一般社団法人
日本応用地質学会 東北支部

第 20 回 研 究 発 表 会 講 演 集

２０１２年７月２０日

一般社団法人日本応用地質学会
東

北

支

部

一般社団法人日本応用地質学会東北支部
第２０回 研究発表会プログラム
開催日：平成 24 年 7 月 20 日
会 場：せんだいメディアテーク
講演集：1,000 円
協 賛：東北地質調査業協会

7F スタジオシアター

開

会
10:00
開会
10:00〜10:10 支部長挨拶（橋本）
発表（午前の部 1）････（座長：石井、副座長：樺元）
10:10〜10:20 かぐや月レーダーサウンダー観測による磁気異常領域の地下構造に関する研究○坂東雄一（東北電力㈱）10:20〜10:30 東京湾岸における Ammonia beccarii の生態について○後藤美香（応用地質㈱）10:30〜10:40 東太平洋海膨オフリッジ溶岩の定置過程:深海掘削サイト 1256 の巨大溶岩流の岩石学的研究○佐伯和哉（㈱建設技術研究所）、海野進（金沢大学自然科学研究科）
10:40〜10:50 ボーリングコア詳細観察とボアホールスキャナ孔内観察による高精度なすべり面認定手法○原 勝宏、榊原信夫、三川憲一、福山 博（川崎地質㈱）･････････････････＊＊････････＊＊･･･････････････
10:50〜11:00（休憩）･････････････････＊＊････････＊＊･･･････････････
発表（午前の部 2）････（座長：樺元、副座長：石井）
11:00〜11:20 定方位・高品質コアリング手法
村田誠一（㈱高知地質調査）、○高野邦夫、大内 学（㈱ダイヤコンサルタント）
11:20〜11:40 2011 年 4 月 11 日福島県浜通りの地震(M7.0)で生じた塩ノ平断層の断層露頭観察結果と考察○橋本修一（㈱東北開発コンサルタント）
11:40〜12:00 国道 45 号 石巻市成田地区 3.11 震災による斜面崩壊機構と対策工○小林俊樹、大友伸一、天谷香織（㈱復建技術コンサルタント）･････････････････＊＊････････＊＊･･･････････････（休憩、昼食）12:00〜13:30･････････････････＊＊････････＊＊･･･････････････
特別講演 司会：橋本
13:30〜14:50 「なぜ 3.11 大地震による斜面被害が集中したか」−仙台市内の宅地と松島湾等の事例−
千葉則行氏（東北工業大学大学院教授(地盤工学)・日本地すべり学会東北支部長）･････････････････＊＊････････＊＊･･･････････････
14:50〜15:00（休憩）･････････････････＊＊････････＊＊･･･････････････
発表（午後の部）････（座長：大内、副座長：工藤）
15:00〜15:20 北上山地の花崗岩地盤は本当に安定か？
○遅沢壮一（東北大学）
15:20〜15:40 地震で発生した人工地盤の変状（盛土崩壊の事例紹介）○西 俊憲（基礎地盤コンサルタンツ㈱）15:40〜16:00 空洞充填前後におけるＡＥモニタリングシステムの構築○田野久貴（日本大学工学部研究員）、藍檀オメル（東海大学海洋学部）
渡嘉敷直彦（琉球大学工学部）
総合討論 座長：代表幹事(小林)16:00〜16:30 地震災害研究ＷＧ その構想と意義
閉会
16:30 閉会16:30 副支部長挨拶(高見)懇 親 会
17:00〜19:00 シェルブール

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日本応用地質学会 東北支部

第 20 回 研 究 発 表 会 講 演 集

２０１２年７月２０日

一般社団法人日本応用地質学会
東

北

支

部

目
一般社団法人日本応用地質学会東北支部

第 20 回

次
研究発表会

特別講演

発

なぜ 3.11 大地震による斜面被害が集中したか」−仙台市内の宅地と松島湾等の事例−
・・・・・・・・・・
1
千葉則行氏（東北工業大学大学院教授(地盤工学)・日本地すべり学会東北支部長）
表①かぐや月レーダーサウンダー観測による磁気異常領域の地下構造に関する研究・・・・・ 10○坂東雄一（東北電力㈱）②東京湾岸における Ammonia beccarii の生態について・・・・・・・・・・・ 12○後藤美香（応用地質㈱）③東太平洋海膨オフリッジ溶岩の定置過程:
深海掘削サイト 1256 の巨大溶岩流の岩石学的研究
・・・・・・・・・・・ 14○佐伯和哉（㈱建設技術研究所）
海野 進（金沢大学自然科学研究科）④ボーリングコア詳細観察とボアホールスキャナ孔内観察による高精度なすべり面認定手法
・・・・・・・・・・・ 16○原 勝宏、榊原信夫、三川憲一、福山 博（川崎地質㈱）⑤定方位・高品質コアリング手法

・・・・・・・・・・・ 18
村田誠一（㈱高知地質調査）○高野邦夫、大内 学（㈱ダイヤコンサルタント）⑥2011 年 4 月 11 日福島県浜通りの地震(M7.0)で生じた塩ノ平断層の断層露頭観察結果と考察・・・・・・・・・・・ 20○橋本修一（㈱東北開発コンサルタント）⑦国道 45 号 石巻市成田地区 3.11 震災による斜面崩壊機構と対策工・・・・・・・・・・ 22○小林俊樹、大友伸一、天谷香織（㈱復建技術コンサルタント）⑧北上山地の花崗岩地盤は本当に安定か？

・・・・・・・・・・・ 24○遅沢壮一（東北大学）⑨地震で発生した人工地盤の変状（盛土崩壊の事例紹介）

・・・・・・・・・・○西 俊憲（基礎地盤コンサルタンツ㈱）⑩空洞充填前後におけるＡＥモニタリングシステムの構築
・・・・・・・・・・○田野久貴（日本大学工学部研究員）
藍檀オメル（東海大学海洋学部）
渡嘉敷直彦（琉球大学工学部）

2527

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

なぜ 3.11 大地震による斜面災害が集中したか−松島湾の崩壊と仙台市内の宅地被災等の事例−
東北工業大学
１． はじめに2011 年東北地方太平洋沖地震は,継続時間の長い揺れを特徴とする広大な強震域を発生させた。さらに大規模な地殻変動の結果,マグニチュード 7 内外の関連地震も発生し,東日
本大震災では広範囲に斜面災害が発生した。
(社)日本地すべり学会では,平成 23 年度に国土交通省国土技術政策総合研究所の委託を受け, これらの地震による「斜面変動の実態把握と特徴の類型化」をテーマとして，北は岩手県から，南は栃木県までの広域的な調査を実施して報告書を作成した。その中から，著者ら(千葉・桧垣ほか)が担当した宮城県内の斜面変動災害，特に松島湾及び仙台市内の丘陵斜面での被災の特徴について紹介する。
２．松島湾地域の崩壊を主とした斜面変動
松島湾は仙台市の北東約 20km に位置している。この周辺では，松島町から東松島市の鳴瀬川河口周辺にかけて拡がる丘陵地や湾内の島嶼部の丘陵地で数多くの崩壊が発生している。
２．１ 斜面変動発生域 の概観と斜面
変動発生状況
崩壊が多発している地域は約10km 四方であり，今回の地震（本震(3 月 11 日)，最大余震（4 月 7 日）のいずれで発生したかは特定できず）で発生したとみられ る 76 箇所の斜面変動を確認した(図 １)。同区域内の発生箇所数は，本 調査により宮城県内で確認された地 すべり・崩壊箇所総数 293 箇所の 26%に当たり，
東北地方太平洋沖地震 とその関連地
震では最も発生が集中 したところでもある。
松島湾周辺の地形・地 質は，侵食されやすい新第三紀中新世の堆積岩(凝灰岩に富み，軟質岩 )が分布しており，多数の節理・層 理・断層を伴っている。このため風 化剥離，海食によって急崖を作り易 く，島嶼部さらには沿岸近くの内陸 部でも海進時

千葉則行に形成された海食崖がみられる。また松島湾周辺の発達する丘陵地は概ね 100ｍ以内の標高でしかなく開析が進んでいる。
塩釜市内の寒風沢島・野ノ島・宮戸島や松島町手樽・大塚地区, 東松島市野蒜や小野地
区では，急斜面(ほとんどが海食崖に相当)下に古くからの集落が立地し，また新たな住宅地となっている箇所もあり，今回の地震により崩壊土砂が人家に流入したり，農地を埋没させたりする被害が多くみられる。現在でも，応急対策もなされていないところも多く崩壊
地だけでなく，その周辺斜面には崩壊に至らないまでも亀裂やはらみ出しが生じている斜面もみられる。この地域には，津波による甚
大な被災を受けて避難生活を送っている住民
もおり，復旧・復興において早急な危険斜面
調査・監視が必要である。
２．２ 地質と発生場の特徴
松島湾には下位より，新第三紀中新世前期の松島層，大塚層が広く分布するが，今回の地震では特定の部層に崩壊が集中する傾向が

大塚層

松島層

大塚層

松島層

図 1 松島湾周辺 の地質 と崩壊箇所分布（黒丸 ）松島層：桃色系 大塚層：緑色系‑ 1 ‑一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会認められた。すなわち，松島層は安山岩角礫及び石英片を含む塊状の軽石凝灰岩からなり，
岩相上，下部から下部軽石凝灰岩部層，中部
軽石凝灰岩部層，凝灰角礫岩部層，シルト岩部層，上部軽石凝灰岩部層の 5 部層に細分され，主に室戸島，松島沿岸部に広く分布している。この地層では上部軽石凝灰岩部層に岩盤崩壊箇所が多く確認された(表１)。
また大塚層は，下部からシルト岩部層，砂岩シルト岩部層，珪藻質シルト岩部層，シルト岩砂岩部層の 4 層で構成され，本層はシルト岩を主にし，凝灰質砂岩・軽石凝灰岩などを狭有している。主に浦戸諸島，松島内陸部に広く分布しており，このうちシルト岩部層に集中し，最も多い岩盤崩壊の箇所が認められた。
松島層・上部軽石凝灰岩部層は層理の乏しい軽石凝灰岩を主体とし，凝灰質砂岩あるいはシルト岩を伴う。やや緑色を帯びた淡灰色〜淡黄色を呈し，軽石は粒径 1‑2cm 程度である（写真１）。全般に塊状で割れ目の少ない岩体をなしているところでは加工しやすさから石材として利用されている（写真２）。しかし，今回の地震では 1m〜数 m の間隔で発達する開口した節理，亀裂の発達した部分で岩盤崩壊が発生したところが多かった（写真３）。また本部層から成る海食崖を掘り込み小規模な倉

