立山カルデラ研究紀要第12号、pp.01-10（2011）

常願寺川扇状地の形成と災害についての２，
３の知見
藤井昭二１），中村俊夫 2），酒谷幸彦３），高橋裕史 4），工藤裕之 5），山野秀一 6）

Some Data about Formation and Disaster of the Jyoganji
River Alluvial Fan, Hokuriku Region, Central Japan
22 万年前に立山火山の第 1 期の噴出があり（原山

１．はじめに常願寺川は富山県・岐阜県境の北アルプス北の俣岳ほか 2000）、10 万年前に莫大な量の火砕流を噴出したを源とする真川を本川として、支川の湯川・称名川・第 2 期の噴火があった。火山体のかなりの部分は浸食

和田川・小口川などを合流し、上滝を扇頂とした扇状

され、現在は「立山カルデラ」と呼ばれる浸食カルデ

地から湧水帯の発達する緩扇状地帯・自然堤防帯（富ラと「弥陀ヶ原」と呼ばれる火砕流に覆われた火山帯

山低地帯）を流下し、富山湾に注いでいる。また、標のすそ野を形作る傾斜地にその残存を見ることが出来

高 15m の常盤橋から、172m の立山橋までの区間は天る。下流域には浸食された土砂が堆積し扇状地を形成

井川となっており、全長 56km、高度差約 3,000m の急している。常願寺川では、1858 年に発生した飛越地震

流河川である。
（図 1 参照）

によりカルデラ壁の一部が大崩壊し、数億㎥と言われ

図1

位置図（常願寺川とその流域）北陸地方整備局（2009）１）藤井環境地質研究所，２）名古屋大学年代資料測定センター，３）山梨県県土整備部，４）千曲川河川事務所，５）立山砂防事務所，
６）基礎地盤コンサルタンツ㈱−1−藤井昭二、中村俊夫、酒谷幸彦、高橋裕史、工藤裕之、山野秀一

る大量の土砂が河床に堆積、天然ダムを形成した。地崩壊は過去何回も起こったことはカルデラ内の数段の震から 2 週間後と 2 ヶ月後にこれらが決壊し常願寺川

平坦面や（藤井ほか 1994）、厚さ 100m もある粟巣野を流下し、富山平野に大きな被害をもたらした（中央段丘（常願寺川団体研究グループ 1969）や常願寺川

防災会議 2009）。更にその後、河床に残った土砂、「鳶

扇状地の堆積物から推察される。
（写真 1 参照）

泥」が洪水毎に下流に流れ災害が頻発した。このため下流への土砂流下を軽減するために、明治のデ・レーケ、
赤木正雄の時代から今に至るまで砂防工事が営々と続けられている。
立山カルデラにおけるこうした大規模な崩壊が過去から何回も発生していたことは、藤井らにより指摘されており、このような上流域での崩壊土砂が下流域の扇状地を形成してきたといえる。1858 年の崩壊は数十万年の地形形成の歴史の中で非常に大きいイベントの一つであり、この崩壊をきっかけとした土砂の流出堆積過程とそれによる災害発生は、昨今日本をはじめ世界各地で発生している巨大土砂災害に対する貴重な経験であり、今後の防災対策を考える上で大きな示唆を与え

写真１

ると考えている。

立山カルデラ内の鳶崩れ

そこで、常願寺川の地形発達史の観点、すなわち地形、

この中で、1858 年の地震で発生した鳶崩れに起因す

地質学の観点から 1858 年災害時扇状地に堆積した土

る土砂は鳶泥と言われており、カルデラから下流の河砂についてカルデラから常願寺川扇状地、さらに河口

床、扇状地に広く堆積している。この鳶泥の存在を指までの堆積物について既存地質資料並びにそれを補完標として 1858 年以降の土砂の堆積状況を調べた。

する地質ボーリング、掘削面調査、調査時に得られた

1858 年の鳶崩れで崩壊した土砂量は大きく 3 つの有機物試料から放射性炭素年代測定を実施し地質年代計算がある。町田（1962）は国土地理院の地図、工事の同定を行うことにより、過去の大規模土砂流出の実

