ISSN 0917-057X

防災科学技術研究所研究資料 第四一八号

第418号

March 2018

Technical Note of the National Research Institutefor Earth Science and Disaster Resilience: No.418

土砂災害予測に関する研究集会
2017 年度プロシーディング
Proceedings of the Workshop on the Prediction ofLandslide Disasters, 2017

土砂災害予測に関する研究集会
２０１７年度プロシーディング

Tennodai 3-1, Tsukuba, Ibaraki, 305-0006 Japan

防災科学技術研究所

National Research Institute for Earth Science and Disaster Resilience

国立研究開発法人

防災科学技術研究所
National Research Institute for Earth Science and Disaster Resilience, Japan

防災科学技術研究所研究資料

防災科学技術研究所研究資料
第 392 号

地すべり地形分布図 第 58 集「鹿児島県域諸島」27 葉（5 万分の 1）．2015 年 3 月発行

第 351 号

新庄における気象と降積雪の観測（2009/10 年冬期） 31pp．2010 年 12 月発行

第 352 号

平成 18 年度 大都市大震災軽減化特別プロジェクトⅡ 木造建物実験 - 震動台活用による構造物の耐震性向上研究 -第 393 号

地すべり地形分布図 第 59 集「伊豆諸島および小笠原諸島」10 葉（5 万分の 1）．2015 年 3 月発行（付録 CD-ROM）120pp．2011 年 1 月発行

第 394 号

地すべり地形分布図 第 60 集「関東中央部」15 葉（5 万分の 1）．2015 年 3 月発行

第 395 号

水害統計全国版データベースの整備．発行予定

2011 年 1 月発行

第 396 号2015 年 4 月ネパール地震（Gorkha 地震 ) における災害情報の利活用に関するヒアリング調査 58pp．2015 年 7 月発行

地震動予測地図作成ツールの開発（付録 DVD）155pp．2011 年 5 月発行

第 397 号2015 年 4 月ネパール地震 (Gorkha 地震 ) における建物被害に関する情報収集調査速報

第 355 号

ARTS により計測した浅間山の火口内温度分布（2007 年 4 月から 2010 年 3 月） 28pp．2011 年 1 月発行

第 398 号

長岡における積雪観測資料 (37)（2014/15 冬期） 29pp．2015 年 11 月発行

第 356 号

長岡における積雪観測資料（32）（2009/10 冬期） 29pp．2011 年 2 月発行

第 399 号

東日本大震災を踏まえた地震動ハザード評価の改良（付録 DVD） 253pp．2015 年 12 月発行

第 357 号

浅間山鬼押出火山観測井コア試料の岩相と層序（付録 DVD） 32pp．2011 年 2 月発行

第 400 号

日本海溝に発生する地震による確率論的津波ハザード評価の手法の検討（付録 DVD） 216pp．2015 年 12 月発行

第 358 号

強震ネットワーク

Vol. 29（平成 22 年 No. 1）（CD-ROM 版）．2011 年 2 月発行

第 401 号

全国自治体の防災情報システム整備状況

Vol. 30（平成 22 年 No. 2）（CD-ROM 版）．2011 年 2 月発行

第 402 号

新庄における気象と降積雪の観測（2014/15 年冬期 )第 353 号
第 354 号

地形・地盤分類および常時微動の H/V スペクトル比を用いた地震動のスペクトル増幅率の推定

強震データ

242pp．

16pp．2015 年 9 月発行

47pp．2015 年 12 月発行
47pp．2016 年 2 月発行

第 359 号

強震ネットワーク

第 360 号

K-NET・KiK-net 強震データ（1996 － 2010）（DVD 版 6 枚組）．2011 年 3 月発行

第 403 号

地上写真による鳥海山南東斜面の雪渓の長期変動観測（1979 ～ 2015 年） 52pp．2016 年 2 月発行

統合化地下構造データベースの構築 ＜地下構造データベース構築ワーキンググループ報告書＞ 平成 23 年 3 月

第 404 号2015 年 4 月ネパール地震 (Gorkha 地震 ) における 地震の概要と建物被害に関する情報収集調査報告

第 361 号

強震データ

54pp．

2016 年 3 月発行

238pp．2011 年 3 月発行
第 362 号

地すべり地形分布図 第 49 集
「旭川」16 葉（5 万分の 1）．2011 年 11 月発行

第 405 号

第 363 号

長岡における積雪観測資料（33）（2010/11 冬期） 29pp．2012 年 2 月発行

第 406 号

津波ハザード情報の利活用報告書

第 364 号

新庄における気象と降積雪の観測（2010/11 年冬期） 45pp．2012 年 2 月発行

第 407 号2015 年 4 月ネパール地震 (Gorkha 地震 ) における災害情報の利活用に関するインタビュー調査 －改訂版－

第 365 号

地すべり地形分布図 第 50 集
「名寄」16 葉（5 万分の 1）．2012 年 3 月発行

土砂災害予測に関する研究集会－現状の課題と新技術－プロシーディング

220pp．2016 年 3 月発行

132pp．2016 年 8 月発行

120pp．2016 年 10 月発行

第 366 号

浅間山高峰火山観測井コア試料の岩相と層序（付録 CD-ROM） 30pp．2012 年 2 月発行

第 367 号

防災科学技術研究所による関東・東海地域における水圧破砕井の孔井検層データ

第 408 号

29pp．2012 年 3 月発行

新庄における気象と降積雪の観測 (2015/16 年冬期 )39pp．2017 年 2 月発行

第 409 号

長岡における積雪観測資料 (38)（2015/16 冬期） 28pp．2017 年 2 月発行

第 410 号

ため池堤体の耐震安全性に関する実験研究 －改修されたため池堤体の耐震性能検証－

87pp．2017 年 2 月発行

第 368 号

台風災害被害データの比較について（1951 年～ 2008 年，都道府県別資料）（付録 CD-ROM）
19pp．2012 年 5 月発行

第 369 号

E-Defense を用いた実大 RC 橋脚（C1-5 橋脚）震動破壊実験研究報告書 - 実在の技術基準で設計した RC 橋脚の耐第 411 号

土砂災害予測に関する研究集会－熊本地震とその周辺－プロシーディング

震性に関する震動台実験及びその解析 （付録DVD） 64pp．2012 年 10 月発行

第 412 号

衛星画像解析による熊本地震被災地域の斜面・地盤変動調査 －多時期ペアの差分干渉 SAR 解析による地震後の第 370 号

強震動評価のための千葉県・茨城県における浅部・深部地盤統合モデルの検討（付録 CD-ROM)

410pp．2013 年

3 月発行
第 371 号

長岡における積雪観測資料 (34) (2011/12 冬期 )31pp．2012 年 11 月発行

熊本地震被災地域における地形・地盤情報の整備 －航空レーザ計測と地上観測調査に基づいた防災情報データ

第 414 号2017 年度全国市区町村への防災アンケート結果概要

第 415 号

全国を対象とした地震リスク評価手法の検討
メキシコ中部地震調査速報

長岡における積雪観測資料（39）（2016/17 冬期） 29pp．2018 年 2 月発行

ベースの構築－第 373 号

阿蘇山一の宮および白水火山観測井コア試料の岩相記載（付録 CD-ROM） 48pp．2013 年 2 月発行

第 416 号

第 374 号

霧島山万膳および夷守台火山観測井コア試料の岩相記載（付録 CD-ROM） 50pp．2013 年 3 月発行

第 417 号

第 375 号

新庄における気象と降積雪の観測（2011/12 年冬期） 49pp．2013 年 2 月発行

第 376 号

地すべり地形分布図 第 51 集
「天塩・枝幸・稚内」20 葉（5 万分の 1）．2013 年 3 月発行

第 377 号

地すべり地形分布図 第 52 集
「北見・紋別」25 葉（5 万分の 1）．2013 年 3 月発行

第 378 号

地すべり地形分布図 第 53 集
「帯広」16 葉（5 万分の 1）．2013 年 3 月発行

第 379 号

東日本大震災を踏まえた地震ハザード評価の改良に向けた検討

第 380 号

日本の火山ハザードマップ集

107pp．2017 年 9 月発行

第 413 号

野島断層における深層掘削調査の概要と岩石物性試験結果（平林・岩屋・甲山）（付録 CD-ROM） 27pp．2012 年
12 月発行

第 372 号

変動抽出－231pp．2017 年 3 月発行

154pp．2017 年 9 月発行
69pp．2017 年 12 月発行

450pp．2018 年 3 月発行予定

28pp．2018 年 1 月発行

349pp．2012 年 12 月発行

第2版（付録 DVD） 186pp．2013 年 7 月発行

第 381 号

長岡における積雪観測資料 (35)（2012/13 冬期） 30pp．2013 年 11 月発行

第 382 号

地すべり地形分布図 第 54 集
「浦河・広尾」18 葉（5 万分の 1）．2014 年 2 月発行

第 383 号

地すべり地形分布図 第 55 集
「斜里・知床岬」23 葉（5 万分の 1）．2014 年 2 月発行

第 384 号

地すべり地形分布図 第 56 集
「釧路・根室」16 葉（5 万分の 1）．2014 年 2 月発行

第 385 号東京都市圏における水害統計データの整備（付録 DVD） 6pp．2014 年 2 月発行

第 386 号

The AITCC User Guide –An Automatic Algorithm for the Identification and Tracking of Convective Cells–– 編集委員会 –33pp．

2014 年 3 月発行
第 387 号

新庄における気象と降積雪の観測（2012/13 年冬期） 47pp．2014 年 2 月発行

第 388 号

地すべり地形分布図 第 57 集「沖縄県域諸島」25 葉（5 万分の 1）．2014 年 3 月発行

第 389 号

長岡における積雪観測資料 (36)（2013/14 冬期） 22pp．2014 年 12 月発行

第 390 号

新庄における気象と降積雪の観測（2013/14 年冬期） 47pp．2015 年 2 月発行

第 391 号

大規模空間吊り天井の脱落被害メカニズム解明のためのＥ－ディフェンス加振実験 報告書 －大規模空間吊り天井の脱落被害再現実験および耐震吊り天井の耐震余裕度検証実験－

193pp．2015 年 2 月発行

表紙写真 ・・・ 撮影：井口 隆
左上：日田市小野地区の斜面崩壊全景（2017 年 9 月 1 日撮影）
右上：日田市小野地区の斜面崩壊の崩壊源から土砂の滑動方向を望む（2017 年 9 月 1 日撮影）
左下：土石流で被災した家屋．乙石川上流の乙石集落（2017 年 9 月 2 日撮影）
右下：乙石川上流で起きた斜面崩壊（2017 年 9 月 2 日撮影）

（委員長）

河合 伸一

（委 員）
松澤 孝紀
若月 強
中村いずみ

三輪 学央
平島 寛行

防災科学技術研究所研究資料 第 418 号
平成 30 年 3 月 28 日 発行
編集兼 国立研究開発法人
発行者

防災科学技術研究所〒 305-0006

茨城県つくば市天王台3－1
電話 (029)863-7635

http://www.bosai.go.jp/

（事務局）
臼田裕一郎

横山 敏秋

（編集・校正）樋山 信子

印刷所 前 田 印 刷 株 式 会 社
茨 城 県 つ く ば 市 山 中 152-4© National Research Institute for Earth Science and Disaster Resilience 2018
※防災科学技術研究所の刊行物については，ホームページ（http://dil-opac.bosai.go.jp/publication/）をご覧下さい．

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

2017 年度土砂災害予測に関する研究集会
山田隆二＊・飯田智之＊ 編集＊

防災科学技術研究所

要旨

平成 29 年 12 月 7 ～ 8 日，防災科学技術研究所和達記念ホールにおいて「土砂災害予測に関する研究集会」が開催された．この研究集会は，平成 27 年，28 年に続く 3 回目となる．土砂災害予測技術の現在における到達点を明らかにし，その技術を発展させて実用化するため，多くの研究者・技術者・その他ステークホルダーの情報交換をする場を設けることを目指したものである．「重力変形地形と深層崩壊発生予測」，「地震土砂災害」，「豪雨土砂災害」および「九州北部豪雨土砂災害」という 4 つのセッションを設け，1 件の特別講演と 21 件の研究発表とセッション別総合討論が行われた．最近全国で多発している土砂災害に関する防災への社会的関心の高まりを受け，国や大学の研究者，民間企業の実務者など約 120 名が参加した．
キーワード：土砂災害，深層崩壊，重力変形，線状降水帯，平成 29 年九州北部豪雨－1－

防災科学技術研究所研究資料

目第 418 号2018 年 3 月

次
ページ■ 2017 年度土砂災害予測に関する研究集会
研究集会の趣旨..................................................................................................................................................

4■ 特別講演論文
深層崩壊発生の準備過程としての重力斜面変形...........................................................................................
京都大学 千木良雅弘

5■ 一般発表論文
紀伊山地における深層崩壊危険箇所の特徴と水文・水質調査について .................................................... 35
国土技術政策総合研究所 木下篤彦
深層崩壊発生場所の予測と山脚固定効果の定量化の試み ........................................................................... 47
国土技術政策総合研究所 内田太郎
付加体の地質構造が大規模崩壊の発達に及ぼす影響：南アルプスアレ沢崩壊の例 ................................ 53
新潟大学

西井稜子

中部日本の高山～低山域の付加体分布地域に発達する山体重力変形地形の特徴と発達過程 ................. 55
岐阜大学

小嶋

智

斜面崩壊に認められる付加体の地質構造制約 .............................................................................................. 59
防災科学技術研究所

木村克己

断層・破砕帯とランドスライド：素因・過程・結果 ................................................................................... 67
風水土

永田秀尚

阿蘇カルデラ西部，高野尾羽根溶岩円頂丘における斜面崩壊の履歴........................................................ 71
防災科学技術研究所

木村

誇

改測で明らかになった熊本地震の地表の水平変動の向きと崩壊面積率の関わり .................................... 79
日本大学／国土地理院

佐藤浩

熊本地震高野台地区地すべりの試料を用いて液状化強度を求めた繰返し非排水一面せん断試験 ......... 81
国土技術政策総合研究所

長谷川陽一

重力変形斜面における地震観測と震動特性の把握 ....................................................................................... 91－奈良県天川村栃尾地区の事例－

京都大学

土井一生

譲原地すべりにおける地震動観測に基づく複数の地震動加速度波形の比較 ............................................ 93
日本工営

柴崎宣之

線状降水帯と土砂災害の危険度 ...................................................................................................................... 97
気象庁

岡田憲治

土砂災害に関する豪雨度，豪雨階の設定法 .................................................................................................. 107
静岡大学

－2－

林

拙郎

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

ページ
降雨を誘因とする深層崩壊の発生メカニズム解明と危険地評価に向けた水文学的アプローチ ............. 115
筑波大学

山川陽祐

平成 29 年度九州北部豪雨を引き起こした線状降水帯に伴う降水量の予測可能性 .................................. 119
防災科学技術研究所

加藤亮平

平成 29 年度九州北部豪雨に伴う土砂・地盤災害の現地調査報告 ............................................................. 121
防災科学技術研究所

山田隆二

九州北部豪雨により発生した崩壊の発生時刻と雨量・崩壊形態との関係 ................................................ 123－日田市柳瀬地区の事例－

パシフィックコンサルタンツ

松澤真2017 年 7 月九州北部豪雨における斜面崩壊と雨量分布および植生状況との関係について.................... 131
森林総合研究所村上亘

人工衛星データ等による平成 29 年 7 月九州北部豪雨の土砂移動分析...................................................... 135
RESTEC

古田竜一

地すべり地形の場で発生する斜面崩壊 －日田市小野地区地すべりを例にして－ ................................... 139
ドーコン

田近

淳

平成 29 年 7 月九州北部豪雨における災害対応現場での情報共有と利活用 .............................................. 143－福岡県災害対策本部での対応を事例に－

防災科学技術研究所

－3－

佐野浩彬

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

2017 年度土砂災害予測に関する研究集会
研究集会の趣旨
1990 年代の一時期，土砂災害が減少したことで，対策工事や植生回復の効果などが指摘され，土砂災害への懸念が一段落したように見えることもあったが，21 世紀に入り，豪雨の増加や地震の活発化などで土砂災害が再び全国的に多発している．また，発生が時間の問題とされる南海・東南海地震等巨大地震に伴い，土砂災害が多く発生することが予想されている．
土砂災害に関する研究は，本研究集会の後援学会をはじめとする多くの学会で進められており，それぞれの学会やシンポジウムなどで精力的な研究発表や議論がなされている．しかし，学会などは例年発表数が多く，個々の発表時間も限られるため，ややもすると，充分な質疑応答や議論が困難であるのかもしれない．
そこで，本研究集会では，質疑応答や議論の時間を出来るだけ長くとって，議論を深めると同時に，学会・大学・研究所・会社などそれぞれの研究者が所属している組織の枠を超えて，情報交換を活発にしていただくことをねらいとした．
今回は，「重力変形地形と深層崩壊発生予測」，「地震土砂災害」，「豪雨土砂災害」および「九州北部豪雨土砂災害」の合計４つのセッションに分かれたテーマについて研究発表をお願いした．そして，個別の発表ごとの質疑応答時間とは別に，各セッションの最後に 30 分～ 1 時間程度のセッション別の総合討論時間を設けて，予測や対策についての討論を行った．
2017 年 12 月 7 日
防災科学技術研究所
山田隆二
飯田智之

－4－

特別講演論文／防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

深層崩壊発生の準備過程としての重力斜面変形
千木良雅弘＊
キーワード：深層崩壊，重力斜面変形，降雨，地震

1. はじめに

2. 重力斜面変形と深層崩壊

降雨や地震による深層崩壊は，突然発生し規模が重力斜面変形は，特に面構造を持つ岩石に発達し大きく長距離を移動するため，甚大な災害を発生す

やすく，面構造と斜面との関係によって特有の構造

る．そのため，それらの発生場所を予測することがを持つ．典型的なものは，面構造が急傾斜する場合必要であるが，その方法はまだ確立していない．最のトップリング，流れ盤斜面の内面構造が斜面と平近の研究によって，深層崩壊は機械的あるいは化学

行か，それよりも急な逆目盤に発生する座屈，面構

的な準備段階を持っていることが明らかになってき造が斜面よりも急傾斜する正目盤構造に発生するすており，それらが発生場所の予測のカギとなること

べり，に分けられる (Chigira 2000)．

がわかってきた．機械的な準備段階とは重力によるトップリングの場合，岩盤の曲げに伴う開口割れ

斜面変形であり，化学的な準備段階とは風化である．

目が全体に発生するために，地下水面が上昇しにく

ここでは降雨または地震によって発生する深層崩壊

く，雨によって深層崩壊が発生することは少ないとに先立つ重力斜面変形について，ケーススタディに考えられる．しかしながら，岩盤に厚い破砕帯が挟基づいて特徴を取りまとめる．地質構造と重力斜面

まれると，そこの上に地下水がたまりやすく，深層変形によって生じる特徴的な地形が深層崩壊発生場

崩壊に至ることがあると考えられる．このような厚所予測のカギになる．風化は，地震によって火砕物，

い破砕帯はトップリングに伴って線状凹地を形成す

石灰岩，および堆積軟岩に発生する深層崩壊にとっることが分かってきている．逆に，線状凹地は脆弱て重要であるが，ここでは立ち入らないことにする．

な破砕帯の存在を示唆するものであると考えられ

図 1 斜面と重力斜面変形の様式との関係．左：模式図．右：斜面と面構造との関係．
* 京都大学防災研究所－5－

特別講演論文／防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

る．トップリングした岩盤斜面が地震動を受けると，トップリングによる開口
割れ目に直交方向に震動が増幅されることが明らかになってきた (Marzorati et al.
2011)．日本の南海トラフ沿いの巨大地
震は，至る所でトップリング由来の深層崩壊を発生させた（例えばカナギ，白鳥山，七面山など）．
岩盤の座屈は重力斜面変形の中でも最も不安定なものである．面構造が底角な場合には，緩慢なすべりが進行して深層崩壊には至らないと考えられるが，それでも斜面下部が切断されている場合には，地震によって深層崩壊が発生すると思われる．また，厚い断層破砕帯を伴う
場合には地下水の排水が妨げられ，降雨によって深層崩壊が発生し得る．また，面構造が高角な場合には，雨によっても地震によっても深層崩壊に至る．
すべりは，降雨によっても地震によっても深層崩壊に至ることがある．重力斜面変形は，岩盤に多くの脆性開口割れ目を形成し，これらは地下水の通路となる
ため，岩盤の透水性は高く，過剰間隙水圧は生じにくくなる．しかしながら，私

図 2 中国汶川地震によって発生した Qingping の崩壊．
地層が右下で座屈している（拡大写真）．

たちの近年の研究によれば，付加体に生じた降雨に

上記のような重力斜面変形の他に，逆目盤の地層よる深層崩壊は，ガウジを伴う厚い断層破砕帯にすが斜面下部で強度の高い岩盤に支えられている構造

べり面を伴っていた (Arai and Chigira 2015; Chigira（バットレス）の場合，地震によって深層崩壊が発生

2009)．2009 年に台湾の小林村で発生した深層崩壊することがある．例えば，1959 年のヘブゲンレー

は，重力によって座屈した地層に発生したが，同時ク地震によって発生した Madison の崩壊や (Hadleyに，この地層は側部を断層破砕帯によって限られて1964)，715 年に長野県で発生した池口の崩壊がある．

いた (Tsou et al. 2011)．斜面下部が切断されている

これらの場合，事前に地層の座屈が生じていた可能場合には，地震によって深層崩壊に至ることがある．

性もある．

例えば，1999 年の台湾集々地震による草嶺の崩壊
3. 深層崩壊に至る重力斜面変形の地形的特徴がある (Chigira et al. 2003)．この場合にも，斜面はわずかに変形していて，それが上部に溝として表れ

重力変形斜面は，岩盤に割れ目が多くて降水が地ていた．

下に浸透しやすいために表面流出が起こりにくいた

流れ盤斜面で過去に過去に地すべりが発生し，対めに，ガリーに乏しく，不規則な凹凸と，全体にのっ岸に衝突して安定していた移動体が下部切断を受け

ぺりした形を示す．また，前述したように弱層を持ると不安定になり，それが地震動を受けて生じる深つ岩盤がトップリングを起こすと，線状凹地が特徴

層崩壊も数多く発生した．特に，2004 年の中越地的に形成される．座屈やすべりのように移動体が塊

震では大規模なもののほとんどがこのタイプであっとしてすべる場合には，斜面上部に滑落崖が形成さた．

れていく．いずれにしても，ある領域が崩壊する場－6－

深層崩壊発生の準備過程としての重力斜面変形－千木良

合には，その領域が周囲と切り離される必要があ

N . & M a t s u z a w a , M . ( 2 0 1 3 ) : To p o g r a p h i c

り，発生直前には，斜面上部に小滑落崖が形成されprecursors and geological structures of deep-seated

る (Chigira et al. 2013)．地形的にみて大きな滑落崖

catastrophic landslides caused by Typhoon Talas.

が生じている場合には，すでに岩盤斜面の崩壊は発Geomorphology, 201, 479-493, doi: 10.1016/

生した後，あるいは地層が座屈していて，比較的大j.geomorph.2013.07.020.
5）Chigira, M., Wang, W.-N., Furuya, T. & Kamai, T.

きな変形が許容されている場合である．
斜面下部の状況は，斜面の安定性にとって重要で(2003): Geological causes and geomorphologicalある．侵食などによって斜面下部が切断されている

precursors of theTsaoling landslide triggered byと，深層崩壊発生の危険性は高まる．

the 1999 Chi-Chi Earthquake, Taiwan. Engineering
Geology, 68, 259-273.
6）Hadley, J.B. (1964): Landslides and related

引用文献1）Arai, N. & Chigira, M. (2015): Rain-induced rockphenomena accompanying the Hebgen Lakeavalanches with a sliding surface along an out-

earthquake of August 17, 1959. U. S. Geol. Surv.

of-sequence thrust. 10th IAEG Asian regional

Prof. Paper, 435, 107-138.

conference, Kyoto, 6p.

7）Marzorati, S., Ladina, C., Falcucci, E., Gori, S.,

2）Chigira, M.(2000): Geological structures of large

Saroli, M., Ameri, G. & Galadini, F. (2011): Sitelandslides in Japan. Journal of Nepal Geologicaleffects“on the rock”: The case of Castelvecchio

Society, 22, 497-504.

Subequo (L’Aquila, central Italy). Bulletin ofEarthquake Engineering, 9, 841-868, doi: 10.1007/

3）Chigira, M.(2009): September 2005 rain-induced
catastrophic rockslides on slopes affected by deep-s10518-011-9263-5.

seated gravitational deformations, Kyushu, southern

8）Tsou, C.-Y., Feng, Z.-Y. & Chigira, M. (2011):

Japan. Engineering Geology, 108, 1-15.

Catastrophic landslide induced by Typhoon Morakot,
Shiaolin, Taiwan. Geomorphology, 127, 166-178.

4）Chigira, M., Tsou, C.Y., Matsushi, Y., Hiraishi,－7－

特別講演論文／防災科学技術研究所研究資料－8－

第 418 号2018 年 3 月

深層崩壊発生の準備過程としての重力斜面変形－千木良－9－

特別講演論文／防災科学技術研究所研究資料－ 10 －

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深層崩壊発生の準備過程としての重力斜面変形－千木良－ 11 －

特別講演論文／防災科学技術研究所研究資料－ 12 －

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深層崩壊発生の準備過程としての重力斜面変形－千木良－ 13 －

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深層崩壊発生の準備過程としての重力斜面変形－千木良－ 33 －

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紀伊山地における深層崩壊危険箇所の特徴と水文・水質調査について
木下篤彦＊，＊＊＊・西岡恒志＊＊・田中健貴＊＊＊・桜井亘＊

Study on the Characteristics of the Dangerous Slopes for Deep-Seated Landslides andSurvey of Hydrological and Water Quality in Kii Mountainous Area
Atsuhiko Kinoshita*,***, Tsuneshi Nishioka**, Yasutaka Tanaka***，and Wataru Sakurai**

National Institute for Land and Infrastructure Management,
Ministry of Land, Infrastructure, Transport and Tourism, Japan*****

Wakayama Sabo Research and Education Institute, Wakayama, Japan
Sediment Disaster Prevention Technology Center, Kinki Regional Development Bureau,
Ministry of Land, Infrastructure, Transport and Tourism, Japan

Abstract
In the Kii mountainous area, a large number of deep-seated landslides occurred in Typhoon Talas in 2011. Inorder to decrease these damage, it is important to grasp the geological and hydrological characteristics of thedangerous slopes. In this study, we focused on the fact that many landslides occurred at the bedrock creep slopes.
Geomorphological features of the bedrock creep slopes were investigated based on topographical map, undergroundresistivity distribution by the airborne electromagnetic survey and characteristics of electric conductivity of springat the end of the slope.
As a result, the features of the risk slopes are that the double ridges and cracks are developed in the upper part ofthe slope, there are large change points of the value of the resistivity ratio in the underground, the spring from theend of the slope, and its electrical conductivity was higher than surrounding water. Based on these characteristics,
we found that there is a possibility of extracting dangerous slopes with high accuracy.
Key words: Deep-seated landslide, Bedrock creep, Spring, Airborne electromagnetic survey, Electronic conductivity

1. はじめに

2. 紀伊山地における深層崩壊危険箇所の特徴について

紀伊山系では，平成 23 年の台風 12 号で大規模な

平成 23 年に深層崩壊が発生した斜面の特徴とし深層崩壊が多数発生している．これらの被害を軽減て，元々岩盤クリープが発生しており，二重山稜やするには，深層崩壊危険箇所の地質・水文学的な特

クラックなどが存在していたことが分かっている．

徴を把握することが重要である．本研究では，これ危険箇所の特徴を把握する目的で，まず紀伊山系にらの特徴を把握する目的で，空中電磁探査や岩盤クおける岩盤クリープ斜面の調査を行った．写真 1，2

リープ斜面での水文・水質調査を行ったので報告すに熊野川流域小原川，右会津川流域の岩盤クリープ

る．

斜面を示す．なお，地質はそれぞれ，砂岩・泥岩優勢の付加体である．岩盤クリープ斜面上部は二重山* 国土技術政策総合研究所土砂災害研究部砂防研究室** 和歌山県土砂災害啓発センター*** 国土交通省近畿地方整備局大規模土砂災害対策技術センター－ 35 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

稜等が発達しており，馬蹄形をしている．写真 3，
4 にそれぞれの流域の末端斜面での湧水の状況を示す．岩盤クリープ斜面では，湧水が存在することが分かった．
3. 空中電磁探査を用いた岩盤クリープ斜面の特徴について深層崩壊危険斜面の地下構造を捉える目的で，空中電磁探査の計測を行った．計測深度は近隣の深層崩壊発生斜面の深度を参考に，100 ～ 150 m までの深度が計測できる手法を採用している．図 1（a），（b）

写真 1 小原川の岩盤クリープ ( 奈良県十津川村 )Photo 1 The bedrock creep slope in Ohara River basin(Totsukawa village, Nara).

に空中電磁探査を実施した赤谷上流の位置図を示す．図 2 に（b）中の測線Ⅰ～Ⅲにおける比抵抗値の縦断分布を示す．岩盤クリープ斜面においては鉛直方向に比抵抗値の変化点があることが分かった．
4. 右会津川流域における湧水の水文・水質調査について深層崩壊危険斜面は，既往研究から湧水の電気伝導度が高いことが報告されている．ただし，これらについては季節や地質によっても異なると考えられ，紀伊山系においても，和歌山県田辺市の右会津

写真 2 右会津川の岩盤クリープ（和歌山県田辺市）
Photo 2 The bedrock creep slope in Migi-Aizu Riverbasin (Tanabe city, Wakayama).

川の岩盤クリープ斜面において湧水と湧水が合流する右会津川本川の電気伝導度の変化を計測している．図 3 に結果を示す．湧水の電気伝導度は本川に比べて高いこと，降雨によって低下することが分かった．このことから，電気伝導度の計測による危険斜面の抽出は，湧水と本川の値を相対的に比較することによって行うこと，冬期のような非出水期に行うことが望ましいと考えられる．
5. おわりに
本研究により，深層崩壊危険斜面である岩盤ク

写真 3 右会津川の岩盤クリープ斜面の湧水
Photo 3 Spring from the bedrock creep slope in
Migi-Aizu River basin.

リープの特徴をおおよそ掴むことができた．一方，
深層崩壊危険斜面は多数あり，危険度判定技術が不可欠である．今後は，ひずみの進行具合と空中電磁探査により得られる比抵抗や水文・水質的な特徴との関係に関して調査を進めていきたい．

写真 4 小原川の岩盤クリープ斜面の湧水
Photo 4 Spring from the bedrock creep slope in
Ohara River basin.

－ 36 －

紀伊山地における深層崩壊危険箇所の特徴と水文・水質調査について－木下ほか

図 2 図 1(b) 測線Ⅰ～Ⅲにおける比抵抗値の縦断分布
Fig. 2 Longitudinal distribution of resistance ratio in
Survey lines Ⅰ to Ⅲ in Fig.1(b).

図1

空中電磁探査実施箇所位置図．(a) 広域図，(b)詳細図．
Fig. 1 Location map of airborne electromagnetic survey
in Akadani River basin. (a) Wide area map. (b)Detail view.

図 3 右会津川における湧水と湧水が流出する本川の電気伝導度の季節変化
Fig. 3 Seasonal change in electric conductivity of main river and spring from bedrock slope in Migi-Aizu River basin.