写真１ 松島層上部軽石 凝灰岩部層の露頭

写真２ 採石場跡

表１ 松島湾周辺の地層 と崩壊箇所数(現地調査 で確認‑ 2 ‑一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

庫にして利用していたところでも，節理等の分離面から崩壊する例がみられた（写真４）。
本部層の崩壊は，直径数 m 規模の崩落岩塊を特徴としている(写真５)。
一方，大塚層・シルト岩部層は，一般に塊状のシルト岩を主体とし，細粒砂岩の薄層を挟んで互層となるものの，シルト岩勝ちの岩体をなしている。暗灰色を呈して硬いものの，本部層からなる海食崖の露頭では割れ目が著しく発達しているところもみられる（写真６）。
本部層での崩壊では，著しく砕片化した崩積土（岩片）から直径数 m 規模の崩壊岩塊が生じており，これらは崩壊発生域での割れ目間隔に規制されていることが窺われる(写真７)。

写真３

写真４ 松島層上部軽石 凝灰岩部層の岩石崩落

松島層上部軽石凝灰岩部層の岩石崩落

写真５ 松島層上部軽石 凝灰岩部層の岩石崩落

写真６ 大塚層シルト岩 部層の露頭

写真７ 大塚層・シルト 岩部層の海食崖における割れ目間隔に規制された崩壊（左：著しく破砕された崩積土
中：径数十 cm の崩壊岩塊
右：巨大崩壊岩）‑ 3 ‑一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

以上，松島湾周辺で崩壊が多く発生した二つの部層の各特徴について述べきたが，大塚層・シルト岩部層の崩壊箇所は微地形
的にみると，いずれも海岸線の海食崖や昔の内陸部の海進時から出来上がった旧海食崖に位置していることが共通している。特に 海 食 崖 か ら な る 比 高 約 10ｍ 以 上 の 急 崖
で，傾斜遷急線を挟んだ領域を発生域としたものが多くみられた(写真８，９)。
東北大学理学部地質学古生物学教室（1978）によれば，1978 年宮城県沖地震の際に松島湾周辺で発生した自然斜面の崩壊
箇 所 は 全 部 で 17 箇 所 確 認 さ れ て い る (図２)。崩壊の分布傾向をみると，松島町中心部や松島湾付近の島々などの急崖箇所に集中し，地質的にも今回の地震によるものと類似した傾向であり，規模の大きな地震の度に被災が繰り返されていることが確認できる。

写真８ 大塚層シルト岩 部層からなる
海食崖の崩壊（遷急線が発達）

２．３ 斜面変動の特徴
崩壊地の幅，高さをメ ジャー・レーザー
測量器(Laser Technology 社トウルーパルス)を用いて測定し，また崩壊地の斜面方向
をクリノメーター等で計測した。さらに斜面変動の運動タイプを分けるために，岩相と運動タイプの組み合わせ分類を試みた。
岩 相 は 新 鮮 岩 (rock ： 以 下 r) ・ 風 化 岩（weathered rock：以下 wr）の 2 種類，変動タイプは崩壊（collapse，以下 cl）・落石（fall，以下 f）・すべり（slide，以下sl）の 3 種類とした。これらの組み合わせ 6
種類と土石流（debris flow，
以下 df）を含め，全部で 7
種類に分類した。
１）運動タイプと規模
図３に運動タイプ別の 発
生箇所数を示す。運動 タイ
プは岩崩落（rock‑fall，rf），
岩盤崩壊(rock‑collapse，
rcl)のタイプが多いこ とが分かる。
崩壊地の規模別頻度としては，幅が平均して約 22ｍ，
高 さ の 平 均 は 約 14ｍ で あるが，中でも高さ・幅 ともに 11ｍから 15ｍの規 模のものが圧倒的に多く， 高さ
11ｍ〜15ｍのものは全体の写真９ 写真８の崩壊発生域（遷急線を挟む）

図２ 1978 年宮城県沖 地震時の崩壊箇所分布（東北大学理学部地質学古生物学教室・1978 を元に作成）‑ 4 ‑一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

約 4 割，幅 11〜15ｍのものは全体の約 3 割であった。面積では 102〜103m 2 が 7 割を占めている。これらの崩壊地の規模がさほど大きくないことは，前述のようにこの地域の起伏量（100m 四方での丘陵地の最高点と最低点の差）がほとんど 100m 以下であることに関係している。
今回多かった運動タイ プは岩崩落・岩盤
崩壊・風化岩崩壊である。同様な国総研の資料によると，降雨・地震における土質別の崩壊発生率は，両者とも表土における崩壊がほぼ 60％と大部分を占めており，岩・風化岩における崩壊は 20％にすぎない。この点も，今回の崩壊が従来の地震による崩壊とは異なる特徴であると考えられる。
本地域はシルトや凝灰 岩質の岩相で構成され，スレーキング等の現象は少ないものの，層理・節理・断層を伴っており，これらが要因で岩・風化岩での崩壊が集中したと考えられる。また，崩壊の規模は幅・高さともに 10〜15ｍのものが多かった。なお，シルト岩斜面では崩壊地に隣接した斜面に亀裂の開きやトップリングで生じた段差・亀裂が認められた。これらは，今後の地震での崩壊の危険が高いと思われ，変動の監視が必要であると考えられる。
２）発生場の傾斜と斜面形
DEM データを用いて算出した崩壊地の傾斜は，平均 46.7°，40〜70°が全体の約７割と急傾斜であった。ここで崩壊発生場の斜面特徴をさらに詳細に把握するため，崩壊が起 こ っ た の が 斜 面 の 山 腹 （ frank） か ， 尾 根(crest)かに分け，また山腹における斜面の横断形が凸型（convex），凹型(concave)，直線
斜面(straight，以下 st)かに分けて全部で 5
種類に分類した。その結果，発生源はほとん
どが現在または過去の海食崖からなる比高
10 − 30m 前 後 の 急 斜 面 で ， 山 腹 の 直 線 斜 面（frank‑st）が圧倒的に多いことが分かる（図４）。
浅野ほか(2005)は中越地震での斜面変動発生場の地形と地震応答解析を用いた地震力の強さの検討において示している。これは地形効果と呼ばれる現象で，地震動により凸型地形が強く震動するため，斜面も強い地震力を受けせん断破壊が生じ崩壊が発生しやすい。
しかし今回の調査では，最も崩壊が多く見られたのは直線型の山腹斜面においてであった。
これは本対象地域内の崩壊地が標高の低い丘

14

rf
13

12
10

df

13
rcl

8
6
4

2

1 2
0

4

rsl

wrsl
5

wrcl13wrf

図３ 岩相・運動タイプ 別の発生箇所数

crest
50
40
30
20

flank-st10

crest-flank

0

flank-conv

flank-concave

図４ 崩壊地の斜面形状 別件数
陵地帯で発生していることから，山間地に見られる凸型斜面での崩壊は少なかったのではないかと推定される。崩壊が山腹直線斜面に多かったのは，起伏が小さく尾根斜面が緩傾斜であることと急傾斜の海食崖斜面の存在が原因と考えられる。
３）発生斜面の向き(方位)
図５は傾斜崩壊地の発生斜面向きを整理した結果である。崩壊地は北東・西向き斜面に多く，南・南東向きに少ない。しかし，この地域は北北西―南南東方向に向斜・背斜軸を持つ緩い褶曲構造を持つ層状岩盤が卓越する
ため，それが原因で調査域の斜面方位に偏りがあるためとも考えられる。そこで，調査地域において斜面変動の有無にかかわらず，存在する全斜面の方位を調べてみた。この解析
は，リモートセンシング学会/評価・標準化研究会 HP 上に公開されている 10mDEM データを用いたもので，結果としては，調査地におけ‑ 5 ‑一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会る斜面方位別の頻度に 特に卓越する方向が見られなかった（図６）。このことを踏まえると，明らかに崩 壊発生箇所の斜面には NE， W 方向に多く，地形以外にこれ
らの斜面方向に崩壊が 集中する何らかの条件があったことが推察される。
このように崩壊発生が NE・W 方向の斜面に多かったことの原 因としては，主要な地震動の方向が関係した可能性がある。
どのような地震動が崩 壊発生に関わって
いるか長時間の揺れの 中では難しく，観測点の地形や地質を考 慮しなければならないが，大きなあるいは卓越する地震動
方向が崩壊発生斜面の 方向を規定している可能性がある。

N
20
15

NW

NE

10
5
W

E

0

SW

SE

S

図５ 崩壊発生場の斜面 方位
80000
70000
60000
50000
出 現 回 数３．仙台市内の丘陵造成宅地の斜面変動
宮城県内の内陸部では 仙台市，白石市
等の市街地において，1978 年の宮城県沖地震時と同様に丘陵斜 面上での宅地被害が発生し，しかもその被害はさらに上回る規模のものであった 。ズレも谷埋め盛
土や腹付け盛土の造成 宅地であり，この盛土斜面の変状が家屋 被害を引き起こし
た。

40000
30000
20000

３．１ 仙台市内の各地に震度
仙台市内の震度は， 宮城野区が震度 6
強，青葉区・若林区・泉区で震度 6 弱，そして太白区が震度 5 強であった。神山（2011）は，仙台圏内 の 20 箇所に地震計を配備した東北工業大学アレー強震シス
テムによって今回の強 震記録を得て（20箇所のうち，3 箇所欠測），詳細なエリアでの計測震度の違いを明らかにしている。
図７及び表２によれば ，標高が低い東部ほど震度が大きくな っており，観測点
ごとの地盤条件，地形 条件を反映した様子がわかる。すなわち ，仙台市東部の沖積低地上では震度 6 強 以上が観測されており，このうち七郷中 学校では計測震度6.5，震度７となっている。一方，標高が高くなる段丘，丘陵地 帯では幾分震度は小さくなり，特に軟岩 〜中硬岩で構成される丘陵地上の尚絅学 院大学では計測震度 5.１，震度 5 強を示している。
本震の揺れは約６分間 続き，なかでも震度４以上の激しい揺れが 150 秒以上も続いたことが特徴的な 地震であった。観
測された地震波形の速 度応答スペクトル

10000
0
平地

N

NE

E

SE

S

SW

W

NW

図６ 調査地の斜面方位ヒストグラム

図７今回の地震による計測震度分布（神山,2011）‑ 6 ‑一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

