防災科学技術総介研究鮒1第11＋j・196パ1｛3月
551，311．21551，243（521．82）．㌦根県加茂・大東花陶岩類地帯における風化帯の
構遣と崩壊

人へ木

概大

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次
1．序

．111

言

3．2

．一・〕6

と（り関係

Hり

風化断［自i

■2い

論

ドjユ

，116

花闘せん緑岩黒雲母花闘岩

・116

4．討

・116

4．1

崩壊と風化侃：の分帯および粥造と

・・HT

4，2

原与■1質の風化帯形成に対する影響…12：1

・11丁

1．3

地形発連史からみた風化帯の形成…1！二三皿帯
風化帯のお石学的特徴
みかけ比重と粘i二分含有量の変化
組織と組成鉱物の変化

1．序

・i121

・・117

風fヒ帯の分帯

1帯

・117

地形而

…12：3

・117

地形巾iと風化帯構造との関係

・12〕

地形1幻発達史からみた風化俳構

…1「
・l1s

1．4

造の発達史
・一25
崩壊のポテノソヤルと風化帯構造…12G

積堆積物がお・拾っている場合が多い．1二記の災害

言

花陶岩類地帯には，近年しばしば大災害が発生

は斜面表層部を構成するこれら風化帯と，■L壌やしている．その例として，1938年7月の六甲山堆積物からなる部分の崩壌・浸食と，これによってもたらされたf二砂れきの運搬の過程とみなすことがてきる．この場合に，崩壊がどのような位置（災害科学研究所，

1938），

1953年8月の南山城（京都府，1957），1961年6月のf戸那谷

において，どのような規模と形態をとるかとし（う（林野庁治山課， 1964），そして・ 1964年7月の島根卯大原郡加茂。大哀地方等をあげることがてきる．これらの例ては，山腹，谷頭，渓岸な問題がある．また，

帯ては・度大きな災害の発／止した地．種の免疫性（小出，1955）を獲得し次どにおける著しい崩壊，ヒ砂の流出，河川のはんらんがひき起こされている．これらの災害発生ののかなり大きな降雨によっても崩壊を起こすこと

重要な原因とみなされるものは，これらの地帯をり，著しく浸食を受け続ける場合がある．このよ
うな差は何に起因するであろうか．このような違構成する花嗣岩類が著しく風化していること，および，そのような地帯に記録的集中豪雨があったこととされている．

がないのに対し，他の場所では崩壊を繰り返したいをもつ榑々の場所は空間的にどのようなひろがりをもつであろうか．これらの問題の解明には風花崩岩類地帯ては，一般にほさ」とよばれる

化帝の立体像を明らかにしなければならない．本

原岩の組織を残し，しかも砂質あるいは粘士二質の報ではこれを風化帯構造とよぶことにする．
花闘岩地帯風化の研兇は，・・方に倉いて，i1壌

厚い風化帯が地表下に形成されている1、！二㌧えば，

。

・〕り

未風化帯

皿帯

3．3

風化帯構造の概要

風化帯の分布と地形，原岩地質．H一2．調査地域の一般地質
3、花樹篶類｛おける風化帯
3．1

3．｛

小出，1952）1この．止二には，主としてこのよ
うな風化帯からもたらされた表層十壌，崖錐，沖学的興味の対塚として主としてト壌断面におけるfヒ学的，鉱物学的変化を対象としている．この檀一114一

鳥根県加茂・人東花鵠岩搬他併にふ・ける風什帯の榊追と崩壊一人八木の研究では，り1材のほさ」からの11壌形成に重点がお・かれ，原岩の「まさ化」については重点が場合にも，崩壊に重要な関連をもつほさ」の部

おかれていない．また，他方では止二木関係者によを含めて風化帯の立体的ひろがりについては，ほる研究があり，士木構造物の基盤としての花闘岩

とんど関心がはらわれていなかったようである．

類と，その風化帯に関心が払われている．しかし，本報では筆者は，島根県加茂・大東地域に分布

この場合には■ザとして「まさ」をとりのそいた末する花嗣お類地帯において，風化帯構造のはあく

分には重点がおかれていないようであり，「まさ」

風化岩あるいは・軽度に風化した部分幸申題としを試み，その発達史および崩壊との関係を考察している．これら両種の研究ぱ花閉岩類地帯の風化について寄与するものである．しかし，いずれの

た．

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136o

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X

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5

10kmn

藺黒雲母花闇岩

図一1 調査地の位置
2．調査地域の一般地質
ン鉱床群の北東方に位置している．地域の地質は地域の西北端部には，中新統大森累層の安山六類があり，黒雲母花崩岩とは断層関係で接している．
赤川お・よびその支流の河岸には，しぱしぱ段斤面

島根県地質図（西山・三浦， 1963），三浦（1966），安藤ら（1968）に記載されている．

があり風化した花闘せん緑岩の1二にれき・砂・粘止からなる未，または半固結の堆積物，拾よぴ，

それらを要約すると，地域西端郡に上部白亜系の流紋岩・石英安山岩質溶結凝灰岩類が分布し，こ前者の・一一部は松江付近の更新統乃木層に対比され

当調査地域は宍道湖の南方，

また大東モリブデ

そのヒに未固結の浮石質火山灰層がのっている．

れを貫く花鹿せん緑岩体が地域の大部分をしめ，る．後者は三瓶火山の新期の活動に由来し，松江

この北側に黒雲母花崩岩体が帯状に分布してし・る．

付近の古志原浮石層に対比されてし・る（三滴，一115一一

雛麟犠潮る瓢難磁繍暮機欝㌔㌢楓1966）．

地域周辺部の火山岩類からなる地帯は標高300m以上のややけわしい地形をなしているのに対し，の主として0層と，D層の 部が風化帯にはいる．
また，B層の一部がこれにはいることもありうる．
な拾，「まさ」という語は花嵩岩類の組織を保存

花崩せん緑岩の地帯は標高100m〜200mの起伏

したまのゆるやかな丘陵性の地形を示している．また・から由来する砂質土の二とおりに使用されているが，本報では前者の意味に使うことにする．

黒雲母花商岩の地帯は花闇せん緑岩地帯よりも起ま風化した部分，およぴ，そのような部分

a1

未風化帯

伏の大きい地形となっている．当地域の花崩せん
緑岩に類似した岩質をもつ花崩せん緑岩は頓原町

花尉せん緑岩付近，横田町付近，仁多町などに分布し，それら本岩は当地域の主要部をしめていて，山本の花闇せん緑岩地帯は周囲の花商岩やその他の岩
石の地帯より標高が低く起伏の小さい地形を示し，（1954）の大東花崩せん緑岩，石原（1966）のせん雲花崩岩（Gd）と同 岩体である．当地域

