応 用 地 質Q&A
中国四国版

令和元年 5 月

日本応用地質学会
中国四国支部

まえがき

日本応用地質学会には建設事業に従事する会員が数多く在籍しています。
その一人である私は過去、顧客から「酸性凝灰岩類ってそもそも何？酸性？アルカリ？それがどのような地層でどんな土木地質的課題が想定されるの？解説資料を何かもらえません
か？」と問われたことがあります。ところが市販の資料でなかなか良いものが無く、自分で模式図や模式写真を組み合わせつつ専門書の解説を抜粋するなどし、資料をまとめたことがあります。このような過去の事案を会員のみなさんに話したところ、同じような経験をされた方が多くおられました。それならＱ＆Ａ形式でまとめ、公開すれば役に立つであろうということになり、編集委員会を立ち上げ、完成に至ったところであります。
このような経緯もあり、本Ｑ＆Ａは発注者（土木担当の行政職員）への補足説明資料や若手会員への技術継承を想定しています。出来るだけ平易な表現を心掛けるとともに、過去に問い合わせや業務上課題となったキーワードを集め、36 編仕上げました。また広く使って欲しいとの思いから、ホームページで公開します。
本Ｑ＆Ａは各執筆者の原稿提供、査読チェック、編集委員会での編集作業など、数多くの会員の協力により出来上がりました。また平成 30 年 7 月豪雨もあるなど多難を極めました
が、何とか完成しました。なお、記載事項に不備があるかもしれません。支部にご意見をお寄
せいただければ、改定してより良い資料にしたいと考えています。
関係各位に深く感謝の意を表するとともに、Ｑ＆Ａが将来の応用地質業務を円滑化に貢献することを祈念します。

令和元年 5 月 17 日
日本応用地質学会中国四国支部
応用地質Ｑ＆Ａ 中国四国版 編集委員会
編集委員長 小笠原 洋

応用地質 Q&A 中国四国版
目次
まえがき【土木地質】
土- 1 活断層とそうでない断層---------------------------------- 1- 1
土- 2 地形的根拠が見出されない断層破砕帯-------------------- 1- 6
土- 3 低角度断層と弾性波探査---------------------------------- 1-10
土- 4 断層の複合面構造と変位方向 ---------------------------------- 1-16
土- 5 熱水変質の産状と土木地質上の問題点-------------------- 1-19
土- 6 盤膨れの発生要因----------------------------------------- 1-26
土- 7 石灰岩中の空洞----------------------------------------- 1-29
土- 8 沖積層と洪積層の判別方法とその意義-------------------- 1-37
土- 9 岩脈の産状と土木地質上の問題点--------------------------- 1-43
土-10 酸性凝灰岩の性質と土木地質上の問題点-------------------- 1-47
土-11 切土における土軟硬と岩級区分--------------------------- 1-52
土-12 ボーリングの掘り止めの決め方--------------------------- 1-61
土-13 X 線回折と岩石薄片観察の適用範囲 --------------------------- 1-65
土-14 モールの応力円とクーロンの強度式による破壊基準 ------------- 1-67
土-15 空洞調査の手法と適用限界 ---------------------------------- 1-71
土-16 花崗岩のコアストーンによる土木的な注意点 -------------------- 1-75
土-17 付加体堆積物の成因と土木地質上の問題点 -------------------- 1-80
土-18 メランジュとオリストストロームの違い-------------------- 1-84
土-19 N 値 50＝軟岩？
----------------------------------------- 1-87
【防災地質】
防- 1 地すべりを律する地質構造 ---------------------------------- 2- 1
防- 2 花崗岩に発達する粘土細脈 ---------------------------------- 2- 6
防- 3 斜面変動における地形判読の意義--------------------------- 2-10
防- 4 地すべり面を確定させる方法 ---------------------------------- 2-15
防- 5 地すべり・崩壊・土石流の違い--------------------------- 2-24
【環境地質】
環- 1 水みちの実際 ------------------------------------------------ 3- 1
環- 2 地質起源の酸性水----------------------------------------- 3- 5
環- 3 地盤改良での六価クロム溶出 ---------------------------------- 3-10
環- 4 水の電気伝導度を測る意義 ---------------------------------- 3-12
環- 5 取水計画での水位低下---------------------------------- 3-15
環- 6 地下水の塩水化----------------------------------------- 3-19
環- 7 蛇紋岩の性質により懸念される事象 --------------------------- 3-23
環- 8 シカ食害と斜面崩壊 ----------------------------------------- 3-31
【その他】
他- 1 流紋岩と花崗岩の違い---------------------------------- 4- 1
他- 2 段丘の成因と特徴----------------------------------------- 4- 7
他- 3 K-Ah 火山灰と AT 火山灰---------------------------------- 4-11
他- 4 ボーリング掘進に伴う水頭変化--------------------------- 4-17

第 1 編 土木地質

土- 1 活断層とそうでない断層
土- 2 地形的根拠が見出されない断層破砕帯
土- 3 低角度断層と弾性波探査
土- 4 断層の複合面構造と変位方向
土- 5 熱水変質の産状と土木地質上の問題点
土- 6 盤膨れの発生要因
土- 7 石灰岩中の空洞
土- 8 沖積層と洪積層の判別方法とその意義
土- 9 岩脈の産状と土木地質上の問題点
土-10 酸性凝灰岩の性質と土木地質上の問題点
土-11 切土における土軟硬と岩級区分
土-12 ボーリングの掘り止めの決め方
土-13 X 線回折と岩石薄片観察の適用範囲
土-14 モールの応力円とクーロンの強度式による破壊基準
土-15 空洞調査の手法と適用限界
土-16 花崗岩のコアストーンによる土木的な注意点
土-17 付加体堆積物の成因と土木地質上の問題点
土-18 メランジュとオリストストロームの違い
土-19 N 値 50＝軟岩？

土-1

地元の方に「ここに断層がある」と話すと、まるでここで地震が起こるかのように思われ、困ったことがあります。
活断層とそうでない断層は、何が違うのですか。
断層は、異なる 2 つの岩の境界面がずれ動いて破壊された状態のことを言います。一方で、活断層は断層の中でも近い将来に動く可能性があるもののことを言います。
（１）断層・活断層とは断層の定義は、“岩石の破壊によって生ずる不連続面のうち、面に平行な変位のあるもの”とされています 1)。つまり、下記の写真のように連続している地層や岩石がずれ動いている境界部のことを“断層”と言います。

（応用地質学会誌

写真-1 断層写真 2)
第 46 巻 第 6 号、2006 年 2 月、表紙より）

1-1

土-1
一方で、活断層の定義は、“断層のうち、特に十万年前以降に繰り返し活動しており、将来も活動すると考えられる断層のこと”とされています。
活断層が活動することを断層活動といい、断層活動により引き起こされるものが地震です。写真-2 は、東日本大震災の１ヶ月後に誘発された内陸型地震で現れた活断層（井戸沢・湯の岳断層）です。

写真-2

活断層露頭写真（２）活断層の成因
地球の表面は、”プレート”と呼ばれる岩の層で覆われています。このプレートは、日本の太平洋側付近で海洋プレートと大陸プレートが衝突し、海洋プレートが大陸プレートの下に沈み込んでいきます。沈み込む際、大陸プレートには大きな力（応力）が加わり、地層や岩に割れ目を生じます。この割れ目が”断層”です。応力が加わり続け、耐え切れずに動いてしまうと”活断層”となり、地震を引き起こします。

図-1

プレートの模式図

1-2

土-1
断層は、ずれ動いた方向により、4 つに分類されます。なお、日本では、逆断層がよく見られます。

図-2

断層運動の変位様式による活断層の基本タイプ（３）活断層による地形の変化
活断層は、前述した通り、地震が発生した時に地表に現れます。活断層は繰り返し活動するため、多くの場合地表部で断層地形として確認することができます。
図-3 に示した空中写真を見ますと、山地と平地の境界付近が線上になっています。また、写真中の 2 つの谷がズレている様子も確認できます。これらは活断層が繰り返し活動した
結果、活動した痕跡が地形に残っているものです。この空中写真で見られる直線状の模様
を“リニアメント”といい、断層を発見する目安になります。ただし、リニアメントは、
あくまで目安です。川の侵食や人工改変等で直線に見えるものもあるので、地形判読にあたっては注意が必要です。

図-3 空中写真（一部、加筆）
空中写真(1974 年撮影) 左：CSI7512-C5-5、右：CSI7512-C5-6「国土地理院ホームページ 地図・空中写真閲覧サービス（http://mapps.gsi.go.jp/maplibSearch.do#1）より」
1-3

土-1
（４）断層付近で発生する設計・施工上の問題点について
断層活動が発生すると、断層周囲の岩石が破砕したり、加圧・加熱による変成等が引き起こされたりします。その結果、断層周辺には表-1 に分類されるような“断層岩”が分布することになります。断層岩は、形成深度や破砕の程度、破砕物質の性状等に応じて分類されています（図-4）8)。
表-1

断層岩の分類表

破砕

融解

再結晶

固結

非固結

プロトマイロナイト

断層角礫

プロトカタクレーサイト

断層ガウジ

ウルトラカタクレーサイト

シェードタキライト

カタクレーサイト

マイロナイトウルトラマイロナイト

破砕岩の割合破砕岩片の粒径

断層角礫
メガブレッチャー＞256mmメソブレッチャー＞30%

10～256mm＜30%

通常<10mm

マイクロブレッチャー

<10mm

断層ガウジ
プロトカタクレーサイト＞50%

カタクレーサイト

10～50%

ウルトラカタクレーサイト＜10%
ポーフィロクラストの量

プロトマイロナイト
マイロナイト

通常<10mm

基本構成物質の粒径＞100μm

原岩の種類により多様

ウルトラマイロナイト

20～100μm＜20μm

高木・小林（1996）8)で報告された分類表を和訳

図-4

断層岩の分類 6)1-4

土-1
断層岩のうち、未固結な部分を断層破砕帯と呼び、非常に軟質な地盤です（図-5）。

図-5

断層破砕帯の性状

そのため、断層破砕帯が存在する場所では地すべりや土石流等の自然災害が発生する可能性が高くなっています。また、断層破砕帯での土木施工時には、構造物の沈下や活動・
切土や開削による地すべりや盤ぶくれ・トンネル掘削においての地下水湧出など、施工に影響を及ぼすため、非常に注意をしなければなりません。
【参考文献】
1)活断層研究会編（1991）：[新編]日本の活断層-分布図と資料-，東京大学出版会，437p.
2)日本応用地質学会（2006）：表紙，応用地質，Vol.46，No.6.
3)C.H.ショルツ（1993）：地震と断層の力学（柳谷俊 訳），古今書院，506p.
4)渡辺満久・鈴木康弘（1999）：活断層地形判読-空中写真による活断層の認定-，古今書院，
192p.
5)鈴木隆介（2012）：建設技術者のための地形図読図入門-第４巻 火山・地形と応用読図 改訂版-，古今書院，1322p.
6)Passchier C. and Trouw R.（1999）：マイクロテクトニクス-微細構造地質学-（鳥海光弘・金川久一 訳），シュプリンガー4・フェアラーク東京，277p.
7)産業技術総合研究所地質調査総合センター（2001）：地質学ハンドブック，朝倉書店，696p.
8)高木秀雄・小林健太（1996）：断層ガウジとマイロナイトの複合面構造-その比較組織学，
地質学雑誌，第 102 巻，第 3 号，p170-179.
（回答者

1-5

藤本 潤・曽我部 淳）

土-2

リニアメントなどの地形的根拠が見出されない場所に、大規模な断層破砕帯が出現しました。なぜ事前に予見できなかったのです
か？
断層の中でも、傾斜角度がゆるい低角度断層（衝上断層）は地形に現われず、その出現が想定しにくいことがあります。この衝上断層は上盤側で大規模な破砕帯を作ることがあります。
地形だけではこうした破砕帯を予見できない場合があるため、トンネルや長大切土、ダムサイトなどの建設時には①地表地質踏査、②
弾性波探査、③ボーリング調査等により地下性状の調査を行います。

（１）リニアメントとは
リニアメントは、地形、土壌の色調、植生、水系模様の急変などから判読される線状模様を指し 1）、空中写真等を用いて把握されます。断層もリニアメントとして判読される場
合がありますが（図-1）、そのすべてが断層に対応しているわけではないため、地質踏査などにより断層特有の地形や露頭などを確認し、断層の有無を判断する必要があります。

図-1 リニアメントの判読例（左）国土地理院撮影「CSI921X-C13-13」1992 年を使用
（右）国土地理院撮影「CSI921X-C13-14」1992 年にリニアメント判読結果を加筆

1-6

土-2
（２）低角度断層は検出しにくい
低角度断層（衝上断層）は断層面の傾斜が 45°以下の低角逆断層を指します。この断層は，相対的な最大圧縮応力が水平，最大伸長の方向が垂直という応力配置のもとに形成されると考えられています。断層面が低角度である場合、その地表トレースは地形に沿って湾曲して現われるため（図-2）、直線的な構造として表現されるリニアメントとは一致せず、土木地質上問題となることがあります。

(a)

(b)

図-2

低角度断層（衝上断層）の(a)模式平面図および(b)断面図

1-7

土-2
（３）低角度断層抽出のための調査方法
地形に根拠が表れにくい地下の断層破砕帯を調べる場合には、地表地質踏査、弾性波探
査、ボーリング調査などの手法があります。
① 地表地質踏査
地表地質踏査は、地質調査の基本となるものです。地表地質踏査において断層の存在を示す手がかりとなるものには、断層露頭（写真-1）、破砕帯に伴う湧水、低崖などがあります。これらを可能な限り追跡することにより、断層の位置や規模を推定します。また露頭において断層面が確認できる場合には、※クリノメーターを用いて断層面の走向・傾斜を測定することで、断層がどの方向に延び、水平面よりどの程度傾斜しているかを推定することできます。なお、得られた踏査結果は、後続調査（物理探査やボーリング調査など）の情報と合わせ、再度解釈を見直すことも重要となります。
断層粘土

写真-1

断層露頭（広島県庄原市）② 弾性波探査
弾性波探査は、P 波、S 波、表面波などの弾性波速度を観測することで地下性状を調べる手法です。計画測線に沿って弾性波探査を実施することにより、地山状態に関する縦断的なデータを得ることができます。断層破砕帯は地質的弱部に相当するため、弾性波探査においては低速度帯として現われることがあります。ただし、低角度断層（衝上断層）のよ
うに破砕帯が緩く傾斜している場合は、解析上はっきりと検出されないことがあります。
図-3 では、検出しがたい低角度の破砕帯を、地表地質踏査やボーリング孔の孔底に起振点を追加することで検出した結果を示しています。
このように弾性波探査は、その結果のみで地山に関する評価をせず、地表地質踏査・ボーリング結果も踏まえ、場合によってはボーリング孔を利用して実施することが必要となります。
----------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------※クリノメーター：地層面や断層面などの「走向」（面や線が延びる方向）や「傾斜」（走向と直行する方向における水平面からの角度と向き）を測定する器具

1-8

土-2

ボーリング孔底に起振点がない場合とある場合の弾性波探査結果の差異 2）（左）地表起振・受振のみの場合のトモグラフィ的解析結果（右）地表とボーリング孔底で起振・受振した場合のトモグラフィ的解析結果

図-3③ボーリング調査
弾性波探査により低速度帯が確認された場合、その箇所のより詳細な地質状況を把握するためにボーリング調査が有効となります。採取したボーリングコア（写真-2）の観察やコア試料を用いた岩石試験等により、破砕帯の可能性がある箇所の状況を直接確認することができます。

写真-2

ボーリングにより採取された断層破砕帯（横幅 1m）【引用文献】
1)大島洋志（2000）：わかりやすい土木地質，土木工学社，pp.103.
2)石井秀明・松井周洋（2007）：地表地質踏査結果を反映した弾性波探査事例，日本応用地質学会中国四国支部平成 19 年度研究発表会発表論文集，pp.51-52.
（回答者

1-9

岸本 剛・加藤 弘徳）

土-3

低角度の断層破砕帯は弾性波探査で検出しにくいと聞きますが、探査時にどのような注意が必要でしょうか？

土木分野で一般に「弾性波探査」と言われているものは、屈折法地
震探査のことで、起振を地表発破による方法が一般的に行われています。弾性波探査の測線内に低角度の断層が交差し通っている場
合、通常の地表発破のみの探査では、断層に相当する低速度帯を検出できないことが多く、探査測線の配置検討や測線内にボーリング
調査孔を設け、孔内起振や受信を行うなどの工夫が必要です。
（１）屈折法地震探査（弾性波探査）とは
屈折法地震探査は実施事例が豊富で、土木地質調査の標準的な調査手法の一つとなっています。その探査方法は、配置した探査測線沿いの地表で発破等によって人工的に弾性波（地震波）を発生させ、地下の速度層境界で屈折して戻ってきた最初の屈折波を地表に配置した測定装置で観測し、得られた観測記録から各速度層の層厚や弾性波速度（P 波速度）などの地下の速度層構造を求め、探査結果として速度層断面図を作成します（図-1）。
観測記録の整理と走時曲線図の作成

最下層の速度走時曲線

走時曲線図

走時曲線図を解析し速度層断面図を作成

起振点
速度層断面図図-1

屈折法地震探査（弾性波探査）の走時曲線（観測データ）と速度層断面図の例 1）
1-10

土-3
屈折法地震探査は、計画段階の概要調査として位置づけられ、現地に持ち込む測定機材
が軽微なことなどから山地斜面等においても現地作業が比較的容易です。探査結果として、地山の風化状況（土砂－軟岩－硬岩）を弾性波速度（P 波速度）の速度層構造として、更に急傾斜する破砕帯を低速度帯として検出し、速度層断面図を作成できることから、多くの探査事例があります。しかし、探査結果を詳細検討に用いた場合には、施工との乖離が見られることがあり 2）など、探査精度の限界もその都度指摘されています。
（２）屈折法地震探査の適用と限界について
屈折法地震探査による速度層構造の解析では、その解析を進めていくうえで、以下の前提条件があります。
①地山は有意な厚みをもつ何層かの速度層構造に区分できること②深部の地層ほど弾性波速度が速くなる地質構造をなすこと
この前提条件が成り立たない地質の場合、例えば地表下浅い部分に硬質で弾性波速度の速い地層（溶岩類：安山岩や玄武岩）があり、その下により遅い速度を示す地層（凝灰岩類など）が存在する場合、または遅い速度の地層が挟み層として存在する場合には、遅い速度を示す地層がまったく検出されないことが生じます。上位に速い速度の地層があるとその地層で弾性波の屈折がおこり、この屈折波が観測時に初動（弾性波が伝わった最初の波）として観測されるからです。遅い速度の地層からの屈折波も観測されているはずですが、後続波のため遅い速度の地層からの屈折波を区別できません。
上記のような上位に速い速度の地質が分布する地点の観測データ（走時データと言います）は、後述のはぎとり法やトモグラフィ法による解析でも同じデータを使って解析する
ため、両者とも遅い速度の地層は検出できないことが多いです。
低角度の断層破砕帯についても、上記と同様に、速い速度を示す新鮮岩盤中に低角度の断層破砕帯（低速度層）が挟み層の状態で分布しているため、正確に検出できないことが多くなります。
また、探査測線にほぼ沿う方向に断層破砕帯（低速度帯）が分布する場合にも、低速度
破砕帯外側の早い速度の硬質岩の屈折波の到達が早く、破砕帯自体の存在や分布状態を正しく検出できないことになります。この場合には、十字に探査測線を設けるなどの工夫が必要です。
これらは、屈折法地震探査による解析上の限界と言えます。
（３）低角度の断層破砕帯を検出するためには調査地点に既往の地質資料や事前の地質踏査等から低角度断層の存在が疑われ、低角度断層の存在が構造物の施工上の重要なコントロールポイントとなる場合には、探査の計画段階において、破砕帯検出のための事前検討が必要です。通常の地表起振のみによる弾性波探査では、低角度の断層破砕帯の検出は難しいと思われます。例えば、当該地点でのボーリング調査等を併用するなどして調査精度を高める必要があります。
弾性波探査において、上記の課題を解決する方法として、従来の地表起振･地表受振記録に加えてボーリング孔内等の地中起振、受信データも取り込むことができるトモグラフィ法による解析を行えば、低角度断層の検出の可能性が高まります。このためには、探査の
1-11

土-3
計画段階で測線の配置検討を含めた探査方法の詳細な検討が必要です。
参考事例として、図-2 にトンネルルート沿いに想定される低角度断層を検出するために行った事前検討、図-3 に図-2 の解析事例としてボーリング孔底に起振点がない場合とある
場合のトモグラフィ解析結果の差異を示します。
※地形の制約から弾性波測線がルート沿いしか配置できないことから以下を検討した。

図-2

トンネルルート沿いの弾性波探査測線（上）と地質踏査による地質モデル（下）3）

ボーリング孔

破砕帯

トンネル

破砕帯

2) 地表とボーリング孔底で起振・受振した場合のトモグラフィ的解析結果（上）と速度層断面のパス
破線（下）1) 地表起振・受振のみの場合のトモグラフィ
的解析結果（上）と速度層断面のパス破線（下）図-3

ボーリング孔底に起振点がない場合とある場合の弾性波探査結果の差異 3）
1-12

土-3
図-3 の解析事例のうち、左図の地表起振・受振のみでは破砕帯の有無さえ解らない状況にあります。
（４）屈折法地震探査の解析手法について（参考）
屈折法地震探査（弾性波探査）の解析手法には「萩原の方法による解析（はぎとり法）」と「トモグラフィ法による解析」の 2 つの方法 1）があり、以下に概説します。
・萩原の方法による解析（はぎとり法）
萩原の方法（層構造解析）は、速度によって地山の地層を区分する解析方法で、速度層の層構造の解析結果（速度層断面図：図-1 参照）が得られます。
地表に直線配置した弾性波探査測線の中に、起振点を測線の両端及び測線内に 50m 程度の間隔で設け、測線内でのある区間両端からの往復起振による観測記録（走時データ：図-1 の走時曲線図参照）をもとに速度層の解析を進めて行きます。
地山の深部から順にその上部の速度層をはぎとるように各層の速度と厚さを求めていく
解析手法をとることから、「はぎとり法」とも呼ばれます。解析の前提条件は前記の①、②のとおりです。
・トモグラフィ法による解析
トモグラフィ法による解析は、上記の萩原の方法のように地下を速度層構造と仮定して解析するのではなく、地下の断面をセルに分割し、各セルの速度値を逆解析により求める解析法です。本解析では、地表起振･地表受振の記録のほか、測線沿いに配置したボーリン
グ孔の孔底起振・孔内受振記録なども加味した解析が可能です。
トモグラフィ法による一般的な解析の進め方は、最初に従来の屈折法で求めた速度層断面をもとに、セルに分割した速度断面の初期モデルを作成し、解析ソフトを用いてモデル
断面から求まる理論走時を作成します。
この理論走時と実際に観測された観測走時が許容精度内で一致するまで収束計算を行う
方法が取られます。
解析結果としてトモグラフィ法による速度断面図（図-4(b)参照）が得られます。
次項に同じ観測記録（走時データ）を用いて、トモグラフィ法と萩原の方法との解析結果の比較を添付します（図-4）。
トモグラフィ法による速度断面では、萩原の方法による速度層断面の「低速度帯」は表示されず、凹みとして表現されます。

1-13

土-3

観測走時
理論走時

観測走時曲線とトモグラフィ法の理論走時曲線

トモグラフィ法による速度断面図

低速度帯

荻原の法による速度層断面図

図-4トモグラフィ法と萩原の方法との解析結果の比較（社団法人物理探査学会（2008）1）に加筆）

1-14

土-3
【引用文献】
1)社団法人物理探査学会（2008）：新版物理探査適用の手引き－土木物理探査マニュアル
2008－，pp.46，pp.51.
2)田村栄治・石井秀明（2007）：33.結晶片岩地域におけるトンネル地山分類の課題，日本
応用地質学会 平成 19 年度 研究発表会講演論文集（CD 版）.
3)石井秀明（2010）：6.4.1 弾性波探査による低角度破砕帯検出のための工夫事例，一般社団法人日本応用地質学会 中国四国支部編『中国四国地方の応用地質学』，pp.191-192.
（回答者

1-15

石井 秀明）

土-4

断層が動いた方向を知りたいのですが、見た目には地層のズレはわ
かりません。どうすればわかりますか？

断層がせん断破壊される際に複合面構造というものが形成されます。この複合面構造を読み取ることで、断層のせん断センスを推定することができ、施工上重要になる地層（支持層・弱層など）の分布の推定などに利用できます。
（１）断層の複合面構造とは断層のように、地盤がせん断作用を受けて破壊されていく過程で特定の方向に面構造が形成されます。これらの面構造を総称して複合面構造と呼びます（写真-1）。複合面構造には以下のような種類があります。
・Y 面：断層のせん断方向に平行なすべり面（主せん断面）で、この面に沿って断層が連続します。断層の連続性を検討する場合にはこの面の方向が重要となります。
・R1 面：断層が成長していく初期の段階で発達するせん断面です。せん断に伴う回転方向と同じ方向に 10～45°の角度で発達します。露頭でもよく確認できるので、断層の変位方向を推定する場合に重要となります。

比較的認識
しやすい。

・P 面：一般にせん断に伴う回転方向に対して反対方向に 0°～45°で発達する面です。密に発達する葉状の面構造で、破砕された粒子や、細粒の雲母粘土鉱物が面に沿って配列することで特徴づけられます。また、比較的大きな破砕岩片の長軸を含む面も同様の方向です。P 面のうち、条線などが認められるもの
を Ps 面として区別することもあります。
・R2 面：せん断に伴う回転方向に（90°－R1 面）の方向に発達するせん断面で、R1 面とは逆の変位センスを示します。

図-1

断層の複合面構造（右横ずれの場合）1）
1-16認められることが少ない。

土-4

上盤

下盤

上盤

下盤
写真-1 断層露頭に認められる複合面構造（上：断層露頭全景 中央：拡大解釈線なし 下：拡大（解釈線あり））（鳥取県南部町）
上盤側が下向きの変位を示す複合面構造が発達し、正断層センスを示す。
1-17

土-4
（２）複合面構造からわかること
・断層の方向露頭や法面で断層を確認できた場合、面の情報となるので、断層の連続する方向は比較的容易に推定できます。しかし、調査の段階ではボーリングコアでしか断層を確認できず、点の情報しか得られないことも多いです。ボーリングコアから断層の連続性を検討する際に、単純に岩盤と破砕帯の境界から断層の方向を決めてしまうと、その面が Y 面以外の面（主に R1 面や P 面）であった場合、実際の方向とずれてしまい、施工時に予想外のところで断層が出現してしまうということになりかねません（脇坂ほか 2））。
そのため、断層の連続性を検討する場合には、複合面構造を考慮することが重要であり、特に、強度や透水性といった点から断層が問題となりやすいダムやトンネルの現場では、事前の調査の段階で正確な断層の位置を把握しておくことで、施工時のリスク低減につながります。
・断層の変位
断層の複合面構造を読み取ることができれば、断層の変位方向を推定することができます。施工上重要になる地層（支持層・弱層など）が断層により切断されて分布が分からなくなった場合、複合面構造から変位方向を推定することで、これらの層がどの方向に変位したかが分かるので，追加調査の位置や深度の提案に役立ちます。
また、断層の姿勢、条線の向き、変位センスから断層が形成された時の応力を推定する研究もされており、断層がどういった応力場によって形成されたかを調べることで、周辺で起こった地震との関連性や断層の活動性を検討する際の 1 つの判断材料として使われることもあります。

【引用文献】
1)高木秀雄・小林健太（1996）：断層ガウジとマイロナイトの複合面構造:その比較組織学，
地質學雜誌，Vol.102，No.3,pp.170-179．
2)脇坂安彦・梶山敦司・綿谷博之・上妻睦男（2018）：複合面構造を考慮した断層の連続性の検討，日本応用地質学会平成 29 年度研究発表会講演論文集，pp.13-14．

（回答者

1-18

多久和 晃志）土-5

地質調査の報告書で「岩盤が熱水変質を受けて軟質化」などの記述を見ます。熱水変質作用は風化作用と何が違うのですか？またどんな問題が起こるのでしょうか。
熱水変質作用も風化作用も定義がありますが、極端に言えば、熱水
変質作用は「地下深くから上がってきた熱水が岩石と化学反応し、劣化すること」を指し、風化作用は「地表から浸透した酸素を含む
水が岩石と化学反応し、劣化すること」と思えば土木地質上は分かりやすいと思います。
熱水変質作用を受けた岩盤は地中深くでも軟質であったり亀裂沿いが劣化していたりするので、地すべりや斜面崩壊など土木地質上の問題を起こすことがあります。

（１）熱水変質作用とは
熱水変質は、岩石を構成する鉱物が熱水やガスと化学反応して別の鉱物に変化する作用です。たとえば火山地帯では、図-1 のようにマグマだまりやマグマに伴う熱水が、周辺岩盤を変質させるイメージになります。
土木地質分野でいう熱水変質作用は脆く軟質な鉱物に変化することを指すことが多く、熱水変質作用を受けた岩盤は脆くなったり、亀裂沿いに粘土を挟んではく離したりします。
岩盤が地下深くで熱水と化学反応することであり、風化作用と関係なく、「未風化岩盤であるにもかかわらず熱水変質を受けたので脆い」ということが起こります。そのため、ボーリング掘削すると深部で熱水変質した軟質岩盤に出くわすこともあります。

熱水変質帯
熱水変質帯
マグマだまり図-1

火山地帯での熱水変質概念図
1-19

土-5
土木地質分野では表層付近が調査対象になることが多いため、変質と風化作用が合わさった岩盤がしばしば認められます。図-2 は風化と熱水変質の関係を模式図として表現したものです。変質帯は比較的深部に存在し、風化帯は表層付近に分布します。ただ実際は変質帯も風化するので、風化帯と変質帯を明確には区分できないことが多いです。
なにより、「風化は表層から地下へ」「熱水変質は深部から表層へ」というイメージで捉えていただければと思います。

風化帯

節理

変質帯

未風化・未変質岩盤

図-2

熱水変質作用と風化作用の概念図

1-20

土-5
（２）熱水変質の実例
熱水が岩石中を流動する期間が短く、化学反応があまり進まなかったら、変質を受ける
範囲は cm 以下オーダーのスケールに留まりますが、熱水が長い間流動し、岩石が熱水と十分に化学反応すると数 10m オーダーのスケールに至ることもあります。具体的に言えば、
熱水変質作用がボーリングコアのひび割れ沿いに留まることも、コア全体にまで及ぶこともあります。
写真-1 は花崗岩での熱水変質帯です。このような幅 1 ㎝程度の変質脈が網目状に発達しているのを粘土細脈とも呼びます（防-2 粘土細脈参照）。これらは、花崗岩の岩体生成時に熱水が花崗岩の中に入り込み、出来たものと考えられています。この例では変質は脈沿いに留まっており、広く見ても数 10cm 幅が変質帯と言える程度です。
しかし、粘土細脈を構成する粘土がスメクタイトなどの膨潤性粘土鉱物を含むことがあり、そのため、切土掘削時にこの粘土細脈がはく離して法面崩壊を誘発することがあります。幅数 cm の細脈と言っても侮れません。

