平成 23 年度
融雪型火山泥流の発生機構解明に向けた基礎的研究に関する事業 報告書

2012.3

本書は、（社）北陸建設弘済会が公益事業で実施している「北陸地域の活性化に関する研究助成事業」で共同研究を行った[融雪型火山泥流の発生機構解明に向けた基礎的研究に関する事業]の成果をまとめた報告書として、刊行したものです。

平成 24 年 3 月
社団法人

北陸建設弘済会

北陸地域づくり研究所

はじめに

積雪期に火山噴火が発生した場合、火砕流や噴石、火山灰など高温の火山噴出物が積雪上に堆積し、大量の雪を急激に融解し、融雪水と火山噴出物が混ざり合って流下し、泥流が発生することがある。この現象は一般に融雪型火山泥流と呼ばれている。融雪型火山泥流は、短時間に大量の水が供給されることで通常の土石流や泥流に比べて流下速度が速く、到達距離が長くなる傾向にある。そのため、人的、物的な面で大規模な災害となりやすい。
過去の災害事例としては、1985 年のコロンビアのネバド・デル・ルイス火山噴火に伴うもの、1926 年の北海道の十勝岳噴火に伴うものが挙げられる。ネバド・デル・ルイス火山の場合、山頂の東 45km に位置する人口 2.9 万人のアルメロ市まで泥流が到達し、市街の大半が泥原と化し、アルメロ市だけで 2.1 万人もの人々が犠牲となった。一方、十勝岳噴火
では上富良野町や美瑛町などで死者が約 150 人となり、日本国内での 20 世紀最大の火山災害となった。この他にも、被害は発生しなかったが、1974 年鳥海山などにおいて、積雪期の噴火により融雪型火山泥流の発生が確認されている。
融雪型火山泥流発生時には、大気−火山噴出物−積雪層間の熱輸送、積雪層の融雪、融雪水の浸透、滑り面の発生，泥流化などの素過程が複雑にからみあっていると考えられる。
過去の研究事例は少ないが、伊藤らは高温土砂による融雪過程を解明することを目的として、高温土砂の供給による融雪実験を行った。その結果，供給土砂が高温，積雪密度が小さいなどの条件下において初期融雪水量が多く、かつ融雪水量のピークが顕著となることを示した。泥流発生の起因となる融雪および融雪水流出過程については、実験的に現象が検討されている段階であり、火山噴出物による融雪水発生のタイミングや量を推定する手法は確立していない。このように融雪型火山泥流は、被害が広範囲かつ大規模にわたる可能性が高い災害であるにもかかわらず、発生メカニズムを考慮した高精度の予測とそれに基づいた防災対策が立てられないのが現状である。
そこで本研究では、まず融雪型火山泥流における融雪・融雪水の浸透過程に着目した基礎的実験を行うことで融雪過程の検討し、熱交換に基づいた融雪水流出モデルを提案する。
次に、融雪水流出モデルを用いることで、発生する泥流ハイドログラフを作成し、泥流の流下・堆積シミュレーションモデルにより、様々な積雪、発生条件が融雪型火山泥流の流下および侵食・堆積に及ぼす影響を検討し、最終的には、融雪型火山泥流の発生が懸念されている焼岳や新潟焼山を対象としたハザードマップ作製に資する情報を提供することを目的とする。
平成 24 年 3 月
融雪型火山泥流の発生機構解明に向けた基礎的研究に関する事業

代表

京都大学

防災研究所

准教授

堤

大三

目

次

はじめに

研究の概要
平成 23 年度研究の流れ、スケジュール ....................................0-1
研究内容、担当 .........................................................0-2
共同研究者プロフィール .................................................0-3
第1章

事例調査

第1節

北海道十勝岳調査結果 ...........................................1-1

第2節

長崎雲仙普賢岳調査結果 .........................................1-4

第2章
第1節

焼岳の火砕流起源の堆積物と融雪泥流の証拠の調査
融雪泥流の判別法の確立と焼岳・中尾火砕流で生じた融雪泥流の幾つかの地域での証拠発見 ................................................2-1

第2節

焼岳の高原川沿いのﾎﾞｰﾘﾝｸﾞｺｱの研究 ..............................2-13

付章

岩石やﾎﾞｰﾘﾝｸﾞｺｱの磁性の研究方法 ................................2-16

第3章

火山噴出物を想定した融雪透水の実験

第1節

火山噴出物による融雪状況実験 ...................................3-1

第2節

雪質並びに供給される融雪水量の変化に伴う積雪底面
土壌境界線における水の挙動に関する実験 ........................3-21

第4章

結

融雪水と火山噴出物による泥流発生の実験

第1節

高温土砂による融雪実験 .........................................4-1

第2節

融雪水量推定手法の提案 ........................................4-12

第3節

数値シミュレーションによる融雪が火山泥流に及ぼす影響の検討 ....4-15

論平成 23 年度の研究の流れ、スケジュール

平成 23 年度の研究の流れについては、4 回の研究会を実施し、研究内容の詳細、研究成
果の報告、研究成果の取りまとめ方等を協議した。実験のための基礎調査として、類似事
例や焼岳の過去の災害を調べる等の現地調査、計測により、融雪期の火山泥流による現象を想定し、火山泥流による融雪透水の実験を行った。実験結果から導き出されたデータをもとに数値モデル化をして、今後の焼岳等の積雪期火山噴火の防災対策に活用できるように成果をとりまとめた。

研究会

調査・計測

実験

数値モデル化

4
月
5
月
6
月

25 日

第1回

29 日

第2回

7
月
8

事例調査

月
9
月

現地調査

10

現地計測

月
11
月
12
月

融雪透水
10 日

第3回

実験

1

泥流の流下 ・

月

堆積シミュ レ

2
月
3
月

23 日

第4回

14 日

報告会

ーション

図 0-1-1 全体スケジュール
0‐ 1研究内容、担当

１.調査①事例調査（北海道十勝岳、長崎県雲仙普賢岳）
内容：日本国内の火山の中から焼岳と類似する火山の現地調査、資料収集を行い、実験想定のための基礎資料として活用する。
担当：京都大学

防災研究所②焼岳の火砕流起源の堆積物と融雪泥流の証拠の調査
内容：融雪泥流の判別法の確立と焼岳の中尾火砕流で生じた融雪泥流の幾つかの地域での適用研究し、融雪泥流の証拠の発見と同地域で融雪泥流の調査を行う。
また、高原川沿いで掘削されたｺｱの磁化調査から火山性堆積物が到達した可能性を検討。噴火噴出物の融雪への影響の実験において、非破壊探査(ﾚｰﾀﾞ探査と熱画像)からのｱﾌﾟﾛｰﾁを実施する。
担当：富山大学

理工学教育部

２.実験①火山噴出物を想定した融雪透水の実験
内容： 火山噴出物による融雪状況による融雪状況と融雪水の浸透状況を把握するために、火山噴出物による融雪実験、雪質並びに供給される融解水量の変化に伴う
積雪底面/土壌境界面における水の挙動に関する実験を行う。
担当：（独）防災科学技術研究所

雪氷防災研究センター②融雪水と火山噴出物による泥流発生の実験
内容：融雪型火山泥流における融雪・融雪水の浸透過程に着目した基礎的実験を行う
ことで融雪過程の検討し、熱交換を考慮した融雪水流出モデルを提案する。
担当：京都大学

防災研究所、富山大学

理工学教育部

３.数値モデル化
内容：実験結果から算出した入力泥流ハイドログラフを用いた泥流の流下・堆積シミ
ュレーションを行い、泥流の流下特性を検討する。
担当：京都大学

防災研究所、（独）防災科学技術研究所

雪氷防災研究センター

４.研究成果からの提言
内容：実験結果を統括すると共に、研究成果の活用、地域への還元を踏まえた提言をとりまとめる。
担当：京都大学
研究所

防災研究所、富山大学

理工学教育部、（独）防災科学技術

雪氷防災研究センター0‐ 2

共同研究者プロフィール【共同研究者代表】堤

大三

京都大学
【共同研究者】

酒井

防災研究所
英男

富山大学
【共同研究者】

藤田

宮田

上石

教授

防災研究所

教授

秀介

京都大学

【共同研究者】

理工学教育部正治

京都大学【共同研究者】

准教授

防災研究所

助教

勲

（独）防災科学技術研究所【共同研究者】

山口

平島

永田

務

主任研究員

雪氷防災研究センター

研究員

雅一

国土交通省北陸地方整備局【事

雪氷防災研究センター

寛行（独）防災科学技術研究所【ｵﾌﾞｻﾞｰﾊﾞｰ 】

主任研究員

悟

（独）防災科学技術研究所【共同研究者】

雪氷防災研究センター

神通川水系砂防事務所長

局】
青木

義男

（社）北陸建設弘済会 北陸地域づくり研究所 所長

須田敦司（社）北陸建設弘済会 北陸地域づくり研究所

大堀和明（社）北陸建設弘済会 北陸地域づくり研究所

0‐ 3

第1章

事例調査
京都大学防災研究所

堤

大三

焼岳や新潟焼山の融雪型火山泥流の発生予測を実施する前に、実際に融雪型火山泥流の事例および、融雪型火山泥流の前段階として大規模火砕流が発生した事例についてその実態を調査し、起こった現象を把握しておくことは、予測する対象の実現象や規模を正しく想定することにつながると思われる。そこで、北海道十勝岳において発生した融雪型火山泥流の事例と、長崎県雲仙普賢岳で発生した大規模火砕流について、現地調査と現在残っている資料から現象、規模の把握を行った。以下にそれぞれについて記す。

第1節

北海道十勝岳調査結果

現地調査を 2011 年 7 月 30 日に実施した。十勝岳周辺の地図と調査地点周辺の地図を図 1-1-1、
1-1-2 に示す。

図 1-1-1
十勝岳周辺地図

図 1-1-2
調査地周辺地図1‐1

現地調査では、図 1-1-2 の矢印
地点まで踏査し、泥流発生当時の噴火火口の様子を下流から伺った。
踏査地においては、溶岩流の堆積地や火砕流の溶結した堆積物等がみられ、それらが流水によって侵食されガリー状の地形を呈していることが見られた。大正泥流発生
時の火口跡地から約 2km までの地点から山頂方向を望み、火口周辺
地形を調べた。詳細な地形は地形図等で調査可能であるが、目視によって山頂の西側に陥没地形がみられ、その縁から西側斜面に侵食

写真 1-1-1

十勝岳における大正泥流発生時の噴火口跡した跡が見られた（写真 1-1-1）。

噴火当時の記録やその後の調査によって、噴火口はもともと陥没地形を呈しており、噴火当時にはそのあたりにも積雪が残っていたとのことである。ただし、噴火は 5月に発生しており、厳冬期の最大積雪に比べると顕著に積雪量は少なかったものと思われる。図 1-1-3
は過去に実施された泥流痕跡調査
による泥流氾濫域の推定図である。
この図から、発生した泥流は北西方向に流下し、白金温泉付近まで氾濫した後、流路を二手に分け、一方は美瑛方面に、他方は上富良野方面に流下している。当時、美瑛における人口は少なく、人的・物的被害は人口の多い上富良野が

図 1-1-3 大正泥流の推定氾濫域図

多かったようである。

1‐2上富良野における泥流氾濫域の様子を写した当時の写真を写真 1-1-2、1-1-3、1-1-4 に示す。

写真 1-1-2 上富良野における大正泥流の氾濫の様子

写真 1-1-3 上富良野における大正泥流の氾濫の様子：多量に水分を含んだ泥流状態が伺える：大粒径の礫も流下したことが伺える

写真 1-1-4 上富良野における大正泥流の氾濫の様子：土砂とともに流木も泥流に混入して流下したことが分かる

氾濫した泥流は大量に水分を含み、直径 2m を超す巨礫や大量の流木も泥流とともに流下した様
子がうかがえる。
泥流発生時期が 5 月であったことから、山腹に残されていた積雪量はそれほど多くなかったにもかかわらず、流下した泥流が大量の水分を含有し、氾濫域で大きな被害をもたらしたことについて、既往の調査においてもその水分のアンバランスに疑問がもたれている。そのため、噴火口の凹地形にもともと多量の積雪もしくは水が貯留されていたという説、噴火とともに地下から多量の地下水が噴出し火山噴出物とともに泥流化したという説が、唱えられているようである。このため、十勝岳で発生した融雪型火山泥流は、火山噴出物によって積雪が融解され、土砂とともに流下したという単純な現象ではなく、別の何らかの水分供給源があった特殊な事例と考えられ
る。

1‐3

第2節

長崎雲仙普賢岳調査結果

現地調査を 2011 年 10 月 19 日に実施した。現地調査では図 1-2-1 の矢印に示す定点と呼ばれる地点、東北側から平成噴火火口方面を望んだ。

図 1-2-1 雲仙普賢岳周辺の地図

また、平成噴火火口の東南東方向の南島原市の小学校跡地も調査した。
雲仙普賢岳の噴火は 1990
年に始まり溶岩ドームが成長、1991 年になってその溶岩ドームの崩落が始まり、それに伴って大火砕流が発生し、40 名を超える人々が犠牲となっている。溶岩ドームの形成、成長、崩落、火砕流の発生というプロセスは、約 2300 年前に焼岳において発生した噴火現象と類似しており、現存する山頂付近の溶岩ドームの形状等は非常に似通っている（写真 1-2-1、写真 1-2-2）

写真 1−2−1 定点から見た雲仙普賢岳平成噴火火口

写真 1−2−2 東北から見た雲仙普賢岳平成噴火火口1‐4火砕流による最多の犠牲者を出した地点は、図 1-2-1 の定点と呼ばれる地点で、報道関係者を中心に火口の様子を撮影していたときに火砕流に遭遇したものである。また、火砕流の被害を受けた小学校跡地（写真 1-2-3）に残る鉄柵は、当時の火砕流の熱によって変形している様子が残っており（写真 1-2-4）、噴火口（火砕流発生地点）からおよそ 3.5km 離れているにもかかわらず、鉄柵を変形させるほどの熱エネルギーを保持していたということが分かる。このことから、本事業において対象としている火山のひとつである焼岳において、雲仙普賢岳において発生した 1991
年の火砕流と同等のものが発生した場合、足洗谷流域における白水谷と割谷の合流点付近まで、十分な熱量を持った火砕流が到達することが考えられ、場合によってはさらに下流にも直接火砕流が到達する危険性も示唆される。

写真1−2−3

火砕流の被害を受けた小学校跡

写真1−2−4

小学校跡に残る鉄柵：火砕流の熱で変形している

1‐5

図 1-2-2 雲仙普賢岳と焼岳の火砕流到達範囲の比較

1‐6

第 2 章 焼岳の火砕流起源の堆積物と融雪泥流の証拠の調査
富山大学理工学教育部

酒井英男

富山大学では、以下の３つの課題について研究した。
1. 融雪泥流の判別法の確立と焼岳の中尾火砕流で生じた融雪泥流の幾つかの地域での適用研究-融雪泥流の証拠の発見。新規の調査と共に、酒井他(2004)が同地域で融雪泥流を調査した結果と未報告ﾃﾞｰﾀを再解析し、併せて総合的に研究した。
2.高原川沿いで掘削されたｺｱ(神通川水系砂防工事事務所による)の磁化調査：火山性堆積物が到達した可能性を検討する。
3.京大防災研究所・防災科学技術研究所雪氷防災研究ｾﾝﾀ-の課題“噴火噴出物の融雪への影響の実験”において、非破壊探査(ﾚｰﾀﾞ探査と熱画像)からのｱﾌﾟﾛｰﾁを行う。
本稿では課題 1、2 の成果を中心に報告する。

