こうえいフォーラム第 16 号 / 2007.12

自然斜面における雨水浸透・流出の原位置観測
FIELD MONITORING OF RAINWATER INFILTRATION ON NATURAL SLOPESティ

ハ *・土田孝 **・佐々木康 ***Thi Ha, Takashi TSUCHIDA and Yasushi SASAKITo accurately predict the time and place of sediment-related disasters, an urgent ongoingproblem is to clarify the behavior of rainfall infiltration in the top 1-2 m thickness of subsurface
layers. Moreover, an important question is to what extent forest slopes can substitute forconcrete dams in storing rainfall on slopes. To examine this question, it is necessary to know
how much rainwater can be stored by forest slopes during rainfall and what happens tosaturated throughflow in the subsoil layers.
Normally, rainwater infiltration on hillslopes is determined by unsaturated and saturated
numerical analysis using FEM, FDM, or similar methods. But, insufficient verification studies
means that it is unclear whether modeled results show good agreement with behaviors on insitu slopes. Therefore, the authors established a monitoring system of rainfall infiltration
on in-situ slopes which included measurement of soil water pressure in shallow（0-0.1 m）
subsurface layers of a forest slope.
In this paper, moisture changes in the in-situ slope, the amount of rainwater supplied
to the unsaturated zones during infiltration, and the formation of a saturated layer in thesubsurface are discussed based on monitoring results. Finally, a simplified method to estimate
the amount of rainwater that can be stored on forest slopes is proposed based on this improved
understanding of rainfall infiltration.

Keywords ： Field monitoring, natural sandy slopes, surface failures, suction,soil moisture

1. はじめに
豪雨時の土砂災害が毎年のように日本の至るところで発生している。斜面防災の分野では、そうした土砂災害による被害を軽減・回避することが重要となっている。そのためにはハード的な対策だけではなく、崩壊を予測して通行止めや警戒避難を発動するなどのソフト的な対策も求められている。その努力がなされているものの、表層崩壊や土石流により人命や財産が奪われる例は後を絶たず、崩壊予測精度を向上させる必要性が痛感させられる。地下水（間隙水圧）の変化を主因とし、前兆としてゆっくりとしたす
べり変位が見られる“地すべり”とは異なって、表層崩壊や土石流に係る防災技術上の問題点は、前兆現象がほとん
どないまま、地盤内に浸透した雨水がある程度の量に達す
ると斜面が一気に崩壊し、土砂災害を引き起こすことである。そこでは、表層地盤内の水分挙動、降雨時に表層土内に発生する飽和帯の位置（深度）や上昇高さ、地盤の強度特性などによって崩壊の発生時刻や規模などが異なる結果となる。すなわち、いつ、どの場所で崩壊するか、また、ど*中央研究所 総合技術開発部** 広島大学大学院 工学研究科*** 財団法人 国土技術研究センターの程度の崩壊規模になるかを予測することは非常に難しい。被害を軽減するためには地盤構成や土質特性の調査のほか不飽和地盤内における雨水の浸透を精度良く予測する技術が不可欠である。
一方、河川事業の分野では、近年環境問題に関する社会意識の向上に従って、治水を目的とするダム建設の必然性を問う議論が活発となっている。ここで着目されているのは森林斜面のもつ保水機能や流出の際の遅延機能を利用するいわゆる「緑のダム」論である。しかし、常時ある程度の飽和度をもっている土壌がさらにどの程度保水でき、治水機能を発揮できるかは不明である。また、植生の状況などによってごく表層付近において飽和流が発生する可能性も指摘されている 1）。豪雨時に表層付近の飽和流が発生した場合、河川への流出状況が大きく異なってくることが予測されるため極めて重要な現象である。それにも関わらず、飽和流がどのようなところで、どのように発生しているかは明確にされていない。
さらに言えば、現在、降雨時の浸透現象を飽和・不飽和
浸透流解析により追跡する試みが多く行われている 2）,3）,4）が、実際の観測データが十分得られていないこともあり、計算結果による表層土内の飽和度の予測精度は明らかでは
55

自然斜面における雨水浸透・流出の原位置観測ない。また、ごく表層付近における土中水の圧力の観測が内、「ががら山」の崩壊地近傍にて実施している。崩壊現困難であるため、そこで実際に飽和流が発生しているかど

場は標高約 330m の山頂からやや下がった北側の山腹斜面

うかはいまだに明らかになっていない。

であり、付近の山地の山頂標高は 300 ～ 350m の定高性

そこで、著者らは以前から原位置観測を継続している広を有している。斜面の勾配は山頂部付近ではほぼ 25°と緩島大学地盤工学研究室の観測システムに、ごく表層付近のいが、遷急線から下方では 35 ～ 40°と急になり、さらに観測地点を追加設置して、自然斜面における雨水の浸透現下方（標高 265m 辺り）の遷緩線からは 10 ～ 18°程度となっ

象を観測により追跡する試みを共同で行った。

ている。この山腹斜面には小規模な崩壊地形や段差地形（高本稿では、観測システムの紹介、観測結果に基づいた降さ数 0.1m ～ 2m 程度）が散見され、斜面表面を覆う植生は、

雨時の表層地盤内水分挙動の態様、表層土内における地下水（飽和帯）の発生状況、地下水発生までに浸透した雨水の᧲ᐢፉᏒ

一部が不飽和帯へ供給される状況、また、ごく表層付近の雨水の浸透・流出特性などについて述べる。

ᐢፉᄢቇ

2. 降雨浸透特性の原位置観測システム

ᑮᣣᏒᏒ ᐢፉ᷼ᐢፉᏒ（1）観測位置広島県を含め中国地方には白亜紀の広島花崗岩類が広く

๓Ꮢ

分布し（図－ 1）、このため、花崗岩類の風化生成物である
まさ土に覆われた斜面も広く分布して豪雨時にしばしば崖崩れや土石流の災害をもたらしてきた。
県内における最近の土砂災害としては、2005 年 9 月 5日の台風 14 号に伴う豪雨による被害や、1999 年 6 月 29
日の梅雨前線の活動に伴う集中豪雨による被害が挙げられる。とくに後者は近年最も大規模の災害であり、広島市・呉市周辺で多くの表層崩壊や土石流が発生した。八幡川橋の雨量記録によると 1999 年 6 月 23 日から 29 日までの 1
週間累積雨量は 389mm、6 月 29 日の日雨量は 231.5mm、

߇߇ࠄጊ

ᐢፉᄢቇ

同日の最大時間雨量は 81mm（14 ～ 15 時に観測）であった。この豪雨によって広島県では崖崩れが 186 箇所、土石流が 139 渓流で発生し、32 名の犠牲者が出るとともに、

᷹ⷰ૏⟎

ጊਛᳰ

4,785 棟の家屋が被害を受けた 。この時の豪雨により、
6）

広島大学東広島キャンパス内においても 5 箇所で斜面崩壊が発生し、そのうち、陣が平山の南斜面とががら山の北側斜面における崩壊の規模は大きかった（図－ 2、写真－ 1）。
原位置観測は、これら崩壊規模の大きかった 2 箇所の㒯߇ᐔጊᐔᚑ 11 ᐕ 6 ᦬ 29 ᣣߩ⽕㔎ߢ፣უ

