防災基礎講座：地域災害環境編－日本各地の災害危険性に関わる自然環境・社会要因・災害履歴－
日本各地域の主要な都市圏，平野・盆地，河川流域，山地・丘陵域，沿岸地域などについて，地形・地盤条件を主とした土地環境，地震・大雨など災害誘因の強度・頻度，災害脆弱性に関わる地域社会環境，地震・洪水・高潮・土砂などの災害履歴とその教訓，各災害の高危険箇所，土地環境に適応した防災対応策，などの概要を整理して示します．
客員研究員

水谷武司

【目 次】
1. 東京低地－自然災害リスクが世界最大の密集市街域
2. 横浜港湾地区－幕末の開港で小寒村から発展した国際貿易都市
3. 利根川中流域－流路変遷が目まぐるしい首都圏大河川の平野
4. 富士山周辺地域－首都圏や東西交通に大きな影響を及ぼす火山
5. 伊豆半島－プレートに乗り本州に衝突している火山島
6. 静岡・清水地域－大量砂礫運搬河川が海岸につくる平野
7. 大井川流域－かつては東海道の難所であった荒れ川
8. 濃尾平野－日本で面積最大のゼロメートル地帯
9. 名古屋と周辺域－高潮大災害を被った湾奥臨海都市
10. 紀伊山地－大規模崩壊と河道閉塞が頻発する山地
11. 大阪平野－大きな高潮の発生が多い湾奥の低地
12. 京都盆地－断層盆地内の扇状地に展開する古都

18. 鹿児島湾周辺域－南九州を潰滅させた巨大災害の発生地

13. 神戸・六甲南麓地域－土砂・洪水災害の危険大の花崗岩山地山麓

19. 福井平野－震度階 7 を新設させた激震災害の地

14. 広島－三角州分流群と花崗岩山地に囲まれた都市

20. 富山平野－急流河川がつくる扇状地群の平野

15. 広島県・呉－花崗岩山地に囲まれた旧軍港都市

21. 新潟平野－海岸砂丘列で閉ざされた一大後背低地

16. 高知－山地内の狭く低湿な平野に立地する都市

22. 石狩平野－泥炭層の厚い原野が広がっていた低湿平野

17. 有明海周辺域－広大な干潟が拡がる干満差大の内湾

23. 北海道・上川北部地域－災害誘因が最も軽微で最も寒い地域

目

次

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24. 三陸沿岸－大津波が周期的に来襲する危険極大の海岸

45. 伊那谷－アルプス山地を深く刻む天竜川の上流域

25. 仙台－災害の危険小の河岸段丘上に誕生した都市

46. 三河湾沿岸域－高潮が増幅されやすい浅い盆状の内湾

26. 水戸－幅狭い台地上につくられた城下町

47. 奈良盆地－古代の歴史・文化を載せる扇状地群の盆地

27. 筑波山地と周辺域－花崗岩の山塊を取り巻く地域

48. 岡山平野－干拓地が大部分を占める低湿な平野

28. 茨城南部・土浦－水害が宿命である平城の城下町

49. 筑後川流域－梅雨前線豪雨による洪水の多い流域

29. 茨城南部・龍ヶ崎－破堤洪水をたびたび被ってきた河川低地

50. 熊本平野－阿蘇火砕流堆積面を開析する白川の平野

30. 茨城南部・取手－大河川に沿う細長い台地上の地区
31. 長崎－山地内に展開し土砂災害リスクの非常に大きい都市
32. 出雲平野－神話も語る荒れ川の斐伊川がつくる平野
33. 甲府盆地－高山で囲まれ扇状地で埋められた沈降域
34. 福岡－山地・丘陵に半円形に囲まれた盆状の海岸平野
35. 鬼怒川下流域－天井川河川が並走する細長い台地間低地
36. 札幌－扇状地から大河川低湿平野へと拡大した道都
37. 能代平野－高い砂丘で閉ざされ広い潟低地のある平野
38. 釧路平野－日本最大の湿原が拡がる広大な低湿地
39. 四国・吉野川下流域－地すべり山地を刻み大流量を流す河川の平野
40. 伊豆大島－南海の多雨域にある活動度ランク A 火山の島
41. 十勝平野－台地・扇状地群からなる大きな盆状地
42. 北上平野－大きな扇状地が連なる長大な山間の平野
43. 阿武隈川中流域－河床が下刻傾向にある山地内大河川
44. 長野盆地－最長河川が流れ構造運動の激しい盆地

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防災基礎講座：地域災害環境編
1. 東京低地－自然災害リスクが世界最大の密集市街域
1. 東京低地の形成
東京・山の手地区は武蔵野台地上にあります（図 1）．周辺低地との比高は 10 m 以上あるので，河川洪水の危険はありません．台地面はほぼ平坦なので，開析谷の谷壁・谷底を除き，土砂災害の危険は
わ ず か で す． 地 層 は よ く 締
まった砂層・砂礫層からなる
ので，地震の揺れは大きくはなりません．東京・山の手の台地は自然災害の危険が小さい地形です．
武蔵野台地の東には，海面近い高さの低湿な下町の低地

図 1 東京区部の地形が広がり，千葉県境を越えて下総台地の西南端際にまで続いています．低地内を荒川・
隅田川および中川・江戸川の自然・人工の河川が錯綜して流れ，東京湾に注いでいます．
沿岸部には江戸時代初期から進められてきた干拓・埋立による人工の土地が広く分布します（図 2）．
千葉県南西端（浦安・市川・船橋の海岸低地）を含むこの東京東部の低地を総称して東京低地と呼びます．その北部
は，大宮台地西側の荒川低地
および大宮台地東側の中川低地に連続していて目だった地
形境界はないので，埼玉県との境界付近を北縁とすることにします．面積は約 310 km2，

図 2 東京低地の地形・地盤高
白鎖線は昔の海岸線で，A: 奈良時代，B: 鎌倉時代，
C: 江戸時代初期

高く盛土されている沿岸埋立地を除くと，海抜高は大部分が 3 m 以下です．自然には存在し得ない海面下の土地も陸域となって広く分布します．山の手の台地とは対照的に，この東京・下町の低地は，自然災害の危険が非常に大きいところです．
かつての氷河期には海面は低下し，最寒冷時の 1.8 万年前には現在よりも約 130 m 低くなってい
東京低地

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ました．各河川の河口の位置・海抜高は，海面低下に伴って海岸線のところにまで必然的に移動し低下するので，下流部の河床勾配は大きくなって河流の侵食力が増大しました．これにより陸地面は深く侵食され，河川の規模（流量）に応じた深さと幅の谷状地形がつくられました．
現在の利根川の流路は江戸時代初期に人為的に変えられたもので，それ以前の自然状態では東京湾に流入していました．海面最低下時には当時の利根川（古東京川ともよばれる）の河口は三浦半島南端近くにまで前進したので，多摩川や房総諸河川も支流となって流量を増し，大きな侵食作用を及ぼしました．現在の東京湾の凹地は，この侵食に地殻の沈降が多少加わって形成されたものです．
削りこみ（下刻）の深さは東京低地南部で 70 m を超えます．河流は下方侵食と同時に蛇行発達による側方侵食を行うので，谷幅を広げます．これによりかつては一続きであった台地面は，武蔵野台地と下総台地とに大きく切り離されました．
1.8 万年前以降，地球気温は上昇に転じて海面は急速に高くなりました．その速度は年 1 cm を超える大きさであったので，河川運搬土砂による埋め立てはとうてい追いつくことができず，谷沿いに海が深く進入し，細長い入海が出現しました．温暖化ピークの約 6 千年前（縄文前期）に海面は現在よりも 2 ～ 3 m ほど高くなって，利根川沿いでは埼玉県北端部にまでが入江となっていました．
この昔の海岸線は貝塚の分布から推定できます．
その後海面はゆっくりと低下し，これに河川の埋め立て作用が加わり，海岸線は前進して入海が陸化していきました．東京低地における海岸線は，現在の荒川河口からの距離で示して，奈良時代には約 10 km，鎌倉時代には約 7 km，江戸時代初頭には約 4 km，の位置にあったと推定されています（図 1）．この海岸線の前進速度は年 5 ～ 6 m の速さです．江戸時代以降では，干拓・埋立てにより海岸線はさらに前進しました．その新しいものほど高く盛土されています．荒川河口部付近にある海抜 2 m 以上の地域の北縁は，明治初期の海岸線を示します．
このようにして氷河期に形成された谷地形をその後の温暖化期（後氷期）に埋め立てた地層が沖積層です．その形成は 1.8 万年前以降と新しいので，締りのゆるい軟弱な地層です．その厚さは谷の削りこみの深さにほぼ一致します．
工業用水取水や天然ガス採取のための地下水大量汲み上げは，沖積層を圧密して地盤沈下を引き起こしました．東京低地における地盤沈下は明治末期から始まり，第二次大戦後一時的に鈍化した
後，再び急激に進行して，総沈下量の最大は江東区南砂（図 1 の S）で 4.6 m に達しました．このう
ち 1950 年以降の沈下量は約 2 m です．これにより，南砂の地表面高さは –3.5 m にもなっています．
自然には存在し得ない海抜 0 m 以下の地域（ゼロメートル地帯）はおよそ 62 km2，満潮位（1.1 m）以
下の地域はおよそ 120 km2 です（国土地理院の 50 m メッシュ標高データによる計測）．これは高潮・
河川洪水などの危険を非常に大きなものにしています．地層の圧密沈下は自然に回復することはありません．
東京低地の開発・市街化は，徳川の江戸入府以来，積極的に進められてきました．江戸時代初期，
江戸城の東には日比谷入江を隔てて日本橋台地の砂州が半島状に突き出していて，江戸前島と呼ばれていました．この日比谷入江は埋立てられ，台地と隅田川との間の下町低地は主として町屋地区とされました．隅田川の東も干拓・埋立が行われ，隅田川沿いの本所・深川地区は主として武家屋敷地区となりました．埋立には江戸の街からでる大量のゴミや，頻繁に発生した江戸大火の瓦礫もつかわれました．新田の開発や舟運のための水路開削も行われ，水路沿いには町屋が並びました．
明治以降には海岸部の埋立はさらに進められて低地は拡大し，また，河川洪水や高潮の災害を契機に荒川放水路および中川放水路が開削され，低地の市街化進展の条件が整えられました．
この災害危険性のきわめて大きい東京低地は完全に高密度市街化されて，現在約 370 万人が居住しています．

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2. 地形・地盤条件
氷河期に洪積層の台地を掘り込んだ谷は，後氷期に沖積層の堆積で埋め立てられて，現在は地下に埋没しています．この埋没地形（基盤となる洪積層の表面）は，東京低地においては，段丘発達により階段状となっています．ほぼ中央には当時の利根川がつくった幅 3 km ほどの主谷があり，その深さは 50 ～ 70 m です（図 3，図 4）．台地側面には波の侵食で形成された平坦な面（波食棚）が分布します．波の侵食作用は深くには及ばないので．波食棚は浅いところにあります．これらの平坦面は，支流がつくった浅い谷により刻まれ

図 3 東京低地における沖積層の厚さ（基盤の深さ）（東京都資料）ています．現在の河流の位置と地下の谷とはほとんど一致しません．
この埋没地形の深さが，それぞれの場所における沖積層の厚さを示し
ま す． こ れ が 最 も 深 い 主 谷 は， 沿岸部において，荒川（放水路）の西に沿っています．最も悪い地盤（第3 種地盤）に分類される沖積層厚 30m 以上の地域は低地のほぼ中央にあり，中川および荒川の谷に分かれて北に伸びています．この第 3 種地盤

図 4 東京低地の地下の埋没地形（貝塚，1980）

地域は，東京低地の 55％を占めます．
沖積層 8（有楽町層）の上部には数 m 程度の厚さの，締りの緩い（N 値 10 以下の）砂層が，多くのところでみられます．これは液状化を起こしやすい地層です．この下方の沖積層主部（下部有楽町層）
は非常に軟らかい（N 値 2 以下の）泥層・シルト層からなります．
隅田川と武蔵野台地との間の下町低地はほぼ波食棚や砂州の地域で，表層軟弱地層は厚くはありません．本郷のある台地の先からは日本橋埋没台地が銀座の南にまで伸び，2 ～ 3 m までの厚さの表層土の下にはよく締った砂層があります（図 5）．これの西側には神田川の谷から続く丸の内谷・
日比谷入江があり，沖積層の厚さは 20 m 近くあります．その表層は軟弱です．東側には不忍池の谷から続く埋没谷（昭和通谷）が伸びています．神田川・目黒川などの台地を刻む谷の出口は，かつての海面上昇期には砂州で閉ざされて潟・沼沢地となり，表層には泥炭層など非常に軟弱な地層が堆積しています．
東京低地はおよそ 2 千年前以降に次第に陸化してきた三角州で，自然状態では非常に低平であり，その高さは台地縁辺部を除き海抜 3 m 以下です．高く盛土された臨海埋立地は別として，海抜 2 m
以下は全体の 65％です．中央部には地盤沈下により海抜 0 m 以下の土地が形成され，大きな凹地状を呈します．このゼロメートル地帯は沖積層厚 30 m 以上の地域にほぼ一致しています．地盤沈下
は地下水が抜け出て土層の体積が縮小することで起こるので，沖積層の厚いところほど沈下量が大きくなるからです．標高 –3 m 以下の最も低い土地は，荒川下流の西岸沿いに南北に伸び，その面積は約 3 km2 です．
東京低地

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3. 自然災害と土地条件
地震帯・多雨地帯・台風来襲域に位置するという広域の自然地理環境および局地的な地形・地盤条件のゆえに，開発・利用は比較的最近であるものの，東京低地では多数の災害履歴をもっています．

図 5 関東地震による震度の分布と地形・地盤条件（震度は武村，2003 による）

3.1 地震1923 年関東大震災は世界史上最大規模の自然災害ですが，その被害の大半は東京低地の西半部（ほぼ現在の荒川の西側）において集中発生しました．この地区での死者数は約 6.8 万人で災害全体の被 害 の 65 ％， 住 家 全 焼 は 約 29.5
万戸で全体の 80％，住家全壊は
およそ 4 万戸（火災のため住家損壊の詳細は不明）で全体の 30％でした．この大災害の主因は東京下町の全域を焼失させた火災です．

図 6 ボーリング柱状図
図 5 中に地点番号

地震による出火のほとんどは建物倒壊により生じるので，地盤条件の特に悪い地区で多数の火災が生じ，折からの強風に煽られて延焼し大火災になりました．
地盤の違いによる被害の差が，東京では明瞭に現れました．震源からは 70 km 離れていたので，山の手台地面では全壊率がほぼ 1％以下，震度は 5 強程度でした．一方，東京低地中の沖積層の厚い地域および山の手台地を刻む谷の出口や谷底の旧池沼域（表層に軟弱地層あり）では，全壊率が30％を超えました（図 5）．隅田川の東（本所・深川両区）では西側に比べ沖積層がより厚く 30 m を超え，地層の硬さや締まりの程度を示す N 値はほぼ 1 以下で，非常に軟弱です（図 6 の 1，2），このため震度は 6 強～ 7 と強い揺れになりました．

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隅田川の西（下町低地）では，丸の内谷のところで被害が大きいことが明瞭です．丸の内谷は現在の神田川に連続しその出口付近に大池が，浅草の北には千束池，赤坂の南に溜池，古川の出口付近に古川沼などの沼地・湿地が近世まで存在していました．この旧池沼域では沖積層の厚さは最大 15m ほどですが（図 5 の 4，5，6），湿地植物が積み重なってできた泥炭層など非常に軟弱な有機質土層が厚いので，地震動が局地的に大きく増幅され，震度 7 域（全壊率 30％以上）がここに集中しまし
た．液状化は砂質の上部有楽町層が分布するところを中心に起こっています．
1855 年安政江戸地震（M6.9）は，東京低地の地下を震源とする直下地震で，局地的に大きな被害が生じました．建物の倒壊は沖積層の厚い隅田川の東側で多く，本所・深川地区における全壊率は関東大震災のそれをやや上回る大きさでした．一方，山の手台地における被害はわずかでした．江戸
府内における死者数は 3,651，全壊戸数は 14,323 とされていますが，この統計には明らかな脱落があり，実際はこれよりもかなり大きい（2 倍程度）ようです．幸い風が穏やかだったので，火災規模
は関東大震災の 20 分の 1 で済み，大災害は免れました．
東京直下の地震は，1615 年慶長江戸地震（M6.5），1649 年慶安江戸地震（M7.0），1894 年明治東京
地震（M7.0）と度々起こっています．明治東京地震は震源が 80 km と深かったので大きな被害は生じませんでした．地盤条件は不変なので，東京低地で今後も繰り返し大きな揺れが生じるのは避け得ません．
海域で起こった 1703 年元禄地震や 1923 年関東地震では，東京湾奥における津波被害は報告されていません．しかし，南海トラフ巨大地震（M9.0）が起こった場合，高さ 2 ～ 3 m の津波が東京湾で想定されています．震動により多数ある水路の防水護岸が壊れると，ゼロメートル地帯では地震水害が起こるおそれがあります．
3.2 高潮東京湾のように南に開口する浅い湾では，南方から進行してくる台風の強い風により海水が吹寄せられて，湾奥で高い高潮が発生します．近年では 1950 年のキティ台風により東京低地が広範囲に高潮の浸水を被りました．東京都の被害は死者 19，全半壊流失家屋 4,038，浸水家屋 100,845 でした．台風の強さは並の規模であって，東京湾における最高潮位は 2.1 m（天文潮を除いた潮位偏差の最大は 1.4 m）とさほど大きなものではなかったのですが，荒川・隅田川を遡上し支川・水路に侵入した高潮が多数の箇所で破堤・越流し，ゼロメートル域を中心に氾濫しました（図 7）．これは敗戦の直後のことで，河川堤防や水路護岸が管理不備の状態にあり，また地盤沈下で低くなっていたためと考えられます．
この災害後，高潮対策事業の見直しが行
われ，また，戦後さらに急速に進行した地
盤沈下にも対処するため，海岸部および主要河川に連なる外郭堤防をかさ上げし強化する事業が進められました．伊勢湾台風の後には計画高潮位を改定して更なるかさ上げが行われ，1985 年の 6 号台風はキティ台風に匹敵する最大 1.94 m（千葉）の高潮を引き起こしたのですが，被害は全く生じませんでした．
東京湾における最大の高潮は，1917 年（大正 6 年）の「東京湾台風」により生じました．最高潮位 3.08 m（最大偏差 2.2 m）であ

図 7 1948 年キティ台風による高潮の浸水域（東京都資料による）
東京低地

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り，江戸川下流部では 8 km 内陸に（総武線路盤まで）高潮は到達しました．中川河口（現在の荒川河口）の周辺域から浦安・市川・船橋にかけての海岸域（海岸から 2 ～ 3 km までの沿岸部）で大きな被害が生じました．死者行方不明は約 1,300 人（東京で 563 人）でした．東京における住家被害は，流失・全壊 1,257 戸，浸水約 18 万戸でした．浸水面積は 87 km2 でキティ台風のときとほぼ同じです．
最高潮位に 1 m の違いがあったにもかかわらず浸水面積がほぼ同じなのは，その後の地盤沈下（最大約 2.5 m）により広いゼロメートル地帯が形成されたためです．
この後現在まで最大偏差 2 m を越える高潮は東京湾で発生していません．しかし江戸時代の記録では最大偏差 2 m を超えたと推定される高潮が 3 回起こっており，これはほぼ 80 年に 1 回の頻度です．大正の大高潮からすでに 90 年以上過ぎていて，その間東京湾では大きな高潮が発生していないので，備えのレベルが低下し高潮に対する地域の脆弱性が増大していることが考えられます．
3.3 河川洪水
1947 年 9 月 16 日未明，カスリーン台風の豪雨により利根川は，埼玉県・栗橋西方において大破堤しました．氾濫流は江戸時代初期に行われた付替工事前の流れを再現して，古利根川・中川沿いに平均時速約 1 km で南下して，2 日
半後に，埼玉・東京境界を越えて古利根川の桜堤に達しました．ここは東京東部低地への洪水の流入を阻止する要（かなめ）であるので，決壊を防ぐ水防活動に全力が注がれ，また，この箇所への負担軽減のために米軍により江戸川堤防の緊急開削が行われました．しかし 9 時間持ち
こたえた後 19 日 2 時についに桜堤は破堤し，氾濫流は一気に東京東部低地の市街地に流入しました．
南に向かった氾濫流は常磐線ついで総武線の路盤を越えて 2 日後に中川河口近くの新川堤に達して停止しました．西へ向かった流れは中川
堤防を破壊して綾瀬川までの範囲を水没させま

図 8 1947 年カスリーン台風による洪水の氾濫域（国土地理院，1982 による）した．この浸水域の西側半分（荒川寄り）は海面下の土地で浸水深は 3 m に達し，湛水期間は半月を超えました．これにより葛飾区の全域および江戸川区・足立区のほぼ半分の地域が浸水しました（図 8）．勾配の非常に緩やかな三角州域であり，
鉄道・道路などの障害物が多いので，洪水の進行は遅く平均時速 0.2 km 以下でした．東京湾への排水は潮位変化を利用し多数ある閘門の開閉によって行われました．
浸水深は大きくて住家浸水の大半は床上浸水でした．東京都（足立・葛飾・江戸川の 3 区）における浸水戸数は床上 82,931 戸，床下 22,551 戸で，埼玉県における浸水戸数 40,037 戸を大きく上回り
ました．東京における住家流失 27 戸はすべて桜堤の破堤口付近で生じたものです．被災地区の人
口は 38 万人でした．
このように利根川の洪水が東京（江戸）にまで到達するということは，江戸時代以降たびたび起
こっています．江戸の三大洪水とよばれる寛保二年（1742），天保六年（1786），弘化三年（1846）の洪水，荒川放水路開削の契機となった明治 43 年（1910）の洪水（浸水面積 200 km2 で 1947 年洪水の 2 倍）などがそれで，多くの場合，荒川の氾濫も同時に起こっています．

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3.4 内水氾濫
その場所や周辺域に降った雨
水がはけずに溜まるというのが内水氾濫で，一般に平野内の小河川や水路が溢れる場合も含めています．台地内谷底の浸水は内水氾濫です．東京低地は排水条件の非常に悪い凹地状低地なので，強い雨が降るたびに多かれ少なかれ浸水被害が発生しています．
1958 年 の 狩 野 川 台 風 は， 伊
豆半島の狩野川を大氾濫させたためにこの名がつけられているのですが，同時に首都圏にも大きな被害をもたらしました．東京 で は 最 大 24 時 間 雨 量 392.5mm（既往最大），最大 1 時間雨量 76 mm を 記 録 し， 東 京 低 地

図 9 1958 年狩野川台風による東京区部の浸水域（東京都資料による）は全面にわたって内水氾濫を被りました（図 9）．また，山の手台地を刻む神田川・石神井川などの谷底低地が広範囲に浸水しました．
東京都における浸水面積は 211 km2，うち谷底低地が 33 km2 でした．東京・埼玉・神奈川の 3 都県
におけるこのときの住家浸水 43 万戸が現在生じたとすると，住宅・家財の被害だけで数兆円に達します．
1966 年の台風 4 号の雨は，最大 24 時間雨量 235 mm，最大 1 時間雨量 26 mm で，短時間の降雨強度としては大きいものではなかったものの，浸水面積 74 km2 と狩野川台風に次ぐ規模の浸水を引き起こしました．浸水住家数は 10 万棟でした．浸水域は荒川左岸の足立区・川口市・北足立郡で広範囲でしたが，これは荒川が長時間にわたり高水位を保ったため，この地区の内水の荒川へのポンプ排水が阻害されたからです．また，山の手台地域での浸水面積が 18 km2 と多く，かつそれが上流の多摩地区に広がったので，山の手水害という名称が与えられました．
内水氾濫は激しい雷雨のようなごく短時間の強雨でも起こります．対策は排水能力を高めることですが，もともと排水条件の悪い低湿地では，一時的な湛水まで防ぐことは不可能です．近年東京
では 5 年に 1 回程度，住家浸水数 5 千を越える内水氾濫が起こっています．
4. 東京低地の市街化と危険度
4.1 市域拡大
徳川幕府は参勤交代の諸大名・家臣の居住地をつくり，また火災延焼を抑えるための建物間引きと郊外移転政策によって，江戸の市街を周辺域に拡大させました．幕末期におけるその範囲は丸の内からほぼ半径 7 km の円内におさまっていました．東京低地においては，浅草・日本橋地区とその東の隅田川対岸にあたる河川沿いの地区（向島・本所・深川）に市街が限られていました．明治期には市街域は幕末期とあまり変化せず，ただ鉄道路線に沿って伸びたのが目立つ程度でした．
1923 年の関東大震災の後には市街域拡大が大きく進行し，また復興事業により都市景観は変わりました．震災の 2.5 月後の時点で東京市（当時は 15 区）から東京郡部に避難していた人は 31 万人（人口の 14％）もあり，そのかなりの部分がそのまま定住し，郊外鉄道により市内に通勤などを行うよ
東京低地

1-7

うになりました．鉄道会社はこぞって路線沿
いに住宅地の開発を進めました．これにより市街地は放射状に大きく伸びました．東京低地では，戦時期直前の 1934 年時点において，
荒川放水路（1908 年着工，1930 年完成）の西岸際にまで市街が達していました．
戦時期に入ると軍需工場の移転，住宅の強制疎開などが行われて，市街地は西方および南方に大きく拡大しました．一方東方への拡
大はほとんどなく，荒川の東岸および北岸域（現在の江戸川・葛飾・足立の 3 区域）はな
おも農村的な景観を呈していました．しかし戦後の復興期とそれに続く高度成長期になると，荒川の東岸・北岸域に市街地は一気に拡大しました．近年では高層化による立体的拡大が著しく，また散在分布して建物が建造されるように変わりました．

図 10

東京低地にある 8 区の人口推移

4.2 人口推移
人口という指標により東京低地の利用の変化をみてみると，東京低地にある 8 区（中央・台東・墨田・江東・荒川・足立・葛飾・江戸川）の人口は，2010 年現在 288 万人で，1920 年（関東大震災の 3 年前）の 153 万人に比べ 2 倍ちかくに増加しています（図 10）．ただしこの増加の大部分は荒川左岸（荒川の東方及び北方）にある足立・葛飾・江戸川の 3 区におけるものです．これら 3 区の人口は 1920 年に比べ 14 倍にも増大しており，荒川左岸地区への著しい市街地拡大が明瞭です．東京の人口は戦時期に 3 分の 2 ほどにまで減少しましたが，この荒川左岸地区だけは例外で，一貫して増加を続けてきており，高度成長期には特に大きな増加を示しました．
最近では湾岸地区での増加が著しく，江東・江戸川・中央の 3 区では 1980 年に比べ 1.35 倍に増加しています．とくに中央区では，湾岸地区における高層マンション建造など住宅開発により，1930 年以来続いていた減少傾向が一転して増加に変わりました．この結果低地全体の人口は，1960
年以来ほぼ横ばいであったのが，2000 年以降増加に転じました．これは東京低地の災害脆弱性（被害の潜在的可能性）が最近になってさらに大きく増大していることを意味します．
4.3 災害危険性
低地中央には，地下水大量汲み上げによる地盤沈下によって出現したゼロメートル地帯が広がっています．この海面下にある土地は危険の存在が最も認識されやすい地域条件です．
東京低地における地盤沈下は大正期初頭から始まり，戦後一時的に鈍化したあと経済の高度成長に伴って急速に進行しました．1960 年代に入って地下水揚水規制が行われたことにより，沈下は1970 年ごろにほぼ終息しました．この結果としてゼロメートル地帯 60 km2 が，満潮位（ほぼ 1 m）以
下の低地 120 km2 が出現しました．地盤沈下量は最大で 4.5 m と，濃尾平野や大阪平野など他のゼ
ロメートル地帯に比べほぼ 2 倍に達しています．このため標高の低いゼロメートル地帯が広く，したがって危険度もそれだけ大です．標高 –2 m 以下の地域は約 40 km2 ですが，これは高潮により繰り返し浸水している大阪低地ゼロメートル地帯よりも広大です．
低地地盤高の水準測量は明治以来継続的に実施されてきているので，地盤沈下の進行は昔から認識されていました．1958 年になって密な簡易水準測量が地形図修正に際し実施されて，低地地盤高

1-8が等値線として描かれ，海面下の土地の広がりが明らかにされました．これにゼロメートル地帯の名がつけられて世間に広く知られるようになったのは 1960 年ごろのことで，以来 50 年以上経過しています．
この低地域に住む人口の 40％は，土地の危険性がリアルに示された 1960 年以降に増加したものです．その後の高度成長期には，住宅用途に加え商工業用途の市街地が一気に荒川東方および北方に拡大し，現在では低地全域が市街域に変わっています．低いだけでなく地盤条件も悪いこの低地域の建物のほぼ総ては，ゼロメートル地帯の存在が明らかになった後に新設しあるいは再建したものであって，当然にその危険を承知し受け入れたうえでの行為であったはずです．
現在，この 8 区内にある満潮位（ほぼ 1 m）以下の土地には，およそ 140 万の人が常住し，28 万棟の建物（うち木造 21 万棟）が建てられています．0 m 以下の地域では，人口はおよそ 80 万人，建物は 17 万棟（内木造 12 万棟）です．また，最も悪い地盤に分類される沖積層厚 30 m 以上の地域には，170 万の人口，35 万棟の建物（木造 26 万棟）が，沖積層厚 10 ～ 30 m の地域には，100 万の人口，20万棟の建物（木造 14 万）があります．
ゼロメートル地帯はもちろんのこととして，満潮位以下の地帯は，高潮・津波・地震水害（護岸破壊などによる浸水）・河川洪水などの危険が非常に大きい土地です．浸水深は最大で 4 ～ 5 m にも達し，しかもそれが非常に長期間におよぶ可能性があります．地形や災害履歴から明らかに実感できる高潮・洪水の危険に曝されている人口が 100 万人以上，建物が 30 万棟近く存在することになります．
ゼロメートル地帯は地盤が非常に悪いところです．地盤沈下の総量は沖積層が厚いほど大きくなるからです．東京直下の地震などにより，沖積層厚 30 m 以
上地域で震度 6 強，10 ～ 30 m 地域で震度 6 弱の揺れが生じた場合，耐震化がかなり進んでいるとして建物全壊率をそれ
ぞれ 5％，1％とかなり小さくみた場合
でも，全壊数はおよそ 2 万棟になると算定され，半壊数はこの 2 ～ 3 倍になります．地震後の出火件数は建物全壊数に比例します．関東大震災では全壊戸数およ
そ 4 万 戸， 出 火 件 数 は 120 で，30 万 戸が焼失しました．現在，この低地内に住む 300 万近くの人口，約 40 万棟の木造建物は，地震火災の大きなリスクに直面しています（図 11）．

図 11

地震による住家倒壊の危険度ランク ( 東京都資料）

5. 自然災害リスク
東京は自然災害リスクが世界で飛びぬけて最大の都市です（図 12）．もしも東京低地の海抜 1 m 以
下（ほぼ満潮位以下）の地域の市街地化が抑えられていたとすると，東京圏（周辺 3 県の東京に連続する高密度市街域も含む）のリスク指数は半分に，東京区部のそれは 3 分の 1 に低下すると算定されます．南に開く東京湾の湾奥ゼロメートル地帯では高潮の危険度の評価点数は最大に，軟弱泥質の沖積層が厚い（30 m 以上）三角州性低地の地震動の評価点数はほぼ最大に，大河川沿岸のゼロメー
トル低地の洪水の評価点数には非常に大きな値が与えられるからです．

東京低地

1-9

図 12

世界の都市の自然災害危険度

世界の大都市をみてみると，強い地震が頻発する地震帯（環太平洋地震帯およびユーラシア南縁地震帯）にあって，沿岸デルタ・低湿地に市街を展開しているところはみられません．東南アジア・南アジアの途上国の沿岸都市でも，海岸部低湿地の利用は最小限です．サンアンドレアス断層が走るサンフランシスコでは，悪い地盤である海岸埋立地 の市街地利用は大きく抑えられています．オ
ランダの都市は非常に低いライン川デルタに位置しますが，ここでは地震の危険は存在しません．
ハリケーン・台風・サイクロン来襲域でも，日本のように低い海岸部に大きな市街を展開させている都市は見当たりません．
台地は総合的にみて最も安全な地形です．徳川幕府が，また明治以降の政府も，繰り返す災害の教訓も活かして，武蔵野台地に市街を展開し低地の利用を抑えていたら，危険性は大きく低下していたはずです．世界の大都市の多くは起伏の緩やかな台地状の丘陵地に位置していて危険は最小限です．
東京低地のような災害脆弱性の大きい地域は利用を抑制するのが基本です．耐災害性の構造（耐震・耐浸水など）で備えるとしても限度・制約があり，またかえって災害ポテンシャルを高めます．
現在，東京直下地震の発生が懸念されています．それは明日かもしれませんが，数十年先であってもおかしくはありません．想定東海地震は平均再来期間を 40 年過ぎてもまだ起こっていません．
緊急対応策と平行して，移転・移設により災害リスクを抜本的に除去する長期的取り組みがなによりも重要です．
貝塚・成瀬・太田（1985）：日本の自然 4，日本の平野と海岸．岩波書店
管野・佐野・谷内編（2009）：日本の地誌 5，首都圏Ⅰ．朝倉書店
国土地理院（1982）：土地条件調査報告書（東京地区）．
水谷武司（2018）：東京は世界最悪の災害危険都市―日本の主要都市の自然災害リスク．東信堂
内務省社会局 (1926)：大正震災誌（上）．
武村雅之（2003）：関東大震災．鹿島出版会
東京都 (1947)：昭和 22 年 9 月風水害の概要．

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
改訂：平成 30 年 12 月
国立研究開発法人

1-10

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
2. 横浜中心地区－幕末の開港で小寒村から発展した国際貿易都市
1. 都市発展の経過
横浜は人口が 380 万人という東京に次ぐ大都市です．市域は当初の東京湾岸低地から丘陵・台地に向け拡大し，現在では東京のベッドタウンともなって，多くの人口を収容しています．海岸線は全面的に埋め立てられ，工業地帯が展開しています．しかしこの地は何といってもよく知られたみなとヨコハマであって，横浜港の周辺地区が市の中心です（図 1）．
現在中心市街が展開する大岡川低地は，中世までは干潟の広がる浅い入り江で，湾口には南の本牧台地から伸びる砂嘴（横浜砂州）が入り江を半ば閉ざしていました．1600 年代になって新田開発のために干潟の干拓が進められ，幕末には砂州背後の一部を除き入り江のほぼ全面が干拓地になっていました．砂州
上には半農半漁の横浜村があり，1800 年代
半ばでも戸数 100 戸たらずの小村でした．北

図 1 横浜市域の地形にある帷子川の入江（神奈川湊）をへだてた対岸には，東海道の神奈川宿があり，ここが地域の中心でした．
1653 年にペリーが来航し，欧米諸国との修好条約が順次締結され，「神奈川」を開港するよう定められました．しかし幕府は東海道筋から離れた交通不便な横浜砂州を開港地と決め，波止場・税関・外国人居留地などの建設を一方的に進めて，1859 年に横浜港として開港させました．ビジネスチャンスを求める
欧米の多数の貿易商たちはすぐさまこの地に集まり，たちまち外国商館などが建ち並んで，国際貿易都市が出現しました．開港から 30年後の明治 22 年に，横浜港周辺地区 5.4 km2が横浜市とされたときの人口は，12.2 万人に

図 2 明治 15 年（1882 年）の地形図も増大していました．
明治初期の横浜の様子がわかる地形図（図 2，明治 15 年発行）では，水路で隔離されている関内地
区（貿易港湾関係区域）は建物および洋式公園で埋められており，隣接する大岡川低地や本牧台地にも市街地・住宅がかなり広がっているのが見てとれます．JR 横浜駅付近はこの当時入り江になっており，明治 5 年開通の新橋・横浜間の鉄道はそれを閉ざす砂州状の地形上を通じています．
僻地に立地させられたこの港町は，潟性の狭い谷底低地と起伏がかなりある丘陵状の台地にしか街展開の余地はないので，生い立ちから災害に弱いという宿命をもっています．横浜の市域は現在
横浜中心地区2-1

では，周辺地区との合併を続けて，市制発足当時の 80 倍もの面積になっています．その 3 分の 2は多摩丘陵南部および三浦丘陵北部に位置します．このように市域の大半が丘陵地である大きな都
市は，日本では他にありません．丘陵地では，市街化が進んだ場合，豪雨時に斜面崩壊や流れの激しい降雨流出による災害が起こる危険があります．
2. 地形・地盤条件
横浜中心地区の地形は，下末吉
台地，台地内の谷底低地および海岸低地からなります（図 3）．下末
吉台地は，多摩丘陵の南東部に接続して川崎から横浜にかけ分布
する起伏のかなり大きい台地です．これは 12 ～ 13 万年前に海面が現在よりも 10 m ほど高かった
ときの浅海底堆積面が陸化した地形で，下末吉ローム以降の新しい火山灰で厚く覆われています．火山灰の給源であった箱根火山に近いので，その厚さは 20 m ほどもあります．このため台地面の標高は 40 ～ 50 m と，関東の他地域に分布する下末吉面相当の台地に比図 3 横浜港周辺地区の地形

べ，高くなっています．多摩丘陵とあまり違いのない起伏を示し，平坦面はほとんどみられないのは，
侵食されやすい火山灰層が厚く，また標高がより大きいために，流水による谷の形成がより速く進んだためと考えられます．地形だけからみれば丘陵に近い起伏を示し，台地とは表現されるものの土砂災害の危険がかなりある地形です．
台地内の大きな川には大岡川と帷子川とがあり，幅 2 km ほどの低平な谷底低地をつくって横浜港に注いでいます．その下流部は近年まで入り海であった低湿地で，現在は干拓・埋立が行われています．帷子川低地では明治 15 年当時にも，まだ海がかなり奥深くまで入っていました．干拓は徳川時代になってから行われ，それを実施した人物の名前が，吉田，高島などの地名として残っています．干拓地は全面に盛土が行われていて，現在の標高は 2 m ほどです．
東京湾に面する谷の出口には，海抜高 2 m 前後の砂州が発達しています．これは海面上昇期に出現した入江の湾口を閉ざすように沿岸流の運搬砂が堆積した地形です．その砂の給源は多摩川です．
東海道・神奈川宿はこの砂州上にありました．明治以降になって，砂州や干拓地の沖合いに埋立地がつくられ，現在では海岸線が 1 ～ 2 km 前進しています．その面積は 32 km2，海抜高は 3 m 前後です．
台地の地層は，上から厚さ 15 ～ 20 m の関東ローム層，5 m 前後の下末吉層，基盤となる三浦層，とからなります．関東ローム層はおよそ 2 ～ 10 万年前に，箱根火山・富士火山から飛来し堆積した火山灰・軽石が風化したものです．ローム層中には厚さ 30 cm ほどの黄橙色の粘土層が挟まっています．これは約 6 万年前に箱根火山が巨大噴火を起こしたときに飛来した軽石が粘土化したものです．このとき生じた火砕流は横浜西部にまで達しています．下末吉層は，12 ～ 13 万年前の海面上昇期に，浅海底に堆積した砂礫層です．この平坦な堆積面が台地の原型になっています．
谷底低地や海岸低地には軟弱な沖積層が分布します．氷河期の海面低下により形成された谷が，その後の海面上昇により入海となり，そこを埋めた地層が沖積層の主要部です．その厚さは谷の削
りこみの深さによって決まります．

2-2大岡川および帷子川の低地の地下には急な谷壁をもつ深い谷があり，沖積層の厚さは最大で 50 m あります（図 4）．河川流域（流量）の規模か
らみて，この掘りこみの深さはかな
り大きなものです．横浜砂堆上の A地点では，表層に 5 m を超える厚い埋立土と厚さ 7 m の砂堆構成層があり，その下には –50 m の深さにまで
N 値ほぼ 10 以下のシルト・粘土層があります（図 5）．より内陸の谷底
低 地 で は， 沖 積 層 の N 値 は 0 近 いという軟弱さを示します．表層には干拓後の埋立土が 2 ～ 5 m あり，標図 4 沖積層の厚さ（横浜市資料） 赤丸はボーリング地点

高は 2 m ほどになっています．帷子
川低地でもほぼ同じような地層構成を示します．
氷河期には東京湾は陸化して中央を利根川（古東京川）が流れていたのですが，その掘り込みの深さは横浜沖において100 m ほどありました．このため支流の大岡川・帷子川などの河床勾配は大きくなったので，侵食力も大きくなって，小さな川のわりには深い掘り込みを行い，沖積層が厚くなりました．沖積層が厚いほど地盤条件は悪くなり，地震による被害が大きくなります．
3. 地震災害
横浜に被害を及ぼす地震には，相模トラフにおけるプレー
ト境界地震と，南関東・伊豆で起こる内陸地震とがあります．
相模トラフは横浜中心域から最短で 40 km しか離れていないので，それが活動した場合には非常に強い揺れをもたらします．震源の浅い内陸地震を起こすおそれのある活断層は，神奈川西部・三浦半島・伊豆半島にあります．横浜で震度 5 以上を記録した地震は，最近の 100 年間に 7 回，約 15 年に 1回の頻度で起こっています．震度 6 以上の揺れであったのは

図 5 ボーリング柱状図

1923 年の関東地震の 1 回です．
関東地震の震源域は神奈川県東部にまで及び，横浜では直下の地震となったので，被害度では東京を上回るという著しい被害を受けました．なお当時の横浜市は，横浜港を取り巻く半ドーナツ形状の範囲で，面積は現在の市域の 8％，人口は 43.9 万人，戸数は 9.9 万戸でした．
横浜市の死者・行方不明数は 26,623，死者率は 6.1％で，東京市の死者率 3％の 2 倍にもなりました．
東京では火災による死者が大部分でしたが，横浜では建物倒壊と火災がそれぞれ半分ほどで，揺れによる被害が非常に大でした．建物倒壊と火災が多かった大岡川低地および関内地区（横浜砂州・海岸埋立地）において死者がとくに多く，全体の 90％もがここで発生しました．
住家全壊は 11,615 戸，半壊は 7,992 戸，焼失は 51,719 戸であり，これらの合計は全戸の 71％にもなります．住家の全壊率は 11.7％（震度 6 強相当）で，東京市全体の全壊率およそ 3％（震度 6 弱相当）の約 4 倍でした．
横浜中心地区2-3

市街中央部の大岡川低地や帷子川低地では住家全壊率が 80％を超えるところがありました（図 6）．全壊率が大きいところは，地下に埋没谷があって沖積層が厚いところにあたっています．ここは近世に干拓された土地
で，N 値が 0 に近い非常に軟弱な泥質層からなります．地形別の住家全壊率は，台地・丘陵地で 5％程度であったのに対し，谷底低地
ではおよそ 40％，沖積層の厚い干拓地・埋立地では 80％を超えました．なお，軍事関連施設があるなどのために，建物被害が不明な地区がかなりあります．
出火総数は 164 で，面積あたりでは東京の2.5 倍でした．大岡川低地では倒壊家屋が多かったので，低地内と周辺域が全面焼失しま

図 6 関東地震による横浜の建物全壊率（松田ほか，1978）した（図 7）．火災旋風は約 30 個発生し，うち6 個が猛烈であったと記録されています．横浜における焼失世帯は 6.3 万で，焼失世帯率
63％は東京市とほぼ同じでした．焼失面積は
およそ 10 km2 で，横浜埠頭に面する中心地
区や外人の住む山手地区にも火災は及びまし
た．この焼失面積は，外国における最大の地
震火災である 1906 年サンフランシスコ大火に匹敵する規模のものでした．火災は外国人居住地区にも及び，在留外国人の死者の総数
は約 1,800 人，うち中国人がおよそ 1,500 人でした．崖崩れは市内 73 箇所で発生し，106
棟の建物が埋没・倒壊しました．
相模トラフ北部で起こる大正関東地震タイ
プの地震は，発生後まだ 90 年なのでここ当分は起こらないと考えられます．房総南方の
相模トラフにおける元禄型地震は，ここ 300

図 7 関東地震による横浜の火災（内務省，1926）

年起こっていないので，その発生が懸念されています．1703 年元禄地震の横浜における震度は 6 強～ 7 でした．横浜市の想定では，火災被害が最大になる冬の 16 時に地震が発生した場合，元禄型
関東地震（震度 6 強以上）の被害は，住家全壊 34,669 棟，焼失 77,700 棟，死者 3,260 人，直接経済被害 11.7 兆円など，東京湾北部地震による被害は，全壊 4,331 棟，焼失 13,000 棟，死者 160 人などとされています．南海トラフ巨大地震の揺れは 5 強程度で大きな被害は想定されていません．なお，
1923 年関東地震時の市域に相当する地区における被害は，これらの 1/3 程度になります．
近くにある活動的な活断層は，神奈川西部の神縄・国府津－松田断層帯，三浦半島断層群などです．
神縄断層は相模トラフの延長上にある内陸の断層で，今後 30 年以内に地震が発生する確率は 0.2％
～ 16％とされています．確率 16％は日本の活断層の中で最大の値です．この断層が全域で活動した
場合のマグニチュードは 7.5 であり，横浜中心部からは 40 km ほどのところにあるので，最大震度 6
強の熟れが予想されます．三浦半島断層群中の武山断層は 30 年確率が 6％～ 11％と高く評価されています．地震の規模は 6.5 程度であり距離は 25 km ほどなので，震度 6 の強い揺れが予想されます．

2-4

4. 土砂災害
中心市街が展開する下末
吉台地は開析が進んでいてかなりの起伏があり比高は大きいので，土砂災害の危険が大きい土地条件下にあり ま す． 危 険 な 宅 地 造 成は各所にみられ危険をさらに大きくしています．土砂災害のリスクは日本の都市の中で上位にランクされます．
図 8 は大岡川低地周辺部
における土砂災害発生個
所 を 示 し た も の で，2004
年までの 30 年間におよそ

図 8 大岡川低地周辺域における土砂災害発生箇所（1974 ～ 2004 年）（神奈川県資料）300 箇所で起こっています．台地縁辺の崖部だけでなく，台地内部にも多数の分布がみられ，谷の形成が進んでいることを示します．全域に市街化が進み地形改変が行われ，排水条件を変化させていることが，災害の件数を多くしています．とくに，宅地造成や道路建設による盛土や切り取りによる人工崖の崩壊が多くみられます．本牧台地では海食による切り立った崖の高さが最大で 50 mほどもあるので，崩壊土の破壊力は大きくなります．台地構成層は不透水性の泥岩を基盤とし，その上に透水性の未固結砂礫層およびローム層が載っています．このように性質を異にする地層が重なっているのは崩壊が起きやすい条件です．泥岩層の表面がくぼんでいるところでは，地中水が集中して崩れやすくなります．
1961 年 6 月の梅雨前線豪雨は，横浜で最大日雨量 213 mm，最大 1 時間雨量 58 mm を記録し，多数の崖崩れを起こしました．横浜全市における崖崩れ数は 443，死者 21 人，家屋全壊 50 戸でした．
この全壊 50 のうちの 13 は宅地造成が原因でした．横浜中心地区を構成する中・西・神奈川の 3 区
における被害は，死者 11 人（内宅地造成を原因とするもの 9），家屋全壊 9 戸でした．洪水によるものも含めた全市被害は，死者 22，全壊 50 戸（120 世帯），半壊 87 戸（184 世帯），浸水 14,535 戸でした．

図 9 大岡川低地周辺域における急傾斜地崩壊危険箇所（2003 年）（神奈川県資料）
横浜中心地区2-5

1966 年 6 月の台風 4 号の大雨は最大日雨量が 256 mm と既往第 4 位を記録し，最大 1 時間が23 mm と小さかったものの，1961 年を上回る 541 件の崖崩れを市全域において起こしました．被害は，死者 31 人，家屋全壊 114 棟，半壊 183 棟などでした．浸水棟数は 40,828 で，これは市北部の鶴見川の内水氾濫によるものが大部分でした．さほど強くない雨でも多数の崩壊が起こっていることは，
地域社会の災害脆弱性が大きくなっていることを示します．
横浜市の急傾斜地崩壊危険個所数は 1,445 で，全国でも有数の多さです．図 9 は大岡川低地周辺部についてこれを示したものですが，台地部の大部分が危険地となっており，土砂災害の危険が大きい土地であることをよく示しています．

山口恵一郎ほか編（1972）：日本図誌大系，関東Ⅰ．朝倉書店．
内務省社会局（1926）：大正震災誌（上）．
管野・佐野・谷内編（2009）：日本の地誌 5，首都圏Ⅰ．朝倉書店
松田・和田・宮野（1978）：関東大地震による旧横浜市内の木造家屋全壊率と地盤との関係．地学雑誌 87，14-23．

防災基礎講座：地域災害環境編
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公開：平成 28 年 10 月
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文責：水谷武司（客員研究員）

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自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
3. 利根川中流域－流路変遷が目まぐるしい首都圏大河川の平野
1. 利根川の水系
利根川は関東平野を東に向け流れ銚子から太平洋に注いでいますが，1600 年代に行われた河道付
け替え以前は現在中川水系の河川が流れている低地（中川低地）内を南に向かい，東京湾に流入していました．この中川低地には大きな分水路である江戸川があり，利根川流量の 40％ほどを流しています．直接海に排水する分派川は同一流域とするとされているので，江戸川・中川も利根川流域に含められています．利根川は 80 km も離れた別の海域に流れ出す 2 つの大きな河口をもつという特殊な河川です（図 1）．
自然地形では平野中央の台地上をほぼ南北に走る分水界を境にして，西の利根川水系と東の鬼怒川水系とに 2 分されます．これらを合わせた
面積は 16,840 km2 で，利根川は日本最大の河川です．しかし自然地形からみると，河道付替えにより人為的に加えられた鬼怒川・霞ヶ浦流域の6,320 km2 を差し引き，同時期に切り離された荒川上流域 950 km2 を加えて，第 3 位の信濃川（11,900 km2）とほとんど同じ流域面積になります．なお，海面が 100 m 以上も低下

図 1 利根水系河川の流域（黒線・黒破線が流域界）

していて東京湾出口近が河口となっていた約 2 万年前の氷河期のピーク時には，利根川（古東京川）は多摩川や房総の河川も支流に加えていました．このときの流域面積は 3,000 km2 ほど大きくて，第 2 位の石狩川を大きく超えていました．
利根川は上越国境を水源とし，三国山脈および上野火山群の中を南流し，赤城山と榛名山の間を抜けて利根川低地に流れ出しています．尾瀬山地東面から流れる片品川との合流箇所には比高100 m を超える大きな段丘群が発達しています．これは十数万年前の赤城山の噴火による利根川堰止めで出現した古沼田湖の埋立て堆積面が，開析され段丘化したものです．赤城山南西麓の前橋北方から伊勢崎東方までの区間には，長さ 25 km，幅およそ 10 km，平均勾配 1/300 の扇状地が発達しています．この大きさは河川規模のわりには大きくはありませんが，これには沼田盆地への大量の土砂堆積が関わっていると考えられます．
扇状地区間をすぎると，河川が乱流を繰返し自然堤防群が発達する氾濫原性低地が南東にのびています．利根現河道はこの中川低地を右横にみて東に向かい，最大の支流の渡良瀬川と合流し，ついで江戸川を分流したあと，台地の分水界を越えて鬼怒川流域に入っていきます．ここからは常陸台地と下総台地の間にあまり広くはない沖積低地を切り開いて流れ，霞ヶ浦からの河川を合わせた
後，銚子において太平洋に注いでいます．
利根川流域の人口はおよそ 1,200 万人で，日本の人口の 10％を占めます．地形的には利根水系に含められる荒川を加えると，東京の人口の大部分が加わって，流域人口は非常に大きくなります，
東京の上水の 2/3 は利根川から取水されていて，東京には多量の利根の水が流れ込んでいます．利
根川の氾濫水はしばしば東京を襲って大きな被害を与えてきました．利根川と東京とのかかわりは大きいのです．
利根川中流域3-1

2. 関東平野の地形
関東平野では，中央が窪むという盆状の沈降が進行しています．ここ 5 百万年ぐらいは沈降の中心が東京湾北部にあり，沈降量は 2,000 m を超えています（図 2）．東京湾の最奥部がより広くて円状であるのはこの沈降運動の反映です．一方周辺部は隆起を行っていて，房総半島・三浦半島の南部や銚子には古い地層（古生層など）よりなる丘陵があります．古い地層の山地は，北に筑波山地・足尾山地，西には関東山地があり，これらで囲まれた大きな盆地に形成されたのが関東平野です．
日本の大きな平野は基盤の沈降域に形成されています，というよりは，沈降が生じているために平野となっているのです．

図 2 関東平野の地形と盆状沈降（貝塚ほか，1985 などによる）日本の平野はほぼすべて堆積平野で，河川・海岸の低地（沖積低地）・扇状地・台地といった平坦な地形で構成されます．関東平野では台地の面積比率が 55％と非常に広いことが大きな特色です．
台地は，沖積低地とは崖を境にして一段と高い位置にある広いテーブル状の地形で，その形成には
地殻の隆起や海面の変動が関係しています．関東平野の台地は東半部に多く分布し，大部分が下末吉面と呼ばれる最終間氷期の堆積面を原形とした洪積台地です．
ここ百万年ぐらいは氷河期が周期的に到来し，現在は海面が高い間氷期にあたります．前回の間氷期は 12 ～ 13 万年前にあり，当時の海面は現在より 10 m ほど高い位置にありました．関東周辺部の隆起はまだ現在ほど進んでいなかったので，関東平野全体は東に開口する大きな湾（古東京湾）でした．この外海から半ば遮断された穏やかな浅い内湾を，周辺山地とくに日光・上野火山群からの土砂が埋め立ててつくった広い三角州が台地の原形になっています．
その後の海面低下及び隆起によりこの堆積面が陸化して，その上には最大傾斜方向に向かう流路が形成され，これが堆積面を侵食して台地と河川低地をつくり分けました．それらが連なる方向は
ほぼ現在の利根川が流れる方向であり，南に向かうのは平野西部に限られます．したがって平野面
は形成時には全体として緩く東に傾斜していたのですが，その後の盆状沈降および周辺隆起により変化を受けました．平野形成の初期には利根川は現在のように東に向け流れていたかもしれません．
最終間氷期の堆積面を原形とする台地（下末吉台地）の標高分布をみると，平野北西部でリング状で最も低くなっており，最近における沈降中心の位置がよくわかります（図 2）．沈降中心部での台地標高は 10 m を切っています．この付近の低地面標高は 10 m 前後なので，台地が地下に埋もれていることになります．たとえば加須では，台地表面を覆う関東ローム層が地下 3 m のところに見られ，その上には利根川の氾濫原性堆積層が載っています．ローム層はおよそ 3 ～ 8 万年前に箱根・富士などの火山から飛来した火山灰の堆積層で，平野中央部では厚さが 2 ～ 3 m ほどあります．もしこ
れらの火山群がなかったら台地面の高度は低くなり，また土砂運搬量は少なくなっていて，平野中
央には霞ヶ浦ような湖ができていたかもしれません．一方周辺域では隆起により台地高度は大きく

3-2

て，房総北部では 100 m もの高さになっています．なお東京の載る武蔵野台地は，荒川・多摩川の扇状地が段化した面が主体で，構成層が多少異なります．
霞ヶ浦は流域上流山地からの土砂運搬が少なくて，約 6 千年前の海面上昇期に平野内に進入した入海が埋められずに水面として残ったものです．この縄文海進時の海は貝塚の分布から推定でき，中川低地では栗橋近くに達しています（図 3）．鬼怒川低地では海は 100 km もの内陸にまで侵入していました．
この当時海であった範囲は標高が低くまた一図 3 約 6 千年前の海面上昇期に関東平野に進入した
入海（貝塚，1985）

般に表層が軟弱な地層で構成されていて洪水・地震の危険が大きい地域になります．
平野沈降の中心は東京湾にもあり，これらをつなぐ細長い地域で大きな沈降を示しています．利
根川はこの沈降の軸に沿って流路をとるのが最も自然な状態です．沈降域は流れが停滞し氾濫が生じやすい地形条件にあります．かつての利根川はこの中流域において乱流し，複雑な河道網をつくっていました．江戸時代から昭和にかけて何度も起こった利根川大洪水は，この方向をたどって江戸や東京に流入しました
3. 利根水系河川の流路変遷と治水
1500 年代末までは，関東平野の東半分は東に向かって流れ太平洋に流入する常陸川・鬼怒川・霞ヶ浦諸河川の流域であって，利根川とは別流域でした．当時の利根川は自然地形に従い，現在中川水系河川の流れる低地（中川低地）を通って東京湾に注いでいました．利根川及び渡良瀬川は，沈降が進みつつあるこの低地内を乱流し，複雑な河道網をつくって流れていました（図 4）．1590 年の北条氏滅亡の後この地を領地とした徳川は，利根川の流路を東に向けて常陸川に接続させるという大土木工事をおよそ 100 年かけて実施しました．この利根東遷事業の目的は，舟運確保・新田開発・洪水対策など多面的なものであったようです．まず 1594 年から，利根主流の一つの会の川（古利根川上流）を閉め切り，東に向かう流路に一本化して渡良瀬川に接続させる工事を行いました．ついで1621 年から南東に真っ直ぐのびる新川通および分水界の台地を横切る赤堀川の人工河道を開削して常陸川上流に連続させる大工事を実施しました（図 5）．赤堀川の名はローム（台地を覆う赤土）に由来するもので，沈降により低くはなっているもののここが台地であることが分かります．1635 ～図 4 利根水系河川の流路変遷（利根川研究会，1995 による）
利根川中流域

3-3

1644 年には江戸川の開削が行われ，ここが利根川の分流路になりました．渡良瀬川はかつては江戸川につながっていました．赤堀川は当初は幅 12 m ほどの小水路でしたが，その後拡幅・掘削が断続的に行われ，1700 年台半ばには幅は 60m になり，利根川の流量の大半を受け持
つようになりました．利根川支流であった荒川は 1629 年に熊谷南方で入間川に付替えられ，旧流路は元荒川として残りました．地形からみれば入間川に接続するのが自然です．
東遷後の利根流路は，南に傾斜する低

図 5 中川低地北部における主要流路と河道付替え

地を横断するという，自然地形には従っていないもので，大きな出水があれば利根川は低地上・中流部の右岸（南側）で氾濫し，洪水は地表傾斜に従い南に向かい，かつての利根の流れを再現するのが自然の理です（図 2）．記録に残る大洪水だけでも 1700 年代以降の 250 年間に 16 回，15 年に一度の頻度で発生しています．このため低地
内に斜めに横断する数列の洪水防御堤（中条堤など）を設け，ブロックごとに氾濫をくいとめ，氾濫
水を本流や江戸川に導く方策がとられましたが，大きな洪水を防ぐことはできませんでした．江戸の三大洪水とよばれる寛保二年（1742），天明六年 (1786)，弘化三年 (1846) の洪水，および明治 43
年 (1910) の洪水，1947 年カスリーン台風による洪水はとくに大規模なもので，東京の東部低地にまで広く氾濫が及びました．荒川も同時に出水することが多いので，利根川の氾濫に荒川の氾濫が加わって東京低地は広範囲に浸水しました．このような大洪水と呼ばれるものは 60 年に 1 回ほどの頻度で起こっています．1786 年の洪水は 3 年前の浅間山大噴火による泥流・火砕流が利根川に流入
して河床を大きく変化させたことが一因になっています．
明治になって近代的な治水対策がたてられるようになり，基本となる計画高水流量（氾濫させない最大洪水流量）は，明治 33 年に毎秒 3,750 トン（烏川合流点下流の八斗島地点）とされ，その後の大きな洪水のあとたびたび変更がなされてきました．現在，重要度は A 級とされ，再現期間 200 年で計画されています．この 200 年確率の降雨の場合に想定される流量のうちの毎秒 5,500 トンは上流のダム群（矢木沢ダム・藤原ダムなど主要なもの 6 ダム）によって調節し，八斗島における最大流量を毎秒 16,500 トンとしています（図 6）．これは 1947 年のカスリーン台風時に観測された最大流量に相当します．栗橋の下流では，江戸川への分流，放水路への放流および多数の遊水池における貯留によって，河口部における計画流量を毎秒 9,500 トンに低下させています．最大の支流である渡良瀬川の洪水は，渡良瀬遊水池による調節などにより，ピーク時には本流に合流しない計画になっています．渡良瀬遊水地
は 南 北 8 ～ 10 km， 東 西 4 ～ 6 km と 広大で，渡良瀬川は台地先端部を切ってこの低湿地に流入しています．
図 6 利根川の流量配分計画
印旛沼を通る放水路計画は放棄された

3-4

4. 利根川の洪水
4.1 明治以降の洪水
明治・大正期には，大きな洪水が 8 回，およそ 8 年に 1 回の頻度で起こっています．このうち最大のものは明治 43 年 8 月の洪水で，利根川の中下流部・吾妻川・烏川・渡良瀬川・荒川などの低地が広範囲にわたり氾濫しました．とくに中条堤（本庄市と深谷市の間）の破堤による氾濫流は東京まで流下しました．八斗島における最大流量は毎秒 1 万トンをかなり上回ったと推定されています．
なお，明治になってからの利根川改修は下流部から着手されていたので，この当時の中流部堤防は
まだ江戸時代のままでした．この洪水による関東地方の被害は，死者 847，流失・全壊家屋 4,917であり，被害が特に大きかった埼玉県では死者 241，流失・全壊 1,608，群馬県では死者 310，流失・全壊 1,249 などでした．
昭和期には 10 年代から 30 年代前半にかけ平均して 3 年に 1 回の頻度で大きな洪水が発生しました．昭和 10 年の洪水は明治 43 年の水位を 1.5 m も上回る規模で，東京における浸水 5 万戸などの大きな被害を引き起こしました．20 年代前半にはカスリーン台風，アイオン台風，キティ台風などの台風が毎年のように来襲し，大きな被害をもたらしました．1947 年 9 月のカスリーン台風による
利根川氾濫は，日本における最大の河川洪水災害といえるものでした．
4.2 1947 年利根川破堤洪水
房総半島南部をかすめて関東東方海上に進んだカスリーン台風は，本州付近に停滞していた前線の活動を活発にしたため，台風の雨に前線の雨が加わって，関東・東北地方に大雨を降らせました．関東山地では総雨量 500 mm を超える近年にない大雨となったため，利根川は大規模に出水しました．中流部の八斗島では毎秒 1.7
万トンの最大流量を記録し，既往最大の観測値である 1935 年の毎秒 9 千トンの 2 倍ちかくになりました．このため 9 月 16 日未明，埼玉県・東村地先の新川通右岸堤防が栗橋西方 4 km のところで 350 m にわたり大破堤し，この広い破堤口から利根川の流量の大部分が溢れ出したため，かつてない大洪水になりました（図 7）．
破堤による氾濫流は直面する後背低地内に激しく流入しました．破堤後約 1 時間で洪水は後
背低地内全域に及び，4 時間後にはこの凹地を満水し，ついで南および西に向かって流れ出しました．このように，氾濫流は自然および人工図 7 カスリーン台風による利根川・荒川の破堤洪水（国土地理院資料）の堤防に支えられて後背低地内にプールされ，水位を高めて堤防の低所を破って次の低地に流入するということを繰り返しながら，平野地盤の傾斜に従い東京湾に向け南下しました．古利根川・庄
内古川・中川・元荒川などの低地内河川の堤防は各所で決壊・破堤しました．洪水の主流は次第に東側へ寄り，江戸川沿いに進行しました．氾濫流の進行速度は破堤口に面する後背低地内では平均
時速 5 km という速いものでした．その後は一時貯留を繰り返しながら流下したので，進行の平均
時速は洪水域中流部において 0.5 ～ 1 km 程度でした．新川通の北側の左岸低地も同時刻に渡良瀬川の決壊により浸水しましたが，ここでは平野の傾斜している方向が堤防によって閉ざされた状態にあるので，氾濫水が滞留して浸水深は最大 6.5 m にも達しました．
利根川中流域

3-5

破堤の 50 日後に撮影された空中写真（図 8）では，破堤口（A）の先に楔状の細長い池と白く映える砂州が両側面に見られます．この池は流入した激しい洪水流の侵食によってできたもの
で，落堀と呼ばれます．長さは 1,000 m，最大深さは 7 m もあり，流れがいかに激しかったかがよく分かります．砂州は運ばれてきた砂が流れの側面で堆積してできたもので，その位置と形が示すように自然の堤防です．左方の屈曲する帯状部（C）は以前に利根川本流であったこともある浅間川の旧河道で，現在は水田になっています．旧河道に沿って連続する黒い部分（L）
は，やや小高いので集落や林地となっている自然堤防です．これと利根川河道とに囲まれる半円状の部分は浅い皿状の低湿地で，後背低地と図 8 破堤箇所付近の空中写真（米空軍撮影）呼ばれます．一般に平野内には旧河道・自然堤防・後背低地が分布していて，かなりの起伏が見られます．その高度差は通常 0.5 ～ 3 m 程度と小さいものですが，浸水の危険度には大きな影響を与えます．写真中の自然堤防上の家は浸水を免れるかあるいは床下浸水だけで済みました．
破堤口の先から放射状に伸びる縞状の模様から洪水流の進行方向が分かります．その主流は右下の栗橋（K）の方へ向かっています．冬の季節風を防ぐ目的で，北西側を屋敷林で囲んでいる家がこの地域には多く見られます．この屋敷林が，やはり北西からの洪水流を緩衝して，主流部分にあっても流失を免れている家が多く見られます．この後背低地内では約 120 戸が流失しました．氾濫水
は自然堤防により一時貯留され水位を高めました．中央の後背低地内の浸水深は最大で 3.8 m に達しました．
破堤地点付近では，河川水位が堤防を 0.5 m も越え，延長 1,300 m にわたりオーバーフローして，最終的には延長 350 m にわたって破堤しました．このように水位が上昇した原因としては，すぐ下流にある鉄道橋（B）と道路橋による流れの堰き上げ，ほぼ同時刻に出水した渡良瀬川（W）との合流による流量急増の影響があげられます．この付近の河道は新川通という名が示すように人工水路で，利根川を渡良瀬川に合流させるために 1621 年ごろに開削されたものです．堤防の高さは，明治以
来何度も改定されてきた計画規模に達しておらず，河川工事がまだ続行中でした．
新川通の破堤洪水による被害は，死者 58 人（埼玉 51，東京 7），流失・全壊家屋 600 戸，浸水家
屋 145,520 戸（内東京 105,500 戸）という大きなものでした．大河川のつくる広く緩やかな平野における洪水では，このように大量の家屋損壊が生ずることは稀です．
家屋の流失および全壊は，破堤地点から幸手南方に至る約 10 km の区間で集中的に発生しており，ここを激しい洪水が流れたことが分かります（図 9）．破堤口に面する後背低地内での家屋流失はお
よそ 120 戸でした．この皿状の低地から溢れ出た氾濫流が栗橋に集中したため，栗橋町全体で死者18 人，流失・全壊 116 戸という被害が生じました．
幸手付近には数列の自然堤防が緩やかに屈曲しながら並走しています（図 10）．これらの間隔が狭くなってきたところで激しい流れが生じたため，破堤口から 10 km も下流であったにもかかわらず，
80 戸もの全壊・流失が生じました．地形的な狭まりの箇所では水位の堰き上げにより洪水の勢力が大きくなる可能性があるので，自然地形の微起伏や道路など人工の地物の配列を調べて，危険を予測する必要があります．この家屋損壊集中域における死者数は全体の 2/3 であって，それ以外は流れの激しくはなかった他地区の浸水域におけるものでした．増水した川や用水路に転落する，浸水した道路を歩いていて深みにはまる，などがその原因となるので注意を要します．

3-6

図 9 破堤箇所付近における被害の分布

図 10 破堤箇所付近の地形

破堤から 2 日半後に氾濫流は，埼玉・東京境界の大場川を越え古利根川の桜堤に達しました．こ
こで氾濫流は一時阻止されたものの，米軍の江戸川堤防爆破による緊急排水は間に合わず，9 時間
持ちこたえた後ついに破堤しました．これにより葛飾区の全域および江戸川区・足立区のほぼ半分の地域が浸水しました．浸水戸数は 10 万戸を超え，埼玉県のそれを大きく上回りました．勾配の非常に緩やかな三角州域であり，鉄道・道路などの障害物が多いので，洪水の進行は遅く時速 0.2 km
以下でした．流れの一部は上流に向かいました．荒川沿いの地域は地盤沈下により海面下の土地になっているので，湛水期間は最大で半月を超えました．
4.3 渡良瀬川の洪水災害
山地内谷底低地や山麓扇状地の開析谷底では，地表面勾配は大きく，また洪水流の横への広がりは制約されるので，上流山地に強雨が降ると雨水は一気に谷底低地に流れ出してきて，流速・水深の大きい激しい流れが生じます．山崩れ・土石流により生産された土砂・流木も運搬され，流れの破壊力はさらに増大
します．これまでに多数の住家流失・全壊をもたらしている洪水は山地河川洪水であり，低地面勾配がほぼ 1/400 よりも急な谷底低地
でそれらは生じています．
渡良瀬川は赤城山と足尾山地の間に真南

図 11 カスリーン台風による渡良瀬川洪水に向け開く大きな扇状地をつくっています．現在の河道は扇状地の北縁を足尾山地沿いに流れ，扇状地内に断片状に分布する丘陵との間に谷底低地状の地形をつくっています．桐生および足利の市街は渡良瀬川と足尾山地の間に位置し，市街地南部は渡良瀬川に沿って展開しています（図 11）．谷底低地面の勾配は，桐生では 1/150 と急傾斜です．足利では 1/400 とかなり緩やかですが，低地面はやや下刻をうけていて幅狭い河道周辺
低地をつくっています．上流の日光周辺山地では雨が強かったので，渡良瀬川は激しく出水して山麓部で全面的に氾濫し，破壊力の大きい洪水を引き起こしました．
桐生における被害は死者 146，住家流失・全半壊 813，足利ではさらに大きく死者 319，住家流失・
利根川中流域

3-7

全半壊 957 という著しいものでした．両市のごく狭い市街域にて，利根川破堤による死者の 10 倍近くの死者が生じており，開けた平野における洪水に比べ，山地河川洪水がいかに破壊的であるかがわかります．この洪水は夕刻の 18 時ころに発生しました．もしこれが深夜であったなら，さらに大きな人的被害が生じていた可能性があります．昭和 20 ～ 40 年代の豪雨災害では，昼間の災害に比べ深夜の災害では平均して約 3 倍の死者がでていました．このような地形条件のところではある強度以上の雨が降ると，堤防の有無などに無関係にほぼ地形なりの全面氾濫が生じます．桐生では翌々年（1949 年）のキティ台風により死者 6，住家流失・全壊 36 の洪水災害が起こっています．
4.4 赤城山地の土砂災害
群馬県では全都道県中で最大の被害が生じました．その半数は赤城山麓における土砂災害によるものでした．山頂にある大沼の水位上昇高から，赤城山における雨量は，記録的であった前橋のそれよりもおよそ 25％多かったと推定されています．この推定によると，15 時～ 16 時のピーク時の雨量は 65 mm です．15 時までの 24 時間には 350 mm の豪雨が降っており，さらにこれに先立ち，9日から 13 日までの間に 70 mm ほどの先行降雨がありました．この雨の強度の時間経過は大きな土砂災害を起こすに十分な条件を備えています．
赤城山はやや開析の進んだ大型成層火山で，放射状に発達する開析谷は山頂部から中腹にかけて深い谷を刻んでいます．無数といってよいほど発生した山崩れは，人家のほとんどないこの上中流域の急な谷壁部で生じたので，山崩れによる直接の被害は多くはありませんでした．大きな被害をもたらしたのは，山崩れ土砂が谷に流れこみ，谷底堆積土砂を取り込んで大きく成長した土石流です．
土石流被害は西面～南面の谷において著しいものでした（図 12）．西面の沼尾川は山頂カルデ
ラを排水するという集水域の広い谷で侵食力が大きいので，山麓部に幅 300 ～ 500 m のやや開けた谷底面をつくり，集落の適地を提供しています．敷島村の大部分の集落はこの谷底内に立地していたので，最も多くの住家損壊被害を被りました．南西面の白川沿いには前橋から山頂に通じる主交通路があり，中腹の標高 1,000 m
付近にはこの山地内でほぼ唯一の集落があります．このようなことが多くの人的被害を富士見村にもたらした一因となりました．南面の荒砥
川では大規模な土石流が発生しましたが，この氾濫は河道周辺に限られ大きな被害は引き起こしませんでした．しかし，地表面勾配が 2º 以
下で土石流の到達域外にある大胡町で著しい被図 12 カスリーン台風による赤城山南西麓における被害
赤数字：死者数，青数字 : 住家全壊数

害が生じました．ここへは土石流本体は到達しなかったものの，堰き上げによって勢力を増した後続洪水流が，多量の土砂・流木を混じえて襲いました．
4.5 利根川洪水の被害想定
利根川氾濫による被害の想定が内閣府（中央防災会議）から発表されています（2010 年 4 月）
（図 13）．渡良瀬川合流点の直上流（栗橋西方）にて右岸堤防が破堤し，氾濫流が東京の荒川・江戸川
低地にまで到達するという首都圏広域氾濫（これは 1947 年カスリーン台風による破堤洪水と同じ状況）で，最悪のケース（避難率 0％など）の場合に，死者数が約 2,600 人，最小のケースで約 800 人な

3-8図 13 利根川破堤氾濫による浸水深分布および死者数（避難率 0％）の想定（内閣府資料）

どの想定値となっています．この想定は，2005 年ハリケーン・カトリーナ高潮災害について米陸軍が調べた水深と死者率との関係に基づいていて，水深の影響が非常に大きく，その妥当性の検証はとくに必要です．
1947 年利根川洪水はこの想定洪水とほとんど同規模でしたが，このときの死者数は，埼玉県および東京都の災害報告に基づくとおよそ 58 人であり，想定値とは桁違いに小さい数です．破堤の3 日後に洪水が到達する東京低地（葛飾・足立・江戸川の 3 区で，ここでは水深が大きくなる）における想定死者数は約 1,000 人（最悪ケース）となっていますが，1947 年洪水では 7 人でした．1947 年には東村地先破堤箇所の対岸で渡良瀬川氾濫による貯留型洪水（流れが穏やか）が起こり最大水深が5.3 m にもなり，最も大きな被害が生じた川辺村（その後北川辺町に改称）における死者は 6 人でした．これに対し同じ条件下での洪水氾濫による想定被害は，北川辺町で約 3,400 人（最悪ケース）とされ 500 倍を超える大きさです．1947 年当時は敗戦直後の著しい混乱期で，国土は荒廃し，防災体
制は全く不備であり，加えて深夜という避難等の緊急対応に極めて不利な時間帯に破堤は起きたので，現在の最悪ケースよりも悪い状況下での災害になります．
1947 年カスリーン台風による全国の死者は 1,540 人でしたが，この大部分は山地における土砂災
害および山麓における激しい洪水によって生じたものです．赤城山での土石流による死者は 363 人
でした．足尾山地南縁の急勾配で幅狭い谷底低地に位置する桐生と足利の両市では，渡良瀬川氾濫による山地河川洪水によって 465 人の死者がでました．中央防災会議の被害想定では，1947 年洪水による死者・行方不明の実数を 1,259 人として，想定方法の妥当性の裏づけとしています．この実数とされるものは群馬・栃木・埼玉・東京の 4 都県の死者・行方不明数にほぼ一致するので，利
根川流域全体（下流にあたる茨城・千葉を除く）の被害を実数として採用したものと思われます．しかしその大多数は想定した栗橋西方での利根川破堤によるものではないので，妥当性の根拠にはなり得ません．3 日もかかって東京にまで到達する洪水で避難率 0％は非現実的な条件設定です． この大被害の想定はある政策意図（ダム建造など実施しようとしている河川工事の正当性の裏づけ）をもっておこなわれたのでしょう．
大きな人的被害をもたらす河川洪水は，山地内・山麓の谷底低地で生じています．勾配の緩やかな大河川平野では，洪水の進行速度は一般に人がゆっくりと歩く程度の速さであり，人の被害はあ
まり生じません．建物破壊と人的被害の発生には，洪水流の強さ（流速の 2 乗と水深との積で表される流体力）が大きく関係します．
利根川中流域

3-9

5. 地震災害
関東平野の地下には南から約 35º の角度でフィリピン海プレートが潜り込んでおり，平野南部ではその上面付近を震源とする地震が頻繁に起こっています．マグニチュード(M) は 一 般 に 3 ～ 4 ク ラ ス で あ り，M5.0 以
上は年に 1 回程度，M5.5 以上は 4 年に 1 回
ほどの頻度です．震源の深さは茨城南部で50 km，筑波山西方で約 80 km と深いので，地表での震度はほぼ 5 強までです．最大規模であった 1895 年の霞ヶ浦付近の地震（M7.2）
は阪神大震災に近い規模でしたが，被害は死
者 4，家屋全壊 37 などとさほど大きくはありませんでした．東京湾付近では震源深さが30 km ほどと浅くなるので，1855 年安政江戸地震（M7.1）のような局地的に大きな被害を引

図 14 関東平野中央部における地震活動（地震調査研究推進本部）

き起こす可能性があります．平野中央部では，かなり強い地震に頻繁に見舞われるものの，被害地震はわずかです．関東平野における活断層は，関東平野北西縁断層帯と立川断層帯とが平野西縁にあるだけです．これらが今後
30 年以内に活動する確率は，それぞれほぼ
0％および 0.5 ～ 2％です．立川断層の活動度は比較的高いのですが，地震規模は M7.4 程度で，震度 5 強以上の強震動域は平野南西部に限られます．1931 年には北西縁断層帯の一部が活動して M6.9 の西埼玉地震を起こしました．震央は山地内でしたが，震源は極めて浅くて荒川低地において震度 6 弱の揺れが生じました．被害は埼玉県で死者 11，住家全壊 63 棟，群馬県で死者 5，住家全壊 13 など

図 15 関東地震による住家全壊率の分布でした．
相模湾ではフィリピン海プレートの沈み込みによる海溝型巨大地震が発生します．その震源域が1923 年関東地震のように北に偏ると，震源がより近くなって平野中央部でも大きな被害が生じます．
関東地震では被害域が北北東方向に伸び，中川低地内の幸手町では震源から 80 km と離れていたものの住家全壊率 27.5% とほとんど震度 7 に相当する大きな揺れが生じました．低地中央部の草加北方では全壊率が 35％の町村がありました（図 15）．中川低地では沖積層がかなり厚い（草加で 35 m）
こと，および深い盆状の基盤地形が，震動の増幅をもたらしたと推定されます．埼玉県の被害は，死者 343，住家全壊 4,759，半壊 4,086 などで，大部分は中川低地および荒川低地で発生しました．
茨城県の被害（死者 5，全壊 141）は鬼怒川・小貝川低地に発生が限られました．台地では沖積低地に比べ震度が 0.5 ～ 1.5 程度小さくなるので，被害はあまり生じませんでした．震度が 1 小さいと被害はおよそ 1/10 になります．幸手町（全壊率 27.5％）の北東 5 km の常陸台地南西端にある境町では全壊率 0.1％と震度 5 相当でした．

3-10

6. 火山災害
関 東 平 野 の 周 辺 に は 活 火 山 が 11 あ り ま す（図 16）．浅間山は活動が非常に活発でランク Aに分類されています（ランク A は全国で 13）．ついで活動度の高いランク B は那須岳・榛名山・草津白根山・富士山・箱根山です．これらの火山，
とくに偏西風の風上にあたる浅間山・草津白根山・富士山などが噴火した場合，関東平野にはかなりの量の火山灰が積もるおそれがあります．火山灰の降灰は，作物・樹木の倒伏，交通混乱，環境汚
染，水質汚濁，健康障害など，多くの被害・混乱・障害を引き起こします．
関東平野の台地は，風化した火山灰である関東
ロームで覆われており，厚さは平野中央部で 2 ～3 m ほどあります．これは主としておよそ 2 万年
～ 7 万年前に繰返し起こった富士山と箱根山の噴火による火山灰が堆積したものですが，北関東で図 16 関東周辺域の活火山

は，赤城・榛名や日光火山群からの火山灰が多くなっています．鹿沼土は 4.5 万年前の赤城山噴火による火山礫です．
ローム層中には厚さ 5 cm ほどの黄色層が挟まっています．これは約 6 万年前の箱根山巨大噴火の際に飛来した軽石が，粘土化したものです．噴火当時には，隙間の多い軽石が 10 cm ほどの厚さに積もったことでしょう．このときつくられた箱根カルデラから噴出した火砕流は，60 km 離れた
横浜東部にまで到達しました．
1783 年（天明 3 年）の浅間山噴火はこの地域に最大の被害をもたらしました．火砕流・降灰による直接被害は，火山周辺 37 集落で死者 1,443 人，住家埋没・全壊 957 戸などでした．北東麓の鎌原村（人口 570）は大きな火砕流に襲われ 483 人の死者をだしました．火砕流は吾妻川に流入して利根川の河床を上昇させ，その後の洪水頻発の原因になりました．成層圏に噴き上げた大量火山灰は日射を妨げて，天明大飢饉（全国の死者 100 万人）を激しくしました．

貝塚ほか編（1985）：日本の自然 4，日本の平野と海岸．岩波書店
水谷武司（2011）：1947 年 9 月カスリーン台風の豪雨による洪水・土砂災害．水利科学 319．
阪口ほか編（1986）：日本の自然 3，日本の川．岩波書店
利根川研究会編（1995）：利根川の洪水―語り継ぐ流域の歴史．山海堂．
中村ほか編（1994）：日本の自然地域編 3，関東．岩波書店．

利根川中流域

3-11

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

3-12

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
4. 富士山周辺地域―首都圏や東西交通に大きな影響を及ぼす火山
1. 地域土地環境
富士山は日本で飛びぬけて高い標高（3,776 m）の大型成層火山です．その噴火活動の影響は，ほぼ山によって囲まれている山
体・山麓域（直径 40 km）を越えて広域に，とくに偏西風の風下側（首都圏のある東側）に遠くまで及び，大きな被害をもたらす恐れがあります（図 1）．
山体の体積は 500 km3 を超え，
日本の他の成層火山の平均体積
40 km3 の 10 倍以上という巨大さです．体積が大きいということは，マグマ供給の速度および量が大きいことを示しますが，これもまた危険を大きくする要

図 1 富士山および周辺域の地形因です．
富士山は，ユーラシア・北米・フィリピン海の 3 プレートが 1 箇所で接しあう地点（三重点）にあり，さらにその下方には太平洋プレートが沈み込んでいるという，複雑な地下構造のところに位置しま
す．富士・箱根火山は，本州東方の日本海溝から沈みこんでくる太平洋プレートの深さが 100 kmを超えて，温度・圧力条件からマグマが形成されやすい状態になったために地上に出現したものですが，富士山のような非常に大型の火山が成長したのには，プレート三重点にありマグマが上昇しやすい地下構造がつくられているためと推定されます．
フィリピン海プレートも密度の大きい海洋プレートであって北に向け沈み込みを行っていますが，その深さは富士山のところで 10 km ほどとまだ浅いので，マグマを生成するには至っていません．
伊豆半島はフィリピン海プレートに乗り北上してきた南海の火山島ですが，これは軽いので沈み込
むことなく本州島にまともに衝突して，楔状に食い込んでいます．富士山はこの楔の頂点付近にあります．沈み込みの境界である楔の側面は，巨大地震を周期的に起こす相模トラフと駿河トラフ，
およびその延長の陸上活断層帯です．このプレート沈み込みおよび伊豆陸塊の衝突によって，御坂山地および天守山地は，富士山を取り囲むように湾曲し，丹沢山地はドーム状に隆起しています．
体積 500 km3 という巨大山体による大きな荷重によって，基盤は少し沈降しています．御坂山地など周囲の山地縁がリング状であるのには，この沈降も関係しているでしょう．北面では富士五湖が周辺山地に接して分布しますが，これらは沈降による低所を富士噴出物が閉ざしたために出現したものです．山中湖を除く 4 湖は，流出河川をもたない閉塞湖なので水位変動が大きく，降水・湧水の流入量が多いと氾濫します．年 2,500 mm を超えるという多量の降水のほぼ総ては浸透するので，山体中の地下水賦存量は多く，50 ～ 100 年かけて山麓に湧出してきます．
富士は古から信仰の対象となり，その 8 合目以上の大半は富士本宮の境内となっています．富士の水は噴火を鎮めるものとして信仰の対象にもなり，湧水群の多い富士宮は浅間大社の本宮の地となって，古代から門前町として栄えてきました．現在の人口は 13 万人です．噴火の危険が大きい
山麓域の大きな街には他に，東麓の御殿場（人口 9 万），北東麓の富士吉田（人口 5 万）があります．
富士山周辺地域4-1

富士周辺には日本の東西をつなぐ幹線道路・鉄道が走っており，噴火によるそれらの機能障害は，大きな社会経済的影響をもたらします．
2. 噴火履歴
富士山体の内部には，前身である小御岳火山があり，その上に成長した古期富士および新規富士が重なっています．均整な円錐形で標高の高い火山に成長したのは，中心火口の位置がほとんど変わらなかったために噴出物がそれを中心にして積みあがったからです．小御岳形成後の古期富士の活動は，およそ 10 万年前から始まり約 8 千年前まで続きました．この間にテフラ（火山灰・軽石・火山礫など噴き上げられた火山砕屑物の総称）を噴出する爆発的噴火が，100 ～ 200 年に 1 回というかなり大きな頻度で起こったことが，東麓（風下側）の厚い堆積層中に 1,000 枚ものスコリア層が認められることから推定されます．
火口から噴出するのはテフラだけでなくて溶岩流もあり，火山体はこれらの多数の重なりで構成
され，成層火山をつくりあげました．ただし富士山で特徴的なことは，マグマ化学組成が，爆発的噴火は少なく溶岩溢れ出しの噴火が多いという玄武岩質であることです．玄武岩質マグマは高温・低粘性で，火口から噴出する以前に気体成分が分離しガスとなって放出されるので，火口からは溶岩流として流れ出すことが多いのです．富士山ではマグマ上昇速度が速くて，脱ガスが行われる前に火口にまで達して爆発的に噴出してしまうことが考えられます．
ほぼ 10 万年前以降の時期は最終の氷河期でした．寒冷のピークは 1.8 万年前にあり，雪線高度（氷の蓄積と消耗とが均衡する高度）は 2,600 m 付近にまで低下し（現在はおよそ 4,200 m），富士山はア
イスキャップに覆われていました．この寒冷ピーク前後の 2.5 万～ 1 万年前の時期には大規模な火山泥流が多数発生し，北面や南面の谷を埋めました．山体を覆う氷雪が噴火の熱により大量に融かされ，噴出したスコリアと混じって流動性を増して遠方にまで流れ下ったのです．1.5 万年前の古富士泥流は相模川沿いに 70 km 離れた相模平野にまで達しました．厚い氷雪下にある火口から出てきた溶岩が，急速冷却で破砕され砕屑物となって空中に噴出することも起こったと考えられます．
1.1 万年～ 8 千年前には，大量の溶岩流出が生じました，これは古期溶岩流と呼ばれているもので（図 2），長距離を流れたものには，相模川を 30 km 流れた猿橋溶岩流，
黄瀬川を 25 km 流下した三島溶岩流などがあります．富士山麓に多数ある湧泉は，この古期溶岩流の先端部に出現しています．
三島湧泉群，富士宮浅間神社湧泉群，白糸の滝，忍野八海湧泉群などがよく知られています．溶岩流には溶岩トンネルや割れ目などの空隙が多くて，地下水流動の通路になりやすいのです．年降水量は山体上部で3,000 mm を超え，降水の総量は年 22 億ト
ンになります．谷はすべて涸谷で降水のほ
とんど総ては地下水となり，1 m/ 日の平均速度で流動して，50 ～ 100 年かけて山麓に湧出しています．
8 千年前からのおよそ 3 千年間は噴火活動が非常に低下した静穏期でした．これは東麓の堆積層中にある厚い腐植土（黒ボク4-2

図 2 富士山の表層地質（町田ほか，2005）

土）層の存在から，植生が繁茂し腐植となるに十分な長い静穏時期があったと推定されることによるものです．噴火静穏期には侵食が卓越し，運搬岩屑が山麓を覆って堆積しました．この扇状地堆
積層は北東麓や南西麓などに広く分布します（図 2）．
古富士火山は山体の大部分を構成しており，5 千年前以降の新富士火山の噴出物（総量 8 km3）は，その上を 200 ～ 400 m 程度の厚さで覆っている程度です．5 千年前以降噴火は活発になり，3 千年前までの時期には大量の溶岩が流出しました．これが現在の山体の大部分を覆う新期溶岩流です．
東麓には 2300 年（2900 年？）前に形成された御殿場岩屑なだれの堆積層があります．これは富士山頂部が大規模に崩壊し，大量の岩屑が巨大土石流（岩屑なだれ）となって流下・堆積したものです．
この御殿場岩屑なだれは酒匂川を相模湾まで，黄瀬川を駿河湾まで流れ出しました．不安定な内部構造の成層火山では，このような巨大崩壊と岩屑なだれは何度も起こる現象で，周辺の広域に大災害をもたらしています．
富士山噴火の最古の文書記録は奈良時代の天応元年（781 年）にあり，以降 13 回の噴火記録が残っています．その大きなものには 862 年の貞観噴火と 1707 年の宝永噴火があります．貞観噴火では，北西山腹の側火山・大室山から大量の溶岩が流出して北西麓を埋め，青木が原の溶岩原をつくりました（図 3）．宝永噴火は南東山腹を火口とした爆発的噴火で，その火山灰は江戸で5 cm ほどの厚さに堆積しました．最近 2
千年間は山腹で噴火が起こっていて，山頂
噴火はほとんどありません．
3. 降灰被害
関東地方は，火山灰が風化した地層であるローム層で覆われています．北部は赤城・榛名・男体など北方の火山がその主な給源ですが，南部は箱根と富士の両火山の噴出図 3 過去 2 千年間の噴火活動（国土庁，1983）

物が飛来し堆積したものです．箱根火山は50 万年前から活動しており，ロームの主要な供給源になっています（図 4）．
日本の上空には常時偏西風が吹いているので，高く噴き上がった噴出物はそれに運ばれて，火山の東方に堆積します．富士火山の噴出物は，相模平野で 10 ～ 15 m ほどの厚さに堆積しています．富士火山の爆発的噴火は，古富士期に 200 年に 1 回程度，新富士期には 500 年に 1 回ほどの頻度で起こっており，その都度関東平野は火山灰で覆われ，古い遺跡・遺物はその中から発掘されます．
最後の爆発的噴火は 1707 年の宝永噴火

図 4 富士テラフ（火山灰・火山礫）の分布（町田ほか，2005）
赤実線は完新世のテラフ，黄破線は更新世のテラフの等厚線

富士山周辺地域4-3

です．噴出物の総量は 0.7 km3 で，これは大規模噴火（爆発指数 4）に分類される規模の爆発的噴火です．噴火は 2 週間続き，火山灰・火山礫の堆積は，東麓の御殿 場 で 2 ～ 3 m， 江 戸 で 2 ～ 5 cm ほ どでした（図 5）．江戸では降灰のため昼間でも薄暗くなり，明かりを灯さねばならないほどでした．厚さ 5 cm の降灰があると，現代社会ではさまざまな混乱・障害・被害が大規模に発生します．
被害・障害の程度は，降灰の厚さによ図 5 宝永噴火による火山灰の堆積深（内閣府資料）

りほぼ決まります．また，降雨の有無も関係します．雨水を含むと重くなり付着力もまた増すからです．以下は，国内外の降灰災害事例（数は多くない）から得られたおおよその傾向です．
厚さがおよそ 50 cm を超えると木造家屋の全壊が生じます．高温の場合には火災になります．水を含むと密度が 1.5 倍ほどになるので，降雨がある場合，全壊は 30 cm を超えると起こり始めます．
火山灰の吸い込みなどによりなんらかの健康障害が起こりはじめるのは，降灰厚さおよそ 2 cm です．ただし，慢性的な呼吸器疾患のある人では，1 mm 程度でも悪化の可能性があります．道路の火山灰除去がない場合には厚さ 0.5 cm になるとほぼ通行不能になり，降灰速度が 5 cm/ 日を超えると除灰作業は追いつくことができなくなって，通行不能になります．厚さ 2 mm 程度の降灰のとき
でも，視界不良により徐行運転を余儀なくされます．なお，航空機では大気中に火山灰が浮遊している状態であれば，エンジンに重大なトラブルが生じる恐れがあるので運行中止です．降雨があり
厚さ 1 cm 以上では，火山灰付着により停電が発生します．水道給水の場合，5 mm ほどになると水質が大きく低下し，1 cm にもなると浄水場の機能に障害が起こり取水停止になります．農作物への被害については，畑作物で 2 cm 以上，稲作で 1 cm 以上で，1 年間は収穫不能となります．雨水を含んで葉や幹に固着すると折損・倒伏が生じるので，影響はより大きくなります．森林では 1 cmを超えると被害が発生し，10 cm で幹折れなどの潰滅被害が生じます．
大量の火山灰が成層圏に噴き上げ地球を周回して日射を妨げると，世界の気温を低下させ，冷夏などによる災害を引き起こします．100 万人を超える死者をだした天明の大冷害・大飢饉は，1783
年の浅間山噴火が一因になったとされています．
4. 火山泥流
火山から遠く離れたところにまで到達して被害を及ぼすことのある災害事象に火山泥流があります．これは一般の土石流と同じ土砂・岩屑・水の混合体の流れですが，細かい火山灰を多量に含むので流動性が大きくて，高速で長距離を流れます．噴出した高温火砕物が山体を覆う氷雪を融かすと，泥流の規模が大きくなります．富士山に氷河があったと推定される 1.5 万年前に生じた古富士泥流は，桂川・相模川を70 km 流れて相模原市付近にまで達しました（図 6）．泥流は谷底・河道内を流れるので，

4-4

図 6 富士火山起源の岩屑流・泥流（後期更新世以降）
赤鎖線は 6 万年前の火砕流の到達範囲 ( 町田ほか，2005）

その危険域は地形により限定されます．平野に流れ出してきた泥流は河床を上昇させるので，噴火後の数十年にわたり洪水が頻繁に発生します．
南米・コロンビアにあるネバドデルルイス火山（5,399 m）の 1985 年噴火では，山頂部を覆う氷河が火砕流により融解して大規模な泥流が発生し，狭い谷底低地内を山頂から 80 km 離れた地点（標高差 5,200 m）まで流下しました．火口から 45 km 離れたところにあった人口 3 万のアルメロ市街は，泥流により全域が埋められ，ここだけで 2.1 万人の死者をだしました．標高差は 5,000 m で，山頂を見通す角度は 6.3º になりますが，富士山においてこれに相当する地点は，30 km 離れた大月，三島，
富士川河口などになります．
新しい火山灰堆積層は透水性が小さく，また植被が少ないので，強い雨があるとすぐに表面流が生じて堆積物を取り込み，泥流にまで発展します．富士の山腹・山麓に多数ある浅い涸れ谷では，融雪と降雨による土石流がたびたび発生し，雪代とよばれています．発生が多いのは積雪がまだ多い 4 ～ 5 月です．その大部分は標高 1,000 m ぐらいのところで止っていますが，ときに遠くまで流れることがあります．絶えず発生する崩落・落石によって多量の岩屑が堆積している大沢において，
1972 年 5 月に発生した雪代の土砂は，潤井川を通って駿河湾の田子ノ浦港にまで流れました．
火砕物を遠方にまで運ぶ非常に危険な災害事象に，噴煙柱崩壊型と呼ばれる大規模火砕流があります．多量の火砕物を含む噴煙柱が，一旦噴き上がったもののオーバーロードのため失速して崩れ落ちると，大規模で厚みの大きい火砕流となって山を乗り越え周辺に広がります．大量の火砕物が抜け出したことで山体は陥没し，カルデラが形成されます．約 6 万年前の箱根カルデラの噴火
による火砕流は 60 km 離れた横浜西部にまで到達しました（図 6）．なお，7 万年前の阿蘇火砕流は180 km の遠方にまで到達しています．火砕流に襲われた地域は完全な破壊を受けます．富士山はまだ形成初期なので，このようなカルデラ噴火はまだ起きるステージに達していないとも考えられています．
5. 山体崩壊・岩屑なだれ
富士山のような成層火山は，非常に不安定な内部構造をもっているので，数十万年は続くその一生の間に，山容が一変するような巨大規模の崩壊（山体崩壊）を何度も起こします．巨大崩壊の跡地（ほとんどが馬蹄形状）はその後の噴出物に埋められやがて消失しますが，生産された大量岩屑は山麓に堆積して長期間残存し，その事変を長く記録にとどめています．
成層火山は溶岩層とスコリア層が山体傾斜の方向に平行に非常に多数枚も積み重なってできています．山体上部では，降下してきて積みあがったスコリアが斜面上を転落して安定勾配（30º よりすこし大）の斜面をつくり，その上を火口から流れ出た溶岩が覆う，ということを繰りかえして，直線状プロファイルの斜面が形成されます．この勾配は安定限界に近くて流れ盤構造（地層の傾斜が
斜面傾斜方向と同じ）なので，容易に崩壊を起こします．富士山では標高およそ 2,300 m（五合目付近）
までが傾斜角約 30 度の直線斜面状の山体上部であり，その下方は明瞭な変曲点を境にし，勾配がしだいに緩くなって大きく裾をひく指数曲線的斜面になっています．
約 2300 年前に山体上部の東面が大崩壊し，流下した大量岩屑が東麓の御殿場付近に堆積しました．
生産された岩屑量は 1.4 km3 と推定されています．これは 1888 年の磐梯山北面（裏磐梯）の山体崩壊と同じ量であり，同じ規模の馬蹄形カルデラが富士山でも出現したはずですが，現在ではその痕跡は全くありません．同じく 2300 年前に山体崩壊を起こした鳥海山の馬蹄形カルデラは，かなり噴出物で埋められてはいるものの，全く明瞭に残っています．このことは富士山の噴出物生産速度がかなり大きいことを示します．
富士山では，不確かなものも含めて，南西面で 5 回，北東面で 3 回，東面で 4 回の計 12 回の山体崩壊が起きたとされています．岩屑なだれは，流れ山と呼ばれるやや細長い半球状の小丘を，その堆積面上につくるので，それと判別されます．
富士山周辺地域4-5

岩屑量が立方 km で示される規模になると，流下する岩屑なだれの厚さは 100
m を超えるので，その流れを動かす駆動力は非常に大きくなって流動性を増すような状態になり，流下の高度差の 5～ 10 倍の距離のところまで到達します．
御殿場岩屑なだれは 40 km ほど離れた相模湾や駿河湾にまで達しています（図 6）．
標高の大きい富士山における岩屑なだれ
は，長距離流れ下って広域に被害をもたらします．
富士山の等高線は北西－南東方向を長軸とする長円状で，側火山は北西部と南東部に集中しています（図 7）．このことからこの軸方向に伸びる板状火道があり，およそ 20 km の深さにあるマグマ溜

図 7 富士火山体の構造りから上昇してきたマグマがその火道で固化していると推定されます．山体の傾斜はこの軸の側面方向で急になり，その結果として北東面には吉田大沢が，南西面には大沢が発達しています．したがって山体崩壊は北東面あるいは南西面で起きやすいと考えられます．この山麓には富士宮や富士
吉田の市街があります．
岩屑なだれが南に向け流れた場合，30 km 離れた駿河湾にかなりの量の岩屑が流入して，津波を引き起こすおそれがあります．1792 年の雲仙岳・眉山の山体崩壊（0.34 km3）では，有明海に突入した岩屑なだれが対岸の肥後に最大 24 m の津波を起こし，2.5 万人の死者を出しています．駿河湾の沿岸には，静岡・清水，沼津，焼津などの大きな市街が，低い海岸低地あります．
6. 地震
富士山地域には，フィリピン海プレー
トが沈み込んでいるので海溝型巨大地震の震源域に近接しており，また，伊豆陸塊の衝突も加わって活動的な陸域活断層があります．相模トラフでは 1923 年に大正関東地震が起こっているので，すくなくともここ 100 年ぐらいは大きな地震がないとされます．駿河トラフでは前回の安政東海地震（M8.4）から平均間隔を 40 年も超過する 160 年が経過していて，いつ起こってもおかしくない状態にあります．現在では相模トラフを含む南海トラフの全域が同時に活動して M9 ク
ラスの超巨大地震がおこる可能性が指摘され，それが 30 年以内に発生する確率は 60％程度とされています．その場合に富士山地域は，震度 6 強の揺れに見舞われます．この強震動によりマグマ溜り

4-6

図 8 富士山周辺の活断層①：神縄・国府津 - 松田断層帯 ②：北伊豆断層帯③：富士川河口断層帯 ④：曽根丘陵断層帯⑤：伊勢原断層

に加わる圧力が変化して，富士山で噴火が起こる可能性があります．1707 年の宝永噴火は，宝永地震（M8.6）の 50 日後に発生しており，噴火と地震との因果関係が指摘されています．
相模トラフの延長上にある神縄・国府津－松田断層は非常に活動的で，今後 30 年以内に地震（M7.5）が起こる確率が 0.2 ～ 16％と評価されています．この大きい方の確率は日本の活断層の中で最大です．駿河トラフの延長ともいえる富士川河口断層帯の 30 年確率も大きくて 0.2 ～ 11％とされています．甲府盆地南縁の曽根丘陵断層帯の 30 年確率は 1％，北伊豆断層および伊勢原断層の 30 年確率はほぼ 0％です．
火山地帯の地下は比較的高温なので，マグマ活動による火山性地震以外の構造性地震はほとんど起こりません．富士山東方の足柄・丹沢山地では，フィリピン海プレートの沈み込みに関係する
M6 ～ 7 規模地震がかなりの頻度で起こっています．1924 年には足柄山地南縁で，関東地震の余震とされる M7.3 の強い地震が起こり，死者 13，住家全壊 561 棟などの被害が生じました．

国土庁土地局（1983）：土地保全図 22，静岡県．
町田ほか編（2005）：日本の地形

中部．東大出版会

中村ほか編（1987）：日本の自然 1，火山と地震の国．岩波書店．
野上ほか編（1994）：日本の自然地域編 4，中部．岩波書店．

富士山周辺地域

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防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

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自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
5. 伊豆半島－プレートに乗り本州に衝突している南海の火山島
1. 地域災害環境フィリピン海プレートの北東端境界は相模トラフと駿河トラフに分かれ，楔状になって本州弧に接続し，楔の真中には火山岩からなる伊豆半島があります．本州側では山地列が北に湾曲し，断層帯がそれに沿うように走っています（図 1）．
このような地体構造は，火山島がフィリ
ピン海プレートに乗り北上してきて，北米およびユーラシアの両大陸プレートに衝突し，激しく押し合っていることを示します．火山島は軽いので大陸地殻の下に潜り込むことなくまともにぶつかり合うのです．これはユーラシア大陸とインド陸塊との衝突のミニチュア版と言えるでしょう．
伊豆半島に露出する最も古い地層は，
約 2 千 万 年 前 の 海 底 火 山 噴 出 物 で す．

図 1 プレート境界と伊豆半島の位置

フィリピン海プレートの進行速度は年数 cm ほどなので，2 千万年前にこの海底火山群はおよそ 1 千km 南方の亜熱帯海域にあったと考えられます．その後火山噴出部を積み増しながら北上を続けて，100 万年前には本州沖に達し，海面上に火山島となって出現しました．本州と陸続きになったのは
約 60 万年前で，このころに天城山や達磨山などの大型成層火山が形成されました．20 万年前ごろになると火山活動はほとんど停止し，伊豆半島はほぼ現在の姿になりました．
伊豆火山島を載せた海洋プレートは沈みこんで，富士山あたりでは約 10 km，丹沢山地では約15 km の深さにその上面はあります．このプレート沈み込みおよび伊豆陸塊の衝突によって，丹沢はドーム状に隆起し，御坂山地・天守山地は北に湾曲しています．富士・箱根火山は，東から沈みこんでいる太平洋プレートの深さが 100 km に達して，マグマが形成され状態になったので地上に出現したものですが，富士山のような非常に大型の火山が成長したのには，この複雑なプレート境界構造が関係しています．
このように伊豆は本州とは異質の南国起源であり，植生などの自然環境に独特の雰囲気をただよわせています．気候は温暖であり，降水は豊富です．伊豆中央部の天城山では年平均降水量が4,400 mm で，日本の平均のおよそ 2.5 倍です．全域がほぼ山地からなり，標高は 500 ～ 1,000 m ほどです（最高点は天城山の 1,406 m）．北部は古い成層火山，南部は火山岩からなる山地です．海岸には山が迫っていて，岩石海岸（磯浜）が連続しています．
伊豆は日本有数の温泉地帯で全域に温泉がありますが，湧出量が多いのは東伊豆です．源泉総数
では別府と由布院に次ぎ，伊東が 3 位，熱海が 4 位，温泉湧出量では伊東は 4 位です．首都圏に近くて多くの人が観光に訪れるので，宿泊施設数では箱根に次ぎ，伊東が 2 位，熱海が 3 位です．鉄道が通じている東伊豆には，温泉観光旅館や寮・保養所が多数あります．これに対し西伊豆・南伊
豆では宿泊施設の大部分が民宿であるという違いがあります．ここでは豊富な魚介類を供するのが観光の目玉になっています．西伊豆へのアクセス手段は山地を通じる道路です．
このような地に地震や大雨の災害が起こると，交通路は容易に断たれて多数観光客の孤立が生じ
伊豆半島

5-1

ます．山地を通じる鉄道・道路の復旧には一般に長期間かかかります．またイメージを悪くしてその後しばらくは観光客が減少します．終息宣言に長い時間がかかる火山噴火の場合には，影響は長期に及びます．両面をトラフで挟まれ，活断層は多いので，地震の危険は大です．また，伊豆は日
本有数の豪雨地帯です．
2. 地震災害
プレートの沈み込み境界である駿河トラフおよび相模トラフに挟まれ，活断層が密に分布する衝突陸塊であるので，真近かで海溝型巨大地震が，直下で内陸地震が発生します．駿河トラフでは東海地震が 120 年ほどの間隔で，相模トラフでは大正型関東地震が 300 年ほどの間隔で起こっています．伊豆は海洋プレート上に位置しプレート境界地震の震源域には入らないので，震源に近いわりには震動はあまり大きくなりません．一方，高い津波の来襲をうけます．

図 2 海溝型巨大地震による震度・津波高の想定（静岡県資料）

前回の東海地震は 1854 年安政東海地震（M8.4）で，下田は津波によりほぼ全滅し，死者 122，家屋全壊・流失 840 の被害が生じました．前々回の 1707 年宝永地震（M8.6）では，下田での被害が死者
11，家屋全壊・流失 857 でした．相模湾を震源域とする大正型関東地震は，少なくともここ 100 年は起こらないと考えられます．房総南方では 1703 年に元禄地震（M8.1）が発生し，宇佐美で死者 330余，須玖美（伊東）で死者 163，下田で死者 11，家屋倒壊・流失 857 など，伊豆東海岸で大きな津波被害が生じました．
2014 年現在，東海地震の平均再来期間を 40 年ほど過ぎているのですが，まだ起こっていません．
南海トラフの地震は，駿河湾・遠州灘の海域だけでなく，その西方の熊野灘～四国沖も含めた広域が同時に震源域となり，超巨大規模の地震が発生する可能性が大きいと予測されています．静岡県の想定では，M9 程度の南海トラフ巨大地震が起こった場合，伊豆における震度は 5 強～ 6 弱，津波の最大高さは下田で 31 m，西海岸全域で 10 m 以上となっています（図 2）．静岡県全体の被害は，最悪の場合，建物の約 2 割が全壊・焼失し，死者数は津波で 9.6 万人，建物倒壊などで 9 千人という想定値が示されています．元禄型関東地震（M8.2 程度）の場合には，震度が伊豆北東部で 6 強，伊豆南部で 3 ～ 4，最大津波高は下田 10 m，伊東 8 m，熱海 9 m などと推定されています．想定被害
規模は南海トラフ巨大地震の 1/10 以下となっています．
1923 年の大正関東地震（M7.9）では，震源域が相模湾から北東方向に広がったので，伊豆は震源にきわめて近かったものの，そのわりには震動および被害は大きくはありませんでした．伊豆（田方郡・賀茂郡）の被害は死者 197，全壊 809，流失 723，半壊 1,525 などでした．震源に近くて強い震5-2

動に見舞われた伊豆東北部における被害がこの大部分でした．熱海町および伊東町の住家全壊率は 12％ほどで，震度 6 強相当の揺れでした．西伊豆及び南伊豆では全壊率 1％以下で震度 5 程度でした．東伊豆沿岸部では最大4.5 m の津波による被害が加わりました．熱海町では死者 90，流失 163，伊東町で死者 79，流失 361，宇佐美村
で流失 111 などで，死者の大半は津波によると推定されます．津波の第 1 波は地震から間もない 7 ～ 8 分後に来襲し，第 2 波がより高かったことが，人的被害を大きくしたようです．地震の直後から熱海や伊東などの温泉の湧出量が増大し．新しい湧出口が家の床下など多数個所で出現しました．熱海では湧出量が十数倍にもなりました．一方，箱根では湯量に変化はありませんでした．
伊豆半島には活断層が多く，その分布密度は日本で最も大きい地域に入ります（図 3）．地殻圧縮の主応力方向に斜交して西北西～東南東に走るものが多く，また，ほぼ南北に伸びるものもあります．1930 年北伊豆地震を起こした活動度 A の丹那断層（断層変位速度が千年あたり
2 ～ 4 m）は伊豆北部を南北に走り，周囲には非常に多数の断層群を伴っています．発掘調査によりこの断層は過去 8 千年間に 9 回（およそ千年に 1 回）活動したことが知図 3 伊豆半島の活断層（小山，2010 による）
赤線は確実度 I 丹那断層は活動度 A
名称があるのは活動度 B ①～⑤は活動度 B ～ Cられています．断層による地盤の横ずれおよび縦ずれの累積により，山地内には小盆地（田代盆地，
丹那盆地など）が連なり，谷が大きく曲がっていて，活断層の存在が地形から良くわかります．断層盆地は谷の下流部が隆起して流れが堰きとめられ，そこに土砂が堆積してできたものです．
1930 年北伊豆地震（M7.3）では，掘削中の東海道本線トンネルが 2.7 m ほど横にずれるなど，明確な断層変位が直接に観察されました．活動したのは丹那断層（延長 17 km）に加え，南に断続して続く浮橋断層・小野断層・加殿断層・姫之湯断層が，また北にやや離れて続く箱根町断層も同時に活動し，地震断層の総延長は 35 km でした．最大変位量は水平に 3.5 m，垂直に 2.4 m でした．震源はほぼ丹那トンネルが通じているところでした．
本震に先立ち多数の前震が発生しました．本震の前日には M5.1（震源は本震とほぼ同じ）のか
なり強い地震があり，無感も含めた地震回数は 800 回にもなりました．この相次ぐ強い前震が警
戒心を高めて人的被害を少なくしたと推定される地区がありした．伊豆（田方郡）の被害は，死者
244，家屋全壊 1,373，半壊 4,895 でした．被害の多くは山地内を走っている断層の付近ではなくて，
10 km ほど西方の沖積層よりなる狩野川低地においてでした．震源地の函南村では，断層が通る田代・畑・丹那地区の死者 2 であるのに対し，村の南西端の低地および山麓部では 30 人でした．住家全
壊率は断層近傍の山地内で最大 50％程度，沖積低地では最大 90％でした（図 4）．
被害が大きかったのは韮山村で，死者 75，全壊 463，半壊 420 であり，全壊率は 36％と震度 7 相
当の揺れでした．被害は田方平野部に集中し，南西端の南条では死者が 25 人にもなりました．箱根では箱根町断層の活動により局地的に大きな被害が生じました．箱根町の住家全壊は 70 で，全壊率が 66％と町村単位でみて最大でした．中狩野村では土砂量 40 万 m3 の大きな山崩れが発生し，これによる被害は 3 戸埋没，死者 15 人でした．狩野川は堰き止められ長さ 600 m の地すべりダムが形成されました．修善寺町では溜池が決壊し，10 戸流失，死者 20 人の被害が生じました．
この地震による家屋全壊数は約 2,200 でした．M7.3 という地震規模からみて，この被害は山地を震源とする内陸地震の平均よりもやや大きいという程度のものです．これがもし沖積平野直下を震
伊豆半島