第1節

融雪泥流の判別法の確立と焼岳・中尾火砕流で生じた融雪泥流の幾つかの地域での証拠発見

1.1 はじめに火山被害の調査では、噴火の周期性、噴出物の規模と共に大事なﾊﾟﾗﾒｰﾀｰとして火山堆積物の定置時の温度がある。火山噴火が積雪時に起きた場合、堆積物の定置温度が高けれ
ば融雪泥流の原因となるので、ﾊｻﾞｰﾄﾞﾏｯﾌﾟ作成でも重要な情報である。しかし定置温度は、有効な調査法が無かった為、従来はあまり考慮されていない。
本研究では火山堆積物の磁化特性を用いて堆積時の定置温度を研究する。酒井他(2004)
が開発した堆積物の定置温度から露頭での判別が困難な場合も多い火山堆積物（火砕流、泥流、熱泥流）を分類する方法を、実験と現地での適用による検討で有効性を高めながら研究を推進した。現地調査では、焼岳の岐阜県側の露頭において、2500-1500 年前に発生した大規模な中尾火砕流を起源とする堆積物を対象とした。火山性堆積物の礫岩(角礫)を採取し、磁化の研究により堆積状況（火砕流、泥流、熱泥流）を判別した。また残留磁化が地磁気の記録となる研究から、各堆積物の年代調査も行った。中尾火砕流は、平成 3 年-8 年にかけて起きた雲仙普賢岳の噴火時の 10 倍の規模の火砕流を噴出したと言われている。図 2-1-1 は、神通川水系砂防事務所のまとめによる“雲仙普賢岳の火砕流と焼岳中尾
火砕流の噴火跡”を比較している。

図 2-1-1

焼岳の中尾火砕流と平成の雲仙普賢岳の噴火の比較

2‐1

1.2 研究方法
研究では岩石(角礫)の磁性を利用した。
研究方法の詳細は付章に示しているが、その概略は、図 2-1-2 に示す様に、
火山性堆積物中の角礫の残留磁化を測定して、磁化方向と熱履歴の特徴により
火砕流、泥流、熱泥流を判別することである。
図 2-1-2＜留意する点＞

火山性堆積物中の礫(角礫)の残留磁化による火砕流、泥流、熱泥流の判別

角礫が 2 成分の磁化を持っている場合、それは、一旦別の場所で定置後、或る程度の時間を置いてから移動して現在地へ到達したことを示すことは間違いない。ただ、どの程度移動したかはわからない。例えば露頭の上部に貯まった角礫と堆積物が崩れて露頭の少し下部へ落ちた場合でも、この様な二成分の磁化となりうる。こうした可能性の試料を避けるため、試料は露頭のなるべく上部で採取した。また現地の状況では、試料採取地点は、火砕流堆積物として到達して後に、露頭での局所的な崩れを受けた可能性は低いと考えられる。
1.3 試料の採集
研究試料とする角礫の採取は PL1〜PL4 の 4 箇所で行った。図 2-1-3 に採取地点を地図に示しており、写真 2-1-1 には、PL1、2、4 の状況を写真に載せている。
ｻｲﾄ PL3 の調査は 2011 年 11 月に実施し、残りの 3 ｻｲﾄでは、同年 12 月に PL4→PL2→PL1の順で試料採取を行った。各ｻｲﾄで 6-8 個の角礫をﾌﾞﾛｯｸで採取し、合計約 30 個の試料を得た。上記の 4 ｻｲﾄの選定では堤先生と宮田先生に指導を頂き、酒井(2004)の調査点を補間し、かつｻﾝﾌﾟﾘﾝｸﾞが可能な断面の露出場所を選んだ。また右岸と左岸での違いがみられるように、足洗谷の PL1 と PL2 のｻｲﾄを設定した。各ｻｲﾄを以下に簡単に説明する。
PL-1：中-下流域の火砕流堆積物で構成される中尾台地の上流端の対岸
PL-2：中-下流域の火砕流堆積物で構成される中尾台地の上流端
PL-3：焼岳上-中流域の割谷出口付近
PL-4：中-下流域の火砕流堆積物で構成される中尾台地(京大防災研穂高観測所の裏)

図 2-1-3

試料の採集地点(PL1〜PL4)．MN1、YK3、YK8 の地点では酒井他(2004)の研究が行われている。

2‐2

ｻｲﾄ 1(PL4)

ｻｲﾄ 2(PL2)

ｻｲﾄ 3(PL1)

写真 2-1-1

試料の採取状況を示す。

＜研究試料の準備＞
採取した試料は、富山大学に持ち帰って研究用試料に整形して磁化研究を行った。室内
実験での便宜上、ｻｲﾄ 1(PL4)、ｻｲﾄ 2(PL2)、ｻｲﾄ 3(PL1)、ｻｲﾄ 4(PL3)と名付けている。
露頭での岩石採取では 特 殊 な 磁 気 ｺ ﾝ ﾊ ﾟ ｽ ( 三 本 足 付 ｸ ﾘ ﾉ ﾒ ｰ ﾀ ｰ ) を 用 い て 方 位 付 を 行
っ て お り 、 実験室では採取時の方位を保ちながら岩石から実験試料を作成した。この試料作成を精度良く行って磁化の誤差を極力少なくするため、各種の操作(石膏固めやﾄﾞﾘﾙでの円柱状試料の作成など)を利用している。写真 2-1-2 に、研究試料の整形までの手順の一部を写真に示した。最終的には、直 径 と 長 さ が 共 に 約 1 ｲ ﾝ ﾁ の 円 柱 状 の 試 料 を 作 成
した。

2‐3

写真 2-1-2

試料の整形までの状況を示す。定方位ﾌﾞﾛｯｸ試料では、試料の方位付面を水平にして石膏で固定し、ﾎﾞｰﾙ盤にｾｯﾄしたﾄﾞﾘﾙﾋﾞｯﾄにより直径 1 ｲﾝﾁのｺｱに成形した。

＜磁化測定＞
整形後の試料の磁化測定には、富山大学の磁気ｼｰﾙﾄﾞﾙｰﾑにある超伝導磁力計(2G 760R)を使用した。熱消磁とﾃﾘｴ法の実験では同実験室の熱実験用の電気炉を使用し、また帯磁率の測定では別の実験室のｶｯﾊﾟﾌﾞﾘｯｼﾞ測定装置を用いた。消磁実験の結果の解析は、ｻﾞｲﾀﾞｰ
ﾍﾞﾙﾄ図法(Zijderveld、 1967)等を利用して行った。

図 2-1-4

試料の磁化研究の為の各種装置

1.4 研究結果(1)各ｻｲﾄの角礫の残留磁化の方向
ｻｲﾄ 1(PL4)、ｻｲﾄ 2(PL2)、ｻｲﾄ 3(PL1)、ｻｲﾄ 4(PL3)の自然残留磁化の方向をｻｲﾄ毎にｼｭﾐｯﾄ
ﾈｯﾄ投影図にまとめて、図 2-1-5 に示している。各試料の磁化方向は赤丸、中抜き丸で表しており、赤丸は下向き方向(下半球投影)、中抜き丸は上向き方向(上半球投影)の磁化方向に対応する。現在の地磁気は、真北 N から西偏 6.5 度、伏角 50 度付近であり、図 2-1-5の左図に星印で示している。

2‐4

図 2-1-5

ｻｲﾄ 1(PL4)、ｻｲﾄ 2(PL2)、ｻｲﾄ 3(PL1)、ｻｲﾄ 4(PL3)の自然残留磁化の方向、左図の星印は現在の地磁気方向

図 2-1-6 には、各ｻｲﾄの残留磁化のｼｭﾐｯﾄﾈｯﾄ図を地図上に示している。また、酒井他(2004)
が今回の調査地点の近傍や上流域の露頭試料から得た磁化方向も示す。

図 2-1-6

各ｻｲﾄの残留磁化のｼｭﾐｯﾄﾈｯﾄ図と酒井他(2004)が研究した磁化方向

酒井他(2004)による MN1、YK3、YK8 地点の磁化方向(図の上方)は、ｻｲﾄ 1(PL4)、ｻｲﾄ 2(PL2)、
ｻｲﾄ 3(PL1)の磁化方向の分布と似ている。酒井他(2004)では、MN1、YK3、YK8 地点の角礫について、その後の熱実験から、300-400 度の高温で現地に定置していること、その結果と現地状況より火砕流として上流域で一旦定置後に移動して現在地に二次的に堆積した熱泥流(火山泥流)堆積物と判別されることを示している。
磁化方向の分布の類似によれば、今回調査したｻｲﾄ 1(PL4)、ｻｲﾄ 2(PL2)、ｻｲﾄ 3(PL1)の3 ｻｲﾄも同様に熱泥流堆積物と推察される。ただｻｲﾄ 3(PL1)については、磁化が東を向いて
2‐5離れている試料(1 個のﾌﾞﾛｯｸから得た小試料 3 個)を除くと磁化方向の集中度はかなり高いので、堆積物は十分な高温で着地し、その後の移動はあまり無かったと考えられる。火砕
流に近い状況だったのかも知れない。磁化方向が外れた試料については、転がった試料を採取した可能性が高い。
またｻｲﾄ 3(PL1)とｻｲﾄ 2(PL2)は対岸に位置するが、磁化方向の集中度は右岸のｻｲﾄ 2(PL2)の方が悪い。同様に他のｻｲﾄの磁化分布も比較すると、右岸側のｻｲﾄの試料の磁化の集中度は低い傾向がある。
これらの 3 ｻｲﾄより数 100m 上位に位置するｻｲﾄ 4(PL3)では、各試料の磁化方向は上向き
伏角を示すなど地磁気方向と大きくずれる試料が多い。磁化方向がまとまらないことから泥流としての堆積が考えられる。以上の結果を踏まえて、次に角礫試料の熱実験を行った。

(2)熱消磁による到達温度の推定と火山堆積物の判別
熱消磁の結果例を図 2-1-7 にｻﾞｲﾀﾞｰﾍﾞﾙﾄ図で示している。左のｻｲﾄ 2(PL2)の試料では、熱消磁の約 300 度の加熱温度を境に磁化方向の直線関係が大きく変わっている。この結果
は、試料の磁化が、300 度より高温部と低温部の二つの成分の合ﾍﾞｸﾄﾙとなっていることを示している。そして低温部の磁化を解析すると地磁気の方向を向いていることから、この試料は火砕流として到達後、300 度に冷えるまでは現在地とは違う場所にあったこと、その冷却時に獲得した地磁気方向の磁化を固定したまま移動して、300 度から常温までの冷却中に地磁気方向の磁化を獲得したとわかる。この結果は図 2d に説明した熱泥流としての堆積を示している。
右図はｻｲﾄ 3(PL1)の結果である。ｻﾞｲﾀﾞｰﾍﾞﾙﾄ図では、磁化方向は 500 度の高温部まで直線的変化をしており、磁性鉱物のｷｭｰﾘｰ温度(570-650 度)からあまり冷えないで現在地に到達していたとわかる。熱泥流であったが、ごく近傍で火砕流として堆積後、僅かな移動であった可能性が考えられる。

図 2-1-7

熱消磁の結果の例．左はｻｲﾄ 2(PL2)の結果、右はｻｲﾄ 3(PL1)の結果を示す。

ｻｲﾄ PL4 の試料でも熱消磁によって、PL2 と同様な 300-400 度での定置を示す熱泥流の特徴が得られた。以上のことから、PL1、PL2、PL4 は熱泥流として堆積した可能性が高い。
2‐6

そのうちの PL1 についてはかなりの高温で現地に堆積したと推測される。以上の 4 ｻｲﾄの地
点の火山性堆積物は現在地より上部で火砕流として堆積し、その時の熱によって周囲の雪を溶かして流下し、現在地に到達したと考えられる。熱消磁から見積もられた現在地へ定置した時の温度は 300-500 度である。
また、熱消磁の前の残留磁化の方向が非常にばらついていたｻｲﾄ 1(PL3)では、熱消磁を行っても地磁気の方向を向く磁化の成分は得られなかった。この結果は、図 2-1-2 の磁化方向にもとづく火山堆積物の分類では泥流としての堆積を示している。この結果と関連して、PL3 の位置する割谷との分岐点より 500-700m 上流の地域で、酒井他(2004)が研究した調査点 YK5 と YK7 では、同様に角礫の磁化研究から泥流としての堆積が示されている(図2-1-8 の右図)。

＜火砕流としての堆積＞図 2-1-8＜泥流としての堆積＞

酒井他(2004)の結果による、火砕流(左)、泥流(右)のｻｲﾄの磁化方向を示している。

図 2-1-8 の左には、酒井他(2004)の磁化研究により、火砕流としての堆積が示された YK1と MN6 の 2 ｻｲﾄの磁化方向の分布をｼｭﾐｯﾄﾈｯﾄ図としてまとめている。図 2-1-9 には、MN6 地点の露頭と角礫採取の状況および、同地域の角礫について行った熱消磁の結果例を示した。

図 2-1-9

MN6 地点の露頭と角礫採取の状況と角礫の熱消磁の結果

2‐7

図 2-1-10 には、本研究と酒井他(2004)による火山堆積物の磁化方向を再度まとめて示した。

図 2-1-10

本研究と酒井他(2004)による火山性堆積物の磁化方向と火山性堆積物の分類(3)YK8 地域の巨礫の磁化-熱泥流堆積物の証拠
上記で議論した様に、中尾地域には熱泥流としての火山堆積物が到達しており、その現地での定置温度は 300-500 度の高温と推定された。これに関して、磁化調査と現地での堆積物の状況を対応して研究した例を以下で報告する．
図 2-1-11 の下に写真を載せる YK8 地域の巨礫(直径 1m 以上)について、小試料を採集して磁化を調査した結果、上の図にｼｭﾐｯﾄﾈｯﾄとｻﾞｲﾀﾞｰﾍﾞﾙﾄ図で示す熱消磁の結果より
巨礫は熱泥流として 400 度で堆積したとわかった。

図 2-1-11

YK8 地域の巨礫の磁化の熱消磁結果(ｼｭﾐｯﾄﾈｯﾄとｻﾞｲﾀﾞｰﾍﾞﾙﾄ図)
下は巨礫の写真を示す。

また巨礫の周辺に分布するこぶし大の大きさの角礫について熱消磁を行った結果、同様に、300-400 度での定置を示す熱泥流であることが確認できた。そこで、巨礫とこぶし大の角礫の持つ定置後の低温部の磁化と、他の場所で獲得された高温部の磁化を分離して、各磁化方向を、図 2-1-12 の左上にｼｭﾐｯﾄﾈｯﾄ図としてまとめた。定置後の各試料の磁化方向
2‐8(低温部)はまとまっており、当時の地磁気方向に平行に残留磁化を獲得している。
図 2-1-12 の右には、現地での巨礫の上を覆う砂層にみられたﾊﾟｲﾌﾟ状の構造の写真を載せている。水蒸気の通り道であるﾊﾟｲﾌﾟ構造は、巨礫が現地に堆積した時に高温であり、その周囲の砂層は水を多く含んでいて、巨礫の熱で発生した水蒸気が抜けた証拠である。磁化調査から巨礫は 400 度で到達したと判明しており、蒸気発生は活発だったと考えられる。
この巨礫を含む YK8 地点の堆積物は、図 2-1-12 左下の様に上流で火砕流として堆積後に、その熱によって雪を溶かして融雪泥流となり、中尾地域の現在地に到達したこと、その時の堆積物中の角礫は 300-500 度の高温であり、その周囲の火砕流起源の融雪水を含む砂層を熱して多量の水蒸気を生じたことが考えられた。

図 2-1-12

左上：YK8 地点の巨礫とこぶし大の角礫の低温部と高温部の磁化方向のｼｭﾐｯﾄﾈｯﾄ図。右は巨礫 を 覆 う 砂 層 に み ら れ たﾊﾟｲﾌﾟ状 の 構 造 。 左 下 ： YK8 地 点 の 火 山 性 堆 積 物 の 生 成 状 況 。

