アイスランドの地質学的変形

アイスランドの地質学的変形
アイスランドの地質学的変形
土地の変形
	伸張構造であるシンクヴェトリル地溝は、アイスランドのプレートの分岐の証拠を提供します。
	図 1. この図は、アイスランドの主な変形帯の位置と、ユーラシアプレートに対する北米プレートの運動のベクトルを示しています。凡例: RR、レイキャネス海嶺、RVB、レイキャネス火山帯、WVZ、西部火山帯、MIB、中部アイスランド帯、SISZ、南アイスランド地震帯、EVZ、東部火山帯、SIVZ、南アイスランド火山帯、NVZ、北部火山帯、TFZ、ティョルネス断裂帯、KR、コルベインセイ海嶺、ÖVB、オーレファヨークル火山帯、SVB、スナイフェルスネス火山帯。玄武岩地域の凡例は以下と同じです。;
年	年代:古第三紀-メガラヤ前Ꞓ Ꞓ お S だＣポ T J けページいいえ
結成者	地殻変動の力
エリア
• 合計	102,775 km 2 (39,682 平方マイル)
火山弧/火山帯	大西洋中央海嶺、アイスランドのホットスポット
最後の噴火	2024

アイスランドの地質学的変形とは、地殻変動によりアイスランド島の岩石がどのように変化しているかである。地質学的変形は、地震、火山、亀裂の位置、島の形状を説明するのに役立つ。アイスランドは、海嶺上に位置する最大の陸地（102,775 km ²（39,682 平方マイル））である。^[1]^{： 35}それは、大西洋中央海嶺とグリーンランド・アイスランド・スコットランド海嶺が交差する場所に位置する海底の隆起した台地である。 ^[2]^{： 59}それは、北米プレートとユーラシアプレートの海洋発散プレート境界に沿って位置している。アイスランドの西部は北米プレート上に位置し、東部はユーラシアプレート上に位置する。この地域にある大西洋中央海嶺システムのレイキャネス海嶺は、南西から島を横切り、北東のコルベインゼー海嶺につながっています。[ 1 ] ^:^{39, 40, 49}

アイスランドは地質学的に新しい国です。そこにある岩石はすべて、過去2500万年以内に形成されたものです。^{[2]アイスランドは}前期中新世に形成され始めましたが、アイスランドの地表で発見された最も古い岩石は中期中新世のものです。アイスランドのほぼ半分は、900万年前から2000万年前のゆっくりとした拡大期に形成されました。^[2]

アイスランドの地質構造と地形は、拡大プレート境界とアイスランドホットスポットの影響を強く受けています。アイスランドで観測された変形を説明するためにホットスポットが必要かどうか疑問視する人もいますが、現在のところ、これは最新技術で得られた岩石の組成と年代の観測を最もよく説明すると考えられています。^[3]下にある深部マントルプルームの浮力により、アイスランド玄武岩台地は3,000メートル（9,800フィート）の高さまで隆起しました。プルーム上の地殻の厚さも最大40キロメートル（25マイル）で、アイスランドの他の場所よりもはるかに厚く、海洋発散型プレート境界でより一般的な厚さである最小8キロメートル（5.0マイル）とは対照的です。^[4] アイスランドの中央部は依然として隆起しているが、現在の地殻隆起速度は年間3cm（1.2インチ/年）であり、これは主に1890年以降の氷の後退による氷河のアイソスタシー調整によって説明され、厚い氷床から多くの重量が取り除かれた。^[4]ホットスポットはプレート境界で火山活動も活発に行っている。^[1]^{: 50}

アイスランドには、2つの主要な地質学的および地形学的構造的傾向があります。1つはアイスランド南部で北東に走り、アイスランド北部でほぼ北に走ります。もう1つはほぼ西から北西に走ります。これらが合わさってジグザグパターンを形成します。このパターンは、断層、火山の割れ目、谷、岩脈、火山、地溝、断層崖によって表されます。^[2]

