187
花崗岩地帯における崩壊。侵食特性
一三重県美杉村を例として−
川遥 拝・高井 和之＊
The Characteristics of Collapse and Erosion on the Granitic Area HiroshiKAWABE and Ka2：uyukiTAKぷ＊
1．はじめに
斜面の発達は稜々の営力によってもたらされるものであるが，中でも我が国では降雨の働き
（流水の状態も含め）に特筆すべきものがある。そして，その雨の降り方は斜面地形の変化の様 相に様々な特色を与える。たとえば，血特約に大盈に激しく降る雨ほ，大規模崩壊を発生させた
り，中小規模の崩壊を多発させ，急激な地形変化および土砂生産をもたらす。それに対して，通 常の降雨は，既存の崩壊地の面的なあるいは垂直的な拡大侵食や泰衡侵食によって，人間の冒に は知覚できないほど薄く，地衆を徐々に剥いでいく。また，土砂の移動は伴わないまでも，原位 置で岩石の風化が行われ，崩壊・侵食の予備物質として番撰されていく。前者は数年あるいは数 十年に一度の割合でしか生起しないが，後者は日常的をこ見られる現象であり，それらが両々相まっ て長いタイム。スケールでの地形変化となり，山方短期的には流域からの生産土砂となって大き な役割を演じているのである。
本報告は，降雨による地形変化を著しく受ける代襲的な地質である花崗岩地帯を対象として，
この二つのタイプの地形変化（前者を「崩壊」，後者を「侵食」と呼ぶことをこする）を調査およ び観測し，風化の激しい地域における地形変化のプロセスに検討を加えたものである。まず2車 では，三盈県美杉村で昭和57年に発生した台風による夜雨災害の調査結果から，夜雨時における 崩壊による地形変化を扱い，続く3牽では，三盛大学附属演習林内の小崩壊跡地での平常時の侵 食による地形変化を扱う。さらに4牽でそれらを総合して，花崗岩地帯における地形変化のプロ
・kスに検討を加えている。
＊ 現所属：妓阜県林政部
188 川避 渾・高井和之
2∴豪雨による崩壊の分布特性
（l）概 要
本研究の調査対象地域は，三盈県一志郡菜杉村を中心とし，さら軋隣接の嬉野町と松阪市の西 北部を含む山地地域である。主に中生代の花崗岩斯とそれが変成を受けた片麻岩妖より構成され ており，これらの花尚碧析は風化を激しく受けマサ化している。この一帯は，昭和57年7月31日 から8月2日にかけての台風に伴う豪雨により，多くの斜面崩壊，土石流が発生した1）−2）。こ の台風は美杉村を中心に600mmを超える多盈の雨をもたらし，奥浄ではリターソピリオド250年
の日岡盈を記録している。はぼどの観測所でも8月1日の20暗から21時にかけて最大時間雨盛 60〜80mmが記録されているが，この雨に兜立って7月16日頃からすでに250mmを超える雨が降っ
ており，斜面はかなり水を含んでいる状態であった。
（2）調査方法
調査には国土地理院発行の2万5千分の1地形図「ニ本木」「大仰」「伊勢奥津」「大河内」を 用い，これに1km四方のメッシュをかけて，305偶の標本を取り出した。そして各メッシュにつ いて地形解析により，
室ノロ，久鼠 八知，多気，下ノ川，粥見での雨盛儀劇データをもとにティーセソ法を用いて，
5）累加雨盈，6）最大時間雨盈を，さら軋崩壊分布図2）より，7〉崩壊密度を求めた。崩壊に 対して，1）〜4）は素因，5）と6）は誘因となって作用するものである。
各メッシュ毎に最高点と最低点を求め，その平均値を平均標商とし，差を起伏盈としている。
平均傾斜Ⅰの算出には次式のホ…トン法を用いた。
Ⅰ＝ n7r△11／21
ここで，nは長さ1の線分を横切るコンター数，Ahはコソターの間隔である。また谷密度は，
それに相当する盈としての儀pを，平均傾斜Ⅰと起伏盈Rから次式によって誘導してある3）。
β ＝0．65・工／R
崩壊密度については，各メッシュ内の崩壊地を規模に関係なく拾い出しているが，樹枝状崩壊 地の場合は，斜面上部で発生した個々の崩壊地からの流出土砂が，たまたま斜雨下部の凹地で合 流したものと考え，それぞれの枝先の数を計測することにした。また，崩壊地が2つあるいは3つ のメッシコ．にまたがっている場合は，澄も大きい簡楷が属しているメッシュの崩壊に数えている。
（3）対象地域の地質・地形構成
調査対象地域の基岩は，中生代の花崗岩類とそれらが変成を受けた片麻署餅によって構成され ているが，詳細をみると，美杉村八知〜八手俣左岸の山地から下ノ川，嬉野町小原，松阪勢砕を 結ぷ東西方向ないしは西北西仙東南兼の地酵には，幅5〜6kmにわたって鼎輩督花崗岩常を交 える額家片麻岩が出現し，その北部と南部には広く巣褒母・角閃石を含む花柄閃緑碧が分布して いる。
