全地連「技術フォーラム 2024」新潟【9【CO80】

簡易的現地測定による岩石の定量的強度指標の検討
サンコーコンサルタント株式会社

1. はじめに

〇西

右京，松崎

達二，小西

祐樹，森山

哲朗

図-2は，安山岩の L 値の深度分布図の例である．安山岩

ボーリングコアの判定は，肉眼観察やハンマーによる打撃などの感覚的な方法で行うため，判定する技術者にも凝灰角礫岩と同様に岩級区分ごとに明瞭な差があることがわかる．

よっては誤った評価をしてしまうことがある．一方，ボーリングコアを現地で簡易的かつ定量的に評価する方法

0mは少なく，定性的な判定をしているのが現状である．

10m

本稿では，簡易的に現地で測定できるエコーチップ硬20m

さ試験機により，ボーリングコア（岩石試料）の定量的30m

験は，ダム事業では岩盤分類や岩石材料評価を目的に活40m

用例が多くあるが，一方で道路事業では活用例が少ない．

50m

今回，紹介する事例は，道路事業におけるトンネル設計

60mのための地質調査での適用事例である．

70m
80m

2. 測定内容・方法
エコーチップ硬さ試験機は，テストチップをスプリングで試料に当て，その衝突前後の速度比から硬さ（L 値）

CH

深度(m)

な強度指標を検討した事例を紹介する．エコーチップ試

2TN-R4 BV-9(2)

0
5
10
15
20
25
30
35
40
45
50
55
60
65
70
75
80
85
90
95
100

90m
97m

CM
CL

100 200 300 400 500 600 700 800 9001000
L値を求める携帯型の反発硬さ試験機である．
L＝V/V0×1000

・・・式-1図-2 L 値の深度分布図（安山岩の例）

ここで，V ：打撃速度
V0：反発速度

図-3に安山岩の L 値の頻度分布図，表-1に今回測定し今回は，スイスのプロセク社製

た安山岩の L 値の集計を示す．これらからも，L 値には

エコーチップ 550 を使用し，ボー

岩級区分ごとに明瞭な差があり，岩級とＬ値には良い正リングコアを 50cm 間隔で各点 5 回の相関があることがわかる．

測定して平均した値（平均 L 値）

ただし，D，CH 級に比べると，CＭ，CL 級は分散するを求めた．測定には，長崎市で採取範囲が広い．これは，風化や変質，割れ目による強度低礫岩及び安山岩のボーリングコアを用いた．

下影響を多く内包している結果と考えられる．
100

100

CL 級

(1) 岩級区分と L 値
図-1 に凝灰角礫岩の L 値の深度分布図の例を示す．凝灰角礫岩の L 値の分布は，CM 級で 300～400，CH 級で 700

頻度(%)

3. 測定結果

60

60

40

40

20

20

0

0

～800 に集中する結果となり，岩級区分ごとに明瞭な差があることがわかる．

50m
54m

2TN-R4 BV-4

CH
CM
100 200 300 400 500 600 700 800 9001000
L値

図-1 L 値の深度分布図（凝灰角礫岩の例）

100

D級

60
40

60
40

20

20

0

0

Ｌ値

CM 級

80

頻度(%)

80

100-200
200-300
300-400
400-500
500-600
600-700
700-800
800-900
900-1000

40m

深度(m)

20m

0
5
10
15
20
25
30
35
40
45
50
55

頻度(%)

10m

30m

Ｌ値

Ｌ値
100

0m

CH 級

80

100-200
200-300
300-400
400-500
500-600
600-700
700-800
800-900
900-1000

頻度(%)

80

100-200
200-300
300-400
400-500
500-600
600-700
700-800
800-900
900-1000

写真-1 測定状況

100-200
200-300
300-400
400-500
500-600
600-700
700-800
800-900
900-1000

した新第三紀長崎火山岩類の凝灰角

Ｌ値

図-3 L 値の頻度分布図（安山岩）全地連「技術フォーラム 2024」新潟
表-1 L 値の測定結果（安山岩，全3孔）

岩級区分

CH

測定データ数CM

するとばらつきが大きいが，これはデータ数が少なかっCLたことや基質と礫からなる不均一な岩であること，場所

D

16

80

124

13

によって固結度が異なっていたことなどが原因と考えらLave758.13389.43417.14346.31

れる．

最小値

Lmin

612

220

229

267

1000

最大値

Lmax

854

786

785

557

標準偏差

80.00

117.50112.65

88.13

変動係数

0.11

0.30

0.27

0.25

(2) 硬さ区分と L 値
図-4～5は硬軟区分ごとに L 値を整理したものである．
硬軟区分と L 値には明瞭な正の相関があり，エコーチッ

一軸圧縮強度（MN/m2）

平均値

y = 7.7515e0.0017x
R² = 0.202

100

10

1

プ試験は，ボーリングコアの強度変化を敏感にとらえら

0

200

400

Ｌ値

れていることがわかる．
一方で，単純な硬さで決まる硬軟区分ごとに整理して

600

800

図-6 L 値と一軸圧縮強度（凝灰角礫岩）

も L 値に多少のばらつきが生じている．これは，潜在亀面のめり込みや，測定点のズレなど測定方法にも原因があるものと考えられる．

平均値

硬軟区分

A
443.73B
392.34C

1000
一軸圧縮強度（MN/m2）

裂等の影響に加えて，同一点での繰返し測定による打撃

y = 0.1622e0.0092x
R² = 0.8861

100

10

1
0

275.00

200

400

D

Ｌ値

600

800

図-7 一軸圧縮強度と L 値（安山岩）

0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000
L値
図-4 硬軟区分ごとの L 値（凝灰角礫岩）