アイスランドの変形

アイスランドの地質学的変形は、主に海洋中央海嶺の活発な拡大によって引き起こされています。アイスランドの南にあるレイキャネス海嶺はレイキャネスで陸地に達し、北レイキャネス海嶺（NRR）^{[5]の延長部分はすべて}レイキャネス半島に収まっています。この半島の北端に向かうレイキャビクでは、北米プレートがユーラシアプレートから離れる相対的な動きは1.883 cm/年（0.741インチ/年）とモデル化できますが、この乖離の60%未満がレイキャビクのすぐ東の地殻構造に吸収され、残りの大部分はアイスランドの南東の構造に吸収されています。^{[6]これは、他の伸張性の亀裂や}トランスフォーム断層が拡大方向と垂直に見られるためです。 ^[1]^{: 50}トランスフォーム断層帯は破砕帯としても知られています。これらの破砕帯では大量の溶岩が噴出します。最も生産性の高い火山地域はアイスランド中東部のヴァトナヨークトル氷河の下にあり、プレート三重会合点付近で年間約 1.853 cm (0.730 in/年) の伸張がすべて収容されています。アイスランドの表面には、裂け目に沿って線状の火山の割れ目が形成され、群がったようなパターンで現れます。これらは破砕帯でつながって火山帯を形成しています。^[2]

コルベインゼー海嶺は、アイスランド北岸のアクレキ付近で測定された1.834cm/年（0.722インチ/年）の発散率の100％を想定しており、アイスランド南東部のベクトルと比較すると、より少なく、わずかに北を指しています。 ^[6]したがって、その間のアイスランドはわずかにねじれており、地殻構造は北よりも南でより大きく発散しています。^[6]

変形は、約330万年前からの氷河期とその後の氷河後退の状況によっても影響を受けています。^{[4]歴史的な氷河下の火山噴火は、最近の氷河後退後に}トゥヤなどの特徴的な平坦な地形の露出をもたらし、リバウンド効果は、以下に概説する地震の解釈で考慮される必要があります。

プレート境界変形帯

地殻変動により、北米プレートとユーラシアプレートという2つの主要プレートの間に2つのプレート境界変形帯が形成されました。^[1]^{: 38–39}

アイスランド北部では、変形帯の幅は約100km（62マイル）である。^[1]^{: 38}そこには、断層運動や大地震によるひずみが蓄積されている。^[1]^{: 38}これは、北海岸沖のティョルネス断裂帯（TFZ）として現れている。^[1]^{: 40, 49}

Hreppar マイクロプレート

アイスランド南部では、プレート境界沿いにあるブロックがマイクロプレートとして識別され、Hreppar ブロックまたは Hreppar マイクロプレートと名付けられています。^[1]^{: 53}現在、主要プレートに対して独立した動きがGPS測定によって確認されています。^[1]^{: 52}ブロック内部の変形は、活発な変形、地震、火山活動の顕著な証拠がないため無視でき、東部火山帯 (EVZ) からの伝播リフト起源が提案され、西部火山帯 (WVZ) が後退リフトであるとされています。^[1]^{: 53}ブロックの北境界は、拡散火山活動が発生する中部アイスランドベルト (MIB) とつながっています。ブロックの南境界は、横ずれ地震が発生する可能性がある南アイスランド地震帯 (SISZ) と呼ばれています。^[1]^{: 38, 41}

断層帯の変容

アイスランドの北部と南部には、西から北西に走る2つの主要な活発なトランスフォーム断層帯があります。 ^[7]トランスフォーム断層に関連する2つの大きな破砕帯、すなわちTFZとSISZは、約75°Nから80°Wに走っています。^[8]

本棚の故障

プレート境界での拡大運動中に応力が蓄積される。トランスフォーム断層帯に蓄積された応力は、横ずれ地震の際に解放される。トランスフォーム断層は、断層帯を横切る横ずれ運動によって引き起こされる。その後、断層間のブロックはわずかに回転する。この現象を説明するために図 (図 2) を示す。ブロックの回転は、本棚に傾いた本の列に似ているため、「ブックシェルフ断層」と呼ばれる。^[1]^{: 41}

