平成 30 年７⽉豪⾬災害における愛媛県今治市伯⽅・⼤島地域および宇和島市吉⽥地域における斜⾯災害の調査速報
第1版
京都⼤学防災研究所

2018.7.15

斜⾯災害研究センター附属徳島地すべり観測所
⼭崎新太郎

平成 30 年 7 ⽉ 5 ⽇ごろから，梅⾬前線の停滞により⻄⽇本全域において記録的な⼤⾬となった．この結果，各地で多数の斜⾯災害が発⽣した．筆者は，7 ⽉ 10 ⽇および 11 ⽇に被害の著しい愛媛県地域の 2 カ所において緊急調査を実施した．本報告では，その状況を報告する．なお，調査は継続中であり，今後，内容が変更される可能性があることに留意していただきたい．

第1図

調査位置（⾚枠内は第 2 図と第 9 図の範囲）

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１． 愛媛県今治市伯⽅・⼤島地域
１−１．概要
愛媛県の北部では，特に島嶼部において⼈的被害を伴う斜⾯災害が発⽣した．特に松⼭市怒和島の例が報道されている．怒和島，伯⽅島，⼤島に共通する愛媛県北部地域には同じく災害が多発した広島県南部と同様に花崗岩類が広く分布し，斜⾯表層は⾵化してマサ化している場合が多い．これは崩壊が発⽣しやすい地質とされる．
第 2 図の地質図幅では，伯⽅島，⼤島地域では花崗閃緑岩を中⼼とする岩体，花崗岩を中⼼とする岩体に区分されている．今回筆者が広域を観察したところ，崩壊の発⽣数では広島県地域や後述する宇和島市吉⽥地域よりも明らかに少なかった．地質区分間での差異もわからなかった．また，報道にもあるように，花崗岩類の⼀部は特徴的な⾵化の形態をし，コアストーンと呼ばれる球に近い形状の新鮮岩が⾵化帯内に残留する場合もあるが，今回の豪⾬で発⽣した伯⽅島・⼤島の崩壊地においてはコアストーンが認められるのは少数であった．ただし，これはコアストーンとは異なるが，節理から分離した巨⼤な岩塊が崩壊地には多数散在している状況があった．
以下の章では，⼤きな被害となった伯⽅島の有津（あろうづ），⼤島の吉海町泊の状況について詳しく述べる．

第2図

本報告で取り扱う崩壊箇所と地質（1:200,000 地質図幅，岡⼭及丸⻲（地質図 Navi））
2１−２．伯⽅町有津（あろうづ）
標⾼約 304 m の宝股⼭から南東⽅向に流れ出る渓流上部において崩壊および⼟⽯流が発⽣した．ただし，後述するように崩壊により⽣じた⼟⽯は下⽅の⺠家に到達せず，実際に⺠家を直撃したのは，⽔に富んだ洪⽔流であったと考えられる．筆者の調査では崩壊源に到達できなかったが，望遠観察によりその崩壊源が観察できた（第 3 図）
．崩壊源の頭部には現在通⾏が困難となっている道路があり，幅数⼗メートル以上にわたって崩壊しているものと思われる．さらに，この沢の下⽅には崖錐が形成されていることから，ここでは繰り返し，⼟⽯流等が発⽣してきたものと思われる．

第3図

有津の崩壊源と下⽅の崖錐

第 4 図は本災害を発⽣させた渓流周辺の地形図，第 5 図は災害状況等についての写真である．以下は，それぞれの両図中で挙げた写真撮影地点に沿って下流側から説明する．
＜地点 A＞
渓流の出⼝には⺠家があり，家屋の倒壊が認められる．直径１ｍを超える岩塊が倒壊家屋の周辺にはわずかに観察できたが，岩塊の数は少なく，今回流下したものかどうかはわから
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なかった．この倒壊・流失家屋からその下⽅にかけては薄く砂が堆積しているが，厚い岩屑・⼟砂の堆積は認められない．