図－ 2

観測地点位置図

ᐢፉ

ፉᩮ

᧲ᐢፉᏒ
૒ષ

ᐢፉᏒ
ᐢፉḧ

┻ේᏒ

๓Ꮢ

ጊญ

቟ጊጤṁጤ䈍䉋䈶Ἣ⎈ጤ⧎ፘጤ㘃ᵹ⚉ጤṁ⚿ಝἯጤ

図－ 1
56

広島県の地質図 5）

写真－ 1

ががら山の崩壊直後の現場の状況

こうえいフォーラム第 16 号 / 2007.12

コナラ、アラカシ、ツバキ、ヒサカキ、リョーブなどの松（3）観測斜面の表層土に関する調査

枯れ後の二次林である。

観測斜面の測線 B 上で掘削した土層観測用ピット（図－4）の観察結果より、斜面表層は花崗岩が強風化したまさ土（2）観測地域の降雨特性により構成され、地表面から約 0.2 ～ 0.3m までは腐食土、

図－ 3 は観測地点付近の降雨特性を示すものであり、広0.3 ～ 0.5m まではシルト混じり状態で、0.5m から 2m ま島・呉・東広島の約 30 年間（1976 年～ 2006 年、ただしではレキを混入し、2m 以深は弱風化の花崗岩である。深

東広島は 1979 年～ 2006 年の集計）のアメダス結果に基づ

度 0.1 ～ 0.8m で採取した不かく乱およびかく乱試料を用く月平均雨量である。また図中には、最近 20 年余りの間いて室内土質試験を行った結果、土粒子の比重は 2.57 ～にこの地域で土砂災害が発生した年の降雨量と、本稿で主

2.60g/cm3、自然間隙比は 0.8 ～ 1.5、自然状態の飽和度はに用いる観測データを得た 2006 年の月降雨量も併記した。

32 ～ 65%、透水係数は 10-2 ～ 10-3cm/s のオーダー、内部

図－ 3 に示すように、降雨量は 4 月から増え始め、梅雨

摩擦角は 33 ～ 39°、粘着力は 5 ～ 13kPa であった。

期である 6 月～ 7 月にピークを迎え、8 月にはいったん減

次に、物理探査および簡易貫入試験の結果から推測され少するものの、台風時期である 9 月に再び増えるというる観測斜面の代表的 2 測線、ⅡおよびⅢの表層土構成を

季節変動が見られる。また、2006 年の降雨量は 30 年間の

図－ 5 に示す。図－ 5 に示すように B1 地点より上流側は平均降雨量より多い傾向が見られるが、災害発生年の降雨

風化花崗岩（D 級）と硬質花崗岩（CL 級以上）の二つの層に量と比べて少なく、観測期間中に土砂災害をもたらすような豪雨は降っていない。

ground surface

0cm
20cm

㪎㪇㪇

root

䉝䊜䉻䉴ᐢፉ䋨㪊㪇ᐕ᦬ᐔဋ䋩᦬㒠㔎㊂䇭㩿㫄㫄㪀

㪍㪇㪇

40cm

䉝䊜䉻䉴๓䋨㪊㪇ᐕ᦬ᐔဋ䋩䉝䊜䉻䉴᧲ᐢፉ䋨㪉㪎ᐕ᦬ᐔဋ䋩

㪌㪇㪇

60cm

㪈㪐㪏㪌ἴኂᐕ䋨ᐢፉ䉝䊜䉻䉴䋩㪋㪇㪇㪈㪐㪐㪊ἴኂᐕ䋨ᐢፉ䉝䊜䉻䉴䋩

80cm

㪈㪐㪐㪐ἴኂᐕ䋨ᐢፉ䉝䊜䉻䉴䋩㪊㪇㪇㪉㪇㪇㪌ἴኂᐕ䋨ᐢፉ䉝䊜䉻䉴䋩

㪉㪇㪇

100cm

䉝䊜䉻䉴ᐢፉ䋨㪉㪇㪇㪍ᐕ䋩䉝䊜䉻䉴๓䋨㪉㪇㪇㪍ᐕ䋩

㪈㪇㪇

root

120cm

䉝䊜䉻䉴᧲ᐢፉ䋨㪉㪇㪇㪍ᐕ䋩

図－ 3

㪈㪉᦬

㪈㪈᦬

䋹᦬

㪈㪇᦬

䋸᦬

䋷᦬

䋶᦬

䋵᦬

䋴᦬

䋳᦬

䋲᦬

䋱᦬

㪇
140cm
160cm

広島地域の降雨特性

180cm
20cm

Ⅱ測線

80cm 100cm

観測斜面測線 B におけるピットの側壁

Ⅲ測線

Ⅱ -5

20

Ⅲ測線―斜面下流側

Ⅱ測線―斜面上流側

Ⅱ-4

貫入深 さ

G L-

( m)

20

60cm

40cm

図－ 4

0 .0
0 .5

Ⅱ- 5
N d値
0 10 20 3040 50

1 .0
1 .5
2 .0
2 .5

Ⅲ-3

1.5
2.0

硬質岩
（CL 級以上）

1.5

1.0
1.5
2.0

ρ=800 Ω･m
Vp =0. 5～0.75 ㎞/s

2.5
3.0

0

Ⅲ- 2

層
(?)

2.0

dt

標

2.5
3.0

Ⅲ- 3
Nd値
0.00 10 20 30 4050
0.5
1.0

Vp <0. 75km/s
ρ<800 Ωm

1.5
2.0
2.5

(m)

G L-

Ⅲ-1

2 .5
3 .0

B-3

貫入深 さ

高

風化岩（Ｄ級）

2 .0

(m)

3.0

3.5

1 .0
1 .5

断

GL -

GL -

(m )
0 .5

貫入深さ

(m )
GL 貫 入深さ

Ⅱ- 1
N d値
0 .00 10 2030 40 50

Ⅲ- 4
Nd値
0.00 10 20 30 4050
0.5

2.5
3.5

(m)

貫入 深さ

Ⅱ 測線

0.5

Ⅱ -2
N d値
0 10 20 30 40 50

0. 5
1.0

Ⅱ測線との交差点

/s

1.0

dt
0.0

0㎞
Vp=2 .

Ⅲ-4

B2 地点近傍

風化岩

Ⅱ- 3
Nd値
0.0 0 10 20 30 4050

3.0

Ⅱ -1

m
/s
0 0Ω･
ρ=8 5～0 .75㎞
-10
Vp=0.

3.0

(m )

B-2

0

高

10

2.5

貫 入深さ

( m)
貫入深さ

G L-

-10

Ⅲ -2
N d値
0. 00 10 20 30 40 50
0. 5
1. 0
1. 5
2. 0
2. 5
3. 0

硬質岩（CL級以上）

貫 入深 さ

GL -

(m )

標

1.5
2.0

（Ｄ級・玉石多い
割れ目開口）

Ⅲ測線
Ⅱ-2

貫入深 さ

Ⅱ-3

Ⅲ測線との交差点0.5
1.0

GL- (m)

G L-

( m)

3 .0

B-1

10

Ⅱ- 4
Nd値
0.0 0 10 20 30 4050

風化岩（Ｄ級）

Ⅲ- 1
Nd値
0.00 10 20 30 4050
0.5
1.0
1.5
2.0
2.5
3.0

･m
500 Ω
ρ =2 .0㎞ /s
Vp= 2

硬質岩（CL 級以上）

-20

-20

:Nd 値の変化点:Nd 値の変化点

s
.0 ㎞/
Vp =2

-30
-5

0

10

20

30

距 離 程 ( m)