事務所の縦横断図を利用して 4.1 億㎥を得ている。建態と大規模崩壊後の土砂流出の影響を明らかにするこ

設省立山砂防工事事務所（1974）は出し原（多枝原）とを試みた。

の堆積物を鳶泥とみてその量 3.28 億㎥を計算してい調査結果の検討や取りまとめは未だ途中にあるが、る。Ouchi・Mizuyama（1989）は絵図や現地調査結

本論では鳶泥の分布と厚さ、縄文海進後の富山低地の果から作成した図を基に等高線を復元し、崩壊前後の形成、常願寺川隆起扇状地とくさり礫の分布の知見を

地形差から鳶崩れの崩壊土砂量を求め、1.14 億㎥と推もとに常願寺川扇状地の構造、常願寺川の流出土砂量定している。下流部について町田（1962）は、4.1 億について推論する。

㎥の鳶泥はカルデラ内に 2.7 億㎥、常願寺川の白岩堰

扇状地の構造を分かり易くするため、常願寺川沿い

堤から扇頂までに 1.0 億㎥、扇頂から河口までに 0.36にほぼ等間隔に海岸部は深く、扇頂部は浅い 5 本合計

億㎥としている。

211m の試錐を行い、周辺の地表調査も併せて行った。

扇状地上に堆積した鳶泥の厚さを推定するものとし

また、1858 年の飛越地震の引き金となった跡津川断層ては、常願寺川沿革誌（富山工事事務所 1962）に、口の活動に着目し、カルデラ内の大規模な土砂生産がこ碑伝説により作成された常願寺川河床変遷図があり、の活動に関連すると仮定した場合における常願寺川のこれから大日橋付近で約 8 ｍ、立山橋付近で 20 ｍも流出土砂量を検討した。

河床が上昇したと推定されている。あとで述べるが、今回調査（立山砂防事務所 2010）の B3 と B5 のボー
リング結果とほぼ一致している。立山町史（1984）で

２．常願寺川扇状地に分布する鳶泥
立山浸食カルデラは 22 万年前に立山火山の第１期のは河床から 24 ｍ高い岩峅寺の雄山神社の境内近くま溶岩が流出する前に 大方できており、鳶崩れのようなで洪水の先端が来て境内を洪水が洗うこともあったと−2−

常願寺川扇状地の形成と災害についての２，３の知見

書かれている。また、上滝の常西水路の河床に 1580 年

水による土砂流出であり、1858 年のような規模ではな

佐々成政が築堤したといわれる堤防の天端があり、現かったと考えられる。このため地表面近くに大きな火在の常願寺川河底は佐々堤より 5 ｍ以上も高い位置に山岩の角礫が厚く堆積している所が鳶泥を調べる目安

ある。B5 ボーリング孔で見ると、深さ 4.5 ｍに 50±となる。ボーリング B1 ～ B5 の 5 か所と掘削面 T1 ～26BP（NUTA2-15109）年代の木片があったことから

T4 の 4 か所について上記の条件に合致するところ調1858 年以降の堆積物である。江戸時代は静かな河川と

べると、B1 には細砂とわずかな円礫だけなので、堆積言われていたので、安政の大土石流で河床などが上昇

後浸食されたものであろう。B2（常盤橋上流の地鉄橋したものである。

梁付近）の地表から 0.3 ～ 5.4m、B3（大日橋付近）の鷲尾（1951）によれば、昭和の初期でも毎年 100 万地表から 0.3 ～ 12.2m、B4（新常願寺橋上流西番）の㎥の土砂が流下しており、1858 年の大土石流以降も扇地表から 1.6 ～ 9.3m、Ｂ 5（立山橋下流中番）の地表

