豪雨による斜面表層崩壊と実効雨量
－斜面内土層の浸透流からの検討－
林 拙郎
1，山田 孝
2 1 静岡大学・防災総合センター 2 三重大学・生物資源学部共生環境学科 1豪雨による斜面表層崩壊と実効雨量
－斜面内土層の浸透流からの検討－
林 拙郎
1，山田 孝
2 1 静岡大学・防災総合センター 2 三重大学・生物資源学部共生環境学科概 要
豪雨による表層崩壊と実効雨量の関係を飽和浸透流の関係式から検討した。対象とした斜面は，雨水の浸 透し易い草木で覆われた表層土層である。斜面への降雨は土層内へ大部分が降下流入し，基盤上に飽和浸 透流を形成する。飽和浸透流の関係式には，土層基盤への雨水降下量と基盤排水量を考慮した連続式を設 定した。さらに，設定した式に対してタンクモデルを適用した。この解析より，土層内浸透流の間隙水量 を実効雨量D とおくことによって，従来の実効雨量式が求められた。実効雨量の係数は，地域に固有な地 域雨量に対して直線性を有している。 キーワード：土砂災害，飽和浸透流，表土層，タンクモデル，実効雨量 1. は じ め に 最近の豪雨災害は，従来からみられた長期的で広域的 な降雨形態（例えば，2011 年 8 月 30 日～9 月 4 日の降雨 により発生した紀伊半島豪雨災害）の他に，今回後半で述 べる2012 年 8 月発生，大津市南部の災害のような局地的 で急激な降雨形態が目立つようになった。前者は上で述べ た紀伊半島豪雨による土砂災害が最近の代表的事例であ り，後者はゲリラ豪雨による土砂災害がその最たるもので あろう。土砂災害は全国どこにでも発生し，前者が多雨地 域において発生時の累積雨量が非常に多いのに対して，後 者は少雨地域にて主に発生時の累積雨量が前者の半分に も満たない場合がある。これらの土砂災害は，しばしば斜 面の表層崩壊による崩壊土砂がそのまま家屋を直撃した り，土石流となって人家に移動・流下することによって引 き起こされる。ここで，少雨地域・多雨地域は，後述の地 域雨量R1/2でいえば，それぞれ，100mm 程度以下，250mm 程度以上の地域を典型的な例と考えている1)。 豪雨による斜面崩壊は，山腹斜面内に浸入した雨水が浸 透流の水位を高め，間隙水圧が増加して発生する。斜面崩 壊の発生予測は，降り始めからの累積雨量と時間雨量を用 いた解析2),3),4)や，斜面表土層内の水分の影響を考慮する実 効雨量を用いた解析が多くの場面で用いられている5) ,6)。 斜面崩壊は，地形条件，土質力学的条件，土層条件が多雨 地域，少雨地域ともに同様とすれば，両地域にて同じ間隙 水圧によって発生するはずであり，斜面表土層の底面に沿 う浸透流も同様の水深となる。ということは，少雨地域に 比して倍以上の降雨量がある多雨地域では，斜面の表土層 に浸入した降下流入量に対する土層底面からの排水量を 考える必要が生ずる。実効雨量は，先行降雨の視点から評 価されることが多いが，斜面表土層に浸入した雨水の排水 条件も考慮されている1)。排水条件については，実効雨量と 1 段タンクモデルとの関係が離散化された状態に対して明 らかにされ，関連する係数と降雨の地域特性との関係が示 された1)。しかしながら既報1)では，以下に述べる浸透流の 関係式から実効雨量に関する議論を組み立てることは何 もなされておらず，これまでの浸透流理論との関連付けが 待たれていた。 さて，土層底面上を流れる浸透流は，大量の降雨がある と大部分は自然斜面内の祖孔隙を選択的に伝わる降下流 によって形成される。つまり，この降下流は，砂地盤のよ うに浸潤線が徐々に降下する流れではなく，地表面に草木 がある自然斜面では，大量の降雨量は根系などを伝わって 地表面下に進入し，土層内の祖孔隙を急速に降下すること によって基盤上の土層浸透流に到達する7)。形成された基 盤上の浸透流は，通常飽和浸透流の連続式と運動方程式に よって記述されるが，本稿では，斜面表土層内の浸透流と 降雨の関係を飽和浸透流の関係式に運動方程式の代わり に同期する一段タンクモデルを用いて離散化し，実効雨量 と関連付けて解析した解法を示す。