-30

0

10

20

30

40

距 離 程 (m)図－ 5

物理探査から推測した調査地の地盤構成図
57

自然斜面における雨水浸透・流出の原位置観測
O


O


ᄌൻ₸‫ޓ‬㧔࿁⋡ߩ᷹ቯ࿁⋡ߩ᷹ቯ㧕㧔࿁⋡ߩ᷹ቯ㧕㸈᷹✢㵪ᢳ㕙਄ᵹ




㪙㪄㪈

ᄌൻ₸

ᄌൻ₸

㪙㪄㪉㩷



.KPGAΣΥ







㪙㪄㪊







.KPGAΣΤ







ᮡ

ᮡ






㜞

ᄌൻ₸‫ ޓ‬࿁⋡ߩ᷹ቯ࿁⋡ߩ᷹ቯ㧕㧔࿁⋡ߩ᷹ቯ 㸉᷹✢㵪ᢳ㕙ਅᵹ஥










㜞






























〒





㔌

⒟






O















〒

㔌



⒟






O

❗ዤ㧩㧝㧛❗ዤ㧩㧝㧛

図－ 6



電気探査による比抵抗変化率より構成されている。この区間では露頭が見られるなど地表には礫分が多く、浅いところでは温度変化や乾湿の繰り返し等の機械的風化により花崗岩に多数の亀裂が入っているものと考えられる。
B1 地点付近から下流側では表層に崖錐層が存在し、その下には風化花崗岩層（D 級）と硬質花崗岩層（CL 級以上）が分布する。B1 ～ B2 地点間の崖錐層の層厚は 2 ～ 2.5m程度であり、椀形になっている。B2 地点の下端付近で層厚が最大となり、約 3m である。B2 地点より下流側に向かって崖錐層の層厚が薄くなり、測線 B の距離程 25m 付
近から B3 地点間の崖錐層の層厚は約 2m である。さらに下流側に向かって崖錐層が薄くなり、B3 地点の下流側で約 1.5m である。
2 回の電気探査の比抵抗値の変動から乾燥時と湿潤時の水分量の変化率を求め、地盤内で水分量が大きく変化する
範囲を検討した（図－ 6）。図－ 6 に示すように、B1 地点（4）原位置観測システム
観測システムは土中水の圧力を計測するテンシオメー
タ、土中水分量を計測する TDR と ADR、転倒マス式雨量計、地下水位を計測する圧力式水位計、そしてそれらのデータを収録するデータロガー等から構成されている（一部を写真－ 2 に示す）。これらの計測器は室内にてキャリ
ブレーションを行った後に原位置に設置した。
観測は図－ 7 に示すように崩壊し斜面の左右の 2 測線上
で 3 ヶ所ずつ、計 6 ヶ所で行っている。ごく表層付近の土中水の圧力と水分量は B1 と B3 で、また雨量は 2 つの測線のほぼ中間点の障害物がないところで計測している。
測線 A は測線 B より傾斜が大きく、等高線が平行である
ことからわかるように、凹凸の少ない地形であるのに対し、測線 B は小規模なガリ浸食状の地形を呈し、わずかながら集水性のある斜面である。観測地点 B3 での計測器の設より上流側の風化花崗岩層のところでは約 10m の深度まで水分量の変化がみられ、クラックの多い層の存在により水が浸透しやすく、蒸発もしやすいものと考えられる。次に、B1 と B2 地点間の、崖錐層下面形状が椀形を示す範囲では水が抜けにくいため、常に水分量が高い状態にあり、深度の深いところでは飽和している可能性も考えられる。
B2 より下流側においては水分量の変化は崖錐層と花崗岩

䋨㪸䋩㩷 ࿯ਛ᳓ಽ⸘ 㪘㪛㪩㩷䋨 㪹 䋩 䊁 䊮 䉲 䉥 䊜 䊷 䉺 䋨 㪈㪇㪺㫄 設 置 用 ）層の境界付近である深度 2m 程度までである。これらの結果から、本観測斜面において局所的に表層土の厚さや浸透特性が異なるところがあるものの、大局的には表層 2m 程度の部分が降雨による浸透や不安定化の鍵を握る層と見ることが出来る。
࠺࡯࠲ࡠࠟ࡯㔚Ḯⵝ⟎䋨㪺䋩䊁䊮䉲䉥䊜䊷䉺䋨㪊㪇㪺㫄 એᷓ⸳⟎↪䋩㩷

写真－ 2
58

䋨㪻䋩䊂䊷䉺䊨䉧䊷䈫㔚Ḯⵝ⟎

設置した計測器（一部）の写真

こうえいフォーラム第 16 号 / 2007.12

置例を図－ 8 に、また各地点での設置項目および設置深度を表－ 1（表層厚 2m の 0.1m ～ 2m 内で 4 ～ 6 深度）に示す。
また、写真－ 3 に観測地点の標準的な計器設置状況を示す。
観測はすべて自動計測であり、データは各地点に設置し߇߇ࠄጊ

たデータロガーに保存される。測定間隔は 1 秒から 1 時間まで任意に設定することが出来るが、ここでは、すべて

A1
A2
A3
᷹✢ A

㔎㊂⸘

B1
B2
B3
᷹✢ B

の計測器に対して 10 分間隔とした。
また、両測線のほぼ中間点付近に太陽電池を設置し、各地点の観測に必要な電源を供給するようになっている。

3. 観測結果
ጊਛᳰ0

50 100m

図－ 9 は B1 および B3 地点における 2006 年 7 月の観図－ 7 ᷹ⷰ࿾ὐ૏⟎࿑㩷
観測地点位置図࿑䋭㪎㩷

測結果である。図－ 9 に示すように、両地点で降雨時に水࠺࡯࠲ࡠࠟ࡯
15

7/1 降雨時の変動

圧力 (kPa)10

ADR㧔ᐔဋෘߐ 2m㧕$ၮ⋚ጤ(㘑ൻ⧎ፘጤ)図－ 8⸘ེ᷹䈱⸳⟎⁁ᴫ㩷表－ ⴫䋭㪈㩷
1 計測器の設置状況

10cm
60cm
159cm

60

30cm
97cm
172cm

7/1 降雨時の変動

図-b（B3-ADR）

50
40
30
20
10cm
100cm

10
0
15

10

30cm
195cm

50cm

図-c（B1-テンシオメータ）

5

10cm
37cm
135cm

30cm
97cm

0
-5
-10
-15

図-10 へ拡大-206050
体積含水率 (%)

࿾⸳⟎ᷓᐲ (cm)ὐ࠹ࡦࠪࠝࡔ࡯࠲
ADR࡮TDR58‫ޔ‬96‫ޔ‬114‫ޔ‬185
100‫ޔ‬150
A1
56‫ޔ‬93‫ޔ‬122‫ޔ‬193
50‫ޔ‬90‫ޔ‬145‫ޔ‬200
A2
44‫ޔ‬98‫ޔ‬115‫ޔ‬174
45‫ޔ‬155
A3
10‫ޔ‬30‫ޔ‬37‫ޔ‬97‫ޔ‬135
10‫ޔ‬30‫ޔ‬50‫ޔ‬150
B1
59‫ޔ‬88‫ޔ‬136‫ޔ‬176
50‫ޔ‬140B210‫ޔ‬30‫ޔ‬60‫ޔ‬97‫ޔ‬159‫ޔ‬172 10‫ޔ‬30‫ޔ‬50‫ޔ‬100‫ޔ‬155‫ޔ‬195
B3
࿾ਅ᳓૏⸘
A2 ߩ 200cm ߦ⸳⟎
㔎㊂⸘᷹✢ A ߣ B ߩ߶߷ਛᄩ࿾ὐߦ⸳⟎B1㧒B3 ߩᷓᐲ 10cm‫ޔ‬30cm ߩ⸘ེ⸳⟎ߪ 2006 ᐕ 6 ᦬ߦታᣉ

-10
-20

10m

測線 B における計測器設置状況

0
-5
-15

20m

10m 20m5

体積含水率 (%)

$ ࿾ὐߦ߅ߌࠆ⸘᷹⸳⟎$$⴫ ጀ ߹ ߐ圧力 (kPa)

