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那智川流域における地質構造や水文特性に着目した表層崩壊危険斜面の抽出に関する研究
和歌山県土砂災害啓発センター○榎原伴樹・崎山朋紀・岸畑明宏・坂口武弘
国土交通省近畿地方整備局大規模土砂災害対策技術センター
田中健貴・木下篤彦
パシフィックコンサルタンツ株式会社
野池耕平・松澤真
大日本コンサルタント株式会社
河戸克志
１.はじめに
平成 23 年 9 月の台風 12 号に伴う豪雨により，和歌山県那智川流域では斜面崩壊や土石流が多数発生し，大きな被害を受けた
1)．那智川流域は堆積岩である熊野層群（砂岩泥岩互層）に熊野酸性岩（花崗斑岩）が貫入しており，特異な地質構造や水理構造が崩壊発生の原因となった可能性が報告されている 2)．このような流域では従来の危険斜面評価手法 3)では適正に評価されない恐れがある．これまで地質境界が存在する斜面での表層崩壊危険斜面の抽出手法を提案することを目的に，既往の研究において空中電磁探査と地下水位の変動から，地下水の排水性に着目した検討がなされている 4)．しかし，地質境界上・下部の表層土層内の水文挙動に関する検討は十分なされていない．そこで，本研究では，斜面の地下水位の観測結果に加え，表層土層内の水文観測を実施し，表層崩壊危険斜面の特性の把握を行った．

N

熊野酸性岩（花崗斑岩）

平野川流域
A’（右岸）
Bor.1

熊野層群（泥岩主体）

Bor.2
（左岸）
A
凡例
：崩壊地
：地質境界
：ボーリング孔（地下水位観測孔）：テンシオメータ

２．調査箇所と調査方法の概要
図-1 平野川流域の概要．四角（点線）で囲ったエリアは図-2 に拡大図で示す．矢印は流向
那智川流域の左岸支渓の平野川を対象として調査を行った．那を表す．
智川流域では崩壊の多くが地質境界付近の熊野酸性岩分布域でN発生しており 5)，平野川もその特徴を有する．崩壊が多数確認できる
Bor.1
斜面（右岸）と崩壊の発生が確認できない斜面（左岸）において地
熊野酸性岩質境界を貫入した観測孔で斜面の地下水位の観測を行い，崩壊が多 （花崗斑岩）数確認できる斜面（右岸）においてテンシオメータによる表層土層
TH-1
TH-2内の水文挙動の観測を実施した．平野川流域の概要図と観測地点を図-1，2 に示す．
TH-3
斜面の地下水位の観測は，それぞれの観測孔で上位の花崗斑岩層
凡例に 2 深度，地質境界付近と下位の熊野層群の泥岩層にそれぞれ 1 深熊野層群：崩壊地：地質境界度の合計 4 深度で行った．またテンシオメータは斜面上部から花崗 （泥岩主体）：ボーリング孔
斑岩分布域，地質境界付近，泥岩分布域の 3 箇所にそれぞれ，表層（地下水位観測孔）：テンシオメータ土層の中間部（40cm），下部（80cm）の 2 深度に設置した．
図-2 テンシオメータの配置図（図-1 中四角で囲ったエリアの拡大図）

３．調査結果標高(m)各斜面の地下水位の観測結果を図-4 に，崩壊が多数確認できる斜面
LoG（右岸）の表層土層内のテンシオメータによる観測結果を図-5 に示す．
A-A’断面
Bor.10
図-4 から，各斜面とも泥岩層の地下水位は緩やかな応答を示し，常時の地下水位は泥岩層及び地質境界では確認できるが，花崗斑岩層では地質境界確認できない．降雨時の花崗斑岩層内の応答は，右岸（崩壊斜面）では各深度が独立した水位を示すが，左岸（非崩壊斜面）では地質境界
湧水-350付近の地下水位と一体となった変動を示し，各斜面で降雨に対する応70m
答が大きく異なることが確認でき，斜面の透水性の違いが崩壊の発生に大きな影響を与えた可能性が推察できた．
テンシオメータの結果について，いずれの観測点も無降雨状態が続--9999
くと，地表面部が乾燥傾向となるため，概ね深度 40cm の観測値の方が深度 80cm より高い値を示している．また，雨が降ると TH-1 と TH-3
図-3 右岸（崩壊斜面）の空中電磁探査にでは深度 40cm の値の方が低い値となっているが，これは雨水の浸透よる比抵抗解析断面（点線は地質境界）によるものと考えられる．一方，TH-2 では降雨の際も深度 80cm の値の方が低い値を保ち続けている．この結果から，一定規模以上の降雨の際は，表層土層内において，雨水の浸透に加え地質境界等の斜面内部からの水の流入が発生している可能性が考えられ，平成 23 年当時のような大規模の出水の際は斜面崩壊発生の大きな要因になった可能性があると考えられる．なお，今回の表層土層内の水文観測期間中- 553 -

