Ａ 〜○Ｃ
●扉カラー写真○●表紙カラー写真①〜④①谷地地すべり②亀の瀬地すべり

Ａ 鷲尾岳地すべりのすべり面○

この写真は谷地地すべりを斜め上方から撮影したものである｡

この写真は亀の瀬地すべり地西南部上空から撮影したもので､写真は、長崎県で掘削した鷲尾排水隧道に露われた C37c 炭

最上部に小沼・大柳沼の２つの湖沼があり，これらより本地

中央部の2条の道路が走る緩斜面が地すべり地である｡ この地層と､この中に発達したすべり面を斜め下から見上げたもの

すべりの主誘因である地下水が涵養されている。この直下には大和川（写真右側）が生駒〜金剛山系を横断する所にあである｡画面中央部を左右に延びる暗褐色の部分がすべり面

ほぼ北東から南西に走る断層にそって生じた1,000mにおよぶ滑り､峡谷をなしている。写真の左側方向（北側）に信貴山､の上盤側で､その上盤の凝灰質泥岩は手前にせりだしている｡

落崖は､地肌をむきだしにしているのが判る｡

生駒山がつらなり､南側は明神山､二上山へとつながる｡な

すべり面には、地すべりの移動方向と一致する NNW 方向の条滑落崖から末端部成瀬川までの約1,300m は，かなり規則正し

お､大和川の右側（南）にほほ平行して国道25号線とトンネ線が明瞭に認められた。黒灰色部は破砕した炭層、淡褐色部

い配列をなす数多くの陥没・隆起部が地すべりによって形成

ルをくぐりぬける国鉄関西線が通っており､右上部の市街地

は凝灰岩起源の粘土層である。写真上で最下位の炭層とそのされている。末端部は成瀬川と比高30m の急崖で接し，一部は奈良県王寺町である。

下位のシルト岩との境界にも不明瞭ながらすべり面が発達しは川越え地すべりとなって右岸側に小さく隆起し、成瀬川は地すべり地は、大きく２つのブロックに分かれる。その一つている｡（大八木）

著しく蛇行し荒廃している景観が判読できる｡（寺川）は清水谷地区であり、写真の左側（下側）の道路の走る帯状Ｂ 亀の瀬地すべりのすべり面○(写真提供:秋田県砂防課）の一帯で、緑地の少ない凹状地の部分である。昭和42〜43年<峠地区深礎工15−12号。地表面下約27m〉に大きな変動があり､写真左側のトメシヨ山の南側斜面に滑写真上半部の左から右方向に傾いている黒色の部分がドロコ

落崖が生じたが、その後排土工が施工された。写真の白い横ロ溶岩で、これが渦動している。下半部の黄褐色の部分が含線の見える斜面がそれである｡この地区は現在も防止工を施

礫凝灰質砂岩で、ここにいくつかのすへり面がみられる。両工中であるため､裸地が多い｡

者の境界部にも厚さ2〜10cm の褐色の粘土層があり、モンモ

昭和6〜7年に大きな滑動をしたのが峠地区で、清水谷地区

リロナイトを多量に含む。とくに境界面付近は、高含水比のの東側（写真では上側になる）に位置する｡数万年前からく粘土があってすべり面となっており、大和川の方向（南側）

り返された地すべり変動により、変動部である厚さ30〜70mに30°〜40°の勾配で傾いている｡（藤田）のドロコロ溶岩体が大和川に向かって押し出し､このため大Ｃ 亀の瀬地すべりのすべり面の鏡肌○

和川は南側（右側）に流路を曲ける破目となり、峡谷を形成<峠地区深礎工15−12号､地表面下約27m〉した。地すべり地末端部の一部は大和川をこえている。ちょ

写真中央部の暗褐色の部分が､含礫凝灰質砂岩中に形成されうど国鉄関西線のトンネルの大和川の河岸部がそれにあたり､た厚さ数cmの粘土層にみられる主すべり面で､みごとな鏡肌

昭和42〜43年の地すべりで国道25号線は延長150mにわたってをなしている｡この面も大和川に向かって約20°の勾配で傾斜約1.5mの隆起があった。なお、ドロコロ溶岩の上面には峠部しており、その方向に条線がみられる。このすべり面はドロ落があり､その北側で深礎工が施工されている。
（藤田）

コロ溶岩の下位約1〜1.5ｍのところに形成されたものである。

(写真提供:近畿地建大和工事事務所）③清水山地すべり④茶臼山地すべり

この地すべり地は長野県の北西部にあり､糸魚川─静岡構造

長野市中心部の南西約1Okmにある茶臼山地すべり地は善光寺線に沿って北流する姫川の右支川中谷川の右岸山脈に発生し平に望んで細長く､異様な姿を見せている｡地すべり地の北ている｡（写真の向って右）に標高730mの茶臼山北峰があるが昔はこ

標高8lOm の峠から中谷川河床（標高550m）の間がすべる長の南に標高720mの南峰があった｡この南峰の山体の東側が地大なものである。中谷川は写真の右下から左下へ流れており､すべりこより崩れ去ったものである｡山麓には戸数285戸の岡

この写真は中谷川左岸の立山の山腹から撮ったものである。

田部落があり、早くから対策が問題になってきた。近年よう弓なりになった左端のブロックがⅠブロックであり､これにやく安定化をとり戻し、植物園としての整備が進められてい右上方からⅢ､Ⅳ､Ⅴブロックが合流している形態がわかる｡

る。

Ⅱブロックは見えない｡ 山腹の森林になっている所は大体不地すべり地の境界は明瞭であり､上部の右岸側は垂直状の滑動地区であり､耕地や草地となっている所が滑動している所

落崖によって境されている。地すべり地の北側（写真の向っである｡ 渦動地区周辺のわずかな平地や尾根筋に集落ができて右側）の山地は流紋岩質凝灰岩から成り、けわしい壮年期ているが地すべりにより被害を受ける家が後を絶たない。19の地形を呈するが、南側は砂岩泥岩層から成り、古い地すべ

60年61年の大滑動以後中屋敷部落（Ⅰブロックの中間部の右りの跡地で、耕地として利用されている。右下に見える部落にある部落）、清水山部落（Ⅳブロックの右にある部落）で８は山新田および三軒家部落で､これらは古い地すべり崩土の戸の民家が被害を受け取り壊されている｡（望月）

上に乗っている。
写真の上方に見える山地は犀川沿川の第三紀層から成る山々
で､地すべりの集中的な発生地帯であるが山地内の集落がよく発達し､耕地も多い｡なおこの写真は1976年10月撮影したものであり､地すべり地内には工事用の道路が幾筋も見られる。植物園はまだてきていない｡（望月）●カラー写真⑧は、裏表紙カラー写真⑦と連続するもので、解説は裏表紙裏面に収載。

●表紙カラー写真⑤〜⑧⑤平山地すべりの移動初期の状態（1961年長崎県撮影）
写真中央上部には丸みを帯びた愛宕山のスカイラインが明瞭である。しかし、すてに山頂付近を通り、左下へ続く初期的な亀裂が望見される。
写真中央を左右に広がる集落がみられ、民家もなんとか持ちこたえている。中央のやや急斜面の千枚
田群には集落左端から右下りに横切る線が延びており、脚部
線ぞいのせり出しが認められる。右端の道路から左側に末端隆起が始まっており、これに対応して右側の８枚の水田は左側へ傾動している。
（大八木）⑥平山地すべり水平方向約100ｍ移動後の状態（1966年同上）⑤と同一場所からの写真。愛宕山は崩れてスカイラインが消
え失せ、左側に大きな滑落崖が、中央には巾広い亀裂・陥没帯が現われている。民家は地盤の著しい変形のため移転避難した。水田は耕作不能に陥いったが、とくに急斜面の畦段が消滅し、地すべり脚部線に沿って押出しが著しいことがわかる。右側の水田はドーム状に盛上り、末端は崩れている。
（大八木）⑦⑧桧之山地すべり（連続写真）
この地すべりは、大松山山腹の滑落崖から下方の越道川に向かう平均傾斜5°の緩やかな斜面上に発生したものである。長
さ3,600ｍ、巾平均2,400ｍに及び、松之山町の中心部ではとくに大きな被害をうけた。
地すべり頭部分の兎口では、地すべり境界線に沿った地溝状
構造の帯状窪地を生じ、中部分の松之山では、亀裂・断層などの断裂が無数に生じ一部では25ｍも水平移動した。地すべり末端の松口では、地すべり粘土の圧搾による局部隆起がおこり、河床が５ｍ余ももちあげられ、堰堤が破壊された。
Ａ 大松山 ○
Ｂ 兎口 ○
Ｃ 松之山 ○
Ｄ 千枚田 ○
Ｅ 光間 ○
Ｆ 松口
○

（湊元）

アーバンクボタ

NO.20

MARCH 1982

株式会社クボタ●目次
特集＝地すべり１日本の代表的な地すべり
谷地 寺川俊浩 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ２
湊元光春 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ４
望月巧一 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ６

松之山
茶臼山

絈野義夫 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ８
大涌谷・早雲山 黒田和男 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ １０
胡桃・五十谷亀の瀬森遠

藤田崇 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ １２
藤田崇 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ １４

鷲尾岳・平山大八木規夫 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ １６

２地震と地すべり牧内 望月巧一 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ２０
見高入谷

大八木規夫 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ２１

３その他の特徴的な地すべり
奈良尾 斎藤豊 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ２２

長者

望月巧一 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ２４
藤田崇・竹内篤雄 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ２６福知

藤田崇 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ２７

清水山

４開発と地すべり北ーの沢
鳴子ダム

黒田和男 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ２８
大八木規夫 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ２９

西田彰一 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ３０
岩殿山 奥園誠之 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ３１
小泊

阿部倉

山口眞一 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ３２

雄琴串林

竹内篤雄 ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ３３

５地すべりをめぐって ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ３４
外国の地すべりと日本の地すべり
日本の地すべりと地質構造
地すべりの構造

西田彰一

黒田和男

大八木規夫

計測にもとづく地すべりの予知

山口眞一

６地すべりの理学
地すべりをどう観るか ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ５２
URBAN KUBOTA NEWS
地すべり抑止用遠心力鋼管抗・Ｇパイル ̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲̲ ５６

発行所＝株式会社クボタ
大阪市浪速区敷津東1丁目2番47号
発行日＝1982年３月
第５刷＝2000年２月

編集製作＝秋本・原田＋国東照幸
印刷＝大日本印刷株式会社大阪工場
主要図版作製＝スタジオ・ツノ

URBAN KUBOTA NO.20｜1

日本の代表的な地すべり─１谷地
寺川俊浩＝(株)日さく新潟支店長(新潟大学理学部非常勤講師)①発生の歴史および規模
やち

沈降・隆起などの小起伏地形が発達する.この落崖下や3.5ｋｍ上流の土ヨロ橋付近の河岸で谷 地 地すべりは, 秋田県南東部の横手盆地の南地域の平均傾斜は10°〜15°をなし,末端部で典型的な岩盤地すべりとして観察される.

東縁を画する奥羽山脈近くに位置し, 岩手県境

比高20〜30ｍの急崖を形成して成瀬川と接する.

地すべり面はボーリングコアの観察や歪計によと接する雄勝郡東成瀬村地内にある.この地域

川越え地すべりによって隆起した右岸側の小丘る計測結果などから把握されている.これによは, 脊梁山脈の一つの山岳地帯をなす真昼 山地の背後には,河川が閉塞された時期に形成されると, dip slope (注１)を形成しているＤブロの西縁で, 標高500〜700ｍの山稜が連なり, おおた河床が三日月湖として残在している.

ック上部の地すべり面は地下数ｍと浅いが, 断

むね壮年期の地形を呈す.本地域のほぼ中央部

本地すべり地の背後地は,ほぼ南北に伸びる大層帯と一致するＡ･Ｂブロックの上部や末端脚には,成 瀬 川が南から北へ一直線に流下してい川目山の稜線を分水界とし,その直下に古い滑部ではその深度が最大50〜60ｍにも達する.

る．本地すべりは,成瀬川の左岸側に発生して落崖が形成されており,初期地すべりが大規模③地すべり発生機構

おり, 延長約10ｋｍにおよぶ大地すべり地帯であったことがうかがわれる.この滑落崖から本地区では，昭和45年以来地質調査ボーリングのおおむね中央部にあたる.

現滑落崖までの延長は2,000ｍ程あり，この間

・歪計や傾斜計などの地盤変動観測・地下水位

本地すべりの活動の歴史は古いが,明治以前のは小起伏状の森林地帯と古い地すべりによって測定・岩石の室内試験などが続けられ,地すべ

ま ひる

なる せ

うわぬま

おおやなぎぬまデップ

スロープ

記録は定かでない．近年では, 大正12年融雪水造られた上沼 と大 柳 沼 の２つの湖沼があり,本り機構の解明がされている.

害によって地すべり末端の土塊が削り取られ,

地すべり誘発の地下水涵養の役割をなしている.

本地すべりの素因は, 岩質と地質構造にある.

河川の流路が大きく変化した. 本地すべりの動

本地域周辺の地質は,新第三紀に属する西小沢

硬質頁岩とこれに薄く挟圧される凝灰岩との多さん ないきはこの頃から活発化し, Ｃブロック冠頭部が層・山 内 層と,これらを被覆する新期火山岩類

層系成層岩体において,硬質頁岩は脆性が高く沈下を始め, Ｂブロック冠頭部では数多くの亀および第四紀堆積物から構成されている.地質

粘土化されにくい物性を有する一方,凝灰岩は裂が発生した(図１). その後毎年融雪期になる

構造は奥羽脊梁山脈をつくる大きな背斜構造を地下水の作用によって著しく粘土化しやすく,と末端部で陥没や隆起が生じた. 昭和12年頃よ

反映し,その西翼部に発達する南北性の断層や地すべり面を形成することが多い. これに加えり成瀬川の右岸の水田が隆起し, 川越え地すべ

短軸の褶曲構造が本地域に卓越している.成瀬て，本地域の地層の傾斜は,地すべり面形態とりの様相を呈し始め, 昭和30年頃までに約1２ｍ

川の直線的な流路はこの構造線に一致し,右岸ほぼ一致し,いわゆる流れ盤構造(注２)をなしも隆起した. 昭和22年のキャスリン台風・アイ側の急峻な地形は火山砕屑岩とこれに介在するている. この地方は秋田県でも有数の豪雪地帯

オン台風や梅雨前線などによる集中豪雨が引き

流紋岩・安山岩などの間における差別侵食によにあり,４〜５月に一挙にもたらされる大量の金となって急速な運動を起し, 成瀬川を埋塞さって形成されたものである(図３).

融雪水が地すべりを引き起こす誘因の役割をなせたり大量の土砂を供給して被害を与えた.昭本地すべりの分布する左岸側は,複向斜構造にしている. 本地すべり上部にある大柳沼は融雪

和32年５月の融雪期には,本地すべり地域よりよって特徴づけられ山内層を基岩としている.

が始まると10ｍもの水位上昇を示し,６〜８月

上流の草 の台 において,幅300ｍ・長さ400ｍ・

本層は,新第三紀中新世の女川層に対比され硬にかけて8,000ｍ 3/日の割合で減水していく.

崩壊土量18万ｍ 3 におよぶ大崩壊が発生し，河質頁岩を主体としこれに凝灰岩類を介在する.

このうち約5,000ｍ 3 /日分が地すべり地内へ浸

くさ

だい

ハード

シェール

道を埋塞し天然ダムを形成した.現在でも毎年

この硬質頁岩は,いわゆるhard shale とよばれ透しているものと判断され,間隙水圧を上昇さ

融雪期には，各地で地すべりが発生し,対岸・る非常に堅硬なもので, 30〜100ｃｍの規則正し

せ本地すべりの｢引き金｣となっている.

下流などに被害をもたらしている.

い互層からなり,板状に割れ易い．これらの岩④地すべり防止対策

現在，活発に滑動している規模は,西東の延長

石が互層する部分の境界面には,褶曲時に形成防止対策工事は，昭和31年に谷地橋上流に高さ約1,300ｍ・南北の幅950ｍで，地すべり防止区

された層面すべりが観察され,非常に軟らかい

14ｍの砂防堰堤が施工されたことに始まる.そ

域面積は174.12ha, 移動土塊はおおよそ3,500

粘土が挟まれている．凝灰岩類は, 厚さ2.5〜7の後地すべり機構調査が進み, 集水井・集水ト

万ｍ と膨大である.地すべり区域は,その運動ｍ程度の数枚の酸性凝灰岩・緑色凝灰岩およびンネルを主体とする工事が,昭和47年頃から開形態や移動方向・被害状況などから,北側より

凝灰角礫岩の３種類である．これらのうち,酸始された．この工事は, ①大柳沼の水位を調整

Ａ，Ｂ，Ｃ，Ｄの４ブロックに大区分され,こ性凝灰岩は細粒で淡白色〜淡緑色を呈し,含水

して地すべり区域内へ流入する地下水を遮断す

3

ソープ

ストーン

れらはさらに幾つかのブロックに細分される.

すると非常に粘性を増し, いわゆるsoap stone

る

本地すべり区域内は荒廃した原野で,一部植林(石けん石)状になり, 地すべりの滑剤となって排除すること, などを主眼としている．排水トや放牧が行なわれている．また,Ｃ・Ｄ両ブロいる(図２).

ンネルは昭和48年に着工され, 昭和56年現在延

ックの末端部は川越え地すべりをしている.

地すべり崩積土層は, その運動規模や時期によ

長757ｍまでが完成し，その中から施工された②地形･地質および地すべりの構造

り構成物が異なっている．すなわち,岩盤地す

排水ボーリングとともにその効果を発揮してい本地すべりの冠頭部は，地肌をむき出しにしたべりであったと考えられる一次すべりは,岩塊る．これは, ①集水施設付近の地下水位の低下

1,000ｍにおよぶ３つの大滑落崖によって形成・岩片・粘土からなる.新しい活動ブロックは,②地すべり地内に多数分布していた湧水の枯渇され，その最大落差は50ｍと大規模である.

大きな岩塊がそのまま移動した形態をとり,ブ③地すべり斜面土塊の移動量の減少

この滑落崖から末端部の成瀬川までの約1,300

ロック状の大岩塊からなる. 本地すべりでは前浅層地下水型から深層地下水型へと変化してきｍ間は，かなり規則正しい配列をなす数多くの者の地層が末端脚部で厚く，後者は冠頭部の滑たこと, などから確認されている.

②地すべり区域内に賦存している地下水を④水質がURBAN KUBOTA NO.20｜2

注１:dip slope＝互層状の堆積岩の地層傾斜とほぼ一致した斜面で,構造的な侵食作用によって形成されやすい.
注２:流れ盤＝地層の傾斜が地表面に対してほぼ平行であること(その逆を受け盤という).地すべりなどをおこしやすい.

図１−谷地地すべり微地形分類図

図３−谷地地すべり地付近の地質図

図２−地すべり地内地質断面図

URBAN KUBOTA NO.20｜3

日本の代表的な地すべり─２

松之山
つ もと

湊 元 光春＝防災研究協会①地すべりの発生状況
くび き形成する．ドームは,前述の松之山凝灰岩層でので, むしろその中・下部地帯に当る地帯であ

松之山町（新潟県東頚 域 郡）一帯の地域は,標構成されていて,地すべりは，このドームの北る. しかし, 従来から千枚田地すべりと呼ばれ,高700ｍ内外の丘陵からなる山間地域である.

翼よりの地帯に発生したものである.ドームの独立した扱いをしていたのでここでも区分した.

冬期は降雪量が多く,積雪深３ｍにもなる豪雪

北辺では,この凝灰岩層が，寺泊・椎谷累層と千枚田地すべりは，粘土，軟質粘土岩,またベ地帯である．ここには,松之山温泉があって山逆断層をもって接していて,この断層線は，松ントナイト化した凝灰岩が地表の浅い部分にあ

間ではかなり開けた地域である.

口から中沢川に沿って西上し,新山を過ぎる附って，これが雨期・融雪期にクリープ型の緩慢

この地域は，地すべりの多発地域で，大松山

近から北西に偏して水梨地すべり地に突込む.

な移動をするものである.

（736ｍ）を中心として，大小多数の地すべり

この断層線は, 地すべりの北側の境界線をなし,

光間地すべりは, 凝灰岩層が比較的厚く分布す

地が放射状に分布していて,これらのあるもの

この線上に沿って地すべり地塊は裂傷破砕し,る地帯にあり，この凝灰岩が,下位の粘土あるは，毎年,雨期や融雪期に緩慢な移動を起してまた水平ずり断層を生じている（図１).

いは軟質粘土岩層をクッションとして塊状の変いる．松之山地すべりは,これら地すべりと同③地すべりの規模と地すべり概況

動を起しているものである. この地帯にある中様に,かっては小規模の地すべりで部分的に緩図５に示すように地すべり変動地域は，総延長

学校ではこの変動に伴って多くの断裂を生じた.

慢な移動をしていたものであるが,今回の地す

3,600ｍ，幅平均900ｍである（但し水梨地すべ

松口地すべりの地域には, 粘土ないし軟質粘土

べりによって,これらが一つになり異常に大規りは含めない）．この地すべりは，二つの部分

岩が地表から数10ｍの深さにわたって堆積して模の地すべりに発展したものである(図５).

からなる．一つは西側の水梨地すべりで,これいる．しかし, 地すべりの変動域は比較的に狭1962年４月,地すべり地頭部の 兎 口 部落に大きは,雨期・融雪期ごとに緩慢な移動を繰返してく，越道川沿いの斜面部分と, 先に述べた松之な亀裂が生じ，地すべり発生の徴候が現われた.

いる従来からの活動中の地すべりである．他の山断層の通る地すべり境界附近に限られている.

秋の霖雨期に入り,変動がさらに活発となって一つは，東側の今回発生した≪松之山地すべ

この地すべりの特徴は, 川床（中沢川）が５ｍ

下部地域にも波及し, 全域にわたって亀裂・裂り≫である.

余にわたって隆起したことであり，これは, 粘

か・断層等の断裂を生ずるにいたった．変動は松之山地すべりの移動方向は,大松山山腹から土あるいは軟質粘土岩の圧搾による局部的隆起

1964年４月頃停止した.

越道川に向かう北東方向である.地すべり地末運動である.

②地質

端から地すべり頭部までの高低差は, 約433ｍ④地すべり面の深さと移動速度

地すべり地の基盤岩は, ≪松之山凝灰岩層≫とであり, 平均傾斜角は１：８(７°)である.

地すべりのすべり面の深さは, 30ｍに及ぶ深いいわれる粗粒安山岩質凝灰岩，砂岩，泥岩,軽地すべりは, 不動地をはさんで山腹上の地すべ処もあるが, 顕著な変位を見せるところは地表

石質凝灰岩の互層である(図３). この松之山凝り頭部から順に, 次のように分けられる．兎口より3ｍから15ｍ内外の深さのところであった.

灰岩層をコアーボーリングと比較してさらに分

地すべり，坂の下地すべり,松之山地すべり，

これらすべり面の判定は, 試錐による岩心の肉

うさぎぐち

帯すると，以下のようになる(図３).

ひかる ま

光 間 地すべり,千枚田地すべり,及び末端の松眼観察とパイプひずみ計によるものである. な口地すべりである(図１).

おパイプひずみ計は，新潟県が開発し, この地

砂岩層をはさみ, またこれらの角礫を兎口地すべりは, 地表面が非常に荒れて複雑にすべりで実用化したのが始まりである.

捕かくする）

起伏している.この地すべりの南限の地すべり

地すべりの移動速度は，兎口地すべりで１ｃｍ

境界線上には，大きな地廊下状の窪地（地溝構/日，松之山，光間地すべりで5ｃｍ/日内外で,造窪地）が形成されている．この地溝構造窪地

前述のように一部では10ｃｍ/日の非常に早いと下部層:軽石質凝灰岩

は，その上部地帯で顕著な沈降を示し,次いでころもあった.

地すべりは，中部層以浅におきていて,下部層

階段状の断層や水平ずり断層を伴いながら,坂⑤被害にはすべり面と見られる顕著な変位は見られなの下地すべりの頭部滑落崖につながる.

この地すべりによってうけた被害は,水田349.9

い(図３)．下部層は，松之山地すべり地の最坂の下地すべりは,地下水が豊富で，地すべり

ha, 団地78,0.0ha, 人家371戸, 学校４棟,公下部の基盤岩を成すが，これは, 千枚田一帯に土塊は非常に擾乱されている.

共建物15棟，その他98棟，県道5,400ｍ，町道

かけて分布する．この千枚田では,その基盤岩

松之山地すべりは,人家の密集している地帯で14,800ｍである.

に載る中部層が, ４ｍ〜25ｍの厚さにわたって

最も被害をうけたところである. この地すべり⑥防止対策

粘土化するか, あるいは軟質粘土岩になっていは,粗粒安山岩質凝灰岩とその下位の粘土岩層工法は, 杭工と放射集水井工を代表的なものとて，その露出地帯では,雨期や融雪期に緩慢のの境目附近からはじまる. 地すべり頭部では孤して，速効の杭工を先行し, 地すべりを先ず緩移動が常に繰返し起きている(図１).

状に断裂が生じ，地すべり地塊区分をよく現し和し, 被害の拡大を防止する．次いで集水井工

上部層には,ベントナイト化した部分がしばしている．この地帯では，２ｍ余の不等沈下を起などの地下排水を適在・適所に施工し, 先工工

ば見受けられ,この層の粘土ないし軟質粘土岩

し，また粘土岩が浅く介在している地帯では,事の補強と効果を高め, 地すべり地全体の恒久は非常に膨潤する.

流動型の地すべりが発生し, 10ｃｍ/日の速さで的防止を計る, という観点で行なわれた.

松之山地域の地質構造は,西急東緩の褶曲帯に移動し,県道が25ｍ余も屈曲した．

あって，ほぼその中央部でドーム状背斜構造を千牧田地すべりは, 松之山地すべりと一体のも上部層:粗粒安山岩質凝灰岩（ときに粘土岩・中部層：砂岩・粘土岩及び凝灰岩(粘土岩帯ではしばしば劈開破砕をうけている)

URBAN KUBOTA NO.20｜4

図１−松之山地すべり断裂および概括図

図５−松之山町の地すべり分布図

図２−地質断面図

図３−試錐地質柱状と地中内部ひずみの比較

図４−地質図（浅層部はぎとり地質図）

URBAN KUBOTA NO.20｜5

日本の代表的な地すべり─３

茶臼山
望月巧一＝長野県土木部①所在地･規模･発生の歴史

ら成り, これが主として滑動をおこしたもので④対策工事・現況

茶臼山地すべり地は，長野市中心部から南西約ある.

この地すべり地は山麓に岡田部落をひかえてい10ｋｍの長野市篠の井地区にあり,犀川と善光二次的地すべり地帯とその周辺の山腹には, 安たため早くから注目され，対策工事が行われて寺平の間にはさまれた山塊の一部がすべってい

山岩礫まじりの粘土層から成る古い地すべり堆きた．明治末期以後昭和初期にかけて, 下流のるものである．形態は図１に示すとおりで,延積物が分布している. これらは茶臼山地すべり

滝沢川に多くの堰堤がつくられた. また滝沢川

長2,000ｍ，幅130〜430ｍ, 面積は約46ha，滑地の南方の有旅部落方面から滑落したものであと支川の宇土沢川が地すべり地内に流入してい動層の深さは平均20ｍ,土塊量は約900万ｍ 3 とり, 大部分は現在安定化している.

たため,その付け替え工事が大規模に行われたみられている．地すべりは，はじめ上方部800

この附近の地形は,地すべり地の北と南でかな（新滝沢川, 新字土沢川を地すべり地外につく

ｍの間で発生し, その土塊が山麓にあった滝沢

りちがっている. 北方の山地は裾花凝灰岩層をる）．しかし昭和に入ってからは土塊の流下速

川の流路沿いに滑動して現在の形になった.従基盤とし, けわしい壮年期の地形を呈し禿山が度が大きく(注２), 地すべり面も深かったため,って上方部800ｍ間を地すべり発生地帯，下方

各所にある. 南方は古い地すべりによって崩さ

上記の堰堤は破壊されたり, 地すべり土塊内に部1,200ｍ問を二次的地すべり地帯とよんでいれてきた地形であり, 山麓に扇状地状の押し出

埋没し,効果的な対策工法は見出せなかった.

る． 地すべり地下方には篠の井地区岡田部落

し地形が発達している. その上方は棚田状の水

地すべりの機構調査も早くから行われ, ボーリ（戸数285戸）があり，地すべりがつづくとそ

田や畑となっており, 全体に地形が緩傾斜であング（1934年〜1935年），弾性波探査(1938年)の大半に被害がおよぶ状態である.

る．更に上方の尾根筋には第四紀に噴出した安によるすべり面推定が行われている. しかし本

地すべり地の北方には現在標高730ｍの茶臼山

山岩質の凝灰角礫岩がうすく被覆する平坦度の格的な調査は, 戦後建設省土木研究所と長野県北峯がある．昔はこの南に並んで標高720ｍの高い地形がみられる．

土木部によって実施されてきた.

南峯があったが, その山体の東側が岩盤もろとこの地すべりは, 裾花凝灰岩層の最上位にある

諸調査の結果では, 地すべりの規模が大きくすもに滑動し, 山体の半分が失なわれてしまった

炭質泥岩層の層理面（走向Ｎ45°Ｗ, 傾斜20°〜

べり面の深い岩盤すべりであるため,この移動のがこの地すべりである．その滑動は, 1884年

25°ＳＷ）をすべり面として, その上位層が炭を抑制するには地下水の排除にたよる以外になに南峯の頂上附近に亀裂が入ったことから始ま質泥岩層の走向方向に滑動したものであり, 地

いと考えられた．一方地下水は, 地すべり発生っているが, 誘因になったものはさらにさかのすべり発生地帯の地すべり土塊の形態を下流か地帯最上部の右岸側に多く, これが移動を刺激

ぼった1847年発生の信濃越後地震(注１)ではな

ら見ると図３のようになる.

する最大要因になっていると見られた.しかし

いかとみられている. 諸文献や古老の記憶から③発生機構

活発な移動をつづける地すべり土塊内で構造物

地すべりの発達状況をまとめると, 次のとおり

信里砂岩層は, 一般に固結度の低い軟質岩層でをつくることは危険な作業であり, 次の順序をである.

あり, 石英粒を含む粗粒砂岩を主体とし，泥岩ふんだ施工になった.

第１期＝1847年〜1883年：準備期

層や凝灰岩層がはさまれている．泥岩層，凝灰第１段階：深井戸工(径50ｃｍの有孔鉄管で井

第２期＝1884年〜1929年：主として地すべり発岩層は，裾花凝灰岩層に近い下部に多く, 中に戸をつくる)による排水,ポンプ排水

生地帯の山体に変状がおこる.

モンモリロナイトを多量に含んでおり, 地すべ

第２段階：鉄筋コンクリート集水井筒工（内径第３期＝1930年〜1943年：地すべり発生地帯かり面となり易い素質をもっている. このような

3.5ｍ，外径5.0ｍ，深さ21.5〜25.5ｍ）によら下流へ著しい押し出しがある.