2m

Tensiometers

図-a（B3-テンシオメータ）

10cm
30cm
50cm
150cm

図-d（B1-ADR）

40
30
20
10

時間雨量
累積雨量

30

図-e（降雨量）

400
300

20

200

10

100

0

0
7/1
7/2
7/3
7/4
7/5
7/6
7/7
7/8
7/9
7/10
7/11
7/12
7/13
7/14
7/15
7/16
7/17
7/18
7/19
7/20
7/21
7/22
7/23
7/24
7/25
7/26
7/27
7/28
7/29
7/30
7/31

時間雨量 (mm)

040

累積雨量 (mm)ࡈࠚࡦࠬ（1）観測斜面における土中水分の計測結果例

写真－ 3

計測器設置後の風景

図－ 9

B3 地点における 2006 年 7 月の計測結果
559自然斜面における雨水浸透・流出の原位置観測

分量の上昇に伴う負圧（サクション）の低下、無降雨時には

㪉

水分量の低下に伴う負圧の増加が確認できる。

㪇7 月 1 日 か ら 2 日 に か け て 累 積 雨 量 114.5mm の 降 雨

定値で上昇しなくなり（つまり、体積含水率が変化しなく

㪎㪆㪐

㪄㪈㪇
㪎㪆㪎

わかる（図－ 9（a））。また、ADR の値もこの期間中ほぼ一

㪊㪇㪺㫄
㪈㪊㪌㪺㫄
ૐਅ൨㈩䇭㩿㪊㪇㪺㫄㪀
ૐਅ൨㈩䇭㩿㪈㪊㪌㪺㫄㪀
㪎㪆㪍

㪄㪏

㪎㪆㪊

30cm）では 7 月 2 日に負圧が消失して正圧になったことが

㪈㪇㪺㫄
㪊㪎㪺㫄
ૐਅ൨㈩䇭㩿㪈㪇㪺㫄㪀
ૐਅ൨㈩䇭㩿㪊㪎㪺㫄㪀

㪎㪆㪏

㪄㪍

3 深度）では 7 月 1 日に、またそれより浅い箇所（60cm と㪎㪆㪌

メータの設置深度の深い個所（97cm、159cm、172cm の

㪄㪋

㪎㪆㪋

210mm）ため、斜面下流側に位置する B3 地点のテンシオ㪄㪉࿶ജ䇭㩿㫂㪧㪸㪀

が あ り、 先 行 降 雨 も 多 か っ た（6 月 22 日 ～ 30 日 間 で 約

図－
B1 地点のサクションの変動と低下勾配
㩷 㩷 10࿑䋭㪈㪇㩷㪙㪈 ࿾ὐ䈱䉰䉪䉲䊢䊮䈱ᄌേ䈫ૐਅ൨㈩㩷

の地点の表層地盤内に地下水が形成されたことを指す。

4.5

一方、同じ降雨に対し、上流側に位置する B1 地点では水分量の変動に伴う負圧の変動が確認できるものの、テン
シオメータの観測結果が正圧値を示しておらず、この地点
では地下水が形成されていない（図－ 9（c））。その理由として、先述したように B1 地点近傍に亀裂の多い強風化花
崗岩が存在し、浸透した水が流出しやすい状況にあるためと考えられる。また、B1 地点は上流側に位置するため、サクション低下速度(kPa/hr）

なり）、飽和したと考えられる（図－ 9（b））。すなわち、こ4.0

サクション低下速度（B1)

3.5

サクション低下速度（B3)

3.0
2.5
2.0
1.5
1.0
0.5

B3 地点と比べて集水効果が小さいことも理由の一つとし

0.00て考えられる。
次に、図－ 10 は図－ 9（c）の結果のうち 7 月 4 日～ 7 月
9 日までのデータを拡大して B1 地点における負圧の低下

30

60

90

120

150

深度 (cm)

図－
11 B1B1＆B3＆ B3 地点におけるサクションの低下速度
図－11地点におけるサクションの低下速度速度を検討したものである。B3 地点についても同様な検㪈㪍討を行い、両地点における深度ごとの負圧の低下速度を表

激な低下により、見かけ上の粘着力も一気に低下する可能

㪏
㪋
㪇
㪄㪋

回復に関しても、深度の深い箇所より浅い箇所で回復が早㪄㪏いことがわかる（図－ 10）。また、B1 と B3 地点における㪌㪍

負圧の低下速度を比較してみると B1 地点で負圧が低下し㪋㪏

動は、土質や地盤条件、雨水の浸透や空気の移動経路などの諸条件によって異なってくると考えられる。

૕Ⓧ฽᳓₸䇭㩿㩼㪀

性のあることを示唆するものと考えられる。また、負圧のやすいことが確認できる。このように、土中水の圧力の変

࿑-a

㪋㪇
㪊㪉
㪉㪋
㪈㪍

㪈㪇㪺㫄
㪌㪇㪺㫄
㪈㪐㪌㪺㫄

࿑-b

㪏
㪇

（2）表層地盤内の飽和流発生機構について

土内の地下水形成機構としては、飽和した領域が上から下へ進行するという考え方と難透水層まで水が浸透し、そこで地下水となり上昇していくという考え方で大きく二通りに分かれおり 9）、自然斜面における実現象は明らかになっ

⚥Ⓧ㔎㊂
ᤨ㑆㔎㊂

㪉㪌
㪈㪌
㪈㪇
㪌
㪇

2006/7/1

機構の違いによって不安定化を評価する際に結果が大きく

60

㪈㪇㪇
㪏㪇
㪍㪇
㪋㪇
㪉㪇
㪇

㪉㪇

ていない。このように薄い表層土内における地下水の形成
異なってくることが考えられ、地下水形成機構を正確に捉

㪈㪋㪇
㪈㪉㪇

࿑-c

㪇㪑㪇㪇
㪉㪑㪇㪇
㪋㪑㪇㪇
㪍㪑㪇㪇
㪏㪑㪇㪇
㪈㪇㪑㪇㪇
㪈㪉㪑㪇㪇
㪈㪋㪑㪇㪇
㪈㪍㪑㪇㪇
㪈㪏㪑㪇㪇
㪉㪇㪑㪇㪇
㪉㪉㪑㪇㪇
㪇㪑㪇㪇
㪉㪑㪇㪇
㪋㪑㪇㪇
㪍㪑㪇㪇
㪏㪑㪇㪇
㪈㪇㪑㪇㪇
㪈㪉㪑㪇㪇

を悪化させることはよく知られている 7）,8）。しかし、表層ᤨ㑆㔎㊂䇭㩿㫄㫄㪆㪿㫉䋩㪊㪇

豪雨時に表層地盤内に形成される地下水が斜面の安定性

㪊㪇㪺㫄
㪈㪇㪇㪺㫄

図－ 12

2006/7/2

B3 地点での 7 月 1 日～ 7 月 2 日の観測結果⚥Ⓧ㔎㊂䇭㩿㫄㫄㪀

ことは、表層付近においては飽和度の上昇に伴う負圧の急࿶ജ䇭㩿㫂㪧㪸㪀

示したのが図－ 11 である。図－ 11 によれば、両地点ともに深度が浅いほど負圧が低下しやすいことがわかる。この

㪈㪇㪺㫄
㪊㪇㪺㫄
㪍㪇㪺㫄
㪐㪎㪺㫄
㪈㪌㪐㪺㫄
㪈㪎㪉㪺㫄

㪈㪉

こうえいフォーラム第 16 号 / 2007.12

えることが重要になる。

・

降雨は基盤層（比較的透水性の小さい層）付近まで浸

図 － 12 は 2006 年 7 月 1 日 ～ 同 年 7 月 2 日 に B3 地 点

透しそこで地下水が形成され、降雨の継続と共に地で観測された土中水の圧力および体積含水率である。図－12（a）の圧力の変動を見ると、最初に深度 172cm で負圧か下水面が上昇していく。
・

