|
|
| ミランコヴィッチメニューへ戻る ミランコヴィッチの擁護 pdf ジェラード(Gerard Roe)・ロー ワシントン大学地球宇宙科学部、ボックス351310。 米国ワシントン州シアトル 概要 ミランコヴィッチ(Milankovitch)仮説は、気候科学の基礎となる仮説の一つとして広く知られている。しかし、地球の軌道変動に伴う日射量の変化と全球氷量の関係については、多くの研究がなされているにもかかわらず、この仮説が明確に定義されていないのは驚くべきことである。 本論文では、具体的な仮説を提示する。基本的な物理学的議論を用いて、地球全体の氷量の絶対値に注目するよりも、地球全体の氷量の時間変化率を考慮する方がはるかに有益であることを示す。この単純で動的論理的な視点からの変化を利用して、北高緯度地域の夏季日射量と全球氷量の変化率との間には、ゼロラグで反位相的な関係があることを示した。 さらに、大気中のCO2の変動は、全球氷量の変化率に遅れをとっているように見える。このことから、CO2は夏の日射量よりも弱い放射強制力を持っているため、地球の氷量の変化には二次的な役割しかないことが示唆される。 はじめに Milutin Milankovitchは、地球の軌道の周期的変動が気候に果たす役割に注目した最初の研究者である[e.g. Milankovitch, 1941]。 Jospeph Adhémar [Adhémar, 1842]の軌道計算に基づいて、彼は緯度と季節の関数としての日射量の時系列を計算し、また、結果として起こりうる気温の変化を推定するための基本的なエネルギー収支の研究を行った。 アルフレッド・ウェグナー（Alfred Wegner）、Wladimer Köppen（Wladimer Köppen）との共同研究[例：Köppen and Wegener, 1924]では、北の高緯度地域で夏の日射量が最小となる時期が、当時知られていたヨーロッパでの氷河期の進展の例の6つの時期と一致していることをさらに論じた。Hays et al.の画期的の論文 [1976] は、この初期の研究を基にしたもので、2 つの深海堆積物コアの酸素同位体を用いて全球氷量を再構成したものである。 Hays らは、更新世後期の全球氷量が、これらの軌道変動を反映していることを示した。この初期の研究以来、気候と日射量の変動の関連性を明らかにすることを目的としたデータ解析やモデリングが盛んに行われてきた[例：Roe and Allen, 1999; Paillard, 2001]。 これらの研究の多くは、何らかの形で気候の「ミランコビッチ仮説」（またはミランコビッチ理論）を評価したり、検証したりしていると考えられてきた。しかし、最近では、(1)大気中のCO2と熱帯海面水温の変動が氷河期サイクルにおいて重要な役割を果たしたとする研究[例：Shackleton, 2000; Lea, 2004]、(2)日射に対する気温の変化のタイミングと氷河期気候の全球的な範囲に疑問を呈する研究[Winograd et al. Gillespie and Molnar, 1995]と(3)は、全球氷量の変動のうち、日射量の変動に関連する部分が比較的少ないことを強調している [Wunsch, 2004]。 さらに、十分に定式化された具体的で一般的に受け入れられている仮説が存在しないことが進歩の妨げとなっている。ミランコビッチ仮説」という用語は、古気候プロキシの時系列で軌道頻度を見るべきだという単純な期待から、103～106年の時間スケールでの気候変動はすべて軌道変動によって根本的に駆動されているという暗示まで、さまざまな方法で使われている。 この中間には、多くの教科書で、軌道変動が更新世の氷河期の原因、あるいはペースメーカーであるという、より漠然とした記述がある。ミランコビッチ曲線、ミランコビッチ日射量、ミランコビッチ度数、ミランコビッチ強制、ミランコビッチ周期などのフレーズが文献に散見され、やや曖昧な図式になっている。 3つの主要な軌道パラメータが日射量の変動を引き起こす: 偏心度(~100, ~400 kyr周期)、斜行度(41 kyr)、気候先行度(19, 23 kyr) [例: Imbrie and Imbrie, 1980]. これらの時間スケールでの気候変動を評価するために、世界中の無数の古気候プロキシが分析されてきた。気候ダイナミクスの理論的理解は、（そしてプロキシ自体の多くの）プロキシが記録する変動の物理的原因を詳細に知ることができる段階には至っていない。 したがって、異なる地域の気候や異なる古気候プロキシでは、軌道の変動がどのように表現されているかという一般的な問題と、氷床の範囲や体積の変化の原因という具体的な問題を切り離すことは、建設的である。 ミランコビッチの貢献はこの両方に関連していることは明らかであるが、彼の名を冠した具体的な仮説や理論は後者に関するものであるべきであり、それは彼の研究の本来の羅針盤にはるかに近いからである。 本論文では、このミランコビッチ仮説の具体的な定式化を提案し、これを擁護する。すなわち、北高緯度地域における軌道上での夏季日射量の変動は、氷床体積の時間変化率と反相関係にある。 結果 洪積世の全球氷量は、有孔虫の殻に含まれる酸素同位体の測定に依存しており、その記録は深海堆積物のコアから得られたものである。 