5-3

源とした場合，建物被害は 1 桁大きくなり，
都市域であればさらに数倍大きくなります．
1995 年兵庫県南部地震は M7.3 と地震規模は同じでしたが，全壊は 10 万棟と 2 桁大きいものでした．
1974 年には石廊崎の南西沖 5 km を震源とする伊豆半島沖地震（M6.9）が発生し，死者30，住家全壊 134，半壊 240 などの被害が生じました．被害は南伊豆町に集中しました．
中木地区では土砂量 3 万 m3 の山崩れが発生
して，16 戸が埋没し，27 人が亡くなりました．
これは石廊崎断層の活動によるもので，長さ5.5 km の地震断層が出現しました．この断層の活動間隔は約千年とされています．
1978 年の伊豆大島近海地震（M7.0）は，稲取と伊豆大島の中間の海底下を震源とする地震でしたが，余震の発生は西北西の方向に直線的に伸びて伊豆西海岸近くにまで達しており，伊豆直下での断層活動が著しかった地震

図 4 北伊豆地震による住家全壊率（町村単位）
数字は地区ごとの全壊率です．被害もほぼ総てが伊豆におけるもので（稲取・河津付近が大部分），伊豆大島ではわずかでした．全体被害は，死者 25，住家全壊 89，半
壊 514 などでした．死者 25 人のすべては斜面崩壊・落石など土砂によるもので，山道を走行中の車が難に遭ったケースが目立ちました．東海地震が逼迫しているとの説が示され，これに備えるための法整備が検討されていた時期であったので，種々の注意情報が出され，また多方面の調査が行われました．
神奈川県西部では小田原地震と呼ばれる地震が 70 年に 1 回ほどの頻度で起こっています．これは伊豆陸塊の本州への衝突により相模湾西部の海底下岩盤が引き裂かれて生じた断層の活動によるもので，プレート境界の地震に近いものです．1923 年関東地震時にこれも同時に活動したとすると，1600 年代以来 5 回発生したことになり，その間隔は約 70 年です．地震の規模は 7 程度なので，伊豆北部は強震動域に入り，津波も起こって，かなりの被害が生じる恐れがあります．
神奈川県西部にはまた，日本における活断層で最も危険度が高い部類に入るとされる神縄・国府津～松田断層があります．これは相模トラフの延長ともいえるもので，今後 30 年間に地震を起こす確率が 0.2 ～ 16％と評価されています．想定される地震の規模は M7.5 程度であり，伊豆北部との距離は 25 km ほどなので，震度 6 強の強い揺れに見舞われる可能性があります．
3. 火山活動
伊豆半島の南部は海底火山噴出物からなり，北部には古い火山が ｣ 分布し，また，全域で温泉が湧出していて，全体がいわば火山地帯ともいえます（図 5）．北部には 13 ほどの火山がありますが，
これらは約 100 万年前から活動し 20 万年前には活動を終えています．天城火山と達磨火山は直径が 10 km を超える大型の火山でしたが，活動を終息してから 20 万年以上経過しているので，その後の侵食により，成層火山としての原型をわずかにとどめているだけです．
15 万年以降になって火山活動の様相は変化し，多数の小さな単成火山群が出現しました．その数は 72 あります．単成火山とは，一続きの噴火活動（通常数日～数年継続）で形成される小火山体で，大室山・小室山のような円錐状の砕屑丘（火山灰 ･ 火山礫で構成），一碧湖のようなマール（爆裂に5-4よる火口だけの火山），矢筈山のような釣鐘状の溶岩ドームなどがあります．地下のマグマ溜りから，地殻の弱いところを突き破ってマグマが地表まで到達すると噴火となるのですが，地殻に多数の割れ目があるようなところでは，マグマ活動のたびに別のところに火道が通じて，多数の単成火山が形成されるようです．伊豆陸塊の衝突がこの時期になって北西～南東に伸びる多数の割れ目群を形成するようになったことによるものと考えられています．
日本の代表的な火山砕屑丘である大室山（580m）は 4 千年前の噴火により形成された新しい火山です．最も古いのは小規模成層火山である遠笠山（1,197 m）で約 15 万年前の形成です．一碧湖は約 10 万年前の爆発的噴火によりつくられました．
最後の活動は，岩ノ山～矢筈山～伊雄山と直線的に続く割れ目での噴火で，2700 年前のことでした．
その後噴火は途絶えていたのですが，1989 年に
伊東沖 3 km のところで群発地震と噴火が起こりました．水深 100 m の海底に直径 200 m の火口を持つ高さ 25 m の小火山体が確認され，手石海丘

図 5 伊豆半島の火山（小山，2010）と名付けられました．伊豆大島との間の海底には50 ほどの小海底火山があり，東伊豆沖海底火山群と名づけられています．気象庁はこの海底火山群と陸上の単成火山群を総称して伊豆東部火山群とし，活火山の 1 つとしています．
地下でのマグマ活動が活発になると群発地震が発生することが多く，噴火の有力な前兆になります．
北伊豆地震のあった 1930 年には，1989 年とほぼ同じ伊東沖の海域で 3 カ月に 5 千回ほどの有感地震が観測されました．M5.8 と M5.3 の地震も起きて伊東ではかなりの被害が生じました．しかし噴火には至りませんでした．1989 年の活動では，群発地震が 6 月から始まり，7 月に入って M5.5の地震が発生しました．7 月になってマグマの上昇を示す火山性微動が認められるようになったので各種の観測が行われていたところ，13 日に観測船の目の前で高さ 100 m の噴煙を噴き上げる爆発が生じました．陸上での被害はありませんでしたが，相次ぐ地震およびこの噴火により観光客は減
少して，伊東温泉街は大きなダメ－ジをうけました．一般に長期間継続し終息の予測が困難な火山
噴火は，観光地に大きな影響を与えます．
海底噴火では，火山灰とガスの混合物が海面上を高速で横に広がるベースサージが大きな脅威です．手石海丘ではこの到達距離が 2 km とされており，4 km 離れている伊東市街への影響が懸念されます．
日本の活火山の総数は現在 111 とされており，そのうちの 47 火山は「火山防災のために監視・観測体制の充実等が必要な火山」として常時観測などが行われています．伊豆東部火山群はこの 47 火山の一つです．周辺にあって伊豆にも影響を及ぼす可能性のある常時観測火山には，富士山，箱根山，
伊豆大島があります．約 6 万年前の箱根火山の大噴火では，火砕流が伊豆北部を覆っています．
4. 大雨災害
伊豆は多雨地帯です．天城山における年平均降水量は 4,400 mm，最近 30 年間の最大記録は 1998
年の 6,141 mm です．日降水量 100 mm 以上の豪雨日数は年平均 3 日で，九州・四国の南岸域とほぼ
伊豆半島

5-5

同じです．ただし，雨が多いほど地域の水害抵抗力は高くなるので，水害の頻度は，少なくとも近年ではあまり大きくはありません．
戦後における最大の水害は，1958 年の狩野
川台風のもたらした豪雨により生じました．台
風は伊豆半島の南端をかすめ三浦半島に上陸して北東に進み，天城山系および首都圏に記録的な豪雨をもたらしました．狩野川上流の天城山地内にある湯ヶ島では，最大 24 時間雨量
694 mm，総降雨量 753 mm の豪雨となりました．
このため狩野川は既往最大を大きく超える大出
水をみて，河川沿い低地が全面氾濫を被りました（図 6）．浸水面積は 40 km2 でした．この台風による死者総数 1,269 の 2/3，853 が狩野川流域
におけるものでした．同じく天城山地から流れ出す伊東大川も伊東の市街で氾濫して，大きな被害をもたらしました．伊豆における死者数は930 でした．
狩 野 川 は 天 城 山 を 流 域 最 高 地 点 と し， 半
島 の 中 央 を 北 に 向 け 流 れ る 流 域 面 積 852 km2の 一 級 河 川 で す． 水 害 の 発 生 様 相 に 関 わ る
地 形 条 件 か ら み て こ の 河 川 流 域 は， 上 流 部

図 6 1958 年狩野川洪水の浸水域と主要被災域（静岡県，1962）

山地域（最大支流の大見川との合流点付近まで），修善寺橋から伊豆長岡・千歳橋付近までの急勾配谷底低地部（延長約 9 km），緩勾配のやや開けた田方平野部に分けられます．被害の大部分は激しい流れの洪水流を発生させる地形条件の中流
域谷底低地部で生じました．
雨は 26 日朝から激しくなり，狩野川水位は 14 時ごろに警戒水位を超えてさらに上昇を続けました．夜に入って雨は激しさを増し，湯ヶ島では 20 ～ 23 時の 3 時間雨量 280 mm，21 時からの 1 時間に 120 mm を観測しました．雨のピーク時までの先行降雨量はおよそ 500 mm でした．この豪雨により 21 時ごろから天城山地内で多数の山崩れ・土石流が発生し，谷底や低位の段丘に立地していた多くの小集落が被災しました．山崩れは天城山を水源とする支流の大見川流域で多く，また，
ここでは谷底が狭く段丘が少なくて集落立地条件が悪いため，中伊豆町での被害総数が多くなりました．
山崩れ・土石流により生じた多量の流木や土石は，大場川合流点の下流にある修善寺橋に引っかかり，洪水を大きく堰き上げました．橋上流の水位は河床から 9 m にも達し，高い段丘面上にも氾濫が及びました．21 時 40 分に永久橋の修善寺橋は真二つに折れ，流木や橋残骸を運ぶ段波状洪水が発生しました．直下流左岸の段丘上にあった熊坂の集落はこれに直撃されて，多数住民が避難していた中学校は流され，死者 290 人，流失 79 世帯（集落全体の 90％）という大きな被害を受けました．
対岸の沖の原地区は全戸が流されたものの，住民は高い段丘上に避難していたので，人的被害は比較的少なくて済みました．
すでに河川水位が大きく上昇していたところへ，この段波状洪水が押し寄せたので，狩野川堤防
は下流に向け次々と破堤・決壊しました．大きな破堤は洪水流が突き当たる河道曲流部（水衝部）で生じました．とくに白山堂（22 時半）および南条（23 時）における破堤の氾濫流は激しくて，著しい被害を引き起こしました．

5-6

雨が強くなったのは夜に入ってからであり，激しい氾濫は豪雨の真っ只中の 2 時間ほどの間に起こったので，避難行動には不利な条件下にありました．
修善寺橋から千歳橋に至る延長 9 km の谷底低地部
における被害は，死者 785，流失 480 などで，死者が多く，また家屋被害の中で流失の割合が多いこと
が，洪水が激しくまた避難が困難であったことをよく物語っています（図 7）．狩野川全流域における家屋被害では，流失は 697 で，全壊 261，半壊 647 を上回りました．
洪水流が建物などに加える力（流体力）は水深のほぼ 2 乗と地表勾配との積に比例します．狭い谷底では流れの幅が狭められて同じ流量でも水深がより大きくなるので，流体力の大きい激しい洪水は，幅が狭く勾配の大きい山地内谷底低地で起こります．狩図 7 1958 年狩野川洪水の被害（静岡県，1962）

野川の中流部谷底低地は幅 0.5 ～ 1 km，勾配 1/200 であり，また流量に関わる上流域面積は 400 km2です．過去の洪水データに基づくと，この地形の場に流域平均の最大 24 時間雨量が 300 mm の豪雨が降ると，建物の被害は浸水だけでは済まずに，全壊や流失が生じるようになります．
この豪雨の最大日降水量は限界値 300 mm を大きく超えるものであったので，破壊力の大きな洪水の発生となりました．谷底低地部下流端の南条では勾配は 1/400 と緩やかになっていますが，千歳橋で計画洪水位を 3 m も超えるという水深を示したので，流体力が大きくなりました．南条は北伊豆地震でも大きな被害を受けています．この下流のかなり開けた田方平野では勾配は 1/2,000 に急減するので，建物被害はほぼ浸水だけでした．伊東市街は，伊東大川とその支流が山地内から流れ出るところの狭い海岸低地に位置しているので，激しい流れの洪水に襲われて，死者 42，家屋流失・全壊 201 などの大きな被害をうけました．
水の運動は基本的には地形により支配されるので，このように洪水の様相，したがって被害の種
類・規模は，河川や平野の地形により異なってきます．多くの建物破壊と死者をもたらす最も危険の大きい地形の場は，山地内の谷底低地およびその出口の山麓部です．

静岡県（1962）：狩野川台風災害誌．
小山真人（2010）：伊豆の大地の物語．静岡新聞社
田方郡教育研究会編（1981）昭和 5 年の北伊豆地震に学ぶ．
全国防災協会（1971）：わが国の災害誌．

伊豆半島

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防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

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自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
6. 静岡・清水地域－大量砂礫運搬河川が海岸につくる平野
1. 地域概要
静岡の市街は，1585 年に徳川家康が築いた駿府城の城下を中核として発展してきました．城は安部川扇状地のやや東寄り側面にあり，北から大きく突き出ている賤機山の陰になっていて，西を流れる安倍川の氾濫の直撃が避けられるような位置にあります（図 1）．
江戸時代を通じてここは幕府の直轄領とされて城主は置かれず，江戸から輪番制で派遣される城代の統治下にあったので，武家屋敷町の形成は最小限でした．
このため東海道の要衝であったにもかかわらず城下の拡大はほとんどなく，人口は 1.5 万人程度にとどまっていました．

図 1 静岡・清水地域

明治になってからは軍都の性格をもつ街になりました．
市街が土地条件のより悪い扇状地周辺域にまで拡大したのは戦後の高度成長期以降のことです．
2003 年には 10 km 東にある清水市（人口 23 万人）と合併して二極都市となり，現在では人口 70 万人，
面積では日本有数の広さの大きな都市になっています．
清水の街は三保砂礫州に囲まれた内湾に面し，天然の良港の港町として発展してきました．
ここは昔から江戸と大阪との間にある中継地としての役割をもっていましたが，日本の主要港湾となったのは明治後期以降のことです．標高の低い沿岸砂州地帯に位置しているので，土地環境は静岡に比べ良くはありません．
市内を流れる巴川は，安倍川とは全く異なり
土砂搬出の少ない河川なので，砂泥質の低湿地を広げています．南の有度山丘陵と北の庵原山地に挟まれ，最も狭いところでは幅 1.5 km ほ
どでしかない巴川低地内を，日本の動脈である
東海道新幹線・東海道本線・東名高速道路，国道 1 号線とそのバイパスなどが通じています．
災害によりこれらの機能が麻痺すると，非常に大きな社会経済的影響が生じる恐れがあります．
2. 地形・地質条件
この地域は，安倍川扇状地，巴川低地，清水
砂堆，三保砂礫州，有度山丘陵などの地形から

図 2 安倍川・巴川の流域

静岡・清水地域

6-1

なります．この多種類の地形がつくられたのには，大量の砂礫を運搬する安倍川，南に離れ島状に孤立している有度山・日本平の洪積丘陵，南海トラフが入り込み水深の深い駿河湾，の存在が大きく関わっています．
安倍川は南アルプス南部の標高 2,000 m の高起伏山地から南にほぼまっすぐ 50 km 流れて駿河湾に注ぐ急勾配河川です．本州を東西に 2 分する糸魚川・静岡構造線がすぐ東を南北に走っており，
この地質構造に支配された山稜と水系の配置を示します（図 2）．源頭部には大谷崩れと呼ばれる巨大崩壊地があり，多量の砂礫を供給しているので，海に臨んで平均 1/100 という急勾配の扇状地平
野をつくっています．扇状地河川の常として広い河原の砂礫堆の中を河流は網状に流れており，その河原の広さ（鉄道橋の長さ）は，南アルプスから流れ出す富士川・大井川・天竜川の大河川のそれに匹敵する大きさです．延長 50 km という規模の小さい河川にしては大量の砂礫を運搬していることが，このことからよくわかります．
大谷崩れは土砂量 1.2 億 m3 の巨大崩壊で，16 ～ 18 世紀に豪雨および地震により発生し拡大してきたとされています．崩壊地の比高は 700 m，面積は 1.8 km2 です．大量の流出土砂は安倍川河床を 100 m もの厚さで埋め，延長 7 km にわたって高い土石流段丘群をつくっています．多量の土砂生産は
この大崩壊発生の以前からも続いており，静岡市街南部にある弥生時代の登呂遺跡の発掘から，弥生後期以降の千数百年間に 10 m の厚さの堆積が生じたことが知られています．これは年 1 cm に近い速さの堆積速度であ

図 3 静岡・清水地域の地形（等高線間隔 2 m）

り，安倍川の土砂搬出量が非常に多いことを示しています．
賤機山のある非常に細長い山稜が安部川に沿って大きく南に突き出し，東側にある巴川上流の麻機沼低地とを隔てています．これにより安部川の運搬砂礫は谷底内に閉じ込められ堆積するので，安倍川河床と麻機低地との標高差は 50 m にもなっています．この山稜の突き出しが小さかったな
らば，巴川低地上流部は安部川の扇状地になり，地盤条件は全く異なったものになっていたでしょう（図 3）．
河口からの流出砂礫は，海が深いため海岸線を前進させることがほとんどできず，強い沿岸流により東へ運ばれて，有度山の東端に三保砂礫州を形成しました．粗粒の礫が多いので砂州ではなくて砂礫洲と表現されます．供給砂礫には波・沿岸流による有度山南面の侵食によるものも含まれます．有度山は主として洪積砂礫からなるので，容易に侵食を受けます．三保の名称は先端が 3 つに分岐していることに由来しているようです．安倍川河口から有度山南面にかけての海岸にも，標高6 ～ 8 m の砂礫州が連続して発達しています．
海が浅いと砂礫洲はまっすぐ沖へ伸び，小さい湾では湾口が閉ざされるのですが，駿河湾は非常に深いので沖に向かって成長することができず，海岸寄りの浅い方へ回り込むように砂礫洲は成長しました．沿岸流はこの海岸線に沿い回りこむように流れるので，鈎形の砂礫洲がさらに発達し，大きな鈎状分岐砂礫洲が形成されました．風成の砂丘も乗せ，最大標高は 15 m ほどあり，三保の松原のある景勝の地になっています．
日本平のある有度山（307 m）は，急速なドーム状隆起により形成された洪積丘陵です．山体の上半部は 10 万年ほど前に堆積した安倍川扇状地礫層（厚さ 150 m）で構成されています（図 4）．その岩6-2

種から安倍川が上流山地から運搬してきたものであることがわかります．現在の高さは 300 m なので，平均隆起速度は 3mm/ 年になります．この速度は日本では最大級の大きさです．
隆起ドームの南半部は海食により消 失 し て 平 面 形 は 半 月 状 に な り， 海に面して急崖が直線的に伸びています．頂部に残る平坦面が富士山や三保の 松 原 の 眺 望 が 良 い 日 本 平 で す． 約 6
千 年 前 の 高 海 水 準 期 に は， 安 倍 川 扇状地の形成はまだ進んでいなかったの で， こ の 丘 陵 の 周 囲 に 海 が 入 り こ
み，有度山は南に浮かぶ島になってい
ま し た． 隆 起 軸 は 北 北 東 に 伸 び て お

図 4 静岡・清水地域の表層地質図（静岡県資料）

り，清水砂堆がこの方向に発達しています．砂堆は 3 ～ 4 列あり標高は海側が 2 m ほど，内陸側は最大 10 m ほどです．その形成は三保砂
礫州がつくられる以前です．
巴川低地は，これらの安倍川扇状地，有度山丘陵および北方の庵原山地に囲まれ，出口は清水砂堆に塞がれた低湿地になっています．庵原山地は標高 1,000 m 以下の中起伏山地で土砂生産量は少ないので，低地の堆積は進んでいません．ここの地下には埋没谷があり，軟らかい砂泥質沖積層の厚さは有度山北方で最大 35 m ほどです．賤機山の東面にある標高 7 ～ 8 m の麻機沼低地は最近まで水面が広がっていた凹地で，軟弱沖積層の厚さは最大 50 m に達し，表層には 10 m の厚さの有機質土が堆積しています．かつて麻機沼の水は有度山丘陵の西を流れ現在の大谷川を経て海に注いでいましたが，安倍川扇状地の発達により塞がれて，巴川の方に流れが変えられました．
3. 洪水災害
安倍川と巴川は性格が大きく異なる河川なので，発生する洪水もまた違った様相を呈します．安倍川は大量の砂礫を搬出する急勾配河川で，海にまで張り出す砂礫扇状地をつくっています．このような河川は扇状地部で流路位置が定まらず幾筋にも分流し，主流方向をときに大きく変化させる
ので，荒れ川として知られています．多数あった安倍川流路は室町時代以降しだいに西のほうへ向けられて，現在のように藁科川と合流する位置に固定されました．河幅はおよそ 600 m，河床勾配は，
南に突き出す賤機山山地に制約されている谷底低地部において 1/160，扇状地部において 1/200 とかなりの大きさです．水流の強さは水深のおよそ 2 乗と地表面勾配との積で与えられるので，流れの広がりが制約されて水深が大きくなり勾配の大きい谷底低地部では，激しい洪水流が発生して大きな被害が生じる恐れがあります．
大きな洪水災害は 1914 年（大正 3 年）に起こり，谷底低地部はほぼ全面浸水し，扇状地部では左岸寄りの幅 1 ～ 1.5 km の範囲が浸水しました．賤機山地先端近くから南西に伸びる旧堤防（霞堤）の効果により，市街中心部への浸水はかなり防がれました．被害は死者 4，家屋全壊 62 戸，半壊 313
戸，床上浸水 6,556，床下浸水 1,707 などでした．南に突き出す賤機山地の存在，および扇状地の峯（標高の最も高い主軸）が賤機山先端から南東に静岡駅方向に伸びていることのために，安倍川の氾
濫は扇状地面上に広くは及びません．駿府城はこのことを考慮して築城の場所が決められたと思われます．
この災害から 100 年経っていますが，安倍川氾濫の被害はその後わずかしか生じていません．こ静岡・清水地域6-3

れには安倍川河床の低下が関係していると推定されます．1960 年代からの高度経済成長期における骨材需要増大に応えて，大量の河床砂利採取が行われ，河床高が最大 3 m ほども低下しました．このため海へ流出する砂礫量が減少して三保松原までの区間で海岸侵食が進行して，砂を人為供給する養浜工事が行われる事態になりました．その後の砂利採取規制により河床は上昇傾向に転じたので，2000 年以降は河床掘削が行われています．
現在安倍川河床は扇状地よりも 2 ～ 3 m 低くなっているので，大きな出水でなければ扇状地面への氾濫は生じない地形条件にあります．静岡は全国の県庁所在地では 2 番目に雨量が多いという豪雨地帯にあり，河床には極めて大量の土砂礫が堆積しているにもかかわらず，下流への流出土砂量
は多くはないようです．現在の計画洪水流量は 5,500 m3 とされていますが，流域面積 540 km2 という規模の河川としては，これはかなり大きな流量です．
一方巴川は潟起源の低湿地が流域の 1/3近くを占めるという緩勾配河川で，ここにおける洪水形態は主として内水氾濫になります．1974 年 7 月 7 日の通称七夕豪雨 により，巴川低地は全面浸水しました（図 5）．
浸水面積は 26 km2 で，清水砂堆背後の巴川低地では最大浸水深が 3 m に達しました．旧麻機沼の凹地では標高 9 m 以下の地域が浸水しました．ピーク時の雨量が 7 時間で 444 mm と極めて激しいものであった
ので，斜面崩壊も多数発生しました．
被害は静岡市で死者 23，住家全壊 149，
半 壊 112， 床 上 浸 水 9,391， 床 下 浸 水
13,160， 清 水 市 で は 死 者 4， 住 家 全 壊 9，
半 壊 15， 床 上 浸 水 8,311， 床 下 浸 水 9,490

図 5 1974 年 7 月豪雨による浸水域（国土庁，1983）

でした．静岡市では斜面崩壊により 21 人の死者がでました．住家全半壊の被害のほとんどは斜面崩壊によるものです．なお，静岡全県の死者数は 44 で，うち 35 が斜面崩壊によるものでした．清水市ではほぼ浸水被害だけでした．
斜面崩壊の発生数は，有度山丘陵で 310，静岡市街の北方山地で 42，西方山地で 77 と多数でしたが，死者発生の崩壊は 6 カ所に限られました．市街北方の賤機山の西斜面および東斜面の 2 カ所で死者8 人および 7 人という大きな災害が発生しました．豪雨は深夜であったことおよび崩壊が多数であったことを考慮すると，この死者数はかなり少ないものであり，避難対応がうまく行われたと思われます．
有度山は未固結の洪積砂礫層で構成されているので崩れやすく，とくに南面の急な海食崖では多数の崩壊地があります．1935 年静岡地震ではこの南面海食崖で多数の崩壊が発生しました．なお，
2014 年末現在，静岡市における土砂災害警戒区域の指定数は 1,505 です．
この 1974 年水害後の 30 年間において，浸水家屋が生じた水害は 10 回，3 年に 1 回の頻度で起こっています．低湿地への市街化の進展により，浸水被害の発生件数は増加しています．1999 年には有
度山丘陵の西方を通じる大谷川放水路が開削されて，巴川上流部の水位がある値を超えるとこの放水路からまっすぐ駿河湾へ排水されるようになりました．
4. 地震・津波災害
静岡・清水地域に大きな被害をもたらす恐れのある地震は，駿河トラフ（南海トラフ東端部）における海溝型巨大地震です．直下で起こる震源の浅い地震もしばしば起こっています（図 6）．近くに6-4

ある活動的な活断層には，北東に 25 km 離れた富士川河口断層帯があります．フォッサマグナ西縁を境する糸魚川・静岡構造線は静岡市街北方にまで達していますが，この断層帯の南部の活動度は高くないようです．
駿河トラフが活動した巨大地震は，1854 年安
政 東 海 地 震（M8.4），1707 年 宝 永 南 海・ 東 海 地震（M8.6），1605 年 慶 長 南 海・ 東 海 地 震（M7.9），
1498 年明応東海地震（M8.3），1096 年永長東海地震（M8.3）があり，その平均発生間隔は 120 年と算定されています．これらの地震では，静岡・清水地域は完全に震源域の中に入ります．安政東海地震では，清水地域で死者 87，住家全壊・焼失 1,327，静岡（府中）地域で死者 64，住家全図 6 静岡県における地震（地震調査研究推進本部）

壊・焼失 1,542 という記録が残っています．
1944 年の東南海地震（M7.9）は震源が熊野灘であり，駿河トラフは活動しませんでした．清水市は震源から 180 km も離れていたのですが，三保から興津にいたる清水湾岸地域を中心に，住家全壊
620（全壊率 4.7％），半壊 1,496 などの局地的に大きな被害が生じました．清水港における津波は 2m なので，津波被害もかなりあったと思われます．なお静岡では被害はありませんでした．この地
震では震源から 100 km 以上離れたところでも局地的な激甚被害地区が出現し，天竜川東方の大田川流域（震源距離 130 km）では全壊率 80％を超えるという集落がありました．
1970 年代には次の東海地震発生が差し迫っているとされ，観測と防災の体制が強化されました．
しかし平均発生間隔をかなり過ぎてもまだ起こっていません．代わって現在では，南海トラフ全体が連動して起こる M9 クラスの巨大規模地震の発生が懸念されています．この地震の今後 30 年間の発生確率は 60 ～ 70％とされています．
静岡県の被害想定では，南海トラフ巨大地震（M9 程度）の場合，静岡・清水低地では震度 6 強～ 7の揺れが生じ，最大 12 m の津波が襲来して，静岡市（全 3 区）における被害は，死者数 15,300（うち津波で 12,600，建物倒壊で 1,700），住家全壊数 56,000（揺れ 47,000，津波 3,000），焼失 32,000 などとされています．市街地の津波浸水は，清水港周辺，三保砂礫州北岸地区，用宗港周辺（安倍川河口の西）で生じ，浸水深は 1 ～ 3 m 程度です．到達域は海岸からほぼ 1 km 以内です．なお，東海・東南海地震（M8.0 ～ 8.7）の場合には津波の最大高さを 7 m としており，津波死者数は 110 と非常に小さく想定されています．津波被害は，市街地での水深が 2 m を超えると急速に増大します．
震度 7 の強い揺れは沖積層が厚く表層が軟弱な巴川低地で生じます．想定では清水区の面積の 7％が震度 7，87％が震度 6 強となっています．沿岸部は粒度の粗い砂礫質のため，液状化による住家全壊は370 と小さな想定になっています．
地震調査研究推進本部資料による地震動増幅率では，第三紀固結岩からなる庵原山地に比べ，安倍川
扇状地では約 1.9 倍，清水砂堆・三保砂礫州で 2.1
倍，巴川低地で 3.2 倍，麻機沼低地 3.1 倍となっています（図 7）．また，今後 30 年間に震度 6 弱以上の揺れに見舞われる確率は，巴川低地（麻機沼低地

図 7 地震動増幅率（地震調査研究推進本部）
静岡・清水地域

6-5

を含む）74％，清水砂堆 68％，安倍川扇状地
66％，有度山丘陵 56％とされています．表
層が非常に軟弱な麻機沼低地ではより大きな値になるとした方がよいでしょう．
富士川河口断層帯の最後の活動はおよそ
1500 年前で，今後 30 年以内の活動確率は 0.2～ 11％と評価されています．想定される地震の最大規模は 8.0 と大きく，距離は 25 km ほ
どと近いので，発生したら非常に大きな被害が予想されます．
静岡市周辺では，1589 年（M6.7），1841 年（M6.3），1857 年（M6.3），1917 年（M6.3），
1935 年（M6.4），1965 年（M6.1）と， 震 源 深

図 8 1935 年静岡地震の被害分布（宇佐美，1987）

さ が 20 ～ 30 km の M6 地 震 が た び た び 起
こっています．
被害が最も大きかったのは 1935 年の静岡地震です．震源は市街南東部の地下 10 km で，まさしく直下の地震でした．最大震度は 6 で，大きな被害は有度山の西縁～北縁で発生しました（図 8）．
西南端の集落では全壊率が 30％を超えました．地形境界での地震動増幅が生じたと推定されます．
安倍川扇状地では震源に極めて近かったものの家屋全半壊などはほとんど生じませんでした．静岡
市の被害は死者 8，全壊 237 棟，半壊 1,412 棟，清水市の被害は死者 1，全壊 53，半壊 263，有度村で全壊 73，半壊 151 でした．

国土庁（1983）：土地保全図（静岡県）．
静岡県（1966）：静清地域およびその周辺地域の防災上の諸問題．1965 年度静岡県防災地学調査報告書．
宇佐美龍夫（1987）：新編日本被害地震総覧．東京大学出版会

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

6-6

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
7. 大井川流域－かつては東海道の難所であった荒れ川
1. 山地の地形・地質と土砂生産
大井川は，白根・間ノ岳（3,189 m）を最上流
水源山地とし，南北に連なる大起伏の南アルプ
ス・赤石山地中央をその走行方向に貫流して深い縦谷をつくり，駿河湾にまっすぐ流れ出す急流の河川です（図 1）．大量の運搬砂礫は海に臨
んで大きな扇状地を発達させています．飛騨山地（北アルプス）でこれに相当する縦谷は黒部川
で，同じように深い峡谷と大きな扇状地をつく
り日本海に注いでいます．
日本列島の 2 大断層帯である中央構造線と糸魚川・静岡構造線とにより楔状に挟まれているという地質構造に制約されて，東西幅（横幅）が10 ～ 15 km と，南北長さ約 100 km のおよそ 8分の 1 の細長い流域をつくり，南にほぼ直線的に流れます．流域が細長くて急峻であると，豪雨の流出水が短時間内に本流に集まってきて，
洪水時の水位上昇が速くなります．
赤石山地は四万十層とよばれるおよそ 1.5 億
年～ 3 千万年前（中生代～古第三紀）の砂岩・泥岩・チャート（生物起源の石英質岩）が層状に重なった地層で構成されます．これは付加体とよばれ，海底堆積層がプレート沈みこみの際に順次剥ぎ取られ付け加わったもので，幾重にも折り重なった著しい褶曲構造を示します．地層の傾斜は全般に非常に急です．多くのところで

図 1 大井川流域

泥岩は，薄く剥がれる割れ目の多い千枚岩になっています．これらは深いところで崩壊を起こしやすいという地質条件です．
中流部において河流は著しく蛇行し，「鵜山の七曲り」などの景観をつくっています．これは穿入蛇行と呼ばれるもので，蛇行河道を発達させた平坦な氾濫原が隆起し，河流が蛇行したままその場所を下方に侵食して大きく屈曲する谷をつくった場合の地形です．赤石山地の隆起はおよそ 2 百万年前から始まり，平均の隆起速度は年 1 mm 以上です．山地の隆起・沈降の速度としてはこれは最大級のものです．
隆起の速度が速いと河の下方侵食が激しくなるので，V 字状に深く切り込んだ谷と比高の大きい
急峻な山腹斜面が形成されます．これにより山体が側方に膨らみ山稜や山腹に亀裂が生じるので，地質構造の条件も加わって，千枚崩れ・赤崩れ・ボッチ薙などの大規模な崩壊が数多く発生しています．山稜に沿って連なる亀裂群と大崩壊地は荒川岳・赤石岳・塩見岳・青薙山など主要山域の多くの場所にみられます．山崩れが多いことは「薙」を含む地名が多いことにも示されています．
山崩れの生産土砂は豪雨時の激しい流れにより谷底へ，さらに下流へと運ばれます．運搬土砂の量は雨が強いほど（降雨強度の約 3 乗に比例），また山が急傾斜であるほど（山地平均傾斜の約 4 乗に比例）多くなります．赤石山地における年降水量は 3,000 mm を超え，豪雨の強度・頻度もまた大
大井川流域

7-1

です．井川（標高 755 m）における年平均降水量は 3,110 mm で日本の平均の約 2 倍，最近 30 年間における最大日雨量は 528 mm，最大 1 時間雨量は 99 mm です．
豪雨が多く地形が険しいために運搬土砂量が多いということは，発電ダムや砂防ダムの堆砂速度が非常に大きいことに明瞭に表れています．支流の寸又川にある千頭ダム（1935 年竣工，堤高 64 m）の堆砂率（予め設定されている堆砂容量との比率）は 98％であって全国で最大です．赤石山地を構成する中生代・古第三紀の岩石の侵食抵抗性は，花崗岩や火山に比べ 4 倍ほどの大きさです．
大井川水系には 15 のダムがつくられています．洪水調整能力をもつのは長島ダム（2000 年竣工，
堤高 109 m，総貯水容量 7,800 万トン）など 2 つだけで，それ以外は発電ダムです．その代表的なものには畑薙第一ダム（1961 年竣工，堤高 125 m，総貯水容量 1 億 7 百万トン），井川ダム（竣工 1967 年，
堤高 104 m，総貯水容量 1 億 5 千万トン）があります．大雨時にダムが満水になった場合には緊急放流が行われるので，急激な増水の危険を下流域にもたらすことがあります．ダム堆砂は，橋脚の洗掘・倒壊などを引き起こすおそれのある河床低下や海岸侵食の原因になっています．
2. 扇状地の地形と洪水氾濫
上流山地から運搬されてくる多量の土砂は，山地内から開けた平野に流れ出たところに堆積して大きな扇状地をつくっています．赤石山地を流域にもつ他の大河川に天竜川と富士川がありますが，
これらは伊那あるいは甲府の内陸盆地において運搬土砂の多くを堆積させているので，海岸に面して形成されている扇状地性の地形は比較的小規模であり，また扇形が不明瞭です．これに対して大井川では，狭い谷の中だけを通って一気に平野へ流れ出てくるので，海に臨む典型的な大扇状地を発達させています（図 2）．
河流が山の谷間から開けた平坦地に流れ出てくると，水深の減少により土砂運搬力が低下し堆積が生じて扇状地が形成されます．一般に谷の出口を扇の要（かなめ）とした扇形状に等高線が走ります．大井川の扇状地発達がまだ現在ほど進んでいなかったときには，この要の位置は河道が大きく右に曲がる島田市南部（新幹線鉄橋のやや上流，右岸に「谷口」の地名）付近にあり，ここから東に向け広がる扇状地をつくっていました．その後扇状地成長がさらに進み，上流の谷の中にまで砂礫堆積が及んで，現在では幅約 3 km の広い谷底堆積面を，8 km ほど上流にまで遡って発達させています．

図 2 大井川扇状地の地形と洪水氾濫個所

7-2砂礫層の厚さは島田市南部（標高約 40 m）において 50 m ほどあります．層中には径 10 ～ 20 cm もの
礫を含み，大井川の運搬力が大きいことを示します．
流れが扇状に広がるか否かといった洪水の様式や形成過程の違いから，大井川扇状地は，谷底平
野部（延長 8 km）と典型扇状地部（長さ 12 km）とに分けられます．平均勾配は谷底平野部で 1/200，
扇状地部で 1/250 です．この勾配は，中部山岳から流れ出す流域面積 1 千 km2 オーダーの河川の扇状地としてはかなり緩やかです．
海に搬出された土砂は沿岸流により運ばれて，幅 0.5 ～ 1 km，標高 3 ～ 5 m の砂礫州を海岸線につくっています．駿河湾の海は深いので泥質物は拡散して三角州は発達できません．砂礫州の内陸側には厚さ 1 m 程度の砂泥層を表層に載せた後背低地が形成されています．この後背低地と扇状地（砂礫層だけで構成）との境界はほぼ 5 m 等高線の位置にあります．扇状地の側端にあたる焼津市街
部では後背低地幅は 3 km と広くなっています．扇状地の成長は北側を流れる瀬戸川の流路を押し上げ，北側の山地との間に排水条件の悪い後背湿地状の低地をつくりだしました．扇状地周辺山地
から流れ出る他の小河川も，出口が閉塞された状態になっています．
扇状地の等高線はほぼ同心円状ですが，このことは扇状地河川が多くの分派川に分かれて扇面上を乱流し，本流河道も頻繁に位置を変え，洪水が扇面上に万遍なく氾濫して砂礫を堆積させたことを意味します．現在では河川工事により河道は 1 つにまとめられていますが，以前の分派川の位置
はほぼ放射状に伸びる水路や浅い溝状凹地により知ることができます．
扇状地部の扇頂部から分派し扇状地の中央を流れる栃山川はかつての主流の 1 つです．分派川は
洪水の水みちともいえるもので，分派の地点において本川河道からの氾濫が生じやすく，洪水流は一般に拡がり角度 30 ～ 45º ほどの扇形状で拡がって，等高線のほぼ直交方向に流れます．溝状凹地があると洪水主流はその中を一気に流下します．氾濫が扇頂で生じると，そこから放射状に伸びる
凹地をたどって洪水が流れ，本川から遠く離れたところにまで達することがあります．この結果本川河道が突然大きく移動したりします．この洪水防御のために大井川扇状地内には，上流側を平面形が V 字の土手で囲み樹林を配置した住居（舟型屋敷）が分散して配置するという散居景観がかつては広くみられました．
扇状地河川は岩礫が散在する広い河原をつくり，水流は網目状になって流れます．氾濫が生じるとその後は砂礫の河原に転じてしまいます．河床勾配が大きいので洪水流の土砂運搬力は大きく，
多量の土砂移動により流路変化が激しいので，治水が困難な荒廃河川と呼ばれます．
現在大井川の治水は，100 年に 1 回の確率の大雨に備えるように計画されています．この計画降雨による最大流量は 11,500 m3/s で，このうちの 2,000 m3/s を上流ダム群で調節し，扇状地部では残りの 9,500 m3/s を氾濫させないように海に流しだす河川工事が実施されています．観測された最大流量は 1979 年台風 20 号による 7,950 m3/s です．
南にある牧の原台地は，かつての大井川扇状地が隆起し，侵食により丘陵状になったものです．
牛尾山（現扇状地の扇頂部）の西にある旧台地面上端の標高は 260 m，海岸近くにある台地南東端では標高が 35 m で，その平均勾配は 1/50 と現扇状地面よりも急です．これは赤石山地側がより速く隆起するという傾動運動を行い，山地の成長が進行していることを示します．一方海岸部では沈降傾向にあることが御前崎の測量データなどで知られています．
3. 水害の履歴と災害危険性
大井川扇状地では，1600 年以降明治末期までの期間におよそ 70 回の堤防決壊による洪水（決壊箇
所数は約 100）の記録があります．これは 4 ～ 5 年に 1 回の頻度です．大正以降になると堤防決壊による洪水は著しく減少し，増水による橋流失や内水被害が大部分になっています．最大級といわれる洪水は 1604 年（慶長 9 年）に起こり，向谷の堤が決壊して島田宿はほぼ全て流失し，一帯は砂礫の河原と化して復旧に 10 余年を要し，その間東海道の道筋を移動させたと記録にあります．向谷
大井川流域

7-3

決壊はその後にも 5 回あり，
最近では 1906 年に起こっています．向谷で破堤が生じると，勾配の大きい谷底堆積面上に位置する島田の市街を激しい洪水流が直撃し，多数の建物損壊を引き起こすおそれがあります（図 3）．
これ以外では，1804 年（文化元年），1828 年（文政 11 年），
1900 年（明治 33 年）などに大きな洪水が起こっています．
1804 年 と 1828 年 の 洪 水 は，河道が右に大きく曲流する扇状地中央部の左岸が長い区間にわたって破堤し，扇状地主

図 3 大井川扇状地の扇頂部付近の地形と「天正の瀬替え」
K は幅 450 m 狭さく部で，1590 年に牛尾山を 260 m 開削して新流路とした．

部が全面的に浸水したと推定されます．ここは洪水流が突き当たる水衝部で，氾濫が起きやすい箇所です．この地は東海道の重要拠点であるとして徳川幕府は 1630 年ごろから直轄で堤防建造を進めてきていました．
1900 年 8 月の洪水は，上泉付近（東名高速鉄橋の上流）で破堤し扇状地の南半部の 8 km2 を浸水させました．図中に示した浸水域は被災した地区名と地形から推定したものです．氾濫水は海岸砂州の背後の後背低地に滞留して，湛水日数は半月に及びました．一方扇状地面上では，氾濫水は速やかに流れ去り滞水しません．
1800 年以降における破堤・決壊地点を図 2 中に示しました．多いのは扇頂部の狭窄部付近および扇央部左岸の水衝部です．自然状態において大井川本流は牛尾山の西側を金谷方向に流れていたのですが，おそらく金谷側に新田をつくるのを主目的として，1590 年（天正 18 年）に山を幅 260 m 開
削して牛尾山の東に河道が付け替えられました（図 3）．これが決壊の多発に関わったと推定され，また，現在でも幅 450 m というこの著しい狭窄部は治水上の問題を提起しています．このため拡幅や掘り下げによる河道断面の拡大が計画されています．
島田市街の直撃となる向谷での決壊は，大きな被害をもたらす可能性があります．洪水流の勢力は地表面勾配に比例し，また水深のほぼ 2 乗に比例します．島田市街域における地表面勾配は1/150 と急であり，このような地形の場で水深 2 m を超すような洪水が発生すると，建物被害は浸水だけでは済まずに全壊や流失が生じるようになります．これまでに 100 人以上の死者，数 100 棟の流失・全壊という大被害を引き起こした河川洪水の大部分は，このような勾配の大きい山地内の谷底低地で起こっています．
近年では大井川本川の氾濫はほとんどなくなり，代わって扇状地成長により出口が塞がれた状態になった小河川低地における内水氾濫が目立つようになっています．1974 年 7 月の七夕豪雨では，
瀬戸川・朝比奈川の低地が全面浸水しました．浸水家屋は焼津市で 2,045 棟，藤枝市で 1,424 棟でした．
大井川中流部谷底の地区では，豪雨時には洪水と同時に山崩れ・土石流による土砂災害が複合して起こっています．
水災害には津波・高潮もあります．駿河湾には南海トラフが入り込んでいて水深が深いので高潮の危険は小さいのですが，高波による被害はしばしば起こっています．津波の危険は，想定東海地震の震源域に含まれるので非常に大です．沿岸部の地形勾配は数百分の 1 と比較的に緩やかなので，到達限界の標高は海岸線での津波の高さよりもかなり低下します．海面は短時間に上下を繰り返す

7-4

ので，侵入海水はすぐに引き戻されて内陸深くにまでは到達できません．津波が激しく流動を繰り返すのは，海岸線からほぼ 1 km 以内の範囲です．大井川扇状地はかなり硬く締まった（N 値の大きい）砂礫層よりなるので，地震動はあまり強くはなりません．1944 年東南海地震では住家損壊の被害はありませんでした．沿岸砂州の後背部では液状化の可能性があります．

静岡県（1967）：大井川流域の防災地学上の諸問題．静岡県防災地学調査報告書．
貝塚・鎮西編（1986）：日本の自然 2，日本の山．岩波書店
貝塚ほか編（1985）：日本の自然 4，日本の平野と海岸．岩波書店．

大井川流域

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防災基礎講座：地域災害環境編
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文責：水谷武司（客員研究員）

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自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
8. 濃尾平野－日本で面積最大のゼロメートル地帯
1. 平野の形成
日本の大きな平野は地殻の沈降域に形成されています．中央が窪む，片方に傾くなど沈降の様式とその速度は，地盤高の分布・河川
流路の位置・沖積層の厚さ分布などを決め，
高潮・河川洪水・内水氾濫および地震の危険度に大きく関わっています．
濃尾平野は西に傾くという傾動運動の場に，木曽川など周辺山地から流れ出す河川が運搬物質を堆積してできあがった平野です（図 1）．平野の西縁にはほぼ垂直にずれ動く
活断層（養老－桑名断層）が南北に走り，これを境に平野側が沈降を続けています．堆積した地層は時間を経るほど傾斜を増すので，下部の地層ほど急な勾配で西に傾いています（図 2）．この地層の一方向への傾斜（単斜構造）
は被圧地下水層をつくり，平野西部では井戸を掘ると自噴します．空隙の大きい砂礫層は

図 1 濃尾平野の地形

地下水を多量に含む滞水層になりますが，この上に難透水の泥層が載っていると，平野東部地表で砂礫層中に浸透した地下水が西に向かって深くに流動していくに従いより大きな圧力をうけるので，井戸を掘ると自然に噴き出すのです．養老断層の東には並行する断層の存在が推定されており，これに沿って深くにある高温の地下水が上昇してくるので，木曽川河口においてさえも温泉があり．リゾート地となっています．
約 2 万年前にあった氷河期の海面最低下時には，海岸線は伊勢湾の出口付近にまで前進し，濃尾平野はかなり勾配のある盆状地となり，ほぼ全域が扇状地でした．後氷期の海面上昇に伴いこの扇状地を構成する礫層の上に

図 2 濃尾平野の地下断面（貝塚ほか，1985）

堆積した地層が沖積層に相当します．その厚さは平野西端において最大 50 m ほどですから，最近 2 万年間における平均の沈降速度は約 2.5 mm/
年になります．垂直の地殻運動としてはこの速度はかなり大きい部類に入ります．なお，傾動運動
は第四紀（170 万年前以降）になって始まり，この間における平均沈下速度はおよそ 1 mm/ 年です．
地下水の過剰揚水を原因とした人為による地盤沈下の速度は，最近では数 mm/ 年程度，最大で 10mm/ 年であり，自然の沈降の速度は無視できない大きさです．
この傾動運動と地盤沈下により日本で最大のゼロメートル地帯が出現しています．その北限は養老山地沿いに 30 km 内陸にまで入り込んでいます．標高 0 m 以下の地域の面積は 250 km2，平均満
濃尾平野

8-1

潮位（T.P. 1.2 m）以下の地域の面積は約 350 km2 です．地盤沈下の原因の 1 つには，非常に多数ある
自噴井による農業用水・生活用水の取水があります．
後氷期の海面上昇は 6,000 年前にピークに達し，海は最大 30 km ほど内陸にまで侵入していました．
当時の海岸線は現在の標高でおよそ 5 m の位置にあったと推定されます．その後のゆっくりとした
海面低下と，河川運搬土砂の堆積の進行により，浅海底堆積面（デルタ）は陸化して，海岸線は前進しました．奈良時代（8 世紀ごろ）には標高およそ 3 m の位置に海岸線がありました．この位置は河川堆積による氾濫平野と海の作用下で形成されたデルタとの境界にほぼ相当します．その後は主として干潟の干拓および近年における大規模埋め立てにより，海岸線はさらに最大 20 km ほども前進しました．濃尾平野は扇状地平野，氾濫原性平野，三角州が上流から配列し，さらに広い海岸埋立地も加わるという典型的な堆積平野です．
濃尾平野には木曽川・長良川・揖斐川の 3 つの大きな河川が流れ，木曽三川と呼ばれています．
木曽川は最大の河川で，上流域に標高 3,000 m の高起伏花崗岩山地があるので，多量の土砂を運搬しています．流域内には盆地などの堆積地はなく，木曽谷と呼ばれる狭い河谷を流れて平野に流れ出てくるので，平野への出口に粗粒砂礫の堆積による大きな扇状地平野がつくられています．西に傾く沈降運動に，平野の東側から流入する木曽川の大きな堆積作用が加わって，木曽三川の流路は平野西部に集まり，かつては縦横に交錯して流れ複雑な流路網をつくっていました．
この河川乱流域に居を構えた住民は，上流側から始まり次第に周囲全体を取り囲む輪形の堤防（輪中堤）を築いて，水害から集落と農地を守る手段としました．尾張藩の領地を守る，弱小藩や飛地をおくなどの徳川幕府の政策も，地区ごとの排他的自衛対策である輪中の形成を促進しました．網状の流路に沿い高い自然堤防が連なるのでこれを利用して輪中堤が作りやすい，という平野の地形条件も好都合でした．本流と支流に挟まれ先が閉ざされた地形である袋状低地や河川が網状に分流する三角州の中洲によくみられるように，周囲を堤防で囲んだ土地は日本の他地域にもありますが，特有の自然的・社会的条件により水防共同体としての典型的な輪中が展開しているのは，この木曾三川下流域です．典型的な輪中が形成されたのは江戸時代末期から明治初期にかけての頃で，その総数は約 80 あり，そのうちの 9 割が木曽川の西方（右岸側）につくられました．輪中は洪水の危険とそれへの対応の歴史を示すものです．
2. 高潮災害
濃尾デルタが面する伊勢湾は南に開口し水深が小さく奥深いために，強風による海水吹き寄せが大きくなるので，高潮の危険が非常に大きい湾です．高潮災害の回数は明治以来 10 回を超えます．その大きなものには，1870 年，1889 年，1896 年，1912 年，1921 年，1959 年の災害が挙げられ，明治時代にはたびたび大きな高潮災害が起こっていました．とりわけ 1896 年の高潮は大きくて，
海水は 18 km 内陸にまで進入しました．
1959 年の伊勢湾台風による高潮災害は史上最大規模で，伊勢湾沿岸の高潮被災市区町村における死者数は 4,080 人にもなりました．なお，この台風による全国の死者数は 5,040 人でした．名古屋
港における高潮最大偏差（天文潮を差し引いた潮位）は 3.45 m で，観測史上最大でした．
台風は中心示度 930 hpa という猛烈な勢力で潮岬付近に上陸し，平均時速 70 km（秒速 20 m）という高速で北北東に進み，21 時過ぎに名古屋西方 40 km のところを通過し，富山湾に抜けました．
この進路は進行右側の伊勢湾の湾奥に継続して海水を吹き寄せるコースとなったので．最大潮位3.89 m という大きな高潮が湾奥で発生しました．
この 6 年前（1953 年）に 13 号台風が，潮岬東方通過時の中心気圧 930 hpa という伊勢湾台風に匹敵する強さでもって伊勢湾に来襲し，伊勢湾中央部を西から東へと横断して．進行右側にあたった
三河湾で最大 3 m の高潮を引き起こしました．しかし，伊勢湾の湾奥は進行の左側になったので，最接近時には北からの風になり吹き寄せは起こらず，名古屋における高潮被害はわずかでした．

8-2

台風の風は反時計回りで吹くので，南からくる台
風の進行東側では，風向が東方向から南方向へと変化して，最接近時には強い南風（進行方向に平行の風）が吹きます．伊勢湾は「く」の字のような形で，太平洋に向け南東方向に開口しています．このため，
まず東方向からの強風によって沖から湾内に送り込まれた海水は，しだいに南向きに変わっていく風に
よりさらに湾奥へとまっすぐに吹送される状態が続き（吹送距離が長くなり），平均水深が 20 m という浅い条件も加わって，海水吹き寄せ・滞留により湾奥の潮位が大きく上昇しました（図 3）．
この記録的な高潮は，海岸堤防を越流しあるいは破壊して内陸に進入し，300 km2 を水没させました．
海岸および河川の堤防の破堤は 220 箇所，総延長は33 km に達しました．海岸堤防の破堤の主原因は，

図 3 伊勢湾台風のコースと海水吹き寄せ

越流・越波した海水による裏のり面の洗掘でした．高潮海水の到達範囲は沿岸低地の地形によって決められます．
広大なデルタ低地域における浸水域限
界の標高はほぼ 0 ～ 1 m で，到達距離は最大で海岸から 20 km にもなりました．標高が海面下であるデルタ沿岸では，浸水深は 5 m 近くになり，浸水期
間は 80 日を超えました（図 4）．
陸地内に流入する高潮の流速は，海岸部では時速数 km 以上と速いものの，
一般に上り勾配を示す陸地面を内陸に進行するにつれて急速に低下します．
したがって広いデルタ内では進入に数

図 4 伊勢湾台風高潮の浸水域・浸水深

時間以上といった長い時間を要します．一方この間に，台風が遠ざかることによる気圧上昇と風速低下により，海面は平常潮位に向かって低下していきます．一般に最大潮位の後 5 ～ 6 時間程度で，平常の潮位に戻ります．海域での潮位低下は陸地内に流入した海水を引き戻すので，広い平野では，高潮最大潮位までの標高の範囲が全面浸水するということは起きません．また，低地内の鉄道・道路の盛土路盤や河川堤防は海水の流入を妨げて，その内陸側での水位を低下させます．
被害は高潮流入の勢力が非常に大きい海岸部で集中発生しました．とくに，避難する高地などのないデルタ沿岸部，とりわけ干拓地では多数の死者がでました．これに対し高潮の直撃を受けない
内陸部では，全面浸水を被っていても人的被害は少なくなっています．住家流失全壊数と死者数との比で簡易に示す人的被害度は，デルタ沿岸区町村（南区，港区，弥富町，木曽岬村，長島町など）
においてデルタ内陸町村のそれの約 8 倍という大きさを示しました（図 5）．住家損壊数は居住域に実際に作用した加害力の大きさを間接的に示す値になります．被害度が最も大きかったのは，最前面に位置する鍋田干拓地で全戸が流失し，死者率は 42％という著しいものでした．災害後，2 階の屋根に突き出た小さな 3 階をつくり，避難場所および脱出口とした家屋が多数つくられました．デルタ沿岸では中層の鉄筋コンクリート建物を配置して避難所とする必要があります．
濃尾平野

8-3

暴風警報は 10 時間前の当日朝に出されていたのですが，事前避難対応はほとんどありませんでした．6
年前の 13 号台風の軽微な被害が危険意識を薄めていたことが考えられます．この 2 年後，大阪は第二室戸
台風の高潮により臨港市街地が広範囲に浸水しました
が，高潮による直接の死者は数人程度でした．この違いは，大阪が室戸台風など近年たびたび大きな高潮に見舞われているという直接の災害経験に，同じような土地条件にある名古屋での大災害の教訓が加わって，迅速・的確な避難行動が行われた結果によるところが大きいと推測されます．災害経験はすぐに風化します．
災害を忘れないようにし地域・地区の災害危険性をよ
く知っておくことがなによりも大切です．
伊勢湾台風災害後，海岸部における高さ 5 m の防潮堤および名古屋港高潮防波堤の建造が進められ，1964
年に完成しました．防波堤は湾の最奥部を名古屋港中央埠頭の沖 9 km のところでほぼ塞ぐ長さ 8.3 km の海図 5 伊勢湾台風災害における
地形別の人的被害度

中の堤防で，これにより高潮のピークを 0.5 m，波高を 0.7 m 程度低下させる効果があるとされます．
1972 年 20 号台風（大型で並の勢力）は伊勢湾台風とほとんど同じコースをとり，最大潮位 2.57 m の大きな高潮を引き起こしましたが，高潮の内陸侵入はほぼ阻止され，愛知・三重両県の被害は死者 3，
全壊・流失 21，浸水 5,665 と大きいものではありませんでした．
3. 輪中と洪水
木曽三川は地盤高のより低い平野西部に集まり，かつては相互に連結し複雑な河道網をつくっていました（図 6）．河床の高さは，東にある木曽川にくらべ西の揖斐川では 2 ～ 3 m 低くなっています．
このため木曽川の洪水が長良川へ，ついで揖斐川へと流れ込んで頻繁に氾濫を繰り返していました．
また，流域がより小さく西にあって雨の降り出しが早いことの多い揖斐川がまず最初に出水すると，こんどは長良川，木曽川へと洪水が及ぶことになります．このため三川を分離する工事が江戸時代から行われましたが（薩摩藩が行った宝暦治水が有名），完成したのは明治末期のことでした．尾張藩を守るためにつくられたとされる木曽川左岸の延長 48 km の御囲堤は例外として，現在のように河沿いに連続する堤防がつくられるようになったのは明治に入ってからのことです．それまでは河を閉じ込めるのではなくて自らを囲い込む輪形の堤防が中心でした．この輪中堤は一般に不完全なもので，木曽三川の氾濫による水害を頻繁に被りました．江戸時代において輪中堤の破堤を伴った
水害は 1 ～ 2 年に 1 回，明治期には 2 ～ 3 年に 1 回の頻度で起こっていました．明治における最大の水害は 1896 年（明治 29 年）のもので，輪中地帯のほぼ全域が破堤・浸水を被ったとされています．
最近の破堤洪水には，1976 年の台風 17 号による長良川の氾濫があります．破堤は新幹線鉄橋の600 m 下流の岐阜県安八町地先右岸で起こり，安八町と墨俣町の約 17 km2 が浸水しました．この浸水域にはかつて 6 輪中がありました．その輪中堤の多くは戦後の土地改良事業や道路整備によって取り壊されて連続性を失っていたため，浸水域の拡大を許すことになりました．しかし，南に隣接する輪之内町との間に残されていた海抜高 9 m の福束輪中堤はその役割を立派に果たして，下流域への氾濫拡大を防ぎました．この輪中堤は県道によって 2 箇所カットされていましたが，そこにはなお水防資材倉庫が設置されており，水防団や地元住民による土のう積みが間に合いました．氾濫水が到達したのは破堤から 5 時間後のことでした．この輪中堤がなかったなら，ゼロメートル地帯に続く下流低湿地へと浸水域は大きく広がったはずです．しかし一方，これは上流地区へと浸水域を拡大し，浸水の8-4

深さと期間を大きくする結果をもたらしました．輪
中地帯に限らず，洪水災害では必ずといってよいほ
ど地区間，上下流間の利害が相反します．
輪中堤は自然堤防をつないでつくられています．
自然堤防とは洪水が自然状態の河岸から溢れ出すときに，その側面に粗い砂質物を堆積させてできた堤
防状の高まりです．この地域は木曽三川が乱流していた広い氾濫原の中央部にあたり，比高 1 ～ 3 m 程度の自然堤防がよく発達しています．その標高は高いところで 8 ～ 9 m 程度です．洪水ピーク時の浸水
位は 7.4 m であったので，自然堤防上では浸水を免れたり，あるいは床下浸水程度で済みました．
輪中は多重的手段で洪水から自己を防衛する水郷
農民の知恵です．地区への河川水流入を防ぐ輪形の堤防がまずつくられますが，これが突破された場合に備えて，盛土や石積みによって一段と高くした敷地に水屋と呼ばれる別棟を建てて，倉庫および避難所としました．一般の住家も屋根裏の桟を太く床板を厚くして，避難所や物置として使えるようにしました．洪水流の衝撃を弱めるために，家の周囲を樹林・竹やぶ・石垣などで囲みました．竹やぶの竹は水防

図 6 濃尾平野の輪中（国土地理院，1975）

資材として利用できます．1 階の床は高くして床上まで浸水しないようにしました．軒下や土間の天井には上げ舟とよばれる舟を吊り下げ，避難用としました．敷地を高くするために周囲の低地から土をとって盛土が行われ，その跡が集落の周りの堀として残りました．共同の水防活動や被災した場合の相互扶助のしきたりもつくられていました．
輪中という水防共同体は，土地の水害脆弱性についての共通認識の上に成り立っています．かつては孤立した自然のなかで，自らの努力で自らを守るという気概が養われていました．しかし，新幹線・高速道路の建設や大工場の進出が行われ，昔は渡し舟を使って越えていた大川に立派な橋がかかり孤立状態は解消されて，運命共同体的な意識は薄らぎ，社会的な意味での輪中は崩壊していました．輪中は排他的な側面を持ってはいますが，その良い面は取り入れて，コミュニティの災害防備の態勢を高めておくことが，洪水に対して非常に脆弱な地域では必要です．
4. 地震災害
濃尾平野は活断層により囲まれています．その活動度は全般に低く，30 年以内発生確率は養老―
桑名断層がほぼ 0 ～ 0.7％とやや高いだけで，それ以外はほぼ 0％です．この地域に大きな揺れをもたらすのは南海トラフの活動による東南海地震で，30 年以内発生確率は 60％，起こった場合の濃尾デルタにおける震度は 6 弱とされています．
1891 年濃尾地震（M8.0）は最大の規模の内陸地震で，被害は岐阜県で死者 5,184 人，住家全壊
152,690 戸など，愛知県で死者 2,638 人，住家全壊 39,098 など著しいものでした．被害は断層が生じた根尾谷と濃尾平野に集中発生しました（図 7）．
地震による住家被害と地形・地盤条件との関係は密接です．愛知県・尾張地方の町村単位で，震央からの距離と住家被害率との関係を地形別に示したのが図 8 です．住家倒壊率（半壊の 1/2 と全壊との和を全戸数で割った値）は，震央近くで 100％に近く，離れるにつれ地形による差が大きくなっています．震央近くでは非常に激しい震動のため地盤に関係なく倒壊率はほぼ 100％になります．被害
濃尾平野

8-5

率は 100％を超えることはないので，
地形種類ごとに震央距離と倒壊率との関係を示す直線は倒壊率 100％のある 1 点に集中していきます．
図 8 では震央距離がほぼ 30 km のところにその点があります．震央
距 離 (L) と 住 家 倒 壊 率 (Hr) と の 関係は図中の式で与えられ，K が大き
いほど倒壊率の距離による低下が大きいことを示します．K の値は丘陵
地 0.079，台地 0.059，扇状地 0.057，
氾濫平野・三角州（沖積層厚 10 m 未満）0.031，同（沖積層厚 10 ～ 25 m）
0.019，同（沖積層厚 25 m 以上）0.014となり，地盤の硬軟の程度に全く対図 7 濃尾平野の地形および沖積層厚さ応しています．沖積層厚の厚さの影響も明瞭です．震央距離 45 km 付近に倒壊率 80 ～ 90％の町村が集まっていますが，これは埋没谷状に沖積層厚が大きくなっているところにあた り ま す． こ の 45 km 地 点 に お ける被害率を比べてみると，丘陵地で約 3％，台地・扇状地では約 8％で，震源から離れるにつれ地盤条件による住家倒壊率の違い，つまり地震動
強さの違いがこのように大きく現われてきます．住家全壊率の分布を主な根拠として，岐阜から名古屋に向かう潜在断層の存在が推定されてい図 8 濃尾地震の地形別住家損壊率

ましたが，この分布は地形の違いに
より説明できます．

気象庁 (1961)：伊勢湾台風調査報告．気象庁技術報告第 7 号．
建設省地理調査所 1960)：伊勢湾台風による高潮・洪水状況調査報告．
国土地理院 (1975)：土地条件調査報告書 ( 濃尾地域 )．
名古屋大学災害科学調査会 (1964)：伊勢湾台風災害の調査研究報告．
飯田汲事 (1979)：明治 24 年 10 月 28 日濃尾地震の震害と震度分布．愛知県防災会議地震部会．
阪口ほか編（1986）：日本の自然 3，日本の川．岩波書店．
貝塚ほか編（1985）：日本の自然 4，日本の平野と海岸．岩波書店．
防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

8-6

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
9. 名古屋とその周辺域－高潮大災害を被った湾奥臨海都市
1. 開発の経過
名古屋は濃尾平野の東南縁に位置し，洪積台地，三角州性低地および小起伏丘
陵に市街を展開させている人口 230 万の大都市です（図 1）．市中心部は台地（熱田台地）上にあります．台地は侵食により変形して象のような平面形をしています（ただし頭頂部は人為的に削られている）．鼻の先にあたる南端には，1900 年前の創建とされ三種の神器の 1 つである草薙の剣を祀る熱田神宮があります．ここは中世
までは伊勢湾に突き出た岬でしたが，その後の干拓・埋立により現在では海岸から 4 km もの内陸になっています．
台地上に比較的大きな集落が出現したのは鎌倉時代で，それ以前の平安時代には藤原氏の荘園になっていたようです．
室町時代には今川氏により那古屋城がつくられましたが，戦国時代に廃城になり，城下は寂れてしまいました．

図 1 名古屋とその周辺地域の地形
濃緑色はゼロメートル地帯，赤線で囲んだ
範囲は密集市街域

この地が日本有数の城下町として発展したのは江戸時代に入ってからのことです．1610 年に徳川
家康は，台地北西端に大きな城を築き，その南の台地上に 5 km 四方の町を配置して，西国に対する一大拠点としました．ここは交通の要衝にもなって発展し，人口は江戸時代中期に 10 万に達していました．市街は城を囲むようにして庄内川低地にもいくらか進出しました．明治後期における人口は約 20 万で，市街の主部はやはり台地上に収まっていました．台地は総合的にみて最も安全な地形です．
伊勢湾北岸は遠浅で，かつては干潟が大きく拡がっていました．これを干拓して水田化する工事が江戸時代初期から継続的に行われ , 江戸末期には海岸線が 2 ～ 3 km ほど前進していました．このため熱田の港に代わって新たに名古屋港が築かれ，1907 年（明治 40 年）に開港しました．1900 年代に入ってから，干拓地の先に埋立による土地造成が進められ，海岸線はさらに 1 km ほど前進しま
した．この干拓地・埋立地には戦時下の 1940 年ごろから多数の工場がつくられ，市街地化が一気に進展しました．市街拡大は戦後もさらに進行して，1959 年大高潮災害の被災につながりました．
1889 年（明治 22 年）に東海道線が開通し，名古屋駅は台地端から西に 1 km 離れた庄内川低地につくられました．当時ここは街はずれの地でしたが，この後市街が西方の沖積低地に向かって展開する契機となりました．沖積低地は水害を受け，また地震の被害が大きくなりやすい地形です．
2. 地形・地盤条件
市街地主部が載る熱田台地は，10 数万年ほど前の三角州性堆積層で構成された洪積台地です．標高は東部で 30 m 程度，西端で 10 m と，西に向け緩やかに傾斜しています．この傾斜には濃尾平野
基盤の傾動的沈降も関わっています．傾動運動は西に 25 km 離れた養老断層を西縁として生じ，最近 50 万年間における沈降量は 2,000 m です．この沈降は濃尾平野に広大なゼロメートル地帯をつく
名古屋とその周辺域

9-1

る主因となっています．
熱田台地西端には比高10 m ほどの直線的な崖があり沖積低地との境になっています．これはかつての海面上昇期に波浪によって台地が削られてできたもの
で，地下の浅いところには台地構成層からなる平らな面（波食台）があります．その上を覆う地層が沖積層ですが，名古屋駅西方においてその厚さは数 m 程度です（図 2）．名古屋市街域における沖積層の厚さは全般に 10 m 程度，最大で 25 m

図 2 名古屋地域の沖積層および地形

ほどです．構成層は砂が大部分であり，N 値は 10 ～ 20 とやや締っています．
台地中央部には，数 m ほど低い南北に細長い凹地があります．これはかつての一時期に庄内川が新堀川の方向に向け流れたときに台地表面が削られてできたものです．沖積層厚の等値線にみられる谷状の湾入から，庄内川がかつていろいろな方向に流れたことが推定されます．
沖積低地の地盤高は低く，名古屋市街域ではその半分ほどが海面下のいわゆるゼロメートル地帯になっています．名古屋港周辺では沿岸部埋立地が高く盛土されているので，その内陸のゼロメー
トル域は凹地状になっています．この海面下の土地は人為による地盤沈下が主因ではありません．
工業用水の過剰揚水による地盤沈下は昭和 40 年代に激しくなったのですが，ゼロメートル地帯はすでにそれ以前に広く形成されており，伊勢湾台風災害の被害を大きくする一因となりました．1900
年代末までの地盤沈下量の最大は名古屋西部で 1 m 程度です．
東部の丘陵は 100 万年ほど前の扇状地・氾濫原堆積層で構成されます．標高は 50 ～ 100 m ほどで，堆積原面がわずかに残る程度に侵食された小起伏の丘陵です．近年の開発・市街化はこの丘陵地に深く及んでおり，豪雨時における土砂災害および局地的に激しい洪水発生の危険性が高まっています．
市域最大の河川は庄内川で，熱田台地の北および西を大きく回りこむようにして流れ，伊勢湾に注いでいます．上流域は瀬戸物で知られる瀬戸市などがある窯業地帯で，かつて薪用に山地樹林が伐採されて禿山の状態になりました．このため山地侵食により多量の土砂が流出して河床が上昇し，洪水が頻発しました．この対策の 1 つとして 1787 年（天明 7 年）に，庄内川の西に新川が開削され，庄内川の出水をここへ溢流させるようにしました．また，庄内川の左岸（名古屋側）堤防をより高くして，名古屋城下を守るようにしました．現在，庄内川は日本有数の都市河川となり，安全度を高くした治水施設がつくられています．濃尾平野をつくった大河川木曽川も，庄内川に平行するような流路をとっています．この左岸堤防は右岸よりも高くつくられ，名古屋を守り西の勢力に備える
いわゆるお囲い堤として知られています．熱田台地の西縁に沿って堀川が流れていますが，これは名古屋城の築造の際に多量の石材・木材を運搬するのに掘られた川で，その後も重要な輸送路として使われました．
3. 高潮災害
伊勢湾は南に向け開いた奥深くて浅い湾です．この湾地形は，南から来襲する台風の強風による

9-2

海水の吹寄せの効果が大きくなって，湾奥で大きな高潮が発生しやすい条件をもっています．湾の平均水深は 20 m，最大水深は湾中央で 38 m と，きわめて浅い湾です．浅いと海水の戻りが妨げられるので，湾奥で海面がより高まります．このため伊勢湾では大きな高潮が大阪湾に次いで多く発生しています．1959 年伊勢湾台風による高潮は，観測史上最大の潮位偏差（天文潮を差し引いた気象原因だけの値）を記録し，史上最大の風水害といえる大災害を引き起こしました．

図 3 伊勢湾台風による市区町村被害

名古屋の臨海地域では，明治以降だけでも，1870
年（ 明 治 3 年 ），1881 年，1889 年，1896 年，1911 年，
1912 年（大正元年），1919 年，1921 年，1937 年（昭和12 年）1954 年などに高潮被害を被っています．1896
年の高潮の浸水域は 1959 年に近い広さでした（ただし当時は全くの水田地帯）．1889 年および 1912 年の高潮では，海岸から 2 ～ 3 km ほどまでが浸水しました．
1954 年高潮は 13 号台風によるもので，伊勢湾台風に匹敵する勢力を持っていたものの，湾中央部を西から東へと横断したので，名古屋は風の強くない進行左側に入ったため，大きな被害にはなりませんでした．
1959 年 9 月の伊勢湾台風は，全国で死者 5,040 人，
住家流失・全半壊 153,930 戸などの激甚な被害をもたらしました．伊勢湾沿岸の高潮被災市区町村における死者数は 4,080 人で，全体の 8 割を超えました（図 3）．
以後全国の多くの地域で「伊勢湾台風クラスの台風が図 4 伊勢湾台風コースと海水吹き寄せ効果

来襲した場合」というのが高潮防災計画の設定外力とされるようになりました．
台風は 26 日 18 時に最低気圧 929.5 hpa という猛烈な勢力で潮岬付近に上陸し．進行速度をさらに速めて北北東に進み，21 時過ぎに名古屋西方 40 km のところを通過し，6 時間あまりで本土を横断して日本海に抜けました．この間の進行速度は時速 70 km（秒速 20 m）という高速でした．この進路は進行右側の伊勢湾の湾奥に継続して海水を吹き寄せるコースとなったので．最高潮位 3.89 m（名古屋港）という日本において観測された最大規模の高潮を発生させました．伊勢湾口における最大
風速は 45 m/s，名古屋では 37 m/s であり，暴風（風速 20 m 以上）は 10 時間近くも継続しました．
風は反時計回りで吹くので，台風が南から接近してくる場合，その進行右側では風向が東方向か
名古屋とその周辺域

9-3

ら南方向へと変化して，最接近時には強い南風（進行方向に平行の風）が吹きます．伊勢湾は「く」の字のような形で，太平洋に向け南東方向に開口しています．台風は潮岬に上陸し北北東に進行したのですが，これは湾北部の長軸にほぼ平行です．この結果，まず東方向からの強風によって沖から湾内に送り込まれた海水は，しだいに南向きに変わっていく風によりさらに湾奥へとまっすぐに吹送される状態が続いて（吹送距離が長くなって），最大偏差 3.45 m という大きな高潮が発生しました（図 4）．
この記録的な高潮は，海岸堤防を越流しあるいは破壊して内陸に進入し，300 km2 を水没させました．高潮海水の到達範囲は沿岸低地の地形によって決められます．濃尾平野沿岸域には非常に低平な三角州および干拓地が広がっています．海面下の土地は日本最大で，面積は 1975 年現在で
180 km2，その 40％はマイナス 1 m 以下でした．平野の基盤は西に傾く傾動を行っているので，ゼロメートル地帯は平野西部において内陸深く入りこんでいます．このデルタ域における浸水域限界
はほぼ 0 ～ 1 m で，海岸からの距離は最大で 20 km にもなりました．

図 5 名古屋における伊勢湾台風高潮の浸水深および湛水日数（名古屋市，1961）

名古屋臨海部では高潮は5 km ほど進入し，南区・港区・中川区のほぼ全域，面積 90 km2が浸水しました（図 5）．高潮の到達は，庄内川東側では，関西本線および東海道本線までの範囲でした．その内陸側の浸水は内水氾濫によるものです．庄内
川西側ではさらに内陸に 15 km
ほど進入しました．最高水位は，
名古屋港東側の南区で局地的に5 m を超えました．庄内川河口部西方では 3 m ほどでしたが，

図 6 名古屋における伊勢湾台風被害の分布（名古屋市，1961）

ここは地盤高のとくに低い 0 m 低地で，浸水深では 4 m 以上になりました．工場地帯となっている
沿岸部の高い埋立地では浸水深は 1 m 程度で，すぐに水は退いています．湛水日数は臨港部 0 m 域
で 20 日以上，庄内川河口部西方では海岸堤防の破堤口締め切りが遅れて 60 日を超えました（図 5）．
名古屋市の被害は，死者 1,851，住家流失 1,557，全壊 6,166，半壊 43,249，浸水 67,352 などと著しいものでした．被害額は当時の市民所得の 50％にも達しました．高潮に襲われた南・港・中川の 39-4

区の被害は，死者 1,812，流失 1,549，全壊 5,062，半壊 7,866 などで，市被害の大部分がここで生じました（図 6）．その他の区では強風被害が主でした．被害が最も激甚であったのは南区で，死者は 1,417 人にもなりました．これをもたらした主因は臨港貯木場からの木材大量流出です．名古屋
は木材工業が盛んであり，合板出荷額は全国の 1/3 をも占めたので，臨港部には 17 箇所の原木貯木場がありました．ちょうど南洋のラワン材やソ連材などが大量に輸入されたところで，約 100 万石，25 万トンが貯木されていました．この 1 本が数トンの重さの巨木が高潮に乗って流れ出し，高い埋立地背後の 0 m 低地に位置する住宅地を襲いました．総流出量はおよそ 54 万石，約 13.5 万トンでした．南区南部の八号地貯木場から流出した 7 万トンの木材は，隣接の柴田・白水地区を襲い，白水地区の流失・全壊率 40％，死者 861 人といった著しい被害をもたらしました．南区の死者 1,417の内，流出木材による死者は 1,000 近いと推定されます．貯木流出の被害は 1912 年や 1921 年の高潮のときにも起こっていましたが，経済発展優先のなかでこの経験は活かされませんでした．
被害は海水流入の強さが非常に大きい海岸部で集中発生しました．とくに，避難する高地などのないデルタ沿岸部，とりわけ干拓地では多数の死者がでました．これに対し高潮の直撃を受けない
内陸部では，全面浸水を被っていても人的被害は少なくなっています．住家流失全壊数と死者数との比で簡易に示す人命被害度は，デルタ沿岸区町村（南区，港区など）においてデルタ内陸区町村（中川区など）のそれの約 8 倍という大きさを示しました．住家損壊数は居住域に作用した加害力の大きさを間接的に示す値になります．
第二次大戦後の 1940・50 年代には死者数の多い台風災害が頻繁に発生しました．この大部分は
伊勢湾台風のような夜間上陸台風によるものでした．夜間には状況の把握，情報の伝達，避難の実
行など避難行動を妨げる多数の要因があり，人的被害を大きくします．死者数と台風上陸時勢力との比で示す人命被害度は，深夜台風では昼間上陸台風に比べ 5 ～ 10 倍の大きさでした．
伊勢湾台風では，暴雨警報が 10 時間前に出されていたのですが，住民はそれを重大視せず，事前避難対応はほとんどありませんでした．6 年前の 13 号台風の軽微な被害が危険意識を薄めていたことも考えられます．この 2 年後，大阪は第二室戸台風の高潮により臨港低地が広範囲に浸水しましたが，高潮による直接の死者は数人程度でした．この大きな違いは，大阪が室戸台風など近年たびたび高潮に見舞われているという直接の災害経験に，同じような土地条件にある名古屋での大災害の教訓が加わって，的確な避難行動が行われた結果によるところが大きいと推測されます．
名古屋市においては 2 時間おきぐらいに台風情報は出されたのですが，「夜半ぐらいに最接近し名古屋港で 1.5 m ぐらいの高潮が予想され，（6 年前の）13 号台風のときのような被害が予想される」といった程度の内容でした．気象情報は主としてラジオにより一般に伝えられました．災害後の調査では台風情報を得たのはラジオ 75%，テ
レビ 15% でした．しかし 18 時ごろには早々と停電したので，その後の切迫した情報は電池式
ラジオ以外では伝わらなくなりました．当時の名古屋市のラジオ受信契約数 31.8 万の 21% が電池式で，まだトランジスターラジオは普及初期の段階にありました．行政の対応もにぶく事
前の避難措置はほとんど行われませんでした．
風雨は強く刻々と海面が高まっていたにも拘わらず，浸水が始まってから警察により避難の指示がごく一部の海岸部で出された程度でした．
2 年後に出された名古屋市の災害調査報告書
では大災害の原因として，「異常な強力台風の

図 7 名古屋市臨港部における建築構造規制区域

名古屋とその周辺域

9-5

来襲に対する認識不足」，「低地盤地帯および地盤沈下の認識不足」および「防災組織体制の欠陥」を，「台風が最悪の気象条件下に最大規模で来襲したこと」，「海岸堤防・護岸の安全度が十分でなかったこと」および「貯木場の不備による木材流出」に加え，強調して挙げられています．これは自治体の公式報告書としては異例の表現で，反省の強さが伺われます．
この具体的な反映の 1 つとして，1961 年に条例を定め，臨海部の 65 km2 を災害危険区域に指定し，建築構造規制を行っています（図 7）．最も危険である第 1 種区域は木造を禁止し，敷地の地盤面を
名古屋港の基準海面よりも 4 m 以上高くするように定めています．土地の危険性の認識および危険地の利用規制は地域防災の基礎です．
4. 河川洪水・内水氾濫
庄内川ではすでに 947 年（天暦元年）に大洪水により大きな被害が生じた記録があります．徳川尾張家の支配下になった 1600 年から 1700 年
代前半にかけては，10 ～ 20 年ほどの間隔で大洪水が起こっていました．上流の大窯業地帯
山地からの土砂流出が多くなったことにより，1700 年代半ばには洪水が頻繁になったので，
庄内川右岸に排水河川の新川を開削し，越流堤（洗堰）によって庄内川の洪水を分流させる工事を尾張藩が命じ，1787 年に完成しました．右岸側の支流（五条川・大山川 など）は庄内川の河床上昇のため水が落ちなくなり度々氾濫していたので，新川の開削は右岸低湿地の排水をも目的したものでした．名古屋城下を護るために，
庄内川の左岸堤防を右岸よりも高くしたので，氾濫は専ら右岸側に起こっていました．1597
から明治末までの間に生じた破堤 48 箇所の内45 箇所は右岸側でした．
明治期には，3 ～ 4 年に 1 回という頻度で洪水が発生しました．1868 年には 20 km 北方の図 8 2000 年東海豪雨による浸水域（佐藤，2002）

丘陵地にある大きな農業用ため池（入鹿池）が豪雨で決壊し，主流は五条川を流下して庄内川低地に氾濫しました．五条川が平野に流れ出す付近の地区では死者 941，流失家屋 807 などの大きな被害になりました．庄内川の決壊も生じ，浸水家屋は 1.2 万戸でした．明治における最大の洪水は 1896
年 9 月の総雨量 800 mm，最大日雨量 350 mm という豪雨により生じました．尾張平野はほぼ全域浸水し，愛知県の被害は，死者 28，全壊・流失 626，浸水 4.4 万などでした．庄内川は 21 箇所で破堤，
新川は 10 箇所で破堤し，名古屋市の浸水家屋は 1.3 万戸でした．
大正期以降に市域は大きく拡大し，市街地は低地部や丘陵地に進展しました．これに伴って天白川・山崎川・堀川などの小河川の氾濫や台地部での内水氾濫の被害も生じるようになりました．丘陵地では強雨による激しい雨水流出により人や車が押し流されるといったことが起こっています．
伊勢湾台風では高潮以外の主として内水氾濫により，およそ 3.5 万戸が浸水被害を受けました．
2000 年 9 月 11 ～ 12 日，愛知県下は台風 14 号と秋雨前線の活動により，最大 24 時間雨量 535mm（既往最大の 1.9 倍），最大 1 時間雨量 93 mm という記録的な豪雨に見舞われました．これによって生じた内水氾濫に一部破堤氾濫が加わって，名古屋市で 38,815 棟，愛知県全体で 63,440 棟の住家が浸水被害を被りました．新川中流部の西枇杷島町では 2,936 棟（全世帯の 3/4），新川町で 3,622

9-6

2棟（同 1/2）が浸水しました．愛知県内の浸水面積は 294 km2，名古屋市では 114 km（市域の35％）でした（図 8）．被害額は愛知県全体で 6.500 億円に達しました．内水氾濫では人の死傷はわずかですが，浸水戸数が多いと一般資産被害の総額が大きくなり，また，大量に発生するゴミの処理が災害後の難問になります．なお，名古屋市におけるおよそ 4 万という住家浸水棟数は，降雨の強度に比べかなり少ないものでした．

図 9 新川中流部・西枇杷島付近の地形・地盤高と 2000 年洪水の浸水域

庄内川は日本の主要都市河川の 1 つで，超過確率 1/200（日雨量 250 mm）の規模の河川施設が建造されています．一方，県管理の新川および市内の排水路は時間雨量 50 mm（超過確率約 1/5）対応となっています．2000 年 9 月の豪雨は計画降雨の 2 倍を超えるもので，最高水位は計画高水位を 30 cm 超
えたのですが，庄内川の堤防は持ち堪えて多少の溢水が生じただけでした．洗堰による庄内川から新川への分流量は最大 270 m3/s（計画高水流量の 7％）で，それだけ負担が軽減されました．一方堤
内地では，時間雨量が 100 mm 近くに達した 11 日 18 時過ぎにたちまち内水の氾濫が生じて，市街
地の 1/3 が浸水しました．台地部でも丘陵地からの流出水が加わる東部において浸水が生じました．
南区の天白川は破堤・越流により氾濫して，谷底低地の全域が浸水しました．台地の浸水面積は12 km2，丘陵地で 4 km2，谷底低地で 85 km2 でした．
新川では，計画規模を超える高水位が 9 時間継続した 12 日 3 時に，大きな支流である水場川との合流地点の対岸で破堤が生じました．破堤の原因には合流による水衝作用がかかわっていたと推定されます．氾濫口に面する土地は自然堤防と河道によって囲まれ周囲より 2 m ほど低い凹状地です（図 9）．このため，すでに内水の湛水が生じていたところへ破堤氾濫水が加わって浸水深が大きくなり，被害が拡大しました．西枇杷島の浸水約 3 千棟のほぼ総てが床上浸水でした．ここ西枇杷島は著しい被災地として大きく報道されましたが，地形条件からみれば豪雨時に内水の湛水が生じるのはごく自然な場所です．
5. 地震災害
この地域に影響及ぼす地震は，南海トラフの海溝型巨大地震および周辺山域に多数ある活断層による内陸地震です．南海トラフは 150 km 以上離れてはいるものの，100 ～ 150 年に 1 回の頻度で起こり，規模は M 8 ～ 9 と大きいので，たびたび被害を引き起こしています．活断層の活動間隔は数千年以上ですがその数は多いので，これまでに複数の大災害記録があります．
南海トラフは四国沖から駿河湾までの範囲が 5 震源域に分けられています．1707 年の宝永地震は全領域が活動して M8.6 と超巨大規模であったので，尾張でも死者 19，全壊 8,573 などの大きな被害が生じました．1854 年の安政地震は東海沖での地震でしたが，熱田で多少の津波被害が生じただ
名古屋とその周辺域

9-7

けのようです．
戦時下にあった 1944 年の東南海地震は M7.9，震源は 190 km 離れた熊野灘沖でした．名古屋市の被害は全壊 863，半壊 5,378 などとされています．名古屋市全体の全壊率は 0.1％（震度 5 相当），港区の全壊率は6％（震度 6）でした．揺れが強かった臨港部では軍需工場の被害が大きかったのですが，詳細は不明です．
震源が 260 km 離れた紀伊半島沖の 1946 年南海地震（M8.1）では，名古屋市の被害は死者 1，全壊 9，半壊
6 などとされています．
現在，M9 という超巨大規模の南海トラフ地震の発生が懸念されています．名古屋市の被害想定では，「過去の地震を考慮した最大クラス」の地震が発生した場
合，最大震度は 6 強で，全壊棟数は約 4,900，「あらゆる可能性を考慮した最大クラス」の地震の場合，最大

図 10 50 年間での発生確率 39％の計測震度（地震調査研究推進本部資料）

震度 7 で，全壊棟数は約 34,000 が示されています．地震調査研究推進本部の評価では，今後 50 年
間に 39％の確率で見舞われると予想される計測震度は，台地部で震度 6 弱，低地部で 6 強などとなっています（図 10）．
最も近くの活断層は，西に 25 km 離れた養老・桑名断層です．これを境界にして濃尾平野基盤は
最近 50 万年間に 2 km 傾動沈降しています．この活断層が今後 30 年間に活動して M8 規模地震を起こす確率は，0 ～ 0.7％と評価されています．東 20 km の猿投山断層および南 30 km の伊勢湾断層帯が活動する 30 年確率は 0％です．
北 45 ～ 100 km にある濃尾断層帯は，1861 年に M8.0 という内陸地震としては規模最大の地震を起こしました．平行する 4 本の断層が延長 80 km にわたり活動し，横ずれは最大 8 m，縦ずれは最大 6 m に及びました．死者は 7,469（岐阜県 4,990，愛知県 2,459），住家全壊は 85,848（岐阜県
50,125，愛知県 34,494）などと激甚なものでした．被害の大部分は濃尾平野内の沖積層が厚いところで生じました．
名古屋市の当時の市域は狭く，ほぼ熱田台地上に展開していたので，全壊率は 2.9％と震度 6 弱 相 当 で し た（ 図 11）． しかし，庄内川低地では全壊率の最 大 が 70 ％ を 超 え， 震 度 7 の
激しい揺れでした．名古屋駅のある沖積層厚数 m 程度の埋没
波食台域では，全壊率 10％程度でした．なお，名古屋停車場
は全壊しました．名古屋市の被害は死者 190（人口 16.5 万人），
全壊 1,261，半壊 1,603，現在市域に入っている周辺 48 町村（被害不明の 10 町村を除く）を加えた被害は，死者 406，全壊 6,060
でした．

9-8

図 11 濃尾地震による名古屋市周辺域の住家倒壊率

建物被害率は震源から離れるにつれて指数関数的に低下しますが，その低下の程度は地形・地盤によりかなり違ってきます．震源近くでは激しい震動が生じるために地盤の硬軟に関係なくほとん
どの建物が損壊を受けます．震源から遠ざかると地盤がより硬いところ（丘陵地・台地・扇状地など）
では，軟らかい沖積低地に比べ損壊の率がより急速に低下します．震源から 35 km における損壊率（半壊の半分を全壊に加えて算定した値）は，沖積低地で約 80％，扇状地で約 50％であるのに対し，55 km（名古屋の位置）においては扇状地・台地で約 5％，沖積低地でおよそ 30％と差が開いてくるという関係が認められます．庄内川の北側の清洲付近では全壊率が非常に高い値を示し，震央から50 km ほど離れていたものの，全壊率が 90％を超えた町村がありました．沖積層の厚さは 25 m ほ
どであり，この地区でとくに厚くなっているということはなく，また，表層が非常に軟弱という地層条件でもありません．
1945 年三河地震は M6.8 と比較的小規模であったもの，死者 2,252，全壊 5,288 などと被害は局地的に激甚でした．震源の深さは 0 km であったので地表での震動は激しくなり，狭い範囲に激甚な被害をもたらしました．地表にはずれや盛上がりをつくった地震断層が出現したのですが，これがなければ活断層の存在を認めることが不可能であった未知の活断層の活動です．名古屋は震源からおよそ 40 km 離れており，震度 4 でした．被害は臨海部で生じ，死者 8，全壊 40，半壊 152 などでした．南区の全壊率は 0.1％でした．
愛知県 (1960)：愛知県災害誌．
飯田汲事 (1979)：明治 24 年 10 月 28 日濃尾地震の震害と震度分布．愛知県防災会議地震部会．国土地理院（1975）：土地条件調査報告書，濃尾地域．
気象庁（1961）：伊勢湾台風調査報告．気象庁技術報告第 7 号．
蒔田ほか編（2007）：日本の地誌 7，中部編．朝倉書店
名古屋市（1961）：伊勢湾台風災害誌．
佐藤照子（2002）：2000 年東海豪雨災害における都市型水害被害の特徴について．主要災害調査 38．

名古屋とその周辺域

9-9

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

9-10

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
10. 紀伊山地－大規模崩壊と河道閉塞が頻発する山地
1. 紀伊山地の自然紀伊半島北部にはほぼ東西に走る中央構造線があり，これに沿って流れる紀ノ川および櫛田川の南方に広がる山域が紀伊山地です（図 1）．標高は最高地点の八剣山で 1,915 m と，高山の様相は示さない 1,000 m級の山地ですが，山は広く奥深く多数の峡谷に刻まれて，山なみが幾重にもかさなりあい，太平洋岸にまで連なっています．温暖多雨の気候に育まれて全域がうっそうとした森林で覆われ，紀（樹）の国の名前の由来を如実に示します．
古からの日本の中心地で

図 1 紀伊山地の地形ある大和地方に隣接しているので，木材（吉野杉・熊野杉が有名）など山の資源の供給地としての役割を長く担ってきており，
また，山岳宗教の地，霊場・修験の場ともなってきました．河原に湧き出る温泉も多数あります．
このため奥深く険しいにもかかわらず，山地南部にある熊野の寺社に至る多くの参詣道が通じて，人間社会との長い関わりの歴史をもち，ユネスコの世界文化遺産にも登録（2004 年）されています．
気象・水文
紀伊山地は日本で雨が最も多い地帯です．熊野灘に面する山地南東部では，年降水量の平年値が3,000 mm を越え，最大の尾鷲では 3,849 mm にもなっています（日本全体の平年値は約 1,700 mm）（図2）．年降水量の最大値では，尾鷲 6,175 mm（1954 年），大台ケ原・日出岳 5,684 mm（2004 年），宮川5,420 mm（2011 年）などの記録があります．台風からの湿った南東気流が大台山系（大台ケ原とそれから南に伸びる山地）や大峰山系に突きあたって生じる地形性降雨が加わり，雨量をこのように大きくしています．
紀伊半島北西部は少雨地帯の瀬戸内気候区に入るので，紀伊山地の北西縁の降水量はやや少ない
ものの，山地の大部分は年降水量 2,000 mm を越えます．全国のアメダス地点における日降水量の最大 20 位のうち紀伊山地が 5 地点（尾鷲を含めると 6 地点）を占め，ここが最大の豪雨地帯であることを明らかに示します．日出岳では 844 mm で全国の第 2 位です．山地最北部においても，天川（標高 840 m）で年降水量最大が 3,631 mm（2011 年）を記録しています．
このように雨が多いので河川の流量は豊かです．年平均流量を流域面積で割った値（比流量）は，流域各地点からの水供給量の大きさ，流れの豊かさを示す指標ですが，この山地の最大河川である
熊野川（流域面積 2,360 km2）の比流量は，日本の大河川としては 2 番目の大きさです（流域面積では26 位）．このため渇水時でも多くの流量が維持されるので水利用に好都合です．洪水時の流量は多く，
紀伊山地

10-1

観測された最大流量 19,000
トン / 秒は流域面積が約 5倍の利根川のそれを上回り日本では最大です．
山地内にある河川のほぼ総てが流路を著しく蛇行させ，山地を深く削り込んでV 字状の谷をつくり，河流は河原の少ない幅狭い谷底を流れています．河川の自由な蛇行は緩やかで平坦な地形のところでしか発達しないので，これは穿入蛇行とよばれる地形です．穿入蛇行があるということは，
かつてここが平坦であった
ときに蛇行が形成され，その後に隆起が生じて河流がそれぞれの場所で専ら下

図 2 紀伊山地の河川

方侵食を行った結果として，蛇行形状を維持した峡谷地形が出現したものです．隆起が終われば河流は側方侵食を復活させて谷底を広げるのですが，谷底が狭いということは現在も隆起が続いていることを示します．
水の流れが及ぼす力（流体力）は，流体の密度，流れの場の地形勾配および水深の約 2 乗を掛け合わせた値で表されます．したがって，流れの横への広がりが制約される幅狭い谷底では，流量は同
じでも水深が深くなって流れの力がより大きくなります．山崩れ・土石流の土砂が加わるとその力はさらに増します．蛇行河道では流れが側壁に頻繁にぶつかって進行が遅くなるので，水位が堰上げられ水深が大きくなり流体力が増大します．
地形・地質
地質構造は中央構造線にほぼ平行し，東北東～西南西に伸びる帯状で，北から秩父帯，四万十帯
北帯，四万十帯南帯と並列し，やはりほぼ平行する多数の断層で切られています．秩父帯の地層の形成時代は古生代後半～中生代前半，四万十帯は中生代後半～古第三紀で，海溝付近の堆積層および移動してきたプレートの表層部が，プレート沈み込みの際に剥ぎ取られ折り重ねられて大陸に付け加わった，付加体とよばれる地層です．これは砂岩・頁岩の互層および玄武岩・チャート（生物起源の石英質岩石）から構成され，激しく褶曲しています．
地層は全般的にほぼ北西方向に 40º 程度で傾斜するという構造を示します．侵食に対する抵抗性は岩質により異なり，一般にチャート・砂岩は硬くて侵食されにくく，頁岩は風化・細片化して侵食されやすいという性質があります．断層に沿う岩石の破砕帯も侵食されやすいところです．この地質構造と侵食の難易を反映して，ほぼ東北東～西南西の方向に尾根と谷が並列しているのが明瞭に見て取れます（図 1）．熊野灘に面する半島南東部には，新第三紀に噴出した火成岩類が分布する
ので，ここではやや異なった山地配列が認められます．
十津川と北山川の 2 大支流に大きく分かれている熊野川の流路は，この地質構造には規制されず山稜列をすべて横切って 2 支流共に南流し，熊野灘に注いでいます．その流域界の北端は紀伊山地の北縁近くにあるのも著しい特色です（図 2）．この結果として，山地主部は南北に連なる 3 列の山

10-2

系に分けられます．
主分水界が大きく北に偏っていることからは，隆起運動が中央ほど高いドーム状の曲隆でないことが推定されます．また 3 列の山系とその間の 2 支流が南北にほぼ直線的であることは，東西方向の圧縮による隆起・沈降の短波長の波状運動があったことを示します．
紀伊水道・日向灘を挟んで紀伊山
地・四国山地・九州山地が並ぶという西南日本外帯山地の東西配列
は，波長のより長い波状運動によるものです．
地殻の隆起運動と山の形成は第四紀（170 万年以降）に始まったと さ れ， 隆 起 の 速 度 は お よ そ 年
1 mm です．これは日本の山地の平均的な値です．それ以前の第三

図 3 十津川郷における集落立地と 1889 年被害（蒲田ほか，2006 による）紀末には，蛇行が発達するような平坦な地形（準平原）であったと考えられます．大台ケ原や高野山にみられる山頂部平坦面は，それの名残であるかもしれません．山頂部平坦面が消失し，谷が深く切りこんで谷底は狭い峡谷状であるというステージは，早壮年期と表現されます．このステージでは山地起伏が最大で谷壁斜面は最も急傾斜です．
一方，太平洋に面する海岸では沈降が生じており，海が谷間に進入してできたリアス海岸や砂浜に乏しい岩石海岸がほぼ全域にわたり連なっています．河川の運搬土砂は深い海に拡散してしまう
ので，運搬量の非常に多い熊野川でも，河口部における三角州の発達はわずかです．半島南端部では海溝型巨大地震による間欠的な隆起が生じており，幅狭い海岸段丘の形成がみられます．
険しい V 字形の河谷地形のため，災害に安全な居住地はほとんど見出せません．一般に山地内における居住適地は河岸段丘面ですが，熊野川・吉野川・日高川・有田川などすべての河川で，ごく小規模の幅狭い段丘がわずかに分布するだけです．しかしこの山地では古くから林業を主体にした居住がなされています．その集落立地の地形条件を，図 3 の十津川上流域・上野地周辺地区を例にして示します．ここは明治 22 年の災害（通称十津川災害）により大被害を被ったところです．上野地はかつての北十津川村の役場があった集落で，小規模な河岸段丘面と背後の緩傾斜面に集落（災害時戸数 42）はあります．このような小さな段丘もまれで，他には熊野神社のある本宮地区や日高川・有田川の中流部に幅狭い段丘が多少みられる程度です．ただし段丘面であってもこの山地では，堰
きとめによる高い水位上昇が起きる可能性があるので，安全なところではありません．集落の場所で最も多いのは，宇宮原・林および災害後に立地した小集落のような，河床に続く狭い低地で，もちろんここは非常に危険の大きいところです．谷瀬・高津のような山腹緩傾斜地は，耕地が得られることもあって集落が立地しますが，やはり背後斜面での崩壊の危険を免れることはできません．
このような山腹緩傾斜地も，分布は非常にわずかです．
このような地形条件のため，紀伊山地内には小さな集落が散在し，災害時に長期間孤立状態に陥るのは避け得ません．熊野川流域における人口は，2005 年現在 5 万人，山地主部を占める奈良県の6 市村では 1 万人です．過疎化は著しく 40 年前の 40％にまで人口は減少しました．1950 年代初め
紀伊山地

10-3

から開始された吉野熊野総合開発により，大発電ダムがつくられ，十津川沿いに国道が開通し，現
在では北山川沿いに，また東西に山地を横断する国道がつくられています．しかし，このような険しい山地内を通じる道路は，豪雨や地震時の山崩れ・土石流により容易に寸断されます．
2. 豪雨による災害
紀伊山地では豪雨による大きな土砂・洪水複合災害が繰り返し起こっています．明治以降では 1889 年十津川災害，
1953 年 南 近 畿 水 害，2011 年
台風 12 号災害が特に大きな
災 害 で し た． 明 治 以 前 で は1789 年，1848 年 に 大 き な 災
害が起こっていたようです．
これらの時間間隔はほぼ 50～ 60 年です．このタイプの災害は，急峻山地という地形
条件，豪雨の多い気象条件な
どの自然環境に支配された事象なので，これからも繰り返し起こるのは必至です．
1889 年（明治 22 年）の災害
は，紀伊山地の中心部に位置する奈良県十津川郷で大きな

図 4 2011 年台風 12 号災害における崩壊地および雨量の分布（土木学会，2011 などによる）被害があったので一般に十津川災害と呼ばれていますが，より大きな被害が和歌山県において発生しています．この豪雨は，四国に上陸して時速 10 km とゆっくり北上した台風によるもので，南東風が紀伊山地に長時間吹き付けたことにより雨量が多くなりました．これは台風が来襲すれば頻繁に起こる豪雨パターンです．最大日雨量は田辺で 900 mm でした．崩壊多発地域は十津川流域から南西の富田川・日高川流域にかけた範囲でした（図 4）．
和歌山県下の被害は，死者 1,247 人，家屋の流失 3,675 戸，同倒壊 1,524 戸，同半壊 2,345 戸などで，地域別内訳は，「富田川沿岸及びその上流」で死者 563，家屋の流失 623，同倒壊 613 など，「田辺町近傍及び会津川沿流」で死者 320，家屋の流失 528，同倒壊 182 などと記録されており，海岸近くで被害が大きかったようです．この被害の内容から，上流山地における土砂災害と下流部の狭い谷底低地における流体力の大きい激しい洪水が起こったことがわかります．
奈良県下の被害については，明治 24 年に宇智吉野郡役所が編纂した 11 巻の「吉野郡水災誌」という詳細な記録があります．吉野郡内 12 村（十津川流域およびこの北に隣接する紀ノ川上流域を村域とする）の被害は，死者 249，流失戸数 365，全壊戸数 200 となっています．被害の中心は十津川郷の 6 か村で，全戸数 2,403 の 1/4 の 610 戸が流失・全壊・半壊の被害をうけ，死者は 168 人でした．
1 千を越える大規模崩壊と河流堰止めおよびその決壊が加わった下流における激しい洪水が災害の主因でした．この地区から 641 戸，2,667 人が北海道へ移住し新村を建設したことがよく知られています．なお，和歌山からも被災者が北海道へ移住しています．外部からの救援は高野山からの登り下りの非常に多い参詣道などを使っておこなわれ，移住もこの山道を 3 日かけて高野山にまで出るという大変な方法をとりました．災害時のためにも集落をつなぐ山越えの道の維持は必要です．
1953 年の南近畿水害は梅雨前線豪雨によるもので，豪雨域は大峰山系から有田川・日高川流域に10-4

かけたほぼ東西に伸びる長円形で，台風の雨とは違ったパターンになっています．最大日雨量は日
高川上流部の龍神で 500 mm でした．和歌山県の被害は，死者・行方不明 1,015，住家流失 3,986，
全壊 3,209，半壊 1,795，奈良県の被害は死者・行方不明 44，住家流失 169，全壊 69，半壊 117 でした．
被害のおよそ 85％は，日高川と有田川流域における山地河川洪水および土砂災害によって生じました．この災害後，和歌山県の各河川の多数において，治水ダム・多目的ダムの建造が進められました．
1959 年伊勢湾台風の豪雨では，吉野川上流域の紀伊山地内で死者・行方不明 83，建物の流失・全壊 355 などの被害が生じました．被害の中心は川上村で，土石流などにより 72 人の死者を出しました．熊野川では国内で最大である 19,000 トン / 秒の最大流量を観測し，河口部低地の新宮市では建物の流失・全壊 130 などの洪水被害が生じました．
2011 年 9 月の台風 12 号は 1889 年のときと同じように四国に上陸して北上し，紀伊山地南東部を中心に豪雨をもたらしました．最大 24 時間雨量は三重県の宮川で 873 mm，最大 1 時間雨量は新宮
で 133 mm でした．この豪雨により熊野川流域を中心に，1889 年と同じように多数の大規模崩壊と地すべりダムの形成が生じました．河道閉塞は 17 箇所でした．生産土砂量の総量は 1 億 m3 で 1889
年災害の半分に達したという推算があります．被害は和歌山県で死者・行方不明 61，住家全壊 240，
半壊 1,753，奈良県で死者・行方不明 24，全壊 48，半壊 71，三重県で死者・行方不明 3，全壊 81，
半壊 1,077 などでした． 1 時間雨量が最大であった那智山周辺域で死者は多く，那智勝浦 29 人，新宮 14 人でした．
豪雨の中心であったにも拘わらず三重県の人的被害が少ないことが目立ちます．1953 年災害でも人的被害はなく，1889 年災害では三重県の被害データは示されていません．豪雨の頻度が大きいと備えのレベルも高くて被害を少なくしていることが考えられます．しかし，最大の豪雨地帯である
尾鷲でも，1971 年 9 月に秋雨前線の活動による最大 1 時間雨量 92 mm の断続した強雨により，死者 27 人，隣接の熊野で 15 人の災害が起こっており，事は単純ではありません．
3. 大規模崩壊と堰止湖
紀伊山地では，規模の非常に大きい山崩れとその崩壊土砂の谷底埋積による河流堰止めが，繰り返し起こっています．これは剥離しやすい性質の頁岩層と比較的硬い砂岩層が互層になって傾斜しているという流れ盤の地質構造，曲流する深い急峻な V 字谷であるという地形条件，および日本最大の豪雨地帯であるということによるものです．通常の斜面崩壊は土砂量が数千 m3 のオーダーで，数万 m3 ともなると大きな崩壊といわれます．しかしこの山地では数百万 m3 の崩壊が多数発生し，1 千万 m3 を超えるものさえあります．土砂量数千万 m3 以上のものは山体崩壊と呼ばれ，土砂が長距離流れ下るなどの特徴があるので区別されています．このほぼ総ては地震・火山噴火が誘因となっており，また単発的に発生します．豪雨により数百万 m3 規模の崩壊が同時多発するのは，この山域以外には見当たりません．
1889 年十津川災害では，奈良県吉野郡（紀伊山地主部の大部分を占める）において，「縦と横が 50間以上」の大規模な崩壊が 1,146 箇所で起こり，また，53 箇所で堰止湖が出現しました．図 5 は十津川上流域における堰止湖の箇所を示したものです．堰止めを起こした崩壊の土砂量は百万 m3 のオーダーで，最大の川原樋の崩壊は 2,600 万 m3 と巨大でした．堰止めの半分は，支谷上流部での崩壊により生じた土石流が合流点を埋積したことによるものでした．この場合には河床堆積土砂が取り込まれて付け加わるので，土砂量は千万 m3 のオーダーになります．
大規模な崩壊では基岩層の深いところですべりが生じるので，そこまで雨水が浸透していくのに時間を要するため，雨のピークのかなり後に崩壊が発生します．この災害時には豪雨の半日～数日後に起こりました．崩壊の大部分は流れ盤となる北西～北北西向きの斜面で起こっています．図 5の範囲および周辺において堰止めを起こした崩壊で場所が特定できたもの 10 のうち 8 が北西～北
北西向き斜面でした．堰止めの高さは数十 m ～ 100 m ほどです．地すべりダムの決壊は，貯水量の
紀伊山地

10-5

非常に大きい十津川本流の堰止湖の場合，10 時間ほど経過して起こりました．堰止め部の延長（縦幅）は数百 m で最大高さの数倍はあるので，全体が一時に崩壊することはほとん
どありません．
林における堰止湖は最大の規模
で， 水 位 は 90 m 上 昇 し 湛 水 域 は11 km 上流にまで及びました．崩壊
発生は雨のピークから半日後でした．崩壊土砂量は 370 万 m3 であり，その堆積面が対岸の比高 80 m のところにみられます．十津川の狭窄部で起こったので堰止めの規模が大きくなりました．この湛水による死者 は，1 km 上 流 の 林 集 落 で 22 人，
5 km 離 れ た 宇 宮 原 で 3 人 で し た．
これ以外の死者は前日の山崩れによ図 5 十津川上流域における河道閉塞個所と堰止湖（土木学会，2011 による）るものです．高波が押し寄せたと記録されているので，堰止めによるかなりの湛水がすでに生じていたところへ後続の崩壊土砂が落下して，高い波を起こした可能性があります．このダムが決壊したのは 17 時間後でした．
幅 1 km，斜面長 1.5 km，土砂量 2,600 km3 という川原樋の巨大な崩壊は，湛水量 4 千万 m3 と林に匹敵する規模の堰止湖をつくりました．谷床勾配が大きい支流では土砂量に比べ湛水量が小さくなります．ダムは 17 日後に決壊し，流出した多量の土砂は十津川本流との合流点を閉塞し，深さ6 m の新たな堰止湖をつくりました．
最も深い堰止湖をつくったのは，小川（図 5 の右下端から 10 km 南東）における土砂量 2,000 万 m3の 巨 大 な 崩 壊 で， 堰 止 高 さ は190 m，湛水量は 3,800 万 m3 でした．これは 5 日後に決壊し下流の谷底を数十 m の厚さに埋積しました．決壊後しばらくは深さ 110 m の湖が残っており，ダムの上部 1/3 ぐらいが最初の決壊で一時に押し流されたようです．
各所の堰止湖の決壊は長い間にわたって次々と起こり，下流に洪水を伝え，また運搬土砂の堆積で河床を上昇させました．
熊野川河口部の幅 2 km という狭い低地に位置する新宮市の市
街 地 で は， ダ ム 形 成 か ら ほ ぼ
1 カ月後に晴天の大洪水に襲われ，死者 50 人，流失家屋数百戸，

10-6

図 6 河道閉塞を起こした個所の地形縦断図（土木学会，2011 による）

損壊家屋 3 千戸の大きな被害を被りました．
1953 年南近畿水害では，有田川上流部の高野山西面にある花園村金剛寺において生じた河道閉塞が，この災害を代表するものとされています．崩壊は豪雨のほぼ 2 日後に発生し，土砂量は520 万 m3 で，高さ 60 m のダムをつくり，湛水は 5 km 上流に及びました．これは 65 日後に決壊し，下流に豪雨の時に比べ 10 m ほど高い洪水を引き起こしました．花園村北寺では死者 98 人をだした崩壊が生じました．1 つの崩壊による直接の死者としてはこれは最大です．土砂量は 64 万 m3 と 1
桁小さい規模でした．これも谷を一時堰止め，40 分後に決壊しました．紀伊山地北西部の有田川流域には幅広い断層破砕帯があって岩石は脆弱で，崩壊を起こしやすい条件が存在します．
2011 年 9 月の台風 12 号による豪雨は，17 箇所で河道閉塞を発生させました．図 5 の範囲では，土砂量 1,390 万 m3 の栗平，900 万 m3 の赤谷，680 万 m3 の長殿といった大規模崩壊と堰止めが生じています．これらは北西向きの流れ盤斜面で起こっています．赤谷と長殿の崩壊地の地形縦断面を
図 6 に示します．谷に沿う堰止め断面も図中に示してあります．剥離しやすく強度の小さい頁岩層がせん断破壊して，厚さが 50 m（斜面に垂直方向）ほどの層がすべり落ちています．深層崩壊とは言うものの山体規模から見れば表層部です．しかし，これが繰り返されて山地を解体させる主要な地
形プロセスになります．紀伊山地では，大規模崩壊による河道閉塞の頻発は，防ぐことのできない自然現象です．
4. 地震・津波の危険性
強震動は豪雨よりも大規模な土砂災害を起こすことの多い誘因です．雨水の浸透とは異なり，震動は山体全体に作用するので，深いところでせん断破壊が生じて崩壊は大規模になる可能性があります．多量の降雨で地層中への雨水浸透が生じているときに震動が加わると，この可能性はとくに大きくなります．尾根・山稜など地形凸部では周りからの拘束が小さいので震動が大きくなって崩れやすくなり，豪雨の場合とは違った発生様相を示します．
紀伊山地で起こった強い地震には，1899 年の紀伊大和地震（M7.0）があります．震央は尾鷲西方で，紀伊山地の東半部が震度 5 ～ 6 の強震動にみまわれました．被害がとくに大きかったのは尾鷲・熊野（木本）の周辺山地域で，死者 7，住家全半壊 75 などが生じました．山崩れも多数発生し，その大きなものは長さ 500 m，幅 250 m と記されていますが，これは土砂量数百万 m3 規模の大規模崩壊です．
1952 年の吉野地震（M6.8）は奈良盆地内の深いところで起きたので，紀伊山地の震度は 3 ～ 4 でした．
紀伊半島周辺海域で起こった最近の大きな地震には，1944 年東南海地震（M7.9）と 1946 年南海地震（M8.0）がありますが，紀伊山地の震度は共に 5 で，土砂による被害は報告されていません．
発生が非常に懸念されている南海トラフ巨大地震（M9.0）が起こった場合，紀伊山地南部では震度6 弱から 6 強の揺れになると予測されています．地震動の長期予測では，今後 30 年に震度 6 弱以上の揺れに見舞われる確率は 50％程度とされています．このような震度 6 の強震動に見舞われると，
1889 年や 2011 年のような大規模崩壊と河道閉塞が多数発生し，大被害になるおそれがあります．
なお，活断層は紀伊山地にはありません．中央構造線の北側では，日本列島で最も高密度に活断層が分布するのとは対照的です．
太平洋沿岸部では津波の大きな危険があります．南海トラフ巨大地震では，リアス海岸の志摩半島で最大 27 m が，和歌山県の海岸では最大 20 m が予想されています，東南海地震では津波の高さが尾鷲で 9 m，南海地震では御坊で 6 m でした．南海トラフは陸地にかなり接近しているので，津波の到達は地震から 10 ～ 15 分と早くなり，迅速な避難が必要です．