岩質の山体に地震により亀裂が発生し, 岩体がる排水, ポンプ排水第４期＝1944年〜1964年：第２回目の下流へのゆるめられたことと，地下水脈が乱され, 山体

第３段階：排水トンネル工（径2.0ｍ, ライナ

押し出しがある.

の軟弱化が進んだことがこの地すべりの発生のープレート巻立て）による排水, 自然排水

第５期＝1965年〜現在:はじめ滑動がやや活発基になったものと考えられる.地すべりは発生

以上の排水工事は, 1965年以後集中的に実施さ化したが, その後急激に安定化する.

時から規模が大きく, 上部の主亀裂は今日の位れ，その結果地下水位は, 地すべり発生地帯上以上の地すべりにより山腹にあった山林13ha,

置とあまりちがわない所に生じている. また中方部で約20ｍの低下をみ, 1970年以後移動速度

水田７ha, 畑23haが荒廃地となったほか，山間部の隆起現象も，南峯頂上から800ｍ下方のも急激に落ちて安定化してきている. 一方地す

麓の山新田部落と三軒家部落にあった人家４戸

山腹（不動島の上方）に初期段階から認められべり面の浅い地すべり発生地帯左岸側には, 鋼が移転しなければならなくなった.

ており, 今日の地すべり発生地帯と同じ規模で

管杭挿入工を実施して抑止をはかった. また地②地質・地形および地すべりの構造

スタートしていることがわかる. すべり面も当

すべり発生地帯下部では, 旧滝沢川の流路沿い

地すべり地の地質は, 第三紀中新統の堆積岩か

初から深かったとみられ,浅い地すべりが逐次に西方から地下水流入が見られたため地すべりらなっている. 地すべり発生地帯の北東側の山大きくなってきたというものではない. 滑動は,

地外に遮水壁をつくってこれをカットした.

地は, 中新世に海底噴出を行なった流紋岩質凝はじめ地表の傾斜に沿った東方向への滑動と東最近の移動状況は図５のとおりであり, 顕著な灰岩（裾花凝灰岩層）から成り，この上に整合

南方向への滑動の二つがあったが, 後者が次第安定化が見られるため地すべり地内の土地利用に浅海あるいは湖沼の堆積物とみられる砂岩・に主方向になってきている. これは，主すべりが課題となり, 長野市ではこの地すべり地の地

泥岩層（信里砂岩層）が重なっている．地すべ面となった炭質泥岩層の構造に規定されたもの

理的条件を考慮し, これを植物園として利用すり地とその南西側の山地はこの砂岩・泥岩層かである.

ることにして現在整備が進められている.

URBAN KUBOTA NO.20｜6

注１＝通称善光寺地震.長野市西方の虫倉山付近を震源とする. マグニチュード 7.4. この地震で長野市西方山地におびただしい山崩れが発生した.
注２＝昭和初期の地すべり土塊先端部の移動速度は次

図１−茶臼山地すべり平面図のようである.
1932 年８月〜1935 年３月＝平均 93ｍ/年(25.4ｃｍ/日)1935 年３月〜1937 年 1 月＝平均 60ｍ/年(16.4ｃｍ/日)

写真１＝1933 年当時の地すべり地上方郡の渦動状況．
写真右下の宇土沢川へ向かって滑動している.
写真２＝滝沢川下流部に設置した堰堤がもち上げられ,破壊していく状況（1936 年３月撮影）．

図３−茶臼山地すべり横断面図

図２─茶臼山地すべり縦断面図

図４−茶臼山地すべり変遷図
図５−茶臼山地すべり年間移動量変化図

URBAN KUBOTA NO.20｜7

日本の代表的な地すべり─４

胡桃･五十谷かせ の絈 野 義夫＝金沢大学理学部教授
能登半島には，大小100をこえる地すべり地がそって崩壊がおこり①，順次山側へ拡大して②急速にとけた．３月18日に，北谷川の左岸,池あるが, 近年の地すべりでとくに著名なものは,③④が移動し，ついで頭部滑落崖と東谷川ぞいの付近,少彦名社の東方などでクラックが発見

富山県氷見市の胡桃地区と五十 谷 地区で発生しの側部滑落崖が生じ，山側から押された崩壊土

され,３月26日になると，断裂線Ｆ２沿いに長たものである.

石流の末端は３つの舌状の押出し⑥となって,さ350ｍに及ぶクラックが出現した. 28日には,半島基部の石 動 山 (565ｍ)の南西側及び南側に集落の大部分を呑みこんだ, という経過をたど

三角点エボシ山(277.2ｍ)の西側に深さ１〜２

は，新第三紀中新世の地層が広く分布し，富山っている. これによって東谷川と胡桃川は閉塞ｍの長い溝ができ,このクラックは北谷川の最・石川県境に沿って走る北東─南西方向の軸をされ, 大小７カ所の湛水池がつくられた．最後

上流部へつらなる.29日早朝から家鳴りがはじもつ背斜構造（石動山背斜）をなしている．こに, 大地すべりの翌日の７月18日に，集落東端

まり，道路のアスファルトに雛が生じ，川の水の背斜構造は,北西翼（邑 知 低地帯側）では急の小学校を含む一帯⑦に亀裂が生じた. 全体とが赤く濁ったので,村人は家財の搬出をはじめ傾斜であるが, 南東翼(氷見側)では一般に10°しての移動方向は，ＳないしＳ20°Ｅであり，た.

〜20°の緩傾斜を示す非対称な背斜である.ま

水平変位量は地すべりの中部付近で最大200ｍ

10時45分,人家②の付近に集結していた約70人

た，北西翼は砂礫岩層を主とするが，南東翼は余に達している.

が見守る目前で,人家④の付近が三保川へ向っ凝灰岩をはさむ泥岩層（頁岩層）から成ってい地すべり頭部の新田山中腹に生じた頭部滑落崖て押出し,杉や樺の大木が倒れこんだ．11時にる．この背斜構造には,背斜軸に平行・直交あと，東谷川に沿って直線状に700ｍにわたっては,地すべりの先端が三保川に突き当って隆起

るいは斜交する数多くの断層が発達し,とくに生じた側部滑落崖は，落差最大20ｍ，平均勾配をはじめ,その背後に生じた凹地には次第に水南東翼の新第三紀層は, これらの断層によって50°をこえるものであった. 頭部滑落崖付近でが溜りはじめた.

分断されている.

は, 滑落した岩石塊がそのままケルン状に起立

12時,城 戸 側から入った警官がエボシ山の南へ

1964年７月16日の胡桃地すべりと，1977年３月

し, 粘土化した白色凝灰岩の細片が地表をおお登った時,目の前でエボシ山がゆっくりすべり

29日の五十谷地すべりは, 石動山背斜の南東翼っていた．また中部地帯では, 泥岩や凝灰岩のはじめるのを目撃し,エボシ山のあった場所にの泥岩地帯で発生した「岩盤すべり」である点

３〜５ｍの大塊が累々と積み重なり，高さ５〜は，長さ250ｍ，幅100ｍの大凹地ができていで共通した特徴をもっている. 既往の地すべり10ｍにも及ぶ塔状の岩塊が林立して一大奇観をた．約２時間にわたって山と谷を震憾させた大による崩土が, 二次的に緩漫に移動するタイプ

呈し, "鬼ヶ城"とよばれた(注１).

地すべりは, 午後1時には一応停止した.

の多くの地すべりとちがって, 岩盤地すべりは,胡桃とそれに隣接する国見地区では, 既往にもこの地すべりによる移動地塊は概算1,000万ｍ3

岩盤そのものが裂けて滑動し, 単時間に多量の度々大地すべりが発生し, 地すべり危険区域にをこえ，移動距離は80〜110ｍである．断裂線

岩塊が移動流下する. したがってその被害がき指定されて種々の防止対策工事が行われてきた.

Ｆ２に沿う直線状の側部滑落崖では,成層した

わめて大きいのが特徴である. 胡桃・五十谷の緻密な泥岩（頁岩）と，軽石質の細粒・中粒凝頁岩と凝灰岩が高さ20ｍの垂直な崖をつくった

地すべりにおいても，岩盤中に存在した断裂面

灰岩との互層から成る岩盤が，約10°の緩傾斜(写真①).断裂線Ｆ１の少彦名社の付近の状況（断層）に沿って直線状の大規模な滑落崖が生で流れ盤をなし, 縦横に断裂線で切断されていは写真②に示されている.

じ瞬時にして山容が一変している.

ることと, 凝灰岩層の風化変質や地下水の作用

以上に述べた五十谷地区の地すべりは,地層の胡桃地すべりとが相まって, このような岩盤すべりを発生さ

層理面に平行なすべり面をもつ流れ盤すべりで1964年（昭和39年）７月16日正午頃に発生した

せたわけである.

あるという点で, 前に述べた胡桃の場合と共通

胡桃地すべりは，わずか３時間ほどの間に,戸五十谷地すべりした特徴をもっている．Ｆ１, Ｆ２などの断裂

数87戸の胡桃集落を一挙に潰滅させた大地すべ

五十谷の最近の大地すべりは，1977年(昭和52

線には, 長年にわたる水の浸透による風化のたりであった． この地すべりによって， 東西約年)３月29日に発生した． この地すべりは，幅めに, 赤褐色の粘土脈が形成されていた.

500ｍ，南北約1,500ｍ，面積にして約70haの広200〜250ｍ，長さ1,200ｍ，面積34haの規模の五十谷地すべりの場合には, 既往の地すべり崩大な山地斜面が崩壊・移動し,人家の大部分をも の で, 五 十 谷 集 落の 住 宅 8戸 ・23棟の ほ か,土から成る五十谷集落をのせた下方ブロックが破壊し, 移動した土塊流は河谷を埋め道路を

農地10ha, 山林20haなどが壊滅的な被害をう

微妙な安定を破られて移動したために, 下方ブ寸断した. 幸いにして，日中であったことと，けた(図４). 地すべりの徴候を感じとって避難

ロックの押えによって辛うじて安定を保ってい警報装置が整えられていたために, 村人は難を準備中の地元の人達と, 警戒と対策協議のためた上方ブロックが，断裂線によって分離して,免れ死傷者は全くなかった.

に集結していた関係者合せて約70名の人々の目

一挙に大崩壊を生ずるに至ったわけである.

地すべり発生前の状況を示す図１と,地すべり前で, これらの人々をのせたまま大地すべりが地形斜面と同程度の10°〜15°の傾斜を有する泥直後の図２とを比較してみれば, 短時間の間の発生したという点でも, この地すべりは特異な岩・凝灰岩から成る地層が,地下水の浸透によ

斜面崩壊の規模と, それによる被害の概況をよものであり, その実相が詳細に判明している.

る風化変質によって,流れ盤すべりをおこすにみとることができる. この地すべりの発生から

田中恭一氏の記述(注２)によって, 日時を追っ至ることは, さけられない自然の理である.

大崩壊に至るまでの経過を, 地すべり後の状況てその経過のあらましを見よう(図４参照).

同様な条件をもつ他の地域でも, 今後一層の監と地元の人達の話にもとづいて推定すると図３

昭和51年の年末から降り続いた雪で, 山地部に視の強化と適切な対策の進展を図ることが課題のようになる. まず，胡桃集落北端部の亀裂にはかなりの積雪があったが, ３月に入ってから

であろう.

くるみ

い

か だに

せき どう さん

おお ち

き

ど

URBAN KUBOTA NO.20｜8

注１＝富山県: 胡桃地すべり災害誌, 1968 年による.
注２＝田中恭一: 地すべり, 14 巻 2 号, 1977.

写真１＝五十谷地すべり(1977 年)の頭部滑落崖の側
壁，成層した頁岩･凝灰岩を切る断層Ｆ2．（松島洋氏提供）．
写真２＝1977 年の五十谷地すべりの際に生じたＦ1 断
裂線の滑落崖. 少彦名社が残っている.

図１−胡桃地区被災前の地形

図２−胡桃地区被災後の地形

図３−胡桃地区地すべり(1964)の経過<1963年９月撮影航空写真による. 胡桃地すべり災害誌・1968より><1964年撮影航空写真による. 胡桃地すべり災害誌・1968より>

く胡桃地すべり災害誌・1968より>

図４−五十谷地すべり<1977年３月29日>の状況図<田中恭一氏・1977による>

URBAN KUBOTA NO.20｜9

日本の代表的な地すべり─５

大涌谷･早雲山
黒田和男＝地質調査所環境地質部水資源課長①大涌谷および早雲山周辺の地形･地質

1910年(明治43年) : 大涌谷に地すべりがあり，⑥早雲山地すべりの地質・地形

箱根火山の７つの中央火口丘の１つである神山

多量の崩土が大涌沢を流下して早川渓谷を埋め，早雲山地すべりが発生した場所は, もともと神の北側斜面に, 大涌谷および早雲山の地すべりさらに下流の村落に被害をもたらした. その発山の北東斜面中腹にあった爆裂火口が侵食され地がある.

生箇所は, 山腹に馬蹄形のくぼみとなって痕跡て形成された馬蹄形のくぼみの中である.この神山は，複輝石安山岩溶岩と, 同質の凝灰角礫を残しており, 滑落崖の直下には崩積土が堆積

くぼみは，須沢の源流部に当り,温泉変質作用

岩から構成されているが, 温泉噴気現象によっし, 脚部には噴気現象がみられる.

を受けて粘土となった凝灰角礫岩のうえに, 安て, 局部的に著しい珪化・粘土化変質作用を受

1935年（昭和10年） ： 現在の大涌沢源流部で崩山岩質の溶岩がのっている．また, これらの岩けている.

壊が発生し, その時に生じたとされている滑落石から生産された砕屑物が,火山灰・火山礫と早川の支流である大涌沢および須沢は, 神山の崖が残っている. 発生前の1933年８月頃から大混在してくぼみの中に堆積している.

火山体を深く侵食して変質帯に侵入し, 谷頭侵涌谷の噴気孔が閉塞し始め, 1934年２月末には⑦発生の規模及び発生の歴史

食の状態でしだいに山体を削っている. 地すべ

噴気孔がほとんど休止し，その代りに100ｍ離昭和28年７月26日, 須沢源流部の急斜面に崩壊

りや崩壊現象は, この山体の侵食過程の一部とれた地点に噴気が見られるようになったといわが発生した．崩壊土石は, 直下の緩斜面に起っして生じているものである.

れている．しかし, この現象と崩壊との直接のた地すべりの土石流と一緒になって, 平均速度

②大涌谷地すべりの地質と変質帯

因果関係はわからない.

７ｍ/secの流れとなり，約２ｋｍ下流の強羅橋

大涌谷地すべりは，神山の北方山腹にあり, 変

1948年（昭和23年） ： ９月のアイオン台風によに達した．土石流の量は80万ｍ 3 と推定され，質した溶岩と凝灰角礫岩が, 大桶沢の谷頭部にって, 1910年の崩壊地に隣接した場所に地表の渓谷の左岸台地上にあった道了尊別院を一瞬にある地すべり地に露出している.

移動現象がみられた.

して埋没し，死者10名,重軽傷者15名を出す惨

変質帯は，弱変質帯，弱粘化帯, 強粘化帯，珪1950年（昭和25年） ： ６月12日から上記の場所事となった．土石流はさらに約7町歩の山林を化帯および滑性化帯の５つに区分される. 強粘に再び亀裂が発生し, ６月19日から20日にかけ埋め,従来から須沢に施工されていた既設の砂化帯は, カオリン鉱物と明バン石が集中的に増て地表が変動して, 現在認められる地形が形成

防堰堤17基を埋没・破壊し, 自動車専用道路を加するほか, モンモリロナイトを含むものが多された．このさい, もし早雲山のような大崩壊

延長140ｍにわたって埋没し，強羅橋は破壊，

い. 珪化帯はほとんど珪酸鉱物からなる．滑性が発生すれば大きな被害が生じることが懸念さ

簡易水道はと絶した.

化帯は, 露頭部では指頭で容易に圧潰されて液れ, 各種の観測や対策工事がなされた.

⑧発生機構

性状態となり，その際, 石けんによく似た滑ら

1973年（昭和48年） ： ２月に大涌谷の谷頭部

地すべりが発生した昭和28年７月の降雨量は平かな感触を与えるという特徴をもつ．また, 均に新しい噴気現象が観察された．また，1935年,

年より246.3ｍｍも多く，地すべりの前２回に質な含水状態となった時にはすでに液性化して1950年の地すべり地の滑落崖上にも噴気活動がわたって合計626.３ｍｍの継続雨量があった.

いる状態で, 僅かの衝撃で容易に流動化する性

活発化し, 再び早雲山のような変動が懸念され地すべりは,降雨が止んで晴天が２日続いた後質をもち, 地すべりの素因になりやすい.

た. 噴気活動は, その後も継続している.

の３日目に発生したが,連続降雨により地下水

変質帯の分布は原岩の性質に支配され, 変質作④発生機構

位が高まり,そのために一時的におさえられて用は凝灰角礫岩に沿って水平的に拡がり, そこ

大涌谷の現在の地すべり地域における地すべり

いた噴気がしだいに高圧となり,地下水位が下に強粘化帯が形成され，上下の溶岩は, 弱粘化

は，移動観測等の結果からみると, 地下水位とがったところで爆発的な衝撃が与えられ,これ帯から弱変質帯に変っている.さらに溶岩の場

は関係がなく, 直接には降雨と関連している.

が地すべりの原因になったといわれている.

合には，変質帯は母岩の割れ目を中心に,これ浸透水は, その浸透の過程において地表面下数⑨対策工事に平行に発達している.

ｍ程度の土の含水比を大きく変化させ, その強工事として, 次の内容で行なわれた.

変質帯は,硫気ガスが地下水に溶けて生じた硫度を急激に低下させて間隙水圧を一時的に高め，

応急工事

酸酸性の熱水が,母岩である安山岩質の溶岩と斜面を不安定に導いているものと考えられる.

凝灰角礫岩に作用して生じたものである. 大涌

⑤対策工事

下流部

堰堤４基

谷では，この作用が何回か繰返されて, 現在の大桶沢における防災工事の歴史は古く, 昭和９

中流部

築堤５基

変質帯の分布が形成されている．

年に床固工３基が構築され, その後も工事が継

頚部

築堤延長120ｍ

大涌沢最上部にある現在の地すべり地の地質断続された. 昭和29年度から排気ボーリング工が頭部

不安定岩盤を人工爆破により安定化.

面図をみると,スランプ状の地すべり活動の証採用され, 昭和33年には地すべり防止区域に指広範囲に発生している噴気ガスを集拠をはっきりと読みとることができる. この変

定された.

中させるボーリング形を生じた地すべり活動が, いつ発生したもの

現在までの実績は以下のようである.

であるかは明確でない.

砂防ダム③発生の規模および発生の歴史

床固工

６基

大涌谷における地すべり活動の歴史は, 次のと

流路工

905ｍ

おりである.

排気ボーリング97本

仮排水路の掘さく
左岸側に築堤を作る
総延長574ｍ
堰堤７基

30本

現況は格別の異変もなく安定している.

９基

URBAN KUBOTA NO.20｜10

図１･Ａ−大涌谷地すべり変質帯断面図<藤井ほか, 1966による>

図２−早雲山地すべり発生機構図<神奈川県土木部, 1958による>

図１･Ｂ−大涌谷地すべり・変質を原岩に復元した断面図<藤井ほか, 1966による>

図３−早雲山・大涌谷地すべり変動範囲
図４−早雲山地すべり工事遠景. <1958年４月25日><アサヒスタジオのスケッチより, 一部省略>

URBAN KUBOTA NO.20｜11日本の代表的な地すべり─６亀の瀬藤田崇＝大阪工業大学工学部教授①過去の活動①昭和６〜７年の地すべりのさいに,当時の二る. すべり面は下位の原川累層火砕岩類の上部

亀の瀬地すべりの位置は,金剛山地と生駒山地

上山火山岩類の研究成果をふまえて初めて本格の熱水変質により粘土化の進んだ部分に形成さを大和川が東西に横断する峡谷部の北側の丘陵

的に調査され,今日の基礎をきづいた.

れており, この粘土層の含水比が高くなって軟地帯，大阪府柏原市峠にある．地すべり活動は②昭和25年に二上山地域の火山層序が確立され,弱化することが滑動の主因と考えられる. すべ

数万年前からあったが,記録が残されているの二上層群と命名されて中新世中期 （約1500〜

り面深度は20〜60ｍである．２号排水トンネ

は明治以後である.明治20年に鉄道が敷設され1000万年前）の地層と確定された．これ以後のル内の岩屑層から発見された木片のＣ 14年代はたが, 地すべりによりすぐ廃線のうきめとなり,

調査はこの成果にもとずいている.

37,800年をこえた.

同23年に再敷設された.同36年には大和川の河③昭和42年の地すべりの頃, 本域の火山岩類の峠地区の滑動岩体は新期ドロコロ溶岩とされ,床隆起により,上流地域44.9ｈａが浸水した.

層序を二上層群と対比させて確立した. 表３に

新鮮な岩体のまま大和川に向かって滑動し, 東≪昭和６〜７年の地すべり≫

本域の火山層序をまとめて示した.

部地域では大阪層群上に約100ｍにわたって衝

昭和６年９月，夫婦塚の溜池が潤渇した.そし④昭和50年代になって, ボーリング, トンネル,上している. すべり面は上部礫岩・砂岩（亀のて11月21日に夫婦塚の水田に幅1.5ｃｍの亀裂調査坑等地すべり岩体内部の多くの地質情報を

瀬礫層）に形成された高含水性の粘土帯である.

が北東─南西方向に出現した. これが有名な亀総括し， 地すべり機構を地質的に解明した. 図１号調査坑で確認されたこの礫岩・砂岩層の厚の瀬地すべりの発端で, 以後の経過を表１に示

１に地質図を示す.

さは２ｍで, 下位から次のように構成されていす．昭和7年９月までに地すべりは峠地区約32

本域の二上層群は，領家帯の花崗岩〜花崗片麻る. ①赤色砂岩, ②花崗岩礫を含む粘土質砂岩,

haに及び, 最大累計移動量は，水平方向に53岩を基盤にして, 大阪層群に不整合におおわれ③黒雲母の卓越する砂質粘土，④安山岩, 花崗ｍ，沈下量13.54ｍ，河床隆起36ｍ，道路の隆る. その層序は下位から次のようである.

岩細礫を含む縞状の暗灰色粘土, ⑤圧砕された

起31.9ｍに達した．１日の最大水平移動量は≪原川累層：層厚＝30〜100ｍ≫

花崗岩礫, 粘土化した安山岩礫を含む粘土，で52.3ｃｍ,同じく河床隆起は38.5ｃｍを示した.

基底礫岩（５〜10ｍ）： 径１ｍをこえる花崗岩構成されている．粘土層面のスリッケンサイド

関西本線の峠地区のトンネルは完全に崩壊し,礫を含む淘汰の悪い花崗岩質の礫岩である.

からみて,主すべり面は③と④の境界部とみら

大和川南岸に移設されて現在に至っている.当明神溶岩（20〜50ｍ）： 暗灰〜淡灰色の含角閃

れ, ③の粘土の含水比はやや低いが，④と⑤の時の内務省は大和川南部を開削して河道を拡げ,石紫蘇輝石石英安山岩で，緻密・徴晶質でサヌ粘土の含水比は高い． すべり面深度は30〜80

河床隆起に対処した.

カイトに似ている.

ｍである．また，６号排水トンネル内のすべり≪昭和26〜28年頃の地すべり≫

火砕岩類（30〜70ｍ）：明神溶岩と同質の凝灰面を有する礫層中の木片のＣ 14 年代は, 26,320

昭和26年に清水谷地区南部の３ha余に地すべ

角礫岩を主体とする．基質に黒雲母を含み,花

年±1,860年であった.

りがおこり, 同34年10月地すべり防止区域に指崗岩礫を有することがある.一部凝灰質砂岩を本域の地すべり機構は完全に解明されてはいな

定された. この地域の滑動抑制のため，昭和38

はさみ，岩相の変化ははげしい.上部で一部熱いが, 火砕岩変質部及び礫岩の凝灰質基質部が年から42年２月にかけて仏生堂地域で48万ｍ 3

水変質がみられる.

地下水により粘土化─とくに膨潤性に富むモの排土工を施工した.

≪定ヶ城累層：層厚＝50〜160ｍ≫

ンモリロナイトが生成されたこと, この脆弱な≪昭和42年以後の地すべり≫

下部礫岩（２〜30ｍ）：花崗岩，片麻岩，安山

粘土質部の上位に荷重の大きい厚い溶岩がのり,

前述の排土工完了後の2月14日に仏生堂北方の岩の亜円礫を多量に含む花崗岩質の淘汰の悪い

しかも大和川方向に傾斜する流れ盤型構造であ土山中腹や清水谷上流地域に亀裂が発見され,礫岩で,砂岩を一部ではさむ.

ることなどが地すべりの主因と考えられる. 地

新たな地すべりが発生した. その状況を表２に旧期ドロコロ溶岩（25〜70ｍ）：黒〜暗灰色の下水は, 節理に富む溶岩内を通って容易に深部示す.主な活動期は同年７月までの約５ヵ月間

複輝石安山岩であるが,上部は熱水変質を受けに浸透したと思われる．さらに, 第四紀後半にで，最大累計移動量は,水平方向に26ｍ，沈下て緑色化している他, ブロック化がみられる.

おける後背地の生駒─信貴山地の傾動運動, 大量11ｍ，国道25号線の隆起1.4ｍ，河床の隆起

旧期ドロコロ火砕岩類（20〜50ｍ）：複輝石安和川断層帯の活動, ならびに大和川の削剥作用

1.4ｍ，トメショ山南部の滑落崖の高さは20ｍ

山岩礫より成る凝灰角礫岩を主体とし,全般にが密接に関連している.

に達した．地すべり地域は清水谷地区で約30

熱水変質による緑色化が顕著である.

④対策工事

ha, 峠地区を含めると53haになった.

上部礫岩・砂岩（亀ノ瀬礫層：層厚２〜15ｍ）

本域では多くの本格的抑止工が実施された. 排その後昭和46年に最大４ｃｍ/年の沈降と国道の：花崗岩礫を有する不淘汰の礫岩及び砂岩で,水工として６つの排水トンネル, 26基の集水井

隆起2ｃｍ/年が計測された他は, 特に顕著な動基質に凝灰質部分を含む.

と多数の排水ボーリングが施工され，表面排水きは認められていない. その間トメショ山南部

新期ドロコロ溶岩（５〜65ｍ）：旧期のものと路，暗渠排水路が整備された. 地すべり土塊のの排土工をはじめ多くの対策工が実施された.

同質の暗黒〜暗灰色の安山岩溶岩で, 板状節理

滑動を抑制するため，約300本の鋼管杭打工と②地質に富み, 変質を受けていない.

峠地区を中心に69基もの深礎工を施工しつつあ

本域の火山岩類は南方の二上山地域を中心とす③地すべり機構

る. 清水谷地区では滑落崖のあるトメショ山をる二上層群の一部であって, その研究は次のよ

清水谷地区の滑動岩体は旧期ドロコロ溶岩及び中心に12万ｍ 3 の排土を実施し, 地すべり土塊

うに発展した.

火砕岩類が主体で, 岩屑化や粘土化が進んでいの安定化がはかられている.

URBAN KUBOTA NO.20｜12

図１−亀の瀬地域地質図

図３−亀の瀬地すべり平面図

表３−亀の瀬地域の二上層群層序
図２−地質断面図

表１−昭和６〜７年亀の瀬地すべりの記銀表２−昭和 42 年〜54 年の亀の瀬地すべり記録

URBAN KUBOTA NO.20｜13日本の代表的な地すべり─７森遠
藤田崇＝大阪工業大学工学部教授①位置･規模国東部の三波川結晶片岩帯の層序は表１のようもりとおかし だひらすべり末端部の木屋平川の侵食に対して,護岸

この地すべり地は,徳島県麻植郡木屋平村森遠にまとめられており,本域は樫 平 層に属する.

工事をなしている.

（徳島市の南西約40ｋｍ）にあって, 標高370〜

走向はほぼ東西で,傾斜は南部で70°〜80°,北⑥川井峠近傍地域の地すべり

750ｍ, 平均勾配は24°, 長さ(南北)約1,200ｍ,

部で200±でいずれも北へ傾斜する．みかぶ緑

森遠地すべりの東方約４ｋｍの川井峠の周辺地

幅約700ｍ, 面 積80.6haを占 め，四国地 方の色岩類は,塩基性火山噴出物起源の緑色岩であ域は地すべりの多発地帯である.この地域の地

結晶片岩地域では最大規模を示す地すべりの一り,三波川結晶片岩とは南帯のものはみかぶ構

質図を図３に示す.地域の大部分は泥質片岩をつである.周辺地域からみると緩傾斜地なので造線で接し,北帯のものは三波川結晶片岩の上主とする樫平層から成り,北部に珪質片岩・泥畑地や水田に利用され, 50数軒の民家がある.

位を見かけ上ゆるくおおっている.みかぶ構造

質片岩互層の野々脇層が分布する.南部は鮎食②発生の歴史及び被害

線は幅数10ｍの破砕帯を形成し,本地すべり末川断層を境にみかぶ緑色岩類とチャート.泥質

現存する最古の記録は,慶応元年のものである.

端の東部を通過し,ほぼ東西に走る.

岩体の秩父累帯剣山層群が分布している.

この時,地すべり地東部の３軒の民家が土砂でまた本域には３本の断層帯が存在するとされて図３から明らかなように地すべりは泥質片岩

埋没している．その後，明治21年８月に地すべいる.下部のものが最も顕著で幅数ｍの破砕帯(樫平層)に多発し,珪質片岩やチャートのようり地上部に数条の亀裂が生じ民家１軒が埋没，を有し，ほぼみかぶ構造線に平行に延びる．中な塊状硬質の岩体にはみられない.

１軒が流出した. 明治30年には地すべり地脚部・上部の２つの断層は東西方向の小規模のもの

次にこれらの地すべりの主滑動方向と結晶片岩にいわゆる末端崩壊がおこった. 大正年間では,であるが, 一部で幅10ｍをこす破砕帯を有する.

類の面構造で最も顕著な層面片理面の傾斜方向

３年秋から地すべり地東部に活動がおこり, 同

地すべり活動をなす岩屑層は,基盤の泥質片岩との関係を示したのが図４である.層面片理面

５年には民家１軒が半埋没し，湧水を生じ，その礫を雑多に含む礫まじり粘土である.その厚の傾斜方向に滑動する流れ盤型の地すべり(タの後も活動がおとろえていない. また水田の陥さは基盤の形状,破砕帯などに規制されて変化イプⅠ)が，その逆方向に滑動する受け盤型地没現象もみられた.

に富む（図１参照）．集水井掘削中,この岩屑

すべりより多発するのは明らかであろう.なお14

昭和13年には台風に伴う豪雨により,地すべり層より発見された木片のＣ 年代は，15,400±

層面片理面の走向方向に滑動する地すべりの大は活発となった．地すべり地東側一帯の他,地400年であった.

部分は，微褶曲の軸部の落ちの方向に滑動する内のいくつかの場所で亀裂が生じ，１軒の民家④地すべり機構(タイプⅡ).

