山陰地域の斜面災害
公 益 社団法 人 日本 地すべり学 会「山陰地域の斜面災害」編集委員会 編

山陰地域の斜面災害

公 益 社団法 人 日本 地すべり学 会「山陰地域の斜面災害」編集委員会 編

序
斜面災害は自然斜面，人工斜面を問わず各地で発生するが，発生には地域性があり，頻度や内容，規模等は地域ごとに異なっている。これは，斜面災害が自然と社会との相互関係の下で発生し，地形・地質・気象等の自然特性と集落や都市の社会形態の特性が地域ごとに大きく異なっているためである。したがって，わが国各地の斜面災害の特徴とその対処の実態を知ることは，それぞれの地域にて今後の災害発生時の対応をより効果的なものにする上で意義がある。

「山陰地域の斜面災害」は，平成 25 年 8 月に（公社）日本地すべり学会の第 52 回研究発表会

及び見学会が島根県で開催されるのを契機に，島根・鳥取両県にて斜面災害にかかわっている
企業，大学及び行政機関の関係者が共同してとりまとめたものである。
山陰地域における斜面災害の特徴を概観するため，これに関連した調査，計測や対策にかかわる設計，施工，さらには発生予測などの概要を記し，多岐にわたる内容を網羅すべく取り組
みの事例を収集した。また，斜面変動の発生要因となりうる気象，地震活動，地質構成等に関する山陰地域の特徴をそれぞれの専門家に執筆いただき，斜面災害発生の地域性を考えるうえでの基礎とした。

島根県内での日本地すべり学会研究発表会の開催は 1990 年の第 29 回大会以来であり，この 20 数年間にも多くの斜面災害が発生した。この期間は山陰地域にとっては高速道路などの社会インフラ整備が急速に進んだ時期でもあり，それに関連した斜面災害発生も経験した。また，2000 年に鳥取と島根の県境で発生した鳥取県西部地震では両県で地震動による斜面災害も経験した。

一方，わが国全体としては，この間に 1995 年阪神・淡路大震災や 2011 年東日本大震災だ

けでなく，いくつかの火山災害も経験し，自然災害全体に関する対応の仕方も少しずつ変化してきた。ソフト面での対応として予測手法の研究やハザードマップの作成と公表を介した災害軽減に向けた研究の進展が大きい。そのうち，斜面災害に関しては 1999 年広島豪雨災害を契機に「土砂災害防止法」が施行され，山陰地域でもそれに基づいた地域指定がなされつつある。
前回の島根県での地すべり学会研究発表会開催時には「島根の地すべり」が刊行されている。

本書はそれ以降 20 数年を経た現在から振り返り，この地域で発生している斜面災害とそれに対する取り組みを上記の視点も含めてまとめたものである。関係者には本書を今後の災害軽減のために活かしていただければ幸いである。

なお，本書の刊行に際しては関係者に多くの支援をいだたいた。ここに記して謝意を表する。
平成 25 年 8 月 15 日

公益社団法人 日本地すべり学会「山陰地域の斜面災害」編集委員会

目

次

序

第 1 部 島根県の斜面災害と軽減への取り組み 

21．島根県の斜面災害概要 2

1. 1 島根の自然と社会 2

1. 1. 1 島根の風景 

2

1. 1. 2 斜面災害の発生場所 2

1. 2 斜面不安定化をもたらす地形・地質的要因 3

1. 2. 1 島根の地形・地質的特徴 3

1. 2. 2 “なだらかな地形”の形成 

4

1. 2. 3 地すべり型と斜面不安定化の要因 

5

1. 2. 4 斜面崩壊・落石の発生要因 

7

1. 3 自然斜面における斜面災害 

8

1. 3. 1 斜面崩壊と落石の代表的なタイプ 8

1. 3. 2 広域斜面災害 8

1. 4 構造物にかかわる斜面災害とその対応 

11

1. 4. 1 高速道路の施工と維持にかかわる斜面災害対応 

11

1. 4. 2 斐伊川放水路開削部と斜面災害対応 

11

1. 5 歴史的にみた大規模災害の情報とその活用 

13

1. 5. 1 歴史的にみた大規模斜面災害 

13

1. 5. 2 地すべり堆積物と構造による情報 14

1. 5. 3 歴史記録の活用 

15

1. 6 斜面災害の対策と予測 

16

1. 7 まとめと課題 

17

2．斜面災害への取り組みの事例 

1919

2. 1 調査・機構 
2. 1. 1 同
 一渓流で平成 18，19 年度に連続して発生した土砂災害
かみ な ぐ－上那久地区－ 

19

2. 1. 2 大黒山北麓の地すべりについて 

26

2. 1. 3 石見銀山遺跡の斜面における落石の特徴 

32

ひしうら

2. 1. 4 隠岐島前における菱浦地区地すべりの調査 37

2. 1. 5 浜田市金城工区における岩盤崩壊の防止対策事例 

43

2. 1. 6 地すべり地における水ミチの有効な探査手法の適用 48

2. 1. 7 島根県県央部における第四紀層の地すべり事例 

56

2. 1. 8 松江市八雲町にみられる地すべり 

62

2. 1. 9 キャップロック構造切土のり面での災害事例 

64

2. 1. 10 平成 19 年 8 月末島根県隠岐の島における豪雨による土砂災害 

68

2. 2 計測・解析技術 

78

2. 2. 1 長期間連続して移動した地すべりの動態観測記録と変形機構 78

2. 2. 283

3D スキャナー測量を利用した巨大岩塊落下箇所の機構解析 

2. 2. 3 「水抜きボーリング工」
における
小型孔内カメラを用いた孔内の健全度評価 

88

2. 2. 4 島根半島第三紀層地すべりにおける地下水排除効果の事例 

91

2. 2. 5 隠岐島後の主要地方道で発生した地すべり災害 

97

2. 2. 6 地すべり対策における弾性波探査の適用と三次元設計事例 

102

2. 2. 7 地
 形・地質条件の違いによる地震動の増幅効果に関する
ABAQUS を用いた動的解析 

109
118

2. 3 対策 
2. 3. 1 グラウンドアンカーによる地すべり対策事例 

118

2. 3. 2 グラウンドアンカーの“摩擦”に関する実験的研究 122

2. 3. 3 石見銀山遺跡，要害山南東側斜面における落石対策 

128

2. 3. 4 大規模地すべり発生箇所の安全管理体制とすべり機構 133

第 2 部 鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み 

146

1．はじめに－鳥取県の斜面災害 

146

2．斜面災害箇所の分布 1472. 1 地すべり箇所数 

147

2. 2 地すべり地の地質 

147

2. 2. 1 新第三紀層 

147

2. 2. 2 白亜紀～古第三紀初期の深成岩・火山岩類 

149

2. 2. 3 三郡変成岩 

149

2. 2. 4 大山火山砕屑岩 

149
150

3．斜面災害事例 
3. 1 近年の豪雨で発生した斜面災害 

150

3. 1. 1

H.23 大山地区 

150

3. 1. 2

H.23 鹿野地区 

152

3. 1. 3

H.19 琴浦地区 

154

3. 1. 4

H.19 若桜八頭地区 

156

おお ろ

3. 1. 5

H.16 大呂地区 

160

3. 1. 6

H.16 市瀬地区 

160

3. 2 地すべり災害（指定地） 

162

あけなべ

3. 2. 1 明辺地区 

162

3. 2. 2 船岡地区 

163

3. 2. 3 家の谷地区 

164

よ ど

164

わ ぢ

166

3. 2. 4 余戸地区 
3. 2. 5 上地地区 

4．地すべり対策情報の長寿命化に対する取り組み 

169

4. 1 鳥取県の農地地すべり防止施設の実態 

169

4. 2 事例紹介（園地区） 

169

5．土砂災害警戒情報システム 

171

5. 1 見逃し災害の特性把握 

171

5. 2 見逃し災害となった理由に関する考察 

172

6．斜面災害データベース 

175

6. 1 データベースの概要 

175

6. 2 データベースから読み取れる斜面災害の特徴 

175

6. 3 まとめ 

175

7．おわりに 

183

第 3 部 斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件 

186

1．山陰地域の気候と気象災害 

186

1. 1 はじめに 

186

1. 2 気温・降水量の年変化からみる山陰地域の気候 

186

1. 3 島根県における大雨災害 

188

1. 4 梅雨季の大雨の背景 

190

1. 5 山陰地域における短時間強雨の発現特性 192

1. 6 おわりに 

194

2．山陰地域の地震活動 

196

2. 1 はじめに 

196

2. 2 地震活動の特徴 

196

2. 3 鳥取県西部地震までの地震活動 

197

2. 4 鳥取県西部地震の特徴 

198

2. 5

補遺 ―地震分布から地下活断層を推定する 

3．斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造 

199
202

3. 1 山陰地域の地形・地質概要 

202
202

3. 1. 1 地形 

202

3. 1. 2 地質概要 
かのあし3. 2 非変成の中生界・古生界－鹿足層群 

209

3. 2. 1 岩相層序・年代 

209

3. 2. 2 地質構造 210

3. 2. 3 土木工学的側面 

210

3. 2. 4 成因 

210

3. 3 花崗岩類など（白亜系・古第三系の貫入岩類） 

211

3. 3. 1 中国地方の花崗岩類 

211

3. 3. 2 山陰帯の花崗岩類 

211

3. 3. 3 山陰帯花崗岩類における磁鉄鉱の形成 

211

3. 3. 4 山陰帯花崗岩類の成因 

212

3. 4 島根県の新第三系 

213

3. 5 鳥取県の新第三系 

216

3. 5. 1 下部〜中部中新統 

216

3. 5. 2 上部中新統～鮮新統 

217

3. 6 第四系 

218

3. 7 中新統牛切層に見られるユニークな海底地すべり堆積物 219

3. 7. 1 はじめに 

219

3. 7. 2 牛切層の特徴 

219

3. 8 山陰地域白亜紀～古第三紀コールドロン 

222

3. 9 山陰地域の変成岩 

225

3. 9. 1 飛騨－隠岐帯 

225

3. 9. 2 蓮華帯・周防帯 

226

3. 10 第四紀デイサイト火山と山体崩壊 229

3. 10. 1 はじめに 

229

3. 10. 2 世界と日本の火山体崩壊の例 

230

3. 10. 3 三瓶山における 3, 500 年前の山体崩壊，岩屑流，火砕流，土石流 

232

3. 10. 4 大山における山体崩壊 

238

3. 10. 5 大江高山火山群における山体崩壊 242

3. 10. 6 おわりに 

244

編集後記 

247

編集委員会 247

執筆者一覧 248

第 1 部

島根県の斜面災害と軽減への取り組み第1部

1

島根県の斜面災害と軽減への取り組み

島根県の斜面災害概要

1. 1 島根の自然と社会
1. 1. 1 島根の風景

生の地域性を理解するのに役立っている。以下ではこうした視点で島根県の斜面災害を概観し，災害発生の現状と軽減への取り組み，そして将来に向けた課題を考えた“島根県”を他県との比較の中で考えるとき，低起伏のい。また，本書第 1 部の第 2 章では島根県内における山地や丘陵が内陸まで広がり，それらに囲まれて小盆地

様々な取り組み事例を示すが，それらと併せて現状を理が散在する景観が思い浮かぶ。個々の盆地内では山麓斜

解いただきたい。

面に沿うように住居が点在し，断片的に集落が形成されている。広大な平野は存在しないし，その一方で急峻な

1. 1. 2 斜面災害の発生場所

山地が連なる箇所も少なく，内陸の盆地は農耕や居住に

県内の斜面災害は自然斜面，人工斜面を問わず農地，

適した空間となっている。古くから農耕社会の発達した

建物，道路等に関連して発生しており，今なおこれらに山陰地域でも稲作は海岸や湖岸の平野よりもむしろこうしよる社会的・経済的損失は少なくない。図 1. 1. 1 は島根

た内陸の小盆地で開始されたようである。

県を含む中国地方における地すべり防止区域の分布図で過疎化が進んだ今日でも，日本海沿岸から中国山地脊梁部にいたる平坦地や緩斜面は集落や耕作地となっていて，入りくんだ道路網がそれらを結んでいる。
“中山間地域”という用語が地形と社会のこうした特徴を的確に表しある。区域の数や個々の範囲は年度によって変化するが，所管別にみた島根県の箇所数は 1998 年には国土交通省

101，林野庁 55，農産振興局 239 の計 395 であった（新井場ほか，2008）。

ている。このような社会環境の形成には島根独自の歴史

個々の区域はそれぞれの理由に基づいて設定されたも的変遷とともに，歴史が展開できた地形，さらにはその地のであろうが，箇所数は全国的にみても新潟県や長野県

形をもたらした固有の地形地質発達史がかかわっている。

などと並んで多く，中国地方の中では突出している。さら自然災害は自然と社会環境との相互関係の下で発生すに島根県内の密集域は，島根半島とその周辺や隠岐諸島，

るが，発生の頻度やタイプの傾向には地域性がある。この宍道湖南側，出雲～益田の海岸部等であり，それらの地ため，上記の特徴はこの地域の斜面災害発生とその対応域では地すべり災害に加え，斜面崩壊や落石等による斜を考える際の基本となる。年間を通じて得られる適度の降面災害も頻繁に発生している。

水量は水田農耕に絶好の気象条件となっているが，同時に地すべり防止区域の箇所数が島根県に多い理由として地すべりや斜面崩壊等の発生にも適している。島根県のは，斜面を不安定化させる自然条件がこの地域に広く存

地すべり防止区域箇所数が全国的にみても際だっているこ

在するだけでなく，前述したように山間部にも集落や道路とはこれら自然と社会の特徴を反映した結果ともいえる。

網が存在するといった社会環境の特徴が挙げられる。こ島根県内ではこの 10 数年の間に高速道路を含む道路のため，大規模な地すべりは発生しなくても，小規模な網が大幅に整備されたが，施工箇所の大半は丘陵部の地範囲で斜面が不安定化して斜面災害となる環境はいたる

すべり地帯であった。また，出雲地区では宍道湖に注ぐ

ところに存在する。道路等の切土施工に伴って変状が現

斐伊川の河川水を洪水時に一部直接日本海に流出させる

れ，地すべりの実態把握と対応に追われるといった事例

ための斐伊川放水路が約 20 年を要してようやく完成にいは後を絶たない。

たったが，その長大な開削水路も丘陵部の地すべり地帯
を縦断している。これらの設計・施工が斜面不安定化との戦いであったことをみても，島根県では社会インフラ整備に際して今なお地すべりを含めた斜面対策が大きな課題であるといえよう。
不安定化斜面にかかわる調査・計測とそれに対応した構造物の設計・施工が島根県各地で日常的に行われており，その後の構造物の維持管理にも多大な時間と経費が費やされている。個々の調査・計測・設計・施工には地域の自然と社会環境の特徴が考慮され，かつ新たな工夫
がなされつつある。
歴史の古い島根県では文献記録も豊富であり，それらは長いタイムレンジでの自然と社会の変遷や自然災害発2

図 1. 1. 1 島根県を含む中国地方の地すべり防止区域の分布
分布は「日本国勢地図帳」（国土地理院，1977）による。

12000 年 10 月には島根－鳥取県境近くで鳥取県西部地

島根県の斜面災害概要

が発生して道路基礎が破壊され，3 ヶ月近くにわたる高速震（M7. 3）が発生したが，震央が花崗岩類の広がる山間道路の通行止めを余儀なくされた。

部であったことから，山腹斜面や林道等の切土のり面に

斜面災害にかかわる集計値は所管が分散しているため，て地震動による斜面崩壊や落石が多数発生した。このよ

施工中の人工斜面などを含めた発生の実態は必ずしも明

うに，斜面不安定化の誘因には降雨に加えて地震動によ確ではないが，県全体としては，自然斜面に加えて人工ることも少なくない。また，2010 年の年末から翌年 1 月

斜面，とくに道路施工などに伴って斜面が不安定化するにかけて島根県東部は記録的な積雪に見舞われたが，降ことも多々あるというのが実態であろう。このため，斜面

雪・融雪を誘因とした斜面不安定化も多数発生した。

災害の対策や予測には不安定化に関与しうる自然と社会
環境の要因をもとに考えていく必要がある。

斜面変動と災害の発生時期に関しては，梅雨期や台風時に多い他，晩秋～初冬の降雨・降雪期にも多いが，これは山陰特有の気象条件によるものである。もちろん，地1. 2 斜面不安定化をもたらす地形・地質的要因

震動に起因するものや人為的なものは季節に依存しない。

1. 2. 1 島根の地形・地質的特徴

日本海に沿って主要都市間を結ぶ山陰自動車道は丘陵部の地すべり多発地帯を貫いており，ルートの大半は新斜面変動（slope movements）の発生は，誘因がいずれ

第三系が日本海側（北～北西側）に傾斜したゾーンであであっても人工斜面を含めた当初の斜面の地形と構成地る。このため，層理面が流れ盤となる南側のり面では慎質や構造の特徴が素因としてかかわっている。このため，重を期した設計・施工法がとられたし，道路供用後の維以下では島根県を中心とした中国地方の地形・地質概要

持にも注意が払われてきた。また，後述するように玉造（図 1. 1. 2）をもとに，斜面変動にかかわるその特徴を概地区では 2004 年の集中豪雨時に流れ盤斜面で地すべり

観する。

凡例

N

沖積層，段丘堆積物等
第四紀火山岩類

日本海
鳥取平野

新第三紀の砂岩・泥岩・凝灰岩等
瀬戸内火山岩類
川

三瓶山

道後山

山地

津山盆地

結晶片岩類等（三波川帯，御荷鉾帯，三郡帯等）(吉備高原)

太田川

砂岩・泥岩・緑色岩（秩父帯，中国帯等）

冠山

川

三次盆地

旭川

中国

高梁

白亜紀～古第三紀の火砕岩類（高田流紋岩，姫路酸性岩類等）

0

川

の

大山

伊
斐

江

花崗岩類（片麻岩類等を含む）

砂岩・泥岩互層（和泉層群等）

鳥取

米子平野
松江

出雲平野

岡山

岡山平野

広島

錦

川

内海

山口

瀬戸

讃岐平野

50km

高松

阿讃山地
吉野川

松山平野

MTL

松山

石鎚山

地
四国山

徳島

剣山

図 1. 1. 2 島根県を中心とした地域の地形・地質概要
中国地方土木地質図編纂委員会編（1984）及び横田（2003, 2010）に基づく。
3

第1部

島根県の斜面災害と軽減への取り組み

日本海沿岸の益田市や出雲市，松江市等の主要市街地の地域に多くの恩恵をもたらしてきた。しかし，この“なの周辺にはわずかに平野が存在するが，島根県の大半はだらかな地形”は，その一方で不安定化しやすい斜面を丘陵～山地である。山地は概して起伏が小さく，県境の多く含んでおり，地すべりや斜面崩壊等が発生すれば，

中国山地脊梁部といえども多数の横断道路が存在してい斜面に沿った住居が多いだけにすぐに災害になるというる。一方，三瓶山等の火山体の他，第四紀の火山岩類よ危険性をもっている。

り構成される大江高山やその周辺等には急峻な山体をな“なだらかな地形”の形成には地質構成と後氷期の海面す箇所もあるし，波浪の激しい海岸部には急崖の連続し上昇によるものが考えられる（図 1. 1. 3）。前者としては，ている箇所もある。

新第三系を覆う都野津層（江津層群）等の軟質な地層の存

地質的にみると，島根県の日本海沿岸部や隠岐諸島に在が挙げられ，そこでは浅い地すべりが繰り返し発生しは新第三系中新統が広範囲に分布し，丘陵～低起伏の山て緩傾斜面が形成されてきたであろう（図 1. 1. 3（a））
。さ地を構成している。中新世の日本海拡大期に火成活動をらに都野津層等が削剥されても，下位の新第三系上面は伴って形成されたことから，砂岩・泥岩などの堆積岩類

平坦面～緩斜面をなすことが多く，基底面直下の概してだけでなく，火山岩，火砕岩，貫入岩を多量に含み，複風化の著しい岩石・岩盤が露出する。

雑な地質構成と構造をなしているのが特徴である。とくに，宍道地溝帯（沢田ほか，2001）北側の島根半島では宍一方，後者（海面上昇にかかわるもの）として，沿岸部などで河谷や山腹斜面裾部が堆積物で埋積されていった道褶曲帯（Otuka, 1939；多井，1973）とよばれてきたようことが挙げられる。第四紀後期の構造運動が軽微であっに，多様な岩相とともに貫入岩が関与して極めて複雑なた当地域では後氷期の海面上昇がそのまま地形に反映さ地質構造が形成されている。層理面の急傾斜とともに多れ，山地の比高が低下して低起伏山地や小盆地が形成さ様な岩相に対応した力学性，透水性のコントラスト，さられていったと考えられる。この場合，風化の著しい当初には変質鉱物の存在が斜面不安定化の原因となることが斜面の高標高部が地表に露出する。また，不安定化していても埋積堆積物によって一時的に“押え盛土”がなされある。
県西部には上記の基盤をなす中生界の結晶片岩類，古第三系の火山岩類・火砕岩類なども露出するし，隠岐諸ることになるが（図 1. 1. 3（b））
，この場合，わずかな掘削によって容易に不安定化する。

島には片麻岩類を中心とした隠岐変成岩類が露出してい丘陵～低起伏山地における斜面不安定化の理解にはこる。一方，中国山地脊梁部にいたる内陸部には広範囲にうした地形形成のプロセスを含めた地形・地質的背景の花崗岩類が露出しているが，これは概して風化が著しく，知識が必要であり，個々の斜面の不安定化要因の検討にマサ化している箇所が多い。ここでは，花崗岩類の厚い際しても，ベースとしてこれらの考慮が必要であろう。

かんな

風化層を対象として砂鉄採取の“鉄穴流し”が古くから行われてきた。このため，各所に大規模な人工改変地形が存在し，これも斜面不安定化にかかわっている（田中・風巻，2005）。

丘陵の表層等では上記の中新統を覆って鮮新・更新統の堆積物が分布している地域もある。県西部で広範囲につ の づ分布する都野津層（江津層群）はその代表であり，浅海成の砂，シルトを主体とした地層よりなる。これは軟質であるとともに，透水性のコントラストをもたらし，地すべり発生の原因となっている。また，隠岐諸島では島後を中心として中新統のアルカリ火山岩類・火砕岩類を覆って鮮新世の向ヶ丘層（山内ほか，2005）が分布しているが，これは後述するように火山灰質粘性土を含む層相を反映して地すべり発生の原因となっている（村上，2010）。

なお，これら島根県を含めた山陰の地質構成や構造は，
斜面変動発生の誘因となる気象や地震活動の特徴とともに本書の第 3 部に詳述する。

1. 2. 2 “ なだらかな地形 ” の形成
島根県の地形的特徴でもある丘陵～低起伏山地とその間の小規模な盆地は農耕と居住空間の提供という点でこ4

図 1. 1. 3 島根県におけるなだらかな地形形成の代表的な過程（a）都野津層（江津層群）等の分布域では軟質な砂・シルトの頻繁な地すべりが緩斜面を形成する。
（b）海岸近くでは海面上昇に伴う埋積谷が平坦地と低起伏の山地または丘陵を形成する。

11. 2. 3 地すべり型と斜面不安定化の要因

斜面変動（slope movements）には地すべりに加えて斜面崩壊，落石，土石流，岩屑なだれ等，いくつかのカテ
ゴリーがあるが，島根県の地すべりについてはすでにいく
つかのまとめがなされている。

島根県の斜面災害概要

映して層理面の急傾斜した箇所が多いこと，さらに③自然斜面を構成する岩石・岩盤には風化・劣化の著しいものが多いこと，などがあげられる。
①に関しては不均質かつ異方性をもった岩相とそれに対応した力学性，透水性のコントラストが斜面の不安定

中国四国地方全域の地すべりに関しては地質的視点か化をもたらす。堆積岩の場合，流れ盤斜面では軟質部の県内に限れば，「島根の地すべり」（島根の地すべり編集委を覆う表層堆積物のみが斜面方向にすべる例がある。当らのまとめが横山（2010）によってなされているし，島根員会編，1990）にて過去に発生した地すべりが総括され，層理面に沿ってすべりやすいが，受け盤であってもそれ地域の新第三系や第四系では火山岩・火砕岩でも薄いシ

地すべり区分とそれぞれの代表事例が示されている。一ルト層や凝灰岩層を挟むことがあり，それらに沿ってす

方，現場での技術的対応の課題が「島根の地すべりを語べることがあるし，透水性の高い厚い砂岩や火山岩の存る（その 1）」（島根県土木部砂防課・（社）地すべり対策技

在域ではキャップロック型のすべりを発生することも多い

術協会中国支部，2004）にて議論されている。

（村上，2010；浜崎・原，2010）。

タイプ（型）として，第三紀層型地すべり，温泉型（熱水れたものであり，島根半島をはじめ多くの地域ではドレラ変質帯）地すべり，破砕帯型地すべり，風化型地すべり，

イトなどの貫入岩が周辺の地層の層理面を急傾斜させて「島根の地すべり」の中で，三浦（1990）は地すべりの②は火成活動を伴った山陰中新統の形成過程が反映さ

都野津層型地すべりを挙げており，これらのうち，風化型

おり，場合によっては複雑な褶曲構造をもたらしている。

地すべりと都野津層型地すべりが島根県の特徴を示してなお，③の風化との組み合わせによっては，必ずしも急いる。地すべりの発生要因を考えるには，こうした大枠の傾斜でなくてもすべりの発生している例がある。

タイプ区分に加えて，個々の斜面の構成物と構造をもと③に関しては，第四紀を通じて浸食・下刻速度が概しに形態や運動タイプを詳細に検討していく必要がある。

て小さく，斜面の多くが長期にわたって地表に露出して新第三系中新統の分布範囲では泥岩や凝灰岩，熱水変風化作用を受けたこと，あるいは前述のような風化を受け質を受けた岩石等，岩相的に多様な岩石が存在し，それた後に埋積されて再露出したことなどが考えられ，これららの組み合わせと構造が運動のタイプを規定している。

は地域固有の地形・地質形成プロセスを反映していると運動は，ごく単純化すれば，回転を伴って円弧状にすべいえる。

るタイプ（rotational slide）と，傾斜した面に支配されてこうした地形・地質条件に加えて，年間を通じた適度

一定方向にすべるタイプ（translational sliding）があるの降水量とそれに起因した定常的に高い地下水位なども（図 1. 1. 4）。前者は表土や厚い風化層等の比較的均質な地素因として不安定化に影響していると考えられる。

層や岩石中で，また後者は傾斜した堆積岩や顕著な流理

島根県内で頻繁に発生している小規模な地すべりの例

面をもった火山岩類等の分布域で多い。現実の多くのもを写真 1. 1. 1 に示す。いずれも緩傾斜した中新世の砂岩・のはこれらの組み合わせで理解できる。

泥岩の層理面に沿ってすべりを生じたものである。連続地すべりに限らず，島根県の中新統分布域で斜面が不降雨の直後や人工的な掘削をきっかけとして写真のよう安定化しやすい理由としては，①軟質化しやすい泥岩やな開口亀裂が現れれば，地すべり滑動が認識される。開凝灰岩が存在し，強度・透水性において様々な組み合わ

口亀裂が急速に拡大することになれば，災害にいたる危せが生じていること，②貫入に伴う複雑な地質構造を反険性が高まることから，関係者はその対処に追われること

図 1. 1. 4 簡略化した新第三系中新統がつくる丘陵での地すべり発生のイメージ（志比ほか，2011）（a）成層構造をもった部分では層理面に沿ってすべる。
（b）風化層の厚い部分では風化層内で円弧状などのすべりを生ずる。
5

第1部

島根県の斜面災害と軽減への取り組みになる。県内の中新統で発生する地すべりにはこのような

この種の古い地すべり移動体は切土施工に困難をもたらすが，その存在は大規模な切土施工時にはじめて明らケースが多い。
写真 1. 1. 2 は上記と同様の成層した砂岩・泥岩におけかになることも多く，事前予測は難しい。しかし，類似しる層理面に沿ったすべり面である。このような岩相では複た地形・地質環境はある程度の空間的拡がりをもってい数のすべり面が関与していることもあり，目視での特定はるであろうから，前述した埋谷による平野が広がっていれ

困難なことが多いが，この例ではすべり面に沿ってわずば，周辺にも同様の地すべり移動体が存在すると考える

かな破砕が認められる。地域にもよるが，風化によってべきであろう。

軟質化していれば，層理面の傾斜角が 10°またはそれ以同様のものは県内でも断片的に知られており，たとえば，隠岐島後の大峯山付近でも存在が指摘されている（山下でも地すべり移動を生ずることがある。
一方，海岸近くや宍道湖沿岸地域などでは停止してい内ほか，2005）。古い地すべり移動体は現在の地すべり活た古い地すべりの移動体が人工的な掘削で不安定化し，動にも様々なかたちで影響を与えるであろうから，個々の再滑動することもある。図 1. 1. 5 は高速道路の切土のり面

地すべり地でも的確な把握が必要である。また，これほに現れたそのような例であり，傾斜した新第三系の砂岩・ど顕著なものではなく，緩く傾斜した砂岩・泥岩が一見

シルト岩が複数の円弧状すべり面に沿って回転した構造

安定しているかに見えても，境界の層理面が軟質化してを呈している。回転・移動の結果，頭部に凹地を生じ，おり，かつてすべった経緯の認められることがある。

それ以降の堆積物によって埋積されている。

写真 1. 1. 1 県内各地で頻繁に発生する小規模な地すべり
いずれも傾斜した砂岩・泥岩互層地域で変状が発生し，移動が計測されているもの。両者ともブルーシートで覆った部分が開口亀裂。

写真 1. 1. 2 地すべりのすべり面の例
写真の左方向で掘削をしたことにより，砂岩と泥岩の境界ですべりが発生した。右は拡大写真。

6

1

1. 2. 4 斜面崩壊・落石の発生要因

島根県の斜面災害概要

支配されたトップリングも少なくない。ただし，各地で発斜面崩壊や落石は一過性であるがゆえに，規模は小さ生している斜面崩壊の大半は表層崩壊であり，斜面を覆くても災害になりやすく，発生による損失は大きい。過去

う表土や崖錐堆積物，あるいは強風化した岩盤のみが崩20 数年間でも人的被害を伴った斜面災害には地すべりよりも斜面崩壊や落石によるものが多い。豪雨による災害発生地域としては，1988 年浜田市，1999 年益田市，2006

年雲南市等，2007 年隠岐諸島，2010 年島根半島等がある。

なかでも，2006 年 7 月の豪雨災害では県内全体で計 5 名
えともの方が亡くなったし，2010 年 7 月の松江市恵曇の落石災
害でも 2 名の方が亡くなった（大賀，2011）。これらの災壊するといったケースが多い。表層崩壊の場合，不安定化は自然斜面，人工斜面を問わず表土・風化岩盤の厚さ
や斜面の傾斜角などが影響し，構成岩石のタイプや地質構造に依存することは少ない。それでも砂岩・泥岩互層のように多少成層構造をもっていれば，層理面方向に支配されることもある。
一過性の斜面崩壊や落石では地形・地質的要因だけで害は丘陵や山地の斜面直下に位置する住居や道路で発生なく，降雨量や地震動といった誘因も重要である。降雨したものである。

の場合，累積雨量，日雨量，時間雨量など，影響の重要

斜面崩壊や落石の発生にいたる不安定化要因は地すべ度は様々である。2000 年鳥取県西部地震時には，後述すりのそれと同様であり，運動のタイプは構成岩石とその組るように，地震動による多くの崩壊，落石が発生したが，

み合わせ，節理面を含めた地質構造に依存している。傾

発生は加速度などの大きさを反映して震央近くで多く，さ斜した層理面に沿ったすべりの他，鉛直に近い節理面にらに地形効果によって凸斜面に多い。また，地震動によ図 1. 1. 5 掘削面に現れた古い地すべり移動体の例
新第三系の砂岩・シルト岩中に古い円弧状すべり面（断層）とこれに沿って回転した構造が認められる。回転を伴って。
すべった結果，頭部に凹地が形成され，それは新しい堆積物によって埋められている。松江市宍道町（横田，2003）

(a)

(b)

泥岩

砂岩

砂岩

泥岩

層理面
0

25 m

0

1 m

図 1. 1. 6 中新世の砂岩・泥岩互層における流れ盤の斜面崩壊
左は崩壊によって下位の砂岩が露出している。砂岩中には層理面に直交した系統的な節理面が存在している。
。
右は崩壊過程の初期段階にある砂岩層の座屈。出雲市平田町小伊津海岸（井詰・横田，2012）

7

第1部

島根県の斜面災害と軽減への取り組み

る崩壊では震動で表面のブロックが瞬間的に移動しても途中で停まることがあるため，その後の降雨・降雪で再移動し，崩壊にいたるというケースも多い。地震動と降
雨・降雪との相乗効果である。

1. 3 自然斜面における斜面災害
1. 3. 1 斜面崩壊と落石の代表的なタイプ
以下に島根県における特徴的な斜面崩壊と落石のタイ
プ，及びそれらによる災害の例を示す。
⑴ 層理面が関与する斜面崩壊
堆積岩の層理面が急傾斜していれば，それに沿ったすべりが頻繁に発生し，斜面崩壊や落石発生にいたる。
図 1. 1. 6 は出雲市小伊津海岸の傾斜した砂岩・泥岩互層斜面であり，崩壊後の層理面が露岩として現れている。

図 1. 1. 7 火山岩（デイサイト）の規則的な節理に支配された
トップリングの例（島根県中部，木村ほか，2009）

こ の 場 合， 運 動 は 単 純 な 並 進 す べ り（translationalslide）であるため，不安定化は層理面傾斜角と斜面傾斜る。県内の火山岩・火砕岩地帯ではこうしたかたちで落角との相互関係に依存する。しかし，現実にはそれ以外

石の発生している箇所が多い。

の要因も大きく，図 1. 1. 6 の例では露岩上に生じるガリー
浸食が不安定化のきっかけとなっているとともに，砂岩中⑶ タフォニ拡大に伴う岩盤崩落の層理面に直交した節理面も砂岩のブロック化をもたら露岩の急崖では層理面や節理面が不明瞭でも選択的なし，すべり移動を容易にさせる要因になっている（井詰・

風化によって凹凸を生じ，崩落・落石を発生させるケー

横田，2012）。

スもある。急速な塩類風化（salt weathering）を主要因と

この例では，海岸に向かって流れ盤斜面が連続するな

して急崖に形成される凹みはタフォニ（tafoni）とよばれかで，斜面裾部に沿って道路が設置されているため，上るが，凹みの上部にオーバ－ハング部を成長させ，岩盤記のすべりとそれに関係した落石が頻繁に発生して，通崩落を頻繁に発生させる。

行止めをもたらしている。

タフォニはわが国ではこれまであまり知られていなかっ

なお，新第三系の堆積岩類だけでなく，先新第三系のたが，最近各地で発見され，島根県でも県中部を中心に硬質な岩石や結晶片岩等も含めて，風化によって軟質化

海岸部や内陸部などの急崖にて崖下に転石群を伴ったタ

しやすい泥質岩や凝灰岩が薄層として挟まれていれば，フォニ群が確認されている（横田ほか，2004, 2012；坂こうしたタイプのすべりが発生しやすいし，花崗岩中の田・横田，2010）。図 1. 1. 8 は大田市で見られた急崖のタ

シーティング節理面に沿っても同様のすべりが発生して，フォニであり，ここでも崖下に転石群を伴っている。左図

斜面崩壊を生じやすい。

の Ot-2 が右図に相当する。写真 1. 1. 3 はこの近くに見ら⑵ 火山岩・火砕岩地帯の斜面崩壊と落石り，このような形状になると崩落の危険性が高くなる。

れるタフォニであり，上部にオーバーハング部を伴ってお火山岩・火砕岩は硬質なことが多いが，系統的な節理

島根県内でこれまで確認されたものでは，砂岩，凝灰が発達していれば，斜面不安定化は節理群の面方向とそ岩，火山礫凝灰岩など，形成されている岩石は様々であれらがつくるブロック形状に依存する。図 1. 1. 7 は島根る。これは岩石タイプがいずれであっても，熱水変質を

県中部の大江高山火山噴出物中のデイサイトよりなる斜被った岩石が多いためと考えられる。

面である。ここでは，斜面が柱状ブロック群で構成されており，小規模なトップリングが発生している（木村ほ1. 3. 2 広域斜面災害

岩盤の緩み領域に規制されているようである。

小さくても同時に多数発生することで，斜面災害が広域

か，2009）。この場合，トップリングの範囲は斜面表層の降雨や地震動が誘因の場合，個々の斜面崩壊の規模は同一火山岩体中でもブロック形状は空間的に頻繁に変にわたることがある。島根県とその周辺では過去数 10 年化することから，タイプも場所によって異なる。また，火間をとっても何度か発生している。このうち，以下では広山岩類でも流理面に支配された低角節理面が発達してい域斜面災害の代表として 1983 年山陰豪雨災害と 2000 年

る場合にはそれに沿った単純なすべりを生ずることがあ鳥取県西部地震による斜面災害について述べる。

8

1

島根県の斜面災害概要

図 1. 1. 8 急崖に形成されるタフォニの例（島根県中部，横田ほか，2012）

左はタフォニの形成されている急崖であり，下端に転石が密集している。中腹に見られるタフォニ Ot-2 が右の写真。

写真 1. 1. 3 タフォニ形成に伴うオーバーハング部の形成
島根県大田市。

前者はこれまでにも取り上げられているが，人的被害も含めて災害の規模が突出して大きく，今後の対応に活⑴ 1983 年山陰豪雨災害のおける斜面崩壊と土石流による災害

かすべき数々の情報をもっている。また，後者は人的被1983 年 7 月梅雨前線による豪雨で島根県西部の浜田市

害は少なかったが，丘陵や山地の広い島根県では地震時～三隅町（現在の浜田市三隅町）では山間部の急斜面にてには斜面災害への対処も重要であることを認識する必要

多数の斜面崩壊が発生し，土石流化するとともに，主要がある。

なお，以下では上記の 2 例に加えて，2010 年松江市鹿島町の落石災害についても概説する。

河川沿いに洪水を生じた。死者は 100 名以上に達し，住宅被害は 17, 600 棟に達した。国道 9 号では冠水や橋梁流失によって 11 箇所で通行止めとなり，旧国鉄では山陰9第1部

島根県の斜面災害と軽減への取り組み

本線だけで 300 箇所以上が被災した（植原ほか，1984）。

。一般に地震動に起因する崩壊は尾根部
2001，図 1. 1. 9）

斜面崩壊が多発した浜田市三隅町とその周辺はほぼ三ないし凸斜面に多いことが知られているが，上記の例で

郡変成帯（周防変成帯）の結晶片岩地域であり，一部は古もその傾向が確認された。ただし，地震動を被った山腹

第三紀火山岩や花崗閃緑岩である。斜面崩壊はいずれの斜面のなかには，崩壊に至らず斜面にクラックが入った地域でも谷頭部にて発生しているものが多く，①花崗岩状態のもの，あるいは岩盤全体が緩みながらもかろうじてや花崗閃緑岩地域では，著しく風化したマサの部分，及安定を保ったものも多い。こうした斜面では，その後の降び節理面に沿った崩壊が顕著であったこと，②古第三紀

雨や降雪によって潜在クラック部分が急速に不安定化し，火山岩地域では風化部ないし粘土化部からの崩壊が顕著

新たな崩壊発生につながったものもある。

であったこと，さらに，③中新統の砂岩・泥岩地域ではまた，当地震では JR 伯備線沿いの花崗岩斜面が不安定

小規模ながら層理面に沿った岩盤すべりが認められたこ

化し，3 ヶ月間にわたって不通となった。人的被害は少なとが特徴としてあげられている（島根大学地質学教室調査

かったものの，道路と鉄道の不通による経済的損失は計団，1984）。

り知れない。

人的被害が多かったことに関しては，これまで崩れたことが知られていないところで相次いで崩壊が発生したこ

えとも⑶ 2010 年松江市恵曇の落石災害と，河川の氾濫を警戒して高台に避難した人々が斜面崩2010 年 7 月の降雨でも島根半島を中心に広範囲に斜壊に巻き込まれたことが指摘されている（島根県土木部砂面崩壊が発生した。大半は小規模な道路のり面の崩壊でえとも防課編，2000）。これはソフト面での災害対策に活かすべあったが，松江市鹿島町恵曇で発生した斜面崩壊では人き事項であろう。

的被害をもたらした。本書の事例にも取り上げているが，記憶に新しいことから，以下に災害の概況を記しておく。

⑵ 2000 年鳥取県西部地震による斜面災害

斜面崩壊は海岸に面した比高約 30 m の急崖で発生し，

2000 年 10 月に発生した鳥取県西部地震（M7. 3）では径数 m の岩塊が落下して急崖直下の家屋を直撃し，尊い

地震規模に対して人的被害が少なかったが，震央が山間命が失われた（写真 1. 1. 4）。図 1. 1. 10 は落石災害の発生部であったため，島根－鳥取県境を中心に山腹斜面の崩した急崖を含む地域の地形と急崖部の地形と地質断面図

壊とともに，道路のり面など人工斜面でも多くの崩壊やである。崩壊と落石の発生した斜面は主に中新世成相寺

落石が発生した（横田・島根大学鳥取県西部地震調査団，層の流紋岩質凝灰岩～凝灰角礫岩（火砕流堆積物）と泥岩

図 1. 1. 9102000 年鳥取県西部地震時に島根／鳥取県境で発生した斜面崩壊の分布例
鳥取県日野町（横田・島根大学鳥取県西部地震災害調査団，2001）。

1

島根県の斜面災害概要

によって構成されており，それらは崩壊した斜面に対して受け盤をなしている。斜面の地質構成と構造は極めて複雑であり，落石発生箇所の付近には流紋岩の溶岩～貫入岩とドレライトの貫入岩も存在する。また，層理面に直交した節理面も存在する。

広域的に見ると，急崖頂部の標高 35 ～ 50 m は緩斜面となっており，崩壊部の頂部には地すべり地形が認められる。地形から推定される大局的な移動方向は崩壊・落石の発生した急崖とは斜交しており，これは地すべり移動が受け盤に支配されたためと推定される。崩壊箇所は
この地すべり地形側面部に相当する。ただし，斜面表層には急崖方向にも浅い地すべりが存在すると推定されている。

写真 1. 1. 4

崩落した岩石は急崖高標高部に露出していた硬質の流2010 年 7 月の豪雨で発生した松江市鹿島町恵曇の落石災害

紋岩溶岩（自破砕部）と推定されており，裾部の泥岩・凝灰岩が崩落した後，上記のブロック化した部分が崩落・移動したものと考えられている（藤井・斉藤，2011）。また，直前 5 日間の累積降雨は 215 mm であり，必ずしも著しいものではない。

たってグランドアンカー工による対策がなされている。
地すべり多発地帯の一部では地すべり移動土塊上に道路基礎が設置されたり，移動土塊を開削してトンネル坑

これらを考えれば，崩壊と落石の発生は岩相の多様さ口が設置された箇所もあり，それらでは慎重に施工されと構造の複雑さが強度，透水性のコントラストをもたらした。山陰自動車道から中国横断自動車道が南に分岐するていることが基本的な原因といえる。また，大局的には地宍道 JCT の南東側は広大な地すべり地であったことから，すべり地形の側面部に相当することから，地すべりを含め施工前から様々な調査・計測が実施された。それらに基た複雑な斜面構造と過去の地すべり移動による緩みが崩

づき，道路のレイアウトは連結部も含めて移動土塊の範

落発生に影響したとも考えられる。したがって，島根県

囲などを十分考慮されたものとなっている。また，集水井のような地すべり多発地帯で発生する斜面崩壊や落石は，を含む多くの対策工がなされ，計測は道路供用後も継続

形態的には様々であっても地すべりとの関係を考えてみされている（写真 1. 1. 5）。

る必要がある。

1. 4 構造物にかかわる斜面災害とその対応

山陰自動車道の玉造地区では 2006 年 7 月の豪雨時に大規模な斜面災害が発生した。松浦（2006）によれば，7

月 18 日に南側の切土のり面が崩壊し，崩壊土砂が路面を覆うとともに，路面の隆起が発生した。さらに，19 日に冒頭で述べたように，山陰地域ではこの 10 数年間で高はこの近くで盛土すべりによる路面クラックが発生し，そ速道路網等の社会インフラ整備が大幅に進み，島根県下の後拡大した。これによって高速道路は長期間にわたっ

では海岸沿いの山陰自動車道の一部や中国横断自動車道て通行止めとなり，本復旧まで 124 日を要することにがすでに供用されている。また，斐伊川放水路の巨大建なった。

設プロジェクトもこの間に進行し，ようやく完成にいたっ

渡部ほか（2007）によれば，上記の切土のり面は新第三た。これらの大半は丘陵部の地すべり地帯であったこと系の安山岩とその上位の砂岩・泥岩・凝灰岩等よりなり，から，当初から斜面不安定化への様々な対策がとられて傾斜角は 10 ～ 15°と緩い。豪雨に伴って，少なくとも既きた。また，こうした大規模な構造物でなくても道路の新存の複数のすべり面に沿ってすべりが発生したものと考設や拡幅施工に伴って不安定化を生じているものも少な

えられている｡

くない。代表的な例を以下に示す。
1. 4. 2 斐伊川放水路開削部と斜面災害対応
1. 4. 1 高速道路の施工と維持にかかわる斜面災害対応

斐伊川放水路は宍道湖に流入している斐伊川河川水のかん ど

宍道湖～中海南岸の丘陵を構成する新第三系は基本的

一部を洪水時に西方に導き，既存の神戸川流路を使ってに東西の走向で北～北西方に緩傾斜しているが，山陰自日本海に直接流出させるプロジェクトである。そのうち斐

動車道のルートはこの走向にほぼ平行しているため，道伊川と神戸川をつなぐ水路として新第三系の地すべり地

路の切土のり面は南側では流れ盤，北側では受け盤となっている。このため，南側の切土のり面には広範囲にわ

帯が数 km にわたって掘削された。開削部の横断面は底面で幅約 100 m，上端で幅約 200 m である。

11

第1部

島根県の斜面災害と軽減への取り組み

図 1. 1. 102010 年 7 月松江市鹿島町恵曇で発生した斜面崩壊・落石箇所の地形と地質断面図
藤井・斉藤（2011）に基づく。

写真 1. 1. 5 地すべり地帯に施工した高速道路沿いの計測機器
山陰自動車道宍道 JCT 付近。

写真 1. 1. 6 斐伊川放水路開削部の施工
流れ盤となる南側斜面では大規模なアンカー施工による対策工がなされている。

12

1

ふ

じ な

島根県の斜面災害概要

開削水路が計画された丘陵は中新世大森層・布志名層を推定できるものもある。たとえば，宍道湖南岸の大黒山の砂岩・泥岩が主体であり，凝灰質の箇所も含んでいる。

地すべりの地帯では，江戸時代から土地の変化のあった各層の層理面は E ‒ W ～ ENE ‒ WSW で，北側に 10 ～ 20°

ことが伝わっている（池橋，2004）。こうした資料はいずで傾斜した同斜構造をなしている。開削水路はほぼこのれも今後の災害発生の傾向を知る上で貴重であり，ソフト

走向に沿っていることから，水路南側（左岸側）の切土の面からの斜面対策に資するものである。

り面は数 km にわたって流れ盤となる。このため，掘削に

以下には前者の代表として，16 世紀の石見銀山大規模

際しては，写真 1. 1. 6 示すように大規模なグランドアン

土砂災害を，また後者の代表として大田市堂床山岩屑なカー工等による対策がとられてきた。

だれについて述べる。

1. 5 歴史的にみた大規模災害の情報とその活用⑴ 1538 年石見銀山昆布山谷の斜面崩壊と土石流災害

石見銀山は 16 世紀はじめから本格的な採掘が始められた。仙ノ山（標高 460 m）を中心とした地域には最大 20

1. 5. 1 歴史的にみた大規模斜面災害
歴史の古い山陰では，この地域で生起した事項が古事

万人の人々が居住していたとされている。銀鉱床は第四記や出雲風土記の他，多くの文献に記録として残されて紀のデイサイトの火山岩類・火砕岩類中にあるが，それおり，それらによって長期間にわたる社会と自然の変遷やらの下位には前述した都野津層（江津層群）の軟質な砂・

自然災害の発生傾向を知ることができる。このため，山陰シルト層が広く存在している。

地域を対象とした斜面災害のデータベース化が進められている。

宍道湖に注ぐ斐伊川の度重なる洪水や 9 世紀の出雲の地震，
11 世紀の万寿の大津波とともに三瓶火山に関する事項もわずかながら文献に記録されている。斜面にかかわる災害はこうしたかたちの記録としては残りにくいが，16
こ ぶ や ま銀山が本格的に稼働して間もない天文 8 年（1539 年），

仙ノ山の一角で大規模な斜面崩壊・土石流発生のあったことが記録されている。江戸時代以前の資料「おべに孫右衛門ゑんき（小紅孫右衛門縁起）」（島根県庁所蔵）には，「壬寅の年，天文八年八月四日，大水出来候而，昆布山の頭よりつゑぬけ候而，千三百余人流れ候」との記述があ

世紀の石見銀山昆布山谷で発生した大災害が記録としてる。また，それ以降に作成された「銀山旧記」（島根県庁

残されており，これは災害発生の傾向を知る上で貴重で所蔵）には，天文十一年の項に「同年八月四日大風大雨にある。また，文献上での記録が残っていなくても，漠然とて仙の山大洪水天に張り，山崩れ，家流れ，溺死千三百した伝承や地形・地質的証拠から過去の大きな斜面災害

人余，其外他国より入り込み居候者死亡，其数をしらす，

図 1. 1. 11

16 世紀に 1, 000 名以上が亡くなる土石流災害が発生した石見銀山昆布山谷の地形
1/25, 000 地形図「仁万」を使用。図の東西が約 2. 2 km。

13

第1部

島根県の斜面災害と軽減への取り組み

城中より水奉行に出し士民共山瀬に打たれ，多人数死亡から，岩屑なだれとそれによる災害は繰り返し発生した可せり」と記されている。後者の年代はミスであろうが，両能性がある。現在，急崖上には新たなクラックが存在す文書からこの地域に大災害のあったことは間違いなさそうることから，今後大きな地震動を被れば，同様の大規模である。

な崩落・岩屑なだれを引き起こすおそれは大いにある。

仙ノ山西側の北～北西に延びる昆布山谷（図 1. 1. 11）に

島根県内にはこれと同様に，山麓に巨礫の点在していは「昆布山谷間歩群」とよばれる多数の水平坑道とともにる箇所は他にも多いし，“岩ごうろ”とよばれる土石流跡

村上竪坑とよばれる竪坑や，佐 毘 売 山 神社，西福寺跡，の巨礫密集部もいくつか確認されている（島根地質百選選の命を奪った斜面崩壊や土石流の痕跡は現在では不明で発生場所と形態を示すものであり，地域の斜面災害の発あるが，山腹斜面の地形をみると，それらしい箇所も認生傾向を知るうえで大いに参考になる。

ま ぶ

さ

ひ

め やま

長福寺跡，虎岸寺跡など多数の寺院跡がある。1, 300 名余定委員会編，2009）。これらはいずれも過去の斜面変動のめられる。
地質的にはデイサイトとその下位の都野津層の分布域であり，崩壊発生には後者が関与した可能性が考えられ

1. 5. 2 地すべり堆積物と構造による情報
地すべりがある程度の空間的拡がりをもっていれば，る。また，昆布山谷下流の渓床には露岩がなく，礫層を空中写真判読等によってそれに対応する地すべり地形を主体とした厚い堆積物とともに坑道からのズリが何重にも見出すことができる。繰り返しの活動が特有の地形を形積み上げられている。おそらく，上記の災害時の土石流成してきたからである。そのような箇所では同時に地すべ堆積物の上にその後の施設がつくられていったと推定さ

り移動による堆積物も存在するであろう。また，かつて活れる。

動していたものでは，長く停止していても，それに対応した堆積物などの証拠が存在するはずである。

⑵ 大田市堂床山の岩屑なだれ災害

どう とこ やま角礫を主体とする地すべり堆積物の識別は一般に難し

石見銀山北西方に位置する堂 床 山 の山麓は銀の搬出く，単に崖錐堆積物として扱われていることも少なくなルート（銀山街道）であったが，ここにはデイサイトの巨い。しかし，注意深く観察すれば，こうした堆積物や構大な転石が散在する。すぐ近くの堂床山北西側は急崖を造を見いだすことができ，それをもとに，狭い範囲でもなし，それとの位置関係から，急崖を構成するデイサイ

そこでの地すべり移動の傾向を得ることができる。数 100堆積したものと推定されている（横田ほか，2011）。

うした情報は重要である。

トが崩落し，岩屑なだれ（debris avalanche）として移動・
図 1. 1. 12 は堂床山急崖直下の転石群の分布である。山麓の転石群は最大では径 10 m を超える。山麓の堰き止め池に埋積していた木片の 14C 年代は 6 世紀を示す（横田年のタイムスケールでみた地すべり移動の場合等ではこ図 1. 1. 13 は島根半島海岸に現れた地すべり末端部の堆積物と構造である（熊谷・横田，2003）。右端には砂岩・泥岩の成層した岩盤が認められるが，それらは左にいく

ほか，2011）。地元には寺の移転にかかわって，多少の伝につれて破砕・分離してクラスト集合体（角礫）に移化し承があるが，崩落発生の具体的な時期を示すものではなている。屈曲構造は，一見テクトニックな褶曲構造にみえい。巨大な転石の分布範囲が数 100 m 以上にわたること

るが，屈曲の軸面が水平に近いこと，鋭角的に屈曲して図 1. 1. 12 大田市堂床山の急崖と巨礫の岩石なだれ堆積物（横田ほか，2011）14

図-1.12

1

島根県の斜面災害概要

図 1. 1. 13 島根半島海岸に見られる地すべり末端部の堆積物（角礫）と屈曲構造の例（出雲市）（熊谷・横田，2003）
成層した砂岩・泥岩が屈曲構造を示し，左端にいくにつれて徐々に砂岩，泥岩が分離，角礫化している。

いること，屈曲部分の上部が大きく角礫化していること等を理解していくことが必要である。また，文献に残されての特徴から，右から左への地すべり移動に伴って形成さいるのは概して広域的な災害，顕著な災害に片寄ることれた局所的構造と考えられた。過去から現在にいたる地

も資料を活用するうえで考慮すべき点であろう。当然ながすべり移動の経緯・傾向を示すという点で，斜面変動発

ら，こうした古い記録には，記述ミスや誤解，一面的な見生に関する情報となる。

方など，活用するうえでは留意すべき点は多いことから，それらの吟味が必要となる。

1. 5. 3 歴史記録の活用

一方，そのような記録がなくても，古くから居住地が形

斜面災害の発生にはある程度の地域性があるが，これ成されていれば，自然災害，とりわけ斜面災害に関しては

は斜面運動の発生タイプや発生頻度，大きさが地域の地

経験的な情報もそれぞれの地域に蓄積されているはずで形・地質特性に依存するとともに，集落形態といった社ある。住居の裏山についての崩壊記録といったレベルの会的環境の特徴とも組み合わさって地域性を生ずるため情報である。さらに，居住地域が長期にわたって存続でである。古くからの記録も個々の地域における斜面災害

きたのは，自然とうまく共存してきたことを示している。

発生の特性を知ることの情報源となることから，斜面災害

斜面災害の軽減にはこうした情報の活用を考慮しなけの軽減に活かせることができる。その意味で島根県を対ればならないが，島根はまさにそれが可能な地域といえ象とした自然災害に関するデータベースの整備が進めらよう。現在の我々が都市計画や構造物立地に際しても，れている（汪，2013 等）。

地盤等の地形・地質条件だけでなく，個々の場所におけ

しかしながら，記録として残るのはあくまで災害そのもる将来の自然災害によるリスクを評価しなければならないのであることから，災害発生の地域性の理解には，個々が，上記のような集落や都市の成り立ちは大いに参考にの記録を自然と社会に分解して，それぞれの中で地域性すべきであろう。
15

第1部

島根県の斜面災害と軽減への取り組み

一様にハード対策を実施することは現実には不可能であ

1. 6 斜面災害の対策と予測

るし，社会的にも容認されるものではない。こうした流れ

島根県ではかつては山王寺地すべりのような大規模な農地地すべりが頻繁に滑動したが，種々の対策が図られを受けて，島根県でも様々なソフト面の対策が試行されるようになってきた（大賀，2011）。

てきた結果，今日では定常的に滑動して被害を生じつつ県内の危険箇所と個々の範囲を把握するため，「土砂災あるような大規模地すべりはほとんどない。しかし，小規害防止法」に基づいた基礎調査がなされている。表 1. 1. 1

模な地すべりや斜面崩壊・落石は発生することがある。

は県内の土砂災害危険箇所の市町村別集計値である。ここのため，主要な地すべり地とともに住居近くの山腹斜面や道路のり面等では日常的に様々な調査・計測が実施

れによれば，地すべり危険箇所と急傾斜地崩壊危険箇所，
土石流危険渓流を併せて計 22, 304 箇所に達する（島根県

され，それらに基づいた抑止工・抑制工が図られている。

土木部砂防課，2013）。この表では急傾斜地崩壊危険箇所

個々の斜面の調査に際しては，ボーリング調査を中心にと土石流危険渓流は被害を受ける住居戸数によって細分

様々な手法が駆使され，かつ新たな手法も開発されていされており，個々の範囲はいずれも小規模であることが分る。対象斜面が小規模なことが多いだけに，個々の斜面かる。

構造の的確な把握が重要であろう。本書のいくつかの事

危険箇所基礎調査に基づく危険範囲の Web 上での公例でも触れられているように，気象条件から集水井と水開（島根県土木部用地対策課，2013）もその一貫であり，

平ボーリングを中心にした地下水排除工が効果的なよう

図 1. 1. 14 のような分布図を目的とするスケールで容易にである。

閲覧することができる。こうした区分マップは一種のハ

しかし，県内の山地～丘陵では，地形・地質的にみて，

ザードマップであり，効果的に活用できれば，災害軽減

地すべり，斜面崩壊，土石流などの発生しうる範囲は広につなげることができる。ただし，危険範囲を Web 上に

く，住居の分布と併せれば，斜面災害が将来発生しうる

掲載しても一般住民がそれを活用できる，あるいは活用

危険箇所は無数に存在する。規模は小さいが，対応すべできるまで内容を高めるのは容易ではなく，今後かなりのき斜面は膨大な数に上ることから，個々の斜面に対して時間を要するであろう。なお，危険箇所の予測という点で

表 1. 1. 1 島根県内の土砂災害危険箇所数（島根土木部砂防課，2013）平成 15 年 3 月公表値。地すべり危険箇所には平成 14 年の危険箇所調査後に被害が発生した箇所を含む。
「土石流危険渓「急傾流」の区分は，Ⅰ：人家 5 戸以上，Ⅱ：人家 1 ～ 4 戸，Ⅲ：人家はないが今後新規の住宅立地等が見込まれる渓流。
斜地崩壊危険箇所」の区分は，Ⅰ：人家 5 戸以上，Ⅱ：人家 1 ～ 4 戸，Ⅲ：人家はないが今後新規の住宅立地等が見込まれる箇所。なお，市町村名はその後の統合により変更されている。
管

内

市町村名

松江市
東出雲町
松江
安来市
管内 計
雲南市
飯南町
雲南
奥出雲町
管内 計
出雲市
出雲
斐川町
管内 計
大田市
川本町
美郷町
県央
邑南町
管内 計
浜田市
浜田
江津市
管内 計
益田市
津和野町
益田
吉賀町
管内 計
海士町
西ノ島町
隠岐
知夫村
隠岐の島町
管内 計
合
計

16

Ⅰ

296
14
115
425
312
63
116
491
305
32
337
228
65
128
147
568
254
116
370
288
161
168
617
45
54
22
112
233
3, 041

土石流危険渓流
Ⅱ
Ⅲ

278
16
259
553
614
228
265
1, 107
346
38
384
404
60
129
355
948
508
202
710
492
153
88
733
12
0
2
68
82
4, 517

100
14
75
189
23
0
42
65
38
9
47
81
0
0
0
81
62
81
143
19
1
6
26
0
0
0
11
11
562

計

674
44
449
1, 167949
291
423
1, 663
689
79
768
713
125
257
502
1, 597824
399
1, 223799
315
262
1, 376
57
54
24
191
326
8, 120

地すべり
危険箇所

41
3
2
46
12
0
5
17
80
1
81
15
2
4
7
28
30
10
40
24
13
0
37
4
2
1
16
23
272

Ⅰ

急傾斜地崩壊危険箇所
Ⅱ
Ⅲ

469
18
126
613
236
41
85
362
261
16
277
227
56
50
87
420
363
129
492
315
113
57
485
36
49
24
116
225
2, 874774
45
750
1, 5691, 483294
310
2, 087546
46592
1, 156196361
465
2, 1781, 256461
1, 717996
422
179
1, 597
22
13
6
87
128
9, 868

209
23
33
265
104
0
34
138
137
8
145
276
80
0
0
356
99
77
176
25
4
51
80
0
0
0
10
10
1, 170計

1, 45286909
2, 447
1, 823335
429
2, 587944
70
1, 014
1, 659332
411
552
2, 954
1, 718667
2, 385
1, 336539
287
2, 162
58
62
30
213
363
13, 912

合計2, 167133
1, 3603, 6602, 784626
857
4, 267
1, 713150
1, 8632, 387459
672
1, 061
4, 5792, 572
1, 0763, 6482, 159867
549
3, 575
119
118
55
420
712
22, 3041

島根県の斜面災害概要

図 1. 1. 14 土砂災害防止法に基づく島根県内のゾーン指定の例（島根県土木部用地対策課，2013）
左は島根県東部域の全体図。右は出雲市佐田地区の拡大図。オレンジ色の破線が地すべり危険地域，青色が急傾斜危険地域。

は，前述した過去の災害情報もこうした目的に資すること

べりよりもむしろ斜面崩壊や落石で発生しているこができる。

とから，土砂災害防止法の適用に際しては，今後住山裾や崖面に沿った住居が多いという島根県の地域特居と斜面との位置関係に配慮することで大きく軽減性を考慮すれば，住居規制等も含めた対策で斜面災害のできる。このように法律の適用をより実効力のあるも発生はかなり軽減できるであろうことから，土砂災害防止のにしていく必要がある。

法の適用をより実効力のあるものにしていくことが必要で【横田修一郎】

ある。

1. 7 まとめと課題“中山間地域”の典型を多く含んだ島根県の自然と社会の特徴をもとに，過去の災害資料にも言及して斜面災害の特徴を概観した。まとめると以下のようになる。
島根県の特徴的な地形でもある丘陵～低起伏山地と小規模な盆地の存在は農耕と居住空間の提供という点で地域に多くの恩恵をもたらしたが，斜面構成物
は軟質であったり，風化層が厚いことから斜面の不安定化をもたらしやすい。
島根県では居住域がこうした斜面に隣接していることが多く，斜面変動が発生した場合，容易に災害にいたるという危険性をもっている。
島根半島等の新第三系斜面がとくに不安定化しやす
いのは，軟質化しやすい泥岩・凝灰岩を含み，貫入岩形成に伴う複雑な地質構造の形成等によるものであり，これは山陰の新第三系の火成活動を伴う形成過程を反映したものである。
地すべりを含めた斜面変動は，表層崩壊以外は多様な地形・地質構成を反映して多様な運動タイプを生じている。個々の対策に際しては斜面構造とそれに対応した運動のタイプを的確に把握することが重要である。
自然斜面に沿った住居が多く，かつ人的被害は地す

引用文献
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17

第1部

島根県の斜面災害と軽減への取り組み

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部，200p．
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山内 靖喜・村上 久・三瓶良和・浜崎 晃・内田澄夫・平井雅継・守岡

18：隠岐・島後で康一・朝倉隆之・片山直樹・星野充孝・折橋裕二（2005）
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pp.2-6,（社）日本応用地質学会中国四国支部編．
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集（Web 版）
（参照日 2013 年 5 月 3 日）
．

2

2

斜面災害への取り組みの事例

斜面災害への取り組みの事例

以下では，斜面災害への取り組みとして島根県内で実施してきた様々な業務・研究の事例を大きく「調査・機構」，「計測・解析技術」，「対策」に分けて紹介する。

2. 1 調査・機構
2. 1. 1 同
 一渓流で平成 18，19 年度に連続して発生した土
かみ な ぐ砂災害－上那久地区－⑴ はじめにむこうがおか隠岐の島後には新第三紀前期鮮新世の向ヶ丘層が広く分布し，島後の地すべり地の多くを形成している。本かみ なぐ

報告では，島後西部上那久地区の同一渓流において平成

18，19 年度に連続して発生した地すべり・土石流災害とその対応について述べる。
⑵ 地形・地質地形

那久地区は北東－南西方向に延びる 2 本の尾根に挟まれた丘陵～平地で，中央部を砂防指定河川「那久川」が蛇行しながら南西方向に流下し，その両岸には複数の地すべりブロックが存在している。特に那久地区北側の尾根では，頂部付近から幅 500 m，比高 50 ～ 150 m の馬蹄形をした急崖が連続し，その下方には幅 100 ～ 400 m，長さ 150 ～ 400 m の規模をもつ地すべりブロックが連続し

図 1. 2. 1 那久周辺の地すべり分布図①平成 18 年災害関連緊急地すべりブロック，②平成 19 年災害関連緊急地すべりブロック，③平成 19 年災害関連緊急砂防渓流。

ている。
一方，南側の尾根では急崖は局所的で，地すべりブの多くは向ヶ丘層が占めるが，那久川周辺では窓状に下ロックの連続も北側ほどではない（図 1. 2. 1）。この急崖は位の地層が露出している（図 1. 2. 2）。地質構造としては，規模や形態，方向が下方の地すべりブロックと一致しな
いことが多いため，古い崩壊～地すべりの滑落崖と考えられている（村上，2009）。

郡層が走向 NE ‒ SW，傾斜 20°
S を示し，重栖層は郡層を緩く不整合に覆っている。また，これらは向ヶ丘層によって不整合に覆われている（山内ほか，2010）。

被災した渓流は那久川の支川で下流域東部に存在し，
たに がわ

南西方向に流下する土石流危険渓流の上那久谷川（以下，
谷川とよぶ）で，谷川の両岸は 10 ～ 30°の緩傾斜面を形成している。谷川の下流域の一部は地すべりにより北へ凸状に張り出している。

⑶ 平成 18 年度災害関連緊急地すべり
被災年月日及び雨量被災が確認・報告されたのは平成 18 年 7 月 20 日であるが，平成 18 年 7 月 15 日～ 7 月 17 日の連続雨量（7/15

18：00 ～ 7/17 19：00）378 mm，最大 24 時間雨量（7/16

地質
島後にはペルム紀～白亜紀に変成作用を受けた隠岐変

19：00 ～ 7/17 19：00）163 mm，最大時間雨量（7/16 4：00

成岩類を基盤岩として，古第三系～第四系が分布してい～ 5：00）32 mm の雨が原因と考えられる。なお，この豪る。本報告地とその周辺の地質としては，下位より新第雨は島根県下の各所で地すべり災害を発生させている。

三紀前期中新世 郡 層（礫岩，玄武岩，礫岩・砂岩・凝灰

地すべり規模と被害

こおり

おもす

岩互層）
，後期中新世重 栖層（流紋岩，粗面岩，凝灰岩，
むこうがおか地 す べりは，幅 150 ～ 190 m（ 平 均 160 m），長 さ 約

ショショナイト），鮮新世向 ヶ丘層（礫混じり土～転石・270 m で，移動方向は北西向きに始まり，北向きに折れ

玉石混じり土，有機質粘土，火山灰質粘土），第四紀完新曲がる“く”の字型の形態を示し，南西端に付属ブロック

世の沖積層が分布している。

が存在する（図 1. 2. 3）。被害としては，頭部及び側方部

これらは互いに不整合関係にあり，那久周辺の丘陵地で断続した引張亀裂（写真 1. 2. 1）が発生し，脚部域では
19

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 2 上那久とその周辺の地質

山内ほか（2010）に一部加筆。完新世（t：崖錐堆積物，v：沖積層，
b：海浜堆積物），鮮新世向ヶ丘層（Mkg：礫，泥，含礫泥及び火山
灰），後期中新世重栖層（Os：ショショナイト溶岩及び貫入岩，Otl,
Otm, Otu：粗面岩溶岩及び貫入岩，Op1 ～ Op12：流紋岩・粗面岩火，中期中新世久見層（Kmd：珪藻土），
砕岩，
Orl, Orm, Oru：流紋岩）
前期中新世郡層（Krd：酸性火砕岩及び凝灰質砂岩，Krb：玄武岩溶。
岩・貫入岩，Krc：礫岩）

図 1. 2. 3 地すべりブロックと各種調査の配置

湧水現象も認められ，末端部では谷の洗掘や押し出し，崩壊が発生した。このため，直ちに主測線頭部（S-1），副測線頭部（S-2），主測線中部（S-3）に伸縮計を設置した。
地すべり調査

地すべり調査は 1：1, 000 の地形図の作成から開始し，

写真 1. 2. 1 主測線地すべり頭部の滑落崖

主測線の外に 2 本の副測線を設定して，主測線上で約50 m，副測線上で約 100 m 間隔にボーリング調査と孔内歪み及び水位観測を実施した（図 1. 2. 3）。

灰質粘土中に認められ，固結した古いすべり面が確認さ

ボーリング調査によれば，郡層（凝灰岩，砂岩，玄武れた。従って，すべり面の判定については目視すべり面

岩），中期中新世の久見層（珪藻土），重栖層（流紋岩質を重視し，歪計の観測はそれを補完することにして，総凝灰岩）からなる基岩を，ルーズな向ヶ丘層（礫混じり土

合的に判定した。また，孔別すべり面最下深度から作成～転石・玉石混じり土，有機質粘土，火山灰質粘土）が，したすべり面等高線図は地すべりブロックの形態と良く調

12. 0 ～ 26. 0 m の厚さで覆っているのを確認した。地質構

造は郡層が受け盤，久見・重栖層がほぼ水平～受け盤を成し，向ヶ丘層は流れ盤で斜面とほぼ同一な傾斜を示す。
地すべり頭部に設置した伸縮計（S-1, S-2）はいずれも

日変位量 2. 9 × 10 ～ 4. 1 × 10 （mm/ 日）の変動を示し，‒2‒2

地すべり中腹部の S-3 は 0. 7 × 10‒ 2（mm/ 日）の動きを示した（図 1. 2. 4）。
地下水検層の結果，潜在～準確定流動面が向ヶ丘層を和している（図 1. 2. 5）。
地すべり機構調査結果から，地すべり機構は以下のように考えられた。
素因① 面を構成する地質がすべり面を形成しやすい火山灰
質粘土や有機質粘土を挟在した向ヶ丘層で，流れ盤となっていたこと。

② 過去の崩壊や地すべりにより末端部西部の受動側土中心に存在し，活発な地下水流動を示している。一方，塊が削剥され，すべりに対して活動的となっていたこ

地すべり発生後の降雨が少なかったことから，水位変動とと，谷部の洗掘により土塊のバランスを崩しやすかっ

は小さく，降雨に対する反応も鈍い。

たこと。

パイプ歪計に関しても同様に動きが少なく，累積変動

絶対値では 15 ～ 495μstrain/ 月の変動しか認められなかった。なお，目視によるすべり面は有機質粘土や火山20

誘因① H18 年 7 月豪雨により間隙水圧の上昇と洗掘が進行し，地すべりが発生した。なお，南西に付随するブロッ2

斜面災害への取り組みの事例

図 1. 2. 4 地盤伸縮変動図

図 1. 2. 5 すべり面の等高線図

21

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

クは船底状の基盤構造に規制され，主ブロックに引きずられるように移動している。

SM570 材φ508 mm， = 15 mm， = 1. 7 m， = 7. 5 ～， = 89 本。
30. 0 m（根入れ長 = 6. 53 m 以上）

地すべり対策工事
すべり面

すべり面は，地すべり中腹部から末端の谷に至る R-1⑷ 平成 19 年度災害時の対応

平成 18 年度災害の復旧工事が順調に推移していた中（概算移動量 280 万 m ），地すべり頭部から R-1 に連続すで，平成 19 年 7 月 16 日に谷川入り口の左岸側で再び地線型のすべりである。

198 mm，7 月 9 ～ 16 日には計 92 mm であった。地すべ3

る R-2（概算移動量 450 万 m ）で，いずれも 2 円弧 1 直3

土質定数= 1. 00 として逆算法により以土質定数は現況

下の値とした。γt = 18 kN/m3， = 17. 3 kN/m2，R-1：φ，R-2:φ = 7. 48°。
= 4. 97°

移動土塊が民家や公共施設を直撃するわけではなく，谷部で一旦停止した後，土石流となって流下し，二次災害を引き起こすことが想定されることや，地すべりの規模を勘案して，計画安全率を，= 1. 15（R-1）= 1. 10

計画対策工事3 案の経済比較の結果，対策工事を以下のように決定した（図 1. 2. 6）。

① 上段集水井工= 18. 5 m

集水ボーリング = 55. 0 m × 13 本，Σ = 715. 0 m，
θ = 5°，排水ボーリング = 78. 0 m。

② 上段横ボーリング工

位置する A ブロック及び幅約 45 m，長さ約 30 m で下流側に位置する B ブロックである（図 1. 2. 7）。

直ちに警報装置に接続した伸縮計を 2 基設置して監視

水路工 = 76 m。

，= 70 m × 13 本，Σ = 910. 0 m，θ = 4°

横ボーリング工，B ブロックはアンカー工 + 横ボーリン

グ工で復旧）。また，8 月 31 日には 0 ～ 2 時の時間雨量が各々 87 mm，70 mm の計 157 mm に達する豪雨となって災害が発生し，隠岐全域に甚大な被害をもたらした。このうち谷川では約 1, 000 m3 の土砂が下流に流出し，家屋，耕地，町道，水道施設等が被災した（写真 1. 2. 2）。
谷川上流域には山腹崩壊による倒木が多数存在し，河道内に堆積している土砂は約 9, 900 m3 に及んだ。谷川入り口部の平成 19 年度緊急地すべりブロックは被害の拡大を免れたが，平成 18 年度緊急地すべり対策ブロックでは，洗掘によりすべり面が露出し（写真 1. 2. 3），危険な状，= 70 ～ 80 m × 7 本，Σ = 530. 0 m，θ = 4°

③ 下段横ボーリング工りは互いに隣接し，幅約 70 m，長さ約 40 m で上流側にを行い，調査に取りかかった（後に A ブロックは排土工 +計画安全率（R-2）とした。

すべりが発生した。この時の雨量は 6 月 22 ～ 24 日に計態となるなどの被害を受けた（後に 2 基の砂防ダムで対策）。この平成 18 年度地すべり時の状況と対応を以下に述べる。

平成 18 年度地すべりブロック

平成 18 年度の地すべりの現場では，集水井工，上段

水路工 = 61. 5 m。

横ボーリング工と水路工，下段横ボーリング工のほぼ半④ 杭工（クサビ杭）分が完成し，杭工の掘削が開始された直後であった。災図 1. 2. 6 主測線断面図
222

斜面災害への取り組みの事例

図 1. 2. 7 平成 18, 19 年度の地すべりブロックと平成 19 年度緊急砂防のダム位置

茶色の破線は平成 18 年度地すべりブロック。茶色の実線は右から平成 19 年度 A，B ブロック。橙色は同年度災害で谷川に計画・施工した砂防ダム。

害による被害は林道のり面の表層崩壊が複数発生し，地表水の集中により水路がほぼ全壊したほか，杭工作業構台の一部が変形した。災害発生時の伸縮計のデータでは，
主測線頭部の S-1 で 8 月 29 日の豪雨直後に 25 mm の引張り変動を生じ，中部の S-3 では土砂の崩落により観測不能となった。一方，副測線頭部の S-2 では 2 mm の圧縮変動に留まった。

水位は，全孔ともに 8 月 31 日前後から大きく上昇した

ものの，下降も急激で（図 1. 2. 8），集水井工と横ボーリン

グ工による地下水排除量は 1, 300ℓ/ 分（9 月 2 日時点）に及んでいた。なお，この災害時の降雨で観測された水位は，BP ‒ 3 を除いて調査時の最高水位を上回っている。

パイプ歪計では多くの孔で 100 ～ 200μstrain の歪が認め

写真 1. 2. 2 平成 19 年 8 月豪雨による谷川下流域の被災状況られたが，歪量の増大にはつながらず，地すべり土塊が一時的に不安定化したものの，動き出すまでには至っていないと判断された。

この時の水位を用いて安定解析を実施したところ R-1

で= 0. 955，R-2 で= 0. 946 と大きく安全率が低下した。地すべりが沈静化した理由は，地下水の排除により水位が急激に低下したためと考えられ，地下水排除の効
果が極めて高いことが判明した。すべての工事は平成 19

年 12 月 14 に完了しており，工事後の水位観測により，計画を 1 ～ 2％上回る安全率が得られた。
⑸ 地すべりの監視と警報

平成 18 年度発生の地すべりは民家から遠く，電源がないことから，太陽光発電による伸縮計 S-2 に，電話回線
23

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

写真 1. 2. 3 平成 19 年 8 月豪雨による平成 18 年度地すべり末端の洗掘状況
河床の水色部がすべり面（向ヶ丘層火山灰質粘土）。

計のデータを 1 時間毎にモニタ－し，県土整備局，建設会社，コンサルタント事務所の 3 箇所でモニタリングを行い，異常の検知に努めた（図 1. 2. 9）。
⑹ 避難体制

平成 18 年度地すべりにより，大規模な土石流の発生
はま なぐと上那久～海岸部の浜那久集落まで土石流の到達が懸念された（図 1. 2. 10）。このため，緊急時の連絡体制を構築
し，島根県，隠岐の島町との防災協議，避難計画の策定，
地元説明会の開催，避難訓練を実施した。
避難の警戒レベル
図 1. 2. 8 平成 19 年豪雨災害時の水位計の記録① 警戒体制（避難準備）

時間雨量が 20 mm あるいは日雨量が 70 mm を越えたときや，連続して警報が鳴り，地鳴りや震動，谷のによって異常時の通報を行うシステムを導入した。これは予め登録されていた県・町・コンサルタントの各担当
者に時間移動量 7 mm/h で異常を知らせるシステムである。これを受けた場合，直ちに現地状況をチェックするとともに，必要に応じて避難を呼びかけることになる。

平成 19 年度発生の谷川入口の地すべりでは，2 基の伸

縮計 S-4, 5 と太陽光発電装置を付けた 2 箇所の警報装置を結び，時間移動量 7 mm/h でサイレンが鳴るシステムを構築した。平成 19 年 8 月豪雨の直後には，民家の上流にある治山堰堤に土石流センサーを設置し，異常時にはサイレンが鳴るシステムを構築した。また，2 基の砂防ダ

ムのうち上流側のものは，平成 18 度地すべりの末端部の掘削をともない , 地すべりの助長が懸念されることから，新たに伸縮計を設置し，警報装置 + サイレンで施工中の避難態勢を確保した。さらに，これと BP ‒ 6 の水位・歪24

水の減少などの地すべりの兆候が見えたとき。

② 避難レベル 1（避難区域：谷川下流域，避難場所：那久小学校）
地すべりが継続し，谷川で小規模な土石流が発生したとき。

③ 避難レベル 2（避難区域：避難レベル 1+ 那久川上流域，避難場所：那久小学校）
地すべりが継続し，谷川で土石流が頻発したとき。

④ 避難レベル 3（避難区域：避難レベル 2+ 那久川下流域，避難場所：地区外）
谷川からの土石流が那久川に堆積し，那久川の湛水域が広がって土石流発生の危険性があるとき。

平成 19 年 7 月の地すべり災害では，時間雨量は 20 mmを超えるものはなかったが，日雨量は 6 月 22 日に 121 mm，同 24 日に 77 mm に達した。一方，伸縮計（S-1）の伸び2

斜面災害への取り組みの事例

図 1. 2. 9 地すべり・土石流の監視体制

図 1. 2. 10 上那久地区の氾濫想定図

25

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組みが最大 0. 4 mm/h と小さかったために警報は鳴らず，地すべりの兆候も認められなかったことから避難は行われなかった。しかしながら 7 月の地すべり被災箇所は民家に近いため，監視体制を強化した。同年 8 月の豪雨災害

では，平成 18 年度，同 19 年度地すべりともに警報装置が作動するレベルの変位は発生しなかった。
一方，時間雨量，日雨量ともに避難準備レベルを超えていたにもかかわらず，豪雨で町内放送が聞こえにくかったことや，家屋に流入した土砂の片付けに追われて避難図 1. 2. 11 大黒山北麓の位置図ができなかった例も認められた。また，那久川の増水や県道の崖崩れにより，避難そのものが不可能であったことも判明した。

山岩溶岩が分布し，やや急峻な地形を有する。安山岩は災害時には想定外の事態が発生し，対処が困難になる

黒色・硬質であり，肉眼では無斑晶質に見える。顕微鏡

ことが明確になったために，避難体制を次のように改め観察によると，斑晶はごく少量の斜長石と単斜輝石からた。豪雨が予想される場合には，消防団員による独居老成り，石基は流理構造が顕著である（ピロタキシティック

人の避難を優先させること，豪雨の間は家屋の安全な場

組織）。

所に退避すること，危険が迫ったら安全と思われる家屋
への住民の一時避難を行うこととした。
【村上 久・土屋伸生】

より南方に位置する加茂町大山の安山岩が，斜長石，
斜方輝石，単斜輝石の斑晶を相対的に多く含み，ガラス質であること（ハイアロオフティック組織）と対比される。
陸上に噴出した溶岩とされているが，地層の上部ではハ

引用文献
村上 久（2009）：第 11 章 災害地質．西郷地域の地質，地域地質研究報
告（5 万分の 1 地質図幅），産総研地質調査総合センター，pp.106-108.
山内靖喜・沢田順弘・高須 晃・小室裕明・村上 久・小林伸治・田山良
一（2010）：5 万分の 1 地質図幅「西郷」．産総研地質調査総合センター．

イアロクラスタイトの岩相を示す箇所がある。
地区の大部分を占める台地の地下には大森層の礫岩が分布する。含まれる礫は下位の安山岩に由来するが，そのほか酸性の凝灰岩や火山礫凝灰岩の薄層を挟むことがある。この層は上位にいくにしたがって礫が少なくなり，中粒砂岩へと移行する。砂岩には層理が認められること

2. 1. 2 大黒山北麓の地すべりについて
1 はじめに島根県出雲市斐川町学頭地内に位置する大黒山の周辺が多い。走向 N80°
E ～ N76°
W，傾斜 12 ～ 32°
N を示す。
斜面に対して流れ盤であり，地すべり方向と地層傾斜方

向はほぼ同じである。

（図 1. 2. 11）では，古くから地すべりが頻発し，人々の生

表層にはこれらの岩石を起源とする崩積土が堆積して活を脅かしてきた。特に大黒山北麓の下畑第一地区地すいる。斜面上部では硬質な安山岩礫を多く含む砂・粘性

べりは，豪雨時に断続的に変動する崩壊型地すべりであ土が主体であり，下部に行くにつれて軟質な粘性土へとり，比較的多くの災害の記録が残っている。そこで，まず変化している。

下畑第一地区地すべりの概要を述べた後，代表的な災害

2 例について紹介する。

3 地すべりの履歴
地区の周辺では遺跡が数箇所見られ，集落遺構や縄文2 地形・地質概要

下畑第一地区地すべりは大黒山山頂から 500 m ほど北土器，黒曜石あるいは須恵器，土師器，陶磁器が出土している（池橋，2004）。したがって，古くから人の居住は側にあり，標高 40 ～ 180 m，幅約 500 m，長さ約 800 mあったと思われるが，開発が進んだのは多少なりとも農業におよぶなだらかな斜面を形成する。この緩斜面上には土木技術が進歩した江戸時代以降である。地区住民への北から南に向かう直線的な谷が幾筋か刻まれるが，晴天

聞き取り調査の結果によると，入植は 1600 年頃から一気時に流水があることは少ない。

に進んだと考えられ，その名残はこのあたりの字名がすべ

地すべり地東側を砂防指定河川の門田川が，西側を大井川が流れ，地区の北部で合流する。地すべり地は両者に挟まれた台地状を示す。

て ｢畑谷｣ ということに残っている。
出雲国では戦国から安土桃山時代にかけて中世的な所領の枠組みが消滅し，新しい村々が生まれていった時期

地質と地形は密接な関係が見られる。図 1. 2. 12 に地すに当たる。このような時代背景は「荘原歴史物語｣（池橋，従う。大黒山に近い南部では新第三紀中新世大森層の安その当時から地すべりの被害は顕著だったようで，圃

べり地内の地質図を示す。地層名は鹿野ほか（1991）に26

2004）に詳しく述べられている。

2

斜面災害への取り組みの事例

図 1. 2. 12 大黒山北麓（下畑第一地区）地質図

場の変形が毎年のように起こり，境界のトラブルが絶えな居住不能家屋はほとんどなかった。これに対し，北側のかったらしい。山麓での崩壊は継続しており，｢昔とは山下畑第一地区地すべりは大森層の安山岩がキャップロッ

の形が変わった｣ とか，｢雨のため土砂が流れると山が低クの役目を果たし，台地の地下に分布する礫岩や砂岩のくなって，大国主命は大変お嘆きになるので，参拝する層理面に沿って地すべりが発生している。豪雨時に激し

人々は砂を持って登る。そうすると不思議に災いがなくな

く滑動する崩壊型地すべりであり，何十年に一度の災害

り作物もよくできる。
｣ といった言い伝えがある。
大黒山東麓の地すべりは，久利層流紋岩や火砕岩がキャップロックとなり，下位の泥岩との境界ですべりを生じている。慢性的に滑動する粘稠型地すべりである。

時には甚大な被害を被っている（浜崎・原，2010）。記録に残りやすい地すべりだったと言える。
このような中で，昭和初期に農林省直轄事業による地下水排除工（後述），昭和 59 ～ 60 年の広域農道建設によって地区全体が壊滅的な被害を受けることは少なく，伴う地すべり対策工事が実施された。昭和 49 年 9 月 27

過去の集中豪雨時には亀裂や家屋の変状は生じたものの，日に当時の農林省によって，下畑第一地区として地すべ
27

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組みり防止区域に指定され（島根の地すべり編集委員会編，そこで，昭和 12 年 10 月から，当時の農林省は対策事，昭和 50 年から島根県による対策事業が継続して1990）

業を本省直轄，全額国庫負担で取り上げ，表層と岩盤といる。

の間の地下水排除を中心とした工事に着手した。この事

4 昭和初期の農林省直轄事業には完成して一応当面の不安を取り去った（斐川町教育委

業は戦争の進展にもかかわらず続行され，ほぼ 5 年の後

下畑第一地区が地すべりのために深刻な被害を受け始めたのは，大正 5 年頃からと言われる。大正 7 年には，発生した地すべりのため家屋が倒壊したり立ち退きを余儀なくされたりして，もともと 28 戸あった家屋は大正 10 年には 17 戸となった。水田は 4. 5 ha あったものが

2. 5 ha に激減した。

員会，1972）。

現在の状況は写真 1. 2. 4 ～ 7 のとおりである。地すべり地頭部の竹林に入ると，かつてあった家屋や墓地の跡，
その後に拡大した地盤の亀裂が随所に見られる。今までに残る記録と現地踏査から推定し，図 1. 2. 13 に大正 7 年に発生したと考えられる地すべりブロックを示す。

図 1. 2. 13 下畑第一地区平面図
大正～昭和にかけて滑動した地すべりブロックを記載。

28

2

斜面災害への取り組みの事例

写真 1. 2. 4 昭和 17 年頃建立された地辷防止記念碑

写真 1. 2. 7 昭和初期に建設された落差工
写真 1. 2. 5 地すべり地頭部の全景
ポールの位置は暗渠工が陥没してできた凹地。遠くに見える崖は地
すべりによる滑落崖。

この地すべりによって破損した。

竹等で建設されたらしいが，詳細な構造は不明である。

その後の地すべりの進行によって，昭和 49 年の地すべり指定時には既にこれらの対策工事の大半が破損しており，機能を果たしていなかった。部分的には補修した跡が見られるが，多くは荒廃したまま現在に至っている。今でも暗渠工の跡が陥没してできた凹地や落差工・流路工の破損を至る所で見ることができる。

昭和 50 年度からの島根県による第 1 期工事，平成 3

年度からの第 2 期工事では，集水井工による深層地下水排除工が主体に実施された（図 1. 2. 13，図 1. 2. 14）。
地すべり地の頭部，つまり山陰自動車道付近よりも南側にある集水井は降雨時に湧水量が増大し，白濁あるい
写真 1. 2. 6 大正時代に発生した地盤の亀裂
その後，豪雨のたびに拡大した。

は黄褐色の濁りが認められ，すべり面周辺の崩積土や風化層の水が集水されていると推定される。地すべり地下部にある集水井はすべり面周辺だけでなく基盤岩中の水も集水していると考えられ，水量が安定し，水質もよい。

対策工事は暗渠排水工と渓間工が主体のようである。主

その後，山陰自動車道の建設に当たり，集水井工に

要な谷には，石積みの流路工が布設され，所々に小規模のよって徹底的な地下水排除が行われた結果，現時点では落差工や帯工が配置されている。落差工や帯工はセメント

地すべりはひとまず沈静化している。

モルタルを使用しながら石を積み上げて作られている。
この渓間工を起点に暗渠排水工が何箇所も設置されている。言い伝えによると，人力で数 m 掘削し，石やそだ，しかし，たび重なる地すべりによって生活の基盤を奪われた結果，居住する人家は減る一方であった。表 1. 2. 1に家屋数の推移を示し，図 1. 2. 13 に当時と今の家屋位置
29

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 14 地すべり模式断面図
表 1. 2. 1 家屋数の推移

押し出しが進行し，明瞭な地すべりブロックを形成するに至った。その結果，既に施工済みの集水井工は天端から4 m の深さで押し出しを受け，大きく変形・傾動した（写真 1. 2. 8 ～ 9）。
のり面に出現したすべり面を観察すると，いくつかの特徴が見られる。写真 1. 2. 10 ～ 11 にすべり面を示す。のり面に分布するのは大森層の礫岩である。

すべり面には，幅 5 ～ 20 cm の暗赤褐色（チョコレート色）の粘土層が挟在する。5 mm 程度の岩片がわずかに散在するものの，肉眼では均質に見える風化粘土である。

層の上部数 10 cm の範囲でも赤灰色を呈するが，この暗赤褐色粘土層は非常に際立っている。暗赤褐色層の下部は淡緑灰～黄灰～灰白色の凝灰岩風化層であり，その直下は亀裂の多い岩盤になる。これらの層の境界は非常に明瞭である。
を表す。現在，地すべりブロック内にある家屋は，公民館

すべり面は，暗赤褐色粘土層内に生じる場合（写真も含め 5 戸である。以前は可能であった稲作も，かんが1. 2. 12）と，下部の淡緑灰色粘土層との境界に生じる場

い設備を失った結果，現在ではほとんど耕作が行われて合（写真 1. 2. 10）とがある。

いない。

そこですべり面周辺の風化土を採取し，X 線回折による鉱物の同定を行った。試料採取位置は写真 1. 2. 13 のとお5 広域農道のり面で発生した地すべりりであり，結果を表 1. 2. 2 に示す。一番上部の試料 1 は，地すべりの主要部は小康状態にあるものの，台地の側

少量の石英と長石以外はカオリン鉱物（ハロイサイト）の方や末端部ではわずかに土塊のバランスを変化させただ

ピークが主であり，原岩はほとんど粘土鉱物化している。

けで，地すべりを再発させることがある。以下に示すのハロイサイトの形成温度は 100℃以下であり，弱酸性の地べりである。

料 1 はごく一般的な風化土といえる。スメクタイトも見らは，平成 14 年に道路のり面を掘削した際に発生した地すこの周辺でも大正から昭和の時代から断続的に土塊の滑動が認められていた。よって，前述のような暗渠排水

表水による加水分解で生じること（吉村，2001）から，試れるが，相対的にピークが弱く不明瞭である。

試料 2 の凝灰岩風化土では，ハロイサイトが消失し，工や流路工が施工されており，地すべり指定後も集水井

スメクタイトが主になる。すべり面直上の試料 3（赤灰色

工や水抜ボーリング工が実施されていた。

粘土）では，スメクタイトのほかに，赤鉄鉱が多く含まれ

平成 14 年 1 月 30 日，道路改良工事に伴い掘削を行った時点で，のり面の一部に亀裂を生じた。その後数日にわたって，滑落崖の形成，地盤の亀裂，末端部の土塊の
30

すい ひ

るようになる。原岩の組織をわずかに残し，水簸すると細粒な長石や岩片が認められる。

すべり面を形成する試料 4 の暗赤褐色は赤鉄鉱由来で

2

表 1. 2. 2

斜面災害への取り組みの事例

X 線回折による鉱物の同定結果表

写真 1. 2. 10 地すべりの末端部
すべり面は淡緑灰色の硬質粘土層と暗赤褐色粘土層の境界に形成されている。

写真 1. 2. 8 広域農道のり面で発生した地すべり

写真 1. 2. 11 すべり面の拡大写真
暗赤褐色の粘土層が特徴的である。

ど残していない。淡緑灰色や灰白色の細粒な火山灰層に挟まれて存在することが多いので，礫岩層中に挟在する
酸性凝灰岩を起源とするように思われる。
このような暗赤褐色粘土層は，下畑第一地区の大森層の礫岩・砂岩層でボーリングを行うと，しばしば見かける
写真 1. 2. 9 地すべりによって変形した集水井
湧水は多い。

ことがある。それが必ずしもすべり面を含んでいるとは限らないが，地すべり調査設計を行う上で要注意であることは間違いない。

ある。スメクタイトのピークは他と比較して強く明瞭になっている。近隣の地すべり地では，この層からクリスト
バライトのピークが現れた例がある。
スメクタイトは低温の中性あるいはアルカリ性環境で⑹ まとめ
下畑第一地区の地すべりは現在小康状態にあり，ここ数年は動きが見られていない。もともと大森層は硬質な安山岩溶岩や礫岩から成り，キャップロックとなることは生成し，広く分布する。また赤鉄鉱は pH3 程度で沈着すあっても，地すべりは比較的少ないとされてきた。しかしる。すべり面付近では土に含まれる黄鉄鉱の分解が終わ一口に礫岩・砂岩と言っても，実際には酸性凝灰岩や泥濃集しやすい状態であると考えられる。

むことでスメクタイトが濃集し，すべり面を形成することり，pH が高くなっているため，スメクタイトや赤鉄鉱が試料 4 のような暗赤褐色粘土層は原岩の組織をほとん

質岩を随所で挟在する。これらの層で集中的に風化が進
がある。
31

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

引用文献
池橋達雄（2004）：荘原歴史物語．荘原公民館，pp.76-79．
鹿野和彦・竹内圭司・松浦浩久（1991）：今市地域の地質．地域地質研究報
告（5 万分の 1 地質図幅），地質調査所，pp.33-40．
島根の地すべり編集委員会編（1990）：島根の地すべり．島根県農林部，

200p.

