平成 24 年度
融雪型火山泥流の発生機構解明とその防災への適応に関する事業報告書

2013 年 3 月

本書は、（社）北陸建設弘済会が公益事業で実施している「北陸地域の活性化に関する研究助成事業」で共同研究を行った[融雪型火山泥流の発生機構解明とその防災への適応に関する事業]の成果をまとめた報告書として、刊行したものです。

平成 25 年 3 月
社団法人

北陸建設弘済会

北陸地域づくり研究所

はじめに
京都大学防災研究所

堤大三

積雪期に火山噴火が発生した場合、火砕流や噴石、火山灰など高温の火山噴出物が積雪上に堆積し、大量の雪を急激に融解し、融雪水と火山噴出物が混ざり合って流下し、泥流が発生することがある。この現象は一般に融雪型火山泥流と呼ばれている。融雪型火山泥流は、短時間に大量の水が供給されることで通常の土石流や泥流に比べて流下速度が速く、到達距離が長くなる傾向にある。そのため、人的、物的な面で大規模な災害となりやすい。
過去の災害事例としては、1985 年のコロンビアのネバド・デル・ルイス火山噴火に伴うもの、1926 年の北海道の十勝岳噴火に伴うものが挙げられる。ネバド・デル・ルイス火山の場合、山頂の東 45km に位置する人口 2.9 万人のアルメロ市まで泥流が到達し、市街の大半が泥原と化し、アルメロ市だけで 2.1 万人もの人々が犠牲となった。一方、十勝岳噴火
では上富良野町や美瑛町などで死者が約 150 人となり、日本国内での 20 世紀最大の火山災害となった。この他にも、被害は発生しなかったが、1974 年鳥海山などにおいて、積雪期の噴火により融雪型火山泥流の発生が確認されている。
融雪型火山泥流発生時には、大気－火山噴出物－積雪層間の熱輸送、積雪層の融雪、融雪水の浸透、滑り面の発生、泥流化などの素過程が複雑にからみあっていると考えられる。
過去の研究事例は少ないが、伊藤らは高温土砂による融雪過程を解明することを目的として、高温土砂の供給による融雪実験を行った。その結果、供給土砂が高温、積雪密度が小さいなどの条件下において初期融雪水量が多く、かつ融雪水量のピークが顕著となることを示した。泥流発生の起因となる融雪および融雪水流出過程については、実験的に現象が検討されている段階であり、火山噴出物による融雪水発生のタイミングや量を推定する手法は確立していない。このように融雪型火山泥流は、被害が広範囲かつ大規模にわたる可能性が高い災害であるにもかかわらず、発生メカニズムを考慮した高精度の予測とそれに基づいた防災対策が立てられないのが現状である。
本研究では、H23 年度に、融雪型火山泥流における鉛直一次元での融雪・融雪水の浸透過程に着目した基礎的実験を行うことで融雪過程の検討し、熱交換に基づいた融雪水流出
モデルを提案した。また、焼岳北西麓の足洗谷流域を対象とした岩石磁気調査によって、2,300 年前の焼岳噴火によって岩石の到達時の温度記録を計測し、火砕流や通常の土石流と異なり、それらの中間的な温度で到達した流れが存在したことを明らかにし、融雪型火山泥流が発生していた可能性が高いことを実証した。H24 年度は、二次元斜面実験によって、融雪・浸透過程と共に、泥流の発生（土砂の流動開始）過程を解明した。また、対象流域において融雪水流出モデルとブロック集合モデルを用いることで、より現実性の高い
泥流の流下・堆積シミュレーションモデルを行い、様々な積雪・土砂・熱条件が融雪型火山泥流の流下および侵食・堆積に及ぼす影響を検討した。これらの結果をもとに、融雪型
火山泥流の発生が懸念されている焼岳や新潟焼山を対象としたハザードマップ作成に資する情報を提供することを目的とする。

目

次

はじめに

研究の概要
平成 24 年度研究の流れ、スケジュール .................................... 0-1
研究内容、担当 ......................................................... 0-2
共同研究者プロフィール ................................................. 0-4
第1章

融雪泥流の流下状況に関する実験的研究

第1節

実験装置 ....................................................... 1-1

第2節

高温土砂による融雪斜面実験 ..................................... 1-2

第3節

水、土砂による斜面流動実験 ..................................... 1-6

第4節

ハザードマップへの応用方法の検討 ............................... 1-7

第2章

積雪層の融解・浸透過程に関する現地実験

第1節

実験概要 ....................................................... 2-1

第2節

実験方法 ....................................................... 2-4

第3節

結果及び考察 ................................................... 2-5

第3章

地中ﾚｰﾀﾞ探査による土壌下の積雪に関する研究

第1節

地中ﾚｰﾀﾞ探査による土壌下の積雪に関する研究 ..................... 3-1

第2節

岐阜県焼岳の足洗谷における火砕流堆積層の地中ﾚｰﾀﾞ探査による分類の研究 .................................................. 3-9

第3節
第 4章

新潟焼山の火山噴出物の磁化の研究と噴火史の検討 .................. 3-12

数値シミュレーションを用いた積雪および噴火の諸条件下での火山
泥流発生予測第1節

融雪水集水モデルの開発と適用 ................................... 4-1

第2節

融雪が泥流の流下・堆積域に及ぼす影響の検討 .................... 4-10

第3節

まとめ ........................................................ 4-15

融雪型火山泥流災害の防災に関する地域への提言 ····························· 5-1

平成 24 年度の研究の流れ、スケジュール

平成 24 年度の研究の流れについては、3 回の研究会を実施し、研究内容の詳細、研究成
果の報告、研究成果の取りまとめ方等を協議した。また、現地での調査や実験等を行うとともに、得られたデータをもとに実際に想定される融雪型火山泥流災害のシミュレーショ
ンを行った。

研究会

調査

実験

シミュレーション

4
月
5
月

10 日

第1回

6
月
7
月
8
月
9
月
10
月
11
月

調査
5日

第2回
準備

12
月

実験

1

ｼﾐｭﾚｰｼｮﾝ

月
2
月
3
月

23 日

第3回

13 日

報告会
図 0-1-1 全体スケジュール

0‐1研究内容、担当
１.実験①融雪泥流の流下状況に関する実験的研究（担当：（独）防災科学技術研究所雪氷防災研究センター統括主任研究員

上石

勲）

斜面における融雪型火山泥流発生メカニズムを高さ 1.5ｍ、長さ 5ｍ、最急斜面勾配
45°の模型斜面を使用し、高温土砂による融雪斜面実験及び水、土砂による斜面流動実験を実施し、ハザードマップへの応用方法を検討した。

②積雪層の融解・浸透過程に関する現地実験（担当：京都大学防災研究所准教授

堤大三）

本研究において前年度に、複雑な融雪型火山泥流発生メカニズムを極力単純化し、積雪・高温土砂・大気との 3 層を 1 次元的に配置させ、土砂の熱輸送、積雪層の融雪、融雪水の浸透の関与する積雪層の融解過程に着目した鉛直一次元融雪実験を実施し、加熱土砂による積雪層の融解、融雪水の積雪層内の鉛直浸透、底面からの流出の三つの異なるプロセスの連動過程を明らかにし、そのモデル化に成功した。
しかしながら、積雪層の融解によって発生した融雪水と土砂材料とが混合し、流動化する過程は鉛直一次元実験では再現できない現象であったため、そのプロセスは未だに解明されていない。そこで、今年度は融雪水と土砂材料との混合によって流動化し泥流が発生するプロセスに焦点を絞り、二次元水路を用いた融雪・泥流発生実験を実施する。

２.調査① 地中ﾚｰﾀﾞ探査による土壌下の積雪に関する研究（担当：富山大学理工学研究部教授

酒井

英男）

東日本大震災以降、多発する地震に伴い、斜面崩壊等の土砂災害が発生している。豪雪地では、崩壊土砂が雪を巻き込んで堆積する可能性があり、土砂内の雪で生じる融雪
水は地盤のゆるみや陥没を招いて、二次災害の原因となる。
この状況は、融雪型の火山泥流と二次泥流でも起きるので、積雪地での地震による崩壊土砂として本ﾌﾟﾛｼﾞｪｸﾄの研究で崩壊土砂中に残存する雪の状況を調査する。
土砂崩壊の現場での調査と共に、実験として土壌に雪･氷を人工的に埋めた地域での調査も実施し、研究方法の検討と改良も行う。
また、新潟焼山の溶岩流、火砕流の角礫および火砕ｻｰｼﾞ堆積物の残留磁化を研究して、

特にそれらの火山噴出物の年代について検討した。

0‐2

３.シミュレーション（担当：京都大学防災研究所助教

宮田

秀介）

前年度に行った融雪・融雪水の浸透過程に着目した基礎的実験結果に基づいて融雪水の集水モデルを開発することで、発生泥流ハイドログラフの予測手法を提案する。
本モデルをさまざまな積雪条件や噴火噴出物の条件に適用することにより、これらの条件が発生する融雪型火山泥流ハイドログラフに及ぼす影響を検討する。
さらに、求められた発生ハイドログラフを既存の泥流の流下・堆積シミュレーション
モデルに適用し、様々な積雪、発生条件が融雪型火山泥流の流下および侵食・堆積に及ぼす影響を検討する。

0‐3

共同研究者プロフィール【共同研究者代表】堤

大三

京都大学
【共同研究者】

酒井

防災研究所
英男

富山大学
【共同研究者】

藤田
京都大学【共同研究者】

宮田
京都大学【共同研究者】

上石准教授

理工学研究部

教授

正治
防災研究所

教授

秀介
防災研究所

助教

勲

（独）防災科学技術研究所

雪氷防災研究センター

統括主任研究員【アドバイザー 】
国土交通省北陸地方整備局

神通川水系砂防事務所長

高山市上宝支所長【事

務局】（社）北陸建設弘済会 北陸地域づくり研究所

0‐4

第1章

融雪泥流の流下状況に関する実験的研究(独)防災科学技術研究所雪氷防災研究センター

上石

勲

第 1 節．実験装置
実験は下記に示す高さ 1.5ｍ、長さ 5ｍ、最急斜面勾配 45°の模型斜面で実施した。斜
面には、幅 30cm となるように、側板を設置し、斜面上部から資料を流下させることとした(図 1-1-1) 。

図 1-1-1斜面

1‐1

第 2 節．高熱土砂による融雪斜面実験
2-1

実験方法

① 面上の積雪設置
斜面上に積雪２～3cm を敷き詰める(図 1-2-1)。

図 1-2-1

斜面上への積雪敷設② 砂加熱
土砂（粒径１～3cm）を窯に入れ、ガスコンロならびにガスバーナー（道路舗装用ガス
バーナー）で加熱する(図 1-2-2)。

図 1-2-2

土砂加熱③ 切板の設置と積雪試料の準備・仕切板設置（仕切板を入れず雪でダムをつくる場合もあり）(図 1-2-3)・斜面上部の試料投入スペースにざらめ雪、または新雪を 5kg 敷き詰めるか、新雪を積雪のまま設置する。

図 1-2-3

積雪試料

1‐2

④ 熱土砂投入
積雪上に、500℃まで熱した土砂を投入する(図 1-2-4)。

図 1-2-4

土砂の投入⑤ 雪状況の確認と流動開始
融雪状況を見ながら、流動性が増加した段階で、仕切板を持ち上げ、流動させる。また、
雪でダムを作った場合は、融雪が進むと雪ダムが崩壊し流動が自然に開始される (図1-2-5) 。

図 1-2-5

流動開始

1‐3

2-2

実験ケース

高熱土砂による融雪斜面実験はつぎの 5 ケースで実施した(表 1-2-1)。
表 1-2-1
土砂試料

実施日

13.2.22

2-3

実験ケース

雪試料

雪と土砂の投入方法 発生方法

重量 温度(kg) (℃)

No1

土砂

5

540 ざらめ雪

5

0

No2

土砂

5

540 ざらめ雪

5

0

No3

土砂

5

540 ざらめ雪

5

0

No4

土砂

5

520 新雪

5

0

No5

土砂

5

530 新雪

5

0

雪質

融雪状況

流下状況

重量 温度 密度(kg) (℃) kg/m3

種類

ざらめ雪を発生ス
500 ペースに敷き詰めた 仕切板方式
後高温土砂投入
ざらめ雪を発生ス
500 ペースに敷き詰めた 雪ダム方式
後高温土砂投入
ざらめ雪を発生ス
500 ペースに敷き詰めた 雪ダム方式
後高温土砂投入
新雪を発生スペース200 に敷き詰めた後高温 雪ダム方式
土砂投入
新雪を発生スペース110 に積雪ごと置き、高温 雪ダム方式
土砂投入

仕切板外した
投入後徐々後、土砂と雪に融雪が流下
雪ダムが崩壊投入後徐々し土砂と雪がに融雪
流下
雪ダムが崩壊投入後徐々し土砂と雪がに融雪
流下
雪ダムが崩壊投入後急激し土砂と雪がに融雪
流下
雪ダムが崩壊投入後急激し土砂と雪が
に融雪
流下

実験結果

NO.1.2 の仕切板方式の場合、高温土砂を投入後、３分程度経過させたところ、土砂による融雪は徐々に進み斜面上に融雪水が流れ出る現象が見られたが、急激に融雪水が増加し、試料がスラッシュ化する現象は見られず、流動性の高い流動は見られなかった(図 1-2-6)。

図 1-2-6

流動状況

1‐4

NO.4.5 の新雪に高温土砂を投入した場合、自然に流動状態が発生した。投入した土砂は、融雪しながら積雪中に落下した。積雪全体の融雪速度も速く、N0.4 の密度 200kg/m 3 の新雪の場合は土砂投入後 20 秒後に雪塊が崩落し、NO.5 の密度 110kg/m 3 の新雪の場合は土砂投
入後 5 秒で雪塊が崩落した。

図 1-2-7

流動状況

1‐5

第 3 節．水、土砂による斜面流動実験
3-1

実験方法

① 面上の積雪設置
2-1 と同様、斜面上に積雪 2～3cm を敷き詰める。

②雪、水、土砂混合流発生装置の準備
・一斗缶（24×24×35cm）の上面を切り抜いてオープンにし、その中に、雪と水、土砂を入れ、斜面上部に取り付ける（水が多い場合は、発生装置を斜面上部に取り付け、その上から注水）。
・発生装置の蓋をあけることによって斜面上を流動させる。

