国立防災科学技術セソター研究報告第22号

1979年10月

551・21：551・311・2・7（524．22）

有珠山噴火による火山灰堆積層に関する研究
降雨の表面流出と浸食について
森脇寛＊広部良輔＊＊熊谷貞治＊＊＊高橋博＊＊＊＊

国立防災科学技術セ：／ター

StudyoftheA㏄umulated

Yo1canicAsh

LayersofUsu

Yo1camBy

H．Moriwaki，R．Himbe，T．Klmagaiamd

H．Tak出ashi

ル〃・ηα1R・∫ω・でんαη1θブ∫…〃∫ω伽p・伽・〃・η，切伽Abs仕act
The

eruptionofamountofvalcanic

about

eighty

How

days

on

spoutedcubic

meters．Theseof

rainfall．

erosionisIn

onesurfaceIn

watererosionasmeasuredofvolcanicashintensitytoon

variousamounts

slope

corresponding
toinclined

1ayer

waswasbyfeed

measuredenormous
reachedcrHter．

Their

ashes

changeash

layer

volcanic

thesurface．

strength

Loose

ash

and

total

volumeoccasionally

into

mu（1

partlyfrom

andoverHows

of

ash1ayer

and

mno舐

soil

causedby

fa11andcolumn

forms

mud

How．

of

pumpingwater

werefed

on

an

ash

the

rainfa1l

water

and

the

overHow

from

its

ash

relationofthethewassurface

Hoor
duringruno∬water．

A

obtained．

artificia1rainfal1was

curvedAugust7th，1977．An

its

rainfa11water

totimeon

volcanicash

toplacedecreasingoncorresponding

experimentan

fa11byrunning

away

asof

into

washedinfi1tration

arlotherout

part1ycausesbyexperimentcylinderwasdensity

inmtrates

occasiomliy

accumulated

1．緒

water

surface

Hux

heavy

surface．Entry

p1astic

took

ashes

causesinvolcanomillionRairlfall

theUsuinafedon

vo1canic刮sh1ayer

uniformly

box．

The

transformationofrainfalltime，Arelation

ofcurved

critica1rain

obtained．

言

1977年8月7日午前9時12分，北海道南部に位置する標高727mの有珠山が噴火し，約1年4ヵ月にわたり断続的に噴火を繰返した．約8，OOO万m3ともいわれる大量の火山灰が噴川した．分布範囲は山麓の壮瞥町，虻田町，伊達市はもとより，遠く名寄市，女満別町に＊第3研究部1峰雨実験室，＊＊雪害実験研究所第1研究室，＊＊＊第3研究部地表変動防災研究室＊＊＊＊第2研究部

一83一

国立防災科学技術セソター研究報告第22号

1979年10月までおよんでいる．火山灰堆積層の厚さは山麓で数mm〜100cmである．
熊谷他（1978）の報告によると，1977年8月中旬から9月中旬にかけて，虻田町，壮瞥町において数回にわたり泥流が発生し，かなりの物的被害を生じた．泥流の発生はいずれも降雨によるもので，雨量は日雨量30mm程度，1時間雨量15mm程度であった．1978年10月に噴火活動が終了したが，その直後の10月24目午後9時30分頃，前夜からの豪雨のために大規模な泥流が発生し，虻田町の洞爺湖温泉街で死者2名，行方不明1名を生じた．
広範囲に分布した火山灰から成る堆積物は，広域の地形を変化させる．堆積物の強度が長い地質年f、を経たものに比して弱いということに加えて，地形白休の変形がある．長い年代を経た地形は，部分的には不安定で変動する個所はあっても，広域的には安定とみるべきで，短い時間の尺度で差し迫った危険を感じることは少ない．火山灰堆積物のように新たに形成された地層は，平均厚さが1m前後であっても，新たな地形を安定化するには繰返し変動を経験することになる．このため斜面の崩壌や泥流の発生を回避することは困難で，今後暫くの間，このような危険に直面することになろう．

