中野先生には、普段から「地盤工学」に馴染みのない超初心者向けの講義にチャレンジしていただきました。「土は、一定の力を与え続けると時間と共に変位する、力学的には珍しい物質なのです」というアプローチから講義が始まりました。土はそんなものなのだと疑問にも思っていなかったので、正に、木からリンゴが落ちるが如しでした。本稿は、そうした講演を元に当編集部にて作成した、初歩中の最初の1ページとなります。�@斜面崩壊(土砂崩れ)土砂崩れによる裾野の広がりは、崩れ落ちた斜面の高さの2〜3倍にもなり、水分が多い場合などは5倍程度まで広がります。地盤沈下は、地下に密度の低い部分や空洞ができ、その上にある土壌や建物の重さに耐え切れず地面が沈下する現象です。変形はゆっくり,ジワリジワリと進行する・早く進行する.遅れて進行する。地盤の沈下などは10m近くも,100年かけて沈下する。全ての構造物は地盤の上に立っている。自然材料:不均質に分布する.地域性もある。その内の土粒子は、その大きさ(粒径)から、粘土、シルト、砂、礫などに区分されます*1)。種々の粒径の土粒子がどのような割合で混ざり合っているかを粒度と呼んでいます。その粒度分布を表す方法として、粒径の小さい順に、その質量百分率を累積して表した粒径加積曲線(図-2)が用いられます。水に入れて調べる沈殿分析法という手法が用いられています。本稿では、土を土粒子とその隙間にある水とからできている(飽和土)2相複合体として理想化したモデルで考えていきます。土・地盤材料に力を与えても、土粒子だけでは縮まないし(非圧縮性)、水だけでも縮まない(非圧縮性)。やって土は体積変化を起こすのでしょうか?それは、子供の頃の砂遊びなどで経験していることなのです。逆に、土が膨張する(ふくらむ)ためには、周りから間隙に水を送り込む(図-5)必要があるです。このように、土の体積変化は間隙への水の出入りで決まるといえます。有効応力と沈下シリンダーの中に土を入れ,上から一定荷重で載荷します(図-6)。すると、時間とともに,水が徐々にしみ出て土が圧縮されていきます。このように、粘土地盤が時間とともに土が圧縮する現象を圧密と呼びます。この過程において、「一定荷重を、土粒子の骨格構造と水圧とで受け持つ」と考えることができます。かけ1日放置し,最終沈下量を間隙比eになおしてプロット、さらに倍の荷重を与え1日放置、これを繰り返します(図-8)。縦軸に間隙比eにおいて下に凸の曲線となります(図-9)。この横軸を荷重pの対数にすると、圧縮線は直線となります(図-10)。p(イー・ログ・ピー)曲線と呼ばれ、土の圧縮試験結果を整理する一つの方法として用いられています。水が搾り出されると、材料は強くなり周りから水をもらと、ほぐされ、材料は弱くなるのです。地盤は,地盤の上に構造物を作ったときが一番危険といえるのです。それを作ることができれば、時間とともに強くなります。砂遊びなどで砂山を作ろうとして、高く積み上げ過ぎると崩れてしまいます。して土が滑ったり、潰れたりする挙動を「土のせん断」といいます。滑り出す時の力は押し付ける力に比例します。同じように、容器に詰めた砂で実験しても、滑り出す時の力(せん断強さ)は押し付ける力(拘束圧)に比例します。φをせん断抵抗角または内部摩擦角と呼びます。これは、凡そ、砂山が崩れ始める時の勾配(安息角)に相当するとされます。定数として、その粘着力(c)がせん断強さに加わります*2)。”ぬるっ”とした粘土は内部抵抗摩擦が小さく、せん断抵抗角は非常に低いといえます。φ:せん断抵抗角c:土粒子の粘着力このcとφをせん断定数と呼んでいます。土の構造(図は『土質工学ハンドブック』地盤工学会)(1)砂と粘土の違い土の粒子が小さくなるほど、(粒子の質量に対する)表面積が大きく、粒子同士の結合が強くなります。間隙を内包するような骨格であるため、圧密させるには長い時間と大きな荷重が必要です。