浜崎 晃・原 裕二（2010）：宍道地溝帯，新第三系中新統の地すべり．中国四国地方の応用地質学（日本応用地質学会中国四国支部編），pp.152153．
斐川町教育委員会（1972）：斐川町史．pp.630-631．
吉村尚久編（2001）：粘土鉱物と変質作用（地学双書）．地学団体研究会，

300p.

写真 1. 2. 12 暗赤褐色粘土層内で見られるすべり面

2. 1. 3 石見銀山遺跡の斜面における落石の特徴⑴ はじめに
石見銀山遺跡（図 1. 2. 15）は島根県のほぼ中央部の大田市にあり，2007 年 7 月（平成 19 年 7 月）に「石見銀山遺跡とその文化的景観」として世界遺産に登録された。この登録を受けて注目を浴びている最中に遺跡内の道路沿いで落石が発生したことから，観光客等が来訪する範囲
や住民の生活圏を対象に落石調査を行うことになった。
石見銀山では，長きにわたり鉱山開発がすすめられたことにより，山々は露頭掘り，坑道掘削，住居や作業場の造成などにより多くの地形改変がなされてきた。その結果，人工斜面と考えられる切土面の不安定化が進み，一部では崩壊に至っているところがある。
一方，製錬には膨大な木材燃料の供給が必要であった
写真 1. 2. 13

X 線分析試料の採取位置

が，伐採等が森林資源の適切な管理下に行われたことにより，今日でも豊かな山林を残している（島根県教育庁文化財課世界遺産室編，2012）。しかし，天然更新による倒木により小規模な崩壊が発生しており，それに伴って落大黒山周辺の自然斜面における地すべりは，長年実施

石が発生しているところが多数みられた。そこで，本稿されてきた対策のおかげで沈静化している。一方で，建では石見銀山遺跡内でみられる落石の発生源となる浮石設工事に伴い，土塊のバランスを狂わせたことで地すべの生成過程について紹介する。

りが再発したり，新たな地すべりを引き起こしたりする例

ぎんざんさくのうち⑵ 石見銀山（銀山柵内，大森地区）の落石の特徴が多く報告されている。
今後，斜面災害を考える上では，これらの地質的な素因を見逃すことなく，正確で効果的な調査を行うことが求
められる。

地形・地質
石見銀山遺跡のうち，中心となっている銀山柵内及び大森地区は大田市大森町～仁摩町に所在し，指定範囲は採掘が行われた仙ノ山と戦国時代に山吹城が築かれた要

謝辞 島根県農林水産部農地整備課及び出雲県土整備事
務所には，今まで実施した調査・設計・工事の資料を提供していただき，図面の使用を許可していただいた。出
雲市には広域農道改良工事の調査設計資料を提供していただいた。地表踏査に当たっては，島根大学名誉教授
山内靖喜氏に大変お世話になり，現地で貴重なご助言を害山を含む東西約 2. 4 km，南北約 2. 7 km に及ぶ。遺跡の中心となる大森町は，石見地方に特徴的な標高 100 m

から 250 m の低山地の中にある。集落の標高は代官所付

近で約 110 m，羅漢寺五百羅漢横の石見銀山公園付近で約 130 m である。

標高 537 m の仙ノ山と山吹城跡のある標高 414 m の要いただいた。X 線回折による鉱物の同定は，永島晴夫氏

害山の狭隘な谷間を銀山川が流れ，その流れに沿って街（元・島根県産業技術センター）にお願いした。ここに記並みが形成されている。仙ノ山の頂上部は北東から南西方向に平坦地が広がるが，街並みから山頂部に至る斜面

して感謝します。
【原 裕二】

32

は急峻である（写真 1. 2. 14）。

銀山柵内及び大森付近の地質は，鹿野ほか（2001）に

2

斜面災害への取り組みの事例

図 1. 2. 15 石見銀山遺跡の範囲（島根県教育庁文化財課世界遺産室編，2012）

写真 1. 2. 14 上空から見る石見銀山（北から南を望む）
しまねミュージアム協議会（2013）の掲載写真に一部加筆。

よると，基盤となる新第三紀の久利層が都野津層，大江高山溶岩や仙山火山噴出物に覆われている（図 1. 2. 16）。久
利層は主に大森町の街並みから銀山川沿いにかけて分布
し，大江高山火山噴出物は仙ノ山や要害山などの山体の大半を構成している。仙ノ山はデイサイト火山角礫岩－
凝灰岩からなる火砕丘であり，仙山火山噴出物により形成されている（鹿野，2013）。石見銀山の鉱床はこの仙山

図 1. 2. 16 石見銀山遺跡付近の地質図（鹿野ほか，2001）
O：大 江 高 山 溶 岩，S： 仙 山 火 山 噴 出 物，Tss： 都 野 津 層（ 石 英，Kp：久利層（流紋岩火砕岩及び砂），Ts：都野津層（礫岩～泥岩）
溶岩）。

火山噴出物中に胚胎する鉱床（福石鉱床）と仙ノ山西麓に
33

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組みみられる鉱脈型鉱床（永久鉱床）に分けられる。

4 m におよぶ浮石（写真 1. 2. 15）もみられた。このほか

浮石の分布状況に石見銀山特有の浮石としては，斜面中腹での造成（山図 1. 2. 17 に銀山柵内及び大森地区の落石調査で判明

城構築や間歩採掘等）により不安定化したと思われる浮した浮石の分布状況の概略を示す。落石発生源となる浮石群（写真 1. 2. 16）や，露頭掘り跡の浮石（写真 1. 2. 17）

石は斜面の上部から下部まで広く分布しており，崩壊跡

が，また山麓では住居用の造成による浮石化がある。た地の周辺や遷急線の部分ではとくに浮石化が目立っていだし，仙ノ山周辺の一部には浮石がほとんど見られないる。転石の一部は崖錐堆積物として見られるほか，立木斜面があるなど，人為的に管理されていたことが伺えるとによって止められているものが点在している。

ころもある。

露岩では節理が発達しており，浮石の大きさはそれを反映して直径 0. 3 ～ 1. 0 m のものが多くみられる。所々

直径 2 m 程度に達するほか，一部凝灰角礫岩の塊では径浮石の生成過程
落石の主な発生源となる不安定な急崖斜面は，一般に海食崖や河川浸食による攻撃斜面などに多い。当地域も図 1. 2. 17 銀山柵内及び大森地区の浮石分布状況（島根県県央県土整備事務所提供）
34

2

斜面災害への取り組みの事例

写真 1. 2. 15 直径 4 m におよぶ凝灰角礫岩の浮石

写真 1. 2. 16 斜面中腹の造成面ののり面にある浮石

下部はほぼ空洞。要害山南西側の斜面中腹。

オーバーハングで非常に不安定。大森地区の斜面中腹。

倒木による浮石化
石見銀山では森林保全のため古くから森林伐採が制限されたために，樹齢 100 年を超すケヤキ，エノキ，シラカシ，スダジイなどが生えているところがある。これらの立木の天然更新により倒木が発生することがあり，この倒木によって直径 3 ｍを超す根株が掘り起こされるところがよくみられる。石見銀山ではこのような倒木を要因とす

る落石を数例確認している（田中・小村，2012）。立木の倒木は落石の誘因であることが多いが，石見銀山では大径木の根返りによって浮石や転石が発生している様子が見られる（図 1. 2. 18，写真 1. 2. 19）。
このような大径木の根返りによる浮石や転石は，通常
写真 1. 2. 17 鉱脈を掘り進んだものとみられる崖面の地表踏査で把握することは困難であるため，落石対策

亀裂の発達した浮石が多い。仙ノ山西側の昆布山谷斜面中腹。

を検討するうえでこのような倒木現象の有無を考慮しておくことが必要と考えられる。
人工的な掘削による浮石化

例に漏れず河川の浸食によって急崖斜面が形成されてお落石調査では石見銀山遺跡の山々の大半を踏査しており，随所に崩壊前線となる遷急線がみられる。このようなり，この踏査時に鉱脈の掘削や運搬路，施設造成による浮石が生成されやすい斜面を対象に行った落石調査によ掘削と考えられる地形改変箇所を多数把握している。こり，落石の発生源となっている浮石の生成過程に特徴がれらの人工的な切土斜面には掘削によって浮石化したとあることがわかってきた。この特徴を基に浮石の生成過考えられる箇所が随所にみられる。

程を降雨等の浸食，倒木，人工的な掘削によるものに分類できるものと考えた。
降雨等の浸食による浮石化造成等による切土高さは 5 ｍまでのものが多く，仮に落石が発生しても多くは造成面で止まることが多いと考えられるが，石切り場跡などでは高さ 10 m を超え

一般に自然斜面にある多くの浮石は，風化作用と降雨る所もあり，落 石の影響が懸念される（図 1. 2. 19，写等による浸食作用や地震動によって生成されているもの

真 1. 2. 20）。掘削当時の安全性に対する考え方がどのようと考えられる。石見銀山遺跡でも急崖部では自然発生的なものであったかは不明であるが，掘削当時には不安定に落石が発生する直前の状態で留まっている浮石がよくではなかった露岩が現在不安定な状態で浮石化している見られる。地質的な特徴としては，緩い受け盤で被浸食ものも多いと考えている。

性の違いによりオーバーハングを形成しているものが多く

落石の発生原因（トリガー）みられる（写真 1. 2. 18）ほか，節理の発達した浮石群としても見られる。

落石の発生原因は，石見銀山で発生した落石状況からいくつか想定される。一つ目は立木の転倒であり，上記の
35

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

写真 1. 2. 18 被浸食性の違いで不安定化した浮石写真 1. 2. 19 倒木による根返りにより地表に出た転石

要害山東側。

要害山南側。

写真 1. 2. 20 斜面上位の造成面で発生した崩壊
仙ノ山西側の栃畑谷出口付近。

「倒木による浮石化」に示したとおりである。倒木の起きる原因は着雪や強風が多いものと考えられ，実際に平成

21 年 1 月には県下でも多くの着雪被害が生じた。降雪によって根返りを伴う倒木が発生し，直径 1. 2 m の落石が図 1. 2. 18 倒木による浮石や転石発生の模式図

発生している。
二つ目は降雨などによる短期的な浸食作用であり，小規模な崩壊を伴ったものである。断定できた落石はない

による蹴落としが引き金になっている可能性が高いと考えている。

が，浮石群に小規模な崩壊跡がみられるところがあるた
め，該当しているものと考えている。

⑶ 石見銀山遺跡内の落石対策

三つ目は地盤の浸食など経年劣化により自然発生的に

平成 19 年から平成 22 年の間に落石の道路への到達を発生することが考えられる。自然発生的な作用としては気受けて，要害山の南側を中心に落石予防工や落石防護工

温の変化や風による木根の揺さぶりなどわずかな作用がが施工された。対策状況については本書の「2. 3. 3寺跡の墓地への落石が見つかるなど，平時に落石が発生ている。

起因しているものと想定される。平成 24 年には晴天時に

石見銀山遺跡，要害山南東側斜面における落石対策」に示しすることも少なくないようである。
このほかに，人頭大より小さな石は早朝に見つけられ⑷ おわりにることが多いことや，周辺にイノシシによると思われる掘現時点では主要な見学施設の安全性は確保できているり返し跡があることから，イノシシが夜間に活動したこと

ものの，多彩な遊歩道や一部の住家に対しての落石対策

36

2

斜面災害への取り組みの事例

図 1. 2. 19 石見銀山でみられるよくみられる造成面と浮石の状況が望まれている。今後は順次必要性の高い箇所から落石

当地の地山は著しく風化が進行しており，軟質で土砂状に強風化した玄武岩が深部まで分布していることが地対策が行われる予定である。
このような中で，今回は落石の発生原因となる浮石のすべり発生の最大の素因となっている。本稿では，このよ

生成過程について着目した。今後はこれらの浮石の生成

うな地すべりについて調査を実施し，対策工を行った事

過程を更に突き詰め，より確かなものにしていくととも例を紹介する。

に，これらを落石対策に生かせるよう検討していくべきと考えている。

⑵ 地形・地質の概要

謝辞 島根県県央県土整備事務所には，今まで実施した

り，3 方から内海をとり囲んでいる。このような地形は，調査・設計等の資料を提供していただき，図面等の使用

カルデラをなす外輪山が海進により海中に没し，島としてを許可していただいた。ここに記して感謝します。

残ったものと言われている。

隠岐島前は，西ノ島・中ノ島・知夫里島の 3 島からな

【小村 徹】

菱浦地区地すべり防止区域は，中ノ島の北西部に位置

し，内湾に面する標高 20 ～ 40 m の丘陵にあたる。湾入

引用文献

部では標高約 1 m の低平地がわずかに存在し，丘陵裾部

鹿野和彦・宝田晋治・牧本 博・土谷信之・豊 遙秋（2001）：温泉津及び江津地域の地質．地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅），地質調査所，pp.49-97.
鹿野和彦（2013）：研究紹介〈GSJ トピックス〉世界遺産登録記念石見銀山の地 質と鉱 床．産総 研 地 質 調 査 総 合 センター，http://www.gsj.jp/．
researches/topics/iwami-ginzan.html（参照日 2013 年 4 月 18 日）
島根県教育庁文化財課世界遺産室編（2012）：世界遺産石見銀山遺跡とその文化的景観．pp.2-3.
しまねミュージアム協議会（2013）：バーチャルミュージアム．http://www.
．
v-museum.pref.shimane.jp/special/vol06/（参照日 2013 年 4 月 18 日）
田中繁幸・小村 徹（2012）：世界遺産石見銀山の落石対策．山陰地域の斜面防災，平成 24 年度日本地すべり学会関西支部現地討論会論文集，

は全般に崖をなしている。この崖はもともと海進期に形成

pp.29-33.

された海食崖と考えられる。
当地すべり防止区域には，新第三紀中新世後期の火山活動で形成した粗面玄武岩が分布している（千葉ほか，。粗面玄武岩は成因的には溶岩，火砕岩，細粒凝2000）

灰 岩に分けられる。これらは岩相に差があるものの，深部まで風化が著しく，いずれも粘性土状を呈している。このため，地表には堅硬な岩盤は現れていない。
⑶ 地すべりの変状

ひしうら2. 1. 4 隠岐島前における菱浦地区地すべりの調査

地すべり末端部

平成 18 年 7 月の豪雨時に崖が高さ約 20 m，幅約 30 m

⑴ はじめににわたって突如崩壊した（写真 1. 2. 22）。崩壊土量は約域となっており，区域内には写真 1. 2. 21 に示す計 4 つのに建物に迫り，一部は建物内に流入した。崩積土は多く

地すべりブロックが存在する。このうち，最も北側に位置の細粒分を含み，含水比が高く泥濘化していた。崩壊面

滑動し，直下の公共施設が被災した。

いた。

隠岐島前の菱浦地区は約 7 ha の範囲が地すべり防止区

するブロック（図 1. 2. 20）が平成 18 年 7 月の豪雨により

1, 500 m3 であり，崩壊した土砂は写真 1. 2. 23 に示すようの複数箇所から湧水があり，湧水は被災後 1 ヶ月以上続

37

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 20 菱浦地区調査箇所の平面図

崖の背後斜面化玄武岩は粘性土状を呈し， 値は 5 前後で G.L.‒ 15 ～口亀裂が発見された（写真 1. 2. 24）。また，背後の地表面したパイプ歪計では強風化玄武岩の下部に変位が認めら

水平距離にして 25 m 付近まで開口亀裂が点々と続いてなる。コアに明瞭なすべり面は確認されなかった。

いた。亀裂の開口幅は崖から離れるほど小さくなる傾向

粘土鉱物の特徴

崖の崩落から 2 日後，崖の 5 m 背後に幅約 60 cm の開にも幅数 cm ～ 30 cm の開口亀裂が見つかり，崖からのがあった。頭部には滑落崖状の段差は生じておらず，写‒ 20 m まで分布している。また，各ボーリング孔に設置れ，この深度を結ぶと図 1. 2. 21 に示すようなすべり面にBor ‒ 1 のボーリングコア（写真 1. 2. 27）にて，1 ～ 2 m

真 1. 2. 25 に示す亀裂が地表で確認された最も上部の変状間隔で採取した計 12 試料について X 線回折による分析である。

を行った。表 1. 2. 3 に示すように主要な粘土鉱物はカオリ

地すべり側部

ン鉱物や加水ハロイサイトといった風化作用で生成する

左右両側部ともブロックの輪郭を形作る滑落崖や横ず鉱物であった。これらはほぼ全深度にわたって確認され，れ亀裂は認められない。左右のブロック範囲は，末端崩含有する粘土鉱物からも深部まで風化が及んでいること

壊の両端部を斜面上へ延長し，崖背面に発生した亀裂をがわかる。また，浅部では風化によって失われていた斜包括する範囲である。

長石や変質鉱物（スメクタイト）が G.L. ‒ 13 ～ 16 m 以深の試料にて確認でき，当深度付近に鉱物的な風化作用境⑷ 地盤状況

界が存在すると考えられる。

強風化玄武岩の分布とすべり面

pH，酸化還元電位の特徴

崩壊した崖の背後でボーリング調査を行った結果，斜面

一般に，風化の度合いは地表に近いほど強く，地下深を構成する玄武岩は深部まで著しく軟らかく，これが漸移部に向かい弱くなる。このため，pH や酸化還元電位を深層を伴わず急激に硬くなっていることが確認された。強風

度方向に測定すると，大局的な傾向として表 1. 2. 4 に示す

38

2

写真 1. 2. 21 菱浦地区地すべり防止区域（Google マップを使用）

斜面災害への取り組みの事例

写真 1. 2. 22 末端崩壊の状況

写真 1. 2. 23 崩積土と被災した建物写真
写真 1. 2. 24 崖背後の開口亀裂
開口幅 60 cm，落差 40 cm。

ように浅部ほど pH は低く（酸性），酸化還元電位は高い

pH，電位ともに全深度にわたり酸性・酸化環境にある（酸化）値を示し，深部ほど pH 値は高く（アルカリ性），といえ，これらの分析結果からも，基盤岩の風化作用は酸化還元電位は低く（還元）なると考えられる。

深部まで進行しているといえる。

今回測定した pH，酸化還元電位の深度方向変化図を

図 1. 2. 22 に示す。図 1. 2. 22 に見られる変化傾向から，

G.L.‒ 4 m までは今回の豪雨で撹乱・影響を強く受けた

背後斜面の変動

最上部のボーリング孔 Bor ‒ 3 及び地盤伸縮計は，背後斜面へ拡大する後退性地すべりの懸念から設置したもの

範囲であり，そのときの雨水等の pH 及び電位を反映しである。図 1. 2. 23 に示すように Bor ‒ 3 のパイプ歪計観部につれて値が高くアルカリ側に変化するが，最深部で時間雨量 53 mm，1 時間雨量 19 mm の降雨を契機に変ていると考えられる。G.L.‒ 4 m 以深になると，pH は深は値は 5. 5 以下と酸性を示す。また，酸化還元電位は深部ほど若干高くなる，すなわち酸化する傾向にあり，一
般的な変化傾向（深部ほど還元環境）を示さないという特徴がある。

測では，崖の崩落から約 3 ヶ月半経過した 11 月上旬，24

動の累積が認められるようになった（最大月変動値 940。また，地盤伸縮計についても，ほぼ同時期
μstrain/ 月）に引張変位が生じ，+ 2 mm 程度の累積が認められた（最大月変動値 +1. 7 mm/ 月）
。

39

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

写真 1. 2. 25 最上部の開口亀裂

写真 1. 2. 26 写真 1. 2. 25 の拡大
開口幅は約 4 cm。

崖上部の切土のり面に雁行状に発生した亀裂。

図 1. 2. 21 地すべり断面図

これらの変動の原因は，末端崖の崩落と背後斜面の緩みによって応力開放が進み，さらに背後へ影響が拡大し，後退すべりが顕在化したためと考えられる。

変動の契機となった降雨は，7 月に被災した際の降雨量よりも大幅に少なく（24 時間雨量は 3 分の 1 程度），緩みの地形が形成されたと考えられる。当地すべり区域の末端部は標高約 1 m の低所であり，海進期には波浪により裾部が浸食され，背後斜面の不安定化が進むとともに，海退期には応力開放により地山に潜在的な亀裂が発達し，緩みが拡大したと推測される。また，内湾に面することやの進行により比較的小規模な降雨においても変動が生じ河川が無いことから，大規模な浸食を免れ，現在のようるようになったといえる。

に著しい風化帯が残る結果になったと考えられる。
地質的素因⑸ 地すべり機構
地形的素因

基盤岩は膨潤性の高い変質鉱物（スメクタイト）を含ん
でおり，火山活動に伴う熱水の影響で生成したものと考え

当地は新第三紀の火山活動により形成された島前カルられる。スメクタイトを含むことで応力開放による強度低

デラの外輪山にあたり，第四紀の海進・海退を経て現在下が促進され，非常に軟質な地山が形成したと推測され

40

2

斜面災害への取り組みの事例

表 1. 2. 3 X 線回折分析結果一覧（Bor-1）

表 1. 2. 4 風化と pH，酸化還元電位の関係

浅

←

深度

→

深

強

←

風化

→

弱

低

←

ｐＨ

→

高

高

←

酸化還元電位→低る。また，鉱物的な風化作用境界や写真 1. 2. 27 ボーリングコア（Bor-1）

値の極端な差に見られる力学的な境界は，潜在的な過去の地すべり活動により形成された可能性がある。
誘因

平成 18 年 7 月，梅雨前線に伴う記録的豪雨が山陰地域を襲い，当地では 4 日間の総雨量 460 mm を記録した。末端の崖が崩壊したのは，降り始めから 3 日目にあたり（島根県土木部砂防課，2006），この時点での累積雨量は 240 mm に達していた。崩壊直前の 24 時間雨量は

約 160 mm，1 時間雨量は約 30 mm であった（気象庁，。
2006）

被災後，崩壊面からは多量の湧水が継続しており，崩壊時には相当量の地下水が斜面内に存在し，強風化岩の割れ目に間隙水圧として作用したと推測される。崖の崩壊により応力開放が生じ，背後斜面に亀裂の緩みが波及

図 1. 2. 22 pH・mV 深度方向変化図

し，地すべり移動層が形成されて滑動した。
⑹ 対策工
対策工は，不安定化した末端崖部のさらなる崩壊の防併用が可能であり，経済性に優れた抑制工を主体とする

止と顕在化した地すべりの抑制を目的とし，経済性と安工法選定が適当と考えた。また，当地すべりブロックは町

定性及び景観性を重視して検討を行った。

の公園整備計画地内に位置するため，景観に配慮してコ

当地すべりではすべり頭部が丘陵地のほぼ頂上に位置

ンクリートは極力用いないこととした。

し，背後に斜面がないことから排土工が効果的である。

検討の結果，図 1. 2. 24 に示すように排土工＋押え盛土

さらに，崖下に用地が確保できることから，押え盛土工の工＋地下水排除工を採用し，押え盛土ののり尻にはジオ
41

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 23 背後斜面の観測結果図⑺ おわりに当地に分布する玄武岩は深部までほぼ均質に風化しており，急崖をなす場合でも比較的自立性が高い。また，岩盤の剥落や落石が無いために，一見すると安定しているかのように思われ，対策の必要性が低いと判断されやすい。しかし，今回のように著しく軟質化している場合には，崖の崩壊により背後斜面へ緩みが波及し，地すべりが誘発される危険性を含んでいる。
島前カルデラの外輪山では当地以外にも軟質化した強風化岩より構成される崖が存在する可能性は高く，崖の写真 1. 2. 28 対策斜面の全景

崩壊や切土工事において背後斜面の地すべりが誘発される危険性がある。特に周辺に地すべり地が存在するような場合には，風化状況や硬さ，背後斜面への影響の可能性を踏まえて点検や調査を行うことが必要と考えられる。

テキスタイル補強土壁を用いた。盛土材は排土工の発生【種平一成】

土に安定処理を施し流用する計画とした。地下水排除工
は，崖の崩壊や地すべりを誘発する地下水が速やかに排引用文献除できるように崩壊面の湧水箇所を中心に横ボーリング

千葉とき子・金子信行・鹿野和彦（2000）：浦郷地域の地質．地域地質研究報告（5 万分の 1 図幅），地質調査所，74p.

工を計画した。
42

2

斜面災害への取り組みの事例

図 1. 2. 24 対策断面図

気象庁（2006）：気象統計情報．http://www.data.jma.go.jp/obd/stats/etrn/．
index.php（参照日 2013 年 5 月 24 日）：土砂災害被害状況（第 13 報 7/21 AM9：00
島根県土木部砂防課（2006）現在）．http://www3.pref.shimane.jp/houdou/ﬁles/137D4C93-0FF2-4C3C．
9123-A3DC3133C1FB.pdf（参照日 2013 年 5 月 24 日）

南東端付近に位置している。
写真 1. 2. 29 に今回の業務地（赤印）とその近くに存在する大規模な崩壊地（黄印）の位置を示す。両箇所は斜面方向が若干異なるものの同一山体の西向き斜面であり，地質は花崗閃緑岩の分布域にあたる。このように共通した地形・地質条件の近隣斜面において大規模な崩壊履歴

2. 1. 5 浜田市金城工区における岩盤崩壊の防止対策事例がある。

⑴ はじめに島根県浜田市旧金城町の主要道路で実施されたのり面

点検において，幅約 40 m，直高約 50 m のモルタル吹付⑶ のり面の変状
モルタル吹付のクラック

のり面でクラック等の変状が確認された。クラックはのり

図 1. 2. 25 及び写真 1. 2. 30 に示すように，吹付モルタ

面の広範囲に発生しているとともに，吹付モルタル背面

ルの表面には多数のクラックが生じており，特にのり尻付の岩盤に押し出しの兆候がみられるなどのり面全体に及近に集中している（写真 1. 2. 31）。また，上部にも横方向

ぶ大規模な岩盤崩壊が懸念された。

に連続するクラック（写真 1. 2. 32）が見られ，吹付モルタ

本業務は，当該のり面の災害防除を目的とし，地質調査により斜面内部の地質状況や岩盤の亀裂状況を把握し，ルが下方へずり落ちている部分もある。これらのクラックには開口したものが多く，開口幅は最大約 30 cm に達し崩壊形態と崩壊規模を想定して対策工の計画を行ったも

ている。

のである。

モルタルの密着不良
コア抜き孔やクラックの隙間から背面を観察すると，モ⑵ 地形・地質の概要

業務地は浜田市街から南東方約 20 km に位置する山間地で，広島県との県境まで 1. 5 km の箇所である。周辺は
標高 800 ～ 1, 000 m の山地に囲まれ，対象の道路は蛇行を繰り返しながら北西方向に下っている。
変状が確認されたのり面は道路の東側斜面（西向き）であり，東西方向へ延びる尾根の先端付近に位置する。のり面の上部には傾斜 30 ～ 40°の自然斜面が続いている。

調査地には後期白亜紀の花崗閃緑岩類が分布している。

鹿野ほか（1988）によると，当岩体は直径約 3 km の岩株状をなすものと考えられており，本調査地はこの岩株のルタルと地山に数 cm の隙間が生じており，密着不良の範囲は広範囲に及んでいる。
端部の表層崩壊

のり面右側のモルタル吹付端部及びさらに右側に位置する植生のり面では，中抜けによる表層崩壊が生じており，写真 1. 2. 33 に示すモルタル背面の空洞化や，オー
バーハングが見られる。表層崩壊の深さは 0. 5 ～ 1 m である。
モルタルのり面上部の自然斜面
のり面より上部の自然斜面にクラック等の変状は無く，崩壊の拡大を示す痕跡は認められない。
43

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

写真 1. 2. 29 金城工区調査地周辺の空中写真（Google マッ
プを使用）⑷ 吹付背面の地盤状況
吹付背面の観察結果

図 1. 2. 25 調査箇所の平面図

クラックの発生箇所を主体に複数の地点でモルタル吹付を切り取り，背面の状況を観察した。この結果，のり面

する大規模な岩盤崩壊

下部では硬質な岩盤が分布し，節理に沿って小ブロック② 土砂崩壊……崖錐堆積物と花崗閃緑岩風化土の崩落状に分離している状況が確認された。節理の方向は大き③ 表層崩壊……モルタル吹付端部の土砂層表層崩壊

く 2 方向があり，一つはのり面の内部方向に傾斜し，のり面に対して高角度の受け盤をなすもの，もう一つはこれに直交する低角度の流れ盤をなすものである。これらの節
理により分離した小ブロックは，写真 1. 2. 34 の赤矢印に示すように，モルタルを前方に押し出している。
ボーリング結果

以下にはそれぞれについて詳述する。
① 岩盤崩壊……トップリング性の岩盤クリープから波及する大規模な岩盤崩壊
のり面に対して高角度の受け盤となる亀裂が発達しており，ボーリングでは亀裂間の流入粘土が見られるなど，亀裂の開口が進行していることが確認された。

のり面の上下で実施した 2 本のボーリング調査の結果

のり尻付近のモルタル吹付に生じているクラックは，主では，花崗閃緑岩とこれに貫入するデイサイトが確認さにこのような亀裂の発達した岩盤がトップリング性のクれた。デイサイトは約 80°の高角度で花崗閃緑岩と接し，

リープにより上部からの圧力により押し出されたものと接触部周辺は変質や風化が著しく，土砂状を呈している。

考えられる。

写真 1. 2. 35 は花崗閃緑岩とデイサイトの接触部周辺のこの状態を放置すれば，今後トップリング性クリープ

ボーリングコア写真であり，桃色囲みで示す部分が著しくの進行により上部岩盤の緩みが拡大し，その結果，の土砂化している。また，のり面下部で実施したボーリング

り面全体の岩盤崩壊に至る可能性が高い。また，集中

では，吹付モルタルの直下に硬質な岩盤が分布するもの

豪雨や地震動などに伴って急激な変動が生じることもの，高角度の亀裂は開口し，写真 1. 2. 36 に示すように流懸念され，その場合，現スノーシェッドを押し潰す被入粘土がそれを充填している。

害が発生する恐れがある。

のり面上部のボーリングでは，吹付モルタルの下に過崩壊深度（クリープ範囲）はボーリングコアより想定去の崩壊に伴う崩積土が確認され，この下位には完全にし，開口亀裂が発達して岩盤が緩んでいる範囲とした。

土砂化した花崗閃緑岩が分布している。これらを合わせ

図 1. 2. 26 は崩壊範囲（深度）の想定断面図であり，図るとモルタル下に分布する土砂の層厚は最大 6 m に及び，土砂層全体の平均値は 5 程度と低い。

中の赤色実線が岩盤崩壊の想定線を示す。また，岩盤崩壊に至る経過を図 1. 2. 27 のフローに示す。
② 土砂崩壊……崖錐堆積物と花崗閃緑岩風化土の崩落⑸ 崩壊形態の推定調査ボーリング及び地表踏査結果より，当該斜面において懸念される崩壊は下記の 3 タイプが考えられる。

① 岩盤崩壊……トップリング性の岩盤クリープから波及
44

のり面上部では，崖錐堆積物や花崗閃緑岩風化土からなる土砂層が 6 m と厚く分布している。モルタル吹付上部に見られるクラックは，この土砂層の移動（ずり落ち）に起因すると考えられ，今後の豪雨や融雪，地震

2

斜面災害への取り組みの事例

写真 1. 2. 30 のり面の全景

写真 1. 2. 31 のり尻付近の開口亀裂
縦横及び亀甲状の亀裂が混在する。

写真 1. 2. 32 のり面上部の開口亀裂
水平方向に 10 m 以上連続する。

写真 1. 2. 33 端部の空洞化

等ですべり性の崩壊が生じる危険性がある。図 1. 2. 26

安定計算を行うとともに，3 案比較により対策工法を選定

中の桃色実線は土砂崩壊の想定線を示す。

した。①岩盤崩壊及び②土砂崩壊については，両崩壊を③ 表層崩壊……モルタル吹付端部の土砂層の表層崩壊
モルタル吹付端部や周辺の自然斜面では，地表から同時に防止でき，経済性に優れる工法として，吹付のり
枠工＋グラウンドアンカー工を採用した。また，のり面

深さ 50 cm ～ 1 m の土砂が崩落しており，モルタル背の最上部には表層崩壊跡が残り，緩い土砂が急斜面を形面の空洞化が生じている。

成していることから，後退性の表層崩壊を防止するため，
簡易吹付のり枠と鉄筋挿入工を計画した（図 1. 2. 28 主要⑹ 対策工法当地に想定される 3 タイプの崩壊に対して，それぞれ部の対策工）。
一方，③のり面端部の表層崩壊に対しては，切土規模
45

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

写真 1. 2. 35 ボーリングコアに見られる花崗閃緑岩とそれを貫く岩脈
地質境界の上位が岩脈のデイサイト，下位が花崗閃緑岩。

写真 1. 2. 34 岩盤の節理方向

写真 1. 2. 36 開口亀裂と流入粘土

図 1. 2. 26 崩壊想定断面図を最小限とし，吹付のり枠＋鉄筋挿入工により表層崩壊

崩壊が発生している。岩盤崩壊は目に見えるような兆候を抑止する対策を計画した（図 1. 2. 28 端部の対策工）。

が現れてから崩壊にいたるまでの時間が短く，瞬間的に大規模な崩落が発生することが特徴として挙げられる。

⑺ おわりに1989 年の越前玉川，1996 年の豊浜トンネル坑口，1998

年の第二白糸トンネルなど，近年相次いで大規模な岩盤
46

一方で岩盤の不安定化は風化やクリープ等により非常に長期的な時間スケールで進行している。また，崩壊の要因は様々で，発生機構が複雑である場合が多い。このよ2

斜面災害への取り組みの事例

図 1. 2. 27 岩盤崩壊に至る経過のフロー

図 1. 2. 28 のり面主要部とのり面端部の対策断面図

47

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

引用文献
鹿野和彦・松浦浩久・服部 仁・山田直利・東元定雄・広島俊男・須田芳朗・駒澤正夫（1988）：20 万分の 1 地質図幅「浜田」．地質調査所．

2. 1. 6 地すべり地における水ミチの有効な探査手法の適用⑴ はじめに2010 年 8 月に島根県雲南市内（図 1. 2. 29）で発生した地すべりにおいて，地下水の存在は明らかとなっているが，どこを流れているか地上からは確認できない。この地すべりは幅約 30 m，長さ約 60 m の範囲で発生した（写真 1. 2. 39）。さらに斜面の表面から湧水が確認された
写真 1. 2. 37 スノーシェッド上の落石
アンカーピンが刺さっており，のり面からの落石である可能性が高い。直径 60 cm。

ことから地下水対策の必要性が生じた。
本研究ではこの地すべりにおいて水ミチの探査手法の適用性を評価する。ここでは簡易貫入試験を用いてすべり面の形状を推定するとともに，1 m 深地温探査と自然電位探査を併用して水ミチの同定を行う。
⑵ 調査地の地形及び地質

本地すべり地は雲南市の市街地から約 7 km 北方の松江市との境界に位置している。図 1. 2. 30 に示すように，
南北に延びる 2 つの尾根とその間に谷があり，そのうち，西側の尾根の東向き斜面南端が対象となる。調査地域は
全体的に南へ緩やかに傾斜しており，平坦な土地の大部分が水田として利用されている。常時，地下水及び地表水が流れており，用水路が引かれていることから，水が豊富な地域であるといえる。

鹿野ほか（1991）によれば，調査地域とその周辺には
ひよどり

写真 1. 2. 38 スノーシェッドと道路のり面

古第三紀の 鵯 花崗岩が広く分布し，調査地斜面は細粒から中粒の角閃石，黒雲母を含む花崗閃緑岩で構成されている。地表露頭では，岩石は指で削ることができるほど風化が進んでいる。また，本地すべり周辺にはマサの採うなことから崩壊時期や岩盤斜面の安定度を定量的に評価することが難しく，事前予防を遅らせている原因にもなっている。

取場が多数存在している。
水ミチ探査を実施するに際して，調査地の詳細な地形図をレーザー距離計「IMPULSE200」を用いて，作成し当地は，豪雪地帯に指定される積雪の非常に多い地域

た（図 1. 2. 31）。調査対象の地すべり地形は植生や地形のであり，スノーシェッドやスノーシェルターがいくつか施様相により，のり面対策工が行われた斜面部とその上部工されている。このような箇所では，当然ながら道路の後方に広がる木々や竹が生えている林部の 2 つに分けら

路面からのり面の変状を確認することはできず，異常のれる。

察知が遅れがちになりやすい。また，スノーシェッドによ地すべり前面の斜面部では中央右下部が隆起している

り小規模な落石や崩壊は防護されるため，兆候が起きてことが特徴的である（写真 1. 2. 39）。この隆起は現在も進いる場合にも察知され難い条件といえる（写真 1. 2. 37 ～

行中であり，土塊移動対策として設置された木柵工は水38）。

平に押し倒されている。また，斜面中腹の地表面には水

本事例では，幸いにして事前予防の対策工を実施することができたが，同様の危険箇所が存在する可能性があが流れて形成された浸食跡が見られる。

地すべり後方の林部には，高さ 1. 5 m 程の滑落崖の外るため，類似箇所ののり面点検により危険箇所を抽出し，周を最大落差が 5 m 以上にもなるより大きな滑落崖が囲災害を未然に防止することが必要である。

む形で地すべり地形が存在している。内側の小規模な滑【種平一成】

48

落崖は表面がまだ新鮮で，一部ではすべり面が形成され

2

斜面災害への取り組みの事例

図 1. 2. 29 雲南市と調査地域の位置図

写真 1. 2. 39

2010 年 8 月に島根県雲南市内で発生した地すべり（（株）日本海技術コンサルタンツより提供）たときにできた引っかき傷（条線）が見られることから，

は地すべり下部から順に Line-Ⅰ，Line-Ⅱ，Line-Ⅲとし，この滑落崖は最近形成されたものと考えられる。

試験を行ったポイントはそれぞれ 9 箇所，10 箇所，12 箇

10 数 m 連続していることが確認された。これらのことか

は斜面上部の比較的変形の少ない場所に設けた。Line-Ⅲ

さらに地すべりの内側では，約 20 cm の段差が弓状にら，この段差と最初に発見された地すべりは，落差 1.5 mの滑落崖を主滑落崖とする地すべりの二次滑落崖である所とした。Line-Ⅰは斜面下部の隆起の上を通り，Line-Ⅱ

は林部手前の弓状の段差をまたぐように設けた。
簡易貫入試験及びすべり面形状の推定と推定した。また地形変形の様相は林部が沈下し斜面部

本試験は質量 5 kg のハンマーを自由落下させ，先端下部は隆起していることから，隆起を地すべり末端の押しコーンを土中に貫入させることで土の貫入抵抗を求める出し部分と判断し，円弧すべり型の地すべりと推定した。

ことを目的としたものである。地下 10 cm ごとの貫入抵⑶ 探査と試験

打撃回数を意味する（地盤工学会基準 JGS 1433 ‒ 1995）。

月にかけて簡易貫入試験と自然電位探査を行った。地す

以上貫入してしまうことがあるので，その場合の抗を2012 年 8 月上旬に 1 m 深地温探査，10 月下旬から 12

べりの横断方向に 3 本の測線をとり，各測線上に 3 m 置

きに測点を設け，原位置試験を行った（図 1. 2. 31）。測線d値で表した。これは 10 cm 貫入させるのに要した

本調査地域のように軟らかい地盤の場合，1 打撃で 10 cm

貫入に要した打撃回数を ，貫入量Δd

値はをとして次式で求められる。
49

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 30 調査地周辺の地形 国土地理院（2010）より

NNd= 10 ×（1）

Line-Ⅰでは図 1. 2. 32 のような結果になった。Line-ⅠではⅠ-1 からⅠ-5 までは 3 m 以内にすべり面下の基盤と思われる硬い層が分布していたが，Ⅰ-6 やⅠ-7 では硬度の躍層は確認できなかった。このことから，このポイントのすべり面は，測定深度である地下 5 m よりも深い位置に存在しているとみられる。

Line-ⅡではⅡ-5，Ⅱ-6，Ⅱ-7 が測定深度まで試験してLine-Ⅲ
1 2

も硬度躍層を示さなかった（図 1. 2. 33）。これらのすべり

3 4

5 6
7 8
9 10
11 12

Line-Ⅱ
1 2 3

面も Line-ⅠのⅠ-6 やⅠ-7 と同様に測定深度の地下 4 m 以

深に存在しているとみられる。Line-ⅢもまたⅢ-7，Ⅲ-8，

Ⅲ-9 のポイントで地下 4 m までに安定基盤と思われる大きな値は得られなかった（図 1. 2. 34）。

試験で得られた結果をもとに，すべり面の復元を行う。

4 5

6 7 8

データが欠損しているポイントのすべり面は予想の深度と9 10

して破線で記す。まず始めにすべり面と移動土塊の境界

1 2 3 4 5 6 7 8 9大久保・服部（1973）は千葉県における第三紀泥岩地

Line-Ⅰ10m
図 1. 2. 31 地すべり平面図（中の点と線は実施した原位置試
験の測点と測線を示す）の目安となる値の大きさを決定する。

帯の崩壊地で試験を行った結果から，深さ 2 m 程度で発生する表層崩壊の調査に簡易貫入試験が適していることを示した。この時の調査ではd＜ 5 を表土層，5 ＜d＜30 を風化層， d ＜ 30 を基岩の泥岩と区分している。先述したように，本調査地域の花崗岩は激しく風化が進んでいる。また，簡易貫入試験の結果によると，全体的に
d

50

d

値が 20 付近で飛躍的な値の上昇を示している。この2

斜面災害への取り組みの事例

図-4Line-I
全体の簡易貫入試験結果
図 1. 2.
32 LineⅠ全体の簡易貫入試験結果
図-4 Line-I 全体の簡易貫入試験結果
図-4 Line-I 全体の簡易貫入試験結果ことから 0 ＜d＜ 20 を移動土塊とし，20 ＜

d

をすべり

面以深と区分した。
図 1. 2. 35 は測量の最初に用いた原点の標高を基準とし元を行った（図 1. 2. 36，図 1. 2. 37）。
これらのすべり面と地形図を比べてみると，すべり面深度が深くなっている場所と地形図の等高線が異常に変形て標高補正を行った後の Line-Ⅰの地表とすべり面を表ししている場所がほぼ同じ位置にあることが見て取れる。そたものである。データの欠損部については推定すべり面

れが地表で見られた地形変化と対応していることは，復元を破線で示した。Line-Ⅱと Line-Ⅲも同様にすべり面の復したすべり面が信頼できることを裏付ける証拠となった。
51

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 33

図-5Line-Ⅱ全体の簡易貫入試験結果
Line-Ⅱ全体の簡易貫入試験結果

図-5 Line-Ⅱ全体の簡易貫入試験結果
図-5 Line-Ⅱ全体の簡易貫入試験結果
1 m 深地温探査と自然電位探査なるために，水ミチの周囲は地温が高くなる（伊藤ほか，した試験である（伊藤ほか，1998；竹内，1983；竹内ほ

い状態である 8 月に 1 m 深地温探査を実施した。

も高いために，水ミチの周囲は地温が低くなる。一方で，界の電位を測定する探査手法であり，SP（self-potential）

春冬季には逆に周辺地温が流動地下水の温度よりも低く法と呼ばれる。地球の表面には常に微弱な電位が生じて1 m 深地温探査は地温と流動地下水の温度差を利用

か，2007）。夏秋季には周辺地温が流動地下水の温度より52。本研究では，地温が高く，地下水温が地温より低1998）

自然電位探査は，常に自然地表面に存在している自然2

斜面災害への取り組みの事例

Line-Ⅲ全体の簡易貫入試験結果
図 1. 2. 34図-6
LineⅢ全体の簡易貫入試験結果

53

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

1

4

3

2

図 1. 2. 35

8

7

6

5

9

図 1. 2. 38 流動地下水による土壌への電荷集積模式図（伊藤ほか，1998 を加筆）

Line-Ⅰの地表面とすべり面極を設置する際，電極の下に草や石があると，土の間隙率が高くなり電気抵抗が高くなるため，好ましい結果を

1

2

3

5

4

6

7

8

9 10

得ることができなくなる。ゆえに接地面は穴を掘るなどして，ある程度障害物を取り除くのが理想である。
測線ごとの試験結果比較

図 1. 2. 39 は Line-Ⅰでの両試験の結果である。Line-Ⅰにおける 1 m 深地温探査の結果と自然電位探査の結果の整合性は非常に高く，地下水による影響と思われる反応を示す場所とそうでない場所が明確に区別できる。1 m 深地
図 1. 2. 36

温と自然電位差は共に低い値を示す場所に水ミチが存在

Line-Ⅱの地表面とすべり面する。Line-Ⅰにおいては，ポイントⅠ-6 からⅠ-8 にかけて
両試験に共通して低い値を示す結果が見られた。このことから，この場所に水ミチがあると推定される。

1

2

Line-Ⅱでは図 1. 2. 40 のような結果となった。1 m 深地

3
4

5

6

7

8

9 10 1112

温探査ではポイントⅡ-1，Ⅱ-2 で低い値を示したが，自然電位差では対応した結果は示さなかった。これはこのポイント付近の南側には竹が自生しており，午後になると直射日光が当たらなくなることが原因として考えられる。

ポイントⅡ-7 からⅡ-10 にかけて両試験に共通して低い値を示した。このことから，Line-Ⅱにおける水ミチはこの付近にあると推定した。

Line-Ⅲでは図 1. 2. 41 のような結果となった。自然電位

図 1. 2. 37

Line-Ⅲの地表面と推定すべり面

差はポイントⅢ-1 からⅢ-12 にかけて一定の割合で負の値が増している。1 m 深地温でも多少の変化はあるが，その差は 4℃に満たない結果となった。水ミチが存在している

場合，1 m 深地温は低くなり，電位差は負の値を示すはず

おり，これを自然電位といい，その電位を測定対象としてであるが，Line-Ⅲにおいては測点間で温度が低くなるのいる。地面の中には，正の電荷と負の電荷が均一に存在に対し，電位差が正の値を示したり，温度が高くなるのにしている。しかし，河川や地下水の存在などにより水が流対して電位差が負の値を示すという場所が多く見られた。

れている場合，流動する水が正電荷を運び去ってしまう

このことから Line-Ⅲにおいては，あまり地下水の影響をため，土には負の電荷のみが残る（図 1. 2. 38）。したがっ

受けていないことが推定される。実際に，簡易貫入試験て，水ミチ付近の土塊には負の電荷が集積しており，自で 4 m の深さまで貫入を行ったが，引き抜いた時のロッ

然電位探査を行うと負の値を示す。地表に 3 m の間隔をドに付着した土は乾燥しており，地下水は Line-Ⅲの浅層

開けて一対の硫酸銅水溶液を入れた電極を設置する。電部には存在していないと考えられる。

54

2

斜面災害への取り組みの事例

N

図 1. 2. 39

Line-Ⅰの 1 m 深地温と自然電位差の結果比較

図 1. 2. 42 当地すべり地における地下水の水ミチの解釈

Line-Ⅲの深部か，Line-Ⅲと Line-Ⅱの間の地すべり範囲外から流入しているということになる。

地下水に強い反応を示した場所は Line-Ⅰでは中央寄りであるのに対し，Line-Ⅱでは北端であることから，地下水は北から南にかけて流れていることが予想される。先述した通り，本調査地は南北方向に延びる尾根の南端にあた
図 1. 2. 40

Line-Ⅱの 1 m 深地温と自然電位差の結果比較り，南に緩く傾斜している。このことから本調査で検知された地下水は，尾根沿いに南へと流れる過程で本調査地である地すべり斜面表面に湧水となって現れたと推定した（図 1. 2. 42）。
⑷ まとめ
島根県雲南市内で発生した地すべりにおいて，地下の水ミチ探査方法を，周辺の地形的特徴や各種原位置試験と併せて評価した。その結果は以下のようにまとめることができる。
・本調査で見られた新鮮な滑落崖を呈する地すべり地形
は，幅約 35 m，長さ約 60 m の規模で東向きの斜面にて滑動した。この地すべりが形成される以前に，この図 1. 2. 41

Line-Ⅲの 1 m 深地温と自然電位差の結果比較

地すべりをとり囲むように 5 m 以上の滑落崖を持つ大規模な地すべりが発生していた。
・簡易貫入試験によりすべり面の復元が可能であり，且つロッドを引き抜いたときに孔内水の有無が確認できる。

水ミチ位置の推定
複数の試験・探査の組み合わせによって水ミチを見出すことができた。これらのポイントを繋げることで地下水がどのように地下を流れているのか推測が可能となる。
本調査では Line-Ⅰの中央右寄り，Line-Ⅱの右端に地下水の反応を示す探査結果が得られた。しかし，Line-Ⅲで・1 m 深地温探査は季節の影響を大きく受け，測定可能な時期に制限があるが，地下に熱源がない限り流動地下水の存在位置が結果となって現れやすい。
・地下水は Line-Ⅲと Line-Ⅱの間の地すべり範囲北端から流入し，Line-Ⅱの北端付近，Line-Ⅰの中央北を通り
表流水となって斜面から流れ出ていくことが分かった。

は特徴的な反応はなく，浅層部には地下水が存在してい・1 m 深地温探査と自然電位探査の結果は，地下水が存ないという結論に至った。これらを踏まえると，地下水は在している付近では整合性の高い結果を示し，水ミチ
55

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

位置の探査手法として有効であることが本調査で確認

盤層や粘土層との境界部付近ですべる例が多い。またそされた。

れらの崩土の二次的地すべりの発生も多いといわれてい謝辞 1 m 深地温探査の開発者である自然地下水研究所の竹内篤雄博士には，実験方法や結果の処理方法など，本調査において非常に有益なご指摘をいただいた。

る（島根の地すべり編集委員会編，1990）。
⑵ 調査地の地形・地質的特徴

本稿で紹介する都野津層地すべりは，島根県の県央部
ひと くぼ た【西田洋介・桑田庸平・三谷康博・汪 発武・大坂 理】に位置する出雲市佐田町一 窪田地内（図 1. 2. 43）に位置

引用文献

分水嶺直下に位置する標高 300 ～ 320 m の東向き斜面

伊藤芳郎・楠見晴重・竹内篤雄（1998）：斜面調査のための物理探査 －地
すべり・地下水・岩盤評価－．吉井書店，361p.
鹿野和彦・竹内圭史・松浦浩久（1991）：今市地域の地質．地域地質研究報
告（5 万分の 1 地質図幅），地質調査所，79p.
国土地理院（2010）：地図閲覧サービス．http://watchizu.gsi.go.jp/watchizu.
html?longitude=132. 90159435152&latitude=35. 363440499309（参照日．
2013 年 1 月 29 日）
大久保駿・服部泰平（1973）: 千葉県で発生した崖崩れの特徴について．新砂防，No.86, pp.10-19.
竹内篤雄（1983）：地すべり地温測定による地下水調査法．吉井書店，196p.
竹内篤雄・渡辺知恵子・大谷沙織・山田 晃（2007）：1 m 深地温の再現性と実施時期の再検討について．日本地すべり学会誌，Vol.44, No.2,である。直近には地すべり防止区域が設定されており，

pp.111-115.

かん どする。当地は 1 級河川の神戸川の支流と小田川支流との南方には地すべり対策施設（集水井など）が施工されている。
図 1. 2. 44 に調査地（地すべり地）の地質平面図を示す。

神戸川支流の谷との比高は 100 m 近く，谷筋に向かって急斜面をなすが，調査地付近はやや緩斜面を呈す。調査

地から尾根を挟んで西側には比較的大きな溜池が 3 箇所あり，その余水は最北の溜池から沢水として西方及び東方へ流下している。
調査地では新第三紀中新世の大森層の安山岩－デイ
サイト溶岩及び火砕岩が主に分布している（服部ほか，

2. 1. 7 島根県県央部における第四紀層の地すべり事例。さらにこれらの新第三紀火山岩類を不整合に覆っ
1983）⑴ はじめにて，半固結の砂礫混じり粘土が山稜部に局所的に分布し島根県特有の地すべりとして，第四紀更新世の半固結
つ

の

づ

け

づ

ている。調査地のやや北方にある毛津地区の標高 260 ～

堆積物である都 野 津 層に起因した“都野津層地すべり”がある。都野津層は正式には“江津層群都野津層”と呼ばれ，その分布は県西部にて広範囲にわたる。一般に砂礫～砂～粘土・シルトの多サイクルの堆積をくり返す層厚

10 ～ 50 m の半固結状の堆積物であり，分布域ではしば

しば小起伏平坦面を呈している（島根県地質図説明書編
集委員会編，1985）。

都野津層に起因した都野津層地すべりは，特に大田市
南部～邑智郡美郷町北部で多く，地すべり防止区域も存在している。都野津層すべりは都野津層とその下位の基

図 1. 2. 43 調査地の位置図
56

図 1. 2. 44 調査地の地質平面図

2300 m の山稜部には，層厚約 40 m の礫・砂・泥互層の都野津層相当層（毛津層）が分布することが知られている（大西，1979）。調査地の山稜部を覆う半固結の砂礫混じ斜面災害への取り組みの事例て後背山地に分布する。のり面部では基盤と半固結層との地層境界が小段の 2 段目付近まで垂れ下がっている。

調査地の地すべりの経緯

り粘土は，その分布標高や露頭の状況から，この都野津

当該箇所では地すべり発災以降，多年度にわたるボー層相当層にあたる。このため，以下ではこの層を“都野津リング調査と地すべりの動態観測により地すべりの形状と層”と呼ぶことにする。

地質構造がある程度明らかになっている。地すべりは平成 10 年の造成切土を発端として発生し，平成 18 年以降⑶ 地すべり発生箇所の概要と発生経緯
地すべり箇所の概要
調査地の地すべり箇所の詳細平面を図 1. 2. 45 に示す。

地すべり箇所は切土造成された 4 段の切土のり面とその背後の自然斜面からなる。切土のり面は勾配 S = 1：1. 2，

高さ 17 m 前後で，のり面上方にわずかに緩斜面地を有す。後背斜面の勾配は 30 ～ 34°である。

当該箇所は新第三紀中新世の火山岩が地質的な基盤をなし，のり面部に主に分布する。その上位部を砂礫粘土からなる半固結堆積物（都野津層）が基盤層を不整合に覆っには豪雨により拡大した。その発生経緯や形態から 1 次
すべりと 2 次すべり，3 次すべりに分けられる。

1 次すべりの発生（平成 10 年）

平成 10 年 10 月に S = 1：0. 8 勾配の切土により造成が開始された。平成 11 年 1 月の施工中，切土面に地すべりが発生した。発生直後，下部斜面に応急押え盛土工が施工され，水抜ボーリング工及び排土工によるのり面の切り直し（S = 1：1. 2）が行われ，のり面保護工として吹付のり
枠工と植生工が施工された。
しかし，工事後，のり面上方まで地すべりが拡大し，

図 1. 2. 45 地すべり箇所の地質分布及び調査・対策工位置平面図
57

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

新たな頭部亀裂やのり枠工の押し出し性亀裂が発生した。

の顕著な変位を示し，3 段目ののり面小段部の押し出しがこのため，さらにのり枠中詰め部に受圧板構造物としてグ明瞭となった。のり面上方の山腹斜面の地表部には明瞭

ラウンドアンカー工が施工され，最下段のり枠工の施工も行われた。この対策後，目立った変状の拡大はなくなり，地すべり滑動は沈静化した。

2 次，3 次すべりの発生（平成 18 年 7 月）

沈静化していた地すべり滑動であったが，平成 18 年 7

な引張亀裂が発生した（3 次すべり）。

この変状を受け，のり面部の小段 1 段目～ 3 段目にかけて 3 段の応急水抜ボーリング工が緊急施工された。最上段の水抜ボーリング工を施工中に総排水量 39. 3ℓ/minの排水が確認され，以降地すべり変動は急速に沈静化

月豪雨（最大日雨量 180 mm/ 日，連続雨量 431 mm）をした。

契機に押し出し等によるのり面の崩壊とのり枠工の破壊

現在の状況

緊急点検したところ，被災の範囲が平成 10 年発生当時

でも豪雨時にはパイプ歪計に潜在変動相当の地すべり変の進行が確認された（2 次すべり）。これを受けて現地をより広範囲の幅約 30 m となっていたことが確認された。

さらに，翌平成 19 年 7 月上旬の強雨時（最大日雨量

76 mm/ 日，連続雨量 164 mm）には，7/2 ～ 7/4 の 2 日間で地表伸縮計は 60 mm，その後の 10 日間の降雨で 50 mm

応急水抜きボーリング工施工後の約 2 年間の動態観測動が認められ，滑動は完全に安定化してはいなかった。

このため，平成 21 年には追加の水抜ボーリング工と抑止杭工が施工された。地すべりはその後再び沈静化している。

図 1. 2. 46 調査地の地すべり及び推定地質断面図（a）地すべり解析縦断図（A-A’断面），（b）地すべり横断図（B-B’断面）
。

58

2

斜面災害への取り組みの事例⑷ 調査地の地すべりの特徴なっている。ボーリングコアでは地層境界付近に明瞭な地質的特徴と地下地質構造

鏡肌が確認されている。

地質的特徴

地質構造

図 1. 2. 46（a）に A-A’，（b）に B-B’方向の断面を示す

調査地では，都野津層に埋積された凹地が存在してい（位置は図 1. 2. 45 参照）。調査地の地質的な特徴として，ることがのり面部での露頭分布やボーリング調査により確下位の火山岩類である新第三紀火山岩が深部まで風化し，認されている。火山岩とそれを被覆する都野津層との地粘土化が著しいことが挙げられる。各ボーリングの火山岩

類の風化層厚は 6 ～ 9 m であり，岩石組織を残している
ものの，赤褐色～赤紫色を呈す軟質な粘土状となっている（写真 1. 2. 40）。1 次すべり，2 次すべりは火山岩類の風化部を主要な移動土塊として滑動している。

層境界はのり面部では 2 段目の小段尻付近まで下がってきている。凹地の形状はのり面付近では少なくとも深さ約10 m，幅約 20 m を有すものと推定される。図 1. 2. 46（b）

は 3 次すべりの範囲における B-B’方向の地質構造を示したものである。都野津層の堆積層厚は BP ‒ 5 → BP ‒ 4

もうひとつの特徴として，火山岩類上部を被覆する都方向に向かって徐々に厚くなっているため，凹地の中央部

野津層の存在が挙げられる。本層は白～灰白色を呈す軟は地すべり範囲よりさらに南側に位置していると推測され質な砂礫混じり粘土層で，現地露頭やボーリングコアかる。3 次すべりは都野津層に埋積された凹地の北側縁辺部

ら砂礫層～砂礫混じり粘土層の互層と推測される。礫のに沿って発生したものと推測される（図 1. 2. 47）。

多くはクサリ礫化しているが，所々に石英質の硬質礫を残す（写真 1. 2. 41）。主にのり面部上部の緩斜面から後背山地に分布しており，しばしば湧水を伴う小規模な崩壊を起こしている。造成切土により消失しているが，切取前の分布域は緩斜面をなしていたことが造成前の地形図から判読できる。3 次すべりは都野津層を主要な移動土塊としており，下位の火山岩類との境界部付近がすべり面と写真 1. 2. 40 風化で赤褐色化，粘土化が進んだ基盤層コア

図 1. 2. 47 地質構造と地すべり発生箇所の概念図

写真 1. 2. 41 都野津層のボーリングコアと地層境界付近のすべり面（鏡肌）図 1. 2. 48 上段水抜ボーリング掘進中の排水位置及び排水量（単位：ℓ/min）
59

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み⑸ 水みちの存在と地下水位の変動と推測される。

都野津層中の水みちの存在

孔内水位と溜池水位の関係

リング工施工時の試錐日報に基づいて作成したボーリンて，地すべり箇所から約 100 m 西側の標高 315 m 前後

グ掘進中に排水が見られた深度及びその排水量である。

に位置する大きな溜池水位の影響が考えられる（位置は排出スライムの状態や色調（白～灰白色は都野津層，赤褐

図 1. 2. 44 を参照）
。この溜池は例年，夏季に利水の揚水図 1. 2. 48 は平成 19 年に緊急施工された応急水抜ボー

当該地区の地下水位変動傾向に変化を与える要因とし色～赤紫色は火砕岩）を基に水平方向の推定地質図を記のため水位が低下し，冬季は使用されずに貯水されるた載している。

め水位が上昇するなど，溜池水位の変動時期が孔内水位

応急水抜ボーリングは上段 4 本，中段 6 本，下段 5 本の 3 段で，計 15 本施工された（図 1. 2. 45，図 1. 2. 46 参照）
。ボーリング施工中の総排水量は下段 9. 6ℓ/min（5本），中段 3. 3ℓ/min（6 本）であるのに対し，上段の総排の変動傾向の変化時期と類似している。

図 1. 2. 50 は平成 21 年の春季～夏季における溜池の水

位標高と地すべり箇所の孔内水位の関係を示したものである。春季～夏季の間は利水のため溜池が揚水されてお水量は 39. 3ℓ/min（4 本）と非常に多い。特に上段 No.3

り，降雨量が少なければ溜池水位は低下する。平成 21 年認められ，湧水とともに円礫が排出されている。同様の排最終的には EL.316. 58 m までの水位上昇を確認した。

はボーリングで深部を掘進中，30ℓ/min の大量の排水が水傾向は上段 No.2 と上段 No.4 でも認められた。

そのやや奥では赤紫色のスライムが排出されていることから，ここでは下位の火山岩類に到達しているものと推測された。このような点から，地下水は都野津層の中でも凹地基底の砂礫層及びその直下付近が水みちになっていると推測される。上段 No.3 のボーリングでは施工後も常6 月 22 日以降は降雨が多く，溜池水位が徐々に上昇し，ここで孔内水位との対応をみると，溜池水位の下降時期には各孔の水位下限標高は低下傾向にある。しかし，6 月 22 日以降に溜池水位が上昇に転じ，水位標高が EL.316 m を 越えたあたりで，一 転して孔内水 位の下限標高は各孔とも急激に上昇した。これは平成 20 年に 5 ～ 10ℓ/min の排水があり，水みちの地下水流動が極めて活発であることが示唆される。

なお，中段の No.1 ～ No.3 ボーリングも都野津層内を掘進しているが，総排水量は少ない。施工記録によればこれらのボーリングは火山岩部まで掘進されておらず，都野津層基底部を貫通していなかった。
孔内水位の変動傾向の変化

図 1. 2. 49 に平成 19 年 5 月～同 21 年 8 月までの BP ‒ 1，

BP ‒ 2 及び BP ‒ 3 の 3 孔の孔内水位観測結果を示す。当期間は 3 次すべり発災後から発災後に緊急施工された応急水抜ボーリング施工後の約 2 年間にわたる孔内水位観測記録である。なお，観測孔はいずれもオールストレー

図 1. 2. 49 調査地の 2 年間（H19 〜 H21）の孔内水位観測結果

ナー加工された塩化ビニールパイプを使用し，地表水流入防止のためコンクリートで孔口が保護されている。
孔内水位は降雨との相関が良く，少量の降雨にも比較

的鋭敏に水位が反応する傾向が認められる。ただし，4 月

頃～ 11 月末を春季～夏季，11 月末～ 4 月頃までの秋季～冬季としておおまかに区分すると，両者の水位変動には差異が認められる。前者は降雨に対する水位上昇量が大きく，水位低下の下限標高が低い。一方，後者は水位上昇量が小さく，水位低下の下限標高が高い。各孔の孔内水位線の下限標高に着目するとその傾向の変化が浮き彫りとなる。
時期的な雨の降り方の違いや蒸発散バランスによる季節的な地下水位変化の可能性も考えられるが，平成 20 年

度は 10 月 25 日頃を境に水位変動傾向が急激に変化しているため，傾向を変化させる要因がこの時期にあったもの
60

図 1. 2. 50 溜池水位と孔内水位の関係

2

斜面災害への取り組みの事例

図 1. 2. 51 一連の地すべり発生要因概念図

11 月頃の急激な水位変動傾向の変化に近い動きである（図 1. 2. 47 参照）。
こうした点を鑑みると，溜池の水位標高と孔内水位に は 密 接 な 関 係 が あるといえる。特 に，溜 池 水 位 がEL.316 m 付近より高い位置にあると孔内水位の下限標高が高くなる関係が伺える。これは溜池の水位上昇により地すべり地に対して地下水が供給されていることに起因していると推察される。
⑹ 調査地の地すべりの原因
地すべり発生の素因・誘因
以上の事実から，調査地において発生した一連の地すべりの素因と誘因について考察した概念図を図 1. 2. 51 に示す。

今回の一連の地すべりは平成 10 年の造成切土工事を発端として発生した。この工事で斜面の不安定化と水みちの変化を招き，斜面崩壊の活発化と土塊強度低下が進行

図 1. 2. 52

1 次，2 次すべりの頭部を巻き込んだ 3 次すべり

した結果，地すべりが拡大していったものと推察される。
素因としては，①半固結状の都野津層とその下面にあって風化が進行し、強度低下した火山岩類の分布，②水み

長していたものと推察される。

ちとして機能した凹地基底に分布する都野津層の砂礫部

地すべりの発生機構と 1 次～ 3 次すべりとの関連の存在が挙げられる。
発生誘因としては，①造成切土による応力バランスの損失はもちろん，②応力解放による強度の低下，③降水

図 1. 2. 52 に平成 11 年と平成 18 年に発生した 1 次すべり，2 次すべりと，平成 19 年に発生した 3 次すべりの関係を示す。

による地下水位の上昇がある。それに加え，④都野津層調査地の地すべりは切土のり面部を主体に抑制工，抑の基底部付近の水みちを通じた地下水の供給が挙げられ止工が施工されてきたが，最終的にはのり面部上方に分位が変化する点から，溜池周辺ではこの標高付近で地下た。この 3 次すべりについては，地すべり発生の素因・水が流出しやすくなる要因（例えば，都野津層砂礫部の地誘因を考えると，造成切土によって都野津層がのり面にる。溜池水位が EL.316 m 付近を越えると急激に孔内水表露出標高や溜池に敷設された遮水シートの上端など）があるものと推測される。この水が地すべり地に供給されることで，間隙水圧を上昇させ，一連の地すべり発生を助布する都野津層を主として滑動する 3 次すべりが発生し露出した時点（末端部がカットされた時点）から発生・進行したと想定される。図 1. 2. 52 に示すように，3 次すべり

は 1 次すべり，2 次すべりの移動土塊の頭部を巻き込んで
61

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組みいる。推測の域を出ないが，3 次すべりは，地すべり推力増加というかたちで 1 次，2 次すべりの誘発に寄与していた可能性もある。

⑵ 対象地区と周辺の地形・地質的特徴
対象地区は，松江市八雲町の星上山の南側斜面である。

地質的にみると，当地は，山内・高安（1987）によると，
新第三紀のグリーンタフ変動に伴い形成された陥没盆地⑺ まとめ

1 次，2 次すべりは都野津層下面の風化部を主体としたすべりで，都野津層下面付近の“水みち”に起因して発生の縁辺部に位置し，陥没盆地の形成に伴い発達したとみられる ENE ‒ WSW 及び E ‒ W 方向の断層系が特徴的に存在する。井上（1985）によると，この陥没盆地の内側にした地すべりと考えられる。3 次すべりは都野津層と火山は，波多層に属する火山岩（H3）を主体とした新第三系中岩類の境界でのすべりが発生している。いずれの地すべ

新統が分布し，安山岩溶岩，同質凝灰岩～凝灰角礫岩がりも都野津層の存在がその発生素因・誘因に絡んでおり，互層を成して分布している（図 1. 2. 53 ～ 54）。

都野津層地すべりの典型事例であったといえる。

これらのうち，凝灰岩は安山岩溶岩のプロピライト化作

島根県内にて甚大な被害をもたらした昭和 47 年，58 年

用に伴い著しく熱水変質を受け，赤紫色を呈する脆弱な豪雨災害においても都野津層の分布域では所々で斜面災

変質凝灰岩となっている。また，この変質凝灰岩は，複か，1984；小田，1984 など），豪雨等に起因して崩壊や地となって分布している。すべり面はこの変質凝灰岩層に害の発生が報告されており（東元・高橋，1983；籾倉ほ

数の断層により分断されながら斜面に対して緩い流れ盤

すべりの発生しやすい地層として認識されている。都野形成されており，E ‒ W 方向の断層によって背後を規制さ

津層分布域はしばしば小起伏平坦面を呈しており，地形れていると考えられる。

的特徴から分布域の抽出はしやすい。こうした地域では地質踏査により都野津層の分布及びその堆積構造を掴むことが重要である。

⑶ 地すべり概要
当地区の地すべりは，対象地を西に流下する藤原川の【坂田聖二】

右岸側斜面に 7 つの地すべりブロックとして分布する。

これらの地すべりブロックは，「上段ブロック群（A ～ C

引用文献

ブロック）
」と「下段ブロック群（D ～ G ブロック）」に大別服部 仁・鹿野和彦・鈴木隆介・横山勝三・松浦浩久・佐藤博之（1983）：
三瓶山地域の地質．地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅），地質調査所，168p.
東元定雄・高橋裕平（1983）：昭和 58 年 7 月豪雨による島根県西部の山崩
れと土石流．地質ニュース，No.349，pp.6-15.
籾倉克幹・堂 聖一・門脇 淳・徳山久仁夫（1984）：昭和 58 年 7 月山陰豪雨によって発生した崩壊箇所の地形発達史的検討．島根大学地質学研
究報告，No.3，pp.29-34.
小田基明（1984）：益田市西部の斜面崩壊について．島根大学地質学研究報
告，No.3，pp.63-64.
大西郁夫（1979）：出雲海岸平野の第四系．島根大学理学部紀要，Vol.13，

される。

pp.131-144.

島根県地質図説明書編集委員会編（1985）：島根県の地質．島根県，640p.
島根の地すべり編集委員会編（1990）：島根の地すべり．島根県農林水産部，200p.

「上段ブロック群」は藤原川の河床から 1 段上がった標高 215 ～ 240 m の段丘状の平坦面に形成され，「下段ブ

ロック群」は標高約 180 m の河床に面した急斜面に形成されている（写真 1. 2. 42，図 1. 2. 55 ～ 56）。

地すべりの規模は，「上段ブロック群」の A ～ C ブロッ

クが幅 100 ～ 150 m，長さ 80 ～ 140 m，厚さ 15 ～ 20 mを示すのに対し，「下段ブロック群」の D ～ G ブロックは
幅 30 ～ 60 m，長さ 30 ～ 90 m，厚さ 5 ～ 10 m と上段ブロック群よりやや小さい。
地すべり土塊は，「上段ブロック群」，「下段ブロック群」
ともに安山岩及び同質火砕岩で形成されているが，地す

2. 1. 8 松江市八雲町にみられる地すべり

べりの滑動により攪乱され，大半は土砂化している。ま⑴ はじめにた，すべり面は安山岩に挟在されている変質凝灰岩層に対象とした地すべりは，松江市南部に発生したもので形成されている（写真 1. 2. 43）。

ある。当地では地すべりブロック内にて道路の切土施工

この変質凝灰岩には，ボーリングコアの粉末 X 線回折

中に地すべりの滑動が活発化した。その後の調査により，で，スメクタイト，セリサイト，緑泥石などの膨潤性粘土

対象地には上段ブロック群（A ～ C ブロック）と下段ブロック群（D ～ G ブロック）の計 7 つの地すべりブロック

鉱物の存在が確認されている（図 1. 2. 57）。

変質凝灰岩より下位に分布する安山岩は，CL 級以上のが存在し，緩慢ではあるが，滑動が継続していることが比較的硬質な岩盤となっており，当地の地すべりの不動判明した。

層を形成している。
「上段ブロック群」と「下段ブロック

このうち，上段ブロック群は対策工の施工により現在

群」は，陥没盆地が形成された際の E ‒ W 系の断層によっでは安定化しているが，下段ブロック群は不安定なため，て分離されていると考えられるが，連続した斜面に分布

今後の対策が必要となっている。本稿では，この地すべすることから相互に関係した変動を繰り返しているものとりの概要について紹介する。

考えられる。

62

2

斜面災害への取り組みの事例

図 1. 2. 54 周辺の地質図

図 1. 2. 53 八雲町の地すべり位置図
数値地図 25000「松江」
，
「玉造」
，
「揖屋」
，
「広瀬」に基づく。

「新編島根県地質図（20 万分の 1）」（新編島根県地質図編集委員会，
1997）による。

写真 1. 2. 42 地すべり地の全景写真
A ～ C ブロックが上段ブロック群，D ～ G ブロックが下段ブロック群。

図 1. 2. 55 地すべりブロックの分布図
藤原川の右岸に形成されている。

⑷ 滑動履歴当地の地すべりは，「上段ブロック群」の滑落崖が開析されて不明瞭になっていることや，C ブロックに分離小丘が認められることなどから，滑動の開始は古いと考えられる。また，近年実施した移動観測の結果によると，「上段

ブロック群」は抑止工の効果によって変位は認められないが，「下段ブロック群」の E ブロック，G ブロックでは 2 ～。
3 mm/ 年の変位が継続的に観測されている（図 1. 2. 58）⑸ 対策工について
地すべり地内では，道路の施工が途中まで実施されて図 1. 2. 56 地すべりブロックの断面形状（A-Aʼ 断面）
上段ブロックと下段ブロックは断層により分離し，すべり面は変質凝灰岩層に形成されている。

いる。
「上段ブロック群（A ～ C ブロック）」は，切土工事の影響で滑動が活発化したため，グランドアンカー工，
抑止杭工，集水井工，押え盛土工による地すべり対策の
63

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み施工と道路センターのシフトが行われ，滑動は沈静化し
ている。

今後は，
「下段ブロック群」の E ブロック及び G ブロックを対象に，軽量盛土工やグランドアンカー工等によって地すべりの安定性を確保しつつ，計画道路の施工が進められる予定となっている。
【工藤健雄】
引用文献
新編島根県地質図編集委員会（1997）：新編島根県地質図（20 万分の 1）．
島根県．
山内靖喜・高安克己（1987）：第 4 章 新生代．日本の地質 7『中国地方』（日本の地質「中国地方」編集委員会編），pp.99-102.
井上多津男（1985）：荒島湾入部・揖屋突出部．島根県の地質（島根県地質図説明書編集委員会編），pp.88-90.

写真 1. 2. 43 G ブロック（下段ブロック）のボーリングコア
G.L.‒11 ～ ‒12. 2 m に赤紫色の変質凝灰岩が分布し，すべり面を形成している。

2. 1. 9 キャップロック構造切土のり面での災害事例⑴ はじめに島根県隠岐郡隠岐の島町を通る町道沿いの切土のり面
において地すべりが発生した。被災地に分布する地質は，下位に固結度が低く礫混じりシルト状を呈す火砕岩，上位に亀裂が発達する流紋岩溶岩が覆っており，いわゆる「キャップロック構造」を形成している。

当該箇所には，平成 18 年 7 月豪雨による崩壊が発生した際に，災害復旧として吹付のり枠工が計画・施工されたが，平成 22 年 3 月に吹付のり枠工より上方斜面に落差

1. 8 m 程度の滑落崖が認められ，この滑落崖を頭部とす

る地すべりが発生した。
町道は町の屎尿処理施設へと通じており，迂回路が無く，通行止めが不可能であった。しかし，のり面は降雨ごとに滑動していたため，応急押え盛土及び警報装置と連動させた地盤伸縮計による動態観測を実施し，安全を確保した上で調査を行った。対策工は効果的かつ経済的と図 1. 2. 57 変質凝灰岩に含まれる粘土鉱物の X 線チャート

スメクタイトなどの膨潤性粘土鉱物が確認された。試料は G ブ
ロックのボーリングコアより採取。

なるように応急押え盛土を活かした対策工を計画した。
本稿では，災害時における地質把握の重要性と安全確保についてこの事例を報告する。
⑵ 地すべり地の概況
当地すべり地は隠岐の島町の南部で南北に延びる尾根の南東側斜面（標高 25 ～ 50 m）に位置している。当該地域に分布する地質は新第三紀後期中新世の流紋岩溶岩及び火砕岩である（図 1. 2. 59）。下位に分布する火砕岩は固結度が低く，礫混じりシルト状を呈す。このため，浸食に著しく弱く，崩壊が多発するなどの特徴がある。この上位には，亀裂が発達する流紋岩が火砕岩を覆っており，脆弱な地層の上に硬質であるが亀裂の多い岩盤が分布する「キャップロック構造」を形成している。
図 1. 2. 58

G ブロックの孔内傾斜計観測データ

観測開始以来 2 ～ 3 mm/ 年の変位が継続している。

64

平成 22 年 3 月の地すべり発生時，当該のり面には吹付枠工が施工済みであり，背後の地山状況を確認すること

2

斜面災害への取り組みの事例は不可能であった。そこで，過去に発生した崩壊時の資この露岩の一部は 2. 0 × 1. 0 × 1. 0 m の規模で浮き石料調査を行った結果，キャップロック構造であることを確状に存在しており，地すべりの滑動が進行することで，認した（図 1. 2. 60，写真 1. 2. 44）。写真では，下位の火砕落石が発生する危険性が高い状態であった。そこで，地岩と上位の流紋岩溶岩との境界部付近より湧水が認めらすべりの滑動状況を把握するため，地すべり頭部及び上れ，地下水の浸透による火砕岩の脆弱化が懸念される状

述の浮き石に対して地盤伸縮計を設置し観測を行った

況であった。

（図 1. 2. 61）。

⑶ 崩壊の発生⑷ 現場条件

平成 18 年 7 月の集中豪雨により，隠岐の島町では各所前述したように，地すべりの発生した町道は町の屎尿で斜面災害が発生した。当該のり面でもこの時の集中豪処理施設へと通じており，迂回路が無いことから通行止

雨により崩壊が発生し，災害復旧工事が行われた。そのめは不可能であった。

際の対策工は，災害復旧における原形復旧の観点から詳細な調査は行われず，急勾配で残った崩壊上部を 1：1. 0

地盤伸縮計観測の結果，のり面は滑動を続けており，

平成 22 年 4 月 1 日の降雨（日雨量 58. 5 mm：西郷測候

程度の勾配に切り直し，崩壊面及び切り直し部を吹付の所）により，日変位量 118. 1 mm を確認した。未対策の状

り枠工にて保護する工法がとられた。

態で恒久対策工の施工を待っていると，町道の通行が不

しかしながら，平成 22 年 3 月には，こののり枠及び能となり，最悪の場合，通行中の車両及び人への被害がのり面末端部の水路に変状が認められ，さらに，地表踏出る危険性がある。このため，応急対策工として押え盛査を行った際には，吹付のり枠工の上方斜面にある落差土工を施工し，滑動を軽減させることとした。

1. 8 m 程度の滑落崖を頭部とする地すべりの発生が認め

また，通行中の車両及び人への危険周知のため，地盤られた。また，地表踏査を行った際，この頭部右サイド

伸縮計には警報装置を設置し，時間変位量が一定の値にることを確認した。

ようにした（写真 1. 2. 45）。

の流紋岩溶岩の露岩に幅約 50 mm の開口亀裂が現れてい達するとサイレン及び回転灯の点灯により危険を知らせる

写真 1. 2. 44 平成 18 年崩壊時状況

図 1. 2. 59 調査地周辺の地質図（山内ほか，2009）

図 1. 2. 60 調査地周辺の地質断面図（山内ほか，2009）
図 1. 2. 59 上で北西－南東の断面図。

図 1. 2. 61 調査位置平面図
65

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み調査ボーリング結果から，BP ‒ 2 において G.L. ‒ 6. 5 m⑸ 応急対策工の実施と効果
応急押え盛土は地表踏査によりすべり面を推定し，付近に軟弱な様相を呈す粘性土が認められた。また，～ 20 日の期間で施工された。その結果，押え盛土前にはの深度において準確定変動に相当する累積変位が認めら= 1. 05 となるように高さ 1. 5 m，幅 4. 5 m とし，4 月 13 日

日雨量 58. 5 mm の降雨で 118. 1 mm/ 日の変位速度が確認されていたが，施工後は，日雨量 200 mm を超える降BP ‒ 2 のパイプ歪計観測においては，G.L. ‒ 6. 0 ～ ‒ 7. 0 m

れた。
地下水位観測では降雨に対して鋭敏に反応して水位の雨でも変位速度は 14. 7 mm/ 日にすぎず，滑動を大幅に上昇が認められ，のり面末端部からは常時湧水が確認で軽減できた（図 1. 2. 62）。

きる状況であった。

⑹ 調査結果⑺ 対策工法応急押え盛土工の施工後，地すべり頭部の上方（BP ‒ 1，

対策工法は，調査結果より地下水位が降雨に対して鋭図 1. 2. 63）と地すべり中腹部（BP ‒ 2，図 1. 2. 64）におい

敏に反応し上昇していること，またのり面末端部から豊富て調査ボーリングを行うとともに，パイプ歪計を設置してな湧水を確認していることから，横ボーリング工による地動態観測を行った。

下水排除を計画した。さらに必要抑止力に対する不足分

写真 1. 2. 45 応急押え盛土の施工後全景

図 1. 2. 62 地盤伸縮計の観測結果
66

2

斜面災害への取り組みの事例

は切土工，アンカー工，押え盛土工による対策が考えら

道路幅員を確保するため，待避所を利用した道路線形のれた。

変更も行った（図 1. 2. 65）。

続くこと，及び施工時に重機の搬入が困難なことから不となく施工することが可能であり，押え盛土を撤去するこ適と判断した。また，アンカー工は，応急押え盛土を足とでのり面の滑動が活発化することを防ぐことができるた場とした逆巻施工となるとともに，受圧板を現場打ちしなめ，現地に最も適した工法であると評価した。

検討の結果，切土工は背後に 50°程度の勾配の斜面が大型フトンカゴ工は応急押え盛土を大きく撤去するこがらの施工であるため，工期を要することから不適と判断

安定計算を行うにあたっては，キャップロック構造でし，大型フトンカゴによる押え盛土工を採用した。また，

あることから移動土塊の上部と下部で地質が異なるため，押え盛土によりのり尻部が既存の道路部にかかることから

単位体積重量を流紋岩溶岩でγt = 26 kN/m3，火砕岩で
γt = 18 kN/m3 として上部と下部を分けて設定して計算を行った。また，押え盛土の高さは盛土内への跳ね上げす
べりによる影響もないことを確認し決定した。
⑻ おわりに本稿で取り上げた現場は，上位の亀裂が多い流紋岩から地表水が浸透し，下位の風化火砕岩を脆弱化させたことに起因するキャップロック型地すべりであった。平成

18 年の崩壊発生当時，災害における原形復旧の観点から

地質構造，湧水状況等，現地で目視確認できる事象に目を向けなかったために，再崩壊の発生という事態を招いたと考えられる。この構造についての知識があり，危険性を十分に把握していれば，当初の平成 18 年度の災害時に再崩壊の発生を招かない，より適切な対策工が計画できていたかもしれない。
今回，地すべりの発生を確認してから，迅速に応急押え盛土工の施工，地盤伸縮計による警報装置の設置を行ったことから，現地を通行止めにすることなく本設の対策工の施工まで終えることができた（写真 1. 2. 46）。
図 1. 2. 63

BP – 1 コア写真及び柱状図

災害時には複数箇所同時に，しかも短期間での対策工の検討が強いられるため，全ての現地を詳細に把握することは困難なのが実情であると考える。しかしながら限られた時間の中でも現地の特徴を把握し，対策工の検討に役立てることが地質技術者としての役割と考える。
【武志賢一】

図 1. 2. 64

BP – 2 コア写真及び柱状図

図 1. 2. 65 対策工断面図
67

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み業務に関する協定」に基づき隠岐建設業協会へ応急対策の要請を行い，夕方には島前・島後の国道 485 号，島後の東回り線，銚子ダムを通過する中村津戸港線の通行が再開しました。また，島後の西回り線についても加茂地内の唐尾トンネル及び油井地内を除いて通行可能となりました。その後も同 31 日夜から 9 月 1 日朝まで，夜を徹して土石・流木の撤去，河川堤防の決壊防止等の応急工事などが懸命に進められましたが，一日以上国道・県道が通行できなかった箇所は 4 路線 8 箇所に及びました。

また，砂防・急傾斜地，治山関係では，裏山や谷筋の崩落で住宅被害が発生した箇所が 83 箇所になり，住宅の被害は 44 戸にもなりました。河川では，堤防の越水・
写真 1. 2. 46 現況写真

決壊などにより，住家で 540 棟，非住家で 178 棟もの床上・床下浸水が発生しました。

一方，八尾川支川銚子川の銚子ダムでは，平成 12 年 3

引用文献

月の完成以来初めてサーチャージ水位（洪水時に貯めるこ

山内靖喜・沢田順弘・高須 晃・小室裕明・村上 久・小林伸治・田山良
一（2009）：西郷地域の地質．地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅），
産総研地質調査総合センター，121p.