1000

地下水位 ( GL-m )（a）Bor.1（右岸）
地下水観測孔(Bor.1-4)

10750

地下水観測孔(Bor.1-3)20

地下水観測孔(Bor.1-2)

地質境界

30

地下水観測孔(Bor.1-1)

40
0

500

日雨量（mm）

0250
0
1000

地下水観測孔(Bor.2-4)20

地下水観測孔(Bor.2-3)

750
500

30

地下水観測孔(Bor.2-2)

地質境界

日雨量（mm）

地下水位 ( GL-m )（b）Bor.2（左岸）
10250

40

地下水観測孔(Bor.2-1)

050TH-1-80

TH-2-40TH-2-80

TH-3-40TH-3-80(a)200
1000-100400300(b)200
1000-100400
300
200(c)

05101520253035404550

時間雨量(mm)300

TH-1-4005101520253035404550

時間雨量(mm)400

05101520253035404550

時間雨量(mm)

参考文献

土壌水分吸引水頭[cmH2O]

４．おわりに
本研究では，流域内に地質境界が存在する那智川流域において，崩壊斜面と非崩壊斜面の地下水位の観測と，表層土層内の水文調査を行った．崩壊斜面と非崩壊斜面では斜面の透水性に違いがあること，崩壊斜面では地質境界で水文挙動が大きく変化することが確認でき，これらのことが表層崩壊の発生に大きな影響を与えたと考えられる．
今回の調査では表層土層内の水文観測期間が短く，地下水位の変動との関連付けが不十分な状態である．また，規模の大きい降雨での水文観測ができていない．雨の降り方により水文挙動も異なることも想定されることから，今後も観測を継続して十分なデータを蓄積し，崩壊に係る水文プロセスを解明し，表層崩壊危険斜面の抽出につなげたい．

土壌水分吸引水頭[cmH2O]の出水においては，右岸（崩壊斜面）の地下水位の大きな変動は捉えることができなかった．
また，右岸（崩壊斜面）の空中電磁探査による比抵抗解析 6)結果（図-3）では，比抵抗急変箇所の分布が途絶している状況が確認でき，これは帯水層等が不連続である様子が示されている可能性があると考える．

土壌水分吸引水頭[cmH2O]

図-4 各斜面の地下水位の変動.（a）崩壊が多数確認できる斜面 Bor.1（右岸），（b）崩壊が発生しなかった斜面 Bor.2（左岸）．

1) 松村ら：2011 年 9 月台風 12 号による紀伊半島で発生し100た土砂災害：砂防学会誌，Vol.64，No.5，pp.43-53，2012．
2）田村ら：平成 23 年台風 12 号で崩壊した金山谷川・鳴子
0
谷川における斜面崩壊発生機構について，砂防学会概要集，2013．
-1003) 独立行政法人土木研究所 土砂管理研究グループ 火山・土石流チーム：表層崩壊に起因する土石流の発生危
険度評価マニュアル（案），土木研究所資料，2009．
図-5 テンシオメータ観測結果．
（a）TH1（花崗斑岩層），
4) 榎原ら：表層崩壊危険斜面における空中電磁探査解析と（b）TH2（地質境界），（c）TH3（泥岩層）．
地下水位の変動に関する研究，第 9 回土砂災害に関するシンポジウム論文集，pp.43-48，2018．
5) 千東ら：平成 23 年台風 12 号の那智川流域の水文・水質特性と崩壊メカニズムに関する研究，砂防学会概要集，
2015．
6) 影浦ら：滋賀県葛川試験地における空中電磁探査による三次元比抵抗構造，砂防学会概要集，pp.618-619，2017．

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