積雪地域における斜面崩壊地の植生・土層の回復速度に関する研究研究代表者： 若月 強 1)
研究分担者： 西井 稜子 2)，渡部 直喜 3)1) 防災科学技術研究所，水・土砂防災研究部門 2) 新潟大学 研究推進機構 3) 新潟大学災害・復興科学研究所

研究要旨
積雪地域において，崩壊による斜面の裸地化は，流域の土砂流出量の増加だけでなく雪崩の発生頻度を高める可能性があるため，崩壊発生後の植生や土層の回復速度を知ることは，流域の土砂流出量や雪崩リスクの経時的な変化を予測する上で重要である．本研究は，1967 年羽越災害と 1998 年新潟豪雨災
害による五頭山地の花崗岩斜面の崩壊跡地を対象に，現在までの約 20～50 年間の植生や土層の回復量を明らかにし，既存研究と比較しながら積雪地域の特徴および両災害の崩壊発生密度の違いをそれぞれ検討した．その結果，積雪地である五頭山地の植生回復速度（崩壊面積 100m2 以下ならば約 10 年で回復）は，非積雪地域（千葉）に比べやや低い傾向を示した．一方，土層の回復速度は，崩壊後 50 年間の土層回復量（軟弱土層が約 20 cm）が非積雪地域（愛知・茨城）と同程度であった．また，1967 年災害は 1998
年災害よりも崩壊や土石流が多発したが，その理由は雨量の違いではなく，崩壊の免疫性と林齢の影響が考えられた．

Ａ．研究目的
積雪地域において，崩壊による斜面の裸地化は，33km2 程度を調査対象に，以下の調査を実施した．
(1) 1967 年災害と 1998 年災害における斜面崩壊

流域の土砂流出量の増加だけでなく雪崩の発生分布図を作成した．

頻度を高める可能性がある．現に，中越地震の被(2) 植生回復速度については，上記の分布図を基

災域では，地震後の雪崩の約 4 割が，地震によるに，1.1 km2 のモデル流域を対象に，空中写真（1961,表層崩壊地において発生したことが報告されて1967（災害直後）, 1978，1988, 1997, 1998（災いる（関口ほか，2006）．したがって，積雪地域お害直後）, 2015 年撮影）を用いて，裸地となった

いて，崩壊発生後の裸地斜面の植生回復速度を明

崩壊地の植被率の経年変化を GIS ソフトウェア上らかにすることは，流域の土砂流出量や雪崩リスで整理し，単位時間あたりの植生侵入速度（=植生クの経時的な変化を予測する上で重要と考えら回復速度）を算出した．また，スギ林における林れる．また，土層の回復速度は，崩壊発生周期や齢と崩壊発生の関係を検討した．さらに，1967 年

土砂流出量を推定するために重要な情報となる．と 1998 年の崩壊跡内での最古の樹木の年齢を計

本研究は，1967 年羽越災害と 1998 年新潟豪雨測した．

災害による五頭山地の斜面崩壊跡地を対象に，現(3) 土層回復速度については，崩壊分布図を基に在までの約 20～50 年間の植生や土層の回復量を選定した 1967 年と 1998 年の崩壊跡地を対象に，明らかにし，既存研究と比較することで，積雪地現地において簡易貫入試験（筑波丸東製）を実施

域における斜面崩壊地の植生・土層の回復特性や，し，崩壊発生 50 年後と 19 年後の土層深の回復量

両災害の崩壊発生密度の違いを検討する．研究対を計測した．

象地域は，斜面崩壊が頻発し比較事例の多い花崗(4) 以上の結果と既往研究を比較して，積雪地域岩が主な基盤岩である．

における斜面崩壊地の植生・土層の回復特性や，1967 年災害と 1998 年災害の崩壊発生密度の違い

Ｂ．研究方法花崗岩を基盤岩とする，五頭山地西側斜面の約を考察した．

図 1 崩壊分布図． LR:崩壊面積率，n：崩壊数
Ｃ．研究結果地面積率は，1967 年災害から約 10 年で約 1/6 ま(1) 1967 年羽越災害と 1998 年豪雨災害におけるで急激に減少する．なお，1998 年災害による崩壊

