立山カルデラ研究紀要第13号、pp.1-16（2011・2012）

鳶泥と国見泥 －立山カルデラの形成に関わる深層崩壊とそのメカニズム－野崎保１），菊川茂 2）
Tombi-doro and Kunimi-doro - Deep-seated Landslides related to the Formation of Tateyama-Caldera and their Mechanism -要旨
今日では立山カルデラが侵食カルデラであることに異論の余地はない。しかし、カルデラ周縁の稜線部には新旧の立山火山噴出物が分布している。また、東部カルデラ内には後期更新統の火山岩類が広く分布しており、カルデ
ラの形成は火山活動と無縁というわけではない。侵食カルデラの形成は、降雨・融雪に伴う小～中規模の崩壊や谷の下刻侵食も大きな要因ではある。しかしながら、筆者等の調査では、カルデラ地形の形成は、1858年の飛越地震によって発生した大鳶崩れやそれ以前からの巨大深層崩壊の繰り返しが主要因であるとの結論に至った。さらに、その素因は立山火山の活動に伴う変質劣化だけではなく、筆者らによってカルデラ内で発見された湯川谷断層（跡津川断層系）やこの断層に沿って分布する古い熱水変質帯の存在にあると考えられる。小論では、2008年から2011
年までの4年間にわたって筆者らが行ってきた調査結果について記述すると共に、過去の知見に加えて筆者等の仮説や今後の課題も含めて、カルデラの形成に関わる過去の深層崩壊について地形地質学的な観点から考察した。最後に、立山カルデラおよびその周辺域での今後の深層崩壊危険箇所についてその課題を含めて記述した。
層系の北端部と考えられる断層露頭を発見した。こ１．はじめに筆者等は、2008年から2011年にかけて実施した現の断層沿いでは基盤岩である花崗岩類の岩体内にお地調査や文献調査に基づいて、これまで日本地すべ

いて幅広い熱水変質帯が形成されており、それに伴において、立山カルデラ

う基盤岩の劣化および深層崩壊を助長する低角度なの形成は過去の深層崩壊が主要因であるとの観点か

変質帯や粘土の介在などの地質条件が深層崩壊の素ら同名の題名で報告してきた。その成果の概要を日因になっているという結論に至った。

り学会研究発表会等

1）～5）

本地すべり学会誌 において報告したが、小論はそ

筆者等の研究は、まだ古い深層崩壊の発生年代やの後の知見も加えて、これまでの調査研究成果を総発生機構を十分に解明できる段階に至っていない。

合的にまとめたものである。

そこで、ここではまず大鳶崩れについてのこれまで

6）

立山の地質に関しては原山他 の詳細な研究報告の研究結果を古絵図などの資料も参考に再検討を行があり、安政5年2月26日（新暦1858年4月9日）に発うと共に、湯川上流部右岸に分布する国見泥・国生した飛越地震を誘因とする大鳶崩れに関しても古見地すべり1）およびカルデラ内で発見した活断層に

くは町田8）を初めとして様々な研究成果がある。しついて調査結果を報告する。次に、これらの結果にかしながら、立山カルデラの成因や発生機構につい基づいて、現時点における作業仮説も含めて立山カての研究は端緒についたばかりであり、地形地質

ルデラの形成に大きく関与したと考えられる深層崩的な観点からの十分な検討はなされていない。そこ

壊あるいは深層地すべりの発生機構について考察すで、まず空中写真判読と既往の資料を参考に、カルる。

7）

デラ内およびその周辺地域の地形地質状況を把握すると共に、要点と考えられる箇所を実地に検証して

２．地形地質概況

きた。その結果、立山カルデラ内では大鳶崩れだけ

立山カルデラの成因調査を開始するに当たって、ではなく、過去にも巨大～大規模な9）深層崩壊ある

筆者等はまず既往資料を参考に空中写真判読による

いは深層地すべりが繰り返し発生しており、それら

地形地質解析を行った（図１）。それに基づいて4が侵食カルデラ形成の主要因であるという結論を得年間にわたって現地での検証を行ってきた。判読にた。さらに、カルデラ内での現地調査中に跡津川断用いた写真はその精度と対策による地形改変を考慮

１）野崎技術士事務所，２）立山カルデラ砂防博物館−1−野崎保，菊川茂に、カルデラの外になるが、有峰トンネル西坑口付

して主に1977年に撮影されたものを用いた。
カルデラ内は中央北寄りを湯川が東から西に流下

近下方にも比較的規模の大きな地すべり地形が判読している。侵食カルデラの形成に関与して注目されされる。これは古絵図に描かれている熊倒山の崩壊

るのは、下流部左岸の多枝原谷を中心とした凹地跡である可能性が高い。

（以下多枝原凹地と呼ぶ）と湯川右支流松尾谷源頭

カルデラ内の基盤岩は花崗閃緑岩を主体とする深部の大崩壊跡およびその下方に平坦面を形成して広成岩類である。東部一帯にはこれを被って立山火山

がる台地（松尾平）である。前者は、その南東部に第1a活動期の湯川谷火山岩類（およそ20～22万年前

おいて1858年の飛越地震によって大鳶崩れが発生の活動）が広く分布しており、稜線部には第1b期以し、多枝原凹地は鳶泥と称される崩壊土砂でほぼ全降の火山岩類が分布している7）。また、湯川上流部域が覆われている。また、大鳶崩れの発生箇所付近

右岸渓床沿いの国見泥を含む古い崩積土の一部や左や鳶泥の堆積地内では現在も表層崩壊が継続してい岸側支流源頭部の湯川谷火山岩類は、今ではほとんる。後者の崩壊跡はかつて爆裂火口と考えられていどその兆候は認められないものの、第4期の火山活たが、近年の調査では深層崩壊によることが明らか

動に伴う硫気変質を受けている3）,7）。

になっており7）、その下方に広がる台地は主に崩壊

なお、後述するように筆者等はカルデラ内ほぼ中による岩屑流堆積物によって形成されたものである

央部の湯川河岸において横ズレ断層の露頭を確認し（写真１参照）。筆者等はこの堆積物を国見泥1）とており、湯川断層と呼称した。この断層は、跡津川呼称した。この崩壊跡の東側には御歌面

10）

と称さ

れる緩斜面があり、この面を頭部とする巨大な地す断層系のカルデラ内への延長部でありその北端部に当たると考えている。

べり地形が判読される。筆者等はこれを国見地すべり1）と呼称した。この他に湯川とその右支流水谷の間にあって、松尾峠の南西方に独立峰を有する山塊
は、古い移動体である可能性が指摘される。この他

