一般社団法人
日本応用地質学会 東北支部

第 19 回 研 究 発 表 会 講 演 集

２０１１年７月２２日

一般社団法人日本応用地質学会
東

北

支

部

一般社団法人日本応用地質学会東北支部
第１９回 研究発表会プログラム
開催日：平成 23 年 7 月 22 日
会 場：トラストシティカンファレンス・仙台
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（橋本）
発表（午前の部）････（座長：大内、副座長：石井）
10:10～10:30 国道 400 号で発生した落石災害について○松村大志、尾上秀司(応用地質㈱)10:30～10:50 小規模断層群による破砕岩の特徴-ノンテクトニック破砕とテクトニック破砕の識別を目指して○畚野 匡(日本工営㈱)10:50～11:10 東北地方太平洋沖地震の津波による浅層地下水の塩水化○森 一司、岡庭信幸(東北農政局)、柴崎直明、大内拓哉(福島大学)･････････････････＊＊････････＊＊･･･････････････
11:10～11:20（休憩）･････････････････＊＊････････＊＊･･･････････････
11:20～11:40 3.11 前後の長町－利府線断層帯○橋本修一(㈱東北開発コンサルタント)
11:40～12:00 2011 年 4 月 11 日福島県東部内陸地震の地表地震断層○高野邦夫、大内 学、冨岡伸芳、蓑由紀夫(㈱ダイヤコンサルタント)
12:00～12:20 放射線量の簡易モニタリングシステムの構築と地盤・生活空間への適用の試み○田野久貴(日本大学工学研究所上席研究員)･････････････････＊＊････････＊＊･･･････････････
12:20～13:30（休憩、昼食）･････････････････＊＊････････＊＊･･･････････････
特別講演 司会：橋本
13:30～15:00 東日本大震災における東北地方の強震動特性
大野 晋 氏 （東北大学災害制御研究センター）･････････････････＊＊････････＊＊･･･････････････
15:00～15:10（休憩）･････････････････＊＊････････＊＊･･･････････････
発表（午後の部）････（座長：渡邉、副座長：森）
15:10～15:30 2011 年 3 月 11 日東北地方太平洋沖地震の津波堆積物
高野邦夫、○大内 学、新山雅憲
伊藤靖雄、中倉弘道(㈱ダイヤコンサルタント)
15:30～15:50 福島県浜通りを震源とする地震（H23.4.11）による斜面崩壊事例○三川憲一(川崎地質㈱)、澤野幸輝、菊池慎司(㈱ネクスコ･エンジニアリング東北)
小島 均(東日本高速道路㈱)15:50～16:10 国道４号 福島市伏拝地区における造成盛土崩壊について○押見和義、大友伸一(㈱復建技術コンサルタント)、
吉田良勝(国土交通省東北地方整備局 前福島河川国道事務所)
16:10～16:30 荒砥沢ダム湖底で確認したカルデラ湖底堆積岩の性状○正木光一、橋本修一、高見智之、小林俊樹、森 一司(荒砥沢地すべり第 3 次調査団)
総合討論 座長：代表幹事(小林)16:30～16:50
震災からの復興に向けて
閉会
16:50 閉会
16:50 副支部長挨拶(高見)懇 親 会
17:00～19:00 Barbaresco（バルバレスコ）

一般社団法人
日本応用地質学会 東北支部

第 19 回 研 究 発 表 会 講 演 集

２０１１年７月２２日

一般社団法人日本応用地質学会
東

北

支

部

目
一般社団法人日本応用地質学会東北支部

次第 19 回

研究発表会

特別講演
東日本大震災における東北地方の強震動特性
大野
発

晋

氏

・・・・・・・・・・

1（東北大学災害制御研究センター）表①国道 400 号で発生した落石災害について・・・・・・・・・・

11○松村大志、尾上秀司(応用地質㈱)②小規模断層群による破砕岩の特徴-ノンテクトニック破砕とテクトニック破砕の識別を目指して-・・・・
13○畚野 匡(日本工営㈱)③東北地方太平洋沖地震の津波による浅層地下水の塩水化
・・・・・・・・・・・ 15○森 一司、岡庭信幸(東北農政局)
柴崎直明、大内拓哉(福島大学)④3.11 前後の長町－利府線断層帯
・・・・・・・・・・・ 17○橋本修一(㈱東北開発コンサルタント)⑤2011 年 4 月 11 日福島県東部内陸地震の地表地震断層
・・・・・・・・・・・ 19○高野邦夫、大内 学、冨岡伸芳蓑由紀夫(㈱ダイヤコンサルタント)⑥放射線量の簡易モニタリングシステムの構築と地盤・生活空間への適用の試み・・・・・ 21○田野久貴(日本大学工学研究所上席研究員)⑦2011 年 3 月 11 日東北地方太平洋沖地震の津波堆積物
・・・・・・・・・・・ 23
高野邦夫、○大内 学、新山雅憲、伊藤靖雄
中倉弘道(㈱ダイヤコンサルタント)⑧福島県浜通りを震源とする地震（H23.4.11）による斜面崩壊事例・・・・・・・・・・・ 25○三川憲一(川崎地質㈱)、澤野幸輝、菊池慎司(㈱ネクスコ･エンジニアリング東北)
小島
⑨国道４号

均(東日本高速道路㈱)福島市伏拝地区における造成盛土崩壊について・・・・・・・・・・・ 27○押見和義、大友伸一(㈱復建技術コンサルタント)
吉田良勝(国土交通省東北地方整備局 前福島河川国道事務所)⑩荒砥沢ダム湖底で確認したカルデラ湖底堆積岩の性状・・・・・・・・・・
29○正木光一、橋本修一、高見智之、小林俊樹
森 一司(荒砥沢地すべり第 3 次調査団)

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

東日本大震災における東北地方の強震動特性
東北大学災害制御研究センター 大野晋よる地震の発生領域である 3)。東北地方太平洋沖地震は三１．はじめに
本年 3/11 に発生した東北地方太平洋沖地震は，この地域

陸沖中部から茨城県沖までの陸よりの領域と海溝よりの領で事前に想定されていた規模をはるかに上回る地震であり， 域が併せて破壊されており，通常起こる地震のセグメント
広域に渡る地盤震動で多くの構造物被害や地盤災害を引きを越え，広い領域が連動して起こったことが分かる。
図４は気象研究所による強震記録のインバージョン解析

起こすと同時に，津波によって沿岸域に壊滅的な被害を生で求められた震源のすべり分布と震源時間関数である 4)。

じさせた。
東北地方においては，本震で広い範囲で非常に強い揺れ

すべりの大きな部分は震央よりも海溝側
（東側）
に位置し，

が観測された。また，4/7 には宮城県沖で M7.1 のやや深い

もっとも大きなすべりで 30m，破壊の継続時間は 170s に達

スラブ内地震が，4/11 には福島県浜通りで M7.0 の内陸地している。

震が発生し，それぞれにおいても強い揺れが観測されてい表１ 地震諸元 1)と被害の概要 2)

る。ここでは，東北地方太平洋沖地震及び主な余震で観測された強震記録に基づき，主に東北地方で観測された地震

発生時刻

平成23年3月11日14時46分

動特性の概要について，地下構造との関係を交えて報告す

震源位置

三陸沖（北緯 38°6.2′，東経142°51.6′，
深さ24km）

地震規模

モーメントマグニチュードMw=9.0

る。

２．東北地方太平洋沖地震の概要
気象庁発表の地震諸元 1)及び内閣府による被害概要 2)を表１に示す。震央は三陸沖であるが，後述するように震源域は岩手県中部から茨城県沖の広い範囲に及び，地震規模

各地の
震度(震度 6弱以上）

は日本周辺の地震としては過去最大のマグニチュード 9。0となった。宮城県北部で震度７，宮城県から栃木県で震度６強，岩手県から千葉県にかけて震度６弱を観測するなど，
東日本の広い範囲で大きな揺れとなり，広い範囲で大きな津波津波が観測されている。主に津波によるものであるが，人的被害，建築物被害も戦後最悪の震災となった。

震度７：宮城県北部
震度６強：宮城県南部・中部、福島県中通
り・浜通り、茨城県北部・南部、栃木県北部・南部
震度６弱：岩手県沿岸南部・内陸北部・内陸南部、福島県会津、群馬県南部、埼玉県南部、千葉県北西部
・えりも町庶野 最大波 15:44 3.5m
・宮古
最大波 15:26 8.5m以上
・大船渡
最大波 15:18 8.0m以上
・釜石
最大波 15:21 420cm以上
・石巻市鮎川最大波 15:26 8.6m以上
・相馬
最大波 15:51 9.3m以上
・大洗
最大波 16:52 4.0m

図１は東北地方太平洋沖地震の前震(3/9)，本震(3/11

人的被害

死者・行方不明者合わせて22,000名以上

14:46)とそれに続く M7 以上の余震の震央と震源メカニズ

建築物被害

全壊約107千戸，半壊約111千戸
一部損壊417千戸

ム解である 1)。余震域は岩手県中部から茨城県沖に及び，最大余震は 3/11 15:15 におきた茨城県沖（M7.7）である。
余震域の周辺でも，3/11 15:23 にいわゆるアウターライズ
地震と言われる沈み込む前の太平洋プレート内の正断層の地震(M7.5)が起こり，4/7 には宮城県沖でスラブ内のやや深い地震(M7.1)が，4/11 には福島県で正断層型の内陸地震(M7.0)が起こっている。東北地方は通常東西圧縮の応力場
であり，逆断層型の地震がほとんどであるが，東北地方太平洋沖地震の発生に伴う応力場の変化により，通常は起きない正断層の地震も発生している。
図２は 1896 年以降に東北地方で発生した主な地震の震央であるが，今回の地震の震央は繰り返し宮城県沖で起こっていた M7 クラスの地震（いわゆる宮城県沖地震）の東側に位置していることが分かる。図３は地震調査推進本部に- 1 -一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

