水路部研究報告 第 38 号 平成 14 年 3 月 30 日
REPORT OF HYDROGRAPHIC RESEARCHES No.38 March, 2002

函館湾の海底断層†
森下泰成＊，渡辺一樹＊＊，富田輝勝＊，田中喜年＊＊＊，藤澤豪＊＊＊＊The Submarine Faults in Hakodate Bay †Taisei MORISHITA ＊，Kazuki WATANABE ＊＊，Terukatsu TOMITA ＊，Kitoshi TANAKA ＊＊＊ and Takeshi FUJISAWA ＊＊＊＊

Abstract

Four faults 1 to 3 km in length were found off the western shore of Hakodate Bay. They arereverse faults with down throw to east, striking N-S to NNW-SSE roughly. They show an en echelon form trending in N-S direction. On the basis of their distribution and deformational features,
these faults are considered to be the seaward extension of the active fault zone on the western
margin of Hakodate Plain. This shows that the fault zone extends seaward to at least 10 km. It is
probable that these submarine faults have been active in the Holocene.

域において音波探査による活断層調査を実施した

１．はじめにので，その結果を報告する．

中央構造線をはじめ，六甲・淡路島断層帯など

なお，函館平野西縁断層帯は，地震に関する基陸域の活断層が海域へ連続することは珍しくな

盤調査観測計画における基盤的観測の対象断層

い．函館平野とその西側の上磯山地の境界を走る（全国 98 主要活断層帯）の 1 つであり，函館平野函館平野西縁断層帯も 1 つの例であり，その南方西縁断層帯の長期評価（地震調査研究推進本部，延長は函館湾へと連続している可能性が指摘され2001）では，本調査で確認された海底断層が当該ていたものの（例えば，活断層研究会，1980），断層帯の海域延長部と見なされた．さらに，同断その南限は不明であった．一般に，活断層の長さ層帯の総延長が陸域と海域とを合わせて約 24kmとそれから発生しうる地震の最大規模には一定のとなったことから，M7.0 − 7.5 程度の地震が発生関係があることが経験的に分かっている（松田ほする可能性が指摘されている．

か，1975）．従って，陸域における既知の活断層が海域にどれだけ延長されるかを把握すること

２．函館平野西縁断層帯について

は，その活断層が引き起こす地震の最大規模を見函館平野は北海道南西端に位置し，亀田半島と積もり，さらに地震動による災害を予測し，防災上磯山地に挟まれた南に向かって開く三角形状の対策を講ずる上で必要不可欠である．

沖積平野で，その東西両側には数段の海成段丘が今回，平成 10 年に函館平野西縁断層帯の南限形成されている（太田ほか，1994）．函館平野西を明らかにすることを目的として，函館湾周辺海縁断層帯は，その函館平野と上磯山地の境界部を† Received 2001 November 13th. ; Accepted 2002 March 13th.
＊ 沿岸調査課 Coastal Surveys and Cartography Division＊＊ 大陸棚調査室 Continental Shelf Surveys Office＊＊＊ 第五管区海上保安本部水路部 Hydro. Dept., 5th R. C. G. Hqs.
＊＊＊＊ 白浜水路観測所 Shirahama Hydrographic Observatory−59−

Taisei MORISHITA, Kazuki WATANABE, Terukatsu TOMITA,
Kitoshi TANAKA and Takeshi FUJISAWA
ちの逆向き低断層崖として認められ，渡島大野断層及び富川断層の運動に伴ってその背後に形成されたバックスラストとみられる（北海道，1999）．
一方，断層帯が海域に延長される可能性は指摘されているものの，これまで明確には断層は確認されていない．寒川ほか（1982）は，陸上の茂辺地から葛登支岬付近へと伸びる北北東−南南西走向の逆向き低断層崖（茂辺地断層）の存在から，その海側により活動度の大きな東落ちの撓曲崖の存在を推定している．また，北海道立地下資源調査所によって富川から茂辺地に至る沿岸海域でソノプローブによる音波探査が実施され，断層は明確には認められなかったものの，富川断層の変位地形に対応した東に地層が撓み下がる構造が，富川沖から矢不来沖まで約 4km 確認されている（内田ほか，1997）．
断層帯の活動については，太田ほか（1994）がFig. 1 The fault distributions in land area of the

詳細な地形調査に基づき，新旧の段丘面を変位基

active fault zone on the western margin of the

準として渡島大野断層の変位速度を 0.2 〜Hakodate Plain.