189 花崗岩地帯における崩壊・侵食特性
0 0 ′叫 2 メッシュ数
100 3（氾 500 700 平均標高 （m）
（1）平均標商
】00 200 300 ム00 500
起伏盈（m）
（2）起伏盈
0 ∩︶ 6 ′q
メッシュ数
0．6 】．0 】．ム l．8 2，2
（1／km）
谷密度（相当盈）
自）谷密度（相当盈）
2・6 以上
以下
10 20 30 平均傾斜 （deg）
（の 平均額斜
ム0
図−1．各地形質索の分布
図…1（1）−（4）は，各地形要素が本地域でどのように分布しているのかを示すヒストグラム である。これによると，平均標高400〜500mのメッシュが蔑も多いものの，100〜500mの他の階 級との差は小さく，この間にほぼ均等に散らばっており，全体の約8割を占めている。起伏及ぼ
150〜300mのメッシュが比較的多く，平均傾斜は25〜350で全体の約6割を占めている。平均傾 斜の分布は起伏盈と異なり，右に偏った分布，つまり平均傾斜の大きいメッシュの割合が多いこ
とを示している。地形を造る岩石の性質を反映する谷密度については，谷密度相当盈が1．0〜
1．61／kmのメッシュが多いが，1．61／km以上にも広く分布している。
（4）降雨と崩壊
調査地の降雨状況を図叩2（1），（2）に示す。累加簡盈では400〜600mmの階級で全体の75％
程度を占めており，300〜700mmにほとんど全域が入っている。最大時間雨盈は40〜50mmと70
〜80mmが多いが，30〜80mmの間に散らばっている。園ト3は累加雨鼠と崩壊密度の関係であ る。同図（1）ほ，而盈の階級毎の崩壊総数をその階級に含まれるメッシュの全面積で割った，単 位面輩当たりの崩壊個数を襲わしている。また同園（2）ほ，累加岡盈と崩壊密度との関係をメッ
川追 洋・高井和之 190
30 40 60 80
（mm′hr）
濃大晦関所盈 00 最大時間雨盈 200 ん00 600700
累加雨感mm）
（1）累加雨盈
図−2．雨並の分布
シュ毎にプロットしたものである。累加雨盈が500mmを超えると崩壊が急増する傾向が見られ
る。また，350〜500mmでは崩壊密度は平均的には1個／km2程度であるが，個々のメッシュを 見ると，最悪の場合10個／km2にもなっていることがわかる。
同様のことは図仙4の最大時間雨盈と崩壊密度の関係についても貰える。ここで，図の（1），
（2）の内容は上述累加雨盈の場合と同様である。最大時問雨盈が50mmを超えると崩壊が急増す る傾向にあり，個々のメッシュを見ると（図−4（2）），プロットの上限を連ねる包路線は，最 大時間耐盈と共に崩壊感度が増大していく様子を示している。
（5〉 地形特性と崩壊
図騨5に崩壊密度の分布状況及，陛ト6〜図−9に各地形質寮と崩壊密度の単血相関を示す。
各図の（1）は，各地形質索を適当な階級に分け，その階級魔の崩壊総数を崩壊が発生しなかった メッシュも含めた各階級毎の総面輩で割ったものである。また各図の（2）ほ，崩壊が計測された メッシニ1すべてをプロットしたもので，その散らばり具合濫よって，どの程度崩壊が発生する可 能性があるのか見積もることができる。なお，括弧付きのデータは，対象となる標本数（メッシュ 数）が著しく少ないために，倍額度が低いと考えられるものである。
図…6は平均標高と崩壊密度の関係である。同国（1）によると，100m付近から崩壊が発生し 始軌 450m付近まで標高と共に崩壊密度は増大し続ける。標高が商いほど風化されやすく，雨 の降り方も激しいことを考えれば理解できる。平均標高500mを超えると該当する標本数が少な
くなるため，データにばらつきが生じているが，標高の高い地域では平常時の侵食・削創作用に より，風化生成物が斜面上に懲り難く，崩壊密度が逆に減少する傾向にあることもー困であろう。
191 花崗岩地帯における崩壊・侵食特性
√田ミニ視軸聾肇
65巨】
192 州道 洋・高井和之
35−8 4Bt切 45・切 58．8 55．8 6臥牒 65．8 7臥8 最大時間雨露（mm）
25．8：…．．．．．．．………‖ 叫 岬 ．．．．．三丁︐
⁝．
1一 ■サエ ㌃雲＼こ 登報肇蚕 8 匂
5 8
5．8
35・8 4臥日 45．8 58．B 55．切 6臥8 65．8 7臥8 75．辺 最大時問雨盈（mm）
図…4．敢大時間蘭凝と崩壊密磯