当地域と類似の地形的特徴をもっている．このこでは本岩の未風化帯は，大東町北東部遠所の渓流とはこれらの地方では花闇せん緑岩が周囲の岩石

ぞいにみられるほかは谷の遷急点付近にごく小さな露頭あるいは玉石としてみられるにすぎない．

よりも浸食されやすい特徴をもつことを暗示して

本岩は完晶質，等粒状，中粒，やや優黒色で，いる．

＆ 花陶岩類における風化帯
本報では風化帯，未風化帯という語を次の意味で使う．岩石の新鮮な部分を未風化帯と呼び，や露頭程度の．スケールでは，か左り均質な岩体であや風化して鉱物。化学的変化，軟弱あるいはもろ

くなりかけた部分から表土層をのぞく「まさ」状（三浦，1966）本岩の主要部と黒雲母花嵩岩との中間的鉱物組成のもの，拾よび局所的にやや優の部分までを風化帯と呼ぶ．したがって土壌断面

白質の部分をもつことがある．本岩体中にはアプる．しかしこぶし大の捕獲岩状包有物をしぱしば
もつこと，拾よび西縁部に緑辺相とよぱれている

表一1 花嵩岩類の鉱物量比

花
嵩
ぜ
ん
■

縁

b．65㎜21−6

23．9・

c．

65月1119−1

26，5

d．

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14−91

58，0

1．7

3．2

231

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46．8

2．9

6−2

1−71

1，o＝
o．9

65、皿5−7C

29．2■

18．3−

43，5

e．65刈19−7

21．1■

13，7

60，1

f．

24，8

65】皿20−6C■9．65珊20−7E
：

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65X皿21−5

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2，6

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…1

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1

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100．O1

33，9
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11．8

加茂町湯屡谷西方…1加茂町岩倉

1000i

47・5！

1O

O．1

34・8．

・・」加茂町雛谷

100．1

35，71

10，4：大東町」＝仁和寺

1㌧；ギ、1：1，1−LエムLlL1箒な＿一L＿一．＿L一＿L．、．

黒雲母花聞岩本岩は花1 せん緑岩の北側に，当地域東部からライトは少なく，ペグマタイトはほとんどみられない．本篶の主幾鉱物と蟹1比は（表一1），イf英

21〜29％，斜長石44〜60％，カリ長石9〜18

北部へかけて分布している．本岩は完晶質，等粒％，角せん石1〜4％，黒雲母（緑でしへ石も含む）

状，中粒でやや赤味を帯びた優〔色を呈し，本岩
体中にはアプライト脈が多い．本岩の1ヒ要鉱物は4〜8％てあるが，縁辺相では石英，カリ長石が増加し，斜長石・有色鉱物が著しく滅少している．
木1−1士蜜部では，石英，斜長石，カリ長石は径石英30〜37％，斜長石23〜39％，カリ長心
27〜39％，黒実甘2〜4％（三浦， 1966）で0．5〜1．mの優白色集合体をなし，その周囲を有角せん石は含まない．有色鉱物が著しく少なく，色鉱物が細長く，ほぼ連続的に何み肉眼的規模で花嗣せん緑岩にみられるような網状組繊はほとん

は納状の組織が認められる．この組繊は本1岩の風化しやすさに重要な意味をもつと考えられる．

どみられない．

一116一

島根県加茂・大東花嵩1岩類地帯における風化帯の構造と崩壊一大八木

3．2

風化帯の分帯に近い性質のものから表土層に近い性質のものま

風化帯では，未風化帯付近から表土層近くまでの間において，力学的諸量，比重，孔げき率，粒度分布などの物理量，化学組成，鉱物組成などのであるので，以下のように本帯は三つに区分される場合がある．

Ia帯

諸性質について，広い範開にわたって変化する．

これは皿帯に近い性質をもつ部分であり，一般に皿帯の直上に位置する．

しかしながら，これら諸量を野外で広域にわたり

lb帯

測定し，その変化の立体像をはあくす季ζとは困難である．ハンマーの打撃に対する風化帯の抵抗

これぱ1帯の代表的な部分であつて，上の皿帯の記載は主として1b帯を表わしている．

は広い範囲の差があり，しかも，のちにのぺるよ
うに〃値・硬度，比重，粒度，あるいは肉眼的，

皿C帯

顕微鏡的規模の風化程度，X線分析による構成鉱3．3 風化帯の岩石学的特徴
上の各帯の立体的ひろがりについては3．4にの

これは表土層に近い性質をもち，非常にやわらかレ・部分である．

物の変化との対応が認められる．したがって，本報ではこれをおもな基準にして，次のように風化べる．これに先立って各帯の岩石学的特徴の概要

帯の分帯を試みた．

を記載しておく．

1 帯
本帯の岩石は褐色を帯びているほかは原岩の組織，組成鉱物に著しい変化のない風化岩である．
これば・ハンマーの打撃に対してはかたく，ハンマーが岩石中にめり込むことはない，しかし未風化岩に比較してかなり割れやすい．本帯は未風化

みかけ比重と粘土分含有量の変化

花陶岩の風化程度が増大するにつれて，その風化岩のみかけ比重（または全比重bu1k density）
が滅小し，風化岩中のカオリノ鉱物の量が増加する例が知られている（Grant，1963）． 当地域の花嵩せん緑岩帯の「まさ」についてみかげ比重帝に接し，一般的にその上にあり，しぱしば未風化岩の玉石をもつ．

皿 帯
本帯の岩万はかっ色ないし灰かっ色を呈するかたい「まさ」である．これは肉眼では黒雲母，角

み
か
け

比
1互

2．5

せん石がかなり風化した」二うに見える．しかし，原岩の組織はほとんど乱されていかへ本帯の岩石は約1m上から自重でおろしたハンマーが1〜2cmしかはいらぬかたさをもち，さらに強い打撃に対して，直径1Cm以下の小れき，砂粒状に散乱するのみで粘ちょう性に欠けている．このため塊状試料の採集が困難である．この場合，やや大きな粒子は，先にのべた石英，斜長石，カリ長石からなる優白色集合部であって，黒雲母，角せん石などからなる優黒部によって0．5〜1cmの網目状に区切られた部分である．