４. まとめ
今回実施したエコーチップ試験結果から，①エコーチ
ップ試験は現地で簡易に測定でき，ボーリングコア（岩石試料）の強度変化を敏感にとらえること，②L 値と一762.50平均値

A762.73

硬軟区分

BC

452.75335.33D

軸圧縮強度には正の相関があることがわかった．これにより，エコーチップ試験は，ボーリングコア判定時に設定した岩級区分の強度ばらつきを定量的に評価でき，相関関係を求めることで L 値から物理・力学特性を推定できる可能性があると考える．
一方，留意点として，測定時にはボーリングコアの状
況から測定方法を十分検討する必要があることがわかっ

0 100 200 300 400 500 600 700 800 900 1000
L値
図-5 硬軟区分ごとの L 値（安山岩）た．
今後期待できることとして，①簡便かつ安価（多量の定量値を取得可能）な試験として活用されること，②Ｌ
値を介して岩石試験結果の確度が高まること，③定量的(3) 一軸圧縮強度との比較
凝灰角礫岩，安山岩ごとに整理した L 値と一軸圧縮試
験結果を図-6～7に示す．これらの図より，いずれの岩種
も L 値と一軸圧縮強度には，片対数上で指数近似としての正の相関があることがわかる．特に，安山岩は良好な相関関係を示す．一方で，凝灰角礫岩は，安山岩と比較指標として岩盤分類や岩盤構造物建設時の評価（に活用されること，などが考えられる．

全地連「技術フォーラム 2024」新潟【9【CO81】

針貫入試験を用いた風化区分の評価について
明治コンサルタント株式会社

1. はじめに

〇大場

悠希，鶴見

昌法

換算することができる．今回用いた携帯型針貫入試験機

岩盤における調査ボーリングではしばしば風化の程度

は長さ28cm 程度とコンパクトであり，簡易的に試験をの差を「弱風化～中風化～強風化」等と区分し評価する．

約 28cm

しかし，コア観察における風化区分は，コア鑑定者ごとの熟練度等の違いからしばしば判定が異なる場合がある．
風化の程度を区分する際の 1 つの目安として，Ｎ値や室貫入長さ L
荷重 P

内試験結果，速度検層結果を用いる場合もあるが，水平ボーリングではＮ値が得られない，室内試験は試料長さ行うことができることが特徴の1つである．
写真-4 針貫入試験器の十分確保できる各層の代表的な箇所にしか実施できないなどの理由により，風化区分をコア観察のみでおこな

4. 調査方法

う場合がある．
そこで，針貫入試験をコア全体 10cm 毎に行い強度の違いを求めることで，岩盤の風化区分の再評価を試みた．

①針貫入試験の実施
地盤工学会基準（JGS3432）に示されている方法に沿って，中風化・弱風化のコアに対し10cm 毎に試験

2. 本事例の条件を行い，針貫入勾配（Np）および換算一軸圧縮強度(1)地質（qu）を求めた．ただし，破壊できない室内岩石試験

本事例では，新第三紀中新世の砂岩礫岩互層を対象と試料箇所や一部土砂状に採取された箇所等は省いた．

し，岩質を砂岩・含礫砂岩・礫岩の 3 区分，風化の程度
を強風化・中風化・弱風化の 3 区分に分け評価した．

＜換算一軸圧縮強度の換算式＞
ｙ＝0.978ｘ+2.621

・・・式1

ここでｙ＝換算一軸圧縮強度
ｘ＝針貫入勾配(NP=貫入力(N))/貫入量(mm))②風化区分の再評価
写真-1 強風化部

針貫入試験より求めた換算一軸圧縮強度を整理し，コア判定による風化区分と比較した．

5. 結果と考察
写真-2 中風化部（左：砂岩部 右：礫岩部）(1)風化区分の再評価について
試験対象コア計32m 分に対して，風化区分，岩質区分と一軸圧縮強度値の比較を行った．

写真-3 弱風化部（左：砂岩部 右：礫岩部）
このうち，針貫入試験は送水掘削で短柱状～に採取された中風化・弱風化部に対して実施した．
(2)調査本数・掘削方向
距離の近い 2 つの岩体に対して水平ボーリングを 2 本（A-1，A-2）行っており，ボーリングの掘削方向と斜面の傾斜の関係より，中風化部を 2 回確認している．

図-1 地質断面のイメージ

3. 針貫入試験について
針貫入試験は，土・岩の貫入抵抗を測定するものである．試料に針を貫入したときの貫入長さ L とその時の荷重 P から針貫入勾配が得られ，そこから一軸圧縮強度を

図-2 コア観察時の風化区分と換算一軸圧縮強度

全地連「技術フォーラム 2024」新潟
表-1 岩質・風化区分毎の圧縮強度平均（MN/m2）と試験数
砂岩
含礫砂岩
礫岩
合計
qu平均 試験数 qu平均 試験数 qu平均 試験数 qu平均 試験数
中風化①
12.2
65
9.7
24
9.6
20
11.2 109
弱風化
25.7
35
24.0
20
27.4
80
26.5 135
中風化②
17.6
5
8.0
2
11.1
2
14.0
9
全体

砂岩
含礫砂岩
礫岩
合計
qu平均 試験数 qu平均 試験数 qu平均 試験数 qu平均 試験数
中風化①
14.0
50
10.3
14
11.8
12
13.0
76
弱風化
31.7
15
29.2
7
31.9
21
31.4
43
中風化②
8.0
2
8.0
2
A-1