図１ 立山カルデラの地形および表層地質概況図（基図は国土地理院発行1/25000地形図「立山」を使用）6）−2−

鳶泥と国見泥－立山カルデラの形成に関わる深層崩壊とそのメカニズム－

３．カルデラ内における深層崩壊
3.1

多枝原凹地の深層崩壊

3.1.1

大鳶崩れと鳶泥

鳶泥は多枝原凹地をほぼ全面にわたって覆っており、浅層部では安山岩類の礫や岩塊を主体とし少量の花崗閃緑岩礫を含む礫層であるが（写真３）、多枝原谷第28号砂防堰堤のボーリング調査結果では、深層部は花崗閃緑岩礫が占める割合が多くなっている 5）,30）（図３）。この他、多枝原凹地より上流部
写真１

弥陀ヶ原上空から見た立山カルデラ全景、中央の凹地が国見泥の発生源（井口隆撮影）の湯川河床下では、砂防ダムの建設中に大鳶崩れの発生期に相当する泥質土（dt 1）が確認されている
5）,30）（図４）。ここでは、まずこの鳶泥について筆者らの調査による新たな知見や解釈について記述する。
嶋本・飯田 11）に掲載されている「芦峅仁右衛門
報告書」には旧暦3月10日（新暦4月23日）の地す
べりダム決壊直後の視察記録として次のような記事がある。「･･･湯川筋之義ハ南縁小池山・熊倒レ余程下ヨリ崩落チ、大鳶山頭ヨリ弐、三歩通崩落、
小鳶山ハ過半余モ崩レ、･･･」。この記事や地形判
写真２ 北方上空から見た粟巣野段丘、左上部が千寿ヶ原（井口隆撮影）読結果から、大鳶崩れは当時の小鳶山付近を中心とし、多枝原凹地の東縁となる金山谷付近を境に崩落

図２ 調査地点および試料採取位置図（白菱は年代測定試料、黒星は粘土鉱物分析試料採取位置．基図は国土地
理院発行1/25000地形図「立山」を使用）−3−

図３ 多枝原谷第28号砂防堰堤基礎地盤の礫種分布野崎保，菊川茂

して、雪混じりの岩屑流となって流下したと考えらて矛盾はない。ただし、多枝原池周辺から北方へのれる。しかし、多枝原凹地西縁部には横に連なる地

カルデラ西壁だけは広く樹木で覆われており、崩すべり地形が連続する（図１参照）。この地すべり壊という観点では「静かな」場所である（図１参は地震発生時より遅れて発生し、旧暦4月26日（新照）。したがって、今後動植物学的な観点等別な視

暦6月7日）に発生した第2回目の洪水の誘因となっ点での検討も必要であることをおことわりしておた可能性があり、筆者等はこれもカルデラ内に残る

く。また、この多枝原池を中心とするすり鉢型の深鳶泥の一部と解釈した。立山大鳶崩見取絵図『杉い凹地はミニカルデラとも言える地形を呈している

本文書』

12）

によると、南縁小池山（絵図では小地（図２、写真４参照）。このミニカルデラの下方斜山）の北側に真川に合流する沢が描かれており、位面に広がる地すべり地形と合わせて見ると、大鳶崩置関係から多枝原池の真西にある沢がこれに当たる

れより前の出来事であったにせよ、おそらく地震に（図２参照）。この沢は源頭部が欠けていることか起因する典型的な深層崩壊跡であり、筆者等は立山ら、小池山は現在の多枝原池付近にあったと考えるにおける侵蝕カルデラの形成機構を暗示するものとことができる。「安政大地震大鳶山小鳶山々崩大水考えている。さらに、カルデラの外になるが、有峰

淀見取絵図『杉本文書）』

12）には、小鳶山の西麓

トンネルの西方にも比較的規模の大きな地すべり地

付近に「水溜、狩込三ツ位」という記載があり、位形が判読される。古文書の記述のようにこの付近に置や規模から現在の多枝原池と考えられる。この水は熊倒レという山があり、大きく崩壊したことがわ

12）

溜は「越中立山異変之図『中島文庫）』などそのかっている。この様子は多くの古絵図 11）,12）にも描

他の絵図にも大鳶崩れに伴って形成されたように描かれており、凸地形の山体が地震動によって深層崩かれている。多枝原凹地西縁部は中央部より明らか

壊したものと考えられる（図１参照）。これらの絵

8）に高い位置に平坦面があることから町田 は大鳶崩図からも想像できることであるが、この他に中～小れ以前の地形としているが、明らかな地すべり地形

規模の崩壊は各所で生じたようであり、前述の湯川であることからほぼ同時期に形成されたものと考え第13号砂防堰堤施工中に発見された河床下の泥質土

写真３

写真４ ミニカルデラの底にある多枝原池

多枝原谷第28号砂防堰堤建設中に観察された
鳶泥の断面

図４ 湯川第13号砂防堰堤副堤基礎地盤の地質断面図−4−鳶泥と国見泥－立山カルデラの形成に関わる深層崩壊とそのメカニズム－

も飛越地震に起因する渓岸の崩壊によるものと考え

れて礫状を呈する部分が多いことからも古い岩盤られる。

地すべりによる移動体に違いない。18.4～46.2m間

8）

8

3

町田 は鳶泥の体積を4.1×10 m と算出し、後に83最小値として2.7×10 m を提示している

13）は、鳶泥に含まれる巨大岩塊の可能性も否定はでき。そのない。しかし、18.4～26.2m間の浅層部が風化岩では、多枝原谷や水谷のあることや近接河床部の地層の年代測定結果が鳶泥露頭観察結果等から鳶泥の下位には古い崩積土が埋よりはるかに古いことから、その可能性は低い（図積されていることを明らかにし、鳶泥の体積を新た６参照）。深度76.1m～90.8m間の角礫化した溶岩後、Ouchi and Mizuyama

8

14）

3

に1.27×10 m と算出している。ここでは、常願寺

は、硫気変質や酸化作用を受けていることから、も川の唐谷合流点付近より下流の量は重要でないとしとは地下水飽和帯よりも上位にあったことを示しててこれを含めていない。しかし、藤井他