状地部に土砂が流下し続けていることが分かる。1858

から 2.2 ～ 22.0m などは安山岩の角礫が多いので鳶泥年の地震や続く天然ダムの崩壊で常願寺川扇状地にであると判断した。
（図 2、3、4 参照）

82.97 ㎢（立山砂防事務所 2010）分布している。それ

他方、町袋地区の掘削面（T1 地点）ではアシ堆積ゆえ平野の鳶泥の平均の厚さは、体積（町田 1962）÷

層で示される後背湿地帯堆積物の上位の 21 cm 以上、面積（0.36 億㎥ ÷82.97 ㎢）＝ 43cm となる。

水橋地区
（T2 地点）のアシ堆積層の上位の 30 cm 以上、

鳶泥の岩質は淘汰の悪い粗砂で時々火山岩の角礫、下番地区（T3 地点）の地表から 1.8 ～ 2.5m 下、中屋

しかも巨礫を含み、全体として灰色で紫灰色に見える地区（T4 地点）の地表から 0.8 ～ 1.3m 下に鳶泥と推こともある。円礫を含むことはない ｡ 礫質はカルデラ定される堆積物がみられた。下流域では浸食が激しく壁の崩壊であるが閃緑岩や花崗岩は少なく火山岩が多量的に把握するのは困難である。

い。火山岩が多いのは鳶岳が崩壊して出し原に分布し、立山カルデラ由来の鳶泥はボーリングやトレンチ調

その後天然ダムの決壊で段丘状になり、直ぐにガリ浸査を行った地点で、しかも厚く堆積していることが分食が生じ崖錐状態になっている。一部白岩を超え湯川，かった。

真川の本流にも分布する。白岩から扇頂部に洪水で運古文書による分布図やボーリング・掘削面調査、既ばれる際に、河道の円礫を拾ったり基盤岩の転石を拾存資料等を参考にし、常願寺川扇状地における鳶泥のい、出し原の鳶泥と下流の鳶泥とは組成がいくらか変堆積土砂量を推定した。

わるが、ここで問題にしている鳶泥は、鳶崩れの崩壊

中央防災会議（2009）によれば「1 回目の天然ダム

時のものなので、後の小洪水で運ばれたものに比べて決壊による土石流・洪水流は、鳶泥を含む粥状の流れ

火山岩の角礫、しかも大きなものが集積している所をで、土砂濃度が高かったため、常願寺川の河道に沿っ鳶泥として他と区別した。これは原山ら（2000）の db2て氾濫・堆積した。2 回目は 1 回目の堆積土砂を乗りに相当する。鳶泥はカルデラ内と平野では峡谷や平野越え、扇面一杯に氾濫・堆積した。扇状地の末端部では、を流れる過程で、その質が変化している。黒部川ダム

流れも緩やかとなったため、砂丘地の街道筋などの微排砂評価委員会報告（34 回、2011）に排砂による泥分

高地の影響を受け、氾濫を免れた地区も多い。
」とまとの移動について、「試験地で最初泥分 9% であったのめられている。河道沿いのボーリング結果より鳶泥とが排砂により 49% に成り、排砂後の措置により泥分は想定される粗粒の礫層は、1 回目の土石流（D1）と考16% に下がった。
」と述べている。カルデラ内では一旦え、図 5 の 1 ～ 4 断面において推定された鳶泥の層厚停止したので泥分が多いが、平野部では泥分が流されと幅から断面積を求め土量計算を行い D1=0.74 億㎥を粒度組成が変化したと考える。

求めた。2 回目の土石流（D2）は、細粒層の層厚から沖積段丘は富山クリーンセンターのある上流だけに扇状地の平均層厚（0.31m）を推定し、氾濫面積を乗分布し、巨石は残っているが泥質は殆ど流されて残っ