さらに，災害事例への 適用によって表層崩壊に対する実効雨量と 1 段タンクモデ ルの意義付けを地盤工学的に検討する。 2. 降雨による斜面内浸透流と実効雨量 山地斜面の表土層の多くは，下層基盤の風化物質や崩壊(a)土層基盤への雨水降下と浸透流 (b)土層内浸透流の流れ 図 1 山腹斜面の降雨と浸透流 物質などからなる比較的 薄い自然の土壌層から形 成されている7)。山腹斜面 が図 1 のような表土層(以 下，土層)とその下部の基 盤とから構成されている ものとし，森林や草木など で覆われている森林土壌 からなる自然斜面の最下 部以外の中上部では，降雨 があると斜面表面から土 層底面へ祖孔隙を伝う比 較的速い雨水の降下流が あることが知られている7)。 このような自然斜面の土 層に豪雨があると，大部分 の雨水は，斜面表面から土層内の土壌孔隙を伝わって急速 に浸入する。土層底面に到達後，一部は底面に沿って流れ， 残りは下部の基盤に吸収排水される。したがって，豪雨時 には，図 1(a)のような底面に沿う飽和浸透流からなる水面 形が形成され，降雨強度が増加すれば，浸透流の水面は時 間と共に上昇する8)。 豪雨時に発生する斜面土層における飽和浸透流の連続 式は，石原ら9)，平野ら10)の式を底面からの水位Hを用いて 表せば，次式で与えられる（図 1(b)参照）。 b u e q q s vH t H n ( ) (1) ここに，qu：斜面土層への流入量，qb：基盤への排水量，
v
： 土層傾斜方向への浸透流の流速，t：時間，s：底面に沿う 長さ，ne：有効間隙率であり，土層の間隙率nは初期の飽 和度Srによって，ne=(1-Sr)n で与えられる11)。また，水位H と土層底面からの水深 hとの関係は，h Hcos（：土 層底面の傾斜角）を仮定した。斜面表面から土層内へ浸入 降下の可能な流入容量が降雨強度Rより大きい場合，quは 降雨強度 Rによって与えられる9),12)。以下その条件が整っ ているものとする。斜面崩壊は，浸透流による間隙水圧の 上昇により，安全率が 1 を下回ったときに発生する。ここ で，土層傾斜方向の透水係数を ksとし，浸透流の流速を sin s k v とすると，定常状態（H/ t 0）の解は，石原 ら9)，榎12)によって以下のように求められる。 ) sin /( ) (R qbs ks H (2) 上式より浸透流の水位は，土層底面に平行となる以前の斜 面上部にて，土層底面に沿い増加する直線をなす。 さて，式(1)を水平方向（x scos）に離散化するため に次式のように表す。 b x e q R x q t H n ( ) (3) ここに，q x qs/cos，xは水平長である。また，qxは， 斜面の上下の位置関係や斜面勾配によって変化する量で あり，qx0の場合は土層底面に平行な浸透流となる。森 脇ら11)は，土層底面に平行な浸透流に対して式(3)に準じた 式を解き，有用な解を求めている。ここで，式(3)において 時間tと水平長xに関する影響を独立に取り扱うことにし て，ある点xに固定する。さらに，水平方向に対して離散 化(x1）とすると，式(3)は次式のように表される。
R t q t q t
t D x b x x ( ) ( ( ) ( )) (4) ここに，|xは固定した点xを表す。また，neH( D )によっ て表される量は 土層内の水分量を表しており，鈴木・小 橋5)が示した実効雨量Dに相当する。式(4)右辺の q b，qxに 鈴木13),，林・山田1)による図 2 の ような１段タンクモデル(線形 貯留関数）を導入すると bD D b b q( s b) (5) b s b b b (6) と表される。ここで，本タンク モデルにおける孔係数bsはqx に対応し，bbはqbに対応する。 両者の量的関係は明らかではないので，ここでは内訳を明 示してq bDに含めて扱うことにする。bs0であれば， 浸透流の流線は斜面に平行となる。 これらの関係より，式(4)は，Dの時間差分を考慮する ことによって次式のように書ける。
