日本応用地質学会 東北支部

第 16 回 研 究 発 表 会 講 演 集

２００８年７月１８日

日本応用地質学会
東

北

支

部

日本応用地質学会東北支部
第１６回 研究発表会プログラム
開催日：平成 20 年 7 月 18 日
会 場：仙台市メディアテーク(スタジオシアター)
講演集：1,000 円
協 賛：東北地質調査業協会
開

会
10:00
開会
10:00～10:10 支部長挨拶（太田）
発表（午前の部）････（座長：石井、副座長：渡辺）
10:10～10:25 モルタル吹付法面の崩落と背面調査事例○阿部大志、高橋裕樹、鈴木常正、中村芳貴、
鈴木達也(国際航業㈱)10:25～10:40 事例に基づいた落石監視システムの検討○山田隆宏、鶴原敬久、能見忠歳、宮良圭一、
三嶋昭二(応用地質㈱)瀧田洋一(青森県下北地域県民局地域整備部)
10:40～10:55 地下水位低下影響解析の１事例～道路切土の場合～○今野隆彦((有)ジオプランニング)
10:55～11:10 井戸の適正揚水量決定方法について○飯塚康太、森 一司(農林水産省東北農政局)
11:10～11:25 トンネル工事で発生する重金属等含有掘削土砂対策について○五十嵐一之(東北地方整備局能代河川国道事務所)-----------------------------------------------------------------------------------------11:25～12:30（休憩、昼食）-----------------------------------------------------------------------------------------特別講演 司会：事務局（菖蒲）12:30～14:00 南部北上古陸の形成とその発展－南部北上帯の地質構造発達史－
永広 昌之 氏 （東北大学総合学術博物館館長）-----------------------------------------------------------------------------------------14:00～14:10（休憩、昼食）-----------------------------------------------------------------------------------------発表（午後の部）････（座長：銭谷、副座長：小林）
14:10～14:25 名護断層を含む沖縄本島の NE-SW および NW-SE 活断層系と琉球層群の層序・段丘(岩手宮城内陸地震、荒砥沢ダム、および花山～鳴子の簡単な報告を含む)○遅沢壮一(東北大学大学院理学研究科)
14:25～14:40 岩手･宮城内陸地震における土砂災害の地質工学的特徴(速報)○畚野 匡(日本工営㈱)14:40～14:55 荒砥沢ダム北側の大規模地すべり周辺の地質について○菖蒲幸男、飛田健二、三嶋昭二(応用地質㈱)15:55～15:20 –速報－岩手･宮城内陸地震後の鬼首寒湯地区の再陥没○中里俊行((有)ジオテクノ中里産業)
今野隆彦、初貝隆行((有)ジオプランニング)
奥田勝三(水文地質ロゴス)「平成 20 年岩手･宮城内陸地震」に関する総合討論 座長：代表幹事(高見)15:20～16:40 話題提供 森 一司氏(東北農政局)：「荒砥沢ダムの地質と地震後の安定性について」
橋本修一氏(東北電力㈱)：「地表断層のトレースと構築物被害」
閉会
16:40 閉会
16:40 副支部長挨拶(橋本)懇親会
17:00～19:00

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第 16 回 研 究 発 表 会 講 演 集

２００８年７月１８日

日本応用地質学会
東

北

支

部

目
日本応用地質学会東北支部

次第 16 回 研究発表会

特別講演
南部北上古陸の形成とその発展－南部北上帯の地質構造発達史－
・・・・・・・・・・・
永広
発

昌之

氏

1

（東北大学総合学術博物館館長）

表① モルタル吹付法面の崩落と背面調査事例

・・・・・・・・・・・ 2○阿部大志、高橋裕樹、鈴木常正、中村芳貴、
鈴木達也(国際航業㈱)② 事例に基づいた落石監視システムの検討

・・・・・・・・・・・ 4○山田隆広、鶴原敬久、能見忠歳、宮良圭一、
三嶋昭二(応用地質㈱)瀧田洋一(青森県下北地域県民局地域整備部)③ 地下水位低下影響解析の１事例～道路切土の場合～・・・・・・・・・・・ 6○今野隆彦((有)ジオプランニング)④ 井戸の適正揚水量決定方法について・・・・・・・・・・・ 8○飯塚康太、森一司(農林水産省東北農政局)⑤ トンネル工事で発生する重金属等含有掘削土砂対策について・・・・・・・・・・・ 10○五十嵐一之(東北地方整備局能代河川国道事務所)⑥ 名護断層を含む沖縄本島の NE-SW および NW-SE 活断層系と琉球層群の層序・段丘(岩手宮城内陸地震、荒砥沢ダム、および花山～鳴子の簡単な報告を含む)
・・・・・・・・・・・ 12○遅沢壮一(東北大学大学院理学研究科)⑦ 岩手･宮城内陸地震における土砂災害の地質工学的特徴(速報)迫川・三迫川の土砂災害について ・・・・・・・・・・・ 14○畚野匡(日本工営㈱)⑧ 岩手･宮城内陸地震で発生した荒砥沢地区地すべりの地質学的観点からの考察
・・・・・・・・・・・ 16○菖蒲幸男、飛田健二、三嶋昭二(応用地質㈱)⑨ –速報－岩手･宮城内陸地震後の鬼首寒湯地区の再陥没・・・・・・・・・・・ 18○中里俊行((有)ジオテクノ中里産業)
今野隆彦、初貝隆行((有)ジオプランニング)
奥田勝三(水文地質ロゴス)

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第 16 回研究発表会

南部北上古陸の形成とその発展－南部北上帯の地質構造発達史－
永広 昌之(東北大学総合学術博物館)

北上山地の先第三系は，西側より，南部北上帯(従来の早池峰構造帯を含む)，根田茂帯および北部
北上帯（西側の葛巻－釜石亜帯と東側の安家－田野畑亜帯に細分）に区分される（永広ほか，2005）．
南部北上帯は南部北上古陸（Ehiro and Kanisawa, 1999）を構成していたもので，沈み込み帯深部での約 5 億年前の付加体起源の高圧型変成岩類の形成，オルドビス紀前期の沈み込み帯の塩基性－超塩
基性岩類からなる早池峰複合岩類の貫入・噴出，440Ma の氷上花崗岩類・正法寺閃緑岩の貫入などにより古生代前期に大陸基盤をもつに至った．南部北上帯のシルル紀～デボン紀サンゴ化石群集は，オーストラリア東部の群集と最も類似し，ついで中国南部のそれに似る(Kato, 1990)．したがって，南部
北上古陸が誕生した沈み込み帯は，オーストラリアに近いゴンドワナ大陸北縁ないしその近辺の大陸の縁辺にあったに違いない．シルル紀～デボン紀のサンゴ化石群集にみられたオーストラリア東部との類似性は石炭紀初期まで続くが，その後石炭紀前期の鬼丸層中の群集ではテチス型へと変わり，中国南部の群集との強い類似性を示すようになる(Kato, 1990)．南半球にあったゴンドワナ大陸の回転運
動にともない，その東端にあったオーストラリアはデボン紀ころから南進を始めたが，南部北上古陸は，中国南部や東南アジアなどとともに，赤道周辺にとどまり，オーストラリアから分離したと考えられる(Ehiro and Kanisawa, 1999；Ehiro, 2001)．また，南部北上帯のシルル系～最下部石炭系には地域ごとに層序や岩相に違いがあったが，鬼丸層堆積時には全域で均質な岩相構成となり，差はほぼなくなった．
ペルム系は泥岩，砂岩，礫岩，石灰岩などからなり，石炭紀まで続いた火山活動はほぼ消滅した．
以降白亜紀初期に再び島弧火成活動が始まるまで，南部北上帯は非活動的大陸縁辺の造構環境にあった（箕浦，1985）．三畳系～ジュラ系は浅海成，一部陸成の砕屑岩類からなり，いくつかの堆積間隙をはさんでいる．また，三畳紀後期以降は，現在の方位で NNE-SSW 方向に配列する 3 列の堆積盆，
東から，東列，中列および西列に分かれている．そのそれぞれで層序や層厚が異なるが，堆積の中心は西側から東側へと移動したと考えられる（滝沢，1977）．この 3 列の地帯は白亜紀初期の褶曲時相において向斜へと転化することになる．
根田茂帯は，せん断された緑色岩や砕屑岩などを主体とし，チャートを含む．デボン紀の緑色岩は海洋底玄武岩や海洋島玄武岩起源である（濱野ほか，2002）．これらは付加体起源と考えられ，砕屑岩から発見された前期石炭紀放散虫から石炭紀付加体と考えられている（内野ほか，2005）．根田茂
帯古生代付加帯は南部北上古陸へ付加したものと思われるが，両者の関係はよくわかってはいない．
北部北上帯はジュラ紀付加体からなるが，構成岩類の違いから，西側の葛巻－釜石亜帯と東側の安家－田野畑亜帯に区分される．葛巻－釜石亜帯では，異地性岩体として，後期石炭紀の玄武岩－石灰岩，後期石炭紀のチャート，ペルム紀の含フズリナ石灰岩，ペルム紀－三畳紀のコノドントを含むチ
ャート，ごく少数ではあるが中生代石灰岩などがある．一方，安家－田野畑亜帯では古生代の異地性岩体は知られておらず，沈み込んだプレートは相対的に若い可能性がある．北部北上帯全体としては，
付加体の年代は東方に若くなるが，付加後の大規模な褶曲による繰り返しもある．
白亜紀初期には激しい島弧火成活動があり，その後花崗岩類の貫入をうけた．この火成活動は南部
北上古陸のみならず，周辺のジュラ紀付加体にもおよんでおり，南部北上古陸と北部北上帯ジュラ紀付加体との接合は白亜紀前期にはすでに終わっていた．前期白亜紀には強い構造運動もあり，北上山地の地層群は東西方向に強く圧縮されて褶曲した．また，東北日本全域に多くの北北西－南南東方向の直線的な左横ずれ断層が形成された．北上山地の土淵－盛断層・日詰―気仙沼断層，阿武隈山地の双葉断層・畑川断層・棚倉断層などがそれで，その総変位量は数 100km に達する（大槻・永広，1992）．
おもな活動時期は白亜紀であるが，東の土淵－盛断層・日詰－気仙沼断層から双葉断層・畑川断層，
さらに西方の棚倉断層へと，次第に新しくなる傾向がある．白亜紀花崗岩類の年代は，南部北上帯と阿武隈帯を境する畑川断層（構造線）を境に，東側では 120-110Ma で西側ではおもに 100-90Ma である．北上山地では，花崗岩類は上記の断層や構造帯の境界を切って貫入しており，ほとんど変形していない．一方，阿武隈山地東縁では 120-110Ma の花崗岩類は断層沿いでマイロナイトとなっており，西縁の棚倉断層沿いでは新期の 100-90Ma 花崗岩類もマイロナイト化しており，激しい断層運動の継続を示している．
-1-