とのできる最高水位）を超える大雨となりましたが，洪水調節が行われたことにより，下流の河川水位上昇を緩和
し，被害の軽減を図ることができました。併せて，平成

10 年に完成した八尾川放水路の効果により，下流部での2. 1. 10 平
 成 19 年 8 月末島根県隠岐の島における豪雨による土砂災害平成 19 年 8 月 28 日から 31 日にかけての豪雨は，隠浸水被害が回避されました。また，平成 19 年 7 月に完成した中村津戸港線バイパスでは何の被害もなく，西郷地
区と島北部を結ぶライフラインが確保されました。

岐郡各地に多大な被害をもたらした。その記録として，
平成 21 年 3 月，島根県隠岐支庁県土整備局により「平成9 月 5 日には溝口知事が隠岐の島町の大津久，油井，及び西ノ島町の美田尻，別府などの被害状況を視察され，十九年八月 島根県隠岐豪雨災害記録誌」（島根県隠岐支「県としても最大限に取り組み，早期復旧に全力をあげる」

庁県土整備局，2009）が発刊された。

本稿はこの災害記録誌から土砂災害関連情報を抽出したものである。当時の隠岐支庁県土整備局長の横田悦治
氏，隠岐の島町長の松田和久氏，そして前西ノ島町長の扇谷豪氏による巻頭のことばは災害の全貌と当時官民が一体となって自然災害と戦う様子がよくわかるので，抜粋したものを掲載した。また，雨量及び水位データ，土と強調されました。
今回の豪雨災害により，結果として公共土木施設の被害額は 270 箇所，約 31 億円，これ以外に町役場が主体となる農地・農業用施設災害，林道災害の被害は 224 箇
所，約 8 億円に上りました。このうち公共土木施設災害については，9 月 7 日から 8 日にかけて国の災害緊急調査があり，その結果，河川災害関連事業 2 箇所と河川緊急

砂災害危険度の判定と情報公開状況，土砂災害状況，既事業 1 箇所，約 10 億円の事業実施が決定しました。公共存施設による被害軽減効果，災害復旧体制を災害記録誌

土木施設災害の査定については，本土からの応援を得て，に転載した。

発生から 2 ヶ月で終えることができました。また，農地や林道災害のそれは 11 月いっぱいですべて完了しました。

「平成十九年八月 島根県隠岐豪雨災害記録誌」発刊にあ

農林関係の緊急治山事業等は 36 箇所，約 7 億円が投入たってされました。これらの災害復旧事業や改良事業は，繰越
隠岐支庁県土整備局長 横 田 悦 治

平成 19 年 8 月 31 日未明，西ノ島町の美田ダムで時間

雨量 103 mm，隠岐の島町の銚子ダムで 109 mm，布施

で 131 mm の記録的な降雨量を記録し，4 ～ 5 時間で 200

mm 以上に達するという未曾有の豪雨となりました。

手続きを経て，ほとんどが平成 21 年 3 月末に終えること

平成 21 年 3 月ができました。
隠岐群島豪雨災害を顧みて（抜粋）

隠の島町長 松 田 和 久

この豪雨により，道路関係では道路のり面の崩壊，県一昨年 9 月中旬，九州本土で気温 40℃を記録する熱帯

道の冠水，落橋，トンネル出入口への大量の土石・流木

夜の報道。もはや日本は亜熱帯地域に組み入れられたとの堆積などの被害が発生し，被害箇所は 140 箇所に上りました。このため，午前 3 時に「風水害など災害対応対策
68

理解するほうが自然かも知れません。ここ近年，我が隠岐群島にあってもこれまであまり見られなかった現象に

2

斜面災害への取り組みの事例

度々脅かされることがあります。バケツをひっくり返すよ平成 19 年隠岐の島豪雨土砂災害

うな「集中豪雨」がそれです。

⑴ 被害概要それであり，時間雨量 131 mm という県内観測史上例のムの越流，五箇の那久路川と布施の春日川の破堤，断水ない集中豪雨は各河川河口を中心に土石流災害を引き起などが発生した。また西ノ島町では浸水被害や道路の通

一昨年 8 月 31 日未明，隠岐島を襲った災害がまさに

隠岐の島町においては各所における土砂災害や銚子ダ

こし，被災地 500 箇所に及ばんとする大災害に発展しま

行不能箇所が，海士町では浸水被害が発生した。このため，9 月 3 日には西ノ島町と隠岐の島町の町長・議長によした。
この度の災害は，結果として多くの教訓を残していっる知事への被害報告と早期復旧に向けた取り組みの要請てくれました。保水力の極めて低くなっている荒れ放題があり，9 月 5 日には島根県知事が海士町，西ノ島町，隠の奥地人工造林地の手入れ，農地保全と隣接上流域の林

岐の島町の被災地を視察し，以後の被災者支援対策等を地保全，集落に繋がる河川，さらには河口隣接漁港・港実施した。

湾の管理徹底と保全，また行政・地域間のみならず関係各集落内での防災対策のあり方等などすべてに再点検と⑵ 豪雨の状況と土砂災害警報情報の発表

改善の警鐘を置いていった，と受け止めています。

災害の経緯

今回の大災害を生きた資料として活かし，さらに災害

山陰沖に停滞する前線に向かって，暖かく湿った空気に強い“安全・安心のまちづくり”に努めて参らなくてはが流れ込み，大気の状態が不安定になったため，隠岐地

平成 21 年 3 月

ならないと考えております。

区においては 8 月 30 日夜から 31 日明け方にかけて大雨となった。8 月 28 日 00 時から 8 月 31 日 12 時までの総雨量は，西郷（気象台）で 293 mm に達するほか，銚子ダム

平成 19 年 8 月隠岐豪雨災害によせて（抜粋）西ノ島町長 扇 谷

（河川課）で 334 mm，布施（砂防課）で 344 mm，西ノ島

豪

町美田（河川課・砂防課）で 356 mm に達するなど，隠岐西ノ島町は流域面積の小さな島地形であることから降における 8 月の月平均降水量（西郷 139. 3 mm）に対し 2

雨災害について，道路の路肩が落ちる程度の「大きな災
害はない町」を自負していました。しかし，平成 19 年 8倍以上の豪雨であった。

月 31 日未明からの降雨は，美田ダム観測史上最高の時間

時間雨量をみると，西郷（気象台）で 60 mm に達する

雨量 103 mm を記録する豪雨で，短時間に局地的に降る

ほか，銚子ダム（河川課）で 109 mm，布施（砂防課）でゲリラ豪雨であり，本郷川，赤ノ江川など谷部では土石

131 mm，西ノ島町美田（河川課・砂防課）で 103 mm と流が発生し，各所でがけ崩れ，山腹崩壊等発生しました。

記録的集中豪雨であった（図 1. 2. 66 ～ 68）。

町道，農道，林道の通行止めは 50 箇所を超え，住家被害

雨量分布

4 棟，床上浸水 41 件，床下浸水 183 件，その他施設浸水各地区に設置された雨量計のデータ，そして代表的な85 件，船舶被害 6 件など，夜間に発生した災害でおそろ

河川の水位観測結果を示す。

しい夜となりました。上下水道・電気・交通などライフラ

雨量分布図

図 1. 2. 69 には，計 13 箇所のピーク時の時間雨量を示

インが被災し，甚大な被害を生じましたが，住民の生命し，100 mm を超えたのは 3 箇所もあった。

身体に直接の被害がなかったことは唯一の救いでした。
地域の住民が「声を掛け合う」島ならではの共同意識

総雨量

図 1. 2. 70 に は 8 月 28 日 00：00 か ら 31 日 12：00 ま でが，人的被害がなかった最大の理由ではないかと考えての総雨量を示している。300 mm を超えている観測点はいます。今回の災害で住民相互の絆を維持・強化してい平成 21 年 3 月

く必要性を改めて感じたところです。

四つがあった。ちなみに，8 月平均降水量として，西郷は

表 1. 2. 5 平成十九年八月 島根県隠岐豪雨災害による人的被害・住家被害（出典：平成 19 年度災害年報）
区分

人的
被害

住家被害

軽傷
市町村名

人

全壊
棟

半壊
人

棟

西ノ島町

1

床上浸水

棟

棟

人

1

1

隠岐の島町
計

人

1

海士町

一部損壊

4

11

人

床下浸水

罹災

計

棟

人

棟

人

2

6

4

11

3

7

41

82

183

359

41

82

非住家
被害

社会保険環境施設

その他被害

浸水

福祉
施設

上水
簡易

断水

公共
建物

停電

棟

箇所

箇所

世帯

棟

世帯

1

1

1

485

82

1
3

14

1

4

15

38

7

17

112

250

241

617

128

292

96

4

8

351

9

4

1

4

16

39

11

28

155

338

428

987

172

381

178

4

10

837

12

19

69

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み，海士は 124. 0 mm（1979 ～139. 3 mm（1971 ～ 2000 年）

2000 年）である。

⑶ 既往洪水雨量との比較
隠岐島における過去の豪雨災害時の雨量と今回の雨量の比較を示す（表 1. 2. 6）。

時間雨量と水位図 1. 2. 71 には，銚子ダムで観測された雨量の経時変化と八田橋での水位観測結果を示す。八田橋での水位は氾
濫注意水位を 1. 27 mm 超えたことが分かる。

図 1. 2. 66 平成 19 年 8 月 31 日 03 時の地上天気図（出典：松江気象台）⑷ 土砂災害警戒情報の発表
今回の豪雨災害において，隠岐全島に土砂災害警戒情

図 1. 2. 67 アメダス降水量（8/30. 18 時〜 8/31. 09 時）（出典：松江気象台）

図 1. 2. 68 平成 19 年 8 月 31 日の気象レーダー画像（出典：松江気象台）
70

2報が発令された。島根県には，がけ崩れや土石流などのおそれのある危険箇所が約 2 万 2 千箇所あり，過去幾度となく大きな土砂災害を被っている。

斜面災害への取り組みの事例て，どこが危ないかを細かく表示している。
各地域における土砂災害危険度の発表は，以下の土砂
災害危険度判定図（スネーク曲線）を用いて行っている。

このような土砂災害による被害の防止・軽減のため，スネーク曲線とは，時間ごとに算出した 60 分積算雨量を島根県と松江地方気象台は連携し，大雨によって土砂災

土砂災害危険度判定図上にプロットして，線で結ぶと曲害が発生するおそれがある時に，市町村長が避難勧告等

線を描くことができ，その変化の様子が蛇の動きに似てを出す際の判断や住民の自主避難の目安となるよう，平いることから，スネーク曲線と呼ぶ。降雨の継続により，成 18 年 6 月 1 日から共同で土砂災害警戒情報を発表しスネーク曲線が CL ライン（土砂災害発生危険基準線）をている。

超えると，過去の土砂災害の経験から土砂災害が発生す

この情報は，松江地方気象台から島根県総務部消防防災課を通じて市町村に伝達するとともに，報道機関を通じて県民への周知を図るものである。
また，県土木部砂防課では，これをもとにした補足情る可能性が高いと考えられる（図 1. 2. 72）。

一例として，
8 月 31 日 01 時 00 分から 01 時 30 分まで，

隠岐の島町の土砂災害危険度情報の判断状況及び発表情報を図 1. 2. 73 に示す。

報である土砂災害危険度情報をホームページや携帯電話⑹ 土砂災害及び道路・河川災害の実態で公開している。

図 1. 2. 73 に示すように，島前と島後の広い範囲で，土⑸ 土砂災害危険度情報の公開

砂災害と道路・河川災害が発生していた。全体の特徴とホームページ及び携帯電話で公開される土砂災害危険度情報は，土砂災害による危険度を松江地方気象台からしては，以下のとおりである。
・規模の大きい斜面崩壊は発生していない。

提供された予測雨量等に基づき 4 段階のレベルで表示し・表面浸食・渓岸浸食・渓床の不安定土砂の流出によるも以内に基準値超過を予想；レベル 2（目安：避難の開始）：

・流出土砂の粒径は 50 cm を超えるようなものはなく，完了）：1 時間以内に基準値超過を予想；レベル 4（目安：・西ノ島町については，集落内の水路の断面不足によりている。具体的に，レベル 1（目安：避難の準備）：3 時間

2 時間以内に基準値超過を予想；レベル 3（目安：避難をまだならすぐ避難）：現在基準値を超過している。約 5 km

四方の格子を一つの単位として島根県を 285 格子に分けのが大半（短時間に強い降雨があったためと思われる）。
比較的小粒径（30 cm 以下）のものが大半。

流出土砂が水路を埋塞し，災害が発生している箇所が多い。

図 1. 2. 69 ピーク時の時間雨量（出典：松江気象台）
71

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 70

8 月 28 日 00：00 から 31 日 12：00 までの総雨量（出典：松江気象台）

・降雨の特徴は，短時間に集中した降雨であった。また，

写真 1. 2. 51 ～ 53 は唐尾トンネル（隠岐の島町）付近の豪雨が深夜であったことから，被災時の避難はあまりう状況を示す。大量な土砂が流出しており，流出土砂は砂

まくいっていない。
以下，いくつかの災害箇所について，説明する。
写真 1. 2. 47 は油井川（隠岐の島町）での発生状況であ礫分・泥分が主であり，50 cm 以下の礫が含まれる。多量の流木が流出した。そして，ガリー浸食は最大深さ 2 ～3 m，幅 2 ～ 3 m であり，不安定土砂も多く残っている。

る。渓岸の浸食，護岸の破壊や河床の巨石が認められる。
写真 1. 2. 48 は油井川と左支川との合流点付近の橋より上流側の様子である。堆積土砂にはφ1 m 程度の巨石も認められる。土砂移動現象としては，土石流と考えられ，流出土砂量は約 4, 000 m3 程度であった。災害発生は午前

1 ～ 2 時頃であり，住民が災害発生後に避難を実施した。

写真 1. 2. 49 は大津久（隠岐の島町）での土砂災害状況を示している。工事用の道路橋が閉塞され，橋に土砂が堰き止められ堆積している。堆積物の粒径は最大 50 cm⑺ 既存施設による被害軽減

隠岐郡には，93 基の砂防堰堤等の砂防施設が建設されている。今回の災害により多くの被害を被ったが，砂防堰
堤が土石流を堰き止め，下流の被害を軽減させることができ，また，擁壁ががけ崩れから人家を守ることができ，砂防事業の重要性を再認識した。
土石流の捕捉事例
隠岐の島町西部河川，長尾田川，那久川においては，程度である。写真 1. 2. 50 は施工中の砂防堰堤の状況を砂防堰堤により土石流を堰き止め，人家・避難所を土砂示す。水通し部が流木で閉塞し，土砂を堰き止めている。

災害から守ることができた。しかし，砂防堰堤のない油

住民の避難等対応状況については，午前 2 時頃に，流路

井川，大津久川においては，多くの人家や上下水道施設

沿いの住民から区長に救助を求める連絡があり，区長がが被災した（図 1. 2. 75）。

救助に向かった。水は膝くらいまであり，流されないようがけ崩れの事例

電柱にロープを巻き救助にあたった。また，避難勧告が西ノ島町小浦地区では擁壁が崩壊土砂をとめたが，市出たことは知らなかった。
（野外救助中で放送も聞こえな

部地区のように擁壁のない箇所では被害が多発した（写かったと思われる。
）

真 1. 2. 54 ～ 55）。

72

（3）時間雨量と水位
図６には、銚子ダムで観測された雨量の経時変化と八田橋での水位観測結果を示す。八田
2 斜面災害への取り組みの事例
橋での水位は氾濫注意水位を 1.37mm を超えたことを分かる。

334 350

150

300

125

250

109

100

200

75

150

50

100

25

50

累加雨量(mm)

時間雨量(mm/hr)

雨量：銚子ダム(河川課）
175

0
8/31

8/30

8/29

8/28

0

日時

水位：八尾川水系 八田橋（河川課）
最高水位 4.17

図6

水防団待機水位

2.10

8/31

2.90

8/30

はん濫注意水位

8/29

8/28

水位(m)

5.0
4.5
4.0
3.5
3.0
2.5
2.0
1.5
1.0

日時

時間雨量と水位の変化（8月 28 日～31日）
図 1. 2. 71 時間雨量（銚子ダム）と水位（八田橋）の変化（8 月 28 日〜 31 日）
表 1. 2. 6 隠岐島における既往洪水雨量と今回の雨量比較

３．既往洪水雨量との比較
発生年月
原
因

24 時間雨量（mm）

時間雨量（mm）

隠岐島で過去の豪雨災害時の雨量と、今回の雨量の比較を示す（表２）。
台風昭和
20 年 9 月
216
59

昭和 63 年 7 月

梅雨前線

208

43

昭和 63 年 9 月

集中豪雨

172

93

平成 3 年 9 月

台風 17 号

平成 発生年月
5年9月

台風原
13 号

表２隠岐島における既往洪水雨量と今回の雨量比較

昭和年 9 月 秋雨前線
台
平成
19 年20
8月

237

因
風

24220
時間雨量
(mm)
165

備

考

60

時間雨量
56
(mm)時）（

60 8/31 02

253216131（8/3159
02 時）
103（8/3143
01 時）

昭和 63 年 7 月

梅雨前線

220208昭和 63 年 9 月

集中豪雨

172

93

平成 3 年 9 月

台風 17 号

237

60

平成 5 年 9 月
台風 13 号
⑻ 災害復旧に向けた動きと工事

220

備

考

西郷（気象庁）
布施（砂防課）
美田ダム（河川課・砂防課）

56■災害業務担当者からの寄稿文
（抜粋）

165
今回の災害により公共土木施設に大きな被害が発生し60(8/31 02 時)

西郷(気象庁)

平成 19 年 8 月
秋雨前線ていることから，被害箇所の早期復旧に向けた災害復旧・
253

131(8/31 02 時)
災害を振り返って

布施(砂防課)

復旧工法及び二次災害対策の技術的指導のため，H19,220
9/5

用地グループ課長
高 木 健 作
美田ﾀﾞﾑ(河川課・砂防課)
103(8/31 01 時)～ 8 に国土交通省より災害緊急調査団の派遣を受けた。

地元の方々のご協力により，用地買収も何とか目処がまた，災害復旧に向けて職員等の応援態勢をとり，体制立ったが，短期間でたくさんの土地を買収するために用の強化を図った。迅速で効率の良い災害査定を行うため

地グループの職員もよくやってくれたと感謝している。こに，班編成，班の運営方法，行動の仕方など細かなマのような体験はなるべくならしたくはないが，今後災害がニュアルを作成して対応した。

あれば今回の経験を活かした対応をしていければと思う。

災害箇所の総数は県・町村をあわせると 672 箇所に及び，事業費は 80 億 8 千万円に上った（表 1. 2. 7）。復旧状
況の一部を転載する。

隠岐支庁県土整備局職員

隠岐県土管内での災害関係事業は 668 箇所（町村を含む）も発生し，復旧事業が本格化した平成 20 年は島全体⑼ あとがきで災害復旧工事が行なわれているような状況であった。

ここでは謝辞に代え，災害担当者及び地域住民から寄せられた寄稿文を抜粋して転載する。
【編集：汪 発武・村上 久】

特に災害関連緊急砂防事業は隠岐県土管内で 11 箇所を採択されたが，当該事業は災害が発生した年度内に完成する必要があるため，工事期間が短く工事の工程管理
73

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 72 土砂災害危険度の判定に用いたスネーク曲線

図 1. 2. 73 隠岐の島町における土砂災害危険度情報の発表経過と判定スネーク曲線74

2

斜面災害への取り組みの事例と全ての工事が一定期間に集中することや，離島であるために土木資材・下請け業者及び建設機械などの確保が大変であった。
また，河川災害関連事業については，災害費と関連費の調整や年度実施計画審査などの手続きに伴う資料作成等が非常に難しく大変苦労した。
■住民からの寄稿文（抜粋）
人の心と自然の力
隠岐の島町 油井地区 古 木 光 茂「こぎさーん」。隣家の人の退避の大声に反射的に跳び起き，前面河川を見ると濁水はすぐそこ玄関入口まできている。直ちに裏口より逃げる。
「未明一時半頃」濁水は流木を伴い急流となっている。この時の水位は私の胸ぐらいであった。家内は流木に足をとられ転倒するも必死に脱出，氏神さんの拝殿に着くと数人の人がおり仲間入りする。
避難後一時間くらいで豪雨は弱まり，河川水位も減少。
図 1. 2. 74 平成 19 年 8 月豪雨によって発生した土砂災害及び道路・河川災害の分布

夜明けを待って帰ってみれば，ライフラインは壊滅，道写真 1. 2. 47 油井谷橋（河口より約 500 m）より上流の様子

写真 1. 2. 48 油井川と左支川との合流点付近の橋より上流の状況

写真 1. 2. 49 大津久にある工事用道路橋の土砂災害状況

写真 1. 2. 50 大津久における左支渓施工中の砂防堰堤
の状況
75

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

写真 1. 2. 51 トンネル口上の渓流出口に堆積する流木群

写真 1. 2. 52 トンネル口上の渓流右岸に発生した表層崩壊

写真 1. 2. 53 トンネル口上の渓床の浸食状況（露岩）

路は川になっている。宅地は損壊，母屋納屋は床上浸水，別棟の一階は全壊，家財は流出（新家へ移動中），水難の恐ろしさを痛感する。
災害の片付けは自分たちだけではできません。町役場，
区民，知人親戚の方々の絶大なる支援により，土砂瓦礫を短期間で撤去していただいたことに対し心よりお礼申し上げます。私は水害で町内の方々との親近感が今まで以上になった感じを覚え，「お互いさま」のさりげない言動の図 1. 2. 75 土石流発生箇所と砂防堰堤による土石流捕捉場所

中に『人の心』の縮図を垣間見た思いでした。そして勇気
づけられました。
現在，河川災害・砂防災害関連事業が実施されていま「洪水で川が氾濫し，家が流されそうなので，助けてくだす。関係者の必常な努力に対し感謝いたします。豪雨災

さい」。齋藤さんと二人して，目的家へ行った。しかし，

害，私は絶対記憶に留めおくべきで忘れられないことだと家の周りは濁流がひどく，すぐに家に行くのは危険な状思います。

態。家の中は畳の上まで浸水。不安いっぱいの老夫婦も身を守るためには「早めの避難」が大切，『自然の力』

ロープを身体に巻きつけて，不安定な足元・濁流に幾度には逆らえない。今一度，再認識し関心を持つべきだとか転びそうになりながら，ロープを頼りに電柱に辿り着思う。
平成 19 年度豪雨災害に寄せて
隠岐の島町 大津久区長（当時） 梶 田 豪 介

平成 19 年 8 月 30 日真夜中の 1 時過ぎ，電話が鳴る。
76

き，4 人全員無事なのに一安心。夫婦を齋藤さんの奥さんに預け，もう一軒，独居老人（女）の救出に向かった。2階に避難しているおばさんをやっとのことで家の外へ救出し，冠水している畑を躓きそうになりながら，お互い声を掛け合って通り抜けて，安全な場所へ到着。自宅へ帰り，

2

写真 1. 2. 54 土砂をとめた擁壁（西ノ島町浦郷小浦地区）

斜面災害への取り組みの事例

写真 1. 2. 55 崩壊土砂の捕捉状況

表 1. 2. 7 平成 19 年災害関係事業費総括表（単位：百万円）
事

業

区

分

災害全体
箇

所

隠岐の島町

金

額

箇

所

金

海士町
額

箇

所

金

西の島町
額

箇

所

金

額

災害復旧事業
公共土木災害（県工事）119

1, 812102

1, 689

1

4

16

19

公共土木災害（町村工事）

151

1, 267

111

868

4

37

36

362

小計

481

270

3, 079213

2, 55754152

農村関係災害（県工事）

3

4

3

4

0

0

0

0

農村関係災害（町村工事）

99

305

82

218

8

76

9

11

小計

102

309

85

222

8

76

9

11

林道災害（町村工事）

224

781

190

647

3

8

31

127

小計

224

781

190

647

3

8

31

127

災害復旧合計596

4, 170488

3, 426

16

125

92

619

災害関連（土木関係）
河川緊急・関連（県工事）91, 0009

1, 0000000

緊急砂防等（県工事）122, 02110

1, 566

0

0

2

455

県単急傾斜（県工事）

10

129

5

75

1

12

4

42

砂防ダムリフレッシュ（県工事）

9

75

8

69

0

0

1

6

小計

40

3, 22532

2, 710

1

12

7

503

災害関連（農林治山関係）
県単地すべり対策（県工事）

3

15

3

15

0

0

0

0

緊急治山（県工事）

7

442

5

275

0

0

2

167

林地荒廃防止（県工事）

4

153

4

153

0

0

0

0

県単治山（県工事）

10

31

9

28

0

0

1

4

林地崩壊防止（町村工事）

12

43

10

38

2

5

0

0

小計

36

685

31

509

2

5

3

171

76

3, 91063

3, 219

3

17

10

674

672

8, 080551

6, 646

19

141

102

1, 292

災害関連
総計

合計

役場へ一報を入れる。
「大津久地区，2 世帯（3 名）避難無

れになりながら，夜遅くまで復旧作業を手伝ってください

事終了」。

ました。人々の温かい思いやり，支援には心から感謝し

それから長い復旧作業の日々が始まった。床上浸水 2

軒，床下浸水 3 軒，川には土砂が山のように堆積。戸数8 戸，人口 14 人，高齢化率 86 ％という小さな海辺の集ています。
お世話になった方，心配くださった方，多くの方々に，改めて大津久地区を代表して感謝の意を表します。

落に未曽有の大災害。すぐに，溝口島根県知事をはじめ，各方面から多くの方々が災害見舞いに来ていただきまし引用文献た。そして，多数の役場・建設業の方々が，連日泥まみ島根県隠岐支庁県土整備局（2009）：平成十九年八月島根県隠岐豪雨災害記
録誌（8 月 30 日からの大雨災害）．島根県，170p.

77

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

2. 2 計測・解析技術
2. 2. 1 長
 期間連続して移動した地すべりの動態観測記録と変形機構⑴ はじめに2010 年 12 月末から続いた記録的な降雪後の融雪により，2011 年 1 月に松江市内の特別養護老人ホーム施設の背後のり面で地すべりが発生した。地すべりの規模は，が観察された。深部の水平堆積構造は，施設造成時の既存地質調査資料にも認められる。また，滑落崖背後で実施したボーリング BP1 の深度 G.L. ‒ 8. 4 ～ ‒ 9. 0 m には，流紋岩溶岩が見られた。
地質調査結果より，本調査地の地層は全般には水平に近い緩い傾斜であるが，地すべり頭部には小規模な流紋岩の溶岩ドーム状構造があり，この付近では層理面が急斜し，地すべり斜面に対して約 30°の流れ盤となってい幅約 30 m，長さ約 40 m であり，のり面には造成時に簡る。これは，地層の堆積直後にドーム状構造の形成を伴易のり枠が施工されていた。

う流紋岩の貫入によってもたらされたと推定される。

地すべりの動きを監視するため，伸縮計を頭部に設置

また，この地すべり地に隣接して温泉施設がある。温し，リアルタイムで動態観測を実施した。さらに斜面末端

泉は泉源温度 50. 5 ℃の高温泉で，ナトリウム・塩化物・を定期的に撮影し，変形状況を記録した。動態観測によ硫酸塩泉であるという。硫酸成分は流紋岩など酸性火山

り当初の動きが収束したことを確認した後，応急処置とし岩のもたらしたものであろうと思われるが，地すべり地にて頭部排土を実施した。その後，ボーリング調査を実施

は温泉の影響とみられる強い変質はみられない。

し，地すべりの変形機構を解析した。

伸縮計を設置した当初，地すべりは約 45 mm/h で変動していた。これは Cruden and Varnes（1996）の速度分類

では Moderate（中速）に相当する。地すべりの運動は発生から 10 日後にほぼ収束した。地すべり土塊の変形に伴い，地すべり頭部付近ののり枠は約 8 m 移動し，末端では崩土が約 3. 5 m の高さで堆積した。

⑶ 地すべりの状況
伸縮計の計測結果

図 1. 2. 79 に地すべり頭部に設置した伸縮計 S-1 の計

測結果を示す。図 1. 2. 79（a）は計測した地すべり変位，

図 1. 2. 79（b）は観測変位を基に算出した変位速度である。

本報告では，まず地すべりの概要を示し，次に地すべり発生直後から連続していた運動が収束するまでの伸縮計による動態観測記録，運動に伴う地すべりの変形記録を示す。さらに，調査結果より得た地すべり運動機構解析及び地すべり発生直後に実施した安全管理体制について報告する。
⑵ 地すべり概要
気象状況

2010年12月

2011年1月

2010 年 12 月末から山陰地域は記録的な降雪を観測した。図 1. 2. 76 に地すべり地に最も近い観測点のアメダス
データを示す（気象庁 HP，2011）。12 月 31 日に降水量

76 mm，最大時間降水量 8. 5 mm を記録した。この観測

図 1. 2. 76 地すべり地周辺の気象条件
気象庁 HP（2011）を基に作成。

点では降雪量を記録しておらず，実際の積雪量は不明である。ただし，同日の松江市の積雪記録は 51 cm であり，本地点でも同規模の積雪があったと推測できる。
地形・地質対象地すべりは松江市鹿島町内の丘陵裾部で，標高約40 m に位置する。地質は新第三紀中期中新世成相寺層の流紋岩質凝灰岩を主体とし，流紋岩溶岩と同時期の頁岩を伴う。図 1. 2. 78 に地すべり断面図を示す。
ボーリング調査の結果，移動土塊は頁岩層を挟在する粘土化した凝灰岩が主体である。凝灰岩は深くまで風化が進んでいた。表層付近のコアでは，頭部のすべり面に相当する傾斜した層理面が見られた。
一方，深部では傾斜がほぼ水平の層理面をもつ頁岩層
78

図 1. 2. 77 周辺の地質図

鹿野・吉田（1985）に一部加筆。

2

斜面災害への取り組みの事例

図 1. 2. 78 地すべり断面図

図 1. 2. 79 地すべり頭部に設置した伸縮計 S-1 の観測記録（a）変位の経日変化，（b）変位速度の経日変化。

S-1 は地すべり発生直後から設置しており，発生直後から連続して滑動している動きを記録し，一連の動きが収束するまで計測した。

伸縮計の変位は 10 分間隔で計測し，変位量から変位速度を計算した。S-1 設置期間の 14 日間で，合計 3, 600 mm

地すべり発生直後の状況

地すべり頭部では，崩壊直後から傾斜約 30°の頁岩の層理面が露出しており，すべり面を形成していた（写真 1. 2. 56）。すべり面直上には粘土化した凝灰岩があり，擦痕が見られた。頭部が陥没しており（写真 1. 2. 57），直の変位量を計測した。図中 12 ～ 20 時間（1 月 7 日）では線上の層面すべりの特徴（上野・阿部，2006）を示して

インバー線が断線したため，それ以前までのデータを外いた。

挿して変位量を補間している。

地すべり末端では地すべり土塊の押出しによって簡易

伸縮計の設置直後の変位速度は約 45 mm/h であった。

のり枠が破損しており，すべり面の末端が斜面中腹に出

その後，降雨（降雪）時にわずかに加速することもあったていることが確認された（写真 1. 2. 58）。すべり面形状は

ほぼ 収束した。

落ちる音が頻繁に聞こえた。

が，全体として指数関数的に低下し，10 日後には動きが左右非対称の V 字型であり，踏査中には小石がパラパラ

79

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

地すべり地形の変化
写真 1. 2. 59 に崩壊してから動きが収束するまでの間に，定点位置から同時刻に撮影した地すべり末端の変化を示す。地すべり末端では斜面中腹から落ちた崩土が徐々に堆積し，末端に押え盛土を形成する形となり，動きが安定化した。

2 日後の時点で，押出したのり面（1 段目）ののり枠は剥がれ落ち，崩土内に埋没した。
10 日後に地すべり末端に見えるのり枠は，地すべり土塊とともに移動した 2 段目ののり枠である。
応急対策として頭部排土を実施した後に，三次元スキャナー計測により地すべりの全体状況を把握した。
写真 1. 2. 56 露頭したすべり面

図 1. 2. 80 に測量結果を示す。移動体の中央部に凹みが見

写真 1. 2. 57 頭部の陥没帯

写真 1. 2. 58 発生直後の地すべり末端80

2

斜面災害への取り組みの事例

られ，V 字型のすべり面形状を反映している。V 字型すべ

れは頁岩層が傾斜してすべり面を形成した際に，二次堆り面の底付近では末端の押出しが大きい。末端の押出さ積物などの部分的な上載荷重を受けた箇所が凹み，周辺れた崩土の高さは約 3. 5 m となった。

が強風化したのではないかと推定している。

工事中の斜面状況

さらに，今回のすべり面より上位にも，連続した粘土層対策工事で切土をしたため，地中の状況を観察するこが見られた（写真 1. 2. 61）。実際には，複数のすべり面にとができた。地すべり背後には貫入岩が見られ，周囲は沿って地すべりが滑動した可能性がある。

強風化していた（写真 1. 2. 60）。さらに，末端の崩土を地すべり機構解析

除去したのり面では粘土化したすべり面が露頭した（写真 1. 2. 61）。
すべり面の粘土は白色で含水比が高いことから，モン調査結果を基に地すべり機構をまとめる。素因はすべり頭部での流れ盤をなす頁岩層及びすべり末端の V 字型に連続する風化した粘土層の存在である。流れ盤上の地

モリロナイトを含んだ粘土と推定した。すべり面直上の頁

すべり土塊重量が起動力となり，V 字型に連続して風化し岩層はすべり面とほぼ平行に凹むように湾曲していた。こた粘土層に沿って押出された。また，切土による応力解

写真 1. 2. 59 地すべり末端の変化

（a）

（b）

図 1. 2. 80 三次元測量結果（a）移動体の中央に凹みが見える。
（b）元の形状との比較。

81

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み放などの影響で風化が進行していたことも考えられる。
誘因となったのは記録的な降雪とこれに伴う長期間のたこと等で，せん断により発生した間隙水圧が発散されにくい状態が保持されていたことも推定される。

融雪である。斜面の造成は十年以上経過しており，その地すべりの移動開始時に一気に崩壊に至らなかったの

間に豪雨等を経験していたはずであるが，今までは地す

は，すべり面が低角度であり，かつ地すべりが粘土層でべりに至らなかった。長期の融雪により多量の間隙水が発生した点が挙げられる。これに加えて，簡易のり枠及供給されたことで，崩壊に至るまですべり面の間隙水圧

び緩勾配の切土とした当初設計による影響も大きい。当が上昇したと考えられる。

今回の地すべりが長期間運動したことの要因の 1 つに，すべり面が斜面中腹に露出したことが挙げられる。地す初設計では，ボーリングが 2 本実施されており，頁岩と流紋岩の互層を反映し簡易のり枠によるのり面保護が行われ，かつ切土勾配が 1：1. 5 と配慮がされていた。

べり末端の押出された崩土はのり面から落下し，末端ののり枠は破損したが，地すべり土塊の表層を保護した押えが形成されにくかった。崩土が堆積していき，十分

まま移動したため，土塊の二次崩壊を防ぐ一定の役割をな押えが末端に形成されるまでに時間を要した。

果たしたとの印象を受けた。さらに，切土勾配が緩かった

さらに，土塊が移動したことで露出したすべり面から直ため斜面中腹から押出された崩土が末端に堆積しやすく

接間隙水が供給されるようになり，すべり面上の間隙水圧安定化しやすかった。また，結果論ではあるが，緩く切が上昇しやすくなった。また，地すべり土塊底部付近で土したことで地すべり土塊の体積も小さくなった。

は，すべり面粘土の低透水性や周囲が十分に飽和してい設計時に全ての事象を想定することは難しく，経済的写真 1. 2. 60 背後斜面の貫入岩

写真 1. 2. 61 崩土除去後の地すべり末端状況
赤線は連続した粘土層。

82

2

斜面災害への取り組みの事例にも困難である。仮に崩壊が発生した場合でも，今回の土砂堆積状況を記録した。斜面中腹から押出された崩ように最小限の機能（避難できる時間や空間を確保するな

土が徐々に堆積して動きが安定した。すべり面末端が斜ど）を有する設計が望まれる。

面中腹に露出したことで，末端の押え部の形成に時間がかかったこと，移動により頭部のすべり面が露出したこ⑷ 安全管理とから，地すべりは長期間運動したと推測される。

本調査地は，施設背後で発生した地すべりであること，③ 地すべり頭部には 30°の傾斜したすべり面が露頭し発生直後から地すべりが連続して長期間運動していたこていた。発生当初の地すべり末端では，斜面中腹に非とから，動態観測から変形機構を得るとともに，当該施設

対称 V 字型のすべり面及び連続したすべり面粘土が見の安全管理の役目を果たせる体制を整えた。そこで，今られた。三次元測量では，V 字型のすべり面を反映し

回コンサルタントの立場として実施した安全管理を報告て，移動体の中央に凹みが見られた。

する。
地すべり発生翌日に頭部に形成された陥没帯を挟んで④ 伸縮計の動態観測結果をインターネット配信し，急速な動きが見られた場合には警報サイレン及び警報

伸縮計 S-1 を設置し，インターネットを使用したリアルタ

メール配信を行う安全管理を実施した。長期間の動き

イム動態観測を開始した。伸縮計設置以降は，動態観測を見せた地すべりであったが，早期に適切な対応をし結果から移動速度を算出し，一定以上の移動速度となる

たことで，進行中の地すべり運動をリアルタイムで監視と現地及び施設内の警報サイレンが鳴るようにして，安し，徐々に運動が収束することを確認できたので，冷全管理を行った。さらに，関係者の携帯電話に警報メー静に対処することができた。

ルを自動配信することで，迅速な対応がとれる体制を整えた。

地すべり発生直後は，地すべり末端から 5 m 離れた位

置に建物が隣接していることから，被害を受ける可能性

地すべり土塊がどのように運動し，どこまで到達するかを予測することは，重要な情報となる。今回は現地で予測するまでには至らなかったので，今後の課題としたい。

を想定していた。しかし，地すべり土塊の動きが続いており危険が伴うため，末端に近づけず押え盛土を施工す

謝辞ることができなかった。そこで安全性に配慮し，のり尻

び同大学院修士課程三谷康博氏にご協力いただいた。こから 3 m 離れた位置にクレーンで大型土のうを 3 段積み，本報告の作成には，島根大学卒業生畑中研二氏及こに記して謝意を表する。

待受け擁壁の代用とした。大型土のうで形成したポケット【齊藤龍太・藤井俊逸・新宮敦弘】

が満載する前に地すべりが安定化したため，結果的に末端ではこれ以上の応急対策を実施しなかった。

地すべり発生から 17 日後，監視中の地すべりが安定してきたため，応急対策として頭部排土工を実施した。頭部排土の形状は，緊急性を考慮して施設造成時に行われた既往の地質調査結果と踏査結果から決定した。応急頭部排土時には S-1 を撤去するため，末端に設置した S-2との連動性をあらかじめ確認しておき，施工中の安全管
理は S-2 を用いた。

引用文献：Landslide types and processes.
Cruden, D.M. and Varnes, D. J.（1996）
In Landslides：Investigation and Mitigation. Special Report, No.247,
Transportation Research Board, Washington, pp. 36-75.
鹿野和彦・吉田史郎（1985）：境港地域の地質．地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅），地質調査所，57p.
気象庁 HP（2011）：気象統計情報．過去の気象データ検索，松江 2010年 12 月，http://www.data.jma.go.jp/obd/stats/etrn/view/daily̲s1.
php?prec̲no=68&block̲no=47741&year=2010&month=12&day=&vie．
w=p1（参照日 2013 年 3 月 21 日）：現場で役に立つ地すべり工学 第 5 回（3．地上野将司・阿部真郎（2006）
すべり発生時の対応）．日本地すべり学会誌，Vol.42, No.6, pp.516-522．

長期間の動きを見せた地すべりであったが，早期に適切な対応をしたことで，進行中の地すべり運動をリアルタ
イムで監視し，徐々に運動が収束することを確認できた
ので，冷静に対処することができた。

2. 2. 2

3D スキャナー測量を利用した巨大岩塊落下箇所の機構解析⑴ はじめに⑸ まとめ
本報告で示したことを下記にまとめる。

① 松江市内の特別養護老人ホーム施設の背後斜面で発生した地すべり土塊が，発生から停止するまでの伸縮

か しま

え とも

平成 22 年 7 月 16 日午前 2 時頃，松江市鹿島町恵曇福

野地区において斜面崩壊が発生した。その際，斜面内の巨大岩塊が直下の民家に落下し，2 名の方が亡くなられた。
被災時の連続雨量は 215 mm（7 月 11 日～ 16 日）であっ計による動態観測記録を示した。地すべり移動速度はた。崩壊直後に 2 次災害予測と住民及び現地作業員の安がら，動きが収束するまでに 10 日を要した。

ほか，2012）。

設置当初は約 45 mm/h であり，指数関数的に減速しな② 地すべり末端の状況を定期的に撮影し，押出しによる全確保の目的で安全管理体制を関係者で構築した（藤井本崩壊現場の崩壊機構を探る上で，巨大岩塊がどこか
83

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

ら落下したのかを調べることが重要となった。そこで，地表踏査，ボーリング調査，ボアホールカメラによる地盤調査を実施するとともに，落下巨大岩塊及び崩壊後崖面の3D（3 次元）スキャナー測量を実施し（3DNJ 東日本大震

災における 3D 計測利活用調査プロジェクト，2011），それによって得た 3D データから落下巨大岩塊と崩壊後崖3D データを作成したものである。図 1. 2. 83 の青枠部は巨大岩塊の崩壊前の想定位置であり，3D データから青枠
部の等高線を 25 cm 間隔で読みとった。

3D スキャナー測量による落下巨大岩塊の 3D データ作

成

面の発泡スチロールによる立体モデルを作成した。
立体モデルを用い，落下巨大岩塊を崖面にパズルのよ
うに当てはめて，どこから石が落下したのかを推定した（藤井・新宮，2012）。その結果に基づき崩壊機構を考察した。
⑵ 地形・地質概要
松江市鹿島町恵曇福野地区は島根半島中央部，恵曇港の北側の集落で，島根半島の山地を背にした地域である。
集 落 背後は 標 高 約 130 m の山地で，斜 面の標 高 40 ～50 m に遷急点がある。被災箇所は遷急点より下側の標高

約 20 m 地点である。

波浪により浸食を受けて形成された海岸地形であり，

約 45°の斜面となっている。被災箇所の上部は約 20°の緩斜面となっており，過去に崩壊が発生したことにより緩斜面が形成されたものと考えられる。

写真 1. 2. 62 全景写真

この地域は新第三紀中期中新世の成相寺層に属する頁岩，流紋岩溶岩とその凝灰岩よりなり，ドレライトがこれらを貫いている（図 1. 2. 81）。
地層は斜面の内側に緩く傾斜して受け盤をなすが，斜面下部は脆弱な頁岩とその上位の硬質凝灰岩によって構成されている。露出している流紋岩（溶岩または貫入岩）がこれらの地層を一部で貫いている。風化の厚さは斜面
下部では比較的薄いが，上部では岩盤の風化が著しく，土砂状となっている（図 1. 2. 82）。
⑶ 巨大岩塊の崩落前位置を推定する作業手順

以下に示す 1）～ 6）の手順により，巨大岩塊の崩落前位置を推定した。

3D スキャナー測量による崩落後斜面の 3D データ作成

図 1. 2. 81 地質平面図

3D スキャナー測量による落下巨大岩塊の 3D データ作
成
落下巨大岩塊の現地での観察
落下巨大岩塊形状の発泡スチロールによるモデル化
崩壊後崖面の発泡スチロールによる地形のモデル化
落下巨大岩塊の当初位置の推定⑷巨大岩塊の崩壊前位置の推定

3D スキャナー測量による崩落後斜面の 3D データ作成

写真 1. 2. 62 は崩壊地の全景写真である。崩壊高さ約13 m，崩壊幅約 10 m の比較的小規模の崩壊となっている。図 1. 2. 83 は崩壊箇所にて 3D スキャナー測量を行い，84

図 1. 2. 82 地質断面図

2

図 1. 2. 84 の左側が落下した巨大岩塊の写真である。右側は落下巨大岩塊の 3D スキャナー測量結果を 3D デー

斜面災害への取り組みの事例

状などを観察した。写真 1. 2. 64 は凹凸の程度から地表面側の面を推定した箇所である。写真 1. 2. 65 は亀裂に粘土タ化したものである。写真 1. 2. 63 は家屋取壊し後の落下が付着しているので，地表面ではないと判断した箇所で巨大岩塊の全景写真である。図 1. 2. 85 は落下巨大岩塊のある。写真 1. 2. 66 は亀裂面に頁岩の挟みが見られる箇所

3D スキャナー測量結果から 3D データを作成したものでで，頁岩の層理面が縁切り面になっている箇所であると
推定した。

ある。
現地の落下巨大岩塊の観察

落下巨大岩塊形状の発泡スチロールによるモデル化

落下巨大岩塊の各面において，凹凸の状態，コケの付

写真 1. 2. 68 の①～⑦は，落下巨大岩塊の 3D データか

着，頁岩層の付着，根っこの付着，亀裂面粘土の付着形

ら，発泡スチロールで立体モデルを作成したものである。

図 1. 2. 83

3D スキャナー測量による崩落後斜面の 3D データ

図 1. 2. 84 落下巨大岩塊写真と 3D データ（個別）図 1. 2. 85 落下巨大岩塊の 3D データ（全景）
85

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

写真 1. 2. 63 落下巨大岩塊の写真（全景）

落下巨大岩塊の当初位置の推定
図 1. 2. 86 の平面図の黄色で示す①～⑦は，落下後の落下巨大岩塊の場所である。青色で示す①～⑦は落下前の場所を推定したものである。落下前の場所は次のように推定している。

⒜石①，②，③は，綺麗に並んでいることから，崖面でも近い位置にあったものと推定した。

⒝石④は①，②，③の石が落下した後に落ちてきたものと推定した。

⒞石⑦は一番左にあることから崖面でも一番左に位置⒝崩壊部末端の頁岩層が不透水層となり，梅雨の長雨で地下水が上昇した。

⒞地下水が上昇することで，まず急斜面部で崩壊が発生した。

⒟崩壊により，地表に露頭している流紋岩の岩塊の足元の支えがなくなった。

⒠その結果，流紋岩の岩塊は，内在する亀裂面で剥離し落下した。

⒡最初の岩塊が落下することで，その背後や側方の岩塊も続いて落下した。

したものと推定した。

⒟石⑤，⑥は①～④と⑦の間にあったものと推定した。
⒠⑹ おわりにの落下巨大岩塊の各面の観察結果から表面側の面

凝灰岩・頁岩が互層をなす急崖では，一般には今回のを推定し，配置した。写真 1. 2. 68，写真 1. 2. 69 はそような巨大岩塊の落下は発生しにくいと考えられる。しの結果を発泡スチロールの立体モデルで表現したもかし，今回の場合には凝灰岩・頁岩の崩落がきっかけとのである。

なって背後の流紋岩の岩塊が落下し，これが人的被害を生じたことにつながったといえよう。

⑸ 機構解析結果
写真 1. 2. 68，写真 1. 2. 69 の落下巨大岩塊の崩壊前位置の復元モデルから，以下のことが明らかとなった。
落下巨大岩塊は崩壊崖面の頭部付近に張り付いていたと推定される（写真 1. 2. 68，写真 1. 2. 69）。

崖面に露岩が存在する場合，その足元の支えとなる地
盤の安定性を評価することが重要となることが明らかとなった。このような特殊ケースの安全性の判断には，熟練技術者の判断力が必要となる。
これまで，このような危険な崩壊箇所への立ち入りに上記岩塊の足元がオーバーハング状態になっていたと際しては，見張りをつけるなどの安全性を確保しながら，推定される（写真 1. 2. 69）。

短時間で測量や調査を行ってきた。しかし，今回は，背落下巨大岩塊の底面の亀裂面に頁岩が見られたことか

後の拡大すべりが予想される箇所に伸縮計を設置し，イ

ら，頁岩の層理面が縁切り面になっていたものと推定

ンターネットを利用したリアルタイム計測を行い，作業者

される（写真 1. 2. 69，写真 1. 2. 66）。

及び住民の安全管理を行った（藤井ほか，2012）。その上と地表踏査，ボーリング調査，ボアホールカ

で，崩壊地内は 3D スキャナー測量を実施し，崩壊箇所

メラ等の調査結果から，崩壊機構を次のように推定した内へ立ち入ることなしに詳細測量を実施した。今後，こ～（図 1. 2. 82 参照）。

⒜急斜面をなしている凝灰岩・頁岩の互層部は，地表面から風化が進行してきていた。

86のような危険箇所においては，3D スキャナー測量を積極的に利用していくべきであると考える。

今回のケースでは，3D スキャナー測量を用いて落下後

2

斜面災害への取り組みの事例

写真 1. 2. 64 落下巨大岩塊観察（凹凸程度の違い）

写真 1. 2. 65 落下巨大岩塊観察（亀裂に付着した粘土）写真 1. 2. 66 落下巨大岩塊観察（頁岩の挟み）

写真 1. 2. 67 落下後崖面の発泡スチロールによる立体モデル

写真 1. 2. 68 落下巨大岩塊を崖面に復元した発泡スチロールによる立体モデル（正面）写真 1. 2. 69 落下巨大岩塊を崖面に復元した発泡スチロールによる立体モデル（側面）

87

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組みを用いた孔内観察が手軽に実施可能となっている。そこ
で，市販されている水中カメラを用いて孔内観察用に機器を図 1. 2. 87 のように構成した。また，観察対象の孔径や撮影角度に合わせてセンターライザーや押し込み装置などの補助具を用いた。
観察方法
現地での孔内観察（撮影）では手元のハンディビデオで画像を確認しながら，低速度（10 cm/sec 程度）でカメラを孔内に挿入し，ケーブルの距離標による深度や撮影時
間，孔内状況を記録表に記載した（表 1. 2. 8）。
一方，室内での記載は動画をパソコンで再生しながら図 1. 2. 86 平面図（巨大岩塊の落下位置と崖面への復元位置を示したもの）行ったが，動画を適当な大きさに拡大し，再生速度を落としながら観察するとスライムの質感，湧水の流動状況などが把握しやすいようである。
評価・判定手法の崖面形状と岩塊形状の把握を行い，それらに基づいて当初の岩塊位置を推定した。3D スキャナー測量では今回観察に際しては以下の項目について評価した。上記点
検項目に対しての評価はその機能の健全度や補修，対策の利用以外にも，岩塊の大きさや亀裂面の走向・傾斜をの必要性により下記の 3 段階とした（表 1. 2. 9 参照）。

推定することも可能であることから，そのような活用が今

観察事例

後地質調査手法の 1 つとして有効になっていくと考えら

前述の観察方法により，既存水抜きボーリング工の孔内撮影を行った事例のキャプチャ画像を写真 1. 2. 70 ～ 74

れる。
【藤井俊逸・藤井 勇・新宮敦弘】に示す。ただし，カメラは挿入時にケーブルのねじれにより回転してしまうので，画面内の鉛直下方は湧水の流下

引用文献
藤井 勇・藤井俊逸・新宮敦弘（2012）：民家裏斜面崩壊箇所における安全．
管理対応事例．全地連「技術フォーラム 2012」新潟（CD データ）
藤井俊逸・新宮敦弘（2012）：巨大岩塊落下箇所の 3D スキャナーを利用した発生源解析．全地連「技術フォーラム 2012」新潟（CD データ）．
：暫
3DNJ 東日本大震災における 3D 計測利活用調査プロジェクト（2011）
定版東日本大震災における 3D 計測関連の初動利活用調査報告書，pp.4-5.

方向（写真内矢印）が目安となる。
ストレーナー加工が丸穴の場合は写真 1. 2. 70 のような流入形態であり，流入箇所周辺は孔壁に結露を伴う場合が多い。
ストレーナー加工がスリットの場合には写真 1. 2. 71 のような流入形態となる。また，写真左側のスリットより右側のスリットからの流入量が多く，それぞれの水抜きボー

2. 2. 3 「水抜きボーリング工」
における小型孔内カメラを用いた孔内の健全度評価⑴ 背景

リングにおけるこの深度と方向を平面図にプロットすることにより，水みちの特定にも繋がる。

写真 1. 2. 72 の奥側では VP 管は認められず，土砂と最も基本的な地すべり対策工法の 1 つとして，「水抜きなっている。また，VP 管先端が完全な円形を呈している

ボーリング工」が多数用いられてきた。この工法によってことから，破壊ではなく「引き抜け」と考えられる。一般設置された膨大な数のボーリング孔は経年により損傷・に，水抜きボーリング孔の孔口はコンクリートにより固定

劣化し，性能が低下していく可能性がある。抑制工としされているものの，表層が緩い場合には，孔口付近の小て恒久的に機能を維持するためにはボーリング孔の維持

規模なすべりの発生により VP 管接続部分での「引き抜管理を適切に行う必要があるが，「水抜きボーリング工」

け」が生じるものと考えられる。

で実際に行われている孔口付近の目視点検（たとえば，島植物根の侵入による管内の閉塞（写真 1. 2. 73）は排水

根県土木部砂防課編，2009）のみでは，孔内の健全度評価

を完全には阻止しないものの，排水能力の低下は著しく，や劣化予測の精度は低い。

根径の拡大によりストレーナー部分が破壊する懸念もあ

そこで，小型カメラを用いた孔内の健全度評価手法及び実際に行った撮影事例を紹介する。

る。そこで，写真 1. 2. 74 の事例については，植物根の除去を行い，改めて除去部及びそれより深部の孔内状況を撮影し，除去した木根の画像と合わせて記録表を作成し⑵ 調査方法使用機材
カメラや光源の小径化・低価格化が進み，水中カメラ
88

た（表 1. 2. 10）。

小型水中カメラによる孔内観察株式会社 淞南ダイア
2 斜面災害への取り組みの事例
技術管理部 原 重守（技術士：応用理学部門）

カメラや光源の小型化・低価格化が進み，水中カメラを用いた孔内観察が手軽に実現可能となってきている。
そこで，市販されている水中カメラを用い，孔内観察用に機器を改良・構成した。
写真が機器の構成例であるが，非常にシンプルであり，持ち運びや現場でのセッティングも容易である。
アタッチメント
センターライザーの装着や押し込み装置の接続用

水中ケーブル50ｍ
カメラ仕様
有効画素数：27万画素
光源：ｽﾊﾟｰﾌｧｲﾝＬＥＤ6個

記録機器および映像装置
ハードディスク：60ＧＢ（ノートパソコンでも可能）

電源
単三電池８本（ＡＣ100Ｖでも可能）

図 1. 2. 87 撮影機材及び仕様
観察対象
VP40（内径40mm）及び孔内傾斜計（内径43mm）程度の孔径を主な対象とする。（カメラの最大径27mm）

表 1. 2.撮影事例
8 点検項目項

目

内

容

観察記録は動画として保存されるが，その動画をキャップチャ画像（静止画）として観察記録表に整理する。
その静止画例は以下となる。保孔管
亀裂・損傷の有無

撓みの有無
継手の接続
ストレーナー加工
孔

内

土砂や異物の侵入
スライムの付着横ボーリング工
湧水状況

孔内傾斜計
屈曲状況

横ボーリング工
木根の侵入による閉塞

お問合せ先 ： TEL 0853-21-8595
FAX 0853-22-4552

写真 1. 2. 70 孔内の湧水状況（丸穴）

写真 1. 2. 71 孔内の湧水状況（スリット）

写真 1. 2. 73 閉塞状況（竹根）写真 1. 2. 72 引き抜け状況

写真 1. 2. 74 閉塞状況（木根）
89

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

表 1. 2. 9 評価区分

評

価

状

○

機能性は維持されており，近い将来に機能低下する恐れも無い。

△

現在やや機能低下しており，今後も機能低下する懸念がある。現時点では斜面の安定度に影響していないと思われるが，点検強化
や補修の検討を要する。

×

機能が損なわれ，斜面の安定度にも影響している。補修や対策工の検討を要する。

表 1. 2. 10

ボアホールカメラ撮影記録表
ボアホールカメラ撮影記録表
調査件名
調査件名
横ボーリング横ボーリング

態

孔番号
孔番号

受注者
受注者
孔径 孔径
撮影者
撮影者
撮影角度
撮影角度
撮影日
撮影日
年 年 月 月 日 日 孔内水位
孔内水位
木根除去後
木根除去後
撮影目的
撮影目的
映像媒体
映像媒体 ビデオカメラ（HDD)
ビデオカメラ（HDD)
映像内方位（N）
撮影深度
撮影深度0.00ｍ
0.00ｍ～ ～ 20.00ｍ
20.00ｍ 映像内方位（N）
掘進長
掘進長
20.00ｍ20.00ｍボアホールカメラ撮影記録表作成例

下段 下段

撮影画像
撮影画像

40 ｍｍ
40 ｍｍ （VP40）（VP40）
水平+5
水平+5
° °
常時湧水あり常時湧水あり

記事 記事
写真.1
写真.1
深度 深度
： 2.00m付近： 2.00m付近
評価項目
評価項目

評価 評価

亀裂・損傷の有無
亀裂・損傷の有無
撓みの有無
撓みの有無
保孔管
保孔管
継手の接続
継手の接続
ストレーナー加工
ストレーナー加工
土砂や異物の侵入
土砂や異物の侵入
孔内 孔内
スライムの付着スライムの付着深度 深度1.00 1.00
2.00 2.00

録画時間
録画時間
00分00秒
00分00秒
00分43秒
00分43秒 写真.1写真.1

3.00 3.00
4.00 4.00
5.00 5.00
6.00 6.00
7.00 7.00
8.00 8.00
9.00 9.00
10.0010.00
11.0011.00
12.0012.00
13.0013.00

01分29秒
01分29秒 写真.2，写真.5
写真.2，写真.5
02分26秒
02分26秒
02分56秒
02分56秒
03分16秒
03分16秒
03分34秒
03分34秒
03分55秒
03分55秒
04分12秒
04分12秒
04分30秒
04分30秒 写真.3写真.3
04分51秒
04分51秒
05分18秒
05分18秒
05分38秒
05分38秒

14.0014.00
15.0015.00
16.0016.00
17.0017.00
18.0018.00
19.0019.00
20.0020.00

06分00秒
06分00秒
06分39秒
06分39秒 写真.4写真.4
06分54秒
06分54秒
07分16秒
07分16秒
07分35秒
07分35秒
07分54秒
07分54秒
08分30秒
08分30秒

○

○

○

○

○

○

○

○

○

○

○

○

コメント
コメント
管内の汚れは，木根の除去時の擦れにより若干剥げ落ち
管内の汚れは，木根の除去時の擦れにより若干剥げ落ち
ている。
ている。

特記事項
特記事項

写真.2
写真.2
深度 深度
： 3.10m付近： 3.10m付近
評価項目
評価項目

評価 評価

亀裂・損傷の有無
亀裂・損傷の有無
撓みの有無
撓みの有無
保孔管
保孔管
継手の接続
継手の接続
ストレーナー加工
ストレーナー加工
土砂や異物の侵入
土砂や異物の侵入
孔内 孔内
スライムの付着スライムの付着

○

○

○

○

○

○

○

○

○

○

○

○

コメント
コメント
木根が密集していた箇所であるが，全て除去できている。
木根が密集していた箇所であるが，全て除去できている。
ストレーナー部分にも木根の侵入による損傷は認められなストレーナー部分にも木根の侵入による損傷は認められな
い。 い。

写真.3
写真.3
深度 深度
： 10.00m付近： 10.00m付近
評価項目
評価項目

評価 評価

亀裂・損傷の有無
亀裂・損傷の有無
撓みの有無
撓みの有無
保孔管
保孔管
継手の接続
継手の接続
ストレーナー加工
ストレーナー加工
土砂や異物の侵入
土砂や異物の侵入
孔内 孔内
スライムの付着スライムの付着

撮影画像
撮影画像

○

○

○

○

○

○

○

○

○

○

○

○

コメント
コメント
軽微な汚れがあるものの，全般に異常は認められない。
軽微な汚れがあるものの，全般に異常は認められない。

記事 記事
写真.5
写真.5

写真.4
写真.4
深度 深度
： 15.00m付近： 15.00m付近
評価項目
評価項目

評価 評価

亀裂・損傷の有無
亀裂・損傷の有無
撓みの有無
撓みの有無
保孔管
保孔管
継手の接続
継手の接続
ストレーナー加工
ストレーナー加工
土砂や異物の侵入
土砂や異物の侵入
孔内 孔内

深度3.10m付近に密集していた木根の除去
深度3.10m付近に密集していた木根の除去物。 物。
根は全般に長く，強く絡み合っている。
根は全般に長く，強く絡み合っている。
最大径4mm。
最大径4mm。
最長1.05m以上。
最長1.05m以上。

スライムの付着スライムの付着

○

○

○

○

○

○

○

○

○

○

○

○

コメント
コメント
軽微な汚れがあるものの，全般に異常は認められない。
軽微な汚れがあるものの，全般に異常は認められない。

⑶ まとめ
小型カメラを用いた水抜きボーリング孔内の健全度評
価は，現場作業の迅速さ，資料整理の簡便さ，結果の明快さから有効な点検手法と考えられる。また，この技術
やそこで取得できる情報は，以下の事項についても積極的な利活用が望まれる。
①

収集した事例を統計的に分析することによる点検や数 m の余掘りを行うことから，保孔管の撓みや損傷により地すべり活動を捕捉し，その深度から地すべり規模を特定できる可能性。

⑤

より長 寿 命・高 機 能 な 設 計・施 工 方 法 の 開 発 にフィードバックできる可能性。

⑥ 地震・豪雨災害が発生した地域において既存施設の緊急点検を行うことによる二次災害の防止。

補修（洗浄工）頻度の最適化。
②【原 重守】

洗浄工前後の画像を撮影することによる目詰まり箇所の特定やその部分の洗浄効果の確認，さらには水圧

引用文献やノズル形状など洗浄方法の最適化。

島根県土木部砂防課編（2009）：地すべり施設点検要領．島根県傾斜地保全
関係事業設計指針（資料編），pp.1-10.

③90

水抜きボーリング孔の掘進長はすべり面を切って

2

2. 2. 4

斜面災害への取り組みの事例

島
 根半島第三紀層地すべりにおける地下水排除効ことが判明した。すべり面は主に頁岩と火山礫凝灰岩の果の事例

地層境界付近に存在し，副測線の一部では頁岩が崖錐堆⑴ はじめに
宍道湖中海低地帯の北側の島根半島には地すべり防止区域が多数存在する（図 1. 2. 88）。グリーンタフと呼ばれる新第三紀の火山岩類や粘土化しやすい泥質岩が広く分積物の底面に存在している（図 1. 2. 92 ～ 94）。
地下水分布状況

地下水排除工施工前（平成 20 年 5 月下旬）の高水位

HWL（H20）は，概ね崖錐堆積物内に存在し，相対的に低布し，向斜・背斜等の褶曲構造及び断層等が発達し，破標高となる副測線上では地表面付近にまで上昇していた。

砕・変質の進行した脆弱な地質構造を呈している。

高水位の観測後，地表面変位が拡大したため，応急対策

今回，島根半島の第三紀層地すべりの内，降水に伴い地すべりが発生した一畑坂地区において，対策工として施工したボーリング暗渠工（横ボーリング工）による地下として上段ボーリング暗渠工を施工した。

上段ボーリング暗渠工は H20. 6/4 ～ 6/11 の間に計 17

孔，総延長 692 m を施工した。上段ボーリング暗渠工の水排除効果の例を示す。また，対策工施工前後の地下水位変化とともに，簡易的に実施した地下水の水質変化についても示す。
⑵ 地形・地質概要
一畑坂地区は出雲市小境町一畑地内に位置する。地すべり地は南東向きの勾配 15 ～ 20°の緩斜面である。開析及び浸食作用により小規模な谷が発達し，起伏に富んだ多丘状の地形を呈している。
現地踏査及びボーリング調査により，基盤岩として頁岩及び火砕岩の分布が確認された。
「今市地域の地質」（鹿野ほか，1991）によれば，これらの地層は新第三紀中新世成相寺層の頁岩及び流紋岩質火砕岩とされており，一畑坂地区周辺ではこれらが互層状に分布する。
⑶ 地すべり状況
地表面変動状況

図 1. 2. 88 島根半島の地すべり分布図

島根の地すべり編集委員会編（1990）に加筆したものである。

一畑坂地区の地すべりは平成 20 年 4 月中旬に約 40 mmの日降水量を契機に発生した。地すべり頭部には延長約70 m にわたり，約 30 cm の落差と約 20 cm の水平変位を有する滑落段差が形成された。その後，5 月初旬にこの滑落段差を跨ぐ地盤伸縮計 2 基（図 1. 2. 90）を設置して観測を開始したところ，20 ～ 30 mm の日降水量に対して明確に変動した（図 1. 2. 91）。地盤伸縮計（S-1）の変動量

は 6 月上旬には約 560 mm に達し，滑落段差の落差は約。
1 m に至った（写真 1. 2. 75）

地すべり形態
一畑坂地区の地すべり斜面は斜面中～下部の側方部を尾根筋に囲まれたボトルネック状を呈しており，地表水や地下水が集中しやすい。幅約 70 m，斜面長約 90 m の地すべりブロックである（図 1. 2. 90）。
左岸側には浸食に伴う谷が発達し，斜面中央部とは地形が異なることから，主測線及び副測線の計 2 本の調査測線を設け，ボーリング調査を計 5 本実施した。また，杭打工を計画するためのチェックボーリングを 4 本実施しており，これらの計 9 本のボーリング調査結果より，火山礫凝灰岩と頁岩が流れ盤状に分布する層状構造である

図 1. 2. 89 調査地周辺の地質

鹿野ほか（1991）に加筆したものである。

91

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

施工後，日降水量 94 mm（H20. 6/20）に対してその排水量増加は非常に顕著であり，130ℓ/min を上回る総排水量が確認された（写真 1. 2. 76）。その結果，梅雨期の集中豪地下水は自由地下水と被圧地下水の区別が不明瞭で，複雑な水みちを伴う地下水構造であると推察される。
この様な地下水構造を詳細に特定するには，調査ボー

雨（日降水量 94 mm）時においてもすべり面に作用する間リング孔を増設し，地下水帯毎の水頭確認及び地すべり

隙水圧が軽減され，地すべり滑動の拡大は見られなかっブロック外も含めた水文環境の把握などを長期間継続観た（図 1. 2. 91）。

測する必要がある（浜崎・子川，1992；水口ほか，2002）。

しかし，時間，経費等を考慮して，今回は簡易に測定で⑷ 地下水排除効果

きる地表水・地下水の水質に着目し，地すべり発生時と水位の低下

滑動の沈静化した現在の地下水の水質の比較をした。

すべり滑動の沈静化を確認した後で下段ボーリング暗渠

単に測定のできる電気伝導度

平成 20 年度には，上段ボーリング暗渠工の施工後，地工を施工した。下段ボーリング暗渠工は平成 20 年 7 月

24 日～ 8 月 19 日の間に計 20 孔，総延長 824 m を施工した。これらの上段及び下段ボーリング暗渠工の施工に伴い，調査ボーリング孔内では平成 20 年 8 月 20 日以降の
約 2 ヶ月間に 3. 4 ～ 4. 8 m の水位低下が確認された。

地下水の水質試験項目に関しては，市販の計測器で簡値，水素イオン濃度 pH，水温とした。測定対象はボーリング工の排水，調査ボー
リングの孔内水及びため池の溜まり水，湧水等とした。
また，地すべり発生時の水質試験項目に関しては，平成 20 年度に実施した地下水垂直検層の比抵抗値ρをもと

また，平成 25 年 3 月に確認した調査ボーリング孔の水位（以下，WL（H25）とする）は低下したままの状態であり，主測線上では崖錐堆積物内に存在していた地下水

位は，ここでは主に頁岩内に存在することを示している（図 1. 2. 92，図 1. 2. 94）。
滑動の沈静化
図 1. 2. 91 によると，上段ボーリング工の施工中に，地盤伸縮計の変位が極端に低下（概ね停止）した。ボーリン

グ工施工着手（6 月 4 日）の約 5 日後には変位の拡大がな
い状態となった。地すべりブロック全体の地下水排除は実施されていない状態であるが，集中豪雨時の水位を用いた安定解析による安全率

が 1. 0 を上回り，見かけ上斜面は安定化する結果となった。
滑動を沈静化させた要因
一畑坂地区では崖錐堆積物，風化岩盤（頁岩，火山礫凝灰岩）が層状を成す地質構成を示しており，複数の地下水帯の存在が予想される。このため，全区間ストレー
ナ加工をした調査孔内の水位は狂水位を示す問題がある
ものの，前記の様な水位の低下及び滑動の沈静化により，地下水排除の施工効果が発揮されていると判断された。
特に，施工途中の極端に滑動を沈静化させた要因としては，施工初期段階で地すべりに直接関与する地下水が排図 1. 2. 90 調査地平面図除されたと考えた。
この様な地すべりに関与する地下水は地すべりブロッ
ク全体に分布しているのではなく，地下水帯として特定できる可能性があるのではないかと考え，次項に示す簡易水質試験を計画した。
⑸ 簡易水質試験の方法
調査地の地すべりは主測線と副測線で地質構成が異なる。主測線上における地下水流動層は頁岩が主体であるが，副測線上では崖錐堆積物が主体となる。このため，
92

図 1. 2. 91 地盤伸縮計変動グラフ（H20）2にして，平成 25 年 3 月に確認した関係式（図 1. 2. 95）を用いて電気伝導度値に換算した。

⑹ 簡易水質試験の結果値の平均は 17 mS/m 前・ボーリング工の排水中には水温 8 ～ 9℃の低い部分が存る可能性を示している。
・ボーリング孔内の地下水検層で得た比抵抗値ρは，地すべりの発生時よりも滑動が沈静化した時の方が高い。
・つまり，電気伝導度はこの間，低い値に推移している。

後である。
・

では 7℃前後と低い（気温 5℃）
。

比抵抗値ρ

下のようになる。
電気伝導度 Ec 値

14℃と幅がある。特に，外気にさらされているため池

在するが，これは表面水がボーリング工へ流入してい簡易水質試験の結果を表 1. 2. 11 に示す。まとめれば以・平成 25 年 3 月に確認した斜面災害への取り組みの事例

値はため池などの溜り水の方が高い。

・ボーリング工の排水中では値にばらつきがあるが，副測線側で極端に高い値を示す箇所がある。
水素イオン濃度 pH・水素イオン濃度 pH の値は上段ボーリング工の排水中では主測線側でやや高い。また下段ボーリング工の排水中では上段のものよりも低い。

・地下水の pH の値に関しては，崖錐堆積物中を通過した地下水の方が岩盤（主に頁岩）中を通過したものよりも高い傾向が認められる。
水温・3 月上旬に測定した水温は，平均 11 ℃であるが，6 ～⑺ まとめ及び考察
前記の調査結果に基づき，地下水排除工施工前と施工後の変化を以下に示す。

地下水排除工施工前（平成 20 年 5 月下旬）の高水位

HWL（H20）と平 成 25 年 3 月に 確 認した 地 下 水 位 WL

（H25）の水面に分布する地質を比較した結果を図 1. 2.
100 に示した。
ボーリング工に伴う地下水位の低下により，崖錐堆積物を主体としていた地下水位面に分布する地質は，主測
線側では頁岩主体に，副測線側では崖錐堆積物が主体に変化した。
降水時の排水量増加
ボーリング工では降水時における排水量増加が顕著である。特に，上段ボーリング工施工中の豪雨（日降水量94 mm）時には，130ℓ/min を上回る総排水量が確認されており，降水時における地下水排除は良好に行われている。
地下水位の低下に伴う地すべり滑動の沈静化

平成 20 年度には上段・下段ボーリング工の施工後，施工前の高水位 HWL（H20）よりも 3. 4 ～ 4. 8 m の水位低下

写真 1. 2. 75 頭部滑落段差の状況
H.20. 4 の地すべり発生後，水平変位は約 1 m に至る（写真位置は。
図 1. 2. 90 に図示）が見られた。平成 25 年 3 月に確認した際にも水位は低下

したままの状態であり，その施工効果は現在でも持続している。

地下水位の低下に関する特徴的な点は，平成 20 年度の上段ボーリング工施工時における主測線側の一部にて地下水排除したことに伴い，副測線側も含む地すべりブ
ロック全体の滑動（伸縮計の変動）が沈静化したことである。このことは，地すべりブロック全体の地下水位を低下させなくても，地すべり滑動を沈静化する地下水帯が存在することを示唆している。
つまり，この様な地下水帯の存在を早急に推察することが可能であれば，より効果的な地すべり応急及び恒久対策になると考えられる。
簡易水質の変化
電気伝導度
電気伝導度
写真 1. 2. 76 上段ボーリング暗渠工の排水状況
No.1 ～ No.14 の排水状況（写真位置は図 1. 2. 90 に図示）。

値の変化

値が他の値よりやや高めの 20 mS/m 以

上を示すのは，上段ボーリング工及び下段ボーリング工の副測線側であり，崖錐堆積物内を通過した地下水であ
93

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 92 主測線地質断面図：地下水排除工施工前の高水位，WL（H25）：平成 25 年 3 月に確認した水位。
HWL（H20）

図 1. 2. 93 副測線地質断面図

図 1. 2. 94 地質横断図

94

2

斜面災害への取り組みの事例

る。その他の値は概ね 20 mS/m 以下を示しており，頁岩が国の平均河川の電気伝導度の推定値 12. 5 mS/m に比較

内を通過した地下水であると考えられる。

的近い値を示しており，電解物質が過度に溶融していな

また，平成 20 年度に実施した地下水検層の比抵抗値ρ

を基に図 1. 2. 95 の関係式を用いて地下水排除工施工前の電気伝導度値を推定した。表 1. 2. 11，図 1. 2. 99 に示した比抵抗値ρの変化に伴い，21 ～ 57 mS/m に推移していた

値は，孔内水では概ね 20 mS/m 以下に低下したことになる。

水質調査法（半谷・小倉，1995）によれば，この値はわい状態であると考えられる。
水素イオン濃度 pH の変化

上段ボーリング暗渠工よりも下段ボーリング暗渠工の排水の方が水素イオン濃度 pH は低く，やや酸性である。
これは相対的に岩盤（頁岩）内を通過した地下水が多いことに起因すると考えられる。
水温の変化

平成 25 年 3 月に確認した水温は，気温 5℃程度の日に実施したため，溜り水などの地表水は概ね 6 ～ 7℃，地下

水は 11 ～ 12℃であった。地下水及びボーリング暗渠工の排水で水温が 10℃以下を示す場合は，地表水の地下浸透及び地表水排除の漏水箇所などの影響によるものであると考えられる。
水質変化に基づく結論
一畑坂地区では，地すべりに関与する地下水には崖錐
堆積物と風化岩盤（主に風化頁岩）内を通過するものがあり，これらの地下水は簡易水質試験の結果において変化が見られた。特に，地すべり発生時には，崖錐堆積物内を通過する地下水が相対的に多く，電気伝導度

値は高い値（比抵抗値ρは低い値）であったと判断される。その後，ボーリング暗渠工施工後の地下水位低下に伴い，平図 1. 2. 95 比抵抗値ρと電気伝導度 Ec の関係

常時における地下水が接触する割合が崖錐堆積物よりも表 1. 2. 11 一畑坂地区における簡易水質試験結果

95

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 96 電気伝導度 Ec 値のヒストグラム

図 1. 2. 97 水素イオン濃度 pH のヒストグラム

図 1. 2. 98 水温のヒストグラム
図 1. 2. 99 比抵抗値ρの変化

凡例の（ ）内の数字は BPNo. を示す。

図 1. 2. 100 地下水位面に分布する地質

左図：地下水排除工施工前の高水位 HWL（H20）面に分布する地質，右図：平成 25 年 3 月に確認した地下水位面 WL（H25）に分布する地質。

96

2

風化頁岩の方が多くなったため，水質の変化に影響したと考えられる。

斜面災害への取り組みの事例

年度第 31 回日本地すべり学会研究発表会講演集，pp.183-186.
水口公徳・神野 斎・矢田部龍一・横田公忠（2002）：地すべり面の地球化
学的環境と鉱物変化．土木学会第 57 回年次学術講演会，pp.761-762.

したがって，この様な水質の変化が地下水排除効果の

1 つの指標になると考えられる。

2. 2. 5 隠岐島後の主要地方道で発生した地すべり災害⑻ 今後の課題⑴ はじめにの地下水を排除することで，地すべり滑動が顕著に沈静の山間部を横断するものがある。このうち，外周を通る道

平成 20 年度には，崖錐堆積物内を通過した比較的浅層化している。平成 25 年 3 月に事後観測として実施した簡易水質試験によると，地下水位の低下に伴う地下水帯の隠岐島後の道路は，島の外周海岸沿いを通るものと島路では道路下方斜面が海岸に面している場合，しはしば
波浪浸食により地すべりが発生している。

値の低対象とした地すべり地は，島後東部大久地内の海岸沿下が確認されたと考察した。しかし，地すべり滑動に直いに位置する主要地方道西郷布施線沿線である。この場

接的に関与する地下水帯を推察するには，地すべり発生

所は以前から路面沈下が認められ，アスファルトによる相対的な変化によって，当地区では電気伝導度時の簡易水質と降水との関連性を把握しておく必要があ

オーバーレイが繰返し行われていた。その後，平成 18 年のチェックボーリングも実施しているため，保孔管を設置

から，通行止めとなった（佐藤ほか，2008）。

る。特に，平成 20 年度調査においては，杭工計画のため
し，より多くのデータを取得する必要があった。

2 月に路面に亀裂が確認され，その後急速に拡大したこと
この路線は住民の生活路線であり，緊急車輌も通行す

地すべり移動層は不動層に比べて空隙が多く，地下水ることから，地すべりによる長期間の通行止めはできな

流動によって風化に伴う酸化が促進されるため，酸性とい。このため，山側に応急の仮設道を設け，緊急に災害なる傾向が強い。特に，火山礫凝灰岩と頁岩が流れ盤状復旧事業（地すべり対策）が行われた。

の地質構造を形成する当地区の第三紀層地すべりにおい

地すべり調査段階において地すべりの移動量が大きく，ては，すべり面に沿った地下水の流下が顕著であるため，

地すべりブロック内の調査ボーリング実施が困難であっその傾向が強いと考えられる。

た。このため，地すべりブロック外からの応急水抜き横したがって，ボーリング孔内の深度方向における水素イ

オン濃度 pH や電気伝導度値の変化は，地すべり面のボーリング工 2 孔を施工し，移動速度を低減させた上で地すべりブロック内の調査を行った。

深度を把握する上で参考になると考えられる。更に，滑本事例では，動態観測結果を踏まえ，応急水抜き横動の活発な区間ほど降水時の変化が著しいと推察される。

ボーリング工の効果及び最終的な対策工法について紹介

そこで，地すべり滑動に直接関与する地下水帯を推察する。

するためには，以下の点が必要であると考えられる。

① 地すべりブロック内外における地質構成を把握す⑵ 地すべり滑動状況
地すべり概要る。

② 地下水帯毎に観測孔を設ける。

③ 降水時の簡易水質の変化を確認する。

④ 地下水位及び地中変動量調査を併用して，滑動が活発な時期の水質変化を把握する。

当地すべりは，主要地方道西郷布施線の海岸側車線に発生したもので，長さ約 36 m，幅約 23 m であり，地すべりとしては小規模なものである（図 1. 2. 101）
。また，
平成 2 年，3 年にも近接地で地すべりが発生している

孔内水や排水は複数の地下水帯からの水が混ざりあっ（図 1. 2. 102）
。地すべりを含む周辺斜面には下位より新第たもので，実際の地下水状況は非常に複雑であることが三紀前期中新世の安山岩溶岩，風化の進んだ同質火砕岩予想される。したがって，複数のデータを基に水質変化

及び火砕岩起源の崩積土が分布し，この崩積土が地すべの傾向を把握することが重要である。

り移動層の主体となっている。
【和田守直行】

地すべり末端は東向きの海岸に面し，以前から波浪による崩壊がしばしば発生していた。北東風を伴う荒天が引用文献多くなる 2 月に地すべり変状が顕著となったことは，波島根の地すべり編集委員会編（1990）：島根の地すべり．島根県農林水産部，200p.
島根県地質図説明書編集委員会編（1985）：島根県の地質．島根県，105p.
鹿野和彦・竹内圭史・松浦浩久（1991）：今市地域の地質．地域地質研究報
告（5 万分の 1 地質図幅），地質調査所，pp.18-23.
鹿野和彦・中野 俊（1986）：恵曇地域の地質．地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅），地質調査所，pp.13-17.
半谷高久・小倉紀雄（1995）：第 3 版水質調査法．丸善出版，202p.
浜崎 晃・子川桂二（1992）：pH 測定によるすべり面判定の試み．平成 4

浪浸食による末端崩壊が地すべりを活発化させたことの要因の一つと考えられた（図 1. 2. 101）
。さらに平成 17 年

12 月から平成 18 年 2 月にかけて，最大積雪量 30 cm の降雪があり，この融雪水が地すべりブロック内の地下水位を上昇させたことも地すべりを活発化させた要因と考えら
れた。
97

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 101 調査地平面図認められるようになった（写真 1. 2. 77 ～ 78）。伸縮計観測当初から 1 ヶ月間で変位量は急増したため，非常に危険な局面であると判断された。

この時の変位量から齋藤ほかの図解法（齋藤・上沢，

1966）を用いて崩壊発生時期を予測したところ，約 3 ヶ月後という結果を得た。
このような活発な移動状況下にて地すべりブロック内で調査ボーリングを実施した場合，二次災害に巻き込まれる危険性があった。このため，広範囲に行った地表踏
査結果と地すべりブロック外で実施した調査ボーリングBP ‒ 1 の結果を基に，この段階における地すべり機構を推定し，効果的かつ必要最低限となる応急対策工の検討を行った。
地表踏査の結果，地すべり左サイドは安山岩溶岩，右サイドは火砕岩の分布が露頭により確認できる。このう
ち左サイド安山岩溶岩の高まりによって地すべり移動方
向が右側へ曲げられていることなど，地すべりブロック及図 1. 2. 102 調査地周辺の地形図

び移動方向は地質構造に規制されていることがわかった（図 1. 2. 101）。

地すべり移動量観測とすべり面

平成 18 年 2 月の地すべり発生当初，地すべり頭部付近に地盤伸縮計を 3 箇所，地すべりブロック内外に観測用移動杭を頭部～中腹部中心に設け，地すべり移動状況を

また，上方斜面はボトルネック状の集水地形を呈し，等高線が不揃いで不規則な配列が認められることから，大規模な複合地すべりの存在が伺えた（図 1. 2. 102）
。さらに BP ‒ 1 において地下水検層を実施したところ，崩積把握した。このうち，地盤伸縮計には警報器と電話回線

土及び下位の火砕岩風化土中で活発な地下水流動が確認を用いた自動通報装置を接続し，地すべりが活発化した

できた。このようにボトルネック状の集水地形と透水性の場合の関係者への通報と通行規制をリアルタイムで行え

良い崩積土及び火砕岩風化土の存在，さらには亀裂が少るようにした。

路面亀裂確認から約 20 日間で亀裂幅は 70 ～ 100 mmに拡大し，地すべり頭部から両サイドにわたって亀裂が98

なく地下水を通しにくい安山岩溶岩の存在など地すべり
ブロック頭部に地下水が集中しやすい条件が揃っている。
当地すべりの両側に近接する 2 つの地すべり災害の既

2

存資料によると，いずれも表層を覆う崩積土と流れ盤構

斜面災害への取り組みの事例的とした応急横ボーリング工が必要であると判断した。

造を呈する風化火砕岩との境に存在する粘土層がすべり

応急横ボーリング工は移動が活発な地すべりブロック

下端の G.L. ‒ 4. 5 m 付近に高含水で軟質な礫混じり粘土

り，地形的条件と施工性を考慮して地すべりブロック外面化したとされている。BP ‒ 1 のコア観察により，崩積土の存在が確認できた。このことから判断して，当地すべりも近接地すべりと同様に，すべり面は崩積土と火砕岩風
化土との境界部であると考えられた。

内からの打設では二次災害の危険性を伴うため困難であから = 50 m を 2 孔掘削した（図 1. 2. 103）。

応急横ボーリング工の施工直後から，2 孔で合計 120ℓ/min の水量が継続的に排出されており（写真 1. 2. 79，
写真 1. 2. 80），徐々に地下水の排除効果が現れ始め，地⑶ 応急対策と恒久対策

盤伸縮計・移動杭観測の変位量が減少した（図 1. 2. 104，

応急対策の検討と効果表 1. 2. 12）。

前項で述べた初期段階の調査結果から，地すべりブ
ロックには崩積土と風化火砕岩内を流路とする地下水が地盤伸縮計の観測結果から，応急横ボーリング工実施

前は日雨量 25 mm 以下で 5. 0 mm/ 日の変位速度であっ

多量に供給されており，地すべり活動を抑制するには地た。これに対し，施工後に 98 mm/ 日の集中豪雨に見舞下水の供給源である地すべり頭部付近の地下水排除を目

われ，ブロック内の地下水位は一時的に急上昇したが，写真 1. 2. 77 観測開始当時の路面亀裂（2/16）

写真 1. 2. 78 観測開始 1 ヶ月後の路面亀裂（3/20）

図 1. 2. 103 応急横ボーリング工の計画平面図
図 1. 2. 104 地盤伸縮計変動図

表 1. 2. 12 応急対策前後の変位速度の推移

99

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

速やかな地下水排除効果により 3. 8 mm/ 日の変位速度に留まった（図 1. 2. 104）。
このように応急横ボーリング工の効果で地すべり活動が緩慢になったことから，地すべりブロック内において 2

きく変動し，BP ‒ 2，BP ‒ 3 いずれの孔においても確定変動を記録した。さらに BP ‒ 3 においては変動量が大きす

ぎて歪ゲージが破断した（図 1. 2. 106）。
これら変位が記録されたのはいずれの孔でも崩積土と孔の調査ボーリングを実施した。

風化火砕岩の境界部であり，予測通りの結果が得られた。

応急対策後の調査結果

恒久対策の検討

断面図（図 1. 2. 105）を作成した。ここでは火砕岩が日本有効であることが明らかになった。このため，上下 2 段，

2 孔の調査ボーリング結果から得られた情報により解析

海に向かって流れ盤状に分布しており，その上位にはほぼ同じような厚さ（4 ～ 5 m）で高含水で軟質な粘土を主体とする火砕岩起源の崩積土が覆っている。

応急対策の横ボーリング工の効果から地下水排除工が計 10 本の横ボーリング工を追加した。なお，横ボーリン

グ施工後の安全率は s = 1. 00 である。
さらに計画安全率

s = 1. 15（保全対象：主要地方道

BP ‒ 3 で行った地下水検層結果が示すように（図 1. 2.