図 1-3-1

3-2

実験方法

実験ケース

斜面混合流動実験はつぎの 8 ケースで実施した。
表 1-3-1
実施日

実験NO

雪試料
雪質

13.3.5

No1

ざらめ雪

No2

ざらめ雪

No3

ざらめ雪

No4

ざらめ雪

No5

ざらめ雪

No6
No7
No8

実験ケース

水
土砂 雪と土砂の投入方法 流下状況
重量 密度
重量 重量
流動～停止
(kg) kg/m3 (kg) (kg)
先端部雪塊滑動
雪+土砂を入れその一部崩壊、後半部
5
500
5
0
後、水注入
に土砂
先端部雪塊滑動
雪+土砂を入れその一部崩壊、後半部
2.5
500
5
2.5
後、水注入
に土砂
先端部雪塊滑動
雪+土砂を入れその一部崩壊、後半部
2.5
500
2.5
5
後、水注入
に土砂
先端部雪塊滑動
雪+土砂を入れその
5
500
2.5
2.5
一部崩壊、後半部
後、水注入に土砂ざらめ雪を発生ス
先端部雪塊滑動
10
500
ペース投入
一部崩壊
土砂を入れその後、 先端部一部水後
7.5
2.5
水注入
半部に土砂
10 土砂投入
土砂流動
水をバケツに入れ発 水が積雪表面を
10
生
急速流下

1‐6

3-3

実験結果

雪と水と土砂を混合した場合、スラッシュ化して、極端に流動性が高まる現象は見られなかった。水だけを流下させた場合は斜面上の積雪の表面を急速に流下する現象が見られた。

図 1-3-2

流動状況

第 4 節．ハザードマップへの応用方法の検討
今回の実験では、つぎのことが定性的であるが、判明した。
①密度の小さい新雪では、急激な融雪が進み、斜面流動する。
②密度の大きいざらめ雪では、融雪速度が小さく、斜面流動しにくい。
③雪でダムを作成した場合、融雪でダムが崩壊して流動する場合がある。
④水、土砂、雪の混合流体の場合、水の混合が大きい場合、雪崩よりもさらに流動性が高く、流動距離が長くなる場合がある。
また、付随する現象として流下後も土砂の温度 100℃以上で融雪進む現象も見られた。

このことから、融雪型火山泥流ハザードマップとしては、つぎのような現象や条件を考慮することが必要と考える。

①雪質を考慮した融雪泥流発生危険性の変化②水の混合比を考慮した流動性の変化③雪がダムの役割を果たすような地形の考慮

1‐7

第2章

積雪層の融解・浸透過程に関する現地実験
京都大学防災研究所

堤大三

本研究においては、前年度に、複雑な融雪型火山泥流発生メカニズムを極力単純化し、積雪・高温土砂・大気との 3 層を 1 次元的に配置させ、土砂の熱輸送、積雪層の融雪、融雪水の浸透の関与する積雪層の融解過程に着目した鉛直一次元融雪実験を実施した。模式
図を図 2-1-1 に示す。この鉛直一次元融雪実験では、積雪層の融解過程に着目した基礎的な実験を行い、熱輸送及び積雪層の融雪・融雪水の浸透挙動を検討し、加熱土砂による積雪層の融解、融雪水の積雪層内の鉛直浸透、底面からの流出の三つの異なるプロセスの連動過程を明らかにし、そのモデル化に成功した。しかしながら、積雪層の融解によって発生した融雪水と土砂材料とが混合し、流動化する過程は鉛直一次元実験では再現できない現象であったため、そのプロセスは未だに解明されていない。そこで、今年度は融雪水と土砂材料との混合によって流動化し泥流が発生するプロセスに焦点を絞り、二次元水路を用いた融雪・泥流発生実験を実施した。その内容を以下に記す。

第1節

実験概要

京都大学防災研究所流域災害研究センター穂高砂防観測所にて、二次元水路を用いた高温土砂による融雪・泥流発生実験を行った。本実験は左岸側側面を耐熱ガラスで作成した水路の底面に土砂を充てんして土砂層とし、その上に雪を充填して積雪層を作成、その上から高温の土砂を供給するものである。それにより、昨年度の鉛直一次元実験で検討したと同様の融雪挙動と融雪水の浸透挙動を観測すると同時に、融雪水によって底面の土砂層および加熱土砂層が流動化する過程を観測するものである。以下に、実験に用いた装置の詳細を示す。

（１）実験水路
実験水路の概容を、図 2-1-1 に示す。金属パイプで作成したフレームに、長さ 1.8 m，
幅 0.1 m，高さ 0.3 m の直線水路の下流端を固定し、水路全体をフレームから下したチェ
ーンブロックで昇降させることで水路勾配を任意に設定できる構造になっている。水路勾配の可変域は 0 から 45°である。水路左岸側の側壁は厚さ 5 mm の耐熱ガラス板であり、横から積雪層の融解、融雪水の浸透、土砂の流動過程が観測できるようになっている。水路右岸側の側壁はアルミ板でコートした木製板である。水路底面は、土砂層との摩擦を考慮し、同じ土砂材料を接着した木板を用いている。水路下流端には、ステンレスメッシュ
を 0.05 m の高さまで設置し、土砂層や積雪層内からの浸透水を自由排出するが、土砂層の崩落は押さえる構造としている。

2‐1

図 2-1-1

実験水路の外観

図 2-1-2

土砂加熱方法2‐2

（２）土砂の加熱
供給土砂の加熱には、七輪と金属性の煙突(直径 10.5cm，高さ 45.5cm)を用いた。(図2-1-2)
あらかじめ火を起こした七輪に金属煙突を差し込み煙突と七輪の隙間の部分に径の細かい土砂を詰めることで、煙突と七輪を固定するとともに熱や供給空気が外へ逃げることを防いだ。七輪に固定した金属煙突には燃料である豆炭を充填し、下部を金属メッシュで固定した金属煙突を七輪に設置した煙突に接続し、その中に加熱する土砂を充填した。七輪の空気供給孔からドライヤーを用いて強制的に空気を供給することで、燃料である豆炭を燃焼させ、土砂を加熱した。この際、土砂層の長さ方向の中間点、断面方向の中心部に来る
ように熱電対を設置し、土砂層内部の温度変化をモニターした。
（３）測定項目①

温度
熱電対を用いて、水路底面土砂層と積雪層の境界部分の温度を等間隔で 6 か所計測した。

熱電対の設置位置は、水路右岸側から 5 cm 左岸側に伸ばした、水路中心部分である。また、水路下流端から上流端まで 36 cm 間隔で、設置した。なお、水路底面土層を設置しなかった Case 1 – 3 は、水路底面に同様に設置した。
②

土層内含水率
土層内の含水率を TDR（TDR100, Campbell Sci. Inc.製）を用いて、合計 8 か所計測した。TDR センサーの設置位置は、水路上端から 25，100，175cm の土層の 0，2.5，5cm の高さの位置で計測した。下流端部分のみ、0，5cm の 2 か所で計測した。センサープローブは、
水路右岸側の側面にプローブと同径の穴をあけてそこから挿入した。
③

水路下流端からの流出水量
水路下流端から流出する融雪浸透水を下部の容器に受け、容器全体の重量をインターバ

ルカメラによって 10 秒間隔で撮影して連続計測した。図 2-1-3 に、熱電対、TDR プローブの設置位置、下流端からの流出水量計測器の位置を示す。
④

融雪・浸透、土砂流動化挙動
積雪層の上に、水に容易に融ける粉状の染料(エオシン：アシッドレッド 87，図 2-1-3)を散布し融雪・浸透挙動を目視観測できるようにした。現象の記録には、インターバルカ
メラとビデオカメラ、サーモカメラ各１台を用いた。インターバルカメラとサーモカメラの撮影間隔は共に 10 秒に設定した。サーモカメラは、供給した加熱土砂の温度変化や積雪層の融雪に伴う温度変化等の熱環境の変化を面的に記録する目的で使用したが、側壁のガラス面による反射等の影響もあり、正確な温度変化を記録することができなかったことから、あくまでも定性的な熱変化を記録するものである。計測温度レンジは-5 から 100℃で
ある。
⑤

土砂材料
2‐3

TC-1

TC-2

TC-3
TDR-3
TDR-2

TC-4

TDR-1
TC-5
TDR-6
0.00 kg
TDR-5

TC-6
TDR-8

TDR-4
TDR-7

図 2-1-3

実験装置における計測センサー位置図

水路底面に設置する土砂は、蒲田川流域で採取された川砂を用いた。平均粒径は、およそ1mm である。加熱土砂には、足洗谷で採取した火砕流堆積物の中から比較的粒径が大きなものを選び分けたもの約 8 kg を使用した。(図 2-3-1)

土砂の中から 10 個を代表させて取り出し、それぞれの長径、短径を計って平均したものを平均粒径とすると、平均粒径は
長径 5.4 cm、短径 4.2 cm であった。

第2節

実験方法

（１）実験手順
実験フローを以下に示す。
① 水路底面の土砂層充填、含水率の調整② 供給する熱土砂の加熱を開始③ 積雪層の充填、染料塗布④ 積雪層の一部を密度計測用 100cc サンプラーで採取し、積雪密度を計測⑤ カメラ起動、撮影開始（熱電対、TDR 水分計は常時記録）⑥ 土砂温度が 500℃を超えた時点で積雪層に熱土砂の供給を開始⑦ 融雪・浸透、土砂流動が停止した段階で実験終了
2‐4

（２）実験条件
本実験では、水路底面の土層の有無、斜面傾斜角、積雪層密度、積雪層厚を変化させ、全ケースの実験を行った。本実験で実施した実験ケースの実験条件を表 2-2-1 に示す。

表 2-2-1

Run No.

土層

実験条件の一覧

積雪深

積雪密度

勾配

［cm］

［kg/m 3 ］

[°]

供給条件

1

なし

10

247

30

2

なし

10

273

35

3

なし

10

215

40

4

乾

10

361

30

5

湿

10

368

35

約 3 時間排水

6

湿

10

421

40

勾配 10°で排水(排水量 0.79kg）

7

湿

5乾

407

40

勾配 10°で排水(排水量 1.76kg)

土砂供給時勾配 0°

5湿
8

湿

10

429

40

排水なし

9

湿

下流 10

599

45

排水なし，35°で一回目，45°

上流 20
10

湿

下流 10

で 2 回目の土砂投入
186

45

排水なし

上流 20

第3節

結果及び考察

本実験では、水路底面の土砂層の有無、水路勾配、積雪層密度、積雪層厚を変化させて様々なケース（Run 1-10）での実験を行ったが、ほとんどのケース（Run 1-9）で土砂の流動化は起こらず、泥流は発生しなかった。ここでは、唯一、土砂の流動化が起こり、泥流が発生したケース（Run 10）と、そのケースに類似した条件で流動化が起こらなかったケース（Run 9）を対比して議論する。

2‐5

図 2-3-1

t = 120 s

t = 110 s

t = 360 s

t = 240 s

t = 900 s

t = 660 s

土砂の流動化が発生しなかったケース（Run 9）での実験の状況

図 2-3-2

土砂の流動化が発生したケース（Run10）での実験の状況（１） 融雪・浸透、土砂流動（泥流発生）の挙動
土砂流動が起こらなかったケースである Run 9 における、積雪層の融解、融雪水の浸透等の状況変化を、図 2-3-1 に示す。図 2-3-1 に示される通り、土砂の流動化は発生していない。また、積雪密度が大きいため、融雪の速度が遅く、実験の最終段階（t = 900 s）においても、加熱土砂部分に積雪層の解け残った部分が見られる。融雪水は、下の土砂層に
2‐6

向かってはじめは鉛直浸透しているが（t = 360 s）、土砂層はほぼ飽和状態であったため、土砂層には、ほとんど浸透せずに、測方流となって積雪層内を全層にわたって浸透している様子が示されている（t = 900 s）。積雪層の融解による積雪面の沈降によって、加熱土
砂層は若干の移動を示したが、大きく崩れるようなことはなく、水路底面の土砂層も崩壊も侵食もされず、安定状態であった。
一方、土砂流動が発生したケースである Run 10 の積雪層の融解、融雪水の浸透、土砂流動の状況変化を、図 2-3-2 に示す。積雪層密度が小さいためか、供給された加熱土砂は供給直後（t = 110 s）に積雪層内に大きく沈み込み、積雪と加熱土砂全体が密に接触している様子が分かる。このため積雪層の急激な融解が起こり、融雪水が短時間の内に発生した。
融雪水は、水路底面の土砂層に向かい鉛直浸透したが、土砂層は Run 9 と同様に飽和状態であったため、ほとんど浸透せずに直接表面流となって土砂層表面を斜面化法に向かって流下した。この表面流によって土砂層が激しく侵食され、その直上に到達していた加熱土
砂層も不安定となり、斜面下方に向かって崩壊を繰り返した（t = 240 s）。斜面下方に移動した加熱土砂は、さらに積雪層を融解させて表面流を継続的に発生させ、それによって土砂層の侵食、加熱土砂層の崩壊を繰り返すサイクルが斜面下方に到達するまで継続した（t = 660 s）。
下流端からの融雪浸透水の流出量の時間変化を Run 9, 10 両方まとめて図 2-3-3 に示す。

3

Discharge [cm /min]