じD2=0.26 億㎥を求めた。
2回の合計で1.00 億㎥となる。

ていない。下流部分はその後の浸食により、1858 年の

なお、扇状地における平均層厚は扇頂より氾濫範囲末

泥は殆ど残っていないようである。また、1858 年の大端までの距離（16km）と T3-3 の細粒層厚 50cm から

土石流は天然ダム決壊によるものであるが、それ以降比例配分により求めた。
（図 5 参照）

は天然ダム決壊によるものは記録になく、通常降雨の出−3−

藤井昭二、中村俊夫、酒谷幸彦、高橋裕史、工藤裕之、山野秀一

図２

地質断面図（常願寺川）立山砂防事務所（2010）

図３

掘削面(T)の簡易柱状図 立山砂防事務所（2010）−4−常願寺川扇状地の形成と災害についての２，
３の知見

図４

試錐(B)の簡易柱状図 立山砂防事務所（2010）−5−藤井昭二、中村俊夫、酒谷幸彦、高橋裕史、工藤裕之、山野秀一

図５

安政5年災害の土砂災害状況図と地形
国土地理院(2000)土地条件図「富山」−6−常願寺川扇状地の形成と災害についての２，３の知見

３．
「富山低地」の堆積構造
富山の海岸平野は神通川の西の射水平野と、東の「富山低地」に分けられる。射水平野における縄文海進は
藤井（1964）により詳しく研究されているが、常願寺川・上市川・早月川扇状地で囲まれた「富山低地」については不明なままであった。土地条件図「富山」（2000）、
沿岸海域土地条件図 ｢ 富山 ｣（1970）
・「魚津 ｣（1970）が発行され、地図上に 1 ｍ等高線が描かれ自然堤防や微高地が図示され、富山低地の表面構造が明らかになった。
今回、町袋と水橋地区の現在の霞堤の基部にある自然堤防を調べたところ、下部にヨシやアシの茎を交え

表１

炭質物のC14年代 立山砂防事務所（2010）

た後背湿地の堆積物が形成され、その上部には炭質物

このことは約 5000 ～ 6000 年前に縄文海進があり、なども入っており、後述のように年代が測定された。ま海は現在の 6 ｍの等高線、水橋市田袋・水橋池田町・た常願寺川河口右岸にプレジャボートの港が建設中で

水橋小出・水橋伊勢領・水橋五郎丸・滑川市田中新町・その南に自然堤防があり、そこにも後背湿地堆積物が同市寺家町を結ぶ線まで浸入し、海岸部には砂丘がで発達しその中からカキ殻３個を収拾した。町袋地区のき、後背湿地になったことを示している。

掘削面（自然堤防）（T1 地点）から採集した炭質物の後背湿地にはヨシやアシが育ち堆積し、時たま砂丘

年代測定をしたところ 4397±30BP、4510±31BP の年が切れ海水が浸入することもあった。その後、海退に代を得た。また右岸水橋地区の掘削面（T2 地点）か

伴い常願寺川・白岩川・栃津川の本流やその支流によっら採集した炭質物の年代測定をしたところ 4174±30BPて後背湿地堆積物は浸食され、新しい自然堤防が堆積～ 4761±31BP が得られた。
（表 1、写真 2 参照）

し、常願寺川、白岩川、上市川の本流や支流によって浸食され自然堤防が残った。
なお、土地条件図「富山」（2000）に図示された微高地には、本川・支流による自然堤防と、後背湿地が浸食されずに残った微高地の両方が考えられる。
さらに約 2000 年前、海は後退の極に達し、片貝川の扇状地では先端の小川に沿って沢杉が生育したが、地盤が固いので杉は直根を伸ばせず、安定を保つため
横に根張りし、魚津埋没林博物館で見られるように盤根錯綜した根となった。ここは扇状地の礫層からなり地盤沈下の起こりにくい土地で、この海水面低下は弥生の海退と呼ばれており太平洋岸にも知られている（藤井ほか、2003）。

４．常願寺川隆起扇状地とくさり礫
常願寺川の扇頂には左岸、右岸とも隆起扇状地が分布しており、特に右岸の段丘は「上段」、「下段」と地名がついている。上段には 5 万年前を示す大山・倉吉
テフラが分布し、富山平野を取り巻いてよく発達しており MIS（海洋同位体ステージ）の 5e に対比される。
写真２