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第 16 回研究発表会

モルタル吹付法面の崩落と背面調査事例
国際航業株式会社○阿部大志

１．はじめに道路法面は対象数の多 さから、実際に法面のモニタリングを行って いることが少ないた
め、補修・補強の判断の タイミングやその箇所の優先順序づけが課題 である。本文では、花崗岩地帯で実施した調 査結果を報告する。

高橋裕樹

鈴木常正

中村芳貴

鈴木達也

上であった。 図 ３ に簡易貫入試験の打撃回数と貫入深度を示した。現 場Ｃでは吹付法面の法肩にある吹付法枠内で 行ったが、現場Ｂのような貫入量は見られな かった。
ステップ
step 1

調査の手順・評価判定事項

目視調査・
目視調査 ・スケッチ・吹付表面の剥離状況(目視・打音で確認)・小段、のり尻の落下したモルタル片の有無
・モルタルの脆弱化(ハンマーで確認)
・吹付表面のひびわれ状況

２．モルタル吹付法面の 調査事例
（１）現場概要
調査地の地質は、 図 １ に示すように花崗岩の分布する地域である。 この地域の現場ＢおよびＣを対象に吹付法面 の調査を行った。各現場の概要は次の通りで ある。①現場Ｂは、高さ約 20ｍのモルタル吹付法面であ る。中央部にはポケット式ロック ネットが設置されている 。全体にモルタル吹付が老朽化しており 、小片の剥落が発生し、亀 裂も見られている。
モルタル吹付は安定勾配 で切土されている。
②現場Ｃでは、平成 8 年 の防災点検によってまさ土の表層崩壊が懸念 され、高さ 20ｍの吹付上方の斜面に法枠が施 工された。吹付法面の小段などに連続した亀 裂がみられた。
（２）調査方針
斜面安定対策の設計の基 礎資料となる調査を行った。背面の不安定 土のボリュームを想定することを目的とした 。調査のフローチャートを 図 ２ に示した。

step 2法面の法面 の補修履歴の補修履歴の 経緯調査
・防災点検の追跡による補修の有無、時期
・空中写真による法面工事、被災の有無
・周辺環境の変化、経緯

step 3

地表踏査
・節理・断層などの地質的不連続面の有無
・周辺斜面における段差や地山の亀裂の有無
・周辺のり面・斜面の崩壊の有無

法面の老朽化の可能性有step 4

簡易貫入試験
・法面、法肩や法面背後斜面の風化厚の有無
・法面周辺の地山強度

step 5【機構解析】
機構解析】
・面的な対策範囲の特定
・変状のメカニズムを想定
モルタル吹付自体の劣化が顕著か判定（タイプ Ⅰ or Ⅱ ）地すべり、深層崩壊の可能性があるか判定(タイプ Ⅱ or Ⅲ)

背面含めた斜面安定対策の必要性有
step 6【不安定領域ボリューム
不安定領域 ボリューム把握
ボリューム把握】把握】【対策設計のための対策設計のための調査のための調査】
調査】・複数のコア抜き調査（吹付背面の空洞・風化厚の確認）
・ボーリング調査（土質定数、対策深度、抑止力の設定）⇒吹付背後の風化状況について断面的に把握⇒原因と対策範囲を評価判定

図２
打 撃 回 数 Nd

図１

調査フロー
打 撃 回 数 Nd

貫調査位置と周辺の地質

入（３）簡易なサウンディ ング
現場Ｂにて吹付法肩部で 土検棒を用いたところ容易に 1～0.7m 突き刺 さる。風化層が厚いと予想した。一方、簡易 貫入試験の実施箇所
は、法肩頂部と吹付法面 上方の法面である。
簡易貫入試験の貫入量は 、土検棒の約２倍以深度a)現 場 Ｂ

図３-2-b)現 場 Ｃ

簡易貫入試験の深度と打撃回数

日本応用地質学会東北支部（４）調査ボーリング
ボーリングコアの概要は 次の通りである。
GL-2.85mまでは砂状コア であり、所々で細粒分多い。N値は平均 20程度であり 、指で強く押すと割れる。それ以深は 棒状のコアで採取されるが、指で強く押すと 割れて砕ける。
GL-8.7mまでまさ土とした 。以深は風化花崗岩となり、岩片状のコアで 亀裂が多くバラバラになる。亀 裂面は褐色～黒色である。N値は50以上である。 GL-3mまで無水掘進、以深 N値は30以上となるが、法勾配 が急であるのに対して、コア性状が悪い。
（５）吹付表面と背面の コア観察
モルタル背面で、花崗 岩がまさ化していることが確認された。吹付 表面の凹凸箇所や平坦箇所でコア抜きによる コアの新鮮度が異なると考えてコア抜き位置 を現場で試行錯誤したが、明瞭な違いは見ら れなかった。

第 16 回研究発表会

４．対策優先度
現場ＢおよびＣについて 具体な対策優先度を下表にまとめた。なお 、法肩に開口亀裂や法尻に横断亀裂が連続す るなど変状の進行が見られた場合はさらに、 緊急度をあげて対策を行う必要があり、対策 および点検の優先箇
所とした。
表１

現 場 B,Cの 想 定 被 災 規 模 と 発 生 確 率 案

調 査箇所

被災規模
必要抑止力
Ｐｒ ＝ 180ｋＮ/m

現場Ｂ
法高：約20ｍ （小段が無い）
面積：1,400ｍ２、 延長：88ｍ
必要抑止力
Ｐｒ ＝ 78ｋＮ/m
現場Ｃ
法高：約20ｍ
面積：2,200ｍ２ 、延長：152ｍ

発生確率・モル タル薄。
・砕片が数多く剥落。
◎ ・法勾 配61度と比較 的に急。

優先度

◎

1

○

2

⇒比較的に不安 定・モル タル厚。
○ ・部分 的にズレ変状。
・法勾 配57度。（平 均）

５．おわりに（１）まとめ①吹付背面の不安定土 砂からの重力に吹付けの粘りや風化進行のた め亀裂が表面に生じても崩落まで数年経過す る。②吹付の崩壊要
因は吹付材料自体の劣化 損傷と背面の不安定化との複合である。③路 上から発見しにくい
法肩や小段に横断方向の 亀裂は吹付背面の地
山が風化している可能性 が高い。④吹付法面
崩落直前の前兆現象とし ては、法尻付近の横断方向に連続した亀裂進 展が予想される。⑤
スケッチ、写真判読、地 表踏査から吹付背面が風化し、モルタル表面 が変状していると判断した。⑥類似した地形 地質箇所の被災履歴から不安定な崩壊規模を 想定した。
（２）課題点①崩落の前兆現象をと らえるためにカルテ点検などにより定期的な 変位観察を継続し、その亀裂に進行性のある ものか判断することが重要であるが、数も多 いので省力化できる工夫も必要である。②吹 付表面には亀裂が多いので法面の変形過程が 数値的に表現できる
切土法面の変形を解析し 、詳細な変形を区分する。③変状の見られる 箇所については簡易な変位計や傾斜計を用い るなど重点的な監視を行い、常に注意を払う 必要がある。

３．想定される不安定領 域
調 査地 の花崗 岩が 分布す る吹 付法面 では
1:0.5 程度の法勾配であ り、建設時に地山を最も掘削した法尻の背面 は風化していないと考えていたが、花崗岩の 強風化したまさ土であった。法肩のボーリン グ調査では粘土化したまさ土が地表面から約 3ｍ確認された。隣
接 す る 自然 斜 面の 崩 壊 地の 斜 面勾 配 は 40～45 度であるが、風雨に直 接曝された場合の勾配であると考えた。空中 写真をもとに法面の経緯を整理した際に、平成 5 年に近隣の類似した地質の斜面にて崩壊 が発生しており、この崩壊深は 3ｍ程度であ った。過去の被災内
容と地質調査で得たれた 結果をもとに不安定
なまさ土の想定断面を 図 ４ に示した。

謝 辞：本 文 の と り ま と め に 際 し て 現 場 写 真 な ど 資 料 の 提 供

ならび に公 表の 許可 を頂い た秋 田県 秋田 地域振 興局 および東北 地方 整備 局磐 城国道 事務 所の 方々 に記し て感 謝の
意を表す．

図４

現場Ｂの想定断面-3-日本応用地質学会東北支部

第 16 回研究発表会

事例に基づいた落石監視システムの検討
応用地質株式会社 山田 隆宏・鶴原 敬久・能見
青森県下北地域県民局地域整備部 瀧田 洋一
１．はじめに道路への落石災害は、通行車両・通行人に対し大きな被害を及ぼす危険性がある。そのため、道路防災点検が実施され、要対策として判定された箇所への対策工の施工が進められている。しかし、対策を必要とする箇所数が多く、すべてに対応するには、多くの時間が必要である。そのため、岩盤モニタリング
や岩盤崩壊予測などのソフト面での対策が重要視されている。
本稿では、国道 279 号 （青森県風間浦村易
国間地区）での計測事例を紹介し、当地区における落石監視システムのあり方について検
討した。