田畑・水山・井上（2002）：天然ダムと災害．古今書院
蒲田芳正・小林文雄（2006）：十津川水害と北海道移住．古今書院
紀伊山地

10-7

金田・石川編（2006）：日本の地誌 8，近畿圏．朝倉書店
土木学会（2011）：平成 23 年台風 12 号土砂災害調査報告書．
中村ほか編 (2000)：地震砂防．古今書院．
貝塚ほか編（1986）：日本の自然 2，日本の山．岩波書店．

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

10-8

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
11. 大阪平野―大きな高潮の発生が多い湾奥の低地
1. 地域の環境
大阪湾および大阪平野は，長径約90 km の長円状の沈降域に形成された構造盆地です（図 1）．周囲は六甲・生駒・和泉・淡路などの断層山地で取り囲まれ，盆地縁辺のほぼ全周には六甲断層・生駒断層などの活断層群が連なっています．この盆状沈降域の東半部を，盆地外部から流入する淀川と盆地周辺山地からの河川が運ぶ土砂により埋め立てられて出現した陸域が，大阪平野です．堆積した軟弱沖積層の厚さは，湾中央部で最大 40 m 程度と，顕著な沈降域としてはさほど厚くはありません．

図 1 大阪構造盆地

大阪平野（東部陸域）の中央には，細長い台地（上町台地）が南から突き出ています（図 2）．これは東西方向に作用している地殻内圧縮力により形成された南北に伸びる隆起帯の頂部です（図 3）．
台地の北にはかつての湾口を閉ざすように発達した砂州（天満砂州・
吹田砂州）が形成されています．標高は，台地が 15 ～ 20 m，砂州が 3～ 6 m で す． 大 阪 平 野 は こ の 台 地と砂州により，内陸の河内低地と海岸側の大阪低地とに分けられています．
気候温暖であった縄文前期には海面は現在よりもやや高くて，河内低
地には海が進入していました．約 6

図 2 大阪平野の地形

千年前のピーク時には，海岸線はおよそ海抜 5 m 等高線の位置にあり，この当時大阪平野はほぼ全域が海でした．
花崗岩で構成される六甲山地および和泉山地が供給する多量の砂は沿岸流に運ばれて，かつての河内湾の湾口や上町台地の西縁に砂州を形成しました．台地北端から伸びる天満砂州の先端近くは，
1600 年前ごろの洪水時に決壊して水路がつくられていたのですが，仁徳天皇の時代に人工的に拡げられて淀川の水も流す主水路となりました．
淀川上流域には琵琶湖（近江盆地）および京都，奈良の盆地があり，運搬土砂の多くがそこで堆積するので，下流部にまで運ばれる土砂量は多くはありません．このため河内湾の埋め立ての進行は遅く，飛鳥・奈良時代になっても広い水域が難波潟として残っていました．大阪湾側では上町台地
大阪平野

11-1

縁辺の砂州群と北部の武庫川・猪名川の扇状地性低地の前面に，「難波八十島」とよばれた多数の砂州が発達する広い干潟が拡がっていました．
軟弱な沖積層の厚さは，大阪湾沿岸域で 25 ～ 35 m，河内低地で最大 20 m 程度です（図 4）．沖積層の基底面は屈曲に富み，多数の埋没谷が認められます．安治川河口部では N 値 0 というきわめて軟弱な泥層が厚さ 40 m ほどあり

図 3 大阪盆地（北部）の東西方向地下断面

ます．上町台地の西面に広がる砂州域では，表層にかなり締まった厚い砂層があります．上町台地の地層はその硬軟に大きな変化があります．

図 4 沖積層基底の等深線および代表的ボーリング柱状図

ここ大阪の地は西国や大陸と畿内とをつなぐ交通の要衝で，台地先端部の海岸には難波津の湊がおかれ，台地上には応神帝・仁徳帝などの難波宮が次々と造営され，政治・経済・文化の中心地となっていました．市街地は台地上から砂州へと次第に拡大していき，現在の大阪中心部となっています．
江戸時代に入ってから干潟の干拓による新田開発が積極的に進められて，海岸線は 200 年の間に 4 km ほども前進しました（図 5）．明治
初期の大阪市街はこの陸側にあり，天保山から
は 4 km ほども離れていました．この干拓地起
源の陸域は海面近い標高の非常に低いデルタです．明治になってからはさらに海岸側に埋立・盛土によりやや高い標高の人工造成地がつくられ，現在では臨海工業地帯が展開しています．

11-2

図 5 明治 15 年地形図

緑色は干拓地このように大阪低地の大部分は，最近の数百年間につくられた新しい土地で，標高はほぼ 3 m 以下，
周辺の砂州部で 3 ～ 6 m ほどです．なお，行政上では大阪市を中心部とし，北側の尼崎市・西宮市
および南側の堺市の臨海部がこの大阪低地に含まれます．低地中央には地盤沈下によって出現した
広いゼロメートル地帯があります（図 2）．新しい海岸埋立地は標高 3 ～ 6 m ほどですが，内陸部の古いものはおそらく地盤沈下のため標高 1 ～ 2 m 程度と低くなっています．

図 6 地盤沈下量 赤線は 1935 ～ 1999 年（大阪低地）
青線は 1963 ～ 1973 年（河内低地）

図 7 地盤沈下量の推移

地盤沈下は昭和初期から始まり，戦時期から終戦直後にかけてほぼ停止した後，経済活動の回復
により 1950 年ごろから再び激しく進行し，地下水の揚水規制の効果により，1960 年ごろにほぼ停止しました．1935 年～ 1999 年の間における沈下量は，淀川河口部で最大の 3 m に達しています（図6，図 7）．これにより低地中央部（かつての干潟干拓地）に 35 km2 のゼロメートル地帯が，平均満潮位（海抜高 0.9 m）以下の土地 64 km2 が出現しました．淀川河口部左岸（南側）には標高がマイナス 2.6
m の最も低い場所があります．
臨海域を中心とした揚水規制および市街化の進展により，1960 年以降沈下の中心は内陸に移り，河内低地の中央では累計沈下量が最大 1.1 m を示します．地盤沈下は臨海部で高潮の，内陸部では内水氾濫の危険を大きくしています．
2. 高潮災害
大阪湾沿岸では日本で最も頻繁に大きな高潮が発生しています．これは大阪湾が南西方向に開いた奥深くて水深の浅い湾であることによるものです．水深は湾の北半部で 20 m 以下と浅く，海底は非常に平坦です．1945 ～ 1999 年の期間に 2 m
以上の最大潮位偏差（その時の天文潮位を差引いた潮位）を示した高潮の発生回数は，大阪湾 4，伊勢湾 2，有明海 1，土佐湾 1，周防灘 2 でした．大きな高潮災害としては，1934 年室戸台風，1950
年ジェーン台風，1961 年第二室戸台風によるものが挙げられます（図 8）．
高潮は海面（潮位）が異常に高くなって持続する現象で，台風の強い風により海水が海岸に吹寄せ

図 8 大阪湾に大きな高潮を起こした台風の経路

大阪平野

11-3

られることが主因となって生じます．台風の進行右側では，反時計回りでらせん状に吹き込む風に
その進行速度が加算されて風がより強くなり，危険半円とよばれます．台風の本土来襲は一般に南西方向からなので，南西に開いた湾の西側をその湾奥方向に平行に高速で進行すると，湾内に真っ直ぐに強風が吹き込むので海水吹寄せが著しくなります．先細まりの浅い湾の奥では，海水が側面からも押し込まれて潮位が一層高くなり，また，海底沿いに海水が外へ逃げる余地が小さいので，潮位が非常に高くなります．大阪湾奥はこれらが起こりやすい条件下にあります．
室戸台風は観測史上最強の勢力をもって来襲し，高潮および強風により全国の死者 3,066 人，流失・全壊家屋 4.3 万戸などの大きな被害を引き起こしました．台風は西側を高速で北東進したため，大阪湾では最大潮位 3.2 m（T.P. とよばれる東京湾平均海面からの高さ）の高潮が発生しました．高潮
海水は大阪低地に進入し，大阪市の 20％（浸水家屋数 17 万戸），堺市の 30％，尼崎市の 40％が浸水しました（図 9）．浸水域の面積は 75 km2，最大浸水深は 3 m を超えました．浸水域の大部分は中世以降における干拓地でした．
この高潮による死者はおよそ 1,900 人で，これ以外は大部分が強風によるものでした．この当時
まだ台風観測および情報伝達の体制は不備で，台風来襲は不意打ちの状態であったため，大きな人的被害となりました．高潮被害は地盤沈下域で甚だしかったことから，災害後に地盤沈下の機構が調べられ，工業用地下水の多量汲み上げによる帯水層の圧密沈下が原因であることが明らかにされました．しかし軍需生産優先のなかで，揚水制限などは行われませんでした．

図 9 室戸台風高潮の浸水域（大阪府・大阪市，1960）

図 10 ジェーン台風高潮の深水域・浸水深（大阪府・大阪市，1960）

ジェーン台風は大阪湾の西方を高速で進行して，最大潮位 2.6 m の高潮を引き起こしました．台風最接近はほぼ干潮時でしたが，もし満潮時であればさらに 0.5 m ほど高くなったはずです．潮位は室戸台風時に比べかなり低かったものの，浸水面積は 90 km2 と室戸台風を上回りました（図 10）．
これは戦前・戦中における地盤沈下の進行により海抜高の低い土地が拡大していたためです．室戸
台風時以降における沈下量は沿岸部で 1 m に達していました．工業地帯が広がる淀川北岸域では地盤沈下がとくに激しかったので，浸水面積は室戸台風の 1.5 倍にもなりました．尼崎市・西宮市の被害は，流失・全壊家屋 937 戸，浸水家屋 38,250 戸で，室戸台風のおよそ 2.5 倍も大きいものでした．
しかし死者は 31 人と 1/5 でした．
大阪府の被害でみても，死者数は室戸台風 1,812 人に対しジェーン台風 240 人と 1/7 以下と非常に少ないものでした（浸水家屋数では 1/2）．この人的被害減少には，台風予報の精度向上，当日は休日で沿岸工場地帯に人が少なかったこと，昼という時間帯であったこと，などが関わっています．

11-4

戦後，米空軍による観測データが気象庁にも提供されるようになり，台風の観測と予報の精度は格段に向上し，室戸台風のような不意打ちはほとんどなくなりました
第二室戸台風は戦後最大の勢力を示した台風で，室戸台風と同じコースをとって近畿地方に来襲しました．大阪港では最大潮位 3.0 m の高潮が 14 時ごろに発生し，大阪市中心部など 48
km2 が浸水しました（図 11）．市内の小河川・水路を高潮が遡上して内陸で氾濫した場合が大部分で，浸水域は室戸台風のときよりも内陸域に拡大しました．11 年前のジェーン台風後，総延長 124 km におよぶ防潮堤がつくられていたのですが，昭和 30 年代になってさらに加速した
地盤沈下により計画高以下になっていたところ

図 11 1961 年第二室戸台風の高潮（大阪管区気象台，1962）が多く，河川堤防の各所で越流による氾濫が生じました．
ジェーン台風以降の地盤沈下は，最大で 1 m 近いものでした．防潮堤は重量が大きいので沈下が激しく起こります．地下水の揚水規制により地盤沈下が停止し始めたのは第二室戸台風後の 1962
年ごろからです．この台風以降における地盤沈下は最大 0.5 m ほどで，現在ではさらに地盤が低くなっていることになります．
第二室戸台風は巨大な勢力をもっていたものの，死者数は総計 202 人であり，この大部分は強風によるものでした．大阪市の高潮により浸水した区における死者は 4 人ときわめて少ないものでした．テレビというこれまでにない効果的な情報伝達手段を通じて，巨大台風に関する情報の伝達と警戒・避難の呼びかけが前日から継続的に行われたこと，および同じような土地環境にある名古屋
における 2 年前の伊勢湾大高潮災害のいまだ生々しい記憶が多数市民の避難を促進させたことが，
人的被害減少に寄与したと考えられます．その基礎には室戸台風・ジェーン台風などの直接の災害経験による土地の危険性の認識があります．災害経験は避難を促進する最大の要因ですが，この効
果は風化しやすく，また，軽微な災害の経験は危険の判断をかえって甘くするという面もあります．
第二室戸台風後の 1962 年から緊急に堤防高を最大 1.2 m かさ上げするなどの工事が行われ，1965
年に完了しました．1964 年 20 号台風では最大潮位 2.6 m（尼崎）とジェーン台風を上回ったものの，
大阪・兵庫両県の被害は死者 6 人，住家浸水 26,425 棟など，ジェーン台風よりも 1 桁小さいものでした．被害の大部分は神戸市と西宮市で生じました．1965 年の 23 号台風は最大偏差 2.3 m（西宮）の大きな高潮を引き起こしたのですが，幸い干潮時であったので最大潮位は 1.9 m と低く，大阪湾での被害は軽微でした．
高潮対策の中心は防潮堤の建造です．しかし大都市の市街地では小河川や水路を遡上する高潮の防御が難問になります．既存の堤防を高くすると非常に多数ある橋・道路のかさ上げが必要になるからです．このため大阪では，河口近くに防潮水門をつくり高潮はそこで停めるという方式をとっています．河川の上流から来る洪水はポンプ排水します．大きな水門は船の航行のためにアーチ型にしています．こうして海岸部の防潮堤の高さは最大で T.P. 6.8 m であるのに対し，水門の内側の堤防高はこれよりも 2.3 m 低くしています．防潮堤の大半はコンクリートや鋼矢板の壁であり，壁面 1 枚で高潮を防いでいることになります．大阪低地の高潮対策は，防潮水門の機能にほぼ依存しているというかなり脆弱な防御態勢にあります．

大阪平野

11-5

3. 淀川低地の洪水
淀川は日本最大の琵琶湖と，京都・奈良・大阪というかつての日本中心部を流域にもつ重要河川です（図 12）．淀川の治水工事は，仁徳天皇の時代（およそ 1600 年前）と伝えられる茨田堤の築堤や難波堀江の開削にさかのぼるという最古の歴史をもち，水害防御や舟運確保のために，長年にわたって努力が積み重ねられてきました．その基本方針は難波（大阪）中心部の洪水を防ぐということにあります．淀川左岸堤防を
右岸より高くして洪水を右岸に溢れさせるという豊臣秀吉による文禄堤築造（1596 年），河川
流路を短くして排水を促進する目的の安治川開削（1684 年），河道付替えにより淀川本流の流量を低減させる大和川付替え（1704 年）などが，近世以前における代表的な河川工事として挙げられます．奈良盆地から流れ出し河内低地を経て淀川に合流していた大和川の流路を，台地開削により直接大阪湾に流入させる付替え工事で

図 12 淀川水系

赤線は流域界は，1,000 km2 の流域が淀川から切り離されま
した．
河口部デルタで淀川は大きく 3 本の河に分流して大阪湾に注いでいました．明治に入って1885 年，1889 年，1896 年など大きな洪水が続いたことをうけて，中央の中津川流路を利用した幅広い放水路を開削し，1910 年に新淀川として完成しました．淀川上流の琵琶湖およびその流域は 3,800 km2 と淀川全流域の半分近くを占め，淀川の洪水に与える琵琶湖の影響は絶大です．この湖水が流出する瀬田川に堰（南郷洗堰）を設置して下流への洪水流出を調節する工事も行われ，1904 年に完了しました．堰の設置，とくにその高さは，上下流の利害が完全に相反するという問題を引き起こします．
1885 年（明治 18 年）の洪水は河川法制定の契機となったという大きなものでした．淀川堤防図 13 明治 18 年の淀川洪水

は天満砂州の上流 15 km 地点で左岸堤（枚方市）が破堤し，大阪市内の大半など 160 km2 が浸水しました（図 13）．被害は死者 100 人，浸水戸数 7.6 万戸などの大きなものでした．
最大流量の記録を更新する大きな洪水は大正以降も続きました．1917 年洪水および 1938 年洪水
は最大流量が約 7,000 m3/s と 1885 年を 1,500 m3/s も上回る規模でした（いずれも上中流で氾濫しなかったとした場合の下流部における推定流量）．1953 年台風 13 号の洪水はさらに大きく推定流量8,650 m3/s で，大阪府（主として河内低地）の浸水戸数は 16.3 万戸にもなりました．
治水計画の基本となる計画高水位（氾濫させない上限の水位）は，1938 年洪水に基づき決められた値が現在も維持されたままです．計画高水位を上げると橋の架け替えなどが必要となり影響が大き11-6すぎるので，代わって，上流ダム群による調節および河道内水路の拡幅による流下能力増大という対策が採られています．この対策では，上流部での氾濫による下流部でのピーク時流量の低下を前提にしています．淀川には宇治川・木津川・桂川の 3 大支流があり，山崎の狭さく部直上流でこれらが合流して大阪平野に流入しています．この 3 川の出水が重なると大阪平野で大きな洪水が生じるおそれがあります．河内低地では地盤沈下および都市化により，内水氾濫の危険が大きくなっています．
4. 地震活動
近畿地方とその周辺域では，大被害地震が集中発生しています．近代的地震観測が始まった 1885 年以降の 130 年間において生じた死者 1,000 人以上の大震災は 12 件で，その中の 9 件がこの地域で起こっています（図 14）．内陸地震に限れば 6 件全てが近畿と周辺域で起こったものです．活断層が日本で最も密に分布する地域であり震源の浅い地震が多いこと，および南海トラ
フでの巨大地震が陸地近くで起こることがその主な原因です．
大阪盆地では，六甲．生駒などの活断層帯が全周囲を取り囲み，さらに大阪平野中
央を上町断層帯が南北に走っているという悪い条件があります（図 15）．有馬－高槻断層帯は 1596 年に慶長伏見地震と呼ばれ

図 14 被害地震（1885 ～ 2015）

る M7.5 の地震を起こし，畿内および周辺域に大きな被害をもたらしました．大阪の
震 度 は 6 で あ り， 堺 で 死 者 500 余 と い う
記録があります．六甲－淡路島断層帯では1995 年に兵庫県南部地震（M7.3）が発生しました．大阪府における被害は，死者 31 人，
住家全壊 895 棟などでした．
上町断層は東西方向の圧縮により生じている上町隆起帯の西面に沿い，南北に走っています（図 2）．これは豊中市から大阪市を経て岸和田市に至る全長 42 km の断層群で，全体が一度に活動した場合のマグニ
チュードは 7.5 と推定されます．その平均活動間隔は 8000 年程度で，最新活動時期
は約 28000 ～ 9000 年前とかなりの幅があ図 15 大阪平野周辺の活断層および被害地震

り，これに基づいて求められた地震発生確率は 30 年以内に 2 ～ 3％とされています．この確率は日
本の主要活断層の中では高いグループに属するものです．最新活動時期からすでに平均活動間隔を超えていますが，内陸活断層では一般に確率はこのように小さく計算されます．断層は中心市街を貫いて走っているので，これが活動した場合の被害はきわめて大きなものになる恐れがあり，死者 4.2
万人，全壊 97 万棟（首都圏直下地震の 2.5 倍）という被害想定もなされています（図 16）．
大阪平野

11-7

大阪低地は，活断層が直下にあり，また南海トラ
フの巨大地震の震源域にも近いので，今後 30 年以
内に震度 6 弱以上の揺れに見舞われる確率は 50％程度とされています．なお，有馬－高槻断層帯および生駒断層帯の 30 年以内発生確率は 0 ～ 0.1％，六甲断層帯は 0 ～ 0.9％とかなり小さいと評価されています．
南海トラフにおいて 100 ～ 200 年の間隔で発生する海溝型巨大地震は，大阪に大きな被害を繰り返し引き起こしています．1707 年宝永地震（M8.6）は，大阪で死者約 750 人，家屋全壊 1,000 棟余，他に津波による死者多数とされています．差し迫っているとされる想定南海トラフ巨大地震（M9.0）による津波の高さは，大阪港において最大 4 ～ 5 m と予想されています．1854 年安政南海地震（M8.4）では，高さ2 m 程度の津波が大阪湾北部を襲い，安治川などを図 16 上町断層の地震による想定震度（大阪府資料）

遡上して大きな被害（一説に死者 7 千人）を引き起こしました．大阪湾は南出口の紀淡海峡が狭いので，津波はあまり高くはなりません．

国土地理院（1975）：土地条件調査報告書，大阪平野．
大場・藤田・鎮西編（1995）：日本の自然 地域編 5，近畿．岩波書店
貝塚ほか編（1985）：日本の自然 5，日本の平野と海岸．岩波書店．
国土交通省（2008）：淀川水系河川整備計画．
大阪府（1936）：大阪府風水害誌．
大阪府・大阪市 (1960)：西大阪高潮対策事業誌．
大阪管区気象台 (1962)：第二室戸台風報告．大阪管区異常気象調査報告 9-3．

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
改訂：平成 30 年 12 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

11-8

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
12. 京都盆地－断層盆地内の扇状地に展開する古都
1. 地域概要
淀川は山崎地峡部の上流で宇治川・木津川・桂川に大きく分流しています．これら三川が流れる南北に細長い盆地の北部が平安の昔からの都がある京都盆地で，ここには桂川・鴨川が流れています．南部は山城盆地で，木津川が南に向け流れています（図１）．
盆地の形状と水系が示すように，これは南北方向の断層の運動により形成された構造盆
地です．京都盆地では東山沿いに花折・桃山断層が，西山沿いに西山断層群が山地・丘陵の縁辺を走っています．断層盆地では一般に扇状地群が発達するのですが，これがみられるのは京都盆地北東部だけです．宇治川の上流は広大な近江盆地・琵琶湖が，木津川では伊賀盆地が，桂川では亀岡盆地があり，運搬土砂の多くはそこで堆積してしまうので，これらの河川は京都・山城盆地への出口において扇状地を発達させていません．河流は盆地

図 1 京都盆地・山城盆地と周辺域の地形

床をやや下刻して流れています．
標高 700 ～ 800 m の丹波山地から京都盆地北東部に流れ出る賀茂川と高野川は，勾配1/100 ほどの複合扇状地をつくり，合流して鴨川と名を変え，扇状地面をかなり削りこ
んで盆地東縁をまっすぐ南に流れています．平安京はこの扇状地に，唐の首都長安を摸して 794 年に造営されました（図 2）．その大きさは長安の1/3 の規模で，東西幅 4.6 km，
南 北 の 幅 5.3 km で す． 河 川
氾濫原は除くと，この広さの平坦地が得られるのは京都・山城盆地ではここだけです．

図 2 京都盆地の地形・水系

奈良盆地南部にはもっと広いスペースがあるのですが，ここは避けたいという意向があったようです．10 年前の 784 年に都は奈良盆地から京都盆地南西部の長岡京に移されたのですが，桂川などの氾濫を受けることも理由になり，すぐに平安京への再遷都が行われました．
平安京は鴨川と天神川の間を目一杯にとって配置され，大部分は鴨川緩扇状地上にあり，北西部
京都盆地

12-1

は天神川の沖積錐（急勾配扇状地）に，南西端は桂川の氾濫原にかかっています．大内裏（御所）はこの中央北端に位置し，朱雀大路が南にまっすぐ伸びて，東側の左京と西側の右京とを分けています．都城は広くとられたものの，市街が展開したのはほぼ左京に限られました．東山西麓に多くの寺社が建立されるとともに，町並み
は鴨川を越え東にも拡大しました．
一方右京は明治の中頃においても，当初の大内裏周辺以外は，小集落が点在するだけの畑・水田地帯にとどまっていました．なお，大内裏
は 1000 年ごろに，鴨川近くの現在の御所付近に移されています．賀茂川・高野川の扇状地も
ほぼ水田地帯のままでした（図 3）．
鴨川の河道付近の地盤高は周囲よりも 2 ～

図 3 京都盆地北部の明治 22 年地形図

3 m 低くなっているので，氾濫しても浸水は広く及びません．一方天神川の河床は下流部でやや天井川になっています．この浸水危険条件が市街の発展方向に関係した可能性があります．左京中央部を真っ直ぐ南に流れる堀川は，平安京の造営後まもなくつくられた人工河川です．
平安時代以降，政治の中心からほぼ外れたものの，朝廷の権威はそれなりに存続し，歴史ある寺
社は数多く，また，古代王朝の伝統技術を継承した商工業の地として，京都は日本の中心的都市の地位を維持してきました．1500 年代末に秀吉は，外敵防御と洪水対策のために土塁を街の周囲に巡らせました．これは左京を中心とし，氾濫防御のために賀茂川右岸沿いに北へ大きく伸びた範囲を取り囲むものでした．幾度もの戦乱や大火により破壊を受けたものの，ほぼこの土塁内（洛中）に京
都のまちは再建されてきました．明治 22 年の地形図が示す市街地は，東山西麓を除き，ほぼこの洛中内に収まっています．
盆地を形成した断層運動はおよそ 100 万年前から始まり，盆地内には 200 m ほどの厚さの扇状地
成の砂礫層が堆積しています．扇状地域では地表面までが N 値 50 を超える硬い地層で構成されています．桂川の氾濫原性低地においても，表層の泥質層の厚さは，天神川合流点付近で 2 m 程度，
向日市の鴨川合流点付近で 10 m ほどであり，その下は固い砂礫層からなっています．宇治川左岸の旧巨椋池低地は，かつて 8 km2 ほどの大きな池があった低湿地ですが，ここでも表層の泥質層は10 m ほどと厚くはありません．宇治川はかつて巨椋池に直接流入し，広い遊水地をつくっていたのですが，秀吉の伏見城築造の際に現在の位置に移されました．
周辺山地は主として古生層の砂岩・頁岩からなり，比叡山と大文字山の間に部分的に花崗岩が分布します．丘陵は主として下部洪積層の砂礫層（大阪層群）で構成されています．扇状地河川の河床高からみると，山地・丘陵からの土砂供給はあまり活発でないように推定されます．鴨川および賀茂川の扇状地等高線をみると（図 3），河道部でかなり内に湾入しています．花崗岩山地を流域にもつ高野川でも，河床は扇状地面とほぼ同高です．この当時賀茂川・高野川に堤防はなくて自由に氾濫していたのですが，河原（砂礫堆積域）はあまり広がってはいません．賀茂川は高津川に合流せず，
真っ直ぐ南に流れていた時期が長かったと考えられますが，扇状地の円弧状張り出しで桂川流路を南に押しこんでいるような状態は認められません．
2. 洪水・土砂災害
扇状地は山地から運ばれてきた多量の砂礫堆積によるという，いわば土砂災害の繰返しにより形12-2

成された地形です．沖積錐（急勾配小扇状地）
は主として土石流および後続する洪水流によるもの，賀茂川扇状地（平均勾配 1/100），高野川扇状地（同 1/100），鴨川扇状地（同 1/200）など緩勾配扇状地は，洪水流が運ぶ土砂の堆積によるものです．扇状地河川は流路を頻繁に変えて氾濫を繰り返すので，荒れ川として知られています．
土砂流出が多いと河床は上昇して天井川になり扇状地面に氾濫しやすくなります．土砂流出が少なくなると水流による河床の侵食が勝って，河道付近が扇状地面よりも低い地形になります．現在の鴨川は扇状地面より 2 ～3 m ほど低いところを流れているので，氾濫

図 4 扇状地の等高線図，黄色は土石流領域（沖積錐）は幅数 100 m ほどの範囲に限られます（図 4）．
ただし地形勾配は大きく，かつ洪水の広がりが抑えられて水深が大きくなるので，流れの勢力（流体力）は強くなって大きな破壊作用を加えます．扇状地は洗掘されやすい砂礫堆積層からなるので，氾濫しなくても激しい流れによる側岸侵食によって，建物・構造物基礎の破壊が引き起こされます．
歴史ある古都なので災害記録は豊富です．平安時代の始め（794 年）から江戸時代の終わり（1868 年）までの 1074 年間に，京都では水害が 191 回起こったという記録があります（中島，1983）．これは 5.6
年に 1 回の頻度です．古文書の記述から被害が著しかったと思われる水害は 16 回あり，67 年に 1回の頻度です．50 ～ 100 年に 1 回の頻度で大きな水害が起こっているというのは，日本の各地で一般に認められることです．水害を起こした気象原因は，低気圧・前線が 8 割，台風が 2 割と推定されています．やや裏日本的な気候区なので，低気圧・前線の割合が大きくなっています．ただし大きな水害の場合には台風の割合が 2 倍ほどの大きさになります．
この記録では鎌倉時代・南北朝時代の記録が少ないので，この期間を除いてみてみます．平安時
代では，796 年の京都大雨洪水の記録から始まり 361 年間に 78 回で，4.6 年に 1 回の頻度で起こっています．室町・戦国・安土桃山の時代には 210 年間に 48 回で，4.4 年に 1 回の頻度です．江戸時代の 265 年間には 51 回，5.2 年に 1 回の頻度になっています．平安京造営などで伐採された山林回復による土砂流出量の減少，秀吉が賀茂川と鴨川の右岸沿いに築造した高さ 1 m，幅 9 m の土塁などの効果があったためか，記録がより豊富になり市街も拡大したと思われるにもかかわらず，江戸時代の水害頻度は低下しています．ただし，著しい洪水と推定される水害は 8 回（33 年に 1 回）起こっており，大きな規模の洪水まで防ぐことはできなかったようです．なお，江戸時代に宇治川では 5.5
年に 1 回の頻度，木津川では 3.3 年に 1 回の頻度で水害があったとされています（鴨川では 5.2 年に1 回）．
明治以降記録は種々ありどれを採用するかに関係しますが，1945 年までの期間には 5.5 年に 1 回という記録があります．昭和 10 年には史上最大規模と思われる大水害が発生しました．戦後ではおそらく市域の大きな拡大により，頻度は 2 倍ほどに大きくなっていますが，単純な比較はできません．
観測史上最大勢力の 1934 年室戸台風は，大阪湾に大きな高潮を引き起こし，また，近畿一円に強風による大きな被害をもたらしました．京都市では最大瞬間風速 42.1 m の強風が吹き，死者 185，
住家全壊 1,223，半壊 1,928 などの著しい被害が生じました．なおこの 3 年前に市域は約 5 倍に拡大
し，人口は 100 万人を超えていました．学校の被害は大きく，全壊 12 校，27 棟で，児童・生徒の死者は 112 名にもなりました．寺社の被害も大きく，国宝建築物も含め，神社 21，寺院 27 が全壊を被りました．風倒木は約 15 万本に達し，翌年の豪雨のときに流出して被害を大きくしました．
京都盆地

12-3

図 5 1935 年（昭和 10 年）6 月および 1959 年（昭和 34 年）8 月の豪雨による浸水域（植村，2011）1935 年 6 月，梅雨前線の活動により，最大 24 時間雨量 270 mm の大雨が降りました．これは既往最大 161 mm を大きく超える記録的なものでした．雨は丹波山地南部で多く，ここから流れ出す鴨川や天神川は大規模に出水しました（図 5）．鴨川では最大流量が計画値の 335 m3 を大きく超える
600 m3 となり，四条大橋における最高水位（平水位との差）が 5.1 m にも達しました．
京都市の被害は，死者 12，住家流失・全壊 222，半壊 260，床上浸水 12,325，床下浸水 30,954 な
どと大きなものでした．住家全半壊被害の多くは，比叡山南方の花崗岩域を流域とし高野川に合流する音羽川の扇状地（修学院地区）および天神川・御室川の扇状地域で発生しました．修学院では音羽川で発生した土石流および土砂を多量に運ぶ洪水流により，流失 63，全壊 2，半壊 30 の被害が生じました．天神川・御室川では，沖積錐部での側岸侵食や緩扇状地部での土砂氾濫などにより，流失・全壊 99，半壊 49 の著しい被害が発生しました．天神川と御室川の合流箇所右岸部の太秦地区では，扇状地面に氾濫した洪水流の建物基礎洗掘により，流失 65，全壊 3，半壊 12 という大きな被害でした．建物流失の非常に多いことが，土砂を多量に含み流速の大きい扇状地河川洪水の破壊力の大きさをよく示しています．
浸水は天井川である天神川の周囲および河川合流点上流の袋状低地において生じています（図 5）．
浸水面積は 38 km2 で，低地面積の 1/4 でした．桂川と鴨川，桂川と宇治川がそれぞれ V 字状に合流する上流部（V 字の底）では，排水が妨げられるので浸水域が広く水深も大きくなっています．ここでは流速が小さくなるので家屋損壊の被害はほとんど生じていません．賀茂川と高野川の V 字状合流部では，勾配の大きい扇状地部であるために全半壊 26 が生じています．鴨川の出水は大規模でしたが，掘り込み河道の地形なので浸水域は狭く，勾配は 1/250 ほどとやや緩やかなので，浸水被害だけでした．ただし市街地区なので浸水戸数は多くなっています．四条河原町における浸水深は1.5 m でした．激しい流れにより三条大橋・四条大橋などは流失しました．前年の台風による倒木
が流木となり，洪水の破壊力を大きくしました．流失した市内の主な橋は 50 を超えました．
1959 年 8 月（伊勢湾台風の 1 カ月前），台風 7 号と前線による豪雨では，最大 24 時間雨量が288 mm と 1935 年を超えて既往最大を更新しました．この雨による浸水域（図 5 の左）は 1935 年の
それとかなり似た分布を示し，水害常襲地がこれからわかります．被害は住家流失 71，全壊 13，
半壊 21，床上 2,915，床下 14,981 で，1935 年を下回りました．建物損壊被害の多くは天神川の扇状

12-4地部で生じたと思われます．
最近の 35 年間，浸水戸数 1,000 を超える
ような水害は起こっていません．土砂災害もまたほとんどありません．しかし，ある限度以上の強い雨があれば，大きな土砂・洪水複合災害が起こる土地条件にあることに変わりはありません．賀茂川の右岸で大きな氾濫が生じると，洪水は堀川などに沿い市中心部に一気に流入する可能性があります．市街は山地内・山麓に展開し，観光地となっている神社・寺院が多いので，破壊力の大きい斜面崩壊・土石流が恐れられる災害です．
急傾斜地崩壊・土石流・地すべりについての土砂災害警戒区域として，市全域で 1,145箇所が指定されています（図 6）．危険域は山麓に沿って線状に分布する状態がよく示され

図 6 土砂災害（急傾斜および土石流）の危険区域（京都府資料）ています．最近の大きな土砂災害は，1972 年に修学院地区で起こっています．1935 年と同じように，
音羽川での土石流と後続洪水流の氾濫によるもので，死者 1，全壊 4，半壊 3，浸水 432 などの被害が生じました．ここはこの地域唯一の花崗岩地帯で，土砂災害の危険が大きい地区です．
3. 地震災害
この地域に被害を及ぼす地震には，活断層などによる内陸の地震および南海トラフにおける海域の地震があります．近畿地方は活断層が日本で最も多い地域です（図 7）．これらが活動した場合のマグニチュードは最大 7.5 程度であり，これによる震度 5 強以上の強震動域は，震央から 50 km 以
内です．京都盆地から 50 km 以内にある活動度の高い主な活断層を図 7 中に示しました．花折断層
帯と京都西山断層帯は，京都盆地内にまで伸びている活動の確率が比較的高い断層です．有馬－高槻断層帯は 1596 年の慶長伏見地震を起こしたと考えられています．大阪市内を貫く上町断層帯はやや離れてはいるものの活動確率は高いので，京都盆地にも大きな影響を与えます．
地震の記録は飛鳥時代からあります．西暦 600 年から 2000 年までの 1400 年間に，京都盆地において多少とも被害が生じた陸域の地震は 22 回あり，そのうちの 13 回はかなりの被害（建物の損壊

図 7 近畿地方の主要活断層（地震調査研究推進本部資料）

京都盆地

12-5

発生）が生じたものです．つまり 100 年に 1 回の頻度で陸域を震源とするかなり大きな地震が起こっています．多数の活断層に囲まれていても被害地震の頻度はこの程度です．
南海トラフの海溝型地震の震源域からは 200 km ほど離れているので，M8 ～ 9 の巨大地震であっても，地盤が比較的良いこともあって，京都盆地における震度は最大 5 強程度です．南海トラフでは 100 ～ 150 年の間隔で巨大地震が起こるので，京都でも 1400 年間に 12 回，120 年に 1 回の頻度で，太平洋南岸海域を震源とする地震の記録があり，そのうち 10 回は多少とも建物損壊の被害が生じた地震です．ただし，887 年の地震以外は被害はわずかであったようです．内陸および海域の地震を加えた総ての地震についてみると，1400 年間に 23 回，60 年に 1 回の頻度で，被害をもたらした地震が生じています．記録が豊富な 1200 年以降についてみると，大きな被害の記述がある地震は 4回（すべて陸域地震），200 年に 1 回の頻度です．
陸域の主要活断層および南海トラフ海域の地震につき，活動の確率・規模・震源距離および地盤条件を考慮に入れて，地震調査研究推進本部がおこなった評価作業による，30 年以内に震度 6 弱以上の揺れに見舞われる確率を示したのが図 8 です．京都盆地北部の扇状地域では確率がおよそ 20％，最南部の巨椋池低地では50％程度，大阪平野で 50％程度になっています．硬く締った厚い砂礫層からなる扇状地と，軟らかい沖積層からなる河川低地とでは，地震動の危険度にこのような違いが生じます．巨椋池低地では軟らかい沖積層の厚さは最大 10 m 程度なので，この確率評価値はこれよりも少し小さいとしたほうがよいでしょう．花折断層など多くある活断層の活動確率が小さいので，その存在の影響はこの図には表れてはいません．
被害の記述がある日本最古の地震は 599 年（推古 7

図 8 30 年以内に震度 6 弱以上の揺れに見舞われる確率（地震調査研究推進本部資料）

年）の大和の地震です．当時都があった奈良盆地でかなりの家屋倒壊などが生じたことが日本書紀に記されており，京都盆地でも揺れは強かったはずです．京都で建物被害などの記述のある最も古い地震は 827 年（天長 4 年）の地震で，被害の範囲から
M6.8 と推定され直下地震と思われます．
被害が特に大きかった地震には，1185 年（文治元年）の地震（M7.4），1596 年（慶長元年）の地震（M7.5），1662 年（寛文 2 年）の地震（M7.5），1830 年（天保元年）の地震（M6.5）などが挙げられますが，被害の数値は資料によりまちまちです．よく知られているのは慶長の地震で，秀吉が桃山の丘陵地に築造した伏見城が大きな被害を受けたので慶長伏見地震ともよばれています．伏見城の天守は大破し，石垣は崩れて，500 人あまりの死者がでたとされています．京都における被害は三条から伏見にかけてのところで多く，多数の寺社や民家が損壊しました．これは有馬－高槻断層帯の活動によるもので，大阪・神戸・奈良などにおいてより大きな被害が生じています．寛文の地震は，震央が琵琶湖西岸の比良岳付近にあったようで，花折断層北部が活動したと考えられています．
明治以降大きな地震被害はありません．1995 年兵庫県南部地震では，活動した断層の走向（北東－南西）の方向に強い地震波が放出されたので，強震動域は大きく北東に伸び，震源からの距離
80 km の京都でにおいても震度 5 の強い揺れになりました．被害は，住家一部損壊 750，社寺被害78 件などでした．
花折断層は，活動確率が大きくはないとはいえ，ほぼ直下にあることから無視できない脅威です．
断層南部の 17 km が平均 1.2 m 動いてマグニチュード 7.5 の地震が発生した場合，京都市で全壊家屋 117,800 棟，半壊 44,300 棟，市平均の全壊率 17％（震度 6 強相当）の建物被害が想定されています

12-6

（図 9）．死者数は最大のケースで 5,400 です．被害は下賀茂から伏見にかけての鴨川沿い，とくに左岸（東山寄り）の地区で多くなっています．これは断層の位置・地盤条件および市街地条件を反映したものです．断層が走っている左京区では全壊率は 30％です．全壊率は断層から離れるにつれ急速に低下し，桂河右岸では被害がほとんどないとされています．花折断層の南に続く桃山断層の近傍では強い揺れが想定されています．なお，南海・
東南海地震（M8.4）についての被害想定では，震度5 強で，全壊なし，半壊 500 となっています．
金田・石川編（2006）：日本の地誌 8，近畿圏．朝倉書店
中島暢太郎（1983）：鴨川水害史（1）．京都大学防災研究所年報，26B-2，75-92.
横尾義貫・宮川久三（1969）：京都の地盤と震害．
京都大学防災研究所年報，12A，463-476.
植村善博（2011）：京都の治水と昭和大水害．文理閣，202p.

図 9 花折断層を震源とする地震（M7.5）による住家全半壊率の想定（京都府資料）

京都盆地

12-7

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

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自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
13. 神戸・六甲南麓地域－土砂・洪水災害の危険大の花崗岩山地の山麓
1. 地域概要
神戸は六甲山を背にし大阪湾に臨む幅狭い海岸低地・扇状地に展開している街です．同じ地形条
件の芦屋まで含めると，その東西の長さ 22 km に対し幅は 2 km ほどと非常に細長くて，周辺域からのアクセス（災害時など）に大きな地形的制約のある地域です（図 1）．
神戸は古くからの港町として発展し，
最近まで東洋一の規模の港を誇っていました．その歴史は奈良時代にまで遡り，京・大阪の外港として大輪田泊が，湊川三角州の南，現在の兵庫区におかれ，西国との経由地になっていました．江戸時
代には兵庫津と呼ばれるようになり，舟運の拠点として浜図 1 神戸の 20 万分 1 地勢図

本 陣 が お か れ， 西
日本最大の港として繁栄しました．兵庫津は，多量の土砂を搬出して河口部に突き出す砂州をつくっている湊川と南の和田岬とに囲まれた天然の良港です（図 2）．
湊川の北には生田神社・湊川神社の門前町である
神戸（かんべ）の集落がありました．幕末における開港では，湊川河口の北側が外国船の停泊地に指定されたので，神戸村は外国人居留地にもなって発展し，
現在の三宮・元町地区をつくっています．
明治 7 年に東海道本線が開通し，そのターミナル駅である神戸駅が兵庫と神戸の両地区中間におかれ，また，搬出土砂による港の埋積を避けるために
湊川は西方に付替えられて，両地区は接近し神戸の中心市街を形成しました．その後市街は東に向け大きく進展し，昭和初期には芦屋・西宮にまで至る扇状地・海岸低地のほぼ全域が市街化されました．土
地が狭いということで海岸は埋め立てられ，港湾・工業地区となりました．戦後高度成長期にはポートアイランドと神戸アイランドという大規模埋立地が図 2 明治 18 年の神戸中心地区地形図

六甲の山砂などでつくられ，市街が大きく海にまで進展しました．一方六甲山地の縁辺は，広く地形改変を受けて新興宅造地になっています．
神戸・六甲南麓地域

13-1六甲山地は多数の活断層によって切られた断層山塊で，全体が花崗岩で構成されます．長さは30 km，幅は 5 km ほどで，東北－南西方向にほぼまっすぐ延びています．第四紀中期ごろ（約 100万年前）からの構造運動により東西方向の圧縮力を受け，逆断層を境にして押し上げられ，1,000 m
ほど隆起しました．この圧縮により花崗岩体には割れ目が発達して地下水が浸透し，深くまで風化が進行しています．風化花崗岩はマサ（真砂）とも呼ばれ，砂のような状態にまで変質しているとこ
ろがあります．山頂部には隆起以前につくられていた平坦地形が押し上げられ残存しています．南
面は多数の断層に区画された階段状の急斜面となり，大阪湾に臨んでつらなっています．
この南面には「六甲六百谷」といわれるように多くの谷が発達しています．大きな谷が平地に流れ出す出口には扇状地が形成され，それが連結して複合扇状地となっています（図 3）．これが典型的に発達しているのは芦屋川から新生田川にかけての地域で，標高 4 m
ほどまでのところが扇状地になっています．扇頂部の標 高 は 約 100 m で， さ らにその上に段丘状になった
古い扇状地が部分的に分布
し ま す． 山 地 斜 面 と 扇 状

図 3 六甲山地南麓の複合扇状地（黄色部分）

地との境界が直線的なところは多く，活断層の存在を明瞭に示します．複合扇状地帯の幅は 1.5 ～2.5 km，平均勾配は 1/20 ほどと急傾斜です．
この扇状地域を流れる川のうちの，水源が主稜線にあって流域の広い芦屋川・住吉川などは，下流において天井川となり大阪湾に注いでいます．背後の山地が低い生田川西方では扇状地の発達はわずかで，海に面して低平な海岸低地がやや広く形成されています．全般的に海岸低地はかなり締った砂質層で構成され，和田岬付近は除き軟弱沖積層はほとんどみられません．扇状地は砂礫で構成されるので，比較的硬い地盤です．
このような地形・地質条件から，六甲南麓域は大雨による土砂・洪水複合災害の危険が大きいところで，1938 年の阪神大水害をはじめとして，しばしば土砂・洪水の氾濫をこうむっています．奈
良時代以降のおよそ 1400 年間には 70 件以上の大きな水害の記録があります．近年では 1961 年 6月および 1967 年 7 月に大きな災害が発生しました．しかし，1995 年の阪神大震災で地震の危険も大きい地下地質構造をもつことが明らかになりました．
2. 豪雨災害1938 年 7 月 3 日から 5 日にかけて六甲地域に梅雨前線の豪雨が降り，総降水量は六甲山頂で616 mm に達しました．雨が最も強かったのは 5 日の午前中で，8 時～ 11 時の 3 時間雨量は神戸海洋気象台で 134 mm を記録しました．すでに 400 mm 近い先行降雨があったところにこの強雨が加わったために，六甲山地で非常に多数の山崩れ・土石流が発生しました．多量の土砂および洪水は山麓の街に氾濫し，死者・行方不明 731 人，流失・全壊家屋 5,492 戸などの大災害を引き起こしました（図 4）．被害は神戸から西宮にかけての地域（阪神間）に集中したので，阪神大水害と呼ばれています．神戸市では市人口の 72％が被災しました．

13-2六甲山地は大阪湾北岸に屏風のように連なっています．日本の太平洋岸域には南方から湿潤気流が流入してきますが，これが山にぶつかると強制的な上昇が生じて，風上にあたる南側山腹および山麓に強い雨が降ります．この地形効果により，1938
年，1961 年および 1967 年の雨量はほぼ同じ分布パターンを示しました（図 5）．
花崗岩は大きく成長した結晶粒子が集まって構成されています．これが地下水作用や地殻内での圧縮力をうけると，粒子間の結合がゆるんで脆くなります．外見は硬い岩のよう図 4 1938 年阪神大水害のときの土砂および洪水の氾濫域に見えても，指先で突き崩すことができるような状態に深くまで風化していることが多くみられます．このため花崗岩山地に大雨が降ると全山崩れるといったような状態になります．
崩壊土砂は滑り落ちる間に水を含み流動性を増して土石流に変わり，谷底を高速で流下して山麓を襲います．土石流本体は地表の勾配が 2 ～3º ぐらいまでのところで停止しますが，堰き上げによって水位を増した
後続洪水流は多量の土砂・流木を運んでさらに流下し氾濫します．六甲

図 5 六甲山系の地形に支配された集中豪雨例
赤数字は神戸の死者数

南麓扇状地のほぼ上半分はこの土石流到達範囲内にあります．通常の出水時にも，谷底に多量に堆積していた土砂が山麓に運ばれてきます．これら土砂の堆積の繰返しによってつくられたのが扇状地です．
港の土砂埋積を防ぐために，湊川と生田川はそれぞれ市街の西方および東方に付替えられました．
現在の JR 神戸駅北を流れていた宇治川の下流部は，川へのゴミ投棄を防ぐ，土地の有効利用を図るなどの理由で暗渠化されました．また，扇状地群を横断して 3 本の鉄道線路が通されました．東
海道本線は最も山地寄りを通っています．豪雨時には，山から押し寄せてきた土砂・流木が暗渠をすぐさま閉ざして濁流が溢れ出します．鉄道のガードは流木でふさがれ氾濫を大きくします．
1938 年水害で最も大きな被害を引き起こしたのは，天王谷川・石井川（旧湊川上流）および宇治川の土砂・洪水氾濫で，湊区と湊東区の両区で死者 357 人，建物の流失埋没倒壊 2,297 戸の被害が生じました．これは全市被害の半分以上を占めます．
山地・山麓を並走する断層群の活動により，天王寺谷の出口付近はやや凹状の地形（断層凹地）になっているので，ここで大きな氾濫と土砂堆積が生じました．この谷はトンネル水路で西方の刈藻川に付替えられていましたが，洪水は元の河道に従って神戸駅方向に流下しました（図 6）．
六甲山頂を流域内にもち，みごとな扇状地をつくり河床が高い住吉川では，土石流は扇頂部から神戸・六甲南麓地域

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扇状地面上に溢れて，扇状地全体に洪水と土砂が氾濫しました．ただし下流の天井川化したところは高いので浸水を免れています．省線（JR）住吉駅付近では土砂が 2 m の厚さに堆積しました．土石流による大きな被害を引き起こした都賀川は複合扇状地の凹部を流れているので，氾濫はほぼ河道周辺に収まっています．土砂や洪水の運動は地形によって支配されるのです．六甲山地から流出した土砂量
は 600 万 m3 ほどと推定されています．この土砂量はさほど多いものではなかったのですが，被害は甚大でした．
1961 年の豪雨では，六甲山域に進出した
新興市街地における崖崩れ被害が多数発生し

図 6 宇治川・湊川の流路変更と 1938 年水害の浸水域
赤鎖線は暗渠化された流路

ました．これには宅地造成による地形改変が原因とされるものがあり，宅地造成等規制法の制定の契機となりました．兵庫県下の被害は死者 41人，家屋全半壊 229 戸などでした．
1967 年の豪雨では，山地内での山崩れ被害と山麓市街域での小河川氾濫の被害が生じました．生
田川上流の市が原では，急傾斜の山地上でのゴルフ場建設が原因で，大きな山崩れが発生し 21 人の死者をだしました．起伏地の地形改変は雨水の浸透・流出の条件を変えて土砂災害発生の主因になっています．花崗岩山地は植生破壊により容易に禿山化して多量の土砂を流出させます．明治初期に六甲山は，雪山と見紛うばかりの禿山になっていたようで，現在では植林により植生は回復しています．
河川の氾濫は対策工事がより遅れていた小河川で多く，やはり暗渠の閉塞による中下流部での氾濫が目立ちました．市中心部を流れる宇治川は改修に多くの予算投入が行われてきたものの大きく氾濫し，基礎洗掘によるビル倒壊という被害も発生しました．河道が付け替えられてはいても，洪水の氾濫は元の地形に従います．
3. 地震災害
3.1 断層活動
この地域は全周囲が活断層で区画された大阪湾構造盆地の北西部にあたり，六甲・淡路島断層帯
主部が走っています．これは大阪府箕面から六甲山地南縁を通り淡路島東岸北部に至る長さ 70 kmの断層帯で，右横ずれを主体とし，北西側が相対的に隆起する逆断層成分をもっています．
この断層帯の最新活動は 1596 年の慶長伏見地震（M7.5）と考えられています．京都の伏見城が大破し大きな被害が生じたのがよく知られていてこの名がつけられたのですが，被害は畿内および近隣に広く及びました．被害状況から推定される震度 6 の地点には，京都・大阪・堺・有馬・須磨などがあり，この強震動域はさらに淡路島方向に伸びていたと考えられています．災害記録は多いものの全体被害は不明ですが，畿内における大地震であり死者は数万のオーダーであった可能性があります（洛中の死 4 万 5 千という記録あり）．
1995 年の兵庫県南部地震（M7.3）では，六甲・淡路島断層帯主部のうち西宮から明石海峡にかけての 30 km 区間の地下で活動が生じたことが余震活動などで分かっていますが，主体は淡路島西岸断層の活動によるものでした．したがって，この地震は六甲・淡路島断層帯の活動による最大規模の地震とは考えられていません．この断層全体が活動した場合の規模は M7.9 程度であり，その平均活動間隔は 900 ～ 2800 年で，今後 30 年以内の発生確率は 0 ～ 1％とされています．この地震が起こっ13-4

た場合，エネルギー規模は兵庫県南部地震の 8 倍になるので，被害は広範囲に及びます（図 7）．
3.2 阪神大震災
1995 年 1 月 17 日，明石海峡下を震源とする M7.3の兵庫県南部地震が発生し，死者 6,425，住家等全
壊 110,457 棟，同半壊 147,438 棟，直接の被害金額
約 10 兆円などの大きな被害が生じました．被害は六甲山南面の阪神地区において著しく，神戸市では死者 4,566，全壊 67,421 棟（19,212 世帯），芦屋市で死者 442，全壊 3,924 棟（7,588 世帯）と，この両市で全体死者の 86％を占めました．
建物倒壊は六甲山に平行する長さおよそ 20 km，

図 7 六甲・淡路断層帯主部の地震による震度分布（地震調査研究推進本部資料）

幅 1 km ほどの帯状域（ほぼ扇状地で地盤は良好）において多数発生しました．この「震災の帯」と呼ばれた局地的強震動域（全壊率 30％以上）の出現は，断層や表層地盤条件とは無関係で，やや曲面をなす花崗岩基盤とその上部の未固結堆積層（大阪層群など）との境界面における屈折および山地側面での反射により，地震波がこの帯状域に収斂したことによるものと考えられています（図 8）．水を入れた硬い容器を叩くと，水面上に容器の縁から波が発生するという現象がこの地震波でも起こったようです．地下構造は不変ですから，このような現象はこれからも起こるのは確かです．山地内の盆地縁辺でもこれと同じ地下構造が存在します．
死者数は 6,424 人，うち火災によるもの 560 人，避難生活のストレスなどによる関連死 912
人でした．火災および関連死を除く死者およそ 5,000 人の 95%
は建物倒壊を原因としておりほぼ即死の状態でした．この結果として死者発生地点と全壊率 30％以上の地域とはほぼ重なります（図 9）
．建物が完全倒壊
しなければ火災による死者の多
くもなくすことができたはずです．
したがって，住宅の耐震性を

図 8 阪神大震災の高被害域と地下地質構造

高くして倒壊を防ぐことが地震による死者を少なくする基本対策となります．全壊率と出火率とは比例関係にあるので，これは火災被害軽減にもつながります．さらにこれは，避難所設置，仮設住宅建設，立ち直り資金供与などの救護・救援の必要性を小さくし，避難所生活などによる「関連死」
を減らし，人口流出等による地域の社会経済活動の低下させないなど，多方面につながります．個
人の立場からは，住む家があるかないかは災害後の生活にとって決定的なことです．
倒壊の大部分は耐震性の劣る木造住宅，すなわち老朽化し，壁に筋交いがなく，重い瓦屋根で，土台が基礎にボルト締めされていない構造のものでした．戦前や戦争直後（したがって 1950 年建築基準法制定以前の）建築年代の古い在来構法の木造住宅の被害が大でした．とくに木造 2 階建て集合住宅（文化住宅など）や長屋の被害が目立ちました．一方，壁を組合わせる枠組壁工法（ツーバイ
フォー，プレハブなど）では，一般に建てて間もないこともあって，被害が非常に少なくて済みま神戸・六甲南麓地域

13-5

した．大きな被害地震は近畿と周辺域に集中しており，また活断層の密度が近畿では最大であるにもかかわらず，何故か関西では地震への備えが低かったようです．
この震動で生じた火災による焼損
棟数は 7,200 で，関東震災時の東京
市と横浜市に次ぐ規模でした．地震
火災は主として建物倒壊により生じるので，出火地点は「震災の帯」にほぼ重なっています（図 10）．大規
模延焼火災は家屋密集度の大きかっ

図 9 阪神大震災による死者の発生箇所（阪神大震災調査報告編集委員会，1998 による）た長田区とその隣接域で生じ，焼損数を大きくしました．当日は風が非
常に弱かったので，延焼速度は時速
10 ～ 20 m と遅かった（関東地震時の東京では 200 m 以上）にも拘わらず火災規模を大きくしたのは，消防力不足および水利不足です．
大量の自動車通行（90％以上は緊急性のない一般車両）による極端な渋滞が消防車両の到着を極度に妨げました．到着しても，消火栓は破壊されており，また扇状地河川である

図 10 阪神大震災時の出火地点（阪神大震災調査報告編集委員会，1998）

ため普段の流水は非常に少ないので，消火用の水が得られませんでした．消火活動が延焼を阻止した割合
は 14％と低い数値でした．

兵庫県治山林道協会 (1998)：六甲山災害誌．
神戸市役所 (1939)：神戸市水害誌．
山口恵一郎ほか編（1975）：日本図誌大系，近畿．朝倉書店．
稲見悦治 (1967)：都市災害論序説．古今書院．
阪神・淡路大震災調査報告編集委員会 (1998)：阪神・淡路大震災調査報告，共通編 -2．
国土地理院（1983）：土地条件調査報告書，大阪地区．

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14. 広島－三角州分流路群と花崗岩山地に囲まれた都市
1. 地域概要
広島の中心市街は，みごとなデルタ地形を示す太田川河口部低地に展開しています（図 1）．太田川デルタの形成は比較的新
しくて，この開発・利用は戦国時代末の1589 年に毛利氏が城を築いたことから始まりました．大和朝時代には広島湾東岸の府中に安芸国の国府がおかれ，ここが地域の中心になっていました．当時の海は山際にまで迫っていて，海岸線には狭い海岸低地がつらなり，山陽道（西国街道）はここをたどって通じていました．海は太田川放水路（図 1 で最も西側の流路）が分流する地点
付近にまで進入していて，太田川は狭い谷底低地から直接海に注いでいました．
奈良時代になると山陽道は大路として整備され，太田川の東に隣接する瀬野川河口部の海田市，西を流れる八幡川河口部の五図 1 広島 20 万分の 1 地勢図
10 m 間隔の等高線を加えている

日市が宿場町や物資の集散地として栄えました．市（いち）のつく地名は，五日市の南にある廿日市，北方の太田川低地内の四日市など多くみられ，地方領主が殖産を進めて各地に定期的な市を開いたことがわかります．畿内と西国とをつなぐ瀬戸内海の海
上交通は盛んになり，横行する海賊を平定して安芸守に任命された平清盛は，広島湾内にある厳島に神社を造営しています．
古代には太田川河口部デルタの形成はほとんどありませんでした．中世になってたたら製鉄が盛んに行われるようになり，その原料の砂鉄採取のための鉄穴（かんな）流
しにより多量の土砂が流し出され，開けた
広島湾内に広がって堆積してデルタが急速に発達しました．鉄穴流しとは，切り崩したマサ（風化花崗岩）を渓流や水路に流しこ
んで，比重の違いにより砂鉄を沈殿・分離

図 2 明治 31 年（1898 年）の地形図
赤鎖線は 1600 年ごろの海岸線する方法で，大量の土砂を下流に流し出します．
太田川河口部の海岸線は平安末期からの約 500 年の間に 5 km ほど前進し，1600 年ごろには図 2の赤鎖線のところに達していました．かつて島であった比冶山は陸続きになりました．鉄穴流しは治水のために 1628 年に禁止されましたが，河床に堆積した土砂はその後も流出してデルタを成長させました．三角州の前面に広がる潮汐低地（干潟）は新田開発のために 1600 年初期から干拓され，
広島

14-1

江戸末期には海岸線がさらに 2 km ほど前進していました．江波山は当時はまだ島でしたが，明治以降の干拓により明治 31 年の地形図では陸続きになっています．
戦国時代末期，中国地方を平定した毛利氏は居城を山地内から広島湾岸部に移す計画をたて，毛利輝元が分流路間の中洲（島）のうち最も広いものを選んで築城を行い（図 2 の緑枠），広島城と名づけました．これは従来の山城に代わり自然の水路群で防御するという平城です．領内の武士や商人はここに集められて，城下町が形成されました．山陽道は城の南に移され 7 本の川には橋が架けられて街道をつなぎ，ここの周囲に街が発展しました（図 2）．
こうして当初は 112 万石という大大名の城下町として，また山陽道の中心的位置にある商業都市として発展し，1700 年ごろには人口約 7 万（うち武家・寺社約 2 万）という全国で 8 番目の都市になりました．明治維新により武家人口が流出し，明治中期の人口は 7 万ほどにとどまっていましたが，日清戦争のころから軍事都市・工業都市・港湾都市として発展し，1942 年に人口は戦前で最大の42 万人になりました．市域の拡大もあって現在の人口は約 120 万，太田川デルタ地区（面積は全市の 10％）の人口はおよそ 50 万です．周辺の山地に広く分布する緩傾斜面はほぼ市街化・住宅地化され，多くの人口を収容しています．図 1 で黄色の部分はこの緩傾斜地（勾配 5 ～ 15º 程度）を示します．
住宅団地の高いところは標高 200 m に達しています．
2. 地形・地質
この地域には，広島花崗岩類と呼ばれる白亜紀（約 1 億年前）の粗粒黒雲母花崗岩が広く分布します（図 3）．花崗岩は珪長質マグマが地下深くでゆっく
りと冷えて固まったもので，大きく成長した石英・長石・雲母などの鉱物結晶で構成されます．この粗い粒子間に浸透した CO2 を含む地下水の化学的分解により，粒子がバラバラになるという風化（マサ化）を深くまで受けます．一見硬い岩のようでも，指先で突いて簡単に崩すことができるような状態になり，豪雨により容易に崩されます．広島県は花崗岩の分布面積が全国一の県で，土地条件からみると土砂災害の危険が非常に大きい地域です．

図 3 広島周辺地区の地質

中世にはたたら製鉄のための鉄穴流しおよび製鉄用燃料を得るための樹木乱伐より，大量のマサ土が流出して，太田川デルタを成長させました．花崗岩山地ではひとたび植被が失われると，絶えずマサ土が移動して植生の活着が困難になるので，禿山になりやすいのです．
デルタ（三角州）は河川が搬出した土砂が河口周辺の浅海底に堆積してできた地形で，流路は分流
して網目状になり，流路間には州（土砂がより高く堆積した場所）が形成されます．典型的なものは全体の平面形状が海に向かって開く三角形（ギリシャ文字のデルタ）あるいは扇形になるので，この名が与えられていますが，この形ではなくても分流間の州が集合した海面に近い高さの海岸低地はデルタに分類されます．
太田川デルタは中世のおよそ 500 年間に，長束の狭窄部付近から図 2 の赤鎖線までの 4 km ほどの長さにわたり成長しました．この後 1600 年以降は人為の干拓が加わって海岸線は前進しました．
陸地化した州の前面には，潮の干満により海面下になったり海面すれすれになったりする潮汐低地が広がり，その中を分流した澪筋（みおすじ）がいくつもできます．この澪筋を流路として残して閉
め切り，洲の陸地化がおこなわれます．明治 31 年地形図が示す流路は自然につくられた澪筋の形状を示しており，人為が加わってはいるもののこの成長した三角州が自然のデルタ地形を写し出したものであることが分かります．一方現在の地形である図 1 が示す海岸線は直線的で，人工造成地

14-2

形であることが明らかです．図 1 と図 2 を比較すると，最も西側の流路が統合・開削されて放水路がつくられ，他の流路の河口部は直線化されていることが分かります．この上空からはよく目立つ三角州分流
地形は，原爆投下の目印にされました．
三角州堆積層の厚さは，デルタ頂部に近い JR 山陽線付近で約 20 m，海岸部で約 30 m です（図 4）．一方谷底低地部の長束付近では硬い基盤層までの深さが 5 m ほどと浅く，三角州域で急に基盤面が深くなり三角州層が厚くなっていることがわかります．基盤面の形状は複雑で，幅狭い埋没谷地形が多数分布します．構成層は，海岸部を除き全般に砂質です．地層の硬さを示す N 値は小さいものの非常に軟弱というものではありません．
山地域では緩傾斜地形が広く分布することが特徴的です（図 1 および図 5 の黄色部分）．図 1 は 10 m 間隔の，図 5 は 5 m 間隔の等高線を描いており，緩傾斜のため等高線の間が開いているところは黒くつぶれずに黄色が浮き出ていて，それと識別できるのです．扇状地・沖積錐・

図 4 ボーリング柱状図
場所は図 2 中に示す．

崖錐といった新しい山麓堆積地形はわずかであり，山地縁辺や広い谷間にある緩傾斜面が高い崖に囲まれ複雑に段丘化したもの，急傾斜山稜間の盆地状
凹部に同じく複雑な崖線で区画される
緩傾斜地形が大部分です．開析され台地・段丘上になっているということは，
土砂流出がほとんど停止しており，また，多少の地盤隆起があったことを示します．
中国地方の花崗岩山地縁辺には山麓
緩斜面が分布しています．乾燥地帯には，豪雨時の流水が浸透せずに地表面に広がり，山麓部の基岩を面状に侵食して形成されたと考えられるぺディメ
ントと呼ばれる地形が発達します．こ

図 5 広島北部における緩傾斜地形の分布
青線は段化した緩傾斜地を区画する崖線の形成には激しい物理的風化作用と，ときおりの強雨によるシート状洪水の発生が関わっています．
中国地方の山麓緩斜面はこのぺディメントに類似していますが，乾燥地帯のような環境がかつてあったとは考え難いでしょう．侵食平坦化時の残丘とは言えない山地内に入り込み高位化している
緩傾斜面の成因はさらに不明です．いずれにせよこれは居住・利用に好都合な地形であるので，現在では全面的に市街化・宅地化されていて土砂災害のリスクを大きくしています．
デルタは標高が海面近くの低地で河川洪水・高潮・津波などの水災害の危険は大きく，地層の形
成は新しくて軟弱なので地震動災害の危険も大きいところです．この太田川デルタでは風化花崗岩
山地が接しているので，斜面崩壊・土石流の危険もあります．地形・地質という土地の素因条件からみるかぎりでは，広島は自然災害危険度が全国で最も高い都市に分類されます．
3. 暴風雨災害
3.1 土砂・洪水災害
山地域に豪雨が降ると，土砂および洪水の災害が複合して起こります．山麓や谷底低地の勾配は
広島

14-3

大きいので洪水の流れは速く，山崩れ・土石流により生じた多量の土砂・流木も運ぶので大きな破壊力をもちます．洪水で多くの建物の流失・全壊が生じるのは，このいわば山地河川洪水です．
広島県の山地面積は西日本で最大です．県面積の 93％が山地・丘陵地からなり，その 2/3 が花崗岩でできています．全般に中起伏であり小盆地や緩傾斜地が多く存在するので，居住・利用が進んでいます．このため土砂災害リスクは大きいのですが，雨の少ない内陸性気候で豪雨頻度はやや小さいので，豪雨災害の頻度もとくに大きいというわけではありません．日雨量 100 mm 以上という豪雨の日数は九州や四国南半部に比べ 1/3 程度です．
古い災害の記録では，1653 年に台風の来襲によって広島城下とその近郊で流失家屋 5 千軒，死者5 千余人という記録があります．太田川の氾濫，周辺山地における山崩れ・土石流，山地内洪水などが大規模に起こったと推定されます．1796 年には梅雨前線豪雨により，太田川中流の加計付近で土石流により死者 63，流失家屋 477，広島藩全体で死者 169，流失家屋 1,770 という災害が起こっています．
明治・大正期には大きな土砂・洪水災害が 10 回，6 年に 1 回の頻度で起こり，その多くは台風によるものでした．1926 年（大正 15 年）9 月の前線豪雨は，広島における最大日雨量 340 mm，最大 1
時間雨量 79.2 mm という現在でも既往最大（観測開始は 1879 年）の豪雨をもたらしました．これによる被害は広島市北部から東部にかけての地域に集中しました．全体被害は死者 103，家屋流失 ･
全壊 242 戸などで，そのほとんどは山崩れ・土石流とそれに伴う激しい洪水によるものでした．と
くに大きかったのは，畑賀地区（現在の安芸区）の土石流による死者 69，山本（安佐南区）地区の山崩
れ・土石流による死者 24，家屋流失・全半壊 32 戸でした．市中心地区では多少の浸水被害だけであったようです．
終戦直後の昭和 20 年代には大きな被害をもたらした台風災害が毎年のように起こりました．とくに大きかったのは 20 年 9 月の枕崎台風で，広島県の死者 2,012（全国では 3,756），家屋流失・全壊 3,457 など，史上最大規模の土砂災害を引き起こしました．被害の中心は呉市および厳島対岸の大野町での土石流によるものでした．昭和 26 年ルース台風は県西部山地で大きな土砂災害を引き起こしました（隣接する山口県で被害甚大）．県全体の被害は死者 166，家屋流失・全壊 1,065 などで，これには沿岸部での高潮被害が含まれます．
最近の広島市における大きな土砂災害には，1999 年 6 月の豪雨災害，2014 年 8 月の豪雨災害があります．1999 年の豪雨では，八幡川流域を中心に市西部で雨が強く（最大 1 時間雨量 81 mm），主として土石流により山麓緩傾斜地において死者 20 などの被害が生じました．県全体の被害は死者
32，家屋全壊 154 などでした．
2014 年の前線豪雨は極めて局地的で，最大 1 時間雨量が安佐北区で 121 mm，安佐南区で 87 mm，
南に 10 km ほどの中区では 47 mm という違いがありました．被害も局地的で，死者は安佐南区の八木 52，緑井 14，山本 2，安佐北区の可部 6 で，死者発生はこの 4 地区に限られました．
住家の全半壊は，安佐南区で 164 棟，安佐北区
で 60 棟でした．
最も被害が大きかった八木地区の地形は，標高 586 m の急峻な阿武山の山麓下の，開析・段丘化を受けていない複合扇状地状の山麓緩傾斜地です（図 5，6）．勾配は急で全域が土石流領
域に入ります．土砂流出が現在も継続していると推定されるこのような現成扇状地は，この広島地域では分布がかなり局地的です．可部地区

14-4

図 6 八木地区の扇状地地形

等高線間隔 5 m

にもやや大きな扇状地が，緑井および山本地区には，緩傾斜面を開析した谷
底出口の小扇状地があります．
空中写真（図 7）では山地内に崩壊はなく，洗掘された谷が線状に認められるだけなので，谷床堆積土砂の流出が主であったと考えられます．このため土砂量は多くないので，扇状地面への土砂流出・氾濫はほぼ扇状地上部に限られ，勾配は 10º 前後と急なであって横への広がりは小さく，谷の直下方向にほぼ直線的に流れています．土砂氾
濫域は狭いものの，土石流直撃の危険が非常に大きい谷出口にまで住宅地が進出した結果として，大きな被害になりました．1999 年のときには豪雨
が 15 時ごろであったのに対し，この

図 7 2014 年 8 月豪雨による八木地区における土砂氾濫域（土石流に続く洪水流による土砂堆積も含む）（GoogleEarth 使用）
黒色は樹林域でほぼ山地斜面．黄色鎖線は扇状地末端

2014 年には午前 3 時という未明の時間帯であったことが人的被害を大きくしました．
広島市における土石流危険渓流は 2,402，急傾斜
地崩壊危険箇所は 3,634 で，長崎市に次いで多い数です（図 8）．広島県における 2002 年現在の土砂災
害危険箇所（土石流危険渓流，急傾斜地崩壊危険箇所，地すべり危険箇所）は 31,087 で，総数では全国1（2 位の島根 22,296 を大きく超える），山地・丘陵地の単位面積あたりでは長崎・福岡に次ぐ大きさです．花崗岩山地が広いので全県的に危険箇所が分布します．山地起伏は大きくはなくて集落が広く山地内に分布していることも危険箇所数を大きくしています．
3.2 太田川の治水と洪水
太田川は流域面積 1,710 km2 という中国地方では有数の大きな河川です．百万都市の広島の中心がその河口デルタ内に展開しているので，再現期間 200
年という日本の河川では最も高い重要度で河川施設が整備されています．

図 8 土石流危険渓流（青線）および急傾斜地崩
壊危険箇所（赤色）（広島県資料）

三角州を流れるいくつもの分流路を自然の水濠として築造された広島城とその城下は，その生い立ちから水に弱いという宿命をもっています．1599 年の城完成から間もなくの 1617 年には太田川
氾濫によって城が破損を被りました．この修復を許可しない幕府の意向に従わなかった当時の城主は小大名に転封され，代わって浅野家が幕末までこの領地を支配し，太田川の治水を進めました．
太田川中流部の花崗岩地帯における鉄穴流しは，土砂流出により流路変動をもたらし洪水を激しくするので禁止されました．デルタの干拓は進められ，自然の澪筋を浮かび上がらせた 7 本の分流路が確定しました．なお鉄穴流しが最も盛んであった山陰の斐伊川などでは，殖産をより重視して江
広島

14-5

戸時代を通じ鉄穴流しが行われました．
明治・大正期には大きな洪水が 5 ～ 6 年に 1 回の頻度で発生しました．とくに大きかったのは大正 15 年 9 月の広島豪雨災害で，太田川下流部谷底低地（安佐北・南区）は全面浸水し，浸水家屋は 1 万戸に達しました（図 9）．これにより太田川河川改修の必要性が高まり，昭和 7 年（1932 年）に放水路開削計画がたてられました．これは山地が両側に迫っている長束付近から分水し，山地に沿う小河川の山手川と最も西側の分流である福島川の流路とを利用して幅広い放水路をつくり，全体の 3/4 ほどの流量を流す計画のものでした．これに基づき用地買収などが進められましたが，戦争および大戦災により中断となりました．この間，1942
年周防灘台風，1943 年の梅雨前線豪雨と台風 26 号，1945
年枕崎台風と大きな災害が相次いで起こりました．1943 年
台風 26 号では太田川の洪水流量が既往最大の 6,700 m3 を

図 9 昭和 18 年 9 月洪水の浸水域（国土地理院，1969）

記録し，被災家屋は 1.8 万戸に及びました．放水路工事は 1951 年に再開され，1967 年に完成しました．現在の流量配分計画は，4,000 m3 をダムなどで調節して河川の計画流量を 8,000 m3 とし，うち 4,500 m3 を太田川の本流となった放水路が受け持つ計画になっています．
三角州は海の作用下で形成される地形で地盤高は海面近くであり，当然に高潮および津波の危険が大きいところです．太田川デルタの地盤高は，1600 年ごろの陸地（図 2 の赤鎖線以北）は 2 ～ 3 m，
その南の干拓地は 2 m 以下と低く，台風は西日本に頻繁に来襲するので，しばしば高潮被害を被っています．昭和以降では太田川河口における最高潮位が 2 m を超える高潮が 13 回発生しています．
最大は 1942 年の周防灘台風によるもので 3.30 m を記録し，家屋流失全半壊 1,159 戸などの被害をもたらしました．
1969 年には広島湾高潮対策計画が策定され，1959 年伊勢湾台風規模の台風が 1951 年ルース台風のコースで来襲した場合に予想される最高潮位を 4.4 m として，5.0 ～ 6.9 m の高さの海岸および河川堤防を建造するものとされ，現在工事が進行中です．1991 年台風 19 号は最高潮位 2.91 m と周防灘台風に次ぐ大きな高潮を起こし，まだ堤防が計画高に達していなかった 4 km 内陸の市中心部で氾濫したので，3.4 m を暫定基準として工事を進捗させています．1991 年台風 19 号では広島地方気象台において最大瞬間風速が 59 m/ 秒という猛烈な風を観測し，約 2.3 万棟の建物損壊被害に加え，潮風による送電塔碍子への塩分付着などにより，96 万戸（全世帯の 2/3）が停電しました．住家浸水
は 2,529 棟でした．2004 年 18 号台風では最高潮位 2.96 m と 1991 年 19 号台風を超えましたが，浸水は沿岸部に限られ，住家浸水は 178 棟でした．
4. 地震活動
この地域に影響を与える地震には，瀬戸内海の安芸灘における M6 ～ 7 のほぼ直下の地震，南海
トラフにおける M8 ～ 9 の巨大地震，活断層の活動による内陸の浅い地震があります（図 10）．広島
市の西方には活断層である己斐－広島西縁断層帯がありますが，その活動度は不明です．これが全長にわたって活動した場合の地震規模は 6.5 程度です．なお，県内の活断層の活動により発生した
被害地震は歴史上では知られていません．
南海トラフにおいて M8 ～ 9 クラスの地震が今後 30 年以内に発生する確率は 70％程度と評価されています．M9 規模の場合の広島デルタにおける震度はほぼ 5 強，部分的に 6 弱と推定されており，かなりの被害が予想されます．なお，1707 年宝永地震（M8.7），1854 年安政南海地震（M8.4），1946
年南海地震（M8.0）など過去の南海トラフ巨大地震による広島における被害はわずかでした．

14-6

図 10 広島周辺域における地震活動（地震調査研究推進本部）

図 11 中 国・ 四 国 地 方 西 部 に お け るフィリピン海プレート沈みこみの断面（地震調査研究推進本部）

芸予地震と呼ばれる安芸灘における地震は，最近 400 年間では 1649 年（M7.0），1686 年（M7.2），
1857 年（M7.3），1905 年（（M7.2），1949 年（(M6.2)，2001 年（M6.7）と 6 回起こっており，平均発生間隔は約 67 年です．これはユーラシアプレートの下に沈み込んだフィリピン海プレートが下方に折れ曲がっている深さ 50 ～ 60 km のところで生じているもので，折れ曲がりによる引っ張り力がプ
レート内に断層を発生させています（図 11）．地震規模が M7 を超えるものが多いものの，震源がやや深いので地表での揺れはかなり小さくなります．また，深いため海底面を変化させないので，津波は起こりません．1905 年の地震は M7.2 と規模が大きく，広島では震度 6 の烈震となり，死者 4，
全壊 36，半壊 20 などの被害が生じました．2001 年の地震は M6.7，深さ 51 km，広島の震度は 5 強で，被害はわずかでした．

図 12 南海トラフ巨大地震による津波浸水域（左図）および液状化域（右図）の想定（広島県資料）

広島市による地震被害想定では，M9.0 の南海トラフ巨大地震が起こった場合，最大震度は 6 弱となり，全市域での被害は建物全壊 1.9 万棟，死者 3,900 人などと想定されています．液状化は低地全域で生じるおそれがあります（図 12）．津波の浸水域は地震の発生が満潮時であり，また堤防が破壊された場合に，ほぼ標高 2 m 以下の低地全域が浸水する可能性があります．広島－己斐西縁断層
帯が全長にわたって活動した場合，震源距離がきわめて近いので最大震度は局地的に 6 強になり，建物全壊 6,300 棟，死者 246 人などの被害が想定されています．マグニチュードは 6.5 と大きくないので強震動域は狭くなり，被害の全体規模は小さくなります．なお，この地震の発生確率は極めて小さいと考えられます．
広島

14-7

河田他（1992）：戦後の風水害の復元 (1) －枕崎台風－．京都大学防災研究所年報 35，B-2，403-432．
国土地理院（1969）：土地条件調査報告書（広島地域）．
国土交通省（2002）：土地保全図（広島地域）．
山口恵一郎他編（1975）：日本図誌大系

中国地方．朝倉書店．

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

14-8

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
15. 広島県・呉－花崗岩山地に囲まれた旧軍港都市
1. 地域概要
呉中心地区は，安芸灘の多島海に面する
狭い海岸低地に立地し，三方を花崗岩山地に囲まれています（図 1）．山地縁辺には山
麓緩傾斜面が発達するので，全体として浅いすり鉢状の地形を示します．周辺山地は最大標高 700 m の中起伏山地です．江戸時
代にはこの呉浦に面する低地内に半農半漁の 3 村があり，明治初めには 1.1 万人というかなり多い人口がありました．
1886 年（明治 19 年），明治政府はここを
軍港の適地として選定し，海軍鎮守府や海軍工廠を順次置いたことから，この街は大きく変貌することになりました．軍港適地となる地形・地理条件としては，多数の島により遮蔽された自然港湾である，艦船収容に充分な広さの海面と深さがある，工廠

図 1 呉付近の 20 万分の 1 地勢図

施設の設置・運営を可能にする大きさの海岸線・海岸低地がある，直接・間接の軍要員を収容できる広さの内陸域がある，山地に囲まれ軍機保持に好適である，などが挙げられました．呉はまさし
くこの条件に適合します．
湾奥は二河（にかわ）川と堺川の小河川の河口デルタなのでここを避け，海軍工廠など主要軍事施設は休山山地西岸に設置されました．中央に突き出す岬の周辺部は埋め立てられ，港湾施設などがつくられました．明治 31 年完成の第二ドックは長さ 160 m，容積 5.4 万トンで，当時では東洋一の規模でした．昭和の初めまでには，湾に面する海岸線のほぼ全域が軍事用地とされ，その場所が当時の地形図上で空白部となっていることからそれがよく分かります．明治 36 年には鉄道の呉線が開通し，明治初期からの陸軍の軍都であった広島と陸路でつながりました．
人口は明治 42 年に 4.3 万人，昭和 18 年には 40 万人を超え，当時の 10 大都市の 1 つになりました．
戦後，軍事用地の多くは工業用地に転換され，現在では造船・製鉄を中心とした一大臨海工業地帯になっています，2000 年現在の人口は，ピーク時の半分の約 20 万人です．
2. 地形・地質
この地域には，広島花崗岩類と呼ばれる白亜紀（約 1 億年前）の粗粒黒雲母花崗岩が広く分布します（図 2）．広島県は花崗岩の分布面積が全国一の県です．珪長質マグマが地下深くでゆっくりと冷えて固まって形成される花崗岩は，大きく成長した石英・長石・雲母などの鉱物結晶で構成されます．この粒子間に浸透した CO2 を含む地下水の化学的分解によって，粒子がバラバラになるという風化（マサ化）を深くまで受けます．これは豪雨により容易に崩されるので，花崗岩山地は土砂災害の危険が非常に大

図 2 広島・呉周辺地区の地質
広島県・呉

15-1

きいところです．
呉中心市街に面する休山西麓および灰ヶ峰南麓には，勾配 5 ～ 15º 程度の緩傾斜地が連続して発達しています．山地
急斜面とは明瞭な傾斜変換線で画されています．この地形は一見したところ複合扇状地のようにも見えますが，急傾斜山
地の尾根先端から緩いドーム状の横断面を示す舌状の地形として伸び出し，その間の凹地は山地の谷に連続しているので，現在の谷が運び出した砂礫の堆積による地形ではありません（図 3）．
中国地方の花崗岩山地の縁辺にはこのような山麓緩斜面がかなり発達しています．乾燥地帯には，豪雨時の流水が浸透せずに地表面に広がり，山麓部の基岩を面状に侵食して形成されたと考えられる

図 3 呉地区の地形・地盤

白鎖線は沖積層厚

ぺディメントと呼ばれる地形が発達します．この形成には激しい物理的風化作用と，ときおりの豪雨によるシート状洪水の発生が関わっています．中国地方の山麓緩斜面はこのぺディメントに類似していますが，乾燥地帯のような環境がかつてあったとは考え難くて，その成因は不明です．乾燥地域ぺディメントでは基岩がほとんど露出しているのに対し，呉地域では花崗岩基盤を覆う堆積層の厚さは数 m 以上あります．起源が何であれ土石流の危険があり市街地が進展しやすい地形である
ことに変わりはないので，これは土砂災害のリスクを大きくする地形条件になっています．
呉地区の低地における沖積層の厚さは最大 25 m ほどで，沿岸部を除き砂質・砂礫質です．沿岸部では泥質層の厚さは 20 m ほどで，その下は砂礫層です．ここに北から流入する二河川は上流山地内に広い堆積谷底を持っており海岸低地への搬出土砂は少ないので，周辺の花崗岩山地全域からの直接の供給が山麓堆積層の大きな部分を占めていると思われます．
休山山地の東にある広地区を流れる黒瀬川は，やや広い堆積盆地をもつものの二河川の 5 倍ほどの流域面積があるので，河口部により大きなデルタをつくっています．広地区の周辺山地には山麓
緩斜面の発達はほとんどありません．
二河川は峡谷をつくって呉低地に流れ出しています．かつてこの川は西に隣接する吉浦低地に流れ出ていたのですが，河川争奪により流路が現在のように変わったので，その下流部では侵食力が増したことにより深く侵食されるようになったものです．この流路変更は，谷中分水界（風隙）の存在から推定されます．呉地区西側山麓に緩傾斜面がほとんどないのは，この流域追加による流量増
大によって侵食力を大きくした二河川の存在が関係しているのかもしれません．なお，二河川の主谷の分水界は広く緩やかな谷底低地内にあり，その北に隣接し大きく屈曲して広島湾に流入する瀬
野川により上流部が争奪されたことが地形・水系から推定されます．この山地域の水系は複雑で谷中分水界とその下流の峡谷の組み合わせが多く認められ，流域変更をもたらすような波状の地殻運動が最近生じたことが推定されます．
3. 豪雨災害
このような地形・地質条件により，呉地域では豪雨による洪水・土砂複合災害がたびたび起こっています．瀬戸内地域は全体として内陸盆地的な地形なので，雨の少ない内陸気候下にあります．
年平均降水量は九州北部に比べ 3/4 程度，豪雨（日雨量 100 mm 以上）の頻度は年平均 0.5 日ほどで，15-2四国南部に比べると 1/5 ほどです．しかし水害の頻度にはこれほどの差はありません．この地区で恐れられる災害は山麓緩斜面内の谷地形部における土石流です．明治初期までの集落はほぼ低地内にあったのですが，軍都になって山麓部の利用が進み，1903 年（明治 36 年）や 1907 年に土石流災害が起こったという記録があります．
土石流は多量の土砂・岩礫が谷の水と混然一体となって高速で流れ下る現象であり，大きな破壊作用を加えます．その運動は地形勾配に支配され，勾配およそ 10º 以下の山麓緩傾斜部にくると停止し始めて，扇状地のような堆積地形をつくります．土石流本体の到達限界は地表面勾配がおよそ 2ºまでのところですが，後続する激しい洪水流はさらに流れ下ってやはり大きな破壊をもたらします．
最大の豪雨災害は，終戦直後である 1945 年 9 月の枕崎
台風によって生じました．この台風は 1935 年室戸台風に次ぐ史上第二の強さで九州南端に上陸し，北東進して広島付近を通り敦賀湾に抜けました．全国の死者は 3756 人と 1959 年伊勢湾台風に次ぐ大 き さ で し た． 被 害 は 花 崗
岩山地の土砂災害が多発した
広 島 県 で 最 も 大 き く て， 県全体の死者は 2,012 人，呉市
では 1,171 人にもなりました（図 4）．土砂災害で死者が 1千を超えるのはめったにないことです．戦災の痛手，敗戦

図 4 枕崎台風による被災箇所（河田，1992 などによる）
青は土砂氾濫域 赤線は被害発生渓流 赤数字は渓流ごとの死者数
黒数字は流失家屋数

直後の混乱，台風通過が 23 時と夜遅い時刻であったことなどが被害を大きくしました．なお呉市における戦災による死者は 1,939，焼失家屋約 2.3 万戸とされています．
呉では夕刻から雨が強くなり始め，22 時～翌 2 時までの 4 時間雨量 112 mm，最大日雨量が221 mm の既往最大を記録しました．この大雨によりまず市内小河川の氾濫が生じ，二河川の堤防
は決壊しました．23 時の雨ピーク時ごろに花崗岩山地の斜面崩壊と多数の小渓流での土石流が発生しました．崩壊の規模は，長さ 20 ～ 40 m，幅 10 m 程度という小さなものが大部分でした．花崗岩
山地に豪雨が降ると，このように小崩壊が非常に多数生じて全山崩れるといった様相になるのが一般的です．
風化花崗岩山地では，風化砂礫が絶えず移動するので植生の活着が妨げられ，ひとたび裸地化す
ると植生は容易には回復できず禿山になります．高射砲陣地などの軍事施設・軍用道路の建設，油不足を補う松根油採取のための樹木乱伐，傾斜地開墾，防空壕建造などが山地の荒廃を激しくして，土砂流出を著しいものにしました．この多量の土砂はすり鉢の底のような低地を広く埋めました．
1940 年国勢調査による人口は 28.4 万人，終戦時の人口は推定約 40 万人であり，軍事動員などにより戦時中に 10 万をこえるという人口増加がありました．この急速な人口増加にともなう傾斜地への市街化進展が被害規模を大きくしました．ほとんど涸れ谷である小渓流の暗渠化は，洪水の氾濫を助長しました．
呉市全体の被害は，死者 1,154 人，流失・全壊家屋 1,162 戸，半壊家屋 792 戸，床上浸水家屋 8,814戸でした．被害は呉中心地区で集中発生しました．地区別の死者数および全壊・流失家屋数は，呉地区 617 人および 666 戸，吉浦地区 150 人および 127 戸，警固屋地区 14 人および 36 戸，阿賀地区
広島県・呉

15-3

76 人および 111 戸，広地区 76 人および 105 戸でした．軍事施設が配置された吉浦地区でもかなりの被害が生じました．
死者の大多数は呉地区に流入する比較的少数の小渓流で生じました．50 人以上をだした渓流は 9ですが，これだけで死者数は 737 人です（図 4）．海軍工廠のあった休山西麓の椿川では，土石流の規模は小さかったものの死者 120 と流失・全壊家屋数 48 戸にくらべ非常に大きな人的被害を引き起こしました．
この 32 年後の 1967 年 7 月には，梅雨前線の活動により枕崎台風を上回る豪雨が降りました．最大 4 時間雨量は 130.4 mm と枕崎の 113.3 mm をかなり超え，最大 1 時間雨量（16 時～）は 74.7 mm でした（枕崎の 1 時間雨量は不明）．呉市における死者数は 88 人，全壊家屋 232 戸，半壊 325 戸，浸水 7,515などであり，これに比べ枕崎台風の被害が異常に大きかったことがわかります．この豪雨では，同じような風化花崗岩山地に市街が展開する神戸市において死者 91 の土砂・洪水災害が生じています．
原因別の死者数および全壊戸数は，斜面崩壊が 69 人および 50 戸，土石流が 12 人および 14 戸，
河川氾濫が 7 人および 20 戸で，枕崎台風とは異なり斜面崩壊が大部分で，土石流被害発生の渓流は 5 でした．河川氾濫被害は多量の土砂・流木を流す激しい洪水流によるもので，その多くは土石流に伴なって山麓傾斜地において生じています．休山から南に流れる浜田川では大きな土石流が発生し，その河口部低地にある大入地区にて死者 4，全半壊 33 戸の洪水被害が生じました．
斜面崩壊の箇所数は市域全体で 2,115，うち休山山地において 1,087 で，その崩壊密度は全
市平均の 5 倍ほどでした（図 5）．大規模に分類される崩壊は 211 でした．被害発生崩壊数は 43
で，116 人が生埋めになり 47 人が救出されました．広地区の津久茂では 12 戸が全半壊して死者 20 人，阿賀地区の郷では 16 戸全半壊し 11人の死者という大きな被害が生じました．全般
的に人為的な地形改変をうけた斜面の崩壊による被害が目立ちました．
1999 年 6 月には場鵜前線の活動により，最大 1 時間雨量 73.5 mm（16 時～），最大 3 時間雨量 145 mm の大雨が降りました．この最大 1 時
間雨量は 1967 年に次ぐ 2 位の記録であり，最大 4 時間雨量は 1967 年を超えるものです．呉市の被害は，斜面崩壊・土石流などにより死者 8，
全壊 18 などと大きくはありませんでした．被害の中心は呉地区と吉浦地区でした．吉浦では土石流により 4 人の死者が出ました．1967 年

図 5 1967 年 7 月豪雨による崩壊・土石流発生箇所（災害科学中国地区班，1967）と同じく降雨ピークが 16 時ごろで避難などの緊急対応が行われやすい時間帯であったことが幸いしました．
広島県における 2002 年現在の行政指定の土砂災害危険箇所（土石流危険渓流，急傾斜地崩壊危険箇所，地すべり危険箇所）は 31,087 で，総数では全国一です（2 位の島根 22,296 を大きく超える），山地・丘陵地の単位面積あたりでは長崎・福岡に次ぐ大きさです．花崗岩山地が広いので全県的に危険箇所が分布します．

15-4

図 6 土石流危険渓流（青色）および土砂災害危険区域（茶色）（広島県資料）

図 7 急傾斜地崩壊危険箇所（広島県資料）呉市では土石流危険渓流が 798，急傾斜地崩壊危険箇所は 2,086 です（図 6，7），数としては他市町村に比べとくに多いものではありません．なお，広島市における土石流危険渓流は 2,402，急傾
斜地崩壊危険箇所は 3,634 です．
4. 地震活動
この地域に影響を及ぼす地震には，瀬戸内海の安芸灘における M6 ～ 7 のほぼ直下の地震，
南 海 ト ラ フ に お け る M8 ～ 9 の 巨 大 地 震， 活
断層の活動による内陸の浅い地震があります（図 8）．広島市の西方（呉からの距離 30 km）には五日市断層がありますが，その活動度は不明
です．これが全長にわたって活動した場合の地震規模は 7.0 程度です．なお，県内の活断層で発生した被害地震は歴史上では知られていません．
南海トラフにおいて M8 ～ 9 クラスの地震が今後 30 年以内に発生する確率は 70％程度と評

図 8 呉・広島周辺域における地震活動（地震調査研究推進本部）

価されています．M9 規模の場合の呉における震度は 5 強～ 6 弱と推定されており，かなりの被害が予想されます．1707 年宝永地震（M8.7）では瀬戸内海沿岸に津波が襲来して浸水被害が生じました．
最も影響が大きいのは「芸予地震」と呼ばれる安芸灘における地震です．最近 400 年間では 1649
年（M7.0），1686 年（M7.2），1857 年（M7.3），1905 年（（M7.2），1949 年（(M6.2)，2001 年（M6.7）と 6
回起こっており，平均発生間隔は約 67 年です．これはユーラシアプレートの下に沈み込んだフィ
リピン海プレートが下方に折れ曲がっている深さ 50 ～ 60 km のところで生じているもので，折れ曲がりによる引っ張り力がプレート内に断層を発生させているようです．地震規模が M7 を超えるものが多いものの，震源がやや深いので地表での揺れは小さくなります．また深いため海底面を変化させないので津波は起こりません．
1905 年の地震は M7.2 と規模が大きく震央距離が 15 km と近かったので，呉では震度 6 の烈震となり，死者 6，全壊 51, 半壊 57 などの被害が生じました．1949 年の地震は震源深さ 40 km とやや浅くて，呉で死者 2 などの被害が生じました．2001 年の地震は M6.7，深さ 51 km で，呉の震度は 6
広島県・呉

15-5

弱でした．震央距離は 15 km でしたが，地震断層
は震源を北端として南に広がったので呉における地震動はかなり小さくなりました．呉市の被害は
死者 1，全壊 58 棟，半壊 279 棟などでした．
呉地区低地における沖積層の厚さは 10 ～ 20 m
程度，沿岸部で最大 25 m ほどありますが，大部
分砂質でありかなり締っているので，悪い地盤ではありません．低地部における地震動の増幅率は，山地に比べおよそ 2.5 倍とされています（図 9）．
ただし砂質のため液状化の危険があります．

河田他（1992）：戦後の風水害の復元 (1) －枕崎
台風－．京都大学防災研究所年報 35，B-2，403-

図 9 地震動増幅率（地震調査研究推進本部）

432．
国土地理院（1974）：土地条件調査報告書（呉地域）．
災害科学中国地区班（1967）：昭和 42 年 7 月豪雨
による呉市の災害の調査速報．
西村光正・芳賀保夫（2009）：呉市の建築構造の変
遷と地盤災害．

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

15-6

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
16. 高知－山地内の狭く低湿な平野に立地する都市
1. 災害環境
高知平野は四国山地南部の沈降域に形成された狭く低湿な平野です（図 1）．西南日本外帯に卓越する東西方向の地質構造に支配されて東西に細長く，分離丘陵群によりやや隔離された状態の物部川扇状地域は除くと，東西の長さ 12 km，南
北の幅 4 ～ 6 km です．南には標高 100～ 200 m の丘陵が細長く延び，平野を土佐湾から隔てています．沈降は南北方向を軸としても生じたので，山稜に開口部が開き，この狭窄部を通って海は 8 km
ほどの内陸にまで進入し，細長い浦戸
湾をつくっています．その最大水深は

図 1 高知市と周辺の 20 万分の 1 地勢図

22 m とかなりの深さです．
この沈降域には鏡川・久万川．国分川・舟入川など多くの中小河川が流入し，その運搬土砂堆積により，海抜高 0 ～ 3 m の低湿な三角州性低地が形成されています（図 2）．大きい河川は鏡川と国分川で，流域面積は共に 160 km2 ほどありますが，それ以外は小規模河川です．国分川は，物部川
扇状地の成長により土佐湾への直接流入が妨げられて，この低地に流入するようになったものです．
河川の埋立作用は緩慢で，中世のころには平野中央部に東西幅 2 ～ 3 km ほどの内湾があり周囲には干潟が拡がっていました（図 3）．現在の標高 1 m 以下の地域は，近世以降の干拓地にあたります．
干拓地の内陸側にはかつて広い塩田があったことが検地帳に記されていますが，ここは干潟のような沿岸低地であったと思われます．地盤沈下や地震による沈降によって出現した標高 0 m 以下の陸域が，現在 10 km2 存在します．ここでは海溝型巨大地震（南海地震）による地盤沈降と，その後のゆるやかな回復ということを繰り返しています．
平野北側の山地は標高 300 ～ 400 m，南側の丘陵は標高 100 ～ 200 m で，固結した中生層の砂岩・泥岩などからなります．沈降山地であるのでかなりの急斜面をつくって低地に面しています．扇状地など山麓堆積地形の発達はわずかであり，鏡川でも扇状地はごく小規模です．
軟らかい地盤の沖積層の厚さは，浦戸湾
北部で 30 m ほどです．その等層厚線は，現在の水系にほぼ対応して樹枝状の湾入を示します．鏡川の中流域ではその厚さ
は 25 m ほどあります．
平野内には標高 10 ～ 40 m の小さな島状の孤立丘が多数みられます．これは大きく沈降した山地の山頂部だけが地表面
上にわずかに突き出ているもので，ここが沈降域であることをよく示しています（図 3）．低地西部にある小丘の 1 つ大高
城山（標高 38 m）には，ここが要衝の地

図 2 高知平野中央部の地形

地盤高を色分けで示す

高知

16-1

であるということで，中世から砦・城が築かれてきました．高知の街はこの城を取り巻いて展開した城下町です．大高城山は 250 m 四方という正方形状の小さな丘なので，武家屋
敷や町屋は必然的に周囲の低湿地内に立地することになります．その地盤高は 3 m 以下であり，南の鏡川，北の江の口川に挟まれています．ここはもと「河内」とされていたものが，度々の水害をきらって「高地（知）」に改名されたものです．この街はその生い立ちから水に弱いという宿命をもっているのです．
戦国時代末に四国を平定した長宗我部元親
は 1583 年にこの大高城山を居城地と定めたのですが，相次ぐ水害により他の地に移らざ

図 3 近世以前の潮汐低地（干潟）（国土地理院，1973）

るを得ませんでした．関が原の役後にこの地に封じられた山内一豊は，1609 年に大高城山に改めて城を築き，水害対策を進めて周辺低地に武士・町民を住まわせました．こうしてこの街は幕末まで
土佐 24 万石の城下町として栄えました．開城当時には城の東方にまで広がっていた海・干潟は埋立・干拓により陸地化され，入海は幅狭くなり，現在では鏡川の流入地点までが国分川と呼ばれるようになっています．
明治 23 年には市制が施行されましたが，このときの人口は 2.2 万人，面積 2.8 km2 でした．明治40 年の地形図では，大高城山の東西にそれぞれ 1.5 km ほど伸びた細長い街が示されています．また，舟運の便を求めて鏡川沿いに家並みが連なっています．おそらく江戸時代もこの規模の街が続いたと思われます．土佐は山と海で囲まれた辺境の地であり，鉄道が敷かれたのは全国の県庁所在都市
で最も遅い大正末でした．以来，市街地は鏡川と北の久万川との間の低地および鏡川南岸低地に拡大し，現在ではこの高知平野内におよそ 30 万の人口があります（全市の人口は 34 万人）．浦戸湾東
方低地の利用は低く人口は 3 万人ほどです．高知県は山地・丘陵地の面積比率が 93％と全国最大の山国であり，低地の面積は 5％と非常に小さいので，高知平野に多くの人口が集まっています．
四国南部は日本で有数の豪雨地帯・台風常襲地帯であり，また，海溝型巨大地震の震源域に直面しています．高知平野は，山に囲まれ標高が低く地盤の悪い湾岸低地という危険な土地条件にあります．したがって高知市では地震・津波・河川洪水．高潮・土砂の危険が総て存在し，日本の主要都市では自然災害リスクが最も高いグループに属します．
2. 洪水・高潮・土砂災害
高知（気象台）の年平均降水量 2,548 mm は，全国に 80 箇所ある気象官署中で 4 番目，島嶼部と豪雪地帯を除くと，尾鷲に次ぎ 2 番目です．全国に 110 ある人口 30 万以上の都市中では最大の年降水量です．1 日に 100 mm の雨というのが水害発生限界の大まかな目安ですが，日降水量 100 mm を超える日数の年平均値は高知で 4.4 日です．これはやはり尾鷲に次ぎ 2 番目であり，関東に比べおよ
そ 5 倍という大きさです．高知における日降水量の最大記録は 629 mm，最大 1 時間雨量は 130 mm（共に 1998.9.24 に記録）です．
台風の中心が 300 km 以内に近づくのを台風接近といいます．日本本土に来襲する台風は，太平洋高気圧の西縁を回りこむようにして南西諸島南方に達したところで，偏西風に乗って北東に進行し，西日本に接近する，というのが大部分です．したがって四国南部～九州南部では台風接近数が最も多くなり，年平均 2.5 個ほどです．なお，本土上陸台風は年平均 2.8 個です．四国には室戸台風・第二室戸台風など強い台風が来襲することが多く，室戸岬（高知平野の南東 70 km）では日本本土で16-2

最大の風速を記録しています．
四国南部はこのような豪雨地帯・台風常襲地帯なので，頻繁に風水害を被っています．高知市資料によると，高知県では最近 45 年間に 45 回，年平均 1 回の頻度で，かなりの被害が生じた風水害が発生しています．このうちの半分が台風，半分が前線活動などの豪雨によるものです．
高知市に最近 100 年間で最大の被害をもたらしたのは 1970 年の台風 10 号（別名土佐湾台風）です．
高知県西部に中心気圧 950 hpa の強い勢力で上陸した台風は北進して日本海に抜けました．進行右側の強風域に入った高知市では最大瞬間風速 54.3 m/s を記録し，大きな高潮が土佐湾で発生しました．浦戸湾出口の西岸にある桂浜験潮所では最大潮位 3.5 m，最大偏差（天文潮を除いた潮位）2.4 mを記録しました．折悪しく大潮の満潮時であったため，海面は非常に高くなりました．
土佐湾は大きく開けているので，強風の海水吹き寄せによる海岸での海面上昇はあまり大きくはなりません．戦後最強であった 1961 年第二室戸台風でも最大潮位偏差は 0.9 m（最大潮位 2.7 m）でした．1970 年以前に記録した最大潮位偏差は 1960 年台風 16 号による 1.2 m，最大潮位は 1953 年台
風 13 号による 2.8 m でした．台風 10 号はこれらの記録を大きく更新したもので，強風が長時間続いたことなどにより吹寄せの効果が非常に大きくなったものと推定されます．最低気圧は 980 hpa
であったので，低い気圧による海水吸上げ量はわずかでした．

図 4 1970 年台風 10 号の高潮浸水域（国土地理院，1973）

図 5 1972 年豪雨による浸水域（国土地理院，1973）

外海で 4 m を超えた高潮は，北東から延びる砂嘴により大きく狭められた湾口部を抜けて浦戸湾に進入しました．通常，湾内では海水押し込めにより潮位が高くなるのですが，狭さく部が 2 箇所あるなどの湾地形により，潮位の上昇はなくて，鏡川流入地点で最大潮位が 3.1 m でした．この高潮は沿岸低地に進入し，ほぼ標高 3 m 以下の範囲を浸しました（図 4）．海岸での潮位は台風が遠ざかると共に低下し，通常 5 ～ 6 時間で平常に戻ります．しかしこの高潮では潮位低下が遅くて，浸水時間が長びきました．
台風 10 号による高知市の被害は，死者 6，住家流失棟数 38，全壊 236, 半壊 1,759，床上浸水
10,940，床下浸水 18,306 などでした．被害総額は 350 億円と算定されています．中心市街のある平野西部（国分川西方）が広く浸水したので，建物被害が大きくなりました．人的被害は，台風来襲が
朝 9 時ごろであったのが幸いし，少なくて済みました．最大日降水量 136 mm，最大時間雨量 52 mm と，
雨はさほど強くなかったので，被害の大部分は高潮と高波（最大 8 m）によるもので，土砂災害はわずかでした．
日本最大の豪雨地帯であるため災害抵抗力は大きくて，水害発生限界雨量が大きい（北日本の約 2
高知

16-3

図 6 1976 年台風 17 号の豪雨による浸水域（高知県資料）

図 7 1998 年 9 月秋雨前線豪雨による浸水域（高知県資料）倍）であるものの，毎年のように河川氾濫災害は起こっています．高知平野には西から鏡川が，東から国分川が流入しています．両川の流域は平野北方山地にそれぞれ大きく曲がりこんでいて，図 1の赤鎖線とその延長線が境界になっています．したがって，豪雨域が少し西か東にかたよることによって，主要氾濫域が平野西部の鏡川流域か東部の国分川かの違いになって現れます．市街地は平
野西部にあるので，鏡川が氾濫すると被害がより大きくなります．
1972 年 9 月の秋雨前線豪雨では，国分川の上流域である平野東部の北方山地で雨が最も強く，総雨量は 700 mm を超えました．このため国分川は著しい出水となり，2 箇所で破堤し平野東部が全面的に浸水しました（図 5）．平野内でも雨は強くて，高知気象台では総雨量 543 mm に達し，内水氾濫が各所で起こりました．高知市の被害は，死者 11，家屋全半壊 31，浸水 13,592 などで，土砂災害もかなり生じました．
1976 年 9 月の台風 17 号の豪雨では，鏡川が氾濫して中心市街が全面浸水したので（図 6），住家浸水被害が大きくなりました．高知市の被害は，死者 9，住家全半壊 175，床上浸水 13,445，床下浸水 23,685 などでした．国分川流域での浸水はわずかでした．1972 年の洪水に比べ浸水面積はやや小さかったものの市中心部が浸水したので住家浸水数は 2.7 倍になりました．高知における最大
日雨量は第 2 位の 525 mm でした．台風は九州南西海上で長時間停滞したので，雨が長く続き，総降雨量（6 日間）は 1,305 mm にも達しました．
1998 年 9 月の秋雨前線による集中豪雨は記録的なものでした．最大日降水量 629 mm，最大 1 時
間降水量 130 mm は，最近 40 年間で最大です．高知市の被害は，死者 7，住家全壊 16，半壊 17，
床上浸水 7,493，床下浸水 7,065 でした．浸水は市東部が中心でした（図 7）．雨の強さのわりには，浸水規模や被害は大きくなかったといえるでしょう．
高知市における急傾斜地崩壊危険箇所は 784，
土石流危険渓流は 239 です（図 8）．山地・丘陵地の縁辺に市街地が進展しつつあるので，土砂災
害の危険は大きくなっています．1998 年の豪雨
では，がけ崩れが 129 箇所で発生し死者 1 などをだしました．その時の 1 持間 130 mm という降雨強度に比べこれはわずかであり，比較的崩れにくい地質・地形条件にあると推定されます．

16-4

図 8 土砂災害危険区域（高知県資料）

3. 地震・津波災害
この地域に最も大きな影響を及ぼす地震
は，南海トラフにおいて繰返し起こる巨大地震です（図 9）．四国内陸を震源とする被害地震はほとんど起こっていません．四国の活断層は北部を東西に走る中央構造線断層帯にほぼ限られます．これは日本列島の大構造をつくる主構造線で，典型的な活断層地形をつくっています．活動度は A 級とされていますが，平均活動間隔 1000 ～2000 年で，最新活動時期は 16 世紀である
ので，今後 30 年に地震（M7.5 ～ 8.0）が発生する確率は 0 ～ 0.3％とあまり高く評価
されてはいません．
瀬戸内海西部の安芸灘では芸予地震とよ
ばれる M7 前後の地震が約 70 年に 1 回の図 9 被害地震の震源域（地震調査研究推進本部）

頻度で起こっています．震央距離は 100 km ほどあり，震源は 50 m 前後と深いので，高知市では大きな揺れにはなりません．M7.3 と強かった 1905 年の芸予地震でも震度は 4 でした．
南海トラフは，南から移動してくるフィリピン海プレートがユーラシアプレートの下に潜り込んでいる場所で，水深 4,000 m ほどの舟状海盆（トラフ）になっています．フィリピン海プレートの移
動速度は年 5 cm ほどあり，これにより生じる地殻ひずみを解消するために M8 クラスの巨大地震が周期的に起こっています．足摺岬沖から潮岬沖までの間のトラフ陸側の海域で起こる地震を「南海地震」と呼んでいますが，これは最近 1300 年間に 11 回（文書記録のないもの 3 回を含む），平均 120
年の間隔で発生しています．トラフは土佐湾岸から 300 km ほど離れていますが，震源域は陸側にあり，規模が大きいと震源域が陸地にかかるほどになるので，陸上での揺れは強くなり，津波は 10分以内に太平洋岸に到達し大きな被害をもたらします．
最も大きかったのは 1707 年宝永地震で，相模湾までの南海トラフ全域が活動したので，規模はM8.6 と巨大でした．被害史料の信頼度は必ずしも高くはないのですが，土佐藩領内の被害が最も大きかったようです．現在の高知県域における被害は，死者 1,844，家屋流失 11,170，
全壊 4,863，半壊 1,742，などとされています．流失が他地域に比べ非常に多いので，最も高い津波が土佐湾岸に押し寄せたようです．最大津波高は土佐清水 10 m，宇佐 8～ 13 m，浦戸湾口の桂浜で 5 ～ 6 m とされています．浦戸湾口の砂州先端にある種崎では，死者 700 余人をだしました．津波の高さは第 3 波が最大でした．このことが家屋被害に比べ死者が少なかったことに関わっているかもしれません．津波常襲地帯ということで，海岸集落における避難の態
勢が高かったこともあるでしょう．高知市の震度は 6 ～ 7 で，家屋倒壊も多数生じました．

図 10 既往津波の浸水域（国土地理院，1973）

高知

16-5

記録に残されている津波浸水域図では（図 10），1970 年高潮とほぼ同じ浸水範囲を示しており，浦戸湾奥における津波高は3 m 程度であったと思われます．津波の周期は短いので狭窄部のある狭い湾内では，波の高さは外海よりも低下します．地震により地盤沈降が生じ，浦戸湾沿岸の 20 km2
が最大 2 m ほど低くなったので，浸水をより広く，またより長期間にしました．
1854 年の安政南海地震（M8.4）による津
波は，浦戸湾口で 5 m，湾奥で 3 m とされています．浸水域は宝永地震よりも狭く，
標 高 お よ そ 2.5 m が 進 入 限 界 で し た． 被害は土佐領内で死者 372，家屋流失 3,202，
全 壊 3,032， 全 焼 2,481 で あ り， 津 波 の 他に火災の被害も発生しました．
最後の南海地震は 70 年前の 1946 年に発図 11 南海トラフ地震により想定される津波の危険域（高知市，2014）

生し M8.0 でした．津波の高さは，浦戸湾口で 2 m，湾奥で 0.5 m であり，浸水は最大 1 m の沈降により低くなった干拓地起源の沿岸低地に限られました．南海地震のたびに四国南端・室戸岬付近は隆起し，高知平野では沈降が生じるということが繰り返されています．高知市の被害は，死者 231，
家屋倒壊 1,175，半壊 1,957，浸水 1,881 などで，強い地震動による被害が多く発生しました．全壊率は湾沿岸部の沖積層厚 20 m 以上域で 50％，10 ～ 20 m 域で 20％，10 m 以下で 5％以下でした．
現在，南海地震が今後 30 年内に起こる確率は 60％と評価されています．これが生じた場合に高知市にて想定される被害は，最大のケースで，死者 1.2 万人（内津波 1 万人），住家被害 5.2 万棟（内
津波 1.6 万棟，揺れ 3.2 万棟）などとされています．土佐湾岸で 10 m，浦戸湾で 2 ～ 4 m と想定される津波による浸水域は宝永地震とほぼ同じですが（図 11），被害は数倍にもなるおそれがあります．
国土地理院（1973）：土地条件調査報告書（高知地区）．
地震調査研究推進本部（2009）：日本の地震活動．
高知市（2014）：高知市地域防災計画．

