国立防災科学技術センター研究報告第39号

1987年3月

551，578．48：624，144（521．41）

表層雪崩の削剥作用について山田穣＊

国立防災科学技術センター雪害実験研究所

On

the

DenudationofSurface

Ava1a11che

By

YutakaYamada1〃∫肋〃θ0グS〃0〃α〃〃∫〃伽∫，ハfαガo舳1肋∫εακ11α〃伽伽〃∫α∫〃〃舳〃κo〃，
Nαgαo肋，M云g肋一尾舳，940

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surface

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II，

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were

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in

Japan

the

this

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War

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qualitatively

appearedtobelayey，including

thedistribution．Therefore，denudation

re1atedtoforce．

（2）Fromthestratigraphicalana1ysis

that

the

betweenre1ationsedementation

relation，aproximate

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kinematic

defnition

wasdepositca1cu1ated

of

the

on

volumeshorterthesediment

thicknessone

denudation

Maseguti
thethe

aYa1anche

deteminedofcalcu1ate

andinvestigated，

following

denudation

vo1umecover

obtained．Then，using

the

the

（1）Mass

impacttheaddition，astratigraphies

kinematic

was

both

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was

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sectiondetermined

than

in

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debris，it

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‡第1研究室

一115一

to

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by

the

obtained

by

the

of

morphologica1definition

国立防災科学技術センター研究報告第39号

1987年3月

1．まえがき雪崩は動的な現象であり，この実態を明らかにするためには，自然の雪崩や人工雪崩の現場に居合わせ，観察や観測を行うことが望ましい．しかし，前者の機会に遭遇することは極めて稀であり，後者の人工雪崩も手軽に実施するというわけにはいかない．次善の手段として，我々は雪崩跡の観測を行う．雪崩の現地調査と呼ばれるものは雪崩跡の調査である．雪崩跡から得られるデータは静的な一次情報であり，我々の知りたいのは雪崩の動的な現象である．そのためには，雪崩の静的な一次情報から動的な二次情報をできるだけ引き出さなけ
ればならない．表1には雪崩跡から雪崩のどんな情報がこれまで得られているかをまとめた．

表1

雪崩跡から得られる雪崩の情報

Table1Ava1anche

information

obtainable

雪崩跡（静的な一次情報）

発生区

破壊の面積・厚さ

発生機構

滑り面の位置

発生機構

走路

滑走区 樹木情報

堆積区

雪

from
崩

ava1anche

track．

（動的な二次情報）

雪崩の速度，雪崩の運動モデルのパラメーター
衡撃力，雪崩流密度の鉛直分布

削剥量・領域

削剥作用，運動状態（速度，衡撃力）

沈殿量・領域（デブリ）

雪崩の規模，横断方向の運動状態分布

デブリの物理的性質の鉛直分布 雪崩流密度の鉛直分布，発生区・走路の雪質の推定

一次情報としては，滑走区においては地形・走路・樹木情報が主であり，堆積区においては，デブリの量・領域・物理的性質の鉛直分布が主である．ただし，この表に示されている二次情報の中には一次情報からの導出が明確なものばかりでなく，単に可能性を示したに過ぎないものもある．

この論文では，表1中の滑走区で一次情報として観測される削剥量について報告する．ここで，削剥作用の定義と意義を書いておく．

削剥作用の定義：斜面積雪が雪崩の流動によって破砕し，削り取られる作用．積雪も一時的な地表とみなせば雪食の一種．

削剥作用の主として観測される区域は，発生区・滑走区である．削剥作用は流動する雪崩の立場から見ると収入であり，雪崩は斜面上の積雪を取り込みながら発達し流下する．

このような扱いは，Perla（1980），納口（1985）などによってその効果が理論的に議論されている．最近では，サーマル運動で表層雪崩をモデル化した研究がある（福島，1986a，b）．このモデルでは連行係数が底面の雪の取り込み量すなわち削剥量に関係する係数である．一方，削剥作用を斜面積雪の立場から見ると，この立場がこの論文の立点であるが，支出であり，

一116一

表層雪崩の削剥作用について

山田

雪崩跡から得られる動的な二次情報としては速度や衝撃力などの運動状態を反映しているものと見られる．

削剥作用は上述のような意義を持つが，表層雪崩の削剥量・領域の観測値に関する報告は
和泉他（1986）以外にみあたらない．この論文では，削剥量を静的な一次情報である自然積雪と走路上の積雪断面観測値から算出し，雪崩の動的な二次情報として削剥作用について議論する．また，走路＊上の積雪層位のみから近似削剥量を算出する方法についても述べる．更に，
の