忠歳・宮良

圭一・三嶋

昭二

部とに分類される。
急 崖 部 の 溶 結 凝 灰 岩 に は 、 高 角 度 （ 80 ～90°）の柱状節理が約 2～3m 間隔で発達する。
また、溶結凝灰岩と下位の地層との境界では恒常的に湧水が認められ、比較的軟質な下位層が浸食しており、上部の溶結凝灰岩からなる急崖斜面はオーバーハングした状態となっている。
緩斜面部には溶結凝灰岩の転石や浮石化した凝灰角礫岩が多数分布する。
崩壊形態としては、崩落・滑落・トップリ
ング・座屈が発生しているものと考えられる。
なお、崩壊の誘因としては、地震、降雨や地下水の作用、凍結融解などが考えられる。
(m )
1 40

２．道路斜面監視システム構築の経緯
当地区は、 青森市から北 北東へ約 75km 離れた下北半島 に位置した青森 県下
北郡風間浦 村易
国間～桑畑 に至る 2.7km の 区間である。国道279 号は、 津軽
図―１ 易国間地区位置
海峡沿いの 標高5～10m 付近を通過する海岸道路である。国道に隣接する斜面は、道路からの比高 80～140ｍ付近に急崖が断続的に分布し、急崖下の緩斜面には転石及び礫の浮石が分布している。
昭和 58 年・平成 13 年・平成 15 年には、急崖や急崖下の緩斜面を発生源とする落石が発
生し、国道の交通に影響を与えた。この内、
平成 15 年 5 月 1 日に 発生した落石は 6m×4m
×3.5m の規模であり、道路に到達した。この落石を契機に、本格的な落石調査・対策工（ソフト・ハード）の検討が行われ、道路斜面監視システムが構築されることになった。

1 20

高さ 20～40m①ゾーン
長径 3～6m の落石発生源となる
岩盤急崖斜面

溶
結凝灰岩
溶結凝灰岩

急崖部

1 00

転石
80

道路からの比高80～ 110m
80～100m

緩斜面部
凝灰角礫岩
凝灰角礫岩

浮石

60

転石
②ゾーン
溶結凝灰岩の転石・凝灰角礫岩の礫の浮石が分布する斜面(Ｂ地区～Ｅ地区)

40

20

小落石
国道 発生源

0

図―２

凝灰質砂岩
凝灰質砂岩

当地区の模式断面図と落石発生箇所

４．システムの概要
道路斜面監視システムは、落石の挙動を把握することを主目的とし、具体的には、①落石の前兆を捉えること、②道路脇の落石防護柵に達した落石を検知できること、③異常時は道路管理者に直ちに通報できること、④道路状況が常時確認できることなどを考慮した。
図―３にシステムの概要図を示す。
観測本部
張力計

道路利用者

伸縮計

傾斜計

行政機関

亀裂変位計
遮断機の作動表示板の表示３．岩盤斜面の特徴と崩壊機構
当地区は、標高 80m～110m を境として溶結凝灰岩が分布する上部の急崖部と、凝灰角礫岩および凝灰質砂岩が分布する下部の緩斜面

落石検知センサー

図―３-4-

システム概要図

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６．計測事例本システムは平成 17 年 3 月に試験運用を開始し、同 6 月から本格運用を行っている。これまでに落石の挙動を捉えた事例のうち、代表的なものを以下に示した。
図―４は張力計と伸縮計で落石の前兆を捉えた事例である。この岩塊は調査時に崩壊の可能性が高いと判断し、張力計のほかに伸縮計・傾斜計を設置していた。
このグラフから、張力計よりも伸縮計の方が前兆現象をより精度高く捉えていることが判る。張力計を用いた面的な計測により、異常個所を抽出して、伸縮計などによる個別の岩塊の挙動を計測することで、精度の高い計測が可能になると考える。
10

8
7
6
5
4
3
2

午前１０時34分15秒
1
0
2005/4/7
0:00:00

2005/4/7
3:00:00

2005/4/7
6:00:00

図―５

2005/4/7
9:00:00

2005/4/7
12:00:00
観測日時

2005/4/7
15:00:00

2005/4/7
18:00:00

2005/4/7
21:00:00

2005/4/8
0:00:00

前兆を捉えられなかった記録

７．まとめ
当地区では、ワイヤロープと張力計による面的計測で落石の前兆現象を捉えることが可能であり、個別計測を組み合わせることで精度が向上されることが判った。
また、図―５のように、落石の前兆を捕らえられないケースがあることが判った。
このような場合は、落石が道路付近に到達したことが確認できれば、その後の対応が迅
速に行うことができ、2 次被害を抑制することが可能となる。このためには、落石検知センサーが有効と考える。
今回紹介したような落石が懸念される斜面に対しては、「落石の予測」と「落石の確認」という 2 つの機能を有した落石監視システム（図―６）が有効と考える。
岩塊の変動

落石の発生

不安定岩塊の直接観測

岩塊下方の観測

個別計測
（伸縮計）
（傾斜計）
（亀裂変位計）

落石検知センサー（振動・破断）

面的計測
（張力計）

自動交通規制

180
160

7

140

6

張力（kN）

9200

張力計D-5
伸縮計D-18

落石発生 2005年4月20日 11時09分00秒

120

5

100

4

80

3

60

2

40

1
0
2005/4/1

落石発生 ２００５年４月７日 午前１０時34分00秒

午前１０時33分45秒

落石の前兆

累積変位量（mm）

9

突発的な落石現象

10

張 力 （kN）

５．測定に用いた計器の概要
落石の前兆や発生を捉えるための計器は現場状況に配慮し以下のように計器を採用した。
①落石の前兆を捉える計測（上部 の急崖部）
落石の前兆を捉えるためには、対象となる岩塊に計器を設置し、岩塊の動きを把握することが必要となる。当地区では、広範囲で落石が発生する可能性があるため、岩盤斜面全体の変動を面的に捉える計測（張力計）と特に落石の危険性がある箇所の変動を個別に捉える計測（傾斜計、伸縮計）を行った。
②落石が発生したことを捉える計測
急崖部や緩斜面部から落石が発生した場合、その落石が道路まで到達したことを捉えることが重要である。当地区では計測対象となる区間が長いので、落石防護柵に落石検知セン
サー（振動センサーと破断センサー）を設置した。

第 16 回研究発表会

落石の予測

落石の確認

＜事前対応＞
・危険岩塊の調査、監視・危険岩塊の除去
・事前交通規制

落石の撤去

20

2005/4/3

2005/4/5

図―４2005/4/7

2005/4/9

2005/4/11

2005/4/13

2005/4/15

2005/4/17

2005/4/19

0
2005/4/21

安全確保

日時

落石の前兆を捉えた記録

図―６

図―５は短時間で落石が発生したため、前兆を捉えられなかった計測記録である。
このように、計器を設置しても前兆が捉えられなかったり、計器を設置していない箇所
から落石が発生したりすることも考えられる。

-5-

落石監視システムの流れ図＜参考文献＞
1)(財)道路保全技術センター：岩盤斜面モニ
タリング要領（案）、2003 年
2)三嶋昭二,能見忠歳,佐藤史,馬貴臣,辻雅規,
野口礼人,山本益男,山田隆宏,宮良圭一：国道
279 号易国間地区における道路防災の取り組
み,応用地質技術年報 No27、2008 年

日本応用地質学会東北支部

第 16 回研究発表会

地下水位低下影響解析の１事例～道路切土の場合～（有）ジオプランニング
１．はじめに
道路切土による地下水位の低下の影響解析
は，地盤条件や水理条件，また降雨量の条件など多くの情報が必要である。しかし，これらの情報が精度良く入手できるとは限らない。
さらに，地下水位の低下の解析はいろいろな方法があるが，ここでは 20 年前に行った差分法を用いた影響解析の例を紹介する。
２．解析対象地の概要
解析の対象は，北海道深川市の道路切土工
事区間で，第四紀のイルムケップ火山の北側裾野に相当する。イルムケップ火山砕屑物は安山岩やデイサイトの角礫とデイサイト質の火山灰の混合物で構成されている。対象区間の山腹斜面はリンゴやサクランボなどの果樹園に利用されており，灌水や消毒用に湧水や井戸が利用されていた。従って，切土による水位低下によってこれらの水が使用できなくなくなることは，果樹園農家に大きな影響が及ぶことになる。水源の補償をするにしても工事と湧水井戸の渇水の因果関係が証明される必要があった。

における滞水層の飽和厚さ
H1, H2, H3:そ れ ぞ れ 3 つ の 断 面 1,i,2における滞水層の飽和厚さ
W:侵 入（自由地下水の 1 日増加量）

μ :有 効 空 隙 率
Δｘ：分割位置間の距離
Δt ：時間図-1 Kamenzky 式 1) の 概念図
滞水層がほぼ均質として透水係数は
k 1-i =k i-2 =k，また，時間Δt の合計降水量を P，平均浸透率を I とすると
W×Δt=P×I である。式（１）を変換して次式（２）を使用
した。
ΔHi =

３．解析方法
解析は水収支の考えを入れた 2 次元の非定常解析の 1 手法である差分式を使用した。事前に滞水層と透水係数などの条件は揚水試験によって得ている。ここでは紙面の都合で割愛する。
以下では，Kamensky 式により非定常状態の差分法 1) を 適用して解析する。
図-1 に差分法の説明図を示す。時間Δt，断面 i における地下水位の上昇高ΔHi は次式により計算できる。
ΔHi =

今野隆彦

Δｔ
μ•Δｘ2

×

ｋ
{(h1 − hi )(H 1 − Hi ) − (ki − k 2)(Hi − H 2)}+ P • I
μ2

ここに、Ｐ：有効降雨量、Ｉ：浸透率・・・(2)

４．解析条件(1)有 効 降 雨 量 と 有 効 空 隙 率 と 浸 透 率 お よ び
蒸発散量
有効降雨量Ｐは次式で得られる。
P=P’-E=P’-n・Ｅ 0
P’ :期 間 Δ t の 雨 量 、E:蒸 発 散 量 、n:あ る 期 間の 無 降 雨 日 数 、E 0 :そ の 期 間 に 対 応 す る 日 蒸 発 散 量