一方、表層付近においては降雨条件や地盤条件に

ら正圧となり、この箇所において地下水が形成されたこ

よって、一時的に飽和流が発生する場所がある。

とになる。次に 159cm と 97cm の順で圧力が正の値を示
し、水位が上昇している様子がわかる。その後は 60cm と30cm ではほぼ同時に正圧を示している。一方、10cm の箇所は正圧付近まで変動しているものの、負圧のままである。
次に、体積含水率の測定結果を見ると、最初に 195cmの箇所で水分量が急上昇し、その後はおおむね一定値を示しており、この深度で飽和したと考えられる。その時に浅い深度においては水分量が上昇しているものの、飽和には至っていない。したがって、体積含水率の測定結果からも地下水は深部（深度 195cm の箇所）で形成され、その後は地表面に向かって上昇していくと考えられる。
図－ 13 は B3 地点の複数深度での土中水の圧力の観測結果から求めた全水頭値（地下水面の位置にほぼ相当）である。図－ 13 に示すように深度 172cm と 60cm で計測された水面はほぼ一致し、両箇所は同じ飽和帯にあると解釈できる。一方、図－ 13 からは 30cm における水面は深いところとは別のものであると捉えられ、ごく表層付近において一時的に飽和流が発生していることが考えられる。この理由としては、深度 30cm の個所は間隙比の大きい腐植土層からシルト混じりの土砂層へ変わる深度付近であり、前者で透水係数が大きく（1.41 × 10-2cm/s）、後者で小さく（2.60 × 10-3cm/s）なったため、その深度付近で飽和流が発生しやすい状況にあると考えられる。一方、図－ 9 に示したように B1 地点の浅部においては正圧が観測されていないことを勘案すると、地表付近の飽和流の形成は降雨
強度や土の透水係数の変化などの地盤条件によって、発生する場合と、しない場合があると考えられる。なお、正圧が観測されなかった B1 地点の表層付近の透水係数は GL10cm で 3.31 × 10-3cm/s、GL-30cm で 2.72 × 10-3cm/s である。

（3）表層土内の地下水形成に寄与しない無効雨量と森林斜面の保水能力の簡易推定法
1）降雨量と浸透深さ
これまでは、浸透した雨水が基盤層付近まで達した後、地下水が形成されることを説明した。しかし、すべての降雨イベントにおいて浸透した雨水が基盤層付近まで到達するわけではない。
図 － 14 は B3 地 点 の 観 測 結 果 を 用 い て 降 雨 量 と 浸 透
深さの関係を整理したものである。ここでの連続雨量は
ADR・TDR が反応する時刻までの降雨をその深度まで浸透するために必要な降雨量として求めたものである。なお、
浸透深さは反応した水分計の設置深度とした。
深度 10cm と 30cm の水分計設置以前のデータであるため、図－ 14 中の初期体積含水率（θav）には 4 深度（50cm、100cm、155cm、195cm）における降雨直前の計測結果の平均値を用いた。また、図中の点線は θav が同じ値の時の降雨量と浸透深さの関係を概念的に描いたものである。
図－ 14 に示すように、深度が大きくなるほど、その深度まで浸透するために必要な降雨量が多くなることがわかる。また、初期体積含水率によって同じ深度まで雨水が浸透するために必要な雨量は異なり、また、同じ雨量に対しても初期体積含水率が大きいほど、深度の深いところまで浸透することがわかる。
このように、降雨量や地盤内の初期水分量（飽和度）によって浸透する深さが異なる現象は、斜面の保水機能によるものであり、浸透した雨水は一部不飽和帯へ供給されながら浸透しているためである。また、飽和度が高いほど浸透しやすいことは不飽和帯へ供給される量が少なくなること、飽和度が高くなると不飽和透水係数が大きくなることなどを反映したものと考えられる。

これらの結果から、自然砂質土斜面における地下水形成機構は次のように要約できる。

㪇
30cm

EO
EO
EO




60cm
172cm








図－ 13











観測結果による深度別の水面形状



㪋㪇

ㅪ⛯㔎㊂䇭䋨䌭䌭䋩㪍㪇㪏㪇 㪈㪇㪇 㪈㪉㪇 㪈㪋㪇 㪈㪍㪇㪇ᶐㅘᷓ䈘䇭䋨䌣䌭䋩࿾ਅ᳓㕙૏⟎㧔EO㧕



㪉㪇

㪌㪇
㪈㪇㪇
㪈㪌㪇

㱔㪸㫍㪔㪉㪊㩷㩼
㱔㪸㫍㪔㪉㪐㩷㩼
㱔㪸㫍㪔㪊㪈䌾㪊㪉㩷㩼㱔㪸㫍㪔㪊㪊䌾㪊㪋㩷㩼
ೋᦼ૕Ⓧ฽᳓
₸ߩ╬୯✢㪉㪇㪇
図－ 14 降雨量～浸透深さ関係（B3 地点の実測結果）
࿑䋭㪈㪋㩷 㒠㔎㊂䌾ᶐㅘᷓ䈘㑐ଥ䋨㪙㪊 ࿾ὐ䈱ታ᷹⚿ᨐ䋩
61

自然斜面における雨水浸透・流出の原位置観測

2）初期の体積含水率と地下水面形成の関係

握することで定量的に評価することが可能になると考えら

先述したように、雨水の浸透深さが降雨前の土中の水分れる。

量によって支配されるということから、浸透した水が基盤

3）森林斜面が保持する水分量の簡易推定法

付近まで到達し、そこで地下水が形成される現象には累積

既述した無効雨量の概念を用いて、降雨前の水分量と地雨量だけではなく、初期の体積含水率の影響も大きいこと

下水面が形成されて飽和側方流として流出するまでに上昇が予測できる。それを検討するために地下水が形成されたする水分量から森林斜面が保持できる水の量を簡易的に推時と、そうでない時の降雨量と初期体積含水率の関係を整定する試みを行う。

理した（図－ 15）。ここで用いた連続雨量は降り始めから最初に、観測している地盤において地下水面が形成され

B3 地点の深度 172cm のテンシオメータの計測結果が正圧るまでにどの程度の水分量を保持できるかを検討する。図

を示す時刻までの降雨量である。また、体積含水率は図－－ 16 は 2006 年 7 月 1 日～ 7 月 2 日の降雨時に観測され14 と同様に深度 50cm ～ 195cm の 4 深度における降雨直た土中水の圧力と体積含水率の深度方向の分布である。こ前の計測結果の平均値である。なお、水面形成なしのデー

こで用いたデータは降雨前（7 月 1 日 1 時）、深度 195cm・

タは体積含水率が異なる時期の連続雨量が 20mm 以上の100cm・30cm・50cm のそれぞれの箇所で飽和したと考え

降雨を対象にした。

られる時刻（7 月 1 日 9 時・16 時と 7 月 2 日 7 時・8 時）、

図－ 15 に示すように降雨量が多くても初期体積含水率

降雨停止直前（7 月 2 日 12 時）、降雨停止して 6 時間後（7が小さい時は地下水が形成されないのに対して、初期体積

月 2 日 18 時）のデータである。図－ 12 ですでに説明した

含水率が高い時は少ない降雨量でも地下水が形成されていように、ここでも 7 月 1 日 9 時に一番深い箇所が飽和し、る。このことから、地下水形成は当日雨量だけではなく、