15）

は、最

いる。しかし、この地層は現在では120度～150度

近実施されたボーリング調査資料を含めて再検討に達する熱水帯内にあることが明らかになっている

し、常願寺川扇状地の扇頂から河口までの総流出土

16）

8

3

。つまり、現在の位置条件で硫気変質や酸化変砂量を1.0×10 m と算出している。小論では鳶泥の質を受けたとは考えられず、これは地すべり発生以

体積については検討していないが、後述のように確前の元位置においての現象であったと考えられる。

かに鳶泥の下位には古い岩盤地すべりによるものとまた、これらの火山岩類の下位に挟在する土砂状の考えられる岩塊を主体とする崩土や主に湯川沿いに斜面堆積物に含まれる角礫が湯川谷火山岩類起源で発生したと考えられる土石流堆積物等がある。まあることも、火山岩体が移動体であることを決定づた、筆者等の検証結果ではOuchi and Mizuyamaにけている。ただ、その岩相変化や層厚は湯川谷や金よって鳶泥とされたものにも明らかにそれ以前の年

山谷に分布するインタクトな湯川谷火山岩類のそれ代を示す土砂が含められており、多枝原凹地から水とはやや異なっていることや角礫化した溶岩の上面

谷付近にかけての鳶泥の量はさらに少なくなる可能（76.1m）が粘土化していることなどから、一度だ性がある。したがって、藤井他の算出量を合わせる

けの深層地すべりによるものではない可能性があ

83と、鳶泥の総体積は2.0×10 m 余りということになる。さらに、下位に古い斜面堆積物が確認されている。

ることは、この深層地すべり発生前にすでにかなりの規模の凹地が形成されていたと考えることができ

3.1.2

鳶泥の下に埋没する多枝原地すべりる。ここではこの深層崩壊を含めた岩盤地すべりを2008年に立山砂防事務所によって旧立山温泉付

一括して多枝原地すべりと呼ぶことにする。発生時

近で深度95mのボーリング調査

16）が実施された。

図５に示したように、筆者らのコア観察結果では鳶

代については不明であるが、現在のところ後述する
国見泥の時代に対比されるものと考えている。

泥と判定される礫層は表層を除く深度18.4mまでである。それ以深では深度90.8mまで湯川谷火山岩類の岩相をなす岩盤様のコアが採取されている。ところが90.8m～94.7m間は、下部に半固結したシルト層が挟在するものの、大礫を含む土砂状の斜面堆積物である。この深部の堆積物に含まれる角礫は湯川谷火山岩類起源のものであって、95mまでの最深部も花崗閃緑岩の岩片である。上述のように、鳶泥の下位にそれ以前の土砂や火山岩類が堆積していることは既に指摘されており、ボーリング調査結果はこれを裏付けるものである。近接する金山谷には多枝原凹地の平坦地から100m以上の位置まで花崗閃緑岩が分布していることから18.4m～90.8m間の火山岩類の分布は不自然であり、76.1m以深は破砕さ

図５ 深層ボーリング21-1孔の地質柱状図−5−野崎保，菊川茂図６ 立山温泉付近東西方向の推定地質断面図

3.2

国見地すべりと国見泥

国見泥には直径が数10mに達する巨大な岩塊が含松尾谷源頭部にある巨大な深層崩壊跡の東側、国見岳直下に御歌面

まれ、基質部は礫状を呈している（写真７、10）。

10）と称される緩斜面があり、その湯川谷上流部では湯川谷火山岩類起源の岩塊や岩片南西下方にも規模はやや小さいが、湯川方向に向かを主体としているが、下流部ではカルデラ壁上部かう明瞭な崩壊跡がある（図１、2参照）。二つの崩壊

ら山頂部にかけて分布する火砕流堆積物や安山岩溶跡の接点となる稜線部には明瞭な段差や独立峰があ岩起源の岩塊～岩片が主体となる。本層はところどる。こうした状況から、御歌面を頭部とし松尾谷ところ硫気変質を受けており、その後の酸化により赤国見谷に挟まれる尾根地形全体が、二次地すべりや褐色化し脈状に粘土化（還元色は緑灰色）した部分

二次崩壊を伴う古い地すべり地形と判読され、筆者も見られる（写真11、15）。

等はこれを国見地すべりと呼称した（写真５）。実

松尾平の国見泥本体は、地形的に見て明らかに国際に、この地すべり地形の末端斜面である湯川右岸

見地すべりの一部が崩壊し、岩屑流となって流下しには巨大な岩塊を含む崩積土層が露出している（写たものである。分布規模は多枝原凹地より上流側だ真６）。国見泥発生以前の元の規模は、おそらくけで幅約1.2km、延長2.0km程である。最近の砂防幅、延長共に2km余りで、最深部は現在の松尾谷のダム調査資料等から現渓床下20m以深まで分布する

深さや基盤岩の分布位置等から300m以上と推定さことは確実であり 5）、最大層厚は100mを越えていれ、体積は大まかに7～8×108m3と算出される。

る。したがって、元の体積は堆積面を残す上流部だ

写真５ 国見地すべりと国見泥（松尾峠に至る登山道より撮影）

写真６ 国見地すべりの露頭（新湯対岸直下流）、湯川谷
火山岩類の岩塊を含む−6−

鳶泥と国見泥－立山カルデラの形成に関わる深層崩壊とそのメカニズム－

3.3

けでも2.0×108m3程度と算出される。ただ、巨大な国見泥の発生時期とカルデラ内堆積物の年代測定結果

深層崩壊跡の下方に広がる松尾平も急崖で囲まれた
半円形の地形を呈している。これも深層崩壊跡であ国見地すべりと国見泥の発生時代については、る可能性があり、その流出量を含めれば規模が倍増

未だ決め手となるような確証が得られていない。

することになる。現在では松尾谷両岸の平坦部は背しかし、筆者等は、国見泥は常願寺川と称名川の合後にある急崖の二次崩壊による堆積物で広く被われ流部左岸側（千寿ヶ原の南西方）に広がる粟巣野段ており、湯川の渓岸露頭でもより新しい時代の土石丘（写真２）を形成する極めて厚い段丘礫層に対比

流堆積物が国見地すべり崩土や国見泥に貼り付くよされると考えている。藤井・金子 17）も、地形開析

うに分布しているところがある（写真６、８）。さの程度や下流にある粟巣野段丘上に姶良Tn火山灰

らに右岸の平坦地には広い湿地が形成されている。

（AT）が確認されたことから粟巣野段丘の形成はオーガーボーリングによる調査結果ではこの湿地

約2万年前と推定し、何らかの「後背地の事変」にの堆積物の厚さはせいぜい１.0m以下であり、最深より常願寺川本流の河道閉塞によって形成されたも14部で採取した腐植土のC による年代測定の結果でのと推定している。かつて常願寺川上流には真川湖