砂岩
含礫砂岩
礫岩
合計
A-2
qu平均 試験数 qu平均 試験数 qu平均 試験数 qu平均 試験数
中風化①
6.1
15
8.9
10
6.3
8
7.0
33
弱風化
21.2
20
21.3
13
25.8
59
24.2
92
中風化②
17.6
5
11.1
2
15.7
7

試験の結果，A-1 孔では掘進長 17.0ｍ，22.0～23.4ｍ
付近，A-2 孔では 17.0ｍ，21.0ｍ，27.0ｍ付近で換算一
軸圧縮強度の変化が確認された．このうち，A-2 孔の21.0ｍを除くの 4 つの変化点は，コア観察時の風化区分の境界と一致したことから，「コア観察の風化区分は概ね妥当であった」と判断した(図-2；参照)．また，集計結果によると，岩質に問わず中風化部と弱風化部で約10MN/m2 の強度の違いがみられた(表-1；参照)．
当初の風化区分の境界と換算一軸圧縮強度の変化の場
所がずれていた A-2 孔の掘進長 26.8～27.0ｍ区間については，針貫入試験結果をもとに微修正した（下記）．
(2)A-2 孔の弱風化～中風化②境界について
A-2 孔の 26～28ｍは，マトリックスや亀裂面に変化があまり見られず，風化の程度の違いがやや不明瞭であった．コア観察時は 26.85m の角礫状の亀裂をきっかけに
26.8ｍを弱風化～中風化②の境界としたが，針貫入試験の結果 27ｍと 27.1ｍに明瞭な強度の違いが確認されたことから，境界を 27.0ｍと修正し，評価した．

※室内試験試料のすぐ側でおこなった針貫入試験結果（換算一軸圧縮強度）を比較した．

図-4 一軸圧縮強度と換算一軸圧縮強度

図-5 一軸圧縮強度と
針貫入勾配

7. まとめ(1)風化区分の再評価について
今回の試みの題材とした堆積岩は非常に不均質だったが，針貫入試験結果を用いた再評価は非常に有効であるった．風化区分の確認だけでなく，違いを定量的に示すことができた．
ただし，試験箇所を細かくみていくと弱風化部と中風化部で強度が逆転してる箇所が多々見られた．これは針貫入試験が点による試験であることや，コア表層からしか試験位置を選択できず，内部の礫にまで配慮できない
こと等が理由と考えられる．そのため，針貫入試験を用いた岩の評価は，一点一点の結果ではなく多点の結果を整理し考えることが重要である 3）．
(2)換算一軸圧縮強度を用いる際の留意点
針貫入試験結果による換算一軸圧縮強度を数値として用いる際には，室内試験より得られる一軸圧縮強度と値が異なる場合があることに留意し，十分なキャリブレー
ションを行うことが必要である 2)．

8. おわりに本事例では針貫入試験による風化区分の再評価が非常に有効であった．しかし，岩種によっては新たな課題や傾向がみられることが考えられる．今回は新第三紀の堆積岩を対象としたが，今後様々な岩盤に対して試験を実施し，検証を行っていきたい．

図-3 Br-2 孔コア写真（26.5～27.5ｍ）

6. 換算一軸圧縮強度の留意点
本事例では換算一軸圧縮強度をもとに再評価をおこなったが，この換算一軸圧縮強度と別途行った室内試験で得られた一軸圧縮強度には離れが生じた(図-4；参照)．
換算一軸圧縮試験 qu と針貫入勾配 Np の関係について整理している文献はまだ少なく，本事例のように代表的な関係式と実測値が一致しない場合がある 1)ため，針貫入試験より求めた換算一軸圧縮強度を数値として用いる
際には十分なキャリブレーションをおこなうことが重要である 2)．

《引用・参考文献》
1) 宗村知明，北村晴夫（2009）：針貫入試験により一軸圧縮強度の推定例,全地連技術フォーラム2009論文
集,論文 No.59.
2) 地盤調査の方法と解説（2013）：公益社団法人地盤工学会,pp.429-431
3) 山口嘉一，中村洋祐，中村真，箱石憲昭，山谷政彦，加藤康徳（2005）：針貫入試験によるダムの軟弱基礎の設計強度検討，応用地質第46巻第1号，pp2027

【9【CO82】

全地連「技術フォーラム 2024」新潟

岩屑なだれ堆積物の地山区分評価事例
サンコーコンサルタント株式会社〇田中

良樹、金森 潤1. はじめにトンネル切羽の安定性を評価する場合、一軸圧縮強度
や N 値による強度や固結度、岩質や亀裂状況などが重要な要素として扱われる。岩盤地山では、一軸圧縮強度やN 値による安定性評価は経験則が示されているため、よ10cm

く用いられている指標である。一方で、未固結の砂質地
山では物性値が良好であっても、砂層の流動化による切羽の不安定化が生じる可能性があり、地質の流動特性に

写真-2 当該地の岩屑なだれ堆積物のコア試料ついても事前に把握しておくことが必要である。本論では、岩屑なだれ堆積物により構成された土砂地山において、トンネル地山の流動性評価を行った事例を紹介する。

3. 地山分類
当該地の岩屑なだれ堆積物は容易に土砂化・流動化し崩壊するが、その一方で、N 値や孔内水平載荷試験で得2. トンネル地山の岩屑なだれ堆積物についてられた変形係数は軟岩程度の高い値を示した(図-1)。