図１ 東北地方太平洋沖地震と余震の震央位置と主な地震の震源メカニズム解

図２ 東北日本で前世紀以降に発生した主な地震

1)（M≧7.0）1)

図３ 地震調査推進本部の地震の発生領域区分 3)
図４ 強震波形から求めたすべり分布の例 4)- 2 -一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

方向が大きな振幅を示している。但し，最大加速度は大き

３．東北地方の強震動特性
今回の地震は，比較的高密度な強震観測網で観測された

いが，周辺では大きな被害は見られない。

初めての巨大地震である。全国的な強震観測網としては，

図８には仙台市苦竹の K-NET 仙台(MYG013)のピーク付

防災科学技術研究所の K-NET, KiK-net，気象庁 95 型，自治近の加速度波形拡大図を示す。水平２成分で非常に大きな

体の震度情報ネットワーク，港湾航空技術研究所，国土交

加速度を示しているが，この地点では観測小屋付近での噴通省河川・道路等施設の地震計ネットワークなどがあげら砂が確認されており，水平成分は液状化の影響と見られるれる。以下では本校執筆時点で利用可能な記録を用いて検スパイク状の波形となっている。なお，4/7 の余震でも同討した東北地方太平洋沖地震及びその余震の強震動特性に様にスパイク状の波形が観測されている。

ついて述べる。

図７は，表２の代表的な地点と，過去の地震の甚大な被（１）地震動分布

害域で観測された記録の例として，1995 年兵庫県南部地震

図５は，防災科学技術研究所 K-NET, KiK-net 地表，気象の鷹取及び 2004 年新潟県中越地震の川口町について，
擬似

庁(web 公開分のみ），港湾航空技術研究所，東北大学災害

速度応答スペクトルを比較したものである。鷹取及び川口

制御研究センター，東北工業大学（加速度最大値と計測震町の記録が周期 1-2 秒での振幅が大きいのに対して，

5)度のみ）の強震観測 による 3/11 本震の加速度最大値と速MYG004（台地）は短周期は大きいもののその周期帯の振度最大値の分布である。主な地点の NS 方向の加速度波形

幅は小さい。一方 MYG006（大崎平野）,MYG013（仙台平

6)

も図中に示すと同時に，表層地質区分図 も併せて示して野）は築館に比べると周期 1-2 秒の振幅が大きく，さらにいる。

古川中心部の 4B9（大崎平野）では鷹取に近い振幅を示し

図５から，500Gal 以上の加速度が岩手県南部から千葉県ている。

までの広い範囲で観測されていること，50cm/s 以上の速度

低層建物の被害には周期 1-2 秒の振幅の影響が大きいとが主に宮城県中央部と関東平野の一部（表層地質区分図と

指 摘 さ れ て お り 7) ， 実 際 そ の 周 期 帯 の 振 幅 が 小 さ いの対応ではいずれも第４紀層分布域）で観測されているこ

MYG004 では周辺被害が小さいのに対し，特に周期 1-2 秒とがわかる。また，加速度波形は大きく２つの波群で構成の振幅が大きい 4B9 周辺では比較的多くの建物被害が確認されているが，北部では最初の波群の振幅が，南部では２されている。今回最大加速度が大きな記録が広域で観測さ番目の波群の振幅が大きい。震源インバージョンの結果かれているが，その割には報告されている構造物被害が少な

らは破壊開始点付近て 徐々に拡大した後，南北方向に分かい要因の１つとしては，上記のような周期特性が影響して

4)

れて進行したとされており ，それを反映した結果と思わいるものと思われる。

れる。
図６は 3/11 本震，4/7 余震，4/11 余震において，上述の地震記録から求めた東北地方の計測震度の分布である（自治体の観測点は含んでいない）。
本震の計測震度は最大加速度と同様な分布形状で，震度６弱以上が福島県東部から岩手県南部までの広い範囲に分布し，一部震度 7 が観測されている。一方 4/7 余震では宮城県中央部から岩手県南部の低地で震度６弱から６強が分布している。4/11 は内陸の浅い地震であり，福島県浜通りで震度６弱を観測している。
このように，余震でも揺れの強さが本震と同程度の場所があったことがわかる。
（２）主な加速度記録とその特性
表２は計測震度が大きな順に本震の強震記録の諸元を示す。宮城県に特に震度の大きい地点が多く，栗原市・仙台
市・大崎市で大振幅の記録が観測されている。このうち仙台市の記録については後述する。最も震度の大きな地点は
K-NET 築館(MYG004)であり，2700Gal の水平成分，1880Galの上下成分が観測されている。MYG004 の加速度波形のピーク付近の拡大図を図８に示す。95 秒付近で特に NS,UD- 3 -一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

加速度波形(NS 成分）図５ 東北地方太平洋沖地震の最大加速度・速度分布，加速度波形のペーストアップ，表層地質区分図- 4 -一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

3/11

4/7

4/11

(M9.0)(M7.1)(M7.0)

図６ 2011/3/11(M9。0)，4/7(M7。1)，4/11(M7。0)の地表面地震記録から求めた計測震度分布
表２ 東北地方太平洋沖地震で観測された大振幅記録（計測震度≧6。1）

図７ 本震主要記録の擬似速度応答スペクトルと過去の被害地震のスペクトルとの比較

図８ 本震 K-NET 築館・仙台加速度波形（最大値付近拡大）- 5 -一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

４．仙台市内及び宮城県内の強震動特性（１）仙台市内の強震観測結果
仙台市内の主な強震観測網としては，東北工業大学による Small Titan5)と東北大学災害制御研究センターによる強8)
震観測網（以下 DCRC 観測網）がある。
Small Titan は K-NET

仕様の観測小屋による自由地表面の観測網であるが，DCRC の地震計は構造物１階（幾つかは最上階との同時観測）が多い。図９に観測点位置を示す。
3/11 の本震において，DCRC 観測網では休止中の観測点を除いて， 21 点中 14 点で観測記録が得られている 4)。加速度波形を図 10 に示す。なお，仙台市内に位置する気象庁
E06 地点，防災科研 K-NET MYG013 地点，東北電力泉電力

ビル地盤系(IZU)の波形も合わせて示している。また，図11 には 1978 年宮城県沖地震でも観測波形が得られている
No.27（仙台駅前）について，78 年と今回の加速度波形を比較している。
図 12 には， No.27（仙台駅前），No.28（青葉山），No.25（長町南）について，南北方向に近い成分の擬似速度応答
スペクトルを示す。同じ地点で観測された主要な被害地震の記録も示した。また，長町利府断層よりも西側と東側に分けて応答スペクトルを重ね書きした結果を図 13 に示す。
以上の図から，仙台市内の観測記録に見られる主な特徴
は下記の通りである。
・強震動の継続時間は 3 分程度であり，1978 年宮城県沖地
震の仙台市中心部(No.27)の記録が高々30 秒程度であったのと比べて顕著に長い(図 11)。一方応答スペクトルでは，周期による違いはあるが，周期 0.02-10 秒平均値で本震は 1978 年宮城県沖地震を 1.3 倍ほど上回っている。
（図
12 左・中央）。

・仙台駅前の No.27 を規準とすると，断層西側は No.27 と同等もしくは 1 秒よりも短周期側でやや大きくなっているのに対し，断層東側では周期 1 秒及び 3 秒を中心として顕著に大きい（図 13）。仙台市は断層西側で台地，東側で低地（堆積地盤）となっており 11)，地下構造による違いが現れたものと思われる。
・仙台市南部の代表例として No.25 に着目すると，この地点では表層 20m 程度は完新世の軟弱地盤と推定されている 9)。周期３秒のピークは他の地震でも共通して現れるが見られる。ただし，建物や地盤被害との対応を検討するにはまだ密度が不足しているため，図 14 に示す大野・柴山の手法 9)を用いて，地下構造の影響を補正して仙台市と宮城県で周期別に応答スペクトルの分布を求めることを試みた 10)。
この手法にはメッシュの地下構造モデルと表層地盤の非線形特性が必要であり，仙台市及び宮城県の被害想定に使われたモデルを用いた。
図 15 に仙台市の工学的基盤と地震
基盤深さの分布を示す。仙台市の工学的基盤深さは長町利
府断層よりも南東側で深いのに対し，地震基盤深さは西側の方が深く，浅部と深部で形状が異なる複雑な構造となっている 11)。
仙台市に対する周期 0.2 秒，1 秒，3 秒の推定結果を図 16（3/11 本震）
，図 17（4/7 余震）に示す。どの地震でも，周期 0.2 秒の短周期では仙台市北部で大きくなっていること，
周期１秒では長町利府断層東側が大きいこと，一方周期 3秒では仙台市南部で振幅が大きい場所が分布し，周期帯域によって揺れが大きい場所が異なることが確認できる。また，水平２成分をそれぞれ示しているが，本震は南北方向が大きいのに対し，4/7 余震では東西方向の揺れが大きかったことが分かる。
図 18 は宮城県の微地系区分図，図 19 は工学的基盤と地震基盤の深さ分布図である 12)。工学的基盤深さは概ね微地
形区分の分布と対応しているが，地震基盤は海沿いの北上
山地ではほぼ露頭しているのに対し，中央で深くなったの
ち奥羽山脈沿いでやや浅くなる構造となっている。
宮城県に対する周期 0.2 秒，1 秒，3 秒の推定結果を図 20に示す（南北成分のみ）。周期 0.2 秒では北上山地沿いで振幅が大きい（固い基盤上に薄い風化層や堆積層があるためと思われる）のに対し，より長周期では山地の振幅は小さ
くなり，周期 1 秒では仙台市東部と古川市など県中央北部
で，周期３秒では上記に加えて石巻から県中央北部でも振幅が大きくなっていることが分かる。
上記のような周期別の揺れの強さの分布は被害要因を検討する上で重要であり，まだ公開されている観測記録が少ないことから，今後記録を追加して更新し，別途行っている被害調査との対応関係を検討していく予定である。