日蒸発散量は水文学的手法で設定した各月の蒸発散量を降水のない日数で除して設定した。なお、冬期積雪期には、蒸発散はないとした。日蒸発散量は、最も大きい 7 月で 3.7㎜/日、最も少ない 11 月で 1.4mm/日で設定した。 なお、積雪期間には、浸透率 0％、融雪期には、平均気温が 0℃以上になったとこΔｔ ⎡h1 + hi
hi + h 2⎤ W⎢ K 1−i × 2 (H 1 − Hi ) − k i − 2 × 2 (Hi − H 2 )⎥ + μ •Δｔ
μΔX 2 ⎣⎦

・・・(1)

ここに， k 1-i :2 つ の 断 面 １ ～ i 間 の 平 均 透 水 係 数
k i-2 :2 つ の 断 面 i～ 2 間 の 平 均 透 水 係 数
h1, h2, h3:そ れ ぞ れ 3 つ の 断 面 1,i,2-6-

日本応用地質学会東北支部

図-4

第 16 回研究発表会

地下 水位低下計算結果

ろで、雪の密度を 0.2g/cm 3 として 、融雪深から降雨量に換算した。
有 効 空 隙 率 は 、 文 献 ２ )を 参 考 に し て μ ＝0.25 と 仮 定 し 試 行 錯 誤 に よ っ て 最 適 結 果 を採用した。
浸透率は降雨計算期間中の平均的な値であり、期間中の合計降雨量によって 15～50％まで変化させて設定した。

対象の湧水(2)ボーリング地点での計算と実測値の比較
実 際 に 解 析 す る 地 区 で 、 Δ t=10 日 、 Δ ｘ=10m として、ボーリング BV2-1 による水位観
測したデータと、試算結果を比較した。計算モデルは図-2 に示す。結果を図-3 に示す。

BV2-1

解析断面

0

図-5

100m

地下水の推定低下状況

Δt=10 日、Δｘ=10m として、最大の切土断面での渇水年 1 年後の水位低下計算結果を
図-4 に示し、周辺の調査ボーリングデータなども含めて推定した平面的な低下状況を示すと図-5 のようになる。
以上から、対象の湧水が切土の影響により、水位が 2～3m 低下し、枯渇する可能性を指摘した。

図-2 計算モデル図

６．あとがき繰り返し計算で 1 年間の水位変化を計算す
ることはまさに計算機の世界で、当時同僚がパソコンに自前のプログラミングをして計算したことが印象深い（1985 年当時）。

図-3 ボーリング孔内水位の実測値との比較

参考文献
１ ） A.シ リ ン ・ ベ ク チ ュ ー リ ン （ 1975） 灌 漑 地 の 水

以上の結果、計算値はほぼ、実測値を追随する傾向が認められたので、これを採用して地下水低下の影響を推定することとした。

収支

東大出版会

２ ） 日 本 道 路 公 団 試 験 所 （ 1977）

道路における地

下水調査の手順と手法を考えるための資料
試 験 所 技 術 資 料 第 208 号

５．計算結果-7-

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第 16 回研究発表会

井戸の適正揚水量決定方法について
農林水産省東北農政局農村計画部資源課
１．はじめに井戸能力としての「適正揚水量」は個々の井戸において安定的に揚水可能な揚水量と定義され，揚水試験によって得られる井戸の水
理学的条件から決定される．
我が国では適正揚水量決定にあたり，段階
揚水試験による揚水量 Q と水位降下量 s を
両対数グラフにプロットし，急激に（水道施設設計指針(1990)では 45°を超えて）折れ曲
がる点を限界揚水量とし，その 60-80%を適正揚水量として決定する手法（ここでは折れ曲がり法と仮称する）が広く行われている．
この手法について，多数の既存揚水試験データを元に再検討したので報告する．

（但し近似不能な場合を除く）

３．折れ曲がり事例の原因推定
Jacob 式では近似できない明瞭な折れ曲がり点を生じた事例が 9 例あったため，そのう
ち の 新 庄 盆 地 井 戸 ( 深 度 30m, 仕 上 げ 口 径300mm)を例に，数値計算により折れ曲がりの原因推定を行った．その結果，帯水層区分が二層であることを考慮したモデル（図-3）によって，折れ曲がりが再現できることが判明したため，この折れ曲がり点は帯水層構造に起因する水理境界であることが判明した．

s = BQ + CQ n ( nは1.5 − 3.5)という関係式があることが分かっている．そこで，Shekhar(2006)の方法に従って，既存の農業用地下水調査において実施された段階揚水試験 172 事例を EXCEL の近似曲線追加機能
により上部層（透水性）下部層（難透水性）

s=BQ+CQ で近似できた事例

GL－14.9m

10
亀岡盆地9S／80m

紫波B-2／40m

1
y = 7E-06x2 + 0.0008x
R2 = 0.9849

水位降下量s[m]

水位降下量s[m]10図 -3 新 庄 盆 地 井 戸 数 値 計 算 モ デ ル

1

0.1

0.1

また，その他の事例についても帯水層構造
あるいは井戸構造が特徴的な構造を持つことから，これらの水理的境界点が折れ曲がり点としてあらわれたものと推定できた．
ただしこれらの折れ曲がり点の値は一義的には定まらず，初期水位変動に伴い変化する
ため，どの値を水理境界点として用いるかは議論が必要である．

y = 8E-09x2 + 0.0009x
R2 = 0.9969

0.01
100

1000

10

揚水量Q[m3/d]

100
1000
揚水量Q[m3/d]

10000

明瞭な折れ曲がりが生じている事例
10100

喜界 ［不圧］／40m
水位降下量s[m]新庄盆地11S[不圧]／30m
水位降下量s[m]GL－11.5m
難透水性膜

2

10

1

1

0.1

0.1
100
揚水量Q[m3/d]

10

1000

100
揚水量Q[m3/d]

1000

判別困難な事例
100

100

紀南ATW1S／82m

10
y = 0.0003x2 - 0.0233x
R2 = 0.9258

水位降下量[m]

大滝根北東B5／27m
水位降下量[m]GL－5.0m

スクリーン（以下 Jacob 式という）

10

森一司

の形で近似した（図-1）．
そ の 結 果 R 2 ≧0.96 の 適 合 度 で 近 似 で き た
ものが 115 事例，明らかに折れ曲がりが生じており近似できなかったものが 9 事例（うち不圧 5,被圧 2,不明 2），明瞭な折れ曲がりは生じていないが適合度が R 2 ＜0.96 の場合や，近似曲線の B または C が負になってしまった
場合など，判別困難だったものが 36 事例，データ数が 2 点しかなく近似不能の場合が 12
判別不能事例であり （図23%-2），段階揚水試
折れ曲がり
験 の 解 析 に6%
近似可能
Jacob 式を 用い71%ることは妥 当で図 -2 Jacob 式 近 似 結 果
あるといえた．

２．折れ曲がり法と Jacob 式
この折れ曲がり法については 1970 年代以降，いくつかの文献によって問題点が指摘されている．また，この手法を採用しているのは我が国以外にはほとんど存在しない．
一方，揚水量と水位降下量の間にはJacob(1947)らによって

s = BQ + CQ 2

飯塚康太

y = 0.0384x2 - 0.0583x
R2 = 0.9963

10

４．Jacob 式と折れ曲がり点
段階揚水試験結果の大半は Jacob 式での近似が可能であったが，Jacob 式は二次関数で

1

1
100

1000

1

揚水量[m3/d]

図 -1 Jacob 式 近 似 例

10
揚水量[m3/d]

100

-8-

日本応用地質学会東北支部あるためグラフは滑らかな曲線となり，当然ながら数学的な意味での折点（微分不可能な点）は存在しない．従ってこれまでの折れ曲
がり点については最大曲率点を近似していたものであろうと考えられる．またこの折線近似はほとんどの事例が 4-5 点の段階揚水試験
結果により行われているため精確な近似とは言えず，技術者の経験による部分が大きかったと言える．
そこで，これまでの折れ曲がり点に代わる点として，最大曲率点を Jacob 式近似から数式での算出を試みた．

第 16 回研究発表会

は留意しなければならない(斎藤,1979)．
100

s = BQ + CQ 2
B = 0.001, C = 0.00001

水位降下量s[m]

10

1

最大曲率点
0.1

0.01

0.5126B= 51.26m 3 / day
C

0.001

s = BQ + CQ 2 を単位長さの等しい両対数グラ

1

Ce x
Ce x + B
CBe xy ′′ =(Ce x + B) 2
y′ = 1+となる．
ここで y − x グラフの曲率 K は次式
y′′(1 + y′2 )3 / 2で与えられる．今は最大曲率が解ればよいので K 2 を考えて
2

3

2
⎧⎪ ⎛
Ce x ⎞ ⎫⎪
⎟
⎜
1
1
+
+
⎨ ⎜
x
⎟ ⎬
⎪⎩ ⎝ Ce + B ⎠ ⎪⎭である．これを微分して最大曲率点を求める．
便宜上 Ce x = t , (t > 0) とおくと
dK 2
2 B 2t 2=− 2(t + B)(5t 3 + 7 Bt 2 − B 2t − 2 B3 )dx
(5t + 6 Bt + 2 B 2 ) 4となり，B > 0, C > 0, Q > 0, t > 0 なので三次 関数

を解いて
t = 0.5126 B⇔ x = ln(0.5126⇔ Q = 0.5126

10000

図 -4 両 対 数 グ ラ フ 上 の 最 大 曲 率 点

そこで Jacob 式の両辺に自然対数をとって

K2 =

1000

５．結論
これまで広く用いられていた折れ曲がり法
は基本的には Jacob 式での近似が妥当であった．このとき，これまでの折れ曲がり点は曲率計算から数式的に求めることができる．しかし一部の事例では Jacob 式で近似し得ない
折れ曲がり点を持つこともあり，これは帯水層構造又は井戸構造から説明することができる．

ln s = ln( BQ + CQ 2 )を考える．ln s = y, ln Q = x であるので，
y = x + ln(Ce x + B) となり，

⎧ BCe x ⎫⎨x2⎬
⎩ (Ce + B) ⎭100
揚水量Q[m3/day]

