地すべり学会関西支部現地討論会資料（2014 年 10 月）

徳島県祖谷・剣山地域に分布する地すべり地形の特徴

西山賢一（徳島大学）・北村真一（(株)ニュージェック）

１．はじめに１．はじめに四国山地は，西日本で有数の地すべり密集地域であることが知られている（小出，1973；寺戸，1986；高木ほか，1989；藤原ほか，2004 など）．今回対象とした徳島県祖谷・剣山地域にも多数の地すべりが密集して分布する（古谷，1969，1970，1982；安藤・大久保，1970；中川・金丸，
1974；吉松ほか，1983 など）．これらの地すべり地形は，三波川結晶片岩，およびその南に隣接する地帯に分布する御荷鉾緑色岩類の分布域で特に多い．徳島県神山地域に分布する三波川帯の場合，地すべりの滑動方向が結晶片岩の層面片理の傾斜方向と一致することが多く，三波川帯の地質構造を反映した流れ盤地すべりが多いこと，ならびに泥質片岩分布域で地すべりが多く，珪質片岩分布域では少ないという岩相による規制が認められること，が指摘されている（藤田ほか，
1974）．一方，特に御荷鉾緑色岩類に認められる膨潤性粘土鉱物が，地すべりの発生・活動に影響しているという観点からの研究も多い（高谷，1978，1979，1981；夕部ほか，2000；宮原ほか，
2005；Miyahara et al., 2005 など）．
四国地域は，日本有数の豪雨多発地域であり，災害記録が比較的よく残されている 20 世紀後半以降に限っても，たびたび豪雨による地すべりや，深層崩壊，表層崩壊・土石流といった種々の土砂災害を受けてきた場所でもある（古谷，1975；柏谷ほか，1976；寺戸，1976；1977；中川・
奥西，1977a，b；岡林ほか，1978a，b；甲藤，1980；西山ほか，2005，2012；櫻井ほか，2006；
横山ほか，2006，2013 など）．19 世紀以前についても，徳島県那賀町高磯山（寺戸，1970）や，
徳島県上勝町山犬嶽（寺戸，1975），徳島県脇町茶園嶽（寺戸，1987）などに関する検討がなされてきた．
歴史時代に活動した記録がある地すべりを除くと，地すべりがいつ活動を開始し，どのような変動過程を経て，現在の地すべり地形に至ったのかを，詳細に検討することは困難である．地すべり移動体を被覆する土層中に含まれるテフラ（溶岩を除く火山噴出物）の対比や，地すべり移動体に取り込まれた木片などを用いた放射性年代測定により，地すべりの活動時期に関する検討も行われている．四国での検討例は少ないが，地すべり発生時期は，いずれも更新世後半までさかのぼるようである（守随，1994；長谷川，1995；夕部・岡村，2001；植木，2005，2013 など）．
今回は，筆者らが進めてきた，徳島県剣山・祖谷地域に分布する地すべり（広義）の地形的特徴をまとめた（西山ほか，2004，2005，2011，2012；北村・西山，2007；石田ほか，2007，2008；
浅田ほか，2013）．それに加えて，地すべり移動体を被覆する土層の掘削と，土層中のテフラの対比に基づき，地すべりの発生時期を推定した研究結果について紹介した（北村ほか，2008a, b；西山・田村，2011）．以下には，北村による未公表資料（修士論文）のデータも用いた．

２．徳島県剣山
２．徳島県剣山・祖谷
徳島県剣山・祖谷地域
・祖谷地域の地形・地質概要
地域の地形・地質概要
徳島県剣山・祖谷地域では，剣山（1,955m）から東西方向に伸びる主要な稜線が連なっており，
その稜線を分水界として，北側を吉野川の支川である祖谷川・松尾川・穴吹川・鮎喰川などが流下しており，南側を那賀川とその支川である坂州木頭川，ならびに勝浦川・海部川などが流下している（図 1，太田ほか，2004 に加筆）．
調査地域周辺の広域地質図を図 2 に示す．以下の地質帯の概要は四国地方土木地質図編纂委員
会（1998）に従った．調査地域周辺では，地質境界は，大局的にはほぼ東西に延びる帯状構造をなし，北から順に三波川帯，御荷鉾帯，秩父累帯，四万十帯に区分されている．このうち秩父累帯は，北帯（秩父帯），黒瀬川帯，南帯（三宝山帯）に 3 細分されている．

図 1 対象地域周辺の地形概要（太田ほか，2004 に加筆）

神山町

東大久保
●

美馬市

高根 ●

Ⅰ
▲ 雲早山

●

Ⅱ 中尾山

▲ 高城山

Ⅲ
木沢

Ⅳ
Ⅴ
那賀町
木頭

0

Ⅵ

5㎞

Ⅰ：三波川帯，Ⅱ：御荷鉾帯，Ⅲ：秩父累帯北帯，
Ⅳ：黒瀬川帯，Ⅴ：秩父累帯南帯，Ⅵ：四万十帯

図 2 剣山東方地域の地質図（四国地方土木地質図編纂委員会，1998 に加筆）

３．地すべり地形の分布
３．地すべり地形の分布(1) 剣山東方地域
地すべり地形は，三波川帯では広範囲で多数分布し，御荷鉾帯では中尾山の北東斜面，黒瀬川
帯では坂州木頭川沿いの沢谷地域，坂州木頭川上流の岩倉・平家平周辺地域，上勝町八重地地域，
秩父累帯では穴吹川に合流する支流域，神山町南野間～高根～拝府地域に多く分布する（図 3）．

特に規模が大きいものは，中尾山に分布する地すべり地形であり，面積（A）は 1.71km2，滑落崖
から移動体末端までの水平距離（L）は約 1.7km，滑落崖から移動体末端までの鉛直距離（H）は
約 520m，地すべり移動体の幅（W）が約 1.1km，等価摩擦係数（H/L）は 0.30 である．面積の小
さい地すべり地形は，三宝山帯にも多く分布している．一方，南部の那賀川本川付近では少ない．