が，周期１秒弱のピークには明瞭な振幅依存性が見られ，
大振幅による表層地盤の非線形応答の影響が確認できる（図 12 右）。
（２）地震動分布推定
上記のように仙台市内では比較的密に強震観測が行われており，地下構造の違いによると思われる場所による相違- 6 -一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

東北大

図９ 仙台市内強震観測点位置

図 11 78 年宮城県沖地震観測波形との比較（No.27,NS 成分）

図 10 加速度波形（NS 成分）番号は図 9 参照

図 3。2。1。11 DCRC 強震観測網における利府長町断層西側・東側の疑似速度応答スペクトル

図 12 1978/6/12, 2011/3/11,2011/4/7 の地震の擬似速度応答スペクトルの比較

図 13 長町利府断層をはさんで西側，東側の擬似速度応答スペクトルの比較- 7 -一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

図 15 仙台市基盤深さ分布 10)

図 14 地震動分布推定フローチャート 9)

図 16 仙台市擬似速度応答スペクトル分布（2011/3/11）

図 17 仙台市擬似速度応答スペクトル分布（2011/4/7）- 8 -一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

図 19 宮城県基盤深さ分布 12)

図 18 宮城県微地形区分図 12)

図 20 宮城県擬似速度応答スペクトル分布（上段：2011/3/11,下段：2011/4/7）- 9 -一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

５．まとめ

科学連合大会

東北地方太平洋沖地震の東北地方の強震記録とその特性

11) 仙台市：平成 14 年度仙台市地震被害想定調査報告書，
2002

について，現時点で分かっていることを述べた。
大きな特徴として広域に渡る大加速度があげられるが，

12) 宮城県：宮城県地震被害想定調査に関する報告書，構造物の被害に影響が大きい周期帯の振幅は，いわゆる内陸直下地震の震源域の記録と比べて特段大きいわけではない。ただし，地下構造の影響により場所によって増幅する
周期が異なるため，構造物に影響がある周期帯で大きな振幅となった場所もある。
もう１つの特徴として，大きな余震により本震と同程度の振幅となった所もある。本震の３分に及ぶ継続時間の影
響と併せて，損傷の累積に注意が必要と思われる。
謝辞
防災科研，気象庁，建築研究所の記録を使用しました。
記して感謝します。
参考文献
1)

平成 23 年 3 月地震・火山月報(防災編)，気象庁

2)

平成 23 年(2011 年)東北地方太平洋沖地震(東日本大震災)について，平成 23 年 7 月 5 日版，内閣府緊急災
害対策本部

3)

三陸沖から房総沖にかけての地震活動の長期評価(一部改訂)，地震調査研究推進本部，平成 21 年 3 月 9 日

4)

吉田康宏ほか：平成 23 年(2011 年)東北地方太平洋沖地
震の震源過程，日本地球惑星科学連合 2011 年大会

5)

神山眞：2011 年東北地方太平洋沖地震における東北工業大学アレー強震観測システム Small-Titan による強震
記録について，地盤工学会東北支部， http://www.st.
hirosaki-u.ac.jp/~kataoka/Tohoku_EQ/Kamiyama__Small
Titan_01.pdf，20116)

若松加寿江ほか，日本の地形・地盤デジタルマップ，
東京大学出版会，2005

7)

境有紀ほか：建物被害率の予測を目的とした地震動の破壊力指標の提案，日本建築学会構造系論文集, No.555,
pp.85-91, 2002

8)大野晋ほか：2011 年東北地方太平洋沖地震における仙台市内の強震動特性，日本建築学会大会学術講演梗概
集，21095，20119)

大野晋・柴山明寛：地盤増幅と地震動の空間相関を考慮した応答スペクトルの分布推定，第 13 回日本地震
工学シンポジウム論文集，GO1-Thu-PM-10, pp.186-192，
201010) 大野晋・源栄正人：2011 年東北地方太平洋沖地震とその余震における仙台市内の震動特性，2011 年地球惑星- 10 -

2004

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

国道 400 号で発生した落石災害について
応用地質株式会社東北支社
１ ．はじ めに福島県西会津において 2009 年 5 月 24 日に発生した落石を伴う斜面崩壊により、国道
400 号玉梨スノーシェッドが被災した。この
路線は南北の町を繋いでおり、通行止めにより迂回に 1 時間半を要する重要度の高い路線である。
今回は災害発生直後の初動調査および応急対策工に着手するまでの斜面状況の監視について記す。
２ ．地形 地質 概要
当該地区は、傾斜 40 度・比高約 120m の急峻な斜面に位置しており、流紋岩質弱溶結凝
灰岩の岩盤が露出している。尾根部付近は、岩塊が積み重なり、表層は空隙の多い状況にあった。
３ ．被災 状況
落石によりシェッドの屋根材の一部が損傷した。シェッド上の落石は 40 個 ( 最大径 1.9m)
確認され、道路延長方向に幅 55m にわたって飛散していた。シェッド下まで達した落石は11 個 ( 最大径 2.6m) で、 シェッドから 21m 離れた位置まで達していた。

○松村

大志・尾上

秀司

４ ．踏査 結果
崩壊規模は高さ約 5m・幅約 20m 程度であり、崩壊地は、頭部から直下斜面まで、完全に露岩している。岩塊は、割れ目が開いて個々は分離して著しく緩み、不安定な状況にあった。
不 安 定 な 岩 塊 で 最 も 大 き な も の は 、 高 さ 4m
幅 2m 奥行き 1.5m 以上である(写真③)。
割れ目は、中角度の流れ盤のもの(写真②)と、高角度の受け盤のもの(写真①)が、顕著に発達する。
崩壊地背後の斜面は、岩塊の割れ目が開いて分離した状態であり、著しく緩んだ状況にある。また、尾根まで同様に緩んでおり、複数の段差地形が見られ、過去に複数回の緩みによるズレが発生していたと推測される。
落 石 の 経 路 は 、 3 本 の 浅 い 沢 地 形 (ガ リ ー )を中心とし、沢地形斜面下部で 1 本に収束していた。崩落した落石は、斜面に倒木によって停止した巨礫 ( 最大 径 5m 程度 ) の背後に、積み重なって分布している。転石は、跳躍しな が ら落 下し たと 考えら れ 、立 木の 高さ 2m
付近に落石による傷が認められる。傾斜 45 °以上の斜面には、落石が殆ど堆積していないことが解かった。

③

約 5m

崩壊地頭部
約 40m

①

崩壊地
流下方向
②

比高約 120m①①

21m
落石範囲 55m③

斜面イメージ
受け盤
②

図1

破損箇所
被災概要図

流れ盤

- 11 -

図2

最大岩塊

崩壊頭部の状況

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

５ ．落石 発生 の機構
今回の落石の発生原因および落石が道路に達した原因を推定し、素因・誘因に分けて整理した。
主な素因は、発達した流れ盤亀裂とそれを切るような高角度の受け盤亀裂を持つ岩盤であること、凍結融解を起こす気象環境であることと推測した。これは周囲の踏査により尾根の反対側 は急傾斜(70°以上)の崖を 形成していること、周囲の表層が同様に緩んでいること、背後に段差が存在することによる。
誘因は、凍結融解による緩みの進行、降雨による亀裂内の細粒分の吸出しによる摩擦力の低減、樹木の揺れによるバランスの崩れになど、複数の事象と推測した。
また、背後に馬蹄形の段差地形が確認されていることから、背後斜面の不安定化が進行し、2 次・3 次の崩壊が懸念された(図 3 左参照)。
落石の流路上にも岩塊が残存しており、倒木や転石同士の噛み合わせで停止している不安定な状況のため、倒木の腐敗や細粒分の流失等により再び崩落することが懸念された(図 3 右参照)。
なお、前述の通り迂回に時間の掛かる路線であり、早期の通行止め解消が求められた。
そのため、早急な応急対策が必要であり、施工作業者の安全確保のための監視体制が求
められた。

６ ．監視
崩壊の進行性を計測し、作業員の安全確保のため、観測計器を設置し監視を行った。
崩壊頭部に対しては、地表面伸縮計を崩壊地から尾根にかけての段差に 3 箇所、監視カ
メラは崩壊地頭部および、頭部付近の流路に残存している岩塊をカバーできるアングルに設置した。
流路に残存する土塊に対しては、踏査および測量で大岩塊を抽出、張力計を設置した。
シェッド付近に警報機を設置し、設定した閾値に従って管理し、異常が発生した場合、即座に作業員が退避出来る体制をとり、監視を行った。
これらの計器は Web 上でデータを閲覧することができ、異常発生時には登録した携帯電話にメールが届くシステムを採用した。
７ ．あと がき2010 年 10 月に応急対策工が完了し通行規制が解除された。
当該地区の地盤の緩みは、地質条件と風雨に加え、中越地震による影響も考えられる。
当該地区周辺の道路は、急斜面に面している場合が多く、同様の地質状況が推測される。
2011 年 3 月 11 日発生の 地震の影響を含め、
道路上方斜面に崩壊リスクが存在するかの確認が必要と考える。

崩 壊斜面

沢 に残存 して いる落 石群※発生時
崩落箇所危険岩塊の背後に緩んだ箇所が続く。
不安定な危険岩塊が噛合せや木根などで安定を保っている状態。

※想定される崩落「 キ ー ス ト ー ン 」と な っ て い る 危 険 岩 塊 が 落
下することで、前面が一気に崩落。
背後斜面が不安定化し、順次崩壊していく。

図3

懸念された 2 次崩壊モデル- 12 -※発生時
崩落した大岩塊が噛合せや倒木などにより、斜面上に不安定な状態で停止。
背 後 に 大 小 の 岩 塊 、土 砂 が 積 み 重 な る ように堆積。

※想定される崩壊
倒 木 の 腐 食 や 噛 合 せ の 消 失 等 で 、大 岩 塊 が落下すると、背後の堆積土砂が同時に崩壊。
堆積箇所全体が崩壊する可能性。