熱水変質帯

粘土細脈

写真-1

花崗岩中の熱水変質脈（広島県広島市）

1-21

土-5
次はもう少し大規模な熱水変質帯の例です。
土木地質では、熱水変質を受けて劣化したゾーンの拡がりが問題となります。例えば図-3 に示すように流紋岩の一部が不規則に変質していることもあります。ここでの流紋岩はあまり風化していませんが、幅 1m 程度の白～黄土色の不規則熱水変質帯の中は土砂状に劣化しています。これは風化、つまり雨や酸素に触れることで岩盤が劣化したのではなく、流紋岩が地中にあった時に流動した熱水が流紋岩の構成鉱物と反応し、粘土鉱物などになったためです。さらによく見ると、流紋岩の傾斜した地層構造と関係なく熱水変質帯が分布していることが分かります。このように、熱水変質の分布は地層構造と関連ないことがしばしばあります。
このように熱水変質帯が不規則な分布だと、ボーリングなどの地質調査で捉えられず、工事時に想定外の劣化岩盤が出現することになります。地質技術者は、熱水変質が調査地域に無いかその兆候を逃さないよう、ボーリングコアの割れ目一つにも注意を配る必要があります。実際は難しいのですが…。

変質した部分

図-3

流紋岩中の熱水変質脈スケッチ（広島県庄原市）

1-22

土-5
写真-2 は網目状に熱水脈が分布する状況です。元々の岩盤は粘板岩ですが、熱水脈が卓越し過ぎて地質構造が失われ、まるで礫岩のように見えます。礫状になった粘板岩を手でひっかくと、ポロポロと簡単にはく落します。熱水変質により劣化・粘土化することだけ
でなく、この例のように、はく落を招くこともあります。
写真-3 は泥質片岩での熱水変質脈です。露頭スケールで見ると、熱水変質脈は脈状に分布するように見えますが、近づくと網目状に熱水が入り込み、岩盤を変質させていることが分かります。

写真-2

粘板岩中の網目状に発達した熱水変質脈（岡山県美咲町）

変質した部分
写真-3

泥質片岩中の熱水変質脈（島根県浜田市）

1-23

土-5
写真-4 は花崗岩を貫く断層がさらに熱水変質を受けている例です。断層はその変動により岩盤を破砕しますが、さらに熱水が通って一部が粘土状になっています。このように断層が熱水変質を受けたら、さらに岩盤が劣化します。

破砕帯を熱水が流動し、一部が粘土化している
断層

変質を受けなかった
花崗岩岩片が残存
写真-4

断層とその部分の熱水変質（広島県広島市）

また、この粘土化した断層が壁となって地下水流動を規制し、土木上の問題と起こすことがあります。たとえばトンネルの突発湧水です。
通常、トンネルを掘削すると地下水位は低下します。そのためトンネル掘削面はある程
度水が抜けた状態となっており、通常問題ありません。ところが掘削前方に粘土化した断層がある場合、断層が壁になり、トンネル掘削による地下水位低下が断層の向こうまで及びません。そのため、掘削が進んで断層の壁を抜けた瞬間、地下水が一気にトンネルに流れ込み、突発湧水となります（図-4）。
このように土木地質上、熱水変質は大きな影響を及ぼす地質要因なのです。侮れません。

1-24

土-5

通常のトンネル掘削では、掘削に伴って前方の地下水位も低下するので、突発湧水は起こらない

しかし粘土化した断層があると前方の水位が低下せず、断層突破時に突発湧水が起こり得る

図-4

トンネル掘削時の突発湧水模式図
（回答者

1-25

小笠原 洋）

土-6

トンネルや切土地盤で盤膨れ問題を聞きますが、どのような地盤でおきるのでしょうか？

膨張性粘土鉱物であるスメクタイトを含有する地盤や、第三紀層の泥岩等に注意する必要があります。スメクタイトを含有する地盤としては、大きな断層の近くや火山岩周辺の熱水変質を受けている地盤でその例が多いです。
（１）盤膨れとその要因
一般に、盤膨れとは、トンネル掘削や開削工事において、応力解放、地盤の強度不足や粘土鉱物の膨潤等により、坑道底盤や根切り底面地盤が膨れ上がる現象の総称と定義されています 1)。
小西ほか（2010）2)は、盤膨れによる地盤被害の種類を切土地盤、トンネル掘削、地すべりに区分しています（表-1）。
盤膨れを要因別にみると、膨潤性粘土鉱物であるスメクタイトの膨潤によるケース、第三紀層泥岩などに含まれる黄鉄鉱がもととなって硫酸の生成、引き続き起きる石膏の晶出のケースなどが主要な要因です。なお、トンネル掘削地盤では、地山強度比の小さい岩盤のせん断破壊と吸水による膨潤が重なるケースがありますが、一般に、この重なりを区分することは大変難しいと考えられています。
表-1

土の膨潤性が関与した地盤被害の例 2）

1-26

土-6
（２）スメクタイト含有地盤の例
スメクタイトは、風化や熱水変質で生成されるとしていますが、風化よりも熱水変質が及んでスメクタイトが生成された地盤で膨潤性が高いようです。田村ほか 3）は、四国三波
川帯南縁の熱水変質により生成したと考えられるスメクタイトを含有する硬い断層破砕帯
で、泥質片岩の破砕帯で 60KN/m2、塩基性片岩の硬質破砕帯で 168KN/m2 の吸水膨張圧があることを報告しています。
四国では、中央構造線のような大きな断層の近くや火山岩周辺の熱水変質を受けている
地盤において、スメクタイトを含有している例が多いです。
また、田村ほか 4）は、スメクタイトが持つ交換性陽イオンにより、その膨張性の違いを示しています（表-2）。それによると、東北地方のグリーンタフ地域に多い Na 型では盤膨れ量が大きく、四国の大きな断層沿いでは Ca 型のみの分布で、盤膨れはしますが東北地方の盤膨れほどではないとしています。ただし、スメクタイト含有の地盤で膨潤による盤膨れが起きると強度低下ももたらしますので、注意が必要であることに変わりはありません。
表-2

スメクタイトの地域特性と地盤災害など 4）
スメクタイト

地域

分布

交換性陽イオンによる分類

地すべり
膨潤性

区分

切土地盤
すべり面 の盤膨れ
勾配14)

東 北
第三紀層
広域
Na型，Ca型 大～小19度
すべり（グリーンタフ）
四 国
破砕帯
局所
Ca型
小
22～27度すべり（大きな断層沿い）
植野ほか(1998)12)：盤膨れ量は24cm, 田村ほか(2007)10)：盤膨れ量は6cm

大12)
小10)

（３）第三紀層の泥岩からの石膏晶出の例
瀬戸内海に広く分布する新第三紀の泥岩では、泥岩中には木苺状の黄鉄鉱（フランボイ
ダルパイライト）が含まれることが知られています 5）。黄鉄鉱は海底や地中などの還元的環境では安定して存在していますが、地表などの酸化的環境では不安定で、酸化鉄と硫酸に変化しやすい性質を持っており、硫酸は岩石や地下水に含まれるカルシウムと反応して石膏などの硫酸塩鉱物を晶出させます。
泥岩からの石膏の晶出(圧)による地盤トラブルの事例として、泥岩地帯を切土して造成された宅地地盤で泥岩が膨張して基礎を押し上げ建物に変状を与えた事例 6)や、強度低下
によりすべり面が形成されて地すべりが発生する事例 7)などがあります。
中国、四国地方では、新第三紀の泥岩の分布は局所的ですが、黄鉄鉱が含まれている岩石は日本中どこでも見られ、中国、四国地方でも前述の瀬戸内海周辺や秩父帯の一部 8）、
四万十帯などにも含まれており、盤膨れやスレーキングの原因と推定された事例がいくつか知られています。

1-27

土-6
【引用文献】
1)土木用語大辞典（1999）：土木学会編，技報道出版，pp.1042.
2)小西 純一ほか（2010）：不撹乱粘土試料の一次元膨潤圧特性とその異方性，土木学会論
文集 C，66 巻，2 号，pp.264-279.
3)田村栄治・浄内明・松崎伸一・長谷川修一（2007）：結晶片岩中のスメクタイト含有破砕
帯の膨潤特性と隆起メカニズム，応用地質，vol.48，No.2，pp.80-89.
4)田村栄治・長谷川修一（2008）：四国地方における熱水変質起源のスメクタイトの交換性
陽イオン組成, 日本応用地質学会 平成 20 年度研究発表会講演論文集，pp.59-60.
5)田村浩行（2010）：地すべり地の基盤岩に見られた膨れる泥岩－化学的風化とその影響－，
中国四国地方の応用地質学，日本応用地質学会中国四国支部編，pp.214.
6)大山隆弘・千木良雅弘・大村直也・渡部良朋（1998）：泥岩の化学的風化による住宅基礎の盤膨れ，応用地質，Vol.39，No.3，pp.261-272.
7)千木良雅弘（1988）：泥岩の化学的風化－新潟県更新統灰爪層の例－，地質学雑誌，Vol.94，
No.6，pp.419-431.
8)西山賢一・石田啓祐・佐藤威臣・竹熊隆宏・長谷川修一（2006）：鉱物組成に基づく黄鉄鉱含有泥岩（下部白亜系藤川層）, 日本応用地質学会中国四国支部 平成 18 年度研究発
表会発表論文集，pp.69-74.
（回答者

1-28

田村 栄治）

土-7

ボーリングで石灰岩中に空洞がありましたが、空洞はどうしてできるのですか？

酸性水と石灰岩を構成する方解石が、長期に渡る化学反応を起こす
ことにより溶食されて空洞が作られます。

（１）土壌と酸性水
石灰岩が溶食を受けるというのは、石灰岩を構成している方解石（CaCO3）が水に溶けるということです。二酸化炭素（CO2）を含まない純水状態においても CaCO3 は溶けます
が、CO2 を含む水（＝酸性水）ですと、効果的に CaCO3 の溶解が促進されます。
雨水は、大気中の CO2 を取り込みますが、その量はわずかです。そのような雨水をさらに酸性化させるのが土壌です。土壌中の CO2 の生産には、バクテリアや菌類といった微生物の活動、植物の腐植、植物根の呼吸による CO2 の放出などがあります。その土壌を雨水が通過すると CO2 が混入し、酸性水が作られます（図-1）。また土壌を通過した雨水（酸性水）と石灰岩の溶解の過程の化学式は、一般に以下の式 2）で表現されます。

図-1

石灰岩の溶食モデル 1）

石灰岩へ

溶解
晶出

1-29

土-7
また、近年では、数百 m を越える地下深部での鍾乳洞が報告され、地下カルストと呼ばれています 3)。地下カルストは地表水が直接流入したとは考えにくい深度にあり、長谷川他(2003)4)は、過去の火山活動に伴う酸性～中性の熱水が断層に沿って供給され、その熱水により石灰岩が溶食された可能性が高いことを報告しています。地下カルストでは、大規模な水みちが形成され、漏水や大湧水の原因となる可能性が高いことも併せて報告されています。
（２）石灰岩地帯の地形
酸性水による石灰岩の溶食により形成された地形がカルスト地形です。カルスト地形の代表的なものとしては、カレンフェルト、カルスト凹地、鍾乳洞などがあります。
①カレンフェルト
地表に露出している石灰岩が溶食作用をうけ、溶け残った部分が土壌中から突出したもの。墓石や羊の群れのような景観となります。
②カルスト凹地（ドリーネ、ウバーレ、ポリエ）
雨水が地下に浸透する通り道や地下の鍾乳洞の陥没によってできる凹地をドリーネ（シンクホール）といいます。直径数 m から数百 m の大きさになるものもあります。
ドリーネが徐々に拡大して隣接するドリーネと繋がった状態のものをウバーレ、ウバ
ーレが更に大きくなり盆地状の広い平坦地になったものをポリエと言います。

図-2

石灰岩地帯の断面図 5）③鍾乳洞
石灰岩中の割れ目に沿って、酸性水が流れることにより溶食が進行して徐々に空間が広がり、洞窟空間が作られていきます。この洞窟空間内で酸性水に溶けた CO2 が空気中に抜けると、酸性水中に溶存していた炭酸カルシウム（CaCO3）が方解石として晶出し、沈殿して鍾乳石となります。鍾乳石のある洞窟を鍾乳洞と言います。鍾乳洞はご存
じのように、その風光明媚な景観から観光施設として親しまれております。

1-30

土-7

写真-1

鍾乳洞（高知県の龍河洞）（３）土木地質における問題
石灰岩そのものは硬質なことが多く、石灰岩地帯では土木地質的に問題が少ないと思われるかもしれませんが、非常に厄介な地質となる場合もあります。
石灰岩中の空洞の形成は、酸性水による溶食によると前述しましたが、その空洞の①空間的拡がりが不規則である、②規模の大小が様々である、③進行性があるといった問題点があります。
石灰岩中の空洞が構造物の近接直下に分布すると、構造物の荷重で空洞が崩壊し、構造
物に沈下等の影響を与える可能性があります。また、道路等では、輪荷重や振動により空洞が崩壊し、路面陥没といった被害が生じる可能性もあります。しかしながら、①、②を正確に把握することが非常に困難な場合が多く、構造物ごとに通常の構造物よりも詳細に調査を実施する必要があり、道路や鉄道などの連続した構造物の場合、路線に沿った面的な分布の把握が必要となります。
長期的な視点となりますと、③の影響を評価する必要があります。現在は問題がないと評価されていても、隣接して鍾乳洞がある場合、溶食の進行により鍾乳洞が崩壊したり、崩壊に伴い空洞が広がり構造物の荷重により崩壊する可能性があります。また、直下でなくても空洞の崩壊による陥没が構造物に影響を与える危険性も懸念されます（図-3）。
また、鍾乳洞は地下河川を形成することから、トンネル工事では鍾乳洞に遭遇すると多量の湧水が発生するなど難工事となります。地下水に関する難工事の事例としては、長谷川他(2003)4)は四国カルストの地芳トンネルで、約 2MP の水圧を持つ突発湧水の発生や、
中四国農政局南予農業水利事業（1997）での秩父帯中の石灰岩を貫く導水路トンネルで1.5～2.7Mpa の高圧湧水と 19 か所のグラウト止水処理が必要となった難工事の事例を報告しています。

1-31

土-7

図-3

崩壊による沈下の影響（模式図）（4）支部内の事例
応用地質学会中国四国支部内の地域においては、平成 10 年 4 月に岡山県川上郡備中町のカルスト台地内で、鍾乳洞の溶食進行による鍾乳洞の崩壊が原因と推定される地盤沈下
被害が民家 41 件他、多くの構造物に発生しています 6)。
また、高知県土佐市の県道 39 号土佐伊野線では、トンネル掘削中に鍾乳洞が発見されました。空洞は 2 段となっており、狭い空間の分布などで詳細は不明であるものの、図-4に示すような鍾乳洞の分布が報告されています。鍾乳洞の分布域ではトンネル支持力不足、周辺部は将来的に車両走行の振動や溶食進行で鍾乳洞の崩壊による沈下・支持力不足などの影響が想定され、最終工法として「RC 断面補強梁＋制振桁」が選ばれています。
いわば、トンネル内の一部が橋梁構造という非常に珍しい構造が採用されています。

図-4

トンネル下の鍾乳洞分布形状 7）

1-32

土-7
中国四国地方の主な石灰岩分布と鍾乳洞・カルスト台地の紹介

備中鐘乳穴

帝釈峡

秋吉台・秋芳洞

龍河洞
四国カルスト

石灰岩分布は「産業技術総合研究所地質調査総合センター」の「20 万分の 1 日本シームレス地質図」を参考に作成

図-5

中国四国地方の主な石灰岩分布と鍾乳洞・カルスト台地位置図（背景図「白地図専門店」http://www.freemap.jp/ より）

1-33

土-7
山口県；秋吉台・秋芳洞
山口県美祢市に広がる日本最大のカルスト台地。日本 3 大カルストの一つ。台地面
積は 54km2 であり、無数のカレンフェルトやドリーネを有する他、400 を超える鍾乳洞があります。その中でも一番有名な鍾乳洞が秋芳洞となります。こちらも日本最大規模で日本三大鍾乳洞の一つです。総延長は約 9km、内 1km が観光ルートであるが、洞内には無数の鍾乳石の景観が見られます。

写真-2

秋芳洞

写真-3

秋吉台

高知県；龍河洞
高知県香美市土佐山田町にある鍾乳洞。日本三大鍾乳洞の一つ。総延長 4km、内 1km
が観光ルートで、多くの鍾乳石が見られます。また弥生時代に洞内を住居としていた痕跡があり、天然記念物と国の史跡に指定されています。洞内では弥生式土器が鍾乳石と一体化したものも見られます。

写真-4

龍河洞

1-34

土-7
広島県；帝釈峡
広島県庄原市東城町及び神石郡神石高原町にまたがる渓谷。石灰岩台地が深く浸食されて形成されたカルスト地形が広がり、渓谷の比高は 200～300m です。天然橋である雄橋は、全長 90m、幅 18m、厚さ 24m、川底からの高さ 40m と日本一の天然橋で、世界三大天然橋として広く知られています。

写真-5

帝釈峡の雄橋岡山県；備中鐘乳穴
岡山県真庭市にある大鍾乳洞。平安時代となる西暦 901 年に書かれた「日本三大実録」にもその名が記述されるなど、文献に残る日本最古の鍾乳洞として知られています。洞内には、大広間を始め、日本一の高さと言われる高さ 3m、直径 5m の大石筍、22
階層からなる「五重の塔」等無数の鍾乳石の壮大な景観が見られます。

写真-6

備中鍾乳穴 8）

1-35

土-7
愛媛県～高知県；四国カルスト
愛媛県西予市から高知県高岡郡津野町に分布するカルスト台地。日本 3 大カルストの一つ。西から大野ヶ原、姫鶴平、五段高原、天狗高原の 4 地域に大別されます。カレンフェルトやドリーネなどカルスト地形特有の景観が楽しめます。また、標高 1,000～1,500m からの風景や高原植物、放牧された牛の群れなど見所が満載です。

写真-7

四国カルスト【引用文献】
1)(一社)日本応用地質学会中国四国支部編(2010)：「中国四国地方の応用地質学」，p.204，
一部加筆2)漆原和子編(1996)：カルスト その環境と人びとのかかわり，大明堂，p.112，一部加筆
3)鹿島愛彦，高橋治郎(1989)：四国西部法華津山地の地下カルスト(南予用水農業水利事業
隧道の地質学的研究－その 6)，愛媛大学紀要自然科学 D シリーズ(地学)第 XI 巻第 2 号，
1-104)長谷川修一，A. Khorsandi，渡辺弘樹，澤田臣啓（2003）：熱水溶液による石灰岩の侵食と応用地質，日本応用地質学会中国四国支部平成 15 年研究発表論文集，p.67-70
5)前出 2)，p.95
6)日吉祐介，田辺和康，富田武満，尾島勝(2001)：カルスト台地が危ない，土木学会中国支部第 53 回研究発表会，Ⅶ-297)高知県：「天崎鍾乳洞トンネル」，
http://www.pref.kochi.lg.jp/soshiki/170107/kakotopi-amasaki.html (2018 年 11 月
22 日閲覧)，一部加筆
8)右画像；真庭観光局公式サイト真庭観光 WEB：「備中鐘乳穴（びっちゅうかなちあな）」，https://www.maniwa.or.jp/web/index.cgi?c=spot-2&pk=3352 (2019 年 5 月 2 日閲覧)
（回答者

1-36

岡村 洋）

土-8

沖積層と洪積層はどのように区分すればいいでしょうか？

■沖積層、洪積層の定義（地層が堆積した年代を中心に）沖積層（ちゅうせきそう）とは、普通、最終氷期以降 (約 18,000
年前より後) に堆積した新しい地層を指します。一方、最終氷期以前に堆積した地層は洪積層（こうせきそう）といいます。
地質学で決められている地質年代では「沖積層・洪積層」とも新生
代第四紀（258 万年前から現在まで）に堆積した地層です。
第四紀はさらに更新世（こうしんせい）と完新世（かんしんせい）に細区分され、更新世は 258 万年前～約 1 万 2000 年前を、完新世は約 1 万 2000 年前から現在までをいいます。
地質年代的には、「沖積層」は更新世末期（約 18,000 年）から完新世（現在）までに堆積した地層を、「洪積層」は更新世の始まり
から更新世末期までに堆積した地層を指します。
■両者の区分方法について
沖積層か洪積層かを区分するには、該当する地層が堆積した年代を、挟在する広域火山灰や木片等を利用して決定する必要があります。しかしながら実務でこのような方法を用いることは困難です。
地盤調査（コア判定）では、肉眼観察などを主体に以下の方法によることが多いようです。
①両地層の堆積年代の差から未固結で軟弱な土、含水多い「沖積層」、固結が進行した土、含水低い「洪積層」というように、土の固結度に差異があり、これに N 値の大小を加味して判定する方法と、②堆積後の古環境から、色調（土の色合い）に違いが認められ、沖積層（暗灰～灰）、洪積層（青灰～緑灰、帯褐）という色調差を用いる方法があり、これらの方法を総合して沖積層と洪積層の区分をしているのが現状のように思います。
沖積層と洪積層とを判別するためには、これらの地層が分布する地形的特徴とその地盤の特徴、さらには主要都市が立地する沖積平野の成り立ちを理解することが必要です。
（１）沖積層および洪積層の地形分布と地盤の概要
沖積層は、主には現河川沿いや沿岸低地の沖積平野を構成する地盤として分布していますが、上述したように最終氷期以降に堆積した堆積物（地層）を総称していることから、
1-37

土-8
近年の豪雨により発生した「土石流堆積物」や斜面崩壊による新期の「崩積土類」、更には丘陵地等の造成盛り土、臨海地域の干拓や埋め立て盛り土、等をも含めることもあます。
沖積層は、最も新しい未固結の堆積物のため、土の圧密や締め固めが十分に進行しておらず、一般にルーズで「軟弱な地層」を形成していることが特徴です。
洪積層は、現河川沿いの谷底平野等から一段高い段丘や台地を構成しているほか、沖積
平野では沖積層の下位に広く分布し、沖積層のうつわを構成する地盤で、沖積層に比べて堆積した時代（258 万年～1.8 万年前）が古く、堆積してから長期間が経過しており、その年代効果（圧密段階→締め固め段階→固結段階という「続成作用」の進行）によって、「比較的固結が進んだ」から「かなり固結が進んだ」軟岩に近い地層まで含まれてくる特徴があります。洪積層は、第四紀更新世という時代の特徴でもある氷河の消長（氷河期・間氷期の繰り返し）に伴い形成された地層です。その詳細については関東平野など大都市が立地する主要平野で解明が進んでいますが、地方においては現在でもよく解っていないことも多く、今後の課題といえます。
（２）沖積平野の成り立ち（河川沿い地域の沖積層を中心に）第四紀の最後の氷河期（ビュルム氷河：約 7 万～1.2 万年前）の最盛期となった約 1.8
万年前頃には、海水面が現在より約 100m 程度低下しており、当時の海岸線は現在よりはるか彼方へ後退していて、当時の瀬戸内海は大部分が陸化していたようです。当時は深い谷を形成して河川が海に注いでいたとされ、その当時すでに堆積していた地層を洪積層といいます。その後急速に温暖化が進行して海水面の上昇（河川沿い奥深くへの海の侵入）があり、当時の河川はオボレ谷となり内湾が形成されていきます。この内湾を周囲の河川から供給される土砂や内湾性の粘性土などが埋め立てて沖積層が形成され、できあがった平野を沖積平野（低地）と呼びます（図-1、図-2 参照）。
沖積層を構成する堆積物を見てみると、海水面の上昇速度（1～2 ㎝／年程度）に対して、流入河川が急流をなすなどして土砂供給量が比較的大きかった地域では、河川への海の侵入も少なく、砂質土を主体とする堆積物が優勢となっています。一方、土砂供給量が小さ
い緩流河川沿い地域では、河川の奥深くまで海水が浸入し、内湾性の粘性土を主体とする堆積物が優勢となり、埋立て速度も遅く現在でも河口付近に潟湖や沼沢地などが残存している地域もあります。そして、沖積平野の最上部には現在の流入河川がつくる扇状地―氾
濫原－三角洲といった微地形に対応した堆積物が被覆して、現在の平野が形成されています。沖積層を構成する堆積物（土質）については、地域差が大きいことが指摘されます。

1-38

土-8

図-1

沖積平野形成の模式図（文献１），2)に説明文を加筆）

1-39

土-8

図-2

第四紀末の海水面変動の模式と洪積層、沖積層の区分（３）沖積層と洪積層を実務的に区分する場合の留意点
上述したように、両者の間には明瞭な「不整合関係」があり、深度的には上位に沖積層が分布し、その下位に洪積層が分布する地層構造をなします。すなわち、層序上、両者が互層するとか、沖積層の中に洪積層が挟在されることはありません。
正確に両者を区分するには、当該地層の堆積した年代を確定する必要があり、噴出時代が確定している広域火山灰や木片類、等の 14C 年代（放射性炭素年代測定）などが利用されています。しかしながら、地質調査の実務でこのような方法にて堆積時代をその都度特定することはまず行われません。
①

既往の資料（地盤図など）を参考にする方法

最近公表されてきた「都市の地盤図」や「第四紀関係の論文」等には、沖積層や洪積層、
または更新統や完新統が判別されている地質断面や柱状図、説明資料があり、これらを利用することで上述した各地層の特徴や分布深度など、当該地域の地盤の概要が把握でき、
1-40

土-8
実務での判別が容易になります（但し「作成年代」に注意が必要で、2,000 年以降の最新版が望ましい）。
②ボーリングコア観察による簡易判別法（私的見解を含む）
試掘やボーリングコア観察における沖積層と洪積層の簡易判別は、色調や固結度（N 値）、等の差異で見分けられています。盛り土等を除くと、平野下の沖積層は全般に暗灰～灰色を示し、その粘性土は高含水で柔らかく（N 値≒4 以下）、N 値が 0 となる場合もよく経験します。砂質土は緩い状態（N 値≒10 以下）を示すことが多いです。なお、砂礫や礫混じり砂等、礫が混在する沖積層では、貫入試験時の礫当たりの影響から、N 値も 20～50 以上を示し高くなる傾向がありますが、同一地層中での N 値のバラツキが大きいこと、採取試料のばらけやすさ、細粒分が含まれていればその色合いや固結状態から、また地層の出現
深度などから沖積層か否かを判別します。
洪積層は一般に青灰～緑灰色、帯褐を示し、粘性土では沖積層に比べて低含水で固結の程度が進み、粘性土のコンシステンシー（含水の大小による固結の程度差：土の硬さ等の変化）は中位（N 値≒5 以上）から固結した状態（N 値=30 以上）を示します。砂礫質土では礫や砂の粒子の間を埋める「基質」の細粒分に着目すると、脱水・固結質となり、概ね密な状態（N 値≒30 以上）を示す場合が多くなります。また風化礫（くさり～半ぐさり礫：
俗称）の混在も洪積層の特徴と言えるでしょう。
但し自然地盤では、粘土や砂、礫が混在する地層が主体をなすことから、洪積層と判定される砂質土でも細粒分の混在が多いシルト質砂とか粘土質砂では N 値 10～20 程度を示す
ことも多く認められます。
1 本の土質柱状図で N 値を比較すると、沖積層は相対的に N 値が低く、洪積層は相対的に N 値が高いという傾向が一般的に認められます。しかしながら、砂質土で N 値が連続して 40～50 以上を示す、また粘性土で N 値が連続して 15～30 以上を示す等の特徴ある洪積層判定事例を除けば、単純に N 値の大小のみによる沖積層か洪積層かという判別はなかなか難しいと思います。
（４）参考意見（地盤調査の分野で「沖積層」と「洪積層」の区分の重要性が着目された
背景）
昭和 39 年 6 月に発生した「新潟地震」では、津波などの被害以外に、地盤の液状化による建築構造物の倒壊など、その被害が甚大であったことから、これ以降に「地盤の液状化」
現象に対する調査・研究が盛んに行われてきました。その成果を反映して、地盤（沖積砂質土）の液状化に対する判定方法やその対策工法が大きく進展し、昭和の末頃から平成 2年（1990 年）頃にかけては液状化しやすい地盤の特徴やその判定手法が指針などに示されてきました。その後の「阪神大震災（平成 7 年（1995 年）1 月）」で新たに経験した大地震
動と、大地震動に伴う礫質土の液状化や地盤の側方流動など新たな課題が発生し、その経験を踏まえて旧指針類の大幅な見直しがなされ、新たに改訂が行われました（1996～2001年）。
現在では、道路、建築、その他の分野にて「液状化判定の対象とすべき土層」や「対象とする深度」、「判定方法や算定式（FL 値等）」が、各指針に示されています。特に道路及び建築分野の指針においては、液状化判定の対象とすべき土層として「地下水位以下の飽
1-41

土-8
和した深度約 20m 以浅の沖積層の砂質土」などとされており、洪積層と判定される土層は、例え N 値が 10～15 以下（砂質土）でも、原則として液状化の判定は不要となります。
これは、東日本大震災（東北地方太平洋沖地震）や阪神大震災（兵庫県南部地震）を含
む既往の地震において、洪積層が液状化したという事例が確認されていないこと、洪積層
は、いわゆる「続成作用」の進行により沖積層に比べて液状化に対する抵抗が高いことを踏まえたものと言えます。
このような背景から、構造物の基礎地盤調査においても、土質名と N 値の大小による「支持層」の採否判定、ならびに N 値等に基づく「鉛直許容支持力度（地耐力）」や「地盤定数（粘着力ｃ、内部摩擦角φ、変形係数 E、等）」の推定以外に、沖積層か洪積層かの地層判
定がより着目されるとともに、その判定精度の向上が求められてきた経緯があるように思われます。
【引用文献】
1)土質工学会編（1966）：軟弱地盤の調査・設計・施工法，土質基礎工学ライブラリー１，
土質工学会，310p．
2)池田俊雄（1975）：地盤と構造物 自然条件に適応した設計へのアプローチ，鹿島出版会，
275p．
（回答者

1-42

石井 秀明）

土-9

一般に岩脈とよばれる地層がどのようなものかピンときません。そもそもどんなもので、土木的な問題があるのですか？

岩脈は、現地を構成する岩石とは別の岩石が、後から入り込んだものです。岩脈のほとんどは火成岩で、脈状に分布します。岩脈は「貫入岩（かんにゅうがん）」とも呼ばれます。
岩脈は分布が不規則でその存在や拡がりが想定しにくく、周辺と風化や割れ目発達が異なることから、調査時に想定できなかったことが施工時に判明し、土木上の問題を招くことがあります。

（１）岩脈の産状岩脈は「おもにマグマの貫入によって形成された鉛直に近い板状の岩体」とされています 1)。
“貫入”とは「マグマが深所から地殻上部の種々の深さに上昇する現象」で、写真-1
は模式的な岩脈の様子を示したものです 1)。花崗岩の中に違う岩石が脈状に分布するのが分かると思います。また、写真-2 や写真-3、図-1 のように急に向きや幅が変わったり、枝分かれしたりと複雑な分布を示すこともしばしばあります。

花崗岩
花崗斑岩
（岩脈）
花崗岩

写真-1

模式的な岩脈の産状（広島県広島市）

1-43

土-9
崖錐堆積物

ひん岩

花崗岩

写真-2

写真-3

花崗岩の中に分布するひん岩の岩脈（広島県広島市）

ボーリングコアに認められる花崗岩とひん岩の岩脈（黒色部）（広島県広島市）

表土及び崖錐堆積物
花崗岩
花崗岩（未風化）
ひん岩（岩脈）図-1

花崗岩とひん岩岩脈のスケッチ（広島県広島市）

1-44

土-9
（２）切土施工における問題
土砂を採取するための切土調査を実施した事例を紹介します。事前のボーリング調査では強風化花崗岩が確認されたことから、良好な覆土（土砂）が採取できると期待されていました。ところが施工に入ると、ボーリングしていない切土区間で硬質な岩脈（花崗斑岩という地層）が出現しました（写真-4）。この部分を土砂にするための破砕処理が必要にな
り、工事費が膨らみました。
岩脈は局所的に分布することが多く、ボーリング調査で岩脈の分布を的確にとらえることは事実上、不可能です。逆に、この事例で岩脈にあたる場所でボーリング掘削していたら「この切土は硬質な岩盤からなる」と逆の評価をしたでしょう。
これを防ぐためには、ボーリング本数を増やしたり、地表踏査を行ったり、物理探査を行ったりして、岩脈が分布する可能性を考慮することが重要です。

強風化花崗岩花崗斑岩

写真-4

一連の切土写真。上の写真では強風化花崗岩が切土に分布するが、すぐ背面の切土（下の写真）では硬質な花崗斑岩が出現した。（広島県広島市）

1-45

土-9
（３）支持層深さでの問題
写真-1 や写真-4 でも分かるように、岩脈は周辺と風化状況が異なることがよくあります。
構造物支持層に関する実例をもとに、模式的に説明します。
図-2 上図のような、花崗岩の中に岩脈（ひん岩）が分布し、花崗岩とひん岩の風化の違いで図-2 下図のような支持層の深さが違った地層分布を考えます。そこでボーリングする
場合、①の位置で掘削すると支持層深さは比較的浅い結果になりますが、②の位置で掘削すると支持層は深い結果になります。ここで①のボーリングだけで調査設計を進めたらどうなるでしょうか？設計検討は浅めの支持層との前提で進められますから、施工時に「想定深度で支持層が出てこない」「設計の見直しが必要」などの手戻りになることが予想できます。
調査設計段階では工期や予算の関係上ボーリング地点数が限られ、このような岩脈の支持層深さを予見出来ないことがあります。地質技術者は、ボーリングコアの観察や地表踏査、既往調査確認などから、岩脈による施工上の問題が無いか注意を払う必要があります。

軟弱な堆積物層
花崗岩（風化して土砂状）
花崗岩（未風化岩盤）
ひん岩（岩脈：岩盤）①②
・赤線部が支持層深さとする。
・①の位置でボーリングした場合と②の位置でボーリングした場合、支持層の深さが違う結果になる。
・①のボーリングだけで調査設計を進めたら、工事時に「想定深度で支持層が出てこない」などとなる。

図-2

岩脈が分布する地層における支持層深さの違い【引用文献】
1)長谷晃監修（1987）：中国地方地学事典，p.49-50.