－ 37 －

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要第 418 号2018 年 3 月

旨

紀伊山系では，平成 23 年の台風 12 号で大規模な深層崩壊が多数発生した．これらの被害を軽減す
るには，深層崩壊危険箇所の地質・水文学的な特徴を把握することが重要である．本研究では，深層崩壊の多くが岩盤クリープ斜面で発生したことに着目し，岩盤クリープ斜面の地形地質的特徴を知るために，地形図や空中電磁探査による地下の比抵抗分布，斜面末端の湧水の電気伝導度の特徴などを調査した．
これらの結果，深層崩壊危険斜面の特徴として，斜面上部に二重山稜やクラックなどが発達していること，地下に比抵抗値の大きな変化点があること，尾根にもかかわらず斜面末端から湧水が湧出し，その電気伝導度が周辺の水に比べて高いことなどが特徴として挙げられた．これらの特徴を踏まえれば，精度良く深層崩壊危険箇所を抽出できる可能性があることが分かった．
キーワード：深層崩壊危険斜面，岩盤クリープ，湧水，空中電磁探査，電気伝導度－ 46 －

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第 418 号2018 年 3 月

深層崩壊発生場所の予測と山脚固定効果の定量化の試み
内田太郎 1 ＊・松本直樹＊・桜井

亘＊・吉野弘祐＊＊・高山陶子＊＊A Method for Assessing Deep-seated Rapid Landslide Susceptibility and for Quantifying
Effects of Stabilization of Slope Foot on Deep-seated Rapid Landslide Susceptibility
Taro UCHIDA1*, Naoki MATSUMOTO*, Wataru SAKURAI*, Kousuke YOSHINO**, and Toko TAKAYAMA***

National Institute for Land and Infrastructure Management, Japan
1**

Asia Air Survey, Japan

1. はじめにそこで，本検討では，上記課題の解決のために，

国土技術政策総合研究所では，深層崩壊対策技術

過去の深層崩壊の発生場や規模に関する精査を行うに関する検討を進め，深層崩壊に対する対策の考えとともに，斜面安定解析に基づく検討を行った．

1）

方を「深層崩壊対策技術に関する基本的事項」 として取りまとめてきた．さらに，深層崩壊対策を進め

2. 河床上昇による山脚固定の実態分析

る上での基本となる深層崩壊による被害推定手法と本研究では，明治 22 年と平成 23 年の豪雨によるして，「深層崩壊に起因する大規模土砂災害被害想深層崩壊を対象とし，特に流れ盤斜面の崩壊に限定2）し検討した．十津川本川は明治 22 年豪雨による多定手法」 として取りまとめてきた．
その中で，量の土砂流出や貯水ダムの影響により，明治 22 年

① 深層崩壊の発生場所や規模の推定技術は依然とに比べて，平成 23 年は河床が上昇していた．そこで，
この河床上昇の影響を検討することにした（図 1）．

して十分とは言い難いこと．
② 砂防堰堤による山脚固定効果が期待されるもの

河床上昇の影響は，旧版地形図および平成 24 年のの，定量的な効果評価手法がなく，十分に計画

航空レーザー測量データより河床上昇状況の推定しに反映できていないのが現状であることた上で，文献等の記載と整合性を確認した．その結を指摘し，これらの課題の解決は今後の研究の進展

果，二津野ダム，風屋ダム上流では，明治 22 年災に委ねている．

害前の河床高に比べて平成 23 年災害前の時点で 15-砂防堰堤の山脚固定効果は河川砂防技術基準（計20 m 程度河床が上昇していたと考えられた（図 2）．

画編）においては，砂防堰堤を土砂生産抑制施設とその上で，斜面の高さ，崩壊地の高さをそれぞれ

土砂流送制御施設に大別した上で，土砂生産抑制施計測した（図 3）．明治 22 年の崩壊を含め，河床上昇設としての砂防堰堤は，（1）「山脚固定による山腹のが生じていない箇所で生じた崩壊では，斜面の高さ

崩壊などの発生又は拡大の防止又は軽減」，（2）「渓に対する崩壊地の高さの比は平均で 0.93 と大きかっ

床の縦侵食の防止又は軽減」，（3）「渓床に堆積した

た．一方で，河床上昇が生じていた箇所で生じた崩不安定土砂の流出の防止又は軽減」を目的とした施

壊では，斜面の高さに対する崩壊地の高さの比は平設とされてきた．このうち，（2），（3）は近年発達し均で 0.77 となり，河床上昇により，深層崩壊の規てきた河床変動計算により一定程度の精度で定量的模が小さくなる可能性が確認された（図 4）．

に評価できるものと考えられるが，（1）については，
定量的に評価する技術が十分とは言い難い．

また，河床上昇があった箇所の深層崩壊が発生した
斜面について詳しく見ると，崩壊の滑落崖よりも上部* 国土交通省国土技術政策総合研究所** アジア航測株式会社－ 47 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月にも崩壊前にクラックが生じていることが確認されめ，後者の解析結果を示す．ここでは，斜面の諸元は，る（図 5）．このことから，今後の詳しい解析が必要で

十津川流域の事例の平均的な値から，遷急線下部のはあるものの，河床上昇がなければ，より上部のクラッ比高は 120 m，斜面勾配は 40º，遷急線上部の斜面

クの位置が滑落崖となった可能性も考えられよう．

勾配 25º とした．また，地盤強度は既往の研究を参考に，粘着力は 40 kN/m2，内部摩擦角は 35º，単位
体積重量は 20 kN/m3 とした．ここでは，地下水発

3. 側岸崩落モデルを用いた深層崩壊箇所の予測
吉野ら（2013）3）は土塊の力学的なバランスを内部

生をコントロールする不透水面を仮定し，その面よ応力や土質強度に基づいて定式化した天然ダムの越り上部では不透水面と平行に地下水が上昇すると仮流侵食時の側岸崩壊を対象とした側岸崩落モデルを定し，安全率を順次計算し，安全率が 1 となる地下提案した（図 6）．テクトニカルな隆起と河川の浸食

水面の高さを算出した．

により斜面の比高・勾配が増大し不安定化した結果，

図 10 に示すように，河床上昇量が大きくなるに

深層崩壊が生じると考えれば，天然ダムの決壊現象

従い，崩壊規模が小さくなることが計算された．すと深層崩壊の発生はタイムスケールは大きく異なる

なわち，「発生規模」を低減させる効果について定量

ものの，両者は共通して斜面の比高・勾配の増大に的に評価できる可能性が考えられた．さらに，図 11

ともなう斜面の不安定化現象と考えられる．そこで，には斜面崩壊が発生すると想定される時点の地下水

本研究では，両者は同様のモデルで表現できる可能位の算出結果を示した．この図から，河床上昇があ性があると考えた．

る場合，崩壊を引き起こすためには地下水位がより

平成 23 年台風 12 号により発生した紀伊半島にお高い位置まで上昇する必要があることが示された．

ける深層崩壊斜面や非発生斜面を対象に，台風 12 号

ここで，地下水位と発生確率の関係を定量的に評価

前後に計測された詳細な地形データを用いて斜面勾できれば，山脚固定による崩壊頻度低減効果を定量

配と比高等を整理し，側岸崩落モデルの適用可能性

的に評価できる可能性も考えられた．

について検討を行った．本研究では，深層崩壊発生
斜面およびその周辺の非発生斜面で複数の測線を設

5. まとめ定し（図 7），測線上に等間隔で評価点を設け，評価

本研究で得られた結果は以下の通りである．

点の河床からの比高・勾配を計測しプロットした．

• 河床が上昇すると，崩壊規模が小さくなること

その結果，地盤強度を適切に設定すると深層崩壊発を確認した．例えば，崩壊の高さで見て 1 ～ 2

生斜面と非発生斜面が明確に分離でき（図 8），深層割程度減少することがあることを示した．この崩壊の発生危険度を側岸崩落モデルで表現できる可ことから，従来指摘されてきた河床上昇による能性があることが分かった．

山脚固定効果を改めて確認した．
• さらに，斜面脚部が崩れなくなると言う直接的

4. 側岸崩落モデルを用いた河床上昇による山脚固定な影響のみならず，崩壊頂部の位置，崩壊の厚効果の定量化の試み

さにも影響を与えている可能性が考えられた．

続いて，本研究では，砂防堰堤による山脚固定効• 簡単な斜面安定解析により，深層崩壊発生斜面

果は深層崩壊の「発生規模」を低減させる効果と，「発の予測，山脚固定効果の定量化ができる可能性

生頻度」を低減させる効果の 2 つが期待されると仮を示した．

定し，側岸崩落モデルで用いた安定解析を用いた解析を行った．同手法を適用するにあたって，地盤構

参考文献

造に異方性がなく，斜面ごとで安全率が最小となる

1）深層崩壊対策技術に関する基本的事項 国土技術

形状で崩壊が発生すると考えられる場と，地盤構造

政策総合研究所資料 No.807，2014．

が層理，節理を有し，安全率が低くなる面構造があ2）深層崩壊に起因する大規模土砂災害被害想定手らかじめ平行に存在する場の 2 つを想定した（図 9）．

法 国土技術政策総合研究所資料 No.983，2017．

ここでは，前節までに検討を行った紀伊半島の深3）吉野ら：天然ダム越流侵食時に形成される水層崩壊が後者の地盤構造を有する斜面であったた

み ち の 発 達 過 程 に 関 す る 研 究， 砂 防 学 会 誌，
Vol.66，No.2，p.3-9，2013．

－ 48 －

深層崩壊発生場所の予測と山脚固定効果の定量化の試み－内田ほか

図 1 検討対象範囲
Fig. 1 Study area.

図 4 河床上昇と斜面の高さに対する崩壊地の高さ
Fig. 4 Riverbed change, slope height and landslide height.

図 2 河床上昇状況の推定結果
Fig. 2 Result of estimated riverbed change.

図 5 河床上昇箇所の横断図
Fig. 5 Cross section of deep-seated landslide occurred at
the section elevated riverbed.

図 3 測定項目
Fig. 3 Measured height.

図 6 側岸崩落モデル
Fig. 6 Side bank collapse model.

－ 49 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

図 7 対象とした深層崩壊斜面
Fig. 7 Studied deep-seated rapid landslide.

図 10 崩壊規模低減効果の試算結果
Fig. 10 Simulated result of decreasing effect of landslide scale.

図 8 河床上昇と斜面の高さに対する崩壊地の高さ
Fig. 8 Riverbed change, slope height and landslide height.

図 11 崩壊頻度低減効果の試算結果
Fig. 11 Simulated result of decreasing effect of landslide
frequency.

図 9 側岸崩落モデルを用いた山脚固定効果の評価手法
Fig. 9 Method for quantification of hill foot stabilization
effects using side bank collapse model.

－ 50 －

深層崩壊発生場所の予測と山脚固定効果の定量化の試み－内田ほか

要旨

国土技術政策総合研究所では，深層崩壊対策技術に関する検討を進め，深層崩壊に対する対策の考え方を「深層崩壊対策技術に関する基本的事項」として取りまとめてきた．しかし，深層崩壊の発生場
所や規模の推定技術は依然として十分とは言い難く，砂防堰堤による山脚固定効果が期待されるものの，定量的な効果評価手法がないため，十分に計画に反映できていないのが現状であることを指摘した．
そこで，本検討では，過去の深層崩壊の発生場や規模に関する精査を行うとともに，斜面安定解析に基づく検討を行った．その結果，地質構造・土質強度が概ね等しいと考えられる領域では，側岸崩落
モデルにより十津川流域の河道の側方斜面における深層崩壊の発生状況を勾配と比高の関係から良好に再現できた．さらに，深層崩壊の発生の抑制に一定の効果が期待されるものの，その効果を十分に確認されていなかった山脚固定の効果について，実際の深層崩壊事例を整理することにより確認することができた．さらに，側岸崩落モデルを用いた解析により定量的に評価できる可能性を示した．
キーワード：深層崩壊，山脚固定，危険度評価－ 51 －

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付加体の地質構造が大規模崩壊の発達に及ぼす影響：南アルプスアレ沢崩壊の例
西井稜子＊・木村克己＊＊
キーワード：付加体，スラスト，デュープレックス構造，大規模崩壊，航空レーザ測量

1. はじめに

終的に，2004 年崩壊時のすべり面構造と対応する

国内において，降雨・融雪が誘因となって発生し断裂系群（付加体地質構造）について検討した．

た深層崩壊（大規模崩壊）のうち，地質別では，付加体地質で発生したものが半数以上を占めることが報3. 対象地周辺の地質構造

1)

告されている ．深層崩壊が発生しやすい付加体地

対象地では，断層 (F), 層理面 (S0)，層理面フォリ質において，どのような断裂系が崩壊を引き起こす

エーション (S1) の特徴的な面構造の発達が認められすべり面に発達するのかを評価することは，崩壊発

た 4)．アレ沢崩壊地の大露頭（尾無尾根）では，複数生場の予測や崩壊危険度を評価していく上で重要との断層（F）がほぼ平行に北東 - 南西～～北北東 - 南南

考えられる．本研究では，過去に付加体地質で発生

西方向に配列しており，各断層間（幅約 150 ～ 250 m）

した大規模崩壊を対象に，付加体地質構造が崩壊時には，層理面，層理面フォリエーションが斜めに積のすべり面形成に及ぼす影響について検討した結果

み重なる特徴が認められた．それらの形状的特徴は，を報告する．

付加体の典型的な構造であるデュープレックス構造
が入れ子構造をなし，累積したものと考えられる．

2. 調査地・方法

デュープレックス構造の境界となっている断層は，対象地は，南アルプス北部に位置する比高 400 m，付加体形成時のスラストにあたると推定される．

平均傾斜約 45º を示すアレ沢崩壊地である．アレ沢
崩壊地の一部では，2004 年に 5 ～ 10 × 105 m3 の岩

4. 2004 年崩壊時のすべり面構造
DEM を用いた断裂系解析を基に，上述の断層 (F)，

盤崩壊が発生しており，さらに，その後，少なくと4

2

も 2.3 × 10 m の崩壊地周縁斜面の変動が現地測量
2)

層理面 (S0)，層理面フォリエーション (S1) を含む 9等から確認されている ．また，崩壊地の周辺では，つの断裂系を抽出し，それらの面構造の方位・傾斜

数多くの重力性変形地形が発達しており，重力性変を求めた．2004 年崩壊時のすべり面構造は，それ形が著しく進行している斜面の一つと考えられる．

ら断裂系群の中で，主に 2 つの断裂系 J1（120º/48º（±

一帯の地質は，四万十帯白根層群からなり，砂岩頁

15º）），J2（145º/46º（ ± 10º））に対応する．J1 はスラ岩互層が卓越し，一部では混在岩を伴う．層理面は，ストと推定された断層群（F）に，J2 は S0 および S1

北東 - 南西方向，高角度東傾斜が卓越する．南アルに，それぞれ対比できる走向傾斜を示す．以上の結

プス北部では，基盤構造の「逆くの字型ねじりまが果から，2004 年の崩壊を引き起こしたすべり面の3)り構造」によって ，地層は西上位の逆転を示す．

形成には，デュープレックス構造を構成するスラス

対象地の地質構造を把握するため，現地での地質調査に加えて，写真解析，航空レーザ測量データをトと層理面・層理面フォリエーションの両面構造が作用したことが示唆される．

用いた断裂系解析を実施した．断裂系解析では，航空レーザ測量データ（DEM）を基に Coltop3D ソフト

謝辞

ウェア，ArcGIS ソフトウェアを用いて，調査地に卓越する断裂系群（走向傾斜）を抽出・分類した．最* 新潟大学** 国立研究開発法人

富士川砂防事務所には航空レーザ測量データを提供して頂きました．ここに感謝の意を表します．

防災科学技術研究所－ 53 －

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第 418 号2018 年 3 月

3）松島信幸（1997）：赤石山地形成論―ポスト和田

参考文献
1）内田太郎・鈴木隆司・田村圭司（2007）：地質及
び隆起量に基づく深層崩壊発生危険地域の抽出．

変動と中央構造線付近のまくれ上がりについて―．飯田市美術館研究紀要 7，145-162．
4）木村克己・西井稜子（2017）：南アルプス間ノ岳

土木技術資料 49-9，32-37．
2）Nishii R., Matsuoka N. (2012): Kinematics of anの大規模斜面崩壊を規制する付加体の地質構造．

alpine retrogressive rockslide in the Japanese Alps.

日本応用地質学会平成 29 年度研究発表会講演論

Earth Surface Processes and Landforms37, 1641-

文集，117．

1650.

－ 54 －

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第 418 号2018 年 3 月

中部日本の高山～低山域の付加体分布地域に発達する山体重力変形地形の特徴と発達過程
小嶋智＊

キーワード：山体重力変形地形，付加体，中部日本，美濃山地，北アルプス

1. はじめに濃山地と長野県西部の北アルプス，上高地地域であ二重（多重）山稜，山向小崖などの山体重力変形地

る．両地域とも基盤岩は美濃帯のジュラ紀付加体か形は，日本の大比高山地において，標高に関係なくらなる．

発達することが知られている（例えば八木，1981）．

2.1 美濃山地

近年，航空レーザー測量の進展に伴い，小規模な山

調査地域の山塊は，標高 1,617 m の能郷白山を盟

体重力変形地形を詳細に解析することができるよう

主として，標高 1,000 m 程度の山々からなる．稜線になり，これらの地形が深層崩壊の前兆現象であるは定高性があり比較的なだらかだが，そこに食い込ことが明確に示された（Chigira et al., 2013）．しかし，んでいる沢地形や斜面は急峻で，土砂生産も活発で広範囲にわたり無数に存在する山体重力変形地形全ある．基盤岩はジュラ紀付加体構成岩類の砂岩，泥てが深層崩壊の前兆現象として防災上有効に活用で岩，チャート，玄武岩，石灰岩およびそれらの様々

きるとは考えられず，その防災政策上の利用には課な大きさ・形のブロックを含むメランジュからなる．

題も多い．

これらの岩石のうち泥岩，チャートは層理面からな

山体重力変形地形は山地の稜線上に分布することる面構造をもち，メランジュには顕著な片理面が発が多いので，ほとんどの場合アクセスが難しい．し達する．チャートは，他の岩石に比べて風化浸食にかし，周辺から山体重力変形地形がつくる凹地への対する抵抗力が強いため，急崖を作る．石灰岩は化堆積物の供給がほとんどなく，凹地埋積堆積物の堆学的風化には弱いが，物理的風化には強く，伊吹山，

積速度は遅いので，薄い堆積物が長期の周辺環境変

魚金山，舟伏山などの頂部は石灰岩からなり，キャッ動を記録している．そのためハンドオーガーボーリ

プロック構造を素因とする大規模崩壊が発生していングや人力によるピット掘削で数万年間の堆積記録

る（Kojima et al., 2006）．ジュラ紀付加体は，後期白や構造発達の情報を得ることができる．また，日本

亜紀および新第三紀花崗岩類の貫入を受け，新第三の森林限界以下の山地では堆積物が有機質で放射性

紀火山岩類に覆われている．能郷白山は新第三紀花炭素年代測定に利用できる木片等が豊富に含まれ，

崗閃緑岩からなる．

また，火山国であるため火山灰年代学により堆積物

2.2 北アルプス，上高地地域の年代を決定することができる．

上高地周辺の基盤岩は梓川を挟んで対照的で，左演者らのグループは，中部日本のジュラ紀付加体

岸側（東側）はジュラ紀付加体からなるのに対し，右分布域を主たる調査地域とし，山体重力変形地形の岸側（西側）は中生代～新生代の火成岩類からなる．

分布や特徴，地質構造との関係，凹地埋積堆積物の前者は徳本峠～大滝山にかけての緩やかな稜線を持層相や年代，地下構造などを調査し，発達過程を議

つ山体となっているが，後者は前穂高岳東壁などの論してきた．本発表では，その一部を紹介したい．

垂壁群を持つ岩場となっている．ジュラ紀付加体は，
主として砂岩，泥岩，およびそれらの互層からなり，

2. 調査地域の地形・地質の概要

少量のチャートを挟む．泥岩には顕著な層理面が発本発表で取り上げる調査地域は，岐阜県南部の美達し，その一般的な走向傾斜は N45E，60NW である．

* 岐阜大学工学部 社会基盤工学科－ 55 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

上高地の南西，5 km および 8 km の地点には，それり深いところに位置する．これが何を意味するのか

ぞれ焼岳，アカンダナ山といった活火山が分布する．

は明らかではないが，凹地西部では基盤が落ち込ん
でいて凹地埋積堆積物が厚くなっている可能性や，

3. 美濃山地の山体重力変形地形

基盤岩上部が破砕され含水量が多くなっている可能美濃山地は濃い植生に覆われているため，わずか性などが考えられる．

に発達した登山道や林道以外で稜線および山腹斜面に発達する山体重力変形地形を調査するのは難し

4. 北アルプス，上高地地域の山体重力変形地形

い． し か し， 高 密 度 DEM（digital elevation model）

上高地地域では，徳本峠から大滝山に向かって北を用いた，Kaneda and Kono（2017）の研究によれば，東にのびる稜線と，徳沢から蝶ヶ岳に至る長塀尾根

2819 km の範囲に 10,000 以上の山体重力変形地形が2認められ，その線密度は 0.87 km/km に及ぶ．

を主たる調査地域としている．NE-SW 方向にのびる両稜線は，本地域の美濃帯の地層の層理面・片理

美濃山地では，能郷白山，冠山，金草岳，権現山，

面の走行と平行で，丸みを帯びた広い頂部を持ち，東津汲などの周辺で調査を行なっている．本発表で多くの山体重力変形地形が発達している．また，地は，冠山地域の調査結果を述べることにする．冠山

層が NW 傾斜であるため，NW 方向の斜面は流れ盤周辺地域には，美濃帯のジュラ紀付加体に属する，となり傾斜がゆるいのに対し，SE 方向の斜面は受厚さ数十～数百 m のチャート・砂岩・泥岩が繰りけ盤となり急傾斜である．徳本峠から北東に延びる返し分布し，一部に礫岩の薄層を伴う．地層の走向稜線の北西側斜面の下部には多くの「深層崩壊」の痕

は NW-SE 方向で，NE または SW 方向に傾斜する．

跡が認められ，その最大のものは幅 300 m，推定体

冠山の北西約 1 km の，ほぼ南北に伸びる砂岩から

積 3 × 106 m3 に達する．

なる稜線上には，二重山稜地形が認められ，山稜間

長塀尾根の標高 2,000 m 付近（A 地点）と徳本峠のの凹地を埋積した堆積物をハンドオーガーボーリン

北東約 2 km の標高 2,150 m（B 地点）に位置する山上グにより掘削・解析した．堆積物は西ほど厚く，凹

凹地を埋積する堆積物をハンドオーガーボーリング

地東西断面ではくさび形を呈する．このことは，稜により採取し，岩相記載，火山ガラス屈折率の測定

線が東側に円弧回転しながら変形していることを示を行った．その結果，前者は泥質堆積物を主体とす

唆する．堆積物の厚さは最大で 2.8 m 以上あり，下るのに対し，後者は主として火山性の粗粒砂からシ位から（a）橙色礫質粘土，（b）灰色粘土，（c）有機質

ルトからなることが明らかとなった．A 地点の 2 本

粘土および腐植土層からなる．（a）の下位には，基のボーリング試料の深度 67 cm および 90 cm 付近に盤岩があるものと思われるが，（a）をハンドオーガー

は火山ガラスの産出ピークが認められ，両方とも鬼ボーリングで掘り抜くのは難しく確認していない．

界アカホヤ火山灰（7,300 cal BP）起源であると思われ

美濃山地の他地域で掘削した山上凹地埋積堆積物のる．一方，B 地点のボーリングコアには火山ガラス

層相も，ほぼ類似している．コア試料に挟まれるアの産出ピークは認められず，最下部（深度 190 cm）

14

C 年代，およびそれの試料も鬼界アカホヤ火山灰起源の火山ガラスを含らの年代値から推定される平均堆積速度などから，んでいる．しかし，火山屑砕物の主体は粗粒な火砕

本凹地は 11,000 年前頃に形成され，その後は変形す物であり，その粒度や鉱物組成から，2,000 - 5,000

ることなく，ほぼ一定の速度で埋積されたものであ年前に活発に活動した西南西約 9.5 km に位置する

ることが明らかとなった．

焼岳からもたらされたものと推定される．また，A，

カホヤ火山灰，木片の AMS

二重山稜地形に直交および平行な側線に沿って比B 両地点の凹地埋積速度は，A が約 0.1 mm/y，B が抵抗電気探査を行った（小嶋ほか，2015）．その結果，0.26 mm/y 以上とかなり異なる．これは焼岳からの凹地埋積堆積物と基盤岩の比抵抗の差は大きく，両距離や方位の差に起因するものと考えられる．

者の境界が明瞭に識別できることがわかった．また，凹地の東部では，ハンドオーガー掘削により明らか

5. おわりにとなった（a）層の直下に基盤と考えられる高比抵抗

山体重力変形地形が斜面防災上有効な手段となる層があるのに対し，凹地の西部では高比抵抗部はよ

か否かは，日本の山岳地域に無数にある山体重力変－ 56 －

中部日本の高山～低山域の付加体分布地域に発達する山体重力変形地形の特徴と発達過程－小嶋

形地形から，近々崩壊すると思われる危険度の高い

slope deformation in the Etsumi Mountains, central

ものを選び出す必要がある．つまり，山体重力変形

Japan. Jour. Geophys. Res.: Earth Surface, DOI:

地形の危険度ランキングが必要となる．そのために10.1002/2017JF004382.

は，高精度で広範囲をカバーすることができる衛星

3）小嶋智・岩本直也・山崎智寛・小村慶太朗・

データの活用や，危険度や人間社会への影響度に基金田平太郎・大谷具幸（2015）：岐阜福井県境，

づいてスクリーニングを行なった後に安価で高精度

冠山北西の山体重力変形地形の地下構造．日本のセンサーを多数設置するなどの方法が考えられ

地質学会第 122 年学術大会講演要旨，p.150．
4）Kojima, S., Kaneda, H., Nagata, H., Niwa, R.,る．
地形学的・地質学的・環境学的観点からは，山体Iwamoto, N., Kayamoto, K. and Ohtani, T.（2015）:

重力変形地形の形成メカニズムや発達史の理解が期

Development history of landslide-related sagging

待される．そしてその理解がひいては地すべり災害

geomorphology in orogenic belts: Examples inの軽減につながると考えている．

central Japan. In Lollino, G., et al., eds., Engineering
Geology for Society and Territory, Springer, Vol.2,
p.553-558.

引用文献
1）Chigira, M., Tsou, C.Y., Matsushi, Y., Hiraishi,

5）Kojima, S., Nishioka, T. and Yairi, K.（2006）:

N. and Matsuzawa, M.（2013）: Topographic

Geological factors of present-day large landslides in

precursors and geological structures of deep-seatedsubduction-accretion complex area: Examples fromcatastrophic landslides caused by Typhoon Talas.

the Mino terrane, central Japan. Jour. Geol. Soc.

Geomorphology, Vol.201, p.479-493.

Thailand, Spec. Issue, No.1, p.91-100.

2）Kaneda, H. and Kono, T. (2017): Discovery, controls,6）八木浩司（1981）：山地にみられる小崖地形の分

and hazards of widespread deep-seated gravitational

布とその成因．地理学評論，Vol.54，p.272-280．

－ 57 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

斜面崩壊に認められる付加体の地質構造制約
木村克己＊
Key words: Landslide, Accretional complex, Shimanto, Geologic control, Kii Peninsula

1. はじめに

3. 付加堆積岩類の構造

紀伊半島四万十帯の付加堆積岩類において，2011

付加堆積岩類の基本となる原岩層序は，いわゆる

年台風 12 号豪雨により，赤谷，長殿北，長殿など，

海洋プレート層序を特徴とし，下部から上部へ，玄多数の大規模な斜面崩壊が発生した．その斜面崩壊

武岩（海山起源と推定），遠洋性堆積物にあたる層の地形・地質的素因について，現地地表調査および序チャート，半遠洋性堆積物の凝灰質頁岩，陸源堆

災害復旧工事に伴うボーリング調査や航空レーダー

積物にあたる頁岩，砂岩頁岩互層，成層砂岩からな

測量などの精密 DEM による地形解析が実施され，る．しかし，こうした層序は，スラストやそれに伴その内容が明らかにされてきている．発表者は 2015

うせん断変形によって，岩相層序の累重が断たれ，年開催の本発表会で，現地調査と既往の調査資料に

構造的に複雑に繰り返す．スラスト近傍では幅広い基づいて，大規模な斜面崩壊は，流れ盤にあって，せん断帯が形成され，泥質基質中に固い岩石が岩塊

泥岩が卓越しせん断変形が著しい層準で発達しておをなして混在化した混在相を呈し，砂岩頁岩互層でり，同様の傾向は，防災科研発行の過去の地すべり

は砂岩単層がレンズ化しデュープレックス・低角ス

地形・移動体の分布図にも認められることを指摘しラスト群の発達で特徴づけられる構造変形が形成さた．現在，南海トラフ沿いのプレート境界地震の発れている．各構造層序単元（ユニット）は，幅 1-3 km

生が危惧されているが，その震源域に入る赤石山脈

で，走向方向に帯状配列をなすサブユニットに細分には広範囲に四万十帯の付加堆積岩類が分布しておされ，構造的下部は海洋プレート層序の下部を構成

り，赤崩れ，などの巨大崩壊地が位置している．本する玄武岩やチャート，頁岩などの岩石群が卓越し，講演では，紀伊半島と赤石山脈の白亜紀付加堆積岩

かつ顕著なせん断変形帯をなすことに対し，上部は類に認められる大規模斜面崩壊の事例を紹介し，両砂岩が卓越し，層理面も保存され変形が相対的に弱地域における地質構造制約の特徴について比較・検い傾向がある． こうした付加体形成に関わる基本的討を行う．

な構造に加えて，その後に形成された一般に層理面に直交する広域節理や高角度の横断断層系が発達し

2. 調査地域の地形・地質概要ている．

紀伊半島の四万十帯白亜系は，東北東―西南西走
向で帯状配列をなす付加堆積岩類により構成され，

4. 深層崩壊地の地質構造規制

北から南へ，その形成年代と岩相・地質構造の違い

調査地域の山地は，層理面の広域的な地質構造をにより，花園ユニット，湯川ユニット，美山ユニッ

反映した非対称な構造地形を示し，地すべり地形おト，龍神ユニット，丹生ノ川ユニットに細分される．

よび移動体はいわゆる流れ盤斜面に多数分布する．

いずれの地層境界も断層で断たれている． 主な調査

それらの主滑り面や側方を画する断裂を規制する地

地域は美山層分布地域にあたる．赤石山脈の四万十質構造は，スラスト，層理面・せん断面，節理，お帯は，断層で境された構造層序ユニットが南北からよび高角度の横断断層系が，各地における地形・地

北東‐南西走向で帯状配列をなしており，調査を実質的特性に応じた特徴の異なる関与の仕方が認めら施した北岳‐間ノ岳地域は中白根山ユニットに，赤れる．こうした地域ではすでに指摘されているとお崩れは寸俣川ユニットにそれぞれ位置する．

り，山頂には線状凹地などの重力変形による地形変* 国立研究開発法人

防災科学技術研究所－ 59 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月状が発達している．地形変状と地質構造との関係に

参考文献

ついて，赤石山脈のアレ沢では，主滑り面をなすス

1）木村・西井（2017）：応用地質学会平成 29 年度研究発表会講演論文集，117．

ラストと層理面・せん断面に沿って進行する様子がLP データと空中写真から観察できる

1) 2)

2）西井・木村 (2017)：本講演会．

．

本講演では，紀伊半島および赤石山脈の四万十帯北帯に分布する主要な大規模斜面崩壊地の調査事例から，付加体堆積岩類の地質構造制約の特徴を紹介する．

スライド 1

斜面崩壊に認められる付加体の地質構造制約
Structural constraints of large-scale landslides distributedin accretionary complexes, Japan

本講演では，大規模斜面崩壊と線状凹地に認められる付加体地質構造制約の特徴を整理して，本シンポでの議論の材料としたい．

木村克己（防災科学技術研究所）
Katsumi Kimura
National Research Institute for Earth Science and Disaster Prevention, Japank.kimura@bosai.go.jp

はじめにスライド 2
はじめに大規模崩壊の予兆として山体の重力性クリープ変形は注目され，斜面と層理面の向き・傾斜度との関係からその形状的特徴が整理されている(千木良，1995など)．しかし，スラストや幅広くせん断変形が発達した付加体岩類では，スラストとそれに伴うせん断帯が発達している層準では，層理面は断続的ないし方位が分散したりで，大規模斜面崩壊スケールでは物性境界として意味をなさないことが少なくない．そのた
め，具体的にどういう地質構造が滑りや崩壊を規制しているのかを明らかにする必要がある．
本講演では，紀伊半島四万十帯の白亜系美山ユニットにおける2011年台風12号
豪雨で発生した「長殿北」，および赤石山脈の四万十帯白亜系分布域の「赤崩」と間
ノ岳南東斜面の「アレ沢」を対象に，大規模斜面崩を規制している地質構造について検討した結果を発表する．
なお， 「長殿北」は木村(2015), 「赤崩」は木村ほか(2013)，「アレ沢」は木村・西井(2017)，西井・木村(2017)で発表された研究資料に基づいている．

－ 60 －

本講演の主旨斜面崩壊に認められる付加体の地質構造制約－木村

スライド 3
講演の内容• 講演の内容

１．付加体の地質構造の特徴
デュープレックス，順序外スラストとせん断構造

講演で利用した図のうち，新たに論文化する予定の図は本講演資料において割愛させていただきます．

２．紀伊半島四万十帯の例
2011年台風12号豪雨で大規模斜面崩壊が多数発生した
伯母子岳地域の地質と「長殿北」崩壊

その結果，掲載図の多くは 1 節と 2 節に関するものになっています．

３．赤石山脈四万十帯の例： 赤崩， アレ沢
広大な崩壊斜面に付加体の地質構造が露出
４．結論

西南日本の地質と地すべり移動体分布
付加体岩類の分布域に，多数の地すべり移動体が分布している．それらの中で，非変成の四万十帯における大規模崩壊は，付加過程で形成された地質構造と密接な関係を示す．
視点：斜面崩壊の主すべり面と岩盤クリープによる線状凹地の地質構造制約

スライド 4• 西南日本の地質と地すべり移動体分布
西南日本外帯の四万十帯には，多数の地すべり移動体が分布する．本講演で紹介する大規模斜面崩壊地の長殿北，赤崩，アレ沢の地点を示す．本図は，産総研のシームレス地質図に防災科研の地すべり分布

アレ沢
赤崩

図を重ねて表現されている．

赤石山脈
長殿北

紀伊山地

：本講演で紹介する
大規模崩壊地防災科研，地すべりマップ

重力性クリープと地質構造の関係

スライド 5• 重力性クリープと地質構造との関係

四万十付加帯では，aは流れ盤としてbは受け盤として発生している傾向がある．
流れ盤タイプ

大規模崩壊の予兆として重力性クリープによる山体の変形は注目されており，斜面と層理面の向き・傾

受け盤タイプ

斜度との関係から整理されている．本図では，大規模斜面崩壊の前兆となる左図のタイプ a とタイプ b（藤田，2002）について，右図の層理面で表現される
内部構造の模式図（千木良，1995）とを対比した．し藤田崇(2002)地すべりと地質学p66，

付加体の場合，層理面とは？
地質構造との関係は？

かし，付加体においては，地質構造を規制する面構造とは何なのかを検討する必要がある．

－ 61 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

スライド 6付加体形成過程の模式図• 付 加 体 形 成 過 程 の 模 式 図（ 木 村 学・ 木 下 編，
2009）
本図は付加体の付加作用で形成される地質構造の特徴が模式的に表現されている．四万十帯の付加複合岩類の多くは，底付付加作用で形成されており，そ

木村学・木下編(2009)の特徴的な構造は，デュープレックス構造であると

デュープレックス構造理解されている．デュープレックス構造は，付加体

底付け付加作用で形成されるデュープレックス構造は，継続するせん断変形（分岐断層=順序外スラスト）で，変位・変形することで，多重化し，破断変形が進行する．

底部での継続的なせん断変形により，構造の重合，累積的なせん断変形の累積，順序外スラストによるデュープレックスを起源とする
デュープレックスせん断帯（P-Y 様構造）
6

付加過程で生成する地質構造
覆瓦構造と衝上断層（スラスト)
Imbricate structure
Thrustデュープレックス Duplex
正順スラストin-sequence thurst
順序外スラストout-of–sequence thrust

再配列などの多重変形が特徴である．

スライド 7• 付加過程で生成する地質構造（木村，1998）
付加過程は累進的な造構過程であり，初期に形成された覆瓦構造やデュープレックス構造は順序外スラストで断たれて累重し，その内部ではせん断変形が累進的に進行する．

付加過程は累進的な造構過程であり，初期に形成された覆瓦構造やデュー
プレックス構造は順序外スラストで断たれて累重し，せん断変形が発達する．
木村(1998)

デュープレックス構造とそのタイプ

主スラスト面を40度傾斜させたときの分岐断層・スライスの姿勢の違い

スライド 8• デュープレックス構造とそのタイプ（GLGArcs

Hinterland-dipping
DuplexWeb Site の図に加筆・修正）
デュープレックス構造では，フロアスラストから分岐するスラストで断たれた個々のスライス（ホース）が分岐スラストの長さに対する変位量に応じて，短Foreland-dipping
DuplexHinderland-dipping duplex

Antiformal stack Duplex

図の出典： GLGArcs Web Site

Hinterland duplexやAtiformal duplexでは40度傾斜の主スラストに対して，分岐断層やスライスが高角度に傾斜するのに対してForeland duplexでは分岐断層やスライスは水平ないし緩傾斜を示す.