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

小規模断層群による破砕岩の特徴
ノンテクトニック破砕とテクトニック破砕の識別を目指して
日本工営㈱仙台支店
畚野 匡
Tadashi Fugono
1．はじ めに
土木地質技術者として、地すべり・ゆるみ
岩盤等による「ノンテクトニックな破砕」なのか、初生的な地質構造（断層）形成過程における「テクトニックな破砕」なのか判断が求められる局面に遭遇することが多々ある。
地すべり範囲決定に際して、安全側の判断と称して幾分深めに位置する破砕部にすべり面を設定し、過大な対策工が実施されてしまう
事もあれば、反対に深部に位置するノンテク
トニックな破砕部を初生的な断層と見誤り、想定を超える規模のすべりが発生してしまった事例など、地質技術者の反省が求められる事例は後を絶たない。
昨今、このような応用地質学的課題の解決を目指して、ノンテクトニック破砕とテクト
ニック破砕の識別に関する研究が進められている（脇坂ほか,2009、千木良,2010 など）。
また、断層の規模や活動度を把握する観点か
らも、破砕岩の詳細な構造観察の有用性が謳われている（林,2000）。
本発表では、第三紀堆積岩を基礎とするサ
イトにおける成因不明の角礫状破砕岩盤に対して、詳細な地質観察によって地質構造性の破砕岩であることを解明した事例を報告し、小規模断層群によるテクトニックな破砕岩の産状の紹介と、破砕岩盤の調査手法や分類手法について紹介するものである。
2．調査 横坑 におけ る産状 と調査 方法
図 1 に、従前に実施されていた横坑スケッチを示す。一見ランダムで無構造、成因不明
な破砕岩とされ、地すべり性破砕の懸念が指摘されていた。
近年、大光量・低価格の LED ライトの入手が容易となり、その長時間使用の特性もあい
まって、調査横坑内の観察能率が大きく向上した。今回、壁面の入念な清掃、1/1 スケッ
チ、大型断面試料（図 3）による観察等を実施することにより、複雑な破砕の実態と成因を明らかにすることができた（図 4）。
ここでは、厚さ 1～4cm 程度の凝灰岩薄層が鍵層として利用できたことから、岩盤の詳細な変形様式や構造を把握することができ、小規模な断層群による破砕変形が原因であることが明らかになった。
即ち、①変位量 10cm～数ｍの系統的な中高角度逆断層（東傾斜、西傾斜）と、②層理面
沿い低角度断層（層面破砕）が多数存在しており、③それらが相互に切りあう関係にあり、④会合部や近接部で無構造の角礫岩が幅広く分布することが判明したのである。また、これらの断層は、付加体を構成する中古生代岩石等に良く見られる複合面構造（リーデルせん断構造：R1 面、P 面、Y 面など）の発達程度が弱いこと（図 3 参照）から、相対的に低い封圧下での断層形成が想定されている。
←東 北東

図1

西 南 西→

従前の横坑スケッチ（1/20 程度→縮図）

←東 北東

図2

西 南 西→

詳細横坑スケッチ（1/1 で記載→縮図）

凝灰岩沿い
：複合面
構造有

泥岩の無構
造角礫状破
砕部

- 13 -

図3

大型断面試料写真

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

横坑で見られる破砕岩の特徴を図 3 に示す。
変位（落差）の大きな断層ほど、①壁岩との境界が明瞭、②複合面等の面構造が明瞭、③破砕度が高い（細粒である）傾向がある。

図3

横坑における（断層）破砕岩の特徴

破 砕 度 は 数 字 が 大 き い 程 細 粒 。1：亀 裂 質 ～ 5：砂・粘 土 状。

3．応力 場解 析・形 成機構 解釈
観察結果をもとに、横坑における変形様式
を総合解釈すると、図 4 の様に東西圧縮による短縮変形が生じているものと考えられる。

表1

断層破砕と地すべり破砕の相違

地すべり破砕岩との相違や、前述の横坑における断層の特徴を元に①基岩との境界の明瞭さ②破砕程度（細粒化程度）③鏡肌などを指標にした「断層破砕岩の確からしさ」等の破砕区分を行い、断面上の分布を解釈した（図6）。その結果、alt 層（泥岩凝灰岩互層）中に連続する規模の大きな断層をデコルマとして、その上位層（ｍ：泥岩）中に、数 m 間隔で発達する層面破砕（S）と、交差する中角度の逆断層（F）の存在が浮かび上がった。
←西 南西

東 北 東→

ボーリングコアの破砕区分
コアにおける断層破砕岩の確からしさ評価（断層認定）
見かけ傾斜の位置
ﾎﾞｰﾘﾝｸﾞ位置
↓

地質

凝灰岩薄層

断層としての評価点

破砕度 ～4 ～6 ～8 9～

st1
st5
st3

st2
凝 灰 岩

st4

図4

横坑における変形様式

また、断層のシュミット投影図（図 5）からも、東西圧縮応力場で形成された共役断層群が発達していることが容易に理解できる。

横坑の
方向

横坑の
方向

図5

シュミットネット

4．コア にお ける調 査方法 と断面 解釈
横坑スケール（高さ約 2m）では全体像と変位が確認できる断層でも、ボーリングコアでは小スケール故に、複合面の確認が困難等断層であるか否かを判定することが難しくなる。
近傍に位置する地すべり原因の破砕岩と、典型的な断層破砕岩の特徴を比較した（表 1）。

図6

断面解釈図

赤 破 線 ： 中 角 度 断 層 (F)、 青 破 線 ： 層 面 破 砕 (S)5．まと め
昨今の情報開示や国民への説明責任を考え
ると、土木地質の現場においても最新知見に基づく地質成果の提示が必須となろう。
本件で紹介した破砕岩の様に、地質屋としての基本的な観察力・鑑定力の研鑚と、最新技術の体得を継続し、土木地質技術のレベル向上を図るべく努力を続ける必要がある。
（ 文献）- 14 -

脇 坂 ･上 妻 ･綿 谷 (2009)：地 す べ り 土 塊 を 特 徴 付 け る 角
礫 岩 , 応 用 地 質 学 会 H21 年 度 研 究 発 表 会 講 演 論 文 集 .
千 木 良 (2010)：初 生 地 す べ り 解 剖 学 , 日 本 応 用 地 質 学
会 H22 年 度 特 別 講 演 お よ び シ ン ポ ジ ウ ム 予 稿 集 .
林 愛 明 (2000)： 活 断 層 の ト レ ン チ ・ 野 外 調 査 に お ける断層破砕帯の組織構造の解析と適用について, 応
用 地 質 Vol.41,No3.

4
3
2
1
0
-1
-2

No.1

No.4

No.5

No.4

- 15 -

No.5

EC

0.53
0.70

2.86
0.65

0.32
0.49

0.55

0.35
0.58

0.19

0.51

0.44

0.35

EC

1)Shibasaki et al.(2011):Groundwater level
fluctuations at the Tsunami-hit area by the2011 off the Pacific coast of Tohoku
Earthquake in the southern Sendai Plain,
Japan.,,.
2)(2011): http://www.coastal.jp/- 16 -

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

3.11 前後の長町-利府線断層帯㈱東北開発コンサルタント
はじめに2011 年(平成 23 年)東北地方太平洋沖地震(以下、3.11 地震という)の発生後、東北日本
各地で内陸地殻内の地震活動に変化が見られる。これまで地震がほとんど観測されていな
かった地域で活発化した例もある一方、活動が沈静化している例もある。仙台都市圏を北東－南西に通過する長町利府線断層帯周辺における 3.11 地震前後の地震発生状況の変化と、地質露頭状況を検討した。
１．3.11 地震による地殻変動
3.11 地震の発生に伴い、東北日本は大規模な地殻変動が生じた。GPS の連続観測によると、3.11 地震時に、陸域では最大 5.3m 東南
東に水平移動・1.2m 沈降(牡鹿観測点)、余効変動(M 牡鹿で水平 33cm)も観測されている。
変動量は均一ではなく、震源に近い東部ほど変動量が大きいことから全体として東南東方
向に引張られていることになる（図１参照）。

3.11 前約 3 ヶ月 N=27

図２

橋本

修一

⇒ 3.11 後約 3 ヶ月 N=7

3.11 地震前後 3 ヶ月間の宮城県中部 の 地 震 発 生 状 況 (デ ー タ は 気 象 庁 一
元 化 地震 カタ ログ による )2008 年岩手・宮城内陸地震の震源域の場合はほぼ半減している。3.11 地震以降、地殻には東南東方向の引張力が作用したため、NNE 走向の逆断層に対しては、その活動を抑制する作用を与えているものと考えられる。
一方、長町－利府線断層帯に関連する地域については様相が異なる。北西傾斜の同断層帯の深部延長に相当する地域で 1998 年 9 月、
M5.1 の地震が発生している。当時、『地震の核』が形成されたとも解釈されていた。その後不活発であったが、2011 年 3 月 26 日以降、青葉区大倉付近を中心に微小地震が頻発し、このうち 4 月 30 日の地震(M3.2)の発震機構解は、1998 年と同様、東西～西北西に圧縮軸を持つ逆断層であった(図３)。

2011,4.30 M3.2

1998.9.15,M5.1

図 １ 本 震 (M9.0) に 伴 う 地 殻 変 動 の 等 変 動
量線図 ( 水平変動量 ) 国 土地理院資料

長 町 -利 府 線 断 層 (地 表 部 )２．3.11 地震前後の地震活動の変化
3.11 地震前後それぞれ 3 ヶ月程度の地震発
生個数(M1 以上)を比較すると、たとえば 2003
年宮城県中部の地震震源域の場合、27 個から7 個とほぼ 1/4 に減少している(図２)。

- 17 -

1995 年 以 降 長 町 ― 利 府 線 断 層 関
連 地 域 の 地 震 発 生 状 況 (デ ー タ は 気 象
なお、4.30
庁 一 元化は逆断層、ほかの県周辺の地
地震 カタ ログ )図３

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

斜面崩壊

3.11

(4 月 2 日 撮 影 )図４2010 年 12 月以降の大倉付近 ( 図
２ 枠 内 ) の 地 震 発 生 状 況 (M1 以 上 の
M-T 図。デ ー タは 気象 庁一 元 化地 震カ タ
ログ)