（回答者

1-46

小笠原 洋）

土-10

酸性凝灰岩とはどのような岩石を指すのですか？そもそもどんなもので、土木的な問題が想定されるのですか？

凝灰岩は堆積岩の一種で、火山から噴出した礫や火山灰が堆積し、固化した岩石です。また「酸性」とは、一般的な酸・アルカリのことではなく、シリカ（SiO2）含有量が約 66%より多い岩石のことを指します。
酸性凝灰岩は中国地方に広く分布しますが、熱水変質作用や火山陥没による劣化を受けていることが多く、トンネル工事などで問題となることがあります。

（１）酸性凝灰岩とはまず、岩石の定義について述べます。凝灰岩は「堆積岩」と呼ばれる岩石グループの一つであり、火山噴出物が堆積してできた岩石です。以下のような特徴・区分があります。
堆 積 岩
・水成砕屑岩 （泥岩、頁岩、砂岩、礫岩など）
・火山砕屑岩 （凝灰岩、火山礫凝灰岩、角礫凝灰岩など）
・化学的堆積岩（石灰岩など）

図-1

岩石（堆積岩）の分類 1)
1-47

土-10

写真-1

凝灰岩の一つ、凝灰角礫岩（横約 12cm）

写真-2

島根県浜田市内で採取

火山礫を多く含む凝灰岩の露頭（島根県江津市）

1-48

土-10
また、火山の周辺では火山噴出物が堆積した凝灰岩を生成する一方、水の浸食・運搬で運ばれて砂岩や泥岩などの水成砕屑岩も同時に生成することも多く、実際の地層を見ると凝灰岩と砂岩や泥岩、場合によっては溶岩層も折り重なっていることがあります。このため、それら一連の地層を凝灰岩「類」として表現されることが多いです。
中国地方にはこれら凝灰岩類が広く分布します（図-3）。

火山砕屑岩（＝凝灰岩）
火山噴出部が地表に堆積した地層からなる岩石。

水成砕屑岩
上流からの水の浸食・運搬で運ばれ、河川や湖に堆積した地層からなる岩石。このう
ち、上流にあった火山砕屑岩（＝凝灰岩）が運ばれてできた水成砕屑岩は“凝灰質砂岩”“凝灰質泥岩”などと呼ぶ。

図-2

火山砕屑岩と水成砕屑岩

図-3 中国地方の凝灰岩類分布域 2)より抜粋・加筆（赤で示した地域には酸性凝灰岩が多く分布する）
1-49

土-10
２）土木地質における問題
酸性凝灰岩類の分布地域では、図-4 に示すような火山陥没がかつて発生していることがあります。そのような火山陥没が起きた地質体を「コールドロン」と呼びます。このような地域では、火山噴出に伴う地盤陥没や熱水変質がかつて発生し、岩石が破砕されたり化学的に変質したりして劣化していることが多いです。写真-3 は熱水が割れ目沿いを通って網目状に岩盤劣化している様子で、岩盤が劣化して土砂状となっているのが分かります。
そのような劣化を受けた地域でトンネルを掘削する場合、地層に亀裂が発達していたり
熱水変質による岩盤軟質化が認められ、切羽での押し出しやはく落が起きることが多いです。当該地層分布地のトンネル施工では、支保パターンの 1～2 ランクダウンや切羽崩落などが発生し、亀裂発達や岩盤軟質化が施工に影響を及ぼした例が数多く確認されています
3)
。

図-4

火山陥没の模式図 4)より抜粋・加筆

1-50

土-10

熱水変質脈

写真-3

凝灰岩露頭における熱水変質脈沿いの劣化（広島県三次市）【引用文献】
1)大島洋志監修（2000）：わかりやすい土木地質学，土木工学社，p.19.
2)西村祐二郎ほか（2012）：山口県地質図第 3 版（15 万分の 1）説明書，山口地学会，p.60.
3)北村晴夫ほか（2014）：中生代酸性凝灰岩のトンネルにおける設計と施工の乖離原因の検討，日本応用地質学会中国四国支部研究発表会資料，p.7-12.
4)荒牧重雄（1969）：カルデラ学説に関するいくつかの問題，火山，Vol2，No.14，p.67.

（回答者

1-51

小笠原 洋）

土-11

切土工事を行うとき、掘削は「軟岩」などの土軟硬区分で区分されますが、地質調査時点では「ＣＬ級」などの岩級区分で区分されています。これはどう対比すればいいのですか？
土軟硬区分は施工性を前提に分けられたもので、『爆破によらなければ掘削できないようなものを硬岩、リッパによって掘削できるよ
うなものを軟岩、ブルドーザーで直接掘削できるようなものを土砂』とされています。土軟硬区分は施工性、つまり積算を中心に考えられている一方、岩級区分は岩盤状態を区分するための指標で、考え方が異なります。
岩級区分と土軟硬区分を明確に結び付ける基準・資料はあまりな
く、明確にされていません。これは、多種多様な地質が分布する日本で統一的かつ明確な基準を定めると、却って不都合を生じるからと思われます。見方の違う二つの基準の関係が曖昧であるため、各現場で岩級区分と土軟硬の関係を見定め、積算しているのが実態だと思われます。
（１）土軟硬区分
技術書「岩の工学的性質と設計・施工への応用」では、『爆破によらなければ掘削できな
いようなものを硬岩、リッパによって掘削できるようなものを軟岩、ブルドーザーで直接掘削できるようなものを土砂』と述べています。また基準図書である「道路土工要綱」でも、表-1 のようにリッパで掘削できるものを軟岩としています 1)。このように、あくまで施工性、つまり積算を視野にした区分であることが分かります。
土軟硬区分は、国土交通省中国地方整備局土木工事設計マニュアルにて表-2 のように分類されています 2)。ここでは、岩の硬さや亀裂の間隔、風化程度、割れやすさなどとともに、地山弾性波速度が示されています。また道路土工-切土工・斜面安定工指針では、表-3
や図-1 でリッパビリティに関する整理がなされていますが、岩級区分との関係は触れられていません 3)。

1-52

土-11
表-1

土工における岩および土の分類表 1)に加筆

表-2

岩の分類（土軟硬区分）2)

1-53

土-11
表-3

目視あるいはテストハンマによるリッパビリティの判定の目安 3)図-1

掘削工法の適用限界 3)

1-54

土-11
（２）岩級区分
次に岩級区分について述べます。
岩級区分は、例えばボーリング柱状図作成要領にて表-4 のように示されています 4)。ここでは、岩の硬さや亀裂の間隔、風化程度、割れやすさなどが指標とされています。土軟
硬とは異なり、岩級区分はボーリングコアや露頭で認められた岩盤状態をもとに判定します。逆にここでは、土軟硬のようなリッパビリティなどについて触れられていません。また、表-5 は本四公団が作成した花崗岩の分類表で、Ｄ級岩盤まで細分されています 5)。
表-4

橋梁基礎のボーリングコア観察による岩盤区分の例（花崗岩）4)

1-55

土-11
表-5

風化花崗岩の岩盤区分とボーリングコア等の関係 5)

1-56

土-11
（３）岩級区分と土軟硬の関係
岩級区分と土軟硬区分を対比する場合、例えばＣＬ級岩盤が土軟硬のどれに当たるのかな
どについて明確にされていないことが多いです。数少ない対比例として、まさ土に対する標準法面勾配での関係が表-6 にあります。これによると、Ｄ級岩盤が土砂から軟岩、Ｃ級岩盤が軟岩から硬岩、Ｂ級岩盤以上が硬岩とされています 6)。また切土ではありませんが、砂防分野の技術基準に岩級区分と土軟硬が区分された表もあります（表-7）7)。
次に、日本応用地質学会の図書「岩盤分類」において、さまざまな機関や研究において示された各岩級区分に対する物性値が整理されており、その中で一軸圧縮強度とシュミッ
トロックハンマーの値が示されています（表-8 と表-9）8)。
以上、これまで述べた土軟硬及び岩級区分に関する資料を総括し、表-10 の総括表を作成してみました。
表-6

表-7

まさ土に対する標準法面勾配 6)砂防技術図書における岩級区分の例 7)

1-57

土-11
表-8

各岩盤等級から予想される物理定数の範囲 8)を加筆

表-9

事前計画時における岩分類例 8)（注）花崗岩類はＡ群

1-58

1-59

たはＤＭ級岩盤が土砂と捉えることが出来るので、上の表ではＤＨ級岩盤を軟岩Ⅰとした。

級岩盤の下限値となる。また、Ｎ値 50 以上の層が橋梁基礎の支持層として慣例的に適用されている。その意味では、ＤＨ級岩盤は軟岩で、ＤＬま

表-10（補記）本四公団の資料では、ＤＨ級岩盤が変形係数 ESB800～kg/cm2 となっており、変形係数とＮ値の関係Ｅ＝700ＮからするとＮ値 115 がＤＨ

土-11

技術図書などをもとに作成した土軟硬および岩級区分総括表（主として硬質塊状岩盤）

土-11【引用文献】
1)日本道路協会（2009）：道路土工要綱，p.85.
2)国土交通省中国地方整備局（2017）：土木工事設計マニュアル，p.1-2-2.
3)日本道路協会（2009）：道路土工 切土工・斜面安定工指針，p.154，496.
4)全国地質調査業協会連合会、日本建設情報総合センター（2015）：ボーリング柱状図作成
及びボーリングコア取扱い・保管要領(案)・同解説，p.33-34.
5)地盤工学会編（1979）：風化花崗岩とまさ土の工学的性質とその応用，p.132-133.
6)日本道路協会（2009）：道路土工 切土工・斜面安定工指針，p.140.
7)広島県土木局砂防課（2012）：砂防技術指針，p.Ⅱ-22.
8)日本応用地質学会（1984）：応用地質特別号 岩盤分類，p.112，127.

（回答者

1-60

小笠原 洋）

土-12

ボーリングの掘り止めは、どのように決めたらいいのでしょうか？

調査目的によって様々です。例えば、建築など支持地盤調査の場合は、十分な強度（粘土は N 値 20 以上、砂質土は N 値 30 以上）を有する地盤を 3～5ｍ程度確認することとなっています。
（１）平野部における基礎地盤調査
構造物の基礎地盤調査では、対象地盤が直接基礎や杭基礎として十分な支持力を有しているか、かつその連続性があるかを確認します。平野部における建物等は、半固結の洪積層や、約 2 万年以降に堆積した未固結の沖積層を基礎地盤とします。良質な支持層や掘り止めの目安として、表-1、表-2 のような文献があります。
良質な支持層の目安 1）

表-1
層

Ｎ値の目安

粘性土層

20 程度以上

地

備考
一軸圧縮強度ｑｕが 0.4N/mm２程度以上
砂礫層では、礫をたたいてＮ値が過大に出る

砂層、砂礫層30 程度以上傾向があるので、支持層決定には十分な注意が必要である。

表-2

掘り止めの目安 2）

土質

Ｎ値

層厚さ(ｍ)

粘性土

20 以上

5

砂質土

30 以上

5

砂礫・玉石・転石混じり土砂

50 以上

3

風化岩・軟岩

50 以上

3

硬岩

-

2

Ｎ値はボーリング孔を利用して内径 35mm の標準貫入試験用サンプラーを 30cm 貫入に要する打撃回数－締まり具合や硬さ－を表しています。ここで問題になる事項として、直径35mm 程度以上の礫や玉石を混在する地盤では、礫等の影響でＮ値が過大になることです。
図-1 のボーリング柱状図の例に示すように、明らかに礫当たりによるＮ値 50 以上の箇所は過大値として除去する必要があります。

1-61

土-12

礫当たりで過大となったＮ値

図-1

砂礫地盤における礫当たりのＮ値の例

一方、基礎の支持力に関わるすべり破壊面と主要応力圏の範囲は、図-2 に示すように基礎の規模に比例して深くなります。表-2 では土砂における掘り止めの目安は、支持層の確認を 3～5m と記述されていますが、沖積層の場合は応力圏となる基礎幅（短辺）の 2 倍程
度の深度内に、軟弱層（圧密層、液状化層）のないことを確認することが望まれます。
短辺Ｌ

２Ｌ
図-2

構造物の基礎とすべり破壊面と主要応力圏の関係図 3）に加筆
1-62

土-12
（２）斜面上における基礎地盤調査
斜面等で支持層の対象が主に岩盤となる場合には、高速道路関係では掘進長の目安が表-3 に示されています。
表-3 支持層確認後の掘進長の目安 4）
分類
支持層が確認された深度

確認後の掘進長の目安
土砂

岩盤

備考

軟岩

硬岩

地表から 5m 未満

10

10

3

玉石や転石に当たってないか地表から 5m 以深

5

5

3

どうか十分な注意が必要

注）大型構造物の場合には，基礎の短辺長程度の深度まで掘進する。

橋台など岩盤を支持層とする場合、表-3 では不動岩盤を厚さ 3～10m の確認を目安としています。転石や緩んだ岩盤に対してはＮ値に信頼性がないので、地質専門技術者によるコア観察から不動岩盤の判定が最も重要となります。このためには、事前に地質専門技術者による地形判読や地質踏査を実施し、対象の斜面が地すべり地形や崩壊地形に該当するか否か、断層破砕帯の有無、また斜面に分布する転石の大きさ・岩質、ゆるみ岩の分布、基盤岩の地質と地質構造を把握し、不動岩盤の出現深度を予め想定しておくことが掘り止めのポイントとなります。
（３）道路の切土法面調査
道路の切土法面の調査では、図-3 に示すように掘削の土軟硬（地山分類）、法面の安定性（切土勾配）を判断するためにボーリング調査を実施します。

※現地踏査等で計画路床に達する前に安定した硬岩が続くと確認される場合

ボーリング

図-4

ボーリング位置図例 5）に加筆
1-63

土-12
切土調査の場合は、先ず道路センターや法尻の位置で計画面から下に約 3m 程度まで確認し、切土規模に応じてその周辺で岩質の連続性を把握するための追加調査を実施します。
計画面から約 3m 確認する理由は、応力の集中する法尻に断層等の弱層や岩質の変化の有無を確認するためです。事前の踏査により、弱層が予想される場合は、その位置を確認できる深度まで掘進しておく必要があります。また、アンカー工等による法面対策を計画する
場合は、定着地盤を確認できる深度まで掘進します。
最後に、ボーリング調査では、沖積層などの未固結層については礫層や玉石、岩盤部では転石、ゆるみ岩、地質的脆弱部の把握がポイントになります。ボーリングの掘り止めは、
調査計画の段階で、既往の地質図や地形の判読を行い、調査地点がどのような地形、地質状況にあるかを把握し、現地踏査により支持層等を予想しておくことが重要です。前記したように慣例的には基盤層を 3～5m 程度確認する事例が多くなっていますが、構造物の規模や切土の規模によっては、地質構造を把握するために、１本目は先行ボーリング的に支持層確認後 3～5m を超えて掘進することもよくあります。
いずれにしても、自然地盤の成り立ちは複雑であることから、計画の規模や地質状況を考慮した上で、基準書や慣例に加えて、地質専門技術者や設計者の意見を参考にして過不足のない、適切なボーリング深度の掘り止めに心がけたいものです。
【引用文献】
1)全国地質調査業協会連合会（平成 27 年 9 月）：地質調査要領，pp.117.
2)東日本高速道路株式会社・中日本高速道路株式会社・西日本高速道路株式会社（平成 29 年 7 月）：「調査要領」，pp.1 章-85.
3)地盤工学会（平成 25 年 3 月）：「地盤調査の方法と解説」，pp.712.
4)東日本高速道路株式会社・中日本高速道路株式会社・西日本高速道路株式会社（平成 29 年 7 月）：「調査要領」，pp.1 章-133.
5)日本道路協会（平成 21 年 10 月）：道路土工 切土工・斜面安定工指針（平成 21 年度版），
pp.83.
（回答者

1-64

山本 和彦）

土-13

Ｘ線分析による鉱物構成と岩石薄片観察による鉱物構成とが違うのはなぜですか？

Ｘ線分析と偏光顕微鏡による薄片観察とでは分析対象としている
鉱物のサイズが異なります。粘土鉱物などの微細鉱物を調べるには
Ｘ線回析が向き、岩石名を決めるときには偏光顕微鏡観察が向いています。
（１）Ｘ線分析による鉱物の識別サイズ
Ｘ線分析（回析）では岩石を粉末状にした試料を用いて分析を行います。分析の方法としては、粉末を全て用いる方法（不定方位分析）と 2μm 以下の細かい鉱物を対象として水ひ（水を用いたふるい作業）を行った試料を用いる方法（定方位分析）があります。粘土
鉱物に着目した場合には、水ひ試料（水を用いたふるい作業）で分析を行うことが一般的です。これは、粘土鉱物を細かく（強調して）見るための標準的な方法です。
水ひ法は鉱物粒子の粒径により分別する沈降法のひとつで、一定量の試料を試験管に取り、蒸留水で攪拌分散し、約 8 時間放置後上澄み液を 10cm の深さまで回収し、遠心分離を行って粒径 2μm 以下の粘土鉱物を濃集させて分析試料を作成します。なお、不定方位試料を用いたⅩ線分析では粘土鉱物だけではなく、岩石を構成している鉱物が検出でき、特に薄片観察では確認できない細粒鉱物が検出できることが特徴です。ただし、鉱物の含有量が少ない場合には検出できないことがあります。
以上のように、Ｘ線分析では結晶の小さい粘土鉱物などが識別できるため、岩石薄片では同定できない細粒な鉱物が検出できます。また、Ｘ線分析における全岩分析（全量）の鉱物量比の判定と粘土に着目した水ひ試料による鉱物量比の判定は、前提が異なるので注意が必要です。
補足；土質分類では、0.005mm 以下の粒子の集まりを粘土と呼びます。粘土のＸ線分析で用いる水ひ試料の粒径の 2μm は 0.002mm 以下で、土質分類による粘土の上限値よりさらに小さい粒径で分析していることになります。ただし、全岩と水ひ試料の両者を実施している場合には、全岩分析のピーク比が本来の分析試料の鉱物の比率です。
（２）岩石薄片による鉱物の識別サイズ
岩石薄片を用いた偏光顕微鏡による鉱物判定では、通常は 0.01mm サイズ程度までの鉱物を判定します。偏光顕微鏡観察に用いる岩石薄片はスライドガラスに貼り付けた岩石を薄く削った（0.03mm 程度）もので、岩石薄片に光を透過させたときの各鉱物の光学的特徴によって鉱物の種類を判定します。偏光顕微鏡観察時には、鉱物の形、色調、へき開、屈折率、多色性、消光位などに着目して、鉱物同定を行います。また、鉱物同定だけではなく、岩石組織の判定も行うことで岩石名を決めることができます。さらに、鉱物の成長関係を
1-65

土-13
観察することで岩石がどのように成長してきたかを明らかにすることができます。
以上のように、岩石薄片の偏光顕微鏡観察では光学的特徴が識別可能な大きさの鉱物を対象としており、一般にはカオリンやスメクタイトなど細粒な粘土鉱物の識別はできません。
（３）分析の事例
これまでに述べたように、Ｘ線分析と岩石薄片の偏光顕微鏡観察による鉱物判定では対象とする鉱物粒径に差があるため、それぞれの分析結果において鉱物構成の結果が違って見えることがあります。
事例として、四国に分布する安山岩の同じ試料を用いたＸ線分析による鉱物構成判定結果の事例を表-1 に、岩石薄片の偏光顕微鏡観察による鉱物構成判定結果を表-2 に示します。
これらの表に示すように同じ岩石試料を分析した場合でも、分析方法の違いにより、微妙に構成鉱物が異なる結果となります。
岩石名を決めるときには岩石薄片の偏光顕微鏡、粘土鉱物などの微細鉱物を調べるには
Ｘ線分析、と使い分けをするのが良いと思います。
表-1

安山岩のＸ線回折による鉱物構成判定結果の事例
鉱物

X線回析による
鉱物構成

全岩

両輝石安山岩

○

粘土

クリ スト
バラ イト

長石

＋

＋＋＋＋

雲母類

粘土鉱物（沸石を含む）
輝石

磁鉄鉱 赤鉄鉱 緑泥石 濁沸石 スメクタイ ト

＋

＋

＋

＋

※1）+ の数は反射強度等による相対量比を示す。 ++++：非常に多い，+++：多い，++：少ない，+：非常に少ない

表-2

安山岩の偏光顕微鏡による鉱物構成判定結果の事例
鉱物

岩石名

斜方輝石
安山岩

岩石
組織

流理状
組織

副成分鉱物

斜長石

斜方
輝石

黒雲母

●

●

●

白雲母

二次鉱物

磁鉄鉱

ｽﾌｪｰﾝ

緑泥石

●

●

●

炭酸塩
鉱物

粘土
鉱物

1）● は偏光顕微鏡下で確認できる鉱物。
2）流理状組織：柱状・板状結晶がほぼ平行に配列し，冷却時のマグマの流動線が見られる構造。

（回答者

1-66

田村栄治・木村一成）

土-14

モールの応力円、クーロンの強度式、モール・クーロンの破壊基準は何を示しているのでしょうか。

モールの応力円は、ある三次元の物体内部の任意の面に作用する垂直応力とせん断応力の関係を方程式で表したときに、得られる円の方程式の円を言います。
クーロンの強度式は、ある三次元の物体内部の任意面の破壊時に作用する垂直応力とせん断応力の関係を方程式で表したときに、得られる直線式の直線を言います。
モール・クーロンの破壊基準は、縦軸にせん断応力、横軸に垂直応力を取り、そのグラフ上にモールの応力円とクーロンの強度式を描きます。その両者の接点における座標（せん断応力と垂直応力）がその物質の破壊時の応力を表します。

（１）モールの応力円ある三次元の物体に外部から作用する最大主応力をσ1、中間主応力をσ2、最小主応力をσ3とします。物体内部のある面に注目すると、その面には垂直応力σとせん断応力τが作用しています(図-1)。これは、外部からの応力σ1、σ2、σ3 により発生するものです。したがってσとτの大きさはσ1、σ2、σ3 の大きさから計算できます。σとτの大きさを知ることは、物体の破壊条件を理解するために必要です。

図-1

1-67

物体に作用する応力 1）に加筆

土-14
岩石外部からの応力σ1、σ2、σ3 と、それにより岩石内部のある面に作用する応力σとτとの関係は、以下の式により表されます。
+
2

+

=

2

この式は、横軸にσを、縦軸にτを取った場合、, 0 を中心とする半径

点

の円を表し

ます。この円をモールの応力円と呼びます(図-2)。
モールの応力円上の点 C の座標を読むと、その時点のある面に作用するσとτの大きさが分かります。b は、ある面と最小主応力σ3 との角度を表し、0＜b＜90°です。したがって、b を変化させることにより、物体内部の任意の面を設定できます。

図-2

モールの応力円 1）に加筆（２）クーロンの強度式
図-1 の、物体内部のある面に作用する垂直応力σとせん断応力τは、σ1 およびσ3 と共に方程式で表され、それはモールの応力円と呼ばれます。これは、破壊前の物体内部の応力状態を表現します。
破壊時にある面に作用するσとτの大きさは、土や岩石を用いた力学試験の結果から、
直線で表されることが分かっています。図-3 は、物体をせん断変形させた際、破壊時にせん断面に生じたσとτの関係を表します。破壊時のσとτの組合せは無数にありますが、それらは全て同一の直線上にプロットされます。
=+

この直線をクーロンの強度式といいます。クーロンの強度式の切片 C をせん断強度（粘着力）、傾きφを内部摩擦角といいます。クーロンの強度式は物質の種類等によって変化するので、C およびφを測定し、対象物質の物性として評価します。

図-3

破壊時のある面に作用するσとτの関係

1-68

土-14
（３）モール・クーロンの強度式
最大主応力をσ1、中間主応力をσ2、最小主応力をσ3 とするとき（図-1）、物体内部のある面に作用する垂直応力σ1 およびσ3 は方程式で表され、それはモールの応力円と呼ばれます。これは、破壊前の物体内部の応力状態を表現します。一方、破壊時にある面に作用する σ と τ の大きさは、土や岩石を用いた力学試験の結果から、直線で表されることが分かっていて、クーロンの強度式と呼ばれます。
モールの応力円とクーロンの強度式はそれぞれ横軸にσ、縦軸にτをとるので、同一のグラフ上に表せます(図-4)。これは、ある物体に対する外力の変化前後のモールの応力円とクーロンの強度式との関係を表します。図-4 では、σ1 が増加しています。それに伴いモールの応力円は拡大しますが、クーロンの強度式は変化しません。クーロンの強度式は物質に固有の物性を表すので、外部からの応力によらず一定です。モールの応力円の大きさは、外部からの応力により変化します。σ1 の増加だけでなく、σ3 の減少によってもモールの応力円は大きくなります。

図-4

最大主応力σ1 増加時のクーロンの強度式とモールの応力円の関係の変化
1)

に加筆

1-69

土-14
図-4 では、モールの応力円とクーロンの強度式が接しています。両者が接するときに物体は破壊します。この関係をモール・クーロンの破壊基準といい、両者の接点の座標は破壊面に作用する と の値を表します(図-5)。

図-5

物体の破壊時のモールの応力円とクーロンの強度式の関係【引用文献】
1)松倉公憲（2008）：山崩れ・地すべりの力学-地形プロセス学入門，p.14，16．

（回答者

1-70

小暮 哲也）

土-15

道路面下の空洞を見つけるには、どのような調査方法が最も適しているでしょうか。
また、深度についてはどの程度まで分かるのですか？
深さ 2m 程度までの空洞については、「地中レーダー探査」が適しており、広く用いられています。ただし 4m 程度より深いところにある空洞となると、簡単には見つけられません。
見つけたい空洞の深度が 4m 程度を超える可能性がある場合は、複数の物理探査を組み合わせたり、ボーリングなどの直接的な調査を併用したりすることをお勧めします。
（１）どんな探査方法があるか？
近年は維持管理分野の需要が増えるにつれて、道路面下の空洞のような比較的浅所の空洞を探す技術が求められるようになりました。物理探査には表-1 のように様々な方法がありますが、空洞調査には表面波探査、地中レーダー探査、重力探査が主な対象とされ、このうち地中レーダー探査が最も普及しています 1)。
表-1

物理探査の種類と対応深さ 1)

1-71

土-15
（２）地中レーダー探査とは
写真-1 は探査の実施状況例で、手押しタイプや車載型があります。車載型は道路面を迅速に広く探査するのに適しています。
図-1 は地中レーダー探査波形の例です。ここでは、埋設管と空洞及び著しく緩んでいる区間が検知されています。地中レーダーは、送信アンテナから電磁波を発して埋設管や空洞で起きた反射を受信アンテナで検知します。その反射波形はしばしば上に凸型を示すので、埋設管や空洞が検知できます。
このように、2m 程度より浅い深度の埋設管や空洞については、高い精度で検出することが可能です。

写真-1

探査状況（左：手押し型、右：車載型）

距
m
m

1.0

0

離

2. 0

0
0.5

深
1.0

度

1.5
2.0
空洞及び著しい緩み埋設管(塩ビ管)

図-1

地中レーダー探査波形の例

1-72

3 .0

土-15
（３）地中レーダー探査の長所と短所
地中レーダー探査は浅所での埋設管や空洞検知に優れていますが、長所も短所もあります。次に長所と短所を列挙します。
（長所）・調査が簡便：センサーの設置といった準備が必要なし。
・調査が迅速：手押し型では歩く速度、車載型では 60km/h 程度で探査可能。
・結果が早い：反射波形がその場で得られるので、簡易判断がその場で可能。
・連続的に実施できる：道路や護岸といった連続した構造物を連続的に探査可能。
・比較的安価：簡便・迅速であるため、費用が比較的安価。
・金属に強い：金属の埋設管や電気ケーブルは特に強く検知可能。
（短所）
・埋設管や空洞の明確な形状が分かる訳ではないので、技術者判断が必要となる。
・空洞でないものも検知するので、誤検知を伴う。
・水に弱い（地下水位より下はほぼ見えない）。
（４）総合的な調査の実施
地中レーダー探査の短所を補うためには、探査で異常反射が得られた地点で簡易ボーリ
ングなどを行うことで、探査の精度が格段に向上します。
以下は、地中レーダー探査で見つかった異常反射地点で簡易ボーリングと孔内カメラ撮影を行い、実際の空洞状況を確認した事例です。探査の時点では「深さ 0.1m 付近に 0.6×
1.4m 程度の空洞がありそう」程度の情報しか分かりません。それを、簡易ボーリングと孔内カメラ観察によって実際に確認し、「深さ 0.12m から 1.05m 間が空洞、サイズは 1.0×4.7m、空洞下端が土砂吸い出しにより軟質化」などの詳細が分かり、変状原因の把握や対策検討に役立ちました。
このように、地中レーダー探査にボーリングや孔内観察を組み合わせることで、探査の精度が高まります。これは地中レーダー探査に限らず物理探査一般に言えることで、むしろ物理探査を「やみくもに無駄なボーリングを掘らないようにするための、調査地点選定ツール」とでも位置づけていただければ、良いと思います。

写真-2

地中レーダー探査での異常反射地点とボーリング孔内カメラの映像の例
1-73

土-15
（５）深いところの探査はあるのか
近年では、昔の防空壕や石炭坑道を探したいといった、2m 以深の地中レーダーが届きに
くい深度の埋設管や空洞調査の要望もあります。これは地中レーダーでは検知することが難しく、表面波探査や電気探査など他の物理探査が必要になります。それらを駆使し、8m下にある石炭坑道を見つけることができた調査事例もあるにはあります。ただし、空洞があっても探査で見つけられない可能性もあることを認識しておく必要があります。
これは私が今までこなしてきた現場での経験でもありますが、埋設管や空洞は「深さの5 分の 1 程度のサイズ」、つまり 2m 下にある 40cm 大の埋設管や空洞ならば何とか検知できますが、「2m 下にある 20cm の水道管を見つけろ」となると検知が難しいようです 2)。たと
えば「10m 下の 50cm の埋設管の位置を探査で見つけてくれ」との依頼には、探査の限界を説明しております。
“4m より深いところにある小規模な空洞は、探査でそう簡単に見つけられるものではな
い”、ということを知っておいてください。

【引用文献】
1)地盤工学会（2013）：地盤調査の方法と解説，p.95.
2)物理探査学会（2008）：新版物理探査適用の手引き，p.6.