い場合は後方に傾斜するヒンターランド傾斜デュープレックス（標準的なタイプ），同一の場合は上方に累積して背斜状を呈するアンチフォーマル累重
デュープレクス，移動量が大きくなると，前方に傾斜するフォアランド傾斜デュープレックスと，大きく 3 つの異なる内部構造が生成する．右図はデュープレックス構造を傾動させたときの内部構造の違いを示す．

－ 62 －

斜面崩壊に認められる付加体の地質構造制約－木村

傾斜するデュープレックス
構造：崩壊地における事例

スライド 9アレ沢

横倒しになると，楔構造を呈する．

Foreland Duplex

Hinterland Duplex

デュープレックス構造が付加複合岩類の地質構造として出現する場合，重要な点は，デュープレックスの主スラストは全体的な地質構造を反映した傾斜を示すが，その内部の分岐スラストやそれで囲まれたスライスはデュープレックス構造のタイプによって異なる姿勢を示すことである．本図では，「長殿北」，

長殿北，赤谷赤崩
流れ盤斜面に対して，
主スラストが平行，
従スラスト・層理面は高角傾斜・斜交「赤谷」と「赤崩」，「アレ沢」とで異なることを示す．

流れ盤斜面に対して，
主スラストは高角傾斜・斜交
従スラスト・層理面は平行：重力性滑動の向きを示す．

スラストに伴うせん断変形構造

スライド 10
付加過程において形成されるせん断変形の事例を示

砂岩頁岩互層のデュープレックス構造を起源とするせん断帯：砂岩の層理面の多くでデュープレックス
構造時，およびせん断変形時に，せん断面
としてスリップし変形している．
結果，砂岩層はレンズ状を呈し，主断層に収れんする構造配列をなす．
P：主要断層面と平行
R: 主要断層面と斜交（15-30度移動方向に）

P-Y 構造Yす．左上図は，砂岩頁岩互層が累重し断ち切られた
複雑なデュープレックス構造をなしており，その内部では砂岩層がせん断変形を受けて伸長し破断されている．このような変形構造は，スラストに伴う幅広いせん断帯において特徴的に認められる．せん断
面沿いでは左下図にあるように，非対称なせん断変

P

付加体の基本構造単元形構造 P-Y 構造が認められる．

スライド 11• 付加体の基本構造（木村，2000）

１つの海洋プレート層序からなるスラストシート

付加体においては元々の層序的関係や側方への連続

顕著なせん断変形は，構造層序ユニットの下部に発達．下半部は，岩相的に脆い泥岩が卓越し，玄武岩・チャートなどの堅固なスライス・ブロックを含むという特徴がある．
美山層
M1～M4

性は著しく破壊されるが，海溝における海洋プレー
垂直断面の概念図
一方，砂岩が卓越する
上部では層理面が構造規制面構造として機能する傾向がある．

ト上に形成される岩相層序（“海洋プレート層序”）を鍵にして，スラストで断たれた構造単元を把握し，その岩相と構造の特徴を側方に追跡することで地質構造を復元することができる．海洋プレート層序は，下部から上部へ，玄武岩，遠洋性堆積物にあたる層

平面的な概念図

木村（2000）

大規模なチャート岩体（ジュラ紀付加体など）は層理面ないし岩体境界面が構造規制面として有効

序チャート，半遠洋性堆積物の凝灰質頁岩，陸源堆積物にあたる頁岩，砂岩頁岩互層，成層砂岩からなる．

－ 63 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

スライド 12「１．付加体の地質構造の特徴」のまとめ

1. 「付加体の地質構造の特徴」のまとめ〇付加体堆積岩類において，せん断変形の顕著な地帯においては，スラストとそれに伴う変形構造が著しく発達している．
その結果，地質構造を規制する面構造としては，層理面よりも，ス
ラスト面とその活動で形成されたデュープレックス構造やせん断面であることが少なくない．層理面は変形のマーカーとして重要．
〇紀伊半島四万十帯において，せん断変形の顕著な帯は，構造層序ユニット（formation or group）の下部に発達する傾向がある．ユニット下部は泥岩が卓越しチャート・玄武岩を含有する混在岩を伴うという岩相的特徴を呈する．

スライド 13

２．紀伊半島四万十帯の事例

2.

紀伊半島四万十帯の事例

四万十帯北帯は，北から南へ，花園層，湯川層，美山層，竜神層，丹生ノ川層が帯状配列をなしている．

花園層

調査地域は図中の伯母子岳図幅地域にあたる．
湯川層
美山層
調査地域の
伯母子岳図幅
龍神層
丹生ノ川層

産総研
20万シームレスマップ

スライド 14紀伊半島の四万十帯の地質と地形• 紀伊半島の四万十帯の地質と地形

流れ盤における典型例
20万シームレス地質図GSJと地すべり分布図NIED

赤色地図アジア航測

紀伊半島四万十帯北帯の美山層分布域において，図

花園層

長殿北

湯川層

赤谷

12 号豪雨で大規模斜面崩壊が発生した．

長殿

十津川（
熊野川）

美山層

中の３か所（長殿北，長殿，赤谷）で，2011 年台風

2km：2011年台風12号豪雨で発生した大規模斜面崩壊地－ 64 －

斜面崩壊に認められる付加体の地質構造制約－木村

スライド 15

流れ盤型の大規模斜面崩壊の地質規制の例
長殿北• 流れ盤方の大規模斜面崩壊の地質規制の例

規制している面構造：スラストとせん断構造が発達した混在岩調査地域で 2011 年に発生した大規模な斜面崩壊地の長殿北，赤谷，長殿，および防災科研の大規模な地滑り移動体の多くは，サブユニット境界などの主Y

要なスラスト上盤に分布する傾向が認められる．こP

れらの共通した地質構造制約の特徴は，長殿北の事

P-Y 構造例（本図）のように，斜面崩壊の主滑り面がスラスト
ないしスラストに伴う幅広いせん断帯に沿って形成されていることにある．
砂岩

互層

頁岩

混在岩
木村(2015)土砂災害シンポ

スライド 16「長殿北」崩壊• 「長殿北」崩壊

2011年9月24日撮影

山体斜面に露出する暗灰色の岩石は「混在岩」であり，大規模斜面崩壊の主滑り面をなしている．混在
岩には，玄武岩，砂岩，珪質凝灰岩などの岩塊・レ山体斜面に露出する暗灰色の岩石は「混在岩」であり，大規模斜面崩壊の主滑り面をなす．

ンズが不規則に含まれる．基質の泥岩は鱗片状劈開が発達し，top-to-up の非対称な P-Y 構造を呈する．

混在岩には，玄武岩，砂岩，
珪質凝灰岩などの岩塊・レンズが不規則に含まれる．
基質の泥岩は鱗片状劈開が発達し，非対称なP-Y構造を呈する．

スライド 17

順序外スラスト（OST）の例
構造ユニット境界をなす大規模な断層：美山層• 順序外スラストの例：美山層：順序外スラスト同スラスト近傍では岩石はせん断され，もろくなり，スラストに沿って破砕された泥質基質の断層破砕帯が発達する．

サブユニット境界など主要な構造境界をなすスラス
ト露頭の例．本スラストは，奈良県十津川村の川原

川原樋川左岸： M1サブユニット境界

樋川左岸の林道沿いに露出する．本露頭では 50 m

断層擾乱帯

以上の厚さにわたって周囲の砂岩頁岩互層は擾乱しており，幅 5 m ほどの断層破砕帯が伴われる．
断層破砕帯

17

－ 65 －

防災科学技術研究所研究資料

まとめ第 418 号2018 年 3 月

スライド 18• まとめ

大規模斜面崩壊における付加体の地質構造の重要性〇 斜面崩壊を規制する地質構造を把握する上で，スラストとそれに伴うせん断帯が発達した地帯においては，それらの面構造の特徴と斜面の3次元の幾何学的な関係が重要．
〇 紀伊半島四万十帯美山層では，その大半は流れ盤崩壊であり，スラストとそのせん断帯に規制された特徴を呈する．
〇 受け盤崩壊型の「赤崩」では，地質構造解析の結果は，デュープレックスと断層系に構造が大きく規制され，崩壊は，互層の層理・節理やデュープレックス内部のスライスの構造で継続的な
中・小規模な崩壊が発生しやすい状況が認められる．
〇 流れ盤型の大規模崩壊地の「アレ沢」ではデュープレックスの入れ子構造が発達し，その主断層とスライスを画する断層系により，崩壊面が制約を受けている．

引用文献
千木良雅弘(1989)巨大崩壊発生の地質的要因と土砂生産-赤石山地の堆積岩の崩壊例-．電中研報告,25p.
千木良雅弘(1995)風化と崩壊．近未来社．
藤田 崇(2002)地すべりと地質学．古今書院，244p．
木村克己(1998)付加体のout-of-sequence thrust.地質学論集,no.50, 131-146.
木村克己(2000)四万十帯の付加体地質-奈良県南部を例にして-．十津川災害111周年記念集会-斜面
災害発生場所の予測に向けて．京都大学防災研，5-11.
木村克己(2015) 紀伊半島の付加体地域における深層崩壊発生場所の地質制約．防災科研研究資料
no.405, 161-165.
木村克己・今泉文寿・西井稜子・大八木規夫・井口 隆・池田 宏(2013)大井川上流域の「赤崩」の付加
体地質学．日本地質学会第120年学術大会講演要旨．
木村克己・西井稜子(2017)応用地質学会平成29年研究発表会講演論文集，117.
木村 学・木下正高編(2009)付加帯と巨大地震発生帯-南海地震の解明に向けて-．東京大学出版会，
292p．
西井稜子・木村克己(2018)付加体の地質構造が大規模崩壊の発達に及ぼす影響：南アルプスアレ沢崩壊の例．防災科研研究資料，本号.

スライド 19
引用文献

防災科学研究所：地すべり地形分布図データベース.

GLGArcsのウェブサイト
http://www.glgarcs.rgr.jp/topics/miura/miura_6.html－ 66 －

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第 418 号2018 年 3 月

断層・破砕帯とランドスライド：素因・過程・結果
永田秀尚＊

1. はじめに：断層と破砕帯ることが多い．付加体内部の断層でもすべてが破砕「この崩壊（地すべり）の素因は断層だ」という説明

帯を有してランドスライドの素因となるわけではなはしばしば耳にする．しかし，このことはどれくらく，現在の位置に至るまでのさまざまなステージをいきちんと検証されているだろうか？ 文献から都合経て破砕帯が形成されてはじめてすべり面となり得のいいものを探してきただけだったり，調査結果のるのである．断層という氏素性と同様に，破砕帯の辻褄合わせの推定断層が素因にさせられてしまって形成という「育ち」も重要視しなくてはならない．

いる例も見てきたし，自らもそれに近いことをしてこなかったわけではない．以下では，その反省を込

2. ランドスライドの素因としての断層破砕帯

めて，断層とランドスライドとの関係を考えてみる．

地質学的な断層変位の大きさと破砕帯規模の大きそもそも，地質学での定義としての断層は「面にさは必ずしも一致しない．とはいえ，脆性的な破断

沿う変位を持つ」ということなので，断層そのものを生じた断層にはそれなりの破砕帯をともない，亀が弱面であるといっているわけではない．力学的な裂や断層ガウジを形成するので，ひとつは力学的な弱面としてはたらくのは『断層破砕帯』であることに弱面として，もうひとつは水理的な不連続面として注意しなければならない．たとえば，西南日本外帯

ランドスライドの素因となり得る．

で秩父帯と四万十帯を境する仏像構造線はしばしば

たとえば，2011 年紀伊半島豪雨によって多くの明瞭な破砕帯を伴わず，存在が不明になることがあ崩壊が生じたが，ほとんど初生と思われる赤谷崩壊

る．一般に顕著な破砕帯を伴うとされる中央構造線

では，四万十帯中の付加体ユニット境界断層の破沿いでも，「長野県大西山の崩壊は中央構造線沿い

砕帯が主要なすべり面となったらしい 1）2）．紀州のの圧砕岩（マイロナイト）が素因である」というのは四万十帯では多くの場合に層理面が地山の傾斜より

誤りで，マイロナイトそのものは堅硬な岩石である．

急な「逆目盤」の構造となっているので，しばしば誤

中央構造線沿いのランドスライドは，より新しいス

解されているような流れ盤（柾目盤・平行盤）すべり

テージのカタクレーサイトや断層ガウジが素因であはほとんど発生せず，本質的には不安定といえない．

図 1 赤谷崩壊地における面構造の姿勢 3）
面の極ではなく傾斜ベクトル表示であることに注意．
層理面やそれに平行な劈開面 S1 はバラツキが大きく
高角度のものも多い．スラストが斜面にほぼ平行な流れ目となる．

*（有）風水土－ 67 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

赤谷では断層破砕帯の面がほぼ平行盤となっていた

難しい．残存する，ノンテクトニック断層を含む重ことが崩壊に至った条件であると考えられる．

力変形地形を調査することの意義はここにもある．

3. 破壊面の形成と進展

6. 課題

本来テクトニックなスラスト（逆断層）として形成過程であれ結果であれ，地形や地質をよりどころ

されたものが，重力性の正断層へと転化する．私たに斜面の運動を評価しようとすれば，以下のような

ちはこのような現象を「テクトニック - ノンテクト

点が検討されるべきだろう．

4）

ニック反転」と呼んだ ．断層運動に伴って剪断帯

重力変形地形の形成史：地形や表層堆積物などを中に形成される複合面構造の解析から，このような手がかりに重力変形地形の形成史を各地で編む必要

反転が，赤谷崩壊や，隣接する河原樋（東赤谷）の崩がある 11）など．この中にランドスライドも織り込

壊，四国秩父帯の地すべりで報告されている 5）～ 7）．

まれるべきである．

反転現象の中にはある程度長期的に準備されてきた斜面運動の現況把握：最近得られるようになってものがあることが明らかになってきた．破壊面ない

きた GNSS，SAR，LiDAR データや孔内傾斜計など

し地すべり面とは異なる箇所にこのような構造が認

高精度の計測結果を援用して斜面の変形速度を捉えめられるということは，重力性の破断が，最終的なたり，豪雨や地震といったイベントとの関連性を探

破断面のほかにも多数形成されたことを示す．

る必要がある 12）13）．

素因となり得る弱面があっても，実際にそれがど斜面の評価方法：日本でいえば，整備されてきたのような過程で破壊面として形成され，進展してゆ高精度 DEM の成果を利用した判読をさらに推進し，

くのかについては十分明らかにされていないように「活斜面」の認定を行うことが求められる．そのため思われる．断層ではないが，地形による応力場におには人材育成や体制の整備も必要になってくる．まいて，短い割れ目が成長しうることは，破壊力学をた，どのような基準をもって崩壊の切迫性を評価す

8）

用いれば説明が可能である ．亀裂性の岩盤への適るかも引き続き検討が望まれる．

用性について検討は必要だが，ひとつのヒントになるかもしれない．

参考文献
1）木村克己（2016）： 紀伊半島の付加体地域におけ

4. 局所化る深層崩壊発生場所の地質制約．防災科学技術

破壊面が形成された箇所は崩壊に至るが，そうなら研究所研究資料，No.405，pp.161-165．

ない斜面も多く残る．LiDAR による精細な地形図

2）荒井紀之・千木良雅弘（2015）：付加体中の低角からは日本各地で重力変形斜面を見いだすことがで

逆断層沿いに発生した豪雨に伴う深層崩壊につきるが，これらのうちどこが，なぜランドスライド

いて．京大防災研年報，No.58B，pp.95-101．
3）横山俊治ほか（2013）：2011 年台風 12 号で発生しに至るのかを考える必要がある．

た奈良県赤谷深層崩壊の地質構造規制．日本地
5. 過程として・結果としてのノンテクトニック断層

すべり学会第 52 回研究発表会講演集，pp.82-83．

重力変形を起こした斜面上には，それが崩壊しな

4）ノンテクトニック断層研究会編著（2015）：ノン

ければ，結果として山向きや谷向きの小崖が残るこ

テクトニック断層：識別方法と事例．近未来社．

とになる．このような結果としてのノンテクトニッ

5）山根誠ほか（2015）：すべり面粘土と断層ガウジ

ク断層地形は，古いものでおよそ 10 万年前に形成を識別する複合面構造 ―秩父帯の地すべりを例

9）されたものが知られている ．一方，重力性の小崖として―．応用地質，Vol.56，No.3，pp.94-104．

は，崩壊の前兆としての微地形であることも明らか

6）山崎 勉（2013）：四万十累層群クリープ斜面を形になってきた10）．この場合，それらは長期的な地形

成した深部せん断帯とその破壊．日本地すべり

変化の過程として一時的に形成されたものであると

学会第 52 回研究発表会講演集，pp.84-85．

捉えられる．結果として見えるものが実は過程であ7）山崎 勉・横山 修（2015）：四万十帯クリープ斜るということも少なくないと思われ，両者の判断は面形成に関わるスラストと崩壊の前駆的変形．

－ 68 －

断層・破砕帯とランドスライド：素因・過程・結果－永田

日 本 地 す べ り 学 会 第 54 回 研 究 発 表 会 講 演 集，

11）永 田 秀 尚 ほ か（2016）： 北 ア ル プ ス 徳 本 峠 - 大

pp.84-85．

滝 山 間 の 重 力 変 形 過 程． 地 球 惑 星 連 合 大 会，
HDS17-02．

8）永田秀尚・藤井義明（2000），非造構性の節理に起因する岩盤崩壊の機構－北海道積丹半島セタ

12）長谷川淳ほか（2016）：三重県東又谷で発生した

カムイ崩壊－．地形，Vol.21，pp.169-191．

大規模崩壊の背後の斜面に見られる変形．日本

9）小嶋 智ほか（2013）：山体重力変形地形の形成

応用地質学会平成 28 年度研究発表会講演論文集，pp.189-190．

過程：岐阜福井県境の冠山北西および三重県熊野市ツエノ 峰を例として．地球惑星連合大会，

13）Chen, RF. et al. (2017): Deformation characteristics
and surface monitoring of deep-seated gravitational

HDS27-08．
10）C h i g i r a , M . e t a l .（ 2 0 1 3 ）： To p o g r a p h i cslope deformation in the Tienchih area, southern

precursors and geologic structures of deep-seatedTaiwan, Program and Abstracts 4th Slope Tectonics

catastrophic landslides caused by Typhoon Talas,

Conference, p.39.

Geomorphology, Vol.201, pp.479-493.

－ 69 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

阿蘇カルデラ西部，高野尾羽根溶岩円頂丘における斜面崩壊の履歴木村

誇＊・酒井 直樹＊

Landslide History on Hillslopes of the Takanoobane Lava Dome,
Western Part of Aso Caldera, Japan
Takashi KIMURA and Naoki SAKAI*

Storm, Flood and Landslide Research Division,
National Research Institute for Earth Science and Disaster Resilience, Japan

Abstract
LiDAR-based geomorphological maps allowed us to find many hollows, which could be formed by episodic
landslide erosion of tephra fallout deposits overlying the slopes of the Takanoobane lava dome (TLD; 51 ka), where
the Takanodai landslide, the most hazardous landslide in the 2016 MW 7.0 Kumamoto earthquake, took place. We
conducted tephrostratigraphic investigations at around a 130-m-wide hollow on south-facing slope of the TLD
together with the head scarp of the Takanodai landslide. It was revealed that tephra fallout deposits at the centreof the hollow was only 4.70 m thick with absence of three key layers produced by prehistoric plinian eruptions of
the Aso and other volcanoes between 30 and 7.3 ka (i.e., Kpfa, AT and K-Ah), while those developed during thepast 30,000 years, including the above three key layers, were well preserved at the head scarp of the Takanodai
landslide. Calibrated 14C age of 7164–6976 cal BP (2σ) was obtained from a buried paleosol that covered theunconformity at the centre of the hollow, indicating occurrence of a landslide about 7,200–7,000 years ago (71 ka).
This landslide could be triggered by a paleoearthquake, which was as yet unknown around the western part of Aso
caldera.
Key words: Earthquake-induced landslide, Tephra fallout deposit, Takanoobane lava dome (TLD), Paleosol,
Aso caldera

1. はじめにもたらした事例である．

2016 年熊本地震により阿蘇カルデラ西部地域を中高野台地すべりは勾配 10º 程度の非常に緩やかな心に多数の地すべり・斜面崩壊が発生した（防災科

斜面で発生した点や，溶岩円頂丘を覆う火山灰土層学技術研究所，2016；土志田ほか，2016；福岡・酒井，が流水の関与なく長距離移動した点で注目されてお2016；石川ほか，2016；宮縁，2016a, b；木村ほか，り（福岡・酒井，2016；釜井，2016；宮縁，2016a；

2017b；木村・酒井，2017；酒井ほか，2017）．中で王ほか，2016；奥野ほか，2016），素因となる地形・も，高野尾羽根溶岩円頂丘（南阿蘇村河陽の京都大

地質条件が調査されているほか（釜井，2016；宮縁，学火山研究センターがある丘：図 1）の緩斜面で発生

2016a, b；高木ほか，2017；佐藤ほか，2017），土質した地すべり（以下，高野台地すべりとする）は，今

試験や数値シミュレーションをもとに地すべりの発

回の地震による土砂災害としては最も甚大な被害を生機構や移動土塊の流動過程が検討されている（例* 国立研究開発法人

防災科学技術研究所

水・土砂防災研究部門－ 71 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

図 1 調査地の位置および 2016 年熊本地震による地すべり・斜面崩壊発生箇所の分布図
Fig. 1 Location map of the study site with the spatial distribution of landslides and slope failuresinduced by the 2016 Kumamoto earthquake.

えば，Dang et al.，2016；王ほか，2016；長谷川ほか，

1985）で最大級の噴火堆積物である草千里ヶ浜軽石

2017；田中ほか，2017）．一方で，今後の地震によ（Kpfa；30 ka： 渡 辺 ほ か，1982；Miyabuchi，2009）

る土砂災害危険性を評価するためには，高野尾羽根のほか，広域テフラの姶良 Tn 火山灰（AT；29 ka：

溶岩円頂丘のような火山灰土層に覆われた緩斜面のMachida and Arai，1983；奥野，2002；町田・新井，

崩壊履歴を明らかにすることも重要である．

2003）や鬼界アカホヤ火山灰（K-Ah；7.3 ka：町田・

本稿では，高野台地すべりの隣接斜面で発見された崩壊跡とみられる馬蹄形凹地で地質調査を行い，新井，1978, 2003；奥野，2002）が挟在している（宮縁ほか，2003；Miyabuchi，2009）．

火山灰編年法と放射性炭素年代測定法を用いて崩壊

高野尾羽根溶岩円頂丘の南西向き斜面で発生した発生年代を推定した結果を報告する．この結果に既高野台地すべりは Kpfa の底面付近にすべり面を形

往研究で報告されていた岩屑なだれ（宮縁ほか，2003）

成し（石川ほか，2016；釜井，2016；王ほか，2016；の発生年代を交え，高野尾羽根溶岩円頂丘における佐藤ほか，2017），過去約 30,000 年間に発達した火地すべり・斜面崩壊の発生頻度や誘因を議論する．

山灰土層を削剥した（宮縁，2016a, b）．一方，図 2に示すように，地震前（2013 年 1 月）の航空レーザ

2. 調査地

測量データをもとに作成した詳細地形図上では，火

高 野 尾 羽 根 溶 岩 円 頂 丘 は 51,000 年 前 頃（51 ka：

山灰土層が削剥されてできたとみられる凹地が多数

松本ほか，1991）の流紋岩質溶岩の噴出によって形見つかっている（木村ほか，2017a, c；Kimura et al.，

成された独立丘（底面径 700 m，標高 567 m：渡辺，2017）．

2001）であり，5 ～ 20º 程度の緩斜面をもつ．

今回の調査は，高野台地すべりに隣接する南向き

地表は溶岩円頂丘の形成以降に降下した未固結の斜面で見つかった馬蹄形の遷急線に囲まれた幅約

火砕物を主体とする火山灰土層に覆われる．層全体

130 m の凹地（H1）を対象とした．この馬蹄形凹地にの厚さは最大 13 m 程度であり（宮縁ほか，2004），

ついては，石川ほか（2016）も過去の斜面変動領域で

阿 蘇 カ ル デ ラ 形 成 以 降（90 ka ～： 小 野・ 渡 辺，ある可能性を指摘している．

－ 72 －

阿蘇カルデラ西部、高野尾羽根溶岩円頂丘における斜面崩壊の履歴－木村・酒井

3. 調査方法

した上で，火山ガラスと斜方輝石の屈折率を測定し地震前（2013 年 1 月：国土交通省九州地方整備局・

た．古土壌試料については，300 μm の篩分けおよ

熊本河川国道事務所による）と地震直後（2016 年 4

び酸処理を施して植物根等の形のある有機物や炭

月下旬：熊本県土木部砂防課による）に実施された酸塩を除去し，残存した全有機炭素を用いて AMS

航空レーザ測量データをもとに 1 m メッシュ DEM

法による放射性炭素年代測定を行った．測定で得を構築し，地形判読に用いる詳細地形図を作成した．

られた 14C 年代値は IntCal 13 データベース（Reimer

上記 DEM の標高差分から地震前後での地形変化量

et al., 2013）に基づき，OxCal 4.2 プログラム（Bronkを算出し，詳細地形図上に重ね合わせた（図 2）．こRamsey, 2009）を用いて暦年較正した．

れらの図と防災科学技術研究所水・土砂防災部門が地震前後の空中写真等から判読した土砂移動分布図

4. 結果（防災科学技術研究所，2016）を用いて，2016 年熊

4.1 火山灰土層の層序学的特徴

本地震による斜面変動域（地すべり・斜面崩壊によ高野台地すべりの頭部滑落崖露頭および凹地の中る土砂移動範囲）と過去の崩壊跡とみられる凹地の央（BV28-1）と溶岩円頂丘の頂部斜面（BV28-2）の 2判読を行った．

箇所で掘削したボーリングコアの地質柱状図を図 3

次に，高野台地すべりが発生した南西向き斜面とに示す．BV28-1 の火山灰土層厚は 4.70 m と薄く，それに隣接する南向き斜面で地質調査を行った．地

鍵層となる K-Ah，AT，Kpfa を欠いた．0.00 ～ 2.30

質調査地点の位置を図 2 に示す．南西向き斜面では，m 深にあるローム－クロボク土層の下位には，炭地すべり頭部滑落崖の露頭観察を行い，火山灰土層

質物や Kpfa とみられる橙色軽石粒が混じるロームの層序を記載するとともに年代指標となる降下火山

基質の乱れた土層が挟在していた．一方，3.15 ～ 3.30

灰層や古土壌層の試料を採取した．南向き斜面では，m 深にある黄色砂質火山灰層は上下の境界が明瞭

凹地の中央と溶岩円頂丘の頂部斜面の 2 箇所でボーで乱れが少なかった．その下位にある暗褐色古土

リング調査を行い（酒井ほか，2017），同様に層序の壌層は 3.60 m 深付近で褐色火山灰土に漸移し，4.70

記載と試料採取を行った．

m 以深の高野尾羽根溶岩（4.70 ～ 6.45 m 深は数十

採取試料のうち，降下火山灰試料については，全

cm 径の溶岩片を多く含むローム基質の層になって鉱物組成，重鉱物組成，火山ガラス形態分類を分析

おり，溶岩流の自破砕部やそれを主体とする崩積

図2

高野尾羽根溶岩円頂丘における凹地形の分布（A）と 2016 年熊本地震による地形変化量（B）．両図の右下にある
青点は宮縁ほか（2003）が濁川岩屑なだれ堆積物（NgDA）を発見した地点を示している．
Fig. 2 Geomorphological maps of the Takanoobane lava dome, showing (A) the spatial distribution of hollows and (B)elevation changes caused by the 2016 Kumamoto earthquake. Blue dots at the lower right of the both figures indicate
localities of the Nigorikawa debris-avalanche deposit (NgDA) found by Miyabuchi et al. (2003).

－ 73 －

防災科学技術研究所研究資料

0

BV28-2(Loc.2)2018 年 3 月

縁ほか，2003；Miyabuchi, 2009, 2011）に対比される．

Takanoobane lava dome

Head scarp of
the Takanodai landslide(Loc.1)

第 418 号

BV28-1(Loc.3)

凹地中央のボーリングコアにおいて，MzP1 に対比された火山灰層の上位に鍵層となる火山灰層（Kpfa，
7,164~6,976 cal BP

AT，K-Ah）は存在せず，厚さ 0.85 m 程度の乱れた

Unconformity

土層（2.30 ～ 3.15 m 深）を挟んで，その上位は 7.1 ka

K-Ah(2σ: 95% probability)(Pr obable erosiona l surf ace)

MzP1?
31,445~31,064 cal BP(2σ : 95% probability)

YmS member?

5

YmS member?