この研究においては，有珠火山灰に対する降雨の表面流出機構と堆積層の浸食機構を明らかにし，有珠火山灰の特性を示す数値を求めると共に両機構の関連を明らかにすることを目的とした．降雨の土中への浸透は表面流出と密凄な関係があるばかりでなく，堆積層の強度変化や1日地表での浸透水の貯留などと関連し，斜面の崩壌と密接に結びついている．

泥流の発生は堆積層の浸食と崩壌が複雑に関連している．表面流出は浸食を行うと同時に崩壌した火山灰を流送し，さらに浸食を発展させるであろう．崩壌のメカニズムや堆積層からの土砂流出機構については，この研究では取上げていない．これらの問題は今後の研究に期待することとし，ここでは泥流の発生の原因となる基礎的なメカニズムの一端を解明することとした．

2．

実験装置および方法

2．1試

料

黒色の火山灰および白色の軽石を，有珠山南東の伊達市付近で採坂した．表1に火山灰の粒度分布と比重を示す・採坂日時は1977年10月14日である．

2．2

表1火山灰の粒度分布
Table1of

表面流出試験

図1に実験装置を示す．堆積層に相当する土柱部分，降雨に相当する散水を行なう給水部分および表面流出97，8に相当する流出量の計測部分の3個所から成っている．

Grain

si・e

volcanic

distributionash

粒度分布（％）

比重2000μ＞74μ＞05μ＞
41．1

6．4、一2．47

土柱部分には直径5．5cmφ，長さ30・mの透明な硬質塩化ビニール管を用い，底部にはゴム栓が施してある．円筒上部に逆三角形の切欠きをつけ，火山灰表面から越流した水を円筒

一84一

有珠山噴火による火山灰堆積層に関する研究一森脇・広部・熊谷・高橋

外に取出せるようになっている．火山「o

灰の充填方法としては円筒上約10cm

一プ
定量ポンフ．

「の高さから落下させた．土柱は下部10浸透実験用円筒一

火山灰一…
冨

cmは軽石，その上20cmは黒色の火山

山自童、直示天手手灰から成っている．充填した火山灰表■

面と切欠きの下端は同じレベルになる

水槽

軽石…

■

昌

ようにしてある．火山灰の充填密度は

5，5

ゴ鯛
w

…

om

1．25〜1．30g／cmaであった．降雨を想図1 表面流出試験装置
Fig．1 Apparatus for surface runoff experiment．

定した散水部分は三陽理化学杜製丁一63型微量定量ポソプを用い，時間降雨強度30，60，90，120，150mm／hに相当する水量を散水した．落下する雨滴によって火山灰表面が雨滴浸食をうける危険があるため，炉紙を敷いて表面を保護した．表面流出量は，切欠きから流出する水を白動直ホ天秤上のビーカーに受け，時間経過と共に変化する重量により測定した．

2．3湿潤前線
浸透する水によって黒色火山灰は暗黒色に変色するので，変色の境界を透明な塩ビ管の外側から観測し，経過時間との関係を求めた．

2．4浸食試験
降雨装置は大起理化工業製の移動型雨滴発生機を用いた．ノズルの振動によって粒径の調整が可能になっている．写真1に装置を，図2に土槽の側面図と平面図を示す．巾25cm，長さ140cmで，3．6cmにつきO．1％ずつ勾配が急になるような凸型の斜面より成ってい

側面図

140cm

∈■o

寸

E
○

旧■→d

平面図

E岨o

写真1
Photo．1

降雨装置
Rainfallapparatus．

図2
Fig．2

一85一

浸食試験土槽Flumeforerosionexperiment．

国立防災科学技術セソタr研究報告第22号

1979年10月

る．傾斜曲面上に厚さ4cmに黒色火山灰を堆積させた．

写真2にこの状況を示す．堆積方法は含水比2．7％の風乾状態の火山灰を高さ10cmから白然落下させる方式をとった．実験に先立って土槽の斜面上に堆積した火山灰層の上端から少量の水を供給し，毛管現象によって堆積層全体が湿潤状態になるようにした．浸食試験は降雨強度30，60，90mm／hについて行なった．降雨開始後，30分ごとにクリノメータを用い，斜面の全長にわたり勾配を測定した．