花崗岩地帯における崩壊・侵食特性 193
5 10 15
（l／km2）
20
燐壊密度 図−5．崩壊密度の分布
この傾向ほ同園（2）にも見られる。またこの固からは，たとえば平均棟商が500mのメッシュでは，
1km2当たり10伺以上の崩壊が起こる可能性は極めて少ないこと等が茂み取れる。
因−7ほ起伏盈と崩壊密度の関係である。同閣（1）より，㌧両者にほ極めて良い相関があり，計 算上起伏盈が約70m増す毎に崩壊密度が1つ増加している。ただ，起伏盈が400mを超える辺り から崩壊密度の増加が鈍り始める傾向が見られ，このことほ同図（2）でも伺える。これは，起伏 盈が後述の平均傾斜と相関があることから理解できるであろう。
平均傾斜と崩壊密度の関係は，図−8（1）のように10〜400 の範囲でほ商い相関関係が見られ る。しかし，350 を超えた辺りから崩壊密度の増加は見られず，むしろ減少する傾向さえある。
これは，風化生成物の日常的な侵食による削剥が行われるためと考えられる。同図（2）より，崩 壊の起こる限界は120程度で，350付近まで急激に崩壊密度が増えており，傾斜が崩壊に強く結 びついていることが伺える。
谷密度（相当盈）と崩壊密度の関係は，図−9より免の相関関係になっている。一般的には谷 密度が大きくなるほど崩壊が起こりやすいと貰われているが，逆の結果がでたことについては，
当該地域ではある程度の斜面長（輿水域）が必翠であったからではないかとも考えられる。
（6）統計的手法による要因分析
前節では，崩壊がどのような場所で発生しやすいか，あるいぼ発生しにくいかについて，降雨 や地形極性の個々の要因と崩壊層磯との単相朗を検討してきた。しかし現契の崩壊は，それらの 多くの異なった要因の，複雑な絡み合いの中で発生している。したがって，崩壊に対するそれぞ れの要因の関与の度合を，より正確に把接するためには，単相関の検討だけでは不十分である。
1911 川追 搾・高井和之
188 288 3切8 488 58切 688
平均標高 くm〉
25．めi…・…・・−……州……仙州…・・………▼て……▼…，・・州 −・・…て▼…・叫・血・・
√だミニ堪観聾写
8 1田切 28切 3∈）匂 488 588 688 788
平均標高（m）
図仙6．平均標商と崩壊密度
195 花崗岩地滞における崩壊・侵食特性
︵㌔ミニ．鋸凝聾聾
郎氾 5E旧
田 1E）8 2巨旧 3B8
起伏盈（m〉
園…7．起伏盈と崩壊密度
196 川出 汁・高井和之
√浸くこ 視軸聾肇
8．8 18．匂 2臥8 38．切 48．B 5臥牒 平均傾斜 くd￠g〉
（2）
●
●●
● ■■
●●●●
●一●■● ー● ●
● ● ● ● ● 一 一 ●
● ● 一 l■ ● ● ● ■
● ●■ ● ■■■ ■ ■ ■ ー■ ●■ ● ● ● ●
ー ■ ● t■ ● ● ● −■ ● −● ● ● − ● ● ● 一 一 ● ●
10・0 20・0 30．0 40−0
平均傾斜 （deg〉
図−8．平均傾斜と崩壊感度
花崗岩地帯における崩壊・侵食特性 197
︵Nぷ＼こ⁝撃即事蛋
臥5 l．B l．5 2．8 2．5 谷密度（相当盈） （1／km）
︵㌔ミニ恕視聾茸
1臥8
5．8
臥瀾
臥5 l．9 1．5 2．8 2．5 3．8 谷密度（相当盈） （1／km）
園㈱9．谷密度（相当盛）と崩壊密度
州道 渾・高井和之 198
今までにも種々の地形・地質因子と崩壊との関係が，多変盈解析等の統計的手法を用いて論じ られてきた。例えば，村野4）・S）は，流域単位面撥当たりの崩壊面掛に影響を与える因子として，
降雨盈，地質および起伏盈を挙げている。また大森8）は，斜面の安定性に対する関与の度合の大 きい因子として，統計処理の結果，地質と起伏盈の歪みが上位1位と2位を占めるとしている。
本報告でもいくつかの統計処理を行い，諸因子と崩壊密度の関係を抽出することを試みるが，
その前に前記6因子（平均標高，起伏鼠 平均傾斜，谷密度，累加雨盈，最大時問雨盈〉相互の 相関の程度を調べてみる。
回帰分析の結果，累加雨盈と最大時間爾盈の相関が大きく（相関係数0．816），累加雨盈が大き いメッシュはど傲大時間雨畳も大きい傾向がある。また，起伏盈と平均傾斜の問にも図ト」0のよ
うにかなり良い相関がある（同0．701）。このような関係は2kめ方眼の場合にも認められている7）。