0.9m/ka と求めている．1995 年には北海道教育大Traces of the faults are based on theHeadquarters

forEarthquarkResearchPromotion of Japan (2001) and Active Faults

学函館校のグループにより渡島大野断層のトレンチ調査が実施され，2.3 万年〜 1.7 万年前と 1.2 万Research Group (1991). Upside-down filled trian-年前以降の２回の活動が確認された（鴈澤・紀藤，gles in the westem part of Hakodate Bay show

1996 ；田近，1996）．北海道は 1996 から 1997 年に

the geological boundary presumed to be the sea-

わたり反射法弾性波探査やトレンチ掘削調査等を

ward extension of Tomikawa Fault by Uchida etal. (1997).

精力的に実施し，富川断層では活動時期を示す成果は得られなかったものの，渡島大野断層につい南北に走る活動度Ｂ級の断層帯である．断層帯は，ては 3 箇所のトレンチ調査から，最新活動期 7800

平野北端付近より更新世の海成段丘を変形させな〜 8800yBP，活動間隔 5000 〜 9000 年，1 回の上下

がら南西端の上磯町富川に至り，函館湾に没する

変位量 1 〜 1.5m，平均上下変位速度 0.2m ／ 1000

が，さらに南の陸上部で確認されている茂辺地断年と見積もった（北海道，1999）．一方，地震調層（寒川ほか，1982）までを含むとされている査研究推進本部（2001）は，断層帯の長期評価に（Fig.1）．断層帯は併走する 2 つの主断層から構成

際して上述のトレンチ調査の再検討を行い，北海されており（活断層研究会，1980 ；太田ほか，道（1999）が断層運動によると解釈した「変形」

1994），東側に位置するものを渡島大野断層，西は不確実だとして最新活動期を 12000yBP（暦年側のものを富川断層と呼ぶ（太田ほか，1994）．

補正をすると 1 万 4000 年前）とした．さらに，活またこれら断層の西側に長さ 4km 未満の副次的動一回当たりの上下変位量を地形面の変位に基づ断層が断続的に分布している．渡島大野断層と富き約 3m と推定し，断層の平均活動間隔を，活動

川断層はともに西傾斜，西側隆起の逆断層で，地一回当たりの上下変位量と形成時代の判明してい表では撓曲崖を形成している．副次的断層は西落る地形面の変位量とから，約 1 万 3000 年〜 1 万−60−

The Submarine Faults in Hakodate BayFig. 2 Track lines of the seismic surveys.
(a)Uniboom, (b)Chirp sonar, (c)Sparker and Chirp sonar

7000 年と見積もった．

不足を補うため 5kVA 発電機を搭載艇の屋根に設置して調査を実施した．記録に 50 〜 60kHz 及び３．調査方法

100 〜 120kHz の周期的なノイズが出たため，発調査は 1998 年 10 月〜 11 月に実施した．調査区

電機を含む全ての装置にアース線を付けるととも域を沖合部と函館湾西岸沿岸部（水深 20m 以浅）に，周波数フィルター等の調整を行ったが，ノイに分け，沖合部は測量船「天洋」本船により，沿ズを除去できなかった．これは搭載艇が小さいた

岸部は天洋の搭載艇により実施した．測線は，東めに，ハイドロフォンケーブルをノイズの発生源

西方向の主測線を沖合部では 0.5 海里間隔，沿岸（エンジン，発電機，トランス）から十分な距離部では 0.25 海里間隔で設定し，沖合部についてはを置いて設置できなかったためではないかと考え主測線に交差する南北方向の測線を 3 海里間隔でられる．また，スパーカーについては，ハイドロ設けた．測線を Fig.2(a)〜(c)に示す．音波探査のフォンケーブルが接続されているプリアンプに不音源には，スパーカー（沖合部，発振エネルギ具合があったため，記録に細かな周期的なノイズ

ー： 1000J，発振間隔： 1 秒，周波数域： 200 〜が出てしまった．その結果，記録の解析は可能で1000Hz），チャープソナー（沖合部及び沿岸部，あったものの，地層内部の反射パターンの判読が発振エネルギー： 30J，発振間隔： 0.25 秒，周波難しくなった．