（回答者

1-74

小笠原 洋）

土-16

花崗岩のコアストーンとは何ですか？また、コアストーンによる土木的な注意点を教えてください。

日本の花崗岩は、亀裂沿いに風化していき、未風化部と風化部が混在する形になることが多く、その未風化部のことをコアストーンといいます。強風化した表層付近の花崗岩層にコアストーンの未風化岩塊が存在するなど、不均質な風化形態を示すことがあるため、設計・施工で注意が必要となることがあります。
（１）花崗岩の風化形態とコアストーン
花崗岩は、地下深くでマグマがゆっくり冷えて固まった深成岩の一つです。日本の花崗岩には一般に、「節理」とよばれる亀裂が発達します。節理には、マグマが冷却して花崗岩へ固化する際にできる初生的なものや、地下深くにあった花崗岩が地表に近づくことで岩盤圧力が解放されてできる「シーティング」とよばれる水平ないし緩傾斜の節理があります。これらの節理に沿って風化が進むことで、未風化部と風化部が混在する形を示すことが花崗岩ではしばしば認められます。そのため、花崗岩は表層から深層に向けて新鮮岩盤となるような単純な風化形態でなく、未風化のコアストーンと風化マサが混在しながら徐々に新鮮岩盤に至るような風化形態を示します。
マクロに見れば、花崗岩の表層付近は土砂部が優勢で、深度が大きくなるにつれて風化程度も弱まり、軟岩程度以上が大勢を占めるようになります。
＜参考＞マサとマサ土 2）
・マサ：風化して砂状となったもの。風化花崗岩であり岩石組織が残る。

地表面

・マサ土：マサが風化花崗岩から分離して堆積したもの。

開口した節理マサとマサ土部

コアストーンとマサ混在部

閉じた節理
図-1

花崗岩の節理に伴う風化形態模式図（1)より引用・加筆）

1-75

土-16
コアストーン（未風化部）

節理沿いのマサ

写真-1

風化花崗岩中に発達したコアストーン（岡山県玉野市）

写真-2

花崗岩の風化の様子（香川県小豆島町）

1-76

土-16
(２)土木的な注意点（１）で述べたように、花崗岩はコアストーン（未風化部）とマサが混在するような風化形態を示すことがあります。この風化形態による実際上の問題例を以下に示します。
①花崗岩地域の土石流
花崗岩地域では土砂や流木とともにコアストーンも土石流として流されます。コアストーンは比較的新鮮でハンマーでも割れない硬さのものが多く、また、大きさは様々で大きいものは 2m を超えるものもあるため、土石流の威力が大きくなります。平成 30 年 7 月豪雨でもコアストーンによって土石流の威力が大きくなっていることが確認されました（写真-3）。

土石流で流れてきた
コアストーンマサ・マサ土起源の砂写真-3

土石流で流れてきたコアストーン（広島県）②コアストーン分布域でのボーリング調査
構造物の支持地盤深度を知るためにボーリング調査を行う際、図-2 に示す a）コアスト
ーンのない場所で掘削した場合と、b）コアストーンのある場所で掘削した場合ではボーリ
ング結果はどのようになるでしょうか。a）の場合、ボーリングコアは深部に向かって新鮮になるような単純な地質構造を示すので、支持地盤深度が把握しやすいです。しかし b）の場合、ボーリングコアは硬軟が繰り返されるため、支持地盤深度がどこなのか判断に悩まされることがあります。以上のようにコアストーン分布域でのボーリング調査では、支持地盤深度やボーリングの掘り止め深度の判断には注意が必要となります。

1-77

土-16

b）
a）

図-2

コアストーン分布域での調査事例＜コアストーン分布域での調査事例＞
山頂部に施設を作るためにボーリング調査を行った事例です。写真-4 に示す山頂付近でのボーリングコアは浅部がマサ状、深部が新鮮花崗岩であり、コアストーンは認められませんでした。これにより、山頂施設までの工事用道路施工も大きな問題はないだろうと考えました。しかし実際には、写真-5 のような大きく硬質なコアストーンが出現し、小割り作業に多大な労力がかかりました。このように花崗岩分布域では想定外のコアストーンが出現する可能性があるので、ボーリングコアの観察だけでなく周辺の地表踏査も行い、コアストーンの有無や風化状態などを把握することが必要です。

マサ

表土とマサ

コアストーン新鮮

写真-4

ボーリングコア

写真-5

1-78

掘削時に出現したコアストーン

土-16【引用文献】
1)横田修一郎（1991）：花崗岩山地におけるフラクチュアーと岩盤レベルでの風化・劣化過程，「地球環境と応用地質」日本応用地質学会関西支部創立 20 周年記念論文集，日本応用地質学会関西支部，pp.247-254．
2)藤田崇：深成岩の特性とその見方，https://www.jasdim.or.jp/gijutsu/gan-seki/fujita/index.html，斜面防災対策技術協会
(回答者

1-79

竹下 菜月)

土-17

付加体堆積物とはどのような地質ですか？
ここでは、どのような土木的問題が想定されるのですか？

海溝や舟状海盆（トラフともいう）において海洋プレートが沈み込
むときに、海洋底にたまっていた堆積物がはぎ取られて陸側に押しつけられます。この作用を付加作用といい、その結果、陸側斜面先
端部に付け加えられた多くの逆断層で積み重なった楔（プリズム）状の断面をもつ堆積体を付加体といいます。
付加体に特徴的であるメランジュは、異地性・現地性の数 cm から
数 km に達する様々な大きさ・種類の岩塊が剪断された細粒の泥質岩などの基質中に含まれているものです。
メランジュのような付加体特有の岩体は地層としての連続性に乏しいことから土木的にも問題がある場合が多く、特にトンネルや切土工事など応力や荷重を除去するような場合において問題となることがあります。
（１）付加体(堆積物)とは
日本列島の位置は、何億年の前の古い時代から大陸と大洋との境界にあったと言われており、そこは海洋プレートが大陸のプレートに沈み込む場（海溝もしくは舟状海盆）にあったとされています。海溝や舟状海盆（深海底にある細長くて比較的幅の広い舟底状の凹地。トラフともいう）において海洋プレートが沈み込むときに、海洋底にたまっていた堆
積物及び海洋プレートの一部がはぎ取られて陸側に押しつけられます。この作用を付加作用といい、その結果、陸側斜面先端部に付け加えられた多くの逆断層で積み重なった楔（プリズム）の断面をもつ堆積体を付加体といいます（図-1）。
このような付加作用で形成された地質体は、付加されるときに大きな圧力を受け、破断・衝上断層や褶曲などが形成され構造が非常に複雑となっています（写真-1 参照）。また、
主に砂泥互層からなる陸源性の海溝充填堆積物と海洋プレートの表層部を構成している海山を作る玄武岩質の枕状溶岩や礁性石灰岩、深海成の層状チャート、遠洋～半遠洋性の泥岩などが取り込まれ、これらが破砕変形して混合・混在したメランジュの産状を示すことがあります。
日本列島の中・古生層は、一部を除いてほとんどが付加体からなります（図-2）。また、房総半島・三浦半島の新第三系には付加体に該当するものがあります。現在でも太平洋側の海底では付加体が形成され続けています。これら以外に、付加体堆積物が変成作用を受けたものとしては、三郡帯・領家帯・三波川帯などの変成岩類があります。

1-80

土-17

図-1

海溝と付加体でおこる現象をまとめた模式図 1)（「地層の解読」、平朝彦、2004、p-248、249 より抜粋）

写真-1

三宝山帯における付加体堆積物
砂岩優勢互層であるが小断層により破断され、非常に複雑である

図-2 日本列島における付加体堆積物の分布 2)（地質学調査の基本-地質基準-、2003、カバー図より抜粋）
1-81

土-17
（２）メランジュとは付加体に特徴的にみられる地質体として、メランジュと呼ばれるものがあります。
メランジュとは、異地性・現地性の数 cm から数 km に達する様々な大きさ・種類の岩塊が剪断された細粒の（一般的には泥質の）基質中に、ブロック・イン・マトリックス（block-in-matrix）の状態で含まれている変形した岩体で、地質図に表現できる大きさの岩体に適用されます。
メランジュの一般的な定義は以下のようにまとめられています（図-3、写真-2）3)。
①24,000 分の 1 またはそれ以下のスケールの地質図上に記載できる地質体である（地質図に書き込めるユニットが重要で、日本では 25,000 分の 1 の平面図に表せると考えればよい）②その内部では地層としての連続性が失われ、様々なサイズで、異地性・現地性起源の岩片や岩塊を含む③それらが細粒に粉砕された基質中に散在した組織（ブロック・イン・マトリックス）をもつ
成因については堆積性のもの（＝オリストストローム）や構造性のもの（テクトニック
メランジュ）が考えられていますが、うまく説明できないものも多いので、メランジュは成因を特定しない記載用語として使われています。
メランジュは地質図や断面図上に十分に表現できるユニットとしての連続性をもっていますが、そのユニット内での構成物に連続性が認められないという特徴があります。このため、地質上に表現できる岩塊が見いだされた場合には、露頭でみられる形態を参考に角礫状、レンズ状あるいは芋状の岩塊として表現されていますが、これらはあくまでも概念的なものとなります。

図-3

混在岩（メランジュ）の分類と用語（中江、2000a）2)(a)パッケージの種類とその規模（Ｗakita、1988 を修正）
(b)地層の破断・混在岩化の程度に応じた分類（木村他、1989）(c)地層の破断の程度による分類（Ｒaymond、1984 を修正・改変）（地質学調査の基本-地質基準、2003、p-50 より抜粋）
1-82

土-17

写真-2

メランジュの露頭（徳島県那賀町木沢大用知地区）
基質は泥質岩を主体とし、block-in-matrix 組織を示す
右側の複雑な色調の岩塊は緑色岩である（３）土木地質における問題
付加体堆積物（特にメランジュ）では、砂岩・チャート及び緑色岩などが剪断された泥質基質に取り込まれている場合、工学的性質は基質である泥質岩に規制されます。また、
このような地質体では、「どこに」「何が」分布するのか、などの地山性状に関する情報をボーリング調査と断片的な露頭から推定するのは困難となります。
トンネルや切土などの応力や荷重を除去するような工事の対象としてこれら付加体堆積物を見た場合、掘削による応力解放で緩みやすく、水がついた場合の強度低下が大きいな
どの問題があります。また、弾性波速度値と切羽に現れる地山状態が対応しないことなどの問題点もあります。整然とした成層構造を示さないため、事前調査による地質構造の予測が非常に難しいことも問題点の一つです。
これらの要因により、トンネルでは大幅な支保パターン変更・補助工法の併用などを余儀なくされることが多い地質となっています。また、大規模な石灰岩分布区間では、突発的な多量湧水に遭遇する場合があります（例えば地芳トンネルなど）。切土では法面が不安定化し、緩勾配での切り直しやアンカー工などによる抑止力の導入を必要とする場合が少なくありません。大規模な造成などでは硬質な砂岩・チャートなどの岩塊の分布により、「軟岩」相当のリッピング可能な弾性波速度値であるにもかかわらず、これら硬質岩により掘削困難になり発破の併用が必要になるなどの問題が生じることがあります 4)。
【引用文献】
1)平朝彦（2004）：地質学 2 地層の解読，岩波書店，pp.248-249.
2)日本地質学会地質基準委員会編（2003）：地質学調査の基本-地質基準-，共立出版，表紙，
pp.47-62.
3)狩野謙一・村田明広（1998）：構造地質学，朝倉書店，pp.212-221.
4)土木地質の達人編集委員会編（2009）：土木地質 達人の知恵，オーム社，pp.60-65.
（回答者
1-83

田村 俊之）

土-18

地質調査の報告書の中で、しばしば「メランジュ（またはメランジ等）」という言葉が出てきます。これはどのようなものですか？また、同じような意味でオリストストロームという言葉があります
が、それとの違いは何ですか？
メランジュは、「縮尺 1:24,000 かそれより小スケールの地図上で描ける大きさで、地層としての連続性がなく、細粒の破断した基質の中にいろいろな大きさや種類からなる礫・岩塊を含むような構造をもった地質体」として地学事典 1)で示されています。
したがって、硬軟の岩石が不規則に混合しており、岩盤としての割
れ目も細かく発達していることから、土木地質としては切土のり面等の土工事やトンネル工事においては、不良な地質として認識されていることが多いです。オリストストロームとは巨大な海底地すべりで生じた、大小様々の岩石が泥質基質に含まれた地質体のことです。これは堆積作用で形成された堆積性メランジュと同義とされることもあります。
（１）メランジュ（melange）とはメランジュは、フランス語で「混合」を意味しており、メレンゲ（meringue）を語源としており、メランジェ、メランジとも呼ばれています。
地質学では、さまざまな岩石が変形し、混合した状態にあるものをメランジュといいます。メランジュは、地すべりや土石流、断層運動などで元からあった岩石が混合してできると考えられていますが、特にプレート沈み込み帯で形成される付加体に見られるものを
メランジュと呼んでいます。このため、付加体ではない場合にはあえてメランジュとは呼ばず、総称として混在岩などと呼ぶことがあります。
図-1 に示すようにプレート沈み込み帯においては、泥岩・砂岩以外にもチャート、石灰岩、枕状溶岩（玄武岩）などの様々な種類の岩石・地層が複雑に変形・混合し、メランジ
ュが形成されています。その結果、メランジュでは、本来整合的に堆積した地層も破断変形しています。
メランジュの統一的な分類は未だ確立していませんが、成因的には、①大規模海底地すべりとしてのオリストストローム、②せん断破壊によるテクトニック・メランジュ、③流動変形する泥が周囲の地層に貫入していく泥ダイアピール、が考えられています。ここで、オリストストロームは、海底地すべりにより形成されたメランジュ（混在岩）に限定して使われていることが判ると思います。

1-84

土-18

図-1 プレートテクトニクスと海洋底層序の模式図 2)
鈴木堯士、吉倉紳一（2012）：「最新・高知の地質 大地が動く物語」より抜粋
中国・四国地方において付加体地質の研究が最も盛んな地域は、高知県の四万十帯です。
本文では、その代表的なメランジュの露頭が分布している高知県土佐市宇佐の横波メラン
ジュと高知県安芸郡芸西村西分の住吉海岸（手結）メランジュの露頭写真を示します。

層状チャートの露頭

泥岩と砂岩のメランジュ（混在岩）

せん断された赤色泥岩に見られる断層
写真-1

砂岩層中に泥岩が貫入している
泥ダイアピール
高知県土佐市宇佐町の横波メランジュの露頭写真

1-85

土-18

淡緑色と暗赤色の多色頁岩

多色頁岩のメランジュ

メランジュ内に認められる枕状溶岩
褶曲した層状チャートと赤色泥岩の互層（玄武岩）
写真-2 高知県安芸郡芸西村西分の住吉海岸（手結）メランジュの露頭写真（２）土木地質における課題
メランジュは、様々な種類の岩石・地層が複雑に変形・混合していることから、岩石としての硬軟の変化が著しいとともに、せん断面など細かな割れ目が発達しています。
したがって、土木工事では切土のり面の不安定化が発生しやすい素因を有する地質と考えられます。同様にトンネル工事では、切羽の不安定化とともに、掘削に伴う緩み範囲増
大による大きな内空変位の発生など、施工に苦労する現場が多くなっています 3)。
また、メランジュの基質である泥岩は、せん断され細かな割れ目が発達しており、強度的に脆く、風化を受けやすい特徴があります。このため、泥岩を土材料として転用する場
合は、そのスレーキング特性を把握したうえで、適切に利用する必要があります。
【引用文献】
1)地学団体研究会（1996）：新版 地学事典，平凡社，1443p.
2)鈴木堯士、吉倉紳一（2012）：最新・高知の地質 大地が動く物語，南の風社，206p.
3)ジェオフロンテ研究会（2005）：付加体地質とトンネル施工，ジェオフロンテ研究会，236p.
【参考文献】
1)日本地質学会（2016）：日本地方地質誌 7 四国地方，朝倉書店，679p.
（回答者
1-86

西川 徹）

土-19

ボーリングのコア判定で、N 値がどのぐらいなら軟岩と判定していいでしょうか？

ボーリング調査時のコアの工種区分では、未固結堆積層でなく、N値が概ね 50 以上の軟質な岩から CL 級の岩を軟岩と評価することが一般的です。ただし、調査の目的や地質により異なる場合もある
ため、このような場合には受発注者で協議が必要です。

（１）はじめに
ボーリングコアの工種区分は調査費に直結するものであり、掘削の困難さに応じて決定する必要があります。
困難さとは、調査の目的と求められるコアの品質、分布する地質に対して、掘削ツール
スの損耗度合い、掘削にかかる時間、試料の採取し難さ等、様々なボーリング調査独自の特徴により変わります。
ここでは、掘削ツールスの損耗や掘削にかかる時間を指標とした、ごく一般的な工種区分とＮ値との関係について検討しました。Ｎ値と工種区分の関係や、試料採取の難しさやコア品質とは一義的には対応しません。また、「調査ボーリングの掘削手間」と「地質解析の複雑さ」、「施工での工種区分」も同一ではありません。したがって、ここに示すＮ値と掘削区分との関係は、あくまでも中四国において分布する地質帯における経験則的な指標であり、切土計画に伴う調査や、構造物の基礎地盤を確認する調査等、一般的な内容に対応するものです。コアの高い品質を求められるような調査や特殊な地質状況に対応する調査については、業務毎に受発注者が協議して決定することが必要となることに留意してください。
「軟岩」の定義だけでなく、積算上の工種区分と作業の実態にも様々な見解があり、今後の議論が必要だと思われます（表-1）。

1-87

土-19
表-1
一般的な特徴・未固結～低固結な土
砂・ Ｎ 値が低いことが多い。
土・ Ｎ 値が高くても未固結であれば、土質扱
い（砂礫層など）。
・ほぼ水平な沖積層など比較的単純な分布。
・半固結～固結した堆積岩。

土と岩に絡む事象のまとめ
工事

調査ボーリング〔積算上の工種区分〕 〔積算上の工種区分〕〔積算上の工種区分〕

・土質・地質を基本にしつつも、施工性により区分。

・土質・地質を基本にしつつも、施工性により区分。

・調査ボーリングの数
量（削孔長）により土質か岩盤か区分。

〔主な指標〕〔柱状図〕〔主な指標〕

・Ｎ値、
一軸圧縮強度、 ・目的により、地質学的P 波速度、亀裂密度分類～工学的分類をなど。
使い分けている。
↓

・岩盤 1 孔は土質 3 孔分とする。

・解析の複雑さから、岩盤の解析費が高くなっていると考えられ
・Ｎ値、観察記事、一軸る。
圧縮強度、P 波速度、
〔主な指標〕

・完全に土砂化した岩盤を土 質扱い する場合もある。

・火成岩や変成岩（花崗岩、結晶片岩など）
。
岩

地質解析

亀裂密度など。

↓↓

・強風化岩などは、堅岩よりも評価が難し
く、 Ｎ 値が低いからと言って土質として扱えない。

・柱状図では強風化岩
でも、積算区分は土砂とすることもある。

・ Ｎ 値が高いことが多い。
・節理（亀裂）・断層・
褶曲・風化・変質など
分布や性状が複雑。
・Ｎ値の大小が、土質・ ・施工性を主眼とする地質区分や掘削の困ので、調査ボーリン
難さと対応するとはグの工 種区分 と概限らない。
ね一致する。

摘
要・地質学的分類と施工性は必ずしも一致しないので、地層名と積算上の区分が一致しないことがある。
・削孔や解析の困難さを考慮すると、 Ｎ 値
だけにより工種区分
するのは早計。

1-88

・積算上は、調査ボーリ
ングの工種区分（土質か岩盤か）により、地質解析の区分も決まるでの、 Ｎ 値の低い強風化岩を土質扱いすると実態と整合しなくなる。

土-19（２）軟岩とは
軟岩とは「一口で言うなら、土のようにばらばらにはならないが、硬岩のようには硬くはない、半固結状の岩石である」と言われています 1）。工学的区分や掘削区分における軟岩は、一軸圧縮強度を目安として区分する場合が多く、土木学会 1）では主に新生代の泥～砂質泥岩を対象に一軸圧縮強度が 1～10MPa(10～100kg/cm2)あるいは 20MPa(200 kg/cm2)程度の領域を軟岩としています。地盤工学会岩盤分類基準化委員会 2）では、25MPa 以下を軟岩として取り扱っています。さらに、武田・横山 3）は地学辞典の中で、軟岩は発破を必要とせずリッパー掘削が可能なものとしています。国土交通省の設計業務等標準積算基準書
4）では，ボーリング調査でメタルクラウンにより容易に掘削できる岩盤、地山弾性波速度（P 波）は 2.5km/s 以下、一軸圧縮強度は 30MPa（30N/㎜ 2）以下としています（表-1)。
上記のように軟岩の範囲について相場感はあるものの、機関により区分の要素や数値区分に多少の違いが見られます。
地質区分における軟岩は、その成因から主に①堆積軟岩と②風化軟岩に分けられます。
図-1 は軟岩の形成過程と分類について整理したものです。①は新第三紀層の堆積岩のような固結度の低い岩石をさし、②は硬岩が風化して軟質になった岩盤、あるいは硬質ではあるが亀裂等で細かくばらばらになる岩盤を指します。また、日本では火山軟岩と呼ばれる凝灰質岩や熱水により変質を受けたやや特殊な軟岩も存在します。
掘削区分における土、軟岩、中硬岩、硬岩は遷移しています。軟岩をどこで区分する
か、明確に数値で決めた基準は見当たりませんが、上記の記述が概ね応用地質分野の認識であると思います。

続成作用

【堆積岩】

堆積軟岩がさらに続成作用を受け構成砕屑物が結合し、完全に岩石になったもの

土が続成作用により砕屑物がある程度結合し、半固結状態となったもの

続成作用

様々な岩石がマグマの熱、
地下の高圧等で変成を受け、元の岩石とは性状の異なる岩石となったもの

図-1【②風化軟岩】

風化や変質により鉱物粒
子間の結束が弱まったり、
一部の鉱物が粘土化したもの岩片は硬いが亀裂や節理が密に発達したもの

風化作用
変質作用

風化・変質作用

マグマが固結して岩石と
なったもの

【変成岩】

【①堆積軟岩】

【土】

【火成岩】

変成作用

軟岩

軟岩の形成過程と分類

1-89

風化作用と水による浸食作用で破砕された砕屑物の集まりで、砕屑物間に結合力が無いもの

土-19
表-1

設計業務等標準積算基準書（国土交通省、2017）による土質・岩分類 4）（３）Ｎ値によるボーリングコアの軟岩の判定について
Ｎ値を目安としたボーリングコアの判定では、概ね 50 以上を目安とすることが一般的です。軟岩の圧縮強度の下限値の参考として、図-2 の一軸圧縮強度とＮ値の関係例 5)を示します。図-2 のグラフの中には、堆積軟岩として扱われる本牧土丹（△で表示）のデー
タがあり、Ｎ値 50 程度以上(一部 50 未満もある)、圧縮強度 1MPa（1,000kN/m2）程度以上となっています。ただし、軟岩はあくまで岩石であり、土ではありませんので、Ｎ値が50 以上でも未固結の堆積層は軟岩とは取扱いません。また、電研式の岩盤分類では、軟岩を D 級（Ｎ値 50 以上のもの）～CL 級とする場合が多く、軟岩の上限は CL 級相当と思わ
れます。

図-2

一軸圧縮強度 qu とＮ値との関係 5）に加筆（△：本牧土丹（堆積軟岩）の例）

1-90

土-19
（４）写真で見る風化軟岩、堆積軟岩
参考に、風化軟岩、堆積軟岩の例を写真で紹介します。
写真-1 は和泉層群の風化軟岩の例、写真-2 は花崗岩の風化軟岩の例です。写真-1 では、主に割れ目に沿って褐色化が進み、全体として褐色・軟質化していますが、割れ目が識別でき、褐色の粘土を介在している様子が分かります。写真-2 の花崗岩の露頭写真では、全体に褐色化しマサ状の強風化岩（DH クラス）の岩相を呈し、部分的に原岩色に近い
硬質部が礫状に残存している様子が見えます。

写真-1

風化軟岩の例 1(中生代白亜紀の和泉層群の砂岩・泥岩、香川県)

写真-2

風化軟岩の例 2(中生代白亜紀の領家花崗岩、香川県)

1-91

土-19
堆積軟岩の事例として、土庄層群のシルト岩・砂岩（香川県）の例を写真-3 に、穴内層の砂岩（高知県）の例を写真-4 に示します。堆積軟岩は岩としては軟質で、割れ目も少なく、ボーリング掘削では棒状に採取されることが多いことが分かります。また、堆積年代などの違いによって、ナイフで少し削れる程度のものから割れ目が明瞭に識別でき、やや硬質となっているものまで含みます。

写真-3

写真-4

堆積軟岩の例(古第三紀の土庄層群のシルト岩・砂岩、香川県)

堆積軟岩の例(新第三紀・鮮新世の穴内層の砂岩、高知県)

1-92

土-19
（５）終わりに（４）では中国四国地方の地質を対象にＮ値を測定して軟岩と評価した事例を、（３）では堆積軟岩の本牧土丹の事例を示し、Ｎ値 50 以上の岩について、軟岩と判断することができることを示しました。対象地質（土質・岩石）による「ボーリングの掘削」の難易や貫入試験の「貫入抵抗」の違いに応じた労務費、材料費、機械器具損料の計上から示される
積算上のボーリング工種との比較においても、Ｎ値 50 以上を工種区分「軟岩」とすることは概ね妥当と考えられます。
ただし、Ｎ値による軟岩の取り扱いについては、調査の目的、対象構造物、現地の地質条件や作業の難易度等に応じて受発注者が協議し、総合的に判断することが必要だと考えます。
なお、軟岩の工学的評価に当たっては、軟岩の成因による分類とその岩種（礫質、砂質、泥質、互層、等）を識別し、コアの風化程度やコアの硬さ・形状など（Ｎ値や一軸圧縮強度など）を加味した岩盤評価区分（岩級など）に基づき、該当する軟岩の強度（内部摩擦角φや粘着力ｃ）や変形特性を検討する必要があります。
また、軟岩の物性を議論する場合には、上述した強度（φ、ｃ）や変形特性の他に含水状態および劣化しやすさ（スレーキング）などを加え総括的に捉えることが重要となります。
【引用文献】
1）土木学会編・軟岩評価－調査・設計・施工への適用（1999）：第 1 章概説，p.1,2.
2）地盤工学会岩盤分類基準化委員会（2004）：新規制定地盤工学会基準・同解説、岩盤の工学的分類方法（JGS3811-2004），p.3-8.
3）武田祐幸・横山俊治（2012）：地学辞典，地学団体研究会編，発行平凡社，p.955.
4）国土交通省大臣官房技術調査課（2018）：設計業務等標準積算基準書，設計業務等標準積算基準書（参考資料）,第 2 章地質調査標準歩掛等，p.2-2-5.
5）地盤工学会（2013）：地盤調査の方法と解説－二分冊 1－，p.309.
（回答者

