜飛崎のまわりの流れは,岸よりに弱い西流,その沖に5.5kt位の東流があるが,津波当日(昼間)にはこの東流は7〜8ktにも達したという。

13.北津軽郡小泊村母衣内

最高潮位T.P.上1.2m
石浜に打ち上げた藻くずの跡を漁師が示してくれたので3ケ所で測定する。津波は6時頃引きで始まる。2回目も高かったが3回目が最高で,9時30分頃。午後まで続く。周期約1時間以上。100m沖合(1尋)まで引いたという。

14.北津軽郡小泊村小泊

最高潮位T.P.上 0.8m
漁業協同組合前で,1点は岸壁の根本まで水がきたという聞込でT.P.上0,80m,他の1点では突堤の上面が水をかぶったという聞込でT.P.上0.85mを得る。漁協事務所の人の話では,5時30分頃一寸引き始め,6時30分〜7時頃さらに引く。10時〜11時頃最高となるが,これは第3回目の波。周期約90分で次第に短くなり,午後は約20分となる。16時頃まで続き,その後異常なし。波の寄せ方はゆるやか。小泊港修築工事所長大高重蔵氏は,当日漁港内で測定された資料を提供し下さったので第2図に挙げておく。

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地図 第2図 北津軽郡小泊港内潮位1960年5月24日(大高重蔵氏による)

15.北津軽郡小泊村折戸

最高潮位T.P.上1.1m
砂浜で,ここまで波が来たという高さを測る。波は3〜4回位押し寄せたが,何時頃であったか記憶がないという(12時頃最高であったという入もあったが明瞭でない)。普通時に5尺の水深のところまで引く。また水面上2〜3尺の岩がかくれたという人がいた。周期は30分またはそれ以下という人と,1時間以上という人があった。波は次第に小さくなり晩まで続いた。

16.西津軽郡鯵ケ沢町

最高潮位T.P.上1.6m
中村川の川口の砂浜で聞込みによる高さを測定。10時頃初めて津波に気付いたが,その時は約30分のうちに海面が3尺位下った。10時頃から午後まで,波高(山〜谷)約6尺,周期約1時間の波が続いた。その後段々小さくなりながら18時頃まで続いたが,19時頃には約4尺の引きがあった。津波以来この調査当日(6月8日)でも未だに,平常より潮位が低くなっているような気がするという話であった。

下北半島西岸,青森間(青森県)

下北半島西岸,青森間(青森県)

1.各地のききこみで引きが強かったというのが共通だったので,以下の記では省いた。
2.図中,測点の次のカッコ内の数字は最高水位(T.P.上,メートル単位)と,その来襲時とを示す。周期については速報を参照のこと。

原別

特に,どうということがない。

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地図 原 別(Harabetsu)

野辺地

No.5でのききこみ:6時の海には異
常なく,6時半頃,最初の強い引きが始まる。陸奥横浜 港内でのききこみ:7時半,9時すぎ,11時半に水位が最低,8時25分と10時半に最高。C点でのききこみ:7時半頃に最低,8時〜8時5分に最高水位となる

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地図 野辺地(Noheji)

陸奥横浜

港内でのききこみ:7時半,9時すぎ,11時半に水位が最低,8時25分と10時半に最高。C点でのききこみ:7時半頃に最低,8時〜8時5分に最高水位となる。

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地図 陸奥横浜

大湊田名部

下北駅保線区員による田名部川口水位漂のよみ(最高水位附近のみ)。平均水面は橋桁下2.50mである。ら,−1,3m,8時〜8時5分に最高で,同じく十〇.7m。

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地図 大湊田名部(Ominatotanabu)

大湊北部

No.14でのききこみ。5時半頃引きが始まる。

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地図 大湊(北部)

大湊中部

6時頃から引き始め,6時半最低水位となる。最高水位は,これより3.9m上。

川内

a点で,青森地方気象台によれば,6時半〜7時10分と,10時20分で最高,高さはそれぞれ0.6mと0.4mで,9時半に最低で−〇.6m,漁協職員によれば,7時頃と11時頃とに最低で,10時頃と12時頃とが最高。橋のたもとの水位漂では,7時10分,最低,平常水位から,−1,3m,8時〜8時5分に最高で,同じく十〇.7m。

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地図 川内(Kawauchi)

脇ノ沢

引きの流れが,非常に早く7時頃までには大部分の網が流れ去った。その1つを,機関を停止した漁船が追った例を図に示す。脇ノ沢発は7時半,Sで停止した網を捕捉したのが15時。捕捉後最高速度7ノットの保安庁機動船が脇ノ沢に曳行したが,流れが早く,曳行はきわめて困難であった。

B点でのききこみ。6時頃最初の引き。
C点でのききこみ。5時頃から引き始める。
7時から13時までは不在。15時以後は平常の水位。No.25でのききこみ。7時半に入港した時には特別の異常を見なかった。これより前に大きな引きがあったそうである。10時頃水位が最低、となり,11時頃最高となる。No,26でのききこ.み。6時半頃引き始める。7時頃最低水位。10時頃午前中の最高水位。16時頃この日最高の波が来て,17時頃から平常となる。

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地図 脇ノ沢(漁船の軌跡)
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地図 脇ノ沢

佐井

5時すぎの最初の引きが最も大きく,5,6波が来襲。第2波が最高だった。

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地図 佐井

大間

臼名部土木事務所大間出張所の観測。

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第2表
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地図 大間(Oma)

大畑

大畑土木事務所での観測。(第3表)最高水位は6時30分,+1.35m(T.P.上)最低は10時30分,−2m村役場でのききこみ。4時頃までは海に異常がなかたっ。4時半頃大きな引き。8時頃最高水位。

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地図 大畑(Ohata)
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第3表

岩屋,尻屋崎,八木間(青森県・岩手県)

§青森県下北郡東通村

岩屋

観測点附近は海岸から約15m位が砂地になっており,そのうしろのやや高い所に漁家が並んでいる。浸水家屋は全くなく,痕跡不明である。
漁師の話04h30m頃潮が異常に引いたのに気がっいた。05h30m頃の押し波は余り高くならず,07hO5m頃の押し波で海岸の汀近くにあった舟が流れそうになった。11h30m頃に最も潮が引いたが,5〜10分位して上って来た。11h30m頃の引きで,弁天島付近の底岩が見え,貝類などがだいぶとれた。上って来る速度は逃げれば逃げられる程度に遅く,じわじわと寄せて来た。引く速度も同じ位であった。押しと引きの差は水平距離にして120〜130m位(これはある人がロープで測ったという話である),垂直方向の差は3〜4m位であった。10年位前の津波(十勝沖地震らしい)では道路まで上ったが,今度は全然浸水しなかった。

尻屋

この辺は砂地が殆んどなく,岩が海岸近くまで張出して痕跡は明瞭でなかったが,お前浜附近に一部ゴミの打上げが認められた。
当日お前浜で目撃した人の話04h30m頃海岸に面した山の上で山菜をとっていたとき潮が異常に引いたので,浜に降りてみたところ,すでに潮が満ちていたので津波ではないかと思った。05h頃ガラガラと石の音を立てて潮が引いていった。引いてしまってから次の波が上って来るまでには5〜10分位かかったようである己07hから08hの聞に最も大きい引きがあった。引きと押しの速さは大体同じ位だったが,押しのときは静かで引きのときはガラガラ音がした。最も上ったときでも満潮位よりやや大きい程度だった。当時は干潮時であったためにあまり上らなかったようである。お前浜では水位の差は約2mであったが,海岸から100m以上の沖の底が出てしまった所もあった。
尻屋崎航路標識事務所で,06h頃ラジオのニュースを聞いて津波を知り海岸に降りてみた人の話を聞く。
自分のみた限りでは09h頃の引きが最も激しく,引きから押しまでの時聞は10分内外であった。押しと引きの上下差は約1mで,年最大の引き瀬位の引きであった。押し引きの速度は大体同じであるが,引く方がやや速かったようである。話を聞いてから海岸に降りてみたが,そのときの海岸線よりも,当時の上げ潮の方が低かったとの話で測定不能。

尻労

漁港であるが,高さ約10mの岩壁が海岸線から10数m位の所まで張出していて痕跡は全く不明である。
早朝浜近くにいた人の話04h30m頃引いていた。完全に引いてから約5〜6分たって押し波が来た。06h3m頃まで押し引きが繰返えされた。波はじわじわと押して来て,引く方がやや速かった。上下の差は約3mである。漁港の防波堤内は水深約2mであるが,この水は完全になくなった。押しは満潮位よりやや高い程度である。
尻労の丘陵上に立っと,この南の猿ケ森まで約9kmにおよび広い砂浜が一望に見渡される・この砂浜は自衛隊の弾道試験場になっていて全く人家はなく,尻屋,尻労での聞き込みから想像される潮位では,たとえそれよりやや大きいとしても,痕跡の測定は全く不可能と、思われる。
老部・白糠間は砂地はなく小石の海岸で,海岸線近くはやや急な傾斜になっている。海岸に極く近い所に船道具小屋や人家があり,少し高い津波に襲われれば流出あるいは崩壊のおそれがあるが,損傷の跡は全く認められなかった。白糠の漁業協同組合及び海上保安部での聞き込みでも,浸水家屋は全くなかったとのことである。

白糠

白糠漁港附近の沿岸は急峻な断崖が連続
し,特に隣接漁港の泊港までの間は著しく,大半は重畳せる山岳または台地が海岸に迫っている。当地には青森県の検潮場があるが,2年前の22号台風で破壊し,現在は旧位置と別の所に新設されてあったが,まだ検潮儀は設置されていなかった。
漁業協同組合での聞き込み04h少し過ぎ頃やや潮が高いので気がついた。04h20m頃には普通干潮時でも漁船が通れる漁港の防波堤内(水深2〜3m)の水が殆んど引いてしまい,防波堤まで歩いて行ける位であった。06h頃に最高波が押し寄せて護岸の上に少し上った。そのときはじわじわと盛り上って来た。川にものぼって来たが道路にまで溢れるようなことはなかった。07h30m〜08hに最も潮が引いた。その頃引いたときから上って来るまでの時間は20分位である。
海上保安部白糠支部での話04h20m頃漁業組合から電話があり,海が変だというので出てみると,港内の水がだいぶ引いていた。05h10mに警報を出した。最高波は06h15m頃である。その後は干潮に近づいて来たためそれ程大きい波は来なかった。周期は最初の頃は1時間位であったが,07h頃からはやや短かくなり(45分位)乱れて来た。なお5月24日の干満時は次の通りである。満潮時01h45m 15h31m干潮時08h58m
以上,東通村各地での調査によると,北に行く程周期は短かく,最高波の波高も低くなっていのがみられ,また,各地で引きの大きかったことを一様に認めている。なお,白糠以北の地は八戸市以南の場所に比較し,等深線が陸地に近づいているということを海上保安部白糠支部で指摘されたことを付記しておく。なお東通村北部の調査に当って同村のジープを借していただき,きわめて能率よく調査を進めることができた。

§青森県上北郡百石町

川ロ

(奥入瀬川河口附近)河口は北東に向っており,外洋側は砂堤状,内陸側は平坦な砂地で,河口附近に高さ約2.5mの堤防がある。浸水地は河口から約130mはなれた地域にまで達し,流失家屋及び全半壊家屋は10数戸に及んでいる。最高波来襲時は05h〜07hであった。昭和8年の三陸津波のときより1m位高かったという聞き込みがあった。

§青森県八戸市

中平

(測点NO.6)海岸線から約20mの所に比較的傾斜の急な砂堤があり,そのうしろは防潮林を含め約300m位が殆んど平坦な低地で田畑になっている。この附近は明らかに浸水の痕跡がみられるが,波高の推定は困難である。防潮林の後部約100mの畑の中に約10mの漁船が打ち上げられていた。これは防潮林のすぐ後部に置いてあったものである。
漁師の話04hすぎサイレンを聞いてわかった。1回目は砂堤を越え,2回目は防潮林の所まで来たが(時間不明〉,この頃は引くのが速かった。3回目(07h〜08h頃)最大波が畑まで来た。引くのは遅くだいぶ長い間たまっていた。

橋向

(五戸川河口)河口附近まで川面上約3.6mの土手が伸びており,この土手の上まで達したようである。波は第一の防潮林を越え,第二の防潮林をも越えたことは確かであり,第二の防潮林の背後約50mの所の家屋は軒下まで浸水している(海岸からは約300m)。家の生垣の変色している所は地面から約1.6mで,前記の五戸川土手より20〜30cm低い程度である。この附近での住家,非住家の破壊は4戸,床下浸水は90戸に及んだとのことである。

三角地工業地帯

馬淵川河口附近を埋めたてて流路を変え,旧流路は工業港となって新井田川河口に続いている。工業港の外洋側が三角地工業地帯で,東北電力八戸火力発電所及び変電所と日曹製鋼八戸工場がある。三角地の外洋側には海岸から約70mの所に高さ約5.3m T.P.(火力発電所の説明によれば6.5m H.P.であり,これは5.7m T.P.に相当する)の砂堤に囲まれた火力発電所の灰捨地があり,この土手を辛うじて波が越したと思われる痕跡が数ケ所あった。また土手の傾斜面には打上げられたゴミの列が段になって明瞭に残っていた。またこの砂浜に鮫港から流れて来たという漁船1隻及びパイプ数本が漂着していた。この灰捨地のうしろは公安林で,ここは浸鋼の護岸は10数m決潰,この附近は泥海と化した。三角地工業地帯の被害は少なくなかったが,もし,外洋側に砂堤がなく,外洋側と工業港側の両方から浸水したら,この工業地帯の被害は倍加したであろうと思われる。馬淵川の土手の三角地側に,道路上から約1、2mのきわめて明瞭な痕跡が残っていたrこれは,馬淵川河口と,上寵砂堤の僅かなすき間及び工業港の奥から浸入したもので1あって,馬淵川の土手を越えたものではない)。工業港の奥には50〜60隻の漁船が上架されてあったが,津波の渦に巻き込まれ殆んどが破損した。
東北電力八戸火力発電所の人の話朝会社からの電話で05h4m頃出社したがその頃すでに構内に浸水していた。途中馬淵川の土手を自動車で来るとき,馬淵川を白波を立てて水が逆流して行くのをみたが,これは第3波(八戸測候所検潮儀による05h14mの波,最高波)によるものらしかった。06h31mから07hO3mに至る引き波の問に対岸の第2魚市場の岸壁が決潰するのをみた。日曹製鋼との境界附近の決潰はその後の引き波によるものである。波は津波が押し寄せて来たというよりも,じわじわと岩壁を越えて侵入して来たという感じであった。押して来るとき,下水道中の空気が圧縮されたためマンホールの蓋がとび,3m以上も水を吹き上げてそばへ寄れなかった。洋波来襲時も工業港にはあまり多くの浮游物は認められなかった。
なお,火力発電所で撮影した写真(写真1)及び同所で測定した当日の水位表を頂いた(Fig.3参照)。水位は工業港側の荷揚岸壁(この高さは正確にわかっている〉に置いてあるアンワーダーにっいている水の痕跡をその都度測定したものである。時間は07h30m〜19h20mまで。これにょると,新井田川河口にある八戸測候所の検潮儀の記録とはだいぶ違っており,検討の要があろう。

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地図 Fig.1. 八戸市 最高波来襲時
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地図 Fig.2. 八戸市波高
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地図 Fig.3. 東北電力八戸火力発電所による水位測定(痕跡).引きのときの水位は押しに較べて精度は悪い,
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写真 写真1. May 24 th, 1960, 8h 25m a. m. Hachino-he City, (Offer Thermal Power Station of Tohoku Electric Power Company)
小中野

新井田川の旧湊橋から第2魚市場に至る一帯は,護岸上に打ち上げられた漁船,漁船どうしの衝突で破損したもの,打ち上げられた漁船に押しつぶされた家屋など損害著しく,新井田川護岸からの浸水により,床上・床下浸水の家屋は数100戸に及んでいる。特に第2魚市場は工費1億5千万円で,昨年8月30日に竣工したものであるが,この岸壁が殆んど全区域にわたって決潰,殊に排水口の開いていた部分は完全に破壊してしまっていた。これは新井田川河口から侵入した波をまともに受け,引き波によって底がえぐられたものらしく,調査当日(5月29日)もなお決潰しつつあることがチョークで記されてあった。
柔魚釣漁業協同組合災害対策本部の人の話04h少し前頃,高潮かなにかが来て船が危険のようだから見に来てくれと呼びに来た。すぐ浜へ出てみると,普通なら青々としている海がどす黒い感じで,なにか常と様子が違っていた。04h頃から潮が引きはじめ,ぐんぐん引いて行った。地震もないので変だなと思ったが,とに角も津波だと判断した。保安部のサイレンがなるのが聞え,それから20分位して第1波がやって来た。第3波が最も大きかった(海上保安部での話によると,蕪島突堤近くにあった巡視船“くま”がサイレンをならしたのが04hO8m頃,保安部でならしたのが04h10mである。また,新井田川河口にある検潮記録では,第1波は03h36m,第2波は04h25m,最大の第3波は05h14mであるので,この話の時間の点は多少疑問である)。04h30m頃船を沖に待避させるようにとの命令が伝達された。漁船の多くはエンジンの整備中であったし,しかも水がだいぶ引いてしまっていたので殆んど動けなかった。波が引いたときは,新井田川河口から外洋に出ている防波堤の下までもみえた。新井田川を押し上って来るときは,泥水のようになって渦を巻き,音もなくもりもりと上って来た。引くときも渦を巻き,ともに相当速く,駈け足をしても追いつけない程度である。ワイヤーで結びつけた船は波にまかれ滅茶苦茶だった。繋留するひまがなく,橋にも衝突しなかった船が波とともに沖に持って行かれて助かった例がある。1万頓1聴頁建設に使用していたパイプが三角地や、談港の方にだいぶ漂着しているようである。

白銀

(三島川附近)三島川は海岸線から約300mの所に真水の湧出口があり(飲料にもなっている),そこから幅約2mの川となって海にそそいでいる。この辺は近接地に較べて砂浜が広く低地となっているため被害が大きく,波は湧出口のうしろの高さ約4m(海面上)の鋪装道路を越え,国鉄八戸線の手前のところまで浸水し,小路には小さい打ち上げ物を多数遺棄した(近所の入の話)。殊に川の流域は殆んどが流出あるいは全・半壊し,その数60数戸,浸水家屋は1,000戸にも達している。

鮫港附近

この附近の民家は殆んどが八戸線後部の高台にあり(八戸線までは浸水していない),低地にあるのは会社関係の冷蔵室,倉庫等で,流出や全・半壊等の家屋は少ない。鮫港内の水深は4〜7mであるが,最大引き波時は多くの個所で底がみえたということである。港内の魚市場の柱の壁が護岸上約2.5m位の所まで崩れていた。

蕪島附近

この附近の浸水状態は,八戸海上保安部提供の写真をみれば一目である(写真2,3)。この地区にある同保安部及び八戸港工事事務所は著しい浸水を蒙った。蕪島突堤に繋留してあった保安部の巡視船くまが引き波のため傾斜し,04hO8mにサイレンをならした。保安部でならしたのは04b10mである。
八戸消防署鮫出張所の人の話(同出張所は,保安部裏の岡の上にある)04h30m頃引き波が大きく,蕪島突堤と内防波堤1号に囲まれた部分の港内(深さ3尋位)の水は殆んどなくなり,海岸から約1,000mはなされた所にある沈船防波堤の底までみえた。三陸津波のときは,さかまいて来たが,今度の津波ではそのようなことはなく,全体として海水面がじわじわと、盛り上って来るという感じであった。鮫港の西に建設中であった1万頓埠頭の所にあった波喋船霧島丸が流され,蕪鳥突堤の外側を前後したあと,強い引き波によって蕪島と北防波堤との間を通過し(ここは普通は小漁船が辛うじて通れる程度である),約2kmはなれたえびす浜に打ち上げられた。
なお,同消防署望楼で目視観測した津波の押し引き時は第1表の通りである。
内防波堤1号附近に設置してある八戸港工事事務所の検潮儀(フース型)の記録は,T.P.から2.50m以上及び一1.00皿以下がスケール・アウトしている。T.P.で1.5m以上及び一1.Om以下の波の押引時は第2表の通りである。

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写真 写真2,3 May 24th, 1960. Kabu-shima, Hachinohe City(Offer Maritime Safety Office)
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第1表
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第2表
種差

ここで死者2名を出した。この附近の海岸は岩石で,すぐに急な傾斜となり,その上は平坦で綺麗な野生の芝生が生えている。遭難者は早朝海岸に打ち上げられた海草類を採るため,海岸で仕事をしているうちに波が引き,それを干潮によるものと誤認してその次の押し波が引くときの勢いで流されたということである。
種差小学校にてPTA役員の方々の話03h20m頃海岸に仕事のため出た。03h30mから04h少し前位までは引いていた。04h30m頃の引きは大きく,その後05h過ぎに大きな波が来た。最も引いたときは4尋の深さの海底がみえる位だった。押して来るときは,たらいの水を傾けてまた元に戻したときのような感じで,じわじわと上って来た。押し上ってから2〜3分位はそのままでいて,それから引いて行くような感じである。押しより引きの方が多少速いが,ずっと速いという程ではない。
南浜中学校(大久喜)の女生徒(遭難者の一人は同中学校の女生徒で,この生徒も当時同じ所にいた)の話04h30m頃(余り確かではない)海岸に行った。海藻採りをはじめてから間もなく水が増えて来た。すぐ引くだろうと思ったらどんどん増えて来るので大きい岩にしがみついた。こ・の波が引いて行ったとき,近くにいた人に棒を出して貰って助けられた。それからは家に帰ってなにも知らない。

法師浜

漁師の話03b4肝頃海の様子がおかしいのに気がつき,岡の上から見ていた。殻初は引きで04h20m頃寄せて来た。05h15m頃に大きい波が来た。海の中に見える岩が丁度かくれる位の高さだった。寄せて最高になってからかえるのには30分位かかったようである。白波などは立たず,じわじわと寄せて来た。引いて行くより押して来る速度の方が速かったような気がする。波は北東(海岸線に直角な方向)から来たと、思うが,じわじわと上って来たのでそうはっきりとはわからない。大きい漂着物は殆んどなく,家にも全然浸水していない。

大久喜

大久喜は海岸から70〜80m離れた海中に岩山があり,海岸は10数m位の砂地を経て芝生の高台になっている。当時の模様を話してくれた人はその高台に住んでいる漁姉で,当時は家の裏手のさらに高くなっている所で見ていた。
漁師の話 貝拾いに出て03hすぎに海の異常に気がついた。05hすぎに一番大きな波が来たが,その前には向うの岩山との間の水が殆んどなくなる位引いた。また少し北の海岸線から60〜70間位の所に,干潮のときでも水面下10尺位の所にかくれている岩があるが,それが水面上10尺位上に見えた。一番大きい波が来たときには,正面の岩山は8分通りかくれてしまった。昭和8年の津波のときは庭に水がチャプチャプ来る程度だったが,今度は庭先を流れ去り,むしろを20枚位とられた。
以上,八戸市は湾口内に位置しているのではないが,河口付近の低地帯(工業港,新井田川,三島川)は,じわじわと寄せて来た波とその引き波によって著しい損害をうけている。特に埋立地の防波設備は充分考慮すべきである。また,漁船の破損は,繋留に基因するものが比較的多かったことも注意してよい。
八戸市調査に当っては,市役所,消防署,測候所,海上保安部,八戸港工事事務所並びに東北電力火力発電所の方々に非常に協力して頂いた。

§青森県三戸郡楷上町

追越

追越から大蛇にかけての海岸は,海岸線から約100mにわたって岩石累々とし,その後部はやや高くバス道路になっている。追越のバス停留所近くの駄菓子屋の石垣が崩れていた。

国鉄八戸楷上駅近くの浜で海岸近くの丘の上に三陸津波の記念碑が建っている。
現地で働いていた漁師の話03h40m頃潮が異常に引いたので津波だと気がついた。05h40m頃最大波が来た。ゆっくり,じわじわと白波など立たずに押し上って来た。引くのは速かった。北からやや東よりの方向から来たような感じだった。こみなと

小舟渡

海面上からの高さ約4.6mの防波堤に囲まれた小漁港である。
漁業協同組合での話 04h頃出漁の船が出たがその頃だいぶ引いていた。しばらくして波が寄せて来たので,津波だと気がついた。05h過ぎ最大のものが来た。このときは,前の防波堤を越えて侵入し,高さは5m近いのではないかと、思われた。05h過ぎのが最大だったが,08h頃にも相当大きいのが寄せて来た。

§岩手県九戸郡種市町

角の浜

青森県,岩手県の県境に二十一川という小川が流れ,青森県側に無人灯台がある。この付近から川尻に至る間は海岸線近くに野生の芝生が非常に良く繁茂している。この辺は海岸線近くには殆んど人家がない。
二十一川に沿った海岸近くの家(岩手県側)の人の話05h10m頃家人に起された。そのとき波は引いていた。海岸線から100〜150m位はなれた所まで引いているような感じだった。間もなく(05h20m頃)最大の波が来た。3段位になってもくもくと潮のように上って来た。外洋からの津波に.よる被害はなかったが,二十一川が溢れ,それでちよっとした漁具が流されてしまった。

