防災科学技術総合研究報告 第32号 1974年3月
551，243：551．3（522．2）
鷲尾岳地すべ｝川こおけるすべり面付近の粘土の粘土鉱物
大八 木規夫
国立防災科学技術センター
C1ay Minerals in Clay Layers near Slip Surfaces in Washi◎dake Landslide Area，N◎rthwest Kyushu，Japan
By
Norio Oyagi
〃0〃σlRε蜘κ乃α〃θ7〃〃∫α∫fぴ〃眺舳㎝，τ・り0
Abstract
Washiodake Landsiide Area is situated in the Sasebo Coal Fie1d of which the geology is main1y composed of Miocene sediments being ca11ed Sasebo Group and Pliocene basalts．Type of the1andslide belongs to b1ock g1ide in the sense of Vames（1958）．Slip surfaces of Washiodake Landslide and other1andsHdes of this type which occurred on the Sasebo Gmup are found in thin 1ayers of c1ay which are often ca］1ed goma and of which original rocks are tuff and tuffaceous sediments from maOc to acidjc in odgina工composition interca工ated in coa1㎜easures in the Sasebo Group．Clay minerals of the clay1ayers are chieny montmori11onite with various states of inter−
1ayer water，mite−montmori11onite interstratified minemls and a subordinate1y small amount o 丑ayer water，㎜te−montmoriHonite interstratified minerals and a subordinate1y sm汕amount of kao1inite，while clay miner』s of mudstone beds which contact with upper or1ower parts ofcoa1 beds are composed of i1lite somewhat degraded in the sense of Brown（1954），ch1orite and kaolinite．It is concluded from analysis of various samp1es that the formation of montmod1onite and montmor㎜onite component in interstmtified minera1s in those clay1ayers had been precedent to the first movement of the1ands1ide which would have distu正bed the c1ay1ayers near slip surfaces by shear stmin，and a1so precedent to the weathering which might have attacked the beds of the Sasebo Group after副n upheaval nearly to the present e］evation．The formation of c1ay minerals may pmbably be originated by diagenesis which took p1ace mainly during Miocene Period in the region ofSasebo Co』Field．
1．
2．
3．
4．
5．
序 言
試料採集地点・層塗 試料の処理およぴ測定方法 結果およぴ同定
地点別概観
1 鷲尾岳地すべり変動領域 5．1．1 鷲尾薩道 C37c 5．1．2 試験丼 C37c・……
目
62 62 63 63 65 65 65 66
次 5．1 5．1
5．2 5．2 5．3 5．3 5．3
．3 金ケ坂麗道 C37c
．4 鷲尾薩道 C37b，試錐 D8−b コア C37a
鷲尾岳地区における非変動領域 1 鷲尾麗道断層奥 C37c 炭鉱における試料