図1にそのような2つの記録を比較してみた。前回の最大氷期（約21年前）には、現在に比べて約85％の氷量が北半球にあったと推定されており[Peltier, 2004]、これらの記録は北半球の氷量を主に反映していると考えられる。 SPECMAPの記録[Imbrie et al., 1984]は、氷量と軌道強制力が関係していることを前提に、海洋コアの深度分布を調整して年代を算出している。この調整手順のため、軌道周波数の変動は過大評価される可能性がある[例：Huybers and Wunsch, 2004]。Huybers and Wunsch [2004] は最近、このような軌道チューニングの仮定に依存しない記録 (HW04) を開発した。その結果、全体的な降雪の変動と時期は、SPECMAPの記録とほぼ一致しており、推定誤差の範囲内であることがわかった。 誤差が残っていることから、HW04では軌道周波数からエネルギーが移動している可能性が高く、これらの周波数でのエネルギーの割合が過小評価されている可能性が高い。このように、日射量の変動と全球氷量の関連性の強さについては、この2つの記録を参考にすることができる。 図1は、過去750年の夏至日射量65N（以下、6月65N）の日平均日射量の変化と2つの氷量再構成を比較したものである。ピーク間振幅は100Wm-2に近い値を示した。 日射量の変動とSPECMAPとHW04の記録の最大ラグ相関はそれぞれ-0.4と-0.2である。他の場所で何度も指摘されているように、最大の相関は氷量が6月65Nの日射量曲線に遅れをとったときに発生する。このタイムラグは、SPECMAPの記録では6km、HW04の記録では8kmである。 このタイムラグは、氷床の動的応答時間、気候シグナルの全球伝達における海洋循環の役割、氷河期サイクルの推進におけるCO2や熱帯海面水温の役割など、様々な原因がある[例：Shackleton, 2000; Lea, 2004; Imbrie and Imbrie, 1980; Imbrie et al., 1992; Imbrie et al., 1993]。 日射量と氷の体積の相関は、日射量と氷の体積が年周周波数と斜交周波数で共有されていることに由来する [例: Hays et al., 1976; Imbrie et al., 1992]。しかし、図1から明らかなように、日射量よりも低い周波数では、氷5 の体積の方がはるかに大きな変動がある。ここでは時間領域での結果を示す。クロススペクトル推定値を用いた別の統計解析がこれらの結果を裏付けている(補助資料)。 ほとんどの研究では、日射量と氷の体積（V）の関係に焦点が当てられているが、日射量と氷の体積変化率（dV/dt）の間には、より直接的な物理的関係がある [例：Roe and Allen, 1999; Wunsch, 2003]。この区別は非常に重要である。 第一に、氷床の質量収支は夏の気温の影響を強く受けやすい。この効果により、総アブレーション率は、基準値以上の夏の気温の約３乗に比例することになる[例えば、Pollard et al., 2000; Roe and Lindzen, 2001; Ohmura and Wild, 1996]。第二に、大気と海洋の熱流束の収束が冬期の気候に大きな役割を果たしている一方で、大陸内部の夏期の気候は、局所的な放射バランスによってより強く制御されている[例えば、Peixoto and Oort, 1992]。 このように、夏季の気温、ひいてはアイスシートアブレーション率と dV/dt が夏季の日射量の変動に直接反応すると予想されることには、モデル研究 [例えば、Felzer et al., 1995] に裏付けられた強い物理的根拠がある。 図2は、SPECMAPとHW04の記録から得られた6月65N日射量とdV/dtを比較したものである。最大相関は-0.8と-0.4であり、それぞれラグがない場合と1kyの場合に発生している。図1と比較して強いラグ相関が見られ、大きなラグがないことは注目に値し、北半球の高緯度域における dV/dt と夏季日射量の本質的な同時変動を示している。したがって、どちらの再構成も上記のミランコビッチ仮説を支持するものである。 気候応答を特定の緯度・季節における日射強制力に明確に帰属させることは不可能である。なぜなら、そのような強制力は、近似的には、どのようなものであっても、気候予後 と斜度指数の線形の組み合わせから構築できるからである[Imbrie and Imbrie, 1980]。理論的には、日射曲線（またはその子午線勾配）の無限のセットを、与えられた気候信号と一致させることができ、気候応答を生み出す物理的なメカニズムは曖昧なままである。 これを解決するために、回帰分析を行い、SPECMAPとHW04の記録からdV/dtの斜度と気候後退指数の最適な線形の組み合わせを求めた（方法については補助資料を参照）。これらの軌道パラメータのベストフィットした組み合わせを特徴的な日射量曲線と比較した。図3に示すように、SPECMAPの記録では、ベストフィットの組み合わせは6月65Nの日射量とほぼ一致している。HW04の場合、ベストフィットの組み合わせは夏の半年間（4月から9月平均）の65N日射量とほぼ一致している。 