トンネル地山は、標高600～700m の緩やかな丘陵地である。地質は、第四紀前期更新世の礫岩・シルト岩を基盤岩とし、丘陵地の高標高部では中期更新世の岩屑なだ
れ堆積物が厚く基盤岩を被覆して分布している。
当該地の岩屑なだれ堆積物は、火山体の大規模な山体崩壊によって生じた雪崩状の土砂流動現象による堆積物である。火山体を構成していた源岩である玄武岩・安山
岩角礫の岩塊相と、それらが破砕された細粒の基質、その他、流下時に巻き込んだ表土や基盤岩由来の物質を含

当該地の岩屑
なだれ堆積物
青は上部層、
緑は下部層

む雑多な層相で特徴づけられる。露頭やボーリングコア
試料では、φ2～5cm の安山岩・玄武岩の角礫と中～粗粒
砂の粒径不均質な礫混じり砂～砂礫状として確認される（写真-1、写真-2）。本層は、ボーリングコアにおいては棒状コアとして採取されることが多く、一見すると礫岩状に見えるが、指圧で容易に崩壊し、加水によって砂分が流動化し土砂状に崩壊するという脆弱さをもつ。

図-1 N 値と変形係数 E の関係図1),2)
N 値や変形係数からは軟岩相当の評価ができるが、露頭・コアの層相は未固結の土砂である。この相反する特性を示す地山地質を評価するために、調査結果の整理と追加の検証を実施した。
(1) 掘削時のケーシング管の挿入状況
これまでに実施したボーリング調査では、掘削時に孔壁の崩壊が著しいことから、ケーシング管の挿入による孔壁保護を行っている。ボーリング孔壁が崩壊する状況
がトンネル計画天端・断面の深度まで続いたことより、
写真-1 露頭における当該地の岩屑なだれ堆積物

トンネル計画断面深度まで地山地質は崩壊しやすいと推測された

全地連「技術フォーラム 2024」新潟(2) 地山弾性波速度より低い。④浸水崩壊度試験によって加水後直ちに崩壊

ト ン ネ ル 区 間 の 弾 性 波 速 度 は 、 坑 口 部 で は 0.6 ～する。

1.1km/s、一般部では0.9～1.3km/s であった。低固結な地質や強風化を被った岩盤、崖錐や含水砂礫等の未固結な以上のことから、当該トンネル地山地質を構成する岩地層の速度に相当し、当該地の露頭やコア試料で確認さ屑なだれ堆積物は、地下水流動や掘削による応力解放にれた地質状況と整合する。

より流砂現象を引き起こす可能性があり、施工中の切羽(3) 粒度試験結果による地山流動性の評価の崩壊やトンネル天端の肌落ち、落盤が懸念される。そボーリングコア試料の粒度試験によって得られた均等のため、一般的な物性値で評価する地山分類よりも安全係数 Uc および細粒分含有率 Fc を用いて、地山流動性の側の評価を行うことが、施工中のトラブルを避けるうえ評価を行った。均等係数 Uc は式-1より求められる。

でも望ましいと発注者に提案した。

Uc=D60/D10

・・・式-1

ここで、D60 : 通過百分率60%に相当する粒径

D10 : 通過百分率10%に相当する粒径
細粒分含有率 Fc は粒度試験における砂以下の粒子の含有率を意味する。
評価にあたっては、トンネル標準示方書山岳工法編・
同解説(2016)3)で示される既往調査・研究で検討された
地山流動性の評価指標から、最も安全側での評価となる
均等係数 Uc≦6%と細粒分含有率 Fc≦10%を採用した。検討の結果、当該トンネル地山地質の均等係数 Uc は6.3～
18.7%（平均12.3%）で、全ての試料で流動化を示す指標
である6%を上回るものの、6%に近い値を示すものがあった。一方、細粒分含有率 Fc は4.2～16.0%（平均8.6%）で、ほとんどの試料で流動化を示す指標である10%を下回り、トンネル地山の流動化の可能性が推測された。
(4) 浸水崩壊度試験
固結した岩屑なだれ堆積物の加水時の挙動の評価することを目的とし、岩石の浸水崩壊度試験(NEXCO 試験法
722)を実施した。本試験は NEXCO で基準化された試験法

写真-3 浸水崩壊度試験の試験状況

であり、風乾させた試料へ加水した後に、試料の状態の経時変化を観察し、A～D の4段階に区分を行うものであ

４. まとめる。ボーリング調査で得られた固結した棒状コアの一部

本事例の岩屑なだれ堆積物は、ボーリングコア試料がを用いて試験を行った結果、加水後直ちに試料は原型を半固結～固結した棒状コアで採取されることが多く、N保たないほど崩壊し土砂状を呈し、最も崩壊しやすい D

値や変形係数も高い値を示した。そのため、施工の安定評価であった(写真-3)。このことから、地山の流動化す性に適切な地質評価を行うために、弾性波速度や粒度試る可能性が高いと考えられた。

験結果といった定量的な指標の整理を行うとともに、ケ(5) 地山の地下水分布ーシング管の挿入状況や浸水崩壊度試験など定性的な評

地山の地下水位は、ボーリング調査時の水位および地下水観測孔水位から、概ねトンネル計画高さ付近に存在価を加えて、総合的にトンネル地山地質の特性を「土砂地山」として評価した。

することが認められた。そのため、切羽からの湧水が想定され、地質の流砂化に伴う切羽・天端の崩壊が懸念された。

《引用・参考文献》
1) 地盤調査の方法と解説（2013）：公益社団法人地盤工

N 値や変形係数で高い値を示す当該地の岩屑なだれ堆積物であるが、以下の特性を示した。

学会、pp.687.
2) 土屋尚、豊岡義則（1980）:SPT の値とプレシオメー①ボーリング掘削時にはトンネル計画高さ付近までケータの測定値(Pf、Ep)の関係について、サウンディング

シング管による孔壁保護が必要なほど、孔壁が自立しな

シンポジウム、土質工学会、pp.101-108.