R t bD t t
t t t D t D( )x ( )x ( ) ( )x (7) ここで，式(7)中のbD(tt)は，運動方程式に代替したタン クモデルと同期させるために時間ステップをtだけ遅ら せた。崩壊点xでの地点実効雨量Dを考えることにし，添 字を以下省略する。また，時間tについても離散化（t1） すると次式得る。 1 ) 1 ( i i i R b D D (8) ここに，添え字iは単位時間の進行を表す記号である。 さて，通常用いられる鈴木・小橋の実効雨量の式13),14)は 図 2 タンクモデル3 b= 0.000891 R1/2- 0.0693 R² = 0.994 0 0.1 0.2 0.3 0 100 200 300 400 流出･ 排水係数 地域雨量R1/2 (mm/d) 堆積岩他 風化花崗岩 b 防 栃 八 美 諸 神 宮ダ 那 庄 大 図 3 地域雨量と流出・排水係数の関係 （図中の略称は表1 に示す） Di=Ri+aDi−1 (9) で表されるので，タンクモデルの係数（以下，流出・排水 係数）と低減係数aの関係は次式で表される1)。 b a=1− (10) 式(8)，(9)，(10)の関係式より，係数a，bのどちらが与え られても実効雨量は求められることになる。低減係数 a は，a≤1であり，半減期に連動する値である。 以上より，実効雨量Dは崩壊発生地点における土層内水 分量，あるいは水貯留量を表していることがわかる。図2 のタンクモデルでいえば，実効雨量Dは貯留高であり，土 層内の間隙水圧に相当するものと考えることができる。間 隙水圧が限界値に達すると土層の崩壊が始まるので，この 限界間隙水圧に相当する実効雨量を以後，限界実効雨量と いう。土砂災害発生事例の累積雨量より，福井県美山町（表 1 参照）の連続した累積雨量が発生事例中の最小累積雨量 であり，この値を限界実効雨量 Dcとし，現在 Dc=270mm が求められている。Dcは少雨地域から多雨地域までともに 共通して使用される値である1)。この値は谷田部15)が傾斜角 35゜のマサ土による土層深 1m の室内実験にて得た値とほ ぼ同値である。 3. 流出・排水係数の地域特性と災害事例への適用 3.1 流出・排水係数の地域特性 求められた実効雨量の式(8)，あるいは式(9)は，上のよ うに少雨地域，多雨地域に関係なく限界実効雨量 Dcが与 えられているので，どの地域においても斜面崩壊の発生時 刻において実効雨量は限界値Dc =270mm に達する。こうし て流出・排水係数b，あるいは低減係数 a を試算的に与え ることによって，発生時刻にて限界実効雨量（Dc =270.000 mm）に達する係数a，b を求めることができる。最近の土 砂災害事例から，流出・排水係数 bと降雨の地域特性の関 係を求めたものが図3 である。図 3 の横軸のR1/2は，地域 雨量と呼ばれる2 年に 1 回発生する超過確率の日雨量であ り，降雨量の多少に対する地域的な耐性を表す指標と考え られる日雨量である。横軸の 100mm/d 程度以下の地域は 少雨地域と考えられ，反対に大きい地域は，多雨地域の災 害事例である。多雨地域において流出・排水係数bの値は 大きく，少雨地域では小さい値であり，その関係は，地域 雨量R1/2に対して良い直線性を保持している。 図3 中の略号や雨量観測所名などは表 1 にまとめて示さ れている。被災地の雨量データは，直近のアメダスを含む 観測所のデータを用い，地域雨量は主に当該地域における 直近のアメダスの降雨データから算出している。これは， アメダス以外の場合，ダムの観測所を除くとデータ数が少 ないためであり，気象庁のアメダス観測網は，歴史が古く 地域雨量として代表的な降雨地点を網羅しているものと 考えられるからである。 