鮎喰川

東大久保
高根
勝浦川
▲
▲

雲早山
高城山

中尾山

穴吹川
▲

剣山
坂州木頭川

那賀川

0

5㎞

滑落崖

凡例

地すべり地形
地すべり移動体

図 3 剣山東方地域における地すべり地形の分布(2) 剣山西方，祖谷地域
剣山西方の祖谷地域には多数の地すべり地形が判読できるが，その分布は一様ではなく，密集する領域と，ほとんど分布しない領域とに分けられる（図 4）．地すべり地形が密集しているのは祖谷川に沿った菅生，京上～大西や，祖谷川支流の谷道川沿いなどである．また，塔丸の西斜面にも多く分布する．明谷向斜（剣山研究グループ，1975） の南側で地すべり地形がやや多く分布するものの，これ以外は，三波川帯の地質分布・地質構造と地すべり分布との関係は，必ずしも明瞭ではない（浅田ほか，2013）．

地すべりは，大局的に東から西に流れる祖谷川の河谷の両側（北向き斜面と南向き斜面）ともに分布することから，主として北に傾斜する三波川帯の結晶片岩の層面片理の姿勢と調和的な流れ盤すべりだけでなく，受け盤すべりも多い．このことは，三波川変成岩類の層面片理の姿勢といった地質構造による影響だけでなく，地形条件，すなわち，祖谷川沿いの比高の大きな斜面に地すべりが多発しやすいことを示す．受け盤地すべりでは，重力による片理面の斜面下方への倒れかかり，すなわち岩盤クリープによる山体の重力変形が生じ，これが地すべりの発生へつながった可能性が考え得る．このことを解明するためには，広域における三波川帯の地質構造を把握するとともに，地すべり斜面での地質分布の詳細な把握が必要となる．
祖谷川では，河道へ向かってせり出した移動土塊が現河道を屈曲させている箇所が，若林，菅生などで確認できる．一方，移動土塊の末端が現河床から高い場所にある「離水した地すべり」も多い．特に，塔丸西斜面などでは，尾根付近に滑落崖を有し，かつ河床からの比高が大きい山
腹に移動体が分布する例が見られる．このような地すべりは，移動土塊の末端が下刻されること
で斜面の安全率が低下するという一般的なプロセスでは説明しにくい．祖谷地域北部の松尾川流域（三波川変成岩分布域）では，地すべりの大きさは御荷鉾緑色岩地域よりやや小さめとなり，
地すべり分布域は集中せずに分散する傾向が認められる．
祖谷川流域と那賀川流域との分水界に当たる，剣山～三嶺～天狗塚にかけての稜線に沿った高標高部には，地すべり地形がほとんど分布しない．これらの稜線部には，線状凹地や池などが散在する．線状凹地の伸張方向は稜線の方向とほぼ一致しており，凹地の比高が 10m あるいはそれ以上に達する．三嶺～天狗塚にかけての稜線に分布する線状凹地は古谷（1979）が報告しており，山体の重力変形による微地形と考えられている．線状凹地が発達する稜線部の下方斜面に地すべり地形が少ない理由は明確ではないが，そのような斜面では地すべり変動の前段階としての山体の重力変形が進行している段階であることも一つの要因と考えられる．

４．剣山
４．剣山・祖谷
剣山・祖谷地域に分布する地すべりの地形・地質的素因
・祖谷地域に分布する地すべりの地形・地質的素因
三波川帯では，広範囲で地すべり地形が多数分布し，起伏量の小さい地域でも地すべりが発生していることから，地すべり発生の素因としては地形的な要因だけではなく，地質構造が影響していると考えられる．三波川変成岩類は，調査範囲の多くが無点紋帯の結晶片岩類の分布地域である．甲藤・波田（1979）は，三波川帯では，特に無点紋帯に多くの地すべりが分布すると報告しており，本研究の調査結果と調和的である．
泥質片岩を主体とする地域では，片理面に沿って剥離しやすいだけでなく，微褶曲構造とその軸面に沿う軸面劈開などが発達しやすく，岩盤として脆いことが，多数の地すべり地形が分布す
る素因のひとつと考えられる．これに関して，山崎・千木良（2008）は，吉野川市美郷に位置す
る倉羅地すべりについて検討している．泥質片岩には，石墨と黄鉄鉱が一般に含まれており，黄鉄鉱の溶解による硫酸が酸化フロントを形成し，酸化フロント付近で剥離面を形成すること，薄層状の配列をして存在する石墨が片理面に沿う剪断強度を低下させ，剪断破壊後の摩擦抵抗を低下させることが地すべり発生に影響しているとしている．また，特定の片理面に石墨と黄鉄鉱が濃集しており，その面に沿って岩石が破砕していることが多いとも報告しており，固体潤滑剤として重要な役割を果たしていると考えられる石墨の存在が，三波川帯に分布する泥質片岩での地すべり発生の素因のひとつと考えられる．

図 4 剣山西方，祖谷地域における地すべり地形の分布（石田ほか，2007）

御荷鉾帯では，神山町付近は南北方向に狭い岩帯が東西に続いているため，地すべり地形の分布は少ない．一方，美馬市木屋平付近では御荷鉾帯が幅広く分布しており，そこに位置する中尾
山では，地すべり地形が多く分布している．中尾山地すべりの初生地すべりの滑落崖付近（非地
すべり地点）では，石英脈を一部に含むハイアロクラスタイトからなることから，地すべり地の上部も同様の地質で構成されていると考えられる．藤田ほか（1976）や稲垣・小坂（2004）では，塊状の緑色岩類の分布地域には地すべり地形は分布せず，片状のハイアロクラスタイトやピロー
ブレッチャーなどの緑色岩類の分布地域に地すべりが発生しているとしており，本研究の調査結果と調和的である．片状のハイアロクラスタイトなどは風化に対する抵抗性が低く，脆弱化しやすいことが地すべり発生の素因のひとつと考えられる．
御荷鉾帯に地すべり地形が多い理由として，緑色岩に含まれる膨潤性緑泥石またはスメクタイ
トなどの膨潤性粘土鉱物の存在が指摘されている（高谷，1981；夕部ほか，2000；宮原ほか，2005；
Miyahara et al., 2005）．高谷（2008）は，御荷鉾帯には膨潤性粘土鉱物のスメクタイトが一般に含まれており，スメクタイトは塑性指数が高いことが，地すべりを発生させやすい原因と考えられている．