第４図

伯⽅町有津の災害を発⽣させた渓流の地形と第 5 図および⽂中の説明地点

第５図

伯⽅町有津の渓流における状況

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筆者の調査中，A 写真撮影地点の A 家の住⼈より，発⽣状況を聞くことができた．それによると発⽣したのは７⽇午前７時ごろ，２回の「かなり早い流れ」を⽬撃したそうである．
１度⽬よりも２度⽬の⽅が⼤きかったそうである．地点 A の写真中にあるように⺠家と⺠家の間には⽯積みとコンクリート製の擁壁があり，擁壁間の幅は約 3 m である．周辺への⼟砂の付着状態から，「流れ」はこの擁壁の間をその⼤部分が通過している思われる．さらにこの流れは擁壁には⼤きな損傷を与えていない．以上の事実から，⺠家を襲った現象は「洪⽔流」であったと推定される．
＜地点 B＞
ここでは渓流が急になる地点である．A 家の住⼈によると，渓流の上流では⽯垣が組まれて農作物の栽培がされていたそうで，農作物は失われていたが，特にこの下⽅部の⽯垣はほとんど損傷を受けていなかった．さらに⼟⽯の堆積はこの地点においてもほぼ無い．以上か
ら，ここでも⼤きな侵⾷を伴わない，洪⽔流が通過したと考えられる．
＜地点 C＞
ここでは⾵化した崩積⼟を侵⾷した痕跡が認められる．侵⾷された堆積物は，渓床に接する底部を除いて，巨⾓礫等をほとんど含まない崩積⼟であると思われる．また，その堆積物中には井⼾の跡も認められたことから，今回の災害以前からあったものである．今回の災害ではこの崩積⼟を侵⾷して流下したものと思われ，この⼟砂は洪⽔流に混⼊したものと思われる．
＜地点 D＞
この地点は，地形図上では緩斜⾯になっているところであり，災害以前の崩積⼟の上に上流からの堆積物や，⾕側⽅からの崩壊物質が堆積していた．ここより上流は踏査できていな
いが，この緩斜⾯上でほぼ上流から⼟⽯流となった崩壊堆積物は停⽌したものと思われる．
崩壊堆積物には植物を含んでいるものの細粒の⼟砂などの割合が多く，⼤礫以上の⼤きさの⾓礫等は少ない．崩壊源の崩壊物質も細粒の物質であった可能性がある．
＜宝股⼭北側の崩壊地＞
筆者は，この渓流の上部および崩壊源を調査するために，宝股⼭への登⼭道路を上ったが，第４図の地形図上での宝股⼭北側の場所で崩壊により妨げられ，それより進むことはでできなかった．この場所では，崩壊によって露出した⾯に，削痕を持つ複数の断層⾯と熱⽔変質した断層⾯が露出しており，全体的にマサ化が著しく，崩壊地に新たに露出した物質の強度も⼩さかった（第６図）．表層の⾵化が原因の表層崩壊とされがちな花崗岩類の崩壊地においても，このような地質構造に起因する崩壊が発⽣する可能性がある．

5第6図

宝股⼭北側の崩壊地

１−３．吉海町泊
標⾼ 150 m 付近を崩壊源とすると考えられるが，現時点の調査では筆者らは崩壊源には到達しておらず，その本体の堆積物を確認できていない．しかし，ここでも災害をもたらした「流れ」が沿岸部の⺠家に衝突した際には，洪⽔流に近い流れであったと思われる．渓流の傾斜は先の有津の渓流に⽐べて緩いものの，渓流には節理から分離した花崗岩の岩塊および，コアストーンと思われる断⾯が亜円形の岩⽯も渓床に残留しており，これらを含むことで破壊⼒⼤きな流れとなった可能性がある．また渓床に平⾏なシート状節理が認められ，これは崩壊発⽣前に渓床や斜⾯表層部にあったものと考えられ，巨⼤な岩塊の分離の原因となったと考えられる．
第 7 図は本災害を発⽣させた渓流周辺の地形図，第 8 図は災害状況等についての写真である．以下は，それぞれの両図中の写真撮影地点に沿って下流側から説明する．

第 7 図

吉海町泊の災害を発⽣させた渓流の地形と第 8 図および⽂中の説明地点
6第８図

吉海町泊における渓流の状況
7＜地点 A＞
建物及び⽊々により隠れてはいるが，この箇所から災害の発⽣した渓流の下⽅部の傾斜が推定できる．⺠家は渓流の出⼝付近のみが破壊されており，その建物の⼀部は海に押し流された．しかし，⼟⽯が建物を埋没するような状況では無く，海岸沿いの⺠家の被害は１階に留まっている．
＜地点 B，C＞
これらの地点は，渓流の出⼝付近で⺠家や構造物が複数破壊された箇所である．いずれも渓床には最⼤直径 2 m に達する花崗岩類の岩塊が複数認められる．さらに，地点 B では，侵⾷によって，コンクリートと⽯組みからなる擁壁が⼤きな分離を伴って損傷しており，地点 C では特に渓流右岸の攻撃斜⾯の地形が⼤きく侵⾷している．有津と⽐較して，傾斜が緩いにも関わらず，流れとしての威⼒は⼤きかったものと思われる．
＜地点 D＞
渓床に平⾏なシーティング節理が発達しており，その幅は数 cm から１ｍ程度である．この地点より渓流上流部に渡ってシーティング節理が認められる．
＜地点 E，F＞
前述したシーティング節理に沿って，分離しかけた花崗岩類の数メートル岩塊が複数認められる．またその⼀部には断⾯が亜円形の花崗岩類の岩塊があった．その表⾯には細かな凹凸もあり，円磨されたものではなく，球状⾵化の⽣成物であるコアストーンと思われる．

8２． 宇和島市吉⽥地域
２−１．概要愛媛県内において今回の豪⾬により最多数の斜⾯崩壊が発⽣したのが宇和島市吉⽥地域である．地質は四万⼗帯に属する砂岩または泥岩，およびそれらの互層からなる（第９図）．
発⽣した崩壊のそのほとんどは表層１メートルよりも浅い場所にすべり⾯を持つ表層崩壊であり，主に柑橘類の果樹園において発⽣していた．⼀⽅で，果樹園以外の植⽣の箇所では急斜⾯においてもほとんど崩壊は発⽣していない（第１０図）．