斜面崩壊分布図

数は少なかったので，1998 年の位置にピークが現作成した崩壊分布図を図 1 に示す．両災害は表2れていない．

層崩壊が多く，1967 年災害では 300 m 以下の崩空中写真判読による崩壊地への植生回復状況

壊地が約 6 割を占める．また，1967 年災害は 1998

（1967～2015 年）を図 3 に示す．橙線を植生回復

年災害よりも，崩壊密度が約 10 倍も大きく，個々閾値と呼び，この線の下側は回復（植生回復しての崩壊面積も大きい傾向がある．土石流に関して裸地が見えない状態）のプロットだけが存在する．

も，1967 年は多発したが，1998 年は少なかった．

この図によると，崩壊面積が大きくなるほど，植生回復までの時間が長くなり，例えば約 100 m2 の(2) 植生回復速度

崩壊地の植生回復時間約 10 年であることが明ら(2-1) 空中写真判読による植生回復速度かになった（図 2 の赤丸）．

空中写真判読による 1961～2015 年における崩壊による裸地面積率の経時変化を図 2 に示す．裸図 2 1961～2015 年における崩壊による裸地図 3 1967～2015 年における崩壊地への植生面積率の経時変化．

回復状況

(2-2) 崩壊地内の最古の樹木の年齢

加量は約 25 cm であった．

1967 年崩壊と 1998 年崩壊の計 7 つの崩壊地の形状と崩壊地内の最古の樹木の年齢を表 2 に示す．
崩壊はいずれも平均勾配 38°～40°，平均崩壊深約 1 m の表層崩壊である．最古の樹木は，1998 年
崩壊地（調査時は崩壊 19 年後）では崩壊約 1～12年後から，1967 年崩壊地（崩壊 50 年後）では崩壊約 10～16 年後から生長し始めており，崩壊 19年後の方が生長し始める時期が早い．
表 1 崩壊形状と最古の樹木の年齢

図 4 軟弱土層（Nc < 5，潜在崩土層）の厚さ．
括弧内は範囲．

図 5 全土層（Nc < 25）の厚さ．括弧内は範囲．
(2-3) スギ林における林齢と崩壊発生の関係
スギ林における林齢と崩壊発生の関係を検討した．その結果，林齢が若い場所で崩壊発生率がＤ．考察(1)

積雪地域における斜面崩壊地の植生・土層の回復の特徴高くなることが明らかになった．根系の支持力が植生回復に関しては，本地域の植生回復閾値は小さくなるためと考えられる．また，1967 年災害（図 3），沼本ほか（1999）による非積雪地域（千時は，1998 年災害時よりも，樹齢が若い斜面が多葉県）のデータに比べ，やや低い傾向を示した．

いことが明らかになった．

また，樹齢の現地調査から，崩壊 19 年後の最古の樹木は崩壊 50 年目が到達する前に枯死する可能(3) 土層回復速度性があると考えられる．

表 1 に示した 7 つの崩壊地で，それぞれ崩壊地

土層回復に関しては，既往研究と本地域の崩壊

内 9 点と崩壊地脇 3 点で，簡易貫入試験により土後経過年数と土層厚の関係を図 6 に示す．ここで層厚を計測した．簡易貫入試験値（Nc 値）が 5 未の土層厚は軟弱土層厚にほぼ相当し，図 4, 5 と満の土層は潜在崩土層であり軟弱土層，5 以上 25は異なり，斜面法線方向の厚さが示されている．

未満を硬質土層，25 未満を全土層とそれぞれ呼ぶ．

この図によると，本地域は，非積雪地域（北茨城崩壊 19 年後と 50 年後における各点の軟弱土層のや愛知県）の花崗岩と同程度の土層回復量である厚さの平均値を図 4，全土層の厚さの平均値を図ことがわかる．また，軟弱土層厚（法線方向）が5 に示す．土層厚は重力方向に計測した値である．