ら

ませく

ち

削剥量と沈殿量から，堆積区の運動論的定義を提出する．ついで，能生町柵口の表層雪崩の現地調査のデータを用いて実際に削剥量を求め，削剥作用及び雪崩の堆積区の運動論的定義の雪崩跡調査方法としての有効性について検討する．

2．堆積区の運動論的定義

雪崩の国際分類（deQuervainet．a1．，1973）の解説や防雪工学ハンドブック（建設機械化協会，1977）等では，堆積区はデブリのあるところと説明されている．この定義では堆積区と滑走区の区別が明確とはいえない．滑走区にもデブリが見られるからである．これは雪崩跡を目視で形態上より判断する以上止むを得ないことではある．

雪崩の堆積区は，雪崩の運動とそれによる斜面上の積雪の収支という観点から考察するのがより適切であると考えられる．雪崩はその運動によって斜面上の積雪を削剥し取り込み，地形に応じ白由運動によって流下する．運動が減速状態になると削剥される雪は減少し，沈殿が始まる．雪崩の運動という立場から見ると，沈殿しデブリとして観測される沈殿量＊ホと同様に，削剥された量が重要である．すなわち，走路における削剥量は，雪崩の速度が加速，定常あるいは減速状態のいずれかにあるかによって定まるであろう．

そこで，雪崩の堆積区と滑走区の境界を斜面上の自然積雪相当水量榊を基準として，沈殿した相当水量と削剥された相当水量の収支が釣り合う地点とここで新たに定義する．これを雪崩の堆積区の運動論的定義とよび，デブリのある区域という従来の形態学的定義と区別することにする．なお，収支が正となる区域が堆積区であり，負であれば滑走区と約束する．

この定義は，雪崩の走路全体について巨視的に述べたものであり，滑走区で局部的に収支が正となる場所がありうる．例えば，走路が屈曲する場所ではデブリが顕著に見られ，局部的な堆積区を形成する．このような場所には雪崩による埋没者が発見される例が多いので，‡ここで走路とは雪崩跡0）全体すなわち発生区，滑走区，堆積区の全体を意味する．滑走区が走路と呼ばれることもある．

朴沈殿は普通堆積と呼ばれるが，堆積区を明確にするため，ここでは沈殿という用語を用いた．デブリは沈殿物である．

榊＊場合と目的によっては体積を用いることもあろう．

一117一

国立防災科学技術センター研究報告第39号

1987年3月

雪崩救助法でも注意するよう述べられている（新田，1981）．また，柵口表層雪崩災害の走路の空中写真から走路上の積雪深分布を求めた結果によると，緩斜面では急斜面より積雪の深さが大きい（新潟県砂防課，未発表資料）．福島（1986a）の表層雪崩運動モデルによる能生町柵口表層雪崩走路の数値計算結果によると，発生点から水平距離800mを過ぎると，急斜面では取り込みによる洗掘量（ここでいう削剥量に相当する量）が大きく，緩斜面では少ない．したがって，滑走区の緩斜面でも局部的に堆積区を形成している可能性がある．
図1は表層雪崩について，発生区，滑走区及び堆積区別に沈殿，削剥の定性的状態を描き，沈殿量，削剥量の収支による上述の定義による堆積区の範囲を示した．

まず，明確な滑り面があり，破断面の観測されるような面発生乾雪表層雪崩の発生区では斜面積雪の滑り面より上の積雪が削剥され，したがって，削剥量はほぼ一定で沈殿はほとん
どないものと考えられる．点発生乾雪表層雪崩，強風や雪庇の崩落による雪崩そして積雪層のせん断強度と応力の均衡が破れて発生する乾雪表層雪崩（遠藤八十一，1986）などでは，面

発生乾雪表層雪崩ほど明確な滑り面がないであろう．しかし，これらの場合にも，発生区では雪崩は始動状態にあり，緩やかな速度で運動しているので，削剥作用は表層の軟らかい一定の厚さで進行するであろう．

滑走区では，一般に発生区直下の急斜面では加速され，やがて，定常状態となる，したがって，削剥量は加速度の増大と共に増し定常状態になると一定となろう．滑走区の緩斜面に移ると，雪崩は減速し始め，削剥量は減少し沈殿が始まる．堆積区に入ると減速が激しくな

一
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・・︑︑

剥

収支

0

滑走区

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滑走区

発生区

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（

削
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一

収支
収支

図1

表層雪崩走路上の積雪収支の樺念図

Fig．1

Schematic

diagram

of

the

mass

ba1ance

一118一

a1ong

surfaceavalanche

track。

表層雪崩の削剥作用について

山田

り，削剥量は急激に減少し，沈殿が本格的に始まる．

図1に示された各区域のおおよその長さを以下に述べておく．面発生雪崩では発生区の長さは100m程度であり，点発生雪崩では発生区の下限は明確でないといわれている（deQuervainet，al．，前出）．滑走区の長さは日本で災害を民家等に及ぼす比較的規模の大きい面