平内

海岸線から約20m位の所まで芝生の土手が張り出しており,今回の津波のためその土手の下部がえぐられ至る所崩れていた。海岸線から約10m位は石浜であり,附近の人の話によると,昭和8年の津波では芝生の土手の上まで少々水が上り,明治29年の津波が最大で土手を大きく乗り越えたとのことである。

川尻

平内と続いている海岸であるが,この辺は芝生の土手はなく,川尻川河口では砂浜からすぐ平坦な芝生となり,そのうしろは防潮林,国道となっている。津波は川尻川を溢れ,相当上流まで浸水したが痕跡は不明である。
漁業協同組合長の話 04h30m頃最初の波が来襲し,次のは弱く3番目(06h30m頃)のが最大であった。川尻川河口附近の倉庫が流され,その屋根は鉄橋の上流まで押し上げられた。川尻から種市まで海岸線伝いに歩いたが絶壁で砂浜は全くない。

種市

海岸線から約100〜150mにわたって砂浜(江戸浜海水浴場)があり,そのうしろに防潮林がある。波は防潮林を越えなかったとの話で,林内には打ちあげられたゴミが見られたが,波高の測定はできなかった。

鹿糠

漁業協同組合長の話 04h頃海岸の小屋に宿っていた人が,波で足を洗われ眼をさました。その後引いて行ったので,昭和8年の津波を経験した人が津波だといい出した。06h40m頃最大の波が来たが,その前に川が流れるように勢よく引いて行った。干潮のときでも3〜4尋位の深さがある所まで底が見えた。波は30〜40分位の間隔で平らにじわじわと寄せて来たが,満潮のときの水位くらいになってから急にもくもくと押し上って来る感じだった。昭和8年のものよりやや小さいようだった。

玉川

漁業協同組合長の話 大部分の場所は大時化程度の高さであったが,岩(海面上20尺位)のあるあたりではそれが隠れてしまう程大きい波が来た。

八木

八木は北港と南港があり,ともに埋立地で,両港の間は砂浜で海岸近くを国鉄八戸線が通っている。八木は昭和8年には相当の被害を受けたが,今回は殆んどなかった。北港は昭和8年以前に築かれたもので,漁業組合長の話によると,この辺の被害は防波堤約40m決潰(ただしこの防波堤はだいぶ古く相当侵蝕されていた)。網などを入れた小屋に浸水した程度である。
漁業協同組合事務員の話 当日は宿直で,事務所の2階で04h25m頃目を覚ましたところ,潮が異常に引いていた。05hすぎに押し波が来て事務所の北側の護岸を少し越えた。その波が引いたときは,干潮のときの水位よりさらに3m位下までさがった。大きい波は,07h頃で,事務所の床には入らなかったが,護岸を越えた。08h頃さらに大きく床の上に少し浸水し,08h45m頃最高波で床上50cm位入り,屋外では窓の上の方まで上った。これらの波は護岸に衝突してその勢いで越えたのでなく,じわじわと上って来たものである。最高波後も何度も繰返して来たがそう大きい波は来なかった。

久慈,小本間(岩手県)

岩手県久慈市宇部町久喜

久喜漁業組合長の談,5月24日3時30分引き潮になっていたので小船は沖へ逃避する。4時頃あまり大きくない第1波,その後引潮があって4時30分第2波来襲,この波は最高で6月4日10時の海面上から4.7mの所に痕跡あり。続いて普通のしけ程度の算3波が来て,5時30分第1波と同じ程度の第4波,その後かなり潮が引き4尋位の海底が現われた。その後15時位まで顕著な振動が継続した。

岩手県九戸郡野田村

約30分の周期で第2波,第3波来襲,第2波は最高で海岸に建っていた魚市場の屋根瓦まで波があがる。波高約4.8m,時間は5時30分頃,流失した家は10戸,また海岸から上昇した海水は防潮林を越え約2km内陸まで達し,水田を洗った。水田にて働いていた農民は防潮林の木によじ登って難をのがれた。浜は被害は少ないが調査当日の実測によると約5mの最高波が来たらしい。これは二方向(方向はよく解らない)から来た波が重なって村を流れる宇部川の川口に押寄せてきたからだと住民はいう。
野田村より南下して普代村に至る間は概ね断崖絶壁で津波の痕跡不明,所々低い砂浜には浸水があったらしい。僅かに非住家と漁船の流失ていどである。

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写真 宇部川北岸附近の高台から水田に浸水した津波の状況左方海岸,黒い影は防潮林
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地図 第1図 野田村浸水の図

岩手県下閉伊郡普代村

海岸に近い太田名部では5時30分頃の第4波が最高で調査当日(6月4日17時頃)の水面から約2.4mの高さの防波堤の上30cm位のところを越えたという。動力漁船の被害が大きい。4時30分頃の引潮では3尋位の海底が現われた。

岩手県下閉伊郡田野畑村平井賀

海岸にいた目撃者の談では3時50分第1波が来てその前に顕著な引きはみられなかった。第1波が最高,6月5日11時30分に測定してみたらそのときの海面から2.8mであった。第1波のあと引いてから第2波が到着した。第2波の周期は第1波のものよりやや長かった。引き潮のときは湾の半分5尋ほどの深さの海底が現われた。当地は昭和8年の津波のときは80戸が全滅したところである。田野畑村から南の方小本(岩泉町)までは断崖で道も部落もなく資料は得られなかった.

岩手県下閉伊郡岩泉町小本

海岸から50mくらい離れた所で観察した人の話(小本の上下商店主人).最初5月24日2時30分頃小本川口に出ていた漁師が繋留していた小舟のロ−プが切れているのを発見しその頃弱い第1波が来たらしい。
夜明頃(4時少し前か)第2波があり舟を出していた者は沖へ逃げた。
4時20分頃最高の第3波が来襲,前面は6個の小さい波から成っていて海岸近くで合して一つとなって押寄せる。測定してみたら6月3日10時30分の海面から3mの高さであった。小本川をさかのぼった潮は川口から約1km上流で約1m水位を高めた。ついで5時10分頃押してきて20分位して引く。これは第4波に当る。その後7時10分頃やや大きい押し波があった。第3波よりやや小なる程度という。7時50分やはりやや大きくその後20分ないし30分の周期を繰り返した。5月24日午後には16時になってやや顕著なものが来襲した。
小本南方約2kmの茂師では4時30分頃の第3波最大で海岸にあった20艘の小舟はすべて流された。波はじわじわと寄せ6月3日8時40分頃の海面から2.6mの高さに達した。その後の引き潮では海岸から約50m沖の水深5mの所が干上ったという。

田老,船越間(岩手県)

1.下閉伊郡田老町

岩手薪炭公社倉庫 最高潮位T.P.上2.6m
田老町役場の人が示した倉庫外側の板壁にあったやや明瞭な痕跡を測定。漁師の見た所では,近くの岩が見えかくれした具合から判断して,波高(山〜谷)は5〜6mあったらしい。
田老町役場総務課長中山長一郎氏の話 漁港内では22隻の船が小破し,岸壁上の木材100石が流出した。明治29年,昭和8年の大津波にくらべると,今回ははるかに小さく,津波は防潮堤にまで達していない。目視観測によれば,津波の来襲状況は表の通り。第5回以降は次第に小さくなった。われわれの測定した痕跡は第3回の山によるものである。この測定点は港外から押寄せた水が1ケ所に集り,田老附近では一番高かった所で,その他では平均水面上1.60mの岸壁が水を冠った程度である。長内川をさか上った水は漁業協同組合附近まで達し,一方田老川をさか上った水は約2km上方の第1田老橋まで達した。しかし水は田畑には入っていない。

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津波の来襲状況は表

2.宮古市女遊戸

最高潮位T.P.上2.1m
海辺には人家もなく痕跡をみつけることができなかったので住民の示した海藻の打上げ跡を3ケ所で測定し平均した。
漁民の話漁船を出そうとした時,水がどんどん退いて行ったので,水を追いかけて船を出した。普通のときより2〜3m低くなったようだ。退いた距離は20〜30m位。2〜3回強く退いたが,1回目より2回目または3回目の方が大きい。大体4〜6時頃が顕著であった。津波の周期は30〜40分程度である。なお明治29年の津波後,海と部落の間に立派な防潮林ができているが,今度の津波は防潮林まで達していない。

3.宮古市検潮所附近

最高潮位T.P,上2.3m
海より約20m入った造船所倉庫内の微弱な痕跡に基く。昭和8年の津波より約5寸低いとの話であった。
この地点のすぐ近くに宮古測候所の検潮所があり,その検潮記録によると,第1波は2時47分押しで始まり,最高潮位は第4波目,4時34分に起りT.P.上1.17mの値を示している。その時の周期は約50分位。余り細かい振動は除いて,相隣りあう山谷の高さの差が最大となったのは,第4波の山とその次の谷(5時10分)の差で1.79mに達している。波高(山〜谷の差)1m程度の振動は24日9時頃まで,約40分の周期で続き,また18時〜22時頃にもその程度の振動が見られる。翌日25日もなお終日異常振動が続いている。

4.宮古市鍬ケ崎

測候所下 最高潮位T.P・上2.3m
岸壁より約15mの海に面した家屋の板壁についていた明瞭な痕跡を測定。4時30分頃来襲した第2回目の波が最も高かったという。

5.宮古市旧館

白浜行渡船乗場 最高潮位T.P.上2.Om
岸壁から約20mの売店の外壁に痕跡があったが,聞込ではこの痕跡は津波によるものかどうか記憶がないとのこと。しかし,その附近で聞込んだ波の打ち上げ状況から,最高波の高さを与えるものと想像される。当日は3時頃から海面が異常を呈し,第1波は岸壁(痕跡より約0.6m低い)が浸る程度,第2波が最高であった。引いた時は岸壁近くの海底(岸壁の上面下約3.4m)が見えたというから,4m位の波高(山〜谷)があったものと推定される。

6.宮古市神林

最高潮位T.P.上2.0〜2.9m
海岸では最高波高を推定できる痕跡が全くなく,聞込みによって最高潮位の上限と思われる高さを測定した。第2波が最高で4時過ぎに来襲,高いものはその後の数波で,周期は30分〜1時問位であった。海面の異常はその日一日続いた。
この地点のすぐ近くで,川口より約100m上流で川に面した魚屋店内の網戸に明瞭な痕跡があり,河水面を基準として測定。ここでは4時頃畳まで浸水,4時半には最高波が押し寄せたが,これは第3波か第4波であったと思うということであった。

7.宮古市高浜

最高潮位T.P.上4.6m
海より道路をへだてて約20mの家屋内の壁に痕跡があり,これを測る。4時頃津波に気づき,最高波は5時頃であったが,気づく前にも数波あったらしいという。周期は20〜30分で,その後も同じ位の間隔で約10波の来襲があった。また波の寄せてくるのを見ていると,宮古湾口から津軽石方面へ入って行った波が岸ぞいに廻ってきて高浜に達したり,あるいは湾口寄りの神林方面から岸ぞいに入ってきたりしたという。さらに対岸の太田浜,堀内方面と位相が逆になり,対岸で水位が下り人が浜に出ているのが見える時に高浜側では水位が高くなっていることがあったそうである。
一般に高浜附近は倒壊した家屋が多く,この測定した家屋も戸,建具の類は全部流失している。

8.宮古市金浜

最高潮位T.P.上5.5m
海岸からゆるやかな砂浜をへて約30mの家屋内部の痕跡と海岸の木の枯れた高さがほぼ一致していたのでこれを測る。第1波は3時頃,第3波が最高で4時頃,10〜15分の周期で来襲,その後もかなり高い波が10〜15分の周期で続き,段々低くなりはしたが,その日一日は浜へ出られない位であった。また前日の夜,22時頃潮が異常に引いていたという話であった。

9.官古市赤前

最高潮位T.P.上4.9m
宮古湾の最も湾奥に当る場所で,海岸から約1.5km内部の津軽石方面まで殆んど完全に洗い流され,流木,漁船等が防潮林を越えたか,あるいは堤防決潰個所,または津軽石川にそって浸入し津波によっていたる所に打ち上げられている(第1図参照)。決潰した防潮堤の内側約30mの・家屋の外壁に残された明瞭な痕跡を測定。附近の樹木もこれとほぼ同じ高さまで枯れている。初動の引きに続いて,第1の山は3時30分,次いで第1波よりやや高い第2波が4時頃来襲,最高波は第4波であった。これらの周期は約30分。防潮堤を越えたのは最高波だけ。海面の異常は翌日まで続いた。

10.宮古市掘内

最高潮位T.P.上4.9m
海岸から道路をへだてて約10mの崖に生えた潅木の枯れた高さ(かなりの距離にわたって明瞭な一線をなしている)を聞き込みに基いて測定。最高は第3波で4時頃,その後高かったのは第6波までで12時半頃まで続いた。

11.宮古市太田浜

最高潮位T.P.上4.3m
海に直接面した崖の潅木が十分長い距離に亘ってはっきり一線をなして枯れていたのでこの高さを測る。また汀線より約80m内部の並木も同じ高さで枯れていた。第1波は3時前に汀線から6尺内側まで打ち上げた。第2波ははっきり憶えていないが3時過ぎ,第3波は最高で4時頃来襲。第3波は浜をこえて約300m内部まで浸入した。周期は30分〜40分で段々短かくなる傾向があったという。15時頃にも浜を越える波が2回あった。

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地図 第1図 宮古湾奥津軽石付近の浸水区域(斜線)1/5万

12.宮古市白浜

宮古行渡船舟つき場最高潮位T.P.上3.2m
緩かな砂浜に打ち上げた藻くずの高さを2点で測定し平均する。初動は引きで,第1波は3時30分,第2波は最高で4時過ぎ,計約6波の来襲があり,最も引いた時は約3尋の海底が見られたという。

13.宮古市重茂

漁港 最高潮位T.P.上2.5m
入り込んだ漁船だまりの中で最高波の高さを聞き込み(痕跡なし)測定。また岸壁の高さを基準にして最高波高を聞き込んで測定する。漁民の話しでは最初押しから始まり,第1波は3時半頃来襲し,約30分後最高の第2波がきた。この高さは平均海面上約2m。その後はこれより短かい間隔で何回となく寄せたり引いたりしたが,一番引いた時は平均海面下7〜8尺の海底が現われた。重茂漁業協同組合の重茂為治氏の話では,3時頃引きから始まり,平常の干潮では2m引くが,その2倍位引いた。4時に第2波がきたが,これが最高で,荒天時の波浪と同じ程度の高さであったという。

14.宮古市姉吉

最高潮位T.P.上3.1m
姉吉湾の湾奥の海岸で聞き込みによって測定する。波の最も高かった時は,観測時の水面より2.75m上の護岸の面よりさらに10cm位高かった。最も低かった時は2.10m下の海底が見えたという。この差は4.95mになる。周期は20〜30分。最初は上げで,3時40分に始まった。2回目(4時頃)が最も大きかったが引きの方が大きかったようである。津波は翌日まで続いた。

15.宮古市千鶏

最高潮位T.P,上3.1m
聞き込みによって藻くずの打ち上げた高さと,津波が越えたという岩の高さを測り,平均した。最も引いた時は満潮面下9尺低くなったというから,最高最低の差は約5mとなる。水が引いて津波に気づいたのが3時30分頃であったが既に3時頃から引き始めていたように思われるとのこと。4時頃最も高かったが,これは第2回目に相当する。周期は約20分。午前中続いたが午後は気がつかぬ位に小さくなった。

16.宮古市石浜

最高潮位T.P.上3.8m
石浜海岸で,目撃者によって示された高さを2ケ所で測ったが,一つは観測時(6月4日12h25m〜40m)海面上3.65m,他は5.35mで差が大きい。前者の方が確かなように思われる。最初引きで2時30分頃始まり,3時30分頃最も大きいものがきたが,2回目か3回目に相当している。周期は10分以下だったが,最初の3波は少し長かったという。潮の寄せ引きは比較的規則正しかった。どこまで水が退いたかは,人によって違ったことをいい,満潮面下2mのところまで引いたという人と,2.5尋の底が見えたという人がいた。

17.下閉伊郡山田町大沢猫石坂東

最高潮位T.P.上3.1m
海から緩かな砂浜をへて約30m内部の民家内壁にあった明瞭な痕跡を測定。この痕跡は最高であった第3波によるもので,聞き込みによる第1波は1.61mT.P.であった。第3波は5時20分〜30分頃。目立った波は5,6個で周期は約30分。

18.下閉伊郡山田町大沢部落東端

最高潮位T.P.上2.9m
海の上に建っている漁具格納庫のガラス戸に明瞭な痕跡があった。この40cm下にも痕跡が残っていた。第1波は大体3時頃きて,2〜3回目が最高。周期は20分位。岸から約200m沖(水深2m以上)まで水が引いたというから,最高最低の差は4.9m位に達したと思われる。

19.下閉伊郡山田町大沢部落西端

最高潮位T.P.上2.8m
護岸から約25m内部の海に面した倉庫の外壁に残った明瞭な痕跡を測る。聞き込みでは,第2波は最高波より89cm低い。4時頃起きた時は既に水は退いていた。3回目が最も高いようで,その時一番退いた。満潮時には20尺(?)の深さにあるカキ棚の基部が見えたという。周期は30分以上。また津波が押し寄せてくるときは山のように見えた。

20.下閉伊郡山田町関口川川口大沢寄り

最高潮位T.P.上3.2m
海まで約30mの町営住宅の屋内と屋外の壁に痕跡があったがどちらも等高であった。居住者の話では,気づいたのは4時頃だがそれ以前に津波は既に始まっていた。大きい波は5波来た。周期は20〜30分。そのうち最高は第3波で5時頃きたもの。

21.下閉伊郡山田町関口川川口

最高潮位T.P.上3.1m
20と約200mへだたった関口川川口「ほうらい橋」たもとの町営住宅の窓ガラスに明らかな痕跡があった。この家は関口川の護岸まで約10mである。第1波は3時40分に地面(T.P.上約1.4m)の高さまで,第2波は4時10分,最高は第3波で4時30分,その後第6波位まで高いものが20分位の周期で続いた。第6波は床(T.P..上約1.7m)上に達した。その後も昼頃までは床位まできたものが何度もあり,一日中海面の振動が続いた。

22.下閉伊郡山田町

山田漁業組合連合 最高潮位T.P.上3.5m
山田漁協連事務所の窓ガラスに朋瞭な痕跡。この事務所は岸壁まで約15mで,その間には屋根と支柱だけの魚市があるだけで海までつつ抜けである。

23.下閉伊郡山田町山田港岸壁南端

最高潮位T.P.上3.5m
直ちに岸壁に臨んだ家屋内障子に明瞭な痕跡があった。第1波は岸壁上面(T.P.上約2.0m)まで達し,次いで引いたのが4時頃。第3波が最高で5時頃来襲した。周期は約40分。一番引いた時は観測時の海面(T.P.上0.lm)下3尋の海底が見え,山田湾内の小島とそのそばの州が連らなって見えたという。

24.下閉伊郡山田町織笠部落北端

最高潮位T.P.上3.5m
幅約5mの道路をへだてて海に面した家屋の外壁に明瞭な痕跡があった。第1波は4時頃丁度道路面(T.P.上1.9m)まで,第2波は最高で4時15分〜20分頃,第3波は第2波より少し低い程度,第4波は道路面上約60cmの高さであった。周期は10分もない位であった。また,中年の婦人の話では,当日空の色が,暗い,しかし普通の荒天の時とは全く違った特殊の色を呈し,そのような空の色は今まで見たことがないということであった。

25.下閉伊郡山田町織笠織笠川川口

最高潮位T.P.上3.4m
織笠川左岸の川口近くで,1点は海より10mの家屋の外壁,他の1点は海より3mの家屋の窓ガラスにいずれも明らかな痕跡があった。両点の値はよく一致していたが,平均する。第1波は4時20分頃,第3波は最高で5時頃到達し,周期は20〜30分であった。最も引いた時は山田湾の小島と州がつながって見えた。なお織笠部落は,倒壊家屋も多く,特に織笠川にそっては相当内部まで浸水している(第2図参照)。

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地図 第2図 山田湾織笠・船越付近の浸水区域(斜線)1/5万

26.下閉伊郡山田町船越(山田湾側)

最高潮位T.P.上3.2m
山田湾に面した防潮林(汀線より約20m)に藻くずがいたるところ引掛っていた。その高さは広範囲に亘って一様で,最高波の高さを示しているものと考えて測定する。この防潮林の後の堤防は約20mにわたって決潰している。浸入した水は約1km南で,船越湾から浸入してきた水とつながった(第2図参照)。第1波は4時頃,第2〜3波が最高で4時30分頃来襲した。高いものは初めの5波位で周期は約20分。

27.下閉伊郡山田町大浦

山田行巡航船発着所附近 最高潮位T.P.上3.0m
約50m離れた2点で,1点は倉庫の外壁,1点は物置小屋内の柱にいずれも朋瞭な痕跡があった。建物はどちらも岸壁上にあり海から約10mである。両点の値は測定誤差内で完全に一致した。最初に気づいたのは4時頃の寄せで,これから数えて第3波目が最高で5時頃来襲し,それに続いた引きでは2尋の海底が見えたというから,これが正しいとすると波高(山〜谷の差)は約7mあったことになる。その日の午後まで寄せ引きが続き,その後数日海面の異常が見られた。周期は約40分あるいはそれ以上で寄せ方も大変ゆっくりしているという感じであった。なお大浦海岸から低い地域にそって約0.5km内部まで波のうち寄せた跡が見られた。

28.下閉伊郡山田町小谷鳥

最高潮位T.P.上2.3m
海岸ではなんの痕跡も見つからず,聞き込みによって波の打ち上げた高さを測定したが,これも直接目撃者から聞いたものではないので,高い信頼度は期待し難い。第1波は4時頃来襲し,一番引いた時は平均海面下2尋の岩の底が現われたという。

29.下閉伊郡田ノ浜部落南端

最高潮位T.P.上3.5m
岸壁より約40m入った家屋内の痕跡と,これと約50m離れた,岸壁上の家屋窓ガラスの痕跡を測定。後者の方が26cm高いがこの方が確かかも知れぬ。標記の値はこの平均値である。第1波は4時頃,最高は第3波か第4波で5時頃来襲した。周期は10〜20分。最も引いた時は,観測時潮位下3mの海底が現われたというから最高最低の差は6.3m位となる。また湾口から入ってきた津波は対岸に向って進み,そこから反射して田ノ浜に達したように見えたということである。

30.下閉伊郡山田町田ノ浜早川

船越漁業協同組合事務所 最高潮位T.P.上4.1m
標記事務所の外壁に明瞭な痕跡があった。岸壁までの距離は30mでその間にさえぎるものは全
くない。

31.下閉伊郡山田町船越山ノ内(船越湾側)

最高潮位T.P.上2.7m
船越湾に面した石塩の防潮堤が水門(破壊前の幅8尺)のところを中心として約15m決潰し,約70m内部の倉庫内壁に明らかな痕跡を残した。浸入した水は,山田湾側からの浸水と,道路にそった狭い範囲ではあるが,完全につながった。これは流木,藻くず,地面の状態等から見ても疑を入れない。しかし大部分の水は山田湾側からきたものであるという(第2図参照)。津波は4時半頃から始まったが,最高は第3波で,大きいものは初めの3波のみ。周期は40分位。一番引いた時は10尺以上の海底が見えたというから,波高(山〜谷)は5.3m位であったらしい。第4波以後は低いものであった。

32.上閉伊郡大槌町浪板

最高潮位T.P.上3.2m
海岸には人家もなく,痕跡,聞き込みともに得られず,やむを得ず,汀線から10mの低い土堤の破損の状態,その後の麦畑の浸水の跡から最高波の高さを推定したに止り,信頼度は低い。

33.上閉伊郡大槌町吉里吉里

最高潮位T.P.上3.9m
砂浜の海岸から約50mの倉庫の外壁に油の痕跡が明瞭に残っていた。この倉庫と海との問にはやや高くなったという程度の土の堤があるだけで,さえぎる物はない。4時頃,引いていたのに気付いたが,他の人の話しではこの前3時頃に1波寄せがあったとのことである。最高はこの4時の引きの次に来たもので4時半頃来襲した。その後高いものは2波位,10〜15分の周期で押し寄せた。小さいものはずっと終日続き,翌日も多少異常であった。

大槌,吉浜間(岩手県)