Takanoobane
lava

Kpfa

含む過去約 23,000 年間（30 ～ 7.3 ka）に発達した火

MzP1?

AT

頃以降に発達したローム－クロボク主体の火山灰土層に覆われていた．よって，Kpfa から K-Ah までをAT

山灰土層が削剥されていたと解釈される．この凹地

32,888~31,821 cal BP(2σ: 95% probabilit y)

Kpfa

が降雨では地すべりが起こらないような緩斜面（5 ～Legends

MzP1?

15º）にあることと合わせると，K-Ah 降下直後の時Black soil

10

Takanoobane
lava

Brown soil orweathered silty ash

期に阿蘇カルデラ西部地域を強い地震が襲い，2016

Sandy ash
Vitric ash

年熊本地震時の高野台地すべりと類似の土砂移動現

Scoria象が発生していた可能性がある．

Pumice高野尾羽根溶岩円頂丘の西～南側を流れる濁川の

Lava

15 m

河岸では，弥生時代中期の河陽 F 遺跡（岡本，2003）

図3

高野台地すべりの頭部滑落崖露頭およびボーリン
グコア BV28-1，BV28-2 の地質柱状図．
Fig. 3 Geological profiles of the outcrop at the head scarpof the Takanodai landslide and the two boring coresamples (BV28-1 and BV28-2).

を埋める厚さ最大 3 m 程度の粘土～シルト質の火
山 灰 土 か ら な る 堆 積 物（ 濁 川 岩 屑 な だ れ 堆 積 物：
NgDA）が見つかっている．また，その堆積物に埋没した木片試料からは 2350–2050 cal BP（400–100 cal
B.C.）という暦年較正 14C 年代（2σ）が得られている（宮縁ほか，2003）．

土とみられる）を覆っていた．
BV28-2 の火山灰土層は 9.15 m と BV28-1 に比べ宮縁（2016a, b）は，流水の関与がほとんど認めらて厚く，鍵層となる AT と Kpfa が認められた．また，れない NgDA の産状から，2.2 ka 頃の地震によってKpfa の下位の 6.80 ～ 7.00 m 深に BV28-1 の 3.15 ～

発生した斜面崩壊に伴う岩屑なだれ堆積物（宇井，

3.30 m 深にあるものと層相や鉱物組成のきわめてよ

1987, 1997；Ui et al., 1986, 2000）ではないかと述べく似た黄色砂質火山灰層を挟んでいた．

ている．発生域は濁川流域内とされているが（宮縁144.2 古土壌層の C 年代値

ほか，2003），未固結な火山灰土からなる移動体がBV28-1 の 2.20 m 深 に あ る ク ロ ボ ク と 3.35 m 深

流水と混合して泥流化することなく濁川沿いを流下にある暗褐色古土壌の放射性炭素年代を測定した結してきたとは考えにくい．むしろ，NgDA の分布域

14

果，暦年較正 C 年代（2σ）として 7164–6976 cal BPに近接する斜面を発生域と考えた方がその産状とも（5214–5026 cal B.C.）と 31445–31064 cal BP（29495–

整合する．図 2 に示した宮縁ほか（2003）が NgDA を

29114 cal B.C.）がそれぞれ得られた．また，BV28-2

発見した地点と高野尾羽根溶岩円頂丘の斜面上にあの 7.10 m 深にある暗褐色古土壌からは 32888–31821

る凹地との位置関係からは，南東向き斜面にある幅14

cal BP（30938–29871 cal B.C.）という暦年較正 C 年

約 100 m の馬蹄形凹地（H2）が有力視される．
NgDA の発生域が高野尾羽根溶岩円頂丘の南東向

代（2σ）が得られた．

き斜面であったとすれば，2016 年熊本地震を含め
5. 考察

最近約 7,300 年間に 3 回の地すべり・斜面崩壊が発ボーリング調査を行った凹地（H1）の中央（BV28-

生していたことになり，発生頻度は 2,400 年に 1 回1）と溶岩円頂丘の頂部斜面（BV28-2）の両コアに認程度と見積もられる．2016 年以前の 2 回についてめられた黄色砂質火山灰層は，直下の暗褐色古土壌

も地震が誘因となった可能性が高いため，この発生

14の C 年代が 31 ～ 32 ka であったことから，いずれ

頻度は阿蘇カルデラ西部地域における過去の大規模も Kpfa の下位の水ノ元第 1 軽石（MzP1；31 ka：宮地震の頻度を反映したものと考えられる．

－ 74 －

阿蘇カルデラ西部、高野尾羽根溶岩円頂丘における斜面崩壊の履歴－木村・酒井

同地域における震源としては阿蘇火山の火山活動

Y., Takara, K., Quang, L.H., Loi, D.H., Tien, P.V.,（火山性地震）や近傍の活断層群の活動が挙げられ

and Ha, N.D.（ 2016）：Mechanism of two rapid

る．今回の地震の震源となった布田川 - 日奈久断層

and long-runout landslides in the 16 April 2016

帯の活動履歴は地震後の調査で大きく見直されつつKumamoto earthquake using a ring-shear apparatus

あるため（Lin et al., 2017），高野尾羽根溶岩円頂丘にand computer simulation (LS-RAPID), Landslides,

おける地すべり・斜面崩壊の発生頻度と古地震とのVol. 13, No. 6, 1525–1534.
4）土 志 田 正 二・ 新 井 場 公 徳・ 尾 川 義 雄（2016）：

関連性については，今後さらに検討を進める必要が2016 年 4 月 16 日に発生した熊本地震による南ある．

阿蘇村周辺の斜面崩壊事例．日本地すべり学会
6. まとめ誌，Vol. 53，No. 3，100–104．

2016 年熊本地震で発生した高野台地すべりに隣

5）福岡 浩・酒井直樹（2016）：平成 28 年熊本地震

接する南向き斜面の馬蹄形凹地で地質調査を行ったによる南阿蘇村地域における地すべり災害の初結果，この凹地が Kpfa から K-Ah までを含む過去約動調査．日本地すべり学会誌，Vol. 53，No. 3，

23,000 年間に発達した火山灰土層を削剥する大規模な

95–99．

土砂移動現象によって形成されたものであることが6）長 谷 川 陽 一・ 柴 崎 達 也・ 和 田 大 祐・ 川 嶋 睦 義

明らかとなり，その発生年代は 7.1 ka 頃と推定された．

（2017）： 高 野 台 地 区 地 す べ り の 試 料 を 用 い て

既往研究で報告されていた 2.2 ka 頃の濁川岩屑な

液状化強度を求めた繰返し非排水一面せん断試

だれ（宮縁ほか，2003）も含めて，過去に阿蘇カルデ

験．第 56 回日本地すべり学会研究発表会講演集，

ラ西部地域を強い地震が繰り返し襲い，2016 年熊

146–147．
7）石川芳治・久保田哲也・青戸一峰・飯島康夫・

本地震時の高野台地すべりと類似の土砂移動現象が発生していた可能性がある．

井川寿之・池上忠・池田誠・植弘隆・上原祐治・
内村雄一・江川佳苗・大石博之・岡野和行・海謝辞

堀正博・桂真也・加藤誠章・川原慎一郎・古賀

本稿には，平成 28 年度文部科学省熊本地震復旧

省三・坂島俊彦・相楽渉・地頭薗隆・篠原慶規・等予備費事業の成果の一部を用いました．地震前後

清水収・下田義文・鈴木滋・鈴木正美・瀬戸康平・の航空レーザ測量データは熊本県土木部砂防課より

田方智・寺田秀樹・寺本行芳・堂ノ脇将光・飛提供いただきました．現地調査の実施にあたっては，

岡啓之・鳥田英司・中濃耕司・西川友章・花田

熊本県，熊本大学減災型社会システム実践研究教育

良太・平川泰之・福塚康三郎・藤澤康弘・藤田センター，京都大学火山研究センターならびに京都

正治・正木光一・宮田直樹・山口和也・山下伸

大学防災研究所の方々に多くのご協力を賜りまし

太郎・山根誠・横尾公博（2016）：平成 28 年熊本

た．また，防災科学技術研究所社会防災システム研

地震による土砂災害．砂防学会誌，Vol. 69，No.

究部門の仙波望さんには実験室での試料分析にご協

3，55–66．
8）釜井俊孝（2016）：2016 年熊本地震による斜面災力を賜りました．

害．日本地震工学会誌，No.29，27–32．
9）木村 誇・酒井直樹（2017）：リモートセンシン

参考文献
1）防 災 科 学 技 術 研 究 所（2016）： 防 災 科 学 技グによる熊本地震後の斜面・地盤変動の広域的術 研 究 所 水 ･ 土 砂 防 災 研 究 部 門「 熊 本 地 震

評価．防災科学技術研究所研究資料，No. 411，に よ る 土 砂 移 動 分 布 図（2016.6.27 更 新 ）」．

177–182．

(http://www.bosai.go.jp/mizu/dosha.html, 2017.9.8)

10）木村 誇・酒井直樹・田中義朗・長倉 賢・松谷

2）Bronk Ramsey, C.（ 2009）：Bayesian analysis of

和彦（2017a）：阿蘇火山高野尾羽根溶岩ドームのradiocarbon dates, Radiocarbon, Vol. 51, No. 1,

降下火砕物斜面で発見された古期地すべりとそ

337–360.

の発生年代．日本地球惑星科学連合 2017 年大会

3）Dang, K., Sassa, K., Fukuoka, H., Sakai, N., Sato,－ 75 －

HDS17-01．

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

of Volcanology and Geothermal Research, Vol. 205,

11）木村 誇・酒井直樹・上石 勲・寳楽 裕・園部雅No. 3, 94–113.

史・木村詩織・下村博之・武田大典・吉川和男（2017b）：衛星画像解析による熊本地震被災地域

21）宮縁育夫（2016a）：平成 28 年（2016 年）熊本地震の斜面・地盤変動調査－多時期ペアの差分干渉によって南阿蘇村周辺域で発生した斜面災害．

SAR 解析による地震後の変動抽出―．防災科学

地学雑誌，Vol. 125，No. 3，421–429．

技術研究所研究資料，No. 412，107pp．

22）宮縁育夫（2016b）：2016 年熊本地震によって阿12）木村 誇・酒井直樹・田中義朗・長倉 賢・松谷

蘇カルデラ内で発生した斜面崩壊のテフラ層序

和彦（2017c）：阿蘇火山高野尾羽根溶岩円頂丘で学的特徴．日本火山学会 2016 年度秋季大会講演発見された古期地すべりの発生年代推定．日本

予稿集，81．
23）宮 縁 育 夫・ 渡 辺 一 徳・ 岡 本 真 也（2003）： 阿 蘇火山学会 2017 年度秋季大会講演予稿集，92．
13）Kimura, T., Sato, G., Higaki, D., Hayashi, S.,

中央火口丘群西側斜面で発見された岩屑堆積Doshida, S., Wakai, A., Goto, S., and Sakai,

物 と そ れ ら の 14C 年 代． 火 山，Vol. 48，No. 2，

N.（2017）：Landslide history in post-caldera central

229–234．

cones of Aso volcano, Japan. Abstracts of the 4th24）宮縁育夫・増田直朗・渡辺一徳（2004）：溶岩流

Slope Tectonics Conference, 87.

とテフラとの層序関係からみた阿蘇火山中央火口丘群西部地域の発達史．火山，Vol. 49，No. 5，14）L i n , A . , C h e n , P. , S a t s u k a w a , T. , S a d o , K . ,267–282．

Takahashi, N., and Hirata, S.（2017）：Millennium
recurrence interval of morphogenic earthquakes on25）岡本真也（2003）：河陽 F 遺跡．熊本県文化財調

the seismogenic fault zone that triggered the 2016

査報告第 209 集，320pp，熊本県教育委員会．

M w 7.1 Kumamoto earthquake, southwest Japan.

26）奥野 充（2002）：南九州に分布する最近約 3 万年

Bulletin of the Seismological Society of America,

間のテフラの年代学的研究．第四紀研究，Vol.

Vol. 107, No. 6, 2687–2702.

41，No. 4，225–236．

15）町田 洋・新井房夫（1978）：南九州鬼界カルデラ

27）奥野 充・鳥井真之・西山賢一・中西利典・横田から噴出した広域テフラ―アカホヤ火山灰．第修一郎・井口 隆・高見智之・加藤靖郎・宮崎精介・四紀研究，Vol. 17，No. 3，143–163．

長谷中利昭・北園芳人・九州応用地質学会熊本16）Machida, H. and Arai, F.（ 1983）：Extensive ash

地震 WG（2016）：平成 28 年（2016 年）熊本地震

falls in and around the Sea of Japan from large lateで誘発された阿蘇カルデラ内のアースフロー堆

Quaternary eruptions. Volcanology and Geothermal

積物．日本応用地質学会九州支部・九州応用地

Research, Vol. 18, No. 1-4, 151–164.

質学会平成 28 年度（第 32 回）研究発表会論文集，17）町田 洋・新井房夫（2003）：新編 火山灰アトラ
ス―日本列島とその周辺．336pp，東京大学出版

47–50．
28）小野晃司・渡辺一徳（1985）：阿蘇火山地質図（5万分の 1）．火山地質図 4，地質調査所．

会．
18）松本哲一・宇都浩三・小野晃司・渡辺一徳（1991）：29）王功輝・土井一生・釜井俊孝（2016）：平成 28 年

阿蘇火山岩類の K-Ar 年代測定―火山層序との（2016 年）熊本地震時に生じた南阿蘇村の流動性

整合性と火砕流試料への適応―．日本火山学会

崩壊．第 55 回日本地すべり学会研究発表会講演

1991 年度秋季大会講演予稿集，73．

集，56–57．

19）M i y a b u c h i , Y.（ 2 0 0 9 ）： A 9 0 , 0 0 0 - y e a r30）Reimer, P.J., Bard, E., Bayliss, A., Beck, J.W.,

tephrostratigraphic framework of Aso Volcano,Blackwell, P.G., Bronk Ramsey, C., Buck, C.E.,

Japan. Sedimentary Geology, Vol. 220, No. 3-4,

Cheng, H., Edwards, R.L., Friedrich, M., Grootes,

169–189.

P.M., Guilderson, T.P., Haflidason, H., Hajdas, I.,20）Miyabuchi, Y.（ 2011）：Post-caldera explosive

Hatté, C., Heaton, T.J., Hoffmann, D.L., Hogg, A.G.,

activity inferred from improved 67–30 ka

Hughen, K.A., Kaiser, K.F., Kromer, B., Manning,

tephrostratigraphy at Aso Volcano, Japan. Journal

S.W., Niu, M., Reimer, R.W., Richards, D.A., Scott,－ 76 －

阿蘇カルデラ西部、高野尾羽根溶岩円頂丘における斜面崩壊の履歴－木村・酒井

E.M., Southon, J.R., Staff, R.A., Turney, C.S.M., and草千里ヶ浜火山降下軽石の土質特性．第 56 回日

van der Plicht, J.（2013）：IntCal13 and Marine13

本地すべり学会研究発表会講演集，152–153．

radiocarbon age calibration curves 0-50,000 years35）宇井忠英（1987）：火山体で発生する岩屑流の流

cal BP, Radiocarbon, Vol. 55, No. 4, 1869–1887.

動プロセス．地形，Vol. 8，No. 2，83–93．

31）酒井直樹・木村 誇・上石 勲・田中義朗・村松

36）宇井忠英（1997）：火山現象の多様性，宇井忠英

広久・九鬼和広・水谷 佑・長倉 賢・近藤雅信・( 編 「火山噴火と災害」)，17–47，東京大学出版会．

高野正範・植野 亮（2017）：熊本地震被災地域に37）U i , T. , Ya m a m o t o , H . a n d S u z u k i - K a m a t a ,おける地形・地盤情報の整備―航空レーザ計測

K.（ 1986）：Characterization of debris avalancheと地上観測調査に基づいた防災情報データベー

deposits in Japan. Journal of Volcanology andスの構築―．防災科学技術研究所研究資料，No.

Geothermal Research, Vol. 29, No. 1-4, 231–243.

413，154pp．

38）Ui, T., Takarada, S. and Yoshimoto, M.（ 2000）：

32）佐藤達樹・千木良雅弘・松四雄騎（2017）：2016

Debris avalanches, In Encyclopedia of Volcanoes,

年熊本地震により発生した阿蘇カルデラ西部に

edited by Sigurdsson, H., Houghton, B.,‎ Rymer, H.,‎

おける斜面崩壊の地形・地質的特徴．京都大学

Stix, J. and McNutt, S., 617–626, Academic Press.

防災研究所年報，No. 60B，431-452．

39）渡辺一徳・小野晃司・平塚勝一（1982）：草千里ヶ33）高木将行・児玉 浩・石井靖雄・藤平 大（2017）：

浜火山の軽石噴火について．火山，Vol. 27，No.
4，337–338．

熊本県南阿蘇村高野台地区で発生した地すべりの地質的特徴．第 56 回日本地すべり学会研究発40）渡辺一徳（2001）：阿蘇火山の生い立ち―地質が語る大地の鼓動―．一の宮町史編纂委員会 ( 編 )表会講演集，167–168．
34）田 中 大 貴・ 笠 間 清 伸・ 古 川 全 太 郎・ 山 縣 史 郎（2017）：熊本地震による崩壊斜面の形状分析と－ 77 －「一の宮町史 自然と文化 阿蘇選書 7」，241pp，
熊本県阿蘇郡一の宮町．

防災科学技術研究所研究資料

要第 418 号2018 年 3 月

旨2016 年熊本地震により，阿蘇カルデラ西部の高野尾羽根溶岩円頂丘の南西向き斜面で大規模な地すべり（高野台地すべり）が発生し，甚大な被害をもたらした．地震前の航空レーザ測量データから作成
した詳細地形図上では，地すべり・斜面崩壊により降下火砕物層が削剥されてできたとみられる凹地
が高野台地すべりの発生箇所周辺に多数認められた．高野台地すべりの頭部滑落崖と隣接する南向き斜面にある幅約 130 m の凹地で地質調査を行った結果，高野台地すべりの発生箇所では 3 枚の鍵層（30ka の草千里ヶ浜軽石，29 ka の姶良 Tn 火山灰，7.3 ka の鬼界アカホヤ火山灰）を含む過去約 30,000 年間に発達した降下火砕物層が残されていた一方で，凹地中央の降下火砕物層は厚さ 4.7 m しかなく，3 枚の鍵層をいずれも欠くことがわかった．また，凹地中央の不整合面を覆う埋没古土壌（クロボク）から
は 7164–6976 cal BP という暦年較正 14C 年代（2σ）が得られた．以上より，高野尾羽根溶岩円頂丘では約7,200 ～ 7,000 年前（71 ka）頃にも地すべりが発生していたことが示唆される．その誘因として阿蘇カル
デラ西部地域を襲った未詳の古地震が考えられる．
キーワード：地震地すべり，降下火砕物層，古土壌，高野尾羽根溶岩円頂丘，阿蘇カルデラ－ 78 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

改測で明らかになった熊本地震の地表の水平変動の向きと崩壊面積率の関わり
佐藤

浩＊・宇根

寛＊＊

Relation between Horizontal Direction of Crustal Surface Deformation and Slope
Failure Area Ratio Revealed by Triangulation Point Renewal Survey
Hiroshi P. SATO* and Hiroshi UNE***

College of Humanities and Sciences, Nihon University**

Geography and Crustal Dynamics Research Center, Geospatial Information Authority of Japan

キーワード：地震，地殻変動，斜面，異方性Key words: Earthquake, Crustal deformation, Slope, Orientation bias

1. はじめに

2. 結果とまとめ

熊本地震（平成 28 年 4 月 16 日：Mj7.3）によって，2 時期の航空レーザ計測による阿蘇カルデラ地域

布田川断層から北西側の益城町と西原村に設置されにおける地表変位 4）を参考に，地震前後の布田川断た地震計から東向きの永久変位が捉えられた 1）．本層の北西側と南西側に分けた．図 1 に，求めた地殻地震による斜面崩壊面積率の斜面方位に応じた傾向

変動の水平の向きと断層から 8 km 以内にある崩壊が，布田川断層の北西側と南東側で明らかに違うこ

を示す．

2）

とを指摘された ．この違いが地殻変動に起因していると考え，地震時の三角点変動 3）から内挿・計算した地殻変動の水平の向きと斜面崩壊分布データ（http://www.bosai.go.jp/mizu/dosha.html）を 重 ね 合 わ
せ，断層からの距離ごとの崩壊面積率（地殻変動のある向きの面積のうち崩壊した面積の割合）を算出した．
図 2 断層から北西側（北部分）の崩壊面積率

図 1 地殻変動の水平の向きと対象とした斜面崩壊
図 3 断層から北西側（南部分）の崩壊面積率* 日本大学文理学部** 国土地理院地理地殻活動研究センター－ 79 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

参考文献
1）岩田知孝（2016）：益城町宮園・西原村小森本震
記録の解析．http://sms.dpri.kyoto-u.ac.jp/topics/masiki-nishihara0428ver2.pdf（ 平成 29 年 12 月 20
日参照）
2）佐藤

浩・宇根

寛（2016）：2016 年熊本地震による斜面崩壊の異方性．第 55 回地すべり学会発
表会予稿．
3）国土地理院（2017）：九州・沖縄地方の地殻変動．

図 4 断層から南東側の崩壊面積率

地震予知連絡会会報，97，10-4．
また，図 2 ～ 4 に，地殻変動の水平の向き（8 方位）

4）向山

栄・佐藤

匠・高見智之・西村智博（2016）：に応じた崩壊面積率を示す．北西側については地殻

2 時期の航空レーザ計測地形データ解析による変動の向きの違いに着目して，さらに北部分と南部

平 成 28 年（2016 年 ）： 熊 本 地 震 前 後 の 阿 蘇 カ

分に細分類した．図 3 では西向きにも異方性が見ら

ルデラ地域における地表変位．http://www.jseg.

れ，局所の変動の影響を受けている可能性もある．

or.jp/00-main/pdf/20160822_kumamoto_rep.pdf（ 平

図 2 ～ 4 を見ると，距離帯 2,000 m と 6,000 m を中心に，断層から北西側では北東向きに異方性が認められ，南東側では西向きに異方性が認められ，地
殻変動の水平の向きと崩壊面積率に関連性があることが示唆された．

－ 80 －

成 29 年 12 月 20 日参照）

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

熊本地震高野台地区地すべりの試料を用いて液状化強度を求めた
繰返し非排水一面せん断試験
長谷川陽一＊・柴崎達也＊＊・和田大祐＊＊・川嶋睦義＊＊
キーワード：間隙水圧測定，一面せん断機構，草千里ヶ浜軽石，乱さない試料，繰返し非排水三軸試験

1. はじめにB-1 地点筆者は，乱さずに採取した地すべりのすべり面試
料の強度を一面せん断によって計測しながら，かつ，供試体各所で発生する間隙水圧を精度良く測定する
ことで，地すべりが滑動する際のすべり面の間隙水

C-1 地点圧挙動を評価できるようにすることを目的として，
非排水一面せん断試験装置を開発した（特許 6103658
号）1)．本稿では，平成 28 年熊本地震で発生した高野台地すべりのすべり面である草千里ヶ浜軽石（以下 Kpfa）を用いて実施した，繰返し非排水一面せん
断試験（以下 一面 Test）および繰返し非排水三軸試験（以下 三軸 Test）の結果について報告する．
2. 試験概要
Kpfa を採取した高野台地区地すべり（B，C ブロック）の平面図を図 1 に示す．B-1 および C-1 地点はB ブロックおよび C ブロックの滑落崖直下である．
試験試料は各地点で土塊が滑動せずに残っている箇
所を手掘りで掘削してブロックサンプリングしてお図 1 高野台地区平面図（B，C ブロック）り，この位置における土塊は地すべりブロック内と比較してあまり乱されていないと判断されることから，“地すべりが滑動する前の状態を保っている”と仮定して試験を実施している．
B-1，C-1 地点における Kpfa の写真および各種物
理試験を写真 1 および表 1 に示す．試料に触ってみると，C-1 地点の Kpfa は乾いており，間隙が疎で，粘着力のない砂・礫質土の様相を呈している．B-1
地点の Kpfa は湿っており，間隙が密で，粘着力がある粘性土の様相を呈している．どちらの Kpfa も

写真 1 草千里ヶ浜軽石（左：C-1，右：B-1）

軽石を手で潰すと水がしみ出てくる．
試験装置の概要（供試体サイズ等）については長谷川ら

1)の文献を参照いただきたい．一面 Test は，土の繰返し非排水三軸試験方法（JGS 0541-2009）を参考にして試験方法を決定した．一面 Test と三軸 Test

* 国土防災技術株式会社，現 国土技術政策総合研究所** 国土防災技術株式会社－ 81 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

表 1 物理試験結果
土粒子
の密度

自然
含水比 礫分粒度分布(%)
砂分

試料名
ρs

Wn
(%)

3

(g/cm )

2-75 0.075-2
mm
mm

コンシステンシー
塑性
塑性 液性
限界
指数 指数

シルト分 粘土分

液性
限界

0.005
-0.075
mm

0.005
mm未満

WL
(%)

WP
(%)

IL

IP

湿潤
密度

乾燥
密度

ρt

ρd
3

(g/cm ) (g/cm 3 )

C-1

2.53

101

3

50

29

19

131

101

30

0.0

1.12

0.53

B-1

2.55

155

0

33

32

36

209

92

117

0.5

1.27

0.46

表 2 試験条件
試料名

C-1
B-1

試験種
一面Test
三軸Test
一面Test
三軸Test

初期
圧密応力
せん断応力
背圧
σc
τi
(kN/m 2)
(kN/m 2)
(kN/m 2)
160
100
0
160
100
0
157.7
100
27.8
160
100
0

繰返し応力振幅比
τd/σc
0.194
0.291
0.252
0.350

0.234
0.303
0.227
0.370

0.251
0.331

周波数
f (Hz)
0.287
0.353

0.2
0.2
0.2
0.2

0.390

の 試 験 条 件 に つ い て 表 2 に 示 す．B-1 地 点 の 一 面
Test は，原位置のすべり面傾斜 10º を想定して土被0.5

繰返し応力振幅比

り圧によるすべり面の垂直応力およびせん断応力を計算し，初期せん断応力を与えてから繰返し載荷を行っている．
3. 試験結果と考察
一面せん断ではせん断ひずみ γ の定義が難しいが，0.4

一面TestNu95

一面TestDA5%

一面TestDA10%三軸TestNu95

三軸TestDA5%三軸Test
DA10%

0.3

0.2

0.1

大藤ら 2) の実験結果を参考にし，① γ は軸ひずみ0（せん断域幅）は供ε の 2 倍とし，②せん断高さ H’

1

10

1 00

10 00

繰返し載荷回数

試体長さ L の 0.25 倍としたうえで，三軸 Test にお

図 2 液状化強度曲線（C-1）

ける軸ひずみ DA5 % のときのせん断変位両振幅 δ5% を 1.75 mm，DA10 % のときのせん断変位両振幅
δ10% を 3.5 mm とした（γ = 2ε，γ = δ/H’，H’= 0.25L）．
C-1 地点の一面 Test および三軸 Test の液状化強度曲線を図 2 に示す．繰返し回数 Nc が 20 回のときの過剰間隙水圧比 Nu95 % の繰返し応力振幅比（液状化強度）は，一面 Test は三軸 Test の 3 分の 2 程度となっており，静止土圧係数 K0 を 0.5 と仮定すると理論通り 3) である．また，三軸 Test では DA5 %，DA10 %，Nu95 % の液状化強度がほぼ同じなのに対 し， 一 面 Test で は DA5 % の 強 度 が 低 く，Nu が

図 3 液状化強度曲線（B-1）

95 % に達する前に変形が大きく発生する特徴がみられた．
B-1 地点の一面 Test および三軸 Test の液状化強度

では，繰返し載荷が片振り載荷になっている影響で曲線を図 3 に示す．試料の物性の違いにより，B-1

Nu が 95 % に達するような挙動はみられなかったが，地点の三軸 Test の液状化強度は C-1 地点より少し大DA5% の強度は C-1 地点の一面 Test よりも低くなっきくなっている．初期せん断応力を与えた一面 Testている．

－ 82 －

熊本地震高野台地区地すべりの試料を用いて液状化強度を求めた繰返し非排水一面せん断試験－長谷川ほか

4. おわりに

引用文献

一面 Test では三軸 Test と比較して DA5 % の強度

1）長谷川陽一・柴崎達也（2016）：非排水一面せんが特に低く，過剰間隙水圧比が 95 % に達する前に断試験機構の圧力室を組み込んだ三軸試験装置

変形が大きく発生する特徴がみられた．この挙動のの 開 発． 第 51 回 地 盤 工 学 研 究 発 表 会 講 演 集，違いは試験機構の違いによるものと判断される．まpp.2047-2048．

た，初期せん断応力を与えた試験では，与えなかっ2）大藤泰彦・上野勝利・望月秋利（1999）：一面せた試験よりもさらに DA5 % の強度が低く，実斜面

ん断をうける砂供試体の変形．土木学会第 54 年

が不安定化する強度は三軸 Test で評価される液状化

次学術講演会概要集，Ⅲ -A21，pp.42-43．

強度よりもずっと低いことが示唆された．以上から，

3）石 原 研 而（1976）： 土 質 動 力 学 の 基 礎，pp.231-

今回のような特定のすべり面を想定した液状化強度を把握する場合は，一面 Test（ 繰返し非排水一面せん断試験）による液状化試験が有効であると考える．
謝辞
熊本県阿蘇地域振興局土木部には“高野台地区 28
年発生災害復旧事業地質調査委託”で得られたデー
タおよび現地採取土の使用を承諾いただいた．ここに記して感謝の意を表します．

－ 83 －

293．

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

スライド 1
国土防災技術にて昨年度実施した業務，研究の成果

熊本地震高野台地区地すべりのの発表になります．

試料を用いて液状化強度を求めた
繰返し非排水一面せん断試験

1

スライド 2

本日の発表内容
1.はじめに：研究目的
2.概要：高野台地区の概要，試験試料，試験方法について
3.結果と考察4.おわりに：まとめ

2

スライド 3

1.はじめに・地すべりの誘因
地震時に滑動する地すべり（地震誘因）
降雨・融雪時に滑動する地すべり（降雨・融雪誘因）

既往の研究

・地震で滑動する要因①すべり面の残留強度の速度依存性
せん断速度↑残留強度↓＝地震誘因型
せん断速度↑残留強度↑＝降雨・融雪誘因型②層理面のひずみ軟化→ピーク強度と残留強度の差が著しいもの③高含水土（ハロイサイト）の強度低下（過剰間隙水圧）
3－ 84 －

熊本地震高野台地区地すべりの試料を用いて液状化強度を求めた繰返し非排水一面せん断試験－長谷川ほか

スライド 4メカニズムを土質試験で検証するにあたり，①～③を同時に満たす試験を実施するため新しく試①間隙水圧を直接，精度よく計測する

験機を開発しました．

②乱さない試料で試験をする

既存の面があるような③特定の面をせん断する

試料を対象とする

・一面せん断試験機：①× ②○ ③○・三軸試験機： ①〇 ②○ ③×→非排水一面せん断試験機の開発（特許第6103658号）

4

スライド 5
非排水一面せん断試験機（特許第6103658号）

三軸試験装置の圧力室部分に一面せん断機構の部材を組み込みました．

開発した試験機
5

スライド 6
せん断方向を鉛直にせん断箱はＯリングで圧着
セル圧で圧密荷重を載荷
異方圧密
間隙水圧測定は3箇所
せん断箱内に背圧を付与
静的載荷：モーター
動的載荷：空圧サーボ
三軸圧力室内の概略構造図

6－ 85 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

スライド 7高野台地区の流動性地すべりが発生→調査業務で“繰返し非排水三軸試験（液状化強度試験）”を実施→研究目的で“繰返し非排水一面せん断試験”の実施の許可を得た

撮影 ：国土防災技術株式会社
撮影日：平成28年4月22日
7

2.概要

スライド 8高野台地区の概要
・平成28年4月16日発生

・A，Bブロックは流動化：すべり面は草千里ヶ浜軽石（Kpfa)
・Cブロックは斜面に留まる：すべり面はKpfaの数m下位の古土壌

CA
B

撮影 ：国土防災技術株式会社
撮影日：平成28年4月22日
8

試験試料について

B-1地点

A，Bブロックのすべり面のKpfa，下位の古土壌（Kpfa混在層）と褐色火山灰土↓スライド 9C-1地点

B，Cブロックの滑落崖直下を掘りこんで乱さずに採取。
↓
不動地側の試料なので，地す
べり滑動による乱れがほとんどないと仮定した（地すべり滑動
前の状態を保っていると仮定）。
高野台地区平面図（A,B,Cブロック）
9－ 86 －