発生乾雪表層雪崩では1kmのオーダーである（和泉，1985）．堆積区の長さは明らかでないが，上記の滑走区長に対応する堆積区長は100mのオーダーであろう．

結局，各区域での収支は図1内の表に示したように，発生区では沈殿量O，削剥量負で収支は負，滑走区では沈殿量はOまたは正，削剥量負では収支は負，堆積区では削剥量が負または0で沈殿量の絶対値が削剥量より大きく収支は正となる．すなわち，沈殿領域はいわゆるデブリのある形態学的定義による堆積区であり，運動論的定義による表層雪崩の堆積区の範囲はこれより狭くなるであろう．また，全層雪崩では形態学的堆積区とほぽ一致しよう．

滑走区上の収支は雪崩の速度や衝撃力にも関連しているに違いない．このように収支の観測を走路上で行うことによって，雪崩運動の状態を推定することも可能であろう．次章以下では観測値にもとづき，沈殿・削剥量及びそれらの収支の求め方と結果について述べる．

3．自然積雪及び走路上の積雪断面観測

1986年1月26日深夜11時頃に新潟県西頸城郡能生町柵口の南西にそびえる権現岳（1，108m）から大規模な表層雪崩が発生し，民家を襲った雪崩災害として戦後最大の被害をもたらしした．この表層雪崩の現地調査を1月28日に行った．雪崩被災地下部直近の自然積雪と被災地域上方のデブリを含む層の積雪断面観測は，雪崩発生後38時間後に実施した（五十嵐，1986）．また，デブリについては2月1日午後に再測した（山田，1986b）．自然積雪と走路上の積雪断面観測の詳細についてはこれらの報告を参照されたい．

1月28日観測時の自然積雪の深さは405cm，走路上の積雪の深さは430cmであった．雪崩発
生一週問前の1月20日から激しい降雪が続き，この問の積算降雪の深さは320cmに達した．1
月20日以前の降雪による積雪は1日雪，以降の降雪による積雪は新雪として明白にみわけられた．

図2には，雪面を基準点にとり，自然積雪層と雪崩による沈殿層すなわちデブリの雪温（T），密度（G），硬度（R）の比較を示した．この図中で自然積雪層は添字nでデブリは添字dを用いた．デブリ中の樹枝混入層は雪面下60〜150cmにあたり，図中では点線で示してある．

これらの観測値の比較，特に密度を比較すると，樹枝混入層の上層数十Cmの区問で自然積雪層に較ベデブリ層の密度が大きくなっている．このことからデブリの表面を雪面下37cmと推定した．また，樹枝混入層の下層でもデブリの密度が大きいが，デブリの下限は樹枝混入層の下限と一致するものとした．これは，雪崩の通過により削剥作用と同時に圧密作用が走路

一119一国立防災科学技術センター研究報告第39号

1987年3月

面下の積雪に作用した結果と考えられるからである．この結果，デブリ層の厚さは雪面下37cmから150cmまでの113cm，積雪重量は263kg／m2となる．

図2の自然積雪層の雪温Tnデブリの雪温Tdを比較すると，デブリの雪温分布は自然積雪に較べ一様で全体に低いことがわかる．このデブリの雪温一様性を平均温度勾配で示すと0．γC／mであり，対応自然積雪層の平均温度勾配はO．7℃／mと1／3である．デブリの平均雪温，
最低雪温はおのおの一3．3℃，一3．5oCであり，対応自然積雪層では一2，9℃，一3．3℃である．

デブリの雪温の低さは標高の高い発生区，滑走区の雪温の低さを反映したものではなかろう
か．
』

l

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H

1

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25

一

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一

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図2

、

250

βO・κ

1α110桃・2

GR

自然積雪と雪崩による沈殿層の雪温（T），密度（G）及び硬度（R）の比較．Hは雪面を基準とした積雪の深さ，aはデブリ厚さ，bは樹枝混入層．
Fig．2

Comparison

snow

cover

of

snow

temperature（T），density（G）and

with

that

of

the

sediment1ayer

byhardness（R）ofthenatura1

avalanche．

つぎに，自然積雪層の密度Gの平均は120kg／m3，デブリのそれは240kg／m3であり，デブリの密度が2倍大きい．また，自然積雪層の密度分布は，一般にそうであるように，下層の密度が上層の密度に較べて大きいが，デブリでは中間層で最大密度を持ち，いわゆる密度の逆転層となっている．自然積雪層とデブリの硬度との関係は密度と同様であるが，硬度の違い
は密度よりも深部に及んでいる．