そこで，ほぼ独立な因子として，平均標商，起伏盈，谷密度（以上，索困），最大時間雨慶（誘 因）の4因子を採用する。なお，平均標高と平均傾斜（あるいは起伏盈）秒間にも，図ト11に示 すようにある程度の相関が見られるが（同0．629），平均標高が500mを越えると逆に平均傾斜が 小さくなる場合もあり，ここでのばらつきが大きいので，平均標高も独立な因子の単に含めた。
この500m以上の部分で傾斜が小さい（起伏盈が小さい）メッシュが多く出現するのは，小起伏 面の存在と関係しているのであろう8）。
0 100 200 300 ん00 500
起伏盈 （m）
図上10．平均傾斜と起伏盈の関係
100 200 300 ろ00 500 6∝） 700
（m）
平均標高
囲−11．平均傾斜と平均標高の関係
199 花崗岩地帯における崩壊・侵食特性
本報告では，要因の内的構造を分析するために主成分分析を，また要因と崩壊との因果関係を 分析するために判別分析と数盈化分析2輝の方法を用いた。
a，主成分分析
平均標高Ⅹl，起伏盈Ⅹ2，谷密度Ⅹ。，最大時間雨盈Ⅹ。の4因子相互の関係を明らかにするた めに主成分分新を行った。その結果，窮1主成分Zlは起伏盈と最大時間雨盈の寄与が大きく，
第2主成分Z2は谷密度の寄与が大きく計算された。第2主成分までの累積寄与率は80％であっ た。
Zlニ＝0．00222Ⅹ1−ト0．00423Ⅹ2−0．497Ⅹ。抽卜0，0250Ⅹ√−2．32 Z2＝0．00194Ⅹ1−0．00218Ⅹ2−卜1．18Ⅹ。＋0．0607Ⅹ4−5．26
図−12は，掛軸に第1主成分，縦軸に第2主成分のスコアを用いて，各棟本をプロットした分 布図である。崩壊密度が4個／km2以上1〜3個／km2，崩壊なしの3橡琴に区分してプロッ
トしてある。これによると，4個／km2以上の崩壊多発地帯と崩壊の発坐していない地帯は，ほ ぼ分離されている。このことは，崩壊の発生に上記4因子，とくに起伏盈と最大時間雨盈が深く 係わっていることを示唆している。
b．判別分析
「崩壊が全く発生しなかったメッシュ 」を第1グル鵬プ（メッシュ数115），「崩壊が1つ以上 発生したメッシュ」を第2グル…プ（メッシュ数190）として判別分析を行った。用いた因子は 主成分分析と同様の4因子である。
各因子の判別係数は，平均株高 鵬0．000916，起伏盈−0．00891，谷 密度−0．451，最大時間雨盈
…0．0532，定数項として5．95が得ら れた。その結果，崩壊が発生しなかっ たのに発生したと誤判別された割合 は約23％，逆に崩壊が発生したのに しなかったと誤判別された割合は約 25％で，ほぼ75％の的中率であった。
ここで，第1グル…プの中で判別 値がプラス方向に大きい群（澱も崩 壊発生の特性を宿していないとみら れる群，メッシュ数25），第2グル脚 プの中で判別値がマイナス方向に大 きい群（蔑も崩壊発生の特性を宿し ているとみられる群，メッシュ数29）
第2主成分
閣ト12．主成分スコアによる崩壊密度別の標本分布
⊂コ各カテゴリー毎の全体に対する割合
‡辺詔そのうち，蔑も崩壊発生の特性を有して いないとみられるメッシュの割合
⊂コ各カテゴリ…魔の全体に対する割合 俊辺そのうち，最も崩壊発生の特性を有して
いるとみられるメッシュの割合
図−13．崩壊発生群と非発生群における各種因子の分布
を選び出し，これらのこ群について，それぞれの項目のカテゴリ…霧の頻度（パーセント）を 図】13に示した。図車の白抜きのヒストグラムは，カテゴリー毎の崩壊発生・非発生の全体に対 する割合を示し，斜線部は上記二群に含まれるメッシュの割合をカテゴリ竹森に表わしたもので ある。
第1グル…プ（崩壊発生群）では，起伏盈と最大時間爾盈が大きいぼど，谷密度が小さいほど，
崩壊発生の危険度が大きいが，第2グループ（崩壊非発生群）では，平均楼蘭，起伏盈および最 大時間雨量が小さいほど，崩壊発生の危険性が小さいことがわかる。平均標高と起伏盈の問には，
因−11に準じた相関がみられるので，結局，起伏盈と汲大時間雨盈の大きいメッシュほど崩壊発 生の危険性が大きく，逆に両者とも小さいメッシュほどその危険性は小さいということができる。
c．数盈化分析2餅
「崩壊発生」と「崩壊非発生」の2つのグル…プを外的基準にとって数盈化2弊蔓を適用した。
採用した項目とカテゴリ…，数盈化2塀の手続きで得られた数値および偏相関係数を衆岬1に．示 す。カテゴリー数盈のうち，正のものをま崩壊発生の方向に，負のものは非発生の方向に作用する。
袈−1によれば，最大時間雨盈が最も影響を与えていることがわかる。カテゴリ…数盈の大きさ をみると，起伏盈，谷密度，最大時間雨急については，数盈が大きいほど崩壊しやすく，逆に小 さいほど崩壊しにくいという関係がみられる。