(4)火山性 堆積物の残 留磁化と地 磁気変動と の対比によ る年代推定
火山噴出物 の定置後の 残留磁化は 地磁気のも とで獲得さ れるので、 地磁気の記 録となっている。 そしてその ﾃﾞｰﾀを地磁 気変動と対 比すると、 火山噴出物 の定置時の 年代が推定できる。 本研究と酒 井他(2004)で得た角礫 の信頼でき る残留磁化 を用いて、 地磁気変動と対比し 年代推定を 行った。
図 2-1-13 に示す様に 、地磁気 の 強度(左)お よび地磁気 方向(右)と の対比の結 果、試 料の年代は起 源前後の時 代と得られ た。これは 、中尾火砕 流起源の火 山堆積物と して従来報告されて いる 14C 年 代と良く合 っている。 この様に残 留磁化の研 究を行えば 、対象の火山堆積物 がいつ頃の 、どこの噴 火によるか を知ること ができ、解 釈の間違い も無くなる。
2‐9

図 2-1-13

本 研 究 及 び 酒 井 他 (2004)の 火 山 堆 積 物 の 残 留 磁 化 と 地 磁 気 の 強 度 (右 )、地 磁 気 方 向 (左 )との対比＜中尾地区の足洗谷を挟んで対岸に位置する PL1 と PL2 の調査結果＞
対岸に位置する PL1 と PL2 では、PL1 の方が定置温度はかなり高いとの結果が得られた。
この場所には当初から高温に近い状態で PL1 の火山性堆積物は到達しており、その後の移動が少なかったのかも知れない。
1.5 まとめと提言
本研究では、火山性堆積物について残留磁化の研究から堆積時の温度を推定し、堆積物を火砕流、熱泥流、泥流に分類できることを示した。そして、焼岳において約 2000 年前に発生した大規模火砕流である中尾火砕流起源の堆積物を対象に研究した結果、上流の白水谷地域から下流の中尾地域までの広範囲における火山性堆積物の堆積状況が判明した。
研究結果から、火山性堆積物は単純に上流ほど火砕流や熱泥流が分布するのでは無いとわかった。ここでｷｰになるのは火砕流が堆積して雪を溶かして発生した融雪泥流であり、これは上記分類では熱泥流に相当する。中尾地域に達した熱泥流は 300-500 度の温度で到達している。つまり、火砕流として 800 度以上の温度で一旦定置した後で、300-500 度までに冷却する間に、その熱ｴﾈﾙｷﾞｰが周囲の雪を溶かして融雪泥流を発生したと推測される。
今後、本研究と同様な調査により全域の火山性堆積物を分類することが望まれる。ただ
火砕流として到達後に局所的に移動しただけの可能性もあるので、熱泥流の移動距離の検討法の開発が課題である。
＜ﾊｻﾞｰﾄﾞﾏｯﾌﾟにおける熱の情報の利用について＞調査区のうち中尾地域の火山堆積物は一旦、上流域で火砕流として堆積後に二次移動をしていることが証明された。雪を溶かして移動したと推測されるが、現在地に到達した温度は 300-500 度であり、上流域で 800 度以上で着地後に 300-500 度まで冷却する間の熱ｴﾈ
ﾙｷﾞｰが周囲の雪を溶かしている。この様な温度や熱ｴﾈﾙｷﾞｰが定量化されるとﾊｻﾞｰﾄﾞﾏｯﾌﾟの精度を上げることができる。しかし、露頭調査や採取岩石の一般的調査だけでは、泥流か
火砕流、熱泥流かの判別も難しく、その定置温度についてはわからない。
中尾地域には熱泥流が到達したことが確証できた。図 2-1-14 に神通川水系砂防事務所
による焼岳のﾊｻﾞｰﾄﾞﾏｯﾌﾟで想定された融雪型火山泥流の影響範囲を示している。
今後はこの融雪泥流の到達限界付近での調査が望まれる。
2‐10

図 2-1-14

神通川水系砂防事務所の作成による焼岳火山の噴火時のﾊｻﾞｰﾄﾞﾏｯﾌﾟ
で想定される融雪型火山泥流の影響範囲＜融雪泥流(熱泥流)と地形・積雪＞
図 2-1-6 と図 2-1-15 に示した様に、火砕流はある場所に到達して終了するのではなく、
特に積雪期では火砕流の熱が雪を溶かして再移動することが実証された(次ﾍﾟｰｼﾞに拡大して再度示している)。そして、それは単純に下流ほど火砕流、熱泥流(火山泥流)、泥流と状態が変化して堆積せず、地形や積雪の状態にも依存すると推察された。
中尾火砕流による各地域での火砕流、熱泥流、泥流としての堆積状況を把握し、地形と積雪状態のﾃﾞｰﾀを考慮すれば、焼岳の精度良いﾊｻﾞｰﾄﾞﾏｯﾌﾟが作れる筈である。地形については、この数百年間であまり変化は無いので現在の地形情報を利用できる。また積雪の分
布は最近、神通川水系砂防事務所で積雪分布を航空ﾚｰｻﾞﾌﾟﾛﾌｧｲﾙで調査しており、解析に利用できる。
結局、火山砂防における発生した噴出物の到達堆積のｼﾐｭﾚｰｼｮﾝやﾊｻﾞｰﾄﾞﾏｯﾌﾟの作成において必要となるのは、実際に過去に起きた火山堆積物の状況の精度良い復元である。しかし、それは地表踏査ではわからないので、本研究で示した磁気物性による温度や年代の研究を代表となる各地域で効率よく行うことが必要である。
また次節に示すが、ﾎﾞｰﾘﾝｸﾞｺｱも磁化から火山性堆積物の分類での有効な研究試料となる。ﾎﾞｰﾘﾝｸﾞｺｱでは地表ではわからない深部までの情報が得られる。掘削の際に回転するので磁化の偏角ﾃﾞｰﾀは利用できないが、水平面からの傾き(伏角)の情報は使える。
そしてｺｱを構成する岩石(角礫等)の熱消磁実験により、二成分の磁化が認められれば、熱泥流としての堆積後に流下してｺｱ掘削地点に到達したことが証明される。その伏角が地磁気方向にあれば、高温で掘削場所に着いた熱泥流と判定でき、伏角が地磁気とは全く違う方向であれば、より上流域で一旦熱泥流として定置した後で、泥流化して掘削地点に到達したと解釈される。
ﾎﾞｰﾘﾝｸﾞｺｱは各種の情報を持っており重要な調査対象となる。調査では磁気物性も加え2‐11

た調査が有効であり今後、焼岳地域だけでなく、北陸各地域での火山砂防のﾊｻﾞｰﾄﾞﾏｯﾌﾟ作
成においても進めることが望まれる。今回はｺｱの入手が遅く時間的に難しかったため、磁化方向の研究はできなかったが、帯磁率を用いてｺｱの火山性堆積物の状況の概査を行った。
その結果を次に説明する。

図 2-1-15

本研究と酒井他(2004)による火山性堆積物の磁化方向と火山性堆積物の分類

2‐12

第2節

焼岳の高原川沿いのﾎﾞｰﾘﾝｸﾞｺｱの研究

神通砂防事務所の事業として高原川沿いの数地点でｺｱの掘削が行われた(掘削はﾀﾞｲﾁ株式会社による)。本研究ではそのうちの 1 本のｺｱの帯磁率の測定を行った。掘削点は、高山
市奥飛騨温泉郷笹島地先(高原川本川−2 と名付ける)である。図 2-2-1 に掘削地点を、
図 2-2-2 には焼岳火山防災ﾏｯﾌﾟ(神通川水系砂防事務所による)に本川−2 の掘削点を青字で加筆している。笹島地先には、火山性堆積物が到達している可能性がある。
図 2-2-1

掘削地点＜焼岳防災ﾏｯﾌﾟ＞

図 2-2-2

焼岳火山防災ﾏｯﾌﾟ(神通川水系砂防事務所による)に高原川本川−2 の掘削点を青字で加筆

1. 奥飛騨温泉郷笹島地先(高原川本川 2)のｺｱの帯磁率測定
ﾀﾞｲﾁ株式会社の矢野氏・堀田氏と、図 2-2-3 に写真を示す長さ 30m のｺｱの帯磁率測定を実施した。掘削地点は、焼岳山頂から 6km 程の地点に位置する。
ｺｱの深度 9〜30m 間の基質に、火山砕屑物を多く含んでいることが認められたが、基盤岩には達していなかった。目視では溶結した砕屑物が認められる。しかし、中尾火砕流起
源の堆積物を含むかはわからず、より古い噴火として上宝火砕流が存在する可能性もある。
2‐13

図 2-2-3

奥飛騨温泉郷笹島地先(高原川本川 2)のｺｱ

ｺｱの帯磁率を測定した予察的な結果では、深度 9.5m を境に下部が高い帯磁率となっており、9.5-30m までは火山性堆積物(溶結した砕屑物)が続くことが示された。さらに深度18.5m、22.5m、29.5m 付近で帯磁率が急減している。この部位で堆積環境の変化があったと考えられ、幾度かの火砕流の重なりを示している可能性もある。下位は上宝火砕流の可能性が高いが、上位に中尾火砕流があるかどうか、熱泥流の可能性があるかを磁性の研究を行う必要がある。露頭試料で行った加熱実験を含めた調査を今後に予定している。
現在作られていたﾊｻﾞｰﾄﾞﾏｯﾌﾟでは、ｺｱ掘削点の地域には火砕流の到達は示されず融雪火山泥流が推定されている。火砕流より融雪泥流はより遠くに及び、さらに高温の火山砕屑物を含んだ熱風のｻｰｼﾞはより遠くまで届き積雪も溶かすと考えられる。融雪火山泥流やｻｰｼﾞはﾊｻﾞｰﾄﾞﾏｯﾌﾟで想定されるより遠くまで及んでいる可能性がある。
今後、今回の掘削地点より更に下流域でﾎﾞｰﾘﾝｸﾞ調査を実施し、どこまで火山性堆積物が到達しているかを知る必要がある。その調査結果を現時点のﾊｻﾞｰﾄﾞﾏｯﾌﾟに示された到達地と対比し再検討することで、信頼できるﾊｻﾞｰﾄﾞﾏｯﾌﾟに改善できる。その際にはﾎﾞｰﾘﾝｸﾞｺ
ｱの磁性による温度調査を併せて行うことが必要である。

2‐14

参考文献
1）芦田和男・沢田豊明：山地流域における出水と土砂流出（18）、京都大学防災研究所年報、第 32 号 B−2、1989、pp．471−486
2）原山智：上高地地域の地質、地域地質研究報告（5 万分の 1 地質図幅）、地質調査所、
1990、175p
3）Hirooka、K：Archaeomagnetic study for the past 2,000 years in southest Japan．
Mem．Fac．Sci.、 Kyoto Univ.、 Ser. Geol．＆Mineral.、38、1971、167−207
4）藤井昭二・澤田豊明・武沢正：焼岳火山の中尾火砕流堆積物とそれらの放射性炭素年代、第四紀研究、第 13 巻、第 1 号、1974、1−55）建設省北陸地方建設局・神通川水系砂防工事事務所：平湯川及び蒲田川流域温泉調査（昭和 63 年度）、1989
6）Kirschvink、J．L．:The least-squares line and plane and the analysis ofpalaeomagnetic data．Geophys．J．R．astr．Soc.、 62、1980、699−718
7）Sakai、H. and K.Hirooka: Archaeointensity Determinations from western Japan．J、
Geomag．Geoelectr.、38、1986、1323−1329
8). 酒井英男・澤田豊明・畚野匡・井口隆：磁化特性を用いた火山堆積物の定置温度の推定と分類、防災科学技術研究所研究報告、第 65 号,、2004、163-171
9）Thellier、E. and O.Thellier: Sur l'intensite du champ magnetique terrestre dansle passe historique、Ann．Geophys.、15、1959、285−376

2‐15

＜付章＞

岩石やﾎﾞｰﾘﾝｸﾞｺｱの磁性の研究方法

1.原理
1.1

熱残留磁化

火山岩に数％含まれるマグネタイトやヘマタイトなどの鉄の酸化鉱物は、磁石になる性質がある。
こうした磁性鉱物を含む火山岩は、高温から冷却する際、地磁気に平行な磁化（残留磁化）を獲得する。この磁化は非常に安定で、再加熱等を受けなければ数百万年後でも殆ど変化せずに残り、
当時の地磁気の記録となっている（図 2-3-1 付）。

図 2-3-1 付

火砕流，溶岩流の磁化

加熱・冷却過程で獲得されるので、熱残留磁化（TRM: thermo remanent magnetiza-tion）と称されている。熱残留磁化は加熱を被った当時の地磁気に平行な方向と共に、地磁気強度に比例した磁化強度を持つ。つまり火山岩の磁化は、生成時の地球磁場の方向と強さの記録となっている。

1.2

磁化による定置温度の推定と火山堆積物の分類の原理

本研究で主な対象とする火砕流の角礫は、高温で定置した場合には火山岩と同様に、定置時の地磁気の方向と強度を記憶した熱残留磁化を獲得する。当時の地磁気と平行な磁石となった後、角礫が動いていな
ければ、その磁化は地磁気の記録として利用できる(図 2-3-2 B-付)。
十分な冷却後に流下し定置した泥流では、磁化が固定されてから移動するので、含まれる角礫の磁化はどの温度区間の成分も地磁気方向

図 2-3-2 付

火山性堆積物の残留磁化による分類

を向かず、また複数の角礫の磁化方向も揃わない(図 2-3-2 C-付)。
十分な冷却後に流下し定置した泥流では、磁化が固定されてから移動するので、含まれる角礫の磁化はどの温度区間の成分も地磁気方向を向かず、また複数の角礫の磁化方向も揃わない(図 2-3-2 C-付)。
火砕流として定置後、十分に冷えないうちに熱泥流として再び流下する場合には、下流に定置した角礫の磁化は、地磁気方向を向く低温成分と、それ以外の高温部の二成分もし
くは多成分の残留磁化をもつことになる(図 2-3-2 D-付)。
2‐16上述の磁化から火山堆積物を分類する原理をまとめると以下の様になる。
①火砕流堆積物：角礫は高温で定置しており、磁化は単一成分で地磁気方向を向いて固定される。
②泥流堆積物：火砕流として定置し、冷却後に泥流として流下した場合、複数試料の磁化方向は集中せず、低温成分にも地磁気方向の熱残留磁化はない。
③熱泥流堆積物：火砕流として定置後、十分に冷却しない間に流下した場合、磁化は高温と低温の二成分からなり、低温成分は地磁気方向を向く。
この様に、火砕流の磁化の温度特性を調べることで、火山堆積物を区別することができる。定置温度は被熱温度および冷却速度に依存し、これらは物質の比熱や大きさによる違いもあり、角礫と基質（マトリックス）では異なると考えられる。基質は定方位での採集
および加熱実験での扱いが容易で無いため、本研究では角礫試料を研究対象とした。

1.3

熱消磁とｻﾞｲﾀﾞｰﾍﾞﾙﾄ図法

磁化の温度特性は熱消磁法で求められる。これは試料を段階的に加熱し、その後で無磁場空間で冷却して磁化の方向と強さの温度変化を調べる方法である。含まれる磁性鉱物のｷｭｰﾘｰ温度が調査可能な最高温度であり、570-670℃である。
火山堆積物の磁化の温度変化について解析はｻﾞｲﾀﾞｰﾍﾞﾙﾄ図法で行う(Zijderveld,1967)．
この図法は、3 次元ﾍﾞｸﾄﾙの磁化を鉛直と水平成分に分解し、鉛直面（NS-上下）への投影
は白丸（中抜き）で、水平面（NS-EW）へ投影した成分は黒丸でﾌﾟﾛｯﾄする（図 2-3-3）。そして水平面を 90 度回転させて鉛直面と重ね合わせることで、3 次元ﾍﾞｸﾄﾙを 2 次元のｸﾞﾗﾌで表現する。
図 2-3-2 左図は、磁化が単一成分からなる場合である。熱消磁での磁化の変化
は、方向を変えずに強度が減少し、変化を示すﾌﾟﾛｯﾄは、消磁前の磁化(NRM: natural
remanent

magnetization)から原点に向かう直線にのる。右図は磁化が二成分の合ﾍﾞｸﾄﾙからなる試料の場合でも、ある点(温度)を境に直線が 2 本引ける。折れ曲がり点で低温部の磁化が消磁されたことになる。
火山堆積物の場合、この折れ曲