西郷布施線）に対する不足分をその他工法により補うこと105）崩積土及び風化火砕岩層中での地下水流動が応急対となる。地すべりの誘因となっている末端部の崩壊が，波策後も依然として活発であることが明らかである。

2 孔の調査ボーリング孔にはパイプ歪計を設置してお

浪浸食によるものであることを考慮すると，浸食防止を兼ねた押え盛土工（護岸工）が適していると考えられる。

り，その観測結果は降雨時の地下水位上昇に反応して大しかし，海岸は島が点在している上に遠浅であるため，

写真 1. 2. 79 応急横ボーリング工排水状況（孔口）

写真 1. 2. 80 応急横ボーリング工排水状況（流末）

図 1. 2. 105 解析断面図100

2

図 1. 2. 106

斜面災害への取り組みの事例

BP – 3 パイプ歪計変動図

図 1. 2. 107 対策工平面図

海上からの施工には砕岩及び浚渫を必要とし，工期，工費的に道路災害復旧事業としては採択困難であった。他⑷ おわりに隠岐島後の外周道路は下方斜面が日本海に面し，浸の工法も比較検討した結果，道路直下で施工可能な鋼管

食にさらされている箇所が多くある。また，地すべり発杭による抑止工が工期，工費的に適していると判断し，生と深く関わることが明らかとなった新第三紀鮮新世の当該地の対策工として抑止杭（抑え杭）を採用した。最終向ヶ丘層（礫，泥，含礫泥及び火山灰）が至る所に存在す的な対策工法は以下のとおりである（図 1. 2. 107）。

るなど，地すべりが発生しやすい環境にある（山内ほか，

抑止杭（抑え杭）SM570 材，φ500 mm， = 12 mm， = 14. 0 m，= 13 本，= 1. 8 m（頭部連結）

横ボーリング工
上段
下段= 33. 0 ～ 50. 0 m， = 4 本，
= 30. 0 m， = 6 本。さらに，近年は地球温暖化の影響と考えられる豪2009）

雨も頻発し，地すべり発生の危険性が従来よりも高まっている。住民の生活を守るためにも，我々地すべり対策の技術者が日々注意を払い，災害の防止に努めることが重要である。
【浜崎 晃】101

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

引用文献

元安定解析，グラウンドアンカー工の三次元設計をおこ齋藤迪孝・上沢 弘（1966）：斜面崩壊時期の予知．地すべり，Vol.2，No.2，

なった。この事例について報告する。

pp.7-12.

佐藤貴史・浜崎 晃・武志賢一（2008）：地すべり調査段階において実施した応急横ボーリング工の効果．第 47 回日本地すべり学会研究発表会講演集，pp.31-34.
山内清喜・沢田順弘・高須 晃・小室裕明・村上 久・小林伸治・田山良
一（2009）：西郷地域の地質．地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅），
産総研地質調査総合センター，121p.

⑵ 地すべりの概要
地形概要

当該地すべり地は，仏経山の東南東約 2. 2 km に位置

し，南南東に流下する畑谷川の中流域にある。当地すべり地周辺は，畑谷川に沿った概ね幅 20 ～ 50 m，部分的
2. 2. 6 地
 すべり対策における弾性波探査の適用と三次元
設計事例⑴ はじめに

平成 22 年度に出雲市斐川町上阿宮地内の一般県道斐

川上島線道路改良工事において，道路改良に伴う河川の付け替え工事により，山裾部での床掘り掘削を行った。この山裾の上部斜面は過去に地すべりが発生していた斜面であり，当該工事は地すべりブロック末端部を掘削するに最大 80 m 程度の幅を有する谷間にある。この畑谷川を囲む山は，谷に対して起伏量 50 ～ 100 m の低山地が主体となる。
対象地周辺の空中写真及び地形図を見ると，山側斜面
が緩傾斜となっていると共に，畑谷川が南西方向に大きく屈曲しており，典型的な地すべり地形の様相を呈する（図 1. 2. 108）
。今回の地すべり発生前にも，段差 0. 5 ～2 m の古い滑落崖や表層の小崩壊跡が複数確認されていこととなった。当初の検討結果では対策工が不要となり，る。また，対象地東側の尾根部には鞍部地形が見られ，施工時にも床掘り直後には問題は発生しなかった。しかこの鞍部地形を通るリニアメントが認められる。

し，床掘り掘削後の平成 22 年 12 月末から平成 23 年 1月にかけて山陰地域を記録的な豪雪が襲い，その約 1 週

地質概要

鹿野ほか（1991）によると，当該地すべり地周辺には，間後に地すべりが発生した。応急対策として河床埋戻し

久利層の流紋岩溶岩が広く分布しており，部分的にはドを行った後に押え盛土工を施工し，動態観測を実施する

レライトなどの貫入岩がみられるものの，概ね一様の地とともに再度地すべり対策工法を検討した結果，グラウ質分布とされている（図 1. 2. 109）
。また，畑谷川の下流

ンドアンカー工を採用した。原稿執筆時点では，グラウには上島火山岩類の角閃石輝石安山岩溶岩と 鵯 花崗岩類

ンドアンカー工の施工並びに付け替え河川の掘削と護岸が分布するが，当該地すべり地付近には分布していない。

工が完了している。

地表地質踏査及びボーリング調査の結果からは，当地す

一般に，地すべりブロックの地形やすべり面は左右対
称ではなく，地すべりの解析主測線を決定するには詳細

ひよどり

べり地には流紋岩質火砕岩とその上位の薄い泥岩層が確認された。

な調査と経験が必要となる。特に，非対称の程度が大き

また，地すべりブロック末端付近で行った試掘調査でい場合，二次元解析では地すべり運動を適切に反映できは，東側尾根の鞍部地形を通るリニアメントと交差するないケースが多い。本事例では，このような地すべりに付近で，やや変質した流紋岩質火砕岩中に明瞭な条痕を対して，弾性波探査によるすべり土塊分布の推定，三次伴う鏡肌が確認された。この鏡肌は，高角度かつリニア

図 1. 2. 108 対象地周辺の空中写真と地形図
102

2

メントの方向と調和的なことから，地すべりブロック上部

斜面災害への取り組みの事例

地下水位の上昇と考えられる。

の鞍部地形は断層に起因するものと考えられ，当該地すべり地における初生地すべり発生の素因の一つと考えら⑶ 調査・計測れる。

地盤伸縮計観測

地すべりブロック末端部の擁壁上部（SL-1，SL-2）と頭地すべりブロックの概要
調査結果をもとに把握できた地すべりブロックの規模

部クラック（SL-3）で，地表面の変位を観測した。観測結果を図 1. 2. 111 に示す。観測結果を見ると，頭部では大は，以下の通りである。

・地すべり主測線長；約 65 m

きな引っ張り変位が，末端部では若干の圧縮変位が認め・地すべりブロック幅；約 40 m

られた。また，付け替え河川を埋め戻した際には変位は・地すべり最大層厚；約 13 m

・頭部開口亀裂；開口幅 0. 2 m，深さ 2 m
この地すべりブロックは，頭部の開口亀裂から地すべり収まらなかったが，押え盛土工を行った後に地すべり変位が収まったことが確認できた。
調査ボーリング

ブロック側方部まで開口亀裂が断続的に繋がっており，明瞭な亀裂の総延長は 50 m 程度となる。また，ブロックの地すべりブロック内のボーリング（BP ‒ 3，BP ‒ 4）は，地盤伸縮計で変位が収まったことを確認した後に実施し下半部では，左右の地形が大きく異なっている事も特徴た。ボーリング結果の簡易柱状図を図 1. 2. 112 に示す。

の一つである。この地すべりブロックの形状及び動態を把握するために，以下の調査を実施した。これらの調査

なお，BP ‒ 1，2 は地すべり発生前に実施したボーリングである。特に BP ‒ 3 のボーリングコア（写真 1. 2. 81）で位置を図 1. 2. 110 に示す。

は，G.L. ‒ 9. 6 ～ ‒ 9. 8 m 付近に条痕と鏡肌の見られる明① 地表踏査瞭なすべり面が確認された（写真 1. 2. 82）。このすべり面② ボーリング及び標準貫入試験よりも上位は主に値 20 以下の崩積土が，下位は軟岩③ 弾性波探査クラスの基盤岩が確認され，地すべり移動土塊と不動層④ パイプ歪計観測とで物理的性質が明瞭に異なることがわかった。

⑤ 孔内水位観測

パイプ歪計観測⑥ 地表面での地盤伸縮計による観測⑦ 地表面の移動杭観測
地すべり発生機構

付け替え河川の掘削完了から地すべりの発生まで 2 ～3 週間の期間が空いていたため，この掘削工事が地すべりの直接の誘因とは考えにくい。また，地すべり発生前には顕著な降雨も見られなかった。一方，平成 22 年 12 月
末～平成 23 年正月にかけて，山陰地域を記録的な豪雪が動態観測として，ボーリング孔（BP ‒ 3，BP ‒ 4）にパイプ歪計を挿入して，動態観測を行った。この結果，BP ‒ 3

では G.L. ‒ 10 m 付近に，BP ‒ 4 では G.L. ‒ 5 ～ ‒ 6 m 間に地すべり変動に起因する変位が確認された。ここでは，例として BP ‒ 3 の歪計観測結果を示す（図 1. 2. 113）。
弾性波探査
ボーリング調査の結果から，地すべり土塊と不動層との境界が明瞭であり，弾性波速度等の物理的性質が明瞭襲っている。地すべり発生がこの豪雪の 6 ～ 7 日後に確認に異なると想定された。このため，地すべり土塊の分布されたことから，地すべりの直接的な誘因は雪解けによるを把握する上で弾性波探査が有効であると判断し，地す

図 1. 2. 109 調査地周辺地質図（鹿野ほか，1991）
103

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 111 地盤伸縮計観測結果

図 1. 2. 110 地すべりブロック平面図

図 1. 2. 112 ボーリング簡易柱状図

104

2

べり方向に直交すると共に地すべり土塊の層厚が最も大⑷ 解析・検討結果

きいと考えられる測線で弾性波探査を実施した（図 1. 2.

解析方針

110）
。弾性波探査の解析法として一般にトモグラフィー
的解析と呼ばれるインバージョン解析を行った。
解析結果から，弾性波速度のコントラストが大きく，
地すべりブロック内で弾性波速度の低い層が厚くなることが確認された。この弾性波探査の解析結果と，ボーリング，パイプ歪計観測結果とをクロスチェックした結果，地すべり土塊では 1. 5 km/s 以下，基盤層では 2. 1 ～2. 5 km/s 前後の弾性波速度と判断し，地すべり土塊と不斜面災害への取り組みの事例

地すべり土塊の形状やすべり面深さが左右で大きく非対称であるため，二次元解析では地すべり現象を正確にモデル化することが難しい。従って，以下の手順により三次元解析を行った。

① 調査結果をもとに，三次元解析モデルを構築する。

② 回帰分析により，平成 18 年 7 月豪雨以降の最危険水位を推定する。

③

三次元簡易 Janbu 法並びに修正 Hovland 法を用い動層の連続的な境界を把握した。この境界から，地すべて，地すべり発生後の地形と地下水位で逆解析を行い，り土塊の層厚が最も大きくなる様にすべり面を推定した解析手法ごとのすべり面平均せん断強度を推定する。

（図 1. 2. 114）。

（現況安全率 s = 0. 95）

安全管理

④

地盤伸縮計と地下水位の観測データは，インターネッ
ト経由で定期的にデータ配信されると共に，基準値以上の変位が生じた際には警報を発令するシステムを設置した。ここでの基準値は，「道路土工

切土工・斜面安定工

指針」（日本道路協会，2009）に示される滑落危険速度 2②で求めた最危険水位と③で求めたすべり面強度により対策工法を検討する。この際，⒜ 対策工の必要抑止力は，三次元簡易 Janbu 法で計画安全率 1. 20 となる抑止力とする。

⒝ 対策工ごとに，三次元簡易 Janbu 法と修正 Hovland
法を使い分けて検討する。

～ 5 mm ／時，及び「災害復旧事業における地すべり対策※頭部排土工については，三次元簡易 Janbu 法によ制をとる管理基準値を参考に，2 mm ／時とした。なお，※抑止杭工については，三次元簡易 Janbu 法で求めの手引き」（
（社）全国防災協会，2006）に示される避難体

監視期間中の最大変位量は 1. 9 mm ／時であったため，警報が発令されることはなかった。

り計算する。

た必要抑止力を用いる。
※三次元でのグラウンドアンカー工の計算は三次元

写真 1. 2. 82 すべり面（BP – 3；G.L. – 9. 6 〜 9. 8 m）
この深度で鏡肌と条痕が明瞭なすべり面が確認された。

写真 1. 2. 81

BP – 3 のボーリングコア写真

図 1. 2. 113 パイプ歪計観測結果
105

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 114 弾性波探査結果と地質横断面図
表 1. 2. 13 各解析手法の構成式
修正 Hovland 法𝐹𝐹s =∑ 𝑥𝑥 ∑ 𝑦𝑦 {𝑐𝑐𝑐𝑐 + (𝑊𝑊 cos(𝐷𝐷𝐷𝐷𝐷𝐷 − 𝑈𝑈))} tan ∅∑𝑥𝑥 ∑𝑦𝑦 𝑊𝑊 sin 𝛼𝛼yz

c ：粘着力𝑢𝑢ij ：間隙水圧∅：内部摩擦角

A：すべり面積
W：土塊重量𝛼𝛼yz ：仮定地すべり方向の三角柱底面傾斜角
DIP：三角柱底面の最大傾斜角
U：間隙水圧簡易 Janbu 法では一般化されていないため，修正

𝐹𝐹s =
𝑚𝑚α =

∑ 𝑖𝑖 ∑ 𝑗𝑗

��𝑐𝑐 − 𝑢𝑢ij tan ∅�∆𝑥𝑥∆𝑦𝑦 + ∆𝑊𝑊ij tan ∅�cos 𝛼𝛼xz ∙ 𝑚𝑚𝛼𝛼∑𝑖𝑖 ∑𝑗𝑗(tan 𝛼𝛼xz + 𝐾𝐾h ) ∆𝑊𝑊ij

1 sin αxz tan ∅+，𝐽𝐽 = �1 + tan2 αxz + tan2 αyz
𝐽𝐽𝐹𝐹sc ：粘着力𝑢𝑢ij ：間隙水圧∅：内部摩擦角∆𝑥𝑥∆𝑦𝑦：（ xy 平面における）コラムの面積∆𝑊𝑊ij ：土塊重量

𝛼𝛼xz ，𝛼𝛼yz ：仮定地すべり方向の各軸別三角柱底面傾斜角
𝐾𝐾h ：地盤水平震度係数

動杭の観測結果から地すべりブロックを設定した。三次

Hovland 法で行う必要がある。ただし，このときの元のすべり面モデルは，弾性波探査結果から推定した

計画安全率は，より厳密な計算手法である三次元

横断方向のすべり面と各ボーリングで確認されたすべ

簡易 Janbu 法で求めた必要抑止力を満足する計画

り面を通ると共に，地表面に設定した地すべりブロック

安全率とする。

の範囲を通るように三次元曲面推定技術により設定した※グラウンドアンカーを配置するに当たり，可能な限り地山を掘削しない，すなわち，現在の地形を可
能な限り改変せずにアンカーを配置する。
解析モデル
三次元解析モデルは，まず地表にみられる亀裂と移106

三次元簡易 Janbu 法（図 1. 2. 115）。
また，地下水位については，各ボーリングにおける孔内水位の実測値と推定値をもとに設定した。孔内水位の推定式は，式（1）に示した実効雨量をもとに回帰分析により求めた。

2

斜面災害への取り組みの事例

図 1. 2. 115 三次元解析モデル（左；地形鳥瞰図，右；すべり面鳥瞰図）C= α･ 0+α2 1++α +1 n（1）

ここで， C：実効雨量， 0：当日の日雨量
α：逓減係数（＜ 1. 0）

推定式： = exp（1. 91160 ‒ 0. 00056 ）相関係数 0. 752

：累積日数

（4）

：当日の実効雨量，逓減係数α = 0. 810，

回帰式 A： = a + b

回帰式 B： = ±exp（a + b）

（2）

累積日数 = 11

地すべり発生後の実測地下水位

G.L. ‒ 6. 5 m（平成 23 年 2 月 23 日）

最危険水位（HHWL）：解析水位

a，b：回帰式の係数

G.L. ‒ 3. 512 m（平成 18 年 7 月 19 日）※推定値【BP ‒ 3】

： 日前の日雨量n： 日前の実効雨量

最危険水位（HHWL）

G.L. ‒ 5. 866 m（平成 18 年 7 月 19 日）※推定値

C

ここで，変数（α， ， ）を変えて回帰式 A と回帰式 B で繰り返し計算を行い，求まった解析水位と孔内水位実測値とで回帰分析を行った。回帰分析の結果から解析値と【BP ‒ 4】

推定式： = exp（2. 17622 ‒ 0. 00299 ）
相関係数 0. 916：当日の実効雨量，逓減係数α = 0. 99，

実測値の相関係数が最も高い回帰式をそのボーリング孔

累積日数 = 1の地下水位推定式とした。

地すべり発生後の実測地下水位

高い孔内水位を求め，この水位を解析時の最危険水位

最危険水位（HHWL）

ここでの最危険水位は平成 18 年 7 月豪雨以降で最も（HHWL）とした。なお，回帰分析の結果，平成 18 年 7（5）G.L. ‒ 8. 6 m（平成 23 年 2 月 23 日）

G.L. ‒ 3. 889 m（平成 18 年 7 月 19 日）※推定値

月豪雨時の水位が最も高い水位となった。
以上の結果から決定した各ボーリング地点の地下水位
は，以下の通りである。
【BP ‒ 2】

推定式： = exp（1. 65975 ‒ 0. 00158 ）相関係数 0. 893

検討結果
対策工法は，現実的に施工可能なグラウンドアンカー

工，排土工，杭工の 3 つの対策工法から，施工性，経済（3）性，環境保全性等を判定指標として総合的に比較検討を行った結果，グラウンドアンカー工を採用した。ここで，検討方針に示したようにグラウンドアンカー工の必要抑止力を三次元簡易 Janbu 法で求めた結果， r = 32, 269. 7：孔内水位推定値， ：当日の実効雨量，（kN）となった。一方，修正 Hovland 法でこの必要抑止力

地すべり発生後の推定地下水位

抑止力は 32, 300. 8（kN）となった（表 1. 2. 14）。

逓減係数α = 0. 810，累積日数 = 11

G.L. ‒ 5. 43 mを満足する計画安全率は 1. 280 となり，このときの必要

この必要抑止力を満足すると共に最も経済的なグラウ
107

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

ンドアンカーの配置を修正 Hovland 法で検討した。ここ

別に変えることで，現地状況に合わせた極めてシビアでで，グラウンドアンカーを設置する際に，可能な限り排経済的な設計が可能である。今回のケースでも，地形的土や切土を行わないように，できる限り現地形に合わせた配置を行う必要があった。このため，グラウンドアン
カーを地形に合わせて 6 つに区分し，三次元で配置検な制約から打設傾角が 30°と 40°の 2 種類，受圧板とグ

ラウンドアンカーのなす角度が 10°と 15°の 2 種類で配置した。
また，二次元解析に適さない複雑な地形でも，地すべ討を行った。この結果，グラウンドアンカーの仕様は，
表 1. 2. 15 に示すように 3 種類となった。なお，各アン

りブロック全体の安定性を計算でき，部分的な切土や盛土カーの長さは，三次元解析モデルで設定した定着層の深が地すべりブロック全体に与える影響を直接検討できる。

さをもとに 1 本ごとに設定した。これらのグラウンドアン

三次元解析のデメリット

カーを配置した鳥瞰図を図 1. 2. 116 に示す。

三次元でのモデル化のためには，より連続的で密な調査が必要となる。

⑸ 竣工後の状況

平成 24 年 2 月にグラウンドアンカー工の施工が完了

し，同年 6 月には付け替え河川の掘削並びに護岸工が完了した（写真 1. 2. 83 ～ 84）。現地状況並びに地盤伸縮計の観測結果を見る限り，竣工後，現在までの間で変状は解析手法においては，修正 Hovland 法は計算式に誤差を内包し，修正 Fellenius による二次元解析よりも誤差が大きくなるとともに，誤差が安全側にも危険側にも出る。
今回のケースでは，修正 Hovland 法による解析は，三次

元簡易 Janbu 法による解析よりも危険側の結果を与えた。

見られない。

また，三次元解析は極めてシビアな配置が可能な反面，また，今回の設計ではアンカー長を 1 本ごとに設定し計算上の微妙な配置変更でギリギリの設計をすることがたが，施工時の確認において，一部の定着層で破砕帯が可能であり，数字合わせに陥る場合がある。さらに，現在見られた箇所以外は設計値と合致した。

の解析手法では，地すべりブロック内のどこにグラウンド

アンカーが配置されても，1 本当たりの設計アンカー力は⑹ 今後の課題と展望

変わらず，等分割で分担する。しかし，本来は各グラウ

三次元解析によるメリット

ンドアンカーの位置によってグラウンドアンカーにかかる

全体配置計画において，グラウンドアンカーを 1 本単負担は大きく異なるはずであるが，従来の一般的な手法と同じく，今回の手法でもこの違いを計算で求めることが位で増減させて計算することができる。
各アンカーの配置や長さ，角度を，アンカーごとに個できない。

表 1. 2. 14 三次元解析結果

計算種別

逆

地形モデル

対策検討

地すべり発生後モデル

地下水位

アンカー配置計画モデル

平常水位

解析手法

(kN/m2)

すべり面平均
せん断強度

算

φ (°)

s

安全率

s

計画安全率

r (kN)

必要抑止力

最危険水位

三次元
簡易 Janbu

修正 Hovland

15. 94

19. 10

6. 75

0. 95

1. 20

22, 537. 1

6. 75

三次元
簡易 Janbu

修正 Hovland

15. 94

19. 10

6. 75

0. 95

0. 841

1. 274

1. 20

22, 545. 8

32, 269. 7

6. 75
－

1. 28032, 300. 8

表 1. 2. 15 グラウンドアンカー仕様一覧

区

分

右①，右②
右③
左①，②，上右，上左108

受圧板とテンドンの
鉛直角度差

0°
0°

10°

受圧板とテンドンの
水平角度差

アンカー打設角度15°

下向き 40°10°

下向き 40°0°

下向き 30°2

斜面災害への取り組みの事例

図 1. 2. 116 グラウンドアンカー配置鳥瞰図

写真 1. 2. 83 アンカー施工状況

写真 1. 2. 84 河川付替え工事竣工後の状況

今後の課題

2. 2. 7ウンドアンカーに掛かる応力までは考慮できない。今後⑴ はじめに

三次元簡易 Janbu 法などの極限平衡解析では，各グラは，三次元 FEM 等により各グラウンドアンカーの抑止力地
 形・地質条件の違いによる地震動の増幅効果に関する ABAQUS を用いた動的解析

2011 年 3 月 11 日に発生した東北地方太平洋沖地震は，分担を考慮した上で，より簡便な手法で各グラウンドア

多数の命を奪う大災害をもたらした。東日本大震災を機

ンカーにかかる個別の設計アンカー力を設定する手法をに，島根原子力発電所が位置する島根県にも地震による開発する必要がある。また，三次元解析を広く普及させ

津波災害が懸念されるようになった。しかし，急斜面にるためには，三次元簡易 Janbu 法や三次元簡易 Bishop 法

囲まれた原子力発電所の場合，地震による影響としては，における対策工の計算手法をできる限り一般化させるべ

津波による被害だけでなく，地震動による斜面崩壊や地きである。

すべりによる被害の危険性も高い。
【花本孝一郎】

島根県には多数の地すべり指定地域が存在しており，島根半島にはその指定地域がより密集している。また，

引用文献

県内とその周辺では M6. 0 を超える地震が過去に何度も鹿野和彦・竹内圭史・松浦浩久（1991）：今市地域の地質．地域地質研究報
告（5 万分の 1 地質図幅），地質調査所，79p.
日本道路協会（2009）：道路土工 －切土工・斜面安定工指針（平成 21 年度版）
．丸善，433p.
（社）全国防災協会（2006）：災害復旧事業における地すべり対策の手引き．

発生しており（図 1. 2. 117）
，地震による斜面崩壊及び地23p.

すべりの対策及び施工は必要なものとなっている。
地震動による斜面崩壊及び地すべり発生の危険性を評価するには，動的荷重を考慮した動的解析を行い，地震動の増幅効果を調べる必要がある（Qi, 2011；Mitani

.,

109

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み。地震動の増幅は地形や地盤特性に影響しており，
2012）

岩及びドレライト）を基盤岩としている（図 1. 2. 119）。

斜面においてはその両方の特性を考慮する必要がある

敷地及びそれに隣接した地域の斜面では，根曲がりが（本研究では斜面の形状及び地質構造による増幅効果を斜見られることから，不安定な状態であり，また尾根上の道

面増幅効果としている）。しかし，地形や地質構造が複雑

路ののり面等では風化が進んでいるため，降雨による小である斜面の増幅効果は未だ十分な解明がされていない。

規模崩壊を起こしやすい。周辺地域では 2010 年 7 月にそのため，本研究は ABAQUS（FEM ソフトウェア）を用

恵曇地区で豪雨による落石災害が，また 2011 年 1 月にいて，斜面増幅効果について調べ，地形・地質条件と増は融雪による地すべり災害が発生しており（写真 1. 2. 86），

幅効果との関係の解明を行う。さらに，その判定手法を用地すべりや斜面崩壊発生の素因になりうる地形・地質的

いて，松江市鹿島町片句の島根原子力発電所周辺の斜面

特徴が潜在することから，今後も斜面災害の発生が懸念についても調べる。

される。

⑵ 調査地域の地形・地質概要及び周辺の斜面崩壊⑶ 解析対象斜面

島根原子力発電所は斜面に囲まれており，個々の斜面

地形条件としては，山体の比高や幅によって増幅傾向

100 ～ 120 m，また，南方ではは同 100 ～ 120 m であるなることを想定して，両斜面を再現したモデルを構築し（図 1. 2. 118）。

た。一方，地質条件としては，島根原子力発電所付近の世の堆積岩から成る成相寺層（凝灰角礫岩，火山礫凝灰岩と凝灰岩の互層を想定した斜面モデル ‒ 2 を構築したの高さは 1，2 号機から東方では 50 ～ 70 m，西方では黒岡ほか（2005）による敷地内の地質は，新第三紀中新岩，凝灰岩，凝灰質頁岩及び黒色頁岩）と貫入岩類（安山が異なったり，地形的に突出した部分では増幅が大きく

主要岩相に基づき，凝灰岩を想定した斜面モデル ‒ 1 と頁

（図 1. 2. 120）
。図 1. 2. 120（c）にモデル出力地点を示す。

発電所敷地内は施設建設の際に，盛土や開削が行われている。施設を囲む斜面は切土やのり面保護工がなされている。
敷地内では東西方向に褶曲が発達していることから，各斜面にて地形・地質条件が大きく異なっている。そのため，周辺斜面の増幅効果を調べるために，解析対象とする斜面は忠実に再現する必要がある。

本研究では南北方向の斜面（図 1. 2. 119 の断面線 AA’）と東西方向の斜面（図 1. 2. 119 の断面線 BB’）を解析対象とし，これらの地質断面図（図 1. 2. 121）を基に ABAQUS

で斜面をモデル化した（図 1. 2. 122）
。図 1. 2. 122 に示す
番号は出力地点を表す。
写真 1. 2. 85 島根原子力発電所と周辺の地形解析モデルの側端部及び底端部における反射波の影響

(a)

(b)
1796 M5.5

0

35.0

50

1872 M7.1

880 M7 1711 M6.3
1835 M5.5

35.0

1778 M6.5
1859 M6.3
1676 M6.5
1857 M650

1987 M5.2

1686 M7.2

2004 M6.4

133.0

1949 M6.2

1903 M6.2
1991 M6.0
1979 M6.1

1857 M7.3
131.0

1925 M5.8
1943 M7.2
100km
2000
1943 M6.2
M7.3
1991 M5.9
1955 M5.5
1977 M5.3
1989 M5.4
35.0
35.0
1978 M6.1
1930 M6.1
1919 M5.8
1911 M6.2
1898 M6.2
1997 M6.6 1905 M7.3
01859 M6.2

1793 M6.4

1983 M6.2

1940 M6.6

1710 M6.5

100km

135.0

131.0

133.0

図 1. 2. 117 中国地方で起きた主な歴史地震の震央分布（a）1885 年以前の震央分布。
（b）1885 年以降の震央分布（総理府地震調査研究推進本部地震調査委員会編，1999 から編図）
。

110

135.0

2

斜面災害への取り組みの事例

250m

島根原子力発電所

図 1. 2. 118 島根原発の敷地及び周辺の地形図（国土地理院
地図閲覧サービスより）を抑制するため，無限要素を構築して解析を実行した。
なお，有限要素領域はモール・クーロンの破壊基準，無限要素領域は弾性モデルとして設定している。
均質斜面モデルと互層斜面モデルに入力する物性値

は Hoek（2000）の Rock mass properties を 参 考 に し た（表 1. 2. 16）。発電所周辺の南北斜面モデルと東西斜面
モデルに入力する物性値は，敷地周辺の海岸で採取した試料の一軸圧縮試験結果と Hoek（2000）の Rock mass

図 1. 2. 119 島根原子力発電所敷地の地質図（黒岡ほか，2005）。
properties を基に決定した（表 1. 2. 17）

動的解析を行うための有限要素法は以下の運動方程式

設定しており，本研究でもこの値を用いた。

で当てはめる。

[ ]{ } + [ ]{ } + [ ]{ } = { }
･･

･

（1）

[ ]：質量マトリックス，[ ]：減衰マトリックス，[ ]：剛⑷ 検証解析
設定した解析条件のもと，有限要素法によるシミュレー

ションが妥当性をもつかを判断するため，Brennan andMadabhushi（2009）が実施した遠心載荷模型実験を基準

性マトリックス，{ }：外力，{ }：節点変位である。減衰参照テストとし，検証解析を実施した。遠心載荷模型実は [ ] が [ ] と [ ] に比例する形の減衰特性を仮定する

ルに鳥取県西部地震のデータ（防災科学技術研究所基盤率の設定には Rayleigh 減衰を仮定する。Rayleigh 減衰ともので，それを次式に表す。

[ ] = α[ ] +β[ ]（2）験の斜面モデルに基づき，ABAQUS で構築した斜面モデ

強震観測網 KiK-net，2000）を入力し，出力加速度を求めて，双方の結果を比較した。
入力地震加速度データは，鳥取県日野町で観測されたものである。図 1. 2. 123（a）に遠心載荷模型実験の結果

ここで，α，βは定数である。

を，図 1. 2. 123（b）に検証解析の結果をそれぞれ示す。検10Hz と示されている。この振動数の範囲では減衰率は面頂部では他の出力地点よりも増幅が大きいことを示した。

数％～数十％を示すが，減衰率が数十％の場合には対象

その他の出力加速度も模型実験で得た結果と同様の増佐藤ほか（2004）では堆積地盤の固有周波数は 0. 6 ～物はほとんど振動しないため，動的解析を行う上で間接的に使用する場合の減衰率は 1 ～ 5％である。Qi（2011）では減衰率 3 ％とするため，α= 2. 134，β= 0. 0009009 と証解析の結果，遠心載荷模型実験で得た結果と同様，斜幅傾向を示すことから，設定した解析条件のもとでのシ
ミュレーションは妥当と判断でき，この解析条件のもとで地震動の増幅効果を検討した。
111

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

(a)

(b)

写真 1. 2. 86 島根半島の斜面災害（a）豪雨により発生した落石，（b）融雪により発生した地すべり。

(a)

(a)

A
N

A’
S

(b)
(b)

:Shale

B

B’

W

E

:Tuff

(c)

図 1. 2. 121 地質断面図（a）NS 方向の地質断面図，（b）EW 方向の地質断面図（断面線は（中国電力株式会社資料）。
図 1. 2. 119 に示す）

図 1. 2. 120 解析対象斜面モデルと出力地点（a）斜面モデル－ 1，（b）斜面モデル－ 2，（c）出力地点。

斜面下部

斜面中央部

斜面上部

斜面後方部

(a)

斜面後方部 斜面上部 斜面中央部 斜面下部(b)

図 1. 2. 122 モデル化した島根原子力発電所周辺の斜面（a）NS 方向の斜面モデル，（b）EW 方向の斜面モデル。

⑸ 地震応答解析により得た斜面増幅度（2000）による。表 1. 2. 18 に地震観測
強震観測網 KiK-net

地形・地質条件の設定

所の一覧及び鳥取県西部地震の震央距離，図 1. 2. 124 に

斜面増幅効果をみるため，モデルの各地点において出力した最大加速度と入力した最大加速度の比を求めた。
ここではこの比を斜面増幅度とする。

入力地震波として 2000 年 10 月に発生した鳥取県西部

地震（
112

JMA

= 7. 3）の観測記録は防災科学技術研究所基盤

観測点の分布をそれぞれ示す。

図 1. 2. 124 の断層モデルは，福山ほか（2001）により詳細に求められた余震分布を参考に仮定した。KiK-net の各観測施設には地表と観測井中の両方に地震計が設置されているが，本研究では地中の観測記録を使用し，地震動の2

斜面災害への取り組みの事例

表 1. 2. 16 均質な斜面モデルと互層を伴う斜面モデルの入力物性値（括弧内は互層斜面の解析の際に変更した物性値）

頁岩（kg/m3）

Density

Elastic
modulus
（MPa）

2100

2. 00E + 09

（2300） （6. 00E + 09）

Poisson
ratio
0. 28

Cohesivestrength（MPa）

Friction
DilateThicknessangle（°） angle（°） （m）

1. 00E + 06

27

（0. 26）（2. 00E + 06）（32）

Damping
（％）

2

15

3
3

（5）

凝灰岩

2200

4. 00E + 09

0. 27

1. 50E + 06

30

4

20

側部境界

2200

4. 00E + 09

0. 27

－

－

－

－

底部境界

2500

9. 00E + 09

0. 25

－

－

－

－

－

表 1. 2. 17 島根原子力発電所周辺の斜面モデルの入力物性値
Density（kg/m3）

Elastic odulus（MPa）

Poissonratio

Cohesivestrength（MPa）

Friction
DilateDamping
angle（°） angle（°） （％）

頁岩

2300

9000

0. 25

3. 5

33

4

3

硬質頁岩

2530

20577

0. 23

6. 7

38

7

3

凝灰岩

2430

12044

0. 24

4

35

5

3

頁岩・凝灰岩の互層

2350

10500

0. 245

3. 75

34

4. 5

3

安山岩

2700

42000

0. 2

13

46

11. 5

3

ドレライト

2700

42000

0. 2

13

46

11. 5

3

側部境界

2430

12044

0. 24

－

－

－

－

底部境界

2700

42000

0. 2

－

－

－

－

(a)

(b)

図 1. 2. 123 検証解析の結果（a）遠心載荷模型実験の結果（Brennan and Madabhushi, 2009），（b）検証モデルの解析結果。

周波数，震央距離，震源断層距離，基盤条件を比較した。
モデル構築条件に関しては，均質な斜面モデルでは入斜面高さの条件は，50 m，75 m，100 m，125 m，150 m，175 m と変えており，その際の両斜面の傾斜角度θは 30°

力地震動，斜面の高さ，両斜面の傾斜角度を変え，互層とした。両斜面の傾斜条件は，20°
，30°
，40°
，50°
と変え

を伴う斜面モデルでは層理面の傾斜角度を変えて解析をており，その際に斜面高さ実施した。
入力地震動を変更する際，高さと両斜面の傾斜角θ

を，それぞれ 75 m と 30°，100 m と 30°，150 m と 30°，，100 m と 40°とした。
100 m と 20°は 100 m とした。

互層を伴う斜面モデルでは，層理面の傾斜条件を 10°
，

，20°
，25°
，30°
，40°
と変えており，その際に斜面高15°

さは 100 m，両斜面の傾斜角度θは 30°
とした。

113

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

表 1. 2. 18 使用した地震観測点コード一覧（防災科学技術研究所基盤強震観測網 KiK-net，2000）
観測点
コード

観測点名

北緯

東経

地表標高
（m）

設置深度
（m）

都道府県

震央距離
（km）

OKYH07神郷

35. 0461

133. 3196

564

100

岡山

26

OKYH08

哲多

34. 9071

133. 4081

430

100

岡山

41

OKYH09湯原

35. 1777133. 6792

405

100

岡山

32
45

OKYH14北房

34. 9331

133. 6232

218

100

岡山

SMNH01伯太

35. 2931

133. 2630

170

101

島根

8

SMNH02仁多

35. 2203133. 0882

340

101

島根

24

SMNH10美保関

35. 5547

133. 3031

9

200

島根

31

SMNH12吉田

35. 1603

132. 8583

380

101

島根

46

TTRH02日野

35. 2281

133. 3936

410

100

鳥取

7

TTRH04赤崎

35. 4636

133. 6333

114

207

鳥取

33

KiK-NETの増幅度は，高さkm

aftershocks (Fukuyama et al.)

NIED

0

10

20

30

面モデル，高さ

が 100 m，両傾斜角度θが 30°の斜が 150 m，両傾斜角度θが 30°の斜面

モデルでは，距離が大きくなるに従い増幅度は小さくなる
SMNH1035.30°

傾向があったが，他の斜面モデルではその傾向は顕著ではなかった。

TTRH04

震源断層距離ごとの増幅度は，高さ

SMNH01斜角度θが 30°の斜面モデル，高さ

TTRH02

SMNH02い増幅度は小さくなる傾向であったが，他の斜面モデル

OKYH0735.00°

OKYH08ではその傾向は顕著でなかった。
斜面高さ H の違いによる斜面増幅度

OKYH14

斜面高さ
132.30°133.00°が 150 m，両傾斜

角度θが 30°の斜面モデルでは，距離が大きくなるに従OKYH09SMNH12が 100 m，両傾

133.30°134.00°

図 1. 2. 124 地震動の観測点及び仮定した断層の位置
堀川ほか（2001）の図を一部修正・加筆。

の違いによる解析結果を図 1. 2. 126 に示す。斜面最頂部の増幅度は，斜面の中腹部や末端部に比べ明らかに高い値を示している。斜面最頂部の増幅度は
斜面の高さが大きくなるにつれて，比較的低下の傾向を示すが，震央から近い地点で観測された日野 TTRH02と伯太 SMNH01 の地震記録ではその傾向はなかった。斜入力地震動の違いによる斜面増幅度
地震動は地形・地質条件だけでなく，地震動の周波数

面中腹部の増幅度は斜面の高さが大きくなるにつれて，比較的低下の傾向を示している。しかし，斜面末端部のや伝播距離，震源特性などにも影響して増幅する。ここ

増幅度は高さの影響による関連性は見られなかった。

では，鳥取県西部地震の震央距離及び震源断層距離の違

斜面傾斜角度θの違いによる斜面増幅度

いによって増幅の傾向が見られるかどうか確認するため，

斜面傾斜角度θの違いによる解析結果を図 1. 2. 127 に

5 つのモデルにおいて入力する地震動を変えて解析を実示す。斜面最頂部の増幅度は斜面の中腹部や末端部に比施した。各斜面モデル最頂部の増幅度を，使用した地震

べ明らかに高い値を示している。斜面最頂部の増幅度は

記録の震央距離及び震源断層距離ごとにプロットした結

斜面の傾斜角度が大きくなるにつれて，比較的増加の傾果を図 1. 2. 125 に示す。

向を示している。斜面中腹部の増幅度は斜面傾斜角度の鳥取県西部地震の震源断層から KiK-net 観測点の距離

は，ハスバートルほか（2011）の震源断層と位置関係のモ影響による関連性は見られなかった。斜面末端部の増幅度は，斜面最頂部とは反対に斜面の傾斜角度が大きくな

デル及び堀川ほか（2001）の断層モデルを利用して推定るにつれて，わずかであるが低下の傾向を示している。

した。鳥取県西部地震は左横ずれ断層型のため，断層モ

層理面傾斜角度αの違いによる斜面増幅度した。

図 1. 2. 129 に示す。互層斜面の解析では，頁岩についてに震源断層ごとの増幅度をそれぞれ示す。震央距離ごと頂部の増幅度は，均質な斜面モデルと同様に斜面の中腹

デルと各 KiK-net 観測点との最短距離を震源断層距離と図 1. 2. 125（a）に震央距離ごとの増幅度，図 1. 2. 125
（b）

114

層理面傾斜角度αの違いによる解析結果を図 1. 2. 128,

2 通りの物性値を設定して斜面増幅度を求めた。斜面最2

斜面災害への取り組みの事例

図 1. 2. 125 入力地震動の違いによる斜面増幅度（a）震央距離ごとの斜面増幅度，（b）震源断層距離ごとの斜面増幅度。

図 1. 2. 126 斜面高さの違いによる斜面増幅度

図 1. 2. 127 斜面傾斜角度の違いによる斜面増幅度

115

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み(a)(a) 斜面最頂部(d)(e) 斜面中腹部(d) 斜面中腹部(h)(h) 斜面末端部

(e)

(I)

(I) 斜面末端部

図 1. 2. 128 頁岩の強度が凝灰岩の強度より低い場合の層理面傾斜
角度αの違いによる斜面増幅度(a)(a) 斜 面 最 頂 部(d)(d) 斜面中腹部(h)(h) 斜 面 末 端 部(e)(e) 斜面中腹部(I)(I) 斜面末端部

図 1. 2. 129 頁岩の強度が凝灰岩の強度より高いとした場合の層理
面傾斜角度αの違いによる斜面増幅度部や末端部に比べ明らかに高い値を示している。頁岩の物性値を変えても同様の結果を示した。頁岩の強度を上に動的解析を実施した。入力地震動は NS 方向の斜面モ
デルでは NS 成分の地震記録，EW 方向の斜面モデルにはげた場合，一部を除き増幅度は低い値を示した。しかし，

EW 成分の地震記録を用いて，斜面傾斜方向に対応する

層理面の違いによる明確な増幅傾向は示されなかった。

ように選定した。モデル化した斜面の各場所における計発電所周辺の斜面モデルにおける増幅度

算結果を図 1. 2. 130 に示す。

発電所周辺の NS 方向の斜面と EW 方向の斜面を対象

116

図 1. 2. 130（a）は NS 方向の斜面モデルにおける増幅度

2

(a)

斜面災害への取り組みの事例(b)

図 1. 2. 130 モデル化した島根原子力発電所周辺斜面の各場所における計算結果（出力番号は
図 1. 2. 122 に示す番号と対応する）（a）NS 方向の斜面，（b）EW 方向の斜面。

を出力点毎に示したものである。高い増幅度を示したの謝辞る。また，急峻なところも増幅度は高い。使用した地震る地質断面図を使用させていただきました。ここに記してが，出力番号 8，9 であり，これらは斜面最頂部に対応す
記録の中で最も高い増幅度を示したのが，神郷 OKYH07の NS 成分であり，逆に最も低い増幅度を示したのが，北本研究では，（独）防災科学技術研究所基盤強震観

測網 KiK-net による地震観測記録及び（株）中国電力によ謝意を表します。
【三谷康博・斉 文浩・汪 発武】

房 OKYH14 の NS 成分であった。

図 1. 2. 130（b）は EW 方向の斜面モデルにおける増幅度を出力点毎に示したものである。高い増幅度は出力番

号 2，3 であり，これらはは現地斜面において切土斜面に対応する。また，他の切土斜面の出力点でも比較的高い増幅度を示している。しかし，斜面の上部では増幅度は低い。使用した地震記録の中で，最も高い増幅度は神郷 OKYH07 の EW 成分であり，逆に低い増幅度は伯太SMNH01 の EW 成分，及び北房 OKYH14 の EW 成分で

あった。
⑹ まとめ

本研究では，ABAQUS を用いて斜面をモデル化し，鳥取県西部地震の観測記録を使用して動的解析を実施した。
本解析では，無限要素を用いることで異なる斜面の特性を反映することができた。
・地形条件での斜面増幅効果は，斜面の高さより斜面傾
斜角度に影響して増幅度は高い。
・互層斜面においては，層理面傾斜角度に影響した増幅効果は明確ではない。
・島根原子力発電所周辺から抽出した斜面をモデル化し，解析を実施した。その結果，南北斜面においては上部

引用文献
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：Ampliﬁcation of seismic
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福山英一・Ellsworth W.L.・Waldhauser F.・久保篤規（2001）：2000 年鳥取県西部地震の詳細断層構造．2001 年地球惑星科学関連学会合同大会，
S3-007.

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日本地すべり学会誌，Vol.48, No.1, pp.23-28.
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堀川晴央・関口春子・岩田知孝・杉山雄一（2001）：2000 年鳥取県西部地
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Mitani Y., Wang F.W., Okeke A. C. and Qi W.（2012）of earthquake amplification effect of slopes in different topographic
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Qi W.（2011）
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Graduate Institute for Policy Studies, Tsukuba, Japan, 46p.
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記録の逆解析による堆積地盤の減衰特性評価．日本建築学会 2004 年度
大会（北海道）学術講演梗概集，pp.543-544.
総理府地震調査研究推進本部地震調査委員会編集（1999）：日本の地震活
動 ―被害地震から見た地域別の特徴．395p.

で増幅度は高く，東西斜面においては末端で増幅度が高くなった。
117

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

内側が 15 cm 程度海側にずれ，20 ～ 30 cm 下がっている

2. 3 対策状態であった。ブロック内を弧状に横断する林道の中央2. 3. 1 グラウンドアンカーによる地すべり対策事例

付近には道路横断方向にクラックが卓越し，海側ほど開⑴ はじめに口している特徴がみられ，道路が面的な圧力により押しグラウンドアンカー工（以下，アンカー工とする）は地出された様相であった。

すべり移動層を締付ける，あるいは引き止める効果によ

一方，林道より海側の地形変状については不明瞭となり，その滑動を抑止させることを目的とした工法であり，り，地すべり末端部においては微弱な押出し地形は確認

地すべり対策工法の中で唯一プレストレスを導入することされたものの，明瞭な変状を認めることはできなかった。

ができる大きな特徴をもつ。その効果を十分に引き出す

ただし，末端両側部の浅い谷地形には多量の湧水と表層ためには，地すべり機構を考慮し適性を検討することが崩壊が発生しており，水ミチの出口が存在すると判断され重要となる。

た。また，林道に沿う切土のり面には全体的に粗面岩質

本文では，島根県で発生した地すべりについて，アン

凝灰角礫岩の風化部が認められたが，ブロック中央付近

カー工の適用が効果的であったと考える 2 つの現場の紹においては粗面岩溶岩片が密に含まれ，堅硬な状態であ介を行う。

ることを確認した。

1 例目は隠岐島前地区での粗面岩質火砕岩（凝灰角礫岩）の地すべり事例である。地すべりブロックの中腹から

地すべり機構ボーリング調査及びパイプ歪計観測の結果，地すべり

末端にかけて粗面岩溶岩片が密集し，地すべりの抵抗体

は玄武岩の上に載る粗面岩質凝灰角礫岩内で発生したことして働いていたため，この抵抗体をアンカーで締付け，とがわかった。コアの状態から，粗面岩質凝灰角礫岩は移動層を引き止めることが有効であった。

風化し，粘土化する凝灰岩部に硬質な粗面岩溶岩片が不2 例目は島根半島のグリーンタフ分布域での地すべり事

均質に混じる岩相であり，溶岩片が下位の玄武岩との層例であり，大規模地すべりブロックの末端部が単独で滑界付近に密に含まれる傾向が認められた。踏査結果を考動した事例である。主すべり面の角度が 47°と急であった
ことに加え，その背後には大規模地すべりのすべり面が慮すると，林道切土のり面付近には粗面岩溶岩片が密に存在する可能性が高いと判断された（図 1. 2. 133）。

存在していた。末端部の滑動のみを抑止し，かつ背後のここで，頭部域の変状が大きく，一方で林道付近より大規模地すべりの影響を避けるためにはアンカー工の適下方の変状が小さいことを考慮すると，次の作業仮説が用が有効であった。

考えられた。
まず，粗面岩質凝灰角礫岩の凝灰岩部が風化により粘⑵ 隠岐島前地区での対策事例

土化したことで強度低下を生じ，相対的に凝灰岩部が厚地すべりの概要

く分布する頭部域では潜在的なすべり面が形成されやす

1 例目の地すべりは，隠岐島前地区で発生したものであまある。地すべり箇所は海士町の別府湾に臨む西向き斜面

であり，千葉ほか（2000）によると，周辺の地質としてはかったものと考えられる。そのような状態において，集中豪雨に伴う地下水位上昇がトリガーとなり，すべり面が連続し，地すべりの発生に至ったものと推察される。

新第三紀後期中新世の粗面玄武岩が付近の基盤をなし，しかし，林道付近の中腹部においては，凝灰岩部の風

家督山山頂付近には粗面岩溶岩がスポット状に分布する化粘土層に形成されたすべり面が，密に含まれる溶岩片

あとど（図 1. 2. 131）
。付近の地形形状としては概ね一様な傾斜のにより，その連続性が断たれたものと考えられる。このこ斜面をなすが，地すべりブロックは中央付近がやや凸のとは，断面的に最も抵抗の少ない切土のり面下端にすべ

尾根地形をなす。

り面が抜けなかったことや，林道アスファルトに面的な圧

本地すべりは平成 18 年 7 月 15 日から 17 日にかけての強雨（3 日間の累積雨量 289 mm）により発生したもので，その規模は幅約 60 m，斜面長約 50 m ，移動層厚約。
9 m であった（図 1. 2. 132）

地形変状の特徴
全体的な地形変状の特徴として，頭部域ほど変状が大きく，中腹の林道から末端にかけては変状に乏しいことが挙げられた。頭部滑落崖の落差は 1 ～ 2 m であり，幅約40 m の範囲で馬蹄形に明瞭な滑落崖が認められた。

力が加わった跡と判断される特徴的なクラックが認められたことなどからも推察できる。
このため，頭部域に形成されたすべり面は中腹部で消失し，頭部域の滑動推力は中腹部の溶岩片からなる“抵抗体”を介して下方の地盤に分散して伝達されたと考えられる。その結果，地すべりの末端部は変状に乏しく被害が少なかったものと判断された。
また，地下水流動経路については，斜面上部はブロッ
ク内部を通過するが，林道付近でその経路が左右側部にさらに，頭部から連続するクラックは地すべり両側部へ分岐し，末端両側部の水ミチ出口に至っていると推察さ続いており，林道のアスファルトがせん断され，ブロックれ，林道付近の岩盤状態は密実で透水性の低い状態，す

118

2

斜面災害への取り組みの事例

図 1. 2. 132 家督地すべりの被災平面図

ことで，地すべりが置かれた状況を有効的に活用することができたものと考える。
⑶ 島根半島での対策事例
図 1. 2. 131 家督地すべり周辺の地質図
千葉ほか（2000）を基に作成。

地すべりの概要

2 例目の地すべりは島根半島中央部の日本海側に面し
ち ごう

た出雲市地合町にある「地合地すべり防止区域」で発生したものである。鹿野・中野（1986）及び鹿野ほか（1991）

なわち密実で安定した岩盤であったと考えられた。
地すべり対策の検討によると，地合地区には，新第三紀前期中新世の古浦層
や成相寺層の砂岩・泥岩・凝灰岩よりなる堆積岩類が主

以上のように，当該地すべりは頭部域の滑動が先行しに分布しており，凝灰岩の多くは変質し，グリーンタフとた地すべりといえ，中腹部から末端部にかけてのすべりなっている。また，地合地区とその周辺にはドレライトの面は完全に連続していない状態であると判断された。し貫入，及び宍道断層やそれに派生して生じた断層が存在たがって，林道付近より下方については，上部からの推するとされる（図 1. 2. 134）。

力が加わらない限り十分な安定を保てるものと判断し，頭部域の滑動を抑止することが必要と考えた。

地合地すべりは，31. 8 ha の区域面積をもち，主に 4 つのブロックに区分される（図 1. 2. 135）
。これらのうち最ここで，林道付近に溶岩片からなる“抵抗体”が存在す

大のものは幅約 380 m，長さ約 500 m，移動層厚約 70 m

ることを考慮すると，それを利用した地すべり抑止工法がと，島根県内でも最大級の規模の地すべりといえる。昭有効と考えられた。ただし“抵抗体”の存在については直和 36 年に事業開始以来，海岸浸食防止や地表水・地下接的にその存在を確認できておらず，状況証拠による推水排除工を主体とした工事が実施され，地すべり活動の定の域を出ないものであった。このため，抑止工法の設抑制が図られているが，GPS 観測をはじめとした各種観計に際し，この“抵抗体”を定量的に評価し，それに反映

測結果から，現在でも地区全体で年平均約 10 mm の滑動させることはできないと判断した。

が認められている。

したがって，頭部域の滑動を面的に受けたと考えられ
る定性的な側面を抑止工の設計に利用することを考えた。
すなわち，アンカー工を切土のり面に打設することで，“抵抗体”を頭部域の移動層を押えつける要素として利用できると考えた。
このように，現状で地すべりに抵抗している部分に対し，アンカー工によりその抵抗力を増加させる工法とした

このような地すべり地帯において，平成 23 年 9 月に襲来した台風第 12 号及び第 15 号に伴った強雨により，大規模地すべりブロック S3 の末端部で斜面崩壊（A ブロッ

ク：幅約 10 m，長さ約 50 m，崩壊厚約 3 m）が発生し，これを誘因として隣接斜面に幅約 25 m，長さ約 60 m，
移 動 層 厚 約 8 m の地 す べり（B ブロック）が 発 生した（図 1. 2. 136）
。
119

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 133 家督地すべりの地すべり機構図

図 1. 2. 134 地合地すべり周辺の地質図

鹿野・中野（1986）及び鹿野ほか（1991）を基に作成。

120

図 1. 2. 135 地合地すべりの鳥瞰図（上：航空写真，下：地質図）

2

斜面災害への取り組みの事例が分布することがわかった。凝灰岩は全体的に亀裂が密に発達し，白色粘土化した部分を複数枚挟在した状態であった。なお，当該斜面は過去に切土がなされたこともあり，流れ盤をなす崩積土と凝灰岩の境界部が斜面中腹で解放された状態となっていた。このため，崩積土層の先端部は不安定な状態であり，局所的に顕著な滑動が生じていた。

パイプ歪計観測では，それぞれの孔の 2 つの深度において顕著な歪量の累積が認められた。深部の歪検出深度
は，斜面末端からほぼ直線で結ぶことができ，既往調査結果を考慮すると，山頂からの大規模地すべりブロック

である S3 ブロックのすべり面である可能性が高いと考えられた。

一 方，浅 所 で 検 出 さ れ た 歪 に つ い て は， 最 大 640

μstrain/ 月と大きく，降雨に呼応して歪増加が認められ，地盤伸縮計の動きと連動していることを確認した。このため，浅所の歪検出深度とコア状況から B ブロックのす
べり面深度を決定し，4 つの小ブロックの存在可能性が指摘された（図 1. 2. 137）。
B ブロックの地すべり機構

S3 ブロックのすべり面が相対的に浅所に現れる斜面末

図 1. 2. 136 地合地すべりの被災平面図

端部では，潜在的に滑動しやすい状態にあったと考えられる。この状況下で隣接する A ブロックの崩壊により B

ブロック右側部が下方に引きずられ，その後はそれまで
調査結果概要A ブロック

現地踏査の結果，A ブロックについては完全に移動層が存在していた右側面の摩擦抵抗が喪失したことにより不安定化し，亀裂質な凝灰岩層内に高角の新たなすべり面が形成されたものと推察される。

崩落し，崩壊面は安定していると判断されたが，その背また，凝灰岩を覆う崩積土との境界付近には，A ブロッ

後の緩斜面に過去の地すべり痕跡と思われる連続する段クで認められたものと連続する白色粘土層が接しており，差地形を認め，背後斜面への影響が懸念された。このた

これが遮水層となり上部からの浸透水が崩積土先端部にめ，A ブロック上部の緩斜面にて地盤伸縮計観測（T ‒ 1），

集中的に供給されやすい状態となっていた。このため，こボーリング（BV ‒ 1）ならびにパイプ歪計観測を実施したの地質境界をすべり面の一部とした小ブロックの滑動も結果，地すべり性の変位は認められず，背後斜面への影発生したと判断される。

響は無いと判断された。

地すべり対策の検討

崩壊面には崩積土と凝灰岩の地質境界を認め，その境B ブロックは大規模な S3 ブロックの末端部にあたるた

界付近の凝灰岩層内には広範囲に変質した白色粘土層がめ，排土工は適用できず，また保全対象となる海岸道路

挟在されており，常時湧水の滲出が確認できた。この白が存在することから押え盛土工も適用できなかったため，

色粘土層は BV ‒ 1 でも確認でき，約 12°の北傾斜を示す
流れ盤であることがわかった。このため，地表からの浸透

水はこの白色粘土層に規制されて流下し，A ブロック頭部

構造物による抑止工を検討した。ただし，その他の条件として背後に控える大規模ブロック S3 の影響を受けない
範囲で抑止工を収める必要があった。これらの条件に加付近に集中的に供給されやすい性状であり，これが崩壊

え，主すべり面の角度が 47°と急であることも考慮した結素因の一つと考えられた。

果，アンカー工の適用が最適と判断した。

B ブロックB ブロック内の 2 箇所でボーリング（BV ‒ 2，BV ‒ 3）とパイプ歪計観測を行い，地盤伸縮計観測を頭部付近で 2箇所（T ‒ 2，T ‒ 3）と末端部（T ‒ 4）で実施した。

ボーリング調査の結果，斜面上部では表層を層厚約 6 mの崩積土が覆い，その下位には熱水変質を被った凝灰岩

B ブロックは，上部の崩積土層先端の滑動とその下位の凝灰岩の滑動に大きく 2 分され，それぞれを抑止するために上段・下段 2 種類のアンカーの選定を行った。下段アンカーは S3 ブロックのすべり面の影響を避けるに

は斜面中腹に打設せざるを得ず，限られた範囲に収まり，かつ B ブロックの滑動を抑止できる規格の選定を行った。
121

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 137 地合地すべりの地すべり機構図

以上のように，比較的急なすべり面をもち，また，背後どちらか一方の力が，あるいは両方がすべり面に直接作からの地すべりの影響を避けるために，抑止工の設置可用するという手法が一般的であるが，その根拠は十分に能範囲が制限された当該地すべりにおいては，アンカー

示されていない（日本道路協会，2009 など）。また，施工工の適用が効果的であったと考える。

に関しても，アンカー工の重要要素といえる周面摩擦について多くの疑問点を残したまま，現場での施工が先行⑷ まとめと課題本文で紹介した 2 例は，その地すべりの特徴からアンカー工の適用性が高いと判断された事例である。アンしている状況であるといえ，アンカー工はまだ完成された工法とは言い難いと考える。
したがって，アンカーに関わる技術者は，アンカーがカー工が適していると判断した要因としては，1 例目では不完全な技術であることを認識した上で設計あるいは施比較的堅硬で安定した岩盤が切土のり面付近に分布して工を行うことが，技術的進歩や事故防止の上で非常に重いたことが大きく，2 例目では急角度をなすすべり面とそ要となるものと考える。

の背後に控える大規模地すべりのすべり面の存在が挙げ【片山直樹】られる。これらの要因には，地すべりの機構的な条件に加え，アンカー施工位置における地形的な条件が多分に引用文献含まれている。

千葉とき子・金子信行・鹿野和彦（2000）：浦郷地域の地質．地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅），地質調査所，74p.
鹿野和彦・中野 俊（1986）：恵曇地域の地質．地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅），地質調査所，30p.
鹿野和彦・竹内圭史・松浦浩久（1991）：今市地域の地質．地域地質研究報
告（5 万分の 1 地質図幅），地質調査所，79p.
日本道路協会（2009）：道路土工 －切土工・斜面安定工指針（平成 21 年度版）
．丸善，521p.

アンカー工は，その抑止力を作用させる方向をある程
度自由に決めることができ，また部材断面が比較的小径であるが杭工のような大断面をもつ対策工と同等の抑止力を発揮できるメリットを有する。このため，アンカー
工は地すべり抑止に必要な規格等の調整の自由度が高く，地形的制約が多い場合に非常に有用な工法であり，地すべりなどの災害対策はもちろん，今後ますます地形的制

2. 3. 2 グラウンドアンカーの “ 摩擦 ” に関する実験的研究

約が増すであろうインフラ整備での活用が期待される。

⑴ はじめに

ただし，アンカー工は設計及び施工に関して，いまだグラウンドアンカー（以下，アンカーという）は，地す

明らかでない点が多く含まれた工法であるといえる。例え

べりや斜面崩壊により不安定化した自然斜面や切土のり

ば，主流の 2 次元断面におけるアンカーの設計では，アンカーへの導入力を「締付け力」と「引止め力」に分解し，
122

面などの地盤自体の安定化，地盤の上部または内部に建設される構造物の安定化を図る目的で用いられ，1957 年

2（昭和 32 年）に我が国において導入されて以来，既に 50年余りが経過している。
特に，地すべり対策におけるアンカーは，他の地すべ

斜面災害への取り組みの事例

ンカー周辺の地盤内応力状況の比較により自由長部周面摩擦の影響を評価した模型実験結果を示す（片山，2010）。

なお，本文では応力の圧縮側を正としている。

り抑止工では得られない長所をもつため，地すべり対策工として多くの設計・施工実績がある。しかしながら，ア⑵ アンカー体加圧注入の効果

ンカーが施工された地すべり斜面がどのような挙動を示

加圧注入実験の概要

し，アンカーやすべり面にどのような力が作用するのかな

実際のアンカー引抜き時には，多様なせん断破壊面がどについては，いまだ未解明な部分が多く残されている生じるため，アンカー体周面に発現する摩擦応力τに対状態であり，現状ではこのような不確定要素を多く抱えたする一定の評価を行い難い。よって，この様なせん断破まま，現場での工事が先行している状況といえる。
このため，アンカーの設計においても便宜的な手法が用いられている。一般的な設計手法では，アンカーへの導入力がアンカーと交わるすべり面位置において集中荷壊面の影響を極力抑えるために，任意の面におけるせん

断が可能な一面せん断試験（ JGS0561）によりグラウトと地盤材間のせん断強さを測定した。

なお，Potyondy（1961）や新城ほか（2004）などの既往重として作用すると仮定しており，その力をアンカーと研究では一面せん断試験により砂や粘性土などの地盤材

すべり面の交差角度から「締付け力」と「引き止め力」に料と鋼材やコンクリートなどの構造物材料間のせん断強さ

分解して与え，2 次元極限平衡法により安定解析を行っている。
しかし，実際にはアンカーへの導入力は，地表面に設置した受圧板からの圧縮応力として地盤に伝達されて深を測定し，材料間の摩擦係数として評価したものもみられる。したがって，本実験では測定したせん断強さをグ
ラウトと地盤材間で発現する摩擦応力として評価した。

また，林ほか（1990）による模型アンカーの 3 次元円筒部のすべり面へと伝わっていくため，その力は分散して形モデルと 2 次元的平面モデルでは，引抜き量と引抜き用位置もアンカー軸上ではないことも蔡・鵜飼（2003）にて，本実験では 3 次元的なアンカー体と周面地盤間のせ示されるなど，アンカーによる応力伝達状況と解析におけん断問題を，簡便な平面的せん断問題に近似できるもの

る考え方の乖離が指摘される。

とした。

伝わることとなる（山上・山川，1990）。さらに，その作

抵抗力の関係に同様の傾向が認められている。したがっそれに加え，アンカー自由長部にはグラウトの充填注モデル実験として，直径 6 cm，高さ 6 cm の円筒状の入がなされるため，自由長部周面においても摩擦抵抗がモデル地盤の上に，セメントミルクによるグラウトを打設発現することは明らかである。このため，アンカー緊張時した供試体を作製し，モデル地盤とグラウトの接触面にには自由長部周面摩擦を介し，その周辺地盤内にはアン

対して一面せん断試験を実施し，せん断強さを求めた。

カーの緊張方向へ向かう（上向きの）応力が伝達されていることが考えられ，その応力と受圧板からの圧縮応力が相殺する可能性が考えられる。その結果，斜面対策におけるアンカーの 1 つの効果である「締付け効果」を発揮す

試験に用いた地盤材は，砂地盤，砂礫地盤，粘土地盤を想定した 3 種類の均質材料とした。グラウトの打設方法は，加圧する場合としない場合の 2 種類とし，それぞれの試験結果を比較することで加圧注入がτに及ぼす影る上で必要な締付け力が，自由長部周面摩擦の影響によ響を評価した。

り，すべり面まで伝達することを阻害されている可能性が

加圧注入実験の結果指摘される。

一面せん断試験結果

また，アンカー支持機構を考える上で重要となるアン

本実験では 3 種類の地盤材料を用いたが，最も顕著な

カー体周面摩擦抵抗についても，グラウトの加圧注入に差異が認められた砂地盤の供試体における一面せん断試

よる摩擦抵抗の増加メカニズムをはじめ不明確な部分が験の結果を図 1. 2. 138 にまとめる。

多く残されており，自由長部周面摩擦との差異が示されるに至っていない。

得られた定圧せん断強さτf にはばらつきが認められたが，全体的にはグラウトを加圧した場合の方が大きい

このような現状を考慮し，本文では地すべり等の斜面

τf が発現する結果となった。特にその傾向は垂直応力について紹介する。1 例目では，モデル地盤に打設したグにおけるτf の平均値は，加圧供試体が無加圧供試体の試体に対して一面せん断試験を行い，その結果を比較検方が大きい傾向が認められ，最もばらつきが大きかった対策に供用されるアンカーを対象とした 2 つの実験事例

ラウトについて，加圧の有無により異なる 2 パターンの供討することで摩擦応力に対する加圧注入の効果を評価した事例を示す（片山，2009）。続く 2 例目では，緊張時における周辺地盤及びアンカーのひずみ分布を測定し，アσv が 低 圧 時 ほど 顕 著に 現 れ ており，σv = 50 kN/m2 時

1. 49 倍であった。τf のばらつきの程度は，加圧供試体のσv = 100 kN/m2 時の標準偏差は 54. 6 であった。

また，一部の加圧供試体（図 1. 2. 138 の▲）において，他のデータと比べ高いτf が発現した。これらの供試体に
123

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

ついては，試験後のせん断面がやや下に凸になっていた

特に砂地盤，砂礫地盤での脱水が著しくみられた。このことが確認された（写真 1. 2. 87）。これは，グラウトと地脱水作用がグラウトの強度に及ぼす影響をみるために，

盤材間の付着性が向上したため，せん断破壊面が地盤材内に形成され，正のダイレイタンシーが生じて高いτf が発現したものと推測される。
このようにせん断面が地盤材内に形成されたものについては，正確にはグラウトと地盤材間の摩擦応力を示さ

供試体を作製し一軸圧縮試験（ JIS A 1216）を行った。

= 50％，P ロー

供試体は，グラウト（早強セメント

トによるフロー値 18 秒）を，砂の地盤材を詰めた専用型

枠に加圧注入し脱水させたものと，脱水させないものをプラスチックモールド（直径 5 cm，高さ 10 cm）に入れ，ないが，少なくとも得られたτf よりも高い摩擦応力がグ

それぞれ 4 個ずつ供試体を作製し，2 日間の養生後に一軸

ラウトと地盤材間で発現しているものと予測される。し圧縮試験を行った。試験結果を図 1. 2. 139 に示す。

たがって，本実験においてはこれら地盤材内にせん断面

一軸圧縮試験の結果，無加圧グラウトの一軸圧縮強さが生じた試験結果についても加圧供試体のτf として評価

u

した。

u

せん断面が地盤材内に形成されたものを除けば，τf のばらつきは小さいといえることから，データのばらつきは地盤材内に形成されたせん断面の不均一性に起因したものと推測される。なお，いずれの地盤材においてもグラウは平均

u= 18. 57 MN/m2 に対し，加圧グラウトは平均= 31. 99 MN/m2 と 1. 72 倍強度が高い結果となった。また，加圧し脱水させたグラウトの方がuの個体差が小さいことが認められた。
試験供試体の湿潤密度ρt 及び含水比の平均値は，無加圧グラウトがρt = 1. 778 g/cm ， = 28. 2 ％に対し，加3

トの浸透は認められなかった。

圧グラウトはρt = 1. 929 g/cm3， = 19. 7％であり，加圧グ

グラウトの一軸圧縮試験結果

ラウトの方が密実な状態であることが示された。

加圧注入の供試体においてグラウトの脱水が認められ，これらのことから，加圧注入により脱水したグラウトは密実化し，それに伴う強度の増加及び発現強度の安定が図れるものと判断される。
加圧注入実験の考察

本実験では砂・砂礫・粘土の 3 種類のモデル地盤に対し，グラウトを加圧もしくは無加圧の状態で打設した供試体を作製し，それらについて一面せん断試験を行い，発現する摩擦応力の違いなどから加圧注入の効果及びτ増加メカニズムについて検討した。その結果，以下の知見が得られた。
①

地盤材全てにおいて，加圧によるグラウトの浸透が認められなかったことから，自然地盤の均質部における加圧注入ではグラウトの浸透は生じ得ず，亀裂など地図 1. 2. 138 砂地盤における摩擦応力と垂直応力の関係（片山，2009）

写真 1. 2. 87 試験後のせん断面（砂地盤σv = 100 kN/m2）（片山，2009）
124

図 1. 2. 139 グラウトの一軸圧縮試験結果（片山，2009）

2

盤に存在する空隙への充填が大半を占めるものと考えられる。
②

加圧注入によるグラウトの浸透は認められなかった

ものの，砂地盤と砂礫地盤において，加圧供試体の方が約 1. 5 倍高いτf の差が認められたことなどから，加斜面災害への取り組みの事例

盤内部の最大主応力分布を図 1. 2. 141 に示す。なお，ひずみ計 P-1 については，地盤内部の応力分布に対称性があるものと考え，アンカーを中心軸として位置の反転を行っている。
地盤内応力は，設置した各ひずみゲージから導かれた

圧注入によりグラウトと地盤材接触面における付着力

最大主ひずみに，地盤材の弾性係数が増加したことが示された。

たものであり，測定点間は平均により補完している。な③50を乗じ応力とし

また，加圧注入によりτf に有意な差異が認められた

お，応力算出にあたり，ひずみ計は地盤材に対し十分軟

砂地盤と砂礫地盤については，加圧に伴うグラウトのらかい強度であるため，埋設したひずみ計は周囲の地盤

脱水現象が顕著にみられ，砂地盤については脱水によと同じ挙動をするものと考え，地盤材のる密実化の影響で，グラウトの強度が約 1. 7 倍増加したことが確認された。
④

加圧注入によりグラウトの脱水が効果的であれば，

50

を用いた。

図 1. 2. 141 より，各ケースの地盤内応力分布を比較すると，地盤内の応力分布は，初期の荷重段階から，各ケースで地盤内に発生する応力状況に大きな差異が認め

密実なアンカー体が造成され，水密性や耐ブリージンられる結果となった。Case-13 については，低荷重段階かグ性の向上が図れ，養生後のアンカー体周面の付着力

ら比較的大きな圧縮応力がアンカー周辺に作用している低下を抑制する効果があるものと判断される。

状況が認められ，荷重段階が上がるに従い，その特徴が⑤

上記①～④より，均質地盤における加圧注入による顕著にみられるようになった。圧縮応力の作用範囲が受τ増加のメカニズムは，グラウトの脱水現象に伴う密圧板直下からアンカー体上端付近までのアンカー周辺で実化及び強度増加に起因する付着力の増加が主要因であることと，その主応力方向から判断すると，受圧板の締あるものと考えられる。

付けによる下向きの応力と，アンカー体の引抜き抵抗に伴う上向きの応力により，その間の地盤が圧縮された状⑶ アンカー自由長部の周面摩擦の影響
アンカー模型実験の概要

態を表しているものと考えられる。
一方，アンカー体設置地盤においては，主に引張応力

アンカー模型実験は，アンカーを無限大の直径をもつが働いていることが認められる。このことは，アンカー体

幅 550 mm，奥行き 100 mm の鋼製の実験土槽を用いてが地盤に伝達され，その抵抗力としての引張応力が地盤ものとした 2 次元平面ひずみ問題と考え，高さ 600 mm，

周面は地盤と十分に付着しており，アンカーへの導入力行った。なお林ほか（1990）より，模型アンカーの 3 次元に作用している状況を示している。

量と引抜き抵抗力の関係に同様の傾向が認められている。

みゲージ S4 ～ S6）には圧縮応力が集中しており，その上円筒形モデルと 2 次元的平面ひずみモデルでは，引抜きしたがって，本実験では 3 次元的なアンカーが周辺地盤に及ぼす影響を，簡便な平面的ひずみ問題として近似的に評価できるものとした。

アンカーから最も離れたひずみ計 P-3 の中段部（ひず

下には引張応力が分布する特徴が認められた。これらの応力の境界線は，受圧板及びアンカー体それぞれに起因する応力の伝播範囲を示すものと考えられ，概ね 45 度の模型実験は，島根県産来待砂岩粉体と普通セメントを広がりであることがわかる。この圧縮と引張の応力状態主体とした人工地盤に打設したアンカーを引張り，そのの境界部は，地盤破壊の危険性が高いせん断帯が形成さ時のアンカー及び地盤内部のひずみを測定することで実れつつある部分と考えられる。ただし，今回の模型実験験を行った。地盤内部のひずみ測定は，地盤材打設時に埋設した 3 本のひずみ計にて行った。図 1. 2. 140 にアン

表 1. 2. 19 模型実験ケース一覧表（片山，2010）

カー模型実験の概要図を示す。

実験に供した地盤材は，全体的に均質な 1 層モデルと，アンカー体設置地盤の強度が高い 2 層モデルの 2 種類とし，それぞれのモデル地盤で自由長部周面摩擦τF がある

場合と無い場合で 2 種類，計 4 種類の実験を行っている。

実験ケースの一覧を表 1. 2. 19 に示す。
アンカー模型実験の結果

1 層モデル

1 層モデルの模型実験は，τF の有無により各 3 回ずつ，計 6 回の実験を行った。表 1. 2. 19 に示した実験ケースのうち，代表として Case-13 と Case-23 について，地

125

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 141 地盤内部の最大主応力分布（1 層モデル）
（片山，
2010）

これに対し，τF があるアンカーについては，アンカー
緊張に伴う地盤内応力の変化が比較的少ない特徴がみら
れ，受圧板からの締付け力が地盤深部まで効果的に伝達されていない状況が示された。

2 層モデル

アンカー体設置地盤と自由長部地盤との間に強度差が

図 1. 2. 140 アンカー模型実験概要図（片山，2010）ある場合の地盤内応力分布を調べるために，2 層モデル

によるアンカー模型実験を行った。図 1. 2. 142 に Case-

14 と Case-24 における地盤内部の最大主応力分布を示においては，いずれのケースでも地盤破壊は認められず，
アンカーと地盤との摩擦切れにより実験を終えている。

対照的に Case-23 は，低荷重段階における地盤内の応す。なお，極限引抜き力
ug
ug

ug

については，Case-14 では= 22. 1 kN と 1 層モデルの 1. 2 ～ 1. 7 倍，Case-24 では= 31. 9 kN と 1 層モデルの 1. 1 ～ 1. 3 倍であり，τF が力変化が小さく，15 kN 程度の荷重から地盤内の応力変化無いケースの方が受圧板直下付近とアンカー体付近にやや高い圧縮応力が荷重段階からアンカー周辺に圧縮応力が作用している状が明瞭に認められた。載荷荷重 14. 7 kN 時の応力分布は，作用しているが，その大きさは Case-13 よりもかなり小さ

いことがわかる。

アンカー引抜け直前の 29. 4 kN 載荷時には，アンカー

体下端付近に高い圧縮応力が認められたが，その主応力

ugの増大が著しかった。

Case-14 の地盤内応力分布からは，1 層モデル同様，低況が観察され，載荷荷重の増加に伴い，その強さ及び作用範囲が広がる傾向が認められた。また，1 層モデルと同様に，圧縮応力の作用範囲の外側には引張応力が作用しており，周辺地盤がアンカー体の引上げに抵抗している

方向が水平に近いことから，局所的な地盤破壊に伴った応力状況であることが伺える。ただし，Case-13 と比較す

応力方向の変化が現れたものと考えられる。

ると，引張応力の大きさが小さく，作用範囲も狭い特徴が

なお，ひずみ計 P-2 などで受圧板直下よりもその下位の応力が高くなっている場合が認められたが，これはひずみ計上端部は地盤材との付着長が短いために付着性がみられることから，アンカー体設置地盤の強度が上がったことによる影響を表していると考えられる。
したがって，アンカー体から伝達される上向きの応力

悪く，地盤のひずみがひずみ計に伝達され難かったことが，Case-13 よりも低減されているものと考えられる。こによるものと考えられる。

のため，自由長部地盤には受圧板からの締付け力が優勢

以上のように，1 層モデルでのアンカー模型実験の結果に作用し，その結果，ひずみ計 P-2 の最大主応力方向がから，τF が無いアンカーについては，アンカー緊張に伴全体的に鉛直方向となったものと考えられる。また，このう地盤内応力の状態から，受圧板による下向きの圧縮応ことからも，Case-13 において自由長部地盤で発生した圧力に加え，アンカー体から伝達される上向きの圧縮応力

縮応力は，アンカー体から伝達された上向きの応力の影が作用し，その間の地盤が圧縮される状態となることが響を強く受けていたものと判断できる。

示された。
126

Case-24 については，載荷荷重 15 kN 程度までは，地2

斜面災害への取り組みの事例

上げられている状況を示したものであり，このため，受圧板からの締付け力が，本来作用させるべき層境界まで伝達されていない状況を示している。
④

上記①～③より，τF が存在することで，アンカー緊

張力がτF を介して自由長部地盤内に引上げようとする
上向きの応力を作用させ，この応力と受圧板からの締付け力が相殺することで，締付け力がアンカー体設置
地盤との境界部（＝すべり面）まで伝達され難い状況となるものと推察される。
⑷ まとめと課題

以上の 2 つの実験事例から，アンカーの摩擦に関する知見が得られた。アンカー体の加圧注入については，グ
図 1. 2. 142 地盤内部の最大主応力分布（2 層モデル）
（片山，
2010）

盤内の応力変化が小さく，1 層モデルと同様の傾向が認め

ラウトの浸透は生じ得ず，むしろ脱水による密実化に起因した付着力の増加により，τが増加するものと推察された。したがって，加圧脱水が良好に行われるある程度透水性の良い地盤であればその効果は大きいが，インタクられた。しかし，載荷荷重 19 kN あたりから 2 層の地盤

トな岩盤などの透水性の悪い地盤の場合には加圧注入の材の層境界付近における引張応力の発生が認められ，地効果は限定的といえ，設計上考慮すべき事項と言えよう。

盤材が層境界で分断されつつある状況を示している。こ続くアンカーの模型実験の結果からは，自由長部周面

れは，τF の影響により，自由長部地盤が引上げられてい摩擦が存在することにより，従来考えられていたよりもアる状況であると考えられ，受圧板から下向きに伝達されるンカーの締付け効果が低く見込まれることが推察された。

応力が，層境界（地すべりの場合はすべり面）に対し，締今後アンカーを実際の現象に沿った設計方法を考案して付け力として有効に作用していないことを表している。

いく上で，このことは十分考慮しなければならない問題でこのことから，地盤内に地層境界やすべり面などの力ある。現行の 2 次元極限平衡法によるアンカーの設計手

学的不連続面が存在する場合，τF の影響により，アン法では，この自由長部周面摩擦の影響を全く考慮するこカーの緊張力が不連続面で地盤を分断する力として作用とができない。今後は FEM などの応力解析手法を取り入し，効果的な締付け力の伝達がなされない可能性が示唆れ，アンカーの設計がなされるようになると思われるが，される。

このような場合において，本文で示した実験結果から導アンカー模型実験の考察

かれた基礎的な考察が，今後の研究に対して多くの示唆

本実験では，人工的な地盤材にτF がある場合と無い

場合の 2 種類のアンカーを打設し，アンカー緊張時におを与えるものと考える。
また，締付け効果を期待するアンカーにおいては，自ける地盤内部及びグラウトのひずみを測定し，各部での由長部周面摩擦が発生しないように，アンカー自由長部

応力分布の比較を行った。その結果，以下の知見が得らの構造の見直しも必要であると考える。現行の施工方法

れた。

では，自由長部に対してもアンカー体と同じ配合のセメン①

トミルクを充填注入する場合が多いが，このために自由長地盤全体が均質な 1 層モデルでは，τF が無いアンカーを緊張した場合の地盤内応力分布から，自由長部地盤が受圧板からの締付け力だけでなく，アンカー体部においても周面摩擦が生じることとなる。
充填注入の目的としては，アンカーを挿入した孔の孔から伝達される上向きの圧縮応力も加わり，上下方向

壁崩壊に伴う周辺地盤の緩み防止及び自由長部の防錆・から圧縮される性状にあることが示された。

防食である。したがって，地盤との摩擦が生じ難い比較

一方，τF があるアンカーについては，アンカー緊張

的軟質な材料（例えばベントナイトなどを混合した貧配合

時の地盤内応力の変化に乏しく，受圧板からの締付け

ソイルセメント）など，自由長部に充填注入する材料を改力が地盤深部まで効果的に伝達され難い性状であるこめて検討する必要があると思われる。

②とが示された。

アンカーの設計あるいは施工について，関係各所から

また，アンカー体設置地盤の強度を増加させた 2 層

指針・基準類が整備されており，それに従うことで一定モデルにおいては，τF があるアンカーでは，地盤材のの品質が保たれることは，これまでの我が国におけるアン層境界で上下に分断される応力が働いていることが確

カーの歴史が示している。しかし，それがすなわちアン認された。これは，τF の影響により自由長部地盤が引カーが完成された技術であるとする根拠にはなり得ない。

③

127

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

アンカーはまだ発展途上であり，研究開発の余地が多くと呼ばれる坑道跡のほか精錬工房や集落跡などがみられ残されている。既存のマニュアルに安住するのではなく，るほか，随所に歴史，文化の感じられる施設や風景が残

アンカーが未完成であることを自覚することが，今後の技されている。

術発展においてまず必要なことではないだろうか。

石見銀山遺跡での落石【片山直樹】

ぎん

石見銀山遺跡では世界遺産登録を機に，銀鉱山跡（銀ざんさくのうち山 柵内）や鉱山町（大森地区）を中心に観光客数が大幅に引用文献増加した。このような中で，銀山柵内にある人気の高い公蔡飛・鵜飼恵三（2003）：アンカー工による斜面の補強効果 －極限平衡法と弾塑性 FEM との比較．日本地すべり学会誌，Vol.40，No.4，pp.8-14.
林 鍾鉄・龍岡文夫・宮崎啓一（1990）：砂地盤内の剛な鉛直アンカーの引抜き抵抗メカニズム．土と基礎，Vol.38，No.5，pp.33-38.
片山直樹（2009）：アンカー体摩擦応力に対するグラウト加圧注入の効果．
日本地すべり学会誌，Vol.45，No.5, pp.26-32.
片山直樹（2010）：アンカー自由長部周面摩擦が締付け力に及ぼす影響．日
本地すべり学会誌，Vol.47，No.4，pp.3-16.
（1961）：Skin friction between various soils and construction
Potyondy，J.G.
materials. Geotechnique, Vol.11，No.4, pp.339-353.
新城俊也・小宮康明・永吉功治・国吉真文（2004）：砂と鋼材の摩擦特性に及ぼす粒径と粗度の影響．琉球大学農学部学術報告，No.51，pp.101-106.
山上拓男・山川 治（1990）：斜面安定工におけるアンカー力の新しい算定法．土と基礎，Vol.38，No.5，pp.51-56.