カテゴリー数盈を用いて各棟本のスコアを計算し，0，2刻みに分割して度数分布を求めたもの が図−14である。「崩壊発生」のスコアの平均値ほ仙0．742，標準偏差は0．887，「崩壊非発生」の
花崗岩地帯における崩壊・侵食特性 201 スコアの平均値は0．449，標準偏差は0．771であった。図中には崩壊発生と非発生の分岐点も示し
てある。分岐点は，崩壊が発生したのに非発生としてしまう誤りの率と，非発生にも拘らず発生 としてしまう誤りの率が等しくなるように設定してある。ここでは分岐点は−0．6程度で，−0．6 以上は発生，−0．6以下は非発生と判定することになる。崩壊発生・非発生の的中率は約80％で
ある。
衆−1．崩壊の発生・非発生に関する項目・カテゴリ…と数盈化
項 目 カ テ ゴ リ ー カテゴリー
数 盈 1．200m未満 …0．633 2．200m以」ニ 400m未満 0．332
1．平 均 標 高 0．2月5
3．400m 〝 600m 〝 0．199 （第2位）
4，600m 〝 −0．609 1．100m未満 −0．558 2．100m以上 200m未満 −OJ‖1
0．205
2．起 伏 蕊 0．061
（第3位）
4．300m 〝 400m 〝 0．580
5，400m 〝 0．691
1．1．01／km未満 −0．489
2．1．01／km以上1．61／km未満 −0．054 0．126
3．谷 密 度 3．1．61／km 〝 2．21／km 〝 0．220 く第4位）
4．2．21／km 〝 0．275 1．40mm／hr以下 −0．714 2．41mm／hr以上 50mm／hr以下 −0．539
4．戯大将問雨盈 0．308
3．51mm／hr〝 60mm／hr〝 0．358 （第1位）
4．61mm／hr 〝 0．520
崩壊に備わる多数の因子のうちの山部を 採用しただけであるが，以上の3轍餅の多 変盈解析の結果を総合すると，素因として は斜面の傾斜に関する因子（ここでは起伏 盈），誘因としては降雨の強度に関する因 子（ここでは最大時間雨盈）の影響が大き いこと，また，1kmメッシコ．での平均標
0 1．0 2．0 商，起伏盈，谷密度，最大時間雨盈を用い
−30 −2．0 −1、0
ス コ ア
ると，75〜80％の確率でメッシュ内での崩 壊の発生・非発生を判断することができる
ことが明らかにされた。
囲ト14．標本のスコアの分布
202 川追 洋・商井和之
3．崩壊跡地における平常時の侵食過程
（1）概 要
我が国のような温帯湿潤地域でほ，山地斜面を発達させる主賓な営力として，前車で述べたよ うな崩壊現象が濃紫であることが指摘されている。崩壊による地形変化は，豪雨や地質などを誘 因として生じ，前章ではとくに濠雨による崩壊の分布特性について述べてきた。こうした崩壊に よって生じた裸地は，十数年で植生が回復することが多いが，一方最遠坊間植生に覆われない崩壊 地も多く，この種の崩壊地ではその形成後，通常降雨により土砂が生産され続け，徐々に地形変 化を来している。このような土砂の年間生産盈ほ少ないが，数十年ないし敷石年近く継続すると，
一時的な崩壊による生産土砂盈に匹敵するものになると考えられる。
本章では，このような侵食作用の原理を調べるために，三盈県焚杉村にある三盈大学附属演習 林内の小崩壊地を対象試験地として観測を実施した。
（2）試験地の概況
試験地の平面図と縦断面図を図−15，16に示す。試験地は幅5〜8m，長さ約30m，面積 約160m2，傾斜40〜450 で，ほぼ東面している。現地における予備調査として地形測魔の他に，
1）簡易弾性波探凰 2）敬遠能試験，3）質入試験を行った。
図0017は簡易弾性波探査の結果である。測線は斜面上部で縦断方向に張られた。深さ約20cm を境に，衆周100m／s，第2層560m／s程度のP波速度であった。第2層は少なくとも深さ3m 程度までは続いているものと思われる。六甲山系での弾性波探査結果9）によると，第1層は脆弱 な表土，第2層は完全に風化したマサ土に相当する。
浸透能試験は次のような簡便な方法9）で行った。まず，鋼製円筒（内径15cm，高さ22cm）を 斜面より鉛直に5cm程度打ち込み，円筒内の湛水深さが常に一定（約2cm）を保つように注水 する。1分間に注入した水盤を浸透能と考え，これがほぼ一定になるまで継続する。この場合，
円筒の下端以下の土では鉛直浸透とはならないので，測定値に補正係数（マサ土では0．1）をか けて補正する。