表２ Small Titan による地震記録一覧（神山,2011）

解析結果によると，大きな揺れは短周期地震動にあたる周期 0.1 ‑ 1 秒の範囲で現れ，木造家屋等の最も揺れやすい周期 1 ‑ 2 秒では比較的小さかったことが指摘されており，内陸部での地震動の直接的な影響による木造家
屋の倒壊などの被害が目立たなかったことと符合している。
３．２ 宅地盛土斜面の変状被害
仙台市内の家屋被害としては，全壊 23,166
戸，半壊 59,394 戸，一部破損 91,741 戸であり，このうち津波被災による被害が全壊 1 万
棟以上，半壊・一部損壊が多数となっている。
一方，宅地盛土斜面の変状による被害は，主に昭和 30 年代後半〜40 年代にかけて造成された丘陵斜面上の宅地盛土に被害が集中し，仙台市が実施した調査結果(2011 年 11 月現在)で 4,031 宅地が被災を受けたことが明らかとなった。
仙台市内の宅地被害の多くは，市中心部から 5〜7km に位置する団地が主であり，特に太白区緑ヶ丘，泉区南光台等に集中している(図８)。1978 年の宮城県沖地震時にも丘陵斜面
上の宅地盛土が被害を受けたが(図９)，今回
はさらに被害が甚大でかつ被災範囲も市街地の西方に大きく拡大しており，特に 1978 年宮
城県沖地震では無被害であった青葉区折立も甚大な被害を被った。
宅地の造成パターンとしては， 急峻な谷を完全に埋め立てた上で谷の下流方向にひな段を造成したタイプ(谷埋め盛土)，丘陵斜面を

図８ 今回の仙台市内の 宅地被害の分布（仙台市,2011）

図９ 1978 年宮城県沖 地震による仙台市内の宅地被害の分布(浅田, 2005)）‑ 7 ‑一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

切盛りして狭い幅のひ な段を造成したタイプ（腹付け盛土），さらに幾つもの尾根や谷 を跨って広く平坦に造成したタ イプ（腹付け盛土，谷埋め盛土 の存在）が挙げられる(浅田,2005)。図１０は，1978 年宮城県沖地震そして今回の地震で繰り返 し宅地盛土斜面の変状被害を被 った太白区緑ヶ丘周辺における ，造成前
及び造成後の地形（盛 土分布）を示したものである。1978 年の地震では緑ヶ丘 1 丁目，3 丁目，
4 丁目が宅地盛土斜面 の変状による被害を被ったが， 今回の地震では同 2 丁目，青山 2 丁目にも被害が拡大した。こ こで特筆すべきは，1978 年に被 害を受けて抑止杭と地下水排除工を施した緑ヶ丘 1 丁目では無 被害，さらに同 3 丁目も盛土全 体の滑動崩落を防ぐことが出来 たことである。

ａ）造成前の地形(昭和 33 年当時）

３．３ 地震被害の主な要因
地震被害の主な要因は谷埋め型
盛土，腹付け型盛土，切り盛り
境界，擁壁の傾動・破壊，盛土の締固め不足，液状化（ 湿地跡）によるものである。このうち被害の数が多かった谷埋め型盛土及び腹付け型盛土の事例を紹介する。青葉区折立では 1978 年の地震では被害が無かったが，今回の地震で谷埋め盛土全体が滑動崩落のような様相の被害が発ｂ）造成後の地形(平成 20 年）生した。また，図１１は八木山
図１０ 被災を受けた太 白区緑ヶ丘周辺の地形改変
丘陵南東部に位置する団地内に（東北工大・都市マネジメント学科,2011
を基 に作成）
おける谷埋め盛土及び腹付け盛土の変状の様子を示したもので地区は 1978 年宮城県沖地震にも被災を被っある。ここでは，幅 120m，長さ 350m の範囲たが，今回の地震でも前回の同様またはそれにわたって引張り亀裂あるいは隆起・沈下が以上の被害を受け，被災が再現された形とな
著しく見られる。この地区で三本の小さな枝った。
沢を盛って造成されたところであり，これらの変状は旧谷地形に沿って生じている。盛土
３．４ 宅地盛土斜面の被害の特徴
材はシルト質砂からなり，N 値は 0〜3 と脆弱ⅰ)1978 年宮城県沖地震の際より，今回の地で，盛土層厚は約 3m 程度で薄い。もともと小震の被害範囲が拡大した。あらたに被災した
さな枝沢が発達したとこでもあり，地下水が理由には震度が大きく，継続時間が長かった
集水しやすいために地下水位は造成後も地表ことが考えられる。
面付近と高いものとなっている。なお，この‑ 8 ‑一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

図１１ 八木山丘陵南東端付近の宅地盛土斜面の変状（東北工業大学都市マネジメント学科,2011 を基に作成）

ⅱ）1978 年宮城県沖地震と今回の地震の両方 で 被 災 に あ っ た 地 区 （ 団 地 ） は ， 昭 和 30
年代から 40 年代に丘陵斜面上に造成された
ところであり，今回の地震による被災率（被災宅地数／全宅地数）も大きい傾向を示す（風間，2012）。
ⅲ ） 変 状 の あ っ た 盛 土 地 盤 は ， Ｎ 値 0〜 5
で脆弱であり，かつ地下水位も高く，また擁壁の構造や支持力・安定性に問題を抱えているところが多い。
ⅳ) 宅地の地表変状は，引っ張り亀裂，圧縮亀裂，沈下（揺すり込み沈下），隆起などの現象が複雑に出現している。また，被災後の地中ひずみ計の観測では明瞭なすべり面が確認されていないことから（仙台市，2011），単一なすべりと捉えられるようなものではなく，地山と盛土の境界をすべり面とする動きに加え，浅い部分の小ブロックのすべりあるいは変状が複合した形の発生メカニズムが推定される。
ⅴ) ⅳで述べた小ブロックが隣り合う場合
でも，互いに移動方向が異なる例もかなり見られた。同様のことは，茨城県で東北地方地併用沖地震により発生した岩盤すべりでも指摘がある（森島ほか, 2011）。同時に隣接ブロックが異なる方向には動かないことから，長い揺れ中で起こった現象と言える。
ⅵ) 宅地盛土斜面の変動は強い余震の回数減少とともに収まり，8 月以降は連続雨量
300mm の豪雨でも動かなかった。宅地盛土斜面は，降雨では変動を起こさない状況と考えられる。
４．あとがき今回の地震では、長い揺れによる斜面変動発生という課題が浮かび上がってきた。最大加速による評価、累積力積のような付加したエネルギー量も加えて地震インパクトを評価すことで、地震による斜面変動の危険性評価をする視点も必要になったといえる。
<主な引用・参考文献>
１）（社）日本地すべり学会(2012)：地震による斜面変動の実態と特徴の類型化.
２）浅田秋江（2005）：将来の宮城県沖地震にお け る 丘 陵 地 宅 地 造 成地の 被 害 予 測 と 対策,東北工業大学研究報告,p.286．
３）神山眞(2011):2011 年東北地方太平洋沖
地 震 に お け る 東 北 工 業大学 ア レ ー 強 震 観
測 シ ス テ ム small− titan に よ る 強 震 記
録 に つ い て (速 報 Ver.１),地 盤 工 学 会 東北支部,pp.35‐35．
４）松本秀明（1996）：石巻の歴史 第 1 巻 通史編（上）pp.7‑13，石巻市史編さん委員
会編，石巻市発行．
５ ） 仙 台 市 (2011)： 仙 台 市 被 災 宅 地 状 況 図 .
http://www.city.sendai.jp/jutaku/taku
chihisai̲010.html

６）東北大学地質古生物学教室（1979）：1978
年 宮 城 県 沖 地 震 に 伴 う地盤 現 象 と 災 害 に
つ い て ,地 質 学 古 生 物 学 教 室 研 究 邦 文 報
告,第 80 号,pp.1‑98.

‑ 9 ‑一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

かぐや月レーダーサウンダー観測による
磁気異常領域の地下構造に関する研究
東北電力株式会社土木建築部【研究背景・目的】
月には現在，全球的な磁場は無いものの，
点在して磁場が存在していることが分かって
おり，磁気異常と呼ばれている。この原因については，対蹠点衝突起源説，コアダイナモ
説，隕石衝突時の過渡磁場説，彗星の衝突説
等が提唱されているが，一致した見解は得られていない。
磁気異常の成因を考える上で磁化している層厚を検討することが重要であるとされている。これは各々の成因によって磁化している
厚さが異なるためである。
従来の研究では，アポロが回収した残留磁気が最も強いサンプルを用いて，磁化している厚さ，成因を推定していた。しかし，アポロサンプルは磁気異常領域からは未回収で，また，限られた数のサンプルしか回収されていないことから，より強く磁化している岩石の存在が示唆されていた。よって，アポロサ
ンプルを介することなく，磁化している厚さを直接推定する必要があった。
一方，月の進化の歴史を解明するために2007 年に月探査衛星「かぐや」が打ち上げられ，これに搭載された月レーダーサウンダー(LRS)によって，従来見ることができなかった
月の地下の構造を詳細に見ることができるよ
うになった。
以上を踏まえ本研究は，磁気異常を形成している地下層の厚さを LRS によって直接見積もることにより，磁気異常の成因について明らかにすることを目的とした。本発表では，
全球的な磁場（コアダイナモ）によって磁化したとされている，危難の海についての解析
結果を報告する。
危難の海では最近，磁気異常の半径，モーメント，磁化方向等がシミュレーションによって求められた。アポロサンプルの最大磁気強度を考慮することにより，危難の海の磁気異常【図１】は全球的な磁場（コアダイナモ）によって磁化していると報告された。しかしながら，アポロのサンプルは弱い外部磁場の影響を受けている，月がダイナモを駆動するには核の大きさが小さすぎる等の理由から，ダイナモ説に関しても一致した見解を得られ坂東雄一ていない。本研究では危難の海の地下構造を
LRS によって詳細に解析し，磁気異常の成因について考察を行った。

Dwyer et al., 2011

【図１】：危難の海の磁気異常.
Lunar Prospector の観測による.
【データ】
月 レ ー ダ ー サ ウ ン ダ ー (LRS)の デ ー タ を 用いた。地下画像は合成開口処理(SAR)が施されて い る 。 SAR 解 析 で は 表 層 物 質 の 誘 電 率 を
6.25 と仮定した。A‑scope 図【図２】に用いたエコー強度直線は JAXA‑SELENE データアー
カイブのデータを用いた。LRS は HF 帯(5MHz)の周波数で観測をしており，地下数キロメー
トルの深度まで観測が可能であるとされている。LRS の空間分解能は 75m である。
【結果】
LRS の観測によって危難の海の地下には少なくとも３つの玄武岩層が存在していることが分かった【図３】。図２から，１層目，２層目，３層目の玄武岩層の層厚をそれぞれ，
120,260,500m と見積もった。