開施設の龍源寺間歩（坑道跡）へのアクセス道で落石が発生した（図 1. 2. 144）
。落石が発生したのは要害山（山吹城跡）の南東側斜面であり，平成 19 年 12 月，平成 21 年 1月（写真 1. 2. 89），平成 22 年 3 月（写真 1. 2. 90）と３回たて続けに落石が発生し，市道銀山線の路面上に落下した。
いずれの落石も幸い人的被害は無かったが，これによって市道は一時通行止めとなり，龍源寺間歩の公開が制限されるなどの間接的な被害が生じた。石見銀山遺跡
内では過去にも落石履歴があり，その都度対策がとられていたが，世界遺産登録後の落石を受けて，大掛かりな落石対策が行われている。

2. 3. 3 石
 見銀山遺跡，要害山南東側斜面における落石

世界遺産内の落石対策対策対象となる区域は遺跡であるとともに，世界遺産に登⑴ はじめに録されていることから，落石対策にはいくつかの制約が設けられている。島根県大田市（2006）によれば，主な制

石見銀山遺跡の紹介
石見銀山遺跡は島根県のほぼ中央部の大田市にあり，約は，①文化的価値を構成する景観の維持と，②現状保

銀鉱山跡と銀山町や港と港町（図 1. 2. 143 参照）を含んで存が原則である。このため，景観の維持に関して見学道いる。石見銀山遺跡は環境に配慮し，自然と共生した鉱山運営を行っていたことが特に評価され，2007 年 7 月（平路から落石防護柵等が見えにくくするような配慮が必要である。また，現状保存の観点からは，浮石や転石をで成 19 年 7 月）に「石見銀山遺跡とその文化的景観」としきるだけ除去しない対策工でなければならない。このようて世界遺産に登録された（島根県教育庁文化財課世界遺な制約の下で実施した要害山南東側斜面の落石対策につ産室，2012）。現在石見銀山遺跡では，露頭掘り跡，間歩

いて紹介する。

図 1. 2. 143 石見銀山遺跡の範囲（島根県教育庁文化財課世界遺産室，2012）1282

斜面災害への取り組みの事例

写真 1. 2. 88 龍源寺間歩孔内の様子

図 1. 2. 144 落石発生位置図

平成 21 年及び平成 22 年に発生した落石の位置。

写真 1. 2. 89 平成 21 年 1 月 29 日に発生した落石
落石の直径は約 1. 2 m。

図 1. 2. 145 石見銀山遺跡付近の地質図（鹿野，2013）
O：大 江 高 山 溶 岩，S： 仙 山 火 山 噴 出 物，Tss： 都 野 津 層（ 石 英，Kp：久利層（流紋岩火砕岩及び砂），Ts：都野津層（礫岩～泥岩）
溶岩）。

されており，急峻な箇所では 60°を越えるものの，平均す写真 1. 2. 90 平成 22 年 3 月 28 日に発生した落石
落石の直径は約 0. 7 m。

ると 50°
程度の傾斜をなしている。要害山の山裾には狭隘な平坦地がみられるが，市道沿いに急斜面が差し迫っているところが多い。

⑵ 要害山南東側斜面における落石の発生の特徴
地形・地質
落石の発生した要害山南東側斜面周辺では，要害山（標高 414 m）から市道まで比高約 200 m の急斜面が形成

鹿野ほか（2001）によれば，要害山とその周辺は新第三紀中新世の久利層を基盤に，都野津層，大江高山溶岩や
仙山火山噴出物等で構成されている（図 1. 2. 145）
。要害
山の南東側斜面では随所に露頭が確認でき，デイサイト
129

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み溶岩及びデイサイト質火砕岩の分布がみられる。要害山

でが大半であるが，凝灰角礫岩の岩塊では径 4 m（写の山裾には崖錐堆積物や山城の築城もしくは鉱山のズリ

真 1. 2. 92）に及ぶものもある。

と考えられる小礫の堆積物が確認できる。

落石の発生原因

３回の落石のうち，平成 19 年の落石は道路脇の斜面

浮石の分布状況
世界遺産登録後の落石を受けて，要害山南側斜面を対からの浮石の剥落によるものである。平成 21 年の落石は象に落石調査を実施している。主な落石の発生源となる発生箇所に多数の倒木がみられたことから，立木の転倒

不安定な露頭は，斜面の上部から下部まで広く分布してが誘因となったと考えている。このような倒木は要害山

おり（図 1. 2. 146）
，崩壊跡地や部分的な急崖部周辺の露の南側では比較的よくみられ，立木の根返りによって新頭では浮石化が目立っている。また，落石となった転石

たな転石が発生している様子が散見される（図 1. 2. 147，

が谷部や部分的な緩傾斜面にみられるほか，立木によっ

写真 1. 2. 93）。また，平成 22 年の落石は発生箇所に浮石て止められたものが点在している。浮石，転石の大きさの抜け跡があり，周囲に倒木がなかったため，降雨等には節理間隔に支配されて，径 2 m 前後（写真 1. 2. 91）まよる浸食で浮石が不安定化したものと考えている。

図 1. 2. 146 要害山付近の浮石の分布状況
島根県県央県土整備事務所提供。

130

写真 1. 2. 91 よくみられる浮石群

写真 1. 2. 92 最大級の浮石（直径 4 m を超える）

要害山南側でみられる。

要害山南側でみられる。

2⑶ 石見銀山遺跡内の落石対策
要害山南東側での落石対策

要害山南東側斜面の落石対策としては，平成 19 年の斜面災害への取り組みの事例

護網工，落石防護柵工を採用した（写真 1. 2. 94）。これらに基づき平成 20 年 10 月から対策工事が開始された。
倒木後の対策工

落石を機に主に市道の防護を目的として落石予防工や落この施工中の平成 21 年 1 月に倒木を原因とする落石が石防護工が施工されていた。しかし，対策工の施工中の発生した。このときの倒木により新たな転石が発生したた

平成 21 年 1 月に，倒木が原因と考えられる落石が発生

め，今後発生が想定される落石の発生源を広範にとらえした。このため，設計方針を変更して対処した。以下に，ておく必要があった。そこで，想定外の落石の発生源に採用した対策工法について述べる。

対して，高エネルギー吸収タイプの落石防護柵を斜面中

平成 19 年の落石を受けての対策工

腹に設置し，落石防護機能を強化した。

当初，要害山南東側斜面には不安定な浮石や転石が多落石がとくに集中している谷地形部では大型の落石防数あったことから，再度の落石を予防するために落石対護柵の設置を（写真 1. 2. 95），それ以外では，大径木の倒策を計画した。対策工法は日本道路協会（2000）を参考

木予防ならびに森林の若返りを目的として，大径木の伐に，対象斜面の状況を踏まえて選定し，落石の発生源対採を計画している。

策としてロープ伏工（ロープネット工），岩接着工，鉄筋

世界遺産内で求められる落石対策

挿入工を，また，落石の防護工としてポケット式落石防今回紹介した落石対策では，緊急かつ安全性重視で計画したため，結果的に落石防護網などが目立つようになった（写真 1. 2. 96）。安全性の確保には落石防護柵等の設置はやむを得ないと考えられるが，地元からは，景観維持に更なる配慮を求める要請があった。

図 1. 2. 147 倒木による落石発生の模式図

写真 1. 2. 94 ロープ伏工（ロープネット工）

写真 1. 2. 93 倒木（根返り）で発生した転石

写真 1. 2. 95 高エネルギー吸収タイプの落石防護柵工
131

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 148 要害山南側での落石対策
島根県県央県土整備事務所提供。

る。しかし，石見銀山遺跡全域についても同様の落石の危険性把握の必要性が地元から要請されたため，平成 23

年度には観光客等が来訪する範囲や住民の生活圏について危険性の判定を行った。その結果，遺跡内の他地域でも落石による危険性があることが判明した。

このため，平成 24 年度にはこれらの危険箇所に対し，重点的・効果的な落石被害の予防対策を実施するための計画を作成し，観光客数等から判定した保全対象の重要性を基に対策優先順位を検討した。今後は，これに基づ
き，対策優先度の高い箇所にて落石対策工の実施とソフト対策を検討し，落石に対する安全性を図っていく予定である。
写真 1. 2. 96 見学道路沿いの落石防護網工
龍源寺間歩手前 500 m。

謝辞

島根県県央県土整備事務所には，今まで実施した調査・設計等の資料を提供していただき，図面等の使用
このような状況を考慮すると，石見銀山遺跡では遺跡を許可していただいた。ここに記して感謝いたします。

の保存と安全な見学用通路の確保の両方を満たす必要が【小村 徹】

あり，そのため，今後は必要に応じて通行制限するなどのソフト対策を組み込んで対応していく必要があると考え

引用文献

られる。

鹿野和彦・宝田晋治・牧本 博・土谷信之・豊 遙秋（2001）：温泉津及び江津地域の地質．地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅），地質調査所，pp.49-97.
鹿野和彦（2013）：研究紹介〈GSJ トピックス〉世界遺産登録記念石見銀山の地 質と鉱 床．産総 研 地 質 調 査 総 合 センター，http://www.gsj.jp/．
researches/topics/iwami-ginzan.html（参照日 2013 年 4 月 18 日）（社）日本道路協会（2000）：落石対策便覧．丸善，422p.
島根県大田市（2006）：史跡石見銀山遺跡保存管理計画書．大田市，154p.
島根県教育庁文化財課世界遺産室（2012）：世界遺産石見銀山遺跡とその文化的景観．2p.

⑷ おわりに広大な石見銀山遺跡のうち，今回紹介した要害山周辺
はおおむね落石対策が図られてきており，安全性は向上している。年を追うごとに文化的景観に配慮した落石対策が採用されていることや龍源寺間歩への観光を制限す
ることなく安全に施工できたことは評価できたと考えてい132

2

2. 3. 4 大
 規模地すべり発生箇所の安全管理体制とすべり機構

斜面災害への取り組みの事例

湾入部の中でも川合層とよばれる，比較的古い時代に形成された岩石の分布する地域である。

⑴ はじめに

出雲地方南部の地質は古第三紀の火山岩や花崗岩類を平成 24 年 8 月 6 日午前 8 時頃に出雲市佐田町大呂地

ベースに，その上位に新第三紀の地層が重なっている。

規模地すべりについて報告する。人的被害はなかったが，属する「安山岩－デイサイト溶岩及び火砕岩」（火山岩系）

この地すべりによる土砂により市道三ノ宮御幡線が埋塞さとされ，現地でもこれに相当する火砕岩などが確認され区で発生した末端部の幅が約 200 m，高さ約 80 m の大れ，周辺世帯の水道断水，NTT 回線不通が生じた。

地すべり発生後，二次崩壊による河道閉塞に対応する
たん べ がわ

ため，応急対策として，反辺川に仮設排水パイプを設置

鹿野ほか（1998）によれば，地すべり発生箇所は川合層にた。地すべり発生箇所東の御幡地区付近では，これよりも若干新しい時代の久利層の頁岩が分布しているようであるが，地すべり発生箇所ではこれは見られない。

し，土砂ダムが形成された場合に備えて排水ポンプを準

図 1. 2. 150 に調査地の平面図を示す。地すべり発生箇備した。地域住民に周知するため，警報機・パトライト

所では反辺川の河床に花崗岩が見られる箇所があり，こを 2 台設置した。地すべり発生直後は，緊急対応のための花崗岩を安山岩－デイサイトの火砕岩が覆っている。

出雲県土整備事務所の職員 2 名が現地で 24 時間監視を

これは主に凝灰角礫岩よりなり，火山礫凝灰岩，軽石凝行ったほか，観測装置（伸縮計，監視カメラ，雨量計）を灰岩，安山岩溶岩などを伴う。岩相的には下位が安山岩

設置し，Web 上にて地すべり進行状況を監視した。さらに，夜間の監視体制強化のため，投光機 2 台を設置した。
本稿では，今回の大規模地すべりの地質調査結果を報告し，緊急対策として実施した安全管理体制について紹介する。

質で，上位にいくに従いデイサイト質になっているように思われる。この火砕岩の中に，安山岩質の岩脈（ヒン岩，
安山岩，デイサイト）が複数見られる。
貫入岩はその活動規模によっては周辺の地質を変質させる場合もある。ボーリング調査結果では軽石の多い地層を中心に変質の強い部分がみられるが，こうした貫入⑵ 周辺の地形・地質概要

岩の影響かもしれない。そして，時代は正確にはわから地形
地すべり発生箇所は出雲市役所佐田支所より県道三刀屋佐田線を反辺川にそって南南西方向に約 5 km 遡った位置である。この付近は北北東方向に流下する反辺川と西北西に流下する御幡川との合流箇所となっており，それぞれに沿って谷が発達している。
一般にこういった谷の発達に代表される地形はリニアメ
ント（図 1. 2. 149）と関わりが深く，内在する地質上の弱線に沿って，谷が平行して発達したり，崩壊の頭部の崖の方向と一致したりするが，崩壊箇所においても同様な傾向がみられる。

崩壊箇所は反辺川付近では標高 220 m 前後であるが，崩壊箇所の背後の山地は標高約 310 m，平均勾配は 30°前後と比較的急峻である。周辺山稜の標高は標高 400 m前後であり，比較的標高の揃った定高性山地の形態を示す。これは，もともと標高 400 m 前後の準平原が長い間に浸食されて谷が形成され，山頂付近のみを残したものと考えられている。したがって，地すべり発生箇所は長
い年月にわたって風化と浸食を受けてきた場所であり，河川沿いというもっとも谷の深いところ（地質的に脆く浸食を強く受けたところ）に隣接する斜面である。
地質
地すべり発生箇所付近は新第三紀に現在の出雲市南部
にて多くの火山岩や堆積岩が形成された「出雲湾入部」の南縁に位置する。出雲湾入部の外側には花崗岩類など古第三紀の岩石が分布している。地すべり発生箇所は出雲図 1. 2. 149 地すべり地周辺の広域地形図
図中に示した赤線がリニアメント構造。

133

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

ないが流紋岩とドレライトの岩脈も確認される。これらは⑶ 地すべりの状況

滑落崖付近のボーリングや露頭で確認されている。

地すべりの経緯山地斜面などではこれら中新統を第四紀の崖錐堆積物が覆っている。これはかつての崩壊などにより生じた土砂が斜面に残っているものであるが，やや古いものと新期のものに分けられるようである。

表 1. 2. 20 に 今 回の 地 す べりの 経 緯 を 示 す。地 す べりの約 1 ヶ月前となる平成 24 年 7 月 6 ～ 8 日に気象庁（2012）のアメダスデータ佐田では最大日雨量 132 mm，
最大時間雨量 74 mm を観測した。この降雨量は 50 年に1 度の降水確率に相当する。その 20 日後，7 月 26 日に御図 1. 2. 150 調査平面図
表 1. 2. 20 崩壊の経緯
年 月 日

平成 24 年7 月 6～8 日

7 月 26 日
7 月 28 日
8月2日

容降雨（佐田大呂アメダスデータ）
・最大日雨量 132 mm/d（7 月 6 目 17：10 ～ 7 日 17：10）
・最大時間雨量 74 mm/h（7 月 6 目 21：00 ～ 22：00）
・降水確率 74 mm/h → 1/46. 8 ≒ 1/50
御幡川右岸斜面に小崩壊発生。
（砂防課へ災害報告）
市道三ノ宮線を通行止め。
斜面崩壊の拡大を確認し、砂防課、森林整備課、出雲県土、出雲市合同で現地調査を実施。

8月3日

前日を受けて詳細調査実施の結果、斜面頭部に滑落崖 2 ～ 3 m を確認。

8月5目

現地調査の結果、地すべり活動が進行中であることを確認。
伸縮計（S-1）で計測開始からの累計 782. 2 mm の変位量を確認。

8月4日

8月6日
8 月 7～8 目
8月9日

8 月 10 日

134

内伸縮計（2 箇所）を頭部に設置し、計測を開始。

AM8：00 に伸縮計が 1889. 5 mm を記録した後、計測不能となる。
インバー線が破断したと思われる。
AM10：00 に頭部滑落崖約 H = 20 m を確認する。

地すべり活動が進行中。伸縮量 30 mm（8 月 6 日 17：00 ～ 8 月 8 日 12：00）

8 月 9 日時点での地すべりの状況
・地すべりの規模：幅約 200 m、斜長約 130 m、移動土量は調査中。
（推定 30 万 m2）・地すべり活動が進行中。
（最大移動量 S-3 12 mm/d）
土木研究所による現地調査。

2

幡川右岸斜面に小崩壊が発生したため，その末端に位置する市道は通行止めになった。

斜面災害への取り組みの事例

写真をそれぞれ示す。写真 1. 2. 100 は 8 月 4 日に撮影した写真で，滑落崖はまだ 3 m 程度である。写真 1. 2. 101

8 月 3 日に現地を確認したところ，斜面頭部に 2 ～ 3 m

は 8 月 6 日に撮影した写真であり，滑落崖が 20 m までの滑落崖を発見した。翌日に伸縮計を設置して計測した

拡大している。図 1. 2. 150 に示した測線の断面について，

ところ，進行中であることを確認した（図 1. 2. 151）
。8 月

6 日午前 8 時頃，伸縮計がインバー線の断線によると思われる計測不能状態となり，10 時に現地を確認したところ，
頭部滑落崖の高さが 20 m となっていることを確認した。

その後も崩壊は継続し，8 月 9 日の時点で伸縮計の変位量は最大 12 mm/d を記録した。

図 1. 2. 152 に A 測線の断面図，図 1. 2. 153 に B 測線の断面図をそれぞれ示した。
伸縮計

地すべりに伸縮計を 6 基設置して動態観測を実施した。

伸縮計の設置位置は図 1. 2. 150 に示した。S-1 と S-2 は，同箇所に再設置した。図 1. 2. 154 に伸縮計の観測結果を示す。

伸縮計 S-1 は観測を開始した 8 月 7 日から 29 日までの地すべりの状況
写真 1. 2. 97 に崩壊状況の空撮写真を示す。地すべりの間に約 1, 080 mm の引っ張り変位を生じ，その後変動は

真を写真 1. 2. 98 と写真 1. 2. 99 に示す。写真 1. 2. 98 は 8

量 39 mm の降雨で多少動く傾向にあった。伸縮計 S-3 の比高は約 80 m，末端幅約 200 m である。崩壊の全景写

月 4 日に撮影した写真，写真 1. 2. 99 は同箇所から 8 月 6

月平均 30 mm 程度とほぼ停止したが，11 月 17 日の日雨

設置は 8 月 6 日であり，観測当初 8 月 13 日，14 日のあた

日に撮影した写真である。

りで累積 100 mm の変動があった。そして，11 月 17 日のうになった。写真 1. 2. 100 及び写真 1. 2. 101 に滑落崖の12 日から 13 日にかけての変動は倒木によるものである。

8 月 6 日に崩壊が一気に進み，表層の土が目視できるよ

雨でも 40 mm 程度の引張り変動を観測した。なお，12 月

図 1. 2. 151 崩壊時の伸縮計記録
写真 1. 2. 98 全景写真（8 月 4 日）

写真 1. 2. 97 空撮写真

写真 1. 2. 99 全景写真（8 月 6 日）
135

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

すべり土塊末端部に設置した伸縮計 S-4 は断続的に動き，変動は階段状となっている。移動量はトータルでマイ以下になって観測できないが，雨のあとに時々水位が上昇してくる。BP3 は末端部であるため平常水位は高いが，

ナス 13 mm ほどであり，実質的にはほぼ動いていない状

河川の水位などの影響か多少の変動が認められた。

日の雨，9 月 30 日など雨に伴い，わずかに圧縮する傾向

同様の地下水波形を示し，変動量の大きな孔が BP6 であ態である。その中でも，8 月 12 日から 14 日の雨，9 月 10

BP4 は 1 m 以内であるが，降雨に伴う変動がみられる。

が見られた。伸縮計 S-5 は滑落崖背後に設置したものでる。欠測期間があるためピークはわからないが，明らかにあったほかはほとんど目立った変動はない。

月 5 日より急速に低下した。

観測当初 8 月 13 日から 14 日にかけて最大 11 mm ほどの雨や降雪との連動も悪く，BP4 や BP6 とは異なった水位あるが，観測当初 8 月 13 日に約 1. 4 mm の引張り変位が伸縮計 S-6 は頭部滑落崖の背後に設置したものである。

引張り変位を生じたほかはほぼ止まった状態であり，雨の際わずかな圧縮変位を繰り返し，半年で約 2 mm の圧縮を観測した。伸縮計 S-7 は滑落崖背後の鞍部に設置した伸縮計で，8 月 24 日の設置当初は一週間で約 1. 5 mmの圧縮変位であったが，その後は動きがなくなった。最終的には半年で 0. 6 mm ほどの圧縮であり，動いていな

水位変動があることが分かる。排水ボーリングの影響か 3同様に水位変動が大きいのは BP8 である。しかし，降波形である。こちらも排水ボーリングの影響か 2 月 21 日頃より急激に低下し，変動もなくなった。
パイプ歪計
図 1. 2. 150 に示したボーリング調査位置にパイプ歪計を設置し，ひずみ観測を実施した。図 1. 2. 156 にパイプ
歪計の観測結果を示す。パイプ歪計は伸縮計設置当初のいと判断される。

ような激しいすべり変動がおさまって，ボーリングを実施

孔内水位した後の観測である。つまりすべり変動が比較的安定しボーリング調査を 8 箇所で実施し，パイプ歪計及び孔内水位を観測した。図 1. 2. 155 に孔内水位の観測結果を示す。なお，ボーリング調査位置は図 1. 2. 150 内に示している。

ボーリングの地下水位は BP1 をはじめとする多くの観測孔が 1 m 以内の変動に留まり，大きな変動はみられな

たあとのため，明瞭な変動の見られない状況もある。
表 1. 2. 21 にはボーリングコアから考え得るすべり面の深度をボーリング番号欄に併記しているが，実際にそれらの深度付近でわずかに変動がみられた。BP8 に関しては観測期間が短いために，すべり面付近の変動が確認でき
ない。

かった。

滑落崖背後で実施した BP2 では，平常時は水位が孔底

写真 1. 2. 100 滑落崖（8 月 4 日）
136

写真 1. 2. 101 滑落崖（8 月 6 日）

2

図 1. 2. 152

A 測線断面図

図 1. 2. 153

B 測線断面図

ボアホールカメラ

ボアホールカメラの観測を BP1 の G.L. ‒ 40. 10 m から

G.L. ‒ 51. 25 m 間で実施した。その結果をボーリングコア
写真と並べて図 1. 2. 157 に示す。ボアホールカメラの結斜面災害への取り組みの事例

そして，ボーリングコアでは（採取時に撹乱されるために）粘土状である G.L. ‒ 44. 00 m から G.L. ‒ 45. 70 m 間の様子が詳細に見えることである。この間はボーリングコア
では構造がまったく不明であったが，岩塊の間を粘土が果とボーリングコアの比較の場合，コアの状態が悪いとそ充填する構造で，岩塊は面で構成されている様子であるの間での伸び縮みがあり，コアとのずれが生じることがあが，粘土はある程度不規則な形で混じっているのがわか

るが，この観測ではそのずれはほとんどなかった。
結果として特筆すべきことは，すべり面とみられる

G.L. ‒ 45. 70 m 付近より浅い箇所は亀裂の開口と岩盤の風化がよく現れていること，コアではわかりにくいが，実際の緩みを感じる映像となっていることである。

る。そして，G.L. ‒ 45. 70 m 付近はかなり低角で下位岩盤と接し，状態が急によくなっていることがわかる。

この岩塊の間を粘土が埋めた構造はオープンクラックを
崩壊土砂が埋めた構造と推定されるものである。地層の走向・傾斜は，45.7 m 以深の亀裂から N20°E と推定した。

137

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 154 伸縮計の観測結果

138

2

斜面災害への取り組みの事例

図 1. 2. 155 孔内水位の観測結果

139

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

図 1. 2. 156 パイプ歪計の観測結果

140

2

斜面災害への取り組みの事例

表 1. 2. 21 パイプ歪計観測結果のまとめ
BPNo.

（すべり面）

1

深度範囲（G.L. ‒ m）

変動量μstrain

14 m ‒ 15 m

500/ 月29 m ‒ 31 m

300/ 月45 m

200/ 月2－－

3（17 m, 4 m）

1m

100/ 月

1, 2, 4 m ‒ 20 m

500 ‒ 4500/ 月

3m

17, 000/ 月

22 m ‒ 23 m

500/ 月24 m ‒ 28 m

200/ 月－－1m

1, 100/ 月

6 m‒8 m1, 800 ‒ 2, 000/ 月

19 m

300/ 月48 m ‒ 49 m

20/ 月

－

－

1 m‒3 m200 ‒ 600/ 月

7m

200/ 月（46 m）

4（28 m）
5
6（44 m）

7
8（16 m, 20 m）

備

考

変動なし

2012/11/14 ～ 2012/11/20,
2012/12/22 ～ 2013/1/3
継続的な変動
変動なし

2012/11/17 ～ 2012/11/23
わずかに累積傾向
変動なし

図 1. 2. 157 ボアホールカメラ観測結果とボーリングコアの対比

141

第1部

島根県の斜面災害と軽減への組み組み

表 1. 2. 22 ボアホールカメラによる観測亀裂一覧
No.

記録深度

m

走向傾斜

区 分

1

42. 796

N54W81NE2

43. 284

N51E62SE

3

43. 53

開口量

mm

形

開口亀裂

2. 5

亀裂

0. 0

N50W79NE

開口亀裂

状

状

態

備 考

連続不規則

充填物介在

褐色系

不連続平滑

変色

褐色系

1. 5

連続不規則

変色

褐色系

4

44. 010

N60W79N

破砕部

0. 0

角礫状

上盤

5

45. 073

N60W74N

破砕部

0. 0

角礫状

下盤

6

45. 369

N65W61N

破砕部

0. 0

角礫状

下盤

7

45. 519

N3W57E

亀裂

0. 0

連続不規則

変色

褐色系

8

45. 641

N87E46N

亀裂

0. 0

角礫状

変色

褐色系

9

45. 687

N2W20E

破砕部

0. 0

連続不規則

10

45. 934

N74W62N

開口亀裂

1. 0

連続不規則

変色

褐色系

11

46. 029

N58E22SE

開口亀裂

1. 5

連続不規則

変色

褐色系

12

46. 406

N9E45W

亀裂

0. 0

連続不規則

変色

褐色系

13

46. 618

N66E12S

開口亀裂

0. 5

連続不規則

変色

褐色系

14

46. 971

N26W55E

開口亀裂

1. 0

連続不規則

変色

褐色系

15

49. 210

N30E50NW

開口亀裂

0. 5

連続不規則

変色

褐色系

すべり面

下盤

初生すべりでは，土塊の移動に伴い，境界面の岩盤がすべり面は頭部の滑落崖から始まり，すべり底面は，擦れ合うことで粘土化が進み，軟らかい粘土（すべり粘ボーリングコアから変質帯の中を通り，末端部の隆起部

土）が形成される。また，凹凸のある岩盤面には滑らかなに至る。

面（鏡肌）が形成される。すべり面は，強度の異なる岩盤

変質帯のすべり面はボーリング BP1，BP4 ではパイプの中で，岩相の境界面や変質帯，脈状に延びる貫入岩な歪計で移動を確認した。BP6 ではわずかにその傾向を示し

どに沿って壊れやすく，粘土化し易い個所が連続してす帯はあるが，パイプ歪計で動きは確認できなかった。末を形成していると考えている。

た。その他，BP3，BP7，BP8 のボーリング孔では，変質端部では明瞭なすべり面が形成されていないことと，8 月

6 日以降地すべり活動が低調なことが要因である。

A 測線の末端部では，斜面端部①，御幡川②，反辺川

べりブロックを形成する。当地の場合，変質帯がすべり面
変質帯は山稜部から反辺川方向（北西方向）に分布しており，8 月 6 日の大崩壊は市道方向から反辺川方向，すな

わち西から北西方向に移動方向を変えていったと考えて③の 3 か所に至るすべりが地形特性から予測された。安いる。ボーリング調査からすべり面のコンターを作成する

定解析では予測される様々な規模について検討することと，北西方向を示した。

とし，上記①～③のすべりを対象とした。なお，②では，伸縮計 S-4 で微動を観測し，③では反辺川の土手に僅かな土砂の緩みを観察している。

B 測線では，同様に頭部滑落崖から，すべり面の底面⑷ 安全管理体制

民家及び県道，市道への影響が懸念されたことから，2次災害防止のため監視体制を整備して安全管理を行うこの変質帯をボーリング BP4，BP8 で確認し，連続性が認ととなった。図 1. 2. 158 に安全管理機器の設置位置を示められた。末端部は斜面端部に特定され，谷底にある市す。今回実施した安全管理体制のフローを図 1. 2. 159 に道に隆起が認められ，対岸は急な山腹となっているので，示す。安全管理は，伸縮計，雨量計，web カメラにより範囲は限定される。

行った。ここでは，本地で実施した警報メール配信と現

地すべり機構地無線警報装置について説明する。

地すべりは当初，市道三ノ宮御幡線の道路のり面の崩警報メール配信

壊として発生した。梅雨末期の降雨により山頂部の起動

伸縮計の測定結果を 10 分間に 1 回の割合で記録し，イ

土塊のバランスが失われ，滑落崖直角方向の市道側に押ンターネットにて表示した。関係者がいつでもこれを見てされたと考える。市道は御幡川と平行しており，河川の浸斜面の安全性を常時確認できるようにした。観測結果は，食により谷部が形成されており，地すべりに発展していっパソコンだけでなく，携帯電話からも確認できる。

たと推測する。
地すべり活動は，徐々に移動が進むことにより，すべり面の強度が低下し，抵抗力の低下によって活発となる。
142

伸縮計で 2 mm/h の動きが観測された場合，あるいは

時間雨量 20 mm または連続雨量 100 mm 以上が観測された場合には，警報メールを携帯電話に自動配信した。

2

斜面災害への取り組みの事例

図 1. 2. 158 安全管理機器の設置位置

図 1. 2. 159 安全管理体制のフロー

異常変動があった場合には，事前登録していた人に警報

受信警報側の電源はソーラーパネルを利用し，メンテ

メールが入るようにしたため，迅速な対応を可能とした。

ナンス回数を少なくしている。警報機を適切に配置する

現地無線警報装置

ことで住民だけでなく，作業員の安全性に配慮しながら

無線警報装置はリレー等を介し，警報が発せられると各種の調査を実施することができた。

警報送信機から受信機本体に警報信号が送られる。受信【藤井 勇・藤井俊逸・新宮敦弘】

警報側は，受信機本体，パトランプ，サイレン，ソーラー
パネルのセットで構成され，警報信号を受けると警報（パ

引用文献

トランプ，サイレン）を出力する。無線式であるため，

鹿野和彦・松浦浩久・沢田順弘・竹内圭史（1998）：石見大田及び大浦地域の地質．地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅），地質調査所，118p.
気象庁（2012）：気象統計情報．過去の気象データ検索，佐田 2012 年 7月，http://www.data.jma.go.jp/obd/stats/etrn/view/daily̲a1.php?prec̲
no=68&block̲no=0954&year=2012&month=7&day=&view=（ 参 照 日．
2013 年 4 月 30 日）

コードの敷設が無く，設置が短時間で行えるうえ，動物や落雷の被害を受けにくく，作業の邪魔にならないという利
点がある。

143

第 2 部

鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み

第2部

1

鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み

はじめに－鳥取県の斜面災害

2011 年東北地方太平洋沖地震では，未曾有の強震動にボーリングの目詰まりなどにより，数年を経てボーリングより，広く東北地方に大被害をもたらした。津波による甚孔の排水効果の減少が指摘されている。そのために，孔大な被害に加えて，山地斜面の崩壊，平野部の地震の液の洗浄や地下水の管理が行われるようになってきた。こ状化などの災害が発生した。我が国の山地の地質や土質

こでは，果樹園の地すべり地における排水ボーリング孔は脆弱であり，地震動や豪雨・豪雪などの気象は，地すの管理について述べる。

べり，斜面崩壊，土石流を発生させる。このような地盤の第 5 章では，土砂災害基本法に基づいて実施された鳥

脆弱な環境下で，住民の安全と安心を守るインフラ整備

取県の土砂災害警戒情報システムについて述べる。過去が行われてきた。
本報告は，編集委員会の命を受けた筆者の一人である藤村が，現在，鳥取県内で地質調査・設計などの実務をしている技術者らと，鳥取県内の斜面災害について調べたものである。
本報告の内容は，以下のようなものである。

第 2 章では，鳥取県内の斜面災害箇所の分布と，斜面崩壊の素因の一つである地すべり地の地質を概説する。

第 3 章では，近年鳥取県内で発生した比較的規模の大きい斜面崩壊の事例を記述する。この事例の中には，大雨による斜面災害や深層崩壊もある。

第 4 章では，過去に地すべり対策として行われた排水146

7 年間に発生した土砂崩壊のほとんどが，このシステムでキャッチできている。ここでは，キャッチできなかった事
例を紹介して，何が問題かを考えることにした。

第 6 章では，国，県，市町村が山地や里山を管理する

基本情報カルテを改良したうえで，新たに調査を行い，それらをデータベース化する試みについて述べる。この作業は土質工学セミナー・鳥取（座長：藤村）のメンバーが行っている。
なお，本稿の被災状況の記述に当たっては，書籍化されていないものや個別の資料集を参考としたために，引用文献として十分に表記できなかったことをお断りして
おく。

2

2

斜面災害箇所の分布

斜面災害箇所の分布る。辰巳峠層は泥岩層を主体とする。この両層からは保2. 1 地すべり箇所数

み とく

存状態のよい植物化石が多産し，三徳地区で産出する植土砂災害防止法の基礎調査において整理されている

地すべり箇所は，県内で 128 箇所である（表 2. 2. 1 及び図 2. 2. 1）。最も多い地区は，全体の 40% を占める鳥取地区である。次いで日野地区が多い。施工状況については，概成が約 3 割，着手が約 1 割，未着手が約 6 割である。

詳細調査は，約 3 割以下の地区数で実施されている。こや ず

れらの地区で発災したのは，八頭地域の 5 地区である。

物化石と共に三徳型植物群とまとめられ，日本の後期中新世を代表する化石植物群となっている。舂谷礫岩層は径数 cm ～ 10 数 cm の亜円礫～円礫を主とする礫岩層である。礫種は花崗岩，流紋岩が多く，千枚岩礫も含まれる。時代を直接示す証拠はないが，中新世鳥取層群最下
こお げ

部の郡家礫岩層に対比される。
鳥取層群
本層は新第三紀の堆積盆地の西部に形成された地層で2. 2 地すべり地の地質

ほく たん

鳥取県岩石データベース作成委員会（2008）に基づけあり，京都府北部－兵庫県北部地域に発達する北但層群と一連の地層である。上村ほか（1979）では，下位から八きさいちば，東部及び中部地域の地すべり地周辺では，①新第三頭，私都，岩美の 3 累層に大別される。八頭累層は基底紀層，②白亜系・古第三系の深成岩・火山岩・貫入岩，の郡家礫岩層に始まり，主に安山岩の火砕岩からなる河③古生界の三郡変成岩が分布している。西部地域では，

原火砕岩層へと続く。私都累層は厚い円通寺礫岩砂岩層④大山火山砕屑岩，②白亜系・古第三系の深成岩・火山よりなり，一部では植物化石が産出される。本層は北但岩・貫入岩が分布している。それぞれの地質については，

鳥取県岩石データベース作成委員会（2008）の内容を抜

えん つう じ地域の豊岡累層に対比される。岩美累層は，鳥取層群の上半部を占め，千代川東部～北東部域に広く分布する。
もろ が岩美累層の基底礫岩層としての諸鹿礫岩層では，中新粋，一部加筆し，以下に記す。鳥取県下の地質区分は
表 2. 2. 2 にまとめた（伊藤，2006）。

ふ がん

世中期の貝化石群が産出される。岩美累層の主部は普含じ

寺泥岩層であり，均一な黒色泥岩層からなる。本層では，2. 2. 1 新第三紀層

深海性から浅海性の化石が多産される。岩美累層の上半

新第三紀層は，県南部の中新世の非火山性堆積岩，鳥あらがね

部は，小田安山岩層，荒金火砕岩層と呼ばれる安山岩質・取層群，中新世の火山岩類，鮮新世の火山岩類である。

流紋岩質の火山岩類を主とする地層となる。

中新世の非火山性堆積岩

中新世の火山性堆積岩

たつ み

さ

じ

つく だに

本層は人形峠，辰巳峠，佐治村舂 谷付近に分布してお本層は三徳山の周辺に分布する凝灰角礫岩類である。

り，それぞれ人形峠層，辰巳峠層，舂谷礫岩層と呼ばれ下部は流紋岩～デイサイト質で小鹿凝灰角礫岩類，上部る。人形峠層は主として砂岩・礫岩・泥岩の互層からな

は安山岩質で投入堂凝灰角礫岩と呼ばれる。後者には泥お じか

なげ いれ どう岩や砂岩が介在し，泥岩からは前述の三徳型植物群に属
表 2. 2. 1 鳥取県における各地域の地すべり箇所数一覧（2013. 3 現在）
地 区 名

する植物化石が産する。
鮮新世の火山岩類

箇所数
施工状況
詳細
調査
災害
履歴

鳥取

八頭

中部

西部

日野

合計

14

2

1

0

3

20

5

2

1

1

0

9

は，河内川上流部から南西方の県境に沿って人形峠付近

56

22

16

6

28

128

まで連続的に広く分布するほか，地域南東部の三郡変成

17

7

3

2

8

37

岩分布域の南北両側で東西に細長く延びて分布している。

7

1

1

0

2

11

32

14

12

4

18

80

場所により，丹戸凝灰角礫岩類あるいは中津火山岩類と

24

7

1

2

34

無し

32

15

15

4

不明

有り

不明

5

0

0

無し

不明

17

16

6

建設
林野
農林
合計
概成
着工済み
未着手
有り

37

18

14

5

25

不明
不明
不明

99

66
5
39

本層は，三朝層群と一括されるもので，下位から火砕岩類，下部安山岩類，上部安山岩類からなる。火砕岩類

たん ど呼ばれる。安山岩質の凝灰角礫岩を主体とし，玄武岩溶
じゅう ぼう ざん岩を挟む。鷲峰 山周辺の凝灰角礫岩も，この火砕岩類にさん ごく やま属するものと考えられる。下部安山岩類には，三 国 山，
たか はち やまみささ

高 鉢山，高山を含む山地に広く分布するものと，三朝町
吉田付近に分布するものがある。
147

第2部

鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み

N

0

2

古生界変成岩新第三系堆積岩類

古生界非変成岩

新第三系火山岩類

古生界超塩基性岩

鮮新統火山岩類

中生界火山岩類

第四系火山岩類

花崗岩類

その他

4

6

8

〔基図〕鳥取県水理地質図

10km

3）
図-2.1
図 2.地すべり箇所と地質図の重ね合わせ図（黒点：地すべり箇所）
2. 1 地すべり箇所と地質図の重ね合わせ図（黒点：地すべり箇所）

農林水産省中国四国農政局計画部（1981）。

表 2. 2. 2 鳥取県下の地質区分

図-3.1 過去 10 年間の降雨状況(2003～2012)【観測地点：大山】4)

148

1

はじめに−鳥取県の斜面災害

前者については安山岩質の火砕岩が主体で，その上部の一部が佐治川及び千代川東域に存在する。佐治川流域の安山岩溶岩は山稜部に分布している。後者についてはには，主に千枚岩が分布している。本層は古生代の堆積

カンラン石粗面安山岩～カンラン石安山岩の溶岩で坂本岩や火山岩類が，古生代後期から中生代初期の高圧型広安山岩類と呼ばれる。下部安山岩類は，南方の県境部に域変成作用を受けたものである。泥質千枚岩，珪質千枚

わずかに分布がみられる。これは，やや苦鉄質の安山岩

岩及び緑色千枚岩からなり，それぞれ泥岩，チャート，

溶岩で八本 越安山岩と呼ばれる。上部安山岩類は，鷲峰

砂岩，火山岩，凝灰岩が源岩であると考えられる。

はち ほん ごえ

ひき た

山と三徳山に広く分布するほか，野坂川と曳田川に挟ま珪質千枚岩は佐治村舂谷付近から上流付近までの佐治れた山地や河内川の左岸側に分布している。三徳山地域

川流路に沿って分布し，この南北両側に泥質千枚岩が比ではほとんどが溶岩で，その岩質は安山岩を主とし，デ較的広く分布する。舂谷付近の下流側には緑色千枚岩がイサイトや流紋岩も含まれる。これらは小鹿川を越えた

みられ，これに介在する玄武岩質火山岩を源岩とする緑南側の鉛川北部にも分布する。

色岩は，佐治川石として鑑賞用庭石等に珍重されている。

こ うち

なまり

千代川東域は千枚岩及び結晶片岩からなり，その層序は
し だに

ち

ず

はっとう

白亜紀～古第三紀初期の深成岩・火山岩類

下位から志 谷 層，智 頭 層，八 東層の 3 層に区分される。

これらの地層のうち，深成岩については白亜紀～古第志谷層と八東層の間には非変成古生層である角谷層が帯三紀初期の花崗岩類と古第三紀中期の花崗岩類とに分け状に介在している。また，志谷層の分布域においては，蛇られる。前者には用瀬花崗岩と鳥取花崗岩，後者には吉紋岩を主体とする超苦鉄質岩類が断片的に分布している。

2. 2. 2

もちがせ

つの だに

岡花崗岩と鉛山グラノファイアーがある。火山岩・貫入岩
き ぢ やまについては，木地山火山岩類，鳥取南部火山岩類である。
白亜紀～古第三紀初期の花崗岩類
用瀬花崗岩は，中～細粒の黒雲母花崗岩であり，三郡

2. 2. 4 大山火山砕屑岩

大山火山の活動は，最古の放射年代が 96 万±6 千年前であること（津久井，1984），複数の逆帯磁溶岩が見出さ

変成岩に貫入して南東縁に分布している。鳥取花崗岩はれていることから，約 100 万年前にさかのぼる（第四紀更中～粗粒の黒雲母花崗岩であり，千代川東の鳥取市北部

新世の中期～後期）。第四紀中期までの火山活動を古期大域～岩美町浦富地区に分布する。

山，30 万年より新しい更新世後期のそれを新期大山と呼古第三紀中期の花崗岩類んでいる。古期大山と並行して蒜山火山群も活動していひる ぜん

吉岡花崗岩は，斑状の黒雲母花崗岩であり，鷲峰山のた。大山は第四紀更新世に形成された安山岩～デイサイ

西から南にかけて分布する。鉛山グラノファイアーは，

トからなる火山である。古期大山の噴出物には，溝口凝灰

石基に長石と石英からなる微文 象 組織を持つ半深成岩で角礫岩として一括して扱われている火砕岩及び二次的なある。

土石流堆積物などもある。一方，新期大山の活動は溶岩び もんしょう

流よりも火山砕屑物（テフラ）の噴出が主となる。大量の2. 2. 3 三郡変成岩
三郡変成岩類は，九州北部から中国地方を経て中部地方まで断続して連なる三郡変成帯を構成する岩石で，そ火砕流堆積物や降下火山灰を噴出し，活動末期には溶岩
み せん

さん

ドームが形成された。現在の山体中央部を作る弥山，三こ ほう からす が せん

鈷峰，烏ヶ山がそれにあたる。

149

第2部

3

鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み

斜面災害事例
あみだ

土石流化し，約 60 m 下方の阿 弥 陀 川まで到達した（写3. 1 近年の豪雨で発生した斜面災害

真 2. 3. 1）。

鳥取県内では，過去 10 年間ほぼ毎年のように斜面災害

この崩壊により，道路に延長 111 m にわたって土砂がが発生している。そのうち，平成 16 年，平成 19 年，平流出し，道路肩の崩壊や橋梁取付擁壁の崩落が発生した。

も集中豪雨に見舞われた。平成 23 年 9 月には，東部地区発生した。深層崩壊ともいえよう。

成 23 年には，規模の大きな災害が発生した。いずれの年

道路より下方斜面には崩壊幅 8 ～ 25 m の崩壊が 3 箇所での鹿野町と西部地区の大山町で斜面崩壊が発生した。平ことうら成 19 年 8 月には東部地区の若桜町と中部地区の琴浦町で⑵ 地形・地質的特徴

土石流が発生した。平成 16 年には東部地区の智頭町で地崩壊 箇所は，図 2. 3. 2 に示すように大山山頂から約3. 3 km 北方の地点であり，やせ尾根が発達する阿弥陀川

すべり崩壊が発生した。

平成 23 年の災害時には，大山で連続雨量 1, 002 mm，の右岸に位置する。阿弥陀川は両岸に土砂の崖を伴い，最大時間雨量 61 mm を記録した。この連続雨量は，過去振幅の小さな蛇行流を呈している。崩壊斜面の上部は，。最大時間雨量は 3 番目に多10 年で最も多い（図 2. 3. 1）

斜面勾配約 35°の平滑な斜面からなり，地すべり地形はい。平成 19 年には，若桜町で連続雨量 224 mm，最大時認められない。崩壊斜面より北側には，幅約 40 m，斜面

積雨量 204 mm，最大時間雨量 39 mm を記録している。

方斜面では斜面勾配が緩くなり，河川上流から流出した

以下には，これらの年に発生した土砂災害事例につい

土石流堆積物や崖錐堆積物が厚く堆積しているものと想間雨量 86 mm を記録した。平成 16 年には，智頭町で累長約 40 m の崩壊跡が認められる。標高約 690 m より下定される。

て，崩壊の概要，経緯とメカニズム，現在の状況を述べ

崩壊箇所付近の地質は，図 2. 3. 3 に示すように第四系

る。なお，災害に関する資料については，鳥取県県土整
備部の調査・広報資料を参照している。

更新統に形成された火山灰からなる弥山熱雲（火砕流堆積物），安山岩溶岩が分布する。ボーリング調査では，互3. 1. 1 H.23 大山地区層で分布する火山礫凝灰岩と凝灰角礫岩が確認された。
古生界変成岩新第三系堆積岩類

古生界非変成岩

新第三系火山岩類

崩壊斜面上部では，層厚約 8 m の未固結層の崖錐堆積物⑴ 崩壊の概況
本崩壊は西伯郡大山町大山地内の県道赤碕大山線沿いが認められた。崩積土より下面には，土石流堆積物及びの斜面で発生した。発生は平成 23 年 9 月 2 ～ 4 日である。この期間に，中四国地方を通過した台風 12 号の豪雨

古生界超塩基性岩

鮮新統火山岩類

中生界火山岩類

第四系火山岩類

花崗岩類

その他

凝灰角礫岩層が確認された。崩壊斜面より下方では層厚023 m 以内の崩積土が確認された。それより下位には基盤
4

6

8

10km

があり，累積雨量 1, 002 mm，最大時間雨量 61 mm を記岩が確認された。基盤岩となる凝灰角礫岩及び火山礫凝図-2.1 地すべり箇所と地質図の重ね合わせ図（黒点：地すべり箇所）3）
灰岩には，5 ～ 10 ゜
録した。の堆積構造が確認され，相対的に締り
斜面崩壊の規模は，幅約 70 m，斜面長約 55 m，層厚

約 10 m，移動土塊量約 2 万 m3 である。崩壊土砂は，大量の表流水及び地下水によって，厚さ 2 ～ 4 m の規模でが良い。
地下水位状況については，崩壊斜面上部のボーリング孔の深度約 9 m で確認された。これは崖錐堆積物と基盤

図-3.1 過去 10 年間の降雨状況(2003～2012)【観測地点：大山】4)

図 2. 3. 1 過去 10 年間の降雨状況（2003 〜 2012）【観測地点：大山】（気象庁，2013）

150

3

斜面災害事例

岩との境界付近に位置し，現地で確認された地質境界か

広域地形から見れば，南北方向に流れる阿弥陀川のらの湧水と一致する。崩壊箇所より下方の斜面では，基右岸に位置し，上流（大山上方）から土石流や崖錐堆積

盤岩内で地下水位が確認されており，比較的低位置で地下水が存在していることがわかった。

物が供給され，未固結層である崖錐堆積物が比較的厚く堆積していた。周辺斜面から見ても，標高 690 m 付

近より下方は緩斜面が認められ，崖錐堆積物が厚く堆⑶ 崩壊発生のメカニズム

積しているものと想定される。

鳥取県西部総合事務所県土整備局（2011）は，崩壊発② 地下水が地質境界で流れやすい構造であったこと。

生の素因が厚い崖錐堆積物層が斜面上に堆積していたこ

透水性の良い崖錐堆積物の下位は比較的透水性の悪と，地下水が地質境界で流れやすかったこと，地下水位

い基盤岩（凝灰角礫岩層）や旧表土が存在し，透水性のが一点に集中しやすい地層構成であったこととまとめた。

違いにより，崖錐堆積物層下面で，地下水が流れやす① 当斜面には厚く崖錐堆積物が堆積していたこと。

い構造となっていた。

図 2. 3. 2 崩壊箇所周辺の地形図〔大山地区〕

基図は国土地理院発行 1/25, 000 地形図「伯耆大山」を使用。

写真 2. 3. 1 崩壊斜面の全景

図 2. 3. 3 崩壊箇所の地質断面図及び調査地平面図
151

第2部

鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み③ 地下水位が一点に集中しやすい地層構成であったこと。
崩壊斜面をみると，崩壊土砂となる崖錐堆積物の残存は殆ど認められず，河川方向に流出しており，崩壊

斜面 = 崩壊面（すべり面）といえる。崩壊面の一番低い位置となるモルタルのり面崩壊箇所に，斜面からの地下水が全て集中し，その水圧及び土圧でモルタルのり面が破壊され，土石流のように広範囲に崩壊土砂が流出したものと考えられる。
⑷ 現在の状況
復旧工事は林野庁及び県土木部で実施された。林野庁
では斜面対策工が，県土木部ではのり面復旧工及び道路

写真 2. 3. 2 滑落崖付近の様子

復旧工が実施された。のり面復旧工は，ポケット式落石防止網工，吹付のり枠工，落石防護柵工水路工である。道
路復旧工は盛土工，補強土壁工が施工された。
3. 1. 2 H.23 鹿野地区
⑴ 崩壊の概要
本崩壊箇所は，鳥取市鹿野町河内地内の河内川上流であり，鷲峰山から南南西方に約 3. 2 km の地点に位置す
る（図 2. 3. 4）。本調査地は，国有林内に位置する渓床荒廃地及び山腹崩壊地であった。発生日は平成 23 年 9 月 2～ 3 日である。この期間の累積雨量は 537 mm，最大時間
雨量 50 mm を記録した。この豪雨により大規模な地すべり及び土石流が発生した。鳥取森林管理署（2011）によれば，当時の地すべり状況については次のようにまとめられる。

斜面上部の地すべり箇所は，幅約 70 m にわたり崩壊し

図 2. 3. 4 崩壊箇所周辺の地形図〔鹿野地区〕

基図は国土地理院発行 1/25, 000 地形図「岩坪」を使用。

152

図 2. 3. 5 崩壊箇所の平面図

3

斜面災害事例

図 2. 3. 6 崩壊前後の地形形状の変化（鳥取森林管理署，2011）

写真 2. 3. 3 既設堰堤の満砂状況

写真 2. 3. 4 下流側の水路工の被災状況（上：被災後、下：被災前）

写真 2. 3. 5 渓流上部の状況

153

第2部

鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組みて，下流域へ土石流となって流下した（図 2. 3. 5）。崩積

土層の層厚は 5 ～ 11 m であり，玉石混じり砂礫を主体とする（図 2. 3. 6）。滑落崖は高さ 4 m 以上であり，地すべ

り形状は馬蹄形を呈する（写真 2. 3. 2）。

被災箇所は滑落崖の上部にまで及び延長約 30 m にわたり沈下帯が形成されている。滑落崖の下方は不安定な土塊が幅約 50 m にわたり斜面上に残された状態である。H20 ～ 21 年に建設された 1 号，2 号砂防堰堤は，この土石流により満砂状態となり，土石流の大部分を効果的に捕捉した（写真 2. 3. 3）。1 号堰堤の下流では，深さ約 3 m にわたって浸食され，流路工が流出している（写真 2. 3. 4）。被災箇所の中間部は，ボトルネック状の狭小部にあたり，被覆土層がほとんど削り取られている。谷壁には軟岩相当の地山が露頭している。谷部では湧水が多量に流下している（写真 2. 3. 5）。

周辺の地形は標高 800 ～ 1, 000 m の山地と河川沿いにある狭小な谷底低地から構成される。山地には標高 500～ 700 m に緩斜面が点在する。緩斜面の一部は馬蹄形の遷緩線を有する地すべり地形を呈している。水系模様は
樹枝状を主体とし，あまり発達していない。
周辺の地質は，中生代の火山岩類及び迸入岩類，新第三紀鮮新世の火山岩類からなる。火山岩類は石英安山岩と流紋岩の火山砕屑岩及び溶岩流である。迸入岩類は黒雲母花崗岩である。鮮新世火山岩類は安山岩及び石英安山岩の溶岩である。
⑵ 崩壊発生のメカニズム

崩壊発生の素因は層厚約 17 m の被覆土層の存在と推察される。本層は転石玉石混じり土であり，崩壊前の踏査で湧水地点が確認されていたことから，多くの水みちを有していたと考えられる。誘因は集中豪雨による地下水位の上昇（累積降水量は 537 mm）である。

図 2. 3. 7 崩壊箇所周辺の地形図〔琴浦地区〕⑶ 対策工
被災後の設計業務においては，以下の対策が検討され基図は国土地理院発行 1/25, 000 地形図「伯耆浦安」を使用。

た。
・下流部流路工の復元……渓間工（流路工）・中部に残る土砂の流出防止……渓間工（谷止工）
・上部に残る土砂の流出防止……山腹工（土留工）
・崩壊上部斜面の固定……山腹工（地すべり対策工）
3. 1. 3 H.19 琴浦地区
⑴ 崩壊の概要

とう はく

本崩壊箇所は，東伯郡琴浦町上中村地内の黒川上流であり，船上山から北北東方向に約 5. 5 km の地点に位置す

る（図 2. 3. 7）。平成 19 年 9 月に約 4. 5 時間に 165 mm の雨量があり，山腹崩壊や土石流災害が発生した場所である。災害発生時の最大時間雨量は 103 mm であった。
154

写真 2. 3. 6 中村地区の被災状況（鳥取県林業試験場撮影）

3

斜面災害事例

写真 2. 3. 7 太一垣地区の被災状況

写真 2. 3. 8 尾張地区の被災状況（鳥取県林業試験場撮影）
写真 2. 3. 9 崩壊箇所の分布状況

写真 2. 3. 10 琴浦町の崩壊箇所の分布状況
155

第2部

鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み

鳥取県中部総合事務所県土整備局（2008）によれば、
た いち がきお⑵ 崩壊メカニズム

山腹崩壊が集中した範囲は，中村地区，太 一 垣 地区，尾崩壊の素因として次の 2 点が挙げられる。1 点目は当該

南北約 5 km の狭いエリアに約 220 箇所の山腹崩壊が発することである。2 点目は平成 12 年の鳥取県西部地震の生した。山腹崩壊の特徴は，崩壊の冠頭部がほぼ等高

際に尾根地形に亀裂が形成されたことである。

わり

張 地区の 3 箇所であった。この地区を含む東西約 3 km，線上に並んでいること，非集水地形である尾根部の崩壊

が 2 割を超えて発生していることなどが挙げられた（写斜面が凝灰角礫岩の地層で，火砕流堆積物が層状に連続崩壊の誘因は最大時間雨量 103 mm の集中豪雨による地下水位の上昇である。

真 2. 3. 9 ～ 10）。
最も被害が集中した中村地区では，崩壊土砂の流出に⑶ 現在の状況

より，町道の通行止め，人家への土砂流入，河道閉塞，

山腹崩壊箇所には，鋼製土留工，柵工，筋工，緑化工

農地の埋没が発生した（写真 2. 3. 6）。太一垣地区では，が設置された。太一垣地区では，人家裏手の斜面にのり

人家裏の山腹斜面が崩壊し，治山施設の落石防護柵を越枠工（ノンフレーム工法）が設置された。

えて崩壊土砂が民家に流出した（写真 2. 3. 7）。尾張地区
では，山腹崩壊が多数発生したものの，治山ダムにより大3. 1. 4 H.19 若桜八頭地区

規模な土石流災害はなかった（写真 2. 3. 8）。

⑴ 崩壊の概要

る幅 0. 3 km 未満の狭小な谷底低地から構成される。尾根り土石流災害が多発した。八頭町の徳丸観測所では連続周辺の地形は標高 250 m 以下の丘陵地と河川沿いにあ本地区では平成 19 年 8 月 22 ～ 23 日の集中豪雨によとく まる

筋はおおむね南北に伸長したやせ尾根地形を主体とする。

雨量 224 mm，最大時間雨量 86 mm を記録した。本地区

丘陵地にみられる水系模様は，平行状もしくは樹枝状を

は八頭郡八頭町～若桜町地内にある。被災した河川は角呈している。谷地形は総じて浅くて狭い。
周辺の地質は，更新世の凝灰角礫岩からなる。大山の北東部の山裾にあたる。地形は，定高性があり台地を形

や

だに

ず

つの

や ど ら

谷川及び屋堂羅川ほか 10 河川であった（図 2. 3. 8）。被災
状況は全壊～半壊家屋 4 棟，浸水 69 棟，死者・負傷者 0名であった。被災総額は 4 億 7, 400 万円であった（写真

成している。被災地から南方に位置する船上山では，両2. 3. 11）。鳥取県八頭総合事務所県土整備部（2007）によ輝石安山岩の溶岩が分布する。

れば，被災時の状況について次のように報告している。

図 2. 3. 8 崩壊箇所周辺の地形図〔若桜八頭地区〕

基図は国土地理院発行 1/25, 000 地形図「若桜」を使用。

156

3

斜面災害事例

写真 2. 3. 11 被災状況の写真

図 2. 3. 9被災時の降雨状況
被災時の降雨状況（単位：mm）
図-3.9
157

第2部

鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み

若桜町屋堂羅地区では，8 月 22 日 19 時ごろが雨のピー層）が分布し，泥質片岩を主体とする。やせ尾根状の斜クとなり，集落内の二棟が床上浸水，倉庫一棟の一階部

面には，更新統の安山岩が分布している。

22 日夜から 23 日の未明にかけて土砂崩れが発生して，⑵ 崩壊メカニズム

分が土砂に流された。若桜町来見野地区ほか 4 地区では道路網が遮断され一時孤立した。若桜町赤松地内では角谷川の護岸が 600 m にわたり崩壊した。八頭町徳丸地内の国道 29 号では，19 時 30 分ごろ 3 箇所で斜面崩壊が発

今 回の 崩 壊 の 素因は，谷 部に 不 安 定 な 崩 積 土 砂 が堆積していたことによる。誘因は集中豪雨（連続雨量。
224 mm，最大時間雨量 86 mm）である（図 2. 3. 9）

生したため，通行止めになった。
本地区は千代川流域八東川沿いに位置しており，下流の尾谷川から上流の屋堂羅川まで約 8 km の範囲であ⑶ 現在の状況

砂防堰堤 5 基（角谷川，寺谷川，屋堂羅川，尾谷川，る。被災した角谷川及び屋堂羅川は，谷幅 100 ～ 200 m

赤松谷川）及び渓流保全工（角谷川，屋堂羅川）が施工さの狭小な谷地形を流下している。これらの河川は比高約れている。

300 m の丘陵地と標高 800 m 以上の山地で囲まれている。

やせ尾根状の急傾斜面が特徴的である。斜面は 30 ～ 45°の勾配で，所々崖状を呈する。
被災した河川沿いは，非変成古生層～三郡変成岩から構成される。非変成古生層は角谷川沿いの山体に分布する角谷層であり，せん断泥質岩を主体とする。本層は八東～若桜にかけて帯状に広く分布している。層理は東西方向の走向で，北傾斜 40 ～ 60°を呈する。被災した 12河川のうち，8 河川は本層中にある。角谷川の北縁部では，蛇紋岩化したダンかんらん岩や三郡変成岩（志谷層）と断層で接する。屋堂羅川沿いの山体には三郡変成岩（八東写真 2. 3. 12 被災箇所の全景（既往資料より）

図 2. 3. 10 崩壊箇所周辺の地形図〔大呂地区〕

基図は国土地理院発行 1/25, 000 地形図「郷原」を使用。

158

写真 2. 3. 13 空中写真判読結果（既往資料より）

3

斜面災害事例

図 2. 3. 11 対策工検討断面図

図 2. 3. 12 対策工計画平面図
159

第2部

鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み

おお ろ

3. 1. 5 H.16 大呂地区
⑴ 崩壊の概要
本崩壊は，八頭郡智頭町大呂地内の採石場の上部斜面で発生した（図 2. 3. 10）。崩壊の規模は，幅約 120 m，長さ約 250 m，層厚約 48 m で，移動土塊量約 90 万 m3 である（写真 2. 3. 12，図 2. 3. 13）。鳥取県八頭総合事務所県土整備部（2008）によれば，被災状況について次のように記載されている。

対象斜面では崩壊が 3 度のイベントで進行した。最初のイベントは平成 7 年 1 月の兵庫県南部地震時であり，地元のハンターが地震発生後に山腹斜面に冠頭部の亀裂を発見した。2 度目のイベントは 9 年後の平成 16 年 2 月の融雪期であり，採石場内にて約 6, 000 m3 の斜面崩壊が発生した。8 月に地質調査が実施され，約 20 m の地すべり層厚を確認した。3 度目のイベントは平成 16 年 9 月の台風 21 号及び 10 月の台風 23 号であった。伸縮計は約500 mm の伸びを記録し，孔内計測は不能になった。平

成 17 年 1 月から追加調査が実施され，地すべり規模が層
厚 20 m から 48 m に見直された。

崩壊地は標高 700 m の山体斜面の中腹～上部に位置している。斜面勾配は 35 ～ 40°と急峻である。山体裾部にきた また図 2. 3. 13 崩壊箇所周辺の地形図〔市之瀬地区〕

基図は国土地理院発行 1/25, 000 地形図「智頭」を使用。

は蛇行流する北股川がある。この流路に沿って南北方向
及び西北西－東南東方向のリニアメントが認められる。崩
壊地周辺の地質は三郡変成岩類の泥質片岩である。本層中には砂質片岩が挟在する。砂質片岩の厚さは数～ 10 数m である。閃緑岩の岩脈類が小岩体をなしてこれらに貫入している。
⑵ 崩壊メカニズム

崩壊の素因は下記の 4 点である。

・泥質片岩が流れ盤構造を有する。
・変質により脆弱化したフェルサイトがブロック頭部に存在する。

・深度約 50 m に連続した脆弱部が存在する。
・地質構造が末端開放型の流れ盤状を呈する。

写真 2. 3. 14 被害状況写真

誘因は地震動及び豪雨による地下水位の上昇である。
⑶ 現在の状況
対策工は頭部排土，集水井工，横ボーリング工，地表水排除工が計画された（図 2. 3. 11 ～ 12）。平成 19 年に施工完了し，監視体制が解除された。
3. 1. 6 H.16 市瀬地区
⑴ 崩壊の概況
本崩壊は八頭郡智頭町市瀬地内の採石場跡地の上部斜面で発生した（図 2. 3. 13）。崩壊の規模は幅約 350 m，長さ約 200 m，崩落土量約 330 千 m3 であった。崩落土砂が千代川をせき止め，高さ約 10 m の天然ダムを形成し，
160

写真 2. 3. 15 被害地区の状況（市瀬地区）

3

図-3.13 崩壊箇所周辺の地形図【S=1:25,000】

斜面災害事例

図-3.14
図 2. 3. 14被害状況図（鳥取県資料より）
被害状況図（安本，2005 より）【新設河川トンネル部】

断面幅約 15 m

図-3.15 河川トンネルの断面図
2
内空断面約 126 m

図 2. 3. 15 河川トンネルの断面図

写真 2. 3. 16 崩落前後状況写真

図 2. 3. 16 河川トンネルの平面図
161

第2部

鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み

上流の市瀬地区に浸水被害を及ぼした（写真 2. 3. 14 ～15）
。安本（2005）は，被災状況について以下のように示している。

平 成 16 年 9 月 29 日 の 台 風 21 号 に より， 連 続 雨 量

204 mm，最大時間雨量 39 mm の豪雨が発生した。これ

により，採石場の上部斜面から約 330 千 m の土砂が崩3

頭郡八頭町明辺地区にある（図 2. 3. 17）。これは，千代川
水系私都川の支流である明辺川の右岸斜面に位置する。

上流 500 m 付近には明辺地区集落がある。本地区は主峰

扇山（1310 m）を介して兵庫県香美町村岡区に接し，県下でも有数の豪雪地帯として知られている。この地区では，指定地の面積は 24. 71 ha，滑動面積は 5. 0 ha であ落し，そのうち 43 千 m が河川に流入した。崩落土砂は，る。地すべりの規模は，幅約 200 m，深さ約 30 m，移動

道を閉塞した（写真 2. 3. 16）。この影響により，約 1 km部（2000）によれば、地すべりの状況について以下のよう

3

高さ約 9 m の護岸擁壁を 120 m 区間にわたり破壊し，河土塊量は約 130 万 m3 である。日本地すべり学会関西支

上流の市瀬地区において，床上浸水 10 戸，床下浸水 1に記されている。

JR 因美線の軌道に流木や土砂が堆積し，1. 5 日間不通に⑵ 地すべりの経緯（昭和 52 年～平成 12 年）

14 年にも崩壊があり，対策工が平成 16 年にできたばかであり，地すべり末端の渓岸で崩壊が発生し，県道まで

戸，公民館の床上浸水 1 戸の被害が発生した。さらに，なった（図 2. 3. 14）。崩壊が発生した斜面では平成 10 年，りであった。

崩壊箇所は標高約 600 m の山地に位置しており，西向

発生当初として，記録に残る最初の活動は昭和 51 年

土砂が流失した。昭和 52 年度に谷止工が 2 基施工されたが，その後も崩壊が続き上流の谷止工が満砂になった。

きの急峻な崖状を呈する斜面である。斜面脚部では屈曲

平成 10 年 9 月下旬に連続雨量 325 mm があり，伸縮計，

かつボトルネック状の河道を呈する千代川が流下していパイプ歪計に変動が記録されたが，末端崩壊などの顕著る。リニアメントは南北方向及び東北東－西南西方に伸長な活動は生じなかった。平成 11 年 9 月上旬に集水井で付近に地すべり地形のような緩斜面が点在している。

た。他の集水井でもライナープレートのボルトが変形してしている。水系模様は樹枝状である。標高 500 ～ 600 m

地質は三郡変成岩類の泥質片岩である。本岩は全般に30 cm 程度の変位があり，ライナープレートが切断されいた。

変成度が低く，片理面の発達はやや悪い。地質構造は，北東側に約 30°で傾斜した流れ盤である。一部に流紋岩・安山岩質の貫入岩がある。

⑶ 地形・地質

地すべりは標高 450 ～ 620 m の東向きの尾根斜面に位置する。付近の沢は北北西―南南東方向及び北西―南東⑵ 地すべりのメカニズム

方向に発達し，地すべり性の亀裂もこれに沿う形で分布崩壊発生の素因は，風化により脆弱化した泥質片岩のする。調査地内の斜面形状は，縦断方向が S 字型複合斜存在と，これまでの崩壊による不安定化の進行である。

面，横断斜面が凸型斜面になっている。縦断斜面は地す

誘因は豪雨による間隙水圧の上昇である。メカニズム及び対策については，市瀬地区土砂崩落調査委員会（平成16 年 10 月～平成 17 年 2 月）で検討がなされた。

べり末端の渓流から斜面中腹までが 10 ～ 15°，これより

上部では 30 ～ 35°である。

周辺の地質は下位より中新統鳥取層群円通寺礫岩層，
普含寺泥岩層，石英閃緑岩，火砕岩からなる。

⑶ 現在の状況

泥岩は硬質であるが，空気に触れるとスレーキングが万一の崩落による現河道閉塞を考慮して，千代川のバ発生して団粒状になる。調査地内は風化が進み，風化部

イパス河川トンネルが施工された（図 2. 3. 16）。河川トン

では角礫状を呈し間隙が褐色の粘土で充填されている。

ネルは，3 車線の道路トンネルに相当する規模である。そさらに風化が進むと礫混じり土状を呈し，軟弱となる。地

の他工事は，現河道掘削，構造物取り壊し，護岸方塊ブ

すべり面はこの風化面に形成されている。地質構造は，体の移動は，現在も進行中である（図 2. 3. 14）。斜面への流れ盤”の構造を示す。地すべりは節理面に規制されて対策はなされておらず，被災原因の完全除去ができてい滑動した。

ロックなどであり，復旧工事費は約 28 億円となった。山斜面上部より地すべり斜面に対して“流れ盤―受け盤―ない。
⑷ 地すべりのメカニズム

3. 2 地すべり災害
（指定地）
あけなべ

地すべりの素因は，①全体に節理が発達している，②
地すべり頭部では多亀裂で破砕状を呈する，③地すべり

3. 2. 1 明辺地区

頭部では地表水が容易に浸透する，④普含寺泥岩層はス⑴ 地すべりの概要

レーキングが発生しやすく，軟弱層が形成される，⑤間

明辺地区地すべりは，鳥取市南東約 17 km の鳥取県八162

隙水圧の上昇が考えられる（図 2. 3. 18）
。

3

⑸ 対策工

これまでの対策工は，谷止工 4 基，集水井 6 基，排土

斜面災害事例

長さ約 300 m，深さ 30 ～ 40 m である。滑落崖は東側で比較的明瞭であり，西側で不明瞭となる。末端は高さ 20

工 91, 000 m ，押え盛土工 91, 000 m である。

～ 40 m の急斜面であり，表層崩壊が多発している。

3. 2. 2 船岡地区

斜面勾配は 15 ～ 20°の緩斜面であり，山頂付近ではや

33⑴ 崩壊の概要
本地すべりは，八頭郡八頭町船岡地内にあり，天満山の北向き斜面にあたる（図 2. 3. 19）。この地区は 11. 3 haの面積を有する地すべり指定地である。地すべりブロッ

クは A ～ D の 4 つである。地すべり台帳によると，平成

16 年から平成 21 年までに，集水井，押え盛土などの抑制工による対策工が設置された。

地すべりの規模は最も大きい A ブロックで幅約 250 m，地すべり地は標高 200 m 以下の尾根斜面に位置する。

や急峻となる。浅い沢地形が 2 本存在する。斜面上には段々畑の名残が認められる。山裾部には斜面とほぼ平行
み つきに見槻川が北西方に流下している。
周辺の地質は主に変成岩類から構成される。変成岩類
は三郡変成岩であり，調査地を含む東側に分布する。三
郡変成岩は砂質片岩，泥質片岩，緑色片岩及び珪質片岩からなる。調査地では緑色片岩が広く分布しており，その下位に泥質片岩が存在する。緑色片岩は褐緑色～暗緑色を呈しており，均質緻密である。原岩は，塩基性溶岩（玄武岩溶岩）と塩基性凝灰岩（玄武岩質凝灰岩）である。
⑵ 地すべりのメカニズム
地すべり素因は流れ盤状の片理面を持つ変成岩の存在である。誘因は河川による脚部の浸食，集中豪雨による地下水位の上昇である。地下水位（HWL）がすべり面から約 10 m 上方に位置し，地すべり頭部では 20 m 以上に（ｍ）

図 2. 3. 17 明辺地区周辺の地形図
基図は国土地理院発行 1/25, 000 地形図「稲葉山」
「扇山」
「若桜」を

図 2. 3. 18 明辺地区周辺の模式断面図

写真 2. 3. 17 明辺地区地すべり防止事業全景航空写真

基図は国土地理院発行 1/25, 000 地形図「用瀬」「因幡郡家」を使用。

使用。

図 2. 3. 19 船岡地区周辺の地形図

163

第2部

鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組みある。地すべりのメカニズムは，片岩の風化岩すべりに区分されることと，豊富な地下水が地すべりを不安定化させていることで説明できる。

⑵ 地すべりのメカニズム
地すべりの素因は断層沿いに貫入する蛇紋岩の存在，
扇状地堆積物の存在である。誘因は河川による脚部の浸食，集中豪雨による地下水位の上昇である。地すべりの⑶ 現在の状況

現地には集水井 5 基と押え盛土が設置されている。

メカニズムは蛇紋岩の貫入岩帯が不透水層となり，豪雨時に地下水位をダムアップさせた。それにより，扇状地
堆積物が飽和して滑落したと考えられる。

3. 2. 3 家の谷地区⑴ 崩壊の概要
本地すべりは，八頭郡若桜町家の谷地内にあり，家の谷川の左岸にあたる（図 2. 3. 20）。この地区は約 9 ha の面積を有する地すべり指定地である。地すべりブロックは中

央・北・東の 3 つである。

中央ブロックは，当地すべり地の主たるブロックであり，頭部に広い緩斜面をもつ単丘状凹状台地形を呈する。

⑶ 現在の状況

現地には，谷止工（H = 1. 5 ～ 4. 3 m，21 基），横ボーリ

ング工（4 本），水路工が設置されている。
よ ど

3. 2. 4 余戸地区
⑴ 地すべりの概要

余戸地区の地すべり対策事業は，平成 11 年度の地すべ

標高 645 m 付近より下方は，家の谷川に面する急斜面とり防止区域編入調査（余戸地区他公共事業新規事業化調を有する段差地形及び溝状地形をもつ。東ブロックは幅より，ボーリング調査，動態観測，安定解析及び地すべなっている。北ブロックは最上部に延長約 80 m の滑落崖

50 m の小規模で単独の地すべりである。比較的明瞭な滑整委託，平成 12 年 3 月）に始まった。平成 13 年度以降

り防止施設の設計・施工が継続的に行われおり，地すべ

落崖を有しており，下方に崩積土層が緩く堆積している。

りブロックは A，A1，A2，B，C，E，F に区分され，地すにある。標高 650 m 付近には開析された緩斜面がある。

れた集水井工が最後となった。

地すべり地は家の谷川左岸の標高 600 ～ 750 m の範囲

この緩斜面の上方に弧状の滑落崖がある。すべりの規模
は幅約 200 m，斜面長約 500 m である。

べり防止施設の施工は平成 23 年度に F ブロックで実施さ現在は，平成 22 年度までに地すべり防止施設が施工され，効果（安定性）が確認された A，A2，B の 3 ブロック周辺の地質は，古生代の超苦鉄質岩類（蛇紋岩）及び三を除く A1，C，E，F の 4 ブロックに対して動態観測，地

郡変成岩類（泥質千枚岩），中生代の火山岩類（流紋岩質

下水位観測を実施して，余戸地区の地すべり防止工事の岩石，安山岩質岩石）である矢田川層群と，中生代の迸入概成の判定や今後の地すべり防止施設の維持管理につい岩類である花崗岩が分布する。さらに，これらの基盤岩て検討した。

を砕屑物からなる未固結堆積物が被覆している。

図 2. 3. 20 家の谷地区周辺の地形図

基図は国土地理院発行 1/25, 000 地形図「岩谷堂」を使用。

164

図 2. 3. 21 余戸地区周辺の地形図

基図は国土地理院発行 1/25, 000 地形図「岩坪」「加瀬基」を使用。

3

斜面災害事例

図-3.21 余戸地区周辺の地形図【S=1:25,000】

図-3.22
図 2. 3.余戸地区地すべりの変動過程
22 余戸地区地すべりの変動過程

表 2. 3. 1 各地すべりブロックの計画安全率と達成安全率
重要度

規模

「貯水池」
の場合

計画
安全率

達成
安全率

判定

（家屋等）

大
（家屋等）

大
（約 210 万 m3）

1. 05 ～ 1. 10

1. 1

1. 291

OK

（家屋等）

大
（家屋等）

大

1. 05 ～ 1. 10

1. 1

1. 166

OK

（家屋等）

大
（家屋等）

大

1. 05 ～ 1. 10

1. 1

1. 296

OK

（家屋等）

大
（家屋等）

中
（約 20 万 m3）

1. 05 ～ 1. 15

1. 2

1. 306

OK

（家屋等）

大
（家屋等）

中
（約 20 万 m3）

1. 05 ～ 1. 15

1. 2

1. 106

NG

（県道等）

中
（県道等）

大
（約 43 万 m3）

1. 05 ～ 1. 15

1. 1

1. 19

OK

（家屋等）

大
（家屋等）

大
（約 47 万 m3）

1. 05 ～ 1. 15

1. 1

1. 175

OK

ブロック 「砂防基準」の場合

A
A1
A2
B
C
E
F

1. 10 ～ 1. 20
1. 10 ～ 1. 20
1. 10 ～ 1. 20
1. 10 ～ 1. 20
1. 10 ～ 1. 20
1. 10 ～ 1. 20
1. 10 ～ 1. 20余 戸 地区 地 す べり防 止区 域 は，佐 治 川ダ ム下 流 約

3 km の佐治川右岸側の鳥取市佐治町余戸地区に位置あり，当地区は蛇行しながら流下する佐治川右岸側の攻撃斜面にあたる。

し，集落内を二分する余戸谷川の右岸側を対象とする

調査地周辺の基盤岩は，三郡変成岩類に属する黒色片（図 2. 3. 21）。佐治川は鳥取市内を流下する一級河川千代岩からなる。三郡変成岩類は黒色片岩や，珪質片岩など

川の支流の一つであり，岡山県との県境である辰巳峠付を主体とし，緑色片岩を挟有する。全体に広域変成岩の近に源を発し，直線的に東流して，用瀬町用瀬で千代川特徴である片理や線構造の発達が顕著であり，主要な片と合流する。
周辺の山稜は佐治川を中心として南北方向に高度を上げ，調査地の背後においては用瀬町との町境で標高 900～ 1000 m 級の山稜を形成する。また谷筋の方向は北東－

理は一般に WNW ‒ ESE ないし E ‒ W 方向，南北へ緩やかに傾斜する。これは鳥取市南方の若桜地域に広く分布する三郡変成岩の構造方向と一致する。
調査地の東方や南方に一部後期中生代迸入岩類が分布

南西方向と北西－南東方向を主体としており，基盤岩のする。本迸入岩類は三郡変成岩類を貫いて，これらに接地質構造を反映するものと考えられる。また，余戸地区

触変成作用を与えている。本岩類はハンレイ岩から文象の南側に位置する三原高原は緩やかな勾配を呈する斜面

斑岩にいたる各種の岩相からなる。

の背後に急峻な斜面が連続する典型的な地すべり地形でまた，佐治川を挟み，北東部には新第三系の舂谷礫岩
165

第2部

鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み層が分布し，本層は三郡変成岩類を不整合に覆っている。

C ブロック上部に位置する E，F ブロックの集水井と集水

本層の礫岩を構成する礫は，直径数 10 数 cm ～ 10 cm のボーリングによる排水効果が C ブロックへの地下水の流亜円礫～円礫で淘汰はかなりよい。

入を抑えているためと考えられる。

調査地の最上位には崖錐堆積物が分布する。これは基孔内傾斜計の動態観測において，地すべり変動は認盤の三郡変成岩類の岩片（片岩類）を多く混入し，粘性のめられない。現在 C ブロックは安定した状態と考えら強い堆積物である。なお，調査地の佐治川沿い斜面にはれ，今後は地すべりに伴う変状が発生した場合速やかに“扇状地堆積物”とされている旧土石流堆積物が識別され対応することを条件に『余戸地すべりは一部概成』とするている。

（表 2. 3. 1）。

⑵ 地すべりのメカニズム

3. 2. 5 上地地区

地すべりの素因① 基盤岩の堆積構造が流れ盤構造であったこと。
② 風化浸食を受けやすい構造であったこと。
地すべりの誘因①

わ ぢ

上地地区では平成 19 年度より地すべり危険箇所新規事

業化調査が始まり，平成 21 年度に地すべり指定地申請が行われ，平成 22 年 3 月に国土交通省所管の地すべり防止
指定区域に指定されている（写真 2. 3. 18）。

すべりが分布する斜面末端部は，佐治川の攻撃斜

地すべりブロックはⅠ～Ⅴブロックが推定され，特に面となっており，長年にわたって河川浸食を受けた

危険度の高いⅠブロック及びⅡブロックの地質調査解析，結果，斜面末端部が脆弱化していった。
②

異常な降雨や融雪により，河川水位の上昇による激しい斜面浸食と同時に，すべり土塊内に多量の地下水が供給された結果，すべり面に働く間隙水圧が異常に上昇し，土塊バランスを失ったと考えられる。
地すべり変動過程

地すべり機構解析，安定解析，対策工法設計が実施されている。対策工としては，平成 23 年度よりⅠブロックに
横ボーリング工が施工されている。
上地地すべり防止区域は，鳥取県土整備事務所より東南東へ約 12 km に位置する。当地は扇ノ山から西に伸びる尾根の南側斜面に位置し，谷底には扇ノ山を源流とす

余戸地区地すべりは，扇状地堆積物の上に地すべり土塊がのり上げた「浅いすべり（A ブロック）」と泥質片岩層

内の風化境界をすべり面とする「深いすべり（A2 ブロック等）」が存在する（図 2. 3. 22）。

る上地川が流下している。上地川は，調査地付近で流下方向を東南東－西北西方向から北東－南西方向に変化させており，山頂平坦面を形成する溶岩の分布が影響していると推察される（図 2. 3. 23）。上地地区の地すべりブ
ロックは，このような山頂平坦面から谷底に形成されてい⑶ 現在の状況

地すべり防止工事として，集水井 7 基，横ボーリング

工 2 カ所が施工され，ほとんどの地すべりブロック内の地下水位は低下し計画安全率 = 1. 20 を達成した。C ブ

ロックのみ計画安全率
常時の安全率は= 1. 20 を満足していないが，平= 1. 10 を常に上回っている。これは，

写真 2. 3. 18 余戸地区地すべり防止区域 全景写真
166

図 2. 3. 23 上地地区周辺の地形図

基図は国土地理院発行 1/25, 000 地形図「稲葉山」を使用。

3

図-3.23 上地地区周辺の地形図【S=1:25,000】

斜面災害事例

図 2. 3.上地地区
24 上地地区
地すべりブロック形成の概念図
図-3.24
地すべりブロック形成の概念図

写真 2. 3. 19 上地地区の全景写真

図-3.25水位変動図
図
2. 3. 25水位変動図

26 対策工安全率フロー図
図 2. 3.
図-3.26
対策工安全率フロー図
167

第2部

鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み

る急斜面に存在し，地すべりブロックの頭部は遷急線付
近に形成されている。
調査地に分布する地質は，新第三紀中新世の鳥取層群⑥ブロック中央部から末端部にかけ，地下水位が浅い
位置に分布する。
地すべりの誘因に属する普含寺泥岩層と第四紀更新世の扇ノ山下部溶岩地下水位観測より，地下水位は降水量に敏感に反応しである。普含寺泥岩層は黒色泥岩，扇ノ山下部溶岩は石上昇する傾向にある。梅雨時期及び融雪時期に地下水位

英含有普通輝石かんらん石安山岩で構成されており，山は上昇しやすいため，すべり面のせん断強度を低下させ

頂平坦面には扇ノ山下部溶岩，地すべりが発生しているる（自然的要因）。特に，融雪時期は地下水位が高い状況

山腹斜面には普含寺泥岩層が分布している。当地のようとなりやすい（図 2. 3. 25）。

な地質構造は，キャップロック構造であり，キャップロッ

地すべり発生機構

ク（ここでは扇ノ山下部溶岩）から供給される地下水によ本地すべりの地質構造は，下位の第三紀層（泥岩，凝り地すべりが発生しやすい地質構造であるといえる。ま灰岩）を扇ノ山の安山岩層が覆うキャップロック構造とた，このような地質構造において山腹斜面の浸食が進むなっている。地すべりの発生機構としては，風化作用にと，山頂のキャップロックに急崖が形成され，落石の発生

よる岩盤の強度低下及び地下水位の上昇により下位の第源となることも多い。

三紀層で地すべりが発生し，上部の安山岩層が崩壊したものと考えられる（図 2. 3. 24）。

⑴ 地すべりのメカニズム
地すべりの素因

地すべりブロックの上部斜面に，巨大な安山岩の転石が多く点在している状況が確認できる。巨大な転石はⅡ①集水地形を有し，地下水が集まりやすい。

ブロック頭部の滑落崖に多く見られ，浸食作用によって扇②斜面の勾配がやや急で，不安定化しやすい。

ノ山安山岩層が岩塊状に露出しているものと考えられる。

③斜面末端部には，崩積土，強風化した凝灰岩層及び礫岩層が深い深度まで分布している。
④斜面上方には扇ノ山の安山岩層が分布し，キャップ
ロック構造となっている。
⑤亀裂の多い安山岩のために，雨水を浸透しやすく貯留しやすい。

168⑵ 現在の状況

対策工は平成 23 年度よりⅠブロックに横ボーリング工が施工され，今後はⅠブロック上部に集水井＋集水ボーリ
ング工を実施する計画である。Ⅱブロックについては，地
すべり動態観測を継続調査している。

4

4

地すべり対策情報の長寿命化に対する取り組み

地すべり対策情報の長寿命化に対する取り組み

4. 1 鳥取県の農地地すべり防止施設の実態
鳥取県の農地地すべり防止施設については，施設の完成後，10 ～ 20 年経過している。防災対策の機能が低下し，本来の機能が発揮されていない可能性があり，施設の機能回復を図る必要がある。このため，鳥取県では平成 23

年度より地すべり防止施設の機能診断及び機能回復を実その施している。ここでは園地区の事例を紹介する。

4. 2 事例紹介（園地区）
園地区は旧泊村西部に位置する山麓丘陵地で，標高差のある梨団地であり，地区の中央部を園川が流れている。
高位部～園川周辺の谷底平坦地に向かってほぼ園川に平行に等高線に沿って斜面を切盛りし，樹園地を造成している（図 2. 4. 1）。当地の地質は，新第三紀の玄武岩及び凝灰角礫岩から成る。地区内の地すべり発生メカニズムは，粘土～礫混じり粘土状の風化土層が豪雨時に上昇す
る地下水により土層を飽和させることで，不安定化を引き

図 2. 4. 1 園地区周辺の地形図

基図は国土地理院発行 1/25, 000 地形図「松崎」を使用。

起こすというものである。

当地区には，15 の地すべりブロックが存在し，昭和 61

年～平成 8 年にかけて集水井，横ボーリング工等の地すべり防止施設が施工されている。
⑴ 地すべり防止施設の機能回復
園地区では，地すべり防止施設の機能を回復させるた
め，横ボーリング孔の洗浄作業を実施している。これは，経年変化による横ボーリング孔の詰まりを高圧洗浄機を用いて洗浄するというものである。洗浄の効果を確認するために，洗浄前後の横ボーリング孔口からの排水量を計測している（図 2. 4. 2，写真 2. 4. 1）。その他，施設の目視点検として現地踏査を実施しており，排水孔，集水井，

図 2. 4. 2 排水ボーリングの洗浄方法の模式図

土留工などの施設の変形・損傷・腐食の点検を実施している。
結果として，洗浄によって排水量の増加が確認された。
一方で，ボーリング孔内の詰まりが著しく，洗浄ホースの挿入が不可能なところも確認された。目視点検では，軽微な変状は確認されたが，致命的なものは確認されな
かった。
⑵ 問題点
地すべり防止施設が草木や土砂に覆われてしまっており，施設位置の確認が困難なところがある。排水ボーリン
グの機能回復には，孔口の排水量ではなく，地下水位を確認する必要がある。既設の地下水位観測孔は経年劣化

写真 2. 4. 1 閉塞孔レベルの凡例
169

第2部

鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み

図-4.2 排水ボーリングの洗浄方法の模式図

図-4.3 園地区地すべり対策事業平面図
図 2. 4. 3 園地区地すべり対策事業平面図

図-4.4
号集水井）
図 2. 4.洗浄前後の湧水量・ｐH・EC
4 洗浄前後の湧水量・pHの比較（1・EC の比較（1 号集水井）により潰れてしまっており，活用できないことが多い。

近年の耕作放棄地の増加により保全対象の重要度が変化しており，施設機能の低下度及び重要度を総合的に検⑶ 今後の課題

討し，優先順位を付けた上で機能回復を図る必要がある。

地すべり防止施設の機能低下・回復は，地下水位を確

県は市町に防止施設の管理（見回り，清掃，草刈，軽微な認し安定解析をして判断する必要があるが，財政的余裕補修）を委託している。県は市町に対して適切な指導・助が無く難しいと思われる。ただし，重要度の高いものにつ言を行い，施設の適切な管理を協力して行っていく必要

いては，実施を検討することも必要である。

がある。

170

5

5

土砂災害警戒情報システム

土砂災害警戒情報システム

ここでは，鳥取県土砂災害警戒情報運用検証検討会（2013）の資料を以下に抜粋して，土砂災害警戒情報シスととした。ここで取り上げる見逃し災害の事例は，前述した 3. 1. 2 鹿野地区の崩壊である（写真 2. 5. 1）。

テムについて記す。

鳥取県では，土砂災害警戒情報の運用期間の 5 年を含む，2006 年～ 2012 年の 7 年間の運用状況等の把握，土砂災害警戒情報の基準に関する精度，妥当性などに関す⑴ がけ崩れ災害 H23-1-8（H23.9.4 台風 12 号 鳥取市）
① 災害発生位置：鳥取市鹿野町河内② 災害発生日時：平成 23 年 9 月 4 日 6：00

る検証を行った。本検証においては，土砂災害警戒情報

平成 23 年 9 月 2 日から 3 日にかけて接近した台風 12

検証マニュアルに示される各種検証指標を算出し，土砂号による影響を受け，鳥取県内に強い降雨を観測した。災災害発生危険基準線（CL）の精度の検証に重点を置き，CL 設定時に想定した捕捉率，空振り率等の精度が確保されているかについて，また，発表回数，予測降雨の精度について検証することとした。その結果，それぞれの項

目において，概ね妥当な水準で運用されていること，CL

設定時に想定した精度内で運用されていることが確認さ

害は台風の影響の弱まった翌日 9 月 4 日に発生している。
⑵ 降雨の概況

大型の台風第 12 号が，3 日 10 時 前に高知県東部に上陸後，4 日未明に倉吉市付近を通過して山陰沖に抜けている。鳥取県では 2 日午後から雨が強まり，降り始れた。

めの 1 日 01 時から 4 日 24 時までの総雨量は，大山で

5. 1 見逃し災害の特性把握

で記録的な大雨となっている。

938. 5 mm，鹿野で 555. 5 mm を観測するなど，県内各地

土砂災害警戒情報の運用により，住民を災害から守るためには，災害の発生に対し土砂災害警戒情報が事前に⑶ 土砂災害警戒情報及び CL との状況整理

台風第 12 号の接近に伴い，鳥取県内の広い範囲で強い発表されていることが必要条件となる。しかしながら，CL

雨が降ったため，鳥取市においても土砂災害警戒情報がていること，運用後の実績でも 2 割以上の災害を見逃しが発表された地域内で起こった災害であり，土砂災害警ていることからも明らかなように，一定の確率で見逃し災

戒情報で捕捉できた災害となる。

が全災害のうち約 5 割の災害を捕捉する水準で設定され害が発生することは避けられない。
そこで，見逃し災害への今後の対応策を検討するため発表されている（図 2. 5. 1）。本災害は土砂災害警戒情報

一方，一連の降雨期間中，実況雨量は CL を一度も超過していないため，実況 CL においては見逃し災害となる。

の基礎情報を得るため，見逃し災害がどのような災害で一連の降雨期間中，県内で当該災害を含め，10 箇所のあるか（場所，降雨等，どのような条件下において発生し災害が発生している（大山一の沢～三の沢を除く）が，すているか等）を整理し，その特性についての考察を行うこべての災害が土砂災害警戒情報で捕捉されている。また，

写真 2. 5. 1 災害箇所空中写真【H23-1-8】
171

第2部

鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み

実況 CL の見逃し災害は，当該災害の 1 箇所のみ（1/10）

たことを示している（写真 2. 5. 1）。

である。

5. 2 見逃し災害となった理由に関する考察⑷ 災害の発生状況「H23 鷲峰山国有林測量設計業務報告書」（鳥取森林管理署，2011）によると，災害発生斜面は今回の崩壊以前

以上の状況を踏まえ，当該災害が CL 未満で災害が発生した理由について考察する。

に，一度地すべり性の崩壊が発生した箇所であり，当初
この業務において斜面対策のための調査が実施されていた。そして業務期間中の平成 23 年 9 月の降雨により，崩
壊跡地後方の地すべりブロックの再滑動により，崩壊地が拡大したとされている（図 2. 5. 1）。

平成 23 年 9 月災害発生前の地形図，現地状況写真からは，明瞭な滑落崖，複数の湧水，地すべり頭部付近の⑴ 災害の発生状況からの考察
以上の災害状況から，当該斜面は災害発生前よりかな
り不安定な状態であったと推察される。
・既に地すべり性の崩壊が一度発生していたことから，
平成 23 年 9 月の災害発生以前より地すべり滑動が活発化していた。

引張亀裂等，地すべりが滑動中であることを示唆する記・当該斜面に対する斜面対策事業に着手済みであった録が残っており，当該地区が既に不安定な状態にあったことからも斜面が不安定化しており，緊急対策を要と推察される。

する状況であったことを示唆している。

災害後の地形図，現地写真からは，滑落崖を境界とし・災害前・後の写真の状況等（滑落崖の位置，多数のて下方の地すべりブロックが下方へ移動した形跡が明瞭

湧水，滑落崖の拡大状況）からも，地すべりが滑動中に読み取れ，この災害が地すべりに起因する災害であっであった可能性が高い。

図-5.1
図 2. 5. 1 災害「H23-1-8」における降雨状況の整理
172

5

土砂災害警戒情報システム

図 2. 5. 2 災害前後の地形図の比較

写真 2. 5. 2 災害前後の状況写真の比較
173

第2部

鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み

・災害後のボーリング調査では，地すべりの移動層（崩積土）の土質は礫混じり粘土～転石玉石混じり土，そ見逃し災害となった理由は，以下のように整理される。

の下層には風化流紋岩の分布が確認されており，こ・災害が発生する以前より，当該斜面は地すべり滑動の境界がすべり面となっていることから，転石玉石による不安定な状況にあり，少ない雨でも崩壊が発及び礫層への地下水の浸透による間隙水圧の上昇が生する可能性が高い状態であった。

あったものと推察される。

よって，当該斜面においては，CL の設定基準の高低に関わらず，災害発生当時，少量の降雨によりいつ崩壊が発生してもおかしくない状況にあったと考えられる。このような理由から，実況雨量では CL に達しない降雨状況下
で災害が発生したと推察される。

174⑵ 見逃し災害となった理由

・台風に起因する強い降雨が誘因となり，地すべり性の崩壊が発生した。

・一連の降雨は，CL に到達していないが，降雨量は CLと同程度水準に達していた。

6

6

斜面災害データベース

斜面災害データベース

6. 1 データベースの概要

崩壊規模・崩壊形態・崩壊年月日・崩壊時の降雨量
及び観測所・被災状況・被災規模⑴ 背景
鳥取県内でも，他県と同じく，梅雨や台風の季節になると斜面災害が発生し，人的被害や交通路の遮断といった被害が発生している。斜面災害の主な素因として，脆⑸ 抽出箇所・事例

第 1 段階として，平成 16 年度から平成 19 年度の災害査定箇所より合計 98 箇所を抽出し（図 2. 6. 2），箇所毎に弱な地層の分布・地盤内の亀裂の発達・地質構造，誘データ整理を行った。次ページ以降に，災害査定箇所よ因として，降雨・地震等様々な要因が挙げられる。しかり抽出して作成したデータの事例を示す（表 2. 6. 1 ～ 6）｡し，鳥取県内全般について，これらの観点から斜面災害のデータが地域的・統計的に整理されていない状況にあった。
地盤工学会中国支部土質工学セミナー鳥取地域では，

6. 2 デ ータベースから読み取れる斜面災害の特徴

鳥取県内の斜面災害（斜面崩壊・落石・地すべり）を対象

以下に，平成 16 年度から平成 19 年度の災害査定資料にして，経験的に捉える帰納法的手法を用いて，災害履を基に構築した斜面災害データベースから読み取れる鳥歴をもとに素因の観点から再整理を行い，データベース

取県内の斜面災害の特徴を示す。

の構築を行った。ここでは，その活動について紹介する。

⑴

地質分類による崩壊の発生：中古生界変成岩，花崗岩類，新第三系堆積岩類・第四系火山岩類が高い傾向⑵ 目的・利用法
斜面災害を地域的・統計的に整理することにより，県内の斜面災害の特徴・傾向を抽出し把握することを目的とする。データベースの利用法として次のことが期待される。

にある（表 2. 6. 7，図 2. 6. 3）。

⑵ 斜面方位：北～東～南向き斜面が全体の約 80% を占める（図 2. 6. 4）。
⑶ 崩壊形態・崩壊土砂量：「風化した表層土が崩壊する

・対策や点検対象箇所の抽出及び優先順位の設定

土砂崩壊」が 3/4 を占める。100 m3 未満の小規模なもの

・崩壊類似箇所の設計・施工に関する参考資料

が全体の半分以上を占める（図 2. 6. 5）。

・地域住民への啓蒙活動⑶ 作業内容6. 3 まとめ過去の鳥取県内の災害履歴を収集し，位置，地形，地

鳥取県内で行われている斜面災害データベースの取り質，土質，災害状況（崩壊規模，崩壊形態等）について整組みについて紹介した。これらのデータから読み取れる理する。収集，整理されたデータについてデータベース

鳥取県内の斜面災害の特徴として，地質分類，斜面方位，の構築を行い，それを統計的に処理し，鳥取県内におけ崩壊形態，崩壊土砂量に特定の傾向が見られた。しかし，る斜面災害の特徴・傾向等について考察を行う。新たに

他の項目では特筆すべき傾向は認められず，まだまだ発生した災害については同様にデータを整理し，データデータ不足の感は否めない。地盤工学会中国支部土質工

ベースの更新を行う。図 2. 6. 1 に作業の流れを示す。

学セミナー鳥取地域では，平成 20 年以降のデータについても追加作業中であり，今後の斜面災害データベースの⑷ データ整理項目

発展，活用に期待したい。

災害箇所毎のデータ整理項目のうち，統計的に処理できる項目を以下に示す。
・地形要因
斜面方位・斜面形状・斜面勾配
・地質要因
地質分類・地質名・亀裂，不連続面・斜面との関係・
走向，傾斜・風化の状況
・環境要因
斜面形態・地下水状況・湧水状況
・崩壊状況

図 2. 6. 1 作業の流れ
175

(家屋等)

表 2. 6. 1 データベース事例（東部地区）【表面】(約 47 万 m3)

表-6.1 データベース事例（東部地区）【表面】

(家屋等)
第2部

176

鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み

表-6.3 データベース事例（中部地区）【表面】

表-6.2 データベース事例（東部地区）
表 2. 6. 2 データベース事例（東部地区）【裏面】 【裏面】

6
斜面災害データベース

177

178
表 2. 6. 3 データベース事例（中部地区）【表面】

表-6.3 データベース事例（中部地区）
【表面】

第2部
鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み

表-6.5 データベース事例（西部地区）【表面】

表-6.4 データベース事例（中部地区）
表 2. 6. 4 データベース事例（中部地区）【裏面】 【裏面】

6
斜面災害データベース

179

180
表 2. 6. 5 データベース事例（西部地区）【表面】

表-6.5 データベース事例（西部地区）【表面】

第2部
鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み

番号

地質分類

181

分布面積

面積比率

表-6.7 地質別被災箇所数
箇所数

表-6.6 データベース事例（西部地区）
表 2. 6. 6 データベース事例（西部地区）【裏面】 【裏面】

100km26
斜面災害データベース

第2部

鳥取県の斜面災害と災害軽減への取り組み

図 2. 6. 2 抽出箇所

表 2. 6. 7 地質別被災箇所数100km2

番号

地質分類

分布面積
（km2）

1

古生界変成岩372. 23

10. 65

14

3. 8

2

古生界
非変成岩

10. 51

0. 3

1

9. 5

3

中生界
超塩基性岩

11. 63

0. 33

0

0

4

中生界
火山岩類

198. 18

5. 67

1

0. 5

5

花崗岩類

976. 53

27. 95

44

4. 5

6

新第三系
堆積岩

121. 9

3. 49

5

4. 1

7

新第三系
火山岩類

220. 26

6. 3

2

0. 9

8

鮮新統
火山岩類

293. 54

8. 4

7

2. 4

9

第四系
火山岩類

474. 93

13. 59

15

3. 2

10

その他
（ローム層含む）

813. 97

23. 3

9

1. 1

合計

3493. 68

100

98

面積比率 箇所数当たりの（%） （箇所）
箇所数

図 2. 6. 4 斜面方位別割合
図-6.3 斜面方位別割合

182

図-6.2 抽出箇所

図-6.2 100km2 当たりの災害箇所数

図 2. 6. 3 100 km2 当たりの災害箇所数

図-6.3 斜面方位別割合

図 2. 6. 5 崩壊形態別割合と崩壊土砂量別割合
図-6.4 崩壊形態別割合と崩壊土砂量別割合

7

7

おわりに

おわりに

鳥取県内の斜面災害について，集中豪雨等による崩壊と従前からの地すべり指定地の崩壊事例を中心に述べる
ことで概略が捉えられた。斜面崩壊は地質境界と脆弱な
土質と降雨の関わりが大きい。土質工学セミナー・鳥取が行っている斜面災害データベースの作成とその利用について記した。また，地すべり地においては，施工時から数年が経った排水ボーリングの管理の必要性を述べた。
鳥取県の土砂災害警戒情報システムについては，ほぼ満足される結果が得られているが，今後さらに，局所的な降雨，土壌雨量指数と土質・地質の関係，3 時間前降雨
予測，降雨強度の小さい長雨の対応などソフト面の改善を図ることで，住民の避難に貢献できよう。

本報告書は，鳥取県で土砂管理の業務に携わる官民の技術者には是非一読願いたい。また，これらの内容を易しく表現した上で住民に情報提供し減災に役立てば，筆者らの喜びとするところである。
最後に本報告の作成にあたり，資料の提供を頂いた鳥取

引用文献
伊藤 徹（2006）：鳥取県の地形地質と岩石カルテ．岩盤データベースに関する講習会テキスト，pp.11-22.
気象庁（2013）：気象統計情報．http://www.data.jma.go.jp/obd/stats/etrn/．
index.php （参照日 2013 年 5 月 10 日）
日本地すべり学会関西支部（2000）：鳥取における大規模地すべり講習会テ
キスト．pp.42-69.
農林水産省中国四国農政局計画部（1981）：鳥取県水利地質図．
鳥取県土砂災害警戒情報運用検証検討会（2013）：検討会資料．6p.
鳥取県岩石データベース作成委員会（2008）：鳥取県岩石データベース．

pp.1-6.