防災基礎講座：地域災害環境編
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公開：平成 28 年 10 月
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自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
17. 有明海沿岸域－広大な干潟が拡がる干満差大の内湾
1. 地域の環境
有明海は，干満差が大きい，干潟が非常に広い，独自の生物相があるなど，特色ある湾です．その面積は 1,700 km2 で，伊勢湾や陸奥湾と並び日本有数の大きな海湾
です．中央には西から島原半島が突き出ていて，全体の形は逆「く」の字を示します（図 1）．その長さは約 90 km，平均幅は約 17 km と奥深い湾です．湾の外海である
天草灘も海湾状なので，きわめて内湾的になっています．幅 4.5 km という狭い湾口
において水深 117 m，島原半島の南方には
水深 165 m のところがありますが，湾北部は非常に浅いので平均水深は 20 m です．
この浅い湾北部を有明海とし，南部あるいは全体を島原湾と呼ぶこともあります．
このような湾形状や水深分布のために，非常に大きな潮汐変化を示します．大潮時の平均では，干満差が湾口部で約 3 m，ほぼ中央にある島原で約 4 m，北岸では 5 m
を超え，最奥の住の江（六角川河口）では5.6 m にもなります．この干満差は日本で最大の大きさです．湾口と湾奥の潮時差は

図 1 有明海とその周辺地域の地形
沿岸域青色部は干潟 濃緑域の内陸境界は 4 m 等高線

約 30 分であり，この速度で潮波が湾口から奥へとしだいに高さを増しながら進行し，非常に遠浅の湾北部で潮位を大きく増幅させています．湾の形状により決まる固有振動周期と潮汐周期とがほぼ一致して共振が生じることが，大きな干満差の原因の 1 つです．潮位低下時には速い海水の流れが生じ，湾口の早瀬瀬戸では最大 7 ノット（秒速 3.6 m）の速さです．
満潮時の高い潮位は高潮の危険を大きくしています．また，大きな干満差は広大な干潟を形成する要因になっています．干潟とは，干潮時に干上がり満潮時には海面下に没するという潮間帯に位置し，砂泥が堆積している平坦地形です．有明海では海域の 15％が干潟であり（図 1 の海岸に接する青色域），その面積は 263 km2 です．これは日本全国の干潟の 42％にもなります．湾北部の筑紫平野に面する海域の干潟は非常に広く，ここだけで瀬戸内海全域の干潟に匹敵する面積があります．
干潮時には 5 ～ 6 km もの沖にまで干潟が現れ，鉛色の潟土の原が地平の彼方にまで広がります．
干拓の是非が問われている諫早湾は，その面積の 40％が干潟です．有明海の南には，天草 2 島などの間の 3 箇所の狭い瀬戸でつながっている八代海があります．八代海も干満差が大きくて広い干潟（があり全国の 7％），全国の干潟の半分もが有明海と八代海につくられていることになります．
湾奥および諫早湾では干潟の大半が細粒物で構成される泥干潟です．ここに踏み入ると胸にまで泥に没するようなことにもなります．この泥質物の主な供給源には，長年月にわたる阿蘇火山の噴火により堆積した火山灰層があります．筑後川などの河川により運ばれてきた砂泥は，満潮時に河口付近に堆積し，一部は上げ潮時の沿岸流に運ばれ沿岸域に堆積します．下げ潮時になると沈泥は強い流れに巻き上げられて干潟の先にまで運ばれ沈積します．波の荒い外海とは異なり，浅くて穏
有明海沿岸域

17-1

やかな内海なので，泥質物も遠く沖合いにまで運ばれることはありません．上げ潮時にこの一部は再び海岸に向け運ばれます．このような移動を 1 日ほぼ 2 サイクルで繰り返しながら干潟が成長していきます．
筑後川河口域では干潟の沖への伸長速度が年 10 m，堆積速度（上方への成長速度）が年 1 cm ほどにもなります．堆積した泥質層は有明粘土層と呼ばれ，厚さは筑紫平野で最大 30 m ほどあります．
この軟弱な粘土層は，地下水汲み上げにより圧密されて地盤沈下を起こしています．沈下は平野西部（白石平野）において激しく，1994 年には年 16 cm を観測しました．
泥質干潟は非常に豊かな生態系を育んでいます．干潟堆積層（潟土）には陸地から運ばれてきた有機物や無機塩類が含まれています．干潮時にはここに酸素が供給され太陽光を受け，珪藻などの藻類が増殖します．潟土中には多くのゴカイ類，エビ・カニ類，貝類が，微生物・有機物を摂取して棲息しています．これらは泥海に住む多くの魚類や渡り鳥たちの格好の餌となります．よく知られた生物にはムツゴロウやシオマネキがあり，日本ではここだけにしか棲息していない大陸系遺存種
や固有種もみられます．
この干潟生物相の全体は，水質浄化など環境保全に大きな役割を果たしています．浅くて広い干潟の存在は，沖から来る波浪の勢力を著しく低下させます．しかし，海面の上昇が数十分のオーダーという高潮では，海水の陸地内進入の距離を大きくする可能性があります．これは，海底勾配が緩やかであると引き潮の流れの速度が遅くなり，陸地進入海水の引き戻しが小さくなるからです．
有明海北岸には九州最大の河川である筑後川が流入し，広い三角州平野（筑紫平野）の主部をつくっています．この平野の南部は矢部川の三角州，西部は嘉瀬川・六角川・塩田川の三角州が複合しています．東岸には，白川・緑川のつくる熊本平野，菊池川の菊池平野などがありま

図 2 有明海の干拓地（農林水産省資料）

す．有明海に流入する河川の総流域面積は 8,000 km2 で，有明海面積の 5 倍近い広さです．
ここ九州は多雨地帯なので，多量の淡水が有明海に流入します．有明海は閉鎖的な内湾で海水交換が遅いので，湾北部ではとくに塩分濃度が小さくなっています．表層に淡水層が生じ，これを農業用水として取水することも行われていました．閉鎖的であるために，赤潮発生などの環境悪化が容易に生じ，日本全体の 4 割を占めるアサクサノリの生産などに影響を与えています．
筑後川は上流山地内の盆地での堆積により砂礫をあまり搬出せず，中流部では河床が平野面よりもかなり低いという侵食性の河川です．それでも河口部では広い三角州平野をつくっています．
図 1 の標高 4 m 以下域は河道を中央とする大きな正三角形状（デルタ状）です．約 6 千年前の高海水準期には海岸線は 4 m 等高線付近にありました．その後のゆっくりとした海面低下と搬出土砂の堆積により，広い干潟をつくりながら海岸線は前進しました．弥生時代の大きな環濠集落である吉野ケ里が，現在の海岸から 20 km 奥にある佐賀市北方の山麓部にあります．この当時の海岸線はこの集落から 10 km ほどの位置にありました．
広大な干潟の干拓は古代から行われていたようですが，本格的になったのは江戸時代からです（図 2）．干潟の一区画を締め切るとその先に干潟が成長するので，さらにそれを締め切るということを繰返して，鱗状に干拓地が拡大しました．現在までの干拓地総面積は 270 km2 で，その 2/3 は
明治以前に行われたものです．有明海北岸では海岸からおよそ 5 km の範囲が干拓地です．もっと

17-2

も最近に行われ環境問題にもなっている諫早湾の干拓地は広さ 7 km2 です．
筑紫平野中央部沿岸域の地盤高はほぼ 2 m 以上で，2 m 未満は海岸近くのごく狭い範囲に限られます（国土地理院の数値標高データ）．干潟の干拓地は地盤高が海面近くであるのが自然であるので，干拓後にも筑後川の堆積作用が大きかったことも推定されますが，理由はよく分かりせん．いずれにせよこの高い地盤高は高潮の危険を小さくしています．
2. 高潮災害
台風は主として強風の海水吹寄せによって，海湾内で大きな高潮を発生させます．湾が細長いほど，また浅いほど海水の逃げ場がなくなって，湾奥での吹寄せは大きくなります．台風の風は反時
計回りに吹くので，進行右側では進行速度が加算されて風はより強くなります．台風が九州西方を通り朝鮮半島へあるいは対馬海峡から日本海に抜けるということがよくあります．この場合，有明海は進行右側の強風域に入って大きな吹き寄せが生じます．ほぼ南に細長く伸び，北部が浅い有明
海では，吹寄せ効果は日本の海湾中で最大です．さらにこれに日本最大の潮汐変化が加わります．
観測された最高潮位からその時の天文潮を差し引いた値を気象潮あるいは潮位偏差と呼びます．
これは強風と低い気圧という気象条件に起因する潮位上昇分を示します．1991 年 19 号台風（別名りんご台風）では，若津（筑後川河口）で 3.6 m の潮位を観測しました．これは，史上最大の高潮被害（沿岸域の死者約 4,000 人など）を引き起こした 1959 年伊勢湾台風のときに伊勢湾奥の名古屋港で観測された 3.55 m を上回る記録的なものです．史上最大の台風被害（総死者数約 2 万人）をもたらした1828 年シーボルト台風では，有明海北東岸における最大偏差は 4.6 m であったと推算されています．
当時，長崎・出島に来ていたオランダ人医師シーボルトが気圧などの観測を行ったので，この名がつけられました．
天文潮も加算した最高潮位が海岸部でたとえば 4 m になったとしても，標高 4 m 以下の地域の全域が浸水するわけではありません．陸地に進入した海水は，台風が遠ざかることによる潮位低下によって引き戻されるからです．高潮流動の数値計算結果に基づいて，高潮侵入限界の概略を示したのが図 3 です．平野
は広く地盤高はやや高いので，海岸での最高潮位が 4 m の場合でも平野中央部では海水は海抜 3 m のところにまでは達し
なせん．最高潮位が 4 m を超えたシーボ
ルト台風により被害を受けたという記録

図 3 有明海北岸低地の地形，高潮想定進入限界
および旧海岸線
×は 1828 年高潮による被害発生の内陸地区のある最も内陸の集落は，最高潮位 4 m の場合の侵入限界線付近に位置します．このように有明海北岸低地では，海岸での潮位は非常に高くなる場合は多いものの，その進入は海岸から数 km 程度，
河川遡上が起こる筑後川の河岸でも 10 km 以内としてよいでしょう．なお，伊勢湾台風の高潮が進入した濃尾平野は 0 m 地帯が広大なために，最大 20 km の内陸にまで高潮は進入し，その到達限界
標高は 0 ～ 1 m でした．
シーボルト台風は，長崎付近に上陸し，佐賀市北方を通り中国地方へと進行したので，九州北部
で大きな被害が生じました．高潮は有明海の他に福岡湾および周防灘（瀬戸内海西部）でも起こりました．総被害は，死者が約 2 万人，全半壊家屋は 12 万軒以上であったようです．風が非常に強かったので（最大風速は推定 55 m/ 秒），強風の直接被害は大きくて，高潮被害は全体の 20％程度と推定されます．したがって高潮死者数は 4 千ほどとなり伊勢湾台風と同規模になります．筑紫平野中央
有明海沿岸域17-3

部～西部に位置した佐賀藩での被害は，死者約 1 万人，全壊家屋約 4 万軒，半壊約 2 万軒で，全壊率は 50％にも達しました．死者のおよそ 20％は溺死と記されています．台風のコースからみて高潮が最も高くなったと思われる有明海北東部の低地にある柳川藩では，死者 4 千人でした．
有明海では明治～昭和 20 年の期間に，高潮災害が 19 回，7 年に 1 回の頻度で起こっています．
最も被害が大きかったのは昭和 2 年の台風災害で，死者 423，流失 607，全壊 559，半壊 812 などでした．台風は有明海中央部を西から東へと横切ったので，強風域に入った熊本平野沿岸で大きな高潮が発生しました．最大偏差は約 3 m と推算されています．浸水域は海岸から 3 ～ 4 km，標高 2 ～3 m までの範囲でした．飽託郡（熊本平野海岸域）では，死者 401，流失 516，全壊 189 などと，被害の大部分はここで生じ，流失が多く浸水はわずか 7 であったことなどから，集落地区の全域が大きな高潮に襲われたものと思われます．
昭和 20 年以降には大きな高潮被害は発生していません．高い潮位を記録した高潮には，1956 年
9 号台風による最高潮位 4.2 m（筑後川河口），1991 年台風 19 号による最大偏差 3.6 m（筑後川河口）があります．同じく大きな高潮が発生しやすい地形・地理条件の八代海では，1999 年台風 18 号により最高潮位 4 m の高潮が湾奥の不知火で発生しています．
1957 年 7 月，諫早湾に流入する本明川の谷底低地に位置する諫早で，死者 539 人，
住家流失・全壊 727 戸など，河川洪水災害としては最大規模の水害が発生しました．
主被害発生市街は河口から 4 ～ 6 km 上流です（図 4）．この洪水は勾配が大きくて幅狭い谷底を激しく流れくだるタイプのものです．その運動には海の潮位は関係しようがなく，干拓の海岸堤防の洪水防止効果はありません．1953 年西日本水害では，筑後川が大氾濫して筑紫平野のほぼ全域が浸水しました．このような三角州平野の洪水では，潮位が氾濫規模に影響を与える可能

図 4 諫早湾周辺域の地形と 1957 年水害時の家屋流失域性があります．
3. 火山災害
有明海の中央に位置する雲仙岳は，活動が最も活発とされる A クラス火山（総数18）の 1 つ で す．1990 ～ 1994 年 と 続 い た
噴火活動では，火砕流堆積物が降雨により流出して，計 124 回の土石流が発生しました．土石流は海岸に達して海を埋め，海岸線を少し前進させました（図 5）．雲仙東面には火山山麓扇状地が発達し，海岸までが扇状地になっています．このような噴火と土砂流出が繰り返されて，有明海を狭めてきたと考えられます．
1792 年（寛政 4 年）5 月 21 日，雲仙岳東面にある側火山の眉山南峰（708 m）が，相次ぐ地震の後に大崩壊を起こしました．直17-4

図 5 1792 年眉山岩屑なだれおよび 1990 年～雲仙岳噴火

前に起きた地震の規模は M6.4 でした．崩壊の規模は幅 1,000 m，長さ 2,000 m，土砂量 3.4 憶 km3という巨大なものでした．この大量土砂は大きく広がる岩屑なだれ（巨大土石流）となって島原の街を埋め有明海に突入しました（図 5）．これにより海岸線は 800 m も前進し，海には多数の小島が出現し，九十九島と呼ばれる景勝の地となりました．この小島群は，岩屑なだれの堆積でできる小丘（流れ山とよばれる）が浅い海底に作られたことによるものです．この北側の海底には海面下になった流れ山群が存在しており，以前にも大崩壊と岩屑なだれが起きたことがわかります．
海への大量土砂の突入により，海水は激しく波打ち，大きな津波となって伝わりました．その波高はちょう
ど真向かいにあたる熊本平野で最大23.4 m，南方の宇土半島で最大 22.5 m，
天 草 上 島 で 12.3 m， 対 岸 か ら の 反 射
波 に よ り 島 原 半 島 で 最 大 12 m な どと，大きなものでした（図 6）．眉山の南 10 km の 岬 に お い て， 津 波 の 高 さが 40 m 近くになったという記録も残

図 6 1792 年眉山崩壊津波の最大波高されています．被害は，島原領で死者 10,139 人，流家 3,347 軒，肥後三郡（熊本県）で死者 4,653 人，
流家 2,252 軒，天草 18 カ村で死者 343 人，流家 725 軒，佐賀領で死者 17 人，流家 59 軒，などでした．死者総数は 15,152 で，日本の火山災害史上で最大です．島原領の被害には津波および島原の街を襲った岩屑なだれの被害が含まれ，後者の方が大きかったようです．佐賀領の被害から，湾奥における津波は大きくはなかったことがわかります．
4. 地震
この地域の地震危険度はかなり低いと評価されています．これは巨大地震を起こす海溝の南海トラフからは 400 km ほども離れていることおよび活動的な活断層が少ないことによるものです．筑
紫平野において今後 30 年間に震度 6 弱以上の揺れに見舞われる確率は 8 ～ 11％で，四国南岸や東海地方沿岸域に比べ 1/10 近くです．

図 7 有明海周辺地域における被害地震および活断層（地震調査研究推進本部）

図 8 表層地盤の震動増幅率（地震調査研究推進本部）
有明海沿岸域

17-5九州北部には別府－島原地溝帯が東西に走り，有明海を横断しています．これに沿う活断層の活動などにより，熊本市付近で被害地震がかなり生じています（図 7）．1889 年には熊本市の直下でM6.3 の地震があり，熊本市付近で死者 20 人，住家全壊 289 戸などの被害が発生しました．1625 年の M6.5 地震では，熊本城で大きな被害が生じました．死者は約 59 人でした．2016 年には布田川断層帯南端で M7.3 の地震が発生し，震度 7 が観測されました．被害は死者 50，住家全壊 1,473 棟などでした．被害の大部分は，阿蘇山東南部から八代までの延長 30 km にわたる断層沿いで生じました．
雲仙断層群は南西部において活動が比較的活発で，30 年以内に地震（M7.1）が発生する確率は 0～ 4％と評価されています．1922 年には千々石湾で M6.9 と M6.5 の地震が起こり，死者 26 人，住家全壊 195 の被害が生じました．筑紫平野には地震動の増幅率が大きい沖積低地が広がっています（図 8）．干潟の干拓地は軟弱な泥層で構成されているので，地震動の増幅率は非常に大きくなります．
この地域では 1831 年と 1845 年に M6 の地震が起こっています．

貝塚ほか編（1985）：日本の平野と海岸．日本の自然 4，岩波書店．
小西達夫（2010）：1828 年シーボルト台風（子年の大風）と高潮．天気，57(6)．
内嶋ほか編（1996）：日本の自然地域編，九州．岩波書店．

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

17-6

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
18. 鹿児島湾周辺域－南九州を潰滅させた巨大災害の発生地
1. カルデラ群の形成
九州南部には，シラス（白砂）と呼ばれる白色の地層からなる台地が拡がっています．この大部分はおよそ 2.5 万年前に鹿児島湾北部の姶良カルデラから噴出した入戸火砕流の堆積層で，軽石の間を火山灰が埋め雑然と積み重なった（淘汰の悪い）堆積相を示します． 厚 さ は 最 大 で 100 m を 超 え， お
よそ 60 km 離れたところにまで分布しています（図 1）．この姶良大噴火に3よる噴出物の総量は 350 km（火砕流200 km3，火山灰 150 km3）であり，現在の桜島火山（体積 17 km3）の約 20 個分という巨大規模の噴火でした．噴

図 1 九州南部の地形とシラス分布域きあがった火山灰は偏西風に流されて北東へ拡がり，日本列島一円に降り積りました．関東では10 cm ほどの厚さでした．この火山灰層は AT と名づけられ，遺跡などの年代を判定する手段を提供
しています．
地下のマグマがこのように大量に噴出すると，それが抜け出たあとでは陥没が生じてカルデラがつくられます．姶良カルデラは，直径が約 25 km，深さがほぼ 100 m で，周囲のカルデラ壁から一気に水深 100 m 近くまで深くなるという浅い鍋底型を示します．この陥没により鹿児島湾は北に向け拡大し，奥深い湾になりました．ここには以前にもカルデラが存在しており，現在の形は複数のカルデラが複合してできあがったものです．桜島はカルデラ壁南縁にその後成長した火山です．地下のマグマ溜りは，カルデラ中央の深さ 10 km のところにあると推定されています．巨大噴火は，マグマ溜りの上に非常に広い火道が一気に通じて起こると考えられます．
カルデラはここだけではなく，北および南に大小のカル
デラが多数連なって分布しています（図 2）．それらは北から加久藤（約 33 万年前），小林，安楽，姶良，阿多（約 11万年前），鬼界（約 7 千年前の縄文前期）などで，何度も巨大噴火があったことを示します．鬼界カルデラは日本列島
におけるもっとも最近の巨大噴火で，大量の降灰などにより西日本の縄文文化を断絶させたと推定されています．なお，大きなカルデラがあっても，以前にそこに大きな火山体があったとは限らないようです．
これらカルデラの分布域は鹿児島地溝帯と呼ばれる地殻
沈降域にあたり，北は人吉盆地近くまで，南は薩摩硫黄島付近まで延びています．両側面は正断層により区画され，鹿児島湾の東西両岸はほぼこれに沿っています．ボーリン
グ調査では，深さ 1,000 m 以上掘っても火砕流堆積層が続き，基盤には達しないとなっています．

図 2 鹿児島地溝帯とカルデラ列

鹿児島湾周辺域

18-1

地溝は，地殻が両側に引っ張られ，正断層が生じて中央ブロックが落ち込むことで形成されます．
日本列島の変形を示す GPS 観測データでは，ほとんどの地域が圧縮されているのに対し，屋久島から鹿児島湾南部にかけては東西方向への引っ張り，鹿児島湾北方では南北の引っ張りであって，この地域の地殻応力場が特別であることがわかります．
地殻が引き裂かれると割れ目を通って水が深くにまで供給されます．これがマグマ溜りにまで達すると，高温の熱水になり強力な水蒸気圧が発生します．この圧力が上に載る地層の圧力を超えるとそれを吹き飛ばして爆発的に膨張し，大量の火砕物を噴出させます．水蒸気圧は水が小さな泡となって固体成分から分離するという発砲作用で生じますが，これにより多孔質の軽石がつくられるので，噴出物には多量の軽石が含まれることになります．
2. シラス台地の崖崩れ
シラスは軽石に火山灰・火山砂が混じるという見かけを示すものが大部分です．主成分はケイ酸や酸化アルミニウムなので，主として白色・灰白色を呈します．空隙は 50％程度と大きいので，比重は小さくて 1.3 ほどです．これは通常の土砂の半分程度という軽さです．固体粒子の内部には多数の微小な気泡が含まれているので，粒子比重もやや小さく 2.4 ほどです．含水比は 20％程度と小さく，他の堆積物に比べおよそ半分以下です．粒子は複雑な形状を示し，相互にしっかりと噛み合っているので，自然の状態ではせん断抵抗力は大きくて，高く切り立った崖でも安定を保ちます．しかし雨水が浸透して水分量が多くなると，強度が著しく低下します．流動水に対する抵抗は小さく，固体粒子は分散して水に容易に流されます．植生が剥がされるなどしてシラス地層が露出すると，急速にガリ侵食が進行して深く切りこんだ谷が形成され，加速的に成長していきます．
シラスは 2.5 万年前の入戸火砕流，11 万年前の阿多火砕流，33 万年前の加久藤火砕流などの堆積物です．これらは噴煙柱崩壊型という形式の大規模な火砕流によるもので，火山ガスと共に上空高く噴き上がった大量の火砕物が推力不足で落下し，高温・高速の厚い流れとなって周辺に広がり，
地表起伏を埋めて堆積したものです．高い山地・丘陵のあるところではその間を埋めるようにして拡がっています．
約 1 万年前以降には，桜島の噴火による軽石（ボラ，厚さ 30 cm ほど）や火山灰（薩摩火山灰層）がシラスの上に堆積しました．これ以前の 1.5 万年ほどの間には，流水などによる侵食が進行して，シラス台地面にはかなりの起伏が生じていました．したがって，これらの新期堆積層は地表を起伏に従って覆っているので，斜面上ではその傾斜方向に傾いて堆積しています．これは流れ盤といって不安定な地層構
造です．ボラは粗い軽石粒子であり下層にあるシラスよりも透水性が大きいので，性質が不連続な面をつくります．
シラス台地における崩壊は，ボラ層や表層の風化土層が崩れる表層崩壊が大部分です．シラスは流されやすいので，谷底や斜面基部に 2 次的に堆積したシラスが，大雨により流動化して土石流になるということもしばしば起こっています．
九州南部は年降水量が 2,000 mm を超える多雨地帯であり，台風接近は日本の本土で最も頻繁なので，シラス台地
はたびたび崩壊を起こし，被害が生じています．シラス地
帯への市街進展が進んだ 1960 年代後半から 70 年代にかけては，毎年のようにシラス崩壊災害が発生しました．1968
年にはえびの地震（M6.1）でシラス崩壊が起こり，多くの被害が生じました．シラスの台地面に降った雨水はほとんど

18-2

図 3 1993 年のカルデラ壁における崩壊（森脇ほか，1995 による）

浸透し，崖端やガリ谷底で湧出するので，崖際が居住地に選定されやすく，被害の潜在的危険性を大きくしています．
最近では 1993 年に死者 121 人という大きな災害が起こりました．これは 6 月末から 9 月初めにかけての 2 回の梅雨前線豪雨と，2 回の台風の大雨によるもので，死者の 87％がシラス地帯における
崖崩れおよび土石流によって生じました．シラス台地に市街が展開している鹿児島市での死者は全体の 40％でした，鹿児島市周辺域での崖崩れ・土石流発生箇所は 6,000 を越えました．高さ 200 m
を超える急傾斜カルデラ壁では多数の崩壊が連続して起こり，道路・鉄道交通にも大きな障害を引き起こしました（図 3）．
3. 台風災害
台風は西に張り出した太平洋高気圧のヘリを回りこむようにして南西方向から日本に来襲するので，九州南部は日本本土で最も頻繁に台風の来襲を受ける地域です（図 4）．しかも，勢力は衰える
以前の強い状態を維持しています．鹿児島湾は南に向け開く奥深い湾なので，強風の海水吹き寄せにより大きな高潮が起こりやすい条件をもっています．しかし断層で画された沈降域にありカルデラもあるので，海岸から急に深くなる海底地形を示し平均水深も大です．このため吹き寄せ海水の逃げる余地があって，潮位はあまり高くはなりません．危険湾の代表である大阪湾・伊勢湾などは平均水深が 30 ～ 40 m 程度であるのに対し，鹿児島湾は中央部（鹿児島市の沖）で 130 m，北部（姶良
カルデラ）では 140 m です．

図 4 台風接近数の年平均値（1951 ～ 1990 年）（気象庁資料）

図 5 九州南部に大きな被害を与えた台風のコース

戦後のしばらくの間，1945 年枕崎台風（鹿児島県の死者 129 人），1945 年阿久根台風（40 人），
1949 年デラ台風（95 人），1949 年ジュディス台風（43 人），1951 年ルース台風（219 人）などの，大きな台風災害が続きました．これらは鹿児島湾に強い南風を吹かせるという西側のコースかあるいは湾直撃のコースでしたが（図 5），大きな高潮被害をもたらしたのは，折悪しく大潮の満潮時と重なったルース台風だけでした．鹿児島の最高潮位は 2.7 m で，これは現在でも既往最大値です．ただし，
最大風速が 35.1 m と大きかったものの，高潮の最大偏差（強風と低い気圧という気象に起因する最大潮位）は 1 m であって，潮位は高くならない湾形状であることがわかります．
上陸時の観測気圧 916.6 mb と記録的な強さであった枕崎台風は，ルース台風とほとんど同じコー
スで九州南部を通過し，鹿児島の最大風速も同じ 35.0 m/s であったのですが，住家浸水数は少なく，鹿児島港では防波堤の被害や船舶被害だけが報告されていることから，高潮は小さかったと推定さ
鹿児島湾周辺域18-3

れます（潮位観測は行われていない）．この 2 つの台風では主被害が上陸地点の鹿児島ではなくて，かなり離れた中国地方西部で生じました．一般に主被害は勢力が最大の上陸地点付近で発生するので，鹿児島湾域は湾の地形や大きな河川の流入がないなどにより，災害脆弱性が相対的に小さい地域とすることができるでしょう．
シ ラ ス 災 害 を 起 こ し た 1993 年 9 月 の 台 風 13 号 は， 上 陸 前 か ら 戦 後 最 大 級 と し て 警 戒 さ れ，
930 hpa という非常に強い勢力で薩摩半島南端に上陸し，鹿児島で最大瞬間風速 51.3 m/s の強風を記録したのですが，湾の東部を通過したので湾中央では北よりの風となり高潮は発生しませんでした．
鹿児島県の死者数は 33 人で，うち土砂災害が 32 人でした．戦後，台風災害の人的被害度（単位台
風勢力あたり死者数）は，大きな低下の趨勢を示し，終戦直後と現在とを比べると，深夜上陸台風
では 1/10 以下に，昼間上陸台風では 1/2 ～ 1/3 程度に低下しています．13 号台風の被害度は戦争直後の台風のそれに比べ，この平均的な低下度に一致した値を示すものでした．しかし深夜など不利な条件下で来襲すれば大きな被害が起こる可能性はなおも存在しています．
鹿児島湾には大きな河川の流入はなく，河川洪水で問題になるのは鹿児島市内を流れる甲突川にほぼ限られます．甲突川はシラス台地を削り込んで流れ，狭い谷底低地では市街化が進んでいるので，大雨時には浸水深の大きい激しい流れが生じて人的被害や・建物損壊被害を引き起こしています．1993 年 8 月の豪雨では 1.2 万棟の住家浸水や多数の橋の流失が生じました．谷底低地面勾配は1/500 とやや緩やかなので，多くの住家全壊をもたらすほどの激しい洪水は起こり難いと判断されます．
4. 火山噴火
九州南部には，北から霧島山，米丸・住吉池，若尊，桜島，池田・山川，開聞岳と 5 つの活火山があります（図 1）．このうち霧島山と桜島は「活動的で特に重点的に観測研究を行うべき火山」（全国に 13 あり，かつての A ランクにほぼ相当）に分類されています．活火山の現在の定義は「概ね過去
1 万年以内に噴火した火山及び現在活発な噴気活動がある火山」であり，火山体をほとんどつくっていない爆裂火口（マール）なども活火山に含まれています．南方海域には北から，薩摩硫黄島，口永
良部島，口之島，中之島，諏訪之瀬島の，現在活発な活動を行っている 5 活火山が連なっています．
桜島火山はおよそ 2.5 万年前に姶良カルデラ南縁で海底火山として活動を開始し，現在では標高
1,100 m にまで成長した比較的新しい火山です．現在のところ絶えず噴火を続けていて非常に活動的な火山であり，しかも人口 60 万の大都市・鹿児島の市街に極めて近接しているので，被害発生の可能性の非常に大きい火山です．噴火の記録は多数ありますが，とくに天平の噴火（764 年），文明の噴火（1471 ～ 75），安永の噴火（1779 ～81），大正噴火（1914 ～ 16）が大きなものでした（図 6）．すべてが山腹でのプリニー式
噴火（噴煙柱を高く噴き上げる爆発的噴火）
で始まり，火砕流の発生，多量の溶岩流出と推移しました．
安永噴火時には島の北東海上で海底噴火も起こり 6 つの火山島が出現しました．大
正噴火では，約 1 カ月にわたり爆発的噴火が続き，多量の溶岩が流出しました．南
東に向かった溶岩流は幅 400 m，最大水深100 m の海峡を埋めて，大島半島と陸続きにしました．降灰は東北地方にまで観測され，火山灰・軽石・溶岩の総量は約 2 km318-4

図 6 桜島火山の噴火活動（唐木田，1992）

でした．M7.1 の強い地震も起き，鹿児島では死者 13 人，住家全壊 29 棟などの被害が生じました．
大噴火に先立ち，弱い地震の頻発，温水・泥水の湧出，地温の上昇，噴気活動などが認められたので，島の住民 2 万人の多くは事前避難をしており，死者は 58 人でした．噴火後，島民の 2/3 が島外へ移住しました．
噴火活動は 1955 年から再び活発となり，火山灰・火山礫の噴出と小規模な溶岩流出が現在も続いています．2009 年以降，活発化の傾向が著しくなり，爆発的噴火と記録された噴火が 1 日に 2 ～ 3回の割合で起こっています．島内全域で噴石の危険が常にあり，また，ごく短時間の強雨によっても土石流が起こりやすい状態になっています．鹿児島市をはじめとする周辺域では降灰による種々の障害が日常的に起こっています．
霧島山は加久藤カルデラの南縁から連なる約 20 の火山群で，大きな火口をもつ火山が多くみられます．このうちで活動が活発なのが御鉢と新燃岳です．新燃岳は 2008 年から小規模な噴火を行い，2011 年には本格的なマグマ噴火が起こりました．このため霧島山の活動ランクが一段階上げられています．
米丸・住吉池は鹿児島湾北岸低地の縁に位置する直径 1 km ほどの 2 つの小マール（ほぼ火口だけからなる火山）で，約 7 千年前のマグマ水蒸気爆発によりつくられました．若尊は姶良カルデラ内の海底にある直径 10 km の小カルデラで，現在噴気活動が活発です．池田・山川は直径 4 km の池
田カルデラとその東に連なる１つの溶岩円頂丘と 3 つのマールの総称で，活動は約 4300 年前です．
開聞岳は約 4400 年前に活動を始めた富士山型の円錐火山で，山頂部の溶岩ドームを形成した噴火は 874 年と 885 年でした．これらの小火山やマールは集落にきわめて近接しているので，小規模噴火でも被害を引き起こすおそれがあります．
頻度は非常に小さいものの巨大規模噴火による破滅的災害の危険がこの地域にはあります．7 千
年前の鬼界カルデラのアカホヤ噴火，2.5 万年前の姶良カルデラ噴火，約 11 万年前の阿多カルデラの噴火は，噴出物総量 200 ～ 300 km3 ほどと巨大で，この規模の噴火ともなると放出エネルギーはM9.0 の地震のそれを 1 桁以上大きなものです．約 9 万年前の阿蘇巨大噴火はさらに大規模で，その火砕流は九州の 2/3 を覆いました．火山は沈み込んだプレートの深さがおよそ 100 km に達したとこ
ろの地上に出現し列をなします．九州南部の火山列はこのようなところにあり，地殻の展張域にもあたるので，これからもカルデラをつくる巨大噴火が，おそらく数万年に 1 回の頻度で起こると考えられます．
内嶋ほか編（1996）：日本の自然地域編，九州．岩波書店．

唐木田ほか（1992）：日本の地質，九州地方．共立出版．
国土地理院（1976）：土地条件調査報告書，鹿児島地区．
石川秀雄（1992）：桜島：噴火災害の歴史．共立出版．
森脇ほか（1995）：平成 5 年 8 月豪雨による鹿児島災害調査報告．主要災害調査 32．

鹿児島湾周辺域18-5

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

18-6

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
19. 福井平野－震度階 7 を新設させた激震災害の地

1. 地域土地環境
福井平野は，日本海沿岸山地内における沈降域を，九頭竜川などが埋め立ててつ
くった内湾盆地状の低地です．この沈降低地帯（福井・武生低地帯）の南部は，低地内に孤立した小丘陵群により半ば閉ざされた状態にあり，武生盆地と呼ばれます．これらの孤立丘陵は，沈降量が小さくて高い山
頂・尾根が埋め残され地表上に突き出たものです．ほぼ沖積平坦地からなる低地帯の
北部・中央部が福井平野であり，その南端近くに人口 27 万の都市・福井があります（図 1）．
平野の北には加越台地が，東方および南
方には越美山地が，西側には丹生山地とそれに続く三里浜砂丘が連なり，日本海に向け開いている開口部はわずか 2 km ほどの長さです（図 2）．福井平野の南北の長さは

図 1 福井平野の 20 万分の 1 地勢図

20 km，東西の幅は 10 ～ 20 km です．
起伏の大きい越美山地から平野に流れ出る九頭竜川・足羽川・竹田川などは，その出口に運搬砂礫を堆積させて，勾配 1/150 ～ 1/250 の緩やかな大小の扇状地をつくっています．九頭竜
川扇状地は長さ（半径）6 km ほどで，扇端部の標高は 8 ～ 10 m，足羽川扇状地は長さ 5 km で扇端部標高はほぼ 10 m，竹田川扇状地は長さ2 km で扇端部標高はほぼ 10 m です．南から流れ出る日野川は武生盆地内において扇状地を形成しています．
九 頭 竜 川 は 流 域 面 積 2,930 km（ 福 井 県 面 積の 70％に相当）の大河川です．上流域には標高2,000 m を超える白山火山南部があり，多量の土砂を運搬する河川ですが，中流部にある大野・勝山盆地にその土砂を堆積させているので，福井平野における扇状地は大きくはありません．福井平野の東 20 km にある大野・勝山盆地

図 2 福井平野の地形

は，南北の長さ 15 km の断層盆地で，勾配 1/20 ～ 1/40 の複合扇状地からなります．九頭竜の名称は，九つの頭を持った龍が暴れるように洪水が起こる川を意味していると思われます．
約 6 千年前の高海水準期には，これら扇状地の扇端付近にまで海が侵入していて，奥深い内湾になっていました．丹生山地の北端からは砂州が伸びて湾をほとんど閉ざしました．強い北西季節風
による漂砂の堆積により，日本海では砂州形成と砂丘発達が顕著です．
福井平野

19-1

その後の土砂堆積の進行と海面のゆるやかな低下により海岸線は前進して，河川氾濫原からなる平野が形成されました．標高 4 ～ 5 m 以下の低地は最近まで潟として残り，三角州性の低地になっています．東方山地から土砂が供給されて堆積が進むので，平野面は西ほど低くなり，九頭竜川下流部は丹生山地に沿い流れて，平野北端の狭い開口部から海に流れ出しています．
このような地形条件から，福井平野では流れの激しい扇状地洪水，河川氾濫洪水，内水湛水など
各種洪水の危険があります．山地・台地の縁辺では土砂災害の危険もあります．この地域は豪雪地帯であり，降積雪による災害も発生します．
平野基盤は盆状に沈降しており，更新統（洪積層）の基底の深さは平野中央部において 300 m を超えます（図 3）．この沈降部を第四紀層（洪積層・沖積層）が埋めて，平野を形成しています．

図 3 福井平野における基盤（第三紀層）の沈降と活断層 （町田ほか，2005 などによる）平野東側の越美山地縁には福井平野東縁断層群が走っています．これは東傾斜の逆断層で山地側が隆起する運動を起こしていますが，基盤沈降量の分布にそれはほとんど表れてはいません．一方西側の丹生山地東縁では基盤は急速に深くなっていて断層を想定させますが，ここには断層はないとされています．福井平野に大被害を引き起こした 1948 年福井地震（M7.1）の地震断層は，平野内部に推定されています．
沖積層の厚さは海岸部で最大 55 m，福井で 35 m ほど，平野全体では平均して 30 m ほどあります．
これはかなり大きなもので，活断層が多いことと相まって，地震動災害の危険を大きくしています．
福井市街は平野南部にある孤立丘陵の 1 つ，足羽山（標高 117 m）の北側，足羽河畔の氾濫原性低地に展開しています．市街の本格的な形成は 1575 年に柴田勝家がここに北ノ庄城を築いたことから始まります．徳川時代になって 68 万石の福井藩の城下となり，人口は 4 万人と当時では日本有数の大きな街となりました．その後，禄高大幅減少により城下は衰退したので，明治初期の人口は3.5 万人ほどにとどまっていました．1945 年の空襲，1948 年の震災と相次いで大きな打撃を受けましたが，現在では地域中心として人口 27 万を擁しています．城が河畔低地の平城として築かれたことが，水害や地震災害などの危険性につながっています．
2. 地震災害1948 年 6 月の福井地震（M7.1）は，平野中央部の広い範囲における住家全壊率が 100％という被害のあまりの激甚さから，震度 6（烈震）の上に震度 7（激震）の震度階が新たに追加されるという記録的な地震災害でした．震度 7 の定義は，全壊率 30％以上（および最大加速度 400 ガル以上）とされたのですが，全壊率は対象範囲の広さによりかなり変わってくるというあいまいさがあり，現在の震度判定にまで影響を与えています．なお，この地震の最大加速度は，墓石の転倒などから，600 ガルほどと推定されています．また，災害救助法（1948 年施行）が適用されたのはこの災害が始めてです．
震源は平野中央部北縁の丸岡町付近で，深さはごく浅いとされています．地表に断層変位は現れなかったのですが，その後の水準測量などから，平野地下に南北に走る長さ 25 km でほぼ垂直の断層が確認されました（図 3，図 4）．これは福井平野東縁断層帯の活動によるものとされています．
断層は西側落ちで東側が最大 0.7 m 隆起しました．この運動は平野基盤の沈降運動と整合的です．

19-2

断層運動には左横ずれが卓越し，その量は最大2 m でした．
被害は福井平野の沖積低地内に集中し，周辺山地では被害はわずかでした（図 4）．被害は断層の位置とはほぼ無関係で，地盤条件がその分布を決めました，図 4 は，面積が狭いので地盤条件をよく反映する部落単位での住家全壊率を示したものです．平野中央部に全壊率 100％
域が広くみられ，沖積低地のほぼ全域が全壊率50％以上です．山地に近づくと全壊率は急速に減少し，山地に入るとほぼ 0％になるという，
地形・地盤との対応がきわめて明確な被害分布を示します．地盤の固有振動周期の調査から，全壊率 80％以上の地域は固有周期が 1.6 秒以上（軟らかい沖積層が厚い）ところに相当するとされました．
町単位というより広い範囲を対象にしても，住家全壊率は丸岡町 100％，春江町 100％，金
津町 97％，森田町 93％などときわめて大きく，

図 4 1948 年福井地震による住家全壊率（日本学術会議，1949）

被害がいかに激甚であったかがわかります．福井市（当時の人口は 15 万）でも，全市平均の全壊率は 79％にも達しました．
被 害 総 数 は， 死 者 3,579， 住 家 全 壊 35,188，
半壊 11,530，焼失 3,722 などで，福井県での被害がそのほとんど総てを占めます．福井市の被害 は， 死 者 930， 全 壊 12,270， 半 壊 3,158， 焼
失 2,069 で，建物被害では全体の 1/3 ほどでした．全壊率と出火率とは比例関係にあるので，
地震が午後 4 時とあまり火を使わない時間帯であったものの，43 箇所で出火し，3,722 戸が焼失しました．福井市内では市街中心部で大規模延焼火災が生じ，2.1 km2 が焼失しました（図 5）．
延焼停止（焼け止まり）の要因としては，空地が71％（全周長に対する割合）と大きく，3 年前の図 5 福井地震による福井市の火災域（福井市，1950）

大空襲により空地ができていたことが，火災拡大を阻止した要因になりました．なお，空襲による焼失は 36,060 戸，死者は 1,583 でした．震源に最も近かった丸岡町では 4 箇所で出火し，全戸の 30％にあたる 1,360 戸が焼失しました（福井市では 13％），なおこれらの焼失家屋の大部分は倒壊したうえに焼失したものです．
福井平野に大きな被害を引き起こした地震には他に，1854 年の伊賀（三重県北部）における M6.9の地震（福井領内で潰家 375，半潰家 153，圧死 7 など），1858 年の飛騨・高山付近における M6.9 の地震（丸岡で潰家 200 など），1891 年濃尾地震（M8.0）があります．濃尾断層帯は福井県内にまで伸びていますが，その北端の温海断層も活動し，越前国で死者 12，家屋全壊 1,089 などの被害が生じました．温海断層のある越美山地内やそれに近い大野盆地・武生盆地では全壊率 30％を超える地区がありました．1948 年福井地震断層は温海断層の延長上にあります．
福井平野

19-3

福井平野から 50 km の範囲内には，福井平
野東縁断層帯に連続するように南から伸びる
濃尾断層帯，西南方の敦賀地方に集中している柳ヶ瀬・関ヶ原断層帯，野栄・集福寺断層帯，湖北山地断層帯など，東方の山地内の呉羽山断層帯，長良川上流断層帯が，ほぼ南北の走行で分布しています（図 6）．これらの活動度は高いとは評価されていませんが，活断層の数は非常に多いので，そのどれかが活動して強い地震を起こす確率は高いとしたほうがよいでしょう．
最近の内陸地震の半分は，それまで知られていなかった活断層の活動によるものです．
地表に断層ずれを起こさなかった福井地震断層も未知の活断層といえるでしょう．近畿北部・北陸西部の地域は日本列島中で活断層密度が最も高いところであり，既知および未知図 6 主要地震の震源域と活断層（地震調査研究推進本部）の活断層の活動による直下地震の危険が大き
いとしなければなりません．1948 年福井地震がよく示すように，地形・地盤条件が被害の大きさを決める主因です．沖積層の厚い福井平野内では，地震の揺れの強さが硬い岩盤からなる山地に比べ約 3 倍（震度では 2 程度小さい），扇状地では山地に比べ約 2 倍になり，地震が起きた場合の被害は大きくなります（図 7）．
3. 洪水災害
第二次大戦後の 10 数年間には，主として台風による風水害が全国的に頻繁に発生しまし た． こ の 地 域 で は，1948 年 福 井 地 震 の 1カ月後に，前線豪雨によって九頭竜川が氾濫し，福井市では当時の市域の 60％が浸水し，

図 7 地震動の増幅率（地震調査研究推進本部）

40％の世帯が被災しました．堤防は地震で破壊されたままの状態であったので氾濫規模は大きくなり，また震災復興が停滞しました．1950 年のジェーン台風は，大阪湾沿岸に大きな高潮を引き起こした後福井県西部を通過し，県下で死者 12，家屋全壊 406 などの被害を引き起こしました．福井平
野では九頭竜川・日野川・足羽川などが氾濫し，福井市では家屋全壊 186，半壊 531 などの被害が生じました．1953 年台風 13 号の暴風雨では，県全体で死者 104，家屋全壊 624 などの被害が生じました．福井市では浸水戸数が 11,194 にもなり，3.3 万人が罹災しました．1949 年の台風第 6，第7 号では，足羽川が氾濫して福井市の東部一帯が浸水し，6 千戸が浸水被害を被りました．戦後最強の勢力であった 1961 年第二室戸台風は，大阪湾に高潮を起こした後福井平野を通過し，福井市で全壊 32，半壊 55，浸水 3,869 などの被害をもたらしました．
近年で特筆されるのは 2004 年 7 月の福井豪雨災害です．北陸に停滞した梅雨前線の活動による
大雨は越美山地南部，とくに足羽川流域で多く，山地内の美山では最大日雨量 283 mm，最大 1 時

19-4

間 雨 量 96 mm を 記 録 し ま し た． 雨 は 平
野部でも多くて福井では既往最大である
198 mm の日雨量を記録しました．このため足羽川は大規模に出水し，JR 北陸本線
鉄橋の上流左岸で破堤が，右岸では越水が生じて，福井市街の約 4 km2 が浸水しました（図 8）．JR 鉄橋付近には橋架け替えのための仮橋も含め 11 の鉄道橋・道路橋があり，これらの橋脚による水位堰上げが氾濫の要因になったようです．全体被害は死者
5，全壊 66，半壊 135，床上浸水 4,052，床下浸水 9,675 などでした．

図 8 足羽川の破堤・越水による浸水域（2004 年福井豪雨）
×：破堤 ▼：越水（福井市資料）

九頭竜川と日野川の上・中流には盆地があるので，洪水はそこでまず氾濫するのに対し，足羽川では一気に平野にまで洪水が達して氾濫を起こします．1965 年 9 月の奥越豪雨では越美山地東南部で 3 日間雨量が 1,000 mm を超えて，九頭
竜川上流の真名川を中心にして土石流・山崩れが多数発生しました．このため大野盆地で大きな被害が生じましたが，福井平野では土砂・洪水による被害は比較的少なくてすみました．現在，土石流危険区域は福井市で 808，越前市で 412，急傾斜地崩壊危険区域は福井市で 1,624，越前市で 729が指定されています．
4. 豪雪災害
福井県は全域が豪雪地帯に指定されています．
福 井 市 に お け る 最 大 積 雪 深 の 記 録 は 1963 年 の213 cm で，青森の 209 cm を上回り，県庁所在都
市では全国最大です．
三八（さんぱち）豪雪と呼ばれる 1962 年 12 月～
63 年 2 月の豪雪は記録的なもので，死者 150，住
家全壊などの被害および交通混乱など大きな

社会的混乱・障害が生じました．福井市内では 1
月 31 日に 213 cm の積雪を記録しました．特別
豪雪地帯の勝山市北谷では 640 cm にもなりました（図 9）．福井県の被害は死者 31，全壊世帯 73，
半壊 125，浸水 2,827 などでした．
1981 年の五六豪雪は 1963 年に次ぐ大きさでした．三八豪雪が日本海沿岸域全体にわたったのに
対しこの豪雪は北陸西部に集中しました．福井市

図 9 豪雪時の最深積雪（福井県資料）内における最大積雪深は 196 cm，この冬の降雪量の合計は 622 cm となり，1963 年の 596 cm を超
えて既往最大になりました．低温が続いたことが融雪をおさえたため積雪深が大きくなりました．
福井平野の 8 市町における被害は死者 5，全壊 48，半壊 11 などでした．北陸沿岸部平野にも大雪をもたらす里雪型の気象条件は，南下してきた寒気が切り離され日本海上に小低気圧が発生し，それに向かう西よりの風が生じて，日本海沿岸沿いに小規模な前線ができるというのが典型的な気圧
配置です．

福井平野

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福井市（1950）：福井烈震誌．
福井市（2014）：福井市地域防災計画．
町田ほか編（2005）：日本の地形

中部．東大出版会．

日本学術会議 (1949)：昭和 23 年福井地震調査研究速報．

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国立研究開発法人

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文責：水谷武司（客員研究員）

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20. 富山平野－急流河川がつくる扇状地群の平野
1. 平野の土地環境
富山平野は，中部山岳地帯から流れ出る大小の急流河川がつくる扇状地の複合による平野です．
富山湾には水深 1,000 m の深海が入り込み海底の勾配が急なので，河川が運び出した土砂は深い海底に沈んだり沿岸流に流されたりして，三角州をほとんど発達させません．このため平野の大部分は砂礫で構成される扇状地で占められます．標高 3,000 m の飛騨山脈が背後にそびえる平野東部では，海岸までが急勾配扇状地であって，弧状に張り出す海岸線がそれを明らかに示しています（図 1）．
平野中央部に細長く突き出す呉羽丘陵によって，平野は東西に 2 分されます．西側は庄川のつくる比較的緩やかで広い
扇状地と，海岸部の三角州性低地からなります．
扇状地部は砺波平野と呼ばれ，屋敷林で囲まれた家が散在分布するという散村景観で知られています．扇状地の広さは日本で有数の大きさです．三角州低地域は射水平野と呼ばれ，かつて放生津潟

図 1 富山平野の地形 黄色～黄緑色の範囲が扇状地，
北東～南西方向の地形配列（線状構造）が目立つという潟湖もあった低湿地があります．ただし泥層部は少なくて砂礫層が主です．
平野東側では，富山市のある常願寺川・神通川の扇状地とその海側の低地を狭義の富山平野と呼び，富山湾東岸に連続する黒部川～早月川の急勾配扇状地域は新川平野とすることがあります．常願寺川扇状地は平野の主部で，大量の砂礫運搬により急勾配の大きな扇面を見事な同心円状に広げ，隣接の神通川河道にまで張り出しています．神通川は流域面積では 6 倍も大きいものの運搬砂礫はより少ないので，その扇状地は西に押しやられてしまっています．最北の黒部川扇状地は常願寺川とほぼ同規模の典型的な急勾配扇状地です．平野東部における地形断面は，3,000 m の高山岳から
水深 1,000 m の深海まで続く比高 4,000 m の長大な急斜面を示し，扇状地部はその中腹にできた 1
つのテラスといった様相の地形です．
河流が山の谷間から開けた平坦地に流れ出るところに，砂礫が扇形状に堆積して形成された地形が扇状地です．砂礫の運搬は土石流および河流によって行われます．土石流による扇状地は急勾配であって，およそ 1/30 以上です．これよりも緩やかな扇状地は河流の運搬・堆積作用によるものです．勾配 200 分の 1 以下といったかなり緩やかな扇状地形は，一般に扇状地性平野（緩扇状地）として区別されます．
堆積面の勾配と流量（流域面積）とは逆比例的な関係にあるので，大きな河川ほど勾配の緩い扇状地をつくります．扇頂部と扇端部を除く扇状地主部の平均勾配は，神通川（上流域の面積 2,240 km2）
が 1/200，庄川（1,020 km2）が 1/160，黒部川（630 km2）が 1/90，常願寺川（380 km2）が 1/60，早月川（145 km2）が 1/50 でこの関係がほぼ成り立っていますが，常願寺川はややはずれて相対的により大きい勾配を示します．
富山平野

20-1

砂礫運搬量が多いと規模（扇頂部の高さおよび扇端までの長さ）がより大きくなります．常願寺川扇状地の扇頂部標
高は 180 m で，黒部川の 120 m，神通川の 100 m，早月川の 140 m などに比べ非常に高く，また段丘化扇面もごく低いものがあるだけなので，最近砂礫堆積が著しく進行してきていること，したがって土砂氾濫の危険が大きいことがわかります．
上流山地で巨大崩壊が起こって砂礫が大量に流出してくると，急勾配の堆積が生じます．これはその後の河流により下刻（削りこみ）が行われて段丘化します．
このような段丘化扇面（一般に台地と表現されている）が富山平野には多数分布します（図 2）．このことは幾度も巨大崩
壊と大量砂礫流出が起こったであろうことを伺わせます．段化（台地化）は地盤の隆起によっても起こりますが，この場合
は台地の下端にも崖がつくられることで

図 2 富山平野東部の扇状地および富山湾海底の地形

ほぼ区別できます．
扇状地は砂礫で構成され漏水が大きいので水田利用には適していないのですが，他に土地がないため富山平野の扇状地は古くから開発利用されてきました．扇状地面に多数分布する旧流路の溝状凹地などを利用して用水路とし，また漏水防止の客土をすることにより，台地状になった高位の扇状地も含め，大部分が水田として利用されています．多量の降雪のため年降水量は多く，平野部でおよそ 2,300 mm，水源となる上流山地では 3,500 mm を超えるので，水資源は豊富です．2005 年の統計では県の耕地面積の 97％が水田で，全国一の水田化率になっています．このため扇状地河川の治水が他地域にも増して重要な問題になっています．
富山湾東岸では海岸侵食が著しく進行しています．1900 年代半ばには黒部扇状地の北岸において
年に 2 m 以上もの海岸線後退が生じていました．このため海岸線の形が扇形からかなりずれています．これを起こしているは北からの高い波と強い沿岸流です．海岸侵食は徐々に土地が消失していくという深刻な問題を引き起こす災害です．
富山湾の海底では埋没林が見出されます．これは海面上昇などにより陸地が沈水したところへ，
河川から大量の砂礫が運ばれてきて森林が急速に埋没し，水温が低いのでそのまま保存されたことによると考えられます．侵食・運搬作用が激しいことの 1 つの表れです．
2. 扇状地の洪水
扇状地の等高線はほぼ同心円状ですが，このことは扇状地河川が多くの分派川に分かれて扇面上を乱流し，本流河道も頻繁に位置を変え，洪水が扇面上に満遍なく氾濫して砂礫を堆積させたことを意味しています．現在では河川工事により河道はほぼ 1 つにまとめられていますが，以前の分派
川の位置は扇頂部付近から放射状に伸びる浅い溝状凹地により知ることができます．その主要なものは現在も用水路として使われています．分派川は洪水の水みちともいえるもので，分派の地点において本流河道からの氾濫が生じやすく，洪水流の主流は溝状凹地内を一気に流下します．氾濫が20-2

扇頂で生ずると，そこから放射状に伸びる凹地をたどって洪水が流れ，本流から遠く離れたところにまで達することがあります．この結果本流河道が突然大きく移動したりします．大量の土砂流出
は流路の変動をいっそう激しくして，その後に洪水を頻発させます．
扇状地河川は岩礫がごろごろする広い河原をつくり，水流は網目状になって流れます．河床勾配が大きいので洪水流の土砂運搬力は大きく，多量の土砂移動により流路変化が激しいので，治水が困難な荒れ川と呼ばれます．
2.1 黒部扇状地と 1969 年洪水
1969 年 8 月 10 ～ 11 日，前線の活動による総雨量 1,000 mm の大雨が北アルプス山地に降り，山脈中央を縦に流れる黒部川の流量は，既往最大を大きく超えました．多量の砂礫を運搬する黒部川
は，山地前面に急傾斜の大きな扇状地をつくって，水深の深い富山湾に注いでいます．扇状地の多くにおいて見られるように，黒部川でも逆ハの字型で上流に向け開く霞堤が，扇央部から扇端部にかけてつくられています．霞堤は洪水を穏やかに氾濫させる役割のものですが，しかし破堤は生じて，氾濫流は前面に伸びる旧流路内を一気に海まで流れ下りました．
破堤は河口から 6 km 地点の福島地先にて生じました．ここは 2 列の堤防が並走する霞堤部
で，この両方とも破堤しました．破堤箇所は本川河道がゆるやかに曲流する外カーブ側（水衝部）であり，また，掘り込み河道から天井川に移行する地点であり，さらに，河床勾配が緩くなり始める遷緩部にあたっています（図 3）．
曲流部では遠心力の作用により外カーブ側の水位が高くなります．この洪水では左右両岸の水位差は最大で 3 m でした．天井川への移行地点では，河床高が扇状地面と同じ高さになって，それまで河道内に閉じ込められていた洪水が溢れ出しやすくなります．河床勾配は，破堤地点の上流ではほぼ 1/80 であり，これよりも下流ではしだいに緩やかになって，河口部で約1/200 です．河床勾配が緩やかになるところで

図 3 黒部川扇状地の地形と 1969 年洪水は流速低下により水位が高くなります．
氾濫流は堤防を斜めに切り取って扇状地面の傾斜方向を明瞭に示しながら流れ，前面に伸びる旧流路内からほとんど溢れることなく流下して海に達しました．被害は住家流失・全壊 7 戸，床上浸水 436 戸，床下浸水 410 戸などでした．
本流河道が現在の位置に移ったのは 1685 年の洪水のときと言われており，それ以前は，扇状地の東縁を北に向かい，現在の古黒部川付近を流れていました．扇頂部での氾濫により流路が大きく移動したものと考えられます．
2.2 常願寺川の 1858，1891 年洪水
1858 年（安政 5 年），立山山地を水源とする常願寺川が大氾濫し，死者 140 人などの被害が生じました．この洪水は，4 月 9 日の飛越地震（M7.1）によって立山カルデラ内で生じた鳶崩れと呼ばれる巨大崩壊（土砂量約 1.5 億 m3）による 2 箇所の大地すべりダムが決壊したことによるものでした．まだ全山積雪の時期で雪解け水がダムを満水にするのに時日を要し，決壊は地震の 14 日後（4 月 23 日）と 59 日後（6 月 7 日）に起こりました．14 日後の洪水は，信濃大町付近を震央とする M 5.7 の地震で
富山平野

20-3

図 4 1858 年飛越地震による常願寺川の洪水

図 5 1891 年豪雨による常願寺川の洪水（富山県資料）

地すべりダムが崩壊したため生じた洪水と推定されます．まだ満水に達していなかったため流量はあまり大きくはなく，氾濫は河道付近に限られました．しかし土砂は河道を埋めて河床を上昇させたので，次の氾濫を大きくしました．59 日後の洪水は融雪水で満水になって決壊したもので，洪水流出量が多く，扇頂から始まって左岸側（西側）扇面に広く氾濫しました（図 4）．扇頂～扇央部において右岸側扇面はやや段丘化（比高数 m 程度）しており，左岸扇面では最大傾斜の方向が河道から離れた北西方向に向かっています．この地形条件を反映して，洪水は扇頂から左岸扇面に広く氾濫し，
神通川にまで達しました．神通川河畔にある富山市街は全域浸水しました．
1 回目の洪水による被害は，死者 5，流失・壊滅家屋約 250 戸，耕地壊滅不毛となった石高約 5千石など，2 回目の洪水では，死者 135，流失・壊滅家屋約 1,360 戸，耕地壊滅不毛となった石高約2 万石との記録があります．
上流山地から扇状地への土砂流出が引き続き生じているステージでは，河床は扇面と同じ高さかそれ以上になっています．土砂流出が途絶えると河流の侵食により，河床高は扇面よりも低くなり，それは扇頂から下流へと進行していきます．扇端部では天井川が普通です．この結果河道の縦断面と扇面の縦断面は交差します．黒部川では，おそらく上流に多くのダムがつくられたことによる流出土砂の減少により，扇頂部で河床低下が起こり，交差位置は扇央下部にあります．常願寺川では，
1858 年およびそれ以前の生産土砂が大量に（2 億 m3 ほど）山地内にとどまっており，それが継続的に流出しているので，河床高は全面にわたって高く，氾濫は扇頂部から生じるという地形条件にあります．
1858 年以前においても，扇状地の地形に支配されて，河道がゆるやかに右にカーブする扇頂下部（用水の取水口が多く設けられていた馬瀬口付近）において，たびたび左岸扇面への氾濫が生じていました．馬瀬口での氾濫は富山城を脅かすので，富山藩はここに堅固な石堤を築いていました．
1858 年の後における大洪水は 1891 年（明治 24 年）に生じ，本流堤防は扇頂部で 5 箇所破堤し，1858 年とほぼ同じ範囲に氾濫しました（図 5）．扇面を放射状に派生する用水路（多くは旧流路）が洪水の主流になりました．明治政府によりオランダから招聘された技師デレーケは，この災害の現地調査を行い「これは川ではない，滝だ」と言ったと伝えられています．ただし，常願寺川が扇状地部

20-4において特に急流であるわけではなく，上流域の面積にほぼ応じた勾配（約 1/60）を示しています．
神通川・庄川・黒部川など富山県下の主要河川は氾濫し，全県の被害は死者 16，流失家屋 50 戸，
浸水家屋 7,600 戸などでした．富山市では，常願寺川と神通川の氾濫により，死者 4，家屋の流失・全壊・半壊 17 戸，浸水 5,500 戸の被害をうけました．常願寺という名称は，洪水が起こらないことを常に願うという意味をこめて名づけられたようです．山崩れの土砂流出がなくても扇状地河川は治水の難しい荒れ川なのです．
3. 地震活動
富山平野は，北東－南西方向に走る断層群により陥没した断層盆地で，厚い砂礫で埋められています．中央に突き出て平野を 2 分する呉羽丘陵は，その形が示すように断層隆起軸です．この東縁に活断層の呉羽山断層があり，東側がより深く沈降しています．埋積砂礫層の厚さは海岸部で最大400 m ほどです．一方西側では砂礫層の厚さは 200 m ほどであり，薄い粘土層を挟んでいます．表
層は平野全域にわたり砂礫質です．したがって大きな沿岸平野ではあるものの，新潟平野とは対照的に，軟弱沖積層はほとんどなく，地震に対しての地盤条件は良好です．ただし射水平野の潟起源
低地では，液状化のおそれがある砂層が多少とも分布するでしょう．
呉羽山断層帯の活動により，今後 30 年以内に地震（M7.2 程度）が発生する確率は 0 ～ 5％と，かなりの幅がある評価がなされています．断層は富山市街北部を通っているので，活動した場合の被害は大きくなる可能性があります．富山湾には深い海底谷が入り込んでおり，プレート境界を疑わせますが，この海域では海溝型の地震発生の記録はありません．最大規模の内陸地震であった 1891
年濃尾地震（震央は富山市から 130 km 離れている）では，越中で家屋全壊 2 棟といった程度の被害でした．
1858 年飛越地震（M7.1）は，
富 山・ 岐 阜 県 境 の や や 南 方（岐阜県側）を走る跡津川断層帯の活動によって起こりました．被害は飛騨・越中・加賀・越前の広い範囲にわたったのですが，地震動被害が著しかったのは飛騨北部山地内の断層沿いの地区で，潰家率100％の村もありました．常願寺川洪水も含めた全体の被害は，死者 426，流失・全壊・半壊家屋およそ 4,510 戸など

図 6 1858 年飛越地震による鳶崩れ

です．洪水を除く死者は，飛騨 209 人，富山県下で約 70 人でした．
活動した跡津川断層帯の東端では，立山カルデラ内で 600 ガルと推定される強震動により，土砂量約 1.5 億 m3 の鳶崩れが発生しました（図 6）．これにより生じた岩屑なだれは常願寺川上流の谷底を流れくだり，約 10 km にわたってその堆積層（土石流段丘）を残しています．堆積の厚さは湯川と真川の合流点付近で 150 m です．この谷埋積は湯川と真川に大きな地すべりダムをつくりました．
その規模は，湯川が堰止め高 20 m，湛水面積 0.6 km2，湛水量 4 百万 m3，真川が堰止め高 150 m，湛水面積 0.8 km2，湛水量 4 千万 m3 と推定されています．湯川では谷床の埋積が著しくて堰止め高は大きくなりませんでした．
これ以外にも山くずれおよび地すべりダムは多数生じたと考えられます．カルデラ壁には多数の崩壊地があり，谷底には幾段もの土石流段丘が分布するので，これ以前にも巨大崩壊と岩屑なだれ
富山平野

20-5

が起こっていたと思われます．これにより多量の土砂流出が生じたことが，段丘化して台地上になった扇状地面が分布することからも推定されます．富山平野の他の扇状地においても，段丘化した扇
面は広く分布しています．

貝塚ほか編（1985）：日本の自然 4，日本の平野と海岸．岩波書店．
水谷武司（1987）：防災地形第二版．古今書院．
田畑・水山・井上（2002）：天然ダムと災害．古今書院．
中村ほか編 (2000)：地震砂防．古今書院．

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

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自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
21. 新潟平野－海岸砂丘列で閉ざされた一大後背低地
1. 平野の地形と開発
新潟平野は海岸砂丘列によって閉ざされた大きな後背低地状の平野で，その名が示すように潟や潟起源の低湿地が数多く見られます．潟とは海が内陸に閉じ込められてできた湖沼で，その周辺には海面近い標高の凹地状低湿地が広がります（図 1）．
冬の強い季節風による波が荒 い 日 本 海 沿 岸 で は， 多 量の砂が浜に打ち上げられて砂の高まり（浜堤）がつくられます．この砂は風に動かさ
れて積み上がり，砂丘に変わります．海浜での堆積の進行により海岸線が沖に向かって前進すると，新たな浜堤が海岸線に沿ってつくられ，以前の浜堤は内陸へと退いていきます．海面が低下すると沖にあった沿岸砂州が陸化して砂図 1 新潟平野の地形・水系
図示した潟は江戸時代の初期に存在したもので，大部分は干拓
自然状態で直接海に流入していたのは信濃川と荒川．赤矢印は1966 年洪水の主流向．下の図は同一地域の標高を色分けで示したもので，緑色の最も濃い部分は標高 0 m 以下

丘に変わります．新潟平野では，こうしてつくられた砂丘列が多いところでは 10 列，全体の幅が 20 km にもなっています．風
砂は斜面を登って砂を積み上げるので砂丘は高くなり，標高は最大で 30 m あります．最も古い砂丘の形成は約 6 千年前で，縄文前期の土器が出土します．平野に流入する河川の出口はこの海岸砂丘列によって塞がれるので，まっすぐに海へ流入することができません
新潟平野は褶曲運動による地殻の沈降域にあたっています．沈降の速度は大きく，年に 10 mm 近
くにも達しています．このため平野の地盤高は低く，また，沖積層の厚さは大きくなっています．
沖積層厚は日本の平野中最大で，最も厚いところでは 170 m もあります．沈降の進行により，内陸に位置する古い砂丘は部分的に地表下に埋没して断続的になっています．また，平野周辺の低い段丘も埋没して，その分布はわずかです．
近年では地下水の過剰揚水による地盤沈下が，平野の地盤高を更に低くしています．揚水は地下水中に溶存しているメタンなどの採取のために行われ，1957 年ごろがその最盛期でした．地盤沈下
は含水層の圧密により起こり，一度生じたら回復しません．
このように新潟平野は，砂丘列による海岸部の閉塞と平野基盤の急速な沈降とにより，信濃川・阿賀野川という大河川が流入して多量の土砂を供給しているにもかかわらず，非常に低湿な平野となっています．約 6 千年前の海面上昇期（縄文海進期）には，平野北半部は海で，長い砂州により閉ざされた潟湖があったと考えられています（図 2）．その後の海面低下と信濃川などによる土砂堆積により次第に陸化しましたが，地盤高は低くて多数の潟が残存してきました．
新潟平野

21-1

この低湿な平野の開発は江戸時代前期になって始められ，潟はほとんど干拓されました．現在残っている水域はわずかですが，排水条件の悪い
凹状の地形はなおも現存しています．主要な潟には，鳥屋野潟（広い水面存在），福島潟（ほぼ干拓），
紫雲寺潟（1733 年干拓），鎧潟（1966 年全面干拓），
八丁潟（明治前期までに干拓）などがあります．
平野開発前において，海へ排水する出口（河口）を持っていたのは信濃川と平野北端の荒川だけで，それ以外の河川は砂丘列の間や背後を通って
これら 2 河川に合流していました．現在では，砂丘列や丘陵を横切る 14 本もの放水路（開削水路あるいはトンネル）がつくられて，海への直接排水を行っています．流路延長が日本最大の信濃川では，1922 年に地すべり丘陵を開削して大河津分
水が設けられ，洪水の大部分はここから日本海に排水されるようになりました．また，大河川の阿図 2 6 千年前ごろの新潟平野（貝塚ほか，1985）

賀野川が放水路および水門により信濃川と分離されたので，平野中央部における洪水の危険は大きく低下しました．大河津分水の通水後には，信濃川下流における洪水位が 2 m 程度低くなったとされます．
このような特質の平野における特徴的な災害は，潟性の低湿地に長期間滞留するという形態の洪
水氾濫，および海岸砂州地帯とくにその後背地における地震時の砂質層液状化です．
2. 潟性平野の洪水
新潟平野の北部，北蒲原地方を流れる加治川は，河道が S 字状に屈曲する西名柄（左岸）と向中条（右岸）において，同一個所が 2 年連続して破堤しました．氾濫水は沿岸の砂丘列によって海への排水が妨げられ，福島潟低地など潟起源の凹地に流入して長期間滞留しました（図 3）．
排水を促進するために，破堤地点から 20 km 離れた阿賀野川（流域面積 8 位の大河川）の堤防を開削するという非常手段もとられました．近年
では，1998 年 8 月に前線豪雨によって福島潟周辺低地が広く浸水しました．
加治川の右岸には，かつて広大な紫雲寺潟がありましたが，落堀川放水路により 1732 年に干拓され水田に変わっています．左岸側には，

図 3 加治川の 1966 年氾濫域

阿賀野川との間に福島潟があります．これはほぼ干拓されて残っている水域はわずかですが，周囲には標高ゼロメートル以下の低地が広がっています．
かつて加治川水系を構成していた諸河川は，海への出口を砂丘列によって阻まれて，左右に流路をとり紫雲寺潟や福島潟などに流入していました．加治川はその名が示すように，さまざまな治水工事が古くは 14 世紀ごろから加えられてきており，流路の変遷はめまぐるしいのですが，現在のように砂丘列を 5 km にわたり掘り割って分水路がつくられ，直接日本海に流入するようになった

21-2

のは，1917 年（大正 6 年）のことです（図 4）．
このような河川が砂丘列背後において氾濫した場合には，洪水流は現河道から離れ，以前の河道沿いの凹地をたどって潟起源の低地に流入して，長期間の湛水をみることとなります．海岸に砂丘がつらなり，内陸が広い後背低地状になっている平野としては他に，庄内平野，秋田・能代平野，津軽平野，石狩平野，天塩平野などがあります．これらはすべて日本海沿岸です．規模の小さい潟性の海岸低地は，太平洋岸
も含め日本各地にあり，数多くの浸水危険地をつくっています．
1966 年，1967 年 と 連 続 し た 加 治 川 破 堤 は，

図 4 加治川の河道変遷（高橋・宮村，1970）

河道が S 字状に屈曲して洪水流が突き当たる水衝部にて生じました（写真 1）．屈曲部の外カー
ブ側には，洪水の衝撃が加わると同時に，遠心力に振られて水位が上昇するので，堤防の決壊・破堤が生じやすいのです．前年（1966 年）の洪水でこれら 2 箇所の水衝部が破堤したので，直線河道に改修する工事が工期 2 年で進められていました．このため仮堤防の状態にあったので，1 年後の洪水で再び同一箇所が破堤しました．
新設の直線河道内に位置することになった西長柄の集落は 500 m 西方に移転しましたが，再び洪水の直撃を受けることになりました．破堤氾濫が生ずると，その上流部河道内の洪水流の流速は大きくなるので，上流にある水衝部では警戒を強めねばなりません．破堤の時間差は，66
年洪水で 5 時間，67 年洪水では 30 分でした．
左岸側の破堤口から溢れた洪水流の主流は，自然堤防および盛土の微高地上に立地している
新発田の市街地を迂回して流れ，砂丘列によっ

写真 1

1967 年加治川破堤氾濫（国立防災科学技術センター撮影）
A，B：破堤箇所，C：直線河道に工事中で，ここにあった集落は矢印の先に移転て行く手を阻まれて南西に向かい，福島潟の低地に流入しました．写真上で左上に続く白っぽい部分は土砂堆積地および浸水域で，地盤高のわずかな差が色調によく示されています．浸水域の中央にある水路は，かつては加冶川本流であったこともある新発田川です．現河道沿いは地盤高が高くなっていることが，黒っぽい色調からよく認められます．その比高は 4 m もあります．右岸破堤口からの氾濫流は，自然堤防の間の凹地をまっす
ぐに流下して，現在は干拓されている旧紫雲寺潟の低地に流入しました．
洪水が流入した潟性低地は，排水条件が非常に悪い凹状低地であるため，66 年の水害時には湛水
日数は右岸側で 15 日，左岸側で 19 日に及びました．福島潟の排水河川である新井郷川の河口近くには，当時は東洋一ともいわれていた規模の排水機場が設置されていたのですが，排水をさらに促進するために阿賀野川堤防開削という非常手段がとられました．新井郷川堤防も 4 箇所開削されました．
加冶川流域では，1913 年（大正 2 年）の大洪水後は，1966 年までの 53 年間豪雨はなくて，大きな
新潟平野

21-3

災害はありませんでした．この間の 1952 年からは，計画洪水流量を毎秒 2,000 トンとする河川改修が進められていました．この進行過程で，最大流量が毎秒 2,300 トンと推定される出水により破堤が生じました．このため計画流量を毎秒 3,000 トンに引き上げて工事にとりかかった矢先に，最大流量 3,200 トンの洪水が発生して，2 年連続の災害を被りました．
短期間の観測データに基づく確率計算によって，ある流量の洪水が 50 年とか 100 年といった長い期間に 1 回しか起こらないとされたとしても，実際にそのような期間を経て起こるということを意味するものではありません．自然現象の発生の不規則性ということのほかに，流域の土地利用変化や河川改修は，同じ雨量であっても最大流量を大きくして既往最大値を更新させる働きをします．
大河津分水の分岐点から約 10 km 上流（長岡の約 10 km 下流）までは，扇状地性の平野（長岡平野）です．また，平野東面の山地・丘陵から流れ出す河川は出口に小規模な扇状地をつくっています．
この勾配がやや大の地形域における河川氾濫では，流れが強い洪水が生じて建物の破壊などをもたらします．最近では，2004 年 7 月に五十嵐川・刈谷田川などが氾濫して，三条市・見付市・長岡市などで多数の建物損壊被害が生じました．
3. 新潟地震
3.1 災害概要
1964 年 6 月 16 日に発生した新潟地震は，液状化の典型例として挙げられる災害です．震源は新潟市の北北東 50 km の粟島南西沖，深さ 34 km で，マグニチュード 7.5，震度は新潟市・酒田市・仙台市など広い範囲で 5，山形南部沿岸で局地的に6 でした（図 5）．震源東方で海底は最大 6 m 隆起し，これにより生じた津波は本震の約 15 分後から日本海沿岸各地を襲い，最大波高 4.5 m（最大遡上高約 6 m）を記録しました．日
本海沿岸の水準点は 10 年ほど前から急速に隆起し，それがほぼ停止した直後にこの地震が発生したので，予知に役立つ
現象ではないかと注目されました．震源に近い粟島ではおよそ 1 m の隆起が生じ，一方日本海沿岸は 10 ～ 20 cm ほど沈降しました．
被害は新潟・山形を中心として東北・中部・関東・中国の9 県に及び，被害総数は死者 26，住家全壊 1,960，半壊 6,640，

図 5 新潟県下の住家被害率（新潟県資料）×：震央（M7.5）

全焼 290，浸水 15,300 などでした．住家浸水は津波によるもので，大部分が新潟県北部沿岸で生じました．住家全半壊率が大きかったのは，新潟平野北部の水原町（9％），中条町（5.5％），神林村（5％）などでした．住家全半壊数が最も多かったのは新潟市（震度 5）で，多数のビルが沈下・傾斜・転倒
して目を惹き，この原因となった砂質層液状化が一躍注目されるようになりました．ただしこれ以前にも，濃尾地震や関東地震など沖積平野が強震域に入った地震のたびに，広く液状化は発生しています．2011 年東北地方太平洋沖地震では，利根川下流部の潟起源低地や東京湾沿岸の埋立地において，さらに大規模な液状化被害が発生しました．なお新潟地震当時では，液状化ではなく流砂現
象やクイックサンドなどの表現が用いられていました．
死者数 26 は，建物被害規模のわりに少ないものでした．震動の直接作用による建物の破壊は強い揺れの続く数 10 秒ほどの短時間に起こるのに対し，液状化による建物の傾斜や沈下は数分以上とより長い時間かけて進みます．したがって，液状化では人的被害はほとんど生じません．信濃川河口部の製油所では石油タンクが炎上し，鎮火までに半月を要しました．火災は周辺住宅地に延焼
して，286 戸が全焼しました．この地区はゼロメートル地帯で，同時に津波にも襲われています．

21-4

3.2 砂質層の液状化
砂丘列が連なる新潟平野とその北の庄内
平野では，地下水で飽和した砂質層の液状化による被害が，広範囲にわたり生じました．新潟市周辺地域では，通船川（阿賀野
川旧河道）沿いの帯状域，信濃川の旧河川
敷埋立地，沿岸砂丘後背地および砂丘間凹地で，液状化が集中発生しました（図 6）．
これらの地形は砂質層で構成され地下水位が高いところです．液状化被害の最も著しかった新潟市内では，多数の鉄筋コンク
リート建物が，上部構造にほとんど損傷を受けないまま傾斜や沈下を起こし注目されました．容積が大きくて重い建築物や構造

図 6 信濃川・阿賀野川下流域における液状化発生箇所（新潟県資料）旧河道・旧河川敷，砂丘後背地，砂丘間凹地で集中発生物は液状化の影響を受けやすく，液状化砂
層中に傾斜して沈み込んだり，浮力が働いて浮き上がったりします．
新潟市における木造家屋の被害率は 2％であったのに対し，鉄筋コンクリート建物の被害率は20％と 10 倍にもなりました．被害をうけた鉄筋コンクリート建物の 90％は液状化による地盤変形が原因であり，その 2/3 は上部構造が無被害でした．地盤の上に載っているだけの軽量の木造建物には液状化の影響は比較的小さいのですが，地割れや不等沈下が家の真下で生じた場合には，やはり変形し破壊を受けます．
信濃川では 1922 年に河口から 100 km 地点で日本海に向け分水路がつくられたので，その下流において従来ほどの河幅が必要でなくなりました．新潟市内では昭和以降に信濃川河川敷の埋立てが進められて河幅が以前の 1/3 にまで狭められ，元の河川敷は市街地化されました．この地区で生じたビルや橋の被害は，現在でも液状化被害の典型例とされています．川岸町の埋立地では 3 ～ 4 階建ての県営アパート 7 棟が，全く損傷をうけないまま傾斜し，うち 1 棟はほとんど横倒しになりました．しかし窓は開閉できる状態であったので，中にいた人はケガなしで脱出できました．建物は10 年前につくられ，構造は壁式鉄筋コンクリート造の布基礎で，直接砂層の上に載せられていました．
地震は新潟国体終了の 5 日後に起こったのですが，この開催にあわせて建造され 1 カ月前に竣工したばかりの昭和大橋は，川底砂層の液状化による橋脚の移動によって橋桁 10 スパンのうち 5 ス
パンが落下しました．川底には N 値 10 以下の締まりのゆるい砂層が厚さ 10 m ほどあり，これが液状化したと推定されています．N 値は砂の締まりの程度を示す値で，深さほぼ 20 m 以内にある N
値 10 以下の砂質層が液状化を起こしやすいとされています．川岸の液状化層は川の方向に向け流動を起こしたので，信濃川の川幅は最大で 20 m も狭くなりました．信濃川の旧河道に位置する新潟駅では，鉄道路盤やプラットホームが大きく波うち，跨線橋の 1 つは落橋しました．
この地震の 3 カ月前に起きたアラスカ地震（M9.0）により，アンカレッジ市内において液状化が原因で大きな地すべりが発生し，海岸が海に向かって 150 m もせり出しました．この地震および新潟地震により，液状化が世界的に注目されるようになりました．
沿岸砂丘列がよく発達している日本海沿岸の地震では，液状化被害がとくに目立ちます．秋田
県沖を震源とする 1983 年の日本海中部地震（M7.7）では，能代平野および津軽平野において大規模に液状化が発生し，住家全壊 1,570 戸のほぼすべてがこの液状化によるものでした．新潟市の南西60 km を震源とする 2007 年中越沖地震（M 6.8）では，死者 15，住家全壊 1,331，半壊 5,778 などの被害の大部分が液状化により生じました．
新潟平野

21-5

3.3 火災・津波
信濃川河口部右岸のゼロメートル低地に立地する昭和石油・新潟製油所において石油タンク 5 基が火災を起こし，うち 1 基は 2 週間燃え続け，黒煙が新潟市上空を覆いました．出火の原因は，震動により原油が大きく揺れるというスロッシング現象によって，タンクの浮屋根が側壁に衝突し，火花が発生して着火したものです．津波および液状化の噴水により敷地がすでに浸水していたとこ
ろへ，配管損傷によりガソリンが漏れ出て 5 時間後に着火し，これが水面上を拡散して周辺の住宅を焼失させました．スロッシングによる石油タンク火災は，東日本大震災など大きな地震のたびに起こっており，コンビナート地震対策の重要な問題になっています．石油コンビナートは液状化の最も起きやすい海岸埋立地に立地するので，液状化対策は重要です．
信濃川河口で高さ 1.8 m を示した津波は河川内を遡上して，ゼロメートル地帯のある新潟市の河岸低地に侵入し，9,800 戸が浸水しました．浸水の期間は最大で 1 カ月に及びました．
日本海東縁部にはプレート境界があるとされており，1964 年新潟地震はここで発生した地震の1 つです．新潟平野と周辺域にはプレート境界とほぼ平行して，北北東～南南西の方向の長岡平野
西縁断層帯・十日町断層帯・櫛形山脈断層帯 ・月岡断層帯などの活断層が走っています．この領域
はひずみ集中帯とされ，地震の危険がかなり大きいところです．

貝塚ほか（1985）：日本の平野と海岸．日本の自然 4，岩波書店．
高橋

裕 (1971)：国土の変貌と水害．岩波書店．

高橋

裕・宮村

忠 (1970)：加治川水害の意味するもの．水利科学 73．

新潟県 (1965)：新潟地震の記録－地震の発生と応急対策．
阪口ほか編（1986）：日本の自然 3，日本の川．岩波書店．

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22. 石狩平野－泥炭層の厚い原野が広がっていた低湿平野
1. 地域概要
石狩川は，北海道の脊梁山地から発し南北方向の地質構造帯を横切って流れ，日本海に流入しています．流域面積は 14,330 km2 で全国第 2 位，長さは 268 km で第 3 位という日本最大級の大河川です．流域面積最大の利根川は，江戸時代初期の人為的な河道付け替えにより流域面積がほぼ倍増しているので，石狩川は実質的には日本最大の河川ということになります．流路の長さは明治後期から行われた蛇行部の捷水路工事（ショートカット）および自然の河道短絡によって 100 km ほど短くなっており，以前の自然状態では長さが第1 位の信濃川に匹敵する大きさでした．
北海道中央部では，東の千島弧と南西側の
東北日本弧とが押し合い，東西方向の強い圧
縮力によって南北に伸びる短冊状の地形・地質構造が発達しています．石狩川流域とその周辺域では東から，北海道の屋根を形成す
る大雪火山群と日高山脈の脊梁山地，名寄・図 1 石狩川流域および周辺域

上川・富良野の盆地が並ぶ中央低地帯，道北から続く天塩山地と夕張山地の山列，大きく蛇行しながら石狩川が流れる石狩低地，日本海に面する増毛山地が並列しています（図 1）．石狩川河口部から太平洋岸の勇払低地に続く石狩低地帯は著しい沈降域で，第四紀（約 170 万年前以降）の沈降量は1,500 m にも達しています．ここは千島弧と東北日本弧との接合部にあたる第 1 級の地質構造境界
です．
流域内には札幌・旭川の 2 大都市があり，北海道全体の半分を超える 300 万の人口を擁しています．
流域内人口は，明治 30 年ごろに 44 万人，昭和 30 年ごろには 184 万人と推移してきました．この地は主要な農業地帯です．上川盆地・石狩低地は稲作が中心で，北海道の米生産量の 7 割を占めています．上川盆地南部～富良野盆地は優れた畑作地帯として知られています．流域内の耕地面積は，
明治 30 年ごろ 160 km2，昭和 30 年ごろ 1,000 km2 と増加し，現在では 1,100 km2 です．
上川盆地では冬季の気温が日本で最も低くなります．かつて石狩低地には農耕不適の泥炭地・湿原が広がっていました．このような厳しい自然環境を克服するために，明治以来の入植者たちが払った想像を絶する努力によって，農地化は為し遂げられました．
天塩山地・夕張山地の第三紀層地帯などでは石炭が産出します．明治 13 年にはすでに石炭搬出用の鉄道が敷設され，日本の産業発展に寄与しました．しかしこの石狩炭田は 1990 年代末に完全に閉山されました．主要な鉱山には，南から夕張・幌内・美唄・砂川・歌志内・芦別・赤平などがあり，山地内に大きな街が現在も残っています．
2. 低地地形―蛇行と泥炭地
石狩川は大雪山系（最大標高 2,230 m）を水源とし，溶結凝灰岩層を深く削りこんだ層雲峡の峡谷
から旭川のある上川盆地に流れ出ています．上川盆地東部には忠別川など 3 本の支流が放射状に合
石狩平野

22-1

流し，山地から侵食・運搬されてきた土砂を盆地内に堆積して，全域が勾配 1/200 ～ 1/500 のかな
り緩やかな複合扇状地となっています．旭川の市街はその合流点付近に位置しているので，流れの激しい扇状地河川洪水を被る危険があります．日高山脈北部を水源とする最大支流の空知川（長さ200 km）は，富良野盆地に流入して運搬土砂の大部分を堆積し，盆地を埋めています．盆地内には大小の扇状地が並んでいます．
これらの盆地から流れ出た石狩川および空知川は，天塩山地南部・夕張山地を峡谷となって横切り，石狩低地に流れ出しています．天塩山地・夕張山地の隆起は第三紀末（数百万年前）に始まったのですが，それ以前からこれらの河川流路はここに存在していたので，山地隆起が進むと河川の下方侵食が行われて以前の位置に河床が維持され，先行谷とよばれる谷が形成されました．山地起伏が大きくなった現在では谷の深さは 500 m を超え，ほぼ以前の流路のままに屈曲しながら流れています．上川盆地から出た石狩川は硬い変成岩山地を削り，神居古潭の深い峡谷をつくって流れています．空知川はより侵食されやすい第三紀の砂岩・泥岩層地帯を横切っているので谷底はやや広くなり，谷底には芦別や赤平の旧炭鉱街があります．なお，よく知られている夕張炭鉱の街は夕張山
地南部の夕張川上流谷底にあります．
石狩川と空知川は運搬砂礫の大部分を上川・富良野の盆地に堆積させているので，石狩低地への出口に形成された扇状地性堆積地は小規模です．石狩川は第三紀層丘陵を侵食してつくった幅広い
谷底に長さ 10 km，勾配 1/500 の緩扇状地を形成しています．その扇端には深川の街があり，石狩低地はこの付近から始まります．空知川の緩扇状地は同じような規模ですが，かなり開析されていて北半が段丘化し，その先端に滝川の街があります．図 1 において岩見沢付近までの石狩低地の東西両側面につらなる黄色部分はほぼ扇状地性堆積地を示します．西側の増毛山地縁辺の扇状地の多くは，先端が侵食されて段丘化しています．
深川の西方から月形・美唄付近（標高 15 m 前後）までは氾濫原性低地（自然堤防地帯）で，平均勾配は 1/2,000 です．さらにこの下流域は三角州性低地で，平均勾配は 1/5,000 と緩やかになります．約 6 千年前の海面上昇期には，海は岩見沢付近の，現在の標高で 10 m ほどのところにまで入りこんでいました（図 2）．このときの海面は現在よりも 2 ～ 3 m 程度高かったので，その後最大で 7 ～ 8 m ほどの地盤高上昇があったことになります．これは主として泥炭層の発達によるものと考えられます．
石狩低地は江別から南に向けて伸び，そこを千歳川が流れています．かつて石狩川はこの低

図 2 約 6 千年前の石狩平野下流域（貝塚，1985）

地を南に向かって流れ太平洋に注いでいたのですが，3 万年前の支笏火山の大噴火による火砕流がこの低地を埋めて閉ざしたので，現在のように
流れの方向が逆になってしまいました．火砕流堆積面からなる分水界の標高はわずか 25 m であり，
現在ではここに新千歳空港があります．
河口近くでは南の余市山地から豊平川が流れ出てきて，石狩低地内では最大の扇状地をつくっています．札幌はこの扇状地上に誕生した街ですが，現在では北方の三角州低地に市街が進出し，石狩川河畔近くにまで達しています．札幌は流れの激しい扇状地洪水，三角州低地における内水湛水
および石狩川の氾濫の危険がある低地に展開している街です．
石狩低地の大きな特徴は，河川蛇行が著しいことと厚い泥炭地帯が広大であることです．広く緩やかな氾濫原では，河川は蛇行を絶えず成長させるという性質があります．蛇行の突部（外カーブ側）

22-2

では水流の衝撃による侵食が，内側では流速低下による堆積が優勢となり，その結果として蛇行はより強められていきます．屈曲が過度になると，こんどはショートカットが洪水時に生じ，切り離された旧流路は三日月状の河跡湖となって残ります．石狩低地には自然および人工の三日月湖が非常に多数存在します．蛇行帯の幅は氾濫平野部で 2 km 程度，三角州域で 3 ～ 4 km ほどで，平野面が緩やかになるほど蛇行の振幅が大きくなっています．蛇行は侵食に対する抵抗の大きい地層のところでは発達しにくいので，泥炭層は蛇行を抑える働きがあると考えられます．
泥炭層は植物が未分解～半炭化の状態で積み重なって形成された地層です．沼沢地や湖沼のへりなど水分の多いところではバクテリアの活動が不活発なため，枯死した草や木は完全には分解されずにスポンジ状などとなって堆積します．北海道のような気温の低いところでは分解作用はさらに小さくて泥炭の形成が進みます．
氾濫原性平野および三角州には自然堤防や側面山地・台地に囲まれた後背低地と呼ばれる浅い凹状地が分布します．自然状態ではここは湿地・沼沢地になっていて，泥炭層が形成されます．最初，泥炭層表面は平らですが，形成が進むと凸レンズ状に中央が盛り上がった高位泥炭に成長していきます．その比高は
2 ～ 3 m ほどです．代表的な湿地植物は，ミズゴケ・アシ・ワタスゲ・ハンノキ・ヤチヤ
ナギなどで，その種類は低位から高位の泥炭に移り変わるにつれ変化していきます．
石狩低地における泥炭地は広大で，大部分は高位泥炭です（図 3）．これは石狩川の流路変化が比較的狭い蛇行帯内にほぼ限られていて，後背低地の位置が安定的であったことが図 3 石狩平野南部の泥炭地（阪口ほか，1986）

関係したと推測されます．泥炭層の形成は 5
千年ほど前から始まり，年平均 1 mm ほどの速度で堆積し，現在では約 5 m の厚さ，最大 7 m ほどになっています．高位泥炭地は洪水時の浸水をまぬがれる微高地になります．泥炭層は通気性がな
く酸性が強くて農耕に不適です．また軟弱なため地震時の震動が大きく増幅されるという悪い地盤になります．
3. 低地の開拓・開発
蝦夷地に東北の人々（和人）が移り住みはじめたのは室町時代のころからで，江戸時代にはいると松前藩が函館に置かれ，海産物・鉱産物などの交易を独占しました．幕末には外国船の寄航が頻繁になったので，幕府はここを直轄領として防衛の体制を高めました．明治以前には蝦夷地は農耕の行われない縄文時代的な生活・生産段階にありました．
明治維新になるとすぐに（明治 2 年），政府は北海道開拓使を札幌におき，内陸の開拓・開発にとりかかりました．各地の藩がとりつぶされ禄を失なった士族（武士）には，北方の防備と開拓の任務を負わせ，屯田兵として植民させました．屯田兵の入植地は，明治 30 年代までは空知と上川の地域（石狩川流域）が大部分でした（それ以外は根室地方）．20 年代になって貧しい農民などの一般平民の入植が盛んになり，次第に屯田兵の比重は小さくなっていきました．北海道の人口は，明治維新前後に約 10 万人，50 年後の大正初期には 230 万人と大きく変化しました．
北海道の気候・地形条件から，明治政府は当初西洋式の大規模畑作農業を目指しました．このため石狩低湿地に比べ耕地化し畑作地としやすい上川・富良野両盆地の扇状地および緩傾斜丘陵がま
石狩平野

22-3

図 4 石狩川流域の土地利用変化（国土交通省資料）

ず農地とされました（図 4）．排水不良の低湿地および泥炭地の広がる石狩低地は，明治 30 年ごろには完全に湿地のままでした．
明治 30 年代になって稲作の利点や農民の選好から，政府
は水田開発に乗り出し用排水路の建設や品種改良が進められました．しかし泥炭地では腐植土の客土が不可欠で，山地から大量の土を運び出すという想像を絶するような努力が農民により行われました．開拓がかなり進んだ大正 7 年（1918 年）
ごろには，石狩低地周辺の扇状地・台地および氾濫原性低地
上流部が農地化されていたものの，泥炭地の広がる三角州低地はまだほとんど湿地のままでした（図 4）．農地化されていたのは泥炭地の発達していない河道周辺や札幌扇状地の北方低地に限られました．
多額の費用を要する石狩低地の開発は，第二次大戦後の食料難の下で急務となり，1956 年には世界銀行の融資を受けた
篠津原野の農地開発事業がスタートしました．1955 年当時，

図 5 昭和 30 年ごろの湿地（国土交通省資料）

断片的にはなったものの，まだかなりの湿地が残っていました（図 5）．明治以来の多大な努力の積み重ねにより現在では，石狩川流域には優良な農地が広がり，北海道の主要な農業生産地帯になっています．稲作の限界は，品種改良と栽培技術の進歩により，現在では上川盆地の北方の名寄盆地にまで北上しています．
4. 石狩川の治水と洪水
自然状態では石狩川は非常に激しく蛇行していました（図 6）．空知川合流点から下流の氾濫原地帯ではとりわけ激しく蛇行を行っていました．流路屈曲部では洪水が停滞して氾濫を起こしやすくなります．このため明治の終わりごろから曲流部をショートカットして直線河道にする捷水路工事が進められました．ショートカットすると，同じ落差間をより短い流路で流れることになり，河床勾配はより大きくなります．この結果，全域で下方侵食による河床低下が，短絡部下端では局地的に堆積による河床上昇が生じます．1932 ～ 1950 年間における河床低下は月形～江別間において 1

22-4

～ 2 m であったという報告があります．この河床低下は堤防・護岸の基礎洗掘，地下水位低下とそれによる泥炭地の地盤沈下などを引
き起こします．直線化は安定河道をつくるわけではありません．
捷水路工事を中心とする河川改修は 1898
年（明治 31 年）および 1904 年（明治 37 年）の大洪水を契機に始められました．当初はできる限り自然河道を保持する方針であったのですが，大正に入ってからは捷水路方式への転換が行われました．これは地下水位を低下させるので，低湿地の開発を助けることにもな
りました．砂川地点における最後の工事が終了した 1969 年までの 60 年間に 29 箇所の捷水路が開削され，石狩川の長さは 58 km 短縮

図 6 石狩川下流域の地形および河道・旧河道されました．大洪水時に起こる自然のショートカットを含めると流路の短縮は 100 km にもなりました．自然短絡は 1899 年から 1939 年までの 40 年間に 15 箇所で発生しています．
明治以来，氾濫域面積 100 km2 を超える大洪水が 8 回起こりました．気象原因は大部分が台風と前線活動の複合によるものです．最大日雨量は 200 mm 以下であり，大雨頻度の小さい北海道では西日本南岸域に比べ半分以下の雨でも大きな洪水が発生します．
明治 31 年洪水は氾濫面積 1,500 km2 と最大で，被害家屋 18,600 戸，死者 112 人などの被害が生じました．多くの開拓民は困窮し離農者もでました．災害後に治水計画の策定がスタートし，その途上で起こった明治 37 年洪水の実績に基づき計画流量などが定められました．37 年洪水の最大流量（石狩大橋地点）は推定 8,300 m3/s で，昭和 56 年（1981）までは最大記録を保持していました．流域平均
雨量は 164 mm，氾濫域面積は 1,300 km2，浸水家屋は 16,000 戸でした．浸水は石狩低地のほぼ全域に及んでいます（図 7）．ただしこの浸水域の大部分は当時まだ湿地であり（図 4），浸水被害は札幌や岩見沢などの市街地で生じたものと推定されます．
昭和 37 年に起こった洪水のときの流域平均雨量は 140 mm で明治 37 年に近い大きさでしたが，河川工事の進展により浸水面積は 660 km2 と半分ほどでした．ただし流域内人口の増加により浸水

図 7 石狩川主要洪水の氾濫域比較（国土交通省資料）
石狩平野

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家屋 41,200 戸と最大の被害になりました．昭和 50 年洪水は流域平均雨量 173 mm（70 年確率規模）で，
明治 37 年を上回りましたが，浸水面積は 292 km2 であり，その 60％は内水氾濫でした．本川堤防の破堤・越流は泥炭層の収縮による地盤沈下のため堤防高が低下しているところで生じたので，泥炭地沈下の対策が問題になりました．泥炭性の軟弱地盤では堤防のり面の安定のために緩傾斜堤防が作られています．氾濫域を示す斜め空中写真（図 8）では，浸水域は河道付近および高位泥炭地の形成により緩やかな起伏を示す平野内の低所に限られていることがわかります．
昭和 56 年 8 月洪水は流域平均雨量 284 mm と既往最大を記録し（確率規模 500 年），岩見沢では 4
日間雨量が 410 mm にも達しました．最大流量は計画規模を超え，12,000 m3/s と明治 37 年を大きく上回りました．しかし石狩川本川堤防の破堤・越流は少なく，浸水面積 614 km2 の 85％が内水によるものでした．浸水家屋は 22,500 棟でした．南から流れる千歳川（江別川）の合流点にある江別では，越流による氾濫が生じました．
千歳川はかつての石狩川本流で，現在とは逆に南に向け流れ，苫小牧付近で太平洋に注いでいました．このため千歳川低地下流部は勾配 1/7,000と非常に緩勾配で，本川からの逆流による氾濫がたびたび生じています．56 年災害後，火砕流台地を開削して洪水を太平洋に流す千歳川放水路をつくる計画が策定されましたが，自然保護が優先して 1999 年に撤回されました．
現在の石狩川は，計画規模 1/150（再現期間 150年），計画降雨量 260 mm（3 日間）とし，ダムなど
により 4,000 m3/s を調節して，石狩大橋（河口から 10 km 地点）の最大流量を 18,000 m3/s という計画になっています．

図 8 昭和 50 年洪水の氾濫域
月形南方から上流方向を望む（国立防災科学技術センター撮影）

5. 地震・火山噴火
この地域に影響を及ぼす地震には，太平洋プレートの沈み込みにより北海道南方沖で発生する
海溝型巨大地震，日本海東縁部で起こる M8 前後のプレート境界地震，内陸の浅いところで起こる
M5 ～ 6 規模の直下地震があります．太平洋沖で起こる地震の震動は，北海道の中央部を東北東から西南西に連なる火山地帯（高温地殻で軟らかい）を通過するときに大きく減衰するので，石狩川流域での震度はかなり小さくなります．たとえば，1993 年釧路沖地震（M7.5，最大震度 6）によるこの地域の震度は遠く離れた東京と同じの震度 3 でした．火山はプレート沈み込みに伴って形成され，海溝に並行して帯状に分布します，海溝に最も近い火山を連ねる線を火山フロントとよび，この地域では阿寒火山と樽前・有珠火山を結ぶ線になります．このフロントの反対側で起こる地震は，規模が大きくてもほとんど被害をもたらしません．
日本海東縁にはユーラシアプレートと北海道が載る北米プレートとの境界が南北に走り，幅広い
断層帯を形成しています．ここでは 1993 年北海道南西沖地震（M7.8），1940 年神威岬沖地震（M7.5）など M8 近い地震が発生していますが，震源からは 100 km 以上離れているので，強い揺れにはなりません．北海道南西沖地震のときの石狩川流域における震度は 3 でした．
北海道は歴史が浅いので陸域における古い地震の記録は残っていません．記録にある最も古い被害地震は，1834 年の石狩川河口付近を震央とする M6.4 の地震です．被害は，原地人の家が 23 戸全壊，3 戸半壊などとなっています．この当時の人口はきわめて希薄であったので，被害の大きさには示されないかなりの強い揺れがあったと推測されます．最近の陸域における浅い地震には，1986 年空22-6

図 9 地震危険度・活断層・危険火山（地震調査研究推進本部資料）

知支庁北部の地震（M5.5），1995 年空知支庁中部の地震（M5.9），2004 年留萌支庁南部の地震（M6.1）
がありますが，いずれも被害はわずかでした．
石狩川流域と周辺域における活断層には，富良野断層帯，増毛山地東縁断層帯，当別断層，石狩低地東縁断層帯があります（図 9）．最も活動的と評価されているのは夕張山地西縁を走る石狩低地
東縁断層帯で，今後 30 年以内に地震（M7.9）が発生する確率は 0.05 ～ 6％もしくはそれ以下とされています．この地震規模は断層帯全域（長さ 60 km）が活動した場合のものであり，いくつもの小断層に分かれているので，全体が同時に動くとは限りません．
石狩低地では沖積層が厚く表層には厚い泥炭層があるので，地盤条件は非常に悪いのですが（図9 の右），地震活動度や火山帯による地震動減衰などから，強震動発生確率は大きくはありません（図 9 の左）．
北海道は火山活動が非常に活発な地域です．活動度の最も高いとされるランク A の火山は，日本全体では 13，北海道には十勝岳・樽前山・有珠山・北海道駒ケ岳と 4 あります．伊豆鳥島などの火山島 5 を除くと，半分が北海道にあり，そのすべてが石狩川地域に大きく影響する場所（地域内あるいは西方）に存在します．十勝岳は 1926 年に噴火し富良野盆地に流入した火山泥流により 150 人
3の死者がでました．樽前山（支笏火山の中央火口丘）は 1667 年と 1739 年に噴出物総量 3 ～ 4 km（爆発規模が「大規模」の 1 ランク上）の噴火を起こしています．1909 年の噴火では特徴ある形の大きな溶岩ドームが出現しました．有珠山（洞爺火山の中央火口丘）は近年，20 年ほどの間隔で大きな噴火を起こしています．最近では 2000 年に噴火し洞爺湖温泉街が火山灰に埋没しました．北海道駒ケ岳（札幌の南南西 120 km）は 1640 年に噴出物総量 4 km3 の巨大規模噴火を起こしました．これに先立ち土砂量 1 km3 の山体崩壊（巨大規模の崩壊）が発生し，海（噴火湾）に流入した大量土砂は大きな
津波を引き起こしました．
巨大カルデラはかつて超巨大規模の噴火が起こったことを明らかに示す地形で，北海道には洞爺カルデラ（10 万年前），支笏カルデラ（3 万年前），屈斜路カルデラ（11 万年前），があります．これらのカルデラから噴出した火砕流は周辺の数十キロの範囲を埋め，さらに広い範囲に大量の火山灰・軽石を堆積させています．このような巨大カルデラ噴火は北海道全域を破壊するでしょう．

石狩平野

22-7

貝塚ほか（1985）：日本の平野と海岸．日本の自然 4，岩波書店．
阪口ほか編（1986）：日本の自然 3，日本の川．岩波書店．
国土交通省：石狩川流域および河川の概要

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

22-8

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
23. 北海道・上川北部地域―災害誘因が最も軽微で最も寒い地域－
1. 地域の自然環境
北海道の中央部には，神居古潭帯・日高帯などの地質構造帯がほぼ南北方向に平行して走っているので，これに規制されて南北に伸びる山地列・盆地列が連なります．その北部では，東に北見山地，西に天塩山地が並列し，その間の凹部を北に向け
流路長第 4 位の大河川・天塩川が流れています．上川北部地域
は，これら両山地の主稜線に挟まれる南北に長い内陸域です（図 1）．行政上の上川支庁は南にかなり離れた富良野盆地までをも含めていますが，ここでは石狩川が流れる旭川盆地（上川盆地）との境界を上川北部地域

図 1 上川北部地域の南限とします．また，天塩山地内を南に流れる雨竜川は石狩川の支流ですが，その上流部は上川支庁に加えられているので，ここも同種の内陸地域として上川北部に含めます．この地域の災害自然環境上の最大の特徴は，地震や大雨など主災害誘因の強度・頻度が日本では最小であること，および冬の最低気温が最も低いといういわば日本の極地で，寒さの障害が大きいことです．
北見山地および天塩山地は，大部分が標高 1,000 m 以下であり，緩やかな起伏を示すほぼ丘陵状の山地です．峠越えの鉄道・道路はトンネルなしにほとんど真っ直ぐに通じていることからも，その緩やかさが分かります．北海道の大半は亜寒帯の気候に属し，山地部での冬季の気温は低いので，土中の水分は凍結し，昼間など気温が高くなったときに表層部が融けると，表面土層が少しづつゆっ
くりと斜面下方へ動きます．この凍結・融解が繰返し起こることの結果として，山頂・尾根は丸みをおび，山腹斜面はなだらかになり，山麓にはゆるやかな堆積面がつくられます．尾根が切り立つ
本州など温暖・湿潤な地域の山地とは対照的な地形景観です．山がなだらかということは，土砂災
害が起こりにくく，また洪水の勢力が弱くなることを示します．
両山地の間を流域面積第 10 位の大河川，天塩川が直線的に流れ，標高 100 ～ 150 m，長さ約100 km，幅 5 ～ 10 km ほどの，総称して名寄盆地とよばれる低地をつくっています．天塩川は盆地床をやや削りこんで流れているので，本流や支流がつくる扇状地は側侵食により段化しているところが多く，低地の大部分が低い段丘面や河道に向け傾斜する低地面で占められています．低地内には山地が両側からせり出して狭くなった狭窄部が各所にみられ，いくつもの紡錘状の小盆地の連なりをつくっています．この狭窄部は本流の上流部谷底や支流においてもみられ，流れを堰上げて洪水を激しくする要因になっています．
この地域の開拓は遅く，1900 年以降になって始められました．盆地中央付近には稲作の北限があり，北部では酪農・畑作が，南部では稲作・畑作が中心になっています．冬は非常に寒いものの，
夏は 30℃にもなるという気温の年較差の大きい内陸性気候なので，この夏の高温および多雪地帯で水利条件などが良いことを活かして，この北の地にまで稲作が進出し，米の上川といわれるように
北海道・上川北部地域

23-1

もなりました．稲作限界は農業政策の変換などが関係し，現在ではやや退いて名寄市付近にあります．地域の過疎化は著しく，名寄盆地の人口は 1960 年の 15 万人から 2005 年の 7.5 万人と半分に減少しました．いくつもあった JR 鉄道路線は，天塩川沿いに走る宗谷本線を残し廃線となりました．
2. 災害誘因の強度・頻度
地震や大雨など，災害を起こす引き金作用である誘因の強度・頻度は，日本の中で北海道北部は最小です．とくに上川北部は，内陸なので津波・高潮など海からの危険はなく，また強風も弱くなります．最も近い火山は南に 50 km 以上離れています．
海溝など周辺の地震発生
域や活断層の活動度とそこ

図 2 強い振動に見舞われる確率（地震調査研究推進本部資料）からの距離，その場所の地盤条件などに基づいて求められた「今後 30 年以内に震度 6 弱以上の揺れに見舞われる確率」は，図 2 に示すように 0.1％以下です．確率 0.1％は約 3 万年に 1 回に相当するので，実質的に震度 6 弱以上は起こらないということを示します．地盤条件が良いこともまたこれに関係しています．
日本海溝付近では M8 クラスの巨大地震が継続的に起こっていて，北海道の太平洋沿岸域における強震動の発生確率は非常に高くなっています．しかし北海道北部は，阿寒－十勝－樽前と続く火山地帯（火山フロント）が間にあって，この高温で地殻が軟らかゾーンを地震波が通過するとき大きく減衰するので，強い揺れを伝えないのです．
活断層はこの地域にはありません．最も近いのは天塩平野の海岸沿いにあるサロベツ断層で，活動した場合の規模は最大で M7.6，30 年以内発生確率は 4％以下とかなり高い値を示しますが，
100 km 近く離れているので，強い震動はもたらしません．直下型の地震がときにありますが，大部分は震源の深さが数百 km という深発地震です．
最 も 近 い 火 山 は 大 雪 山 で， 南 に
50 km 離れています．上川北部は偏西
風の風下ではないので，この火山の噴火による降灰の危険は小さくなりま
す．噴火があると大なり小なり起こる
火山泥流は，50 km 以上も流下することがありますが，低い丘陵で隔てられた別流域なので，危険は全くありません．最も恐れられるのは火砕流で，低い山も乗り越えて高速で拡がり，100 km 以上も遠くまで到達することがあります．3.2 万年前の支笏湖カル
デラの火砕流や 10 万年前の洞爺湖カ

23-2

図 3 大雨の地域分布

ルデラの火砕流は 50 km 遠方にまで達しました．しかし，大きなカルデラをつくるような巨大火砕流の発生は，北海道において数万年に 1 回の頻度です．
大雨（日雨量 100 mm 以上）の年平均日数は，北海道北部で約 0.25 日（4 年に 1 日）であり，西日本
太平洋岸の 1/4 ～ 1/8 程度，本州中央部の 1/2 ～ 1/3 程度です．また，最大日降水量（最近の 30 年間）は，
北海道北部で約 140 mm であり，西日本太平洋岸の 1/3 ほどの大きさです．ただし，年間の総雨量の 1 割が一度に降ると災害になるといわれるように，水害発生の限界雨量は雨は少ないところほど小さくなって，それだけ水害が起こりやすくなります．上川北部の年降水量は 1,000 ～ 1,200 mm（積雪期以外に限ると約 700 mm）で日本の平均のおよそ 2/3，西日本の 1/2 程度です．これらのことから
おおまかにみて，上川北部における災害誘因としての大雨の実質的な強度・頻度は，西日本の 1/3程度，本州中央部の 1/2 程度となるでしょう．
風速は内陸盆地であるために弱くなります．最近 30 年間における瞬間風速の最大値は 23 m/s 程度です．これは北見や天塩の海岸部の 1/2，西日本の 1/3 ほどです．その気象原因は冬季～春季の発達した低気圧です．北海道まで到達した台風はかなり衰えているので，内陸の風は強くなりません．
局地強風である竜巻は，山地・盆地で発生することはまずありません．
3. 大雨による災害
この地域における主な災害は，天塩川の本流・支流の洪水氾濫および内水氾濫です．天塩川の河
床は下刻傾向にあるので，扇状地性の低地面は河道に向かってかなり傾斜しており，平坦低地部では河床は 3 ～ 5 m 低い位置にあります．狭い盆地であり経済効果が小さいこともあって，堤防はご
く低いものがつくられています．

図 4 天塩川上流域低地の地形

1971 年には天塩川最上流部の標高 270 m 地点に高さ 58 m の岩尾内ダムがつくられました．これは洪水調節・発電・利水を兼ねた多目的ダムです．これにより 500 m3/s の洪水を調節し，名寄地点
におけるピーク時洪水流量を 15％低下させる計画になっています．天塩川流路はかなり曲流しているので，これをショートカットする工事が治水対策の主なものとして現在進められています．
岩尾内ダム完成後の主な洪水災害には，1973 年 8 月洪水（浸水家屋 1,255 戸），1975 年 8 月洪水（浸水家屋 2,642 戸），1981 年 8 月洪水（浸水家屋 546 戸）があります．いずれも台風の接近に伴う前線
活動の豪雨によるものです．河道から溢れた水が地形と水位に応じて周辺低地に拡がるという氾濫が大部分です．内水氾濫もかなり起こっています．
1981 年の豪雨はこの地方としては記録的なもので，朝日（ダムの 7 km 下流で現在は士別市）における最大日降水量は 168 mm とそれまでの記録をかなり超えました．これは数百年に 1 回の確率規模と思われます．天塩川の流量は既往最大（河口から 40 km 地点で推定 4,400 m3/s）を記録しました．
西日本に比べるとこの雨量は少ないものであり，洪水の比流量（単位流域面積あたり流量）は数分の
北海道・上川北部地域