は立退かざるをえなかった.地内の谷には小規本地すべりは構造的には受け盤型である.結晶

すべりはこの傾向が強い.

模の土石流もおこり,数軒の民家が流出した.

片岩地域でも通常は流れ盤型の地すべりが多く,

この地域の地表傾斜の頻度分布をもとめると,

昭和28年秋にはやはり台風による豪雨により,規模も大きい. 本地すべりはその点異例である

泥質片岩主体の樫平層では25°〜40°,珪質片岩

地すべり地脚部の県道（川井─穴吹線）の沈下

が, 地域内の東西性の３本の断層による基盤岩を有する野々脇層では35°〜50°,みかぶ緑色岩がおこり,昭和32年にはついに道路擁壁が崩壊の破砕と大量の岩屑の生産, ならびに断層帯に類では25°〜40°の傾斜を有する斜面が発達する.

した．その後も地内東側には小規模の亀裂,地沿う多量の地下水の供給が地すべり活動の主因

しかし,地すべり地の大部分の地表傾斜はいず

盤の沈下などがおこり,家屋に被害を与えていと考えてよかろう. 岩屑層の滑動は断層帯付近れの岩体でも25°〜30°を示す.

る.これらの諸現象をまとめて図１に示す.

が最も活発であり, 地表面に急崖を形成する.

⑦地形発達史本地すべり地全域は広大だが,地すべり活動部

移動速度は最近では最大１〜２ｃｍ/月程度であこれらのことを総合して本域の地形発達史を図

は，一辺が50〜100ｍ程度のブロックの滑動がって, かなり緩慢な滑動である．滑動状況から５のように考えた. 隆起運動がおこって山地が,主体であり,小規模な滑動は毎年のようにどこみて地すべり地塊はいくつかのブロックに分か

原地形→小起伏→大起伏という一連の発達過程

かでおこっている.このような地すべりブロッ

れる．大きくは断層線により上・中・下部に,をたどるとすれば, 地表傾斜は次第に大きくな

クの活発な滑動地域は,地すべり地頭部及び東下部はさらに東西の２ブロックに分けられる.

り, 岩質・構造および先行谷のような外来営力部であり,中央部及び西側は比較的変動が少な

各ブロック内も100〜200ｍのブロックで滑動しによってある特定の方位をもつ斜面が発達する.

い．末端部は木屋平川に達しているので,渓岸ている.

それに従って風化・侵食作用によって生じた岩侵食作用により,豪雨による木屋平川の氾濫のすべり面は, 岩屑層が厚い場合, ①数ｍ〜10ｍ,

屑層は, 樫平層やみかぶ緑色岩類のような岩体

さいは,末端部に崩壊あるいはそれに伴う沈下②15〜25ｍ，③30ｍ以深に大別できる. ①は岩地域ではタイプⅠ及びⅡのような地すべり滑動現象がおこっている.県道での最大の移動量は

屑層の表層部, ②は主として岩層層内，③は岩によって下方移動をおこし，斜面傾斜は25°〜

２年間で10ｃｍを記録した(昭和32年).

屑層と基盤岩との境界部におおむね相当する.

30°に保持されて, 流れ盤型地すべりが発達す③地質

岩屑層が薄ければすべり面は１つになり, 浅くる．一方，野々脇層のような岩体地域では,斜本域の主部は三 波 川 結晶片岩帯に属し,南北二なる. ③のような深部の滑動は降雨と直接の関面は25°〜30°の傾斜帯を越えて地形はさらに急帯に分れるみかぶ緑色岩地域に地すべり頭部と係は稀薄である.

峻になり, その段階でいわゆる崩壊や落石によ末端部が位置している（図１）．本域の三波川⑤対策工事

る侵食が優勢となる(図中のＲの斜面). 第四紀結晶片岩は泥質片岩を主としており,一部薄い

滑動の主な誘因である地下水への対策を主とし,後半の内陸部の隆起運動は, このような地形発

珪質片岩および塩基性片岩をはさんでいる. 四集水井及び排水ボーリングを実施している. 地

達を促進させた.

さん ば がわ

本域のみかぶ緑色岩類地域の地

URBAN KUBOTA NO.20｜14図１−森遠地区地すべりと地質平面図 <中川, 1969>

表１−徳島県東部三波川結晶片岩層の層序 <通産省, 1971>

図３Ａ−川井峠付近地質図

図３Ｂ−地質断面図

図２−推定地質断面図 <Ｙ─Ｙ'線>

図４−層面片理面の傾斜方向(ＤⅠＰ)と地すべりの 図５−地すべり地形の発達模式図 <1･2･3 の順序で地形変化>
滑動方向とのなす角θと,地すべり地の数との関係

URBAN KUBOTA NO.20｜15日本の代表的な地すべり─８

鷲尾岳･平山大八木規夫＝国立防災科学技術センター地表変動部防災研究室長

長崎県北部から佐賀県西部にかけては，上越・第二次大戦中や戦後日本の復興期に貴重なエネ

年の積算で1,878万円とされていた．国鉄では北陸地方や四国山地につぐ地すべり密集地帯で,ルギー供給地の一つとして, 大規模に稼行され松浦線のこの地すべり区間約500ｍを除行区間

北松浦半島を全面的に覆う事から, 北 松 地すべたことである. 当地帯には，無数の大小さまざとし, 地すべり移動のたびに線路の補修調整をり地帯と呼ばれている. この地帯の地すべりは,

まな地すべり地形が存在するが，これはおおむ

行わねばならなかった.

さきの二地帯のものとはいささか趣きを異にしね数万年もの長期間に発生したものであった.

④地質と地すべりの構造ている.

現在活動中のものの多くは, 昭和25年以降35年

鷲尾岳地すべりの地質は,前述の輪廻層からな

上越・北陸地方の地すべりは, 泥質岩からの崩頃までに発生したもので, それとこの地域からる中新世柚木 層上部とこれを不整合に覆う玄武

積土，風化帯でのクリープあるいはすべり, まの出炭量との関係は, 一概に否定しえないもの

岩類で構成されている（図４,図６）．すべり面

た半固結層でのスランプ（回転すべり）で代表がある（図２）．

は，一部をのぞき柚木層の中のＣ37c炭層に発され, 四国地方のものは，結晶片岩・準片岩な≪鷲尾岳地すべり≫達しており,地層面に平行である．すべり面のどからの岩屑層の中での小ユニットのクリープ

鷲尾岳地すべりは, 流れ盤の基岩すべりである.

深さは上部で80ｍ，中部で40ｍ,下部で20〜10が主である．北松地帯では, 厚く広大なブロッ

これは佐世保市北北西3.5ｋｍ, 江迎川左岸にｍと次第に浅くなる．すべり面の形は北へ凹状

クが地層に平行な流れ盤すべり, あるいは地層位置し, 地すべりの末端部には国鉄松浦線を載に弯曲しながら, 斜面上部で15°, 下部へ8°の傾斜に逆方向への中規模な受け盤回転すべりかせ,また，この地方の幹線国道204号線に迫って傾斜をもって江迎川左岸に接近し, ここでＣ37c

らなり, 地形的にも周囲の不動域からは極めている．もしも地すべりが数10ｍ動けば, 交通を

炭層から分離して北へ切り上る破砕帯となり,鮮明な違いを示している．このような特徴は,途絶させ, 上下流に水害をもたらすであろう.

地表へ達する（図３・図６）．主すべり面が発

北松地域における地質層序と地質構造を反映し①発生生しているＣ37c炭層は厚さ20ｃｍ程度で, このたものである. 本地域は漸新世から中新世にい

ほくしょう

ゆの き

1950年春, この斜面を横切る山道に亀裂が入っ中にモンモリロナイトからなる薄い粘土層を２たる数十枚の輪 廻 層からなり,この上に不整合た．同年夏には, 尾根近くに横に走る亀裂が入〜３枚挟んでいる．すべり面は,これら粘土層に八ノ久保礫層を挟んで,中新世最上部の北松ったが，これから滑落崖が発展する. 翌1951年の中か, 粘土層と炭層との境界面に存在してい玄武岩類が覆っている. 一輪廻層は礫岩ないし３月には国鉄松浦線の線路が川の方へ押し曲げた（図５）．

粗粒砂岩から始まり, 細砂，砂泥互層，泥岩にられた. 1953年から1957年までの間に，地すべ

鷲尾岳地すべりの構造は, 変動前の地質構造といたるほぼ規則的構成を持つ. その厚さは15ｍ

りの輪郭をなす亀裂群がほぼ繋がって変動域の地形とをよく反映している. 巨視的には北へ凹ないし40ｍで, そのうち砂岩は１/２から２/３を

全貌が明らかになった（図３，図６）．1974年に弯曲した曲板状の流れ盤すべりであり, 不動

占め, よく固結している．泥岩部分の上部には

現在までの総移動量は約11ｍで, 北松地域の中域の岩盤と連続的な左側（西側）下部を除き明炭層が狭在している．炭層の厚さは層準によっでも小さい方である．この地すべりの移動は,瞭な輪郭構造を持っている. 下部左側での不動て異なり最大２ｍで, 厚いものは稼行されてい降雨量が２〜３日で100ｍｍ以上に達したとき域との連続性は, そこに地層面にほぼ垂直な軸

た．炭層の上下，あるいはその中に凝灰岩源のに開始している．移動方向はＮ5°〜10°Ｅで,をもつ回転性のすべりを表わしている.

粘土層が狭在しており, これがほとんどモンモ

移動量は1959年頃までは年間1ｍ以上であった⑤地すべりの要因

リロナイト系の粘土鉱物からなっている. しかが,1960年頃から次第に減少し，1969年以降は1949年頃から,当地区の地下約300ｍと400ｍのし，炭層を挟む上下の岩層は, 緑泥石とイライ

年間10ｃｍ以下に抑えられた. 移動速度は遅く,炭層が掘削された. 斜面中腹の亀裂は翌年春にトからなり普通の砕屑岩と異ならない. 地表近すべり面での剪断変位計による測定では, 1970は発見されている. 1969年頃の地すべり調査坑

くにおいて, 滲透水の供給を受け加水・膨潤し年７月8日に毎分4ｍｍの値が得られている.

での観察では, 地表面の開口亀裂は, 意外にも,た粘土層は, すべり面へ発展しやすい．ある厚②規模

すべり面より下位には連続していなかった.しさと広がりと組成を有する粘土層を狭在する炭鷲尾岳地すべりは，上部では幅が狭く200ｍ，かし, これは次の考えを否定するものではない.

層が, すべり面層準となっている．なお玄武岩

下部では550ｍと広がり, 奥行980ｍとやや狭長

地下掘削部の上の地層に僅かでもたわ み を生ず

類下底部や玄武岩類中にも粘土層や古期風化帯な平面形をもっている. 滑落崖から末端までのると微小な亀裂を多数発生させ,地層の滲透性が狭在し, それらをすべり面とする地すべりも全比高240ｍ, 平均傾斜は14°とやや中傾斜であが局部的に著しく増大する.降水・地下水は，

りん ね

6

3

・

・

・

存在する.

る．地すべり移動体の体積は12.5×10 ｍ に達

容易に炭層（この場合Ｃ37cの粘土層）に達し,

厚く丈夫な砂岩層と薄い粘土層,緩やかな地層

し, そのほとんど全部が削剥域に残存している.

モンモリロナイト質粘土を湿潤・膨潤させて剪

傾斜, 第三系への通常の侵食作用を妨げる玄武

この意味でもこの地すべりは, 災害のポテンシ

断強度を著しく低下させる.

岩類の帽子岩, これらが図１(19ｐ)にみるようアルの大きい地すべりである.

⑥対策工

な多数の大規模な地すべりの発生をもたらした③被害

主な対策工は，延長2,674ｍに達する排水隧道

地質的要因であろう．玄武岩の抗侵食性は,数移動速度が遅いため人的被害はない．しかし,による移動域内外の地下水排除である.これに万年前に発生した地すべりの地形をも保存して

地すべり中部東側にあった民家２戸は,地盤によって，降雨直後から毎秒数10ℓに達する排水いる．北松地帯でもう一つ重要な事は, ここが亀裂が入ったり不等移動により歪んだため移転がなされ,地すべりの移動量も1969年以降は10

良質の強粘結炭を産した佐世保炭田であって,した.田畑山林や公共施設の被害予想額は1952

ｃｍ以下に減少した.

URBAN KUBOTA NO.20｜16

図３−すべり面等高線と輪郭構造

図２Ａ−地すべりの年次別発生(発見)箇所数(暫定的集計値)

図２Ｂ−出炭量年次変化

図４−鷲尾岳地すべり地区地質
柱状図

図６−鷲尾岳地すべりブロックダイアグラム

図 ５ − Ｃ 37 ｃ の 地 質
柱状図

図７−三角測量による鉄柱の移動量

URBAN KUBOTA NO.20｜17≪平山地すべり≫移動したが，そのうち100ｍは1966年までに動おける放射状の移動方向は, 前述のドーム状構

平山地すべりは佐世保市北北西10ｋｍ,鷲尾岳

いた事が明らかになった. すなわち同年まで年造を反映したものであろう. この地すべりのす

地すべり南東4ｋｍに位置する流れ盤の基岩す

間平均25ｍも移動した. 最近の移動量は30ｃｍ/

ぐ北方にある佐々療養所の載る緩斜面は同じＣ

べりで,移動には回転成分がなくVarnes(1978)

年以下に減少している. 地すべりの規模は最大42層準の地すべり跡地と見られ, また，東方にのTranslational slideにあたる.それは表紙写

幅960ｍ，奥行760ｍ，深さ最大140ｍ，平均40ある五蔵岳ＮＷの大規模地すべり地形もこの層63真のように山が裂けた異様な地貌を呈している.

ｍ, 面積56ha，体積19×10 ｍ で，これは北準をすべり面とするものと考えられている.

①発生・規模・被害

松地帯で戦後活動した地すべりの中では最大規③地すべりの要因

1960年11月頃，愛宕山山麓の井戸水が枯渇し,模である．地すべり周辺の集落や農耕地では,

平山地すべりのすべり面の下位80〜120ｍに松

また水田に供していた湧水が減少した. 1961年

家臣破壊23戸，山林17.5ha, 水田29ha, 畑等

浦三尺と呼ばれる良好な炭層があって，1960〜６月には地すべりの脚部線上に亀裂が発生し,13.5haに被害を生じた. 住民は対岸などの不1962年に採掘された. そしてすぐ，1960年11月

水田の一部が隆起, 決壊し始めた．1962年７・動地域へ移住した.

に地すべりの初期的兆候が現われ，前述のよう８月の集中豪雨によって，高峰川，長谷川に面②地質な経過をたどった. 地下における採掘開始からした山腹（地すべりの一部）が部分的に崩れた.

平山地すべりは鷲尾岳地すべりの層準よりも上変動が現われるまで一年半以内である. 井戸水

1963年９月,愛宕山（270ｍ）山頂付近を北西─

位の世知原層(中新世)と, その下に不整合に載の枯渇や湧水の減少は, 岩盤内の亀裂の激増と南東に走る２筋の平行亀裂が発生, その間が地る八ノ久保礫層および北松玄武岩類からなる.

これによる地下水の下位の地層への滲透を意味

溝状に次第に陥没して, 1964年３月までには見

世知原層はここでは3°〜5°と極めて緩やかにしており, 脚部付近の亀裂発生は，地すべり移かけ上36ｍも沈下した．しかし, 実際の地すべ

北西ないし東へ傾斜し, 愛宕山頂下付近より北動が始まっている事を表したものである. 岩盤

り移動塊の主な動きは北西, 北東および東へ３方ヘドーム状構造をしていると考えられている.

内の亀裂増加は, 地下採掘による上位地層のたユニットに分離して伏角4°程度の水平に近い

世知原層は７層の輪廻層からなり, 平山地すべわみによるものと考える.

移動であった（図９）．1965年以降の空中写真

りのすべり面はその中央の輪廻層に狭在する炭④対策工には北西─南東, 南北および東西の３方向に走層Ｃ42（第１鱗状）に発生している. Ｃ42も石地すべり周囲の不動域からすべり面下位の砂岩

る幅広い亀裂・地溝帯が明瞭にみられ, ３ユニ

炭層は数ｃｍと貧弱であるが, 凝灰岩層の厚さ層中に排水隧道が掘削され, これから穿った斜ットに分離した状況が読みとれる. 1962年８月

は数10ｃｍに達する（図１0）．それらも粘土層

排水孔群によって地下水排除が行われている.

から1967年７月の５年間に空中写真が４回撮影というべきもので, 主としてモンモリロナイト

その他, 脚部線付近で鋼管杭打工が行われた.

され, それらから地上の同一対象点について写からなっている. 地すべり移動体はこの層準のこれらの結果, 移動量は年間30ｃｍ以下に低減真計測された結果，中央部が北東へ最大110ｍ

上で地層面にほぼ平行に移動している．図８にされている.

図８─平山地すべり平面図

図９─平山地すべり断面図

図 10─すべり面発生層準の地質柱状図

URBAN KUBOTA NO.20｜18図１─北松地域大規模地すべり地形分布図<羽田野・岡部・渡辺・古川, 1973. 防災科学技術総合研究幸艮告第32号付図を簡略化>

URBAN KUBOTA NO.20｜19

地震と地すべり─１

注１＝皆神山：約 35 万年前に噴出したとみられる角関
市安山岩から成る溶岩円頂丘．松代町の東方に独立してそびえる.標高 642.6ｍ,底面の直径約 1.2ｋｍ.
注２＝第１＝1965 年 11 月中旬.第２＝1966 年３月〜４
月.第３＝1966 年８月〜９月.第４＝1967 年２月.

牧内
望月巧ー＝長野県土木部

写真１＝滑落直後の状況(1966 年９月 18 日撮影).

地震にともなって地すべりや崖崩れが発生する々の地盤変動が観測されたが，その結果では,相ついで発生したのである.

ことはよく知られているが, 地震の際は直接の皆神山を中心にしてその北の地塊が北西へ, 南③牧内地すべりの概況

震動だけでなく, これにともなって種々の地盤の地塊は南東あるいは南西へ移動しており, 全

牧内地区は前述の雁行状亀裂が東方山腹につき変動や地下水変動がおこり, これが地すべりの体に東西方向に圧縮され, 南北方向に引きのば当る所にあり, 上信火山帯と一連の山々の西山引き金になることもある. ここではその種の一されていることがわかった.

麓にあたる. 山麓の崖錐とここを流れる藤沢川

例として, 松代群発地震にともなって発生した

この地盤変動と地震動により多くの地割れが発の扇状地の複合した位置にあり, 西と北に傾斜

牧内地すべりの概要を紹介する.

生したが, その主なものは第２活動期の 1966 年した斜面上に部落 40 戸が並んでいる. この附近

①松代群発地震

４月に発生し, 第３活動期の８月以後急激に拡も８月 28 日以後多くの地割れが発生し,同時に1965 年８月３日気象庁松代地震観測所(長野市

大した. これらの地割れには表層地盤の地すべ

湧水がみられ, 特に９月 15 日以後, 地割れは部松代町)の感度 10 万倍の国際標準地震計に微小り的な動きに関連してできたものと, 基礎岩盤

落上方で馬蹄形状になり, 拡大の一途をたどっ地震がとらえられて以後, 日を追って回数を増の断層（地震断層）に沿う移動に関連してできた. そして 17 日 14 時 5 分, 衆人監視の中で滑動し, 1968 年３月末までには 680,543 回というぼたものの２種類があった．後者の主なものは,をおこしたもので, 2 回にわたるスランプ状のう大な地震が記録され, うち有感地震回数 61,

皆神山の北方に北西から南東へ雁行状に発生し,滑動により幅 150ｍ, 長さ 200ｍ, 約 40 万ｍ3 の761 回に達した(図１). これが松代群発地震で左横ずれの移動を示した（図２）．これらの地

土塊が写真 1 のように移動したものである. 滑

ある. この地震は長野市松代町皆神山(注１)附

盤変動のほか附近の温泉の湧出量と温度に異状

落崖下には多量の湧水が湧出して池になり, こ近を震源とするもので, 個々の地震の規模は小がみられ(図３), また 1966 年４月以後東部の山れが泥流状に押し出す時は被害を大きくするとさく, マグニチュードの最大は 5.2 であり，震地では, 地下水の涸渇する所が各地に出てきた.

みられたが，応急開削の結果,それ以上の被害源の深さも大部分が地表面から 10ｋｍ以内にあ一方, 平地部では 5 月頃から地下水位が上昇し,はまぬがれた. しかし 11 棟の家屋倒壊をおこる浅いものだった．しかし，期間が長く, 回数

新しい湧水が各所に見られ,これも８月以後著している.

が多い点で従来あまり例のなかったものであり,しくなった. これらの湧水の中には, 炭酸ガス

この地すべりは,山麓の崖錐中に発生したもの

地震動の累積により種々の被害が発生したことと塩素分を多量に含む特異な水質のものがあり,であり, 滑落後被圧地下水が開放されてからはが, その特徴となっている. この地震には４回

これは, 通常の砂礫層中を流動している地下水

周辺の地割れの拡大もなくなり, 湧水量も次第の特に活動の激しかった時期(注２)があり, そや岩盤中の割れ目を通って移動してきた天水性に減少して安定化した. 明らかに地震にともなの各々を第１〜第４活動期とよんでいる.

のものではなく, 地下深部から押し上げられたって湧出した深部地下水の圧力によってひきお②地盤変動および地下水異常ものと考えられた. この湧水量が極大に達した

こされた特異な地すべりであるということがでこの地震にともなって長野市東方山地には, 種

とき，皆神山東方の山腹に崩壊性の地すべりがきる.

図１−有感地震発生回数

図３−加賀井温泉湧出量･温度変化図

図２−皆神山北方の地割れ発生状況図<春日功氏による〉URBAN KUBOTA NO.20｜20

地震と地すべり─２

見高入谷
大八木規夫＝国立防災科学技術センター地表変動防災研究室長

1978 年伊豆大島近海地震(Ｍ7.0)は, 1 月 14 日 12に危険斜面として注目されていたものは 30°以

山の活動期は 5 千年前から 5 万年前の間とされ時 24 分, 大島西方 10ｋｍで発生した. 震央から上の斜面であり,ている.スコリア層③，④は，粘土による弱い

20ｋｍ西に位置する東伊豆町，河津町, 湯ヶ島

地震による他の崩壊と見高入谷の場合を,町等に死者 25 名, 負傷者 205 名の人的被害を,と移動距離について比較すると,

見高入谷とそ

地震動を受けた斜面の地層は,暗褐色ローム⑥

また家屋，道路,鉄道，水道施設等に多大の損の周辺のものは緩かな傾斜の割には移動距離がで破断し,斜面を滑落し始めた移動体は下位の害を与えた．東伊豆町稲取付近には, 海岸から際立って長い(図１).

この様な特徴をもたら層準から逐次剥ぎとられ部分的に礫状･粒状と西北西へ延長４ｋｍに達する地震断層が生じた.

した要困は,

斜面の地質構成にあると思われる.

なり，上位の表土層①, ローム層②，や樹木をところで犠牲者はすべて地震動を誘因とする崩斜面の地質構成

載せて流下した. 地震直後にこの斜面付近から問題の斜面は東伊豆単成火山群の一つとみられ

黄色の砂煙りが昇るのが目撃されており, 移動

み たかいり壊によるものであった. とりわけ河津町見高 入や

ここに盲点があった．今回の
傾斜

半固結の状態であった.

谷 七廻りの崩壊は, 一瞬にして７名の命を奪うる大池・小池の東方に位置し,地質は上から層の一部は乾燥状態であったと推定される. 地

激裂なものであった．その後の調査によって,表層土（図２の①．以下同様），褐色ローム②，

震発生前の降雨量は 1 ヵ月間ほとんど０であり,この崩壊はそれまで重視されていなかったタイ

黄褐色スコリア③，暗灰色スコリア④，含スコスコリア層は乾燥していたと推定される. このプのものであって, 火山国でもある日本では極リア褐色ローム⑤，湿潤で軟質の暗褐色ローム

斜面から西北西 5.5ｋｍまでの間に, これと類めて重要なものであることが明らかになった.

⑥，褐色ローム⑦，褐色スコリア⑧，灰色スコ似した崩壊が十数個発生している(図５). それ

現場は河津町田尻川上流部右岸側の東南東むき

リア⑨，灰色粗粒スコリア⑩と続き，下限はこらの削剥域の傾斜は 24°で, これ以上急な斜面

斜面で, 崩壊の規模は全長 335ｍ, 最大幅 160ｍ,の斜面では確認できない．すべり面は,暗褐色には発生していない. その原困は急斜面上では削剥域体積約４万ｍ 3 であった．現場から 100

ローム⑥に発生したと考えた. その理由は，災スコリアが堆積安息角を越えるか, 堆積してもｍ下流対岸の住民は強震動が止むと, 直ちに戸害後の調査で削剥域に今回の崩壊土の下にはほ雨水による侵食を受けやすいためであろう.

外に飛び出して見たら, その時すでに対岸の斜ぼ全面的に暗褐色ローム⑥の一部が地山として1968 年十勝沖地震によって震央から 200ｋｍも離面は滑り落ちてしまった後だった. 斜面下部に残存しており, その表面には土塊の主移動方向

れた八戸市や五戸町で, 軽石層に覆われた 10°

は住宅が４戸あり, 在宅中の７名は全員犠牲にとみられる南東へ明瞭な条線が着いていたから

ないし 20°の緩斜面で崩壊が多発した. この場なった(図３・図４). この崩壊で注目したい事である．移動体は厚さは３〜４ｍで, その下位合, 地震前日までに 200ｍｍに達する大雨があは削剥域（崩壊源）と押出堆積域との区別が比半分を構成する二種のスコリア層③，④からなって斜面構成層は飽和状態であったため, 地震較的明瞭なことと, 削剥域の傾斜が 24°, またり, 西北西３ｋｍにある鉢山砕削丘から噴出しですべった移動体は泥流状になって住宅や田畑

冠頂から崩土の到達した尖端までの傾斜は 15°降下堆積したものと考えられている. 鉢山も玄を襲った. 若い火山砕屑物に覆われた斜面は，とかなり緩やかなことである. それまで行政的

武岩質の東伊豆単成火山群の一つである. 同火

このように緩斜面であっても危険な場合がある.

図１−削剥域の傾斜と移動距離の関係

図５−見高入谷七廻り・大池周辺の崩壊

図２−地質柱状図

図３−見高入谷地区崩壊平面図

図４−見高入谷地区崩壊断面図（図３のＡ-Ａʼ断面）

URBAN KUBOTA NO.20｜21その他の特徴的な地すべり─１奈良尾
斎藤

豊＝信州大学教育学部助教授①地すべり発生の経過と滑動状況

なれた生地を離れ, 国道19号線沿いの魔道地区

この上に受働土圧となる厚さ50〜60ｍの土塊が昭和51年10月6日, 長野県上水内郡信州新町奈良に集団移転している.

のっている．したがって，この方向はすべり難

尾地区に発生した地すべりは，長さ700ｍ,②地形・地質い方向と推測される. むしろ図１のＢ─Ｂ'方向

幅150〜200ｍ, その移動土塊量は約300ｍ 万に奈良尾地すべり地の周辺には, 800〜850ｍの平が，斜面の勾配が急傾斜であり, さらにこの方達する大地すべりである.

坦な尾根や平頂峰で代表される侵食平坦面が発向に沿って風化岩盤中に谷地形が認められるこ

奈良尾地区には中奈良尾と上奈良尾の２つの集

達する．この地形面は, 高位段丘面より古いととから滑動しやすいとみられる. ちなみに，安落があるが, これを結ぶ道路は古くから下林山いう意味で大峰面とよばれている．1,000ｍを定解析した結果では,Ａ─Ａ'方向よりＢ─Ｂ'とよばれる尾根の北斜面にあった．だが, 冬期

こえる大姥山や長者山は, この大峰面上に突出

方向ですべりやすいことを示している(川上,間は, 急勾配のうえ，積雪が多いため，車の通した残丘である．図２は, 谷幅を400ｍで埋め1978). では何故, このすべり難い方向に地す行が不可能な状態であった. このようなことかた復旧図に空中写真により判読された旧地すべべりが発生しているかについては現在のところ,ら, 昭和47年３月に, 延長670ｍの農道が下林山りを投影したものである．この図から, 旧地す

未だ解明されていない. 奈良尾地すべりをもたの南斜面に建設された. しかし開通直後の昭和

べりは大峰面の縁辺部や残丘のまわりに集中しらした要因としては,基盤内の間隙水圧，斜面

47年７月, つづいて48年８月に, 図１に示して発生している状態がよくみられる.

形態の変化,構造歪の作用の３つが挙げられよたＡ部分が崩壊した. さらに昭和49年７月にも,地すべり地には,計25本の調査ボーリングが実う．そして, これらの要因が複雑にからみ合っ

降雨により,農道はＡ部分を含めて80ｍにわた施された．この結果,地すべり地の地質は，下て本地すべりの原因をなしていると考えられるって崩落した. このため, 昭和50年３月に奈良から，新鮮岩盤,風化岩盤，旧地すべり土塊おが，とくに, 構造歪の蓄積過程やその機構の解

尾地区全体を地すべり防止区域に指定し, 鋼管

よび新崩土に大別される（図３）．岩盤は主に明が, 今後の重要課題である.

杭53本と井桁工の併用による本格的な復旧工事

灰ないし晴灰色の細粒〜粗粒砂岩からなる後期④対策工事が開始された. ところが昭和51年４月頃から,

中新世の権田層である.走向はＮ70°Ｅ，傾斜

奈良尾地区では,図５に示したような対策工事施行した鋼管杭が主働土圧を受けて傾斜し浮いはＮＷ25°〜30°をしめし,地すべりの方向はが立てられ, 昭和51年度から実施中であるが,てくる状態となったので, その杭の補強工法が岩盤の走向にほぼ一致する.岩盤の表層部は風とくに地すべり対策として, 地下水排除に最重検討されていた矢先, 今回の大地すべりが起こ化して全体に脆い軟質岩となっており,ひずみ点がおかれている.

ったのである.

測定の結果では,この風化岩盤中にすべり面が地すべり地内の地下水は, その追跡調査によっ

奈良尾地すべりは１つの尾根全体が滑動する形

集中的に発生している.旧地すべり土塊は強風て，尾根沿いの主要な流路と, 南側のせん断亀で発生した．発生当初は,地区内に亀裂が無数化して茶褐〜黄灰色を呈する.厚さは地すべり

裂沿いの流路が確認されている（図１）．地下に生じ，それが落差をともなって急激に拡大し頭部で薄いが, 下部では30〜50ｍに達している.

水位の全体的な変動は, 11・12月に低下した後,た.また地すべり頂部の滑落崖は，移動の激し

新崩土は未固結の礫・砂・粘土からなり, 地す

融雪期に上昇し，その後徐々に低下するが, 再い所では30ｃｍ/日の落差を示した. 地すべり地

べり頭部, 中部の地形的に窪地をなす所に厚くび融雪期に上昇している. 図６には, Ｂ─18の内の地表面移動の観測には, 長野県では初めて発達する.