数域： 3.5kHz）及びユニブーム（沿岸部，発振

また，沿岸部（特に矢不来〜茂辺地の沖合 2 〜

エネルギー： 300J，発振間隔： 0.5 秒，周波数3km 付近）では定置網が数多く設置されていた

域： 0.5 〜 2kHz，受信装置：ハイドロフォンケー

ため，漁網を避けながら調査することとなった

ブル 25m）を用いた．

（Fig.2a，b）．

ユニブームの使用に当たっては，搭載艇の電力−61−

Taisei MORISHITA, Kazuki WATANABE, Terukatsu TOMITA,
Kitoshi TANAKA and Takeshi FUJISAWA

Fig. 3 Representative seismic profile (Sparker-record) of alluvium in Hakodate Bay. The location of the section isshown in Fig. 2.

Table 1 Correlation of submarine seismic stratigraphy in the present study with onshore geology in the Oshima
Peninsula and the Shimokita Peninsula.

−62−

The Submarine Faults in Hakodate Bay

４．層序区分及び地層対比とから，両層を区分した．Ⅱ層及びⅢ層は，層内音波探査記録に認められる不整合面をもって調査海域の海底地質を上位よりⅠ〜Ⅷ層に区分した（Table 1）．函館湾中央部を南北に横切るスパーカー測線（Fig.3）において，海面下深度 50m 付
近の顕著な浸食面を沖積層の基底面として，沖積層であるⅠ層を識別し，その測線を基準として全海域に展開した．さらにⅠ層をその音響パターンの違いにより，Ⅰ−ａ，Ⅰ−ｂ，Ⅰ−ｃの３層に区分した．Ⅰ−ａ層は薄いため，チャープソナーかユニブームにより識別可能である．チャープソ
ナーにおいて，Ⅰ−ａ層は白く抜ける反射パターンを示し，Ⅰ−ｂ，Ⅰ−ｃ層はやや散乱した黒いパターンを示す．Ⅱ層はスパーカーにおいて縞状パターンを示し，その下位のⅢ層は淡い縞状の反射面を有し，前置層的な斜層理が特徴的であるこの顕著な反射面をもって，Ⅱ−ａ，Ⅱ−ｂ，Ⅲ−ａ，Ⅲ−ｂにそれぞれ区分することできる．Ⅱ〜
Ⅲ層は直接陸上との連続性などからは 1 対 1 の対応はできないが，Ⅰ層と後述するⅣ層との間にあることから，文月層以降の更新世の段丘堆積物に対比した．Ⅳ層は縞状の反射パターンを有し，沖合部では緩やかな褶曲構造を呈する．西部海域では褶曲の発達するⅤ層にアバットする．調査区域の北西部沿岸部で，陸域の富川層に連続することから同層に対比できる．Ⅴ層は強い縞状の反射パターンを示し，NNW-SSE 方向の褶曲構造が発達する．海域西部の矢不来から三ツ石の沿岸付近に分布し，函館湾西岸に露出する中新世〜鮮新世の茂辺地川層の分布域に繋がることから同層に対比できる．Ⅵ層〜Ⅷ層はいずれも強い散乱パターンを示す．Ⅵ層は海域東部の沿岸から沖合においてFig. 4 Geological structure map of Hakodate Bay and the adjacent area. Bathymetric contour interval is 10 m.
Thick solid lines show the locations of the examples of seismic profiles.

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Taisei MORISHITA, Kazuki WATANABE, Terukatsu TOMITA,
Kitoshi TANAKA and Takeshi FUJISAWA

Fig. 5 Distributions of the faults and seismic survey lines in the northwestern part of the surveyed area. This figure also shows the geological boundary between alluvium and acoustic basement (Formation V or IV) detected by the chirp-sonar survey.