ブックシェルフ断層は、断層帯の地質学的歴史が新しいことを示す指標です。SISZ およびレイキャネス地域でよく見られます。

その他の証拠

アイスランドの断層帯の存在は、ブックシェルフ断層以外にも地震学的証拠によって裏付けられている。アイスランドでは、変形は通常、限られた幅の領域に集中している。そのため、地震は通常、尾根の頂上の間の活発な断層帯に沿って発生する。^[7]アイスランドの地震活動のほとんどは、北海岸と南海岸近くのトランスフォーム断層帯に集中している。

ティョルネス断裂帯

ティョルネス断層帯（TFZ、ティョルネス火山帯、^[5] TVZ）は、構造的に複雑な地域です。トランスフォーム断層と拡大を伴うトランステンション帯と見なすのがおそらく最も適切です。^[9] TFZは、地震学的には、アイスランド北岸沖で頂点が約67°N、辺が120 km（75マイル）、底辺が150 km（93マイル）のおおよその三角形として定義され、北アイスランド火山帯（NVZ）とコルベインゼー海嶺の南端を結んでいます。^[10]^：117この広い断層帯は、地震活動、地殻の伸張、トランスフォーム断層を特徴としています。^[1]^：49–50 NVZの火山割れ目群は、TFZの南端につながっています。たとえば、その南東端はクラフラの亀裂群とつながっています。

TFZの主な構造的構成要素は、北西から南東に伸びる3つの部分、すなわちグリムセイ地震帯、フーサヴィーク・フラティ断層帯、およびダルヴィーク地震帯に分けられる。^[10]^[1]^{: 49–50} TFZでは、地震活動の空間的な差異が大きく見られる。例えば、TFZの最西端では地震活動が見られるが、この帯ではM=5.5を超える大きな地震もいくつか発生している。^{[10]ダルヴィーク帯では} M _S 7の地震が発生している。^[1]^{: 50}

TFZの複雑さは、一般的にマグマプロセスとプレート運動によって説明できます。プレート運動の発散速度は、18.9 ± 0.5 mm（0.744 ± 0.020インチ）/年と推定されており、アイスランド中央部の下にあるアイスランドマントルプルームの影響を強く受けています。^[11]火山活動は、ダルヴィーク地震帯とコルベインゼー海嶺の南端で見られます。^[12]

アイスランド南部の地震帯

南アイスランド地震帯（SISZ）はレイキャネス断層帯としても知られ、幅75～100 km（47～62マイル）で、アイスランド南西部を北東から南西に走っている。尾根の頂上から右方向に約40 km（25マイル）のオフセットがいくつかある。オフセットはEVZとレイキャネス火山帯を結ぶトランスフォーム断層帯を形成している。^[7]

レイキャネス半島付近では、ブックシェルフ断層により、南北方向の火山の年代と岩相に大きな変化が見られます。ブックシェルフ断層は SISZ でよく見られます。SISZ の変形運動は左横ずれであるため、右横ずれ断層が発生し、ブロックの回転は反時計回りに見えます。SISZ で大地震が連続して発生したことは、ブックシェルフ断層の証拠です。単一のイベントでは、地震は SISZ の東部で大きなマグニチュードで始まり、ゾーンの西部で小さなマグニチュードで終わります。^[1]^{: 43}^[7]

アイスランドのトランスフォーム断層帯では、プレートの歪みと間隙水圧により、小規模の地震（微小地震）が発生することが多い。間隙水圧の上昇は地震活動を誘発する可能性がある。多量の間隙水圧は、約10 km（6.2 mi）の脆性-延性遷移帯から深さ3 km（1.9 mi）の岩相静水圧境界まで移動する。 ^[10]圧力が遷移帯を通過できない場合、大規模な地震活動が引き起こされる。小規模地震は、移動経路内または移動経路より上で局所的に発生する。^[10]

2000年には、SISZでMw6.5の2つの大地震（2000年のアイスランドの地震を参照）が発生した。[ ₁₃ ] [ ¹⁴^]これらの地震の間、追加の小規模地震がトランスフォーム断層面の周囲に狭く直線的に集中した。^[1]^{[15]したがって、同じ方法で、小規模地震もTFZの断層面の特定に使用されている。これらの地震に続いて、やや小規模な}2008年のアイスランド地震が発生した。