1-93

谷野宮 竜浩）

第 2 編 防災地質

防- 1 地すべりを律する地質構造
防- 2 花崗岩に発達する粘土細脈
防- 3 斜面変動における地形判読の意義
防- 4 地すべり面を確定させる方法
防- 5 地すべり・崩壊・土石流の違い

防-1

地すべり調査の基準書では、地質構造を調べるようにとあります
が、層理以外に注意する地質構造がありますか？

地すべりと地質構造との観点で見ると、以下のような地質構造に起因する地すべりの事例が多く見られます。
① 流れ目の層理、片理に沿う、②卓越する流れ目の節理に沿う、③
流れ目の断層に沿う、④卓越する流れ目の劈開面に沿う、⑤褶曲軸の落としの方向が流れ目となっている、⑥巨大オリストリスの塊状岩塊が流れ目をなす、⑦流れ目の変質帯に沿う、⑧鉛直に近い層状岩盤のトップリングによる、⑨背後に安山岩の地下水貯留槽をもつ第三紀層すべり。
①～⑦に共通していることは連続する弱層が流れ目（盤）をなしていることです。
この他、⑧のトップリングによる地すべりの発生事例もあり、地質構造が概ね鉛直に近く、地形的には半島状に伸びる尾根を横断する
ように開削した時に発生することが多いようで、地形効果が認められます。⑨では水理地質構造と関連しています。
（１）地すべりと地質構造は関係が深い
岩盤すべり、風化岩すべりと呼ばれる地すべりでは地質構造との関係を明らかにすることが重要です。
文献 1）によれば、四国の三波川帯、みかぶ緑色岩類、秩父帯剣山層群における地すべり
では、片理面あるいは層理面の最大傾斜方向と地すべりの滑動方向との交角が 30 度以内となる流れ目の地すべりは 4 割程度であるとしています（図-1）。このデータは，層理面注 1）、
片理面注 2）以外の地質因子で地すべりが発生することがあることを示唆しています。文献 2）
は、四国で発生している地すべりを概観し、地すべりと地質構造との観点で見ると以下の地すべりの事例が多いとしています。
① 流れ目の層理、片理に沿う地すべり② 卓越する流れ目の節理注 3）に沿う地すべり（図-2）③ 流れ目の断層に沿う地すべり④ 卓越する流れ目の劈開面注 4）に沿う地すべり⑤ 褶曲軸の落としの方向が流れ目となっている地すべり⑥ 巨大オリストリス注 5）の塊状岩塊が流れ目をなす地すべり⑦ 流れ目の変質帯に沿う地すべり⑧ 鉛直に近い層状岩盤のトップリングによる地すべり⑨ 背後に安山岩の地下水貯留槽をもつ第三紀層地すべり注 6）
2-1

防-1
前述の①～⑦の地すべりに共通する点は、地質構造に起因した連続する弱面（層）が流れ目を形成していることであります。⑧は層理や片理などが概ね鉛直に近い受け盤側斜面
において、特に半島状に突き出た尾根の先端を切土したり、尾根を横断するように開削したときに発生することが多いようです。地質調査の際には、地質構造と地形の両方に着目する必要があります。⑨は下位に軟質層の上に安山岩などの硬質層が重なる二階建て構造（キャップロック構造）に起因した地すべりです。硬質層に発達する節理が地下水貯留槽となり、その地下水が軟質層を劣化させたり、節理に沿ってブロック化した硬質層が軟質層に沈み込んだりして、地すべりを促進させます。また、これら第三紀層中の堆積岩にはしばしば熱水変質や風化で生じたスメクタイトが含有され、スメクタイトに富む地層が流れ目を形成していると、その地層にすべり面が形成される可能性が高くなると考えられます。

図-1

層理片理面の傾斜方向と地すべりの滑動方向とのなす角θと地すべり地の個数の関係 1）
b.

a.

c.

a：卓越する流れ目の節理に沿う地すべり断面
b：流れ目の節理系の集中度（シュミットネット下半球投影）、c:流れ目の節理面と道路のり面の方向（ウルフネット下半球投影）
図-2 流れ目の節理が卓越する斜面の地すべりの事例 2）
2-2

防-1
（２）受け盤構造における地すべり評価は今後の研究課題
風化によって劣化した岩盤が地質構造と無関係に受け盤斜面で地すべりが発生することがあります。また、応力場として斜面では下方に向かって応用が流れ、せん断応力（すべろうとする力）が働いています。
文献 3）は、斜面のクリープによる不安定化を原因とする受け盤構造の地すべりを報告しています（図-3）。また、文献 4）では、受け盤構造における重力性の地層の転倒変位に伴う開口亀裂の発生，雨水流入の繰り返しによる斜面の不安定化の進行が、受け盤斜面での地すべり・崩壊の発生要因であると考察しています。また、文献 5）は、緩みや風化によって斜面が不安定となり受け盤でも地すべりや崩壊が発生するとし、風化も取り上げています。斜面の上位、下位で風化程度が急激に異なる斜面は古期の風化岩すべりでしばしば見られ、受け盤構造である事例も見られます。
四国三波川帯のつえ谷では、山頂に二重山稜をもつ大規模斜面変動が見られ、上部は受け盤の地すべりの兆候、下部は厚い崩積土の地すべりのようで 6）7）、大規模斜面変動の一部が受け盤でも地すべりを起こすことがあるようです。
受け盤斜面の安定性の評価に際しては、前述の流れ目の弱層が分布していないか、斜面に地すべりの兆候を示すような微地形がないか、などの検討が望まれます。どのような受け盤斜面なら不安定斜面と評価するか、地形的要因や片状岩盤が急傾斜構造の場合の岩盤クリープ 8)であることが大きい要因と思われますが、その評価手法は今後の検討課題であると考えられます。

図-3

受け盤構造をなす和泉層群の地すべりの事例 3）
2-3

防-1

図-4

四国三波川帯、二重山稜をもつつえ谷の地質構造、上部は受け盤構造で地すべりの兆候あり 6）【用語の解説】
注 1）層理：砂、泥、火山灰などが堆積するときに、堆積条件の違いで構成粒子の粒径が変化する。その結果生じた粒径が異なる粒子群と粒子群の境界面を層理（面）と呼ぶ。一般には肉眼で識別できるものに対して用いられ、地層の断面で見ると
筋の積み重なりに見える。
注 2）片理：変成作用によって生じた細密な面状構造。高圧高温条件下で晶出した柱状や板状の変成鉱物が面状に配列してできる。層理に比べて、面からの剥離性が強い。片理の存在は変成岩であることの証拠になる。
注 3）節理：岩盤（地層や岩石）に生じた割れ目で、割れ目を境に両側の岩盤にずれ（ずり変位）を伴わないのが特徴。なお、ずれを生じている割れ目は断層と呼ばれる。
節理にはさまざまな成因のものがあり、マグマの冷却（花崗岩）や、侵食・隆起
で地下にあった岩石の応力が解放されることで生成される。
注 4）（岩石の）劈開：変成作用によって生じた細密な面状構造。片理よりも、ずっと低い温度・圧力条件で生成。いろいろな成因・形態の劈開があるが、泥質の低変成岩である粘板岩（スレート）がもつ剥離性は劈開（スレート劈開）に起因している。
注 5）オリストリス：地層としての連続性がなく、細粒の破断した基質中に多種類の岩石からなる礫・岩塊が混じり合った地質体を混在岩（メランジュ）と呼んでいる。
今日、メランジュは成因を問わずに使われている。そのうえで、海底地すべりが起源と考えられる堆積性メランジュはオリストストロームとも呼ばれ、礫や岩塊をオリストリスと呼ぶ。岩塊の大きさは数 cm から数 km 程度である。
注 6）第三紀層地すべり：「第三紀層地すべり」は、古第三紀から新第三紀の地層の地
すべりに対する用語で、東北日本の地すべりとして広く知られています。近年、地質年代の表現として「第三紀」という言葉は使われなくなりましたが、広く使われていることから、ここではそのまま「第三紀層地すべり」の用語を用います。
2-4

防-1
【引用文献】
1)藤田崇・平野昌繁・波田重熙（1976）：徳島県川井近傍の地すべりの地質構造規制，地すべり，Vol.13，No.4，pp.25-36.
2)菅原大介・田村栄治・藤川 聡（2018）：47．四国の地すべり―地質構造に着目して―,
平成 29 年度研究発表会講演論文集,日本応用地質学会中国四国支部，pp.95‐96.
3)上野将司（2000）：四国における和泉層群の地すべりの特徴，応用地質，41 巻，5 号，pp.267-278.
4)上野将司・市原 健・森川倫人・山本定雄（2001）：受け盤構造における崩壊機構の検討，
平成 13 年度研究発表会講演論文集,日本応用地質学会中国四国支部，pp.97-102.
5)山本茂雄・黒木公正・山口弘志（2004）：受け盤構造における地すべり発生事例，第 2 回土砂災害に関するシンポジウム論文集，土木学会関西支部，pp.151-153.
6)高橋尚城・綱木亮介・白川 勝（1985）：大規模崩壊地つえ谷の調査と対策,新砂防,Vol.38,No.4，pp.28-32.
7)木下博久・山田琢哉・藤本耕次・林 孝標・平澤良輔・尾嶋百合香（2016）：四国三波川帯の大規模地すべりの発生年代と地質的素因に関する考察,地盤工学会四国支部平成 28
年度技術研究発表会講演会概要集,pp.51-52.
8) 横 山 俊 治 （ 2016 ）： 10.7.2 初 生 変 形 , 日 本 地 方 地 質 誌 ・ 四 国 地 方 , 日 本 地 質 学 会編,pp.459-465.

（回答者

2-5

田村 栄治）

防-2

花崗岩には粘土細脈があり、それががけ崩れの原因になることがあ
ると聞きました。具体的にはどのような現象なのでしょうか？

粘土細脈は花崗岩の成因に関わってくるもので、熱水変質によりできたものと考えられています。これが地質的な弱面となり、斜面崩壊に至った事例が多くみられます。
（１）花崗岩の生成と粘土細脈
花崗岩はマグマが地下深部でゆっくり冷却されてできた岩石です。現在地表で見られる花崗岩は、その土地が隆起し続ける一方で花崗岩体の上部を覆っていた他の岩体が侵食された結果、露出したものです。
花崗岩中にはしばしば微細な割れ目に幅 1ｍｍ以下～数ｃｍ程度の粘土物質が充填した脈が見られます（写真-1、写真-2）。これを一般的に粘土細脈と呼んでいます。粘土細脈の存在は、花崗岩が形成されて間もない時期に、既に構造的応力により破砕されており、そこに花崗岩生成末期の熱水が侵入し変質させたことを示していると考えられています１）。
写真-1 では粘土細脈の周辺が褐色に変色しており、熱水の影響により変質している状況がよくわかります。また、写真-2 では粘土細脈が網目状に分布している状況がわかります。

写真-1

花崗岩中に見られる粘土細脈（ボーリングコア）

2-6

防-2

写真-2

花崗岩中に見られる粘土細脈（粘土細脈を赤破線で加筆）

中国地方および四国地方の瀬戸内海側には花崗岩が広く分布しています（図-1）。そのため、花崗岩に関する斜面安定の評価なども中国地方と四国地方においては応用地質的課題の１つです。

図-1

中国地方の花崗岩類分布域 2）
2-7

防-2
（２）土木地質における問題
花崗岩分布地域では、切土斜面や自然斜面の崩壊地において、粘土細脈から崩壊している事例が多く見られます。その要因としては、①斜面と粘土細脈の走向・傾斜との関係、②粘土細脈中の粘土鉱物の働き、が考えられます。
①については、粘土細脈が斜面に対して流れ盤方向に分布している場合、崩壊の素因の1 つとなります（図-2）。このケースは新鮮な花崗岩ではなく、風化しマサ化した花崗岩斜面においてよくみられるようです。
（※節理の走向・傾斜や斜面中の風化層の分布形態も重要な要因です）

＜崩壊前＞

図-2

＜崩壊時＞

斜面崩壊と粘土細脈の関係を示す模式断面図 3）

はく離面
はく離面

写真-3

粘土細脈をはく離面として崩壊が発生した事例

2-8

防-2
②については、粘土鉱物の種類が影響します。花崗岩中の粘土細脈の粘土鉱物は主に雲母粘土鉱物、スメクタイト、カオリン鉱物からなりますが、スメクタイトが認められる場
合には注意が必要です。スメクタイトは強い膨潤性を持っていて、降雨等の水を含むと膨張圧が発生し、粘土細脈を挟んだ岩石の結びつきを弱くします。このような働きにより、粘土細脈は岩盤中の弱層となります。
このようなことから、斜面の崩壊を予防するためには、詳細な現地踏査やボーリング調
査、粘土鉱物の分析（ＸＲＤ）などを実施し、粘土細脈の存在と鉱物構成を把握することが重要です。
【引用文献】
1)北川隆司（1999）：花崗岩のマサ化のメカニズムと斜面崩壊，粘土化学，Vol.39，No.1，
pp.37-44.
2)西村祐二郎・今岡照喜・金折裕司・亀谷敦（2012）：山口県地質図 第 3 版 説明書，山口
地学会，167p.
3)北川隆司・門藤正幸・井上基（1995）：花崗岩中に見られる粘土細脈の応用地質学的重要性，日本応用地質学会中国四国支部平成 7 年度研究発表会発表論文集，pp.11-15.

（回答者

2-9

藤本 耕次）

防-3

地すべりや斜面崩壊地形を地形図や空中写真から判読することが多いですが、具体的にどのようなことを行っているのですか？

地形図や空中写真を使用した「地形判読」という作業から、地形の種類（地形種）を読み解きます。そうすることで、その地形の成り
立ちや地盤の特性が推定できます。地すべりや崩壊地形により形成された地形を抽出することで、これらの災害箇所の位置や規模、範囲などを予見しています。
（１）なぜ地形を読むのですか？
地形は地表面の起伏の形態を示しているもので、地表は必ず何らかの地形に分類されます。地表面の起伏の形態は、地表や地下で起こる様々な現象を反映しています。したがって、地形を詳しく調べれば、地表や地下で起きている現象を推察できるわけです。
地形判読に熟練すると、地形図を読むだけで景観や土地利用、街並みなどがイメージできるほか、地質、軟弱地盤、自然災害なども推定できるようになります（表-1）。さらには、地形図に描かれている事柄の理解ばかりでなく、直接的には描かれていない事象を推論し、その土地の過去、現在、将来の状態までもが読み取れるようになるとされています 1）。
表-1

中国四国地方で建設工事上の問題が予測される地形種と問題事項（文献１）表 1.1.4 を参考に作成）
主な地形種

前輪廻小起伏面
山稜・山頂・峠
被覆斜面
裸岩斜面
侵蝕前線下方斜面 地すべり地
崩壊地
崖錐
沖積錐
0字谷
急渓流
河谷
侵蝕性の谷底堆積性の谷底カルスト地形
断層線地形
火山麓扇状地
火山
火砕流台地
砂礫段丘
段丘
岩石段丘
河川敷
扇状地
流路跡地・扇端
扇状地面
河川敷
流路跡地
蛇行原
自然堤防
後背低地
河川敷
流路跡地
三角州
自然堤防
低地
後背低地
浜堤・砂州
砂丘
支谷閉塞低地湖沼跡地 堤間低地
潟湖・湖底跡地
礫浜
海浜
砂浜
泥浜
波蝕棚

基礎・盛土
基礎根入
基礎根入
基礎根入，偏圧
基礎根入崩落，偏圧
基礎移動，崩落
基礎根入
基礎移動，偏圧
基礎根入
基礎根入
洗掘
洗掘
洗掘
陥没
基礎根入，変位

流心移動，洗掘

支持力不足
支持力不足
支持力不足
支持力不足
支持力不足
支持力不足
支持力不足
崩壊，土圧
支持力不足
支持力不足
支持力不足
洗掘
洗掘
支持力不足
基礎根入，侵蝕

主要な建設工事で問題となる主要事項
切り取り・開削
トンネル
崩落
風化岩落盤
崩落
風化岩落盤
崩落
風化岩落盤，湧水
崩落
坑口落盤
崩落，地すべり
偏圧，裂目崩壊
地すべり，崩落
落盤，偏圧，湧水
崩落
偏圧，裂目崩壊
崩落
落盤
崩落
落盤，湧水
崩落
坑口落盤
湧水
湧水
湧水
湧水
崩壊，湧水
落盤，湧水
陥没
湧水，落盤
崩壊
落盤，湧水，変位
崩壊，湧水
落盤，湧水
崩壊，湧水
落盤，湧水
崩壊，湧水
落盤，湧水
崩壊，湧水
落盤，湧水
湧水，崩落
落盤，湧水
湧水，崩落
落盤，湧水
湧水，崩落
落盤，湧水
湧水，土圧
落盤，湧水
湧水，土圧
落盤，湧水
湧水，土圧
落盤，湧水
湧水，土圧
落盤，湧水
湧水，土圧
落盤，湧水
湧水，土圧
落盤，湧水
湧水，土圧
落盤，湧水
湧水，土圧
落盤，湧水，土圧
湧水，土圧
落盤，湧水，土圧
落盤，湧水
落盤，土圧
湧水，土圧
湧水，土圧
湧水，土圧
湧水，土圧
湧水，土圧
湧水，土圧
湧水，土圧
落盤，湧水
湧水，土圧
落盤，湧水
湧水，土圧
落盤，湧水
湧水
湧水

2-10

ダム
漏水
漏水（峠）
崩壊，表土除去崩壊，表土除去崩壊，表土除去
根堀，変位，漏水
崩壊
根堀，崩壊，漏水
根堀，漏水
根堀
堆砂
堆砂
根堀，漏水，堆砂
空洞，漏水
支持力不足，漏水，変位
漏水
漏水
漏水（埋没谷からの漏水）
支持力不足（河口堰）
支持力不足（河口堰）
漏水
支持力不足，根堀
支持力不足，根堀
支持力不足，根堀-防-3（２）地形判読から何がわかりますか？
質問に出てきた地すべりや斜面崩壊といった斜面移動現象は、特徴的な地形を形成する
ことが知られています（図-1）。これらの地形的特徴について、地形判読により地形図や空中写真を使用して読み解くことで、過去に斜面移動現象が発生した地域を抽出することができます。
また地すべりや斜面崩壊は、発生する前に前駆的な地形を形成することがしばしばあります。例えば、斜面上のクラックや山上の凹地、またはクリープ地形などがそれに該当します。それらを地形判読から抽出することにより、次に斜面災害が発生する場所を予測できる場合があります。
なお室内における地形判読は、地形を広い視野で見ることができる利点がある調査方法
ですが、実際の地形との対応関係や細部を観察するためには現地調査が不可欠です。さらに例えば、地すべり地形と地中の地すべり構造との関係を明らかにするためには、地表地
質踏査やボーリング調査、物理探査などを行う必要があります。

図-1

斜面移動により形成される地形の例１）（３）地形判読はどのようにして行うのですか？
地形図や空中写真を使用して、地形の特徴を読み取ります。ここでは地すべり地形を例として、地形判読の方法を解説します。なお地すべりに伴われる各種の地形の名称については、図-2 を参照してください。

図-2

地すべりによって生じる主な変形構造と地形（大八木原図）２）

2-11

防-3
地形図では、等高線の形や間隔などから地形の起伏や傾斜を読み取り、地形の種類を明らかにしていきます。地すべり地形の読図では、変動していない周辺の地形と地すべり移動体がつくる地すべり地形との境界を、地形の起伏や傾斜の変化から読み取ります。図-3のように、滑落崖は等高線が密でかつ斜面上方に凸となります。これとは逆に地すべり移
動体は、等高線が疎でかつ斜面下方に凸となります。地形図ではこういった等高線の変化に着目することにより、地すべり地形の輪郭を読み解くことができます３）。

図-3

地すべり地形の判読事例（徳島県三好市井ノ久保地すべり）
国土地理院 2 万 5 千分の 1 地形図「池田」を基図に使用。
地すべりの輪郭は文献４）に基づく。

一方で空中写真の判読では、同一箇所を少しずらした位置から撮影した 2 枚の写真を、一方を左目で、他方を右目で同時に見ることで、地形が立体的に、高さが強調されて見えるようになります（図-4）。これが空中写真の実体視で、多くの場合、実体鏡を使用して行われます（写真-1）。地形図の読図よりも空中写真の実体視の方が地形の高低差や輪郭が強調されるので、滑落崖や側方崖をより明瞭に判読することができます。さらに、地形図の等高線には表現されていない微小な地形の起伏を読み取ることができ、判読の精度を高めたり、小規模な地すべりを抽出したりすることができます。
近年では航空レーザー測量技術の向上によって得られた高精度の数値標高モデル（DEM）を用いて、レーザープロファイラ（LP）地形図が作成されるようになり、地形判
読の有力なツールとなりました。さらに、図化技術の進歩で、近年テレビ番組でもよく取り上げられるようになってきた立体可視化図（例えば、図-5）が作成されるようになり、実体視をしなくても地形を立体的に判読することができるようになりました。空中写真判
読は高度な熟練を必要とする技術ですが、立体可視化図の普及により誰でも地形判読が容易にできるようになりました。

2-12

防-3
このように、現在は様々な手法で地形判読ができるようになり、複数の手法を用いることにより判読精度を高めていくことができます。さらなる地形の読図・判読技術の向上には、室内の地形判読と現場での地形観察との往復が重要です。また、地形の名称は成因を含んでいますので、地形のでき方や特徴を理解することも地形判読の大きな助けになります。
なお防災・土木地質調査に関わる地形判読の実践について詳しく知りたい方は、「日本測量協会編（2019）：いまさら聞けない地形判読，月刊『測量』別冊，95p」をご覧下さい。地形種ごとの地形判読の実施方法などについて、わかりやすくまとめられています。

写真-1

図-4

実体鏡を用いた空中写真の実体視の様子

地形判読用の空中写真の例（徳島県三好市井ノ久保地すべり）
国土地理院空中写真 CSI 921X-C13-11～13 を使用。
地すべりの輪郭は文献４）に基づく。

2-13

防-3

図-5

立体可視化図に示された井ノ久保地すべり（国土地理院「地図・空中写真閲覧サービス」による陰影起伏図５））【引用文献】
1)鈴木隆介（1997）：建設技術者のための地形図読図入門，第 3 巻，古今書院，東京，
pp.811-848.
2)日本応用地質学会（2000）：山地の地形工学，古今書院，213p.
3)小野山祐治・加藤弘徳・関場清隆（2017）：連載企画いまさら聞けない地形判読「地すべりがつくる地形を読み解く(2)」，測量，2017 年 9 月号，pp.22-25.
4)横山俊治・加藤弘徳（2004）：ノンテクトニック断層の研究（その２）山地－平地境界
断層のテクトニック/ノンテクトニック挙動：四国東部中央構造線活断層系の例，日本
応用地質学会平成 16 年度研究発表会論文集，pp.71-74.
5)国土地理院「地図・空中写真閲覧サービス」，http://mapps.gsi.go.jp/maplibSearch.do#1

（回答者

2-14

加藤 弘徳）

防-4

地すべり調査では、すべり面を確定させることが重要なのは理解できますが、それをどうやればわかるのか、今一つわかりません。説
明してください。
地すべり調査ですべり面を確定させるためには、ボーリング調査の結果とパイプ歪計や孔内傾斜計等による地中変位の計測結果を用いた総合的な判断が必要です。
（１）地すべりとすべり面
まず、地すべりの定義について述べます。藤田(2002)１）によると地すべりとは「斜面を構成する物質が斜面下方へ塊として移動する現象」と位置づけられます。
この移動土塊（地すべり土塊）と不動地盤との境界部がすべり面と呼ばれます（図1）。すべり面は一般的には軟質な粘土状であることが多く、その厚さは地すべりの活動履
歴や活動性によって数 mm～数 10cm まで様々です。すべり面は地中にあるため、その正確な位置は専門性の高いすべり面調査を行わないとわかりません。しかし、地すべり地内で実施された高品質なボーリングコア、切土工事や集水井掘削のほか、災害発生時などに希に直接観察することができます（図-2）。
このすべり面を確定させるためには、ボーリング調査で採取された地すべりコアの観察と地中変位計測による手法を組み合わせる必要があります。ボーリングコアでは連続的に
地盤の情報を取得できますが、地中変位計測では深さ方向に 0.5～1m 間隔での変位情報となりますので、具体的な順番としては、地中変位計測で得られた変位深度（0.5～1m オーダー）を参考として、ボーリングコア観察結果で実際のすべり面を決定する（数 cm～
10cm オーダー）という流れになります。

図-1

地すべり変形構造の模式図（大八木原図）２）

2-15

防-4

図-2 災害発生時に確認されたすべり面の例３）（土塊が移動した痕跡である「条線」がすべり面上に認められる。）（２）すべり面調査
地中に存在するすべり面の位置（深度）を知るためには、専門的な調査を行う必要があります。地すべり調査のうち、すべり面調査としては、地すべり土塊を直接的に観察する「ボーリング調査」と、ボーリング孔を利用して地中で地すべり変動を把握する「地中変動調査」があります。以下に「ボーリング調査」と「地中変動調査」の代表的な 3 つの方法を示します。
①ボーリング調査
活動中の地すべり地内でボーリング調査を行う場合、掘進作業中に地すべりが活動し、掘削孔の孔曲りが発生することで通常は円形であるコアが半月形となったり、掘削ツール
スの上げ下げ時に同一深度で抵抗を感じることがあります。この場合、この抵抗がある深度付近がすべり面と推定されます。
一般的には、すべり面は粘土化しており、暗い色を示すことが多いと言う特徴があります。この特徴より採取してきたボーリングコアの観察によってすべり面の位置を推定でき、粘土層の有無、コアの色調、また、亀裂の量や形状、風化の程度などについて観察を行い、総合的にすべり面を判定します。活動的な地すべりの地すべり粘土は断層面のように鏡肌状になっていることや条痕が認められることがあり、このようなコアの状況に着目することが必要です。
地すべり土塊の鉛直方向における模式的な構成を図-3 に示します。すべり面は粘土化しているためことが多く、そのため透水性は低くなっています。一方、地すべり土塊は移動の影響により地盤が緩んでいるため透水性が大きく、褐色系の色調を示すことが多くなります。地すべり粘土より深部の不動部では、もともとの岩盤や地盤の性質を残しており、多くの場合透水性は小さく、原岩色を示します。このような違いを見極めながらすべり面の位置を推定します。ただし、これはあくまでも一般的な模式図であり、地下水分布や地すべり土塊内の位置（頭部か末端部か）等によっても異なりますので、注意してください。

2-16

防-4

図-3

地すべり斜面の構成４）

コア観察によってすべり面を判定する時の着目点としては、以下の項目が挙げられます。
・軟弱粘土層の存在
・崩積土の下面
・風化岩あるいは岩盤上部
・異種の岩石などの境界部
・岩盤中の軟弱挟み層あるいは破砕部の存在
・堆積岩中における堆積構造の乱れの存在
・地すべり規模、形態とすべり面深度の相関
また、ボーリング孔壁の観察結果（ボアホールカメラなどによる孔壁写真や展開図等）
がある場合には、コア観察と同様の観点ですべり面判定に利用できます。
地盤の透水性を概略的に判定する方法としては、ボーリング掘削中の日々の地下水変動を記録して地すべり土塊内の透水性を推定する「試錐日報解析」という手法があります。
興味がある方は「申潤植（1989）：地すべり工学－理論と実践－、山海堂」などをご覧下さ
い。

2-17

防-4
②地中変位計測（②－１）パイプ歪計
パイプ歪計とは、1m の長さの塩ビ管等のパイプに 1 対ないし 2 対の歪ゲージを 180°反
対方向に貼り、この歪を測定する手法です（図-4）。この歪ゲージが貼られたパイプを接続しながらボーリング孔内に挿入し、砂やグラウト等で埋め戻して設置し、その後各深度での歪の値を測定することで、すべり面の位置を推定します。
（厳密には、地すべりによりパ
イプがたわんだ場合、パイプの一面が縮み、その反対面は伸び歪みを生じます。この曲げ歪みによって歪ゲージに生じる電気抵抗の変化を静歪み測定器で測定して、歪み量に換算して表示記録しています。）1 箇所に 2 対のゲージが貼られたものを使用すると地すべりの移動方向を確認することができます。

図-4

パイプ歪計の構造（左：概要図５）、右：1 本分の写真）

パイプ歪計では各深度の歪ゲージの歪量を測定し、その累積性を確認してすべり面の存在を確認します。歪量が小さい場合でも、累積性が認められる場合にはすべり面の可能性が高いと言えます。逆に大きなひずみが確認された場合でも、累積性がなければ、地すべりの可能性は低いと言えます（表-1、図-5）。
表-1

パイプ歪計観測結果による地すべり判定基準５）

2-18

防-4

図-5

パイプ歪計による歪変動累積図（深部からの累積）の例５）

パイプ歪計によるすべり面計測の特徴として、高感度であるため微小な変位を検出できること、ボーリング孔全深度で変位を測定できることが挙げられます。これにより、複数の深度にすべり面がある場合でもそれぞれ地すべり変動の確認ができます。また、観測の自動化が容易であり、自動化した場合にはほぼリアルタイムにデータ回収を行うことが可能です。
一方、パイプ歪計の寿命は通常 1～3 年程度とされており、他の計測方法より寿命（観測可能期間）が短くなっています。また、地すべり変位が移動量として把握できないこと、観測深度が深い場合にはリード線が増加するため、設置が難しくなることなどが問題点として挙げられます。

2-19

防-4
（②－２）孔内傾斜計
孔内傾斜計は、ボーリング孔内に傾斜計観測用の溝のついたガイドパイプを挿入・固定
し、溝に沿わせて傾斜センサーを内蔵した傾斜計（プローブ）を挿入して一定深度ごとにガイドパイプの傾斜を測定する方法です（図-6、図-7）。観測時には、傾斜センサーが温度の影響を受ける可能性があるので、温度変化の少ない地中部で測定器を一定時間保持した
後に計測を行う必要があります。
孔内傾斜計観測時には孔内傾斜計を現場まで持って行き、測定を行います。この方法は「挿入式孔内傾斜計観測」と呼ばれます。すべり面の位置があらかじめわかっている場合には、傾斜計を孔内に設置し、「設置型孔内傾斜計」として測定する場合もあります。最近
では、安価な傾斜センサーが実用化されていることから、1 つの孔内に多数の傾斜センサ
ーを配置してすべり面の確認のために使用することもあります。

図-6

挿入型孔内傾斜計の概要図４）

孔内傾斜計の測定結果は孔底からの傾斜量の積分で表現され、曲りが顕著な箇所で、な
おかつ変位が累積する深度をすべり面と判定します。観測結果の基本的な取りまとめ方としては、地盤の水平変位をイメージしやすい「変位分布図」、各深度の変位の経時的な累積傾向を確認しやすい「経時変化図」、降水量や他の動態観測データ、対策工施工状況などと併記しやすい「区間変位図（経時変化）」などの表記方法があります（図-7）。

2-20

防-4

図-7

孔内傾斜計による変動累積図の例５）

孔内傾斜計は、高感度であるため微小な変位を検出でき、ガイドパイプの曲りによる地
盤変位の形状を連続的かつ定量的に追跡できることが特徴です。このため、観測間隔（時間）と移動量の関係から地すべりの移動速度を推定することができます。また、2 方向の測定を行うため、変動方向を把握することができます。さらに、ガイドパイプが正常な状態であれば長期間の観測が可能です。
一方、地すべりの移動量が大きい場合にはガイドパイプの曲りが大きくなり、傾斜計が挿入不能となり、その後の観測ができなくなります。また、挿入式孔内傾斜計は観測の自動化が難しく手動観測主体となるため、データの個数を増やす場合にはかなりの労力が必
要です。

2-21

防-4
（②－３）多層移動量計
多層移動量計は、地すべり土塊内に鉛直に設置された塩ビ管内の任意の複数深度にワイヤーを固定して、地上部でワイヤーの伸縮量を計測することで地すべり土塊の挙動を調べる方法です（図-8）。地上部には地下からのワイヤーを固定するための滑車やメジャーのセットされた測定台があり、ワイヤーは錘やバネなどで一定荷重で引っ張られています。

図-8

多層移動量計の概念図５）

測定結果は、横軸に時間、縦軸に深度毎の累積伸縮量を記録した時間累積図として表現されます（図-9）。この図では、パイプ歪計や孔内傾斜計と同様にすべり面の位置判定が可
能です。

図-9

多層移動量計の概念図５）

2-22

防-4
多層移動量計は、すべり面深度が不明な場合や多くのすべり面が存在すると考えられる場合に有効です。また、変位量が大きい場合に適しており、連続して 10m 前後の変位を長期的に測定することができます。
一方、移動量が小さい地すべりでは変位が検出されない場合があるほか、地盤沈下を伴う箇所では良好なデータ取得ができないことがあります。
（３）まとめ
以上のように、地すべりのすべり面を確定させる方法にはいくつかの方法があり、基本的にはボーリングコアの観察結果と地中変位計測結果を組み合わせた総合的な判断が必要です。ここで紹介しているのは代表的な方法です。地すべり調査に関する参考書や基準書は数多く出版されていますので、そちらも参考にしていただければと思います。
地すべりは現場ごとに違った特徴を持っており、いつも同じ見方をしていては思わぬ失敗を招くこととなります。地すべり調査にあたっては、調査目的をよく理解し、それぞれの現場に適したすべり面の決定方法を考えることが重要です。

【引用文献】
1)藤田崇（2002）：地すべりと地質学，古今書院、238p.
2)日本応用地質学会編（2000）：山地の地形工学、古今書院、pp.165.
3)地すべり学会誌（2005）：現場で役に立つ地すべり工学、Vol.42、No.4、pp.363.
4)独立行政法人土木研究所（2007）：地すべり防止技術指針及び同解説（提案）.
5)地すべり観測便覧編集委員会（2012）：いつでも、どこでもすぐに役立つ 地すべり観測便覧，(社)斜面防災対策技術協会，502p.