鳥取県西部総合事務所県土整備局（2011）：平成 23 年度県道赤碕大山線災
害復旧工事調査結果・工法資料．7p.
鳥取県中部総合事務所県土整備部（2008）：平成 19 年 9 月 4 日琴浦豪雨災
害の復旧について．治山，4p.
鳥取県八頭総合事務所県土整備部（2007）：若桜・八頭地区災害資料．
鳥取県八頭総合事務所県土整備部（2008）：大呂地区地すべり技術指導協議資料．pp.1-32.
鳥取森林管理署（2011）：H23 度鷲峰山国有林測量設計業務報告書．pp.42-

77.

津久井雅志（1984）：大山火山の地質．地質学雑誌，Vol.90, pp.643-658.
上村不二雄・坂本 亨・山田直利（1979）：若狭地域の地質．地域地質研究，地質調査所，pp.37-55.
報告（5 万分のⅠ地質図幅）
安本善征（2005）：千代川河川災害．平成 16 年発生災害採択事例集，（社）
全国防災協会，pp.64-71.

県，鳥取森林管理署に心から感謝申し上げる次第である｡【藤村 尚・伊達裕樹・藤澤大悟・大町宏・山本秀樹・

山本大輔】

183

第 3 部

斜面変動にかかわる
山陰地域の自然条件

第3部

1

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

山陰地域の気候と気象災害原則とするが，気象災害に名称を付す場合に気象庁は元

1. 1 はじめに号を用いている。したがって，以下においても大雨，豪雨の名称は元号表記のものを使用し，西暦は付さないこ

中緯度に位置する日本は周囲を海に囲まれていることもあって，四季の変化が明瞭で比較的温和である一方，ととする。

台風や梅雨前線活動に伴う大雨，冬の季節風による日本
海側地域の大雪，あるいは爆弾低気圧やメイストームに

1. 2 気 温・降水量の年変化からみる山陰地域の気候

よる強風など災害を引き起こす気象現象もまた多い。緯度的には日本のほぼ真ん中にあって，日本海に面する山陰地域も同様であって，全国平均に近い気温とやや多い

山陰地域の気候特性をみる第一歩として，気温・降水

降水を特徴とする穏やかな気候であると同時に，大雪・量を指標に山陰地域と他地域との比較を行う。ここでは大雨，また強風に伴う建物倒壊や海難事故など直接的な山陰地域の代表を東西に長い山陰のほぼ真ん中に位置す

災害に加え，間接災害としての大火などさまざまな気象

る松江とし，これと比較する地点は北日本の代表として札

災害に見舞われてきた。

幌，南日本の代表として那覇，そして東日本の太平洋側

年の「昭和 39 年 7 月山陰北陸豪雨」，1972 年の「昭和 47上げた。

市や浜田市での大規模な浸水被害を伴う災害が度々発生

然ではあるが最も顕著な地点間の差異として緯度に対応している。また，近年においても松江市の中心市街地でした気温差に気付く。これに加え，年較差が北で大きく年の「平成 18 年 7 月豪雨」や，松江市鹿島町で人家裏のあるのに対し沖縄では 7 月が最暖月であることなど，詳

斜面災害につながることが多い大雨に限っても，1964

地域にあり，松江とほぼ同じ緯度に位置する東京を取り

年 7 月豪雨」，1983 年の「昭和 58 年 7 月豪雨」など松江

4 地点の気温の年変化を比較した図 3. 1. 1 をみると，当1, 215 戸の住宅浸水（島根県，2006）を引き起こした 2006

南で小さいこと，松江・東京・札幌では最暖月が 8 月で崖が崩落し 2 名が死亡した 2010 年の豪雨災害（小山内・細に検討すればいくつかの細かな差異も指摘できる。こ桂，2010）が記憶に新しい。

れらのことも日本の気候を考える上では考慮すべきところ

そこで，本稿でははじめに初歩的な方法ではあるが，であるが，より重要なことは年変化のパターンが 4 地点

気温，降水量の年変化パターンの全国比較ならび地域内に共通していて，いずれの地点でも四季の変化が明瞭での比較を行い，山陰地域の気候を概観する。次に，島根あることであろう。緯度的には日本のほぼ真ん中に位置す県を対象として作成した気象災害データベースから大雨る松江は札幌と那覇のほぼ中間の値で推移し，年平均気災害をピックアップし，季節性などを検討する。さらに大雨災害のうち，梅雨前線活動に伴う大雨についてその特温 14. 9℃，最暖月気温 26. 8℃（8 月），最寒月気温 4. 3℃（1 月）となっている。この値はほぼ同じ緯度にある東京

徴をみていくことにする。最後に，最近話題となる短時の 16. 3℃，27. 3℃，6. 1℃よりも若干低い。この原因とし

間強雨について気候学的な検討を加える。これら降水（大て，両地点の差が冬季に大きいことから日本の冬に特徴

気温
１月
２月
３月
４月
５月
６月
雨）を中心とする山陰地域の気候特性を理解することに
札幌
-3.6
-3.1
0.6
7.1
12.4
16.7
よって，多発する大雨災害の背景を考える一助としたい。
東京
6.1
6.5
9.4
14.6
18.9
22.1
松江なお，自然科学の論文では年を表記する場合，西暦を
4.3
4.7
7.6
12.9
17.5
21.3
那覇
17
17.1
18.9
21.4
24
26.8

8.9
20.5
22.3
18.1
11.8
4.9
-0.9
が，第一には都市規模の違いによるヒートアイランド現象
16.3
25.8
27.4
23.8
18.5
13.3
8.7
14.9
25.3
26.8
22.6
16.8
11.6
6.9
の強弱が反映したものであろう。
23.0
28.9
28.7
27.6
25.2
22.1
18.7

札幌

東京

松江

７月
８月
９月
１０月
１１月
１２月
年
的な日本海側と太平洋側との気候的な差異も考えられる

札幌

那覇

東京

300

30
月 20
平
均
気 10
温
℃ 0

(

月 200
降
水
量
㎜ 100

(

)

)

-10

0

図１ 図
左3. 1. 1

186

松江，札幌，東京，那覇における気温と降水量の季節推移
図１ 右

松江

那覇

山陰地域の気候と気象災害

1

次に降水量についてみてみると，4 地点の変化パターン

海型気候と呼ばれる気候に共通する特徴であって，日本の気候区分を試みた福井（1933）や関口（1959）でも冬季には気温のような統一性はみられない。松江では梅雨期の後半にあたる 7 月が最多雨月で，これに次ぐ降水量が（寒候期）に降水が多いことを日本海側の特徴とし，気候9 月に観測されるとともに，1 月にも 3 番目の極大が認め境界の設定もこれによっている。

られる。このうち，7 月の極大は顕著で，暖候期には気温以上，山陰地域の気候特性を全国との比較から概観しが最も高い那覇の降水量が 4 地点の中で最大となること

たが，引き続いて地域内における差異について検討してが多いが，7 月だけは松江が最大となっている。また，第みよう。図 3. 1. 2 は山陰地域の東西南北ならびに中央部に位置する 5 つの観測点を取り上げ，気温・降水量の年変

3 の極大期を含む寒候期も松江の降水量が 4 地点の中では最も多くなっている。

化を示したものである。これをみると，山間部に位置するが認められる一方，他の 3 地点には 2 つの極大しかみら

地点ではその絶対値や年変化のパターンに明瞭な違いはれない。すなわち，東京と那覇は秋霖期ないし台風期と認められない。このことから山陰地域程度の広がりでは，

瑞穂では標高に対応して気温が低くなっているが，他の 4

このように松江の降水量の季節推移には 3 つの極大期

呼べる 9 月の降水量が最も多く，次いで梅雨期前半の 6

標高による気温低減効果以外の要因で気温の差異が現れ

月が多降水となっている。松江では 1 つの極大期である

ることはないといえる。ちなみに，各地点の年平均気温をの開きがあるが，両地点とも
1 月の降水量は 12 月に次い
鳥取
隠岐
益田

西郷 14. 3℃，瑞穂
12. 3℃の順であって，海岸に近い
4地
米子
瑞穂

記しておくと，益田 15. 6℃，米子 15. 0℃，鳥取 14. 9℃，

冬季の降水量をみると，東京と那覇では絶対量に約 2 倍

1

9

降水量
気温
降水量
気温
降水量
気温
降水量
気温
で少なくなっている。また，札幌では
月，
1月
1月
1月
1月
100.6点はその緯度に対応して変化していて，標高の次に緯度
5.3
145.3
4.4
141.7
0.7
159.9
4.2 月降水量が
2月
2月
2月
2月
117.3
4.3
84.8
5.9
126.3
4.8
131.5
1.3
3月
3月
3月
3月
130
7.7
123.4
8.5
146.2
4.7
119.2
6.9
が気温を規定する要因であることが分かる。
月に次ぐ多さであるが，「北海道には梅雨がない」
ことを
隠岐
益田
米子
瑞穂
4月
4月
4月
4月
109.6 気温13.4
104.9 気温 13123.5 気温10.6
110.1 気温11.9
降水量
降水量
降水量
降水量
5月
5月
5月
5月
137.8
17.7
122.9
17.7
144.4
15.4
139.8
16.3
1月
1月
1月
1月
100.6
5.3
145.3
4.4
141.7
0.7
159.9
4.2
次に，降水量についてみてみると，米子，瑞穂の年変反映して ・ 月が極大にならないため，東京や那覇と同
2月 6月
2月 6月
2月 6月
2月 6月
117.3171.7 4.3 20.1
84.8205.7 5.9 21.7
126.3181.2 4.8 21.5
131.5214.4 1.3 19.5
3月 7月
3月 7月
3月 7月
3月 7月
130240.1 7.7 25.6
146.2278.3 4.7 23.3
119.2219.7 6.9 24.2
123.4246.9 8.5 26.1
化パターンは松江と同様であって，じく つの極大期を持つパターンである。
月が最多雨月とな
4月 8月
4月 8月
4月 8月
4月 8月
109.6116.6 13.4 27.2
104.9125.2 13 26.9
123.5153.2 10.6 24.1
110.1121.1 11.9 26
5月 9月
5月 9月
5月 9月
5月 9月
137.8183.3 17.7 23
122.9209.2 17.7 22.6
144.4199.9 15.4 19.8
139.8224.7 16.3 22
10月
10月
10月
10月
100.7
17.3
129.8
17
114.2
16.5
これらのことから，山陰地域の気候特性のつは6月 月 205.7 るとともに，
6月
6月 月，
6月
171.7
20.1
21.7
181.2月にも降水の極大が現れている。こ21.5
214.4105.6 19.5 13.3
7月 11月 219.7137.7 24.2 11.6
7月 11月 246.9100.9 26.1 12.3
7月 11月 240.1128.6 25.6 11.8
7月 11月 278.3104.7 23.3 7.7
8月 12月 125.2128.5 26.9 7.1
8月 12月 153.2137 24.1 2.9
8月 12月 121.1159.5 26 7.1
8月 12月 116.699.9れに対し，西部に位置する益田では暖候期の変化パター
27.2 7.7
降水量，すなわち梅雨後半における降水の多さであり，
1794.8 22 14.3
1581.6 23 15.6
9月 年
9月 年
9月 年
9月 年
224.7
183.3
209.21772 22.6 15
199.91868 19.8 12
10月
10月
10月
10月
144.1
16.7
10月
100.7
17.3
129.8
17
105.6
13.3
114.2
16.5
ンは米子，瑞穂あるいは松江と類似であるが，冬季の降
他のつは冬季の北西季節風に伴う降水
（降雪）
が多い
11月
159.4
11.6
11月
11月
11月
11月
137.7
11.6
100.9
12.3
128.6
11.8
104.7
7.7
12月
194
6.8
12月
12月
12月
12月
99.9
7.7
128.5
7.1
159.5
7.1
137
2.9
月ないし
年 ことといえよう。このうち，後者についてはいわゆる日本
1914
14.9
年
年
年
年
1794.814.3
1581.6 水量は少なく
15.6
1772
15 月の極大期はみられない。一
1868
12
降水量
気温
1月
202
4
2月
159.8
4.4
3月
141.9
7.5
鳥取
4月 降水量 108.6
13
気温
1月 5月
202130.6
4 17.72月 6月
159.8152.1 4.4 21.7
3月 7月
141.9200.9 7.5 25.7
4月 8月
108.6116.6
13 27
5月 9月
130.6 204 17.7 22.6
10月
144.1
6月
152.1
21.7 16.7
7月 11月200.9159.4 25.7 11.6
12月
194
8月
116.6
27 6.89月 年
2041914 22.6 14.9

8

6 7

2

1

9

7

1

30

300

降水量

気温
300

)

)

(

(

200 降
水
量
0
100 ㎜

0

)

)

図２ 真ん中上

0
降水量

気温

30

0
降水量

図２ 真ん中上

30

300

益田
20

降水量

気温

30

300

降水量

気温
300

300

200 降
水
量
100 ㎜

(
)

)

0

)

)

200 降
水
量
0
100 ㎜

(

(

温
℃ 10

)

0
10

気温

気 20

(

)

200 降
水
量
0
100 ㎜

降水量

(

)

20

300

鳥取

気 20
30
温 鳥取
℃ 10

(

200 降
水
量
100 ㎜

気温

)

10

米子
10

(

気
温
℃

(

0

(
)

200 降
水
量
0
100 ㎜

20

)

)

)
20

0

気
30温
℃

(

(

益田
10

200 降
水
量
100 ㎜

降水量

気温

米子

(

300

200 降
水
量
100 ㎜

(

(

気 20
温
℃ 10

1

気温

西郷

気 20
30
温 西郷
℃ 10

気
温
℃

1

12

降水量

気
30温
℃

7

図２ 左

図２ 真ん中中

0

0

0

0

図２ 真ん中中

図２ 右

0

図２ 右

図２ 左
降水量

気温

30

300

瑞穂
降水量

気温
300

)

10

20

(

図２ 真ん中下

)

200 降
水
量
0
100 ㎜

(

0

200 降
水
量
100 ㎜

(

瑞穂

)
気
温
℃

20

(

気
30温
℃

)

10

図２ 真ん中下00
図 3. 1. 2 山陰地域の主要観測点における気温と降水量の季節推移

187

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

方，最も東にある鳥取では，12 月，1 月の降水量が 7 月や9 月のそれに匹敵し，日本海側気候の特性がより強まっているといえる。また，7 月と 9 月の降水量を比較すると，米子以西の地点では 7 月の降水量が多いのに対し，鳥取

では 9 月の降水量が多くなっている。また，西郷も同様に 9 月の降水量が 7 月のそれを若干上回っている。

先に述べた全国比較において，山陰地域の特色として

7 月降水量と冬季降水量の多さを指摘したが，地域内でより詳細に検討すると，7 月降水量の多さは米子以西の地域

季節性などについて検討することにする。

1. 3 島根県における大雨災害
島根大学では総合理工学部地球資源環境学科が中心となって，山陰地域の自然災害の防止及び軽減のためのプ

ラットフォームを地域社会に提供するため，2010 年に「山陰防災フォーラム」を組織した。そして，フォーラムや学では認められるものの，東部や隠岐地方では不明瞭であ習会などを通じて自然災害防止に関する経験の交流と研ること，冬季降水量については反対に，東部や隠岐で顕究の推進を進めるとともに，地質，地形，気象，歴史な著な反面，益田など西部地域ではほとんど認められない

ど地域の特性に適した防災技術の開発や共同研究を学外ことなどが明らかとなった。このうち，冬季降水量にみらの研究者とともに進めてきた。その中で，2012 ～ 13 年度

れる地域的差異を別な形で示したのが図 3. 1. 3 である。

に島根大学研究機構戦略的研究推進センター萌芽研究部

これは福井から福岡まで日本海沿岸に位置する気象台・門の研究経費を受け，「山陰地域における自然災害データ

測候所について開設以来の最高積雪深と最大日降雪量をベースの構築及び防災研究拠点の形成（代表示したものである。これをみると，最高積雪深は北陸のをテーマとするプロジェクトを進めている。

福井・敦賀では 2 m 前後である一方，九州の福岡では

汪発武）」

このデータベースには気象災害データベースも含まれ30 cm で，東に多く西に少なくなっている。しかし，そのていて，山陰地域に発生した災害の起日，種別，原因と変化は連続的というよりも段階的である。すなわち，舞鶴なる気象擾乱をまとめるとともに，人的・物的被害についを除くと，福井から豊岡までが 1 つの地域であり，ここか

地点
福井
敦賀
舞鶴
豊岡
鳥取
米子
境
西郷
松江
浜田
萩
下関
福岡

次節では島根県における大雨災害の歴史を分析し，そのてはできる限り数値化している。プロジェクトは初年度をら鳥取，米子と急減している。そして，米子から松江まで終えたところで，山陰両県のうち島根県のデータベースがはほぼ同じであるが，その西側で再び急減し，中国地方

完成した段階である。また，資料とした各種文献の記載

西端の積雪深は九州北部とほぼ同じになっている。また，方法や内容の違いを統一基準でまとめる段階には至って最大日降雪量は福井から松江までほぼ同じであるが，そいないなど不十分なところも数多く残されているが，過去

れ以西では最高積雪深と同じく急減している。

に発生した歴史災害を概観するには十分なデータベース

このように，冬季降水量（降雪量，積雪量）に関してはとなっている。そこで今回はこのデータベースから島根県

山陰地域の東西で大きな差異が認められるが，それは連の気象災害，特に斜面災害に直結することが多い大雨災

続的ではなく階段状に変化し，山陰西部では日本海側気害をピックアップし，その特徴をみることにする。

最大日降雪
最高積雪深
冬季降水量
63
213
741
候の特性が薄れるとともに，太平洋側地域の特徴がみら
94
196
757
れるようになっている。
63
83
412
84
186
619
以上，気温・降水量という基本的な気候要素を用いて
75
129
527
79
89
398
山陰地域の気候特性を概観したところ，その特徴の
1つ
70
94
478
73
107
425
として
月，すなわち梅雨後半に降水量の多いことが指
90 7
100
405
44
53
303
摘できた。この多降水ははじめに紹介した災害名称が付
18
27
253
18
39
204
けられた大雨事例がいずれも「7 月豪雨」であったことか
17
30
197

ら，気象災害につながりやすいことが考えられる。そこで

本 データベースで 使 用した主な資 料は 浜田測 候 所（1934）「島根県既往の災害並に豪雨調」，松江地方気象台・浜田測候所（1993）「島根の気象百年：創立百年誌」，

島根県総務部が 1975 年以降作成している「災害年報」である。前述のようにこれらは災害情報の内容，記載方法

がそれぞれ異なっている。例えば，洪水を表現したものに限っても，洪水，出水，大水，氾濫，増水，水害など多様な言葉で表されている。そこでデータベースではそれぞれの表現を吟味し，大雨害，強風害，雪害などいくつ

最大日降雪量

最高積雪深300

今回は大雨害，洪水害，風水害とされたものを大雨に伴

降
雪
量
・ 200
積
雪
の
深 100
さ
㎝
0

う災害として取り上げることにした。

データベースには 701（大宝元）年から 2008 年までに発生した 1257 件の気象災害が取り上げられているが，そのうち大雨災害は 589 件である。表 3. 1. 1 はそのうちの(主な大雨災害をまとめたもので，死者・行方不明者が 10)

福岡 下関 萩 浜田 松江 西郷 境 米子 鳥取 豊岡 舞鶴 敦賀 福井

図 3. 1. 3 北陸から九州北部に沿った最高積雪深と最大日降
図３
雪量の変化
188

かの種別にまとめるようにした。そしてその災害のうち，名以上記録された災害，ならびに島根県の歴史上重要と思われるものを選択した。これをみると，島根県で記録に残された最も古い大雨災害は 708（和銅元）年 8 月 5 日

1

山陰地域の気候と気象災害に隠岐地方で発生したもので，「隠岐国霖雨大風，遣使賑台風に伴う大雨災害の減少は，建築基準法の改正に伴い

恤之（隠岐島誌）」と記録されているが，被害の状況（程住宅の強度が向上し，台風の強風による被害やこれによ度）は分からない。霖雨大風という表現，発生月日が 8 月

る人的被害が軽減したことに加え，河川改修をはじめとの日付けが見舞いのため隠岐に使いを派遣した日である程度）の大雨による洪水災害が防止されたためと考えられ可能性もある。この場合は災害事態はそれ以前に発生しる。これに対し，梅雨のように数日あるいはそれ以上にわているから，梅雨季の大雨災害とも考えられ，現在の資たる大雨の場合は，河川の上流から下流まで，あるいは5 日であることから台風による風水害と考えられるが，こ料ではこれ以上の判断はできない。また，2 番目の災害も「石州大森大洪水死者 1300 余」とあるだけで，起日からする社会インフラの整備によって台風に特有な短期（1 日

地域の大小すべての河川で増水するため，結果として最も弱いところで決壊などの災害が発生するのであろう。
以上，島根県に発生した大雨災害のうち被害の大き

梅雨季の大雨と考えられる以上は不明である。
幕藩体制が確立した江戸時代以降，災害数が多くなっているが，これは気候の変化で災害が増えたのではなく，かったものを中心に検討したが，引き続いてより統計的な検討に移ろう。
ところで，表 3. 1. 1 にも明らかなように記録に残され情報の伝達や精度が向上し，記録される災害が増加したためと考えられる。その中で最初に起こった大きな大雨災

る自然災害は時代によって大きく異なる。江戸時代より古害は 1639 年 6 月に発生したもので，この大雨ではそれま

くは死者 1300 余といった極めて希な災害だけが記録されで出雲平野を西流し，大社湾・日本海に流れていた斐伊ているのであり，江戸期以降においても記録する災害の川がその流路を大きく変え，宍道湖に注ぐようになった。

選択基準は不明で，その多くは記録者の主観によって取この災害を含め，斐伊川，江川，飯梨川など島根県内の捨選択されたと考えられる。そのため，今回のような歴河川は度々氾濫し，松江城下でも 1674 年をはじめとして史資料に基づくデータベースでは発生件数や被害数の長

何度が大きな水害に見舞われている。

期的な分析は適切ではない。しかし，今回の基礎資料と災害記録は行政の整備によって明治以降さらに増加

した「災害年報」では何らかの経済的な被害が発生した災しているが，昭和期以降は気象台・測候所による解析に害がすべて記録されているので，時代を経て均等に扱う

よってその原因も記録されるようになった。それによれことができる。このことから経年変化に関しては「災害年

ば，昭和期前半は室戸台風をはじめとする台風が大雨災報」が作成されている 1975 年～ 2008 年を対象として分害の主流であったが，昭和期後半からは梅雨季の豪雨災析した。

害が最も懸念される災害であることが分かる。このうち，

これに対し，季節変化はすべての災害を対象とするこ

表 3. 1. 1 島根県における主な大雨災害
No.

発生年月日

地域

1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27

708（和銅 1）8 月 5 日
1542（天文 11）8 月 5 日
1639（寛永 16）6 月 21 ～ 22 日
1674（延宝 2）7 月 28 日～ 8 月 1 日
1702（元禄 15）9 月 18 日～ 22 日
1722（享保 7）8 月 30 日
1755（宝暦 5）9 月 20 日～ 21 日
1759（宝暦 9）9 月 7 日
1850（嘉永 3）9 月
1873（明治 6）8 月 28 日～ 29 日
1886（明治 19）9 月 20 日～ 24 日
1893（明治 26）10 月 12 日～ 14 日
1894（明治 27）9 月 10 日～ 11 日
1919（大正 8）7 月 4 日
1921（大正 10）7 月 8 日
1923（大正 12）7 月 12 日～ 13 日
1933（昭和 8）9 月 3 日
1934（昭和 9）9 月 19 日～ 21 日
1941（昭和 16）7 月 11 日～ 12 日
1941（昭和 16）3 月 24 日～ 29 日
1943（昭和 18）9 月 18 日～ 20 日
1945（昭和 20）9 月 18 日
1954（昭和 29）9 月 25 日～ 27 日
1961（昭和 36）6 月 24 日～ 7 月 10 日
1964（昭和 39）7 月 12 日～ 19 日
1972（昭和 47）7 月 9 日～ 14 日
1983（昭和 58）7 月 20 日～ 23 日

隠岐石見（大森町）出雲
出雲
出雲（杵築村）出雲
隠岐出雲（松江）
出雲・石見
全域
出雲
出雲・石見
出雲・石見
出雲・石見
出雲・石見
全域
全域
出雲

出雲
出雲（松江市）

出雲・石見
全域
石見

死者
行方不明数

1300
229
50
54
1500 余
24
18
80 余
36
78
43
11
13
10
11
12
10
11
533
79
25
14
112
28
107

備考
霖雨大風（記録に残る最古の災害）
石州大森大洪水
斐伊川の流路が変わり，宍道湖へ流れる
宍道湖決壊し，松江の水深 8 ～ 9 尺，漂家 1450 戸
斐伊川決壊し，湖面の増水 1 丈 2 尺，人家漂流 4757 戸
出水城下 4 尺余り
出水城下 2 尺～ 5・6 尺
斐伊川決壊

江川増水 12m，隠岐で土砂崩れ
室戸台風
台風 26 号
枕崎台風
洞爺丸台風
昭和 36 年梅雨前線豪雨
昭和 39 年 7 月山陰・北陸豪雨
昭和 47 年 7 月豪雨
昭和 58 年 7 月豪雨

189

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件とができる。すなわち，古い時代の災害は被害の甚大なものに限られている可能性はあるものの，その発生起日は災害の規模には基本的に関係しない。したがって，月単な要因としては，その発生時期から梅雨前線活動に伴う
大雨と台風による大雨があげられる。なお，松江を含む 6地点において降水の少ない月であった 8 月が災害頻度で位で集計し，その推移を検討する本研究の分析では古い

は 3 番目に多い月になっている。これは 8 月の台風は数年以降の全災害を対象に発生起日の集計を行った。

ないが，一度来襲すれば何らかの災害を引き起こしてい時代のものも近年の災害も同じように扱えると考え，708

はじめに経年変化についてみると（図 3. 1. 4），大雨災
害の発生件数は年々の増減をくり返すのではなく，極大

年に 1 回と頻度は小さく，降水量に寄与するところは少ること，ならびに，夕立に代表されるような局所的な豪雨に伴う災害が多いことを示唆している。

年，極小年を挟み，数年周期で増減している。年平均発生件数は 7. 5 件で，最も多かったのは 1991 年，1998 年，

2004 年の 13 件，最も少なかったのは 1986 年の 2 件である。このうち，2004 年は上陸台風数が過去最大の 10 個を記録した年である一方，1986 年は上陸台風がゼロの年

1. 4 梅雨季の大雨の背景
これまでみてきたように，山陰地域では梅雨期ならびに秋霖期・台風期に大雨災害が多く発生しているが，本であるなど，大雨の発生に関係する特徴も指摘できるが，稿では近年においても大きな被害をもたらしている梅雨

これらの年は島根県に甚大な被害をもたらした災害の発期の大雨災害に絞り，その気候学的な特徴を検討するこ

生年ではない。例えば，「昭和 58 年 7 月豪雨（以下，昭和とにする。なお，降水量の分布について山陰地域だけを「平成 18 年豪雨」が発生した 1983 年，2006 年の発生件数

ので，以下の分析に際しては中国地方を対象として作業」，
58 年豪雨と記す。他の豪雨も同じく 7 月は省略する）

はそれぞれ 7 件，8 件であって平均に近い。このことから，年間の災害件数と被害の大小は必ずしも関係しないとい対象として図示してもその特徴を理解することが難しいを行った。
図 3. 1. 6 は山陰地域に大きな被害をもたらした梅雨前える。なお，極大年における発生件数は 13 件で一定であ線豪雨のうち，「昭和 58 年豪雨」と「平成 18 年豪雨」に以降増加しているが，このことの意味するところ，またそつの豪雨には期間に長短はあるものの，最多降水量地点

る一方，極少年における発生件数が最少年である 1986 年の原因は不明である。

次に，大雨災害の季節変化（図 3. 1. 5）をみると，大雨災害が最も多いのは 7 月で，これとほぼ同数の災害が 9月に発生している。さらに，8 月，6 月も相対的な多発期で，この 4 ヶ月間に全体の 80％以上の災害が発生していついて降水量分布を示したものである。これをみると，2における合計降水量が 500 mm を超える記録的な豪雨であったことが分かる。図 3. 1. 2 にも示したように，山陰地域における 7 月の月平均降水量は 200 ～ 300 mm なので，数日間でその倍近い降水がもたらされたことになる。

両者の降水量分布を詳細にみると，昭和 58 年豪雨ではる。一方，11 月から 2 月の寒候期は全体の 2％程度に限ら
2月

1月

島根県西部にある降水量
500 mm 以上の地点を中心に多2

3月
れ，大雨災害は暖候期の災害であることが分かる。なお

8
降水域が島根県と広島県の県境に沿って東西に延びてい4月
5月
言うまでも無いが，寒候期には大雪・暴風雪などの雪害
6月が多数発生していて，決して災害の少ない季節ではない。
7月
8月
このことを先に検討した降水量の年変化と対応させる
9月
10月と，災害の多発期である 6 ～ 9 月は多降水の時期であっ11月て，定常的に多降水であることが突発的な災害につな
12月

がっていることが分かる。また，災害を引き起こす具体的

1

11

18
る。一方，この多降水域の軸に直交する南北方向には降63

水量の変化が著しく，瀬戸内海沿岸地域では4 日間の降119

水量が8650 mm 以下の地点も広く分布している。これに対110

23 18 年豪雨における最多雨地点は島根半島東部
し，平成
4から鳥取県西部の沿岸及び隠岐，中国山地に分布し，昭4
和 58449
年豪雨よりは広範囲に及んでいる。また，降水量

15

災
害
件
数

150

10

190

5

災
害
件
数

100

50

0
1975年 1980年 1985年 1990年 1995年 2000年 2005年

0

図 3. 1. 4 島根県における大雨災害件数の経年変化
図４

図 3. 1. 5 島根県における大雨災害件数の季節推移

1月 2月 3月 4月 5月 6月 7月 8月 9月 10月 11月 12月

図５

1

図 3. 1. 7

山陰地域の気候と気象災害

1983 年 7 月 23 日（左）と 2006 年 7 月 18 日（右）の天気図あり，天気図だけで多降水域の出現場所を判断することは難しい。
梅雨は日本を含む東アジアに特有の雨季で，夏の主役である小笠原高気圧から吹走する暖かくて湿った気流と，
北のオホーツク海高気圧から吹き出す冷涼で湿潤な気流の間に形成される前線（梅雨前線）が雨をもたらす。その原因にはユーラシアスケールでの海陸分布が影響している。
ユーラシア大陸の南部にあるチベット・ヒマラヤ山塊は

その 1 つであって，春先から初夏にかけて周辺の大気に対し熱源として働く。このため，冬の間その南を流れて
図 3. 1. 6

昭和 58 年 7 月豪雨，平成 18 年 7 月豪雨における中国地方の降水量分布

400 mm 以上，300 mm 以上といった多降水域も島根県東部地方を中心に同心円状に広範囲に広がっている。

いたジェット気流は次第に北上するが，その途中でチベッ

ト・ヒマラヤ山塊の南と北を流れる 2 つに分流する。この2 つの流れは蛇行しながら東アジアの上空を進み，オホー

ツク海付近で合流する。これによってオホーツク海では下降気流が生じ，高気圧が形成される。これがオホーツ
ク海高気圧であるが，オホーツク海は春から初夏にかけ

このように豪雨時の降水分布を最多雨地点の出現場所，てシベリア大陸から融雪水が流れ込むため非常に冷たく，

及びそこを中心とする多雨域の広がりでみると，特徴的なそこから吹き出す気流は冷涼で，東日本では冷夏の原因差異が認められる。このうち，最多雨地点の出現場所かともなる。

県西部に最多雨地点が現れたものとして，昭和 58 年豪雨

その西縁を回って流れ込む湿潤気流が梅雨の大雨をもたら 1960 年代以降に発生した主な大雨を分類すると，島根の外に，昭和 47 年，昭和 60 年，昭和 63 年の豪雨があげられる。一方，島根県東部を中心として大雨がもたらされたタイプとしては，先のものに加え昭和 36 年，昭和 39年の豪雨があり，両タイプの数は拮抗している。

一方，南の小笠原高気圧は大気大循環により生じるが，らす。昭和 58 年豪雨時の 850 hPa（当時は気圧の単位として mb が使われていた）面の天気図（図 3. 1. 8）をみても，小笠原高気圧の西側を回り込むように流れこむ相当
温位 345 K 以上の暖湿流が対馬海峡を通過して，山陰地

次に，このような降水分布の原因を考えるため，取り上げた 2 例の豪雨について，天気図の違いを検討した。

域に到達していることが分かる。この暖湿流の源は遠く
ベンガル湾であって，ここからインドシナ半島の北部，中図 3. 1. 7 は各豪雨において，山陰地域の降水が最も強く国の華南地域の上空を通って日本に達している。すなわ

なった日の天気図である。いずれも新聞天気図レベルの

ち，梅雨季の豪雨は熱帯のスコールと同じ種類のものでもので概略的な特徴しか分からないが，東シナ海から日ある。

本列島にかけて梅雨前線が東西に延び，山陰地域をそのこのような前線の形成過程，水蒸気の流入を背景とし一部が縦断している。あえて両者の差異を指摘すれば，て梅雨季の大雨がもたらされるが，日本スケールでの大中国地方西方での前線の走向に違いがあって，昭和 58 年
豪雨では西ないし南西に前線が延びるのに対し，平成 18年豪雨では北西に走り，朝鮮半島南部にかかっている。

しかし，このような走向の変化は 1 日の間に生じることも雨の発生場所は南北に変動する梅雨前線の位置が規定する。すなわち，5 月から 7 月にかけて季節の進行とともに梅雨前線が北上する（Yoshino, 1966）と，大雨の中心も南西諸島から日本の南岸地域，そして山陰，北陸へとゆ
191

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

るやかに北上していく（二宮，2001）。しかし，そのような
梅雨前線ならびに大雨中心の移動の中で，図 3. 1. 6 にみ1. 5 山陰地域における短時間強雨の発現特性

たようなスケールで多降水域がどこに現れるかは，メソス
ケール（数 10 km スケール）擾乱の生成と移動，さらにはその中での個々の積乱雲（10 km スケール）の発生・移動による。例えば，昭和 60 年豪雨においてエコーセルの移動を追跡した渡部・栗原（1988）では 9 つのエコーセル

これまで降水に焦点を当てながら山陰地域の気候特性をみてきたが，対象とした降水量は月単位あるいは数日間の雨量を合計したものであった。しかし，そのような時間単位の大雨であっても，期間を通して強雨，大雨が継続するわけではなく，降水量は個々の擾乱（積乱雲）のが島根県の西方海上で次々と発生・移動してくるのに対

接近，通過，また発達に合わせて変動する。したがって，応して豪雨が発生することが示されている。このように，

大雨災害を考えるときにも，時間あるいはそれよりも短積乱雲がその風上側で次々と発生・発達することで豪雨

い時間単位での強雨，大雨の発生を検証する必要がある。

になるタイプをバックビルディング（Back building）型豪

特に，都市域においては，下水道や小河川の溢流による雨（吉崎・加藤，2007）と呼んでいるが，その詳細な発生

内水氾濫など短時間の強雨による災害が大きな被害をも場所を正確に予想することは現在のところできていない。

たらすことがあり，気象学・気候学分野でも多くの研究が行われている（例えば，上杉・田中，2008；石原，2012a,。そこで本節では，この短時間強雨に注目し山陰地域b）（中国地方）における発現特性を調べることにする。
はじめに短時間強雨について触れておく。短時間強雨に近い言葉として集中豪雨，ゲリラ豪雨がある。このう
ち，集中豪雨は 1952 年 7 月 26 日に発生した諫早豪雨に関して朝日新聞が使用した言葉（「気候学・気象学辞典」（吉野，1985））で，気象庁では「狭い範囲に数時間にわた

り強く降り、100 mm から数百 mm の雨量をもたらす雨」としているが，空間的・時間的な定義はないし，量的にもかなりの幅を持って定義されている。ゲリラ豪雨は突発的で局地的な大雨を表現する言葉として近年用いられているが，気象庁の予報用語になく，時間的・量的な定義は

図 3. 1. 8

1983 年 7 月 22 日 21 時における 850 hPa 面天気
図と暖湿流

4 桁の数値は 850 hPa 高度，3 桁の数値は相当温位（渡部，1984 に基づく）。

ない。短時間強雨についても同様で，研究者・論文によりその定義はさまざまである。
ところで，気象庁は防災意識や効果を高めるため，雨量の定量的な表現に加え，人や建物等への影響の度合い

表 3. 1. 2 雨の強さと降り方「2001 年版気象年鑑」（気象庁監修，2001）に基づく。
1 時間雨量

予報用語

10 ～ 20 mm やや強い雨
20 ～ 30 mm 強い雨

30 ～ 50 mm 激しい雨

人の感覚

192

猛烈な雨

木造住宅の中屋外の様子

地面からの跳ね 雨の音で話し声
ザーザーと降る 返りで足下がぬ がよく聞き取れ
地面一面に水たれるないまりができる
どしゃ降り

傘を差していてバケツをひっく もぬれるり返したように降る

滝のように降る50 ～ 80 mm 非常に激しい雨 （ゴーゴーと降り続く）

80 mm 以上

人への影響

息苦しくなるような圧迫感がある。恐怖を感じる

傘は全く役に立
たなくなる

車の運転中

災害の状況
この程度の雨でも長く続くときは注意が必要

ワイパーを速く 側溝や下水，小さな川があふしても見ずらい れ，小規模の崖崩れが始まる

高速走行時，車輪と路面の間に水膜が生じ，ブ道路が川のようレーキがきかなになる
くなる（ハイド
ロブレーニング
寝ている人の半現象）
数くらいが雨に気がつく

山崩れ・崖崩れが起きやすく
なり危険地帯では避難の準備が必要。都市では下水管から水があふれる都市部では地下室や地下街に
雨 水 が 流 れ 込 む 場 合 が あ る。
マンホールから水が噴出する。
土 石 流 が 起 こ り や す く な る。
多くの災害が発生する。

水しぶきであたり一面が白っぽ車の運転は危険
くなり，視界が悪くなる
雨による大規模な災害の発生する恐れが強く，厳重な警戒が必要

1を具体的に記述した「雨の強さと降り方」を 2000 年に作成した（表 3. 1. 2，「2001 年版気象年鑑」（気象庁監修，

山陰地域の気候と気象災害

取県東部の鹿野で，その発生頻度は年平均 2. 3 回である。

また，山口県にも年間 2. 0 回以上発生する地点がみられ。これにより降水量と災害の関係をみると，1 時間
2001）

る。なお，全国で発生頻度が最も高いのは宮崎県えびの必要」とされている。また，短時間に降る降水の場合には

。
2013）

降水量が 10 ～ 20 mm であっても「長く続くときは注意が「山
1 時間雨量が 30 mm を超える「激しい雨」になると，で，年平均 13. 0 回の短時間強雨が発生している（田坂，
このように，発生頻度が極めて高い地点は中国地方の崩れ・崖崩れが起きやすくなり危険地帯では避難の準備

東西に点在するだけであるが，年間 1. 5 回以上の地点にが必要。都市では下水管から水があふれる」とされていなると，中国地方の西部，すなわち，島根県や広島県のる。さらに時間雨量 50 ～ 80 mm の「非常に激しい雨」では「マンホールから水が噴出したり，土石流が発生するな

西部から山口県にかけて，ならびに鳥取県と岡山県の県境付近に分布する。さらに，それらの地域を埋めるよう

ど，多くの災害が発生」し，80 mm を超える「猛烈な雨」に年間 1. 0 回以上の地点が分布している。一方，中国地では「雨による大規模な災害の発生する恐れが強くなる」

方東部の瀬戸内沿岸地域を中心に岡山県から広島県の東としている。

部，及び山陰地域中央部に発現頻度の低い地域が分布しこのような指摘を受け，筆者は「1 時間降水量 30 mm

以上の雨」を短時間強雨とした（田坂，2006, 2007, 2011,。したがって，これらの研究では強雨，大雨の空間
2013）

ている。
次に，短時間強雨の発生時期について検討した。集計
に際しては，短時間強雨が発生した日の天気図分析を行的広がりは考慮していないし，単発的に出現するときも数

い，強雨の原因別に頻度を求めた。原因として取り上げ

時間にわたり連続する場合も，その出現回数のみを集計，たのは，温暖・寒冷前線を含む温帯低気圧，梅雨前線な分析している。
今回，分析したのは中国地方に展開するアメダス観測点において，1981 年から 2010 年の 30 年間に発生した
短時間強雨である。アメダスは気象災害の防止・軽減を重要な役割（気象庁 HP）としているので観測点の移動や，廃止・近傍での新設が行われることが多い。この場合，降水量は気温など他の気候要素に比べるとデータの地域

ど停滞性の前線，台風（熱帯低気圧），大気の不安定の 4つである。これらの詳細については田坂（2007）を参照されたい。

結果をみると（図 3. 1. 10），短時間強雨は 7 月に最も多く発生し，これに次いで 8 月，9 月に多く発生する。そして，これらを含む 6 月から 10 月に発現期間は限られていて，寒候期はほとんど発生することがない。大気中には代表性が低いので，その継続性を慎重に考えなければな

降水量 30 mm 程度に相当する水蒸気が含まれている（二止・新設前後の水平距離が概ね 5 km 以下で，標高差が 2月
3月

0
たがって，気温が高い時には多くの水蒸気を含むことが3
3

らない。ここでは気象庁（2005）を参考にして，移動，廃 1月

50 m 以内の場合を継続した観測として扱った。そして，4月

5月
このような継続観測を含み，その観測期間が対象 30 年 6月
間の 80％に相当する 24 年以上に及ぶ地点を対象として，7月
8月
9月
短時間強雨の集計・分析を行った。
10月
図 3. 1. 9 は対象とした中国地方 111 地点における年平 11月
均の短時間強雨発現頻度を示したものである。これをみ 12月

ると，中国地方で短時間強雨が最も発生しやすいのは鳥

低気圧

前線

台風

大気の不安定宮，2001）が，その量は気温の高低に伴って増減する。し04
4
可能となり，強い雨が降りやすくなるが，短時間強雨を可
15

5

1

3

24

能とする気温の目安として，今回の発現期間から
32
334
21
9
396 20℃前

38
1077
101
後の気温を想定できるであろう。

125
1341
68
290
224
306
888
62
317
297
58
734 7 月は次に，その原因をみると，発生頻度が最も高い
21
6
91
23
141
そのほとんどが前線の活動に伴って発生している。
7月
6
1
7
1
1
は梅雨後半の時期であり，山陰地域の主要な大雨災害も
249
2030
735
525
3539

この時期に発生していることから予想されることではある

低気圧

前線

台風

大気の不安定1500(

発 1000
生
頻
度
回 500

)
0
1月 2月 3月 4月 5月 6月 7月 8月 9月 10月 11月 12月

図 3. 1. 9 中国地方における短時間強雨の発現頻度

図１０
図 3. 1. 10 短時間強雨発現頻度の季節推移

193

1981年
1982年
1983年
1984年
1985年
1986年
1987年
1988年
1989年
1990年
1991年
1992年
1993年
1994年
1995年
1996年
1997年
1998年
1999年
2000年
2001年
2002年
2003年
2004年
2005年
2006年
2007年
2008年
2009年
2010年

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

が，この時期の前線活動が地域の防災を考える上で最も重要であることが改めて確認できる。同時に，梅雨前半にあたる 6 月もそのほとんどが前線を原因とする短時間

きやすくなっている。この結果，2000 年以降は年間の発生頻度が 200 回を超える年がみられるようになった。また，10 年ごとの発生頻度も 1981 年～ 1990 年の 1066 回

強雨であって，7 月同様に梅雨前線の動向が強雨の有無にに対し，2001 年～ 2010 年には 1284 回と約 20％増加して直結しているといえる。

いる。

これに対し，8 月，9 月は前線活動を原因とする短時間

強雨の頻度が相対的に低下する一方，大気の不安定や台風を原因とする強雨が多くなっている。このうち，8 月は大気の不安定を原因とする強雨が最も多く発生し，夕立

以上，短時間強雨の発生頻度には全球気温の経年変化にみられるような直線的な増加は認められないが，その頻度は増加傾向にあり，防災・減災の視点からも分析を進めていかなければならない。

に代表されるような強い雨が多いことを示している。台風による大雨は 9 月に最も多く発生するが，7 月から 10月にかけて継続的に発現していて，暖候期全般に注意の必要な災害であることが分かる。なお，8 月は月降水量が少ないにも関わらず，災害件数は 3 番目に多かった（図 3. 1. 2, 図 3. 1. 4）。この要因として，8 月は気温が高く
中国地方
山陰地方 中国地方移山陰地方移比率
大気中の水蒸気量も多い時期であるため，強雨が発生す
116
36
31.0
るとその量が多くなりやすく，災害につながりやすいこと
69
5
7.2
113
61
103.8
40.8
54.0
39.3
が考えられる。
46
13
94.4
38.2
28.3
40.5
175
89
105.0
47.8「今後大雨の頻度が増
50.9
45.5
最後に，地球温暖化との関係で
69
23
109.4
50.6
33.3
46.3
加する可能性がかなり高い）」とされてい
2007
122
53
120.6 （気象庁，
54.0
43.4
44.8
135
75
109.4
44.2
55.6
40.4
ることを考慮し，短時間強雨の発現頻度の経年変化を検
102
30
116.8
46.0
29.4
39.4
討した
。これをみると，短時間強雨が最も多119（図 3. 1.
4011）
111.4
40.4
33.6
36.3
106
32
112.8
35.4
30.2
31.4
く発生したのは年で，中国地方では
回発生し
2004
214
95
25
100.8
34.2
26.3
33.9
142
50
110.6 2002
39.4
35.2回しか発生し35.6たのに対し，最少年である
年には 34
42
24
105.8
37.8
57.1
35.7
ていない。このうち最多年の
2004
168
66
119.4
46.8 年は前述したように日
39.3
39.2
82
24
120.8
49.8
29.3
41.2
本に上陸した台風が最も多かった年で，これが短時間強
163
70
145.0
51.8
42.9
35.7
雨の多発に関連していると考えられるが，最少年を含め
149
65
133.0
47.0
43.6
35.3
163
34
139.4
50.8
20.9
36.4
年々の変動と擾乱の頻度や規模との関連については今後
38.9
34.2
108
42
113.6
38.8
114
43
103.2
30.6
37.7
29.7
の検討課題としたい。
34
10
113.2
33.8
29.4
29.9
このような多発年，寡発年を含め強雨の発現頻度の長
97
24
133.0
40.2
24.7
30.2
213
50
138.0
43.8
23.5 1990
31.7
期的な傾向を年代
5 年間の移動平均でみてみると，
207
74
149.6
53.8
35.7
36.0
初めまでは移動平均線の振幅が小さく，年々の変動が比
139
61
144.8
54.8
43.9
37.8
92
60
142.2 90 年代後半以降移動平均線は
57.4
65.2
40.4
較的小さかったのに対し，
73
29
123.8
48.4
39.7
39.1
周期の長い大きな振幅の曲線となっていて，数年おきに
200
63
31.5
115
29
25.2
多発・寡発をくり返すとともに，極端な多発・寡発が起
3568
1300
36.4

1. 6 おわりに山陰地域の気候特性を斜面災害に直結することが多い
大雨に焦点を当てながら概観してきた。

山陰地域では 7 月，9 月を中心とする暖候期に降水量が多く，大雨ならびに大雨災害もこの季節に多く発生する。
その原因として，台風の来襲・接近も重要であるが，大雨災害の発生に最も直結しているのは梅雨前線活動であり，その挙動を注視する必要がある。山陰地域で大雨になるときは，島根県西部に多降水の中心が現れるタイプと，島根県東部から鳥取県西部に中心を多降水になるタ
イプがある。いずれの場合も，天気図スケールでの前線
1066の位置などに大きな差異は認められず，大雨地域の予測にはより小さなスケールの解析が必要である。短時間強雨についても，同じような地域的・季節的特徴が認められるが，その経年変化に地球温暖化に対応すると考えられる長期的な増加傾向は認められなかった。

山陰地域は 1960 年代，1980 年代に西部を中心として
1218

度々大雨災害に見舞われてきた。もとより，災害は人間社会の対応によってその被害を軽減することが可能であるが，東日本大震災のように自然現象の規模そのものが我々の予測を遙かに超える場合もある。大雨に関しても，
地球温暖化の進行に伴い規模あるいは頻度の両面で予測・経験を超える場合も考えられ，減災へのさまざまな
1284

取り組みが求められている。
本論の一部は島根大学研究機構戦略的研究推進セン300

ター萌芽研究部門（2012 年度～ 13 年度）「山陰地域における自然災害データベースの構築及び防災研究拠点の形

年
間 200
発
生
頻
度
100
回

成（代表：汪 発武）」の研究経費を使用した。
【田坂郁夫】

(
)

引用文献

0
1981年

1986年

1991年

1996年

2001年

2006年

図１１
図 3. 1. 11 短時間強雨発現頻度の経年変化（折れ線は 5 年間移動平均）

194

福井英一郎（1933）：日本の気候区（第 2 報）
．地理学評論，Vol.9, pp.1-17,
pp.109-127, pp.195-219, pp.271-300．
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1

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気象庁（2005）：気象観測統計の解説．気象庁（PDF 版），136p.
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気象協会松江支部，217p．
二宮洸三（2001）：豪雨と降水システム．東京堂出版，247p．
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島根県（1975 ～ 2008）：各年版災害年報．島根県．
関口 武（1959）：日本の気候区分．東京教育大学地理学研究報告，Vol.3，
pp.65-78．
：短時間強雨の発現に関する一考察．島根地理学会誌，
田坂郁夫（2006）
No.40, pp.1-40．

山陰地域の気候と気象災害：中国・四国地方における短時間強雨の発現について．社
田坂郁夫（2007）
会文化論集（島根大学法文学部紀要），No.4, pp.41-51．
田坂郁夫（2011）：九州地方における短時間強雨の発現について．社会文化論集（島根大学法文学部紀要），No.7, pp.121-132．
田坂郁夫（2013）：日本における短時間強雨の発現について．社会文化論集（島根大学法文学部紀要），No.9, pp.15-30．
上杉忠孝・田中恵信（2008）：2000 年 7 月 4 日に起きた東京都心における
短時間強雨の発生機構．天気，Vol.55, pp.23-36．
渡部浩章（1984）：昭和 58 年 7 月豪雨の解析．天気，Vol.31, pp.739-746．
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：Four stages of the rainy season in early summer
Yoshino, M. M.（1966）
over East Asia（2）. Journal of the Meteorological Society of Japan,
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吉崎正憲・加藤輝之（2007）：豪雨・豪雪の気象学（応用気象学シリーズ．朝倉書店，187p．
4）：気候学・気象学辞典．二宮書店，742p．
吉野正敏編（1985）

195

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

2

山陰地域の地震活動
震である（宇佐美，1987）（図 3. 2. 1 ～ 2）。

2. 1 はじめに

次に，山陰地域の地震活動の特徴を東から地震活動域

山陰地域は西南日本内帯に位置し，大山，三瓶山，神鍋山などの第四紀火山が日本海沿岸に沿って点在し，地震活動も日本海沿岸域に沿って分布している。しかし，丹後半島から島根半島に至る日本海沿岸と，島根半島よ毎に分割して述べる。

京都府中部・北部，兵庫県北部には 1925 年 5 月 23 日

（大正 14 年）に北但馬地震（M6. 9）が発生している。震
央は円山川河口付近で，死者 428 名，家屋倒壊 1, 295

り西方の日本海沿岸では地震の発生の様子が異なる。前戸，焼失家屋 2, 180 戸を出す大惨事となった。豊岡市と者は北丹後地震，鳥取地震，鳥取県西部地震などの大地

城崎温泉は家屋倒壊と地震後の火災により壊滅した。田震が発生している地震地域である。後者は 1872 年の浜田地震（M7. 1）が日本海海底に発生しているのみで，その相違は著しい。微小地震の分布も大地震の分布と同様に日本海沿岸に沿って帯状配列をしている。主な活動域

結に 2 本の平行した地震断層が出現した。断層の長さはいずれも約 1. 6 km，60 ～ 85 cm の西落の正断層を示す。
，京都府北西部
2 年後の 1927 年 3 月 7 日（昭和 2 年）の丹後半島に大被害を出した北丹後地震（M7. 3）が発生

は鳥取地震が発生した鳥取県東部中部，鳥取－島根県境

した。2, 925 名が亡くなり，全壊家屋は 12, 584 戸に達し

付近，三瓶山・広島県北部付近，島根県中部西部がある。

た。被害は近畿地方一円，四国の香川，徳島にまで及ん

また，空白域としては大山付近と島根県東部がある。鳥だ。鳥取市で負傷者 1 名，米子市で家屋倒壊 2 戸，破損

取県西部地震は，島根県東部地域の空白域と大山付近の2 戸，西伯郡・境港でも被害が出た。地震時，2 つの地震

空白域に挟まれた地域で発生した。山陰地域の応力場は断層が出現した。郷村断層は北北西から南南東の走向で東西方向から時計回りに少し回転した応力場を示している（安藤，2000；伊藤，1990）。

長さ約 18 km，断層の西側が最大約 80 cm 隆起し，かつ山陰地方の主な被害地震
南へ最大約 270cm 移動した。山田断層は郷村断層に直交して，長さ約 7 km，北側が最大 70 cm 隆起，東へ最大80 cm 移動した。

2. 2 地震活動の特徴
中国地方の地震活動の特徴を見るため，宇佐美（1987）
がまとめた「新編日本被害地震総覧」を基にして，中国地

方中東部から近畿地方北西部を含む，北緯 34 度 40 分か

ら 36 度までと，東経 133 度から 135 度 20 分までの範囲の地震を抽出した。38 個の地震が記載されているが，701 年の丹波地震，868 年の播磨地震，880 年の出雲地

鳥取県東部・中部地域で，1943 年鳥取地震（M7. 2）で北但馬の地震は 1, 083 名が亡くなり，鳥取市に甚大な被害を及ぼして(1925.M6.8)
宝永の地震（1710.M6.5)

北丹後地震(1927.M7.3)

出雲地震
いる。1943 年
3 月 3 日と 4 日にM6 クラスの群発地震が(880.M7.0)
鳥取地震(1943.M7.2)

鳥取県中部の地震 鳥取県沖地震あり，約半年後に鳥取地震が発生している。
3 月の地震は(1943.M6.2)(1983.M6.2)

浜田地震(1872.M7.1)

鳥取県西部地震
鳥取市周辺に集中し，月の主な余震は鳥取市から西側の(2000.M7.3)
9正徳の地震(1711.M6.3)
三瓶山付近の地震(1978.M6.1)
地域，主に鳥取県中部に多く発生している。地震時，走向がほぼ東西方向の 2 つの地震断層が出現した。吉岡断震，三つの古い地震以外は江戸時代の地震である。マグ層は長さ約 4. 5 km，北側が最大約 50 cm 沈下し，東方へ震（7. 3）と 2000 年鳥取県西部地震（M7. 3）が最大の地

図 1層といわれ，西南西翼では北が南に対して最大
山陰地方の過去の被害地震（880 年出雲地震以外は江戸時代以降）
75 cm 沈ニチュード 7 以上の大地震は 6 個で，1927 年の北丹後地

最大約 90 cm 移動した。鹿野断層は長さ約 8 km，蝶番断図 3. 2. 1 山陰地域の過去の被害地震（880 年出雲地震以外は

図 1 山陰地方の過去の被害地震（880
江戸時代以降） 年出雲地震以外は江戸時代以降）④鳥取県西部③鳥取地震②北丹後地震山陰地域の大地震

①浜田地震

196

④鳥取県西部地震

三瓶山付近の地震(1978.M6.1)

鳥取県沖地震(1943.M6.2)

鳥取県西部地震
正徳の地震(2000.M7.3)(1711.M6.3)③鳥取地震

鳥取県中部の地震(1983.M6.2)

浜田地震(1872.M7.1)

北丹後地震(1927.M7.3)

鳥取地震(1943.M7.2)

北但馬地震

北但馬の地震(1925.M6.8)

宝永の地震（1710.M6.5)

正徳の地震
宝永の地震

出雲地震
(880.M7.0)②北丹後地震山陰地域の大地震①浜田地震

山陰地方の主な被害地震

図２図山陰地域の被害地震の時間分布（20世紀に大地震が多発している）
3. 2. 2 山陰地域の被害地震の時間分布（20 世紀に大地震が多発している）

2

山陰地域の地震活動

下し，東方へ 150 cm ずれた。東北東翼では最大 50 cmであろう。広島県北部の三次市付近でも地震活動域が存

隆起し，西方へわずかにずれた。地震の前兆現象として，在している。

京都大学が兵庫県の生野鉱山内で観測していた地面の傾

島根県山間域には微小地震活動の帯状の発生域が存斜を測定する傾斜計が地震前数時間前から異常な地殻変在し，その活動域は山口県県境にまで及んでいる（図 3.

に鳥取県中部の地震（M6. 2）が発生し，2000 年鳥取県地震が発生したが，震源が山間地であったため小被害で動を記録した。そして，約 40 年後の 1983 年 10 月 31 日

2. 3）
。1997 年に地震活動域の西端，山口県で M6. 6 の中

西部地震まで活発な地震活動が継続した。江戸時代ではあった。1872 年 3 月 14 日（明治 5 年 2 月 6 日）に浜田地

こり，約 5 カ月半後の 1711 年 3 月 19 日に M6. 0 の正徳

た唯一の大地震である。被害は全壊 5, 000 戸，死者 600地震などと同じ，中地震や大地震が連続するのが山陰地でいる。約 1 週間前から前震活動があり，本震に伴って1710 年（宝永 8 年）10 月 3 日に M6. 5 の宝永の地震が起の地震があり，1943 年 3 月の鳥取県沖地震と 9 月の鳥取域の地震活動の 1 つの特徴である。

鳥取－島根県境域では大山付近の空白域をはさんで地震が多く発生している。880 年 11 月 23 日（元慶 4 年 10月 14 日）に出雲国に 880 年出雲地震（M7. 0）が発生している。三代實録には，出雲の国で地震が発生し，被害が寺社や官舎など大被害を出していることが記されている。
るいじゅう

そして，類 聚 國史には，「元慶四年十月一四日甲午，地大震」と，京都で同じ日に大きな震動が記載されている。幾人かの研究者から地震の規模に疑問が出されている。この論議は荻原尊札著「古地震」に詳しい（萩原，1982）。

震（M7. 0）が発生した。山陰地域で日本海海底に発生し名以上で，島根県西部を中心に出雲地方，広島県に及ん地殻変動が起き，著しい海岸の昇降が見られ，地震の後には名勝地「畳が浦」が出現していた。小津波が発生した
が，被害は無かった。

2. 3 鳥取県西部地震までの地震活動
鳥取県西部地域から島根県東部地域は 880 年出雲地震（M7. 0）以来，大地震は発生していない。しかし，最近の20 数年間の地震活動は主にこの地域に集中していた。西側の地域では 1977 年（M5. 3），1978 年（M6. 1）と三瓶

明治以降，地震観測が始まってからは 1904 年，1914 年

山周辺で発生し，小地域ながら被害を出し，温泉の増水，の鳥取県西部の根雨地方の地震などが発生して，出雲市，

大学防災研究所地震予知研究センター・鳥取大学教養部の島根県東部の地震，1925 年の美保湾の地震，1955 年
松江市，安来市，米子市，境港市等に被害を与えている。

1989 年から鳥取県西部の群発地震が継続し，2000 年に鳥取県西部地震（M7. 3）が発生した。

三瓶山付近から広島県北部の地震活動域では，微小地
震は活発な状況が続いている。大山と違い，三瓶山の周辺は地震が常時発生している。1977 年に M5. 6 と 1978 年

泉温の上昇など異変を発生させた（西田ほか，1991；京都

地学教室，1992）。この地域の活動は最近でも継続している。広島県北部三次市周辺も群発地震が発生する地震活動域である（図 3. 2. 3）。

東側の地域では，1943 年鳥取地震から 40 年を経て，鳥取県中部の地震（1983 年，M6. 2）が発生し，1985 年には大山付近の地震（M4. 9）が大山山頂から数 km 東に発生三瓶山の地震（M6. 1）が発生している，しかし予想されした（京都大学防災研究所地震予知研究センター・鳥取の地震活動との相違の原因は明確ではないが，活火山の地震を含む鳥取県西部から島根県境地域の活動は，1989，

るマグニチュードは 5 から 6 で中地震である。大山付近

認定や温泉地の分布などから三瓶山の方が現在も活動的

山陰地方の地震活動（微小地震分布）

大学教養部地学教室，1990）。そして，2000 年鳥取県西部

1990，1997 年と群発地震が頻発し，顕著な活動が継続した。1991 年数 km 西に島根県東部の地震（M5. 9）が発生した。これら一連の活動は，約 20 年間の地震活動が東から西へと移動し，地震が集中していくことが見られた（図 3. 2. 4，図 3. 2. 5）。また，これらの中程度の地震を起こした地下断層は発震機構からいずれも左横ずれ断層で，地殻応力は大体東西方向または時計回りに少し回転した圧縮力を示している。1989 年から鳥取県西部の山間域に前駆的に地震が発生した。地殻応力や発震機構の解析か
らもほぼ一致して，東西方向の圧縮力で，左横ずれ断層を示している（竹内ほか，1986）。

鳥取県西部地域では 1901，1925，1955 年に M5 クラ

海岸に沿って帯状の地震活動域、島根半島付近で活動が変わる
図 3. 2. 3 中国地域の微小地震分布（山陰地域に地震活動域が存在している）

スの地震活動があり，約 30 年間隔で活発化していること

部地震の余震域を示す。

直交する地下断層系の活動で，1989 年に M5. 3，M5. 4 はが分かっている。前駆的地震活動は鎌倉山南方活断層に1927 年北丹後地震，1943 年鳥取地震，2000 年鳥取県西図３ 点線域は中国地域の微小地震分布（山陰地方に地震活動域が存在している。点線域は1927 年
北丹後地震、1943 年鳥取地震、2000 年鳥取県西部地震の余震域を示す）

1943年鳥取地震 から 2000年鳥取県西部地震 まで

197

、
た

鳥取県西部地震(7.3)
2000

海岸に沿って帯状の地震活動域、島根半島付近で活動が変わる
第3部

図３

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

図５

地震の時系列を示す。2000 年鳥取県西部地震前に地震活動が鳥取県西部地域に集中国地域の微小地震分布（山陰地方に地震活動域が存在している。点線域は 1927 年

北丹後地震、1943 年鳥取地震、2000 年鳥取県西部地震の余震域を示す）

した。）

1943年鳥取地震 から 2000年鳥取県西部地震 まで

弓ヶ浜半島先端(境港市）の異常震域
異常震域

鳥取地震

本震の震源断層
NNW-SSEの走行
長さ20km､幅10km
余震域

A: 三瓶山付近の地震(1977年、M5.7 1978年、M6.1)
B: 鳥取県中部の地震（1983年、M6.2)
C: 大山付近の地震(1985年、M4.9)
D１: 鳥取県西部の群発地震（1989年、M5.3、M5.4
1990年、M5.1、M5.2、M5.1）
E: 島根県東部の地震(1991年、M5.9)
D２: 鳥取県西部の群発地震 （ 1997年、M5.4）

地震断層から離れた境港市が震度６強

3. 2.
4 2000 年鳥取県西部地震までの地震活動の推移 1970 年から 1995
図４ 図
2000
年鳥取県西部地震までの地震活動の推移を示す。地震分布は
地震分布は 1970 年から 1995 年までの M3 以上の地震を示す。
図６ 2000 年鳥取県西部地震の余震分布（本震の震源断層はＮＮＷ－ＳＳＥ走行で、長年までのＭ３以上の地震を示す）
図 3. 2. 6 2000 年鳥取県西部地震の余震分布
S70W

約２０ｋｍ、垂直右横ずれ断層を示す。誘発地震が割算型に発生している。
）
本震の震源断層は NNW ‒ SSE 走向で，長さ約 20 km，垂直右横ず
れ断層を示す。誘発地震が“割算型”に発生している。

N70E

山陰地方の
地震活動の移動鳥取県西部地震の始まりである。

1976
A
1980

A：三瓶山地震
B: 鳥取県中部地震

B

1985

C

C: 大山付近の地震
D1: 鳥取県西部群発

1990

D
E

E: 島根県東部地震
D2: 鳥取県西部群発

1995

地震活動が一九九二年頃から、鳥取県西部地域に集中して来た

1976.1.1～2000.12.31
M≧4.0

鳥取県西部地震(7.3)
2000

図５

平成 12 年 10 月 6 日午後 1 時 30 分に発生した「平成（M7. 3）は，震度 6 強を日野町，
12 年鳥取県西部地震」
境港市で記録し，山間部に発生した地震でありながら大きな被害を出している。しかし，幸いにも亡くなった人がなかったが，重傷 20 名，軽傷 77 名，全壊家屋が 338

戸，半壊 1, 939 戸と，斜面崩壊・落石などによる道路・鉄道の不通箇所を多く出している。また，ライフラインの被害も 15, 000 件にも達している。弓ヶ浜半島では液状化現象による港湾の破損は地場産業に大きな打撃を与えている。兵庫県南部地震による阪神 ･ 淡路大震災とは規模がほぼ同じでありながら際立った違いを示している。

地震の時系列を示す。2000
図 3. 2. 5 年鳥取県西部地震前に地震活動が鳥取県西部地域に集中
地震の時系列した。
） 年鳥取県西部地震前に地震活動が鳥取県西部地域に集中した。
2000

弓ヶ浜半島先端(境港市）の異常震域

今回の地震の主な震度を以下に示す（図 3. 2. 7）。

震度 6 強：日野町，境港市（震源断層から離れた異常
震域）

断層の南側（主に日野町）で地震があり，1990 年に M5. 1，

震度 6 弱：西伯町，溝口町に西伯町）で活発になり，1997 年に発生した M5. 2 の中

震度 5 弱：松江，東郷，岡山，玉野，福山，徳島（主M5. 2，M5. 1，1991 年には M4. 6 の地震が断層の北側
異常震域

地震はそれまでの活動域全域で発生し，11 年前から群発地震を繰り返して，震源断層の中心域が形成され，2000
本震の震源断層

年鳥取県西部地震では約 20 数 km の震源断層となった
NNW-SSEの走行（図 3. 2. 6）。
長さ20km､幅10km
余震域

震度 5 強：米子，新見，岡山哲多，落合，香川土庄
震度 4：鳥取，出雲，倉敷，広島，高松，松山，高知，大阪，神戸

特に，震源断層から離れた境港市は異常震動域で，これは地下構造に関係していると推定されている。

本震の震源は鳥取県西部の山間域の地下 10 km で，

M7. 3 と日本海沿岸の地震では最大級の地震である。地

2. 4 鳥取県西部地震の特徴
地震断層から離れた境港市が震度６強震の解析から，震源断層は北北西－南南東の走向で，約に，中海・弓ヶ浜・三保湾の海岸地域を中心に発展してを起こした地殻応力は東西方向から約 30°
時計回りに回っいる。一方，山間地もたたら鉱業に代表される古くからのた方向である。余震活動は，特異な分布を示している。

鳥取県西部・島根県東部地域は米子市，境港市を中心

20 km の長さで幅約 10 km の左横ずれ断層を示し，地震図６ 2000 年鳥取県西部地震の余震分布（本震の震源断層はＮＮＷ－ＳＳＥ走行で、長さ鉄鋼の産地であった。平成元年 10 月 27 日に M5. 3 の地 ）約２０ｋｍ、垂直右横ずれ断層を示す。誘発地震が割算型に発生している。
震から，M5 クラスの中地震が群発した。これが 2000 年
198

多くの余震は震源断層に沿った細長い帯状の地域に集中して，本震の震源より南側（西伯町から日野町）では線状2配列を示しているが，北側（西伯町から島根県伯太町・安山陰地域の地震活動

来市）では余震分布が複雑で，時間経過とともに余震が多

2. 5 補遺 ―地震分布から地下活断層を推定する

生している。そして，誘発地震群が 2 ヶ所あり，“割算型”

地震分布から推定される線上配列は地下の弱線を示し発している。最大余震（M5. 0）も余震域の北端近くに発の分布をしている。南西に約 10 km 離れた日南－横田町

では M5. 5 の地震が発生し，その後この地域全体に地震が活発化している。北東に約 15 km 離れた大山付近の活動は鳥取県中部まで及び，東西 50 km 以上の地域で地震活動が活発にしている（図 3. 2. 7）。

ていると推定されることから，中国地方の微小地震分布を解析し，線上配列を求め，地下活断層を推定した。検知能力や震源決定精度が飛躍的な向上となった一元化シス

テムの開始された，1997 年から 2006 年までに観測された。活断層や地殻構86, 489 個の地震を使用した（図 3. 2. 8）造との関連を議論するために，地震を深さ 0 ～ 30 km まで，マグニチュードは 0. 5 以上を採用した。

解析の方法は，GIS を活用して，1 分毎の 3 次元メッ

シュデータを作成した。深さは 10 km 毎に 5 km を重ねて，5 分割とした。各メッシュ毎の地震数を求め，マグニ
チュードから地震波エネルギーに換算した。これは地震数よりも地震波エネルギーが地下の状況をより良く表現しているとして採用した。M6 の中地震と M0. 5 の微小地
震を 1 つと同等に考えるより，その地域が蓄積した地震

波エネルギーとして表現した方が地下状況を適切に表しているとした。
地震波エネルギーの式：log= 4. 8 + 1. 5

（1）， ：マグニチュード
ここで， ：地震波エネルギー（ J ）である。深さ毎に線上配列を求め，地下弱線（地下活断層）を推定した。

図７「地震分布から地下活断層を推定する」

2000 年鳥取県西部地震の震度分布（強震域が岡山県まで及んでいる）

図 3. 2. 7

2000 年鳥取県西部地震の震度分布（強震域が岡山県まで及んでいる）

図

中国地方の地震分布で表現される地下断層の状況として示す。ここでは 0 ～ 10 km，10 ～ 20 km，20 ～ 30 km の図 3. 2. 8 中国地方の地震分布（1997 年 10 月 1 日〜 2006 年 5 月 31 日，総数 86, 489 個）
M0. 5 以上，深さ 0 ‒ 30 km，一元化データ（気象庁）☆：M6 以上の地震，黒線：活断層（東京大学）。

図 1 中国地方の地震分布（1997 年 10 月 1 日～2006 年 5 月 31 日、総数 86,489 個）

199

Ｍ0.5 以上、深さ０～３０ｋｍ、一元化データ（気象庁） ☆：Ｍ６以上の地震、黒線：活断層（東京第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件分布を示す。山陰地域特に鳥取県では深さ 20 km より深い地震がほとんど発生していない。また，深さ 20 km より深い地震は極端に少なくなる（図 3. 2. 9）。

界と一致している（図 3. 2. 10）。地質構造との関連は中国地方に広く分布している花崗岩地域の分布の境界と良い一致を示している（図 3. 2. 11）。2000 年鳥取県西部地震

中国地方の重力異常分布は山間部が低重力異常を示（M7. 3）は地表面に地震断層が認められない大地震で，地し，日本海の高重力異常との境界が山陰海岸に沿って存震分布（余震分布）から推定された地下活断層と他のデー在して，地震活動から推定された地下活断層群はこの境タの関連を示した（図 3. 2. 12）。

まとめとして，中国地方では，1 分メッシュ地震波エネ

ルギー分布から推定された線状配列が最も明瞭であった。
中国地方の地震活動は，北側の日本海側で浅く，中国山
地・瀬戸内地方などの南側で深い地震活動があり，広島

県中部あたりでは 20 km 以下の深い場所での地震活動特徴的である。また，線状配列から推定された地下活断層
群は高重力異常と低重力異常の境界に見られ，地下の断層構造を示すものと推定される。しかし，広島県中部では，震源は深いところに分布し，低重力地域にあり，他の要因を考えねばならない。
【西田良平】

図３

重力異常分布と推定された地下活断層

図３

重力異常分布と推定された地下活断層

図 3. 2. 10 重力異常分布と推定された地下活断層

図 2 深さ毎の地震波エネルギー分布から、推定された線上配列（3 例を示す）
図 2 深さ毎の地震波エネルギー分布から、推定された線上配列（3 例を示す）
図４

図2

図 3. 2. 9 深さ毎の地震波エネルギー分布から推定された線上配列（3 例を示す）

200

地質構造と推定された地下活断層

図４ 地質構造と推定された地下活断層
深さ毎の地震波エネルギー分布から、推定された線上配列（3 例を示す）

図 3. 2. 11 地質構造と推定された地下活断層

2

山陰地域の地震活動

図５
図 3.
2. 12 2000
2000年鳥取県西部地震周辺の推定された地下活断層群と重力異常分布、地形分布、地質構造との関連
年鳥取県西部地震周辺の推定された地下活断層群と重力異常分布，地形分布，地質構造との関連

引用文献
安藤和也（2002）：2000 年鳥取県西部地震前後の地震活動について．鳥取大学大学院工学研究科修士論文，134p.
萩原尊礼（1982）：古地震－歴史地震と活断層からさぐる．312p.
伊藤 潔（1990）：西南日本の地震活動とテクトニクス．地震，Vol.43, No.4,

pp.555-569.

京都大学防災研究所地震予知研究センター・鳥取大学教養部地学教室（1990）：米子南方（鳥取－島根県境）に発生した群発地震．地震予知連

絡会会報，No.43，pp.448-461.
京都大学防災研究所地震予知研究センター・鳥取大学教養部地学教室（1992）：鳥取－島根県境付近の地震（1991 年 8 月 28 日， = 5. 9）．地震
予知連絡会会報，No.47，pp.379-386.
西田良平・岡田昭明・渋谷拓郎（1991）：鳥取地方の地震と活断層．鳥取大学教養部，pp.46-82.
竹内文朗・佃 為成・西田良平・中尾節郎・渋谷拓郎・渡辺邦彦・西上欽：1985 年大山火山付近に発生した群発地震につい也・尾池和夫（1986）て．京都大学防災研究所年報，No.29，B-1，pp.39-47.
宇佐美龍夫（1987）：新編日本地震被害総覧．東京大学出版会，434p.