図3 のように，地域雨量と実効雨量の係数との関係が全 国的に求められるのは，地域に関係なく危険な斜面が存在 し，降雨量が危険域（Dcで270mm 付近）に達すると不安 定な斜面から崩壊が始まるからである。しばしば指摘され ているように，崩壊の最も発生した斜面の勾配は，花崗岩 域で 35～40゜6)であるとか，崖崩れでは 40～50゜15)とされ ている。これらの危険な斜面は，全国的に分布し，多雨地 域，少雨地域に無関係に存在する。各地域において限界を 超える豪雨が発生すると，安全率の低い，例えば 1.05 以 下などの斜面から順次，浸透流による間隙水圧が上昇して 斜面崩壊が発生するものと考えられる。 災害時の日雨量が 600mm/d を超える多雨地域において も，調査した森林域の崩壊発生斜面の周辺では，リルなど 特に表面流が発生した形跡はみられない（森林地帯である 三重県宮川村などで筆者が確認）。日雨量 300mm/d 以下 で土砂災害が発生する少雨地域ではなおさらである。つま り，多雨地域の森林斜面においても豪雨時の降雨量はすべ て斜面内部に浸入していることになる。さて，流出・排水 係数bに対する斜面水平方向への浸透流の増加量（∆qx） を表す孔係数bsは，斜面上部の浸透流水深の増加範囲を除 くと，それほど大きくはならない，その分基盤内部に対す る孔係数bbが係数bの大部分を占めるであろう。これらの 事柄より，多雨地域での基盤への排水量はきわめて大きい ことが理解される。大量の基盤内部への排水は土層内部の 間隙水圧を上昇させないような流れとして谷川へ流出す 表 1 災害地名などの表記と略称 2012年8月14日 滋賀県大津市 ｱﾒﾀﾞｽ大津 県大石 大 2011年9月4日 和歌山県那智勝浦町 ｱﾒﾀﾞｽ色川 ｱﾒﾀﾞｽ色川 那 2010年7月16日 広島県庄原市 ｱﾒﾀﾞｽ庄原 県大戸 庄 2010年7月15日 岐阜県八百津町 ｱﾒﾀﾞｽ伽藍 ｱﾒﾀﾞｽ伽藍 八 2009年7月21日 山口県防府市 ｱﾒﾀﾞｽ防府 ｱﾒﾀﾞｽ防府 防 2005年9月6日 宮崎県椎葉村等 ｱﾒﾀﾞｽ神門 ｱﾒﾀﾞｽ神門 神 2005年9月6日 宮崎県椎葉村等 ｱﾒﾀﾞｽ諸塚 ｱﾒﾀﾞｽ諸塚 諸 2004年9月29日 三重県宮川村 県宮川ﾀﾞﾑ 県宮川ﾀﾞﾑ 宮ダ 2004年7月18日 福井県美山町 ｱﾒﾀﾞｽ美山 ｱﾒﾀﾞｽ美山 美 2004年7月13日 新潟県栃尾市 ｱﾒﾀﾞｽ栃尾 ｱﾒﾀﾞｽ栃尾 栃 *市町村名は災害当時の名称 災害発生年月日 災害地名 災害雨量 観測所名 図 3 略称 地域雨量 観測所名
★ 琵 琶 湖 三重県 滋賀 県 京都 府 奈良県 0 100 200 300 400 0 25 50 75 100 1 7 13 19 1 7 13 19 累 積 雨 量 ･実 効 雨 量 (m m ) 時 間 雨 量 (m m /h ) 2012年8月13日 14日 滋賀県大石 (少雨地域) 時間雨量 実効雨量 累積雨量 270 (h) 伊勢湾 ★ Unit:mm ◆ 図 4 滋賀県大津市被災地と降雨 レーダ画像(8月14日05時)17) ★：被災地付近；雨量観測点 図 5 大津市南部の降雨経過と災害発生状況 下向きの矢印：崩壊発生時刻 図 6 三重県宮川村(着色区域)と累積雨量の分布18) ★：雨量観測 点，◆：尾鷲 時間雨量 0 100 200 300 400 500 600 700 800 0 20 40 60 80 100 120 140 160 12 18 24 6 12 18 24 実 効 雨 量 ･累 積 雨 量 時 間 雨 量 2004年9月28日 29日 時間雨量 実効雨量 累積雨量 (m m ) (m m / h) (h) 宮川ダム 270 図 7 宮川村の降雨経過と災害発生 る。 3.2 斜面崩壊に伴う土砂災害事例への適用 最初に少雨地域において，林・山田の既論文1)に追加さ れた滋賀県大津南部の災害事例をまず示す。以下，市町村 名は災害発生当時の名称を用いる。