1.0
Run 9
Run 10

0.8

0.6

0.4

0.2

0.0
0

300

600

900

1200

time [s]図 2-3-3

水路下流端からの融雪浸透流の流出量の比較（Run 9, 10）

2‐7

1500

Run 9 において、開始直後（t = 100 s）に小さなピークが見られるが、これは加熱土砂供
給後に水路勾配を 45°に調整することで発生した土層内からの流出と考えられ、融雪水の流出ではない。Run 9 では、t = 300 s から徐々に流出が始まり、t = 800 s 頃から大きくなりその後もほぼ一定の流出量が継続した。ただ、流出のピークらしいものは見られない。
これは、目視によって観察された、積雪層の融解とその後の浸透水の挙動（下流の積雪層
内を全層にわたって測方浸透）と合致しており、積雪層密度が高いことによって、融雪速度が遅く、融雪水の浸透速度も遅いことがこれらの結果につながったと思われる。一方、Run 10 の流出量をみると、t = 350 s で急激な流出が見られ大きなピーク流量を示している。その後は、流量が漸減したが、t = 1200 s でもまだ少量の流出が続いている。ここでも、目視によってかんさつされた積雪層の融解と、その後の浸透水の挙動（急激な融雪と、底面土砂層と積雪層の境界を表面流が流れる流出）と合致しており、積雪密度が小さいことによって、融雪速度が速くなり、融雪水の流下も浸透ではなく表面流という形態をとることで非常に速いということが表れている。Run 9 と 10 を対比することで、積雪密度の違
いが流出量の大きさ、ピーク流量の発生に大きく寄与していることが明らかとなった。
底面土砂層と積雪層の境界部の温度変化について Run 9, 10 の両方を図 2-3-4 に示す。
上段が Run 9，下段が Run 10 の結果である。Run 9 では、どの位置においてもはじめ 0 か
ら 1℃の範囲に入る温度であり、実験開始後も、大きな変動は表れなかった。唯一 TC-5（水路下流端から 36cm）の熱電対のみ、1℃程度の温度上昇を示したが、それ以外の熱電対は一定値か漸減して 0 から 0.5℃の範囲に収束するような傾向を示した。これは、融雪水が積雪層を浸透して土砂層との境界部分に到達し、その後も積雪層を含めた層内を測方浸透することで安定した温度の融雪水となって水路全体を同一温度で流下したことを表している。一方で、Run 10 においては、t = 250 から 300 s にかけて、TC-3, 4, 2 の順で温度が急上昇している。これは、積雪層が加熱土砂によって融解し、加熱土砂が底面の土砂層に到達したことによって加熱土砂の温度が直接熱電対に伝わったことによるものと思われる。
図 2-3-2 において、t = 240 s で、水路上半分の積雪層がほぼ消滅し、加熱土砂が底面の土砂層に接触している様子が確認できる。図 2-3-4 において、上昇した温度が一旦低下し再び上昇する等の挙動を示しているが、これは、積雪層が消滅して加熱土砂が底面の土砂層に到達した後も、土砂層の流動化によって加熱土砂が不安定となって移動したことで、熱電対への熱の伝導が変化したことを表している。
底面土砂層に設置した TDR による含水率の定性的な変化を図 2-3-5 に示す。上段は Run 9の結果であり、下段は Run 10 の結果である。ここで、縦軸の La/L とは TDR プローブ周辺の誘電率を示す指標であり、この値が高い場合は、周りの誘電率が高く、すなわち液体の水の存在割合が高いことを定性的に表わしている。Run 9 では、TDR-1, 4 の値が異常値を示したので、図には表示していない。全ての TDR センサーにおいて、大きな変動は見られず、プローブ周りの含水率が大きく返答していないことを表している。しかしながら、TDR-6,
2‐8

8 に関しては、若干の上昇・低下がみられる。TDR-6，8 共に底面土砂層と積雪層との境界部分に設置したセンサーであることから、融雪水が浸透し土砂層、積雪層内を測方浸透することで境界部分の含水率の上昇低下が示されたものと思われる。また、含水率の上昇す
るタイミングをみると、TDR-6（斜面中部）が t = 300 s で、図 2-3-1 に示されるように融雪水が積雪層内を測方浸透し始めるタイミングと、TDR-8（斜面下流端近傍）が t = 800 s
で、図 2-3-3 に示されるように下流端からの浸透水流出量が増加するタイミングと一致しており、積雪層の融解、融雪水の浸透挙動を反映した変化を表している。一方、Run 10 では、TDR-1, 4, 5 の値が異常値を示したので、図には表示していない。Run 10 の場合は Run
9 と異なり、いくつかのセンサーで含水率が急上昇している。特に TDR-3, 6, 8 でその上昇が顕著である。やはり、TDR-3, 6, 8 全て底面土砂層と積雪層の境界部に設置したセンサーであり、融雪水の供給によって表面流が発生したことを反映しており、その発生が Run
9 に比べて急激であったことを示している。また、そのタイミングは TDR-3（斜面上部），6（斜面中部）では、t = 200 s あたり、TDR-8（斜面下流端近傍）では t = 350 s であり、TDR-3,6 は、図 2-3-2 において融雪水が底面土砂層に到達し表面流が発生したタイミング
や図 2-3-4 において斜面中間部の土砂層表面温度が急上昇したタイミングに一致し、TDR-8
は、図 2-3-3 において、斜面下流端からの流出水量のピークを迎えるタイミングによく一致している。また、TDR-6 では、特に上昇した含水率の値があるところで急激に降下する挙動を繰り返しているが、これは土砂層の流動化によって TDR プローブが土層から露出す
る等によってプローブ周辺の接触状況が大きく変動したことを表している。なお、Run 9, 10
共に TDR-7 の値が La/L = 6 付近で非常に安定しているが、TDR-7 の設置位置が斜面下流端
近傍の水路底面であるため、常に安定して飽和状態であったためであると考えられる。

（２） 考察前節で、Run 1 から 10 までの 10 ケースでの実験を実施し、斜面勾配は、30 から 45°と比較的大きく設定していたにもかかわらず、Run 1 から 9 までのほとんどのケースで土砂の流動化（泥流発生）が起こらず、唯一 Run 10 においてのみ泥流が発生した。泥流が発生した Run 10 と他のケースとを比較すると、最も大きく泥流発生に寄与した要因は積雪密度に違いと考えられる。前節の結果の繰り返しになるが、積雪密度が小さいことにより、加熱土砂によって急激な積雪層の融解が起こった。ここで、積雪密度が小さいことで、加熱
土砂が積雪層内に沈み込み、効率的な熱交換が起こったことも、急激な融雪に関係すると思われる。この急激な融雪水の供給が底面の土砂層上に表面流を発生させた。ここでも、積雪密度が小さいことが、土砂層と積雪層間に表面流が自由に流れる空隙が生まれることを許容している。この表面流によって、底面の土砂層が大きく侵食され、上層の加熱土砂の不安定化、流動につながった。
上述のような、融雪による泥流発生プロセスが実証され、泥流発生機構の解明につなが2‐9ったといえる。しかしながら、このプロセス以外の泥流発生機構がすべて否定されるものではない。これは、水路スケールの斜面実験における限界によるものである。つまり、実スケールの現象を縮小しても実現象を忠実に再現するものではないということである。本研究で用いた実験水路の長さは 1.8 m であり、仮に 180 m 程度の長さの実斜面での現象を想定しているとすれば 1/100 のスケールの実験をしていることになるが、実は 180m 斜面を
1/100 に縮小して全体の現象を再現しているというよりは、むしろ 180 m の斜面の上流端
1.8 m の現象のみを再現しているような意味合いが強い実験である。よって、ある実験条
件で流動化が発生しなかったからといって、実斜面でも流動化が発生しないと断定することはできない。実斜面の下流端に近い部分では、上流部の融雪・浸透水が集積して、大流量となり積雪密度が大きい場合や斜面勾配が緩い場合でも、表面流による侵食や、底面土砂層の崩壊等が発生して泥流が発生する場合も十分考えられる。
本実験で再現した融雪型火山泥流の発生機構はあくまでも一つの可能なプロセスであり、このプロセス以外にも考えられる発生機構を排除せず、実現象上では想定することが防災上も安全側の考え方である。

2‐10

Temperature [degree C]

3

Run 9

TC2
TC3
TC4
TC5
TC6

2

1

0

-1
0

300

600

900

1200

1500

time [s]Temperature [degree C]

200

Run 10

TC2
TC3
TC4
TC5
TC6

150

100

50

0
0

300

600

900

1200

time [s]図 2-3-4

水路底面土砂層と積雪層境界部の温度変化（Run 9, 10）

2‐11

1500

7

Run 9

La/L [-]

6

TDR2
TDR3
TDR5
TDR6
TDR7
TDR8

5

4

3

2
0

300

600

900

1200

1500

time [s]7

Run 10

La/L [-]

6
TDR2
TDR3
TDR6
TDR7
TDR8

5

4

3

2
0

300

600

900

1200

1500

time [s]図 2-3-5

TDR による水路土砂層内の含水率の定性的変化（Run 9，10）

2‐12

第3章

地中ﾚｰﾀﾞ探査による土壌下の積雪に関する研究
富山大学理工学研究部

酒井

英男, 泉

(独)防災科学技術研究所雪氷防災研究センター

第１節

上石

吉紀
勲

地中ﾚｰﾀﾞ探査による土壌下の積雪に関する研究

１．研究の概要･目的
東日本大震災以降、多発する地震に伴い、斜面崩壊等の土砂災害が発生している。豪雪地帯では、崩壊土砂が雪を巻き込んで堆積する可能性があり、土砂内の雪で生じる融雪水
は地盤のゆるみや陥没を招いて、二次災害の原因となる。
この状況は、融雪型の火山泥流と二次泥流でも起きるので、積雪地での地震による崩壊
土砂は、本ﾌﾟﾛｼﾞｪｸﾄの研究とも関連する対象である。
2011 年 3 月 12 日に、長野県北部を震源として M6.7 の地震が発生した。そして、津南町
辰ノ口地区(図 3-1-1)では地震動に誘導されて土砂崩壊が生じた。崩壊物は、積雪や土砂を巻き込んで土石流となり国道 353 号線を埋塞した。数ヶ月後に現地で調査が行われたところ、地表下の状況から崩壊土砂の下に雪崩堆積物が存在すると推測された。
この崩壊土砂中に残存する雪の状況の調査は、雪が関与する土砂災害の研究として滅多に無い機会であり、本ﾌﾟﾛｼﾞｪｸﾄの一部として調査を計画した。 具体的には、掘らずに(非破壊で)地中を研究できる地中ﾚｰﾀﾞ探査法を用いて、崩壊土の下に存在する雪を含む層を調査することにした。調査は、地震による崩壊の発生から、約 1 年 8 ｹ月後の 2012 年 11 月に実施した。また、崩壊発生の約 5 ｹ月後の 2011 年 8 月にも調査していたので、その結果も再解析し併せて検討した。
目的とする土砂内の雪氷の存在を判断し、その位置と量を推定する技術は、雪氷が関わる広範囲の分野での災害調査の応用できる。その為の有効な手法の改良も必要であると考えられる。そこで、土砂崩壊の現場での調査と共に、実験として土壌に雪･氷を人工的に埋めた地域での調査も実施し、研究方法の検討と改良も行った。
この地中ﾚｰﾀﾞ探査(Ground Penetrating Radar: GPR)の方法は、 焼 岳麓地域 に おいて、土石流源となっている中尾火砕流起源堆積物の堆積状況の調査にも利用しており、実績をあげている(本報告書後述)。

図 3-1-1. 津南町辰ノ口地区：長野県北部地震で発生した土砂崩壊物と積雪の調査地

3‐1

2．研究手法:地中ﾚｰﾀﾞ探査
地中ﾚｰﾀﾞ探査は、図 3-1-2 に示すように、ﾚｰﾀﾞ波を地中に送り、波の反射や減衰等の様子から地中の構造を探ることができる。
探査の原理は、ﾚｰﾀﾞ波が、地層の境界や異物など誘電率の異なる境界面で反射することを利用している。
探査可能な深度と分解能は、使用ｱﾝﾃﾅの周波数に依存し、周波数が高いほど、分解能は高くなるものの探査深度は浅くなる。
この為、目的や対象に応じて、ﾚｰﾀﾞ波の周波数を変える必要がある。
この探査法の特長として、ﾘｱﾙﾀｲﾑで探査結果をﾓﾆﾀｰできること、

図 3-1-2.地中ﾚｰﾀﾞ探査に

比較的短時間で測定可能で様々な媒体に適用できることがある。

より地下の地層の境界や探査法の特に雪氷分野での適用の詳細は、酒井他(1999)、

異物を探る方法

泉･酒井他(2009)、中埜･酒井･飯田(2010)などに示している。

3．実験：土中の雪･氷の領域をﾚｰﾀﾞ探査で探る
土中に雪や氷を埋めて、ﾚｰﾀﾞ探査でそれらを反射の異常域として捉えられるかを調べる実験を行った。2 回の実験を実施した。秋口に京大･穂高砂防観測所の構内で行い、冬季に富山県舟橋村で実験した。

3.1. 京大穂高砂防観測所での実験
観測所の敷地において、氷を地中に埋設した実験を行った。実験地として 5mx2m の範囲を設定し、図 3-1-3 の左の写真で示す冷凍庫で作成した 50(W)×40(D)×20(H)cm の氷を、中の写真の様に土中に埋めて、その上の地表で、右の写真の様に地中ﾚｰﾀﾞ探査を行った。
探査では、ﾚｰﾀﾞ波周波数が 500MHz のｱﾝﾃﾅを使用した。

図 3-1-3.地中に氷を埋設した実験＜探査結果＞

5mx2m の範囲において、(1)氷の試料を埋める前の状態、(2)氷を埋めた状態、(3)一旦、掘り返して箱形の氷ﾌﾞﾛｯｸの内側に水を入れた状態の 3 つの状態を設定した。そして長方形
範囲の長軸方向に 0.5m 間隔の測線を作り、測線に沿って探査を実施した。
下の図 3-1-4 には、(1)～(3)の状態で行った探査の、氷試料の直上を通る代表的な測線での結果を示している。
3‐2

氷無しの、左図の(1)の状態では地中には異常な構造は存在していない。
氷を埋設した中図の(2)の状態では、赤丸で囲った範囲で、氷によるﾚｰﾀﾞ波の強い反射が認められる。氷の中に水をいれた右図の(3)の状態の探査結果では、氷によるﾚｰﾀﾞ波の反射に加えて、未凍結の水の部分による反射があり、深部への多重反射となっていることが読みとれた。