23-3

1 程度です．盆地内の各地における最大 1 時間雨量の記録は 50 mm 程度であり，大きな土砂災害を起こす強度ではありません．ただし，凍結・融解の作用によって運ばれた土砂が山麓に堆積して緩傾斜面をつくっており，これが強い雨により泥流状に流れ出す恐れはあります．
地形条件からみると，上流部谷底において家屋の流失・全壊をもたらすような激しい洪水が発生する可能性があります．洪水流の及ぼす力（流体力）は，水深のほぼ 2 乗と流れの場の地形勾配とを掛け合わせた大きさになります．したがって，流れの横への拡がりが制約されて水深が大きくなる
狭い谷底にあってその低地面の勾配が大きいところでは，雨がある程度強くなって流量が多くなると，被害は浸水だけでは済まなくなり家屋の破壊が生じます．
図 4 に示した奥士別（士別市朝日町）の地形条件（勾配 1/150，谷底幅 1.2 km，上流域面積 500 km2）の場合，過去の山地洪水災害事例のデータに基づくと，最大日降水量 150 mm を超えると家屋流失・全壊の被害をもたらす激しい洪水が発生すると計算されます．これは 1981 年のときの降雨強度に相当しますが，すぐ上流のダムによる調節でそのような被害はありませんでした．しかし，ダム湖が満水で洪水調整能力が小さい場合にこのような豪雨が降ると，激しい洪水流に襲われる可能性があります．この地区ではすぐ下流に狭さく部があるので洪水の堰上げが生じるという条件が加わります．この谷底低地内にある他の集落には，8 km 下流の下市別地区がありますが，ここの地形条件
ではこのタイプの洪水の危険はほとんどありません．士別の中心市街は勾配の緩やかな低地内にあります．
同じような地形条件の地区に，支流である名寄川の低地に位置する下川町があります．ここは上流及び下流が著しい狭さく部で挟まれています．市街地部の低地面勾配 1/200，流域面積 340 km2という地形条件を与えると，家屋を流失・全壊させるような激しい洪水を引き起こす最大日雨量は200 mm と計算されます．この雨量は数百年に 1 回のかなり稀な規模と推定されます．
4. 低い気温がもたらす障害
上川北部は日本の極地ともいわれる最も寒い地域です．最低気温の記録は，気象庁以外の観測点を含めると，美深－ 41.5 ℃（1931 年），幌加内・母子里 -41.2 ℃（1978 年）と，上川北部が最上位を占めます．気象庁観測点では旭川 -41.0℃（1902 年）が最低気温の記録です．全国のアメダス地点における最低気温記録の上位 20 地
点をとると，そのうちの 9 地点
が上川北部です．図 5 に示す真冬日（気温が終日 0 ℃未満の日）の分布では，北海道中央部内陸がほぼ 100 日以上と最も寒いことが明らかです．
内陸盆地では，夜間の冷気が盆地の底にたまって流れ出さな
いので，明け方の最低気温が低くなるのです．風は山にさえぎられて弱くなり，これが大気の上下の混合を小さくする効果があり，また，山の高所での冷気が山腹に沿い降りてくるということも加わります．
寒さによる障害については，
例年最低気温を競っている十勝23-4

図 5 年間の真冬日および積雪日数（気象庁資料）

平野の山間部とは違い，上川北部では積雪が多いという好条件があります．積雪日数の分布をみると北海道北部内陸が最も多い 150 日以上となっています（図 5）．積雪層は空気を多く含み熱を伝えにくいという断熱効果があるので，地面の温度は低くはならず土壌凍結が抑制されます．北海道では 12 月中頃までに積雪深が 30 cm を超えそのまま根雪となって続くと，土壌凍結は起こらないとされています．名寄盆地の中・南部での 12 ～ 4 月における最大積雪の平年値は 50 cm を超え，1 ～3 月では 1 m 以上になっています．雪の多い北部ではこの全期間にわたって 1 m を超えます．このため土壌凍結はなく春先の地中温度が高いので，融雪のあとすぐに水田耕作の準備にとりかかることができ稲作に好条件となっています．
水は凍ると体積が約 10％増すので，土壌凍結は地面を押し上げます．この力は強力であり，凍結深が大きくなると重い建物も歪ませ，鉄道・道路の路盤を破壊させたりします．この凍上現象が起こりやすい土質は，粘土より少し粒が粗いシルトです．火山灰の風化土（ローム層）はこれに相当しますが，この地域にはローム層は分布しません．
災害誘因が軽微であることは，地域の振興に役立てることができるでしょう．

小疇ほか編（1994）：日本の自然地域編 1，北海道．岩波書店．

国土交通省：天塩川の治水と洪水の歴史
中村ほか編（1986）：日本の自然 5，日本の気候．岩波書店．
山下・平川編（2011）：日本の地誌 3，北海道．朝倉書店

北海道・上川北部地域

23-5

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

23-6

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
24. 東北・三陸沿岸地域－大津波が周期的に来襲する危険極大の海岸
1. 地域概要
三陸とは，明治の初めに陸奥国（むつのくに）が分割されてできた 5 国のうちの，陸奥（りくおう），
陸中（りくちゅう），陸前（りくぜん）の 3 国を総称したものです．その範囲は青森県と岩手県の全域，
および宮城県の大部分を含んでいました．しかし現在では一般に，北上山地が太平洋に接し起伏の大きい海岸地形を示す，八戸から牡鹿半島にいたる直線距離およそ 220 km の範囲を，三陸とよんでいます．
三陸海岸の地形は，ほぼ中央にある宮古湾の付近を境にして異なります（図 1）．北部では高い海岸段丘が発達し，海岸線はかなり滑らかです．これに対し南部は海岸線が激しく屈曲するという典型的なリアス海岸です．両方に共通するのは，湾奥の狭い低地部は除き，比高が最大で 100 m にも及ぶ海食崖が連なることです．これは太平洋の荒波の激しい侵食作用により，陸地岩盤がほぼ垂直に削られてできた地形です．

図 1 三陸沿岸の地形（左図の下に右図が続く）南半部には海岸段丘がない

リアス海岸は，多数の尾根と谷が並ぶ山地に海が進入した場合に出現する地形です．海の進入は，地殻の沈降，海水面の上昇およびこの両者の複合により生じます．最新の地質時代である第四紀（約170 万年前以降）の後期には，氷河期と間氷期の繰返しにより数回にわたって海面が大きく変動しま
した．最後の氷河期のピークは 1.8 万年前で，当時の海面は現在よりも 130 m ほど低い位置にありました．三陸南部のリアス海岸域の海底地形をみると，100 m 以浅の等深線は湾内に向け屈曲して谷地形をつくっているのに対し，120 m の等深線はほとんど平滑です．このことから地殻の沈降はわずかで，氷河期後の海面上昇が現在のリアス地形をつくった主因と推定されます．北上山地から流れ出す河川の運搬土砂量は少なくて湾底の埋立てはあまり進まないので，同じような山地地形が沈水と陸化を繰り返してきたものと考えられます．
東北・三陸沿岸地域

24-1

一方，三陸北部では地殻のゆっくりとした隆起が進行してきました．ここには 40 ～ 400 m の高さに数段の岩石段丘が分布します．最も広いものは 200 m 付近にあります．これらの段丘は，海岸近くの浅海底が波の侵食作用によりほぼ平らに削られてできた地形（波食棚）が，地殻運動により高く持ち上げられたものです．一般に隆起域では，海岸に浅海底面の陸化による低地が分布するのですが，ここでは高さ 100 m もの海食崖が連続しています．このことは，最近では隆起運動は停止し波の侵食作用がもっぱら進行して，高い海食崖が成長したことを示します．高さ 40 m 付近にある
最も低い段丘は，最後の海面上昇期（約 12 万年前）に形成されたと考えられていますが，この段丘面の幅は非常に狭いので，絶えず働いている強い波の侵食作用により，ほとんど削られてしまったものと推定されます．
東北地方の東方沖には太平洋プレートが沈み込む日本海溝が走り，頻繁に海溝型巨大地震とそれによる大きな津波が発生しています（図 2）．この海域に直面する三陸沿岸では，震源から 100 km 以上は離れているので震動はあまり大きくはならないものの，リアス式という海岸地形のために大きな津波災害を繰返し被っています．リアス
海岸では山が海に迫っているので，集落は狭くて低い湾岸低地に散在して立地することになり，津波に対する脆弱性の大きい居住状況がつくられます．
湾の平面形が V 字状であると，その湾奥では津波が押し込められて波高が高くなります．平面形や水深分布によって決まる
固有振動周期が津波の周期と一致する湾で

図 2 主要津波の波源域

は，共振現象により波高はさらに高くなります．三陸海岸は世界で最大の津波危険地帯なのです．
東北地方の太平洋側は，冷夏災害の危険がこれまた世界最大といってよい地域です．日本列島がヒマラヤ・チベットの高山岳をもつ広大なユーラシア大陸東岸に位置するという地理的条件に，東北太平洋岸がオホーツク海高気圧からの寒冷な北東気流（ヤマセ）をまともに受けるという条件が加わるからです．
悪い面ばかりではありません．奥深いリアス湾は天然の良港になります．三陸沖は黒潮と親潮とがぶつかり世界有数の漁場となっているので，八戸・気仙沼・石巻など多数の大きな漁港がこの三陸海岸にはあります．三陸沖はサンマ・カツオの主漁場で各地から漁船が集まってきます．湾は深いので，ウニ・ワカメ・カキなどの養殖漁業も盛んです．高い海食崖や奇岩が連なり屈曲に富む海岸地形のため，景勝の地ともなっています．
2. 津波災害
三陸地方ではかなりの被害を伴う津波が 20 ～ 30 年に 1 回ほどの頻度で起こっています．日本近海の津波に加え，チリ沖など太平洋対岸からの遠地津波も襲来しています．869 年貞観地震は明治
三陸地震よりも大きい M8.6 の規模であったので，非常に大きな津波が生じたことは確かですが詳
細は分かりません．1611 年の慶長地震 (M8.1) では，最大波高 20 m の津波が三陸海岸を襲い，大きな被害が生じました．田老・小湊・下攝待では集落全滅，宮古では民家 1,100 戸のうち残ったもの
6 戸などの記録があります．これ以降，1677 年延宝地震（M8）で波高 4 m，1763 年宝暦地震（M8）で
波高 5 m（八戸），1793 年寛政の地震 (M8.2) で波高 5 m（両石），1856 年安政の地震（M8）で波高 6 m

24-2

（野田）などの津波が来襲しています．なお，水深 3 m を超える津波に襲われると，木造家屋のほとんどが全壊します．最大の被害は 1896 年の明治三陸津波により生じました．
2.1 明治三陸津波
1896 年（明治 29 年）6 月 15 日 19 時すぎ，三陸海岸の東方 200 km の日本海溝沿いで強い地震が発生しました．陸地における震度は 2 ～ 3 ほどであったので，ちょうど旧暦の端午の節句を祝っていた人々は大して気にもとめませんでした．しかしこの地震は，断層破壊の進行がゆっくりと進むのでマグニチュードのわりには大きな津波を起こすという「津波地震」でした．断層面の広さは，長さが 250 km，幅が 80 km という大きなもので，津波の規模から求められるマグニチュードは 8.4 という巨大規模の地震でした．津波地震は陸上で感じられる震動が小さいので，津波は不意打ちとなり
人的被害を大きくします．
明治三陸津波と名づけられた
この津波の第 1 波は，地震から35 ～ 60 分後に三陸海岸に到達しました．津波の到達標高は全般的に 10 m 程度，最大で 38 m（綾里）でした．これによる被害は，岩手・宮城・青森の 3 県で死者・行方不明 2.2 万人，流失・倒壊家屋 1.2 万戸という著
し い も の で， 日 本 の 津 波 災 害
史上で最大の災害となりました（ 図 3）． 岩 手 県 の 36 被 災 町
村における家屋流失率は 34％，
死者率は 17％，宮城県の 17 被災町村における家屋流失率は25％，死者率は 11％でした．
津波は波長の非常に長い波であって，一般の風波とは全く異

図 3 湾ごとの死者数（北部では一部集落ごと）

なり海面が数分間以上高まり，海水は継続して大量に流入してきます．したがって津波の高さが 5 m にもなると，低い海岸低地に立地する集落では流失・倒壊率が 100％近くにもなり，避難が間に合わないと人的被害が非常に大きくなります．田老村（波高 15 m）では死者数 1,867 人で死者率 83％，唐丹村（波高 17 m）では死者
数 1,684 人で死者率 66％，釜石町（波高 8 m）では死者数 3,765 で死者率 54％でした．田老村の田老地区ではほぼ全戸流失・倒潰し，生き残った人は海へ漁に出ていた人か山へ仕事に出かけていた人だけという状態で，一家全滅が 345 戸中で 130 戸にもなりました．岩手県全体では一家全滅が 728戸でした．
このように度重なる被災の履歴があるにもかかわらず津波に備える態勢はなかったようで，震動が弱い津波地震であったことも関係して，非常に大きな人命被害をもたらす結果になりました．津
波は神仏の祟りによるものといったような誤った俗説や語り伝えが，危険の認識を甘くしていたこ
ともまた関係していたようです．高地移転は抜本的な危険除去対策であり，被災後にかなりの集落が集団であるいは分散して高地への移動を行ったのですが，田老地区のように原地再建した集落も多く見られました．

東北・三陸沿岸地域

24-3

2.2 昭和三陸津波
37 年後の 1933 年に三陸沿岸は再び大きな津波に襲われました．このときは強い震動が感じられたことなどにより死者数は少なかったのですが，それでも 3 千人という多さでした．地震の発生は桃の節句の 3 月 3 日 02 時 32 分で，震源域は 1896 年のそれと半分ぐらい重なり，地震の規模は 8.1
で三陸海岸における震度は 4 ～ 5 でした．この地震の断層はプレート境界での低角逆断層ではなくて，太平洋プレート内部における正断層による地震でした．このいずれの場合にも，西方の日本列島に向けて海面の低下（引き波）が先行して伝わります．正断層では専ら海底の沈下が生ずるし，西に低角で傾斜する逆断層では陸地側に沈降部が現れるからです．
津波は地震の約 30 分後に三陸海岸に到達し，まず海水がかなり沖へ退き，ついで数分後に最初の高波が襲来しました．多くのところで第 2 波が最大で高さは 10 m を超え，綾里では 29 m に達しました．全般的にみて，明治の津波よりもやや規模が小さいものでした．それでも流失・倒潰家屋は 7 千戸にもなりました．ほとんどの人が寝静まっている時刻であったにもかかわらず死者数が明治に比べ少なかった理由としては，震度 5 の強い揺れが感じられたこと，明治の大津波の経験がまだ忘れられていなかったことなどが挙げられます．津波の周期は 10 分前後であり、大きな波は 5波ほど到来しました．
明治の津波に比べ大部分の集落で死者数を大きく減らしたのですが，そうでなかった集落もいく
つかありました．田老町田老（波高 10 m）では全戸数 362 戸のうち 358 戸が流失・倒潰し，地区人口
1,798 人の 44％にあたる 792 人が死亡するという，明治に引き続く大被害を被りました．ここは慶長大津波でも全滅の被害を受けています．唐丹村本郷（波高 14 m）では全戸（101 戸）が流失・倒潰し死者数は 326 人，死者率は 53％でした．明治の津波後に高地への集団移転をおこなった船越村船越，
唐桑村大沢，階上村杉の下などでは，ごく少数の原地復帰者が被災しただけでした．唐丹村小白浜（波高 17 m）では，一旦高地へ集団移転したものの山火事に遭ったこともあって大部分が原地復帰しました．このため全 160 戸中 98 戸が流失・倒潰したのですが，死者数は 7 人でした．
昭和の津波による再被災の後，移転を渋っていた住民も行政の働きかけを受け入れ，岩手・宮城両県で 98 集落，約 3,000 戸が集団あるいは分散して高地移転を行いました．しかしその後，原地に新たな家並みが復帰者や新規居住者によってつくられているところが大部分です．
2.3 チリ地震津波
1960 年 5 月 23 日午前 4 時すぎ（日本時間），南米のチリ南部でマグニチュード 9.5 という観測史上最大の超巨大地震が発生しました．これによって生じた大きな津波は平均時速 750 km という高速で太平洋を横断し，22 時間半後の午前 3 時ごろに太平洋の真向かいにある日本列島の沿岸に到達しました．津波は北海道から沖縄に至る太平洋岸のほぼ全域を襲い，波の正面にあたる三陸海岸では到達標高が 8 m を超え（久慈 8.1 m），全国の死者 139 人の 2/3 がここで生じました．被害は大船渡（死者 53）と志津川（死者 37）で集中発生しました．
チリ海溝は日本に真横を向けているので，波源域の短軸方向に放出される強い波が日本に真っ直ぐ向かってきます．チリは 17,000 km 離れた地球の真裏近くに位置します．南極から放射状に広がる経線がすべて北極に収束していくことから分かるように，チリ沖から発進した津波は太平洋の中央で一旦発散しても，日本近くにやってくると集まってきて強くなります．しかもチリと日本の間には深い太平洋がほとんど障害物なしで広がっています．チリ沖など太平洋沿岸海域から来襲する
遠地津波の被害は，50 年に 1 回ほどの頻度で起こっています．
遠地津波では波源域が広大であることなどによって周期が 40 ～ 60 分と長くなります．津波の共振は湾の固有周期と津波周期が一致すると起こるので，それぞれの湾において近地津波と遠地津波とでは増幅の仕方が地震のたびに違ってきます．奥行きの深い大船渡湾ではこの長周期の波と共振して津波が増幅され，被害が大きくなりました．津波到達の最大標高は，1933 年昭和三陸津波で24-4

3.5 m であったのに対し，1960 年には 5.5 m とより大きくなりました．志津川では 1933 年津波の被害が小さかったことが危険意識を弱めて，被害を大きくすることにつながったと推定されます．
2.4 東北地方太平洋沖地震津波
2011 年 3 月 11 日 14 時 46 分，牡鹿半島東南東 130 km の三陸沖を震央とするプレート境界地震が発生しました．震源断層は大きく南方に拡大し，最終的に長さ 500 km，幅 200 km の範囲が最大25 m ほどずれ，モーメントマグニチュードは 9.0 と超巨大規模でした．震度計による最大震度は 7ですが，住家全壊率では最大が 5％程度と震度 6 強ほどに相当するものでした．死者・行方不明の総数約 1.8 万人のほぼすべては津波によるもので，建物倒壊や斜面崩壊など津波以外の人的被害は全体の 1％に達しない 200 人以下でした．津波の規模は明治三陸津波のそれをかなり上回り，最大
遡上高が三陸リアス海岸で 30 ～ 40 m，宮城・福島の平滑な海岸線の海岸平野において 10 ～ 20 m，房総東岸で 5 m ほどでした．浸水総面積は 535 km2，津波被災市町村における住家全壊は 10.7 万棟，半壊は 10.2 万棟（地震全体では両方合わせて 26 万棟）でした．明治および昭和の三陸津波とは異なり，牡鹿半島以南の海岸平野部にも大きな津波が襲来したこと，および昭和の津波以降に標高の低い海岸低地へ市街域が大きく拡大したことが，被害を非常に著しいものにしました．
牡鹿半島を境にして北方は三陸岩石海岸，南方は平滑な砂浜海岸線をもつ比較的広い海岸平野で，津波の高さや被害の様相はこの両地域でかなり異なります（図 4）．死者・行方不明数は共におよそ1 万人です．死者率（浸水域の人口で死者・行方不明数を割った値）は三陸海岸部で 6.0％と，海岸平
野部の 3.2％の 1.9 倍です．死者・行方不明数と流失・全壊住家数との比で簡易に示す人的被害度は，
三陸海岸部が海岸平野部の 1.8 倍の大きさです．
三陸リアス海岸では度重なる被災経験を持ち避難用の高地が近くにあるものの，20 m を大きく超える激しい流れの津波に襲われたことによって，より大きな人的被害度を示す結果となったと考えられます．一方，標高 1 ～ 3 m という低くて平らな海岸平野部では，震央に直面する位置にあったものの，1 m 近くの地
盤沈降の影響も加わって，大きな破壊を及ぼす引き波の勢力が相対的に

図 4 東日本大震災のときの津波の海岸における高さ小さかった可能性があります．
2.5 高地移転
津波の危険が大きい海岸低地から高地への住居移転は，いわば建物・家財ぐるみの恒久的な避難であり，人命だけでなく経済的被害も防ぐ抜本的な対策です．しかし，危険が大きいと指摘されていても，さらには大きな被害を受けた場合でも，なかなか移転にまでは踏み切れないのが現実です．
繰り返し大災害を被ってきたという世界で最大の津波危険地帯である三陸沿岸の集落はその典型例といえるでしょう．
明治三陸津波の後，三陸の多くの町村で安全な高地への集落移転が検討されたものの，実施したのは一部の地区にすぎませんでした（図 5）．その理由としては，被災地区の大部分が漁村で海浜から離れるのは漁業に不便である，零細漁民が多くて資金的に困難である，地区民の利害が一致せず
合意形成は難しい，移転地の選定・買収に当たり地主との対立が生ずる，などが挙げられました．
また，傾斜地の土地造成は当時の土木技術水準の面から制約がありました．このため各戸が任意に
東北・三陸沿岸地域

24-5

図 5 集落の高地移転

赤数字は住家流失・全壊数

行う分散移動が主として行われました．漁業共同体としての集落を再興し維持するために，他地区への移住をやめさせようとする働きかけもあったようです．
結局，大部分の被災集落は原地再建を選択したので危険は解消されず，昭和の再被災につながりました．少数ながら行われた集落移転の跡地には，移転者の一部が復帰したり，その分家や他村からの移住者が住みついたりしました．家系の再興，屋敷・耕地の継承などのために移住者の積極的受け入れも行われたようです．
昭和三陸津波では，明治の貴重な経験を活かして迅速な避難が行われ，死者数を大きく減少させました．しかし，建物はもちろん避難できないので多数の地区が壊滅的な破壊を受け，集落の再建が必要になりました．そこで，集落の高地移動が主要復興事業の 1 つに取り上げられ，県はこれを積極的に推進し，国は国庫補助および低利資金利子補給で支援しました．これにより当初は岩手・宮城両県で 35 町村の 102 集落が移転のための宅地造成計画をたてました．適地の条件は，海浜に近いこと，既往津波の最高浸水線以上に位置すること，海を望み得ること，南面の高地であること，飲料水が容易に得られることなどでした．しかし，適地が得難いことに加え，資金調達困難，農地
転用上の障害，地主との対立などの問題があって，結局，およそ 100 集落で約 3,000 戸が，分散あるいは集団で高地移転を実施しました．これ以外に個別に移住した人々は多かったでしょう．
危険な海岸低地への居住を制約するために，宮城県は県令により津波罹災地および津波罹災の虞れある地域における居住用建物の建築を規制しました．しかし時が経つにつれ，漁業に不便などによる元屋敷への復帰，分家や他地区からの移住者の居住などにより，大部分の地区で元のような家並みが復活しました．高地移転先は出来る限り元の集落に近いところが選定されて，その平均標高は 10 m 程度でした．したがって，これをかなり超える高さの 2011 年津波により，これらの高地移
転地区の半数以上が部分的にせよ被害を被りました．
2011 年東日本大震災の後には，津波により被災した 30 市町村の 230 地区で，約 3 万戸の集団移転が予定されています（2014 年 1 月現在）．津波の高さは数十メートルにもなり得るので防波堤の防御機能には大きな限界があり，高地での居住が最優先の対応策です．

24-6

3. 冷夏災害
日本列島はヒマラヤ・チベットの高山岳域の風下にあたる，夏季に大陸と北部太平洋との温度差が大きくなるなどのために，偏西風が日本付近で大きく蛇行しやすいという地理的条件があります．
偏西風が大きく波動して北極の気団が南へ張り出しブロッキングされた状態となって持続すると，低温が継続します．停滞した気団の境界は前線帯となり雨天と日照不足が続きます．日本は島国であり，気流はすべて海を渡ってくるので下層に多量の水分を含みます．これが霧をつくり，また雨を多くして，日射を妨げ低温をもたらします．
ユーラシア大陸東岸域はモンスーン気候下にあり，夏には南東からの気流に支配されてかなり高緯度まで暑いのが通常です．降水量もまた多く，同緯度の他地域の 2 ～ 3 倍あります．暑い夏の年が多く水が豊富という環境条件を生かして，人口支持力の大きいイネが主食穀物として栽培されています．イネは熱帯・亜熱帯が原産地で，生育に高い気温が必要です．稲作地帯において夏の低温の影響は特に大きいのです．
長年にわたる品種改良により，現在日本の水稲作の中心地は，東北地方の日本海側から北陸にかけての寒冷積雪地帯にあります．寒冷地の自然環境は，冷害と病虫害が回避されるならば，稲作にとって有利なのです．これは，緯度が高いので日照時間が長い，気温の日較差が大きい，東北地方
では太平洋側に比べ日本海側のほうが夏季に晴天の日が多く気温も高い，呼吸作用による光合成物
質の消費量が低温のため少ない（穀実としての貯蔵が多い），融雪により多量の水が継続的に供給される，などの理由によるものです．この地域の収量が全国で最高になったのは 1960 年ごろで，苗代改良によって早植が可能になり栽培期間が短縮されたことが大きく貢献しています．しかし，冷夏が克服されたわけでは決してありません．
日本に冷夏をもたらす気圧配置には，北東気流型と北西気流型（寒冷セル型）があります．北東気流型（ヤマセ型）は，夏季になっても北方気団のオホーツク海高気圧が強くて日本付近にまで張り出
し，北日本の太平洋側に冷湿な北東気流（ヤマセ）を送り込むというものです．この気流は寒流である親潮の上を吹いてくる間に下層が冷却されて，霧が発生します．これが北海道および東北の太平洋岸に吹き込んで低温と日照不足をもたらします．ヤマセの気流は下層ほど気温が低い，したがって重いという安定成層状態のために，高さが 1,000 m 程度と低いので，その気流の動きは山地地形の影響を大きく受けます．したがって，脊梁山脈を越えた西側では，フェーン現象が起こることもあって，あまり低温にはなりません．
北西気流型は，夏季になっても大陸が低圧部とならずにシベリア高気圧が残り，寒冷な北西気流
が寒冷渦（セル）となって日本付近に流れ出すものです．気圧配置は西高東低の冬型のようになります．この場合は北日本あるいは日本の全域が低温になる可能性があります．
東北地方では 7 ～ 8 月の平均気温がおよそ 22℃（平年との差が約－ 1℃）を下回ると，水稲に被害が現れてきます．水稲にとって 22 ～ 26℃が適温であり，24℃付近で収量が最大です．生育期の低温は成長が遅れるという遅延型冷害を，生殖期の低温は実が結ばないという障害型冷害を引き起こします．とくに減数分裂期（出穂前 5 ～ 15 日前）の低温は大きな影響を与えます．夏を通じて低温が続くと遅延型と障害型の冷害が重なって大凶作となります．前線が日本付近に停滞すると長雨と日照不足によって減収は一層大きくなります．収量の多い晩生種は，栽培期間が長いので冷害を受けやすい品種です．
1993 年には北東気流型と北西気流型とが重なって，8 月になっても全国的に低温・日照不足が続き，
気象庁は南西諸島を除き梅雨明け日を確定することができませんでした．6 ～ 8 月の平均気温の平年値との差は東北太平洋岸で－ 3℃，西日本太平洋岸でも－ 1℃でした．また，長雨が続き，降水量は西南日本では平年の 1.5 倍を超え，日照時間は平年の 50％程度でした．これにより水稲の作況
指数は全国平均で 74，東北三陸沿岸では 10 以下という超大凶作になりました（図 6）．農作物の被害額は 1 兆円（内水陸稲 81％，地域別では東北 51％，北海道 23％）に達しました．
東北・三陸沿岸地域

24-7

図 6 1993 年と 1980 年の冷害による水稲の収穫（市町村単位）（気象庁，1994 による）

1980 年にも大冷害が発生し全国の作況指数は 86，農作物被害金額は 7,000 億円でした．これはヤマセ型であったので，三陸沿岸で作況指数が 10 以下であったのに対し，秋田・山形の日本海沿岸
では 100 を越え平年並みの収穫となり，地域差が大きく現れました．
東北地方では水稲収穫量が平年の 80％以下になるという凶作が，1900 年代にはおよそ 8 年に 1回の頻度で起こっています（図 7）．1993 年の冷害では東北地方の作況指数が 57 という大凶作となりました．1900 年代前半にあった 1902 年，1906 年，1913 年，1934 年の大冷害もこれと同規模（平年作の半分近く）の減収率でした．しかしその影響度は大きく違います．水稲反収は品種改良や稲作技術向上により，1910 年代にくらべ 90 年代では 2.5 倍にも増加しました．このため 1993 年の大凶作でも平均反収は 10 年代の 5 割近くも多いものでした．

図 7 水稲収穫量の経年変化（1891 ～ 1996）（気象庁資料）24-8

北日本の夏季気温の年変動は大きく，数年に 1 回の割合で冷夏に見舞われています．とくに 18
世紀から 19 世紀半ばにかけて地球全体の気温が低下し，日本でも頻繁に冷害とそれによる飢饉が起こりました．この期間には 3 年に 1 回の頻度で東北凶作・大凶作の記録が見られます．とりわけ，享保 (1717 ～ 20)，天明 (1783 ～ 89)，天保 (1833 ～ 38) の冷害・病虫害による飢饉は著しいものでした．当時の人口統計から，それぞれ 100 万人ほどの死者（多くは餓死）が出たと推定されます．
．
菅野洋光 (1994)：平成大凶作：北日本（東北日本）の冷害．地理 39-6．
気象庁 (1994)：平成 5 年冷夏・長雨調査報告．気象庁技術報告第 115 号．
小島ほか編（1997）：日本の自然地域編，東北．岩波書店．

中村ほか (1980)：日本の気候．日本の自然 5，岩波書店．
田村ほか編（2008）：日本の地誌 4，東北．朝倉書店．
宇佐美龍夫 (1996)：新編日本被害地震総覧．東京大学出版会．
山口弥一郎 (1960)：三陸の津波．日本地誌ゼミナールⅡ，大明堂．

東北・三陸沿岸地域

24-9

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

24-10

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
25. 仙台－災害の危険が小さい河岸段丘上に誕生した都市
1. 自然環境と開発
仙台は広瀬川の広い河岸段丘上に伊達政宗がつくった城下町を母体としています．北・西・南の三方は低い丘陵で囲まれ，東南は活断層によるとう曲崖（長町－利府線）を境にして海岸低地（狭義の仙台平野）に向け開けています（図 1）．東北地方を縦貫する奥州街道は，とう曲崖下の小扇状地上を南北に通じており，戦国時代まではこの街道沿いに集落が分布していました．広瀬川の出口のやや広い扇状地にはかなり大きな集落がありました．室町時代には七北田川北方の多賀城に国府がおかれ，ここが地域の中心になっていました．
奥 州 の 地 を 平 定 し た 伊 達 政 宗 は，
1601 年に新しい城を青葉山丘陵北端の断崖上に築き，広瀬川対岸の段丘上に 62 万石の城下町を配置して，まちづくりを進めました．段丘面は幅 3 ～4 km，長さ 6 km とかなり広くて台地状であり，広瀬川はこれを 10 ～ 20 mの深さに削り込んで流れています．表層には 5 m ほどの厚さの砂礫層があり，その下は新第三紀の半固結岩です．
したがって，洪水・土砂の危険はほと
んどなく，地震の揺れも小さくなり，
自然災害の危険性が小さい土地条件にあります．百万都市の中心部がこのような安全な土地に立地する例は他にみ

図 1 仙台地域の地形区分られません．正宗の土地選定の意図は分かりませんが，防災面からは賢明な選択であったといえます．
江戸時代を通じて仙台の人口は 4 ～ 5 万程度であったので，この台地面にはそれを収容する十分な余地がありました．明治期になって軍事都市となり，鉄道開通・港湾建設などに伴って商工業都
市・行政都市・文化学術都市として発展し，人口および市域はしだいに拡大しました．1880 年に 5.5万人であった人口は，高度経済成長の始まった 1960 年には 50 万人へと増加し，市街地は広瀬川台地の周辺域に拡大しました．
市街拡大はまず緩起伏の七北田丘陵に向かい，1960 年に公営の住宅団地建設が始められました．
現在では台地と見まごうばかりのなだらかな地形に改変されています．全国の大規模住宅開発地の地形条件をみてみると，丘陵地が全体の 35％であるのに対し，仙台地区では 80％（1960 年代に限ると 95％）と非常に大きな値を示し，ここでは丘陵地開発が著しかったことが分かります．起伏がかなりある丘陵地の宅地化は，切土・盛土が大規模に行われることを意味し，地震および豪雨による土砂災害の危険を大きくする要因になっています．南方の青葉山丘陵は起伏がより大きく谷は深いので，平坦化のために谷部に厚い盛土が行われることになり，地震による大規模な地すべり発生をもたらしました．
海岸低地部の開発・利用は，新産業都市指定（1963 年）や 4 号国道バイパスの開通などにより大きく進展し，工業団地・流通団地など商工業施設が相次いで建設されました．また住宅地もしだいに進出して 2011 年の大きな津波被害発生につながりました．
中心市街が載る広瀬川台地は，新第三紀層を基盤とし，それを覆う厚さ 5 m ほどの礫層で構成さ
仙台

25-1

れています．礫層は広瀬川がおよそ 6 万年前～ 2 万年前に運搬・堆積した扇状地性堆積層です．台地面の主部は，標高 30 ～ 50 m，平均勾配 1/200 で，広瀬川の侵食や活断層により変形してやや平滑さを欠きます（図 2）．西縁には形成時期が最も古いと思われる比高 20 m，勾配 1/50 の扇状地があります．北部には小河川の梅田川が流れています．台地面上の河流はこれ以外にみられません．
広瀬川台地は西上がりの長町－利府線
断層帯の活動により隆起し，それに伴って生じる広瀬川の下方侵食により段丘化しました．長町－利府線には断層面は確認されておらず，地層が湾曲して盛り上がるというとう曲とされています．とう曲の垂直変位速度はおよそ 0.4 mm/ 年（4 m/ 万年）と評価されています．とう曲
崖の比高はおよそ 10 m あり，その低地側には勾配約 1/80，比高 10 m の小扇状地が連続しています．
仙台海岸平野の幅は約 10 km あり，その東半分（海岸寄り）の標高ほぼ 3 m 以
下の範囲が三角州性低地，西半分（標高

図 2 仙台中心地区の地形（等高線間隔 5 m）

3 ～ 10 m）は，広瀬川・七北田川の氾濫原性低地で，自然堤防がかなり発達しています．三角州性
低地の海抜高は 2 ～ 3 m で非常に平坦であり，比高 1 m に満たない砂州列が形成されています．
沖積層の厚さは 30 m ほどあり，その下部は砂礫層で構成されています．上部の砂泥層は N 値が20 ～ 30 とかなり硬くしまっています．ただし，氾濫原性低地には厚さ 5 m を超える泥炭層が分布しており，表層地盤条件を局地的に悪くしています．
2. 地震災害
2.1 被害地震
牡 鹿 半 島 の 東 方 沖 で は， 宮 城 県沖地震と呼ばれる M7 クラス地震がたびたび発生しています（図 3）．最近 200 年 間 で は，1978 年（M7.4），
1936 年（M7.4），1897 年（M7.4），
1861 年（M7.4），1835 年（M7.3），
1793 年（M8.2）と 6 回発生し，平均間隔は 37 年とかなり短く，地震規模は 7.4 程度です（1793 年は連動地
震 ）． 仙 台 は 震 源 か ら 100 km ほ ど
離れているので，被害は一般にあまり大きくはなリません．しかし，

図 3 被害地震の震央・震源域・活断層（地震調査研究推進本部）

1978 年地震では局地的な地盤条件を反映した大きな被害が発生しており，この地域では最も注意を要する地震です．今後 30 年以内に宮城県沖地震が発生する確率は 99％と評価されています．
宮城県沖地震の震源域のさらに東方の日本海溝沿い海域では，M8 ～ 9 の巨大地震が繰返し起こっています．震源は遠く離れているので 1896 年明治三陸地震，1933 年昭和三陸地震のように津波被害が主となりますが，2011 年東日本大震災のように M9.0 と超巨大規模になると，津波被害に加え強震動被害も大きくなります．明治および昭和の三陸津波では，牡鹿半島以北のリアス海岸で大き25-2な被害が生じましたが，仙台湾沿岸では被害の記録がなく，高い津波は来襲しなかったように推定されます．しかし，東北地方の太平洋岸は世界で最悪の津波危険海岸であり，大津波の再来は不可避ですから，それを前提にした沿岸低地利用が必須です．
陸域では，宮城県北部において 2003 年（M6.4），1996 年（M5.9），1962 年（M6.5），1900 年（M7.0）など，
M6 規模地震がたびたび起こっています．これらのほとんどは既存の活断層との関係が認められていません．仙台は 50 km 以上離れているので，震度は通常 5 弱までです．
広瀬川台地と仙台平野を区画する長町－利府線断層帯が活動すると，まさしく直下の地震なので大きな被害が予想されます．断層の長さは 17 km で，この全域が活動すると地震規模は M7.0 ～ 7.5になります．平均活動間隔は 3000 年以上で，今後 30 年以内に発生する確率は 1％以下と評価されています．内陸活断層としてはこの値はやや大きい
ものです．
広瀬川台地は数 m 以下のあまり厚くない砂礫層で覆われた岩石段丘といえる地形で，地盤条件は良好です．これは地震動の増幅のほとんどない基準的な地盤であり，周辺丘陵地と同じような震動増幅率を示します（図 4）．海岸低地では沖積層厚は 30 m ほどあるものの，よく締った砂泥層および砂礫層からなるので，増幅率は台地・丘陵に比べ 2 倍程度とされています．ただし，氾濫原性低地にある泥炭層域
では表層が非常に軟弱なので，増幅はより大きくな
ります．丘陵地では宅地造成による厚い埋土地において局地的に震動増幅が大きくなります．

図 4 地震動の増幅率（地震調査研究推進本部）

2.2 1978 年宮城県沖地震
震源は仙台の東方 120 km にあり，地震
規模は M7.4，仙台における震度は 5 でした．一般にこのような規模と震源距離の地震による被害はさほど大きくはならないのですが，仙台市（現在は市域になっている泉市も含める）の被害は，死者 16，住家全壊 809，半壊 3,576 などと大きく，全半壊率 1.1％になりました．死者の 11 人は塀・門柱などの倒壊によるもので，ブロッ
ク塀の耐震強化が問題になりました．久しぶりの都市型災害で，ライフラインの破壊などによる都市機能の大きな障害が発生しました．なお，前回の宮城県沖地震である
1936 年地震は，地震規模および震源距離はほぼ同じで仙台の震度は 5 であったので
すが，被害はほとんどありませんでした．
1978 年の被害は，大規模に地形改変されて新興住宅地となった七北田丘陵東部（主として泉市）と青葉山丘陵東部，および仙台平野の西縁地区で集中発生しました（図 5）．

図 5 1978 年宮城県沖地震による建物被害発生箇所
赤：木造 ピンク：鉄筋コンクリート・鉄骨造
緑：低地 （国土庁，1983）

仙台

25-3

七北田丘陵では傾斜地宅地化によって出現す
る盛土と切土の境界部での被害発生が目立ちました．起伏の大きい青葉山丘陵南東部では，深い谷を最大で 20 m もの厚さに埋めて平坦地化したところで多数の地すべりが発生しました．この地すべり抑止は困難ということで，
災害後 28 戸が住居移転を余儀なくされました．広瀬川の扇状地部で多数の木造建物被害が生じていますが，地盤条件以外に住宅密度がここで大きいことの反映でもあります．地
盤は砂質なので液状化が起こった可能性もあります．梅田川の南方には商工業団地・流通団地がつくられていますが，ここには泥炭層が形成されていて表層が軟弱なので，鉄筋コンクリート造建物の被害が多数生じました．

図 6 解体申請された損壊家屋の分布（東日本大震災）（仙台市資料）

建物被害規模から，最大震度は局地的に 6 弱であったと推定されます．一方台地部での被害は小さ
いものでした．明治 26 年当時に市域であった地区（ほぼ台地域）における建物全壊数は全体の 1％，
昭和 22 年に市域であった地区では 8％，昭和 35 年の市街地区では 16％で，市街がより危険の大きい周辺地区に拡大してきたことをこれは示しています．
2.3 東日本大震災
仙 台 の 東 方 170 km を 震 源 と す る 2011 年
東北地方太平洋沖地震は M9.0 と超巨大規模で，著しい被害を東日本全域に引き起こしま
した．仙台は最大震度 6 強（計測震度 6.4）の
強震動および海岸での波高 10 m の津波により，死者 797 人（うち関連死 143 人），行方不明 32 人，住家全壊 19,922 棟，半壊 41,344 棟などの被害が生じました．被害金額は 1 兆3,684 億円と算定されています．
建物被害は七北田丘陵東部，青葉山丘陵
東部および仙台平野においてその大部分が発生しています（図 6）．この被害分布は1978 年宮城県沖地震のそれ（図 5）によく類
似し，地盤条件に支配された発生様相を再び示しました．丘陵部では 1978 年と同じように地形の人工改変地区で被害が生じていま

図 7 東日本大震災の津波の到達限界と低地の地形

す．地区ごと原因ごとの被害データはほとんど無いのですが，建物被害の半分以上が強震動によると思われます．津波浸水地区の世帯数が 9,250 というデータなどに基づき全壊数を 1.2 万とすると，仙台市全域の全壊率は 2.5％となり，震度 6 強～ 6 弱の揺れに相当する値となります．
区ごとの死者数（発見場所による）は，宮城野区 305，若林区 338，太白区 8，泉区 2，青葉区 1 であり，津波に襲われた宮城野・若林の両区が圧倒的大部分です．原因別死者数は不明ですが，間接的な推定で建物倒壊による死者を 10 ～ 20 人程度とすると，津波の直接死者数は 630 人ほどになります．これを津波浸水地区の人口で割って，津波死者率 2.8％が得られます．この値はリアス海岸

25-4

地区の死者率 7.8％の 1/3 程度で，海岸地形による津波勢力の違いを反映したものと考えられます．
仙台海岸における津波の高さは最大 10 m 程度，津波浸水域限界の標高はおよそ 3 m でした（図 7）．
津波は 10 分ほどの周期で押しと退きを繰り返すので，仙台平野のように広く緩やかな陸地に進入した海水は引き波時に引き戻されます．この結果として浸水位は内陸に向かうにつれ急速に低下していきます．仙台平野では，高い津波が激しく押し退きを繰り返したのは海岸からおよそ 2 km までの範囲です．さらにその内陸へは水深の小さい海水が比較的ゆっくりと進入して，海岸からほぼ4 km のところにある標高 3 m の傾斜変換部で津波は停止しました．津波死者率が小さかったのにはこのような津波流動様相が関係していると推定されます．
3. 豪雨災害
広瀬川は台地を深く下刻し，台地面との比高は 10 ～ 15 m もあるので，中心市街のある台地面上にその氾濫が及ぶことはありません．広瀬川が海岸低地に流れ出す出口には勾配 1/150 ほどの小扇状地があります．河道は扇面を 3 ～ 5 m ほど
下刻して流れていますが，大規模な出水があれば扇面への氾濫が生じて，かなり激しい流れの洪水が起こる可能性があります．海岸低地は緩勾配であり，市街化が進展して排水を阻害する地物が多く，また地盤沈下も生じているので，内水氾
濫が最も起こりやすい水害形態です．
第二次大戦後の 70 年間に，住家の全半壊あるいは１千戸以上の住家浸水が生

図 8 1986 年台風 10 号の豪雨による浸水域

じた水害の件数は 6 です．被害が大きかったのは，1948 年アイオン台風，1950 年台風 11 号，1986 台風 10 号による水害です．1948 年水害による仙台市の被害は家屋流失 1，床上浸水 612，床下浸水 1,130 など，1950 年水害による被害は最も大きく，名取川などが氾濫して，死者・行方不明 11，家屋の倒壊 33，床上浸水 2,740，床下浸水 3,200 などでした．
1986 年台風 10 号の豪雨による被害は死者 1，住家全壊 2，半壊 5，床上浸水 2,452，床下浸水 3,211などでした．仙台平野に市街化が進んだ時点での水害であり，低地部での内水氾濫による浸水被害が大きくなりました（図 8）．最大日降水量は 372 mm で，昭和 2 年の観測開始以来の最大を記録しました．海岸低地内の梅田川の南方には，機械金属工業団地・流通工業団地・中央卸売市場などがあります．この豪雨により排水能力を上回る出水が生じ，また停電により排水ポンプが停止して，団地内を通る水路が溢れ，1,400 棟の事業所等が浸水し 180 億円の被害が生じました．この地区には泥炭層が分布しており，その圧密による地盤沈下が内水氾濫を助長しました．がけ崩れは 132 箇所で発生し，1978 年宮城県沖地震の際の 40 箇所を上回りました．がけ崩れは古い住宅団地における排水処理の不備によるものが大部分でした．
小島ほか編（1997）：日本の自然 2，東北．岩波書店．
国土庁（1983）：土地保全図 4，宮城県．
国立防災科学技術センター（1987）：1986 年 8 月 5 日台風 10 号の豪雨による関東・東北地方の水害調査報告．主要災害調査 27．
仙台

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防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

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自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
26. 水戸－幅狭い台地上につくられた城下町
1. 地域の概要
水戸は水運の戸口にあたるとされる舟運の拠点として誕生し，江戸時代になると徳川御三家の 1つである水戸藩の城下となって発展しました．水戸城は那珂川低地に向け細長く突き出た台地の東端部に築かれました．その城下町は幅 1 km ほどの細長い台地上を西方に伸び，上市（うわいち）と呼ばれました（図 1）．台地東方の一段と低い那珂川低地には，河港として発展し下市（しもいち）と名づけられた下町があります．那珂川河口からの距離は 10 km です．
台地の標高は 20 ～ 30 m で，那珂川低地および南側の桜川谷底低地に面して比高 10 ～ 20 m ほどの崖を連ねています．表層には厚さ2 ～ 3 m のローム層（N 値 4 程度）があり，その下は厚さ 10 m ほどの砂礫層（N 値 50 以上）が，ついで硬いシルト層があります．
那珂川は流域面積が日本で 18番目の河川で，自然が多く残された清流として知られています．水源である那須火山の東麓には，那須野原の広い扇状地が形成されて

図 1 水戸中心市街の地形的位置いるので，下流への土砂運搬量は多くはありません．中流部では鷲子・鶏足山地内を峡谷状となって流れ，下流部では常陸台地内に幅 2 ～ 3 km というかなり狭い沖積低地を削り開いて流れています．
古くからの下市地区は別として，那珂川低地への市街進出はあまり進んでいません．
桜川の谷底には，那珂川の運搬土砂により閉ざされてできた千波湖があります，平均水深は約1 m で非常に浅い沼です．明治期には湖面は広かったのですが，大正になりその東半部が埋め立てられて，現在では 40％ほどに狭くなっています（図 2）．北岸の台地斜面には，梅や萩で知られた名園の偕楽園があり，千波湖を含めた一帯が景勝の地となっています．
この湖沼埋立地は 1970 年ごろまでは未利用のままでしたが，現在では全域が市街地になっています．このような沼地起源の土地の表層地
盤は非常に軟弱です．沖積層の厚さは 20 m ほ
どです．那珂川の低地の地下には，幅狭く深い埋没谷があり，桜川合流点付近ではその深さが50 m を超えます．桜川の出口にあたる下市付
近では，沖積層厚さは 20 ～ 40 m ほどです．
下市は那珂川および千波湖の氾濫の被害をたびたび被ってきました．そこで関東各地の河川改修工事で実績をあげてきた伊那忠次が，東茨城台地の北端を通る備前堀をつくり，千波湖の水を涸沼川に流すようにしました．これは那珂川低地の耕地かんがいには役立ったものの，浸図 2 水戸の明治 25 年地形図

水被害を防ぐ機能はありませんでした．
水戸

26-1

2. 洪水災害
日本の多くの河川では，山地から運ばれる多量の土砂が下流の平野部に堆積して河床が高くなっているので，氾濫した場合の浸水域は平野内部に拡大します．しかし河川によっては，河流による侵食が堆積よりも勝っていて河床は低下し，河道に近いところほど低いという断面が浅い V 字状の地形を示します．このような侵食性河川では，浸水域は氾濫流量と地盤高分布に応じて河道周辺に広がります．那珂川は水戸付近において侵食性を示し，台地際と河床との比高が最大で 10 m 近くもあります（図 3，4）．那珂川と同じように那須火山を水源山地として北に流れる阿武隈川も河床が低く，中流域のおよそ 80 km 区間において侵食性河道をつくっています．
那珂川の河川整備計画では水戸付近における計画高
水 流 量 を 5,000 m3 と し ていますが，この計画規模の堤防はまだ完成していません．2005 年 現 在， 那 珂 川
本川区域において，完成堤
防 区 間 が 43 ％， 暫 定 堤 防は 17 ％ で，40 ％ は 未 施 工となっています．水戸付近
においても，暫定規模の堤防や無堤部が多くみられます．このように整備が遅れている理由の 1 つとして，氾濫域が地形により限ら

図 3 那珂川低地の地盤高分布

コンター間隔は 2 m

れる侵食性河道であることが挙げられるでしょう．
那珂川では，青柳万代橋付近において最大 水 位 7 m を 越 え る と い う 洪 水 が，1600
年からの 200 年間に 9 回起こったという記録があります．これは 20 年間に 1 回の頻度です．記録が不完全なので，実際の頻度はもっと大きいでしょう．天明 6 年（1786年）の洪水は最大の規模であって，那珂川の洪水位は 9 m を越えました．桜川・千波

図 4 那珂川低地の地形断面

湖・涸沼なども氾濫しました．上市の台地直下の根本では浸水深が 3.5 m に達しました．慶長 7 年（1602年）洪水の最大水位は 8.75 m と天明 6 年に次ぐ大きさでした．これはまだ水戸藩が成立していない時であり，被害は大きくはなかったと推定されます．
明治中期から 1950 年ごろまでの期間には，万代橋において最大水位が 7 m を越える洪水が，10
年に 1 回の頻度で発生しました．明治 43 年の洪水は，最大水位が 7.0 m，水戸市の浸水家屋は 688戸でした．これは房総沖を通過した台風の大雨によるもので，茨城県全体の被害は流失・全壊家屋885 戸，浸水 25,566 戸という大きなものでしたが，水戸の被害は小さくてすみました．
昭和 13 年 7 月洪水は最大の被害を引き起こしました．水戸市の被害は，死者 3，流失・全壊 75 棟，
半壊 20 棟，浸水 3,508 棟でした．建物被害の 80％は，下市を中心とした市東部の那珂川右岸低地で生じました．大雨は梅雨前線の活動によるもので，水戸の総雨量は 492 mm（4 日間），最大日雨量は 277 mm で，既往最大を大きく超えました．那珂川の青柳における最大水位は 7.70 m を記録し，26-2

那珂川に架かる橋は水府橋を除きすべて流失・落橋しました．氾濫面積は，那珂川本川で 89 km2，
桜川 23 km2，水系全体で 240 km2 でした．雨は平野部で多くて，茨城の河川のほぼ総てが氾濫し，県面積の 1/5 が浸水を被りました．県全体の被害は死者 49，流失・全壊 1,271，浸水 91,739 にも達しました．
昭和 16 年には，青柳における最大水位が 8.23 m という 13 年を上回る洪水が起こりました．被害は，流失・全壊 52 棟，浸水 2,943 棟で，13 年よりも少なかったのですが，これは 3 年前の被災により低地居住者が少なくなっていたためと考えられます．
万代橋から 1.5 km 下流の水府橋における水位観測によると，1951 年以降の 65 年間には 8 年に 1回の頻度で最大水位 7.0 m を超える洪水が発生しています．最大は 1986 年の 9.15 m，次いで 1998
年の 8.45 m でした．1986 年洪水は天明 6 年を上回る既往最大規模と推定されます．洪水の頻度が時代とともに大きくなっているようにみられますが，これは主として流域の開発・土地利用変化による降雨流出条件の変化（流出率増大）によるものと考えられます．
1986 年 8 月水害は関東東岸をかすめた台風 10 号の大雨によるもので，那珂川の流域平均総雨量 250 mm と大きくはなかったものの，これが24 時間以内に集中して降ったので，大きな出水となりました．水戸におけ る 最 大 24 時 間 雨 量 は 288 mm で既往最大記録を更新しました．
那珂川の計画高水流量は水戸付近
で 5,000 m3 と定められていますが，これに基づく堤防整備は進んでいません．万代橋上流ほぼ 1.5 km 地点
から下流は，水戸・下市地区に面する右岸部を除き無堤防，その上流は計画規模に達しない暫定堤防です．
このため河道の流下能力は 2,000 m3

図 5 那珂川氾濫による浸水域（国土交通省資料）

B：万代橋

S：水府橋

程度にとどまっています．ここへ最大流量 4,400 m3 と推定される洪水が発生し，その半分以上が低地内に氾濫しました．最大水位は計画高水位を 1 m も超えました．水戸市の氾濫面積は 26 km2 でした．
浸水域を示した図 5 と低地地形を示す図 3 を対比すると，地盤高分布と浸水域がほぼ対応しており，地形（地盤高）に応じた氾濫が生じていることが明瞭です．
水戸市の被害は死者 1，全壊 1，流失 2，床上浸水 2,009，床下浸水 605 でした．被害が大きかったのは，蛇行河道で三方が囲まれた水府橋左岸の低地にある青柳町，水府町，枝川町（ひたちなか市）などでした．ここは無堤部で地盤高が低い河畔であるにもかかわらず，市街地化が最も進んでいる地区です．万代橋右岸の根本町は上市のある台地の直下で古くからある集落なので，頻繁に被害を被ってきました．
1998 年 8 月には，台風の接近で活発になった前線の活動により，那珂川上流の那須火山域において総雨量 1,000 mm（7 日間）を超える大雨が降り，那須山麓で大きな被害が発生しました．那珂川の最大流量は 1986 年に近い大きさになり，水府橋では 50 時間の間隔をおいて 2 度にわたり水位が計
画高水位を超え，7 km2 が浸水しました．最大水位は 1986 年よりも 0.7 m 低かったので，その水位差に応じて浸水域は狭くなり，堤防未整備の地盤高がより低いところに氾濫しました．浸水面積は1986 年の 1/4 でした．
水戸市の被害は床上浸水 327 棟，床下浸水 557 棟で，1986 年と同じく水府橋左岸地区で浸水被害
水戸

26-3

大でした．根本地区は築堤されたことにより無被害でした．那珂川では水戸付近も含め無堤区間が40％もあるので，出水のたびに浸水被害が生じています．
3. 地震災害・土砂災害
この地域に被害を及ぼす地震には，関東平野直下の地震，鹿島灘・福島沖の海域における地震，
三陸沖から房総沖にかけての日本海溝沿いの地震があります．被害を生じる可能性のある M5 以上の直下地震は，関東の地下に潜り込んだフィリピン海プレートの上面付近で起こっています．最近数十年間では M7 の発生はありません．M5 ～ 6 の地震は数年に 1 回の頻度で起こっています．茨城中央部ではその震源が深さ 50 km 以上なので，揺れは小さくなり，被害は大きくはなりません．
1895 年の霞ヶ浦付近の地震（水戸の震央距離 30 km）は M7.2 と規模がやや大きくて，水戸市の被害は死者 1，家屋全壊 4 戸，半壊 2 戸などでした．1930 年には水戸の北北東 10 km で M6.5 の「那珂川下流域の地震」が発生しましたが，震源が 54 km と深かったので被害はほとんどありませんでした．
鹿島灘・福島沖における大きな地震には，1938
年の福島県東方沖地震（M7.5），同年の茨城県沖の地震（M7.0）がありますが，いずれも大した被害は起こしていません．鹿島灘では 2011 年東北地方
太平洋沖地震の余震として M7.7 の地震が本震の30 分後に起こっています．水戸からの震央距離は 70 km で，水戸における最大加速度は 400 ガル，
計測震度は 5.1（震度 5 強）でした．本震の震源は300 km も離れていたのですが，M9.0 と超巨大で．
M7.7 に比べエネルギーでは 90 倍も大きかったので，水戸における最大加速度は 851 ガル，計測震度は 5.8（震度 6 弱）でした．水戸市における被害は死者 2，住家全壊 325 棟，半壊 1,307 棟などと大きなものでした．全壊率は 0.29％（震度 5 強～

図 6 50 年間に 10％の確率で予想される震度（地震調査研究推進本部）

6 弱相当）でした．
大地震の空白域とされる房総東方沖における最後の地震は 340 年前の 1677 年延宝地震（M8.0）で，陸上の揺れは大きくはなかったものの，磐城海岸にまで襲来した津波により，水戸領内で溺死者 36人，家屋全壊 189 棟の被害が発生したとの記録があります．水戸中心部は河口から 10 km 内陸に位置するので，津波が遡上してきたとしてもごく小さいものです．
地震調査研究推進本部の評価では，今後 50 年
間に 10％の確率で予想される水戸市街地部の震度は，台地面 6 弱，低地部 6 強です（図 6）．地形・地盤による地震動の違いを，今後 30 年以内に震度 6 弱以上の揺れに見舞われる確率で示すと，上

図 7 土砂災害警戒区域の指定箇所（茨城県資料）市の台地部で 40％，那珂川低地・千波湖周辺低地で 60％，那珂川低地河口域で 80％，友部丘陵東端で 30％などとなっています．かつて湖沼のあった桜川谷底低地では，表層地盤が非常に軟弱なので局地的に 80％程度になるでしょう．
土砂災害警戒区域の指定箇所は，2014 年現在水戸市において 52 箇所あります（図 7）．その大部

26-4

分は馬の背状台地部の両側面にあります．北面は崖の比高が 15 m 程度で急傾斜です．南面では傾斜がやや緩やかな斜面上に市街が展開しているので，危険箇所が多くなっています．
台地の構成層はよく締った砂礫層・泥層と上に載る厚さ 2 ～ 3 m のローム層で，このロームが侵食・運搬されて崖斜面を覆った表土が，崩れを起こす危険のある土砂です．新しく地形改変を受けたところでは，降雨の流出・浸透の条件が変わって，斜面崩壊の危険が増大するので要注意です．

茨城県（1946）：昭和十三年茨城県水害誌．
国土交通省常陸河川国道事務所：洪水実績図「那珂川」．
国立防災科学技術センター（1987）：1986 年 8 月 5 日台風 10 号の豪雨による関東・東北地方の水害調査報告．主要災害調査第 27 号．
水戸市役所（1949）：水戸市水害誌．

水戸

26-5

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

26-6

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
27. 筑波山地と周辺域－花崗岩の山塊を取り巻く地域
1. 土地環境
筑波山地は関東平野内に北から南へ 20 km
ほど突き出た山塊です．主峰の筑波山は標高877 m と低いものの，なだらかに裾を引くカイラインを示して独立峰のように聳えているのでよく目立ち，古代から歌にも詠まれよく知られている峰です．
筑波山地およびその周辺域の地形は，中央に筑波山地とその内部の八郷盆地，北には鶏足山地との間の笠間盆地・岩瀬盆地，筑波山
地の東西と南に常陸台地およびそれを開析す
る桜川・恋瀬川・涸沼川などのつくる沖積低地，最南部に霞ヶ浦とその湖岸低地，とからなります（図 1）．
筑波山地には花崗岩が広く分布し，真壁石（筑波石）・稲田石などとよばれる石材として利用されています（図 2）．筑波山は，地下深くでマグマが固化してできた花崗岩と斑レイ

図 1 筑波山地と周辺域の地形

岩の岩体が隆起したもので，標高ほぼ 600 m 以上は侵食に抵抗する硬い斑レイ岩からなり，急傾斜の山頂部を構成しています．標高およそ 450 m 以下の山腹・山麓部は，花崗岩の風化岩屑層で覆われて傾斜 20º 以下の緩斜面をつくっています．開析はあまり進んでおらず，多数の浅い谷が火山放射谷のように発達しています．
台地は 10 万年以上前の海成堆積面が段化
したいわゆる洪積台地であり，表面には数万年前に飛来した火山灰の風化層を載せたローム台地です．平坦な台地面は広く分布しており，その標高は 25 ～ 30 m です．この常陸台地は北東部から時計回りで，東茨城台地・石岡台地・新治台地・筑波台地・協和台地・真壁台地などと細区分されています．茨城県の台地面積比率は 37％と大きく，全国で最大です．台地面は総合的にみて災害の危険が最も小さい地形です．
霞ヶ浦は縄文時代の高海水準期に関東平野
内深くに進入した入海が，内陸に閉ざされてできた浅い潟（海跡湖）です．筑波山地内に発し霞ヶ浦に流入する桜川・恋瀬川の埋め立てが進まなかったためで，これら河川の侵食・運搬作用が比較的に小さいことを示します．
山地西方には，数万年前に桜川の低地に流入

図 2 筑波山地の地質していたことのある鬼怒川・小貝川が流れて筑波山地と周辺域

27-1

います．涸沼川は東へ流れ涸沼の浅い湖沼を経て鹿島灘に注いでいます．
この地域の主要市街には，笠間・友部・岩間・石岡・土浦・つくば・真壁・岩瀬などがあります．
災害の危険はこれらの市街が沖積低地・盆地底・山麓地に立地するところで大きくなります．
2. 土砂災害
2.1 筑波山地の土砂災害
筑波山地は主に花崗岩からなります．花崗岩はマグマが地下深くでゆっくりと冷えて固まったもので，大きく成長した石英などの結晶が集まってできています．この粗い結晶粒子の間に二酸化炭素を含んだ地下水がしみ込み化学反応を起こして粒子がバラバラになるという風化を，地下深くまで受けやすいという性質があります．このため花崗岩山地は一般に土砂災害の危険が大きいところです．この山地でも 10 m の深さにまで風化を受けているところがありますが，山崩れの跡はほとんどなく，多数ある石材採掘場を除き植生を欠いたところはほとんどみられません．
山麓・山腹には広く岩屑層が発達しています．これは岩盤から剥がれ落ちた岩片が地表を覆った堆積層です．筑波山のほぼ標高 600 m 以上は斑れい岩でできており，かなり硬いので急峻な山頂部をつくっています．ここから供給された岩屑や花崗岩の風化岩屑により山腹・山麓が広く覆われ，ゆるやかに裾をひくスカイラインをつくっています．加波山・足尾山の山麓にも岩屑層が形成されています．岩屑は流水によって運ばれやすいのですが，砂防ダムへの堆砂が少ない，扇状地が筑波山ではほとんどない，桜川低地の沖積層が非常に薄いことなどから，この岩屑層はかなり長期間停止したままで安定しており，山麓に流出してきて土砂災害などをあまり起こしていないと考えられます．この原因の 1 つとして強雨が少ないことがあげられます．筑波山頂での 1900 年以降における 1 時間雨量の最大値は 48 mm とかなり小さな値です．

図 3 筑波山地の土石流危険渓流（右図は左図の上に続く）（茨城県資料）

しかし地形条件からみるかぎりでは，土石流の危険が大きい渓流が比較的多く存在します（図 3）．
危険な渓流は，谷底の勾配が 15º 以上の区間が長く，そこに多くの土砂が堆積している谷です．筑波山・加波山の山域では，およそ 50 ほどの谷が土石流危険渓流に指定されています．筑波山ではそれぞれの谷の流域面積は小さくまた一般に谷は浅いので，土石流が起きても土砂量は多くはならず，その危険はあまり大きくはないでしょう．鶏足山地・笠間丘陵も含めた 6 市全体では 232 の谷が土石流危険渓流に指定されています．最も多いのは旧岩瀬町の 72 です．
土石流の本体は勾配がおよそ 2º までのところで停止しますが，多量の土砂・流木も運ぶ激しい流れの洪水はなおも下流へと流れ下り広がります．土石流は発生しなくても，山麓緩傾斜地では大雨

27-2

時に激しい流れの洪水が起こり，土砂流出や河岸侵食などが生じるおそれがあります．扇状地など
緩傾斜山麓面のある笠間盆地・岩瀬盆地・真壁扇状地・八郷盆地などでは，このような扇状地洪水に備える必要があります．
2.2 台地の崖崩れ
常陸台地南部の地層は，上から関東ローム層（厚さ 2 ～ 3 m 程度），常総粘土層・龍ヶ崎砂礫層（場所による層厚変化大），海成の成田層（主として砂層）からなります．これら自然の堆積層の表面を，上から流されずり落ちてきた土砂や風化による土砂が多少とも覆っています．その厚さは薄く 10～ 20 cm ぐらいまでです．この隙間の多い表土層に水が浸透し，地山（自然堆積層）との境がすべり面となって表土が滑落するのが，最もよく起こるタイプの土砂崩壊です．
台地面上での宅地造成・道路建設など地形の人工改変は，広い範囲の雨水を集めて崖斜面に流しこむような状態をつくり，崩壊を引き起こす原因になることが多いので注意を要します．斜面崩壊の発生には人為的な要因が多かれ少なかれ関係しています．
この地域（6 市）では 421 の急傾斜地崩壊危
険箇所があります（2010 年現在で未指定箇所も含む）（図 4）．このおよそ 2/3 が台地の崖斜面におけるものです．地形条件に基づく指定
基準は，急傾斜地の高さ 5 m 以上，傾斜角 30º 以上です．

図 4 急傾斜地崩壊危険箇所（土浦周辺）（茨城県資料）台地部での急傾斜地の高さはあまり高くはなく，ほぼ15 m 以内です．人家がないところは原則として指定されないので，実際の崩壊危険箇所はもっと多くなります．
2013 年 10 月，台風 26 号の大雨により，行方市・鉾田市を中心に常陸台地東南部の約 480 箇所で崖崩れが発生しました．この崖崩れの地域分布とアメダスの雨量データから，常陸台地において崖くずれが発生する
限界雨量条件として，12 時間で 150 mm の降雨に続き
60 分で 40 mm の強雨，が得られました（図 5）．半日で 50 mm をかなり超えるような雨が降り続き，さらに一層強い雨（1 持間 30 mm 超）が降ると予想される場
合，急斜面下では避難を準備したほうがよいでしょう．

図 5 常陸台地南部におけるがけ崩れ
発生限界雨量3. 洪水災害
3.1 土浦の土地環境と水害
桜川がかつていく筋にも分流して霞ヶ浦に流れ込んでいた湖岸デルタに，土浦市街は立地しています．標高は 1.5 ～ 2.5 m と低く，霞ヶ浦の平均水位 0.25 m との差はわずかです．低地の中央には
比高 1 m ほどの砂州（土浦砂堆）が低地を閉ざすように伸び，この上を水戸街道が通っていました．
土浦城は，デルタの分水路を周囲にめぐらせて防備する平城として，室町時代に築かれました．したがってこの城下町・土浦は，水に弱い生い立ちの街です．
筑波山地と周辺域

27-3

土 浦 に 洪 水 を 引 き 起 こ す の は，
霞ヶ浦の水位上昇と桜川の氾濫です．湖水位上昇は，利根川洪水の逆流および周辺域に降った豪雨の流入によって生じます．江戸時代には数
年に 1 回という頻度で水害が起こっていましたが，その原因の大半は霞ヶ浦の増水でした．このため明治
29 年開通の常磐線を霞ヶ浦寄りに通して，その盛土路盤を水防堤としました．
明治年間で最大の明治 43 年水害
は，桜川の氾濫と霞ヶ浦からの逆水が重なって生じ，土浦町の 2/3 の家

図 6 昭和 13 年 6 月の豪雨による茨城県の氾濫域（加藤，1978）

屋が浸水しました．百数十年来という昭和 13 年の大洪水は，総雨量 400 mm の豪雨による湖水位上昇と桜川の氾濫によって生じました（図 6）．土浦町の被害は死者 6 人，住家全半壊 61 戸，浸水 4,850 戸などで，全世帯の 95％が被災しました．最大浸水深は 3.1 m にもなりました．
現在，地形条件および市街地条件からみて，浸水害の危険が最も高いのは，土浦砂堆の内陸側、とりわけ国道 6 号の内陸側です．ここは標高 1.5 m 前後の凹地であって，内水の湛水が生じやすい地形です．
3.2 霞ヶ浦の治水と氾濫
霞ヶ浦は日本第 2 位の面積をもつ大きな湖ですが，水深は浅くて平均水深 4 m，最大水深は 7 m
です．出口は利根川の運搬土砂および鹿島砂丘によって閉ざされ，複雑な水路をとっています．
霞ヶ浦沿岸低地では，大流量を流す利根川からの逆流および湖の排水能力不足による洪水がたびたび発生しました．この対策として，1921 年には横利根川に閘門を設けて，利根川からの逆流を防ぐようにしました．また，排水河川の北利根川・常陸利根川を掘り下げ幅を広げて洪水が流れやす
くしました．しかしこれによって海水が逆流し，霞ヶ浦沿岸で塩水害が生じるようになったので，
利根川との合流地点に常陸川水門を 1967 年に完成させ，湖水位調節と逆流防止を行うようにしました．現在の湖岸堤防は，平均水位より 1.8 m ほど高い 2.1 m の高さで建造されています．
霞ヶ浦の土浦における既往最高水位は，昭和 13 年の梅雨前線豪雨による 2.5 m で，このときの霞ヶ浦流域全体の被害は，死者 25 人，家屋流失・全壊 180 戸など大きなものでした．湖水位の上昇は霞ヶ浦周辺域での豪雨による大量の河川水の流入によって生じました．雨は筑波山地南部で最も多く，柿岡の総降雨量は 500 mm を超えました．大きな被害は土浦および行方郡で生じました．
3.3 低地の地形と洪水タイプ
1986 年台風 10 号の大雨は関東の平野部で総雨量 400 mm を超え，小貝川・桜川・那珂川など多数の河川が氾濫しました．小貝川は石下町豊田で破堤し，氾濫流は 10 km 下流の水海道にまで達しました．桜川では破堤・越流により中流域が広く浸水しました．この 2 つの洪水の氾濫様式は，平野地形の違いを反映した対照的なものでした．
日本の河川は急流であり，山地から運ばれる多量の土砂が下流の平野に堆積して河床が高くなっています．運搬土砂が特に多いと，河床が平野面より高い天井川になります．このような河川が氾濫すると，洪水は平野内に大きく拡がります．一方，堆積よりも侵食の方が勝っていると河床は低27-4下して，河道に近いところほど低いという地形を示します．
この侵食性河川が溢れた場合には，浸水は河道周辺に限られ，一方浸水深は大きくなります．
筑波台地西方において小貝川と鬼怒川は，幅狭い平野内の両端を平行して流れています．地盤高は平野中央が最も低く，鬼怒川河道部は低地中央より 3 ～ 4 m も高くなっています．石下の破堤氾濫流は，この地形に従って平野中央部を流れ下りました（図 7）．氾濫水は自然に河道へ戻ることができないので，水海道市街北方で鬼怒川堤防を切り開いて排水するという手段がとられました．2015 年 9 月の鬼怒川洪水も，全く同じように地形に支配された氾濫様相を示しました．
桜 川 は， 上 流 部 お よ び 下 流 端 を 除 き， 平 野 面 を か な
り 深 く 削 り 込 ん で い ま す． つ く ば 市 付 近 で は 河 床 と 台
地 際 と の 比 高 は 7 ～ 8 m も あ り ま す． こ の 地 形 の ため， 氾 濫 水 は 河 道 周 囲 に 地 形（ 地 盤 高 ）に 応 じ て 広 がり，下流部では浸水域はごく狭いものでした．左岸には

図 7 1986 年小貝川洪水の浸水域

堤 防 の な い と こ ろ も あ っ て， そ こ か ら 溢 れ 出 し ま し たが，浸水域はあまり拡がりませんでした．那珂川も下流部において侵食性であり，河道部の標高は平野の縁（台地際）よりも 10 m も低いので，水戸付近における浸水は河道周辺に限られました．
水流が建物などに加える力（流体力）は，水深のおよそ 2 乗と地形勾配との積で示されます．この流体力がある大きさ以上になると，建物は浸水被害だけでは済まず，壊され流されるようになります．地形勾配の大きい盆地・扇状地では流体力の大きい洪水が発生する危険があります．1938 年の豪雨災害では，西茨城郡の建物被害が流失・全壊 30，半壊 41，浸水 978 であり，笠間盆地で激しい流れの扇状地性洪水が生じたと推定されます．
4. 地震災害
4.1 地震活動
この地域に大きな影響を及ぼす地震には，
関東平野の地下で起こる直下型地震，日本海
溝沿い及び茨城・福島沖で発生する海域の地
震，相模湾から南東に伸びている相模トラフ
で起こるプレート境界地震があります（図 8）．
頻繁に発生しているのが平野直下の地震です．これは南方から潜り込んでいるフィリピ
ン海プレートの上面付近で起こっており，茨城南部ではその深さは 50 ～ 70 km です．マ
グニチュード (M) は一般に 5 以下，せいぜい6 クラスであり，震源はかなり深いので，地表での揺れは弱まって震度は 5 強まで，地盤の悪いところで 6 弱程度です．

図 8 最近 150 年間の大きな地震

東方海域では，太平洋プレートの沈み込みに伴って地震が頻発し，M8 以上の巨大地震も起こります．東北地方太平洋沖地震は既往最大の規模（M9.0）で，茨城南部（震源距離およそ 350 km）では
震度ほぼ 6 弱～ 5 強でした．計測震度は，笠間（中央）6.0（震度 6 強），つくば（刈間）5.9，土浦（下高津）
筑波山地と周辺域

27-5

5.8 などでした．
鹿島灘では M7 クラスがかなり発生しています．東北地方太平洋沖地震のときには M7.7 の強い余震が起こりましたが，茨城南部（震源距離およそ 80 km）では震度 5 強以下でした．この海域の地震は，震源からかなり離れているものの M は大きく，プレート沈み込みに伴って起こる地震で発生
頻度は大きいので，直下の地震と同じように大きな影響を及ぼしています．
相模とラフでは，1923 年関東地震（M7.9），1703 年元禄地震（M8.1）が起こっています．震源からの距離は 100 km 以上とかなり離れています．相模湾域での最後の発生が 90 年前なので，ここ 100
年ぐらいは大きな地震は起こらないと考えられています．
海域の主要震源域や内陸活断層の活動による地震の発生確率などが，地震調査研究推進本部により示されています．茨城県沖では，M6.7 ～ 7.2 の地震が平均間隔約 20 年で発生しており，今後 30
年以内に起こる確率は 90％以上と評価されています．関東南部（図 8 の赤鎖線内）では M7 クラスの地震が 120 年間に 5 回あり，平均間隔 24 年で，30 年発生確率は 70％程度と評価されています．
1 回の M7 地震の強震動域は，関東南部という広い領域の半分以下なので，実質的な確率はこれよ
りもかなり小さいとみた方がよいでしょう．
4.2 地震被害
東日本大震災による県南地方（14 市町村）の被害は，死者 3，住家全壊 217，半壊 1,327，
一部破損 24,561 などで，実数では関東震災をかなり上回り，被害率ではほぼ同じ程度でした．住家全壊率は震度に読み替えられます．
県南平均の住家全壊率は 0.06％で震度 5 弱相当でした（図 9）．桜川市の全壊率は大きくて0.11％でした．これらはかなり広い市域の平均に基づいたものであり，局地的にはもっと大きな震度を示したはずです．
関東大震災による県南（稲敷・新治・筑波・北相馬の 4 郡）の被害は死者 1，住家全壊 26，
半壊 62，全壊率 0.1％でした．全県の被害は
死者 5，全壊 137，半壊 342 などで，小貝川・

図 9 東日本大震災の住家全壊率（市町村単位）

鬼怒川・利根川低地にその発生は限られました．
直下型地震で被害の最も大きかったのは，1895 年の霞ヶ浦北部を震央とする地震（M7.2）で，県全体の被害は死者 4，家屋全壊 37 などと，関東地震とほぼ同じ大きさでした．石岡で大きな被害という記録が残されています．1921 年龍ヶ崎の地震（M7.0，深さ 60 km）では最大震度 4 で被害は極めてわずかであり，震源は阿見付近であったようです．
4.3 地盤条件と被害
桜川が霞ヶ浦に流れこむ河口域は，標高ほぼ 2 m 以下という低い三角州で，地形からみるかぎり
では地盤は良くないと判断されますが，沖積層の厚さは数 m 程度と薄く，その下には比較的硬い礫層があります．この土浦礫層は約 2 万年前に鬼怒川が日光山地から運びだしてきたものです．台地を刻む谷の底には軟弱な泥質層が堆積しており，たとえば花室川では厚さが 10 m 以上あります．
これは台地面からローム（粘土）が運ばれ堆積したもので，湿地植物が分解されずに混じっているので非常に軟弱です．
地形・地盤条件の違いによる地震動の増幅程度の差は，筑波台地面に比べ桜川・小貝川など沖積27-6低地では 1.5 倍程度（震度では 0.5 ～ 1 大きい），
筑波山地では半分以下です（図 10）．今後 30 年以
内に震度 6 弱以上の揺れに見舞われる確率（地震調査研究推進本部による）は，台地 40 ～ 45％，盆地 15 ～ 40％，筑波山 2％，土浦 75％などとされています．
東日本大震災で地盤液状化が著しかったのは，霞ヶ浦と利根川の間の潟起源低湿地（潮来市・稲敷市），鹿島砂丘の内陸側低地（鹿嶋市・神栖市），
霞ヶ浦湖岸低地（行方市・鉾田市など）で，5 千棟を超える住家が全半壊しました．ここは地形からみれば全域が液状化の非常に起こりやすいところですが，その集中発生箇所は限られており，液状化発生の地層条件は複雑です．筑波山周辺では，

図 10 地震動の増幅率（地震調査研究推進本部）

液状化は桜川低地と霞ヶ浦湖岸低地でわずかに発生が確認されているだけです．西方の小貝川・鬼怒川低地ではかなり多数の発生が認められています．

国土地理院（1978）：土地条件調査報告書，土浦・佐原地区．
水谷武司（1982）：茨城県南西部桜川流域の防災地学環境．国立防災科学技術センター研究報告 27．
山口恵一郎ほか編（1972）：日本図誌大系，関東Ⅱ．朝倉書店．
加藤敬愛編（1978）：昭和十三年の茨城県水害．茨城県．
土浦市（1975）：土浦市史．

筑波山地と周辺域

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防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

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自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
28. 茨城南部・土浦－水害が宿命である平城の城下町
1. 地域の土地環境
霞ヶ浦の北西端に流入する桜川の河口部低地に土浦の市街があります．低地の幅はほぼ 2.5 km で，
比高 20 ～ 25 m の崖を連ねて北に新治台地，
南に筑波台地が広がっています．市街部低地の標高は 1.5～ 2.5 m と低く，霞ヶ浦の平均水位 0.25 m との差はわずかです．中央には比高 1 m ほどの土浦砂堆が低地を閉ざすように南北に伸びています．低地内には桜川から分流する多数の水路があり，ここが三角州地形であることがよくわかります（図 1）
．かつては水路に舟が行きかい岸辺には柳が茂るという水郷の景観を呈していました．
土浦は室町時代の 1300 年代半ばに築かれ小田氏が居城した平城の城下町を起源としており，水に弱い生い立ちの街です．平城とは低湿地に水壕を幾重にもめぐらして防御手段するという城で，山城がほとんどであった当時としては珍しいものでした．デルタ面上を流れる多数の水路を周りに配置
し，そこから濠に水を引いていま

図 1 土浦の明治 38 年地形図
A，B：閘門設置箇所

す（図 2）．城は土浦砂堆の内陸側に置かれていますが，これは霞ヶ浦からの逆水を防ぐ対策でもありました．陸前浜街道は枡形に屈曲しながら砂堆上を通っていますが，これは防御を目的したものです．古い町並みはこの街道沿いに並び，低地をほぼ横断しています．
1400 年代半ばには，当時北側を流れていた桜川
を南にやや離して移し変え，その氾濫の影響を和らげる対策をとりました．徳川時代になると，江戸の北を護る地として譜代大名が所領する土浦藩が置かれて地域の中心となり，また，陸前浜街道と霞ヶ浦の水陸交通の要所ということで商業の地としても発展しました．
この生い立ちゆえに，街は霞ヶ浦の水位上昇に

図 2 土浦の明治 16 年測量地形図

よる浸水を頻繁に被ってきました．そこで，明治 29 年（1896 年）の常磐線開通のとき，中央から当初示された路線を湖岸沿いに変更させて，盛土路盤に水防堤の役割を持たせました．また，明治 37
年（1904 年）には川口川と新川の河口に閘門を設置して霞ヶ浦からの逆水流入を防止する対策としました．駅と旧市街をつなぐ道路は，その後街のメインストリートになり，湖岸の方に向け市街は拡
大してきました．現在，常陸川水門などによって湖水位はコントロールされるようになってはいる
ものの，土浦市街はなおも霞ヶ浦氾濫の危険をかかえた土地条件下にあることに変わりはありません．

茨城南部・土浦28-1

2. 霞ヶ浦の治水と洪水
霞ヶ浦は，海面が現在よりも高かった縄文海進期に陸地内に深く入り込んだ入海が内陸に閉じこめられた潟起源の浅い湖沼です（図 3）．平均水深は 4 m，最大水深は 7 m です．出口は利根川・鬼怒川の運搬土砂および鹿島砂丘によって閉ざされ複雑な水路をとっています．かつて利根川本流は佐原から北に向かい，横利根川と北利根川を通って銚子に向け流れていましたが，1800 年代初期に
現在のように変えられました．千葉・茨城の県境がここで現利根川河道の北にはみ出ているのは以前の水系を反映したものなのです．行政界や古地図にある国境などから，以前の河川流路の位置とその後の改修の経過などがわかります．
霞ヶ浦周辺低地では，大流量を流す利根川からの逆流および排水能力不足による洪水がたびたび発生しました．この対策とし て，1921 年 に は 横 利 根 川 に閘門を設けて利根川からの逆流を防ぐようにしました．また，排水河道の北利根川・常陸利根
川を掘り下げ幅を広げて洪水の疎通を良くしました．しかしこれによって海水が逆流し霞ヶ浦
沿岸で塩害が生じるようになったので，利根川との合流点に常陸川水門を 1967 年に完成させ，

図 3 霞ヶ浦・利根川の水系と治水・利水施設

湖水位調節および逆流防止を行うようにしました（図 3）．水位調節高さは 1.55 m，調節水量は約 3.2
億トンです．湖岸堤防は，霞ヶ浦の計画高水位を T.P.2.0 m（東京湾平均海面を基準とした標高）とし，高さ 2.1 m で設けられています．
湖面が非常に広いので，強い南東風が吹くと，湖面幅が先細まりの先端に位置する土浦では，湖水吹寄せによる水位上昇も起きます．これは北上してくる台風の前面において生じやすいでしょう．
水深は最大でも 7 m と非常に浅いので，吹寄せの水位上昇効果は大です．
霞ヶ浦の土浦における既往最高水位は 1938 年の 2.5 m で，このときには霞ヶ浦流域全体で死者25 人，家屋流失・全潰 180 棟などの被害が生じました．これは総雨量 600 mm に達する梅雨前線豪雨によるもので，湖岸低地は全域浸水し浸水面積は 74 km2 でした．湖水位の上昇は，横利根川経由
での利根川洪水の逆流および霞ヶ浦周辺域での豪雨による大量の河川水の流入によって生じます．
3. 桜川低地の地形と地盤条件
桜川は筑波山地の北に隣接する鶏足山地の南西部（標高 400 ～ 500 m）を水源とし，筑波山の西麓に沿って流れ，常陸台地中に幅 1 ～ 3 km の氾濫原をつくり，土浦にて霞ヶ浦に流入するという，
延長 54 km，流域面積 365 km2 の緩流河川です．中流部において低地面は河道に向け緩やかに傾斜し，各所に比高 2 ～ 3 m の段丘状の微高地が分布しています．これは河流が低地面を侵食する状態にあることを示し，筑波山地（標高 877 m）からの土砂供給が少ないことを伺わせます．このことは霞ヶ浦が埋め立てられずに現在も潟湖として残っていることからも推定されます．このため沖積層の厚さは最大 5 m 程度と薄いものです．
1986 年に台風 10 号の大雨により，桜川中流部では，無堤部も部分的に存在することもあって，氾濫が生じましたが，この地形のため浸水は河道付近に限られました（図 4）．このとき河口部の土28-2

浦では，桜川水位は警戒水位にも達しませんでした．平野の地盤高分布をみて，河道部がより高いという天
井川の状態にあるか，あるいは侵食性であるかを知っておくことは，危険域の判定に役立ちます．隣接の小貝川は，氾濫が広く平野内に及ぶという堆積性（天井川的）の河川です．
桜川の河川改修は，計画流量毎秒
1,000 m2，霞ヶ浦計画水位 2.0 m に基づいて実施され，河口から 10 kmの区間では築堤が完了しています．
桜川が霞ヶ浦に流れこむ河口域
は， ほ ぼ 標 高 2 m 以 下 と い う 低 い
三角州性低地で，地形からみるかぎ
りでは地盤は良くないと判断される

図 4 桜川の地形と 1986 年洪水の浸水域のが普通です．しかし，軟らかい沖積層の厚さは数 m 程度と薄く，その下には地層の硬さを示す N
値が 30 を超えるという硬い砂礫層（土浦礫層）があります（図 5）．この砂礫層は約 2 万年前に鬼怒川が日光山地などから運びだしてきたものです．鬼怒川は小貝川近くをほぼ平行して流れており，下館の北方付近で現在の小貝川低地に向け流路をとっていたときがかつてありました．
筑波山の西方において，筑波台地北部が比高 10 m 程度の崖を境にし幅 3 ～ 4 km ほどが一段低くなっています．この低位の台地面は北北西に伸びて小貝川低地につながっています．小貝川は上流に山地を持たない平地河川で礫を運び出さないので，2 万年前ごろには鬼怒川がこの低位台地を斜めに切って流れ，現在の桜川に流入していたと考えられます．2 万年前には
海 面 が 現 在 よ り 100 m 以 上 低

図 5 国道 6 号バイパス沿いの模式地質断面

かったので，それに応じ河床勾配は大きくて運搬力が増していたので，大きな礫も下流まで運ばれてきていました．低位台地面や桜川低地にはこの砂利の採取場が 10 箇所ほどあります．
沖積層は 1.8 万年前の氷河期ピーク時（海面最低時）以降に堆積した地層なので，約 2 万年前の土浦礫層よりも上にある厚さ数 m 程度が沖積層になります．ほぼ粘土・シルトの地層で砂の層は多くありません（シルトは粒径が粘土と砂の中間）．N 値は非常に小さくて軟弱な地層ですが厚さが薄いので，さほど悪い地盤ではありません．
4. 洪水災害
市街が発展した江戸時代になってから，土浦は数年に 1 回という頻度で水害を被っています．その原因の大部分は霞ヶ浦からの逆流です．このため明治 29 年開通した常磐線の盛土路盤に水防堤
茨城南部・土浦

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を兼ねさせ，明治 37 年には市街地小河川の河口に閘門を設置
してその防御をはかりましたが，これだけでは大規模な水位上昇による市街への湖水流入を防ぎきれませんでした．
明治年間における最大の水害
は明治 43 年（1910 年）に起きました．これは桜川の氾濫と霞ヶ浦 の 逆 水 が 重 な っ て 生 じ， 市
街のほぼ全域が浸水しました．
川口閘門における湖水位が約2.7 m という記録が残されています．浸水家屋は町の 3 分の 2

図 6 1938 年洪水の氾濫地域と総降雨量分布（加藤，1978）

を超える 1,600 戸に達しました．
昭和になって大きな洪水が，7 年，10 年，13 年，16 年と 3 年おきに発生しました．7 年と 10 年
は大雨による霞ヶ浦増水，16 年は利根川洪水の逆流が主原因でした．13 年 6 月末～ 7 月初めの洪水は，桜川氾濫が加わり百数十年来の大洪水といわれる大規模なものでした．停滞した梅雨前線の活動が台風の通過により活発となって大雨となり，八郷盆地における総降雨量 425 mm を最大として，県南部の全域で 350 mm 以上という豪雨になりました．最大水位は小貝川（石下北方の大円木地点）で既往最大 4.45 m（昭和 10 年）を更新して 5.80 m，霞ヶ浦では湖尻である北利根川流入地点で既往最大 2.49 m を超える 3.185 m，土浦町川口で平水位 0.18 m に対し 2.50 m を記録しました．利根川の水位は既往最大よりも 2 m 以上低いものであって，桜川など流域河川からの流入が水位上昇の最大要因でした．
このため低地のほぼ全域が浸水し，利根川水系（霞ヶ浦を含む）における氾濫面積は 882 km2，県全域で 1,234 km2 と県面積の 5 分の 1 が浸水しました．浸水面積は小貝川水系で 207 km2，桜川水系で 101 km2，霞ヶ浦湖岸低地では 74 km2 でした．県全体の被害は死者・行方不明 49，住家流失
149，全壊 314，半壊 727，床上浸水 23,709，床下 19,757 などであり，新治郡で被害が最大でした．
桜川では流域平均日降雨量の最大が 242 mm という年超過確率 1/200 を超える規模の豪雨を記録しました．このため全川で破堤 15 箇所．破堤延長 1,930 m に達し，岩瀬から土浦に至る桜川低地は2
全面浸水し，浸水面積 100 km（流域面積
365 km2），住家浸水 6,951 戸に及びました．土浦では桜川

堤防が虫掛地先など数個所で決壊したので，土浦町（市制は 15 年）の被害は大きく，最大浸水深は3.1 m（外西町）に達し，浸水は 1 カ月以上続きました．地盤の高い土浦駅付近は避難場所を提供しました．土浦町の被害は死者・行方不明 6，住家全壊 10，半壊 51，浸水 4,850 などでした．罹災戸数
および罹災人員は全町の 95％にも達しました．
昭和 16 年 7 月の洪水は土浦付近を通過した台風の豪雨によるもので，桜川の流域平均日雨量の最大は 120 mm と多くはなかったものの．利根川では既往最高水位を超える出水となったので，これが霞ヶ浦に逆流して，霞ヶ浦水位は 13 年に次ぐ T.P.2.0 m を記録しました．このため湖岸低地は全面にわたり浸水し，床上浸水 1,100 などの被害となりました．
昭和 36 年 6 月の豪雨は梅雨前線の活動によるもので，真壁では最大日雨量 330 mm を記録しました．土浦では総雨量 230 mm でした．桜川は下高津側で匂橋付近の堤防が 30 m 決壊し，床上浸水
248，床下浸水 207 などの被害となりました．
明治 35 年には台風により全壊 65，半壊 49 などの被害をうけています．筑波山では最大瞬間風速72 m を記録しました．強風の湖水吹寄せ（海嘯）により湖岸低地一帯が浸水しました．

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現在，地形条件および市街地条件からみて水害危険が最も高いのは，低地中央を横切る
土浦砂堆の内陸側，とりわけ国道 6 号の内陸側です（図 7）．ここはかつて湿地が広がっていた標高 1.5 m 前後の低地で，桜川の氾濫および内水の湛水の危険が大きい地形です．排水路の備前川が流れる桜川右岸の低地は内水氾濫の危険が大きい場所であり，排水機場が多数設置されています．土浦砂堆は比高 1 m
程度の微高地ですが浸水は免れることの多い地形です．旧市街や昔の集落は一般にこのような自然の微高地上に立地しています．土浦
駅周辺のやや高い盛土地も浸水危険度の低い

図 7 土浦市街地区の水害危険度

土地です．
5. 台地の崖崩れ
常陸台地南部（筑波・稲敷・新治・石岡・取手の各台地）には，約 350 の土砂災害危険箇所（急傾
斜地の崩壊により被害が出ると予想される区域に 1 戸以上の人家がある箇所）が摘出されています（茨城県調査，未指定箇所も含む，2010 年現在）．いずれも利根川・小貝川などの大きな川や霞ヶ浦・牛久沼に直接に面する台地側面および台地内の谷の下流端にあって，台地面と低地との比高が大きくなっているところです．新治台地の崖は筑波台地に比べ比高が 5 m ほど高いので，危険度は少し高くなっています（図 8）．
急傾斜地の高さはあまり高くなく，ほぼ 15 m
以内です．土砂災害防止法では，急傾斜地の下端からの距離がその高さの 2 倍までの範囲内および急傾斜地の上端から 10 m の範囲内が土砂災害危険区域とされています．この地域では急傾斜地の上方の台地端にある人家が危険区域にあるとして摘出されているのが過半数を占めていますが，この場合には危険はかなり小さいと考えられます．なお，2000 年以前における急傾斜地崩壊危険個所は 40 ほどでした．
台地構成層は、上から厚さ 1 ～ 3 m のローム層，0.5 ～ 2 m の常総粘土層，最大で 5 m ほどの龍ヶ崎砂礫層（層厚の場所による変化大），最

図 8 急傾斜地崩壊危険箇所（2013 年現在）
（茨城県土木部資料）

下部の成田層（海成の砂層）からなります．すべて未固結の地層ですが，龍ヶ崎層中にみられる鉄集積層や常総粘土層では，かなりの硬さ（難透水性）を示します．ロームや粘土は粘着性がありますが，砂はばらばらになります．異なった強度や透水性をもつ地層で構成される崖・斜面は一般に不安定です．これらの自然の堆積層の表面を，風化によってできた表層土が多少とも覆っています．その厚さは薄く 10 ～ 20 cm ぐらいまでです．この表層土が滑り落ちるのが最もよく起こるタイプの斜面崩壊です．

茨城南部・土浦28-5

6. 地震災害
この地域に影響する地震には，関東平野地下で起こる直下地震と，鹿島灘・福島沖で起こる海域の地震，相模湾～房総沖で起こる海溝型地震があります．直下地震は頻繁に起きますが，マグニ
チュードは大部分が 3 ～ 4 であり，また，震源は 50 km 以上と深いのがほとんどですから，地表での揺れはあまり大きいものにはなりません．1895 年の霞ヶ浦北部を震源とする M7.2 の地震は，かなり深かったと推定され，土浦が属する新治郡全体の被害は，全壊 3，半壊 1 などでした．新治郡の石岡で被害大という記述があるので，土浦の被害はほとんどなかったと考えられ，震度は 5 弱以下と推定されます．1921 年の阿見付近を震源とする M7.0 の龍ヶ崎地震は，深さ 50 km で被害はき
わめてわずかでした．震度は 4 程度と推定されます．

図 9 土浦の地形・地盤条件

鹿島灘では 2011 年東北地方太平洋沖地震の余震として発生した M7.7 が最大の規模の地震です（これ以前は 1975 年の M7.5）．土浦からの震央距離は 100 km で，土浦における最大加速度は 275 ガル，
計測震度は 5.2（震度 5 強）でした．本震の震源は 350 km も離れていたのですが，M9.0 と超巨大で．
M7.7 に比べエネルギーでは 90 倍大きかったので，土浦における最大加速度は 534 ガル，計測震度は 5.6（震度 6 弱の低い方）でした．土浦市における被害は全壊 6，半壊 212 などであり，全壊率 0.011％
からみれば震度 5 強以下でした．
相模湾では 1923 年に関東地震（M7.9）が起こっており，今後 100 年はこここ相模トラフは大きな地震を起こさないと考えられています．関東地震による土浦町の被害は非住家全壊が 1 となっておりレンガ造りの建物や塀が多少壊れた程度でした．県西の鬼怒川・小貝川低地では震度 6 弱のところがありました．なおこのとき，土浦駅と荒川沖駅の間において常磐線旅客列車が脱線し，56 人が死傷しています．房総南東沖では 1677 年に M8.0 の延宝地震が起きており，その再来が懸念されています．震央距離は 150 km ほどあり，震度は最大で 5 クラスでしょう．
この低地では，マグニチュード 7 クラスの関東平野南部直下の地震が起こった場合，最大震度 6弱が想定されています．砂層はあっても薄いので，液状化は起こってもそれによる地盤変形は小さいでしょう．土浦砂堆では砂層の厚さは数 10 cm 程度です．ほぼ常磐線の東側（霞ヶ浦寄り）は湖岸
低地に分類される地形で，地盤は多少悪くなります（図 9）．

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一方，台地を刻む谷の底には非常に軟弱な有機質土が堆積しており，花室川では厚さが 10 m もあります．このような谷底では局地的に震動が大きく増幅されます．これは周辺台地面から主にローム（粘土）が運ばれ堆積したものであり，谷底の湿地に生えた植物が分解されずに混じっているので，
きわめて軟弱です．なお E 地点付近（図 9）からは氷河期に大陸から移動してきていたナウマン象の化石が発掘されています．

国土地理院（1978）：土地条件調査報告書，土浦・佐原地区．
水谷武司（1982）：茨城県南西部桜川流域の防災地学環境．国立防災科学技術センター研究報告 27．
山口恵一郎ほか編（1972）：日本図誌大系，関東Ⅱ．朝倉書店．
加藤敬愛編（1978）：昭和十三年の茨城県水害．茨城県．
土浦市立博物館編（2009）：土浦の洪水記録．
土浦市（1975）：土浦市史．

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防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

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自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
29. 茨城南部・龍ヶ崎－破堤洪水をたびたび被ってきた河川低地
1. 地形・地盤条件
茨城県の南端部に位置する龍ヶ崎市の市域（面積 78 km2）は，北部の台地（稲敷台地）と南部の低地（小貝川・利根川低地）とからなります（図 1）．稲敷台地は，関東平野東部に大きく広がる常陸台地の最南部で，多くの谷により刻まれていて，その谷底の大部分は谷津田になっています．緩やかな起伏を示す台地面の標高は 15 ～ 25 m で，1970 年代になって開発が進み，ニュータウンや工業団地などが展開しています．台地を構成する地層は，主として十数万年以前に形成されたかなり締まっている砂質層で，表面に関東ローム層などを載せています．

図 1 龍ケ崎市域の地形
自然堤防は国土地理院の土地条件図による

龍ヶ崎の旧市街は小貝川低地内の微高地に立地し，当初は舟運の中心地として発展しました．か
つての水戸街道や現在の常磐線が西方を 5 km ほど離れて通されたこともあり，市街地の低地内への進展はあまり進んでいません．低地の地層は鬼怒川・小貝川が運んできた軟弱な沖積層からなり，台地を削り込んでつくられた昔の谷地形を埋めています．低い砂質微高地（自然堤防）が主として流路沿いに分布します．低地面標高は大部分が 3 ～ 5 m で，台地との境界には 10 ～ 15 m の比高の崖が連なっています．このような地形と表層の地層の形成は十数万年前以降のことです．
12 ～ 13 万年前の温暖期には海面は現在よりも 10 m ほど高くて，関東平野は東に向け開く湾となっていました．この浅い内湾を周辺山地からの土砂が埋め立てた堆積面（デルタや浅海底）が台地の原形です．その後，気候は寒冷化して海面は次第に低下し，1.8 万年前には海面は現在よりも 130 m
ほど低くなりました．この海面低下により海抜高を増したデルタ面上を流れる河川は，侵食力を大きくしてデルタ面を削り込みました．流量の大きい鬼怒川は最大で 60 ～ 70 m ほど削り込み，また流路を大きく蛇行させて台地側面を侵食し谷幅を広げました．この侵食が及ばなかった範囲が現在の台地面です．関東平野中央部の沈降により利根川はある時期から南に向かって流れるようになったので，平野東半部を流れる最大の川は鬼怒川となっていました．流域が狭いので侵食力が小さい
台地内河川（小野川など）は，幅狭く浅い谷をつくっただけでした．
茨城南部・龍ケ崎

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寒冷化初期の 8 ～ 9 万年前ごろに鬼怒川などが運搬した砂礫が，関東平野の南東部に最大で 4 ～5 m の厚さで堆積しました．これは龍ヶ崎砂礫層と名づけられています．この最上部は火山灰質の
常総粘土層です．さらにこの上に 2 ～ 6 万年前に箱根火山・富士火山から飛んできた火山灰の風化
土層（ローム層）が 2 m 程度の厚さに覆っています．
1.8 万年前以降気候は温暖化に向かい，海面は急速に上昇しました．約 6 千年前には海面は現在
よりも 3 ～ 4 m ほど高くなり，氷河期に削り込まれた谷には海水が進入しました．こうして関東平
野には多数の細長い入り海が出現し，鬼怒川沿いでは下妻の南方までが海でした．貝塚の分布が当時の海の広がりを示します．龍ヶ崎の台地南端は，島状になった下総台地との間に広がる内湾に突き出た岬（崎）でした．
この入り海を埋め立てた地層が 沖 積 層 の 主 要 部 で す． し たがって沖積層は 1.8 万年前よりも 新 し い 地 層 で， ま だ 全 く 固
まっておらず軟弱です．沖積層の厚さはその場所での谷の削り込みの深さによりほぼ決まっています．龍ヶ崎南部ではこの厚さ は 最 大 40m 程 度 で す． 地 震
動の強さは地層が軟弱なほど，またその地層が厚いほど大きくなります．
霞ヶ浦は埋立てが遅れて内陸に閉じ込められたかつての入り海（潟湖）です．縄文前期の海面

図 2 明治中期における小貝川低地の土地利用
明治 36 年の地形図に着色 赤破線は常陸国下総国との境界

上昇時の入り海の名残りが牛久沼・手賀沼・印旛沼などであり，鬼怒川の運搬土砂によって谷の出口が塞がれたところに形成されたものです．
小貝川低地には比高がほぼ 1 m 以下の低い自然堤防が形成されています．自然堤防は河道から溢れ出た洪水が運ぶ土砂の堆積によりつくられた堤防状の高まりで，主として河道沿いに発達します．
このような微高地はかつては集落や畑として利用されていたので，明治期の古い地形図からそれがよく識別できます（図 2）．下総国と常陸国との国境は，牛久沼の南において現在の小貝川河道から離れ，ほぼ南東に向かい利根川に達しており，国境が定められた当時（中世の一時期）には小貝川がここを流れていたと推定されます．
このような土地環境の地域において生じるおそれのある災害には，軟弱地盤の強震動，砂質層の液状化，河川の氾濫による洪水，内水氾濫，崖崩れが挙げられます．土地条件との関係はないが茨城南部で起こりやすい災害としては，竜巻と降雹が挙げられます．西方にある火山が大噴火した場
合には火山灰の降下・堆積が生じます．総合的にみると台地は最も安全な地形に分類されます．
2. 地盤の強震動
地震波の伝わる速度は岩石・地層の硬さで決まり，軟らかい地層では硬い岩盤に比べ 1/20 ～ 1/30
程度に遅くなります．このために，地下深くから伝わってくる地震波は地表の軟弱地層中で速度を大きく低下させるので，後から引き続きやってくる波がこの地層中にいわば詰め込まれて重なり合うような状態になって，地震の揺れが強くなります．震動の増幅には共振現象によるものもあります．物体はすべて，地層も建物も非常に揺れやすい固有の周期を持っています．地震波にはいろい
ろな周期の波が重なっていますが，0.5 ～ 1.0 秒ほどの波が最も多いのが通常です．厚い砂泥質の沖29-2

図 3 代表的なボーリング柱状図

積層の固有周期はほぼこれに一致するので，共振により震動が大きく増幅されます．耐震設計基準
では，沖積層など軟弱な地層の厚さが 30 m 以上のところ，及び表層に泥炭層など極度に軟弱な地層があるところを，最も悪い第 3 種地盤に分類して，構造物の耐震強度を高めるように定めています．
地層の性状はボーリングにより調べられます（図 3）．一般にボーリングの数は少なくまた偏って分布しているので，地形なども手がかりにして地層の平面分布を推定します．地層の硬さや締まりの程度を示す値に N 値があり，これによって地盤の良し悪しなどを簡易に判定できます．泥質層では N 値が 0 ～ 2 で非常に軟らかい，2 ～ 4 で軟らかい，砂質層では N 値が 0 ～ 4 で締りが非常にゆるい，4 ～ 10 でゆるい，などとされます．

図 4 地盤条件図
砂質微高地は図 2 に基づく

青丸は主要ボーリング地点
茨城南部・龍ケ崎

29-3小貝川低地のほぼ中央部には氷河期に削りこまれた深い谷があり，N 値が 0 ～ 1 と軟弱な泥質の沖積層で埋められています（図 3 の①，②）．その厚さは市域東部で 40 m を超えます（図 4）．最も悪い第 3 種地盤に分類される沖積層厚 30 m 以上の地域は，低地中央を小貝川西方にまで続いています．
関東鉄道龍ヶ崎線のあたりから台地際までの間には地下に卓状の地形，いわゆる埋没段丘が存在
し，沖積層は薄くなっています．龍ヶ崎中心市街はこの埋没段丘の境界付近にあります．台地際には表層が有機質土（泥炭など）である非常に軟弱な地層が分布しており（図 3 の⑦），台地際は河川の堆積作用から取り残されて沼沢地が多数出現したと考えられます．牛久沼周辺にも厚い泥炭層があります（図 3 の①）．このような表層が非常に軟弱なところも最も悪い第 3 種地盤です．最近まで沼沢地であったところも表層が非常に軟弱と推定されます．
江川沿いなどにある自然堤防は主として砂で構成されていますが，その表層部の N 値は小さくて締りの非常にゆるい地層です．自然堤防以外の低地部は後背低地と呼ばれ一般に泥質ですが，ここにも砂層はかなりの程度分布します（図 3 の①，⑥）．なお，自然堤防と後背低地の境界は不明瞭で，その判定にはかなりの主観が伴っています．
台地内の谷底における沖積層の厚さは数 m 程度です．これは台地表層が侵食・堆積したものなので，主としてローム起源で泥質ですが，砂質部も多少あります．排水条件の悪い凹地状のところは多いので，有機質土がかなり広く分布します．台地面の表層には N 値が 10 未満のかなり軟らかいロー
ム層と常総粘土層が厚さ数 m あり（図 3 の④），関東平野以外の他地域の洪積台地に比べ地震時の震動を少し大きくしています．
地震動の強さを示す最大加速度の地形によるおおよその違いは，軟らかい沖積層よりなる河川・海岸の低地を 1.0 として，かなり締まった砂質層よりなる洪積台地では 0.75 程度（震度では 1 ほど小），
砂礫質の扇状地平野では 0.85 程度（震度では 0.5 ほど小）などとなっています．1923 年関東地震のときの東京における住家全壊率から推定される震度は，武蔵野台地（筑波・稲敷台地などと同じローム台地）で 5 強程度，沖積層の厚い荒川低地中央部では 6 強～ 7，沖積層の薄い埋没段丘部（日本橋・銀座など）では 6 弱程度，台地内谷底の旧沼沢地では 6 強～ 7 という明らかな違いが認められました．
このようなことに基づき地震時の揺れ（震度）の地形による違いを大まかに示すと，小貝川低地中央の沖積層厚 30 m 以上地域（第 3 種地盤域）に比べ，台地際の埋没段丘部では震度は 0.5 程度小，北部台地面では震度で 1 程度小，台地内谷底では 0.5 程度小となります．ただし旧沼沢地・泥炭地では埋没段丘部にあっても第 3 種地盤域と同じ強い揺れになります．また，自然堤防部での揺れの低下は一般に小さいと考えられます．
各種のハザードマップ類（龍ヶ崎市地震ハザードマッ
プ，国土庁の土地保全図など）では，沖積層厚の条件が取り入れられていないのが大部分です．また，自然堤防に相当すると思われる地形での震動低下が過大に評価されているようです（図 5）．地震動予測地図（地震調査研究推進本部，2013 年版）では，今後 30 年以内に震度 6 弱以上の揺れに見舞われる確率が，龍ヶ崎北部の台地面で 40％程度，台地内の谷底低地で 60％程度，龍ヶ崎南部の小貝川低地では，自然堤防に相当すると思われる地形で 65％，
それ以外の低地部の全域で 80％程度とされています．

図 5 今後 30 年で 6％確率の計測震度（地震調査研究推進本部，2010 年版）
括弧内は 30 年で震度 6 弱以上の確率

3. 砂質層の液状化
液状化は地下水で隙間が満たされた締まりの緩い（N 値がほぼ 10 未満の）砂の層で生じます．締まりが緩いと隙間は多く，砂粒子はお互いに角を突っ張りあって全体を支えています．地震により繰

29-4

り返し揺すられるとこの突っ張りあいがはずれ，圧力を高めた水の中に砂粒子が浮いた状態になります．これが液状化です．圧力を高めた水が砂と共に地上に噴き出すと，地層の中身が抜け出たことになり亀裂・陥没・流動などの地盤変形が生じます．
地震動の主力である S 波は液体中を伝わらないので，液状化は震動を弱くします．被害はもっぱら基礎地盤の変形や破壊によってひき起こされます．震動の直接作用による建物の破壊は，強い揺れの続く数十秒ほど

図 6 2011 年東日本大震災時の液状化による噴水・噴砂の発生地点（地盤工学会の調査）の短時間に起こるのに対し，液状化による建物の傾斜や沈下はこれよりも長い時間（数分～数時間）
かけて進行します．このため人命への危険は非常に小さくなります．
液状化が発生しやすいのは，地下水位が高くて地表近くまで地下水で飽和した深さほぼ 15 m 以
内の締りのゆるい砂質層です．このような地層は，小貝川低地内の全域にわたって多かれ少なかれ分布します．一般に自然堤防は砂質ですが（図 3 の⑤），この地域の自然堤防の規模は小さくて，かならずしも砂が卓越するというわけではありません． 後背低地部でも，図 3 の③や⑥のように，表層に N 値の小さい砂層が分布します．
2011 年の東北地方太平洋沖地震では，強い震動が長く続いたこともあって，液状化が大規模・広範囲に発生しました．龍ヶ崎南部の低地では液状化による噴水・噴砂の発生が，地盤工学会の調査で 40 箇所ほど認められています（図 6）．その 2/3 は自然堤防部（国土地理院の土地条件図による）におけるものですが，それ以外の後背低地部でも全体の 1/3 が生じています．ほぼ総てが水田で起こったもので，これによる建物などへの被害はありませんでした．

図 7 2011 年東日本大震災時の利根川・霞ヶ浦低地における液状化発生地点（地盤工学会の調査資料）

龍ヶ崎から 20 ～ 50 km 東方の利根川・霞ヶ浦低地では，液状化が大規模に発生し，5 千棟を超える住家が全半壊の被害を受けました．ここは鹿島砂丘により閉ざされた潟起源の低湿地で，低地全域が液状化の非常に起こりやすい地形に相当します．しかし，液状化の集中発生はかなり局地的であり（図 7），液状化発生に関わる地層の条件が多様であることを示します．液状化は線状に発生しているところがかなりあり，最近の旧河道部で危険が大きいことがうかがわれます．沿岸部では本震の 30 分後に起こった M7.7 の余震が強い揺れを示し，液状化を激しくしました．
茨城南部・龍ケ崎

29-5

4. 被害を及ぼす地震
関東地方の地下には，北米の大陸プレートの下に東から太平洋プレートが沈み込み，さらに南方
からフィリピン海プレートが太平洋プレートの上に潜り込んでいて，世界でも有数な地震頻発地帯になっています．太平洋プレートが沈み込むところが日本海溝，フィリピン海プレートが沈み込む
ところが相模トラフ・南海トラフで，これらはいわば巨大活断層です．
茨城南部に影響を与える地震には，① 関東平野南部の地下で起こる直下型地震，② 日本海溝の陸側の茨城・福島沖で起こるプレート境界地震，③ 相模トラフで起こるプレート境界地震があります．なお，この地域には地表にずれを起こしている活断層は認められません．
頻繁に起こっているのが①です．これは主として，フィリピン海プレートと北米プレートとが接触している付近で起こっています．接触面は地下 50 ～ 70 km ぐらいのところにあるので，震源の深さもそれくらいです．マグニチュード (M) は一般に 5 以下，せいぜい 6 クラスであり，震源はかなり深くてそれだけ遠く離れているので，地表での震度は弱まってほぼ 5 強まで，地盤のとくに悪いところでも最大で 6 弱程度です．なお，M7.0 の地震による震度 6 弱以上の強震域は，震央から30 ～ 40 km 程度の距離内です．
1895 年の「霞ヶ浦付近の地震」は M7.2 で 1995 年兵庫県南部地震（阪神大震災）に近い規模でしたが，茨城県全体の被害は死者 4，家屋全壊 37 などで，あまり大きくはありませんでした．茨城南部台地面における震度はほぼ 5 強以下です．被災範囲は広かったので，震源は 50 km よりもかなり深かったと推定されます．1921 年の「龍ヶ崎の地震」は M7.0，深さ 60 km で，震源は阿見付近の真下であったようです．被害は龍ヶ崎も含めほとんどありませんでした．このような昔の地震の M は大きく見
積もりすぎで，実際はこれより 0.5 ほど小さいとした方がよいようです．
②は日本海溝でのプレート沈み込みによって，プレート境界およびプレート内部で発生する地震で，M8 以上の巨大地震が起こります．2011 年東北地方太平洋沖地震（M9.0）は既往最大の規模で，茨城南部（震源距離およそ 350 km）では震度 6 弱～ 5 強，龍ヶ崎（震度計設置地点は埋没段丘上の市役所）では震度 5 強でした．
茨城沖の鹿島灘では M7 クラスがかなり発生します．その最大のものは東北地方太平洋沖地震の余震の M7.7 で，茨城南部（震源距離およそ 100 km）では震度 5 強以下でした．②の地震は，震源からかなり離れているものの M は大きく，プレート沈み込みに伴う地震で発生頻度は大きいので，①の地震よりも大きな影響を与えています．なお地殻の構造から，地震波は日本海溝に沿って南に伝わりやすいので，三陸～福島沖の地震でも関東地方に強い揺れを伝えます．
③は 1923 年関東地震，1703 年元禄地震などの相模湾～房総南方沖で起こる M8 クラスの地震で，震源からの距離は 100 km 以上です．相模湾域では 90 年前の大正関東地震によってひずみが解消されているので，ここ 100 年ぐらいは大きな地震は起こらないと考えられています．大正関東地震のときの茨城南部における震度は，台地面で 5 弱以下でした．

