防災科学技術総合研究報告第30号

1973年3月
551，311．2：550．8（521．82）

島根県大原郡下の風化花闇岩地帯における山くずれの地質学的研究
黒田和男・窪木時雨郎

地質調査所応川地質部環境地質課

Geo1ogical

Grallitic

Studiesofm Weathered

La皿dslides

Prefecture

Regi011s，Oham−9un，Shimanc

By

Kazm K11roda amd Juro KubokiS泌γリeツo∫ノαρα椛，Toκツo

Gω1081cα1

Abstract
Many lands1ides were caused by heavy rainfal1s of Ju1y1964in an area of theea8tem part of Shimane Prefecture，which is ch虹acte rized by topographic feature昌of a
hmy and m◎untainous region composed of weathered gr餉itic rocks−
The authors studied the relation between the topographic aspects of lands1ides
cauged by heavy rainfa1ls and the subsurface geologic conditions especia11y contro11ed by
the

depth

part
g

and

shape

The

lands1ide畠are

of

the

rai聰ed

g

of

area

ranod

weathered

rnant1edense1ystudied．Heig趾80f

io

ri

te，

a

re

in

the

distributed

granitic

inansummit1evels

about1OO

150rn

bodie

s

erosion

and

of

of

the

lowe

r

the

basin，

area．

situatedinbasin，composed

than

tho

se

of

the

the

centralofmedium−surrounding

ridges・composed of medium−and fine−grained biotite granite and with the mean heightof400m．hom the re8ults of surface inspections．e1ectric prosp㏄tings and borings，

the thickness ofamount of re1ief
aretτacedthe weathered mant1e is60m or more，near1y coincident with theat the㏄ntra1part of肪e basin．Severa1marked knick1ines of s1ope

throughout亡heaエea，andbottomsoftheweatheredmant1e

are

a

with

at

variousadiameterdepths．

In

genera1，theof1km

is20−30，and

den8e1ydistributed

numberthea1ong

of1andslides

maximum
the

which

is

contactareinvolved

about50．

zone

Inbeトπeenino吐er

grar1odio

circ1eca冨es，lands1ides

rite

and

biotitea舵

granite−From detailed i舶pection目，it is known that the top of a landslide appears near thebottom of fossil weathered呂one，and therefore，the distribution of the1andslides causedby heavy railユfal1s are concentrated within the area of weathered mantle of granitic■ocks，

weatheringof

The weathered mant1e i畠considered to have been formed mt only by recent
processes but also by weathering in geo1ogic time−probably since the end

Plioce口e，it is supposed f■◎m geo1ogical aod geomorpho｝ogical evidences．
Forecastings of lands1ides in future may be done by picking up the regions whichhave

5irnilar

topographic

Nagam

Prefecture

adopted

in

the

pre

mmemu81帥dslides

units

as

and

Minamiyamashiro

featuredisけict

of

Kyoto

sent

paper

red

granitic

regioncau畠ed

by

s
as

and

rock

weathe

heavy

the

area

s

tudied．

InadistrictofPrefecture

a■e

tbe

examples

which

been

affe

cted

s

have

by

rainfal1s．

次

しカ；き

5．

1．

7
6．

2．

8

10

山くずれ分布と地質との関係…

11

一7一一

8．

地域内の崩壊の分類と分布…

7．

3．
4．

は

地形・地質の概要…・・

地形発達の因子としての山くずれ一・12

侵食盆地の形成時期について…
他の地域との比較・

16
17

ま

19

と

め・

風化花嵩岩地帯におけるがけくずれ・山＜ずれ等の僚溝および予知に関する研究（第2報）

防災科学技術総合研究報告

1．

第30号

1973

の際に認められる山くずれ多発地帯がどのようなはしがきた集中豪雨のため；おびただしい災害の発生した
島根県東部地方のうちで，島根県大原郡加茂町・地史的ないし地形発達史的径過をたどり，その結果としてあらわれる地質・地形上の特蟹は何かということを見いだそうとするいわぱ「巨視的」なものについてとりまとめた結果を報告するもので大東町を中心とする風化花嵩岩地帯を実験地としある．

て，科学技術庁特易慨究促進調整費による総合研究が本研究の内容および実施担当者は表一1のとおりであるが，地形解析作業には，地質調査所技術

昭和39年7月上旬，山陰・北陸地方をおそっ計画された．地質調査所もその中の地質特性に関する部分を分担実施し，その中で個々の崩壊がど

部茅山芳夫技官をわずらわした。なお，調査に際して種々の協力をいただいた島根県総合振輿室，のような地形・地質・水理環境条件下に発生したかといういわばr徴視的」なものにっいては，すでに第1報として報告した．ここでは，集中豪雨
表一1