滑落應より斜距離で約2mの地点における，地表，深さ20cm，同40cmでの浸透盈仙時間曲線 を図…18に示す。試験開始後7分程度で，地表と20cm深では60〜80mm／hrの浸透能に落ち着
くが，40cm深では水はほとんど浸透せず，したがって深さ20〜40cmの間に透水層と不適氷層の 境界があり，その面で側方浸透蘭が発生しやすいものと判断された。
質入試験にはコ…ソペネトロメ…タ…を使用し9），崩壊地内および周辺林地内6箇所（図…16 参照）で土の質入抵抗を調べた。結果を図…19に示す。従来の調査結果をこよると，広島県典籍内 の花崗岩餅に対しては，嚢層崩壊の発生している表土層の質入抵抗値は4〜6kg／cm2以下であ
り10） ，また小豆島の花齢碧類では，すべり爾付近の質入抵抗値ほ11kg／cm2であったことが報告
されている11）。本試験地で質入抵抗値が4〜6kg／cm2以下の層の厚さをみると，滑落鹿直下
203 花園碧地帯における崩壊・侵食特性
＝＝＝＝＝＝ニ歩道
2 J− 6 8 10
距離 （m）
閣ト17．簡易弾性汲探査 図ト15．崩壊跡地平面図
垂直距離
20・1
（⑥地点）でほ10cm，崩壊地中 ほど（①地点）で30cm，崩壊地 下部（①地点）で30cm，崩壊地 末端の堆砂部（①地点）で55cm，
崩壊地外の林地でほ，滑落崖の上 方（④地点）で40cm，側方左岸 側⑤地点で30cmとなっている。
測点数が少ないので詳細は不明で あるが，崩壊地内では10〜30cm
川追 洋・高井和之
ム000
3000
程度の表土層が存在するようであ る。弾性波探査や浸透能試験の結 果も考え合わせると，表土層の厚
さほ20〜30cm程度であろう。
さらに，試験地の深さ30cmお よび60cm付近から試料を持ち帰 り，4）一面努断試験，5）粒度 試験，6）比盈就験を行った。劇 画勢新訳験の結果を図ト20にり 粒 度試験の結果凌図ト21に示す。
0 0 0
嘲困駄馬喋
一ム0⊂m 2・8m¶、r
2 ム 6 8 10 12 1ム
経過時間 （m油）
図血18．現場浸透能
質入抵抗 （kg／こm王〉
￣十 ＿二
2 ム 6 8 10 12
10 20 ユ0
ん0
岬．叩∴ゼ50
′＿
0 8
▲．〇
▲7ヽ
0
−−−−−＝
1−−−−−−−−
2 ム 6 8 †0
10 20 30 ん0 50 60 70
−・ヰ人力でほ測定不可能
園…19．質入試験結果
花崗岩地帯における崩壊・侵食特性 205
mU 八∽一
3 ︵モミ芯︶ 登青苗恕 1轡⁝⁝⁝・⁝雲 鵬 椚 tan参＝0，20
l ■Mわい−￣−●一●−●叫◆■t●−い●−■▼■
2日臼 i tan￠＝0．22
！ ト……・・・・・・…・・
1田切 叫 00 け ⁝○ ⁝ −
− − ：探さ 0 − 0．3m
− − ：深さ 8．3−0．6m
l．2 1．6
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臥8 8．4 臥8 垂直応力 （kgf／cmヱ）
図仙20．一面鶉断試験轄果
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︵訳︶ 首李ヒ詣㌻箱男
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図仙−21．粒径加啓曲線
206 川追 渾・高井和之
図−20によると，強度的をこほ両者にほとんど差ほなく，C＝38或／cm2，tan￠＝0．20〜0．22 であった。図−21の粒径加横曲線によると，60cm探の試料は全体的に粒径が細かく，2cm以上 の大きい礫とシルトを多く含んでいる。30cm深の試料は細砂以上の粒径を比絞的均等に含んで
いる。また，比重については，30cm深の試料で2．67，60cm深の試料で2．84が得られている。
（3）侵食過程の観測 崩壊地虹おける衆面侵食を経 時的に追跡するため，崩壊地内
にプロットを設け，侵食深と侵 食土盈および降雨蓋の観測を行っ た。侵食深の測定には，囲−15 に示す位置に打没した杭を用い，
また侵食土盈は土砂揃集用の溝 を掘削して測定した。これらの 調査の対象は崩壊地の上部，土
褒朋2，侵食土砂盈と降雨盈（1990〜1991年）
月／日 11／ぺ71レ′飴 払乃0 1；レ惣 レ協 む／9
平均像食深 （cm 0．24 0．41 0．08 …0．26 …0．32
）
算定土砂盈 （mj） 0．18 0．31 0．06 …0．20 −0．24