は極めて時代の新しいものであることが明らかにな

18）,19）った（図２、表１参照）。左岸側も表層部は土壌で

当時はまだ泥や砂を主体とする堆積物で広く覆われはなく広く岩塊で覆われており、沼（図２）もあるていたはずである。こうしたことから、この河道閉が、その堆積物はせいぜい10～20cm程度であるこ塞をもたらした大量の土砂供給の源は立山カルデラとを確認した（写真９）。こうした広範な被覆層以外には考え難い状況であり、筆者等は国見泥の発が、国見泥の発生時代や詳細な分布状況の把握を困生によるものであると推定している。ただ、現在で難にしている。

はATの年代はおよそ2.6～2.9万年前と改められていという湖が存在し、数万年前の湖の消滅後もる。また、筆者等の再調査では粟巣野段丘に対比される常願寺側右岸側の段丘上ではATを確認できたものの、粟巣野段丘上では追認できなかった。このことから、粟巣野段丘上のATは、広がりを持ったものでもないことは明らかであり、リワークしたものであると考えられる。したがって、筆者等は今のところ粟巣野段丘の形成とその原因となった国見泥の発生期はおよそ3万年前と推定している。
表１は、筆者らの採取した試料と過去の研究資料を含めたカルデラ内堆積物の放射性炭素 14Cによる
写真７ 国見泥の一部（松尾谷合流点直下流右岸）、礫層中に含まれる傾動巨大岩塊

年代測定結果を示したものである。採取位置は図

写真８ 国見泥に貼り付いた土石流堆積物（刈込み池対岸）、○：試料採取位置

写真９ 松尾平左岸の沼（標高1625m付近）−7−野崎保，菊川茂

２、４および写真８に示した。筆者等は当初から年周辺を詳細に観察した結果、この断層は火砕流

代測定試料採取を意図した露頭調査を行ってきたも堆積物からなる巨大な岩塊の中央部分を切断してのの、これまでのところ国見泥の中では試料の採取いることが明らかになった（写真10）。主断層①ができていない。おそらく堆積物の大半が保存環境の南側には礫化した強破砕部があり（露頭下部での悪い礫層であることや硫気変質等により炭質物や厚さ4m程度だが上方には漏斗形にやや開いてい骨片のようなものは消滅してしまっていると考えらる）、北側には同程度の幅の弱破砕部がある。これ、今後何らかの別の手段による試みが必要であの主断層は4～6cm幅の粘土ガウジを挟みその南側る。しかし、これまで礫層中から採取された試料の部セン断面には北東に10゜で傾斜する明瞭な条線

年代測定結果では、鳶泥の年代より明らかに古い測が刻まれている。強破砕部の南側部には北に55～定値が得られており、大鳶崩れ以前からのカルデラ85゜で傾斜する数本の小断層群②～⑥がある。こ

内での崩壊の激しさを物語っている。

れらの小断層の走向は主断層とほぼ平行するものもあるが、EW走向のものが卓越する傾向にあり、

14

主断層とは概ね30°程で斜交している。これらの表１ 放射性炭素 C による年代測定結果
14
位置 No.
試料採取位置C 年代 (yBP)①*

旧立山温泉付近湯川渓岸

940±90②*

西谷中流部渓岸

730±90③*水谷下流部左渓岸

880±90④*

同上露頭

220±100⑤

刈込池付近湯川右渓岸

2265±25⑥

松尾平ボーリング 0.9m

330±25⑦湯川中流ボーリング 15.85m

120±25

断層面には南西方向に20゜余りで傾斜する条線が刻まれている。この他に、主断層よりも北側にも2本の小断層⑦⑧があり、１つは弱破砕帯中にあっ*Ouchi and Mizuyama 14） による．丸数字は図－ 2 に示す採取地点番号

４．カルデラ内での活断層露頭の発見
酒井他 20）および丹保 21）は物理探査による研究調査によって跡津川断層のカルデラ内への東端延長が立山温泉跡地付近を通過しているものと推定している。ただ、電気探査による低比抵抗帯は断層
破砕帯そのものではなく、断層沿いの熱水変質による劣化帯（粘土化部）を捉えたものと考えられる。筆者等はさらにその北東延長上にある松尾谷の合流点直上流左岸（図２参照）で国見泥に含ま

図７

湯川谷断層露頭のスケッチ図（写真はスケッチに対応）れる巨大岩塊を切断する断層露頭を発見した。図７に示すように、主断層①の走向傾斜はN60°E90°であり条線の傾斜は水平に近く、横ズレ断層であることは確実である。したがって、これは跡津川断層系の活断層であると見てよいであろう。しかし、このように立山カルデラ内に延びる断層は必
ずしも跡津川断層そのものではなくその北側に併走する茂住祐延断層の延長部とする考え方もあり（北陸地方土木地質図 22）および竹内章富山大教授
談）、筆者等の発見した断層はここでは「湯川谷断層」と呼称することにする。
−8−

写真10 巨大岩塊を切断する湯川谷断層（赤線）、右はせん断面と粘土ガウジ

鳶泥と国見泥－立山カルデラの形成に関わる深層崩壊とそのメカニズム－てN78°E 90°であるが、もう１本は弱破砕帯と岩塊との境界をなすやや低角度な割れ目である。
これらの断層によって切断された火砕流堆積物の岩塊は過去の深層崩壊による堆積物である国見泥の一部であることから、断層の発生時期は国見泥の堆積以後ということになる。また、主断層はほぼ鉛直で条線の角度は水平に近いことと周辺の地形地質状況からも地すべり面のような重力性の断層ではないことは明らかである。国見泥の発生

写真11 湯川第13号砂防堰堤左岸道路のり面の断層露頭、
熱水変質帯に沿っている．右はせん断面の条線

年代は必ずしも明らかではないが、上述のように3万年ほど前と推定され、火砕流堆積物の生成年代

５．変質作用と粘土鉱物分析結果

自体も概ね10万年程前のことである。また、この

5.1

三期にわたる変質作用

断層は巨大岩塊を切断していることがわかる程度

筆者等はすでにカルデラ内では3回の異なった変質でありさほど大きな変位量ではないことも確かで作用を受けていることを報告した3）,28）。ここでは主ある。しかし、両側にそれぞれ数mの破砕帯を伴にこれまでの調査結果からその要点をまとめておく。

い、断層ガウジも厚さ5cm前後の粘土であることな

第一期は主に立山火山の活動以前であり、基盤岩

どから、過去に繰り返し活動したものであると考となっている花崗岩類岩体中の熱水変質作用であえられる。そして、上述のような条線や小断層群る。その範囲は必ずしも明らかではないが、カルデラの走向配置等から跡津川断層系と同様に右横ズレ