フにプロットするので，x = ln Q, y = ln s が軸と
なる．

K=

10

B
)
C

６．考察
これまでの折れ曲がり法による折れ曲がり
点には，①実際の水理的境界点を表すものと②滑らかなグラフの最大曲率点が混在していたことが推定される．
①である場合は，それ を限界揚水量として，そ の 60-80%を 井 戸 の 適 正 揚 水 量 と 考 え る ことは可能であろう（但し地下水盆全体で考えたときの適正揚水量とは全く概念が異なることには留意する必要がある）．一方②の場合は，あくまで数学的に求まる点であり，水理的境
界点とは全く性質の異なるものである．ただ，
段階揚水試験の結果により客観的に求まる値であることから，井戸能力の指標として用いることは可能かもしれない．
しかしながら①と②は全く異なる点である
ので，混同して「限界揚水量」とすることは避けるべきだと結論づけられる．
参考文献

B
C

畑 裕 一 ,2001,地 下 水 （ 井 戸 ） の 可 採 揚 水 量 の 測 定 方 法 に 関 す る 再 検 討 ,地 下 水 技 術 ,第 43 巻 ,第 4 号 ,pp.1-8.
Shekhar,S,2006,An approach to interpretation of step drawdown tests,
Hydrogeology Journal ,vol.14,no.6,pp.1018-1027.
斎 藤 迪 孝 ,1979,土 質 調 査 試 験 結 果 の 解 釈 と 適 用 例 － 第 1 回 改 訂 版 － ,土質 工 学 会 ,pp.1-31
東 北 農 政 局 農 村 計 画 部 資 源 課 ，2008，地 下 水 調 査 開 発 調 査 と り ま と め 型
東北地区報告書

で最大曲率点をとることが分かる（図-4）．
この時，両軸の単位長さが異なると最大曲率点（又は折曲点）が異なって見えることに-9-日本応用地質学会東北支部

第 16 回研究発表会

トンネル工事で発生する重金属等含有掘削土砂対策について
能代河川国道事務所

東北地方整備局

１ ． は じ めに
日本海沿岸東北自動車道は、新潟県新潟市
から青森県青森市間に計画されている延長約320km の高速自動車国道であり、その一部である「大館北～小坂」区間は平 成 1 5 年 度 より新直轄方式による整備を進めている。
当 事 業 区 間 の 地 域 周辺は、 世 界的に有 名
な黒鉱鉱床があり、古くから鉱山事業が盛んに行われてきた地域である。
このことから、事業着手にあたり本区間の地質調査を実施した結果、重金属の含有が確認され、それらの対策、処理方法について検証を進め、
図 -1 位 置 図
事業推進を図っている状況である。
２ ． 掘 削 土対 策 の 概 要
委員 会 に よ る検 討
2.1
施工に先立って、学識経験者および専門技
術者からなる委員会を組織し、重金属に関わるトンネル掘削土の判定、処理および管理方法を示したマニュアルを作成し、運用している。また、更なる合理的な判定方法、適切な処理、管理方法の確立を目指し、トンネル施工において新規データの蓄積結果を基に、委員会を経てマニュアル改定を重ねてきている。
2.2 重 金属を 含 む 掘 削土 の 処 理 方法
掘削土の判定・処理は、土壌汚染対策法に準拠しており、基準値の超過状況に応じて、以下の 3 種類に区分し処理を行っている。
①無処理で盛土(一般型盛土)②遮水シートで覆って盛土(管理型盛土)③廃棄物処理(場外搬出処理)→現状未発生

図 -2

処理区分の概要

建設監督官

五十嵐

一之

2.3 ト ン ネル 掘 削 に おけ る 判 定 の流 れ
掘削土判定の流れを下図に示す。
事前調査

図 -3

掘削土判定の流れ

先進ボーリング
岩種・岩相区分・指標項目分析

分析試験 ①

処理方法区分予測

簡 易 溶 出 pH， 全 岩 S・ Ca含 有 量 ，
強熱減量
・詳細分析
溶 出 試 験 （ 環 告 第18号 試 験 ）含 有 量 試 験 （ 環 告 第19号 試 験 ）

切羽観察
切羽照査
（岩種・岩相）掘削事前調査と一致しない

掘削土仮置き事前調査と一致する

追加分析試験
（ ① と同様）
事前調査に基づく判定

追加試験に基づく判定

掘削土運搬
盛土など

一般型盛土

管理型盛土

廃棄処分

当事業での特徴の一つは、「指標試験」による判定の迅速化、経済性の向上が挙げられる。
法に定められた試験方法（以下「詳細試験」）
は、結果が得られるまでに 10～14 日間が必要なため、判定待ち掘削土の仮置きが生じる。
このため、既往の分析結果を基に設定した指標試験(試験期間 2 日)により、基準超過の可能性の高い試料を選別し、詳細試験の実施
数を絞り込むことで処理方法決定の効率化を図っている。以上のことから、当事業では指標試験において基準超過試料を安全かつ効率的に選別することが重要となっている。
３ ． 検 証 内容
大滝層（OTm） 泥岩、泥岩・凝灰岩互層（泥岩主体）
3.1 検 証の目 的試験開始(144試料)
事業区間の各
一般型と判定指標分析
層の施工時試験 試験期間 要詳細分析 86/144試料 58/144試料（60％）
結果では、セレ 2日
基準値未超過ン・砒素・ふっ詳細分析
83/86試料
基準値超過(96%)
素の溶出量基準 10～14日
3/86試料超過が確認され管理型（2％）
一般型（98％）ている。
図 -4 試 験 に よ る 選 別 工 程
指標試験は、
これらの基準超過試料を漏れなく選別しており、安全性は十分に確保されているが、一部の地質で詳細試験数の絞込みに改良の余地があることが明らかとなってきた。
このため、指標試験を改良し、更なる施工- 10 -

日本応用地質学会東北支部

大滝層(LOTt) 泥岩・凝灰岩互層
大滝層(LOTt) 凝灰岩
大滝層(OTm) 泥岩
大滝層(OTm) 泥岩・凝灰岩互層
大滝層(OTm)凝灰岩の挟み層
大葛層(OKm) 泥岩
大葛層(OKm) 泥岩・凝灰岩互層
大葛層(OKt) 凝灰岩

硫黄－セレン溶出量相関図

セレン溶出量（mg/L））

0.03

0.02

0.01

判定効率
低下の要因
溶出量基準

3.4
新たな 試 験 項 目の 選 定 と 検証 方 法
セレンは金属のセレン化合物として硫化鉱物と共存するなど、硫黄と化学的性質がよく似ており、岩石からの溶出過程では硫黄と似た挙動を示す可能性が考えられた。
このため、新たな指標試験項目の候補として、検液中に溶出した硫黄（硫酸イオン）を測定し、セレン溶出量との相関性を確認した。
また、検証の第 1 段階 として硫酸イオン測定の妥当性を確認するため、詳細試験検液での相関性の確認を行った。
４ ． 検 証 結果
詳細試験検液における硫酸イオンとセレン
濃度との相関図を示す。検証の結果、概ね正の相関が認められ、新たな指標分析手法として硫酸イオンの測定が効果的である可能性が示された。
18号検液中の硫酸イオン－セレン溶出量相関図
準環告18号検液中のセレン濃度(mg/L)の効率化の向上を目的として検証を続けているものである。
検証概 要3.2
本検証では、セレンの溶出量基準超過が確認されている泥岩を対象に、現行の指標試験に詳細試験実施数の絞込み効率を高めるための試験項目を追加することを検証した。
指標試 験 概 要 と効 率 向 上 への 着 目 点
3.3
現在運用している指標試験は、重金属の溶出メカニズムと関係の深い試験項目に着目し、その相関性から判定する手法をとっている。
重金属等の元素と硫黄の化合物である硫化鉱物を含む岩石（鉱化変質岩）は、大気や水との接触により酸化・分解され硫酸イオンや水素イオン、重金属類を溶出する。一方、岩石中の方解石や斜長石などの鉱物に含まれるカルシウムは、溶液の酸性化を緩衝する中和材として作用し重金属の溶出を抑える。
当事業における指標試験は、この酸化・分解における溶出メカニズムを考慮し、「 簡易溶
出試験検液の pH」や「硫黄、カルシウム含有量」を測定し、以下の基準にて判定を行っている。
●堆積岩類（泥岩・凝灰岩）の指標判定基準①簡易溶出ｐH＜6.0 →詳細試験②S(硫黄)含有量 ≧1.0% →詳細試験③S/Ca 比≧1.0 →詳細試験
図－5 には上記分析項目のうち、岩石中の硫黄含有量とセレン溶出量の関係を示した。
図に示すように、セレンが溶出量基準を超過する試料は、すべて硫黄含有量が 1％を超過した。一方、硫黄含有量が 1％を超える試料でも、セレンが溶出量基準値を超過しない試料が多く存在することが確認された。
これは、セレンの溶出に関与しない硫黄が岩石中に含まれていることを示しており、溶出に関与する硫黄のみを把握することが効率向上への鍵であると考えられた。

第 16 回研究発表会

0.020

0.015

0.010

0.005

0.000
0

50

100

150

200

準環告18号検液中のSO42-（イオンクロマト法）（mg/L）

図 -6

簡易溶出検液における相関図

５．まとめ
現在検証中である試験方法は、単に判定精度の向上のみを目的にしたものではなく、現場レベルでの施工性向上と、より迅速な現場対応を目的としたものである。 現在は、第２段階として、施工時の切羽試料を用いて簡易
溶出試験検液による相関性の確認を行い、新
たな指標試験としての適用を検証中の状況である。
最後に、今後とも事業者、施工者、調査関係者の共同の下、全国的な事例や新しい試験技術も取り入れながら、環境に配慮したうえ
で、より地域（現場）に即した施工のあり方を考えていくこととしている。
※