い地質である。②トンネル区間の弾性波速度が未固結な地質に相当する。③細粒分含有率が流動化を示す指標値

3) トンネル標準示方書山岳工法編・同解説（2016）:公益社団法人土木学会、pp44.

全地連「技術フォーラム 2024」新潟【9【CO83】

ボーリング調査と既存資料を用いた破砕帯分布範囲の推定例
株式会社

ＫＧＳ

〇柳澤

拓哉、大野

克己

1. はじめに
地盤調査時において、限られたボーリング地点数で、地盤状況を把握する必要がある場合、ボーリング調査で得たデータの他に、現地踏査や地形図の情報が、地盤状況を把握するのに有効なことがある。

破砕帯(1.85～5.80m)

今回は、ボーリング調査で確認した破砕帯の分布範囲を現地踏査や地形図で推定した方法について紹介する。

2. ボーリング調査（1） 調査概要
東海地方の砂防堰堤計画地において、堰堤の設計に必要な資料を得るためにボーリングによる地盤調査を行った。

写-1 ボーリング No.5コア写真

調査地点は、本堤中央 No.5、右岸 No.6、左岸 No.7と、下流の副堤中央 No.8である。
図-1に調査地点を示す。

図-2 ボーリング No.5柱状図

3. 破砕帯分布範囲推定のためのデータ収集
堰堤計画箇所において、1箇所で破砕帯を確認したことから、地質断面図を作成する上で堰堤基礎部における破砕帯の分布範囲を推定する必要があった。今回、表-1に示す6つの点に着目して破砕帯分布範囲の推定を行った。
表-1 破砕帯推定のための着目点
着目点①

図-1 ボーリング調査位置図(2) 調査結果②

調査地には、基盤岩として三波川帯の泥質片岩が分布し、一部に砂質片岩を挟んでいる。

③

基盤岩の上位には、表土を含む崖錐堆積物や、河床堆積物が分布する。

④

ボーリングの結果から、堰堤中央の No.5の GL-1.85～
5.80m 間にて破砕帯を確認し、他の No.6～8地点では破砕帯は確認されなかった。
写-1に No.5のコア写真、図-2に柱状図を示す。

調査結果

・4箇所のボーリング調査の結果、破砕帯を確認した
ボーリングのはNo.5のみ。
調査
・No.6～8では破砕帯は見られず。
・現地踏査の結果、No.5付近の河川側面、谷の両岸
No.6と7付近、下流No.8付近の露岩部で、未破砕の岩
露岩箇所
盤の分布を確認。
・破砕された岩盤の分布は本堰堤周辺では確認されず。
・現地踏査の結果、調査地上流に滑落崖の一部が直線
滑落崖状の崩壊地が分布。
・崩壊地の下方には崩土が堆積。
・地形図を読み取った結果、調査地下流側の対岸に、等高線、地形 特徴的な直線状の谷が分布。
・現地においても直線状の細い谷を確認。

⑤

片理面の
走向傾斜

・現地踏査の結果、片理面の走向傾斜は場所によって変化するが、大局的にはN75°E80°N程度。

⑥

破砕帯と
片理面の
走向関係

・片理面と同じ方向の破砕帯を近傍の他堰堤にて確認。

全地連「技術フォーラム 2024」新潟
4.

破砕帯分布範囲の推定結果
6-5-7 横断図

表-1の着目点をもとに破砕帯の分布範囲を推定した。
表-2に推定手順を示す。
表-2 破砕帯分布範囲の推定手順
内容
手順1

未破砕の岩盤が河川側面、谷の両岸と下流側に広く分布していることから、破砕帯の規模は小さく、かつ河川と平行な方向に分布していると推定。

手順2⑥から、破砕帯の方向は片理面と類似する方向と想定し、⑤片理面の走向傾斜とボーリングコアから、破砕帯の方向と角度を推定。

手順3③滑落崖と④直線状の谷は、破砕帯により形成されたと考え、それらの位置関係とボーリングNo.5の位置から、破砕帯が分布する方向を推定。

手順4

手順1～3を踏まえて図面上に破砕帯の位置、幅を示した。

8-5 縦断図

破砕帯※①～⑥は、表-1の①～⑥に対応する。

図-3に、①～⑤の着目点について表示した(⑥は図の外にある)。

図-4 推定地質断面図③、④は破砕帯に起因すると考えられる地形の箇所で、これらの箇所と破砕帯が確認されたボーリング No.5を結んだ方向に破砕帯が分布すると想定した（青色の線の破砕帯推定ライン）。

5. まとめ
破砕帯の分布範囲を推定するのに必要な点は、以下の(1)～(3)であり、事前に習得しておくべき知識と現場にこの破砕帯推定ラインは、泥質片岩の片理の方向と同おける判断が必要となる。

じような方向である。
(1) ボーリングコアを詳細に観察して、破砕帯と判断④

する。
(2) 破砕帯が調査地に分布しているという視点で、現地踏査を行い、破砕帯によると考えられる地形（直線状の谷や滑落崖等）に着目する。
(3) 露頭の有無や分布する岩盤の硬軟、走向傾斜等を詳細に観察する。
②⑤