秩父累帯の北帯では，地すべり地形は穴吹川に合流する支流域，神山町南野間～高根～拝府地域に集中して見られるが，北帯全域において小規模な地すべり地形が点在している．それらの地
すべり地形は，起伏量が小さい地域には少なく，その多くが起伏量 400m～700m の地域に分布している．このことから，起伏量が 400m 未満と小さい場合，地すべりの発生が抑制されている可能性がある．四国東部における大規模崩壊地形の分布と起伏量については，寺戸（1975）が，起伏量が 700m までは崩壊密度が増大するが，700m を超えると横ばい状態になり，起伏量の増大が崩壊密度の増大には結びつかないとしている．今回の結果はこの指摘と調和的である．
地すべり地形の多くは，泥質岩を基質とする乱雑層の分布地域に分布しており，特に北帯の北部に多い．小川（1974）は，北帯北部ほど千枚岩・準片岩化していると指摘しており，これが地すべりの発生に寄与している可能性が考えられる．また，一部の地すべりは，滑落崖にチャートが分布するものがあり，キャップロック構造をなす地すべりと考えられる．
黒瀬川帯では，坂州木頭川沿いの沢谷地域，坂州木頭川上流の岩倉・平家平周辺地域，上勝町
八重地地域など秩父累帯北帯との境界付近に多く分布している．岩倉地域および八重地地域では，レンズ状を呈する蛇紋岩体が分布しており，蛇紋岩が地すべり発生に影響を及ぼしている可能性がある．横田ほか（1998，1999）は，蛇紋岩体と他の地質境界部において，蛇紋岩体を起源とす
る粘土鉱物が供給されることが要因としており，一方 Suzuki（2006）は，削剥に伴う潜在応力の解放によって，蛇紋岩が著しく膨張することが崩壊の要因と考えている．
地形的特徴についてみると，坂州木頭川沿いでは，起伏量が 400m～800m と大きく，黒瀬川帯の沢谷地域では地すべり地形が多い．このことから，大きな起伏量が地すべりの発生に影響すると考えられる．それに加えて，沢谷地域は坂州木頭川の横谷区間に位置しており，横谷区間では，本川の近傍に滝を伴う不調和合流のかたちで，大きな支川がいくつか合流している．このため，合流地点より下流では，河川水量の増加により下方侵食が促進され，斜面の不安定化が進行する可能性があり，地すべり発生の素因のひとつとなりうると考えられる．
那賀川本川沿いの秩父累帯の南帯および四万十帯では，地すべり地形の分布が非常に少ない．
横山（2007）が高知県の伊野地域の地すべりについて指摘していることと同様に，この地域における地層の姿勢が一般に急傾斜であることが，地すべりが発生しにくい原因のひとつと考えられる．また，この地域では，秩父帯北帯や黒瀬川帯などに比べて起伏量が小さく，かつ千枚岩化・準片岩化も生じていないことも影響していると考えられる．

５．地すべり発生年代の推定：地すべり移動体を覆う土層の編年
５．地すべり発生年代の推定：地すべり移動体を覆う土層の編年(1) 調査位置・調査方法
徳島県神山町高根および東大久保，美馬市木屋平の中尾山に分布する地すべり地形では，簡易貫入試験機を用いて，土層の層厚（地すべり岩塊までの深度）を計測した．その後，掘削不能になる深度まで，ハンドオーガーを用いて地すべり土塊を被覆する土層を掘削し，試料を採取した．
土試料に含まれる火山ガラスの屈折率は，株式会社古澤地質に測定を依頼した．測定装置は株
式会社古澤地質製の温度変化型測定装置 MAIOT であり，測定手順は古澤（1995）の通りである．
徳島県神山町高根および美馬市木屋平で採取した土試料に含まれる火山ガラスの屈折率について

は，秋田大学の川村教一博士に測定を依頼した．測定装置は大阪市立大学理学部人類紀自然学教室所蔵の株式会社古澤地質製の温度変化型測定装置 MAIOT であり，測定手順は古澤（1995）の通りである．テフラの対比は，町田・新井（2003）のカタログを使用し，年代値の暦年は奧野（2002）の値を用いた．
なお，四国山地内では，徳島県那賀町大用知の斜面堆積物中から，南九州起源の広域テフラである AT（姶良 Tn，2.9 ka cal BP，ka は 1,000 年，cal BP は，1950 年を基準とした暦年）が，三好市東祖谷中上では AT と K-Ah（鬼界アカホヤ，7.3 ka cal BP）が，それぞれ見出されており，これらを用いた編年が可能である（西山・田村，2011）．

(2) 徳島県神山町東大久保地すべりの地形・地質
徳島県神山町東大久保地すべりの地形・地質・テフラの対比
地すべりの地形・地質・テフラの対比
空中写真および 1/2.5 万地形図の判読によると，初生地すべり地形および隣接する地すべり地形が認められる（図 5）．初生地すべり地形は，標高約 520m を冠頂とする北北西に開いた滑落崖，
標高約 350m のほぼ平坦な領域（約 100m×200m）を含む移動土塊から構成される．地すべりの移
動土塊は主にハイアロクラスタイトなどからなる御荷鉾緑色岩類からなる．地すべり土塊上の平
坦域には，主に径約 5cm～15cm の緑色岩の角礫（最大径約 50cm）が点在する．地すべり移動土
塊上で簡易貫入試験を行い，移動土塊を覆う土層の層厚の計測を行った．その結果，深さ約 270cm
以深では Nc 値が 40 前後になり，地すべり岩塊に達したと考えられる．
土層柱状図とテフラの屈折率測定結果を図 6 に示す．土層中に含まれる火山ガラスは，形状，
色および屈折率などの記載岩石学的特徴が K-Ah と一致した．地点 H1 の深さ約 40cm 付近には，最も多くの K-Ah 起源の火山ガラスが含まれ，深さ約 55cm でも 20％以上の火山ガラスが含まれていることから，その直下を K-Ah の降灰層準と認定した．なお，簡易貫入試験の結果より，東大久保地すべりは，深さ約 260cm までは角礫を含む土層が堆積しており，K-Ah よりも古いテフ
ラ（例；AT，Aso-4 など）が挟在している可能性が考えられるが，その土層を採取できなかった．