崩壊厚である 0.7～0.8 m まで回復するまでに，これらの図によると，軟弱土層と全土層は，崩壊最低 300 年程度は必要であることが推察される．

後 19 年間で約 13 cm と 32 cm，50 年間で約 24 cm

以上のように，日本海側の積雪地である五頭山と 57 cm それぞれ形成されていた．また，崩壊 19域は，植生回復速度は太平洋側に比べやや低い値

年後から 50 年後までの，軟弱土層の増加量は約を示した．一方，土層回復については，その速度11cm，硬質土層の増加量は約 14 cm，全土層の増

や量は太平洋側の非積雪地域との違いは見られ(2) 1967 年災害と 1998 年災害の崩壊発生密度のなかった．顕著な違いが生じなかった理由として，

違い

五頭山地の低標高部は雪崩などの積雪地域特有

C(1)で述べたように，1967 年災害は 1998 年災の侵食がそれほど活発ではないことや，凍結破砕害よりも，崩壊密度が約 10 倍も大きく，土石流もなどによる土砂生産は不活発であることが考え少なかった．この理由について若干の検討を行なられるので，更なる検討が必要である．

う．表 2 に，本地域を含む各花崗岩地域の災害時の雨量を整理した．これらの地域の土層は本地域と同様に薄い（全土層厚が 1～2 m 以下）ことが確認されている．この表より，1967 年災害の降雨量（特に 6 時間までの積算雨量）は，1998 年災害や他の災害と比べて小さい（ただし，雨量観測点が調査範囲から約 5～15 km 離れているので，調査地の真の値は若干異なる可能性がある）．一方，
1998 年災害の降雨量は，1972 年旧小原村災害，2009 年防府市災害などと同程度の雨量であり，斜面崩壊や土石流が多発し得る豪雨だったと考えられる．
このような豪雨にも関わらず，1998 年災害は1967 年災害ほどの崩壊や土石流が発生しなかっ

図 6 崩壊後 経過年数と土層厚 の関係（松 倉

た理由としては，崩壊の免疫性の影響と林齢の違（2008）を加筆修正）．土層厚は斜面法線方向のいが考えられる．崩壊の免疫性に関しては，C(3)厚さ．

節や D(1)節で述べたように，1967 年から 1998 年までの約 30 年程度の土層回復量は少なく，同じ場所で崩壊が再発しないと考えられることが論
表 2 花崗岩地域の災害時の雨量
1時間
雨量mm

2時間
雨量mm

3時間
雨量mm

6時間
雨量mm

12時間
雨量mm

24時間
雨量mm

52
39

62
69

87
88

146
128

245
210

343
339

74

116

203

240

275

298

305

（参考）
日光市災害（2015/9/9-10）
中三依57

100

141

230

380

5025791,596（五十里）

みなかみ町災害（2015/7/20）
土合

73

138

140

140

140

145

145

1734（みなかみ）

広島市災害 (2014/8/20）
上原

115

207

237254

285

285

285

1,690（三入）

岩国市災害 (2014/8/6）
岩国土建

56

109

149

186

199

210

231

1,727（岩国）

南木曽町災害（2014/7/9）
蘭

76

124

126

126

126

142

143

2,413（南木曽）

防府市災害（2009/7/21）
防府

64

88

126

220

229

244

286

1,638（防府）高萩市災害 (1977/9/19)
花園

56

99

125

159

257

257

2,012（花園）

旧小原村災害 (1972/7/12-13)
小原大草
77

142

195

239

285

257

1,612（小原）1967年羽越豪雨
赤谷二王子岳48時間
雨量mm

年平均降水量mm

3,235

1998年豪雨
宝珠山

251

拠の１つである．一方，林齢の違いに関しては，
C(2-3)節で述べたように，林齢が若い場所で崩壊発生率が高く，1967 年羽越豪雨における崩壊の多発はスギの林齢が若いことが影響している可能性があることが論拠である．
Ｅ．結論
1967 年羽越災害と 1998 年新潟豪雨災害による五頭山地の花崗岩斜面の崩壊跡地を対象に，現在までの約 20～50 年間の植生や土層の回復量を明らかにし，既存研究と比較を行なった．その結果，積雪地である五頭山地の植生回復速度は非積雪地域（千葉）に比べてやや低い値を示した．一方，土層の回復量は五頭山地と非積雪地域(愛知・茨城)の差異はほとんど無かった．今後その原因を検討する必要がある．また，1967 年災害は 1998
年災害よりも崩壊や土石流が多発したが，その理由は雨量の違いではなく，崩壊の免疫性と林齢の影響が考えられた．
Ｆ．研究発表なし
Ｇ．知的財産権の出願・登録状況（予定を含む）
なし