内から西壁を越えて南西方向に幅広く延びていると断層と考えて矛盾はない。

考えられ、天然記念物となっている跡津川断層露頭

なお、この湯川谷断層の概ね延長上にある湯川でも広範に粘土化している状況を確認することがで第13号砂防堰堤の左岸側でも国見泥の礫層を貫くきる。カルデラ内では広く鳶泥等によって覆われてお変質脈中に小断層を確認した（写真11）。しかり、その全体像は把握できていないが、かつて多枝し、この断層の走向傾斜はN25°E60°E、条線は原谷中流部右岸に大規模な熱水変質帯の露頭がありほぼ最大傾斜方向であって、横ズレ断層ではなく（図２、T-1地点）、著しく劣化した花崗閃緑岩を確

湯川谷断層との関係は明らかではない。また、多認することができた（図８、写真12）。この変質帯は枝原凹地内の西谷上流部（図２参照）では過去の多枝原凹地の南東端付近にあって、凹地の中央部に調査によってN65°W70°S（破砕幅280cm）の断向かって緩く傾斜している。また、有峰トンネルの変層が確認されている 23）。この断層はEW70°S（破状調査資料24）でも基盤岩が著しい変質・劣化してい砕幅100cm）の断層に接しているが、両者の関係ることが報告されている。

は記載されていない。金山谷でも筆者等はNW方向

第二期は約20～22万年前の第1a期立山火山活動にに延びる谷沿いに小断層を確認しており、この谷

伴う湯川谷火山岩類に見られる自変質作用である。

沿いには温泉の湧き出しや噴気孔が確認されていこの火山岩類については原山他 7）によって記載される23）。

ているように、湯川谷沿いや金山谷で基盤岩を覆う

湯川谷断層の走向（N60°E）や有峰トンネルの火山岩類は一見グリーンタフ様を呈している（写真南側をENE－WSW方向に延びるリニアメント（線13）。なお、金山谷で観察された花崗閃緑岩と湯川状凹地）下を通過すると推定されている跡津川断谷火山岩類との境界部には境界面に沿った軟質粘土7）

層 との位置関係を考えると、カルデラ内におけるを確認している（図２、K-1地点；写真14）。

NW走向の断層は共役関係にあって主断層を左ズレ

第三期は主に第4期立山火山活動に伴う硫気変質にずらしている可能性がある。しかし、未だ確証であり、湯川谷の上流部渓床沿いで良く観察するこは得られておらず、今後の課題としておくことにとができる。渓床部では国見泥あるいはそれに相当する。

すると考えられる古い土砂状堆積物に粘土化帯ある
いは粘土脈が形成され（還元色は緑灰色）、表層部−9−野崎保，菊川茂

写真15 硫気変質による国見泥の変質状況（湯川谷上流部）

図８

花崗閃緑岩中の熱水変質帯 6）

写真16

湯川谷左岸高標高部の硫気変質と崩壊跡

は硫化鉄の酸化により赤褐色に変色している（写真15）。また、左岸山頂付近の高標高部でも硫気作用によって火山岩類の粘土化が進んでおり、表層部は
写真12

多枝原谷中流部右岸の熱水変質帯露頭、上部は鳶泥の礫層

広く赤褐色に変色し大小の崩壊跡が見られる（写真16）。

5.2 粘土鉱物分析結果
第一期および第二期の変質帯については、それぞれ図２に示したT-1およびK-1露頭から採取した粘土について鉱物のX線回析を行った。結果の一部を図９
写真13
グリーンタフ様の湯川谷火山岩
類（新湯直上流渓床）および図10に示した。前者からはスメクタイト・緑泥
石・カオリナイトなどの粘土鉱物の他、石英・長石・方解石が検出された。後者からはイライト／スメク
タイト混合層鉱物・緑泥石の他、石英・長石が検出されている。また、新湯付近の渓床部（写真11）で採取した湯川谷火山岩類の岩石粉末試料ではイライトと考えられる粘土鉱物の他クリストバライトが検出された。湯川谷沿いの硫気変質帯内で採取した粘土からは上記の変質鉱物に加えてクリストバライトが検出された。さらに、有峰トンネルの変状調査にともなっ

写真14

花崗閃緑岩と湯川谷火山岩類の境界と粘土層（金山谷中流部）て実施された花崗閃緑岩体内での粘土鉱物分析結果
でもカオリナイトの検出が報告されている24）。
− 10 −

鳶泥と国見泥－立山カルデラの形成に関わる深層崩壊とそのメカニズム－

図９ 多枝原谷右岸露頭（T-1）粘土の鉱物回析結果

図10 金山谷の基盤岩と湯川谷火山岩類の境界（K-1）に介在する粘土の鉱物回析結果− 11 −

野崎保，菊川茂

６．立山カルデラの形成機構と深層崩壊が見られる。立山砂防事務所の調査報告書 23）,29）に

現在では立山カルデラは侵食カルデラ7）とされても山頂部周辺の安山岩は粘土化が著しいと記されているが、発生機構について詳しく調査検討された資おり、1964年には多枝原谷の源頭部において大規模料は見あたらない。筆者等は、過去の事変の特徴やな地すべり性崩壊が発生し、268万m3に及ぶ土砂流

堆積物の性状、分布、時代区分によって、深層崩壊

出のあったことが報告されている 29）。この地すべがその主要因であるとの確証を得た。そして、素因

りは硫気変質した湯川谷火山岩類と下位の花崗閃緑

は立山カルデラ内あるいはその周辺域を含めた3回岩との境界付近にすべり面を有するものである。しにおよぶ熱水変質や硫気変質にあると考えている。

たがって、Sato et al.の主張するように大鳶山付近

未だ課題も多く残っており、仮説の域をでないとこについては、こうした変質劣化が大鳶崩れの原因とろもあるが、ここではこうした深層崩壊およびカルなった可能性は否定できない。しかし、前述のようデラ形成のメカニズムについて考察する。

に、より大きく崩壊したのは小鳶山である。その正確な位置は必ずしも明らかではないものの、大鳶崩6.1

大鳶崩れと多枝原凹地の形成要因

Sato et al.