（回答者

2-23

木村 一成）

防-5

地すべりと崩壊（崩落）、土石流の違いが今一つ分かりません。その違いと、対策工について教えてください。

「地すべり」「崩落（崩落）」「土石流」これらはいずれも土砂や岩石が集団で移動する現象で、移動速度や規模、運動様式により分類がなされています。
一般的には、移動速度が遅く、断続的に斜面が移動する現象を「地すべり」、移動速度が速く、斜面が崩れ落ちる現象を「崩壊（崩落）」、
移動速度が速く、水と土や石、砂が混じり合って流下する現象を「土石流」といいます。
これらに対する一般的な対策工にについて紹介します。

（１）用語の定義と一般的特徴
土砂や岩石が集団で移動する現象は「マスムーブメント」と呼ばれ、地すべり、崩壊（崩落）、土石流はマスムーブメントの分類のうちの一つです。マスムーブメントの分類の例を
図-1 に、その一般的特徴を表-1 に示します。
マスムーブメントにはほかに「落石」「匍行（地表面の土壌がゆっくりと斜面下方に移動する現象）」「陥没」等の現象がありますが、斜面防災を考える上で重要なのが、地すべり、崩壊（崩落）および土石流です。日本で一般的に「土砂災害」というと、これらの災害（地すべり、崩壊（崩落）および土石流）を指すことが多く、土砂災害防止法では、主にこれらの災害を対象として調査や対策が実施されています。それぞれの災害について一般的特
徴は次の通りです。

図-1

マスムーブメントの様式 8 種の基本的分類 1)

2-24

防-5
表-1

集団移動の基本的類型とその一般的特徴（文献 1)の表 15.1.1 の一部を抜粋して作成）

細分類名または
別称の例

崩落

地すべり

山崩，崖崩れ，

回転すべり，並進崩壊，岩盤崩落

すべり，板状すべ

転倒

り

土石流
岩屑流，土砂流，山
津波，泥流

移

基本的な移動様式と 崩落

滑動

流動

その英語

slip，slump

slide

flow

発⇒移→定

発⇒移⇒定

発→移→定

剪断

剪断

発生・移動・定着域の分離状態※

動

離脱様式または剪断・引張，転倒，

状

破壊様式

座屈

態

離脱境界面

明瞭

明瞭

10 ～10 m/秒

10 ～10 cm/年100～101m/秒

最大移動距離101～103m

101～103m

101～103m

再発性・継続性
予兆の例
移動・定着物質

移動前の岩相
移動中の含水比

2

明瞭

移動速度
同じ発生域での00

5

大～小・継続～断

大・断続的

続的

亀裂，落石

冠頂亀裂

岩屑，風化物質，割目の多い岩体低～中膨張性岩，破砕岩
高

大・断続的
豪雨，地震
岩屑，非固結堆積物
高～中

定着後の岩相・成層 角礫質岩屑，大岩 角礫質岩屑，巨大 角礫質岩屑，大岩
状態
発生域

形
場

移動域

地
定着域

塊・無成層

岩塊・無層理発生前

急崖～急斜面

各種斜面

発生後

崩壊地

滑落地

発生前

急傾斜面，河谷底

発生後

同前

地すべり堆

発生前

平坦地，緩傾斜地

平坦地，緩傾斜地

発生後崩壊堆（土石流堆） 地すべり堆

各種斜面，河谷底，
平坦地

塊・無層理
急傾斜の V 字谷，
山腹斜面
ほぼ同前
急傾斜面，河谷底
同前
谷底，谷口付近の低地
土石流堆，沖積錐※記号の意味 ⇒：一部重なる，→：完全分離

2-25

防-5
①

地すべり
比較的緩勾配（5～20°程度）の斜面が、地下水位の上昇などを誘因として非常にゆっく

り、断続的に移動する現象のことです。素因となる地質構造はさまざまで、特定の地質や地質構造が分布する場所に発生することが知られています。例えば、層理面や片理面、節理の方向などが流れ目の斜面となって発生する等の事例があります。
崩壊（崩落）や土石流との主な違いは土塊が移動する速度で、多くの場合、数センチメートル～数十メートル／年以下の速度で移動します。ただし例外として、斜面内部の液状化等を原因として高速に土塊が移動する場合があり、これは高速地すべりと呼ばれています。1995 年兵庫県南部地震で発生した「仁川地すべり」(兵庫県)はその一例です 2）。
②崩壊（崩落）
急勾配（30°以上）の斜面が、集中豪雨などの強くまとまった雨を誘因として、短時間に土塊が滑落する現象のことです。マサやシラスなどの砂質土や表層の強風化土、割れ目の多い岩体等で起こりやすい（素因）とされています。また、岩盤より上位の表層のみが崩壊する場合は表層崩壊、岩盤部分も含めて崩壊する場合は深層崩壊とされており、通常区分して取り扱います。
土石流との主な違いは、含水比とされており、崩壊（崩落）は比較的含水比が低いとされています。ただし、斜面の崩壊（崩落）物が谷底を流れる水と混ざって流下する場合は崩壊（崩落）を起因とした土石流となります。
③

土石流
斜面からの崩壊物や渓床に堆積している土砂が、集中豪雨などの強くまとまった雨を誘因として、土砂、流木、水が高速で渓流を流下する現象です。斜面からの崩壊物が渓流の水と混ざって流下するケースと、渓流の堆積土砂が急激な出水により侵食されて渓流の水と混ざって流下するケース、地すべりや崩壊により渓流がせき止められて形成される天然ダムが崩壊して流下するケースがあります。
（２）対策工①

地すべり
地すべりの対策工は、大きく分類すると、地すべりの要因自身を低減（地下水位の低下など）する「抑制工」と杭やアンカーなどの施工によりすべる力に直接抵抗する「抑止工」に分けられます。それぞれの模式図を図-2 に示します。
抑制工には、地すべり地内の地下水を排出する集水井、集水ボーリングや地すべり地内に地下水が浸透しないようにする排水路などがあり、地すべり土塊内の地下水位を下げ、地すべりの安定化を図ります。また、地すべり上部の土塊を除去して地すべりのすべる力を低減させる「排土工」、地すべり末端部に盛土を行うことにより、すべる力に抵抗する力を増加させる「押え盛土工」も抑制工に分類されます。
抑止工には、斜面下方の侵食防止やすべり面下の安定土塊まで杭やアンカーを打設する方法などがあり、地すべりに直接抵抗します。
実際にはこれらの工法を複数組み合わせた地すべり対策が実施されます。

2-26

防-5

図-2
②

抑制工（地表水・地下水排除工）および抑止工の模式図 3)崩壊（崩落）
崩壊（崩落）の対策は、擁壁や法枠によって直接斜面を保護するもの、ロックボルトやアンカーにより緩んだ岩塊（土塊）の補強をするものがあります。がけ崩れ対策の模式図を図-3 に示します。

図-3③

がけ崩れ対策の模式図 3)

土石流
土石流の対策は、渓流に砂防堰堤を作って土砂や流木を直接受け止めるものがあります。

砂防堰堤には、平常時は土砂や水を通過させて土石流発生時には径の大きな岩石や流木のみを食い止める透過型のものと、平常時から土砂が少しずつ溜まっていき土石流発生時に
2-27

防-5
は上流側に土砂や流木を堆積させる不透過型のものがあります。不透過型の砂防堰堤の写
真を図-4 に示します。不透過型の砂防堰堤に土砂が堆積した場合、土砂を取り除いて土石流に備える場合もありますが、上流側に土砂が堆積したままでも渓流の勾配が緩やかになるため、土石流の破壊力を弱める効果があります。

図-4

砂防堰堤（不透過型）【引用文献】
1) 鈴木隆介（2000）：建設技術者のための地形図読図入門

第３巻

段丘・丘陵・山地，古今書院，388p.
2) 京都大学防災研究所（2003）：防災学講座 第 3 巻 地盤災害論，山海堂，139p．
3) 国土交通省：地すべりとその対策，http://www.mlit.go.jp/mizukokudo/sabo/
jisuberi_taisaku.html（2019 年 5 月 29 日閲覧）．

（回答者

2-28

宮本 新平）

第 3 編 環境地質

環- 1 水みちの実際
環- 2 地質起源の酸性水
環- 3 地盤改良での六価クロム溶出
環- 4 水の電気伝導度を測る意義
環- 5 取水計画での水位低下
環- 6 地下水の塩水化
環- 7 蛇紋岩の性質により懸念される事象
環- 8 シカ食害と斜面崩壊

環-1

地下水の“水みち”とは読んで字のごとく地下水の通りみちと思うが、どのような地下水現象で、水みちがあればどのような問題が生じるのでしょうか？

地下水の水みちとは、帯水層中で相対的に空隙が大きく、連続した水の流動系を意味していますが、水みちの地下水特性、流動機構など解明されていない問題が多く残っています。水みちがあることで、地すべりや斜面崩壊の誘発、湧水・漏水の発生、塩水化の進行、汚染物質の拡散など様々な問題が起こることがあり、自然災害、地下水障害、地下水資源開発において重要なキーワードの一つになっています。

（１）水みちとは
水みちと言う言葉は本来、井戸掘削技術者が井戸を設けるうえで経験的に豊富な地下水の流動経路という意味でしばしば用いられてきました。ところが、土木上の諸問題にこの水みちが影響を与えているという現場経験から、地下水の流動している帯水層（流動層）
を示す言葉として用いられるようになっています。写真-1 は、ある斜面崩壊地で認められた水みちの事例です。崩壊地の底盤にスポット的に湧水が認められますが、周辺はドライです。水みちという言葉のニュアンスが分かると思います。なお、この湧水は崩壊から数か月経過しても水が枯れることはありませんでした。写真-2 は切土での例です。
このように、水みちは地下の局所的な水の流れを意味しているようですが、学術的な立証や、メカニズム・理論が確立されて無いのが現実です。

スポット的に水が湧出

写真-1

斜面崩壊地で認められた湧水（広島県）

3-1

環-1

島根県での例。
湧水を起点に表層崩壊が発生。

島根県での例。傾斜した砂岩・泥岩層と砂礫層との不整合面が水みちになっている。

広島県での例。泥岩層の上位にある砂泥互層の一部が水みちになっている。

写真-2

切土における湧水例
3-2

環-1（２）水みちの実際
一般的に水は、地中に浸透すると帯水層の空隙を満たし、地下水帯（飽和地下水帯）を形成します。この地下水は、重力の作用により高い所からより低い所に流動します。ただし、地下水は、水分子と土粒子分子との間に生じる電気的な抵抗が生じ、より抵抗の少な
い個所（砂・砂礫結層では空隙の大きい旧河道や岩盤の場合断層周辺の亀裂帯などの透水性の高い個所）に集まるようにして流動し、水みちを形成するとされています。ここでは、
雨の降り方や堤防などの河川水の上昇に伴う水みちがどのようになるのかを簡単なモデル
実験で考えてみました（図-1、図-2）。
真ん中に周辺に比べ 1 オーダー透水性の高い、つまり 10 倍水の通りが良い水みちを考えたモデル（図-1）において、平均的な降雨 1mm/日を涵養させた場合、図-2 のような水みちが形成され、地下水の流動路（水みち）となって地下水の谷となっていることが見てとれます。
次に、図-3 に示すような洪水時の河川堤防などの例を考えます。増水時に水みち個所の水位が急上昇し、地下水の尾根を形成します。さらに、図-4 に示すように上流域の水位を急上昇させた場合（集中豪雨時などの例）にも水みち部に地下水の尾根が生ずる結果となります。このことは、豪雨時浸透した多量の雨水が水みち部に集中的に集まることにより、急激な水位上昇（間隙水圧の上昇）が生じ、動水勾配の上昇に伴う大きな流速の地下水が流動することにより、条件次第で土粒子の移動も起こり得る可能性を示唆しています。このように水みちの存在は、法面災害、斜面崩壊を左右する要因と考えられ、調査において水みちを把握することが重要な意味合いを持ってきます。
涵養量：1mm/日
その他：1.0×10-4cm/s
水みち部に地下水の谷
水みち：1.0×10-3cm/s

20m
地下水面等高線20m
図-1

単純な水みちモデル

水みち部に地下水の尾根

図-2

通常時の（地下水谷）水みち形成
水みち部に地下水の尾根

堤

上
流
域

内
地

河

側

川

下
流
域

堤
防

地下水面

側
地下水面

図-3

洪水時の河川堤防沿いの水みち

図-4
3-3

豪雨時の水みち形状

環-1（３）調査技術
近年では、地下水の流動音により斜面・法面崩壊を誘発する地下水表面の流れ（水みち）
を探査する技術方法として、地中流水音を聞きとる方法や、地盤と水の比熱差に着目した
1m 地温探査など、水みちを直接探す技術も開発されてきています。
ここで、地中流水音から水みちを把握した事例を紹介します 1)。道路直下の自然斜面崩壊について、老朽化した側溝からの漏水の関与を調査したものです。地中レーダー探査や
簡易動的コーン貫入試験とともに、道路面上で地中音を観察し、側溝からの漏水を調べた
結果、図-5 のような側溝からの漏水が確認されました。

側溝

地中流水音測定状況

図-5

側溝からの漏水調査結果事例【引用文献】
1)小笠原洋・小原雄哉（2017）：斜面災害における漏水経路調査事例，日本応用地質学会平成 29 年研究発表会講演論文集，日本応用地質学会，pp.145-146.

（回答者

3-4

栢木 智明・小笠原 洋）

環-2

最近、地質関連で「酸性水問題」という言葉を聞くようになりました。それって、どのようなことなのでしょうか。またどんな問題があるのですか？
地層に含まれる硫黄などの成分が、掘削などにより溶け出し、周辺環境を酸性化させてしまう一連の問題を指します。重金属類の溶出もセットになることがあります。
酸性水により周辺環境が改変してしまった例や、土壌汚染を招いた事例があり、このような成分を含む地層周辺では注意が必要です。
（１）経緯酸性水問題や自然由来の重金属問題は近年、地質に関わる環境問題として取り上げられるようになりました 1)。地層の一部には硫黄や重金属など周辺環境改変を招く物質が含まれており、土壌汚染法制の整備をきっかけに関心が高まってきたことが背景にあります。
（２）酸性水の発生源
酸性水発生の事例を紹介します 2)3)。干潟で堆積した地層や、熱水変質を受けた地層、火山岩の一部などでは、黄鉄鉱（FeS2）やミョウバン石（KAl3(SO4)2(OH)6）といった硫黄を含む鉱物が地層に含まれることがあります。写真-1
は酸性水の発生があった現地の岩石で、下の接写写真の矢印部が黄鉄鉱です。黄鉄鉱は微細鉱物として存在することが多く、ボーリングコアを凝視しても判別できないことが多いです。
このような硫黄を含む鉱物を含む地層を土木工事で掘削・破砕すると、これらの鉱物が大気や雨水に触れるようになります。黄鉄鉱を例にとると、下式のように黄鉄鉱が水・酸素と反応し、最終的に硫酸が生成されます。硫酸は水に溶けるとイオン化して強酸性を呈し、酸性水が発生し
写真-1 調査地で採取された黄鉄鉱ます。
分かりやすく言えば、「山の中に眠っていた硫黄を含む鉱物を掘りだし、砕いて、水と空気に触れさせると酸性水が溶け出す」ということです。
硫黄を含む鉱物を含む地層があった切土からだけでなく、その発生土を置いた盛土や埋土、残土処分地で問題化することが多いです。
2FeS2 + 7O2 + 2H2O → 2FeSO4 +2H2SO4

4FeSO4 + O2 + 10H2O → 4Fe(OH)3(沈澱) + 4H2SO4

（式-1）
（式-2）

ここで、FeS2：黄鉄鉱、Fe(OH)3：水酸化鉄、 FeSO4：硫酸鉄、H2SO4：硫酸

3-5

環-2
（３）酸性水が流出すると何が起こるか
ここで、酸性水の発生事例を紹介します。
切土部
酸性水は、黄鉄鉱が濃集した幅数 10m 程度の熱水変質帯を切土し、残土置き場に置いたことで発生しました。残土置き場の浸出水がため池に流れ込んで A 池と B 池が酸性化するとともに、ため池の流下先である
水田や鯉水槽で異変が発生しました（図-1）。
これを受け、残土置き場への遮水シート
設置や法面保護工の設置により、浸出水の発生が抑制され、ため池の水質は好転しま
した。
0
500m
酸性水発生当初の異変を表-1 に、その後
図-1 調査地の概要の経緯を表-2 にまとめます。水の酸性化により、水田の生物相にまで影響が及びました。このように、酸性水がひとたび発生するとその影響が広域に及ぶことを、この事例が物語っています。

写真-2
表-1
区分

酸性化したため池

酸性水発生当時の状況

地点

影響項目および状況

法面

・金網工（ラスネット）が腐食、植生工が枯れて真っ黒に・表層崩壊が発生
・浸出水が酸性で、法面コンクリートや道路盤を一部腐食

残土置き場

・末端排水が pH2.2

ため池

・pH が５以下まで低下、魚や水草が死ぬ
・重金属等の基準値超過はなかった

発生元

流下先 水田その他

3.5 に酸性化し、下流のため池へ流下

・稲作収量は変化なし
・周辺井戸へは影響なし

3-6

環-2
表-2
区分
発生元

流下先

浸出水対策後の状況

地点

影響項目および状況

法面等

・モルタル吹きつけによる改修→安定

残土置き場

・遮水シートによる表面遮水対策で浸出水を９割カット

ため池・残土置き場の遮水対策後は pH 改善
・水質は改善したが白濁（バクテリアかプランクトン）

水田・珪藻による表土はく離の発生（好酸性種の卓越）・用水路に緑色の藻が発生
・土壌 pH は酸性化せず

その他

・下流域で鯉が死亡（因果関係は明らかにできず）・用水路に白色沈殿物

酸性水が見られる代表的な写真を以下に示します。

写真-3 切土の状況。浸出水は鉄分も含むのでさび色を呈する。植生工が一部枯死している。

写真-4

浸出水によるセメント分の浸食（左）、用水路に発生した藻（右）
3-7

環-2

写真-5

残土置き場末端の pH3 未満の浸出水（左）、用水路底の白色沈殿物被膜（右）写真-6 酸性水による路盤劣化（左）、水田で増殖した好酸性バクテリアによる表土はく離（右）好酸性バクテリアの光合成で膜状の土が水面に浮き、錠剤の農薬散布が効かなくなっている（４）酸性水流出を未然に防ぐには
上記事例では重金属類の基準超過が発生しなかったので環境改変事例としては比較的軽微と言えますが、それでもこれだけの異変が起き、多大な対策コストを要しました。酸性
水は未然に防ぐことが一番です。
現在は「建設工事で発生する自然由来重金属等発生土対応ハンドブック」なども整備され、酸性水への現場対応についても考え方も整理されてきております。岩盤を掘削する場
合、酸性水や重金属類が含まれる可能性について事前把握し、必要であれば対策を盛り込
んでおくことが重要です。

3-8

環-2

【引用文献】
1)嘉門雅史・勝見武監修，土木研究所，土木研究センター地盤汚染対応技術検討委員会編（2015）：建設工事で発生する自然由来重金属等発生土対応ハンドブック，土木研究所，
101p.
2)小笠原洋・新見 健（2007）：硫酸酸性水による周辺環境への影響，日本応用地質学会中国四国支部研究発表会資料，pp.27-30.
3)日本応用地質学会中国四国支部編（2010）：中国四国地方の応用地質学，pp.236-253.

（回答者

3-9

小笠原 洋）

環-3

地盤改良でセメントを使用した場合、なぜ六価クロムが溶出するのですか？また、溶出しやすい土はありますか？

土に含まれる粘土鉱物や有機物によって、セメント原料に含まれる
自然由来のクロムが溶出しやすくなると言われています。関東ロー
ムなどの火山灰質粘性土をセメントで地盤改良をすると、溶出しやすくなると言われています。
（１）六価クロムとはクロム（Cr）は自然界に微量存在する元素で、主に三価と六価が存在します。文献 1)では「三価のクロムは研磨剤や高級緑色顔料、うわぐすり（ガラス、ほうろう、陶器など）に使用される。六価のものはクロムメッキ、顔料、合成の触媒（硫酸アンモニウム、メタ
ノール、アセトンなど）に用いられる」とされます。このうち六価クロムの毒性が強いと言われ、「肝臓・腎臓の障害、内出血、呼吸障害」などが知られています 1)。これをうけ、
水道水質基準では 1 リットルあたり 0.05mg 以下と定められています。
（２）なぜ六価クロムが出来るのか
セメント原料には、もともと自然由来の三価クロムが含まれています。三価クロムの一部は、セメントの焼成過程で酸化され、通常自然界に存在しない六価クロムとしてセメントに含まれます。コンクリートやモルタルの固化過程では、水和反応により生成される水和物に六価クロムが固定され、固化後に六価クロムが溶出することはほとんどありません。
ところが、地盤改良でセメントを使用する場合、土を構成する土粒子である粘土鉱物や有機物の種類によっては、水和物の生成が阻害され、固定されなかった六価クロムが溶出することがあります。たとえば、関東ローム層などに含まれる火山灰質粘性土層がセメントの水和に必要な Ca イオンを吸着し、六価クロムを固定する水和物の生成が妨げられる例があります。

Cr3+

Cr6+

混合改良
Cr3+

火山灰質粘性

Cr3+
Cr6+

図-1

Cr6+

六価クロムの溶出概念図（左：通常の地盤、右：溶出が起こる地盤の例）
3-10

環-3
一方で土の中に還元物質(硫黄 S など)が含まれる場合には、六価クロムは還元されて安定した三価クロムになるため、六価クロムは発生しにくくなります。
（３）現場の対応
六価クロム自体はセメントに由来するものですが、六価クロムの溶出量は、土の種類（土質）と配合する固化材の種類によってそれぞれ異なります。このため、改良する土と固化材の相性を確認し、六価クロムの溶出量が環境基準値以下（0.05mg/ 以下）となるような固化材を使用することが重要となります。前述のように、六価クロムの溶出メカニズムは複雑なので、土と固化材の相性を知るには、改良対象となる土と使用する固化材を予め混合し、六価クロム溶出試験を行う必要があります。六価クロム溶出試験は、「環境省告示46 号溶出試験」に準じて環境基準への適合確認を行うものです。
一般的に、固化材としてセメントを使用する場合、普通ポルトランドセメントよりも高炉セメント B 種の方が六価クロムは溶出しにくいとされています。これは、高炉セメント
B 種に還元剤を含む高炉スラグが 30～60%含まれるためと考えられています。このほか、六価クロムが溶出しにくいセメント系固化材が各メーカーにより開発されていますが、材料コストを考慮しつつ六価クロムの環境基準をクリアできる固化材を選定することが重要です。
【引用文献】
1)（社）産業環境管理協会編（2006）：新・公害防止の技術と法規，pp.165-166．

（回答者

3-11

工藤 健雄）

環-4

水文調査の際に、簡易水質の項目として電気伝導度を測定する必要があるといわれますが、電気伝導度とはどういうものですか？ 電気伝導度を測ることで何が分かるのですか？
水の電気伝導度は、水溶液の電流を流す能力であり、水溶液の電気抵抗の逆数で示します。地下水中に含まれる電解質（イオン）の濃度が高くなれば電気伝導度の値は大きくなります。
一般的に地下水中の電解質は地層から溶け出したイオン成分から成り立つため、地下水の流動経路等を把握するために水文調査では現地で測定可能な電気伝導度の値は基本的なデータとして得ることが可能です。電気伝導度から地下水流動状況の把握や工事に伴う影響評価といったことに利用することができます。

（１）水の電気伝導度とは
水の電気伝導度は、水溶液の電流を流す能力のことです。電気抵抗（抵抗率）の逆数で、電気伝導率、電導率、電導度ともいい、単位は電気抵抗[Ω]（オーム・ohm)の逆数として[ /cm]（モー・mho/cm）で表します。SI 単位系では[S（ジーメンス）/cm]を使用して表します（一般の淡水ではこの単位は大きすぎるので、[10-6S/cm＝μS/cm]や最近では[mS/m]の単位が用いられています）。電気伝導度は水温により変化する性質をもっているため、同時に水温の測定を行い一定温度の電気伝導度に換算して比較することが必要です（一般的には 25℃の電気伝導度に補正した値を用いています）。

600

いと電気を通しやすくなり、電気伝導度の値も大きくなります。電気伝導度と水溶液中のイオン成分量には比例関係があります（図-1）。
自然界における水の一般的な電気伝導度は、雨水で電気伝導度 [μS/cm]

水溶液中では電解質となるイオン成分の総量が多5～50μS/cm、河川水で 30～400μS/cm、地下水で 30

500
400
300
200
100
0
0

～500μS/cm、海水では 20,000～50,000μS/cm 位の値
図-1を示します（図-2）。

510主成分イオン成分量 [meq/L]

15

電気伝導度と溶存成分量の関係 1)

また、電気伝導度の値の違いの要因（成分量の違いや、含まれる成分自体の違い）を把握するためには、水質分析（主成分分析）による確認が必要となります。
0

10

100

1,000

10,000[単位:μS/cm]

雨水
河川水
不圧地下水
比圧地下水

汽水湖
海水

図-2

一般的な電気伝導度の値
3-12

環-4
（２）電気伝導度を測ることでわかること① 電気伝導度から地下水の流動状況を把握
電気伝導度は、試料を持ち帰って分析を行わないといけない水質分析と違い、現地で容易に測定が可能です。井戸や河川の水位等の測定を行う際に電気伝導度を測定すれば、地下水の起源や流動経路を概略把握することができます。
図-3 に示す電気伝導度の分布図では、西側から流れ込む沢-1 流域と北側から流れ込む沢-2 流域では電気伝導度の値に違いがあり、沢-1 流域の方が小さい傾向にあることがみてとれます。電気伝導度分布図に主成分分析結果（ヘキサダイヤグラム）を重ねてみると、両流域の水質の傾向も異なることがわかります。
こうして、現地で測定した電気伝導度分布を平面的に（場合によっては立体的に）視覚化することで、地下水の流動形態を把握することが可能になります。

図-3

地下水の電気伝導度分布図

3-13

環-4
② 電気伝導度による工事中のモニタリング
地下水面下において掘削工事・地盤改良工事・場所打ち杭の打設といった工事を実施した場合、その下流部では濁りや水質変化といった影響が生じることが懸念されます。
土木工事の際に地盤改良工事や場所打ち杭を行えば、地下水面下地盤の攪拌による地層中の成分の溶かし込みや、石灰分等を多く含むコンクリートの成分の流れ出しにより、その影響は距離によって一様ではありません。地下水中のイオン成分の増加を電気伝導度変化から捉えることにより、その影響の有無を判断することが可能になります。
位置図

電気伝導度[μS/cm]

影響が発生している井戸

電気伝導度[μS/cm]

図-4

影響が発生していない井戸工事に伴う周辺地下水（観測井）における電気伝導度変化（例）【引用文献】
1)(公社)日本地下水学会編「地下水水質の基礎」，理工図書，p.148-151．