上角谷川

H1

0㎞

1㎞

（●は掘削地点）

図 5 東大久保地すべりの地すべり地形分類図

（cm）Loc.H1
Loc.H1

0

火山ガラス
の形状

火山ガラス・鉱物組成
0％

100％
Bw

個数
10

50

Bw

5

Bw

0
1.4900 1.5000 1.5100 1.5200 1.5300

屈折率
凡
腐植土層

褐色ローム

角礫層

暗褐色ローム明褐色ローム

角礫

例

クサリ礫

火山ガラス

重鉱物

軽鉱物

岩片

ガラスの形状：Bw はバブルウォール型、Pm はパミス型

図 6 地点 H1 における土層の柱状図および火山ガラス・鉱物組成と火山ガラスの屈折率頻度分布(3) 徳島県神山町高根地すべりの地形・地質
徳島県神山町高根地すべりの地形・地質・テフラの対比
地すべりの地形・地質・テフラの対比
空中写真および 1/2.5 万地形図の判読によると，地形面の開析関係および地すべり地形の形状か
ら，初生的および二次的な地すべり地形が認められる（図 7）．初生地すべり地形は，標高約 1,000m
を冠頂とする北方に開いた滑落崖と，標高 900m の等高線の閉曲線により囲まれた小丘（径約 30m）
周辺に広がる緩傾斜の地すべり移動土塊から構成される．二次的な地すべり地形は，標高約 940m
を冠頂とする北北東に開いた滑落崖，標高約 880m のほぼ平坦な領域（約 100m×150m）を持つ移動土塊から構成される．
地すべりの移動土塊の構成層は，黒色泥岩を主体とし，少量の凝灰質泥岩，チャートおよび緑色岩を伴う（図 7）．黒色泥岩と凝灰質泥岩はしばしば千枚岩化している．地すべり土塊上には，最大径 1m 未満のチャート礫が多く，まれに最大径 5m を超えるものがある．地すべり移動土塊上の 3 地点（初生地すべり；地点 K1，二次的地すべり；地点 K2，K3）で簡易貫入試験を行い，移動土塊を覆う土層の層厚を計測した．その結果，初生地すべりでは深さ約 350cm まで，二次的地
すべりの地点 K2 では深さ約 350cm まで，二次的地すべりの地点 K3 では深さ約 350cm まで，それぞれ簡易貫入試験を行ったが，いずれも地すべり岩塊に達しなかったと考えられる．

78
30 62
45
12
20
25
24

45

12

28

K4
40
25
40

K1

46

K2 20
K3 70
80

70
74

0㎞

1㎞

（●は掘削地点）
泥質岩

チャート

緑色岩

図 7 高根地すべりの地すべり地形分類図および地すべり地域周囲のルートマップ

（cm）

0

火山ガラス・鉱物組成
0％
100％

100

火山ガラス
の形状
Bw
Bw
Bw(Pm)
Bw(Pm)
Bw(Pm)
Bw(Pm)
Bw(Pm)
Bw
Bw
Bw
Bw
Bw

個数

15
0
1.490 1.500 1.510 1.520 1.530
屈折率
個数
15
0
1.490

1.500

1.510

1.520

屈折率

図 8 地点 K1 における土層の柱状図および火山ガラス・鉱物組成と火山ガラスの屈折率頻度分布（cm）

0火山ガラス・鉱物組成
0％

100

火山ガラス
の形状

100％
Bw
Bw
Bw
Bw
Bw
Bw
Bw
Bw
Bw

個数
10
5
0
1.4900 1.5000 1.5100 1.5200 1.5300
屈折率
10
5
0
1.4900 1.5000 1.5100 1.5200 1.5300

屈折率
図 9 地点 K2 における土層の柱状図および火山ガラス・鉱物組成と火山ガラスの屈折率頻度分布

1.530

（cm）

0
火山ガラス・鉱物組成
0％

100

100％

火山ガラス
の形状
Bw
Bw
Bw
Bw
Bw
Bw
Bw
Bw
Bw

個数

10
5
0
1.49001.50001.51001.52001.5300屈折率
図 10 地点 K3 における土層の柱状図および火山ガラス・鉱物組成と火山ガラスの屈折率頻度分布

高根地すべり移動体上では，3 箇所でハンドオーガーを用いた掘削を行った（図 8～10）．高根
地すべりの土層に含まれる火山ガラスは，低い屈折率（n＝1.495～1.503）のものは AT，高い屈折率（n＝1.507 以上）のものは K-Ah の特徴と一致した．地点 K1 の深さ約 60cm 付近には，最も多くの AT 起源の火山ガラスが含まれるが，AT 起源の火山ガラスは土層の広い範囲にも含まれていることから，降灰層準を特定できない．地点 K2 については，深さ約 90cm 付近に最も多くの K-Ah
起源の火山ガラスが含まれており，その直下を降灰層準とした．地点 K3 は深さ約 90～110cm に
K-Ah 起源の火山ガラスが多く含まれていることから，その直下を K-Ah の降灰層準と認定した．
簡易貫入試験の結果によれば，
高根地すべりの初生地すべりでは少なくとも深さ約 350cm まで，二次的地すべりでは少なくとも深さ約 260cm まで，
いずれも角礫などを含む土層が堆積しており，土層中に K-Ah よりも古いテフラ（例；AT，Aso-4 など）が狭在している可能性が考えられるが，それらの土層の試料を採取できなかった．

(4) 徳島県美馬市木屋平の中尾山地すべりの地形・地質
徳島県美馬市木屋平の中尾山地すべりの地形・地質・テフラの対比
地すべりの地形・地質・テフラの対比
空中写真および 1/2.5 万地形図の判読によると，地形面の開析関係および地すべり地形の形状か
ら，初生的および副次的な地すべり地形が認められる（図 11）．初生地すべり地形（地点 N1 を含む地すべり）は，標高約 1,300m を冠頂とする北東方向に開いた滑落崖と，標高約 1,260m にある小丘（径約 60m）および標高約 1,000m～1,100ｍ付近に広がる緩傾斜の地すべり移動土塊から構成される．副次的な地すべりは，初生地すべり移動土塊内で複数確認できる．二次的地すべり（地点 N2 を含む地すべり）は，標高約 1,030m を冠頂とする北方向に開いた滑落崖と，標高約 980ｍにある小丘（径約 50ｍ）を含む地すべり移動土塊からなる．地すべり地の末端にある地すべり（地点 N3 を含む地すべり）は小規模な地すべりだが，標高約 750m を冠頂とする北方向に開いた滑落