主要な活用文献
・日本海沿岸東北自動車道

大館～小坂間トンネル

掘削土判定・処理・管理マニュアル・ 土 壌 汚 染 対 策 法 （ 平 成 14 年 法 律 第 53 号 ）

0.00
0.1

1.0

・土木研究所資料

10.0

硫黄含有量(％)

図 -5

建設工事で遭遇する地盤汚染対応

マ ニ ュ ア ル（ 暫 定 版 ）（ 平 成 15 年 7 月 ）独 立 行 政 法 人

硫黄含有量とセレン溶出量の関係図

土木研究所- 11 -

日本応用地質学会東北支部

第 16 回研究発表会

名護断層を含む沖縄本島の NE-SW および NW-SE 活断層系と琉球層群の層序・段丘（岩手宮城内陸地震，荒砥沢ダム，および花山〜鳴子の簡単な調査報告を含む）
所 属
沖縄本島には NW-SE 系の島弧を胴切りする断層が知られている．これらの断層は基盤構造を切って，その分布様式に大きな影響を与えているが，性格や琉球層群との関係は明確でなかった．
NW-SE 系断層には，右横ずれ成分を伴う北
東落ちの正断層と，左横ずれ成分を伴う南西落ちの正断層があり，両者は共役系を成す．
どちらかと言えば，前者の北東落ちの正断層が卓越する．
北東落ちの正断層は，断層崖を成して，国
頭礫層（国頭層と改名されている）からなる
海成の高位段丘を切って，南西に傾動させている．いのがま断層では，傾動に伴い南西に流下した河川を断層により右ずれさせている．
そもそも沖縄本島に発達する岬と岬間の湾入は NW-SE 系断層の形成によっている．また，
河川は断層谷に流路をもつことが多い．
琉球層群には礫岩に伴い炭質シルト岩が知られ，ここから花粉化石や松毬化石が報告さている．炭質シルト岩の多くは国頭層に属するとされ，高位段丘形成時の古地形（高い山地の存在）が議論されている．しかし，この
炭質シルト岩は呉我礫層（呉我層と改名されている）に含まれる．
天仁屋の断層谷沿いには，南西に傾動した
国頭礫層の上位に，水平に近い呉我層の礫岩とこの上位の炭質シルト岩が分布している．
国頭層は呉我層より古期の地層で，風化した礫岩のみからなる．
呉我層はかつての大保大川，比地川，羽地大川などを埋積して堆積していて，大河川の河口ではデルタを成していた．呉我層は源流部の標高 100m まで分布している．呉我層は浅海成の中尾次層に整合で覆われ，中尾次層はさらに琉球石灰岩の那覇層に整合で覆われる．
これら海成層の年代は 100 万年前程度である．
那覇層は古宇利島（最高所は 100m）などで，砕屑性石灰岩，珊瑚石灰岩，砕屑性石灰岩，
珊瑚石灰岩の順に重なり，砕屑性石灰岩の堆積面が平坦面（一種の段丘面），珊瑚石灰岩が一種の段丘崖を成す．ここで“一種”とした

東北大学理学研究科地学専攻氏

名

遅沢壮一

のは，通常の段丘と異なり，高位の平坦面がより新期である．古宇利島などのこれら平坦
面も，運天のウッパマビーチに断層崖がある
NW-SE 系正断層によって傾動している．万座
毛の那覇層石灰岩からなる断崖も同じ成因である．従って，NW-SE 系正断層は那覇層も切っている．
呉我層は名護や辺土名〜奥間ビーチの
NE-SW の低地に分布していて，その模式地は名護の低地である．呉我層の南東縁は北西落
ちで NE-SW 性の正断層である名護断層である．
名護断層は橋本修一氏により，基盤のひん岩と上盤の呉我層礫岩の境界断層として実際に観察されている．下盤の大部分は名護コンプ
レックス，宮城ユニットの苦鉄質片岩である．
呉我層の北西縁は不整合で本部コンプレッ
クスの基盤と不整合で接している．名護低地の中軸には呉我層の上位に中尾次層が分布しており，中軸で第四系の層厚が最大となっている．呉我層は南東縁が名護断層である半地溝を埋積して堆積した．同じような NE-SW 性の半地溝は本部半島先端部にもある．
名護断層や半地溝の成因は沖縄トラフの拡大に求められる．
半地溝を挟んで，北西側と南東側の山地には高所に国頭層の高位段丘がある．高位段丘形成後（国頭層堆積後），名護断層の活動と半地溝の形成があり，低地に呉我層，さらに中尾次層，さらに標高 100m まで海進があり那覇層が堆積した．沖縄本島北端の奥では，100m
地点に那覇層と呉我層の露頭があり，周辺に国頭層の露頭もある．
花粉分析からの高い山地の存在は呉我層についてであるが，呉我層は標高 100（最高所は 165m）まで分布しているので，高い山地が存在する余地は，国頭層堆積時と同じく無い．
NW-SE 系断層は，名護断層の活動と恐らく交互に活動している．いずれにせよ，これらの正断層はいずれも活断層で，地震災害には注意が必要である．

- 12 -

日本応用地質学会東北支部

岩手宮城内陸地震関係
双葉断層の北方延長である青葉東断層は仙台で左ずれ断層として確認しているが，さらに北方へは依然調査していない．青葉東断層
はそのまま延長されれば鳴子周辺に至る．鳴子では陥没があり，なんらかの関連を期待している．
岩手宮城内陸地震の地震断層は NNE-SSW 走
向で，荒砥沢ダムまで報告されたが，その延長は鳴子に至る．鳴子で，NS 性の左横ずれ断層 が NNE-SSW 性 の 逆 断 層 に 転 化 す る 可 能 性（さらに北上低地帯の活断層に連続）を考えた．
森林科学館は地震断層の南南西延長に当たり，その北西の上流側では，道路陥没と落石により交通止めとなっていた．下流側では目立った被害は気付かなかった．森林科学館近くの，山地と段丘のある丘陵地との境界に注意したところ，北西側の山地基盤岩が縄文遺跡の黒色土に一見，のし上げているように見える露頭を見い出した．しかし，当該の地震では全く不動であった．
森林科学館下流側の，より花山側では，例
外的に，軟弱地盤に，畑地と道路を巻き込んだ陥没が見られた．道路は NE-SW 走向で，とう曲状を呈し，逆断層状にも見えるが，この断層は道路以外に延長されず，またその延長
は断層変位と調和する崖であるため，不十分な道路工事による不等沈下を反映していると考えた．
花山の南西側では橋脚の陥没など被害の目立った地域があったが，むしろ平穏であった．
鳴子は山地のわずかな道路の割れ目が認められたのみで，東北大学農場を含め，被害は無かった．
荒砥沢ダムは，かつて，北村信先生の１泊２日の脊梁巡検にお供したが，当時の調査では，下流から工事中であったダムまで，大きな逆断層には気付かなかった．今回，川は濁って，水量も多く，調査できなかった．
断層があるとすれば，ダム堤にあるはずのグリーンタフ基盤と上流側のカルデラ陸成層との境界の正断層であるが，そもそもこの断層は，あったとしても，北西落ちである．
産総研が報告した逆断層は，まさにこのカルデラ縁にあるようである．アスファルト道
路やガードレールを破壊した逆断層らしきものが全体として NNE-SSW 方向に近接した３地点で認められる．しかし，理由が分からない

第 16 回研究発表会

が，断層延長の法面のコンクリートは無傷であった．また，そもそも，この逆断層の位置
はダム堤の延長そのものである．
産総研が別に報告した逆断層は，栗原市営
牧場からダムに至る，荒砥沢ダム近くの道路上にあり，ごく小規模な逆断層に見え，道路外にも不明瞭ながら延長されるかも知れない．
しかし，この道路は多数の正断層性亀裂により，通行止めとなっており，この逆断層も，高所から低所に向かっており，地辷り性である可能性が高い．
この牧場を通る道路や，荒砥沢ダム下流の河川沿いでは，とくに河川で段丘の乗る地域とより上流部間に断層が存在する可能性は残るが，逆断層が存在する要素には気付かなかった．
従って，今回の地震を引き起こした断層は，
インバージョンを考えれば，カルデラ南東縁の正断層であったかも知れない．しかし，上記のようにこの正断層はむしろ地震時に不動で，脊梁巡検でもその正断層露頭は確認・観察できなかったので，確かめるすべが無い．
そのため，活断層の存在でさえ，予知は困難であった．むしろ荒砥沢ダム堤に活断層が存在する余地はごく少ない．
逆に，ダム堤に活断層があるとすれば，ここに建設すること自体が問題かも知れない．
また，ダム湖はいわばカルデラの軟弱地盤であるから，この立地条件も良いとは言い難い．
しかし，ダム湖が存在したため，それが大円
弧滑りの素因の１つであったかもしれないが，ダムが無ければ巨大崩壊がもたらしたはずの土石流が下流に至らず，惨事とならなかったのは幸いであった．
崩壊地では，橋本修一氏にお会いした．一瞬，沖縄の福地ダムを思い出した．

- 13 -

日本応用地質学会東北支部

第 16 回研究発表会

岩手・宮城内陸地震における土砂災害の地質工学的特徴（速報）迫川・三迫川の土砂災害について
日本工営㈱仙台支店
1． は じ め に
平成 20 年 6 月 14 日に発生した「岩手・宮城内陸地震」により、岩手県奥州市・一関市
から宮城県栗原市にかけて多数の土砂災害が発生した。特に、磐井川・迫川・二迫川・三迫川の各水系では、崩壊・地すべり・土石流が多数発生し、国土交通省によれば 15 地区で河道閉塞が生じている。
本報告は、宮城県栗原市の迫川（一迫川）及び三迫川における土砂災害（主に河道閉塞）について、地震翌日から実施した現地調査結果等を元に、現地状況ならびに地質工学的特徴についての概況を速報として紹介するものである。
2． 土 砂 災 害 箇所 の 分 布 と地 質 工 学 的特 徴崩壊箇所（地すべり・土石流含む）の分布
を、概略の地質分布と重ねて図１に示す。
当該地の地質は、次のように大きく４つに区分される。