火山の裂け目地帯

アイスランドの火山の多くは、地溝帯との関係でグループ分けすることができ、発生した変形の理解に役立ちます。火山をグループに分類するために使用される名前はすべてまだ標準化されておらず、アクセスのしやすさや最近の活動の少なさなどの問題により、火山と地殻構造の関係がすべて十分に特徴付けられているわけではありません。

リフトジャンプモデル

アイスランドの火山リフトゾーンの進化はリフトジャンプモデルによって説明できる。^[16]

シンフォーム褶曲は活発なリフト軸で発生すると予想されている。しかし、アイスランド南西部では傾斜方向の明確な反転が見られ、背斜を示唆している。アイスランドのホットスポットと活発なリフト拡大軸の相対的な位置は時間とともに変化したと考えられている。アイスランドのマントルプルームが静止していると仮定すると、拡大軸の位置は変化しているに違いない。^[16]

拡大軸の少なくとも一部は、約3.5〜5cm/年（1.4〜2.0インチ/年）の速度で移動します。^[17]^{: 17512}活発な拡大軸がプルームから離れた後に、マントルプルームは軸の位置を調整し、その中心に近い新しいリフトを形成します。移動した軸は徐々に消滅します。^[2]^{: 67}

アイスランドには、北部、東部、西部の火山帯（NVZ、EVZ、WVZ）の3つの主要な火山帯があり、いずれも現在活動中です。火山のリフトゾーンは、南西から北東にかけて島を横切っています。各ゾーンは幅20～50 km（12～31マイル）の帯で構成され、活火山、多数の正断層、高温の地熱地帯、割れ目群が特徴です。^[18]リフトジャンププロセスによると、EVZは最終的にWVZを乗っ取ります。^[1]^{: 35、54}

アイスランドの歴史的な主要なリフトゾーンのジャンプ。最も古いウェストフィヨルドリフトゾーン (3) は北西海岸沖にあり、スナイフェルスネス-フナフロイリフトゾーン (2) は 600 万年から 700 万年前にジャンプして非活動的になり、西部火山ゾーン (1v) は非活動的になりつつあり、北部火山ゾーン (1n) は東部火山ゾーン (4) として南に広がっています。

北部火山地帯

幅50km（31マイル）の北部火山帯（NVZ、アイスランド北部火山帯、北部リフトゾーン）^[19]は、大西洋プレートの中央境界に沿ってジグザグに配置された5つの火山システムで構成されています。^[1]^：46〜49地震活動は非常に低いです。火山活動はクラプラ中央火山とそれに伴う割れ目群に限定されています。^[7]北アイスランドのリフト全体を収容しており、現時点では拡大速度が定常状態にあると見なすことができます。^[3]他の活発なリフトゾーンよりも溶岩シールドが優勢です。^[1]^{: 46–47}ここと西氷河帯にこれらの大規模な溶岩原を作ったアイスランドのシールド火山は、世界の他のシールド火山でよく見られる断続的な噴火を繰り返し行うのとは異なり、ほぼ連続した単一の噴火プロセスで噴火を起こしたため、アイスランドの地質学的文脈では中心火山として分類されることになった。^[20]^{: 11–12}

クラフラ中央火山は火山性リフトゾーン内では目立たない。クラフラの割れ目群はマグマ溜まりから離れて広がり、マグマは割れ目群に沿って火山の北と南に流れる。割れ目群内の噴火割れ目は、中央火山から20～30 km（12～19マイル）以内で最もよく見られる。割れ目群内の亀裂は、中央火山から70～90 km（43～56マイル）以内でよく見られる。^[7]

亀裂群内の亀裂は、一般的に互いにほぼ平行である。フーサヴィーク断層が亀裂群と交わる場所では不規則な亀裂パターンが見られ、亀裂群と横ずれ断層との相互作用を示している。^[7]