図 2-3-3

がり点に対応する温度が、その残留磁化の熱消磁の結果を解析するｻﾞｲﾀﾞｰﾍﾞﾙﾄ図

試料が現地に到達した定置時の温度となる。
熱消磁法による磁化の分離は、二成分や他成分の磁化が熱起源でない場合にも成り立つ
ので、幾つかの試料ではﾃﾘｴ法(Sakai et al.、1986、1987)による熱起源の検討法も行った。

2‐17

第３章

火山噴出物を想定した融雪透水の実験
防災科学技術研究所

雪氷防災研究センター

上石勲、山口悟

火山噴出物による融雪状況と融雪水の浸透状況を把握するために ①火山噴出物による融雪実
験②雪質並びに供給される融解水量の変化に伴う積雪底面／土壌境界面における水の挙動に関

する実験

第1節

の 2 種類について実験を行った。

火山噴出物による融雪状況実験

サンプリングした焼山の火山噴出物を約 700-800℃まで加熱し、それを防災科学技術研究所雪氷防災研究センター構内の自然雪面上に置いてその後の融雪状況ならびに、火山噴出物の内部温度を測定した。また、一面を耐熱ガラスとした実験容器を作成し、そこに雪を詰め、700-800℃まで加熱した焼岳火山噴出物を入れ、融雪の進み方と融雪水の浸透状況を観測した。

（１）焼岳火山噴出物のサンプリング
京都大学防災研究所穂高砂防観測所近隣の焼岳火山噴出物の露頭から、10-30cm の火山噴出物
ならびに火山灰を含む堆積物をサンプリングした（写真 3-1-1,2）。

写真 3-1-1

サンプリング箇所の状況①

写真 3-1-2

サンプリング箇所の状況②（２）加熱した火山噴出物による自然積雪融雪実験
①

実験方法

●

実験ケースと測定項目

実験は（１）でサンプリングした、２つの大きさのことなる火山噴出物のサンプルを用い、予備実験（実験 1、2）として、サンプルの加熱と自然上積雪の融雪状況を観測した。この結果を受けて、サンプルの中心部の温度を加熱から融雪終了まで継続して測定しながら、さらに融雪状況をインターバルカメラによってインターバル撮影を行い、火山岩の沈下状況等を連続観測した。
サンプルの大きさは次のとおりである。
3‐1

実験 1-1 直径 10cm
実験 1-2 直径 20cm
実験 2-1 長径 15cm、短径 12cm インターバル撮影実施
実験 2-2 長径 15cm、短径 12cm 温度測定、インターバル撮影実施
長径 20cm、短径 15cm 温度測定、インターバル撮影実施

実験 4

直径 12cm 温度測定、インターバル撮影実施

●

実験 3

温度測定方法

直径 3mm の穴をドリルを用いてサンプル中心部まで開け、そこに熱電対センサー（チノー製、
K 熱電対 800℃まで測定可能）を差し込んで、データロガー（チノー製）を用いて 1 秒インターバ
ルで温度を加熱から融雪終了まで測定した（写真 3-1-3,4）。

写真 3-1-3

写真 3-1-4
火山岩への温度センサーの設置状況● 加熱方法取っ手をとりつけた、炊飯用の釜をガスコンロで暖めつつ、その中に木炭を入れて、ドライヤ
ーで送風しながら火をおこした。その中に、火山岩を入れ加熱した。20cm 程度の大きさの火山岩の場合、ほぼ、1.5〜2 時間程度で岩中心部が 700-800℃まで加熱される（写真 3-1-5,6）。

写真 3-1-5

火山岩サンプルの加熱①

写真 3-1-6

3‐2

火山岩サンプルの加熱②

● サンプルの自然積雪表面への設置
加熱した火山岩は、スコップの上に乗せ静かに自然積雪の表面に設置した（写真 3-1-7,8）。

写真

3-1-7

写真 3-1-8
火山岩サンプルの積雪表面への設置②

融雪状況観測結果● 実験 1
実験 1-1 では直径 10cm の火山岩、重さ 1.15ｋｇ、実験 1-2 では直径 20cm、重さ 4.40ｋｇの火
山岩を加熱し、成形した自然積雪（積雪深 70cm）表面に加熱した火山岩を設置し、融雪状況を観測した。どちらの場合も設置直後から岩の下で急激に融雪が進むのではなく、設置後 1 分程度で2-3cm 融雪し、その後、5 分程度で約 10cm、10 分で 20cm と徐々に融雪速度は遅くなり、1 時間で20-30cm、その後、2-3 時間程度かけてゆっくりと融雪が進む状況が観測された（写真 3-1-9〜20）。

3‐3

実験 1-1

写真 3-1-9

写真 3-1-12

10 秒後

1.5 時間後

写真 3-1-10

写真 3-1-13

1 分後

2 時間後

写真 3-1-11

5 分後

写真 3-1-14

3 時間後

写真 3-1-175 分後(表面温度 15.2℃)

実験 1-2

写真 3-1-15

10 秒後

写真 3-1-18

15 分後

写真 3-1-16

写真 3-1-19

1 分後

1 時間後
(表面温度 97℃)

3‐4

写真 3-1-20

2.5 時間後(表面温度 6℃)

●

実験 2

実験 2 では長径 15cm、短径 12cm、重さ 2.35kg の火山岩を用いて、2 回実験を行った。測定はインターバルカメラによる撮影と 2 回目の実験では中心部の温度測定も実施した。

○融雪状況
積雪深の沈下高さの変化は 2 回の実験ともほぼ同様の傾向で、10 分後までは急激に岩石の下の雪を溶かしながら沈下し、その後、緩やかに沈下する傾向が見られた（図 3-1-1,2 / 写真 3-1-21
〜44）。

40
35
30
岩
石 25
沈
下 20
量
c 15
m
10
5
0
0

50

100

150

200

経過時間(min)
図 3-1-1

実験 2-1 の岩石底面の沈下量

40
35
30
岩
石 25
沈
下 20
量
ｃ 15
ｍ
10
5
0
0

50

100

150

経過時間(min)

図 3-1-2

実験 2-2 の岩石底面の沈下量

3‐5

200

実験 2-1

写真 3-1-21

0 分後

写真 3-1-22

1 分後

写真 3-1-23

2 分後

写真 3-1-24

3 分後

写真 3-1-25

5 分後

写真 3-1-26

10 分後

写真 3-1-27

20 分後

写真 3-1-28

30 分後

写真 3-1-29

1 時間後

写真 3-1-30

2 時間後

写真 3-1-31

3 時間後

写真 3-1-32

5 時間後

3‐6

実験 2-2

写真 3-1-33

0 分後

写真 3-1-34

1 分後

写真 3-1-35

2 分後

写真 3-1-36

3 分後

写真 3-1-37

5 分後

写真 3-1-38

10 分後

写真 3-1-39

20 分後

写真 3-1-40

30 分後

写真 3-1-41

1 時間後

写真 3-1-42

2 時間後

写真 3-1-43

3 時間後

写真 3-1-44

5 時間後

3‐7

融雪完了後の積雪観測を行った。実験 2-1 の自然積雪は表面から 15cm が密度 220kg/m3 のしまり雪でその下は密度 380kg/m3 のざらめ雪であった。また、実験 2-2 の自然積雪は密度 390kg/m3、含水率 14％のざらめ雪であった。双方の実験とも岩の下の雪には深さ 10cm 程度の融雪水が浸透していた。また、融雪後の穴の直径は表面ほど大きく、平均して 20cm、深さは 40cm であった
（写真 3-1-45〜47）。
実験 2-1

実験 2-1

写真 3-1-45

実験 2-2

写真 3-1-46

写真 3-1-47

実験 2-1,2-2 融雪後の状況○

火山岩中心部の温度変化
火山岩中心部の温度は雪面に置いた数分から低下し約 5 時間後には雪温と同程度となった（図 3-1-3）。

雪面上置

加熱

石の中の温度

気温

図 3-1-3

実験 2-2 の岩石中心部の温度変化

3‐8● 実験 3
実験 3 では長径 20cm、短径 15cm、重量 5.1kg の火山岩を用いて同様の実験を行った。測定はインターバルカメラによる撮影と中心部の温度測定も実施した。

○

融雪状況

岩石の沈下量の変化は実験 2 ともほぼ同様の傾向で、10 分後までは急激に岩石の下の雪を溶かしながら沈下し、その後、緩やかに沈下する傾向が見られた。
最終的には実験 2 よりも 20cm 多く 58cm の深さが融雪していた。また、融雪穴の直径は平均で23cm であった（図 3-1-4,5 / 写真 3-1-48〜61）
。
70
60
岩 50
石
沈 40
下
量 30
ｃ
ｍ 20
10
0
0

50

100

150

経過時間(min)
図 3-1-4

実験 3 の岩石底面の沈下量

実験 3

実験 3

写真 3-1-48

写真 3-1-49
実験 3

融雪後の状況

3‐9

200

実験 3

写真 3-1-50

0 分後

写真 3-1-51

1 分後

写真 3-1-52

2 分後

写真 3-1-53

3 分後

写真 3-1-54

5 分後

写真 3-1-55

10 分後

写真 3-1-56

20 分後

写真 3-1-57

30 分後

写真 3-1-58

1 時間後

写真 3-1-59

2 時間後

写真 3-1-60

3 時間後

写真 3-1-61

5 時間後

3‐10

○ 温度変化

雪面上置

加熱

石の中の温度

気温

図 3-1-5

実験 3 の岩石中心部の温度変化● 実験 4
実験 4 では長径 12cm、短径 12cm、重量 1.50kg の火山岩を用いて同様の実験を行った。
測定はインターバルカメラによる撮影を実施した。
○ 融雪状況
積雪深の沈下高さの変化は実験 2、3 ともほぼ同様の傾向で、10 分後までは急激に岩石の下の雪を溶かしながら沈下し、その後、緩やかに沈下する傾向が見られた。
最終的には実験 2 と同程度の深さが融雪した（図 3-1-6 / 写真 3-1-62〜73）。
40
35
30
岩
石 25
沈
下 20
量
ｃ 15
ｍ
10
5
0
0

50

100
経過時間(min)

図 3-1-6

実験 4 の岩石底面の沈下量

3‐11

150

200

実験 4

写真 3-1-62

0 分後

写真 3-1-63

1 分後

写真 3-1-64

2 分後

写真 3-1-65

3 分後

写真 3-1-66

5 分後

写真 3-1-67

10 分後

写真 3-1-68

20 分後

写真 3-1-69

30 分後

写真 3-1-70

1 時間後

写真 3-1-71

2 時間後

写真 3-1-72

3 時間後

写真 3-1-73

5 時間後

3‐12

融雪後の穴の直径は表面ほど大きいが平均して 15cm、深さは 40cm であった（写真 3-1-74,75）。

写真 3-1-74

実験 4 融雪後の状況①

写真 3-1-75

実験 4 融雪後の状況②

3‐13

（３）融雪水の浸透状況観測実験①火山堆積物による融雪状況観測
サンプリングした火山堆積物（火山灰を大量の含む、サンプルの大きさは 1mm〜50mm 程度）を150℃（放射温度計による測定）まで熱し、それを人工雪を約 30cm 敷き詰めた観測容器に入れ、融雪状況を観測した（写真 3-1-76,77）。

写真 3-1-76

写真 3-1-77
火山堆積物の加熱状況と温度測定（150℃）

融雪観測容器は 40cm×40cm×80cm の一面が耐熱ガラスとなっており、融雪状況が観測できる。
これをマイナス 5℃の低温室内に入れ、マイナス 10℃で約 9 か月保存した積雪を砕いて作った人
工雪を敷き詰め、その上に加熱した堆積物を投入した。また、積雪表面から 15ｃｍに鹿沼土 2cmを堆積させた。加熱した堆積物の投入した瞬間は大量の水蒸気が発生した。その後、約 1 分後には、2 か所で水みちが発生し、約 30 分後には長さ約 10cm の水みちとなった（写真 3-1-78〜86）。

写真 3-1-78

写真 3-1-79

火山堆積物投入の瞬間の状況：激しい水蒸気が上がっている

3‐14

写真 3-1-80

写真 3-1-81

写真 3-1-82

10 秒後

1 分後：水みち発生

3 分後

写真 3-1-83

写真 3-1-84

5 分後：堆積物表面温度 47.1℃, 水みち 5cm

写真 3-1-85

30 分後

写真 3-1-86

1 時間後

3‐15

また、この実験の際に、積雪表面から 15cm の鹿沼土中に設置した温度センサーの記録から、加熱した堆積物の投入後約 5 分間で、温度が-6℃からほぼ 0℃まで到達後、0℃を保った（図 3-1-7）。

図 3-1-7

温度センサーが記録した温度変化の様子②火山岩による融雪状況観測
1-2 の実験と同様に、瞬間的に融雪するのではなく、約 1 時間で深さ 30cm 雪を融かしながら火山噴出物が降下していく状況が見られた。融雪水は火山噴出物下部に 2〜3cm、側面に 1〜2cm 程
度浸透していく状況が見られた（写真 3-1-87〜94）。

写真 3-1-87

融雪水の浸透状況観測実験

写真 3-1-88：加熱した火山噴出物を雪面に置いた瞬間

3‐16

融雪水の浸透状況観測実験：5 分後の上からの状況

写真 3-1-89

5 分後

写真 3-1-90

15 分後

写真 3-1-91 1 時間後

写真 3-1-92

5 分後

写真 3-1-93

15 分後

写真 3-1-94 1 時間後：融雪水の浸透状況観測実験

（４）解析
①

融雪に使われた熱量と熱の移動
岩石の温度ならびに比熱から岩石の温度が低下するまでの熱量と、加熱された岩石による融雪熱量を求めた。

岩石の熱量＝重量×比熱×雪面設置温度
融雪熱量＝融雪穴深さ×融雪穴面積×積雪密度×融解潜熱

各ケースで熱効率を求めるとケース 2-1 では 55％、ケース 3 では 88％となった。これは岩石の大きさや積雪の種類（密度）、気温などが影響していたものと推定された（表 3-1-1）。
表 3-1-1

実験結果比較

岩石の熱量

融雪熱量

長径

短径

重量

岩石温度 比熱

ｃｍ

ｃｍ

ｋｇ

℃

岩石放
出熱量

1000J/kg KJ

岩石沈下 融雪穴直
積算融雪
積雪密度
熱効率
量
径
熱量
ｃｍ

kg/m3

ｃｍ

KJ

％

Case2-1

15

12

2.35

767

1000 1802.45

38

18

305

988

54.8

Case2-2

15

12

2.35

802

1000

1884.7

37

18

390

1229

65.2

Case3

20

15

5.1

705

1000

3595.5

58

23

395

3187

88.6

Case4

12

12

1.5 800(推定）

1000

1200

38

15

395

888

74.0

3‐17

また、試みとして融雪量を 1 分、2 分、3 分、5 分、10 分、20 分、30 分、1 時間、2 時間、3
時間ごとに融雪熱量（時間単位）を求めた。また、岩石の底面積（球と仮定し半球の表面積）で融雪したとして熱量フラックスを求めた（表 3-1-2 / 図 3-1-8〜11）。