熊本地震高野台地区地すべりの試料を用いて液状化強度を求めた繰返し非排水一面せん断試験－長谷川ほか

スライド 10

C-1地点

滑落崖は 10 m ほどで，そこを 1 ～ 2 m 堀り込んで試料を採取しました．
黄色の土が Kpfa です．層厚は 50 cm 程度．Kpfa が不動地側にあり，その左下に乗っている土層が移動
体です．

10

スライド 11B-1地点

こちらも滑落崖は 10 m ほどです．
オレンジ色が Kpfa ですが，C ブロックに比べて不均質で層厚も 10 cm 程度と薄いです．

11

スライド 12B-1地点のKpfa

C-1地点のKpfa

どちらも軽石を潰すと水がしみ出してきて，ヌルヌルになる
Kpfaの物理特性
土粒子
の密度

自然
含水比 礫分粒度分布(%)
砂分

試料名
ρs

Wn
(%)

2-75 0.075-2
mmmm

シルト分 粘土分

液性限界

コンシステンシー
塑性
塑性 液性
活性度
限界
指数 指数

0.005
-0.075
mm

0.005
mm未満

WL
(%)

WP
(%)

湿潤
密度

乾燥
密度

ρt

ρd

IL

A

C-1

2.53

101

3

50

29

19

131

101

30

0.0

5.1

1.12

0.53

B-1

2.55

155

0

33

32

36

209

92

117

0.5

5.1

1.27

0.46
12

(g/cm 3 )IP

(g/cm 3 ) (g/cm 3 )－ 87 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

スライド 13

試験方法について・地すべりの発生メカニズム

13

・Kpfaでは過剰間隙水圧が上昇しやすく，下位の褐色火山灰土では上昇しにくいのではないか？
→液状化判定手法で斜面の安全率（液状化抵抗率）を評価すると差が出るのではないか

スライド 14B-1 試料の一面 Test については，概要集で説明していますが，ここでは省略します．

→「土の繰返し非排水三軸試験方法」（液状化強度試験）にて，液状化強度を求める+繰返し非排水一面せん断試験による液状化強度も求めてみた←ただし，特定の面を狙ったせん断ではなく，Kpfaの中をせん断
試験条件
試料名

圧密応力
σc

試験種

(kN/m 2)

C-1

B-1

草千里ヶ浜
軽石
古土壌
（混在層）
褐色火山灰土草千里ヶ浜
軽石

一面Test
三軸Test

初期
せん断応力
背圧
τi
(kN/m 2)
(kN/m 2)160

三軸Test
三軸Test
三軸Test
一面Test

0.194
0.291

0.234
0.303

0.410

0.370

0.800
0 0.350
27.8 0.252

0.640
0.370
0.227

100

160
157.7

繰返し応力振幅比
σ d/2σ' 0 or τ d/σ c

0

100
100

0.251
0.331

0.287
0.353

0.390

周波数
f (Hz)

0.2

0.2
0.2
14

スライド 15

3.結果と考察

褐色火山灰土では過剰間隙水圧比が 95% まで上昇

液状化強度について

試験結果
試料名

草千里ヶ浜
軽石
C-1

B-1

古土壌
（混在層）

試験種

自然
含水比

湿潤
密度

Wn
%

ρt

ρd

g/cm3

g/cm 3

乾燥
密度

101

1.12

0.53

液状化強度比
（Nc=20回時)

飽和度%

一面Testする挙動が確認できなかったため，液状化強度比の備考

数値はありません．

DA=5%

Umax=95%

0.233

0.253

4供試体

0.323

0.328

4供試体
2供試体

74.8

三軸Test
三軸Test

88

1.28

0.61

88.5

0.385

0.390

褐色火山灰土 三軸Test

63

1.44

0.80

91.0

0.6以下

-

2供試体

草千里ヶ浜
軽石

155

1.27

0.46

98.5

0.373

0.357

3供試体

三軸Test・C-1のKpfaでは，三軸よりも一面のほうが強度が小さい（初期応力状態の影響）

液状化強度比Umax=95%のグラフ

・B-1のKpfaは，C-1のKpfaよりも強度がやや大きい（細粒分の影響）
・古土壌の三軸はやや強度が大きい
15－ 88 －

熊本地震高野台地区地すべりの試料を用いて液状化強度を求めた繰返し非排水一面せん断試験－長谷川ほか

スライド 16

液状化判定結果（地盤工学会，地盤の動的解析-基礎理論から応用まで-，pp.10-16）

試料名

L max

Fl

Umax=95%
0.253

62.49

0.391

0.65

三軸Test

0.323

0.328

62.49

0.391

0.84

三軸Test

0.385

0.390

62.49

0.391

1.00

褐色火山灰土 三軸Test

0.6以下

-

62.49

0.391

1.54

草千里ヶ浜
軽石

0.373

0.357

62.49

0.391

0.91

三軸Test

地下水位がすべり面以下という条件でも液状化抵抗率は 1.0 を下回りました．

DA=5%
0.233

古土壌
（混在層）

B-1

τ max

一面Test

草千里ヶ浜
軽石
C-1

液状化強度比
（Nc=20回時)

試験種

計算条件：地盤面からの深さzは一律で10m。地盤の単位体積重量は16kN/m3。地下水位はGL-10m以深として，鉛直全応力＝鉛直有効応力。液状化強度比Rmaxは，繰返し回数20回におけるUmax=95%時の液状化強度比。褐色火山灰土については0.6というRmaxを仮定。地表面での最大加速度αmaxは平成28年4月16日にK-NET高森観測点で記録された450.6gal。

・Kpfaは，C-1でもB-1でも安全率Flは1.0を下回る
・古土壌は1.00とKpfaよりもやや大きい
・褐色火山灰土は1.53と大きい（ Rmaxを0.6と仮定）
16

一面Testについて

スライド 176
τd/σc=0.194
τd/σc=0.234
τd/σc=0.251
τd/σc=0.287

5→一面せん断機構の利点

3
せん断変位 (mm)一面Testでは変位が原点か
ら押し側，引き側に対称に
生じる

4
2
1
0
-1 0

20

40

60

80

100

120

140

160

-2
-3
-4
-5
-6
繰返し載荷回数 （回）C-1試料：一面Testのせん断変位

三軸では伸長側に偏る

C-1試料：三軸Testの一例
17

スライド 18
σd/2σ0'=0.291120τd/σc=0.194
60

80

20

0
0

20

40

60

80

100

120

140

160

-20

180

軸差応力 (kN/m2)

せん断応力(kN/m2)

40

40

0
0

40

80

120

160

200

-40
-40

-80

-60

垂直応力 (kN/m2)

C-1試料：一面Testの応力経路の一例-120
平均有効主応力σm' (kN/m2)

C-1試料：三軸Testの応力経路の一例

一面Testでは応力経路も押し側，引き側で対称に描かれる

18－ 89 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

スライド 19
C-1 試料の Kpfa の液状化強度曲線です．上の 3 本が三軸 Test の結果，下の 3 本が一面 Test の結果です．

C-1試料：液状化強度曲線

一面TestではDA5%の強度が，DA10%，Nu95%よりも低い→過剰間隙水圧が発生するよりも先に変位が大きく生じる←三軸TestではDA5%，DA10%，Nu95%の強度はほぼ同じ
19

スライド 20

4.おわりに・Kpfaの液状化強度は，三軸TestのNu95%，Nc20回で0.33程度となり，緩い砂の強度に近かった（緩<0.3，0.5<密）。
・土質試験による液状化強度とK-NET観測点で得られた加速度を用いて液状化判定を行ったところ，Kpfa層の安全率は1.0を下回った。
・繰返し非排水一面せん断試験で液状化強度試験を実施したところ，
せん断変位が原点から対称に生じるなかで過剰間隙水圧比が95%を超える挙動が確認できた。
・三軸Testと比較し一面TestではDA5%の強度が特に低く，過剰間隙水
圧比が95%に達する前に変形が大きく生じる特徴がみられた。
←草千里ヶ浜軽石は変形すると軟弱になる（土粒子がつぶれると水が出てぬるぬるになる）性質があることから，変形が始まれば斜面の不安定化が加速度的に進行すると考えられる。
20

スライド 21
Kpfa とその下位の古土壌の採取試料です．
間に白っぽい層があります．ここを対象とした土質試験を試みましたが，薄すぎて実施できませんでし以上 ご清聴ありがとうございました

た．

21－ 90 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

重力変形斜面における地震観測と震動特性の把握－奈良県天川村栃尾地区の事例－

土井一生＊・釜井俊孝＊・佐藤朗＊＊・王功輝＊・千木良雅弘＊・小川内良人＊＊＊・川島正照＊＊＊

キーワード：地震時地すべり，南海トラフ巨大地震，増幅特性，加速度計，傾斜計

1. はじめに

2. 観測概要

近年，活発化している地震活動に伴って，2011 年

紀伊半島中央部の奈良県天川村栃尾地区に位置す

東北地方太平洋沖地震や 2016 年熊本地震に代表さる流れ盤構造を持つ四万十帯の重力変形斜面を観測れるように，地震による斜面災害が頻発している．

対象斜面とした．ボーリングコアから緩み域は深さ

しかしながら，観測事例が僅少であるがゆえ，地震65 m 程度であると考えられたため，その直下と緩時に斜面がどのようにふるまうかについてはほとん

み域中央部深さ 25 m，および，地上に計器を鉛直ど解明されていない．地形や内部物質，状態に由来に設置した．計器として，電力が乏しい山間部でもする斜面の増幅特性は未解決な課題の一つである．

使用できる省電力の MEMS 型加速度センサーと傾

近年の計算機の発達によって，解析上はそのような

斜センサーを耐圧・耐水プローブに封入したものを効果が確認できるようになったものの，実際の斜面開発した（土井ほか，2017）．観測は，地震動，傾斜の動きを正しく把握できているかは，斜面の震動をとも 200 Hz サンプリングで連続でおこなった．

実測することによって明らかになると考えられる．
京都大学防災研究所では，文部科学省の建議「災3. 観測結果害の軽減に貢献するための地震火山観測研究計画の図 1 に 2016 年 4 月 1 日に三重県南東沖で発生した推進について」の一環として，さまざまなタイプの地震（Mj 6.5）の記録を示す．最大加速度は地表，深斜面において地震観測を全国数カ所でおこなっていさ 25 m，深さ 65 m の順に地表に近いほど大きい値

る．本発表では，将来の南海トラフ巨大地震の減災を示した．S 波部分についてスペクトルを計算したを目指し，紀伊山地の重力変形斜面において展開しところ，1-6 Hz において，基盤（深さ 65 m）に比べ重たボアホールを用いた鉛直観測によって得られた斜力変形を受けた岩盤（深さ 25 m）において 2-7 倍大き

面の震動特性に関する解析結果を紹介する．

な値を示したが，深さ 25 m と地表では大きな違い

図1* 京都大学防災研究所** ジオテクサービス株式会社*** 国土防災技術株式会社－ 91 －

観 測 さ れ た 加 速 度 波 形（ 土 井 ほ
か，2017）．上から，地表，深さ25 m，深さ 65 m の記録をあらわす．また，左から，上下，南北，東西の各成分をあらわす．破線はS 波の到達時刻．

防災科学技術研究所研究資料はなかった．このことから，1-6 Hz の周波数帯の地

第 418 号2018 年 3 月

謝辞

震動が重力変形を受けた岩盤の崩壊に大きく寄与す国土交通省近畿地方整備局紀伊山系砂防事務所のることが示唆された．一方，この地震に伴う傾斜変

今森直紀氏（現：国土交通省関東地方整備局）には，動は認められず（0.0005 度以下），10 gal 程度の地震

地震観測に便宜を図っていただき，ボーリングデー

動に対してこの斜面が安定であることが示された．

タを供与していただいた．

－ 92 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

譲原地すべりにおける地震動観測に基づく複数の地震動加速度波形の比較
柴崎宣之＊・石井靖雄＊＊
キーワード；地震動観測，地すべり，固有周期，スペクトルの増幅率

1. はじめによび 15 時 15 分に発生した余震（以下，「地震③」と地すべり斜面の不安定化に影響を及ぼす地震動特いう）とした．なお，今回解析対象とした地震にお性としては，地盤の固有周期のほか，最大加速度やいて，地すべりによるとみられる変動は観測されて最大速度，卓越周波数，主要動の継続時間などが考いなかった．

えられる（川邉，2005；社団法人日本地すべり学会，（3）解析方法

2012）．地震発生時の地すべりの安定性を考える上解析には，南北方向（北が正）と東西方向（東が正）で，地すべり斜面における地震動特性を把握するこにおいて観測された地震加速度波形を，地すべり谷とが重要と考えられるが，現地での観測に基づいた側を正として地すべり測線方向に変換（Huang et al.,

研究事例は少ない（秦ほか，2012）．

2001）したものを用いた．その上で，地表での観測

筆者らは，地すべり斜面において，すべり面下位，値に対する深度 42 m，深度 52 m での観測値の比を

想定すべり面付近，地表に地震計を設置し，観測さ求め，地すべり土塊での地震加速度波の増幅状況をれた地震加速度波形から地すべり土塊の固有周期を考察した．

検討した結果を報告している（柴崎・石井，2016）．
本稿では，既往発表のうち譲原地すべりでの観測結果の一部を新たに示した上で，地すべり土塊での地震加速度波の増幅状況を考察した結果の概要を紹介する．考察結果の詳細については，既往発表（柴崎・石井，2016）を参照願いたい．
2. 解析方法（1）譲原地すべりおよび地震計
譲原地すべりは群馬県藤岡市に位置する（図 1）．
地震計は栢ヶ舞地区の地すべり頭部に設置されており，その設置深度は，地表（図 2），想定すべり面付

図 1 譲原地すべりおよび検討対象地震の震央（柴崎・石井，2016）

近（深度 42 m）および想定すべり面の下位（深度 52m）である．設置された地震計の性能は，サンプリ
ング周波数 100 Hz，測定範囲± 2,000 gal，周波数特性 0 ～ 40 Hz の加速度計である．
（2）解析対象とした地震の概要
解析対象地震は，2011 年 3 月 11 日 14 時 46 分に発生した平成 23 年（2011 年）東北地方太平洋沖地震の本震（以下，「地震①」という），本震直後の 14 時
51 分に発生した余震（以下，「地震②」という），お* 日本工営（株）（元国立研究開発法人 土木研究所）** 国立研究開発法人 土木研究所－ 93 －

図 2 地震計設置状況（地表）防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

3. 観測結果および解析結果
観測により得られた水平方向最大加速度は，地震①で 75.5 gal，地震②で 3.98 gal，地震③で 15.6 gal
であった．図 3 に地震①における想定すべり面下位（深度 52 m），想定すべり面付近（深度 42 m）および地表の水平方向加速度波形を示した．地表の最大加速度はすべり面下位（深度 52 m）の約 2.8 倍を示し，
水平方向の加速度波形の振幅は地表に向かうに連れて大きくなっている．
また，表 1，図 4 に示したように，今回解析した事例では，地表の水平方向加速度に対する想定すべ
り面下位の水平方向加速度の比は，0.35 から 0.68 の値を示した．平地地盤において，最大加速度が地表に比べて地表面下約 100 m で地表の 0.50 以下となった既往の観測事例（社団法人日本道路協会，2002）と大きく異なる傾向は示していない．
表 2 は，地震①，②，③における水平方向のフーリエ振幅スペクトルが最大値を示した周期とスペク
トル増幅率の最大値が表れた周期を示したものである．解析した 3 つの地震動のスペクトルの増幅率の最大値を示した周期は，0.22 秒から 0.25 秒の値を示したことから，当該地すべり土塊の固有周期は0.22 秒から 0.25 秒付近と考えられた（柴崎・石井，
2016）．また，水平方向のフーリエ振幅スペクトル

図 3 地震①における深度別の水平方向地震動
加速度波形
表 1 各地震における水平方向最大加速度，
柴崎・石井（2016）より抜粋
項目
水平方
向最大
加速度
（ gal ）

観測
深度
地表

地震①

地震②

地震③

75.5
（1.00）
30.4
深度 42 m（0.40）
26.8
深度 52 m（0.35）

3.98（1.00）
2.74（0.69）
2.48（0.62）

15.6（1.00）
11.5（0.74）
10.6（0.68）

が最大値を示した周期とスペクトル増幅率で最大値が表れた周期が異なっていることから，解析対象とした地震動では，地すべり土塊での極端な地震加速
度波の増幅は生じなかったものと推察された．
4. おわりに
大きな地震動における地すべり土塊の加速度増幅
特性は，今回の解析結果とは異なる傾向を示す可能性も考えられる．地震発生時の地すべりの安定性を考えていくためには，今後も同様な観測事例を積み

図 4 地表最大加速度を 1.0 とした場合の地中最大加速度の分布，柴崎・石井（2016）より作成

重ねていくことが重要と考えている．
表 2 各地震における水平方向最大加速度，
柴崎・石井（2016）より作成

謝辞
地震動観測結果を提供頂いた国土交通省関東地方整備局利根川水系砂防事務所および気象庁震度階の計算，高速フーリエ変換ソフトウェアを使用させて頂いた立命館大学伊津野教授に感謝申し上げる．

項目
フーリエ振幅スペ
クトル max
増幅率
max

地震①
0.41 秒
0.94 秒
0.25 秒地震②0.84 秒地震③0.82 秒

0.22 秒
0.24 秒0.23 秒注）フーリエ振幅スペクトル max：加速度フーリエ振幅
スペクトルで最大値が表れた周期，増幅率 max：ス
ペクトル増幅率で最大値が表れた周期（固有周期）－ 94 －

原地すべりにおける地震動観測に基づく複数の地震動加速度波形の比較－柴崎・石井

参考文献
1）秦 吉 弥・ 王 功 輝・ 釜 井 俊 孝・ 末 峯 章・ 野 津 厚（2012）：サイト特性置換手法に基づく 2011 年
東北地方太平洋沖地震における葉ノ木平地すべ
り地での地震動の推定．日本地すべり学会誌，
Vol.49，No.3，pp.109-118．
2）Huang, C.-C., Lee, Y.-H., Liu, H.-P., Keefer, D.K.
and Jibson, R.W.（ 2001）: Influence of SurfaceNormal Ground Acceleration on the Initiation of
the Jih-Feng-Erh-shan Landslide during the 1999
Chi-Chi, Taiwan, Earthquake, Bulletin of the
Seismological Society of America, Vol.91, No.5,
pp.953-958.
3）川 邊

洋（2005）： 斜 面 表 層 の 振 動 特 性 と 不 安

定 化． 日 本 地 す べ り 学 会 誌，Vol.42，No.2，
pp.112-114．
4）日本道路協会（2002）：道路橋示方書（Ⅴ耐震設計編）・同解説，pp.301-303．
5）日本地すべり学会（2012）：地震地すべり 地震地
すべりプロジェクト特別委員会の総括編．社団
法人日本地すべり学会，pp.131-133．
6）柴崎宣之・石井靖雄（2016）：複数深度での地震動観測結果に基づく地すべり土塊の固有周期．
日 本 地 す べ り 学 会 誌，Vol.53，No.6，pp.227234．

－ 95 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

線状降水帯と土砂災害の危険度
岡田憲治＊*

1. はじめに力よりも重力が勝って落ちてくる（通常の気象レー

全国各地で大雨を誘因とした土砂災害が毎年発生

ダーは，発射した電波が雨粒に反射し，それを受信しており，近年は雨域の北上傾向に伴って北日本でした電波の強度から雨の密度を推定するものであも土砂災害の発生の増加が顕著である．これら土砂り，雨雲ではない雲には反応しない．雨雲が映って災害の中でも崩壊規模が大きな土砂災害発生時は，いるのに雨が降らないのは，落下中に蒸発した場合

上空に筋状に長く伸びる雨雲があり雨が長時間継続

や風により流された場合が多い．風速 15 m/s 程度なしていたことが多いことが以前から知られており，

らば高度 2 km から降る雨は落下点が 4 ～ 5 km 程度

この雨雲は「ニンジン状の雨雲」あるいは「テーパリずれる）．

ング・クラウド」と呼ばれていた．近年，観測技術

雨を降らせる雲は積雲系と層雲系に大別されるや解析技術の向上により，筋状に長く伸びる雨雲がが，大雨になるポテンシャルを持っているのは積雲同じ場所で大雨を降らせ続けるメカニズムが解明さ系の雲である．通常は 2 km 前後の高度に発生し，れ，『線状降水帯』と呼ばれるようになった．

数 mm から 10 数 mm 程度の雨を降らせて消滅する

ここでは雲から雨が降る仕組み，線状降水帯の発生メカニズム，線状降水帯と地球温暖化との関連性ため，1 つの積雲の雨だけで土砂災害が発生することは稀である．

等を説明する．

一方，積雲の中で上昇気流が継続して上空に向かって発達した場合は積乱雲と呼ばれ，雲頂高度が2. 雲が発生する仕組み

10 km を越える場合もある．積乱雲の下では 1 時間

太陽の日射により地面が熱せられると地上付近のに数 10 mm 程度の強い大粒の雨が降り，雷・ダウ

水蒸気を含む空気塊が温められて膨張し，浮力が発ンバースト・竜巻等の突風現象も発生することがあ

生して上昇する．通常は高度が高くなるほど気温がり，夏の夕立が典型例である．積乱雲も雨を降らせ低下（高度 100 m につき気温 0.6 ℃低下）するので，ると消滅するが，同じ場所で積乱雲が次々と発生し水蒸気を多く含む空気塊ほど低い高度で飽和し水蒸て雨を降らせ続けると土砂災害発生の危険性が高ま

気の粒が生成される．水蒸気の粒は小さく軽いためる．

浮力と重力が釣り合って空中に浮遊し太陽光を遮って白く見える．これが雲である．また，空気塊上昇

4. 大雨が降る仕組み（水平方向）

により地上付近の気圧が低く（空気が薄く）なった分

雨が継続するには水蒸気の補給が必要であり，そを補うための水平方向の空気の移動が発生する．これには水平方向から水蒸気を多く含んだ空気が補給

れが地上付近で発生する風の仕組みである．

され上昇気流によって上空に運ばれる必要がある．
このような雨の典型例が図 4.1 に示す地形性降雨で

3. 雨が発生する仕組み（上昇気流）

ある．

雲の中では飽和水蒸気の小さな粒が浮遊している

地形性降雨は山等の特定の地形で発生するが，近だけだが，さらに冷やされると浮遊している粒が結

年各地に大雨を降らせ災害につながっているのが地

合して雨粒（あるいは雪の結晶や氷粒）となって浮形に依存せず平坦部の上空でも発生する積乱雲によ* 気象庁予報部－ 97 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

災害をもたらすような大雨は「（短時間の）局地的大雨」と「集中豪雨」に大別される．「局地的豪雨」は単独の積乱雲が発達することにより概ね 1 時間以内の短時間に狭い範囲で数 10 mm 程度の雨をもたらす現象である．一方，災害をもたらすような雨という意味で使われている「集中豪雨」は積乱雲が同じ場
所で次々と発生・発達を繰り返すことにより同じ場
所で数時間あるいはそれ以上にわたって雨が強く
図 4.1 地形性降雨の仕組み

降り続く現象であり，山に雨が降る地形性降雨や前線の雨，あるいは台風の周りを取り囲んでいる強いる雨であり，今回のテーマである線状降水帯も地形

降水帯等が典型例である．つまり「集中豪雨」は「局に依存しなくても発生する雨である（島や孤立峰の地的大雨」が継続したものである．

下流側に発生する線状降水帯もある）．
上昇気流が発生する仕組みを空気塊の重さと温度

5. 線状降水帯

で考えてみる．同じ温度の空気塊が 2 つあり，1 つ

災害をもたらす集中豪雨の例として近年クローズ

は水蒸気を多く含む空気塊，もう 1 つは乾いた空気

アップされたのが「線状降水帯」である．線状降水塊の場合，水蒸気を多く含む空気塊の方が重いだろ帯の発生メカニズムが十分には解明されていなかっうと考え勝ちだが，実際は水蒸気を多く含む空気塊た時代には，その形状から「にんじん状の雨雲」とかの方が軽い．これは，空気の主成分である窒素の分「テーパリング・クラウド」と呼ばれていた．なお，

子量は 28，酸素は 32 だから空気の分子量は 28.8 と昭和 51（1976）年 9 月に香川県小豆島で発生し死者なるが，空気の一部を分子量 18 の水蒸気で置き換

39 名の土石流の誘引とされている湿舌は台風を取りえると空気塊の分子量は 28.8 よりも小さくなるか

巻く雨雲が 3 日間にわたって降り続いたものでありらである．つまり同じ温度では湿った空気ほど軽い．

線状降水帯とは異なるものと考えられる．

一方，気温に目を転じると，冷たい空気よりも暖近年レーダーの観測処理技術（解像度・観測精度）

かい空気の方が膨張した分軽い．そのため，冷たいが向上して雲の時間的・空間的（立体的）な発達・衰空気塊と暖かく水蒸気を多く含む空気塊（暖湿気）弱を詳細に観測できるようになり，さらに数値シがぶつかった場合に強い上昇気流が発生しやすくな

ミュレーション解析技術の向上や多くの事例の蓄積

る．この場合，（相対的に重い）冷たい空気塊（冷気）によって降水のメカニズムが判明し，現在は積乱雲

は下層にもぐりこんで，山がないのに，あたかも山が次々と発生して積乱雲群を作り，それがいくつもがあるかごとく踏み台となって，上昇した暖湿気が筋状に並ぶこと（図 5.1）を『線状降水帯』と呼んでい上空で冷やされて雲となり雨を降らせ，暖湿気の流る．

入が継続した場合に大雨となる．
空気中に含まれる水蒸気の量は温度によって異なり，含み得る水蒸気の最大量（と飽和水蒸気量）は，1 立方 m あたり 10 ℃で約 9 g（12 hPa），20 ℃で約17 g（23 hPa），30 ℃で 30 g（42 hPa）と，温度が高いほど含まれる水蒸気は大きく増える．つまり，暖湿図 5.1 線状降水帯の発生メカニズム

気ほど軽いために上昇気流になりやすいだけでなく大雨になるポテンシャルも高いことになる．秋に台

気象庁気象研究所での調査研究により，日本では

風や秋雨前線（停滞前線）により大雨となるのは，ま（台風による直接的な大雨を除くと）集中豪雨事例のだ夏の高い気温が残っている南の海上からの大量の約 2/3（梅雨期に限れば約 3/4）に線状の形態が見ら

暖湿気が高気圧の縁辺流や台風によって列島に流入れ（津口・加藤 2014），日本で集中豪雨をもたらしし，列島上の秋の冷気とぶつかり続けるためである．

た線状降水帯の大半が，次々と積乱雲発生し積乱雲－ 98 －

線状降水帯と土砂災害の危険度－岡田

表 5.1 集中豪雨に占める線状降水帯の割合（加藤2016））

表 5.2 線状降水帯の形成と土砂災害被害の関係

群を作り出す『バックビルディング型』（吉崎・加藤平坦地にも大雨をもたらすのが特徴である．

2007）であることも見出されている．表 5.1 からは

平成 27 年の広島豪雨後に，「バックビルディング

大雨における線状降水帯の出現率の高さ，国土技術

型の線状降水帯はビルのような建造物が風下側に

政策総合研究所の資料から作成した表 5.2 からは顕次々と建っていく様子」という誤った情報が連鎖反著な土砂災害が発生した際の線状降水帯発生割合が応的に広がった．これではスクラップ・アンド・ビ

大きいことが分かる．

ルドにより風下側に積乱雲が移動することになる．

線状降水帯は図 5.2，図 5.3 のように暖湿気と冷気

バックビルディング現象は，複数の積乱雲が生成さがぶつかり続け，下に潜った寒気が山のような役目れながら線状に並んで風下に流される時に，成熟期をして暖湿気が上昇気流になることで継続する．都や衰退期の積乱雲から放出される冷気により風上側

市部の場合は，最下層にヒートアイランド現象によに新たな積乱雲が生まれることを繰り返し，雲を流る蓄熱が加わることもある．

す風は吹いているのに積乱雲が同じ場所で次々と発あるいは，図 5.4 のように暖湿気と暖湿気が収束

生を繰り返すことである．

して上昇気流を形成する場合もある．地形に因らず－ 99 －

防災科学技術研究所研究資料

図 5.2 都心で発生する線状降水帯のメカニズム

第 418 号2018 年 3 月

図 5.3 都心で発生する線状降水帯のメカニズム（断面）図 5.4 沿岸前線による線状降水帯

6. 土砂災害を引き起こした線状降水帯の例
6.1 平成 29 年 7 月九州北部豪雨
九州北部豪雨では，図 6.1 のように南の高気圧から停滞前線に向かって西回りで流入する暖湿気に加え，台風第 3 号が形成した大陸経由の暖湿気の流れも残っており，この 2 本の流れにより大量の水蒸気が九州北部に供給され，さらに上空の寒気や島根県で大雨を降らせた停滞前線が南下したことも加わって，2 つの暖湿気の流れが福岡県朝倉市周辺で収束して大雨となった．背振山が線状降水帯の出現をもたらしたとの研究結果もあるが，背振山を除いた数
値シミュレーションでも線状降水帯の形成を再現しており，上空の 2 つの暖湿気の収束が主要因と考えられる．このように前線に向かって 2 つの暖湿気が収束する（多くの場合，台風が遠ざかった後も台風
起因の暖湿気の流れが残ったものである）事例の頻度は少ないものの，水蒸気の供給量が倍増するため大雨となる事例が多い．
福岡県朝倉市付近では東西に伸びる線状降水帯が継続し（図 6.2），1 km メッシュの解析雨量（図 6.3）

図 6.1 大雨 2 日前（上）と大雨当日（下）の天気図

でも東西に伸びる大雨の帯が見られる．図 6.4 の土壌雨量指数でも 50 年に一度程度と推定される高い空を飛んだ航空機の機長が「南北に数 100 m，東西

指数値が東西に伸びていた．
台風通過後も暖湿気の流れが残って線状降水帯にに数 km の細長い範囲で山肌が崩れていた」と報告

よる大雨となった事例は，平成 26 年 7 月に沖縄でしている．この事例や平成 9 年 7 月に鹿児島県出水

特別警報が発表された事例（台風第 8 号）や平成 27

市で発生した土石流（死者 21 名）は，西からの暖湿

年 9 月の関東・東北豪雨（6.2 参照）等でも見られる．

気の流れが甑列島で一旦南北に分かれ，島の下流側

平成 15 年 7 月 20 日に熊本県水俣市で発生した土で合流して暖湿気の収束により線状降水帯が出現す

石流災害（死者 19 名）ではレーダーが数時間にわた

る，九州本土での典型的な大雨パターンである．

る東西に長い降水域を観測しており，被災直後に上－ 100 －

線状降水帯と土砂災害の危険度－岡田

図 6.2 7 月 5 日 15 時のレーダー画像（上）と 5 日 18 時までの 12 時間積算雨量（下）図 6.3 朝倉市の 1 km メッシュ解析雨量（7 月 5 日 24 時までの 24 時間積算）

図 6.4 朝倉市の 5 km メッシュ土壌雨量指数（7 月 5 日 24 時までの 24 時間の最大値）－ 101 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

6.3 平成 26 年 8 月広島豪雨

6.2 平成 27 年 9 月関東・東北豪雨
北関東～東北南部にかけて大雨が続いて鬼怒川が

8 月 15 日から 20 日にかけて前線が本州付近に停氾濫した事例である．台風第 18 号が南からの暖湿滞し，19 日から 20 日は九州北部地方や中国地方で気の流れを形成し，遠ざかった後も南からの暖湿気

局地的に猛烈な雨となった．日本の南海上では西の流れが残り（図 6.5），また，北東からは東の台風に台風第 15 号・東に高気圧という高気圧だけの場

第 17 号による冷気が流入し暖気が積乱雲になるの合よりも暖湿気が大量に流入しやすい気圧配置（図をアシストした（図 6.6）．さらに，東の背が高く勢6.8）が続き，広島市付近では南西からと南の豊後水

力が強い高気圧が台風第 17 号の動きを阻んだ（ブ道からの 2 つの暖湿気の流れがぶつかった結果，積ロッキング現象）ため同じ気圧配置が長時間続き（図乱雲を次々と発生させて積乱雲群を形成し連なった

6.7），北関東～東北南部にかけて南北に連なる線状

降水帯が停滞するという典型的なバックビルディン

降水帯が継続した．

グ型の線状降水帯が形成されて大雨となった．図 6.9の積算雨量の分布からも線状の降水帯の存在が分かり，図 6.10 に示す 19 日 24 時頃～ 20 日 02 時頃のレーダー画像からは典型的なバックビルディング型であることが分かる．