201

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

3

斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造
広い集水盆をもっていたことを物語っている。このような

3. 1 山陰地域の地形・地質概要

水系発達史は，脊梁山地の隆起以前には山陰地域の他の

3. 1. 1 地形

河川も山陽側に源流をもっていた可能性を示唆している（矢野・吉谷，1998）。

中国地方は平地・丘陵に乏しく，全体を“中国山地”として概括できるほどである（今村，。中国山地は北へ
1964）

火山地形としては，大山（ 標高 1, 729 m）や三 瓶山

凸に湾曲していて（上田・杉村，1969），三次・庄原・津（1, 126 m）の火山錐，扇ノ山の溶岩流・火砕丘，山口県

山などの山間盆地の北縁を連ねる高度不連続［線状の地北西部～島根県西部ならびに兵庫県北部～京都府北西部

形高度急変帯］によって二分される（図 3. 3. 1）。南側は周の（単成）火山群が知られている。

防・吉備高原とよばれる隆起準平原（標高 400 ～ 600 m，

一方，宍道断層や吉岡・鹿野断層をはじめ各地の活断図 3. 3. 2）で，北へ微傾斜して北縁に山間盆地を形成して層に沿って横ずれ変位地形がみられる。吉岡・鹿野断層

いる（藤田，1978）。

は水系に累積変位をあたえていることから，両活断層の北側の中国脊梁山地は標高 1, 000 ～ 1, 200 m の定高性

発生は，中国山地の大地形の成立にともなう河谷の形成山稜で，その背面（傾動準平原）は北へ 2 ～ 3°
傾斜して日よりも後であると判断される（西田ほか，1993）。

山陰海岸の中央には島根半島が隆起し，宍道湖・中海低

明瞭に見られるのは，①島根県江津市浅利以西におけるもたらしている（図 3. 3. 1）。

岩類の斜面崩壊，②大山の南北斜面の大規模山体崩壊と本海に没する（図 3. 3. 3，矢野・吉谷，。
1998；矢野，2009）

山陰地域において地形・地質と斜面崩壊等との関係が地帯（山陰第四紀研究グループ，1969）にやや広い平地を

江津層群基底面（小畑，1991 の都野津面）下の風化基盤

主要河川のほとんどは中国脊梁山地を分水界とし，瀬土石流，③鳥取県中東部～兵庫県北西部における新第三戸内海と日本海へ流下する。ところが，島根県中・西部の系堆積岩類と三朝・照来層群の不整合部に発生した大規

江の川と高津川は中国脊梁山地を横断する先行河川であ模初生地すべりなどである。

り，それぞれ吉備高原南部と脊梁山地南側斜面上の源流から日本海へ注いでいる（図 3. 3. 1）。両川は，ヒマラヤ山

3. 1. 2 地質概要

脈を横断するカリガンダキ川など（山下，1971）と同様，

鳥取県と島根県の地質を比べると，両県の構成要素に若干の違いがあり，各要素の分布面積の割合にも違いは脊梁山地の隆起以前から存在していた古い水系である。

ある。そこで，地質的構成要素に基づいて両県を下記のそれらの源流域は，瀬戸内側水系による著しい河川争奪を被っていて（小畑，1991），かつては，山陽側により

11 に区分した。なお，山陰両県における地質概要として

134°

132°

半島

島根

ⓑ
●

日本海
日本海

▲

川
の
江
川

梁
脊
次

三

盆地
- 庄原

備

広島

山口

50 km

津山盆地

原
神戸

岡山

内海

和歌山

瀬戸

34°

0

地

高松

原

高

防

周

扇ノ山

山

ⓐ 高
●

吉

中

大山

松山

徳島

山地

紀伊山地

四国

図 3. 3. 1 中国山地の接峰面図（岡山，1969：等高線間隔は 200 m）

提供：独立行政法人 防災科学技術研究所（許可を得て改変）。ⓐ・ⓑは，図 3. 3. 2，図 3. 3. 3 の写真撮影地点。

202

大阪

津

▲
▲

三瓶山

国

高

鳥取

松江

3

斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造

図 3. 3. 2 吉備高原にみられる隆起準平原
高梁市川上町弥高山，図 3. 3. 1 中ⓐ地点から。

図 3. 3. 3 中国脊梁山地北部の傾動準平原

独立峰は三瓶火山，出雲市大社町稲佐の浜，図 3. 3. 1 中ⓑ地点から。

地質層序と地質平面図をそれぞれ図 3. 3. 4 と，図 3. 3. 5 に

ロム鉄鉱岩を伴う（辻森，2009）。

示す。

b．片麻岩類

a．先石炭紀超苦鉄質岩・斑れい岩

隠岐・島後の北東部には，長径約 8 km，短径約 6 km，

b．片麻岩類

最大幅約 2. 5 km の楕円体状のドーナツ型の地域に隠岐

c． 結晶片岩類

変成岩類が分布する。本岩体は主にミグマタイト質片麻e．後期白亜紀～古第三紀火山岩類

角閃岩をレンズ状に伴っている。全体的にみると，片麻d．後期古生代～前期白亜紀堆積岩類岩からなり，片麻状花崗岩，泥質片麻岩，石灰質片麻岩，

f． 後期白亜紀～古第三紀深成岩類状組織はドーナツ型の外側から内側に向かってしだいに

g．前期～中期中新世堆積岩・火山岩

急傾斜になり，ドーム状隆起が起きたことを示している。

h．後期中新世～鮮新世火山岩類

このドーム状隆起は鮮新世末から更新世中期にかけて起

j． 更新世～完新世火山噴出物

隆起運動が大変若い時代に起きたため，このドーム構

i． 鮮新世～更新世の礫，砂，泥きたと推定されている（村上・山内，2006）。

k．完新世の礫，砂，泥造から流れ出る河川は 6 km 以下の長さをもつが，河川長

この区分においては，それぞれの分布面積の割合も考に比して高低差 600 ～ 500 m と急傾斜である。また，谷慮したが，それだけではなく，地層あるいは岩体としてのの側壁も急傾斜であるため，側壁の風化した表層部が集変質，風化，崩壊などの特徴と学術的価値をも考慮した。

中豪雨などで崩壊すると，谷に流れ込んだ崩壊土砂はし

例えば，山陰地域において「先石炭紀超苦鉄質岩・斑れ

ばしば土石流になっている。

い岩」は，鳥取県南西端にいくつかの小岩体が分布する

なお，鳥取県米子市の孝霊山東麓の幅約 200 m，長さ約だけである。しかし，この岩石は前期古生代以前に形成。
1. 3 km の範囲にも片麻岩が分布する（岡田・山内，2010）

された海洋底マントルの断片とされている大江山オフィオ

c．結晶片岩類

ライトに属し（辻森，2009），中国地方で最も古い岩石であることから，これを区分した。以下に各単元の岩石・地

従来，九州から山陰地域の結晶片岩類は三郡変成岩類と呼ばれていたが，三郡変成岩の年代は約 3 億年前（石層の構成と分布について簡単に述べる。

炭紀）と約 2 億年前（トリアス紀からジュラ紀）に分かれ

a．先石炭紀超苦鉄質岩・斑れい岩

ることが明らかになり，前者を蓮華変成岩，後者を周 防

れん げ

す おう

鳥取県日南町多里に広島県側の岩体主部から延びてき変 成 岩と呼んで区 別されるようになった（Nishimura,

岩体が分布するだけである（猪木・坂本，1977）。これら

取県東縁の八頭町麻生から若桜町来見野にかけての狭いの岩体は主に蛇紋岩化したハルツバージャイトからなり，範囲だけであることから，両者を一括して結晶片岩地域

ダナイト，変斑れい岩及び変輝緑岩のレンズ状岩体とクとした。

ている末端部，約 3 km × 3 km の岩体及び約 1 km の小2。しかし，山陰地域における蓮華変成岩分布域は鳥
1998）
くる み

の

203

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

年代
(年 前)

地質時代

島根県
西部

隠岐

鳥取県
東部

段丘堆積物

古砂丘

段丘堆積物
扇状地堆積物V

V

古期大山V・
蒜山火山類

室神山層 大江高
島の星層 山火山
岩類
都野津層

扇ノ山

古砂丘
差海層
大根島B

東部

沖積層・新砂丘・扇状地堆積物

溝口Tb

江津層群

鮮新世

アルカリ玄武岩

更新世

第四紀

258.8万

中海層

三瓶火山
噴出物

新期大山

段丘堆積物

西部

段丘堆積物

沖積層・新砂丘・扇状地堆積物

青野火山岩

完新世

1万

横田玄武岩
照来層群
三朝層群

後期
中期
中新世
新第三紀
新生代

533万

1160万

知々井岬層 向ヶ丘層

重栖 葛尾

大山QS
市部層

神西層・斐川層・松江層

久見層

前期

1597万

2303万

和久羅山安山岩

島前火山 層 層 ア玄ル武カ岩リ
噴出物 都万層

美田層

唐鐘層

波多層

時張山層

小鹿層

岩美層
八頭層

古浦層 波多層

漸新世

小松地層
戸風呂谷層

烏帽子山・
比礼振山・
弥栄・国府・
波佐火山岩類，
浜田・川内層群

雲城・阿須那花崗岩,
岡見深成岩類

内谷・石見・梅木花崗岩

吉岡花崗岩・
鉛山グラノファイ-

始新世

古第三紀

木地山・鳥取南部火山岩

桜江・大万木山層群，
八神・作木火山岩類

島後南谷
花崗岩

5580万

天狗山火山岩

後谷GP

暁新世

野城Gr

神戸川Gr

乙加宮Gr

酒 谷・奥山Tn 上島V

乙原Gr

後期

鵯Gr

布 部Gr

横田Gr

人形峠・鳥取花崗岩

下久野Gr
根雨Gr

浅利富士R
大東GD 大東V

大麻山PC，赤名GD
三原R・江津V

上石見Gr

光 守 ・ 伊 久 利 谷・
宇 田Gr

阿武層群 邑智層群・ 高田R
八雲V
匹見層群 新造寺山R 吉舎V

阿毘縁GD

用瀬・越畑・黒尾峠花崗岩
智頭花崗閃緑岩

三国山流紋岩千屋火山岩

津黒山・打吹山
火山岩

相生層群
相当層

前期

中生代

白亜紀

9960万

三徳層

牛切層

川合・久利層 成相寺層 川合・久利層

郡層

3390万

6550万

古江層

布志名層
大森層
益田
層群

関門層群
1億4550万ジ ュラ紀
1億9960万トリアス紀

隠岐 樋 口 層 群
変成岩類

鹿足 層群

周防変成岩類江尾Gr

片麻岩 角谷層
周防変成岩類2億5100万

古生代

ペ ルム紀

錦G 舞鶴G

石炭紀

羽須美層

デ ボン紀
シ ルル紀

未変成
古生層

蓮華変成岩類

多里・三坂
超苦鉄質岩体オルドビス
カ ン ブ リ ア 5億4200万

B:玄 武岩，G：層群，GD：花崗閃緑岩，Pr:深成岩類，PC：深成複合岩体，V：火山岩類，R：流紋岩，
Tn： トーナル岩，Gr:花崗岩，GP：花崗斑岩，QS：石英閃長岩

図 3. 3. 4 山陰地域の地質層序（山内・浜野，2009；今岡・飯泉，2009；沢田・山内，
2009；西田ほか，2005；飯泉，2005 より編集）
地層名・岩体名に塗ってある色は図 3. 3. 5 の同じ色の地域にそれらが分布することを示す。

結晶片岩の主な分布地域は，鳥取県南東部の智頭町，質片岩を伴っている。

八頭町及び若桜町に及ぶ地域，鳥取市佐治町，鳥取県西結晶片岩の片理が山体斜面に対して流れ盤の場合には部の江府町江尾，日南町根雨周辺及び谷戸周辺，島根県

崩壊が起こり易いのは当然であるが，島根県西部では緩

江津市北部の都治川南岸から江の川南岸の川平・千金間，傾斜の不整合面をもって鮮新・更新統の江津層群が結晶

浜田市の下府川沿岸，浜田市周布から三隅町一帯の地域

片岩をしばしば覆っているが，その不整合面が斜面に対である。

して流れ盤の場合にも斜面崩壊が起こりやすいことが指

ち がね

蓮華変成岩分布域と都治川・江の川間の地域の結晶片

摘されている（三梨ほか，1989）。

岩は主に超苦鉄質岩，塩基性片岩，変塩基性岩であるが，d．後期古生代～前期白亜紀堆積岩類

それ以外の地域は主に泥質片岩からなり，一部に厚い砂204

後期古生代～前期白亜紀堆積岩類は鳥取県内では日南

3

斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造

図 3. 3. 5 山陰地域の地質図（猪木，1981；西田ほか，2005；坂本・山田，1982；新編島根県地質図編集委員会，1997；寺岡ほか，1996；上村ほか，1981；山内，2009 より編集）

町多里の上述の超苦鉄質岩に隣接して後期古生代とされる砂岩泥岩互層が約 1 km × 3 km の範囲に（猪木・坂本，

1977）に，また江府町江尾に中～前期中生代とされる泥いる。羽須美層は塊状砂岩と頁岩ないし泥岩からなり，
一部では頁岩・泥岩中にはチャート，玄武岩溶岩・火砕岩，石灰岩が挟まっている（松浦，1990）。この石灰岩か岩が数 km の範囲にそれぞれ分布するのみである（寺岡ら産出した化石は石炭紀を示すが，石灰岩が外来岩体の中部から津和野町にかけての地域と吉賀町南部に後期古石炭紀～ペルム紀とされている（松浦，1990）。

2

ほか，1996）。しかし，島根県においては，西部の益田市
生代～前期白亜紀堆積岩類が広く分布する。

可能性（杦山ほか，1990）があることから，本層の時代は松浦（1990）によれば，角谷層は主に中粒緑色砂岩か

前期白亜紀の関門層群を除いて，これらの堆積岩類はらなり，全体的にホルンフェルス化している。また，地層ペルム紀からジュラ紀にかけての海成層からなる。益田の時代を示す化石が本層から産出しないが，羽須美層下市から津和野町にかけての約 30 km × 12 km の地域には，部の砂岩と岩相が類似していることから本層は羽須美層

ペルム紀の付加体とされている錦層群と舞鶴層群及びに対比されている。

ジュラ紀の付加体とされている鹿足層群が分布する。なe．後期白亜紀～古第三紀火山岩類

かの あし

中国山地は主に後期白亜紀から古第三紀にかけての火

お，この地域の錦層群を飯ヶ岳層とよぶ意見もある。
この地域の錦層群は主に砂岩泥岩互層と塊状砂岩，舞山岩類と深成岩類から構成されている。中国地方におけ

鶴層群は頁岩，鹿足層群は砂岩泥岩互層，砂岩及び含礫るこの時代の火成活動は大きく 5 つのステージに分かれ80％を占めている。この含礫泥岩はチャート，塊状泥岩，が認められ（今岡・飯泉，2009），始新世の 50 ～ 43 Ma に泥岩からなるが，鹿足層群の含礫泥岩が分布地域の 70 ～るが，山陰地域においては後半の 3 つのステージの活動

砂岩，緑色岩，石灰岩などの大小の岩体とさまざまな岩

活動の休止期があった（西田ほか，2005）。

基質には鱗片状へき開が発達する（鎌田，2009）。

るが，それらの面積は 17 km × 11 km 程度以下である。

種の直径 1 ～数 10 cm の礫を含む黒色泥岩であり，その鳥取県においては，主に 5 地域に本火山岩類が分布す

吉賀町南部には山口県側に広く分布する錦層群の延長

また，輝石安山岩や角閃石輝石安山岩の溶岩・火砕岩か部，ジュラ紀の浅海成層からなる樋口層群及び前期白亜

らなり，少量の流紋岩～デイサイトの溶岩・火砕岩を伴う紀の関門層群が白亜紀後期の火山岩類の間に島状に分布する。本地域の錦層群は下部チャートを伴い，泥岩と砂

き じ やま木地山火山岩が分布する三朝町南西部（笹田ほか，1979）

以外では，本火山岩類は流紋岩ないしデイサイトの溶岩岩からなる（君波，2009）。本地域の関門層群は主に赤紫と火砕岩からなり，それらの風化や崩壊の形態は互いに色あるいは緑色の礫岩砂岩互層からなり，一部に安山岩類似している。

質火砕岩を伴う（今岡，2009）。

は第一の地域の若桜町南東隅には兵庫県側に広く分布す

上述以外に，江の川沿岸の邑南町南東部に分布する羽る後期白亜紀の相生層群の一部が分布する。第二の地域

須美層と美郷町都賀周辺の角谷層が上部古生界とされては，中期古第三紀の鳥取南部火山岩が分布する鳥取市の

す

み

み さと

つ

が

つの たに

205

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

千代川下流部西岸から鹿野町にかけての山地である（飯面が急傾斜なため，斜面のいたるところに露岩や壁岩が泉，2009）。第三の地域は，上記の三朝町南西部である。

分布する。そのため，浮石型や転石型の落石が発生しや第四の地域は，千屋火山岩が分布する江府町南東部の県

すく，新鮮な岩塊の落石もみられる。そして，露岩や壁

境沿いの地域である。第五の地域は，県南西縁の岡山及び岩がある斜面の麓には礫や岩塊に富んだ崖錐がしばしば広島両県との県境沿いである。岡山・広島両県側に広く分形成されている。崖錐堆積物は安息角に近い勾配で堆積布する三国山流紋岩が鳥取県側にわずかに延長している。

しているが，透水性が良いため自然斜面では崩れること

他方，島根県においては大田市から南に延びる国道

はあまりないようであるが，切土の肩に崖錐堆積物が分375 号の東側と西側で本火山岩の分布は大きく異なる。

布すると降雨時でなくても容易に崩れることがある。

東側では，島根・広島県境沿いに船通山から美郷町都賀付近まで一部途切れながら幅 6 km 以下の範囲に分布す

一般に，表土の直下では節理面が開口して，割れ目の多い緩んだ岩盤となるが，マサ状になるような激しく風化る。その大半は後期白亜紀の流紋岩質溶岩・火砕岩からした岩盤は認められない。しかし，大きな割れ目によってなるが，大万木周辺には後期古第三紀の流紋岩～デイサ

深層崩壊ともいえる崩壊が起きることもある。

イト溶岩・火砕岩からなる大万木山層群が分布する。

f．後期白亜紀～古第三紀深成岩類

南西方向に流れる江の川北岸から広島県境までの地域に紀に貫入した花崗岩を中心とする深成岩類である。日野おお よろ ぎ

国道 375 号から浜田市旭町までの間では，東北東－西中国山地で最も広く分布するのは後期白亜紀～古第三

本火山岩が分布し，花崗岩類が貫入している。後期白亜

川より西側で大田市から南に延びる国道 375 号までの間

紀の邑智層群はデイサイトないし流紋岩溶結凝灰岩からでは，日本海沿岸部の下～中部中新統分布域の南側からなり，乙原，石見，阿 須 那花崗岩に貫入されている。川広島県境までの地域は主に花崗岩からなる。

おん ばら

いじみ

あ

す

な

戸～川本間の江の川両岸に広く分布する後期古第三紀桜

この地域は中期中新世の 14 Ma 頃に隆起して陸化して江層群は流紋岩質溶結・非溶結火砕岩と溶岩からなり，

から現在までほとんど陸地であり続けたため，山地を構ンを構成している（小室，2009）。桜江層群の北東側に分化しており，風化作用はときには数 10 m の深さまで達し布する後期古第三紀川内層群は主にデイサイト及び安山ている。

一部に安山岩溶岩を伴って 30 km × 15 km のコ－ルドロ

成する花崗岩類は長期間の風化作用を受けて激しくマサ

しかし，三浦（1967）によれば，マサ化した花崗岩類

岩質結晶凝灰岩からなり，しばしば溶結している（服部ほか，1983）。

そのものは比較的安定しているが，過去の崩壊によって

旭町より西側では，広島県境に沿って後期白亜紀の火形成されたマサからなる崖錐堆積物は流動すべりを起こ

山岩が広範囲に分布する。この火山岩は匹見層群と阿武しやすい。さらに，花崗岩類の節理に沿って規模の大き約 70 km の北東－南西に延びる帯状地域に分布し，その具体例を島根大学地質学教室調査団（1984）は報告して層群からなる。とくに，匹見層群は幅 10 ～ 20 km，長さな崩壊が起きることも三浦（1967）は指摘しており，その北西側及び南東側はいずれも断層によって基盤岩と境さいる。

れている。これは地溝を充填しているからである。

g．前期～中期中新世堆積岩・火山岩

匹見層群は主に流紋岩及びデイサイトの火砕岩からな

山陰の主要都市は前期～中期中新世に形成された地層

り，火山活動中あるいはそれに引き続いて貫入した角閃からなる地域に位置している。これらの地層は，鳥取県

石黒雲母花崗斑岩の大小の岩体が伴われている（村上，

東部では八頭層と岩美層，米子市から江津市浅利までの。また，浜田市金城町では匹見層群を大きく切って
1987）

や

ず

いわ み
は

た

かわい

く

り

ふ

じ

地域では下位より波多層，川合・久利層，大森層，布志な

こ うら

後期古第三紀の旭コールドロン（長径約 6 km）が形成さ

名層，松江層（斐川層，神西層），島根半島では古 浦 層，

れている。

成 相寺層，牛切層，古江層，松江層，隠岐島後では時 張

じょうそうじ

やま

こおり

うし きり
く

とき ばり

み

山口県側に主体がある阿武層群の延長が吉賀町から津

山 層，郡 層，久 見 層，島前では美田層とよばれている。

和野町にかけての山口県境沿いと益田市西縁部に分布す

この他に，鳥取県日南町の多里層，浜田市唐鐘層，益田る。前者の地域では本層群の下部は凝灰質砂岩，礫岩，

市の益田層群，邑南町の高見層，奥出雲町坂根と吾妻山頁岩から，上部は流紋岩質凝灰岩と溶結凝灰岩からなるの備北層群相当層が狭い範囲に分布する。

（村上，1987）。

なお，最近出雲市南部において，放射年代値と古地磁

鳥取・島根両県内の後期白亜紀～古第三紀火山岩類の気方位に基づいて従来の波多層を下部中新統最上部から

うち，主に流紋岩ないしデイサイトの溶結・非溶結の火

中部中新統に対比し，川合層とされてきた火山岩の一部

砕岩と溶岩からなる岩体が多い。とくに，島根県西部にを下部中新統に対比し，佐田層と命名した層序が提案さ分布している。

今後の問題として従来の層序について述べる。

おいては匹見層群，桜江層群などが数 100 km の範囲に
2

このような分布域では地形の起伏量が大きく，山腹斜206れている（沢田ほか，2013）。本論では，佐田層の議論は
下部中新統の八頭層と波多層は主に流紋岩から安山岩

3

斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造の溶岩・火砕岩からなり，溶結凝灰岩を伴い，まれに凝新・更新世の江津層群に不整合に覆われており，不整合

灰質礫岩，砂岩，泥岩が挟まれている。これらの堆積物

面直下の部分は著しく風化しているため，豪雨時にはこは断層による陥没盆地を埋め立てている。他方，古浦層の風化部から崩壊しやすい。

はその大半が水底に堆積した流紋岩～安山岩質火砕岩とh．後期中新世～鮮新世火山岩類

凝灰質礫岩，砂岩，泥岩からなり，上部には海成層を挟後期中新世～鮮新世の火山岩類の主なものは，隠岐諸んでいる。時張山層は前者と似た岩相を示すが，水底堆

島の島前カルデラ噴出物，重栖層と葛尾層及び鳥取市西積の溶岩や火砕岩も多く含んでいる。郡層と美田層は水部～三朝町の三朝層群，鳥取市東部～岩美町の照来層群，

底堆積のデイサイト質火砕岩と凝灰質砕屑岩からなるが，松江市の和久羅山安山岩である。

郡層は一部に玄武岩の溶岩ドームを伴う。

どう ぜん

おも す そう つづら お そう

み ささ

てら ぎ

わ く ら や ま

島前カルデラ噴出物はアルカリ玄武岩溶岩と火砕岩，

中部中新統の岩美層，川合・久利層及び久見層は下位

粗面岩溶岩と火砕岩からなるが，玄武岩溶岩が最も広の下部中新統を不整合に覆い，下部の砂岩層と上部の泥い面積を占めており，海食崖以外ではなだらかな地形を岩層からなる海成層である。岩美層は最下部に明瞭な陸造っているため，島内では斜面崩壊よりも玄武岩溶岩中成層を伴うのに対して（浅野ほか，2012），それ以外は汽に挟まれる火砕岩がすべり面となって地すべりが起きや水成層を伴うだけである。また，成相寺層は下位の下部すい。

中新統に一部不整合の関係で重なり，最下部に汽水成層の存在は確認されていない。

島後の重栖層は主に流紋岩と粗面岩の溶岩からなり，火砕岩を伴う。溶岩は大きな柱状節理をもち，河川勾配

これらの中部中新統の内，岩美層，川合・久利層及びは急であるため，豪雨時には節理に沿っての崩壊が起き，成相寺層は特徴的に流紋岩ないしデイサイトの海底火山谷に流下した崩壊物は土石流となって下流に被害をもた

噴出物を伴っている。この火山活動はしばしば溶岩ドーム

らしている。

を形成しており，それらのドームは現在比較的急峻な山

他方，鳥取県の三朝層群は主に礫岩，玄武岩，安山岩体をなしている。この山体は現在安定しているが，内部が及びデイサイトの溶岩・火砕岩からなるが，溶岩が最も脈状に熱水変質を受けている場合には工事によって山体広い範囲を占めている。鳥取・兵庫県境の照来層群は流を切り取ると大きく斜面が動き出す事例が島根県内では紋岩質溶岩・火砕岩，礫岩・泥岩，安山岩溶岩などからすでに起きている。また，泥岩層に挟まれた白色酸性凝なる。三朝層群・照来層群の安山岩溶岩と鳥取層群との灰岩は変質してスメクタイトを含んでいるため，吸水・膨不整合部には大規模初生地すべりが形成されていて，新張してすべりやすいが，現在その多くは安定している。

規の地すべりに発達している場合も多い。和久羅山安山

大森層や牛切層より上位の地層は米子～江津市浅利間

岩は安山岩溶岩からなり，数個の溶岩ドームを形成してのみに分布する。両層はデイサイト～安山岩の溶岩・火おり，しばしば熱水変質を受けている。

砕岩と礫岩，砂岩からなる。宍道湖～出雲平野の南側に

i．鮮新世～更新世の礫，砂，泥

おいては，大森層の溶岩が不整合関係で下位層に重なっ

鮮新世～更新世の礫，砂，泥からなる主な地層としてて台地を形成している。台地の縁辺での崩壊物が下位のは，段丘堆積物や崩壊堆積物以外では，大山北東麓の溝川合・久利層の泥岩の上に堆積している場合，地すべり

口凝灰角礫岩，北西麓の扇状地堆積物，島根県中～西部が発生しやすくなっている。

の江津層群，隠岐島後の向ヶ丘層である。

宍道湖の北岸に分布する古江層は固結度の低い泥岩か

その中で最も広く分布するのは，大田市南部～島根・ら，南岸の布志名層は主に泥質砂岩と泥岩からなる。松

山口県境の地域に断続的に分布する江津層群である（永江市街地周辺に分布する松江層は主に固結度の低い砂岩

島，2009）。本層群の主体をなす都野津層は河川成の礫層からなり，アルカリ玄武岩溶岩と火砕岩を数層準に伴う。

から始まり海成の泥層で終わる堆積サイクルを 6 回以上松江層に対比される出雲市斐川町の斐川層は主に砂岩か示す。このサイクルは海水準変動に対応したものとされ

ら，出雲市知井宮～久村間の神西層は礫岩，砂岩，泥岩ている。都野津層の海成層は江津市跡市の標高 180 m 地及びアルカリ玄武岩火砕岩からなる。礫岩，砂岩の固結点でも確認されている。なお，大田市南部と浜田市金城

度が低いため地形的になだらかな地形を作っており，人町には海成層を伴わない都野津層が分布するが，それら工斜面以外での崩壊は極めてまれである。

にも堆積サイクルが認められている。

多里層，高見層も含めた備北層群相当層は固結度の低江津層群は未固結な礫，砂，泥からなるため，本層群

い礫岩，砂岩，泥岩からなり，先中新統の基盤岩の上にそのものでは斜面崩壊はほとんど起きていない。しかし，

緩い傾斜をもって重なっている。そのため，基盤岩が急

本層群と基盤岩とからなる斜面では，不整合面直下の基

傾斜の斜面を形成している場合にはこれらの中新統は不盤岩は著しく風化しているため，不整合面が斜面に対し安定になる。益田層群と唐鐘層も礫岩，砂岩，泥岩からて流れ盤になっていると不整合面直下から斜面崩壊が起なり，緩やかな地形を形成している。しかし，両層は鮮きやすいことが報告されている（三梨ほか，1989）
。

207

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

大山北麓から西麓にかけての地域に分布する溝口凝灰角礫岩は，主に礫層，砂層，土石流堆積物からなり，径数メートルの岩塊を含むこともあるが，火砕岩層を伴うことから，複合火山麓扇状地堆積物とされ，その年代は 0. 35～ 0. 40 Ma と考えられている（木村ほか，1999）。その岩相から，本層は古期大山火山と新期大山火山の間の火山活動が弱まった時期の堆積物と考えられている（Kimura。
2003）

約 4 km の幅の台地状に分布し，長軸に沿って 4 つの火砕丘が配列している。

島根県中部の三瓶火山は約 11 万年前に活動を始め，約3, 600 年前まで活動し，本地域で唯一の活火山に指定されている。三瓶火山は直径約 5 km のカルデラを形成しており，カルデラ内には 4 つの高まりからなる溶岩ドームがある。

約 4 万年前までの火山活動はプリニー式の流紋岩質

隠岐島後の各地には向ヶ丘層が分布するが，ここでは軽石の噴火とカルデラ形成である。その後はデイサイト

模式地（大峯山西麓の向ヶ丘地区）における特徴についの溶岩と火砕物の噴出と溶岩ドームの形成が続き，約て主に述べる。本層は下部の礫層～泥混じり礫層（層厚，中部の砂礫層，礫混じり粘土層又は泥炭層を挟< 16 m）

む半固結の有機質粘土層（層厚約 20 m），上部は砂礫層，
泥混じり礫層，含礫泥層，泥層，灰白色の火山灰質粘土

3, 600 年前まで噴火活動が確認されているが，3, 000 年

前より若い時代に活動した可能性もある（福岡・松井，。
2004）

大江高山火山群は大田市西部の約 8 km × 6 km の範囲

及び玄武岩溶岩からなり，最大 60 m の層厚をもつ。中に分布し，デイサイト溶岩からなる高まりが 20 個以上認部の粘土層は海成層であるが，その他は非海成層である。

められるが，それらが互いに異なる溶岩ドームなのか，そ

一般に，本層は上部中新統や下部中新統からなる山体のれともいくつかの大きなドームの崩壊の残存物なのかは麓に分布し，山体斜面の傾斜方向と同じ方向に数度の角不明である。溶岩の高まりの麓や中腹には崖錐堆積物が度で傾斜しているため，地すべりを起こしやすい。

厚く堆積するが，その中には直径 5 m 以上の岩塊が含ま

j．更新世～完新世火山噴出物

れていることもあり，崖錐堆積物の地すべりの可能性があ

更新世～完新世の火山としては，山陰地域には扇ノ山，る。なお，本火山群の仙ノ山には，火山活動に伴う熱水に大山，横田玄武岩，三瓶火山，大江高山火山群，青野火

よって形成された銀鉱床にかかわる採掘跡などが石見銀

山群及び隠岐島後のアルカリ玄武岩類がある。鳥取・兵山遺跡として世界遺産に指定されている。

庫県境に位置する扇ノ山は 19 基の単成火山群からなり，

青野火山群は，島根県津和野町から山口県西部にかけ

N30°
W 方向の火口列から溶岩が流出し，火山砕屑丘も形て北東－南西方向と北北東－南南西方向の 2 列に並ぶ 20船付近まで流れてきている。活動時期は 1. 2 ～ 1. 0 Ma と東側に 2 個の溶岩ドームが並ぶ。これらのドームは角閃

大山火山の噴出物と崩壊物は東西約 35 km，南北約

ぶ意見もある（木村，2009）。溶岩ドームの多くは釣鐘型成された（Furuyama, 1993）。その溶岩は鳥取市国府町荒0. 7 ～ 0. 4 Ma に区分される。

30 km に及ぶ範囲に分布する。その噴出物は古期大山と寄生火山などの古期噴出物（1. 0 ～ 0. 4 Ma）と新期大山を中心とした新期噴出物（0. 35 Ma ～ 17 ka）に大別され，北西－南東の側火山列が発達する（津久井，1984；津久井ほか，1985；Kimura

。
2003）

噴出物はデイサイト質で，無斑晶質安山岩を伴う。溶個以上の溶岩ドームからなる。島根県内には西側に 4 個，石が目立つ安山岩からなるが，この岩石をデイサイトとよをしており，その麓には山体崩壊による堆積物が分布しており，その中を豊富な地下水が流れている。

隠岐島後では，西郷湾周辺を中心に 1.3 ～ 0.42 Ma にアルカリ玄武岩類の活動が数回起きた。その多くは単成火山である。約 70 万年前には，大満寺山南麓を噴出源の 1 つとして大量のアルカリ玄武岩溶岩が噴出して，南に流れ下

岩ドーム形成→ドーム崩壊→火砕流→土石流の発生と，り，現在の西郷湾北側の丘陵をつくった。そして，約 55

プリニー式噴火を繰り返してきた。広域テフラを含む多万年前には西郷湾南西側で，ほぼ北西－南東方向に配列

数のテフラ群が編年され，後期更新世噴火史の詳細が解した 4 つの火砕丘とタフリング（爆裂火口）から噴出した

おり，谷には崩壊物が供給され続けているため，豪雨時

k．完新世の礫，砂，泥明された（岡田・石賀，2000）。山頂部の崩壊が進行しての土石流の発生の可能性は大きい。
大山西麓の鳥取県伯耆町から島根県奥出雲町にかけての地域にアルカリ玄武岩溶岩からなる岩体が 20 個以上分布する。それらは北東－南西方向に長軸をもつ楕円状の地域に分布し，中心部の岩体は約 2 Ma，外縁の岩体は約 1 Ma と年代値は同心円状に配列する。これらの中で最も大きい岩体は鳥取県伯耆町と南部町の境界に分布する
こしきはら

越敷原岩体で，北東－南西に約 7 km の長軸をもち，平均208

大量の溶岩が溶岩台地をつくっている（山内ほか，2009）。
完新世の堆積物の多くは平野の地下にあり，それ以外の主なものは山麓などの崖錐堆積物，新砂丘である。これらのうち，後期白亜紀～古第三紀火山岩類や中新世の火山岩の項で述べたように，崖錐堆積物が豪雨によって動きやすいものもある。しかし，松江市南部の中新統からなる山麓の規模の大きな崖錐堆積物は明らかに更新統であるので（鹿野ほか，1994），崖錐堆積物の時代については吟味が必要である。

3

斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造

本原稿をまとめるに当たって，（株）大建コンサル

古第三紀火成活動：Rb-Sr アイソクロン年代からの検討．地質学雑誌，

タントの加藤芳郎氏，（株）大田技術コンサルタントの月

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謝辞

森勝博氏，
（株）コスモ建設コンサルタントの村上久氏

からは斜面崩壊や風化特性に関する知識を頂いた。また，
島根大学大学院の三谷康博氏は地質図と地質層序図の清書をして下さいました。以上の方々に心からのお礼を申し上げます。
【山内靖喜・矢野孝雄】

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かのあし

3. 2 非変成の中生界・古生界－鹿足層群
3. 2. 1 岩相層序・年代
ジュラ紀の泥質メランジを主とする鹿足層群は島根県西部の益田市の西部を中心として山口県の県境にかけて広く分布する。鹿足層群の岩相は主には泥質メランジであるが，初成の堆積岩の構造が残されていることもあり，頁岩を主として砂岩を挟む様子が分かる。層状チャートの岩体はよく見られ，緑色岩，石灰岩を一部に伴う。
石灰岩からはフズリナ（紡錘虫）を産出して，鹿足層群の年代は長らくペルム紀と考えられていた。しかし，層状チャートからのトリアス紀コノドントの産出で地層が中生界を含むことが明らかとなった（豊原，1975；田中，
209

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件。さらに頁岩からジュラ紀の放散虫を産出して，鹿1980）てホルンフェルスとなっている場合には，塊状で節理に足層群の形成はジュラ紀であることとなった（早坂ほか，

沿って開放が発生して，滑落やトップリング等の斜面災。このような微化石の研究から層状チャートはペル
1983）

ム紀からトリアス紀の年代を示し，頁岩は前期ジュラ紀を害を生じる場合もある。
津和野町の笹ヶ谷鉱山はスカルン鉱床であり，この周示すことが明らかとなった。積算層厚は 3, 000 m 以上で辺の鹿足層群に熱水変質を与えている。また，他の地域ある。
“鹿足”は島根県鹿足郡の地名に由来する。

でも花崗岩の貫入に伴って熱水変質を受けていることも

3. 2. 2 地質構造
鹿足層群は褶曲軸面の立った，褶曲軸の緩くプランジ
する褶曲をなし，シンフォーム，アンチフォムを繰り返ある。層状チャートは厚さ数 10 m 以上，延長数 100 m以上の岩塊として産する場合もあり，堅固であり，掘削が困難な場合もある。また，険しい山体を構成することもあり，崩落や落石を生じることもある。

す。地質体は連続した層序をもつものではなく，いくつ

蛇紋岩は長沢第一トンネル工事で見つかったもので，かの地質ユニット（単元）が構造的に重なり合って形成さメランジ中に普遍的に存在するものではないが，変質した

れ，これが後に褶曲したものである。したがって地質ユ

緑色岩とともに施工上は水を含むと膨潤して変形を生じ，ニットは衝上断層により接している。

すべりやすい。

周防変成岩（三郡変成岩）と断層で接しているが，益田市の北西部では横田衝上断層に周防三郡変成岩が鹿足

3. 2. 4 成因

層群の構造的上位にある。また，益田市の南東部では鹿層状チャートは頁岩の中に様々な規模のブロック状や足層群と周防変成岩は匹見層群と北東－南西の断層と接レンズ状の岩体として含まれることから，海底地すべりする。この断層は弥畝山西断層と呼ばれ（福塚・金折，によって形成されたと考えられ，“オリストストローム”と，浜田市弥栄町の弥畝山西麓を通り，約 7 km の延2002）

長が認められる。最近の研究では益田市の中央部の西端いう名称が使われた。しかし，後に頁岩は激しく変形していることが多く，岩塊が引き伸ばされたり，引きちぎの国道 488 号長沢第一トンネルの掘削時に蛇紋岩が発見られていることから，鹿足層群は海洋プレートの収束域された。クロムスピネルの分析からこの蛇紋岩の源岩はで陸側に付加されて形成されたと考えられている（福富，

カンラン岩（ハルツバージャイト）とされている（清水ほか，2008）。ジュラ紀付加体中での蛇紋岩の産出は珍し
く，北東－南西方向の断層に沿う構造線が有るものと考えられる。

益田市の中央部では鹿足層群に東西約 8 km，南北約5 km の菱形をした白亜紀の花崗岩体が貫入している。こまさごの岩体は真砂花崗岩体と呼ばれている。岩体のほとんど。このような混合した岩石を“メランジ”と呼んで
1990）

いる。
砂岩もタービダイトとして深海に堆積していたものが付加体の形成の時に頁岩と混合してメランジを形成したとされている。タービダイトは海底地すべりによって砂岩や泥岩が深海の堆積盆に堆積したもので，砂泥互層をなす地層をいう。

がジュラ紀の泥質メランジに貫入して強い熱変成を与え層状チャートは陸から遠洋において堆積したもので，ている。なお，現在地表に露出している部分はマグマの主に放散虫からなる珪質部と大気によって運搬された上部で，ペグマタイトと呼ばれる結晶の大きな鉱物を含塵（粘土）からなる泥質部の交互の層を構成する。層状

む部分である。また，古第三紀のコールドロン（益田北チャート層の中にはマンガン鉱床が胚胎することがある。

コールドロン，益田南コールドロン）の発達により，断層

益田市西方の日原周辺にはいくつかの鉱山が存在してにより地質構造が変形されている。

いた。
西南日本ではジュラ紀の付加体からなる地帯は丹波—

3. 2. 3 土木工学的側面
鹿足層群は泥質メランジであり，鱗片状のへき開が発達するので，この面に沿って剥離しやすく，岩塊がすべ

美濃帯とよばれ，京都府の丹波山地から岐阜県にまで広く連続して分布する。これらの地帯の岩石の岩相・年代は類似している。

りやすい。メランジであるため，岩体中には多数のすべり【石賀裕明】

面や断層を伴っている。掘削後に泥質部が雨水により変質して泥化することもある。
メランジの中に含まれる砂岩や層状チャート，緑色岩
等のレンズ状やブロック状の岩塊の大きさや形状は極めて不規則である。地表調査やボーリング資料からそれらの量や形状を推定しても，実際に掘削すると予想とは異なる岩塊が現れることがある。また，花崗岩類が貫入し
210

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斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造にわたって比較的直線状に散在し，始新世～漸新世の火山フロントを表していると解釈されている（Imaoka.,。田万川期の花崗岩類は，従来古第三紀中～2011 など）

後期の鉛山迸入岩類と古第三紀後期以降の田万川期貫入岩類に区分されてきた（村上，1974，1979 など）。しかし，

両者の活動時期が連続することから，西田ほか（2005）に
より田万川期に一括された。

3. 3 花 崗岩類など
（白亜系・古第三系の貫入岩類）



島根県東部～鳥取県西部には白亜紀後期～古第三紀の花崗岩類がまとまって分布し，大きなバソリスを形成している。この地域の活動史を見ると，用瀬期（80 Ma 前

3. 3. 1 中国地方の花崗岩類

後）には石英閃緑岩～花崗閃緑岩が多く，因美期（75 ～に活動した深成岩が広く分布する。深成岩の主体は花崗～ 30 Ma）には花崗岩～花崗斑岩が多い傾向がある（村

中国地方には白亜紀～古第三紀の約 110 ～ 30 Ma の間岩類で，産状，岩相，岩石・鉱物の化学組成，帯磁率，放射年代，付随する鉱床などにより，中央構造線より北に向かって領家帯，山陽帯，山陰帯の 3 帯に区分されて50 Ma）には花崗閃緑岩～花崗岩が多く，田万川期（44上，1979；飯泉ほか，1985；高木ほか，2000；西田ほか，。これ
2005；薬師寺ほか，2012；岩田ほか，2013 など）

は，花崗岩類が時代とともに塩基性から酸性へと変遷すいる（Ishihara, 1971；Murakami,1974；飯泉ほか，1985）

ることを意味する。ただし，山陰帯の塩基性深成岩の活（図 3. 3. 6）。

動時期はまだ明確でなく，これらとどのように関連するか

活動時期をみると，領家帯及び山陽帯の花崗岩類はは今後の検討課題である。

主に白亜紀後期の産物であり，山陰帯の花崗岩類は白亜

紀後期～古第三紀の産物である（河野・植田，1966 な

3. 3. 3 山陰帯花崗岩類における磁鉄鉱の形成

ど）。随伴する金属鉱床タイプでは，領家帯が不毛区，山山陰帯の花崗岩類は 0. 2 ～ 1. 5 ％の磁鉄鉱を含む磁鉄陽帯がタングステン鉱床区（タングステン・錫などの酸鉱系花崗岩である。花崗岩類の風化マサには豊富な砂化物鉱床を伴う），山陰帯がモリブデン鉱床区（モリブデ
ン，銅，鉛，亜鉛などの硫化物鉱床を伴う）とされている（Ishihara, 1971, 1981 など）。また帯磁率では，領家帯・山陽帯は磁鉄鉱に乏しいチタン鉄鉱系花崗岩地域であり，山陰帯は磁鉄鉱に富む磁鉄鉱系花崗岩地域である（金谷・鉄が残留し，これは古来 8 世紀より採取されて，その後，13 世紀に始まるたたら製鉄の原料となった。花崗岩類に含まれる磁鉄鉱を観察すると，普通角閃石と呼ばれる 2 価鉄を多く含む鉱物の周囲に生じている（Kawakatsu。そして普 通 角閃 石は，磁 鉄 鉱
and Yamaguchi, 1987）

石原，1973；Ishihara, 1977）。

のある周辺部ほど鉄成分（ここでは Fe/（Fe + Mg））が

3. 3. 2 山陰帯の花崗岩類。同様の産状は，斑レイ岩にも報告がある。山口
1993）

減少する（Czamanske

山口県，島根県，鳥取県にかけて分布する山陰帯花崗, 1981；Takagi, 1992；高木，

県須佐の高山磁石石として知られる斑レイ岩中の磁鉄鉱岩類は白亜紀後期～古第三紀の間の約 80 ～ 30 Ma に活は 2 価鉄を含む単斜輝石の周囲に生成し，単斜輝石の鉄。西田ほか（2005, 2013）はこ2009；今岡・飯泉，2009）（Yamaguchi, 1988）。

動したものである（西田ほか，2005，2013；飯泉・今岡，もちがせ

れら花崗岩類の活動期をまとめ，用瀬期（80 Ma 前後）
，
いん び

た

ま がわ

因 美 期（75 ～ 50 Ma），田万 川 期（44 ～ 30 Ma）に区分した（図 3. 3. 6）。

成分（ここでは Fe/（Ca + Fe + Mg））は周辺部で減少する
磁鉄 鉱は Fe3O4（Fe2O3・FeO）で構 成される鉱 物で，3 価の鉄を含む。岩石を構成する鉱物中の鉄は一般に 2価であることから，磁鉄鉱の晶出には鉄を 3 価にするた

用瀬期の花崗岩類は約 80 Ma 前後の山陽帯花崗岩類にめのマグマの酸化作用が必要である。これらから，山陰

共通する活動年代を有し，山陰帯の南部に散在する。こ帯の深成岩マグマは何らかの原因で酸化しており，マグれらには山陰帯に一般的でないチタン鉄鉱系花崗岩も含マから早期に晶出した普通角閃石や単斜輝石などの鉄が中央部に広く分布する。たたら製鉄の原料となる良質砂なった。

まれる（先山，1986 など）。因美期の花崗岩類は山陰帯
鉄を含む磁鉄鉱系花崗岩が大部分で，国内最大級のモリブデン鉱床を胚胎することでも知られている（Ishihara，。田万川期の花崗岩類は火山岩類と密接に関1971 など）

連して産し，コールドロンを形成しているものが少なくな

い（Imaoka。この火山－深成岩は広範., 2011 など）

3 価になることで磁鉄鉱を形成したと考えられるようにマグマの酸化作用には，火山や温泉地で噴出が認められる H2O，CO2，SO2 などの揮発性成分の関与が考えやすい。すなわち，H2O や CO2 の解離による酸素の供給がマ

グマの酸化を促すというモデルである（Czamanske.,。その後，Takagi and Tsukimura
1981；山口，1987 など）
211

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

A

134°E

132°E
B



36°N
Mo Mo
Mo

Mo



W

W

Mo

W

W



Mo

W

W

W

W



Mo

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W


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

32°N

B



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

図 3. 3. 6 （A）中国地方の花崗岩類の帯磁率と鉱床区，（B）山陰帯の花崗岩（1997）は，H2O や CO2 よりも SO2 が最も有効な酸化剤であることを熱力学的に証明した。そして，約 700 ～ 850℃のマグマ中において，単斜輝石の 2 価鉄（FeO）が SO2 や

H2O と化学反応して磁鉄鉱を作ること（9FeO + SO2 + H2O→ 3Fe3O4 + H2S）を例示した。さらに，磁鉄鉱系花崗岩の条件とされる 0. 2％以上の磁鉄鉱を岩石内に生成するには，マグマ中に 250 ppm 以上の SO2 が含まれていれば良いと計算した。磁鉄鉱を作る反応で発生した H2S の硫黄分は，国内最大のモリブデン鉱床を作る輝水鉛鉱（MoS2）の生成に深く関与したかも知れない。以上より，山陰帯の花崗岩類が磁鉄鉱に富む原因は，マグマが SO2 を豊富に含んでいたことが考えられている（高木，1993；Takagi。一方，領家帯・山陽帯の花崗岩
and Tsukimura，1997）

源物質は主として塩基性岩であり，砂泥質の堆積岩（もしくは堆積物）を溶かしてできた可能性は低い，という共通認識を得ている。ただし，どのような塩基性岩が融解したのかについては大きく二つの議論がある。

一つ目は山陰帯の下部地殻の融解説である。Kagami.（1992）は，中国地方において，同じ地域に貫入する花崗岩と斑レイ岩は互いに類似の Sr・Nd 同位体比初生値をもつ，ということを発見した。これは，両者の起源
物質が成因的に深く関係し合うことを意味する。この事実
より，山陰帯の花崗岩と斑レイ岩の起源物質となり得る下部地殻～上部マントルが比較的均質な同位体組成を持っていたと提案した。その後，Imaoka.（2011）や西田ほか（2013）は同位体データを増加して細かい検討を行

類には磁鉄鉱が含まれない。これは，還元剤として働く

い，花崗岩類の Sr 及び Nd の同位体比初生値が白亜紀後有機物に富んだ堆積岩（堆積物）を花崗岩マグマが多量に期～古第三紀にかけてわずかながら徐々に変化する傾向

溶かし込んだことが原因と考えられている（Matsushitaを見出した。このことから，白亜紀後期～古第三紀の山陰。
, 1972；Ishihara and Terashima, 1977 など）

地域には同位体組成の異なる熱いマントル物質（アセノス
フェア）が断続的に上昇し，その度に下部地殻が融解して3. 3. 4 山陰帯花崗岩類の成因

山陰帯の花崗岩類の成因については，Sr，Nd，O などの同位体組成を使用した考察が進んでいる（Kagami

1992；加々美ほか，1999；Iizumi,., 2000；Ishihara

and Matsuhisa, 2002；Takagi, 2004；加々美，2005；

Imaoka., 2011；薬師寺ほか，2012；岩田ほか，2013；

西田ほか，2013）。その結果，花崗岩マグマを発生した起212

大きな花崗岩マグマ活動を生じると同時に，上昇してきたアセノスフェアが下部地殻に混入して同位体組成が僅かながら壊変していったことを論じた。

二つ目は沈み込む海洋プレートの融解説である。Takagi（2004）は中国地方において海洋プレートの沈み込み速度が速かった時期に花崗岩が多く生産されていることを見出した。そのことから，沈み込む海洋プレートの融解で3花崗岩マグマが発生していると提案した。また，海洋プ
レートの最上位にある海洋性砕屑物（還元剤となる有機物を含む）がマグマの発生時に 15％以上混入するとチタン

鉄鉱系花崗岩となるが，15％未満であれば磁鉄鉱系花崗岩となることを Sr・Nd・O の同位体組成による検討で示した。
ただし，上記の二つの説には問題点も指摘されている。
一つ目に対しては下部地殻の融解で花崗岩マグマを生じた際に発生する大量の溶け残り岩石（苦鉄質グラニュライ
ト）が現在の下部地殻に地震波などで確認できないことである（加々美ほか，2008）。一方，二つ目に対しては，堆積岩の関与が大きいとされるチタン鉄鉱系花崗岩には磁

鉄鉱系花崗岩に比べて堆積岩の化学成分（Na2O や K2O）に富む必要があるが，その傾向が認められないことである（加々美，2005）。山陰帯花崗岩類の成因解明には更なる検討が必要である。

【亀井淳志】

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3. 4 島根県の新第三系
島根県に分布する新第三系の多くは，中新世（約 2, 303～ 533 万年前）に形成された地層や岩石（中新統）である。このような地質が分布する区域は，南から瀬戸内区
び ほく

備 北帯，山陰区山陰沿岸帯，山陰区山陰沖帯，隠岐帯に大別される（瀬戸ほか，2000）。以下にそれぞれの分布と地層名，主要な岩相を説明する。
瀬戸内区備北帯の中新統は，主に中国山地の山間盆地に点在し，広島県の備北層群や岡山県勝田層群などが主たる地層である。島根県でも，益田市の益田層群，浜田
とう がね

市の唐 鐘 層がこの区域に属する。また，分布はごく限ら
213

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

おお ち ちょうれているが，邑智 町 高見などにも点在する。これらの地している。布志名層と松江層（神西層）との間は一部整層は，主に淡水～浅海に堆積し，構造的な変形が少なく，合，一部不整合とされているが，見解が分かれている。

化石を多く含んでいることが特徴で，約 1, 600 万年前の大森層上部の砂岩はいわゆる来待石として石材に使用さ

前期中新世～中期中新世に堆積した。

れており，石切場が点在している（写真 3. 3. 2）。

益田市には北東－南西方向に約 12 km，北西－南東方

この地域の地すべり地形は，久利層泥岩の分布地域で

向に 2 ～ 4 km のほぼ長方形の形状を示す地域に下～中多く認められる。特に，川合層砂岩や久利層泥岩の上位

部中新統益田層群が分布する。この地層は基盤を不整合に，久利層または大森層の安山岩溶岩が重なってキャッに覆い，下位の豊田層と上位の安田層からなる（藤田，プロック構造となっている地点で多発している。

。豊田層は淘汰の悪い基底礫岩
1964；山内ほか，1990）

山陰区山陰沖帯には島根半島の中新統が相当する。陸に始まり，熱帯性の貝類化石を多く含む汽水～浅海成の水成の下部中新統にはじまり，引き続く急激な海進や火砂岩泥岩からなり，円礫岩層や酸性凝灰岩層が挟まれる。

山活動によって海成層や火山岩類が形成され，その後，安田層は豊田層に整合で重なり，頁岩が優勢の地層であ海退により浅海化している。後期中新世には褶曲が形成

るが，砂岩泥岩互層も挟在する。

され（宍道褶曲帯：Otuka, 1939；多井，1973），複雑な分布する。唐鐘層は下位より主に湖沼に堆積した泥岩や新統は，下位より，古浦層，成相寺層，牛切層，古江層，河川成の礫岩・砂岩からなる唐鐘川泥岩部層，熱帯の汽高渋山層からなる。

浜田市北東には，2 km × 2 km の小区域内に唐鐘層が地質構造をなしている（瀬戸ほか，2000）。この地域の中じょうそうじたかしびやま水域に堆積した細～中粒砂岩からなり，泥質砂岩や礫岩

古浦層は主に河川や湖沼成の砂岩泥岩互層や凝灰質砂を伴う姉ヶ浜砂岩部層，礫岩・粗粒砂岩からなり，南北岩からなり，最上部では汽水環境を示唆するシジミの化方向への岩相の側方変化が激しい金 周布 礫岩砂岩部層，石も含まれる。成相寺層は主に黒色泥岩や流紋岩質溶岩，貝類化石を多産し，主に砂岩及び泥質砂岩からなり，上同質火砕岩からなり，流紋岩やドレライト，ひん岩の岩脈方へ細粒化する畳ヶ浦砂岩部層に区分される（中条ほか，や岩床を多く伴う（写真 3. 3. 3）
。

かな そ

う

。国指定天然記念物に指定さ1993；中条・前島，2000）

古浦層と成相寺層の境界は整合という見解（鹿野・吉れている畳ヶ浦（千畳敷）の畳ヶ浦砂岩部層（写真 3. 3. 1）

田，1985）と不整合という見解（山内ほか，1980）が存在からは，暖海性潮下帯貝類化石群集が産出する（例えば，する。牛切層は主に深海成の砂岩泥岩互層（写真 3. 3. 4）山陰区山陰沿岸帯の行政区域は，大田市，出雲市，雲レライトの貫入も見られる。また，牛切層の上位には深海

南市，松江市及び安来市が含まれる。この地域には，中成の黒色泥岩からなる古江層と，玄武岩，安山岩，流紋

都留，1983）。

からなり，安山岩，流紋岩，デイサイト質軽石凝灰岩やド新世より前の地層や岩石が南方に湾入して分布する地域

岩溶岩，ハイアロクラスタイト及びその二次堆積物などかと，その間の北方に突出した基盤の北側に接して分布すらなる高渋山層が整合で重なる。

る地域がある（高安ほか，1992）。下部中新統は湾入部を埋積し，主に安山岩質～流紋岩質の陸成火山岩類からな

本地域の地すべり地形は成相寺層の黒色泥岩分布域に多く発達している。また，2010 年 7 月の松江市鹿島町恵る。その上位の中部～上部中新統は陥没盆地の下部中新

曇の落石災害は成相寺層の流紋岩質火砕岩分布域で発生

統や先新第三系基盤岩類を不整合に覆う汽水から海成層したものである。

からなり，北側に傾いた同斜構造をなす。

隠岐帯を構成する隠岐諸島は，後期中新世のアルカリ

具体的には下位より，主に安山岩からなる佐田層，安岩系列の火山活動によって噴出した溶岩や火砕岩によっ

山岩質～デイサイト質火砕岩，溶結凝灰岩，溶岩等からて広く覆われている（写真 3. 3. 5）。このうち，島前（西ノなる波多層，浅海成のアルコース質砂岩や礫岩からなる島，中ノ島，知夫里島）では西ノ島の焼火山を中央火口丘

川合層，深海成の黒色頁岩やデイサイト質火砕岩，安山とし，島前 3 島の外周部を外輪山とするカルデラ地形がくり岩溶岩などからなる久利層，陸上の火山活動による安山認められ，隠岐島前カルデラとして日本列島地質百選に

岩質火砕岩，デイサイト質火砕岩，浅海に堆積した砂岩，選定されている。それらの火山噴出物に覆われる下部～礫岩等からなる大森層，海生化石を多く含む泥岩よりな

上部中新統は，島前及び島後で異なっている。

ふ じ な

る布志名層，及び沿岸～汽水成の砂岩からなる松江層（神西層）である（服部ほか，1983；鹿野ほか，1991，1998；

沢田ほか，2008，2009，2013）。佐田層と波多層の関係は不明であり，波多層と川合層についてはいくつかの見解

島前の中新統は，下位より，火砕岩を主体とし淡水成の礫岩や砂岩，シルト岩をともなう美田層，深海成の黒色泥岩からなる大津層，浅海成の砂岩及びシルト岩から
しま づ しまなる市部層，浅海成の凝灰質砂岩を主とする島津島層にがある。川合層と久利層の境界は指交関係にある。久利区分される（千葉ほか，2000）。これら各層の境界は基本層と大森層の関係はほとんどの地域で不整合関係である。

的に不整合と考えられるが，露頭が小規模で不連続なた

大森層と布志名層との間は整合関係で，一部オンラップ

め詳細は不明である。島津島層は，島前火山噴出物と一

214

3

写真 3. 3. 1 唐鐘層畳ヶ浦砂岩部層の砂岩が露出する浜田市
畳ヶ浦の波食棚
球状に突出する部分は石灰質団塊で，南方系の貝化石を多産する。
畳ヶ浦の波食棚は一部で離水し，1872 年浜田地震による地震性隆起が示唆されている。

写真 3. 3. 3 牛切層の砂岩泥岩互層が露出する松江市島根町
大芦須々海海岸の波食棚

斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造

写真 3. 3. 2 大森層の塊状凝灰質砂岩（松江市宍道町来待）「来待石」と呼ばれ石材として使用されている（写真提供：横田修一郎）。

写真 3. 3. 4 成相寺層の黒色泥岩が露出する松江市美保関町
惣津海岸の波食棚

牛切層分布域の海岸に面する斜面では，しばしば流れ盤構造が発達する。小規模なものが写真奥でも認められる。

部同時異相の関係にある。
島後の中新統は，下位より流紋岩～安山岩質溶岩及びとき ばり やま

火砕岩を主とする時 張 山 層，火砕岩及び非海成の礫岩，
こおり

砂岩，泥岩を主体とする郡 層，海成の砂岩や黒色泥岩，
くみ

珪藻質泥岩などからなる久見層，海成の砂岩及び凝灰岩
つまからなる都万層が分布し，島の主体をなす後期中新世のおもす

粗面岩～アルカリ流紋岩質溶岩及び火砕岩（重栖層及びつづらお葛尾層）によって覆われる（山内ほか，2009）。各層の境界は，都万層と重栖層の境界が指交関係である他は不整合と考えられる。
さらに，これら中新統を覆って，下部鮮新統の内湾性
写真 3. 3. 5 西ノ島，国賀海岸の通天橋
島前火山外輪山下部層の粗面玄武岩－粗面安山岩質溶岩及び同質火砕岩からなる。海食洞の奥行き部分（手前側）が地すべりによって崩落し，トンネル状に残されて形成された。

～陸成堆積物である向ヶ丘層が分布する。向ヶ丘層は礫まじりの泥や砂を主体とし，軟弱である。島後の地すべり
地形は，この向ヶ丘層分布地域に顕著に発達している。
【入月俊明・林 広樹】
215

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

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や

ず

いわ み

する堆積物で，八頭層と岩美層に区分される。八頭層は陥没盆地を埋積する陸成層で，基底礫岩層と火山岩層からなる。火山岩層は安山岩質～流紋岩質で，溶結凝灰岩
や火山円礫岩を挟在し，全般に熱水変質を被っている（鳥取グリーンタフ団体研究グループ，1989）。

八頭層を不整合に覆う岩美層は“西黒沢海進”に伴って河川～浅海～大陸斜面上部に堆積した地層群である。
礫岩・砂岩・泥岩・頁岩や塩基性・酸性火山岩類からなり，多様な環境の動植物化石を含む（赤木ほか，1992）。
みやのした鳥取市国府町宮下では海進途上に出現したラグーンに堆積した薄互層（浅野ほか，2012a, b：図 3. 3. 7）から保存

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図 3. 3. 7 鳥取市国府町宮下における魚類化石層
切断面（平尾ほか，2012）。

3. 5 鳥取県の新第三系
鳥取県に分布する新第三系は下部～中部中新統と上部
中新統～鮮新統に大別される。下部～中部中新統は日本
海沿岸のグリーンタフ地帯の構成層であり，陸成～海成の火山岩類・堆積岩類からなる。上部中新統～鮮新統は鳥取地域が広く陸化した後に噴出した陸上火山岩類であり，一部に堆積岩類を伴う。
3. 5. 1 下部〜中部中新統
下部～中部中新統は鳥取市南東方，倉吉市東方及び米子市南西方にまとまって分布し，鳥取県の南東端や南西端の県境付近にも小分布する。

鳥取市南東方に分布する鳥取層群（村山ほか，1963）

216

図 3. 3. 81：鳥取市国府町宮下産の魚類化石（平尾ほか，2012）（イナバケツギョ），2：Gobiidae（ハゼ科）。
スケールは 1 cm。

3

斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造

良好な浅海性魚類化石が多産する（上野・平尾，2000：
図 3. 3. 8）。地質構造は東北東方向の軸をもつ緩やかで幅広い向斜構造に支配され，北西－南東方向の断層によってブロック化している。
み とく さん

倉吉市東方の三徳山周辺には，鳥取層群相当層とみらおじかれる小鹿累層と三徳累層が分布する（藤田，1973）。小鹿

累層は基盤にアバットする崖錐性礫岩と流紋岩質火砕岩・溶岩などからなる。三徳累層は小鹿累層を不整合に覆う
縁辺礫岩・玄武岩・安山岩・石英安山岩の溶岩・火砕岩で構成され，部分的に顕著な熱水変質作用を被っている。
礫岩に挟まれる泥岩砂岩互層からは大型植物・淡水性珪藻・昆虫化石が報告されている（赤木ほか，1984）。米子
市南西方の下部～中部中新統は波多層と川合・久利層に図 3. 3. 9 鳥取市気高町酒津にみられる人形峠層（“白兎礫岩層 ”）

区分され，島根県側の相当層の延長部にあたる。
鳥取県の南東端の扇ノ山山麓には岩美層相当層が，南た り

西端には多里層（今村，1959；猪木・坂本，1977；山名・山口，2011）がそれぞれ小分布する。ともに，下部の砂礫岩層と上部の泥岩・頁岩層からなる汽水成～海成層で，岩相・化石相は備北帯の中新統に類似するが，層厚が大きく，緩やかに変形している点で異なっていて，これらの中新統は備北帯と山陰沿岸帯の中間的特徴を示す。
3. 5. 2 上部中新統～鮮新統
上部中新統～鮮新統はおもに陸上火山岩類からなり，
みささ

鳥取県中部に広く分布する三朝層群（杉山，1964）のほか，
てらぎ

東部の兵庫県境には照来層群（弘原海・松本，1958）が知られている。
三朝層群はアルカリ玄武岩とカルクアルカリ安山岩・デイサイトが交互に繰り返し噴出したことで特徴づけられ（藤田，1972；1973），6 ～ 2 Ma の年代値が報告されてい図 3. 3. 10 鳥取市青谷町明神崎にみられる東郷層（板状節理が発達した安山岩溶岩）る（鹿野・中野，1985 など）。溶岩・火砕岩類と堆積岩類からなり，上方へ珪長質化する 3 回の火山サイクルにしあ ばたがって，人形峠，東郷及び阿波累層に区分される。

玄武岩溶岩が小規模な溶岩台地をかたちづくっている。
鳥取・兵庫県境部の照来層群は，多角形の照来コール

基底不整合面は起伏に富み，古地形としていくつかのドロン（小室ほか，2002）の埋積層である。下位から不淘化石谷（緩勾配の東流河谷と比較的急勾配の北流河谷群）

汰基底礫岩，流紋岩質溶岩・火砕岩，礫岩・泥岩，安山が認められる。人形峠累層はこれらの化石谷を埋積する岩溶岩で構成され，一部の層準で同時異相の関係にある

礫岩・砂岩・泥岩と火山岩類で構成されている。化石谷に沿って角閃石安山岩質火砕岩層から北方へ供給された
火山円礫岩層（図 3. 3. 9）は大規模な火山山麓扇状地を形（Furuyama, 1989）。照来層群の放射年代については，6. 6～ 5. 0 Ma（弘原海，1984）及び 3. 1 ～ 2. 2 Ma（古山・長尾，2004 など）が報告されている。

成していたとみられる。人形峠累層を一部不整合に覆う【矢野孝雄】

東郷累層の基底面も起伏に富み，同じ位置に化石谷が認められることは，人形峠累層の堆積期間中も古水系が保持されていたことを示す。
東郷累層は厖大な火山岩類からなり，板状節理が発達した厚い安山岩溶岩（“洪水安山岩”：永尾ほか，1995：
図 3. 3. 10）を挟む。最上位の阿波累層は，岡山県側の花崗岩基盤上の浅い化石谷を埋積した礫岩・砂岩・泥岩，
玄武岩溶岩及び安山岩溶岩・火砕岩からなり，溢流した

引用文献
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217

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

浅野弦一・矢野孝雄・平尾和幸・田中優一（2012b）：鳥取層群産魚類化
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永尾隆志・長谷義隆・井川寿之・長峰 智・阪口和之・山元正継・周藤賢：九州の平坦面を形成する安山岩の地質学的・岩石治・林田賢一（1995）
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の高位段丘の基盤となっている。段丘堆積物がキャップ
ロックになっていて，玄武岩が激しく風化しており，段丘
崖はしばしば崩壊してきた。そのため，段丘の麓が人口密集地の地区では段丘崖が急傾斜地崩壊危険区域に指定されている（山内ほか，2009）。
⑵ 崖錐堆積物

中国山地では更新世の崖錐堆積物と完新世の崖錐堆積物とがある。3. 1. 2 地質概要で述べたように，後期白亜紀～古第三紀火山岩類の大半を占める流紋岩～デイサイト
分布域の崖錐堆積物は粘土質の基質が少ないため，豪雨時でも比較的安定しているが，その他の地質の分布域では崖錐堆積物が流動や地すべり，土石流を起こしやすい。
⑶ 砂丘砂
本地域には鳥取砂丘，北条砂丘，弓ヶ浜半島の砂丘，
浜山砂丘，出雲市西部海岸の砂丘，江津市北西部海岸の砂丘及び益田市北部の海岸の砂丘が形成されている。これらの中で，浜山砂丘だけは海岸から約 2. 5 km 離れており，潟湖が埋め立てられる過程で形成されたとされている。一般に，砂丘斜面は比較的安定しているが，山陰地域では地震動によって斜面崩壊が起きた記録がある。

一つは，明治 5（1872）年の浜田地震によって出雲市の浜山砂丘北麓の浜下では，液状化した砂が激しく噴出し，「浜山がずって畑の中へ小山を生ず。
」との聞き取り調査報

告がある（浜田，1951）。この砂丘の麓には大干ばつでも3. 6 第四系
第四系は陸源砕屑性堆積物と火山噴出物に大別される。

涸れない湧水があるように，地下水位が極めて浅いと考えられることから，地表近くでの液状化によって地すべりが起きた可能性がある。

陸源砕屑性堆積物には主に崖錐堆積物，砂丘砂，段丘堆他方，昭和 18（1943）年の鳥取地震によって鳥取砂丘

積物，沖積層からなるが，ここでは斜面災害に関連したでは“砂丘のすべりだし”が相当にあったと既存文献に基堆積物のみについて述べ，海岸平野や河岸平野の構成物

づいて報告されている（余田ほか，2000）。とくに，砂丘のである沖積層にはふれない。

一部を切り取って設置されている山陰本線の線路が砂丘⑴ 火山噴出物
第四紀火山噴出物のうち，扇ノ山，大山，三瓶火山，のすべりだしによって約 30 cm 移動したこと（舞鶴海軍施設部，1943）が写真付きで報告されている。しかし，液状化との関係は明らかではない。

大江高山火山群，青野火山群の噴出物は現在火山としての山体を保持しており，扇ノ山以外は溶岩ドームを形成しているため，その山腹は急斜面となっている。これらについての記述は 3. 10 第四紀デイサイト火山と山体崩壊の項に譲る。これ以外に，現在ではほとんど山体が残されていない鳥取県西部から島根県東部にかけての地域の横⑷ 段丘堆積物
大山北麓～西麓，松江市街地南部，出雲市街地南部及び隠岐島後南部大山北麓～西麓には比較的大規模な扇状

地性段丘群が発達し（荒川，1984），松江と出雲の市街地

南部（鹿野ほか，1991，1994）と島後の西郷湾北側（山内

田玄武岩と隠岐島後のアルカリ玄武岩類がある。横田玄ほか，2009）には高位Ⅰ～Ⅲと中位Ⅰ，Ⅱの 5 段の段丘が

武岩は主に溶岩からなり，台地や平坦な尾根を形成して発達するが，これら以外では，河岸段丘は全般に小規模・いる。しかし，これらの台地のほとんどは面積が狭いため低比高である。そのため，段丘崖での比較的大規模な斜あまり利用されていない。

面崩壊は上記の地域以外ではごくまれである。

他方，島後のアルカリ玄武岩も主に溶岩からなり，一部は溶岩台地を形成しているが，別の溶岩は西郷湾北側
218【山内靖喜・矢野孝雄】

3

引用文献
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山内靖喜・沢田順弘・高須 晃・小室裕明・村上 久・小林伸治・田山良
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斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造されている。その泥のブロックの長軸は 5 m にも及ぶことがある。これまでに行った詳しい調査の結果，1 回の流れからの層（砂岩 + 泥岩層）は理想的な場合，5 つの部分からなることがわかった（図 3. 3. 12）。なお，以下では堆積物の粒径を示す用語として，地質学分野で用いられる，Udden-Wentworth による粒径区分を用いることとする。この区分による極粗粒砂～粗粒砂が粗砂に，中粒砂～極細粒砂が細砂にほぼ相当する。最も下位の部分（図 3. 3. 12，図 3. 3. 13 の Ta）は，極粗粒砂～中粒砂からなり，その中には礫が含まれることもある。砂の淘汰は比較的よく，乾燥した露頭表面は白色を示す。級化層理
がこの部分には見られ，まれに平行層理が見られる。層の底面には，フルートキャストと呼ばれる流れの渦によ3. 7 中 新統牛切層に見られるユニークな海底
地すべり堆積物

る浸食痕が見られることがある。その上位にはシャープ

3. 7. 1 はじめに

（図 3. 3. 12，図 3. 3. 13 の Da）。この部分にはマッドクラな境界面を挟んでやや泥質な砂岩からなる部分が重なる

ここでは島根半島に分布する中新統牛切層から見つスト（未固結の泥層が引きはがされてブロックになったもかったユニークな海底地すべり堆積物の特徴を述べる。

の）が含まれ，それが泥質な砂岩の中に浮いた産状を示

その運動像などの解明については，まだ道半ばであるたす。細長いマッドクラストが，ほぼ垂直に立っていること

め，現状で得られている情報から，その発生過程についもある。この内部に堆積とほぼ同時にできたと思われるての仮説を提唱する。海底地すべりを発生させる主なイ

小さな断層のような構造（この部分の中でのみ連続し，南ベントとしては，暴浪に伴う強い波，地震，急速な堆積

西（ = 流れの上流側）に向かってゆるく傾く）が見られる作用などがある。ここで見つかった地すべり堆積物は，ことがある。その上位にはより泥質な砂岩からなる部分が「斜面を流れ下る混濁流が，海底を引きずることで発生し重なる（図 3. 3. 12，図 3. 3. 13 の Db）。この内部には大量た地すべり」に由来すると解釈されるもので，世界的に見のマッドクラストが含まれ，それが褶曲構造を示すなど，てもまれな事例である。

塑性流動をした痕跡がみられる。さらにその上位に薄い，細粒から極細粒砂岩からなる部分が重なることがあり，

3. 7. 2 牛切層の特徴

その内部には平行葉理やリップル斜交葉理が見られる

ここで対象とするのは島根県東部，島根半島の西部（出（図 3. 3. 12 の Td）。さらに上位に，ボール状に変形した

雲市小伊津町）の日本海側に露出する中新統牛切層（厚さ

極細粒砂を含む泥岩層が見られることもある（図 3. 3. 12

約 600 m）である（図 3. 3. 11）。この地層はおよそ 1, 400

万年前に堆積したもので（鹿野ほか，1991），基底部の礫岩とその上に重なる凝灰質な砂岩層と泥岩層の互層からなる。この地層は海底斜面の堆積物であると解釈されている。また，地層の走向方向が海岸線とほぼ平行であるの Dc）。また 1 回の流れからの層で，5 つの部分が全てそろっているとは限らない。

Ta とした級化層理の発達した部分は，タービダイトと解釈される（Mulder and Alexander, 2001 など参照）。中部のやや泥質な砂岩層（Da）は土石流堆積物であると解ため，海岸の海食台においてこの地層をおよそ 3 km の範

釈 さ れ る（Mulder and Alexander, 2001 など 参 照 ）。こ囲にわたって追跡することができる。牛切層中部には厚さの部分に見られる断層のような構造は，すでに停止した

50 cm ほどの凝灰岩層が 2 層挟まれるため，この凝灰岩層に沿って 1 つ 1 つの砂岩層を追跡して，地層の特徴の変化を調べることができた。地すべりの発生が砂岩と一部の泥岩の堆積作用と深く関係するため，まずはここに見られる砂岩層，泥岩層の特徴を述べる。
砂岩層の特徴この地域の砂岩層は，水中重力流の一種である混濁流からの堆積物（タービダイト）とされてきた（Kano and。しかし，その特徴は通常のタービダ
Takeuchi, 1989）

イトとは異なり，巨大な泥のブロックが含まれると報告

土石流の先端付近の堆積物に，後ろから動いてきた土石流がのし上げて停止することでできた構造と解釈される（Nemec, 1990）。その上位の塑性流動の痕跡がみられる部分（Db）については，より粘性の大きな土石流からの堆積物であると解釈される。Td とした部分は，タービダイト

であると解釈される。Dc とした部分に見られるボール状の

砂は，層状に堆積した砂岩層が，堆積直後，荷重による変形や地層の小規模な流動によりボール状に変化してできたと推定される。Te は半遠洋性の泥岩である。

地層中の流れの痕跡（フルートキャストなど）が示す
堆積当時の流れは東から北東向きが卓越する（鹿野ほか，
219

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

図 3. 3. 11 島根半島の地質図（鹿野ほか，1991 を改変）
図 3.11 島根半島の地質図（鹿野ほか, 1991 を改変）．矢印が調査地域の出雲市小伊津町．
矢印が調査地域の出雲市小伊津町。

の間で土石流が生じているため，上記とは違うメカニズム
で土石流が生じたと見るべきである。
地すべり堆積物と土石流の発生
ここで問題となるのが，どのように流れの中に堆積物が供給され，土石流が発達したかである。砂岩層の下位の泥岩層をよく調べると，その多くが大きく変形を受けていることがわかった（図 3. 3. 15 の A）
。その変形の様子をみると，泥岩層の下部には塑性流動の痕跡がみられ，そこに含まれるマッドクラストは大きな変形を受けていない。泥岩層の上位ほど，マッドクラストが細長く引き延ばされる様子がみられた（図 3. 3. 15 の B）
。これは，泥岩層の上部が下部に比べて強いせん断を受けたことを意味する。また砂岩層の直下（数 mm ～約 20 cm の範囲）には厚さ数 mm から 1 cm 程度の黒色の泥岩層がみられた

図 3. 3. 12 小伊津の牛切層に見られる海底重力流堆積物の典型的特徴（図 3. 3. 15 の C）
。それは層理面とほぼ平行に伸び，強く引き延ばされた極細粒の砂岩層やシルト岩層の薄いレン。海食台において，凝灰岩層に沿って南西から北
1991）

ズがその内部に見られる場合もある（図 3. 3. 15 の C）
。こ東，すなわち堆積時の下流側へ地層を追跡した所，堆積の黒い層は地すべりのすべり面であると判断される。こう時の上流側にあたる地点では，Ta の部分（タービダイト）した地層の変形の特徴は，すべり面から下位にいくほどが卓越するが，下流方向へ Da, Db といった土石流からの変形が小さくなることを示す。また上位に重なる砂岩層と堆積物が卓越する変化が見られた（図 3. 3. 14）。この変化

同じ粒径の砂が変形を受けた泥岩の上部に含まれることが時間をおいて別々に発生した証拠（泥層の存在など，堆が変形を示さないことから，砂の下位層への取り込みは，積の間隙の証拠）も見られなかった。このことは，混濁流砂岩層の本格的な堆積が始まる前に起きた，すなわち地は 2 km 以内のごく狭い範囲で見られた。混濁流と土石流がある（図 3. 3. 15 の B の大きな白矢印）。砂岩層の基底が流れる中で，土石流が発生したことを示している。これ
すべりは流れの先頭部分が通過する時に起きたと解釈さ
図 3.12 小伊津の牛切層に見られる，海底重力流堆積物の典型的特徴．

までに，混濁流に泥が取り込まれて土石流が発生した事
例や（Tallingれる。すべり面上位に変形をした堆積物がないことから，，海底の傾斜がわずかにゆるく, 2004）

おそらくは地すべりによって移動した堆積物がこれより下なることで減速し，流れの下層に堆積物が集中して土石流側に存在すると思われる。所々に存在する大きな泥の流が生じたとする事例（Talling,, 2007）が報告されブロックや大量のマッドクラストはこれと関連するものでている。しかし，どちらの列でも混濁流が 10 ～ 100 km

あろう。

のオーダーの長い距離に渡って流れる中で土石流が発達

これらのことを踏まえ，地すべり発生メカニズム及びしたとされる。この例ではそれらに比べると非常に短距離

そこからの土石流形成メカニズムの仮説を以下のように

220

1

3

図３
図３

斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造

小伊津町に見られる砂岩層の典型例．図中のコードは図２参照．スケールは 0.2m．
図 3. 3. 13 小伊津町に見られる砂岩層の典型例
図中のコードは図 3. 3. 12 参照。スケールは 0. 2 m。

小伊津町に見られる砂岩層の典型例．図中のコードは図２参照．スケールは 0.2m．

図 3. 3. 14 牛切層の砂岩層の下流方向への変化（凝灰岩層の直上の例）

図４

上位の層では，下流ほど高粘性の土石流からの堆積物（Db）が卓越することに注目して頂きたい。

牛切層の砂岩層の下流方向への変化（凝灰岩層の直上の例）．上位の層では，下流ほど高粘性の土石流からの堆積物(Db)が卓越することに注目して頂きたい．
が流れに取り込まれた場合，それが流れの中で摩耗を受
図４ 牛切層の砂岩層の下流方向への変化（凝灰岩層の直上の例）．上位の層では，下流ほ提唱したい。まず混濁流が海底斜面を流れ下る。その時に流れが海底面を引きずり，本格的な堆積がおこる直前

けることによって多くの泥が短期間のうちに流れの中に供化した泥が流れに取り込まれ，特に大量のマッドクラスト

より粘性の高い土石流へと短距離で変化したという説で

ど高粘性の土石流からの堆積物(Db)が卓越することに注目して頂きたい．
給される。それにより堆積物の含有濃度の低い混濁流が，に海底地すべりが発生した。地すべりに伴って，ブロック
2
2
221

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件ある。また，この地点よりも上流側にあたる地点の地層には，こうしたタイプの地層はほとんど見つかっていない。
そこでは堆積物が全体的に砂がちである。こうした地すべりが発生するためには，ある程度厚い泥層が必要である。よって，砂がたまる斜面上でかつ比較的泥も厚くなる，斜面の下部がこうした地すべりの発生しやすい場所として挙げられるであろう。今後，多くの層を調査することを通じてこの仮説の正当性を検証する必要がある。
【酒井哲弥・丸山美智子】

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3. 8 山陰地域白亜紀～古第三紀コールドロン＊
今岡・君波（2008），岸ほか（2007），西田ほか（2013）

は，中国地方の白亜紀～古第三紀火成活動を，Stage Ⅰ（ 100 Ma ）・Stage Ⅱ（ 100 ～ 90 Ma ）・Stage Ⅲ（ 90 ～・Stage Ⅳ（80 ～ 50 Ma）
・Stage Ⅴ（44 ～ 30 Ma）
80 Ma）の 5 期に区分した。Stage ⅣとⅤの間には 600 万年間の火成活動ハイエイタスがあるとされる（西田ほか，2005）。このうち，山陰地域に主に見られるのはⅢ～Ⅴの噴出岩・貫入岩類である（図 3. 3. 16）。

Stage Ⅲは，噴出岩類としては阿武・匹見層群が中心
おお ち

図3. 3. 15 砂岩層下位の砂質泥岩層に見られる地層の変形の様子．A:
砂岩層下位の砂質泥岩層に見られる地層の変形ので，このほかに邑智層群，新造寺山流紋岩，八雲火山岩，
図５
変形が見られる層の全
ち や
つ くろ せん
な ぎ せん様子
三国山流紋岩，千屋火山岩，津黒山火山岩，那岐山火山景．点線で囲ったm は泥岩のブロック，黒矢印(p)で示す部分は褶曲構造を示す（塑性流動は変形が見られる層の全景。点線で囲った（m）は泥岩のブロッ
A岩などが知られている。貫入岩類としては，いわゆる広ク，黒矢印（p）で示す部分は褶曲構造を示す（塑性流動をした）をした）マッドクラストである．B:
マッドクラストである。

砂岩層直下の拡大写真．長い白矢印は上位の砂岩層と島花崗岩類が相当し，山陰では湯原南石英ハンレイ岩・

B は砂岩層直下の拡大写真。長い白矢印は上位の砂岩層と同じ粒径

もちがせ

こし はた

同じ粒径の砂が変形部分に引きずられて取り込まれている層準を示す．しかし，砂岩層の湯原北花崗閃緑岩・用瀬花崗岩・越畑花崗岩・智頭花崗の砂が変形部分に引きずられて取り込まれている層準を示す。しか岩などがこの時期の貫入岩類である。Stage Ⅲの火山岩類
し，砂岩層の基底はこの変形と同調しない。むしろ下位の泥岩層を基底はこの変形と同調せず，むしろ下位の泥岩層をわずかに侵食する特徴に注目して頂きわずかに浸食する特徴に注目して頂きたい。小さな白矢印は，強くは，量的に膨大であり，詳細な地質構造は未解明である
引き延ばされたマッドクラストを示す。
たい．小さな白矢印は，強く引き延ばされたマッドクラストを示す．C: 砂岩層直下のクロC は砂岩層直下のクローズアップ写真。長い白矢印がすべり面と解ーズアップ写真．長い白矢印が滑り面と解釈される部分．小さな白矢印の部分には，やや釈される部分。小さな白矢印の部分には，やや粗いシルトが細長い
脚注＊火山活動が原因となった断層による陥没構造のことをコールドロンとレンズ（ = 引き伸ばされている）として挟まれる部分を示す。
いう。地形的に凹地であるか否かは問わない。似たような用語に「カルデ

粗いシルトが細長いレンズ（＝引き伸ばされている）として挟まれる部分を示す．
ラ」があるが，「カルデラ」は火山性の凹地形のことであり，陥没構造の有無は問われない。

222

3

3

斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造

図 3. 3. 16 山陰地域の白亜紀〜古第三紀火山岩・貫入岩類

が，山陽側の山口県では佐々並コールドロンが発見されている（井川・今岡，2001）。

れたものと推定されている。

や さか

弥栄コールドロン：浜田市南東部弥栄町に位置し，東西Stage Ⅳの噴出岩類には，江津火山岩・大東火山岩・

約 10 km，南北約 3 km で露出するが，北限は後述の浜田

上 島 火山岩・矢田川層群などが知られており，大東－上

コールドロンに切られて不明である。安山岩溶岩・火砕

かみ しま

島期火山岩と呼ばれる（今岡・飯泉，2009）。これらの火山岩類のうちで江津火山岩は，とくにその下部が基盤に岩，デイサイト質火砕岩，流紋岩質火砕岩からなり，南縁部にはカルデラ陥没礫岩とみられる不淘汰な角礫岩がアバットする不整合関係ないしは基盤との断層関係を示

分布する（今岡，1986b）。これらの火山岩類は，北に開いしており，コールドロンを構成する可能性が高い（今岡ほた半盆状構造を呈し，北半部は，隣接する浜田コールドか，1982）。また，このステージの貫入岩類は，山陰地域

ロンに切られている。また，石英閃緑岩－ハンレイ岩のいに広く分布し，因美期貫入岩類と呼ばれている。

くつかの小岩体が貫入しており，木都賀深成岩として一Stage Ⅴの火成岩類は，田万川期火山岩類・貫入岩類と呼ばれ，それらの多くは火山－深成複合岩体をなす

コールドロンを構成する。これらのコールドロンは，20 ～
や さか

き

つ

か

括されている。

浜田コールドロン：浜田市に位置し，東西約 5 km，南北

約 15 km の規模をもつ（今岡，1986a）。安山岩溶岩・デ

30 km の間隔で配列し，西から田万川・益田・弥 栄・浜イサイト質火砕岩からなる浜田層群と，それに貫入する田・波佐・桜江・作木・大 万 木山と呼ばれている。以下

斑状黒雲母花崗岩からなる雲城花崗岩などの貫入岩類におお よろ ぎ さんに Stage Ⅴのコールドロンについて個別に概略を述べる。
田万川コールドロン：島根－山口県境に位置し，NE ‒ SW

方向に長軸をもつ 14 km × 7 km の楕円形の輪郭をなす（村上，1973）。コールドロン埋積層は，安山岩溶岩・デ

くも ぎ

よって構成される。浜田層群は，コールドロン北西寄りに中心をもつ盆状構造をなす。また，浜田コールドロンでは，熱水活動が顕著であったとみられ，雲城花崗岩中には石英・セリサイト・黄鉄鉱などからなる白色変質帯がしイサイト質火砕岩などからなり，安山岩岩脈と斑状の花崗

ばしば観察される。

岩類が貫入する。火砕岩の大部分は乾陸上に堆積した火

熱田・下 府・砂子コールドロン：浜田市北部に分布する

砕流堆積物である。このコールドロンは，火山岩類噴出

国 府 火山岩は，台島型植物化石が産することから下部に伴う表層陥没後，さらに地下陥没によって深成岩が貫

しも こう

こく ぶ

中新統とされていた（Imamura, 1957）。しかし今岡ほか入したものと推定されている。

（1990）は，44 ～ 30 Ma の K-Ar 年 代 測 定 結 果 から，国益田コールドロン：益田市北部に位置し，益田北コールド

府火山岩の時代を始新世～漸新世と結論づけた。国府火ロンと益田南コールドロンの 2 つのペアからなる（益田団

山岩は，下位の浜田層群とは不整合ないし断層関係にあ体研究グループ，1982）。いずれも NE ‒ SW 方向に延びたり，それに貫入する各種の貫入岩類とともに 3 つの多角層は，安山岩溶岩・デイサイト質火砕岩からなり，緩いのコールドロンを埋積するのは，安山岩溶岩・同質火砕

盆状構造を呈している。また，縁辺部にはカルデラ陥没礫岩（caldera collapse breccia: Lipman, 1976）とみられる岩類と流紋デイサイト質溶岩・同質火砕岩類を主体とし，若干の砂岩・泥岩や流紋岩質火砕岩を伴う。安山岩類と8 km × 5 km の楕円形の輪郭を示す。コールドロン埋積

形コールドロン群を構成する（今岡ほか，1992）。これら

不淘汰の角礫岩層を挟在する。北コールドロンの北東縁

流紋デイサイト・流紋岩類は指交関係にあり，バイモーには，花崗岩・花崗閃緑岩・石英閃緑岩からなる岡見深

ダルな火成活動であったことを示す。これらの火山岩類

成複合岩体が貫入する。この岩体には，多数の苦鉄質火は，いずれもそれぞれのコールドロン内部で北に開いた

成包有岩やシンプルトニック岩脈がみられる。南北コー

半盆状構造をなす。熱田・下府コールドロンに対して，

ルドロンともに緩い盆状構造をなすことなどから，スコッ砂子コールドロンがやや若いと考えられている。

トランドの Glen Coe コールドロンと類似の機構で形成さ上記の弥栄・浜田・熱田・下府・砂子の各コールドロ
223

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

ンは，ほぼこの順序で少しずつ中心がずれて重なるクラホルンブレンド閃緑岩～ホルンブレンド黒雲母花崗閃緑

スターをなしている。

岩からなる環状貫入岩体（口羽閃緑岩）がみられる。

波佐コールドロン：浜田市波佐に位置する 6 km × 4 km

大 万 木 山コールドロン：島 根 県 飯 南 町と広 島 県 庄 原

山岩溶岩・同質火砕岩，デイサイト質～流紋岩質火砕岩

6 km × 4 km の小規模な楕円形コールドロンである（小の小規模なコールドロンである（村上ほか，1982）。安によって埋積され，中央部に花崗岩が，縁辺に沿って石市 の 境 界 付 近 に 位 置 し，NW ‒ SE 方 向 に 長 軸 を も つ

室・安達，1998）。このコールドロンは，NNW ‒ SSE 走向英閃緑岩が貫入する。火山岩類は，周縁部では内側に急の 3 本の新期左横ずれ断層によって切られている。流紋

傾斜するが，中央部ではドーム構造をなすとされ，再生岩質～デイサイト質の火砕岩及び溶岩からなり，全層厚

コールドロンと考えられている。

1300 m 以上である。基盤とは断層関係で接するか，縁辺桜江コールドロン：江津市桜江町に位置し，田万川期に沿ってトーナル岩や花崗閃緑斑岩などが環状岩体とし

コ ー ル ド ロ ン の な か で 最 大（30 km × 15 km）で あ る（Komuro。積算層厚 3,000 m に達する流紋岩
2006）

質火砕岩を主体としており，上部は強溶結している。また，下部には数枚の安山岩溶岩を挟在し，最上部には流理の発達した流紋岩からなる巨大な溶岩ドームがみられる。コールドロン縁辺は高角の断層で基盤と接し，NNEて貫入する。コールドロン埋積層は，流紋岩質火砕岩及び流紋岩溶岩からなる。上部の火砕岩は強溶結している。

コールドロン内部の構造は，NE にプランジした緩い半盆状構造をなす。コールドロン北縁に沿って凝灰岩岩脈が貫入する。この凝灰岩岩脈には，基盤岩に由来する径 1～ 10 cm の花崗岩や珪岩などの岩片が含まれる。

方向に長軸をもつ多角形状の輪郭を示す。コールドロン【小室裕明】

埋積層は，全体として北に下位，南に上位が露出し，南に緩く傾斜する同斜構造～半ドーム構造をなしているが，中央部ではこの一般構造を切って，環状岩脈を伴なう径

6 km の円形の陥没構造が認められる。この内側の陥没は，流紋岩質溶結凝灰岩が噴出中に起こった syn-eruptional

collapse である。

桜江コールドロンの南縁に沿って，東西 13 km，南北4 km の矢上花崗岩が貫入する。この岩体は，石英閃緑岩，花崗閃緑岩，花崗岩などからなる。また，コールドロン北東縁に沿って，ホルンブレンド黒雲母花崗閃緑岩からなる川本花崗閃緑岩が貫入する。
川内コールドロン：島根県川本町川内～大田市にかけて位置し，直径 10 km の円形の輪郭を呈するが（松田，，北半分は新第三系・第四系に覆われていて詳細が1985）不明である。安山岩溶岩や溶結～非溶結のデイサイト質火砕岩からなり，NW ‒ SE 方向に長軸をもつ盆状構造を呈する。コールドロンの中央部には花崗閃緑岩～閃緑岩の小岩体がいくつか貫入する。また，南縁に沿ってデイサ
イトの環状岩脈がみられる。
作木コールドロン：広島県三次市作木町を中心に位置し，NE ‒ SW 方向に長軸をもつ 10 km × 7 km の楕円形の輪郭
くち ばを示す（村上・小室，1993）。東側には口羽閃緑岩，西側
あす

なには阿須那花崗岩が貫入している。コールドロン埋積層の下～中部は安山岩～デイサイト質の溶岩・火砕岩が卓越し，中～上部ではデイサイト～流紋岩質の溶岩・火砕岩が主体である。積算層厚は 2, 000 m に達する。また，

しばしば厚さ数十 m の砂岩・泥岩層を挟在する。溶岩は

水冷自破砕しているものが多い。したがって，これらの火山岩類は，滞水した陥没カルデラを埋積したと考えられている。コールドロン内部の構造は，西部を中心とした緩い盆状構造を呈している。コールドロン縁辺に沿って，
224

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斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造

黒雲母－白雲母－緑泥石で，その他にざくろ石，珪線石，紅柱石，菫青石，チタン石，コランダム，スピネル，ルチ
ル，方解石，チタン鉄鉱，燐灰石を含む場合がある（太田，1963；星野，1979a；浜田ほか，1996）。また，どの岩石も少量のジルコン，モナズ石及び石墨を含む。
角閃岩は泥質片麻岩，ミグマタイト質片麻岩及び片麻3. 9 山陰地域の変成岩

状花崗岩の構造と調和的な層状またはレンズ状の小岩体

西南日本内帯は飛騨－隠岐帯，大江山帯，蓮華帯，秋として産する。角閃岩はホルンブレンド－斜長石－黒雲吉帯，周防 帯，舞鶴帯，超丹波帯，美濃－丹波帯，領家母－緑泥石－石英を主とし，また，少量の単斜輝石，カ

す おう

りょうけ

帯に地体構造区分され，これらが北方から南方へ東西方

ミングトン閃石，燐灰石，モナズ石，方解石，チタン石，向の帯状分布をしている。これらの地帯のうち最も北側

チタン鉄鉱，磁硫鉄鉱を含むものがある。有木川中流域に分布する飛騨－隠岐帯は山陰地域では隠岐島後に隠岐及び銚子川流域において，単斜輝石と斜方輝石の鉱物組変成岩としてその主要な分布がみられる。隠岐変成岩は低圧高温型の変成帯で，その変成年代は 240 ～ 250 Ma合せをもつ角閃岩が報告されている（星野，1979b；浜田ほか，1996）。

を示し，中部地方に分布する飛騨変成岩に対比される。

変成作用については，変成岩分布地域内において全体

蓮華帯と周防帯は，かつては“三 郡 変成帯”として一括として泥質変成岩に紅柱石または珪線石が出現し，藍晶

さん ぐんされていた高圧低温型変成帯であるが，蓮華帯の変成年

代は 330 ～ 280 Ma（約 3 億年前）
，周防帯の変成年代は230 ～ 160 Ma（約 2 億年前）と約 1 億年の違いがあることにより，現在では異なる変成帯として区分されている。
3. 9. 1 飛騨－隠岐帯
隠岐島後の北東部には隠岐変成岩類（または隠岐片麻岩類）とよばれる片麻岩，ミグマタイト及び花崗岩類からなる変成岩類が分布する。隠岐変成岩類は隠岐島後におつづらおいて中新統が分布する葛尾山付近を中心とする半径およ

そ 8 km のほぼ円形の地域に分布する。隠岐変成岩類の示す片麻状構造は，西部の銚子川より西の地域では走向は南北性であり，銚子川から大久川にかけての南部地域で
おお く

は東西性，東部の大久川から布施付近にかけては再び南北性の走向が卓越する。これらの片麻状構造の走向と傾
斜より，隠岐変成岩類は中心から外側へ傾斜するドーム

写真 3. 3. 6 銚子ダムサイトのミグマタイト質片麻岩の露頭
片麻状構造に平行に注入する優白色花崗岩と斜交する優白色花崗岩がみられる。

型の構造を示すといえる。また，地球物理学的観測から
この変成岩類は隠岐諸島及び周辺海域の基盤岩として広範囲に存在することが推定されている（Honza, 1978）。

隠岐変成岩の多くはミグマタイト質片麻岩であり，これは数 mm から数 10 cm ごとに泥質片麻岩と優白質の花崗岩質岩が層状またはレンズ状に混合した岩石である（写真 3. 3. 6）。その他に泥質片麻岩，片麻状花崗岩，少量の角閃岩，石灰質片麻岩と珪質片麻岩を伴う。泥質片麻岩
は黒雲母に富む層と石英と長石に富む層が顕著な優黒色と優白色の縞状構造をなす，中粒～粗粒の変成岩である（写真 3. 3. 7）。泥質片麻岩はミグマタイト質片麻岩とはあら漸移的関係にあるが，その比較的まとまった分布は，有き

木川中流域及び東郷川中～上流域にある。隠岐片麻岩分
布地域の北半部及び南西部の銚子川上流域ではカリ長石の斑状変晶を含む眼球状片麻岩が分布する。泥質片麻岩の代表的な変成鉱物組合せは石英－斜長石－カリ長石－写真 3. 3. 7 銚 子ダムサイトの 泥 質 片 麻 岩（ 写 真の 横 幅 約
30 cm）
石英と長石に富む優白色部と黒雲母に富む優黒色部が縞状構造をなす。優白質花崗岩が縞状構造に平行に注入している。

225

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

石は認められないため，低圧型の変成相系列を示す。特定の指標鉱物の分布に特徴がないため，変成度の地域変化は認められない。

ジルコンのフィッション・トラック年代は 133. 8±9. 0 Maとなり，ジルコンの閉鎖温度 240 ℃付近での冷却年代を示す（大平・筒井，2000）。隠岐変成岩類を不整合に覆う
とき ばり やま角閃岩にはホルンブレンド－単斜輝石－斜方輝石の組

最も古い地層は，漸新統～下部中新統の時張山層群であみ合わせが認められるものがあり，変成作用は少なくともる。したがって，漸新世末～前期中新世の時代には隠岐

低温のグラニュライト相に達している。この単斜輝石と斜変成岩の少なくとも一部は地表に露出したことになる。

方輝石の組み合わせから，
Wood and Banno（1973）の地質【高須 晃】

温度計により 830℃の変成温度が見積もられた（Hoshino,。
1979）

泥質片麻岩とその部分溶融の産物である優白色花崗岩質岩の鉱物組合せと組織観察より，昇温期変成作用は，次の二つの脱水溶融反応曲線を越えて温度が上昇したと推定される（浜田ほか，1996）。

白雲母 + 石英 + 斜長石→珪線石 + カリ長石 + メルト（1）
黒雲母 + 珪線石 + 石英 + 斜長石→ざくろ石+ カリ長石 + メルト（2）

この反応はざくろ石－黒雲母地質温度計（Ganguly and

Saxena, 1984）により 3 kb で 750 ～ 754℃を示す。また，

反応曲線の配置より昇温期変成作用の変成圧力は 4 kb 以上となる。さらに，隠岐の泥質片麻岩中には斜方輝石が形成されていないことから，
黒雲母 + 石英 → 斜方輝石 + メルト（3）の反応が起こる温度（820℃；Peterson and Newton, 1989）には達していないといえる。したがって，隠岐変成岩のピーク変成温度は 750℃から 820℃となる。

泥質片麻岩中の砕屑性ジルコンの SIMS 及び SHRIMPに よ る U-Pb 年 代 は 24 億 年 か ら 17 億 年 に 集 中 す る（Tsunogae, 1995; Tsutsumi。これらのジル2006）

コンは泥質片麻岩の原岩堆積物の後背地の原生代地殻中の酸性火成岩に由来する。さらに，砕屑性ジルコンのCHIME 年代は 30 ～ 3. 5 億年の範囲に広がる（Suzuki and。このことより隠岐片麻岩の原岩の堆積年
Adachi, 1994）

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metamorphic rocks, the Oki Island, Southwest Japan. Geochem. Jour.,Vol.28, pp.333-339.