‑ 10 ‑

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会【図２】：危難の海のエコー強度‑深度直線.
各玄武岩層の層厚を求めた.
E57.77【図３】：危難の海の層状構造.
３つの反射層が確認できる.
【考察・結論】
クレーター年代から求められる表層地層の形成年代と，玄武岩層の間に挟まれるレゴリス層の堆積継続期間から第３層目の玄武岩層形成年代の推定を行った。３つの玄武岩層が磁化していると仮定し，ダイナモ駆動モデルとして提唱されている，力学的撹拌モデル，
熱化学対流モデルの２つの説を適用することにより，モーメント量を計算した。この結果，
危難の海の磁気異常を説明するためには，玄武岩中に金属鉄１％，外部磁場 100μT 程度必
要であることがわかった。これは月全球的に駆動される磁場（コアダイナモ磁場）によって危難の海の磁気異常が形成されたことを示唆している。

‑ 11 ‑

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

東京湾岸における Ammonia beccarii の生態について
応用地質株式会社
1．はじめに海水域や汽水域には、有孔虫という砂粒程度の大きさの生物が生息する。有孔虫は属や種が同じでも、水温、塩濃度等の違いによって亜種が異なるものが存在する。亜種を多く持つ底生有孔虫の Ammonia beccarii という種を対象に、亜種の分布、更に各亜種の詳しい
生息条件や形態の変化を、東京湾岸で採取した試料を用いて明らかにした。
2．有孔虫について
有孔虫とは石灰質の殻と網状仮足を持つ原生生物の一群で、大きさは通常 1mm 以下である（図.1）。殻は硬く丈夫なため地層中にも残りやすく、示相化石として古気候、古環境の復元に利用される。

図.1

有孔虫の各名称後藤美香b) A.b. forma2
背側面が凸状で、縫合線が曲線を描く。成熟個体の旋回数は 3〜4 旋回で、最終旋回は 8〜11 室よりなる。A.b. forma1 に比べて、背側面が非常に凸になっている。
c) A.b. forma tepida
背側面が凸状で、縫合線が直線的である。
成熟個体の旋回数は 3 旋回弱で、最終旋回は5〜6 室よりなる。房室が花びら状で、1 つ 1つが独立している。
4．研究方法
4‑1．研究の流れ
a)水深による生息条件の調査
各亜種の水深に対する適性を検討するため、
水深 0.5〜5m の各地点で試料を採取し、分析した（図.2）。

木 元 （ 2008）

3． Ammonia beccarii について
Ammonia beccarii とは底生有孔虫の一種である。すべての旋回が見られる背側面、最終旋回のみが見られる腹側面を持つ（写真.1）。

写真.1

東北支社

図.2 試料採取地点位置図 google earthb)水温、塩濃度等による生息条件の調査
調査地点で多数確認された A.b. forma1 の水温、塩濃度等に対する適性を検討するため、図.3 に示す各亜種条件の地点で試料を採取し、分析した。

Ammonia beccarii の写真（ 左 :背 側 面

右 :腹 側 面 ）Ammonia beccarii （以下 A.b. とする）は微
妙 な 特 徴 の 差 異 に よ り 、「 A.b. forma1 」、「 A.b. forma2」、「 A.b. forma tepida」の 3 種類の亜種に区分される。以下に各亜種の特徴を示す。
a) A.b. forma1
背側面が平坦で、縫合線がやや直線状である。成熟個体の旋回数は 3 旋回弱で、最終旋
回は 7〜9 室よりなる。

図.3

試料採取地点位置図 google map①沖 360m 地点（砂質） ⑤塩水沼（砂泥質）②沖 180m 地点（砂質） ⑥クリーク（泥質）③海岸（砂質）⑦小櫃川支流（砂泥質）④支流河口（砂泥質） ⑧小櫃川本流（砂泥質）‑ 12 ‑

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

4‑2．調査方法
調査地点の水温、塩濃度等を調べ、砂のサ
ンプルを採取する。サンプル中の有孔虫を拾い出し、種類や大きさ等を判別する。以上の調査を 1 年間行い、季節、温度、塩濃度等により、 A.b. の生態や形態がどのように変化す
るのか分析した。
5．結果
5‑1．各亜種の水深に対する適性
・ A.b. forma1 は①（水深約 0.5m）の地点で出現し、22 個体が見られた。
・ A.b. forma2 は①（水深約 0.5m）の地点から出現し、4 個体が見られた。それ以深の地点では 3〜10 個体が見られた。
・ A.b. forma tepida は⑤（水深約 2m）の地点から出現し始め、8 個体が見られた。⑥（水深約 5m）の地点では 28 個体と急激に個体数が増えた。
5‑2． A.b. forma1 の水温、塩濃度等に対する適性
各亜種の水深に対する適性の調査結果により、水温、塩濃度条件が多様な沿岸部には
A.b. forma1 が多く生息する事が分かった。そこで、小櫃川の干潟で A.b. forma1 の詳しい生
息条件の調査を行った。
a) A.b. forma1 の地点別の個体数の変化
・ 砂質土が分布する①〜③の前浜の地点では殆ど発見されなかった。
・ 砂泥質〜泥質土が分布する④〜⑧の後浜の地点で多く発見された。
・ ⑤の塩水沼で最も多く発見された。
b) A.b. forma1 の月別の個体数の変化
・ 1 月から 4 月にかけて個体数は 13〜163 個
体と、緩やかに増加した。
・ 4 月から 6 月にかけて 163〜549 個体と、急激に増加した。
・ 6 月から 9 月にかけて 549〜64 個体と、急激に減少した。
・ 9 月から 11 月にかけて 84〜27 個体と緩やかに減少した。
c) A.b. forma1 の水温による個体数の変化
・ 約 14〜26℃で個体数は 163〜549 個体と、緩やかに増加した。
・ 約 28〜32℃までは個体数は 549〜64 個体と急激に減少した。
・ 約 32℃以上、10℃以下では殆ど出現しなくなった。

d) A.b. forma1 の塩濃度による個体数の変化
・ 約 21〜24‰の間で個体数は 739 個体と、急激に増えた。
・ 約 8〜21、24〜30‰の範囲では個体数が15〜67 個体と、ほぼ横ばい状態になった。
・ 約 30‰以上、9‰以下は殆ど出現しなくなった。
e) A.b. forma1 の最終旋回の房室数・ 殆どの地点で、最終旋回の房室数が 7 個のものが多く出現した。
・ 24.5〜 29‰ 付 近 を 境 に 、 塩 濃 度 が 大 き い
地点では房室数が 8 個のものより 6 個のものの方が多かった。
・ 24.5〜 29‰ 付 近 を 境 に 、 塩 濃 度 が 小 さ い
地点では房室数が 6 個のものより 8 個のものの方が多かった。
6．まとめa)各亜種の水深による生息条件について
A.b .forma1 は水深 0.5m 以浅に分布したことから汽水域である沿岸部に、A.b .forma2 は
水深 0.5 〜5m の地点に分布したことから、汽水域である沿岸部、海水域である湾央部に、A.b. forma tepida は水深 2m から出現し始め、5m で増加したことから、海水域である湾央部に多く生息すると考えられる。
b) A.b .forma1 の生息条件について
塩水沼やクリークで多く発見されたことか
ら、砂質土よりも砂泥質・泥質土の場所に多く生息し、また、波の少ない場所に生息すると考える事も出来る。
最も多く出現するのは、6 月付近、減少す
るのは 1 月付近である。ことから A.b. forma1が最も多く出現するのは夏季、減少するのは冬季であると考えられる。
最も出現する塩濃度条件は、約 21〜24‰であり、汽水域が最適の生息域あると考えられる。
24.5〜29‰を境に、それ以上は最終旋回の房室数が少なくなり、それ以下は房室数が多くなる傾向があることから、海水に近いほど房室数が少なくなり、淡水に近いほど房室数が多くなると考えられる。
7．おわりに
今回の研究では、沿岸部に生息する
A.b. forma1 の 調 査 の み と な っ た た め 、 今 後
A.b. forma2、 A.b. forma tepida の研究が行われることを期待したい。

‑ 13 ‑

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

東太平洋海膨オフリッジ溶岩の定置過程:
深海掘削サイト 1256 の巨大溶岩流の岩石学的研究㈱建設技術研究所
金沢大学自然科学研究科

佐伯和哉
海野 進

を貫通している．巨大溶岩の厚さは 1256C 孔

は じめに
海洋地殻の厚さは拡大軸直下に比べてオフで 35m，1256D 孔では 100.5m あり，海嶺軸かリッジでおよそ２倍になることが知られておら 3‑5 km 離れた地溝に埋積し生じたものだとり（Hooft et al.,1997），高速拡大海嶺の近考 え ら れ る (Teagle et al., 2004) ． サ イ ト

傍には多数のオフリッジ火山が分布する．従1256 から南東に基盤の 表層 100m までの P 波速って，オフリッジ火山は，高速拡大海嶺にお度が 4.8 km/s 以上の超高速度領域が 20ｋｍ

ける海洋地殻第二層形成の主体を担っている

×12ｋｍに渡 って広が っており， 溶岩流に相可能性がある．しかもオフリッジ火山の全岩当すると考えられる．溶岩の平均厚さを 50 m

化学組成は，拡大軸上の溶岩よりも液相濃集とすると， 10 km 3 以上の体積を有する巨大溶元素に富んでいたり，あるいは枯渇していた岩原となる(Willson et al.,2003)．また，全りしており，通常の中央海嶺玄武岩 NMORB か岩化学組成のカリウムは，海底下深度 290 m

らエンリッチした EMORB まで変化に富んでい(mbsf)から 300 mbsf で高い値を示すことからる．しかしながら，オフリッジ火山の産状や

EMORB が こ の 層 準 に 存 在 す る と 考 え ら れ る形成過程についてはほとんど知られていない． (Wilson et al., 2003)．
深海掘削サイト 1256 では，オフリッジで定置岩 石記載したと考えられる厚さ 75−100m の巨大溶岩

溶岩流は斑晶としてかんらん石，単斜輝石，

流を掘削しており，巨大溶岩の内部構造や定斜長石，石基は単斜輝石，斜長石，磁鉄鉱か置過程を明らかかにする上で，貴重な研究対ら成る．岩体上部と下部はバリオールを含み，象である．

中心部には二次的に晶出した石英と少量の黒雲母を含む．組織には，斜長石や単斜輝石が放射線状や、ファン状に配列するバリオール

地 質概説
掘削サイト 1256 は 1500 万年前に，22cm/yr

組織，単斜輝石が短冊状の斜長石を部分的にで 超 高 速 拡 大 し て いた 東 太 平 洋 海 膨 で 形 成 さ包有したり，斜長石が単斜輝石を部分的に包れたココスプレート上に位置する．1256C 孔は有するサブオフィティック組織を示す．また堆積物，溶岩，シート状岩脈群を貫通，ガブ