後背湿地堆積物（町袋護岸工事）

また下段は粟巣野段丘に対比され、粟巣野段丘にはAT テフラが分布し MIS の 2 に対比され約 2 万年前と−7−

藤井昭二、中村俊夫、酒谷幸彦、高橋裕史、工藤裕之、山野秀一

されている。隆起扇状地は下位よりくさり礫を含み傾くさり礫の上位に高位段丘礫層、中位段丘礫層、低斜を持つ呉羽山礫層、その上位に一部平坦面の浸食さ

位段丘礫層が堆積し合計すると厚さ 50m 以上あるのれた東福寺礫層から構成される高位段丘、上段礫層かが普通であるが、試錐では見当たらず、全ての段丘礫

らなる中位段丘層、下段礫層からなる低位段丘と現在層が削剥されたものと考えられる。現段階では中位段の常願寺川の流れに沿う沖積段丘から構成されている丘から、呉羽山礫層の年代を知る為の年代資料を得る（藤井、2000）。
（表 2 参照）ことができないので堆積した時代の論議ができない。

礫が風化してスコップで削れる硬さになっているのしかし、今のところ言えることは、中位段丘が 13.5 万を“くさり礫”と呼んでおり、呉羽山礫層の大部分が年前の MIS5e に対比される、呉羽山の火山灰をフィッ

くさり礫になっている。今回、常願寺川に沿った試錐

ショントラック法で年代を測ったら 30 から 60 万年前とB3、B4、B5 からくさり礫層が発見された。くさり礫はでている。くさり礫はこれらの年代を参考にすれば 30

B3 の地表から深さ 35.5 ～ 50m、B4 の地表から深さ～ 13.5 万年の間にある時期に、礫を腐らすような気候20.8 ～ 30m、B5 の地表から 22.0 ～ 30m に黄褐色になっがあったことを示している。
（表 2 参照）

た花崗岩、閃緑岩、緑や紫色になった安山岩があり、ハンマーで削れるのが特徴である。

５．常願寺川平野の後氷期層（
“沖積層”
）の堆積量

これらのくさり礫は B5 地点から西へ 4.3km の上今

常願寺川を中心に 2km ごとに 6 本の南北地質断面

町神社の小山と、東へ 4.2km の立山カントリークラブ

図を描き、２万年前（後氷期層すなわち“沖積層”）かの坂道に分布している。
（写真 3 参照）

ら現代までに常願寺川の流水で上流から運ばれてきた土砂の堆積量を計算した。地表および海底は土地分類
図の等高線及び等深線を利用した。洪積層と“沖積層”との境界は試錐資料の使えるものはそれにより、またＮ値など、先に発行された地盤図集（1979）などを利用し区分した（図 2 参照）。1980 年の淡青丸による富山湾の陸棚調査で、水深 100m 前後で礫層がはっきり二分されるので、上部を“沖積層”（後氷期層）、下部
を洪積層（奈須ほか 1966）、それを利用して海底部の断面を描いた。その結果、後氷期の堆積量は 52.3 億㎥と算出した。

写真３

くさり礫（立山カントリークラブ）

表２

隆起扇状地とその年代 藤井(2000)を一部改める−8−常願寺川扇状地の形成と災害についての２，３の知見“ 沖 積 層 ”と洪 積 層 の 境 界 近くに B1 で 10250±

ある。常願寺川流域の山地面積は 350.3 ㎢あり、その40BP、Ｂ 2 で 8621±36BP の年代値を得ている。しかうちカルデラの占める流域面積は 1／10 以下と小さい。

しここで議論しているのは頭で考える 1 万年前の完新

ちなみに河川砂防技術基準案計画編（建設省河川局

統でなく、実際に 2 万年前に氷期が終わり海面の上昇

砂防部 1997）では、単位流域面積あたりの計画流出土に伴って形成された後氷期層（“沖積層”）である。こ砂量を計画規模洪水（１洪水）で花崗岩地帯であればこでは完新世と洪積世の境は氷期の最後に海面低下が45,000 〜 60,000 ㎥／㎢としている。立山砂防の計画規あった時とし、その年代を 2 万年とした。