図 3-1-4.氷を埋設した実験の探査結果：鉛直断面図（左は氷無し、中は氷埋設、右は氷と水を埋設）

次に各測線の鉛直断面図を総合して、そのﾃﾞｰﾀから、任意の深度で切り取り平面図化した time slice による解析を行った。図 3-1-5 には、深度の範囲が 0.15～0.3m の結果を示している。氷を埋設した箇所では中の図(2)の様に、反射の強い領域が認められる。また、左の図(3)では、水によってﾚｰﾀﾞ波の減衰が生じているとわかる。

図 3-1-5.氷を埋設した実験の探査結果：水平断面図

3.2. 富山県舟橋村での地中に雪を埋設した実験
舟橋村の地域において、地中に雪を埋設した実験を行った。今回の探査では、周波数1200MHz の高周波ｱﾝﾃﾅを用いて、地中浅部を詳細に調べることにした。実験地として、図3-1-6 の様に 1mx1m の範囲を設定し、中央部に、右図の様に雪を埋めた。雪の密度は 592.6㎏/m 3 であった。
探査は、(1)雪を埋める前、(2)雪を埋めた直後、(3)雪を埋めてから 15 分後の、各状態で行った。探査は、左図の様に 0.5m 間隔の測線を設定して、測線に沿って実施した。
3‐3

図 3-1-6.地中に雪を埋設した場所での実験＜探査結果＞

図 3-1-7 には、上記の(1)～(3)の状態で行った探査結果のうち、雪の直上を通る測線での結果を鉛直断面図として示している。左図(1)の氷無し状態での結果と比較して変化を検討した。
雪を埋設した直後では、中図(2)の様に、赤丸で囲む範囲に雪による強い反射領域が認められた。そして、雪を埋設して 15 分後の探査では、右図(3)に示すように、融雪水が地中へ浸透してﾚｰﾀﾞ波の多重反射として読みとれた。

図 1-1-7.地中に雪を埋設した実験での探査結果の鉛直断面図

図 3-1-8 には、深度 0.12～0.19ｍでの探査結果の平面図を示している。雪の埋設箇所で反射の強い領域が認められる。また、融雪水によりﾚｰﾀﾞ波の減衰が生じていた。

図 3-1-8.地中に雪を埋設した実験での探査結果の水平断面図(深度 0.12～0.19ｍ)

以上の、実験地での雪･氷を地中に埋めた実験により、地中ﾚｰﾀﾞ探査を用いる土砂中の雪
氷領域の研究の有効性が確認された。探査では、ﾚｰﾀﾞ波の周波数を変えた検討と解析でのﾌｨﾙﾀｰ等の選択についての改良が有用であった。

3‐4

4．地震に伴う崩壊堆積土砂の下の雪崩堆積物の調査
4.1. 津南町辰ノ口地区の現地の状況
津南町辰ノ口地区では、長野県北部地震で発生した土砂崩壊物が、下部の積雪も巻き込
んで土石流となり、国道 353 号線に被害を起こした。図 3-1-9 は、崩壊地の様子である(国土地理院･中埜氏撮影)。上述の実験の結果も検討しながら、地震での崩壊土砂の下に想定された雪崩崩堆積物の調査を行った。

図 3-1-9. 津南町辰ノ口地区における、長野県北部地震で発生した土砂崩壊箇所

ﾚｰﾀﾞ探査による調査は、図 3-1-10 に示す崩落箇所で行った。地震は 2011 年 3 月に起きたが、写真が撮影された 8 月にも、一部地域で雪が確認でき、地中に多くの雪が残る可能性が考えられた。

図 3-1-10.土砂崩壊箇所とﾚｰﾀﾞ探査の様子

4.2.ﾚｰﾀﾞ探査と探査結果(2011 年 8 月の調査)
探査は、調査地に長さ 36.5m の測線を設定して行った。雪の埋没深度は不明であり、ﾚｰﾀﾞ波周波数については 100MHz と 250MHz に対応する 2 種類のｱﾝﾃﾅを使用した。図 3-1-11には、探査結果を地下断面図として示している。各測線の探査結果は、ﾚｰﾀﾞ波の往復に要し た 伝 搬 時 間 と 反 射 波 の 強 度 を 記 録 し 、 そ れ ら を 測 定 順 に 並 べ た 模 擬 地 下 断 面 図 （ GPR
profile 図）により解析している。図 3-1-11 の左の図は、周波数 250MHz のｱﾝﾃﾅでの探査結果である。 縦軸はﾚｰﾀﾞ波の伝搬時間と推定深度、横軸は測線上の距離を示し、 図の濃淡により地中の構造や異物によるﾚｰﾀﾞ波の反射強度の違いを表している。図の距離 16-22mの範囲に強い反射領域があり、これが土砂内部での雪の領域を示していると考えられる。
ただ、ﾚｰﾀﾞ波の減衰が大きく深部の詳細な構造は読みとれていない。
3‐5そこで、ﾚｰﾀﾞ波の周波数を下げて 100MHz のｱﾝﾃﾅを用いた探査を行った。右図に結果を示しているが、左図に比べて深部の状況も明確に示されている。距離 14-23ｍの範囲に強い反射領域があり、図中に緑のﾗｲﾝで示した範囲が、土砂内の雪の存在を示している。

図 3-1-11.辰ノ口地区における崩壊堆積物と地中の雪の存在を示すﾚｰﾀﾞ探査結果

4.3.ﾚｰﾀﾞ探査と探査結果(2012 年 11 月の調査)
2012 年 10 月 8 日に、土砂崩壊地の復旧現場において、堆積土砂の水抜き孔から 0℃の水が流出していることが確認された(雪氷防災研・上石氏)。土砂内に雪が残存しているかを探るため、地中ﾚｰﾀﾞ探査を 11 月 22 日に実施した(図 3-1-12)。探査でのﾚｰﾀﾞ波周波数は 100 MHzと 250MHz を用いた。
図 3-1-12.辰ノ口地区における崩壊
堆積物と地中の雪の探査＜探査結果と考察＞

探査結果を図 3-1-13 に示す。左の 250MHz の結果では、深度 1m に層の境界がある。また、
距離 27～31m と 34m の地点では地表面に雨水の水たまりがあったが、深度約 0.5m まで、その多重反射の異常が認められる。
右の 100MHz の結果でも、同様に、深度 1m に層境界、地表面の水たまりの範囲で多重反射が確認できる。それに加えて、より深部の状況が読みとれ、距離 22m、深度 2.5～3m に異常な反応があった。これは、土砂内に残存する雪を捉えた反応と考えられる。

図 3-1-13.ﾚｰﾀﾞ探査で捉えられた崩壊堆積物下の雪の存在

3‐6

探査から、土砂内でのﾚｰﾀﾞ波の伝搬速度は 0.05m/ns と算出される。これは、一般の土壌中での速度より遅く、土壌が水分を多く含むことを示している。その理由で探査において、深度 1.5m 以下でのﾚｰﾀﾞ波はかなり減衰しており、深部での反射強度は弱い傾向となった。また、土砂内部の雪は圧密されて氷の様な状態になっている為に、図 3-1-13 に示すよ
うに、ﾚｰﾀﾞ波の強い異常として捉えられたと考えられる。
今回の調査では、土砂崩壊により土砂内に埋没した雪が越年していることが、地中ﾚｰﾀﾞ探査で明らかにされた。さらに、融雪水の様子も捉えることができた。水抜き孔から流出する水の温度は 5.8℃と上昇しており、内部の雪は徐々に減少していることと調和する。

5．調査結果の検討
辰ノ口地区での 2011 年度 8 月の探査結果を下の図 3-1-14 に改めて示した。距離 14～23mに黄破線で示す反射の強い領域は、土砂内の雪による反応であり、また距離 16,21,26ｍで認められた桃破線で示す鉛直方向に伸びた反射は、融雪水による多重反射と考えられる。
以上の研究結果より、一旦、土砂中に取り込まれた積雪は、標高の高い地域においては長期に残り、特に日陰では越年する期間に残ることが示された。こうした土砂中の状況が土石流発生に結びつく可能性が高い。
本研究では、地中ﾚｰﾀﾞ探査を用いた土砂内の雪や融雪水の研究の有用性が示された。

図 3-1-14.辰ノ口地区での探査結果（100MHz）

6．まとめ
雪と氷の埋設実験を、土壌内に雪と氷を埋設し、ﾚｰﾀﾞ波の反射ﾊﾟﾀｰﾝを検討した。雪の埋設箇所でﾚｰﾀﾞ波の強い反射が得られた。また、融雪水による多重反射とﾚｰﾀﾞ波の減衰も確認できた。氷を埋めた場合も、同様の結果が認められた。
土砂崩壊現場での調査では新潟県津南町辰ノ口地区で雪を内包した土砂を対象に GPR 探査を実施した。埋設実験の結果から、土砂内の反射の強い領域は雪による反応、鉛直方向に伸びる反射は融雪水による多重反射と解釈できた。
以上の結果から、地中ﾚｰﾀﾞ探査によって土壌内の雪と氷の反射ﾊﾟﾀｰﾝが確認でき、崩壊
3‐7

した土砂内に混入した雪の範囲の推定が可能となった。今後、雪や水が混在した土壌の電磁気物性の測定と実験を併用して、探査結果から土砂内の雪の量を定量的に検討する方法の開発も望まれる。

参考文献
酒井英男,D. Goodman,田中謙次 (1999): 考古学および雪氷学における地中ﾚｰﾀﾞ探査法，地質ﾆｭｰｽ,vol.537, 16-23.
泉 吉紀,酒井英男,石坂雅 昭,阿部 修(2009):積雪構造の地中ﾚｰﾀﾞによる研究‐人工積雪でのモデル実験‐,寒地技術論文･報告集, vol.25, 88-91.
中埜貴元,酒井英男,飯田 肇(2010):地中ﾚｰﾀﾞによる立山内蔵助雪渓の体積と層厚変化量の推定，雪氷,72
巻,23-34.

3‐8

第2節

岐阜県焼岳の足洗谷における火砕流堆積層の地中ﾚｰﾀﾞ探査による分類の研究
富山大学理工学研究部

酒井

英男，泉

吉紀，澤田

豊明

1.調査地域の概要
足洗谷は、焼岳の西側に源を発する山岳河川である。古くから多量の土砂を生産し流出しており、土石流の多発渓流となっている。図3-2-1は、足洗谷地区の露頭と、観察から作った断面図を示している。
足洗谷の形成史は3期に分類されている。第1期では泥流が堆積して土壌化が進んだ。第2期は、中尾火砕流による火砕流堆積物が形成された時代であり、最も新しい第3期は、第1期と第2期の堆積物を浸食して作られた谷と土砂流出で特徴付けられる。年代については、
藤井他(1974)の土壌･木片の 14 C年代の研究によれば、第1期の層は約4500年前以降に形成され、第2期の層は約2500年前以降に形成されたと示されている。そして第2期に形成された
中尾火砕流堆積物は、3層に分かれるとの説も提唱されている。
図3-2-2の、第1期と第2期の堆積層が崖の露頭で観察できる足洗谷の右岸において、堆積層の位置と特徴を探査により研究した。地中ﾚｰﾀﾞ、電気、弾性波の探査を行ったが、本稿では地中ﾚｰﾀﾞ探査の結果を報告する。

図3-2-1.足洗谷の露頭と断面図.数字は 14 C年代

図3-2-2. 足洗谷右岸における探査を行った測線

2.地中ﾚｰﾀﾞ探査
探査は、図3-2-2の山際の道路において、40m長の測線を設定して行った。道路上から20m以上の深部を調査する為にﾚｰﾀﾞ波周波数の低いｱﾝﾃﾅが必要となり、使用したｱﾝﾃﾅの長さは2mを越えた。ﾚｰﾀﾞ探査は、送信･受信のｱﾝﾃﾅ(ｱﾝﾃﾅ対)を平行に置いて移動しながら行い、通常は、ｱﾝﾃﾅ対を図3-2-3Aの様に進行方向に垂直に配置して探査を進める。しかし現地の道3‐9路幅は狭く、ｱﾝﾃﾅ対を進む方向と垂直に置くと、ｱﾝﾃﾅが道路からはみ出す場所があり、測定精度が悪くなると考えられた。そこで進行方向に対して、ｱﾝﾃﾅ対は図3-2-3Bの様に平行にして探査することにした。
まず、道幅の広い場所でｱﾝﾃﾅ対の配置による探査結果の違いを調べたが、差は無いことを確かめた。探査は、ｱﾝﾃﾅ間隔1mで測点間隔を0.2mとして行い、探査結果はﾚｰﾀﾞ波速度を0.12m/nsとして解析した。

図3-2-3.ｱﾝﾃﾅの配置

3.探査結果と考察
図3-2-4の左に探査結果をまとめており、図では、受信された反射波を、振幅の大きさに応じて色の濃淡で表した。右には、地形(標高)を補正した結果を示している。
地表(道路)からの深度11m,18m,28m付近に地層の境界がある。そして深度11-18mの層には礫を示す反射があり、巨礫を含む堆積層と推定される。その下位の反射面が多い層は誘電率が低く礫が多いと考えられる。深度28mの境界は、道路横の崖で観察される中尾火砕流
堆積物と下位層との境界とほぼ一致した。深度28mより上部が中尾火砕流の堆積物であり、
深度18mを境に、上下の火砕流堆積物は物性が異なることを示している。
この調査地で行った岩石磁気の研究(昨年度の報告)では、深度18mより上の層は、含まれる角礫の磁化の研究から熱泥流(融雪型泥流)と推定されている。紀元前後に火口から噴出した中尾火砕流は、より山頂に近い地域に到達して一度定置したが、冷却の過程で(周囲の積雪を溶かして)再移動し、現地には300℃以上の高温で定置したと示されていた。

図3-2-4. 足洗谷地域での地中ﾚｰﾀﾞ探査の結果

3‐10つまり、岩石磁気とﾚｰﾀﾞ探査の研究から、足洗谷地域の、道路上から深度28mまでの厚さを持つ中尾火砕流起源の堆積物は、深度18mより上部と下部で分かれ、上部の領域は融雪型泥流による堆積物であることがわかった。また、ﾚｰﾀﾞ探査では、他の探査法ではﾉｲｽﾞになることが多い火砕流堆積物中の巨礫も判別できるとの方法の特長も明らかになった。