3．実験結果3．1

表面流出試験

越流水量と降雨量の差を求め，単位時間当りの土中への浸透水量2（f1ux

写真2浸食試験土槽

Photo．2

density，Qμμ）を求め，経過時間τ

F1un1efor

eros三〇nexperiment．との関係を図3に示す．ρは全降水量（cm3），λは円筒断面積（cm2）である．相対降雨強度（re1ativerainと土の飽和透水係数（saturatedconductivity）伽との比である．降雨開始後，暫

hydraulicintensity）は降雨強度（rainfa11intensity）

くの間は全降水が土中に吸収されて越流水はゼロであるため浸透水
O・3「elative1F

Nα1

量は水平線を示し，一定となる．
次いで越流水が生じ，時間と共に、誉は一定になる．この傾向はすべて

0・I

51

N，4の降雨強度について同様である
が，降雨強度の大きいものほど，短かい経過時問の後に越流水が生じている．
3．2

0

3，09（30mm／h）

Nα2 6．50〔60mm川Nσ3 9．26（90mm／h）
11．g5（！20㎜／h）

増大す1ため1一ブは下降！，最デ2巾、終的には一定値に漸近し浸透水量

in土ens「ty㎞…（加〕忙帝細一キ哨㌧
50

100time（min）
図3 浸透速度と経過時間の関係
Fig．3 Relationbetweensurfacerunoffande1apsedtime．

湿潤前線

湿潤前線の変化状況を図4にホす．縦軸の数値は前線が地表面から降下浸透した距離を示している．降雨強度の大きいものほど前線の発生は早いが，約10分経過した後では降雨強度の大きいものと小さいものの浸透速度に大きい差は認められない．

3．3浸食試験
降雨が継続すると浸食が発生し土槽の下端から順に次のような浸食地帯が形成される．1）

一86一

有珠山噴火による火山灰堆積層に関する研究一森脇・広部・熊谷・高橋

RELATlVE lNTENSiTY
3．．09 （30mm／h）

H

＾一＾

H

25

6．．50

（60mm／h）

9．．26（90mm／h）

ロー口

H

1ユ．．95（ユ20mm／h）

1G．、52（150mm／h）

20

昌15

㌻ユOi

＾：ニリ

ムノ1！一10！0 1／／。10。／！。

05
図4

ユ0
Relation

elapsedof202530；5time（minute）

4045

湿潤前線と経過時間の関係

Fig．4

ガリ地帯（zone15between

advancedistanceofwetting

frontandtime．

gul1ying），水筋状浸食とも言われ，深い溝が多く形成される．2）リル地帯（・oneof・i11ing），浸食は急速に進むがガリは生じない．細流浸食とも言われる．3）遷移地帯（zoneoftransition），浸食と非浸食の中間の所である．土の表面は乱されてないが，層状一様浸食は発生していると考えられる．4）非浸食地帯（zoneofnoerosion），土の表面は乱されていない．図5に土槽の下端からの距離と勾配の変化状況を示す．時間の経過につれ下端に近い方の勾配が増大し，最終的には下端は流下した土壌のため勾配は小さくなり，浸食の遷移地帯の勾配は一定値に近づく傾向を示す．

●2422201814−12ol−8O（minute〕

o■ 12030
＾

1日O、』

㌔、㌧

O

■／〔16oo（m；□ute〕

o 301，O＾ 180
ぺ／べ，（1■j辿

642R．105030mm！h
IOO

R．■

−omI

60m…

50

一100

−om，

50100

図5下端からの距離と勾配変化の関係
Fig．5

Relation

lower

end

betweenofchangeofs1ope−gradientf1ume、一87一anddistancefromいm1国立防災科学技術セソター研究報告

4．考

第22号

1979年10月

察

4．1

表面流出（8urfa㏄nmo丘）

4．1．1湛水浸透（且oodingin丘1tration）

一般に浸透の解析にしばしば利用されているが，地表面に湛水を常時有する場合である．

一定の水圧が地表に保持された状態で浸透速度は図3の破線Fのように変化する．湛水浸透は地表面の吸水能力が降水量を上回ることはない．したがって地表面に水がたまらない状態は出現しない．これは降雨強度が極めて大きい時の降雨浸透に相応する．
4．1．2