粒間を埋める石英と斜長石が同時成長したイロにまで到達した唯一の深海掘削孔である

ンターグロース組織が見られる．さらに岩体(Willson et al., 2003; 2006)．第 206 次掘

中心部では，ピジオン輝石が観察でき，ピジ

削航海では南北に 30ｍ 離れた 1256Ｃ孔とＤ孔

オン輝石は普通輝石に包有される．

において基盤岩最上部を構成する巨大溶岩流‑ 14 ‑

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会→ AugiteE‑1 × PigeoniteE‑1 → PigeoniteE‑2

考察
かんらん石斑晶の粒径分布と数密度分布において 292 mbsf 〜311 mbsf までの EMORB が→AugiteE‑2→AugiteE‑3(リム)の順に晶出したと考えられえる．

貫入する前を復元し，結晶沈降モデルと比較したところ，結晶沈降に期待される結晶粒径分布と類似している事がわかった． EMORB 層

BAの直上の 290〜291 mbsf は斜長石粒径，単斜PigeoniteN-1

輝石粒径が最大となり，普通輝石の Mg#が低AugiteN-2

PigeoniteN-2

AugiteN-2

い．またこの層準は，最終分化物である石英

AugiteN-1

AugiteN-1と斜長石からなるインターグロース組織や石英がほかの層準よりも多く含まれる．このことから結晶分化が進んで生じた残液中にシリ0.2mm

カと水が濃集したと考えられる．水に富む残

C

Al

0.5mm

Al

D

液は低粘性であるために，結晶の成長速度が速く，斜長石粒径，単斜輝石粒径が粗粒化しAugiteN-2

た可能性がある． これらより，NMORB からな

AugiteN-3
PigeoniteN-2

AugiteN-3

る本体とは異なる EMORB 組成の溶岩が岩体形

AugiteN-2

0.2mm

Al

成末期に未固結の岩体中心部に貫入したと考PigeoniteN-1

えられる．
普通輝石，ピジオン輝石の Al 2 O 3 ，CaO，MgO

0.5mm

E

Al

F

の 分 布 像 に 基 づ い て ， NMORB 層 で は ，AugiteE-3

Augite‑N1，Augite‑N2，Augite‑N3 の 3 種類

PigeoniteE-1

AugiteE-1の 普 通 輝 石 と Pigeonite‑N1 ， Pigeonite‑N2

AugiteE-2の 2 種類のピジオン輝石を同定した．また
Al

EMORB 層 で は ， Augite‑E1 ， Augite‑E2 ，Augite‑E3の3

PigeoniteE-2

AugiteE-3

種 類 の 普 通 輝 石 と
0.2mm

Pigeonite‑E1，Pigeonite‑E2 の 2 種類のピジ
オ ン 輝 石 を 同 定 し た ． PigeoniteN‑1 ×
AugiteN‑3，PigeoniteE‑1×AugiteE‑1 のペア

Fig. 1 普 通 輝 石 ， ピ ジ オ ン輝 石 の 産 状(Al マップ図)．A‑D は NMOEB，E,F は EMORBの産状．

は Fe‑Mg 分配，微量元素分配より平衡であり，同じマグマから晶出したと考えられる．晶出は AugiteN‑3×PigeoniteN‑1→ PigeoniteN‑2→AugiteN‑1→AugiteN‑2(リム)→EMORB 貫入‑ 15 ‑

Al

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

ボーリングコア詳細観察とボアホールスキャナ孔内観察による高精度なすべり面認定手法
川崎地質株式会社
1.はじめに
地すべり調査においてすべり面は，地表踏査，地形解析，ボーリング調査に加え，動態観測結果を総合的に解釈して決定する必要がある。変動が停止している地すべりでは，動態観測によるすべり面認定が困難であるため、ボーリングコアの観察が特に重要となる。
地すべり土塊のコア観察において，すべり面は一般的に低角な傾斜を持つ粘性土層であることが多いが，これらは地すべりに起因する構造なのか、破砕・変質に起因する構造なのか判別が困難なケースが認められる。
既 往 研 究 で は ， 藤 原 （ 1976）， 中 村 ・ 白 石（1977），渡・小橋（1987），国土技術センター（2010）などにより，地すべり土塊を示す
コア性状として，風化の程度や，破砕状況を観察・区分する方法が提案されてきた。
最近では，脇坂ほか（2012）により，地すべり土塊中の破砕性状に着目した記載方法も提案され，コアによる地すべり土塊の記載方法が確立しつつある（図‑1）。
既往研究において，すべり面で複合面構造
が 示 さ れ た 事 例 と し て は 、 Skempton etal.(1967)や井上ほか（2001）などがある。また顕微鏡スケールの微細構造についても注目されており，微細構造記載のための薄片作成方法が提案されている[土木研究所（2012）]。
本論では粘土層中の複合面構造やせん断センスを示す構造に着目し、脇坂ほか（2012）の 破 砕 度 区 分 に お け る 、 ラ ン ク 【 Cl】（ 図 ‑1
赤枠）について詳細区分・記載を行い、すべり面の認定精度を向上させる手法について述べる。

図‑1 地すべり移動体及び断層岩類の破砕度区分（脇坂他，2012）

原勝宏、榊原信夫、三川憲一、福山博

2.すべり面認定手法(1)コアに見られるすべり面の特徴の観察
コア観察では，図‑2の① 〜⑤に示すような特徴をもつ不連続面がすべり面の候補として挙げられる。

図‑2 コアに見られるすべり面模式図②では，すべり面の傾斜は比較的低角度であり，高角度の粘土層は候補から除外できる。
ただし地すべり頭部は急傾斜の開口亀裂が分布する可能性があるため、注意が必要である。
③では，条線方向が地すべり移動方向と一致するかを判定することが重要である。すべり主測線上で条線の方向（レイク）が、面の最大傾斜方向から大きく異なる場合は，破砕帯と考えられ，すべり面候補から除外する。
④については，上記の特徴をもつ不連続面
が，表層部から続く劣化領域の下限に位置し，それ以深では健全な岩盤となっている場合，すべり面である可能性は高いと考えられる。
⑤について，の移動センスの判定指標としては，図‑2のⅰ〜ⅳなどがある。この場合，
コアを条線方向（運動方向）に平行に半割し，‑ 16 ‑

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

観察することで判定を容易にできる（図‑3）が，コアを乱さないよう半割にする作業には，細心の注意が必要である。

方向に対して流れ盤であれば，今後,すべり面として活動する可能性があることや，これらの指標を満たした場合でも，地すべり斜面の
傾斜方向に対して流れ盤で正断層センスの微細構造をもつ断層破砕帯の可能性がゼロではないことなどに注意する必要がある。
表‑1

すべり面を認定するための指標と手法

す べ り面 を

判 定 する ため に有 効な 手法

示 す 指標ボ ア ホー ルス キャ ナ画 像
傾 斜 方向 が
流れ盤
面上の
鏡 肌 ・条 線
緑線：リーデルせん断面（R 面）を示すべり面粘土（赤褐部）周囲の亀裂面。R 面沿
い の 移 動 セ ン ス （青 小 矢 印 ） は 正 断 層 セ ン
ス 。 赤 矢 印 ： 粘 土層 全 体 の 移 動 セ ン ス 。 正
断 層 セ ン ス を 示 し， 地 す べ り 移 動 方 向 に一致している。

す べ り方 向が 上盤の 傾 斜方 向へ の移動 を 示す 。

図‑3 すべり面粘土の微細剪断構造の事例（堆積構造との斜交関係より判 定 でき る場 合も ある
コ ア 不連 続面 上の 観察
コ ア 観察・ 条 線の 粗滑 方向
・ 条 線方 向の 半割 コア の
断 面 観察開 口 状況

ボ ア ホー ルス キャ ナ画 像

風 化 状況

コ ア 観察《引用・参考文献》
1)（社）地すべり学会東北支部（2001）：地す（2）ボアホールスキャナによる孔内観察
べり安定解析用強度決定法
実務におけ
すべり面の候補として挙げられた不連続面
る新たな展開をめざして‑
pp.1〜79の走向・傾斜を把握し，地すべり斜面と粘土
2) 藤 原 (1976) ： 訂 版 地 す べ り 調 査 と 解 析層の傾斜方向の一致，不一致を確認できれば，
pp.1〜107
コアに見られる不連続面が（1）で述べたよう
3）渡・小橋（1987）：地すべり・斜面崩壊のなすべり面の特徴をもっていた場合でもすべ予知と対策 pp．41‑46．
り面候補から除外することができる。このよ4)中村・白石（1977）：すべり面の形成と地
うにボアホールスキャナによる孔内観察がすすべり発生条件に関する一考察 土木技術
べり面の絞り込みに有効である。
資料,vol.19,no.5、p.23‑28
5)国土技術研究センター（2010）：改訂新版貯（3）すべり面を認定するための指標と手法
水池周辺の地すべり調査と対策 pp.1〜277
上述した手法より，すべり面を認定する際
6)脇坂・上妻・綿谷・豊口（2012）：地すべりにチェックすべき項目と有効な手法について
移動体を特徴づける破砕岩―四万十帯の地述べる。
すべりを例として― 応用地質，Vol．52，
基本的にはコア観察を詳細に行うことが最No.6，pp．231‑247
も重要であるが，項目によってボアホールス
7）Skempton, A. W.
（ 1967）：The strength along
キャナから得られる走向傾斜が有効な手段とStructural Discontinuities in Stiff
なる（表-2）。地すべり斜面の傾斜方向に対しClays, Proc.Geotechnical Conf., Oslo,て流れ盤であればすべり面の可能性が高くな
Vol.2, pp.29〜46
り，受け盤であれば候補からは除外できる。
8）井上・山田・田中・北川（2001）：岡山県
層理面の走向傾斜が露頭観察等で明らかになの三畳紀層に発達する野田地すべり地のすっている場合は，コアでの層理面と不連続面
べり面の起源について 応用地質， Vol．の斜交関係から，粘土層の傾斜方向が推定で42，No.2 pp．88‑100
きる場合もあるが，多くの場合，困難であり
9）土木研究所資料 第4227号（2012）：樹脂固
ボアホールスキャナの活用が有効である。
定法によるすべり面標本の作製マニュアル
ただし，すべりを示す条線や微細構造のな（案）pp．1‑18
い粘性土層であっても，地すべり斜面の傾斜‑ 17 ‑