今後、地中ﾚｰﾀﾞ探査と岩石磁気研究を合わせた調査を用いることで、焼岳における土石流の源である重要な中尾火砕流の厚さや融雪型泥流の堆積状況･分布の検討が可能となる。
本研究ﾌﾟﾛｼﾞｪｸﾄで改良した上記の研究方法は、広く北陸地域の火山において活用でき、火山活動による被害や砂防上でも検討が必要な融雪型泥流の過去の発生状況や今後の予測の検討にも貢献できる。各火山において、共同での調査研究を進めることが望まれる。

3‐11

第３節

新潟焼山の火山噴出物の磁化の研究と噴火史の検討
富山大学理工学研究部

酒井英男, 手塚大貴, 菅頭明日香

1.はじめに火山噴火の調査研究において、噴出物の年代と量は必須の情報であり、また、噴出物の移動、定置の状況や温度も重要である。以上のﾊﾟﾗﾒｰﾀや情報は、北陸地域の火山の噴火ﾊｻﾞ
ｰﾄﾞﾏｯﾌﾟの作成でも必要であるが調査は十分とは言えない。本稿では、新潟焼山の火山噴出物について、これらの情報やﾊﾟﾗﾒｰﾀを入手できる岩石磁気の研究を行った結果を報告する。
岩石に数ﾊﾟｰｾﾝﾄ含まれる鉄の酸化鉱物には、永久磁石の性質を示す強磁性鉱物がある。
そして強磁性鉱物が獲得する磁化は、長期間(数万年以上の期間)残っており、残留磁化と呼ばれる。火山岩や火山噴出物はﾏｸﾞﾈﾀｲﾄやﾍﾏﾀｲﾄ等の強磁性鉱物を含んでおり、高温から冷却する時に、地磁気の方向と強さを記憶した残留磁化(熱残留磁化:TRM)を獲得できる。
本研究では、新潟焼山の溶岩流、火砕流の角礫および火砕ｻｰｼﾞ堆積物の残留磁化を研究して、特にそれらの火山噴出物の年代について検討した。
＜地磁気による年代研究＞
火山噴出物が形成時に獲得した地磁気の記録である残留磁化を、従来の研究で求められている地磁気の標準変動と対比することで年代推定が行える(Hirooka,1971;Sakai &Hirooka,1986)。
過去2000年間の時代での対象物の年代は、Hirooka(1971)が求めた詳細な地磁気変動を標準変動として用いて行える。ただ、この地磁気変動は、主に近畿地方の研究をもとに作られており、新潟焼山とは離れているので、位置の補正が必要となる。そこで、地磁気標
準変動(京都:35度N,135.9度Eに換算されている変動)から仮想磁極(VGP)を求めて、焼山(36.92度N,138.03度E)の地磁気変動に変換して、本研究の年代推定に利用した。
また紀元前の火山噴出物については、精度は落ちるが、湖成堆積物の磁化ﾃﾞｰﾀ(Hyodo etal.,1993)を用いて年代を研究した。

2.新潟焼山の概要
新潟焼山(2400.3m)は、糸魚川-静岡構造線の東側で南北方向につながる妙高火山群の北端部に位置し、同火山群で唯一噴火記録を有する活動的な火山である(早津,1985)。活動の開始は縄文時代の約3000年前と若く、歴史時代には、火砕流や溶岩流の噴出を繰り返している。新潟焼山の最大規模の火山活動の際には、日本海にまで達する火砕流と6kmを越える
溶岩が流出している。近年も、1949年,1974年,1983年に小規模な水蒸気噴火があり、1997
年には異常噴気と少量の火山灰が山頂付近に降った(伊藤他,2000)。
新潟焼山の山体は、溶岩流･火砕流･降下火砕物･火砕ｻｰｼﾞ等の噴出物と各種の崩壊堆積物で構成される。主に新第三系中新統の火打山層からなる標高約2000mを基盤とする噴出物
は、比高400mの溶岩円頂丘を中心に北へ約20km続いて分布する。岩石は角閃石斑晶を含む
3‐12珪長質安山岩～ﾃﾞｲｻｲﾄからなり、また火砕ｻｰｼﾞ堆積物が火砕流堆積物に伴い多くの層準で見られる。
早津(1985)は、活動形態、腐植土、古文書及び降下火山灰層の対比から、活動期を表3-3-1に示す4つの期間に分類している。以下では、早津(1985,1994)をもとに火山活動史と地質概要を述べる。
表3-3-1. 新潟焼山の火山活動史(早津,1994より)(1)第1期の活動
焼山の活動開始から第2期までの時代であり、前川土石流堆積物に含まれる炭化物の 14 C
年代より約3000年前の縄文時代の年代が得られている。南麓の真川溶岩流も、この期間の噴出と考えられている。
(2)第2期の活動
第2期は、焼山で最大規模の火砕流である早川火砕流が生じ、それに続いて前山溶岩流が噴出した時代である。早川火砕流堆積物に含まれる炭化木片から950-1100y.B.P.の 14 C
年代が得られており、また、古文書では,A.D.887年と989年の噴火を示す記録が残っている。
前山溶岩流は、早川火砕流堆積物に直接重なり、また一の倉溶岩流と坊々抱岩溶岩流は岩質が前山溶岩流に類似することから、これらも第2期の火山噴出物と考えられている。
(3)第3期の活動
第3期の活動は、円頂丘溶岩流の流出による溶岩円頂丘の形成に特徴づけられ、大谷火
砕流堆積物Ⅰも、それに伴い噴出したとされる。この火砕流堆積物中の炭化木片から、630-680y.B.P.の 14 C年代が報告されており、またA.D.1361年の噴火記録が残っている。
(4)第4期の活動
円頂丘溶岩流の形成から現在までの活動期である。大谷火砕流堆積物Ⅱの火砕流はこの期間に発生しており、古文書には、1773年の噴火によるとの記録が残っている。
上記の地層名は、早津(1994)に従ったが、早津(1985)では、大谷火砕流堆積物Ⅰと大谷
火砕流堆積物Ⅱは、それぞれ、下部層と上部層として記述されている。

3‐13

3.研究試料の採取地点と磁化の実験
本稿では、北側山麓の早川火砕流堆積物、大谷火砕流堆積物Ⅰ、大谷火砕流堆積物Ⅱ、前山溶岩流、山頂付近の真川溶岩流、坊々抱岩溶岩流、円頂丘溶岩流、また南側山麓の大谷火砕流堆積物Ⅱの各ｻｲﾄで採取した試料の研究結果を述べる。図3-3-1には、早津(1994)の地質図に調査地点を示している。
試料採取は、可能な限り早津(1985)に記載の模式露頭で行った。また岩体定置後の傾動等の影響を少なくする為、一つの層準では、複数の離れた露頭または岩塊から採取した。
試料は、溶岩流と火砕流の角礫については、現地で磁北と水平を基準とする方向のﾏｰｸを付けて、こぶし大の大きさの試料として採取した。大谷火砕流堆積物Ⅰでは火砕ｻｰｼﾞ堆積物も対象として、ﾌﾟﾗｽﾁｯｸｹｰｽ(1ｲﾝﾁ角)を用いて定方位で試料を採取した。
磁化測定と消磁実験では、富山大学のﾘﾝｸﾞｺｱｽﾋﾟﾅｰ磁力計、ﾊﾟｽｽﾙｰ型ｽｸｲｯﾄﾞ磁力計、電気炉等を使用した。

図3-3-1. 新潟焼山の位置と研究試料の採集地点(早津,1994)

各露頭(ｻｲﾄ)の試料について、自然残留磁化(NRM)を測定した後で、二次磁化の除去と安定な磁化を得るための消磁実験を、主に熱消磁法を用いて実施した。以下では、各ｻｲﾄの試料と磁化の測定結果を述べる。

(1)早川火砕流堆積物
北側山麓の焼山温泉裏の比高約30mの露頭において角礫を採取した。山頂火口からの距
離は約9kmである。露頭は2層のﾕﾆｯﾄに分かれており、早津(1985)は埋もれ木の観察から、下部層は泥流化堆積物と示している。上部層は、内部まで炭化しており、“煙の化石(ﾊﾟｲﾌﾟ構造)”を伴う炭化木が多数産出する(写真3-3-1)。試料は上部層から10個、下部層から5個を採取した。
3‐14

NRMの方向は下部層では一定では無かったが、上部層は地磁気方向にまとまった。全試料について熱消磁を行い、ｻﾞｲﾀﾞｰﾍﾞﾙﾄ図でのﾌｨｯﾃﾝｸﾞ法(Kirschvink,1980)により安定な磁化を検討した。熱消磁の結果、上部層では地磁気方向の安定な磁化を示す試料が多く、各試料の磁化は集中する方向を示した(図3-3-2)。下部層の試料の熱消磁では、地磁気方向の安定な磁化成分は認められなかった。

写真3-3-1. 早川火砕流堆積物中に含まれていた炭化木

図3-3-2. 早川火砕流堆積物の熱消磁の結果例(2)前山溶岩流
研究試料は、火打山川沿いと溶岩台地上の岩塊の2ｻｲﾄから7個を採取した。熱消磁では、約100℃の消磁段階で安定な磁化が得られ、両ｻｲﾄの磁化方向はほぼ一致した(図3-3-3)。

図3-3-3. 前山溶岩流の熱消磁の結果例(3)大谷火砕流堆積物Ⅰ、大谷火砕流堆積物Ⅱ
大谷火砕流堆積物Ⅰの試料として、北側山麓の山頂火口から約4km地点の作業用道路の切割りから12個の角礫を採取した(写真3-3-2上)。露頭での層の厚さは約1mで、下部にはﾊﾟｲﾌﾟ構造を伴ったｻｰｼﾞ堆積物も認められた。大谷火砕流堆積物Ⅱの試料は、北側斜面の山頂火口より約1kmの地点の焼山川最上流部の沢(写真3-3-2下)から7個、南側山麓
3‐15

の真川最上流部の沢から5個を採取した。露頭の層厚はともに20mを超えていた。
各試料について熱消磁を行った結果、南側のｻｲﾄの試料では有意な磁化は得られなかった。北側のｻｲﾄの熱消磁では、火砕流堆積物Ⅰの7試料と同堆積物Ⅱの12試料から安定な磁化を得た(図3-3-4)。火砕ｻｰｼﾞ堆積物の研究結果については、4章で述べる。

写真3-3-2.大谷火砕流堆積物ⅠとⅡの試料を採取した露頭

図3-3-4.熱消磁実験の結果の例(4)坊々抱岩溶岩流
模式露頭の周辺には巨大な岩塊が密集し、表面地形は凸凹に富んでいた。研究試料は、複数の岩塊から6個を採取した。熱消磁では100℃以上の温度段階で安定な磁化が得られた(図3-3-5)。

図3-3-5. 坊々抱岩溶岩流の熱消磁実験の結果例(5)円頂丘溶岩流
山頂付近に分布する円頂丘溶岩流では、落雷による帯磁の影響を避けて、中央火口内部の火口壁より6試料を採取した。溶岩には発達した節理が見られた(写真3-3-3)。調査地には多数の噴気があったが、噴気による変質の影響が少ない場所を選び、山頂西側の小爆裂
火口内で4試料を採取した。
熱消磁では,220℃以上の温度段階で安定な磁化が得られた(図3-3-6)。
3‐16

写真3-3-3.円頂丘溶岩流の露頭
図3-3-6.熱消磁実験の結果例(6)一の倉溶岩流
焼山川沿いの、登山道から外れた涸れ沢沿いの2つの溶岩流末端崖の露頭から、試料を採取した。熱消磁では100℃以上の温度段階で安定な磁化が得られた(図3-3-7)。

図3-3-7. 一の倉溶岩流の熱消磁実験の結果例(7)真川溶岩流
真川溶岩流は焼山の西・南側に分布し、溶岩流の表面は巨大な岩塊がある。研究試料は複数の岩塊から6個を採取した。熱消磁では200℃以上の温度段階で安定な磁化が得られた(図3-3-8)。

図3-3-8. 真川溶岩流の熱消磁実験
の結果例

3‐17

4.溶岩流と火砕流堆積物の定置温度
熱消磁の結果、火山噴出物の定置温度について以下の知見が得られた。
(1)坊々抱岩溶岩流･真川溶岩流の試料は安定な磁化を示し、これらの溶岩流の地域では、
ｷｭﾘｰ点(580度)以上の高温で現地形が作られ、その状態で残っていることが示された。
(2)早川火砕流堆積物の上部層では、熱消磁で地磁気方向の熱残留磁化が得られ、火砕流堆
積物は、約500℃で定置したと推定された。下部層の試料では地磁気方向の磁化は認められず、定置温度は低かったと考えられる。これは、同地域の炭化木の観察結果(早津,1985)とも調和する。
(3)大谷火砕流堆積物Ⅰの試料では、殆どが440℃までの熱消磁により地磁気方向の磁化が得られ、定置温度は約440℃以上と推定された。同様にして、大谷火砕流堆積物Ⅱでは、440-550℃の定置温度が得られた。
(4)大谷火砕流堆積物Ⅰの最下層の細粒火砕堆積物は、火砕ｻ-ｼﾞ(ground surge)の堆積物と考えられていた。そして、露頭での同堆積物は前山溶岩流の上にあり、観察では炭化木片が含まれ、またﾊﾟｲﾌﾟ構造が認められたので、高温で定置したと推定されていた。
熱消磁とﾃﾘｴ法実験を行った結果、地磁気方向の熱残留磁化が確認され、温度の解析から、火砕堆積物(ｻｰｼﾞ堆積物)の定置温度は440-520℃と得られた(図3-3-9左)。この高温着地は、露頭での観察結果と合っている。
また帯磁率異方性の測定を行った結果、火砕ｻｰｼﾞ堆積物は弱い針状異方性を示し、異方性の最大軸は北北東-南南西の方向を向いた(図3-3-9中)。これは、火砕ｻｰｼﾞ堆積物が流動しながら定置したことを示している。つまり、火砕ｻｰｼﾞ堆積物の帯磁率異方性の向きと針状形状は、北北東-南南西へ流れながら堆積した時の剪断跡であり、ﾏｸﾞﾏ水蒸気爆発によるｸﾞﾗﾝﾄﾞｻｰｼﾞ堆積物の特徴を示していると考えられる。

図3-3-9.火砕ｻｰｼﾞ堆積物のﾃﾘｴ法実験の結果(左)と帯磁率異方性(右).