1

2，O

1．5

帯

本帯の岩石はかっ色，黄かっ色ないし灰かっ色を呈し，著しく風化して軟弱，かつ多小粘ちょう性をもつ「まさ」である．これは，肉限的規模では，原岩の組織はあ重り乱されていない．約1m
上から自重でおろしたハンマーは，本岩中に数Cm以上はいり，あるいは露頭の表面を容易にく
ずしてしまう．本岩は粘ちょう性があるために塊状試料を取りやすい．本帯に属するものは，皿帯

一117一

0
I n

㎜・
粘．

図一2

10
mb

20％
皿。

二分の垣録比rまさ」のみかけ比重と粘土分
重量比との関係

1，皿……は風化帯分帯の各帯におけるrまさ」に含 まれる粘土分の平均重量比

風化花嵩岩地帯におけるがけくずれ・山くずれ等の磯構およびr知に関する研究（第1報） 防災科学技術総合研究報告 第14り 1 R

まさ」中の粘土分重量比との関係を図一2に

斜長石，石英ではこれらを切る亀裂ないし割れ示した．みかけ比重はGrant（1963）の方法に

目は未風化岩よりも増加し，これらの割れ目をかより，粘土分は水簸法により分離し測定した．

つ色の物質がみたしている．カリ長石にはほとんと「ど変化はみられない．

みかけ比重は花商せん緑岩の未風化帯では2■1の範囲にある．各帯の粘土分平均値は皿帝3．4％，2）皿 帯
本帯の岩石（「まさ」）では石英，斜長石，カla帯6，8％，lb帯11．3％，□c帯ZQ．O％である．図一2は，未風化帯からlc帯へ変化するに

則な割れ目が全体に発達している．これらの割れ〜2．59，皿帯では2．54〜2，131帯では2．19〜1．44

リ長石を切る規貝1」的（平行な），あるいは，不規

つれて，風化岩は急激にみかけ比重を減じ，粘土

目には，黄色の層状鉱物がはいっていることがあ分が増加することを示している．みかけ比重1．7

る．

黒雲母はすぺてZ二黄〜黄かっ色に変化し，結以下では粘土分の増加に比し，みかけ比重の滅小上，1帯は35〜3kg／cm3の範囲にはし（る．重た安藤ら（1968）の行なった標準貫入試験との晶の外形は著しく湾曲している．角せん石は細粒物によってやや不澄明化しているほかは著しい変化はない．斜長石はへき開に平行，あるいは網状の割れ目が多く，細粒の物質が増加して不澄明になる．カリ長石と石英は割れ目が発達するが新鮮関係は試験地点の露頭観察から，皿帯は〃値35なである．

いし40以」二，皿帯は35以ドと推定される．

本帯の粉末試料を1帯のそれとX線回折によって比較すると，図一4に示すように，黒雲母の底はにぶつている．

三浦（1966）の測定した硬度と，筆者の分帯との関係につし（ていえば，皿帯は35kg／cm3以

組織と組成鉱物の変化
さきに，「まさ」は原岩の組織を残存したまま

面の回折線は薯しく弱くなる．これに対して，長風化した部分であるとのぺた．しかし鏡下で観察

石の回折線は著しくは弱くならない．角せん石のすると，風化の程度に応じて組織の乱れが認めら場合は両者の中間的である．

れる．花商岩類の多くの組成鉱物は地表付近の温3）1

で，風化作用の進行にしたがって変化する．

1）1

帯

肉眼では組織の変化は明らかではないが，鏡下ではO．5mm前後の幅をもつ一種の 破砕帯
が度，圧力，その他の諸条件下では不安定であるの

帯本帯に属する岩石の組織は鏡下でも原岩のそれとほとんど変わっていない．しかし，組成鉱物に

黒雲母

は多小の変化がみられる．黒雲母では粒子の末端部から底面にそってくさぴ状にZ二黄色の層状鉱物が形成している．この場合，黄色の層状鉱物は，黒雲母の母晶はこの部分に向かって扇状にひろがり（図一3）底面に垂直方向に膨張した．ことを示している．未風化帯の花崩せん緑岩には緑でい石が存在したが，本帯においては緑でい石は著しい

長

石

皿帯

皿帯I帯

黒雲母とへき開面，光学的方向を共有していることから，黒雲母から変化したものと考えられる．

角せん石

変化はみられない．また角せん石にも変化はみら
れ在い．

黒雲母
図一4
一

鉱物の滅小

／黄色層状鉱物
注

図一3

風化帯分帯における原岩の構成

黒雲母母晶における変化

黒色部分は横軸に出現度数，縦軸に回折線の平均強度をとり，鉱物のおおよその含有量を示している．

118一

島根県加茂・人東花紬寺手類地帯におけろ風化帝の構造と崩壊一一人八木

顕著に発達してし（る場合が多し（．この部分は石英，

り，露頭では皿帯，1帯，未風化帯を観察するこ長石（主としてカリ長石），無色〜黄色の層状鉱とができない．このような，各帯の地表付近にお物の小片（0，1mm前後）と，微粒状鉱物（0．O1

ける分布状態のかたよりはどのようなひろがりをもつであろうか．図一5＊は，この点を表現するmm以下）の集合からなっている．
黒雲母はすべてZ二無色〜黄色，1またば灰色〜
黒色，X二無色の層状鉱物に変わっでわり，しぱし
ぱ湾曲し，あるいは小粒に分離している．X線回ために，表土層下に発達している風化帯の分布を示したものである．この図をもとにして，各帯の分布と地形，原岩地質との関連性を以下にのぺる．
風化帯の分布と地形，原岩地質との関係

折では10Aの回折線はほとんどみとめられない、り，全体に著しく不澄明化する．斜長石は，ほと

1）未風化帯，およぴ1帯の露出しているのは
おもに地域の東部であって，遠所川中。上流，山んど微細粒子がおきかえ，不澄明になり，割れ目

田川上流，およぴ幡屋川上流などの河岸，河床にには層状鉱物がはいっている．しかし，かなり風みられる．未風化帯はとくに，これらの谷の狭さ化した斜長石でも，粘土鉱物の回折線はほとんど