今回われわれが調査を担当した地域は,第1図に示した大槌湾,両石湾,釜石湾,唐丹湾・吉浜湾の5つの湾である。行政的にいうと,大槌湾沿岸の北半分,即ち白石より北は大槌町・室ノ浜より南の大槌湾沿岸の南半分,及び両石湾,釜石湾,唐丹湾は釜石市,吉浜湾は三陸村に属する。
津波の最高波高を測定するに当っては,測定地の海水面を基準としたので,その際の潮位を知ることが必要である。幸い,釜石湾に検潮場があり,調査期間中の検潮記録を入手することができた。釜石湾は丁度われわれの調査地域のほぼ中央に位置するので,ここで得られた検潮記録を北は大槌湾より南は吉浜湾までのそれと見做し,各観測時における潮位を求めた。さらに,釜石湾の,検潮記録の値は,容易に東京湾中等潮位面(T.P.)を基準面とした値に換算できるので,津波の最高波高は,すべてT.P.を基準とした値を示した。なお調査は昭和35年5月27日より6月1日に亘って行なわれた。

I  大槌湾

A  大槌町

1.大槌町の被害の概要今回われわれが調査を受持った地域では,最も大きな被害を蒙った所である。町当局により調べられた部落別の住家被害は,第1表のようである。この他,住家以外の主な被害としては,防浪堤の決壊約300m,護岸の決壊延110m余,及び漁船漁具の流失その他が報告されている。
2.大須賀
大槌町は,第2図に見るように,南に海,東に大槌川,西に小槌川があって,この2つの川の間をつなぐ海岸線と,それぞれの川岸とに防浪堤を築いて,津波の災害から街を護るように考慮されていた。この防浪堤の内側に大須賀,向川原等,街の中心部が発達していた。併し,ここは昭和8年の津波のときの波高が3m位で余り高くなかったので,その後に街を取囲んで築いた防浪堤も,路面上の高さ僅か2m位であった。そのため,3mを越えた今回の津波は楽々とこの防浪堤を越えて,大須賀,向川原に浸入し,多数の浸水家屋を生じたのであった。
小槌橋北端の漁業組合の建物は,この防浪堤のすぐ外側(海側)に建っていて,鴨居の上まで浸水し波高3.9mの明瞭な痕跡を認めることができた。この痕跡より推定すると,津波はそのすぐ裏手の防浪堤の天場より約80cm高く越えて浸入したと考えられる。役場の近くで路面からの浸水高を測ったところ50cmあった。大槌町のこの地域については,昭和8年の三陸津波の後に那須が平板測量,水準測量を行って詳細な報告1)を出している。その際,各測点の高さは国土地理院のベンチ・マークを基準として求められている。この那須の測定した地盤高と,われわれの測った路面からの浸水高とをつないで求めた値(2.4m)も図に示されている。あんど
3.安渡
安渡の部落は,第2図のように,大槌川川口の東側から海岸へかけて国道沿いに発達した所で,目下川口の砂洲を利用しての埋立が進行中である。埋立の完了した突端に漁業組合事務所,魚市場が建っていて,津波の痕跡が明瞭に残されていた。これについて測定すると,最高波高は3.6mとなる。この埋立地及び安渡一帯は,津波に対しては殆んど無防備の状態であったので,津波は埋立地を浸し安渡へよせて来て非常に大きな災害をもたらした。
海岸埋立地の突端にある魚市場で当日宿直であった人の話によると,大きい波の第1回目は4時20分頃,第2回目は8時頃で,4時20分の方が大きかった由である。この4時の津波の前に一番波が引いて,岸壁から10m程離れた所まで海底が露出したという。丁度岸壁に大型漁船が繋留されていたので,岸壁から10m離れた所での水深を測ることができた。われわれが竹竿で水深を測った結果は第3図のようであった。これによると,水が岸壁から10mまで引いたという話であるが,この距離には目測による誤があったとも考えられる。併し,少なくとも岸壁の根が露出したことは間違いないらしい。仮りに,岸壁の丁度根まで水が引いたとして,これをT.P.からの値に換算すると-4.9mとなる。また仮りに岸から10mの所まで引いたというのが本当だとすれば,T.P.下5.9mの引きがあったこととなる、すでに述べたように,ここでの最高波高は3.6mであるので,ここに述べた値が正しいとすると,引き波が非常に大きかったこととなる。しかし後に述べるように,釜石港にある検潮記録をみると,引き波が押し波にくらべて,特に大きいということはないので,当直の人の話から推定される引き波の値は,どうみても大き過ぎるようである。
町役場警備課での話によると,その当日5月24肩は,ワカメの解禁日に当っていたので,2時半〜3時頃には既に漁師は海岸へ下りていた。ところが天候が悪くて解禁が中止になったので漁師は昆布採りの準備をしていた。その時に波の様子が変であることに気付いた。3時前に第1回目の波が来た。続いて3時40分頃2m位の高潮が来たが,直ぐ引いてしまった。この際,常時水深3mの所にあった機帆船が,水が引いた為に転覆してしまった。4時頃縫莱島との間に新らしく作られた堤防を波が乗り越えて来た。このときは,海がグットー時に持ち上がり,地面が下ったような感じがした。そして4時10分頃海が大きく引いて,白石附近の海苔養殖場の底が見えたとのことである。津波の来襲してくる有様は,満潮の状態が急速にやってくるというような感じであった。埋立地にいた人が,4時の大波の直前の警報で急いで退避したが,波の早さは,人の駈足より早い位であったといっていた。
埋立地の東南の海岸線に沿った一帯は,鴨居近くまで浸水しているが,この辺は二階家が多く,倒壊流失は多くない。大槌冷凍の建物では,冷蔵庫の扉に明瞭な痕跡が残されていた。これに基いて測定し波高3.8mを得た。
大槌川川口,安渡橋から埋立地附近までの国道沿いでは,幾隻もの船が押し上げられ,家屋の倒壊流失が多い。浸水の高さは廂のすぐ下の所までの家が多く,いずれも痕跡が明瞭である。これらの痕跡から波高を求め,4.3mを得た。国道から約100m程山際よりに走っている旧道に沿っては,路面上1.2m程度の床上浸水で倒壊も半壊も見当らない。大須賀で行なったと同様,那須の測定した路盤上の高さを参照して,この1.2mの浸水高をT.P.を基準とした波高に換算して,3.2mを得た。
4.白石
白石では,海岸に木切れ等種々雑多なものが打ちよせられており,海岸に臨む家々も浸水し,あるいは倒壊したものがある。石油タンクも水に浮いたため,押出されて傾いていた。魚市場の隣の家では窓上縁の近くまで浸水している痕跡が明瞭に残っていた。その波高は3.8mである。
5.漂流物について
第2図に示した大槌川安渡橋の少し下流にあった見張の家(平家35坪)は,4時20分頃の津波で流出し,同じ日の朝9時頃室ノ浜に流れ着いた。この際,家の中のものは,フトン,タンス等皆載せてそのまま少しも痛まずに流れ着いたとのことである。また赤浜の埋立地にあるオットセイ研究所の書類は,白石に流れついたとのことであった。その他赤浜へは,箱崎白浜の木材が少しばかり流れついた。なお,この箱崎白浜の木材は室ノ浜へも流れ着いたとの話である。

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地図 第1図
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第1表 大槌町における住家被害(世帯)
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地図 第2図
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地図 第3図
B 釜石市

1.室ノ浜
室ノ浜の被害は,全戸数60余の中,床上浸水8戸,木材2000石が流失したとのことである。海岸のすぐそばの家は押入の壁,襖,障子に痕跡が明瞭に残っていた。これによって測定された波高は3.4mであった。先に述べたように大槌川川口の見張り小屋は,ここへ24日朝9時頃流れ着いたとのことである。この他に安渡から24日朝8時30分頃もう一軒流れ着いたといっていた。
2.片岸
片岸の海岸線に沿って石積みの堤防が走っている。第4図に見るように,この西側に,200〜300m離れてほぼ平行に・高さ3mの国鉄築堤が走っている。この鉄道のさらに西側100〜200mの所に国道が平行に走っており,南の鵜住居川に架っている橋へ晦うにしたがって国道築堤は高くなっている。住家はこの国道の北西に接する山際の高い所にあり,国道,鉄道及び海岸の間の低地は一面田圃となっている。津波は海岸近くに点在していた住家を浸し,床上浸水4戸,床下浸水10戸の被害を与え,また鵜住居川の海岸沿いの堤防を越えて浸入し,その際堤防を数ケ所に亘って延400m決壊流失させたため,鉄道築堤との間の田圃は完全に水に洗われ,田圃には,大小5隻の船が打ち上げられていた。また,鉄道の築堤はある意味で,防波堤の役割を果したので,これより山側ではただ潅漑用水路から浸入した海水によって,鉄道と国道との間の田圃がいくらか蔽われ,一部は国道の低い部分を越えて山側へ浸水した程度であった。鉄道築堤の側面には,雑草が生えており,冠水したものとそうでないものとの境が判然とした綺麗な線となって認められた。測定の結果,この高さは4.0mで,また海岸近くでの最高波高は、3.2mであった。鉄道の築堤で認められた水位分方が約80cm高くなっている。
3.鵜住居
鵜住居の部落は,海岸から1.2kmも離れ高さもかなりあるので,今回は勿論,明治29年,昭和18年の時も,1回も津波の被害を蒙ったことはないとのことである。併し,鵜住居の聚落の端,鉄道のガードをくぐると,鉄道の築堤より海側は津波に洗われている。津波は根岸、箱崎に通ずる道路(道の中央で高さ2m)を乗越えて,北より南へ流れ込み2ケ所で長さ88mと40mとに亘って道路を破壊している。併し,その壊れ方を見ると,いずれも道路の南側が破壊されていて,津波が道路を乗越える際に破壊していったように見える。
4.根岸
根岸の海岸線に平行に走る道は110mに亘り流失し,われわれの調査当目は,自衛隊によって補修工事が行なわれていた。根岸の人家には別に.被害はなかった。
5.箱崎
ここも被害が相当あり,全壊3戸,半壊4戸,床上浸水10戸,床下浸水6戸とのことである。ここには,海岸の砂浜に沿って余り密ではない・が防潮林が作られている。このため,昭和8年の時より浸水程度は幾分少なかったといっていた。
防潮林のすぐ外側即ち海側の漁具小屋に朋瞭な痕跡があった。これを測定して波高が3.5mであることが知られた。土地の人の言によれば,水は防潮林の内側約240m距った小学校の周囲の石垣の路面上より30cm上の所まで昇ったということである。この高さは,海岸の漁具小屋の津波痕と殆んど同じ高さであるのが見られた。海岸から約100m距った小川氏宅では部屋の中の土壁が未だ濡れていて浸水の高さ(底面より80cm〉が朋瞭に伺われた。この程度の浸水で畳,家財道具の大抵のものが浮き上って流れたとのことである。路面上の津波の高さは130cmとなるが,これも海岸の漁具小屋と同じレベルである。
6.箱崎白浜
ここへは次に述べる両石湾の仮宿,桑ノ沢及び唐丹湾の佐須と同様,調査には行かなかった。幸い釜石市役所の水産課で最大波高,浸水地域を調べておられたので,これを再掲させて頂くこととした。併しながら,この際水産課で測られた波高みは,護岸堤防等港湾構築物を目安としておられ,したがって工事基準面よりの高さである。この工事基準面は,その湾の最低干潮面と一致しており,釜石港のそれは東京湾中等潮位面より約80cm低いので,われわれが基準としている東京湾中等潮位面からの値Hに引き直すためにH=h-0.8(m)の換算を行なった。
ここでは,漁業組合の裏にある高さ4mの護岸の天場より30cm下まで水が上昇したとのことで,最大波高は2.9mであったと考えられる。

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地図 第4図

II 両石湾

1.仮宿
護岸前面の根より1m上まで波が昇ったとのことであり,根は工事基準面より1.5mのところにあるというので,ここでの波高は1.7mとなる。
2.桑ノ沢
工事基準面より3mの高さの桟橋の上60cmまで浸水したということであるので,求める波高は2.8mとなる。
3.両石
両石の部落は,釜石市の中では,津波の被害が著るしかった地域で,住家の被害は流失7戸,全壊5戸,半壊6戸,床上浸水8戸,床下浸水10戸である。桟橋の際に漁業協同組合があったが,ここでは浸水の最高水位を示す重油の黒い線が鴨居の上,三和土より180cmの所に残されていた。両石は両石湾に臨む細長い谷間に発達した部落で「あり,この間を鵜住居へ通ずる道に沿って海水が浸入し,桑ノ沢へ行く道の曲り口の一寸手前,海岸より150mの所まで達している。この海水浸入の最終点より約15m海よりの所にある倉庫に残されていた津波の痕跡は,海岸の漁業協同組合の痕跡よりも約40cm高いことが認められた。昭和8年の津波の場合には,この同じ道を海岸より約800mの所まで水が上っている。水の浸入地域は,昭和8年の三陸津波の場合の方が遥かに広かった。波高も今回は前述のように3.4m程度であるが,昭和8年の場合には10mと非常に大きな数字を与えている。上記鵜住居に通ずる道を海岸より約1.5km行った所に標高53mの峠があり,「こえの峠」という名称が付いている。明治29年の津波の時,両石から押し上った津波のために,大臼がこの峠を越えて鵜住居の方へ流れたので,この名前が由来したとの説がある。
漁業組合の裏側には幅約1間の小川を挟んで船を引上げて置いたり,網を干したりする広い作業場があるが,ここにあった船は,皆汀線より約40mの山際まで押流され,そのためこの山際にあった作業用バラック,及び物置小屋の中には,あるいは屋根が外され,あるいは傾いたもの等が多い。
山崎松太郎氏の話によると,5月24口の朝3時半に起きて,網を降しに浜へ来た。漁業組合の小川のそばに佇んでいると,海がノコノコ(話者の言葉のまま)押し上げてくるようにして川の水が増えて来た。変だと思い,消防団長と漁業組合に知らせた。桟橋の板の上スレスレまで水が上昇して洗っていた。組合の周りの地面も少しの高さであるが浸水し,小川に架っていた小さな板橋は流されてしまった。この第1波の襲来時刻は4時前である。(釜石港の検潮記録に午前3時39分を極大値とする第2波があるのを見ると,山崎氏のいう第1波は第2波に対応するものと考えられる)第2波は4時20分頃で,いずれも満潮の時より潮の上り方が早いと感じただけであった。この時も地面は浸水し,小川の近くにあった簡単な公衆便所が押し流された。この時,部落に大潮であると通告した。併し3回目の後,水が随分引いたので津波が来ると思いい,浜辺の小屋の中の荷物を2回山手の自分の家へ運びこんだとき,第4回目の津波が来た。往復に5〜10分経るので,この間約15分位の時間と考えられる。この4回目が一番大きく,漁業組合の横の鳥居にその痕跡があるが,地面より185cmの高さである。この際に船は陸地へ押上げられて家を破壊し,家も流失したのである。このときも,水位の上昇の様子は水が自然に溢れて来たという感じであった。また両石の漁業組合附属の船が前の日より漁に出ていたが,この朝津波のあったことを知らず,沖で漁をしている時は,ただ潮の流れが馬鹿に早いと感じただけで,漁を終って帰る時に,漂流物に遭遇しはじめて津波であったことに気付いたとの話である。
4.水海
ここでは小さい川が海に這入り両石と似たような細長い谷の地形を成し,川沿いの低い所が津波に浸された。人家は崖の上を走る道を隔てて散在しているので,水田が僅かばかり冠水した他は被害はない。津波の痕跡はこの低地には物置小屋もないので判然としたものはない。崖の側面に生えている雑草が波のためになびいていて,海水に浸された部分が多少枯れて変色している等を参考として波高を求めねばならなかった。併しこの境い目は割合にはっきりしていて,これから求めた波高は信用できると考えられる。波高は3.6mで,両石の高さとほぼ同様である。これを昭和8年のものと較べると,ここでも昭和8年には,波高10mになっていて,今回よりは遥かに高かったことが知られる。

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地図 第5図

III 釜石湾

1.釜石旧市内
釜石は,昭和8年の津波のときに一はかなりの倒壊家屋を生じているが,今回の津波では比較的被害軽微で,旧市内では,半壊1戸,床上浸水658戸,床下浸水465戸である。
床上浸水の多い所は第5図及び第6図に見られるように,滝の沢から魚市場,税関,埠頭等を連ねて矢浦橋に到る晦岸線一帯,及び大渡川川口の松原,嬉石の一部等である。海岸より離れた浸水地域の末端では,主に下水道より水が浸入している。大渡川に沿っても水が逆流し,五の橋より約150m下流,即ち川口より約2.5km上流の所までbackwaterが見られたとのことであも。
滝の沢では,家屋の側壁,襖に残った痕跡より波高を測った。波高2.5mで床上浸水である。海岸通りの建物では,目本冷蔵の壁,釜石税関の壁に特に明瞭な痕跡があったので,波高を求めいずれも,2.8mを得た。海岸通りでは,路面上1.2m前後の浸水である。
税関の所で,道は海岸通りから直角に北西に折れているが,これに面する釜石ビルの海側及び山側の壁に痕跡が残っており,これを測った所,それぞれ路面上75cm,64cmあった。さらに山側へ行き,市役所の近く,只越町で家屋の外壁に残っている痕跡を測り,路面上26cmなる値を得た。これら3点における標高は,市役所で測っておられるので,これをT.P.上の値に換算して波高を求めた。それらの値はほぼ同じで,2.9mとなる。松原でも同様に浸水の高さを路面上より求め(68cm),その点の標高を加えて,T.P.上の波高2.6mを得た。
南北両桟橋の間にある岸壁が今回の津波のために決壊していた。50m余に亘って,側壁が海側に倒れ落ちて,大きな口を開いていた。
税関脇の2m岸壁(最低干潮面下2mの水深を有つ岸壁)は,第3波(4時35分)の時,岸壁の上1.4mの高さまで水が上った。その後水が引いた時は,岸壁の根まで露出し,海底が十分見えたという。これによると,引潮はT.P.以下少なくとも2.8mに及んだことは確かである。
昭和8年の津波の際,那須は市内の一部,錦町附近で平板測量と水準測量とによって,地形の測量及び浸水の高さを正確に測っている。それによると,水位は3〜4mである。今回は上に述べたように2.8mで,その差は約1m位,今回の方が低くなっている。しかるに,被害は今回のものに較べると,前回の方が遥かに大きくなっている。これは,釜石市のその後の都市計画により,市街地の路盤高が海岸で1.5mとなっていて,昭和8年当時と較べると少なくとも50cm以上高くなっていること,及び今回の津波による水位が前回のものより1m近く低く,この2つの理由のため前回は津波による水位が路面上2m以上であったと推測されるのに対し,今回は路面上1m位に止ったためであると考えられる。勿論,今回のものより大きい波高を持つ津波が釜石に来襲することを将来予想しないというわけにはいかないであろうから,現在の地盤高があれば津波に対して安全であるというのでは決してないが,今回の津波に対しては,釜石の地盤が高かったことが,その津波被害が少なかったことに対する重要な要素であったということは特筆されなくてはならない。
2.嬉石
嬉石で浸水家屋を生じたのは,缶詰工場等,嬉石漁港附近の極く一部分だけに限られた。缶詰工場の壁に残されていた津波の痕跡から2.9mの波高を得た。釜石の海岸線よりやや高いようである。
ここでも,昭和8年の津波の直後,那須により測量が行なわれ,詳しい調査がなされている。この時の水位は,3.8mと報告されているが,今回は,昭和8年の際より被害がはるかに僅少であった。これは釜石と同様,今回の津波の波高の低いこと及び,嬉石漁港改修に伴ない,この近辺の地盤が高くなっているためと考えられる。
3.平田
平田湾奥の西北側は釜石製鉄所の廃棄鉱津により,目下埋立が盛んに行なわれている。平田の漁港はこれに対し湾奥の西南側に位置している。埋立地は,盛土の高さが工事基準面(最低干潮面)から7mであるため,津波による被害は皆無であった。その南側の平田の部落では,港の際にある漁業協同組合入口の三和土の上1.5mの所に波の跡があった。4回目の津波(5時20分頃)のものが最も大きく,この時に18tonの巡航船(吃水1.8m)が,桟橋(最低干潮面上2.5m)の上に持ち上げられた。4回目の大波の前の引潮が大きく,港の中が水が皆引いて空になったということである。波高は比較的高かったので,被害も海浜近くに多く,流失4戸,全壊7戸,半壊12戸,床上浸水10戸,床下浸水25戸であった。
4.尾崎白浜
尾崎白浜の部落は緩かな山の斜面にあって,岸壁が高いため,最高波も海岸の道にやっと上った程度であったとのことである。漁業組合の丁度前の所で,道路護岸のセメントの高さスレスレであったとのことで,これにより波高を測り,3.Omを得た。週期は大体20分位といっていた。昭和8年のときは,もっとひどく,山手の方まで水が上ったということである。とうに

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地図 第6図

IV 唐丹湾

1.佐須
ここは昭和8年には浸水がひどく13m余も水が上っているのであるが,今回の津波では被害はなく,水も海岸を蔽った程度とのことである。浸水高は水産課の報告によると,工事基準面より2.8mとのことであるので,T.P.上2.Omとなる。
2.花露辺
部落は海岸に近いが,傾斜地にあるために,津波は海岸を蔽った程度で殆んど被害はなかった。海岸及び,その附近の構造物その他に津波の上った痕跡がなく,津波の時の目撃者の証言に頼る以外に波高を推定する資料がなかった。目撃した人々の言によれば,1)堤防の尖端部において,堤防が2,3寸水を冠ったということ,2)堤防工事のために堤防の中程においてあったウヰンチ及び繋船杭を目標として波の上った高さは堤防天場より2尺上昇したということ,この2つであった。これらに基いて波高を求めた結果,いずれも2.Omを得た。
3.本郷
第7図に見るように,昭和8年の津波による被害が最もひどかった部落であるが,その後被害を蒙った国道下の低い地区に見切りをつけて,国道上の緩い傾斜地区に住居を移した。この低地には,漁業用の納屋等があったが,住家は皆無であり,前回の大津波の教訓がここでは今日まで生きていたといえる。今回の津波では,浸水地域もきわめて狭く,別に被害はなかった。
本郷は,行政的には釜石市唐丹支所の管轄に這入る部落である。次項で述べるように,小白浜にある唐丹の支所では,4時頃津波の来襲に気付いで鉾警戒態勢に這入っている。何分にも本郷は,昭和8年の津波で甚大な被害を蒙っている部落であるので,支所長は早速電話を本郷へかけて,津波の様一子を尋ねた由である。併し電話を受けた本郷側では,特別に浸水しているでもなく,津波が来襲してきているとは予想だにしていなかったので,初めはなんの話か理解できなかったという事であり,今回の津波に対しては,全く安全であった。
津波は川を通じても浸入したが,海岸線においては,北側堤防の中程,電柱の立っている附近において波高が丁度堤防天場とスレスレであったとのことであるので,T.P.上2.3mとなると考えられる。また砂浜を津波が洗った時,そごめ砂,砂利を持ち去った後が,砂浜全面に亘って7,8ケ所馬蹄形にえぐられていた。その上縁の高さは殆んど水平な同一面上に竝んでいて,その高さからも津波の波高2.2mと推定された。この値は既に述べた大槌湾,釜石湾等で見られた波高と較べても小さすぎる値である。ここに得られた値を測定する基礎となったものは,他の湾におけるように明瞭に残された痕跡に基いたものではない。この点多少その数字に疑問が残る。併し,ここには海岸に船降しのためにコンクリートの緩やかな斜面が作られていて,その上部に漁船が数雙繋がれていた。津波の際,その水位が最も高くなった時にも,この漁船の舳より30cm位の所までしか水が上って来なかったという。漁船の繋がれていた所は,津波のために砂利が馬蹄形にえぐられた窪みの上縁の高さとほぼ同一の高さであり,したがってここに得られている値2.2mというのもほぼ信用して差支えない値といい得るであろう。前の昭和8年の時の報告を参照すると,本郷では波高11〜12mと報告されている。これは今回の値と著しい差異を示すものである。既に述べたように,大槌湾,釜石湾などでは,前回の津波との差があまり大きくないのに,両石湾及び唐丹湾では,両者が著しく異なっていることは注目に値する。これは津波の波長,湾の形,水深等と関係する湾の自由振動の周期等と関連する問題であろうが,ここにはまず観測された事実を列記するに止める。
4.小白浜
唐丹湾の湾奥に位置する小白浜も本郷と同様,昭和8年の津波では,波高11m余,甚大な被害を蒙った部落である。その結果道路も高い所に着け替え3住家も,高い所に全部移転した。併し,その後入口増加に伴なって空地になっていた海岸縁りに,分家したなどの理由から家を建てるものができたりしていたので,今回の津波のためそれら海岸縁りの低い所に建っていた家が被害を受けた。全壊2戸,床上浸水54戸,床下浸水6戸である。
唐丹支所は海岸に臨む崖の真上にあり,この朝周囲の騒ぎで目を醒した宿直員は,潮が寄せたり引いたりする有様をよく観察して丹念に記録することができた。その結果は第2表に示す通りである。(実際の記録は例えば
4時08分 押しはじめ
4時16分 引きはじめ
と書いてあるが,書いた本人によく確め,一般に了解し易い表現をとるため,最高水位時,最低水位時と書直して表には示されている)上記支所の宿直室からは,海岸が一眸の中に望まれる。港のほぼ中央に桟橋が出ている。上記の潮位の観測を行なった時,最大の引潮のときは桟橋の岸より7番目の脚(丁度電柱が立っている所)の南側の根が露出するまで,潮が引いたという。このことは,宿直員,支所長はじめ他にも目撃者がいてきわめて正確な表現であると考えられた。われわれはその場所で,テープに錘をつけて沈め,注意して水深を測り,これをT.P.の基準に換算し引潮は−2.8mであることを知った。この値は,この所での押潮の高さを参照して,釜石の検潮儀記録と比べても不合理な値とは考えられない。われわれの調査中,引潮がきわめて大きかったということはたびたび聞かされた所であったが,確実な数字を掴み得るようなものが観測されていたのはここと他にもう一ケ所,大槌においてだけであった。潮が引いた時は少々遠浅の海岸では水平距離でかなりの沖合まで干上がるので,引潮何mという数字は,とかく誇張されていわれることが多いのではないかと考えられる。併し,この小白浜の場合には,きわめて具体的に観察が行なわれていたので,十分信頼するに足る値が得られたものである。
小白浜の海岸には漁業組合の建物,その他の家屋等に津波の痕跡が明瞭に残っていて,これから最高波高を測定することができ,3.2m,3.1mを得た。
5.下荒川
熊野川が海に注ぐ低地の縁の高い所に部落があるため,人家にっいての被害はなかった。海岸は砂浜で立派な防潮林があるが,この防潮林は両端が排水用にあけてあるために,この両端及び川から水が浸入したとのことである。
6.大石
この部落は山が海に追っている斜面に存在するので,港の岸壁も割合に高く,津波は最高水位の時でもこの岸壁の天場面より40cm下まで達した程度で,被害も全くない。唯,築港工事のために堤防の先端に置いてあった砂利の頂端より30cm程下まで水が上り,4〜5m^3の砂利が流された程度である。この他,とも綱の結んでなかった小舟が浮き上り一寸流されたが,回収されたといっていた。ここでは岸壁の下40cm,東側の小さい堤防の上10cmまで波が来たとのことでもあり,また堤防口の作業小屋の三和土床面まで水が来たということであった。津波の水位の痕跡は残っていなかったが,上記の目標などから波高を測定し,2.6mなる結果を得た。ここでは前回の三陸津波の波高は今回より高く5mと報告されている。
以上で,釜石市の行政区域についての津波による被害状況を述べたが,ここで家屋についての被害状況を一括して第3表に示すことにする。