分
研

一

担
究

項

般

地

試

探

（応用地質部）（応用地質部）

質

黒田和男清

（元所貝）

錐

村山正郎
武
柴藤喜平茂

（元所員）
（技術部）
（技術部）

桂島
窪木時雨郎

風化岩石の薄片作成

写

化

真

機

安藤
三浦

地

2）

03）
○

（応用地質部）

（技術部）
○

（技術部）

宮本昭正
武

構

01）

○

安藤
大久保太治
岡
重文
大久保太治
岡
重文
入久保太治

●まさの分析試験

考

○

柴藤喜平
武

査

備

○

安藤

地表水の調査風（島根大学）

三浦

風化状況の地表調査

■

（所属）
武

試錐地点の地形測量
気研究の内容およぴ分担者

安藤

試錐に伴う検層
電

位に厚い謝意を表わしたい．

実施担当者

目

総括

の

加茂町，大東町，三刀屋町および木次町の関係各

○
○

清

黒田和男

質

窪木時雨郎

（備考）

○

第1報で報告済み

1）詞査研究実施当時

島根県工業試喰場

2）調査研究実施当時

地質部3）蘭査研究実施当時

物理探査部縁を占めている．地域内は新第三紀層の分布する

2．地形・地質の慨要
この研究の試験地は山陰海岸のほぼ中央部宍道湖南方に位置し，その南に展開する中国山地の北地区を除いて，山の屋根線の高さがよく揃っており，いわゆる中国準平原の一部であることがうかがわれ，北側のr山陰地向斜」とのおおよその境

一8一島根県大原郡下の風化花嵐岩地帯における山くずれの地質学的研究一黒田・窪木

界位置に当っている、試験地の地質については，

第1報の中で詳細に述べられているので，ここではその概要だけを述べる．

後期白亜紀火山岩類：試験地の西端を占めて入っていないか，あるいはまったく無い場合もあって黒雲母の量も少なくな9，全体としてやや優白質となる一副成分鉱物として少量の燐灰石，磁鉄鉱，緑れん石，ジルコ：■などが含有される．

いるが，その本体は斐伊川左岸側の出雲市南部から斐伊川を越えて東方に延長するもので，斑状組

後期白亜紀火山岩の変質状態やこの岩石の縁辺相の存在から，この花嵩閃緑岩は後期白亜紀火山

繊をもつ酸性火山岩類である．鏡下においては
r破片状の斑晶を含む斑状組織に富む岩石である岩類にへい入していると考える。
黒雲母花嵩岩： 試験地の縁辺部に露出し，大が，明らかに再結晶作用をとおして生成されたと

平山（410m）などがこの岩石から構成されて思われる自形性の径O．02〜0．04㎜の珪長質

いる．

石基と斑晶状の残留鉱物からなる完晶質斑岩状の岩石は石英，正長石，斜長石，黒雲母を主成分鉱物とし，全体としてやや細粒の感じを与えるが，岩石に変じているものもあり，花嵩閃緑岩に近い位置で，いっそうそのような傾向がある．」＊

この岩体は三浦（1966・67）が石見流紋

場所によってかなり変化し，中粒程度のものもか岩からなるものである．

なりある．副成分鉱物として，わずかの燐灰石，
磁鉄鉱，ジルコソ，緑れん石等がある．宍道峠産の黒雲母花嵩岩は石英閃緑岩塊を捕獲岩塊状に含んでいる．また，成分鉱物の含有率・化学組成に

花嵩閃緑岩類：試験地の大部分を占めて露出も非常にパラツキが多い．三浦（1966・67）

しているが，これは掛合付近に始まって三刀屋町
木次をへて加茂・大東地域に至り，さらに玉造方面へも延びているもので，中粒完晶質やや優黒質

はf野外で観察するかぎりこれは花嵩閃緑岩にへい入しており，この位置に釆たものは少なくとも

岩石英安山岩類としたものに対比され，白亜紀後期の火山活動によって噴出した主として溶結凝灰の岩石である、

岩石は，石英，カリ長石，斜長石，黒雲母，角閃石を主成分鉱物としているが，後期白亜紀火山
岩類の接触部に近い縁辺相では角閃石がほとんど

黒雲母花嵩岩がおくれて入っているが，大きくみると花闇閃緑岩と黒雲母花嵩岩は一っの大きい複合岩体的存在である」と考えている．

安山岩類：

試験地の北西隅と加茂付近に分布しており，新第三系の大森累層に対比されるもの

・籔段跳積物・騒新第三紀
安山岩類
匹安1岩岩脈醒黒雲母花嵩岩
花嗣閃緑岩
麗

縁辺相

日㈱緑纐

z後期白亜紀
火山岩類
、一刈

0

㌧

図一1 研究地域地質図＊

三滴の原文による

一9r・

1

2

3㎞

風化花闘岩地帯におけるがけくずれ・山くずれ等の機構およぴ予知に関すを研究（第2報）

防災科学技術総合研究報告である．この地域では後期白亜紀火山岩釦，および

花嵩岩類と断層接触の関係にある。

第30号

1973

べられている．その分類は① 節理型崩壊②表層滑落型崩壌

段丘堆積物： 南加茂幡屋付近で段丘地形をな
1て小範囲に追跡される．段丘面の標高は海抜約

③

複合型崩壊

30m付近でこの地域の沖積面から僅かな高低差をもった位置にある．堆積物は主として礫層からなり，礫は主として花嵩岩類で少量の安山岩を含

0

500

LOOOm

み径10〜20m程度である．
この堆積物はこの地方の中位段丘面を形成し，、宗

松江付近の乃木層に対比されている．

一

降下浮石層： 乃木層に対比される段丘礫層を不整合に覆っている．松江付近の古志原浮石層に対比され，三瓶火山の新期の活動に由来する降下

トミl1・

θ

物である．

沖積層：

赤川沿いの低地を構成しているもの

がその大部分である．

これらの岩層からなる試験地は，北側および西側に比較的高い部分があり，東端には新第三紀層からなる山がひろがっている．そして，試験地の大部分は頭の揃った低いが起伏の多い風化花嵩岩地帯特有の地ぼうを呈している．谷は多く平底谷の形状を示し，ふつうは水田としてよく耕作されている．平底谷は谷の入口から奥深く続き，水田はほとんど谷頭近くにまで達し，谷頭には常に湧水が認められ，水田の水源となっている．
地域内を流れる川にはしはしば遷急点が認められるが，この点は後章でふれてみたい．