く部，遷急点付近に多く見られる．

現われない．カリ長石は多少不鮮明になり，石英は亀裂が多いほかは著しい変化は認められない．

列は，黒雲母一角せん石一斜長石一カリ長石一石

地域北東部の丸倉山，大平山，八十山は標高400m前後の当地域としてはけわしい連峰と在っていて，未風化帯，あるいは1帯の広大な地域となっている．この原因は，これらの山体は熱水変質作用を受けて硬化した花崩岩からなっている

角せん石はへき開にそう割れ目に層状鉱物がはい以上のことから，当地域の花嗣せん緑岩，黒雲
母花樹岩における主要造お鉱物の風化しやすさの序
英の順になる．この序列は，黒雲母と角せん石の（三浦，談話）ことによるのであろう。

順序が逆になつている点に拾いてGo1dich（1938）のものと異なっている．岩石を構成すしか分布していない．これらは，一般に玉石の多る鉱物が，上の序列の左側のものが多いほど，そい部分として小さい谷の遷急点付近に存在していの岩石は，鉱物粒径，組織が同程度ならぱ，すくなくとも当地域の受けた地質，気候条件Fでは，る．このことは，東部の例とともに，後にのぺる
風化帯の形成，地形発達に関連し重要な問題をも風化しやすく，右側のものが多いほど風化しにく

つている．

地域中。西部では，未風化帯，1帯は散点的に

2）皿帯の卓越している地帯は，a）東部の大いということができる．

また，風化作用の進行につれて岩石組織がしだいに乱れていくことも見のがす〜二とはできない．

はるえ

東町針江一西谷を結ぶ線より以東の地域，b）中央部の加茂町加茂中の西から湯屋谷へいたる帯状

風化の進行につれて，力学的強度の滅少が対応す
るのは，風化による個々の鉱物粒子の力学的強度の地帯，C）西北部の加茂町大竹から中山へいたの減少のほかに，上に述ぺた組織の乱れも影響すa）の地帯では遠所川・別所谷，山田川に沿う斜面において未風化帯，および1帯をとりまいて皿帯の分布がみられる．地形は後述する中央部，るであろう．

3．4 風化帯構造の概要
先にのべた各帯は一般に深部から表層へ向かって未風化帯，1帯，皿帯，la帯，1b帯，lc

る帯状地帯である．

南西部の1帯の卓越している地域に比較して起伏量は大きく（60m以上／250m方眼，河野ら，

帯，表土層という順序の累帯（Z（〕ning）を示し1968），ている．これは，全体としてこの系列をもつということであつて，一つの露頭ですべての帯が必ず全体としてけわしい．

谷のこう配は急であり，谷幅は狭く，見られるということではない．

帯が卓越する地帯があることは，この方向の断層

各帯の厚さは地域によって著しい差異が認められる．たとえぱ，加茂町大竹付近では1帯の厚さの存在，あるいは，この線を境として原岩質の相針江から西谷を結ぶ線を境として，その東に皿異などが考えられる．しかし，野外では断層の証
拠は認められない．この地帯には，カリ長石・石英のやや多い優白質の部分が局所的にあり，そのような所は針江小学校北のように周囲よりも比高は1m以下で，しぱしぱ表土層の下はすぐ皿帯とみなすことができる．また，加茂町加茂中付近では表土層の下に10m以上の厚さを有する1帯があ＊I帯は，一般に未風化帯と皿帯との境界付近にみられるが，きわめて薄いので図には表現しなかった．

一119一

風化化闘ギ地仰1二おけろかけくずれ・1」jくずれ等の機キ椀合よひi二知に閑丈ろ叶たりい柵」〕1lガ｝学核術宿ミの高い部分がある．しかし，未風化岩のモード分
析では他の地帯と明らかな差は認められない．

ド榊沽第〕りi「州ら比高30〜60m．止にあるF鵯，あるいは越木谷付近でぱ，a），b）地帯のような丘峻性の地形をb）の地帯では大西から高麻山を経て北東への示し，こう配のゆるやかな長方形の平たん谷底面

びる尾根は標高190mに達する部分があり，付近が良く発達している．H帯はこの平たん谷底面上の地帯よりもけわしし（地形をもっている．この特にのる小起伏の丘陵にみられる．

徴は，この地帝の尾根付近を走る幅の広い安山岩
質岩脈によるものと考えられる．しかし，皿帯の牽越する原因ぱ明らかてはない．

C）の地帯は大竹から中山へかけて分布する黒雲母花陶岩，およぴ，この南・延野，神原へかけて分布する花崩せん緑岩縁辺相（三浦，
安藤ら，

1966；

1968）とほぼ］致する．したがって、この地帯に関するかぎり，□帯があまり発達せず
皿帯が卓越していることは原岩質の性質によると

風化断面

皿帯，あるいは凹帯の卓越した地帯で，地表から地ドヘむかって風化帯はどのような分布構造をもつているのであろうか．Hongkongの花蝸岩地
帯では凹形の丘陵（concave h〕1）では上部は斜面の急速な後退によって新鮮な岩盤が露出し，斜面中腹部，脚部，ベディメソトの部分では風化帯が厚くなるような断面を示し，地形の回春に」二って下流に生じた支谷のまわりには凸形の丘陵した地帯と同様に，1帯の車越した地帯に比較し（convex hi11）が生じ，ここでは風化帯はほぼ水平な層状となっていて尾根線直下が風化帯のてけわしい地形を示す．

最も深いところとなつている（B（・rry

いうことがいえる．この地帯は，他の皿帯の卓越

and3）1帝の卓越した地帯はa）地域南東部の大Ruxton，1959）．三河高原，吉備高原，西条

東町下分（針江の南）から幡屋，仁和寺へいたる盆地などでも，上の二つのタイプが認められ，こ地帯，b）地域中・西部の加茂町東谷，新宮，猪の場合にはconvex

尾，南加茂を含む広大な部分，および，C）皿帯の卓越した地帯に小面積で点在するものなどであ化は老年期的地形による浸食速度の低下によると

る．

a），b），の両地帯は漂高100〜120m以F，
起伏量小さく0〜50m（河野ら， 1968）の丘陵

hi1lに拾ける風化帯の水平いう考え方がある（柏木，1963）．いずれにしても，風化断面などで代表される風化帯構造の解
明は風化帯発達の地史を考える上で重要である．