鬼 首 カルデ ラ

図１

崩壊箇所と概略地質分布

ふご の

畚野

ただし

匡

① 新第三紀中新世中期のグリーンタフ火山岩類及び堆積岩類② 中新世末～鮮新世の陥没構造（カルデラ）を埋積する白色凝灰岩類及び湖成層（虎毛山凝灰岩・三途川層相当層）③ 尾根頂部の台地状地形を形成する灰色の溶結凝灰岩類（北川凝灰岩又は池月凝灰岩：20～30 万年前に鬼首カルデラから噴出）④ 標高 500～600m 以上に分布し、緩やかな火山地形を形成する栗駒山火山岩類
崩壊箇所は、迫川上流～荒砥沢ダム～行者の滝付近に集中しており、この地域は②の白色凝灰岩類及び湖成層の分布域に相当している。特に崩壊箇所が集中している迫川上流は、②白色凝灰岩類の上に③鬼首カルデラ起源の溶結凝灰岩類が台地状地形を形成していることが特徴的である。すなわち、これらの崩壊
は白色凝灰岩中の脆弱層をすべり面とした地
すべり・すべり性崩壊や、柱状節理の発達した溶結凝灰岩の崩落によって特徴付けられるものである（詳細については後述）。
また、栗駒山火山岩類の分布域は、崩壊地は少ないものの、駒ノ湯を襲った土石流の発生源となっていることに留意すべきである。
3． 土 砂 災 害 タイ プ 毎 の 地質 工 学 的 特徴
当該地域における土砂災害の代表例を紹介する。
3.1 柱 状 節 理 の崩 落 （ 温 湯地 区 ）溶結凝灰岩 の柱状節理が崩落した
例を示す（写真１）。
ほぼ垂直に 立つ
直径 2～3m の柱状節理がトップリング崩壊を起こしたものと考えられる。
溶結凝灰岩直下の弱溶結部や白色凝灰岩には変状は認められない。
写真 1 温湯地区の崩壊- 14 -

日本応用地質学会東北支部

や せ 尾 根 上の 溶 結 凝 灰岩 の 崩 壊 、岩 屑 なだ れ （ 小 川原 地 区 ）やせ尾根上部の溶結凝灰岩が大規模に崩壊
し、斜面を駆け下り、河道を閉塞したうえ、
対岸の国道 398 号を埋積し、約 600m 下流まで到達している（写真２）。堆積物はΦ0.5～2mの巨礫を主体とするが、その外側にも高さ10m 幅 20～30m にわたって岩粉が飛散しており、比較的乾燥状態にある土石の崩落・高速移動現象（岩屑なだれ）が生じたことが示唆される。旧表土・樹根等の残存状況より、斜面下半部は概ね旧地形を保持していると考えられる。崩落土砂が斜面下半部を滑り台のよ
うに駆け下って加速し、岩屑なだれとして長距離を移動したものと推定される。

第 16 回研究発表会

3.2

写真２

小川原地区の崩壊

3.3

白色凝灰岩のすべり性崩壊（湯ノ倉地区）
白色凝灰岩中の脆弱層をすべり面とした崩壊と考えられる（図２）。斜面最上部には溶結凝灰岩が見られるが、溶結凝灰岩の土砂は斜面中段部のテラス状部に留まっており、斜面
下部は白色凝灰岩の岩塊が殆どを占めている。
斜面中段部に抜けるすべり面があり、押出した白色凝灰岩の土塊が斜面下部に崩れ落ちて堆積し、河道を閉塞したものと推定される（写真３）。堆積物はΦ0.5～1m の巨礫を主体とするが、末端部は旧表土・崖錐・強風化岩・倒木を母材とし、やや細粒な層相を呈す。

H=300m

細粒相
茶褐色礫混り砂質土～
粘性土
倒木を多く混じえる
プレッシャーリッヂ有り

白色Tf

3m
ｔｒ

500m

図２ 湯ノ倉地区の模式断面図
栗駒山火山噴出物起源の土石流（駒ノ湯）標高 1200～1300m 付近の残雪地帯を崩壊源とし、谷に沿って約 4.5km、比高差約 600m を流れ下り、駒ノ湯付近を埋積したものである。
土石流到達直前にすべり性崩壊があり、谷を堰き止めたことにより、駒ノ湯付近で厚く・広く堆積している（写真４、図３）。また、一部は地すべり土塊を乗り越え、約 4km 下流の行者の滝まで到達している。含水比が高く軟弱な礫混じり土砂であり、上を歩くことは困難である。火砕流堆積物起源と考えられる砂質凝灰岩や、黒色スコリアなどを含む。崩壊源周辺には残雪が多数見られること、含水比が高いことより、融雪水で湿潤な状態にあった火山噴出物が地震動で崩壊・土石
流化したものと推定される。
3.4

土 石 流 堆 積 物 （高 含 水 比 ・軟 弱 ）地 すべり土 塊

上流

写真４

駒ノ湯地区の地すべりと土石流堆積物

EL . 7 0 0 m

右岸
EL . 6 0 0 m

左岸
土石流堆積物

地すべり土塊EL . 5 0 0 m

図３

白色凝灰岩

崩壊堆積物
（白 色 凝 灰 岩 の巨 礫 ）下流

土石流堆積物

溶結凝灰岩

写真３

φ0.5～1mの白色Tfの角礫よりなるマトリクスほとんどない

灰色WT

駒ノ湯地区の断面図

4． お わ り に
崩壊箇所の多くは、交通手段の無い山奥や、道路の寸断された箇所である。詳細な検討については今後の調査の進展を待ちたい。最後に、亡くなられた方々のご冥福ならびに被災
地の速やかな復興を願って報告を終わります。

湯ノ倉地区の崩壊- 15 -

日本応用地質学会東北支部

第 16 回研究発表会

荒砥沢ダム北側の大規模地すべり周辺の地質について
応用地質株式会社
1. はじめに
平成 20 年 6 月 14 日に発生した「平成 20
年岩手・宮城内陸地震」では、山岳地で多くの斜面崩壊・地すべりが発生した。なかでも、
荒砥沢ダム北側で発生した地すべりは規模が大きく、長さ約 1,300 m、幅約 900 m である。
写真.1 に地すべり地全景を示す。地震発生後まもない 6 月 19 日に、地すべり地付近をヘリコプターによって視察する機会を得、また、若干の地表踏査も実施することができたので、特に地質的内容について報告する。

大規模地すべりが発生した荒砥沢付近は、
これらのカルデラの一つである直径約 10 kmの「栗駒山南麓カルデラ」内に位置している。
荒砥沢付近の地質構成を表.1 に示す。この付近では、新第三系上部中新統の小野松沢層
が、中部中新統である葛峰層を高角度の傾斜不整合で覆って、広く分布している。小野松
沢層は、カルデラ堆積物であり、泥岩、凝灰岩、軽石凝灰岩（一部溶結）、火山礫凝灰岩、安山岩等からなり、湖成シルト岩を伴っている。さらにこれらを約 50 万年前以降に活動したとされる栗駒火山起源の溶岩、泥流堆積物が覆っている。
小野松沢層の地質時代については、下部の細越夾亜炭部層に含まれる植物化石より上部
中新統とされているが、小野松沢層上部層準の軽石凝灰岩で 3.4±0.4 Ma(F.T.年代：未公表)の値を得ており、鮮新統にかかる可能性がある。
表.1 調査地周辺の地質構成
時代

写真.1

更新世
後期中新世

鮮新世～

中期

中新世

三途川カルデラ(虎 毛 山 )

地層名

第四紀

新第三紀

地すべり地全景(南側か ら望む)
矢印は写真.2 の撮影方 向を示す。
2. 地質概要と地質構成
東北日本脊梁地域には、新第三紀中新世後期～第四紀更新世にかけて多くのカルデラが形成されている。調査地周辺においては、三途川(虎毛山)カルデラ、鬼首カルデラが知られている(図.1)。

菖蒲幸男、飛田健二、三嶋昭二

主な層相など

栗駒火山
噴出物

溶岩
泥流堆積物

小野
松沢層

軽石凝灰岩
溶結凝灰岩
凝灰岩
シルト岩

葛峰層

凝灰岩類
頁 岩
シルト岩
安山岩

特徴など
泥流堆積物は、安山岩と同質の基質からなる。
固結度の低い細粒～中粒のガラス質凝灰岩 を 挟 む 。下 位
層を高角不整合 で 覆 い 、カ ル
デラ性陥没盆地埋積層と推定される。
凝 灰 岩 、頁 岩 等に堅硬緻密な
安山岩が貫入する。

3. 視察結果
ヘリコプターから地すべり地を望むと、高さ 100 m 程度の滑落崖と大きな陥没帯が２箇所で認められる。また、地すべり土塊の先
栗 駒 山 南 麓
鬼首カルデラカルデラ
端は貯水池まで達するとともに、沢を堰き止めて堰止湖を形成している。
頭部滑落崖は小野松沢層が主体で、上部に栗駒火山噴出物が分布している。崖の中央部
付近にはほぼ水平に連続する白色軽石凝灰岩●地すべり位置が確認され、その上位には溶結凝灰岩が分布
図.1 カルデラの位置と地すべりしている。写真.2 に滑落崖の写真を示す。
発生箇所(天野他、1989 に加筆)
地すべり末端部付近の地質は、軽石凝灰岩- 16 -