崖と，標高約 650m～700m 付近に広がる緩斜面の地すべり移動土塊から構成される．
中尾山地すべりの移動土塊の構成層は，御荷鉾帯緑色岩類を主体とし，少量のチャートや泥質岩を挟在している．滑落崖および地すべり土塊上では，最大径 1m を超えるチャートの角礫，径 5～30cm の緑色岩の角礫を確認できる．地すべり移動土塊上の 3 地点（初生地すべり；地点 N1，
二次的地すべり；地点 N2，末端地すべり；地点 N3）で簡易貫入試験を行い，移動土塊を覆う土層の層厚の計測を行った．簡易貫入試験の結果より，初生地すべりでは深さ約 320cm，二次的地
すべりでは深さ約 240cm，末端地すべりでは深さ約 60cm で，それぞれ地すべり岩塊に達したと考えられる．
図 12～14 に，土層柱状図と屈折率測定結果を示す．中尾山地すべりの土層に含まれる火山ガラ
スは，高い屈折率（n＝1.508～1.515）のものは K-Ah，更に高い屈折率（n＝1.517 以上）のものはU-Oki（鬱陵隠岐，10.7 ka cal BP）の特徴と一致した．地点 N1 の深さ約 60cm 付近には，最も多くの K-Ah 起源の火山ガラスが含まれており，深さ約 90cm まで 50％以上のガラスが含まれていることから，その直下を K-Ah の降灰層準と認定した．地点 N2 では，深さ約 40cm～90cm まで約50％以上の火山ガラスが含まれていることから，その直下を K-Ah の降灰層準と認定した．地点
N3 では，地すべり岩塊の直上に K-Ah と U-Oki が含まれているが，四国東部では U-Oki の産出例
がなく，日本海南部～近畿にかけての地域では層厚 10cm 以下（町田・新井，2003）であることから，四国東部では，U-Oki の層厚は数 cm 程度と考えられる．したがって，地すべり岩塊の直上を U-Oki の，その直上を K-Ah の降灰層準と認定した．
簡易貫入試験の結果より，中尾山地すべりの初生地すべりでは深さ約 300cm まで，二次的地す
べりでは深さ約 230cm まで，それぞれ角礫を含む土層が堆積しており，それらの土層には，K-Ah
よりも古いテフラ（例；AT，Aso-4 など）が挟在している可能性が考えられるが，それらの土層の試料を採取できなかった．

谷口
太合

N3
●

600m

600m

700m

N2
●

800m
1000m

900m

N1
●

穴吹川

▲

川上
中
尾
山

0㎞

1㎞

（1330ｍ）（●は掘削地点）

図 11 中尾山地すべりの地すべり地形分類図（㎝）
0火山ガラス・鉱物組成
0％

100

火山ガラス
の形状

100％

個数
Bw(Pm)
Bw(Pm)
Bw(Pm)
Bw(Pm)
Bw(Pm)
Bw(Pm)
Bw(Pm)
Bw(Pm)
Bw(Pm)
Bw(Pm)
Bw(Pm)

10
0
1.490

1.500

1.510

1.520

屈折率
個数
10
0
1.490

1.500

1.510

1.520

屈折率

図 12 地点 N1 における土層の柱状図および火山ガラス・鉱物組成と火山ガラスの屈折率頻度分布

1.530

1.530

（㎝）
0
火山ガラス
火山ガラス・鉱物組成
0％100％ の形状
Bw(Pm)
Bw(Pm)

100

Bw(Pm)個数

Bw(Pm)

10

Bw(Pm)

0
1.490

1.500

1.510

1.520

1.530

屈折率

図 13 地点 N2 における土層の柱状図および火山ガラス・鉱物組成と火山ガラスの屈折率頻度分布

（㎝）
0
火山ガラス
火山ガラス・鉱物組成
0％100％ の形状
Bw(Pm)

個数
10
0
1.490

1.500

1.510

1.520

1.530

屈折率
100
図 14 地点 N3 における土層の柱状図および火山ガラス・鉱物組成と火山ガラスの屈折率頻度分布(5) テフラによる地すべりの発生時期の推定
東大久保地すべり
東大久保地すべりでは，地すべり移動土塊を K-Ah が覆うことから，約 7,300 年前よりも古い地
すべりと考えられる．ハンドオーガーで掘削できなかった深度の土層に K-Ah よりも古いテフラが存在している可能性があるため，地すべり年代の下限を推定することが困難である．したがって，東大久保地すべりの発生時期は，K-Ah が降下した約 7,300 年以前と考えられる（表 1）．
高根地すべり高根地すべりの二次的な地すべりの平坦域にある地点 K2，K3 では，移動土塊を覆う土層の下位に K-Ah，中位に AT が含まれる．より新しいテフラが土層の下位に，より古いテフラが上位に含まれていることから，土層全体が地すべり移動により逆転している可能性が考えられる．しかし，いずれの土層も，地表直下には厚さ 10～20cm の腐植土層が発達しており，土層の中～下位には埋没した腐植土層が確認されないことから，整然と形成されてきた土層の全体が逆転したと