広い性地帯となっている．こう配のゆるやかな，幅の平底で長方形に近い（黒田，1966） ・」・

花崩岩地帯の崩壊がどういう形をとるかという問
題も，風化帯構造に大きく左右されるであろう．
この場合には，精度の高い丘陵単位の断面が要求

谷が無数に発達し，水田として農耕に利用されてされる．

いる．以F，このような谷底面を平たん谷底面と風化帯構造は通常の地質図学的方法では描くこよぶことにする．これらの小谷を隔てる丘陵は，とはできない．路面の切取部分は地表付近に隈ら脚部の急傾斜な凸地形（con・ex hi11，あるいは上昇斜面），または，脚部が崩壊によって形成れるので，深部の状態は試錐，あるいは，これによって十分対比された物理探査によらなけれぱならない．当地域で行なった試錐は深度，本数ともされた急崖からなる特異な形態を示している．

C）の地帯では皿帯の卓越する地帯に点在する

1帯の分布地は，付近の谷底から30〜5qm上のに不十分であったが，それにもかかわらず重要な情報が得られた．

1）小丘陵の横断面
凹帯の卓越した地帯に拾ける風化断面は加平たん面・あるいは小起伏の丘陵となっており1

11〕

標高は120〜180mぐらいである．この一例は大厚さ10m以上の1c帯があり，さらにこの上に三茂町中村（図一6a），および大東町上佐世（図6b）によって代表される．これら2断面では
等〃値線は山脚付近において地表にやや平行であるが，尾根のF方では地表の傾斜よりはるかに緩傾斜になり水平的になる．したがつて，〃値から瓶火山に由来したと忠われス火山灰がおおってお推定した皿帯は山脚部では薄く，尾根では厚い．

東町宮内谷の尾根にみられる．この付近では，谷底とそれにそう道路には1帯，あるいは玉石の露出がみられ，皿帯が谷底から20〜30mの高さ重であり，この上に口帯がみられる．その上部には（2）

り，またシルト層がお・圭・っている場所もある．遠所川の中流付近は渓谷的である．しかし，河床か皿帯の薄い延野における断面（図一6c）では，等〃値線は山脚から尾根付近まで地表面に

一120一

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大東地域花商岩類の風化分帯地質図
■

加茂

5
図

島根県加茂・大東花樹岩類地帯に拾ける風化帯の構造と崩壊一大八水

55m

a
1O−l
10−2

ほぼ平行であり，〃値から推定した1帯の厚さもほぼ一様である．

／3〕

50

リ

皿帯の卓越する地帯でば試錐資料を欠いている．崩壊あとの観察によると，表土層と皿帯，
・？

＿＿．．1O

あるいはごく薄い皿帯と1帯の境界は斜面に平行45

的である．1帯と皿帯の境界は，大竹北方の例では，地表下12m付近で地形に平行的に分布してい夕4一一．．一一一一一一＿一一一一2040る（安藤ら，＿．、＿＿＿＿＿50

0

10

20

35

40m

30

60m

b
2−1

↓l110

1968．試錐No．5倉よぴ電探御」線

No．13から推定）．
2）地域の断面
上の風化断面，分帯地質図，試錐資料，電探資料をもとに当地域の風化帯の断面図を図一7に示一一一一一一一一一一一30

55

した．1帯の厚い場所は標高30〜80mの丘陵性地帯，標高80〜120mの尾根，谷頭付近，拾よび，東部の標高110〜190mの所にみられる．これらは分帯地質図における1帯の卓越した地帯に

2−2

2−3

タタ／

一．一20
一

ほぼ一致する．なお，これら三つのそれぞれ標高の異なる地帯は，地形的に別の位置にあり，この問題については後に考察する．

50．＿一一30

4．討、一一一一40

・：．二．→／

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10

／1

／

30

4．1

45

！一50

論
崩壊と風化帯の分帯および構造との関係
河野ら（1968）による崩壊悉皆調査の原資料を40mもとにして，崩壊と風化帯との関係をみてみよう．

図一8ば皿帯，および1帯の卓越した地帯に拾55m

ける崩壊の深さの度数分布である．皿帯の卓越し50た地帯では，崩壊の深さは40cmが最大で，40〜60cmの範囲が多い．これに対し，1帯の卓越した地帯では，崩壊の深さは80cmが最大であり，

ぐ ・20
6−2rノ∴・30

0

10

20

図一6

30

40m

〃値断面図

45

かつ200cm以上のものが3％もある．後者は大部分地すぺり的形態をもつものである．皿帯の卓越した地帯と1帯の卓越した地帯との間で，この40ような差が生じた理由は何によるのだろうか．

35

表一2は上に取扱った崩壊の崩壊面が風化断面のどの位置にあるかを表わしている．この表において，「玄さ1」は風化帯のごく表層部，あるいは最上部を表わし，「重さ2」は風化帯の内部，
あるいは深部を表わしている（河野ら，1968）．
皿帯の卓越した地帯における崩壊は「まさ1」，

a：大東町上佐世

すなわち，風化帯の最上部で滑落するものが多く，

b：加茂町中村
C：加茂町延野

66．7％に達するのに対し，「まさ2」，すなわ
ち，風化帯の深部に拾よぷものは30．0％と少な

矢印は試錐位置，2−1，2i2，…

い．一方，1帯の卓越した地帯の崩壊では，「まば試錐番号，断面内の数値は〃値，Sはさ1」で滑落するものが32．9％・

表土層，dは崖錐をあらわす．

及ぶものが65．8％となっている．したがって，

一121一「まさ2」に

風化花嵩岩地帯に拾けるがけくずれ・山くずれ等の機構拾よぴ予知に関する研究（第1報） 防災科学技術総合研究報告 第14号 1968

別
所
谷

A

m

200−
l00一

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遠
所
川

Aノ

十舛十十十

…

ー200m

十1 二100

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日木風fヒ榊：

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．川．、．・…午手 リ）iI 一． 二・、・許B／

崖＝200m
川一100

干

二0

2km

1

図一7 地域の断面図
崩壌面は皿帯の卓越した地帯では風化帯を深く切％

30

りやすく，皿帯の卓越した地帯では風化帯を深く

一皿帯
l

1

i一一1H帯は切りにくいといえる．そして，このことは，崩壊面が皿帯は切りやすいのに対し，皿帯は切りにくいことを暗示しているのである．
これら二つの帯にお・ける崩壊の代表的例を図一9に示した．皿帯の卓越した大竹の例では，風化