水位とトランジット観測点Ａ─３の変動量を対光波距離計が用いられた. この観測は昭和51年

各ボーリング毎に，風化岩盤面の標高を求め,比して示した．この図から, 水位の変動は５ｍ

10月19日から開始され, 10月中は毎日行なわれこれをもとに,風化岩盤面の形態を等高線で表程度でそれほど大きくないが, 移動量には大きたが, しかし11月に入って,移動速度が大幅にわすと（図４）,中奈良尾に680〜700ｍの平坦な影響をおよぼしていることが考えられる. し減少したため, ５日間隔で, 昭和52年1月30日

面が復元される. Ｂ-13，15では，風化岩盤面

たがって, この地下水の供給を断ち，また，供まで継続した．その結果では，地すべり地内の上に厚さ1,5〜2.0ｍのベニアレキ層をのせるこ

給された地下水を取除くため, これまで横孔水各所に生じた水平移動量は約100日間に4.7〜とから,この平坦面は侵食面（高位段丘面）で

抜ボーリング(4,400ｍ)， 集水井Ⅰ（１─７号）

6.7ｍに達している. 図１には, 光波測量によある．以上から,高位段丘面の形成直後に，背および1号排水トンネルＩ(Ｌ＝230ｍ)が実施

る移動量と方向をベクトル的に表示してある.

後の大峰面がマス・ムーブメントをおこし，大された．だが,集水井は概して湧水量が小さく

これによれば, 地表の移動方向はほぼ東西方向

量の地すべり土塊を高位段丘面上に堆積させた

半ば空井戸となっており, トンネルの集水量もを示し, 地すべり末端の崩壊部では南西に向っものと考えられる．奈良尾地すべりは，この旧当初は45ℓ/minに達したが, 現在は20〜30ℓ/ている．光波測量は, 現在，１ヵ月ピッチでお地すべり土塊が, 風化岩盤中にあらたに形成さminと低下している. また, 集水井およびトン

こなわれているが,最近の計測によっても，地れたすべり面に沿って再滑動している, 一種のネル内から滑動土塊内に向けて行なわれた集水

すべりの主滑動方向はほぼ東西方向である.

岩盤地すべりである.

ボーリングは,地すべりのためすべり面で集水

この奈良尾地区に発生した地すべりにより, 地③地すべりの原因

管(ＶＰ40)が切断され, 集水能力が低下する事

区の住民15戸55名は, 51年10月8日, 近くの旧奈良尾地すべりの主滑動方向はほぼ東西方向で態ともなっている．このように, 地下水排除工

信級小学校に強制避難させられた．その後, 家ある(図１のＡ─Ａ'方向). しかしこの方向は,

法は，全体的に，思ったより効果が上らず, 地

屋は倒壊あるいは修復不能な状態となったため,

地質断面図（図３）から見られるように, 地す

すべりはいまだに滑動を続け, 累積移動量は現52年12月, 過疎地域集落整備事業により, 住み

べり末端部ですべり面はほぼ水平である. また在まで21ｍにも達している.

3

URBAN KUBOTA NO.20｜22

図１−奈良尾地すべり地の平面図

図５−地すべり対策工事平面図

図２−復元図と旧地すべり

図３−地質断面図

図４−奈良尾地すべり地の岩盤形態図

図６−地下水位の変形と移動量の関係

URBAN KUBOTA NO.20｜23その他の特徴的な地すべり─２清水山
望月

巧一＝長野県土木部①所在地・規模・発生の歴史のような流紋岩体が, 清水山地すべり地のⅠブのである. 1960年, 1961年には土塊は中谷川ま清水山地すべり地は、長野県の北西部, 北安曇

ロックに沿って細長く南北に分布しているのでで押し出し，これを埋没する形になった. この郡小谷村清水山地籍にある. 日本北アルプスのある. しかし貴入岩体のため周囲の堆積岩層と地方は積雪が3.0ｍ以上になる豪雪地帯であり,

高峯白馬岳に源を発する姫川は,北流して新潟の境界は不規則な形態である(図２).

３月〜４月の融雪期には小地すべりが続発し,

県糸魚川市で日本海に沿ぐが, この川の右支川

耳尾沢層の砂岩をボーリングコアーで見ると,また継続的滑動を行っている地帯では速度が大に中谷川がある. 清水山地すべり地は、この中中に細かい網目状亀裂が発達し, 亀裂面にチリきくなる. 地すべりの誘因としてはこのような谷川の右岸一帯に広がる大規模な地すべり地で面状の光沢をもつ箇所が随所に見られる. また気象条件が大きな要素を占める.

図１の形態をなしている. 延長2,000ｍ, 幅400

鏡肌の発達した部分も多い. これは明らかに断④対策工事・現況〜600ｍ, 面積約100haの規模をもち, 標高は層による構造的な破砕を受けた部分であり, こ対策工事は, 長野県土木部により主として1960

中谷川河床の550ｍから, 埋橋部落南方の峠,の鏡肌は白岩流紋岩の中にも各所に認められる.

年の大滑動以後継続的に実施されてきたが, こ

標高810ｍにおよんでいる.

耳尾沢層は一般走向が北東一南西であり, 中谷の地すべり地の場合, 個々のブロック毎に対策

この地すべりは,全域が一様な滑動をしている

川沿川山地の地形の主方向もほぼこれと一致しをほどこす必要があり, 面積的に広大なためかのではなく, いくつかのブロックが複合しておている．しかし清水山地すべり地では, これをなり長期間を要するものとなっている. 主な対り, 個々のブロックがかなり独自性をもって動切るようにして南北方向に谷地形が延び, 地す

策工事は次のとおりである.

いている. 主なブロックは、図１に示す５ブロ

べりもこの方向に発生している．これは,姫川(ⅰ)砂防ダム工

ックであるが, なかでも中の沢沿いのⅠブロッ断層による構造的な破砕が南北方向に生じ，こⅠブロック下流部で泥流状の押し出し土塊を止クが主体をなし, その滑動がもっとも著しい.

れに沿って地形が発達してきたためと考えられめるためコンクリート枠工による砂防ダムを築

この地すべりは特定時点から発生したものではる. この附近の地形は全体的に急峻であるが，造してきた. 1980年までに4基施工.

なく, 地すべりを繰り返しながら地形変形が進

細部的に見ると, 平倉山のような著しい侵食地(ⅱ)鋼管杭挿入工んで来たと見られるものであり, 記録によれば形の発達, 姫川やその支川によって形成された

地すべり土塊の滑動抑止のため下記のように施養老２年(718年)にすでに地すべりによる神社

階段状の河成段丘面の発達が認められると共に,工した.

移転がおきている. 近年では1913年, 1927年,

断層などの弱線部に沿ったリニアメントの発達,

Ⅰブロック上流部

1934年, 1949年, 1960年, 1961年, 1981年に著

細長い凹状地形の発達が認められる.

Ⅰブロック下流部の東側山腹, 1979, 1980年施しい滑動をおこしている.

この地すべりは, 上記の地質条件の中で，岩盤工②地質･地形および地すべりの構造

破砕と粘土化が著しい地域を中心に発生していⅡブロック下流部

1975年施工

1カ所

地すべり地周辺の地質は第三系中新統の堆積岩

る継続性のつよい地すべりである. ボーリング

Ⅲブロック上流部

1972年施工

1カ所

類や火成岩類から成るが, その構造はかなり複コアーから見ると地すべり面の深い部分(10ｍⅣブロック上流部

1971年施工

1ヵ所雑である. 特に日本の地質構造を東西に分ける以深)と浅い部分があるが，面積的には浅い地(ⅲ)トンネルによる排水工

糸魚川-静岡構造線を構成している断層群(注

すべりが占める比率が高い. そしてこのようなⅡブロック東北山腹から岩盤内を通る地下水の１)の一つと見られる姫川断層がこの地域を通地すべりの繰り返しにより集落の発達する段丘

流入が明らかになったためこれを排除するトン

り, これにともなう岩盤破砕が著しいことが重面が崩されてきていると言える. しかしⅢブロネルを施工した. 1980年までの施工延長は313ｍ

要な要素をなしている(図３).

ック東方には著しい垂直状の崖が南北に発達しである.

地すべり地の西には、玄武岩,複輝石安山岩質ており, これは過去の岩盤地すべりの側面滑落(ⅳ)集水井工の凝灰角礫岩（横川層）から成る平倉山が南北崖として形成されたものと見られる. この崖下

Ⅳブロック東方山腹には湧水が多く, これがⅤに連なり, けわしい山稜をなしている．その東には現在大規模な地すべり土塊はなく, 大部分

ブロック方面へ流下すると見られたためここでには細粒砂岩を主体とする堆積岩層(耳尾沢層)

は滑動して, Ⅰブロック中間部に堆積しており,はライナープレート集水井による集排水を計画が分布し, 両者の間に流紋岩類（白岩流紋岩）

地すべりの継続の歴史の中でこのような岩盤地

施工した.

の貫入岩体がみられる. この流紋岩類および砂すべりも発生していたことがわかる. しかし過(Ｖ)開・暗渠工, 遮水壁工

岩層の分布地は, 凝灰角礫岩から成る山地に比去の単一な大規模地すべりの跡地がその後継続

浅層地下水および地表水の集排水のため全域的較して一段低い丘稜性山地をなし, ここで地す的に滑動し, 変化しているという見方ではこのに開渠工，暗渠工,浅い遮水壁工を施工していべりが発生している.

地すべり地全体の構造は説明できない.

る.

白岩流紋岩は，地表では灰白色で,石英斑晶が③発生機構

この地区の場合過疎化現象の著しい山村避地で多く, 流理構造を示す部分もある岩体であるが,この地すべり地の近年の著しい滑動は,1960年,あり, 地すべりによらなくとも耕地が放棄されボーリングコアーから見ると岩相変化に富み,

1961年の融雪期(３月〜４月)に, Ⅰブロック・る状態にある. このような所で基本的に滑動の堅硬な溶岩状部分，凝灰角礫岩状部分, 凝灰岩

Ⅳブロックを中心に発生している. 通常は各ブ素因の強い山腹にどこまで対策をほどこすべき状の部分が入り混じっている. そして凝灰岩状

ロックの上方部で緩慢な滑動を行っているが,か問題になっている所である.

の部分を中心に著しい粘土化がおきている. こ

融雪期には末端部を中心に泥流化して押し出す

1973年施工

1ヵ所

２ヵ所

URBAN KUBOTA NO.20｜24注１＝糸魚川─静岡構造線は長野県北部〜新潟県の山地中で観察されるが数本の断層の複合したものと見られている．横川，姫川，沓掛断層，白馬山麓構造線などがそれであり，長野，新潟県境では横川断層がその主要なものと見られる．この横川断層は姫川断層につながると考えられる.

図１−清水山地すべり地平面図

写真１＝清水山地すべり・Ⅰブロック上流部，Ⅱ・Ⅲ
ブロックおよびⅣブロックの状況，地すべりは，写真の左上方から右下方へ向かっておこっている．中央部にみえる森と人家が中屋敷部落．この部落の西端の家が地すべりにまきこまれ破壊された(1968年5月撮影).

図３−姫川中流域の地質図<1972,斉藤豊による>

図４−姫川中流域地すべり地分布

図２─Ⅰブロック上部縦断面図

URBAN KUBOTA NO.20｜25

その他の特徴的な地すべり─３

長者
藤田 崇＝大工業大学工学部教授
竹内篤雄＝京都大学防災研究所①地形･規模土塊を崩落,流失せしめた．これに引き続き後ぼ東西, 30°±の北傾斜の構造をなしている.

地すべりの発生した場所は,高知県高岡郡仁淀

背地は次々と滑動をおこし, ついには標高400

これに黒瀬川構造帯のレンズ状岩体である三滝村長老(133°08'Ｅ,33°31'Ｎ)で, 標高526ｍ〜450ｍ地点の土塊の滑動に発展した. 地すべ

火成岩が地すべり地頭部などに分布する他, 大の大峠を頭部にして北々東〜北へ滑動し, 末端

り地内の民家35戸は全て現在の部落へ移動した.

小いくつかの蛇紋岩の貫入岩体が分布する.

は標高300ｍの長老川を越えて, その南岸に末

この時, 蛇行していた長老川の流路が現在のよ地すべり土塊の主体は厚さ５〜30ｍの粘板岩質

端隆起をおこしている．規模は長さ1,000ｍ,

うに直線状となった(図１).

岩屑層と蛇紋岩質岩屑層である. 地すべり地上

幅平均200ｍ(最大300ｍ), 面積20ｈａに達する.

明治23年９月には, 11日をかわきりに18日, 22

部では基盤岩の崩壊による粗い岩層が多く, 試

平均傾斜は約20°であるが, 上部でやや急, 下〜24日と３回の台風が襲来し, 総計3,500ｍｍ

錐を実施した中部から下部にかけては岩屑は細部では10°±のゆるい傾斜をなす.

もの降雨があった.長老川は未曽有の大洪水をかくなり,粘土化が進む傾向がみられる．地す②活動の歴史おこし, 末端部土塊はみるみるうちに流失した

べり岩屑層の基盤は主として粘板岩であり，そこの地すべりの歴史は古い. 延暦11年(792年)という. 再び地すべり活動は活発となり，地内の境界部には厚さが通常1〜２ｍの角礫化した

６月17日（陰暦）の豪雨により, 現在の部落上に多くの亀裂や段差が生じた.

粘板岩破砕部があって, 多量の水を含む.

方の山腹の一部が崩壊，一気に滑動して氾濫中

昭和に入り, 砂防えん堤を構築するなどして地地すべり面は主として蛇紋岩質岩屑層中に形成の長老川に突入した．これにより川の流路が北すべり活動はややおさまっていたが, 38年８月

されて北傾斜し, 典型的な流れ盤型構造を示す.

側に移行した（図１）．当時はわずかの草屋のの９号台風は８日〜10日の問に800ｍｍをこえ

とくに地下水を含んだ粘板岩破砕部の上位を蛇みでくわしい状況は明確ではない.

る降雨をもたらした.この洪水により地すべり

紋岩質岩屑層が占めるとき,粘土化が著しく進

応永年間（1328〜1428年）以後, かなりの集落

地末端部の護岸が破壊し,地すべり活動は上部

んでクリープ性の滑動が活発となる.その深さに発展して繁栄したようだが, 応永年間に建立にまでおよんだ. この後本格的な地すべり調査

は平均10〜15ｍ程度であるが,長者川近傍ではされた寺院が約200年後には廃寺になるなど場と対策工事が実施され，小康を保っているが,30ｍ以深になる．なお,長者川北岸の隆起部も所によっては土塊の滑動は活発だった. しかし，完全に停止しておらず, 現在も若干滑動してい蛇紋岩質の細粒岩屑が多い.粘板岩質岩屑は粘緩慢な滑動のため, 多少の不便は感じつつも農る. 従来の地すべり土塊の主部の移動速度は平土化が進みにくく, 地すべり面を形成しにくい.

耕にたずさわっていたと思われる. 文政８年

均年30〜50ｃｍとみなされる. 崩壊性の急激な④対策(1826年)の長者川の築堤も洪水と地すべり活動

運動を示す四国の地すべりでは, 珍らしくクリ

長老川による地すべり脚部の侵食防御のためのへの対策と考えられる.

ープ性の運動を呈する.

護岸工事と河川の氾濫をおさえる堤防工事をす

明治19年８月20日から９月24日にかけて４回に③地質るとともに, 地すべり地内では集水井及び排水わたる台風は, 毎回数100ｍｍ以上の降雨をと本域は秩父帯に属するベルム系の粘板岩, 砂岩,

トンネルとこれらからの排水ボーリングなど水もなって長者川を氾濫させ,地すべり地脚部の輝緑凝灰岩，石灰岩を主体とし, 一般走向はほへの対策が主体をなしている.

図１−地質図図２−地質断面図 図１・図２は全国地すべり対策協議会, 1972 による(一部改変)

URBAN KUBOTA NO.20｜26

その他の特徴的な地すべり─４福知
藤田崇＝大工業大学工学部教授①経緯

滑動土塊は間けつ的に何回か部落をおそったが,し, 前記(1)〜(3)の岩体に変成を与えており,熱地すべりの発生した場所は, 兵庫県宍粟郡一宮

山腹の急斜面では速度が6.0〜9.7ｍ/secと大き水変質を受けている.

町福知字抜山で, 山崎町の北方約20ｋｍの揖保

く, 山麓では４〜５ｍ/sec程度と小さくなり,③地すべり機構

川上流東岸である. 昭和51年９月, 台風17号は末端部では１ｍ/secのオーダーと考えられてい２方向に発達する断層群により, 基盤岩類が交九州西部より玄海灘を経て日本海に抜けたが,る．また, 最初よりあとの滑動の速度が大きか

錯し破砕が進み, 断層に沿う地下水により変質

このため西日本は同月８日より14日まで多量のった．滑動領域は長さ600ｍ, 幅600ｍ, 滑落崖作用を受けて深部まで粘土化が進んだことが主降雨に見舞われた.一宮町における８日から13の高さ約70ｍを示し, 山麓部には幅600ｍのゆ因と考えられる. 直接の誘因は断層あるいは節日までの総雨量は717ｍｍで, とくに10日は217

るやかな円錐状の堆積地形が形成された.

理系により地すべり地深部に浸透した地下水のｍｍを記録した. ９月13日に発生した地すべり

被害は行方不明３名, 負傷者３名，家屋157棟,作用と考えられる. それは地すべりの開始が1の経緯は次の通りである.

耕 地 ５ ha, 山 林 約 10ha, 道 路 1,400ｍ と 橋 梁

日最大雨量を示した10日の3日後, 降雨がやん

午前6時50分頃, 抜山の西側山腹部で小規模の１つであった. 第２次の大規模滑動のさいは住だ10時間後であったこと, 地すべり開始前に部

スランプ（回転すべり）が発生し, 土塊は泥流

民はみな避難しおえて, 人的被害はなかった.

落付近の小川の異常なにごり，沢水の減少, 噴状に斜面を下り，民家２軒を埋没, ６人が生き本域の地すべりの履歴の記録はないが, 江戸時

水状の湧水があったこと, 地すべり後滑落崖下埋めとなった. ７時10分頃そのうち３人が救出

代に大きな地すべりがあったと伝えられ, 周辺に湧水がみられたことなどから推定される. そされた. ８時55分頃抜山で鳴動が大きくなって地域にもいくつかの地すべり地形がみられる.

の後の調査により主な地下水経路はＮＥ─ＳＷ

亀裂が大きくなり,樹木が倒れ始める. ９時20

②地質系の断層に沿うものと考えられている.

分頃から第２次の滑動が始まる. まず主スラン

本域はよく発達するＮＥ─ＳＷ系と地すべり地④対策工事

プが山頂近くからおこり, その土塊は山腹を東中央部を縦断するＮＷ─ＳＥ系の断層により次滑落崖の保護および後背地の安定を計るため,方に向かって滑動し, 土石流化して９時23分頃の４つの岩体が接している(図１)．(1)舞鶴層

斜面勾配をゆるくする法切工，擁壁工, 土留工には抜山部落南側の民家を破壊し始め, ９時25

群（ベルム系）の粘板岩で，黒色堅硬，節理に等をし, 地すべり土塊の安定化を計るため鋼材分には流動化した土塊は部落北部の下三方小学

富み細片化する. (2)夜久野岩類の変閃緑岩は露埋設，土留工,庄固工等をしている．地下水及校に達し, 結局小学校は揖保川寄りに約60ｍ押頭ではあまりみられないが, 黒灰色堅硬で圧砕

び地表水対策にはトンネル１本，集水井３基,し流された. ９時35分には土塊は完全に抜山部構造を有している．(3)生野層群(白亜系)の火及びこれらから集水ボーリングをする他, 排水落を破壊し, 土石流先端部は揖保川に流入した.

山岩類は北西部の尾根を形成し, 流紋岩質火砕路と暗渠等の整備をなし, 揖保川岸には護岸工

折りから増水していた揖保川は対岸側へ氾濫し,岩類, 安山岩質溶岩および火砕岩類を主として事をした．その他，農地及び農業用施設, 学校

多大の被害を与えた. 一応10時頃には滑動はや凝灰質砂岩・泥岩を挟在する. (4)中生代末に貫の復旧工事も行ない, 昭和55年９月に竣工した.

んだが, 揖保川の氾濫は14時頃まで続いた.

入した花崗閃緑岩は, 地すべり地東南部に分布

総工費は約440万円である.

図１−福知周辺地質図<兵庫県砂防課. 1981, 一部改変〉

図２−地質断面図のり

図３−連続写真による崩壊経過の解析図（一部）<奥西ほか, 1977>

URBAN KUBOTA NO.20｜27

開発と地すべり─１

北一の沢
黒田和男＝地質調査所環境地質部水資源課長①地質・地形および地すべりの構造

地すべりが発生して，公共施設・住宅などが倒今回の地すべりは，上記のような地形・地質・

本地すべりは，北海道のほぼ中央部に当る美唄

壊するという歴史がある.

地下水条件から向斜軸部に位置している台地上

市東美唄町常盤台地区にあり，ここは古くから

本地すべりは，昭和 44 年４月に発生した．まずという条件で，融雪時の異常高温によって浸透

空知炭田の一部として知られ，地質構造もよく

現場中央部にある住宅の前庭付近で，折から警水が多量に供給され，それらが向斜軸部に被圧調査されてきた地域である.

戒に当っていた岩見沢林務署の職員によって亀状態となって集中した結果，古い地すべり生成

この地域一帯に分布している地層は，古第三系裂が発見され，移動観測が続けられていた．４

物を含めた地盤を，層すべり的に滑落させたも石狩層群に属する砂岩・泥岩・シルト岩，とき

月16 日になって，数回にわたる大滑動があり,のと思われる.

3に礫岩を含み,また石炭をはさむ一連の地層で,４月17日の朝までに，合計して 200 万ｍ の土石④対策工事と現況

比較的上部のものである．地層は褶曲と断層をが移動したものである.

以上のような発生のメカニズムから，もっぱらくりかえしている.

被害は，住宅６戸が破損，11 世帯が他の場所に地下水排除のための工事が行なわれ，現状は安

美唄川は，このような岩質と地質構造を呈する

避難したほか，道路や河川が埋没した．また地定している.

地層から構成されている山地を深く下刻していすべり地の背後には, ２基のボタ山があったが,る．主要道路は現河床に沿っているが，現河床北側のボタ山の脚部がたまたま地すべり変動地より 60ｍ〜100ｍの高さに河岸段丘状の平坦なにかかって, その一部が崩落・流出した.

台地が発達し,ここに炭鉱住宅街がのっている③発生機構（現在は無住となっている）．平坦な台地の背後

地すべりが発生した位置は，石狩層群が向斜構には，過去の地すべり活動の際に形成されたと造を呈しているその軸部上にあたる．この地層思われる岩盤の露出した急斜面があり，その前を構成している厚い砂岩の部分は，比較的亀裂面の台地には，崩積堆積物に特有の地形をなしも少なく，侵食に対する抵抗性が大きいが，石ている.

炭を挟む砂岩・泥岩・シルト岩の細互層の部分

地層は，砂岩層が堅硬で節理が少なく，急斜面

は, 風化すると細かく砕け, 水を含みやすい.

を形成しており, 泥質岩はもろくて砕けやすく,したがって, 地下水は互層部分に集中する.

緩斜面を形成するという特徴がみられる.

地下水調査の結果，ほとんどの地下水は深層か②発生の規模及び発生の歴史

ら供給されるものとみられ，その供給源は滑落

美唄川に沿うこの地域一帯には，清水台などの崖東方の台地，ボタ山によって埋められている

地すべり指定区域があり，北一の沢に隣接した沢，ボタ山直下の断層破砕帯の３つが考えられ

美唄川本流左岸側では，昭和 36 年４月５日にもている.

図１−昭和 34 年 1 月発行地形図

図２−昭和 43 年 11 月発行地形図

図４─北一の沢地すべり関係地質図

図３−昭和 53 年 10 月発行地形図

URBAN KUBOTA NO.20｜28

開発と地すべり─２鳴子ダム
大八木規夫＝国立防災科学技術センター地表変動防災研究室長

1963年10月9日イタリアのバイオントダム貯水れた．水無橋，本山，取水口等の地すべりも水

質は中新統の変質した緑色凝灰岩（末沢層）,頁

池にすべり込んだ地すべりは, <大波>を引き起位上昇時に発生した. 本山地すべりは, 巾200ｍ

岩・凝灰岩（かに沢層），これらを不整合に覆うし，その波はダム天端を乗り越えて下流のロン

奥行200ｍの規模から，次第に斜面後・側方へ

石英安山岩質凝灰岩，これらを貫く流紋岩質岩

ガローネ村などを襲い1190名の死者を出した.

拡大し巾400ｍ奥行300ｍになった．取水口地す脈, および半俵安山岩からなる．これらの上に,地すべり地や下流域を総計すると死者2125名,

べりは, 取水門から79ｍまでのコンクリートの

前述の過去の地すべりによる堆積物，および崖

ダム災害として未曽有の大災害となった．この取水トンネルに無数の亀裂を発生させた.

錐性堆積物が載っている．前者は岩塊や礫まじ事件は，世界中の水資源開発関件者や土木技術《水位下降時》見手の原地すべりは，最初の湛りの粘土層である．本山随道付近には花崗岩類者への警鐘となった．ところで，鳴子ダム貯水水時に移動を起して一時停止し，６年後，地すと緑色凝灰岩を境する断層があり，付近の岩体池での地すべり問題は，バイオント事件の６年

べりの対策工事のために貯水位を８日間で６ｍ

は粘土化著しく, 地すべりも発生している.

も前に発生していたのである.

降下させた直後に再移動した.

《対策工》貯水池に近い斜面下部では，地下水

鳴子ダムは，鬼首カルデラの水を集めた荒雄川《波浪等》シラス地帯の貯水池で問題になる.

位は貯水位変動にほぼ完全に対応し，地下水排が，鳴子温泉の足元を洗う２ｋｍ上流に建設さここでは水無橋対岸地すべりが，湛水後，湖水除は不可能である．そこで，主な対策工としてれたアーチ式ダムである. 湛水は1957年４月５

波浪の侵食と対応して移動域を拡大している.

鋼管杭による抑止工が行われ，また貯水池水面日に開始, 地すべりは水位上昇中の同年４月10《移動中のもの》本山随道地すべりは，ダム建に接する部分では擁壁工が行われている.

日から４月末まで４ヵ所で発生した．その後２設以前から変動していたクリープ性の地すべり

以上を要約すると，ダム湛水による地すべりはヵ所がすべり，また湛水前から移動中の１ヵ所

で，国道108号線の路面を山側へ傾斜させ擁壁①水位上昇を加え, ７ヵ所が問題になっている（図１）．

を破壊した．この池すべり変動域に接していたとされており，それらの実例を鳴子ダム貯水池《水位上昇時》半俵山地すべりは，４月９日にダム管理事務所は床や壁に亀裂を生じた.

について概観した．この他，建設に伴ってダム湛水面に接する斜面端部が小規模に崩壊し，そ《地学的要因》空中写真判読で認められた過去

サイト，取水口，余水吐，道路等構造物のための後４月19日から22日までの降雨(57.4ｍｍ)にの地すべり変動地を図２に示した．問題の地すの斜面切・盛土など斜面不安定化をもたらす要よって移動が促進され, ４月27日遂に大きく滑べり７ヵ所は，明らかに過去の種々な地すべり

因は多い．既存のダム貯水池で地すべりの問題落した．その日, 午後８時15分頃当地区を横断

変動地域に発生している．これは，過去に滑落を抱えているものは 30 を数えると言う．また，していた高圧送電線が火花を散らして切断され,した，安定ないし準安定状態にあった地すべり

今後建設を計画中のダム予定地は，従来よりも同時に巾約150ｍの土塊が大音響を発してダム

移動体の一部が，ダム湛水によって再び不安定

地すべり問題を内在している場合が多く，その貯水池にすべり込んだ．国道108号線は一部がになった事を示すものである．鳴子ダムのダムための調査と斜面安定化には一層の努力を必要

水没し，送電鉄塔三基倒壊し，電話線も切断さ

サイトは花崗岩類である．しかし，貯水域の地としている.

図１−鳴子ダム貯水池沿岸地すべり分布図・地質図<東北復建事務所 1965 原図>②水位降下③波浪侵食等が要因

図２−空中写真判読による地すべり地形分布図

URBAN KUBOTA NO.20｜29

《図１の凡例》
７＝能生谷層上部
１＝地すべり地
８＝能生谷層下部
２＝火山門礫岩（谷浜層） ９＝西飛山層上部
３＝シルト岩（谷浜層）
10＝西飛山層下部
４＝凝灰角礫岩（谷浜層） 11＝火打山層上部
５＝名立層 ６＝川詰層
12＝火打山層中部

開発と地すべり─３

小泊

13＝火打山層下部
14＝石英閃緑玲岩
15＝石英粗面岩
16＝焼山火山噴出物
17＝崖錐堆積物
18＝向斜 19＝背斜西田彰一＝新潟大学名誉教授にし くび

昭和38年３月16日午後４時20分頃,新潟県西 頚
き

こ どまり

分析でも，砂が全体の平均 28%で砂分の含有量

しかし, シルト岩の風化した部分や未風化の基

城 郡小 泊 部落の裏山から地すべりが発生した.

が大きい.

岩の一部にも粘土化した軟弱な薄い層の介在が地すべり土塊は, 国道８号線沿いに密集していところで新潟県西頚城地方では, 名立層より下認められるので,これに揚水試験の結果を加味る民家を幅110ｍにわたって押し潰し海中へ流

位の能生谷層に地すべりが集中して発生していすると, さらに深い基岩のなかにもすべり面が出した. 小泊地すべりが有名になったのは，当るが, これに比べると名立層には箇所数においあったという可能性も考えられる. ともかく小時，旧北陸本線を走っていた客車の蒸気機関車ても少ない. これは両者の物理的・化学的岩質

泊地すべりではシルト岩の風化した部分は厚く,が，丁度トンネルを通り抜けたところで地すべの相違に原因がある．小泊の裏山の崖には, シ

かなり深部までおよんでいたことがわかる.まりにぶつかり，泥流にのって沖合まで流し出さ

ルト岩のなかに白っぽい流紋岩質凝灰岩が介在た, 未風化岩も亀裂が多く砕けやすい性質があれたという珍しい災害であったためである. 地

する露出が見られる．この岩石は，一見, 非常る．揚水試験の結果によると, 新鮮な基岩と風すべりの規模は，延長370ｍ，幅100〜170ｍ，に硬く細粒質だが, ひとたび吸水するとたちま

化岩との境目では比較的揚水量が多く, 崩積土

面積45ha に及び，冠頭部には比高約30ｍに達

ち軟かい真白い粘土に変わってしまい, 風化が層や風化岩のなかでは意外と少なかった.

する垂直な滑落崖ができた.この時の土砂移動特徴的である．つまり, 吸水することによって降水量と排水量との関係をみると, ボーリング

量は約15万ｍ3であった.

