京都大学防災研究所年報 第 62 号 A
DPRI Annuals, No. 62 A, 2019平成30年北海道胆振東部地震による土砂災害の特徴
On the Features of Landslides Triggered by the 2018 Hokkaido Eastern Iburi Earthquake

王功輝・古谷元(1)・渡部直喜(2)・土井一生・馬寧Gonghui WANG, Gen FURUYA (1), Naoki WATANABE (2), Issei DOI and Ning MA(1) 富山県立大学・工学部(2) 新潟大学・災害・復興科学研究所(1) Faculty of Engineering, Toyama Prefectural University(2) Research Institute for Natural Hazards and Disaster Recovery, Niigata University
Synopsis
Numerous landslides were triggered by 2018 Hokkaido Eastern Iburi Earthquake on thetephra slopes, resulting in 36 casualties. Although one large landslide was initiated with
its sliding surface being in the bedrock of sandstone and siltstone, most of them occurredon the tephra slope. To understand the initiation and movement mechanisms of theselandslides occurring on tephra slopes, we performed field investigation (including
geophysical survey, penetration test and field director shear box tests), and also conducted
dynamic shear tests on the tephra samples taken from the sliding surface. Based on theresults, we introduce the features of these landslides, and also made preliminarily analyses
on the possible initiation and movement mechanisms of some landslides occurring ontephra slopes.

キーワード: 2018北海道胆振東部地震，地すべり，テフラ斜面，微動観測，発生機構，運動機構

Keywords: The 2018 Hokkaido Eastern Iburi Earthquake, landslide, tephra slope,microtremor observation, initiation mechanism, landsliding mechanism

1.

はじめに物的被害が生じた．
筆者らは，2018年9月26～30日，及び10月17～22日

2018年9月6日3時8分頃に，北海道胆振地方中東部に，厚真町で発生した斜面崩壊及び地すべりに対し（緯度：42度41分24秒；東経：142度00分24秒；深さ：て現地調査や微動観測，そして土質実験を実施した．

37 km）を震源としてMj6.7の地震が発生した(Fig. 1)

本報告はその結果を取り纏める．

（防災科学技術研究所, 2018）．この地震は気象庁により「平成30年北海道胆振東部地震」と命名され，北2.

土砂災害地域の地質背景海道で統計を取り出してから初めて“震度7”の強い地震動が観測された．それにより，北海道勇払郡む土砂災害が発生した地域の基盤は，新第三紀中新かわ町，厚真町，及び安平町を中心に，膨大な数の斜世の砂岩泥岩互層，礫岩，及び砂岩（振老層 Fu と河面崩壊や地すべりなど（Fig. 2，国土地理院, 2018）が端層 Kb）, 珪藻質～珪質の硬質泥岩及び海緑石砂岩

発生し，36名の犠牲者をはじめとして，甚大な人的・（軽舞層 Ka），そして砂岩，及び礫岩を伴う珪藻質― 48 ―

シルト岩（萌別層 Mb）からなる．産業技術総合研究所(2018)によると，厚真町の丘陵地は，砂岩及び礫岩を含む海成層が基盤として広く分布し，その上に，段丘堆積物，沖積層および火山砕屑堆積物などが覆っている（Fig. 3）．これらの火砕砕屑堆積物は，厚真町の西方約 45 km の支笏カルデラから約 4 万年前に噴出した支笏降下軽石層(Spfa-1)，恵庭火山の噴火による降下軽石層(En-a: 20,000 y.B.P.), 樽前火山から飛来した降下軽石層(Ta-d: 9000; Ta-c: 3000, Ta-b,a: 300 y.B.P)である．写真 1 はこれらの堆積物の層順を示す一例である（中川他，2018）．

Fig. 3 Geological map of Atsuma and Ikotsuko areas(after AIST, 2018)

Photo 1 Tephra layers resulting from post-caldera
volcanoes of Shikotsu volcano and Eniwa andTarumai volcanoes (after Nakagawa et al., 2018)
Fig. 1 Maximum acceleration distribution during the2018 Hokkaido Eastern Iburi Earthquake (afterNIED, 2018)3.