Ⅳ層に覆われて分布することから中新世の松倉集

また，代表的な地質断面図を Fig.6(a)〜(c)に示す．

塊岩もしくは汐泊川層に，Ⅶ層は函館山周辺域のⅠ層は主として函館湾内に厚く堆積しており，みに分布することから前期更新世の函館山火山岩

Ⅰ−ａ，Ⅰ−ｂ，Ⅰ−ｃの 3 層に区分可能である類に，Ⅷ層は津軽海峡軸部の南に分布することか（Fig.6(c)）．Ⅰ層は湾奧では層厚 30 〜 40m に達すら下北半島北部に露出する鮮新世の易国間安山岩る．Ⅲ層にはしばしば前置層的な内部構造が認め類に，それぞれ対比できる．

られる（Fig.6(a)，(c)）．海域南部では，Ⅳ層に南北方向に軸をもつ緩やかな波状褶曲が認められる（Fig.4，Fig.6(b)）．Ⅴ層には褶曲構造が発達する

５．地質構造が（Fig.6(b)），その褶曲軸は中新世〜鮮新世の茂調査海域の海底地形，断層及び褶曲等の構造分

辺地川層と同様に NNW − SSE 方向であり，Ⅴ層

布を Fig.4 に，函館湾西岸付近の断層分布をそののみに見られる構造であるため，活構造若しくは根拠になった音波探査測線と共に Fig.5 に示す．

活構造の可能性のある構造を把握するという観点−64−

The Submarine Faults in Hakodate Bay

Fig. 6 Representative geological cross sections. The locations of the sections are shown in Fig.4.

から Fig.4 には記載していない．
調査海域の断層はいずれも南北方向の走向を持ち，長さ 0.6km 〜 2km 程度で，函館湾西縁の矢不来沖から湾口部の葛登支岬南東沖にかけて断続的に分布している（Fig.4, 5）．この分布域は陸域の渡島大野断層及び富川断層の海域延長上に当たる．いずれも西側隆起の逆断層で，断層面は西傾斜と推定される．Fig.7 〜 10 にこれらの断層の音波探査記録例を示す．音波探査記録上は，断層の東側に分布するⅡ層，Ⅲ層（上部更新統）が西側（陸側）に向かって層厚を増しながら逆傾斜し，断層の西側では背斜構造を伴ってⅣ層，Ⅴ層（鮮新統〜下部更新統）が隆起する変形構造を示す．
Fig.7 では，断層 F2 の西側の背斜構造を伴った隆起地隗に向かって，東側からⅡ〜Ⅲ層が逆傾斜している．背斜の東翼は断層によって断ち切られている．Fig.8 も同様に，F2 及び F3 の西側にそれぞFig. 7 An example of seismic profile (Sparker-record)

れ背斜構造が認められ下位層が隆起している．

across the fault F2 and its geological cross sec-

F3 は，Ⅳ層及びⅤ層が形成する背斜の東翼を断tion. The location of the section is shown in Fig.4.

−65−

Taisei MORISHITA, Kazuki WATANABE, Terukatsu TOMITA,
Kitoshi TANAKA and Takeshi FUJISAWA
ち切り，少なくともⅡ−ａ層まで変形を及ぼしている．この記録では沖積層のⅠ層はその層厚が薄いため識別できないが，Ⅰ層の変形の有無については後述する．下位層準ほど F2 及び F3 による大きい変形を被っており，変位の累積性が認められる．しかし，断層の両側で明確な変位基準面が存在しないため変位量は不明である．なお，F2，F3 の北方延長部は定置網のために調査不可能であったため，断層は北方に延長される可能性がある（Fig.5）．
矢不来沖の推定断層 F1 は F2 の北 4km に位置する．本調査のチャープソナーの記録（Fig.9）
では，陸側（西側）から沖合に向かって緩やかに傾斜する音響基盤のⅤ層が F1 を境にして落ち込
み，その東側でⅠ−ａ層が分布する．Fig.9 とほぼ同一測線のユニブームの記録（Fig.10）では，
Fig. 8 An example of seismic profile (Sparker-record)
across the fault F2 and F3 and its geological

音響基盤のⅤ層が F1 のところで急激に落ち込み，

cross section. The location of the section is

その東側では追跡できなくなる．また，F1 の東shown in Fig.4.

側に分布するⅡ層の内部反射面が，沖合から陸側

Fig. 9 An example of seismic profile (Chirp-sonar-record) across the inferred fault F1 and its geological cross section. The location of the section is referred to Fig.4.

−66−

The Submarine Faults in Hakodate BayFig. 10 Seismic profile (Uniboom-record) across the inferred fault F1 and its geological cross section. The locationof the section is the same as Fig.9.