5.各ｻｲﾄの磁化方向と標準地磁気変動との比較
溶岩流では2次磁化を除いた100-220℃の熱消磁後の磁化方向を、火砕流では熱消磁の結果からﾌｨｯﾃﾝｸﾞ近似により求めた安定な磁化方向を、地磁気変動との対比に用いた。
図3-3-10には、得られた各ｻｲﾄの磁化方向をｼｭﾐｯﾄﾈｯﾄに示している。各ｻｲﾄにおいて磁化方向は良く集中している。
3‐18

図3-3-10. 各ｻｲﾄの平均の磁化方向＜地磁気変動との対比: 噴出年代＞
図3-3-11では、各ｻｲﾄの磁化方向(偏角･伏角)と地磁気変動を対比した。磁化方向は、平均方向と誤差(α 95 度)を示している。地磁気の標準変動(京都での変動)については、先述の様に、新潟焼山の磁化と対比する為に地理的な違いの影響を補正している。
各ｻｲﾄの年代では、早津(1985,1994)の年代を参考にした。火砕流堆積物の年代には、14 C
年代と古文書による年代を使用し、溶岩流については、火砕流との上下層序と矛盾しない年代を採用した。

図3-3-11. 各ｻｲﾄの磁化方向と地磁気変動との比較

図3-3-11にまとめた図をみると、第4期の大谷火砕流堆積物Ⅰおよび、第3期の大谷火砕流堆積物Ⅱと円頂丘溶岩流の磁化方向は、地磁気変動と良く合っている。このことは、早津(1985)の層序と磁化の年代が調和的であることを示している。
坊々抱岩溶岩流は、岩質が前山溶岩流に類似するので第2期(早川火砕流･前山溶岩流の噴出時期)の時代に形成されたと考えられていた。しかし磁化方向は、14世紀頃の第3期の火山噴出物(円頂丘溶岩流や大谷火砕流堆積物Ⅱ)の磁化と似た方向を示しており、これら
3‐19

と同時期か直前に噴出した可能性も考えられる。
また、早津(1985)では第2期の形成となっている前山溶岩流、一の倉溶岩流と早川火砕流堆積物も、磁化方向は第2期の9-10世紀頃の地磁気変動と合わないが、より若い13世紀頃の地磁気変動であれば対応する。最近、早川他(2011)により早川火砕流堆積物の14C年代の研究が行われて、1235年前後の年代が報告されている。この年代は、本研究の火砕流の磁化から推定される年代と合っている。図3-3-12には、上記の、磁化方向と地磁気変動の対比による年代案で、各ｻｲﾄの結果をﾌﾟﾛｯﾄしてみた。

図3-3-12. 各ｻｲﾄの磁化と地磁気変動との対比:
年代の修正案＜真川溶岩流＞真川溶岩流は、早津(1985)では、第1期(3000年前以降)の噴出とされている。この時代の比較できる考古地磁気の変動は得られていないので、数千年前まで求められている湖成堆積物による地磁気研究の結果(Hyodo et al.,1993)と対比した。図3-3-13の様に、磁化方向は約2800年前と2500年前頃の地磁気方向との対応が可能である。前者の推定年代は早津(1985)による研究結果と調和する。

図3-3-13. 真川溶岩流の磁化方向と湖成堆積物の研究から得られた
地磁気変動との比較.

3‐20

6.まとめ新潟焼山の火山噴出物について磁化物性を研究し、安定な残留磁化が得られたｻｲﾄの試料について年代を検討した。
(1)第4期の大谷火砕流堆積物Ⅰの磁化は18世紀頃の地磁気変動と良く合い、噴火記録の1773年頃の時代とも合う。第3期の円頂丘溶岩流と大谷火砕流堆積物Ⅰの磁化は似た方向を示し、地磁気年代はAD.1361年の噴火記録と矛盾は無い。以上は、第3期･第4期の火山噴出物では、早津(1985)の層序と磁化年代が調和的であることを示している。
(2)坊々抱岩溶岩流の磁化は、上記第3期の円頂丘溶岩流と大谷火砕流Ⅰの2層準の磁化方向に近い方向を示した。坊々抱岩溶岩流は、早津(1985)では第2期の活動とされていたが、14世紀の第3期の活動の直前か同時代に噴出した可能性がある。その場合には、第3期の14世紀の火山活動は従来の考えよりかなり活発だったことになる。
(3)早川火砕流堆積物と前山溶岩流は、早津(1985)では9-10世紀の活動となっていたが、磁化方向はこの時代の地磁気変動とは合わなかった。地磁気方向との対比では13世紀頃の年代が推定される。これに関して、早川他(2011)では、早川火砕流堆積物の 14 C年代として1235年前後を提示しており、本研究の推定年代はこの年代と合う。
(4) 真川溶岩流は、早津(1985)では、第1期(3000年前以降)の噴出とされていた。湖成堆積物による、紀元前の地磁気変動の研究(Hyodo et al.,1993)との対比では、約2800年前
または約2500年前頃の年代が示された。前者の年代は早津(1985)の研究結果と調和する。

以上の研究結果を考慮して、新潟焼山の火山噴出物の年代を検討した。表3-3-3に示す
様に、13-14世紀に、非常に活発な火山活動があった可能性がある。
表3-3-3.新潟 焼山の火山噴出物の年代の考察

本研究は、早津(1985)の火山噴出物と年代の研究を基に行ったが、早津先生は、その後の研究結果を加えた焼岳火山の層序表を早津(2008)にまとめられた。その表では、第1期は二つの期に分かれ、約3000年前の焼山誕生時の、前川土石流の堆積で特徴付けられる第13‐21

期の活動に続いて、約2500-2000年前に第2期の噴火活動があったことが示されている。
真川溶岩流の磁化から推定された2500年前の年代は、この第2期の活動期に対応するとも考えられる。
新潟焼山は豪雪地帯に位置する火山であり、その噴火の噴出物は,融雪期であれば、本研究ﾌﾟﾛｼﾞｪｸﾄの課題としている融雪型泥流として、大きな被害を起こすことが考えられる。
新潟焼山における歴史時代の噴火による影響は、本ﾌﾟﾛｼﾞｪｸﾄで主に研究された岐阜県の焼岳の噴火より大きい。そうしたことから、新潟焼山の噴火活動を観測により監視すると共に、過去の噴火活動と噴出物について、従来の研究手法に、本研究の磁化研究も利用して、多面的に研究を進めることが望まれる。

謝辞
妙高火山研究所の早津賢二先生には、新潟焼山に関する文献を頂き、貴重なｱﾄﾞﾊﾞｲｽを
頂いた。

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3‐22

第４章

数値ｼﾐｭﾚｰｼｮﾝを用いた積雪および噴火の諸条件下での火山

泥流発生予測京都大学防災研究所

宮田秀介

融雪型火山泥流発生時には、大気－火山噴出物－積雪層間の熱輸送、積雪層の融雪、融雪水の浸透、滑り面の発生、泥流化などの素過程が複雑にからみあっていると考えられる。
過去には高温土砂による融雪過程を解明することを目的として、高温土砂の供給による融雪実験が行われている 1) 。その結果、供給土砂が高温、積雪密度が小さいなどの条件下において初期融雪水量が多く、かつ融雪水量のピークが顕著となることが示された。泥流発生の起因となる融雪および融雪水流出過程については、実験的に現象が検討されている段階であり、火山噴出物による融雪水発生のタイミングや量を推定する手法は確立していない。そのため、ハザードマップ作成用の泥流シミュレーションの発生ハイドログラフ形状（例：図 4-0-1）は、発生タイミングやピーク流出量などの推定根拠が乏しく、物理的な根拠の点で改良の余地が残されている。このように融雪型火山泥流は、被害が広範囲かつ大規模にわたる可能性が高い災害であるにもかかわらず、発生メカニズムに基づいた高精度の予測とそれに基づいた防災施策が立てられないのが現状である。
そこで本章では、前年度に行った融雪・融雪水の浸透過程に着目した基礎的実験結果に基づいて融雪水の集水モデルを開発することで、発生泥流ハイドログラフの予測手法を提案する。本モデルをさまざまな積雪
条件や噴火噴出物の条件に適用することにより、これらの条件が発生する融雪型火山泥流ハイドログラフに及ぼす影響を検討する。さらに、求められた発生ハイドログラフを既存の泥流の流下・堆積シミュレーショ
ンモデルに適用し、様々な積雪、発生条件が融雪型火山泥流の流下および侵食・堆積に及ぼす影響を検討する。

第１節【出所】焼岳 火山噴火緊急 減災対策砂防 計画検討会「 平成23 年 度 焼 岳 火 山 噴 火 緊 急 減 災 対 策 砂 防 計 画 検 討 報 告 書（案）」（2011 年） 2)
図 4-0-1 こ れまでの融雪 型火山泥流シ ミュレーショ ンに用いられている発生ハイドログラフの例

融雪水集水モデルの開発と適用

これまでの研究 3) では、発生する泥流ハイドログラフは、実験から得られた融雪水量に発生が想定される集水域の面積を乗じることで計算していた。したがって、高温の火砕流
堆積物による積雪層の融雪過程については考慮されているものの、地形による集水性の影
響などは全く考慮されておらず、物理的な根拠に基づいて発生泥流のピーク流出量や発生タイミングを求めることができない。

4‐1

そこで本節では、実際の地形を反映した発生泥流ハイドログラフを予測するためのモデルを提案し、さまざまな条件に対して適用することで融雪型火山泥流ハイドログラフに及ぼす影響を検討する。

（１）融雪速度・融雪水量推定モデルの概要
火砕流堆積物による融雪速度と鉛直浸透の後に地表面に到達する融雪水量の推定は、融雪実験に基づいて開発されたモデル 3) を用いた。ここではモデルの概要を簡単に述べる。
モデルの詳細は、平成 23 年度融雪型火山泥流の発生機構解明に向けた基礎的研究に関する事業報告書 3) に詳しく掲載している。
① 砕流堆積物－積雪層間の熱移動
火砕流堆積物の熱はすべてが雪の融雪に使われるわけではなく、外気との熱収支、雪の昇華熱や融雪水の顕熱・気化熱にも使われているためその分損失していることになる。
本モデルでは簡単なために雪の損失は昇華によるものと仮定し、積雪層の融雪及び昇華に必要な熱量 Q は、

Q  E1  rsl   Grsl  sn AH(4.1)とあらわす。ここに、E は雪の融解熱（定数：333.5 kJ/kg）、G は雪の昇華熱（定数：3008.9
kJ/kg）、r sl は水蒸気化率、H は積雪深である。
②融雪速度の推定融雪実験において融雪速度は時間とともに徐々に減少したことから、非常に単純化したモデルにより融解速度を算出する。図 4-1-1 のような単純な火砕流堆積物と雪の温度分布を考えたときに、火砕流堆積物中心部分の温度を T (t ) 、
雪の温度及び雪と火砕流堆積物の境界部分の温度は常に 0℃、断面積を A、火砕流堆積物層厚を 2L、火砕流堆積物の熱伝導率を k s とする。微小時間 dt に土砂が失う熱量 dQ total は、積雪層に伝わる熱量 dQ および大気に損失する熱量 dQ loss

図 4-1-1

土砂および積雪層の初期温度分布で表される。

dQtotal  dQ  dQloss

dQl oss  rlossdQtotal , dQ  (1  rloss )dQtotal(4.2)

積雪層に伝わる熱量 dQ は、

dQ kA(T t   0)
kAT t 
dt 
dt
L
L

(4.3)

4‐2

となる。火砕流堆積物の温度変化量と熱量との関係を時間 0 から t まで積分すると、



ks
t 
T t   T 0 exp 2
 2(1  rloss ) L  sed c (4.4)となる。ただし、  ：火砕流堆積物充填率、  sed ：火砕流堆積物密度、 c ：火砕流堆積物
比熱である。また、火砕流堆積物の温度変化量と積雪上面高さ沈下量 dH sn との関係より、vt  
2Lsed c1 rloss  dT
ks
dHsn
ks


t  (4.5)
T 0exp 2E1 rsl   Grsl sn dt E1 rsl   Grsl sn Ldt
 2(1 rloss )L sed c が成り立ち、融雪速度 v(t)は時間が経過するにつれて減少する。
③融雪水量の算出
図 4-1-2 のように、断面積 A、積雪密度 ρ sn 、積雪深 D の雪が融雪速度 v(t)で表面が低下していて、融雪
水（密度：ρ w ）が一定の浸透速度 k で浸透すると仮定する。今、融雪が始

図 4-1-2

単純化した火砕流堆積物よる融雪の模式図

まってから時間 t 経過した時を考える。この時から t  t までの間の融雪水が鉛直浸透し地表面（＝積雪層底面）において流出する流出水量 Q(t’)は、水蒸気化率を r g 、雪の密度を ρ sn 、
水の密度を ρ w 、積雪層内の鉛直透水係数を k とすると、

Q (t ' ) 1  r  Av(t )
g

sn

(4.6)

 v(t ) 
 w 1 k 

で求められる。

図 4-1-3

融雪水集水モデルの模式図

4‐3

図 4-1-4

集水域の設定（２）融雪水集水モデルの概要
本モデルは泥流発生想定点の集水域を対象として融雪水の流下および流出のシミュレー
ションを行う。対象集水域を 10m メッシュの基本要素に分割し、各要素における水収支を計算する（図 4-1-3）。本項ではモデルに用いる地形データの処理について説明する。本研
究では無料のオープンソース GIS として提供されている QGIS および GRASS を用いて地形データの処理を行った。

①地形データの準備
まず 10 m メッシュ標高データから泥流発生想定点の集水域の流域界を設定し（図 4-1-4）、10×10 m に分割する。融雪水の流下のシミュレーションでは負の斜面勾配の流下区間があると計算の不安定につながるため、周囲の全要素よりも低い標高の要素（凹地）については補正し、集水域内に融雪水が貯留される凹地が無いようにする。
次に、各要素からの流出水の流下方向を算出する。流下方向は隣接する 8 方向とし、隣接する要素のうちで最低標高の方向に全ての流出水が流下するとした。流下方向を示す図の例を図 4-1-5 に示す。