これらの解析は因果関係を完全に証明するものではないが、いずれの記録も、北高緯度地域の夏季日射量と氷量の変化率が直接関係しているという物理的議論に基づく先験的な仮説を裏付けるものである。また、大気中のCO2が全球氷量の変化を促進していることも示唆されています[例：Shackleton, 2000; Lea, 2004]。 過去数回の氷河期において、CO2濃度は約200～280ppmvの間で変動し、表面長波放射強制力に約2Wm-2の変動をもたらした[例：Ruddiman and Raymo, 2003]。氷床上の短波放射強制と長波放射強制の影響を比較することは難しいが、夏の半年間の短波放射強制の日射量の変動（図3）を用いて、融解氷のアルベドを0.5と仮定すると、夏の短波放射強制の変動は、直接のCO2放射強制を5倍程度上回ることがわかった。 また、氷の体積がCO2よりも遅れていることも報告されており、これにより、CO2の変動が氷河期のサイクルを駆動しているのではないかと示唆されている[Shackleton, 2000; Lea, 2004; Ruddiman and Raymo, 2003]。 しかし、図4のクロススペクトル解析（およびラグ相関（補助資料））によると、記録の間に有意なコヒーレンスがある周波数では、大気中のCO2はdV/dtに遅れているか、最大でも同期していることが示されている。 言い換えれば、融解の変動がCO2の変動に先行しているということである。このように、CO2の放射強制力の振幅が比較的小さいことと、dV/dt以上のリードがないことから、CO2の変動は日射量の変動と比較して、地球の氷量の変化を推進する上で比較的弱い役割を果たしていることがわかる。 このことは、CO2が熱帯や他の気候変動の主な原因であることや、半球間での氷年齢シグナルの同期化を否定するものではないことを示している[Lea, 2004]。しかし、我々は、dV/dtが高緯度の海洋への淡水投入率に寄与していることに注意しなければならず、その変化は地球規模の気候シグナルを引き起こすと主張されてきた。ここで定式化されたミランコビッチ仮説では、いくつかの氷河期サイクルの終わりに起こった大規模な急速な脱氷（図２に示された負の大きな脱氷）を説明することはできない。 この結果は、新世中期の氷期の変遷を説明するものではない。この変遷は、氷床下の基底条件の変化、あるいはカオス的な氷床力学の変化によるものである可能性が示唆されている[Clark and Pollard, 1998; Huybers and Wunsch, 2005]。これまでの一般的な見解では、氷床の体積が最も重要な変数であるとされてきた。 これは明らかに全球海面の場合であるが、アルベドに最も重要なのは氷床面積であり、氷床の高さは大気循環に重要である[例：Broccoli and Manabe, 1987; Shinn and Barron, 1989]。氷床は動的なシステムであり、これらの特性は互いに大きく異なることがある。 しかし、ここで示された結果は、氷の体積そのものではなく、氷の体積の変化率に着目することの重要性を示している。利用可能な証拠は、Köppen, Wegner, Milankovitch の古典的な論文 [Milankovitch, 1941; Köppen and Wegener, 1924] で表現された当初の考えの本質と、その結果を裏付けるものである。 1) 夏の日射量が氷河期の北半球大陸氷床の質量バランスの鍵を握っているという物理的根拠に基づく強い期待、および2) 地球の氷量の変化率は、地球の軌道の変化に起因する北高緯度地域の夏の日射量の変動と反位相をなしている。 謝辞. 著者は日射コードを提供するためのJ.レヴァインに感謝し、M.ウォレス、E.スタイグ、D.バティスティ、S.トゥドホープ、C.Wunsch、およびP.ホイバースとの洞察に富んだ議論に感謝する。 References Adhémar, J. A. (1842), Révolutions de la Mer: Déluges Périodiques, Carilian-Goeury et, V. Dalmont, Paris. Broccoli, A.J. and S. Manabe (1987), The influence of continential ice, atmospheric CO2, and land albedo on the climate of the last glacial maximum. Climate Dynamics, 1, 87-99. Clark, P. U. and D. Pollard (1998), Origin of the middle Pleistocene transition by ice sheet erosion of regolith. Paleoceanography 13, 1-9 Felzer, B., R.J. Oglesby, H. Shao, T. Webb, D.E. Hyma, W.L. Prell., and J.E. Kutzbach (1995), A systematic study of GCM sensitivity to latitudinal changes in solar radiation. J. Climate 8, 877-887. Gillespie, A., and P. Molnar (1995), Asynchronous maximum advances of mountain and continental glaciers. Rev. Geophys. 