1 飯野松浦炭鉱 C37
．2 福島炭鉱 C28
67
67 67 67 67 67 69
北松型地すぺりの発生機構およぴ予知に関する研究（第3報）防災科学技術総合研究報告 第32号 1974
6．考察と結論
701．序 言
北松地域は地すべりの多発地域である．流れ盤 の岩盤すべり（Varnes（1958）のblock glide）
の場合には，一っの地すべり地ではそのすべり面 は特定の層進に見いだされる．その層准は地域の 主要な地質を構成している新第三系佐世保層群に 胚胎する炭層である場合がほとんどである．たと えぱ，平山地すべりのすべり面は第一鱗状または 第二鱗状とよぱれている沢田（1958）のC42また はC41層倒こあるとされている（安藤，1968．1970）．
鷲尾岳地すべりでは，隔物とよぱれるC37炭層の うちとくにC37c層準に主要すべり面の存在する ことが確認されている（大八木，1968；大八木ら，
1970）・また，受け盤の地すべりの場合にも，す べり面の一部が炭層に発達する場合がある．西分 乙．女地すべりにその例が認められる（地理院，1970）。
では何故，炭層にすべり面が形成されているのて あろうか．当地域でみられる炭層は，多くの場合 単一の石炭層ではなく，何枚かのはさみを有して いるのが一般である、これらのはさみはゴマと呼 はれており，岩石名をあてはめるとすれば酸性な いし塩基性の凝灰岩，凝灰岩質頁岩，凝灰岩質シル ト岩などである．地表の露頭で観察する限り，これ らのはさみはほとんど粘土層となっており，また，
地すべり地の試験コァ，坑内における観察では著 しくじょう乱した粘土層となっている場合がある．
鷲尾岳地すべりでは，はさみは軟質の粘土層とな っており，その粘土層のなか，または粘土層と石 炭との境界面に主要なすぺり面が存在している（大 八木ら，1970）、また，平山地すべりの場合にも，
炭層に伴なう厚い粘土層に主要なすべり面がある と推定されている（安藤，1970）・これらの例に見 られるように，いま閻題にしているタイプの地す べりでは，すべり面はゴマ層に由来する粘土層と 密接な関係があると考えられる・したがって粘土 層の成因は北松地域の地すべりの発生機構に関連 する基本的な間題であると考えられる．
すべり面を含む粘土層が地すべり変動の開始よ り先に形成されているか，あるいは地すべり変動 の結果として粘土層ができたか，しぱしぱ議論さ れてきた間題である．しかしながら，この問題に っいては多小の混乱がなレ・とはいえなレ・．なぜな ら，粒径で定義された粘土の生成と，粘土鉱物の
形成という意味における粘土の生成とではその内 容は基本的に異なっているからである．小出（1955，
p62）をはじめ，高野（1971，p21），岸本（1966），
玉田（1969a，b），中村（1972）などの論じたのは 粒径上の間題であり，渡部（1966），平山（1969），
安藤（1968．1970．1971）などの記述したのは粘 土鉱物としての粘土であった．大観すると，粒径 上の問題に関する観察者はすべり面付近の岩石の 粘土化を地すべり変動の結果とみなし，粘土鉱物 を中心とした観察者は地すべり変動に先立っ風化
作用により粘土化一モンモリロナイト生成一
が行なわれたと考えているようである一なお，渡 部（1966）は，樽川内地すべりにおいて，地すべ り変動によってすべり面付近に新しくモンモリロ ナイトが形成されたと考えている．地すべりにお ける粘土化の間題を取扱う場合に，どの観点で論 ずるかを明確にしなければ議論は空転におわるで あろう。筆者は，粘土鉱物の生成の問題に視点を おいて，おもに鷲尾岳地すべり地のすべり面付近 の粘土や関連する二三の地点の炭層にっいて調査 してきたところ、これまでの説とことなった結論 へ導くような結果がえられた。まだ十分な解析お よび考察がなされたとはいえないが，ここに結果 の一部を提示して今後の考察の資料としたい2、試料採集地点・層準
本報で取扱う試料の採集地点は鷲尾岳地すべり 地およぴ飯野松浦炭鉱およぴ福島炭鉱である．
鷲尾岳地すべり地内のものは長崎県により掘削さ れた排水横坑の鷲尾駿道およぴ金ケ坂盤道，当所 が調査研究用に掘削した試験井から採集した、採 集した層序的位置は中新世佐世保層群上部楠木層 中の炭層C37c（大八木ら，1970）が主で，他に同 炭層上下盤の泥岩などである．
ゴマ層の未風化状態を知るために二炭鉱でも試 料採集を行なった一飯野松浦炭鉱は坑口が世如原 町木浦原にあって，こ㌧から北東へ1ピで下る二 本の斜坑がある．試料は人童用斜坑で坑口から約
730m，標高約一34m，層準は柚木層上部の炭層 で同炭鉱で「十二ヘダ」と呼ぱれ，おそらくC37 層準に対比される．
福島炭鉱は福島町平野南に坑口があり，坑道はこ