ひ

帯分帯の境界面は地表面に平行的であり，□帯はん20

ごく薄いか，あるいはほとんど欠いている．そのために表土層と風化帯との境界は硬度あるいは透度

水度の差が大きい．崩壊面は皿帯をほとんど切ることがない．この場合の典型的崩壊は，主として表土層と風化帯最上部からなる表膚板状体（小出，
10

ひS
〃1・皿

S
．延∵
、ダー二一一皿」＿＿，」＿・

020406080100120140160180200200㎝
崩壊の深さ
以上
図一8

』！蝋・・ン．三11・ニニ三㌢．・・．I、二

a．

b．

図一9

皿帯または1帯の卓越した地帯

崩壊の断面

a：皿帯の卓越した斜面における典型的における崩壊の深さ
河野ら（1968）の悉皆調査原資な崩壊（表層型）
b：□帯の発達した斜面における典型的料にもとづく．

な崩壊（深部型）

一122一一卜・・篶根県りヨi茂・人東イ榊川類地州1も・ける風化帯の構造と崩壊一一人へ木

表一2 崩壊面の位置
崩壊面の位置㈱表土A颪・；丁□T一岩％1
2．7166．7；30．0

皿帯の卓越している地帯．一＿＿」一＿］1帯の卓越している地帯

2．5

！

一＿

32，9

65．8

0・7
一一＿＿＿一＿1

工．3！

この表は河野ら（1968）の原資料から，著者の分帯にもとづいて再綿した．

1955）の崩落した，表層型崩壊（三浦，1966；

拾よびアプライト質花闘岩は花商岩類の中ではも安藤ら，

っとも風化しにくい岩石といえる．

1！、〕とでもいうべきタイプのものである．1帯の卓越している地帯では，風化帯分帯の境界は地形断面よりも水平的てあり，しかも，□帯は通常深く発達している．崩壊面は皿帯を深大竹付近には黒雲母花崩岩，拾よぴ花商せん緑岩縁辺相（鉱物組成のうえでは黒雲母花商岩と花
商せん緑岩との中問的性質をもつ）が分布してし（く切る。○が一一般的であって，崩壊は深部型といメ．

る．この地帯は皿帯の卓越した，ややけわしい地

るタfブ

帯となっており，隣接する花陶せん緑岩の地帯はである．

）場合の崩壊由iは節理面に・致する場合が多く（一三浦，1l）66；安藤ら，1968），

1帯が卓越し，よりゆるやかな地帯となっている．

また節理血のない郁分を切る場合もある．

このような，風化帯の発達状態のちがいは，花崩

4．2 原岩質の風化帯形成に対する影響
花崩岩類が古生層，中生層，火山岩類，変成岩

せん緑岩と黒雲母花尚岩あるいぱ花商せん緑岩縁
辺相との風化しやすさ，風化速度のちがいによる類（片麻岩をのぞく）と接する地方では，一般に，のであろう．これらの岩石の問には・破砕程度，前老の占める地帯ば後者の占める地帯よりも標高粒度に関して大きな相異は認められないので。そのような風化速度のちがいは，花崩せん緑岩では風化序列（3．3）の左側に属する風化の容易な黒雲の低い起伏のゆるやかな地形をなしている．その原因は花崩岩類がこれら他の岩石よりも風化。浸食されやすいためとされている．当地域の地形的特徴は，上の一般的経験論と矛盾していない．

母，角せん石，斜長石を他の二つの岩石よりもば

大東町飯田の段丘堆積物のれき檀（表一3）は，大部分は安山岩その他の火山岩で占められ，花闘岩類としては，風化したアプライトおよぴアプラ
イト質花闘岩は13．8％ある．しかし花商せん緑岩は全くみとめられない．露頭の基底，拾よぴ周れに関連して化学組成の差（表一1），拾よび組

るかに多く含有しているという鉱物組成の差，こ織の差によるのであろう．

しかしながら，かなり均質な花闘せん緑岩の分
布地帯のうちで，地域東部遠所川，別所谷河岸に
1帯，皿帯が広く露出することは，原岩質のちが囲は花闘せん緑岩であるので・このれきがないこ

いでは理解できないことである．この地帯と地域とは，堆積当時花闇せん緑岩が著しく風化し，近中央部との間に風化帯形成後の新しい断層の証拠はなく，後者の地帯に破砕作用の著しい証拠もな

くへの運搬作用に対してもれきとして残らなかったためと考えるべきであろう．なお，アプライト，

表一3い．したがって，この地帯の風化帯の特徴は地形
発達史の面から埋解しなけれぱならないと考えら

段丘堆積物れき層中の幻き種

れる．

大東町飯田木次線沿線露頭

岩

石

名

個数

4．3

9

13．8

安山岩，玄武岩

2640．O

流紋岩，石英はん岩

16

21．6

アプラィト，アプライト質花崩岩

7
7
1

10．8

65

1O1．5

凝灰岩，凝灰角れき岩
1砂岩，ソルト岩
一

1頁

岩
計
一

一

1

地形発逢史からみた風化帯の形成

地形面

％

1O．8
1．5

白亜紀末に花崩岩類がへい入後，地域およびその周辺では浸食作用がいちじるしく行なわれたにちがいない、中新世にいたって，地域付近でば東の大東町東部。八雲村・東出雲村。広瀬町付近，

拾よび西の出雲市・佐田村・掛合町付近に大きな湾入を生じた，これら両地域の花崩岩類は他の白亜紀火山岩類とともに中新世堆積盆の基盤となった．この時期に，当地域の花商岩類は半島状に中一123一

風化イち樹岩地帯におけるがけくずれ・山くずれ等の機構およびP知に関する研究〔第1報）

表一4

防災科学技術総今研究報告

第141j

I州R

加茂・大東地域の地史

1．酸性火山活動

白亜紀後期

2．花闇岩類のへし（入白亜紀末一古第三紀初期（？）

3．浸食作用，準平原化

漸新世一中新世（中国脊稜準平原，吉備高原面？）
4．付近の地帯の湾入

中新世

堆積作用，火山活動
5、瀬戸内面の形成（当地域周辺の300m面）

鮮新世一更新世初期

6．何段かの小平たん面，平たん谷底面

更新世中期一後期の中期

7．一20m

更新世後期の末期までの赤川の下刻

8．海水面の上昇，赤川とその支川，支谷の埋積

現世

新世の海面上に露出して，風化・浸食作用を受け

ルト層は松江付近の乃木層，および大山付近の高たであろう．当地域の周辺部には，標高300〜
400m前後の峰が連なっている．これは島根県東部の日本海側に帯状に発達する300〜400m切峰