NVZ と EVZ の区分は任意であり、リフト構造は単一の連続した構造的アイデンティティである。^[3]過去 1000 万年の間に形成された亀裂群の走向の変化を考えると、潜在的な境界が存在する。この変化には、2014 年にバルダルブンガから北に向かって岩脈が貫入したことも伴っているが、南または北のいずれかで発生した火山活動によってこの境界が越えられる可能性がある。^{[21]北アイスランドの最後の大規模なリフト}移動は、約 600 万年から 700 万年前に発生し、現在は消滅している北部のスナイフェルスネス-フナフロイリフトゾーン (SHRZ) ^[22]が NVZ の新しいリフト軸に向かって東に移動した。^[3]新しい年代測定技術により、アイスランドの北西部から北東部にかけての SHRZ の歴史について正確な理解が得られているが、これは SHRZ が最初に説明されたときには得られなかった。^[3]

東部火山地帯

東部火山帯（EVZ、アイスランド東部火山帯）はアイスランド南東部に位置し、火山活動が活発です。^[1]^{: 46}西端でSISZに、北端でNVCに接続しています。地震活動は、アイスランドのホットスポットの位置として認められているヴァトナヨークトル氷河地域に集中しています。 ^[1]^{: 46} EVZは、NVZの南方への伝播の結果として、150万年から300万年前に形成され始めました。^[19]^{: 2}これは、Hrepparマイクロプレートの東の境界です。

EVZ には、優勢な北東方向の噴火割れ目群や火山構造^[1]^{: 46}やいくつかの正断層構造などの変形構造が見られます^{[23] 。}最終氷期の氷河下噴火によって形成された長いハイアロクラスタイトリッジは、EVZ の特徴的な構造です。WVZ と比較すると、EVZ の噴火割れ目群とハイアロクラスタイトリッジは一般的に長いです^[1]^{: 46}過去の氷河期には、膨大な量の玄武岩噴火が発生し、長い火山割れ目群が発生しました。EVZ は地質学的に若く、前述のように、リフトジャンププロセスモデルによれば、EVZ は最終的に WVZ を引き継ぐことになります。^[1]^{: 54}

南のEVZは、古いユーラシアプレートの地殻を通って南西方向に広がっています。^[3]その結果、活発な、時には爆発的な火山活動が起こり、南アイスランド火山帯（SIVZ）と呼ばれるリフトオフ地域でリフトが発生します。^[24]

西部火山地帯

西部火山帯（WVZ、アイスランド西部火山帯）はSISZの北に位置し、北端はラングヨークトル地域とつながっています。^[1]^{: 44–5}ここは過去700万年間活発に拡大する地溝帯でしたが、 ^[22]ホットスポットが東に移動したことや、^[3]レイキャネス半島の活火山がWVZからレイキャネス火山帯（RVB）に再分類されたことに伴い、現在では活発な地溝帯活動は衰えていると考えられています。RVBは現在、トランスフォーム断層と拡大を伴うトランステンション帯と見なされています。^[9]正断層に関連する構造は、新しいEVZよりもはるかに顕著です。^[1]^{: 46} WVZは、約600万年前に、当時アイスランド西部と北部を結んでいたスナイフェルスネス地溝帯に代わって、アイスランドの主なプレート境界として最初に登場しました。^[19]^{: 2}この活動期間中、それは南西に広がるレイキャネス-ラングヨークトル地溝帯として知られていました。^[19]^{: 2} 200万年前まで、アイスランドの周囲に広がる海底は、この地溝帯、つまりNVZとの間を横切って接続する不明瞭な帯によって収容されていました。^[19]^{: 2} EVZが活動的になると、レイキャネス-ラングヨークトル地溝帯は今日のWVZになりました。 WVZ は、南アイスランド全体の開口部の 20～30% を占める 0.3～0.7 cm/年 (0.12～0.28 インチ/年) という非常にゆっくりとした拡大中心であるにもかかわらず、活発に活動しています。^[19]^{: 3} WVZ が他の記載されている崩壊リフトと比較して不連続に崩壊していることは、^[19]^{: 26}たとえば、WVZ の中央部と北部は南部よりも最近の火山活動を示していますが、これは北から崩壊するリフトとしては予想されたことではありません。^[19]^{: 図 11}

WVZ の北部では、正断層はまだ一般的ですが、火山の割れ目はそれほど顕著ではなく、活動的ではありません。WVZ は、Hreppar マイクロプレートの西の境界です。