日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

定方位・高品質コアリング手法
村田誠一（㈱高知地質調査）
・高野１．はじめに地質調査ボーリングは，地質の性状や不連続面の傾斜等の地質情報の取得を主目的として行われることから，コアの撹乱が少ないほどより正確な地質状況を把握することが可能となる。このため，高品質コアのサンプリン
グ技術は近年著しく進歩している。一方で，現状のボーリング技術ではコア自体の方位が不明であることから，層理，断層等の地質不連続面の走向，傾斜を把握する必要がある場
合には，一般にボアホールスキャナーを併用している。しかし，掘進中にケーシングを挿入しなければならない場合や細粒分による孔
内水の濁りを容易に除去できない断層破砕部等の脆弱な地質区間ではボアホールスキャナ
ーを適用することができないために，正確な地質情報を得ることができないという課題があった。
ここに紹介する「ＦＩＡＸコアリング工法」
は，ボーリングコアを定方位で高品質な状態で採取することにより，ボーリングコア自体
から様々な地質不連続面の方位を測定可能とした掘削工法である。本工法は，実証試験を
約 10 箇所で行い，実際に定方位コアをサン
プリングするとともにボアホールスキャナーによる検証を行い，実用化に至っている。

邦夫・大内学（㈱ダイヤコンサルタント）に制止させることにより乱れのない定方位コ
アを採取する手法としてＦＩＡＸコアリング工法」を開発した。本工法は独自に考案した「二重管式固定軸ロッド」及び「固定軸ダブ
ルコアバーレル」によって内管を定方位に固定してサンプリングを行うため，定方位のコ
アを採取できるだけではなく，供回りによるコアの品質低下も防止できるため，断層粘土や地すべりのすべり面粘土等の脆弱部を不撹
乱状態でサンプリングすることを可能としたものである。
３．ＦＩＡＸコアリン グ工法 （ 特許 第 4609783）
本工法は，汎用ボ−リングマシンを使用し，二重管式固定軸ロッド及び固定軸ダブルコア
バーレルにより定方位コアのサンプリングを行うものである（図−１）。
以下にＦＩＡＸ工法の特徴について述べる。

２．高品質・定方位コアリング
一般に高品質なコアを採取する目的でダブルコアバーレルが用いられているが，コアを収納する内管がベアリングによる自在回転構
造となっているため，硬軟の急変箇所等で回転切削する外管と内管が供回りを生じることがあり，コアが回転して変形する等のトラブ
ルがしばしば発生している。また，これまでの技術においては、掘進時にコアバーレル内管の供回りを防止し，コアを定方位でサンプリングする方法として，①内管の回転履歴と捩じれを検出する方法，②サンプリング直前に方位マーキングあるいは方位検出を行う方
法等の様々な手法が考案されているが，いずれの手法も 数 10m ク ラスの岩盤 の連続コアリングでは実用化に至っていないのが現状であった。
株式会社高知地質調査は，内管を一定方位‑ 18 ‑

C

C

B

B
A

A

【 定 方 位 サ ン プ リ ン グの 原 理 】● 二 重 管 ロ ッ ド の 内 管 (B‑3) を 地 上 で 自 在 な 方
位 に 固 定 （ C） す る と と も に コ ア バ ー レ ル 内 管(A‑6)と 連 結 ， 一 体 化 す る 。
● 二 重 管 ロ ッ ド 外 管 (B‑2) 及 び コ ア バ ー レ ル の
外 管 (A‑4) を 回 転 さ せ て も コ ア バ ー レ ル 内 管 が定方位に固定された状態に保たれているため，
定 方 位 の サ ン プ リ ン グ が 可 能で あ る 。

図‑1

FIAX コアリング工法概要図

日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会(1) 二重管式固定軸ロッド
二重管式ロッドの供回り力による内管の捩れを抑制するため大口径で高強度の固定軸部材を選定し、複数連結されている固定軸が同一芯となるよう精密加工を施した。孔長 100ｍで 5°以内の方位誤差を目標として開発した装置である（図−２）。

れている。小孔径とする場合には装置部材の強度低下が問題となり、大孔径とする場合や適用深度をさらに深くする場合には装置部材の大型化，高強度化が課題となる。
現在、孔径 116ｍｍに対応できる装置を開発 中 で あ り ,今 後 も 多 様 な 孔 径 を 開 発 す る 予
定である。

①

泥質 片岩 及び 破砕 部②

風化 花崗 岩及 びひ ん岩● 収 納 ビ ニ ー ル チ ュ ー ブ の 青 線が 北 を 示 す

図‑3【 固 定軸 の構 造】● 固 定 軸 の 上 下 端を ピ ン・ボ ッ ク ス と し て お り 、
外 管 の ね じ 連 結 と同 時 に 固 定 軸 も 連 結 さ れ る 。

図‑2

二重管式 固定軸 ロッド概要図(2) 固定軸ダブルコアバーレル
コアを採取・収納するダブルコアバーレルの内管を二重管式固定軸ロッドの内管と連結し，コアバーレル外管が回転した状態でも内管は固定された状態を保つ構造とした。
(3)定方位コア採取の原理
任意の方向に固定された二重管ロッド内管とダブルコアバーレル内管が連結（同軸一体化）されているため，掘進中にロッド外管及びコアバーレル外管を回転させても，ロッド
内管及びコアバーレル内管は回転しない構造であるため，コアを回転させることなくサン
プリングすることを可能とした。さらに，ロッド内管を地上で任意の方位（北）に固定し，コアバーレル内管中の収納ビニールチューブの青線を地上で固定した任意の方向（北）に合わせることにより，任意の方向（北）のコ
アを採取できるものである（図−３）。

定方位・高品質コアの事例写真

４．まとめ
ＦＩＡＸコアリング工法により得られた高品質・定方位コアは，極めて乱れが少ないため地質状況を詳細に把握できると共に，従来の汎用ボーリングでは実現が困難であった以下のような利用法が考えられる。
① 層 理 面 ， 地 質 境 界 ， 断層 ， 節 理 ， 片 理 ，変 質 脈 等 の 地 質 不 連 続 面の 走 向 ・ 傾 斜 ，条線の方向等をコアから直接に測定可能② コ ア が 不 撹 乱 状 態 で あ るた め ， 三 軸 圧 縮試験等の力学試験試料として使用可能③ コ ア の 方 位 が 明 確 で あ るた め 古 地 磁 気 測定試料として使用可能
亀裂の開口幅を問題とする地点にはボアホールスキャナーが優れるが，ボアホールが適用困難な硬軟繰り返す断層破砕部や地すべりのすべり面等の脆弱な区間の不連続面の方向を把握するためにはＦＩＡＸコアリング工法
は非常に有効であり，地質調査の高精度化，コスト縮減に大きく寄与すると考えられる。
【参考文献】(社 )全国 地質 調 査業 協会 連 合会 （ 2003） ボ ー
リングポケットブック第 4 版 オーム社

(4) 課題現 装 置 は ボ − リ ン グ 孔 径 86ｍ ｍ に 限 定 さ‑ 19 ‑

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

2011 年 4 月 11 日福島県浜通りの地震(M7.0)で生じた
塩ノ平断層の断層露頭観察結果と考察
東北開発コンサルタント

橋本修一

１．はじめに2011 年 4 月 11 日発生の福島県浜通りの地
震(M7.0)で出現した地表地震断層「塩ノ平断層」沿いに，時代未詳礫岩層の分布が確認された． 断層露頭の観察 結果を紹介する．
また，詳細立体地形斜度図の判読と現地踏査を相互補完することで，より精度のよい地
質構造・地質分布の推定に役立てられる可能性を示す．
２．塩ノ平断層の概要
4 月 11 日発生の福島県浜通りの地震発生後，震源域のいわき市遠野町綱木から同田人町旅人にかけての 10 数 km の区間で，西側低下の
高角度正断層型の地表地震断層が確認された．
本断層は，活断層として知られた 2 条の井戸沢断層(中田・今泉編,2002)のうち西側のト
レースにほぼ沿って出現したもので，すでに記 載 さ れ て い た 井 戸 沢 断 層 (竹 貫 図 幅 ,1973)とは別個のものとして，塩ノ平断層(石山他，
2011)と仮称された．
なお，井戸沢断層沿いに今回の地震による新たな変位は確認されていない．
３．断層露頭付近の地質分布
今回紹介する断層露頭は塩ノ平集落の南東
約 250ｍの東流する沢の右岸側に位置する．
周辺一帯は，塩基性岩あるいは泥質・砂質岩を源岩とする片岩からなる御斎所変成岩類が広く分布する(図−1)．また，花崗質深成岩類として宮本，田人，鮫川の各複合岩体がそれぞれ露頭の北方，南方，西方に分布する．これら基盤岩類を不整合に覆って新第三系中新
統・五安層(砂礫質岩と泥質岩からなる)が不規則に分布する(竹貫図幅,1973 など)．

図−１ 塩ノ平断層周辺の既存地質図

成岩類の複合岩体起源と思われる花崗岩類〜
斑レイ岩の円礫を含む．岩相は五安層基底部に類似するが対比は不明である．なお，同様の礫岩層は東大・塩ノ平トレンチ内及びその近傍でも確認されている(石山他, 2012) ．
2 月，断層面から礫岩層が厚さ数 cm 剥落し，径 10cm の角閃石斑レイ岩の扁平な円礫が埋め込まれるように配置しているのを確認した．
同円礫の周囲にはガウジが高密度に形成され，礫の移動による擦痕も複数方向認められる
４．断層露頭の観察結果(図―２)．
沢から南方には，NNW‑SSE 走向，西高角度
当該礫以外の円礫(pebble〜cobble)の扁平
傾斜・西側 2m 落下の断層露頭が連続している．
面も，当該礫と同様に断層面に平行している断層面には，周囲の変成岩類とは明らかに異ことから，礫を含む周囲の礫岩層全体が，礫なる新期の礫岩層が張り付くように分布し，の回転・再配列を含む複数回にわたる断層活
表面に明瞭な条線が確認された．礫岩層の基動の影響を受けているものと推定される．
質は淘汰の悪い泥質砂岩で，まれに花崗質深‑ 20 ‑

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

変成岩類からなる山地にあって，やや傾斜度の緩い凹地状の地形にこれら堆積層が分散して小さく分布するようである．また，上記の地形的特徴を有する箇所は，井戸沢断層，塩ノ平断層及び既存地質図には記されていない
同方向の断層が示唆されるリニアメントを境に西側に広く分布する傾向にある．
いずれの分布も凹地の東縁を直線的に画されることから断層の存在及び堆積層堆積以降にも累積的な活動があったことを示唆するものである．
６．おわりに礫岩層の年代特定など課題が多いが，塩ノ平断層沿いに分布する同礫岩層の変形について一定の知見を得ることができた．
高精度の立体地形斜度図は，詳細な地質調査における地表踏査の相互補完という意味での活用も期待される．