厚真町において発生した土砂災害

今回の地震において，安平町，厚真町，むかわ町にわたる丘陵地域の20 km四方の範囲を中心に，6000箇所を超える斜面崩壊や地すべりなどが集中的に発生した．これらの一例としてPhoto 2に，厚真町高丘地域で発生した斜面崩壊を示す．この写真において，稜線部を除いて，全面的に 斜面崩壊が発生したことが分かる．また，田圃に堆積している崩壊土砂の範囲および特徴から，道路沿いの斜面から崩壊した土砂が流動化したことが推察される．

Fig. 2. Distribution of landslides triggered by the2018 Hokkaido Eastern Iburi Earthquake (after GSJ,2018)

Photo 2 Landslides occurring on Takaoka area ofAtsuma Town（Taken on September 28, 2018）― 49 ―

3.1

吉野地区の斜面崩壊

さ数cm 程度の高い含水量を持つ粘土層が認められ今回の地震で最も被害の大きかった吉野地区

た（Photo 5）．また，Ta-dより上位の土層は，黒色土，（Photo 3）では，斜面の広範囲にわたって大規模な

Ta-c 火山灰，黒色土，Ta-b 火山灰，及び表土で構成

斜面崩壊が発生し，の脚部斜面沿いの住宅が被災し，されていた．

19名の犠牲者が出た．崩壊土砂の移動形態は，移動土砂が斜面上の樹木を乗せたまま流下し（Photo 4），住宅を巻き込み，一部の崩壊土砂は長距離を移動した後に，田圃に堆積した．当該地区の崩壊斜面を観察したところ，斜面の微地形は沢地形（区域A）と平滑斜面（区域B）と二種類に分類できた．そして，これらのうち，沢地形の斜面から移動した土砂は，移動距離が長い傾向が認められた．
一方，鞍部的な地形を呈している区域Cでは，斜面崩壊が発生しなかったため，斜面下方の民家には斜面崩壊による直接的な被害がなかった．

Photo 5 Outcropped sliding surface (a) and a closeup view of the soil layers underlaid the slidingsurface (b) at D area shown in Photo 3
3.2

富里地区の斜面崩壊

富里地区は吉野地区から東2.5 kmに位置する．幅約700 mに渡る斜面において，連続して大規模崩壊が発生した(Photo 6)．崩壊土砂が斜面直下にある富里浄水場や家屋及び高齢者生活自立支援センターなどに甚大な被害を与え，4名の犠牲者を出した．また，こPhoto 3 Landslides on Yoshino area (Taken on
October 20, 2018)の浄水場の損壊(Photo 7)により，1100戸以上が断水したために，災害の復旧に大きな影響を与えた．

Photo 6 Landslides on Tomisato area (After Googleearth, photo of September 11, 2018)

Photo 4 Tree originating from the source area of theslope and depositing on the rice paddy withdisplaced landslide mass. Location was shown in
Photo 3.
Photo 3に示す区域Dにおける崩壊のすべり面，及び側方崖を観察したところ，すべり面はTa-d火山灰層の下部に発生しており，Ta-d火山灰層の基底に厚Photo 7 Downslope view of the Water tower with theimprint of landsliding debris on Tomisato area
shown in Photo 6― 50 ―

3.3

Photo 8 A fluidized landslide on west side of theslope shown in Photo 6 (Taken on September 28,2018)
Photo 6で分かるように，浄水場施設の背後の斜面

日高幌内の大規模岩盤地すべり

Photo 10 Large-scale landslide on Hidaka-Horonaiarea. ■ : Power tower; □ ： Former location ofpower tower (taken on October 18, 2018)に山頂付近まで延びる沢があり，その沢に沿って複数の崩壊が発生し，崩壊土砂が沢の堆積物と一緒に流下した（Photo 8）．流下した土砂は沢の出口から田圃の上を約200 m移動し，堆積した．これにより，数件の家が壊された．
富里地区の崩壊は，吉野地区の崩壊と同様に，Tad火山灰層の下部にすべり面が発生したと推察される．また，すべり面付近に粘土化した土層も確認された（Photo 9）．この粘土層から土試料を採取し，粘土鉱物を分析したところ，ハロイサイトが形成されていることが分かった（Fig. 4）.