その後飽和した領域が地表に向かって上昇している様子

初期体積含水率すなわち先行降雨によっても影響されるこがわかる。表層付近については 7 月 2 日 7 時に深度 30cmとがわかる。先行降雨が多い場合、新たに降ってきた雨水の箇所で先に飽和し、直後に 50cm の箇所で飽和していのうち、不飽和層に滞留（供給）する量が少なくなり、地下る。また、1.95m の箇所で飽和した時の上層部の平均体積水位が形成されやすく、危険性をもたらすと考えられる。

含 水 率 は 約 29%（0.1m- 約 26%、0.3m- 約 22%、0.5m- 約

すなわち、不飽和層に滞留する降雨は直接地下水位形成

30%、1.0m- 約 39%）であり、飽和度で約 70% である。降に関与しない無効雨量であり、この量を超えた降雨が地

雨前の平均体積含水率は約 26%（飽和度で約 63%）であり、下水形成をもたらすと考えられる。また、この無効雨量は

飽和側方流として流出するまでにこの斜面において新たに斜面の保水能力を示す指標とも考えられる。例えば、図－

㪈㪑㪇㪇
㪎㪑㪇㪇
㪈㪏㪑㪇㪇

15 で見ると、初期の水分量が少ない時は約 70mm の降雨でも表層土内に地下水面が形成されないため、飽和側方流としての流出がなく、保水能力が高いことに対し、初期の㪄㪏 㪄㪍 㪄㪋 㪄㪉 㪇 㪉 㪋 㪍 㪏 㪈㪇 㪈㪉 㪈㪋㪇

して流出するまでに水分量がどの程度上昇しているかを把120࿾ਅ᳓ᒻᚑ᦭䉍࿾ਅ᳓ᒻᚑή䈚㪈㪇㪇㪈㪌㪇૕Ⓧ฽᳓₸䇭㩷㩿㩼㪀㪈㪋 㪈㪏 㪉㪉 㪉㪍 㪊㪇 㪊㪋 㪊㪏 㪋㪉 㪋㪍 㪌㪇 㪌㪋

80

㪇

60
40
20

࿾ਅ᳓㕙ᒻᚑήߒ

0
0

10

20

30

40

50

図－࿑䋭㪈㪌
15 地下水形成時の降雨量と体積含水率の関係࿾ਅ᳓ᒻᚑᤨ䈱㒠㔎㊂䈫૕Ⓧ฽᳓₸䈱㑐ଥ

㪌㪇
㪈㪇㪇
㪈㪌㪇
㩿㪉㪇㪇㪍㪅㪎㪅㪈䌾㪉㪀

૕Ⓧ฽᳓₸ (%)

62㩿㪉㪇㪇㪍㪅㪎㪅㪈䌾㪉㪀㪌㪇㪉㪇㪇࿾ਅ᳓㕙ᒻᚑ᦭ࠅ

ᷓᐲ䇭㪞㪣㪄㩷㩿㪺㫄㪀㒠㔎㊂ (mm)100

ᷓᐲ䇭㪞㪣㪄㩷㩿㪺㫄㪀

され、新たに保水できる能力が低いことになる。したがっ分量を保持し、また、地下水面が形成されて飽和側方流と

㪈㪍㪑㪇㪇
㪈㪉㪑㪇㪇

࿶ജ㩷㩿㫂㪧㪸㪀

水分量が多い時は約 30mm の降雨時にも地下水面が形成て、森林斜面の保水能力は、通常その斜面がどの程度の水

㪐㪑㪇㪇
㪏㪑㪇㪇

㪉㪇㪇
図－ 16

7 月 1 日～ 7 月 2 日降雨時の圧力および体積含水率の分布

こうえいフォーラム第 16 号 / 2007.12

保持した水の量は体積含水率で約 3%（飽和度で約 7%）での関係である。θfz は先述した地下水形成時の層全体の体ある。

積含水率の平均値である 29% を用いた。図－ 17 に示すよ

地下水面形成の関与からみれば、7 月 1 日の降雨イベン

うに降雨量と浸透深さは直線的関係を示し、初期の体積含トにおける無効雨量は、降雨前の地盤内の水分量が体積含水率 θav が小さい時は新たに保持する水の量は多いが、降水率で約 29%、飽和度で約 70% まで上昇する降雨量であ

雨前の地盤内の水分量が多い時は新たに保持できる水のる。以下では、この概念を用いて降雨が浸透する際に保持量は少ない。7 月 1 日の降雨の場合、初期の体積含水率がされる水の量を簡易的に推定してみる。

26% であり、この場合に層厚 2m の地盤内に保持される

まず地表に平行な基盤面を有する二次元斜面における雨

降雨量は 60mm である。実際地下水面が形成される（7 月
1 日 8 時）までの降雨量は約 57mm（図－ 12）であり、簡易

水浸透を考える場合、降雨による供給量Δｑｒは∆qr = r ⋅ ∆t ⋅ S ⋅ cos β（1）推定結果（図－ 17）とおおむね一致する。
したがって、対象とする森林斜面の常時の飽和度分布を

ここで、r ：時間雨量、S ：斜面長、β：斜面勾配

調査し、飽和側方流として流出するまでにその森林土壌が次に、雨水が浸透する際に初期体積含水率 θoz の不飽和保持できる水の量を把握することによって、斜面が新たに帯で、含水率が θfz まで増加する層厚の増分 Δz は、雨水保持できる水の量を簡易的に推定することが可能であるとが浸透する時に上昇する水分量から次式より計算すること

考える。

ができる。

また、斜面防災の観点から考えると、この無効雨量の概

∆z =

∆q r
(Q fz − Q 0 z ) S ⋅ cos B（2）

ここで、θoz：深度 z における初期体積含水率、θfz：雨水

念を利用することで、降った雨が地下水を形成して表層崩壊や土石流を引き起こす危険性をもたらすものであるか
否かを簡易的に推定できるほか、地盤の飽和度の分布を調が浸透した時に深度 z における体積含水率

査することによって表層崩壊が発生しやすい箇所かどうか式（1）と（2）より、次式が得られる。

を簡易的に推測することが可能である。例えば図－ 17 で、
θav が 20% 以下だとすると、層厚 2.0m まで浸透するため∆zr=∆t (Q fz − Q 0 z )（3）

えない限り、表層土内に地下水の形成はなく、崩壊の危険

式（3）は以下のように表すことができる。

dzr=
dt (Q fz−Q 0 z )T

性は低いことがわかる。
（4）z（4）原位置斜面の表層土内における地下水挙動
表層崩壊が発生した場所は累積雨量だけではなく降雨強∫ rdt = ∫ (Q fz − Q 0 z )dz0に要する降雨量は 180mm を超え、連続雨量 180mm を超（5）0

したがって、r 、T 、θ0z、θfz が与えられたとき、逐次計度が大きいところに分布するという調査結果が得られている 6）,10）。このことから、表層崩壊を予測する上では降雨強算によって浸透する深度 z を算定できる。あるいは、θ0z、

度と地下水位上昇速度との関係を把握しておく必要があるθfz、z が分かっている時は地下水が形成されるまでに表層ことがわかる。また、通行止めや避難勧告の発動ならびに土内に保持される降雨量を推定することが可能である。た

それらの解除にあたっての統一的な基準がない現状を考えだし、z ＜ H（層厚）である。

ると、表層土内の地下水位の変動特性を把握することが一図－ 17 は地盤が均一な性質を有し、体積含水率が地盤つの有効な手段とも考えられる。したがって、ここでは観内に一様に分布していると仮定した時の降雨量と浸透深さ測結果を用いて表層土内の地下水位の上昇・低下特性の検討を試みた。
図－ 18 は B3 地点で 2006 年の観測期間中の各降雨イベㅪ⛯㔎㊂‫ ޓ‬OO