大倉付近の地震の発生頻度は 4 月下旬までは緩やかだったが、5 月下旬以降、10 個/日のペースで継続している(6/27 まで)。地震は最大でも M３クラスで深さ 10k 程度と地震発生層の下限にとどまっている。今後の推移を注
意深く見守る必要があると思われる。
３．3.11 地震後の地表状況
長町－利府線が 1998 年の地震震源域から西へﾃﾞﾀｯﾁﾒﾝﾄとしてほぼ水平に連続すると考
えれば、大倉付近も同断層の延長と見ることが可能である。
3.11 地震後、念のため、長町－利府線断層
帯関連地域について、地表や露頭状況の変化の有無等を検討している。一例として同断層帯のうち、鹿落坂断層の露頭を示す。同断層露頭は現状、法面保護のため露頭観察できな
いので、渡辺(1977)のスケッチ(図５)を参考に断層位置を推定した。崩壊箇所は、断層の北方の急傾斜地で斜面崩壊したようで、スケッチにある地層傾斜も遠望できる(図６)。

鹿落坂断層(4 月 24 日 撮 影 )(推 定 )

図６「鹿落坂断層」北方の斜面崩壊
４．おわりに－断層露頭 DB の整備
長町－利府線断層帯の活動履歴など不明な点が多く残されている。また、3.11 後の地殻変動が具体的にどのように影響するのか不明
なところもある。ただ、現在の小規模な地震
活動が仮に大規模に拡大し、全体にわたって
破壊することを想定した場合、地表変形が顕在化する場としての断層露頭の存在と性状を知っておくことは重要である。
ただ、鹿落坂断層以外にも、法面保護等により不明瞭になったものがある一方、土地造成に伴い一時的に出現した断層露頭も存在しているが記録は散逸している。これらを再整理して保存することは、応用地質学
的な基礎資料として議論の場を提供することになり、今後の活断層評価に基本的な地
質情報を的確に提供でき、また、地域防災にも貢献できる ものと 考えられる。
なお、地震発生状況図については、鶴岡(1998)の開発した地震活動解析システムを用いた。
【参考文献】
鶴岡 弘 (1998)： WWW を用いた地震情報検索・解析システムの開発．情報処理学会研究
報告 ; データベースシス テム 115-9, 情報学基礎 49-9, 65-70.
渡辺萬次郎 (1977) わが 町仙台。宝文堂

図５「鹿落坂断層」スケッチ（渡辺 ,1977 ）に一部加筆- 18 -

一般社団法人- 19 -

一般社団法人- 20 -

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

放射線量の簡易モニタリングシステムの構築と地盤・生活空間への適用の試み
日本大学工学部上席研究員
１ ．はじ めに
福島第 1 原発による放射性物質大規模飛散
は、福島県にとっては地震動・津波に続く第三の被害である。これだけの規模であるから
本来なら、簡易線量計を量産して各戸に配布するのが取りあえず民心を落ち着かせる一歩であろうし、自治体も手間が省ける。しかしそのような声は聞こえてこない。線量の時間
的、空間的変化を知るには多点の自動計測によらねばならないが、自治体の手動線量計ですら数十万円だという。そこで、モニタリン
グ装置を 10 台程度自作し、平面的・立体的配置によるシステムの構築を実施するための予備実験をはじめた。キャリブレーションの必要もあり、まず、同一機種２台入手し測定を始めたが、幾つかの問題点を述べるとともに、これを考慮した二三の測定結果を報告する。
２ ．放射 線量 計
2.1 計 測上の 問題点 とガ イガー カウ ンター の
原 理 ：線量を計測する方法は幾つかあるがこ
こ で は ガ イ ガ ー ミ ュ ラ ー 管 (GMT)に よ る 方 法
を用い、主としてガンマー線に注目する。この原理を図１に、その実物の例を図２に示す。
アルゴンなどの不活性ガスを封入した閉管の陽極に DC500～1000Ｖ程度をかけ、そこに放射線粒子が飛び込むと電離し、陰極に瞬間的な電流（パルス）が流れこれをパルスカウン
ターで数える。飛び込む粒子の数やそのエネ
ルギーにはばらつきがあるうえ、GMT の感度も厳密には同じとはならず、また線量物質のエネルギーは測れない。構築するＧＭＴを用いた装置は、信頼性の高いメーカー製などとの比較と調整が不可欠となる。電極は次第に消耗するから長期的には GMT には寿命がある。
2.2 線量計 の比較（ 較正 ）：同一機種でも、同じカウント数を示すとは限らない。GMT，パル
スカウンターの感度の相違など機種以外にも、放射性粒子の時間・空間的な分布が微妙に異なるためと思われ、カウント結果は一種の確率的側面を持っていると言えよう。ここではGCA-04(ｱﾒﾘｶ ImagesSI 製)を用いた。室内の
比較的線量の低い状況下で 2 台(Ａ機，Ｂ機と称する）の各プローブ(GMT)を並べ同時に各５田野久貴分間計測したが、Ａ、Ｂの各組の数値はほとんど異なる値を示した。しかし、相当数の計測を重ねると、Ａ，Ｂの平均値はほぼ一致し、１カウント程度の相違であった。これから分かることは、異なる位置の同時計測を行って比較するには 50 分から 60 分間くらいの計測時間を要し、最小限 30 分前後は必要であろうという事となった。他の機種の値と比べる際にはさらに注意する必要がある。ここでは二つの違う条件下の測定の場合、たとえばＡＢ
並行して 60 分間（回）測定する場合、30 分
でＡとＢを入れ替えて計測する事を原則とした。

図 １ガイ ガー ミュラ ー管 の原理 模式 図

図 ２GMT の例

図３ 緑地で のＡ Ｂ同時 計
測 の例

３ ．計測 結果 と考察
３ ．１地 盤の 線量：ａ）緑地の 例 表１ は杉林を主とした緑地の地表面と 25cm 上方そして地中の計測結果である。ここでは、目標点
を周囲からの影響減らして測る目的から長さ20cm，厚さ 3mm の鉛管をプローブの周り立て、そ の 内 部 で 計 測 し た （ 図 ３ ）。 そ の 理 由 を 後述する。地表面の測定後直ちに同一場所をハンドオーガーで掘り下げた。この例では地表面が最も高く、20cm 深ではその三分の一に減少している。ｂ ）砂 浜の 例 いわき市のある海浜における結果を表 ２に示す。渚より約 80m
陸側の砂上に、海岸線にほぼ平行に、約 30m- 21 -

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

隔てて２測点設けた。ここでは、ａ） とは異なり地表面より 10cm 上方の値が高く、渚においても同様であった。
3.2 住宅 内の線 量分 布： 軽量鉄骨ラーメン構造で外壁は薄肉鉄板（厚さ 1mm）、屋根も同様である。比較する１階と２階の各測点配置を重ねて図 ４ に示す。表３ ～５ は測定結果である。窓際（ガラス内側）と各部屋の最深部を比較すると、内部の方が低い値を示す。二階も同様であるがこの低減率は一階より小さく、二階の方が一般に線量が高い。この住宅には半地下室があるが、ここが最も線量が低
く な っ て い る 。 こ の 宅 地 で は ⑦ （ 表 ５ ,図 ４参 照）がホットスポット的存在で、行政の公表値の倍近い。
3.3 遮蔽 効果 ａ） 鉛円 筒（φ 55ｘ３ｍ ｍ）の 例：長さ 20cm の円筒にプローブを挿入し、その外に置いた一台と同時に計測し、途中内外のプローブを入れ替えて実験を行った。その結果、鉛筒内では外の約 40%程度の線量低減を示した。これは公表されている鉛の減衰
率 １ ） より上回っている が、条件の相違と思われる。この効果が前述した野外での測定に鉛筒を用いた理由である。アクリルでも 10 数％低減する。ｂ）シャ ッタ ーの効 果： 窓ガラスも効果があるが、シャッターを降ろした場合との比較を表 ６ に示す。この例では約 20％低減している。ここに述べるこれらの低減効
果は周囲の線量がより高い場合、それ程の効
果がないことも考えられる。
４ ．まと め １）緑地の例では地下 20cm 程
度で地表の 30%に線量が減少した。２）地表面が最も数値が大きいが、海浜の例ではやや高いところがより大きい値を示した。３）開口部より建物内部の方が線量は小さい。４）２階は全体に線量が大きく、下階ほど線量は小さい。５）地表の苔の部分は大きな値を示す傾向にある。以上は、事故後自治体の対応が概ね妥当である事を示す結果である。また、
６）比較的低い線量下において、アクリル、
シャッターなどでも遮蔽効果が認められた。
７）一宅地内でも公表値より相当高い場所が認められた。
線量計が巷にあふれ、自治体が貸し出すなどにより市民が線量に興味を持つことは良い事であるが、数字だけが注目されることは避けなければならない。それには注意
深く丁寧な計測が必要であり、他の値と比べるに足るような計測が望まれる。安価な

表１

緑 地に おける 地表 ・表層 の計 測例

15
16
17
18
表２

い わき 市の海 浜に おける 計測 例

表３

１ 階と ２階の 線量 の比較

表４

半 地下 室と１ 階の 線量の 比較

表５

建 物周 辺地表 面の 線量の 計測 結果

表 ６遮 蔽効果 の例（一 階和室 窓際 ）線量計ほど時間を要するな
らば多点の計測には複数の自動計測システムが不可欠である。半減期を考えると短期の変化は望めそうもな
いが、多少でも線量の減少が認められれば一つの安心剤となろう。各表は小数点以下３位まで一応示したがコンマ第１には信頼性がああると思われるが２桁目には慎重さが必要である。 図 ４宅 地の測 点配置
１）日本アイソトープ協会編：アイソトープ手帳、丸善- 22 -