文献1) 中 田 高・今 泉俊 文編 (2002)，活 断層 詳細 デジ タル マ ップ ，東 京大 学出 版会
2) 石 山 達也 ・佐 藤比 呂志 ・伊藤 谷 生・ 杉戸 信彦 ・
越 後 智雄・加藤 直 子・今 泉俊 文 (2011) 2011 年 4
月 11 日 の福 島県 浜 通り の地 震 に伴 う地 表地 震
断 層 につ いて (第 ２ 報)
http://outreach.eri.u‑tokyo.ac.jp/eqvolc/2
01103̲tohoku/fukushimahamadoori/3) 加 納 博 ・ 黒 田 吉 益 ・ 宇 留 野 勝 敏 ・ 濡 木 輝 一 ・ 蟹沢聰史・丸山孝彦・梅村隼夫・光川寛・瀬戸延男 ・ 大 平 芳 久 ・ 佐 藤 茂 ・ 一 色 直 記 (1973)竹 貫 地
域 の 地質，地域 地質 研究 報告 (5 万 分の 1 地質 図
幅 )，地 質調 査所
4) 渡 辺 久吉 ・佐 藤源 郎 (1949)7 万 5 千 分 の 1 地質図−２ 塩ノ平断層面上 に分布する礫岩層

図 幅 「勿 来」 なら びに 説明書 ， 地質 調査 所

５．詳細立体地形斜度図の活用と礫岩層の分布範囲の推定10ｍDEM を用いた立体地形図の活用例として，大局的な地質分布の違いが山地斜面の傾斜度の違いによく反映される例が知られている．当該地域において，より精度を向上させた 2ｍDEM に基づく塩ノ平断層沿いの傾斜度図により，2011 年 4 月 11 日に生じた地震断層の詳細なトレースと微地形が極めて精確に表現された(黒澤他，2012)．
今回，２ｍDEM の立体地形図と照し合せて現地調査を行なった結果，上述した礫岩層は，

5) 石 山 達 也 ・ 杉 戸 信 彦 ・ 越 後 智 雄 ・ 佐 藤 比 呂 志（ 2012）2011 年 4 月 11 日の 福 島県 浜通 りの 地
震に伴う地表地震断層のトレンチ掘削調査（速報 ）公 益社 団法 人日 本 地震学 会 ニュ ース レタ ー ，vo.23, no.5, p.36‑39.
6) 黒 澤 英 樹 ・ 楮 原 京 子 ・ 三 輪 敦 志 ・ 佐 藤 ふ み ・ 今‑ 21 ‑

泉俊文・宮内崇裕・橋本修一・中島秀敏・白澤
道 生 ・内 田淳 一(2012)： 2011 年 4 月 11 日 福島
県浜通りの地震に伴う地表地震断層―いわき市
田人町塩ノ平における露頭観察とボーリング調
査 （ 速報 ）― , 活 断層 研究, 36 号 , pp.23‑30.

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

国道 45 号 石巻市成田地区

3.11 震災による斜面崩壊機構と対策工株式会社 復建技術コンサルタント

小林俊樹･大友伸一･天谷香織

はじめに
斜面崩壊は、国道 45 号石巻市成田地区において発生した。崩壊箇所は、北上川左岸の攻撃斜面に当たり、地質は三畳紀 伊里前層 砂岩･粘板岩互層からなり、構造は N20W40E と斜面では受け盤構造をなしている。崩壊発生は、3.12 の深夜であり、3.11 地震とは約 34 時間のタイムラグがある。崩壊規模は当初 幅100m、高さ 60m 程度であったが、次第に拡大
し、5 日後には高さ 90m 程度までに及んでいる。
本論では、崩壊状況、崩壊機構ならびに対策工選定について報告する。
１ 崩壊発生状況「崩壊経緯」
・ H23.3.11（金）14：46 東北地方太平洋沖地震（M9.0）発生。石巻市相野谷震度
6 弱。
・ H23.3.12（土）深夜 R45 67.1kp 付近
で斜面崩壊発生（土砂は 道路を塞いでいない）。
・ H23.3.13（ 日） 0:30 頃 崩 壊 発 生 （ 地震発生約 34 時間後）このタイムラグの間に顕著な降雨はない。震度 4 程度の余震は 1 回発生。
・H23.4.23（土 ）日雨 量 31mm の降雨。崩壊が幅 100m×高さ 60m から幅 100m×高さ90m まで拡大。
2011.3.12 深夜撮影
崩壊土砂は道路を塞いでいない

２

崩壊機構
当該斜面の地質は砂岩・粘板岩の互層からなる。ボーリング調査などの結果から、表層は風化が進行し、緩んだ状態にあることが確認された。こうした岩盤の緩みは、北上川の攻撃斜面に位置してことも影響していると考えている。

2011.3.14 撮影
崩壊土砂が R45 を閉塞‑ 22 ‑

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会⑦ 道路の供用に際しては、警報装置付きの崩壊機構は、土砂化した緩み岩盤が地震動を誘引として、斜面末端で発生した崩壊が背後へ波及した後方後退型の崩壊と判断した。

動態観測システムを稼動させる。
対策工：切土＋抑止工
・上部斜面：1:0.6 で切土整形、グラウンド
アンカー工(@3.0m,6 段)+軽量受圧板、モルタル吹付工(t=10cm)
・下部斜面：最下段および終点側 3 段目まで
は 1：0.8 で切土整形し、それ以外は 1：1.0
で切土整形（計画安全率 Fsa=1.20 を確保）。
安定勾配（1：1.2）不足分はロックボルト
工により表層地山の補強を行う。切土面は
風化浸食防止を目的として、全面に植生基
材吹付工(t=6cm)を施す。
（以上）

３

対策工の選定対策工は、以下の点を考慮して、決定した。
① 滑落崖上部斜面の安定をまず図り、後方後退を阻止する。
② 崩壊末端の土砂撤去は、崩壊が拡大するので実施しない。土砂撤去は斜面上部から行い、順次切り下げる。
③ 施工の安全確保のため、頭部排土は無人
掘削機械を使用。
④ 斜面上の崩積土砂は非常に不安定で、すべて除去。
⑤ 掘削施工時は、動態観 測を実施し、施工
時の安全確保を図る。
⑥ 施工と並行して法面スケッチやボーリ
ング調査を行い、対策工の妥当性を順次検 証 し な が ら 、 必要 に 応 じ て 修 正 設 計 を 行う。

‑ 23 ‑

日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

北上山地の花崗岩地盤は本当に安定か？
東北大学理学研究科地学専攻
花崗岩の褶曲についての元論文は、Soichi
Osozawa ,Chin‑Ho Tsai, John Wakabayashi,
2012, Folding of granite and Cretaceous
exhumation associated with regional‑scale
flexural slip folding and ridge subduction,
Kitakami zone, northeast Japan. Journal of
Asian Earth Sciences,
http://dx.doi.org/10.1016/j.jseaes.2012.
05.023 である。なお、朝日新聞による大船渡の津波写真も使用したせいか、17MB と重く、メイル添付できない。要旨と図は下記です。
http://www.sciencedirect.com/science/art
icle/pii/S1367912012002398
南北北上山地とも花崗岩はスレート劈開の形成とほぼ同時に貫入しているが、基本的に非変形とされていることが多い。そうである
ならば、花崗岩地盤は安定であるとするのも一理ある。これらは大島造山運動の１表現であるが、しかし、北上山地の構造は必ずしも明確でなかった。
北上巡検の際、大船渡の長部海岸で、気仙川花崗岩が褶曲しているのを発見した。これは、ほぼ正立であるが、北東フェルゲンツの非対称褶曲の一部である。ステレオ解析でも、これが構造的褶曲であることを示している。
褶曲は軸面フォリエーションを伴っていて、鏡下では、黒雲母の定向配列がそれを定義している。圧力条件は、どの花崗岩体でも 5km程度であるが、温度は岩体に近づく程、高くなる。泥岩には、黒雲母を含む特徴的な変成鉱物が、このように生じているが、これらも基本的に南北性のフォリエーションを成している。片状花崗岩は必ずしも稀ではなく、少なくともそのような花崗岩は構造的に強く変形していることになる。
北部北上山地では褶曲は倒れているが、南
北北上山地とも、一次背斜の軸に向かう二次の非対称褶曲を伴うフレキシュラルスリップ
褶曲が基本的な大構造で、強いスレート劈開を軸面劈開として伴っている。特に逆転翼には、脆性断層を伴っていることが多く、これらは弱線として作用する。
宮古層群は傾斜した不整合で、変形した花崗岩を含む基盤岩を覆い、これが大島造山運動を表している。従って、それ以降は、変形遅沢壮一

していると言っても、安定しているとして良い。
しかし、直後に、左横ずれのトランスフォ
ーム断層が生じていて、これらは特に阿武隈山地では現在まで再動して、一部は活断層となっている。北上山地の断層も、これらは花崗岩も切るが、当然、再動するはずである。
一方、鵜の巣断崖など、三陸海岸には最大
標高 200m に及ぶ、明瞭な海岸段丘が見られる。
そのような隆起は大地震に伴ってなされたと考えざるを得ない。ところが、今回の地震では、三陸沿岸は沈降し、沈降は上記の考えと矛盾する。筆者は間もなくリバウンドして、隆起転じると考えたが、その兆しは無い。そこで、次のように考えた。海溝より内陸側で起きる別のタイプの巨大地震がある。結果的により短時間で津波が到達する未知の巨大地
震こそが三陸海岸を隆起させ高位段丘を生じた。後出しじゃんけんするよりも、あり得ることを主張することは、有益と考えて、このような仮説を述べさせて頂いた。
いずれにせよ、断層や劈開に沿っての再動の可能性がほとんどないとしても、花崗岩を含む北上山地が、今回の地震のように、強震
動に見舞われるのは疑いなく、北上山地の花
崗岩地盤の強度は、大型精密機器の設置に、十分と言い張るのは暴論であると言わざるを得ない。

‑ 24 ‑

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

地震で発生した人工地盤の変状（盛土崩壊の事例紹介）
基礎地盤コンサルタンツ株式会社
1.東日 本大 震災で 発生し た盛土 崩壊 の概要
東日本大震災の発生に伴い人工地盤である
盛土(駐車場として使用)を中心に変状が発生した。変状が発生した盛土は沢部を埋め立てて造成され、施工後 10 年以上が経過していた。
変状は谷埋め盛土全体で発生し、幅 80m、奥行き 25m に及んでいた。路面の沈下や亀裂の発生、埋設物や付帯施設が変形するなどの被害が発生した。盛土法肩部では崩壊が発生し、崩壊に伴い発生した土砂が多量の水とともに流出し、道路を閉塞する被害が発生した。さらに時間の経過とともに盛土細粒分が流出し、変状範囲が拡大するなどの被害が発生した。
(図‑1、写真‑1〜写真‑4 参照)