Photo 11 Outcropped bedrock on the source areaof Hidaka-Horonai landslide

Photo 9 (a) Vertical profile of the side scarp oflandslide on Tomisato area, and (b) clayey soils inTa-d tephra layer
Photo 12 Surface of the outcropped bedrock on thesource area of Hidaka-Horonai landslide
日高幌内地区では，今回の地震において最大規模の岩盤地すべりが発生した（Photo 10）．地すべり発
生箇所周辺における基岩は，珪藻質～珪質の硬質泥岩及び海緑石砂岩からなる軽舞層であり，地すべりFig. 4 Reflection peaks of halloysite in clayey soil
sample from Ta-d tephra layer shown in Photo 9(b)発生箇所の層理は南～南東へ10°程度であった．地
すべりの滑動は，並進性のものであり，層理面がす― 51 ―

べり面になった可能性が考えられる．移動した地すり面の下位であるEn-a地層が露出している．すべりべり土塊の長さは約850m，幅は約400mである．この面より上位における貫入抵抗値は，200 kPaより小さ

地すべりの土塊は，斜面に沿って約350ｍを移動して，い．一方，En-a層上面は，礫や堅い粘土層があるため，日高幌内川を堰き止め，長さ約1100m,高さ約50ｍの貫入抵抗値が著しく大きくなることが認められる．

大規模天然ダムを形成した．Photo 11 とPhoto 12は，源頭部に露出した泥岩岩塊の表面である．これらの4.2 斜面における貫入試験

写真より，基岩となる泥岩は，節理がよく発達しているため，風化しやすいと推察される．

斜面崩壊発生箇所の斜面内部構造を把握するために，吉野地区の非崩壊斜面（Photo 3に示すCとD区域）において，簡易貫入実験を実施した．D区域において

4.

斜面崩壊に対する物性調査

は，側方崖観察断面のごく近傍の斜面，及び崩壊後に露出したすべり面以深より試験を実施した．その4.1

土壌硬度結果をFig. 6に示す．Fig. 6cに示すすべり面以浅の土層においては，Nd値は10より小さい．一方，すべり面以深においては，深さの増加に伴って，Nd値が大きくなるが，ある深度（Dp）を超えると，減少する傾向が認められる．すべり面からDp の間の土層は，恐らくEn-aの上部の礫を含む粘土層の可能性が考えられる．

Photo 13: Location of Yanamaka Penetration test on
Tomisato landslide area

Fig. 6 Penetration tests on the side slope and sliding
surface of D area shown in Photo 3. (a) on the slopeof the later scarp, (b) on the sliding surface; (c) laterside of the landslide showing the soil layers
C区域においては，4箇所（山頂点①と②；中腹点

Fig. 5 (a) Profile of the tephra layers on the scarp ofTomisato landslide shown in Photo 13; (b)Penetration value again soil layer depth③；下方点④）で調査を行った（Photo13に示す）．
これらの結果をFig. 7に示す．いずれの箇所においても，地表面からある深度までの貫入値は，若干な変動があるものの，全体として小さいことが分かる．

富里崩壊地の源頭部において，滑落崖を鉛直に整一方，ある深度より深くなると，深度の増加に伴っ形し，山中式土壌硬度計（山中・松尾, 1962）を用いて，貫入値が大きくなる傾向が認められる．この貫て，異なる土層の土壌硬度を測定した．測定箇所を入値が大きくなる付近の土層は恐らくTa-dの下部とPhoto 13に示す．計測は，各土層断面に対して土壌硬推察される．もしそうであれば，山頂付近では，Ta-度計を垂直に押し込み，貫入量（mm）を読み取った．

dまでのフフラ層が厚いと推測される．今後は，このなお，各土層での計測は，6回行い，これらの測定値斜面においてTa-dまでのテフラ層の層厚分布状態をの平均値をその土層の硬度とした．Fig.5に計測結果調べて，地震時に斜面崩壊が発生しなかった原因をを示す．Fig. 5aより，地表から135 cm深の所に，すべ究明することが必要である．

― 52 ―

させた．
採集試料は，Photo 15に示すように，S1とS2は褐色の土層から，S3は楔状に分布している風化土層からのものである．S1，S2，及びS3の含水比はそれぞれ109%，124.6%，及び194.5%である．これらの試料を用いて，せん断試験を実施した結果をFig. 8に示す．
この図より試料のせん断抵抗は，試料の風化度および含水量によって異なることが認められる．特にS3は風化して粘土化した試料であるため，含水比が著しく高い．この土層に関する粘土鉱物分析はまだ実

Photo 14 Locations of penetration tests on slope
without landslide (Yoshino area)

施されていないが，そのせん断強度（ピーク及び残留強度）はS1とS2に比べて著しく低いことが分かる．
また，S2とS3に対して透水実験を行ったところ，透水係数はそれぞれ10-5 m/sと10-7 m/sのオーダーであった．これらの風化土層の分布とすべり面の形成について調べる必要があるが，今後の課題にしたい．