（西側）の F1 に向かって緩やかに逆傾斜し，さら三ツ石埼南東沖の推定断層 F4 は，F2，F3 の南に F1 の近傍でⅤ層に対して駆け上がるように変西方 3km 沖合に位置する．ここではⅡ層以下の形しているのが認められる．これらは海底下 30m

層準が逆傾斜しており，向斜状の構造を形成してまでの非常に浅い部分の記録であり，変位の累積下位のⅤ層及びⅣ層よりなる基盤の高まりに接し性が確認できないこと，さらにⅤ層の急崖が埋積ている（Fig.6(a)）．深部の情報が得られず，記録された海食崖である可能性も完全には否定できな上明瞭な断層としては確認できなかったものの，いため，F1 を推定断層とした．この F1 は，その西に逆傾斜しながらⅣ層及びⅤ層と接するのは位置及び記録の特徴から，内田ほか（1997）が陸F2 や F3 の場合と同じであることから，単なる不域の富川断層の変位地形に対応するとして記載し整合ではなく断層を推定した．

た構造（Fig.1）と同一のものと考えられる．
F1 の南方延長部には，蛇行したチャープソナ

６．断層帯の活動時期ーによる探査測線しか存在しない．しかしながら，断層帯の活動履歴については，前述の通り，北Fig.9 に見られるような海底面におけるⅤ層と海道（1999）と地震調査研究推進本部（2001）がⅠ−ａ層の地層境界は，F1 の延長上の位置から陸部において異なる推定をしており，それぞれ，茂辺地沖で南西方に湾曲し，F3 の方に延びてい最新活動期を 7800 〜 8800yBP と 12000yBP，活動る．この事実は，F1 と F3 の間にも断層が，函館一回当たりの上下変位量を 1 〜 1.5m と 3m，平均

平野西縁に見られる断層と同様に走向を変化させ活動間隔を 5000 〜 9000 年と 13000 〜 17000 年と見ながら，連続していることを示唆する．

積もっている．地震調査研究推進本部（2001）は，−67−

Taisei MORISHITA, Kazuki WATANABE, Terukatsu TOMITA,
Kitoshi TANAKA and Takeshi FUJISAWA
松田ほか（1980）の次の経験式

場合，全体として黒く，チャネル壁面に斜交する

Ｄ＝ 10 ×Ｌ（ただし，Ｌ：地震断層の長さ，-4弱い縞状パターンを示す．Ⅰ−ａ層と I −ｂ層のＤ：一回の地震の最大変位量）

境界に反射面が一枚確認できる．Ⅰ層の層厚は，において，Ｄを 3m とした場合にＬが 30km 程度

局所的には 5m に達するが，2 〜 3m ほどと薄い．となることから，本断層帯は海域を含めた全長海底面には，F2 付近で約 1m，F3 付近で約 2.5m

24km の断層全体が一度に動くと推定した．このの高低差をもって撓み下がる様子が認められ，こ推定のとおり一回の活動で断層帯の全区間が動くれらの海底面の撓み下がりが，それぞれの断層のとすれば，本調査により海域から見出された断層変位を表している可能性がある．F3 では，断層にも，陸部で推定された最新活動期（更新世末の上盤側（南西側）にⅠ層が分布しておらず，期−完新世）に活動した痕跡が音波探査記録上認Ⅰ−ａ層内に変形の基準面になるような反射面がめられる可能性がある．

見られないため，既に形成されていた撓曲崖をⅠ

断層 F2 及び F3 については，スパーカー記録上層が埋積している可能性も考えられる．一方，で少なくともⅡ−ａ層までは変形させていること

F2 付近にあるチャネル埋積部の上面は，海底面が確認された（Fig.7，8）．Fig.11 に Fig.8 と同一と同様に下盤側（北東側）に約 1.5m 撓んでいる．

測線上のチャープソナー記録を示す．Ⅰ層はⅡ層断層の上盤側（南西側）では，Ⅰ−ａ層とⅠ−ｂ上面の浸食面を埋積し滑らかな海底面を形成して層の境界面が F3 に向かって緩やかに傾斜していいる．Ⅰ層は海底を広く覆うⅠ−ａ層と，チャネる．これらは F2 の活動により上盤側が 1.5m ほどルを埋積するⅠ−ｂ層よりなる．Ⅰ−ａ層は白く隆起したことを示す可能性が指摘できる．

抜ける音響パターンを示し，Ⅰ−ｂ層は，多くの推定断層 F1 についてみると，先に示したチャFig. 11 Seismic profile (Chirp-sonar-record) across the fault F2 and F3 and its geological cross section. The location of this section is shown in Fig.8. Note that the marked (※) reflection represents the echo from the sea
bottom reflected on the survey vessel.