急にベントナイトに変貌するといったしろもの各孔の排水量は降雨量に鋭敏に反応し, それぞ

この付近の地質は, 名立 層と呼ばれる新第三紀である. おそらくこれが小泊地すべりを起した

れの孔で降雨の後, 約 1 日で 20 倍というように鮮新世の地層からなり, 灰色シルト岩を主体と元凶であろう.

大きな変化を示す.

するが, 漁港の小泊から能生 海岸へかけての屈滑落崖の上には比較的平坦な地形が発達してお最後に, 小泊地すべりの地質構造的位置をみて曲に富む海浜には, 複輝石安山岩の自破砕溶岩り, 段丘面のように見える．この急な崖の白色

みよう． 西頚城地方にはほぼ南北方向に走ると同質の凝灰角礫岩などを不規則に挟むところ

凝灰岩がブロック状に割れて崩れ落ち, 下の灰焼山背斜といわれる長軸長波長型の背斜構造ががあり, それらの岩体は，権現崎や島崎といっ

色シルト岩の風化産物である粘性土と混り合っ発達する. この背斜の性格は，傾斜の緩い平頂た岬や岩礁をつくっている. 名立層の主体をなて崩積土層となり, 崖下の斜面をおおっていた

背斜でスケールが大きく, 遠く長野県の北信地

す灰色シルト岩の物性は, 単位体積量では平均のが小泊地すべり発生前の時点で推定される地方にまで延びている長さ 60ｋｍにおよぶ第１級

値は 1.72ｔ/ｍ で新第三紀のシルト岩としては質断面であろう. 崩積土層はボーリング資料にの背斜構造である．小泊地すべりは,この焼山

概して小さい値である．浸水試験では, 定性的

よると意外に薄く厚さ５ｍ前後である．昭和 38

背斜がやがて日本海へ没するところの西翼部にではあるが, 原形を保つか原形がやや崩れる程

年３月に起きた地すべりは, 崩積土層とシルトある. 従って過褶曲のような背斜軸部に発生す

度, 浸水膨張試験でも膨張量が小さい．この試岩の風化帯との境界付近がクリープ帯となりする地質構造的変形・破壊が素因となる構造性地す験値とⅩ線分析からすると粘土鉱物のモンモリ

べり面を形成したものである. このような意味

べりではなく, 白色凝灰岩の特性が内的原因とロナイトの含有量が少ないことがわかる．粒度

では二次すべりといった方が適当かもしれない.

なった岩質性地すべりである.

な だち

の

う

3

図１−小泊周辺の地質と地すべり地

一方,

図２−小泊地すべりの発達模式図

URBAN KUBOTA NO.20｜30

≪引用文献≫（1）日本道路公団高速道路東京第一管理局八王子支局:中央道岩殿地すべり対策工事誌, 昭和47年12月（2）窪田敏雄:岩盤スベリの復旧対策（中央高速道路岩殿山の例），土質基礎工学
ライブラリー12, 切土ノリ面,土質工学会, 昭和51年12月（3）塩原茂:大月（岩殿山）の地すべりとその復旧, 土と基礎vol.26─9, 1978･9

開発と地すべり─４

岩殿山
奥園誠之＝日本道路公団試験所

斜面試験室長①場所

を３段計 10 本施工している. ところが開通して如く, Ｄ─Ｄ'測線からＣ─Ｃ'測線に沿って屈曲

中央自動車道(富士吉田線)大月Ⅰ.Ｃ. より東約３年後に再度次のような地すべりが発生した.

しているすべりとＣ-Ｃ'測線と同方向のＢ-Ｂ'

方約２ｋｍ(山梨県大月市賑岡町大字強瀬字西山

昭和47年２月17日＝長大のり面上段部西側の山

測線に沿ったすべりの２ブロックに区分される.

地先),南向きの凸状尾根型地形を切土した所.

道にクラック発見.

⑤地すべりの原因②地形・地質同年２月19日＝トランシット観測により地すべ

地すべり発生の主な原因は, 切土後５年を経過

当地区は, 桂川をはさんで北に標高608ｍの岩りが進行中であることを確認.

した現在, 雨水の浸透の影響で岩の風化が進ん殿山を頂とし, 南側はほぼ垂直な直高100〜150

同年２月14日＝地すべり観測開始.

でより粘土化し, その層と比較的安定した岩とｍの崖で礫岩が露出していて東西にのび, その

同年３月２日＝最上段のり面上方約10ｍ(標高の間に発生したものであると判断された. この

長さは約500ｍに及んでいる．さらに, この狭430ｍ)の尾根に延長約20ｍの引張り亀裂発見.

年は平年に比べて降雪が多く, 特に２月 11 日〜

隘地を国鉄中央線, 一般国道20号線及びその他

日が進むにつれて移動量が著しく増加して, 地

12 日にかけて積雪深が約 60ｃｍに達している.

県道などが輻湊して通過し, 中央自動車道はこすべり特有の上段は引張りによる地表面の陥没,⑥復旧対策の対岸の標高367ｍを走っている.地すべりの下段は圧縮による盛上りの現象がみられ, のり

地すべりの復旧対策として, 地形・地質などの発生した付近の約４ｋｍ間は, 橋梁・トンネル

面保護工ののり枠の変形及び破壊に及んだ（図立地条件と工事の早期完成の見地より,仮設的・長大のり面の切土が連続している.

１参照）．亀裂は，のり面全体を地山から切離に押え盛土による 1 次阻止を行い, 主体工事は,

地質は,新生代第三紀，御坂層群からなる凝灰

すように拡がり, 尾根部の落ち込みが２〜10ｍ,

図２, 図３に示すようにすべり土塊上部の排土岩（角礫岩・火山凝灰岩・凝灰質砂岩）で，深山道で２〜４ｍと発達し,３月24日に大崩落の工及び抑止杭工法（深礎杭と大口径ボーリング

部に安山岩もみられ,表面は崖錐堆積物におお予報が出され, 沿道（道路下約200ｍ）の住民３による鋼管杭）の併用工法を採用した．なお，

われている.

世帯の避難が行われた. ３月25日の夕刻から３仮設的な押え盛土は, Ｈ鋼を枠組みし（側面は③規模及び被害状況

月26日の昼頃にかけての降雨による影響で, 今矢板で囲む），枠内に岩砕と土砂を投入した約

この場所の当初設計は，軟岩部１:0. 6〜0.8，までの最大移動量が記録された(6.3ｍｍ/時間

14,000ｍ 3 の規模のものである. 完成後の動態

土砂部１：1.0勾配であったが，施工中２回の〜13.8ｍｍ/時間). 同日, 相模湖Ⅰ.Ｃ.〜大月Ｉ.Ｃ.

を観測するために自記地盤傾斜計を２個所に設

3崩壊（１回目＝Ｓ41.4，約600ｍ . ２回目＝Ｓ間の完全閉鎖が実施された．なお,同日をピー置して追跡調査を実施した．その後, 現在のと41.9，約20,000ｍ 3）を起している．このため,

クに移動量は徐々に減少し,大崩落は免れた.

ころ崩壊の徴候は認められず安定している.

のり勾配を１：1.2に切直し，直高７ｍごとに④地すべりの構造

小段を設け, ８段の切土に変更した．保護は全地すべり発生後の地質調査の結果, 新鮮な凝灰

面のり枠工とし, かつ東側に橋台保護のためＰ岩類の上に分布する風化凝灰岩類のすべりであＳアンカー併用の深礎杭（径２ｍ, 長さ18ｍ）

ることが判明した．なお地すべりは図２に示す

図１−地すべり平面図

図２−地すべり復旧平面図

図３−断面図URBAN KUBOTA NO.20｜31

開発と地すべり─５

阿部倉
山口真一＝成蹊大学教授①発生の規模及び歴史

地すべりは 60〜80ｍに発達している.

には風化蛇紋岩が確認されている.風化蛇紋岩

場所は神奈川県横須賀市阿部倉(139°18'Ｅ,35°

三浦半島の地質は第三紀中新世以降の堆積物での表面にすべり面が位置し,蛇紋岩とすべり面

15'Ｅ)である. 地すべり地及びその周辺の丘陵ある葉山層群を基盤として, 三浦層群，相模層相互の関係の深いことを示している.本地域は地は，昭和40年以前は, 雑木に覆われた自然斜群などの海成層により構成されている.北西〜

葉山層群中の断層剪断帯付近に位置していると面であって, 顕著な地すべり活動は，ほとんど

南東方向の走向をもつ凝灰質泥岩･ 砂岩が主体推定され,上部県道付近に小断層あるいは地層認められなかった．昭和40年以降は,この一帯である．半島の主山稜大楠山塊は, 房総半島よ破砕部を通って,地下水が滲出していた模様でに宅地造成の波が押し寄せ,同時に造成地の一り連続する葉山・嶺岡隆起帯に位置し, 大楠山

ある．かつては,一帯は山林であり，山林を切部に地すべりが発生した. すなわち，47年に平塊周辺は著しく褶曲している. また北西〜南東

り払って,宅地造成が行なわれ，何等かの影響

作，49年に阿部倉，50年に金谷にである．阿部方向に発達した数本の断層（北から衣笠断層・によって地下水の流路に変化が生じ，間隙水圧

倉の地すべりは,最初48年11月に動きがみられ,

北武断層・下浦断層・南下浦断層）によって区の上昇をもたらしたことが,地すべりの直接の49年３月には移動速度6ｍｍ/時,主滑落崖の高

切られた帯状の地塊が卓越している. また葉山

引金になったといわれている.

さは２ｍにも達した. この地すべりの規模は，の嶺岡構造線上には各所に蛇紋岩の分布がみと⑤対策工事

小型で，幅約50ｍ，長さ約80ｍ，深さ約10ｍでめられる．この蛇紋岩は貫入によるものか, 堆

49 年５月に応急対策として,排土工及び押え盛ある.

積性のものか不明である. 蛇紋岩は，衣笠〜木土工が実施され,小康状態に達し，その後本工②被害状況

古庭〜滝の坂一帯の葉山層群中に点在し, 蛇紋

事として排水井戸,排水ボーリング，杭打が実

地すべり地の右側の亀裂は幼稚園の建物を横切岩が地表または地表近くに位置する場合, 地す

施された.

り, 左側の亀裂は宅造地帯を横切り，多くの住べりの発生と深い関係が考えられる. 土質との⑥現況

宅に損害を与えた.結局４戸は取壊され，７戸

関係では，地すべり粘土の粘着力は，約0.2〜

地すべりの移動はほとんど認められていない.

が一時移転させられた.

1.0トン/ｍ 2 である.内部摩擦角は10°前後でほすべり運動は停止していると考えられる.

③地質･地形及び地すべりの構造

ぼ斜面勾配に近い.地すべりの変動ブロックの（神奈川県砂防課, 防衛大学校中村三郎教授の

三浦半島の地形は, 地質の構造特に断層方向や大きさは，表土約50〜100ｍ，幅10〜60ｍ，深資料を使わせて頂いた. ここに厚く謝意を表し

走向方向を反映し, 山稜と低地がほぼ東西方向

さ３〜10ｍで比較的小規模である.

ます）.

に発達している. 三浦半島は地盤運動のはげし④発生機構

い不安定な地域であり, したがって比高の不揃

勾配約10°の南向きの緩い斜面に発生し, 滑落

いな小平坦面が多い. 平坦面は漸移的に低下す

崖は，ほとんど尾根部にあり，末端部は沢からることが多く, 地形面は明確に区分出来ない.

約50ｍ離れた畑地の中に隆起となってあらわれ大体 160ｍ以上 240ｍの高位面と 100ｍ以上 160ｍ

た. 本地域は, 千葉県の嶺岡破砕帯の延長上のの中位面，100ｍ以下の下位面にわけられる.

葉山層岩中の泥岩で,下部の深さ５ｍより以深

図１−阿部倉周辺の地質図

図２−阿部倉地すべり図

図３−地盤伸縮図

URBAN KUBOTA NO.20｜32

開発と地すべり─６

注１:クリープ活動＝持続的かつ緩慢に滑動する移動

雄琴串林

形態.

竹内篤雄＝京都大学防災研究所①地形･地質留され, そのために谷床堆積物と盛土は不安定

水試錐による地下水排除工が主として実施され琵琶湖の西岸奥比叡の入口付近大津市雄琴苗鹿となり活動を開始した．丁度地すべり地の北側

た(図１).施工途中に繰り返し電気探査を行な町串林(35°05'Ｎ, 135°54'Ｅ,標高130〜120ｍ)に走っていた市の水道管（φ20cm２本）がこのうことによって排水効果の判定･工事修正が行の志賀丘陵地の東縁の谷頭部に発生した地すべ

ために破壊され, その水道水が土塊中に浸透し,なわれた.同時に下部公共施設(郵政省保養所)りである. 地質的には地すべり地周辺に分布す不安定化は促進され, ついに６月 22 日急激な滑を守るために長さ15ｍの鋼管杭による抑止工がる古琵琶湖層に属するシルト質粘土層を基盤と動を起こしたものと推測されている. 活動順序実施された.排水施設は工事直後は有効にそのし, その上に堆積した軟弱な谷床堆積物が滑動

は, 上部土塊→盛土部分→下部土塊となってい目的を達していたが,年が経つにつれて排水孔している（図１）.

る．一度活動した土塊は容易には安定せず,毎の目詰りによって排水量が減少し,地下水排水②規模と構造年５〜10ｃｍ程度のクリープ活動(注１)を続け能力が低下している.このことは地すべり地内

長さ 200ｍ, 巾 50〜100ｍで厚さは５〜10ｍの比ている. 特に一寸した荷重増加でも活動は再活の植生によく表われており,好水性の植物の占較的小規模なものであり, 地すべり土塊は，上発化することが明らかになっている. 1973 年 7

める割合が増加している.この事実は施工後そ・下および盛土部の３ブロックで構成されてお〜８月に地すべり頭部側近の貯水槽に 300 トンのまま放置されていることの多い現在の工事方

り, これらが相互に影響しあって活動している.

の水を入れたところ, その後上部から下部にか

法に一つの問題を投げかけている.

すべり面はシルト質粘土層を基盤とし, その上

けて著しい土塊活動が観測された.この荷重は⑤現況に載るＮ値２−３の軟弱なシルト層（谷床堆積上部地すべり土塊のそれの１％に相当する. こ

1967〜1978年(途中1969.11〜1970.6まで中断)

物）中に存在している. この層は垂直試錐孔芯のことは一度活動した地すべりは, 一寸した刺にわたって京都大学防災研究所により移動観測，を用いた粘土鉱物分析結果によると, 他の深度激に対しても鋭敏に反応することを示したもの

地下水排水量観測等が高密度で行なわれているがよりも著しくモンモリロナイトに富んでいるこ

で, この種の地すべりの跡地利用の難しさを示(図１)，これによると,とが示されている（図２）.

している.

止工事効果の表われが顕著で動きは認められな③発生状況と機構④被害と対策工事

かったが, その後徐々に縮みのクリープが表わ

元来軟弱な谷床堆積物が存在している場所へ地

６月 22 日の活動によって水道管の破断, 小学校

れ，年10〜５cm 依然として活動している．現

山を切って約 3,000ｍ の盛土を行なった 1967 年

プールー部破壊, 地すべり地上・下部にある旅在地すべり地全体は荒地となっており, 直接的

６月 22 日に突如として発生したもので, それま館の一部に変状, 水田の耕作不能等の被害が認な被害は出ていない. しかし開発の波は地すべ

では全く土塊活動の兆候は認められていなかっめられた（図１）．これに対して，地すべり発

り活動域の側近まで押し寄せて来ており, 緩慢

た（図１）．この当時,琵琶湖周辺は４月来の渇

生直後に電気探査による地下構造調査, １ｍ深な動きと排水能力の低下による土塊内地下水の水状態で雨の影響はなかった. 原因の一つとし地温測定による浅層流動地下水調査, 試錐によ増加を考えると, 現状のままでよいかどうか問て谷床堆積層の中にあった浅層地下水流脈が盛る地質調査および土塊変状・地下水調査等が実題のあるところである.

土によって圧閉され，背後に多量の地下水が貯施され，その結果に基づいて，集水井，横孔排3

図１−雄琴串林地すべり地

67年の大変動の後は防図２−垂直粘土鉱物構成図

URBAN KUBOTA NO.20｜33

地すべりをめぐって①外国の地すべりと日本の地すべり①外国の地すべりと日本の地すべり

西田彰一＝新潟大学名誉教授

地すべりの運動形態と岩体の割れ目
ご承知のように地すべりにはいろいろの運動形②日本の地すべりと地質構造

チェコスロバキアの地質構造

態がありますが, ここでの地すべりは日本のも

黒田和男＝地質調査所環境地質部水資源課長

編集

本日は地すべりについて, いろいろとおのとは非常に違います．地すべりというのは，③地すべりの構造伺いしたいと思います. 最初に西田先生からお重力によって岩塊がだんだん下の方にすべり落

大八木規夫＝国立防災科学技術センター地表

願いいたします.

ちていく現象ですが, チェコスロバキアの典型

変動防災研究室長

西田

私のテーマは, 外国の地すべりと日本の的な地すべり運動というのは, 非常に大きな岩④計測にもとづく地すべりの予知

地すべりということですが, これはなかなかむ

塊が斜面をずっとすべり落ちてくる. 向こうの山口眞一＝成蹊大学経済学部教授

ずかしい問題なので，本日は, 問題の提起とい人は, これをロックシティ（岩石の町）と呼んうような意味で簡単にお話しいたします.

でいる．要するに, 岩石でできた山が大きく割

昭和 52 年にチェコスロバキアのプラハで, 国際

れ, それが割れた形のままで徐々にずり落ちて

地質工学会の主催による地すべりの国際会議がくる. ですから，その間にビルの谷間ができま

行なわれました. 私もこのシンポジウムに出席

す. そういう意味でロックシティと名付けていしたあと, この地方の地すべりを見てきたのでるのだと思います.

すが，このとき痛感したのは, ここの地すべり

そういう状態を見て,正直に申しますと私はちは, 日本の地すべりとはかなり違った様相を呈

ょっとびっくりしたのです. 日本の地すべりは,しているということでした.

第三紀層地すべりをはじめいろいろのタイプがチェコスロバキアという国は, 日本とは逆に東ありますが, だいたい岩盤が動きますとすぐに西に長い国で, 東側のボヘミアと西側のスロバ

グシャグシャと崩れます. チェコのように非常

キアとが一緒になってできています. 地質構造に大きな山自体が割れて, そのまますべり落ち

からみてもこの国は, ボヘミア地塊とスロバキていく, めり込んでいくというのは，日本では

ア地塊の２つの構造単元に分けられます. 東側

非常に珍しいのです．ではどうして，こうしたのボヘミア地塊は非常に古く, 主として先カン運動形態の違いがでてくるのかというと, まず

ブリア紀から古生代までの地層で構成されてい一つには, 岩体の割れ目が問題ではないかと私て, 古生代に造山運動があった以後は安定したは考えております．向こうの岩体の場合には,地塊となり，その後は, 侵食と削剥をうけて次割れ目が非常に大きく，しかも規則的である.

第に平坦化された準平原の地形になっています.

日本のものは, 一般に割れ目が非常に細かく，

この地方をバスで走りますと, 車窓から眺める

しかも不規則である. もちろん岩石の割れ目と景観は日本では見慣れない平坦な地形の連続で,いうのは, 節理にしても断層にしても必ず方向

まさに大陸という感じがいたします. ただ北部性があり規則性があるのですが, 日本のものは,の盆地には白亜紀（中生代）の地層が発達してどちらかといえばグシャグシャで,非常に複雑

おり, この白亜紀層の地域に地すべりが発生しな割れ目をもっている. これに比べれば向こうています.

の岩体は, 非常に規則正しく，しかも大きな割

他方，スロバキア地塊の方になりますと, ここ

れ目しかない. いつか雑誌で登山家の話を読んの基盤はボヘミアと同様に古いのですが, ここだことがありますが, 向こうの山に行きますと

ではアルプス造山運動をうけて, 第三紀の頃に割れ目が少ないのでロッククライミングに非常形成された高峻なカルバチア山脈が東西に連らに苦労する. ところが日本の山は，割れ目が多なっています. 地層の分布をみますと, 図１･１

すぎてかえって苦労するという─そういう話にみるように中核には先カンブリア時代の変成を読んだことがありますが,登山家の体験から

岩, その周辺を古生代の火山岩類がとりまいてしてもこのような歴然とした違いがあるわけで高山地帯をつくり, その北側の中山性の山地はす.

古第三紀の厚い砂・泥互層,南側は新第三紀のしたがって日本の地すべりというのは, 動きま

火山岩および新第三紀の構造性凹地. このようすとすぐにグシャグシャと崩れます. すべるとに地層は非常に規則正しく分布しておりますが,同時にグシャッと崩れてしまう. 向こうの地す

ここでの地すべりは, 図のフリッシュ帯（内帯

べりは, 非常に大きい岩塊が徐々にすべり落ちと外帯）と高地新第三紀火山岩のところで起こていく．この場合,下の方にはわりに軟かい岩っているのです.

石があり．上の方には火山岩のような硬い岩石

URBAN KUBOTA NO.20｜34

写真上＝トラバーチンの上に構築されたスピス城
写真下＝スピス城の城壁. 地すべりによりクラックが生じている.

図１･１−カルパチア地方スロバキア地塊構造地質図

図１･２−ハンドローバ地すべりの地質断面図

図１･３−ドレブニク地すべりの地質断面図

URBAN KUBOTA NO.20｜35

がかぶっていて, その間にやわらかい粘土層か本のものとはその運動の形が非常に異なります.

ところが, 日本でもチェコスロバキアのようならなるすべり面, いわゆるクリープ帯ができてただチェコスロバキアの場合でも, さきのハンタイプの地すべりがないわけではないのです.

いる.そしてこのクリープ帯に沿って，上の方

ドローバの例で述べましたように, 最終的には新潟県下でも, 向こうの型に似た地すべりを見の大きく硬い岩体が徐々にすべり落ちていく.

これらの岩塊も崩積土になってすべり落ちていていますし，また, 北九州あたりの地すべりのそういうのが向こうの地すべりです.

くわけです.

タイプは, 日本の第三紀層地すべりとはちょっハンドローバとドレフニクの地すべり

地すべり運動における２つの基本型と運動形態が違うのではないかという気がいた

図１・２は, 1960年にスロバキア地方のハンド

ところで日本では, 地すべりを一次地すべり，します. 地質学の立場からみますと，その基盤

ローバの炭坑地帯に発生した有名な地すべりの二次地すべり, あるいは三次地すべりというよがどのような構造地質区であるかということが断面図です. 図でみるように，③の泥岩の最上

うに区別する場合があります. 一次地すべりと問題で, 狭い日本列島を見ましても，構造地質部は, 火山岩体②が帯水層の役割をするのでそいうのは，最初の, 初生的な地すべりのことを区が違うと, やはりチェコのようなああいう型の地下水の作用をうけて, 泥岩の最上層にクリいうわけですが, 日本ではどちらかというと，の，非常に大きなブロック, 岩塊が徐々に動く

ープ帯①がつくられます．そのため, このクリ

二次地すべりが最も多いのです．これは, 一たような地すべりがあるだろうし, また事実あるープ帯に沿って, 厚さ40〜1000ｍほどの火山岩

んグシャッと崩れたものの中に, またすべり面と思います.

体が, ブロック状に割れたまますべりだすわけができて地すべりを起こすわけですが, そのた

チェコスロバキアでも, スロバキア地方の北のです. すべり落ちてゆく火山岩体の縁辺部ではめ運動の形態もフローのような状態, 土石流を方のカルパチア山脈は, 日本の地すべりと非常

崩れて落石したり，また斜面の下方では, 崩積起こすような状態ですべる, あるいはまた粘稠に似ているようです. 向こうの文献あるいは図土となっている状態が示されています. そして型のタイプでグシャツとしたものの塊りが徐々面を見ますと, 新潟あたりの第三紀層地すべり

これらの堆積物が低地帯へと流動し. 土石流とにすべる. そういう二次地すべりが多いのが日と非常に似た運動をしているらしいし, 分布をなって大きな被害をだしたのです.

本の特徴です．それで, こうした運動像の違い

見ましても非常に似ております．ですから, ち

もう一つ,スロバキア地方の有名な地すべりのを模式的に表現してみますと,ょうどスロバキア地方の北の方のカルパチア山

例を図１･３でみていただきます．これは，ドＡ 岩体→岩塊→岩屑→崩積土○

脈のところに, 日本に多くみられる地すべりがレブニク地方の地すべりで, 図にみるように基Ｂ 岩体─→岩屑→崩積土○

発生している. それ以外の安定した構造地質区

盤は, 頁岩と砂岩からなる古第三紀のフリッシ

Ａはというような運動像の違いがみられます.○のところには, チェコスロバキアに特徴的な大ュ層で，この上に, トラバーチンと呼ばれていＢ は日本です.
チェコスロバキア，○きな岩体で動く地すべりが発生しているというる洪積世の多孔質の硬い岩体がのっています．

日本の地すべりが非常に複雑な運動形態を示すことになるのではないかと思います.

この岩体は砂質ロームでおおわれていますが,というのも, このように岩塊がいきなり岩屑に

安定大陸の地すべりとして最も典型的なのは,

その厚さは60〜80ｍもあります. そしてここでなってしまう傾向があるためと思われるのです.

実はボヘミアで, 私は残念ながら見ることがでは, さきのフリッシュ層とこの岩体との境にク安定大陸と造山帯における地すべりの違いきなかったのですが, さっき申しましたロック

リープ帯ができるのです. そのため，開口性のこのように日本の地すべりの場合は, 外国のもシティの典型的なタイプは,ボヘミア地方の地

割れ目によって分離された上の方の岩塊（トラのとは異なり，原因の点でも, 発生のメカニズ

すべりに多いのです. したがってこうした地すバーチン）が, 30ｍほどの急崖をつくりながらムの問題でも, あるいは予知の問題でも非常にべりはチェコばかりに限らず,お隣の中国をは谷の方へ徐々にすべり落ちていくわけです. つ複雑な面がでてくるわけですが, 私は，こうしじめその他の国々でも, 大陸ではこうしたタイ

まり, さきほどのハンドローバの地すべりと原た運動像の違いの背景には,地質的な問題が大プが多いと思われます.構造地質学的にチェコ

理的には全く同じで, 地下水などで侵食されてきくかかわっているだろうと思うのです. つまと同じような条件のところには, こういう地す

やわらかくなったフリッシュ層上部のクリープ

り, チェコスロバキアのような安定した大陸とべりが起きているのではないかと思われます.

帯（厚さ１〜６ｍ）がすべり面となって, 上位

造山運動のはげしい日本のような弧状列島とでその逆のタイプの例を申しますと, ちょっと話の岩塊がこのクリープ帯にのめり込みながら沈は, そこに発生する地すべり運動の形態が基本が飛びますが, 1980年の４月にニューデリーで下・移動しているわけです. この地すべり地帯

的に違うのだろうと思っているわけです.

国際地すべり学会があり，そのとき, ヒマラヤの近くには, 12世紀に築かれたスピス城というじつは, 最近アメリカの地すべり学者が日本に山脈に近いところの地すべりを見たのですけれ

古城があるのですが, 驚いたことには，この古来て, 日本の地すべりを見ていったのですが，ども, これがどちらかというと日本の地すべり城をのせたまま岩塊が移動しているのです. そどうも向こうの連中の説明を聞くと, 地すべりに近いのです．これなども,ヒマラヤ造山帯とのため城の壁には亀裂が発生しているので, 現の研究そのものは, どちらかといえば日本よりいう地質環境がその背景にあるというふうに私

在, ロックアンカーなどで補強工事を行なっておくれているような感じを受けました. これは,は考えております.

いるという状況です.

日本の地すべりの方が非常に複雑であり, しかこのようにチェコスロバキアの地すべりというも被害を防がなければならないという事情にせのは, 硬い岩塊が大きく割れ，それらが分離しまられているために, 研究が進んでいるのではてすべり出すというブロック運動が基本で，日ないかと考えられます.

したがって

URBAN KUBOTA NO.20｜36

②日本の地すべりと地質構造

し，火山噴出物がないところもあるというよう斜面崩壊があるわけですが, これもまた地すべになっております. 図２･４が新第三系の地質区

り現象とは性質の違ったもので, 法律的には急地すべりの分布と地質構造区分帯

です.

傾斜地という指定がされております.

黒田

最初に日本の地すべりの分布について申そして第 4 は新第三紀末期から第四紀にわたる

区分ⅢＣ･Ｄ･Ｅ:中新世〜鮮新世の半固結堆積岩

しますと，日本では, 地すべり等防止法による浅海成〜陸成堆積物及び火山噴出物．第５が沖地質図では⑥に一括して示してあります. この指定区域が行政的に定められています. これは,積層です.

岩石はハンマーでたたくと, カチンという音で地すべりが現在起こっている地域あるいはこれこういった非常に大きな単位で５つに区分されなく, バサッという音がする程度の半固結のもから地すべりが起こりそうだという地域も含めるわけですが，私は,日本の地すべりというののです. それが丘陵地とかあるいは非常にゆるて, 地すべりを防止するために行為(人間活動)

は,これらの区分に応じて，それぞれその特徴

やかなケスタ地形をもつた丘陵地帯をつくっての制限をしなければならない区域を法律で指定が違うのではないかと考えております.

います. この中で黒色泥岩が発達している地域したものです. その指定した場所の分布が図２・

区分Ⅰ：沖積層地帯

が, 日本では第三紀層地すべりの集中している

１に示してあります.図の黒点がすでに地すべ

これは，地質図の①の地域で, 主として都市のところなのです. ただ日本列島のなかでも，さり指定区域になっているところで, ごらんのよある低地帯です. ここには一般に地すべり現象

きほどの図２･４でみましたように,新第三紀のうに地域的に非常に偏っております. これはとはありません. ただ人工の盛り土斜面の崩壊と地殻変動の様相がさまざまですから,それによりもなおさず, いま西田先生からもお話しがあ

いうのはあります.

って地質構造が異なります.

ったように, 地すべりが地質構造と密接に関係

区分Ⅱ:第四紀の火山岩・火山砕屑岩

まずⅢのＣですが,これは東北日本の瑞穂─フ

しているからです.

第四紀の火山活動でできたいろいろな岩体からォッサマグナ褶曲帯（奥羽─信越区）と呼んで

表２･１は日本列島を地質構造区分して, そこになるところです．地質図でいえば②ですが, 主いるところに特徴的な地すべりです. 地層が褶

どのような地すべり現象が出ているかをまとめとして溶岩からできている部分と, 主として火曲して波打っているようなところに集中して発てみたものです. 図２･２は日本の地質構造区分

山灰その他の火山放出物からできている地域に生しているもので, 秋田県の谷地，新潟県の松帯図ですが, この図をさきほどの地すべりの分

分けられます．この地域には，火山泥流, 土石之山や小泊, 長野県の茶臼山，奈良尾，清水山

布図と比較してみますと, 地すべりはこの図の流,火山山麓の斜面崩壊などが起こります．まなどはこの例です.