この地域の断層にっいてはとくに資料もなく，

風化花嵩岩体中では断裂系の分布を求めることも困難である．断層の顕著なものは，安山岩類と花嵩岩類とを境するものであり，国道54号線に沿う地すべり，あるいは東谷の地すべり地も断層砕帯の上にのっている．なお，富田・酒井（1939）の地質図では，花嵩岩が分布する地区の北側の第三紀層が細かく断層によって切られている・また，地域西方の島根亜炭田を構成する新第三紀層も小凡

例

落差の断層によって切られているので，この研究
地域の花嵩岩体中にも，この程度の小落差の断層

水田

段斤（崖錐の1部を含む）
崖錐Il口月瞭なもの、網はあるだろうと思われる．

崩壊地

3．地域内の崩壊の分類と分布

円孤状崩壌の亀裂線
亀裂線

昭和39年7月上旬の山陰北陸豪雨によって発試錐地点および糾｝

生した試験地内の崩壊の分類については，すでに電気探査測点

第1報あるいは三浦（1966・67）によって分類され，それそれ形式の発生磯構がくわしく述
一10一一

図一2

中山一加茂中の崩壌分布図島根県大原都

ビドの風化花闘岩地帯における山くずれの地質学的研究一黒田・窪木

脈岩型崩壌

題からは除外した．

⑥ 断層破砕帯型崩壊⑥ 崖錐型崩壌

この分類で，空中写真上にとくに明瞭に認めらであって，花闇閃緑岩地帯では節理型崩壊・複合型崩壊が多く，黒雲母花嵩岩地帯あるいは風化の

ややおくれている花嵩閃緑岩の地帯には表層滑落型が多い．さらに特殊なものとして，｛、⑤⑥の型れるものはaの拘子状であり，bの平板状のものはほとんど読み収りが困難である．また，山すそ
ないしは水田の縁に当る山脚部に発生したものは読み取りが困難のうえに，b．cの区別はほとん
どつきにくい．

筆者らは、地表踏査によって確認した崩壊を図があることを記述している．

筆者らは空中写真上にあらわれる崩壊の型態から，次のように分類した．

a．拘子状： 多く山の中腹に発生し，土石を流し出すことが特長である．空中写真上では，一2に記入したが，これと空中写真図化による崩壊地の記入と比較すると，bの崩壊の数が写真図化ではかなり少なくなっている．
つぎに，筆者らが崩壊の分布型態を求めるために林流土が明瞭で急傾斜の谷に沿つて白い土石流業試験場により図化された1／10，000地形図上

あとが観察される．

にプロットされた崩壊の頭が直径1kmの円内に

b．平板状：

田圃の周辺に多いが，中には尾山の中腹にも山すそにも発生し含まれる数を求めて描いた崩壊度数分布等値線図を図一3に示す．これは，上に述べたように山す
その崩壊についてはかなり図上に未記入のものがているが，山の中腹に発生したものは拘子状との見分けは困難である．この大規模のもの

あるが，aの形式のいわゆる「山くずれ」として認識されるものにっいては，ほぼ完全に記入して根付近に発生することもある．

C．円弧状：

は地すべり性崩壊となる．

あることから，これはaの型式のいわゆるr山く

d．地すぺり： これは前3者とは範ちゅうを若干異にするもので，国道54号線の宍道峠付近および加茂町東谷地区に顕著なものがある．また，第三紀層地帯も地すべりに原因を求めることのできる地形があるが，これも本ずれ」の集中度を示したものとしてよいと考える．

この度数分布図によれば，いちじるしい山くずれが集中した部分が大竹地区，中山付近に認められる．この分布の形態は，山陰，北陸豪雨の降水量分布に影響されることはもちろんであるが，そ…・二二1チ1）㎞

図一る

山くずれ発生度敏分布図

一11一

風化花闘岩地帯におけるがけくずれ・山くずれ等の機構および予知に関する研究（第2報）

防災科学技術総合研究報告

れと同じ程度に地形・地質・林相などの影響が多分にはいっているので、次項以下について考察を加えてみたい．

4．山くずれ分布と地質との関係
写真上に明瞭にあらわれる山くずれ分布を図一
1の地質図と対応させてみると，花嵩閃緑岩類が

第30号

ユΩ73

はない形式が認められる。

一般に岩蛙の風化状況を眺めてみると，地表にはまず土壌があり，その下に岩石が風化L、て生成された風化土の中に新鮮な岩石片が混合するようになり，遂に風化岩盤をすぎて新鮮な岩盤に到達する．花嵩岩地帯とくにこの試験地で観察した結果では，土壌の下にはマサとよはれる花闇岩の風分布している所はだいたい直径1kmの円内に20〜30個の山くずれがあることになり，赤川から斐伊川にはさまれた地帯で最高50以上となる．同様に，縁辺相のところにも，山くずれの集中したところがある．黒雲母花嵩岩類からなる北東縁の地域は20僧以下という値を示し，花嵐閃