25）

れによって形成されたとされる多枝原凹地南縁の急は、カルデラ内の表流水の化学分析

崖や稜線部に分布する多枝原溶岩およびその下位に結果から、泥谷と多枝原谷の上部は火山ガスによるある花崗閃緑岩は比較的新鮮であり、過去の調査で激しい風化作用を受けて母岩の強度が著しく低下しも硫気変質を受けているとの報告はない。また、多ており、このことが大鳶崩れを起こした原因と結論

枝原谷砂防堰堤のボーリング調査結果 30）では、深づけている。この化学分析結果は過去の資料23,26）と部においては花崗閃緑岩起源の礫が多くなることがも整合しており、筆者等も多枝原凹地内やその周辺確認されており（図３）、深層崩壊の主要な要因はでの表流水の電気伝導度・PH・水温測定などによ

基盤岩内にあったことを裏付けている。

って追認した27）。また、泥谷と多枝原谷の渓床部

水質分析の結果を見ると、多枝原・泥谷・兎谷のには、黄鉄鉱を含みスレーキングの生じやすい岩塊

化学成分は、Ca-SO4型であり、総イオン濃度が高い

図11 カルデラ内における表流水の化学成分分布図（Sato. et al, 2008）25）− 12 −

鳶泥と国見泥－立山カルデラの形成に関わる深層崩壊とそのメカニズム－のに対して、西谷以西では表流水も湧水もCa-HCO3

ネルの調査資料でも熱水変質による広範な劣化が報型であって、溶存成分が極めて少ない（図11）。ま告されている。したがって、多枝原凹地では基盤岩

た、前出の報告書

23）によれば、泥谷の右岸1600m付が広範に劣化しており、それが大鳶崩れだけではな

近では熱湯が流れ、金山谷の右岸1650m付近には噴く、高野 35）が述べているように、それ以前の崩壊

気孔があるという記載がある。実際に泥谷や多枝原を物語るダシハラ「出し原」の由来であり多枝原凹

谷の表流水は他の水系よりも常時高い温度であるこ

地形成の大きな要因である可能性が高い。ただ、深とを筆者等も確認している。しかし、このような温層ボーリング調査等から推定される多枝原地すべり

泉水が湧き出しているのは、旧立山温泉や新湯などに関しては、後述のように、湯川谷火山岩類と基盤のようにNE走向の湯川谷断層沿い周辺とNW走向岩との境界面の粘土化など別な要因による可能性がの小断層が延びる金山谷沿いのみである。なお、旧ある。

立山温泉付近の水質はNa-HCO3型であり、多枝原谷
や泥谷の水質とは明らかに異なっている。これは前6.2

国見地すべりの発生と過去の深層崩壊者の母岩が花崗閃緑岩であり、後者の母岩が湯川谷

国見地すべりの存在は、過去には指摘されてい火山岩類およびその硫気変質部であることによるもなかったものであり、今のところその根拠は地形のと考えられている

32）。また、新湯は古文書によ的なものに寄るところが大きい。しかし、前述のよれば飛越地震に伴って湧出した温泉であることが報

うに、新湯の対岸付近には基盤岩である花崗閃緑岩

告されており、Na-Cl-SO 4型であって、これは火山を被って、岩塊を含む厚い崩積土の露頭が確認でき活動に関連するものでマグマに由来するものらしいる。原山他7）によれば、湯川上流部右岸に分布する

31）。いずれにしても、こうした現在の温泉の作用

湯川谷火山岩類は、基盤岩を被って緩く湯川方向にや水質もカルデラ内での崩壊が今も継続しているこ

傾斜していると報告されている。また、金山谷ではとと深く関係していると考えられる。

基盤岩との境界に高塑性の粘土を確認しており（写一方、カルデラ内では3回の変質作用が確認で真14）、こうした地質条件が巨大な岩盤地すべりのき、花崗閃緑岩体中の変質帯からは上述のような変素因になったものと考えられる。前述のように、国質鉱物が検出されている。本来、方解石はアルカリ

見泥は国見地すべりの移動体の一部が二次的に崩壊の環境下で生成され、緑泥石・イライト・スメクタ

したものであると考えられる。今のところこの崩壊

イトといった粘土鉱物は中性の環境下で生成されるは下流域にある粟巣野段丘の形成に関与しているとが、前二者は比較的高温で、後者は常温から比較的考えられるが、筆者の一人菊川は過去にこの粟巣野

低温で生成される。パイライトやクリストバライト

段丘を被う姶良Tn火山灰（AT）を確認している。

も中性の環境下で生成しうるが、どちらかと言えば粟巣野段丘の形成期を藤井・金子17）は約2万年前と酸性の環境であり、後者は概ね100°以下の低温でしている。しかし、前述のように、その後ATの年生成される。粘土鉱物のカオリナイトも酸性の環境

代が更新されたことや露頭状況からこのATは再堆33）,34）下で生成される。しかし、ここではこれらの変質鉱物が混在する形で検出されている。このことは積したものであり、筆者等は3万年程度前の出来事であろうと推定している。

三期にわたる変質作用がほとんど同一箇所で重複しところでOuchi and Mizuyama14）は、鳶泥の範囲ていることを示すものであり、野外観察によって確を詳しく調査し、多枝原谷下流部・泥鰌池周辺・水認されるように、多枝原凹地の南西部以外ではそれ

谷等の露頭において、明らかに鳶泥より締まりが良

ぞれの変質帯が重複していることと調和している。

く、それより古いと考えられる不淘汰な礫層を確認

湯川谷火山岩類の下部層は緑色変質を受けて多している。多枝原谷に関しては、他にも同様な指摘

少軟質化してはいるものの、粘土状を呈するわけがある29）。また、酒井他20）や丹保21）が立山温泉跡

ではなく強度的にもさほど劣化した状態ではない。

地付近で行った物理探査でも基盤岩とは異なる厚いまた、硫気変質は国見泥のような未固結堆積物や山被覆層あるいは崩壊土砂堆積層の存在が指摘されて頂部に限定されている。これに対して、多枝原凹地

いる。これらは上述した多枝原地すべりの存在を裏では古い大規模な熱水変質帯が確認され、有峰トン

付けるものと思われるが、一部は国見泥の可能性も− 13 −

野崎保，菊川茂あり、両者が同時発生したことも考えられる。

リングなどソフト面での対応も必要であろう。

なお、今回露頭を発見した湯川谷断層について

第二は、松尾峠の南西方にある1882mの独立峰をは、明らかな活断層であり、その活動のたびに大規頂点とし、水谷を北縁とする山塊である。これも上模でかつ多くの深層崩壊の引き金となったことは想記のような地震動に弱い地形条件を整えている。こ像に難くない。しかし、この断層の活動はそうしたの箇所で万一深層崩壊が発生した場合は、大鳶崩れ