ントで形成された地下水位の上昇・低下状況を整理したものである。ここでの地下水位はテンシオメータより計測さᶐㅘᷓߐ‫ ޓ‬EO

れた圧力水頭を全水頭に換算したものである。図－ 18 に





示すように地下水位上昇過程の近似直線からそれぞれの降ǰCX
ǰCX
ǰCX
ǰCX
ǰCX
ǰCX
ǰCX

雨イベントにおける地下水位の上昇速度を求めることができる。また、平均降雨強度は図－ 19 に示すように、累積雨量曲線に示される平均降雨速度から求めた。図－ 18 と図－ 19 より求めた地下水位上昇速度と降雨強度の関係を示したのが図－ 20 である。図－ 20 に示すように地下水位

図－
17 ೋᦼ䈱૕Ⓧ฽᳓₸䈫଻ᜬ䈘䉏䉎᳓䈱㊂䈫䈱㑐ଥ㩷
初期の体積含水率と保持される水の量との関係
࿑䋭㪈㪎㩷
63

自然斜面における雨水浸透・流出の原位置観測㪍㪆㪉㪉㒠㔎
㪎㪆㪋㒠㔎ㄭૃ✢㪄᳓૏਄᣹䇭㩿㪍㪆㪉㪉㪀ㄭૃ✢㪄᳓૏਄᣹䇭䋨㪎㪆㪋䋩ㄭૃ✢㪄᳓૏ૐਅ䇭㩿㪍㪆㪉㪉䋩ㄭૃ✢㪄᳓૏ૐਅ䇭䋨㪎㪆㪋䋩㪍㪆㪉㪌㒠㔎
㪎㪆㪈㪐㒠㔎
ㄭૃ✢㪄᳓૏਄᣹䇭㩿㪍㪆㪉㪌䋩ㄭૃ✢㪄᳓૏਄᣹䋨㪎㪆㪈㪐䋩ㄭૃ✢㪄᳓૏ૐਅ䇭䋨㪍㪆㪉㪌䋩ㄭૃ✢㪄᳓૏ૐਅ䋨㪎㪆㪈㪐䋩㪎㪆㪈㒠㔎㪎㪆㪉㪊㒠㔎
ㄭૃ✢㪄᳓૏਄᣹䇭㩿㪎㪆㪈䋩ㄭૃ✢㪄᳓૏਄᣹䋨㪎㪆㪉㪊䋩ㄭૃ✢㪄᳓૏ૐਅ䇭䋨㪎㪆㪈䋩ㄭૃ✢㪄᳓૏ૐਅ䋨㪎㪆㪉㪊䋩㪈㪏㪇᳓૏਄᣹ᤨ䈱ㄭૃ⋥✢ᑼ㫐㩷㪔㩷㪈㪍㪅㪇㪋㫏㩷㩷㩿㪍㪆㪉㪉㒠㔎䋩㫐㩷㪔㩷㪉㪅㪐㪉㫏㩷㩷㩿㪍㪆㪉㪌㒠㔎䋩㫐㩷㪔㩷㪐㪅㪋㪉㫏㩷㩷㩿㪎㪆㪈㒠㔎䋩㫐㩷㪔㩷㪏㪅㪉㪉㫏㩷㩷㩿㪎㪆㪋㒠㔎䋩㫐㩷㪔㩷㪉㪅㪏㪊㫏㪄㪋㪐㪅㪏㩷㩷㩿㪎㪆㪈㪐㒠㔎䋩㫐㩷㪔㩷㪈㪅㪎㪐㫏㩷㩷㩿㪎㪆㪉㪊㒠㔎䋩㪈㪍㪇࿾ਅ᳓૏㩿㪺㫄㪀

㪈㪋㪇
㪈㪉㪇
㪈㪇㪇

᳓૏ૐਅᤨ䈱ㄭૃᦛ✢ᑼ㪏㪇㫐㩷㪔㩷㪇㪅㪇㪇㪈㪍㫏㪊㪄㪇㪅㪉㪊㫏㪉㪂㪎㪅㪋㪊㫏㪂㪈㪈㪅㪐㪋䇭㩿㪍㪆㪉㪉㒠㔎䋩㫐㩷㪔㩷㪇㪅㪇㪇㪉㪈㫏㪊㪄㪇㪅㪊㪋㫏㪉㪂㪈㪋㪅㪌㪊䌸㪄㪌㪌㪅㪉㪎䇭㩿㪍㪆㪉㪌㒠㔎䋩㫐㩷㪔㩷㪇㪅㪇㪇㪈㪏㫏㪊㪄㪇㪅㪉㪐㫏㪉㪂㪈㪉㪅㪌㪊㫏㪄㪋㪉㪅㪐㪐䇭㩿㪎㪆㪈㒠㔎䋩㫐㩷㪔㩷㪇㪅㪇㪇㪉㪊㫏㪊㪄㪇㪅㪉㪌㫏㪉㪂㪍㪅㪌㪌㫏㪂㪉㪇㪅㪇㪇䇭㩿㪎㪆㪋㒠㔎䋩㫐㩷㪔㩷㪇㪅㪇㪇㪈㪎㫏㪊㪄㪇㪅㪊㪊㫏㪉㪂㪈㪐㪅㪈㪊㫏㪄㪉㪍㪉㪅㪍䇭㩿㪎㪆㪈㪐㒠㔎䋩

㪍㪇
㪋㪇
㪉㪇

㫐㩷㪔㩷㪄㪇㪅㪇㪇㪇㪋㫏㪊㪂㪇㪅㪇㪉㫏㪉㪄㪇㪅㪌㪋㫏㪂㪊㪈㪅㪏㪈䇭㩿㪎㪆㪉㪊㒠㔎䋩

㪇
㪇

㪉㪇

㪋㪇

㪍㪇

㪏㪇

࿾ਅ᳓૏ᒻᚑ䈎䉌䈱⚻ㆊᤨ㑆䇭㩿㪿㫉㪀

図－ 18

㪉㪇㪇

㪈㪌

㪈㪌㪇

㪈㪇

㪈㪇㪇

㪌

㪌㪇

㪎㪆㪌

㪇
㪎㪆㪋

㪇

図－ 19

᳓૏਄᣹ㅦᐲ䇭㪲㪺㫄㪆㪿㪴㪙㪉㩿㪈㪎㪍㪺㫄㪀㪙㪊㩿㪈㪎㪉㪺㫄㪀ㄭૃ✢㪄਄᣹㩿㪘㪊㪀ㄭૃ✢㪄਄᣹㩿㪙㪉㪀ㄭૃ✢㪄਄᣹㩿㪙㪊㪀ㄭૃ✢㪄ૐਅ㩿㪘㪊㪀ㄭૃ✢㪄ૐਅ㩿㪙㪉㪀ㄭૃ✢㪄ૐਅ㩿㪙㪊㪀᳓૏ૐਅᤨ䈱ㄭૃᦛ✢ᑼ㫐㩷㪔㩷㪇㪅㪊㪏㪉㫏㪊㪄㪏㪅㪈㪍㫏㪉㪂㪊㪏㪅㪎㪋䌸䇭㩿㪘㪊䋩㫐㩷㪔㩷㪊㪍㪋㪅㪉㪈㪼㪄㪇㪅㪇㪍㪎㫏㩷㩷㩷㩷㩷㩷㩷㩿㪙㪉䋩㫐㩷㪔㩷㪇㪅㪇㪇㪇㪋㫏㪊㪄㪇㪅㪈㪇㪉㫏㪉㪂㪊㪅㪊㪋㪌㫏㪂㪈㪈㪐㪅㪉㪏䇭㩿㪙㪊䋩