熱量フラックス＝（融雪熱量/測定間隔）/岩石底面積

実験2-1 時間
15cm

時間

min

sec

0
1
2
3
5
10
20
30
60
120
180

表 3-1-2

熱フラックスの変化（実験 2-1）

融雪深

融雪量

積雪密度 融雪熱量

cm/ 測定間隔 ｋｇ/ｍ3

ｃｍ

積算融雪
熱量フラッ
時間熱量
熱量
クス

KJ/ 測定間隔 KJ

0
6
9
11
14
17
20
23
30
37
38

図 3-1-8

熱量フラックスの変化のグラフ（実験 2-1）

6
3
2
3
3
3
3
7
7
1

3‐18

220
220
220
220
220
380
380
380
380
380

0
112.5
56.2
37.5
56.2
56.2
97.1
97.1
226.6
226.6
32.4

KJ/sec

0
60
60
60
120
300
600
600
1800
3600
3600

0
112.5
168.7
206.2
262.4
318.7
415.8
512.9
739.6
966.2
998.6

1.874
0.937
0.625
0.469
0.187
0.162
0.162
0.126
0.063
0.009

KJ/sec/m

2

53.1
26.5
17.7
13.3
5.3
4.6
4.6
3.6
1.8
0.3

図 3-1-9

熱量フラックスの変化のグラフ（実験 2-2）

図 3-1-10

熱量フラックスの変化のグラフ（実験 3）

図 3-1-11

熱量フラックスの変化のグラフ（実験 4）

3‐19

熱量フラックスは岩石を雪面に置いた直後は 50-80KJ/m2/sec と大きいが、急激に小さくなる傾
向にある。

②
・

まとめと課題サンプリングした火山噴出物を加熱し雪面の上に置いた場合、最初の 10 分程度で全体の約30%、30 分で 50％、3 時間でほぼ 100％の融解
・水蒸気の発生・

融雪水は水みちを作りつつ徐々に浸透、横方向にも少しずつ浸透・加熱された岩石の 6-8 割程度の熱が融雪に寄与

・

今後は、実験結果を融雪泥流予測への反映のためのモデル化（ここで求めた熱量フラックス利用）に適用

3‐20

第２節

雪質並びに供給される融解水量の変化に伴う積雪底面／土壌境界面における水の挙動に関する実験

積雪底面の状況は、冬期の間一定ではなく時々刻々と変化する。従って、冬期間のいつに火山噴火が起こるかによって、積雪底面／土壌境界面における水の挙動が変わってくる可能性がある。
また火山噴出物による融雪水の供給量は短時間に多量であると考えらえるため、通常の融雪期にみられる積雪底面／土壌境界面における水の挙動とは異なった振る舞いをする可能性がある。以上のことを踏まえ、火山噴火の発生する時期とその規模によって、積雪底面／土壌境界面における水の挙動がどのように変わるかを予測するモデル構築のために必要な基礎実験を行った。

（１）実験方法
図 1 に実験装置の概念図を示す。実験は防災科学技術研究所

雪氷防災研究センターの低温室（0℃）で行った。
実験の手順は以下の通りである。
1. 取得した焼岳火山噴出物(１節（１）参照)のうち
主に火山灰を選びサンプルケース（直径 5cm、高さ 8cm）に入れる。なおサンプルケースに入れた
土壌サンプルの平均密度は 1260kg m-3 であった。
2. そのうえ 8cm にふるいで粒径をそろえた雪のサン
プルを載せる。今回サンプルの雪質としては、火山噴火が厳冬期起きた時を想定して“しまり雪”、
融雪期に起きたことを想定して“ざらめ雪”の 2種類を使用した。しまり雪の平均粒径は 0.5mm、平均密度は 380kg m-3、一方ざらめ雪の平均粒径

図 3-2-1

実験の概念図は 2.0mm、平均密度は 360kg m-3 であった。
3. ポンプで供給される水が均等にサンプル内にしみこむように大ざらめの層を 2cm ほど雪サン
プル表面に設置する。
4. 精密ポンプで，一定量の色水（0℃の水にインクを混ぜたもの）をサンプルに供給する。なお
今回供給した水の量は以下の通りである。
流量 1: 10mm h-1、流量 2：36mm h-1、流量 3：134mm h-1
5. 一定時間経過後に、雪／土壌の境界部分がどのようになっているかを目視並びに写真撮影によって観察する。
6. 新たな条件で実験をする場合や実験に失敗した場合には、サンプルを新しくして行う。

3‐21

（２）実験結果
1. 供給流量が小規模の場合（流量 1 の実験ケース）＜ざらめ雪の場合＞
図 3-2-2 に雪質がざらめ雪の場合の実験結果の写真を示す。この場合には、ざらめ雪と土壌との間には明確な帯水層は形成されなかった。従って比較的スムーズに積雪から土壌に水が移動したということがわかる。

＜しまり雪の場合＞
図 3-2-3 に雪質がしまり雪の場合の実験結果の写真を示す。この場合には、しまり雪と土壌との間に明確な帯水層が形成された。帯水層が形成された原因としてはしまり雪の毛管力のほうが土壌の毛管力よりも大きいためだと考えられる。

図 3-2-2
供給流量：10mm h-1 ／

図 3-2-3
供給流量：10mm h-1 ／雪質：ざらめ雪

白の線は、雪と土壌の境界を示している

雪質：しまり雪

白の線は、雪と土壌の境界を示している

2. 流量が中規模の場合（流量 2 の実験ケース）＜ざらめ雪の場合＞
図 3-2-4 に雪質がざらめ雪の場合の実験結果を載せる。この場合には雪と土壌の境界で帯水層が形成された。しかし図 3-2-3 のように明確なものではなく一部の水が土壌にしみこんでいるのがわかる。このことから帯水層は土壌の（飽和）透水係数が、積雪底面から供給された水量を全部流せるほど大きくなかったために形成されたのではないかと推定される。

＜しまり雪の場合＞
図 3-2-5 に雪質がしまり雪の場合の実験結果を載せる。この場合は図 3-2-3 と同様に雪と土壌の境界で帯水層が形成された。図 3-2-4 と比較すると土壌の方にはほとんど水がしみこんでいな
3‐22

いのがわかる。従って帯水層は図 3-2-3 と同じメカニズム（雪と土壌の毛管力の違い）によって生じたと考えられる。

図 3-2-4
供給流量：36mm h-1 ／

図 3-2-5
供給流量：36mm h-1 ／雪質：ざらめ雪

白の線は、雪と土壌の境界を示している

雪質：しまり雪

白の線は、雪と土壌の境界を示している

3. 流量が多い場合（流量 3 の実験ケース）＜ざらめ雪の場合＞
図 3-2-6 に雪質がざらめ雪の場合の実験結果を載せる。この場合には雪と土壌の境界で帯水層が形成された。しかも帯水層の厚さは急激に増加し約 4 分で 8cm(積雪のサンプル高)に達した。
境界面の写真を見ると図 3-2-4 のように一部の水が土壌にしみこんでいる様子は見られない。これは急激に水が供給されたために、土壌に水がしみこむ間がなかったためであると推定される。

＜しまり雪の場合＞
図 3-2-7 に雪質がしまり雪の場合の実験結果を載せる。この場合はざらめ雪の実験結果（図3-2-6）と同様に雪と土壌の境界で帯水層が形成された。帯水層の厚さの増加率はざらめ雪よりも急激で約 2 分で 8cm(積雪のサンプル高)に達した。

3‐23

図 3-2-6
供給流量：134mm h-1 ／

図 3-2-7
供給流量：134mm h-1 ／雪質：ざらめ雪

白の線は、雪と土壌の境界を示している

雪質：ざらめ雪

白の線は、雪と土壌の境界を示している（３）考察①雪質と供給流量の組み合わせの違いによって想定される災害
今回の実験結果から条件別によって以下のようなことが考えられる。

厳冬期（雪質がしまり雪の場合）
・供給流量が小〜中規模の場合（小規模〜中規模の火山噴火の場合）→積雪底面と土壌の間に帯水層が形成されるために、積雪底面の層が崩れる全層雪崩の可能性
・供給流量が大規模の場合（大規模の火山噴火の場合）→急速に積雪内部の水が増加するため、スラッシュ雪崩が生じる可能性

融雪期（雪質がざらめ雪の場合）
・供給流量が小規模の場合（小規模の火山噴火の場合）→積雪底面と土壌の間には帯水層が形成されない。積雪と土壌の間の摩擦力低下による全層雪崩の可能性・供給流量が中規模の場合（中規模の火山噴火の場合）→積雪底面と土壌の間に帯水層が形成されるが、一部の水は土壌にも浸透するため、土壌崩壊を伴う全層雪崩の可能性
・供給流量が大規模の場合（大規模の火山噴火の場合）→急速に積雪内部の水が増加するため、スラッシュ雪崩が生じる可能性
このように火山噴火が起こる時期、規模によって発生する現象が異なる可能性がある。

3‐24

②モデルを用いた雪質・供給流量別の災害予測の可能性
実験結果より、積雪底面の雪質、供給される水の量によって積雪／土壌間の水の移動のメカニ
ズムが異なり、その結果想定される災害が変化することが示唆された。そこで積雪底面と土壌間の水の移動をモデル化できないかに関する考察を行った。今回使用したモデルは防災科学技術研究所が、実際に雪崩予測に使用している積雪変質モデル(SNOWPACK)である。なお今回は土壌の物
理パラメータとして標準的な砂の値を用いた。
図 3-2-8 に供給流量が小規模の場合を想定した計算結果を示す。モデルの計算結果は今回実験で観測された現象を定性的にはよく表していることがわかる。すなわち、ざらめ雪では土壌との境界では帯水層が形成されないのに対し、しまり雪では土壌との境界でモデル内でも帯水層が形
成された。

しまり雪

ざらめ雪

土壌

土壌

図 3-2-8

モデルによる計算結果③今後の展望今回の実験結果から火山噴火が起こる時期、規模によって想定される災害が変わってくる可能性が示唆された。また積雪変質モデル(SNOWPACK)を用いて、積雪−土壌間の水の移動を計算する
ことによって異なった条件下の災害発生を予測できる可能性が示された。しかし今回の実験はあくまでも定性的な傾向をつかむためのものであるために、実際の災害予測に使えるモデルの構築のために必要な定量的な実験まで至らなかった。今後実験を積み重ねることにより、条件別の災害発生の予測に耐えうる精度を持つモデルの構築が期待される。

3‐25

第4章

融雪水と火山噴出物による泥流発生の実験
京都大学防災研究所

宮田秀介

融雪型火山泥流発生時には、大気−火山噴出物−積雪層間の熱輸送、積雪層の融雪、融雪水の浸透、滑り面の発生、泥流化などの素過程が複雑にからみあっていると考えられる。過去の研究
事例は少ないが、伊藤ら 1)は高温土砂による融雪過程を解明することを目的として、高温土砂の供給による融雪実験を行った。その結果、供給土砂が高温、積雪密度が小さいなどの条件下において初期融雪水量が多く、かつ融雪水量のピークが顕著となることを示した。泥流発生の起因となる融雪および融雪水流出過程については、実験的に現象が検討されている段階であり、火山噴出物による融雪水発生のタイミングや量を推定する手法は確立していない。そのため、ハザードマップ作成用の泥流シ
ミュレーションの発生ハイドログラフ
形状（例：図 4-0-1）には物理的な根拠の点で改良の余地が残されている。このように融雪型火山泥流は、被害が広範囲
かつ大規模にわたる可能性が高い災害であるにもかかわらず、発生メカニズムを考慮した高精度の予測とそれに基づいた防災施策が立てられないのが現状【出所】焼岳火山噴火緊急減災対策砂防計画検討会「平成 23 年
度焼岳火山噴火緊急減災対策砂防計画検討報告書（案）」（2011年）
図 4-0-1 これまでの融雪型火山泥流シミュレーションに用いられている発生ハイドログラフの例

である。
そこで本章では、まず融雪型火山泥流における融雪・融雪水の浸透過程に着目した基礎的実験を行うことで融雪過程の検討し、熱交換を考慮した融雪水流出モデルを提案する。次に、融雪水流出モデルを用いて泥流発生ハイドログラフを作成し、泥流の流下・堆積シミュレーションモデ
ルにより、様々な積雪、発生条件が融雪型火山泥流の流下および侵食・堆積に及ぼす影響を検討
する。

第1節

高温土砂による融雪実験（１）実験装置および方法
火山噴火に伴う融雪型火山泥流は、高温の火山噴出物が積雪層を融かし、大量の水を発生させることで生じる。ここでは、鉛直一次元方向の熱移動と融雪に簡略化し、実験を行った。本実験
は、京都大学防災研究所穂高砂防観測所において 2011 年 12 月に行った。穂高砂防観測所直近のアメダス栃尾における 12 月の平均気温は 0.4℃であり、積雪が観測されるため本実験に適している。高さ 50cm、内径 19cm、厚さ 0.5cm の耐熱ガラス円筒に自然の積雪を充填することで実験カラムを作成した（図 4-1-1）。本実験では、積雪層の雪温は約−3℃であった。カラム下端には、孔をあけることで排水を可能とした木板を設置した。
4‐1

熱電対
25 or 35 cm

Hot sand染料散布

20 or 30 cm
15 or 22.5 cm
10 or 12.5 cm

Snow layer

20,30cm

5 or 7.5 cm
0 cm

木板
融雪水の流出

流出孔

耐熱ガラス

ボウル

はかり

木板

図 4-1-1（左）実験の模式図，（右下）木板の模式図，（右上）実験の様子

なお、これら実験装置は鉄パイプによって固定した。積雪層を充填した実験カラムに高温に熱した土砂を均一な厚さで供給することで、融雪に伴う積雪面の低下、温度の鉛直分布や融雪水流出量を測定し、積雪層融解過程の解明を試みた。
測定項目は、供給土砂の温度、実験カラム内の鉛直温度分布、カラム下端からの融雪水流出量、融雪・融雪水の浸透過程である。供給土砂の温度は、熱電対により測定した。実験カラム内の鉛
直温度分布は、耐熱ガラス円筒の側面 6 か所にあけた小穴から熱電対を挿入し、測定した。温度測定を行う高さは、初期の積雪層全体と高温土砂の中心部をカバーするよう、積雪深の実験条件によって決定した（図 4-1-1）。積雪深 20cm の条件ではカラム底部からの高さ 0，5，10，15，20，
25 cm に熱電対を設置した。一方、積雪深 30 cm の条件に対しては、高さ 0，7.5，15，22.5，30，
35 cm に熱電対を設置した。カラム下端から流出した融雪水は、カラムの下の設置した重量計で測定した。融雪過程および融雪水の浸透過程を観察するため、粉状の染色料（エオシン：アシッ
ドレッド 87）を積雪面に均一に散布した。染色料は容易に水に溶けるため、融雪水の移動を観察することができた。積雪面の低下量（融雪速度）および積雪水の挙動は、ビデオカメラ
土砂採取地

およびインターバルカメラ 2台（10 秒、60 秒間隔）で撮影することで記録した。また、これらの記録から、各時間における積雪層位と土砂層位の高さを読み取った。
実験に用いる土砂の採取

焼岳

は、神通川水系蒲田川左支川の足洗谷流域の中尾台地の図 4-1-24‐2実験に用いた土砂の採取地

崖錐において行った（図 4-1-2）。中尾台地は約 2000
年前の焼岳噴火に伴って発生した火砕流の堆積物で形成されたと考えていることから、火砕流堆積物を採取し、加熱することで実験に供した。加熱から実験に用いるまでの温度低下を抑えるために、実験には礫のみを用いた。実験に用いた礫から任意に抽出した 10 個の平均長径、短径はそれぞれ 5.4、4.2cm