（回答者

3-14

寺本 光伸）

環-5

井戸計画時に水位低下量は、どの程度に計画すればいいのですか？

不圧帯水層における計画水位は、帯水層 H の 1/3 を限界水位低下量とし、その 0.7～0.8 を適正水位低下量として水位低下量を設定すればよいと考えられます。
（１）井戸の適正揚水量と限界揚水量
通常、適正揚水量は限界揚水量の 70％（水道協会）1）～80％（工業用水）2）といわれています。安全率に直せば、70％は Fs=1.43 で、80%は Fs=1.25 になります。計画時に求めた
いのは、その井戸で長期的に取水できる適正揚水量ですが、限界揚水量から求める必要があります。しかし限界揚水量は井戸施工後の段階揚水試験で決定される井戸固有の値となるため、計画時に決めることは通常できません。
【水道施設設計指針(2012) 】1）「③適正揚水量：限界揚水量の 70％以下の揚水量」【工業用水道施設設計指針・解説(1989) 】3）「この限界揚水量の 70％以下の量を適正な揚水量とすることを一応の目安とし、」【工業用水道施設設計指針・解説(2004) 】2）「この限界揚水量の一定値（たとえば 8 割）などを適正揚水量などと経験的に言うこともあるが、地域全体の・・・・」（２）事例で求めた限界水位低下量
限界揚水量が井戸固有とはいえ、経験的には、帯水層の 1/2 か 1/3 程度まで井戸の水位を低下させると、限界揚水量になることが多かった気がします。そこで過去の段階揚水試
験の事例を 21 収集し、帯水層厚 H と限界揚水量の水位低下量 Sc から限界水位低下率αcを求め、表-1 に示しました。その平均値の限界低下率αc＝0.33 となり、帯水層の 1/3 まで水位を低下させると、限界揚水量になると平均的に考えられます。

3-15

環-5
表-1
限界水位低下率αcNo

αc=Sc/H

限界揚水量の水位

帯水層厚

図-1

水位地下モデル（浅井戸）

1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
平均

浅井戸の限界水位低下率の事例

帯水層
厚
H(m)
3.40
3.50
1.35
1.34
4.00
4.65
7.80
15.60
13.00
4.00
4.90
6.07
4.10
7.43
9.20
6.78
11.20
10.00
8.80
30.00
9.00
7.91

限界揚水量での
水位低下量
Sc（ｍ）
0.93
0.95
0.32
0.35
1.20
1.96
1.79
5.53
4.99
1.28
1.53
1.07
1.20
3.93
4.25
2.38
4.30
1.07
3.86
13.50
2.50
2.80

透水係数 限界水位低下率k(cm/s) αc （＝Sc/H）
1.16E+00
1.28E+00
6.69E-01
2.70E-01
1.72E-01
2.00E+00

1.00E-02

0.79

0.27
0.27
0.24
0.26
0.30
0.42
0.23
0.35
0.38
0.32
0.31
0.18
0.29
0.53
0.46
0.35
0.38
0.11
0.44
0.45
0.28
0.33

（３）消えた安全率から推定される適正水位低下率と限界水位低下率「工業用水道施設設計指針・解説」の 1989 年版にあった安全率の記載「井戸公式での計算に井戸効率ｃ≒0.5 を乗じる必要がある。」3）が 2004 年版では消えて、「土木学会水理公式等を参考にする」としか記載されていません。理由は高開口率スクリーンが広く使用されるようになったためで、井戸損失が昔ほど致命的でなくなったことによります。しかし、逆に計算上は井戸を空にするような計算をする人も出て来ていて、適正な水位低下という概念が無視される例も現れ始めました。水位低下の目安についての記載がないためです。
文章で記載されていませんでしたが、1989 年版の井戸公式の例では、ちょうど帯水の半分に水位低下線が記載されており 3）、図を解釈すると、井戸効率 0.5 を乗じるので適正揚水量に対応する適正水位低下率αp は、帯水層 H×0.5×0.5 で 0.25 になっていたのです。
つまり、解釈として適正水位低下率αp＝0.25、限界水位低下率αc=0.25/0.75（0.7～0.8）=0.33（0.31～0.36）となり、事例平均値と同じになります。
井戸

井戸

1989工業用水道施設設計指針・解説
S=0.5H
近似

図-2

帯水層厚H
安全率C=0.5
αp＝0.5×0.5＝0.25

1989 年版の井戸公式の適用例 3）

3-16

環-5
なお、「工業用水道施設設計指針・解説」の 2004 年版にまだ残っている放射状井戸の安全率は、「井戸効率を少な目（1/3 以下）に抑えるべきである。」とされています 2）。通常は、放射状井戸の集水管の位置は帯水層の 3/4 程度に設置されることが多いので、解釈として
適正水位低下率αp は、帯水層 H×（3/4）×（1/3）で 0.25 になります。
つまり、解釈として適正水位低下率αp＝0.25、限界水位低下率αc=0.25/0.75（0.7～0.8）=0.33（0.31～0.36）となり、事例と同じです。ただ、放射状井戸の方が、構造が複雑であり鉛直流を期待しているので、より厳しく設定する必要があると考えられます。

図-3

2004 年版の放射状井戸公式の適用例 2）（４）図解法で確認できる限界水位低下率
井戸公式を用い、帯水層 10ｍの水位低下量と揚水量の相関図を作成したのが図-4 です。
また、透水係数は、3 方向が等方の場合と、鉛直流 1 方向が 1/10 で帯水層の水位低下比率に応じて影響度を案分した異方性を考慮した平均透水係数の場合の 2 種類で試算しています。この場合の図解法では数点で結ぶ直線の交点は、線のひき方に左右され、限界水位低
下率は 0.3～0.4 に分布するように見えます。
10.0

水位低下量（ｍ）

αc＝0.4αc＝0.3
1.0

H=10m
等方
t/min

異方
t/min

0.1
0.5

5.0

50.0
揚水量（ｔ/min)

図-410ｍ帯水層の図解法の限界水位低下率

3-17

環-5
現実の段階揚水試験は数点なのですが、帯水層 H=9ｍで水位低下を 0.1ｍピッチで揚水量
Q を試算したのが図-5～6 です。ほぼ 3ｍ、つまり帯水層厚 H の 1/3 が限界揚水量の交点と考えられます。これは事例平均値 0.33 と同じであり、井戸公式からも限界水位低下率αc=1/3 で想定すれば良いことがわかります。実はこれは H2-h2 の式上の特性に左右されています。
機能診断としての比湧水量を求める場合、「井戸の改修及び更新の事例集（2000）」には、
不圧地下水の「揚水量は最大揚水量の 1/2 程度の一定量に調整すること」とあります 4）。
また、被圧地下水は適正揚水量（限界揚水量の 70%）とあり、同じように扱われています。
下図で示す最大揚水量の半分の水位低下量は 2.6ｍであり、限界水位低下量 3ｍに対し 86％であり多少過大ですが、最大揚水量の半分程度が、適正揚水量に近似していると考えられ
ます。

0

0.2

0.4

0.6

揚水量Q
（t/min)
0.8
1

1.2

1.4

1.6

1.8

揚水量Q
（t/min)
1

0.1

2

10

0.1

0

S-Q

1

S/Q-Q

水位低下量S（ｍ） S/Q

水位低下量S（ｍ) S/Q

2
3
4
5
6

1

S-Q
S/Q-Q

7
8
10

9

図-5

9ｍ帯水層の図解法

図-69ｍ帯水層の図解法（両対数）以上のように、事例や計算式上から、過去の安全率の解釈からも、不圧帯水層において、計画時には、帯水層 H の 1/3 を限界水位低下量とし、その 0.7～0.8 を適正水位低下量として水位を設定すればよいと考えられます。
【引用文献】
1)日本水道協会（2012）：水道施設設計指針 2012，p.92．
2)日本工業用水協会(2004)：工業用水道施設設計指針・解説，p.34，p.60．
3)日本工業用水協会(1989)：工業用水道施設設計指針・解説，p.41，p.79．
4)日本水道協会（2000）：井戸の改修及び更新の事例集，p.59，p.60．

（回答者
3-18

木村 隆行）

環-6

沿岸部において、井戸による地下水利用や工事による地下水排除等
で地下水位が低下すると、地下水の塩水化が気になります。
塩水化を評価する簡易な方法はありませんか？
海岸付近の地下水は、密度の大きな海水が陸側の淡水の下にもぐり
こんで塩水くさびを形成します。この海水と淡水の境界は塩淡境界といわれ、その深度はガイベン-ヘルツベルグの式から推定でき、塩淡境界は地下水位低下の 40 倍で上昇するといわれています。
塩淡境界が井戸底や水替え深度付近に近づくと、地下水の塩水化が懸念されることから、対象地点での地下水位や塩淡境界の位置が塩水化問題を評価するポイントになります。

（１）沿岸部での地下水の流れと塩水くさび
沿岸部の地下水（淡水）は、陸側からの水頭差によって海へ流れています。一方海水（塩水）は、淡水と比べ密度が大きいことから淡水の下へくさび状にもぐりこみます（図-1）。これが「塩水くさび」です。また塩水と淡水の間には広い遷移領域が形成され、海→内陸部→海の海水循環の流動経路の一部になります。

塩水くさび

図-1

海岸帯水層中における地下水の流れ
文献 1)に加筆（２）ガイベン-ヘルツベルグの式
ガイベンとヘルツベルグ（Ghyben，1889；Herzberg，1901）は、塩水と淡水の境界を塩淡境界（内部境界）から「長さ hf ＋z の淡水の柱の質量は長さ z の塩水の柱の質量と等しい」と考え、塩淡境界（内部境界面）は海水面上の淡水の高さの約 40 倍に相当する海水面下の深さの所に生じているであろうと論証しました。これがガイベン-ヘルツベルグの式です。例えば，地下水位（hf ）が EL.1m であれば、塩淡境界の深さ（z ）はその 40 倍
下の EL.-40m に存在することになります。
3-19

環-6

ρf
ｚ＝ ρ － ρsfhf ・・・{式 1}

ここに、z が海水面から下の内部境界面までの深さ(m)、hｆが地下水面高さ(m)で、淡水の密度(ρf )が 1.000g/cm3、塩水の密度(ρs )が 1.025
g/cm3 ならば、

ｚ＝40 hf ・・・{式 2}図-2となります（図-2）。

Ghyben-Herzberg の塩水と淡水のつり合い 2)（３）塩淡境界の調査方法
塩淡境界の調査方法には、井戸や地下水観測孔を用いた鉛直方向の観測が一般的で、ポータブル電気伝導度計による鉛直方向の電気伝導度測定があります。このほかに、電気探査による地盤の比抵抗値や、電磁探査による地盤の導電率測定などの物理探査手法もあります 3)。
電気伝導度とは、電気抵抗の逆数で表され、塩分など水に溶ける溶存イオン量が多いほど高い値を示します。電気伝導度測定は、観測孔に電気伝導度センサーを用いて所定深度の電気伝導度（EC）値を観測します。EC 値の目安としては、我が国の平均的な海水で4,500mS/m 程度、河川水（淡水）で 11mS/m 程度です 4)。その結果を EC 値と深度のグラフにすることで、その地点での塩淡境界の深度を推定することができます（図-3）。なお塩淡境
界は淡水と海水の接する部分で、その分布に幅がある場合が多いです。その際は、図の様に EC 値による塩淡境界の目安を定義すると評価しやすくなります。

淡水

遷移領域

塩淡境界を EC 値
4,500mS/m 程度と定義すると，その高さは T.P.-12.2m 程度と
なる．

海水

図-3

鉛直方向の電気伝導度測定結果の例
3-20

環-6
（４）塩淡境界に着目した地下水の塩水化評価
観測孔で塩淡境界がつかめれば、断面図でその地点と海岸線地点を結んだ直線が塩淡境界（静水圧条件下）となります。このときの地下水面が海水面より十分高ければ、淡塩境
界は地下深くに押し下げられます（図-4a）。しかし、過剰な揚水や地下水排除を行うと、井戸底に塩淡境界が近づき、地下水の塩水化が発生することになります（図-4b）。

図-4

海岸での塩分侵入 5)（左図：図-4a、右図：図-4b）

塩水化評価の目安として、Dagan and Bear(1968)は、上昇した塩水コーン高さ z が、井戸底から初期の塩淡境界（内部境界）面までの距離 d の 1/3 を超えない場合に、塩淡境界（内部境界）面は安定であると提案されています（図-5）。つまりｚ＜1/3×d であれば、塩
水コーンの急激な上昇が抑えられ、塩水化が抑制されることになります。
以上より、沿岸部での地下水を塩水化させないためには、地下水面が海水面より常に高い状態を保てているかを確認することが重要です。ただし、塩淡境界は降水状況や潮位等によって変化することも多いため、塩淡境界の見極めは、十分な地下水位や気象観測デー
タを基にした総合的な判断が必要です。

井戸底※ z ＜ 1/3 ×ｄ であれ ば 内部 境界 面は安定である。

（塩水コーン）

図-5

揚水による内部境界面の部分上昇
文献 2)に加筆

3-21

環-6

【引用文献】
1)藤縄克之（1990）：地学ワンポイント 2 汚染される地下水，共立出版,pp.60-62
2)大西有三 監訳（1996）：P.A.ドミニコ，F.W.シュワルツ著 地下水の科学Ⅲ-地下水と地質-，土木工学社,pp.25-29
3)石田聡・土原健雄・吉本周平・皆川裕樹・増本隆夫・今泉眞之（2011）：沖縄県多良間島における淡水レンズ賦存量の推定，農業農村工学会論文集 273，pp.157-168.
4)国土交通省 関東地方整備局 霞ヶ浦河川事務所：水質用語集（電気伝導率），
http://www.ktr.mlit.go.jp/kasumi/kasumi00012.html，2018 年 6 月 15 日閲覧.
5)鞠子正（2002）：環境地質学入門，古今書院,2002,pp.147-148

（回答者

3-22

宮地 修一）

環-7

蛇紋岩とはどんな岩石で、どのような土木的な問題が想定されるのですか？
また、蛇紋岩はアスベストを含むそうですが、人間や環境への影響はあるのでしょうか？
蛇紋岩は上部マントルを構成するかんらん岩が水の影響により変質してできた岩石で、構造運動の影響から、割れ目が発達し、破砕していることが多く、膨潤性粘土鉱物を含むこともあります。そのため地すべりや崩壊などを起こしやすく、トンネルでは地圧増大などの可能性があり、施工時には十分な注意が必要です。
また、蛇紋岩は程度の差はあれアスベストを含むので、トンネル等の工事では、事前の調査と飛散防止等の対処が望まれます。膨潤性
粘土を含むことも併せ、蛇紋岩地帯でトンネルを計画する場合は、難工事になることを意識すべきです。

（１）蛇紋岩とは
地球は表層より地殻、マントル、核（液体の外核と固体の内核）から構成され（図1）、このうち上部マントルは、かんらん岩からなると考えられています。マントル対流により海底近くに上昇してきたかんらん岩が、水と反応してできた岩石が蛇紋岩です。
蛇紋岩は日本各地に分布していますが、中国地方では中央部から山陰にかけて、四国地
方では主に黒瀬川構造帯（秩父帯の一部）などに点在しています。

図-1

地球の内部構造 1)
3-23

環-7
蛇紋岩はその性状から「塊状」、「葉片状」、「粘土状」に分けられ、一つの露頭の中でも状況は変化に富んでいます（写真-1,2）。

＜塊状＞

＜葉片状＞

写真-1

蛇紋岩の露頭状況（徳島県阿南市）

＜粘土状＞

写真-2

蛇紋岩のボーリングコアの状況（徳島県阿南市）
3-24

環-7
（２）アスベストとは
蛇紋岩中には、石綿肺（じん肺と同様な症状）やガンなどの健康被害を及ぼすアスベストが含まれています。アスベスト（石綿）は天然の繊維状の鉱物で、表-1 に示すような種類があります。世界保健機関（WHO）では、形状として「長さ 5μm 以上、幅 3μm 以下
で、長さと幅の比が 3 対 1 以上のもの」と定義されています。蛇紋岩にアスベストが含まれていても、そのままでは有害とならず、粉砕して繊維状のアスベストが飛散し、それを人が吸い込むことで健康被害が発生します。
アスベスト(石綿)の種類について 2)

表-1
分類
蛇紋石族

石綿名
クリソタイル（白石綿）
クロシドライト
（青石綿）
アモサイト
（茶石綿）

角閃石族 アンソフィライト石綿
トレモライト石綿
アクチノライト石綿

備考
ほとんど全ての石綿製品の原料として使用されてきた。世界で使われた石綿の9割以上を占める。
吹付け石綿として使用されていた。他に青石綿は石綿セメント高圧管、茶石綿は各種
断熱保温材に使われてきた。

他の石綿やタルク（滑石）、蛭石などの不純物として含まれる。アンソフィライト石
綿は熊本県旧松橋町に鉱山があった。トレ
モライト石綿は吹付け石綿として一部に使用されていた。

蛇紋岩の主要構成鉱物である蛇紋石には、アンチゴライト・リザーダイト・クリソタイ
ルの 3 種類があり、このうちクリソタイルがアスベスト（石綿）に相当します。クリソタ
イルはカンラン岩が蛇紋岩化する時生じた岩体の割れ目に霜柱のように繊維軸が直交する状態で結晶成長します（写真-3）。

写真-3
石綿鉱石 3)（北海道山部鉱山）
帯灰青白色繊維状の脈がクリソ
タイル、青緑色の脈がアンチゴラ
イト

3-25

環-7
アスベストは、その物理・化学的特性から耐火材料、保温材、ブレーキ等の摩擦材、および各種建築材料として使われてきましたが、アスベスト繊維による健康障害が明らかになってからは使用の禁止や規制が行われています（表-2）。
表-2

アスベストに関する法規制

・昭和 49 年（1974） ：吹付け石綿施工の禁止。
工業製品におけるクロシドライトの使用禁止。
・昭和 62 年（1987） ：クロシドライトの使用禁止。
・昭和 63 年（1988） ：作業環境評価基準により、石綿の管理濃度を規定。
（2 本/cm3、その後改正された。
）
・平成 1 年（1989）：大気汚染防止法改正。
石綿を「特定粉塵」、石綿製品製造施設を「特定粉塵発生施設」とし、規制を開始（敷地境界濃度：10 本/L）。

・平成 7 年（1995）：法的にアモサイト、クロシドライトの使用禁止。

・平成 16 年（2004） ：クリソタイルの使用禁止（含有率 1wt％以上）。
クリソタイルの管理濃度を 2 本/cm3 から 0.15 本/cm3 に改正。
・平成 17 年（2005） ：「石綿障害予防規則」の施行。
・平成 18 年（2006） ：労働安全衛生法施行令および石綿障害予防規則の改正。
石綿および石綿をその重量の 0.1％を超えて含有する全ての物の使用禁止。

（３）蛇紋岩中のアスベストの問題点
前述のとおり、現在ではアスベストの使用は禁止されています。今後はアスベストを使用した古い建築物の補修・解体やアスベストを含む産業廃棄物の処理が問題となりますが、
蛇紋岩地山を掘削するトンネル工事や切土工事においても問題が発生する可能性が考えられます。
蛇紋岩のトンネル掘削等において、地山を破壊する時にアスベスト繊維がどの程度発生
するかについては不明な点が多いですが、以下に示す調査例があります。
重量約 5g の蛇紋岩試料の粉砕中に、口にフィルターをかぶせた吸引装置により大気捕集を行い、フィルターに付着した繊維状粒子の数を計数し、繊維濃度の測定を実施したもの
です 4)。
下記の 3 状態で試験を実施した結果を図-2 に示します。
① ドラフトを使用しない状態② ドラフトを使用して吸引（送風）を行う状態③ ドラフトを使用せず、霧吹きで散水する状態
塊状・葉片状蛇紋岩では定量下限値以下であり、粉砕の過程で粒状の形態を示すようになり、繊維状結晶が減少したものと判断しています。一方、アスベスト蛇紋石（脈状のク
リソタイル）では、①の場合のみ作業環境濃度基準（150 本/L）を超えており、「蛇紋岩粉
砕時に送風・散水を行うことが有効である」と結論付けています。

3-26

環-7

図-2

アスベスト繊維濃度 4）

また、近鉄志摩線青峰トンネルの施工にあたり、対象地山の蛇紋岩の分析によりクリソ
タイルを確認したため、作業員全員に電動ファン付き呼吸用保護具を装着させ作業に従事させた、という事例が報告されています 5)。
このように、事前の地質調査において対象地の蛇紋岩中にアスベストが含まれることがわかった場合は、飛散防止等の対応をすることが望まれます。
（４）蛇紋岩の土木的問題点
蛇紋岩は新第三紀の泥岩や凝灰岩と並んで、吸水膨張の著しい膨張性岩盤として知られています。その原因として、以下の事柄が考えられます。
① 岩石強度を越える応力を受けることによる塑性流動化② 岩石の風化や吸水に伴う膨張、脆弱化③ 地質構造的運動等に起因する潜在応力の解放
もともと蛇紋岩は地下深部で形成され、激しい構造運動の影響を受けているため、割れ目が発達し破砕していることが多く、地表に露出しているものは応力解放しやすい性質があります。変質の過程でスメクタイトのような吸水膨張しやすい粘土鉱物が生成されることがあり、乾湿繰り返しによって急激に固結力を喪失する「スレーキング現象」がみられることもあります。さらに、塊状部、葉片状部、粘土状部が不規則に分布する特徴がみられます。
このように蛇紋岩はトンネル工事に当たって問題のある地質とみなされ、新第三紀の泥岩・凝灰岩と同様に、スメクタイト含有量や浸水崩壊度などを事前に調査し、膨圧発生の可能性を判断するようにしています（表-3,4）。

3-27

環-7
表-3

膨圧発生の判断指標例 6)膨圧を示す指標地圧発生の可能性が非常に大きいもの膨圧発生の可能性あり

岩石中の主要粘土鉱物

モンモリロナイト（スメクタイト）

モンモリロナイト（スメクタイト）2μm以下粒子含有率

30％以上

20％以上

塑性指数

70以上

25以上

CEC(cmolc /kg)

35以上

20以上

浸水崩壊度

Ｄ

－

ボーリングサンプルの状況

破砕部多い

－

表-4

地山の膨張性を示す指標の例 7)

日本鉄道建設公団(1977)
地山強度比 Ｇn
地圧発生の可能性が＝σc/(γH)
非常に大きいものσc：一軸圧縮強度 ①岩石中の主要粘土
γ：単位体積重量
鉱物がモンモリロナ
H：土被り厚イト②2μm以下粒子含有
①Ｇn≦2
率≧30％
押出し性～膨張性 ③塑性指数≧70②2＜Ｇn≦4④CEC≧
強度の押出し性～ 35meq/100g(※1)
地圧が大きいと推定 ⑤浸水崩壊度 Ｄ
される⑥ボーリングサンプ③4＜Ｇn≦6
ル中破砕部多い
地圧が大きいと推定可
膨圧発生の可能性あ④6＜Ｇn≦10り
地圧があると推定 ①岩石中の主要粘土
可鉱物がモンモリロナ⑤10＜Ｇnイト
地圧がほとんどな ②2μm以下粒子含有
いと推定可
率≧20％
③塑性指数≧25④CEC≧20meq/100g

吉川ほか(1988)①変形係数≦①自然含水比≧20％ 著しい膨張性を呈す
2②単位体積重量(乾 る地山
8000kgf/cm
3①ボーリング時②一軸圧縮強度≦燥)≦1.8gf/cm
2・無水掘りが必要③(第1回吸水量/自40kgf/cm
・コア膨張が顕著
然含水比)≦2.0③単位体積重量≦②Ｇn≦1.5
3④浸水崩壊度Ｃ～Ｄ
2.05gf/cm(＜0.5で顕著)④自然含水比≧20％ ⑤モンモリロナイト ③モンモリロナイト⑤液性限界≧100％ 含有量≧30％
含有量≧20％かつ⑥RQD≦30％⑥塑性指数≧70
自然含水比≧20％⑦流動指数≧20④浸水崩壊度 Ｄ⑧2μm以下粒子含有率≧30％
膨張性を呈する地山⑨CEC≧35meq/100g①ボーリング時⑩膨張率≧2％・コア採取率低い(Ｅ x)
・コアディスキング

新第三紀泥岩鍋立山トンネル(北 青函トンネル算用師 新第三紀泥岩
越急行ほくほく線) 工区
新第三紀中新世の椎 新第三紀中新世泥岩
谷層
定性的に①～⑤、⑩は膨張性との相関あり。⑦、⑨等は相関性低い。

仲野(1975)

膨
張
性
を
示
す
指
標

備
考

赤倉トンネル(北越急行ほくほく線)
新第三紀中新世の椎谷層
第四紀更新世の灰爪層

大塚ほか(1980)

佐藤ほか(1980)が顕著(※2)②1.5≦Ｇn＜2.0③モンモリロナイト
含有量≧20％または
自然含水比≧20％※1 陽イオン交換容量(CEC)のmeq/100g：風乾試料100g当たりのミリグラム当量(milli-equivalent)のこと。試料中の交換性イオンがどのくらいアンモニウムイオンで置き換わったかを示す。膨潤性を示さないゼオライトも大きな陽イオン交換容量を示す。現在は、cmolc/kgという単位を使用する。
※2 コアのディスキング：ボーリングコアがほぼ均等に、かつ板状に分離する現象のこと。コアが地下深部で受けていた応力が解放され、引張応力が発生して起こると考えられている。

3-28

環-7
また切土工事においても、蛇紋岩は風化が速く、割れ目が多い岩として注意を要する地質と認識されています。とくにスメクタイトのような膨潤性粘土鉱物を含む場合は、掘削後の吸水膨張により急激に強度低下を来たし、崩壊することがあります。そのため、切土の施工実績の検討に基づき、表-5 の岩質区分に応じて図-3 のような安定のり面勾配の目安が示されています 8)。
表-5

蛇紋岩質区分 8)

あまり片理が発達していないもの（塊状）
区分

1

2

M3

M4

亀裂間隔

岩の見かけ

片理が発達しているもの（片状）

ハンマーの打撃

カンラン石は全て 普通程度の打撃に蛇紋石に変化して よって、割れ目にいるが、まだカン 沿って割れる。打
50～10cm ラン岩等の組織構 診によって澄んだ造を残し、色は暗 音、時に少し濁っ褐色が多い。
た音を出す。
原組織はほとんど 普通程度の打撃で10～2cm 認められない。色 割れる。打診に亀裂開口 は脱色して帯褐色 よって澄んだ音、であることが多濁った音を出す。
い。
容易に小片になって割れる。
風化または破砕に 容易に崩れ、一部
よって、礫状部と ハンマーの先端が基質部に分かれ
突き刺さる。岩はる。基質粒度は砂 もろく指先で容易～粘土サイズにに壊れる。
なっている。

区分

1

亀裂間隔

岩の見かけ

ハンマーの打撃

片理面間隔は粗普通程度の打撃でで、片理面は密着 割れる。割れ目はしてはがれづら
片理面にあまり関
50～10cm い。
係なく、塊状に割れることが多い。

2

10～2cmS3

片理面間隔は3～ 容易に小片になっ10～2cm 30mmで、はがれや て割れる。
すい。

S4

片理面間隔は非常 容易に崩れ、一部に薄く1～5mm程
ハンマーの先端が度。粘土質で、水 突き刺さる。岩はを含むと軟弱にな もろく指先で容易
る。
に壊れる。

5

ほとんど砂分の入らない軟質粘土5

ほとんど砂分の入らない軟質粘土

6

ラテライト質土壌

6

ラテライト質土壌

図-3
蛇紋岩類の岩質区分と実績のり
面勾配 8)3-29

環-7【引用文献】
1)気象庁：「地球の内部構造」，
https://www.data.jma.go.jp/svd/eqev/data/jishin/about_eq.html（2019.4.6 閲覧）
2)独立行政法人

環境再生保全機構：「アスベスト（石綿）の種類について」，

https://www.erca.go.jp/asbestos/what/whats/whatAsbestos.html（2019.4.6 閲覧）3)堀秀道（1992）：楽しい鉱物図鑑，草思社，185p.

4)加藤欣也・加藤孝幸・岡村聡・和田哲（2007）：蛇紋岩のクリソタイル含有量とアス

ベスト繊維の飛散量－岩石中のアスベスト測定法の比較－，日本応用地質学会北海道支部，研究発表会講演要旨.
5)坂本成彦・都司尚・金口正幸・大黒昭久（1993）：かぶりの浅い蛇紋岩地山を掘る

近

鉄志摩線青峰トンネル，トンネルと地下，Vol.24，No.3，pp.229-233.
6)地盤工学会（1989）：岩の調査と試験，521p.
7)土木学会（2006）：トンネル標準示方書[山岳工法]・同解説，37p.
8)日本道路協会（2009）：道路土工

切土工・斜面安定工指針，142p.