鷲尾岳地すベリにおけるすべり面付近の粘土の粘土鉱物一大八木
れより西へ伊万里湾海底にのぴている．試料採集 地点は右三卸右7切羽で，標高約一420mである、
層準は福島地区で鍋串二枚と呼ぱれ，C28（他地 区では柚木三枚とよばれている）層準に対比される．
なお，これらの炭鉱は筆者の試料採集後まもな く閉山された．
3・試料の処理および測定方法
粘土状試料は，とくに小量しかないものは別と して，30gを風乾せずそのまま純水に，小量のア ンモニァ水（1：1）を加えて，分散させた．ま
た岩石状試料は30gを電動乳鉢で1〜2分間粉砕
し，粘土状試料と同様純水中に分散させた．分散 を十分にするためスターラおよぴ超音波洗浄器を 使用し，さらに一昼夜以上の放置などの方法を併 用した一そのあと，沈降法によって2μ以下の粘 土粒子を取り出し，その小量をバイ］一ルガラス，およぴ普通ガラスに液状のままのぱして静置し，
‡定方位試料とした．また，他の一部はhot HCl ‡（1：10）1時間処理を行ない定方位試料を作った．
X線回折測定の走査範囲は未処理試料で700〜
ゴ（2θ），250℃，450℃，600℃，800℃各1時 間処理をバイコールガラス試料について順次行な い，2ポ川ガ（2θ）測定，エチレングリコール 処理およびHC1処理試料も同様に20㌧2。（2θ）
‡‡の測定を行なった．なお測定器機は理学電機2030
（デテクタはシンチレーションカウンタ使用），測 定条件は対陰極Cu，管電圧30kv，管電流14mA，
走査速度1γmin，入射線側スリット0．3m，時
定数2である．4．結果および同定
各資料のX線回折結果は粘土鉱物同定表に示し た（表一1｝8）、
未処理試料における低角（2θ）側にみられる 代表的なピークは，やや幅広い15A（±0．5A）、
鋭い14．2A，幅広い13A（±0．5A），幅広い12．5 A，11．6A〜，鋭い，しかししぱしぱ低角側へす そ野をひいた10．OA，鋭い7．12〜7．20A，およぴ
5．00Aのものである．先に鋭いピークの同定をの べ，幅広いピークはその後にのべる．まず，14．2
Aのピークは600℃では13．8Aとやや移動しながら も鋭レ・ピークとして残り，80ポCでは消滅し，ま たエチレングリコール処理では変化せず，HC1処 理によって消減することから緑泥石の底面反射001
と判定される．10Aのピークは加熱処理にょって いっそう鋭くなり，800℃まで消滅しない，また エチレングリコール，HC1処理でも変化しないこ と，かなり強い5Aピークを伴うことからイライ
トの底面反射001であり，5Aのピークはその002 であると判定される．さきに述べたように，10A ピークには未処理試料で低角側へ尾を引いたもの が泥岩試料にしぱしばみいだされ、Brown（1954）
の degrading i1lite や、小林・生沼（1960）が 北海道の古第三系堆積物から報告したものに類似
したバターンを示している．7Aのピークは600
℃の加熱処理によって消滅するが，エチレングリ コール処理では変化しない．HC1処理によって，
7．17〜7．19Aのピークは鋭く強まって残る，しか し，未処理試料に強くあらわれた7．11H7．13A のものは消滅している．これから，7Aのピーク はカオリナイトの001，および緑泥石の002の重 なったヒ1一クと解される．しかし，その高角側す なわち，7．11−7．13A付近は緑泥石の002からな
り，低角側すなわち7．17〜7．19A付近はカオリ ナイトの001であると判定される。緑泥石の004
は3，537A付近，カオリナイトの002は3，567A
付近にあらわれ、現在の測定条件ではかろうじて 分離している．前述のごとく，取扱った種々の試料から11．6A から15・5Aにいたる種々値を示す幅広いビーク（dif−
fused peak）が認められた、これらのピークの 同定にっいては詳細を別途報告するが，結論的に のべると，それらは基本的にはイライトーモンモ
リロナイト系（dioctahedra12：11ayer）の不
規則混合層鉱物である、15．4〜15．5Aのピークはこれを001とすると，
その高次反射として002，5．08〜5．12A，およぴ 003，3・10〜3．12Aを伴っており、エチレン・グ リコール処理によって17．0〜17．2Aになり，その 高次反射として，002，8．61A，そして003，5．63 Aなどが確認される。25ポC以上の加熱処理によ
って10Aになる．以上から，これは2層の層間水 をもっモンモリロナイトと判定される、また，12．4
‡ 配列が良くない場合もあり，準あるいは半定方位試料というべきものもある．
柵 場合によっては30㌧2。（2θ）の場合もある．
北松型地すべりの発生機構および予知に関する研究（第3報）防災科学技術総合研究報告 第32号 1974