デブリ層の積雪水量は263kg／m2であり，樹木の枝折れ高はデブリ観測地点で約5m，着雪高は約7mであった（山田，1986a）．着雪の高さが表層雪崩の鉛直方向の流高と考えれば，この仮定から表層雪崩の流れの平均密度は38kg／m8となる．

一120一

表層雪崩の削象1」作用について一山田

4．質量削剥量の算出

図3は，観測された自然積雪と走路上のデブリを含む積雪の層構造から削剥量を求める方
法を模式的に示したものである．雪崩運動の削剥作用によって削られた自然積雪の積雪水量∠Wは，自然積雪の基準面から雪崩発生直前の雪面までの積雪水量HW、から，走路上の積雪の基準面からデブリ下限までの積雪水量HW。を差し引いた量である．

自然積雪の眉機造

C

雪面

堆積区の積雪眉栂造

cm
430

硯測時の雪面

393

デブリ表面

m1

405

雪崩発生

直前の雪面368

デプリ

被削剥眉
△HU

113㎝一263㎏／㎡

50藺一63㎏／㎡

走路面

318

、
、

、
、

、

、
、
、

、

、
、
、

280

デプリ下限

…n373㎏／㎡

HUd310㎏／㎡

図3

Fig．3

167

・

1日雪眉

・

・

・

●・

削剥量の求め方と結果

Ca1cu1ation

methodresult

160

of

and

denudation．

旧雪眉1）これを求めるためにはまず，両観測地点の雪崩通過前の積雪の深さ（厳密には相当水量も）がほぼ等しいことが必要であり，前提条件となる．

2）次に，両積雪層に共通する明確な基準面を設定しなければならない．基準面としては，
自然積雪の観測地点と走路上の観測地点の積雪の深さ及び内部層構造が全く等しければ，基＊準面を地面に取れば艮い．しかし実際には多少とも積雪の深さがことなることが普通であろう．この場合には，デブリより直近下層の明確かつ共通な雪層境界を取ることが好ましい．
何故なら，基準面を地面に取れば，比較すべき2つの積雪の層（HW、，HW、のこと）の降雪期

一121一

国立防災科学技術センター研究報告第39号

1987隼3月

間が長くなり両層の降雪水量の差が累積されて積雪水量の差が大きくなり，結果として削剥量の誤差も大きくなるからである．

3）最後に，白然積雪の雪崩発生直前の雪面を決定する．これは，言いかえると，走路上の積雪層のデブリ表面に相当する自然積雪の境界面を決めることである．雪崩発生後から観測時までに降雪・融雪がなければ，観測時の走路脇の自然雪面がそれにあたる．観測時までに降雪があれば，白然積雪の雪面からそれを差し引けばよい．

我々の観測では，前章で示したように，自然積雪と走路上の積雪の深さはほぼ等しい．両
積雪層に共通する基準面としてここでは新雪・旧雪の層境界をとった．自然積雪層の雪崩発
生時の雪面はデブリを含む層位との比較から観測時で雪面下37cmと決められた（図2）．図4
では自然積雪層の新旧層の境界面，すなわち地面から167cmを基準面にとり，両観測地点の密度分布の測定値から，基準面からの積算水量をプロットする方法によった．デブリを含む走
路上の基準面160cmからデブリ下限までの積算水量は31．Og／cm2であり，これから横軸に平

舛m＝
1■
40

b

a

HWW

一

1

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I

一

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20

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〆
！

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〆

HWn

1

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■

、〆

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■

20

150

250

3

167
図4

1
350

H

318

350

368

4∩n
400

実際の削剥量の算出．HW。はデブリの積算水量，HW、は自然積雪の積算水量．ただし，

HW。はデブリ下限まで，HWnは雪崩発生時の雪面までで，いずれも新・旧雪境界面が基準面．なお，aはデブリ下限までの積雪，bは削剥された積雪である．
Fig．4

Accumu1atedwaterequiva1ent（）fnatura1snow

cover｛H，Vnl

andsedimented1aver（H，Vd）、

行に引いた線が，白然積雪の積算水量曲線と交わる点の積雪の深さ318cmが，削剥作用のおよんだ走路上で自然積雪として残された部分である．そこから雪崩発生時の雪面までが削剥量

であり，雪崩によって削剥された自然積雪層は318cmから368cmの50cm（後に述べる体積削剥量），積雪水量にして6，39／cm2（質量削剥量）である．

なお，被削剥層より下の白然積雪とデブリより下の層の積雪水量は等しいが，厚さは後者の方が薄い．これはデブリの下層では雪崩の通過による衝撃力によって削剥作用と同時に急速な圧密作用が働いた結果である（図3）．これは前章でデブリと自然積雪の密度・硬度の比一122一