図 4-1-3

実験に用いた土砂であった（図 4-1-3）。
土砂の加熱には、七輪、木炭、豆炭、金属の煙突（直径 10.5cm、高さ 45.5cm）2 つ、金網、金属ワイヤー、金属パイプ、ドライヤーを用いた（図 4-1-4）。まず、木炭で火を起こした七輪の上部に金属煙突を固定し、豆炭を充填した。ここで、煙突と七輪の隙間を細粒土砂で充填すること
で、熱の損失を防いだ。次に、もう一つの煙突の一端に金網を取り付け、実験に用いる土砂を充填し、豆炭を充填した煙突に連結させた。すなわち、七輪の熱で豆炭を加熱し、豆炭の熱により土砂を加熱するとともに排気を行った。七輪の吸気口に金属パイプを介してドライヤーを連結し、多量の空気を供給することで、土砂を約 500℃まで加熱することができた（図 4-1-4）。
加熱した土砂の実験カラムへの供給には中華鍋、トング、皮手袋、金属製漏斗

上端部
300℃

中心の側壁
490℃

を用いた。土砂の加熱と同時に、中華鍋は十分に温めておく。土砂が十分に高温となったら、金属煙突から土砂を充填した煙突

鉛直方向中心断面の中心
500℃

高温の土砂を中華鍋に移した。このとき、土砂が充填された金属煙突は非常に高温のため、皮手袋とトング豆炭を充填した
煙突

底部
900℃

を用いて慎重に取り扱った。
その後、漏斗を用いて耐熱ガラス上部から高温土砂を七輪供給した。ここで、供給した土砂は厚さが約 10 cm でなるべく均一となるように

ドライヤーにより酸素を供給した。
最後に、実験手順を以下

図 4-1-4

土砂加熱のための装置と加熱した際の煙突の温度にまとめる。
i. 土砂及び土砂供給のための中華鍋を過熱する。
4‐3

ii. 耐熱ガラス円筒の底面付近が十分に低温となっていることを確認し、自然雪を締め固めながら充填する。充填途中で 100cm3 の金属円筒サンプラーに積雪を採取し、質量を計測することで積雪密度を求める。質量計測後、積雪深が 20cm ないし 30cm まで雪を充填する。充填完了後、積雪層の上に染料を均一になるようスプーンで散布する。
iii. 土砂温度が 500℃付近まで加熱されたことを確認し、土砂を供給する。
（実験開始）
iv. 融雪の進行とともに高温土砂が実験カラム底面に近づくので、土砂がカラム底部の木板と接触する直前で実験を終了する。このとき、木板が焦げないように熱湯を注いで土砂およびカラム
底部の温度を下げる。また、融雪・浸透が停止した場合にも、実験を終了する。

（２）実験条件
本実験では、土砂温度はおよそ一定とし、積雪密度、積雪深条件を変えた。また、積雪層に氷層や不透水層が混在する場合を想定し、積雪層の代わりに氷層を用いた条件およびカラム下端の木板の穴を塞ぎ、不透水層を模した条件についての実験も行った。実験条件を表 4-1-1 に示す計8 ケースである。
土砂を充填した金属煙突の鉛直方向中心断面の中心の温度を土砂温度とした。土砂温度は全ケースを通して約 500℃に調整した。また、金属煙突内に熱電対を鉛直方向中心断面の中心に加え、中心の側壁、底部、上端部の 3 か所に設置し温度分布を調べると、鉛直方向中心断面の中心が約500℃の時には、側壁は約 490℃、底部は約 900℃、上端部は約 300℃となっていた（図 4-1-4）。
したがって、煙突内で温度にばらつきは見られたものの、鉛直方向中心断面の中心部が 500℃であるとき、土砂は平均して 500℃分の熱量を持っていると考えられる。
積雪密度による融雪速度と融雪水の浸透過程を検討するため、自然雪を耐熱ガラスへ充填する
際の雪の締め固め強さをかえることで、積雪密度を小、中、大の 3 種類の実験を行った。密度小のケースは、締め固めを一切行わずに自然雪を耐熱ガラスに充填して作成した。したがって、密度小は新雪に近い密度と考えられる。一方、人力での最大締め固め強さによって雪を充填したケースを密度大とした。密度大と密度小の中間となるように調整したケースを密度中とした。
積雪密度はそれぞれ、小：0.15 g/cm3、中：0.25〜0.31 g/cm3、大：0.39〜0.42 g/cm3 となった。
積雪深による浸透水挙動への影響を検討するために、2 種類の積雪深（20、30cm）について実
表 4-1-1

実験条件

4‐4

験を行った。なお前述のように、積雪深によってカラム内にて温度を測定する高さを変えている。
実際の山地斜面では、積雪密度の違いなどによって浸透水が積雪層内に溜まった後に氷結することで形成される氷層（氷板層）が見られることがある。本実験では、積雪層に氷層がある場合を想定し、氷層の融解・浸透現象を検討するために、積雪の代わりに厚さ 20cm の氷層を作成して同様の実験を行った。氷層は実験カラムに自然雪と水を混ぜたものを充填し、氷点下の野外に一晩放置することで作成した。ただし、下層部には氷層が形成されたものの、上層部は水が下へ浸透したためか、完全な氷層ではなく、ざらめ雪のような状態であった。
実際の山地斜面では、透水性の低い基岩面が露出した裸地などでの積雪層が火山噴出物により融解することも起こりうる。本実験では、そのような状況を想定し、耐熱ガラスの底に固定した
木の板の穴を完全に塞いで不透水層を再現し、融雪水が下へ流出できない条件のもとでの実験を試みた。
（３）実験結果と考察①融雪過程および融雪水の挙動
Case3 を代表的なケースとして、Case3 における融雪と融雪水の挙動を図 4-1-5 に示す。土砂を①土砂供給開始（融雪とともに下から蒸気が上昇）②4分後（融雪水は水みちを通じて浸透）③7分後（水みち浸透は底に到着）④9分後（浸透水で飽和し、下から流下開始）

図 4-1-5

Case3 における実験の様子

4‐5供給すると同時に融雪が始まった（図 4-1-5①）。融雪水は、その場に貯留されることなく積雪層内へと浸透した。実験の初期には選択的に浸透が起こる「水みち」が形成され（図 4-1-5②）、実験開始 7 分後には水みちを通った浸透水が積雪層底部に到達した（図 4-1-5③）。その後に、積雪層横断面の全体を通じて融雪水が浸透していることが観察された。実験開始 9 分後に浸透水が積
雪層底部まで到達して積雪層下部の間隙が浸透水で飽和すると、カラム底部から融雪水の流下が開始した（図 4-1-5④）。実験終了時（実験開始 31 分後）、カラム内は最高で 100〜200℃であり、土砂はおよそ全積雪層を解かした後も供給した土砂の上層部分はまだかなりの熱を持っていた。
また、実験開始後約 1 分間、耐熱ガラス上部はくもっており下から融雪に伴って蒸気が上がってくるのが観察された。このことより、雪は融雪水となるだけではなく、一部は水蒸気となって実験系外に出たと考えられた。
②実験カラム内の温度の鉛直分布
Case3 において熱電対により計測した、カラム底部から高さ 0，5，10，15，20，25 cm の 6 か所での温度変化を図 4-1-6 に示す。土砂供給開始（時間 t=0）後、カラム上部から順に温度の上昇がみられた。ただし、土砂がカラム底部に到達する直前に実験を終了したため、高さ 5cm および 0cm のカラム底部付近では、実験中に温度の顕著な上昇は見られなかった。

Temperature (degree C)

300

200

Height
0 cm
5 cm
10 cm
15 cm
20 cm
25 cm

100

0
0

300

600

900

1200

1500

1800

Time (second)

図 4-1-6

Case3 におけるカラム内温度の測定結果

4‐6

カラム内の温度鉛直分布の時系列変化とその時の積雪層、土砂の位置を図 4-1-7 に示す。各測定点に浸透した水が到達すると、氷点下から 0℃付近へと上昇するものの、0℃付近で一時停滞する。
また融雪により土砂が近づいてもしばらくは 0℃のまま温度は上昇しない。これは積雪表層の融雪により固体と液体の混相状態になっていること、また融雪が終わって各測定点に土砂が到達した後も融雪のために熱を奪われた土砂底部が 0℃に冷やされているためだと考えられる。その後、熱を持った土砂層の中部から上部が到達するにつれて温度は 0℃以上に上昇した。また、土砂層
上層の温度は、時間経過とともに下がっていたが、実験開始 180，660，1080 秒後ではそれぞれ
333，253，170℃であり、実験終了時（31 分後）でも約 106℃前後と高温を保っていた。

(a) 実験開始後 0秒(b) 実験開始後 180秒(c) 実験開始後 660秒

30

30

30

25

25

25

20

20

15

15

15

10

10

10

5

5

5

Hot sediment

20

Snow

0
0

100

200

0

300

0
0

100

200

300

Temperature (degree C)

Temperature (degree C)(d) 実験開始後 1080秒(e) 実験開始後 1260秒

30

30

25

25

20

20

15

15

10

10

5

5

0

0
0

100

200

300

Temperature (degree C)

図 4-1-7

0

100

200

0

100

200

300

Temperature (degree C)

300

Temperature (degree C)

Case3 におけるカラム内の鉛直温度分布と高温土砂、積雪層の位置の時間変化③底部からの融雪流出水
積雪層位の時間変化から求めた 1 分ごとの融雪速度を図 4-1-8 に示す。融雪速度は実験開始直後に 0.05 cm/s の最大値をとり、開始 2 分後には 0.02cm/s まで減少した。それ以後は緩やかに減
少した。
4‐7

Discharge from bottom of experimental column-63(x 10 m /s)

Snowmelt velocity (cm/s)

0.10
0.08
0.06
0.04
0.02
0.00
0

300

600

900

1200

1500

1800

2.5
2.0
1.5
1.0
0.5
0.0
0

300

Time (second)

図 4-1-8

600

900

1200

1500

Time (second)

Case3 における融雪速度

図 4-1-9

Case3 におけるカラム底部からの融雪水流出量

Case3 におけるカラム底部より流出した融雪水ハイドログラフを図 4-1-9 に示す。実験開始 8
分 30 秒後に底部からの流出が開始し急激に増加した。流量は 9 分 30 秒後に最大となり、その後は徐々に減少した。ただし、最初の 1 分間は流下開始していない時間分も含まれていることを考えると実際には流下開始直後にピーク流量を迎えると考えられる。
④積雪密度・積雪深による融雪への影響
各ケースにおける温度変化及び底部からの融雪水ハイドログラフを図 4-1-10〜14 に示す。ただし、実験ケースによっては機械のトラブルによる温度の欠測があった。温度変化を比較すると、密度が大きくなるほど、カラム下部への熱の伝わり方が遅く融雪もゆっくり進むことが分かる。
ハイドログラフをみると、どのケースも流出開始後すぐにピーク流量を迎えそこから徐々に減少するという傾向がみられた。ハイドログラフの形は、土砂供給から流下開始までの時間・ピーク
流量・流量の減少速度(ハイドログラフの傾きの絶対値）によって特徴づけられる。積雪密度、積
雪深と流出開始までの時間・ピーク流量・流量減少速度との関係を図 4-1-15〜17 に示す。積雪密度が大きくなるにつれて流水開始までの時間は長くなり（図 4-1-15）、ピーク流量は小さくなり（図 4-1-16）、流量の減少速度は緩やかになることが示された（図 4-1-17）。つまり、積雪密度と流下開始までにかかる時間には正、積雪密度とピーク流量には負、積雪密度と流量の減少速度には負の相関がみられた。なお、本研究では積雪深による流水開始までの時間・ピーク流量・流量の減少速度への影響は見られなかった。これは積雪深の条件を 20cm、30cm と規模としては非常に小さく、10cm 変える程度では大きな変化はなかったからであると考えられる。

4‐8

1800

(a) Temperature

Height200
100

Height
0 cm
5 cm
10 cm
15 cm
20 cm

200
100

0

0
0

300

600

900

1200

1500

1800

10
(b) Discharge of snowmelt water
8
6
4
2
0
0

300

600

900

1200

1500

1800

Time (second)

図 4-1-10

Case1 における(a)温度変化および(b)カラム底部からの融雪水流出量

Discharge from bottom of experimental column-63(x 10 m /s)

Discharge from bottom of experimental column-63(x 10 m /s)(a) Temperature

300

0 cm
5 cm
10 cm
15 cm
20 cm
25 cm

Temperature(degree C)

Temperature(degree C)

300

0

300

600

900

1200

1500

1800

1200

1500

1800

10
(b) Discharge of snowmelt water
8
6
4
2
0
0

300

600

900
Time (second)

図 4-1-11

Case2-1 における(a)温度変化および(b)カ
ラム底部からの融雪水流出量

500(a) Temperature(a) Temperature

Height0 cm
7.5 cm22.5 cm
30 cm
35 cm

200

Height0 cm
7.5 cm22.5 cm
30 cm
35 cm

400
Temperature(degree C)

Temperature(degree C)

300

100

300
200
100
0

0

300

600

900

1200

1500

1800

10
(b) Discharge of snowmelt water
8
6
4
2
0
0

図 4-1-12

300

600

900

1200

1500

1800

Time (second)

Case4 における(a)温度変化および(b)カラム底部からの融雪水流出量

4‐9Discharge from bottom of experimental column-63(x 10 m /s)

Discharge from bottom of experimental column-63(x 10 m /s)

0

0

300

600

900

1200

1500

1800

1200

1500

1800

10
(b) Discharge of snowmelt water
8
6
4
2
0
0

図 4-1-13

300

600

900
Time (second)

Case5 における(a)温度変化および(b)カラム底部からの融雪水流出量

500

120

1.0

(a) Temperature

200
100

60

0

20
0
0.0

0.1

0

300

600

900

1200

0 cm
7.5 cm
15 cm
22.5 cm
30 cm
35 cm

0.6
0.4
1500

1800

0.2

10
(b) Discharge of snowmelt water
8

0.0

6

0.2
4

0.3

0.4

Ca
se
Ca 1
se
2Ca 1
se
22
Ca
se
3
Ca
se
4
Ca
se
5
Ca
se
6

40

Height0.8

300

Evaporation ratio

Temperature(degree C)

80

Discharge from bottom of experimental column-63(x 10 m /s)

Regression rate (g/min/min)

400

100

0.5

3

Density of snow (g/cm )図 4-1-172

積雪密度と融雪速度の低減率との関係
0
0

300

600

図 4-1-18

900

1200

1500

各ケースにおける融雪水の水蒸気化率
1800

Time (second)

図 4-1-14

Case6 における(a)温度変化および(b)カラム底部からの融雪水流出量

積雪層が完全に融解したケースにおいても、
Time to start of discharge (second)

1000
総融雪水量は実験カラムに充填した総積雪量

500よりも小さかった。このことから、積雪層は
800

Peak discharge (g/min)

全てが融雪水となるわけではなく、一部は水蒸気として損失したと考えられる。そこで、
600
初期積雪量からカラム底部から流下した総融400
雪水量との差が水蒸気として損失したとみなし、水蒸気化量を積雪量で除した水蒸気化率
200

400
300
200
100

を算出した（図 4-1-18）。積雪密度が中のケー0スでは、積雪密度が小・大の時と比べて水蒸
0.0

0.1

0.2

0.3

0.4

0

0.5

0.0

気化率は小さい値となった。積雪深による水
3

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

3

Density of snow (g/cm )Density of snow (g/cm )蒸気化率への影響は見られなかった。
また、積雪層を土砂供給開始後から融雪水
図 4-1-15

積雪密度とカラム底部から流出が始まるま

流出開始までの時間で除したものを平均浸透での時間との関係速度とし、各ケースについて算出した。積雪4‐10

図 4-1-16

積雪密度と最大流出量との関係

1.0

100

0.8
Evaporation ratio

Regression rate (g/min/min)