A301−168㎜5−3H8
〕3
br．9r．md一
br．t．md．
C 一→
br．c1．→
d．br．c1．→
1．b1＝．c1．
d−br．c1．
br．t．md．
一 一 →・
1一…1…1……
1一・Wl…（1）…（・）1・・・…1・・1…朴・
1−5M・（2）・…，K・・
］一7 Mx｛Mn（2）》I l＋＋＋＋，K＋＋＋
1一・1一・岬）一…
1一…1・・（・）・1l・・＾・…
／一・㎝1・・1一・一
地質住状左側の文字は岩質．右側の数字は試料番号，さらに右端は粘土鉱物組成を示ナ b：褐色，9r：灰色．9n：緑色，1：淡色，d：暗色，md：泥岩，t：凝灰岩塞たは 凝灰岩質，f：細粒，c：石炭，c1：粘土，9：ゴマ，ss：砂岩，Mn：モンモリロナイト，（）
内の数字は層間水の状態。Mx：混合層鉱物，い内は樽成成分，C h1：緑泥石I：イライ ト，k：カオリナイト．十：微量，十十十十十：ほとんど当鉱物のみ■その他十十〕十十十十 は両者の中間的量を示ナ
図一2以下の記号もすべて図一1と同様である。
図一1 鷲尾麗道A坑道左側壁 C37c
〜12．5Aのピークは6，15A（O02），3，098A（O04）
の高次反射が認められ，エチレン・グリコール処 理では16．8A，8．50A，5．61Aが現われる．これ らのピークをMacEwan（1961）の．Fig．刈。・17，
18，19によって検討した結果，主として一層の層 間水をもつモンモリロナイト（dO01＝12・4A）か らなり，これにイライト（10A），二層の層間水を もつモンモリロナイト（15．4A）がごく少量不規 則に混合したものが多いと判定される．しかし，
主としてイライトと二層の層間水をもっモンモリ ロナイト（15．4A）との混合層と考えられるもの
もある。その他のピーク，11．6〜11．8A，13．3〜
14・9Aなどは主としてイライト成分（1OA）と二 層の層間水をもっモンモリナイト成分（15．4A）
と，一層の層間水をもっモンモリロナイト（12．4 A）からなる三成分系不規則混合層鉱物であると 判定された．ピークが15．4Aに近づくほど二層の 層閻水をもっモンモリロナイト成分が多く，10A に近づくほどイライト成分が多くなると考えられる一 13A付近のものは一層の層問水をも？モンモリロ ナイト成分が多いようである。これらの混合層鉱 物を主とした試料にも各成分のPartia1se9「e一
鷲尾岳地すべりにおけるすべり面付近の粘土の粘土鉱物一大八木
9atiOnは存在するようである．
なお，これらの他石英・長石等が混入し，それ らのピークがしぱしば認められる．しかし，表一 1〕8には省略した．また，少量のGypsmおよ ぴJarositeがや㌧古い坑道で採集した試料にしぱ しぱ検出された．
5。地点別概観
5．1 鷲尾岳地すべり変動領域
5．1，1 鷲尾駿道C37c（図一1，表一1）
鷲尾岳地すべりの主すべり面が認められるC37c に挾在する粘土と上下盤の泥岩の試料は鷲尾麗道 ＊のA坑で坑口より262〜272m付近で採集した．
採集箇所の地質柱状，試料番号，粘土鉱物組成を 図一1に示した・
同地点の地質柱状を下位からみると，C37cの 下盤は灰色のシルト質頁岩（または泥岩）で，そ
の上部には数cmから10㎝の褐色の凝灰岩質泥岩を
へてC37cとなる．その最下部には2㎝ないし5
㎝の暗褐色の粘土，その上に石炭を挾んで淡褐色 の粘土，さらにこの上に石炭を挾んで1㎝ないし
3㎝の暗褐色粘土がある．坑口から260mの地点 では，この中に明瞭なすべり面が確認されている．
しかし，さらに10m奥の地点ではこの粘土とその 上に接する薄い石炭との境界面がすべり面となっ ている 薄い石炭層の上は再び3〜5㎝褐色の凝 灰岩質泥岩をはさんで上盤の泥岩に達する一 粘土鉱物はC37cから隔たった上，下盤の泥岩は
緑泥石，イライト、カオリナイトからなっている。
≡C37cに接する凝灰岩質泥岩（上盤）は，それら の鉱物の他にイライトーモンモリロナイト系混合 層鉱物が加わっている一C37c中の三枚の粘土層 は主としてモンモリロナイトあるいはモンモリロ ナイトを主成分とする混合層からなり，これにカ オリナイトが加わり，イライトは小量認められる 程度にすぎない．これら粘土層の中のモンモリロ 68皿27■1−4
gn・9r−md、
1．br．md．
d．br．very soft c1．
powdered
C．
1．br．soft cl．
par■aly
powdered
C，
d．br．hard pOWderedC．
1−gr．md．
十 十
十
十
十
÷
十 十
÷ ÷ ÷ ÷ 十斗 ←
1一・・肚…，1・・・…（・・1・）
1−1…（・）・・・・・・・…（・・1・）
1一…（1・・）・…1・・・…（・・1・）