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地図 第7図
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第2表 唐丹湾小白浜における津波の状況
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地図 第3表 釜石市における家屋の被害(戸)

V 吉浜湾

この吉浜湾より三陸村の行政区域に這入ることになる。
1.根白
ここでも相当急な傾斜地に部落が発達しているため,人家には被害は全くなかった。砂浜へ降りる所に石畳の急な斜面があって,この石畳の一番上まで波が上ってきたとのことである。他に拠るべき痕跡もないので,これを最高の波高と考えて測定し,3.1mを得た。
2.吉浜本郷
この部落は,明治29年の津波により甚大な被害を蒙った所である。その地震津波の記念碑が建てられていて,この津波の犠牲となった300名近くの名前が一面に書連ねられている。この津波のあと人家は高台へ移すことになり,相当徹底した津波対策が立てられていたので,昭和8年の津波に際して最高水位16.3mを観測したけれども,その割に被害は少なく,(住家,非住家併せて,流失23,全壊14,半壊1,床上浸水4,床下浸水1)死者も僅かに3名に過ぎない。併し,この大津波のために高さ5m,長さ100間に及ぶ堤防は跡形もなく流失し,田圃には海水が浸水して,このための被害は,甚大なものがあった。この昭和8年の津波の後,将来の津波に備えるため,大防浪堤の建設が計画された。再建された防浪堤は,頑丈な石積で,3段になっていて,1段目の高さは砂浜より1.8m,2段目,3段目は各2mで,高さ計5.8m,長さは約350mに及んでいる。今回の津波は,この防浪堤の第2段目より少し上まで来たという。防浪堤の南の端に吉浜川があり,また防浪堤の中央部に排水溝があるので,海水はここから防浪堤の内側へ浸水し,低地の田圃が約1町5段冠水したというのが唯一の被害であったとのことである。ここでも,波の上った痕跡はなく,吉浜川にかかっている橋の1尺上まで水が上ったということに基いて,波高を測定した所,4.7mなる値を得た。この数字は,われわれの調査した所では最高の値であった。
ここでも,ワカメ採りに行った人が,最初津波であることを知った。そして4時27分頃の津波が一番大きかったとのことである。
謝辞 この現地調査は釜石市,大槌町,三陸村各当局及び岩手県建設事務所から与えられた種々の便宜と協力に負う所が多い。ここに附記して各位に深く謝意を表する次第である。

文献

1) N. Nasu: Heights of Tunamis and Damage to Structures Bull. Earthq. Res. Inst., Suppl. Vol., 1 (1934), 218.

越喜来,門之浜間(岩手県〉

大船渡市

No.2大船渡市門之浜湾水揚所地表よりの高さ)全く音もなく,ふわふわと水が盛りあがって来た。波の進行速度は馳け足程度,第2回目の大きなTsunamiの来る前に湾の水が非常に引いて底が見えた(深さ4m30cm位,300ton位の船が出入可能な所)。他の聞き込みではTsunami30〜40分周期で来る。
No.4大船渡市細浦
No.6 大船渡市下船渡床下浸水,地表より高さ30cm
No.8 大船渡市船付場聞き込み。第1回のTsunamiはa.m.3時50分。1m位の高さ,第2回目は4時30分で,3m60cm,第3回目は2m50cm(いずれも,
No.9 大船渡市駅附近第5図でBA方向水平で,この方向の津波襲来なきことを示す。
No.10 大船渡市内軒下浸水,地上より2m50Cm
No.11 大船渡市内軒下浸水,地上より2m50cm
No.12 大船渡市内壁痕跡,地上より1m
No.13 大船渡市内壁痕跡,地上より1m50cm
No.14大船渡市赤崎(第6図参照)。
No.15大船渡市赤崎
聞き込み,Tsunamiはぐんぐん押し上げて来るようで,一度押し上げたものが,引ける時,盛川,後の入川,須崎川の湾中央での合流点で大きな渦を巻いたという(第7図参照)。
No.17 大船渡市上清水
(広田一末崎)踏査の茅野氏御厚意による資料で,これは上清水の大船渡水産実験場主任,菊地要三郎氏談。
a.m.3時50分,起きた時,2m近い水が来ていた。
a.m.4時5分 落潮始まり
a.m.4時35分 増水開始,実測によると(標水標によるもの)4m
a.m.4時50分 落潮開始,15〜20分周期で2m上下が続く。
a.m.7時0分 落潮開始
a.m.7時22分 水位3m80cm
a.m.7時25分 落潮開始
その間,潮の動きは不規則で,湾内に急な流化ができていた。
第1日の午前は,2m位上下があった。2日目,3日目は不規則な引き潮があった。No.19 大船渡市長崎。
聞き込み,第1回,4時20分,それが最大で,波は防波堤を僅かに越える程度(第8図参照)。

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地図 第1図
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地図 第2図
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地図 第3図
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地図 第4図
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地図 第5図
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地図 第6図
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地図 第7図
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地図 第8図

三陸村

No.20 三陸村綾里港東岸
聞き込み,第3回目,最大で,第5回目も大きなTsunami来る。第1回目,5時15分前,第2回目,5時20分,上り方は,ただずっと上って来た。押し寄せて来たのではない。
No.23 三陸村白浜
聞き込み,旧道すれすれまでTsunami来たという。4時30分頃が第2回目位,4時40分最大Tsunami来襲。
No.25 三陸村下甫令
No.27 三陸村浦浜
聞き込み,第1回目のTsunami4時30分,第2回目と第3回目は正確な時間不明。第4回目は6時40分,この時,積木,木材流出。Tsunamiは川に沿って上る。昭和8年の1/3程度の規模の津波。
No.28 三陸村崎浜
崎浜消防団員の綜合意見。
平均海面より2〜3m上る。普通の波と同じよ
うに単に海面がもち上って来た。
第1回 4時頃始まり,4時15分引き終る。
第2回 4時30分に満潮となった。4時35分引き姶める。
第3回の満潮は4時50分。
第4回目は一番ひどいもの,6時3分引き始め,6時10分に最高となる。
No.29 大船渡市復興事務局提供の資料で,測定値は完全な痕跡にしたがって測定したものであるという。信頼度はAと考えて良い。

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地図 第9図
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地図 第10図
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地図 第11図
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地図 第12図
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地図 第13図

後記

昭和8年と今回の津波との最高波高の対応は各湾について下記の如し。昭和8年 昭和35年越喜来湾
湾全体として 10m前後 3.5m
綾里湾 白浜 25 m3m
大船渡湾赤崎 4m 4m
大船渡船付場 1.8m 5m
門の浜湾 8.5m 2m
上のように遠地津波では昭和8年の三陸沖地震による津波と著しく相違している。昭和8年の津波の際の綾里湾のV型地形による著しい影響は今回の津波では殆んど見られない。大船戸湾では津波は30〜40分の周期で,これはこの湾のセイシュの周期とほぼ一致するので大船渡湾の波高の大きいのは,この原因によるとも考えられる。各湾に共通していえることは,津波はモクモクと湧き上るようにやって来た。

大野,気仙沼間(岩手県・宮城県)

大野湾口虻崎から広田湾

われわれ2名の分坦は,大野湾口虻崎から広田湾を経て,気仙沼湾口岩井崎に至る範囲であり,その中には,気仙沼市大島を含んでいる。この間42地点において,津波の最高水位の痕跡を捕えて波高実測を行なうとともに,そのうちの20地点において津波来襲当時の状況を住民より聴取した。地点の選定に当っては,なるべく三陸津波当時の調査地点と合致するよう心がけた。

陸前高田市

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地図 第1図
大野湾岸

大野湾岸では,水位が3〜3.5m位で,水田の浸水及びいくらかの家屋の被害が見られる程度である。

広田湾

広田湾に面する地区では,次の二つの事実が注目される。
第一に,湾の中頃から奥にかけて,潮位が次第に高くなっている傾向が著るしく,湾の最奥部に位する長部,脇之沢,小友等の地区においては,潮位は4〜5mに達し,陸上の被害は著しいものがあった。人命の損失,家屋の流失・倒壊,鉄道道路の破壊等,大野湾,気仙沼湾地区にはみられない惨状がこれら一帯に分布していた。
第二に,湾口附近の波高は特別に高くはなかったことで,特に広田町の外洋に面した地区では,三陸津波当時10m以上の波に見舞われたにもかかわらず,今回はそれに対応するような現象は認められなかった。

広田

広田半島先端部では,前述したように水位も低く,かつ,前回の三陸津波の経験に基き,堅固な堤防(高さ4〜5mに及ぶものもある)ができていて,被害はほとんどない。

泊港

泊港にある,岩手県水産試験場気仙分場中島輔氏(当時宿直)らの話による当時の状況は次の通り。
4時15分に起きたときには水が退いていた。退ききったのは4時35分で,10分後には一番高くなった。これは二回目の波と思う。最高は三回目で,堤防スレスレ(約2.8m)まで上がった。上げ下げの周期は同じだが,最初のは長かった。
港の防潮堤の南側の小さな開口より水が流れこみ,北側の大きな開口より流れ出し,港内には反流も生じていた。退く時は丁度その反対だった。泡を立て,渦をまいていた。

矢の浦

矢の浦の佐藤巳之助氏の話によると,退いていた時間も,押して来た時間も長かった,明治のは盛り上って来たが,今度のは平らに来たという。昭和8年の三陸津波の話がないのはなぜか聞き損なった。

小友の浦

小友の浦 水位は非常に高く,両側の塩谷,三日市でともに約5.5mである。海岸の道路,堤防は寸断され,孤塁を残すのみ。背後の水田には約1.5km奥まで浸水し,この中央を横切る国鉄大船渡線は数十乃至百メートル以上も流され,枕木のついたままねじれて裏返しになっているところもある。三日市では,家屋はほとんど倒壊している。

高田

東寄り沼田附近では,水は破壊的威力を発揮しており,国鉄の線路の被害も著しい。高田の松原背後の水田にはかなり奥まで浸水しているが,例えば長砂附近では浸水というに止まる。

長部

港の中央部海岸の低い部分にあった家屋は,製氷工場,倉庫,ごく新らしい住宅(傾斜)の三棟を除いては完全に倒壊している。
海岸低地でも両翼部では倒壊はしていない。またm程の石垣の上にある道路沿いの家は,かなり被害はある(復旧不能もかなりあろう)が倒壊するには到っていない。部落背後の水田にはずっと奥まで浸水しているが,これは川から入ったものと思われる。

唐桑町(宮城県本吉郡)

広田湾に面する大沢では,水位は約3.7mに達し,かなりの浸水をみた。
唐桑半島沿岸では,ごく小範囲の浸水をみた程度で,特筆に値する被害はなかった。唐桑半島の先端部では,三陸津波の時,10m前後の波高を記録しているにもかかわらず,今回の水位はシケの時と同程度またはそれ以下であった。

大沢 

小高い山になっている半島のつけ根の部分であって,南北両側は,約3mの堤防によって保護されているが,そのうち北側の堤防の中央部をのりこえて海水が浸入したという。事実その部分の堤防基部には,落水により土地が,幅0.7m,深さ0.7mほどえぐられているのが観察された。これとともに,海水は川に沿って浸入したが,水量としてはこの方が多かったと思われる。住民によると,最高水位は,堤防上約1mあったというが,余り確かではなく,堤防越しの浸水がその中央部に限られている点からも,最高水位は堤防スレスレであったと推定するのが妥当であろう。

宿浦

漁業協同組合主事梶原克志氏の話によると,潮が退いたのは3時半,警報を出したのは4時10分,その後やって来た第一波は岸壁スレスレで,最高のものは,5時30分にやって来た第三波であった。

舞根

舞根の畠山豊八氏によると,三〜四回目の波が最高であったが,氏の記憶する三陸津波の水位より約45cm低い。

気仙沼市(宮城県)

気仙沼市(宮城県)市内内の脇から浜町に至る地区及び尾崎,片浜,台の沢,川原,階上,浪板,浦島,大浦,小々汐等の地区で多数の家屋が,床上,床下浸水の被害を受け,魚市場附近から前浜に至る広い地域の水田が冠水した。しかし,水勢がさほど強くなかったせいか,倒壊流失した家屋はほとんどなかった。港湾関係では大川河口にある砂防堤が破壊した他,各所岸壁に被害があった。
水産関係の被害はきわめて大きく,漁船の流失破損もあったが,かき養殖筏やのり栽培設備が徹底的な打撃を受けたといわれる。事実,湾内には筏の残骸が散乱し,沿岸には,筏の浮子に使っていた空樽が無数に漂着していた。

大島地区

浦の浜

当時この船着場に繋留してあった第2やしま丸船長村上正雄氏及び同船乗組員の話を総合すると当時の状況はおよそ次の通りである。
最初潮が退いた時(時刻不詳)は桟橋脚の基部まで露出した。その量は2m以上。潮の上がりもさることながら,引きの著しいのに驚いた。船(吃水0.6m)の底がつかえ,繋留に使っていたロープ4本のうち3本まで引き潮の際切断した。
また,村上船長の友入の一人は津波当時,定置網曳き船(大谷漁業協同組合所有)を運転して蜂力崎附近を通過しようと試みたが,どうしても水流に逆らうことができなかった。同船の能力から推定すると,この時の水流は12ノット以上であった。この水流により,蜂力崎沖の砂防堤が崩壊したが,その際組石が波に乗って飛ぶのが見えた。崩壊後,この隣路の水流は弱まったという。

横沼

村上明氏は,3時30分頃出漁したがその時異常は認められなかった。竜舞崎附近で操業していたら最初にうねりのようなものが来,これに続いて水が退き始めた(後で浜の人に聞いたら,3時50分頃から退いた由)。帰ろうとしたが,水流が速く,自力ではどうにもならなかった。附近のモーター船に曳いてもらい要害鼻と岩井崎の間にかかる頃,水がさし始めた。モーター船の能力から推定すると,この水域における海水は8ノット程度の速度をもって気仙沼湾奥部に流れこんだようだ。潮の上げ下げの平均間隔は20〜30分程度だったが,三陸津波のように大きなうねりを伴なわず,潮の満干に似ていた。

新王平

山崎氏の談によると,津波とはいうものの一見シケの時と大差なかった。三陸津波の時より潮の退き方は薯しかった。干き潮から干き潮までの間隔は約一時間。田尻附近の筏,大船渡市の交通標識が漂着した。

小田の浜

小田の浜の村上茂行氏によると,三日位潮が治らなかった。

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地図 第2図

気仙沼湾西岸地区

柏崎

鉄工場を経営する後藤氏の話サイレン(4時20分)に遅れること10〜15分で海水がどっと岸壁を昇り,工場内に侵入した。この時の水位が最高で,次に来襲した波はこれより0.5m低かった。

松崎,片浜

松岩漁業協同組合職員藤田勝市氏(当時宿直)及び斎藤繁男氏の話
3時40分頃起きたら,既に潮が退いていた。その時のりしだの間を歩くとふだんは干潮時でも見えないコンブの根が頭より高い所まで着いていた。したがって最干潮時より2m以上低かったことは確かである。4時20分頃第一波が来襲した。グウーツと上って来て徐々に最高水位に達したが,約20分後に来襲した第二波はこれよりもさらに高く床上浸水した。その後も波は来襲し,同日中に約10回汐の上げ下げが観察された。

尾崎

水産試験場小野寺弘技師の話
出漁中の漁師の急報により裏手の山に避難した。4時前後海水が退き,星島辺りまでの海底が一部深所を除き露出した。これは三陸津波よりも著るしい退き方であった。来襲した波の高さは不詳であるが,三陸津波より高かったと思う。水が来襲する状況も三陸津波とは異なり,海岸からの水流は護岸を少し越す程度で,浸水を起した水の大部分は川を迂廻したものであった。
気仙沼湾内の水を望見したところでは,大島瀬戸を経由する流れが強かったようだ。

岩井崎

宮城県水産試験場階上実験場において,当時宿直していた辺見照夫氏の体験は概略次の通り。
4時10分頃,本場小野寺技師から電話による警報を受けた。その数分後窓越しに外をみたら,波(気づいた最初のもの)がやって来た。さざ波を伴なっていたが,白く崩れてはいず,実験所の護岸(約2m)すれすれの所に達した。やがて(この間30分位)水が退き切った時,沖の戸倉磯,黒大丸の岩礁が一体につながってみえた(ふだんは干潮のときでもそうは見えない)。第二波(時刻不詳)はドシンという音響を伴なって,護岸を越え建物内部にも侵入した。構内にある鉄骨入りビニールハウス(15坪)はこの時1mほど押しやられるとともに倒壊した。前回と同じ程度に潮が退き,やがて第三波がやって来たが,護岸をわずかに越える程度であった。
今回の調査に当って感じたことは,明瞭な痕跡の得られたのは,全て家屋のあるところで,断崖,砂浜,堤防などのところでは,痕跡というべきものはほとんど存在せず,聞きこみによっても確実な値は得られないということである。前回の三陸津波の被害の大きかったところは,大てい住居を背後の高地に移し,海岸には堅固な堤防を築き,その直後の低地は大部分水田になっている。したがって家屋の浸水痕がないばかりでなく,間近かでの目撃者のない所も少くない。三陸津波が,今回の測定値の精度を下げたともいえよう。今後は各所に測定のための標識としては適当なものを設置しておくことが望ましいと,思う。

本吉町大谷浜,女川町御前浜間(宮城県)

宮城県本吉郡本吉町大谷浜から牡鹿郡女川町

この班では宮城県本吉郡本吉町大谷浜から牡鹿郡女川町御前浜間を担当し,5月27日から6月2日までの7日間に亘って現地調査を行なった。以下これらについて述べる。

本吉郡本吉町

測点1 大谷浜

本吉町役場大谷支所の岩槻実氏によれば,当部落には被害はなかった。また同地漁業組合の佐藤辰治氏によれば,4時30分頃潮が護岸を越して道路を僅かに浸す程度に上って来た。しかし引きは今までになく大きくて防波堤の突端まで引いた。
護岸の上端まで測った高さが2.1m。(昭和8年の津波では4.5m)

測点2 日門

大谷駅の藤野正氏によれば4時15分頃潮がすでに上って居た。その後2〜3回ジワジワ上って来たが最高でも線路の道床にスレスレで上には上らなかった。
道床の下端まで測った高さが3.4m。(昭和8年の津波のときは4,5m)

測点3 前浜

同地の菊地徳八氏によれば,4時15分頃のが最高で,その後10分位で急に引き5m位の深さと思われる防波堤内の底が見えた。昭和8年の津波(5.8m)の時より引きが大きかったが上げは小さかった。
同氏のここまで来たという護岸の痕跡まで測った高さが3.9m。

測点4 大沢の浜

同地の菅原善四郎氏によれば,3時頃漁に出て沖合にいたが潮の流れが少し早いと思った程度で別段津波とは感ぜられなかった。引きが大きくて4ヒロ位の深さの処まで引いたが上げは昭和8年の津波(5.7m)の時より小さがった。
同氏のここまで来たという護岸の痕跡まで測った高さが4m。

測点5 登米沢

同地の佐藤市太郎氏によれば,最初は3〜4時の間で引く前に暫らく止ってそれから大きく引いた。20〜30分程経てからまた上り始めた。引きの方は大きかったが上げの方は昭和8年の津波(6.5m)の時より小さかった。
ここでは海岸にある柵に掛っていた海草の高さまで測ったのが3.4m。

測点6 蔵内

同地の三浦哲郎氏によれば,最初は4時に近い頃で5時頃に引いたのが一番大きかった。古老でも経験のない程の引きであったが,上げは低く被害はなかった。
ここではスレスレに来たという護岸の高さを測ったのが3.7m。(昭和8年は4.4m)

本吉郡歌津町

測点7 田の浦

同地の三浦竹之助氏によれば,4時前に潮が引いてから上潮のときのように自然に上って来た。同海岸一帯に葛さ4m程の護岸があるが今度の津波ではこの下半の石積の処までしか上らなかった。
ここまで上ったという石積の痕跡まで測ったのが2.3m。(昭和8年のときは4.5m)

測点8 中山

同地の阿部章之進氏によれば,姶めは4時頃かと思うがその後20〜30分間隔で何回となく来た。澤の引きは今までに無い大きさで3m位の深さと思われる処まで引いたが,上げは大あらしのときより小さかった。
スレスレまで来たという石垣の上端まで測った高さが3.1m。(昭和8年は6.Om)

測点9 白浜

同地の高橋平助氏によれば,始めは4時頃で南の方から急に上って来た。引きは大きく籬島の処まで引いた。また三浦富治氏によると一番引いたのが5時半前後で7m位の深さの処まで引いた。潮の引いた時には浜の人々が魚(鰈,ニユー)を採りに行ったが潮が来たといってから逃げ出しても遅れることがなかった。
ここまで来たという草枯れの痕跡までの高さが2m。(昭和8年の時は4m)

測点10 管の浜

同地の及川広氏によれば,4時頃第1波が来て第2波がサット引き第3波が追かけて来た。この部落では床上浸水や田畑の冠水等若干の被害があった。
ここまで来たという土堤の草枯れの痕跡までの高さが3.2m。(昭和8年は3m)

測点11 寄木

同地の三浦信隆氏その他によれば,時刻は不明だが潮はムクムクと上って来た。引きは大きく4ヒロ位の深さの処まで引いたがこんな事は始めてである由。
ここまで来たという電柱の根元まで測ったのが2.6m。(昭和8年の時は3.4m)

測点12 韮浜

同地の阿部武雄氏によれば,5時から6時の間が最大で昭和8年の津波(2.9m)より大きく同氏宅の玄関先まで来た。
同玄関先まで測ったのが2.8m。

本吉郡志津川町

測点13 細浦

同地の高橋徳太郎氏によれば,4時35分頃に津波警報があって同50分頃に第1回が来た。最大は2回目でこの処では潮は護岸を越して住家等に被害があった。
海岸にある物置の硝子戸の痕跡まで測ったのが3.4m。(昭和8年のときは2.5m)

測点14 清水浜

同地の佐藤幸一氏によれば,最大が5時15分頃でゆっくりと来た。引きは大きく5米位の深さの処まで引いた。潮は護岸を越し家屋等にも被害があった。
海岸にある作業所の浸水跡まで測った高さが2.7米。(昭和8年の時は2米)