図 6.5 9 月 10 日 6 時のレーダー画像

図 6.8 8 月 20 日 03 時の天気図

図 6.6 暖気と冷気の流れを示す模式図

図 6.9 8 月 19 日 18 時 か ら 20 日 06 時 ま で の
12 時間の雨量積算

図 6.7 9 月 10 日 15 時の天気図－ 102 －

線状降水帯と土砂災害の危険度－岡田

これを土壌雨量指数の分布図で見ると，図 6.11 で位でも 1 位となっており，平成 11 年広島豪雨時のは広島市内，特に安佐南区を含むメッシュの指数値同じメッシュの指数値 165 や，同豪雨時の安佐北区は 245 と高かった．指数値 200 を越えると花崗岩の土石流発生現場のメッシュの指数値 184 も越えて以外の地質でも土砂災害が発生する可能性が高くないたことから，土砂災害発生のポテンシャルは十り，図 6.12 のように過去 24 年間と比較した履歴順

分に高かったと推定される．

図 6.10 7 月 19 日～ 20 日にかけてのレーダー画像（15 分間隔）

図 6.11 広島市付近の土壌雨量指数の最大値（7 月 19 日 18 時～ 20 日 06 時）－ 103 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

図 6.12 広島市付近の土壌雨量指数履歴順位の最高値（7 月 19 日 18 時～ 20 日 06 時）

図 6.13 平成 26 年 8 月の広島豪雨時の土壌雨量指数時系列図（雨量は安佐南区八木地区を含む 1km メッシュの解析雨量）

図 6.13 に広島市安佐南区八木地区の土壌雨量指数の時系列図を示す．平成 11 年に広島市安佐北区

続していれば数百年に一度の大雨となり，更なる土
砂災害が発生していたかも知れない．

を中心に土石流が多発した広島豪雨時と同様に 2 日

なお，平成 11 年の広島豪雨でも南西から北東に前に降った先行降雨が効いている．線状降水帯が形伸びる雨雲がレーダーで観測されていた．当時の成される前に土壌雨量指数を用いた大雨警報（土砂レ ー ダ ー は 5 km メ ッ シ ュ と 今 よ り も 解 像 度 が 荒災害）が発表され，さらに線状降水帯の形成とほぼかったので平成 26 年の事例との単純比較は出来な

同時刻に土砂災害警戒情報が発表された．指数値のいが，気圧配置や雨雲の移動の記録から線状降水帯

ピーク時には土壌雨量指数で 50 年に一度の大雨にが発生していたと推定される．

相当していたと推定される．さらに線状降水帯が継－ 104 －

線状降水帯と土砂災害の危険度－岡田

7. 線状降水帯によらない大雨があり，降っている雨量を客観的に把握することが線状降水帯は丘陵部や平坦部等の少雨エリア，つ重要である．

まり大雨の頻度が少ない分風化が進み土砂災害発生の素因ポテンシャルが高いエリアにも大雨をもたらしている．
一方，台風に伴う線状降水帯ではない大雨の出現もある．例えば，平成 17（2005）年 9 月には宮崎県の鰐塚山で土壌雨量指数値で 400 年に一度と推定される雨により崩壊量 560 万立方 m の土石流（図 7.1）が発生した事例，平成 13（2001）年 7 月に台湾の阿図 7.2 森林総合研究所による崩壊実験

里山で大規模土石流が発生した事例，日雨量 1,317
mm の日本記録を観測し大規模土石流が発生した徳8. 風化

島県上那賀町の事例，がある．これらは多雨地帯で土砂災害の多発地域は，素因である地質の風化の地形の影響により日単位の雨が降り続けていた．一

進行が早い地域と，誘因である雨の頻度が高い地域，

方，少雨地帯の香川県小豆島でも昭和 51（1976）年 9あるいは両者の複合に大別出来る．風化の進行が早月には台風第 17 号の外側を取り巻く雨雲が長時間い地質の代表例である鹿児島のシラス土壌では，崩かかり，島内で死者 39 名・山 ･ がけ崩れ 280 箇所・

落後 8 年で次の崩落が発生した記録もあるが，一般

家屋倒壊 245 棟の被害が発生し，内，島内の池田町

的には数十年あるいはそれよりも長期間であるとさ

では土石流による 24 名の死者が発生している．

れている．一方，雨の頻度が高い地域では風化の進

これらの事例は線状降水帯のように直近の短時間

行のみによる自然崩落を待たずして雨による土砂災の気象レーダーだけでは土砂災害発生危険性の高ま害が繰り返し発生していることが多い．図 8.1 は，りを判断できないが，土壌雨量指数や土砂災害警戒

地質が類似したエリアの中に存在する多くの崖の中

情報でフォロー可能な事例である．

から前回の崩壊からの年月が異なる 3 つの崖を比較したモデルである．大雨が降ると風化が進んでいる
崖は崩壊し，その崖は免疫性が生じる．大雨の都度，この状況が繰り返されることを示している．

図 7.1 宮崎県鰐塚山の土石流

また，森林総合研究所が平成 15 年に筑波山北麓

図 8.1 風化途中での雨による崩壊の概念で実施した自然斜面での人工降雨による崩壊実験で
は土壌雨指数値が 400 と 200 年に一度と推定される

一方，数十年に一度のような大雨が降ると多くの指数値 200 よりも遥かに大量の人工雨を降らせてよ

崖が崩壊し，図 8.2 のように広範囲に免疫性が生じ，うやく崩壊した（図 7.2）．これは，何度かの大雨にその後しばらくは大雨が降っても崩壊は発生しない

耐えてきた斜面であっても雨が降り続くことによりと考えられる．しかし，図 8.3 のように，現実には崩壊可能性を持っていることに他ならない．

崩壊しないまでも脆弱性が生じた崖や，宅地造成 ･

これらの事例から，土砂災害の誘因として線状降
水帯の有無だけに着目し続けると判断を誤る可能性

道路建設等により新たな崖が出現するため，広域の免疫性が必ず継続するとは限らない．

－ 105 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

結果として今以上に土砂災害の発生頻度の増加や崩壊規模等の拡大が予想される．近年北日本でも大雨が増え土砂災害が多発しているのは地球温暖化の具
現化かも知れない．土砂災害の危険性が少しでもあるエリアに住んでいる場合には，少雨・多雨エリア
問わず大雨警報（土砂）や土砂災害警戒情報，自治体からの情報による速やかな安全確保行動をお願いする．
「線状降水帯と土砂災害の危険度」というテーマで書いたが，「地球温暖化と土砂災害の危険度」とすべ

図 8.2 豪雨による免疫性の発生きだったかも知れない．
参考文献
1）岡田憲治（2016.3）：土壌雨量指数から見た土砂災害の発生タイミング．土砂災害予測に関する研究集会，61-70．
2）岡田憲治（2006）：土壌雨量指数による崩壊危険度予測，豪雨時における斜面崩壊のメカニズム
および危険度予測．実務シリーズ，地盤工学会，
131-137．

図 8.3 免疫性が必ずしも継続しない例

3）岡田憲治（2004）：土壌雨量指数からみた先行降雨の影響．文部科学省平成 16 年度科学技術振興

風化による数十年以上と推定される自然崩落の周調整費緊急研究「新潟県中越地震」シンポジウム，
pp.92-100．

期程度の長期間にわたる雨のデータと，その間の詳細な土砂災害データの蓄積があれば，風化の度合い

4）気象研究所報道発表資料（2014）：平成 26 年 8 月

を雨の関数に置き換えて土砂災害が発生するための20 日の広島市での大雨の発生要因～線状降水帯

雨量が予測できる可能性が出てくるが，それを待つの停滞と豊後水道での水蒸気の蓄積～．

間にも毎年各地で土砂災害が発生しており現実的で

5）倉嶋厚・岡田憲治他（2016）：雲と風のことば辞はない．むしろ，風化により危険度の高まっている
斜面，土石流が発生する可能性のある渓流等を抽出

典，講談社学術文庫．
6）倉嶋厚・原田稔他（2000）：雨のことば辞典，講する技術を実用化して住民に周知すべきである．

談社学術文庫．
7）豪雨時の斜面崩壊のメカニズムおよび危険度予9. 最後に測に関する研究委員会（2003）：新しい降雨指標

地球温暖化が進行すると上空を流れている偏西風

土壌雨量指数．豪雨時の斜面崩壊のメカニズ（ジェットストリーム）の勢いが弱まり大きく蛇行

ムおよび危険度予測に関する研究報告書，地盤（ブロッキング）する可能性が指摘されている．また，工学会，43-52．

温暖化により地面付近の気温が上がり上空は冷える

8）津口裕茂・加藤輝之（2014）： 集中豪雨事例の客ことから上昇気流が発生しやすくなる可能性も指摘

観的な抽出とその特性・特徴に関する統計解析．

されている．一方，海では水温が上昇して水蒸気の天気，61，455-469．

蒸発が進み，しかも海面付近の気温が上昇するため，

9）増田善信（2017）：異常気象と風水害，―地球温空気中に含まれる水蒸気量が増えて大雨の発生ポテ

暖化の影響か？―共生サイエンス・アカデミア

ンシャルは今以上に高まると予想されている．この2017 年度第 6 回共学会．

ように地球温暖化は線状降水帯を含む大雨の出現頻

10）吉崎正憲・加藤輝之（2007）：豪雨・豪雪の気象学．

度の増加・雨量の増大・雨域の北上を示しており，－ 106 －

朝倉書店，187pp．

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

土砂災害に関する豪雨度，豪雨階の設定法
林

拙郎＊・山田孝＊＊

Setting a Method for Determining the Intensity and Scale of Heavy Rainfall
Regarding Sediment-Related Disasters
Setsuo HAYASHI * and Takashi YAMADA***

Shizuoka Univ. Center for Integrated Research and Education of
Natural Hazards (Guest professor), Japan**

Hokkaido Univ., Research Faculty of Agriculture, Japan

Abstract
Until now, an emphasis has been placed on the time prediction of the early stages of sediment-related disasters
occurring due to heavy rainfall. However, when the rainfall continues after the occurrence of a disaster, the degreeof the damage caused by the sediment-related disasters is determined by the slope failure based on final “quantityof the heavy rainfall.” Making the “quantity of the heavy rainfall” equivalent to the degree of the damage causedby sediment-related disasters, antecedent rainfall and triggering rainfall are introduced as factors of heavy rainfall.
Antecedent rainfall (R2-15) is the amount of rainfall for the two weeks prior to two days before the disaster.
Triggering rainfall (R0-1) is the amount of rainfall over two day period, the day of the disaster and the day before
the disaster. However, these factors are affected by the locality of the heavy rainfall. Therefore, to eliminate theinfluences of locality, a local rainfall (R1/2) factor is introduced. By using this local rainfall factor, two rainfall
amounts are evaluated, and criteria indicators for heavy rain are established. The indicators for heavy rainfall areformulated by the intensity of antecedent soil moisture (R2-15/R1/2) and the intensity of triggering rainfall (R0-1/
R1/2). Using this scale indicator of heavy rainfall, a class of heavy rainfall, from H0 to H6, is introduced to evaluate
rainfall levels that cause sediment-related disasters. The Tokai, Kiihanto, and 2017 Kyushu hokubu heavy rainfall
events qualify as H6 class heavy rainfall.
Key words: Disaster caused by heavy rainfall, Antecedent rainfall, Triggering rainfall, Quantity of the heavy
rainfall, Instrumental seismic intensity

1. はじめにてどのような土砂災害が発生するのかなど，豪雨の豪雨によって発生する土砂災害の発生予測は，実結果としての全体への影響を評価するものではない

効雨量，土壌雨量指数，連続雨量を用いるなどの方（林・山田，2013，2017）．これまで豪雨性土砂災害法によって，降雨状況をみながら実用上行われるよについては，1 時間雨量から数時間の短時間雨量や，うになって来た．これらの発生予測は，土砂災害の日雨量から 3 日間雨量までの各総雨量，さらには 1発生初期の時刻を予測するものであって（林・山田，

週間雨量，2 週間雨量まで，調査者によって異なる

2015；岡田・牧原，2001），最終的な豪雨の量によっ

収集データが報告されていた．これは，日本が多雨* 静岡大学防災総合センター（客員）** 北海道大学農学研究院－ 107 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

地域から少雨地域まで広い範囲にあるのと，土砂災
害の発生初期をみるのか，終局期の全体をみるのかによって視点が異なっていたものと考えられる．最終的な豪雨の量によってどのような被害が発生する
かは，例えば，崖崩れ件数と雨量（累積雨量や大滝の実効雨量（大滝，1962））の関係が知られている（浦・樋野，1978；岸田・小山，1968）ところであり，被害を発生させた豪雨の量を定義し，全体像を明らかにしようとする研究は，網干・低引（1972）の研究を除くと少ない（林・山田，2017）．
一方，地震関係では，マグニチュードや計測震度などがあり，竜巻では F スケールがあるのに対して，
土砂災害に関係する豪雨の関連では，地域性の影響や原因が複雑ということもあって計測震度に相当す
るようなスケールは設定されていなかった．以下では，日雨量を用いてトリガー雨量の日数と先行雨量の期間を設定し，最終的に豪雨度，豪雨階と被害状況を考察する．これらの豪雨度，豪雨階は，基本的に雨量計毎に求められるので，地震において知られている計測震度に相当する豪雨度を雨量計毎に求めようとするものである．

図 1 崖崩れ件数と累積雨量 R0-2
（浦 ･ 樋野，1978）

2. 従来の研究および研究方法
2.1 累積雨量と被害箇所数の関係
土砂災害に関係する「豪雨量」は，発生初期の「豪雨量」から終局時における「豪雨量」まで，山地斜面の土層内の水貯留量を増加させ，斜面を不安定化させる．被害の大きさを知るためには，最終的な「豪雨量」の大きさを求めることが必要であり，それによって，被害の全体像が明らかになる．豪雨による水貯留量の大きさは，予め土層に水分を与える先行
雨量の大きさと直接影響するトリガー的な雨量（以下，トリガー雨量）の大きさが関係すると考えられている．このうち，トリガー雨量は被害に直結しており，注目されることが多く現在でも 1 ～ 3 日程度の累積雨量が第一義的な要因として採り挙げられる
ことが多い．浦・樋野（1978）は北九州における崖崩れ件数 n に対して 3 日間の累積雨量 R0-2 を用い，
図 1 に示すようなべき乗関係を得ている．

図 2 外力の作用による斜面崩壊の発生過程

一方，先行雨量については，取り扱いが難しく，当初あまり採り挙げられることが少なかったが，大滝の実効雨量の考え方がそれを解決した．岸田・小山（1968）は，大滝（1962）の実効雨量 Do を用いて崖－ 108 －

土砂災害に関する豪雨度，豪雨階の設定法－林・山田

崩れ件数に対する Do との関係をべき乗関係式で示した．累積雨量や大滝の実効雨量にしても斜面土層の間隙水圧を増加させ，不安定にさせるので，地震力と同様，広い意味での作用外力に相当する．斜面
強度が図 2（a）に示すように分布する場合，斜面強度 x2 に相当する外力 X が作用すると，それ以下の斜面強度（x1，x2）の斜面はすべて崩壊することになる．地震と異なるのは，「豪雨量」の大きさによって，最初 x1 の斜面が崩壊し，「豪雨量」が増加すると，x2に拡大し，さらに増えれば x3 の強度の斜面も崩壊することになる．このような経過によって豪雨被害
図 3 前日までの 2 週間雨量と当日の日雨量の関係（佐々木（2008）を修正）の全体像が形成される．斜面強度の頻度分布と作用
外力との関係を図 2（b）に示す．斜面強度の頻度分
布に Weible 分布を仮定すると，作用外力 X と崩壊
面積率 Sa との関係は，図 2 に示すようにで示される（林，1985；2008）．ここに，γ0：斜面強度分布の最小値，m，α：パラメータである．この作
用外力 X と崩壊面積率 Sa の関係を累積雨量 R0-2 と崖崩れ件数 n の関係に置き替えると図 1 の関係式が導出される．ここで，豪雨の全体像，すなわち豪雨の量は作用外力 X に相当する．
2.2 先行雨量とトリガー雨量による被害状況
最初に，被害の大きさに着目して豪雨の量を直接

図 4 土砂災害の豪雨の状況（2 週間先行雨量）表す方法を考えた研究に網干・低引（1972）の研究がある．網干・低引は，広島付近の被害当日の日雨量（トリガー雨量）と 2 週間累積雨量（先行雨量）を用いてあたっての注意点として以下の 3 つの方針を採用す

被害の大きさを示す方法を考えた．その後，この検る（林・山田，2017）．

討方法は，長崎豪雨における土砂災害の分析に用い（1）斜面山側の雨量計を選択られた（長大調査団，1982）．図 3 は佐々木（2008）が（2）上記が無理であれば，直近の雨量計を選択

網干・低引のデータに追加した図であり，両座標値（3）古い災害で上記 2 つが無理であれば，代表点の上位（右上）のデータほど災害の規模が大きくなっの雨量計を選択
先行雨量 R2-15 とトリガー雨量 R0-1 による顕著なていることがわかる．
この図 3 の横軸は前日までの 2 週間雨量であり，土砂災害の豪雨をプロットしたものが図 4 である．

縦軸は災害当日の日雨量である．しかしながら，豪

図中，最も下側の破線は，呉の土砂災害発生雨量の雨は 24 時（0 時）をまたぐことも多く，トリガー雨量

推定限界線を示したものであり，その上側の破線はとしては，災害当日と前日を含めることが必要であ呉以外の推定限界線である．呉はかなり少ない「豪る．以下，トリガー雨量は当日と前日の 2 日間雨量

雨量」で土砂災害が発生している．

R0-1 とする．一方，先行雨量の期間については，こ

図 4 中の「紀風」，「紀那」は 2011 年紀伊半島豪雨

こでは網干・低引（1972）に従い，先行雨量としてはによるアメダス風屋とアメダス色川の「豪雨量」であ前々日からの 2 週間雨量 R2-15 を用いる．

り，深層崩壊を含む斜面崩壊および表層崩壊を含む

次に，豪雨性の土砂災害に対する採用すべき雨量

土石流が目立った豪雨域に対応している．この他，

計の位置関係に配慮が必要である．雨量計の選択に「伊」は 1961 年伊那谷豪雨の前アメダス飯田，「長」－ 109 －

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第 418 号2018 年 3 月

表 1 豪雨名，雨量計など
災害年

豪雨名

略記

1938年7月 六甲
38六
1958年9月 狩野川
狩1961年6月 伊那谷
伊1967年7月 神戸
67六
1967年7月 呉
67呉
1967年7月 佐世保佐
1969年7月 呉
69呉
1970年6月 呉
70呉
1971年9月 尾鷲
尾1982年7月 長崎長
1983年7月 島根県西部 島
1999年6月 呉
99呉
1999年6月 99広島
9広N
1999年6月 99広島
9広
2000年9月 東海
東
2004年7月 美山
美2004年8月 徳島徳
2004年9月 宮川
宮ダ2005年9月 鰐塚鰐
2009年7月 防府
防2010年7月 庄原
庄
2010年7月 八百津町 八2011年9月 紀伊那智 紀那
2011年9月 紀伊風屋 紀風2012年7月 阿蘇阿2012年8月 大津南部 大
2013年10月 伊豆大島(*1) 大島

2014年8月 広島

4広(*1)一部都野増雨量より推定

雨量計の名称とそれとの位置関係

地域雨量

前アメダス神戸(2) アメダス神戸
気象庁湯ヶ島(2) ｱﾒﾀﾞｽ湯ヶ島
前アメダス飯田(3) アメダス飯田
前アメダス神戸(2) アメダス神戸
前アメダス呉(2)アメダス呉
前ｱﾒﾀﾞｽ佐世保(3) ｱﾒﾀﾞｽ佐世保
前アメダス呉(2)アメダス呉
前アメダス呉(2)アメダス呉
前アメダス尾鷲(2) アメダス尾鷲
アメダス長崎(3)同左
アメダス浜田(3)同左
アメダス呉(2)
同左
NEXCO八幡川(2) 魚切ダム
広島県魚切ﾀﾞﾑ(1) 魚切ダム
アメダス稲武(2) アメダス稲武
アメダス美山(2)同左
国交省_沢谷(2)同左三重県_宮川ﾀﾞﾑ(2)同左
ｱﾒﾀﾞｽ鰐塚山(1)
同左
国交省_真尾(2)アメダス防府広島県大戸(2)
アメダス庄原アメダス伽藍(2)同左
アメダス色川(2)同左
アメダス風屋(2)同左熊本県阿蘇城山(1) ｱﾒﾀﾞｽ阿蘇乙姫
滋賀県大石(2)
アメダス大津
都_御神火茶屋(1) アメダス大島
アメダス三入
広島県上原(2)

図 5 地域雨量 R1/2 で基準化した基準化豪雨指標（先行雨量が 2 週間の場合）

は 1982 年長崎豪雨のアメダス長崎，「島」は 1983 年
島根県西部豪雨のアメダス浜田の「豪雨量」である．
徳島豪雨のトリガー雨量 1,430 mm は多雨地域でもあるが，極端に多い．トリガー雨量の 800 mm 以上の降雨点はいわゆる多雨地域に属する豪雨である．
図中の略記などの説明は表 1 に示す．

図 6 先行雨量が 1 週間の場合の基準化豪雨指標

2.3 基準化豪雨指標
先の図 4 は，発生した「豪雨量」をそのままの値で値の最大値がほぼ同一の大きさとなり，数値軸とし示したものであり，降雨の地域性の影響は考慮してて同じ意味合いともたせることが可能となる．実際，いない．ここで，降雨の地域性を表す地域雨量 R1/2

先行期間を 1 週間とした場合，図 6 のようになり，「紀として確率雨量 2 年に 1 回発生する日雨量を採用し風」にしても横軸が [4-5] の枠に入らない．また，3た．こうして，同図の横軸，縦軸の降雨の地域性を週間にした場合には，横軸が [4-5] の枠を出ること

地域雨量 R1/2 で除し，基準化豪雨指標として表したはないが，少し大きくなるだけであるので，わざわものが図 5 である．ここで横軸，縦軸をそれぞれ

ざ 3 週間とする必要性は感じられない．以上から先｛先行水分度（R2-15/R1/2），トリガー度（R0-1/R1/2）｝

行雨量の期間は 2 週間に決定される．さて，改めてと呼ぶ．トリガー度はトリガー雨量を基準化した名図 5 をみると，多雨地域の「徳」のトリガー度は高い称であり，先行水分度は先行雨量を基準化した名称

数値のままであるが，この枠には，伊那谷豪雨の「伊」である．ここで，先行雨量に 2 週間雨量を用いたのや六甲豪雨の「38 六」，「67 六」が来ており，枠下限

は，一つには網干・低引（1972）の研究によっている

境界付近に地すべり性崩壊の発生した「鰐」が来ていが，「紀風」と「長」の縦軸トリガー度が [4-5] の枠にる．地すべり性崩壊や深層崩壊に着目すると「徳」や，あり，横軸の先行水分度も [4-5] の範囲に入ってい「紀風」，「長」も同様の被害が発生した豪雨である（西るからである．これによって縦軸の数値と横軸の数

山・外山・他，2012；近畿地整，2014；長大調査団，－ 110 －

土砂災害に関する豪雨度，豪雨階の設定法－林・山田

1982）．ただし，「紀風」，「長」には表層崩壊の箇所
数も 3 千箇所以上はある（近畿地整，2014；長大調査団，1982）．この他，先行水分度の高い「69 呉」や「庄」は表層崩壊が目立った豪雨である．
さらに，この図における 1938 年六甲豪雨「38 六」と 2014 年広島豪雨「4 広」とを比較すると，先行水分度はほぼ同じであるが，トリガー度が約 1.8 倍「38 六」の方が上回っている．両者とも花崗岩の同じような

図 7 等スケールの豪雨 A と豪雨 B

山地山麓にあり，この方法によって豪雨を直接比較できる．1938 年六甲豪雨の甚大さが 2014 年広島豪雨を直接知っている（テレビ体験をしている）我々によみがえる．つまり，2014 年広島豪雨があの倍近く発生したと考えると，「38 六」の土砂災害の大きさを実感できる，と同時に「4 広」の豪雨があの程度で収まったとことに安堵する．基準化豪雨指標を表す図 5 からこのようなことが読み取れる．
3. 豪雨度，豪雨階の設定および考察
3.1 豪雨度の設定法
先の図 5 をみると，トリガー度と先行水分度の最大値はどちらも 5 であり，縦軸と横軸の最大値は同一となっていて，少なくとも数値上は横軸と縦軸の

図 8 各豪雨に対する豪雨度，豪雨階

影響度は同一に設定されている．これにより，図 7のように豪雨 A と豪雨 B の大きさは同一とみることができ，豪雨度 H は次式で表される．
（1）
ここに，xR=R2-15/R1/2（先行水分度），yR=R0-1/R1/2（トリガー度）である．こうして（1）式より各豪雨に対して豪雨度が設定されるので豪雨全体のスケールを表す豪雨階も設定出来る．
3.2 各豪雨の豪雨度，豪雨階
先に示した図 5 の縦軸，横軸の目盛 2 ～ 6 に対して豪雨階を設定すると図 8 が得られる．また，各豪雨に対して（1）式の豪雨度式を適用すると各豪雨度

図 9 各豪雨に対する豪雨度，豪雨階（追加）が求められる．
ここで目立つことは，「67 呉」の豪雨階が H3，「69呉」の豪雨階が H4，また「72 呉」が豪雨階 H3 という短いために，後の豪雨は前の豪雨で崩れずに残った結果となったが，各豪雨による崖崩れ箇所数は，そより斜面強度の大きい箇所だけが崩れたものと考え

れぞれ 1,563 箇所，145 箇所，34 箇所となっている

ることが出来る（先の図 2（a）参照）．さらに，豪雨階ことである（呉市消防局，1977）．「69 呉」の豪雨度

H4 の庄原豪雨の崩壊数は 1500 箇所とされており（海が「67 呉」の豪雨度より大きいにも関わらず，後の豪堀・杉原・他，2011），伊那谷豪雨や 1938 年六甲豪雨の方が崖崩れ箇所数が少ないのは，両者の期間が雨を考えると，この豪雨階の範囲が崩壊箇所数にお－ 111 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

表 2 豪雨階と発生豪雨

いて概略同程度と考えられる．しかし，徳島豪雨における崩壊数が 825 箇所（西山・外山・他，2012）と豪雨階H
顕著な土砂災害豪雨(H ｽｹｰﾙ)
0
1
呉(小豪雨)
佐世保，70呉，宮川，4広島
2
9広島*，防府，阿蘇，大津

少なめであるのは，必ずしも明確ではないが，地質の影響か大規模崩壊が含まれるためとも考えられる．
この他，豪雨階 H5 の豪雨の区域が空白であり，ここまでのデータの中にはみられない．これは，こである．これまでのところ，豪雨階 H5 の土砂災害

伊豆大島，美山，東海，67呉
尾鷲，72呉，99呉，八百津
38六甲，67六甲，69呉，島根，狩野川， 庄原，徳島，紀4
那智，伊那谷，鰐塚，栃木
5
福島
2017九州北部
長崎, 紀風屋 ,2017
九州北部
6
長崎，紀風屋*：9広島Nは省略を発生させた豪雨は少ないが，その理由ははっきり

注）各図より豪雨名称を詳しく表記

こまでの豪雨データは西南日本が中心であったため

3であり，東北日本の豪雨 2 つを追加したものが，図9 である．図 9 には「98 福」と「5 栃」が追加されている．
「98 福」は 1998 年福島豪雨であり，福祉施設「太陽の国」が被災したときの豪雨（鈴木・南・他，1998）

しない．図 9 の「5 栃」は，2015 年栃木豪雨であり，
いわゆる 2015 年 9 月の関東・東北豪雨の際に日光る．一方，地震の場合は被害の程度を表す計測震度

市周辺に土砂災害を発生させた豪雨（竹歳，2016）でなどが設定されているが，豪雨の場合はそれに相当ある．

する豪雨度，豪雨階の設定はなされていなかった．

3.3 顕著な豪雨による土砂災害の程度

このような全体像としての「豪雨量」を明らかにす

表 2 は，過去に発生した土砂災害豪雨に対する豪るために，日雨量に基づく 2 つの豪雨因子，つまり雨階を一覧表にしたものである．これまでの中で最先行雨量，トリガー雨量を選定した．被災当日と前大級の豪雨 H6 が長崎豪雨（H=6.1）と紀伊半島豪雨

日の 2 日間雨量をトリガー雨量 R0-1 とし，前々日か（H=6.3）であることが改めてわかる．また，2017 年

ら 2 週間（14 日間）雨量 R2-15 を検討の上，先行雨量

九州北部豪雨も豪雨階が最大級の H6 である．このとして設定した．ここで，トリガー雨量 R0-1 は被害

豪雨の最大豪雨度は，H=6.9 であり，これまでの豪に対して豪雨の仕上げとしての役割を担っている．

雨の中では最大値となっている（雨量計：福岡県北以上のことを明確にするために過去の多くの土砂災害豪雨を収集し，考察を行った．結論は以下のよ

小路公民館）．
ここまで，土砂災害としての代表地点の雨量計をうにまとめられる．

主に採り挙げて解析を行った．しかし，雨量計は各① 地域雨量 R1/2 によって豪雨指標の基準化を行っ地に用意されているので地震における計測震度と併た．基準化豪雨指標は先行水分度（R2-15/R1/2）とせて考えると，当然雨量計毎に豪雨度，豪雨階が算トリガー度（R0-1/R1/2）によって表される．これに出されるので，その結果を基に豪雨の被害状況を解より各豪雨データの全国比較が可能である．

析することが可能となる．この点は，計測震度に対② 2017 年の広島豪雨のように，テレビ体験を通しして建物などの倒壊率を検討するのと同様である．

て被害の状況が知られている場合，過去の豪雨

ただし，このとき降雨域が小面積であれば，先の 2.2

災害を先行水分度とトリガー度に基づき，現代の 3 つの方針が特に重要となる．

の被害と比較することによって過去の災害の全体像や程度を実感することが可能となる．

4. 結語③ 基準化豪雨指標より算出した豪雨度より，土砂

これまで豪雨による土砂災害に関しては，豪雨の災害豪雨に対し H0 ～ H6 までの豪雨階を設定

比較的初期における発生時刻の予測に重点が置かれした．過去の豪雨の中で，長崎豪雨と紀伊半島てきた．しかし，降雨がその後も続く場合，豪雨災

豪雨が最大級の豪雨階 H6 であり，2017 年九州

害の全体像（程度）としては，最終的な「豪雨量」に

北部豪雨も最大級の H6 である．

よって土砂災害の被害の程度が決定される．これが本稿の検討によって，今後適切な日雨量が得られ求めるべき土砂災害を発生させた豪雨の全体像であれば，豪雨の発生直後に豪雨度，豪雨階が算定され－ 112 －

土砂災害に関する豪雨度，豪雨階の設定法－林・山田

る．これらの値より，過去における全国の豪雨性土庄原災害の誘因としての降雨と斜面で起きてい砂災害の発生状況を直接，比較検討することが可能た現象についての考察．第 50 回砂防学会研究発となる．必要なデータは各雨量計の 16 日間の日雨

表会概要集，112-123．

量（災害当日と前日の 2 日間雨量と前々日からの 14

8）岸田英明・小山邦勇（1968）：第 3 回土質工学研

日間雨量）と適切な地域雨量であり，豪雨度，豪雨

究発表講演集，363-369．

階は雨量計毎に算定可能である．また，豪雨性土砂

9）国土交通省近畿地方整備局（略称；近畿地整）

災害時における収集データの必要な雨量の種類を明（2014）：2011 年紀伊半島大水害 - 災害対応の記

確にすることができ，発現豪雨の評価法も一般化が録．国土交通省近畿地方整備局，1-199．
10）呉市消防局（1977）：呉市の火災と水災の記録，可能になるものと考えられる．

1-125．
11）長崎大学学術調査団（略称；長大調査団）（1982）：

謝辞

昭和 57 年 7 月長崎豪雨による災害の調査報告書，

本稿をとりまとめるに当たり，福岡県県土整備部
からは雨量データの提供を頂きました．記してお礼

長崎大学工学部，1-145．
12）西山賢一・外山を申し上げます．

真・岡田憲治（2012）：2004 年

台風 10 号により徳島県で発生した斜面崩壊に影
参考文献

響する雨量・地形・地質特性．徳島大学ソシオ・

1）網干寿夫・低引洋隆（1972）：真砂土自然斜面の

アーツ・アンド・サイエンス研究部，自然科学

崩壊について．第 7 回土質工学研究発表講演集，507-510．
2）林研究，26（4），17-29．
13）岡田憲治・牧原康隆・新保明彦・永田和彦・国拙郎（1985）：崩壊面積率と水文データとの次雅司・斉藤二，三の関係．日本林学会誌，67（6），209-217．
3）林拙郎（2008）：保全砂防学入門―土砂災害の48（5），59-66．
14）大滝俊夫（1962）：横浜市内の崖崩れの予報．研
究時報，14（7），13-19．