模洪水は 150 年超過確率である。また、鳶泥や火山噴以上によって“沖積層”の堆積量は、2 万年間に出物が堆積しているカルデラを除く流域は、主として52.3 億㎥と推定した。すなわち年間堆積量は 26.1 万㎥

花崗片麻岩を基岩とし、かつマサ化するほどの強風化となる。ちなみに藤井（1965）は同様な堆積条件で形は見られないが、ここでは単位流域面積あたりの流出成された黒部川扇状地の年間堆積量を 22 万㎥と計算

土砂量を45,000 〜60,000㎥／㎢・150 年と幅をもたせた。
洪水確率補正 1.21、流域面積補正 0.5 とし、山地流している。
また、鷲尾（1951）は常願寺川の排出土砂量は年間

域面積 350.3 ㎢で計算すると１洪水あたりではおおよそ

100 万㎥で、平野に堆積するのは 23 万㎥、河口から海0.10 〜 0.13 億㎥の土砂流出量が見込まれる。2,500 年に排出される土砂量は 77 万㎥としている。

間に 16 回の計画規模の洪水があると想定すれば、2,500

一般に、セントへレンズ火山や雲仙普賢岳で報告さ年間で 1.5 〜 2.0 億㎥となる。1858 年の実績崩壊土砂

れている火山噴火後の流出土砂量の低減と同じく、大量 4.1 億㎥（町田 1962）を加えると 5.6 〜 6.1 億㎥が得

きいイベントの後、徐々に流出土砂量が減ってくるが、られる。2,500 年間に発生する洪水の年超過確率は 150

常願寺川の場合カルデラ内にまだ多量の不安定な土砂

年規模以上 2,500 年規模の洪水まで見込まれることをが残っており、どの程度になれば安定化するかわから考えると、2,500 年間に堆積したと仮定した平均流出土ない。ただ、明治以降 100 年にわたって不安定な土砂

砂量 6.5 億ｍ 3 にかなり近似した値といえる。また、鳶を安定化（土砂をかん止）してきた砂防事業による効

泥のほとんどが火山岩質であることから、火山噴出物

果が大きいと考えている。

地帯の値 60,000 ～ 80,000 ㎥／㎢・150 年で花崗岩地帯と同様に試算すると、おおよそ 6.0 ～ 6.7 億㎥が得ら

６．跡津川断層の活動と常願寺川の流出土砂量についれより整合した値となる。

ての一試論
７．まとめ

ここでは、カルデラ内での大規模な土砂生産を跡津

調査結果の検討や取りまとめは未だ途中にあるが、川断層の活動と関連すると仮定し、常願寺川の流出土

2009 年に行った調査で新たに得られた知見と推論は次砂量を検討した。

のとおりである。

跡津川断層の活動について、地震調査研究推進本部地震調査委員会（2004）は最近５回の活動から平均１．鳶泥の分布については下流部分では浸食が激し活動間隔を 2,300 年から 2,700 年としている。仮に過去

く良く解らないが、扇頂部分ではかなり残って２万年間に 2,500 年間隔で活動したとすれば８回の断層おり詳しい調査をするとある程度復元できるよ

活動があったことになる。

うである。今回平野の鳶泥の分布を１億㎥と計今回算定した後氷期層（“沖積層”）の堆積土砂量算した。

52.3 億㎥／ 2 万年から、１回の断層活動に伴う平均堆

２．いままで不明であった縄文海進の常願寺川扇状地

積土砂量 6.5 億㎥が得られる。この値と 1858 年の断層における過程を明らかにすることができた。

活動で発生したカルデラ内の実績崩壊土砂量を 4.1 億

３．B3・4・5 の下部にくさり礫のあることが分かり、㎥（町田 1962）とを比較すると、2,500 年間の堆積土

常願寺川扇状地の構造を明らかにすることに役

砂量のほうが 1.6 倍程度大きい値となる。

立つ。

一方、土砂の生産・流出・堆積は断層活動によるも

４．扇状地の堆積構造が明らかになり、後氷期層 =のだけでなく、降雨とそれに伴う洪水も起因とされ、こ“沖積層”の堆積量が 26 万㎥／年であることがれらによる 2,500 年間の土砂流出量を考慮する必要が