表層雪崩の削剥作用について山田

較結果でも述べたことである．この衝撃圧密作用による雪崩のエネルギー散逸は，雪上車による雪面への擾乱と同様に，せん断滑りエネルギー，圧縮エネルギー，歪エネルギーなどによるであろう（Yong，1979）．

5．表層雪崩の斜面積雪収支例

前章で被削剥層の積雪水量と観測時の厚さを求めた．積雪収支は，前述の定義によれば雪崩発生前の斜面積雪相当水量を基準として定める．すなわち，沈殿量から削剥量を差し引いた量が正であれば堆積区，負であれば滑走区である．

図5は，能生町柵口で観測された沈殿・削剥量とその収支を求めたものである．図中，左の地点Aは前章で求めた地点と同じである．中央の地点Bは新潟県砂防課によって2月1日に観測された観測値（小林，長谷川，上石，1986），右の地点Cは新潟県能生町雪崩災害文部省研究班（和泉他，1986）によって1月30日に観測された観測値をもとに算出したものである．

各地点での自然積雪と走路上の積雪観測値は，観測方法・器具の違いを考慮して，同」機関での観測値をもちいた．なお，3地点の自然積雪の新雪層の相当水量はほぼ同じであった．

傾測機関

A防セ雪害研B新潟県砂防課

C文部省（P13）

十

沈
殿
量

質量十263
■
63
削

十260
一223

十124
一192

剥
量

十

単位：質量（k匡■m宝）〕

質量十200

十

37
一

68

支
（堆積区〕
（堆積区〕

（境界付近）（境界付近）

（滑走区）

一123一

図5

柵口表層雪崩の斜面積雪収支

Fig．5 Mass balance of Maseguti
surface ava1anche．

国立防災科学技術センター研究報告第39号

1987年3月

A地点では沈殿量が大きく263kg／m2，逆にC地点では削剥量が大きく192kg／m2である．中央のB地点では沈殿量も削剥量もともに比較的大きい．収支は，図5に示したようになり，
定義によりA地点は堆積区，B地点は堆積区に近い境界付近そしてC地点は滑走区となる．

A，B，Cの各観測地点は図6，9に示したように，地点Aは右岸沿いのデブリ末端に近い
被災家屋第2号の斜左上方約70mの位置，Cは雪崩の中央部で中心流と見られる位置であり

被災家屋第5号の上方約20m，BはA，Cの中問的位置で斜め右上方約60mにある．なお，3章の自然積雪観測地点nはデブリ末端から約50m下方である．

図6

質量削剥量の観測地点と被害分布．地点Cは文部省の観測地点，nは自然積雪観測地
点．

Fig．6

0bservation

site

of

mass

denudation

anddamagedistribution

6．体積削剥量の算出と体積収支

前章までは，定義により，斜面積雪の収支を相当水量で求めた．しかし，表層雪崩発生地
での詳細な積雪断面観測は困難な作業であり，基準とすべき観測地点は高々数地点しか得られない場合が多い．走路上の積雪層位のみが観測されている場合には，一般に斜面積雪の収支をマスバランスで求めることはできない．しかしながら，ある条件のもとでは積雪層位のみから体積削剥量を求めることができ，走路上での相対的分布の比較が可能である．以下では簡単な層位学的解析により近似的な体積削剥量を求める．

一！24一

表層雪崩の削剥作用について一山田

走路上のデブリを含む層位を単純化すれば，地面に接する下部積層／，でブリdそして雪崩発生後の降雪による上部積雪uの3層構造となる．下部積雪は削剥・圧密作用を受けた層であるが，下部積雪を体積で考察するときには，同時に雪崩の衝撃による急速な圧密作用も受けていることに注意しなければならない．この点は，マスバランスによる削剥量が削剥作用のみによるのとは異なる．

ここでは，簡単のため，雪崩発生前の積雪の深さが等しい地点での比較のみを考えることにする．観測時における積雪の深さは，雪崩発生前に同じであっても上述のような現象等に

より各地点で異なり雪崩発生前の積雪の深さが等しいかどうか分からない．しかし，上部積雪がありその厚さが等しい地点では，雪崩発生前の積雪の深さすなわち下部積雪の削剥以前の厚さも各地点で等しいと考えても良いであろう．それ故，下部積雪の厚さが厚ければ削剥が少なく，薄ければ削剥が多いという関係になる．