測点15 荒砥

同地の遠藤盛興氏によれば,第1回目に来たのが3時25〜30分の間で同40分頃に自然に引いて行き,続いて第2回目が潮が自然にさして来るように来た。5時20分頃のが一番高く昭和8年(3m)の時より可成り大きく同家の床上まで浸水した。
ここまで上ったという同家の壁土の痕跡まで測った高さが4m。

測点16 平磯

同地の菅原信治氏によれば,4時20分の警報で起きた時潮はもう4.5m位の深さの処まで引いていた。上るまでは30分位で護岸下30cm位の処で5分位止ってからものすごく上って来た。下るまでは20分位で,2回目の上げは6時半頃で護岸一杯の高さで低くかった。今回は昭和8年の津波(3.5m)より大きく住家等に可成り被害があった。
ここまで来たという坂道の道路上の痕跡まで測った高さが5m。

測点17 袖浦

同地の菅原重太郎氏によれば,4時頃に第1回が来て,2回目に引いたのが一番大きく4ヒロ位の深さの処まで引いた。引きから上げまでは約30分位で昭和8年の津波(3.2m〉より大きかったが,ゆっくりと来た。ここでは志津川港沖にあった材木が流れて来たため家屋の倒潰が可成りあった。
ここまで来たという坂道の痕跡と草枯れの痕跡を測ったのが4.5mと4.6m。

測点18,19 志津川町

今回この班で踏査した内で一番被害の大きかった処で全町殆んどが浸水,特に港の正面附近と町の両側にある河川に沿って橋の流失,家屋の倒潰,流失等甚大な被害があった。町役場で聞いた津波の来襲時刻は
回  時刻         記事  回 時刻
1  03時40分           6 08時46分
2  04 20        大被害 7 0925
3  -- --            8 1005
4  07 35            9 1042
5  07 55
ここでは港湾正面の工場内の浸水痕跡と松原公園にある簡易裁判所内の浸水痕跡を測ったのが3.9m,4.Om。(昭和8年の時は1.3〜1.7m)

測点20 林浜

この部落は高台にあるため海岸で津波を見ていた人もないらしく,したがってその時の状況は聞けなかった。ゆえにここまで来たらしいという海岸筋の雑木の根元の洗はれた処まで測った高さが4m。(昭和8年のときは3.2m)

測点21 折立

同地の渡部留吉氏によれば,最初に潮が護岸を越したのが5時近くであったと思う。2度位護岸を越したが,樽に水を入れた時に溢れるように来た。
護岸近くにある同家の壁の痕跡まで測った高さが4.1m。(昭和8年の時は2.7m)

測点22 水戸辺

同地の村松幸之助氏によれば,昭和8年の津波(1.9m)の時には護岸より相当下であったが,今回のは護岸より幾分溢れる程度であった。
ここでは護岸の上端までの高さを測ったのが4.2m。

測点23 波伝谷

同地の後藤賀門氏によれば,潮が護岸を越したのが4時頃と思う。3時頃に潮が青島,竹島附近まで引いていたがその後戸倉を廻って波伝谷に来た。
海岸近くにある家の壁の痕跡まで測った高さが4.3m。(昭和8年の時は2.9m)

測点24 津の宮

同地の住家は高台にあるので津波の時に海岸で見ていた人に会えなかったのでその時の状況は解らないが,海岸に残された海草のある処まで測った高さが3.8mである。昭和8年の時は3.6mであってやや同程度であったように思われる。

測点25 滝浜

同地の後藤誠之助氏によれば,潮は同氏宅の前まで来たが,時刻その他は解らない由。
ここまで来たという同氏宅前まで測ったのが3.2m。(昭和8年の時は2.4m)

測点26 長清水

同地の代々木由蔵氏によれば,4時半頃に第1回が来て,その後何回となく来たがどれも昭和8年の津波(4.6m)より小さく,またゆっくりと来た。ここまで来たという護岸の高さまで測ったのが3.6m。

測点27 寺浜

同地の遠藤佐平次氏によれば,4時半頃に第1回が静かに上って来た。その後何回となく来たがどれも大したことはなかった。ここまで来たという道路上の痕跡まで測った高さが3.5m。(昭和8年の調査なし)

桃生郡北上町

測点28 小滝

この部落の住家は高台にあるため津波の時に海岸で見ていた人に会えなかったので,海岸に沿う崖に印された枯草の痕跡まで測った高さが3.9m。

測点29 大指

同地の石川三五郎氏によれば,4時半頃潮が3ヒロ位の深さの処まで引いた。上げはシズシズと来たので次の潮引きの時には天草やウニを採りに行った。20〜30分間隔で何回も来たが,上げは昭和8年の津波(3.8m)よりみな小さかった。
海岸に残された海草までの高さを測ったのが3m。

測点30 小指

同地の人々によれば,ここでは津波は最高の時でも道路まで上らずややすれすれであって,昭和8年の津波(4.6m)よりずっと小さかった。
道路の上端まで測った高さが2.8m。

測点31 相川

同地の小山要之助氏によれば,今度のは昭和8年の津波(5.5m)よりずっと小さく,ゆっくりと来た。最高の時でも護岸にすれすれであったが越さなかった。
護岸の上端まで測った高さが3.8m。

測点32 小室

同地の那須野平次郎氏によれば,最大は7時頃でムクムクと上って来て道路を浸す程度であった。しかし引きは大きく3ヒロ位の深さの処まで引いた。
護岸の上端まで測った高さが4m。(昭和8年の調査なし)

測点33 白浜

同地の佐藤康蔵氏によれば,6〜7時頃が一番大きかったが,どれも道路の石垣の中央までで大したことがなかった。しかし引きは大きくて4ヒロ位の深さの処まで引いた。昭和8年の津波(3.2m)との大小は,海岸線が変ったため解らない由。
ここまで来たという石境の痕跡まで測った高さが2.9m。

測点34 立神

同地の高橋康雄氏によれば,8時頃が最大で,道路一つ越して同家の土台石の上まで,ゆっくりと来た。
同家の土台石の痕跡まで測った高さが3.4m。(昭和8年の時は3.2m)

測点35 月浜

同地の渡船場前にある千葉春雄氏宅の留守居の子供たちの話による同家の浸水痕跡まで測った高さが1.8mである。またすぐ近くにある月浜検潮所の記録では第1波は2時47分頃で,最高は4時50分でT.Pに直した高さが1.9mである。

桃生郡雄勝町

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地図 第1図a 各測点の最高波高値
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地図 第1図b 各測点の最高波高値
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地図 第1図c 各測点の最高波高値
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地図 第2図 昭和8年3月3日の三陸津波の一最高波高と今回の最高波高との比較
測点36 名振

名振部落会長の高橋善三郎氏によれば,3時40分頃第1波が来て4時に引き始めたので4時10分に独自の考えで津波警報を出した。4時15分に第2波が来て同40分に第2波が引いて,5時に来た第3波が一番大きかった。
ここまで来たという護岸の高さを測ったのが2.8m。(昭和8年の時は3.3m)

測点37 船越

同地の植木昭一氏によれば,3時半頃が始めで,最大は4回目で7時頃であった。昭和8年の津波(4m〉より小さかったが警報の出ない前に避難準備をした。
同家の床上浸水の痕跡まで測った高さが3.4m。

測点38 荒屋敷

同地の福島ハマ子氏によれば,時刻は不明であるが一番大きな時でも護岸を僅かに越して道路を浸す程度であった。ここでは護岸の上端まで測った高さが3.7m。(昭和8年の時は11.4m)

測点39 大須

同地の阿部亀八氏によれば,4時15分頃潮時でないのに潮が引き,その後おだやかに上って来た。2回目が一番引いて12〜13尺位の深さの処まで引いた。上げは大したことはなくて昭和8年の津波(3.8m)より小さく同家の石段の3段目まで来た。
同家石段の3段目の痕跡まで測った高さが2.8m。

測点40 熊沢

この部落は住家が高台にあるため近くで見ていた人がいなかったが遠くから見ていた人々の話によると最大の時でも防波堤を漸く越す程度であった。
防波堤の上端まで測った高さが3.6m。(昭和8年の時は7.3m)

測点41 羽坂

同地の今野助之氏によれば,今度の津波は大したことはなかった。上げの時には上溝のように静かに上って来た。しかし引きの方は可成り大きかった。
ここまで来たという海岸の痕跡までの高さが2.5m。(昭和8年の時は4m)

測点42 桑浜

同地船着場前の長沼豊治氏によれば,最大は5時半頃で同家の土台石の上まで上った。昭和8年の津波(2.3m)より大きかったが静かに上って来た。
同家の土台石の上まで測った高さが3.2m。

測点43 立浪

同地の末永徳治氏によれば,時刻は不明であるが最大の時は昭和8年の津波(2.0m)の時より大きく同家の床上まで浸水した。
同家の表の板戸に印された痕跡まで測った高さが2.7m。

測点44 大浜

同地の千葉亀男氏によれば,時刻は不明であるが一番大きかったのは昭和8年の津波(2.Om)より大きく同家の床上まで上った。
同家の屋内の壁に残された浸水の痕跡まで測った高さが2.8m。

測点45 小島

同地の西島俊一氏によれば,5回目が最大で8時40分頃ムクムクと上って来た。今度の津波は昭和8年の津波(2.Om)より大きく浸水した家屋が相当にあった。
同家の倉庫の壁に残された浸水の痕跡まで測った高さが3m。

測点46 明神

同地の鈴木秋夫氏によれば,時刻は不明であるが,一番大きな時は昭和8年の津波(2.Om)より可成り大きくて浸水家屋が多く,同家も床上まで上った。同家裏側に残された浸水の痕跡まで測った高さが3.3m。

測点47 雄勝町

同町役場の話によれば,潮の引きが大きくなったので4時20分に津波警報を発令した。津波の来襲は護岸を越したのだけでも次のように8回来た。
回 時 分  回 時 分  回 時 分
1  4 30  2  4 45  3  5 10
4  6 45  5  7 35  6  9 10
7  9 50  8 10 30
同町は海岸側にある家屋の大多数は全半潰で流失家屋もあり大被害を受けたが,片側は高台にあるために比較的被害が軽かった。
町はずれにある駐在所の浸水痕跡まで測った高さが3.7m。(昭和8年の時は3.7m)

測点48 船戸

同地の海岸際にある雄勝天然スレート工場の人の話によれば,時刻は不明であるが瀬が自然に入って来て津波のようには感ぜられなかった。同地も海岸側は殆んど床上浸水で破損等も若干あったが片側は高台のため被害はなかった。
同工場内の浸水の痕跡まで測った高さが4m。(昭和8年の時は3.5m)

測点49 唐桑

ここでは問合すべき適当の人に会えなかったので来襲時の状況は解らないが,ここも海岸側には破損または床上浸水が可成り見られた。
海岸際の近藤清氏宅の硝子戸に残された痕跡の高さが3.1m。(昭和8年の時は2.1m)

測点50 水浜

同地の海岸際に住む成沢三郎氏によれば,4時頃起きて見だら潮が大きく引いていた。6時過ぎに来たのが一番大きかったが,上げの時も下げの時も静かであったために床上まで浸水したのに物が流されなかった。
同家の板戸に残された痕跡まで測った高さが3.2m。(昭和8年の時は1.8m)

測点51 分浜

同地では問合す適当の人が見当らなかったので,海岸にあるポンプ置場の硝子戸に残された浸水の痕跡まで測った高さが2・9m。(昭和8年の時は1.8m)

測点52 浪板

同地の海岸際にある鈴木徳雄氏宅の人によれば,時刻は不明であるが,大きく引いて後静かに上って来た。一番大きいので漸く護岸を越した程度であった。
護岸の上端まで測った高さが3.4m。(昭和8年の時は2.1m)

牡鹿郡女川町

測点53 指浜

同地の鈴木徳見氏によれば,最大は4回目で6脚7時頃であった。昭和8年の津波(2.1m)より大きかったが大変静かで引きから上げまでに相当時間があった。
同家の物置に残された浸水の痕跡まで測った高さが3.1m。

測点54 御前浜

同地の阿部幸之助氏によれば,3時頃潮が海岸にぶつかっていたのでおかしいと、思っていたら4時20分頃引いて行き,30分位かかって上って来た。3回目が最大で5時20分頃である。昭和8年の津波より大きかったが静かに上って来た。
同家の腰板に残された痕跡まで測った高さが3m。(昭和8年のときは2.2m)
以上はこの班で調査した地域の状況である。なお第1図は各調査、点の最高波高であって,第2図はこれと昭和8年の津波の高さとの差である。これで見るとこの度のチリー津波では昭和8年の三陸津波に比して細浦から滝浜に至る志津川湾一帯と,桑浜から御前浜に至る雄勝湾一帯が高く,その他の地点では大体低くなっている。しかし今回この班で調査した地域内では昭和8年の津波では志津川湾,雄勝湾ともに他の地点より比較的低かった処である。
なお昭和8年の津波の高さは総て震研彙報別冊第1号に記載されたものを用いた。

女川,石巻間(宮城県)

女川町,石巻市はともにこの津波に際して,その高さも非常に高く,また被害も大きかった地区であるが,われわれはこの女川町から,牡鹿半島を一巡して,石巻市に至る区域の調査を担圭した。調査はハンドレベルによる津波の高さの測定を主とし,来襲状況を士地の人々に聞き,参考資料とした。
この区間には比較的多くの検潮所があり,高さの測定を行なった際の潮位の決定に有効に使用させて頂いた。石巻市附近は渡波検潮所,鮎川附近は鮎川検潮所の検潮記録に.より,またその中間地点は両検潮所の潮位差を距離によって比例配分して補正した。同様に女川湾附近は女川検潮所の記録により,また鮎川との中間地点は鮎川,女川の両記録によって補正した。なお女川検潮所は津波の浸水により,器械が使用不能となったので,特に水銀圧力計式の携帯用検潮儀を持参して臨時据付を行なった。これは5月28日より観測を開姶したが,東北大学理学部女川地磁気観測所の御好意により,観測,保守をして頂いた。ここに厚く御礼申述べる。なおこの記録は零点を水準点に結ぶ測量を行なっていないので,T.P.を求めるため,調査期間3日間の平均水面を,鮎川の同期間の平均水面と等しいとして,T.P.を決定した。
調査にあたっては,各市役所,町役場当局に種々お世話になったことを申添え,ここに謝意を表します。

1.女川湾北岸

出島(女川町)

女川湾々口の北側にある出島という島の主部落であり,海峡をへだてて対岸尾浦に面している。この部落での測点は第1図に示す通りであり,この海岸沿いの所は殆んど地上1.5m程度の浸水を受けている。津波に際しては押し寄せる波頭のようなものは全然なく,対岸とはさまれた海峡を南から北に押してくる潮の流れが見えたという。6時頃が最も高かった。

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地図 第1図 出島
寺間(女川町)

前述出島という島の南端の部落。浸水家屋は概して地上50〜60cm程度,被害は比較的少ない。来襲の状況はやはりじわじわと来たようで,朝早く漁に出た人達は知らせを受けて帰って来たが,津波襲来中でも平常のように岸へ舟を着けて上陸することができたそうである。これはきわめて周期が長いため,高潮と低潮の間の水位変化の激しい時期でも,なお且つ舟を岸へつけたりする余裕があったことを示している。勿論その舟はすぐ沖合へ出して大きな波の襲来に備えたが,最高波襲来の時は家の雨戸が内部へ押し込まれる位の勢があったという。測点は第2図に示すようであるが,測4が測5に比らべて約50cm高く出ることは,測定をやり直しても間違いでないことが確かめられたので何等か理由のあることと思われる。測4の位置は突堤を越え,護岸を越えた場所であるので波の高まりがあったものであろう。このように比較的じわじわと来た今度の津波の場合でも,局部的に数十cm程度の高さの違いは,その場所々々の状況によって現われるようである。

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地図 第2図 寺間
尾浦(女川町)

対岸出島と向い合った部落であって,津波の時出島の北端とその附近の小島の附近は海が段になって見えたそうである。第3図にこの部落の測定値を示すが,測6,測7附近で地上1〜1.5m,測8附近で地上0.5m位の浸水であり,部落の約3割が浸水した。40〜50分ごとにだんだん大きくなり,6時頃が最大であった。

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地図 第3図 尾浦
竹ノ浦(女川町)

4時30分頃より4回位大きい津波に襲われたがその模様は潮のさして来るようにゆっくりであって,高台に避難した人も,下げ波の時は下へ降りて来て,物のかたづけ等をすることができた。この間20〜30分もあった。殊に引潮は大きく,第4図に示す舟着場は50トン級の巡航船が着くものであるが,この根元までも水が引いたという。測10の附近で,昭和8年のときより1.5m位高かった。この部落では約40%が浸水,測9附近で地上1m,測10附近で地上1.5m位の浸水であった。また測10附近では小舟に雨戸をやぶられた家等もあり,小破壊家屋が見られた。

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地図 第4図 竹ノ浦
桐ケ崎(女川町)

部落の約80%が浸水したが,破壊の被害はない。海際で地上1〜1.3m程度の浸水。

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地図 第5図 桐ケ崎

2.女川港周辺

女川町(石浜,宮ケ崎,小乗浜を含む)

4時頃.異常に潮が引き出したことから,津波の警報を出したことが効果があって,かなりの在港船はニンジンをかけて沖に出,また人々も警戒したので,死者,行方不明は無く,また船の損害も最小限度に止めたといわれる。小乗浜附近及び湾奥の漁港修築事務所附近は,波の破壊力もかなりあったようで,護岸の決潰,家屋の流失破壊もこの地区が多い。もっともこれ等の被害も直接波の衝撃によるものより,漂流物がぶつかったり,また一旦陸上に浸水した海水が引き去る時に護岸を裏側から破壊したりするものが大きかったと思われる。この津波は比較的じわじわと静かに襲来したので,地形によっての局部的な波の高まりは殆んどなく,女川港周辺殆んど一様な高さである(第6図)。ただその浸水線をたどって見ると,小乗浜はやや標高の高い所にまで及んでおり,あるいは先端部で波の高まりがあったかと思われる。役場その勉,土地の人の話によると町の高い所で,防波堤と灯台を監視していて,その辺の潮の高くなったのを見て警戒するとやや遅れて湾奥の潮が上って来るようであったという。しかしその間に,波のように,あるいは段のように見えるものは全然なかった。最も潮の引いた時は港の奥の水深5m位の海底が現われた。港の入口にある防波堤は,昭和8年の津波の後に建設したものだというが,防波堤のなかったその時の津波では,石浜附近が建物の破壊が多かったが,今回は港の最も奥,測19,20の間の地域が最も破壊が多かった。しかし港奥部は人家も密であり,また小舟等も多い所であるので,種々な漂流物の衝突による破壊が多かった。町内を通じて殆んど冠水,海岸附近で地上2m以上に及ぶ所もある。

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地図 第6図 女川港周辺

3.女川湾南岸

大石原(女川町)

女川湾は女川港を含む一つの湾と,この大石原を始め五つの部落を周囲に持っ五部浦という湾の二つに別れている。大石原と野々浜は五部浦湾の最も奥にあたり,被害もまた大きかった。この部落は世帯数13の小部落であるが,全部浸水,海沿いは地上1.5m程度である。

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地図 第7図 大石原
野々浜(女川町)

五部浦中で最大の被害を受けた。潮はじわじわと上って来たが,引きの力が強く,その際に多く破壊され,次の押し波で流された。第8図に示すように海岸の道路を兼ねた堤防の一部が破壊され,また測26附近及びその東側の地区の一部家屋は流失,破壊された。浸水は地上2.5mに及び,測26の点の民家も,かろうじて流失を免がれたのみで,建物の内外共大被害を受けている。

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地図 第8図 野々浜
飯子浜(女川町)

殆んど全部落浸水,測28附近で地上高さ2m程度である。また測27は,野々浜との中間で住家はないが,カキの作業小屋の板壁についた痕跡によって測定した。

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地図 第9図 飯子浜
塚浜(女川町)

約50%の浸水家屋を出したが,破壊等の被害はなかった。第10図,測29附近で地上1.5m位の浸水である。最高波は7時頃襲来したが,上って来るのに20〜30分もかかったという。また潮が上って来る時に一旦上って来て途中でわずか下り,また再び上るというような,長周期変化の中に短周期の変化が重畳しているような現象を目撃していた人もあった。

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地図 第10図 塚浜
小屋取(女川町)

五部浦と異なり直接湾口に面した部落であるため,昭和8年の三陸津波の際は,相当な被害があったが,その後低い所にあった建物は高い所に移転していたので今度は殆んど損害がなかった。したがって浸水のはっきりした痕跡も残っていないので,部落の,べのこのあたりまで来たという海岸の護岸の上面を測定した。潮が上ったと想像されるわらくず等のよごれ,草の変色等でも大略その高さでよいようであった。
なおこの海岸の続き南側に藤丸という部落(家は2軒のみ)がある。これは牡鹿町に所属するが,ここでも津波の状況は殆んど同様であった。非常にゆっくり引いては,また押して来るといった津波であったので,潮が引いた時,浜に取り残された魚がはねているのを取りに行ったり,あわびを取ったりすることができた。この間およそ40分もあったという。

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地図 第11図 小屋取

4.鮫の浦湾

寄磯(牡鹿町)

部落は殆んど土地の高い所にあるので,浸水家屋は全然なかった。船着場のすぐ前にある診療所の土台の下まで海が来た。これが第12図測31である。またその前方にある大岩の頭がやや残る程度という人の話に,それも測定したがこれは殆んど測31と一致した。土地の人の話では潮の上げて来た所まで出て見ていたが少しも危険は感ぜられず,潮の引いている間は海底へ下りて,あわびを取った。あわびを背のびして取ったり,わかめがすだれのようにたれ下った光景は,奇妙なものであったという。また岸に上げてあった小舟は,潮が上ってくると浮き上ったが,潮が下がるとその後へ取り残され,ロ一プでつないで置いて流されるようなことはなかった。しかし鮫の浦湾へ入って行く潮の流れは早く,潮目が見える程であった。このため定置網の被害が大きかった。そしてこの場所でも3回目の波が大きかったという。

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地図 第12図 寄磯
鮫の浦(牡鹿町)

昭和8年三陸津波の時は,被害の大きかった所であるが,部落を高い所に移したので,今回の津波では殆んど浸水家屋はなかった。われわれの測定した建物は倉庫兼作業場のようなもので海岸に近く低い地点にあったので,地上2mをやや越える程度の浸水を受けている。

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地図 第13図 鮫ノ浦
大谷川(牡鹿町)

海岸に道路を兼ねた立派な堤防があり,津波はその堤防を越さなかった。第14図下方の川より海水が浸入し,橋桁(コンクリート製)を流したが,家屋の被害はなかった。測33附近で津波は堤防面すれすれという土地の人の話により,堤防の高さを測定した。引潮が大きく,鮫の浦方面まで歩いて行ける位潮が引いたとのことである。

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地図 第14図 大谷川
谷川(牡鹿町)

この部落も堤防のお蔭で被害が軽微であった。堤防をわずかに越えた水が部落内にたまって家屋数戸に浸水した程度である。堤防の上に小舟が乗り上げているので潮の高さは,堤防上1尺〜1尺5寸位であると土地の人はいっている。測34はこの値であり,また測35の点は崖に潮の上った跡がついていたというのを,ペンキで書き込んであったものを測定した。その他顕著な浸水痕跡は認められなかった。

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地図 第15図 谷川

5.牡鹿半島南部

新山浜(牡鹿町)

浜に水が上った程度で被害無し,したがって潮の高さの痕跡も皆無であるので,土地の人の言によれば,防波堤の上に置いてあった方塊の中頃まで灘が上ったそうであるので,その高さを測定した。

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地図 第16図 新山浜
金華山(牡鹿町)

鈴吉汽船出張所の人の話によると,船着場の上20cm程度冠水したという。第17図測37はこの値であるが,他の場所と比べて非常に低い。引き潮は2m位あったといっていた。また金華山瀬戸の潮の流れは非常に早く,南から北に向って進む小型のキャッチャーボートが,三角波にほんろうされて進むことができないでいるのを,岸から望見していたという。

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地図 第17図 金華山
鮎川浜(牡鹿町)

町の主要部は殆んど浸水しているが床下浸水程度,浸水の高い所で地上1m位である。ここでも襲来状況は静かで,津波襲来中長靴で水につかって歩いたり,写真を撮ったりすることができた。川沿いに澤が上り,海岸より離れた低地が,かえって浸水が大きかった。

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地図 第18図 鮎川浜
十八成(牡鹿町)

海岸道路が堤防になっているが,潮はこの上を越えて部落に浸水した。測41附近では浸水の痕跡は堤防天端より高いが,測42附近では浸水の痕跡は堤防天端よりかえって低くなっている。これは,堤防を乗り越える程潮が高かったのは約10分位と土地の人もいっているが,恐らく堤防を乗り越えた水量はわずかであって,堤防背後の低い,広い面積に広がったため,潮の高さは高くならなかったものと思われる。

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地図 第19図 十八成
小淵(牡鹿町)