Fig. 7 Results of penetration tests on the slope of C
area shown in Photo 3. ①～④: Locations of tests
shown in Photo 13. Note that the distances shown in③ and ④are slope distances measured from point②, respectively
4.3

Photo 15 Sampling locations for in situ direct shear
box tests at D area shown in Photo 3

現場一面せん断実験

地震時斜面崩壊の発生機構を解明するために，現場一面せん断試験を実施し，すべり面付近の土層のせん断挙動を調べた．Photo 3に示すD区域の側方崖を整形し，露出したすべり面付近のTa-d層（Photo 15に示すS1～S3）から不攪乱試料（10 cm x 10 cm x 10cm）を採取し，原位置一面せん断試験機を用いて，せん断試験を実施した．試験条件は，採取した試料を45 kPaの垂直応力で正規圧密した後に，1 mm/minの速度で試料のせん断抵抗が一定になるまでせん断Fig. 8 In-situ direct shear box tests on samples of S1,S2, and S3 shown in Photo 15― 53 ―

4.4

微動観測

地震時の斜面崩壊の発生機構を解明するためには，
まずテフラ斜面の振動特性を究明することが不可欠である．そこで，地震によって崩壊した斜面の内外において微動観測を吉野地区と富里地区で実施した．
この観測には，微動探査用計測装置McSEIS-MT NEOを用いた．吉野地区のD区域（Photo 3に示す）及び富里の崩壊地（Photo 13の赤丸に占める区域）においては，崩壊により露出したすべり面とその横に残っている非崩壊斜面を対象とした．また，吉野地区のC区域の非崩壊斜面でも展開した．Photo 16には，富里地区における観測の様子を示す．観測方法は，観測点

Fig. 10 Seismic records at observation point △0917
shown in Fig.9の地面を水平に整形した後に，微動探査用計測装置(a)を設置し，100 Hzのサンプリング周波数で20～60分間の収録とした．2018年9月29日に富里地区において実施した観測点をFig. 9に示す．実際に観測されたデータの一例として，Fig. 9に示す観測点0917における観測データをFig. 10に示す．

(b)Photo 16 Microtremour observation on the sliding
surface (a) and on the neiboring slope (b) inTomisato area

Fig. 11 Amplification characteristics for site 0917
(a) and site 0925 (b) shown in Fig. 9
各観測点において計測した常時微動データは，まず，各成分（EW，NS，UD)の記録を高速フーリエ変換した．次に，EWとNSのスペクトルから水平面でのスペクトルを計算し，そのスペクトルから水平／上下の比（H/V ratio）（中村，1988）を求めた．Fig. 11に，崩壊部のすべり面上になる観測点0917と非崩壊

Fig. 9 Microtremor observation on Tomisato area.
△: Locations of each measure point; 0917:
Measurement start time of 09:17 on September 29,
2018

斜面になる観測点0925に対するH/V ratio解析結果を示す．観測点0917（すべり面の上）の結果（Fig. 11a）から，H/V ratioのには複数のピークが存在することが分かる．しかし，いずれのピーク値は約2であるた― 54 ―め，これらのピーク値から卓越周波数の抽出は難し

滑動の形態が平滑斜面を呈するものと谷地形を呈す

いと思われる．一方，非崩壊斜面における観測点0925るものに分けられる．特に，沢地形から移動した土の結果（Fig. 11b）では，2つのピークが存在すること砂の流動性が高いことが認められた．

が分かる．これらのピークが対応する周波数は，そ多くの斜面崩壊においては，Ta-dの下位においてれぞれ5 Hz付近と25 Hz付近である．低周波数の卓越すべり面が形成されていることが認められた．また，振動は，斜面全体の固有周波数を示唆していると考

すべり面上の土層においては，風化して粘土化したえられる．また，高周波数の卓越振動は表層のテフ土層が認められ，この土層の含水比が高く，せん断ラ層による影響だと推察される．一方，低周波の卓強度が小さいことが分かった．

越周波数は隣接の観測点0917と比べると，大きく変

日高幌内地区では大規模岩盤地すべりが発生した．

動した．その原因としては，観測点における高低差

この地すべりは層理面がすべり面になった可能性がや地形および土層厚などが考えられるが，詳細な検ある．移動土塊は斜面に平行して約350 m滑動した後討は今後の課題にしたい．また，本震時に崩壊域周に，日高幌内川を堰き止めて，天然ダムを形成させ辺における地震動の卓越周波数の特徴と崩壊斜面のた．