−3A Mn（2》1）十十，K＋＋＋（十），（Ch1＋）
一3B Mn（2）十十十十、K＋＋（Ch1＋）
一4 Mn（2）十十十，K＋＋＋，（Ch1＋）
図一2 試験井S30E付近
C37c‡鷲尾隠道坑口から直線状に入った坑道．地すべり地の中央部に位置している・詳細は大八木ら（1970）参照．
北松型地すべりの発生機篇およぴ予矧こ関する研究（第3報）防災科学技撮総合研究報告 第32号 1974
691V11■1−5
gr−md，
br．gr t．md．
d・b−verysoft c1．
C．
I．br．Cl．
C．
d．b．hardg．
C
d．br．t．mさ．
dr．gr．md。
→
一十 寸 、
1−1
】一2
Mxl I，Mnl＋＋＋，Ch1＋，I＋，K＋＋
Mn（1，2）十十十十，Mx？，K＋＋
一
一3A M丘（1，2）十十十十、K＋＋
一3B M1n（1〉2）十十十十，K＋＋＋
ll：㍑㌫lll㍍∵
図一3
試験井N10E付近 C37c
691V12−2〜4，
9・．md
C・→
br．t．md．
C．
disturbed
ZO ne，
Cl．＆C．
br．md．
＆9o ma C．
br．md．
三二1一…（1・川・・・・・…
一3 Mn（2）十十十十，Ch1＋，K＋＋
十 十 ÷一→
■。＿＝こ二！
＿ 一
…
■ 「
■ ■
一
■
一4 Mln（2）十十十十，K＋＋
ト≡≡一
図一4
金ケ坂麗道 C37c十イトとしたものは15Aのピークを示し，おもに 2層の層間水をもっものであるが小量の10A成分
（イライト成分）が混合しているようである．C37c 上盤に接する凝灰岩質泥岩申のものは12．8Aピー クで、量的に1層の層間水をもつものが主体とな
った不規則混合層状のものであろう．
5．1．2試験井C37c（図一2，3，表一2，3）
試験井内壁の深度25〜26mの二個所（S30E，N
o ‡10E）で異なった時期に採集した。当操集地点に おける地質柱状は基本的には鷲尾駿道におけるも
‡ 試験井内壁は円筒状であるので，位置は地表からの深度と方位によって表わしている・試験井内壁の地質展開図は大八木 ら（1970）付図を参照のこと．
鷲尾岳地すべりにおけるすべり面付近の粘土の粘土鉱物一大八木
のと変わらない・しかし，各単層の厚さは変動し ている・鷲尾麗道における3枚の粘土層のうち最 下位の暗褐色粘土層に対応するものは，試験井で はやや硬いゴマ層状である．ただし，色調は暗褐 色を呈し類似している．
S30㌻付近の場合には，C37c中の三枚の粘土ま たはゴマ層は，ほとんどすべてモンモリナイトと カオリナイトからなっている．前者の層間水は大 部分2層の状態にある．カオリナイトは鷲尾燧道 よりやや多い．なお，小量のクロライトが認められる．
N10叩付近の場合には，粘土鉱物の量比は，
S30㌻付近の場合とほぼ同様の傾向を示している が，最多鉱物は層間水が1層を主体とする，ある いは1層およぴ2層の層間水をもつモンモリロナ イトの種々の量比の不規則混合層状のもの，およ ぴイライトーモンモリロナイト系混合層鉱物など からなっている・C37c炭層に接する下盤の凝灰 岩質泥岩では，イライトーモンモリロナイト系混 合層は少なく，緑泥石，イライト・カオリナイト
が多くなっている・モンモリロナイトの層間水の 状態はこの地点のC37c内部の粘土層あるいはゴ
マ層におけるものと類似している。
5．1．3 金ケ坂麗道 C37c （図一4，表一4）
試料採集地点は，坑口から103m点を左へ90。
折れて集水井の方へ約40mはいった点の左側壁で ある．地質柱状に示めされているように上部二枚 の粘土層と石炭層はじょう乱されていて区別がつ かない．しかし，最下位のゴマ層はあまり乱され ていない．
粘土鉱物はじょう乱された粘土層と，量下位の ゴマ層はともに2層の層間水をもつモンモリロナ イトが主で，小量のカオリ十イトを含む。C37c に接する上盤の凝灰岩質泥岩では，イライトー一一モ
ンモリロナイト系混合層が加わる一
以上をまとめると，地すぺり変動領域内のC37c 層準内では粘土層、およぴゴマ層を構成する粘土 鉱物は主としてモンモリロナイトあるいはモンモ リロナイト成分の多いイラィトーモンモリロナイ ト系混合層鉱物からなり，カオリナイトが小量含 まれている．モンモリロナイトの層間水の状態は 主に二層であるが一層のものもかなり存在する・
5．1．4 鷲尾隆道 C37b，試錐D8−aコア C37a（図一5，6，表一5）
C37ト層準は当地すべり地において・主すべり 面をもっC37c層準のすぐ上位にあり，しかも著
しく粘土化しておりながらまったくすべり面が形
成されていない一またC37cはさらにこの上位に あって多数のゴマ層を含み，しかしほとんど粘土 状あるいはじょう乱していない・ごくまれに微量 の変動が記録されたことがある（熊谷，1971、が，