33, 311-364. Hays, J., J. Imbrie, and N. Shackleton (1976), Variations in the earth’s orbit: Pacemaker of the ice ages. Science 194, 1121–1132. Huybers, P. and C. Wunsch (2004), A depth-derived Pleistocene age-model:Uncertainty estimates, sedimentation variability, and nonlinear climate change.Paleoceanography 19, doi:10.1029/2002PA000857. Huybers, P. and C. Wunsch (2005), Obliquity pacing of late Pleistocene glacial terminations. Nature 434, 491-494. Imbrie, J., and J.Z. Imbrie (1980), Modelling the climatic response to orbital variations. Science, 207, 943–953. Imbrie J., et al. (1984), The orbital theory of Pleistocene climate: support from a revised chronology of the marine δ18O record. Milankovitch and Climate, A. L. Berger et al., Eds. (Reidel, Hingham, MA, 1984), 269–305. Imbrie, J., et al. (1992), On the structure and origin of major glaciation cycles, 1, Linear responses to Milankovitch forcing, Paleoceanography 7, 701–738. Imbrie, J., et al. (1993), On the structure and origin of major glaciation cycles, 2, The 100,000-year cycle, Paleoceanography 8, 699–735. Köppen, W. and A. Wegener, (1924), Die Klimate der Geologischen Vorzeit, Gebrüder Borntraeger, Berlin. Lea, D.W. (2004), The 100 000-yr cycle in tropical SST, greenhouse forcing, and climate sensitivity. J. Clim. 17, 2170-2179 Milankovitch, M., (1941), Kanon der Erdbestrahlung und seine Andwendung auf das Eiszeiten-problem. Royal Serbian Academy, Belgrade. Ohmura, A., M. Wild, and L. Bengtsson (1996), A possible change in mass balance of Greenland and Antarctic ice sheets in the coming century. J. Climate 9, 2124-2135. Paillard, D. (2001), Glacial cycles: toward a new paradigm. Rev. Geophys. 39, 325-346. Peixoto, J.P. and A.H. Oort (1992), Physics of Climate. Amer. Inst. Phys., New York, New York. Peltier, W.R. (2004), Global glacial isostasy and the surface of the ice-age earth: The Ice-5G (VM2) model and GRACE. Ann. Rev. Earth Planet. Sci. 32, 111-149. Pollard, D. et al. (2000), Comparisons of ice sheet surface mass budgets from Paleoclimate Modeling Intercomparison Project (PMIP) simulations. Global Planet. Change 24, 79–106. Ramaswamy et al. (2001), Radiative forcing of