降雨浸透（rainin丘1tration）

浸透開始後，降水のすべてが土壌中に吸収される期間がある．図3における水平線の部分である．降雨強度に相応して土中への浸透速度がきまり，降雨強度が大きいほど浸透速度も大きい．浸透速度が減少を開始するまでの時間は，降雨強度の大きいものほど短く，浸透速度が滅少するカーブは，降雨強度が異なるとずれて一致しない．これは雨滴により土壌表面が乱されたり，土中の空気圧が変化したりするためである．これらのカーブの最終的な漸近値は一致し，飽和透水係数％になる．もし降雨強度が伽より小さいと無限時間降雨が続いても表面流出を生じることはない．Rubin（1963．1966），RubinandSteinhardt（1964），

Rubin泓αZ．（1964）は降雨浸透についての一連の研究を行ない，次のように区分している．

1）非貯水浸透（non・Pondingin制trati㎝）これは降雨強度が飽和透水係数より小さい場合である．

2）前貯水浸透（Prepondinginmtration）降水のすべてが土壌中に吸収される期間である．降雨開始後，かなり早い時期に地表近くは飽和に達するが，飽和層の下は不飽和層が続
き下端は急に土の初期含水率に変化している．地表の透水係数は時間と共に変化し，最終的には降雨強度に一致する．

3）初期貯水浸透（incipientpondingin刷tration）前貯水浸透において飽和状態になった土壌の表面は，暫くの間は負圧を有しており，だんだんゼロに近づく．このゼロになった点から初期貯水浸透になる．浸透速度は減少せず，降雨のすべてが土壌中に侵入する．降雨強度が大きいほど地表の飽和層は浅くなり，飽和層と不飽和層の境界の湿分勾配は急になる．
降雨強度の大きいほど初期貯水浸透は早い時期に出現する．
4）

降雨貯水浸透（rainり，水の膜（waterpondingin丘1tration）地表に水たまり（waterpudd1e）ができた

mant1e）が形成されたりするようになると，浸透速度が滅少を開始する．

最終的には飽和透水係数に到達するまで減少する．この減少開始後を降雨貯水浸透とよんでいる．

4．1．3湿潤前線（wettingfront）
RubinandSteinhardt（1964）によると湿潤前線の下降速度〃は降雨浸透の場合には降一88一有珠山噴火による火山灰堆積層に関する研究一森脇・広部・熊谷・高橋

雨強度Rが大きいほど大きく，時間経過によってあまり変化しないという．一方，湛水浸透では時問と共に速度は減少するという．降雨浸透の場合，Pubin砿αZ・（1964）によれば，次式のようになる．

〃＝［R−K（肌）1／［Wト肌］（1）

肌は境界部分の合水率，肌は最初の含水率である．図4において時間の変化に対し大きな変化はない．降雨強度の変化に対しても大きな変化はない．前線が出現する時間は降雨強度の大きいものほど早い．この点を考慮すれば降雨強度の大きいものほど前線は早く進むことになる．図4によると降雨量30mm／hでは，1時間当り8cm，90mm／hでは1時間当りユ4cm程度の速度で湿潤前線が降下する．したがって有珠山の火山灰堆積物では，たとえば，厚さ10cmの堆積層では降雨量30mm／hの場合，1時間15分，厚さ100cmの堆積層では12時間30分で堆積層の上から下まで湿潤したことになり，崩壌の危険性があることになる．