②要素内、要素間の水移動
本モデルでは、各要素は積雪層で構成される 10×10 m の直方体であり（図 4-1-3）、集水
域内において積雪層厚は均一と仮定した。前項で述べたように、要素からの流出先は特定の一方向としている。
火山噴出物および火砕流によって発生した融雪水は積雪層を鉛直浸透し、地表面に到達する。地表面に到達する融雪水量は式（4.6）により求めた。本モデルでは簡単のため地盤
4‐4

90

85

160
140

80

South - North [m]

120
100

75

80
70
50

60

55

60

65

70

40
20
0
-20

0

20

40

60

80

100

120

140

West - East [m]図 4-1-5

流線図の例

への浸透は考えず、融雪水は積雪層内で飽和帯を形成すると考えた。また積雪層厚は融雪に伴って減少するため、積雪層が完全に飽和している場合には、表面流が発生するとした。
基礎方程式は以下の通りである。
・連続式
（4.7）
ここで、 は空隙率、h は飽和水帯の水位、q は単位幅当たりの側方流出量、V は融雪水
量を示す。
・運動式
（4.8）
√

（4.9）

ここで、K は飽和透水係数、i は動水勾配、n はマニングの粗度係数、添え字の OF は表面流を示す。
③発生泥流ハイドログラフ

4‐5図 4-1-6

対象領域の地図

集水域内での最低標高を持つ要素を系外への流出口とし、流出口要素の流出水量に土砂を足すことで発生泥流ハイドログラフとした。融雪型火山泥流の発生・発達過程において、泥流は固・液混相流としてとらえられ、一般的に含まれる土砂のうち、平均粒径（60%程度粒径）より小さい土砂粒子は平均粒径以上の粒子を輸送する液相（泥水）として振る舞う。つまり、火砕流堆積物の 60%は泥水として扱われ、火砕流堆積物の 40%が火山泥流の土砂量となる 2) 。これより、泥流の初期土砂濃度は次式により求める。

c0 

0.4Vs
Qw  Vs(4.10)

ここに、c 0 ：初期土砂濃度、V s ：総火砕物量、Q w ：総融雪水量である。
（２）計算条件
本章では異なる積雪の特性および火砕流堆積物の特性を条件として数値シミュレーショ
表 4-1-1

計算条件

4‐6

ンを行うことで、融雪水および融雪型火山泥流の発生ハイドログラフに及ぼす影響を検討した。シミュレーションの対象領域は、岐阜県と長野県の県境に位置する焼岳の岐阜県側である足洗谷およびその下流の蒲田川を対象とした（図 4-1-6）。地形データは、10m メッ
シュ DEM を使用した。
シミュレーションに用いた計算条件を表 4-1-1 に示す。積雪層に関して、密度を 150、250、
390 kg/m3 の 3 通り、積雪層厚を 1.0、2.0 m の 2 通りとした。積雪層の空隙率は密度より求めた。融雪をもたらす火砕流堆積物については、堆積域（＝泥流発生地点の集水域）を 0.982、3.898 km2 の 2 通り、堆積した火砕流の温度を 500、1000℃の 2 通り、堆積厚を 1.0、3.5 mの 2 通りとした。火砕流堆積物の堆積域を図 4-1-4 に示す。マニングの粗度係数は 0.2 とし、積雪層内の初期水位は 0 とした。火砕流堆積物は対象集水域に瞬時に堆積し、融雪が一斉に開始したとしている。
（３）シミュレーション結果と考察

1000
Case 1
800
600
400
200
0
0
20

Meltwater[mm/h]

Meltwater[mm/h]①融雪水および積雪層厚

40

60

80

1000
800
600
400
200
0

100

Case 5

0

20

40

60

80

1000
800
600
400
200
0

100

0

60

80

100

Meltwater[mm/h]
Meltwater[mm/h]

Time [min]1000
800 Case 4
600
400
200
0
0
20

40

60

20

40

60

1000
800
600
400
200
0

80

100

80

100

Case 7

0

20

40

60

Time [min]

80

100

Time [min]図 4-1-7

100

Time [min]Meltwater[mm/h]

40

80

Case 6Time [min]1000
Case 3
800
600
400
200
0
0
20

60

Time [min]Meltwater[mm/h]

Meltwater[mm/h]

Time [min]1000
800 Case 2
600
400
200
0
0
20

40

融雪・融雪水モデルによる融雪水量シミュレーション結果

4‐7

図 4-1-7 に 各 ケ ー ス に お い て 計 算 さ れ た 地 表 面 に 到 達 す る 単 位 面 積 当 た り 融 雪 水 量（mm/h）を示す。積雪密度の低い Case 4 では約 8 分後から融雪水の流出が始まったが、その他のケースでは融雪水が地表面に到達するまで火砕流の堆積から 20 分以上かかった。
また、このときの積雪深の変化を図 4-1-8 に示す。Case 3、Case 5 、Case 6 では火砕流の堆積から 200 分以上経過しても全ての積雪層が融解しなかった。これは火砕流堆積物の熱量が全ての雪を融解させるに十分でなかったためである。融雪水による泥流発生のみを考える場合には、これらのケースでは泥流規模が小さく押さえられると予想される。ただし、本研究では考慮していない雪と堆積土砂が混合しながら泥流となるようなメカニズムが卓越する場合には、積雪層が残ったこれらのケースでも危険性が残る。

②発生泥流ハイドログラフ
図 4-1-9 に、融雪水集水モデルを用いて計算された各ケースの発生泥流ハイドログラフ

2.0

Case 1

Snow depth[m]Snow depth
[m]

2.0
1.5
1.0
0.5
0.0

Case 5

1.5
1.0
0.5
0.0

0

50

100

150

200

0

50

Time [min]Case 2

1.5

Snow depth[m]Snow depth
[m]

2.0

1.0
0.5
0.0

200

Case 6

1.5
1.0
0.5
0.0

0

50

100

150

200

0

50

Time [min]

100

150

200

Time [min]

2.0

2.0

Snow depth[m]Case 3

1.5
1.0
0.5
0.0

Case 7

1.5
1.0
0.5
0.0

0

50

100

150

200

0

Time [min]

50

100

Time [min]2.0

Snow depth
[m]

150

Time [min]2.0

Snow depth
[m]

100

Case 4

1.5
1.0
0.5
0.0
0

50

100

150

200

Time [min]図 4-1-8

融雪・融雪水モデルによる積雪層厚シミュレーション結果

4‐8

150

200

Case 1sediment conc.: 0.30

0

10000

20000

30000

40000

100
80
60
40
20
0

Mud flow3[m /s]

Mud flow3[m /s]

1000
800
600
400
200
0

50000

Case 5sediment conc.: 0.26

0

10000

Time [sec]Case 2
sediment conc.: 0.63

0

10000

20000

30000

40000

10
8
6
4
2
0

50000

sediment conc.: 0.42

0

Mud flow3[m /s]

Mud flow3[m /s]

sediment conc.: 0.26

10000

20000

30000

40000

50000

Mud flow3[m /s]

Time [sec]
1000
800
600
400
200
0

50000

10000

20000

30000

40000

50000

Time [sec]Case 30

40000

Case 6Time [sec]
10
8
6
4
2
0

30000

Time [sec]Mud flow3[m /s]

Mud flow3[m /s]

100
80
60
40
20
0

20000

1000
800
600
400
200
0

Case 7sediment conc.: 0.60

0

10000

20000

30000

40000

50000

Time [sec]Case 4sediment conc.: 0.42

0

10000

20000

30000

40000

50000

Time [sec]図 4-1-9

融雪水集水モデルによる発生泥流ハイドログラフのシミュレーション結果を示す。新雪のように積雪密度の低い Case 4 において 1000 m3 /s という顕著に大きなピーク泥流量が発生した。また、積雪層の厚い Case 3、火砕流堆積物温度の低い Case 6 では発
生泥流量が 10 m3 /s と非常に小さく、明確なピークを持たなかった。とくに、Case 3 では
単位面積当たりの融雪水量が非常にも大きいにもかかわらず（図 4-1-8）、発生泥流量が他のケースに比べて 1～2 オーダー小さかった。これは、積雪層が十分に融解されず、積雪面
上に表面流が発生しなかったためであった。また、積雪密度の高い Case 5 では積雪が全て融解されなかったために融雪水量が少なく、発生泥流のピーク流量が約 48.0 m3 /s と比較的小さかった。
火砕流の堆積から泥流発生までの遅れ時間についてみると、Case 4、Case 1、Case 5、Case
7、Case 2、Case 3、Case 6 の順であった。最も早い Case4 においても遅れ時間は約 30 分であり、火砕流の発生を検知、伝達するシステムが整備され、避難経路が住民等に把握され4‐9

ていれば、人的被害を避けることができると考えられる。ただし、泥流発生から泥流ピー
クまでの時間は、約 10～100 分と幅がみられた。
これまでの融雪型火山泥流シミュレーションに用いられている発生ハイドログラフは流出が始まるタイミングについては情報が無く、不明とされていたが、本章で提案する手法
により、火砕流が発生し堆積してから泥流が発生するまでの時間をある程度予測することが可能となる。

第２節

融雪が泥流の流下・堆積域に及ぼす影響の検討

本節では、前節において求められた様々な条件下における発生泥流ハイドログラフを入力条件として泥流シミュレーションを行うことで、積雪、火砕流の諸条件が泥流の堆積範囲に及ぼす影響について検討する。

（１）泥流モデルの概要
本モデルは発生泥流ハイドログラフを入力条件とし、2 次元流れの泥流による侵食、堆積を解析するものである。泥流全体の 2 次元流れの質量保存則及び運動方程式は以下のようになる。
・質量保存則

h M
N


0
t
x
y

(4.11)

・x 方向の運動方程式

vM
M
uM
H


  gh ghS fx
t
x
y
x

(4.12)・y 方向の運動方程式

N
uN
vN
H


  gh ghS fy
t
x
y
y

(4.13)

ここに、 t :時間、 x :水平方向、 y :鉛直方向、 h :流深、 u と v :それぞれ x 、 y 方向の断面平均流速、 M=uh、 N=vh、  :運動量補正係数(  =1)、 g：重力加速度 、 H=h+z、 S fx とS fy :それぞれ x 、 y 方向の底面摩擦勾配である。また、底面摩擦勾配はマニング則を用い、以下の式で現わした。

S fx 

n 2u u 2  v 2
h43, S fy 

n2v u 2  v 2
h4
3(4.14)

流砂の連続式は以下のようになる。

z 1  q bx q by 
0
 

t c*  xy (4.15)

4‐10ここに、 z :河床高、c* :堆積層の土砂の容積濃度、q bx と q by :それぞれ全流砂量 q b の x 成分、

y 成分である。なお全流砂量 q b は

qb  qbb  qbs  qbside(4.16)

であり、q bb :掃流砂量、q bs :浮遊砂量、q side :側岸侵食流砂量を表す。また、掃流砂量式・
浮遊砂量式・側岸侵食流砂量式（MPM 式）は以下に示す。

q bb (l )  8 sgd (l ) ( *(l )   *c ( l ) )3

3
2(4.17)

ここに、q bb(l) :粒径別掃流砂量、s ：土砂の水中比重、d (l) ：粒径、 *(l) ：粒径別無次元掃流力、 *c(l) ：粒径別限界無次元掃流力であり、以下の修正エギアザロフ式によって算出し
た。





log 10 19 
 *c (l )   *cm  d 
 log 10 19 l   
 d m  *c (l )  0.85 *cmdmd l 

2d l dmd l 
dm

 0.4

 0.4

(4.18)(4.19)

ここに、 cm は平均粒径に対する無次元限界掃流力であり、本研究では簡単のため 0.050 とした。
浮遊砂量式は以下の式により求めた。

qbs(l )  q  cb(l )  p  10 6(4.20)

ここに、q bs(l) ：粒径別浮遊砂量、 q ：泥流量である。また c b(l) は粒径 d (l) の基準点高さにおける平衡浮遊砂濃度であり、以下の式により求めた(レーン・カリンスキ式)。

1 u  w f (l )  2  * 
cb (l )  5.55
exp  
 
2 w

u
f (l )  *  
1.61

 f b (l )(4.21)である。ここで、 w f l  は浮遊砂の沈降速度であり、以下の式より求めた(ルベイ式)。

 2 36 2
36 2 w f (l )  sgd ( l ) 3 sgd (3l )sgd (3l ) 


(4.22)

側岸侵食流砂量式は以下の式で算出した。

4‐11

3
1

  c ( l )   u*2  dz  
qbside ( l )  0.01  *(2 l ) 1 
 
 

*s ( l )   sin 





(4.23)

ここに、  :側岸傾斜角、  *s (l )  0.5 *(l ) である。また、  *c l  は横勾配を持つ斜面上の土
砂の限界掃流力であり、以下の式により求める。

 *c (l )  cos  1 tan 2   *c (l )tan 2  l 

(4.24) l  は、粒径 d l  の土砂の安息角である。

（２）計算条件
前節で泥流ハイドログラフを求めた７ケースにおける泥流の流下・堆積についてシミュ
レーションを行う。従って各ケースの条件は、表 4-1-1 に示した通りである。
河床材料の粒径は 2011 年 9 月 19-21 日に採集した足洗谷観測点ピット内土砂の粒度分布から代表粒径 3 つとそれぞれの割合を簡単に算出したものを使用した。火砕物の粒径は河
床材料の場合と同じ代表粒径を 3 つ使用し、平均粒径が 10 cm となるように各粒径を割り当てた。それぞれの粒径割合を表 4-2-1 に示す。

図 4-2-1

計算領域および泥流流出開始地点，「中尾」および「栃尾」の位置

4‐12計算領域は焼岳西側の足洗谷から蒲田川であり、研究対象領域に位置する主な居住区は「栃尾」および「中尾」である（図 4-2-1）。両地点とも河道沿いに位置するが、「中尾」は火砕流堆積台地に位置するため、河床との比高差が数十 m ある。