表2は，能生町柵口の表層雪崩走路上の層位を示した表であり（（新潟県豪雪対策本部，
1986）の積雪断面観測図より作成），観測は新潟県治山課により3月8日前後に行われている．
Nα1，Nα3測線（図9参照）では上部積雪の深さがほぼ等しく，上述の前提にあっている．

表2

柵口表層雪崩走路上の層位（単位m）Tal〕1e2

地

点

深さ

No、ユ左

4，70
5．20
5．40

300m中

右

平 均
No，3左

350m中

右

平

4．40
5，05
4．80

Stratigraphyof

Maseguti

surface

ava1anche

track

上部

下部積雪2

デブリ

2．10
2．15
2．25

1．50
2，25
2．75

d

上部積雪u

2，60
3．05
3．15

1．10
0．80
O．40

デブリd

2．50
3．20
3．00

1．90
1．85
1．80

2．30
1．50
2．00

0．20
1．70
1．OO

デブリ

上端 積雪u （デブリ下端）均

図7には，表2からデブリ厚さdと下部積雪の厚さ／との関係を示した．デブリが厚いところでは下部積雪が薄い，すなわち，削剥量が大きいという傾向が全体としてみられる．これはデブリの厚いところは雪崩の中心流であり，その結果削剥量も大きくなっているのであろう．

積雪の深さの等しい標高のことなる2地点でデブリと下部積雪の厚さが等しければ，その走路区問では雪崩は局部的に準定常状態にある．何故ならば，その2地点で収入，支出そして収支の全てが等しいからであり，そのような状態の2地点では運動状態が同じと考えるのが自然であろう．このような例は，柵口字横道の民家に被害を与えた表層雪崩の後に，同じ権現岳から2月8日ないし10日にかけて発生した2度目の表層雪崩の標高450m（測線Nα5）と500m（測線Nα6）の区問で，同じ方法によって解析した結果，認められた．しかし，図7で一125一

国立防災科学技術センター研究報告第39号

1987年3月

No1（300皿）

下

N03（350m）

部

積

2

雪
旦
「m

図7

l

デブリ厚さdと下部積雪の厚さ／との関

係

！

0

1

2

デプリ厚さdFig．7（m）Relationlayer

between

under

the

debri

thicknessanddebri、

は，このような関係になく，定常状態ではないのでこれ以上のことはいえない．以下では，測線ごとに体積削剥量を近似的に算出する．

体積削剥量の計算でも，4章で述べたように，デブリより直近下層の明確かつ共通な雪層境界を基準面に取ることが好ましい．図8では，図7と同一地点のデータを用いて，下部積
雪厚さ／1を新雪・旧雪境界面を基準に決めてある．さらに，体積削剥量の第O近似として，下部積雪11の一番厚いNo3測線中央地点の1，1mを仮りに雪崩発生前の下部積雪1。

として体積

削剥量（1．Ll1）を求めた．すなわち，Nα3測線中央地点では，実際には削剥されているが，体積削剥量0と仮定したことと同じである．このようにして求めた仮の体積削剥量を01を原点
として縦軸にプロットした。なお，横軸は体積沈殿量すなわちデブリの厚さdである．

△／

o，o．1：300。］

い・．31350m

体1

A
o

積
削
剥
量

／

■
r㎡

■

A
図8

0

雪崩走路の一一つの横断面での修正された体積削余1」量と体積沈殿量と

σ

o
、！

の関係

1

2

欠咳｛穀量｛丁」］1■コ〕

O

45 o

（一〇．55）

一126一

Fig．8 ReIation between debri thick−
ness

and

corrected

the

debri

on

the

ava1anche

a

layer

cross

track．

undersectionin表層雪崩の削剥作用について

図9

山出

体磧削剥量の観測測線．Nα1〜No6は新潟県砂課による層位翻則測線．なお地点A，B，Cは質量削剥量が求められた地点である．
Fig．9

0bservati（）nline（）f

vo1umedenudati011．

図8から，No1，Nα3測線とも体積沈殿量すなわちデブリ厚さと体積削剥量との関係は一次比例の関係が認められる．ここで，この直線性を用い，Nα1測線を外挿し縦軸との交点を求める．この交点と原点問の長さは，形式的にデブリ厚さ0の地点の体積削剥量であり，一0，55mである．負の体積削剥量はそこに積雪があったということを意味する．最初，下部積雪を仮りに／。1＝1．1mと仮定したが，これに負の削剥．量の絶対値を加えたものが実際の下部積雪／。