本調査では「ボーリング調査結果」、「地形図」、現地踏査結果の「露岩データ」「露岩箇所の片理面の走向傾斜の記録」「滑落崖の記録」などから、ボーリング調査で確認した破砕帯がどのように分布しているか推定した。
地質的問題点を総合的に判断するには、破砕帯の形成過程や、破砕帯等に起因する地形等の情報や知識を持つ必要がある。また、技術者としての知識量や現場での着①目点の幅広さの他、経験的要素が必要であると実感した。
私自身は、ボーリングコアの観察による破砕帯らしき
脆弱な岩盤の確認までを行ったが、破砕帯（コア）の判定や、地形図等による破砕帯の分布の推定は地質技術者③

図-3 破砕帯推定ライン明示図の手を借りつつ行った。
今回は、地質断面図の作成にあたり、地形等の情報を活用して堰堤基礎部の破砕帯の分布範囲を推定したが、この結果をもとに、図-4 計画堰堤の推定地質断面図
へ破砕帯を記載した。

今後も、これらの知識の習得と活用（破砕帯の認定等）
や適切な判断（破砕帯分布域推定のための適切な情報収集）を行えるように自己研鑽に努める。

全地連「技術フォーラム 2024」新潟【9【CO84】

マルチスペクトルカメラを用いたダム基礎掘削面における岩盤評価の検討事例
川崎地質株式会社
西松建設株式会社

1. はじめに

黒田

〇窪島
卓也，白武

光志，榊原

信夫，

知浩，水野

直希

植物の生育状況などを把握するために活用されている

近年，ハイパースペクトルカメラの普及により，トン

UAV（DJI 社制）と，その UAV に搭載可能な5バンドのネル切羽では地山評価等の自動化が試みられている 1）．

画像（RGB および，Red-Edge，NIR）を同時撮影できる

一方，屋外現場での適用事例は少ない．その理由は，気マルチスペクトルカメラ（MicaSense 社制）を，使用機器

象条件等によって光源である日光の照射状況が変化するとして選定した（図-2）．解析ソフトも，汎用性の高い画ため，物質表面の反射強度がばらつくためである．

像解析ソフトである PIX4Dmapper（Pix4D 社製）を使用

上記を踏まえ，筆者らは，ダムの基礎掘削岩盤の評価した．

を効率的かつ定量的に行うべく，その検討手法の開発を進めている 2）．本稿では，その一環として，UAV とマル
チスペクトルカメラを用いて，ダムの基礎掘削面における岩級評価を検証した事例を報告する．

2. 検討対象
検討対象は，宮城県名取市における治水ダムとして，
現在建設が進められている重力式コンクリートダムの川図-2 使用した UAV とマルチスペクトルカメラ

内沢ダムの基礎岩盤である．本ダムサイトでは，主に新第三紀 前期中新世 高館層の安山岩部層が分布する3）．

(2) マルチスペクトルデータとその解析方法

本地層の特徴は，その大部分が堅硬な塊状岩盤をなす一ダム基礎掘削工事での撮影・解析に先立ち，転流工お方，一部で潜在割れ目の発達した自破砕状部の存在等がよびトレンチ掘削箇所で，事前検証を実施した．事前検挙げられる（図-1）．

証では，地質技術者による評価結果と相関性のある周波数帯や，反射強度比を検証した．
その結果，本ダムサイトに分布する岩盤のスペクトルパターンは，CL 級と CM 級以上の岩盤で傾向が異なる
塊状部

ことを確認した（図-3）2）

自破砕部

図-1 安山岩の塊状部と自破砕部
図-3 各岩級のスペクトルパターン2)

2. 検討手法(1) 手法の開発条件
本検討の手法開発にあたっては，
下記の3条件を満足する必要があった．
①

ダムサイト（広範囲の岩盤）における迅速な調査②

正確なオルソ画像データの取得③

高い汎用性と経済性

上記した3条件を満たすため，本検討では，農業分野で岩石や鉱物の可視光領域における反射強度の違いについては，リモートセンシングの分野で古くから研究されており，Red（650nm）/Blue（450nm）や Red（650nm）/Green（550nm）の反射強度比は，鉄鉱物の抽出に用いられている4）．
本ダムサイトでも，反射強度比の分布と，地質の専門
技術者が岩級区分した結果を比較検証した結果，Red（650nm）/Green（550nm）の反射強度比が最も整合する

全地連「技術フォーラム 2024」新潟
ことが確認できた．また，Red（650nm）/Green

今後の課題としては，前述した検討結果③に対する補（550nm）の反射強度比が1.3を境界として，CL 級と CM
2）級以上の岩級に区分できることも確認した （図-4）．

正方法の検討と，褐色酸化色を呈する高岩級部および、安山岩部（自破砕状部）における評価手法の検討が挙げられる．自破砕状部については，粘土鉱物を多く含む岩
盤が他の岩盤よりも，湿潤状態を相対的に長期間維持することを踏まえ，マルチスペクトル空撮の定期実施による反射強度の差分解析等を実施する計画である．それを基に，褐色酸化色を呈さない低岩級部の抽出を試みる．
N

5m

N
20m
N

図-4 トレンチにおける比較検討結果（左上：RGB オルソ画像，右上：Red/Green の反射強度
比スペクトルカラーマップ，下中央：地質技術者による
岩級区分図）2)

3. 検討結果

20m

前述した指標を基に，本ダムサイト右岸部における基礎掘削法面の岩級評価への適用を試みた．その結果を図-5および以下に示す．
①②

日々，気象条件が異なる屋外現場において，

ペクトルカラーマップ）

Red/Green の反射強度比を用いることで，褐色酸《引用・参考文献》化に起因した岩級低下部（CL 級岩盤以下）と，

1) 株式会社 安藤ハザマ：マルチスペクトル画像を利活用した

CM 級以上の岩盤を概ね区分することができた．

地質状況自動評価システムの構築，(最終閲覧2024/06/01).