0

500

帖

緑岩類からなる地帯とは明瞭な差が認められる．

1，000mγ

山くずれがとくに集中している個所は、大竹北方の大竹川流域，猪尾川流域の境界付近，宍道峠

ジ琴〃

西方，中村川流域北端の国鉄木次線沿線で，それぞれ花崩閃緑岩縁辺相，黒雲母花崩岩類と花崩閃緑岩類との接触位置付近に相当する．これをもっ二rて，山くずれと地質との関係を論ずるわけにはいかないが，あえて理由をつけるならば黒雲母花嵩
岩類と花嵩閃緑岩類との接触位置での特殊な岩石
学的性質，あるいは断層破砕帯の影響を考慮する必要があろう．

、一♪

1

㌻一

0κ

＼ρ
＼

つぎに，この山くずれ分布図を大八木（1968）
による風化分帯地質図と対応させてみると，山く

／

■

・〃

しへし．一・一

へ

u

工〆

、、

＼熟、一バ

ずれのとくに集中した地区は大八木（1968）の分類による皿帯に位置し，たとえば花嵩閃縁岩類からなる地帯では，岩脈の分布する位遣にある．

づ、糞㍗

、

5．地形発違の因子としての山くず机
この地域で，山陰・北陸豪雨によって発生した

デ

山くずれの分類は前項で述べたとおりであるが，地すべりを除けば風化花嵩岩地帯に特有の奥深くまで続＜平底谷の側方侵食として作用するものと，

凡

谷頭侵食として作用するものの2種類に分けられる．この中で側方侵食は結果として谷幅の拡がりを増加するものとなり，谷頭侵食は谷の奥行きを例

傾斜変換線より高位置の部分

全

ひろげるものとなる．

この地域の崩壊現象の中で，と＜に側方侵食，

谷の遷急点
傾斜変換線

谷頭侵食が三滴（1966・67）によるいずれ

谷頭の湧水点（荷儘忍したもののみ）の分類に相当するかをみてみると，節理型・表層
滑落型・複合型・脈岩型とも側方侵食を起こして
おり．谷頭侵食に相当するものは崖錐型崩壊またはそれに近い形で地すべりないしは三浦の分類に一12一

蔓亜長した音値う｝

風化の著しい音11分
風化のH

図■4

・1〔っ榊分

中山一加茂中測線の地形概要図

島根県大原郡下の風化花筒岩地帯における山くずれの地質学的研究一黒田・窪木

m

250

200
150

1110

100

9

8

6

7

5

4

3

50

2

1

図一5 中山一加茂中測線投影断面図（垂直：水平＝2：1，杳号は電気探査測点）

化生成物があり，その下に新鮮な岩石がノヂュー
ル状に混在するような状態をへてついに岩盤となる．したが（て，まず道傍の露頭において花嵩岩の岩盤がマサになっているか，玉石を含んでいる
ような状態か，真の岩盤かを区別すれば，山地のだいたいの風化の状況がわかる．

（1）電気探査の結果の解釈
個々の電気探査測点における測定結果とその解析はすでに第1報で柴藤により報告されているので，ここでは全体を総括してみた．
各測点について高低抗域をいちおう岩盤と考え，これを宍道峠一加茂中一木次峠の地帯の投影断面

試験地の中で，とくに標準断面の描ける位置として中山〜加茂中の線をえらび，ここで平底谷の周辺における風化状況を調べてみた結果，大部分の個所が平底谷の山脚すれすれの位置に若干玉石を含んでいるような状態がある以外はすべてマサの状況であることがわかった．

図の上に落してみたのが図一5である．各測定点における見掛けの比低抗値は気象や地表付近の状況にいちじるしく支配されるので，比低抗値を並列するわけにはいかない．ここでは高低抗域は切谷面の下にあり，地表での風化度の観察結果にほぼ一致しているほか，試錐結果とも一致してくる．

つぎに，大竹を通る南北の帯上では，平底谷の測点肱8ではやや深くあらわれているほか，新宮

山脚の位置に玉石を含んでいるような状態がみられるほかに，岩盤が露出している個所も認められ，

川南でも海水準以下にあるようである．これが大竹測線になると，高低抗域が切谷面より上にあらわ

しかもこの位置が谷の遷急点と関連をもっていることが認められた．また，幡屋川に沿っては，これており，試錐や地表踏査の結果とも一致してくる．（図一6）の傾向がなお顕著で，川の海抜100m前後にある遷急点の付近には，山腹斜面にかたい岩盤が露出しているが，上流側および下流側には，マサ状（2）の風化が続いている．

水でその水源にできるだけ近いと思われる位置を測点に選び，この点における水比低抗値をコーラ

大八木（1968）の風化帯分帯図はこの状態

水質調査の結果の解釈

試験地の西半部について，湧水，あるいは地表をよく表現しているが，つぎに，この風化帯の立ウシブリッジを用いて測定した．

体構造を求めるために電気探査を中山一加茂中の側線，大竹を南北方向に貫く側線について実施し，とその風化生成物，および表層堆積物（崖錐と段さらに試錐の結果も加味して考察してみた．