日本応用地質学会東北支部が主体でシルト岩も見られる。特徴的に指圧で容易につぶす事ができる程度の固結度である細粒凝灰岩が多く見られる。
白色軽石凝灰岩

第 16 回研究発表会とが判明した。また、非常に強度が低いことが確認された。

写真.3

細粒凝灰岩
細粒凝灰岩

100
90

頭部滑落崖。崖の中央部に白色軽石凝灰岩が分布している。

80
通 過 質 量 百 分 率 (% )写真.2

白色軽石凝灰岩がほぼ水平に分布

70
60
50
40
30
20
10

100m 程 度

0
0.001

0.01

0.1

1

10

粒径(mm)

100m 程 度
細粒凝灰岩の岩塊が多く分布する

図.3 粒径加積曲線
5.おわりに強度が小さい細粒凝灰岩の岩塊が地すべり
土塊の低標高部(すべ り面付近)で確認され、地すべりの要因の一つである可能性がある。
大八木(2002)は、後カルデラ期に形成された湖成堆積物が地すべり発生に対して重要性を持つことを示している。また、地すべり地
近傍では地表地震断層が見られる。
今後は細粒凝灰岩の分布範囲や物性等、地すべり地周辺の地質構造を検討することが望
まれる。
参考文献
・ 北村 信編(1986)：新 生代東北本州弧地質資料集 第 2 巻その８・ 伊藤谷生・歌 田 実・奥 山 俊 一 (1989)：
東北日本脊梁地域に分布する中新世後期～鮮新世のカルデラ群について、地質学
論集、第 32 号、 pp.409-429
・ 天野一男・佐藤比呂志(1989)：東 北本州弧
中部地域の新生代テクトニクス、地質学論集第 32 号 pp81-96
・ 大八木 規夫（2002）：南会津地 域における大規模地すべり地形とカルデラ、財団
法 人 深 田 地 質 研 究 所 年 報 、 No3 、pp.119-136

図.2 模式図(H:V=1:2 程度)
4.細粒凝灰岩の特徴
地すべり土塊末端部にみられる細粒凝灰岩
は指圧で崩すことができる程度の固結度で、つぶした後は磨き粉のような状態となる。写真.3 に細粒 凝灰岩を示す。今回この細粒凝灰岩について、予察的に物理および強度試験を実施した。なお、試験に用いた試料は、地す
べり土塊の末端部で採取した岩塊を用いた。
室内試験での物性値は次のとおりである。
・砂分 18.1%、シルト分 72.8%、粘土分 9.1%
粒径加積曲線を図.3 に示す。
・土粒子の密度 2.411 g/cm 3
・自然含水比2.4 %・湿潤密度
1.031 g/cm 3・乾燥密度1.006 g/cm 3
・間隙比
1.397
・浸水崩壊度D(原 型をとどめない)・一軸圧縮強度73.1 kN/m 2
試験の結果、細粒凝灰岩は浸水に対して弱く、シルト分が多く、粒径がそろっているこ- 17 -

日本応用地質学会東北支部－速報－

第 16 回研究発表会

岩手・宮城内陸地震後の鬼首寒湯地区の再陥没（有）ジオテクノ中里産業（有）ジオプランニング
水文地質ロゴス

１．はじめに寒湯地区では、古くから陥没穴の存在が知られている。H8 の鳴子地震では高橋学宅の庭に陥没穴が、さらに、H13.8.23 にはその西方の高橋正伸宅で地震発生に関係なく陥没が発生し乗用車 1 台が飲み込まれ、510ｍ 3 の土砂によって埋め戻された。H15.5.26 と 7.26 の三陸南地震および宮城県北部地震の時にも高橋学宅をはじめ、数ヶ所で再陥没が生じた 1）
2）。東北 支 部では H13.9 に調査団を結成し調査を行い 20 数ヶ所の陥没穴と過去の陥没を示す露頭を認識した。しかし、形成機構を特定するには至らなかった。その後、寒湯沢の砂 防 ダ ム の 袖 部 に 陥 没 が 生 じ て H13 に 続 き
H15 にはボーリング調査と各種物理探査が行われ、地下の空洞を確認し、古い構造物の痕跡 が 地 下 20ｍ に 落 ち 込 ん で い る こ と が 判 明した。平成 20 年 6 月 14 日 8：43 に発生した
岩手・宮城内陸地震（M7.2，深さ 10km）後の
6 月 16 日および 18 日に著者らは現地を踏査し、図-1 に示す再陥没 3 箇所と新たに生じた
陥没穴 2 箇所その他多くの噴泥を確認した。
以下では、現地の状況を速報として報告する。

中里
今野
初貝
奥田

俊行
隆彦
隆行
勝三

２．現地の状況（１）再陥没穴について
再陥没穴は、正伸宅、学宅、寒湯沢砂防ダ
ム左岸の 3 箇所である。
・正伸宅の陥没穴は、岩手・宮城内陸地震の本震ではなく寒湯近く北東側約 6ｋｍでの余震（9：20、M5.7、深さ 6km）の時に再陥没した。穴は約 7×10m、水面までの深さが 4～5m である。周辺 に認められる亀裂から、今後、拡大すると考えられる。H13 年
陥没後の埋め戻し時に設置したヒューム
管からは茶灰色の濁水が流出していた。

図 -2.

陥没スケッチ（高橋正伸宅前）・砂 防 ダム東 側 の水 田 など
で新 たな陥 没 、白 濁 水 流
出 の確 認 。

・ 再陥没
高橋正伸氏宅前

・寒 湯 沢 砂 防 ダム
周 辺 から白 濁 水 流 出・ 高橋学氏宅前の陥 没 地・ 新規陥没地（牛 舎 の基 礎 浮 上 り）

- 18 -

・白 濁 水 流 出 。

図-1.

陥没位置図

日本応用地質学会東北支部

・学宅の陥没穴は、これまでに地震のたびに断続的に陥没が発生しており 1996 年か
らこの度の地震まで 6 度目である。周辺の亀裂の段差を含めてみると 8×10ｍの円形、深さが 0.6ｍで灰色の濁水が多量に流出している。この穴は、埋め戻しても何度も陥没が生じているのが特徴である。
・砂防ダム左岸の陥没穴は表層部は 1m 程度の開口であるが、内部は、1.6×2m、深さ 3ｍ以上の空洞となっている。水位はGL-1.6m である。南側 の林道の車の轍には、陥没穴からあふれ出た白色の磨き粉が堆積しており、多量の土 砂が吹き出たことがわかる。再 陥没穴はこれまで何度も埋め戻されているが、対策と しての埋め戻し効果は無いようである。
（２）新しい陥没穴
・高橋学宅の陥没穴とヒューム管のある水路直下流の H16.4 に発生した陥没穴との中間に位置する学宅牛舎飼料置き場には、13×6ｍ、水位 1m 程度の長楕円形の陥没が生じた。学宅では 6 月 14 日の夕までまった
く気づかなかったという。牛舎の 基礎は浮き上がり、陥没の拡大次第では牛舎の倒壊が懸念される。陥没穴の側壁には、ヒューム管の水路脇でみられたような茶灰色の磨き粉のようなシルトが露出しており、段丘砂礫層を被覆する二次的な堆積物と推
定される。

図 -3.

陥没スケッチ（牛舎基礎付近）

第 16 回研究発表会

脇の水田面、砂防ダムのコンクリート施工目
地部など数か所から、水田面、寒湯沢旧ボーリング地点西側のクレソンの沢にみられた。
特に、寒湯沢砂防ダム下流の河床には白色の磨き粉が堆積し、流水が白濁化して流下している。
３．陥没穴の形成について
これまでの経過を見ると、地震による未固
結から低固結の灰白色シルトの液状化現象が、地下の空洞化の拡大と陥没穴の形成に大きく関わる 1 つの誘因であると考えられる。また、
水理地質構造からみた地下水の賦存形態も大きな誘因となっていると考えられる。これまでの調査から、陥没の形成機構を考察する。
・本地域は地すべり地形で集水域が広く、被圧水した地下水があり、この被 圧水は地表部に向かう浸透圧として挙動する（寒湯沢 の ボ ー リ ン グ 孔 で は 礫 岩 の 被 圧 水 頭 20ｍ、湧水量 は 50～60 ㍑/分確認されている
1））。
・被圧水は、灰白色の未固結シルトに水みちを作り周辺を飽和し脆弱化させる。シルトは白濁水として、融雪水・降雨などの季
節変化による湧水量と湧水圧によって排出される。
・この水みちは、地震によるパイピングと液状化現象により拡大化する。
・地下水位の変化（地震による急激な液状化や地下水の変動による浸食により空洞化し、地表 部の堆積物の荷重に負圧が生じる）による アーチアクションの低下により陥没する。
このように、主に地震を引き金として陥没が発生、再陥没することが多いが、地震時でなくとも地下の水みちと空洞が徐々に拡大し、突然陥没が発生することがある。
水質関係から考察した水文・水理地質構造については、奥田が継続的な現地調査を進めており、次の機会に紹介したい。

参考文献
・寒湯沢東方県道脇の噴泥の跡がみられる
1)応 用 地 質 学 会 東 北 支 部 （ 平 成 15 年 ）： 見 学 会 資 料
大沼の荒雄川側の水田面より 2ｍ 程度下が2)今 野 ほ か （ 平 成 15 年 ）： 湖 成 層 に 生 じ た 陥 没 と 地
っ た 草 地 に 、 8×10ｍ の 楕 円 状 の 陥 没 穴 が質 環 境 、日 本 応 用 地 質 学 会 研 究 発 表 会 講 演 論 文 集 、発生した。茶灰白色の濁水の水位は 1ｍでP415、 2003ある。側壁 には茶灰色のシルトがみられた。
（３）噴泥地点
噴泥跡は、上記の外に多数観察された。茅原（茅に隠れて古い陥没穴が 2 箇所？ある）- 19 -

日本応用地質学会 東北支部
第 16 回 研 究 発 表 会 講 演 集
平成 20 年 7 月 18 日発行
編 集

日本応用地質学会東北支部事務局
応用地質株式会社

東北支社

内

仙台市宮城野区萩野町 3-21-2 TEL:022-237-0471
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