部落の殆んどは南側の湾に面した部分にある(第20図)。海岸附近で,1〜1.5m位の浸水を受けている。数戸の破壊家屋も出した。非常に奥深い湾の最も奥にある部落であるので,風による波浪は静かなため,すぐ海岸まで家が立っているし,また岸の高さもあまり高くない等,波浪に対する防備の薄い浜であることが,被害を出した原因であろう。また部落の北側の浜はカキ小屋等作業小屋が多い。附近の入の話では20尺位の深さの海底が現われたといっている。

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地図 第20図 小淵
給分浜(牡鹿町)

給分浜(牡鹿町) 測46附近は地上2m位の浸水,これはカキの作業小屋である。部落の中では地上1m位の浸水。

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地図 第21図 給分浜
大原浜(牡鹿町)

給分浜より堤防も高く,また土地も高くなっているようで,浸水は地上50cm程度である。

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地図 第22図 大原浜
小網倉(牡鹿町)

海岸にある部落殆んどが床上浸水,地上1.5m程度である。部落東側の田もかなり低地にあるため冠水した。

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地図 第23図 小網倉

6.牡鹿半島北西部

福貴浦(石巻市)

測50は大田浜という住家は無い小さい浜であり,カキ作業小屋の浸水痕跡を測定した。地上1m位である。福貴浦も浸水は地上1m位,半壊程度の家屋も見られた。

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地図 第24図 福貴浦
竹ノ浜(石巻市)

竹ノ浜,牧ノ浜,小積,荻ノ浜及び桃ノ浦は牡鹿半島西岸で最も被害の大きかった地域である。竹ノ浜は殆んど全戸数浸水し,その70%程度が半壊の状態である。地上2.5m位の浸水を受けている。

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地図 第25図 竹ノ浜
牧ノ浜(石巻市)

測53附近で地上2m程度,約2/3が半壊した。

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地図 第26図 牧ノ浜
小積(石巻市)

荻ノ浜港の一番奥にあたるこの部落では,襲来状況も最も激しかったようである。土地の人の話によると1回目の潮は,護岸の上面すれすれ位で,2回目はそれよりも1m位高くきた。引潮はこれもまた大きく,対岸までの湾内が全部干上った。その間は浜へ下りて魚をとったりして遊んでいたが,最も高い潮であった3回目は,かなりの早さで押し寄せ,湾奥の堤防をつきやぶり,また測54附近の家を押し流した。この時の高さ地上約2m位。どの地区にも共通していえることであるが,流失家屋は基礎と土台がボルト締めしてないということである。コンクリート基礎に土台をしっかりボルト締めしてある家は,小破壊はあっても流失等の被害はないようである。この地区では全壊家屋3戸を出した。

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地図 第27図 小積
荻ノ浜(石巻市)

被害の最も大きい地区であって,被害家屋70%の内,その1/3が全壊家屋という惨烈さである。浸水は地上2〜2.5mに達している。測55と56のほぼ中間附近の地域に全壊家屋が集中しているようである。

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地図 第28図 荻ノ浜
侍浜(石巻市)

部落は谷間の斜面にあるため,すぐ海際の数戸のみ浸水した。測57は半壊状態の家屋であったが,地上2m位の浸水を受けていた。

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地図 第29図 侍浜
桃ノ浦(石巻市)

この部落も被害が大きかった。湾の正面は第30図に示すように堅固な堤防があり,これを越えて浸水したが,この正面は浸水家屋を出しただけで済んだ。しかし堤防南東端と,北西端河塔とより浸水した部分には,破壊家屋を出した。浸水は地上約1.5m位である。

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地図 第30図 桃の浦
蛤浜(石巻市)

谷間の部落で多くは高い土地に家があるので被害は少なく,1戸半壊,2戸床下浸水であった。半壊の被害を受けた家で測定したのが,測60であるが,これは地上2mに近い浸水であった。そしてT.P.上の波高値において,この測点が女川・石巻附近の最高値を示した。

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地図 第31図 蛤浜

7.石巻湾北岸

渡波町(石巻市)

ここは万石浦という長さ約4km,幅約2.5kmの海水の湖の入口にできた町であり,南の海岸は堤防があり湖の入口には防波堤がある(第32図)。海岸の堤防附近では堤防面より5寸位下まで潮が来たという。しかしこれは乗り越えなかったので町への浸水は防波堤入口から入った潮によってなされた。防波堤上約30cm位の高さであった由であるが,防波堤の高さはT.P.上2m80になっているので,津波の高さは防波堤上で3.1mと推定される。しかし町の中で測定した値は,図のようにこれよりかなり低く,また奥へ行くにしたがって低くなっている。これは漁港の入口が浅く(水深3m位)且つせまくなっているので流入量を制限しているし,また背後に万石浦という水の逃げ場を持っているためと思われる。万石橋より約100m下流に渡波漁港修築事務所で監理している検潮儀があり,津波の状況を記録した。それより下流150m程に国土地理院の一等水準点5631(1.3477m)があるので,測63は海面からの測定と,B.M.からの測定とを行なった。その差は7cmで,海面を基準として測定するわれわれの方法の精度はこの程度のものと推定される。このような状況で浸水は第32図に示すように殆んど海岸沿いの家に限られ,その高さは地上約1m程度である。万石橋附近の潮の流れは非常に早く,土地の人の話によると,20km/h位はあったろうといわれる。そして5分ごと位にその流れの向きを変えた。このため万石橋は東側の方で橋台が一つ沈下し,数日間交通止めとなった。
また漁港入口附近は砂の堆積する箇所で3年に1度位浚渫を行なっていたが,今回の津波の後に,漁港修築事務所で行なった海深の測定によれば,ー3m位の場所でー4mに深さを増しているという結果が出たそうである。引潮の最大の時は一3mの海底が現われたという。
万石浦の中は殆んど測定できるものはなかった。潮は平常の満潮位より20cm程度高まった位であろうという。引き潮も大きくなく沢田附近の話で,75cm位の振幅で水位が上下したという。

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地図 第32図 渡波町
石巻市々内

北上川河口の石巻港を中心に市街地ができているが,津波は防波堤にはさまれた港の入口から浸入して市街地の川沿いの部分に,地上1m以下位の浸水を与えた。浸水地区は大略第33図に示すようである。門脇,魚市場附近に東北地方建設局監理の検潮儀があるがこの記録も引潮の一部を除いてとれている。
この地点で津波を目撃した人々の話によれば,引潮で河底がさっと出た所へ,港口から段のような波が押し上って来たという。また測68南方分砂浜は,引潮の時汀線が200mも南に下がったということである。そしてその干上った固い砂浜で子供達が遊ぶ程の時間があり,襲来はじわじわと来たようである。測68は南方に殆んど障害物がなく,外洋に面した浜の値が得られると予想したのであったが,砂浜には砂丘あり,それを乗り越えたものと,狭い港口より押し入った潮とによる浸水であることがわかり,この値は直接外洋に面した所の値より低くなっているように思われる。

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地図 第33図 石巻市内
大曲浜(矢本町)

農林省定川農業水利事業所の好意により,このデータを頂いた。すぐ海岸に面した第34図の点でT.P.上3.1mであり,また1km河上の検漸儀の記録からの高さは2.Omということである。

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地図 第34図 大曲浜
むすび

この調査区域は検潮所が多く揃っていて,スケ一ルアウト等の障害の外,良好な記録が得られている。この検潮所とその記録の読み取り値等を表示すると,第1表のようになる。
今回の津波はこれ等の記録からもわかるが,周期が非常に長かった。そして襲来状況はじわじわと来たと各地の人達によって語られている。そのため形の大きな女川湾のような所では湾奥での波高の高まりが見られる。女川湾奥ではT.P.上4mであり,引き波は土地の入の話,あるいは写真等から4〜5mはあったと想像されるから,全振幅は8m以上になる。湾外,江の島にある東大地震研究所江の島津波観測所の津波計は,全振幅2.65mを記録しているので,湾奥では江の島附近に比べ約3倍に振幅が大きくなっている。
また昭和8年の三陸津波の際と波高を比較して見ると,女川湾の奥では1.2〜1.8m位,今回の方が高くなっている。鮫の浦湾では逆に今回の方が0.5m位低くなっている。これは,女川湾は前回は湾口と湾奥で殆んど波高が等しかったが,今回はやや湾奥が高くなっているし,鮫の浦湾は逆に前回は湾口より湾奥の波高が2倍位に高くなっていたが,今回は1.5倍位に止まったということがこの結果となったわけであるが,湾の大きさ,即ち湾の固有周期と津波の周期との関係によるものであろう。
また波高分布で顕薯に見えることは,金華山の低いことである。今,江の島,女川,鮎川の津波記録を並べて書いて見ると第35図のようになる。この図で見ると江の島と鮎川とは波形がかなり異なっている。即ち鮎川において最大を示す6h35m頃は金華山の北方海面を代表すると思われる江の島の記録では極大の中間にあたっている。このことは金華山瀬戸を激しい潮流があったことを示し,金華山の津波の高さが,鮎川より低い値になることが説明できると,思われる。
また牡鹿半島西岸は南より北に行くにしたがって高さが高くなっていることも顕著な事実である。牡鹿半島の西北部,荻ノ浜港附近が最大値を示す。これは金華山を頂点とする,牡鹿半、県を津波が廻り込む際の焦点の位置になっているか,あるいは石巻湾という大きい湾の最奥部ということの作用によるものかと思われる。牡鹿半島西岸は昭和8年の津波の時は比較的小さかったので,今回は各地とも前回より高くなっている。殊に荻ノ浜港,桃ノ浦附近は前回より2〜3.3mも高く,被害も大きくなっている。
次にこの調査区域内各地で,浸水を受けても,家屋の流失,あるいは破壊等がひどい所と,さほどでない場所があるように思われた。勿論個々の建物の強さの違い,あるいは破壊に寄与する漂流物の量の多少等色々の条件があると思われるが,ここでは一応各部落ごとに,大略の地上浸水高と,被害状況との関係をしらべて見た。被害の状況を示す量として次のようなものを考える。家屋の破壊率={(流失家屋数)+(全壊家屋数)十1/2(半壊家屋数)}÷{(流失・全壊・半壊家屋数)+(床上・床下浸水家屋数)}
即ち分母は被害を受けた全家屋数であり,分子はその内かなり強く破壊された家屋数ということになる。この家屋の破壊率を各部落ごとに検らべて見ると,次頁の被害統計表の最右欄に示す値となる。
今本交記事串に記した各地の大略の地上からの浸水の高さと,この家屋の破壊率との関係をプロットすると第36図のようになる。なおここで地上浸水高というのは,各測定点附近のみでの値である。浸水は,勿論海岸から離れれば,土地の高さが高くなって,低くなって来るはずであるが,ここでは前記の値を目安として採った。これは殆んど海岸附近の値であり,津波の波の上陸地点での高さと考えてもよいと思う。
第36区によると地上浸水高1m以下では家屋の破壊は起らないが1.5mを超えると,家屋の破壊率は増大する。2mを超えると,50%あるいはそれ以上の破壊率を示すことがわかった。しかし例えば1.5mの浸水高の点は非常にバラツキがあり,破壊率0と64%という極端な違いを見せている。それで次に横軸にT.P.上の浸水高,縦軸に地上からの浸水高をとり,部落ごとにプロットし,その点に破壊率を数字で示すと第37図のようになる。これを見ると地上浸水高が同じ1.5mの点で,T.P.上の高さの高いものが,破壊率が大きくなっていることがわかる。これはT.P.上の高さの高いものは,即ち波高の高い波であるから,上陸時の速度が大きいはずである。この流れの速度による効果が,破壊率に現われているものと思われる。これは地上浸水高2mの点についても,左端の41%の点を除けば,T.P.上の浸水高が高くなる程,破壊率が高くなっていることがわかる。以上の事柄は,今まで1〜1.5mで半壊,2mで全壊乃至流失ということがいわれているが1)2),個々の建物に対する結果と,ここで定義した家屋の破壊率という,部落全体に対する結果とが,かなりよく一致することを示している。

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第1表
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地図 第35図 津波記録の比較
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地図 第36図
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地図 第37図

文献

1) N. NASU, Heights of Tsunami and Damage to Structures, Bull. Earthq. Res. Inst. Suppl. Vol., 1 (1934), 218.
2) M. ISHIMOTO and T, HAGIWARA, The Tsunami considered as a Phenomenon of Sea Water overflowing the Land, Bull. Earthq.Res. Inst. Suppl. Vol., 1 (1934), 17.

被害統計(家屋及び人命)

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女川町(役場調査)
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牡鹿町(役場調査)
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石巻市(市役所調査)

松島,那珂湊間(宮城県・福島県・茨城県)

松島湾内の松島附近

松島湾内の松島附近は,水深浅く且つ多数の島があるため津波エネルギーの減衰大きく津波の高さは1.2m程度であった。
塩釜は津波が塩釜湾航路のミオ筋に侵入して,津波の高さが3m近くになり,一部繁華街に多大の被害を与え,昭和8年三陸津波ではみられない現象を示した。
次に福島,茨城県下の各港における津波の高さは,港の岸壁面より数10cmもしくは溢れる程度で被害は比較的小さかった。
この区間において聞込んだ津波来襲状況を総合すると,津波は満潮のときの潮のさす如く,ジワジワと盛り上り,潮位差が大きく特に引き潮のときは,磯浜では100m位磯が露出して,海草・魚貝類を獲り,再び潮のさすとき人が逃げ得る程度の速度であった。浜の老人達もかつて,このような津波を経験したことがないと多くの所で聞かれた。

野蒜

鳴瀬川河口西岸の新町は,河川堤防が高く町は浸水しなかった。
石巻湾に面した砂浜で,護岸より海岸に通ずる小銘を潮がはい上り,護岸の一部分に痕跡をとどめた所を,土地の入の証言で測定する。
鳴瀬川河口,河川堤防背部にある農家小山とみのさんの談話によると,津波の際山に退避してみていたが,波は3回堤防上にとび上ったという,津波は激しく鳴瀬川を遡上したようである。また洲崎浜より浸入せる津波は,松原,束名に浸水家屋をだし,田畠も冠水した。また宮戸島の部落にも一部浸水家屋があった。野蒜沖にはカキ養殖に使用する,多数の浮樽が浮遊していた。

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地図 第1図 野蒜

松島

津波は,渡船場附近の広場に溢れる程度で,道路まで達しなかった。
昭和8年三陸津波も同程度と思われるが,周期の長い今回の津波と比較しても,エネルギーの減衰大きく相違はみられなかった。
松島観光案内者,佐藤秀男氏の談話によると,第1波は4時,最高波は6時15分の第2波と、思われる。津波は深度のある航路上,1km先のカキ養殖棚附近より白波を立て,5〜6分で渡船場附近に到着したという。(V=3m/sec程度)その際著しい濁りを伴ない,引き潮は押し潮よりさらに速度があったといっていた。

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地図 第2図松島

東塩釜

塩釜市藤倉126,港商事KK内の油タンクに,数条のしま模様に重油痕跡をとどめており,最高潮位は地上1.2m,これより10cm下の痕跡の方が明瞭であった。
同社の高橋昌三郎氏の談話によると,最高波は5時30分〜6時の第2波であったという。また来襲状況は,潮の流れる如く自転車位の速度であり,周期は30分位,周期は段々と長くなり,時間の経つにつれ潮は干満を示すごとく,ゆるやかになってきた。
この談話のように,津波の速度は,最初やや流速があったが,あとゆるやかになり,津波は地.上1.2mに達したが,同社横に多数積まれた木材が流失しなかったことから,速度は小さかったように思われる。
松島,東塩釜における聞きこみにおいて,いずれも第2回目の波が最高であったといっていたが,第1波は未明に到達し,しかも波高が小さいため,一般に気付かれず,この附近の検潮記録では第3波が最高波である。

塩釜

津波は航路のミオ筋に浸入して,湾奥の密集せる市街地に多くの浸水家屋をだし,遊覧船乗り場附近の津波の高さは地上1.5m程度であった。また港の小型船舶,遊覧船が川に押し上り,あるものは道路に乗り上げたが,流速が小さいため漂流物による破潰は少なく,且つ水はすぐ引いたため,一時浸水区域は泥海と化したが,市街の複旧はきわめて早かった。
次に塩釜市役所にて調査した被害概況を示す。(昭和35年5月26日正午現在)死者2,傷病者76,流失家屋1,全潰15,半潰10,床上浸水752,床下浸水422,船舶の流失7,陸上に押し上げられたもの48,小舟の流失61,その他浅海養殖魚業の被害大塩釜における昭和8年三陸津波では,津波の高さは検潮記録で30cmを示したにすぎず,被害はなかった。しかし今回のチリ津波と比較すると,明らかな相違を呈し注目される。

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地図 第3図 塩釜

代ケ崎

測定点は東北電力KK横の埋立地,この前面に防波堤があって,津波は埋立地に上らず同社は浸水を免ねがれた。
鈴木きく代さんの談話によると,津波はザワザワ音をたて,防波堤がみえなくなり,最高波は7時頃と思う。また昭和8年のときは,この防波堤はなく津波は同家の床下まで来たという。

花淵浜

津波は海面より3m程ある海岸道路を越え,町の一部に可成り浸水家屋をだした。海岸に面した渡辺たきえさんの談話によると,最初引き潮で気付き,最高波は5時30分頃で,潮はカラカラ音をたてて来たという。概して石巻湾に面した津波の高さは,3.5〜4,0mに達し,昭和8年三陸津波より高い。

釣師(福島県相馬郡)

釣師浜には,高い海岸堤防があって,津波はこれを越えずに川より押し上り,川が溢れて数軒の家が床下浸水した。
浜野正治氏の談話によると,津波は4時30分が最高,ジワジワ盛り上る如く押し寄せ8時3(}分〜9時が第2回目で,最高より3尺低かった。また浜の漁船が川に押し上り,橋で止ったといっていた。
次に新地漁業組合寺島丈夫氏が同事務所2階で観測した記録を示す。
04時20分    200m引く
0700   最高
0840  強し
(漁舟6隻転覆)
1020  弱
1150  強
1730  弱

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地図 第4図 釣師

今泉(福島県相馬郡)

今泉には干拓用の堀割があって,海の出口に閘門がある。津波はこの排水路より浸入したため,津波の高さは他点と較べ低い,浸水家屋はなかった。
農業菅野芳信氏の談話によると,4時00分引,5時30分最高,ジワジワ盛り上る如く来て,引き潮のとき附近の人々は,海草を獲ったりしたが,再び潮がさして逃げる際,腰までつかった人もいたそうである。また中磯では80m位潮が引き,押し寄せるとき渦がみられたという。

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地図 第5図 今泉

原釜(福島県相馬市)

津波は海岸堤防の中腹まで上った程度で,浸水家屋はない。また堤防前面の多数のテトラポットも流失しなかった。
漁業木村留吉氏の談話によると,最高波5時00分,周期1時間位,モッコリとしたウネリ状に来襲,波頭はくずれない。100m位潮が引き,1尺程のカレー魚が岩にはさまっていた。
また速度はのりを取る人が逃げられる程度,昭和8年と比較して,今度の方が振幅が大きく,堤防があったため助かったという。また昭和8年のは大きく潮が引いたのは1回だけであって,今回の如く永く続かなかったといっていた。

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地図 第6図 原釜

毛萱(福島県双葉郡)

この附近の海岸線は,津波の影響を受けず,痕跡が不明なため附近の住民数名から状況を聞いて測定する。
そのときの点の記を第8図に示す。最高潮位面を,これら聞きこみの内,最低面をおさえ測定し,4.4mが得られた。この高さは近傍地と較べ約2倍を示している。また昭和8年の津波では仏浜は2.7mであったことが報告されている。その他老入の話によると,明治29年の津波では常磐線路近くまで波が来たそうであり,この附近の海抜から考えると,津波の高さは7m以上と思われる。以上津波の高さは,磐城海岸中特に高く注目される(あとがき参照)。
津波の来襲状況について,同護岸上にて観察していた佐藤光明氏は次のように述べている。最高波は7時3()分モクモクと盛り上る如く来襲,周期15分位,4〜7時波高く護岸に白波あがる。この音は護岸より50m離れた家の窓ガラスに響き,台風のときと異なる地響であった。潮は浜より100m位引き,かって見たことのない磯をみる。このとき30m先の岩でカニ,小ダコを獲る。大きな引き潮3回,海は平穏でウネリもなかったが,見ていて恐ろしい感じであった。また水は濁りきたなかった。
昭和8年の津波ではこのような現象は見られなかったそうである。

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地図 第7図 毛萱
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地図 第8図 測定図

久之浜(福島県双葉郡)

堅固な海岸堤防があって町には,全然浸水せず,津波は漁港市場前の岸壁に溢れる程度であった。
漁業組合長高木芳郎氏の談話によると,大きな始まり3時50分,最高波7時40分,引き潮で津波と気付き,港内の底が出た。また潮は港にゴーッと押し寄せ,周期20分,また川では盛り上るごとく浸入した。10時頃の周期40〜60分,津波は翌日の朝まで小さいのが続いたそうである。

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地図 第9図 久之浜

四ツ倉(福島県石城郡)

津波は漁港の繋船杭の半分程まで水位が上り,町には浸水しなかった。
漁業組合の松崎重二氏の談話によると,出漁準備のとき,旧の29日なのに異状な引潮で津波と気付く,4時30分引,5時00分最高波,大きいものは1回だけであった。繋留中の20ton底引漁船のロ一プが切れ,潮は湧き上りながら港口より入り,モクモクと満潮のようにさしてきた。舟は岸壁面より高く上り,杭にロープをかけている内,ゴム長靴に水がはいる。引き灘のときは川の流れのように速いが,押しのときは貝を獲る者が逃げられる程度の速度,また船は上げ潮のとき港外に脱出できた。周期は15分位・昼頃は30分間隔と思う。海水は黒ばみドブ臭かった由。なお出漁中の漁民は津波を感ぜず,帰港してから津波のあったことを教えられたといっている。

沼之内(福島県平市)

津波は砂浜を洗う程度で,部落には浸水しなかった。
山野辺森秋氏の談話によると,4時15分〜6時30分まで7回波頭が白くくずれて押し寄せ,周期15分,引き潮は100mも引き,かつて見たことのない磯を見る。昭和8年の津波でもこのようなことがなく,80才の老入も初めての経験であった。また海は赤色に少し濁り,押し寄せるときは音はなく,引き潮はゴーッと音をたてた。押し寄せの速度は人間の駈けるより早く,引き潮のとき磯で魚を獲っていたものが,逃げる際人によって胸までつかった。特に潮位差の大きかったことに驚いた由。
この地点は外洋に面し,副振動の影響は陸棚によるもの以外は,問題ない所であるが,津波の周期はかなり短かく,15分程度である。また津波の速度は5〜7m/sec程度と思われる。

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地図 第10図 沼之内

江名(福島県磐城市)

津波は港内の岸壁天端面に達しなかった。漁業組合の田子四郎氏の談話によると,4時頃津波を気付き,8時最大波が来たというが,他点と較べ特に遅いようである。周期15分,港内にモクモクと盛り上るごとくさしてきた。引き減のとき,港内で繋留中の70ton漁船のモヤイ綱が切れ,50tonの船と衝突し,40tonの船が45°位傾斜した。また60才位の人も,このような津波を体験したことがないという。
以上津波の際,港内の船はだいぶ混乱したが,津波は防波堤を越えずに港口から流れこんだ,この他防波堤の一部に天端面の低いところがあって,ここから波がOverFlowし,港内に流れこんだとのことであるが,測定から推定するとこのとき80cm位の落差があったようにみられる。

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地図 第11図 江名

小名浜

小名浜港内の津波は,1万屯岸壁(小名浜港務所の資料により,T.P.上2.13m)にある倉庫内の燐鉱石が床上10cm浸水,漁業組合前及び小名川河口における測定によると,津波の高さは港内ほぼ一様で2.4mである。また港内の検潮記録はスケール・アウトしたが,港務所の推定によると最高波5時20分,2.43m,最低引潮9時08分,ー3.07mである。
多くの目撃者の談話によると,最高波はT.P,上3.13mの防波堤を乗り越えた。また港外の渚地区の砂浜に明瞭な痕跡があって,ここの津波の高さは1mであり,港内はそれより1.4m程度高く,港外から50〜60cmの落差で港内に流れこみ,津波のエネルギーが港内に溜ったような結果を示し注目される。
この他小名川が溢れ流域の低地にわずかに浸水家屋を出した。また港外西部の神笑地区の田畠1町歩浸水した。次に港内各所で聞いた目撃談を記述する。
小名浜海陸運送KK,桜井芳隆氏談(1万屯岸壁において)
5時引き早く,最高波は5時30分,漁船は潮が早いため港内に入ることができなかった。
その様子は丁度満潮の現象に速度が加わったようであり,紙片を海面に落し流れをみたが引き潮が早い。また潮が押し寄せたとき逃げ遅れたクレーン運転者の膝まで水が浸った。最高波のとき沖の防波堤はかくれて見えなかった。
船宿業小高正男氏談(小名川河口において)
防波堤入口は白く波がくずれ,20ノットの船も乗りきれない程の速度で押し寄せた。最高波は2回目の5時15分,潮は鉄橋より100mも引き沖の防波堤の根が見えるような気がした程である。
小名浜漁業協同組合,小野田基氏談
港内の漁民が異状な引き潮で,さわぎ出し津波と気付く,最高波5時00分,朝の周期20〜30分,午後は60分位,正午の満潮時に第3波と同程度の波高であった。
引き潮は川の流れの如く,40〜60ton漁船のロープが切れ横倒した程であった。5時30分の2回目以後これらの漁船は潮のさすとき,港外に脱出した。潮位差約5m,港内の底を見たのは初めての経験である。
小野田氏は当日5時と6時頃に,漁協前及び検
潮所附近において,港口における津波来襲状況の貴重な撮影を行なった。(Photo。34参照)
この他小名浜港務所において小名川に押し上る津波及び,江名,勿来港の津波来襲の模様を撮影した。