丘の権積物を主とする）から構成されている地質

水比低抗値は，この地域すなわち花闇岩質岩石

300

250
200
13

150

1412

100
50

0
図一6

大竹測籔投影断面図（垂値：水平＝2：1，番号は電気探査測点）

一13一

風化花闇岩地帯におけるがけくずれ・山くずれ等の機構および予知に関する研究（第2報）

防災科学技術総合報告

第30号

条件をもっているところでは、降水が地中深く浸透せず岩盤の上を直接流れて再び地表に現われた

1973

度数

I

10・

場合は大きく，降水が表層堆積物や風化帯あるいは岩盤の割れ目に深く侵入したあと再び地表に出てきた場合には，前者に比較して水比低抗値は小10

測定当時は，昭和41年8月の早天続きのおり，岩盤の上を直接流れてきた地表水と，地中に侵入したあとで再び地表にあらわれた水を源とする地一

10

10

10

なっているが，中山一加茂中の測線にあるものは

10W

10kΩ・cmの水比低抗値がほぼ中央値におさ0まっているのに対して，大竹の測線では15kΩ・
10

Cmとやや高めにあらわれておリ，これは中山一
加茂中の測線の方が降水が地中深くまで侵入する
条件，すなわち表層堆積物や風化生成物が厚く発達していることを示しており，空中写真判読や地

5

10

15

5

10

15

20

251（Ω一co

5

10

15

20

25KΩ一㎝

5

10

15

20

25KΩ一㎝

5

10

15

20

251（Ω一㎝

5

10

15

20

25KΩ一㎝

図一7

水比低抗値流域別頻度分布図

25KΩ一cn

20

25KΩ一㎝V

0てみると，その図形はそれぞれの流域によって異

20

w

0

水比低抗値を各流域ごとにヒストグラムに描い

15

皿

0

表水との識別を困難にする雨水の混入が少ないとみられ，測定値はこの地域の地下の状況をかなり忠実にあらわしているものと判断される．

10

皿

0

さくあらわれるものである．

5

w

0

表踏査の結果と矛盾しない．

難羅羅紬
，

蛛顯黛畿

養．、甘畢」、、蓑1

一㌻∵轡・

．圭宇鰯

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箏…姥㈱

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≒多くり
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；皿1、い

＼二却繋
図一8

水比抵抗値測定の水系（番号は頻度分布図と対応する）

一14一

1帆・・外・＼汐パ

島根県犬原郡下の風化花嵩岩地帯における山くずれの地質学的研究一黒田・窪木

川・lO0

100ゾ

125

舳

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遂φ薮︑︑︑

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図一9 研究地域埋谷図

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1 三き

O

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．ノ

3b

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楓

図一10研究地城起伏量図
一15一3

風化花闇岩地帯こおけるがけくずれ・山くずれ等の機構および予知に関する研究（第2報）
防災科学技術総合研究報告 第3C号 1973

以上の資料に，すでに第1報で記載1た試錐結250〜300mごとにみられることと比較する

果および路線についての観察結果を投入すると，と，全体としての高さが低い山地が急な斜面をもって谷にのぞんでいることがr解される．
つぎに，この地域を含む島根県東部地区を1辺

中山一加茂中の測線にっいては、現在のほぼ切谷面の位置がほぼ風化の下隈深度であって，低平な2kmの正方形に分割し，その中の最高点をえらんで作った切峯面図一11に示す、この切峯面図と20万分の1島根県地質図とを比較してみると，丘陵性の山地の山体は、ほとんど全部がマサから構成されているという状況が成立する、また大竹の測線についてみると，北半部は風化の下限深度が切谷面よりも上位にあり，したが（て大竹川の岩石ごとに表一2のような高度差があらわれる．

河床付近には未風化の花崩岩体がみられるが，ある地点より南に行くと，切谷面がほぼ風化と未風化との境となっている．ここで風化帯が急に高度

これは．地形の大勢は断層運動による転移ではな
く，岩石の種類別による差別侵食によるもので，

研究地域一帯はちょうどその侵食盆地であるとみとめることができる．研究地域内にっいても，黒を減ずる地点は，大竹川水系の遷急点となってい岩盤風化帯を露頭でみると，幡屋川に沿っても，雲母花嵩岩と花嵩閃緑岩との地形の差は，まった
く差別侵食によるものであって，花嵩閃緑岩が分中村川に沿っても，その他の水系についても，顕著な布するところの地貌も完全に侵食によって形成さ遷急点がみられる．図一4には，その遷急点を連らねれたものである．

たものが1部図示されているが，傾斜変換線付近の未風化花嗣岩からなる部分では，拘子状の山く
ずれはほとんど認められない．この差は，今回発嵩岩類と断層で接して新第三系が分布している。

生した山くずれが、風化花嵩岩体中に特有のもの

花嵩岩類と断層で接しているためにこの断層の落であるということを、ある程度表現しているものである．逆にいえば，谷頭侵食作用としての拘子型山くずれの発生，側方侵食作用としての平板状
山くずれの発生が集中豪雨によって高い密度で発差は明らかでない、新第三紀安山岩類は，三浦生していることによリ，風化花闇岩地帯特有の地ることからすると．この断層はとくにいちじるしいものとはいえず，最も顕著恋山陰地向飼と中国
山地とを区切るような大きな断層は地域のより北る．

貌をもたらしたといえる．

＆

島根県地質図によれば，本研究地域の北側で花本研究地域の北西縁にある新第三紀安山岩類は、（1966・67）によれば大森累層に対比されている．しかし，本研究地域の中でも，わずかに
花崩閃緑岩にかこまれて，安山岩類の小露頭があ侵食盆地の形成時期について試験地内の山地の起伏状況をみると，一般に黒雲母花嵐岩の個所は太平山などのように海抜高度400m前後の山を形成しているのに対して，花嵩閃緑岩の地域では，150m前後といちじるし