予知と防災．電気書院，198-234．
4）林

拙郎・山田

孝（2013）：最近の土砂災害に

15）佐々木康（2008）：土に関する三つの話題．JICEREPORT，13，74-85．

おける実効雨量の係数の特性について．砂防学
会誌，66（2），31-39．
5）林清（2001）：土壌雨量指数，天気，

16）鈴木勇二・南 哲行・土屋 智・北原 曜・逢坂興宏・孝（2015）：豪雨による斜面表

執印康裕（1998）：砂防学会誌，69（3），40-42．

層崩壊と実効雨量－斜面内土層の浸透流からの17）竹歳健治（2016）：平成 27 年 9 月関東・東北豪雨

検討－．地盤工学電子ジャーナル，10（1），157-

による日光市芹沢地区の土石流災害への対応砂162．

防学会誌，69（3），67-74．

6）林

拙郎・山田

拙郎・山田

孝（2017）：土砂災害を発生さ

18）浦勝・樋野克巳（1978）：北九州市の崖崩れ件

せた豪雨のファクターとスケールの設定法．自数と降雨量について．九州工業大学研究報告（工然災害科学，36（3），239-252．

学），36，13-24．

7）海堀正博・杉原成満・中井真司（2011）：広島県－ 113 －

防災科学技術研究所研究資料

要第 418 号2018 年 3 月

旨

これまで豪雨による土砂災害の研究は，災害初期の発生時刻の予測に重点が置かれてきた．しかし，降雨がその後も続く場合，豪雨災害の全体像（程度）は，最終的な「豪雨量」によって斜面崩壊などの被害の程度が決定される．全体像としての「豪雨量」を明らかにするために，必要な豪雨ファクターとして，トリガー雨量と先行雨量を設定した．トリガー雨量は被災当日と前日の 2 日間雨量 R0-1 であり，先行
雨量は前々日から 2 週間（14 日間）雨量 R2-15 である．しかし，このファクターは豪雨の地域性を含んでおり，その影響を除去するために，地域雨量 R1/2 を導入した．この R1/2 によって 2 つの雨量を基準化した．
これが基準化豪雨指標である．基準化豪雨指標は先行水分度（R2-15/R1/2）とトリガー度（R0-1/R1/2）によって表される．この 2 つの指標より豪雨のスケールとして豪雨度が設定される．設定された豪雨度より，土砂災害用に H0 ～ H6 までの豪雨階を設定した．豪雨階 H6 には，長崎豪雨と紀伊半島豪雨，2017 年
九州北部豪雨が該当した．

キーワード：豪雨災害，先行雨量，トリガー雨量，豪雨の量，計測震度－ 114 －

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第 418 号2018 年 3 月

降雨を誘因とする深層崩壊の発生メカニズム解明と危険地評価に向けた水文学的アプローチ
山川陽祐＊・谷口未峰＊・堀田紀文＊＊・江草智弘＊＊・小田智基＊＊・
小杉賢一朗＊＊＊・松四雄騎＊＊＊・勝山正則＊＊＊・正岡直也＊＊＊
キーワード：深層崩壊，地下水，地質構造，水質指標

降雨による深層崩壊の特徴として，①発生タイミの湧水点には断層ガウジ（断層粘土）が確認された．

ングは降雨ピークとのタイムラグが様々であり，長また，対象斜面では標高の異なる湧水が多数存在す期的な先行降雨が崩壊発生に大きく影響する可能性

る．これらのこととボーリンング孔内水位から，断（例えば，内田ら，2011），②崩壊に至る予備段階と層ガウジが遮水層となり，これに規制されて基岩地

して斜面の重力変形が生じており，小崖や線状凹地

下水が斜面上に湧出するという地下水流動機構が推などの微地形として現れる可能性が指摘されている

定された（図 2）．9 地点の湧水はおおよそ 20 ha の範（千木良ら，2012）．①については，地質構造に支囲内に収まる同一斜面上に近接して分布しているに配された岩盤内の地下水挙動が関係していると考えも関わらず，湧水量の降雨応答の速度は湧水ごとにられるが，その実態は不明な部分が多い．②につい顕著に異なり（図 3），断層ガウジや重力変形によっては，崩壊危険度の高い斜面を微地形情報からあるて分断された地下水帯システムが存在すると考えら程度抽出できる可能性があるが，重力変形の予兆をれた．湧水の水温季節変動幅および水安定同位体比

示す全ての斜面が同等に危険な斜面ではなく，発生予測や対策の上では危険度の分類が重要と考えられる．本発表では，これらの背景を踏まえ，深層崩壊の主要な発生場である付加体堆積岩山地において，地形および地質構造特性を踏まえた水文学的な手法を用いた下記 2 つの研究成果を報告する．
1. 湧水の詳細な観測による基岩地下水システムの実
態解明
斜面上の湧水（上部に流水痕が見られない湧出水）に着目し，滋賀県安曇川水系および静岡県大井川水系のそれぞれにおいて湧水量を複数地点において観測した．
安曇川水系では，安曇川上流に位置する葛川谷の右岸にあたる流れ盤斜面を対象とした．葛川谷は花折断層に沿う断層谷であり，これに付随する断層（破砕帯）と考えられるリニアメントや馬蹄形の重力変形地形が対象斜面上に複数見受けられた（図 1）．対
象斜面には多くの湧水が確認され，その内 9 地点において三角堰を用いた流量観測を行った．ほとんど* 筑波大学** 東京大学*** 京都大学－ 115 －

図 1 葛川地区の研究対象斜面の地形および湧水点，ボーリング井戸の位置（太い等高線は 50 m 間隔）

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第 418 号2018 年 3 月

図 2 測線 X-Y における基岩地下水位分布と比抵抗分布

図 3 雨量，基岩湧水ハイドログラフの季節変動特性の情報からも分断された地下水帯シ観測された．流域内の支川小流域において平水時のステムの存在が示唆された．

比流量は 4 つの右岸側小流域において 5 つの左岸小2

大井川水系では，約 23.5 km の流域面積をもつ東流域のいずれよりも大きいこと（山川ら，2015）と併

河内沢流域の左右岸斜面のそれぞれ 2 地点，計 4 地

せて，右岸側と左岸側で特徴づけられる降雨流出プ

点において湧水の流量観測を行った．降雨条件が概

ロセスが存在することが示唆された．東河内沢の地

ね一様と考えられる 4 地点間において，湧出量増加

質構造が大局的には左岸側は流れ盤，右岸側は受けおよび逓減の応答は大きく異なり，湧水量と実効降盤の地質構造を呈すること（久田，1990）がこれらの雨の相関解析では，それぞれ相関係数が最も高くな

水文プロセスに影響していると考えられた．

る最適半減期が数十時間から百数十時間の範囲で顕2 つのサイトでの湧水観測に基づき，層理面，断層，

著な相違が認められた．また，降雨時の流量増加は重力変形などの地盤構造特性によって地下水システ

左岸側の湧水は右岸側に比べて顕著に大きいことがムが規制される実態が示唆された．

－ 116 －

降雨を誘因とする深層崩壊の発生メカニズム解明と危険地評価に向けた水文学的アプローチ－山川ほか

2. 台湾における渓流水の水質指標を用いた深層崩壊

引用文献1）内田太郎（2011）：深層崩壊（技術手帳）．地盤工

危険度評価の試み

学会誌，Vol. 59，No.9，pp.55-56．

深層崩壊の潜在的なすべり面形成の進行に伴い，斜面からの流出水の量や質が変化することが考えら

2）千木良雅弘・松四雄騎・ツォウ・チンイン・平れる．特に，基岩内において比較的透水性の高い潜

石成美・松澤真・松浦純生（2012）：2011 年台風

在すべり面周辺を経由する地下水流動が増加し，そ12 号による深層崩壊．京都大学防災研究所年報，

れを反映して流出水の無機イオン濃度や電気電導度

55(A)，pp.193-211．

（EC）が高まることが考えられる．このような仮定

3）山川陽祐・堀田紀文・經隆悠（2015）：南アルプに基づき，台湾をフィールドサイトとして，多地点

ス破砕帯流域における水・土砂流出特性の解析の水質データを比較することにより，水質指標によ‐大井川水系・東河内沢流域における観測事例‐．

る潜在危険流域および斜面の評価方法の有効性を検

中部森林研究，第 63 号，pp. 141-142．

討した．台湾では航空レーザー測量データを用いた

4）久田健一郎（1990）：井川演習林内の地質．筑波

微地形判読による深層崩壊危険地（potential landslide

大学農林技術センター演習林報告，第 6 号，pp.

area: PLA）の抽出作業が進んでおり，水質指標との23-43．

比較が可能である．また，台湾は日本に比べて深層崩壊発生頻度が高いために，今後，実際の崩壊発生による検証を進めることが出来ると期待される．
PLA が密集する潮州層（新第三紀頁岩砂岩互層）を中
心に採水を行い，無機イオン濃度，シリカ（Si）濃度，
EC を測定した．潮州層では，特異的に EC と Si 濃度の逆相関が見られ，流域面積に対する PLA 面積率の高い採水地点では EC および Si 濃度の両値が高い傾向が確認された．このことから，潮州層においては EC と Si 濃度を組み合わせた水質指標が有効であること，また，地質帯に特有の水質指標が想定されることが示唆された．

－ 117 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

平成 29 年度九州北部豪雨を引き起こした線状降水帯に伴う降水量の予測可能性
加藤亮平＊・下瀬健一＊・清水慎吾＊
キーワード：集中豪雨，線状降水帯，数値予測，予測可能性

1. はじめに豪雨域周辺で平均した雨量は予測の方が大きかった

平成 29 年 7 月 5 日から 6 日にかけて九州北部で（図 1）．したがって，予測された雨量がより局地化

集中豪雨が発生した．この豪雨に伴い土砂崩れや河すれば観測された最大雨量は予測可能である．この川の氾濫が多発し，住家被害 1,300 棟以上，家屋浸ような予測を行うためには，線状降水帯の停滞（組

水 1,500 棟以上，死者・行方不明者 40 名以上の甚

織化・局地化）メカニズムを解明することが重要で大な被害が生じた．福岡県朝倉市では気象庁解析

ある．

雨量により 12 時から 18 時（日本標準時）の 6 時間

（3）の予測のリードタイムについては，6 時間積算に 630 mm が解析された（図 1）．この集中豪雨は“線

雨量が 150 mm 以上の強雨域を精度良く予測するに状降水帯”が発生し，長時間同じ場所に停滞したこは豪雨直前（11 時と 12 時）からの予測が必要であるとで引き起こされた．事前の避難喚起等を行うためことがわかった．

には線状降水帯の発生および停滞を十分な精度で予（4）の定量的な予測精度については，精度が高い測する必要がある．本研究では，数値予測による線

豪雨直前（11 時と 12 時）からの予測でも 6 時間積算状降水帯に伴う降水量の予測可能性を以下の 4 点に雨量 100 mm 以上の強雨域に対して 30 ～ 40 km 四

焦点を当て調査を行った：（1）線状降水帯の発生は方の位置ずれが存在していた．また，予測された積予測できるか（2）線状降水帯の停滞が予測できるか

算雨量の最大値は観測の半分以下であった．した（3）予測のリードタイム（4）定量的な予測精度．

がって，土砂災害等の予測計算のインプットとして気象モデルで予測された降水量分布を利用する場

2. 数値予測の実験設定

合，このような位置ずれや降水量の誤差を踏まえて

水平格子間隔 1 km の雲解像数値モデル（CReSS）

入力を加工する必要がある．

を用い数値予測を行った．予測のリードタイムを調べるために，線状降水帯の形成が始まった 12 時頃以前の複数の初期時刻（09, 10,
11, 12 時）から計算を開始した．

観
測3. 結果と議論（1）の線状降水帯の発生に関しては，
どの実験でも複数の線状降水帯の発生が予測できた．しかしながら，（2）の停滞は，観測と同様の線状降水帯の停滞（組織化・予測局地化）を予測することができなかった．
その結果，予測された 6 時間積算雨量の最大値は観測と比べ大きく過小（観測の半分以下）となっていた（図 1）．一方，* 国立研究開発法人

図 1 2017 年 7 月 5 日 12 時から 18 時までの 6 時間積算雨量．観測は気象庁解析雨量，予測は 12 時を初期値とする CReSS による数値予測である．max は最大値，mean は領域平均値を示す．

防災科学技術研究所－ 119 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

平成 29 年度九州北部豪雨に伴う土砂・地盤災害の現地調査報告
山田隆二＊・若月

強＊・石澤友浩＊・木村誇＊・檀上徹＊・吉原直志＊

キーワード：平成 29 年度九州北部豪雨，土砂・洪水災害・地盤被害，現地調査，ヒアリング調査

2017 年 7 月 5 日～ 6 日にかけて対馬海峡付近に

谷川，寒水川では高圧片岩類が卓越するのに対し，停滞した梅雨前線に向かって暖かく非常に湿った空

北川，白木谷川，赤谷川は深成岩類が卓越する．一気が流れ込んだ影響で，同じ場所に豪雨が長時間滞方で，大肥川と小野川は火山岩類が卓越する．植生

在する線状降水帯が発生したため，福岡県朝倉市やは大半がスギ・ヒノキ・サワラ植林地となっている．

朝倉郡東峰村，大分県日田市で記録的な大雨となっ

流域別にみると，桂川，北川，寒水川ではアカマ

た．朝倉市や東峰村では，筑後川支川の佐田川，荷ツ群落や落葉果樹園の占める面積割合が大きくス

原川（いないばるがわ），桂川，妙見川，奈良ヶ谷川，

ギ・ヒノキ・サワラ植林地の面積割合は 2 ～ 4 割と北川，寒水川（そうずがわ），白木谷川，赤谷川，大相対的に低いものの，その他の流域ではスギ・ヒ

肥川（おおひがわ）などで多数の斜面崩壊・土石流・ノキ・サワラ植林地の面積割合が 5 ～ 8 割を占める．

河川氾濫が発生し，橋梁の流出・破損，道路の破壊，

このため，豪雨時に流出した流木群に含まれる材と土砂堆積や倒流木によって多数の集落が一時孤立ししても植林木の幹が多い．

た．日田市では，小野地区椰野（なぎの）で発生した

今回，豪雨によって発生した土砂・洪水災害・地大規模な斜面崩壊が同地区を流れる小野川を堰き止

盤被害について，災害発生から約 2 週間後（7 月 18

め，住家や道路を破壊したほか，橋梁の流出・破損，日～ 21 日）に 2 班に分かれて現地調査を実施して把道路の破壊，土砂堆積や倒流木によって多数の集落握した災害発生状況と，ヒアリング調査や現地採取が一時孤立した．この豪雨による福岡県・大分県で試料の分析結果，および簡易な雨量分析・斜面崩壊の人的被害は死者・行方不明者 41 名，負傷者 22 名，

箇所の要因分析を行った．なお，本稿の調査結果は，住家被害は全壊 316 棟，半壊 1,099 棟，一部破損 44 棟，

防災科学技術研究所ホームページ（http://www.bosai.

床上・床下浸水 1,597 棟にのぼる（2017 年 12 月 7 日

go.jp/）にて公開した災害関連情報（速報）「平成 29 年時点：消防庁）．災害発生地域の地質は，主に三畳7 月九州北部豪雨に伴う地盤災害調査報告」および

紀の高圧型変成岩類（三郡変成帯の泥質片岩など），「2017 年 7 月の豪雨により九州北部地方（福岡県・大後期白亜紀の深成岩類（杷木花崗閃緑岩など )，新第分県）および島根県で発生した土砂・洪水災害の現三紀の火山岩類（安山岩 - デイサイト溶岩および凝地調査報告」の内容に基づくものであり，また数値

灰角礫岩など）で構成される．地質は流域ごとに等は 2017 年 12 月 20 日時点での値であるため，今異なっており，佐田川，荷原川，桂川，妙見川，奈良ヶ後の調査・解析により変更する可能性がある．

* 国立研究開発法人

防災科学技術研究所－ 121 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

図 1 佐田川本川・寺内ダムの湛水域に漂着した流木群．
スギなど植林木の幹が大半を占める．

図 2 各地質（変成岩類・深成岩類・火山岩類）の斜面崩壊箇所と斜面勾配の関係．
崩壊斜面の勾配は，変成岩類では 25 ～ 30º を中心とした分布，火山岩類では30 ～ 35º を中心とした分布を示すのに対し，深成岩類では最頻値が 15 ～ 35ºと幅が広い分布を示す．崩壊箇所は国土地理院の判読図（国土地理院 , 2017.
平成 29 年 7 月九州北部豪雨 正射画像判読図（朝倉・東峰地区），
http://www.gsi.go.jp/BOUSAI/H29hukuoka_ooita-heavyrain.html）をもとにした．

－ 122 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

九州北部豪雨により発生した崩壊の発生時刻と雨量・崩壊形態との関係―日田市柳瀬地区の事例―

松澤真＊キーワード：九州北部豪雨，崩壊発生時刻と崩壊形態，X バンド雨量データ

1. はじめにX バンド雨量データのメッシュ区分を図 1 内に黒九州北部豪雨により大分県日田市鶴河内柳瀬地区

枠で示しているが，この範囲のうち区域①および区

では大規模崩壊が 2 箇所と表層崩壊が 1 箇所発生し域②の 1 分間雨量データを図 2（7 月 5 日 10 時～ 22た．本災害により人的な被害は出なかったが，2017時）に示す．雨量データ一部欠測しているが，区域

年 9 月 3 日に現地調査を行った際，近隣住民から詳①の総雨量は 230 mm，区域②は 320 mm 程度と区細な崩壊発生時刻をヒアリングすることが出来た

域②の方が 90 mm 程度多い結果となった．
図 2 には，近隣住民からのヒアリングにより明為，崩壊の発生時刻と雨量・崩壊形態との関係について検討を行った．

らかとなった各崩壊の発生時刻を記載しているが，16:20 ～ 16:40 に大規模崩壊①が発生し，18 時頃に

2. 崩壊の発生時刻と雨量との関係について

大規模崩壊②が発生，そして，21 時頃に表層崩壊①

調査地の現地状況を図 1 に示す．調査地では，鶴が発生したとのことである．

河内川が北東から南西に向かって流下しており，川沿いに集落が分布している．大規模崩壊①は左岸側，3. 崩壊の発生時刻と崩壊形態との関係について

大規模崩壊②は右岸側で発生しており，大規模崩壊

崩壊地の現地調査を行った結果，大規模崩壊①お①の付近では，表層崩壊①が発生していた．崩壊地

よび②のすべり面には層理面および断層面が分布の地質は，全箇所が安山岩質溶岩または凝灰角礫岩

しており，表面の一部には粘土が形成されていた．

が分布する．

XRD 分析を行った結果，層理面，断層面にはハロイサイトが形成されていた事が明らかとなった．

図 1 調査地の現地状況（基図：地理院地図）

図 2 1 分間雨量と崩壊発生時期との関係（一部，欠測データあり）* パシフィックコンサルタンツ株式会社－ 123 －

防災科学技術研究所研究資料

一般的に，豪雨時には大規模な崩壊より先に表層

第 418 号2018 年 3 月

謝辞崩壊が発生すると言われているが，今回は表層崩壊

本発表の一部には，一般社団法人

日本応用地

より先に大規模崩壊が発生していた．大規模崩壊の質学会「九州北部豪雨災害調査団」の団員としてすべり面に膨潤性粘土鉱物であるハロイサイトが形

2017/9/1 ～ 9/3 に現地調査を行った際のデータを用成されていた事が，崩壊が先行した原因の 1 つと考いた．関係者の方々に深く謝意を表します．

えられる．

－ 124 －

九州北部豪雨により発生した崩壊の発生時刻と雨量・崩壊形態との関係－松澤－ 125 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号

－ 126 －

2018 年 3 月

九州北部豪雨により発生した崩壊の発生時刻と雨量・崩壊形態との関係－松澤－ 127 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

４.１崩壊地の地質的特徴：大規模崩壊地①
全景
大規模崩壊①

A：平面図
(m)
層理面

B：横断図
断層

(m)

崩壊地頭部の拡大写真

C：縦断図

４.１崩壊地の地質的特徴：大規模崩壊地①

：表土層
：基盤岩
：崩積土

すべり面

断層
断層と層理面XRF線分析を実施

すべり面に付着する粘土

断層の拡大写真

４.１崩壊地の地質的特徴：大規模崩壊地①

：表土層
：基盤岩
両者ともハロイサイトが形成されていた：崩積土
すべり面には、スメクタイトも形成されていた

断層
断層と層理面

ハロイサイト断層粘土

強度

スメクタイトハロイサイト

すべり面

すべり面上の粘土2θ/θ(°)－ 128 －

九州北部豪雨により発生した崩壊の発生時刻と雨量・崩壊形態との関係－松澤４.２崩壊地の地質的特徴：大規模崩壊地②

：表土層
：基盤岩
：崩積土

全景
A：平面図

(m)

層理面

B：横断図

(m)

崩壊地頭部の拡大写真

C：縦断図

４.２崩壊地の地質的特徴：大規模崩壊地②：表土層 層理面(すべり面)
：基盤岩
：崩積土

ハロイサイトハロイサイト強度

スメクタイト

層理面(すべり面)に付着する粘土

すべり面上の粘土2θ/θ(°)－ 129 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号

－ 130 －

2018 年 3 月

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

2017 年 7 月九州北部豪雨における斜面崩壊と雨量分布および植生状況との関係について
村上

亘＊・鶴崎

幸＊＊・安田幸生＊・大丸裕武＊

キーワード : 2017 年 7 月九州北部豪雨，レーダー解析雨量，崩壊，植生状況

1. はじめに

2. 調査方法2017 年 7 月 5 日から 6 日にかけて福岡県および解析した範囲は村上・安田（2018，印刷中）で判読

大分県において発生した豪雨（2017 年 7 月九州北部

した範囲のうち，福岡県朝倉市および東峰村のエリ

豪雨）により多数の崩壊が発生した．筆者らは斜面アである（図 1）．本調査では，福岡県が編成してい崩壊と豪雨状況との関係について災害後に撮影される樹種や樹齢，地質，土壌などの属性データが格納た空中写真判読により崩壊箇所（1,713 カ所）を抽出されている森林簿のデータ（ポリゴンデータ）と，国し，気象庁のレーダー解析雨量より作成した雨量分

土地理院が撮影した空中写真より筆者らが判読した布との関係について検討を行い，最も雨量が多かっ

崩壊地のデータ（ポイントデータ）のうち，森林簿にた 7 月 5 日の 10 時から 22 時までの 12 時間雨量が記載されているエリアで発生した崩壊（1,420 カ所）

500 mm を超えていた範囲で崩壊が多発したことをを解析に使用した．森林簿に記載されていない国有報告した（村上・安田，2018：印刷中）．今回の豪雨

林などのエリア，あるいは大分県側で発生した崩壊に伴い，多数の流木が発生し，被害が拡大したことは，本調査の解析の対象から除外した．今回の豪雨

から，崩壊が発生した斜面に成立していた植生の状では 12 時間雨量が 500 mm 以上のエリアで崩壊の況（樹種，樹齢構成，施業履歴など）との関連性が新発生が急増していたことから，500 mm 以上の降雨

聞等より指摘されている．しかしながら，これまでのエリアと 500 mm 未満の降雨のエリアで発生したの報告では崩壊が発生した斜面の植生状況について

崩壊をわけ，それぞれのエリアで発生した崩壊地点は明らかとなっておらず，上記の指摘は推測の域をの植生状況（樹種，樹齢）を抽出し，集計した．

出ていない．今回の崩壊は多量の雨が崩壊の誘因となったことは事実であるが，素因となる斜面の地形

3. 調査結果（傾斜），地質，土壌，植生状況などとの関係につい

解析範囲で発生した崩壊のうち，12 時間雨量が500 mm 以上の降雨のエリアで発生した崩壊は 1,350ては不明な点が多い．
本報告では崩壊が発生した斜面における，誘因とカ所（単位面積あたり 26.2 個 /km2），500 mm 未満のなった雨量以外の素因のうち，植生状況との関係に

降雨のエリアでは 70 カ所（同 0.95 個 /km2）であり，

ついて調査した．解析方法およびその結果について

500 mm 以上の降雨のエリアでは 500 mm 未満の降は他の素因との関係も含め検討の途中であるが，こ雨のエリアよりも単位面積あたりの崩壊発生数がおれまでの結果について取り急ぎ報告する．なお，本

よそ 30 倍多い結果となった．解析範囲における樹報告の内容は，2017 年 12 月 8 日の発表に基づくが，種と崩壊発生数との関係を図 2a および図 2b に示す．

発表後の検証の結果，解析に用いたデータの使用に

図 2a は 12 時間雨量が 500 mm 以上のエリアでの解不備があったため，再解析を行った結果を掲載する

析結果，図 2b は 500 mm 未満のエリアでの解析結ものである . 以下の報告内容は，発表時の報告内容

果である．どちらのエリアもスギ林とヒノキ林の占とは異なる結果となっていることをお詫びする．

める面積が多く（下段のグラフ），崩壊発生数もスギ林とヒノキ林で多い（中段のグラフ）．しかし，単位* 国立研究開発法人 森林研究・整備機構** 福岡県農林総合試験場

森林総合研究所－ 131 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

面積あたりの崩壊発生数（上段のグラフ）でみると，発生が多い結果となった．11 年生以上の林分では，500 mm 以上降ったエリアではどの林分でも 20 個 /崩壊の発生数が 10 年生以下の林分に比べると少な2

km 以上の崩壊が発生していたのに対し，500 mm
2

未満では面積が狭かったタケ林で 3.7 個 /km ，非森
2

いが，500 mm 以上のエリアでは未満のエリアに対して 25 倍以上の崩壊発生数となっていた．このこ

林地で 1.9 個 /km となり，エリアが広いスギ林ととは，スギ林，ヒノキ林とも 500 mm 以上の降雨に2

なると 11 年生以上の林分でも崩壊が発生しやすく未満となった．解析範囲で大半を占めるスギとヒノなる，すなわち，崩壊の素因としての影響が小さく

キ林については，林分の樹齢と崩壊発生数との関係なっていることを示すものと考える．これらのことも調べた．調査結果は図 3a，3b および図 4a，4b にについては，地質や土壌，地形（傾斜など）等の他の示すとおりである．500 mm 以上，未満のどちらの素因と合わせて検討していく予定である．

ヒノキ林の単位面積あたりの崩壊発生数は 1 個 /km

エリアも 51 ～ 60 年生の樹齢のスギ林あるいはヒノキ林が占める割合が多かった（下段のグラフ）．崩壊

参考文献

発生数は単位面積あたりでみると，500 mm 以上，

1）村上

未満のスギ林，ヒノキ林とも 0-10 年生で発生が多く，
2

500 mm 以上のエリアではスギ林で 68 個 / /km ，ヒ2

ノキ林では 82 個 /km であった．500 mm 未満のエ
リアではスギ林で 9.9 個 /km2，ヒノキ林で 5.5 個 /
km2 であった．11 年生以上の林分では 500 mm 以上，未満のどちらのエリアでも樹齢の違いによる差は小さかったものの，エリアによる発生数には違いが認められた．500 mm 以上のエリアの 11 年生以上のス
ギ林では 20 個 /km2 前後，ヒノキ林では 25 個 /km2前後の崩壊発生数に対し，500 mm 未満のエリアではスギ林では 0.5 個 /km2，ヒノキ林では 1 個 /km2となり，崩壊の発生数に 25 倍以上の差が認められた．
4. 考察およびまとめ
今回の解析結果では 500 mm 以上の降雨のエリア
での崩壊発生数と 500 mm 未満のエリアでの崩壊発生数の差が大きいため単純に比較することはできな
いと考えており，この結果については更なる検討が必要である．しかしながら，今回の解析において，500 mm 以上の降雨のエリアでは森林，非森林地に関係なく，崩壊が発生したことが示されたと考えるが，500 mm 未満のエリアでは，タケ林を含む非森林地で発生がやや多い結果となった．このことは500 mm 以上の降雨では斜面の森林，非森林地の違いは崩壊の素因としての影響が小さい一方で，500
mm 未満の降雨においては，斜面の森林，非森林地の違いが崩壊の発生に影響を与えることを示唆していると考える．樹齢については 500 mm 以上，未満のどちらのエリアでも 0-10 年生の幼齢林で崩壊の－ 132 －

亘・安田幸生（2018）：2017 年 7 月九州北部豪雨における斜面崩壊と雨量分布の関係について．森林総合研究所研究報告，17-1，印刷中．

2017 年 7 月九州北部豪雨における斜面崩壊と雨量分布および植生状況との関係について－村上ほか

図 1 調査地および解析範囲．
崩壊地点は解析対象のみ示す．

図 2 樹種ごとの存在面積と崩壊発生数および単位面積あたりの崩壊発生数．a はレーダー解析
降水量の 12 時間の積算値が 500 mm 以上のエリア，b は 500 mm 未満のエリアでの解析結果．

－ 133 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

図 3 スギの樹齢ごとの存在面積と崩壊箇所数および単位面積当たりの崩壊箇所数．a はレーダー解析
降水量の 12 時間の積算値が 500 mm 以上のエリア，b は 500 mm 未満のエリアでの解析結果．

図 4 ヒノキの樹齢ごとの存在面積と崩壊箇所数および単位面積当たりの崩壊箇所数．a はレーダー解析
降水量の 12 時間の積算値が 500 mm 以上のエリア，b は 500 mm 未満のエリアでの解析結果．

－ 134 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

人工衛星データ等による平成 29 年 7 月九州北部豪雨の土砂移動分析
古田竜一＊・宮崎景太＊＊
キーワード：平成 29 年 7 月九州北部豪雨，ALOS-2/PALSAR-2，土砂移動

1. はじめにるコヒーレンス解析（複素相関解析，位相相関解析）

災害時の被害状況把握手法の一つとして，空中リも変化抽出手法として利用されているが，土砂移動

モートセンシングによる方法が挙げられる．空中リ分析に利用するための検討が課題であり，これら課

モートセンシングには，人工衛星による方法，航空題の解決に向けた分析・検討が必要となっている．

機（固定翼，回転翼を含む）による方法に加え，近年
ではドローン（UAV）による方法の活用が増加してい2. 全体のレイアウト

る．空中リモートセンシングによる方法の利点は，

2.1 観測データの取得

被災地を上空から俯瞰することで調査効率を向上で

本研究では，宇宙航空研究開発機構（JAXA）が運きること，被災地に立ち入る必要がないため安全な用中の陸域観測技術衛星 2 号「だいち 2 号（ALOS-2）」

調査が可能であることなどが挙げられる．撮像範囲

搭載のフェーズドアレイ方式 L バンド合成開口レーは解像力とのトレードオフになるが，撮影高度が上

ダ「PALSAR-2」により取得された災害前後のデータがるほど一度の撮影で俯瞰できる範囲が広くなり，を利用した．表 1 に，JAXA が実施した平成 29 年 7

人工衛星による方法では観測幅が数十～数百 km に

月九州北部豪雨を対象とした災害緊急観測の一覧を及ぶ．人工衛星による方法は広域性，周期性，耐災示す。また，図 1 に，各画像の撮像範囲を示す。災害性において他手法に比べて特徴的であり，また，

害緊急観測は，平成 29 年 7 月 7 日から 11 日にかけ

多波長センサの利用やレーダセンサの利用による被て実施されており，合成開口レーダの特徴である昼災地分析が可能である点も特徴的である．さらに，

夜観測性能と PALSAR-2 の進行方向左右の観測性能

近年，人工衛星画像の解像力が向上しており，あるを活かして，最大半日に 1 度の観測が実施されてい程度詳細な被災地の分析が可能である．

る．また，複数の観測角度（オフナディア角）で観測

本稿では，平成 29 年 7 月九州北部豪雨を対象として，人工衛星搭載型合成開口レーダ（SAR）によりが実施されていることも特徴的で，最適な観測角度の分析等が可能である．

取得されたデータによる土砂移動の分析についての中間結果を報告する．なお，分析においては，ドローンにより撮影された画像との比較等も実施し

表 1 ALOS-2/PALSAR-2 による平成 29 年 7 月九州北部
豪雨の災害緊急観測実績

た．SAR による速報的な解析では，災害前後画像のRGB カラー合成画像が利用されることが一般的である．本手法では変化箇所が赤色又は青色で表示され，解析者はそれに基づいて被害判読を実施しているが，変化箇所には被害によるもの，季節変化によるもの，土地利用変化によるもの，その他あらゆる変化が含まれるため，被害とそれ以外の変化を区別することが課題となっている．また，レーダに用いられているマイクロ波の位相の僅かな違いを解析す* 一般財団法人リモート・センシング技術センター** 宇宙航空研究開発機構－ 135 －