4．1．4

表面流出（surfaceruno任）降雨貯水浸透が開始される時から，浸透量を降雨量が上回ることになり，表面流出が始まる．実際には地表のおうとつ（凹凸）や植生などの表面貯留能力があるため，厳密には一致しない．図3において降雨強度30mm／hに相当するNo．1の場合，降雨貯水浸透が閑始するまでに40分位の時間が必要である．120mm／hの場合には，10分程度となる．降雨強度がどうであっても，1時間も連続して降雨があれば，極めて降雨量の少い時に相当する非貯水浸透以外は表面流出があることが予想できる．前述の泥流の発生が日雨量30mm程度，1時間降雨量15mm程度であったことを考えると，表面流出が辛うじて生じる位の条件で物的被害を生じる泥流が発生していることになる．これより大きな降雨条件では，かならずと言えるほど泥流は発生すると考えられる．このように豪雨の際には泥流の発生の危険度は大きいと誰しもが認めているが，雨量は少いが降雨経過時問の長い場合の泥流の発生は誰しも把握が困難である．表面流出を生じるための誘導時間に相当するしきい値（thresho1dva1ue）と降雨強度の関係は，集中蒙雨のような異常状態でない日々の降雨によって発生する泥流を予知するための重要な手掛りである．降雨貯水浸透における浸透速度の下降カーブは，降雨強度により異なり一致しないが，近似的には湛水浸透のカーブと一致すると考えてよく，数値計算が容易である．

降雨条件が一定の場合は図3のようになるが，現実の降雨は断続的で増減が激しい．降雨
強度が一定か増加関数の場合はよいが，滅少する過程ではヒステレシス効果が生じて複雑となる．Rubin（1967）はこの場合について研究し，数値計算を可能にした．
4．2

浸食（emsi0皿）

浸食現象は雨滴による地表面の破壌と流下水による土粒子の輸送に大別できるが，浸食土の80％は雨滴衝撃により剥離されたものだと言われている．雨滴浸食は図3における前貯水
一89一

国立防災科学技術セソター研究報告

浸透および初期貯水浸透に相当

25第22号！979年10月

H△．

するしきい値の期問に発生する

30mm！h60mm川
90mm！h20と考えられ，刺離された土粒子oが流送されて浸食に発達する．

表面流出水による掃流の浸食は次のようになる．1）層状一様浸

15＼10i

食（sheeterosion），斜面全体が薄層流で浸食される状態で，雨0裂は生じない．2）細流浸食（ri1160

図6になり，雨裂を生じる．3）水筋

180

240（minut8）

遷移領域の勾配変化

Fig．6eroSion），流下水が集まって細流

120

Changeofs1ope−gradientwithtimeattransition

ZOne．

状浸食（gu11y・・osion），流下水がさらに集まり，水量も流速も増加し，V字型の深い溝を生じる．浸食の成長はまず層状一様浸食に始まり，やがてリルやガリが発生し，流水はガリに集中して流れ，シート状はなくなり，ますますガリを深くするようになる．図6において降雨強度30mm／hが継続すると12度以上の勾配の斜面にガリ浸食が発生し，90mm／hの場合は5度以上がすべてガリ浸食をうける．延降雨時間にして2〜3時間である．図3において降雨量30mm／hの表面流出開始には40分を要し，90mm／hでは10分程度である．集
中豪雨になると分単位の継続時問での浸食が重要となることがわかる．また比較的ゆるやかな斜面でも浸食が進むことが予想される．