表

赤川流域

黒雲母花嵩岩350〜400m

1花闘閃緑岩150〜200m

い差をもっており，これと花嵩閃縁岩周辺相あるいは中生代火山岩類のところも若干の高低差をも

2

中生代火山岩類
斐例11左岸っている．図一9は，研究地域を定高性を示す山

黒雲母花嗣岩200〜250m

。300

350m

の稜線を残すよラに最大500mの幅の谷まで埋

花闇閃緑岩1150250m

めてつくった埋谷図である．これをみると，北西

中生代火山岩類1250300m

縁の新第三紀火山岩類のある場所を除いても，黒雲

久野川流域

母花嵩岩類と花嵩閃緑岩，あるいはその縁辺相とI…□一1F≡350〜400m
黒雲母花闇岩

花嵩閃緑岩！200の高度差，岩脈のある部分との高度差を読みとることができる．図一10は，地域を1辺250m

大原郡の方眼で区切ってその中の最低点と最高点との高度差を読みとって作った起伏量図であるが，花嵩言11∴婁ぶ一1÷：；1；

閃緑岩の部分の起伏量はだいたい100までの範囲内にあって，花嵐閃緑岩のところの谷型が平均

一16一

1境

黒雲母花闘岩250m

黒雲母花闇岩700〜800m

450〜500m

鳥根県大原都トの風化花嵩岩地帯における山くずれの地質学的研究一黒田・窪木形成されている100〜150mの切峯面とは地形的にも開析の程度もよく似ている．しかし、本
研究地域内において，都野津累層と同じ地層が堆

宍竈湖

＼・

積していたかどうか，現在の状況ではまったくわからない．一般の都野津累層は礫はほとんどくさ

200っていない．

宍道湖南岸には，高位段丘が標高100mおよび50mの二つに分かれて発達しており，この礫

150
200
250

はくされ礫となっている．山廻段丘に相当する段0

丘は山陰第四系グループ（1969）によれば木0150 0次町付近にも分布していることになっているが，本研究地域には明瞭なものは認められない．中位

段丘は宍道湖南岸では標高15〜30mの高さにあり，この研究地域では幡屋駅付近の段丘がこれに対比されるとなっている．これを中位段丘に比較すると，幡屋川などの遷急点は高位段丘のそれに相当するものである．なお，山廻段丘の段丘堆
0

10

図・11

20

積物中に含まれる礫はくされ礫となっており，この時期の後背地の条件をこれから考察することが

50b

できる．

島根県東部地域の切峯面図（斜線の部分は新第三紀層の分布個囲）z

他の地域との比鮫

昭和36年6月23日から30日にわたる梅雨側に位置している．

研究地域の西方三刀屋では，海抜高度300m
前後の平垣な高地があり，ここに新第三紀の堆積岩が分布している．この地層は，新第三紀中新統に属する來亜炭膚である．たまたま原子燃料公杜がこの地でウラソ探鉱のため試錐等による基盤地形調査を実施したが，その結果によると，新第三系と基盤の花嵩岩類との境界は，ゆるく北方に傾斜し，さらにこの堆積盆地は北方に展開していることも明らかになった．この地区での稜線は南に急前線豪雨によって長野県上伊那郡および下伊那地
方（天竜川上流域）に発生した災害は，多数の山
くずれと土砂の流出によって特長づけられている．

この場合，8日間の累計雨量は50④〜600mmとなっているが，多数の山くずれが発生したのは6月27日から28日にかけてらしい．この際の山くずれの発生密度と地質との関係にっいては，

村野（1965）・村野（1967）その他によに200mもの落差で谷（斐伊川本流）に臨んでって密接な関係があることが報告されているが、とくに生田花嵩岩と呼ばれている粗粒〜中粒の角閃いるから，ここでも第三紀層の分布しているとこ

石黒雲母花嵩閃緑岩が分布している標高700〜

ろでは，明瞭な地形の逆転が起こっていることになる．すなわち，中新世の時代には，南側に山地があって，この付近はちょうど盆地の縁に相当していたらしい．なお，原子燃料公杜のポーリ：／グの結果では，基盤の花嵩岩類は風化していない・
研究地域の北側には，鮮新一更新世の都野津累層の分布しているところがある．この分布地域は

1，000m，埋谷図による1，OO

Om平坦面の場

所が今回の島根県大原郡地方の花嵩閃緑岩が分布する地域における山くずれの状況とよく似ている
点で注目される．

天竜川上流地方での山くずれの発生密度は，直径1kmの円内に含まれる山くずれ頭部の個所数として，平均50前後の値をもっているが，たまたま生田花嵩岩の分布するところが，試験地に選いちじるしく開析されてはいるが，ほぼ比高100m程度の丘陵を形成しており，この地形面は都野淳累層の堆積面に近いと考えられている一この丘陵

定された場所のごく緑辺部に当るため，正確ではない．しかし，南方の隣接地区では1km2当りのの山頂平坦面と，この研究地域の風化花商岩から崩壊個所数が52．6と報告されているものがある。

一17一

風化花闘岩地帯におけるがけくずれ・山くずれ等の機構およぴ予知に関する研究（第2報）

防災科学技術総合研究報告

第30号

600

1973

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仰00

1．100

1，500

A：地質の境界
Gn：片床状花嵩岩
B：段丘崖
Gd：粗粒角閃石黒雲母花嵩閃緑岩
C：伊那層の分布範囲 PD：斑状黒雲母花嵩岩
D：現河床堆積物
Gh：粗粒片麻状角閃石黒雲母花闘岩