①の結果は，岩級区分における三要素区分（硬さ，https://mapps.gsi.go.jp/maplibSearch.do#1.

割れ目の分布，割れ目の状態）のうち，割れ目の2)③

図-5 本ダムサイト右岸部における検討結果（上：RGB オルソ画像，下：Red/Green の反射強度比ス2) 小野雄司ほか（2023）：川内沢ダムの堤体基礎掘削時におけ状態を区分する指標にも適用できる ．

る定量的な岩盤評価手法の適用，令和５年度 ダム工学会 研

法面下部では，前日までの降雨（降雪）の影響を

究発表会 論文集

受け，Red/Green の反射強度比が著しく低下する箇所も認められた（図-5）．

3) 生出慶司，藤田至則（1975）：岩沼地域の地質,地域地質研究
報告,5万分の1図幅,秋田(6)第108号(最終閲覧2024/06/01）.
4) 井上大榮，Lyon Ronald J, P.（1984）：リモートセンシング

4. 今後の課題

による地熱変質帯の抽出,応用地質学25-4，pp.158-170.

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井戸ボーリングのカッティングス試料と物理量測定による地質区分
株式会社レアックス

1. はじめに〇越前賢哉，大山朝之，向井和行，加藤欣也

さ(M)の比である(M=χH，χ:帯磁率)．一般に，苦鉄質の大口径の井戸ボーリングでは，掘削に伴い排出される

火山岩・深成岩で 10-3～10-1SI 程度と大きく，堆積物・カッティングスの観察と，ボーリング孔で実施された各堆積岩では 10-3SI 以下と小さい．測定は，テラプラス社

種検層結果等から地質の特徴を判定することになる．さ製の携帯型帯磁率計 KT-10 をペネ試料瓶に納められたらに，帯磁率や自然ガンマ線などの簡便に測定できる物

状態のカッティングス試料に接触させることにより行っ

理量は，地質区分に有効であることが知られている．

た．

本稿は沖積平野(石狩平野)で行われた深度 203m の大(4) 電気検層

口径ノンコア土質ボーリング 1)において，高頻度のカッ

測定は電極間隔 50 ㎝のノルマル検層で行った．ケー

ティングス観察と物理量の測定から，地質区分を検討しシングプログラムの関係から，測定は深度 0～28m と，深た事例である．

度 30～203m の 2 回に分けて実施した．

2. 調査地の概要

4. 層序区分

調査地は石狩低地帯北部に広がる石狩湾岸低地 2)の南

カッティングス試料の観察と各種測定結果の特徴から側に位置する．豊平川から約 3 ㎞，石狩川の本流から約層序を区分し，下位から U1～U5 に区分した(図-2)．な

8.5 ㎞，石狩湾からは約 13 ㎞の距離に位置する(図-1)．

お，最上位の深度 3～0m は埋め土であり，層序区分には

地形的には札幌市街の南から北に向かって発達する豊含めていない．

平川扇状地の北方に広がる氾濫平野に位置する．調査地

U1 層(深度 200～160m)：細粒分を含む砂質土で構成さの地盤標高は約 10m で，周辺はほぼ平たん面からなる市

れる．帯磁率にみられる明瞭なコントラストから，下部

街地が広がる．

の 1-L 部層と上部の 1-U 部層に区分できる．
1-L 部層(深度 200～180m)：上位層に比べてやや粗粒で，粗砂～細礫をわずかに含む．また，帯磁率が相対的に大きく，自然ガンマ線の増減が相対的に大きい．
1-U 部層(深度 180～160m)：微細砂～細砂を主体とし，相対的に均質である．相対的に帯磁率が小さく，自然ガ
ンマ線の増減が小さい．
U2 層(深度 160～110m)：全体に砂質シルトが優勢で，一部に均質な粘土やシルト質砂が挟在する．最上部や深度 132～131m には貝化石片がみられる．また，深度 125m
付近では有機質，あるいは繊維質の有機物を含む．帯磁率は深度方向にばらつきが大きい．自然ガンマ線はおお

図-1 調査地周辺の地形 3)

3. 調査方法(1) 試料採取

むね 50CPS 前後を推移するが，有機質な箇所で急減する．
比抵抗値は全体に小さい．
U3 層(深度 110～50m)：一部に粘性土が挟在するが，カッティングス試料は，掘削泥水の循環に伴い地上に全体に砂相が優勢で，帯磁率は浅部に向かい増大する傾上がってくるものをマッドスクリーンで受けて，深度ご向がみられる．深度 75m 付近で自然ガンマ線に明瞭なコとに採取した．
採取頻度は 1m 掘進ごとに 1 試料とした．

ントラストが認められ，下部を 3-L 部層，上部を 3-U 部(2) 自然ガンマ線
自然ガンマ線は，地層中に存在するカリウム，ウラニ
ウム，トリウム等の放射性同位体元素の壊変の際に発する電磁波である．天然放射性元素の存在量は，岩石の種類によって異なり，自然ガンマ線検層は，地層の判別・破砕帯の検知などに用いられる．測定は，マウントソプ
リス社製の QL40-GR を用いて井戸内を検層した．