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地図 第12図 小名浜

大津(北茨城市)

魚市場の岸壁に40cm溢れた程度で,津波は町に浸水しなかった。
漁業組合の永山弘,山形魂両氏からの談話によると,最高波4時30分,周期20分,引き潮で津波と気付き,来襲状況は短時間で満瀕になる如く,実に静かにシタシタとさし,色は沼のように濁った。7時港口に白く押し寄せ,灯標の立っている防波堤がかくれた。津波は港口から扇状に流れこみ,人の駈けるより遅い。引き潮のときアワビを獲っていたが,減のさすとき逃げられた。また港内の漁船は潮のさしたとき,港外に退避できた。昭和8年の三陸津波は影響なく70〜80才の老人も港内の底を見たのは初めてのことだといっていた。

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地図 第13図 大津

久慈(日立市)

日立港の岸壁に潅が溢れる程度で,町には影響はみられなかった。
日立港務所谷津所長の談話によると,最高波は5時〜6時の間,大4回,第2波が特に大きかった。周期30〜40分,現象は満干潮のようで白波なく,くずれなかったが,5〜6のしま模様のウネリをみる。船は潮 に乗って退避,灘位差は4.5m位と思う。また津波後の漂砂の移動はないようである。
久慈川河口の漁業組合,三代義氏の談話によると,3時30分頃漁民がさわぎだして,津波と気付いた。4時30分引潮,最大波は5時30分〜6時00分,河口から押し寄せる津波は大洪水の如く白波をたて,漁業組合前の桟橋を洗う。引き潮のとき,かって見たことのない磯が露出した。漁船は潮のさしてきたとき,河口から外洋に脱出した。また日立漁港の岸壁上においた漁網が流失した。

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地図 第14図 久慈

那珂湊

東那珂地区建設事務所時崎弘氏の談話によると,津波は港内の岸壁天端面に達しなかった。同所にて津波の来襲及び引き潮の状況を同一地点で撮影した貴重な興味ある写真がある(第15図及びPhoto.32,33参照)。
また同所管理の祝町検潮記録によると,初動は3時00分押し波で始まり,周期50分,最高波5時35分,高さはT.P.上1.25mである。
那珂湊海上保安署金子啓一郎氏の談話によると,那珂川を遡上した津波の速度は,7ノット位で磯波と変らぬ程度で音もなく,乱流となり色は黒く濁っていた。また引き潮はさらにはやく,かってない程ひけた。
河口の水深は,1960年3月3日水路部の測深によると最干潮面下2.50mであったが,津波後4.20〜4.60mと深くなった。前頁に上記保安署で潮位観測した量水標の読み取り値を示す。

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地図 第15図 那珂湊
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ただし量水標の零基準は祝町検潮所基準と等しく,T.P.上ー0.883mである。
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地図 第16図 チリ津波と三陸津波の波高差(1960-1933)

あとがき

松島,那珂湊間における津波の高さについてとりまとめると,まず石巻湾内は3.5〜4m,この内塩釜2.8m,松島1.2m,福島茨城県下の平坦な沿岸区域は1.5m,港湾のセイシュの影響などが含まれると思われるところが2.5m,特異点として毛萱で4.4mが測定された。
この津波を昭和8年三陸津波と比較すると,石巻湾は昭和8年の津波のとき牡鹿半島の影響で小さく,今回はこれより1〜2m高い。釣師,今泉は昭和8年より1m低いが,この他福島県下は今回の方が1.7m高く,茨城県下においてもO.5〜1m程度高くなっている。(第16図)
次にこの区域における津波の初動到達時刻の分布をみると,宮城江ノ島02h18m,鮎川02h50m,小名浜03hO3m,銚子02h40m,布良02h39mとなっていることから,北から来た波と,南からの波が磐城沿岸に集まり,毛萱における波高の高まりが説明つくように思われる。

房総半島(千葉県)

各港湾について波高の詳細な変化を調べること

一般に調査の対象としては,被害の多い地方に限られるのが常でありまた当然なことでもある。しかしながら今回のチリ津波のような大規模な津波に関しては視野をさらに広くとり,被害のそれ程目立たなかった地方までも延長して,その全般的な津波来襲の状況を知る必要がある。われわれに課せられた調査はまさにそれに答えるべき区域であったわけである。即ち房総半島の海岸一帯を銚子から千葉までに亘り,調査の方針も浅くとも広い主旨に立脚した。したがって各港湾について波高の詳細な変化を調べることは避けざるを得なかった。
被害の少ない地方は勿論津波の波高を求めるための所謂痕跡というものはほとんど無く,僅かにそれらしいものとしては海岸に打ち寄せられた藁屑が形成していた汀線ぐらいのものである。それゆえ各漁業組合での聞き込みが大きな役割を持ち,測定の大半もそれにたよっている。また津波来襲時が夜明けであったため,漁船の被害が非常に少なかったことは不幸中の幸いであり,したがって来襲状況も割に客観的に聞き得ることができた。即ち漁業に従事する人達は午前2時あるいは3時頃から出漁し始め,既に沖合に出ていた人も多く,それらの人達にとっては,とりたててこれといったものは感じられなかったようである。しかし一方まだ準備中であった人々は異常を感じ適当な処置をとる余裕があったことである。
調査の内容からして割合に共通な点も多く,一々列記することはただ繁雑になるだけであるから,聞き込み事項から一般的なものを纒めて見ることにする。津波来襲に際して,その前兆と思われるようなものは午前4時前後に感じていたこと,最高波は5時から6時ぐらいまでに来襲しているが,明確な時刻及び第何波目かについては決定しかねた。それからまず引き波で始まったことが,調査の各場所において非常に強く印象づけられていた。そのことは津波来襲時刻が大体満潮時であったことと,引き潮の最大が平常時における干潮よりさらに大きく引き,今まで見たこともない個所が露出されたことによるであろう。間隔は長いので40〜50分,短いので10〜20分が何回となく続き,異常は翌日まで感じられたこと,来襲の模様はモクモク,ジワジワであり,沖の方は屏風が立っているようであったこと,引き方は河の流れる如く,湾の形によっては渦を巻いていたことである。以上のことは検潮儀による記録と比較することによって,聞き込みの縞度が,どの程度のものであるかを知り得るかと思う。その勉各場所における特別な調査事項は以下に記述することにする。

銚子港

船舶の被害として30屯級の大型かきがら採取船1隻が浸水沈没,また川口町沿岸附近にはかなり土砂が堆積し,5000m3程度の浚渫を必要としている。
利根川流域に沿って建設省所管の検潮儀がいくつかあるが,その内川口町のは船の衝突によって使用不可能になった。しかし竹町の記録からは最高波高が0.95mT.P.と求められた。

銚子市三軒町,長塚町

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地図 第1図 銚子

茨城県鹿島郡波崎町荒波

いずれも検潮記録はとれており,銚子港におけるそれと合せて利根川流域への津波の影響を推察することができる,最高波高は図に記入してある通りで海岸より可成り低いことが分る。またそれらの記録から簡単に主だった始めの方の波の伝播速度を求めると,4.0,4.8,5.3,7.7(最高波高の第4波),10.Om/secと次第に早くなり,その後1日位経ってもとの遅い速度に戻っている。

波崎

検潮儀が故障であったので聞き込みから最高波高を決めた。

黒生

防波堤,護岸などの損傷が数十米にわたっていた。

犬吠岬

灯台附近で釣人一人が行方不明になったと伝えられていた,また近くの擁壁にも可成りの被害があった。

長崎町

津波来襲の方向は北方であった。浸水家屋は15軒,しかしそれらは海岸に非常に近くしかも低地にあったためである。家屋に残した痕跡も津波の波高測定の対象とはならず岸辺の高さから見当をつけた。ここだけは今回の調査で,地響を立て凄い音を聞いた唯一の個所である。恐らくは強い波浪が家屋防壁の石垣に一斉にぶつかった理由によるものと思われる。

外川港

水深2〜3mの湾内が引潮でほとんど底を露出した。3屯の漁船が一隻沈没,一名死亡,また港内を漂流していた船もあったそうである。

犬若町名洗港

布良とともに今回の調査の基準となる検潮記録がここで得られた。来襲時刻は2時40分,最高波は5時26分で2.09mT.P.を記録していた。

飯岡海岸

年間 4m程も浸蝕されるという屏風ケ浦を東に,そして九十九里浜の北端に位置する当海岸は,その波浪において,九十九里浜の荒波として聞えており,平静なる日はほとんどなく常に1〜2mの波高を有しているといわれている。そのような地域的な特殊性は津波の最高波高においても,聞き込みではあるが,他の個所に比べ1m余りの高い測定結果がでた。
被害は図示してある如く護岸前面の捨方塊(10屯と4屯)及びテトラポット(4屯)が約160個津波によって流動したとのことである。しかし常時における影響もまた幾分負担しているように、思われる。また平松海岸にある木造三角枠が約280mの延長に亘って損傷した。

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地図 第2図 飯岡

栗山川

漁船8隻(12屯級)損傷,相当に流れが強かったらしく,1隻は河口より1km,2隻は700m上流に押し流された。詰杭護岸の欠壊,ブロックの倒壊,捨石の流失など数十万円の被害があったと見られる。しかし津波の最高波高は河口より離れた地点での測定なので低く出ている。

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地図 第3図 栗山川

作田川

調査当時,左岸においては,護岸工事の施行中で,検潮記録を求むるを得た。来襲時刻は2時40分,最高波は5時13分である。この附近は所謂砂浜で河口附近の流路は,いろいろな影響で変動し易しい。津波当時においても左岸は相当に土砂が削られて,シートパイルや杭が頭を出し被害も少しあった。逆に右岸に堆積した土砂は調査当日にも目前で川の流れによって,くずれ落ちて行くのを見た。

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地図 第4図 作田川

白子

剃金納屋附近は非常に低地であったため,浸水家屋は県道を境に海岸側で床上13軒,逆側で床下14軒を出している。田の冠水は50町歩畑は36町歩にもなっている。県道も35mにわたって少し損傷した。これらは水が低地に沿って浸入したと思われ,被害が思わず大きく出たようである。また漁船の被害も大破2隻,中破1隻,小破6隻であった。

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地図 第5図 白子

一の宮

かつて,ここでは検潮儀によって観測されていたが,3年程前から撤去されてしまった。測定個所は入り込んだ河口から約1km離れているので最高波高も可成り低い。

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地図 第6図 一の宮

大原漁港

最高波の時は荷上場を超え,漁業組合事務所近
くまで浸水した。土木出張所では10時の最干潮時で突堤で測定,1.3mA.P.まで潮位は上ったそうである。これを名洗の検潮記録と比較して最高波は1.8mT.P.と推定,これはまた最高波の突堤を基準にしての聞き込み値と一致した。

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地図 第7図 大原漁港

御宿漁港

ここで始めて可成り早くから津波到着を感知していたことを知った。即ち午前3時前後幸勝丸が浜岩船沖合500〜600m附近の地点を南下中に可成異常な引潮を感じ,到着までに20分要する処を約30分費した。また4時に起床した人は既に潮の異常な到来のあったことを知り,丁度その時は引いて行くのを見たと語った。半時間程して1.5〜2mの高さで押して来たので,船の危険を感じ引上げた。港内においては渦を巻いていた。魚揚場で最高波を測定,大原とほぼ同じであることを知った。

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地図 第8図 御宿漁港

勝浦港

津波の最高時南の防波堤(3mA.P.)は越えなかったことから,港内における岸壁での測定は0.3m程高くなっていることが分る。また最も引いた時には御千代ケ島まで陸続きになったといわれている。

興津港

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地図 第10図 興津港

小湊

5時頃には既に4回目の波があったと聞く,その頃潮の引いたときには,船を浮ばすために平常よりシラを4〜5個多くを必要としたそうである。そのことからおおよそ0.5〜0.6m余分に引いたことが分る。最高は6時頃であったとのこと,突堤及び吉田屋旅館下附近の藁屑の打ち上げられた跡で測定する。

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地図 第11図 小湊

天津港

最高波はよく分らないが8時半頃の引潮が平常より1.5m程余分に引いたことからして布良の検潮記録に照し最高波高を1.3mT.P.と推定した。

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地図 第12図 天津港

鴨川

ここの海岸では最高波の跡を示す藁屑による汀線が割合に綺麗に描かれていた。これと加茂川河口にある石垣にはさまれていた藁,さらに最高波は川に沿って出ている堤防すれすれであったとの3点からほぼ一致した高さを測定し得た。このことは今後海岸に打ち上げられた藁による汀線が,最高波の高さを決める有力な手掛りであることをわれわれに教えた。
ここでは沖に出て網を張っていた人々には4時前から浮標相互の高低から異常を感じていたようである。また朝方に潮の引くのを見て貝等を面白がって取りに行く程,波の周期が長かった話も聞いた。

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地図 第13図 鴨川

江見漁港

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地図 第14図 江見漁港

和田

既に3時半頃,置いてあった船がシラとともに少し下降しており異常のあることを知ったとのこと。8時から9時位まで図示の個所で干満差が測定せられていた。また近くの砂浜においても干満差が2.6mと測定せられていた。それらから最高波が布良港と同様であることを推定した。

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地図 第15図 和田

千倉

8時頃から土木出張所の方で,次のように潮位の観測が行なわれていた。護岸天端が+2.5m(東京湾中等潮位は+0.978mとして)
8時〜 押+0.85m引 ー0.45m 潮差1.3m
10時〜 +0.20   -0.45   0.65
11時〜 十0.29   -0.09   0.38
15時〜 +1.14   十0.90  0.24
これらを布良港の記録と対応させるには,いささか困難であるが,8時〜の観測からはほぼ同じ傾向であったと推定される。4時半頃から騒ぎ出したそうで,5時位には相当引いたようである。最高波に関しては聞き得なかった。

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地図 第16図 千倉

乙浜

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地図 第17図 乙浜

野島崎

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地図 第18図 野島崎

布良港

名洗港とともにこの調査における,基準となるべき検潮記録が得られているが,名洗港のそれと比較して特に異なることは,干潮時に寧ろ最高波の時以上に異常波高を有したこと,また次の満潮時にも2度目の最高波を記録した点である。次に港内が真黒な汚水と化したことは,他の港湾では聞き得なかったことである。

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地図 第19図 布良港

坂田

砂浜の藁から最高波と,それより約O.2m低か
った2つの汀線が明瞭に出ていた。

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地図 第20図 館山市坂田

館山

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地図 第21図 館山港

船形港

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地図 第22図 船形港

富浦港

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地図 第23図 富浦港

勝山港

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地図 第24図 勝山港

吉浜

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地図 第25図 吉浜

金谷

ヘリーボートの発着所わきの岸壁に最高波の位置が白線で示されてあったので,それを測定,海岸における藁による汀線からの測定と一致していた。また海岸の砂浜には津波当時の主だった高さの汀線と思われるものがいくつか残っていた。その中藁による汀線からは最高波1.6mT.P.の他に1.3,1.Omの高さのものもあった。

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地図 第26図 浜金谷

荻生漁港

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地図 第27図  天羽町荻生漁港

荻生漁港

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地図 第28図 竹岡漁港

海岸でやはり2つの汀線を測定し得た。それらも0.3mの高さの差を有していた。このことは布良の検潮記録からも伺い得る。湊川に沿って鉄橋及び道路橋の近辺で浸水家屋を出した。これらは引潮の時に押え切れずに溢れ出たものと考えられる。

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地図 第29図 天羽町湊

富津港

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地図 第30図 富津港

木更津

新田で床下浸水約50戸を出している。

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地図 第31図 木更津

長浦

農林省干拓建設事業所の検潮儀があり,一週問巻きの記録で到達時刻は明瞭には決定し得なかったが,しかし最高波及びその後の変化において近くの測点の基準にとることを得た。

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地図 第32図 長浦

金杉

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地図 第33図 金杉

千葉港

検潮儀が故障して最高波はとり得なかったが,9時頃から正常に働き,東京及び長浦の記録と比較して最高波を推定した。
以上われわれは短時日の間に相当広範囲な調査をなし得ることができた。最初にも述べた通り津波の波高測定の大半は聞き込みに依存している以上,その精度において可成りの不安を感じていたわけであるが調査の進行にっれてその心配は無くなった。そのことは各調査場所において当時の事情に明るい人々から聞き得たことがなによりも大きな理由である。
房総半島の海岸を一巡してそれぞれの調査個所における最高波高を比較するとき,検潮儀により連続観測を行なっている名洗港及び布良港をかなめとして,それぞれの測定波高の相互に矛盾を感ぜしめる程特筆すべきものは見当らない。即ち個々の港湾の特質そのものよりさらに大きい地形上の相違が,津波の規模に相応して考えられなければならない。そのことは飯岡海岸の例を見ても分ることであり,今回の調査の基準にとった名洗港と布良港の検潮記録を比較しても伺い知ることができる。ただ九十九里浜のごとき砂浜地帯では止むを得ず河口より少し上流での位置で測定したためいずれも低くでている。
終りに今回の調査に当り,千葉県庁河港課,各土木出張所,銚子市役所,建設省銚子出張所,運輸省名洗港工事事務所,気象庁富崎測候所,農林省長浦干拓建設事業所,千葉港建設局及び各漁業組合の多数の方々から非常に多くの御援助を頂きましたことに対し,厚く御礼申し上げます。

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地図 第34図 千葉港

八丈島(東京都)

八丈島神湊検潮所

八丈島神湊検潮所(管理者水路部,観測者東京都水産試験所八丈島分場)の記録によると第1波は2時21分押し波で始まり,第4波の5時00分が最高波,周期40分,55分,最高波の全振幅65cmである。
この記録を1952年11月5日カムチャツカ津波のときの中部太平洋Guam,JohnstonIs.などの記録1)と比較すると,周期40〜50分,全振幅数10cm程度の島特有の非常に類似した記録を示し興味がある。
津波の高さは島内各地区1〜2mで直接の被害なく,最高波の到達時刻は島内一様に5時00分で地域による相違はみられなかった。

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地図 第1図 八丈島

神湊

多くの漁民の証言で最高波高は港内の岸壁天端面に溢れた程度で,時刻は5時頃,12時頃も大きかったが干潮時であった。16時の波も護岸天端面に溢れたそうである。
東京都港湾局八丈島出張所長佐藤良二氏は,この日東京より定期船が来る日なので,5時頃港附近を散歩していたところ,その日は珍らしく朝焼で御蔵島が良く見え,東海汽船の椿丸が豆粒の如く見えた。5時30分頃港外1kmにカヌーが3隻出漁中であったが,なぎにも拘わらずカヌーが見えなくなり,またしばらくすると,また見えだすので不思議に感じた。
またカヌーの人はあわてた気配を感せず,津波の上に乗っているとは思っていなかったのであろう。さらに通称軍艦岸壁は普段ウネリで何個からの波模様をみるのだが,それが一様に大きく上ったり,下ったりするのでさらに不審に思っていたところ,東海汽船乗り場附近で誰れかが明神礁爆発2)のときも,この現象をみたといっていたので,このとき初めて津波であることを知りさらに港で観察した。また八重根港の潮位観測のため所員を派遣した。
このときの波の様子は(第2図)漁船溜入口の丸太は,すごい勢いで出入し渦の中心の丸太は垂直に立った。外洋に面した湾奥では水は,すり鉢状に中央が凹み回転する様子がよくみえた。津波と知ってから港内で周期を観測し始め10分位と思っていたところ港内の検潮儀では40〜55分が記録され,実測との相違を不審に思った。次に5時55分椿丸に向うハシケは,フル運転でも進まず,次の引き潮のとき押し出された如く進みえた。
地震研究所高橋研究室の観測によると神湊港のセイシュは5分で,実測では長い周期はみ落され易い。一般に各地で聞きこむ周期はその港湾のセイシュを目測することが多く,今回の津波の如く60分程度の周期を目測した所は少ないようである。

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地図 第2図 神湊港

八重根

特に引き潮が大きくて津波と感じたのではなく,ラジオ放送で初めて知った人が多かった。漁業の奥山安夫氏の談話によると,港に5時30分頃下りて行ったが,当日はウネリもなく,なぎの日にもかかわらず護岸が潮で濡れていたので不審をいだいた。7〜8分の間に4〜5回波が押し返し,その次ぎ5分位静まると,また初めの状態を繰返し,上げ潮遅く下げ潮が早かった。潮位差は1m位で,そのとき音もなく白波も立たなかった。
この談話によると数分の短周期を目測しているが,地震研究所高橋研究室の測定によると,八重根の周期は2.5分及び6分である。同氏はさらに明神礁の津波2)と比較し,前回は今回より引き潮大きく,港の水が干上るのではないかと思われる程,潮が引き港内に潮の流れを認めたが,今回はそれもなくラジオ放送があるまでは津波と思わなかった。
西浜春美氏の談話によると,船揚場から船を下そうとしたとき津波にあい,最大波は5時00分といっている。この時刻は神湊の検潮記録と一致している。そのときの周期30分,潮位差2mゆるやかに盛り上り静かなものであった。船主小林誠一氏の談話によると,港の上で見ていたが津波といわれてみなければ判らぬ程であった。同氏は大正7年の小笠原津波3)4)を父島二見港で体験したと次のように述べている。
二見港内の倉庫は内地と同様に海面より1m位の高さにあり,その日の正午頃津波のため倉庫内の船は流失し,泳いで行って船を取返した。津波の高さ2m(地上1m),周期20分位であった。津波は港内に音もなく静かに盛り上り,浅い所は川の流れの如く潮が引き水深2mのところが干上った。奥村に帰化人部落があったが一面の海となり,後から家屋内の痕跡を見に行ったが流失家屋はなかったと,以上のように今回の津波と比較されていた。
その他八重根では過去数100年前,前崎浜(現在束京都港湾局において漁港建設のため浚渫工事を実施中であるが,古記録によると,かつては入江になっていた)の奥深くまで津波が襲ったことがあると伝えられている。
次に東京都港湾局八丈島出張所小野靖夫氏は八重根商港入口で8時30分〜9時30分,15時50分〜16時50分の2回に亘たり津波を観測した。第4図に同所から提供された記録を示す。

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地図 第3図 八重根港
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地図 第4図 八重根港における潮位観測(観測者:東京都港湾局小野靖夫氏)

藍ケ江

藍ケ江はしばしば風波で防波堤を洗うことは珍らしくなく,民家も25m以上の高所にあり港附近にはない。
3〜5tonの漁船を出漁時以外は,鉛揚場より10〜25mも高く引揚げておく,これは他の八丈島各漁港共通の現象であるが,藍ケ江港は他港よりも特に高く船を引揚げて置いている。したがって港において波高1〜2m程度の波では出漁以外は問題にならず,中之郷漁協の菊池伊助氏の談話では津波をラジオ放送で知り,子供達の港に下るのをひき留めて注意していたが,何等津波による異状現象は認められなかった。なお同氏はさらにウネリにより突然港内が渦巻き,水が濁ったり,平穏な日にもかかわらず一晩で防波堤天端面が濡れることがあると語っていた。