すべり面は認められない．
表一5に示したように，雨試料ともモンモリロ ナイトを主とし，小量のカオリナイトが含まれて いる一したがって，すべり面の存在の有無にかか わらずモンモリロナイトがゴマ層一粘土層の主 体となっていることは明白である．
5．2 鴛尾岳地区における非変動領域
5．2．1 鷲尾隊道断層奥 C37c（図一7，表一6）
鷲尾麗道A坑道は志戸氏断層を横断して非変動 領域へ約16mはいっている（大八木ら，1970，図 一13）．試料採集地点はA坑道切羽面である．C 37cに挾在するゴマ層はいずれも粘土層と呼ぶべ
き性状のもので，ゴマ層のように凝灰岩の組織を 残しておらず，著しく乱されている．
粘土鉱物組成は，C37c真中のゴマ層では層間 水一層のモンモリロナイトを主とし，その他のゴ マ層およぴ本炭層に接する凝灰岩質泥岩はイライ
トーモンモリロナイト系混合層鉱物を主とし，そ れに小量のカオリナイトが加わっている．
以上を要約すると，粘土鉱物の組成に関しては，
C37c層準のゴマ層一粘土層は非変動領域にお
いて，すでに変動領域におけるようにモンモリロ ナイトまたはモンモリロナイト成分の多い混合層 鉱物が主要なものとなっている．モンモリロナイトおよぴ混合層鉱物申のモンモ リロナイト成分は地すべり変動開始に先行してい るかもしれない風化作用によって生成されたので あろうか，あるいは，そのような風化作用を受け る前から存在していたのであろうか・この間題へ のアブローチとして深部を開発している炭鉱に着
目した一
5．3 炭鉱における試料
5．3．1 飯野松浦炭鉱 C37（図一8，表一7）
松浦炭鉱の人車斜坑坑壁に露出している炭層に 挾在すゴマ層一粘土層から試料を採集した、採
集した層準は7層準（C33，C34，またはT20，C
35？，C36，C37，C38，C39）に及ぶ。これらすべ ての層準にっいては別途報告する予定であるので，ここではC37層準のみをとり上げる。
当炭鉱で十二ヘダと呼ぱれている炭層はC37層
北松型地すべりの発生機構および予知に関する研究（第3報）防災科学技術総合研究報告 第32号 1974
C．
1−br，c1．
COalymd．
C．
68一㎜5−9 Mn（2＞1）＆／or Mx l I，Mnl＋＋＋＋
K＋＋
図一5 鷲尾麗道 F坑道 C37b
d一．b．md一．
Cl．＆C、
d．b・．ha・dg．
sandy n1d一
68刈4I1 Mn（2）十十十十，K＋
図一6 D8−a
試錐コア C37a鷲尾岳地すべりにおけるすべり面付近の粘土の粘土鉱物＝大八木
準である．しかし，本試料の炭層は鷲尾地区のa
〜eのどれに対比されるか明らかではない．カキ 化石帯をもつ砂岩の下位30〜50㎝にあることから C37aに対比される可能性が強い．
本炭層は下から硬質ゴマ，炭質物まじりのゴマ，
および粘土属を挾んでいる（図一8）一
これらのゴマ層およぴ炭層の上位に直接するシ ルト岩はモンモリロナイトまたはイライトーモン モリロナイト系混合層鉱物を主とし，小量のカオリ ナイトおよび微量のイライト，ときに緑泥石を伴な う，モンモリロナイトまたは同成分の層閻水の状態 は1層の多いものから2層の多いものまである．
さて，本炭層の試料採集地点は標高一34mであ り，この付近の現河床は標高約85mでかっ河床堆 積物はほとんどなく．佐世保層群が露出してレ る。
したがって過去においてこのレベル以下に河床が 下ったことはない 採集地点はこの河床より約110 m下位である。この程度の深さにおける地下水流 がどういう状態であったか推定は困難であるが，
すくなくとも地表付近とくに現河床より高い位置 にある地層と比較して風化作用は著しくinaCtiVe であったといえよう・本試料ではすくなくとも現 世における風化作用の影響は受けたとしても極め て弱いと考えられる一しかし，洪積世においては 問題がある一洪積世の寒冷気候下における最大海 水準低下量は一110〜一125m前後（星野，197！）
あるいは一140m（湊，1966）などといわれている．
それ故当時は一110〜一140m付近までは風化作
用の影響範囲に入らないという保証はない・また，本斜坑は試料採集時すでに坑道掘肖11後8年を経過 しており，掘削後に進行した一橦の風化作用の影 響がなかったとはいえない、これを吟味すること とも困難である．以上のことから，標高一140m 以下で，しかも新しい切羽における試料が必要で
ある．
5．3．2 福島炭鉱C28（図一9，表一8）
北松地区では稼行中の炭鉱はほとんどない状態 であるので、層準は異なっても当炭鉱以外に目的
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図一7 鷲尾燧道A坑道断層図 C37c