一般社団法人- 23 -

一般社団法人- 24 -

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

福島県浜通りを震源とする地震（H23.4.11）による斜面崩壊事例○川崎地質（株）北日本支社（株）ネクスコ・エンジニアリング東北（株）ネクスコ・エンジニアリング東北
東日本高速道路（株）いわき管理事務所

三川憲一
澤野幸輝
菊池慎司
小島 均

１．はじめに
平成 23 年 4 月 11 日 17 時 16 分に発生した福島県浜通りを震源とする地震 ( 気象庁：
M7.1 、深さ 10km) によ り、常磐自動車道いわき勿来 IC ～いわき湯本間の下り車線法面で岩盤崩壊が生じた。その崩壊状況について報告する。
２．地震概要4/11 の震央は北緯 36 度 54 分東経 140 度
42 分（気象庁）とされ、常磐自動車道いわき
勿来 IC の西方約 3km の山地にあたる。今回の崩壊地点は、その東方約 5km の地点にある。
気象庁による CMT 解析によれば、 3/11 の本
震や 4/7 の宮城県沖地 震は逆断層型であり、4/11 の福島県浜通りを 震源とする地震は正断層型である。周辺には湯ノ岳断層、井戸沢断層と呼ばれる活断層の存在が従来から知られている（活断層研究会、 1991 など）。それらの活断層沿いや延長上には、4/11 の地震による地盤変状が確認されており、地表地震断層と考えられている（佐々木ほか、2011 など）。
なお、崩壊地点は、井戸沢断層から東方へ約3km の地点にある。

図－１

YAHOO MAP を 引 用
崩 壊 箇 所 と 活 断 層 研 究 会 (1991) に よ る 断 層 を 記 入

３．地形・地質概要
崩壊箇所は、北西－南東方向に延びる標高60m 内外の尾根を、両切りで通過する区間に相当する。地質は、新第三紀前期中新世末期の白土層群南白土層（ 須藤ほか、2005 ）の分
布域にあり、下部に凝灰岩、上部にシルト岩
がち砂岩・シルト岩互層が分布する。地質構
造は、北北西－南南東走向で、東側に 10 数
度で緩く傾斜する単斜構造を示す。
４．崩壊状況
岩盤崩壊範囲は、常磐自動車道の 158.35K
P を中心に、幅（道路 方向）約 50m 、長さ約35m 、高さ約 15m に わたる。当該法面の崩壊前の法高は約 35m であり、末端部にブロッ
ク積み擁壁（勾配 1:0.5 、 H=6.5m ）が設けられている。その背後には勾配 1:1.0(H ≒ 7m ×

位置図

図－２

崩壊直後の状況47 ニ ュ ー ス HP よ り 引 用 ： http://www.47news.jp/

4 段 ) の法面があり、吹き付け法枠工が施工されていた。崩壊は、下から 3 段目の小段の上方に生じている。崩壊した切土法面は流れ盤構造となっており、南白土層上部の砂岩・シルト岩互層中に崩壊が生じている。崩壊の形
態は、層理面をすべり面とする滑落（層面すべり）であり、すべり層厚は最大 10m 程度に- 25 -

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

図－３崩壊の模式断面図

図－４

頭部開口部の状況

参考文献
気象庁ホームページ：
http://www.jma.go.jp/jma/index.html
日本気象協会ホームページ：
http://www.jwa.or.jp/
佐々木靖人、江口貴弘、品川俊介、日外勝仁(2011) ：４月１１日の 余震でいわき市に出現した地表地震断層（第 1 ～ 4 報）、土木研究所ホームページ、
http://www.pwri.go.jp/jpn/news/2011/031
3/index.html
防災科学技術研究所 (2011) ： 2011 年 4 月 11日福島県直下型地震による地表地震断層調
査（速報）
ネクスコ東日本ホームページ：
http://www.e-nexco.co.jp/
活断層研究会編 (1991) ：新編日本の活断層－分布図と資料－、東京大学出版会
須藤斎、柳沢幸夫、小笠原憲四郎 (2005) ：常磐地域及びその周辺の第三系の地質と年代
層序、地質調査総合センター、地質調査研
究報告、 Vol.56 No.11/12 2005
地質調査所 (1957) ：日 本炭田図Ⅰ 常磐炭田
地質図ならびに説明書
日本応用地質学会 (1999) ：斜面地質学 －その研究動向と今後の展望－及ぶ。滑落崖直下には開口部（陥没帯）が形成され、底面の不動層上面には崩壊時の条線が認められる。背後斜面にもクラックが認められ、余震や強雨による崩壊の拡大が懸念された。このため、崩壊箇所末端部に崩壊土砂を用いて押さえ盛土を施工したのち、未崩壊部を含めた擁壁背後法面全体に対しモルタル吹き付を行い、応急対策とした。また、地表
伸縮計および GPS によ る動態観測を行っているが、今のところ変状は認められない。
５．考察
今回の岩盤崩壊は、3/11 の本震時ではなく、
4/11 の内陸直下型余震 時に生じている点が注目される。地震による斜面崩壊の要因として、最大加速度のほか、卓越する揺れの方向、
揺れの継続時間（繰り返し載荷回数）などが考えられる。また、斜面の地形・地質が大きく影響する。当該法面は、3/11 の本震により岩盤中に破砕を生じたが崩壊には至らず、
4/11 の最大余震により 崩壊に至ったことが考えられる。

- 26 -

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

国道 4 号 福島市伏拝地区における造成盛土崩壊について（東北地方大平洋沖地震で発生した崩壊）
良勝*，押見

吉田

伸一**

1.