分かった。
−9−

藤井昭二、中村俊夫、酒谷幸彦、高橋裕史、工藤裕之、山野秀一

５．仮定は多いが、跡津川断層の活動に伴う生産・流常願寺川団体研究グループ（1969）常願寺川流域の出土砂量を 1858 年実績 4.1 億 m3 を標準として、段丘と立山火山の形成時期、自然と社会 35、5-12p.

これに花崗岩地帯で計画規模の洪水により流出す

建設省河川局砂防部（1997）、改訂新版建設省河川砂る土砂量を加えた値は、今回算定した常願寺川扇防技術基準（案）同解説計画編（1997）、49p.

状地の２万年間に堆積した土砂量とかなり近似す

建設省北陸地方建設局富山工事事務所（1962）常願ることが分かった。また、鳶泥の岩質から火山噴出物地帯とすれば、より整合することがわかった。

寺川沿革誌、95-98p
建設省北陸地方建設局北陸技術事務所監修（1979）
富山県平野部の地盤図集※ 立山砂防事務所（現在）と立山砂防工事事務所（以建設省北陸地方建設局立山砂防工事事務所（1974）、前）は同じものであり、省庁再編によって、2001 年

常願寺川流域崩壊調査報告書（総括編）、108p.

以前は建設省北陸地方建設局に属し、2001 年以降

国土地理院（1970）土地条件図（沿岸を含む）「富山」.

は国土交通省北陸地方整備局に属している。

国土地理院（1970）土地条件図（沿岸を含む）「魚津」.
国土地理院（2000）土地条件図「富山」.
国土交通省北陸地方整備局（2009）常願寺川水系河

参考文献

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盤コンサルタンツ（2010）平成 21 年度常願寺川流

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金沢大学日本海域研究報告書 34、1-19p

富山湾陸棚部の海底地質、日本海地域の地学的諸問題、203-212p.
Ouchi, S. and T. Mizuyama（1989）Volume and原山智・高橋浩・中野俊・刈谷愛彦・駒沢正夫（2000）

Movement of Tombi Landslide in 1858. Japan（５万分の 1 地質図幅）「立山」及び説明書地質研

地形、10 巻 1 号、27-51p.

究報告、地質調査総合センター .

立山町史（1984）、333、339p

地震調査研究推進本部地震調査委員会（2004）「跡津川断層の長期評価について」、http://www.jishin.

鷲尾蟄竜（1951）荒廃河川の一例としての常願寺川改修計画、新砂防 6 巻、1-59p

go.jp/main/p_hyoka02_danso.htm【要旨】

安政5年（以降1858年）の飛越地震により発生した鳶崩れによる鳶泥は、下流の扇状地上にある集落に大きな被害を与え、災害を防止するため砂防事業が行われている。地形形成史の観点から、巨大崩壊が流域に与える影響について調査するため、鳶泥を追跡する試錐を主とする調査を行い、その分布や堆積物に含まれる有機物の年代測定、常願寺川隆起扇状地とくさり礫の分布、同扇状地の堆積構造と“沖積層”の堆積量を調べた。また、1858年の鳶崩壊に伴う扇状地上の鳶泥の量が１億㎥であることがわかった。その結果、過去2万年間の堆積土砂量は52.3億㎥、年平均26万㎥である。これと1858年以降の流出土砂量と比較すると、150年たった今でもまだ、常願寺川は異常に多い土
砂流出状況にあると言える。また、跡津川断層の活動と流出土砂量を検討し、今回算出した“沖積層”の堆積土砂量と比較を試みた。
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