捕粂土砂盈 k 頚
0・15
（g）
：殴大日雨盈 mm日 24．5 248．0 11．0 25．0
（／） 1．0
累加雨丑 mm 45．5 302．5 41．5 72．5
（） 1．5
砂揃輿用の薄より上方の部分で，その面積は75．7m2である（図ト15象照）。観測期間中の日岡盈 を図−22虹，侵食深および侵食土砂盈を嚢…2に示す。袈仰2の算蔑土砂盈は，侵食深の値をも とに各期間内の平均侵食深を計算し，この億に面積を乗ずることによって求めた。また捕盛土砂 塵は，薄に堆敬した土砂を自然乾燥させて蕊慶を測定したものである。図−23はこの場所におけ
る各期間内の澄大日簡盈と平均侵食深の関係を図示したものである。
閣叩22，観測期間中の冒雨盈
207 花崗岩地帯における崩壊・侵食特性
図−23．各期間内の戯大員雨盈と平均像食深の関係
数大日雨盈が大きくなるにしたがって，侵食深ほ深くなっていく傾向にあるが，本試験地での 降雨による侵食は，せいぜい深くて0．5cm程度のようである。また，観測期間が短く新嘗はでき ないが，数mm程度の日南盈では，むしろ風化生成物の番礫が見られる。すなわ、ら，数mm程度 の日雨盈で土粒子の機械的な風化が促進され，それを超す雨によって，それまで留まっていた風 化生成物が，雨盈強度に応じて洗い流されるというプロセスが繰り返されている様子が伺える。
最大日南盈25mmで夜食と堆積の両方が現われているが，これには凍結融解現象の強弱が関係し ていることも考えられる12）。すなわち，凍結融解現象がまだ活発ではない11月には侵食が卓越し ていたが，同現象が活発になる12月以降は，同程度の雨でも堆撥の方が卓越する結果となったの であろう。
なお，揃集した移動土砂の粒度試験と比蕊試験を行ったところ，いずれも前節の30cm深の試 料，すなわち嚢層土に近い結果が得られた。
ところで，視察によると，やはり冬期の表土の凍結融解作用が無視できないようである。衆士 がほくサされ浮き上がった状愚軋なり，滑落崖では厚さ2cmの答とシルトの層が別離し，山部が崩 落している状況も見られた。夏までに崩壊地変廊に番精した土砂が，台風などによる降雨で侵食・
遜赦され，冬の凍結融解作用で雷碧表蘭が風化を受け岩層が生産されるという，1年を周期とす るサイクルの存在を伺い知ることができる臥13）。
4．花崗岩地帯における地形変化と土砂生産
前費の観測から次のようなプロ｝kスが浮かんでくる。平常時の裸地では，小降雨（試験地では 数mm／日程度）により地盤の風化が進行L，ある程度の雨（試験地では数mm／日以上）の際 に風化された袈土の山部（試験地では0−血0．5cm）が侵食され，崩壊地末端部に堆緻する。その ような状況下でいわゆる終車豪雨に襲われると，崩壊地米端部に堆積していた土砂が流されると ともに，袈層中には側方流が形成され（試験地では不透水層までの20〜30cmの厚さの層），崩壊 へと発展していく。
208 川遵 洋・高井和之
このようなプロセスは，風化速度と侵食の誘因の大きさや頻度との来合いで複雑な様相を星す るが，この様子を風化屠の厚さの変化から眺めてみると，概念的に図岨24のように描かれる。小 降雨時の枚械的風化あるいは化学的風化により，風化層は徐々に厚さを増していくが，大中の降 雨に際してほその強度に応じて風化屑の削剥が行われる。そして一般的にほ，中降雨時の削別を 侵食，大降雨時の削劉を崩壊と呼んでいる。ここで，降雨の大中小がどの程度の低かは地域砿よっ て異なるが，本試験地では目河鹿数mm程度は小降雨，300mm程度までは申降雨，300mmを越 えると（昭和57年災害時）大降雨と目安をつけることができそうである。なお，図−24の風化層 の厚さが増していく過程を，奥酉・飯酔4）は指数関数で衆現している。
風化周膵
時 間
図仙24．風化層の厚さの時間的変化の概念図
崩壊・侵食に大きな影響を及ぼす園子に，降禰と並んで斜面傾斜がある（前牽6節参照）。同 一の降雨であっても，傾斜によって斜面の応答は異なる。本試験地の上半部のように，傾斜が
400 を越えるような急傾斜地でほ，通常降雨によって徐々に風化物は流下し，傾斜が25〜350付
近の斜面に堆積していた。1年間で生産される土砂の盈は僅かであるが，数年あるいは数十年の 年月をかけて25〜350 の斜面付近に堆積し，結果的にこのような斜面で崩壊が発生しやすくなる。
ちなみに傾斜と崩壊密度の関係（図・…8）でも，30〜350付近で崩壊密度が叡大となっている。