−68−The Submarine Faults in Hakodate Bayープソナーの記録（Fig.9）において，Ⅴ層とⅠ謝層の境界付近で海底面に約 1m ほどの落差が認め辞られる．しかし，Ⅰ層は白く抜けた音響パターン

本調査に際しては，測量船「天洋」の船長以下を示し，2m ほどの層厚で湾の中央部に向かって乗組員の方々には多大なご協力を得た．調査及び

緩く傾斜しているが，Ⅰ層が変形を被っているこ

解析にあたり，企画課岩渕洋氏，加藤幸弘氏にはとを示す積極的な証拠はない．おそらく，既存の貴重なご助言・ご支援を頂いた．本論をまとめる

断層崖をⅠ層が埋積している構造と捉えられる．

にあたり，北海道立地質研究所の内田康人博士に最も南に位置する断層 F4 についても，沖合のたは文献資料を頂いた．資料の解析作業に従事されめ断層付近を覆うⅠ層は薄く，Ⅰ層における断層

た国際航業株式会社海洋エンジニアリング部深澤変位の有無は確認できない．

満技師にご努力によるところが大きい．さらに査以上から，本海域の断層には一部で沖積層の堆積中に活動した痕跡が認められるものの，ほとん読者の方には有益なご意見を頂いた．以上の方々に深くお礼申し上げます．

どの場合，明瞭な断層変位が認められるのは上部
要更新統までである．Fig.11 における I −ａ層と I −約ｂ層の境界面の撓み約 1.5m が完新世の断層活動

函館湾西岸付近の海底に長さ 1 〜 3km の 4 条のに起因するならば，北海道（1999）が函館平野西断層を見出した．いずれも，概ね南北走向で西側縁断層帯の陸上部で推定した，活動時期 7800 〜隆起の逆断層であり，南北方向に雁行配列をして8800yBP，及び活動一回の当たりの上下変位量 1いる．断層分布及び変形の特徴から，これらの海〜 1.5m の結果と調和的である．

底断層は，従来より存在が予想された函館平野西縁断層帯の海域延長部と考えられ，同断層帯は海７．まとめ域に 10km 以上延長されることとなった．海底断本調査海域の断層は，陸域の富川断層の海域延層の最新活動時期は完新世である可能性がある．

長上に位置し，いずれも南北方向の走向を持ち，かつ西側隆起の逆断層であるという点で，陸域の参 考 文 献

渡島大野断層，富川断層と同様の特徴を示す．

鴈澤好博・紀藤典夫：渡島大野活断層の変形構造

5km 以内で断続又は並走する断層群を 1 つの起震と活動史，鴈澤好博・貞方昇・紀藤典夫

断層とみなす（松田，1990）と，本海域の断層は編「西南北海道の地震・火山活動」，北海道

函館平野西縁断層帯の一部となり，同断層帯は海教育大学函館校，13-22，(1996)．

域に 10km 以上延長されることが明らかになっ北海道：「函館平野西縁断層帯 活断層図とそのた．断層活動の時期については，一部で完新世の解説」，北海道活断層図 No.2，65p.＋ 1 図葉，断層活動を示唆する構造が認められたものの，多(1999)．

くの場合，明瞭に断層変位が認められるのは上部

地震調査研究推進本部地震調査委員会：「函館西縁断層帯の評価」，(2001)．

更新統までであった．
地震調査研究推進本部（2001）により本断層帯

活断層研究会：「日本の活断層−分布図と資の長期評価がなされたところであるが，海域での料−」，東京大学出版会，363p，(1980)．

断層の活動履歴の詳細は依然として不明であり，活断層研究会：「新編日本の活断層−分布図と資今後，マルチチャンネル音波探査により当該海域料−」，東京大学出版会，437p，(1991)．の深部の地質構造を明らかにするとともに，ボー松田時彦：活断層から発生する地震の規模と周期リング調査などにより断層の詳細な活動履歴が解について．地震，第２輯，28，269-283，明されることを期待したい．

(1975)．

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Taisei MORISHITA, Kazuki WATANABE, Terukatsu TOMITA,
Kitoshi TANAKA and Takeshi FUJISAWA
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