は考えにくい．このことから，AT は地すべり地より外部の斜面から二次的に堆積したものと考えられる．土層の下位に含まれる K-Ah 起源と思われる火山ガラスの割合は約 15～21％であり，軽鉱物と岩片の割合が多いが，移動土塊上の平坦域はわずかに谷側に傾斜しているため，K-Ah 堆積以降に雨水などの地表水により削剥された可能性が考えられる．ハンドオーガーで掘削できなかった深度の土層に K-Ah よりも古いテフラが存在している可能性があるため，地すべり年代の下限を推定することが困難である．したがって，二次的な移動土塊を K-Ah が覆うことから，二次的な地すべりの発生時期は，K-Ah が降下した約 7,300 年より前と考えられる（表 1）．
高根地すべりの初生地すべりの移動土塊の小丘にある地点 K1 では，移動土塊を覆う土層の下位に AT と少量の K-Ah，中位に AT とわずかに K-Ah が含まれている．火山ガラスの屈折率の結果より，土層の中位・下位ともに AT が優勢であり，K-Ah を含む土層に AT が二次的に堆積した可能性は低い．そのため，初生地すべりと AT の降下との前後関係については，いくつかの可能性が考えられる．
（ⅰ）地すべりの発生以前に AT が山地斜面に堆積した．その後に地すべりが発生し，移動土
塊は，斜面の AT を大きく乱さずに移動した．AT を含む土層の上位に K-Ah が堆積した．
（ⅱ）地すべりの発生以前に AT が山地斜面に堆積した．その後に地すべりが発生し，斜面に堆積していた AT が移動土塊上に二次的に堆積した．
AT を含む土層の上位に K-Ah が堆積した．
（ⅲ）地すべりの発生後に AT が移動土塊上に堆積した．AT 堆積後の土層は削剥されたが，周辺斜面から AT を含む土層が二次的に堆積し，その上に K-Ah が堆積した．
（ⅳ）地すべりの発生後に AT が移動土塊上に堆積した．AT 堆積後の土層の多くは削剥されたが，わずかに AT を含む土層が残り，その上に K-Ah が堆積した．
以上の 4 つの可能性が考えられるが，本研究では特定できなかった．しかしながら，（ⅱ）と（ⅲ）については，試料採取地点が地すべりの移動土塊上の小丘であることから，テフラを含む土層が周辺斜面から流入する可能性は低い．高根地すべりの初生地すべりの発生時期と AT の降下との前後関係を推定するためには，地すべり土塊を覆う土層の基底にあるテフラや材などを採取し，その 14C 年代を求めることが有効と考えられる．
中尾山地すべり
中尾山地すべりの末端地すべりでは，深さ約 45cm に K-Ah および U-Oki が含まれており，地すべり岩塊の深度までの土層約 20cm の間に AT 以前のテフラが挟在する可能性は低いと考えられる．
したがって，末端地すべりの発生時期は，地すべり移動土塊を K-Ah および U-Oki が覆うが，ATに覆われていないことから，約 10,700 年前～約 29,000 年前と考えられる（表 1）．
二次的地すべりでは，地すべり移動土塊を K-Ah が覆うことから，約 7,300 年前よりも古い地すべりと考えられる．ハンドオーガーで掘削できなかった深度の土層に K-Ah よりも古いテフラが存在する可能性があるため，地すべり年代の下限の推定は困難である（表 1）．
初生地すべりでは，地すべり移動土塊を K-Ah が覆うことから，約 7,300 年前よりも古い地すべりと考えられる．ハンドオーガーで掘削できなかった深度の土層に K-Ah よりも古いテフラが存在する可能性があるため，地すべり年代の下限の推定は困難である（表 1）．

表 1 テフラによる地すべりの発生時期の推定
テフラから推定調査地

地すべり土塊を覆うテフラ
される年代（ka）

東大久保地すべり

K-Ah，（AT？）

7.3～

高根地すべり（初生地すべり）

AT と K-Ah が混在

推定できず

高根地すべり（二次的地すべり）

K-Ah，（AT？）

7.3～

中尾山地すべり（初生地すべり）

K-Ah，（AT？）

7.3～

中尾山地すべり（二次的地すべり）

K-Ah，（AT？）

7.3～

中尾山地すべり（末端地すべり）

K-Ah，U-Oki

10.7～27

槻之河内地すべり

AT，K-Ah，Kr-M

27～31(6) テフラの降灰層準と土層の層厚による地すべりの発生年代の推定
東大久保，高根，中尾山地すべりでは，K-Ah の降灰層準を用いて，地すべりの発生年代の推定を行った．検討方法は，K-Ah の降下（約 7,300 年前）以降に堆積した土層の層厚を，約 7,300 年
間で等速に堆積したと仮定し，簡易貫入試験で求めた地すべり岩塊までの土層の層厚に比例計算で推定した．町田・新井（2003）では，四国東部は，K-Ah が 20cm 以上堆積したとされていることから，地すべり岩塊までの土層の層厚から 20cm を減じて計算した．一般に下位の土層は，上位に堆積した土層の重さによる圧密作用を受けていると考えられるが，土層の層厚が最大でも 2m～3m であるため，今回は考慮せずに検討を行った．
東大久保地すべり
東大久保地すべりでは，K-Ah の降灰層準が深さ約 60cm と考えられる．また，簡易貫入試験の結果より，地すべり岩塊までの土層の層厚は約 260cm であるから，K-Ah の層厚 20cm を減じた土層の層厚は約 240cm である．したがって，東大久保地すべりの発生時期は約 2.9 万年前と考えられる（表 2）．
表 2 土層の層厚による地すべりの発生時期の推定
K-Ah の地すべり土塊を覆土層の層厚から降灰層準う土層の層厚推定される年代（ka）

東大久保地すべり

深さ 60cm

260cm

29

高根地すべり（初生地すべり）

認定できず

350cm 以上

推定できず

高根地すべり（二次的地すべり）

深さ 100cm

240cm 以上

16～

中尾山地すべり（初生地すべり）

深さ 90cm

310cm

24

中尾山地すべり（二次的地すべり）

深さ 90cm

230cm

17

中尾山地すべり（末端地すべり）

深さ 50cm

60cm

11

調査地

高根地すべり高根地すべりの初生地すべりでは，K-Ah の降灰層準および地すべり岩塊までの深度を特定できなかった．そのため，土層厚による地すべりの発生年代の検討を行わなかった．

二次的地すべり（地点 K2）では，K-Ah の降灰層準が深さ約 100cm と考えられる．また，簡易貫入試験の結果より，地すべり岩塊までの土層の層厚は少なくても約 240cm であるから，K-Ahの層厚 20cm を減じた土層の層厚は約 220cm である．したがって，東大久保地すべりの発生時期は約 1.6 万年前と考えられる（表 2）．しかし，この二次的地すべりでは，地点 K2 で Nc 値が 20以上になるのが深さ約 220cm であるが，地点 K3 ではその深度はなく，2 地点ともに Nc 値が 40を示す深度がなかったため，発生時期の正確な推定は困難である．
中尾山地すべり
中尾山地すべりの初生地すべりでは，K-Ah の降灰層準が深さ約 90cm と考えられる．また，簡易貫入試験の結果より，地すべり岩塊までの土層の層厚は約 310cm であるから，K-Ah の層厚 20cmを減じた土層の層厚は約 290cm である．したがって，初生地すべりの発生時期は約 2.4 万年前と考えられる（表 2）．
二次的地すべりでは，K-Ah の降灰層準が深さ約 90cm と考えられる．また，簡易貫入試験の結果より，地すべり岩塊までの土層の層厚は約 230cm であるから，K-Ah の層厚 20cm を減じた土層の層厚は約 210cm である．したがって，二次的地すべりの発生時期は約 1.7 万年前と考えられる（表 2）．
末端地すべりでは，K-Ah の降灰層準が深さ約 50cm と考えられる．また，簡易貫入試験の結果
より，地すべり岩塊までの土層の層厚は約 60cm であるから，K-Ah の層厚 20cm を減じた土層の層厚は約 40cm である．したがって，末端地すべりの発生時期は約 1.1 万年前と考えられる（表 2）．