（回答者

3-30

住友 徹）

環-8

シカの食害によって土壌侵食や表層崩壊が起きやすくなると聞きますが、なぜでしょうか。

増えすぎた二ホンジカの採食による自然植生への被害が顕著な多くの場所では、裸地化と土壌侵食が進行しています。その周囲の急斜面では表層崩壊が起きやすくなると考えられます。
（１）シカの食害とはまず、下図に拡大するシカの分布域を示します。

図-1

拡大するシカの分布域 1）
3-31

環-8
シカの食害とは、シカの採食によって起こる被害の事ですが、増えすぎた二ホンジカによって農林業への被害と同時に自然植生の被害が問題となっています。この自然植生への被害は 1980 年代から深刻化し、図-1 のように今やシカの分布は太平洋側を中心に北は北
海道から南は九州まで分布域が広がり、被害は南アルプスなどの高標高域にも及んでいます。
シカは草食の反芻獣で柔らかい草や落ち葉から堅い樹皮まで食べることができ、地域によって被害の対象は異なります。ササはブナ等の森林の下層植生として多くの場所で見られ、冬期にも葉をつけシカの貴重な栄養源となります。常にシカの採食圧のもとにある場
所では、シカが好む植物が衰退し、シカが食べない植物や採食圧に耐性のある植物のみが繁茂するようになり、これを偏向遷移と呼びます。
四国・剣山系の三嶺一帯では 2007 年頃からミヤマクマザサやスズタケといったササ原が壊滅的被害を受け裸地化も進行し（写真-1）、樹皮の剥皮で立ち枯れの樹木も増えました 2）（写真-2）。
その後ササにかわって群落を形成したのはシカが食べないイワヒメワラビやタカネオト
ギリ、シカの採食圧に耐性のあるヤマヌカボやイグサなどで、すっかり違った植生に替わってしまいました 3）。

写真-1

写真-2

スズタケが枯死し林床は砂漠化（高知県香美市さおりが原 2016 年 4 月）

枯死したウラジロモミの白骨林（高知県香美市白髪避難小屋東側 2016 年 11 月）
3-32

環-8
（２）ササの枯死と土壌侵食の関係
ササはその葉をシカに食べられても地下茎に蓄えられた養分のおかげで翌年の葉をつけることができます。しかし、シカの高い採食圧のもとではせっかく出た芽もシカに食べられてしまいます。そうなると地上部は枯れ、やがて今度は地下茎と根も枯れてしまいます4）。
ササが健全な時には、ササの根系が板状根系層（草本類の根系や腐植土が一体となって広がる厚さ 20 ㎝前後の最も表層の地層）の中を縦横に張ってネットのように土壌を押さえているため土壌侵食は起こりません（写真-3）。しかし、2009 年頃にミヤマクマザサが衰退した白髪分岐南東側斜面では、ササの根系が枯れてこのネット効果が失われたために土壌侵食が起こる事が明らかにされています 5）。

写真-3

ミヤマクマザサの根系が見える断面と左上はその地下茎の節から出る側根（高知県香美市白髪分岐南東側斜面、2017 年 6 月）

同斜面では勾配 30°以上でシカの食害でダメージを受けた低木が傾くことで根が抜け上がりを起こし斜面走向方向に亀裂を生じ、その後ササ以外のイグサ等の植物がこの木の根
元周りにつくことで根系の上載荷重が増し、一層樹幹が傾くことになります 6）。その傾きと反対側の根元は斜面から浮き上がり、そこに入り込んだ雨水は土壌を根系から洗い出してしまいます。さらに風の力が加わることで写真-4 のように短期間で低木が転倒してしまう事があります。抜けあがった根がはっていた範囲が裸地を形成することになり土壌侵食を加速させることになります。
シカの強度の採食圧のもとで 2007 年にミヤマクマザサが壊滅したカヤハゲでは、その後広い範囲で裸地化が進行しました。しかし間もなくヤマヌカボ群落が成立し緑が復活しました。ところがそのヤマヌカボ群落の根系マットに溝が形成されはじめ、小さく分割された根系のブロックが勾配 30°を超える斜面を滑り落ちて再び裸地化が始まりました（写真-5）。この事例はササが衰退した後に別の植物群落が復活して来ても、必ずしも元の安定した斜面に戻ったわけではないことを示しています。

3-33

環-8

写真-4

葉をつけたコハウチワカエデ（胸高直径 18 ㎝）の根が、2015 年 11 月にわずかに浮き始め、2016 年 9 月に完全に転倒、右下は転倒した根（幅 3.5m）を裏側から見た。

写真-5

裸地に成立したヤマヌカボ群落の板状根系層がブロック化して斜面をすべり落ち、土壌侵食が進行して再び裸地化する（高知県香美市カヤハゲ、2016 年 5 月）

3-34

環-8
シカの食害によりササが壊滅した山を通る林道沿いには、ササの根系によるネット効果を失った急斜面から大雨の際に崩れて土砂が流れ出したり、樹木が枯れて転倒し、大雨で土砂と一緒に林道脇まで流れ出したり、砂防堰堤を埋めたりとシカの食害のもたらす影響
は防災上からも無視できません（写真-6）。

写真-6

ササが衰退し剥皮被害を受けて枯れた樹木が転倒する急斜面では、所々で表層崩壊が発生している（高知県香美市白髪分岐南東側斜面、2013 年 10 月）【引用文献】
1)環境省ホームページ（2014）：参考資料 1，ニホンジカの近年の動向，pp.1-6，
https://www.env.go.jp/nature/choju/conf/conf_wp/conf02-h29/ref01.pdf，H30 年 10月閲覧.
2)依光良三（2011）：広がるシカの食害と自然環境問題，依光良三編シカと日本の森林，築地書館，pp.1-53.
3)石川愼吾・町田華澄・吉原 良（2012）：三嶺山域稜線部の自然再生の取り組み，「どう守る三嶺・剣山系の森と水と土―シカ被害対策を考える・シンポジウム（5）―資料集，三嶺の森をまもるみんなの会，pp.22-28.
4)石川愼吾（2011）：三嶺山域稜線部のササの枯死と再生を考える，依光良三編シカと日本の森林，築地書館，pp.122-138.
5)横山俊治・光本恵美・本間こぎと・石川愼吾・比嘉基紀（2014）：シカの食害はどのような土壌侵食を引き起こすか，蝕まれる三嶺の森と山々―三嶺・剣山地区シカ被害と対策「公開報告会」（7）―資料集，三嶺の森をまもるみんなの会，pp.15-25.
6)本間こぎと・横山俊治・石川愼吾・比嘉基紀（2017）：四国三嶺の南に位置する白髪分岐
南東側斜面におけるシカの食害と土壌侵食の関係，日本応用地質学会平成 29 年度研究発
表会講演論文集，pp.135-136.
（回答者
3-35

本間 こぎと）

第 4 編 その他

他- 1 流紋岩と花崗岩の違い
他- 2 段丘の成因と特徴
他- 3 K-Ah 火山灰と AT 火山灰
他- 4 ボーリング掘進に伴う水頭変化

他-1

同じ地域に、流紋岩と細粒花崗岩の双方が出現します。同じような細粒の酸性火成岩ですが、両者の違いは何ですか？

同じような酸性火成岩ですが、両者は産状が異なります。流紋岩は火山岩に分類され、地表でマグマが急速に冷え固まって出来た岩石です。一方、花崗岩は深成岩に分類され、地下深部でマグマがゆっ
くりと冷え固まって出来た岩石です。花崗岩の中でも、地下において比較的速く冷却された場合、細粒な組織を示す岩石となります。
（１）火成岩の分類
まず、火成岩の分類について述べます。火成岩は岩石を構成する鉱物の大きさや化学
組成（SiO2 重量%）により、おおまかには図-1 のように分類されます。火成岩の元となるマグマが冷え固まる際、地表付近や地下の浅部でマグマが急速に冷却すると、ガラス（非晶質）と粒の細かい鉱物（石基）と、その中に粒の大きい鉱物（斑晶）が散らばった斑状組織を示す岩石「火山岩」となります（図-2 左）。一方、地下深部でマグマがゆっくりと冷え固まると、粒の大きな鉱物だけから構成された等粒状組織を示す岩石「深成岩」となります（図-2 右）。両者の中間的な条件で冷却された場合は「半深成岩」に分類されます。流紋岩（写真-1）は「火山岩」、花崗岩（写真-2）は「深成岩」に分類され、同じ酸性火成岩の中でも双方は岩石が産出する状態（産状）が異なります。また、花崗岩の中でも細粒に分類されるものは、地下浅部やマグマ溜まりの周縁部などでマグマが比較的速くに冷却され、鉱物が大きく成長できなかったものです。

化学組成（SiO2重量％）
酸性鉱物の大きさ地下深部でゆっくり冷え固まる

火山岩 半深成岩 深成岩

細粒
地表付近で
急速に冷え固まる

63

52

塩基性

流紋岩

安山岩

玄武岩

花崗斑岩
石英斑岩

ひん岩

ドレライト

花崗岩

閃緑岩

斑れい岩

粗粒

図-1 火成岩の分類（文献 1）図 3.11 を参考に作成）

4-1

他-1

図-2 岩石組織の模式図
左：火山岩（斑状組織） 右：深成岩（等粒状組織）（文献 1）図 3.10 を参考に作成）

写真-1

流紋岩の露頭（広島県三次市）

4-2

他-1

写真-2

細粒花崗岩の露頭（広島県広島市南区）

花崗岩と鉱物組成が類似した細粒火成岩にアプライト（半花崗岩）があります。その多
くは写真-3 のように小規模な岩脈として産出します。細粒のアプライトは粗粒花崗岩に比べて風化に対する抵抗性が高く、風化花崗岩の地山中に産するアプライト岩脈は、軟質な地山中に硬質な芯として残存している様子がしばしば認められます。

写真-3

アプライト（半花崗岩）の露頭（広島県広島市南区）

粗～中粒花崗岩に伴ってアプライトが岩脈状に産出している

4-3

他-1
（２）流紋岩と細粒花崗岩の見分け方・物性の違い
両者の見分け方の一つとして、先に述べた岩石組織の違いが手がかりとなります。岩石
組織は、切断した岩石試料を研磨して作成した岩石薄片を偏光顕微鏡で観察することにより、詳細に調べることが出来ます。
両者のどちらもが分布する可能性のある現場においては、肉眼鑑定でもある程度あたりをつけることができる場合もありますが、明確な判断するためには薄片観察を行うことが必要となります。また物性の違いとしては、流紋岩はガラス（非結晶）や気孔を含むため、細粒花崗岩よりやや密度が小さい傾向にあります。

（３）土木地質における問題点①流紋岩の問題点
流紋岩などの火山岩は緻密で固く、風化しにくいと考えられています 2）。しかし、火山岩を構成するガラス（非結晶）と鉱物（石基や斑晶）では風化のしやすさが異なるため、同種の火山岩においても、岩質（鉱物組成や組織など）の違いによって不均質な風化性状を示すことが多くあります。つまり、同じ調査地内の岩盤でも、粘性土状を呈するもの（写真-4）から中硬岩・硬岩クラスの岩片を有するものまで、風化程度に大きな差が生じていることがあるため注意が必要です。
また緻密で固く、さらに写真-1 のように亀裂が多いため、鉛直方向の節理が発達する
場合などには急崖を形成しやすく、落石の発生源になり得ることにも注意を要します。

写真-4

風化し指圧粉砕が可能となった流紋岩の岩片（広島県三次市）
写真-1 と同じ調査地内で採取（約 5cm）

4-4

他-1
②花崗岩の問題点
花崗岩を構成する複数の鉱物は、温度変化などで生じる膨張や収縮の度合いが岩石内でそれぞれ異なるため、岩石内に歪みが生じやすく 2）、風化しやすい性質を持っています。
風化した花崗岩は「マサ」と呼ばれ、砂状になります（写真-5）。また、この「マサ」が崩壊・堆積したものを「マサ土」と呼びます 3）。中国地方などの花崗岩が広く分布する地
域では、風化により不安定化したこれらの「マサ」や「マサ土」が斜面中に厚く分布していることがあり、しばしば表層崩壊等の要因となります。

写真-5

風化花崗岩の露頭（広島県広島市南区）

わが国では、上記のような花崗岩の風化が地下数十 m の深さまで及んでいることもあり、深層風化と呼ばれます 4）（写真-6）。花崗岩分布域での土木構造物の基礎地盤調査では、厚いマサ状の風化帯の存在に注意する必要があります。

写真-6 花崗岩の深層風化状況（広島県廿日市市）
広くマサ化した地山中にコアストーン（矢印部）が認められる。
4-5

他-1
一般に、花崗岩にはマグマが冷え固まるときに形成される「節理」と呼ばれる亀裂が発達しています。その亀裂に沿って水や空気が入り込むため、亀裂間では「マサ」化が進行します。花崗岩地山中において亀裂に沿った「マサ」化が進行すると、亀裂と亀裂の間に
未風化の硬質な岩芯（コアストーン）が形成される（残存する）ことがあります。
細粒花崗岩は粗粒～中粒のものと比較し風化しにくく、コアストーンとして風化花崗岩
地山中に残存していることがあります（写真-6）。土木構造物の支持層確認のための調査などでは、こうした局所的な岩塊に注意して地山評価を行う必要があります（詳しくは，
本 Q&A 土-16「花崗岩のコアストーンによる土木的な注意点」を参照ください）。また、
コアストーンが地表付近に現われているときには、落石の発生源や土石流発生時に流木とともに下流域を襲う巨礫にもなり得るため注意が必要です（写真-7）。

写真-7

土石流渓流内にみられる細粒花崗岩のコアストーン起源の転石（広島県安芸郡熊野町）【引用文献】
1) 西村裕二郎・鈴木盛久・今岡照喜・高木秀雄・金折裕司・磯崎行雄 （2002）：基礎地
球科学，朝倉書店，pp.55-57.
2) 於保幸正・海堀正博・平山恭之（2015）：地表の変化-風化・侵食・地形・土砂災害-，
広島大学出版会，pp.5-7.
3) 藤田崇：深成岩の特性とその見方，斜面防災対策技術協会. https://www.jasdim.or.
jp/gijutsu/ganseki/fujita/index.html（2019 年 7 月 27 日閲覧）．
4) 千木良雅弘（2002）：群発する崩壊－花崗岩と火砕流－，近未来社，228p．
（回答者

4-6

岸本 剛・加藤 弘徳）

他-2

段丘とはどのようなものですか？また、段丘堆積物の分布域では、どのような土木的な問題が想定されるのですか？

段丘地形はもともと河床や海底だった所が、地殻変動等の影響を受け、離水することにより形成されます。一般に段丘堆積物は強度が強く、土木的に問題となることは少ないですが、建設工事の状況によっては斜面崩壊等の発生することがあります。とくに段丘地形が明瞭に表れていない箇所では十分な地質調査が必要です。
（１）段丘地形とは
一般的に地形は山地、丘陵地、台地、低地に区分され、我々が台地と呼ぶものの中には以下のものが含まれます。
①第四紀の地層が作る台地（段丘を含む）②溶岩流や火山からの噴出物が作る台地（シラス台地など）③隆起した準平原などが削られてできた平坦面～緩斜面（浸食小起伏面）
通常段丘は上記①に該当し、主に河川沿いに発達する「河岸段丘」と海岸沿いの「海岸段丘」があります。さらに形成時期によって「洪積段丘」や「沖積段丘」と呼ばれることもあります。
例えば河岸段丘は、かつての河床面が地殻変動、気候や海水準の変化等に伴う河床の低下により取り残されて形成されます（図-1）。また、海岸段丘は波食台や浅海の堆積面が同様の理由により離水して形成されます。
段丘面

①

谷底平野

②

③

谷底平野

浸食と堆積の繰り返しによる
さらなる河岸段丘の形成

河川の浸食による河岸段丘の形成

土砂の堆積による
谷底平野の形成

凡例①の古い谷底平野が最上位の段丘面として残る

段丘崖

：基盤岩石

図-1

：河川堆積物

段丘の形成順序 1)

4-7

他-2
（２）段丘堆積物とは
元々河床面だった所が陸化したため、段丘の地質は、河川によって堆積した砂礫などの土砂から構成されることが多いです。また、浸食作用が大きい場合は堆積物の厚さが薄く、基盤岩が露出することもあります。海岸段丘も含めた段丘の成因・層厚等を整理して表-1に示します。
表-1
区 分
大分類

成 因 等

小分類

河岸段丘

段丘の区分と成因 2)
層 厚 等

河川が堆積層を形成している段階で形成。
堆積段丘 山地と低地の間に数段見られることが多い。
砂礫段丘とも呼ぶ。

河川堆積の土砂からなる。
層厚は一般に10m以上。

浸食段丘

山麓や扇状地の浸食により形成。
基盤岩が露出する場合、岩石段丘とも呼ぶ。

基盤岩が露出する場合あり。
堆積物の層厚5～6m。

－

浅海底の波食台や海面下の堆積面の陸化によって形成。
階段状を呈する場合が多い。

基盤岩が露出するか、砂層などをのせている。

海岸段丘（３）土木地質的な問題点
段丘堆積物は洪積世に形成されたものが多く、砂～砂礫層の締まり具合は良く、粘性土は比較的固いです。したがって建物などの構造物の支持地盤としては良好と考えられます。
ただし、段丘堆積物の基底部や段丘崖に近接した箇所では、道路・鉄道等の建設に伴う切土により湧水が生じたり、堆積物に含まれる礫の抜け落ちによる落石や斜面崩壊が発生したりすることがあります（図-2）。

建設工事の相対的難易度○：とくに問題はない△：要注意
×：極めて困難
Ｗ：人工的荷重

図-2

段丘の地盤条件、自然災害および建設工事における留意事項 3)

4-8

他-2
段丘地形は周囲と区画された平坦面を持つ
ため、空中写真判読や地形図等から、その分布状況を把握することができます。写真-1 の中央に広がる高さの揃った台地状の場所が段丘にあたります。

写真-1
高知県室戸市羽根～吉良川町付近の段丘地形 4)

ただし、河川沿いの山腹斜面において、明瞭な平坦面が見られない箇所でも段丘堆積物が伏在している事例があります（図-3）。この例では、段丘堆積物の上位に過去の斜面崩壊による転石群が厚く分布しており、当初の切土計画が大幅に変更されました。このように一度形成された段丘地形が隠されている場合もあるので、事前の十分な調査が必要と思わ
れます。
河川

0m

河川沿いに平坦面は認められない。

5m
5m

10m
10m

旧地形線(想定)15m
15m
No.1 15.46m
1
GH= .00m
L=34

dt

段丘堆積物
20m
20m

CB-1 .68m
8GH=9 00m
.
L=25

Ss

25m

当初切土計画
－
dt

転石群

凡

例

－

崩積土
転石群

tr
dt
アンカー定着ライン

Ms

tr

段丘堆積物

Ss

砂岩

Ms

泥岩
地質境界
アンカー定着ライン

DL=65.000

図-3

斜面裾部に段丘堆積物が伏在している事例（徳島県、四万十帯）
4-9

他-2
【引用文献】
1)国土地理院：「地理教育の道具箱」，http://www.gsi.go.jp/CHIRIKYOUIKU/kawa_3-4.html（2019 年 5 月 9 日閲覧）
2)NEXCO（2012）：土質地質調査要領，参考資料編，23p.
3)鈴木隆介（2000）：建設技術者のための地形図読図入門, 第 3 巻, 段丘・丘陵・山地，古今書院，584p.
4)室戸ユネスコ世界ジオパーク：「ジオパークマップ」，
https://www.muroto-geo.jp/catgeomap/geology/（2019 年 5 月 9 日閲覧）

（回答者

4-10

住友 徹）

他-3

中国四国地方のボーリングコアで K-Ah 火山灰と AT 火山灰を認定・識別するにはどのような特徴を見ればいいですか？

火山灰は、主に、色調、質感、構成粒子の特徴の 3 点を調べて識別します。

（１）火山灰とは
まず、火山灰の定義について述べます。火山灰は火山の爆発的噴火により、火山ガスとともにバラバラの固体の破片として噴出された、径 2mm 以下の細粒物です 1）。しかし、降下する噴出物（火山灰と一般に呼ばれるもの）には、しばしば 2mm 以上の軽石が含まれます。一般的に、火山灰と降下軽石を総称してテフラという言葉が使われます（表-1）。
表-1

テフラに関連する諸述語 1）（２）火山灰の認定・識別方法
火山灰の認定・識別方法として、ここでは、中国四国地方の沖積層と洪積層の判定に用いられる姶良 Tn（AT）火山灰（29,000 年前の火山灰）と鬼界アカホヤ（K-Ah）火山灰（7,300年前の火山灰）を例に示します（図-1）。
ボーリングコアや露頭で火山灰を見分けるポイントは以下の３点が挙げられます。
□色調を調べる
一般的に、火山灰の色は含まれる粒子の種類や量によって異なります。新鮮な K-Ah 火山
灰や AT 火山灰は透明な火山ガラスを多く含み、白色～灰色に見えることが多いです。
沖積低地で掘削されたボーリングコアの場合、K-Ah 火山灰は泥層中に挟まれることが一般的です。AT 火山灰は有機質土に挟在されることもあります。これらの場合、色調で判断することもできます（写真-1）。

4-11

他-3

図-1 K-Ah 火山灰の等層厚線図（アイソパック）1）
点線内は火砕流堆積物の分布範囲を示す。模式地（大きな黒丸）：1．垂水市堀切、2．霧島町永池、3．久住町一帯、4．宿毛市小川、5．関金町鴨ヶ丘、6．大台町栃原、7．立山町弥陀ヶ原、8．
妙高町大久保、9．作手村大野原、10．軽井沢町成沢、11．二宮町押切川新幹線下、12．尾瀬ヶ原、
13．西帰浦、14．古礼里。

写真-1 高松平野のボーリングコア
AT 火山灰が 10.29-10.50m に含まれます
ただし、ボーリング掘削後、時間が経過したコア（写真-2）や空気に触れやすい露頭表面（写真-3）の火山灰は酸化して褐色になっていることがあるので注意が必要です。特に K-Ah
は地表露頭では淡褐～明褐色又は赤黒色を呈し、四国地方ではかつて「赤オンジ」や「黒オンジ」と呼ばれていたことがあります 2）。写真-2 では、K-Ah 火山灰が 0.54-0.64m に含まれます。0.54m 以浅は暗褐色の粘土層（有機物を含む）で、0.64m 以深は淡褐色の粘土層です。酸化しているため、コア全体が褐色に見えます。
4-12

他-3

写真-2

愛媛県西予市の K-Ah 火山灰ボーリングコア接写（左がコア上位）

写真-3 愛媛県西予市の K-Ah 火山灰露頭
ハンマーより上位の淡褐色層が火山灰層です
写真-４には、火山灰に含まれる透明の火山ガラス（黄色の矢印の先）を示しています。
火山ガラスのうち、バブルウォール型火山ガラス（bw）はマグマのメルトが大きく発泡し、そのバブルが弾けた壁の破片です。軽石型火山ガラス（pm）は繊維状やスポンジ状に細かく発泡したものです。小さな気泡が伸びて、気泡の境界部分が筋状になっている様子が見
えます。

4-13

他-3

pm

bw

pm

写真-4 高松平野の AT 火山灰の実体顕微鏡写真、写真の横幅は 6mm。
bw：バブルウォール型火山ガラス、pm：軽石型火山ガラス□質感を調べる
粘土層や有機質土と比較して、K-Ah 火山灰や AT 火山灰は触るとざらざらしています（写真-4）。また、粘性土と比較すると軽く、ふかふかした質感です（写真-3）。
□構成粒子を調べる
K-Ah 火山灰および AT 火山灰は肉眼でキラキラと輝いて見えます。実体顕微鏡で見ると、それらが主に火山ガラスや鉱物によって構成されているのがわかります（写真-4）。
（３）火山灰を同定する
ボーリングコアや露頭で火山灰を調べることで、その地層の年代を決めることができます。そのためには、見つけた火山灰が何ものかを調べる必要があります。火山灰は 1 枚 1
枚、異なる特徴を持ちます。表-2 には、四国や中国地方でよく見いだされる火山灰であり、
九州および中国地方の火山を起源とする約 10 万年前以降の火山灰を載せています。表-2に示すように、火山灰に含まれる鉱物や火山ガラスの屈折率を比較すると、それぞれ少しずつ異なっていることがわかります。同じ場所（カルデラ）から噴出した鬼界アカホヤ火山灰と鬼界葛原火山灰、三瓶浮布火山灰と三瓶池田火山灰でもそれぞれ特徴が異なります。
つまり、含まれる鉱物や火山ガラスの形・屈折率・化学組成などを調べると、どこから、いつ噴出した火山灰かわかります。

4-14

他-3
表-2

九州および中国地方の火山を起源とする約 10 万年前以降の代表的な火山灰．
（文献 1）を参考に作成）

テフラ名
鬼界アカホヤ
（K-Ah）
三瓶浮布
（SUk）
姶良 Tn
（AT）
三瓶池田
（SI）
大山倉吉
（DKP）
阿蘇 4
（Aso-4）
鬼界葛原（K-Tz）

噴出場所

年代

含まれる鉱物鬼界カルデラ

7,300 年前

Opx, Cpx

島根県三瓶山20,000 年前

Hbl, Bt, Qtz

姶良カルデラ

29,000 年前

島根県三瓶山50,000 年前

Bt, Hbl, Qtz

鳥取県大山

55,000 年前

Hbl, Opx, Bt

阿蘇カルデラ

90,000 年前

Hbl, Opx, Cpx

鬼界カルデラ

95,000 年前

Opx, Cpx, Qtz

火山ガラスの屈折率

Opx, Cpx, Hbl,
Qtz

bw, pm
1.508-1.516
pm
1.505-1.507
bw, pm1.498-1.501
pm
1.502-1.505
pm
1.508-1.514
bw, pm
1.506-1.510
bw, pm1.496-1.500【鉱物】Opx:斜方輝石、Cpx:単斜輝石、Hbl:普通角閃石、Bt:黒雲母、Qtz:石英【火山ガラス】bw:バブルウォール型ガラス、pm:軽石型ガラス（詳細は写真-4 とその説明を参照）※鉱物および火山ガラスは含まれる量が多いものから示している。

（４）土木地質における火山灰の活用方法
高松平野などの地下では、日本の他地域の沖積平野と同様に、最終氷期の最寒冷期付近に当たる約 18,000 年前以前とそれ以降の地層では堆積物の間に時間的な間隙（不整合）があることが知られています。約 18,000 年前以前に堆積した地層を洪積層、それ以降に堆積した地層を沖積層と呼びます。沖積層は新しく、十分に固結していない軟質な地層である
ため、土木建設工事を行う際には注意が必要となります。K-Ah 火山灰と AT 火山灰はそれ
ぞれ、約 7,300 年前、約 29,000 年前の噴出年代を示しますので、地層に含まれる火山灰を同定することで沖積層と洪積層の判定ができます。
なお、K-Ah 火山灰は、四国では約 20～30cm 堆積したと推定されていますが（図-1）、地表やボーリングコアで火山灰を確認できない場合は、火山灰の堆積後に火山灰を含む地層が侵食によって失われた可能性があります。逆に、沖積低地では、二次堆積した K-Ah 火山
灰が厚さ 1m 以上と厚く堆積している例もあります。

4-15

他-3
【引用文献】
1)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］，東京大学出版会，336p.
2)石井秀明（2008）：四国地域におけるアカホヤ火山灰の地表露頭～火山のない四国にも火山灰が降り積もった～，日本応用地質学会中国四国支部 HP、「会員広場」に掲載（http://www.jseg.or.jp/chushikoku/kaiin/h_ishii/20081212ishii.pdf）．

（回答者

4-16

中村 千怜）

他-4

ボーリング掘進に伴う水頭変化は、何を意味していますか？

ボーリング掘進に伴う水位変化は、地下水の鉛直方向における流動状況を示しています。掘進中孔内水位が低下する場合、深部への流動を示し、地下水涵養域となっています。一方上昇する場合、上向きの流動を示し地表への地下水流出域となっていることを示すと考えられます。
通常、地表面から下に存在する水は地中水と呼び、さらに水圧が大気圧より低い圧力状
態の水を土壌水、高い圧力状態の水を地下水と定義され、大気圧と水圧が等しい圧力面を地下水面と呼びます。
掘進中のボーリング孔内に見られる水位も、大気圧と地下水圧が等しい面として現われます。ただし、自然界のおける地下水圧は、高さの違いによる位置エネルギーだけでなく、帯水層の不均質性に伴い生じた被圧による圧力エネルギーの合わさった水圧からなっています。そのため、不圧地下水の場合の掘進中孔内水位は、位置エネルギーだけの水圧であり、位置変化（掘進深度）に応じた水位変化を示します。一方被圧地下水の場合は、位置エネルギーと圧力エネルギーが加わった水圧であり、不圧地下水の水位に比べ上昇し、場合によって自噴するケースも見られます（図-1 参照）。

図-1

不圧地下水位と被圧地下水位の違い

4-17

他-4
ここでは、図-2 に示すボーリング掘進中の孔内水位が徐々に低下するケース①と増加するケース②について地下水流動の違いを考えてみました。帯水層における断面方向の地下
水流動は、ボーリング掘削時の間隙湧水圧を測定することにより各深度における水圧の等値線から推定することができます。この水圧の等値線を等ポテンシャル線といい、等ポテ
ンシャル線と直行方向に水圧の高い方から低い方に地下水は流動します。平面での地下水
流動を地下水面等高線から推定するのと同じ理屈です。

図-2

ボーリング孔内水位と地下水流動の模式図 1）

一般的にボーリング掘削中は、毎朝掘削開始前に孔内水位を測定しています。この時の水位は、掘進深度における平均的な水頭を示していると考えられます。掘進時にベントナ
イト等の泥水を使用した場合は、水位の値よりも掘進に伴う水位の変化傾向が重要となり、注意が必要です。
図-2 に示すように掘進深度が深くなるにつれて、孔内水位が低下傾向を示すケース①では、下向きの地下水の流れを示し、地下水涵養域であることがわかります。一方、孔内水位が上昇傾向を示すケース②では、上向きの地下水の流れを示し、地下水流出域となり沢筋などで雨が無いのに常時水が流出しているのはそのようなメカニズムによると言えます。
掘進深度が深くなっても水位変動が少ないケースは、①と②の間のような横方向への地下
水流動域を形成していると考えられます。
ここに示すように山岳地帯でボーリングを実施する場合、通常尾根周辺で掘削中の水位は低下状況を示し、沢筋周辺で上昇傾向を示す傾向があります。特に尾根周辺で掘削中に急激な水位上昇を示す場合加圧層となり得る断層の可能性が高く、このような場所でのトンネル工事では集中湧水、突発湧水のリスクが伴うため注意が必要となります。
【引用文献】
1)杉田倫明，田中正編著，筑波大学水文科学研究室著(2009)：水文科学，共立出版，p.160
（回答者
4-18

栢木 智明）

日本応用地質学会 中国四国支部 執筆者・査読者
執筆者 石 井 秀 明
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小 笠 原 洋加 藤 弘 徳栢 木 智 明岸 本
剛
木 村 一 成木 村 隆 行工 藤 健 雄小 暮 哲 也住 友
徹曽 我 部 淳多久和 晃志竹 下 菜 月谷野宮 竜浩田 村 栄 治田 村 俊 之寺 本 光 伸中 村 千 怜西 川徹
藤 本 耕 次藤 本
潤
本 間 こぎと宮 地 修 一宮 本 新 平山 本 和 彦㈱ナイバ㈱地研
復建調査設計㈱㈱荒谷建設コンサルタント
スイモン LLC㈱荒谷建設コンサルタント㈱ナイバ㈱エイト日本技術開発㈱エイト日本技術開発
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ニタコンサルタント㈱㈱中電技術コンサルタント㈱中電技術コンサルタント
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査読者 石 井 秀 明
太 田 岳 洋岡 村
洋小 笠 原 洋加 藤 弘 徳栢 木 智 明木 村 一 成木 村 隆 行小 暮 哲 也
鈴 木 茂 之曽 我 部 淳田 村 栄 治外 山 涼 一西 本 優 介
西 山 賢 一藤 本
睦宮 地 修 一向 吉 秀 樹山 本 和 彦横 山 俊 治

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委員長 小 笠 原

洋 復建調査設計㈱

委

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村

加 藤 弘 徳 ㈱荒谷建設コンサルタント
木 村 一 成 ㈱ナイバ
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田 村

栄 治 ㈱四電技術コンサルタント

西 本 優 介 ㈱ダイヤコンサルタント
藤 本 耕 次 復建調査設計㈱藤 本

潤 ㈱中電技術コンサルタント※五十音順

応 用 地 質 Q & A 中国四国版
編集兼発行者

令和元年 5 月 17 日発行

日本応用地質学会 中国四国支部