国 道４号

図 -2

133 .46長谷川
高橋
133. 61

桜田

134. 13133. 55

1 34.8 0

13 4.60

133. 84

As
133. 65

1 34.6 2
1 34.1 2132. 49

13 1.8 2

物置1 32.9 4
1 33.0 3

1 32. 31

13 2.23

T-12

131 .36
1 31.8 5

131 .68

13 1.71

T-11

13 2.58

As

132. 06

U30 0×300

U2 50×250

132 .04

13 2.19

E赤 根坂 10

E赤 根坂 9133 .03132 .74関橋本

1 30.7 912 6.27

1 29.8 3

1 30.6 5

12 7.82

125 .44松田

130. 72

丹治

水抜き ボーリ ング

127. 81
12 7.8 2

1 27.4 3
128 .04田島

128. 16

12 8.2 1127. 71

As

T- 7-1GG

12 3.2 0128. 26

1 28. 17

12 8.23

T-1 5

T-6

T田 沢 一9左 1右 4

131 .41

13 1.03大山

1 30.4 2129. 92

13 0.05

130 .52

128 .58

129 .04

T-8

12 9.01崩れ

121. 19

1 28.1 5
120 .73

T-7

U 300×300

117 .50

116. 89

U2 50×250

U2 50×250

下水 ポン プ制 御11 6.7 0AsM

1 17.7 0

ボーリングNO.2
1 18.6 8G
12 4.16

U300×
30
0

1 18. 01

家屋

117 .92

旧 NO.2G

117 .69

116. 34

118 .38

11 7.94

1 16.6 7

1 18.2 8

118 .50

116 .27

300
0×
U30

公園

11 8.0 5

117 .63129. 81コ-ポ

117 .81118. 07

117 .36

11 8.45

11 6.8 8

11 8.69

1 13.2 6G

118 .28

1 27.7 6
12 9.77

As

11 2.08110. 91

T-1

112 .67

1 14.6 3

1 19. 61

T-5

11 2.80

11 8.89

家屋

11 9.49

118 .20
1 10.5 7111. 33
1 12.3 5

111 .59

11 3.91

118 .55As
120 .15 E赤 根坂 16西 2西 5T田 沢一 9左 9120 .67

109. 52

倉庫

114. 24120. 33

NO.1

1 03.3 2

9 9.61

9 9.13

118 .37

1 13.9 8
1 13.7 910 4.70

103 .45sA

10 2.96
10 2.8 8

1 03.3 2

102 .46

100. 94

9 9.3 9As

マ ンホ

1 00.6 1

10 4.08

T-3

崩れ

98.8 195.9 7

95. 4310 2.69

95 .34水 道管φ

9 4.0 989. 66103. 78106. 47

1 03.2 5

1 02.3 4

10 4.7 9

1 02. 19

落し

蓋

30 0*

30 0

1 05.9 3

ト ンパ ック

U450×

0
×25
83. 15

8 9.5 9E 沼の 上線 23
T清水 27 左2

450

450*

高橋

As

83 .84斎藤

8 3.36

φ 300

107. 50
蓋 30

0* 30

As
至

郡山

0

1 06. 90

ス テ ップ97. 83108 .26
1 07.6 2

10 6.80
落し

9 9.9 392.9 045 0107 .41街灯

花井

95. 02

小沢

107. 15
1 07.9 1

電柱

89.8 7

落 し蓋
30 0*

As

30 0

101. 30

8 5.948 3.4 5

83.6 486.7 285.7 1

86 .20電柱
沼上
線2

90. 51

5
E沼の
上線 25

9 5.87

NO.6

92. 1490.2 4
72 .3

U800×

88. 13 桝8 9.80

3

天

0
80
×
00
U8
80

As
U250

200

8 5.3800

E沼の 上線 22- A
T清 水26 -3 0
×30
U300
83 .7783 .31No.15

8 2.91

150
VUφ83 .52

0 *8

U200×

88. 25As

1 05.8 2

1 02.2 4
98. 33

ス テッ プ

9 0.22As

10 7.56

識As

1 07.2 0

106 .35

9 7.3495 .62F- 1標

10 7.81

10 7.40

91.9 1
90. 06

107 .13
街灯

10 5.25

97. 83

9 0.348 7.7 1
92 .81ール

一般国道４号

NO.5

ス テ ップ96.5 5As

350

1 04. 60

106 .80
106. 94106. 26

10 1.62101. 32

91. 7997.5 0106 .70

107 .09S

1 04.9 5

1 01.8 6

1 01.6 0

106 .21106 .19

As

G

GA

マ ンホ

10 3.18

10 2.8 9ール

102 .21G

As

105. 12
1 05. 28105. 28

100 .99

9 8.05

1 06. 62

10 6.63

106. 14

1 06.7 1 マ ンホー
ｶﾞ ｽ 汚 ル

Gp

As

G

街灯

T-4T4

10 5.64

101 .92
9 7.65

107 .97
10 6.43
10 5.64
105 .15

1 05.1 1

10 3.7 1

102 .67Gp

107 .39

10 5.8 9105 .22 266 .2km

1 02.2 0
10 1.43

仮設 通路

99.3 5

11 2.58
10 6.1 0

104 .90102. 94

T2 T-2113 .84

107. 71

NO .9

U300 ×30 0103. 65
102 .87
1 02.4 0

NO.10

As

97.5 0102 .02100. 02
266 .3km

1 08. 52

U40 0×400106 .73

1 05.3 5

10 2.11土留 め
1 01.4 3

101 .2199. 339 7.91
98. 8500

10 1.47

100. 2798.1 8NO.9 +17.0

10 0.98

国 道4 号

99 .60

NO .11

EP

101. 14

10 0.54

9 8.02
9 8.46トン パッ ク
1 08.0 8
10 4.03
1 02.8 2
N O.12

10 0.87

99. 86

NO .1399.9 4

NO.1 5

98. 95

10 7.82
104 .06

崩れ
NO .1498. 95

9 8.27

至 白石

110

5
10

9 8.4 9109. 19

100 .89

100 .37

9 9.64

9 7.56

看板

NO .14+ 3.00 0

U300 ×30 0

119 .87
Gr120. 23

115

114 .06

107 .94

10 9.24

1 09.6 2
110 .51

98. 03T-17

120

117. 60

11 4.13110. 63

107. 21100. 66
1 00.1 1

120 .37300

12 0.48118. 25110. 26

110 .28

U300×

11 3.94
1 10. 41

111 .52
10 7.82
105 .67

10 5.9 0

1 20.6 9

11 8.47
1 11. 74

111. 24

111 .45

109 .86

10 6.97
0Gr

1 13.9 9

家屋

1 11.2 4

NO.11 GH=111.23m

111 .71
113 .13112 .92

U300 ×20

120 .41

112 .73

1 21.4 8

97. 32

118 .72

11 4.24111. 99

11 4.24
125 .71

家屋

11 2.19

T -1 117. 23

118. 19

11 8.23

1 21.5 4

E赤根
16西 2西6118坂.84
T 田沢 一9 左10119. 27

11 4.98

118. 29

12 2.2 5

1 17. 75

11 7.40

1 18. 74

1 23.7 8

伊澤

117. 19116 .22

12 0.1 7123. 31

12 9.76

129 .93129 .92

1 17. 76

124. 97

128 .89

E赤根 坂 6-西 6

E赤 根坂 6- 西5
12 9.24

1 22.8 4

プレハブ

12 7.58

128 .63

As

1 29.4 6129. 49

1 29.6 912 2.47

12 8.07

1 21.7 6As
12 8.5 1

U300 ×300

131. 34

12 9.56

127. 97MH

128. 01

市道
T田 沢一 9左 1

1 31.1 9
1 31.1 7

12 9.2 6

大和

T田沢 一9 左1右 2
1 30.0 3

和泉

131 .38

T-9

ピン観 測T 田沢 一9左 1右 1

1 29.8 6

氏家

1 30.7 2131. 30129. 51

129 .99

石田

130 .19

12 9.94

1 30. 41

As
1 30. 27130. 61

弾性波 探査測 線
木村

130 .31

13 0.52
132 .58

133. 17130. 18
13 0.19129. 93
1 31.7 8G

機械ボ ーリン グ位置

131. 34
13 1.75
131. 73

13 1.54

菅野

室本

沼崎

NO.8

131 .75

真木

13 1.99
13 2.17

調査凡例

橋本

羽後

131 .81NO.3
G

1 31.0 6

1 31.7 2

1 31.7 4

13 1.6 2132. 18

13 2.92

131. 5350

131. 74

E赤 根坂 12

13 1.24

1 31.2 8T田 沢一 14
13 2.47

13 1.4 7

旭台団地

U2 50×2

T田沢 一1 3

13 3.1 30×3 00T-13

1 31.6 7As

1 31.2 8
13 1.74

武内

T-14
131 .02

13 1.58 U30

T田 沢一 12
1 31.2 9

13 1.94

T田 沢 一1113 2.83

133 .59

13 1.86鈴木萩原

13 2.55

132 .06

1 32. 44

1 33.2 0
133 .41

T-10

穂積

場原

あさひ台
集会所

133. 77

133 .93

市

拝133 .40

和泉
犬塚
長谷川
石川

県

島

伏

NO.5

00

横山
135 .46134. 81

福有賀

13 3.4 4

133 .52

NO.6

U3 00×3

1 34. 78
1 35.0 1

島

路面等で亀裂確認範囲

助川

G

133. 77

U底

端

EL=7

G

800

90.2 769.90

0

9 0.93150

800*800

00*

91 .0712 00×100

1.71

EL=

92.2 2

B
O
X1
5
00
×
15
0
0

T田 沢二 5左3
E学 壇線 11135 .17

福1 32. 76
133. 28

佐藤

1 33. 63

1 33.0 1

13 3.19

As

E学 壇線 7

13 3.42

13 3.05

1 33.9 4

1 33.5 5134. 19

13 2.790133. 35

13 3.54

133 .57
E学 壇線 9E学 壇線 10
13 3.82132. 98

1 33.5 6

133 .55
1 33.9 9134. 36T 田沢 二5 左2

1 34.6 4134. 17
As

U300 ×300 13 4.58

134 .61
1 35.0 3
13 4.59

133 .19
13 3.09

134. 12133. 81

U30 0×30

13 2.87
133 .30 U3 00× 300

13 2.86

1 32.9 7
13 3.55
E学 壇線 8NO.8

135 .70

1 35.7 5
1 35.8 3135. 38
135 .26

1 35.4 7

134 .44

13 4.3 4133. 00

1 32.9 913 3.02
133 .45

13 3.02

T- 12-1
13 3.51

NO.7

吉川

134 .24
T田 沢二 5

13 4.3 0

1 34.5 3133. 11X15BO

0

9 2.41

9 6.29

落し
26 6.

1ｋ

蓋 3 00*30 0ｐ

92. 49図-3 調査地平面図
2.2 崩壊の状況
崩壊は台地状の造成地の肩を頭部として発生し，国道４号線上へ崩落し４車線を全て覆う形で停止した．図-2 に崩壊部を正面から見た写真を，図-3 に平面図を示す．平面図には
今回崩壊した範囲と，その背後に帯状に広がる亀裂が生じた範囲を示している．これは，造成時に埋め立てた谷地形を示唆している．
図-4 に主測線の断面図を示す．崩土の頭部
は 大 き く 下 が り 国 道 と の 比 高 差 も 30ｍ ほ どあった状態から 10ｍほども低下した．一方末端付近では，水平に国道に押出す形の移動形
態となり，公園縁に設置してあったフェンスの移動距離などは 20ｍ以上であった．

伏拝地区の位置

国 土 交 通 省 東北 地 方 整 備 局
復 建 技 術 コ ンサル タ ン ト

当該地全景

南

NO.4 13 3.88
134 .68
T田 沢二 5左 1

矢口

25 0

＊
＊＊

造成地崩壊範囲

U250×

図-1

旭台団地

KP
.3
266

はじめに
2011 年 3 月 11 日に発生した東北地方大平洋沖地震（福島市五老内町で震度６弱）では，
大きく報道されている津波の被害のため目立たないものの，多くの地盤災害，特に造成地
盛土における宅地災害が発生している．
本報告は，このようなものの一例として福島市伏拝地区での造成盛土の崩壊事例について報告するものである．
今回の地震での造成地盛土の崩壊に関しては，仙台市内でも多くの事例が見られるが，その多くに共通した特徴が認められる．それは”谷埋め盛土”，”比較的古い造成年代”などである．これらは 1978 年宮城県沖地震の際に顕在化し，指摘されてきたところであるが，今回の地震においても再確認する形となった．
このような特徴に関して当地での調査結果を基に紹介する．
2. 崩壊発生地の状況
2.1 当該地の概要
当地は福島市の南部に位置し，福島盆地と南側の丘陵地との境界部付近に位置している．
ここを一般国道４号が南北に通っており，これの東側には丘陵部を造成した旭台団地が国
道より一段高い位置に存在している．図-1 に
福島県内における当地の位置を示す．
旭 台 団 地 は 標 高 150～ 160ｍ の 台 地 状 緩 斜面として造成されており，その造成年度は昭和 40 年代である．国道と宅地の位置する平坦面との比高差は約 30ｍ程度であり，この間には公園や市道が存在していた．