2012 年 8 月 13 日夜か ら 14 日朝にかけて日本海に停滞していた前線が近畿地方 の中部付近まで南下したことにより，京都府宇治市から滋 賀県大津市南部にかけてゲリラ豪雨が発生し，大津市内に て 13 件の斜面崩壊に伴う土砂災害が発生した17)。図 4 に 14 日 05 時の被災地周辺の降雨レーダ画像17)および被災地 点と雨量観測所を★印で記した。モノクロ表示の場合，★ 印周辺の横長の黒色内部の薄色画像が降雨強度の大きい 地点である。他にも黒色内部の薄色画像に降雨強度の高い 地点がみられるが，累積雨量は少なかった。結果，被災地 は同図横長の極めて局地的な降雨レーダ画像の範囲に集 中した。被災地周辺では，同年 7 月後半はほとんど降雨が なく，8 月も被災前々日まで無降雨で，被災前日の日雨量 は 84mm/d，被災当日 217mm/d であった。図 5 に被災前日 （8 月 13 日）から当日（8 月 14 日）にかけての時間雨量 を示す（滋賀県大石観測所）。最大時間雨量は 52mm/h， 最大 6 時間雨量は 207mm であり，斜面崩壊に伴う被災時 刻 14 日 06 時の累積雨量は 291mm である。少雨地域のた めか，これら３種類の降雨量共にそれほど大きい値とは認 められない。同じ図 5 中の実効雨量Dの係数aは，先の 3.1 の冒頭で述べた方法によって求めた。求められた係数 aの値はa= 0.97845 であり，このaと式(9)より，図 5 の実 効雨量が求められる。同図中の破線は，被災時刻に限界実 効雨量Dcに対する実効雨量Dの経過を示している。 この降雨の場合，前日（8 月 13 日）01 時の時点で，累 積雨量 0mm，実効雨量 0.4mm であり，先行降雨はほとん どゼロである。したがって，前日の 84mm と当日 06 時ま での 217mm の降雨量の合計がそのまま発生時累積量 291mm であり，実効雨量 270mm との差 21mm が斜面土層 と土層底面からの流出・排水量である。この場合，降雨の 降り始めからわずか 10 時間で斜面崩壊が発生しており， 少雨地域では累積雨量が概略 300mm を超えると斜面崩壊 に伴う土砂災害の発生降雨量に達することになる。 次に，多雨地域における土砂災害事例の降雨状況を図 6 に示す。2004 年秋，台風 21 号が鹿児島県に上陸した 9 月 29 日 8 時 30 分頃，三重県南部の尾鷲市・海山町・宮川村 （災害当時の名称による）では，すでに猛烈な降雨が降り 続いていた。尾鷲では，時間雨量 100mm/h 超が 08 時∼10 時まで 2 時間（気象庁尾鷲雨量計）続き，尾根を越えた宮 川ダム雨量計にて時間雨量 100mm/h 超が 10 時代と 12 時 代，中 1 時間を空けて計 2 時間発生した（図 7 参照）。9 月 28 日と 29 日の日雨量は宮川ダムにて，それぞれ 163， 767mm/d に達した。このため，宮川村では多数の斜面崩壊 や土石流が発生し，死者・行方不明者を合わせた被害者数 は 7 名であった18)。 これらの降雨により，最大時間雨量は 114mm/h，最大 6 時間雨量は 458mm であり，斜面崩壊に伴う被災時刻 29 日 10 時の累積雨量は 583mm である。図 7 の実効雨量は，先 の図 5 と同様の方法で示したものである。係数aの値はa= 0.77484 である。被災時刻における累積雨量と実効雨量 （270mm）との差 313mm が流出・排水量であり，改めて