固有周波数との関係に関する分析も現在進行中であるため，解析結果を今後の報告に纏めたい．

微動観測を実施した結果，崩壊斜面のすべり面にでは，明瞭な卓越周波数が得られなかったことに対して，非崩壊斜面では，卓越周波数が高いことが認

4.5

先行降雨による影響められた．

斜面崩壊の誘因としては，強い地震動以外に，地本調査において，未解明な点が多い．例えば，①緩震前の降雨が考えられる．Fig. 12にAMeDAS厚真の7斜面において発生した大規模長距離移動岩盤地すべ

月1日から9月5日までの降雨量データを示す．厚真町りの発生・運動機構の解明；②テフラ斜面の土壌持周辺では，地震前日の9月5日における降雨量が，10水性特性と先行降雨による影響；③テフラ土層の風数ミリ程度であった．この降水量は，斜面崩壊に直化特性とせん断挙動；④テフラで覆われる斜面にお接的に大きな影響を与えたと考えがたい．しかし，7ける地震動特徴と本震時の斜面地震動特徴との関係

月上旬および8月中旬には，50 mm/dayの降雨量があ等が挙げられる．これらは今後の課題にしたい．

った．これらの降雨が今回の群発した斜面崩壊の発謝生・運動にどのような影響を与えたかについては，

辞より詳細な調査が必要となる．
本災害により犠牲となった方々のご冥福をお祈りするとともに，被害を受けられた皆様にお見舞い申し上げます．そして，一日も早い復興をお祈りいた
します．
本調査にあたり，京都大学防災研究所・釜井俊孝教授，千木良雅弘教授，荒井紀之博士，劉百川氏，富山県立大学・山崎稜太氏，北海道立地質研究所・石丸聡研究主幹，小安浩理研究職員に多大なご協力を頂きました．本研究は，自然災害研究協議会突発災害

Fig. 12 Daily precipitation during July 1~ September
5, 2018, at AMeDAS Atsuma

調査費・科学研究費補助金・特別研究促進費（代表：山本晴彦，18K19951），基盤研究A（代表：王功輝，15H01797 ） ， 挑 戦 的 萌 芽 研 究 （ 代 表 ： 古 谷 元 ，

5.

まとめと今後の課題

16K12857），文部科学省建議（災害の軽減に貢献するための地震火山観測研究計画の推進について）の北海道胆振東部地震による土砂災害の現地調査や観測，及び室内実験研究は，まだ進行中であるが，現研究課題（担当者：千木良雅弘，課題番号：1912）による助成を受けた．記して感謝致します．

時点の現地調査および計測を実施した結果を纏める

参考文献と，以下になる．
今回の地震では，厚真町をはじめとして，その周辺部で6000箇所を超える斜面崩壊や地すべりが発生

国土地理院(GSJ)(2018): 平成30年(2018年)北海道胆した．そのうち吉野地区や富里地区で発生した斜面

振 東 部 地 震 に 関 す る 情 報 . https://www.gsi.go.jp/

崩壊は，移動土砂が斜面に殆ど残らなかったものの，

BOUSAI/H30-hokkaidoiburi-east-earthquake-― 55 ―

地震動特性の推定，鉄道総研報告，第2巻，4号，pp.18-

index.html#3 (2019年6月11日閲覧)
産業技術総合研究所(AIST) (2018):厚真町付近の地質.

27.

https://www.gsj.jp/hazards/earthquake/hokkaido2018/h

防災科学技術研究所(NIED)(2018): 平成30年北海道

okkaido2018-03.html (2019年6月27日閲覧)

胆 振 東 部 地 震 に よ る 強 震 動 . http://www.kyoshin.

中川光弘・宮坂瑞穂・三浦大助・上澤真平（Nakagawa

bosai.go.jp/kyoshin/topics/html20180906030750/main

et al）（2018）：西南北海道，石狩低地帯における_20180906030750.html (2019年6月27日閲覧)

テフラ層序学支笏－洞爺火山地域の噴火履歴，地質（論文受理日：2019年7月8日）

学雑誌，第124巻，7号，pp.473-489.
中村 豊（1988）：常時微動計測に基づく表層地盤の― 56 ―