このように，通常の降雨により長い時間をかけて移動・堆摂した土砂は，超過確率が数十年ある いは数百年というような濠雨を誘因として大移動を起こし，大きな地形変化を繰り返すものと考 えられる。
この地形変化の盈的な値，とくに平常時の侵食盈は僅かであるため見携りにくい値である。田 中5）は月・沢の東灰岩地禰で主に崩壊地の周縁を限る小旗から生産され続ける岩層を観測して，そ の盈は厚さにして年2〜4cmという結果を得た（ただし，奨際には侵食作用ほ垂直方向だげで はなく爾麟の拡大を伴う）。さらに田中・森王6）は，その儀を用いて丹沢山地東北部における後食 魔のうち，瞬間的かつ散発的に発生する山崩れによる侵食盈を2m／㌻乳 山崩れによって形成さ れた崩壊裸地での継続的な侵食盈を3cm／年と見掛っている。短い期間（8射別間）でしかも準
花崗岩地帯における崩壊・夜食特性 209 節的に片寄っているが，本試験地における観測結果から単純に年間での夜食盈を求めると3．2cm
となり，」二記の見積りと調和的である。
5．おわりに
花崗岩地帯における崩壊と侵食の現象に，前者については昭和57年災寮時の三盈県菜杉村の崩 壊デ…タをもとに，緩着については三遷大学演習林内の崩壊跡地での侵食観測デ…タをもとをこ，
若干の検討を加えた。その結果を要約すると次のようになる。
1）崩壊の発生・非発生は，斜面の傾斜に関する園子と降雨の強度に関する因子に大きく影響
される。
2）ある期間内の最大冒雨盈が大きくなるにしたがって，その期間の侵食深は深くなっていく 傾向があるが，数mm程度の冒雨盈ではむしろ風化生成物の番積がみられる。
3）稜々の規模の降雨の出現頻度に応じた侵食のサイクルや，1年を周期とした侵食のサイク
ルなどが盈ね合わさり，斜面の地形が変化していくプロセスが推察された。
まだ観測期間も短く，季節的にも片寄っているので，斜面地形の変化を崩壊と侵食の絡み合い から諭ずるところまでほ到達していないが，今後これらのデータをもとにし，さらに凍結融解の 影響なども考慮に入れて（現地での視察によると，この影響は非常に大きいと思われる），解析
および考察を進めていきたい。
終わりに，本研究を進めるに当たり，山地保全学研究室の林 紙郎教授，本多 潔助手，大学 院生の野々田稔郎氏には，資料の提供や種々の助言を頂いた。野外調査に際しては，演習林の教 職員の皆様，山地保全学研究室の学生諸君に御助力頂いた。また，森林利用システム学研究塞か
らほコーソぺネトロメ…タ…をお借りした。ここに深甚の謝意を襲わす。
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No．4，236−248，1g76
Summary
The phenomena of collapse and erosion on the granitic area were examined using the data of
COliapse due to the disasterin MisugiVill昭e，Mie Pref．，in1982and tile data of erosion on the site Or COllapsein the Mie University Forest．The summary of the resultsis shownl光low．
1）An occurrenc￠Ofcollapseis strongiy afぬcted by the factors concerned with a gradient ofslope and rainfallinてerlSity．
2）The depth of erosion during a certain period tends to get deeper as the maxirnum daily rainfall in this period getsla柑er，butirlthe case of daily rain払Ilof aぬw millimeters，an aCCumulation of SOilofweatberedrockisobserved．
3）Theproc？SSisguessedthatthetopographyofaslopeischan如gbythesuperposiもionofacycle
OferosiorlaCCOrding to frequency ofrainfalls ofvarious scal8S and a cycle oferosion with a period Of a year．