(7) 地すべりの新旧関係を考慮した地すべりの発生時期
東大久保地すべり
東大久保地すべり
東大久保地すべりは，隣接する地すべり地形があるが，単一の地すべり地形である．テフラから推定される地すべりの発生時期が 7,300 年前より古い時期であり，土層の層厚から推定される発生時期は約 2.9 万年前である．したがって，地すべりの発生時期は，約 7,300 年前～2.9 万年前と考えられる（表 3）．
高根地すべり高根地すべりの二次的地すべりは，テフラから推定される地すべりの発生時期が 7,300 年前より古い時期であり，土層の層厚から推定される発生時期は約 1.6 万年前である．したがって，地
すべりの発生時期は，約 7,300 年前～1.6 万年前と考えられる（表 3）．
初生地すべりは，テフラからは地すべりの発生時期が推定できないが，二次的地すべりよりも古い地すべりであることから，約 1.6 万年前よりも古い地すべりと考えられる．したがって，地
すべりの発生時期は，約 1.6 万年前より古い時期と考えられる（表 3）．
中尾山地すべり
中尾山地すべりの末端地すべりは，テフラおよび土層の層厚から推定される地すべりの発生時
期は約 1.1 万年前と考えられる（表 3）．
二次的地すべりは，テフラから推定される地すべりの発生時期が 7,300 年前より古い時期であるが，末端地すべりよりも古い地すべりであることから，約 1.1 万年前よりも古い地すべりであると考えられる．また，土層の層厚から推定される発生時期は約 1.7 万年前である．したがって，地すべりの発生時期は，約 1.1 万年前～1.7 万年前と考えられる（表 3）．
初生地すべりは，テフラから推定される地すべりの発生時期が 7,300 年前より古い時期であるが，二次的地すべりよりも古い地すべりであることから，約 1.7 万年前よりも古い地すべりと考えられる．また，土層の層厚から推定される発生時期は約 2.4 万年前である．したがって，地すべりの発生時期は，約 1.7 万年前～2.4 万年前と考えられる（表 3）．

表 3 地すべりの新旧関係を考慮した地すべりの発生時期の推定

調査地

東大久保地すべり

テフラから推土層の層厚から

テフラ，土層の層厚，地す定される年代推定される年代

べりの新旧関係から推定

（ka）

（ka）

される年代（ka）

7.3～

29

7.3～29高根地すべり（初生地すべり）

16～

推定できず

高根地すべり（二次的地すべり）

7.3～

16

7.3～16

中尾山地すべり（初生地すべり）

7.3～

24

17～24

中尾山地すべり（二次的地すべり）

7.3～

17

11～17

中尾山地すべり（末端地すべり）

10.7～2711

10.7～11(8) 地すべりの発生年代と地すべり土塊の開析量との関係
柳田・長谷川（1993）は，地すべり土塊の面積と地すべり土塊に対する比を計算し，形成年代（T）と地すべり地形開析度（D）との間に D＝0.02T0.6 の関係を得た（図 15）．そこで，本研究の高根地すべりと東大久保地すべりを単一の地すべりブロックとみなし，地すべり土塊の面積および開析谷の面積を求め，その関係式と比較した．東大久保地すべりは，地すべりの発生年代を約7,300 年前～2.9 万年前の間として，その範囲を直線で表した．しかし，高根地すべりは，AT の降
下との前後関係が特定できないために，約 7,300 年前～2.9 万年前の間を直線とし，AT より古い
指標テフラの Aso-4（8.5～9.0 万年前）までを破線で表した．
高根地すべりおよび東大久保地すべりの値は，既存のデータと概ね同じ傾向を示す．高根地す
べりについては，四国東部に分布する指標テフラが少ないため，AT 降下以前の編年の時間目盛りが粗くなっており，これ以上の精度で地すべり発生年代を推定することは困難である．柳田・長谷川（1993）は，流動型の地すべり地形のように新しい土砂が供給され，開析谷が発達しにくいと考えられるものについては，上記の関係式を適用することには問題があると指摘している．東大久保地すべりは，流動型の地すべり地形ではなく，主要な移動体が単一のブロックであるであるため適用可能である．一方，高根地すべりの場合には，流動型の地すべり地形ではないが，移動体が複数のブロックに分かれており，また二次的な地すべり土塊上には径 1m 未満の礫が多く，地すべり発生後にも土砂供給があったと考えられるため，上記の関係式を適用することは難しいと考えられる．より精度の高い地すべり地形の編年を行うためには，年代の推定を行った地すべりの事例を増やし，年代と開析度との関係式の精度を向上させていくことが必要であろう．