比較的大きな粒子である砂などでは、重力で積み重なった構造で、振動や衝撃などで容易に密になります。砂と粘土の構造の劣化(2)自然堆積粘土のかさばり自然堆積粘土は,基準となるよく練返した粘土に比べて、同じ荷重に対して、間隙比eが大きくとれます(かさばっている)。そのかさばりの程度を構造の程度と定義し、大きくかさばっていることを高位な構造ともいいます。鋼材を両端から引っ張る実験で、引張力に対する歪み(伸びしろ)を表したものです。降伏点(A)を過ぎると、歪みがひどくなり、弾性は失われて元の長さには戻らなくなります。仮に、点Bで引張を中止すると、元の点Oに戻らず、歪みが残る点Pになります。再度引張を開始すると、この鋼材は降伏点をBとして変位し、点Bが記憶されるのです。引張を続けて点Cで止めると点Qに戻り、降伏点Cが記憶されるのです。同じように一度圧密された土地盤は、そのとき受けた応力を記憶するのです。土地盤に一定の荷重P1をかけて、時間と共に土が圧縮される現象が圧密でした。圧縮も収まり安定するのでした。この状態を正規圧密状態と呼びます。この荷重P1で圧密された土地盤に、それより小さい荷重P2(>P1>P2)をかけたとします。一度P1で圧密された土は荷重P1では圧縮されません。これが過圧密状態なのです。自然堆積粘土の各荷重における正規圧密状態での変位をプロットして得られた圧縮曲線です。横軸を時間軸とした、各荷重ごとの変位曲線ではありません。通常、ボーリング調査といえば、ボーリングによって掘削した孔を利用して、1mごとに地盤の硬さを測定する調査(標準貫入試験)を指します。土のサンプリングも同時に行なわれます。この標準貫入試験によって得られたデータがN値で、地盤の安定性を推定する目安とされます。具体的には、63.5kgの重りを75cmの高さから自由落下させて、サンプラーが土中に30cm貫入させるのに要する回数がN値です。濃尾平野の大まかな地形概念図(原図は国土地理院標高図+土地条件図)今から凡そ400〜500万年前頃、現在の濃尾平野を中心とした一帯が沈降盆地化し、巨大な淡水湖ができました。これが東海湖で、ここに堆積した地層を東海層群と呼びます。連なる三河山地の隆起と共に、湖は消滅しました。この養老断層西域で沈降活動は、西に沈み込むように沈降し、東方では隆起して丘陵地を形成してきました。これを濃尾傾動運動といいます。この活動は今も続いているのです。地球は氷河期と間氷期を繰り返してきました。(海退)、上昇してきたり(海進)してきました。海から遠ざかるほど、川からの礫や砂が堆積し、海底になるほど泥が堆積していきます。そのため、東海層群の上層の地層では砂層と粘土層が互い違いに幾重にも形成されているのです。濃尾平野では、基盤までの堆積層が、深いところでは2000メートル以上にもなります。した堆積層では地震波は増幅され、強い横揺れを想定しておく必要があります。その調査結果が公開されていて、地下構造の3Dマップや、そのモデルによる地震のシミュレーションを見ることができます。地質調査の手法ボーリング調査以外にも様々な探査手法があります。小さな地震を発生させて、その伝播速度によって地質を推定します。この調査で発見されています。・常時微動測定(微動アレイ探査)複数の地震計で、微細な地震波を測定し、そのデータを分析することで、かなりの深部まで分析が可能で、近年注目されている手法です。1300年前、小規模の海進でも、濃尾平野一帯は海になっていたと思われています。当時の古地図には「津島」や「枇杷島」が島として描かれています。色別の標高地形図ですが、津島が島であったことが想像できます。◎下図をクリックすれば、別ウインドで拡大(実寸大)図が開きますただし、画像容量が大きい(5Mb)ので、PCのメモリに余裕がない場合は、ご注意ください。よろしければ、この拍手ボタンを押して下さい(書込みもできます)▲ページ先頭へTopPage。