深層崩壊の直接の誘因だけではなく、その素因であ以上の災厄が生ずる可能性がある。ただ、斜面安定

る熱水変質にも深く関わっている。ところで、立山という観点においてこの周辺の地質条件は明らかにカルデラ内での温泉の湧出箇所は新湯を含め概ねこ

なっておらず、今後の大きな課題として提起しておの湯川谷断層沿いか（朴木他

26）参照）、これと共くことにする。

役関係にあると考えられる金山谷沿いの小断層上に第三は、カルデラ西壁から真川谷にかけての山体

位置している。また、多枝原凹地より西方では温泉である。ここでは上記の独立峰のような顕著な地形

湧出は認められないが、旧立山温泉の近接箇所で実条件は認められず、現時点での具体的な位置の特定

16）では深度50m付近以深では困難である。しかし、この山体では多枝原池の付120～150度に達する熱水が確認されている。こうし近にあったと考えられる小池山（小地山）や有峰トたことから、現在の温泉の熱源は立山の火山活動に

ンネルの西方にあったと考えられる熊倒山が地震動あり、地下水飽和帯以深では現在も活断層に沿ったによって崩壊した可能性が高い。また、多枝原池を熱水変質が継続しているものと考えられる。

囲むミニカルデラの南方には、旧滑落崖跡と考えら施されたボーリング調査

れる急崖が残っており（図１）、山頂部の平坦地に

6.3

今後の予測と課題

は線状凹地も見られる。地質条件も、基盤岩は跡津

小論ではカルデラ形成に大きく関与したと考えら

川断層沿いに広く熱水変質を受けて劣化しているこ

れる過去の深層崩壊をテーマに、主に大鳶崩れと国とに加え、山頂部にはいわゆるキャップロックとな

見地すべりおよび国見泥を発生させた大崩壊についる有峰トンネル溶岩が分布し、地下水を貯留しやすて記述し、その発生機構について議論した。ここでい条件にある。実際に有峰トンネルの西側坑口寄り

はその結果に基づいて今後の深層崩壊の予測と問題

では常時湧水が流れ落ちている状況であり、斜面安点についてまとめておくことにする。

定上好ましくない地質条件である。

筆者等が、今後カルデラ内およびその周辺で深層

立山カルデラ内での深層崩壊は、過去の経験から崩壊が発生すると予測する箇所は次の3箇所である。

も明らかなように、富山平野に直接的な災厄をもた第一は、国見地すべりである。近年の直下型地震

らすことになる。したがって、災害防止あるいは軽による斜面崩壊の調査経験から、尾根の先端部や斜減という観点で今後も調査研究が進められることを面上にある独立峰は地震動の増幅によって崩壊が生期待したい。

じやすいことは筆者等も強く認識しており、多くの専門家のほぼ一致した見解である 36）。国見地すべ

７．まとめりの末端部にあって1952mの独立峰を頭部とする二筆者等の研究により、立山カルデラ内では過去に

次地すべり地形やその背後に連なる尾根地形は、ま巨大な深層地すべりあるいは深層崩壊が繰り返し発さにそうした形態をなしている。さらに、湯川谷生していることが明らかになってきた。その初生的に向かって傾斜するとされる湯川谷火山岩類の底面

深層崩壊は、松尾谷源頭部や現在の多枝原池を取やその部分の粘土化等の条件を考えると、今後の地り巻く鍋底状の地形（侵食カルデラの原型とも言え震によって崩壊する危険性の高いことが指摘される）に代表されるようなものであったろうと考えられる。そうした観点において、現在立山砂防事務所でる。そして、多枝原凹地は、そうした初生的巨大崩

湯川谷に建設中の砂防ダム群は、湯川の渓床低下を壊によって形成されたカルデラ壁が、大鳶崩れを含防ぎ、国見地すべりの末端侵食を防止することにな

め大小の崩壊を繰り返してきたことによって現在のり、理にかなったものである。ただ、このようなハような形に発展したものであることは想像に難くなードな対策には限界があり、今後避難体制やモニタい。その素因となったのは、跡津川断層系北縁部で− 14 −

鳶泥と国見泥－立山カルデラの形成に関わる深層崩壊とそのメカニズム－

生じた3期にわたる変質作用に起因するものであり、

引用文献

こうした変質作用は衰退あるいは変容しているもの

1) 野崎保・米谷正広・菊川茂（2009）：鳶泥と国見泥（予の、現在も継続中である。特に、第一期目の基盤岩報）－立山カルデラ内の巨大崩壊堆積物－．第 48 回

内の変質作用は断層に沿ってカルデラの外にまで及日本地すべり学会研究発表会講演集，pp.178-179．

ぶ広範なものであり、多枝原凹地の形成に大きく関

2) 野崎保・米谷正広・菊川茂（2009）：立山カルデラと与した可能性が高い。また、国見地すべりや国見泥

巨大崩壊の成因に関する問題点．日本応用地質学会の発生は、こうした基盤岩内の広域変質に加えて、

平成 21 年度研究発表会講演論文集．pp.11-12.

立山火山活動の初期に発生した自変質作用に関係す

3) 野崎保・陰地章仁・菊川茂（2010）：鳶泥と国見泥（第るものであり、湯川谷火山岩類の基底部に及ぶ深層二報）－立山カルデラ内の崩壊と変質作用－．第 49

地すべりあるいは深層崩壊と考えられる。さらに、

回日本地すべり学会研究発表会講演集，pp.37-38.

現在も山頂部などで進行中の硫気変質はカルデラの4) 野崎保・菊川茂（2011）：鳶泥と国見泥（第三報）－

形成にかかわる巨大深層崩壊には直接的には関与し

立山カルデラでの古期巨大崩壊－．第 50 回日本地すていないものの、カルデラ壁を拡大し、多量の土砂

べり学会研究発表会講演集，p.29.

流出を発生させる大きな要因の一つとなっている。

5) 野崎保・菊川茂・小嶋智（2012）：鳶泥と国見泥（第最後に、立山カルデラではその周辺域を含めて、四報）－立山カルデラ内の「泥」の層相と年代測定

まだ大災害に直結すると考えられる深層崩壊の可能

結果－．第 51回日本地すべり学会研究発表会講演集，性の高い斜面が存在しており、さらなる調査研究がp.119-120.

望まれる。

6) 野崎保・菊川茂（2012）：立山カルデラの形成と深層崩壊の歴史 －鳶泥と国見泥－．日本地すべり学会

謝辞

誌，Vol.49, No.4, pp.44-51.

