液状化は、砂状の地盤が適度に水を含んでいるところに振動が加わったとき、地盤が急に液体のように流動性を持ってしまう現象であるのに対して、 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。

1. 水を含む材料
2. 圧縮性材料
3. 大きい変形・小さい変形
4. 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。
5. 全ての構造物は地盤の上に立っている。
6. 自然材料：不均質に分布する．地域性もある。
7. 地球物理学，地学，地質学，地震学とのコラボ

　土は、土粒子（固相）、水（液相）、空気（気相）の３つの相からなりますが、 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)。
　そして、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。 砂などの比較的粒径の大きい粗粒分は、「ふるい」で選別できますが、粘土のような細粒分は 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）。 では、どう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。 土が圧縮する（縮む）には、水が外へ出なければなりませんし（図-4）、 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。

図-4 土の圧縮

図-5 土の膨張・膨潤

　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。

　荷重をかけ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）。 こうして得られた点を結んだ圧縮線は、横軸に与えた荷重

p

、 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）。
この圧縮線を（何故か直線ですが）
　　　

e-log 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。

　このように、同じ土でも、 のです。だからこそ
そして、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。 こうして土が滑ったり、潰れたりする挙動を「土のせん断」といいます。
　固体同士を合せて両側から押し付けている状態で、その二つを滑らそうとした時、 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。 この時の比例定数を

tanφ

としたときの 角度

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。
　また、粘土地盤のように粒子が細かく粘着力がある場合は、拘束力がなくてもせん断力がゼロにならないために、 定数として、その粘着力（

c

）がせん断強さに加わります^*2)。 ただし、”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。

　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。 しかも、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。 一方、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。

　図-17 は、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。 そして、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。 更に引張を続けて点

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。そして、やがて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。

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。 そして、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。

地質 N値 スコップで掘る 砂質土 （地下水無） 5〜10 容易 10〜20 力を入れる 20〜30 強く足で踏む 30〜 ツルハシ 粘性土 2〜4 容易 4〜8 力を入れる 8〜15 強く足で踏む 15〜 ツルハシ 表-2 N値の感覚的な目安

　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。 凡そ100万年前、この東海湖の西に連なる鈴鹿山脈、養老山地、東に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。そして、この活動は今も続いているのです。
　一方、地球は氷河期と間氷期を繰り返してきました。そのため海面の水位が下がったり （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。 こう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。
　愛知県では、平成11年〜13年にかけて、微動アレイ探査、反射法及び屈折法、大深度ボーリング等の調査^*3)を行い、 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。

　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。 図-21 は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