climate change. Climate Change 2001: the scientific basis. J.T. Houghton et al. (eds), Cambridge, UK Roe, G.H., and M.R. Allen (1999), A comparison of competing explanations for the 100,000-yr ice age cycle. Geophys. Res. Lett. 26, 2259–2262. Roe, G.H. and R.S. Lindzen (2001), A one-dimensional model for the interaction between continental-scale ice sheets and atmospheric stationary waves. Clim. Dyn. 17, 479-487. Ruddiman, W.F. and M. E. Raymo (2003), A methane based time scale for Vostok ice. Quat. Sci. Rev. 22, 141-155. Shackleton, N.J. (2000), The 100,000-year ice-age cycle identified and found to lag temperature, carbon dioxide, and orbital eccentricity. Science 289, 1897–1902. Shinn, R.A. and E.J. Barron (1989), Climate sensitivity to continental ice sheet size and configuration. J. Climate, 2, 1517-1536. Siegenthaler, U., et al. (2005), Stable carbon cycle-climate relationship during the late Pleistocene. Science, 310, 1313-1317. Winograd, I.J., T.B. Coplen, J.M. Landwehr, A.C. Riggs, K.R. Ludwig, B.J. Szabo, P.T. Kolesar, P. T., and K.M. Revesz (1992), Continuous 500,000-year climate record from vein calcite in Devils Hole, Nevada. Science 258, 255-260. Wunsch, C. (2004), Quantitative estimate of the Milankovitch-forced contribution to observed quaternary climate change. Quat. Sci. Rev. 23, 1001–1012 Wunsch, C. (2003), The spectral description of climate change including the 100 ky energy. Clim. Dyn. 20, 353–363. 以下は図とその解説 図1. 過去750年の6月65日北半球の日射量の異常値（単位：W m-2）と2つの異なる全球氷量の再構成。日射量時系列との最大の相関を示すために、SPECMAPの記録は6年遅れで、HW04の記録は8年遅れでプロットされている。氷量単位は日射と同じ分散を与えるようにスケールされている。日射異常値のY軸スケールが逆になっていることに注意。表示を明確にするために、HW04記録との比較のために、日射量曲線が繰り返し、y軸上でオフセットしています。これまでのSPECMAPの年表は平均1500年と古すぎることが示唆されていました[Ruddiman and@Raymo, 2003]。その場合、ここで報告されているすべてのSPECMAPの位相遅れは、約それだけずれていることになります。相関関係とラグは、1@kyrのタイムステップを持つ時系列から計算したものです。図1と同様に、6月65Nの日射量の異常値と全球氷量の時間変化率(dV/dt)を比較しています。日射量時系列との最大の相関がそれぞれ-0.8、-0.4であることを示すため、SPECMAPの記録ではラグがゼロ、HW04の記録ではラグが1kmしかないことがわかる。自己相関の推定値は、dV/dtのSPECMAP時系列とHW04時系列がそれぞれ106度と123度の自由度を持つことを示唆している。したがって、どちらの場合も信頼度99%以上で有意な相関が得られています。HW04の記録をSPECMAPと同様に平滑化した場合(9点ガウスフィルタ[Imbrie et al., 1984]を使用)、最大ラグ@相関は増加しない。単位の表記は図1と同様である。65N における夏季日射変動の指標と比較して、任意の振幅とラグを許容した氷量変化率に対する気候後退と斜度の指標の線形回帰を最適化した結果: a) SPECMAP 記録を用いた場合; b) HW04 記録を用いた場合. 線形回帰の結果は、各図の日射量指数を13として縮尺している。