濃いブルーのところと濃い緑色のところに集中たこの地帯には, 火山の噴気活動などによって次にⅢＤは西南日本の方で,図２・４の地質構造しているということがわかります. 日本列島の岩石が粘土質に変質しているところがあり, こ区では山陰─北陸区,およびそれ以外の非グリ地質の特徴は, 第１にユーラシア大陸と太平洋

こにときどき顕著な崩壊現象が起こります. 小ンタフ地域を含んでおり, ここにも黒色泥岩にとの間にはさまれた島弧であること, 第２にこ出博さんの分類で温泉地すべりというのがこれよる第三紀層地すべりが発生しています. ただの島弧に沿って地震帯と火山帯とがあること,に相当します．この温泉地すべりは, 現在はげ

表中の模式図にみるように地層の褶曲の形が東そして第３に地質構造も非常に複雑に絡み合っしい噴気現象があるところに限られますから,

北日本のものとは違うので, 地すべりの運動もているという, この３点が，外国と違った日本指定地としては余りたくさんはありません．たその様相が異なっているわけです. 富山県の胡の大きな特徴です.

とえば箱根の大涌谷・早雲山, 霧島や鳴子ダム

桃・五十谷がこの例です.

このような日本列島の地質構成を, いま土木地周辺などが有名なところです．

次にⅢＥとＦですが, このうちＦのメサ地形と質条件という観点から大きく整理してみますと,

区分ⅢＡ：第四紀の未固結火山砕屑岩

いうのは, 山の上方に火山噴出物からなる台地

大体５つに分けられます. まず第１に古生代か地質図では③です．これは未固結の岩体で, 台がのっているという特徴ある地形です. 図２･４ら中生代にわたる地向斜堆積物からなる厚い累地や丘陵地をつくっています. いわゆるシラスの地質区分では，瀬戸内区,豊肥火山区，南九層で，この地層には広域変成相から非変成相ま台地, ローム台地といわれているもので，ここ

州─内側琉球区などがこれにあたります. ここでの各種の岩石が認められます.

では, 台地縁辺部の急傾斜地で斜面崩壊がおこでの地層はほとんど水平に近く, ところどころ

第２に中生代後期から古第三紀にわたる浅海成っています. つまり台地の縁が非常に急ながけ

断層で切れている．そして普通, 火山岩がその〜陸成堆積物及び酸性火山岩類と花崗岩類. こになっているので, そこで崩壊現象が起こるわ

上にのっています（これらの火山岩は, 地質図

れがまた一つの日本の地質構成の単位になってけですが, これは地すべりというよりも，法律では⑤の区分）.この火山岩の山を遠くから見います．図２･３は新第三紀以降の地層をはぎでいいますと, 急傾斜地ということになります.

ますと, たとえば四国の屋島がその典型的な形とってみた場合の, 古生代〜古第三紀までの日

シラス台地の例では鹿児島県. ローム台地では,です. そしてこの火山岩の下には崖錐堆積物が本列島の地質構造区分図です. 第３に新第三紀

昭和46年に横浜市内でたくさんの災害が発生したまっていますが, 火山岩の直下の部分は泥質から第四紀にわたる海成堆積物及び海底火山噴ております.

岩で, これが原因となって地すべりが発生する

出物からなる累層です．これには, それぞれ非区分ⅢＢ：第四紀の未固結堆積物のです. だいたいこういった形のものが，半固常に厚く堆積したところもありますし，薄いと地質図では④の区分です. これは段丘や丘陵地

結の軟かい岩石でできている第三紀層地すべりころもある. それからいわゆるグリンタフとよをつくっており，最近の大都市は, 沖積平野かの特徴です. 有名な亀の瀬地すべりもこれと同ばれる火山噴出物がいっぱいあるところもある

ら次第にこの地域に膨張しています. ここにもじ地質条件と考えてよろしいかと思います.

URBAN KUBOTA NO.20｜37

図２･１−地すべり防止区域の分布図

図２･２−日本列島の地質構造区分帯図

図２･３−先新第三系の地質構造図

図２･４−新第三系の地質区

URBAN KUBOTA NO.20｜38

表２･１−日本列島の土木地質条件区分帯

URBAN KUBOTA NO.20｜39

区分ⅣＡ：中新世の固結した堆積岩・火山岩

るわけです. この例としては高知県の長者をあたいへん大ざっぱに述べましたが, 以上のようこの区分になりますと, 岩石の種類が全く変わ

げておきます.

なものが, 地質構造と地すべりの分布との関係って, ハンマーで打ちますとカーンと鋭い音が区分ⅣＤ:高圧変成岩

です．こうしてみますと, 一般的にみれば地す

はね返ってくるような硬さをもった岩石です.

次の高圧変成岩ですが, これは結晶片岩になっべりの諸相は非常に複雑ですが, 地質構造とのそしてⅣのＡは，中新世の固結堆積岩,中新世ている岩石です. 地質区分でいえば，三郡帯・関連でいえば, その単位はわりと単純に整理での火山岩・緑色凝灰岩で, これが山地をつくっ

三波川帯・阿武隈帯・神居古潭帯で, 地質図できるように思います．ただし，このことは,地ています. 地質図では⑦の区分です．この岩石は⑬の区分です. 表中には泥質片岩とか珪質片

すべり対策でいえば同じ単位内のところでは同は，非常に硬いのですが, 同時にまた長い間の岩とか記していますが, これは粘土が固まってじような地すべりの型があるはずだから, 工事

激しい地殻変動のために, ところどころ砕けたできた岩石が, さらに地殻内の圧力を受けて結計画をたてるときにはどこを見習ったらいいか

ところがあります. これは巨視的に見ていって晶片岩になったところで, そういうところに地という基本的な点で参考になるわけです. ただいるので，細かいところではいろいろ議論があ

すべりが発生しているわけです. そしてこれをタイプが同じでも地すべり現象は, 気候や地形

るところですが，いずれにしろ, 硬い岩石が地

小出さんが破砕帯地すべりと呼んだわけです.

など周辺の条件に左右されて多様な運動として盤運動ですれ合って弱い場所ができている. 表

徳島県の森遠がこの例です.

発生しますから, それがすぐに対策にはつなが中の模式図のように硬いところと軟かいところ

区分ⅣＥ:片麻岩・雲母片岩

らないかも知れません. しかし，地質単位が全ができている. これを破砕されているといってこれは地質図では, ⑮の花崗岩と一緒に示され

く違うところを見習ってもしょうがないわけでいるのですが, その破砕されて軟かくなったとています.これも，もともとは粘土分がたまっす. たとえば新潟県と秋田県との地すべりの経ころに地すべりが発生する場合があるのです.

て岩石になったのが, それがさらに地殻内の圧験は相互に勉強しあえるとか，あるいは同じ県

地すべりというよりは, むしろ山くずれに近く,力をうけて変成したものです. この雲母片岩地

内でも地質単位が異なれば,他の同じ地質単位

土石流地帯といってよいかと思います.

帯にも地すべりがありますが, その例はわりにの県の地すべりを参考にするとか, そういうこ

区分ⅣＢ:古第三紀〜新第三紀の固結堆積岩

少なく, 山口県の柳井の近くなどに見られる程とがいえると思います.

これは,傾斜しブロック化した古第三紀〜新第度です.

土石流・山くずれ・地すべり

三紀堆積岩で，その上部に鮮新世〜更新世の火区分ＶＡ：花崗岩編集

山岩を伴うものもあります. 地質図では⑧の区

花崗岩地帯といえば風化した花崗岩の崩壊によに表現されますが, 現象的にはどこで区分され分になりますが, 表中の模式図にみるように泥る山くずれはよく知られているとおりです. 地

るのですか.

岩の層は薄いのですが, 段違いが多い地層で，質図では⑮に区分されています.

黒田

この上に火山岩がのっていることが多いのです.

区分ＶＢ:後期中生代火山岩類ったものが集団的に急速に動くものです. 山く

おまけに,泥岩層の中に石炭とか凝灰岩とかがここは地すべりは非常に少なく, むしろ土石流

ずれなどが起こって岩石が砕かれ, 下の方に移はさまっているわけで, そういうところで地す地帯となっております. 兵庫県の福知がこの例

動して，ある場所にたまる．それが, 大雨とかべり現象が見られます．これには, いろんな形です. 地質図では⑨の区分です.

雪解けと時期的に重なって一時に動いていく.

があるので模式図にこだわってもらうとちょっ

区分ＶＣ:白亜紀の堆積岩

あるいは一度はそこにたまったまま長い年月をと困るのですが, 北西九州区に集中している地

白亜紀の堆積岩・フリッシュ型互層ですが, こ

経過した後, あるときに大雨などによって一時すべりはこのタイプです. さきほど西田先生がこでも大規模な地すべり性崩壊とか土石流がとに流され, 集団的に移動する．そういうものがチェコの例に似ているとされたものがこれで,ころどころに起こっています．地質区分では,土石流といわれるものです.

ふつう北松型地すべりと呼んでいるものです.

四万十帯，根室帯，石狩帯などです. 地質図で山くずれには, いろいろの様相があるのですが,

長崎県の鷲尾岳･ 平山がこの例です.

は⑩および⑪です.

要するに, 斜面にある岩石が何かの作用で一気区分ⅣＣ:先新第三紀の諸岩石

区分ＶＤ:超苦鉄質貫入岩を伴う構造帯に落ちるものです. ただ地すべり性崩壊というこの先新第三紀の諸岩石類になりますと，ハン

超苦鉄質貫入岩を伴う構造帯は, いろんな岩石

言葉があるように, 非常に大規模な山くずれに

マーで打てばカーンと音がする本当の岩石です.

が非常に幅の狭い部分に集中しているところでなりますと, いわゆる地すべりとはちょっと区

堆積岩は強く褶曲し, ブロック化して剛塊とな

す. よく蛇紋岩といっていますが，こうした岩別のつきにくい場合もあります. いずれにしてっている. 要するにすっかり岩石になっており，

石が両側から強い力で押されて, 岩石が圧縮さも急傾斜地で表土とか岩石がドサッと一時に落これが山地を構成している. 地質区分でいえば,れ, 押し砕かれている非常に複雑な構造帯です.

ちるのを山くずれと考えてよいと思います.

先新第三紀の地向斜堆積物の非〜弱変成帯にあその典型的なものは四国にありますが, そのほ

地すべりというのは,文字どおりゆっくりしたたるところで, 地質図では⑫の区分で示してあかにも幾つかあります. そういうところで地す

動きですね．

ります．そして, やはりこれもさきほどのⅣＡ

べりが起こっております. 表には破砕帯上の表編集と同じく, 長い間の地殻運動でたくさんの弱帯,

層すべりと記しておりますが, これも破砕帯地

動くのですか.

いわゆる構造帯・破砕帯ができている. そしてすべりと呼んでおります. 三浦半島の阿部倉が黒田

こうした弱帯でさまざまな崩壊現象がおきてい１例です．地質図では⑭になっています.

ただ,なかには非常に速く，瞬時に出てしまう

土石流，山くずれ, 地すべりといろいろ

土石流というのはすでに砕かれてしま

破砕帯地すべりというのも, ゆっくりとええ，だいがいはゆっくりしています.

URBAN KUBOTA NO.20｜40

ものもありますが，これはどちらかといえば,さんあるわけです. つまり, 自然現象的に見て,それに当たる粘土が日本の場合に多いというこ

山くずれとか土石流とかいっています．ただ,どうも２つの極がある．そこで, これらの事象とです.

さきほど西田先生がいわれたように, 日本の岩は２つに分けて考えられるだろうというのが現

編集

石は割れ目が多くてすぐにばらばらになりやす

状ですね.

わけですか.

い. そのため一気に流れ出してしまうケースが地すべりと気象条件

黒田多く，こうした場合には, 地すべりとも山くず編集

いずれにしても土石流というのは, 洪水

は, 表面から順番にはがれていく．薄い場合にれとも区別がつかないわけです. 外国ですと岩とか集中豪雨などに関連した形で起こるわけでは, その上に砂岩とかのはさみを乗せたまま動石の割れ目が少ない.

ですから, ブロックの一

地すべり粘土は, 厚くても薄くてもいい
いろいろなケースがあります. 厚い場合

しょう.

く. あるいはまた，こういう粘土層は水もちが個一個が大きくて残りやすい. 日本でもこうい黒田

非常にいいから多くの場合水田になっているのう例はあるわけで, さきほど西田先生がいわれ大雨が降って山くずれがあちこちに起こるといです.

た北松型の地すべりがそれです.

うのは，どちらかと言えば,地質は余り問題な分布図と分類表への若干の補足

大八木

いまも大八木さんがいわれましたように,

東北の山形から秋田にかけてもありま

くて, 雨の降り方が問題になるわけです．とこ

編集

すね.余りばらばらにならずに，幾つかのブロ

ろが, 山の斜面にある道路とか鉄道とか，ある分布ですけれども, これには広さの問題は含まックに分かれて大きくゆっくり動くものがあり

いは家などがいつの間にかずれて動いていたとれているのですか．

ます.

いうことが起こる. あるいは建物や切取の壁面

大八木

５ヘクタール以上となっています.

にひびがはいっていたり，あるいは前へ倒れ出

山口

対策とそれに関連した工法の問題でいろしてきたというようなことが起こる. そういういろと違ってきますね．国が投資して対策をた

編集

火山噴出物というのはマスになるんですか．
大八木

溶岩などが侵食に対するキャップロッ

地すべり地域として規制を受ける場所のものを地すべりとして取り扱っているわけです.

てるようなときに，余り小さいものは,地すべクになっている場合が多いですね.

それから, さきほどいい忘れたことなんですが,りとしては扱ってもらえない（笑）.

編集

それには, 玄武岩とか安山岩とか，火山

一般に地すべりには気象条件が非常に効いてく

大八木

岩の性質は余り関係ないのですか．

るんです．だいたい日本の山は, 外国に比べれあくまで法律上の定義で,自然科学的な定義で

大八木

北松の場合は玄武岩ですし，東北の方

５ヘクタール以上というのは, これはば水浸しといっていい程です．年間2,000ミリはないわけです.

は安山岩です.

近く降るわけですからプラスチックな岩石の変編集

黒田そういう細かいのを入れても, さきほど地すべりの場合には，塊状で非常にかた質がすぐに起こるわけです. ところが外国の場の黒田先生がおっしゃった分類は変わらないわ

く, 割れ目の発達が限られている岩石と，プラ

合にはそんなに雨は降らない. チェコのカルパ

けですね.

スチックですぐに分解する岩石. たとえば黒色

チアあたりは雨量が多い方といわれますが, そ黒田

変わらないと思います.

泥岩などの岩石─そういう２つの岩石の組みれでも700〜800ミリぐらいで, 日本の半分もな

山口

標本として取り出して議論しているわけ

合わせがあることが特徴的なんです.

いわけです. したがってプラスチックな岩石でですからね.

山口

いまの山くずれと地すべりとの区別です

も日本ほどは変形が起こらないのです.

西田

けれども, ふだんはジリジリとゆっくり動いて地すべり粘土スロバキアの地すべりの話をしましたけれども,いたものが, 突如ガガーッと動くときがあるの山口

昔は, 地すべりというと，地すべり粘土ここで黒田さんが半固結とか固結とかいっていですね．ガガーッと動くのはだいたい山くずれがあってゆっくりすべるものをいっていた. 数る岩石の硬さの問題ですが, チェコスロバキア

です．ですから, このようにふだんはジリジリ

でいうとそれが大部分なんですね. ところがそみたいな大陸性の基盤になりますと, 同じ時代動いていて, 突如急激に動きだすものを地すべのうち, 岩盤ですべっているものもあることがの岩石でも日本にくらべると軟かいんですね.

り性崩壊といって, われわれは一応は山くずれ

わかってきて，岩盤でもゆっくり動くものなら大八木と区別しているのです.

ば地すべりにしようということになった. そうっているけれども, チェコスロバキアへ行くと,

大八木

この分類表ですが, 私はさきほどチェコ

日本では, 中生代の岩石をかたいとい

地すべりとして対象にしているのが,すると, いろんなタイプが出てきてしまうわけ

中生代の岩石はわりあい軟かくて, 日本の第三どちらかというと, ゆっくり動く息の長いものです．ただ数からいえば, すべり粘土を持つも紀層の岩石の硬さに相当する．ですから, 時間

なんですね．ただ実際には, 山くずれとか土石のが最も多い. その粘土を分析してみると，モ軸と岩石の固結の程度とは, 日本とチェコスロ流などから地すべりのゆっくりした動きまで,

ンモリロナイトの多いところですべっている.

バキアとではずれるのですね.

これは連続的な事象なんです. われわれ人間は,それが一番多いですね.

編集

それはどういうわけですか.

そのどこかに便宜的に境目を入れることにより,編集

地すべり粘土というのが……

西田

やはり地殻変動なんですね. 日本の岩石対象を捉えようとしているわけです. ところが

西田

要するに滑走剤になるんです. 例のグリは地殻変動をしょっちゅう受けているでしょう.

現実には, 比較的大きくてゆっくりした動きのスみたいになっている.

ですから締められているわけです. ところが大ものが一方でかなり沢山ある. それから他方で

山口陸のものは, そういう力を余り受けていないのは大雨のときに速い速度でガサッと崩れる─

大八木

船の進水式のときに, 船台の間に滑性ですね. それで固まらない．だからボヘミアあ

小さいがバタバタッと崩れるものがやはりたくのよい石けん状のものを塗っておくでしょう.

たりの地すべりを見ますと，中生代の終りごろ

それでゆっくり，ゆっくりすべる.

URBAN KUBOTA NO.20｜41

の白亜紀層のものが意外に多いんです. 日本で③地すべりの構造の斜面とは異なったある特殊の構造をもつもの

地すべりが多いのは, 第三紀といっても新第三紀でしょう. ところが向こうの地すべりは，むとして見ることができるのではないか, すなわ
地すべりの構造とはち, 地すべりを一つの構造体として把えること

しろ中生代から古第三紀のものが多いんです.

大八木はできないかということです.

そういう差があるんです. これは岩石の硬さの現在，地すべりについては, いろいろな専門家

地すべりの構造という概念を設定した理由はい問題ですね.

が調査・研究に携わっております. 私自身，ころいろとありますが，その第１は, 地すべりを黒田

日本で大陸の片りんを残しているのがさの分野に入ってみて驚いたのですが, 地すべり

次のようにみることができるからです. すなわ

きほどの北西九州なんです. そこの地すべりは,というものが, 想像以上にいろいろな専門分野

ち, ある斜面に地すべりがあったということを西田先生がいわれたようなロック･シティタイに関連しているということでした. ところが，考えてみますと, その地すべりは，空間的に見プです. クラックが入ったまま何年ぐらいも動それぞれの専門分野の人々は, 地すべりを従来て周りの斜面の状況と不連続的である．斜面のかないという岩体もちゃんとあるんです. ハンの専門分野の延長線上のものとして見つめがちある区画, ある区切りから特に切り出されて，ドローバーに近いという感じがします.

な傾向があるのです. たとえば地形学の人が地以前とは別の乱れた構造に斜面が変わってしま編集

そうしますと, この分類表は日本的な現すべりを見た場合には, それは地形作用の一つ,

うということです. また時間的に見ても，営々

象だけでまとめているけれども, 世界的な現象

つまり侵食作用の一つとして把えます. 地質学とした連続的な風化･侵食作用がある時期に大としてまとめると, また別になってくるわけでの立場から見ても, 地質現象の一つである風化

きなすべりという運動によって, 斜面の状況が

すね.

・侵食・運搬という観点から見られます. また大規模に変わってしまうということです. そうだから, さきほど私が違うと言ったでし土質力学の立場から見た場合には, 斜面の力学いう意味では, 空間的にも時間的にも，地すべょう（笑）．日本列島のような島弧と安定大陸的な安定の問題として研究されるわけです. こりの斜面というのは, 周りの斜面の状況からあとでは, 地質条件が違うから一律にはまとめらうした見方は, そのどれをとっても正しいわけ

る種の独立性を獲得したものと見ることができれないのです.

で間違っているわけではないのですが, 最近私ます. すなわち地すべりが地すべりとしてある自身は, 地すべりをその全体としてとらえるた特有の構造をもっていると考えられるわけです.

めには, もう少し別な観点が必要ではないかと次に地すべりというのは, 先ほども述べました

思うようになりました.

ように, いろいろな分野でそれぞれに研究され地すべりというものを，地すべりではない周囲ています．その中には，物質の性質や物質の分西田

表３･１−地すべり構造の概要

表３･２−地すべりの変形構造の概要

URBAN KUBOTA NO.20｜42

布の状態，たとえば泥岩と砂岩, あるいはそのえるかということです. 表３・１が，いま私のよび図３･１は，この変形構造の中身を少し詳

互層, それに加えて断層の破砕が入っていると考えている地すべり構造の中身です. この表にしく記したものです. 普通，地すべりが起きたかあるいは上位に溶岩があるとかという空間的みるように, 地すべり構造は，大きくは静的なとき, あるいは動き始めたときすぐに現地調査な構成があります. それからまた，その地すべものと, 動的なものとに区分できます.

に行きますと，まず目につくのは, 滑落崖といり地の応力状態ということがあります．こうし

静的なものの方は, 地すべりが発生した地域のわれる大きな急崖や地表にあらわれたいろいろたものをそれぞればらばらに考えていたのでは,

構成物の分布の構造と, 地すべりによって変形な亀裂, あるいは地すべりによって盛り上がっ

地すべりの本当の全体像をとらえることがむずしてしまった斜面の構造, つまり変形構造といた部分などです. これらのものを地表面の変形かしいのではないか．そこで, 地すべりの構造

う２つの面があります．動的なものは, 各部分構造と呼んでいます. この場合最も重要なものという一つの枠組みの中にそれらを取り込んで,がどういう運動をするか, どういう運動の分布

は, 変動域と不動域との境はどこかということ

一つの体系として把握したいというのが第２のをしているかということと, 力の関係がどういですが, その境界に生じているものが輪郭構造

理由です.

うふうな構成をもっているかという２つの見方です．輪郭構造のうち, 地すべりの最上部にあさらに，対策工事という面から考えますと, 各からなっています.

るのが滑落崖です. たいていの地すべりでは，分野の専門家あるいは専門分野の調査や研究を構成物の分布構造

これはすぐに分かります. また地すべりの側方

一つにまとめて, それによってより一層有機的

まず構成物の分布構造では, たとえば土，砂，に生じるものは側方崖で, これはときには胡桃考えを導き出して, 地すべりに対応する方法や

礫，泥岩や溶岩などの岩石の分布の状態. それ

地すべりのように, 延々１kmも続くことがあ

対策工法を編み出していきたい. そのためにも,から，間隙水圧, 地下水とその流れ方などが地ります．地すべりの中部から下部にかけては,

地すべりの構造という体系的なものが必要にな

すべりの場合には重要な問題になってきます.

輪郭がとらえにくい場合が少なくありません.

ります. それが第３の理由です.

さらには火山性のガスや水蒸気などが問題にな

変動域というのは, 普通では，もとの斜面を動静的構造と動的構造

ります．こうしたものの大部分は, 地すべりがかした部分（これは崩壊源または削剥域と呼ば地すべりの構造, 縮めて地すべり構造というも動く前からその斜面にあったもので, それが地れます）と，押出されてきた土塊が通過したりのを定義すれば，地すべりによって生じ，周囲

すべり地の中に取り込まれてくるわけです.

堆積したりした押出域とに区分されますが, この斜面とは不連続的で異なる特有の空間的構成,

変形構造の２つを見きわめることが非常に重要です. こあるいは特有の構造ということになりましょう.

他方，変形構造の方は, 地すべりが運動するこの見きわめのために，図３.１に示したようなでは, その地すべり構造の中身をどのように考とによって初めてできるものです．表３･２おいろいろの亀裂やリッジや凹地の調査が必要に

図３･１−変形構造の模式図

URBAN KUBOTA NO.20｜43

なります.

の種々な観測が行われます．たとえば地すべり

これは現在すべり面になっていないところです.

ところで地すべりの場合には,地表面にあらわ

地の上にたくさんの標的を置き, 対岸から定期

詳しくいうとこの線は, この斜面を構成していれた変形構造をみるだけでは十分ではなく, そ的に三角測量を行なう．最近では, 光波測量にる地層の特定の炭層（Ｃ37ｃ）の等高線です.

れ以上に重要なのが地中での変形構造です.そよって距離の変化を測量するという方法も行わ輪郭構造ではさまれた範囲は, その層準にすべれが, さきほどからもしばしば話題になっていれています. また空中写真を定期的に撮って，り面が発生しているということです. 炭層がするすべり面です.

すべり面というのは, 変動域

それにより移動測量を行うというケースも増えべり面になっているというのは奇異に思われると不動域との地中での境界面です．そして, 土ています．なかでも一番普及している方法は,かもしれませんが，この炭層はせいぜい25cm

塊を動かそうとするせん断応力とこれに対する伸縮計による地表面の伸縮量の観測や, 傾斜計の厚さしかないのに, そのなかに２〜３枚の粘せん断抵抗力とが集中する場所です. ですからによる地面の傾斜の観測です．また, 地中の観土層をはさんでいるのです(図５,17ｐ.). そし

この見きわめは,地すべりの場合決定的なもの

測用の井戸とか横穴で, 肉眼によるすべり面のてこの粘土層が, 火山灰起源のモンモリロナイになります.

確認およびすべり変位を観測することが重要でトという滑性の著しい粘土鉱物からなっている運動の分布構造

す．これには, せん断変位計あるいは簡単なマのです.

運動の分布構造を求める目的は, 地すべり運動

ークをつけて肉眼で観測します.

さて，亀裂の方向は,図にみるようにＢ〜Ｆ間の全体像を把えることにあります. そのために

次に力学的構造の解析ですが, これには本来かは北北西ですが, Ｇ〜Ⅰ間で西北西に変わり雁は,各点・各部の変位・速度・加速度を知るこ

らいえば,地すべり各部分での実際の土層・岩行しています．その先, ⅠからＪにいくと非常とが必要です．また，各点・各部相互間の変位

盤の応力分布が必要となりましょう. しかしそに幅のせまい亀裂になります.亀裂の開口幅は・速度･加速度の差異を知ることも必要です.

の観測は種々の困難さのために, ほとんど行な

Ｈのあたりで 10〜30ｍ, Ⅰ付近で１〜５ｍ,Ｊ

こうしたことは, 変形構造の意味を正しく理解

われていません．また力学的安定解析には, すになると数 cm ないし 10cm とせまくなり，さするために必要ですし, また次に述べる力学的

べり面についてのせん断強度を求めなければならにその北では亀裂はほとんど見えなくなりま構造を考える上でも大切な手がかりになるもの

りませんが, これを求める方法として実際に行す．これは, Ｊのあたりでは，地すべり地とそです. このために地表の各点や地中の調査井あ

なわれているものは, 小さいサンプルによる室の西側の不動域とが完全には切れていないで,るいはボーリング孔などの種々の深さで, 地す

内試験, あるいは大きなサンプルについての現

不連続の一歩手前の状態をあらわしているといべりの動きを観測します. つまりどの部分の動位置試験などです. それでこの場合，小数のサうことです.

きが速いか, どの部分がだんだん速く動いていンプルが果して地すべり全体のすべり面の状況

一方，地すべり末端のＬからＭ,Ｎ,Ｏ,Ｐにかるか, あるいは動きが遅くなっているか─こを代表しているかどうかということは大きな問

けては輪郭構造は完全につながっており, さら

うした種々の観測によって運動の全体像をとら題になると思われます．この点については, 後に地すべりの東側に沿って上部（南）へ, Ｐかえるわけです.

ほど山口先生がお話し下さると思います.

ら滑落崖のＡ〜Ｂまで連続しています. もっと

力学的構造

北松型地すべりの変形構造

も, Ｎ〜Ｏ間やＵ〜Ⅴ間などの部分は，現在でこのようにして運動の構造がわかってきますと,次に, 静的な構造の調査についての実例に移りは不鮮明になっています．ここでは, 輪郭構造

その次には, その地すべりがどういう力学的なます. 図３〜図６（17ｐ.）は, さきほども話題

がジグザクなこと ,Ｐ,Ｑ,Ｒ付近にある赤色の分布状況におかれているかを知ることができまになりました北松型地すべりの一つです. この⊥マーク ,Ｓ,Ｔ付近での閉じた溝状地, この地す. 地すべり斜面に外力がどういうふうに働い地区は, 第三紀中新世の砂岩から始まり，砂泥区で尾根が約10ｍほど右ずれしていること, さりん ねているか, 地すべり土塊の中の応力がどのよう互層, 泥岩そして炭層でおわる輪廻 層がくり返

らには, すべり面の東端が溝状地と⊥マークのに配置しているのか, 抵抗する土塊の強度はどし堆積したものと, この上に不整合にのる玄武所で終っていることなどが注目されます. ⊥マ

ういう状態にあるのか, 全体としては平衡なの岩からなっています. 図３（17ｐ.）は, 鷲尾岳

ークのついている場所は, 主すべり面の上に乗かどうか, あるいはどの部分が平衡状態から離地すべりの平面図です. 図中の青色の湾曲したっかって北へ10ｍほど移動した尾根が, 谷斜面

れているかなど, そういうことをみるのが力学

線が現在の主なすべり面です, ケバのついた赤へせりだしてしまい足場を失って小さな崩壊を的な構造になります.

色の実線は, 亀裂や滑落崖などの輪郭構造です.

生じているところです．それでＯ〜Ｕ間では，地すべり構造の調査

その傍にＡからＺまでの文字が付されています

北西向きの斜面では崩壊が生じ，南東向きの斜

表３･１の右端は,実際に行なわれている地すべが, この文字に囲まれた地域が地すべりによる面では溝状地ができているわけです. 末端のＭ

り構造の調査手法です. 構成物の分布構造を知

変動域，その周囲は不動域です. なおケバの意のところは, 三日月型の凹陥地になっています.

る方法としては，写真判読，図化，現地の踏査

味は, ケバのついている方が落ちていることをこの場所は, 地すべりの動きによって斜面背後などを含めた地形的・地質的調査が行なわれま

表わしています. ２本線のそれぞれの内側にケから押され, 先端が盛り上ってできたもので末す. そのほかにも，斜面に実際に孔をあけて観バのあるのは溝状地で, これは図にみるように端隆起と呼んでいます．図６(17ｐ.)は，鷲尾

察するとい試錐，種々な物理探査, あるいは地雁行状あるいはジグザク状に連なっています.

岳地すべりのブロックダイアグラムです．図に下水の調査もそれに劣らず重要なものです.

ところで, 図の青い線のすべり面ですが, ＢかみるようにＣ37 のすべり面の上をすべってきた

運動分布構造を調査するためには, 地表や地中

らＦに至る亀裂の外側にもこの線がありますが,ものが，川の手前でその層準から斜めに切り上

URBAN KUBOTA NO.20｜44がっている様子がよくわかります.

う動きの構造をもっているとすれば, たとえば亀裂の分布の状態から地すべりの運動を推定す

では, この変形構造から推定した地すべりの動対策工事として杭打工法を採用するとすれば,ると, 内側つまり地すべり地側へ落ちた側方亀きはどうか. 図３(17ｐ.)には, Ｎｏ.12 Ｎｏ.13,

テコの原理でも明らかなように支点から遠い所

裂が, Ｅ７〜Ｄ10 間の滑落崖から北北西方向とＮｏ.29という３つの点があります. これらは,─たとえばＯ,Ｐ,Ｑ…の近くで杭打ちをする

北東方向へ─斜面下方へ続いています. とこ

地表に高さ5ｍほどの白いポールをたて，対岸方が効果的ということになります.