図一12長野県伊那谷地方の一部埋谷図

天竜川上流地方では，谷密度の大きい場所の地

嵩岩体中の風化帯の形成も鮮新世以後という以外

形面は標高約1，000mであり，鮮新統伊那累層に詳細は不明である。
はこの地形面に切られている．しかし，高位段丘
昭和28年8月13日から15日にかけて・京堆積物とされている高尾礫層，大島礫層との関連
都府南東部の木潮11流域で400mmに達する豪は明らかでない．したがって，地形面に平行な花

雨があり，多数の山くずれが発生した。とくに・

一18一

島根県大原郡下の凪化花嵩岩地帯における山くデれの地質学的研究一黒田・窪木

。

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A：地貿の境界，
B：断層
O：蝉新一更新統（大阪口群相当層）
Hf ：ホルソフェルスおよぴ片状ホルソ

峨〜）、協ぶ蛙11
渕釦町

d 大
河

原

cG：粗粒角閃石黒雲母花闇岩
IG：粗粒優白質黒雲母花嵩岩
fG：細〜中粒両雲母花闇岩

7ユルス（古生界）

図一15 南山域地区埋谷図
和束川流域の前輪廻の平坦面といわれる海抜600
びただしい山くずれが発生した。この地区は・花m前後の切峯面の高さと，100m程度の起伏量
嵩岩などにかこまれた侵食盆地に相当し，低いがをもった地区で，粗粒黒雲母花嵩岩の分布してい同じような高度を保ちっつ長く統く稜線と，そのる個所での山くずれ発生密度は，1km2当リ100
間を細かく刻んだ奥行きの長い平底谷が網目状に個所，古生膚ホルンフェルスでも62個所と，いちじるしく大きい値をもっている報告がある．こ
こでは，地貌の特長が山頂平坦面と侵食盆地との差はあっても非常によく似ており，すでに大石・はいっているという地形上の特長がみられ，しかも，その切谷面付近が風化の下限となっている風化構造を示している．この中で谷頭侵食あるいは側方侵食の形で崩壌が発生し，その発生の頻度は皆川（1961b）が指摘しているような状沈，300〜350mmの連続雨量に対して1km2にすなわち崩壊の集中する高度は遷急点を連らねた
線に一致することが島根県大原郡地方では，侵食
盆地の中心部で，およびすでに前項で述べた遷急約50か所という高いものであった。
たまたま，昭和36年6月下旬の梅雨前線豪雨
によっておびただしい山くずれが発生した天竜川点でかこまれた場所で認められるような状況とな流域の中でも小渋川以南の花嵐岩地帯は，同じよ

つている．

うな地形上の特長，すなわち長く続く稜線と細長

なお，村野（1965）は，降雨量が約300
い平底谷が高い水系密度をもっているという特長
mmに達するまでは崩壊は起こらないが，300があり，ここでも1km2に対して平均50か所と㎜を越えると崩壌面積は急激に増大し100㎜ いう同じような山／ずれの発生頻度をもっている．
に達すると崩壌すべき所は崩壌してしまうものとなお，この地区でも風化の深度は50m以上とい考えている．この地域では，すべて谷頭部に山くう考察ができている．

ずれの認められる中山付近のわずかな場所がそのさらに，昭和28年8月15日京都府木津川流桓限に相当すると考えられるが，この場合で直径域で400mmをこえる豪雨によって多数の山く
1kmの円周内に100程度であろう．
ずれが発生した地区が同じような地貌上の特長をもった花闘岩地帯であり，山くずれの密度も同じ
8．

ま

と

め

ようにいちじるしく大きかった．

昭和39年7月の山陰・北陸豪雨によって島根
県大原郡加茂町を中心とした風化花闘岩地帯におこの三つの例をとおしてみても，風化花嵩岩地
帯では1回の集中豪雨でだいたい1km2当り50

一19一・

風化花闘岩地帯におけるがけくずれ・山くずれ等の機構および予知に関する研究（第2報）

防災科学技術総合研究報告

第30号

1973

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長野県伊那谷ノ

京郡府南山城桟線の部分は、西南日本内帯・東北日本は先新第三紀の分布竈囲西禽日本外帯の三波川帯・御荷偉帯およぴ秩父帯を示ナ。

黒く塗口つぷした部分は花宙岩質岩石）
図・14

花嵩岩質岩石分布図

ぐらいの発生密度がみられた．このような場所は，
要

隆起準平原の仮想原地形面や侵食基準面をあたかも保存しているような地域に限られており，しかも西南目本内帯にあっては「山砂利」ないしは鮮新世末期の砂礫膚をおもな層相とする堆積物と密接な関連をもっているように見うけられる．当然，

約1964年7月集中豪雨（山陰・北陸集中豪雨）
によって島根県東部の風化花嵐岩地帯に山＜ずれが多数発生した、ここでは，この時に発生した山くずれを対象と．して，とくに集中豪雨の際に発生

いわゆる深部風化が行。まわれた時期，古地形，あする山＜ずれ多発地帯の地質と地形，．なかでも地るいは古気侯などを明らかにすることが今後の問形発達史との関係を考察した．