（＝1・65m）となる．したがって，縦軸の原点01をそれだけ下方に移動すると沈殿と削剥との一127一

国立防災科学技術センター研究報告第39号

1987年3月

正しい関係となる．つぎに，この新たな原点から45切直線を引くと，これは斜面積雪収支の均衡線である．

このようにして得られた図8から，標高300mのNα1測線でほぼ体積積雪収支が釣り合う地点すなわち滑走区・堆積区の境界となり，標高350mのNα3測線では削剥量が沈殿量より大きく滑走区とと推測される（図9）．Nα3測線の切片は正値となっているが，これはデブリの観測されない場所でも削剥作用があることを示している．柵口表層雪崩の走路上の積雪断面の多点層位観測によるデブリは約1mの厚さで急斜面直下まで観測されている（新潟県，前出）．1．5

kmにおよぶ緩斜面全体が，形態学的定義によると，堆積区となるが，これは雪崩地形から見て不自然と思われる．

この章の結論として，この表層雪崩の場合高々標高300m付近が滑走区・堆積区の境界であり，堆積区の長さはおよそ400m以下と推測される．

7．考察

体積で算出した沈殿量と削剥量とは，一つの測線すなわち横断面では直線の関係にあった．
削剥作用は雪崩の雪面通過による衝撃力（勇断力）によって起るが，この力は，表層雪崩では，密度と速度の二乗の積で表される（Per1a，前出）．ある横断面では速度は等しく流れの密度も等しいとすれば，単位面積当りの圧力は等しい．結局，一つの横断面では削剥量は，流れの単位幅当たりの全断面積に相当する体積沈殿量に比例するものと考えられる．このことは逆に，この速度範囲‡では，衝撃力は密度と速度の二乗の積で表すことが適切であることを示している．また，図8の切片の値は，その走路横断面の主に速度の違いを示していると解釈される．直線の傾きは密度，地形特に斜面勾配等のパラメーターに関係していると見られるが明らかではない．

この直線性を用い，下部積雪の第O近似／。1から下部積雪の近似値／。を導いた．その時，実は，側線Nα1では沈殿のないときには削剥もないという仮定をした．しかし，これは自明のことではない．したがって，均衡線を新たな原点から引いた点にも問題が残る．それにもかかわらず，測線No3では沈殿のないところでもが削剥が顕著である．これが事実ならば，雪崩のフロントのいわゆる雪崩風のためであろう．

積雪層位から求めたデブリ・下部積雪は，雪崩発生時より観測時までに粘性圧縮により縮んでいる．したがって，体積積雪収支が釣り合っていても，必ずしも質量積雪収支も一致す
るものでもないが，積雪の深さはほぼ同じだから，地点問の相対的比較は可能であろう．何故なら，デブリ密度とデブリ下層のしまり雪の密度とはほぼ同じであり（図2），粘性圧縮に＾納口（1986）のシミュレーションによると標高350〜350m付近で30m／sec程度である．

一128一

表層雪崩の削剥作用について

山田よる時問的効果を考慮しても40日後にはほぼ同じになると推定されるからである（本山・小島，1985）．これらの量の雪崩発生時の厚さ・水量への変換はある時点の積雪断面観測など適当な条件が揃えば，小島の粘性圧縮理論による微分方程式を射的型の解法の要領で雪崩発生時の密度を求めることによって可能ではあるが，ここでは取扱わなかった．

図6，9で，デブリ範囲と被災家屋との関係を見ると，まず，雪崩は右岸被災家屋第2号の上方で主流から分流している．主流と分流との境界にあたり，デブリ末端に最も近い位置で被害を受けた被災家屋第2号では被害は比較的軽微で半壊である．観測地点Aはこの上方にあたる．観測地点Bは，主流のうちでも外縁に近いが，全壊した被害家屋第3号の上方にあたる．なお，被災家屋第3号の衝撃力は，被災家屋の構造力学的解析から，少なくとも1，800
kgf／m2と推定されている（大川・青山，1986）．観測地点Cは主流の中心に近い位置で全壊した被災家屋第5〜9号の直上にあたる．これらの被害の状況は図5で求めた削剥量と定性的に一致している．ここでの結論として，削剥量が大きければ衝撃力が大きく，小さければ衝撃カは小さい．したがって，最初に述べたように，削剥量は雪崩の運動状態を推定する良い指標である．堆積区の運動論的定義の意義については走路全体についての解析により更に検討する必要がある．

Perla（前出）のレビューによると，雪崩衝撃力（圧力）の鉛直分布は様々であるが，Shoda（1966）の表層雪崩の場合では，地面上1mにピークを有する分布となっている．遠藤治郎（1986）は，柵口表層雪崩の杉小枝の切断状態の分布から雪崩風を推定している．切断枝の直径階別の鉛直分布によると，必ずしも，雪面で雪崩風が強くなく，中問で強い傾向にある．
西村・成瀬・前野（1986）の模型実験によると，雪崩速度の鉛直分布は，雪面近くを除いて一定で，ビンガム流体の振舞をしているという．これらの結果を合わせ考察すると，柵口表層
雪崩のデブリの密度分布の逆転は，雪崩の密度の鉛直分布の化石化したものと考えて良いよ
うに思われる．