姫層に対比されて拾り（三浦，面の一部となっている（大石，未発表資料）．山

口県北西海岸に発達している200m前後の面は瀬戸内面とされて拾り（貝塚・1950）・そこでの1966），後老は30，200±3，500年より古いので・40m段丘性平たん面は洪積世後期，とくに約30，000年前重でに形成されたことになる．地域南西部の南加茂一帯には，標高30〜40mの密に発達した平たん谷底

第四紀以降の総上昇量は300〜400mである．一面と，比高30m前後の小丘陵とによって特徴づけられる地形がある．この平たん谷底面の一部には，方，当地域付近では第四紀以降の総上昇量は400

さきの段丘面に連続する部分が残存している．し〜600m（Hatori et a1．，1964）であって，総上昇量と切峰面の標高との比は山口県北西海岸
におけるそれとほぼ同程度である．両地域における上昇の時期に大差がなけれぱ，当地域の300〜
400m切峰面は瀬戸内面に対比されるであろう．

たがって，30〜40m谷底面はさきの段丘面形成
時期に形成されたと考えられる．

上にのべた三つのレベルの地形面形成に関する
時間的相互関係については，次の場合が考えられる．

この場合には，300〜400m面は鮮新世末期〜更（1）すぺて同一の時期のものである．

新世初期に形成されたことになる．

（2）すぺて別の時期のものである．

その後，当地域には現在，小平たん面，平たん
谷底面として残された地形が形成された．それら（3〕そのうち二者が同一の時期で他は別の時期である．

u）の場合には，下限はわからないが，上限は約

は，次のようなものである．

地域東部遠所川，山田川の中・上流域には標高

30，O00年前である．（2），あるいは（3〕の場合には，

150〜200mの平たん谷底面が発達して一る．地
域中央部には標高80〜120mの尾根線と，標高70〜100mの小規模な平たん谷底面で特徴づけ

第四紀のほぼ連続的な海水準の低下あるいは陸地

られる部分があり，またソルト層でお拾われた小上位のものほどより古期のものであろう．これら

平たん面もある．谷底面付近にはしぱしぱ青灰色の面の形成時は，瀬戸内面に対比されると考えたの上昇（小林，1963）を考えると，先にのべた
平たん面，平たん谷底面の三つのレベルは，よりの水平ないし，緩傾斜で成層したれき，砂，シル300〜400m面形成後から30〜60m段丘面形成

トの互層が残存している．

時期にわたるから，早期洪積世後期から後期洪積

当地域には斐伊川，赤川河岸に標高30〜60mの河岸段丘面がある．これはれき，砂，ヅルト眉におおわれ・その上に茶かっ色ローム層・黒色バ
ンド，黄色火山灰層が載っている．れき，砂，シ

世中ごろにわたるものと考えられる．

30〜60m段丘面形成後，赤川流域の浸食基準
面は一20m （現在の海水準に対し）前後一まで下＊がった．この時期はウルム氷期の第1〜第1V亜氷

一124一

島根県加1．ゼ人火花1紺1繍地帯にお・けろ風化俳の構造と崩壊一一人八木期にあたるであろう．その結果，浸食作用が進みヒの考察によつて，風化帯の主要な部分，とく30〜60m段丘面，および，この面に関連して形に皿帯の発達した部分は地域東部では150〜200

成された30〜40m平たん谷底面はかなり浸食しmの平たん谷底面，中央部では70〜80mの遷急去った．氷期が終わり，海水面が上昇しはじめる
点，そして，南西部では30〜40mの平たん面，こと（後氷期の海退）によつて，斐f芦川，拾よぴ， 平たん谷底面で代表される各レペルの上側に，あ赤川の運搬力が衰えはじめた．これにつれて赤川る範囲の広がりをもって，水平的に分布している流域では，とくに浸食作用が衰え，堆積作用が増ことが明らかになった．
大した．この傾向は，海水面が現海水準，あるい
筆考は，このような風化帯構造の成因に関して，は，それよりやや上に達したといわれる5，O00年
次のような仮説を考えている．
前ごろ以降（小林， 1962）著しくなったであろ風化帯が形成されるとき，ある期問，ある領域

う．

にわたつて，風化作用がこれよりド側にはほとん

地形面と風化帯構造との関係

ど進行しないという風化作用の下限面の存在が想

1）さきにのべたように，地域東部，遠所川，山田川の中上流部下鵯，越木谷付近には，150〜定される．下限面が上の領域においてかなりの長期問一定の高度に固定されれぱ，気侯，岩質その200mの平たん面，あるいは平たん谷底面が発達
他の風化作用に関係をもつ要因が一定なら，下限している．ここでは，巨視的風化帯構造は地域の面より上側によく風化した風化帯を形成すること
断面図（図一7）に示されたように，水平的であになる．この場合，風化帯のF底面ばその位置にり，］帯は平たん面の上部，あるいは平たん谷底
風化作用の下限面が停滞していたことを示してい面の上側に位置する小起伏の丘陵群にある．1帯， る．下限面を長期間，一定の高度に固定するか、
未風化帯はその下に水平的に分布している．
2）地域中央部の猪尾川東側山地では，標高

あるいは，急速に下降するか，という下限面の位置を制御する要因は，その領域を含む流域におけ

80〜120mの谷頭，尾根線付近に1帯がよく発る浸食の基準面の変動であろう．
達している．谷の遷急点は70〜80m付近にあり，浸食の基準面を重視した理由はFのようなこと
そこにI帯，あるいは未風化帯が露出している．