y軸のスケールが異なることに注意してください。方法は補助資料を参照してください。図4: (-1×大気CO2)とSPECMAP(a, c)とHW04(b, d)の過去650年分のdV/dt@のクロススペクトルコヒーレンスと位相推定値。負の位相は大気中のCO2の変動がdV/dtに遅れていることを意味する。縦棒は斜交度(2.5周期/100 kyr)と気候後退(4.3周期/100 kyrと5.3周期/100 kyr)の頻度を示す。ハニング窓を用いた 20 自由度のピリオドグラム推定値を用いた. コヒーレンス(破線)とコヒーレンスとバンド幅の95%信頼度推定値(青十字)をパネルaとbに示す. CO2はRR03タイムスケール[Ruddiman and Raymo, 2003]とEPICA記録[Sigenthaler et@al., 2005]を用いてVostokの記録から作成した。軌道上のクロススペクトルコヒーレンスが大きい場合には、CO2の変動はdV/dtよりも遅れています。これらの結果をサポートする詳細な解析結果は、補助資料に記載されています。  図 1. 6 月 65 日北半球の日射量偏差（単位：W m-2）と 2 つの異なる全球氷量の再構成（過去 750 kyr）。日射量時系列との最大ラグ@相関を示すために、SPECMAPの記録は6年遅れで、HW04の記録は8年遅れでプロットされている。氷量単位は日射と同じ分散を与えるようにスケールされている。日射異常値のY軸スケールが逆になっていることに注意。表示を明確にするために、HW04記録との比較のために、日射量曲線が繰り返し、y軸上でオフセットしています。これまでのSPECMAPの年表は平均1500年と古すぎることが示唆されていました[Ruddiman and@Raymo, 2003]。その場合、ここで報告されているすべてのSPECMAPの位相遅れは、約それだけずれていることになります。相関関係とラグは、1@kyrのタイムステップを持つ時系列から計算されています。図1と同様に、6月65Nの日射量の異常値と全球氷量の時間変化率(dV/dt)を比較しています。日射量時系列との最大の相関がそれぞれ-0.8, -0.4であることを示すため、SPECMAPの記録ではラグがゼロ、HW04の記録ではラグが1kmしかないことがわかる。自己相関の推定値は、dV/dtのSPECMAP時系列とHW04時系列がそれぞれ106度と123度の自由度を持つことを示唆している。したがって、どちらの場合も信頼度99%以上で有意な相関が得られています。HW04の記録をSPECMAPと同様に平滑化した場合(9点ガウスフィルタ[Imbrie et al., 1984]を使用)、最大ラグ@相関は増加しない。単位の表記は図1と同様である。65N における夏季日射変動の指標と比較した、任意の振幅とラグを許容した氷量変化率に対する気候後退・斜度指標の最適化線形回帰の結果: a) SPECMAP 記録を用いた場合; b) HW04 記録を用いた場合. 線形回帰の結果は、各図の日射指数に合わせて縮尺されている。y軸のスケールの違いに注意してください。方法については補助資料を参照のこと。  図2. 図1と同様に、6月65Nの日射量の異常値と全球氷量の時間変化率(dV/dt)を比較したもの。日射量時系列との最大の相関がそれぞれ-0.8, -0.4であることから、SPECMAPの記録はゼロラグ、HW04の記録は1年遅れであることがわかる。自己相関の推定値は、dV/dtのSPECMAP時系列とHW04時系列がそれぞれ106度と123度の自由度を持つことを示唆している。したがって、どちらの場合も信頼度99%以上で有意な相関が得られています。HW04の記録をSPECMAPと同様に平滑化した場合(9点ガウスフィルタ[Imbrie et al., 1984]を使用)、最大ラグ@相関は増加しない。単位の表記は図1と同様である。  図 3. 65N における夏季日射変動の指標と比較した、任意の振幅とラグを考慮した氷量変化率に対する気候後退と斜度の指標の最適化線形回帰の結果: a) SPECMAP 記録を用いた場合; b) HW04 記録を用いた場合。線形回帰の結果は、各図の日射指数に合わせて縮尺されている。y軸のスケールの違いに注意してください。方法については補助資料を参照のこと。  図4. 過去650年分のdV/dt@の(-1×大気中CO2)とSPECMAP(a,c)とHW04(b,d)の記録との間のクロススペクトルコヒーレンスと位相推定値。負の位相は大気中のCO2の変動がdV/dtに遅れていることを意味する。縦棒は斜交度(2.5周期/100 kyr)と気候後退(4.3周期/100 kyrと5.3周期/100 kyr)の頻度を示す。ハニング窓を用いた 20 自由度のピリオドグラム推定値を用いた. コヒーレンス(破線)とコヒーレンスとバンド幅の95%信頼度推定値(青十字)をパネルaとbに示す. CO2は、RR03タイムスケール[Ruddiman anRaymo, 2003]とEPICA記録[Sigenthaler et@al., 2005]を用いて、Vostok記録から作成しました。軌道上のクロススペクトルコヒーレンスが大きい場合には、CO2の変動はdV/dtよりも遅れている。これらの結果をサポートする詳細な解析結果は、補助資料に記載されています。 |