本稿をまとめるに当たり、藤井昭二富山大学名誉7) 原山智・高橋浩・中野俊・苅谷愛彦・駒澤正夫（2000）：

教授、同理学部竹内章教授、酒井英男教授には立山

立山地域の地質．地域地質研究報告（5 万分 1 地質

カルデラの地質や跡津川断層に関してご教授ご指導

図幅），地質調査所，218p.

頂いた。小嶋智岐阜大学工学部教授には一部共同研

8) 町田洋（1962）：荒廃河川における侵蝕過程－常願寺究者としてご協力頂くと共に、年代測定のご援助

川の場合－．地理学評論，Vol.35, No.4, pp.1-18.

を頂いた。島津光夫新潟大学名誉教授およびTerra-9) 日本地すべり学会 地すべりに関する地形地質用語委

Fluid Systems 中野啓二氏には熱水変質や温泉に関員会編（2004）：地すべり，地形地質的認識と用語．

してご教授頂いた。赤井純治新潟大学名誉教授およp.17．

び国土防災技術株式会社の柴崎達也氏には粘土鉱物

10) 赤羽久忠・竹内章・山本茂・國香正稔・朴木英

分析のご援助を頂いた。故佐竹洋富山大学教授およ治（2000）：立山カルデラ－新湯・砂防と跡津川断び元立山カルデラ博物館学芸課の米谷正広氏には地

層．日本地質学会第 108 年学術大見学旅行案内書，

下水の化学組成等についてご教授頂いた。独立行政

pp.117-135.

法人防災科学技術研究所の井口隆博士には空中写真

11) 嶋本隆一・飯田肇（2000）：“大鳶崩れ”に関わる災の提供を頂いた。国道交通省北陸地方整備局立山砂害絵図作製に関する一考察．立山カルデラ研究紀防事務所からはボーリングコア観察のご許可を頂く

要第 1 号，pp.17-26.

と共に、調査資料の提供をいただいた。日本応用地

12) 立山カルデラ砂防博物館（1998）：越中立山大鳶崩質学会の第2期地すべりの初生に関する研究小委員
会のメンバーの方々には、現地視察やコア観察によれ．安政五年大地震大洪水の古絵図集成．
13) 町田洋（1984）：巨大崩壊，岩屑流と河床変動．地形，る貴重なご意見を頂いた。株式会社アーキジオの岩

Vol.5，No.3，pp.155-178.

木雅文氏、陰地章仁氏、石井仁美氏および細野真弓

14) OUCHI S. & MIZYYAMA T.（1989）：Volume氏（現NTCコンサルタンツ㈱）には現地調査にごand Movement of Tombi Landslide in 1858,

協力頂いた。これらの方々に対しここに記して感謝Japan. 地形 , Vol.10, No.1, pp.27-51.

の意を表すしだいである。

15) 藤井昭二・中村俊夫・酒谷幸彦・高橋裕史・工藤裕之・− 15 −

野崎保，菊川茂

山野秀一（2011）：常願寺川扇状地の形成と災害にCongress, Oct. 2008 Toyama, Japan. Integrating

ついての 2，3 の知見．立山カルデラ紀要第 12 号，Groundwater Science and Human Well-being.

pp.1-10.

26) 朴木英治・赤羽久忠・山本茂・金山昌一（2000）：

16) 国交省北陸地方整備局立山砂防事務所（2010）：立

立山カルデラ内の温泉および湯川の主要様存成分

山カルデラ内堆積土砂調査作業報告書（明治コン

組成－湯川のイオン組成に対する温泉と支流の役

サルタント株式会社）

割－．立山カルデラ研究紀要第 1 号，pp.1-7.

17) 藤井昭二・金子一夫（1999）：称名滝の後退速度

27) 国交省北陸地方整備局立山砂防事務所（2009）：平－称名川，真川，常願寺川の侵蝕立－．富山県「立成 20 年度立山カルデラの発生と崩壊に関する資料

山博物館」研究紀要，第 6 号，pp.85-90.

作成業務報告書（株式会社アーキジオ）．

18) 菊川茂（1999）：2 万年前の立山カルデラは湖？ 博

28) 国交省北陸地方整備局立山砂防事務所（2011）：平

物館だより第 4 号，p.4.

成 22 年度立山カルデラの発生と崩壊に関する資料

19) 菊川茂・藤井昭二・山本茂（2005）：古真川湖の誕

作成業務報告書（株式会社アーキジオ）．

生と消滅．立山カルデラ研究紀要第 6 号，pp.11-25.

29) 建 設 省 北 陸 地 方 建 設 局 立 山 砂 防 工 事 事 務 所

20) 酒井英男・澤田豊明・飯田肇（2000）：立山カルデ（1973）：常願寺川流域崩壊地調査報告書（総括編）．

ラの電磁気探査．立山カルデラ研究紀要第 1 号，

30) 国交省北陸地方整備局立山砂防事務所（2011）：平

pp.9-16.

成 23 年度立山砂防事務所管内地質調査業務報告21) 丹保俊哉（2008）：跡津川断層の東端を探る．博物館便り 41 号，p.2.

書（株式会社アーキジオ）．
31) 米谷正広（2007）：新湯温泉の変化．博物館だより，

22) 北陸地方土木地質図編纂委員会（1990）：20 万分の1 北陸地方土木地質図．

第 35 号，p.2．
32) 米谷正広（2009）：カルデラ内河川水の地球化学的

23) 建 設 省 北 陸 地 方 建 設 局 立 山 砂 防 工 事 事 務 所

特徴から見た崩れ．博物館だより，第 42 号，p.2．

（1978）：昭和 53 年度多枝原平原頭部地質及び湧水

33)The Society of Resource Geology （1996）:

調査報告書（国際航業株式会社）．

Epithermal gold deposits，Styles, characteristics24) 建 設 省 北 陸 地 方 建 設 局 立 山 砂 防 工 事 事 務 所（1986）：有峰トンネル変状調査報告書（株式会社and exploration.
34) 吉村尚久編著（2001）：地学双書 32 粘土鉱物と変

パスコ）．

質作用，地学団体研究会．p.213.

25)Sato Y., Kometani M., Satake H. （2008）：35) 高野靖彦（2007）：立山温泉の名称をめぐって．博Geochemistry of surface water in Tateyama
Caldera, northern central Japan. － its relation to

物館だより，第 34 号，p.2．
36) 日本地すべり学会（2012）：地震地すべり，pp.99-

thlarge-scale landslides － . Proceedings of 36 IAH− 16 −

103.