図 8 茨城南部に被害を及ぼす地震の震源域と活断層（地震調査研究推進本部資料）

29-6

海域の主要震源域や内陸活断層の活動による地震の発生確率などが，地震調査研究推進本部により示されています（図 8）．茨城県沖の領域（A）では，M6.7 以上の地震が平均間隔約 22 年で発生しており，今後 30 年以内に起こる確率は 90％以上と評価されています．日本海溝沿いの B 領域では，
約 100 年の間隔で巨大地震が発生しており，2011 年に起こってはいるものの，30 年発生確率は30％程度とされています．2011 年の地震の震源域の南の房総東方沖では，1677 年の延宝地震（M8.0）
以降起こっていないので，巨大地震の発生が懸念されています．
関東南部の C 領域では M7 クラスの地震が 120 年間に 5 回（1921 年龍ヶ崎の地震を含む）あり，平均間隔 24 年で，30 年発生確率は 70％程度と評価されています．一回の M7 地震の強震動域はこの広
い C 領域の半分以下であるので，実質的な確率はこれよりもかなり小さいとみた方がよいでしょう．
最も近い活断層は立川断層ですが，これが活動した場合の茨城南部における震度は 5 強以下とされています．発生したら被害は巨大になる首都直下地震でもほぼ 5 強です．なお，震度計により自動決定される計測震度（1998 年から全面採用）は，それ以前の震度よりもかなり大きめな値を示すことが多く，被害との関係が不明瞭になっています．
5. 過去の地震被害
2011 年東日本大震災による茨城県の被害は，死者 25 人，住家全半壊 2.1 万棟などで，これまでにない大きな規模でした．この 85％は震源により近く，また液状化や津波も被った太平洋沿岸部で生じました．内陸部にある県南地方（14 市町村）の被害は，死者 3 人，住家全壊 217 棟，半壊 1,327 棟，
一部破損 24,561 棟などで，実数では関東震災のそれをかなり上回り，被害率ではほぼ同じ程度でした．龍ヶ崎市では死者 1，全壊 1，半壊 42，一部破損 4,934 と，周辺市町村に比べ一段と小さいものでした（図 9）．
住家全壊率は震度に読み替えられます．県南平均の住家全壊率は 0.06％で震度 5 弱相当（計測震度以前の旧震度で推定）でした．被害は利根川低地域でより大きく，稲敷市では震度 6 弱に近い大きさでした．これらはかなり広い市域の平均であり，局地的にはもっと大きな震度を示したはずです．気象庁の震度（加速度計による計測震度）は，半分の 7 市町で震度 6 弱となっていますが，その下限に近い 5.5 ～ 5.7 が大部分でした（計測震度は小数点以下を四捨五入して示している）．
強震動の継続時間が 4 分ほどと極めて長く，また，鹿島灘で M7.7 の大きな余震が 30 分後に発生したので，利根川・霞ヶ浦低地において大規模に液状化が起こりました．ここは鹿島砂丘と利根川運搬土砂により閉ざされた潟起源の低湿地で干拓地は多く，全般的に砂層が卓越し，液状化の非常に起こりやすい地形です．しかし，液状化の集中発生はかなり局地的です（図 5）．

図 9 2011 年東北地方太平洋沖地震による茨城県南部の住家被害率
損壊率＝（全壊数 + 半壊数× 0.5）/ 総世帯数

茨城南部・龍ケ崎

29-7小貝川低地では液状化は主として水田において散発的に発生しただけです．液状化が多く発生した 4 市（鹿嶋・神栖・潮来・稲敷）の住家全半壊は 6,500 棟でこの大部分が液状化によると思われます．
津波の高さは鉾田・鹿嶋・神栖海岸で 4 ～ 7 m，浸水面積 8 km（平均侵入距離では 150 m）でした．
1923 年関東地震（震源からの距離 100 km 以上）による県南（稲敷・新治・筑波・北相馬の 4 郡）の被害は死者 1 人，住家全壊 26 戸，半壊 62 戸，全壊率 0.1％でした（全県の被害は死者 5，全壊 137，
半壊 342）．龍ヶ崎地区では全壊 5 戸（龍ヶ崎町 3，馴柴村 1，川原代村 1），半壊 3 戸（龍ヶ崎町）で，全壊率は龍ヶ崎町において 0.02％でした（図 10）．
被害は小貝川・鬼怒川・利根川
低地にほぼ限られました．とくに
水 海 道 ～ 下 妻 間 で 大 き く， 全 壊
率 1％を超える震度 6 弱の町村がか な り あ り ま し た．2011 年 地 震
でも下妻市では全壊率 0.26％と周辺よりも 1 桁大きい値を示しました．一方，台地部では震度 5 弱以下でした．かつては町村数が多くてそれぞれの面積が狭いので，町村別被害から地形・地盤の影響を知ることができましたが，現在ではこれがほとんど不可能になって図 10 1923 年関東地震による住家被害率

います．
直下型地震で被害の最も大きかったのは，1895 年の霞ヶ浦北部を震央とする M7.2 の地震です．
被害は鹿島郡を中心に全県で死者 4，全壊 37，半壊 53 で，関東地震とほぼ同じ大きさでした．龍ヶ崎町が属する稲敷郡での被害は報告されていません．1921 年龍ヶ崎の地震（M7.0，深さ 60 km）では最大震度 4 で被害は極めてわずかであり，龍ヶ崎で墓石多く倒れ田畑・道路に亀裂，と記されている程度でした．
2011 年地震の震源域の南，房総東方沖にある大地震の空白域における巨大地震の発生が懸念されています．この海域では 1677 年に延宝地震（M8.0）が起こっており，大きな津波被害が発生しました．
陸上の被害の記録は少ないので規模のわりには震動が弱いという津波地震と考えられます．2011 年の地震もかなり津波地震的でした．延宝地震の推定震源（犬吠埼東南東 80 km）から県南までの距離
は 150 km 以上あるので，M8.0 地震による震度は 5 強を超えることはないでしょう．津波地震であれば揺れはさらに小さくなります．県南地域において予想される地震の震度と被害は，2011 年のそれが最大規模と考えられます．
6. 利根水系河川の治水
徳川幕府は 1600 年代前半から，新田開発・洪水防御・舟運などのために，利根川など関東平野の諸河川の流路を大きく付替える大規模な土木工事を実施しました．利根川はかつて南へ流れ東京湾に流入していたのですが，平野中央にある分水界の台地を関宿において開削して，東に流れる常陸川に接続させるという河道付替え工事を 1621 年から行いました．これによって各河川の流域面
積は大きく変わり，旧常陸川は旧利根川や渡良瀬川などが流す大流量の洪水を引き受けることにな
りました．
1629 年には水海道の南において鬼怒川と小貝川とを分離し，台地を 4 km 開削して鬼怒川を利根川（旧常陸川）に合流させる工事を行いました（図 11）．また，1630 年には戸田井と羽根野の間で取手台地を開削し，押付にて小貝川を利根川に合流させました．これらの河道付替えによりこれまで放29-8

置されていた鬼怒川・小貝川
低湿地の利用が可能になり，灌漑用に福岡堰・岡堰・豊田堰の三大堰などを設けて，新田が開発されることとなりました．
もともと常陸川は取手台地のすぐ南を流れていたのですが，1630 年 に 我 孫 子 台 地 東
端を布川と布佐の間において開削して，流路を南に移しました．現在もここは河幅が著しく狭い狭さく部になっています．新利根川は 1660 年ご

図 11 利根水系河川の流路変遷

ろ開削が始められたほぼ人工の河川で，かつてその上流端は利根川に接続していました．1922 年には高須における小貝川の曲流部がショートカットされました．明治・大正期の地形図にはこれらの河道変遷の痕跡が認められます．鬼怒川・小貝川の低地の幅は常陸川の低地に比べ広くて，ここを大流量の河川が流れ関東平野
東部の主河道であったことが分かります．鬼怒川と分離されている現在の小貝川は，上流に山地を持たない平地河川であり，農業用水の取水用河川となっています．
大きな流路変更が行われた河川において氾濫が生じた場合，一般に洪水の主流は自然地形の傾斜方向に向かっていた元の流路をたどって流れ下ります．龍ヶ崎南部の低地では，小貝川（実際には鬼怒川）は中世には牛久沼の南から南東に向け流れていたと推定され，低地表面はこの方向に傾斜しています．このため低地を横断するように付替えられた現小貝川は，いつも左岸（東側）に氾濫し，南東に向け浸水域を広げることを繰り返しています．
7. 利根川・小貝川の堤防
現在，利根川は最重要の A 級河川とされ，200 年に 1 回の確率で生じる大雨の，鬼怒川・小貝川などの支川は 100 年に 1 回の確率の大雨による洪水氾濫を防ぐように治水計画がたてられています．
ただし，小貝川最下流部（常磐線鉄橋から合流点まで）については，利根川からの逆流が加わるおそれがあるので，利根川なみに 200 年の確率規模で計画されています．
これらの確率の雨量が何 mm になるかは，明治 30 年代ごろから得られる 100 年ほどの期間についての雨量観測データの統計処理により求めています．大流域の利根川水系では流域平均 3 日雨量に基づいていますが，この雨量は，小貝川の基準地点とされている黒子（筑西市）において 301 mm，
鬼怒川では石井（宇都宮市）において 362 mm と計算されています．この計画降雨により生じる最大流量を氾濫させないように，ダム・遊水地をつくり，河川敷幅と堤防の高さを決めます．
小貝川では黒子地点の最大流量が毎秒 1,950 m3 で，このうち 650 m3 を遊水地で一時貯留し，河道を流れる最大流量である計画高水流量を 1,300 m3 としています．鬼怒川では水海道地点における
3
計画高水流量が 5,000 m3 です．利根川本川では，最大流量 22,000 m（八斗島地点）のうち 5,500 m3 を，上流に造られている 6 ダムなどで調節する計画になっています．
この計画高水流量により各地点で生じる最大水位を計画高水位と呼び，これが計画の基本数値になります．堤防の上面（天端）の高さは，波・うねりなどによる水位上昇に対処するために，計画高水位よりもかなり高くつくられます．この余裕高の基準値は，利根川下流部で 2.0 m，小貝川規模の河川で 1.0 m です．
茨城南部・龍ケ崎

29-9

図 12 小貝川堤防の断面（国土交通省資料）

堤防の高さや水位はある基準面からの比高を示すもので，基準面のとり方によりそれらの値は違ってきます．河川分野では各水系独自の工事基準面というものを使用しています．利根川ではY.P. と呼ばれる江戸川工事基準面に拠っており，全国共通の基準面である東京湾平均海面（T.P.）より
も 0.8432 m 低くとっています．さらに観測地点ごとの独自の基準面（零点高）があり，一般に示される河川水位はこれに拠っています．
川原代町の中郷水位観測点における小貝川の計画高水位は Y.P. 10.339 m で，天端高との間にはそ
2.7 m という大きな差（余裕高）があります．堤防の高さ（天端と堤内地地盤高との比高）は 7.6 m，堤防幅はその約 10 倍の 75 m です（図 12）．堤防側面（のり面）の勾配は 1/5 を基準としていますが，ここ中郷では少し急な 1/4.5 です．天端幅は 7.5 m で利根川なみに広くとられています．河川側のり面の下半分には護岸（コンクリートブロック貼り付け）があります．これは水の浸透や河流の侵食を防
ぐためのものです．上半部には護岸がなく，高水位時の浸透や侵食に対する対策が十分ではありません．流域の広い利根川の洪水では高水位が長く継続するので，その逆流をうける小貝川下流部では高水位が長く続いて浸透作用が大きくなる可能性があります．
中郷水位観測点における氾濫危険水位（暫定値）は 9.65 m，避難判断水位（暫定値）は 9.45 m で，避難行動を始動する目安となる避難判断水位は，天端から 3.6 m 下方にあります．2015 年 9 月洪水のときの水海道における鬼怒川の水位観測データでは，増水が速かった早朝の時間帯において水位が3.6 m 上昇するのにおよそ 4 時間かかりました．
8. 小貝川の洪水
小貝川下流部における堤防決壊による洪水は，1742 年（寛保 2 年）以降 14 回（決壊箇所数 18）起こったという記録があります（図 13）．このうち右岸側（藤代側）は 1950 年の 1 回だけで，低地面の傾斜方向に（かつて鬼怒川が流れていた方向に）洪水が向かう傾向が非常に強い
ことがよくわかります．高須の曲流部
がショートカットされる以前には，決壊はこの曲流部付近と利根川合流点付
近で多く生じています．豊田では 5 回も決壊が起こりました．
合流点の上流では本流の高水位の影響をうけて決壊が生じやすいので，小貝川流域では雨が少なくても利根川上流山地で大雨が降ると，小貝川が洪水になります．布川の狭さく部は合流点付近での利根川水位をより高くします．1935 年 9 月 に は 利 根 川 か ら の 逆29-10

図 13 小貝川破堤箇所と 1981 年洪水の氾濫域
赤鎖線はかつての常陸国と下総国との境界

3
流によって高須橋下流で左岸堤防が破堤し，東村までの百数十 km（1981
年洪水の 5 倍程度）が浸水を被りました．
平野部で大雨が降ると小貝川自体の流量が大きくなって氾濫が生じます．1938 年 6 月の洪水はこのタイプで，牛久沼の南方で破堤して 140 km3 が浸水しました．石下町豊田などで破堤氾濫が生じた 1986 年 8 月の洪水もこのタイプです．1950 年のように藤代側に氾濫すると小貝川堤防により流下が妨げられるので，堤防際から上流方向へと流入量と地形に応じて浸水域が広がり，長期間滞水し浸水深は大きくなります．
1981 年の龍ヶ崎・高須橋上流における破堤は，旧河川を締め切り，農業用水用の水門が設けられていたところで生じました．これは破堤が起きやすい河道条件です．小貝川の水位は堤防の上面（天端）から 3.5 m も下にあり，また，利根川からの逆流により流れはほぼ停滞していたので，破堤には漏水が大きくかかわったと推定されます．高須橋のすぐ上流であり，橋脚により流れが乱され渦を巻くなど，橋の存在が多少関係していた可能性もあります．この 5 年後の石下町豊田における破堤は水門設置箇所で起こり，漏水進行による堤防破壊の経過が連続写真に撮られています．
龍ヶ崎南部の小貝川低地は東南東に向け傾斜しています．牛久沼の南方から江川沿いに東南東方向へほぼ連続する自然堤防列は比高が 1 m 以下と低いものの，これまでの小貝川氾濫の浸水域の北限を常に決めています．南部では西方から伸びだしている取手台地が浸水域の境界になります．破堤が牛久沼の南から羽根野（取手台地端）の間のどこで起こっても，氾濫域は江川自然堤防列と取手台地の間に広がり，新利根川方向に流れます．氾濫の規模が大きかった 1935 年の洪水でも，江川
自然堤防列が浸水域の限界になっていました．中心市街の南の江川左岸にはかつて低い堤防（並木堤）を設けて，比高の小さい自然堤防上に立地する市街地への浸水を防ぐ備えとしていました．
利根川の左岸で破堤氾濫が起こるとしたら，布川の著しい狭窄部から小貝川合流点の間の延長2 km 区間においてその可能性が大きいのですが，この場合氾濫流の主流は新利根川沿いに東に向かうので，龍ヶ崎東部の地盤高の低い地域だけが浸水を被りやすいといえるでしょう．牛久沼の水位が上昇して溢れる場合には，浸水域が東に拡大することはなく，沼周辺低地の内水氾濫のかたちをとります．
水の流れる速度は水深が小さいほど，また地面の勾配が小さいほど遅くなります．日本の大きな河川のつくる平野の勾配は一般に 1/1,000 以下であり，河口近くのデルタ域では 1/5,000 以下にもな
ります．このような緩い勾配を持つ広い平野で氾濫が生じると，氾濫水は広がって水深が小さくなることも加わり，破堤口近くは別として，その氾濫域の広がる速度はおおよそ人がゆっくりと歩く程度です．
小貝川低地の平均勾配は 1/2,500 で，1981 年洪水の氾濫域先端の平均拡がり速度は時速 200 ～500 m でした．1935 年の洪水では高須橋南の破堤口から南東に 3 km 離れた押戸に洪水が達したのは 3 時間後でした．このときの氾濫規模は大きくて水深も大きかったのですが，それでも進行速度
は時速 1 km ほどでした．河川低地内には道路・自然堤防・集落・樹林など流れの妨げとなる地形・地物があるので，氾濫流の進行はこのように遅くなります．破堤洪水に直面した場合，そこからの距離により到達時間を目算し，余裕を持って家財等の退避や避難を行うことが望まれます．氾濫水
深は一般に 1 m 前後なので，自然堤防上など小高いところにあれば，避難よりも家を浸水から守るなどの対策を優先したほうがよいでしょう．
流れの中にある物体が受ける力（流体力）は，流速の 2 乗と水深とを掛けた大きさで与えられます．
流速は水深が大きいほど，また地面の勾配が大きいほど速くなるので，結局，勾配の大きい場所における水深の深い流れは，建物や人を押し流す力を持つに至ります．山地内や山麓ではこの流体力の大きい激しい流れが生じて危険ですが，平野内においても地形・地物の配列の仕方によっては，局地的に流れの幅が狭められて水深と流速の大きい洪水流が生じ，人が流され家屋が流失することが起きるおそれがあるので注意しなければなりません．
茨城南部・龍ケ崎

29-11

9. 洪水氾濫予測
洪水の危険度・危険域の判定方法には，水流の運動を表現する式を使用した氾濫数値シミュレー
ションがあります．洪水ハザードマップの多くはこの方法により作成されています．
まず対象とする領域を多数の正方形メッシュに区画し（広い平野では一般に間隔 50 ～ 250 m 程度），各メッシュの代表地盤高を数値地図などにより与えます．破堤洪水の場合には，破堤のメッシュを決め，そこからの流入量を時間的に変化させてインプットします．この流入があった場合に各メッシュ境界を流れる流量を，水流運動の式を使用して計算します．これは，水位（水深＋地盤高）勾配によって決まる流動力および流れの慣性力と，地表面の抵抗力とが釣り合って水が運動することを示す式です．ついで，各メッシュについて流入量と流出量との差から，つぎの時点のメッシュ中央における水深を求めます．この新たな水深を使って次のステップの境界流量を求めます．この計算

図 14 氾濫数値計算－ 1981 年洪水の再現
粗度係数を 0.12 とした場合に計算と実績とはよく一致

図 15 氾濫数値計算－上流部で破堤の場合

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図 16 氾濫数値計算－下流部で破堤の場合

を，全メッシュについて秒単位の時間間隔で，非常に多数回繰り返すということにより，氾濫現象
を時間的に進行させます．
任意に与える設定条件は，破堤地点およびそこからの流入量の時間経過（河川水位の時間変化を示すハイドログラフなどによる），地表面抵抗（粗度係数）などです．流れに対する地表面の抵抗は水の運動に大きな影響を与えますが，これには実際の氾濫事例などにより得られる経験的な値を与えます．この計算により，氾濫水の到達時間，各時点の水深分布，最大水深分布，流体力分布などがわかります．
1981 年の小貝川破堤氾濫では，空中写真により浸水域拡大の時間経過が記録されています．このときの破堤 10 時間後の氾濫域が再現できる粗度係数として 0.12（平野河川の 3.5 倍程度）が得られたので，この条件のもとで氾濫計算を行い，6 時間後，10 時間後および 14 時間後の最大浸水深分布を示したのが図 14 です．格子メッシュの幅は 200 m，計算の時間間隔は 6 秒です．標高はコンター
間隔 1 m の地形図からの読み取りにより，0.1 m 単位で与えています．ハイドログラフは利根川合流点近くの押付における観測記録を使用しています．
数値計算は 10 時間後でよく合う粗度係数を与えておこなったものですが，14 時間後時点でもよく一致しています．6 時間後時点では計算と実績の差がややありますが，これは，流れを一時的に止めた路盤の高い県道があること，現河道・旧河道近くでは自然堤防が多くて粗度係数がより大きいことなどのためで，いわば当然の結果です．これまでの洪水と同じように氾濫水は，北では江川沿いの低い自然堤防に，南は取手台地に制約されて，東南東方向に流下しています．
龍ヶ崎市域における小貝川河道の最上流部および最下流部で破堤させた場合の 14 時間後の数値計算結果が，図 15 および 16 です．ハイドログラフは図 14（1981 年洪水）と同じものを与えています．
水の運動は地盤高分布に支配され，これら 3 ケースのいずれも類似の浸水域となっています．ただし，図 13 の場合には側面の制約がないので広く拡散し水深は小さくなっているのに対し，他の 2 ケー
スでは拡がりが制約されるので，水深大のメッシュが多くなっています．図 15 の場合には，破堤地点の地盤高は低くて堤内地の勾配は小さいので氾濫流入量はより少なくて，浸水域は狭くなっています．
県市町村等が公表しているハザードマップのほとんどは，設定条件として降雨の強度あるいは確率規模が記されているだけで，それ以外の条件や作成・計算の方法は示されていません．図示されているのは最大浸水域と水深区分です．おそらく，多数地点で氾濫させるか，あるいは本川の洪水位を平野内に延長して，可能最大規模の浸水域および浸水深を表示していると思われます．この場
合，地盤高分布をほぼそのまま反映した浸水深の分布が示されるはずですが，実際の図では必ずしもそうなってはおらず，地形を反映しないような複雑な水深分布が表現されています．洪水危険情報では，水深とその分布（浸水域）に加え，流れの強さを示す流体力や洪水到達時間なども重要です．
10. 内水氾濫
平坦な土地に強い雨が降ると，雨水がはけきらずに地面に溜まります．より低いところには周囲の小高いところから水が流れ込んできます．排水用の水路は水位を増して真っ先に溢れ出します．
このようにして起こる洪水を内水氾濫と呼び，大きな本川堤防が切れたり溢れたりして生じる外水氾濫と区別しています．
通常，台地・丘陵内の小河川が谷底低地内に氾濫する場合や，平野内に水源をもつかなり大きな河川（排水河川）が溢れる場合にも，内水氾濫としています．龍ヶ崎では利根川と小貝川が本川で，それ以外の河川・水路の氾濫水は内水になるでしょう．牛久沼のオーバーフローも内水の氾濫です．
内水滞留の危険が大きいのが明らかなのは凹地状の地形のところですが（図 17），このような自然地形だけでなく，道路建造や盛土地の造成など人為による地形改変も，排水を阻害する大きな要因になっています．実際のところ，内水氾濫がとくに問題になっているのは，市街化地域においてで
茨城南部・龍ケ崎

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す．都市水害と言われているものは都市域における内水氾濫であり，都市の構造がそれを激しくし，また，地下街の浸水など新たな種類の被害をつくりだしています．低所を通る市街地道路の冠水は頻繁に経験するところです．
樹林地・草地・畑・水田などは，雨水を地表面上へ一時貯留し，また地中へ浸透させる働きを持っています．ここが市街地化されると，流域の雨水貯留能力が大きく低下します．また市街地化は道路・駐車場等の舗装などによって雨水が浸透しにくい土地の面積を増大させます．整地・路面舗装・側溝などは雨水流に対する地表面抵抗（粗度）を非常に小さくして流速を大きくします．
このような地表面貯留および地中浸透の減少，表面粗度の低下という雨水流出条件の変化によって，降雨の流出率が増加し，また流れが速くなって周りから低い土地に短時間で集ってくるようになります．流出率のおおよその値は，平らな農耕地が 0.5程度であるのに対し，市街地では 0.8 ～ 0.9 ほどに増大します．
表面粗度は市街地化の後では以前に比べて数百倍にもなります．この結果として降雨強度は同じであってもピーク時の流量は何倍にも増大して，河道から溢れ出たり堤防を決壊させたり

図 17 凹地（排水不良地）の分布
1 m 間隔等高線図から窪んだ箇所を摘出）します．
内水氾濫の防止対策は，その地区への流入量（降雨量と周辺からの流入量）が流出量を上回らないようにすることです．流入量を減らす方法は，流域内で積極的に雨水の貯留と浸透をはかる，すな
わち「流す」のではなくて「溜める」「しみ込ませる」が基本です．大規模開発により雨水の流出条件が大きく変化したニュータウン地区では台地内の谷底に，洪水調整池と呼ばれる小ダムを設け，また，公園・グランドなどを配置して，雨水を一時的に溜める対策が採られています．浸水に対して抵抗性のある建築構造や住み方をするという自衛手段も重要です．これには，土手・防水壁・防水扉などで建物を氾濫水から遮断する，盛土やかさ上げにより建物の位置を高くする，1 階に重要なものは置かない，などがあります．
11. 台地の崖崩れ
斜面の地層はその表面の傾斜方向に絶えず引っ張られています．この力（滑動力）は斜面傾斜に比例し，斜面が急なほど大きくなります．一方，地層はそれに抵抗する力を働かせて安定を保っています．この抵抗力には土がくっつき合う力（粘着力）と上に載る地層の重さに比例する摩擦力とがあります．大雨や地震により，地層内のある面において滑動力が抵抗力を上回ると，この面で地層が断ち切られて，上の地層が一体として滑り落ちます．大雨による斜面崩壊では，地中に浸透した雨
水が摩擦力を低下させることが，崩壊発生の最大の原因です．地震ではその加速度が滑動力を大きくすることが主原因です．どちらの場合にも，外からは容易には分からない一般に複雑な地層内部の状態が大きく関係します．
龍ヶ崎市域では，台地が小貝川低地に面するところ及び台地内の谷の側面に，急傾斜の崖地が存在します（図 18）．その高さはほぼ 15 m までで，10 m 以下が大部分です．龍ヶ崎北部台地の南面崖

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図 18 急傾斜地の分布を示す 2 m 間隔の等高線図（50 m メッシュ数値標高データにより作成）

下にはほぼ連続して集落が立地しており，被害発生の危険が大です．ニュータウン地区の人工改変
地では，谷に面して盛土・切土の急斜面がつくられているところがあります．道路建造・宅地化・平坦地化などにより台地面に降った雨水が一箇所に集ってきて崖斜面に流入するように変化したと
ころは，とくに注意を要する箇所です．このようなところも台地南部に連続分布します．
台地構成層は、上から厚さ 1.5 ～ 3 m のローム層，0.5 ～ 2 m の常総粘土層，最大で 4 ～ 5 m の龍ヶ崎砂礫層（層厚の場所による変化大），最下部の成田層（海成の砂層）からなります（図 19）．すべて未固結の地層ですが，龍ヶ崎層中にみられる鉄集積層や常総粘土層では，かなりの硬さ（難透水性）を示します．ロームや粘土はくっつき合っていますが，砂はばらばらになります．このように異なった強度や透水性をもつ地層で構成される崖・斜面は一般に崩壊の危険が大です．これらの自然堆積の地層の表面を，風化によってできた表層土が多少とも覆っています．その厚さは薄く 10 cm ぐらいまでです．この表層土が滑り落ちるのが最もよく起こるタイプの斜面崩壊です．
切り立った崖のようなところは除き，この地域の大部分の斜面は表土層に覆われ，樹木や竹林が茂っています．

図 19 台地の地層の模式断面

その根は主として表土層中にありそれを繋ぎとめる働きもしていますが，強風や地震で揺すられて土層に加わる力がある限度を超えると，根系の底面がすべり面となって崩壊を起こす可能性があります．
台地の地層が露出する急な崖では，粘着性のない龍ヶ崎砂礫層中の砂質部が剥がれ落ちて窪み，その上部がオーバーハング状になっています．樹木はそこに覆いかぶさるようになっているので不安定です．落下した砂や風化土は崖下に堆積して傾斜角 35º ほどの斜面（崖錐）をつくっています．
この崖錐が大きいところはこれまでに崖の崩落が著しかったことを示します．古い集落の背後には樹木・竹林の密生した急斜面が多くの場合みられます．崖くずれの土砂が到達するのは，崖の基部からの距離が崖の高さの 2 倍以内の範囲ですから，この範囲外の少しでも離れたところに居住することが望まれます．
斜面崩壊の危険が大きいいところは，急傾斜地崩壊危険箇所として指定されています（図 20）．この指定が行われるのは，傾斜角 30º 以上，高さ 5 m 以上で，住家 5 戸以上などに危険が及ぶおそれがある，という条件のあるところです．この最後の被災条件をはずした実際の崩壊危険箇所は，行
茨城南部・龍ケ崎

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政指定の箇所数よりもずっと多くなることを忘れてはなりません．この危険指定では捉えやすい地形条件だけが採用されており，地層条件は対象外になっていま
すが，実際にはこちらの方がより重要です．
ほぼ同じ地層構成を示す
利根川対岸の下総台地北縁
では、1971 年台風 25 号の大雨により多数の斜面崩壊が発生しました．密生した樹木が強風で揺すられ表層

図 20 急傾斜地崩壊危険箇所（2013 年現在）
（茨城県資料）土と共に落下して破壊作用を大きくしました．千葉県全体の死者は 56 人という大きな被害でした．24 時間で 100 mm というかなり強い雨が降り，ついで 1 時間に 40 ～ 50 mm の強雨が 3 ～ 4 時間続いたところで崩壊が発生しました．
2013 年 10 月には台風 26 号の記録的な大雨により，龍ヶ崎市域の 11 箇所で崖くずれが起こりました．その大部分は小貝川低地に面する台地南縁におけるものです．県南および鹿行地域における崖くずれ数の分布およびアメダスの雨量データから，常陸台地南部における崖くずれ発生の限界雨量として，12 時間で 150 mm の先行降雨に続き 60 分で 40 mm の強雨，あるいは，10 時間で100 mm の先行降雨に続き 3 時間で 100 mm の強雨，が得られました．半日で 50 mm をかなり超えるような雨が降り続き，さらに一層強い雨（1 持間 30 mm 超）が降ると予想される場合，急斜面下では避難を準備したほうがよいでしょう．
12. 茨城南部の竜巻・降雹
日本における竜巻のおよそ 3/4 は，陸と海という自然条件が急変する境界である海岸部において起こっています．内陸で発生が多いのはほぼ関東に限られ，全国で起こる内陸部竜巻の 30% は関東
平野におけるものです．
1961 年から 2012 年までの間に関東平野で発生した竜巻は 105 個であり，年平均 2 個の頻度です（全国の年平均は 16 個）．このうち茨城南部では 32 個と関東平野全体の 30％で，面積当たりの個数
では平均的です．発生の密度がやや大きいのは埼玉県・東京都の東部です．しかし被害からみると，
茨城南部の比率はより大きな値になります．この期間に住家の全半壊が生じた竜巻は，関東平野全体で 44 個，全半壊数 1,053 棟であるのに対し，茨城南部では 21 個および 557 棟であって，それぞれ半分近くになっています．死者数では 9 人中の 8 人が茨城南部におけるもので，90％にもなります．
同期間の全国の死者数は 34 人で，茨城南部はその 24％を占めています．茨城南部の面積は全国の 1％程度ですから，人的被害がこの地域に集中発生していることになります．とは言っても絶対数は小
さくて，6 ～ 7 年に 1 人程度です．
このように被害が多いのは強い竜巻が多いことによるものではありません．竜巻の強さを示す藤田スケールでは，F2 以上の個数が関東平野全体で 18（最大は F3 で 1 個），うち茨城南部が 8 であり，強いものがやや多いものの，被害高の違いほどではありません．なお，藤田スケール F2 では住家
は屋根がはぎとられ弱い非住家は倒壊，F3 では住家は倒壊し非住家はバラバラになって飛散，という被害状況になります．

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大きな被害を引き起こした竜巻は，利根川・鬼怒川沿いの地域に集中しています（図 21）．死者を出した竜巻は，1962 年東村竜巻（F2），1969 年猿島竜巻（F2），1996
年下館ダウンバースト（F1 ～ F2），2003 年
神 栖 ダ ウ ン バ ー ス ト（F1 ～ F2），2012 年
つくば竜巻（F3）の 4 個です．猿島竜巻と2009 年土浦・龍ヶ崎竜巻は台風接近時に発生したもので，台風進行前面に吹く南風に流されていずれも北方に進行しており，それ以外の主として寒気流入による竜巻が北東に進行しているのとは明瞭な違いを示
します．ダウンバーストは積乱雲から冷気が激しく吹き降りてくる現象です．
竜巻による被害域は幅 100 ～ 300 m ほど，

図 21 住家全半壊が生じた竜巻（1961 年以降）
赤数字は死者数，青数字は全半壊数，×印は発生地点不明で全半壊 10 棟程度，D.B はダウンバースト

延長数 km 以上と非常に細長いのに対し，ダウンバーストでは長円状になります．下館および神栖の被害域の最大幅は 3 km でした．なお，死者が出たダウンバーストは全国でここだけです．
2009 年 11 月の龍ヶ崎における竜巻は，被災域の延長 4.5 km，
最 大 幅 250 m で，124 棟 の 住 家 が 被 害 を う け ま し た（ 図 22）．
2012 年 5 月につくば市・北条を中心に大きな被害をもたらした竜巻は F3 の規模でした．これは鬼怒川の西方で発生し，鬼怒川・小貝川を越えて北東に進行し，北条の北東にある山の尾根上で被災域は終わっています．総延長は 17 km，最大幅 500 m，進行速度 60 km/h で，被害は死者 1，住家全半壊 250 棟などでした．
この北方では，20 km ほどの間隔を置いて F1 ～ F2 規模の 2 つの竜巻が発生し，ほぼ平行して北東に進み，山地に入っても消滅せず 20 km 以上も進行しました．
こ の 竜 巻 の 発 生 時 に は， 上 空 に 強 い 寒 気 が 流 入 し，
日本海の低気圧に向け南から暖かい湿った気流が流れ込み，日射により地表付近の気温が上昇し，上空と地表の気温差が45℃にもなるという非常に不安定な大気状態になっていまし図 22 2009 年の竜巻被害発生箇所（気象庁資料）た．このため激しい上昇気流が生じてさしわたし 20 km ほどの巨大積乱雲（スーパーセル）が形成され，これら 3 個の竜巻がほぼ同時に発生しました．暖湿気流の上空には強い南西風が吹き込んで，大気を回転させる力となりました．アメダスデータでは，気温と風向が明瞭に異なる境界があり（気温差 5 ～ 6℃で西風と南風），その通過時に竜巻が発生したことが示されています．
竜巻は非常に発達した積乱雲の下で突発的に起こります，背が高いことを示す真っ黒な雲がやってきて急に暗くなり，雷鳴がとどろき，大粒の雨や雹が降りだしたら，竜巻のような突風に備えて，屋内に退避することが望まれます．竜巻は激しく旋回する風と急速な気圧低下により建物を持ち上げて破壊し飛散させるので，屋根や 2 階が吹き飛び，1 階は残っているという家が多くみられます．
雹（ひょう）は非常に発達した積乱雲（雷雲）から降ってきた直径 5 mm 以上の氷の塊です．同じ氷でもこれより粒の小さいものは霰（あられ）と呼びます．直径は 2 cm ぐらいまでが多いのですが，5 cm を超える大きなものもときにはあります．
空気中を落下する粒子は速度の 2 乗に比例する抵抗を受けるので，すぐに一定の速度（終端速度）
茨城南部・龍ケ崎

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に達し，この終端速度で落下を続けます．直径 2 cm の雹粒の終端速度は秒速 16 m，5 cm で秒速33 m（時速 120 km）と高速です．なお，直径 0.5 cm という大粒の雷雨の落下速度は秒速 10 m です．
雹が形成されるには，あられや雪にさらに大量の過冷却の（0℃以下の）水滴が付着する必要があり
ますが，これにはかなりの時間を要します．もし積乱雲中に雹粒の終端速度に近い速さの上昇気流があると，それに支えられて落下速度が低下し，大きな雹粒にまで成長する時間が与えられます．
大きく成長した場合，途中で溶けきらずに地表にまで落下してきて降雹となります．雨滴とは違い固体粒子の落下なので，同じ量の水であっても格段に大きな衝撃力を農作物などに与えます．
降雹は北海道から東北の日本海沿岸域，および北関東を中心とする内陸域で多く発生しています．
西日本では雷雨は多いものの降雹はほとんどみられません．日本海沿岸で降雹が多いのは作物の少ない冬季が主なので，雹害はあまり発生しません．雹害が最も著しいのは，福島の内陸域から北関東を経て長野・山梨に至る地域です．発生するのは 5 月から 8 月上旬にかけての時期で，ちょうど多くの作物の生育期にあたります．茨城県における農業被害の発生件数で最も多いのは雹害です．
雹は雷雲進行の方向に幅狭く細長い範囲に降るのが通常です．山地部では，雹を降らせる強い雷雲はあまり長い距離は移動しないので，降雹は局地的です．これに対し関東平野では，発達しながら東～東南方向に長距離を移動することがよく起こります．群馬県中央部の赤城山・榛名山付近から利根川沿いに南東に移動するのが最も多くみられるコースです．鬼怒川・小貝川沿いにもまたみられます．
2000 年 5 月 24 日正午過ぎ，群馬北西端の上越国境付近からほぼ利根川沿いに移動してきた強い雷雲が平野部でさらに発達し，茨城南部から千葉北部にかけての延長 80 km，幅 10 ～ 15 km ほどの範囲に雹を降らせました．雹の大きさは最大で「ミカン大」と報じられたほどの大粒であったので，農作物だけでなく人身・建物・自動車などにも大きな被害が発生しました．被害は両県の 24
市町村で生じ，農作物被害額 60 億円，負傷者 160 人，窓ガラス破損などを被った建物約 4 万 5 千棟，自動車の損傷は約 3 万 3 千台でした．損害保険金の支払総額は 300 億円に達し，うち車両保険
は 130 億円でした．負傷の主要原因は，窓ガラスの破損および雹粒の直接の打撃でした．雹粒が「ピンポン球大」を超える大きさともなると，このような人的・物的被害が生じます．
取手市では 30 人が負傷し，およそ 1 万 7 千世帯が窓ガラス破損などを被りました．雹は厚いところで 10 cm 近く積もりました．利根町では 1,800 棟が被害を受けました．しかしすぐ北に隣接する龍ヶ崎市では人身・建物の被害は報告されていません．このとき龍ヶ崎では 12 時 40 分からおよ
そ 10 分間に 7 mm の強雨が降っています．もしこれが雹であったなら 3 ～ 4 cm ほどに積もり，かなりの被害が生じたはずです．雷雲がもたらす災害には，強雨と落雷の他に降雹・竜巻・ダウンバー
ストなどがありますが，これらは非常に局地的な現象で，場所による明暗がはっきりと分かれる被害を引き起こします．地形との関係はほぼ無くて，予め避けるという対応が存在しない現象です．

国土地理院（1978）：土地条件調査報告書，土浦・佐原地区．
国土庁（1980）：土地保全図（茨城南部地区）．
国立防災科学技術センター（1983）：1981 年 8 月 24 日台風 15 号による小貝川破堤水害調査報告．
主要災害調査 20．
水谷武司（2012）：自然災害の予測と対策．朝倉書店．
山口恵一郎ほか編（1972）：日本図誌大系関東Ⅱ．朝倉書店．

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

29-18

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
30. 茨城南部・取手－大河川沿いの細長い台地上の地区
1. 地域の防災環境
関東平野東部には台地が広く分布し，その全体を常陸台地と呼びます．この南西部にある猿島台
地は，南東に向け細長く突き出ています．この先端部の取手台地に取手の中心市街はあり，取手駅
はその最先端に位置します（図 1）．江戸と奥州とをつないでいた陸前浜街道（水戸街道）は，江戸初期に現在の常磐線鉄橋の位置で利根川を渡る経路に変更され，取手駅東方の台地末端部には取手宿が置かれました．利根川水運を利用する物資集散地であったこの地は，これ以降宿場町としても栄えてきました．
この当時の集落は台地東縁から低地にかけてのところに立地していましたが，ここには地盤高の低い凹地があり，その後の集落拡大により水害常襲地が出現することになりまし
た．大正初期の地形図をみても台地上の集落はわずかです．戦後の高度成長期になって台地面の開発が大きく進み，現在では市街の大部分がここに展開しています．2005 年には隣接の藤代町と合併して，市域は小貝川低地に拡大し，人口は 10 万人を超えました．
この地域の地形は，取手台地，小貝川

図 1 取手地域の地形

低地および利根川低地からなります．取手台地（北相馬台地ともいう）は更新世（洪積世）後期の地層で構成されている洪積台地で，表面には数万年前に箱根火山などから飛来した火山灰の風化土層を載せたローム台地です．この付近では利根川と小貝川は接近し平行して流れており，この侵食作用により常陸台地南部が開析されて，両川の間に細長い台地が形成されました．このため大きく侵食されていますが，平坦面はかなり残っており，
その標高は 20 m 前後です．東方には侵食分離された 2 つの小さな台地残片（小図 2 小貝川低地の沖積層厚（国土庁，1980）①～④：ボーリング地点

文間と羽根野の台地）が残っています．
1600 年代前半に徳川幕府は利根川水系河川の大規模な流路変更を実施しました．これ以前は大流域の鬼怒川が現在の小貝川低地を流れ，その大きな侵食作用により台地を開析してきました．一方
利根川は東京湾に流入しており，現在の利根川低地には流域が狭くて侵食力の小さい常陸川が流れていました．このため小貝川低地の幅は 5 ～ 6 km であるのに対し，利根川低地の幅は 2 ～ 3 km です．
利根川の左岸（取手側）低地はほぼ河川敷となっているので，防災上で問題になるのは小貝川低地です．
茨城南部・取手30-1

市域における小貝川低地の地盤高は 5 ～ 10 m，平均勾配は
約 1/2,500 です．自然堤防の発達はよくて，市北西部の現河道沿いではその比高が 2 ～ 3 m もあります．自然堤防状の微高地は取手台地沿いに利根川低地へと続いており．その東側は凹地になっています．地下には埋没谷があり沖積層は 30 mを超えます（図 2）．このことから鬼怒川はかつてここを流れて常陸川に合流していた時期があったと推定されます．
市北東部には牛久沼があり，1627 年に開削された八間堀
川を通じて小貝川に排水しています．この沼は縄文時代の高海水準期に関東平野内部に広く進入していた入海が，小貝川の優勢な堆積作用により谷出口が閉ざされて出現したもの
で，利根川の南側にある手賀沼や印旛沼と同じ成因の海跡湖
です．湖面の標高は 3 m，平均水深は 1 m です．沼の南側（取手市側）は干拓・埋め立て起源の低地であり，地盤高は低くて 4 m 以下です．
沖積層は小貝川低地中央で厚く，市域東部では 35 m を超えます．砂層は少なくて大半が N 値が 0 近くという軟らか

図 3 ボーリング柱状図な泥層です（図 3）．表層には非常に軟弱な泥炭層が形成されています．なお，軟弱沖積層の厚さが30 m 以上のところは，最も地盤条件の悪い第 3 種地盤とされ，地震動の増幅が大きくなります．台
地の表面は厚さ 2 ～ 3 m のローム層で覆われ，その下には数 m 以下の粘土層・砂礫層があり，さらにその下はよく締った洪積砂層からなります．
2. 洪水災害
鬼怒川は取手の北 20 km の水海道南方において 1629 年に小貝川から分離され，台地を開削した
河道を通って利根川に合流するように付け替えられました．この分離地点南において小貝川は低地を閉ざすように横断し，取手台地に接して流れるようになります．このため鬼怒川の洪水が取手の小貝川低地に及ぶことはなくなりました．
小貝川はかつては低地面傾斜に従って牛久沼南方から南東方向に流れていたのですが，1630 年に流路を南に向け低地を横断し，小文間の台地と羽根野の台地の間の開削部を通って利根川に合流するように変更されました．これは自然地形に逆らった流路変更なので，左岸側（龍ヶ崎側）への氾濫がその後繰り返されました．
小貝川下流部における堤防決壊による洪水は，1742 年以降 14 回（決壊箇所数 18）起こったという記録があります（図 4）．このうち右岸側（藤代側）は 1950 年の 1 回だけで，低地面の傾斜方向に（かつて鬼怒川が流れていた方向に）洪水が向かう傾向が非常に強いことがわかります．1922 年に高須の曲流部がショートカットされる以前には，決壊はこの曲流部付近と利根川合流点付近で多く生じていました．
合流点の上流では本流の高水位の影響をうけて決壊が生じやすいので，小貝川流域では雨が少な
くても利根川上流山地で大雨が降ると，小貝川が洪水になります．布佐の狭さく部は合流点付近での利根川水位をより高くします．1981 年 9 月には利根川からの逆流によって高須橋上流で左岸堤防が破堤し，6,000 戸が浸水しました．破堤は，旧河川を締め切り農業用水用の水門が設けられていたところで生じました．これは破堤が起きやすい河道条件です．1922 年のショートカット以前の流路が取手市と龍ヶ崎市の境界になっているので，現在の小貝川の左岸側に取手市域が伸び出ています．このため左岸側の氾濫でも取手市の被害が生じます．
平野部で大雨が降ると小貝川自体の流量が大きくなって氾濫が起こります．1986 年の石下町豊30-2

田における破堤洪水はこのタイプで，10 km 下流の水海道市街にまで氾濫水は到達しました．水海道北方において鬼怒川と小貝川は低地の両端を並行して流れています．低地の地盤高は中央部がより低いという凹状を示し，下流
端は取手台地と小貝川堤防により閉ざされています．このため河川氾濫
水は河道から離れて低地内に流入し，時速 1 km 以下の遅い速度で南に進行し，下流端の水海道付近で滞留します．
2015 年 9 月の豪雨による鬼怒川破堤
洪水はまさしくこの地形に従った氾濫様相を示しました．

図 4 小貝川低地の地盤高と小貝川決壊地点

小貝川右岸（取手側）の高須村・大留における 1950 年 8 月の破堤洪水では，標高ほぼ 7 m 付近までの範囲が浸水しました．低地面傾斜の方向が小貝川堤防により塞がれているので，氾濫流入量と地盤高分布に応じて浸水域は拡がります．標高 7 m の A 地点（図 4）に洪水が到達したのは破堤（深夜の 1 時）の 11 時間後で，その間の平均進行速度は時速 600 m でした．上り勾配の場としてはこの速度はかなり大きなもので，河川水位が高かったものと推定されます．浸水深は顕著な凹地の B 地
点で 3.8 m，C 地点で 2 m になりました．これらの凹地は水害常襲地であり，ここ吉田地区・青柳
地区の家はかつて水屋を建てて浸水に備えていました．
この災害による茨城県の被害は，死者 10，住家全壊 3，半壊 15，床上浸水 3,932，床下浸水 927 であり，取手に被害集中と記されているので，この被害の多くが取手におけるものと思われます．死者や住家損壊には崖崩れによるものが含まれているでしょう．破堤は深夜なので，避難の遅れにより人的被害が大きくなった可能性があります．
藤代駅付近より上流では，小貝川決壊の記録はありません．大きな曲流が残されていることから，
あまり洪水は起こっていないように推定されます．小貝川低地において集落の大部分は自然堤防上に立地しています．取手市西部やつくばみらい市におけるように自然堤防が比較的高いところで氾濫が起こると，氾濫水が自然堤防を乗り越えるときに速い流れが生じて，建物の破壊や耕地の流失・埋没が生じる可能性があります．
牛久沼には東谷田川・西谷田川が流入しています．これらは筑波台地上に発する河川なので，平野部で雨量が多いときに牛久沼は大きく増水します．1938 年 6 月の梅雨前線豪雨では，筑波台地での総雨量が 450 mm にもなりました．このため牛久沼の水位は平常時よりも 1.7 m 高くなり，地盤高の低い南部湖岸低地に溢れました．東側（龍ヶ崎側）は地盤が高いので主として南側に溢れ出し，地盤高に応じて浸水域が広がりました．牛久沼と小貝川との間にあった相馬村では 51 戸が浸水しました．現在の取手市域（当時は 10 町村）の浸水住家は，床上浸水 506，床下浸水 454 で，床上浸水の半分は地盤高の低い藤代地区におけるものでした．取手における総雨量は 400 mm と多く，河川決壊はなかったので，この浸水被害は内水氾濫によるものです．
利根川は取手台地および小文間の台地に接して流れていて，その河岸低地が小貝川低地に連続しているのは，この両台地間の 2 km 区間だけです．利根川氾濫の危険があるのはこの開口部とその上下流区間を含めた延長 3 km 区間において堤防決壊が起こった場合だけであり，その可能性は非常に小さいでしょう．1742 年以降，利根川下流域（下利根川）で起こった決壊は 15 回であり，そのすべては小貝川合流点の下流で生じています．その最後は 100 年前の 1910 年です．利根川の洪水は小貝川に逆流して溢れるという危険はかなりあります．合流点から 2 km の布佐には河川敷の幅
茨城南部・取手30-3

が 1/3 以下にもなる狭さく部があり，その堰上げの効果もあって小貝川への逆流は生じやすいのです．
3. 土砂災害
取手台地はかなり開析を受けていて，低地に面する台地側面および開析谷の側壁に，崩壊の危険が大きい崖斜面が連なっています．その比高は 10 ～ 15 m 以内です．台地構成層は、上から厚さ 1～ 3 m のローム層，0.5 ～ 2 m の常総粘土層，最大で 5 m ほどの龍ヶ崎砂礫層（層厚の場所による変化大），最下部の成田層（海成の砂層）からなります．すべて未固結の地層ですが，龍ヶ崎層中の鉄集積層や常総粘土層では，かなりの硬さ（難透水性）を示します．ロームや粘土は粘着性があります
が，砂はばらばらになります．異なった強度や透水性をもつ地層で構成される崖・斜面は一般に不安定です．これらの自然の堆積層の表面を，風化によってできた表層土が多少とも覆っています．
その厚さは薄く 10 ～ 20 cm ぐらいまでです．この表層土が滑り落ちるのが最もよく起こるタイプの斜面崩壊です．

図 5 急傾斜地崩壊危険箇所（茨城県資料）

図 6 急傾斜地を示す 1 m 間隔の等高線図

現在，市内で 32 箇所が急傾斜地崩壊危険箇所に指定されています（図 5）．ここで急傾斜地とは高さ 5 m 以上，傾斜角 30º 以上の斜面で，その危険域に人家等があるところが危険箇所に指定されます．
したがって急傾斜地のすべてが危険指定されるのではありません．図 6 において等高線が非常に込み合っているため黒くつぶれているところが急傾斜で高い崖斜面を示しており，これはほぼ連続して連なっています．
がけ崩れの主要な誘因は大雨です．最近のがけ崩れの事例から，12 時間で 150 mm の雨に続き 60
分で 40 mm の強い雨が降ると常陸台地南部においてがけ崩れが起こるという結果が得られています。半日で 100 mm をかなり超えるような雨が降り続き、さらに１持間 30 mm 以上の強い雨が予想される場合には、急斜面下では避難を準備したほうがよいでしょう．崩壊土砂到達危険域は，崖下から崖の高さの 3 倍の距離までの範囲内です．
4. 地震災害
関東地方の地下には，大陸のプレートの下に東から太平洋プレートが沈み込み，さらに南方からフィリピン海プレートが太平洋プレートの上に潜り込んでいて，世界でも有数な地震頻発地帯になっています．太平洋プレートが沈み込むところが日本海溝，フィリピン海プレートが沈み込むところが相模トラフで，これらはいわば超巨大活断層です．
茨城南部に影響を与える地震には，関東平野南部の地下で起こる直下型地震，日本海溝の陸側の鹿島灘・福島沖で起こる海域の地震，相模トラフおよび日本海溝南部で起こるプレート境界地震があります．最も頻繁に起こっているのが直下地震です．これは主として，フィリピン海プレートと

30-4

北米プレートとが接触している地下 50 ～ 70 km ぐらいのところで起こっています．マグニチュー
ド (M) は一般に 5 以下，せいぜい 6 クラスであり，震源はこのように深く，したがってそれだけ遠く離れているので，地表での震度はほぼ 5 強まで，震源がより浅い場合に地盤のとくに悪いところ
で最大で 6 弱程度です．一般に，震度 5 強以上の強震域は震源からの距離が M7 で 30 km 程度，M8で 100 km 程度です．
鹿島灘でこれまでに起こった地震の最大規模は 7.5 です．震央からの距離は 100 km 以上になるので，茨城南部での震度は 5 強を超えることはないでしょう．震度 5 強では住家全壊率が 0.1％のオー
ダーです．なお，2011 年東日本太平洋沖地震では，M7.7 の強い余震が取手から 110 km の鹿島灘で起こりましたが，取手における震度は 5 弱でした．M9.0 の本震は取手から 350 km も離れたところで起こったのですが，規模が超巨大であったので，取手の震度は 6 弱（計測震度は 5.5 で 6 弱では最も弱い）でした．被害は全壊 20，半壊 250 で，全壊率は 0.047％と震度 5 弱相当でした．県南地方（14市町村）の被害は，死者 3 人，住家全壊 217 棟，半壊 1,327 棟などで，実数では関東震災のそれをかなり上回り，全壊率ではほぼ同じ程度でした．液状化は主として水田において散発的に発生しただ
けです．
相模湾～房総沖では M8 クラスの海溝型地震が起こっています．相模湾域では 90 年前の関東地震
によってひずみが解消されているので，ここ 100 年ぐらいは大きな地震は起こらないと考えられています．房総南方沖では 1677 年延宝地震（M8.0），1703 年元禄地震（M8.1）が起こっています．その震央距離は 150 km ほどと大きく離れています．関東地震による取手市域（当時は 10 町村）の被害は全壊 3，半壊 12 でした．住家被害が生じた取手町・井野村の全壊率は 0.2％で震度 5 強相当でした．
茨城県の被害は鬼怒川・小貝川・利根川低地にほぼ限られ，台地では住家被害がほとんど生じませんでした．
茨城南部とその周辺には活断層はありません．関東平野直下の地震（これは活断層の活動）は非常に多いのですが，震源が 50 km 程度と深いので断層ずれが地表までは達しなくて活断層として把握されません．マグニチュードは最大で 7.0 程度ですが，この規模の地震では断層の長さが 30 km ほ
どなので，地表にまでは届きません．
小貝川低地には厚さ 30 m を超える沖積層が分布します．これは氷河期に鬼怒川が削り込んだ谷を，その後鬼怒川運搬土砂が埋めた地層です．沖積層厚 30 m の等深線は龍ヶ崎南部から小貝川を越えて藤代地区に連続しています．埋没谷の中心はほぼ低地中央部を通っており，その深さは最大で 35 m ほどです．地震の震度は一般に，低地では台地に比べ 1 ～ 1.5 ほど大きくなります．
台地面の表層には，硬さの程度を示す N 値が 10 未満のかなり軟らかいローム層と常総粘土層が厚さ数 m あり，他地域の洪積台地に比べ地震時の震動を少し大きくしています．液状化の可能性のある砂質層は，低地内の全域にわたって多かれ少なかれ分布します．
直下型地震で被害が最も大きかったのは，1895 年の霞ヶ浦北部を震央とする地震で，M7.2，深さ50 km でした．被害は鹿島郡を中心に全県で死者 4，全壊 37，半壊 53 で，関東地震とほぼ同じ大きさでした．M7.0，深さ 60 km の 1921 年龍ヶ崎地震では被害はほとんどありませんでした．
2011 年地震の震源域の南，房総東方沖にある大地震の空白域における巨大地震の発生が懸念されています．この海域では 1677 年に延宝地震（M8.0）が起こっており，大きな津波被害が発生しました．
陸上の被害の記録は少ないので規模のわりには震動が弱いという津波地震と考えられます．2011 年の地震もかなり津波地震的でした．延宝地震の推定震源（犬吠埼東南東 80 km）から県南までの距離
は 150 km 以上あるので，M8.0 地震による震度は 5 強を超えることはないでしょう．津波地震であれば揺れはさらに小さくなります．県南地域において予想される地震の震度と被害は，2011 年のそれが最大規模と考えられます．今後 30 年以内に震度 6 弱以上の揺れに見舞われる確率は，取手台
地で 50％，小貝川低地で 85％と評価されています．
2000 年 5 月には，降雹により大きな被害が発生しました（図 7）．関東平野では，群馬の山地から
茨城南部・取手30-5

ほぼ利根川に沿って東南に雹雲が進行することがよ
くみられます．
国土地理院（1978）：土地条件調査報告書，土浦・佐原地区．
加藤敬愛編（1978）：昭和十三年の茨城県水害．茨城
県．
国土庁（1980）：土地保全図（茨城南部地区）．

図 7 2000 年 5 月の降雹による被害域
取手市では 16,500 世帯（全世帯の 40％）が窓ガラスは損などの被害を受けた

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 28 年 10 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

30-6

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
31. 長崎－山地内に展開し土砂災害リスクの非常に大きい都市
1. 地域の災害環境
九州北西部は，ほぼ山地・丘陵で占められる多数の半島と島嶼からなっており，海岸は出入りの大きい入り組んだリアス状を呈しています．この南西端には長さ 30 km の長崎半島が突き出ており，その根元にある奥深い長崎湾の湾奥に，長崎の街はあります（図 1）．
この地区も大部分が中起伏の山地からなり，
河川・海岸の沖積低地はわずかです．山地の標高は最大で 500 m ほどで，高くはありません．このような地形の場に展開する街では，
土砂および激しい洪水の危険は避け得ないものとなります．なお，長崎県は山地・丘陵の面積比率が 78％と日本で最大です．
長崎は鎖国時代に海外との交流が許され世界につながる唯一の窓口でした．街の母体は，鎌倉時代にこの地の地頭御家人になった長崎

図 1 長崎市周辺域の地勢図

氏が，中島川東方の山地縁に築いた山城の城下町です．戦国時代になり，外国の商人たちが天然の良港の長崎浦を貿易港と定め，また，各地のキリシタンや戦乱から逃れた難民などが移住してきて，中島川低地に街が拡大しました．
鎖国政策に転換した江戸幕府は 1634 年に，中島川河口部に広さ 13 ha と狭い出島をつく
り，散在していたポルトガル人やオランダ人をここに住まわせました（図 2）．低地の北方にある山地の南端からは，標高 10 m 前後の台地（図 2 の T）が伸びており，その先に扇形の出島はつくられ，台地の先端に幕府による監視の番所が置かれました．現在ここは県庁になっています．災害の危険が小さいこの台
地上には公共の施設などが設置され，町家・商店は主として中島川沿いの低地に展開していました．
幕末における開国以降は，欧米各国の貿易商などがやってきて，長崎は日本の主要な貿易港となりました．外国人居住地は中島川河口部南方から長崎港東岸にかけての大浦など

図 2 長崎の明治 34 年地形図の地区に定められ，居住地選好の違いから，山地内にも住宅地が進展しました．図 2 の明治中期地形図では，この地区において山地斜面に市街地が広がっているのに対し，その他の地区（日本人の街）では山地縁が市街地境界になっていて，両者の違いが明瞭です．山地の市街化は土砂災害の危険をもたらします．一方，河川低地では洪水の危険があり，勾配が大きい谷底低地では，激しい勢力の洪水が起こるおそれがあります．
長崎

31-1

長崎市の人口は，1889 年（明治 23 年）に 5.4 万人でしたが，1903 年（明治 36 年）には 17.6 万人と増加し，6 大都市に次ぐ第 7 位の都市となっていました．横浜港・神戸港などの発展により，長崎の貿易港としての地位は急速に低下して，明治末には貿易量が全国の 1％ほどにも減少しましたが，代わって造船を主とした重工業が盛んになり，軍需産業都市ともなって，1940 年の人口は 25 万人に増大しました．これにより，市街地は浦上川流域
や長崎湾西岸などに急速に拡大しました．
間隔 5 m の等高線でこの地域の地形を示したのが図 3 です．急傾斜のため等高

図 3 長崎の 5 m 間隔等高線図

黄色は山麓・谷底の緩傾斜地

線間隔が密になり黒くつぶれているところが山地部であり，一方緩起伏で丘陵状のところおよび山麓や谷底の緩傾斜地は，黄色が浮かび上がっています．浦上川の低地はやや広く，山地縁辺には台地状の緩傾斜地が広く分布するので，この流域内に市街地が大きく拡大しました．外国人居住地とされた中島川南方地区は丘陵状であるので，坂の街の山手地区をつくりやすい地形条件下にあります．
山地の標高はほぼ 500 m 以下で中起伏です．この地域の地質は安山岩とそれに挟まれる安山岩質
角礫凝灰岩を主とし，部分的に閃緑岩があります．
角礫凝灰岩はかなり風化・粘土化しているのに対し，安山岩は全体として堅硬です．角礫凝灰岩は
図 3 の南部にかなり広く分布します．これは多孔質で透水性が大きいので，侵食されにくくて緩傾斜面をつくっているところがみられます．
扇状地のような新しい堆積地形はほとんどなく，中島川でわずかにみられる程度です．浦上川
流域に広く分布する山麓緩傾斜面は，形成後の側侵食によりほとんどが段化しています．沖積層厚は浦上川低地で最大 20 m，中島川低地で 7 m ほどです．山地に挟まれていても長崎湾の水深はかなりの深さを示します．これらのことは，山地の図 4 山地の市街化

赤線が山地境界

侵食と土砂の生産 ･ 流出，したがって土砂災害の頻度は，あまり大きくはないことを示しています．
図 4 は，山地内への市街地進展の状態を衛星画像により示したものです．図中の赤線は沖積低地の境界であり，その内陸側が山地・丘陵域です．緑色部は樹林域であり，それ以外の灰色部分は宅地化などにより植被が失われたところです．現在の長崎市人口は，市域が大きく拡大したこともあって 43 万人であり，これを収容するために市街化が山地に大きく進展しました．宅地化域上端の標
高は 200 m に達しています．中心地区の中島川低地を囲む山地，および緩傾斜地の多い浦上川低地の周辺山地はとくに著しく市街化されています．

31-2

2. 豪雨災害
2.1 災害危険度
長崎県における土砂災害危険箇所数は，土石流危険渓流 6,196，急傾斜地崩壊危険箇所 8,866，地
すべり危険箇所 1,189 で，この総数 16,231 は全都道府県中 9 番目です．ただし，これを山地・丘陵地の単位面積あたりでみると全国で最大であり，危険箇所数が最多の広島県のそれに比べ 1.4 倍です．なお地すべりは，県北部の北松浦半島に集中しています．
九州は豪雨地帯です．1 日の雨量 100 mm というのが，水害が起き始めるおおよその目安です．
長崎における日降水量 100 mm 以上の年平均日数は 2 日で，北日本のおよそ 5 倍，関東のおよそ 2.5
倍です．しかし，長崎における豪雨災害の件数はさほど多いものではありません．
1982 年 7 月の長崎豪雨では，長崎市において死者 262 人，住家全壊 447 棟などの大災害が生じました．最大 24 時間雨量の 544 mm は現在でも既往最大で，およそ 300 年に 1 回の確率規模の降雨でした．江戸時代も含めこれ以前にこのような大きな災害の記録はありません．1957 年 7 月には，北東 20 km のところにある諫早において，死者 539 人，住家流失・全壊 727 戸などの激甚な洪水災害が発生しましたが，豪雨域からはずれた長崎では被害はわずかでした．1953 年 6 月には九州の北・中部において死者 734，住家流失・全壊 5,765 棟などの大被害をもたらした西日本水害がありまし
たが，長崎での被害はわずかでした．
市街が山地内に展開するという都市立地条件からみると，長崎の豪雨災害の危険度は非常に大です．図 5 は日本の主要都市の土砂災害リスクの順位を示したもので，長崎は最大です．ここでリスク指標とは，都市中心市街が展開する地域の土地素因（地形・地質など）の場に，ある確率規模の災害誘因（大雨・地震など）が作用した場合に，その市街域の全域で生じる可能性のある最大規模の人・建物被害の総量の相対値です．日本における大都市および地域中核都市（人口 20 万以上）で，山地内に市街のほぼ全域が立地している

図 5 日本の主要都市の土砂災害リスク
対象市街域で起り得る最大規模の人的・物的被害の総量の相対値

都市は，長崎以外にはありません．
山地内を流れる河川の，急勾配で狭い谷底低地では，上流域に豪雨が降るとその谷底で流速・水深の大きい激しい洪水流が発生して，大きな被害をもたらしています．1957 年の諫早水害はその典型例です．長崎・中島川の市街地部は，この激しい山地河川洪水を被るおそれのある地形条件下にあります．低地面勾配 1/100，谷幅 0.3 km，上流域面積 15 km2 に基づくと，過去の災害事例から，
24 時間雨量が 500 mm を超えると，住家全半壊 50 棟以上の破壊をもたらす激しい洪水が発生すると算定されます．1982 年の雨量はこの限界値に近い大きさでした．
2.2 1982 年長崎水害
1982 年 7 月 23 日夜に長崎地区は，停滞した前線への南方にある台風からの湿った気流の流入による激しい集中豪雨に見舞われました．豪雨域の幅は 30 ～ 40 km 程度，豪雨の継続時間は数時間で，時間と場所についてきわめて集中した豪雨でした（図 6）．長崎市の北に隣接する長与町において観測された最大 1 時間雨量 187 mm は，現在でも日本の観測史上最大の記録です．市街中心部にある
長崎気象台における最大 24 時間雨量は 553 mm，最大 1 時間雨量は 122 mm で，共に既往最大を大
長崎

31-3

きく上回りました．
この記録的な集中豪雨により市内の全域で，山崩れ・
がけ崩れ・土石流・渓流洪水・河川の氾濫・内水氾濫などが同時的に多発し，死者 299 人（内長崎市 262 人），
住家流失全壊 584 棟，同半
壊 954 棟，床上浸水 17,909
棟などの大きな被害が生じました．また，電力・ガス・

図 6 1982 年長崎豪雨の雨量

水道等のライフラインの機能停止，交通通信路の切断，都市公共施設の被災，自動車の大量流失など，都市型被害が大きな規模で複合的に発生しました．
斜面崩壊・土石流は，1 時間降雨強度の大きかった市東北部の八郎川流域を中心にして多数発生しました（図 7）．
この発生密度は降雨強度のわりには多いものではなく，崩れやすい花崗岩な
どにくらべ，この地区の安山岩は比較的崩れにくいと判定されます．県下における斜面崩壊発生数は 4,457，土石流発生渓流は 83 とされています．土
砂災害による死者は 262 人で，全体の図 7 長崎豪雨による浸水域（青色）および斜面崩壊・土石流発生箇所（赤色）（長崎県資料）

88％を占めました．八郎川・浦上川・中島川などの沖積低地・谷底低地は全域にわたって氾濫しました．八郎川低地では激しい流れの洪水が発生し，大きな洪水被害を引き起こしました．洪水による死者は 37 人でした．
死者の多くは少数の山崩れと土石流により生じました（図 8）．10 人以上の死者を出した山崩れ・土石流は 7 件ですが，これだけで土砂による死者総数の半分を占めています．生き埋めが生じたのは 30 箇所でした．人的被害発
生箇所は，崩壊発生密度の大きいとこ
ろとはほぼ無関係に，分布しています．
自動車に乗っていて流されたことに

図 8 長崎豪雨による死者発生地点 数字は死者数（5 人以上）
青丸は洪水，赤三角は斜面崩壊・土石流によるもの

よる死者が 12 人と，洪水死者の 4 割も占めたことが 1 つの特徴でした．近年重大視されている地下空間への氾濫水の流入は，すでにこの災害時でも生じており，病院の地下機械室が浸水して診療機能に大きな障害が生じたという事態も起こりました．

31-4

雨は夕刻から降り始め，7 時ごろから急にその激しさを増し，8 時ごろには 10 分間雨量で 30 ～40 mm のピークに達し，その後 3 ～ 4 時間，強い雨が降り続きました．市北方の長与町役場では 60
分で 187 mm という豪雨を記録しました．この急速な強雨立ち上がりに対応して，山崩れ・土石流・渓流の出水・河川の氾濫が同時的に多発し，11 時ごろまでの 3 ～ 4 時間続きました．市消防局の38 回線ある 119 番は，8 時ごろからは殺到する通報でほとんどつながらない状態になりました．このため警察や市役所にまで通報が押し寄せました．雨が激しくなるにつれ，市内の各所で災害が同時発生し，たちまち多くの市民が危険に巻き込まれていったことがよくうかがわれます．
しかし，通報をうけても出動することはたちまち不可能となり，自主的な対応策を電話で伝えるだけという状態に陥りました．山地内に入り組んだ市街を展開させている都市の住民は，中心街に近いところではあっても，豪雨災害時に外部からの援助がすぐに来るとは期待せず，各個人あるいは小地区住民の自主的な判断と行動によって危険に対処するという心構えが必要です．山地域では交通路は完全に遮断され孤立状態がたやすく出現します．また，雨が強くなると危険が急迫します．
危険を感じた頃にはすでに遅いということにもなりかねません．その危険は背後の斜面からも谷からも，また足元の川からもといったように多方向から襲来し，しかもそれは小地区ごと家ごとに異なります．常日頃から危険の種類・性質と安全な場所を見極めておいて，緊急時に的確な行動が起こせるように準備しておくことが望まれます．
3. 地震・火山災害
長崎の東方には雲仙断層群があり，有明海南部から島原半島を経て東長崎の沖にあたる橘湾西部にまで伸びています．この活動による最近の地震は，1922 年の M6.9 と M6.5 の 2 回の連続地震（9 時
間をおいて発生）で，死者 26 人，住家全壊 195 棟，半壊 661 棟などの被害を，主として島原地域で引き起こしました．震央からの距離 30 km の長崎では，被害はありませんでした．現在，雲仙断層群南西部において今後 30 年以内に地震（M7.3 程度）が発生する確率は 0 ～ 4 % と評価されています．
長崎県には，島原断層以外に活動的な活断層はありません（図 9）．1657 年の地震（M 不明）では，長崎で被害大という記録もありますが詳細は不明です．1725 年には M6.0 の直下地震があり，かなりの被害が生じたようです．この地域における被害地震の記録はわずかであり，地震危険度は全国でも低い部類に入ります．地区の地盤条件は良好です．
50 km 東方にある雲仙岳は，活動が最も活発とされるランク A 火山（全国総数 13）の 1
つです．1990 ～ 1994 年と続いた噴火活動では，火砕流が火山の東面と北面を覆いました．
長崎は偏西風の風上側にあるので，噴火時の降灰による危険は小さいでしょう．

国土地理院（1974）：土地条件調査報告書（長崎地区）
国立防災科学技術センター（1984）：1982 年 7
月豪雨（57・7 豪雨）による長崎地区災害調査
報告．主要災害調査第 13 号．
長崎県（1984）：7.23 長崎大水害の記録．
野澤ほか編（2012）：日本の地誌 10 九州・沖縄．
朝倉書店
山口恵一郎編（1976）：日本図誌大系 九州Ⅰ．

図 9 被害地震の震央と主要活断層（地震調査研究推進本部）

朝倉書店
長崎

31-5

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 29 年 12 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

31-6

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
32. 出雲平野－神話も語る荒れ川の斐伊川がつくる平野
1. 平野の形成
島根県北部の日本海沿岸には長さ60 km の島根半島が東西に細長く伸び，
幅 8 km ほどの宍道沈降帯により中国
山地から隔てられています（図 1）．島根半島はほぼ東西方向の走行の褶曲や断層の運動により隆起した 3 つの山地塊で構成され，標高は 300 ～ 500 m ほどです．西端の北山山塊の南西麓には日本最古の歴史をもつ出雲大社があり，神々が集う地となっています．日
本海をわたってきた湿潤気流がこの山
地に吹きつけ上昇して雲が湧き出ることから，この地が出雲と名づけられたとされています．
宍道沈降帯には中海と宍道湖の 2 つの海跡湖（潟湖）があり，長さ 6 km の図 1 出雲平野と斐伊川・神戸川流域

水路により連結しています．縄文時代早期の海面上昇時には，宍道湖は西に向け開く奥深い内湾，
中海は東に開口する湾でしたが，その後湾口が閉ざされて現在の潟湖に変わりました．宍道湖が出雲砂州によりほとんど閉ざされたのは約 7 千年前，中海が弓ヶ浜砂州によってほぼ閉ざされたのは
およそ 4 千年前でした．宍道湖に流入する斐伊川・神戸川の土砂搬出量は多いので，砂州形成が早く進みました．中海では沿岸流の条件の違いから河川搬出土砂の沖合への拡散が抑えられて，弓ヶ浜砂州は長さ 15 km，幅 3 ～ 4 km という大規模なものに成長しました．
現在の中海は面積が全国で第 5 位，宍道湖は第 7 位の大きな湖です．いずれも浅くて，平均水深は中海 5.4 m，宍道湖 4.5 m であり，湖底はほとんど平坦です．中海は長さ 7 km，幅 300 m の境水道により日本海につながっており，湖面標高は 0.2 m です．宍道湖は両岸に松江の市街が広がる大橋川により中海に連絡しており，湖面水位は中海とほとんど同じ 0.3 m です．このため宍道湖にも海水の流入があり，塩分濃度は海水の 1/20 という汽水環境です．これらの浅くて広い湖を干拓し淡水化する工事が 1970 年から進められほぼ完成したのですが，環境保全のために1996 年に中止されました．
出雲平野は，宍道沈降帯の入海の西部を
斐伊川・神戸川の運搬土砂が埋積してつ
くった沖積低地で，東西の長さが 20 km です．平野中央部には，中国山地から流れ出る斐伊川が平野北部を画する北山にまで達する扇状地状の高まりをつくって，平野を東西に 2 分しています（図 2）．斐伊川河道はこの扇状中軸部を天井川のようにして北に流れ，ついで向きを東に変えて宍道湖に流入しています．標高およそ 6 m 以下の地

図 2 出雲平野の地形
出雲平野

32-1

域は斐伊川の運搬土砂が宍道湖を埋め立ててつくった三角州で，多数の分流路が認められます．三角州の成長は速くて，最近 400 年間における湖岸線の前進速度は年平均 10 m です．
一方，神戸川が流入する平野西部の等高線は入り乱れて走り，地形は複雑です．大社湾沿岸には
長さ 5 km の出雲砂丘が南から伸びて，低地を半ば閉ざしています．また北からは浜山砂丘が南に伸びだしてこれもまた低地を半ば閉ざしています．神戸川の搬出土砂が多くはないこともあって，
標高 40 m を超えるこれらの砂丘の内陸側には，多数の凹地・湿地が形成されています．南西端にはかつての入海の名残である神西湖があり，神の宿る神聖な地になっています．
斐伊川デルタの成長が速いことの主な要因に，砂鉄採取のための鉄穴（かんな）流しによる多量の土砂供給があります．中国山地には花崗岩が広く分布し，多くのところで表層がマサ（真砂）土になっています．マサ土とは，地下水の化学的風化作用により岩石を構成する鉱物粒子間の結合がゆるみ，
簡単に崩せるような状態に変質したものです．花崗岩は大きく成長した鉱物粒子で構成されているので，容易にマサ土化します．
このマサ土を谷川や人工水路に崩し入れて流し，比重の差によりマサ土中に含まれる砂鉄を分離するのが鉄穴流しです．これは中世から行われていたのですが，江戸時代には硬くて粘りのある鋼鉄の需要が高まり，その原料となるチタン磁鉄鉱が得られる山陰地方で鉄穴流しが盛んになりました．斐伊川の山地流域はほぼ花崗岩からなるので，鉄穴流しが最も盛んに行われ，それによる投棄
土砂の総量が 2 億 m3 であったという推定がなされています．これは東に隣接する飯梨川や日野川の 20 倍ほどの多さです．
鉄穴流しによる生産土砂は河床に堆積し，豪雨時の洪水によって運び出され，デルタを成長させました．著しい河床の上昇は流路の変更と洪水の氾濫を頻繁に引き起こしました．鉄の精錬はたたら製鉄という方法で行われましたが，これには燃料として多量の木材が使われたので，森林伐採による禿山化が土砂生産を一層激しくしました．
しかし多量の土砂流出は悪い面だけではなくて，デルタ成長により新たな土地を創り出すことにもなります．このため
鉄穴流しは，産業振興に加え，土地造成や雇用創出などのために江戸時代末まで続けられました．なお，山陽側では花崗岩のチタン磁鉄鉱含有量が少ないこともあり，鉄穴流しは江戸時代初期に行われなくなりました．
鉄穴流しがなくても，風化しやすい花
崗岩山地からは多量の砂礫が運ばれて堆積し，扇状地やデルタが形成されるのが通常です．しかしこの宍道沈降帯西部の約 1 万年前の埋没地形をみると（図 3），

図 3 出雲平野の沖積層厚斐伊川および神戸川の低地出口における等高線は湾入して谷地形を示しており，侵食傾向にあったことを示します．第四紀初め（170 万年前）の埋没地形も，深さが 40 m ほど大きいだけで図 3 とほとんど同じパターンを示します．
土砂流出が増し堆積傾向に変わったのは縄文前期ごろからのようで，5000 年ほど前には北方の北山にまで続く扇状地が形成されていました．約 1 万年前の埋没地形の深さ（図 3）は，沖積層の厚さをほぼ示します．最も悪い地盤に分類される沖積層厚 30 m 以上の地域は低地中央を谷状に宍道湖にまで伸びています．

32-2

ここ出雲地方は古代文化の栄えた地です．奈良時代初期には出雲風土記が編纂されましたが，これが示す約 1300 年前の出雲地方を地図に示したのが図 4 です．
このころの出雲平野の広さは現在の半分以下であり，西部には沿岸砂州に閉ざされた潟湖の神門水海が広がり，斐伊川はここに流入していました．東部では，宍道湖の湖岸線が現在よりも 6 km ほど退いた位置にありました．この当時の陸域には，弥生時代の遺跡・貝塚や古墳および神社が多数分布し，ここに古代文化が栄えていたことを示します．出雲風土記にある八岐大蛇などの伝説は，斐伊川な

図 4 出雲風土記時代（約 1300 年前）の出雲地方

どの河川が氾濫し流路を変える様を表現したものでしょう．
2. 斐伊川の洪水
出雲平野の大部分をつくりあげたのは斐伊川の運搬土砂です．斐伊川（流域面積 1,000 km2）は標高
1,000 m の中国脊梁山地を水源とし，標高 400 ～ 600 m 程度の緩やかな起伏の山地内を流れています．
ここは隆起準平原とも呼ばれる高原状の緩起伏山地で，河流は蛇行しながらやや削り込んで流れています．このような地形のため，集落は山地内全域に分布し，傾斜地農業が営まれています．
中国山地の地質は，ほぼ全域が数千万年前に形成された花崗岩からなります（図 1）．その風化層から砂鉄を採取する鉄穴流しは，十分な水流が得られる谷底や山腹で行われ，各所にその土砂堆積地形がみられます．西に隣接する神戸川は，流域面積 200 km2 と小さく，また，山地流域の大部分が花崗岩以外の岩石で構成されるので，搬出土砂はあまり多くはありません．このため扇状地の規模は小さく，平野西部には潟湖や低湿地があります．
斐伊川は，山地出口からまっすぐ北に細長く伸びる扇状地状堆積面の頂部を，比高 5 m ほどの天井川のような状態で北山の山麓近くまで流れてから向きを東に変え，三角州性の堆積面上に流路をまっすぐにとって宍道湖に流入しています（図 5）．1635 年の洪水により，それまで西に向けていた流れの一部が東に流れを変えたので，この地を支配していた松江藩は流路変更を計画し，1639 年の洪水の機会をとらえて東向け流路に一本化しました．この天井川状の地形からみて斐伊川は，氾濫箇所を変えながら西へ東へと流れの方向をたびたび変えていたと考えられます．
江戸時代初期から鉄穴流しが盛んになり，土砂搬出量が増大しました．湖岸線の前進速度（三角州拡図 5 明治 32 年地形図が示す斐伊川の流路大速度）は，江戸初期以降の 400 年間に年平均 8 m で，
これはそれ以前の 900 年間（出雲風土記時代以降）の 3 m の 3 倍近くです．三角州の分流路は洪水のたびに頻繁に変わり，また土地創出のための人為的な流路変更も行われて，土砂は満遍なく堆積し平らな三角州面が形成されました．
出雲平野

32-3

江戸末期の 1800 年代初期には数年に 1 回の頻度で洪水が発生したので，松江藩は扇頂部から東に向かう新川を開削して，洪水対策および土地創出の手段としました．現在これは廃川になっています．当初 6 km であった新川の長さは，現在では 9 km になっており，200 年間に 3 km も河口が前進したことになります．氾濫は扇頂部付近から生じやすく，その痕跡が現在の地形図や空中写真が示す水路・小河川の分布に認められます．
斐伊川の宍道湖への洪水の流入は，出口のきわめて狭い宍道湖の水位を上昇させ，松江の城下など湖岸低地を浸水させます．この対策として江戸時代から斐伊川の流路を西方に向け大社湾に流し出す案が検討されましたが，なかなか実現できませんでした．1700 年には松江の西方から北に向け水路を開削し，直接日本海に排水する水路がつくられましたが，ほとんど効果はありませんでした．
現在この開削された佐陀川の計画流量はわずか 100 m3/s です．
1972 年 7 月， 梅 雨 前 線 豪 雨 に よ り
出雲平野および宍道湖東岸の松江低地
は全面的な浸水を被りました．この戦後最大規模の洪水をうけて 1975 年に，大社湾への放水路を含む治水計画が策定され，関係自治体の同意および用地取得に長年月を要した後，1994 年に放水路建設の着工となり，2013 年に完成しました．放水路は出雲市街南方の丘陵地を通り斐伊川を神戸川に向け分流するもので，延長 4.1 km，掘削土量 1,000 万 m3，移転家屋 400 戸という大掛かりなものでした（図 6）．大量残図 6 出雲平野の河川流路と放水路

土は放水路の南にグリーンステップと名づけて 60 m もの高さに積み上げられています．
流量配分計画では斐伊川の計画流量 4,500 m3/s のうちの 2,000 m3/s をこの放水路に分流するとなっています．これにより斐伊川河口部の高水流量 2,500 m3/s，神戸川河口部の高水流量は 4,500 m3/s と計画され，神戸川はこれまでの 2 倍近い流量の洪水を受け持つことになりました．
スサノオノミコト

素戔鳴尊による八岐大蛇の退治の神話が示すように斐伊川は荒れ川であり，氾濫と流路変更を繰り返すので，その治水対策に努力が注がれてきました．古くは飛鳥時代・養老年間の 710 年代に大きな災害があったという記録があります．土砂流出が激しかった江戸時代には洪水が頻発し，数年に 1 度という時期もありました．
明 治 以 降 で は 1920 年，1925 年，
1940 年，1945 年，1960 年，1965 年，
1972 年と，10 ～ 15 年に 1 回の頻度で大きな洪水災害が起っています．この中でも 1972 年の洪水は最大規模でした（図 7）．斐伊川流域における被害は住家の全半壊 114 棟，浸水約 2.5 万棟などでした．松江市街も大部分が浸水
しました．

32-4

図 7 1972 年 7 月洪水に氾濫区域（国土交通省資料）
赤点線は明治 20 年洪水の氾濫域限界

3. 地震・火山災害
島根東部地域では地震がほとんど起っていません．活動度の高い活断層もありません（図 8）．周辺地域で起った最近の被害地震には，50 km 東方の県境近くを震源とする 2000 年の鳥取
県西部地震があります．地震の規模は7.3 で，5 年前の兵庫県南部地震（阪神大震災）と同規模であったものの，住家全壊数は約 1/100 の 3,000 棟であったことが話題になりました
山地を震源とする地震と平野における都市域の地震とでは，住家被害に 2

図 8 山陰地方の地震活動（地震調査研究推進本部）

桁の差が生じるのは普通のことで，特殊事情があったわけではありません．東方 100 km で起きた
1943 年鳥取地震は M7.2 であったものの，鳥取市が強震動域に入ったので，住家全半壊が 1.3 万戸になりました．西南に 80 km 離れた浜田では 1872 年に M7.1 の浜田地震が起こり，島根県中央部の日本海沿岸域を中心に死者 555 人，住家全半壊 1.1 万戸の大きな被害が生じました．このときには高被害域が出雲平野に飛び離れて出現し，出雲地方で死者 15 人，住家全壊 713 棟の大きな被害になりました．
これらの地震は既存の活断層の活動によるものではありませんでした．日本における内陸の被害
地震の半数は既存活断層と関係なく起こっていることに注意しなければなりません．地震の揺れは
一般に沖積層が厚いほど大きく増幅されます．沈降域にある出雲平野の沖積層は最大 50 m あり，
日本の平野では最も大きな部類にはいります．
南西に 40 km 離れた神戸川上流域には活火山である小カルデラ火山・三瓶山（1,126 m）があります．直径 4.5 km のカルデラの内側には比高 400 ～ 600 m の溶岩円頂丘が数個集まり，中央には深さ 300 m の爆裂火口があります．カルデラの形成は 7 万年前であり，火砕流は 15 km離れた大田の海岸に到達しました．その後噴煙柱が 10 数 km 以上に達するという大規模噴火
を 2 ～ 3 万年に 1 回の頻度で繰り返し，その火山灰の堆積が東北地方でも認められています．
最近の爆発的噴火は 4500 年前と 3600 年前にあり，火砕流・火山泥流・山体崩壊などを起こしています．2003 年には活火山の定義が 1 万年前以降に噴火した火山と変更されたことにより，三瓶山が活火山に追加されました．活動度は最も低いランク C ですが，その活動履歴から

図 9 三瓶火山の地形（等高線間隔 10 m）

判断して，出雲平野にも大きな影響を与える噴火を起こす可能性があります．

出雲平野

32-5

小出

博（1972）：日本の河川研究．東大出版会

国土庁（1986）：土地保全図 32

島根県

阪口ほか編（1986）日本の自然 3

日本の川．岩波書店

須藤定久（2010）：出雲平野と宍道湖・斐伊川の砂．地質ニュース 671
高安克己・徳岡隆夫（1993）：海跡湖の地史 1，中海・宍道湖．Urban Kubota 32,

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 29 年 12 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

32-6

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
33. 甲府盆地－高山で囲まれ扇状地で埋められた沈降域
1. 自然環境
甲府盆地は逆断層群で画される沈降域に誕生した構造盆地です．その主部は頂点を左下にした直角三角形状で，左上には釜無川の谷が，右上には笛吹川の扇状地が両耳のように伸び，全体は狐の顔のような形です（図 1）．
これら 2 大支川は盆地南西部で合流して富士川となり，富士山西方の隆起山地内に峡谷を穿って南に流れ，駿河湾に流入しています．
盆地主部の東西の長さは約 25 km，南北の幅は最大 20 km ほどです．
盆地西側には赤石山地の前山である巨摩山
地が南北に連なり，標高は北部で 2,800 m ほどです．山地の縁辺および内部には，日本列島を東西に分割する大地溝帯フォッサマグナの西縁を画する糸魚川－静岡構造線の断層群

図 1 甲府盆地と周辺山地が走っています．地質は北部が花崗岩，南部は第三紀の砂泥岩・火山岩です．
盆地の南には標高 1,500 ～ 1,800 m の御坂山地があり，糸魚川－静岡構造線に直交する活断層群がその北縁を走っています．地質は海底に堆積した火山岩類で，かなり脆弱です．伊豆半島を載せたフィリピン海プレートが南から本州弧に衝突し押し込んでつくった弧状の山地列の中央部が，この御坂山地です．その西には天守山地が，東には丹沢山地・足柄山地が続いています．この半円状の山地列の内側に富士火山があります．ここはユーラシア・北米・フィリピン海の 3 プレートが集
まる 3 重点という地下構造にあるので，大量のマグマが噴出してきて富士の巨大山体が形成されました．
3 重点の北側では，これら 3 プレートの押し合いによる東西方向および南北方向の圧縮力が働いて，直角三角形状の沈降域の甲府盆地がつくられました．糸魚川―静岡構造線断層帯の活動はきわめて活発なので，強い地震動に見舞われる確率の高い地域が，構造線に沿って北に伸び本州を横断しています．このように内陸深くにまでが高確率域になっているところは日
本列島ではここだけです．
盆地の東方から北方にかけての地域は，主として中・古生層からなる広い関東山地
です．最高所は盆地北方の奥秩父と呼ばれる山域にあり，最大標高は 2,600 m で，ここは花崗岩からなります．奥秩父山地の南
西には甲府盆地北方の火山と呼ばれる 20
万年ほど前の古い火山（茅ガ岳など）があります．釜無川の谷の先には八ヶ岳（2,899 m）の火山麓が広がり，目立った分水界地形のないまま諏訪湖の低地に移行しています．

図 2 甲府盆地の扇状地群（コンター間隔 10 m）
Y：韮崎泥流（八ヶ岳屑流），M：御勅使川扇状地，N：
釜無川扇状地，F：笛吹川扇状地，K：金川扇状地，
L：氾濫原性低地
甲府盆地

33-1

盆地を取り巻く高起伏山地から流れ出る富士川水系の諸河川は，大量の砂礫を運搬してこの沈降域を 1,000 m 以上の厚さに埋めており，盆地のほぼ全域が大小の扇状地からなっています（図 2）．
扇状地は土石流および洪水流により運搬されてきた砂礫が堆積した地形であり，土砂および洪水による災害の危険がきわめて大きい地形です．勾配 2 ～ 3° 以上の急勾配扇状地（沖積錐）では土石流の危険があり，これより緩い扇状地部では，流速が大きくて多量の土砂・流木も運ぶ激しい洪水の危
険があります．扇状地河川の流路は大きな出水のたびに変わることが多いので，治水の困難な荒れ川として知られます．
釜無川および笛吹川の流域面積・流路長はほぼ同じで，甲府盆地および周辺山地を大きく二分しています．ほぼ 3,000 m の標高の甲斐駒ケ岳を水源山地とする釜無川は，山地を出たところに扇状地をつくることなく，八ヶ岳火山麓とそれに続く韮崎泥流堆積面を 100 ～ 150 m の深さに削り込ん
で，狭い谷低低地をつくっています．この著しい下方侵食の進行には，盆地基盤の隆起・沈降が関わっています．韮崎泥流は 20 万年ほど前に起った八ヶ岳火山体の巨大崩壊による岩屑なだれが堆積したものです．八ヶ岳火山を上流にもつ塩川と合流し，ついで巨摩山地から流れる御勅使川と合流した後，釜無川は勾配 1/150 ほどのやや緩やかな扇状地を盆地中央に拡げています．扇状地の規模や中流域での侵食卓越から，釜無川の土砂搬出量はあまり多くないと推定されます．
御勅使川は釜無川に向け張り出す平均勾配 1/40 という急勾配の大きな扇状地をつくっています．
御勅使川扇状地は釜無川の流れをすこし押し曲げてはいるものの，釜無川の河川作用の方が勝り，扇状地側面は侵食されて変形を受け，南にカーブして伸び出すような形をとっています．御勅使川は戦国時代の武将・武田信玄による治水工事で有名です．
盆地東南部では，御坂山地から流れ出る中小河川の金川・日川・重川などがつくる勾配 1/40 ～1/60 の急勾配扇状地が連続しています．金川扇状地は教科書にも採り上げられる典型的な扇形を示しています．標高 2,500 m の奥秩父山地を水源とする笛吹川は，この扇状地群により押さえられて広がることができず，幅 4 km，長さ 12 km の細長い扇状地性堆積面をつくっています．
盆地南西端の鰍沢付近から笛吹川下流部にかけては氾濫原性の低地で，これ以外の盆地床は扇状地からなります．これらの勾配の大きい扇状地域では，河川堤防は連続堤ではなく，切れ目のある霞堤がつくられています．典型的な霞堤は，上流に向け開く逆ハの字形で，すこし重ねて配置されます．隙間は上流に向け開くので，
洪水は穏やかに溢れ出ます．河床勾配と扇状地面は共に急勾配なので，大量な洪水溢れ出しは生じません．
1500 年代中頃に武田信玄は，釜無川扇状地部の左岸（東側）に信玄堤と呼ばれる霞堤を設けて，盆地中央部への氾濫を防止し，また，流路の東方への移動を抑えました．御勅使川では，分流路の開削，釜無川との合流点の固定，合流による流勢の低下などの工事を行いました．笛
吹川では水防林を設けて扇状地洪水の勢力低減
をはかりました．
富士川は日本最高峰の富士山（3,776 m）と第 2位の高峰・北岳（3,192 m）を流域内にもつ急流河川です（図 3）．鰍沢付近で甲府盆地を出た富

33-2

図 3 富士川流域

士川は，巨摩山地・身延山地の山列と天守山地との間を，やや曲流しながら削り込んで（穿入蛇行して）深い峡谷をつくり流れています．
北岳を水源とする早川は，南北方向の地質構造に支配されて赤石山地内を縦に（南北に）流れ，ついで巨摩山地と身延山地の間を横切って（横谷をつくって）富士川峡谷部に合流しています．大起伏の赤石山地における生産土砂は，途中で堆積の余地がないので河口部にまで運ばれます．富士川が流入する駿河湾は南海トラフが入り込む深い湾なので，河口部の埋め立て作用は進まず，海に面して発達する扇状地は河川規模に比べ大きいものではありません．
富士山を水源とする芝川は扇状地のやや上流で富士川に合流しています．富士山における降水の大部分は浸透して地下水流となり流れるので，地形で決められる流域の水をすべて受け持つわけではありません．大礫も運び流路変化の著しい富士川扇状地における治水では，扇頂部左岸における雁（かりがね）堤が有名です．これは L 字の形にして遊水域をつくる堤防で，富士市街を護る目的で，1600 年代前半につくられました．
2. 洪水災害
甲府盆地は内陸交通の要衝で昔から居住利用が行われてきたので，古くからの災害記録があります．飛鳥・奈良時代には大洪水の記録が 4 回残されています．平安時代初頭の 825 年（天長 2 年）の大洪水では，「甲斐国は一大湖水となり多数の人命が失われ飢餓者が多く出た」ので，都から勅使が使わされて水神祭が行われたと記録にあります．御勅使川の名称はこれにちなんでつけられたもの
です．以後 1600 年まで（江戸時代以前）に平均して 15 年に 1 回の洪水記録があります．1542 年（天文 11 年）の大洪水では，甲府盆地は泥砂の海と化し，とりわけ御勅使川・釜無川の氾濫が著しかったので，武田信玄による治水がこの年からおよそ 40 年をかけて進められました．江戸時代には 4
年に 1 回の頻度で洪水が甲府盆地で起っていました．記録が最も多いのは笛吹川洪水です．
明治以降では毎年のように山梨県のどこかで豪雨災害が起こりました．なかでも 1907 年（明治 40年）8 月の台風による水害は，有史以来最大の被害をもたらしました．県下の被害は，死者 232 人，
家屋の流失 4,500 戸，全壊 1,267 戸，浸水 10,465 戸．山崩れ 3,353 箇所，堤防決壊の総延長 98 km，
橋梁流失 1,686 箇所など甚大でした．被害が最も大きかったのは，御坂山地から流れる日川の扇状地および大菩薩嶺から流れる重川の扇状地で，一帯は巨礫累々とした河原と化しました．
山崩れの土砂の流動化により生じた土石流は急勾配扇状地部で堆積し，さらにその下流には激しい洪水流がやはり多量の土砂・流木を運ん
で大きな破壊をもたらします．土石流が生じなかった渓流でもやはり激しい流れの扇状地洪水に襲われます．盆地の下流端では排水条件が悪く，また扇状地地下水の湧出もあるので，河川
氾濫水や内水の湛水が生じます．
3 年後の 1910 年には台風の大雨により 1907
年に匹敵する大水害が発生しました．このときは北部山地で雨が多く，甲府市を流れる荒川や釜無川左支川の塩川が大氾濫しました．甲府盆地における氾濫面積は 1907 年とほぼ同じでした．
昭和における大水害は 1959 年 8 月の台風第7 号により引き起こされました．山梨県の被害は，死者 90 人，家屋の流失 333 戸，全壊 1,659 戸，

図 4 1959 年台風 7 号の水害による山梨県下の被害
赤数字は死者数，青数字は流失・全壊家屋数

甲府盆地

33-3

半壊 4,574 戸，浸水 14,445 戸などで，明治 37 年災害に次ぐ大きなものでした．台風は富士川河口付近に上陸し，時速 75 km という高速度で富士川沿いに北進して，甲府西方を通過しました．雨は巨摩山地および笛吹川上流域で多く，2 日前からの前線活動による先行降雨を加えた 3 日間の総雨量は最大 600 mm に達しました．このため釜無川・笛吹川の水位は全域にわたって既往最大を大きく超えて，大規模に氾濫しました．
被害は釜無川上流部で大きく，死者の半数以上がこの地域で生じました（図 4）．風も強くて甲府において最大風速 34 m/s，最大瞬間風速 43 m/s を記録しました．強風による家屋全壊は全体の 53％，1,013 戸で，洪水のそれを上回りました．なお，死者数では 15％でした．被害は台風進行右側の開けた盆地中央で集中発生しました（図 5）．移動が高速であったので，進行右側での風が非常に強くなった
ためです．この 40 日後には伊勢湾台風が襲来し，死者 15，全半壊家屋 1,000 戸などの被害が生じています．
1966 年 9 月には，御前崎付近に上陸し甲府盆地を北東に向け斜断した台風 26 号の大雨 に よ り， 死 者 175 人， 家 屋 の 流 失・ 全 壊
312 戸，半壊 554 戸，浸水 13,458 戸の大きな図 5 1959 年台風 7 号の強風による主な被害発生箇所
赤数字は死者数，青数字は全壊家屋戸数

被害が生じました．御坂山地では最大 1 時間
雨量 100 mm の豪雨により斜面崩壊・土石流が多発し，山地南側の西湖北岸（足和田村）で死者 94 人の大きな被害が生じました（図 6）．
北側の甲府盆地でも死者 52 人などの被害になりました．台風来襲が未明の時間帯であったことが人的被害を大きくしました．
3. 地震・火山災害
甲府盆地内と周辺には活動度の高い活断層があり，また南海トラフ・相模トラフで起る海溝型巨大地震の震源域に近いので，強い地震に見舞われる確率の非常に高い地域です

図 6 1966 年台風 26 号による被害の分布
赤数字は死者数，青数字は住家流失・全壊数（図 7）．盆地西縁を境する糸魚川－静岡構造線断層帯の活動による M8 程度の地震が今後 30 年以内に発生する確率は 14％と，日本の活断層中で最も高く評価されています．長野県内に続く長い断層であるので，全体が活動すると地震規模は
M8 を大きく超える可能性があります．最新活動時期は約 1200 年前です．平均活動間隔は 1000 年と，
内陸活断層としてはかなり短期間で活動を繰り返しています．盆地南縁に伸びる曽根丘陵断層帯の30 年確率は 1% であり，発生する地震の最大規模は断層の長さから 7.3 程度と算定されます．
甲府の南 45 km のところには駿河トラフの延長にあたる富士川河口断層帯があります．これが 30
年以内に活動して M8 規模の地震を起こす確率は 0.2 ～ 11% です．最新活動時期や活動間隔に不確
かさが大きいので確率の幅が大きくなります．甲府の南東 50 km には相模トラフの延長にあたる神
縄・国府津－松田断層帯があります．これが M7.5 規模の地震を起こす 30 年確率は 0.2 ～ 16％です．

33-4これらの確率の大きい方の値は，糸魚川・静岡構造線断層帯のそれとほぼ等しく，
日本の活断層中で最大の大きさです．
1707 年宝永地震・1854 年安政東海地震・1923 年大正関東地震などの海溝型巨大地震の震源域の北端は甲府から 40～ 50 km のところにあります．すでに平均発生時期を 30 年以上も超過している
想定東海地震の震源域の北端もほぼ同じ
近距離にあります．このように甲府盆地は百数十年間隔で起こる海溝型巨大地震の震源域に近く，非常に活動的な活断層が内部および周辺にあるので，強震動に見舞われる確率が日本列島中で最大に近い大きさの地域に入っています（図 8）．
1707 年宝永地震（M8.6）では甲府で震度 6，盆地南端では震度 6 ～ 7 の強い揺れが生じました．甲府盆地における被害

図 7 甲府盆地付近の活断層と被害地震の震源域①：糸魚川－静岡構造線断層帯，②：曽根丘陵断層帯，③：富士川河口断層帯，④：北伊豆断層帯，⑤：神縄・国府津－松田断層帯，⑥：伊勢原断層帯，⑦：立川断層帯，⑧：1707 年宝永地震震源域，⑨：1854 年 安 政 東 海 地 震 震 源 域， ⑩：1923 年 関 東 地 震 震 源 域（地震調査研究推進本部資料）

は，死者 9 人，潰屋 5,770 軒，寺社の潰れ 217 軒，堤防崩壊の延長約 40 km などと記録されています．富士川の下流部では山地崩壊による富士川本流の堰止めが起りました．
この地震の 4 年前の 1704 年には，房総 半 島 南 方 の 相 模 ト ラ フ で M8.2 の 元
禄 地 震 が 起 こ り ま し た． 震 源 か ら 150
km 以 上 離 れ て い た も の の， 甲 府 で 震
度 5 ～ 6 の 強 い 揺 れ が 生 じ， 甲 府 盆 地
で 潰 屋 134 軒 な ど の 被 害 と な り ま した．山梨県東南部の南都留郡では死者83 人，全壊家屋 211 軒などの大きな被図 8 今後 30 年以内に震度 6 弱以上の揺れに見舞われる確率 （地震調査研究推進本部資料）

害でした．岩盤で囲まれた断層盆地では，地下での地震波の反射などにより，揺れが増幅される可能性があります．また砂質の扇状地性
地盤では震度 5 でも液状化が発生します．
1854 年安政東海地震（M8.4）では，6 弱～ 6 強の揺れにより甲府盆地内で死者 3 人，家屋の全壊約2,100 戸，半壊約 2,900 戸などの被害が生じました．この被害の 8 割は盆地南西端の市川代官所管内で生じたものです．このときにも富士川下流部で崩壊土砂による本流河道の堰止めが生じました．
やがて起こるであろう次の東海地震では，山梨県で全壊率 2％，住家全壊 2,900 棟が想定されています．
1923 年の大正関東地震（M7.9）では震源距離 90 km の甲府で震度 6 であり，甲府盆地内の 1 市 7 郡の被害は死者 10 人（県全体では 20 人），住家の全壊 335 戸，半壊 1,286 戸などでした．被害が最も大きかったのは笛吹川下流部低地で，住家全壊率は富士見村 16％（震度 6 強），上曽根村 12％でした．
甲府市の被害は死者 4 人，住家全壊 71 戸で，全壊率は 0.5％（震度 5 強相当）でした．山中湖周辺でも被害が大きく，北岸の中野村では全壊率 23%（全壊数 65 戸）と県下最大でした．山中湖周辺は著
甲府盆地

33-5

しい沈降が生じました．
内陸地震で甲府盆地内に顕著な被害をもたらした地震は知られていません．山梨県東南部の深さ10 ～ 30 km において，伊豆半島の衝突に起因する活発な地震活動が起こっており，ときに M6 近くになりますが，甲府盆地に被害は起こしていません．盆地内における最近の大きな地震には 1908年の山梨県中部の地震（M5.8），1923 年の M6.8 地震（関東大震災の 4 時間後に発生）がありますが，
いずれも被害はごく軽微でした．
八ヶ岳火山の南面（権現岳付近）で約 20 万年前に巨大崩壊が発生し，その岩屑なだれ（韮崎泥流）
は甲府盆地北部に流れ込み，崩壊源から 30 km のところにまで達しました．堆積表面には，崩壊源から 20 km 離れたところにおいても底面長径 500 m，比高 80 m という大きな流れ山を残しています．
これは日本で最大規模の岩屑なだれです．
富士山では 2300 年前に東面が大崩壊し，その岩屑なだれ（御殿場岩屑なだれ）は酒匂川を経て相模湾へ，黄瀬川から駿河湾へ流入しました．その最大到達距離は 40 km でした．富士山は非常に不安定な山体をもっているので，もし北面で山体崩壊が起きたとしたら，岩屑なだれは御坂山地の最低部（比高は 100 m ほど）を越えて甲府盆地に流入する可能性があります．富士山は活動度がランク
B の活火山で，大規模な火砕流が北面で起った場合，御坂山地を乗り越えるおそれがあります．八ヶ岳南部は古い火山で噴火の可能性はほとんどないのですが，山体崩壊の可能性は残っています．茅ヶ岳は 20 万年前の古い火山で噴火のおそれはありません．

貝塚ほか編（1985）：日本の自然 4，日本の平野と海岸．岩波書店．
町田ほか編（2005）：日本の地形

中部．東京大学出版会

阪口ほか編（1986）：日本の自然 3，日本の川．岩波書店．
全国防災協会（1965）：わが国の災害誌

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 29 年 12 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

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自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
34. 福岡－山地・丘陵に半円形に囲まれた盆状の海岸平野
1. 地域災害環境
博多湾に面する半円状の福岡平野の沿岸
低地に，福岡の中心地区は位置しています（図 1）．平野の周囲には，東方に三郡山地（最大標高 936 m）が，南方に背振山地（最大標高1,055 m）が連なり，平野を円くとり囲んでいます．いずれも山域の狭い中起伏の山地で，花崗岩および変成岩からなります．山地縁辺には第三紀層の丘陵が分布し，その一部は平野内に伸び出て分離状態になっています．海岸部には小丘が，博多湾内には志賀島・能古島など花崗岩・変成岩の島が分布します．
この山地・丘陵の配列は，博多湾を中心とした盆状の沈降を示しています．博多湾の水深は 8 ～ 10 m とごく浅く，海底の沖積層厚

図 1 福岡の 20 万分の 1 地勢図

さは 20 m 程度であり，沈降は最近ではほとんど進行していないと考えられます．
平野部でも地下の浅いところに第三紀層の基盤があります．海岸低地部における沖積層厚さは20 m 程度です．平野基盤の第三紀層は，30 km ほど東にある筑豊炭田と同じ地層であり，福岡平野
でも大正から昭和中期にかけて石炭採掘が行われていました．
平野の中央を活断層である警固断層が北西－南東方向に走っています（図 2）．これは東落ちの運動を行っているので，平野内小丘や島の大部分は断層の西側に分布し，堆積層は東側で厚くなっています．活動度が高いと評価されている警固断層の存在は，この地域の地震危険度をかなり大きくしています．
山麓部には扇状地性の堆積地形が発達し，一部は台地状となって平野中央に向け伸び出ています．台地とはいうもののその縁辺を画する崖は不明瞭で，扇状地性の低地にほとん
ど連続的に移行しているところが多くみられます．
海岸部には砂州が連続し，その幅は最大2 km ほどあります．砂丘と名づけられてはいるものの，周囲との比高はほとんどありま
せん．この海側には幅 1 ～ 2 km の埋立地が，
浅い湾を埋めて造成されました．博多湾北東部には，海の中道と呼ばれる長さ 10 km の長

図 2 福岡平野中央部の地形区分

い砂州が小丘をつないで伸び，金印出土で知られる志賀島にまで達しています．
福岡市街の大部分は標高 2 m 以下の博多湾沿岸低地に展開しています（図 3）．この街の母体は，背振山地・三郡山地から流れ出る那珂川と御笠川の間の沿岸部に誕生した博多地区です．ここは大陸方面との玄関口としても栄えた商人町・港町で，中世末期には商人による自治都市ともなってい
ました．

福岡

34-1

戦国時代末になり，西に 3 km ほど離れた小丘・荒津山の南方に，黒田氏が福岡城を築いたので，その城下町の福岡地区が，那珂川との間に形成されました．博多と福岡は 1889 年（明治 29 年）に合併して福岡市となったのですが，街の中心は引き続き博多であり，鉄道中心駅はこの地区にあって博多駅と名づけられています．
この地は利水条件に恵まれないこともあり大工場の進出が制約され工業都市とはならなかったものの，地の利を生かして九州の他都市を追い越し成長して，2015 年の人口は日本で第 6 位の 155 万人になってい図 3 福岡中心地区の等高線図（1 m 間隔）

ます．人口増加率は全国に 10 ある政令都市中で最大であり，市街がしだいに周辺の丘陵地・扇状地に進展しています．この結果として，土砂および洪水のリスクが増大してきています．
背振山地・三郡山地の山域は狭くて，独自水源によりこの大都市が必要とする水が供給できません．このため筑後川水系から山越えで多量の水を導水しており，渇水の潜在的危険が大きい大都市域となっています．
2. 豪雨災害
九州北部はしばしば梅雨前線豪雨に見舞
われています．台風の接近は頻繁であり，またそれに伴う暖湿気流の流入によって前
線活動は活発になりやすいからです．1953
年 6 月下旬の豪雨は，総雨量の最大が 1,000mm を超え，九州の北・中部 4 県の被害は，死者 974 人，住家浸水 43 万戸などの著しい大きさになりました．福岡平野では総雨量 621 mm，最大日雨量 308 mm（6 月 25 日）の大雨となり，背振・三郡の山地から流れ出す小河川の氾濫によって，丘陵・台地域
を除く平野全域が浸水しました（図 4）．

図 4 1953 年 6 月 25 日の豪雨による浸水域（福岡県，1954）

福岡市の被害は，死者 1 人，住家の全壊 11 戸，半壊 59 戸，床上浸水 5,735 戸，床下浸水 21,900戸などでした．住家の全半壊は斜面崩壊によるもので，洪水による被害はほぼ浸水にとどまっています．御笠川・那珂川・室見川などの流域面積は 50 km2 ほどと小さくて，出水時の流量は多くはならないので，扇状地性平野の勾配が約 1/400 とかなり大きいものの，建物を押し流すほどの勢力を持つには至りません．
福岡中心市街部は，ほとんど平らな沿岸低地にあり小河川だけが流れているので，ここでの洪水
形態は内水氾濫が主となります．洪水流の勢力（流体力）は地形勾配が大きいほど強くなるので，山地内の狭い谷底低地では，洪水は激しく流れて建物を破壊し押し流します．御笠川上流の三郡山地内にある大宰府では，この激しい流れの山地洪水とそれに伴う土砂流出の被害をしばしば被っています．1973 年 7 月には，最大 1 時間雨量 115 mm の豪雨によって土石流が発生し，住宅 6 戸流失，死者 15 人の被害が生じました．2003 年 7 月の豪雨でも，土石流により住宅が流され 1 人が亡くなっ
ています．

34-2

博多駅周辺地区は，1999 年，2003 年と相次
いで御笠川氾濫により浸水し，地下鉄・地下街・ビル地下室などにも水が流れ込んだので，注目を集めました（図 5）．博多駅の東方において御笠川の河床勾配は，図 3 に示されるように
1/350 か ら 1/3,000 へ と 急 減 し て い ま す． こ れは流速低下により洪水が滞留して溢れやすい河道地形の条件です．博多駅は当初ここから北西
600 m のところにあったのですが，1963 年に当時は広い水田地帯であった現在の地に移設されたものです．
1999 年 6 月 下 旬 の 梅 雨 前 豪 雨 は， 総 雨 量
339 mm，最大 60 分間雨量は 70 mm で，超過確率 80 年の規模でした．この大雨により御笠川

図5 博 多 駅 周 辺 に お け る
1999 年と 2003 年の浸水域

左岸では博多駅東方において延長 700 m にわたり越水し，駅周辺地区に氾濫しました．浸水深は道
路上でひざ上から最大 1 m になりました．
駅周辺では，地下室をもつ 182 のビルのうち 72 が地下室浸水を被りました．これにより死者 1 人がでました．水は地下鉄の線路にも流入しました．御笠川流域における住家の床上浸水は 932 棟，
床浸水は 1,308 棟でした．
2003 年 7 月 の 梅 雨 末 期 の 豪 雨 は， 御 笠 川 上 流 の 大 宰 府 に お い て 1 時 間 雨 量 99 mm， 総 雨 量
361 mm を記録し，御笠川は博多駅東方で再び氾濫しました．4 年前の洪水の後，特別緊急事業が実施されていたのですが，危険水位を 1 m 超える出水により再び越水氾濫が生じました．このときは左右両岸に溢れ，やはり地下鉄・地下街・地下駐車場・ビル地下室が浸水しました．住家の浸水は県全体で 6,961 棟でした．
人口増加率の大きい福岡市では，市街の山地・丘陵地への進出により，土砂災害の危険が増大しています．県指定の土砂災害警戒区域は，市街域では，
荒津山・船津山など海岸部の孤立丘や鴻巣丘陵の縁辺に分布します（図 6）．
福岡市の山腹崩壊危険地区および崩壊
土 砂 流 出 危 険 地 区 の 総 数 は 154 で あり，その多くは西区（市西部）および早良区（市南部）に分布します．