5 多雨地域における流出・排水量が極めて多いことがわか る。 上で示した図5，図 7 の事例からわかるように，本法は 各地域ともに観測地点での実効雨量が限界値270mm に到 達すれば，付近にて斜面崩壊などが始まることになり，監 視すべき因子は，実効雨量の１因子のみとなる。したがっ て，避難警戒などの閾値を決めるにしても，１因子のみ着 目すればよいことになる。また，全国共通の値を提示する ことも可能であり，わかりやすい基準となるものとみられ る。 4. 結語 ここまで，土層表面から浸入する雨水の降下流量の多い， 森林土壌のような斜面土層を対象とした斜面崩壊に関す る実効雨量の関係式を飽和浸透流の関係式から検討を加 えた。その結果，実効雨量の式は土層底面に沿う飽和浸透 流の連続式にタンクモデルを運動方程式の代わりに組み 合わせることによって求められた。実効雨量DはD=neH で表されるように土層内浸透流の間隙水量を表している。 その意味で，実効雨量は，斜面の表層崩壊に関与する間隙 水圧をより直接的に表す指標となっており，ここに実効雨 量の有効性がある。この実効雨量が限界実効雨量に達する と，斜面崩壊の限界の間隙水圧となり，いくつかの斜面に て表層崩壊が始まる。現在設定されている限界実効雨量は 少雨地域から多雨地域までともに270mm であり，少雨地 域では累積雨量が概略300mm 付近で表層崩壊などによる 被害が始まることになる。実効雨量の係数は，今回追加さ れた大津市南部の土砂災害事例を含めて地域に固有な地 域雨量に対して良い直線性を有している。 今後，多くの土砂災害発生地点にて図3 の関係が確認さ れれば，必要な地点の地域雨量R1/2に対して実効雨量に関 する係数a，bの値が決定される。これにより，豪雨時に 実効雨量が監視され，土砂災害の予知予測や避難警戒に役 立つものと思われる。 1 参 考 文 献 1) 林 拙郎，山田 孝：最近の土砂災害における実効雨量の係 数の特性について，砂防学会誌，Vol. 66，No.2，pp.31-39，2013. 2) 網干寿夫：集中豪雨とマサ土斜面の崩壊，施工技術，Vol.5， No.11，pp.39-46，1972. 3) 瀬尾克美，船崎昌雄：土砂災害(主に土石流的災害)と降雨量 について，新砂防，Vol.26，No.2，pp.22-28，1973. 4) 佐々木 康，森脇武夫，加納 誠二，白石芳樹：1999 年の広島 県斜面災害をもたらした降雨特性と警戒・避難のための雨量 指標，土と基礎，Vol. 49，No.7，pp.16-18，2001. 5) 鈴木雅一，小橋澄治：がけ崩れ発生と降雨の関係について， 新砂防，Vol.34，No.2，pp.16-26，1981. 6) 海堀正博：広島地域における土砂災害危険度の高い要因と警 戒避難のための降雨情報伝達における課題，広島大学大学院 総合科学研究科紀要Ⅱ『環境科学研究』，Vol.1，pp.55-69，2006. 7) 太田猛彦：森林水文学，pp.125-157，1992. 8) Thi Ha，加納誠二，土田 孝，菅 和暁，木村洋介，土井豆 聡之：自然斜面におけるごく表層付近の土中水分変動の原位 置観測，広島大学大学院工学研究科研究報告，Vol. 56，No.1， pp. 1-9，2007. 9) 石原安雄，友杉邦雄，小葉竹重機，下島栄一：降雨特性と土 砂くずれの予測について，自然災害資料解析 4，pp.101-106， 1977. 10) 平野宗夫，疋田 誠，森山聡之：活火山流域における土石流 の発生限界と流出規模の予測，第30 回水理講演会論文集，土 木学会，pp.181-186，1986. 11) 森脇武夫，佐々木康，加納誠二，白石芳樹：斜面崩壊に対す る雨量指標の地盤工学的考察，土木学会第55 回年次学術講演 会講演概要集，Ⅲ-A189，pp.378-379，2000. 12) 榎 明潔：降雨時の斜面表層崩壊，土と基礎，Vol. 47，No.5， pp.17-20，1999. 13) 鈴木雅一：山地保全学，pp.64-84，文永堂，1993. 14) 林 拙郎：自然環境保全のための保全砂防学入門―土砂災害 の予知と防災，電気書院，pp.198-234，2012. 15) 谷田部龍一，榎 明潔，八木則男：危険降雨量に基づく斜面 崩壊発生時期の予知に関する検討，地すべり，Vol. 23，No.2， pp.1-7，1986. 16) 建設省河川局砂防部傾斜地保全課・建設省土木研究所砂防部 急傾斜地崩壊研究室：がけ崩れ災害実態について(昭和50 年 ～52 年)，土木研究所資料第 1492 号，pp.69-85，1979. 17) 彦根地方気象台：滋賀県の気象-平成 24 年(2012 年)8 月， pp.1-29，2012. 18) 林 拙郎，近藤観慈，沼本晋也：三重県で発生した土砂災害 －T0421 号による宮川村の土砂災害と発生状況について－， 第37 回砂防学会シンポジウム講演集，pp.41-60，2005. (????. ??. ?? 受付) (2013.11.27 受付）