第9図

本報告で取り扱う崩壊箇所と地質（1:200,000 地質図幅，宇和島（地質図Navi））
第 10 図宇和島市
吉⽥町法華津付近の斜⾯の状況

9前述したように，ほとんどの表層崩壊の発⽣深度は浅く，果樹の栽培⽊と草類を含む厚さ数⼗ cm 以下の極めて薄い表⼟が，⾵化岩の直上付近で剥がれ流下したもの（第 11 図 A）
，または厚さ 1 m 以下の⼟壌層が基盤の破砕された⾵化岩層から剥がれ落ちたものがあった（第 11 図 B）．特に前者のような崩壊は，その崩壊深さは⼩さいものの，⽐較的幅広く崩壊している場合があり，規模が⼤きいものある．また後者の場合は，移動物質に⾓礫を多量に含んでいるものもあっため，流下した際には⼤きな破壊⼒を伴ったものと思われる．

第 11 図表層崩壊の発⽣状況に関する例（位置は第 9 図上に記載）

その数は少ないものの，深部の地質構造内にすべり⾯を持つ深層崩壊も発⽣していた．しかし，深層崩壊は，その崩壊⾯積の⼤⼩に関わらず，吉⽥町⽩浦地区の狭い範囲（第 12 図）に集中して発⽣していた．この⽩浦地区は，表層崩壊の発⽣密度に関しては，吉⽥地域内のそれ以外の地域と⼀⾒してそれほど⼤きく違うようには⾒えない．また，⽩浦地区の⼀部では過去の深層崩壊の痕跡も認められた（第 13 図）．この地域には，深層崩壊を発⽣させやすかった何らかの地質的な特異性があった可能性がある．筆者は，第 14 図に記載の，「畦屋」と「南」の 2 つの深層崩壊について簡単な踏査を⾏った．

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第 12 図北⻄側⼩深浦付近からみた吉⽥町⽩浦地区の深層崩壊と表層崩壊

第 13 図吉⽥町⼩名（⽩浦地区，南の崩壊の背後の南側斜⾯）における今回と過去の深層崩壊（第 14 図 A 付近から撮影）

第 14 図吉⽥町⽩浦地区の地形図および「南」，「⽩浦」の深層崩壊の位置，第 13 図の撮影⽅向と位置（A）．
図中には⼀部地層の⾛⾏傾斜も記載11

２−２．吉⽥町⽩浦地区，南の深層崩壊（第 15 図）最⼤幅約 70 m，崩壊源の深さは 40 m以上であり，崩壊源の頂上から移動物質の末端までの⽔平距離は約 280 m である．果樹園からなる斜⾯上で発⽣し，農道を切断した．地質は後述する畦屋と同様に⾵化した砂岩または泥岩であり，周囲の地質構造および，滑落崖に観察できる地質構造はやや受け盤である（写真B）．滑落崖はシャープに切れ落ちており，滑落崖の場所には崩壊前に断層⾯や深い節理があった可能性がある．また滑落崖には褶曲様の構造も認められた（写真 C）．さらに，滑落崖の頂部には新しい分離崖ができつつある．
崩壊に伴い⽣産された岩屑は表⾯を観察する限り，概ね⻑径 50 cm 程度まで破砕されている．それより⼤きな巨⾓礫は極めて少ない．規模の⼤きさから考えて地質構造に起因する深層崩壊であり，今後事前に前兆となる変形があったか，発⽣前のレーザー地形図などのデータの解析により確認する必要があるだろう．

第 15 図 吉⽥町⽩浦地区南における深層崩壊

２−３．吉⽥町⽩浦地区畦屋の深層崩壊（第 16 図）
最⼤幅約 55 m，崩壊源の深さは 25 m 以上である．崩壊源の頂上から移動物質の末端までの⽔平距離は約 220 m 以上であり，末端は海域に到達していた．この深層崩壊では，下⽅の⺠家を押し流した結果，多数の死傷者を伴う災害となった．
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この崩壊は果樹園からなる斜⾯上で発⽣し，前述の南の崩壊と同様に農道を切断した（写真 A）．地質は強⾵化した砂岩と泥岩であった．層理⾯と斜⾯⽅向との関係は，重⼒性と思われる変形と⾵化が著しいため，判別しがたいが，斜⾯に対し地層はほぼ直⽴の姿勢に近いものと思われる．
崩壊に向かって右側の崩壊源頭部には平滑な分離⾯があり，これが崩壊前から存在していた深い節理⾯である可能性がある(写真 B)．また，同じく崩壊源に向かって右側の滑落
崖においては重⼒変形と思われる多数の開⼝⻲裂と破砕を伴った地質構造の著しい変形が認められた．地表⾯にも凹地があり，それらは地下の変形を⽰しているものと思われる．
この凹地は深層崩壊の発⽣前から存在していたものと思われる．

第 16 図吉⽥町⽩浦地区畦屋における深層崩壊

以上

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