図‑1

写真‑1

西

俊憲

2.地形 地質 の概要
今回被害が発生した盛土は標高 200m 前後の緩やかな丘陵地の一部を造成して作られている。丘陵地は新第三系中新統の白石層に属する凝灰角礫岩と軽石凝灰岩で構成されている。人工地盤は旧沢筋を造成に伴い発した現地 発 生 土 (白 石 層 を 掘 削 し て 発 生 し た 礫 混 じ
り 砂 質 土 )で 埋 め 戻 し た 盛 土 で 構 成 さ れ て いる。盛土と地山の境界付近には湧水が見られ、現在も旧谷地形に沿って地下水が供給されていることが伺えた。(図‑2 参照)

被害発生状況図

路面沈下状況

写真‑2

表層崩壊

写真‑3 構造物の変状 写真‑4 亀裂発生状況

図‑2 地質平面図および断面図
3.崩壊 機構
3.1 崩壊 の素因(1)地下水で飽和された盛土
盛土の層厚は 8m であり、造成時に発生した礫混じり砂質土が盛土材として使用されていた。盛土内で簡易動的コ‑ン貫入試験を実施した結果、深度 2.0m 付近を中心に強度低下する
傾向が見られた。(図‑3 参照)盛土は沢部を埋め立て造成されているため、長期間にわたり地下水が供給されて飽和状態にあったと推定される。このため地震発生に伴い細粒分主体の盛土材で構成され、地下水が飽和状態にあ‑ 25 ‑

一般社団法人日本応用地質学会東北支部 第 20 回研究発表会

った深度 2m 付近の強度が短期間に低下したと推定する。工事に伴い盛土を 3m 掘削した結果、深度 2.5m〜3.0m 付近で地下水が分布し、広い範囲で強度低下が確認されている。

標準貫入試験結果(盛土部分)
0.00
B-1(H23実施)1.00
簡易動的コーン貫入試験結果

No.1(H9実施)

0

2.00

No.1
50

No.2
(H9実施)

No.2

強度低下範囲

3.00

No.3
100

4.00
150

強度低下が
見られる範囲

200

5.00

250

6.00

300

7.00

350
0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

図‑3 簡易動的コーン貫入試験結果
3.2 崩壊 の誘因
地震発生に伴い大きな外力が発生し、谷埋め盛土の一部で崩壊が発生した。崩壊に伴う土砂流出により、地震に伴う強度低下が発生した範囲を中心に盛土の変形が拡大したと推定される。さらに地震時に盛土内設置された水道管が破裂し、盛土内に水道水が供給されたことにより崩壊とともに盛土材が流出し、空洞や沈下が発生し、被害を拡大させたと推
定する。

50

8.00
0

5

10

15

20

25

図‑4 標準貫入試験結果
4.提案 した 対策工 （図‑5 参照 ）4.1 盛土 の再施 工
地震に伴い変形し、緩んだ範囲の盛土を撤去し、再度盛土を施工することを計画した。
深度方向については地震前後で強度が低下（緩んだ）した範囲まで撤去・再盛土を計画した。強度低下の範囲は地震前後で実施した標準貫入試験結果より決定した。
（図‑4 参照）
4.2 地下 水対策
谷埋め盛土であるため、周囲から地下水が集まりやすい。また、地下水の影響で盛土材の強度が低下することも確認されているため、盛土内に地下水排除工を計画した。地下水対策としては浅層部(地表 2〜3m 程度)の地下水を対象に盛土内に暗渠工を施工し、地下水を排除する計画とした。
5.おわ りに2012 年 7 月現在復旧工事を実施している。
年度内に工事は完了する予定である。
6.謝辞
宮城県大河原土木事務所より資料を提供して頂いた。記して謝意を表します。
盛土再施工範囲
地下水排除工図‑530対策工計画平面図および断面図‑ 26 ‑

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空洞充填前後におけるＡＥモニタリングシステムの構築
日本大学工学部 研究員 田野久貴
東海大学海洋学部
藍檀オメル
琉球大学工学部
渡嘉敷直彦
１ ．はじ めに地盤に突然大きな穴が開く、いわゆる「陥没」
問題は、国内外を問わず多く発生している。
素因は廃坑を始めとした何らかの理由による「空洞」の存在と、誘因は様々考えられるが地震動もその一つである。平成 23 年３月 11
日の東日本大震災と一連の余震によって、宮城県から茨城県にかけて 300 余の陥没が発生した。一部を調査したが、田んぼなどでは噴砂も伴う場合があり、一見液状化と見誤るよ
うなケースも見られた。これらはかつての石炭や亜炭採掘跡の廃坑周辺に多く発生し，注
目すべきは、これらの多くは繰り返し陥没している点である。幸い人的被害は無かったよ
うで社会的関心は薄いが、災害の一つとして日頃より十分な配慮がなされるべきであろう。
これらの対策としては「充填工法」が有効と考えられるが、その効果を何らかの方法で確認することが望ましい。本文ではＡＥによる方法を試みている。
２ ．充填 によ る陥没 対策 工
土砂投棄などの単なる埋め戻しではなく、人家、道路近傍や学校などの公共施設周辺など
では根本的な対策が必要であろう。そのためには空洞を「埋め戻す」方法が最善である。
しかし、その土量、すなわち経費は膨らみ地上をすでに利用している場合は事実上この方法は困難である。そこで、例えばスラリーを圧入する「充填」が実施されている。空洞に単に充填するのでは不経済となるので、対象地域を絞りその周辺に、まず充填材による「壁」を作り、その中を充填する限定充填方式が採用されている。一方、既存の空洞を充填するのであるから、それ以前に比べて周辺の地盤はより安定化するはずであるがこれを確認する方法が確立されているとは云えない。
そこで本研究ではＡＥの利用を試みている。
３．AE による 充填 空洞モ ニタリ ング の事例 １ ）用いたＡＥシステムの基本は AE･AD 法 ２ ）である。これは、ＡＥ波をパルスに置き換えカウントするという簡易的なものである。事例は、具志川城趾（沖縄県糸満市）の基盤下の空洞対策工（図１）である。岩盤にはＡ，Ｂの二図１

具志川城趾の二つの空洞(A,B) １ ）図２海蝕空洞天端に設置した密閉型 AE 装置

図３

昼夜間のＡＥイベント計測結果 １ ）

図４

夜間のみのＡＥイベント（Ａ空洞） １ ）

図５

夜間のみのＡＥイベント（Ｂ空洞） １ ）‑ 27 ‑

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つの大きな海蝕空洞が海側に開口し、部分的にかぶりの浅いところは２〜３ｍ程度であった。この城趾は史跡として整備の予定があり陥没等が懸念された。そこで開口部をふさぐ形で海側に人工岩壁を構築し充填が実施された。この空洞は大きく内部に立ち入ることが可能であったため、ステンレス製のケース内に、センサー・アンプを密閉しＡ，Ｂ両空洞の天端に取り付けた（図２）。DC 電源と信号ケーブルはボーリング孔を通して地上に引き出され、ロガーに接続される。計測結果を図３〜５に示す。充填の前からＡＥの計測がおこなわれたが、人工岩壁施工に伴う工事による多くのノイズの発生が認められる（図３）。
そこで、主として夜間のＡＥ発生状況に注目し整理した。その結果を図４と５に示す。充填後はＡＥの発生が減少していることが観察される。なお、本システムのＡＥ発生状況は、施工中の崩落懸念の管理にも利用された。亀裂計、傾斜計などの計測器も併せて計測された。
４．今後の展望（孔内ＡＥモニタリング
シ ステム の開発）
前述の報告 1) は空洞内 に立ち入れる事例であったが、廃坑規模が小さくまた部分閉塞などによって空洞内に立ち入れない場合がほとんどである。さらに廃坑のような空洞は無数に存在し、必ずしも存在が明らかになっているとは云えないようである。したがって、これらすべてに充填などの対策を施工することは実質困難である。次善の策はとして、例えば
１）空洞周辺にボーリングする、２）ボーリ
ング孔を利用してＡＥを計測する（孔内ＡＥ装置）、という方法が一つの選択肢と考えられる。多く実施した場合は発生状況によっては施工の優先順位のデータともなる。
ボーリング孔内から空洞底部にウエーブガ
イドとしての鋼棒を立ち上げ、その後端（地上）にＡＥセンサーを設置する方法もすでに
実 施 さ れ て 一 定 の 成果 が 報 告 ３ ） さ れ て い る 。
この方法では充填の際もＡＥ計測システムは外乱を受けにくく、ＡＥ装置は回収可能という利点もある。一方、空洞周辺ではその頂部（天端）付近で最もＡＥの発生が期待される。
そこで、その天端付近のボーリング孔壁にＡ
Ｅセンサーを固定し、また、その位置を自在変えられる事が望ましい。そこで、図６に示すような孔内ＡＥモニタリング装置を開発中である。同図には、ＡＥアンプは省略してある。重錘を引き上げることでＡＥセンサーは孔壁から離脱し、移動させることが可能であるから、深度を変えまた、ボーリング孔も変えることが出来る。空洞のモニタリングだけでなく充填の効果を確認するには、充填後も装置を固定して計測を継続すればよい。この方式では、より敏感に充填前後のＡＥ挙動の差異の観察が期待されるが、装置は埋め殺しとなるため、極力経済的に構築する必要がある。また、充填の妨げとならないようにするためには装置の小型化が要求される。図６とは異なる形式の開発が必要であろう。
前述したように設置回収が自在であれば、充填の必要性の有無（空洞の安定・不安定の判断材料）という点から事前調査にも利用することが考えられ、これが開発の主目的である。充填後にも使用するということはその応用と位置づけられる。まとめは以下である。
１） 充 填 前 後 の Ａ Ｅ 計 測 事 例 で は 、 充 填
前より 充填 後は ＡＥ カ ウント がやや減少した。
２） 充 填 の 前 後 で 明 瞭 な Ａ Ｅ カ ウ ン ト の差異を 得る には 、空洞 天端近 傍へのセンサー配置が望まれる。
３） 上 記 の 目 的 の た め に は 、 移 動 可 能 で
小型か つ経 済的 な孔内 ＡＥ装 置が望まれ、現在開発中である。

図６ボーリング孔内用パンタ方式のＡＥ
装 置概念 図参 考文献１)名古屋産業科学研究所：具志川城趾周辺岩
盤の充填前後における岩盤挙動のモニタリン
グ成果報告書、2011 年 11 月、36p.
２）田野久貴：ＡＥ（アコースティック・エ
ミッション）と地盤工学への適用、技術手帳、
pp.65‑66、地盤工学会誌、58，2010，３月．
３）日進竹の山南部地区地盤安定度評価委員
会：技術資日進竹の山南部地区地盤安定度評
価委員会：技術資料 NO.1,14P.

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一般社団法人日本応用地質学会 東北支部
第 20 回研究発表会講演集
平成 24 年 7 月 20 日発行
編 集

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