Gardner（1948）およびGardner＆Lauritzen（1946）は，限界降雨量と斜面の間に次の関係のあることを示した．

伽＝ゐ／Sア（2）

伽は限界降雨量，Sは斜面勾配，6は300

土壌の特性値，γは無次元数である．

200

図6から降雨時問と遷移領域の勾配の関係がわかるが，遷移領域の漸近勾配1OO値を求めることができる．（2）より∈ξ501og2o＝1og6一γ・1og

ふlS

（3）

図7に限界降雨量伽と勾配8の関係を示す．σ。をcm3／sec，Sを割合で示
1O51020501008（de9）となる．これは有珠山の火山灰堆積物

図7 限界降雨強度と安定勾配の変化
Fig．7 Relation between critical rainfall intensity
andstable

すとγ＝1．4，ゐ＝7，572×10■3cm3／secの浸食の難易度（erodibi1ity）を示す値である．（2）式は降雨の継続時間は問

slope−9radient．

一g0一有珠山噴火による火山灰堆積層に関する研究一森脇・広部・熊谷・高橋

題としていないが，非常に長い年月の問には，局地的な降雨条件とこの関係式から求まる地形が形成されることになる．

5．結語

降雨浸透，表面流出および表面浸食の関係が実験的に求められた．表面流出を発生させるまでの期間は，雨滴浸食にも関係があり，表面流出開始後は掃流浸食に関連があることがわかった．浸透速度一降雨時間の関係から有珠火山の堆積物に特有の浸透および表面流出条件がえられた．浸食試験からは限界降雨量と斜面の勾配の関係式がえられ，浸食が発生するための領域を確認できるようになった．泥流の発生は堆積物の崩壌と浸食が密接に結びついているが，湿潤前線の下降速度から考えると，堆積層の厚さ全体が湿潤するには数時間を要し，浸食が停止する限界に達するには2〜3時間であることから考えると，長雨や融雪期以外での降雨では，崩壌より浸食の方が活発に発生することがわかる．また浸食によりガリを発生すれば大量の刹離土が流れることから考えても，これに降雨や崩壌が重なると大きな泥流を生ずるものと考えられる．この意味でも日常の浸食防止対策が重要である．この実験のみで泥流の発生条件を決定することはできないが，発生条件の一端を明らかにすることができた．

謝辞

この研究は昭和52年度特別研究促進調整費r1977年有珠山噴火に関する特別研究」の一環として行なったものである．浸食試験は農林水産省農業土木試験場造構部において行なったもので，関係各位に御礼申上げる．特に第4研究室古谷保氏には，御助力を賜わり厚く御礼申上げる．

1）Gardner，W．（1948）：Deteminationof

参考文

thecritical献streamforvariousfmctionof

theslopes，8o〃3〃〃cθ，66，205＿215．

2）Gardner，W．and
and

theslope

C．Lauritzen（1948）：Erosionof

theeroding

asasizeof

theirrigating

streamsurface，8o〃8c加ηc3，66，233−242．

3）熊谷貞治・F口中耕平・大八木規夫・清水文健・小池幸男（1978）：1977年有珠山噴火による災害現地調査報告，国立防災科学技術セソター，主要災害調査，第14号，70pp．
4）

Rubin，J．（ユ966）：
its5）

apP1ications，Rubin，J．（！967）：

but1on6）ofsoH

Rubin，J．andTheoryofrainfa1l

uptakebysoils

in1tiaHy

drier

than

their丘eldcapacityandWα〃1・R3∫o〃rαヲ∫1〜3∫6αブcん。2，739−749．

Numerical

methodforamlyzing

hysteresis

affected，post−in丘1tration

redistri−moisture，8o〃8c加ηcε8ocゴθむψん〃θ〃ω乃Iocθ〃加g∫，28，246＿251．
R．Steinhardt（1963）：

Soil

wator

relations

durir■grain

in丘1tration，8o〃8dピ〃c6806〃ツげん〃ぴゴ・α乃伽・〃〃9∫，28，246−251．

7）

Rubin，J．and

R．Steinhardt（1964）：

Rain

in丘1tration，8o〃8r加ηrε8oc〃ツげA

加9∫，28，614−619。

一g1一〃rたα乃η03ε6国立防災科学技術セソター研究報告
8）Rubin，J．，R．Steinhardt

andP．Rein1ger（1964）：

Soil

第22号

water

1979年10月

relations

duringrain

in刮tration，806Z

8曲舳8・・肋ツニゲん〃θ・伽Pグ・・θ・肋g∫，28，1−5・（1979年6月8目

一92一

原稿受理）