120

80
60
40

0.6
0.4
0.2

20
0.0

0.0

0.1

0.2

0.3

0.4

Ca
se
Ca 1
se
2Ca 1
se
22
Ca
se
3
Ca
se
4
Ca
se
5
Ca
se
6

0
0.5

3

Density of snow (g/cm )図 4-1-17

積雪密度と融雪速度の低減率との関係

図 4-1-18

各ケースにおける融雪水の水蒸気化率

積雪層が完全に融解したケースにおいても、総融雪水量は実験カラムに充填した総積雪量よりも小さかった。このことから、積雪層は全てが融雪水となるわけではなく、一部は水蒸気として損失したと考えられる。そこで、初期積雪量からカラム底部から流下した総融雪水量との差が水蒸気として損失したとみなし、水蒸気化量を積雪量で除した水蒸気化率を算出した（図 4-1-18）。
積雪密度が中のケースでは、積雪密度が小・大の時と比べて水蒸気化率は小さい値となった。積雪深による水蒸気化率への影響は見られなかった。また、積雪層を土砂供給開始後から融雪水流
出開始までの時間で除したものを平均浸透速度とし、各ケースについて算出した。積雪密度が大きくなるほど、平均浸透速度が小さくなる傾向が見られた。これは密度が大きくなるほど、積雪層内の空隙率が小さくなり、融雪水の透水性が低下するためと考えられる。
⑤氷層による融雪浸透挙動への影響
土砂供給開始後、氷層までは融雪・浸透が進んだが、融雪水が氷層上部まで到達すると、氷層へは浸透できず積雪層内に帯水層が形成された。貯留水内の雪の融雪が進むにつれて土砂は沈降し、貯留水面は上昇したため時間とともに少しずつ土砂が帯水層に侵入した。そのため土砂の熱は融雪以外に融雪水の温度上昇にも使われたことになる。また、土砂が帯水層につかっている間、時々耐熱ガラス上部から蒸気が上っているのが観察された。
⑥不透水層による融雪浸透挙動への影響
土砂供給開始後、積雪層底部までは融雪・浸透は進んだが、浸透水が積雪層底部まで到達すると、浸透水が積雪層の間隙を満たしていった。この間隙が水で埋め尽くされると、積雪層上部に飽和帯が形成された。飽和した積雪層の融解が進むにつれて、土砂は沈降し、一方、飽和面は上昇することで、時間とともに少しずつ土砂が貯留水内に侵入した。そのため土砂の熱は融雪以外に融雪水の温度上昇にも使われたことになる。

4‐11

第2節

融雪水量推定手法の提案（１）土砂の熱損失
土砂の熱はすべてが雪の融雪に使われるわけではなく、外気との熱収支、雪の昇華熱や融雪水の顕熱・気化熱にも使われているためその分損失していることになる。融雪・浸透挙動を把握す
るには、まずこの損失について把握する必要がある。外気との熱収支は検討が難しいため、ここでは雪との熱収支の際に生まれる損失について簡単に検討する。
①雪の水蒸気化に伴う損失
Case2-1 では土砂供給開始から約 4 分後にかけて、また、Case8 では土砂供給開始から約 5 分
30 秒後からしばらくの間、耐熱ガラスカラム上部に染料に染まった水滴が生じるのが観察された。
全ケースにおいても、土砂供給開始後から約 1 分間耐熱ガラスの上部がくもり、小さな水滴が生じていることが観察された。また、下から蒸気が上昇してくることも観察された。Case7 および Case8 では貯留水面が形成されてからも時々耐熱ガラス上部で染料に染まっていない水滴及び下から上昇してくる蒸気が観察された。
以上のことから雪は全てが融けて融雪水となるわけではなく、何らかの形で水蒸気になっており、そのときの雪の水蒸気化に土砂の熱が奪われていると考えられる。
②土砂の熱収支計算
簡単のために雪の損失は昇華によるものと仮定し、基準ケース（Case3）における雪と土砂の熱収支計算により土砂の熱損失を検討する。雪の融雪及び昇華に必要な熱量 Q は、

Q = {E(1 − rsl ) + Grsl }ρ sn AH(4.1)とおける。ここに、E は雪の融解熱（333.5 kJ/kg）、G は雪の昇華熱（3008.9 kJ/kg）、rsl は水蒸気化
率、H は積雪深である。土砂が雪に与える熱量 Q’は、

Q' = cφρsed AHs dT (1 − rloss )(4.2)とおける。ここに、c は土砂の比熱、Hs は土砂厚、rloss は外気への熱損失率である。Case3 について、A=0.0284 [m2], H=0.20 [m], Hs=0.10 [m], c=800 [J/kg/K], ρsn=390 [kg/m3], ρsed=2330 [kg/m3],=0.42とし、さらに単純のため dT=500, rloss=0 として Q および Q’を求めた。その結果、Q=3033 [kJ],Q’=2162 [kJ]となり、雪が土砂から得る熱と土砂が雪に与える熱の収支がおおよそ一致した。よって、以下では上の式を用いて熱移動について求める。
②融雪速度の推定
融雪実験より、融雪速度は時間とともに徐々に減少していくことが分かった。これは、土砂温度が下がるにつれて土砂−積雪層表面間の温度勾配が緩やかになり、土砂から雪への熱伝導が遅くなるためであると考えられる。このことを考慮し非常に単純化したモデルにより融解速度の算出を試みる。図 4-2-1 のような単純な土砂と雪の温度分布を考える。

4‐12

土砂の温度は中心部分を T (t ) 、雪の温度及び雪と土砂の境界部分の温度は常に 0℃、断面積 A、土砂の中心部分から境界部分までの距離（厚さ）L、土砂の熱伝導率 ks とする。微小時間 dt に土砂が失う熱量 dQtotal は、積雪層に伝わる熱量 dQ および大気に損失する熱量 dQloss で表され、以下の式で示される。

dQtotal = dQ + dQloss(4.3)

dQl oss = rloss dQtotal , dQ = (1 − rloss )dQtotal(4.4)
図 4-2-1

土砂および積雪層の初期温度分布

積雪層に伝わる熱量 dQ は、

dQ =kA(T (t ) − 0)kAT (t )
dt =
dt
L
L

(4.5)

となる。また、土砂の温度変化量と熱量との間には、

dT = −

dQtotaldQ=−
2 LAφρ sed c2(1 − rloss ) LAφρ sed c(4.6)

が成り立つので（ φ :土砂充填率, ρ sed :土砂密度, c :土砂比熱）、

dT = −kT (t )dt
2(1 − rloss ) L2φρ sed c

dT
k
dt
=−
T (t )
2(1 − rloss ) L2 φρ sed c

つまり

(4.7)

これを時間 0 から t まで積分すると、⎞⎛
ks
T (t ) = T (0) exp⎜⎜ −t ⎟⎟2⎝ 2(1 − rloss ) L φρ sed c ⎠(4.8)となる。また、土砂の温度変化量と積雪上面高さ沈下量 dHsn との間には、− 2LAρ sed cdT(1 − rloss ) = {E(1 − rsl ) + Grsl }ρ sn AdHsn(4.9)

が成り立つ。ゆえに、

v(t ) =

⎛
⎞
dHsn
ks
2Lρsedc(1− rloss ) dT
ks=−
T (0)exp⎜⎜ −t ⎟⎟ (4.10)=
2{E(1− rsl ) + Grsl }ρsn dt {E(1− rsl ) + Grsl }ρsn L
dt⎝ 2(1− rloss )L φρsedc ⎠が成り立ち、融雪速度は時間が経過するにつれて減少する。
この式を実際に基準ケース（Case3）の場合に適応すると図 4-2-2 のようによく合致した。ただし、ここでは単純に rsl=0 とした。また、土砂の熱伝導率は、試行錯誤により、実験結果を良好に再現する 4 w/m/K とした。実験初期で実験値と計算値のずれが大きいのは土砂供給時、土砂の高温部分 T(0)と雪（0℃）との境界部分の間の距離は非常に小さく、土砂の中心から積雪層上層までの距離を土砂の高温部分と雪の境界部分の間の距離 L として計算することに無理があるためだと考えられる。
4‐13

図 4-2-2

Case 3 における融雪速度の実験値と計算値の比較

温度T(t)
Hot sand

融雪速度v(t)浸透速度k（実験値）

Snow

流出水量V(t’)

Ground surface

図 4-2-3

単純化した火山噴出物（高温土砂）による融雪の模式図③融雪水量の算出
図 4-2-3 のように、断面積 A、積雪密度 ρsn、積雪深 D の雪が積雪層上面低下速度 v(t)で低下していて、融解した融雪水（密度：ρw）が浸透速度 k （一定）で浸透しているという簡単なモデルを考える。また、k > v(t)であり融雪水は貯留することなく下方へ浸透すると仮定する。
今、融雪が始まってから時間 t 経過した時を考える。この時から t + Δt までの間の融雪水量をV(t)、水蒸気化率を rg とすると、

V (t ) = (1 − rg )ρ sn ⎛
1 dv ⎞A⎜ v(t ) +Δt ⎟Δtρw ⎝2 dt ⎠(4.11)となる。この融雪水がカラム底部から流水する時の流量はこの融雪水が底から流水を開始した
時間 (t = t 1 ) と流水を終了する時間 (t = t 2 ) の差（流出継続時間 Δt ' ）で割ることで算出できる。

1 dv ⎞⎛Δt ⎟ΔtD − x ( t ) − ⎜ v (t ) +D − x (t )2 dt ⎠⎝, t 2 = t + Δt +t1 = t +kk
4‐14(4.12)

なので（ここに、 x(t ) は時間 t までに積雪上面が沈下した距離。 x =t∫ v(t )dt ）、
0

1 dv ⎞⎛Δt ⎟v(t ) +
⎜
2
dt
⎜
⎟ Δt
Δt ' = t 2 − t1 = 1 −
⎜
⎟
k
⎜
⎟
⎝
⎠

(4.13)となる。よって Δt ' 間の流量 Q は

Q=

V
=
Δt '

(1 − r ) ρ

1 dv ⎞⎛Δt ⎟A⎜ v(t ) +2 dt ⎠
ρw ⎝1 dv ⎞⎛Δt ⎟⎜ v(t ) +2 dt ⎟
⎜1 −
⎟
⎜
k
⎟
⎜
⎠
⎝
sn

g

(4.14)となり、 Δt → 0 とすると、

Q(t ' ) =(1 − r )ρ Av(t )gsn(4.15)⎛ v(t ) ⎞
ρ w ⎜1 −⎟k ⎠⎝となる。この式から基準ケース（Case3）のハイドログラフを作成し、実験結果と比較した。流下
開始後すぐにピーク流量を迎え、そこから徐々に減少していく特徴がよく再現された。次節では、ここで求められた手法で想定された状況において発生する泥流ハイドログラフを推定する。

第3節

数値シミュレーションによる融雪が火山泥流に及ぼす影響の検討（１）対象領域
本節では、実験結果から算出した入力泥流ハイドログラフを用いた泥流の流下・堆積シミュエーションを行い、泥流の流下特性を検討する。岐阜県と長野県の県境に位置する焼岳の岐阜県側である足洗谷およびその下流の蒲田川を対象とした（図 4-3-1）。地形データは、10m メッシュ DEMを使用した。

（２）泥流ハイドログラフ及び初期土砂濃度の算出①泥流ハイドログラフの算出
ハイドログラフは、式（4.15）を用いて単位面積当たりの融雪水量を算出し、簡単のために流下開始地点の集水面積を乗じることで融雪水ハイドログラフを求めた。総泥流量は総融雪水量と火砕物量の和と仮定した。ハイドログラフは積雪が全て融けるまでの時間範囲で作成した。
②初期土砂濃度
融雪型火山泥流の発生・発達過程において、泥流は固・液混相流としてとらえられ、一般的に含まれる土砂のうち、平均粒径（60%程度粒径）より小さい土砂粒子は平均粒径以上の粒子を輸
4‐15

中尾

栃尾

計算対象領域
流出開始点A0

流出開始点B500 m

図 4-3-1

焼岳

計算領域および泥流流出開始地点、「中尾」および「栃尾」の位置

送する液相（泥水）として振る舞う。つまり、噴出土砂量の 60%は泥水として扱われ、火砕物量の 40%が火山泥流の土砂量となる 2)。これより、泥流の初期土砂濃度は次式により求める。

c0 =0.4V sQw + Vs(4.16)

ここに、c0：初期土砂濃度、Vs：総火砕物量、Qw：総融雪水量である。
（３）数値解析方法
泥流全体の 2 次元流れの質量保存則及び運動方程式は以下のようになる。
質量保存則

∂h ∂M
∂N
+
+
=0
∂t
∂x
∂y

(4.17)

x 方向の運動方程式

∂M
∂uM
∂vM
∂H
+β
+β
= − gh− ghS fx
∂t
∂x
∂y
∂x

(4.18)

y 方向の運動方程式

∂N
∂uN
∂vN
∂H
= − gh− ghS fy
+β
+β
∂t
∂x
∂y
∂y

(4.19)

ここに、 t :時間、 x :水平方向、 y :鉛直方向、 h :流深、 u と v :それぞれ x 、 y 方向の断面平均
流速、M=uh、N=vh、β:運動量補正係数(β =1)、 g：重力加速度、H=h+z、Sfx と Sfy:それぞれ x 、 y
方向の底面摩擦勾配である。また、底面摩擦勾配はマニング則を用い、以下の式で現わした。
4‐16

S fx =

n 2u u 2 + v 2
h43, S fy =n2v u 2 + v 2
h43(4.20)

流砂の連続式は以下のようになる。
流砂の連続式∂z 1 ⎛ ∂q bx ∂q by ⎞
⎟=0
+ ⎜
+
∂t c* ⎜⎝ ∂x∂y ⎟⎠(4.21)

ここに、 z :河床高、 c* :堆積層の土砂の容積濃度、qbx と qby:それぞれ全流砂量 qb の x 成分、 y 成分である。なお全流砂量 qb は

qb = qbb + qbs + qbside(4.22)

であり、qbb :掃流砂量、qbs :浮遊砂量、qside :側岸侵食流砂量を表す。また、掃流砂量式・浮遊砂量式・側岸侵食流砂量式は以下に示す。
掃流砂量式(MPM 式)

q bb (l ) = 8 sgd (l ) (τ *(l ) − τ *c (l ) )3

3
2(4.23)

ここに、qbb(l) :粒径別掃流砂量、s ：土砂の水中比重、d(l) ：粒径、߬*(l)：粒径別無次元掃流力、߬*c(l)：

粒径別限界無次元掃流力であり、以下の修正エギアザロフ式によって算出した。

⎤⎡⎥⎢
log 10 19 ⎥⎢
τ *c (l ) = τ *cm ⎢⎛ d ⎞⎥⎢ log 10 ⎜19 (l ) ⎟ ⎥⎜ d ⎟⎥⎢⎣m ⎠⎦⎝τ *c (l ) = 0.85τ *cm

dm
d (l )2d (l )dmd (l )
dm

≥ 0.4

< 0.4

(4.24)(4.25)

ここに、߬cm は平均粒径に対する無次元限界掃流力であり、本研究では簡単のため 0.050 とした。

浮遊砂量式

q bs (l ) = q ⋅ cb (l ) ⋅ p ⋅ 10 −6(4.26)

ここに、qbs(l)：粒径別浮遊砂量、 q ：泥流量である。また cb(l)は粒径 d(l)の基準点高さにおける平4‐17

衡浮遊砂濃度であり、以下の式により求めた(レーン・カリンスキ式)。

⎛1 u⎛ ⎛ w f (l ) ⎞ 2 ⎞ ⎞⎜*⎟ ⎟⎟c b (l ) = 5.55
exp⎜ − ⎜⎜⎜2 w⎜u ⎟ ⎟⎟f (l )⎝ ⎝ * ⎠ ⎠⎠⎝1.61