ろが亀裂の落ちの方向が途中で逆転している場

から三角測量によってその移動を測った所です.

破砕帯地すべりの構造

所があります. それは, 西側ではＣ６〜Ｃ５間,

それら各点の移動量をあらわしたものが図７

次に, 高圧変成岩中の泥質片岩地帯の地すべり,

東側ではＦ５〜Ｆ４間です. それらの点から北(17ｐ.)です．この図にみるように，Ｎｏ.12といわゆる破砕帯地すべりの例を述べます. 場所（斜面下方）では, 落ちは地すべりからみて外き とう

Ｎｏ.13は北へほぼ等しく動いています. ところは,徳島県西部の三好町木 藤 です．この地すべ側へ向いています．このことは, 地すべりの上がＮｏ.29は，同じ観測期間で比較すると, Ｎｏ.

りは, 数10年前にも動いておりますが，最近の部の斜面では地すべり移動前の斜面よりも下が12やＮｏ.13よりも移動が小さい. これは, Ｎｏ.

変動域の規模は小さく，幅が40ｍ，長さは60ｍ

り, 地すべりの下部では盛上がっていることを12とＮｏ.13とが北へ動くと西側の部分がこれにぐらいしかありません．図３･２は亀裂図で，示しています. そしてこれだけなら，単純な一付随して動く. ところがさきに述べましたよう

全体の輪郭は図にみるように楕円形をしていま

つの回転すべりのようにみえますが，Ｅ４,Ｄに, Ｊのあたりでは不動域の部分と完全には切す. 地すべりの下部に末端隆起の構造がありま

８, ＯＷに囲まれた地すべり中央部には北東落れていないために, Ｊ付近を支点として回転す

すが，これも比高10cｍほどの小規模のものでち亀裂があり,南東部にはくさび状の凹状地がる. そのためＮｏ.29の動きが小さくなると考えす．上部には,連続あるいは雁行した亀裂が地あって, この地すべりは規模は小さくても複雑られます. このポールの動き方は，図３でみたすべりを囲んでいます．その滑落崖の落差は80な構造をもっていることが分かります. つまり,変形構造と非常によく一致しています．こうい

cｍぐらい, 側方崖は20〜30cｍ程度です.

この中央部の亀裂からは，すべり面の中途に凸

図３･２−木藤試験斜面の地表面変形構造図

図３･３−木藤試験斜面における推定内部構造（Ａ-Ａ′断面）

図３･４−木藤試験斜面の断面（Ａ-Ａ'）における改定された内部構造図

URBAN KUBOTA NO.20｜45

状部のあることが推定されるわけです．また,川のエロージョンからきて後退しているのか,

脈状に血管みたいになっていますから, それを側方亀裂の落差がそろっているということは,上の方が押されて, どこかに水が入りフローに探すのが大変なんですね．しかも地下水があっ

全体的には板状の動きであろうと思われます.

なるのか, すべり面の深さはどれぐらいで何層ても, うんと圧力のかかった被圧水などの場合

図３.３は，亀裂図とボーリング資料だけからになっているとか, だいたいそういうところでには, 主原因になっている場所はどこら辺なの判断したこの地すべりの断面図です. 断面図は,終わってしまいますね. この地すべりは地下水

か, 水が原困だとわかっても，では，その水が地すべりの地下の構造を表現する有力な方法な型で, 水が原因だから水抜きをするにはどこでどこから来てどのようになっているのか─そのですが，ただ, ボーリングコアの鑑定だけで井戸を掘ったらいいか, あるいはこの地すべり

ういう調査が最もかんじんなところになってくは, すべり面を把えることはむづかしい場合がは杭を打たなければいけないが, 岩盤はどこがるわけです.

多いのです. とくにすべり面が粘土質の場合に浅いかとか, どうしてもそういう調査になって編集それを調べるのはすごく大変でしょう.

は,ボーリング中の送水によって粘土を逃がししまいますね.

山口

だけどやらざるを得ない. それこそトンてしまう場合が多いのです．そこで, 詳しく正大八木ネルを掘ったり, 井戸を掘ったりして必死にな

確な調査をするためには,人間が孔の中に入っに, 地すべり構造の把握という目的意識をもっってやらなければしょうがないのです.

てじかに見る必要があります. ここの地すべりて常に臨みたいということなんです．先日, あ

大八木

でも調査用の井戸が掘られて, すべり面を観察る講習会ででた話ですが, 予備調査といわれての構造が一番むずかしいのです.

することができました. それによって描かれたいる現地の簡単な地形地質調査というのは,経西田

断面図が図３.４です.

験が最も豊かな人がやる必要があるといわれて最初の調査には余り金をかけなくてもいいだろこの図にみるように, ここの地すべりでは，斜おりました. 現場での経験が豊かな洞察力のあうという例が, 新潟の東頚城にも一つあるんで面の構造は大きくみて２つに分かれていること

る人が現地を見れば, 地すべりの構造をかなりすね．ここには，かなり古い地すべり面があっが確認されました. 下位には，風化した変成岩のところまでつかまえてしまうでしょう.

たらしく, だいたい水の多いところなんです．

の基岩があり, その上に厚さ４ｍぐらいの崖錐,山口

先ほどの話しに戻りますが, ボーリング

ところが, いまさかんに上の方で道路の改修を

または斜面堆積層といわれるものがのっていま

では,

すべり面をはじめいろいろな解釈が非やっているのですが, そのために頭を軽くする

す. そして岩盤と崖錐層との境には，白っぽい

常にむずかしいんですね．しかし現実には,ぼやために段切りをやりますね．そのときに, どう

滑性のある粘土層が見つかり, ここがすべり面

ぼやしていると被害を及ぼすから, ともかく対も古い地すべりの脚を切ってしまったのではなであることがはっきりしたわけです.

策をしなければならない. それで，井戸を掘っいかと思うのです．段切りやったら,

モンモリロナイト鉱物て地下水を調べたりしているうちに, すべり面

どえらい地すべりが起きてしまって,編集

現状がそういうことですからそれだけ地すべり構造という概念でも, 地下水
いま大八木さんが言われましたことで,北松地すべりの例でお話しのあった炭層がわかってくるし, その他もろもろのこともま

どうにもならない.

の間にはさまれているすべり面の粘土鉱物は,たわかってきたりするわけですね．対策をする

山口

火山灰起源のモンモリロナイトということですということが調査を同時に進行させるというの

そうすると ,そのまた上で地すべりをおこすとが，この鉱物は,たとえば関東ロームなどにもも, 地すべり調査の特徴じゃないかと思います.

いうのでしょう. ちょうど上の方の脚を切った

含まれているのですか.

大八木

緊急な対策を要する地すべりの場合は,形になるからストンと落ちてしまうんですね.

大八木

上をとれば軽くなるからいいんですが,

関東ロームにはないですね.関東ロー対策をたてる前に内部を詳しく調べることがでだから, 応力がどう分布しているか調べておかムは, ハロイサイトというパイプ状の鉱物と，きないわけですね．あるいはまた, 調査するこないと, たいへんこわいことになりますね.

それほど結晶度のよくないアロフェンです. ととが非常に危険を伴うという場合もあり, そう

大八木

ころが, 新潟県を中心とする第三紀の泥質岩のしたときには危険度の最も少ない方法で調べな判断してしまったからでしょう. 過去に動いた

地すべり地帯にはモンモリロナイトが非常に多ければならない. この場合，昔，調査費がほと地すべりの範囲や新しく変動するポテンシャル

いのです. これは，結晶構造の層間に水を取りんどなかった時代には, まず亀裂を調べたわけの高い範囲など, 地すべりの全体像をとらえて込んでふくれるのです. そのために潤滑性が非ですが, このことは，現在でも非常に重要だとから対策をやらないとまづいわけですね.頭を常によくなり, すべり面が生じやすいのです.

思います．そうしたものを多少とも定量的に調切ったはずが脚を切っていたケースはほかにも地すべり調査の実状とその性格

べて,それを活用するという方法も大切だと思ありますね．こういう問題もあるので, 地すべ編集

うんですね.

り構造を把えることが重要なわけです.

地すべり構造というような実態調査はどの程度行われているのですか.

編集

山口

水とか地震とか─そういうものでバランスが金と暇がないもので, そういう実態調査

現在動いている地すべりだけで安易に動き始める起爆剤になるのは,たいていはめったにできないですね. 地すべりの数は，くずされるのでしょうか.

さきほどの黒田さんのお話しにあったようにも

山口のすごい数ですから, それを全部ゆったりとやとまったりしているのは,おっしゃったとおり,っているようなことはとてもできない. ですか

たいてい地下水が上がったり下がったりしていら実際には, 地すべりの原因はどこにあるのか,るものでしょう．しかし，地下水というのは,いろんなタイプがありますね.動いたり

URBAN KUBOTA NO.20｜46

④計測にもとづく地すべりの予知

長さが変らない）の端を固定し,他方の端を別て用いてもいいだろうという感じがいたします.

の杭に固定した観測装置に結びつけて,伸縮量

傾斜計≪いつ≫の予知のためにの時間的変化を自動記録させ,地すべり土塊の次に地すべりというのは,移動もしますが地盤

山口

地すべりに限らず一般に災害の予測とい加速度を測ってゆくものです.もとの式がの傾斜も変わります.それで，これを傾斜計とうときには，いつ，どこで，どのように,といlog(ｔr−ｔ)＝ａ+ｂlogγ

いう器械で測定します.原理は簡単で，大工さう３つの点がわかればよろしいのですが,≪ど

ｔr＝破壊時間 ｔ＝任意の時間 γ=ひずみ速度んの使っている水準器と同じです.図４・２がこで≫は,いままでに諸先生方のお話しにあり

ａ＝常数

それで,地盤が水平でないと水泡が中央にきまましたので省略し,まず≪いつ≫というところというのですが,この式については多少の批判

せんから,水泡が中央にくるようにネジをまわから始めます.

はあります.たとえば,破壊の直前になったら,す.回したネジの量で地盤の傾斜変動を求める

地すべりの場合，ジリジリ動いていたものが,地すべりの形も変わってくるのだから,式も当わけです．ただこの場合,地すべり地の範囲は

いつ急激に加速して大崩壊に変ずるのかを予測

然変わってくるだろうとか, ｂ を１としている

広いので,方々でまちまちの変動をします．そすること，住民に避難してもらったり,汽車やが,実際に観測してみると,0.5 とか 0.6 とかにのため場所を選ぶこと,どの場所を測るかとい自動車などもとめたりしなければならないので,なる.ですからそれによって破壊までの時間がうことが非常に大切になります.私自身が測っその時刻を予測することが非常に大切なことに違うという点などです．しかし,この式は統計た例では,大阪の亀の瀬の地すべりがあります.

なります.

的には,非常に当たる率が多くて，実際の経験

これは,１日に 20cｍから数 10cｍも動いていた

伸縮計

では非常に重宝がられて使われているのが事実ので,その斜め下方の部落を退避させるかどう

こうした地盤の変動と,その時間的変化の過程です.それで私も,外国の場合はどうかと思い，かという問題が生じました．その際,その部落は,地盤の物性の変化としてあらわれますから,

北イタリアのバイオント･ダムの地すべり─

の上に不動の岩がありましたので,そこに傾斜

それを調べて予測することができます.それにこれは 2,000 人もの人を一夜にしてはね飛ばし計を設置して観測したのです.そしてこれが動はいろいろの方法があります．まず,伸縮計にたというおそろしい大地すべりですが,それをいたら,全面的な崩壊に至るので逃げなければよる予測法というのがあります.この伸縮計はこの方法によって計算してみたのですが,そのならないというので，ここを日夜観測した.こ

図４･１にみるように，２本の杭を地面に固着

結果は,きちんと合うわけです．ですから，理のときには幸い動かなかったので,退避しないさせ，一方にインパール線（温度が変化しても論の裏付けがまだ十分でないにせよ経験則としですみました.

図４・１Ａ−伸縮計設置図

ｂ＝常数

図４･１Ｂ−伸縮計

図４･２Ａ−傾斜計

図４・１Ｃ−伸縮計による観察記録計

図４・２Ｂ−傾斜計による観察記録例

URBAN KUBOTA NO.20｜47図４・３−パイプひずみ計による測定例

図４・４Ａ−地下水位追跡平面図

図４･５−地すべりの断面図

図４･４Ｂ−地下水検層の例

図４･６−崩壊説明図

図４･７−地すべりの崩壊土量と摩擦係数ｆの関係

URBAN KUBOTA NO.20｜48

パイプひずみ計

融雪期は非常に危険になります. いまのところ,

ィールがわかればわかるのですが, 抵抗力を決

それからまた, 地中での地塊の変形を計るのに限界水位が下がるというのは予測に入っていな

めるのには粘着力（Ｃ）と摩擦係数（φ）といパイプひずみ計というのがあります．これは,いのですが, このことはとくに注意しなければう２つが要りますが，安全率を１としたときに

図４・３にみるようにパイプをボーリング孔内

いけないと思います.

はどちらかをきめれば, 他方もきまってしまいに挿入し, 地すべりによってパイプが変形した音による予測の問題

ます.

さいに生ずるひずみを測定するわけです．これ

どなたでもご存知のように崩壊が近づけば, 木

現在, 建設省が行なっている方法というのは，で測定したものとしては, 土岐市の山神の例がの根っ子がピリピリ切れたり, 岩石がパリパリ

地すべりの深さと（Ｃ）とを経験上関係づけまあります. ここでは，崖くずれのあった下方に壊れます．ですから, 人間の耳よりもずっと感して, 地すべりのすべり面までの深さが５ｍな

市営住宅がたくさんあり, 周辺の地形・地質か度のよい計器を使って, 音で予測できないかとらＣは 0.5ｔ/ｍ2, 10ｍなら 1.0ｔ/ｍ2, 15ｍまでら単なる崖くずれのようにはみえなかったので,いう研究もあります. この研究は日本でもやりなら 1.5ｔ/ｍ2 というように比例してＣを決めてパイプを埋め込んで測ってみたのです. そうす

ましたが, どれくらいの波長を使えばいいかとしまいます. そうすると，残りはφだけ決めれると, 地表面の崖くずれのところだけではなくいうことがわからないため, うまくいきません

ばいいわけですから, 自動的に安全率が 1 になて, もっと深いところにもひずみが出てきた．

でした．ただこの問題は,技術的な側面だけでるようにφを決めていく. そういう方法で抵抗

それで, これは危ないからといって市長が断をなく, 本質的な点で問題があるようにも思われ力の成分を決めているわけです．そして, 斜面

下し立ち退いてもらったら, やはりその直後に,ます．というのは,さきほども触れましたバイを切って変形する場合には, すべり力と抵抗力

ものすごいひずみが地表面にまで達し, 宅造地

オントの大崩壊の例なのですが, これはダムでとのバランスがどのように変わるか, したがっ帯の地盤がめちゃめちゃになってしまった. 大すから, 微音などもすべて測っていたわけです.

てどれぐらい力を補強してやればいいかを求め崩壊とまではいきませんでしたが, いち早く退そうすると, やはり微音がたくさんとらえられるという方法で安全対策を決めているわけです

避したために災害を防ぐことができました.そたんですが, それは，崩壊する１年前ぐらいま（図４･５）．つまり, 根本の基準としては，安の他, ひずみ計で予測したケースはたくさんあ

ではたくさん聞こえていたのですが, 崩壊直前

全率を 1 とするところから始まって予測していります. また最近では，ワイヤー式多層移動計の 1 年間というものは，もう何も聞こえなくなるのが実情です.

というのも開発され, 地中のひずみの様子がよってきてしまったのです. つまり，あとから逆

ただし, ダムの場合は特殊で，斜面がダム湛水

くわかるようになってきていますから, こうい

算すれば, 壊れる岩はみんな壊れてしまい，そに接触するときには, 地すべりを起こす２つのったいろいろの計器を使用すれば, 予測はわりの後, 実際の大崩壊がおこるのに約１年間ぐら

危険な瞬間があります. ダムに湛水し始めたとあいにうまくいくように思います.

いの時間の遅れがあったということなんです.

きと, 湛水後急激にダムの水位を下げる場合と地下水位の動きを求めるですからやはり別の手段を使わなければいけなです．最近はそれがわかってきましたが, 以前

また, さきほどからもお話しにでておりますよ

いということになってしまいました.

はそれを知らないため世界的にダム地すべりとうに,地すべりというのは，何といいましても地すべりの場合には, その土地の人々の昔からいうのが相当ありました．バイオント・ダムで地下水が高まったとき, 融雪や降雨によって地の言い伝えということも, もちろん尊重されなも, 危ないというので急激にダムの水位を下げ

下水が上がったときに地中のすべり面に影響がければなりません.これは例えば，目で見るもたことが崩壊を加速させた原因の１つではない

出て発生しやすい. だいたい地下水というのは,のとしては, 水が濁ってきたとか，あるいは斜かといわれております. オーストラリアのダム

海のように一面にひろがっているわけではなく,面上部の地下水は下がってきたが, 斜面下部のの地すべりでもこうした例があり, ダムの場合水脈でしかも勾配をもっています. 水脈の中の地下水が上がってきたとか, そういうときに危には普通以外の特殊要因も配慮しないときわめ

水の流れは, 図４・４に示すような地下水検層ないという言い伝えがあります.

て危険であることを示しています.

で求められるので，それで方々でその水脈を捉

応力分布の安定計算

その他の予測法

えて圧力を測ります（水の流れは地下水位で大以上のようなこと以外に, 地すべりの心配があ

そのほか大まかに予測しようというものに, 地体代用される）. そうしますと融雪のときにはる地域に, どうしてもダムをつくらなければい

面の微動を測る方法もあります．これは, ふだ

地下水位が次第に上昇してきて危険に近づいてけない, あるいは道路を通さなくてはならない

んは, いろんな周波数の微動が並んでいるもの

くるのがわかります．そして, これ以上地下水という場合があります. そうしたときには，こが, ある周波数に偏ってくることなどから推測

位が上がったらもう危ないという限界水位といれぐらいのことをやっても危険はないかというするものです. また，地面の中の水はわりに電う定義がありますが, ただこの限界水位で判断

長期予報というものがあります. これには安全

気を通すので, それを手がかりにする方法もあするときには, それがいつも一定であると考え率１法というのを使います. いろいろ調査してります. ふだん流れていた水脈が地塊の動きにてはまづいのです．というのは, 積雪という荷も不確定要素が多くて土質強度を示す常数が正

よってつぶれてしまうと, その水はうみのよう重があったのがそれが減ってくるということは,

確にきめられない．そうした場合, その地すべにパッと散ってしまう, そういうときは電気抵

計算上ではこの限界水位も下がってくることをり地が, すべろうとする力と抵抗する力とが等

抗も下がってきますから, これを測って予測す意味します．ですから, 限界水位は下がる，逆

しくなっていて, ぎりぎりでバランスがとれてるということもやられています.

に地下水位は上がるという状態にあるわけで,いるというように決めます．すべり力はプロフ

粘土の抵抗力の問題

URBAN KUBOTA NO.20｜49

話が前後しますが，さきのＣ，φについては,を手がかりにして, どの辺まで崩壊が及ぶかをというのは，いつも突発的に発生しますが, た

安全率を 1 とするようにきめることにはじつは予測しています. 図４・６にみるように地すべ

またま松代で群発した微小地震のさいには, 多問題があるのです．これは, とくに北ヨーロッり崩壊が起こるトップに対して摩擦係数の角度

くの研究者・技術者が集って, いろいろと測定

パなどの加圧密粘土の地すべりのケースを考えで線を引く．そうすると, その線の延長上に危したわけです．そうしますと. 震度Ⅴぐらい，

るとよくわかることですが, 粘土というのは，険域がでるわけです. ここでいう摩擦係数(ｆ)ガルにして250ガルぐらいからが危ないという自然状態でそれが圧密されているときと,いっはさきほどのφとは別のもので, 移動土塊の量ことがわかってきました.最近の伊豆の地震，

たん動いたものとでは,その強度がグンと違っによって定まります．図４.７はイラクのサイあるいはロサンゼルスの地震のときの崩壊などてきます. 日本の場合ではそんなに違いません

ドマレーから始まってバイオントに至るまで,を調べてみますと，やはり250ガルぐらいが限が,それでもやっぱり練り直すと粘土の強度は

世界各地の非常に大きい地すべりについて統計界になっています．それと, 同じ地震を受ける

下がってくる．地すべり地ですから,ふだんかをとって調べた結果です.

地域でも,活断層のそばがとくに危ない．活断ら動いていて静止していません. そのため，いそれから, さきほどの諸にでました斜面の一部層を脚にする場合と横にする場合とありますが,ま測った強度が, 近い将来にどれぐらい変化すをうっかり切り開いたら, その上から崩壊が起ともかく活断層のそばは崩壊が起こりやすい.

るかという, その予測をたてることが大切にな

こったというような場合ですが, これには，断それから松代のときにわかったことですが, 地ってくるわけです. 静止していたときの強度と,層がきっかけになる場合がありますし, また目

盤の変化があると水みちが変わってしまい，被最大強度を与えるひずみ以上にずっとひずみをで見てわからないときには, 自然放射能を測っ圧水が出てきたということがあります. 昔から与えたときの強度, これを残留強度といっていて調べるということも行われています.

地中深くの奥底にたまったままの水を, どういますが, その２つの強度を比べて残留強度はど

地震と地すべりうわけかドン･ジュアンの水というのだそうでのくらい低いのかを予測しなければいけない.

それから最後に, 最近よく問題になっているのすが,そうした水が上にあがってきて，それにところが，この残留強度,練り返し強度，最大が地震と地すべりの関係です. もともと地震のより地すべりを起こすことがあります．牧内,

強度についていかに使い分けてゆくかの見解が場合は特殊で, 普通の地すべり性崩壊は濡れて瀬関などがその例といわれています.

研究者によって分かれていて, 確固とした定説

いますが, 地震による地すべりの場合は乾いて地すべりの記録がないというのが実情です.

おりますから, そんなに遠くへいかない．そう編集

降雨量と崩壊の発生率いう差がはっきりしていますが, 板状のまます

昔の地すべりの脚を切ってしまったということ

ところでよく，ここの山地は200ｍｍ以上の雨

っといくとか回転落下していく場合には, 地震

ですが, これに対する予測は大体つくわけですが降ったときは自動的に道路を閉鎖するというでも相当遠くまでいきます. それに地震と地すか.

掲示がありますが, このように，ここらあたり

べりとの関係は, いろんなタイプがあって複雑

山口に地すべりが起こるかどうだろうかというときです. 地震が起こった後に雨が降ったので地す

ますと, ある場所は引張られ，ある場所は圧縮にはどうするのか, これにはいろいろ統計がとべりが起こるケース.雨が降った後に地震があされている. そうすると上から押されているか,

られていまして, 雨がどれぐらい引き続いて降って, 特に被害を大きくしたというケース．十下の方から引張られているかがわかります.さっていたのか,総雨量がどれぐらいかという場

勝沖地震がこの例です. アンカレッジに大きいきほど西田先生もいわれましたように, チェコ合と, 雨量強度といって，ある短い時間に集中

地すべりを起こしたアラスカ地震は砂地の液状という国は研究が進んでいますので, こうしたし降った雨量とが問題になります．これは,地化現象によるものです.地下水が高いところをことを調べるのに, 地表面にちょっと穴を掘り,域地域で違ってくるわけですが,高知で1975年

地震で揺すると, 実験してもわかりますが液状

その変形状況を測定して求めていますね.これに起こった広範囲の地すべりでは, 10分間に雨化します．それで, 家や自動車がすべってしま

はお金もかからないし, わりと簡単に手軽にで量が5ｍｍ以上あったものの数が，崩壊の発生

う,そういう危険もあります.

きる. 地中を調べるのと表面を調べるのとでは,率に一番よく合っていたという報告があります.

それから，より危険なのは川をせきとめたり,

えらい違いがありますからね.

そんなふうにして地域的な予報もなされており川の流れを変えてしまうことです. 日本の善光

編集

ます.

寺地震でも, 最近の台湾中部の草嶺のダム崩壊

逃げなくてはまづい場合だと思いますが, それ被害区域の範囲を予測する

地すべりでも. 地震が主因となって崩壊が起こ以前の古い地すべり地を見つけるにはどういう

それからまた,予測しなければならないことのり, それが川をせきとめ，そこでダムアップさ方法があるのでしょうか.

一つとして, 崩壊が起こった場合にどの地域まれた水によって一挙にやられています. 善光寺

黒田で崩壊が及ぶのか，川まで埋めてしまうのか,のときには, 大きな岩と岩との間を水がチョロ

ときのクラック, 割れ目ができる．ですからそあるいは部落までいくだろうか, そういう予測

チョロと流れるぐらいなので絶対大丈夫と人々の痕跡が必ずどこかにあるはずなんです. ただ,もしなければならない. これを統計で見ますと,が考えていたところ, 当時，佐久間象山がそのそうした記録というか, そのさいのクラックのがけの高さの 0.7 倍ぐらいが平均で, その２倍岩が危ないから火薬でとばせと指摘したが用い絵が意外とないんです．これは, 地元の人やあ以上になるのは１％しかないという報告がありられず, 結局やられてしまいものすごい被害をるいは工事をしている人々が発見し, 知っています. オーストリアでは, 仮想的な摩擦係数(ｆ)だしてしまったという話があります．また地震る場合が多いと思うのですが意外に少ないので

さきほどお話しの斜面の道を拓くとき,

伸縮計を上から下までずっと並べておき

それは, 動き始めているときというか，いったん地すべりが起こりますと, そのURBAN KUBOTA NO.20｜50

す．割れ目を見ても,それが克明にスケッチさを直接に見るというのは, どの程度行われてい編集れているということは, いろいろな報告書を見るのですか.

大八木ても非常に少ないのです. スケッチするために

大八木

あんまりやられていないのです.

黒田は詳細な図面が必要なわけですが, その図面も編集

ボーリングはされるわけでしょう.

るという地帯というのはたくさんあります. 第ないという場合も多いんです．ただ, 明治から

西田

ボーリングでは判定するだけで実際に見三紀の黒色泥岩の地域の地形などは地すべりな

大正にかけては, 地質学者が幾つか大きな地すえませんからね．集水井というのがありますが,しには考えられない.

べりを調査しています．そのときには, 専問のあれなんかに入って見ますとすべり面がはっき

編集

人が測量した図面の上に克明に割れ目をスケッ

りと見えるのです.

動してくる場合があるでしょう. ああいう場合,

チしています. こうなれば，後々まで残るんで山口

地籍はどうなってしまうんですか.

す.いまは，いろいろな報告書を見てもそれが

ている.

山口

困るんです（笑）.

ないものですから, 残らないことになってしま西田黒田

四国の山ですと, 山の上の方では地籍がうんだと思うのです.

にグッと曲がっている様子までわかります.

伸びていくんですね. 逆に山の下の方では地籍

編集

山口

スリッケンサイドを見るのは非常に大事がなくなってしまう. 伸びている人はいいんでいの縮尺の図面を使うのですか.

なポイントです. ただ移動速度はわかりません

すけれども, なくなってしまう人は非常に気の山口から，ワイヤー式多層移動計などで，変形の要

毒なんです. というのは，四国ですと木が財産ールやら何か出すのには．

素とその速度をはっきり決めることが必要になですから, たとえばコウゾ，ミツマタの林があ西田るわけです.

りますね. その木が地すべりによってずっと下

かなりあります.

西田

どの付近で破壊にいくかね.

へおりていくわけです. そして下の方では，木黒田

編集動いているところの中に入って見るといのはえている土地がなくなってしまう. それで規模にもよるでしょうが, 大体どのくら5,000分の１は欲しいですね，プロフィ
5,000 とか 2,000，1,000 がほしい場合も
ところが 1,000 分の１ぐらいの地図にな

スリッケンサイドですね,ピカビカ光っ
すべり面のところで, 杭がほとんど直角

川自体の作用ではなくて……
ええ, そういうのはたくさんあります.
地すべりで現在の地形ができ上がってい地すべり地で家がそのままゆっくりと移

りますと, 特注でしかできない．工事をする，

うのは, 現実には余り気持ちのいいものじゃな

自分の財産がなくなってしまう.

地すべりが起こる. それから発注するというケいでしょう（笑）.

編集ースも多いんです.

西田

おこるわけでしょう.

編集入れません.

大八木

るのでしょう.

山口がそうです.

黒田

ありますけれど, あれは平坦地が多い.

きに大きく掘ってエレベーターまでつけて人間

山口

山の方は,5,000 分の１の森林基本図がつくらが入れるようにしたので, ちゃんと確認しましだから論田も多くなるわけです. それからまた,れつつありますが, それも，詳細にクラックをた. それでも気持ち悪がってね（笑）.

長野には田毎の月というのが有名ですね. 土地

入れるにはちょっと精度が粗過ぎるんです.そ大八木

亀の瀬はいまでもすべり面が見れます.

が動いてひびが出れば水が漏れますから, 漏れ

れと,地図自身に目標物がないんです.

というのは，いま深礎工といって，すべり面をないように田を小さくしている, それで１枚１

大八木

もう一つの方法としては, 地すべりで横切る井戸をたくさん掘っているんです．これ

枚の田ごとに月が映る.能登半島の千枚田も同亀裂が入ったところを航空写真で直接に撮り,をコンクリートで埋めて杭にする. それがずらじです.

書き込むというやり方があります. 飛行機の高っと 60 本以上掘ることになっていて, いまはま編集

度を無理して下げてもらえば，3,000分の１ぐ

だ 10 数本ぐらいしかできていないから, まだ当りたいと思います.長時間どうもありがとう存

らいの写真が撮れます.それを余りひどい狂い分は見られます.

じました.

がない程度にのばすと，普通は500分の１ぐら

地形と地すべり

いまではかけるのです.

編集

山口りで大和川をふさいだら, 大和平野は湖になっ

国土地理院からは 2,500 分の１が出てい計算屋の身になると,横の平面の方よりかなり動いているところはとても危険で亀の瀬の地すべりでは, とまっているとてしまうでしょう.

20ｍの深さと地下10ｍとではえらく違いますが,大八木

横の方は10ｍぐらい狂っても物によってはどう

年に.

ということはない.

山口

昭和 42 年のときも心配したね.

大八木

黒田

川底が盛り上がっていくんですね.

地すべり地は, お米がよくとれるのです.

時間もなくなりましたので, この辺で終実際になりかけたんです. 昭和６〜７と深さが効いてきますものね. 深さをどの位置大八木にするかによって, 安定条件がひどく変わって川が対岸側に押しやられていますね.

くる.

西田

すべり面の観測

大八木

編集

すべりの可能性が高い.