代は 3. 5 億年前以降と考えらる。

隠岐変成岩の変成年代については，CHIME 法によるモナズ石の年代がおよそ 2. 5 億年前（Suzuki and Adachi,，ジルコンの SHRIMP 年代として 236±3 Ma が報
1994）

告されていることから 2. 4 ～ 2. 5 億年前と考えられる。隠
岐変成岩の冷却年代については，角閃岩中のホルンブレ

3. 9. 2 蓮華帯・周防帯
蓮華帯と周防帯はいずれも藍閃石片岩（青色片岩）によって特徴づけられる高圧低温型の結晶片岩類からなる。
両帯は，かつては“三郡変成帯”として一括されていた

ンド及び片麻状花崗岩中の白雲母の Ar/ Ar 年代がそれが，両帯の変成年代が，それぞれ 330 ‒ 280 Ma（約 3 億

よそ 500 ℃と 375 ～ 400 ℃の冷却年代を示す（Dallmeyer

Nishimura（1998）により二帯に区分された。

40

39

ぞれ 199 ～ 192 Ma と 168 ～ 167 Ma であり，これらはお。さらに，およそ 350℃の冷却年代を
and Takasu, 1998）

示す Rb-Sr 黒雲母年代が 161±2 Ma である（Yamashita
いい び。また，飯美地域の片麻状花崗岩中のand Yanagi, 1994）

226年前）と 230 ‒ 160 Ma（約 2 億年前）と異なることにより，わか さ

蓮華帯は山陰地域においては鳥取県の若桜地域にそのごう

主要な分布がある。周防帯は若桜地域，島根県浜田－江
つみ すみ

津 地域，益田－三 隅 地域のほか，島根県の津和野地域，

3

た

り

こう ふ

ね う

鳥取県の多里地域，江府－根雨地域にもその分布が知られている（たとえば橋本，1972；福富ほか，1989；寺岡ほか，1996）。

斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造

して，白雲母，緑泥石，曹長石，パンペリー石，縁れん石，クロス閃石が出現し，パンペリー石－アクチノ閃石
相から藍閃石片岩相までの変成条件を示すと考えられるが，変成分帯できるような系統的な分布はみられない（西⑴ 鳥取県若桜地域

村，1985）。また，この地域にはローソン石（西村・岡本，

し たに

若桜地域に分布する結晶片岩は北部に志谷層，美濃－，エジリン及びエジリン・オー
1976；渡辺ほか，1984）

丹波帯に対比される角谷層をはさんで南部に八東層が分ジャイトが産出するほか，パンペリー石とナトリウム角閃

つの たに

はつ とう

布する（上村ほか，1979）。柴田・西村（1989），西村・柴田（1989）及び Nishimura（1998）は志谷層を蓮華帯，八石が共存することもこの地域の特徴である。
三隅－都茂地域は益田－横田地域の東方に位置し，都のと茂南方の能登付近からから北へのび，三隅を経て日本海

東層を周防帯に対比した。
志谷層の結晶片岩は志谷を中心に北西－南東方向に約9 km にわたって分布し，その北東側には蛇紋岩がスラス

トで接して分布する（上村ほか，1979）。結晶片岩類はに達する地域である。益田－横田地域との間には，ジュ
かの あし

ラ系の鹿足層群が分布する。本地域の周防変成岩のみかけの積算層厚は 6, 000 m をこえる。結晶片岩層はいずれ

泥質片岩と塩基性片岩を主体とし，少量の珪質片岩を伴も全体として東－西ないし東北東－西南西の走向をもち，う。泥質片岩のうち蛇紋岩との境界に近い結晶片岩分布

北傾斜で分布しているが，局所的には背斜・向斜構造をの北東側に分布するものにはざくろ石が含まれる（山口，

繰り返している。泥質片岩と砂質片岩を主とし，そのほか。塩基性片岩の鉱物組み合わせはパンペリー石－
1990）に珪質片岩，石灰質片岩及び塩基性片岩を伴う。この地

アクチノ閃石相から藍閃石片岩相を示す。一部の藍閃石域の石灰質片岩が都茂鉱山の鉱床を胚胎している。北部

片岩にはパンペリー石－ローソン石－藍閃石の鉱物組みの三隅付近では砂質片岩を主体とし，泥質片岩及び砂泥合わせを示すものがある。蛇紋岩は変斑れい岩，角閃岩，互層片岩を伴う。この地域の泥質片岩にはスランプ礫岩

曹長岩をブロック状に取り込むほか，角谷で転石としてやオリストストロームを原岩とすると考えられるものがあ発見されたひすい輝石岩もこの蛇紋岩中のブロックに由る（東元，1991；Oho and Hirayama, 1991）。これらの周来すると考えられる。

防変成岩は，各所で後期白亜紀と古第三紀の酸性深成岩

ち若桜地域の周防変成岩である八東層の分布の南方には，ずの貫入によって接触変成作用をうけている。本地域西部
ま さご

智 頭 層及び大原層とよばれる弱変成結晶片岩類が分布に露出する真砂花崗岩は，東西約 6 km，南北約 5 km のし，これらはいずれも周防帯に属する。これらの周防変成岩体で，その接触変成作用により，都茂鉱山周辺地域の岩は主に泥質片岩と塩基性片岩からなり，そのほかに少周防変成岩はホルンフェルス化し，泥質片岩中に黒雲母

量の珪質片岩を伴う。智頭層は広く白亜紀－古第三紀のが形成されている。

花崗岩類等による接触変成作用を受け，広域変成作用に本地域の周防変成岩は，全体として南から北に向かっ

よる変成鉱物の情報に乏しい。八東層と大原層の多くはて変成度が低下していると考えられる。塩基性片岩の変パンペリー石－アクチノ閃石相に属するが，一部にナトリ

成鉱物として，白雲母，緑泥石，曹長石，緑泥石，パンウム角閃石やローソン石の存在が報告されている（村山ほか，1963；早坂，1987；橋本，1972）。

ペリー石，ナトリウム角閃石，アクチノ閃石が認められ（岡村ほか，1975），パンペリー石－アクチノ閃石相から藍閃石片岩相または緑色片岩相の変成条件を示す。

⑵ 島根県益田－三隅地域

み すみ

つ

も

本地域では周防変成岩は益田－横田地域と三隅－都茂

地域に分布が分かれている。
（通商産業省，1970，1971，。
1972；岡村ほか，1975）

益田－横田地域の周防変成岩は，益田から横田付近にかけて東西約 7 km・南北約 7 km の地域に分布する。層面片理の走向は北東－南西方向で，傾斜は一般に北西へである。みかけの下位には珪質片岩が多く，上位
30 ‒ 40°⑶ 島根県浜田－江津地域

み また

は づみ

本地域の周防変成岩は浜田－美 又 地域と江津－波 積

みなみ南 地域に分かれて分布している。新編島根県地質図編集

委員会編（1997）によるこの地域の地質図が公表されている。

浜田－美又地域の周防変成岩は，東西約 15 km，南北

約 12 km にわたって分布する。変成岩の片理面の走向は

は砂質－泥質片岩に富む。塩基性片岩は一部を除きレン東西性を示し，傾斜は北へ 20 ～ 30°が一般的である。美ズ状の分布を示し，走向方向への連続性に乏しい。また，

又を中心とした東部地域は相対的にみかけ下位の岩層がまれに小規模な石灰質片岩のレンズ状岩体を伴う。

分布し，宇野を中心とする西部地域にみかけ上位の岩層

泥質及び砂質片岩の変成鉱物組合せは，白雲母－緑が分布する。岩層は下位から上位へ，泥質片岩，珪質－泥石－曹長石－石英±方解石±スティルプノメレーン±

泥質片岩，珪質片岩，泥質片岩，珪質片岩が分布する

炭質物を示す（西村，1985）。塩基性片岩の変成鉱物と（岡村・岡屋，1975a）。美又東方の塩基性片岩は比較的粗
227

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

粒塊状であり，原岩は輝緑岩質の可能性がある。この塩えられる。南部の塩基性片岩にはさまれる泥質片岩の薄基性片岩は単斜輝石の残留結晶を多く含む。一方，西方層中から，ペルム紀中－新世の放散虫化石を産する（竹下の薄層は淡緑色で層理面が明瞭であり，砕屑岩起源と考ほか，1987）。構造は一般に走向東北東－西南西で，ゆるえられる。泥質片岩には礫質または偽礫質の部分があり，

い傾斜で向斜と背斜をくり返すが（竹下ほか，1987），全チャートや砂岩の引きのばされた礫を含むことがある。本体として南へ傾斜していると考えられる。変塩基性岩は地域の周防変成岩は，花崗岩または閃緑岩による接触変波積南層とは断層で境されていると考えられている。岩成作用を広範にうけている。とくに，北東部に貫入する相は緑色ホルンブレンドを主体とし，片状から塊状を呈閃緑岩による接触変成帯は，幅数 100 m に及ぶ。泥質片し，玄武岩－ドレライト，斑れい岩，輝緑岩，閃緑岩，超岩の変成鉱物として緑泥石，白雲母，石英，曹長石，ス

塩基性岩及び圧砕花崗岩質の部分もある。本岩は岩相分

塩基性片岩は緑泥石，緑れん石，アクチノ閃石，曹長石する見解もある（岡村・岡屋，1975b；小林，1979；新編

ティルプノメレーンが認められる（岡村・岡屋，1975a）。
からなる。武田・中村（1987）によると，美又付近の見か
け上位の塩基性片岩には曹長石斑状変晶（点紋）が，また産出頻度は低いが全般に泥質片岩中にざくろ石が存在する。したがって，本地域の周防変成岩の一部にはざくろ
石帯の変成作用をうけたものが存在する。

なか つ

ち

江津－波積南地域の周防変成岩は，中都治－波積南－
ち がね

長良－大掛－千金にかけての東西約 12 km，南北約 6 kmの地域に分布する。小林（1979）は本地域の変成岩を，布や構造から，周防帯に伴われるオフィオライト様岩と島根県地質図編集委員会編，1997）と，夜久野オフィオ

ライトの一岩体とみなす見解がある（脇坂，1985；鹿野ほか，2001）。

波積南層の塩基性片岩は緑れん石と藍閃石を含み（写真 3. 3. 9），変成条件は藍閃石片岩相（青色片岩相）を主とする（橋本，1972；小林，1979）。波積南の北西に分布する蛇紋岩体内部または近傍に産出する塩基性片岩は，バ
ロア閃石やざくろ石を含んだり，曹長石斑状変晶を伴うこ

北東部に分布する波積南層，南西部に分布する田ノ原川層，及びこの両層の中間と北西方に分布する変塩基性岩に区分した。波積南層はおもに泥質片岩からなり，そのほかに塩基性片岩（青色片岩を含む；写真 3. 3. 8），珪質片岩及び砂質片岩をはさむ。また，小規模な蛇紋岩体も産出する。結晶片岩の片理面は西北西－東南東方向の走向で，傾斜は 20 ～ 70°
南が卓越するが，岩相分布などか

ら波積南の北西では，西に 40°程度プランジする軸をもつ
背斜・向斜構造が考えられている（千貫，1985）。田ノ原
ごう

川層は江の川流域から大掛にかけて広く分布し，低変成度の塩基性片岩からなり，そのほかに泥質片岩及び珪質片岩の薄層をはさむ。塩基性片岩には細粒のものと粗粒のものとがあり，粗粒のものは斑れい岩を原岩とすると考写真 3. 3. 8 波積南層の青色片岩（緑れん石藍閃石片岩）の露頭（波積町南）写真 3. 3. 9 青色片岩の偏光顕微鏡写真（写真の横幅約 4 mm，
上−オープンニコル，下−クロスニコル）

緑泥石と白色雲母（フェンジャイト）が定向配列し，顕著な片理面が発達している。

藍閃石の青～紫の多色性が顕著。その他に，片理を構成する緑泥
石，粒状の緑れん石が認められる。

228

3

とにより，蛇紋岩と離れて分布する変成岩に比べて変成度が高いと考えられる。
砂質及び泥質片岩の主要変成鉱物は曹長石，緑泥岩，
白雲母であるが，緑れん石，ざくろ石を含むことがある。
中向井の蛇紋岩体の西側には，曹長石は斑状変晶をなし，その包有物として緑れん石と藍閃石が出現するものがある。また，緑泥石－白雲母－ローソン石－緑れん石－チタ
ン石－炭質物のローソン石を含む組合せが四熊東方に分布する泥質片岩中の白雲母に富んだ薄層から報告されている（Watanabe。また，波1983；渡辺ほか，1984）

積南層は泥質片岩中に比較的変成度の高いバロア閃石や藍閃石を含む塩基性片岩や曹長石斑状変晶を含む結晶片岩がブロック状に存在することから，蛇紋岩体の上昇に伴って形成された構造性メランジュ帯と考えられている（渡辺，1985）。

田ノ原川層の塩基性片岩の変成鉱物組合せは，パンペ
リー石－アクチノ閃石相の高温部から緑色片岩相を示す。
泥質片岩中の鉱物組合せは，緑泥石－白雲母－石英－曹長石－炭質物±クリノゾイサイト±スティルプノメレーンである（小林，1979）。

変塩基性岩は各所で後期白亜紀～古第三紀の深成岩類による接触変成作用をうけているため，広域変成作用
による変成鉱物の識別がむずかしい場合がある。小林いちむら（1979）は市村西方の江の川沿いにおいて，変塩基性岩中にホルンブレンド，単斜輝石，斜長石，緑れん石，ざくろ
石などのカルシウムに富む鉱物からなるロディンジャイト
質の鉱物組合せの岩石を報告した。これは石灰質岩の接触変成作用による一種のスカルンである。変斑れい岩にはアクチノ閃石－緑泥石－緑れん石－チタン石－白雲母－曹長石－ぶどう石－パンペリー石が，変輝緑岩にはアク

斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造：Geotectonic subdivision and areal extent of the
Nishimura, Y.（1998）
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岡村義彦・西村祐二郎・長谷 晃・添田 晶・沖村雄二・広渡文利・木村慶信・赤塚政美・井上多津男・安居院弘輔・大谷顕一・弧島章一郎（1975）：島根県益田地域の三郡変成岩類．山口大学教育学部研究論叢，
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脇坂安彦（1985）：三郡変成岩類，江津地域，変塩基性岩．島根県地質図説
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研究報告，No.9, pp.9-36.

チノ閃石－緑泥石－緑れん石－チタン石－曹長石の組み合わせが認められ，ぶどう石－パンペリー石相からパンペ
リー石－アクチノ閃石相の周防変成作用を受けている。
【高須 晃】

3. 10 第四紀デイサイト火山と山体崩壊
3. 10. 1 はじめに

引用文献
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西村祐二郎（1985）：三郡変成岩類，益田－横田地域．島根県地質図説明書
編集委員会編：島根県の地質，pp.33-35.

自然災害の中でもとりわけ地震災害と火山災害は甚大
な人的・物的被害を及ぼす。地震災害で亡くなった人は

20 世紀だけでも 100 万人に及ぶとされる。21 世紀に入ってからも，スマトラ島沖，四川省，東日本などの大地震
で，すでに 40 万人以上の方が亡くなっている。一方，火山災害の場合，その直接的な被害にあう可能性のある地
域に住む人々は世界に 5 億人もいると言われている。20

世紀だけをみても 1902 年の西インド諸島マルチニク島プレー火山の火砕流によって 29, 000 人が亡くなり，1985 年の南米コロンビアのネバドデルルイス火山の火山泥流によって 23, 000 人もの命が奪われた。火山災害は火砕流，
溶岩流，火山泥流，降灰，山体崩壊，津波など直接的な被害が甚大であり，さらに火山灰やエアロゾルによる長期
229

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

にわたる全地球規模での環境への影響も深刻である。
火山体は常に山体崩壊や斜面災害の危険性をはらんでいる。特に，日本列島に多い粘性の高い安山岩，デイサ
イトの火山体は山体崩壊・斜面崩壊のリスクがもっとも高い。火山体の崩壊には火山活動となんらかの関係を持つ
ものと，火山活動が終了した後に，恒常的に起るものとがある（宇井，1988a など）。

やがて山体が膨張しはじめた。ついに 5 月 18 日に至り，火山体内部で発生した M5. 1 の地震をトリガーとして，山体が馬蹄形に大規模に崩壊した。崩壊物は岩屑なだれとなり，さらに河川に沿って時速約 170 km の速度で流下し，山頂から 28 km 離れたところまで達した。崩壊物の総体積は 2. 8 km3 で，2 × 3 km，深さ 1, 000 m の馬蹄形のカルデラが生じた。山体崩壊後，大規模なプリニー式

山陰地域中部の島根県東部から鳥取県西部にかけて第噴火が起り，噴煙柱は上空 20 ～ 25 km の成層圏まで達し

四紀デイサイト火山の大江高山火山群，三瓶山，大山がた。セントヘレンズ火山における大規模な山体崩壊はデ分布する（図 3. 3. 17）。三瓶山は活火山に認定されている

イサイトマグマの上昇，群発地震，水蒸気爆発，円弧す

ものの，C ランクであり（気象庁，2005），差し迫って噴火が起る危険性はないが，3, 500 年前には大規模な山体崩壊があり，岩屑なだれが発生した。大江高山火山群や大山べりなどが絡み合って起ったものである。

日本における大規模な火山体崩壊の例としては，1792

年雲仙眉山（前山）と 1888 年会津磐梯山の崩壊がある。

では急峻で，不安定な山体のため，日常的に斜面崩壊が1792 年（寛政 4 年）眉山の崩壊は「島原大変，肥後迷惑」

起っている。

として言い伝えられたが，広辞苑によれば「大変」とは

本稿ではまず世界と日本における歴史的な火山体崩壊「非常に凶変」を意味し，「迷惑」は「当惑すること」とあの例をまとめる。次に山陰地域中部の第四紀デイサイト火る。すなわち「島原は山体崩壊で大変な凶変にみまわれた山について，三瓶山における噴火に伴われる山体崩壊をが，有明海を挟んだ対岸の熊本では関係がないと思われ述べ，最後に大山と大江高山火山群における噴火活動終ていたのに，対岸の火事ならぬ山体崩壊によって大津波

了後の斜面崩壊を紹介する。

に襲われ，えらく迷惑した」ということである。眉山崩壊

3. 10. 2 世界と日本の火山体崩壊の例

波の犠牲者であったという。この江戸時代の大災害に関でおよそ 15, 000 人が亡くなったが，その 1 万人以上が津1883 年，インドネシア，スンダ海峡にあるクラカトア

しては古文書も含め，多くの記録が残っており，著書も多発生した。死者総数は 36, 380 人に及び，それらの 90％に平成に噴火した雲仙普賢岳と 1792 年に大崩壊した眉山が大噴火して山体が消失し，高さ 30 m にも及ぶ大津波がが津波，他は火砕流と降灰によるとされた（下鶴，1995）。
セントヘレンズ火山はアメリカ合衆国ワシントン州，ハイカスケード火山帯にあるデイサイト成層火山で，1980 年に大規模な山体崩壊が起り，標高が 2, 950 m から 2, 550 mに減少した。セントヘレンズ火山における地変は Lipman

and Mullineaux.（1981）によって論文集としてまとめられ，日本語では宇井（1995）によって解説されている。
地変は 1980 年 3 月 20 日の M4 の地震から始まり，その後，群発地震が続き，3 月 27 日には水蒸気爆発が起こり，い（伊藤，1977；村山，1975，1992 など）。写真 3. 3. 10の写真を示した。

伊藤（1977）によれば，島原眉山崩壊に至る過程は次のような推移を辿った。地変は 1791 年 11 月 3 日（新暦）の群発地震から始まり，その後，有感地震が頻繁に起った。年が明けた頃，地震は次第に収まっていったが，かわりに山が鳴動しだした。2 月 10 日，大きな地震が起り，それとともに普賢岳の噴火がはじまった。噴火が起ったのは眉山ではなく，その背後，西に 4 km ほど離れたところであった。噴火は一時激しかったが，4 月半ば過ぎ鎮静化

図 3. 3. 17 山陰地域中部における大山，三瓶山，大江高山火山群のデイサイト溶岩の位置図
地質調査所（1978），新編島根県地質図編集委員会（1996）に基づき作成。
230

3

斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造

写真 3. 3. 10 東側からみた雲仙普賢岳（左）と眉山（右）しつつあった。しかし，4 月 21 日から震度が 5 ないし 6の群発地震が活発化していった。地下水に異変がみられ，水量が増すところと，逆に水が枯れるところがでてきた。5月に至り，噴火や地震活動もようやく小康状態となり，地変の終わりが予想されたが，実はそれまでの地変は眉山

大崩壊の前奏にすぎなかった。1792 年 5 月 21 日，島原を中心に大きな地震が 2 回あり，地震とともに鳴動が聞こえてきた。大崩壊は真夜中に起こったので，観察記録は庁や九大理学部島原火山観測所の観察（伊藤，1977）で，また平成噴火でも確認されており（鍵山・清水，2000），
寛政年間の眉山崩壊に至る地変と共通している。平成噴
火では火砕流による人的な被害が問題となったが，火砕流とともに水無川で頻繁に起こる土石流による物的被害も甚大であった（砂防学会編，1993）（写真 3. 3. 11）。デイ
サイト火山は山腹斜面が急峻で，さらにその上に不安定な火山性砕屑物がたまるので，大雨とともにそれらが流出乏しい。山腹斜面の菜種小屋にいた男が失神している間するのである。現在，水無川には火砕流堆積物はほとんに海まで押し出されたという話が伝わっている。眉山の東

ど残っておらず，土石流堆積物によって埋め立てられて側に広がる扇状地状の地形は崩落物で埋められたもので，いる。

また，島原市の有明海に点在する九十九島は流れ山である。莫大な崩落物が有明海に押し出したことで，最大波

高 10 m に及ぶ大津波が発生し，対岸の肥後や天草諸島に甚大な被害を及ぼした。大崩壊を境に地震活動も火山活動も弱まっていき，やがて終息した。伊藤（1977）は地変の推移を地下の断面図で表現した。山体崩壊の原因究明にあたったのは片山（1974）や太田（1969，1973）で1888 年（明治 21 年）会津磐梯山の崩壊も特筆すべき地変である。磐梯山は東西約 7 km，南北約 10 km で，標高 1, 819 m の大磐梯山を含む 4 つのピークをもつ成層火山であった。1888 年に崩壊したのは小磐梯山と呼ばれる山で，崩壊前は大磐梯山とほぼ同じかやや低かったが，高さ 670 m，長さが 1, 800 m 近くに及ぶ山体が崩落したとされる（Sekiya and Kikuchi, 1889）。磐梯山 1888 年噴あった。

火の推移は北原（1998）に詳しく述べられている。馬蹄因について以下のようにまとめている。半年かけて，火2, 200 m あり，爆発によって消失した山塊は 1, 213 km3伊藤（1977）や村山（1992）は眉山崩壊の推移とその要

山性群発地震，雲仙岳の噴火，地下水・温泉の異常（水位上昇，増量と枯渇），眉山付近での地震，眉山崩壊と推形の崩壊地形の規模は爆発直後には東西 2, 466 m，南北と見積もられている（関谷・菊池，1888）。岩屑流堆積物の分布面積は 3. 5 km2，総体積は 1. 5 km3 と見積もられて移した。要因に関しては地震による山崩れや高速地すべいる（下鶴，1988）。総合的研究成果は岩屑流発生場に関（1974）説が妥当とした。すなわち，地震や火山活動の役れている。

り説や火山爆発があったが，太田（1969，1973）と片山
割とともに，地下水・熱水の重要性や地変が島原半島西端から始まり，浅くなりながら東に移動してきたことに着目した。太田（1973）は震源分布などからマグマ溜まりを

島原半島の西，橘湾の地下 10 km あたりに想定し，そのする研究分科会編（1995）によって論文集としてまとめら
磐梯山崩壊の前兆現象としては，雲仙眉山やセントヘ

レンズ火山と異なり，わずか 1 週間ほど前から鳴動や軽微な地震があったにすぎなかったという。鳴動と強い地震があり，その直後に山体が大崩壊し，大規模な岩屑流マグマからの発散物が地下水と混ざり，西から東へと浅が発生した（下鶴，1988）。崩壊に伴い噴煙があがり，火くなりながら移動し，ついには眉山に達し，地震で亀裂が山砕屑物が放出されたが，それらはマグマ由来のもので入った円弧状のすべり面に浸透して，大崩壊を引き起こはなく，山体を構成していた岩石であった。崩壊を引きしたとした。眉山崩壊に伴って大量の地下水が吹き出し起こした直接の要因は水蒸気爆発であった。小磐梯山をたことは古文書に記録されている。群発地震の震源が島
原半島の西から東へと浅くなりながら移動することは気象構成していたのは安山岩であるが（三村，1988），崩壊の直後に噴出した軽石の組成は SiO2 が 60 ～ 64 重量％の酸
231

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

写真 3. 3. 11 水無川沿いの土石流被害
島原市深江町，土石流被災家屋保存公園。

性安山岩ないしデイサイトである（三村・中村，1995）。このようなマグマタイプはセントヘレンズ火山や雲仙火山，
後に述べる山陰の第四紀デイサイト火山と同じである。
3. 10. 3 三
 瓶山における 3, 500 年前の山体崩壊，岩屑流，
火砕流，土石流

三瓶山は島根県中部に位置し，約 4 km × 5 km のカル
デラ内に，室ノ内の凹地の周囲に分布する日影山，男三瓶，女三瓶，子三瓶，孫三瓶の溶岩円頂丘と太平山の火砕丘の山体からなる。噴火活動は約 10 万年前から少なく

図 3. 3. 18 三瓶山におけるデイサイト溶岩と 4, 000 年前以降の火山砕屑物の分布
服部ほか（1983），中村（2000），福岡ほか（2002），福岡（2009）を，参考に作成。地形図は国土地理院発行 1：50,000 地形図「三瓶山」「石見大田」を使用。

より北方の堆積物は長者原火砕流（松井・井上，1971）ととも 3, 500 年前まで断続的にあった。火山噴出物の層序されていたものである。

る。ジルコン FT 年代はⅠ期が 100±20 ka，Ⅱ期は 70 kaに，古地磁気学的手法を用いて立石岩屑なだれの発生原

14 ka，Ⅱ期が 72±13 ka，Ⅲ期が 49±10 ka の値が報告

れらの内容を紹介する。

は福岡・松井（2002，2004）によって 8 期に分けられていである（木村ほか，1999）。TL 年代としてⅠ期が 110±されている（下岡ほか，2009）。日影山デイサイトのジルコ
ン FT 年代は 36±7 ka である（檀原，私信）。Ⅰ期とⅡ期

樫根ほか（2001）や沢田ほか（2002）は野外観察ととも因を推察した。以下，福岡・松井（2002）とあわせて，そ⑴ 男三瓶の岩石，古地磁気方位，及び年代は流紋岩質であるが，Ⅲ期以降はデイサイト質である。こ火山体における変形，岩屑流に伴う巨大岩塊や流れ山

こで紹介する山体崩壊や立石岩屑なだれはⅦ期の火山活の運動様式，岩塊・岩片の定置温度履歴，火砕流の判定動であり，同期には大規模な太平山火砕流の噴火が起っなどを知る上で古地磁気学的手法は有効である。以下にている（福岡・松井，2002）。火砕物中の木片を用いた

多数の C 年代が報告されている（福岡・松井，2004）。
14

報告する三瓶山，大山，大江高山火山群において実施した古地磁気学的研究方法は以下の通りである。1 サイト

ここで報告する立石岩屑なだれ堆積物の年代は 3, 750±から 3 ～ 10 個の試料を定方位で採取し，それらを直径と3, 450±150 BP である。太平山火砕流堆積物の年代は

島根大学総合理工学部地球資源環境学科設置のスピナー

30 BP，3, 600±75 BP，3, 530±100 BP，3, 316±40 BP

た。段階熱消磁実験はまず室温で試料の自然残留磁化を

40 BP，3, 660±35 BP，3, 550±50 BP，3, 500±60 BP，3, 790±35 BP，3, 710±130 BP，3, 690±40 BP，3, 680±である。
山体崩壊物である立石岩屑なだれ堆積物は男三瓶溶

高さ，それぞれ 1 インチの円筒形の測定用試料に成型し，磁力計（夏原技研製，SMM-88）により残留磁化を測定し測定し，以後，100℃から 500℃までは 50℃刻みで，500℃

以上では 30℃刻みで 680℃まで熱消磁と測定を繰り返し

岩円頂丘（標高 1, 126 m）の北方の裾野から北の立石へ，た。680 ℃までに磁化強度が全体の 5 ％以下になったもさらに西の下多根や小豆原まで分布する（福岡・松井，のはそこで消磁実験を打ち切った。得られたデータからする堆積物は服部ほか（1983）によって北の原溶岩，それ

1980）によって取り出した。測定結果の は試料数， は（図 3. 3. 18）。男三瓶北方の三瓶自然館周辺に分布
2002）

232

磁化成分をカーシュビンクの主成分分析法（Kirschvink,37°西へ補正後の偏角， は伏角， は精密度パラメータ，
α95 は 95％の信頼限界である。

斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造

及びデイサイトの砕屑物や砂ないしシルトが混在した基質からなる。堆積物中には土壌や木片が含まれることが

古地磁気学的に立石岩屑なだれ堆積物を検討する際にある。男三瓶に近い北の原周辺ではデイサイト岩塊が卓問題となるのは，その給源と考えられる男三瓶の構成岩

越し，中には冷却クラックをもつものもある。北の原周辺

石と古地磁気方位である。男三瓶を構成する岩石は塊状

では基質は少ないが，そこから北へ離れる（下流域に向かの斑状デイサイトで，斑晶として斜長石，石英，単斜輝う）につれて基質が卓越するようになる。

石，普通角閃石，黒雲母，磁鉄鉱，アパタイトを含み，

地点 E あたりの堆積物中には冷却クラックを持つデイ

石基はガラス，斜長石，石英，単斜輝石（±），斜方輝石

サイト岩塊が含まれる。北の原付近の本堆積物の上部は（±），黒雲母（±），磁鉄鉱，アパタイト（±），ジルコン

高温酸化を受け，赤色化している。これらのことは地点 E±0. 23 ％（29 試料の平均）（松元，1994），66. 0 ～ 66. 4%

している。分布域全域にわたってジグソークラックを持つ（±）からなる。全岩化学組成は SiO2（重量％）が 65. 50（ 麻 原，2000MS）で あ る。 福 江（1999MS），沢 田 ほ か（1999）は男三瓶，女三瓶，子三瓶，孫三瓶の溶岩ドーム
について古地磁気測定を行った。男三瓶の試料採取地点のうち，傾動しているとは考えにくい露頭条件の良い室の内の底に近い斜面にある大露頭の 3 サイトから採取したまでは堆積物が定置した時点で高温であったことを意味
デイサイトや基盤由来花崗岩岩塊が含まれ，シルト，砕屑岩脈，温泉変質部などもみられる。これらは岩屑流を特徴づけるものである（Ui, 1983; Ui, 1986；宇井，。
1988b；Siebert, 1984；宝田，1991；三村・遠藤，1997）

試料総数 19 個の方位［ = 12. 2°， = 53. 0°， = 175. 4，
α95 = 2. 5°］をもって，男三瓶の古地磁気方位とした。この偏角と伏角の値を兵頭・峯本（1996）によって報告された地磁気永年変化曲線上で重なる時期と溶岩円頂丘形成
前後の火山砕屑物中の炭質物の 14C 年代，男三瓶と火砕物中の岩石の類似性，及び Stuiver and Becker（1993）による 14C 年代と実年代との関係から考えて，男三瓶の形
成年代を 3, 700 ～ 3, 800 年前（14C 年代は 3, 530±100 年前）とした。
⑵ 立石岩屑なだれ堆積物
立石岩屑なだれ堆積物の特徴と分布

立石岩屑なだれ堆積物は福岡・松井（2002）によって提案され，その堆積物の特徴や分布は福岡ほか（2002）
によって報告されている。分布域は図 3. 3. 18 に示した。
彼らの報告によると堆積物の特徴や分布は以下のとおりである。
分布

写真 3. 3. 12 男三瓶北方，図 3. 3. 18 の A 地点における地表から – 35 〜 – 50 m の掘削コア試料
岩石はデイサイトであるが，いずれも著しく破砕されている。

男三瓶の北方，北の原から立石にかけて約 2. 4 km と，立石から北東方向へ約 1. 7 km，及び西ないし西北西方向へ約 2. 7 km の広がりをもつ（図 3. 3. 18）。松井・井上（1971）の長者原火砕流堆積物，服部ほか（1983）の多根火砕流堆積物，林・三浦（1987）の三瓶多根火砕流堆

積物は立石岩屑なだれ堆積物の岩塊の卓越部分あるいは同堆積物に取り込まれた岩塊であると推定された。なお，
小豆原埋没林にもこの立石岩屑なだれが及んでいる。山口，多根では，立石岩屑なだれ堆積物の上位に火砕流堆積物がみられるが，これは太平山火砕流堆積物に対比されている。
特徴
淘汰の悪い巨礫を含むデイサイトと基盤花崗岩の岩塊・岩片，変形したシルトや成層した火山灰層などの包有物，

写真 3. 3. 13 図 3. 3. 18 の B 地点における露頭写真
233

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件⑴ A は男三瓶の頂上 1, 126 m から北へ約 800 m 下った台地状のくびれ地形（標高 730 m）上の地点（写真 3.
3. 20）で，ここで深さ 50 m の掘削が行われた。地表から ‒ 12. 4 m までは泥，灰色や赤褐色の砂や礫からなる。

‒ 12. 4 m から ‒ 26 m までは灰色や赤褐色の破砕した岩片とデイサイトの破砕物の基質からなる。‒ 26 m から ‒ 50 mまでは基質の部分は少なく，赤褐色，一部灰色の角礫状に破砕されたデイサイトである（写真 3. 3. 12）。

⑵ B と C は 男 三 瓶 北 方 1. 5 km 地 点 で ある。この 地点の堆積物は淘汰が悪く，灰色ないし青灰色をした数

10 cm（最大粒径 100 cm）のデイサイト岩片からなる岩

片支持の堆積物からなる（写真 3. 3. 13，写真 3. 3. 14，写真 3. 3. 15）。岩片には冷却クラックやジグソークラックが
写真 3. 3. 14 写真 3. 3. 13 の上方に見られる火山灰層発達したものも確認できる。基質は淘汰が悪く，中粒～
細粒の灰色をしたデイサイトの破砕物からなる。地点 C

では堆積物の上部に層厚 20 cm で逆級化を示す赤色化した層があり，赤褐色の岩片のほかに灰色～青灰色の岩片も含まれる（写真 3. 3. 14）。

⑶ D，E，F は 地 点 B か ら 北 方 へ そ れ ぞ れ 640 m，。堆積物は880 m，1, 050 m 離れた地点である（図 3. 3. 18）

淘汰が悪く，岩片は亜角礫～亜円礫，D，E では最大粒径 70 cm，平均粒径 10 ‒ 15 cm，F では最大粒径 200 cm，

平均粒径 20 cm の赤褐色や灰色のデイサイトである（写真 3. 3. 16）。基質は細粒～粗粒のデイサイトの砕屑物である。F では D，E に比べ，岩片に対し基質の占める割合が多くなり，基質支持となる（写真 3. 3. 17）。F では堆積物中のデイサイト岩片は，下部では灰色～青灰色のもの

写真 3. 3. 15 図 3. 3. 18 の C 地点の露頭写真

が主で，赤褐色のものはほとんど含まれないが，上部では赤褐色岩片も多くみられる。岩塊は未発泡で，冷却クラックやジグソークラックが発達したものも確認できる。

⑷ G，H，I は B から北方へ 2. 0 km 離れた立石の東西方向の低地部である（図 3. 3. 18）。いずれの地点でも淘汰の悪い基質支持の堆積物である（写真 3. 3. 18 ～ 19）。岩

片は G，H ではデイサイトであるが，I では基盤由来の花

崗岩も含まれる。基質はデイサイト由来の砕屑物のほか，
細粒火山灰，砂～シルトも含まれる。地点 G では厚さ3 cm の細粒火山灰の薄層を含む。火山灰層より下位では最大粒径 65 cm，平均粒径 10 ‒ 15 cm，上位では最大粒径 15 cm，平均粒径 4 cm である。岩片の粒径は H では

最大 60 cm，平均 10 ‒ 20 cm，I では最大 50 cm である。

写真 3. 3. 16 図 3. 3. 18 の D 地点の露頭写真

地点 G では厚さ数 10 cm，長さ約 300 cm の引き延ばされたシルトが観察される（写真 3. 3. 18）。
以上の堆積物の特徴をまとめると，立石岩屑なだれ堆

岩塊の古地磁気方位と熱履歴の推定

積物は男三瓶から離れるにつれ，基質がほとんどない角試料採取地点の地質と岩石

礫状デイサイト溶岩様のものから，基質の量が増し，岩岩相と古地磁気方位の特徴から A，B と C，D と E，F ～ I

どなく，岩片の砕屑物で構成される。岩片には冷却クラッの地点に分けられる。

クやジグソークラックが見られ，引き延ばされたシルトの古地磁気試料採取地点（A ～ I）を図 3. 3. 18 に示した。

234

片支持から基質支持に変わる。基質には火山灰はほとん

3

斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造

石英，斜方輝石（±），単斜輝石（±），黒雲母，磁鉄鉱，
アパタイトである。赤色部では斑晶普通角閃石の多くはオパサイト化している。
残留磁化方位による堆積物の定置温度見積もり

A 地 点 の 掘 削 コ ア の デ イ サ イトは 地 表 か ら ‒ 14 ～‒ 48 m の部分で約 5 m 間隔に合計 8 試料採取した。B ～I 地点の立石岩屑なだれ堆積物中のデイサイト岩片については各サイトから 4 ～ 10 個の定方位試料を採取した。測定結果とその解釈は以下の通りである。

A 地点のデイサイトは掘削コアのため偏角は意味がな

いが，伏角をみると 1 成分で，44. 5°～ 52°の正磁極を示写真 3. 3. 17 図 3. 3. 18 の F 地点の露頭写真す（図 3. 3. 19）。消磁温度から 590℃または 650℃以上で定置したものである（図 3. 3. 19）。

B と C 地点では 1 成分のものと 2 成分のものとがある。ザ イダーベ ルト図（Zijderveld, 1967）を図 3. 3. 20，
図 3. 3. 22 に示した。高温成分をシュミットネット図に投影したものを図 3. 3. 21 に示した。デイサイト岩片の平均磁化方位は B 地点では = 5， = 15. 7°， = 47. 0°，，= 116. 4，α95 = 6. 2°で，C 地点では = 5， = 358. 0°， = 92. 7，α95 = 6. 3°
で，590℃までに消磁される= 50. 3°
ことから，この温度以上で定置したものである。

D 地点では男三瓶の古地磁気方位に近い成分が 300℃

以上（高温成分）とそれ以下（低温成分）で認められるもの，及びまったく類似しないものに区分される。D-2 は

300 ℃以上は 1 成分で，男三瓶の古地磁気方位と類似し

写真 3. 3. 18 図 3. 3. 18 の G 地点の露頭写真
写真中央部の灰色の部分は引き延ばされたシルト。

た方位を示し，590℃で消磁されることから定置温度はこの温度以上と推定される。D-3 と D-6 の低温成分（300℃以下）と D-2 の高温成分（300 ℃以上）は類似する。D-3と D-6 は低温成分（300℃以下）が類似し，当時の地磁気方位を示すため，300 ℃から次の消磁段階である 350 ℃の間で定置したと考えられる。これらの試料以外は低温・高温成分ともばらつく。すなわち D 地点では 590℃以上の高温と 300 ℃前後の中温，及び 250 ℃以下の温度で定置した様々な岩片が含まれていることになる。ザイダー
ベルト図と段階熱消磁に伴う磁化強度の変化を図 3. 3. 23に，シュミットネット図を図 3. 3. 21 に示した。

E ～ I 地点では岩片どうしで類似した方位や，男三瓶の磁化方位に類似した方位を示すものはない。すなわち，測定した岩片はすべて 250℃以下で定置したものである。

写真 3. 3. 19 図 3. 3. 18 の H 地点の露頭写真

存在，D，E 付近の流れ山地形など岩屑なだれの特徴が認められる。

⑸地点 A の掘削コア試料のデイサイトと地点 B ～ I のデイサイト岩片はいずれも類似しており，斑状で，斑晶として斜長石，石英，単斜輝石（±），斜方輝石（±），普通
角閃石，黒雲母，磁鉄鉱を含み，石基はガラス，斜長石，

しかし，E と F 地点では冷却クラックを持つ岩片が含まれることから，定置時に常温ではない岩片も含まれていたと推察される。
立石岩屑なだれ堆積物の発生原因
地質とデイサイトの段階熱消磁実験の結果は以下のようにまとめられる。

① A 地点ではデイサイトは著しく破砕されている。②

男三瓶溶岩ドームに隣接した A，B，C 地点ではデイサイト

は 590℃以上で定置した。③基質は B，C 地点では少ない
235

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

図 3. 3. 22 地点 C から採取された試料のザイダーベルト図（左）と段階熱消磁に伴う磁化強度の変化図（右）図 3. 3. 19 掘削地点 A から採取されたコア試料の伏角を示す
ザイダーベルト図（左）と段階熱消磁に伴う磁化強度の変化図（右）図 3. 3. 23 地点 D から採取された試料のザイダーベルト図と段階熱消磁に伴う磁化強度の変化図（右上）が，D，E，F 地点にかけて岩片に対し相対的に増加していく。④ D 地点では岩片の一部に 590℃以上の高温で定置したことを示すものがある。⑤ E，F 地点ではデイサイト
岩片が 300℃以上で定置したという古地磁気学的な証拠はないが，堆積物中に冷却クラックの発達したデイサイト
岩片が見られることから，定置時に熱い岩片は存在して

図 3. 3. 20 地点 B から採取された試料のザイダーベルト図
白丸は伏角を表わし，黒丸は偏角を表わす。NRM は常温での自然残留磁化の方位。

いたと推定される。⑥ G ～ I では高温で定置したことを示
すものはない。

立石岩屑なだれ堆積物は男三瓶に向かって高温となっていくことから給源は男三瓶ないしはその北方と考えてよい。A，B，C の高温分布域は服部ほか（1983）の北の原

溶岩流の分布域であり，定置温度が高温であったという点では矛盾はしない。A 地点の破砕されたデイサイトと，
基質が B，C 地点からその北方へと連続的に増加していくことを考えると，A ～ C 地点のデイサイトを溶岩と考えるより，岩屑なだれ堆積物の一部と考えた方がよい。すなわち，A 地点の破砕されたデイサイトは給源に近い高図 3. 3. 21 地点 B から採取された試料における高温成分と地点 D における高温成分と低温成分のシュミット
ネット投影図236

温での崩壊に伴われるものと判断される。これは鎌田ほか（1996）や Kamata and Kobayashi（1997）の高温岩屑
なだれ堆積物に相当する。要因はデイサイトマグマのせ3

斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造

り上がりに起因する山体崩壊と考えてよいが，A 地点のデると下部が立石岩屑なだれ堆積物，上部が火砕流堆積物，

イサイトが本質物，すなわちせり上がったマグマそのもの

泥流（土石流）堆積物，河川堆積物である。火砕物の一部

なのか，あるいはマグマによって加熱された岩盤なのかは不明である。立石岩屑なだれ堆積物中には火山灰層が含まれ，また上部には火砕流堆積物が見られる（福岡ほか，2002）ことから，山体崩壊後に，デイサイトマグマが噴出したことは間違いない。このような意味でセントヘレンズ火山 1980 年の噴火と山体崩壊，岩屑なだれの発生，
火砕物の噴出の推移に類似している。

は伊佐利川と小豆原川の谷を隔てる尾根の鞍部を乗り越えて（中村，2000），あるいは合流点付近から逆流して小豆原川の河床にもたらされている（松井・福岡，2002）。

埋没林を埋積する堆積物は下位から火山泥流堆積層，
火砕流堆積層，河川堆積層（火砕流の二次堆積層），近世以降の河川堆積層の順に重なっている（図 3. 3. 25）。火山
泥流堆積物はデイサイト質の砕屑物からなり，礫には最山体崩壊を示す地形として馬蹄形の地形が一般的とさ大で 1 m に達するものもある。また，古土壌や火砕流堆

方にはそのような地形は存在しない。しかし，男三瓶に巨木も多数含んでいる。これは立石岩屑なだれ堆積物の接して台地状のくびれ地形があり（図 3. 3. 18，図 3. 3. 24，

可能性もある。火砕流堆積物はデイサイト質の細礫からく破砕されており，ここから男三瓶にかけてが崩壊地と考

リゲーションパイプが認められることと，含まれる木片がえざるをえない。

すべて炭化していることから，火砕流堆積物と判断され

小豆原埋没林と岩屑なだれる。土石流（岩屑流）堆積層や火砕流堆積層の形成についれるが（Siebert, 1984 など），給源と考えられる男三瓶北写真 3. 3. 20），掘削では少なくとも地下 50 m までは著し

小豆原埋没林は 1983 年に撮影された巨大な樹幹の写積物などのブロックをしばしば含み，直径 1 m を超える

粗粒サイズの塊状，無構造，淘汰の悪い堆積物で，セグて次のような過程が推定される。土石流，火砕流が伊佐真がきっかけとなり，当初，水田の中に杉の頭部のみが出利川を流下し，一部が尾根を越えるか，あるいは小豆原

掘作業が行われ，それらは現在，博物館中に展示されてめた火砕物によって小豆原川は堰き止められ，小規模ないる。発掘に伴い周辺地域も含めた地質調査や樹木，花堆積盆地が形成され，土石流，火砕流の堆積物とともに，た状態にあったが（松井，1999），1998 年から大規模な発粉等の調査が行われ，島根県景観自然課（2000，2002，

2003）によって報告書としてまとめられた。

小豆原埋没林は大田市を流れる静間川の支流にあたる
小豆原川の河床にある。小豆原川はその南側を流れる伊川との合流点から上流 1 km 以上逆流した。伊佐利川を埋河川性の二次堆積物によって急速に埋め立てられていった。小豆原川周辺に林立していた縄文杉を始めとした樹木は埋没し，腐食することなく現代によみがえった。
小豆原埋没林には立木が多く存在するが，中には高さ

佐利川と埋没林の約 1 km 下流で合流している。小豆原埋が 10 m を超えるものもある。立木周辺の地質記載ととも

ほか（2002），福岡・松井（2002），沢田ほか（2002）らにとが判明した（沢田ほか，2000a, b）。沢田ほか（2000a,

没林周辺の地質調査は中村（2000），中山（2000），福岡

よって行われた。伊佐利川は三瓶山の山麓斜面から流れに立木を調査したところ，立木の一部が炭化しているこb）は Sawada.（2000）によって提案された炭化木片る川で，周辺には花崗岩類が分布しているが，谷沿いにの H/C 原子比温度計を用いて立木及び火砕流堆積物中は三瓶火山に由来するデイサイト質の砕屑物が厚く分布の炭化木片の炭化温度を見積もった。この温度計は木片している。伊佐利川沿いに分布する堆積物は，大きくみの H/C 原子比を用い，300℃までは脱水反応による H の図 3. 3. 24 立石岩屑なだれ堆積物の定置温度見積もりと模式断面図

237

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

写真 3. 3. 20 男三瓶北方のすそ野におけるくびれ地形
赤の矢印は写真の撮影方向を示す。くびれ地形の平坦面が掘削地
点 A。地形図は国土地理院発行 1：50, 000 地形図「三瓶山」を使用。

図 3. 3. 25 小豆原埋没林における立木の位置図（下）と発掘時の地質断面図（上）及び立木の被熱調査から推定される埋没林形成時の推定断面図（沢田ほか，2000a）から引用。
写真 3. 3. 21 三瓶小豆原埋没林の立木に見られる土石流の痕跡

変動のため，信頼がおけないが，それ以上だと有効である。結論的には火砕流堆積物中の炭化木片の炭化温度

は 420 ～ 440 ℃であった。立木には下部と上部に炭化し樹木表面の成長異常部は，岩石が衝突し立木は損傷を受けたが，その後も成長していたことを物語っている。このような傷跡が一つの立木に何か所か見られることから，大規模な土石流は立木が埋没する以前にも何回もあったと推定される。

た部分が認められる。下部は火砕流堆積物と接しており，その見積もり温度は 320℃前後であった。上部にも炭化している部分があるが，その推定温度は 320 ～ 330 ℃であった（図 3. 3. 25）。立木上部には火砕流堆積物はな
く，二次堆積物である河川性の堆積物と接しているが，3. 10. 4 大山における山体崩壊

大山火山は鳥取県西部に位置し，剣が峰（1, 729 m）を最 高峰とし，東 西 約 35 km，南 北 約 30 km，総 体 積 約

当初は火砕流や土石流によって埋もれていたと推定され

120 km3 をこえる大型の第四紀複成火山である。山麓はる（図 3. 3. 25）。雲仙普賢岳の噴火に伴い水無川を大量の主に火砕流，土石流，崖錐などの堆積物からなり，緩斜

火砕流堆積物が流下していったが，現在はそのほとんど面をつくっている。一方，標高 1, 200 m から 1, 300 m 以は失われ，後の土石流や河川堆積物によって覆われてい上は急斜面で，デイサイト溶岩や崩壊堆積物からなる。

る。小豆原埋没林でも同様なことが起こっていたと考えら

地質図と放射年代も含めた火山活動史を図 3. 3. 26 に示れる。埋没林形成の原因となった土石流や火砕流は立石した。

岩屑なだれ堆積物を発生させた男三瓶北方の山体崩壊の津久井（1984）は大山火山の火山噴出物を大きく古期可能性が高い。なお，現在，博物館に展示されている立と新期に分けた。古期噴出物は厚い溶岩流からなる古期木を観察すると巨礫の衝突によって傷つけられ，発育不溶岩類，広大な裾野を形成する溝口凝灰角礫岩層，及良になった部分が何か所かで認められる（写真 3. 3. 21）。

び「側火山」からなる。新期の噴出物には多数の軽石層

このことは大規模土石流の歴史が立木に記憶されており，や火山灰層，火砕流堆積物，及び三鈷峰や弥山の溶岩円

小豆原川あるいは伊佐利川では何度となく大規模な土石流が発生していたことを示している。
238

頂丘などがある。全岩 K-Ar 年代は古期噴出物が 0. 96±

0. 06 Ma から 0. 30±0. 05 Ma で，新期噴出物は三鈷峰の3

斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造

図 3. 3. 26 大山地域の地質図と放射年代

地質図は津久井（1984）から，年代は三位・赤木（1967），赤木（1973），津久井ほか（1985）から引用。

図 3. 3. 27 大山におけるデイサイト試料の古地磁気方位をシュミットネット図とザイダーベルト図で示した図
図中の走向・傾斜は地点 B-5 と中宝珠の尾根におけるスリッケンサイドの面構造と線構造を表わす。沢田ほか（2009）から引用。
239

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

デ イ サ イト が 0. 09±0. 06 Ma，0. 04±0. 04 Ma，0. 02±。三位・赤木（1967）
0. 02 Ma である（津久井ほか，1985）と赤木（1973）は弥山火砕流堆積物の年代を 17, 200±

400 年 BP とした。テフラ中のジルコンの FT 年代は 330±90 ka ～ 80±40 ka である（木村ほか，1999）。
⑴

大山の溶岩円頂丘，岩塊，粗粒堆積物の古地磁気方傍の金門の岩体（岩塊），上宝珠から下宝珠にかけての粗粒堆積物，南側斜面（一の沢，二の沢，三の沢奥）（写真 3. 3. 23，写真 3. 3. 24）の粗粒堆積物を対象として，地質学・記載岩石学に基づき，岩塊や堆積物中の岩片の古地磁気方位から，それらの成因について検討した。試料採取地点（B1 ～ 11，S5 ～ 17）と高温の古地磁気方位をシュミットネットとザイダーベルト図に表したものを

位測定

図 3. 3. 27 に示したが，ここでは山体や斜面崩壊に関係し

弥山－剣ケ峰から三鈷峰にかけての北側はすり鉢状のた点についてのみ報告する。

凹地となっており（写真 3. 3. 22），一部では山体崩壊を暗示するような地形や著しくせん断を受けたデイサイトが⑵ 溶岩円頂丘と著しくせん断を受けたデイサイト

は岩塊を含む粗粒堆積物が分布するが，それらが火砕流の露頭，B4 は三鈷峰の岩盤露頭である。古地磁気方位かみられる。標高 1, 100 ～ 1, 200 m の宝珠山の尾根付近に

B1 は天狗ヶ峰の北東方尾根筋の露頭，B11 は弥山北方堆積物なのか，土石流堆積物なのか判断が困難なものもらは弥山，槍ヶ峰北方，三鈷峰の溶岩円頂丘は固結後（ブある。南側斜面は急斜面の部分とその下のやや緩傾斜に

ロッキング温度以下になって以降），大きな傾動を受けてなった部分とがある（写真 3. 3. 23，写真 3. 3. 24）。南壁

いないといえる。

中腹には火砕流，土石流，崩壊による粗粒堆積物があり，著しくせん断を受けたものもある（写真 3. 3. 28）。

藤 代（2006MS）， 藤 代 ほ か（2006）， 松 原（2008MS）と沢田ほか（2009）は弥山，天狗ヶ峰北東方の尾根，三鈷峰，元谷東側の著しくせん断をうけた岩塊，大山寺近B5 や B6 は，元谷東側（上宝珠）の高さ 15 m 程の斑状黒雲母－角閃石デイサイトの岩盤である。強いせん断を受けており，クラックが発達し，岩塊と細粒の岩片や粘土からなり，上部は粗く，下部ほど細かくなる。部分的に脈状に粘土化しているところもある（写真 3. 3. 25，写真 3. 3. 26）。谷底と宝珠山尾根ではスリッケンサイドが見られるが（写真 3. 3. 27），それらは類似した面構造と線構造を示し，三鈷峰から北西ないし西で下向きの方向を示す（図 3. 3. 27）。

古地磁気方位は B5 が = 8， = 1. 2°， = 41. 8°， =，B6 が = 5， = 5. 7°， = 36. 5°， =153. 7，α95 = 4. 5°，B7 が = 7， = 351. 5°， = 37. 4°，
36. 5，α95 = 12. 8°= 59. 3，α95 = 5. 9°であり，円頂丘溶岩の方位と有意な差はない。このことはスリッケンサイドを形成するような運動は高温時（約 600℃以上）に起ったか，あるいは冷却後で傾動や転動を伴わない滑動であったと推定される。
写真 3. 3. 22 大山の北側斜面

写真 3. 3. 23 鍵掛峠から見た大山の南側斜面
240

写真 3. 3. 24 空から見た大山南側斜面
沢は左側から一の沢。二の沢，三の沢。

3

写真 3. 3. 25 大山元谷東側に露出する著しくせん断を受けた
デイサイト岩体（岩塊）
脈状の部分は粘土化したところ。図 3. 3. 27 の B5 から B6 にかけて

斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造はこのように著しくせん断されたデイサイトが露出する。

写真 3. 3. 27 写真 3.3.26 の岩体（岩塊）下部に見られるスリッケンサイド

写真 3. 3. 26 大山元谷東側に露出する著しくせん断を受けた
デイサイト岩体（岩塊）写真 3. 3. 25 の上流側。

三の沢の標高 1, 350 m ～ 1, 400 m 付近にはこの写真にみられるような破砕（せん断）された岩塊を含む崩落堆積物が厚く堆積する。

⑶③山体の崩壊物が考えられるが，現時点では結論は出せ

傾動を示す金門と大山寺北西のホテル裏のデイサイ

ト岩体

B8，B9 は佐陀川沿いにある高さ約 30 m で，300 m 以

上にわたって岩盤が露出し，ゴルジを形成する金門の露頭で，B13 は大山寺北西のホテル裏手の露頭で，いずれも斑状黒雲母－角閃石デイサイトである。古地磁気方位は， = 69. 7°， = 102. 1，α95 = 6. 0°，
B8 が = 7， = 24. 9°， = 78. 8°， = 23. 7，α95 = 14. 1°，
B9 が = 6， = 39. 0°

線構造は右上から左下にかけて見られる。

写真 3. 3. 28 大山南側斜面

ない。
⑷ 火砕流堆積物と崩壊堆積物

S6，S8，S9 は宝珠山から三鈷峰にぬける尾根道沿いの露頭で，S14 は大山南側斜面，二の沢上流，標高 1, 350 m

あたりの露頭であるが，堆積物の性質や岩片の古地磁気方位から，いずれも火砕流堆積物ないしは高温岩屑なだ， = 74. 8°， = 80，α95 = 8. 6°
B13 が = 5， = 328. 4°

れ堆積物と判定される。S-14 の沢の反対側の岩片は = 4，であり，溶岩円頂丘に比べ，より深い方向を示す。この古置したことを示している。三の沢（S15）は著しくせん断

地磁気方位は永年変化の範囲を越えており，地磁気エクを受け，細粒化した基質中にある岩片のうち，図 3. 3. 27

である。すなわち岩体の古地磁気方位は伏角が 70°～ 80°， = 54. 7°， = 127，α95 = 8. 2°であり，高温で定= 0. 28°

スカーションを記録しているか，岩体の傾動を反映して

中に 1 試料についてザイダーベルト図で示したが，高温いると考えられる。傾動を反映しているとしたら，①貫入

成分は円頂丘溶岩とほぼ同じ磁極の方向を示す。他にも時のもの，②弥山側のドームアップによるもの，あるいは同様な傾向を示す岩片がある。これらはせん断を受けた
241

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

図 3. 3. 28 大江高山火山群周辺の地質図

鹿野ほか（2001）をもとに，木村ほか（2009）が加筆した図を一部修正して使用。

後にも高温であったことを示すか，あるいは崩壊後ほとん

規模な地すべり発生の素因となっている可能性について

ど転動しないで滑落したことを意味している。

指摘した。

粗粒堆積物中の岩片の古地磁気方位測定の結果，元谷から比高 200 m の宝珠山の尾根近くまで火砕流堆積物

大江高山火山群の北西部に位置する堂床山には延長約1 km に及ぶ滑落崖状急斜面が存在する。比高は約 80 mが分布することが判明した。現在は馬蹄形の元谷が開いで，部分的に 60 ～ 80°の急斜面をなす。田村ほか（2007）

れていた可能性がある。大山南側斜面においても，標高数 m に及ぶ巨礫転石群の成因について地質調査に基づき大山に見られる比高 700 ～ 800 m の溶岩円頂丘は，周囲の巨礫転石群はこの崖から崩落したものであり，岩屑

囲の堆積物が削剥された結果，現れている部分も多く，なだれのような様式で岩塊が移動・堆積したと結論した。

噴火時の溶岩円頂丘の比高は，その後の削剥を考慮してまた，デイサイト岩体の下位にシルト質礫層を認め，このているが，かつては標高 1, 300 m 付近まで火砕流で覆わ

1, 400 m 付近まで火砕流堆積物が分布している。

も 400 + αm と推定される。

3. 10. 5 大江高山火山群における山体崩壊や横田ほか（2011）はこの急斜面とその周辺に分布する径推定した。山体北西部の急崖は岩盤崩落を繰り返し，周層との間の地すべり移動の可能性も指摘した。山体崩壊に伴って堰き止め湖（池）もでき，池底の木片の 14C 年代からその発生は約 1, 400 年前と推定した。

中期更新世の大江高山火山群は島根県中部に位置し，高野（2008MS）は大江高山火山群の北部に位置する

南側の大江高山から北側の馬路高山にかけて，中期中新

馬路高山地域のデイサイト溶岩円頂丘及びその周辺の世の久利層を基盤として多数のデイサイト溶岩ドーム群

平坦な地形面上の巨礫（岩塊）について地質調査ととを形成し，その周辺にはデイサイト溶岩より下位及び同

もに，古地磁気方位を測定し，ドーム状溶岩の区分と時期の江津層群が分布している（都野津団体研究グルー

プ，1983；鹿野ほか，2001）（図 3. 3. 28）。大江高山溶岩の黒雲母 K-Ar 年代として 1. 7 Ma（金属鉱業事業団，1993）

傾動・回転，巨礫を含む粗粒堆積物の成因を検討した（図 3. 3. 29）。以下はその研究結果をまとめたものである。
溶岩と粗粒堆積物としてのデイサイトはいずれも斑状が，またデイサイト溶岩や火山砕屑物からのジルコンの黒雲母含有角閃石デイサイトである。斑晶は斜長石，石（永井，2005MS；永井ほか，2005）。

角閃石，不透明鉱物や隠微晶質の物質，ガラスなどを含FT 年代として 2. 1 ～ 0. 55 Ma の年代が報告されている
木村ほか（2009）は大江高山火山群の北部に位置する

英，黒雲母，普通角閃石，不透明鉱物，石基は斜長石，
む。デイサイト溶岩，10 m 以上もある巨礫（岩塊），粗粒

馬路高山から矢滝城山にかけての地域の地質調査を行い，堆積物中の岩片の高温成分の古地磁気方位はシュミット

デイサイトの急崖における転倒（トップリング）を報告す

ネット図として図 3. 3. 29 に示した。

るとともに，火山砕屑物中のシルト層やシルト質礫層が大242

3

斜面変動に関連した山陰地域の地質構成と構造

図 3. 3. 29 大江高山火山群の北部，馬路高山周辺の地質図及びデイサイト溶岩と岩塊の古地磁気方位のシュミット投影図
高野（2009MS）から引用。地形図は国土地理院発行 1：50, 000 地形図「温泉津」を使用。

⑴ デイサイト溶岩

L1 ～ L7 における古地磁気方位は全てが逆帯磁しており，K-Ar 年代や FT 年代からみて松山逆磁極期に形成されたことを示している。L6 を除いて古地磁気方位はすべて単一成分であった。平均古地磁気方位は以下の通りである。

［L1］ = 3， = 171. 5°， = ‒ 57. 0°， = 138，α95 = 10. 5°［L2］ = 3， = 188. 7°， = ‒ 50. 4°， = 99，α95 = 12. 5°［L3］ = 3， = 196. 7°， = ‒ 55. 1°， = 52，α95 = 17. 2°［L4］ = 4， = 179. 4°， = ‒ 44. 6°， = 79，α95 = 10. 4°［L5］ = 4， = 200. 8°， = ‒ 57. 0°， = 628，α95 = 3. 7°［L6］採 取した 試 料 の 3 試 料中 2 試 料 は 単 一 成 分 であ

このことから L1 と L5，L6・L7 の岩体との関係について
次の二通りの解釈ができる。
①ほぼ同時期に形成されたが，磁化した後に傾動・回転したため古地磁気方位が異なった。
②異なった時期に形成したため，それぞれ形成した時期
における地球の磁極の位置に対応して，古地磁気方位が異なった。

岩石記載において，溶岩ドーム南東部（L5）では石英

及び黒雲母が多量に含まれており，この溶岩ドームは，他の岩体とは別個のものである可能性は否定できない。
⑵ 巨大な岩塊り，1 試料は 350 ℃で再磁化した 2 成分からなる。

［B1］基盤の川合－久利層の上に堆積する高さ約 20 m，， = 184，α95 = 9. 1°= ‒ 48. 5°［B2］高さ約 20 m，幅約 30 m のデイサイト岩塊で，全体高温成分の平均古地磁気方位は = 3， = 148. 9°，［L7］ = 4， = 145. 6°， = ‒ 46. 4°， = 60，α95 = 12. 0°
個々のサイトでの古地磁気方位を比較するために，溶幅約 10 m のデイサイト岩塊である（写真 3. 3. 29）。

的に柱状節理が発達している（写真 3. 3. 30）。
巨礫の磁化した年代及び堆積した年代は不明であるた岩ドーム北部の L1（馬路高山）を基準（reference）としてめ，巨礫が堆積している地点から最も近い溶岩ドームのオーバーラップするために古地磁気方位上の違いはない。

気方位と比較することで，巨礫の移動形態を推定した。

各サイトの方位を比較した。L2 ～ L4 はα95 の円が L1 と一方，L1 に対し，L5 は西に，L6 と L7 は東に振れている。

古地磁気方位を reference として選択し，巨礫の古地磁［B1］古地磁気方位は全てが単一成分で，平均方位は
243

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件， = ‒ 52. 7°， = 165，α95 = 7. 2°。
= 4， = 164. 9°
平均古地磁気方位を L1 と比較すると，偏角・伏角ともに 10°以下の違いにとどまっており，さらにα95の円も重なっているため，有意な差があるとはいえない。従って，この岩塊は転倒したのではなく，あまり向きを変えずに滑動したと考える。

［B2］古地磁気方位は全てが単一成分で，平均方位は， = ‒ 60. 9°， = 97，α95 = 12. 6°。
= 3， = 145. 4°

平均古地磁気方位を L3 比較すると，伏角に顕著な差はみられないが，偏角が東に約 50°振れており，なおかつ
α95 の円がわずかしか重なっていないため，有意な差がデイサイトの砕屑物からなる。

［S2］塊状で，淘汰が悪く，岩片は 5 cm から 30 cm 程度の角礫から亜角礫状デイサイト礫である。基質はデイサ
イトの砕屑物である。

S1 と S2 は岩片の磁化方位がそれぞれ全く異なる方向を示したため，土石流堆積物であると考える。

［S3］塊状で，淘汰が悪く，岩片はデイサイトで構成されており，最大粒径は 1 m を超える。基質はデイサイトの砕屑物であり，岩片に比べて少ない。また，著しいせん

断を受けている（写真 3. 3. 31）。古地磁気方位は全てが単一成分で，方位は = 4， = 192. 7°， = ‒ 26. 4°， = 58，あるといえる。従って，この岩塊は東に回転しながら滑動

α95 = 12. 2°である。S3 は，岩片の磁化方位がそろっておしたと考える。

り，また基質が岩片に比べて少ないことから，定置時に高温であった岩屑なだれ堆積物であると考える。平均古地⑶ 粗粒堆積物

磁気方位を L1 と比較すると，偏角が西に約 20°
振れてお［S1］塊状で，淘汰が悪く，岩片は 0. 3 m から 1. 0 m 程度

り，伏角は約 30°
浅くなっていて，なおかつα95 の円が重の角礫から亜角礫状デイサイト礫である。基質は細粒のなっていないため，堆積し磁化を獲得した後に傾動・回転した可能性がある。
3. 10. 6 おわりに
デイサイト火山は爆発的な噴火をすることから，噴火時に大規模な山体崩壊を起こす危険性をはらんでいる。
また一般に地形が急峻であることから，噴火が終了した
後も，山体や斜面崩壊の危険性を宿命的に持っている。
本稿では世界と日本の要因の異なる大規模な山体崩壊の例を紹介し，また山陰地域中部における第四紀デイサイ
ト火山である三瓶山，大山，及び大江高山火山群における山体や斜面崩壊についてまとめた。三瓶山では 3, 500

年前の縄文時代に起った大規模な噴火活動に伴う山体崩壊と高温岩屑なだれ，火砕流，土石流の発生について紹
写真 3. 3. 29 大江高山，馬路高山における高さ約 20 m，幅
約 10 m のデイサイトの巨大岩塊（B-1 地点）

写真 3. 3. 30 大江高山，馬路高山における高さ約 20 m，幅
約 30 m のデイサイトの巨大岩塊（B-2 地点）244

介した。大山や大江高山火山群では現在も続く山体や斜面崩壊の事例について紹介した。

写真 3. 3. 31 大江高山，馬路高山，C-3 地点におけるデイサ
イトの岩屑なだれ堆積物

3

火山噴火や斜面崩壊によって様々な様式で崩落物が堆積する。それらの成因究明には地質学が不可欠である。
崩落堆積物の諸性質，産状，例えば構造があるのか，ないのか，塊状か層状か，淘汰は，岩片の種類や形状，岩片や基質にマグマ由来の本質物があるのかどうか，などの記載や検討なしには成因を推定することはできない。
一方，野外観察や顕微鏡記載だけでは，堆積物の成因を判定することが困難な場合が多々ある。ここでは成因究明の一助として古地磁気学的手法を紹介した。巨大岩体（岩塊）や塊状粗粒堆積物中の岩片の熱消磁実験を通じての古地磁気方位の測定から，堆積物（岩片）が経てきた運動や冷却の履歴がわかる可能性がある。ここで紹介したように，地質学を基礎にした古地磁気学的手法が粗粒堆積物の成因や山体や斜面崩壊との関係の解明に有効である。
いうまでもなく日本は火山と地震の国である。現在，日本には 110 個の活火山があり，危険度の高い火山も 47 火山ある。噴火時はいうまでもなく，噴火終了後も山体・斜面崩壊，岩屑なだれ，土石流などは頻繁に起っている。
過去の事例に学び，現実を直視し，その教訓を未来に生かすことは我々の使命である。
【沢田順弘】

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沢田順弘・中村唯史・三瓶良和・樫根知夏子・後藤仁志（2000a）
：三瓶小

245

第3部

斜面変動にかかわる山陰地域の自然条件

豆原埋没林に刻まれた火砕流の記録．島根大学地球資源環境学研究報
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三瓶小豆原埋没林は火砕流の影響を受けているか？ 島根県景観自然課
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島根県景観自然課編（2002）：三瓶埋没林調査報告書Ⅱ（平成 12 ～ 13 年度
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島根県景観自然課編（2003）
調査まとめ）．102p．
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下鶴大輔（1995）：クラカトア火山，スンダ海峡，インドネシア．火山の事
典（下鶴・荒牧・井田編），pp.508-510．
新編島根県地質図編集員会（1996）：新編島根県地質図付図島根県重力異常図．内外地図．
下岡順直・福岡 孝・長友恒人・長谷川 歩・草野高志（2009）：三瓶火山
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246

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地球資源環境学科卒業論文，80p．
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宝田晋治（1991）：岩屑流の流動・堆積機構－田代岳火山起源の岩瀬川岩屑流の研究．火山，Vol.36，pp.11-23.
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津久井雅志（1984）：大山火山の地質．地質学雑誌，Vol.90，pp.643-658．
津久井雅志・西戸裕嗣・長尾敬介（1985）：蒜山火山群・大山火山の K-Ar
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宇井忠英（1995）：セントヘレンズ．火山の事典（下鶴・荒牧・井田編），
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群．地団研専報，No.25，pp.151-160．
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横田修一郎・田村友紀夫・木村健志（2011）の構造と山麓の岩屑なだれ堆積物．島根大学地球資源環境学研究報告，No.30，pp.83-92.
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編集後記「昭和 58 年山陰豪雨災害」
5 月末にすべての原稿を印刷所に手渡しました。ちょうどその頃，30 周年に関する企画・イベントが県内で盛んに行っていました。その中で，国土交通省と島根県主催の土砂災害防止「全国の集い」
in 島根がありました。30 年前の警告は「未来への備え」を
ぜん

ふさ

ぼう

副題とし，テーマは「漸に杜ぎ、萠に防ぐ」でした。当時の災害体験者もパネリストとして登場

し，30 年前のことを昨日のように語っておられました。豪雨の中で，住民たちが心配していたのは河川氾濫のことで，土砂災害は想定外とのことでした。未曾有の降雨により山崩れ，がけ崩れが多発し，これによる犠牲者 87 名が死者・行方不明者 107 名の 8 割を占めました。特に，河川の氾濫を警戒して，山手や高台に避難した人々は山崩れに巻き込まれ，犠牲が大きくなったようです。

それから 30 年間が経ちましたが，現状はどうでしょうか。平成 25 年 5 月 31 日現在指定されている土砂災害警戒区域（土石流，急傾斜地の崩壊，地すべり）の数は 30, 956 箇所，群を抜いて全国一位で，依然厳しい現状です。自然はいつもその大きな力を感じさせます。
近年もまた毎年のように，土石流災害，落石災害，地すべり災害が山陰地域でまた確実に発生しています。土砂災害による死者数をゼロにしたく地域の斜面災害関係者は努力していますが，目標達成するまでの道なりはまだ遠いようです。
個々の災害現場の対応や処理はもちろん大事ですが，災害の歴史をきちんと記録して後世に渡し，そして，地質学、気象学、地震学、応用地質学などの学際的な取組みで災害の学理を究明することも重要です。このような思いでこの本を編集していたつもりです。果たしてこの目
的は達成できたのでしょうか。
梅雨の空を見上げて，災害のない毎日を願いたいです。
平成 25 年 6 月 27 日
「山陰地域の斜面災害」編集委員長
島根大学大学院総合理工学研究科教授
汪

発 武

編集委員会
委員長：

海堀 正博（広島大学大学院総合科学研究科）

汪

片山 直樹（株式会社日本海技術コンサルタンツ）

発武（島根大学大学院総合理工学研究科）

眞弓 孝之（国土防災技術株式会社技術本部）
副委員長：

三島富美夫（島根県農林水産部農地整備課）

花本孝一郎（株式会社ワールド測量設計）

村上武志 賢一（株式会社日本海技術コンサルタンツ）

中井 真司（復建調査設計株式会社防災部）

久（株式会社コスモ建設コンサルタント）

小豆澤 薫（株式会社共立エンジニヤ）

小田 基明（島建コンサルタント株式会社）

横田修一郎（島根大学名誉教授）

太田 英将（有限会社太田ジオリサーチ）
大坂 伊作（イズテック株式会社）

メンバー：

大坂

藤村

齊藤 龍太（株式会社藤井基礎設計事務所）

尚（鳥取大学名誉教授）

理（株式会社日本海技術コンサルタンツ）

藤井 俊逸（株式会社藤井基礎設計事務所）

志比 利秀（島根大学大学院総合理工学研究科）

浜崎晃（株式会社日本海技術コンサルタンツ）

富田 茂喜（島根県土木部砂防課）

原裕二（株式会社コスモ建設コンサルタント）

山口巌（日本工営株式会社神戸事務所）247

執筆者一覧
第1部

第2部

藤井 俊逸（株式会社藤井基礎設計事務所）

伊達 裕樹（株式会社ウエスコ鳥取支社）

藤井藤村

勇（株式会社藤井基礎設計事務所）

花本孝一郎（株式会社ワールド測量設計）
浜崎晃（株式会社日本海技術コンサルタンツ）

尚（鳥取大学名誉教授）

藤澤 大悟（株式会社ウエスコ鳥取支社）
大町宏（国土防災技術株式会社鳥取営業所）

原重守（株式会社淞南ダイア）山本 秀樹（鳥取県県土整備部）

原裕二（株式会社コスモ建設コンサルタント）

山本 大輔（鳥取県中部総合事務所農林局）

片山 直樹（株式会社日本海技術コンサルタンツ）
工藤 健雄（株式会社エイト日本技術開発）

第3部

桑田 庸平（島根大学大学院学生）

林

三谷 康博（島根大学大学院学生）

入月 俊明（島根大学大学院総合理工学研究科）

村上

石賀 裕明（島根大学大学院総合理工学研究科）

久（株式会社コスモ建設コンサルタント）広樹（島根大学大学院総合理工学研究科）

西田 洋介（島根大学学生，（現）日特建設株式会社）

亀井 淳志（島根大学大学院総合理工学研究科）

小村徹（株式会社コスモ建設コンサルタント）

小室 裕明（島根大学大学院総合理工学研究科）

理（株式会社日本海技術コンサルタンツ）

丸山美智子（島根大学大学院学生，
大坂斉（現）応用地質株式会社）

文浩（島根大学大学院学生，（現）中国地震局工程力学研究所）

西田 良平（鳥取大学名誉教授）

齊藤 龍太（株式会社藤井基礎設計事務所）

酒井 哲弥（島根大学大学院総合理工学研究科）

坂田 聖二（島建コンサルタント株式会社）

沢田 順弘（島根大学名誉教授）

新宮 敦弘（株式会社藤井基礎設計事務所）

高須武志 賢一（株式会社日本海技術コンサルタンツ）

田坂 郁夫（島根大学法文学部社会文化学科）

種平 一成（株式会社共立エンジニヤ）

山内 靖喜（島根大学名誉教授）

土屋 伸生（島根県隠岐支庁県土整備局）

矢野 孝雄（鳥取大学地域学部地域学科）

和田守直行（島建コンサルタント株式会社）
汪発武（島根大学大学院総合理工学研究科）

横田修一郎（島根大学名誉教授）

248

晃（島根大学大学院総合理工学研究科）

ふるさとと共に、生きてゆく！

代表取締役社長

村木 繁
益田市大谷町５５番地
Tel：０８５６－２２－１３４１
Fax：０８５６－２３－２５０５

山陰地域の斜面災害
平成 25 年 8 月 20 日

発行

編集：「山陰地域の斜面災害」編集委員会（公社）日本地すべり学会事務局〒105-0004 東京都港区新橋 5-26-8 新橋加藤ビル
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印刷：㈲高浜印刷〒690-0133 島根県松江市東長江町 902-57
TEL：0852-36-9100／FAX：0852-36-5775

ISBN978-4-902628-05-0 C3044

山陰地域の斜面災害

公益社団法人 日本地すべり学会
The Japan Landslide Society