8

8Case 1

6

6

4

4

2

2

0

0

-2

Case 5

-2
0

5000

10000

15000

0

5000

Time [sec]8Case 2

6

4

4

2

2

0

0

-2

-2
5000

10000

15000

Case 60

5000Time [sec]
8

15000

Time [sec]
8

6

0

10000

10000

15000

Time [sec]8Case 3

6

6

4

4

2

2

0

0

-2

Case 7

-2
0

5000

10000

15000

Time [sec]
8

0

5000

10000

Time [sec]Case 4

6

Flow depth [m]Deposition depth [m]

4
2
0
-2
0

5000

10000

15000

Time [sec]図 4-2-2「中尾」における泥流流動深および土砂堆積厚のシミュレーション結果
時間は火砕流が堆積してからの時間を表す。

4‐13

15000

8

8

Case 1

6

6

4

4

2

2

0

0

-2

Case 5

-2
0

5000

10000

15000

20000

0

5000

Time [sec]
8

10000

15000

20000

15000

20000

15000

20000

Time [sec]8Case 2

6

6

4

4

2

2

0

0

-2

Case 6

-2
0

5000

10000

15000

20000

0

5000

Time [sec]8Time [sec]8Case 3

6

6

4

4

2

2

0

0

-2

-2
0

5000

10000

15000

20000

Time [sec]
8

10000

Case 7

0

5000

10000

Time [sec]Case 4

Flow depth [m]Deposition depth [m]

6
4
2
0
-2
0

5000

10000

15000

20000

Time [sec]図 4-2-3「栃尾」における泥流流動深および土砂堆積厚のシミュレーション結果
時間は火砕流が堆積してからの時間を表す。

（３）泥流シミュレーション結果と考察「中尾」地点における流動深、堆積厚の経時変化をそれぞれ図 4-2-2 に示す。流動深の最大値は Case 4 において約 7.5 m と最も大きく、Case 1、Case 2、Case 7 では 1～3m であ
4‐14

った。Case 3、Case 5、Case 6 では流動深、堆積深とも 0 であった。Case 4 において泥流が最も早く到達し、その時間は火砕流堆積から約 40 分後であった。
発生泥流量が大きいほど「中尾」地点における最大流動深は大きくなった。
「中尾」地点に泥流水位が観測されたケース（Case 1、Case 2、Case 4、Case 7）では泥流先頭部の流下に伴って始めは 1～2 m の侵食がおこり、後続流が堆積をもたらした。一方、発生泥流量が一定を下回るケースでは泥流が河道内を流下するために高台に位置する「中尾」では泥流の氾濫被害を受けないと考えられる。
図 4-2-3 に「栃尾」地点における流動深、堆積厚の経時変化を示す。「栃尾」地点においては、「中尾」と異なり Case 5 においても小さいものの泥流の氾濫と土砂の堆積が発生した。他のケースでは、泥流氾濫水位および土砂堆積は「中尾」よりも小さく、それぞれ 4 m
以下、3.5 m 以下であった。しかし、住居や旅館などが密集する栃尾地区では 2 m 程度の泥流氾濫でも大きな人的被害が発生する恐れがあり、注意が必要である。火砕流の堆積か
ら泥流氾濫までの時間は Case 4 で最も短く、58 分であった。
「栃尾」地点は平均勾配が約 2.7％であり、「中尾」に比べて勾配が小さいために泥流部による侵食が起こらなかったと考えられる。また、泥流が流下する間に大粒径土砂の多くが既に堆積したため、「栃尾」における土砂堆積深が「中尾」よりも小さくなった。

第３節

まとめ

本章では融雪水量推定モデルに加えて新たに提案する融雪水集水モデルを用いることで、火砕流が積雪層上に堆積することで発生する融雪型火山泥流の流出量およびタイミングを予測する手法について提案した。さらに既存の泥流モデルを組み合わせることで、様々な積雪条件、火砕流堆積条件下における泥流の発生量および流下、侵食堆積量について検討を行った。その結果、積雪層が融雪水で飽和し表面流が発生する条件においては、大流量の泥流が発生すると推定されたが、一方、表面流が発生しない条件では河道内を流下するだけの非常に小さい泥流が発生すると考えられた。
最後に本解析の問題点・改善点を述べる。本章では流下点までの集水プロセスを考慮することができたが、泥流発生のメカニズムは「集水域末端での融雪水と火砕流堆積物の混合」のみを考慮しており、「 積雪と火砕流堆積物が混じりあいながら雪崩のように流下する」などの発生メカニズムは考慮していない。しかし、発生メカニズムについては今後のさらなる研究の発展が待たれる。また、泥流の温度予測も人的被害軽減においては重要な情報と考えられる。この点は今後のモデルの改良点である。

引用文献
1）伊藤英之・脇山勘治・吉田真理夫・長山孝彦・原田憲邦・楠木雅博：融雪型火山泥流の発生メカニズム－十勝岳 1926 年火山泥流の融雪実験によるアプローチ－、日本火山学会講4‐15

演予稿集，pp36，2004．
2） 焼岳火山噴火緊急減災対策砂防計画検討会：平成 23 年度焼岳火山噴火緊急減災対策砂防計画検討報告書（案），2011．
3）平成 23 年度融雪型火山泥流の発生機構解明に向けた基礎的研究に関する事業報告書，
2012．

4‐16

融雪型火山泥流災害の防災に関する地域への提言
京都大学防災研究所

堤大三

本研究では、第 1 章にて実験水路を用いた人工斜面上に積雪層を設け、その上端から人工的に高温に加熱した火山噴火由来の岩石を供給し、融雪の進行と泥流発生をシミュレー
トした実験を行い、泥流発生機構の解明を試みた。第 2 章では、第 1 章と同様に、水路を用いた二次元斜面実験を行ったが、水路側面を透明の耐熱ガラスとし、融雪・浸透・流動化過程を側面から観測できるようにした。また、水路底面に土砂層を設け、土砂層の流動化過程をシミュレートし、泥流発生機構の解明を試みた。第 3 章では、地中レーダ探査による土壌下に存在する積雪層の検知に関して実験および現地調査によって検討し、さらに焼岳火山と並んで融雪型火山泥流発生の危険性が高い新潟焼山における火山噴出物の磁化の調査と噴火史の検討を行った。第 4 章では、昨年度に作成した積雪層の融解・融雪水浸透モデルとブロック集合モデルを結合し、対象流域からの融雪水流出ハイドログラフを算定、泥流氾濫モデルを用いて焼岳北西麓の足洗谷流域における融雪型火山泥流の氾濫シミュレーションを実施した。
冬期に山腹斜面に積雪が見られる火山において、積雪時に火山噴火が発生するという特殊な条件のため、豪雨による土石流・泥流と比較して融雪型火山泥流の発生確率は、確かに小さいかもしれないが、第 3 章で示した通り、現実に日本においても発生しており、特に北陸地方のような豪雪地域に位置する火山では、その被害が甚大となるおそれのある土
砂・火山災害の一形態であることが確認された。
既に述べている通り、融雪型火山泥流に関しては、これまでほとんど研究がされてこな
かったことから、その発生メカニズムは明らかにされていない。このため、地域住民の安全に貢献できるようなハザードマップや早期警戒に対する情報提供といった実用的な研究の前には、基礎的な研究から出発して、泥流発生メカニズムの解明に努める必要がある。
そのような観点から昨年度は、融雪型火山泥流の発生メカニズムの一部である、火山噴出物による積雪層の融解・浸透・流出現象について、鉛直一次元での実験的な検討を行い、詳細な現象把握を行った。本年度はさらに現象の把握を進めるため 第 1，2 章において 、
二次元的な人工実験水路を用いた実験的検討を行い、泥流の発生メカニズムの解明を行った。また第 4 章では、昨年開発した融雪水の浸透・流出モデルとブロック集合モデルを結合することにより、既往の融雪型火山泥流の流下・氾濫を 2 次元の河床変動計算で解析し、より実際の現象に則した数値解析を実施することが可能となった。このような手法を用いることで、北陸地方の火山地域における災害の防止・軽減に対して、研究面から貢献できる可能性が示された。
第 1，2 章で示した人工実験水路を用いた検討の性格上、または実験に採用した限られた条件のため、必ずしも実現象を網羅している訳ではないが、融雪型火山泥流の発生に関5‐1

していくつかの知見が得られた。それらを以下に示す。

１）積雪層の密度が比較的大きい場合は（新雪ではなく、ある程度占め固まった状態、またはザラメ雪の様な状態）、積雪層上に堆積した加熱土砂によって積雪層が融解し融解水の浸透によって飽和に近い状態になったとしても、積雪層の強度によって安定性が維持され、簡単には積雪層が崩壊することはない。
２）融雪水の浸透によって底面土層に到達した浸透水の集積によって底面土砂と積雪層の間に表流水が発生するが、実験斜面のスケールでは、それによって土砂表面の侵食が起こる条件が限られており、斜面は安定性を保ったままである。
３）積雪層の密度が小さい場合（新雪）、融雪速度が極端に大きく、また浸透速度も速いため、急激に融雪水が底面土層表面に集積し、それによって発生する表流水が土層表面を激しく侵食し、その上に位置する積雪層と加熱土砂層も不安定化し、その結果として泥流が発生する危険性が高い。
４）雪でダムを作成した場合、融雪でダムが崩壊して流動する場合がある。
５）水、土砂、雪の混合流体の場合、水の混合が大きい場合、雪崩よりもさらに流動性が高く、流動距離が長くなる場合がある。
先にも述べたとおり、これらの知見はあくまで実験水路斜面スケールでの結果であり、実際の自然斜面では、積雪密度が大きくても、熱源となる加熱土砂量が十分に供給されれ
ば、斜面の下流に行くに従って集積する融雪水量も増加して、底面土砂層の侵食・流動化が発生する可能性が高い。しかし、実斜面スケールでも積雪密度が小さければ、存在する総水量は少ないけれども、融雪開始時には、より急激に融雪水が集積して激しい侵食が発生する可能性が高いことを示している。
一方、第 4 章で示した、泥流の流下シミュレーションの結果によると、積雪層の密度の小さい計算 Case において、積雪密度の大きな Case に比べて、融雪水の集積量のピークが大きくそのタイミングも早い事が示されている。その結果として、下流域の中尾地区や栃尾地区に到達する泥流規模が大きくなり、到達時間も早い結果となった。これは、実験により得られた結果と整合する結果であり、積雪密度が融雪型火山泥流の規模や到達時間に対して大きな影響を持つ要素であることが示されている。
本研究で実施した物理現象に基づいた融雪・浸透・流動化のモデルを用いた泥流の挙動を予測するシミュレーションでは、設定条件によっては従来想定されていた泥流到達範囲
や泥流そのものの規模が小さく見積もられることもある事がわかった。よって、融雪型火山泥流を想定した防災ハード対策では、泥流想定を小さくした効率的な対策で良いと結論できる可能性がある。ただ、この設定条件は既往の噴火規模と常識的な積雪範囲をもとに決定したものであるため、想定を上回る規模の巨大噴火や、積雪規模の設定によっては、
これまでの想定以上の泥流が発生する可能性も捨てきれない。考えられる最悪なシナリオ

5‐2

を想定して泥流流下を予測し、より安全性が高くかつ防災ハード・ソフト対策が効率的に実施できる解析を実施し、行政や地域住民との連携、情報提供に寄与できると期待する。
以上のように、本研究で検討した融雪型火山泥流の発生、流下、氾濫に関しては、まだまだ不十分な点が多く、さらに検討すべき課題が残されている。しかしながら、一端ではあるが、これまでほとんど理解されていなかった融雪型火山泥流の実現象の理解が進み、地域住民の安全を確保するための防災に資するための土台作りの手始めとなる研究が実施できたものと考える。今後は、この研究を継続さらに発展させ、北陸地方をはじめ、全国の火山・土砂災害の防止・軽減に貢献できる研究を推進するものと期する。
最後に、本年度に実施した等研究の成果を地域の住民の方々に公開・還元する活動について示し、今後の計画を述べる。

・研究成果公開１）

国土交通省北陸地方整備局神通川水系砂防事務所

勉強会

H24 年 3 月 15 日，岐阜県飛騨市神岡町殿の神通川水系砂防事務所において、本研究の成果を含めた土砂災害に関する研究についての報告・講演を行い、参加者約 30 名に対して、焼岳における過去の泥流発生の痕跡についての研究や、融雪型火山泥流に関する説明を行った。（酒井・堤）
２）NPO 神通砂防講演会

H24 年 5 月 30 日，岐阜県高山市奥飛騨温泉郷一重ヶ根公民館において、「奥飛騨における土砂災害に関する研究」と題した講演を行い、40 名の参加者に対して、融雪型火山
泥流に関する本研究の成果について説明を行った。（堤）３）本郷小学校

砂防学習

H24 年 6 月 15 日，京都大学防災研究所穂高砂防観測所にて、本郷小学校の砂防学習の一環として、5 年生児童 21 名に対し、本研究成果における融雪型火山泥流についての説
明を含め、奥飛騨地域での土砂災害についての授業を行った。（堤）４）高山市・山の自然文化研究センター

共催講演会

H24 年 9 月 3 日，高山市役所において、一般市民約 20 名を対象に、「防災と環境」と題した講演を行い、その中で本研究の成果である融雪型火山泥流についての説明を行った。（堤）・今後の展開
奥飛騨地域の一般住民を対象として、融雪型火山泥流の危険性がある焼岳火山における過去の噴火活動と融雪型火山泥流発生の履歴、融雪型火山泥流発生についての物理メカニ
ズム解明に関する研究、ハザードマップとその更新に対する情報提供等、本研究によって得られた成果を総合的にわかりやすく伝える講演会を開催する事を計画している。

5‐3

融雪型火山泥流の発生機構解明とその防災への適応に関する事業
平 成 25 年 3 月

発

行

社団法人

北陸建設弘済会

北陸地域づくり研究所

新潟県新潟市江南区亀田工業団地二丁目 3 番 4 号
Tel (025)381-1020

Fax (025)383-1205

印刷・製本

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5‐4〒 950-0197

報告書