穴を掘ってそこに人間が入り，すべり面

論田という地名があるでしょう. あれ

亀の瀬あたりはすごく狭いから, 地すべ

縦の断面の方が計算に効いてくるのです. 地下

安定解析する場合には,すべり面の形

そうしたケースは斜面を耕した田畑にも大体大きな地すべりがあるところは,流れを変えますね.
流れが対岸に湾曲している場合は,地URBAN KUBOTA NO.20｜51

地すべりの理学

み

地すべりをどう観るか
植村武＝新潟大学理学部教授①はじめにえてみたい. それはいわば地すべりの理学であ

今ここでとり上げてみたいと思うのは, これら

およそ自然現象の観方においては古代ギリシアり, 地すべり研究のフィロソフィーでもある.

地球科学の諸分野に固有な地すべりの研究手段の哲学者中、最も偉大であったと言われるヘラ②マス･ムーブメントと地すべりのことではない. 根本的な所で共通していなけ

クレイトス(西暦紀元前 535 年頃〜475 年頃)は,

マス・ムーブメント（mass movement）というればならない地すべりの観方の問題である. そその根本思想を「すべては流れる」という言葉

言葉は昨今のものではなく, 地質学では堆積作

れはおそらく, 地球科学のようにその研究対象

パ

ン

タ

レ

イ

に遣しているという. ｢万物流転(παυτα ρει)｣

用の一部としてかなり以前から用いられてきた.

の多くが, 生成し変転する現象である学問分野と言って有名な話である．彼はまた，このよう砂岩や泥岩などのような堆積岩の生成過程であにとって共通な観点であろう. このことを表現

な万物の生成流転を互いに対立するものの抗争

る堆積作用は, いくつかの段階からできている.

するに最もふさわしいのは,「物質科学」およの過程と考え，さらにこれらの対立物は相互に堆積岩の材料である元の岩石の風化に続き, 風び「歴史科学」という言葉である．簡単に言う

移行するものであるとして，ものごとの変化を化して出来たものが元の場所から運び去られると，物質科学では主として, 現象にかかわりあ司どる法則性を｢λογοξ｣と称した. 後世，弁運搬, さらに運搬されたものが堆積盆地などにっている物質の諸性質（形･大きさ・物性・組証法の先駆とされるゆえんである.

定着する沈積, そしてそのあと，沈積物が２次成など）や環境条件（温度・圧力など）, およ

まことにヘラクレイトスの言える如く,万象は的に変化して堆積岩となってゆく続成作用, な

びそれらの間の反応などが研究対象となり, 原

すべて不断の運動のうちに在って静止せるもの

どの各段階がそれである．ところで, これらの因と結果の関係が因果律の形で追求されることは１つとしてない. 歳月は永い瞬間である．永うちの運搬(transportation)という作用は, 型が多い. これに対して歴史科学の主要な対象は却に不変と思われる星々のたたずまいを思うが

式の異る２つの種類に分けられ, 斜面上を地塊

時と共に変化してゆく現象であり, それを司っよい. うつろいは万物のさだめである．不動ととしてすべり下るものを mass movement， 水ている法則性である.生物の進化などがよい例

思われる大地をゆるがせた滄桑の変を偲ぶがよなどの媒質中を分散して移動するものを mass

であるが, 無機的な現象にとっても重要であっい. 地球の相貌もまたその例に洩れない．地をtransport という. 要するにマス・ムーブメンて，そこでは原因と結果の複雑な連鎖が現象を刻み地形をつくる過程に見られる現象の１つに,

トとは重力による斜面上の地塊移動, つまり地時と共に変化させてゆく.

岩石や土砂などの地表物質が斜面に沿って下降

すべりであって, 堆積作用の初期段階にはごく地球科学で扱う現象の多くは, 物質科学的な面する運動がある. これが広い意味での｢地すべ普通に見られる物質移動の型式である.

と歴史科学的な面の両面を持っていて, この両り｣である．言いかえると，大地の斜面をつく

今日用いられているマス･ムーブメントという者を統一したところに自然の実像を見ることがっている地盤が多様な原因で不安定となり, 重

言葉は上のような本来の意味よりも広く, 斜面

できるのであろう．そうして, ここにこそ，地力の作用で斜面上を下方へ移動する現象である.

崩壊に伴う物質移動型式の総称という観を呈し，すべりの基本的な観点があるように思われる.

今までになされた多くの研究から明らかなよう

単に斜面上の移動に限らず, 崖崩れなどのようこのことを物語る最も良い例として, 地すべりに, 地すべりは複雑で多様な自然現象である.

な自由落下型式の移動をも含む場合がある.物

分類の基準を検討してみよう．

のみならず，地すべりは, 社会的にも大きな問

質移動の型式は, 水中における堆積物の２次移「分類」は事物の属性の同一性と差違の判断に題である．自然現象が人類社会と接触する時,動にとっても重要な意味を持つ. 海底地すべり

よって成り立ち, 事物の認識に当って重要な役

そこに災害と呼ばれる悪しき出来事の発生するやオリストストローム(注１)などは明らかに海割りを担う. 体系的な分類には必ず，一定の基場合がある. 地盤の運動が原因で惹き起される底のマス・ムーブメントであり, タービダイト

準が必要で, これなしに単にいくつかの特徴的

災害を地盤災害と言っているが, 地すべりは平(注２)などは疑いもなくマス・トランスポート

な型式を抽出して羅列してみても, それは分類

坦地における地盤沈下と並んで傾斜地におけるによるものである.

にはならない．また, 異る分類基準によって異地盤災害の最たるものである. 特に日本は地す

ともあれ, 地すべりは, 陸上であれ海中であれ,る分類結果が生ずるのは当然である. 地すべりべりの甚だ多い国で, 年々この災害による莫大地形の変遷という面から見れば, 高所のものをについても多様な分類基準が提案されてきたが，な財産や尊い人命の喪失があとを絶たない. こ低所に移して地表を平坦化する役割りを担ってそれらを整理してみると次のようになる.

うした災害から国民と国土を守り, 土地の劣化いるということができる．なお, 物質の移動型

形態特性（地すべり面の形や位置・地すべり地を防止して安全な土地利用の効率を高めるため

式は, 材料力学的には，剛体運動・流体移動・塊の形など）. 例：円弧型地すべり・表層すべに, まず望まれるのは地すべり発生の予知・予粉体輸送，などに区分することが望ましい. マり・板状すべり, など.

測であろう．とはいえ, このことは容易ではな

ス・ムーブメントやマス・トランスポートは,

材料の種類（岩石や土砂の種類･性質など）.

い．それには, 地すべりの「しくみ」や地すべ

地殻表層の条件下で実在するそれらの混合型と例：岩石すべり・泥質未固結岩地すべり・岩層り現象を支配している法則を知らなければならみることができよう.

崩壊, など.

ないからである．そしてまた, 多種多様な地す③地すべりの２面性と分類の基準

運動様式（移動型式･運動の持続性・運動の波べりを個々別々に議論するだけではなく, 共通

地球科学という学問分野がある. 地質学・岩石

及性・運動速度など）.例:崩壊型・クリープ

性によってそれらを類型区分し, さらに一般化

学・鉱物学などだけではなく, 地球物理学・地型・泥流型・継続的地すべり・慢性型･断続型

して統一的に見てゆくことが必要であろう.

球化学などをも含み, 研究対象も地球の固体部

・群発型, など.

以下では，このような視点から地すべりをとら分だけに限らず, 水圏や気圏にも及んでいる.

時代性（活動年代など）.例:化石地すべり・

ロ

ゴ

ス

URBAN KUBOTA NO.20｜52注１：olistostrome＝泥質岩に富む地層群が,海底地すべりによって遠方まで運ばれ,再定着したもの．内部には大小の外来岩塊を含み,厚さ１ｍ程度のものから 2000ｍにも及ぶものがある.移動がきわめて緩慢なため，再定着した時は直下の地層の方が時代的には新しくなっている.

注２：turbidite＝混濁流または乱泥流と呼ばれる多量の砕屑物を懸濁状態で含んだ高密度の流れにより,深海底に運ばれて沈積した堆積物で,種々な堆積学的特徴を示す.

現代の地すべり,など．

とは言うまでもない．その過程で, ある因子はすことができる．他方，環境因子は,物質因子

地域性（地質系統・地質構造・地質区・地名を

地すべりを惹き起し易い方向に変化し, 他の因を変化させて地すべり発生の難移をコントロー

付すものなど）．例：第三紀層地すべり・古生子はそれとは逆の方向に変化する. またある場ルする役を果すことになるので, 外的条件と呼層地すべり・火成岩地すべり・構造性地すべり

合には, 新しい因子が付加されたり，反対に，

ぶのにふさわしい. 地すべりの原因を議論する

・北松型,など.

元からあったものが失われたりすることもあり際によく使われる言葉に「素因」･「誘因」とい得るであろう.

う言葉がある. 素因といわれるものは要するにべり・２次すべり・幼年型・老年型・粘性土系

このように物質因子群が「物性」を示すのに対

地すべりの根本的な原因ということなので,こ列地すべり・第三紀層系列地すべり・潜伏期地

して,環境因子群は「場」の性質に関係していれまで述べたところからすれば, 物質因子群とすべり, など.

る. 具体的には，温度・圧力・媒質などの因子

環境因子群の両者に分けて考える必要がある.

これらの基準のうち, 形態・材料・運動などはがそれで, 物質因子群を変化させる原因となっこれに対して誘因の方は物質因子群の臨界状態

明らかに物質科学的なものであり, 時代性・歴ている. 地すべりの発生場所である地殻表層部を誘発する地すべり発生の引きがねに当るもの

史性などは疑いもなく歴史科学的なものである.

は,地熱地帯など特殊な地域以外は常温常圧にであって, 豪雨や地震のように環境因子の急激

さらに, 後にも検討するが，この両面を含むも近いから,環境因子群の中では媒質，特に水のな変化と見ることができる.

のとして, 地域性という基準もある．このこと

役割りが相対的に重要となる．一般に, 水の効⑤地すべりの歴史科学

は, 上のような分類の提案が，物質科学・歴史

果の第１は化学的風化の促進である. これは長前節で述べたように物質因子群･環境因子群と科学といった問題意識なしに提案されてきたこ

期にわたる化学作用で, 鉱物学的な変質や粘土もに時の経過につれて変化してゆくものであるとを考えると, まことに興味深い．最後に触れ化などをもたらす. 第２は剪断抵抗の減少であことを考えると, 地すべりの素因というものは,るように, 地すべりの持つ２面性を統一して単る.含水量が増加すれば，材料を作っている物

長期間にわたって歴史的に培かわれてゆくもの

一の分類基準を導入することが重要な課題であ

質粒子間の摩擦も粘着力も低下し, 土質力学でであることがわかる. 地すべり発生時の状況をる.

いうＣ（粘着力）やφ（内部摩擦角）が小さく調べてみると,温度・水量・間隙圧・強度・安④地すべりの物質科学なるに相違ない.第３は間隙水圧の増加による定度など,多数の物質因子や環境因子に関する個々の地すべりの「しくみ」を考える場合, 地破壊強度の低下である．こうしてみると, 地す情報が得られる. けれどもこれらは地すべり発

すべりを１つのシステムと見て, それを構成す

べりの発生に対する水の効果は絶大であること

生時のものであって, そこに到るまでにさまざる因子群を調べてみることは, 地すべりの物質がわかる. およそ水の作用によらない地すべり

まな曲折があったはずである. そのような歴史科学にとってきわめて有効である. これはシスは稀有であると言ってもよい．少くともこの地性をヌキにして地すべりを語ることはできない

テム工学の考え方で, 一般にそのシステムを構球上で, マス・ムーブメントを可能にするには,ので，ここでは地すべりという現象の推移を,成する因子の種類を調べるシステム分析と, そ

水の存在が不可欠であるように思われる. 砂漠発生の前後にわたって眺めてみよう. 地すべり

れらの因子の組み合わせ方を決めるシステム構

地帯のような乾燥地では, 大地がよほど大きなの物質科学がその現象を織りなす横の糸である成（設計）という２つの手法から成っている.

ショックを受けない限り地すべりなどは起らなとすれば, これはその変遷や消長を示す縦の糸

何らかの形で地すべりに関与していると考えらいに違いない．おそらく月や火星には,地球のであろう.

れる要素を地すべりの因子と呼ぶことにする.

ような地すべりは存在すべくもないであろう.

地すべりに限らず, 自然現象のプロセスは，一

これには多種多様なものがあるが, 地すべり物

してみると, 地すべりというものは，我々の水般にその現象の発生に先立つ時期と終了後の時

質の性質に関するものと, それをとりまく環境

っぽい惑星に特有の現象なのかもしれない.

期を含めて少くとも３つの段階に区分することに関するものとに整理することができる. ここところで, 環境因子も時と共に変化することがができる. 地すべりについても，ある地域で地では前者を物質因子群, 後者を環境因子群と呼あって, 物性の変化に影響を与える．例えば温すべりの準備が進行し, その結果として地すべ

んでおく.

度や含水量の変化は変質作用に影響するであろりが発生し, やがて活動を終了してゆく一連の物質因子群は地すべりの材料となる岩石や地層,

うし, 造構応力の変化は材料物質の変形・破壊過程を同じように３つの段階としてとらえるこ

またそれらに由来する雑多な岩屑や土石などのに影響して共に物性の変化に一定の効果を与えとができるであろう. これらを地すべりの発展

物性に関係している．１つは岩質･土質などとるであろう. このことは，環境因子の作用によ段階と呼ぶことにし, それぞれ,潜伏期・活動

総称され,その内容は岩や土を作つている粒子って物質因子が変化してゆくことを意味するが,期・消耗期と名づけ, 各段階における主要な問の粒度組成・充填度・固結度・鉱物組成･化学

問題は環境因子を変化させる原因である.

題を以下に検討してみよう.

組成などである. 他の１つは岩や土の内部構造

もう少し一般的に物質科学の観点から,地すべ

潜伏期に関するもので, 構成粒子の集合状態・配列状り現象における２つの因子群の意味を検討して地すべりの発生する場所に材料物質が出現し始態（定向性の有無）・異方性などがこれに当る.

みよう.物質因子としたものは元来，物質に内めた時から, 素因が醸成されていってついに地もち論, これら諸因子は一定不変のものではな

在する性質を表わすものであるから，地すべり

すべり活動が開始するまでの期間で, 地すべり

く，風化・変質・圧密・変形・破砕など物理的の原因は潜在的にはここにあると考えられる.

の準備段階に当り, やがて地すべりとなるべき・化学的変化を受けて時と共に変化してゆくこ

つまり，物質因子は地すべりの内的原因とみな１つの物質系が蓄積される時期である.潜伏期

歴史性（階程段階・系列など）．例：1 次す

URBAN KUBOTA NO.20｜53

における最大の問題は,この期の終幕を告げるする時期で, 地すべり物質が高所から低所へ移

最も新らしいアルプス変動は, 約１億５千万年

地すべり発生の条件に関するものである.いわ

動して停止し, その場所の地殻表層部が一定の前に始まり, 現在もなお継続中といわれている.

ゆる地すべりの発生期とは,潜伏期に形成され力学的平衡に達した段階を表わす. この時期のヨーロッパのアルプスからヒマラヤを経てインていった物質系の運動学的な安定が失われる時問題は, このような平衡状態がその後の長期にドネシアの山系に連らなるアルプス─ヒマラヤ

点で, これには２つの場合が考えられる. 第１は,わたる安定期を意味するのか, それとも単に一地帯と, 日本列島を含む西〜北太平洋の弧状列

潜伏期の間に環境因子群や物質因子群が次第に時的な地すべりの休止期であるに過ぎないのか

島群からロッキー・アンデスに至る環太平洋地変化して, その結果この系の安定度が低下し，という点にある. 消耗期が長期にわたるならば,帯とがこの変動の主要な舞台で, 現在の地球上

やがて臨界状態に到達する場合である.この場

その地域は安定化するであろうが, 比較的短いに見られる大山脈の多くはこの変動によって生合の主役としては,粘土化の進行や，緩慢な地休止期ののち, 同じような性質の地すべりが再まれたものである. 同一の変動帯に属する地域

殻変動などが考えられる．第２は, 環境因子群

活動するようならば, まだ活動期が完全には終が, 大局的には類似の条件下にあることは疑いが急激に変化したり, または重要な因子が新た了していないと考えるべきであろう．

ないところであろう．

に付加される場合である．いずれの場合も,具以上のような３つの発展段階は, 個々の地すべ

日本列島に目を向けてみると, ここにも地すべ

体的には斜面の傾斜の増大や材料物質の強度・りについて認められるもので, いわば地すべりりの多発地域と貧発地域とがあって, 地すべり

降伏値などの低下をもたらすが, 第１の場合はの単一サイクルを構成していると考えられる.

の分布だけでなく地すべりのタイプも含めて地

これらが長期にわたって徐々に変化するためでところで, 地すべりの中には，ある程度長い休質状況と深い関係のあることがわかる. 第三紀あり, 第２の場合は普通ならまだ安定なはずの止期間のあとで異った性格のものに変貌して活層地すべり・破砕帯地すべり・温泉地すべり,系が急速に不安定な状態におちいるためである.

動を始め, 別なサイクルに移行したとみられるという小出博氏の有名な分類をはじめ, 先に述この第２の場合のような急変を惹き起す原因がものがある. ２次地すべりといわれるものがこ

べた「地域性」を基準とする分類は，このよう誘因といわれるもので, 豪雨・急激な融雪・大れで,これに対して最初の地すべりを１次地す

な理由によるものである.

地震･火山噴火などのほか，土木工事など人為べりと呼んでいる. ２次地すべりの材料は大部

地域性の問題は,「地質区」との関連を考える的なものもある. 特に間隙水圧の急激な増加が分が１次地すべりの産物である岩屑や崩積土でことによって最もよく理解することができる.

問題となることが多い. 第１の場合は素因だけあり, 素因自体も１次地すべりのものとは著る

日本列島の地質区には大小さまざまなものがあで地すべりが発生し得るので, これを素因型としく変化している．また, ２次地すべりは１次る．例えば,本州中部を糸魚川から静岡付近に呼ぶとすれば, 第２の場合のように誘因を伴っ地すべりとは別なサイクルの発展段階を持つが,かけて横断する糸魚川─静岡構造線によって西てはじめて発生するものは誘因型ということが移行の状況は, １次地すべりの消耗期が２次地

南日本と東北日本とが区分され, 西南日本はさできる. 発生機構という点からみると，素因型

すべりの潜伏期と一部分重複していると思われらに中央構造線によって北側の内帯と南側の外は環境因子の恒常的な作用の下で変形･ 変質しる.

帯とに分けられる. 小出氏の｢破砕帯地すべり｣てゆく系の力学的安定限界としてとらえること

このように, 同一の場所における地すべりが，は西南日本外帯の緑色片岩地帯にある｢御 荷 鉾ができるが, 誘因型はこれに環境因子の不規則

１次, ２次, ……，といういくつかの階程に区破砕帯｣を代表とする各地の破砕帯に特徴的なな効果を加えて考える必要がある.

分される１つの系列を構成することは, 地すべものである. 同じく氏が「第三紀層地すべり」

活動期

りが歴史科学的な性格を持つことの表われであとしたものは, 糸魚川─静岡構造線の東側，長地すべりが活動している期間, すなわち地すべる. 階程を追って推移してゆく個々の地すべり

野県北部から新潟県西部を含む｢北部フォッサ

りの発生後,運動を終了するまでの時期で，主系列は当然それぞれの場所における地殻表層の・マグナ地域｣に特に多い種類のものである.

要な問題は地すべり地塊の形態や運動型式・運歴史を反映するから, 大きな系列区分の基準にこの地域には新第三紀の地層が厚く分布してい動速度など要するに物質の運動状況に関するもは共通の地史を持つ地域を目安とし, その中のて, わが国最大の地すべり地帯となっている.

のである．多くの研究があるが, 一般的には，細分には材料物質の性質を用いるのがよいであ

地すべりの地域性をさらにこまかく見てゆくと,運動状況は地すべり物質のレオロジカルな性質

ろう．例えば，｢北部フォッサ・マグナ第三紀

いっそう詳しい地質状況との関係が明らかとな（物性）と斜面の性質（場）で決まる. 多様な層，泥質岩｣系列とか，同じく「砂礫岩」系列る. 福本安正氏によってまとめられた新潟県の提案がなされてきたが,自由落下や土石流・泥などの系列区分である．そして,これらの系列

地すべりと地質および地質構造との関係を見る

流に近いものまで含めると基本的には４つの型ごとに１次，２次, などの階程があり，各階程と, 例えば第三紀層の中でも後期中新世の黒色式─creep 型(緩慢な塑性流動)・slide 型(急が３つの発展段階に区分されるのである.

泥岩や凝灰岩の分布地域に地すべりが最も多い.

激な地塊運動)・flow 型(急速な混濁流や粉体⑥地すべりの地域性

地域性の問題をここまで詳しく調べると, 地す

み

か

ぶ

流)・fall 型（自由落下）─に区分すること

地すべりはどこにでも起るものではなく, 多発

べりの材料である地層や岩石の生成当時の地質ができる.実在の地すべりはこれらの複合型式

地域がある一方, 貧発・無発生地域がある．地時代にさかのぼって考えることが必要になる.

をとることが多い.

すべりはアルプス変動帯に特有の現象だという

これは物質因子群の中の岩質が地域性を反映す消耗期考えがある．地球の歴史の上で, 約４億年このる場合であるが, 破砕帯地すべりなどの場合は,地すべり活動が停止してそのままの状態を持続かた世界的な大変動が３回あった. そのうちの破砕によって生ずる岩石の内部構造などが重要

URBAN KUBOTA NO.20｜54

な素因となっている.

件などが適当であれば, 大いにうなづける考え

い. さらに考えを進めると，地すべりの予防さ⑦地すべりの時代性である．しかし，同様なことは,古い山地の形

えも, 実は地すべりコントロールの一面に過ぎ

前節で, 地すべりは特定の地域に発生する現象

成時代についても想定することができるであろないことに気づく．「地すべりをどうするか」であることを述べたが, それではその地域には

う.

の問題には, 人類の生活をより豊かなものにす

地すべりはいつの時代にも発生していたのであ⑧むすびるためなら積極的に地すべりを利用することか

ろうか．あるいはまた, 異った時代には異った

今まで述べてきたところは,地すべりをどう観

ら, さらに進んで地すべりを誘発させることも場所に地すべりの発生地域があったのであろう

るか，という問題で, このことを物質科学・歴含まれているはずである. 地すべりのしくみをか．一体, 地球の歴史の中で，地すべりの起る

史科学という２面性でとらえ, さらに地域性・知り, 適当な条件を人為的に与えることによっ

特定の時代というものが存在するのだろうか.

時代性という観点から検討してきた. その結果,て,場所や規模や型式などを適当に制御した地

これらの疑問はすべて地すべりの「時代性」の

物質科学的な諸因子は環境因子群・物質因子群

すべりを発生させ，土木工事や土地の改良,さ問題である.「時代性」の検討は「地域性」のともに歴史的に変化するものとしてとらえる必らには自然の改造などに役立てることが,いつ吟味と並んで, 地球科学的な現象を解明するた要があり, それらの変化の状況によって地すべの日か可能となるであろう.

めに不可欠の観点となっている.

りの系列化や推移の階程･発展段階の区分など

災害としての地すべりは防止さるべきであり,

46 億年と言われる地球の歴史の中で地すべりのが可能であることが明らかとなった.要するに究極的には予防さるべきものであって, そのた

時代的分布を考えてみる時, まず明らかなのは,

地すべりの発生やその後の性質は, その地域のめには, 単なる「防止策」から進んで，地すべ地殻が出来る以前の地球に現在見られるような諸因子がどんな系列を構成し, どんな階程のどりの予側とそれに基づく「予防策」の確立が必

地すべりは想定し得ないということである.そんな段階にあるかで決まることになる. このこ要である．そして, このことが達成された段階

れならば原始地殻の成立後, 先カンブリア時代とは, 地すべりの物質科学的な側面と歴史科学

においては，地すべりは「災害」であることををはじめとする 40 億年近い地史の中で, 地すべ的な側面とが「地域性」において統一されるこ

やめ, 人類がこれを積極的に利用し，人為的にりはどの程度確かめられているのかというと,とを意味している. 一方, 地すべりの「時代性」

制御することが現実の課題となるであろう. こ

答は否定的である. 少くとも陸上に地すべりがの問題は, 具体的にはそれぞれの地域の地質やのような長期の展望に立った地すべり「対策」

あったという直接的な証拠は,最近の地質時代

地形発達史の中で, どんな段階に地すべりが多ならぬ地すべり「政策」の樹立が待望されるゆ以外にはきわめて乏しい. しかし, このことは,発する条件がととのうか, ということになるのえんである.

地すべりというものが地表の平坦化につれて,で, これも地域の持つ１つの性質であり，そのその実体を喪失してゆき, 後代に保存される機意味から「地域性」の中に含めることができよ

会に恵まれることは稀有であることを考えるな

う .こ の よ う に , 地 す べ り の ２ 面 性 を 「 地 域らば, 古い時代に地すべりがなかったという論性」に集約し, その系列・階程・段階を明らか拠にはならない.「現在は過去の鍵である」とにすることによって, その地すべりの過去からいう言葉に象徴される斉一過程の考えに立つ限

現在に至る経過と基本路線が把握され, さらにり, 堆積岩や地層が形成された時代には，風化その路線を未来に向って進めるところに, 地すや運搬のプロセスがあったに違いないと考えてべり予測の問題が展望されるであろう.

よいであろう．そしてそこには, マス・ムーブ

こうして,「地すべりをどう観るか」という問

メントやその主要な型式である地すべりがあっ

題が地すべりの予測につながるのに対して,もたとしても不思議ではない.

う１つの問題は,「地すべりをどうするか」でけれども, 地表を彫琢する侵蝕作用には，地すあり,これは地すべりの災害対策や工法の問題

べりや山崩れなどの型式によらない穏やかなプとなる．しかし，この問題の解決は,起ってしロセスも存在することを考えると, 地すべりのまった地すべりのあと始末的対策に終始するこ発生は, その地域の歴史の中でどんな時期を物とから脱脚して, 再発の｢防止工法｣へと進み，語るものなのかが依然として問題である. おそそして最終的には, 予防医学の考えと同じよう

らく, 自然に発生する地すべりの多くは積極的に, 地すべり未発地や休止地に対する｢予防工な斜面の形成期のものであろう．このことは,法｣を確立することにあるといえよう.それ故,造山運動の後期などのように山ができる時代に「地すべりをどうするか」の問題も結局は地す

特徴的な現象として地すべりの時代性を示唆す

べり予測の問題に到達する. 地すべりを未然にることにほかならない.

予測することが地すべり研究の究極の目標であ

日本では, 洪積世に大地すべり時代があったとるならば, 地すべりの予防工法こそ地すべり災いう説がある．この時代は, 現在の山地が急速害対策の最高の段階であろう. そしてそこにはに高度を増した時期であり，水の供給や風化条

共通の地すべり観が存在していなければならな

URBAN KUBOTA NO.20｜55

地すべり抑止用遠心力鋼管杭クボタＧパイル《遠心力鋳造》

鉄管として実現したのが最初です. クボタで授与されました.

遠心力鋳造とは，簡単にいえば，砂または耐も, すでに大正初期にはこの鋳造法を研究し≪地すべり抑止用達心力鋼管杭･Ｇパイル〉

火材でライニングされた中空円筒状の鋳型を始め，昭和16年には，水道管として, 砂型遠Ｇパイルは, Ｇコラムと同じ方法でつくられ高速で回転させ, その中に溶けた金属(湯)を心力鋳鉄管を製造し始めました. その後多くるので, 溶接性にすぐれ，サイズと肉厚が自流しこんで, 遠心力の作用で外面の鋳型に押の 技 術 的 蓄 積 を 経 て ,今 日 で は ， 遠 心 力 鋳 造

由に選べる点では, 全く変りがありません.

し固める鋳造法です.

によるダクタイル鋳鉄管の生産とその技術で地すべり抑止用鋼管杭としてのＧパイルのメ

一般に金属は，高温で溶解するさいガスを吸は, 他の追随を許しません.

リットは, 以下のような諸点にあります.

収する性質をもっていますが, 遠心力鋳造に一 方 ,炭 素 鋼 の 遠 心 力 鋳 造 は ， 技 術 的 な 困 難

１ 厚 肉 鋼 管 と し て の Ｇ パ イ ル は ,小 径 で も 大

おいては，かりに溶湯に不純物が含まれていに加えて需要も一般に少なく, 大幅におくれ

き い 抑 止 力 を も つ の で ,杭 本 数 を 少 な く す

たとしても, 高速回転するさいの遠心力作用ていました．しかしクボタは，昭和27年に世ることができます.

によって, ガス及び不純物は中心空洞部に排界 で 初 め て 鋼 の 遠 心 力 鋳 造 に 成 功 し ,昭 和 31

除されるので, 健全な品質が得られます．ま年には, 本格的な構造用柱材として，地下鉄

た 同 じ 製 法 上 の 事 情 か ら ,遠 心 力 鋳 造 品 は ，乗降場の支柱に実現しました. 狭いプラット

３従来使用されている二重管や三重管, ある

偏肉がなく，内径を真円にでき，材の結晶組

ホーム上には，小径でも大荷重に耐えられる

いはＨ形鋼による補強を加えた合成杭など織も緻密化して, 管軸方向・円周方向・肉厚

厚肉の鋼管が必要とされたからです. 続いてにくらべ, Ｇパイルは単管で自由に対応で方向のいずれにも機械的性質に差異のないき

昭和37年，新幹線新大阪駅の支柱には，柱・きるので, 建込工事が容易になります.

わめて良質のものに仕上ります.

はり接合部にさらに高度な形状を加えた大径

４同じ事情から, Ｇパイルの断面算定は簡単

さらに遠心力鋳造では, 注入する溶湯の量を・厚肉の遠心力鋼管を開発し, この製品のメ

増減することによって管厚を自由にできるのリットが存分に発揮されました.

で, 高性能の厚肉管を容易につくります．こ以来, この新しく開発された構造用柱材は，きるので材料ロスがありません. また，必の点で，鋼の分野における遠心力鋳造の成功

遠心力が重力を基準として算定される事情か要に応じて現場溶接用開先加工, 吊穴加工

は,画期的な意味をもっていました.

ら，重力＝Gravity の頭文字を付されてＧコ及びバックリング取付けを行ないますから，《世界をリードするクボタの遠心力鋳造》

ラムと名づけられ, 土木・建築の構造用柱材

直接現場での建込みができます.

遠 心 力 に よ る 鋳 造 は ， 約 150年 程 前 ， 英 国 でとして, 巾広い分野で活用されることになり

６以上のようなＧパイルの特徴は, 工費の節

鋳鉄を素材として研究され始めましたが，実ました. なおこの技術は，1956年に毎日工業

減 ， 工 期 の 短 縮 に つ な が り ,経 済 的 に も 大用化は約半世紀ほどおくれ，小形の水道用鋳技術奨励賞，1969年に大河内記念生産特賞をきなメリットを発揮します.

２ 同 じ 事 情 か ら ,ボ ー リ ン グ 径 を 小 さ く で きます.

で設計が容易になります.
５Ｇパイルは, 施工図面通りの寸法で納入でURBAN KUBOTA NO.20｜56