による．

図一7に示されているように，1帯（および未風化帯）と皿帯，皿帯と1帯との境界面は山頂下付
近のある範囲にわたつてほぼ水平的である．このような特徴は湯屋谷付近，砂子原，石井谷，宮内谷付近等にもみることがてきる．
3）地域南西部，南加茂・神原・三代の地区でさきにあげた，当地域の例は，風化帯の下底面がある領域にわたって，平たん谷底面群のレベルにほぼ一致，またはややド側に，これに平行的あ
るいは水平的であって，両考の形成は相互に密接な関係にあることを示している．一方，あるレベ
ルの平たん谷底面群の形成を制御する要因は，浸は，尾根線は標高60〜80mと低く，平たん谷底
食の営力，岩質などの要因を別にすれぱ，平たん
面は標高30〜40mであるので，起伏量は30〜
谷底面群の含まれる流域における浸食の基準面の40mときわめて小さい．1帯は尾根線，およぴ
変動であるとみなされる．これら二つの関係から，山腹斜面に広く分布している，しかし，谷底付近
風化作用の下隈面の位置を制御する重要な要因とには皿帯，あるいは1帯が露出することが多い．
して，浸食の基準面の変動が注目されるのである．
電探御」定結果（測線No．15，安藤ら，1968）で上の仮説をもとに，当地域における風化帯の構は山頂下約40m付近（ほぼ谷底面のレベルに相当する）に高比抵抗値があらわれている．これらのことから推定すると，風化帯，とくに口帯の部分

造発達史を考察してみよう．ただし，ここてば，さきに示した地形面形成に関する三つの場合のうち，（2〕の場合についてのみ，のぺることにする．

はこの地区に発達する30〜40m平たん谷底面よ1）瀬戸内面形成後，おそらく洪積世前期の末

り．ヒ側に存在し，水平的な構造をもつていると考期〜洪積世中期の初期にかけて，現在の標高でえられる．
地形面発達史からみた風化帯構造の発達史

150〜200m付近に浸食基準面が下がり，150〜
200m平たん面，平たん谷底面を形成した．地域＊簸川平野の深井戸資料（経企庁，1968）から推定．

1964），拾よび加茂町中村付近の電探No．2の資料（安藤ら，

一125一

風化花崩岩地帯におけるがけくずれ・山くずれ等の機構拾よび戸知に関する研究（第1報） 防災科学技術総含研究報作 獅M｝3− 1g68

東部のこのレベルより上側の主要な風化帯の構造はこの時期に形成されたものであろう．なお・この地区では，現在の河岸，河床にほとんど風化していない部分が露出している理由は，この地区にへの（面的な）拡大崩壌か，あるいは新生崩壊が重要な問題であろう．な拾・奉土層形成の時問的問題については土壌学の分野からの研究が必要である．

2）H帯の卓越した地帯では，一度崩壊した地

おける谷の下刻は，ごく新しい時代に急激に行な＊われたことを示している．

点であつても，表層型崩壊のポテンシャルを長期

2）その後，お・そらく洪積世中期の中ごろ，現間失ったとは考えられず，また深部型崩壊に対し在の標高で80〜120mに浸食基準面が下がり，ても著しくはポテンシャルを失ったとは考えられこのレベルの小平たん面，平たん谷底面が形成し，

大竹付近から新宮，湯屋谷，石井谷付近へかけてない．表層型崩壊のポテンソヤルは，先にあげた理由によって回復が早いであろう．この地帯では，の尾根線ぞいにみられる風化帯を形成した．しかし，これらの地区でも，猪尾川，中村川，幡屋川

崩壊しやすい物質の存在量に関しては，小々の崩1帯は谷底面上に水平的に広く分布しているので，

これよりも後の時期の風化によると考えられる．

壊によっても大きな変化がないわけである．
1帯の卓越した地帯の崩壊あとは，その後の降3）その後，洪積世後期の前期にいたって，現雨によって表面浸食がはげしく，これによって下1在の標高で30〜60mに浸食基準面が下がり，段流の河川への土砂の供給が問題になっている．また，1帯は軟弱な風化帯であるので人為的作用をの中・下流流域の河岸斜面にみられる風化帯は，丘面が形成された．この時期には，地域中央部拾よぴ西部に位置し，沖積地に接する山体の30〜
脅0mの部分ははじめて風化作用を受けたであろ

加えやすく，そのために崩壊のポテンシャルを高める場合が多い．1帯の卓越した地帯は上にみてう．この代表的地帯は南加茂・神原・三代の一帯，きたように防災上問題の多い地帯であると考えら

猪尾川，中村川，幡屋川の中・下流流域である．

れる．

u）の場合（p．124）では，三つのレベルの上側の謝辞：丸山文行部長，大石道夫室長には原稿校

風化帯は，ともに洪積世後期ころ形成されたこと

閲を，大阪大学武司秀夫教授，東京工業大学小坂になる．そして，u）〜（3〕いずれの場合によっても，

丈予助教授，地質調査所藤井紀之氏にはご指導を，

地域の主要な風化帯構造の骨格は洪積世後期の中当部鈴木宏芳氏にはご助力を，林農試験場河野良

ごろ，約30，000年前までに形成されたことにな

治氏には原資料使用許口∫を，島根県工業試験所一二浦清氏，総合振興室，土木部の方には多大の便宜る．

4．4 崩壊のポテンシャルと風化帯の構造上の考察によつて，表土層形成の問題をのぞけを賜わった

ぱ，地域の風化帯の形成は10〜20年のオーダーの問題を取扱う場合には，しかも人工的刺激が著しくない場合には，問題にしなくても良いことが明らかになった．この考えにもとづいて，当地域に拾ける崩壊のポテンシャルの変化について考察記して謝意を表したい．

引 用 文 献1）安藤武。黒田和男・柴藤喜平・三浦清（1968）：島根県大原郡地方における崩壊とそれに関連する花闘岩の風化機構にっいて．防災科学技術総合研究報告，第14号，31−75．

してみよう．

1）皿帯の卓越した地帯では，一度崩壊した地点は表層型崩壊に対しては，1帯の卓越した地域に比較してより長い期間，崩壊のポテンシャルを失っているとみてよいであろう．表層型崩壊のポテンシャルは，かなりの厚さの表土層が形成され

2）

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3）Go1dich，S．S．（1938）：Astudy

なけれぱ回復しない．皿帯と1帯を比較すると，これらの諸性質から考えて，皿帯の方が1帯に倉

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けるよりもはるかに土壊化しにくいと考えられる．

46，

17．58．

したがつて，皿帯の卓越した地帯では斜面の側方＊この点は，（2〕の考え方の難点である．

一126一4）Granweathering．ノ．G20∠・・

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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一一大八木

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一・小林忠一・黒鳥忠。有光一登。、宮川ααyα〃ααy〃｛舳γα＾，13，
65−73．
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Yoshikawa（1964）

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