和義**，大友前 福 島河川 国 道 事 務 所- 27 -

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

一般国道４号

市道および公園

市道

旭台団地宅地
NO.3

G
0m)
23.
(投影 20.00m
=
Dep

H=1

31.9

8m

公民館

車庫

車庫
１． ３ ５
１ ．９ ５崩壊前地形43m
1 10 .
GH=
00m
NO.1
=18.
Dep

移動

崩壊後地形

ト
ベク

ル

移

ク
動ベ

移

８ ． ６ ０９ ． １ ５

ベ

ク

ト

ル

５
３
２
２
２
２
３
３
３
１ ３ ．７ ５
１ ４ ．４ ０
１ ４ ．８ ０３
１ ４
５ ０／ １ ２
５ ０／ ２ ７

盛土層

４
５ ． １ ５

動

盛土層

５
３

２
３

６ ． ８ ０プレハブ

移

１
２． ５ ０

トル

46m
118.
G H=
00m
=15.
Dep

２
２

倉庫

２
２ ．５ ５

トル
動ベク

NO.2

２

４

５ ０／ ２ ４

基盤岩（火山礫凝灰岩・

５ ０／ ２ ５
５ ０／ ２ ３
２ ０ ． ００

５ ０／ ２ ７

９
１ ６
１ ５

２

５０ ／ ２ １

１

５０ ／ ２ ６

２５０ ／ ２ ５１２

３ ９
１ ５． ０ ０２
３２
３
５
１ ２． ７ ０

５０ ／ ２ １

基盤岩（火山礫凝灰岩・凝灰角礫岩）

１ ０４ ４
５ ０ ／ ２２
５ ０ ／ １５５ ０ ／ １０盛土層

５ ０ ／ ２１
１８ ． ０ ０

５ ０ ／ １５

基盤岩
（凝灰岩・凝灰質砂岩）
0

10

20

30

40

50

100m

図 -4 崩壊部主測線断 面図
図 -4 に は 旧 地 形 と の 対 比 か ら 移 動 の ベ ク
降雨などへの反応（水位上昇）も明確に現トルを描いているが，大きく見て頭部で鉛直れる性質があり，谷を生めた盛土としての特成分が卓越し，中腹～末端で水平成分が卓越徴を現している．
する様子が確認できる．
3.3 変動状況
3. 調査結果
現地における変動観測は，亀裂を挟んでの
3.1 地質状況
移動量を計測するものと，ボーリング孔に設崩壊を起こしている土層は造成時の谷埋め置したパイプ歪計による観測とを行なってい盛土であり，その層厚は 10～15ｍ前後である． る．
土相は細礫混じりの粘性土であり，土質試験
これらは観測開始後ほぼ３ヶ月を越えていによる分類名は礫混じり砂質細粒土(FS-G)，
るが，これまでに累積的な変動は観測されて細 粒 分 質 砂 (SF)に 区 分 さ れ た ． Ｎ 値 は 0～ 4
いない．この点は崩壊主部，および背後の盛回程度が主体で非常に軟質である．このよう土部においても同様である．
な特徴は 1978 年宮城県沖地震の際にも同年
このことは，崩土の頭部が大きく下がり全代の造成地で見られた特徴と同様で，造成年体として安定度が高い状態で静止しているた次が古い場所ほどＮ値が低い傾向である．
めと考えられる．崩壊時の運動形態としては
また，多くの孔で盛土と基盤岩層との境界
ゆっくりと滑動し安全率が 1.00 をわずかに付近に旧表土と考えられる腐食土層を確認し超えた時点で静止するような形態ではなく，ている．図-5 に代表コアにてこの状況を示す． 突 然 ・ 高 速 に 移 動 が 始 ま り ， 安 全 率 が 1.00
を越えた時点でも勢いがついて静止すること
盛土層は 無 く ， 頭 部 が 大 き く 下 が り 安 全 率 も 1.00
旧表土を大幅に上回る形状でようやく静止したと解釈できる．
なお，4/7 に福島市松木町において震度５弱を観測した最大余震があったが，この際に着岩深度は多くの観測点で変位は測定されている．但
基盤岩層
し，いずれの観測点でも，その後変位が累積するような傾向は見られない．
4. まとめ図 -5 代 表 コ ア に 見 る 盛 土 -基 盤 岩 境 界 と 旧
今回，調査を実施した地震による宅地の崩
表土壊では，1978 年宮城県沖地震の際に指摘され3.2 地下水状況
た宅地地盤災害の特徴が改めて再確認された
掘進時に確認した地下水位はいずれの孔で形である．第１は古い造成年次による盛土のも 地 表 面 下 2～ 4ｍ 程 度 と 比 較 的 浅 い 位 置 で強度の弱さであり，第２は谷埋めによる地下確認された．その後，オールストレーナーで水の豊富さである．これらの点に関しては今の観測を継続しており，この水位は若干低い
後，危険箇所の事前抽出に役立つとともに，
もののやはり盛土の中～上位に位置している． 対策工法の方向性をも示唆している．

- 28 -

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

荒砥沢ダム湖底で確認したカルデラ湖底堆積岩の性状

荒砥沢ダム湖底調査チーム○正木光一、橋本修一、高見智之、小林俊樹、森１．
はじめに
平成 20 年 (2008 年 ) 岩手・宮城内陸地震で発生した荒砥沢地すべりでは、これまで応用
地質学会をはじめ地すべり学会などで研究が進 め ら れ て き た 。 応 用 地 質 学 会 で は 平 成 20
年 9 月 13 ， 14 の 2 日にわたって第一次現地調査を行い、地質層序の確認および発生のメ
カニズムについて考察 された １ ）。今回は貯水池内に流入した土砂を撤去するために水位を下げた状態にあり、平成 22 年 11 月 28 日に湖底に露出した地質を確認できたのでここに紹介する。
図―1 に荒砥沢地すべりの概略平面図を示
す。

一司

２．
確認された層序siteA に おい て 確認さ れ た地 質 層序 を図 ―
２に示す。
層厚（ｍ）

地質模式図

地質分類名

層

相

3m

軽石凝灰岩

Φ50cm卵型

10m

砂質凝灰岩

磨き砂状

5m

砂岩泥岩互層泥岩が10～20cm
砂岩が5～10cm
平行ラミナ

10m

凝灰岩

白色細粒凝灰岩で僅かにラミネートする

10m

砂岩泥岩互層泥岩が10～20cm
砂岩が5～10cm
平行ラミナ

砂岩泥岩互層クロスラミナ形成

砂岩泥岩互層泥岩が10～20cm
砂岩が5～10cm
平行ラミナ

滑落崖

site C
荒砥沢地すべり5m
湖に突入した地すべり土塊5m

白色凝灰岩(層内スランプ）

4m
4m
site B
N20E
10S
site A
ダム湖

堤体
0

図－１

荒砥沢地すべり概略平面図

1km

軽石凝灰岩

Φ50cm卵型

砂岩泥岩互層泥岩が10～20cm
砂岩が5～10cm
平行ラミナ

図― 2 確認された地質層序
地質構造は N20E 、 10SE であり大局的な地質構造と一致する。
下位より代表地質状況を述べる。
・ 砂岩泥岩互層：砂岩が 5 ～ 10cm 、泥岩が10 ～ 20cm で泥岩優勢の互層である。数枚の暑い凝灰岩を挟み、また砂岩及び泥岩
ともに凝灰質分が多く火山活動でもたらされたものである。岩質は比較的硬質であり平行ラミナを形成するが密着しており、またその面は粗く地すべりを誘発す
るような平滑な分離面ではない。一部に- 29 -

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 19 回研究発表会

クロスラミナを形成するものがありまた20cm 大 の 巨 礫 が 混 入 さ れ る 部 分 が あ るなど側方変化に富む。
・ 軽石凝灰岩：径 50cm ほどの円磨された軽石を混入する凝灰岩であり、マトリック
スの固結度は高い。塊状であり節理など
は 認 めら れな い。 上位層と の境 界に 5cmほどの白色凝灰岩が分布し、層内スランピングするなどやや軟質な層が認められた。
・ 凝灰岩：白色砂粒凝灰岩で僅かにラミネートする。塊状であり節理などは認められない。
・ 砂質凝灰岩：青灰色の発泡度の高い砂粒
大の軽石を多く混入する。見た目が磨き
砂状で半固結。確認された中では最も軟質である。構造は全く認められない。
・ 軽石凝灰岩：下部で確認されたものと同様径 50cm ほどの 円磨 された軽石を 混入する凝灰岩である。
３．
すべり面について
地 す べ り 東 部 末 端 付 近 標 高 320m 付 近
siteB において、移動土塊が、不動体である
磨き砂状砂質凝灰岩中 にのし上げた接触面を確認した（図ー３）。
移動層

南北方向に約 400m 幅は約 50m 、層厚は約20m で通常では考えられないほど細長い。図
― 4 に土塊の状況を示す。

褐色の凝灰角礫岩

移動層
暗緑灰色の凝灰角礫岩で半固結図― 4 湖底に突入したすべり土塊状況
土塊は火山礫凝灰岩・凝灰角礫岩からなりあまり乱されていない。このため小窓であれ
ば基礎岩盤と間違うほどである。土塊胴切断
面は円筒形と見られ、湖底堆積物上をすべる
ように移動したことが予想される。
５．
マッドダイアピル
地 すべ り 土塊 の西 側低 標 高部 siteC （ 標 高
300 ｍ 付 近 ） に は 、 ク ラ ス テ ィ ッ ク ダ イ ク が認められる。磨き砂状砂質凝灰岩にラミナシ
ルト岩が脈状に分布しているが、角礫状のものが砂に注入することは考え難く、全体を見ると磨き砂状砂質凝灰岩が大きく丘状に隆起しているように見える。これは地震動で磨き
砂状砂質凝灰岩が流動化し、上方へ突き上げたマッドダイアピルと考えることが出来る。

磨き砂状砂
質凝灰岩
接触面

図― 3
確認した接触面
半固結でスリッケンサイドはできていなかったが、褐色の旧表土を挟み明らかな境界であることが判明した。
このことから、磨き砂状砂質凝灰岩がすべり要因と考えられるが、今後地すべり対策工事で得られているボーリングコアとの対比を図らねばならない。
４．
湖底のすべり土塊
地すべり発生当時は湖面下の様子は不明であったが、水位を下げることにより水中に突込んだと見られる地すべり土塊を確認した。

図 ― 5 siteC に み ら れ る ク ラ ス テ ィ ッ ク ダ
イク
６．
終りに
大林組荒砥沢現場事務所小野寺 仁様には施工中の入場について便宜を図っていただいた。また東北工業大学千葉則行准教授には現地に同行され助言をいただいた。この場をお借りし、お礼を申し上げる。
参照文献
1) 「平成 20 年岩手 . 宮 城内陸地震」災害第一次現地調査報告「応用 地質」vol.50,no.2,2009- 30 -

一般社団法人日本応用地質学会 東北支部
第 19 回研究発表会講演集
平成 23 年 7 月 22 日発行
編 集

一般社団法人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
学会 E メール：jseg_tohoku@yahoo.co.jp
ホームページ：http://wwwsoc.nii.ac.jp/jseg/tohoku/