題として残されている．

1．この地域は，大部分が中粒黒雲母花闘岩や一20一島根県大原郡下の風化花嵩岩地帯における山くずれの地質学的研究一黒囲・窪木

線の高さ100〜150m，起伏量80m以下の

甲藤次郎・中村 純（1q52）： 島根炭田の層序学的並びに花粉分析学的研究，高知大学術
研報，Vo1．1，κ29，PP．1〜19

r丘陵」を構成し、黒雲母花崩岩は高さ400m

小林貞一（1950）：の山を構成している．両者の高さの差は差別侵食によるものと考えられ，花嵩閃緑岩が露出する所方」朝倉書店
洞野良治・難波宣士・滝口喜代志・北村喜一・小林忠一・黒鳥 忠・有光一登・宮川 清

自亜紀酸性火山岩類が分布している．地形と地質との関係は密接で，花崩閃緑岩の露出する所は稜

は，侵食盆地となっている．

2．

（1968）： 風化花崩岩地帯における崩壊に関する研究一地形・土壌・森林と崩壌一
防災科学技術総合研究報告，枇14，

1964年7月集中豪雨によって発生した

山くずれは，その発生位置や発生型態，地形発達におよぼす影響から考えて、谷頭部に発生するもの，谷壁に沿って発生するもの，および「地すべり」に分けられ，発生密度は直径1km円周内に日本地方地質誌r中国地

pp−31〜75
栗原権四郎・和田温之（1965）：

昭和39年

20〜30個含まれるのが普通で，最高は50前

7月山陰豪雨による地すべりと山崩れについ後である．山くずれはとくに黒雲母花嵩岩と，花て，第2回災害科学総合講演会講演論文集
三浦 清（1966）： 豪雨によって発生する花

闇閃緑岩との接触位置に多い．

嵩岩山地の崩壌現象とその特質，応用地質，

3．この地域の花嵩岩体の風化深度を地表踏査・試錐・電気探査などによって調べた結果，侵食盆地の中心部では現在の切谷面付近に風化の下隈深度があり，また顕著な遷急点を連らねる線は風化

Vo1．7，他3，pp．145〜158
三浦清（1966・67）：

Vo1．56，地6，pp．256〜283，VO1．57，の下限深度が急に変化する部分とほぼ一致していることが判明した．

地．1

4．このような風化の型態から，山くずれの発生位置や型態は花嵩岩体の風化深度に規制されるとがほぼ一致しているという同じような地形上の特長をもった地帯は本邦にもまだ多数認められるが，過去に同じような山くずれが集中発生したこ

11〜24

pp．1〜11
大八木規夫（1968）： 島根県加茂・大東花嵩岩類地帯における風化帯の構造と崩壊，防災

科学技術総合研究報告，枕14，pp．113〜127
山陰第四紀研究グループ（1969）： 山陰海岸
地域の第四系一日本の第四系，地団研専報とのある長野県伊那谷地方の一部と，京都府南山域地方を例に挙げて花嵩岩地帯の風化帯形成時期，pp．

岡本和夫（1959）： 島根県出雲市南東部の新第三系，地質学雑誌，Vo1．65，枇760，

ことをつきとめるとともに．これは現在の風化作用によるものだけでなく，過去の深部風化作用の影響によるものがあるとの緒果を得た．
5．山くずれ集中域が風化の下限深度と切谷面

島根県加茂町付近の

花嵩岩類とその崩壊について（I），ω，岩砿，

肋115
島痕県水産商工部工業開発課（1963）：

20

万部の1島根県地質図及説明書に関する若干の情報を求めた1

富田達・酒井栄吾（1939）：

6．将来の山くずれ発生密度を予想する鍵として，このような地質・地形上の特長を拾うことがGeo1ogy

期待されるであろうと思われる、

District，Izumo

o

f

the

Huj

i

Cenozoic

na−Kimti

Province，Japan．

AContributiontotheIgneous
参考文

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質，九大理俳報，地質学，Vo1．6，ル3，

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189〜200

of

the

East

Asiatic

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Vol．2，
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質図幅r飯田」及説明書，地質調査所
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風化花嵩岩地帯におけるがけくずれ・山くずれ等の機構および予知に関する研究（第2報）

防災科学技術総合研究報告

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Ishizaka．K．（1966）：The
Ryoke
K

inki

Metamorphic
D

i

s

tr

Accomp1ishment

i

of

Zone

of

ct，Southwes

a

the
t

Japan：

Regional

Geologica1Map．Mem．Co11．Sci−
Kyoto
ハ仇4

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Univ．，Ser．B，Vo1．XXXII，，pp．

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P．159
村野義郎（1965）： 豪雨型山くずれの研究一
ハh4，PP．

第30号

豪雨型山くずれの研究（第2報）一天竜川上流流域について，新砂防，Vo1．19，肱4，PP．1〜6
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業調査報告㎜
科学技術庁研究調整局（1962）： 昭和36年
度特別研究中間報告，pp．153160

pp．15〜31
柏木日出治（1963）： 花嵩岩風化の研究（予報），広島大地学研究報告，此12，

pp． 319〜342
黒田和男（1966）： 風化花嵩岩による山くずれ多発地帯の地質・地形上の特性にっいて，

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近畿地区各大学連合水害科学調査団（1954）：
南山城の水害pp．

70〜73

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大石道夫・皆川 真（1961b）： 砂防調査における地形解析について（第3報）一特に

一22一

方およびその周辺における赤色土の産状と生成時期，資源研彙報，肱64，pp，31〜48