ここで求めた斜面積雪収支は，柵口表層雪崩走路の部分的な解析であり，走路全体の観測
データの解析により，例えば，堆積区の範囲など修正されることがあっても，この雪崩の実態を示しているものと考えられる．

8．あとがきこの論文では，雪崩の削剥作用を中心テーマとし，これから堆積区の運動論的定義を導き，これらの概念の，雪崩跡調査法としての，方法論的有効性を観測値により実証した．
得られた結果をまとめると，（1）削剥量の求め方を質量及び体積で算出する方法を述べた．また，堆積区の運動論的定義を提案した．

一129一

国立防災科学技術センター研究報告第39号

1987年3月（2）能生町柵口の表層雪崩跡の自然積雪と走路上の積雪断面観測により求めた質量削剥量は被災区域周辺で50〜200kg／m2であった．
（3）質量削剥量の場所による違いと被害の状況は定性的に一致していた．これから，削剥量
は雪崩の衝撃力と関連した量であることが分かった．

（4）走路上のデブリを含む積雪層構造の層位学的解析により，一つの横断面では体積削剥量と体積沈殿量は一次比例の関係にある．すなわちデブリの厚いところでは運動も激しい．しかし，縦断面では必ずしもそうとはいえない．この一次比例の関係を用い，体積削剥量の近似値が得られた．

（5）体積斜面積雪収支を求めると，棚口表層雪崩では，高々標高300m前後以下が運動論的定義による堆積区であり，その長さは約400mと推定された．柵口表層雪崩の場合，堆積区の運動論的定義による長さは，形態学的定義による長さよりも短かった．これは表層雪崩については一般的事実であると考えられる．

（6）そのほか，堆積区におけるデブリ相当水量と被害を受けた樹枝高から，この表層雪崩の流れの観測値点の平均密度は数十kg／m3と推定された．

削剥量と雪崩の衝撃力などとの定量的関係は不明であり，これからの課題であるが，これらとの関係が明らかになれば，将来，積雪観測や樹木情報・被災構造物の力学的解析などと合わせ雪崩の運動状態・規模を雪崩跡から推定する方法が確立されるであろう．このことは雪崩跡の調査が単に雪崩の範囲・規模だけでなく，雪崩運動のシミュレーションとあわせ対策工法の決定，設計にも役立つことになろう．また，削剥作用は削剥と同時にデブリの下層を圧密するが，この現象を表層運動を観測するための自然の測定器として利用出来る可能性もある．

これらの概念の有効性を確固たるものにするためには，更に多くの表層雪崩の事例を観測し応用方法を深めるとともに，前述のように定量的な解釈方法の研究を進める必要がある．
今後，モデル実験などにより削剥作用の実験を進める予定である．

謝辞

新潟県砂防課長谷川一成氏には未発表資料である能生町柵口雪崩走路の空中写真による積雪深分布などの資料を閲覧させていただいた．ここに記して感謝の意を表します．最後に，雪害実験研究所所内研究発表会などで数々の意見を寄せられた雪害実験研究所の方々に感謝の意を表します．特に，第一研究室五十嵐高志技官は，表層雪崩の雪崩跡からなにが分かるのかという疑問を寄せられた．この論文は，これに対する一つの答えの意味でもある．同技官に深く感謝する次第である．

一130一

参
1）De

Quervain，M．et．al、（Worki㎎group

on

考

文

ava1anche

献Classification）（1973）：Hydrol

Sci

Bu1

，VoL18，

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4）福島祐介（1986b）：粉雪雪崩の流動機構の解析．雪氷，第48巻，第4号，189−197．

5）五十嵐高志（1986）：雪崩災害地の積雪断面観測，1986年能生町雪崩災害現地調査報告．防災科学技術研究
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7）和泉

かおる

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かおる

薫他（1986）：柵口表層雪崩の規模・雪氷学的性質．小林編，自然災害，NoB−60−8，11−17．

8）小林一三・長谷川一成・上石勲（1986）：柵口雪崩調査報告（積雪調査）．昭和61年度日本雪氷学会秋季講演
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16）西村浩一・成瀬廉二・前野紀一（1986）：模型雪崩実験による雪氷混相流の内部構造の研究．昭和61年度日
本雪氷学会秋季大会講演予稿集，143pp．
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（1987年1月9日

一131一

原稿受理）