北松型地すべりの発生機樽およぴ予知に関する研究（第3報）防災科学技術総合研究報告 第32号 1974
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図一8
飯野松浦炭鉱十二ヘダ（C37）の試料採集は不可能であった．当炭鉱では福島二 尺（大瀬五尺C20｝C21に対比），およぴ鍋串二枚
（柚木三枚C28に対比）の二層準にっいて計4カ 所で採集することができた．詳細は別の機会にゆ ずり，採集当日掘削中の切羽面であった鍋串二枚 についてのべる、なお，標高は一420mであり前 記の問題点はのぞかれたと考える．
本炭層の地質柱状は中間に50〜60㎝の厚さをも っ灰色の酸性凝灰岩層をはさみ，その上下に50〜
60㎝の石炭層がある．また，これらの石炭層には
厚さ1〜5㎝の褐色のゴマ層（凝灰岩層）が2〜
3枚挾在する．
これらの凝灰岩層・ゴマ層の粘土鉱物は表一8，
図一9に示めされているように，主体はモンモリ ロナーイトまたはほとんどモンモリロナイト成分か らなる混合層鉱物からなっており，これにイライ ト，緑泥石，およぴカオリナイトが小量加わって
いる．モンモリロナイトの層間水の状態は中間の 酸性凝灰岩層におけるものが一層を主とするもの で，混合層鉱物のモンモリロナイト成分は二層の ものが多いが一層のものも存在する．最上部の炭 層と頁岩との接触部には破砕帯状にじょう乱され た、しかし，割合乾いた粘土薄層がみとめられた一 ここの粘土鉱物は，モンモリロナイトとイライト の不規則混合層、イライト，縁泥石，カオリナイ
トなどからなっている．
6．考察と結論
（1〕以上の結果を要約すると，鷲尾地すべり変 動領域において主すべり面をもつC37c屑準の粘 土層，すべり面の形成されていないC37a，およぴ C37b層準の粘土層，非変動領域におけるC37c
のゴマ層一粘土層，また現世（Recent）にお
鷲尾岳地すべりにおけるすべり面付近の粘土の粘土鉱物一大八木
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図一g
福島炭鉱 鍋串二枚（C28）ける風化作用をほとんど受けていないと思われる C37層準，そして層準は異なるが炭層に挾在し洪 積世以来まったく風化作用を受けていないと思わ れるゴマ層あるいは凝灰岩層におけるすべての粘 土鉱物組成のうち，量的にもっとも主要なものは
モンモリロナイトおよぴイライト1モンモリロ
ナイト系混合層鉱物であるということになる．こ れに，小量のカオリナイト，イライト，緑泥石な どが含まれている、以上の結果から次の二っの推 論がなされよう．1） 当地すべり地の主すべり面（C37c）付近 に認められるモンモリロナイトおよぴ混合層鉱物 のモンモリロナイト成分の大部分は，当地すべり ＊の変動開始時期以前から存在していた．
2） 二っの炭鉱の試料からみて，モンモリロナ
イトおよぴ混合層鉱物のモンモリロナイト成分の 生成は風化作用が加わった時期よりも先行してい
た．
この間題と関連が深い間題として，グリーンタ フ地域に多数胚胎しているベントナイト，およぴ 酸性白土といわれる二種類のモンモリロナイト鉱 床の存在がある・これらは一般に流紋岩ないし流 紋岩質凝灰岩を原岩として，低温の熱水変質作用 か，または続成作用によって形成されたものと考 えられている（Takeshi，1969）。日本におけるよ
うな温暖多雨の気侯条件下では地表付近における 風化作用の影響範囲では地球化学的環境条件は，
モンモリロナイトを他の鉱物から生成する方向よ りはむしろ，カオリナイト系鉱物生成の方向へ有 利であると考えられる（たとえばCarroIl，1970，
ホ 当鷲尾地すべりの変動が地表で亀裂発生などによって認められたのは昭和25年（1950）の春である（大八木ら， 1970）
北松型地すべりの発生機樽およぴ予知に関する研究（第3報）防災科学技術総合研究報告 第32号 1974
Table2）．グリーンタフ地域の鉱床では，既存の モンモリロナイトは風化作用によって次第にカオ リナイトヘ変化することが認められている（Ta−
keshi et a1．1969）．また，炭層の場合には炭層に 含まれている硫化物が02を多く含んだ地下水に
よって酸化し，たとえば次の反応
2FeS2＋2H2（）十702ご2FeS04＋2H2SC㌧
（Loug hnan，1969，P−36）
によって水素イオン濃度が増大し，すなわちpHが 小さくなり，上記の傾向はさらに強まるものと考 えられる．したがって，風化作用の働く以前から モンモリロナイトおよぴ混合層鉱物のモンモリロ ナイト成分が存在していたという上の推論は環境 条件からみても自然な結果であると考えられる．