洞輪沢

津波は海岸道路まで達せず,漁民の証言で防波堤天端面より2尺程上ったという。一方船揚場における浸水線を示したが,2点とも大体同一水平面にあり信頼度がある。
この漁港はやや遠浅で,島内の他点と異なり引き潮のとき,港内が干上り,漁民がいち早く津波と気付いた点が特徴である。また津波の高さは島内で最も高く2mであった。洞輪沢港の背部は絶壁に面し,津波退避路は末吉に通ずる僅か一本のみである。この立地条件から今後明神礁津波などの津波を考え十分な警報対策が望まれる。
末吉漁業組合において沖山末喜氏その他漁民の談話を総合すると,4時頃魚網を乾かしていたとき小さい津波が来た,その頃網を引いていたが,静かな海であるにもかかわらず網が強く引かれ手ごたえがあった。4時30分に一番引き灘となって津波と気付く,最高波は5時00分と思う。漁業組合では津波と知り海上を注意していたが,周期は5分及び30分である。
速度は人の駈ける方が早い,しかし磯の岩などの障害物で実際には津波の方が早いであろう,また押し潮より引き潮の方が早い。港内は大きく渦を巻き見ていて恐ろしい感じがした。8時頃でも防波堤の天端面がかくれ,夕方まで続き段々おさまって来た。大正12年関東地震のときも同様に引いた。今回は明神礁津波より大きく周期も長かったといっている。
末吉の八丈島灯台長田辺保三氏の談話によると,灯台の海抜96m,特に海上を注意していなかったので津波の状況判らず普段と変らなかった。なお同氏は昭和8年三陸津波のとき,岩手県鮭崎灯台(海抜58m)にいたが,そのときも地震は大きく感じ灯台の灯が消える程であったが,津波のあったことを知らず,よく食料品などを買いに行く姉吉は当時60戸の部落であったが,全滅して部落は大きな玉石だけ残り,土もない河原と化し,発動機船が山の上に乗揚げたのをみて非常に驚いたと語っていた。姉吉は小さい三角型湾で津波の高さは昭和8年三陸津波では,14.Om,奥で21.Omが測定されている5)。今回のチリ津波は3.1mである。
一般に崖上の高所から津波来襲を観察する際,浜に構造物など測定の対象になるものがないところでは,津波の現象を認め難いようである。

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地図 第5図 洞輪沢

文献

1) U. S. Dept. of Commerce, Coast and Geodetic Survey, The Tsunami of November 4, 1952, As Recorded at Tide Stations, Special Publication, No. 300, 1953.
2)諏訪彰,明神礁の海底噴火について,地学雑誌,Vol.62,No.3,1953.
3)雑録,得撫島及び父島の津波,気象集誌,VoL37,p.337,1918,
4)雑録北海道得撫島沖に発せる地震,東洋学芸雑誌,VoL35,No.446,p.676,1918。
5)地震研究所彙報別冊,1号,1934,

三浦半島浜松間(神奈川県・静岡県)

横須賀市田浦

津波来襲当日,Kelvin式検潮儀は取り外されていて,本多式検潮儀が作動していた。精度はあまりよくなく,記録の一部は飽和して,山がつぶれている。

大磯町

大磯町漁業会社社長談。24日朝4時半頃,異常に潮が引いているのに気付く。水位はその日の推定満潮位(5時〜6時)より2.50mは引いた。30分後には満潮位より1m上った。伊東検潮所の推定潮位から推定すると,A.P.上最高水位1.20m,最低水位ー2.30mである。津波は12時頃までかなり大きく,夕刻も認め得た。

真鶴町

真鶴町漁業協同組合での聞き込み。24日朝4時頃異常を知る。第1波最高は4時30分頃,満潮面上約90cm(岩壁の天端)。引いた時は大潮最低位より15〜20cm下った。当日の推定潮位(伊東)から推算すると,最高波瀬位はA.P.上1.30m,最低潮位はー1.20m位と推定される。

熱海市網代

網代漁業協同組合における聞き込み。24日朝6時頃岩壁で荷揚中の漁船が急な引き潮のため出港できなくなり気付く。5時半から7時半の間に3回(あるいは2回)干満があり,最高波潮位と最低波位潮の差は約2,7m。7時半以後にはそれほど顕著な潮位の上下なし。

河津町今井浜

伊予部良之輔氏談「バカに潮がひいたので,24日6時半頃,サザエでもとろうと海へ入った。潮はぐんぐん引いて,いつもは見えない今まで見たこともない岩まで見えた。これはおかしいと思った。サザエを1個拾った。間もなく急に潮が満ちてきた。波はひとつもなくまるで池のようだが,潮はぐんぐん満ちてきて腰まで水にひたり,さらにのどの高さまでおしよせ,とうとう背が立たなくなって,潮にのせられて砂浜へ上げられた。砂浜までの距離は約60〜70mだったが,潮のふえてくる勢が大きくて潮に運ばれて砂浜へ上ったかっこうになった。(7時半頃)」なお,氏はその後近くの岩の上で潮のようすを見ていた由だが,8時半頃潮は引き,すぐまた満ちはじめて9時頃満ち,その後大きな引きはなかった。
なお,東大地球物理学教室日高研究室で備えつけてあった津波計は,設置場所,帯域炉波器機構等に改良の余地はあるが,一応津波を記録した。

大島野増

長浜市氏談「6時頃から潮の異常に気づく。はじめは引きであったように思われる。周期は10〜20分。潮差は1m位。このため海岸コンクリート工事不可能。以上は堤防上につけたマークにより観測」

大島波浮港

漁業組含長談「引きが大きく(大潮の時の干潮より大)目立った。普通干満の差は150cm位(大潮時180cm位)だが,この日は90〜120cmで最大値が210cm位であった。周期は2〜3時間位。午前中一ぱいでおさまる」波浮水産試験場の話では普通の干満と大差ないとのことであった。

大島差木地

漁業組含での話「引き潮がいつもより強かった程度。北からの潮流大きく漂流物の多いのに気づく。天草取り作業不能」

大島泉津

漁業組合門井兼五郎氏談「引きが目立ち周期は約60分。rangeは1.30m位。5時の放送から測定し始めたが,6時40分までは平常通り。上げ下げの概略は図の如し。

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地図 第1図

下田港

St.14  最高波高丁.P.上 1.75m
St.15  最高波高丁.P.上 1.28m
St.16  最高波高丁.P.上 1.23m
St.17  最高波高丁.P.上 1.32m
いずれも証言に基づき,14は魚市場のコンクリートの外壁,15は道路面上,16と17は民家土間入口の浸水位の高さを測定。14は直接港に面しているためしぶきなどのため高くなった可能性あり。この魚市場での浸水高は(土間からと思われる)次の通りであったといわれている。
17h30m (最高) 55cm
16h50m     45cm
O5h30m   40cm(第3波)
04h30m   (05h30mと同程度)
16では最高潮位は16h40m頃とのこと。
下田海上保安部警備救難課で,課長・課員の話を主に,船員・地元民等の話を加え,水路部測量船明洋丸船長佐藤孫七氏のまとめた内容を記すと次の通りである。
下田海上保安部調べによる津波来襲状況
04h30m頃第1波来襲 水位差約1.5〜2.Om
O4 55 第2波来襲 第1波よりやや弱し
05 30 第3波来襲 第1波と同程度
06 32 津波警報発令
以後一時観測中止
13 32 下げ潮
13 41 上げ潮  (交互に上げ下げをくり返
13 49 下げ潮   し,水位差約1.5m)
14 00 上げ潮
潮位(岸壁から水面までの高さ、
16 00 下げ開始ー0.75m
16 05 上げ開始ー2.75
16 10 下げ開始ー1.64
16 23 上げ開始ー2.78
16 32 下げ開始ー2.03
16h36m上げ開始 一1.80
16 40 下げ開始 一1.40
16 48 上げ開始 ー2.73
17 01 下げ開始 ー1.38
17 08 上げ開始 ー2.58
17 14 下げ開始 一0.70
17 25 上げ開始 一2,50
17 35 下げ開始 一1.33
17 45 上げ開始 一2.00
8時35分ものすごくひいた(最大にひいた)。どんな大きな波が来るかと思ったら,普通の波しか来なかった。(図の斜線の部分ー水深2m以下ーがほぼ干出)高潮性の津波であった。30トンぐらいの漁船が第1波で座洲しても,次の波で船が浮いたらそのまま沖合の安全なところへ出港できた。船舶の被害なし。ただし流れ速く,多少のけがをした船あり。流れの方向は南北。げんかい(巡視船450t型)は沖合に退避した。爪木崎南方5milesの地点で漂泊,昼すぎ帰港しようとしたが,乗組の1人が風波もウネリも全然ないから(NE5m/s)津波はまだ続いて襲来しているから入港はだめだといい,船長は思いとどまった。事実そうであった。犬走島と防波堤との間に,船からみると,沖から寄せてくるとき1〜1.5mの水面差があった。下げ潮のとき6ノットの船(巡視艇)が動かなくなった。その場に停滞,犬走島との間に風力4ぐらいのときの波がたった。25日12時ごろまで80cmぐらいの昇降が10分ぐらいの周期で続いた。稲生沢(いのおざわ)川が歩いていかれた。スズキ・セイゴ・ウナギ・ハゼがとれた。

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地図 第2図

下田町鍋田

東京教育大学臨海実験所前の砂浜で測定T.P.上1.Om,痕跡なし,実験所の入の記憶による。

賀茂郡南伊豆町湊海岸

同海岸(砂浜)東端の磯でアワビの養殖をしている青木正好さんの話。砂浜に打ち上げられている数条のゴミの列の中で一番上の列が24日朝の最高潮位の汀線を示す。24日7時頃見たところでは非常なナギ(それ以前は子浦へ行っていて不在)であった。

南伊豆町長津呂

舟曳場での遊覧船・伝馬船の船主の話。24日5時頃舟曳場にあげてある伝馬船の底が半分水に浸る程度だった(St.22T.P.上O.73m)。また,向って左側の石垣の上から5寸下まで来た(St.23T.P.上0.68m)。津波であることを知って舟を上にあげたが前記以上の潮位にはならなかった。ここは深い入江の奥で,普通でも波がはいってくることはほとんどない。24日朝も波・流れ等変った現象もなく,じわじわと鏡のような水面が上っては引いた。

賀茂郡松崎町

前記湊の青木さんの話から推定。24日5時頃商用で子浦にいた。岸壁天端に置いた単車が大潮で転倒した(5時15分〜5時30分)。水深は車輪の直径2尺ほどあった。岸壁中天端の高さは普通の大潮の時より1.5尺上である(推定T.P.上1.60m)。

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地図 第3図

賀茂郡松崎町

煮干を干していた人たちの「対岸の岸壁のねれているところまで来た」という証言にもとづき,その高さを測定。幅約100mの河口の左岸。最高波高の起時は5時少しまえより8時ごろまで。以後も小さいのがくり返された。水位差は1.5mくらい。ひきの方が大きい。

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地図 第4図

清水港

清水海上保安部当直の話。24日4時20分ごろ
高潮があり,富士製糖よりいつごろひくかという聞い合わせがあった(4時45分)。するとほぼ同時に伊藤鉄工よりひいたという知らせがあり,外へ出るとものすごくひいている。ただちに横浜の海上保安本部へ問い合わせてみたが未だ情報はいらず,5時30分になりはじめて津波情報がはいった。第1波の山は4時30分ごろと思われる。
静岡県清水港管理事務所日直の話。最高潮位は4時30分ごろで干満差は3mに達し,貯木場防波堤をこえた。4時36分の満潮時にはすでにひいていた。貯木場くい180本中130本うき,材木は10万本あったがとび出して,3m/sぐらいで流失。また商船大前の真珠・カキ養殖場は全滅。巴川沿岸に浸水家屋200戸を出したが,これは下水からの逆流による。

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地図 第5図

焼津市

漁港内県焼津漁港修築事務所検潮所。最高減位はT.P.上1.20m(4時00分),最低潮位はT.P、上一1.04m(9時50分)。港内にはげしい流れはあったが被害なし。

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地図 第6図

榛原郡相良町萩問川河口

相良町漁業協同組合での5人の漁師の話の総合。最高潮位は河口の護岸のカサ上げ部分の下から2寸というのが目撃した2人の一致した記憶。最低潮位は普通の干満の汀線より6〜700m沖まで引いた(24日5時15分)。海面は珍らしいナギであった。周期10分〜1時間の間という人が多い。海鳴を聞いた。それによって異様さを感じ浜へ出た(1人)。
同町地頭方では平均潮位より約2m引いて海底から岩礁脈が現われた。最高はその前後の満潮潮位より約1m高かった(7時頃)。

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地図 第7図

浜名郡舞阪町・新居町

舞阪・新居両検灘所とも浜名湖入口附近にある。入口は堤防が200m開いているだけ。新居の方が舞阪より通常干潮位で50〜80cm高く,満潮位で10cmくらい低い。

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地図 第8図

浜松,和歌山間(静岡県,愛知県,三重県,和歌山県)

§1.緒言

1960年5月24日早朝発生したチリ地震による
津波に対して,われわれの調査班は5月末から6月初旬にかけて,静岡県浜松市以西愛知県及び三重県の沿岸を経て和歌山県和歌山市に至る延長距離約500kmの地域の調査を行なった。その概要をここに報告し,同時に得られた資料に基づいて若干の考察を行なった。
静岡県及び愛知県の両県については現地にも赴いたが,主として検潮記録によるか,あるいは他の土木関係機関等の調査を参照するに止め,三重県鳥羽市附近より西側,和歌山県潮岬附近に至る区間に主力を注いで調査した。
したがって,ここに述べる報告もかなり詳しい部分とそうでない部分とがある。
このように調査を行なった一つの理由は,われわれ調査班が出発する頃までには既に新聞等の報道機関によって,当調査範囲において最も被害の大きかったのは,三重県尾鷲市を中心とする沿岸地域であることが知られていたことである。
これとは別に高橋の津波危険度の算定結果からも判るように,三重県南岸地帯は過去幾多の津波の襲来をこうむり,甚大な被害を受けていることはよく知られた事実である。近くは東南海地震(1944),南海道地震(1946)による津波を直接に経験した地域でもあって,その際の資料がかなり得られている。それゆえ,その時の結果との比較を行なって見度いという意図があった。このことが鳥羽〜潮岬間を詳しく調べたも一つの理由である。

§2.調査方法,調査区分等

調査方法はいうまでもなく全国同一基準と指示
されているように,測定時濃位と津波痕跡とから,当時の最高潮位を知る方法を採用したが,この他に,各地域において測点に近接する諸機関の既知標高から求めたものもある。このことは津波波高表中に註記してある。
調査地域の分担は大約次のように決めた。
静岡県浜松市一三重県津市及び全般:飯田汲事
三重県津市一三重県渡鹿野島:島津康男
三重県安乗港一三重県紀勢町1青木治三
三重県長島町一三重県尾鷲市:熊沢峰夫
三重県尾鷲市一和歌山県三輪崎:成瀬聖慈
和歌山県三輪崎一和歌山県和歌山市:太田裕
その結果の総括は飯田汲事・太田裕が行なった。
なお津波波高表の中の測点番号は次のように付けることにした。すなわち大きな区分として調査地域を県ごとに分け,県名のInitia1をもって表わし,次いで海岸線を静岡県側から西に向って順次番号を付けた。この際同一地域の測点,同一湾内に属する測点などがある場合には従属番号を付けることによって,測定値の対比が容易に行ないうるように心がけることにした。たとえば「S-3・2舟着場検潮所」とあるのはSが静岡県を表わしS-3によって浜名湖周辺の海岸であることを意味する。S-3・2は同湖内の2番目の測点の意味である。
なお測定精度について一言すれば,一般に静かな湾内では信頼度は大きいようであるが(こういう所では岸壁の痕跡が明瞭に残っている)外洋に直接に面した海岸においては一般に目撃者も殆んどなく測定の手掛りとなる対象が少ない上に,波も荒いために精度はかなり落ちる。また人口密度の大きい程必然的に目撃者の人数は増し,そのため情報はより正確にかつ多くなる訳であるが,今回の波高測定を行なった中で最も信頼度の大きかったのは五ケ所湾より尾鷲に至る地域であった。これはこの地域の住民が過去何度も津波を経験していて,われわれの調査に積極的に参加してくれたためであろうと解釈している。

§3.津波調査結果

I 静岡県(S-3・1〜S-3・7)

静岡県浜松市以西には気象庁所属の舞坂検潮所
(S-1)の外に,浜名湖内に県土木部所属の3メートル検潮儀が8個あり,内6ケ所が今回の津波記録をかいている。図からも判るように浜名湖は外洋と幅数百メートルの水路によってつながった極端に入口の狭い湾をなしている。
その外洋に直接面した側に舞坂検潮所があり,ここでは最高波は1.1m(T.P.上)である。
しかるに湖内の6ケ所はいずれもO.2m以下となっており,この種の湾特有の津波減衰作用のあったことが知られる。ちなみに,南海道地震による津波の場合には湖内において0.6m,湖外において1.Omと報告されている
なお湖内の津波周期は
水族館検潮所(S-3・1)40分
舟着場検潮所(S-3・2)30分
佐浜検潮所(S-3・3)70分
気賀検潮所(S-3・5)60分
表鷲津検潮所(S-3・7)25分
のように種々異なった値に出ていて,その理由は明らかではないが,一つには記録が小さく読み取り困難なためでもある。
県内の検潮記録について第一波襲来時間,押し,引き,最大振幅波などを列挙すれば上のようになっている。
要するに当地域は最高波高1m内外であり,被害その他の影響は殆んど報告されていない。

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地図 第1図
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湖内の津波周期
II 愛知県(A-1〜A-18)

県内の検潮所は10ケ所あり,殆んど記録が得られている(検潮記録参照)。これらの記録によれば,伊勢湾,渥美湾が外洋に接する知多半島の南端の地点師崎において最高波高0.94m,渥美半島の先端にある伊良湖岬では,0.98mとなっており,両湾の入口で津波波高は約1mと知られる。同様に渥美湾内の福江,豊橋,形原等の検潮所でもやはり1m内外であるが,矢作川鉄橋,一色町,幡豆海岸,衣ケ浦水位観測所など衣ケ浦湾に近接した海岸においては2.31m〜2.85mと異常に高くなっている。岡崎土木部調査によればとなっている。矢作川鉄橋(A-7),幡豆海岸蜆川(A-10)は測点が海岸からかなり離れた河川の地点であることから,その波高の異常に高いことは了解できるが,一色町藤江(A-8),西尾海岸(A-9)における異常の原因はよく判らない。束南海,南海道津波ともに渥美湾内の波高はほぼ一定でT.P.上0.5〜1.Omと報告されている。
次に伊勢湾内にあっては検潮所および測点は愛知県側は湾奥部に相当する名古屋港検潮所(A-13),および港附近へ流れ込んでいる庄内川に沿って上流へ新川日之出橋(A-17),明徳橋(A-18)の外,三重県境に近く3点があるのみである。したがって詳しいことは不明であるが,湾奥一体において1.3m〜1.5m程度と知られる。明徳橋の1.99mはやはり庄内川の影響と見てよいであろう。すなわち伊勢湾の湾口と湾奥とでは0.3m〜0.5mの波高差があったことになる。
一方最高波の周期について見ると,師崎,伊良湖検潮所においては35分〜38分と今回の津波としては比較的短かい。しかるに渥美,伊勢両湾内のそれは50分〜66分と長くなっている。特に湾奥にある名古屋港の75分の周期は非常に長い。周期に関するこのような事実は後に述べるように三重県側の記録からもいえるようである。なお伊良湖において若干の引きによって始まっている外は県内の検潮記録は全て津波開始は押しである。
災害その他人蓄に及ぼす被害は静岡県の場合と同様に皆無と見ていいようである。

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矢作古川鉄橋下流100m(A-7)
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一色町藤江(A-8)
III 三重県(M-1〜M-33)

先に述べたように当地域についてはかなり詳細な調査を行なった。したがって全域における測点数は検潮所(8ケ所)をも含めて約200点程ある。
当地域の海岸線は名古屋一鳥羽に至る伊勢湾内の沿岸を除けば,ほぼ三重県熊野市木本に至る地域が典型的なリアス海岸となっており,その海岸線の複雑なことはよく知られている。したがってこれに併って数多くの,しかも細長い,あるいはV字型の湾が形成されている。それらの代表的なものが北の方から順に的矢湾,英虞湾,五ケ所湾,尾鷲湾などである。しかも多くは湾内に幾つかの小島を持っている。このような地形のために,先の東南海地震の際の津波においては,当地域における波高は非常に大きく(3m〜8m)それに併った被害は甚大をきわめた。今回の津波においてもこの例にもれず,尾鷲市を中心とする一帯は後述するようにかなりの被害を受けたようである。以下に三重県北端の桑名市から南へ順次測点に沿って津波襲来の様子を記述していくことにしよう。
桑名市周辺(M-1・1〜M-1・4)
主として検潮記録及び潮位観測記録(県土木部)によって調べたが横満蔵検潮所の6時0分における2.33mという値以外に信頼できるものはなかった。吉之丸検潮所は器械不正確で記録の読み取りができなかった。距離からいえば名古屋港(1.30m),木曽岬村(1.44m)と大して離れていないのにかなり大きな値を示している。
そこで四目市(M-2)の検潮記録を見ると1.26mと今度は逆に随分小さくなっている。四日市市の南数kmの海岸が干代崎(M-3),白子(M-4),などでここでは2.04m(県土木部調)と再び津波波高は大きくなっている。これらはいずれも充分に信頼し得る資料であることから考え併せると,この地域では同一の海岸線に沿って,しかも余り遠くない地点であっても波高が1m程度は違うことがあり得ると知られる。このことはこれらの測点が比較的伊勢湾奥に近い沿岸地帯に属しているという地形的な事実と関連しているかも知れない。そこで次に津検潮所(M-5)の記録を見ると,ここでは5月24日7時まで時計が停っていて,最高波高,同襲来時間等不明であるが,これとは別に県土木部測定によれば,津港奥部で最大2.14m,検潮所のある附近で1.84mとなっておりやはり2mに近い値を示す。ところが少しく南下した松坂検潮所(M-6)においては1.18mと小さい。しかも四日市,松坂では最高波の時刻が約60分異なっている。
このように互いに接近した地点間の波高・時間が随分違っていることは現象を判断するのに大変苦しい。そこで完全な記録を得ている名古屋,四日市,松坂の検潮記録について各到来波高,同時間を調べて見た。それが下表である。
これを参照すれば,松坂の第3波が最高波,四日市,名古屋においては第2波が最高波となり,詳細に調べると松坂における第2波と第3波との波高差は精々数cm,5cmを越えない程度である。しかも松坂の第2波襲来時間は5時30分に近い。名古屋での第2波(最高波)時間が6時18分とかなり遅いのは海深の浅いことを考慮すれば充分にうなずける値である。これらの事実から少なくとも次のようなことがいえる。すなわち松坂一名古屋に至る伊勢湾西岸地域においては第2波が最高波高を示し,かっ約1.Om〜1.5mの波高をもって松坂→四日市→名古屋へと伝播経路の海深に対応した速度で津波の伝播が行なわれたと見て差支えなさそうである。
このように考えることが許されるものとすれば,先に述べた千代崎,白子,津などにおける波高の大きい原因として可能なのは一つには地形の局所的な影響によるものか,あるいは測定誤差のいずれかであろうが,ここでは一応前者であると見做しておくことにする。
鳥羽市周辺(M-8・1〜M-8・6)
津波の押し寄せた5月24日5時〜6時頃はこの附近は丁度満潮時であった。早朝のために津波の最初を見た人は殆んどいなかった。しかも時計を持っている入もなく襲来時間,周期などに関してはあまり正確な調査は行なえなかった。ただ顕著な高潮襲来回数は6〜10回程度であったということ,潮の引く時が特に目についたという目撃者の談を知る程度で,鳥羽の検潮記録以外は,波高表にも示しておいたように痕跡あるいは,住民の指示による測定が多く,したがって当地域全体に信頼度は若干低いようである。鳥羽検潮所(M-8.5)の記録によれば第3波が最高波で1.64m,かっ襲来時間は5時59分となって鳥羽以北の検潮所より遅くなっている。この附近においては,検潮所以外に7点の測定結果がある。宇治山田市二見(M-7)の海岸堤防工事現場の宮本組重城氏の測定になる2.20m(5h40m),鳥羽海上保安庁職員の指示によって測った同庁前堤防(M-8.6)の2.25mが鳥羽市内では最も波高が大きく,小浜町(M-8.2)の1.15mが最も小さい。両者の高低差は約1m,しかも丁度中間に検潮所記録による値がある。なお当地域では二見附近の堤防が若干決壊した以外には殆んど被害はなかった。
答志(M-9〉,和具(M-10)
両地点ともに伊勢湾口に近い位置にある答志島沿岸の漁村であって,答志は直接太平洋に面している。答志においては住民の話によれば測点の前方にある防波堤は一寸した低気圧による波浪でも越す程度の高さであるが,今回の津波では越さなかったという。なおこの測点は伊勢湾台風高潮踏査報告St.450と同一の地点である。同島の答志とは反対側,鳥羽に向いた和具において近接する点で別個に測定した結果2.10mと誤差の範囲で一致した値を得た。住民の話を総合すると,24日6時頃異常に水面が上昇したが,海岸附近に散在する民家の土面間までは来なかった。津波が引いた時間には普段は見えないはずの桟橋の底部が現われたという。したがって最高波高時は6時前後と考えられるが,人によっては9時の方が高かったという。ちなみに鳥羽の検潮記録によれば8時55分頃に1.3mを示し,第3波の最高波に次いで大きい。一方津波振幅はこのときが最大で複振幅にして1.75mある。それゆえ9時頃が最も高いというのはこの意味に解釈すべきかも知れない。
以上で大体伊勢湾周辺の地域を終って次に外洋に直接面した地域に移る訳であるが,伊勢湾内においては津波波高は1〜2m程度,しかも津