層に区分した．
3-L 部層(深度 110～76m)：砂相は微細砂～粗砂まで多様な層相を示す．最下部 1m では貝化石片が多く混じる．
上位層に比べて有機質土や有機物の混入が少ない．深度100m 付近の帯磁率が相対的に大きい箇所には，火山岩類の細礫が混じる．深度 90m 以深は比抵抗値が相対的に大きい．
3-U 部層(深度 76～50m)：砂相は微細砂～中砂で構成(3) 帯磁率
帯磁率は，
与えた磁場の強さ(H)に対する誘導磁化の強される．
下位層に比べて有機質土や有機物の混入が多く，

全地連「技術フォーラム 2024」新潟
深度 64～60m に有機質な粘性土が挟在する．下位層に比り，含まれる火山灰はそれらの可能性がある．さらに，

べて自然ガンマ線が小さい．

嵯峨山ほか(2018)5)の Unit-Ⅱの下部は上部更新統に，上U4 層(深度 50～17m)：深度 38m 以深は礫を含む砂相を，部は完新統としている．本地点の 4-U 部層で，特に自然

以浅は砂礫相を主体とする．帯磁率が相対的に大きく，ガンマ線が小さい最上部(深度 22～17m)は，豊平川扇状

比抵抗値も大きい．深度 31m 付近で自然ガンマ線に明瞭地の札幌面 6)から連続する完新統の可能性がある．

なコントラストが認められ，下部を 4-L 部層，上部を 4U 部層に区分した．

上記の対比と嵯峨山ほか(2007)7)を参考に，本地点の地質を区分した(表-1)．層序の特徴と対比から U1 と U2

4-L 部層(深度 50～31m)：砂相は細粒分を含む細砂か層は下野幌層相当層に，U3 層はもみじ台層相当層に，U4ら礫を多く含む粗砂まで多様な層相を示す．一部に砂質層は札幌扇状地堆積物相当層に，U5 層は完新統に対比さ

シルトや砂礫が挟在し，最上部は火山灰質である．上位れると推定した．

層に比べて自然ガンマ線が大きな値を示す．
4-U 部層(深度 31～17m)：砂礫相を主体とし，砂・粘土が挟在する．下位層に比べて自然ガンマ線が小さい．
U5 層(深度 17～3m)：細砂を主体とし，砂質シルトが挟在する．帯磁率が相対的に大きく，自然ガンマ線・比
抵抗値が小さい．

表-1 地質区分
嵯峨山ほか(2007)7)
完新統
HU-9
完新世
HU-8
札幌扇状地
堆積物相当層 HU-7
後期
もみじ台層
HU-5
相当層
更新世
HU-2
中期
下野幌層
？
相当層
HU-1
前期
地質時代

U5
U4
U3
U2
U1

本稿
5
―
4-U
←火山灰
4-L
3-U
―
3-L
2
←泥炭
1-U
―
1-L
―

6. おわりに
井戸ボーリングでは，得られるカッティングス試料の観察や電気検層によって，地層や帯水層構造の概要を把握できる．詳細な地質区分は，花粉や珪藻分析などの堆積環境の検討や年代測定などが有効であるが，帯磁率や自然ガンマ線などの現地調査レベルの簡便な物理量の測定も，地質区分の一助となることが期待できる．
《引用・参考文献》
1) 大山朝之・喜多淳滋・加藤欣也(2019)：ノンコア土質
ボーリングでのカッティングスと電気検層結果による地層の判定事例，全地連「技術フォーラム2019」岡山，No.2019_44.
2) 尾崎正紀・小松原琢(2014)：石狩低地帯及び周辺地域の20 万分の1 陸域地質図及び説明書,海陸シームレ
ス地質情報集，石狩低地帯南部沿岸域，海陸シームレ
ス地質図 S-4，28p.
図-2 カッティングス試料観察による柱状図と各種測定結果

5. 石狩湾岸低地の地下地質との対比と地層区分
4)

赤松・松下(1984) では標高-125～-95m 付近で，前～3) 基盤地図情報(より編集・追記)，（ダウンロード日2024
年5月10日）.
https://fgd.gsi.go.jp/download/menu.php

中期更新世の下野幌層相当層とされている層準の中間に

4) 赤松守雄・松下勝秀(1984)：石狩平野西部地下におけ

泥炭層の挟在が示されている．本地点では深度 125m(≒

る更新 等の 貝 化石 群と 層序 区 分 , 第四紀 研究 ,23,

標高-115m)に有機質土あるいは有機物が多く混入しており，また，自然ガンマ線が急減している本層が上記の泥炭層と連続する可能性がある．
嵯峨山ほか(2018)5)は，本地点より北に約 1km 離れた地点のボーリングコアで，深度 41～21m に分布する礫主

pp.183-195.
5) 嵯峨山積・佐藤昭・井島行夫・岡村聡(2018)：北海道
札幌市東区のボーリングコアにおける上部更新統～
完新統の堆積環境と層序,総合地質,2(1),pp.1-11.
6) 藤木忠美(1974)：北海道主部における最終氷期の河川地形変動,第四紀研究, 12, pp.211-221.

体層中(Unit-Ⅱ)に挟在する火山灰を洞爺火山灰や支笏

7) 嵯峨山積・五十嵐八重子・近藤務・鎌田耕太郎・吉田

火山灰の再堆積と推定し，その下位を海洋酸素同位体ス

充夫・地徳力・外崎徳二・工藤千春・岡村聡・加藤誠

テージ(MIS)5d～5e 期に，上部を MIS2～3 期に相当する(2007)：札幌市域における 150m 掘削コアの第四系層としている．本地点では 4-L 部層最上部が火山灰質であ序.地質学雑誌,113(8),pp.391-405.