（2〕それでは、北松地域の場合にモンモリロナ イトおよぴ混合層鉱物のモンモリロナイト成分は どこまでさかのぼれるであろう．佐世保層群堆積固 化後の構造運動による圧砕作用などによってモン モリロナイト生成に有利な条件がもたらされなかっ たかという問題がある。この問題に対する全般的 資料はないが，今対象とした試料に関していえば，
深部で採集した試料では原岩の組織は乱されてい ないことが指適できる、北松地域には広範囲にわ たって，北松浦玄武岩類が佐世保層群を不整合に 覆っている（Kurasawa，1967）．この玄武岩類の 噴出時期は鮮新世で約800万年前（Kojimaet a1 and Kurasawa，1968）とされている．現在北松 地域には温泉は認められないので，約800万年前 から現在まで活動するような息の長い後火成作用 はなかったと考えられる．それでは，約800万年 前玄武岩類噴出当時には熱水作用がなかったであ ろうか．今のところこの点に関する研究は空白状 態である一本報で取扱った試料採集地点では，熱 水作用を示す証拠は認められていない．しかし，
積極的に否定する証拠も認められていない．
以上g考察から・ここで間題としている鉱物組 成の起原に関しては，必然的に佐世保層群の堆積 から続成作用の進行，そして，北松玄武岩類の活 動にいたる一連の時期を研究しなければならない ことになろう．この問題は，北松地域における現 在の地すべり現象を理解する上で基本的な問題の 一っであると考えられる．
（3〕地すべり変動によるモンモリロナイトの新 生説（たとえば渡部、1966）は上の考察からみる
と疑問となるわけである．もちろん，地下水の作 用にょる（風化作用による）モンモリロナイトの
生成は全面的に否定されるものではない．
東北・北陸地方の新第三系に分布する地すべり 地において，モンモリロナイトはごく一般的に存 在している（谷津，1965）一それらのモンモリロナ イトの成因にっいては，地すべりの研究者の間で は一般的に風化作用が重視されている．しかし，
続成作用によって形成されたモンモリロナイト鉱 床の例．およぴ北松地域の例から考えて，東北・
北陸地域の場合もすべて風化作用でかたづけられ る悶題ではなさそうである．
（4〕上の結果およぴ推定される環境条件は，地 層とともにゴマ層のうけた風化作用を否定するも のではない．X線回折の手法による同定範囲では，
一応モンモリロナイトと同定されたものでも，す でにみたように層間水の状態には種々のものが認 められる 現在，他の分析を行なっていないので その原因はっかめていない．グリーンタフ地域に おけるモンモリロナイトの鉱床，あるいは泉南地 方の堆積物では地表付近の風化作用によって，モ ンモリロナイトの陽イオン交換能，交換性イオン の種類，結晶内部構造に変化が認められている（Ta−
keshi et．a1．1969；宇野・武司，1971）。北松地 域のゴマ層一粘土層のモンモリロナイトの場合 にも，上のような変化が風化作用によってもたら されているにちがいない．モンモリロナイトの場 合にはその土質力学的性質は陽イオン交換能の大 小や，交換イオンの種類によって著しい相異が生 じるといわれている（Grim，1961，P．206〜P．264）
ので、X線回折による同定範囲では風化作用の影 響が明瞭に検出されなくても，交換イオンに変化
があれぱ土質力学的には無視できない大きな変化 が起こっていることになるであろう。混合層鉱物 の場合，たとえば北松地域の試料のようにイライ トーモンモリロナイト系混合層の場合に，その 混合層構造のなかでイライト成分とモンモリロナ イト成分はそれぞれ単体で存在するものと同様の 土質力学的性質をあらわすのであろうか．もしそ うであれば，その混合層鉱物からなる粘土の土質 力学的性質は両者の存在比の函数になるはずであ る、あるいは混合層となったために別の性質を持 つのであろうか．
これらの諸点も今後の重要課題である．
（5jさて，前述のような鉱物組成の凝灰岩質薄 層（ゴマ層・粘土層）がどのような過程を経て，
また何故に勇断面あるいは勇断帯（すべり面・す べり帯）を形成しやすい層準に発展してきたので
鷲尾岳地すべりにおけるすべり面付近の粘土の粘土鉱物一大八木
あろうか この間題に関しては稿を改めて考察し
たい．
謝辞：炭鉱における試料採集にあたっては九大名 手教授野田光雄氏，三扇コンサルタント本村芳政
氏，元福島炭鉱，およぴ元飯野松浦炭鉱の方々に 種々の御助力を賜った．ここに記して感謝の意を 表したい．
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北松型地すべりの発生機篇およぴ予知に関する研究（第3報）防災科学技術総合研究報告 第32号 1974
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