高根
東大久保

図 15 地すべりの発生年代と開析程度との関係（柳田・長谷川，1993 に加筆）

(9) 地すべりの発生年代と氷期・間氷期・後氷期の関係
大西ほか（1984）は，地すべり土塊に含まれる炭化木や炭質物の 14C 測定値から地すべりの発
生時期について，①19,640～25,500 yBP，②8,430～12,150 yBP，③5,260～6,410 yBP の 3 つの年代が地すべり多発時期と推定した．そこで，本研究の中尾山地すべりについて検討した（図 16）．
中尾山の末端地すべりは，②の多発期とおおむね同様の範囲である．大西ほか（1984）は，後氷期の温暖湿潤な気候により，急速に岩石の風化が進行したことが地すべり多発の要因としている．また，高山地域では，最終氷期に卓越した凍結融解作用によって生産され，河谷を埋積していた岩屑が，後氷期に入ると気温上昇による岩屑の生産が減少し，降水量の増加による河川の流量が増加して河川の侵食・運搬力が復活し，岩屑が下流に運搬されるとしている．中尾山の山頂付近は標高約 1,400m であり，氷期には周氷河作用を受けていた可能性がある．中尾山の山頂から
剣山周辺の稜線付近はなだらかな尾根が連続しており，これらは最終氷期以前に形成された侵食
小起伏面と考えられ，その斜面を流下している穴吹川や祖谷川などは，これを深く開析している．
穴吹川の侵食作用が増大すると，中尾山の北東斜面における支川も侵食作用が増大するであろう．
以上のことから，河谷を埋積していた岩屑の運搬・除去および河川の侵食による斜面不安定化や，降水量の増加による地下水供給量の増加などが末端地すべりの発生要因のひとつと考えられる．
中尾山の初生地すべりは，①の多発期と概ね同様の範囲である．大西ほか（1984）は，海退による海面低下は相対的に山地が隆起したことと同様の結果であり，それに伴う侵食基準面の低下による侵食量の増加および斜面傾斜の増大が地すべり発生の素因と指摘している．本研究の中尾
山の初生地すべりについても，上述した素因が地すべり発生に影響したと考えられる．

年代
年代測定結果

海 水 準
0
-100m

古気候

(Y.B.P)

暖

冷

縄文海進

中尾山（末端）10,000中尾山（二次）

LGM期
最大
海面
低下

20,000
中尾山（初生）

30,000■は土層の層厚より推定される年代
直線はテフラと地すべり新旧関係より推定される年代
赤破線の枠は大西ほか（1984）での地すべり多発時期

図 16 地すべりの発生年代と氷期・間氷期との関係
大西ほか（1984）に筆者のデータを加筆した．

６．まとめ
調査地域に分布する地すべり地形について，空中写真判読や図上解析を用いた地すべり地形と地形的特徴・地質分布との関係についての検討と，地すべり土塊を覆うテフラの検出を試み，それに基づく地すべりの編年を行った．結論は以下のとおりである．

＜地すべり地形の分布に関する検討＞(1) 三波川帯の地すべり発生の素因としては，急峻な地形要因に加え，地質構造が影響していると考えられる．泥質片岩を主体とする地域では，片理面に沿って剥離しやすいだけでなく，微褶曲構造とその軸面に沿う軸面劈開などが発達しやすく，岩盤として脆いことが，多数の地すべり地形が分布する素因のひとつと考えられる．また，泥質片岩には石墨と黄鉄鉱が含まれており，黄鉄鉱の溶解による硫酸が酸化フロントを形成し，酸化フロント付近で剥離面を形成す
ることと，石墨が片理面に沿う摩擦抵抗を低下させることが地すべり発生に影響していると考えられる．一方，受け盤斜面でも地すべりが多く分布する地域がある．この場合，岩盤クリー
プによる層面片理の倒れかかりなどが地すべり発生に影響している可能性がある．
(2) 御荷鉾帯では，片状のハイアロクラスタイトやピローブレッチャーなどの緑色岩類の分布地
域に地すべりが発生しており，片状のハイアロクラスタイトなどは風化に対する抵抗性が低く，脆弱化しやすいことが，地すべり発生の素因のひとつと考えられる．また，膨潤性粘土鉱物が含まれている場合には，地すべりを促進すると考えられる．
(3) 秩父累帯北帯では，地すべり地形の多くが起伏量 400m～700m の地域に分布しており，起伏量が小さい場合には，地すべり発生を規制していると考えられる．秩父累帯北帯では，南方
ほど片理の発達が弱いことから，北帯の北部に地すべりが集中している地域は，泥質岩などが千枚岩化していることが地すべり発生の素因のひとつと考えられる．
(4) 黒瀬川帯では，岩倉地域および八重地地域の地すべり地には蛇紋岩体が分布しており，蛇紋岩に起因した地すべりの可能性がある．また，坂州木頭川沿いでは，起伏量が 400m～800m と大きい地域でもあり，大きな起伏量が地すべり発生に寄与したと考えられる．沢谷地域は坂州
木頭川の横谷区間に位置するとともに，滝を伴って不調和合流する大きな支川（沢谷川など）が多いことから，水量が増加して下方侵食が促進され，斜面が不安定になったことが地すべり発生の素因のひとつと考えられる．
(5) 秩父累帯の南帯および四万十帯では，地すべり地形の分布が非常に少なくなっており，この地域の地層の姿勢が概して急傾斜であることが，地すべりが発生しにくい原因のひとつと考えられる．また，この地域では，北帯や黒瀬川帯などに比べて低い標高や起伏量が小さいことも影響していると考えられる．

＜テフラを用いた地すべりの編年結果に関する検討＞＜テフラを用いた地すべりの編年結果に関する検討＞(6) 東大久保地すべりは，テフラおよび土層の層厚より，約 7,300 年前～約 2.9 万年前に発生したと考えられる．
(7) 高根の二次的地すべりは，テフラ・土層の層厚・地すべりの新旧関係より，約 7,300 年前～

約 1.6 万年前に，初生地すべりは，約 1.6 万年前以前に，それぞれ発生したと考えられる．
(8) 中尾山の末端地すべりは，テフラおよび土層の層厚より，約 1.1 万年前に発生した地すべりと考えられる．また，この地すべり土塊を覆う土層に含まれている U-Oki は，既存の研究では四国で確認されておらず，この地域における第四紀の編年に役立つであろう．
(9) 中尾山の二次的地すべりは，テフラ・土層の層厚・地すべりの新旧関係より，約 1.1 年前～
約 1.7 万年前に，初生地すべりは，約 1.7 万年前～約 2.4 万年前に，それぞれ発生した地すべりと考えられる．

謝辞

秋田大学の川村教一博士には，火山ガラスの屈折率測定をしていただいた．記して感謝い

たします．

文献
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長谷川修一，1995，大規模地すべり地形の形成年代からみた四国島の地すべり発達史．地すべり学会関西支部シンポジウム発表論集，35-50．
石田啓佑・西山賢一・中尾賢一・元山茂樹・高谷精二・香西武・小澤大成，2007，徳島県祖谷川上流域の御荷鉾帯の地質と地形．阿波学会紀要，53，1-12．
石田啓佑・西山賢一・北村真一・元山茂樹・辻野泰之・中尾賢一・小澤大成，2008，徳島県穴吹川上流域の地質と地形．阿波学会紀要，54，1-12．
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藤原

治・柳田

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