観測日

観測時刻

観測方向

観測角度

2017/07/06

23:24

西向き

46.4 度

2017/07/07

12:53

東向き

29.1 度

2017/07/07

23:44

西向き

21.9 度

2017/07/09

11:58

西向き

52.1 度

2017/07/10

12:18

西向き

32.4 度防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

図 1 ALOS-2/PALSAR-2 による平成 29 年 7 月九州北部豪雨の災害緊急観測画像の範囲

2.2 解析方法

向により視認できない箇所を除いては土砂移動箇所

本研究では，まず，PALSAR-2 の標準処理データをおおよそ抽出できると考えられる．一方，視認性

レベル 1.1（シングルルック複素データ）を入力としが悪い箇所については共通的であり，衛星と地上とて差分干渉解析を実施した．差分干渉解析の過程でのジオメトリによる影響に差異はみられない．

得られる災害前後の後方散乱強度画像，コヒーレン

図 4 はある土砂移動箇所の後方散乱係数及びコ

ス画像を利用して，災害前後の後方散乱強度画像

ヒーレンスのプロファイルで，比較のため，後方散の RGB カラー合成画像，災害前後の後方散乱強度

乱係数を -14dB で正規化して表示してある．図より，

画像とコヒーレンス画像の合成画像（Multi Temporal

土砂移動箇所では災害前と災害後の後方散乱係数のCoherence mapping, MTC 画像）を作成し，崩壊型の差が大きく，土砂移動箇所の外側では災害前後の後土砂移動箇所を可視化した．また，差分干渉解析画

方散乱係数が同等であることがわかる．一方，コヒー像により地すべり変動箇所を可視化した．

レンス値にはあまり特徴はみられないが，土砂移動

ついで，上記の解析結果と国土地理院公開の「平箇所では土砂移動箇所の外側と比べてコヒーレンス

成 29 年 7 月九州北部豪雨に関する情報」に掲載の被が低い傾向がみられた．その他の箇所についても同

害状況判読図や九州大学から提供された UAV 画像

様の傾向がみられており，これらの特徴を利用するとを比較し，各手法の感度分析を実施した．

ことで土砂移動箇所を自動的に判別ができる可能性が示唆された．今後，更に詳細な分析を進めていく．

3. 実施結果
朝倉市須川地区の一部の土砂移動箇所について，
図 2 に災害前後の後方散乱強度画像の RGB カラー
合成画像，図 3 に MTC 画像を示す．土砂移動箇所は，
図 2 では赤色と青色，図 3 では赤色と緑色で可視化され確認することができる．但し，観測方向により西側又は東側の斜面の土砂移動箇所の視認が難し
く，図 2，図 3 では東側斜面の土砂移動箇所の視認が難しい．土砂移動箇所の視認性の観点では，RGB
カラー合成画像に比べて MTC 画像での視認性が高く，流動域も判読可能である．また，国土地理院公開の正射画像判読図 1) とも調和的であり，観測方－ 136 －

図 2 災害前後の後方散乱強度画像の RGB カラー
合成画像

人工衛星データ等による平成 29 年 7 月九州北部豪雨の土砂移動分析－古田・宮崎

図 3 災害前後の後方散乱強度画像とコヒーレンス画像の合成画像

図 4 災害前後の後方散乱係数およびコヒーレンス値のプロファイル

4. まとめ

今後、更に詳細な分析を実施し、抽出率、誤検出

本研究では，平成 29 年 7 月九州北部豪雨を対象

率の定量評価を実施するとともに、後方散乱係数及に ALOS-2/PALSAR-2 で観測されたデータを用いてびコヒーレンス値の特徴分析結果に基づく自動抽出

土砂移動箇所の可視化および分析を実施した．その手法の検討を実施する．また，差分干渉解析結果に結果，以下のことが示唆された．

より地すべり変動の有無の調査等を実施する．

• 土砂移動箇所の視認性の観点では，RGB カラー
合成画像に比べて MTC 画像での視認性が高く，参考文献

流動域も判読可能である．一方，視認性が悪い

1）国土地理院，平成 29 年 7 月九州北部豪雨に関す箇所は共通的であり，衛星と地上とのジオメトる情報（正射画像判読図），http://www.gsi.go.jp/

リによる影響に差異はみられない．

BOUSAI/H29hukuoka_ooita-heavyrain.html， 最 終• 土砂移動箇所では災害前後で後方散乱係数の差が大きく，土砂移動箇所の外側では災害前後の後方散乱係数が同等である．また，土砂移動箇
所では土砂移動箇所の外側と比べてコヒーレン
スが低い傾向がみられる．

－ 137 －

閲覧日：2017 年 10 月 30 日．

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

地すべり地形の場で発生する斜面崩壊－日田市小野地区地すべりを例にして－

田近淳＊キーワード：2017 年九州北部豪雨，地すべり地形分布図，キャップロック型地すべり，深層崩壊

1. はじめにな活動（走って逃げられない）」をイメージしている2017 年 7 月九州北部豪雨による斜面崩壊のなかと思われる．しかし，ある種の地すべり地形の場は，で，最大規模（崩壊源の幅約 250 m，奥行き約 300 m）

急速で危険な斜面崩壊の場になるということを小野の崩壊が日田市小野地区の斜面崩壊である．小野川地区の例は示している．

右岸山腹の東 - 南東向き緩斜面（標高 250 ～ 400 m）
で発生し，崩壊した土砂は小野川を部分的に閉塞し

2. 何が起こったか，その地質要因

た．報道等によれば，この崩壊は 7 月 6 日午前 10

小野地区の斜面変動は斜面崩壊と地すべりの複合時前に発生した．これはアメダス日田観測点の１時した変動で，崩壊源は北側と南側で様相を異にする

間降雨のピークのおよそ 15 時間後であった．斜面（図 1）．北側の崩壊土砂はほとんどが滑落し，崩壊

下で避難誘導を行っていた消防団員 1 名が死亡し，源には地すべり面がむき出しになった（北エリア）．

2 人の住民も負傷した．

土砂は多量の水とともに遷急線下の旧崖錐堆積物もすでに釜井ほか（2017）などが指摘しているよう

削剥し流下している．一方，その南側に隣接するやに，斜面崩壊の発生した場所は明瞭な地すべり地形や低くなった緩斜面（南エリア）では移動体は滑落を示す．小論では，この事例をもとに地すべり地形

しているが，変形しながらも多くは崩壊源域にとどの場で発生する斜面崩壊とその地形発達における意

まった．この緩斜面の縁（遷急線付近）で移動体はさ義について述べ，急速な斜面崩壊の発生場所予測にらに崩壊して流下した．現地での観察によれば，こおける地すべり地形分布図の重要性を強調したい．

の縁での崩壊はスライドやフォールではなく，トッ

なお，現地調査は日本応用地質学会九州北部豪雨災

プルのように見える．それぞれの崩壊の前後関係に

害調査団の一員として 9 月 1 日～ 2 日に行ったものは不明な点があるが，6 日早朝までには南エリアのであり，本報告はその成果の一部である．

遷急線下の斜面崩壊は始まっていたとされる（砂防ここで使用する「地すべり」と「斜面崩壊」につい学会，2017）．また，南エリアの滑落崖の一部は北て 簡 単 に 定 義 し て お く．「 地 す べ り 」 は 斜 面 変 動

エリアの崩壊土砂を切るように見えるので，北エリ（landslide の意味で使用）の崩壊源と移動堆積域とがアで初めに斜面崩壊が発生し，引き続いて南エリア

ほとんど重なるもの，つまり移動体がほとんど崩壊

で地すべりが発生，押し出された末端がさらに崩壊源に残っているものをいう．また，「斜面崩壊」は崩したと考えられる．

壊源と堆積域が異なるもの，言い換えれば崩壊源か

この地区の地質は，中新世後期～鮮新世の火山

ら移動体がほとんど失われたものとする．すなわち砕屑岩類（K：北坂本累層）とそれを覆う鮮新世安山

滑落崖とその前面の移動体の組み合わせからなる地岩溶岩（Lv：夜明火山岩類）からなっている（木戸，

すべり地形を作るものが「地すべり」である．このよ

1992）．滑落崖はおおむね安山岩溶岩由来の岩屑崩

うに定義をしたとしても，多くの方々は暗黙の裡に土からなり，北エリアにむき出しになった崩壊面は，「地すべり」は「緩慢な繰り返し活動（走って逃げられ

火山砕屑岩類（多くは火砕流・ラハール堆積物）最上る）」を，また「斜面崩壊」については「急速な突発的部の赤色火砕岩類（Kr と呼ぶ）の細粒火砕岩（赤色シ* 株式会社ドーコン，日本応用地質学会平成 29 年 7 月九州北部豪雨災害調査団－ 139 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

図 1 日田市小野地区斜面変動の区分と移動方向（田近ほか，2018）
矢印は移動体の移動方向，小三角は湧水点，写真は㈱パスコ（7 月 7 日撮影）提供

ルト岩）やそれと粗粒火砕岩の境界面に形成されてて滑落崖の位置は多少異なる可能性があるが，山腹いる．この面は 20 度程度南東～東方向に傾く流れの緩斜面全体が移動体（以下，旧移動体と呼ぶ）と認盤（柾目盤）である．一方，南エリアの遷急線の下の識できる．遷急線下の斜面は北側と南側の崖錐斜面

崖には Lv 由来の岩屑崩土と Kr/K の緩やかに変形しとして認識できる．また，旧移動体を横切るよう南た境界が分布しており，この付近の K は緩い受け盤

側低下の二次滑落崖のような崖が見え，北と南のエとなっている．発生直後の画像では，この境界付近

リアを画している．今回の滑落崖は北エリアでほぼにそって横に複数の湧水が確認される（図 1）．

旧移動体の上部 1/4 程度を残した位置に形成してい崩壊に関わる地質的要因は次のよう推定される．

る．このことは北エリアの滑落崖に露出した堆積物

溶岩やそれに由来する岩屑崩土は一般に高透水性地が著しく風化した溶岩由来の岩屑崩土や火砕岩類由盤である．それに対して赤色火砕岩類やその下位の来の岩屑からなることと調和的である．一方，南エ

火砕岩は難透水性岩盤である．記録的な豪雨に伴い

リアの滑落崖の頂部は旧右側崖を切り取るように形

地下水位が上昇，この境界付近の間隙水圧が上昇し成しており，この崖が比較的新鮮な安山岩岩屑からて崩壊と地すべりが発生した．なお，南エリアと北なることと調和的である．

エリアの Kr は地質構造的に明らかにギャップがあ撮影時期の異なる 3 枚の空中写真で旧移動体に大り単純に連続しない．これが北と南で斜面変動の様きな変化が見られなかったので，直前までの状況を式が異なる原因かもしれない．これらの点について確認するため Google Earth の衛星画像を閲覧した．

は，南エリアの地すべり面の位置の問題とともに，

Google Earth で は 2004 年，2009 年，2012 年，2014

関係機関による詳しい調査の結果を待ちたい．

年（2 回 ），2015 年 お よ び 2016 年 の 衛 星 画 像 が 公
開されている（2017 年 11 月 20 日確認）．2004 年の3. 崩壊前の地形とその変化

画像では旧移動体にはほとんど植生の乱れはない．

今回の斜面変動の発生以前の状況を把握するため

2012 年九州北部豪雨の前までには，わずかに南側遷に，1965 年，1974 年，2009 年撮影の空中写真を国

急線直下の崖錐の北頂部に裸地の拡大が見えるが，

土地理院のウエブサイトからダウンロードして地形大きな変化はない．ところが 2014 年の画像では旧判読を行った．その結果，どの写真でも今回の変動

移動体の南の末端で明瞭な斜面崩壊が認められる．

の発生源に地すべり地形を確認することができた．

さらに，2015 年には小野川に面した南側崖錐斜面が滑落崖の左側（北側）の崖が不明瞭で，判読者によっ明らかな斜面崩壊を起こし，2016 年にはこれが拡－ 140 －

地すべり地形の場で発生する斜面崩壊－田近大しているようである．今回の斜面変動の前にこのには，滑落崖や輪郭の明晰さがやや欠けることや，地すべり地の少なくとも南側の末端部では何らかの規模がやや小さいなどの判読上の難点がある．地す変動が進んでいた可能性がある．なお，小野川の河べり地形の空中写真判読は微妙に難しいところも多道周辺に変化はなく，この期間に河川による側方侵い．さらに広域的に網羅的に判読を行うのは筆者の食が進んで，これらの崖錐斜面が特に不安定になっ経験でも大変な作業であるといえる．

ていたとは考えにくい．

このような地すべり地形の空中写真判読における難点や課題を克服するためには 2 つのアプローチの4. 地すべりの地形発達と斜面崩壊方法があると思われる．ひとつは，被災する側から時系列的に見ると，単一の地すべりは，地すべりのアプローチである．被災するかもしれない我が家

活動の発生，滑動と休止などを経て解体し消滅にいの裏山に地すべり地形があるのか，ないのか．たとたる（たとえば，横山，2004）．一般には，この地

えば「地区防災会議」単位で専門家とともに地形判読

すべり活動は同一の運動様式の繰り返しと考えられや踏査するような仕組みがほしい．かつて羽田野・ているが，実際には活動の繰り返しによる構成物の大八木（1986）が提案した「裏山巡検のすすめ」であ変化や地形条件の変化によって，運動の様式は変化る．もうひとつは，空中写真判読の止揚（？）である．

する．たとえば，初生的に地すべりが発生した時のわが国には現在多くの航空レーザー測量データが蓄

岩盤や破砕岩である移動体と，滑動によって岩屑と積されつつある．これまでの分布図に加え，このデー

なった移動体では，豪雨や地震に対する応答が異なタを使った地形図等の判読を併用すれば，地すべりるはずである．地形が従順化する前に，谷が入り開地形は植生や日陰の部分の影響を排除し，より小規

析が進めば，移動体はより不安定化するであろう．

模なものから正確に抽出できる可能性がある．詳細

このような場所で斜面崩壊が発生すると考えられな DEM を使った地すべり地形分布図の組織的なリる．

ニューアルの必要性を訴えたい．

少しこじつけのようではあるが，このような見方
で今回の斜面変動を見ると，2012 ～ 2014 年以来発引用文献生した南側の地すべり移動体末端の小崩壊やその拡

1）羽田野誠一・大八木規夫（1986）：V 斜面災害の大は次の滑動に向けての活動期の現象と考えられ発生し易い場所（場所の予測）5.1 地形的位置．斜る．一方，北エリアの斜面崩壊は地すべり移動体の面災害の予知と防災，白亜書房，95-154．

ほとんどが（おそらく）高速流動して流下したもの

2）釜 井 俊 孝・ 王 功 輝・ 土 井 一 生（2017）： 九 州 北で，移動体の開析が進んだ結果生じた地すべり地形

部豪雨災害・大分県日田市小野地区における斜の解体・消滅期の現象といえる．

面崩壊の調査結果，2017 年 7 月 31 日．京都大学 防 災 研 究 所，http://landslide.dpri.kyoto-u.ac.jp/

5. どの分布図にも載っていなかった - 結論と今後のreport/2017/20170731hita.pdf．
3）木戸道男（1991）：第三章新生界，3.2 北部～中部

課題

九州 7 英彦山 - 耶馬溪地域．日本の地質９九州

以上のように，小野地区の斜面変動は地すべり地
形の場が斜面崩壊の場に転化する事例として重要である．ここで改めて斜面崩壊の発生場所の予測の上地方，共立出版，136-140．
4）九州活構造研究会（1989）：九州の活構造．東京

で地すべり地形の把握の重要性を指摘したい．

大学出版会，562pp.．

ところで，小野地区の地すべり地形は，防災科学

5）田近 淳・太田岳洋・千田敬二・長谷川怜思・

技術研究所の地すべり地形分布図（清水ら，2008）

碓井敏彦・田村浩行・西村智博・松澤 真・西や，同じく地すべり地形を判読した「九州の活構造」

山賢一・撰田克哉・戸邉勇人・池見洋明・佐伯（九州活構造研究会，1989）では抽出されていなかっ

佳美・磯部勇作・松尾達也・小野田敏・小林 洋・た．また，大分県の「土砂災害危険個所情報」（Web 版）

江口貴弘・井口 隆（2018）：Ⅲ -2.2 火山岩地域

でも地すべりとして表示されていない．どうして抽でおきた特徴的な斜面変動 - 日野市日田地すべ

出ができなかったのであろうか．この地すべり地形

りを中心に．平成 29 年九州北部豪雨災害調査－ 141 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号

報告書，日本応用地質学会，34-42（印刷中）．
6）砂防学会（2017）：2017 年九州北部豪雨災害第一次緊急調査報告．平成 29 年 8 月 28 日．http://
www.jsece.or.jp/survey/20170714/20170828_1.pdf．
7）清水文健・井口 隆・大八木則夫（2008）：5 万分の 1 地すべり地形分布図第 37 集「福岡・中津」．
防災科学技術研究所研究資料，322 号．
8）横山俊治（2004）：Ⅰ .4 章進化系列と進化過程 . 地
すべり地形地質的認識と用語，日本地すべり学会，46-52．

－ 142 －

2018 年 3 月

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

平成 29 年 7 月九州北部豪雨における災害対応現場での情報共有と利活用－福岡県災害対策本部での対応を事例に－

佐野 浩彬＊The Sharing and Utilization of Information at the Disaster Response Site during theJuly 2017 Northern Kyushu Heavy Rainfall– A Case Study of the Correspondence of the Fukuoka Prefecture Disaster Countermeasures Headquarters –Hiroaki SANO
*Disaster Risk Reduction and Resilience Social System Research Division,
Center for comprehensive management of disaster information,
National Research Institute for Earth Science and Disaster Resilience, Japan

Abstract
In the sharing and utilization of information in a disaster response, the following two points are important: (1) tobe able to promptly share the damage condition of the site and unify the awareness of the situation among disaster
response agencies, and (2) to be able to proceed with subsequent decisions to prevent secondary disasters basedon the local situation. In this paper, I describe the sharing and utilization of information in the case of the Fukuoka
Prefecture Disaster Countermeasures Headquarters during the July 2017 Northern Kyushu Heavy Rainfall. For
information sharing, it is possible to effectively utilize the information of other organizations through the sharingof the road permission information collected by the disaster response agencies and aerial photographs of privatecompanies on Web-GIS. As a result, information sharing appears to have led to the unification of awareness of thesituation in the disaster response. Also, information was utilized to consider the range of activities by the disaster
response agencies and the removal of driftwood based on information on the search range and the driftwood
shedding locations.
Key words: Disaster response site, Disaster information, Sharing and utilization of information, July 2017 Northern
Kyushu Heavy Rainfall

1. はじめにから約 2 週間後の 7 月 19 日に，この豪雨を「平成 292017（平成 29）年 7 月 5 日から 6 日にかけて，対馬

年 7 月九州北部豪雨」と命名した（気象庁，2017b）．

海峡付近に停滞した梅雨前線により，西日本では記災害が発生すると，国・県・市町村・社協・民間録的な大雨（気象庁，2017a）となり，福岡県では死団体等，数多くの機関および組織によって活動が同者 34 名，行方不明者 3 名の人的被害のほか，住宅

時並行的に行われる．しかし，各機関で個別に情報

全壊 260 棟，半壊 829 棟，床上・床下浸水 592 棟の収集を行い，各機関それぞれで意思決定を行うこと

被害をもたらした（消防庁，2017）．気象庁は，発災

は災害対応の重複や欠落を生じる可能性がある．そ* 国立研究開発法人

防災科学技術研究所

社会防災システム研究部門，総合防災情報センター－ 143 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

れを回避するためには，各機関が保有する災害情報を俯瞰的に把握する上で重要である．しかし，各機を共有することが有効である．各機関が保有する災関からの情報が集約されていくにつれて，情報が煩害情報を共有することで，当該災害に対する組織間雑となっていき，誰がいつ，どの情報を追加したのでの状況認識が統一され，的確かつ効率的な活動をかが分かりにくくなる．災害対策本部に滞在する職行うことが可能となる．

員（リエゾン）も，日々人員の入れ替えが生じるため，

国立研究開発法人防災科学技術研究所（以下，防災科研）では，今回発生した大雨による被害を受け残された情報を詳細に確認する手段がなくなる場合がある．

て，福岡県および大分県で災害対応に資するためのそこで防災科研では，それら各機関が手描きで記

情報支援活動を実施した．具体的には，各災害対応した情報を Web-GIS へ集約することにより，手描機関で収集されている様々な災害情報やデータを集

きでは時間が経つにつれて消えてしまい煩雑になる

約し，二次利用しやすい形に変換を行った上で，集情報を，一元的に管理するとともに，端末では常に約したデータを一元的に管理するとともに，統合加

最新の情報が閲覧できるようにした．

工処理を施して，各種情報・データの提供を行い，災害対応の初期段階で，各機関での情報共有に有

災害対応現場での利活用につなげる活動を実施し効だった情報は道路の通行可否である．実際に現地た．災害対応における情報共有および利活用においへ訪れる実動機関にとって，どの場所まで行くことては，①現地の被害状況を迅速に共有し、災害対応ができるのかはその後の活動を左右する．現地では機関間における状況認識の統一を図ることができる

土砂崩落や道路冠水等によって通行できない，またかに加えて，②現地の状況を踏まえた上で，二次災は，通行制限のある道路が発生しており，被害状況

害を防ぐための次の判断に繋げることができるか，を確認できないエリアや孤立集落が生じた地域が存が重要である．本稿では，福岡県災害対策本部を事在していた．現地を訪れた実動機関の職員が災害

例に，災害対応現場での情報共有・利活用について対策本部で到達可能な場所や状況を報告し，その述べる．

他の機関に情報が共有されることで，現地を訪問する際の参考情報として活用することが可能となった

2. 福岡県災害対策本部における情報共有・利活用（図 1）．また，道路の通行可否は復旧等により，日々防災科研では，福岡県における記録的な大雨を受刻々と変化するものである．各機関がその度に現地けて，7 月 5 日夕刻に福岡県庁へ研究員を派遣し，の道路状況を確認するよりも，各機関がそれぞれ情

翌朝より現地での情報支援活動を開始した．当日 9報を持ち寄って共有することにより，意思決定を柔時 10 分に行われた福岡県の災害対策本部会議に参軟に行うことが可能となった．

加し，そこで収集した各種被害情報（行方不明者位

なお，情報の集約および共有は Web-GIS を用い

置情報，集落の孤立状況，道路規制状況，道路冠水て実施しただけでなく，紙地図として印刷し各機関

状況，土砂災害等）を Web-GIS（インターネットをへの配布も行った（図 2）．各機関が対応方針を検討

介してアクセスできる地理情報システム）で集約し，するために，その場でのメモ書きを行う際には，情一元的に管理できるようにした．それらの情報を掲

報の記入に柔軟性や自由度が高い紙地図のほうが適載した最初の災害対応支援地図が提供できたのは，している．基礎となる最新の情報は Web-GIS 上で

同日 13 時 00 分であった．

管理しつつも，各機関が個別に必要とする情報は紙

福岡県災害対策本部において，防災科研は災害対地図に手書きで反映し，対応の検討に活用した．ま応の最前線で活動している警察，消防，自衛隊，海た，手書きした情報は Web-GIS で一元的に管理す

上保安庁などの実動機関が駐在している部屋に滞在るとともに，他機関にとっても有用なものである場

し，実動機関の活動に対して各種情報を提供するな

合は，Web-GIS を介して情報共有が行われた．

ど，情報共有の取り組みを行った．これらの実動機

今回の災害では，朝倉市や東峰村で土砂崩落や道関も当初は災害対策本部の居室中央に設置された大路冠水等が起こっていることを災害対策本部でも確判の紙地図へ，各機関の活動状況や収集した情報を認していたが，被害状況に関する具体的な情報が本手描きで掲載していた．こうした情報集約は，現状部に伝わってこなかった．その原因として，7 月 6－ 144 －

平成 29 年 7 月九州北部豪雨における災害対応現場での情報共有と利活用－佐野図 3 民間企業の空撮写真位置情報
Fig. 3 Aerial photograph location information provided byprivate companies.

図 1 道路通行可否情報の事例
Fig. 1 Example of road permission information.

図 2 災害対策本部へ提供した紙地図の事例
Fig. 2 Example of the paper map provided to the Disaster
Countermeasures Headquarters.

図 4 Web-GIS を介したドローン映像の提供
Fig. 4 The provision of drone video via Web-GIS.

日以降も悪天候が続いており，現地の様子を航空機で，災害対応にあたる職員が災害対策本部にいながで広域かつ面的に上空から撮影することが難しかっら，現地の被害状況を把握できるようになった．

たことが挙げられる．そこで，公的な情報ではない

このように，災害対策本部や現場での情報共有・が，民間企業がヘリコプターから撮影した空中写真

利活用が行われると，各機関も情報を共有し利活用（斜め写真）等を集約し，災害対策本部へ提供するこ

することの有効性を感じて，さらなる情報共有・利とで現地の被災状況を把握する参考情報として活用

活用が促進されることになった．具体的な事例の 1

した（図 3）．

つとして，行方不明者の捜索活動エリアの共有が挙

現地での被害状況が不明であった例として，県げられる．行方不明者の捜索活動は，自衛隊，消防，

道 52 号線が挙げられる．東峰村を通る県道 52 号線

警察といった様々な実動機関によって行われる．もでは，筑前岩屋駅から北側に延びる道路が通行止め

し，これらの機関による捜索活動の情報が共有されとなっており，そこから先の状況を把握することがなかった場合は，同じ場所を各機関が重複して捜索できなかった．そこで，筑前岩屋駅付近からドローしている可能性を生じることになり，災害対応としンを県道 52 号線に沿って，撮影した動画を Web-ては非効率なものとなる．九州北部豪雨における道GIS を介して提供する仕組みを構築した（図 4）．こ路情報等の情報共有の取り組みで，組織間の情報共のように，外部機関の情報を有効に利活用すること

有が次の情報共有を促進することとなった．その結－ 145 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

果として実動機関による捜索活動範囲の情報も共有

もとに，実動機関等が現地を訪問する際の参考情報されることになり，捜索範囲の重複を防いだ対応としての活用や捜索活動範囲のすみわけなどという方針の検討へとつながったと考えられる．

かたちで，適切かつ効率的な災害対応を実現するこ同様の事例として，流木の堆積箇所に関する情報とができたと考えられる．また，こうした情報共有

共有も挙げられる．九州北部豪雨における被害の特および利活用の取り組みを通じて，捜索活動の障害徴として，河川氾濫や土砂流出による流木の堆積がとなっていた流木堆積箇所の把握という，次の判断発生したことが挙げられる．捜索範囲における流木につながった．現場で発生している課題が複数機関の堆積は，捜索活動を阻害する要因となっており，

から災害対策本部に共有され，次の対応を検討する

捜索活動を行う他機関にも共有することが望ましい

ことにつながったことは，情報の利活用による効果

情報であった．こうした捜索活動中に得た情報をが示されたと考えられる．

フィードバックし，災害対策本部にも共有することで，流木の撤去作業に必要な資機材等の検討・調達

謝辞に繋げることができる．流木の堆積箇所に関する情

本稿で述べた九州北部豪雨における情報共有・利報は，捜索活動における二次被害を防止するために活用の取り組みは，総合科学技術・イノベーション

重要なものであり，実動機関が相互に情報を共有す

会議の戦略的イノベーション創造プログラム（SIP）

ることで，撤去に対する方針の検討や効率的な活動「レジリエントな防災・減災機能の強化」の一環としに繋げることが可能となった．

て実施した．また，この取り組みは福岡県および実動機関の協力を得て実施したものである．（株）パス

3. おわりにコとアジア航測（株）からはヘリコプターから撮影し災害対応現場における情報共有・利活用に関してた斜め写真を，内閣府革新的研究開発推進プログラ

は，①現地の被害状況を迅速に共有し、災害対応機

ム（ImPACT）の田所プログラムからはドローン映像

関間における状況認識の統一を図ることができるをご提供頂いた．最後に，研究集会においては，消か，②現地の状況を踏まえた上で，二次災害を防ぐ

防研究センターの土志田正二氏，日本工営（株）の田ための次の判断に繋げることができるか，が重要で中義朗氏に貴重なご意見を頂いた．ここに記して感ある．

謝申し上げる．

「①現地の被害状況を迅速に共有し，災害対応機
関間での状況認識の統一を図ること」については，

参考文献

各機関が収集した被害情報を Web-GIS 上に集約し

1）気象庁（2017a）：梅雨前線および台風第 3 号に共有することで，その後の災害対応を効率的かつ適よ る 大 雨 と 暴 風（ 平 成 29 年 7 月 11 日 公 表 ），切に進めることが可能となったと考えられる．九州

http://www.data.jma.go.jp/obd/stats/data/bosai/

北部豪雨における福岡県災害対策本部の事例でも，

report/2017/20170711/jyun_sokuji20170630-0710.

実動機関による道路通行可否情報や捜索活動情報のpdf（2017.11.6 参照）．

共有が行われた．また，九州北部豪雨では発災後も2）消防庁（2017）：平成 29 年 6 月 30 日からの梅雨

悪天候が続いたことにより，現地の土砂崩落や道路全盛に伴う大雨及び台風第 3 号の被害状況及び冠水等の被害状況を空中から広範囲かつ面的に把握

消防機関等の対応状況等について（第 69 報）（平するまでに時間がかかった．そこで，民間企業によ成 29 年 11 月 2 日 公 表 ），http://www.fdma.go.jp/

るヘリコプターから撮影した大量の空中写真や，ドbn/80031a04734bba19c8e33519b379471a3b6602c7.

ローンによって撮影された被災現場の映像を，災害

pdf（2017.11.10 参照）．

対策本部等へ提供・共有することで，現地の被害状

3）気象庁（2017b）：平成 29 年 7 月 5 日から 6 日に況の把握を促進することができた．

九州北部地方で発生した豪雨の命名について（平さらに，「②現地の状況を踏まえた上で，二次災成 29 年 7 月 19 日 公 表 ），http://www.jma.go.jp/

害を防ぐための次の判断につなげること」について

jma/press/1707/19a/20170719_gouumeimei.pdf

は，共有された道路通行可否情報や捜索活動情報を（2017.11.10 参照）．

－ 146 －

平成 29 年 7 月九州北部豪雨における災害対応現場での情報共有と利活用－佐野要

旨

災害対応における情報共有および利活用においては，①現地の被害状況を迅速に共有し、災害対応
機関間における状況認識の統一を図ることができるか，②現地の状況を踏まえた上で，二次災害を防
ぐための次の判断に繋げることができるか，が重要である．本稿では，平成 29 年 7 月に発生した九州
北部豪雨災害における福岡県の災害対策本部での対応を事例に，情報共有・利活用の実態を述べた．
情報の共有においては，実動機関によって収集された道路通行可否情報や民間企業の空中写真を WebGIS 上で共有したことで，他機関の情報を有効に活用でき，災害対応における状況認識の統一に繋がったと考えられる . また，情報の利活用では，捜索活動範囲や流木堆積箇所の情報をもとにして，実働機
関による活動範囲のすみわけや，現場対応の障害となっている流木撤去に向けた検討に活用された．

キーワード：災害対応現場，災害情報，情報共有・利活用，平成 29 年 7 月九州北部豪雨－ 147 －

防災科学技術研究所研究資料

第 418 号2018 年 3 月

Proceedings of the Workshop on the Prediction of Landslide Disasters 2017
Edited by Ryuji YAMADA* and Tomoyuki IIDA**

National Research Institute for Earth Science and Disaster Resilience
iida@bosai.go.jp, ryamada@bosai.go.jp

Abstract
On December 7-8, 2017, "Workshop on the Prediction of Landslide Disasters" was held at the Wadachi Memorial
Hall of National Research Institute for Earth Science and Disaster Resilience. This workshop aimed to offer theoccasion for researchers, engineers and all stakeholders to share the perceptions, to find out the status quo of thelandslide prediction technologies, and to discover the practical application to reduce the damages. It consisted of
one special lecture and 21 presentations in four sessions on; potential sites of deep-seated catastrophic landslides,
earthquake triggered landslide, heavy rain triggered landslides, and 2017 heavy rains in Kyushu, Japan. In recent
years, many landslide disasters have drawn growing concerns nationwide, and consequently ca. 120 people
participated in this workshop.
Key words: Sediment disaster, Deep seated landslide, Gravitational deformation, Band-shaped heavy rainfall, 2017
heavy rains in Kyusyu－ 149 －