㪈㪍㪇
㪈㪉㪇
㪏㪇

᳓૏਄᣹ᤨ䈱ㄭૃ⋥✢ᑼ㫐㩷㪔㩷㪉㪋㪅㪈㪏㫏㩷㩷㩿㪘㪊䋩㫐㩷㪔㩷㪈㪉㪅㪈㪋㫏㩷㩷㩿㪙㪉䋩㫐㩷㪔㩷㪉㪉㪅㪐㪎㫏㩷㩷㩿㪙㪊䋩㪋㪇㪇㪇

平均降雨強度の算定例

㪌㪇

㪈㪇㪇

᳓૏ᒻᚑ䈎䉌䈱⚻ㆊᤨ㑆䇭㪲㪿㫉㪴㪉㪇

図－21 各観測地点における地下水の挙動࿑䋭㪉㪈㩷ฦ᷹ⷰ࿾ὐ䈮䈍䈔䉎࿾ਅ᳓䈱᜼േ㩷㫐㩷㪔㩷㪇㪅㪏㪊㪇㩷㫏㪩㪉 㩷㪔㩷㪇㪅㪐㪐㪉㪈㪍㪘㪊㩿㪈㪎㪋㪺㫄㪀㪉㪇㪇᳓૏㩷㩿㪺㫄㪀

ᤨ㑆㔎㊂
⚥Ⓧ㔎㊂
㒠㔎ㅦᐲ

⚥Ⓧ㔎㊂㩷㩿㫄㫄㪀ᤨ㑆㔎㊂㩷㩿㫄㫄㪀㪉㪇

2006 年観測期間中の地下水挙動

図－ 21 の水位上昇過程においては、斜面の下流側に位置する B3 と A3 の箇所での上昇速度はほぼ同じであるが、

㪈㪉

測線 B の中間付近に位置する B2 地点での上昇速度は小さ㪏いことがわかる。その理由の一つとして、斜面の下流側ほ㪋

ど集水効果があるためと考えられる。次に、低下過程においては斜面の上流側の B2 地点で指数関数の形態で低下し

㪇
㪇

㪌

㪈㪇

㪈㪌

㪉㪇

㒠㔎ᒝᐲ㩷㪲㫄㫄㪆㪿㪴図－ 20

降雨強度と地下水位上昇速度との関係ていることに対し、A3 と B3 地点では 3 次曲線の形態で低下している。この理由として、下流側では降雨が停止した後も、上流側で浸透した水の流入があり、すぐには水位低下のしにくい状況にあることが考えられる。

の上昇速度は降雨強度に比例して変動し、この例では地下既往の研究 12）によれば、降雨停止後にその雨の影響が水位は降雨強度の 8.3 倍の速度で上昇することがわかる。

低減する過程を予測する手法として半減期の概念が提案さ

図－ 21 は 2001 年 6 月 19 日の降雨時に観測された B2、れ、この手法での降雨の影響低減は指数関数的である。しB3、A3 の箇所における地下水挙動である。なお、既述のかし、B3 地点のように、降雨停止後すぐに地下水が低下ように測線 A は等高線が平行で凹凸の少ない斜面にあり、しない場合もあり、通行止め等の解除基準の検討の際には、集水効果が小さいほか、常時の飽和度が低いため地下水形

地下水位低下特性について今後さらに検討していく必要が成はほとんどなかったが、この降雨時のみ A3 地点で地下ある。

水形成が確認されている 11）。
64

こうえいフォーラム第 16 号 / 2007.12

4. おわりに
自然砂質土斜面における雨水の浸透・流出特性の把握を目的として原位置観測を実施した結果、下記のことが明らかになった。
1） 雨水の浸透・流出特性は地形・地盤・降雨の諸条件
によって異なるが、土中水の圧力と水分量を詳細かつ連続的に観測して精緻な分析を行った結果、複雑な挙動を支配するパラメーターをおおむね捉えることができた。
2） このことから、ごく表層付近の土中水の圧力および水分量の計測技術が信頼性の高いものであることが確認できた。
3） 自然斜面の不安定化の直接的要因となる地下水面形
成のメカニズムが明らかになり、これに関する無効降雨の概念を提示するとともに、その評価の重要性も示した。また、無効雨量の概念を用いて森林斜面の保水機能を簡易的に評価する方法を提案した。
4） 研究対象の自然砂質土斜面では、降雨は基盤層（比較的透水性の小さい層）付近まで浸透してそこで地下水が形成され、降雨の継続と共に地下水面が上昇していくことを確認した。ただし、降雨条件や地盤条件によっては、ごく表層付近において一時的に飽和流が発生する場所があると考えられる。
5） 原位置斜面における降雨強度と地下水位上昇速度と（SSOR-PCG）法 を 用 い た 飽 和・ 不 飽 和 多 孔 質 媒 体 中 の
三 次 元 浸 透 解 析 法、 土 木 学 会 論 文 集、No.448 ／ Ⅲ -19，
pp.101-110、1992.
5） 産業技術総合研究所

地質調査総合センター：20 万分の 1

地質図幅集（画像）、CD

Rom 版、2002.

6） 盤工学会緊急調査団：平成 11 年の広島県豪雨災害調査報告書、pp.9-51、1999.
7） 榎明潔：降雨時の斜面表層崩壊の発生機構の検討、豪雨時の斜面崩壊のメカニズムと予測に関する論文集、地盤工学会四国支部、pp.99-110、2001.
8） 池田俊雄：斜面崩壊の原因とそのメカニズム、基礎工、2 月号、
pp.2-8、1987.
9） 榎明潔、池田勇司、A.A.Kokubu、吉川太洋：崩壊メカニズ
ムの推定、地盤工学会緊急調査団

平成 11 年の広島県豪雨

災害調査報告書、pp.167-171、2000.
10）福岡捷二、渡辺明英：6 月 29 日集中豪雨による広島県土砂災害、土木学会誌、Vol.84 Oct、pp54-58、1999.
11） Thi Ha、佐々木康：まさ土斜面における土中水分の原位置
観測－その 1 －、国土交通省中国地方整備局委託「中国地方における土砂災害特性に関する研究」報告書、pp29-53、
2005.
12）矢野勝太郎：前期降雨の改良による土石流に警戒・避難基
準 雨 量 設 定 手 法 の 研 究、 新 砂 防、Vol.43

No.4、pp.3-13、1990.

の関係や地下水位低下特性を明らかにすることができた。ただし、降雨時に形成される地下水位の上昇・下降特性は地点ごとに複雑な挙動を示すため、斜面防災対策に関連して、通行止めや避難勧告の発動ならびにそれらの解除に係る統一的な基準の策定には今後一層の検討が必要である。
謝辞：本原位置観測の実施に際し、広島大学施設部に多くのご協力を頂いた。また、広島大学大学院工学研究科地盤工学研究室の皆様に計測器の設置、維持管理やデータ回収などに関して多くのご支援、ご協力を頂いた。以上の皆様に深く感謝の意を表します。
参考文献
1） 蔵冶光一郎、保屋野初子編：緑のダム－森林・河川・水循環・
防災、築地書館、pp.1-55、2004.
2） 大西有三、西垣誠、西野賢治：地盤浸透の新しい準三次元解
析手法に関する基礎的研究、土木学会論文集、No.424 ／Ⅲ-14、pp.85-94、1990.
3） 赤井浩一、大西有三、西垣誠：有限要素法による飽和―不飽 和 浸 透 流 解 析、 土 木 学 会 論 文 集、 第 264 号、pp.87-96、
1977.
4） 西 垣 誠、 中 屋 眞 司、 河 野 伊 一 郎： 前 処 理 付 き 共 役 勾 配

65