⋅ f b(l )(4.27)である。ここで、 w f (l ) は浮遊砂の沈降速度であり、以下の式より求めた(ルベイ式)。

⎛ 2 36ν 2
36ν 2 ⎞⎟w f (l ) = ⎜+−⋅ sgd ( l )3 ⎟⎜ 3 sgd (3l )
sgd
(
l
)
⎝
⎠

(4.28)

側岸侵食流砂量式31⎧⎛ τ cθ ( l ) ⎞ ⎫⎪⎛⎜ u*2 ⋅ dz ⎞⎟
⎪
2 ⎜
⎟ ⎬
qbside ( l ) = ⎨0.01 ⋅τ *(l ) 1 −⎜ τ⎟ ⎜ sin θ ⎟
s
θ
l
*
(
)
⎪⎩
⎝
⎠ ⎪⎭⎝
⎠

(4.29)

ここに、 θ :側岸傾斜角, τ *sθ (l ) = 0.5τ *(l ) である。また、 τ *cθ (l ) は横勾配を持つ斜面上の土砂の限界
掃流力であり、以下の式により求める。

tan 2 θ⋅ τ *c (l )τ *cθ (l ) = cos θ 1 −tan 2 φ (l )(4.30)

φ(l ) は粒径が d (l ) の土砂の安息角である。
（４）計算条件
計算条件を表 4-3-1 に示す。積雪密度、積雪深、流下地点（流域面積）、火砕流温度、火砕流規模を変えて行った。
表 4-3-1

計算条件

4‐18

表 4-3-2

泥流シミュレーションに用いた諸定数

項目
土砂の密度
泥流の密度
土砂の内部摩擦角
土砂の平均粒径
堆積層の土砂容積濃度
Manning粗度係数

表 4-3-3

混合率

数値
2.65
1.2
30
10
0.6
0.05

単位
g/cm3
g/cm3
degree
cm

備考
一般値
一般値

一般値

泥流シミュレーションに用いた河床材料および火山噴出物の混合率

河床材料
火山噴出物

0.18
0.08
0.22

粒径（cm）
5.96
0.25
0.41

12.7
0.67
0.37

積雪規模は、2 年（平年）超過確立積雪規模（積雪深約 1m）及び 100 年超過確立積雪規模（積雪深：約 2 m）を想定した 2)。また、火砕流規模は 1,000,000 m3 及び 3,500,000 m2 を想定した。
流下点は火砕流予想到達地点（流出開始点 A、流域面積：3.898 km2）及びそれより少し上流部分（流出開始点 B、流域面積：0.982 km2）である。流下点は図 4-3-1 に示す。また、計算に用いた諸定数は表 4-3-2 のとおりである 2)。
河床材料の粒径は 2011 年 9 月 19-21 日に採集した足洗谷観測点ピット内土砂の粒度分布から代表粒径 3 つとそれぞれの割合を簡単に算出したものを使用した。火砕物の粒径は河床材料の場合と同じ代表粒径を 3 つ使用し、平均粒径が 10 cm となるように各粒径を割り当てた。それぞれの粒径割合を表 4-3-3 に示す。
（５）泥流発生ハイドログラフの推定
各計算条件においての入力泥流ハイドログラフ及び土砂量を図 4-3-2 に示す。なお、各ケースにおける積雪層が融解された割合は、それぞれ 1.0，1.0，0.6，1.0，0.77，0.6，1.0 であった。
ここで、Case1 を基準として各実験ケースの泥流ハイドログラフを比較する。Case2 のハイドログ
ラフはピーク流量、流量の減少速度、流出継続時間はそれぞれ小さくなっており、土砂濃度は大きくなっていた。また、流域面積が小さいので泥流総量は小さくなっている。Case3 の泥流ハイ
ドログラフは Case1 と似た形となっており流出継続時間は積雪深が大きく総積雪量が多い分長くなっていた。また、土砂濃度は小さくなっていた。Case4 は流量の減少速度が遅く、流出継続時
間は短くなっていた。Case5 は Case1 と似た形となっており流出継続時間は積雪密度が多く総積雪量が多い分長くなっていた。土砂濃度は小さくなっていた。Case6 はピーク流量、減少速度は
小さく、土砂濃度は大きくなっていた。
4‐19

Input mudflow (m /s)

1000

Input mudflow (m /s)

1000

Input mudflow (m /s)

1000

Case 1

3

Input mudflow (m /s)

1000
800

Case 2

Water + Sediment
Sediment

600
400
200
0
0

3000

6000

9000

12000

0

3

Case 3

800

3000

6000

9000

12000

6000

9000

12000

6000

9000

12000

Case 4

600
400
200
0
0

3000

6000

9000

12000

0

3

Case 5800

3000
Case 6

600
400
200
0
0

3000

6000

9000

12000

6000

9000

12000

0

3000

3

Case 7

800
600
400
200
0
0

3000

Time (second)
図 4-3-2

泥流発生ハイドログラフ

また、全て融雪しなかったため、泥流総量は小さく、土砂濃度は大きくなっている。Case7 のピーク流量は Case6 に近い値を示しているが、そこからの減少度が非常に小さくなっている。これまで使われてきた泥流ハイドログラフは図 4-0-1 のようなものである。これとの比較を行うと、本研究で算出した泥流ハイドログラフの方が Case4 を除いて流出継続時間が長いことが見てとれる。また、これまで使われてきた泥流ハイドログラフは流出開始 12 分後（流出継続時間の 20%後）にピークを迎えるとされていたが、本研究で算出した泥流ハイドログラフは流出開始直後にピークを迎えるものとなり、流出開始までの時間は積雪深と積雪密度に依存することが示された。
4‐20

4000

4000

Case 1

3500

Case 2

3500

3000

3000

2500

2500

2000

2000
0

2000

4000

6000

8000

Case 3

4000
3500

0

3500

3000

3000

2500

2500

2000

2000

4000

6000

8000

4000

6000

8000

4000

6000

8000

Case 4

4000

2000
0

4000

2000

4000

6000

8000

4000

Case 53500

0Case 6

3500

3000

3000

2500

2500

2000

2000

2000
0

2000

4000

6000

8000

0

2000

hmax (m)
4000

0
1
2
3
4
5

Case 7

3500
3000
2500
2000
0

2000

4000

6000

図 4-3-38000

流動深+堆積厚の最大値（hmax）の分布（６）泥流シミュレーション結果及び考察
積雪深・積雪密度、火砕物堆積範囲の違いによる被害規模を比較するため、流下・堆積シミュ
レーションにおける流動深+堆積厚の最大値を hmax (m)として、各ケースでの hmax の分布を等値線図で示す(図 4-3-3)。いずれのシミュレーション結果もおよそ似たような傾向を示している。流下地点で最も大きく、下流へ流下するほど小さな値となった。ただし、下流域とした栃尾付近においても 1〜2 m であり、家屋や人的な被害を発生させるには十分な泥流が下流域まで流下していた。
また下流ほど勾配が緩くなるため、氾濫域が広がるのが見てとれる。
中尾での流動深、堆積厚の経時変化をそれぞれ図 4-3-4、4-3-5 に示す。流動深の最大値は Case2
を除くと、どのケースも約 1.5 m であった。Case2 が他と比べて低くなっていることから、流動深は発生ピーク流量との相関があると考えられる。堆積厚は Case1、2、4、6、7 では負の値（侵食）となったが、Case3、Case5 では正の値（堆積）となった。これは正味の積雪量が多い Case3（積雪深：大）、Case5（積雪密度：大）の泥流ハイドログラフのピーク流量が大きく、また土砂濃度が小さいために、流出開始地点付近で大量に侵食した土砂を中尾付近で堆積させたためと考えられる。栃尾での流動深，堆積厚の経時変化をそれぞれ図 4-3-6、4-3-7 に示す。流動深の最大値はCase1、3、4、5 では 1.5〜2m であり、泥流発生ピーク流量が小さいケース（Case2、6、7）では小さくなる傾向がみられた。どのケースも最大約 1m 堆積しており、泥流発生量による違いはさほ
ど現れなかった。Case2 および Case4 の堆積厚は約 0.8 m と、他ケース（1.0〜1.6 m）に比べてや
4‐21

3.5
3.0

case1
case2
case3
case4
case5
case6
case7

Flow depth (m)

2.5
2.0
1.5
1.0
0.5
0.0
0

1800

3600

5400

7200

9000

10800 12600 14400

time (s)図 4-3-4

中尾における流動深の時間変化

6

Deposition depth (m)

4

2

0

-2

-4

-6
0

1800

3600

5400

7200

9000

10800 12600 14400

time(s)

図 4-3-5

中尾における堆積・侵食深の時間変化や小さい値を示した。これは、Case2 では泥流のピーク流量が少なく掃流力が小さく上流域での侵食量が小さいため、Case4 では泥流流出継続時間が短いためと考えられる。
最後に本解析の問題点・改善点を述べる。泥流量は実験結果から得られたものをもとに、非常に単純化したモデルを考え算出したものである。また、泥流発生量を算出する際に、本解析では単純に流下点までの集水面積を掛け合わせたというだけのものであり、流下点までの集水プロセ
スを考慮できていない。以上の点より、精度の面ではまだ十分とは言い難いが、本章では融雪型
火山泥流の発生から流下・堆積までを通して扱うモデルを開発することができた。
4‐22

2.5

case1
case2
case3
case4
case5
case6
case7

flowdepth(m)

2.0

1.5

1.0

0.5

0.0
0

1800

3600

5400

7200

9000

10800 12600 14400

time(s)

図 4-3-6

栃尾における流動深の時間変化

1.8
1.6

deposit depth(m)

1.4
1.2
1.0
0.8
0.6
0.4
0.2
0.0
0

1800

3600

5400

7200

9000

10800 12600 14400

time(s)

図 4-3-7

栃尾における堆積深の時間変化

今後は実験を重ね、熱伝導・融雪・浸透・すべり面などを考慮した再現性の高いモデルへの改良を加えていく。

引用文献
1）伊藤英之・脇山勘治・吉田真理夫・長山孝彦・原田憲邦・楠木雅博：融雪型火山泥流の発生メ
カニズム−十勝岳 1926 年火山泥流の融雪実験によるアプローチ−、日本火山学会講演予稿集、
pp36、2004．
2）焼岳火山噴火緊急減災対策砂防計画検討会：平成 23 年度焼岳火山噴火緊急減災対策砂防計画

検討報告書（案）、2011．
4‐23

結

論
京都大学防災研究所

堤大三

本研究では、第 1 章にて融雪型火山泥流や火砕流の発生状況や到達範囲等に関して既往の事例調査を実施した結果を示した。第 2 章では、焼岳を源流に持つ足洗谷流域における火砕流・泥流
堆積層から採取した岩石試料を用いて岩石磁気分析を行い、過去の焼岳の噴火に伴い発生した火砕流と融雪型火山泥流の到達範囲の解明を行った。第 3 章では、耐熱ガラス製の実験装置を用いて人工的に高温に熱した火山噴火由来の岩石を装置内の積雪上に設置し、融雪の状態、岩石温度の変化等を計測し、火山泥流発生のメカニズム解明を実施した。第 4 章では、3 章と同様に、耐熱ガラス製の実験装置に充填した積雪層に人工的に高温に加熱した火山噴火由来の土砂をさらに充填し、融雪の進行状態、土砂層の温度変化、積雪層内の融雪水の浸透、底面からの融雪水流出等を計測した。さらに積雪層の融解速度、融雪水流出量のモデル化を実施し、既往の泥流氾濫モ
デルを用いて、焼岳の足洗谷流域における融雪型火山泥流の氾濫シミュレーションを実施した。
冬季に山腹斜面に積雪が見られる火山において、積雪時に火山噴火が発生するという特殊な条件のため、豪雨による土石流・泥流と比較して融雪型火山泥流の発生確率は、確かに小さいかもしれないが、第 1，2 章で示した通り、現実に日本においても発生しており、特に北陸地方のような豪雪地域に位置する火山では、その被害が甚大となるおそれのある土砂・火山災害の一形態であることが確認された。
既に述べている通り、融雪型火山泥流に関しては、これまでほとんど研究がされてこなかったことから、その発生メカニズムは明らかにされていない。このため、地域住民の安全に貢献できるようなハザードマップや早期警戒に対する情報提供といった実用的な研究の前には、基礎的な研究から出発して、泥流発生メカニズムの解明に努める必要がある。第 3，4 章では、そのような観点から、融雪型火山泥流の発生メカニズムの一部である、火山噴出物による積雪層の融解・浸透・流出現象について、限られた条件下ではあるが、詳細な現象把握がなされ、4 章後半では、それを解析式で表した融雪水の浸透・流出モデルを作成した。これにより既往の融雪型火山泥流の流下・氾濫を 2 次元の河床変動計算で解析するモデルの入力条件として、より実際の現象に則した数値解析を実施することが可能となった。このような手法を用いることで、北陸地方の火山地域における災害の防止・軽減に対して、研究面から貢献できる可能性が示された。
平成 23 年度の 1 年間は、実施できた研究に時間的・労力的にも限度があり、さらに研究を推進する必要がある。これまでは、焼岳火山の足洗谷のみを対象に岩石磁気の分析を実施し、火砕流・融雪型火山泥流の到達範囲の解明を進めたが、最終的な泥流到達範囲を確定するには、さらに分析を進める必要がある。さらに、焼岳のみならず、新潟焼山等の融雪型火山泥流の発生が危惧される火山を対象に同様の解析を行っていく必要がある。
また、融雪型火山泥流発生機構の解明を目指した実験に関しても、まだまだ限られた条件下でしか実験を実施しておらず、積雪層の状態（新雪、ザラメ雪、締まり雪、それらの混成層）や火
山噴出物の状態（岩石の種類、粒径、温度）等、様々な条件が存在し、それらについてもより詳

細な実験を進める必要がある。また、積雪層の融解・浸透の後に、どのように泥流が発生するかという部分については、まだ検討が十分になされていないため、今後はその部分についての研究を実施する必要がある。
ハザードマップの作成や早期警戒情報への情報提供のために、泥流の流下・氾濫シミュレーシ
ョンを実施していく必要があり、本研究ではその土台となるシミュレーションモデルを構成した。
しかしながら、融雪水の流入現象は非常に簡略化した条件でモデル化しており、より現実的な融雪水流入モデルに発展させる必要がある。また、先に述べた通りに泥流発生に関するモデル化もさらに検討を進めていく必要がある。今後は、焼岳の足洗谷流域のみならず一重ヶ根方向の岩坪
谷、上高地方向の下堀沢、中堀沢、上堀沢、上々堀沢、ひいては新潟焼山でも同様の解析を実施
し、ハザードマップの見直しに有効な情報提供を進める必要がある。
以上のように、本研究で検討した融雪型火山泥流の発生、流下、氾濫に関しては、まだまだ不十分な点が多く、さらに検討すべき課題が山積したままである。しかしながら、一端ではあるが、これまでほとんど理解されていなかった融雪型火山泥流の実現象の理解が進み、地域住民の安全を確保するための防災に資するための土台作りの手始めとなる研究が実施できたものと考える。
今後は、この研究を継続さらに発展させ、北陸地方をはじめ、全国の火山・土砂災害の防止・軽減に貢献できる研究を推進するものと期する。

本書は、（社）北陸建設弘済会が公益事業として実施している「北陸地域の活性化に関する研究助成事業」で共同研究を行った[融雪型火山泥流の発生機構解明に向けた基礎的研究に関する事業]の成果をまとめた報告書として、刊行したものです。

融雪型火山泥流の発生機構解明に向けた基礎的研究に関する事業
平 成 24 年 3 月

発

行

社団法人

北陸建設弘済会

北陸地域づくり研究所

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