林・他
Effective rainfall amount and slope surface failure caused by heavy precipitation
-Study on the seepage flow in the soil layer of a
slope-Setsuo HAYASHI
1and Takashi YAMADA
21 Center for Integrated Research and Education of Natural Hazards, Shizuoka Univ. 2 Fac. of Bioresources, Department of Environmental Science & Technology, Mie Univ.
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Effective rainfall amount and slope surface failure caused by heavy precipitation
-Study on the seepage flow in the soil layer of a
slope-Setsuo HAYASHI
1，
Takashi YAMADA
21 Shizuoka Univ., Center for Integrated Research and Education of Natural Hazards 2 Mie Univ., Fac. of Bioresources, Department of Environmental Science & Technology
Abstract
We reveal the relationship between the occurrence of shallow landslides triggered by heavy rainfall and the amount of effective rainfall using an equation involving the saturated seepage flow. The relational expression of the saturated seepage flow is expressed by an equation of continuity considering the amount of rainwater that infiltrates the soil layer, bedrock and the amount of water drained from the bedrock. Based on a tank model analysis, the amount of pore water included in the seepage flow within the soil is used to explain the amount of effective rainfall (D) and to obtain the previously mentioned effective rainfall equation. The coefficient of the amount of effective rainfall is linear to regional precipitation, which is unique to every region.