図 6 土砂災害の特別警戒区域（赤），警戒区域（黄）（福岡県資料）3. 地震災害
福岡市街を貫いて活断層である警固断層帯が走っています．この断層帯の南東部は志賀島南から三郡山地南端部にかけて伸び，その長さは 30 km で，断層全体が動いた場合の地震規模は 7.2 になります（図 7）．この断層の最後の活動から 4000 年ほども経過していると推定されるので，今後 30
年以内に地震（M7.2）を起こす確率は，0.3 ～ 6 % とかなり高く評価されています．この地震が起った場合，福岡で震度 6 強の強い揺れとなり，断層近傍の大野城市・春日市・大宰府市・筑紫野市なども震度 6 の強震動域に入るので，県全体の被害は，住家全壊 1.8 万棟，半壊 1.5 万棟などになると想定されています（図 8）．
南方の水縄断層は 679 年筑紫地震を起こしているので，30 年以内の活動確率はほぼ 0 % です．東
福岡

34-3

方の宇美断層と西山断層の 30 年確率は不明とされています．
2005 年 3 月 20 日に，博多湾の出口にある
玄海島の北西 10 km を震源とする M7.0 の地震が発生し，福岡県西方沖地震と名づけられました．最大震度は福岡市などで 6 弱でした．
被害は，死者 1 人（博多区でブロック塀倒壊），
全壊 141 棟，半壊 323 棟などでした．
震源断層の位置をほぼ示す余震発生域は，志賀島から北西に 30 km 先までの線状域に分布しました．ここには活断層の存在は認められていなかったのですが，余震域が従来の警
固断層の延長上にあることから，ここは新たに警固断層北西部とされました．
被害は震源に最も近かった玄海島で大き図 7 活断層および主要地震の震央（地震調査研究推進本部）

く，住家の全壊は全戸のおよそ半数の 107 棟，
半壊は 46 棟にもなりました．玄海島は花崗岩・玄武岩よりなる円錐状の山が海岸に迫っていて，平坦地はないので，建物の多くが海岸部の斜面に単純な石積みや擁壁をつくって建てられていました．住家損壊の大半は強震動によるものではなくて，この弱い建物地盤の破壊が原因でした．この島における震度は5 強であり，通常は全壊率が 1％以下となる
程度の揺れでした．全島の住民約 600 人は，
1 ヶ月間の島外避難を余儀なくされました．
福岡中心地区での被害は，市東半部（博多区・中央区・東区）で多く発生しました．この 3 区 の 住 家 全 半 壊 は 190 棟 で し た． こ こ
は東落ちの警固断層の東側にあたり，沖積層

図 8 警固断層東南部の活動による想定震度（福岡県資料）のより厚いところです．警固断層に沿う幅
2 km ほどのところでは，第三紀層基盤が落ち込んでいて堆積層が最大 100 m と厚いので，この帯状域で被害がとくに集中発生しました．
施設・構造物の被害では，漁港など海岸施設被害が大きく，公共施設被害の 80 % を占めました．
砂質海岸が多いので，液状化が大きな原因になったと考えられます．
九州北岸部は地震活動があまり活発でない地域です．明治以来，福岡市では震度 4 を 6 回経験し，これを超える地震は 2005 年の 6 弱が初めてです．1891 年（明治 38 年）には，市西方の糸島半島でM6.0 の地震があり，現在は西区に入っている半島東岸域で 10 戸ほどの家屋が損壊しました．市中
心部の揺れは震度 4 で被害はありませんでした．

34-4

4. 渇水災害
福岡平野を取り巻く山地の規模は小さくて，ここを水源とし博多湾に流れ出る多々良川・御笠川・那珂川・樋井川・室見川などの河川の流路長はほぼ 20 km 程度と比較的小さなものです．福岡の街をまかなう水の基本水源は，これらの川に設けた貯水ダムですが，これだけでは成長する都市の水需要に応えるのに不十分なので，昭和 30 ～ 40 年代には毎年のように水不足が生じ，給水制限が行われていました．福岡の
年平均降水量は 1,610 m です．これは日本全体の平均にほぼ等しい値で，とくに雨の少ない地域というわけではありません．
1978 ～ 1979 年には 287 日間にわたって給水
制限（時間指定断水）が行われるという記録的な図 9 福岡市が取水する貯水ダム・堰

渇水が生じ，市民生活や社会・経済活動に大きな影響を与えました．
当時の主要な水源は，背振山地・三郡山地内の 5 ダムと筑後川支流の 1 ダムの貯水（総貯水容量 3,900万トン）でした．
前年の 1977 年夏から 78 年春にかけては，降水量が平年の 70 % 以下という雨不足が続いたので，
これら 6 ダムの貯水率は，77 年 9 月に 50% を切り，78 年 2 月には 25 % にまで低下しました．期待した春先の降雨がほとんどないという状態がその後も続いたので，5 月 20 日から夜間の給水停止が行われ，その後給水制限が次第に強化されていきました．このため高台では全く水が出ないなど深刻な事態が生じ，水の海上輸送や西日本各地からの給水車派遣などが行われました．
ダム貯水率は，7 月 15 日に 6.8 % の最低となった後ゆっくりと回復し，9 月からは給水制限が次第に緩和されるようになり，79 年 3 月 25 日に全て解除されました．
この後，ダム増設，筑後川からの取水，海水の淡水化などにより水供給力は大きくなっています．
1984 年には筑後川本川に設けられた筑後大堰からの取水が行われるようになり，筑後川流域からの供給は全体の 1/3 に増大しています．人口増加は続いており，水需要は増大の傾向にあります．

福岡県（1954）：福岡水害誌 昭和二十八年六月．
福岡県（2015）：福岡県地域防災計画（資料編）
国土庁（1987）：土地保全図 福岡県．
太田ほか編（2001）：日本の地形 7 九州・南西諸島．東京大学出版会

福岡

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防災基礎講座：地域災害環境編
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文責：水谷武司（客員研究員）

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防災基礎講座：地域災害環境編
35. 鬼怒川下流域－天井川河川が並走する細長い台地間低地
1. 地域災害環境
鬼怒川は日光・高原火山群のある高起伏の帝釈山地を水源とし，関東平野北部の台地・丘陵地間を 80 km にわたりほぼ真っ直ぐ南に向け流れ，江戸時代初期に行われた台地開削部を抜けたところ
で利根川に合流しています（図 1）．流域は南北に非常に細長く，流路長は 177 km と利根川水系では最大の支流です．
東の喜連川丘陵・鶏足山地と西の足尾山地の間に拡がる扇状地起源の堆積面は，ほぼ一様に南に傾斜しているので，ここを流れる河川はほとんど平行して南に向け流れています．西側を流れる姿川は，関東平野中央の中川低地北部を中心とする平野基盤の盆状沈降のために，河道をしだいに西に向けていくので，鬼怒川には合流しません．このため鬼怒川は中央を流れているものの合流する河川は非常に少なく，流域の東西幅は
延長 60 km にもわたりわずか 10 km 程度
であり，東を並走する小貝川との距離も10 km ほどです．
かつて小貝川は，鬼怒川低地中央部の水海道において鬼怒川に合流する支流でしたが，江戸初期の河道付替えにより人図 1 関東平野北部の水系

為的に分離されました．この小貝川の流域を併せた自然状態での鬼怒川の流域面積は約 2,800 km2 になり，利根水系で流域面積最大の支流・渡良瀬川とほぼ同じ規模になります．
鬼怒川付替え工事に先立ち江戸幕府は，平野中央部の関宿において台地を開削し，南に向け流れていた利根川を東に向けて常陸川（現在の利根川本流河道）に接続し，銚子で太平洋に注ぐという大規模河川工事を実施しました．この人為付替え以前には，南から伸び出る下総台地とその延長部を分水界として，関東平野の流域は大きく 2 分されており，東半部全体が鬼怒川の流域でした．霞ヶ浦に流入する諸河川は当時は鬼怒川の支流となっていたのでこれが加わり，鬼怒川は流域面積が約6,300 km2 という大河川でした．
鬼怒川の河床縦断面は，下館南方を境にして勾配が急減しています．上半部は勾配 1/200 ～ 1/400で，河流は大きな礫も運ぶ運搬力があるので，広い河原の砂礫州の間を幾筋もに分かれて流れるという網状流の扇状地性河川となっています．堤防はここでは連続させず，上流に向け開く逆ハの字形の霞堤にしています．一方下半部では勾配 1/1,500 ～ 1/2,000 と緩やかです．
下妻において鬼怒川は小貝川と同じ台地間低地内を平行して流れるようになります．この幅 4 kmほどとさほど広くはない低地の両側面を，両川は 20 km もの距離にわたり合流することなく平行して流れるという，やや特殊な流路をとっています（図 2）．
小貝川は山地を水源としない平野河川です．その最上流端は，鬼怒川が山地から出て南に向きを変えるあたりの扇頂部に相当するところにあり，分水界となるような地形の高まりはありません．
したがって鬼怒川本流は現在の小貝川に流れ込んでていた時期があり，台地開析幅の広さから，そ
鬼怒川下流域35-1

の状態がより長かったと推測されます．このため小貝川低地の地下には鬼怒川が日光山地から運んだ火山礫などが堆積しています．なお，約 2 万年前に鬼怒川は，さらに東にある桜川に筑波山西方において流入し，霞ヶ浦に注いでいたことが，礫堆積層とその種類からわかっています．
鬼怒川は上流山地から多量の土砂を運び出すので，鬼怒川・小貝川低地において大きな自然堤防を河道沿いに発達させています．その規模は石下において比高 6 m，幅1 km ほど，水海道で比高 4 m，幅 500 m ほ
どです．風に吹き上げられた砂が自然堤防表面を覆うという河畔砂丘もあり，高さが通常の自然堤防よりも高くなっています．
下妻では自然堤防が低地を半ば閉ざすほどに発達しています（図 3）．
水海道において西に分岐する飯沼川の低地は，出口が鬼怒川の土砂堆積により閉

図 2 鬼怒川下流域の地形

ざされ，かつては沼が広がっていました．
1700 年代初期に猿島台地を開削して飯沼川の水を西方の菅生沼低地に導く工事が行
われ，この沼地は水田とされました．飯沼川低地では堆積が進まないので，標高が鬼怒川・小貝川低地に比べ 5 m ほども低い低
湿な谷底低地になっています．
小貝川も自然堤防を連ねていて，河床の高い堆積性の河川です．このため両川の間がより低くてそこを排水河川の八軒堀川がほぼ真っ直ぐ南に流れています．平野河川
である小貝川の土砂搬出量は少ないので，
低地地盤高は全般に東の方ほど低くなっています．低地南半部では，小貝川が天井川の状態になり低地中央部のやや東寄りで地盤高が最も低いという，浅い凹状の地形を示します．

図 3 低地の地形断面

低地の東縁を流れる小貝川は水海道付近
において西に向きを変え，西側の猿島台地の縁を流れるようになるので，この低地の下流端は台地と小貝川流路によって閉ざされた袋状の低地になっています．これは氾濫水が滞留しやすい地形です．
水海道は，鬼怒川が台地開削により利根川と直結されたことで水運の中継地となり，また宿場町としても発展してきた街です．その主部は自然堤防上にありますが，1913 年に開通した関東鉄道・常総線の駅が街のはずれにつくられたこともあり，周辺の凹地状低地に市街が進出していて，洪水により一面の水海になる危険の大きい土地環境にあります．低地の河流端に位置するので，低地内

35-2

のどこで氾濫が生じても洪水はここにまで到達します．昔は度重なる水害の経験から，
低地内の家はタブネ呼ばれる小舟を備え付けて浸水に備えていました．
鬼怒川・小貝川低地の地下には，氷河期に堆積した礫層があり，この上に載る砂泥層が沖積層に相当します．その厚さは水海
道において 30 ～ 35 m，石下で約 20 m，下
妻では 10 m ほどです（図 4）．地層の硬さの程度を示す N 値はほぼ 5 以下と軟弱です．
下妻から 10 km 上流の母子島付近（下館南方）になると礫層はほとんど地表にまできています．なお，約 6 千年前の海面上昇期に鬼怒川低地では，関東平野で最も奥深く
海が入り込んでおり，下妻の南まで達していました．小貝川の名は，このときの貝塚が分布することからつけられたようです．
図 4 ボーリング柱状図（地点は図 2 中に）

2. 洪水災害
鬼怒川はその名が与えるイメージほどの暴れ川ではなく，下流部においては近年大きな洪水は比較的少なかったとみられます．なお，鬼怒川という表記がなされるようになったのは，江戸時代末期ごろからで，それ以前は毛野川などが使われていました．一方小貝川では，上流域に山地のない
平野河川にもかかわらず，洪水はより頻繁に起こっています．最下流の龍ヶ崎低地では，過去 300
年間に 14 回もの破堤洪水が発生しました．
鬼怒川における大きな洪水には，1723 年（享保 8 年）の五十里大洪水があります．これは豪雨によるものではなく，その 40 年前に日光付近を震源とする M7.0 の地震によって生じた地すべりダム（高さ 70 m）が決壊して引き起こされた水害でした．洪水は激しい段波状となって流れくだり，下館付
近にまで被害が及びました．死者は約 1,200 人でした．地すべりダム湖の大きさは現在の五十里ダムを超えるもので，会津との交通路を遮断したりしました．
昭和になってからの大きな水害には，1938 年 6 月の梅雨前線豪雨災害があります．鬼怒川堤防は6 箇所で決壊，13 箇所で越水が生じ，小貝川の氾濫も含め 4,436 戸の家屋が浸水しました．この豪雨では茨城県の低地の 1/3 が浸水し，県全体で死者 25 人，住家流失・全壊 180 戸などの大きな被害が生じました．
鬼怒川・小貝川低地における最近の大きな洪水には，1986 年 8 月の石下・豊田地先における小貝川の破堤と 2015 年 9 月の鬼怒川氾濫があります．鬼怒川河岸には高い自然堤防が連続するので，盛土堤防がつくられていないところもあります．鬼怒川が破堤あるいは河岸越流により左岸（東側）に氾濫した場合，かなりの急勾配を示す自然堤防側面を氾濫流が流下するとき強い流れが生じて，建物を流失・全壊させるおそれがあります．鬼怒川沿いの自然堤防部には家屋が集中分布しているので注意を要します．鬼怒川左岸あるいは小貝川右岸からの氾濫水は，両川の間を南に向け流れ，
氾濫流入量に応じて低地内に拡がり，南端部の水海道周辺盆状凹地に滞留します．
1986 年小貝川洪水は，石下・本豊田における破堤により生じました（図 5）．破堤の原因は農業用取水門での漏水で，その経過が連続写真で記録されています．取水施設の設置箇所は破堤・決壊が生じやすいところです．小貝川は農業用河川で，用水堰 9，用排水樋管 74，排水機場 3 がつくられています．
鬼怒川下流域35-3

氾濫流は低地の地形に従い，低地中央を毎時 0.5 km
ほどの速度で南に流れ，10 km 離れた水海道にまで到達しました．低地中央を通る八間堀川は，護岸の高さ（田面との比高）が 1.5 m あるので，氾濫水の西方への拡大をかなり制約しました．水海道付近では路盤の高い道路が，氾濫域の南方への拡大を阻止しました．排水促進のために鬼怒川堤防開削という手段も採られました．浸水面積は 10 km2，住家の床上浸水 364 棟，床下浸水 407 棟でした．この洪水後，下館南方の大谷川合流点に母子島遊水地が設けられ，洪水流量の 1/3 を貯留する計画になっています．
2015 年 9 月の鬼怒川氾濫は，首都圏ということもあり注目を集めました．本州東方海上をゆっくり北上した台風により南北に伸びる線状豪雨帯が出現し関東に長時間停滞したために，鬼怒川の上流山地で総降雨量600 mm，下流域で 300 mm を超える大雨が降りました．
これにより水海道における鬼怒川の最高水位は 8.08 mと，既往最大を 2.5 m も上回り，ほぼ全域で越流寸前

図 5 1986 年 8 月洪水の浸水域という大出水となりました（図 6）．一方小貝川流域は線状豪雨帯からややはずれたので，鬼怒川ほどの大きな流量にはなりませんでした．
この大規模出水により，水海道では水位がまだ堤防天端の 2.5 m 下にあった早朝の時点において，水海道から12 km 上流の若宮戸（旧石下町）において越水氾濫が生じました．ここの河岸には標高 20 m，河川敷からの比高 5 mの幅広く高い自然堤防があり，盛土堤
防はつくられていませんでした．
水海道水位がピーク近くに達した時

図 6 2015 年 9 月洪水による鬼怒川水位の時間変化（水海道水位観測所）

点には，水海道から 9 km 上流の上三坂地先において，左岸堤防が延長 200 m にわたり破堤しました．破堤の主因はオーバーフローによる天端と裏のり面の洗掘でした．鬼怒川堤防の決壊は 1949 年キティ台風以来 66 年ぶりのことでした．
若宮戸における氾濫水の主流は，地表の最大傾斜の方向に従ってまず東に向かい，しだいに南東に向け進行しました（図 7，図 8）．浸水域は北方（上流方向）へ 2 km ほど拡大しました．越水地点付
近の自然堤防の規模は大きく，側面勾配はかなり緩やかなので，建物を流失させるほどの激しい流れは生じませんでした．
石下付近では地盤高は小貝川に近いほど低くなっているものの，浸水域は小貝川にまでは達していません．南北に伸びる八間堀川の護岸や国道 268 号の盛土路盤が東方への進行をかなり阻止したことによるものです．なお八間堀川は，鬼怒川からの洪水により，4 箇所で決壊しました．越水からおよそ半日後に，若宮戸からの氾濫水は，上三坂破堤口からの氾濫水に合流しました．
上三坂の破堤口付近では，水深 1.5 m ほどの激しい流れが生じ，氾濫流の直撃を受けた建物数棟

35-4

図 7 最大浸水範囲（国土地理院資料を仕様）

図 8 鬼怒川・小貝川低地の地形が流失の被害を受けました．基礎洗掘による建物損壊もかなり生じました．主流は東南方向に向かい，若宮戸からの氾濫水と合流して低地中央部を南下しました．破堤 5 時間後の時点における浸水域の南限は，3.5 km 離れた県道 123 号線付近にあり，平均進行速度は時速 700 m でした．県道による堰止めがかなり長時間続いたと思われます．
このように低地を横断する主要道路の盛土路盤が氾濫流の南下を一時止め，水位を堰上げてそこから溢れ出る，ということを繰り返しながら浸水域は南に拡大しました．常総市中心の水海道地区（上三坂から 9 km）に洪水が到達したのはその日の深夜でした．この区間の平均勾配は約 1/2,500 で，氾濫流の平均進行速度は時速 800 m となります．大河川の平野では通常このように，時速 1 km 以
下と人がゆっくり歩く程度の速さで浸水域は拡大します．
鬼怒川・小貝川低地の下流端は塞がれているので，水海道地区への流入水はほとんど自然排水されません．八間堀川は水海道北部で鬼怒川に合流していますが，その排水量はわずかです．このため氾濫が生じた翌日の未明から排水作業が行われました．最大時には 60 台のポンプ車が使用されて，鬼怒川と小貝川への排水が行われました．浸水面積は最大時に 40 km2 で，約 8,800 棟の住家が浸水しました．
3. 地震災害
この地域に大きな被害をもたらした地震に 1923 年関東大震災があります．茨城県の被害は死者 5人，住家全壊 458 戸，半壊 590 戸などで，この大部分が鬼怒川・小貝川下流域の低地で生じました（図 9）．台地面上では住家の全半壊はほとんどありませんでした．相模湾の震源からは 100 km 以上も離れていたので，地形・地盤条件が被害の大きさに明瞭に反映しました．
鬼怒川下流域35-5

全壊率が最も大きかったのは石下町で1.7 %，震度 6 弱の下限近くの揺れでした．
全壊率や損壊率（半壊の 1/2 を加える）が大きかったのは，鬼怒川・小貝川低地および飯沼川低地にほぼ限られます．2011
年東日本大震災でも，下妻市の全壊率0.26 %，損壊率 0.96 % は，周辺市町の 5倍以上の大きさでした．関東大震災では
中川低地中央部（埼玉県）で全壊率 30 %
（震度 7）に近い大被害が生じており，平野基盤の盆状沈降の中央部では，地震動増幅が生じるような地下基盤構造にあると推定されます．
関東平野の地下では南から沈みこんでいるフィリピン海プレートの上面付近で頻繁にやや強い地震が発生しています．
茨城南部ではその深さは決まって 50 ～60 km です．震源からこれだけ離れていると，地表での震動はかなり弱まります．

図 9 1923 年関東地震による町村別住家損壊率
損壊率＝（全壊数＋ 0.5 ×半壊数 ) / 総戸数

内閣府資料による地震規模 M7.3 の場合の予想震度の最大はほぼ 6 弱です（図 10）．
これまでの直下地震で規模最大は 1895 年霞ヶ浦付近の地震で，M7.2 でした．被害は死者 4 人，
住家全壊 37 戸，半壊 53 戸で，そのほとんどは地盤の悪い霞ヶ浦北岸低地で生じました．震源から30 km の鬼怒川・小貝川低地では，住家全半壊は生じませんでした．

図 10 関東平野直下の地震による予想震度（内閣府資料）

国土地理院（1978）：土地条件調査報告書，土浦・佐原地区．
貝塚・小池・遠藤（2000）：日本の地形 4

関東・伊豆小笠原．東京大学出版会

国立防災科学技術センター（1987）：1986 年 8 月 5 日台風 10 号の豪雨による関東・東北地方の水害調査報告．主要災害調査 27．
防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 29 年 12 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

35-6

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
36. 札幌－扇状地から大河川低湿平野へと拡大した道都
1. 地域災害環境
札幌の中心市街は，中起伏の余市山地から流れ出る豊平川が，石狩川低地に向け成長させた扇状地の中央に位置します（図 1）．
豊平川上流域の余市山地北東部は，大部分が標高 1,000 m 以下（最高所は余市岳の1,488 m）で，主として弟三紀の安山岩類からなります．
余市山地の東端からは，3 万年前に生じた支笏火砕流の堆積物からなる野幌丘陵
が，石狩川に向け突き出ています．かつて
石狩川は野幌丘陵の東側を南に向け流れて太平洋に注いでいたのですが，この火砕流堆積により出口を塞がれて，現在のように北に向きを変え日本海に流入するようにな

図 1 札幌周辺域の地勢図

標高を色分けで示す．

りました．
約 6 千年前の海面上昇期には，野幌丘陵
先端から 10 km の内陸にまで海が進入していました．現在の海岸線から 5 km のとこ
ろには紅葉山砂丘（最大標高 14 m）が形成されて，入り海を半ば閉ざしました（図 2）．
石狩川低地はこの浅い潟湖が陸化したもの
で，地盤高はほぼ 5 m 以下と低く，また，かなりの微起伏があります．
勾配が緩やかなため石狩川はかつて著しく蛇行しており，屈曲する旧河道やショー
トカットにより切り離された三日月湖が多
数みられます．このため平野内には凹状地が多くて，内水氾濫の危険が大きい地形になっています．泥炭地が広く分布すること

図 2 札幌扇状地・石狩川低地の等高線図
S：JR 札幌駅

も複雑な起伏が生じた一因です．
札幌扇状地は真駒内を扇頂として北に向けほぼ 90° に開く扇形を示します．右岸には段丘化して南端（上流端）で 10 m ほど高い位置にある古い扇状地面（図 2 の F）がありますが，これはやや勾配が大きいため標高 30 m 付近で新しい扇状地に接続しています．
札幌扇状地の勾配は JR 札幌駅のある標高 15 m 付近を境にして変化し，その上方の扇状地主部は1/100 ～ 1/150，扇端部は勾配 1/400 ほどです．扇状地を構成する砂礫層の厚さはおよそ 40 m，最大60 m で，最近の数千年間に堆積したものです．これを形成した豊平川の河道は扇状地面をやや掘り込んでいるものの，段丘化にまでは至っていません．まだ土砂氾濫による扇状地発達が進む可能性のある段階の現成扇状地に分類されます．
豊平川河床と扇面との比高は全般的に 4 ～ 5 m ありますが，局地的にほとんど同高のところがあり（図 2 の A，B 地点など），ここから洪水や土砂の扇状地中央部（市街地主部）への氾濫が生じやす
札幌

36-1

い地形条件になっています．勾配が 1/100 ほどある
ので，土石流は生じないものの，激しい流れの洪水流が発生して市街を直撃する可能性があります．西に接続し琴似地区のある発寒扇状地（図 2 の K）は1/30 と急勾配なので，ここでは土石流到達の危険があります．
札幌扇状地面上には多数の流路跡が，地形および古い地形図などから認められます（図 3）．現豊平川河道からの扇状地面への派生（これは洪水の氾濫）
は，図 2 の A ～ B 付近で生じ，扇面の傾斜に従いほぼ南に（現在の札幌中心部に）向け流れています．
扇状地の地形からみるかぎりでは，今後もこのような氾濫が生じる可能性があります．
豊平川は支笏カルデラの外輪山を水源山地とする
延長 73 km，流域面積 900 km2 の河川です．中流部には温泉が湧出する定山渓の峡谷があります．真駒
内で山地を離れ，札幌扇状地をすこし下刻しながら5 km ほど直進したところで流路を右に向け，その先の石狩川低地内では大きく左にカーブする人工開図 3 札幌扇状地の旧流路
明治 42 年地形図に記入

削河道を通って石狩川に合流しています．大正期までは大きく蛇行しながら北東に向かい，野幌丘陵の南西端で石狩川に合流していましたが，昭和初期の開削工事で新水路に付替えられました．江戸中期以
前には，札幌駅の東を通り激しく蛇行しながら北に向かう伏篭川が豊平川本流でした．
石狩川は流域面積が全国で第 2 位，長さで第 3 位という大河川です．かつては激しく蛇行していたので，大正時代から捷水路工事（ショートカット）が進められ，長さが 100 km も短縮されました．下流部（江別から河口までの区間）では 5 箇所でショートカッ
トされました．生振において切り離された流路は非図 4 明治 15 年札幌市街図

1/17500

常に長くて，これに茨戸川という独立の名称が与えられています．ここからは直接日本海につながる放水路が内水排除のためにつくられています．
微起伏の著しい石狩低地内を流れる主な川には，伏篭川・創成川・発寒川・新川などがあります．
創成川は明治初めにつくられた人工の水路です（図 4）．新川は札幌扇状地西部の水を直接海に流すための人工河川で，明治 20 年に通水を開始しました．
明治 2 年にこの札幌の地が北海道開拓の本府と定められ，扇状地のほぼ中央に碁盤目状に区画した街の建設が進められました．サッポロは「広くて乾いたところ」を意味し，河水が伏流する扇状地で高燥な開けた土地であることを示します．創成川は街建設に先立ち，舟運・防火・水利用などの目的でつくられた堀で，完全に南北ではなく少し西に傾いて直線的に伸び，街区の基線になっています．
北海道開発の進展に伴い，人口は急速に増加して 1922 年の市制開始時にはすでに 11 万人になっていました．1960 年には 100 万人を超え，現在（2016 年）は 195 万人で，神戸・京都を抑えて第 5位の大都市になっています．これは炭鉱閉鎖などによる人口流入など，道内の地方衰退の結果でも36-2

あります．人口増加は低湿で地盤軟弱な石狩低地への市街地進展をもたらし，自然災害のリスクを増大させています．
2. 洪水災害
扇状地河川は，頻繁に流れの方向を変えて土砂を万遍なく堆積させ，その結果として扇状の地形をつくりあげます．その流れは扇面の最大傾斜の方向に直進的に向かう傾向があります．豊平川のつくる札幌扇状地では，扇頂付近から左岸側（西側）に派生し現在の札幌中心市街を通る旧流路が多く認められ，左岸側への洪水氾濫が生じやすい地形条件下にあります．扇状地中央部では豊平川流路が大きく右に曲がっており，ここを直進して左岸側に氾濫し流路を変えやすいと考えられます．
札幌の中心街区は豊平川左岸の扇状地中央部につくられたので，その氾濫防止対策として明治 14年から左岸に堤防・護岸の建設が進められ，大正期末までに扇状地部に連続堤が出来上がりました．
右岸堤防の建設は昭和に入ってから着手されました．昭和 16 年には大きく左に弧を描く下流部新水路が建造されました．
豊平川の計画高水流量は，ダムの調節量を増加させることで 1964 年以来 2,000 m3/s に据え置かれています．現在ある主要ダムは豊平峡ダム（1972 年完成）と定山渓ダム（1989 年完成）で，ピーク流量の 35 % にあたる 1,100 m3/s を調節する計画になっています．
中心市街をほぼ全面浸水させた豊平川氾濫は 1913 年（大正 2 年）に起こりました．中島公園裏の堤防が 70 m にわたり決壊し，死者 3 人，家屋の流失 1 戸，全半壊 121 戸，浸水 3,969 戸などの被害が生じました．決壊箇所（図 3 の N 地点）は旧流路が派生していて氾濫が生じやすい箇所です．1965
年には幌平橋付近（H 地点）で 70 m にわたる堤防決壊が生じています．
1913 年洪水時の最大日雨量は 108 mm でしたが，これは現在までの観測データに基づくと，10 年に 1 回の確率規模の降雨で，強いものではありませんでした．なお，50 年確率降雨は 160 mm，100
年確率降雨は 190 mm になります．これらの値は西日本の太平洋岸に比べ半分程度です．雨が少な
いところでは水害発生の限界雨量が小さくなり，北海道では比較的弱い雨でも水害が起こります．
昭和に入ってからは，石狩川低地内を流れる中小河川（伏篭川など）の氾濫，いわば内水氾濫が主になっています．1962 ～ 65 年には 4 回の内水氾濫災害が続きました（図 5）．浸水戸数は，1962 年
7 月の台風 7 号豪雨で 9,634 戸，1965 年 9 月台風 23 号（最大日雨量 131 mm）で 8,805 戸でした．このため札幌扇状地を取り巻く低地部に，市条例による災害危険区域が設定されました（図 6）．指定
地区内では新築建物の床の高さや基礎の構造が制限されます．この規制は現在も続いており，また，
その後大きな水害があっても，区域の追加は行われていません．

図 5 1962 年台風 9 号，1964 年 6 月豪雨，1965 年台風 23 号，
1965 年台風 24 号による浸水域の重ね合わせ

図 6 札幌市の災害危険区域指定（札幌市資料）札幌36-3

1975 年 8 月の台風 6 号では最大日雨量 142 mm の大雨により，1981 年 8 月の台風 15 号では最大
日雨量 207 mm の記録的大雨によって，ほぼ同じ地区が浸水しました（図 7）．1960 年代に比べ浸水域がより下流（石狩川に近い方）に移り，扇状地域では浸水がほとんど生じていません．市街地の石
狩川低地への進出により，多数の新興住宅が浸水を被りました．札幌市の住家浸水は，1950 年が 8,815
棟，1956 年が 15,284 棟でした．
1981 年の最大日雨量 207 mm は 200 年に 1 回の確率規模で，観測史上最大でした．豊平川の最大流量は 1400 m3/s と計画高水流量をかなり下回り，氾濫は生じませんでした．石狩川は計画高水流量に近い洪水となり，江別では越流氾濫が生じました．

図 7 1975 年 8 月の浸水域（左図）および 1981 年 8 月の浸水域（右図）（青は 8 月下旬の豪雨）（国土交通省資料）

豊平川上流山地内谷底の定山渓などでは土石流が発生し，死者 1 人，住家全壊 6 棟，半壊 8 棟などの土砂災害が生じました．これまでも温泉地・定山渓ではたびたび山屑れ・土石流による建物被害が生じています．1949 年には扇頂部の直上流で山崩れがあり，死者 7 人の被害が生じました．現在，札幌市指定の土砂災害危険箇所は 974 です．
3. 地震・火山噴火
札幌において明治以降に経験した最大の震度は 4 です．そのほぼ全ては北海道南方の太平洋海域
における地震です．ここでは太平洋プレートの沈み込みによる M8 クラスの巨大地震が起こるので，震源は遠くにあるものの比較的強い揺れをこの地区にまで伝えます．太平洋沖で起こる地震の震動
は，北海道の中央部を東北東から西南西に連なる火山地帯（高温地殻で軟らかい）を通過するときに大きく減衰するので，札幌での震度はかなり小さくはなります．札幌で被害を引き起こした地震には，1968 年十勝沖地震（M7.8，住家半壊 11 棟），1982 年浦河沖地震（M7.1，住家全壊 1 棟），があります．気象庁震度は 4 であっても，地盤の悪いところで局地的に 5 弱の揺れとなり被害が生じました．
北海道は歴史が浅いので陸域における古い地震の記録は残っていません．記録にある最も古い被害地震は，1834 年の石狩川河口付近を震央とする M6.4 の地震（石狩地震）です．被害は，原地人の家が 23 戸全壊，3 戸半壊などとなっています．この当時の人口はきわめて希薄であったので揺れの強さを被害から推定できませんが，札幌扇状地では震度 5 強以上のかなり強い揺れがあったと推測されます．
近くにあり活動的な活断層には，増毛山地東縁断層帯，当別断層，石狩低地東縁断層帯があります（図 8）．最も活動的と評価されているのは夕張山地西縁を走る石狩低地東縁断層帯で，今後 30 年

36-4

以内に地震（M7.9）が発生する確率は 0.05 ～ 6 % も
しくはそれ以下とされています．
市内にある遺跡の発掘調査で，4 回の液状化跡が認められています．これらは最近約 2000 年間に起こったもので，最新は 1834 年の石狩地震とされています．液状化は震度 5 弱でも生じるので，これだ
けからは震度 5 を超える強い揺れがあったかどうかはわかりません．
北海道は火山活動が非常に活発な地域です．活動度の最も高いとされるランク A の火山は北海道に，
十勝岳・樽前山・有珠山・北海道駒ケ岳と 4 あり，これらは札幌から 120 km の範囲内にあります．最も近くにある樽前山（支笏火山の中央火口丘）は 1667
3
年と 1739 年に噴出物総量 3 ～ 4 km（爆発規模が「大規模」の 1 ランク上）の噴火を起こしています．1909

図 8 札幌周辺域の活火山・活断層

年の噴火では特徴ある形の大きな溶岩ドームが出現しました．有珠山（洞爺火山の中央火口丘）は近年，20 年ほどの間隔で大きな噴火を起こしています．
最近では 2000 年に噴火し洞爺湖温泉街が火山灰に埋没しました．北海道駒ケ岳は 1640 年に噴出物総量 4 km3 の巨大規模噴火を起こしました．これに先立ち土砂量 1 km3 の山体崩壊（巨大規模の山崩れ）が発生し，太平洋（噴火湾）に流入した大量土砂は大きな津波を引き起こしました．
巨大カルデラはかつて超巨大規模の噴火が起こったことを明らかに示す地形で，北海道には洞爺カルデラ（10 万年前），支笏カルデラ（3 万年前），屈斜路カルデラ（11 万年前），があります．これらのカルデラから噴出した火砕流は周辺の数十キロの範囲を埋め，その周辺の広い範囲に大量の火山
灰・軽石を堆積させています．このような巨大カルデラ噴火は北海道全域を破壊するおそれがあります．

小疇ほか編（2003）：日本の地形 2 北海道．東京大学出版会
国土地理院（1977）：土地条件調査報告書（札幌地区）．
札幌市（2013）：札幌市地域防災計画
山口ほか編（1980）：日本図誌大系 北海道・東北Ⅱ．朝倉書店

札幌

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防災基礎講座：地域災害環境編
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文責：水谷武司（客員研究員）

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防災基礎講座：地域災害環境編
37. 能代平野－高い砂丘で閉ざされ広い潟低地のある平野
1. 地域災害環境
能代平野は，高い海岸砂丘によりほぼ閉ざされた，東西の最大幅 15 km，南北の長さ 40 km の日本海に面する平野です．北半部には台地が広く分布し，東北地方の脊梁山地を水源とする米代川がこれを横切って日本海に注いでいます．地域中心の能代市街は米代川河口部左岸の低地および海岸砂丘上に位置しています．南半部は海面下の標高の八郎潟干拓地でほぼ占められています（図 1）．
東北・北陸の日本海沿岸には，大きな沿岸砂丘・砂州が発達する潟起源の平野が，北から津軽平野・能代平野・秋田平野・庄内平野・新潟平野と連続しています．これらの砂州・砂丘は，大量の河川搬出土砂が沿岸流により運図 1 能代平野と周辺域

赤鎖線は活断層

搬され堆積してつくられたものです．
日本海沿岸では北西季節風が卓越し，主に南に向かう強い沿岸流が生じて継続的に漂砂を運搬します．砂州が成長して高くなると，海面よりも高い位置にきた乾燥砂は，風により吹き上げられ砂
丘とり，砂堆積地形がさらに高くなります．砂州・砂丘が入り海を閉ざすように成長すると潟湖（海跡湖）が出現します．
男鹿半島の山地はかつて沖合い 15 km ほどの距離にある島でした．米代川の河口から南に向かう
砂州はこの男鹿山地に向け成長し，これを陸続きの陸繋島にしました．南方の雄物川からの土砂の一部は北に運ばれて，入り海の出口を閉ざすように砂州が成長しました．米代川の運搬土砂は台地により阻まれて八郎潟にほとんど流入することなく海に流出して，高い能代砂丘を成長させました．
能代砂丘は，全般に標高 30 ～ 50 m ほど，最高は 62 m と高いものの幅は狭くて，海波による侵食がかなり進んでいます．南の秋田砂州は標高 10 m ほどであり，この潟湖を完全には閉ざしていません．北西の風が卓越するので，雄物川河口から北方への漂砂量は多くはありませんでした．
八郎潟は現在ではその大部分が干拓されましたが，かつては琵琶湖に次ぐ 220 km2 の広さがありました．沖合いにほどよく離れたところにあった島（男鹿山地）の存在と，大きな河川の直接流入のないことが，このように大きな潟をつくる条件を与えました．
男鹿山地（最大標高 715 m）は主として第三紀層からなり，東端には大きな火口をもつ寒風山（標高355 m）があります．寒風山は約 3 万年～ 1 万年前の噴火活動で形成された火山です．これは 2700
年前に火砕流を噴出する噴火を行っているのですが，現在は噴火の兆候が全くみられないということで，活火山とはされていません．男鹿山地の西北部には，3 つのマールと 1 つのタフリングがあります．これらは爆裂的噴火によりつくられた火口だけの火山地形で，周囲には火山噴出物の堆積はありません．
米代川は流域面積 4,100 km2 の大河川ですが，運搬土砂の多くは奥羽山地内にある花輪・大館・鷹巣の 3 盆地に堆積するので，海への土砂搬出量は多くはありません．能代平野への出口の両岸に
能代平野

37-1

は東雲原と戸橋野という広い台地があります．標高は 30 ～ 50 m で，勾配は 1/250 ほどです．その形成位置から，米代川からの多量の土砂流出の堆積面が段化したものと思われます．1 万年前の十和田カルデラの活動による火砕流は米代川を流下して，盆地内に火砕流台地をつくっていますが，能代平野にまでは達しませんでした．台地構成層が堆積したのは 10 数万年前で，この当時に火山活動などによる大量土砂流出が生じたと思われます．
この地域には南北方向の活構造が卓越し，台地面は活断層で区画されています（図 2）．山地と平野の境界は直線状であり勾配は急変していて，活断層の存在を明瞭に示します．この能代断層帯の主断層は西落ちの逆断層ですが，並列する各断層で区

図 2 戸橋野台地を東西に横切る平均的地形断面

画されるブロックのそれぞれは異なる活動を示し，台地西端のブロックは山地側よりも標高が高くなっています．東側山地内には
南北方向の谷が多くみられます．台地の隆起速度は 0.5 mm/ 年ほどと推定されます．
能代低地の沖積層（1.8 万年以降の堆積層）は厚くて，能代市街で 80 m，八郎潟で 90 m ほどあります．これは能代断層帯の西側がかなり沈降していることを示します．平野沖合いの等深線は海岸に平行にほぼ真っ直ぐ伸び，海底谷のような地形はありません．海は遠浅で，水深 100 ～ 150 m の大陸棚前縁は 30 km も沖にあります．このことは，後氷期における海面上昇に伴う海底堆積がこの厚い沖積層の成因ではないことを示します．
能代市街は標高 3 ～ 5 m の米代川左岸低地から能代砂丘東面の標高 15 m 付近にかけて展開しています．この街は大和朝廷の蝦夷地開発の前進基地として誕生し，その後畿内と北海道とを北回りで結ぶ北前船の寄港地の港町として栄えました．明治中期からは秋田杉などを使用する木材加工が主要な産業となりました．
能代は 1700 年前後に 2 回の大きな地震火災災害を被りました．戦後には 2 回の大火災に見舞われています．1949 年 2 月の火災では焼失 1,296 棟（1,755 世帯），1956 年 3 月の火災では 1,156 棟（1,263
世帯）の被害であり，冬の強い北西季節風が延焼規模を大きくしました．
米代川河畔に位置するのでその洪水による被害を被りますが，上流の 3 盆地で氾濫が生じるので，発生はさほど頻繁ではありません．近年における最大の洪水災害は 1972 年 7 月豪雨災害で，盆地や山地内谷低は全面氾濫し，能代市内でも 2 箇所で決壊して，流失・全壊 66 棟，半壊 70 棟，浸水
2,870 棟などの大きな被害が生じました．山地内の谷底は幅 1 ～ 2 km と狭いので，洪水流の水深は大きくなって強い流体力（破壊力）を加えます．
1972 年 7 月豪雨の総雨量は，最上流山地で局地的に 700 mm を超えたものの，能代で 195 mm，
上流山地内の大館において 228 mm などと流域の大部分であまり多いものではありませんでした．
水害発生の限界雨量がこの北日本地域では小さいことを示します．
八郎潟の干拓工事は 1957 年に着工され，1977 年に工事の全体が竣工しました．干拓地の面積は170 km2 で，残りの 48 km2 が八郎潟調整池および周囲を取り巻く水路として残存しています．海に通じる水道には防潮水門が設けられ，海水流入を防ぎ湖水を淡水化し，内水のポンプ排水をおこなっています．干拓地の標高はマイナス 5 m 前後と非常に低く，災害脆弱性の大きい広大な海面下の土地が創出されました．陸地化によって表土層が収縮するので，干拓地の標高は以前の湖底の高さよりも低くなります．
1964 年には全くの新自治体である大潟村が，常住人口 14 人で発足しました．入植は 1967 年に

37-2

開始され，最終的には全国各地から来た 590 戸ほどが入植しました．当初は大規模稲作経営を目指したのですが，1970 年代からの減反政策により大きな影響を受けています．現在の人口は 3,200 人（1,100 勢世帯）です．
2. 地震・津波災害
東北地方の日本海沖には北米およびユーラシアの両大陸プレートの境界があり，南北方向に何本もの断層が走る幅広い歪集中帯をつくっています．ここでは 1964 年新潟地震（M7.5），1983 年日本
海中部地震（M7.7），1993 年北海道南西沖地震（M7.8）が南北に連なって発生しており，プレート境界の位置を浮かび上がらせています．
日本海沿岸沿いには南北走向の能代断層帯，庄内平野東縁断層帯などの活断 層 が 走 り，1694 年 能 代 地 震（M7.0），
1804 年象潟地震（M7.0），1894 年庄内地震（M7.0），1939 年男鹿地震（M6.8）など，
M7 クラスの内陸地震を度々起こしています（図 3）．このため秋田県西部・山形
県西北部の南北に細長い長方形域は地震の特定観測地域に指定されています．
1694 年能代地震は能代断層帯の活動によるもので，能代はまさしく直下となったため，総戸数 1,132 戸のすべてが破損
以上の被害を受けました．死者は 300 人，
家屋倒潰は 350 戸で，地震後に大規模な図 3 能代周辺域の地震活動と活断層（地震調査研究推進本部）

火災が生じ 719 戸が焼失しました．秋田
城下や弘前城下でも被害は大きく，倒壊家屋の総数は 1,500 戸になりました．この地域の地層条件からみて液状化は著しかったものと思われます．
10 年後の 1704 年にこの地方は再び大きな地震に見舞われました．震源は津軽との国境付近の能代断層の延長上にあたり，地震規模は M7.0 でした．能代の被害は最も大きく，死者 58，家屋倒潰
435 戸，焼失 758 戸などで，10 年前の震災の後に再建した家屋はほぼ全て再被災したことでしょう．
山崩れも多数発生し，震源の北 20 km の山地内にある景勝地の十二湖はこの時に出現したものです．
1939 年に男鹿半島の西北端で生じた男鹿地震では，半島の付け根にあたる寒風山の周囲において被害が集中発生しました．寒風山北側の砂丘低地および南西の海岸低地では，住家全壊率が 40 %を超える集落が多数ありました．被害総数は，死者 27 人，住家全壊 479 戸，半壊 858 戸などでした．
八郎潟の南方では，830 年に M7.0 ～ 7.5 と推定される大きな地震が起っています．能代平野とその周辺域では，この 1200 年間に 4 回（300 年に 1 回の頻度）の M7 クラス内陸地震が起っていることになります．次に示す 1983 年日本海中部地震（M7.7）を加えると，大きな地震の頻度はさらに大きくなります．
能代断層帯の平均活動間隔は 1900 年～ 2900 年と評価されており，前回の活動は 1694 年（320 年前）なので，ここ数百年は起らないと考えられています．秋田沖には，1964 年新潟地震と 1983 年日
本海中部地震の両震源域の間に，延長 100 km ほどの地震空白域が存在しています．
1983 年 5 月の日本海中部地震（M7.7）では，津波および液状化による大きな被害が発生しました．
全体の死者 104 人中の 100 人は津波によるものでした．震源は能代沖 80 km とかなり離れていて陸上での最大震度は 5 強でした．住家全壊 934 棟，半壊 2,115 棟など建物被害の多くは液状化による地盤変形が原因と考えられます．
能代平野

37-3

図 4 日本海中部地震による津波の最大波高分布

震源の深さは 14 km と浅かったので海底面の地形変化は大きくなり，10 m を超える高い津波が発生しました．津波の波源域は陸地に向かって拡大したので，海岸への到達は早く，深浦では地震の 8 分後に押し波の第 1 波が達しました．津波波高（到達最大標高）の最大は峰浜（米代川河口の南15 km）で 13.8 m でした（図 4）．能代における最大到達標高は 9 m で，能代港への到達は 25 分後でした．
津波の速度は水深の平方根に比例するので．海岸近くの浅いところへ来ると進行は非常に遅くなります．能代海岸は海底勾配 1/200 とかなりの遠浅なので，岬にある深浦に比べ到達が遅くなりました．
津波の陸上への這いあがりの高さも海底勾配の影響をうけます．津波の数値計算によると，海底勾配が 1/150，陸上の勾配が 1/40 ほどのときに這いあがり高さが極大になります．
砂丘が連なり遠浅の能代海岸はこのような地形条件にあるので，リアスではない直線海岸であるものの 10 m を超える津波が発生しました．高い砂丘が連続するので津波浸水域は海岸から 100 ～ 300 m ほどの範囲に限られました（図 5）．
能代海岸における津波による住家被害は，流失 52 棟，半壊 485 棟，浸水 333 棟でした．能代港では埋立て工事中の作
業員 35 人が亡くなりました．男鹿半島の海岸では遠足の児
童 13 人が犠牲になっています．
地盤の液状化が最も著しかったのは砂丘の内陸側縁辺部です（図 6）．ここには砂丘斜面から滑落してきた締りの緩い砂層があり，砂丘内部の地下水が湧出してきてその砂層を満たしているので，液状化が非常に発生しやすくなります．八郎
潟を取り巻く堤防は砂が使われているので液状化を起こしました．砂丘海岸の埋立地も非常に液状化しやすいところです．
八郎潟において観測された地震動の最大加速度は 168 ガル
で，震度 5 弱相当でした．液状化は建物被害はあまり生じな

図 5 津波浸水域（能代市資料）

いような強くない揺れでも発生します．最大震度が 5 の能代市における住家全壊率が 3.3 %（震度 6 弱相当）と大きかったのは，液状化が著しかったことを示すものです．液状化では建物の沈下・傾斜が主ですが，流動化などにより地盤の亀裂が生じると，建物破壊が起ります．砂丘基部の傾斜地はこれが生じやすいところです．
津軽平野では，幅 4 ～ 5 km という大きな海岸砂丘（屏風山砂丘）の内陸縁辺を中心にして，能代平野よりも大きな液状化被害が発生しました．1964 年新潟地震（M7.5）では現在でも液状化災害の典型とされる被害が発生しています．日本海沿岸には砂丘海岸が広く発達するので，この地域における地震では液状化被害が著しくなります．

37-4

小池ほか編（2005）：日本の地形 3 東北．東京大学出版会．
能代市（1984）：日本海中部地震

能代市の災害記録．
能代市（2014）：能代市地域防災計画．
宇佐美龍夫（1997）：新編日本被害地震総覧．東京大学出版会

図 6 液状化発生箇所 大部分が日本海中部地震（若松，1998 による）

能代平野

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防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 29 年 12 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

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自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
38. 釧路平野－日本最大の湿原が拡がる広大な低湿地
1. 地域災害環境
釧路平野は，西南を白糠丘陵，西北～北を鶴居丘陵，東を根釧台地によって囲まれた，東西 10～ 15 km 南北 20 ～ 25 km の低湿な平野です（図 1）．鶴居丘陵は阿寒カルデラと屈斜路カルデラから噴出した火砕流堆積物で構成され，その堆積面の傾斜に従って南東に向かう谷が何本も指のように発達しています．平野の地盤高は，基盤の沈降により釧路市街のある南東部が最も低くなっています．このため平野全体の形は掌状です．地表面にはかなりの起伏があり平坦な平野ではありません（図 2）．屈斜路カルデラから流れ出る釧路川は，平野東縁を根釧台地に沿って流れ，南東隅で太平洋に流出しています．阿寒カルデラからの阿寒川もかつては南東に向け流れて，釧路川に合流していました．

図 1 釧路平野と上流域の地形図 2 釧路平野の地形

等高線間隔 1 m

根釧台地は北海道南東部に拡がる日本で最大の台地で，面積はおよそ 5,000 km2 あります．その南西端には，最終間氷期（12 ～ 13 万年前）に形成された標高が 40 ～ 70 m と一段低い釧路段丘があります．この段丘は開析が進んでいてかなりの起伏を示します．段丘西端には釧路の市街が展開しています．かつては石狩炭田に次ぐ規模であり現在もわずかに採鉱が行われている釧路炭田の坑口が段丘東部にあります．炭層は南に傾斜していて，採掘は海底下で行われています．
太平洋に面する海岸には，幅 1.5 km，高さ 6 ～ 8 m の砂州がつらなっています．約 6 千年前の海面上昇期には 10 km ほど内陸にまで海が進入していました．この入り海の湾口を閉ざすようにして成長したのがこの沿岸砂州で，厚さ 20 ～ 25 m の砂層で構成されています．湾はやがてほぼ閉ざされて入り海が潟湖（海跡湖）となり，埋積が進んで湿地に変わりました．淡水化が進むと共に水生植物が成育し，泥炭が形成されるようになったのは，約 3 千年前ごろからでした．
旧潟湖は現在の標高で 5 m ほどの範囲に拡がっていたのですが，湿地の範囲はこれよりも広く，鶴居丘陵の開析谷では標高 10 ～ 15 m までの谷底が，湿地になっています．湿地の広さは約200 km2 で，サロベツ湿原と並び日本最大です．日本における主要な湿原は，低温で蒸発・蒸散の少ない北海道および高山に発達しますが，釧路平野では霧による水分供給が多いという特殊条件が加わっています．
釧路平野

38-1

北海道東部の太平洋岸沖には北からの親潮が流れています．これは寒流で，水温は真夏でも 15℃
ほどです．このさらに沖には暖かい黒潮が南からやってきていま
す．夏季，北に張り出した太平洋高気圧から吹き出す南東風は，まず黒潮から水蒸気をもらいうけ，
つぎに親潮上でこれが凝結して霧となり，北海道南東岸に移流霧としてやってきます．
釧路の霧日数は年間 110 日

図 3 霧日数および日照時間の月平均値（1994-2005）

ほど，最多の 8 月には 18 日
も あ り， 日 照 時 間 は 東 京 の
60 % ほどです（図 3）．頻繁な霧の発生は，交通障害などをもたらすという自然の災害です．また，夏季の日照不足は
作物生育の妨げになります．
内陸に侵入した霧は凝結して水分を供給します．この地
域 の 年 降 水 量 は 約 1,000 mm
であるのに対し，流域からの年平均流出高（流出量を流域
面 積 で 割 っ た 値 ）は 750 mm

図 4 釧路湿原の面積および植生環境の変化（国土交通省資料）

ほどと多くて，霧がかなりの水供給源になっていることが示されます．
釧路湿原の面積は，開発・農地化・市街化，河川水路の直線化による地下水位低下および周辺森林の牧草地化による土砂流出などにより，減少してきています．戦後のおよそ 60 年間に2
60 km（全体の3/4 ほど）減少しました（図 4）．

湿地の大半は低位湿原で，ヨシ・スゲ類のなかにハンノキ林が点在するというのが主な景観
ですが，高燥化によりハンノキ林が多くなってきています．このため 1980 年には湿原を保護するラムサール条約の日本で最初の適用地とされました．ここには国の特別天然記念物である
タンチョウの営巣地があります．湿地は自然の遊水地であるので，これの減少は洪水調節能力

図 5 泥炭層の厚さ（釧路市資料）
2 m 未満の等厚線は省略．泥炭層は低地内全域に分布．

の低下を意味します．
低地のほぼ全域には泥炭層が形成されています．その厚さは最大で 4 ～ 5 m あります（図 5）泥炭は枯死した植物がほとんど腐朽せずに積み重なったものです．変質の程度はさまざまで，半ば炭化しているものもあり，この名がつけられています．その形成条件は多量の水分と低温です．

38-2

この地域では，夏の霧の他に冬の土壌凍結
が，水分供給源として加わっています．ここは北海道中央山地の南東方に位置し，冬の北
西季節風の風下になるので，降雪量は多くはありません．積雪の保温効果がほとんどないので，冬季には土壌凍結が地中深くまで進みます．これは土層中に水分を保持し，また，融解水の浸透を妨げて表層の含水量を多くします．冬には晴れの日が多く，夜間の好天は放射冷却による低温をもたらします．土壌凍結による凍上やその融解による土層の流動・変形は，自然災害の 1 つです．
泥炭層は極めて軟弱なので，地震の揺れは

図 6 軟弱地盤の厚さ（国土交通省資料）

大きく増幅されます．軟弱層（ほぼ沖積層に相当）の厚さは，新釧路川の河口付近において 100 m ほどあります（図 6）．平野地下には，新釧路川
および阿寒川にほぼ沿って深い埋没谷が伸び，軟弱層がそこで厚くなっています．この 2 つの谷は海底で合流し，遠く千島海溝にまで達しています．この大海底谷の形成には，地殻構造の要因が関わっていると思われます．ただしこの周辺には活断層・活褶曲などは認められません．

図 7 明治 30 年の地形図

図 8 釧路の地形図

等高線間隔 5 m

湊の適地であった釧路川河口の左岸に，自然発生的に家が建ち並び，背後の釧路段丘にそれは進展して，釧路の街が形成されました（図 7）．1884 年（明治 17 年）には鳥取藩の士族が，東に向け流れていた旧阿寒川の右岸低地と沿岸砂州に入植して，鳥取村ができました．1901 年には鉄道が開通
し，釧路駅が釧路川右岸低地内につくられて，市街地が海岸沿いに西に向かって伸び，鳥取村につながりました．大正になって製紙工場がつぎつぎと進出し，紙パルプ製造業が地域の基幹産業になりました．
釧路段丘上の春採地区での石炭採掘は 1887 年に始まり，軍需用として次第に増産され，最盛時には約 5 千人の炭鉱街が出現しました．1945 年の釧路市の人口は 4 万人でした．1980 年に人口は25 万人（合併により増大）のピ－クになった後，現在では 17 万人になっています．
図 8 に示すように釧路段丘は開析が大きく進み，平坦面はほとんどみられません．この起伏ある
土地の市街地化は盛土・切土を伴うこともあって，土砂災害の危険をもたらします．低地面におけ
釧路平野

38-3

る市街地は，ほぼ沿岸砂州・砂丘域に展開しています．ここにはかなり締まった厚い砂層があるので，海岸低地ではあってもとくに悪い地盤条件ではありません．
2. 地震災害
北海道南岸沖には太平洋プレー
トが沈み込んでいる千島海溝があり，頻繁に海溝型巨大地震を起こしています（図 9）．その震源域には，西から十勝沖，根室沖，色丹島沖，エトロフ島沖と名づけられる領域があり，数十年ほどの間隔
で M8 クラスの地震を起こしています（図 10）．これまでのところ，陸上での被害はあまり大きくはな
く，また，高い津波は発生してい図 9 北海道東部における地震活動（地震調査研究推進本部）ません．
十勝沖では，1952 年（M8.2），1968 年（M7.9），
2003 年（M8.0）に地震が起っています．1952
年 の 地 震 で は， 釧 路（ 震 源 距 離 135 km）の
震 度 は 5 で， 炭 鉱 ボ タ 山 が 崩 れ（ 崩 壊 土 量
2.4 万 m3），死者 8 人，建物埋没 2 棟の被害が生じました．
根室沖では，1843 年（M7.5），1893 年（M7.8），
1894 年（M7.9），1973 年（M7.4）の地震が起こっています．1973 年の地震は，ここが 1894 年
以来大きな地震のない空白域であると指摘されてすぐに発生したものです．断層面の広さとずれ量から求められるマグニチュードは

図 10 30 年以内に震度 6 弱以上の揺れに見舞われる
確率と海域の主要震源域

7.8 と算定されています．この地震による釧路の震度は 5 で，被害はわずかでした．この領域ではM7 クラスの地震が 20 年ほどの間隔で発生しています．
色丹島沖やエトロフ島沖における大きな地震は，一般に北海道東方沖と呼ばれています．ここでは 1918 年（M7.7），1958 年（M8.1），1963 年（M8.1），1969 年（M7.8），1978 年（M7.7），1994 年（M8.2）と大きな地震の発生が頻繁です．北海道の陸地からはかなり離れているので，被害はほぼ津波によるものです．1994 年地震により釧路（震源距離 270 km）では，高さ 1 m の津波により住家浸水 11 棟が生じました．
1993 年 1 月には，釧路のほとんど直下において（震源は海岸の 6 km 沖），M7.5 の地震が発生し，
平成 5 年釧路沖地震と名づけられました．釧路の震度は 6，釧路支庁における被害は死者 1 人，住家全壊 12 戸，半壊 50 戸でした．震源の深さが 101 km と深かったので被害は大きくなりませんでした．
台地部においては，造成宅地の斜面崩壊が目立ちました．2011 年東北地方太平洋沖地震では，釧路における津波の高さは 2.1 m で，住家浸水 328 棟が生じました．この地域では，低い海岸低地の利
用は抑えられています．
内陸の地震はほとんどありませんが，海域での M8 クラス地震が多いので，北海道南東部において今後 30 年間に震度 6 弱以上の揺れに見舞われる確率は非常に高く評価されています（図 10）．釧路市の台地および海岸砂州では 50 ～ 55 %，湿地では 75 % 程度とされています．

38-4

3. 火山災害
釧路川・阿寒川の上流には，海岸からおよそ 50 km のところに，屈斜路・阿寒・摩周の 3 カルデラと，雌阿寒・
雄阿寒・アトサヌプリ・摩周の活火山があります（図 11）．屈斜路カルデラは，大きさが 26 km × 20 km と阿蘇カルデ
ラを少し超える日本最大のカルデラです．阿寒カルデラも 24 km × 13 km と日本有数の大きさです．大カルデラは大規模火砕流が抜け出た跡であり，それが広いほど火砕流規模は大きかった
ことを示します．カルデラ周辺には火砕流物質が堆積して，台地・丘陵地をつくります．

図 11 カルデラと活火山

屈斜路カルデラは何度も大火砕流を噴出していますが，最も大きかったのは 12 万年前の噴火で，
3
1707 年富士宝永噴火の 100 倍）と「並外れて巨大」
噴出量は 84 km（日本における有史時代で最大のという規模でした．4 万年前には噴出量 60 km3 の巨大火砕流噴火が起こっています．阿寒カルデラ
では 17 万年前の噴火が最大で，噴出量は 57 km3 でした．これらの大火砕流は道東全域を埋め，太平洋やオホーツク海に流入しました．鶴居丘陵は何回もの火砕流の堆積層でつくられています．摩
周カルデラは，7 千年前に屈斜路カルデラ縁で起った噴火により形成されたものです．
屈斜路カルデラでは，40 万年前～ 4 万年前の間に噴出量 10 km3 を超える大火砕流の噴火が 10 回
起っています．この平均間隔は 4 万年になり，前回が 4 万年前なので，次の大噴火が近い可能性があります．雌阿寒岳はこれら 4 活火山中で最も活動が活発であり，近年度々水蒸気爆発を起こしています．
北海道中央にある活火山の十勝岳や大雪山が噴火すると，釧路地方はその風下側にあたるので，火山灰降灰などを被るおそれがあります．
4. 釧路川の治水と洪水
釧路川は屈斜路湖を水源とし，延長 154 km，流域面積 2,500 km2 の大きな河川です．釧路湿原は流域の 8 % を占めます．釧路川の治水は明治中期に，蛇行部の直線化および阿寒川の分流工事から着手されました．自然状態では阿寒川は沿岸砂州沿いに東に向け流れ釧路川に合流していました．
これの分流工事の目的には，釧路港の土砂埋積防止もありました．
阿寒川の新河口は，現在の新釧路川のところに砂州を開削してつくられました．1920 年（大正 9 年）の大洪水の後，新釧路川の開削が進められ，1931 年（昭和 6 年）に延長 11 km の直線水路が完成しました．阿寒川河口はさらに西方の大楽毛へ再度移されました．
1920 年に起った洪水は，総雨量 345 mm という雨の少ないこの地域としては稀な豪雨によるもの
で，釧路平野のほぼ全域が浸水しました．浸水面積は約 170 km2 でした．釧路地方の被害は，死者 5 人，
流失・全壊家屋 57 戸，浸水家屋 2,100 戸などでした．なお，湿原は遊水地であり，洪水の浸水域とするのは適当ではありません．
この洪水の最大流量は中流部の標茶において 1,250 m3/s（ 推定）で，現在までの既往最大値です．
現行の治水計画はこれに基づいて策定されています．鶴居丘陵内河川の合計流量およそ 1,000 m3/s
は，湿原（釧路遊水池）により調節されて，新釧路川河口における最大流量は標茶と同じ 1,200 m3/sと計画されています．湿原の縮小とその開発・利用の進展は，洪水のリスクを大きくしています．
釧路平野

38-5

小疇・福田・石城（1994）：日本の自然 地域編 1，北海道．岩波書店
小疇ほか編（2003）：日本の地形 2 北海道．東京大学出版会
釧路市（2016）：釧路市地域防災計画
山口ほか編（1980）：日本図誌大系 北海道・東北Ⅱ．朝倉書店

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 29 年 12 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

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自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
39. 四国・吉野川下流域－地すべり山地を刻み大流量を流す河川の平野
1. 地域災害環境
吉野川は四国島の北半部を大きく占め，流域面積では四国第一の河川です．流域の形状は，西南日本外帯に卓越する東西方向の地質構造に支配されて東西に細長く，水系網は，ほぼ直角に折れ曲
がり分岐すろ「たんざく型」を示します（図 1）．このためほとんど直線的に流れるのて流路長は長くはならず，流域面積が吉野川の 60 % である四万十川の流路長とほぼ同じです．

図 1 吉野川水系

四国北部には日本列島の大規模構造をつくる中央構造線が東北東～西南西に走り，これにほぼ平行して御荷鉾構造線が四国中央部を，さらにその南には仏像構造線が伸びています．中央構造線と御荷鉾構造線との間は変成岩（主として結晶片岩類）で構成され，三波川帯とよばれます．吉野川の流域は，この三波川帯の中にほとんどおさまっています．中央構造線の北側にある讃岐山地は，白亜紀の砂泥岩層（和泉層群）で構成されます．
吉野川は四国最高峰である石鎚山（1,982 m）のある石鎚山地を水源とし，御荷鉾構造線に沿い東へ
70 km ほど流れたところで流路を北にとり，大歩危・小歩危の深い渓谷を刻んで四国山地の山稜を25 km にわたり横切り，ついで中央構造線に沿って東に向かい，非常に細長い平野をつくって紀伊水道に流入しています．
吉野川下流部の平野は延長が 80 km あり，幅は上流端の池田付近で 1.5 ～ 2 km，下流端の徳島付
近で約 10 km と，東西に延びる細長い楔型です．氾濫原・三角州からなる低地部（徳島平野）は，海岸から 15 km ほどの範囲で，それ以外はほぼ全域が扇状地と段丘とからなっています．吉野川はこの扇状地・段丘を 10 m ほどの深さに削り込んだ掘込み河道をつくり，やや曲流しながら流れています．曲流は北の讃岐山地（標高 500 m 前後）および南の四国山地（標高 1,000 ～ 1,500 m）から流れ出る多数の支流からの搬出土砂の押し出しによるものです．
扇状地はもっぱら左岸側（讃岐山地側）に発達しています．扇状地の勾配は 1/20 ～ 1/50 ほどで，
土石流および洪水流による土砂運搬の繰返しにより形成されました．大きな扇状地は開析・段丘化
し，その広い谷底内には勾配 1/50 ～ 1/100 のより緩やかな扇状地が形成されています．上・中流域には比高 60 ～ 100 m の台地化した古い扇状地面が断片的に分布します．
讃岐山地南縁には巨大活断層帯である中央構造線が走っており，三角末端面の並ぶ直線的断層崖をつらねています．中央構造線の最近数十万年間の変位速度は，右横ずれが 6 m/1000 年，縦ずれ（山地側隆起の上下変動）が 1 m/1000 年とされています．扇状地形成の主要因はこの山地隆起運動です．
四国・吉野川下流域

39-1

なお，明治以降に行われた水準測量では地盤の上下変動は観測されていません．
段丘は右岸（四国山地側）に発達します．支流の出口には扇状地のような堆積地形はほとんど認められません．段丘の構成物質は本流および支流の運搬物と考えられます．堆積層の厚さは 10 数 m程度であり，本流の河床には基岩である三波川変成岩が露出しているところがあります．
このようなことから，吉野川下流部平野の形成には基盤の沈降はあまり関わっていないと推測されます．洪水はこの下刻河道部ではほとんど氾濫することなく流下して，海岸部の徳島平野に至って河道から溢れます．
海岸から 15 km ほどの区間にある低平 な 徳 島 平 野 の 地 形 は， 標 高 3 m を境に大きく違っています（図 2）．標高
3 m 以下地域は，縄文海進時には海であったところで，三角州に分類されます．標高は大部分が 2 m 前後と非常に平坦であり，この上を吉野川の分流路（旧吉野川など）が大きく蛇行して流れています．
かつては沿岸部に広がっていた干潟
は，中世以降の干拓により陸地化されました．三角州北部では海岸から 5km ほど内陸までが，主として江戸時代における干拓地です（図 3）．沿岸に

図 2 徳島平野の地形・地盤

2 m 等高線はほぼ河岸に一致

は幅 500 m ほどの砂州がありますが，地震時の地盤沈降により比高はほとんどなくなっています．この海岸では海岸侵食が進行しており，
最近 100 年間で海岸線が 250 m ほど後退しました．
徳島平野沿岸部における沖積層の厚さは 10 ～ 30 m 程度です．これは礫混じりの砂層が主で N 値
は 10 以上とかなり締まっているので，とくに悪い地盤というものではありません．
扇状地・台地の境界は標高 10 m 付近にあり，これから標高 3 m までの区域が氾濫平野（河川氾濫原）です．その表面は河流による侵食をかなりうけていて，等高線は大きく屈曲しています．かつての
吉野川本流は，この氾濫原の末端付近で流路を大きく北に向け流れていました．

図 3 江戸時代の干拓地（国土地理院資料）39-2

図 4 明治 29 年地形図 水部・山地に着色
赤色域は現在の市街地

この著しい蛇行河道を，南の四国山地から流れ出る鮎喰川の下流部河道を利用して付替えられたのが，現在の吉野川本流です．その開削・付替えの最終的な完了は昭和初期のことでした．河道が直線的になり勾配が大きくなったので，流勢が増してすぐに河幅は広がり，本流に変わりました．
徳島は，デルタ河川が分流し，多数の州（島）が並ぶ地につくられた街で，江戸時代には阿波 26万石の城下町でした（図 4）．ここは北に淡路街道・讃岐街道，西方に伊予街道，南に土佐街道が通じる交通の要衝でした．市街は急斜面を連ねる結晶片岩の眉山（標高 290 m）の北麓・東麓からデル
タ内，とくに海岸方向に拡がっています．したがって土地条件からみれば，土砂災害および水災害（洪水・高潮・津波）の危険が大きい土地です．徳島平野内にはその地形を反映して，島のつく地名が非常に多くみられます．
人口は市制開始の 1890 年に 6 万で，現在は市域は大きく拡大したこともあって 26 万です．吉野川の下流域では，江戸時代から明治中期までは藍の栽培が広く行われていました．この葉藍生産のために，肥沃な土壌を供給する洪水氾濫をある程度許容していたといわれます．低湿なデルタ沿岸域には蓮田が多く，蓮根の一大生産地になっています．
2. 土砂災害
四国北東部は日本で有数の地すべり地帯です．地すべり指定地は，結晶片岩類からなる剣山地（四国山地の北東部）の全域に，および讃岐山地の南半部（中央構造線沿いの砂泥岩地域）に非
常に多数分布します（図 5）．
讃岐山地では，砂岩と泥岩の互層よりなる和泉層群が断層運動により破砕され，泥岩層がすべり面となって，やや運動の速い地すべりを起こしています．地すべりは地層が東北～東南方向に傾斜するところで多くみられます．

図 5 地すべり指定箇所（徳島県資料）

三波川変成岩は，白亜紀の海底堆積層がプレート沈み込みにより押し縮められ，大きな圧縮力により変質して形成されたものです．変成岩は細かく破砕されており，また，種々の粘土鉱物が生成されているので，水を含むと容易に地すべりを起こします．この地域では剥離性である黒色片岩が，すべりを起こす主要な地層面になっています．すべりの速度は一般に遅くて，慢性型地すべりと呼ばれています．
地すべりは山地内に緩い傾斜地をつくり水が豊富なので，農耕および居住の適地を提供します．このため剣山地内には奥深くにまで山腹集落が点在して分布します．
地すべりは非常に多いものの，地すべり警
戒区域数は徳島県全体で 65 箇所（内特別警戒区域は 0）ときわめてわずかです．急傾斜地
および土石流を含めた土砂災害警戒区域の総数は 5,336 箇所で，他県に比べてかなり少ない数です．
徳島市における土砂災害警戒区域は 510 箇所（内特別警戒区域は 462）あります（図 6）．

図 6 土砂災害（急傾斜地・土石流・地すべり）の危険区域（徳島県資料）

四国・吉野川下流域

39-3

市街は眉山山麓を取り巻いているので，山地縁辺の全域が警戒区域となっています．なおこのような土地条件のわりには，これまでの土砂災害事例はあまり多くはありません．
3. 洪水災害
徳島の年平均降水量は 1,200 mm で，日本列島全体の平均約 1,600 mm よりはかなり少ない値です．
これは，寡雨地帯である瀬戸内地域に隣接するところに位置するからです．瀬戸内は周囲が大きく山地で囲まれる盆状域で，外海からの湿った気流の流入が妨げられ雨量が少ない地帯になっています．
一方四国の中央部は，年降水量が 2,000 mm 以上（剣山で約 2,700 mm），南部は 3,000 mm を超える多雨地帯です．台風が接近したときに南東からの多湿気流がぶつかる剣山地では，しばしば豪雨が降ります．九州西方海上で長時間停滞した 1976 年台風 17 号による豪雨では，剣山地の木頭において最大日雨量 1,114 mm，総雨量 2,781 mm という現在でも日本最大の豪雨を記録しました．
吉野川の流域は四国山地の脊梁部を越えて南に伸び，その最南端は高知湾からわずか 15 km のところにあります．このため，吉野川下流部では弱い雨の時でも．四国南部で雨が強いと，下流部平野にて洪水が起ることになります．このような洪水は「土佐水」とよばれていました．一方阿波領内で降った雨による洪水は「御領水」です．
洪水は狭い谷底低地および扇状地・段丘の下刻河道内を流れて徳島平野で一気に氾濫します．治
水施設の規模を決める基準となる計画降水流量は 18,000 m3/s（これ以外に 8,000 m3/s をダムで調節）と，流域面積がはるかに大きい利根川のそれの 17,500 m3/s を超え，最大の豪雨地帯である紀伊山地を流れる熊野川の 19,000 m3/s に次ぐ大きさです．
吉野川はかつて「四国三郎」と名づけられる日本の代表的な暴れ川とされ，中世以来，水害防備林
配置・新川開削・堰設置・堤防築造など種々の治水対策が実施されてきました．江戸初期から幕末までのおよそ 200 年間に，阿波領内で約 100 回の風水害があったという記録があります．
江戸時代の記録に残る大洪水は，1722 年，1801 年，1843 年，1849 年，1857 年に起っています．
1849 年（嘉永 2 年）の洪水では，堤防決壊により三好郡で死者 250 人をだしています．河口部では河川氾濫水により堤防が内側から決壊し，海水の流入が生じました．1857 年（安政 4 年）の洪水では，吉野川破堤により川内町（現徳島市）で 350 戸が倒潰しました．旧吉野川は決壊しデルタのほぼ全域が浸水しました．
明治になっても洪水がたびたび発生したので，オランダ技師
デレーケの調査・立案による河道開削などの治水工事が 1885
年から始められ，反対運動で工事が一時中止されるなどの経過
を 経 て，1927 年 に 現 在 の 直 線
的な本川河道と連続堤防がひとまず完成しました．この間における最大の洪水は 1911 年の「土佐水」による洪水で，被害は，
死 者 27 人， 全 壊 164 戸， 半 壊
308 戸，床上浸水 13,255 戸，床

図 7 2004 年 10 月洪水の浸水域（国土交通省資料）

下浸水 5,478 戸などでした．
1927 年以降吉野川本川堤防の破堤・決壊は起っていません．昭和以降における最大流量は 2004
年 10 月の台風 23 号による 16,400 m3/s で，76 km2 が浸水し，住家浸水は 2,720 戸でした（図 7）．浸水は旧吉野川低地における内水氾濫，台地・扇状地における支流の氾濫および内水氾濫が主でした．

39-4

剣山地で日本最大の日雨量を記録した 1976 年台風 17 号では，最大流量 11,400 m3/s，流失・全壊
109 棟，床上浸水 3,880 棟，床下浸水 25,713 棟の大きな被害が生じました．徳島県全体の死者は 10でした．1961 年第二室戸台風では小松島で最高潮位 4.32 m（最大偏差 1.9 m）の高潮が発生しました．
高潮および河川氾濫による浸水面積は 66 km2，住家浸水は 25,110 棟でした．戦後において浸水数 1,000棟を超えた水害は 8 回です．
4. 地震・津波災害
四国北東部において最も脅威となる地震
は，南海トラフにおける海溝型巨大地震である南海地震です．内陸での大きな地震はほとんど起っていません（図 8）．中央構造線断層
帯・長尾断層系・鮎喰断層など近傍の活断層の活動度は低く，今後 30 年以内に活動して大きな地震を起こす確率はほぼ 0％です．中央構造線断層帯（讃岐山地南縁～石鎚山地北縁東部）の平均活動間隔は 1400 ～ 1700 年，
最新発生時期は 1600 年ごろとされています．
典型的な活断層地形をつくってはいるものの，現在の活動度は高くないようです．
南海地震はフィリピン海プレートの沈み込
みにともなって繰り返し発生し，その間隔は100 ～ 150 近年大きな被害を起こした地震には，1707 年宝永地震（M8.6），1854 年安政南図 8 南海地震の震源域と主要活断層

海地震（M8.4），1946 年南海地震（M8.0）があります．宝永地震は南海トラフ全域の活動によるもので，徳島県下で死者 420 人以上，流失・全壊 920 棟以上という被害となりました．安
政南海地震は，安政東海地震（M8.4）の 32 時
間後に発生したという南海トラフ連動地震でした．徳島のすぐ南にある小松島では全戸約1,000 のほぼ全てが被災したとされています．
昭和南海地震の震源は安政南海地震の少し南で，徳島からの距離は 200 km です．徳島
における震度は 5，津波の高さは 1.5 m，地盤沈降量は 0.3 m でした．被害は，徳島平野で死者 20 人，流失 50 戸，全壊 150 戸，浸水
500 戸以上，徳島市で死者 2 人，全壊 23 戸

図 9 津波浸水予測図（最大津波モデル）（徳島県資料）などでした．徳島県南部の海岸では津波被害が著しくて，県全体では死者 202 人，流失 413 戸，全壊 602 戸などが生じました．
1995 年兵庫県南部地震（M7.3）では，強い地震波が北東方向に放出されたので，すぐ対岸の淡路島で大きな被害が生じたものの，徳島県では全壊 4 棟，半壊 84 棟など被害は大きくはありませんでした．
発生が懸念されている南海トラフ巨大地震で想定されている津波の高さは徳島海岸で 4 m，それによる浸水域は海岸からほぼ 5 km の範囲です（図 9）．浸水は眉山の山麓にまで及びます．
四国・吉野川下流域

39-5

貝塚・成瀬・太田（1985）：日本の自然 4，日本の平野と海岸．岩波書店
建設省（1993）：吉野川百年史
国土地理院（2010）：土地条件図

徳島太田ほか編（2004）：日本の地形

近畿・中国・四国．東京大学出版会

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 29 年 12 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

39-6

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
40. 伊豆大島－南海の多雨域にある活動度ランク A 火山の島

1. 地形・地質
伊豆大島は活動度がランク A とされている活火山の島で，頻繁に噴火を行っていま
す．1986 年噴火では，島の全住民約 1 万
人が 1 ヶ月にわたり東京など島外に避難するという特異な事態になりました．気象庁
は特に活動的な火山 13 をランク A に指定
して警戒のレベルを高くしています．関東
周辺にあるランク A 火山には，他に三宅島・浅間山があります．
島の形は北北西～南南東に長い長円状で，長径は 15 km，短径は 9 km です（図 1）．
この長軸方向は，北西～南東を圧縮の主軸とする地殻応力場を反映したもので，同一火山帯に属する富士山もやはりこの方向に長円形を示します．
現在噴出しているマグマは富士山と同じ玄武岩質です．玄武岩質マグマは低粘性で流動性に富みガス成分が少ないので，噴火は爆発的でなく溶岩溢れ出しが主です．火図 1 伊豆大島の地形

等高線間隔 10 m

山体の傾斜は比較的緩やかになります．
島の中央には直径 3 ～ 4 km のカルデラがあり，その内部に成長した中央火口丘が，御神火を噴き上げる三原山で，標高は 754 m です．東側の海底には緩やかに裾をひく成層火山体状の斜面が水
深 1,500 m ほどのところにまで続いています．陸上の海抜高は低いものの，周辺海底から聳え立つ
高さでみれば，2,000 m を超える大きな火山です．
北に進行し本州島に衝突しているフィリピン海プレートの海底で噴火を始めた大島火山は，およ
そ 3 万年前に海面上に姿を現しました．火山灰・火山礫の放出と溶岩の流出を行う噴火は，およそ200 年に 1 回の頻度で繰り返され，海抜高 1,000 m ほどの成層火山に成長しました．この高さは現在の外輪山のプロファイルを延長することで推定されます（図 2）．それ以前にこの場所にあった岡田・行者窟・筆島の 3 火山は，この新規火山に覆われて，現在ではその一部が島の西海岸と北海岸に露出しているだけです．
カルデラはおよそ 1500 年前に形成されたもので，北東に向け開いています．カルデ
ラ縁南側は，等高線の走り方
から，図 1 中の青点線のように続いていて溶岩溢れ出しの障壁になったと推定されま

図 2 伊豆大島火山の地形断面（断面位置は図 1 に示す）す．
このカルデラ平面形は，山体崩壊による馬蹄形カルデラと同じ形であり，新規成層火山の急峻な山頂部の大崩壊によりカルデラは形成されたと考えられます．ただし，南に張り出す円弧状の形か
伊豆大島

40-1

ら，大規模火砕流噴火もカルデラ形成に関わったものと推定されます．
その後カルデラ内には中央火口丘が成長し，カルデラ床は噴出物によりほとんど埋められていて，山頂火口からの溶岩が，カルデラ外に溢れ出やすい状態になっています．溶岩は玄武岩質で流動性に富むものの，その山麓部での流動速度は人が非常にゆっくりと歩く程度の速さです．
沿岸部には標高 10 ～ 50 m の段丘地形が発達しています．島内の集落はほぼこの面上や山麓斜面に立地しているので，津波・高潮など海岸災害の危険は，岡田などの港付近を除きほとんどありま
せん．一方，集落背後には谷がほとんど発達しない火山斜面がせり上がっているので，土石流や激しい洪水流に襲われる危険があります．
島の人口は，1970 年ごろの 1 万 3 千人をピークとして減少してきており，現在は約 7,900 人です．1 世帯あたり人数は 1.7 人で独居老人世帯が多くて，地域社会の災害脆弱性が高くなっています．
島の中心地区は西海岸にある人口 2,500 人の元町です．ここには段丘地形はなく火山麓斜面が海岸にまで続いていて，海抜高の低いところにまで市街が展開しています．火山灰層からは縄文の遺物が発掘されており，伊豆半島海岸から見通せる 25 km の距離にある気候温暖なこの島には，古くから人が住み着いていたようです．
2. 火山噴火
沈み込み境界にある火山のマグマはほぼ珪長質ですが，伊豆大島では現在のところ玄武
岩質マグマを噴出しています．玄武岩質マグ
マは SiO2 含有量が少ないので低粘性で流動性に富みます．また，H2O などの気体成分が少ないので，マグマ溜りや火道内でのガス圧力は高くなりません．このため噴火が爆発的になることはほとんどありません．
伊豆大島火山の噴火は，火口からの溶岩溢れ出しと溶岩噴泉を噴き上げるストロンボリ式噴火が主です．火山灰・火山礫の噴出・降下は常に生じます．ただし，マグマや高温溶
岩流が海水・地下水に接触して地中水蒸気圧を高め，一気に気化して爆発的噴火（マグマ
水蒸気噴火）を起こすことがあります．波浮
港の爆裂火口は，1200 年前の水蒸気爆発によってつくられたものです．
噴火の場所は，三原山中央火口のほかに，山腹に線状に出現する火口列からの割れ目噴火が加わるのが特色です．火口列は島の長軸と同じ北北西～南南東に並びます．この方向は，地殻に作用している北西～南東方向の圧図 3 火山地形 白色部は主成層火山体（貝塚他，2000 による）縮力により生じるせん断力（ずれ破壊を起こす力）が最大になる方向です．地殻の割れ目はこの方向に発達し，地下のマグマはここから噴出します．
火山体はこの方向に成長して長円形になり，側火山は長軸方向に分布します（図 3）．側火山の数は約 70 あり，噴石・溶岩片が堆積したスコリア丘がほぼ全てです．高温のスコリア（火山礫・火山灰）および溶岩片が降下し積み重なると流動を起こし，溶岩流として流れだします．

40-2

島の沖合い海底には，波浮港南に波浮海丘が伸び，北方には乳ヶ崎沖海丘，東伊豆海底火山群があり，富士火山方向へと続いています．割れ目噴火の可能性が大きい火山では，思いがけないとこ
ろで噴火が起るおそれがあるので，噴火時にはそれを見込んだ対応が必要です．
約 1500 年前のカルデラ形成の後には，大規模マグマ噴火（噴出物量数億トン）が 12 回，100 ～150 年に 1 回の頻度で起こっています．中規模マグマ噴火（噴出物数千万トン）は，噴火の記録が確かな明治以降に限ると 4 回，40 年に 1 回の頻度です．小規模噴火を含めると，明治以降では 5 年に1 回の頻度で伊豆大島火山は噴火を繰り返しています．
最後の大規模噴火は 1777 ～ 1778 年の安永噴火であり，以来 240 年というかなりの長年月が経過しています．この噴火の噴出物総量は 0.4 km3 で，噴火規模を示す火山爆発指数（VEI）が 4 と「大規模」
でした．噴火は山頂火口で起り，溶岩流はカルデラを埋め，北東に幅広く流れて海岸にまで達しました．カルデラを埋めた溶岩はカルデラの南縁を越えて溢れ出しました．
1421 年の大規模噴火では，島南部で多数の割れ目噴火が生じ，溶岩流は海岸にまで達しました．
元町は 1338 年に起きた割れ目噴火の溶岩流の上に載っています（図 3）．溶岩流は海岸に達しほぼ平
滑な山麓斜面をつくっており，海岸に面する段丘状地形はありません．
1950 年の中規模噴火では，山頂
火口から赤熱噴石を 200 m ほどの高さに噴き上げるストロンボリ式噴火が続いたので，観光の対象ともなりました．噴出した溶岩は火口を埋め，カルデラ床に溢れ出ましたが，その後の噴火により陥没して，従来の中央火口が再現されました．
最後の中規模マグマ噴火は 1986
3
3）
年に起り，噴出量 0.03 km（VEIの規模でした（図 4）．噴火は最初山頂火口で起こり，溶岩が火口から溢れ出ました．この 6 日後，カルデラ床で北北西～南南東方向の割れ目噴

図 4 1986 年噴火の火口・溶岩流・降下火砕物の堆積層厚（貝塚他，2000）

火（B 火口）が起り，溶岩噴泉を人々の眼前で噴き上げ，これが降下して溶岩流となりました．1 時間半後には，B 火口列の延長上の外輪山側面で割れ目噴火が起り，溶岩流が元町に向け時速 50 ～ 100 m ほどの速さで流れ下りました．
この割れ目噴火の場所は 1338 年噴火のごく近くです．
割れ目噴火が起ったのは夕方から夜に向かう時間帯で，噴き上げ流れる溶岩が夜空に真っ赤に映えました．強い地震は頻繁に起こり震度 5 の強い揺れもあって，住民の不安を一層かきたてました．
マグマ水蒸気爆発の発生も懸念されました．このような状況下で深夜 23 時に全島避難の指示が出され，10,226 人が船で東京や伊豆各地に輸送されました．突然の予期していない島外避難を行った人々の全員が帰島したのは，1 ヶ月後のことでした．
元町に向かった溶岩流は，1338 年のように多量ではなかったので，市街にまでは達せず標高300 m 地点で停止しました．溶岩流の量は山頂火口から 2,600 万トン，B, C 火口から 2,700 万トン，
降下スコリアは 2,600 万トンでした．火山灰は房総にも降下し農作物に被害を与えました．
3. 地震災害
伊豆大島の北東 10 km のところを相模トラフが北西～南東方向に走っています（図 5）．これはフィリピン海プレートが沈み込む境界で，繰り返し M8 クラスの巨大地震を起こしています．伊豆大島
伊豆大島

40-3

はこの地震の震源域にほとんど入る位置にあるので，強い揺れおよび高い津波に襲われる大きな危険があります．
1703 年元禄地震は，伊豆大島の東南
東 50 km を震源とする M8.1 の巨大地震
で，高さ 10 m の津波により北岸の岡田にて死者 56 人，流失家屋 58 戸などの被害を引き起こしました．波浮港の爆裂火口は，この地震により現在のように海続
きになりました．
40 km 北の相模湾奥で起った 1923 年
関東地震（M7.9）では，震度 6 の揺れに見舞われ，主として崖崩れにより，死者 7

図 5 伊豆大島周辺域における地震活動

人，住家の全壊 8 戸（岡田），大破 41 戸などが，津波により浸水 4 戸の被害が生じました．津波の高さは岡田で 12 m でした．
相模トラフにおける巨大地震の再来期間は数百年～ 1 千年と，沈み込み境界としては長く想定されています．太平洋プレートとフィリピン海プレートとの境界である伊豆・小笠原海溝では，M8クラス地震は起っていません．
伊豆大島周辺海域におけるプレート内地震は，火山性地震を除くと，あまり多くはありません．
1978 年伊豆大島近海の地震（M7.0）は，その名が示すように島の近くを震源とし，全震・余震が島内でも起ったのですが，大島町における被害は住家の一部破損が 13 棟で，全半壊はありませんでした．
被害は伊豆半島で大きく，総被害は死者 25 人，住家全壊 89 戸，半壊 554 戸などでした．1986 年の噴火では強い地震が継続的に発生し，およそ半月の間に震度 5 が 2 回，震度 4 が 13 回発生しました．
島内に軟弱地盤域はなく，集落は硬い溶岩層の上にあるので，強震動直接の被害は少ないようです．
4. 土砂・洪水災害
伊豆大島の年平均降水量は 2,800 mm で，東京の 2 倍近くです．日降水量 100 mm 以上の大雨日数
は，年平均 3.6 日で東京の 5 倍です．台風は年に 2 ～ 3 個，勢力を低下させない時点で来襲し，暴風雨をもたらします．一般に多雨地域
では，自然および社会の災害抵抗力が大きくて災害発生限界雨量が大きくなるので，災害の回数は相対的に少なくなります．とはいえ記録的な豪雨が降れば大きな被害は発生します．
2013 年 10 月， 台 風 26 号 の 来 襲 により，最大日雨量 550 mm，最大 1 持間雨量 123 mm の豪雨が降りました．
この雨量は伊豆大島における既往最大を大きく超える記録的なものでした．
これにより山崩れ・土石流が島の各地で発生し，全島で死者 39 人，住家全
壊 50 棟，半壊 77 棟，浸水 191 棟などの大きな被害が生じました．
雨は島中央の西部で強かったので，

40-4

図 6 2013 年 10 月の斜面崩壊発生域と土石流の流下域（国土地理院資料）

被害の大部分は元町地区で発生しました（図 6）．元町地区は 1338 年噴火による溶岩流の上にあります．その表面は浅いガリーが断続的に発達する程度のほとんど平滑 な 斜 面 で す（ 図 7）． 勾 配 は 1/10 ～ 1/20
で土石流の到達範囲内にあります．背後には外輪山の斜面がせり上がり，最大傾斜は35 度程度です．この山腹にはカルデラ縁の御神火茶屋に至る自動車道路が通っています．
斜面崩壊は，急斜面に沿って通じている
ごの道路付近で集中発生しました．路面を流れる雨水が集まり路肩から溢れて崩れを起こしているところがかなりみられまし

図 7 元町地区とその背後斜面における谷地形 50 m メッ
シュ数値標高データによる 5 m 間隔コンター図から谷とみられる連続凹地を最大限に識別した．

た．崩壊土層は，外輪山上部斜面を覆う火山灰・火山礫です．
元町地区南部の大金沢流域（流域界は確定できない）において，崩壊土砂は土石流となって海岸にまで流下し，被害の大部分を引き起こしました（図 8）．ガリー状の谷は浅く不連続なので，流れの方向を自由に変えて流下・氾濫します．砂防施設などで土砂が減速・停止すると，後続流は向きを変えやすくなります．大金沢の下流端では明瞭な連続谷地形があるので（図 7 の A），
流れが集中し水深が深くなって，大きな被害が生じました．水深は 3 m ほどでした．
島の人口の 1/3 が居住する元町地区は，

図 8 元町・大金沢における建物損壊の発生箇所
S：堆積工（貯砂施設）（土木学会など，2014）

明瞭な谷地形のないほぼ平滑で土石流到達の危険のある山麓斜面上に位置し，外輪山斜面に近接しているので，島内の他地区に比べ土石流や激しい洪水流の危険が一段と高いところです．
1958 年 狩 野 川 台 風 で， 最 大 日 雨 量
450 mm の 豪 雨 に よ り， 元 町 で 死 者 2 人，
全 壊 55 戸， 半 壊 49 戸 な ど の 被 害 が 生 じました．このときは大金沢の北に隣接し谷地形のほとんどみられない長沢（元町中心地区）で被害が多く発生しました（図 9）．

図 9 1958 年狩野川台風の豪雨による土砂氾濫域（推定）（国土交通省資料）

1932 年 11 月の豪雨では，全島で被害が生じたのですが，最も著しかったのは元町で，住家全半壊数は全体で 336 戸，うち元町が 112 戸でした．
火山体の地形および地表面勾配の条件から，島内集落の全てで土石流および激しい洪水流の危険が多かれ少なかれ存在します．全般に谷地形は不明嶐・不連続なので，その危険域を区画することができず，安全と言える場所がないという土地環境条件にあります．したがって，土石流に耐える
中層コンクリート建物を各地区に配置して避難場所とする対応策が必要です．
伊豆大島

40-5

土木学会など（2014）：平成 25 年 10 月台風 26 号による伊豆大島豪雨災害調査報告
貝塚・小池・遠藤（2000）：日本の地形 4，関東・伊豆小笠原．東京大学出版会
気象庁（2013）：日本活火山総覧 第 4 版．
大島町（2013）：大島町地域防災計画

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 29 年 12 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

40-6

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
41. 十勝平野－台地・扇状地群からなる大きな盆状地
1. 地域の環境
十勝平野は関東平野に次ぐ広さの大平野で，南北の長さは 80 km，東西幅はおよそ 40 km あります．ここは地殻の沈降域に形成された構造盆地性の地形で，周囲は山地・丘陵により囲まれ，南方にある太平洋からは隔てられています．
平野を排水するのは流域面積が全国第 6 位の大河川十勝川です．その水系は平野基盤の盆状沈降や断層隆起などの構造運動にほぼ支配されたパターンを示します（図 1）．大きな支流は中央に集まり合流して東方の丘陵群の間を流れ，太平洋に注いでいます．これら丘陵群は現在隆起を続けていますが，本流・支流はそ

図 1 十勝平野と周辺の地形

れをいくつにも分断して貫流しており，隆起開始
以前に水系はほぼ定まっていたものと考えられます．
平野の西方には山頂部に氷河地形を残す標高
2,000 m の日高山脈が連なり，北西～北には大雪・十勝・然別の火山群があります．これら山岳からの大量運搬砂礫の堆積により，平野の全域が扇状
地および扇状地起源の台地からなっています．十
勝川の本支流はこの扇状地堆積面を樹枝状に幅狭く開析して，多数の広い台地・段化扇状地面を削り出しました．その勾配は 1/50 ～ 1/200 であり，山地縁辺には勾配 1/20 ～ 1/30 ほどのやや急勾配の扇状地が部分的に分布します（図 2）．
台地・扇状地群は標高 200 ～ 300 m のところまでを占め，それぞれの長さは 30 km ほどありま
すが，この規模は上流山地の広さに比べ非常に大きいものです．日高山脈では山域の幅は 15 ～ 20
km ほどで，台地・扇状地域の半分ほどでしかありません．砂礫生産量が多く，かつそれが海にまで搬出されずに盆状地内に堆積したためです．
扇状地が形成されたのは，氷期・間氷期が数回繰り返された第四紀後期（数十万年前以降）です．

図 2 十勝平野の台地・扇状地

氷河期には気温が 10 ℃以上低くなり，雪線は標高 1,500 m ほどのところにまで 低下したので，日高山脈には圏谷氷河が出現しました．森林限界は山麓にまで低下して，山地の全域が高山帯の潅木・草本地帯や岩礫などからなる裸地となっていました．
この寒冷気候下での著しい凍結破砕作用および氷河の強力な侵食作用により，山地では多量の岩
十勝平野

41-1

屑が生産されました．このほぼ全ては夏季の洪水などにより運搬されて，山麓を広く埋めました．
十勝・大雪・然別の北方火山群および東方の阿寒火山からは，火山泥流・火砕流による土砂供給・運搬がありました．有珠山など北海道西部にある多数の活動的火山からの火山灰の降下・堆積もあり，地表には厚さ 1 ～ 2 m の火山灰層が堆積しています．
平野東縁には南北に走る活断層があり，その東側が隆起を続けています．隆起の平均速度は 0.2～ 0.4 m/1000 年です．この隆起により南側がほぼ閉ざされて盆地状になり，ここを多量の砂礫が埋めました．この堆積面は次の間氷期における洪水流により開析されて台地・段丘が形成され，開析
谷底には次の氷河期による堆積が生じました．こうして現在の台地・段丘・扇状地群が出現しました．
台地・段丘は洪水や土砂流出による災害の危険が小さい地形です．地盤は良好で，地震動はあまり増幅されません．
気候は冷涼・少雨であり，気温の年較差・日較差は大です．平野中心地の帯広における年平均気温は 6.8 ℃，年降水量は 890 mm です．最低気温 –20 ℃以下の年平均日数は 30 日で，同じ内陸盆地である旭川の 20 日の 1.5 倍です．積雪は多くはなく，冬季に土壌の凍結が深くまで進みます．一方
夏には 30℃以上の日が 10 日あり，年較差が大です．
このような気候および地形条件にあわせて，畑作農業が大規模に営なわれ，日本最大の畑作農業地帯になっています．主要作物は大豆・小豆・じゃがいも・甜菜などです．火山灰土があまり障害にならない豆類が多く生産され，十勝支庁の小豆生産量は全国の 70％をも占めます．なお，北海道
全体では全国の 90％です．水稲の栽培は，気候・地形・土壌の条件からの制約で，わずかです．冬の強い季節風による表土層（主として火山灰層）の風食を防ぐため，耕地を区画する落葉松防風林が碁盤目状に並ぶというのが目を惹く景観になっています．風の作用は顕著で，平野東南部には細粒
軽石からなる砂丘が多数みられます．
地域の中心地は帯広です．ここは平野基盤沈降のほぼ中心にあたり，十勝川の大きな支流が集まってきています．市街は十勝川本流と札内川との合流地点の直上流の開析谷底内に位置します（図 3）．
谷底は 1/300 ほどの勾配で本流河道に向け傾斜していて扇状地状で，河川敷からは比高 2 ～ 15 m ほ
どの高さのところに市街は展開しています．東方 3 km のところには，活断層（十勝平野断層帯）が南北に走っています．札内川・士幌川・音更川などの大きな支流はこれに沿いあるいは平行して流れ，帯広付近で合流しています．
この地への最初の入植は明治 16 年のことでした．明治 25 年からは道庁による殖民区画が始められました．本格的な入植は明治 29 年から行われ，人口は明治 30 年 900 人，明治 40 年 5,300 人，市制が布かれた昭和 8 年には 32,500 人と増大しました．これに伴い市街は南方の上帯広台地上に向け進展しました．釧路－帯広間の鉄道開通は明治 38 年，日高山地の狩勝峠を越えて旭川につながったのは明治 40 年で，これにより開発は大きく進展しました．2017 年の人口は帯広 167,500 人， 平 野 全 域 で お よ そ 40 万
人です．

41-2

図 3 帯広地区の地形

等高線間隔 2 m

2. 冷夏災害
オホーツク海高気圧などの寒帯気団による支配を受けやすい地理的位置にある北海道
は，冷夏の災害を頻繁に被ってきています．
平年収量の 85％以下（凶作）の年は 3 年に 1回の頻度です．冷害克服のために，品種改良
や栽培技術向上の努力が長年にわたって重ねられてきて，水稲でみると，単位面積あたり収穫量は最近 100 年間で 3 倍ほどに増加しています．
水稲や豆類の栽培限界は，栽培時期である
6 ～ 9 月の平均気温 17 ℃程度とされていま
す．十勝地方はこの限界値に近い気候条件下にあります（図 4）．この図では，北海道の中央を南北に続く北見～日高の脊梁山脈を境に

図 4 6 月～ 9 月の平均気温（°C）の分布

して夏季気温条件が明瞭に異なり，東側の十勝平野や網走の平野では，西側の石狩川の平野に比べ夏季気温が明らかに低くなっています．オホー
ツク海高気圧からの冷気の流入が脊梁山脈により妨げられることが多いためと思われます．
道東の沿岸部で気温が低いのは，やませ（冷湿な北東気流）の影響です．内陸の十勝平野には，やませは及んでいません．一方石狩川の平野は十勝平野よりも高緯度ではあるものの，夏季気温はより高くて，水稲の一大生産地になっています．
栽培限界条件に近いところでは，作況の年変動が大きくなります．図 5 は，冷害年における北海
道全体および十勝支庁の水稲作況指数を示したものです．十勝地方において変動が著しく大きいことが明瞭です．この 1900 年代後半の期間における水稲作況指数の平均は，北海道全体が 79 に対し，十勝地方では 44 と半分ちかくで，冷害がより厳しく現れています．なお，十勝支庁における水稲
作付面積は全道のわずか 0.2％です．1993 年の記録的大冷害では作況指数が 0.3％と，収穫はほぼ皆無でした．
1993 年の夏季，日本列島は前半がオホーツク海高気圧に，後半はユーラシア大陸の高気圧に支配されて異常な低温と日照不足が 9 月まで続いたので，大冷害となりました．水稲は全国平均作況指数が 73，被害金額は 1 兆 350 億円に達しました．減収率は最近 100 年間で最大です．
帯広における月平均気温の 平 年 差 は，6 月 –2.0 ℃，
7 月 –2.4 ℃，8 月 –1.6 度，
9 月 –0.2 ℃ で し た．6 月 には長雨が続き，日照時間は平年の半分でした．釧路平野とは違い十勝平野にはやませの海霧の侵入はなくて，晴冷型といわれる天候になります．
被害は豆類に著しく現れました（図 6）．作況指数は
大豆 15，小豆 20 で，被害額は 350 億円でした．根茎

図 5 冷害年における水稲作況指数（気象庁，1994 による）

十勝平野

41-3

作物であるじゃがいも・甜菜などでは，冷夏による被害は比較的小規模でした．小麦には春まきと秋まきがあるので，夏季低温の影響は小さくなります．
水稲の減収は十勝支庁で最も大きく，ほぼ収穫皆無でした（図 7）．全道の水稲生産の 75％を占める石狩・空知・上川の 3 支庁（ほぼ石狩川流域）の作況指数は 47 でした．品種改良や栽培技術向上などにより，北海道の米生産高は新潟県に次ぐ第 2 位，

図 6 十勝地方の 1993 年作物別作況指数（気象庁，1994）

全国シェアは 7％にまでなってきています．
3. 十勝川の洪水
十勝川の流域面積は 9,010 km2 で全国第6 位の大きさです（図 8）．流域の形は正方形にちかいので，流路長は短くて全国第 17位です．この結果として河床勾配はかなり大きく，中流部扇状地部で 1/200 ～ 1/300
です．下流部にくると非常に緩やかになり，
利別川合流点から下流の平均勾配は 1/3,000ほどです．河況係数（最大流量と最小流量の比）は大きく，洪水時には普段に比べ流量が著しく増大します．大きな支流は中流
部の帯広付近に集中して合流します．
これらのことは，豪雨時に洪水が一気に押し寄せてくることを意味します．ただし，

図 7 1993 年の支庁別水稲作況指数（気象庁，1994）

本流および大きな支流の低地面幅は狭いので，氾濫域が大きく広がることはありません．
帯広の市街は十勝川本流の開析谷底内にありますが，河道に向けて傾斜する扇状地状の地形面に位置し，河床との比高は 2 ～15 m あるので，本川氾濫の浸水は限定されます．ただし広い台地面を浅く開析して多くの小河川があり，その河床勾配はかな
り大きいので，豪雨時には激しい流れの洪水が起るおそれがあります．河道は自然状態のままの部分が多く，河岸は未固結砂礫層からなるので，被害報告では河岸侵食の記載が多くみられます．
本格的入植が始まって間もない明治 31
年に，すでに死者 21 人，家屋全壊 128 戸という大きな水害が生じています．十勝川
河口の大津に最初の開発拠点がおかれたの

41-4

図 8 十勝川流域の地形

で，被害の多くは河口域低地で生じたものと思われます．大正 11 年 8 月の台風による洪水は，十勝川における最大規模のものでした．流域平均総雨量 204 mm，氾濫面積 52 km2 で，被害は死者 9 人，
家屋の流失・全壊 240 戸，浸水 4,240 戸でした．北海道では水害発生の限界雨量が小さくて，西日
本太平洋岸の半分程度の強さの雨でも水害が生じます．
4. 地震・火山
北海道南方の太平洋沖で発生する海域の巨大地震が，十勝地方にしばしば大きな被害・影響を及ぼしています（図 9）．これは太平洋プレートが千島海溝～日本海溝で沈み込むことに伴うもので，継続的に起こっています．
帯広南方 100 ～ 150 km の十勝沖では，1843 年（M8.0），1952 年（M8.2），1968 年（M7.9），2003 年（M8.0）と，十勝沖地震とよばれる M8 規模の地震が頻繁に発生しています．東方 200 km ほどの根室沖では1894 年地震（M7.9），1973 年根室半島沖地震（M7.4）が起こっています．さらに東の択捉島沖の海域
では 1994 年北海道東方沖地震（M8.2）が最近の巨大地震です．この千島海溝沿い海域では巨大地震の発生が頻繁で，今後 30 年以内に M9 規模の地震が起る確率が 40％と，高く評価されています．
陸域の地震については，日高地
方 南 部 ～ 浦 河 沖 で M6.5 ～ 7.0 のかなり強い地震の集中発生がみられます．震源はやや深く 20 ～40 km です．また，十勝海岸の沖ちかくにも M7 ほどの地震発生がみられます．なお，M7.0 の地震
による震度 5 強以上の強震動域は一般に，震源から 30 ～ 50 km 以
内です．
十勝平野は砂礫質の扇状地性堆
積層からなるので，地震動はあまり増幅されません（図 10）．軟弱
沖積層が厚いのは湿原が広がる十図 9 被害地震の震源域・震央と活火山（地震調査研究推進本部）

勝川下流低地で，河口部では厚さが 40 m ほどあります．2003 年十勝沖地震による帯広の震度は 5 であり，人的被害は十勝川河口において釣り人 2 名が津波に流されただけでした．東に 70 km 離れた釧路付近における 1993 年釧路沖地震（M7.5）では，十勝地方の被害は半壊 12 棟などと軽微でした．
平野東部には活断層の十勝平野断層帯が，長流枝内丘陵・幕別台地・豊頃丘陵の西縁に沿い，南北に走っています．幕別台地は更新世の扇状地性堆積面が隆起したもので，比高は 50 m ほどになっています．断層の延長は84 km あり，全体が一度に活動したとすると地震規模は M8.0 になります．活動記録などは無いので不確かですが，発生間隔は 2 万年
ほど，今後 30 年以内発生確率は 0.1 ～ 0.2％

図 10 地震動の増幅率（地震調査研究推進本部）とされています．
十勝平野

41-5

平野の周囲には，十勝岳，大雪山，丸山（然別火山群），雌阿寒岳の活火山があります．十勝岳は活動が非常に活発で，ランク A とされています．偏西風の風上になる西方には，樽前山，恵庭岳，倶多楽，有珠山，羊蹄山，ニセコ，北海道駒ケ岳，恵山と多数の活火山があります．そのうちの樽前山・有珠山・駒ケ岳はランク A です．全国でランク A は 13 あり，ほぼ 1/3 がこの地域にあります．
十勝岳は 1923 年に噴火し，火山泥流が富良野盆地と旭川盆地に 25 km の距離流れくだり，死者144 人などの被害を引き起こしました．1962 年には 1923 年を大きく上回るエネルギー規模の大規模ブルカノ式噴火を行い，十勝平野には多量の降灰がありました．死者は 5 人でした．1981 ～ 89の期間には噴火と群発地震を繰り返し，89 年には火砕流が発生しています．噴火口や噴気活動は山の西側にありますが，これが東側になれば，火山泥流が十勝平野内に流入する可能性があります．
雌阿寒岳は 24 × 13 km の大きなカルデラの縁にある活火山です．この大カルデラから噴出した
17 万年前の火砕流は十勝平野を埋めています．樽前山は支笏カルデラの，有珠山は洞爺カルデラの火山です．阿寒カルデラの東に隣接して日本最大の屈斜路カルデラがあります．これら大カルデラからの巨大火砕流は周辺数十 km ～百 km の範囲を埋めつくし，大量の火山灰をさらに広く降下させています．このような巨大火砕流噴火が起これば，北海道全域が潰滅状態になるおそれがあります．

貝塚ほか（1985）：日本の平野と海岸．日本の自然 4，岩波書店．
気象庁 (1994)：平成 5 年冷夏・長雨調査報告．気象庁技術報告第 115 号．
小疇・福田・石城（1994）：日本の自然 地域編 1，北海道．岩波書店
小疇ほか編（2003）：日本の地形 2 北海道．東京大学出版会

防災基礎講座：地域災害環境編
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公開：平成 30 年 12 月
国立研究開発法人

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文責：水谷武司（客員研究員）

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自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
42. 北上平野
大きな扇状地が連なる長大な山間の平野
1. 地域災害環境
北上平野は，東北地方の脊梁をなす奥羽山脈と太平洋側に紡錘形に広がる北上山地との間を，ほぼ真っ直ぐ南北に伸びる細長い盆地で，北上川がその中を南に向け流れています（図 1）．長さは 80 km，
東西幅は 10 ～ 20 km あり，平野とよべる大きさの盆地です．盆地西側には，大きな扇状地および台地（段化扇状地）が延長 60 km にわたり連続しています．扇状地の張り出しに押されて，北上川は盆地東縁を流れています．東側の北上山地縁辺には，扇状地などの山麓堆積地形はほとんどみられません．盆地堆積層は主として砂礫であり，地盤は良好です．
北上山地は緩やかに起伏する高原状の山地で，やや侵食が進んだ隆起準平原です．準平原とは長期間の侵食作用によりほぼ平坦化された土地が隆起して，山地とよばれる高さになった地形です．河川の侵食作用が比較的及ばない山頂・山稜部には，平坦面・緩傾斜面が分布します．北上山地におけるこの
緩起伏地形面の高度は 1,000 m 前後です．早池峰山（1,914 m）などの高い峰は，硬いところが侵食に抗して残った残丘です．地質は中・古生層の堆積岩（粘板岩・チャートなど）が主で，花崗岩・変成岩も分布します．
西方の山地は，主として新第三紀層からなる真昼山地（奥羽山脈の一部）で，山頂標高は 1,000 ～ 1,500
m です．ここは東西方向の圧縮による隆起域で，第三紀末からの数百万年間に 1,500 m ほど隆起しています．火山活動もあり，北部には岩手山（2,015 m）・
八幡平・秋田駒ケ岳の火山群，南部には焼石岳火山と栗駒山火山（1,627 m）があります．岩手山は南部
富士ともよばれる大きな円錐火山で，火山山麓扇状
地が盆地北部に張り出しています．
日本の山地からの土砂搬出量（侵食速度）は平均して，古生層山地に比べ新しい火山体で約 7 倍，新第三紀層山地では約 3 倍の大きさです．また，山地の起伏（傾斜）が大きいほど侵食は速くなります．この図 1 北上平野の地形

等高線間隔 10 m

ため，高原状の北上山地に比べ急峻な真昼山地からは，より多くの土砂が盆地内に搬出されました．
多量の土砂生産・流出があったのは，更新世後期に数回繰り返された氷河期であることが，堆積層中の火山灰層などからわかっています．
盆地の西縁には活断層が走っています．これは山地側隆起の逆断層であり，断層付近では第三紀層が激しく褶曲しています．盆地南部では，活断層を示す直線的な山地縁・台地縁（断層崖）が認め
北上平野

42-1

られ，扇状地面も一部変位しています．この断層隆起も扇状地形成に関わっています．日本における列状扇状地群の大部分は断層崖下に発達しています．
扇状地の規模は盆地南部で大きくて，北になるほど小さくなっています．最も大きな胆沢扇状地
は長さが 20 km あります．開析の程度にも違いがあり，南部では 2 ～ 3 段に段化して広い台地も形成され，主谷は扇状地面をかなり削りこんでいます．扇状地端は 5 ～ 10 m の崖をつくって，北上川の流れる低地に臨んでいます．一方北部では，河川は扇状地面上を流れ，ほとんど開析をおこなっていません．これは現在も土砂流出・扇状地成長が続いていることを示します．扇状地主部の勾配は 1/100 ほどと比較的ゆるやかです．山地縁辺には勾配の急な沖積錐（小扇状地）分布します．
扇状地のほぼ全域で水田耕作が行われています．最近では果樹園がしだいに多くなっています．
扇状地面上には多数の小河川・用水路が放射状に流れていて，農業用水を供給しています．溜池も多数つくられています．北上流域の耕地面積は，東北地方の 36％をも占め，一大農業地帯となっています．
盆地内の最大の都市は盛岡で，盆地北端に中心市街があります．ここには北上川本流，岩手山などの火山地帯を源とする雫石川，および北上山地から流れる中津川の三川が合流しています（図 2）．
市街中心部は中津川両岸に展開しています．北上川と雫石川は深さ 5 m ほどの掘り込み河道になっているので，市街への氾濫の危険はやや小さいといえます．中津川は下流部において河床がほぼ同高になっており氾濫の危険性は大です．
北上川は扇状地列と北上山地との間の幅 2 ～5 km の氾濫原の中を 1/500 ～ 1/1,000 の勾配で南に流れ，盆地南端にある一関の狐禅寺において，
標高 200 m ほどの丘陵地に流れ入り，延長 30 km

図 2 盛岡市街域の地形の狭窄部をつくっています．この狭窄部直上流部
は，洪水が滞留して低地内に氾濫するのが自然な地形です．ここに広さ 14.5 km2 という日本有数の規模の遊水地の建設が 1949 年に計画され，現在なお整備中です（図 3）．一関は北上川の氾濫に加え，栗駒山から流れる磐井川の山地河川洪水を被る危険の大きいところです．
扇状地の主河川は扇面をかなり下刻しているので，大規模に氾濫するおそれはありません．かつての藤原文化の中心地・平泉の北を流れる衣川は，掘り込みの深さが 50 m 以上あります．扇面上には多数の小河川・水路が流れており，その勾配はかなり大きいので，豪雨時には激しい勢力の洪水が発生するおそれはあります．
北上とは蝦夷（えみし）の住む場所を意味し，古く縄文以前から先住民の居住する地でした．大和朝廷はこのみちのくの地にまで勢力を伸ばし，その支配の拠点として，胆沢扇状地南東端の南方の平泉に館などを置きました．ここを中心として，平安末期のおよそ 100
年間にわたり，奥州藤原氏による藤原文化が栄えまし42-2

図 3 北上平野下流部の地形と遊水池

た．それを支えたのは北上流域における農業生産です．北上盆地における水稲生産高は，岩手県の大部分を占めます．現在，北上川流域の岩手県側における人口はおよそ 100 万人，盛岡市の人口は30 万人です．
2. 北上川の洪水
北上川は，流域面堰が日本の河川中第 4 位，
長さは第 5 位という日本有数の大河川です．
流域の形は直立する樹木のシルエット状で，北から南へほぼ真っ直ぐ流れて仙台湾に注いでいます（図 4）．流域は，岩手・宮城県境にある長い狭窄部を境にして，北の北上盆地と南の仙北平野とに二分されます．
大雨をもたらす主原因である台風は一般に北に向け進行するので，その雨域も南から北へと移動していきます．このため北上川では，下流に到達した洪水にその場所での豪雨が重なるということはあまり起りません．しかし
一方，仙北平野のような下流部で氾濫が生じた場合，上流からの洪水が引き続き到達して，浸水が長期化します．
北上川の洪水の記録は，古く平安時代初期
からあります．811 年にはたびたび洪水が起こり，戦のための兵糧輸送が停滞したと記載
されています．江戸時代以降についてみると，
1600 年から 2000 年までの 400 年間に 334 回，

図 4 北上川流域（国交省資料）
赤丸の数字は 1600 ～ 1995 年における水害回数

年平均 0.83 回と，毎年のように水害が起こってきました．大きな洪水と呼ばれる規模の洪水の発生
は，江戸時代中期から 1950 年までの間において，2.5 年に 1 回ほどの頻度でした．1947 年カスリー
ン台風，1948 年アイオン台風と 2 年連続した大洪水の後の治水対策により，1950 年以降はほぼ 8
年に 1 回と，大きな洪水の回数が著しく減少しています．
水害回数を地区別にみると（図 4），発生が多いのは，狐禅寺狭窄部とその上流の一関地区，水沢
江刺地区です．延長 30 km と長い狭窄部の途中では大きな支流が合流し，そこにあるやや広い谷底
低地にかなり集落があるので，ここでの出水は常に水害を引き起こします．扇状地部では多数ある
大小の支流の氾濫が加わります．仙北平野は多数河川が複雑な河道網をつくって乱流する低湿地であり，水害発生は頻繁です．
明治以降における大きな水害には，治水計画策定の契機となった明治 43 年 8，9 月の台風災害があります．北上川は下流部で破堤氾濫し，仙北平野において死者 320 人などの大きな被害が生じました．岩手県における被害は死者 5 人，家屋流失 102 戸，全半壊 98 戸などでした．盛岡市では市街を貫流する中津川が氾濫し大きな被害が生じました．
三陸沖を通過して豪雨をもたらした 1947 年 9 月カスリーン台風および 1948 年アイオン台風は，
2 年連続して北上盆地に大水害を引き起こしました．岩手県の被害は，カスリーン台風で死者 212 人，
家屋流失 1,900 戸，全半壊 5,286 戸，浸水 37,858 戸，アイオン台風では死者 709 人，家屋流失 1,319
戸，全半壊 2,424 戸，浸水 28,972 戸でした．これら被害の多くは一関における磐井川の氾濫で生じたものです．
磐井川は栗駒山（1,627 m）に発する急流河川で，狭い谷底面を削りこんで流れています．一関の中
北上平野

42-3

心市街は，この磐井川が北上川低地に流れ入る谷出口の扇状地に位置します（図 5）．
かつて南西の丘陵上につくられていた関が，江戸初期に低地に移されて平城となり，それを中心に城下街が形成されました．扇状地面の勾配は市街部で 1/150 ほどです．
市街は両側を丘陵地とおよび井川河道に挟まれていて，その幅は 2 km ほどです．
このような地形条件のところでは豪雨時に，流速と水深が大きくて流体力（洪水の破壊力）の大きい激しい洪水が発生します．
被害は浸水だけで済まず，多数の家屋流失・
全半壊と死者の発生をもたらします．アイ
オン台風では，浸水深の最大は 2.5m，流速は大きいところで 7 m/ 秒と推定されています．一関市街の上流側では，河道が地

図 5 1948 年 8 月の磐井川氾濫による一関の洪水（竹内，1945 による）

表面傾斜の直交方向に向かっているので，氾濫流は市街全面を突っ切って一気に流れ下ります．
一関の被害は，カスリーン台風で死者 101 人，家屋 流 失 131 戸， 全 壊 200 戸， 半 壊 719 戸． ア イ オ
ン台風で死者 473 人，家屋流失・全壊 817 戸，半壊895 戸と著しいものでした．このような破壊力の大
きい山地河川洪水の起る可能性のある地形条件の市街には他に，盛岡の中津川最下流部，北上市の市街南部が挙げられます．
この 2 年連続した大水害の後，北上川治水計画の見直しが行われ，制定されたばかりの国土総合開発法による最初の特定地域に北上川流域が指定されて，山地内の 5 つの多目的ダムや一関遊水地の建造が進められました．一関遊水地は，再現期間 150 年の豪雨による最大洪水流量 11,500 m3/s の 16％を，ダム群で 21％を調節する計画になっています．

図 6 北上川下流における江戸初期以降の河道変遷（阪口ほか，1986 などによる）

北上川の河川整備は下流部の仙北平野で主として行われました．仙北平野は分離丘陵が散在する
低平地を北上川・迫川・江会川・鳴瀬川が入り乱れながれていた低湿平野です．これらの流路は，舟運確保を主目的として中世末以来めまぐるしく変えられてきました（図 6）．現在では，支流の迫川を分離し，丘陵内にほぼ真っ直ぐの河道を開削し，江会川と切り離して東に直角に向きを変え，
旧追波川を拡幅した放水路を通って太平洋（追波湾）に流入しています．新北上川と旧北上川との分流施設の完成は 2007 年でした．
3. 地震・火山活動
東北地方の東方海域では，十勝沖・三陸沖・宮城沖と，円弧状に M7.5 ～ 8.5 の地震の震源域がつらなっています（図 7）．マグニチュードは大きいものの震源域からは 150 ～ 200 km とかなり離れているので，北上盆地における震度はほとんど 5 強までです．
2011 年の東北地方太平洋沖地震は M9.0 と超巨大であったので，一関（震源距離 200 km）の震度は42-4

6 弱（計測震度 5.9）になりました．住家全
壊率は 0.13％と震度 5 相当でした．盆地中央の花巻では全壊率が 0.01％，盆地北端の盛岡では全壊はありませんでした．盆地床の堆積層は扇状地砂礫で構成されているので，地震動はあまり増幅されません（図 8）．
同種地形の横手盆地や低湿な仙北平野と比べて，増幅度の小さいことが明瞭です．
盆地内には，真昼山地を隆起させている
活断層の北上盆地西縁断層帯があります．
その最後の活動はおよそ 4500 年前，活動間隔は 2 万年程度と推定され，今後 30 年以内に活動する確率は 0％と評価されています．盆地中央部で起った 2001 年の M6.4の地震はかなりの規模ではあったものの，

図 7 東北北部～三陸沖の地震と活火山

震源は地下 120 km と深かったので，被害はわずかでした．
北上盆地周辺には，秋田焼山・八幡平・岩手
山．秋田駒ケ岳・栗駒山などの活火山があります．いずれも活動度は大きくはなく，ランク Bとされています．これらは盆地西方にあり，噴火を起こした場合，降灰の被害をもたらしやす
い位置になります．
盛岡の北西 20 km にそびえる大型成層火山の岩手山は，過去すくなくとも 7 回の大規模山体崩壊を起こしています．これは日本の活火山では最多です．最後に起ったのは 7000 年前で，山頂部東面が崩壊し，その岩屑が東側山麓を覆っています．盛岡市街は，山頂との見通し角度の大きさから，巨大規模の崩壊による岩屑なだれが到達する範囲にあると判断されます．巨図 8 地震動の増幅度（地震調査研究推進本部）

大規模ではなくても，その土砂・岩屑が雫石川を流れ下ってくる可能性があります．噴火後の豪雨により生じる火山泥流も盆地内に流入してくる恐れがあります．
4. 冷夏災害
北日本の夏季気温の年変動は大きく，数年に 1 回の割合で冷夏に見舞われています．冷夏を頻繁にもたらすのはヤマセ型の天候状態です．ヤマセ型（北東気流型）は，夏季になっても北方気団のオ
ホーツク海高気圧が強くて北日本にまで張り出し，東北の太平洋側に冷湿な北東気流（ヤマセ）を送り込むというものです．この気流は寒流である親潮の上を吹いてくる間に下層が冷却されて，霧が発生します．これが東北太平洋岸に吹き込んで，低温と日照不足をもたらします．ヤマセの気流は，下層ほど気温が低くしたがって重いという安定成層状態のために，高さが数 100 m 程度と低いので，その動きは山地地形の影響を大きく受けます．したがって北上山地の西側盆地では，フェーン現象
が起こることもあって，あまり低温にはなりません（図 9）．
北上平野

42-5

図 9 東北地方北部の東西地形断面図 10 1980 年（やませ型冷害年）の水稲作況指数（気象庁，1994）

図 11 1993 年の岩手県市町村別水稲収量（10a あたり）（気象庁，1994）

全国平均の水稲作況指数が 86 と著しい不良となった 1980 年冷害はヤマセ型で，被害の地域差が大きく現れました．東北地方の作況指数は，三陸沿岸で 10 以下，北上盆地では 60，日本海側の秋田・山形では平年に近い作柄でした（図 10）．なお，作況指数 100 が平年，90 以下が著しい不良とされており，60 は大凶作です．
冷夏をもたらす気圧配置には他に，寒冷渦型（北西気流型）があります．これは，夏季になっても大陸が低圧部とならずに寒冷なシベリア高気圧が残り，北西気流が寒冷渦となって日本列島に流れ出すものです．気圧配置は西高東低の冬型のようになります．この場合は北日本あるいは日本の全域が低温になる可能性があります．
1993 年には北東気流型と北西気流型とが重なって，8 月になっても全国的に低温・日照不足が続きました．東北地方太平洋側の 6 ～ 8 月平均気温は平年に比べ –3℃，長雨続きにより日照時間は平年の 70％程度でした．水稲作況指数は全国平均で 74，東北 6 県平均で 56 と，全国的な大凶作となりました．岩手では県平均が 30，三陸沿岸で 1 ～ 8，北上盆地の北部で 30，南部で 34 でした（図11）．
水稲反収は品種改良や稲作技術向上により，1910 年代にくらべ 90 年代では 2.5 倍にも増加しました．このため 1993 年の大凶作でも平均反収は 1910 年代の 5 割近くも多いものでした．

42-6

気象庁 (1994)：平成 5 年冷夏・長雨調査報告．気象庁技術報告第 115 号．
小池ほか編（2005）：日本の地形 3，東北．東京大学出版会．
阪口ほか編（1986）日本の自然 3

日本の川．岩波書店

竹内清文（1950）：アイオン台風による磐井川の洪水に就いて．資源調査会報告第 6 号．

北上平野

42-7

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 30 年 12 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

42-8

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
43. 阿武隈川中流域
河床が下刻傾向にある山地内大河川
1. 地域災害環境
阿武隈川は，那須火山北部を水源とし，阿武隈山地と奥羽脊梁山地の間の阿武隈低地帯を 100 km
にわたり北に向け流れ，阿武隈山地北端に峡谷をつくり横断して仙台平野南部に入り，太平洋に注いでいます（図 1）．河口部平野は小規模で，ほぼ全域にわたり山地内を流れています．阿武隈山地
は，開析があまり進んでいない高原状の隆起準平原山地で，山頂標高が 800 ～ 1,000 m の定高性を示します．地質は大部分が白亜紀の花崗岩です．奥羽山地の南半部には，蔵王火山．吾妻・安達太良・
磐梯火山群，那須火山が噴出し，山頂標高 1,700 ～ 1,900 m の新しい火山体をつくっています．

図 1 阿武隈川流域

図 2 阿武隈川中流部の地形

これら両山地間の沈降帯である阿武隈低地帯のほぼ中央には，安達太良火山からの岩屑なだれの堆積などによる，比高 100 ～ 200 m の丘陵があります．低地帯はこれにより塞がれて，北は福島盆地，
南は郡山盆地となっています．また，上流の那須火山北東面には，火砕流堆積面からなる白河盆地が，阿武隈山地北部を通りぬけた下流には，角田盆地があります．阿武隈川は，いくつもの狭窄部を抜けながら，これら盆地を繋いで流れています．かつてこの川は，盆地・下流平野間の交易をになう
重要な交通路でした．
福島と郡山の盆地内において阿武隈川は，奥羽山地からの流出土砂の堆積による広い台地・扇状地に押されて，盆地東縁に流路をとっています（図 2）．奥羽山地には非常に侵食されやすい新しい
阿武隈川中流域

43-1

火山が多数あり，また豪雪地帯でもあって年降水量は 2,500 mm にもなるので，多量の土砂を山麓に搬出し堆積させています．一方，阿武隈山地の起伏は小さく年降水量は 1,200 mm ほどで，土砂搬出力は小です．このような両側の山地および低地内地形の東西非対称は，同じように南北に長い
北上川流域（東北北部）と同じです．ただし流れの方向は南北が逆になっています．
阿武隈川流路は長い区間にわたり南から北に向かっているので，通常南から北に進行する台風による雨域の移動と，洪水波の下流への進行とが重なって，洪水がより大規模になるおそれがあります．阿武隈川における既往の大きな洪水のほぼ全ては，台風の大雨によるものです．多数ある狭窄
部では洪水の疎通が阻害されて，その上流での水位が上昇します．
福島盆地南部は，吾妻・安達太良火山から流れ出す河川のつくる複合扇状地で占められ，阿武隈
川は東縁を山地に沿って流れています（図 3）．最も大きな荒川扇状地は長さが 15 km あり，その扇端部に福島の市街は位置します．盆地西縁には活断層（福島盆地西縁断層帯）が走り断層崖が連続していて，扇状地と山地・台地との境が明瞭です．これは山地側隆起の逆断層で，垂直変位の速度は 0.5
m/1000 年ほどです．
扇状地面の勾配は，扇央部で 1/50，扇端部で 1/100 ほどと，規模のわりにはかなりの急勾配です．
扇面には多数の分流路がほとんど下刻（掘り込み）行わずに流れていて，土砂の流出が継続していることを示します．荒川の名は洪水・土砂の氾濫と流路の変化が激しいことを伺わせます．かつてここには桑畑が広がっていましたが，現在では水田や果樹園（桃・梨など）になっています．
福島盆地は地殻の沈降域で，第三紀層基盤の表面深さは海抜高が –100 m
ほどの位置にあります．吾妻・安達太良火山からの土砂はこの沈降域を 150～ 300 m の厚さに埋めました．山頂・山腹には大規模な崩壊の跡地である円弧状の急崖が多数存在しており，その流出土砂が主要な供給源であったこと

図 3 福島盆地南部の地形

等高線間隔 10 m

図 4 郡山周辺の地形

等高線間隔 2 mを推定させます．火山噴火後の豪雨や融雪による泥流も供給源になっています．
阿武隈川はこの堆積面を 5 m ほど削りこんで流れています．盆地北部（伊達盆地）では氾濫原低地が広いのですが，ここでも河道は数m ほど低い位置にあります．河床が高い天井川河川とは逆の，このような侵食性河川では，
洪水氾濫は河道周辺に限定されます．
郡山盆地には広い台地（郡山台地）が形成されており，扇状地は支流沿いに多少分布する程度です．郡山台地は，10 数万年前に出現した古郡山湖を埋めた湖成層を主体とし，これを磐梯山地からの扇状地が覆っています．
その厚さは郡山付近で 80 m ほどです．
盆地の北には安達太良火山の岩屑なだれ堆積層などによる丘陵があり，阿武隈低地帯を43-2

閉ざしています．安達太良火山東面には多数の円弧状急崖があり，大崩壊がたびたび起こったことを示しています．南東面にある和尚山の馬蹄形カルデラは形成が 25 万前とされています．このような大崩壊による阿武隈
川堰き止めが，古郡山湖を出現させました．
盆地の南には那須火山からの火砕流による白河丘陵があります．火砕流の堆積面は 40 km
離れた須賀川西方にも分布します．
阿武隈川の氾濫原低地は 2 ～ 3 km の幅があり，ここでもかなりの侵食性河道になっています（図 2，図 4）．低地面は台地際から阿武隈河道へと緩やかに傾斜し，その比高は 7～ 10 m あります（図 5）．郡山の市街は低地

図 5 阿武隈川低地の地形断面の台地寄りと台地端上に展開しています．
明治まで阿武隈川は，この低地内において著しく蛇行していました（図 6）．明治 23 年の大洪水を契機として阿武隈川の治水に本格的に着手され，その後明治 43 年と大正 2 年の大洪水が起こって改修が速められて，昭和初期までにこの蛇行はショートカットされました．なお，阿武隈の名は大曲（おおくま）に由来するようです．蛇行は勾配が緩やかなほ
ど激しくなるのが通常ですが，ここの低地面
勾配はかなり大きく 1/1,000 ほどです．
郡山台地はかつて未開拓の広い原野でした．これを耕地化し郡山盆地に生活・工業用水を供給するために，猪苗代湖から導水する
安積疎水が明治初期に建造されました．猪苗
代湖水面は台地上端よりも 250 m 高い高度にあります．奥羽分水嶺は延長 600 m の隧道で抜けて，現在の磐越西線が通じる谷（五百川）沿いに幹線水路がつくられました．台地上には全長 130 km の水路が格子状にひかれ，台地面の 9,000 ha を灌漑しました．

図 6 明治 41 年の地形図 ×は破堤箇所
赤線は現在の河川堤防 青は 1986 年洪水の浸水域

2. 阿武隈川の洪水
江戸時代には，記録に残っている著名な洪水が 28（9 年に 1 回）あり，うち 7 が規模の大きな洪水でした．災害記録には本宮町（郡山盆地北部）や角田盆地での被害の記載が多くみられます．
昭和以降において最大の洪水流量（福島地点）を記録したのは，昭和 16 年 7 月に阿武隈山地を縦断した台風 8 号の豪雨による洪水でした．被害は，死者 58 人，住家流失・全壊 191 戸，半壊 17 戸，
浸水 34,290 戸などでした．昭和 13 年から昭和 33 年までの 20 年間には，被害がこれと同程度の災害が 6 回ありました．これらは全て，雨域の移動と洪水波の進行が同期しやすい台風の豪雨によるものでした．最大の被害をもたらしたのは昭和 23 年アイオン台風であり，これはさらに北上して阿武隈川中流域

43-3北上川流域に著しい被害を引き起こしています．
近年における大きな水害には，昭和 16 年に次ぐ洪水流量を記録した昭和 61 年の台風 10 号災害があります．阿武隈川の本川堤防の破堤は 2 箇所（梁川と角田），本川との合流点近くでの支川堤防の破堤は 5 箇所で起こりました．福島県における被害は，死者 3 人，住家全壊 13 戸，半壊 31 戸，
浸水 14,005 戸，被害額は 1,000 億円でした．
郡山盆地では最も多くの被害が発生しました．阿武隈山地から流れる支流の谷田川は合流点の3 km 上流で破堤し，阿武隈川堤防との間の袋状低地が平均 1.5 m，最大 2 m の深さに浸水し，湛水
期間は 4 日におよびました．破堤は，昭和初期までの河道を締め切った箇所で生じました．地盤高
は谷田川側がより高いので，氾濫域は阿武隈川方向へと広がりました．ここには昭和 40 年代に新設された中央工業団地（102 社が操業）があり，317 億円の商工業被害（県全体の 70％）が生じました．
図 6 の明治 41 年地形図が示すように，この低地は大正時代まで阿武隈川の蛇行帯のなかに収まっていたという，いわば河川敷です．蛇行のショートカットにより谷田川は 3 km 延長されて阿武隈川に斜めに合流し，両川堤防に挟まれ閉ざされた排水条件の悪い袋状低地が出現しました．ここには河原町・大河原・川久保・水門町など，その土地の由来・素質を示す地名がつけられています．
かつてここは桑畑として利用されていたのですが，高度成長期にハイテク電子機器製造を中心とする工業団地に変わり，大きな被害の発生につながりました．
西方の脊梁山地から流れる支川の逢瀬川は，合流点直上流で破堤し，やはり低地内に立地していた卸売市場・食品団地が最大 3 m の深さに浸水し，50 億円の被害が生じました．土地環境に基づく
重要施設立地の選定が肝要です．
福島市域では，阿武隈川は扇状地面を 5 m ほど下刻して流れているので，浸水は河道周辺において部分的に生じただけでした（図 7）．浸水の主原因は排水障害による内水の湛水で，本川の溢流
氾濫はわずかでした．なお，河岸が高いため通常の堤防はなく，特殊堤とよばれる高さ 0.5 m ほどのコンクリート胸壁がつくられています．荒川合流地点付近では昭和 16 年洪水でも浸水しました．
福島市における住家浸水戸数は，郡山市をやや下回る 2,478 戸でした．
福島盆地北端に位置し阿武隈渓谷狭窄部の直上流にあたる梁川では，本川堤防の破堤が生じました．
盆地北部では氾濫原低地はかなり広いものの，河道に向けて緩く傾斜し，河床は数 m
低いところにあるので，破堤氾濫による浸水
面積はわずか 0.35 km2 でした．支流（広瀬川）の破堤でも浸水面積は 0.22 km2 でした．なお，
郡山盆地の逢瀬川破堤では 1.5 km2 でした．
河床が高い天井川性の大中河川の破堤氾濫
では，一般に浸水域面積はこの 2 桁も大きくなります．阿武隈川のような浸食性河川では，浸水は河道周辺に限られ広く拡大しません．
しかし一方，浸水深は局地的に大きくなる可能性があります．梁川における阿武隈川破堤では最大浸水深が 4 m になり，破堤口付近の住宅 5 戸が全半壊しました．

図 7 福島における 1986 年洪水の浸水域（建設省資料）

43-4

3. 地震・火山活動
阿武隈流域とその周辺地域では，大きな内陸被害地震はほとんど起っていません（図 8）．会津盆地西縁断層帯の活動による 1611 年会津地震（M6.9）は，死者 3,700 人など大きな被害を引き起こした地震ですが，阿武隈低地帯での被害はわずかでした．被害の大部分は会津盆地の西側での山崩れと土砂ダム決壊により生じました．
福島盆地西縁断層帯が今後 30 年以内に活動する確率はほぼ 0％と評価されています．この近傍では，1731 年に桑折付近の地震（M6.5）が起こり，桑折で 300 余戸が崩れるなどの被害が生じています．
断層全体が活動すると M7.8 程度の地震になるので，1731 年地震はこの活断層の全体の活動ではな
いと考えられています．
福島県の東方沖では M7 クラス地震がたびたび起きております．その 30 年発生確率は 10％程度
です．南に隣接する茨城県沖では，M7 規模地震の発生確率が 70％と高くなっています．阿武隈低地帯では，震源距離が 100 km 以上になるので，これらの地震による揺れは強くはなりません．盆地は全般にかなり締まった砂泥層や砂礫層からなり，地震動の増幅が大きいのは，福島盆地の北端にほぼ限られます（図 9）．

図 8 被害地震の震源域と活断層（地震調査研究推進本部）

図 9 地震動の増幅度（地震調査研究推進本部）

2011 年東北地方太平洋沖地震は，震源距離が 200 km とかなり離れていたものの，M9.0 と超巨大規模であり，震源域は太平洋岸近くにまで広がったので，阿武隈低地帯でも強い揺れと大きな被害になりました（図 10）．計測震度は，
白河 6.1，須賀川 6.0，郡山 5.9，福島 5.3 などで，震度 6 強（の下限近く）～ 5 強でした．阿武隈低地帯にある 12 市町村の被害は，死者 15 人，住家全壊 3,483 棟，半壊 17,869 棟などでした．
市町村単位での住家全壊率は，内陸域にかぎると全国で最大です（海岸域では震動だけの被害は不明）．全壊率は，震源からはより離れた低地帯南部で大きく，鏡石町 5.3％，矢吹町
4.8％，天栄村 3.2％，須賀川市 2.9％，郡山市
1.9％などでした．須賀川市では，高さ 18 m の

図 10 東日本大震災における住家全壊率
阿武隈川中流域

43-5大きな農業用ダムが決壊し，死者 8 人，
住家流失・全壊 19 棟，浸水 55 棟の被害が生じました．被害率と地盤条件および計測震度との関係はあまり認められません．被害は郡山市で最も多く，建物被害の 60％を占めました．
奥羽山脈南部には，吾妻・安達太良・
磐梯・那須の 4 活火山があります．いず
れも常時観測火山で．火山活動は中程度のランク B です．活動がかなり活発なのは安達太良山で，噴気活動を盛んに行っています．1900 年には中規模の水蒸気噴火があり，硫黄採掘場で 72 人の死者がでました．この火山は過去に何度も大崩壊・岩屑なだれを起こしています．磐梯山の最後の噴火はよく知られた 1888

図 11 吾妻山のマグマ噴火後に予想される火山泥流の到達域
紫は浸水深 2 m 以上 （福島県資料）

年の大規模水蒸気爆発と山体崩壊で，北面に大きな馬蹄形カルデラが出現し，岩屑なだれや爆風などにより 461 人の死者がでました．
吾妻山は過去 7 千年間に 5 回以上のマグマ噴火を行っています．噴火後に豪雨や大規模な融雪があると，山麓扇状地にまで流れ出す火山泥流が発生し，福島市街にまで達する可能性があります（図11）．扇状地勾配はかなり大きくて，通常の短期間強雨で激しい流れの扇状地洪水が起ります．

小池ほか編（2005）：日本の地形 3，東北．東京大学出版会．
国立防災科学技術センター（1987）：1986 年 8 月 5 日台風 10 号の豪雨による関東・東北地方の水害調査報告．主要災害調査 27．
阪口ほか編（1986）日本の自然 3

日本の川．岩波書店

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 30 年 12 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

43-6

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
44. 長野盆地
最長河川が流れ構造運動の激しい盆地
1. 地域災害環境
信濃川は長さが全国第 1 位，流域面積では第 3 位という大河川です．中部山岳の高山地帯を水源とし，多くの盆地をつないで，日本
列島を東西に分かつ大地溝帯・ホッサマグナの北半部山地を流れ，新潟平野から日本海に注いでいます．慣例では，信濃川と呼ぶのは中流・下流部であり，長野と新潟の県境付近を境とした上流域では，本流を千曲川と呼んでいます（図 1）．
千曲川流域には，佐久盆地・上田盆地・長野盆地・飯山盆地が，信濃川中流には十日町盆地があります．北アルプスを水源山地とする大支流・犀川の流域には広い松本盆地があります．
盆地が多数あるということは境となる狭窄
部・狭隘域が多数あることでもあり，それらが洪水の疎通を妨げて，水害の危険を大きくする要因になっています．

図 1 信濃川流域

この地域は活褶曲・活断層など地殻運動の活発なところであり，また，多数の活動的火山があります．盆地の境界の形成には，現在も進行する構造運動や火山活動が深く関わり，多数の地形ブロッ
クをつくっています．
善光寺平とも呼ばれる長野盆地は，長さ 30 km，幅 5 ～ 8 km の長い野原で，両側山地から伸び出す扇状地がその大半を占めています（図 2）．西南方の犀川丘陵から流れ出る大支流の犀川は，最も大きな緩扇状地をつくっています．千曲川とこれに斜めに合流する犀川との間の楔状地が川中島で，浸水が生じやすい土地です．
盆地の西縁には活断層である長野盆地
西縁断層帯が走っています．これは西側隆起の逆断層で，ここを境にして盆地基盤は西に傾く傾動を行っています．第四紀堆積層（洪積層・沖積層）の厚さは長野付近で 400 m ほどあります．犀川丘陵の平均隆起速度はかなり大きくて 1 m/1000
年ほどです．この断層運動により山地境
界は，出入りの大きい東側に比べかなり直線的です．
中野西方において千曲川は比高 50 ～100 m の 丘 陵 内 を 大 き く 蛇 行 し な が ら
10 km 流れて，飯山盆地に流入しています．この高丘丘陵は洪積層で構成されており，第四紀に大きく隆起したことを示

図 2 長野盆地の地形

等高線間隔 5 m
長野盆地

44-1

します．山地・丘陵内における蛇行は穿入蛇行と呼ばれるもので，隆起以前の蛇行河道を維持した
まま隆起地塊を下方侵食した結果出現した地形です．
長野盆地おける千曲川の平均勾配は 1/800 ほどと，下流域に比べ緩やかです．50 km 下流の十日町盆地における信濃川の平均勾配は約 1/200 と急です．高丘丘陵の狭窄部の存在は信濃川治水の難問となっています．長野盆地西縁断層は千曲川を横切り高丘丘陵の東縁を走っていますが，この断層は西側隆起なので，活動した場合下流側を高くして流れを阻害する作用をします．
高丘丘陵の北には 20 ～ 30 万年前に活動した高社山火山（高井富士）があり，千曲川低地を塞いでいます．この火山活動による河道閉塞が，緩やかな盆地床の形成および蛇行の発達をもたらしたものと考えられます．
犀川も穿入蛇行を行いながら，隆起しつつある犀川丘陵の中を松本盆地から 40 km にわたり流
れています．犀川丘陵は新第三紀の泥岩・凝灰岩からなり，また地殻運動による破砕作用を受けているので，地すべり多発地帯になっています．谷壁は下刻の進行により急傾斜であり，谷の深さは300 m ほどあります．このため地震や豪雨により谷壁が崩壊すると，崩壊土砂が河道を閉塞して地すべりダムをつくり，その決壊により洪水を起こしやすい地形・地質条件のところです．
長野盆地の東側にある関東山地西部には，白根山・四阿山の火山群があります．ここで生産される多量の土砂は盆地に流出して扇状地群をつくっています．志賀高原から流れる夜間瀬川や白根火山を水源とする松川の扇状地はとくに大きな規模です．
長野は 642 年に創建された善光寺の門前町で，筑摩山地から流れ出る裾花川の扇状地性堆積面
上に市街は位置しています（図 3）．その上半部は長野盆地西縁断層により隆起して台地化しています．善光寺は台地上端近くに位置し，市街南縁にある JR 長野駅との比高は 50 m です．その間の平均勾配は 1/40 と急な勾配です．市街南部の扇状地域では裾花川河床との比高は 2 ～ 3 m と小さくなり，扇状地面勾配は 1/100 ほどあるので，裾花川の市街への氾濫した場合，破壊力の大きい山地

図 3 長野市街域の地形

等高線間隔 5 m

河川洪水が生じるおそれがあります．
2. 地震・火山災害
2.1 善光寺地震
長野盆地西縁断層は 1847 年に M7.4 の善光寺地震を起こして，死者およそ 1 万人という大きな被害をもたらしました．震源は善光寺の北 8 km とほとんど直下であり，善光寺の門前町は震度 7 の
激しい揺れに見舞われました．盆地西縁断層の変位は飯山から篠ノ井に至る 40 km の区間で認められ，長野市街では 1 ～ 2 m の段差が生じました．
折悪しく 6 年に 1 回の本尊ご開帳が行われており，近隣諸国から 1 万人近い参詣者が集まってきていて，犠牲者を多くしました．善光寺領（おそらく門前町地区）では 2,240 戸が全壊・焼失し，死者は 2,486 人（うち旅人 1,029 人）でした．地震の発生は午後 10 時のことで，寺周辺における多数の宿泊者が，建物倒潰および火災により犠牲になりました．長野盆地（善光寺領・松代藩・須坂藩など）における被害は，全壊・焼失 15,642 戸（うち埋没 340 戸），死者 5,503 人，飯山盆地（飯山藩）では全壊・焼失 2,653 戸（内埋没 89 戸），死者 1,504 人でした．埋没は山崩れによりものと思われます．被害は44-2

広く周辺域に及び，松本藩で全壊 396 戸，死者 67 人，高田藩で全壊 477 戸，死者 5 人が生じています．
住家全壊は，活動した盆地西縁断層帯沿いおよび断層西側（断層の上盤）で多く発生しています．
（図 4）．断層西側は山地・丘陵であり，ここで発生した山崩れが，全壊被害を多くしています．
図の南西部にある犀川丘陵は地すべり地帯であり，非常に多くの山崩れとそれによる河道閉塞が多数発生しました（図 5）．千曲川の東側の氾濫原・扇状地では住家損壊の程度が小さくなっており，
ここの地盤が良好（震動増幅度が小さい）ことを示します．
善光寺地震で特筆されるのは，岩倉山（虚空蔵山）の巨大崩壊による犀川堰き止めと，その決壊による大洪水の発生です（図 5）．
岩倉山は標高 764 m，犀川河床との比高が350 m ある新第三紀砂泥岩からなる山です．
この西斜面が地震により土砂量 3 千万 m3の巨大崩壊を起こして犀川の谷を 65 m の高さに埋めました．この堰き止めによる湛水域は上流 32 km に達し，3.5 億トンの河水が貯留されました．19 日後にこの地すべりダムは決壊し，段波状の洪水は犀川・千曲川を奔流となって駆け下り，氾濫しました（図 6）．中野西方の狭窄部では河道をはずれて高丘丘陵の東を回りこむ流れが生じています．
最大水深は．犀川の扇頂部で 20 m，千曲川で 6 m，長岡（信濃川）で 4 m でした．
この洪水による被害は，長野盆地内におい図 4 1847 年善光寺地震による家屋被害の分布（宇佐美，1987）て流失・全壊 2,260 軒，死者 51 人でした．

図 5 善光寺地震による山崩れ・堰止湖・浸水域（宇佐美，1987）

図 6 岩倉山地すべりダム決裁による浸水域（宇佐美，1987）

長野盆地

44-3

ダム決壊に対する備えが事前になされていたので，人的被害は多くはありませんでした．河道閉塞
は犀川の諸支流で多数発生し，その地すべりダムが現在も残っているところがあります．犀川丘陵の谷は峡谷状なので．河道閉塞が起りやすいのです．
2.2 地震・火山活動
長野盆地は，構造運動が激しい羽越褶曲帯の南部にあたるので，周辺域での地震活動は活発です（図 7）．最近では，2004 年には中越地震（M7.2），2008 年には中越沖地震（M7.1）が起っています．
長野盆地内では，1941 年に長野市付近を震源とする M6.1 の地震があり，死者 5 人，住家全壊 29 棟などの被害が生じました．長野盆地西縁断層帯における今後 30 年以内の地震発生確率は，最後の発生からまだ 180 年なので，ほぼ 0％です．
長 野 盆 地 内 で 発 生 し た 特 異 な 地 震 に，
1965 年 8 月から 5 年半続いた松代群発地
震があります．この間における有感地震の回数は 62,826 回で，多いときには 1 日に585 回（約 5 分に 1 回）も起こりました．最大 の 地 震 は M5.4 で あ り， 震 度 5 が 9 回，
震度 4 は 50 回，総放出エネルギーは M6.4
相当でした．
震源は松代市街東南の皆神山の地下数
km を中心とした半径 10 km ほどのところでした（図 8）．皆神山は 30 ～ 35 万年前に噴出した安山岩ドームで，比高は 280 m あります．地割れ群の発生と大量の地下水流
出，地すべりの滑動も起こりました．人的・物的被害は負傷 15 人，家屋の全壊 10 戸，
半壊 4 戸，一部破損 7,857 戸でした．長期間の地震継続による社会経済的，精神的な障害などに著しいものがありました．この

図 7 上信越地域の被害地震・活断層・活火山

ように長期間の群発地震は世界でもあまり例をみないものです．
千曲川流域には，浅間山（活動度ランク
A）と草津白根山（ランク B）という 2 つの活火山があります．（図 1）．白根山では現在噴気活動が活発です．これが噴火した場
合，火砕流や火山泥流が夜間瀬川・松川などを経て長野盆地内に流入する可能性があります．浅間山の天明大噴火（1783 年）では，
火砕流が北方の吾妻川に流入し，その土砂はさらに利根川本流にまで運ばれて河床を高くしました．このため利根川は関東平野において洪水を度々起こすようになりました．約 2 万年前に浅間山は巨大崩壊を起こし，その岩屑流は軽井沢から上田付近までの千曲川低地を埋めています．

44-4

図 8 松代地震の震源域推移① → ④（宇佐美，1987）

今後浅間山の噴火で火砕流や岩屑流が千曲川に流入した場合，長野盆地に洪水を頻発させる恐れがあります．盆地西方 10 ～ 15 km にある飯縄山・黒姫山は，内部構造が不安定な富士山型成層火山なので，巨大崩壊を起こす可能性があります．
3. 豪雨災害
中部山岳地帯の内陸に位置する長野盆地は少雨地帯です．長野の年平均降水量は 950 mm で日本の平均の 60％ほどです．日降水量 100 mm 以上の豪雨日数は年平均 0.1 日で，東海太平洋岸の 1/20
です．日本海に面し豪雪地帯である高田では年降水量が長野の 3 倍もあり（半分は冬季），低い山を隔てたわずか 40 km のところでこのような大きな差があります．しかし，曲川流域界には雨の多い
高山地帯が連なるので，千曲川ではしばしば洪水が起ります
信濃川では江戸時代に 64 回（4 年に 1 回）の水害記録があります．千曲川における最大の洪水は
1742 年大洪水で，立ケ花（高丘丘陵の狭窄部）の水位は 10.7 m と既往最大を記録し，死者 2,800 人などの被害を引き起こしました．その氾濫域は善光寺地震時の地すべりダム決壊による浸水域とほぼ同じです．
明治・大正期には大洪水が 5 回起こっています．1959 年には甲府盆地に大被害をもたらした台風
7 号がさらに北上して，千曲川流域に死者 65 人，住家全壊 1,391 戸，半壊 409 戸などの被害をもたらしました．天竜川流域・伊那谷で大きな被害があった 1961 年梅雨前線豪雨では，千曲川でも死者 109 人，住家全壊 903 戸，半壊 621 戸などの大被害が起こっています．
長野市街では 1949 年に，裾花川左岸が決壊して死者 2 人，住家流失 36 戸，全壊 20 戸，半壊・浸水 2,000 戸の被害が生じました．勾配の大きい扇状地部において激しい流れの山地洪水が発生したと思われます．なお，上流山地での最大日雨量が 100 mm 程度と少なく，短時間集中の強雨があったものと推定されます．
1981 年 8 月，台風 10 号の大雨により，須坂市を流れる鮎川で土石流および激しい後続洪水流が発生して，死者 10 人，家屋全半壊 19 戸の被害が生じました．鮎川支流の源頭部に連なる急勾配溶岩壁で発生した大きな斜面崩壊（図 2 の S）の土砂が土石流化して 6 km ほど流れ下り，山麓集落を襲ったものです．
急崖の上方には四阿火山の 1 つの根子
岳の緩やかな山腹斜面が広がり，菅平高
原に続いています．この勾配約 20 度の山腹斜面に 5 年前にゴルフ場がつくられ，階段状に切り盛り土されました（図 9）
この地形改変により急崖を刻む一小谷の集水域面積が 5 倍ほどに増大し，台風
10 号の短時間強雨により，以前にない
大量の雨水がこの小谷に一気に流れ込ん
で急崖の基部を洗掘し，土砂量 5 万 m3の大きな崩壊を引き起こしました．台地面や緩傾斜地の地形改変が，集水の条件を変化させて斜面崩壊災害を起こすということは，市街化域において多くみられるところです．
図 9 1981 年須坂土石流の発生域

長野盆地

44-5

4. 土砂災害
長野盆地の南西には，新第三紀層の泥岩・凝灰岩など地すべりを起こしやすい地層からなる丘陵・山地が広がっています．その北東端の地附山東面において，1985 年に土砂量 250 万 m3 の地すべりが発生し，死者 26 人，住家全壊 55 棟などの被害が生じました（図 10）．各種の前兆現象があり土砂の運動の緩やかな地すべりで，このような多くの犠牲者がでるのはほとんど例をみないことです．
地割れなど斜面の変状はすでに 2 年も前から起っていました．2 カ月ほど前からその変状は激し
くなり．斜面内を屈曲しながら通じる道路（21 年前につくられた戸隠有料道路）はたびたび閉鎖されました．斜面上部に生じた地割れ列は地滑りの頭部滑落崖と完全に一致しました．その直下にあった高齢者収容施設（32 年前に建設，250 人収容）の 4 棟は，全員の移送が終わる前に，人がゆっくりと歩く程度の速さの地すべり土塊に飲み込まれました．病院・幼稚園・高齢者収容施設などは，避難を必要としない高い台地．広い段丘上などに最初から立地すべきものです．
現在，地附山東面は地すべり危険地域に指定されています（図 11）．その下端は急傾斜地崩壊危険区域にもなっています．善光寺は台地面上端に形成された小扇状地末端に位置するので，その小谷からの土石流の危険があります．盆地内に広く発達する扇状地では，土石流および土砂・流木をも運ぶ激しい流れの洪水に襲われる可能性があります．その危険域は扇頂部，谷床面・低位段丘面などです．

図 10 1985 年地附山地すべり

図 11 土砂災害危険区域（長野県資料による）

町田ほか編（2006）：日本の地形 中部．東京大学出版会
水谷武司（1990）防災地形第 2 版．古今書院
宇佐美龍夫（1987）：新編日本被害地震総覧．東大出版会

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 30 年 12 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

44-6

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
45. 伊那谷
アルプス山地を深く刻む天竜川の上流域
1. 地域防災環境
天竜川は，八ヶ岳西面を最上流とし，諏
訪湖を経て細長い伊那谷に入り，赤石南部
山地を穿入蛇行で抜けてから大きな扇状地をつくり，遠州灘に注いでいます（図 1）．
流域界には，赤石山地・木曾山脈・八ヶ岳連峰の，2,900 m を超える山々が連なっています．
流域内には中央構造線が走り，その構造に支配された地形・地質構造を示しています．中央構造線は日本列島の大規模地質構造の境界であり，諏訪湖付近から九州にまで連続しています．その西北側は領家変成帯と呼ばれ中生代の花崗岩とそれに接する
熱変成岩とからなります（図 2）．東南側は三波川帯と呼ばれ，押し上げられた海洋底堆積層が変成作用を受けた岩石からなります．さらにその外側の赤石山地主部は．中・図 1 天竜川上流域

古生層の砂岩・頁岩などで構成されています．地層の走行は構造線にほぼ平行であり，その傾斜は一般に垂直に近い大きさです．
伊那谷は，東側の赤石山地と西側の木曾山脈とにはさまれた，長さ 80 km，幅 5 ～15 km と細長い盆地地形です．およそ 100～ 200 万年前に赤石山地が隆起を始め，その南西部（大平山地）を蛇行しながら流れていた天竜川は，この隆起地塊を刻んで峡谷をつくるようになりました．こうして下流側が塞がれた状態になって，盆地地形がつくられました．
木曾山脈は周囲を活断層で囲まれた細長
い断層地塊で，ほぼ花崗岩で構成されます．
中央構造線と天竜川との間の山地は伊那山
地で，標高 1,600 ～ 1,800 m ほどの定高性を示します．前山となるこの山地の奥に，3,000 m 峰を連ねる赤石山地主部がそびえています．
木曽山脈最高点の木曾駒ケ岳（2,956 m）

図 2 伊那谷周辺域の地質図と赤石山地北部の高峰・仙丈ケ岳（3,033 m）とを結ぶ線の地形断面が図 3 です．木曽山脈は急傾斜の山腹を向けてそそりたち，山麓には広い扇状地をつくっています（図 4）．天竜川の流路はこれに押されて伊那山地側を流れています．
伊那谷

45-1

中央構造線のところでは，断層破砕により岩石が侵食されやすいので，深い谷となっています．このため赤石山地から流れる大支流の三峰川・小渋川・遠山川などは，真横に大きく伸ばした手をつなぎ合ったような水系を示し，中央構造線の位置を20明らかにしています．隣りあっ図 3 伊那谷の地形断面

た谷の鞍部は名の知れた峠になっています．

盆地西側には連続して大規模な扇状地が形成されています（図 4）．東側で扇状地があるのは三峰川だけです．扇状地の堆積層の厚さは最大で 120 m あります．この堆積年代は，地層中に多数挟まれる御岳の火山灰層の年代測定から，およそ 80 万年前～ 5 万年前と推定されています．これは赤石山地隆起の後に始まった木曽山脈隆起の時期に一致します．その急速隆起が大量の土砂生産と扇状地形成をもたらしたものと考えられます．御岳火山灰層の厚さは全体を合わせて 10 m ほどにもな
ります．地層中には礫が多く含まれ，数 m もの巨礫もあり，土石流の堆積層であることがわかります．
ほぼ全ての扇状地は，その扇端を天竜川により侵食されて大きく段化しています．この段丘崖の比高は 50 m ほどあります．扇状地を流れる主谷も，扇頂から扇端までを深く開析しています．このような深い下刻には地盤の隆起が大きく関係しています．河川の侵食作用だけでこのような高い段丘崖をつくるとすれば，流路側方移動による広い氾濫原の形成が伴うからです．現在の天竜川の氾濫原は狭く，峡谷となっているところもあります．

図 5 3 田切川の扇状地地形図 4 伊那谷の地形

45-2

等高線間隔 10 m

等高線間隔 20 m

盆地中央の駒ヶ根市付近では，田切と呼ばれる見事な開析扇状地がみられます（図 5）．一番北の太田切川では，扇頂部は開析されず，河床は扇状地面とほぼ同じ高さです．このことは，現在上流
山地からの土砂流出が盛んであることを示します．ただし，扇央～扇端部では開析河道になっているので，その土砂流出は最近のもので規模も大きくはないと推定されます．なお，大田切川の上流には氷河の侵食地形である見事な千畳敷カールがあり，土砂生産量は多いと判断されます．
山地縁を通る伊那谷西縁断層は，扇状地面上に副次的な断層崖列をつくっています（図 5 中の赤線）．ここでは崖の高さは数 m 程度ですが，図 4 の A のように 50 m の高さがあるところもみられます．
図 4 の B では侵食と断層変位が重なって，段丘崖の高さが 100 m にもなっています．これらの崖からの地下水湧出は，下位の扇状地面に農業用水を供給しています．伊那谷の扇状地は大正期以降主として桑畑となっていましたが，近年では桃・梨・ブドウなどの果樹園が多くなっています．
台地のように段化した扇状地面は一般に災害の危険が小さい地形です．盆地内の最大の街・飯田
は段化扇状地上に立地します．ここは城下町および宿場町として栄えましたが，1947 年に焼失 3,577
戸，罹災人口 17,778 人の大火に見舞われ，街は一変しました．近年ではより下位の段丘面や天竜の氾濫原に市街が進出して災害の危険を大きくしています．
駒ヶ根の街は段化扇状地中央に位置するものの，大田切川の扇頂部河床が高いので，土石流や洪水の氾濫を被る可能性があります．扇状地面の勾配からみて，土石流の到達範囲に入っていると判断されます．北伊那の中心の伊那の街は，谷の出口の低位段丘面にその半分が位置するので，激しい流れの洪水に襲われる可能性があります．
赤石山地には大小の崩壊地が非常に多数あります（図 6）．大規模な崩壊地は標高が 3,000 m 近い
主稜線に沿って分布します．標高の高い山頂・尾根が深い谷に面して長大で急傾斜の山腹斜面をつくっていると，山体の自重により山腹がはらみ出し，斜面上部でその変形が最大になります．これ
により稜線に沿って亀裂群が生じます．この地形は昔から二重山稜などと呼ばれていました．この亀裂が深くにまで達し，地震動や豪雨の浸透水が加わると，大規模な崩壊を起こします．地層の傾斜が斜面と平行の状態（流れ盤構造）であると，崩壊が生じやすくなります．赤石
山地主部では中・古生層の砂岩・頁岩・チャート・石灰岩などが互層になり．褶
曲作用を受けて急傾斜の地層構造を示す
ので，弱い地層面を境にして崩壊を起こしやすい状態にあります．
木曾山脈・伊那山脈は主として花崗岩からなります．花崗岩はマグマが地下深
くでゆっくりと冷えて固まった岩石で，大粒の結晶粒子で構成されています．これは地下水の浸透により粒子間の結合がゆるむという風化を地下深くまで受けやすい性質があります．この風化花崗岩（マサ）は多量の土砂を供給します．
このように天竜川は土砂を多量に運搬することになり，その結果がダムの堆砂速度に現れています．天竜峡の上
流 5 km に昭和 10 年に作られた高さ 30m の泰阜ダムでは，ダム堆砂率が建造の4 年後に 53％，8 年後には 96％となり，

図 6 赤石山地における崩壊地（長野県資料）

伊那谷

45-3

発電の機能を失ってしまいました．天竜川水系のダムの堆砂速度は日本の河川中で最大です．これは盆地の下流端における河床を上昇させて．洪水の頻発を引き起こしています．
2. 豪雨災害
土砂生産の多い山地流域に豪雨が降ると，山崩れ・土石流・土砂流・鉄砲水・扇状地洪水・渓岸
洗掘など土砂と洪水の複合災害が生じ，到るところ土砂で埋まるという状態を呈します．勾配の大
きい地形の場での現象なので，大きな破壊力を及ぼします．

図 7 昭和 36 年梅雨前線豪雨による伊那谷における死者数（市町村単位）（長野県資料）

図 8 昭和 36 年梅雨前線豪雨による伊那谷における流失・全壊家屋数（市町村単位）（長野県資料）

天竜川では，明治・大正期に 3 回の大きな豪雨災害が起こっています．昭和における最大の豪雨
災害は昭和 36 年にありました．飯田では戦後の 50 年間において 4 年に 1 回の頻度で洪水被害が生じています．
1961 年 6 月末，梅雨前線の活動により，関東から近畿の地域において大雨が降りました．全国の被害は，死者 302 人，住家全半壊 3,666 戸，浸水 414,362 戸などでした．横浜や神戸で雨が強かったので，浸水被害が著しくなりました．
伊那地方における最大日雨量は，清内路村 587 mm，恵那山 429 mm，飯田 325 mm などでした．
この豪雨による伊那地方の被害は，死者 129 人，家屋流失 380 戸，全壊 518 戸，半壊 605 戸，浸水
12,452 戸でした．降雨帯は線状に伸び，被害はその領域に集中発生しました（図 7，図 8）．飯田市の被害は，死者 15 人，家屋流失・全壊 280 戸などでした．
最大の被害は，中央構造線の走る小渋川に面した大西山（1,741 m）の大崩壊により生じました．崩壊の規模は，高さ 450 m，幅 280 m，最大厚さ 15 m，土量 280 万 m3 でした．斜面の基部洗掘による表層剥落が，三角末端面的な長大斜面で大規模に生じたものです．この大量土砂が対岸の地区を襲って 39 戸を埋没し 42 人の死者をだしました
3. 地震災害
この地域では地震活動はあまり活発ではありません．1718 年には赤石山地南部で「遠山谷の地震」（M7.0）があり，飯田領内で死者 12 人，住家全壊 350 戸の被害がありました．1720 年には諏訪湖周辺で M6.3 の地震があり，死者 12 人，住家全壊 44 戸の被害が生じました．震動で高遠城は破損し
ました．

45-4

伊那谷断層帯が今後 30 年以内に活動する確率はほぼ 0％と評価されています．木曾山脈西縁断層帯の 30 年確率は 0 ～ 3％とされています．木曾・美濃地方には活断層が多数あります
が，その活動による地震は近年ほとんど起こっていません．
中央構造線は典型的な活断層地形を示してはいますが，活動度は低いと評価されています．もう 1 つの大構造線である糸魚川－ ｣ 静岡構造線の中南部の 30 年以内地震（M7.4）発生確率は 1～ 8％とかなり大きい値とされています．震源距離が 30 km ほどの北伊那では，震度 6 弱の揺れになる可能性があ

図 9 伊那盆地周辺地域の活断層・被害地震

ります．
伊那盆地に被害を及ぼす可能性の大きいのは駿河トラフにおける巨大地震です．東海地震の想定
震源域からは 100 km 以内にあるので，震度 5 強の強い揺れが予想されます．盆地床の地盤は，震動増幅のあまりない砂礫質の比較的硬い地盤です．

飯田市（2015）：飯田市・・・・地域防災計画．
町田ほか編（2006）：日本の地形 中部．東大出版会
全国防災協会 (1965)：わが国の災害誌

伊那谷

45-5

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 30 年 12 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

45-6

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
46. 三河湾沿岸域
高潮が増幅されやすい浅い盆状の内湾
1. 地域災害環境
三河湾は，南に突き出る知多半島と西に伸び出す渥美半島とで囲まれる海域です（図 1）．湾口は伊勢湾に向け開いているのですが，伊勢湾の一部ではなくて，独立の湾とされています．その面積は伊
勢湾のほぼ 1/3 です．
三 河 湾 の 平 均 水 深 は 9.2 m で， 東 京湾・大阪湾などに比べ浅い伊勢湾の 16.8m よりもさらに浅い湾です．海底の地形をみると，西三河平野の南端から砂州状の高まりが南に伸び，渥美半島先端に達しています（図 2）．佐久島・日間賀島．
篠島などの島々はその頂部に並んでいま

図 1 伊勢湾・三河湾と周辺域の地形（国土地理院資料）す．
この高まりにより湾は 2 分され，東側は三河湾（主部），西側は衣浦湾です．細
長い衣浦湾では，中央に海底谷があって外海（伊勢湾）に続いています．衣浦湾は
1 ～ 2 km の幅で 15 km の長さにわたり真っ直ぐ伸びており，これに続く陸上の河川は小さいので，地殻の沈降域に海水が進入したものと推定されます．隆起の軸は西に並行する知多半島にあると思われます．
一方三河湾は浅い盆状です．最深点は

図 2 三河湾の水深分布（愛知県資料）–20 m ほどです．このような海底地形は，高潮の海水の戻りを妨げて潮位を高くします．閉鎖的な海域のため海水交換が行われ難いので，水質悪化・富栄養化が進んでいます．三河湾に流入する最大の河川・矢作川は海底に大きなデルタ状地形をつくっています．
三河湾沿岸域は西から，知多半島，西三河平野，幡豆・蒲郡山地，東三河平野，渥美半島と並んでいます．知多半島は標高 50 m 前後の第三紀層丘陵からなります．その形は線状の隆起地塊であることを推定させます．ここには木曾山脈南部から続く活断層帯が走っています．渥美半島は台地
および標高 100 ～ 200 m の断片的な古生層山地とからなります．日本列島を大きく分断する中央構造線が，豊川から半島北岸に沿って走り志摩半島へ続いています．中央構造線はいわば巨大活断層
ですが，この領域では活動度が低いと判定されています．
東三河平野（豊橋平野）は，豊川市街の載る広い小坂井台地，豊橋市街の半分が載る豊川左岸台地，
台地縁辺の小段丘群および豊川低地とからなります（図 3）．豊川低地では，標高 3 m 付近までが三角州性低地で，沿岸部は干拓地・埋立地です．その上流の標高 5 m（海岸から 10 km）までは氾濫原性低地です．さらに上流では著しい下刻河道になり，扇状地性堆積面が段丘化しています．豊川の河道は大きく屈曲しているので，1965 年に直線的な放水路がつくられました．豊橋の街は低位段丘
や豊川河畔の低地に伸び出ているので，洪水リスクが大きくなっています．干拓地起源の海岸低地
三河湾沿岸域46-1

や標高の低い海岸埋立地では，高潮の危険があります．
幡豆・蒲郡山地は，木曾山脈の南に続く広い三河高原の南端部で，領家花崗岩の変成岩で構成されます．標高は 300 ～ 400 m です．
西三河平野（岡崎平野）は広い碧海台地と細長
い矢作川低地とからなります（図 4）．碧海台地
は洪積台地で，標高 15 ～ 20 m の平坦面が広く残り，一大農業地帯になっています．矢作川の流域は花崗岩で構成されるので多量の風化砂礫を搬出し，洪水を頻繁に発生させていました．
現在の本流河道は 1605 ～ 1644 年に，徳川家康の命により台地を開削して付替えられたものです．以前の流路は矢作古川として残っています．
河道付替えの主目的は新田開発と思われます．
沿岸部の標高 1.5 m ほどまでのところは

図 3 豊橋平野の地形

等高線間隔 2 m

中世から行われた干拓地です．
三河の地は，鎌倉・室町時代には足利家の領地が，戦国・江戸時代には徳川家の領地のあったところです．しかし権力者が居て開発がとくに進められ街が発展したということはなく，東海道の宿場のある農業地帯のままでした．現在西三河
北部は，世界の大自動車工業地帯になっています．
河川洪水や高潮の危険のある矢作川低
地・海岸低地に位置する都市には，西尾市・碧南市．半田市があります．岡崎の市街は三河山地縁辺の丘陵状地形のところに展開し，激しい流れや河岸洗掘などが生じる山地洪水の危険があります．一方台地は最も危険の小さい地形です．
2. 高潮・河川洪水災害
2.1 高潮図 4 矢作川平野の地形 赤線は沖積層の厚さ
黒実線は等高線（2 m 間隔）

台風は低い気圧による海水の吸い上げと強風による海水の吹き寄せにより，海岸での海水面を高くします．海水吹き寄せの量は風速の 2乗に比例して大きくなります，三河湾のように水深が浅いと海水の戻りが妨げられて，海水面が高くなります．衣浦湾のように湾の幅の狭まりが大きいと海水が横から押し込められて海面が盛り上がります．三河湾は水深が非常に浅いうえに沈水砂州状の地形により出口が半ば閉ざされたような状態にあるので，高潮の危険がより大きくなります．浸水危険域は標高の低い（2 ～ 3 m 程度）海岸
低地です．
1953 年 9 月の 13 号台風は三河湾沿岸に大きな高潮被害を引き起こしました（図 5）．台風は志摩半島から知多半島南部を横断し岡崎付近を通って北東へ抜けました．これは三河湾主部が強風域と46-2なる進行右側のコースであり，また来襲時が秋分の大潮にあたる時期であったので，大きな高潮になりました．最大潮位（東京湾平均
海面 T.P.）は，衣浦港で 2.78 m，矢作川河口
で 2.89 m，豊川河口で 2.83 m でした．浸水域は，衣浦湾沿岸，西三河平野沿岸部，東三河平野沿岸部，渥美半島西部において広くなりました
矢作川低地沿岸の干拓地堤防は弱い構造になっていたので全面決壊し，標高 1.5 ～ 2 mの標高域が浸水しました．豊川沿岸低地では，海水進入限界がおよそ標高 1.5 m でした．
三河湾沿岸にある市郡の被害は，死者 66 人，
住家流失・全壊 2,093 戸，半壊 4,598 戸，床上浸水 18,164 戸，床下浸水 18,615 戸でした．

図 5 1953 年 13 号台風の高潮浸水域（愛知県，1970）

この台風後に急遽災害関連の法整備が行われ，強度のより大きい海岸堤防の建造が進められました．
7 年後の 1959 年 9 月には伊勢湾台風が来襲し，史上最大の風水害といえる大被害を引き起こしました．13 号台風よりは 50 km 西に離れたコースではあったものの，台風勢力は非常に強かったので 13 号よりも高い高潮を起こしました．伊良湖岬における最大風速
は 13 号 が 30.0 m/s， 伊 勢 湾 が 45.4 m/s で した．最大潮位は衣浦港 3.06 m，蒲郡南方で3.30 m，豊川河口 3.50 m と 3 m を超えました．しかし海岸堤防整備の効果で，浸水はより小規模でした．三河湾沿岸の市郡の被害は，
死 者 595 人， 住 家 流 失・ 全 壊 9,281 戸， 半
壊 27,893 戸，床上浸水 136,45 戸，床下浸水

図 6 伊勢湾台風の高潮浸水域（愛知県，1970）

14,260 戸でした．この被害には強風による陸上での大きな被害が加わり，死者数および住家損壊数が多くなっています．高潮の規模は，住家浸水被害に表れており，伊勢湾台風では 13 号台風の 3/4と少なくなっています．
2.2 河川洪水
矢作川は流域の地質がほぼ花崗岩なので，多量の砂礫を運び出しています．運搬砂礫の多い河川
では流路の変動が激しく起ります．矢作川では 1600 年代前半に，おそらく流路固定と耕地創出のために，碧海台地南部を開削して本流を西方に付替える工事が行われました．江戸時代には 5 回の大洪水の記録があり，主として台地開削地点上流において氾濫と流路変動を繰り返していました．
1893 ～ 1942 の 50 年間に氾濫面積 20 km2 以上の洪水が 9 回起こりました．このうち 1904 年洪水は最大で，氾濫面積は 120 km2 になり低地のほぼ全域が浸水しました．
近年では 1972 年梅雨前線豪雨で氾濫面積 30 km2 の水害が生じています．その氾濫域はこれまでのように勾配の大きい氾濫原性平野部（台地開削地点上流）で生じています．このとき中流域では，三河湾沿岸域46-3

斜面崩壊により死者 67 人の被害が生じました．現在の河川計画では，洪水流量の 80％を矢作川本流に，20％を矢作古川に流す計画になっています．
豊川の氾濫原は勾配がかなりあるので，江戸時代には霞堤をつくって洪水に対処していました．
明治年間の大洪水（低地全域が浸水）は 4 回起っています．その最大は現在でも最大流量である 1904
年洪水で，死者 29 人，住家流失・全壊 218 戸，半壊 329 戸，浸水 7,658 戸でした．豊川放水路は1938 年に計画され 1965 年に完成しました．洪水流量の 40％をこの放水路に，本流河道に 60％を流す計画になっています．
3. 地震災害
この地域における主要な活断層に，木曾山地南端から南西に伸びて知多半島に至る恵那山―猿投山―高浜断層帯があります（図 7）．
この南端は知多半島を縦に延びる加木屋断層帯です．伊勢湾奥から知多半島南西岸に続くのは伊勢湾断層帯です．今後 30 年以内に活動して地震を起こす確率は，加木屋断層および伊勢湾断層ともにほぼ 0％と評価されています．
この地域では内陸地震は少ないといえるものの，1945 年三河地震という大被害地震も起こっています．この地震を起こした深溝断層は当然活断層ですが，活動度は低いと判定され，主要な活断層とはされていません．

図 7 地盤の揺れやすさ，活断層．被害地震（内閣府資料）

地震が起ったときの震動の増幅度の大きい
軟らかい地盤は，矢作川低地・沿岸低地，豊川低地・沿岸低地，衣浦湾沿岸などに分布します．ここでは地震の震度が台地 ･ 丘陵地に比べ平均して 0.5 程度大きくなります（図 7）．
三河地方に最も頻繁に大きな被害・影響を与えるのは南海トラフの巨大地震です，これは 100 ～ 150 年に 1 回の頻度で起っています．
1944 年 12 月には熊野灘を震源とする M7.9の東南海地震が発生しました．
震源は熊野灘で，断層破壊はここから北東に進行したので，遠州灘方向に強い震動が伝わりました．このため遠江地方・三河地方・尾張地方南部において大きな被害が生じました（図 8）．この断層破壊が駿河湾にまで達しなかったことから，東海地震発生の危険が迫っているものとされ，種々の対策が採られ

図 8 東南海地震による住家被害率（全壊＋半壊× 0.5）/ 世帯数 （宇佐美，1987）

ました．
図 8 と図 7 を見比べると，距離の影響を考えにいれたうえで，高被害率域と震度増幅大の地域とがよく一致することが分かります．このように，震源距離が大きくなる海域の巨大地震では，地盤の違いが被害の大きさに明瞭に現れてきます．

46-4

愛知県の被害は，死者 438 人，住家の流失・全壊 6,411 戸，半壊 9,522 戸，静岡県の被害は死者295 人，流失・全壊 6,970 戸，半壊 9,522 戸，三重県の被害は死者 406 人，流失・全壊 7,776 戸，半壊 7,522 戸でした．全国の被害は，死者 1,228 人，流失 3,129 戸，全壊 17,611 戸，半壊 36,566 戸，
浸水 88,164 戸でした．敗戦が濃厚になった戦時下のことであり，報道管制下で地震の報道は抑えられ，軍需工場の多い東海地方のことでもあって，被害の詳細は不明です．
熊野灘沿岸には高さ 4 ～ 6 m，最大 9 m（尾鷲）の津波が来襲しました，三重県の被害の大部分はこの津波によるものです．他府県では津波被害はわずかでした．静岡県では軟弱地盤のある
太田川流域で最大震度 6 となり，大きな被害が発生しました．震源から 180 km 離れた清水市の海岸低地では全壊率 20％（震度 6 相当）の地域が出現しました．
愛知県では，矢作川低地と名古屋臨港部で大きな被害が発生しました．矢作古川の低地にある幡豆郡福地村（現西尾市）では住家全壊率 46％と震度 7 相当の揺れでした．干拓地起源の沿岸
低地では震度 6 の強い揺れでした．半田市では
飛行機製造工場の弱い建屋が倒壊して，動員中の生徒を含む 153 人が犠牲になりました．三河
湾内における津波の高さは 0.5 m 程度でした．
2 年後の 1946 年 12 月，南海トラフの西側の

図 9 三河地震による市町村別の住家全壊率領域を震源域とする南海地震（M8.1）が発生しました．これは両地震の発生が同時となってもおかしくはない連動する地震です．現在，南海ト
ラフ全域が連動する巨大地震の発生が懸念されています．
1945 年 1 月 4 日の午前 3 時半，三河湾北岸近くを震源とする M6.8 の三河地震が発生しました．幡豆山地内を通る深溝断層は 9 km にわたりずれを起こしました．27 日前の東南海地震の強い揺れを受けていたこともあり，被害は激甚になりました，直下の急激な強震動による建物倒壊で，就寝中の人々が逃げる間もなく生き埋めになり，多数の死者の発生となりました．
これは阪神大震災と同じような状況です．
被害は 20 × 10 km ほどの範囲に集中しました（図 9）．全壊率 20％以上（震度 6 強以上に相当）の 9 町村における死者は 1,727 人で全体の 3/4を占めています．全体の被害は，死者 2,306 人，
住家全壊 5,539 戸，半壊 11,706 戸でした．M6規模の地震でこのような大被害の発生はほとん
どなく，地震動が局地的に非常に強かったこと

図 10 断層付近における村落別の住家全壊率（宇佐美，1987）

を示します．最大の全壊率 68％を示した福地
三河湾沿岸域

46-5

村は，東南海地震でも最大の 46％でした．ここには池（ち）のつく地名が多く見られます．ここは矢作川の乱流地帯であり，その後背低地中の池沼に形成される泥炭層など軟弱地盤のところが多いということが考えられます．
深溝断層は南西側の上盤が 1.5 m 隆起，北東側の下盤が 2 m 沈降しました．全壊率の大きい村落
は上盤側に集まっています（図 10）．また矢作川低地内に全壊率大の村落が集中しています．強い地震動が伝わったと推定される断層の北東延長方向の台地内（の主として谷底）でも全壊率は大きい値を示します．この地震でも，また，東南海地震では特に，地盤条件と住家全壊率とはよい対応関係が示されます．地震対策の基礎は地盤条件の把握・認識です．

愛知県 (1970)：愛知県災害誌
黒土地理院 (1967)：土地条件調査報告書（中京地域）
町田ほか編（2006）：日本の地形 中部．東大出版会
宇佐美龍夫（1987）：新編日本被害地震総覧．東大出版会

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 30 年 12 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

46-6

自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
47. 奈良盆地
古代の歴史・文化を載せる扇状地群の盆地
1. 地域災害環境
奈良盆地は褶曲活動と断層運動により形成された構造盆地です．南北の長さは 30
km，東西幅は 10 ～ 15 km あり，近畿中央部に卓越する南北地質構造をよく反映した
長方形を示します（図 1）．東方は標高 400～ 600 m の高原状の笠置山地，西方には生駒山地（祭高所 642 m）と金剛山地（1,112m），南方は 500 ～ 800 m の竜門山地があり，
北は 100 ～ 200 m の奈良坂丘陵により京都盆地から隔てられています．
山地の地質は大部分が領家花崗岩類です（図 2）．花崗岩は大きな結晶粒子で構成されるので，風化して脆くなりやすい岩石です．山地縁辺は西落ちの逆断層で区画され，傾動地塊的な地質構造をつくっています（図 3）．笠置山地西縁を走る奈良盆地東縁
断層帯は活動度 A の活断層です．断層運動
は 100 万年ほど前に始まり，隆起の平均速
度はおよそ 0.5 m/ 千年です．平野基盤は東

図 1 奈良盆地の地形に傾斜し，東縁での堆積層の厚さは約 600 m あります．
平野内には山地側から，断片的な丘陵地，幅狭い
台地・段丘（段化扇状地），ほぼ連続する沖積錐（急勾配扇状地），緩扇状地（扇状地性平野），氾濫原性
低地（標高 40 ～ 50 m）の順に並んでいます．盆地北部では北東―南西方向の断層運動（大和川断層など）により古い地層が隆起して，広い範囲が丘陵地となっています．扇状地の形成はおよそ 50 万年前～
2 万年前にわたっており，断層運動の激しい時期の氷河期にそれは活発に行われたと考えられます．
盆地を排水する河川は大和川です．大和川は笠置山地を水源とし，初瀬渓谷を通って奈良盆地に流入
し，盆地中央で周囲から直線的に流れる支流を集め，ついで生駒山地を先行川として横切り，河内平野に流れ出ています．先行川とは隆起以前からあった川が隆起に応じて下刻を続けた結果として峡谷状になった河川です．生駒山地峡谷部には，対策に長年月をかけ巨費が投じられた亀の瀬地すべりがあります．
奈良盆地南東部にある飛鳥の地は，日本の統一政

図 2 奈良盆地の地質

権揺籃の地です．推古天皇即位の 592 年から持統天皇による藤原宮遷都の 694 年までのおよそ 100 年
間には，8 代の天皇による 12 の宮がここに造営されました．藤原宮は耳成山・畝傍山・天の香具山
奈良盆地

47-1

などを含む広大な大きさであった
ようで，平城宮遷都の 710 年までの 17 年間都が置かれました．高松塚古墳・キトラ古墳・石舞台古墳などはこの飛鳥時代のものとされています．この当時から行われた条里地割りは現在もかなり残っており，河川の流路にもそれが反図 3 奈良盆地北部の地形・地質断面

映しています．条里とは 109 m 間隔の正方形
あるいは長方形の土地区画です．
平城京は奈良盆地北部で，現在の奈良の街の西，大和郡山の街の北に造営され，710 年
から 784 年の長岡京遷都までのあいだ都が置かれました．東西 4.2 km，南北 4.8 km で，藤原京より一回り小さいものでしたが，それでも丘を削り谷を埋めるなどの大土木工事を必要としました．
藤原京・平城京ともに大部分が扇状地性平野に立地しており，災害の危険が比較的小さい土地条件下にあります．そこを流れる河川
は，藤原京では集水面積の小さい小河川（飛鳥川の上流域など）であるのに対し，平城京
では佐保川・秋篠川といったやや大きな河川が流れており，豪雨時の洪水規模に違いがあ

図 4 奈良市街域の地形

等高線間隔 5 m

ります．ただし平城京では，宮が南面する方向に地表面が傾斜し開けているという利点があります．大和朝廷がこの内陸の地を選んだのには，
災害安全性の配慮もあったのではないかと推測されます．
近畿地方で他に，広くて平らな高燥地が得られるのは，河内平野南部（現大和川の下流部左岸）だけであって，ここに多数の大きな古墳がつくられたのには然るべき理由のあることです．
世界の主要首都のほとんどは内陸，すくなくとも海岸から少し奥まったところに立地しています．
著しい例外が江戸（東京）で，軟弱地盤でゼロネートル地帯が広い，湾奥の大河川デルタに位置する
東京の低地は，自然災害リスクが世界最大の災害危険地となっています．
現在の奈良市街は，勾配 1/30 ～ 1/50 のやや急な扇状地に展開しています．豪雨により佐保川や若草山から流れ出る小河川が市内で氾濫すると，流れの激しい扇状地洪水になります．地質は花崗岩なので多量の土砂も運びだすおそれがあります．春日大社や東大寺などがある山地際は急勾配扇状地で，土石流が到達する領域内にあります．
平城京の時代，ここは外京として一辺 130 m の正方形の街区がつくられていて，それが現在もほぼ維持されています．784 年に平城京が廃都になった後も，奈良の街は東大寺・興福寺・春日大社などの寺社人・職人・商人・農民などが支える寺社中心の街として栄え，室町時代末ごろの人口はおよそ 2.5 万人，元禄時代には 3.5 万人ありました．明治初期には廃仏毀釈により街は一時衰退したものの，鉄道開通・道路整備などにより人口は着実に増加してきました．現在の人口は 36 万人です．
ここは国指定文化財だけで 800 を超えるという世界遺産の古都・奈良であり，年間 1,400 万の観光客が訪れています．数多くある寺社仏閣，史跡，名勝など，貴重な歴史文化遺産を災害から護り保全する努力が必要です．

47-2

2. 地震災害
近畿地方には活断層（確実度の高いもの）
が，日本列島では最も蜜に分布します（図 5）．
内陸活断層の活動間隔は数千年～数万年のオーダーなので，歴史時代の活動記録は多くはありません．1596 年には高槻断層の活動による慶長伏見地震（M7.3）が，1854 年には十津川断層帯で伊賀上野地震（M7.3）が，1995
年には六甲 – 淡路島断層帯の活動で兵庫県南部地震（M7.3）が起っています．
奈良盆地東縁断層帯は，延長 35 km，東側
隆起の逆断層で，縦ずれの速度は 0.6 m/1000
年ほどです．最終の活動時期は不明ですが，
1.1 万年前～ 1200 年前の間に少なくとも 1 回
活動しているとされています．この断層が今
後 30 年以内に活動して地震を起こす確率は0 ～ 5％と評価されています．最終の活動時期が確定できないので，発生確率にはこのよ

図 5 近畿地方の活断層と被害地震（地震調査研究推進本部）

うに大きな幅がでてきます．生駒山脈の西縁にある生駒断層帯についての 30 年発生確率は 0 ～ 0.1％と評価されています．
近畿地方とその周辺域では，大被害地震が集中発生しています．近代的地震観測が始まった 1885 年以降の 130 年間において生じた死者 1,000 人以上の大震災は 12 件で，その内の 8 件が近畿とその周辺で起こっています．活断層が多いことに加え，紀伊半島～四国沖の南海トラフでの巨大地震の震源域に近いので，100 ～ 150 年の間隔でその強い揺れに見舞われているためです．
日本書記には允恭天皇 5 年（416 年）に，な
いふる（地震）の記述があり，これが日本最古の地震記録です．推古天皇 7 年（599 年）に，

図 6 地震動の地盤増幅度（内閣府資料）

舎屋ことごとく破損，という被害が奈良で生じたと記録にあります．1596 年の慶長伏見地震（M7.3）
では , 近畿と周辺域で大被害が生じました．奈良では寺社被害多数の記述がありますが詳細は不明
です．震源距離が 45 km とかなり近いので，震度 5 強以上の強い揺れになったと推定されます．
1854 年伊賀上野地震（M7.3）では，奈良の震源距離が 30 km と近かったので，震度 6 弱以上の揺れになり，死者 280 人，住家全壊 800 戸などの大きな被害が生じました．大和郡山でも被害は大きく，
死者およそ 130 人でした．
1936 年河内大和地震（M6.4）では，奈良県での住家損壊が約 1,000 戸で，法隆寺・薬師寺などでは多少の損傷がありました．1952 年吉野地震（M6.8）は，震源が深かったので，強い揺れの範囲は広かったものの，被害は大きくはありませんでした．奈良県における被害は住家半壊 1 戸，破損 18 戸で，春日大社の石灯篭は，総数 1,600 のうちの 650 が転倒しました．
南海トラフ巨大地震で被害が大きかったのは 1707 年宝永地震（M8.6）で，奈良県における家屋全
奈良盆地

47-3

壊 280 戸などでした．1944 年東南海地震（M7.9）では死者 3 人，家屋全壊 39 戸などでした．
奈良盆地は扇状地性の堆積層で構成さるので，比較的良好な地盤です．沖積層の厚さは数 m 程度
です．地震時の震度は軟弱地盤の河内平野に比べ 0.5 ～ 1.0 ほど小さくなります（図 6）．ただし，砂質なので液状化の可能性があります．
3. 洪水・土砂の災害
奈良盆地中央の氾濫原性低地では，河床勾配が緩やかになり，多数の支流が合流し，下流には生駒山地を横切る狭窄部があるので，氾濫が生じやすい地形条件下にあります．図 7 は 100 年に 1 回の確率規模の大雨が降った場合に想定される氾濫区域を示したもので，盆地中央の低地部に氾濫は限られています．勾配の大きい扇状地部では速い流れとなって直線的流路を一気に流れます．
明治年間には，盆地の大部分の田野に浸水するという大きな洪水が，明治元年，16 年，
36 年に起っています．昭和 7 年には，亀ノ瀬地すべりが滑動して大和川を堰き止め，上流部で氾濫が生じました．関西本線は地すべり土塊内をトンネルで通じていて破壊された

図 7 大和川の想定氾濫区域（国土交通省）

ので，対岸（左岸）に線路は移し変えられました．地滑り土塊は対岸にまで達し，盛り上がって停止しています．大和川はこの地滑り土塊の上を左岸方向に押され屈曲して流れています．この地滑りは数万年前から動いており，
大和川はたびたび河道閉塞を起こしていたことと思われます．
昭和 28 年の 13 号台風の豪雨では，佐保川が奈良市内で氾濫し，2,500 戸の家屋が浸水を被りました．この他に崖崩れで 3 戸の家屋が全半壊しています．奈良盆地内の市郡におけ る 被 害 は， 家 屋 全 壊 54 戸， 半 壊 333 戸，
浸水 8,477 戸などでした．昭和 36 年第 2 室戸台風では奈良で死者 2 人，家屋全壊 133 戸，
被災戸数 574 戸の被害が生じましたが，この大部分は強風によるものでした．
山地の地質はほぼ花崗岩ではあるものの，土砂災害はあまり起っていません．奈良市における土砂災害警戒区域数は，急傾斜地
が 484，土石流が 397，地すべり 11，全体で図 8 奈良市における土砂災害警戒区域（奈良県資料）

892 箇所が指定されています（図 8）．東大寺境内の山寄りの部分（大仏殿を含む）は土石流危険区域に指定されています．天理市では急傾斜地 152，土石流 133，計 285 箇所が警戒区域になっています．
急傾斜地とは，勾配 30°以上，高さ 5 m 以上の急斜面で，そのうち危険地に指定されるのは，危47-4

険域に人家 3 戸以上などがあるところです．危険域は斜面の下端から斜面の高さの 2 倍までの範囲
内です．土石流の到達域は，地表面勾配がほぼ 2°までのところです．扇状地上では，土石流は一般に扇形に広がります．

池田

碩・大橋

健（2006）：奈良盆地の地形学的研究．奈良大学紀要，25．

金田・古川編（2006）：日本の地誌 近畿編．朝倉書店
奈良市（2016）：奈良市地機防災計画

奈良盆地

47-5

防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 30 年 12 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

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自然災害情報室

防災基礎講座：地域災害環境編
48. 岡山平野
干拓地が大部分を占める低湿な平野
1. 域災害環境
岡山平野は孤立丘の点在する沈降性の海域が埋め立てられてできた低湿な平野です（図 1）．多島海の瀬戸内海からは分
離丘陵によりはほぼ隔てられています．
この内海を埋め立てたのは高梁川・旭川・吉井川の沖積作用と干拓・埋立という人為作用です．
これら三河川は．標高 1,000 ～ 1,300 mの中国脊梁山地を水源とし，300 ～ 600m の山稜が連なる台地状の広い吉備高原
を V 字状に削り込んで幼年地形をつく

図 1 岡山平野の地形

り，瀬戸内海沿岸平野に達しています．
瀬戸内海沿岸平野の周囲および内部には，標高 300 m 内外の小起伏山地と 200
m 以下の丘陵地とが錯綜しています．これら山地・丘陵の地質は花崗岩が大部分です（図 2）．花崗岩類は中国脊梁山地および吉備高原にも広く分布します．
花崗岩は大きな結晶粒子で構成され，地下水の作用により粒子がばらばらになるという風化を深くまでうけやすいという性質があるので，土砂を多量に生産します．脊梁山地内では江戸時代に，風化図 2 岡山平野の地形・地質

花崗岩（マサ）を掘り崩し水と一緒に流して砂鉄を採取する鉄穴（かんな）流しが行われていて，土砂供給量を非常に多くしていました．
この多量の運搬土砂は山地・丘陵地間に扇状地状に堆積しています．土砂運搬量のとくに多い高梁川の流域では，山間扇状地はより大きな規模です．吉井川では上流の津山盆地
で脊梁山地からの土砂は堆積しています．
かつて高梁川は分離丘陵の間を縫い錯綜して流れていました（図 3）．現在の流域界を越えて流れ児島湾低地にも土砂を堆積させていました．土砂運搬量が多いと，洪水氾濫のたびに砂礫堆の移動が生じて，流路が頻繁に変わるからです．高梁川の河道が現在の位置に

図 3 高梁川の古水系（国土地理院，1976）

固定されたのは，明治中期のころでした．
平野中央の低地部における三角州の形成は小規模で，近世初期までは海が奥深く入り込んでいました．この広い浅海を陸地化する干拓工事が，古くは平安の時代から行われていました．干拓が最
岡山平野

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も盛んであったのは 1600 年代で，池田藩主の主導の下で強力に進められました．1700 年代には全国的に干拓は停滞しましたが，江戸時代末期になって再び干拓工事は活発化し，明治・大正・昭和と引続いて実施されました（図 4）．
児島湾口の締切堤が完成したのは昭和37 年のことでした．これにより高潮の危険が大きく低下しました．
1500 年代末から昭和 30 年代末まで

図 4 岡山平野の干拓地（国土地理院，1976）の 間 に お け る 干 拓 地 総 面 積 は 20,882
ha です．1600 年代における干拓は全体の 42％を占めています．当初は干潟が広くて工事はより容易でした．
児島湾の干拓はよく知られていますが，高梁川下流域においても干拓は盛んに行われました．児島湾低地における干拓地面積は全体の 65％，高梁川流域におけるそれは 35％です．低地域の広さを考えると．高梁川下流域における干拓がより盛んであったことがわかります．高梁川低地には自然堤防

図 5 児島湾低地の沖積層（国土地理院，1976）

状の微高地が分布するので，干拓工事がより容易であったと考えられます．なお，干拓とは水害の危険の大きい土地の創出でもあります．
児島湾低地における沖積層の厚さは 10 ～ 15 m 程度と，地形から予想されるほど厚くはありません（図 5）．図に示される埋没谷のほとんどは西の高梁川の方向に向いて伸びています．ほぼ砂層からなる
沖積層の下には，洪積の砂礫層が厚く堆積しています．最終氷期には砂礫扇状地が広がり，高梁川水系の河川および旭川と吉井川が浅い谷を削って低地中央に集まり合流していたと考えられます．
児島湾低地には非常に締まりの緩い砂層が最大 15m ほどの厚さあります．したがって液状化の危険は大です．干潟の干拓地にありがちな軟弱有機質土は

図 6 岡山市街域の地形

等高線間隔 1 m

存在しません．
平野の中心地は，池田藩 32 万石の城下町を母体とする岡山です．市街は旭川の河畔の三角州にあり，標高はほぼ 2 ～ 4 m です。縄文前期の海進時には，北方の金山山麓までが海で，操山・矢坂
山は島でした．その後の海退期の浅海を埋めてできたのが三角州で，締まりの非常に緩い砂層からなります．
旭川の河道は市街地で東に屈曲していますが，これは岡山城を護る手段として江戸初期に付け替えられたものです．扇状地部で旭川から東に分岐する百間川は，岡山を水害から守るために 1600
年代中期につくられた放水路です．現在の治水計画では，この百間川に洪水流量の 1/3 を流す計画

48-2

になっています．旭川は天井川となって扇状地を流れて，岡山のある三角州に流入しています．この旭川河畔低地に位置する岡山は，水害に対し脆弱な街となっています．
2. 洪水災害
高梁川・旭川・吉井川の 3 川流域における大きな洪水には，明治 6 年 10 月台風，昭和 9 年 9 月
室戸台風，昭和 20 年 9 月枕崎台風，昭和 47 年 7 月豪雨，昭和 51 年 9 月 17 号台風などによる洪水があります．
明治 6 年洪水では，岡山県の被害が死者 423 人，住家全半壊 2,920 戸，住家浸水約 5 万戸という大きなもので，各河川において本格的な治水工事を開始させる契機となりました．
昭和 9 年 9 月の室戸台風では，県内の被害が住家全半壊 6,789 戸，浸水約 6 万戸とさらに大きなものでした．岡山市では旭川の氾濫により市域のほぼ全域が浸水し，死者 15 人，住家全壊 212 戸，
半壊 619 戸，浸水 16,024 戸の被害が生じました（図 7）．このとき旭川は現在においても最大の流量を記録しました．浸水範囲は扇状地および三角州低地の全面に及んでいます．岡山城の城壁には当時の浸水位が道路面から 2.9 m，海面から 7.5 m と記されています．
昭和 47 年 7 月豪雨は下流域で雨が多くて，平野は内水氾濫により全面的に浸水しました．
住家浸水数は 5,309 戸でした．平成 16 年 8 月の台風 16 号は中心気圧 970 hpa の勢力で来襲し，宇野における最大潮位が 2.54 m と最大記録を更新しました．岡山市における住家浸水は 1,463
戸でした．
平成 30 年 7 月には，梅雨前線豪雨により西日本で死者 237 人，住家損壊・浸水 40,665 棟などの大きな被害が生じました．総雨量は岡山
県で 500 mm を超えました．倉敷市の真備地区（図 2 の M）では，高梁川支流の小田川および地区を流れる小河川の氾濫により広範囲の浸図 7 1934 年 9 月の岡山水害（国土地理院，1976）

水が生じ，死者 51 人などの被害となりました（図 8）．浸水の規模は明治 26 年洪水に匹敵するものでした．
ここは高梁川と小田川が合流する箇所の袋状低地で，氾濫水が滞留しやすいところです．地区の地形は小扇状地で，合流点（袋状低地の先端）に向け傾斜しています．したがって，地区内小河川が氾濫すると激しい流れが生じて建物を流失させ，また，低地の下端では滞水して浸水深が大きくなります．低きに従うのが道理の水は，地形に正直に従って流れ滞留します．地区の土地条件に応じた居住および避難態勢が必要です．

図 8 真備地区における 2018 年洪水の浸水域
既往洪水の浸水域も示す （国土交通省資料）

岡山平野

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土砂災害警戒区域は，岡山市において急傾
斜地が 710，土石流が 688，地すべりが 10．
合計で 1,482 箇所あります（図 9）．岡山県全体では．急傾斜地 5,615，土石流 8,748，地すべり 197，合計 12,575 と多数です．台地状の吉備高原が広く居住利用されているので，土
砂災害危険地区が多くなっています．
3. 地震災害
この地域は地震の空白地帯といえるところ
で．岡山から 60 km の範囲内には被害地震の発生はなく，確実度の高い活断層はありません（図 10）．
最も近い活断層は兵庫県から岡山県北東端 に 伸 び る 山 崎 断 層 で す． こ の 北 西 部 で

図 9 岡山市の土砂災害警戒区域（岡山県資料）868 年に M7.1 の地震が発生し，播磨の国で大きな被害が生じました．この断層の平均活動間隔は1800 ～ 2300 年とされており，今後 50 年以内に地震（M7.7）を起こす確率は 0.08 ～ 1.0％とかなりの大きさに評価されています．
2000 年 10 月の鳥取県西部地震（M7.3）では，震源距離 90 km の岡山における震度は 5 弱でした．
この揺れで児島湾干拓地において液状化により家屋全半壊の被害が生じました．
南海トラフにおける巨大地震は，震源から 150 km ほど離れてはいるものの，干拓地・沿岸低地では．
家屋損壊の被害が生じる可能性があります．昭和 21 年南海地震 (M8.1) では，児島湾沿岸の低地でかなりの被害が生じました．岡山市での被害は住家全壊 7 戸，半壊 15 戸でした．
干拓地・沿岸低地には締まりの非常に緩い（N 値が 5 以下）の砂層が厚さ 5 ～ 15 m ほどあり，震度 5 弱程度の揺れでも液状化が発生する可能性があります．

図 10 岡山県とその周辺の地震活動
601 年～ 2013 年 M5.0 以上（岡山県地域防災計画）48-4

黒土地理院 (1976)：土地条件調査報告書 岡山地域
岡山市 (2017)：岡山市地域防災計画
太田他編（2004）：日本の地形 6 近畿・中国・四国．東京大学出版会

岡山平野

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49. 筑後川流域
梅雨前線豪雨による水害の多い流域
1. 地域災害環境
筑後川は九州北部を東西にほぼ横切る九州最大の河川です．その流域は，
夜明峡谷および久留米―鳥栖の狭窄部を境にして，上流部の山地域，筑紫平
野北部のある中流部．筑紫平野南部の広がる下流部に分けられます（図 1）．
上流部には，阿蘇カルデラの外壁から流れる大山川と，九重山の火山域を水源とする玖珠川の 2 大支流が流れ，日田盆地で合流しています．地質は火山性の岩石からなり，随所に 9 万年前に噴出した阿蘇火砕流の堆積物が残っ

図 1 筑後川の水系と流域の地形ています．大山川には，建設反対闘争の激しかった
下筌ダムがあります．
大山川と玖珠川とが同時に流れ込み，さらに北からは花月川などが流入する日田盆地は，洪水の危
険の大きいところです（図 2）．この盆地は地殻内部における引張力により開いた断層凹地で，東西 10km，南北 8 km の大きさがあります．26 万年ほど前から何度も生じた阿蘇火砕流の堆積と，それが侵食を受けるということの繰り返しで，現在の盆地地形ができあがっています．
扇状地状の盆地床の上部に日田の市街はあります．大山川と玖珠川とが合流し

図 2 日田盆地の地形

等高線間隔 2 m

た後の筑後川河床と盆地床との比高には変化があり，それが小さくなったところ
で氾濫が生じる可能性があります．
筑後川は，火砕流の丘陵を削る延長
10 km の夜明渓谷を抜けて，筑紫平野北部に流れ出ます．平野北方の朝倉山地・背振山地の山麓には，広く台地が分布し，それを切って扇状地状地形が形成されています．これらに押されるようなかたち
で，筑後川は平野南部を流れています（図 3）．
平野への出口の扇状地は小規模であり，筑後川はこれを掘り込んで流れてい図 3 筑後平野の地形

等高線間隔 2 m

ます氾濫原性低地の東部（上流部）においてもかなりの掘り込み河道です．扇状地部からは分水路が派生していることが，等高線の屈曲からも認められます．氾濫原性低地の下流部では部分的に天井
川的に，すなわち河道周辺が高くなっています．平野中央部は標高が低く，明瞭な旧流路凹地もみ
筑後川流域

49-1

られます．このような平野微地形は洪水氾濫の様相を規定します．
筑後川下流部は有明海に面する低平・低湿な三角州性低地です．東部の柳川平野は西に傾斜し，西部の佐賀平野は南東～南に緩く傾いています（図 4）．筑後川はこの接点にあたる低い箇所を流れて有明海に注いでいます．
有明海は非常に遠浅であり，広大な干潟が形成されています．広いところでは幅 5 ～ 6
km にもなります．干潟とは干潮時には海面上に現れ満潮時に海面下になるという潮間帯
で，一般に泥質です．筑後川は泥質である阿図 4 筑紫平野南部および有明海干潟

蘇火山灰を多量に供給しています．
潮位変化が大きいと上げ潮・下げ潮の時の流れが激しくなります．河道内ではその流れは 10 km
も内陸まで遡上します．この強い潮流は泥を巻き上げで運び，沿岸低地および干潟に堆積させます．
この有明粘土層は，厚いところで 5 m ほどになります．こうして干潟は成長し，一部が干拓により陸地化されています．
高い満潮位と遠浅は高潮の危険を大きくします．遠浅であると，引き波時の海水の引き戻しが少なくなるので，進入海水がより内陸深くまで到達できるからです．
2. 洪水災害
筑後川では水害が，江戸時代初頭から幕末までの 1625 ～ 1867 の 242 年間に 76 回，平均して 3 年に 1 回の割合で起こり，主要洪水は 8 回（30 年に 1 回）であったという記録があります．明治以降の主要な水害は，明治 18 年，明治 22 年， 大 正 10 年， 昭 和 10 年， 昭
和 28 年に起こっています．これはおよ そ 25 年 に 1 回 の 頻 度 に な り ま す．
これらの水害のうち，明治 22 年，大正 10 年，昭和 28 年の水害が，筑後川の三大洪水といわれる大きなものでした．

図 5 1953 年西日本水害時の筑後川氾濫域と雨量分布（建設省，1954）

明治 22 年洪水は筑後川の本格的治水対策に着手する契機となった災害でした．死者は久留米 52
人，日田 13 人，家屋被害は久留米 18,908 戸，日田 8,460 戸でした．大正 10 年災害は中・下流で被害が多く，家屋被害数は 11,620 戸でした．昭和 28 年 6 月には，総雨量 1,000 mm を超える梅雨前
線豪雨により，九州北部の全域で大きな被害が生じました．死者数は 1,002 人，住家全壊 3,441 棟，
半壊 29,588 棟，床上浸水 200,298 棟，床下浸水 252,695 棟という大きなものでした．このときの洪水規模（最大流量・最高水位など）は現在の筑後川治水計画の基準になっています．
筑後川における洪水発生の気象原因で大部分を占めるのは，梅雨前線の活動です．明治期から2002 年までの期間において発生した主要洪水は 17 回で，そのうちの 14 回が梅雨前線豪雨によるものでした．九州であるにも拘わらず台風はわずか 2 回です．この理由としては，筑後川流域は東西に長いので，同じく東西にのびる梅雨前線の雨を，流域全体に受けやすいということが考えられま

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す．なお，明治初頭から昭和末までの 1874 ～ 1990（116 年間）に 51 回，2.3 年に 1 回の割合で水害が起こっています．
昭和 28 年 6 月の西日本豪雨は，筑後川上流域に総雨量の最大 1,000 mm を超える豪雨をもたらしました（図 5）．大山川流域では平均 900 mm，玖珠川流域では平均 750 mm でした．
この大量の雨は山地斜面・河床を急速に流れ下って日田盆地に氾濫し，ついで夜明渓谷の狭窄部でダムアップされた後，一気に筑紫平野に溢れ出しました．戦中・戦後の森林乱伐および 2 カ月前の阿蘇山噴火による火山灰堆積が，雨水の流出率と流出速度を大きくして，洪水ピーク
流量を大きくしたと考えられます．
中流部の平野は全域が浸水し，下流
部平野は東半部が浸水を被りまし

図 6 1953 年筑後川洪水の浸水深分布（建設省，1954）

た．
中流部平野（筑紫平野北部）では浸水深の最大が 5 m を超えました（図 6）．浸水深の分布は平野の微地形を反映しています．平野の中央では大きく屈曲する旧河道部で浸水深が大きくなっています．
久留米東方では，河床が下刻傾向にあることが本川堤防の左岸沿い（図 6 の F）で浸水深が大きいことにより示されています．
破堤・決壊は，流域全体で 122 箇所，本川堤防で 26 箇所において生じました．中流部では筑後川水位が堤防すれすれの状態が 2 日間も続いたので，破堤原因の大部分は越水による堤体洗掘でした．破堤の延長は朝倉堤防で 600 m，恵利堤防で 450 m，江南堤防 420 m，中の島輪中堤 1,400 m な
ど大きな破堤が多数でした．久留米の北東 ( 図 6 の F) では堤防際が低いので，上流での破堤氾濫水が支流の氾濫水も加えて，本川堤防を裏から襲い破堤させるということも起きました．
日田の市街は全域が 1 ～ 2 m の深さに浸水し，死者 17 人，家屋流失 343 戸，倒壊 164 戸，浸水 5,633
戸の被害が生じました．盆地床の勾配は大きいので，流体力（洪水の破壊力）の大きい流れが生じて，多数の家屋が流失・倒壊しました．このような流れの激しい山地河川洪水では，数時間程度で水は退き，すぐに下流へと押し寄せます．
久留米では氾濫流が北，東，西の 3 方向から市内に流れこみ，最大 3 m の深さに浸水しました．
被害は，死者 5 人，住家全壊 336 戸，流失 409 戸，半壊 2,380 戸，浸水 14,164 戸などでした．筑
後川流域全体の被害は，死者 147 人，住家流失・全半壊 12,801 戸，床上浸水 49,201 戸，床下浸水
46,323 戸でした．
この災害後，上流山地に下筌ダム・松原ダムなどが建造されました．現在の治水計画では，洪水のピーク時流量の 30％をこれらダム群で貯留する計画になっています．
2017 年 7 月， 同 じ く 梅 雨 前 線 の 活 動により，朝倉山地南面で最大 1 時間雨量
169 mm（史上第 2 位の記録，朝倉市寺内），
最大 3 時間雨量 400 mm の激しい集中豪雨が降りました．これによる死者は 38 人，
うち朝倉市で 35 人でした．死者の発生は少数の谷に集中しています（図 7）．大量に発生した流木が被害を大きくしました．

図 7 2017 年九州北部豪雨による死者発生地点

筑後川流域

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有明湾沿岸低地では高潮が大きな脅威です．
ここは南に開く細長い湾の湾奥に位置し，非常に遠浅であるため，台風により潮位が大きく高められます．これにさらに大きな天文潮が加わります．1956 年台風 9 号では，筑後川河口にて最大潮位 4.2 m（天文潮位 1.8 m）を記録しました．
広い平野では，高潮の海水が内陸に進行する
間に水位が次第に低下するので，最大潮位までの標高域の全域が浸水するわけではありません．海岸からおおよそ 3 ～ 4 km までのところがおおよその危険域となります（図 8）．
3. 地震・火山災害

図 8 有明海北岸低地の地形，高潮想定進入限界，
旧海岸線．
×は 1828 年高潮による被害発生の内陸地区

筑後川は九州北部・中央部を東西に横切る構造線に挟まれているので，周辺域には活断層および活火山が多く分布します．筑紫平野南縁にある水縄断層帯は 1350 年前に M7.0 の地震を起こしており，平均活動間隔は 1 万 6000 年なので，今後 30 年以内に地震を発生させる確率はほぼ0％です．
周辺域の活断層で 30 年確率が 0％あるいは不明以外のものは，警固断層帯南東部（M7.2，
30 年確率 0.3 ～ 6％）と雲仙断層帯南部（M7.3，
30 年確率 0 ～ 4％）です．警固断層帯北東部では 2005 年に M7.0 の福岡県西方沖地震が発生しています．南方の布田川断層帯では 2016 年に M7.3 の熊本地震が起こっています．いずれ
も平野中央部は震源がから 60 km ほど離れてい図 9 被害地震の震央・活断層・活火山（地震調査研究推進本部）て，平野部での被害はありませんでした．
筑後川上流域には九重山と阿蘇山という 2 つの活火山があります．九重山は 20 以上の火山の集合で，そのうちの星生山が現在活発な噴気活動を行っています．1700 年前には最後の大規模マグマ噴火を行いました．阿蘇山は，27 万年前～ 9 万年前の間に起きた 4 回の火砕流噴火により形成された 17 × 25 km の大きさのカルデラをもつ火山です．カルデラの中には 10 数個の中央火口丘が東西に並び，そのうちの中岳が毎年のように降灰・噴石などの噴火を行っています．
多量の火砕物（火山灰・軽石など）を 含む噴煙柱は，火口からいったん噴きあがってもその重みによりすぐに崩れ落ちてきて山腹を流れ下ります．この噴煙柱崩壊型火砕流の到達距離は，巨大規模の場合 100 km にも達します．このような噴火が生じた場合，破滅的な災害になります．

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建設省（1954）：昭和 28 年 6 月末の豪雨による九州直轄河川の水害報告書．
小出博（1972）：日本の河川研究

地域制と個別性．東京大学出版会

黒土交通省（2010）：筑後川水系河川整備計画
坂口ほか編（1986）：日本の自然 3

日本の川．岩波書店

筑後川流域

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50. 熊本平野
阿蘇火砕流の堆積面を開析する白川の平野
1. 地域災害環境
阿蘇山は 25 × 18 km の大きさのカ
ルデラの中に 10 数個の中央火口丘をもつ複成火山です．その外輪山の直径
は 60 km ほどあり，富士山をかなりしのぐ大きさです．外輪山の山腹には放射状に谷が発達しています．その非常に多数ある放射谷の中で，カルデラ壁を破って内部に入り込んでいるのは白川ただひとつです（図 1）．
白川はこの広いカルデラ内の水を集め，カルデラ壁を抜ける火口瀬の出口

図 1 白川流域と周辺域の地形から外輪山の山腹をまっすぐに流れ下り，熊
本市街部において開けた低地に流れ出て熊本
平野をつくり，広い干潟をつくって有明海に注いでいます．流域の形は頭の大きい杓子状
で，カルデラが流域全体の 3/4 を占めます．
阿蘇山の周囲には火砕流堆積物が広く分布しています．これは阿蘇山のたび重なる火砕流の噴出により形成されたものです．大規模な火砕流噴火は，26 万年前，15 万年前，12
万年前，9 万年前の 4 回起きています．現在のカルデラはこれらの大噴火により形成されてきたものです．9 万年前の最後の噴火は最も規模が大きくて，噴出物の量は約 600 km3と，富士山の山体の大きさに匹敵する量でした．火砕流の堆積範囲は東西 200 km，南北

図 2 阿蘇火砕流の分布（太田ほか，2001）

230 km の範囲に及びました（図 2）．

図 3 熊本平野の地形・地盤
熊本平野

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熊本平野は別府―島原地溝帯の内部に位置します．阿蘇火砕流はこの凹地を厚く埋め，到達の先
端は対岸の島原半島の奥に達しています．白川や隣接する緑川などの河川は，この火砕流堆積面を侵食し，また新たに河成の土砂礫を堆積させて，熊本平野をつくりあげました（図 3）．堆積の厚さ（火砕流堆積面の深さ）は，海岸付近で 50 m 程度，平野中央で 30 m 程度，熊本市街南部で 15 m ほどです．
海岸から 5 ～ 6 km までの範囲は海の作用下で形成された三角州性低地，海岸から 2 ～ 3 km の範囲は干拓地です．干拓は主として江戸時代後期に行われました．海岸の沖合 2 ～ 3 km までのとこ
ろには干潟（潮汐低地）が広がっています．
8 世紀に水前寺に肥後国の国府や国分寺がおかれ，この地が奈良・平安時代における地域中心となっていました．1600 年代初頭，肥後の領主となった加藤清正が，京町台地先端の熊本城を改築し，街づくりに乗り出してから，熊本は近代城下町として発展してきました．江戸時代には市街はほほ
白川右岸（熊本城側）に限られていましたが，明治以降次第に左岸側に市街は進展し，水前寺地区と一体になりました．
白川の緩扇状地上に熊本市街は位置します（図 4）．その勾配は 1/300 ～ 1/500 と緩やかであり，また，京町台地が突き出ているので形は乱れているものの，等高線の走り方は扇状地を示します．扇状地の特徴である扇頂部（子飼橋付近，図 4 の×印）から派生する流路も複数認められます．
託麻原・京町などの台地は阿蘇火砕流の堆積面です．火砕流は外輪山の山腹を広く覆い，
金峰山や立田山など高い山地・丘陵のところ
ではその周りを埋めて分布しています．この堆積は 9 万年も前のことであり，その後の侵食によりカルデラから離れたところでは断片

図 4 熊本市街地の地形

等高線間隔 2 m状にしか残っていません．
白川による侵食の過程でいくつもの段丘がつくられました．扇頂部の直上流では両岸にある段丘間の距離（谷底幅）は 500 m ぐらいです．さらに上流ではこの谷底幅は 200 m ほどに狭まります。大雨時には，この狭い谷の中を流下してきた洪水は，扇頂部において一気に市街地に広がります．
熊本城の載る京町台地の両側面には坪井川と井芹川が北から流れてきています。これら両川は白川扇状地により下流が塞がれ，排水条件が悪い状態をつくっています．

図 5 1953 年西日本水害時の熊本県の浸水域と降雨量（熊本県資料）

2. 河川洪水・高潮災害
白川大洪水は 1796 年（寛政 8 年），1900 年（明治 33 年），1953 年（昭和 28 年）に起こっています．
1796 年洪水は江戸時代最大の洪水で，京町など台地部は除き市街全域が浸水し，死者 59 人，潰家 2,545
軒などの被害が生じました．1900 年洪水は明治期最大の洪水で，熊本の総雨量が 772 mm に達し，
県全体で死者 18 人，家屋被害 17,716 戸などの被害となりました．
1953 年 6 月洪水による被害は最大の規模でした．これは梅雨前線の活動によるもので，総雨量は50-2

阿蘇郡小国町で 1,003 mm，阿蘇郡黒川村で888 mm と阿蘇山系で多量の雨が降りました（図 5）．熊本市の最大日降水量は 381 mm でした．白川水系における被害は，死者 422 人，
住家流失・全壊 2,585 戸，半壊 6,517 戸，浸水 31,145 戸，被災者 388,848 人でした．
熊 本 に お け る 連 続 雨 量 が 400 mm ほ ど になった 6 月 26 日の 21 時ごろ，白川はほぼ全域で越流氾濫し，水深 1.5 ～ 4 m の奔流となって高台を除く市街全域に浸入しました．扇頂部にあたる子飼橋上流左岸では，狭い谷底から溢れ出す激しい流れにより，家屋 130 戸が流失し 200 余名が濁流に呑まれました．洪水のピークは 23 ～ 24 時ごろで，夜半から減水し早朝にはほぼ水は退きました．このような

図 6 1953 年の白川氾濫域と泥土堆積深（熊本市資料）

山地河川洪水では出水も減水も速やかです．
水が退いた後には大量の泥土の堆積が残されました．堆積土の厚さは浸水深の 20 ～45％になり，厚いところでは 2 m 近くにも達しました（図 6）．阿蘇カルデラ内で発生した多数の山崩れにより生産された火山灰土（ヨナ）がその主な供給源でした．2 カ月前に起こった噴火の火山灰がヨナの量を多くしまし
た．市街に堆積した泥土の総量は 4 百万 m3，
堆積域の広さは 10 km2 であって，平均の堆積深は 0.4 m となります．
狭い谷底や扇状地の扇頂部では，大雨時に激しい洪水流が生じて多数の建物を流失・全壊させる恐れがあります．その危険度は，谷底面勾配が大きいほど，谷幅が狭いほど，さらに上流域の面積が広いほど，大きくなります．このような地形のところで起こる流体力（破壊力）の大きい山地河川洪水は，これまで

図 7 1926 年高潮の浸水深分布（熊本県，1932）

多数の人命を奪っています．
1926 年（昭和 2 年），熊本平野沿岸は大きな高潮に見舞われました．浸水域は海岸から 3 ～ 4 km，
標高 2 ～ 3 m までの範囲でした（図 7）．この浸水域はほぼ干拓地に相当します．被害は，死者 413 人，
住家全壊 144 戸，半壊 664 戸，浸水 662 戸でした．台風は有明海を西から東に横切ったので，熊本
平野は台風進行右側の強風域に入り，大きな被害になりました．
3. 地震・火山災害
熊本平野付近ではたびたび M6 前後の地震が起こっています（図 8）．1723 年の M6.5 地震では，
肥後の国において家屋倒壊 980 戸の被害が生じました．1889 年（明治 3 年）に熊本市のほとんど直下で起きた M6.3 の熊本地震では，熊本市を中心にして死者 20 人，全壊家屋 239 戸などの被害が生じ
ました．
熊本平野

50-3

阿蘇山西面から熊本平野に至る布田川断層帯の活動による 2016 年 4 月の熊本地震
は，14 日に M7.0，2 日後の 16 日に M7.3 と，2 回強い地震が起き，しかも後の方が強くてこれが本震となったという特異な地震でした．最大震度は 2 つの地震共に 7 と，極めて強い揺れが生じました．
被害は，死者 50 人（これ以外に関連死
212 人），住宅全壊 8,673 棟，半壊 34,726 棟，
一 部 破 損 162,479 棟 な ど で し た． 死 者 50
人のうち家屋倒壊によるものが 37 人，土
砂災害によるものが 10 人（南阿蘇村），家屋倒壊による 37 人のうち前震によるもの
が 7 人，本震が 30 人でした．熊本市の被害は，死者 4 人，住家全壊 2,438 棟，半壊
14,409 棟などでした．

図 8 被害地震の震央・活断層・活火山（地震調査研究推進本部）

被害は布田川断層の周辺に集中しています（図 9）．住家全壊率は，震度 7 を観測した益城町が 22.4％，西原村が 22.0％でした．
震度 6 強域の全壊率は，8 市町村中の 6 市
町村が 0.1 ～ 0.4％とかなり小さな値でした．
阿蘇山は活動度の高いランク A の火山です．有史以来活動しているのは，中央火口丘の 1 つの中岳で，毎年のように降灰・噴石などの噴火活動を行っています．中岳は5000 年前に溶岩流出，1500 年前にマグマ
水蒸気噴火を行いました．噴出するマグマは現在のところ玄武岩質安山岩なので，火山灰・スコリア・噴石を放出するストロン
ボリ式の比較的穏やかな噴火が主です．しかしときには激しい水蒸気噴火やマグマ水
蒸気噴火を起こすことがあります．

図 9 1976 年熊本地震による住家全壊率と活断層

阿蘇山は 26 万年前～ 9 万年前の間に，4回の巨大規模火砕流噴火を行っています．9 万年前の噴火は最大の規模で，火砕流は九州を超えて，中国・四国の西端にまで達しました．今後このような規模の火砕流噴火が生じた場合，破滅的な災害になります．
西方の島原半島にはランク A 活火山の雲仙岳があります．熊本平野は偏西風の風下にあたるので，噴火した場合には降灰の危険があります．有史以来活動しているのは最高峰の普賢岳で，1663 年，
1792 年，1990 ～ 1996 年の 3 回マグマ噴火を行っています．1792 年噴火では側火山の眉山崩壊により有明海に津波が発生し，熊本平野海岸には 3 ～ 4 m の津波が押し寄せました．1990 年から 7 年間続いた噴火では , 山頂部に成長した溶岩ドームが崩壊を続け，溶岩崩落型の火砕流が多数回発生し
ました．

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国土地理院 (2015)：土地条件調査解説書（熊本地区）
熊本市 (1932)：昭和 2 年熊本県潮害誌
熊本市 (2012)：熊本市地域防災計画
太田ほか編（2001）：日本の地形 7 九州・南西諸島．東京大学出版会

熊本平野

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防災基礎講座：地域災害環境編
http://dil.bosai.go.jp/workshop/06kouza_kankyo/
公開：平成 30 年 12 月
国立研究開発法人

防災科学技術研究所

文責：水谷武司（客員研究員）

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自然災害情報室