この地域ではシールド火山も観測されている。シンクヴェトリル・グラベンはアイスランドのプレート運動の分岐の証拠であり、明確な伸張特性を示している。^[1]^{: 44}これは、ヘンギル火山付近のWVZ、RVB、SISZの交差点として現れるプレート三重会合点の北に位置する。^[25]

アイスランド中部ベルト

中部アイスランド帯（MIB、中央アイスランド火山帯、CIVZ、中部アイスランド帯、ホフスヨークトル帯、^[19]^{: 2}ホフスヨークトル火山帯、^[5] HVZ）の火山は、WVZ を NVZ と EVZ の交差領域に接続します。SISZ の北に平行で、SISZ の変形特性と関係があります。小さな伸張成分があり、局所的な火山活動を引き起こしますが、明らかな横ずれ運動はありません。^[3]伸張成分は、ユーラシアプレートと南の Hreppar マイクロプレートにある北の地殻ブロックの反対方向の回転によって引き起こされると提案されています。^{[3]したがって、これは、すでに述べたように Hreppar マイクロプレートの北の境界です。火山活動と地震活動は、}完新世では低調でした。^[1]^{: 46}

プレート内変形

これは、上のリフト関連ゾーンから分離した火山帯として現れています。オーライフィ火山帯の場合、リフトゾーンのジャンプを考慮すると、数百万年前にNVZの南部がリフトの初期段階であった過去の出来事を繰り返している可能性が高いと考えられています。^[26]

スナイフェルスネス火山帯

スナイフェルスネス火山帯の中央火山とその割れ目地帯の地図（淡い陰影）: ^[27]

スナイフェルスヨークトル

ヘルグリンドゥル

リョースフィヨルズル

スナイフェルスネス火山帯（SVB、スナイフェルスネス火山帯、^[5] SVZ）は、150万年未満の間にプレート内火山活動（北米プレート）が再開した地域です。^[28] SVBは、現在のMIBの前身である消滅したSHRZの西側から噴火しました。SHRZは、WVZの真下にホットスポットがあったときに形成され、最後の歴史的なリフトゾーンジャンプの前に存在していました。^[3] SHRZは、 500万年以上前の地殻ソレアイト洪水玄武岩を生成しました。 ^[28] SHRZとホットスポットの相互作用がSVBの原因であるかどうかは不明であり、これは引き続き研究分野です。マグマ生成のメカニズムとして提案されているのは、主に熱水変質した玄武岩質地殻の部分溶融、または一次玄武岩質マグマの部分結晶化、もしくはその両方である。^[29]現在では、マグマ生成/成熟のタイムスケールは10万年以上と、アイスランドの他の地域よりも1桁以上長いことが分かっており、分別結晶化メカニズムが一次メカニズムとして支持されている。^[29]

SVBは、半島の東西の線状構造にあるスナイフェルスヨークトル、ヘルグリンダル（リースカルズ）、リョースフィヨルズの成層火山から構成され、 ^[27]リフトゾーンで見られる長い割れ目からではなく、単成のシンダーコーンやヴァトナフェルなどの孤立した氷河下のトゥヤなどの源からの玄武岩質火山活動が主です。 ^[28]これらの火山は最近、リフトゾーンからのより進化の遅いマグマやより大量のマグマに比べて、少量の遷移マグマからアルカリ性マグマを噴出しています。^[28]下部の地殻は、活発なリフトゾーン地域よりも約25 km（16マイル）厚くなっています。^[28] 研究対象となった帯状マグマの貯蔵庫は、モホ面のすぐ上、下部地殻から中部地殻の約22～11km（13.7～6.8マイル）の深さで発生しているが、^[24]これは、中部地殻から浅部地殻の約5km（3.1マイル）の深さにマグマ溜まりが発生するリフトゾーンでは通常見られない状況である。^[28]

オーライフィ火山帯の中央火山のおおよその輪郭は茶色で示されています。画像をクリックしてマウスオーバーを有効にすると、拡大表示が可能になり、カルデラの特徴が赤色で、氷河の特徴が白色/青色で表示されます。

ベルト地帯が基盤のソレアイト質マグマ系列を経て遷移溶岩を噴出して以来形成された最も古い火山岩は、現在のヘルグリンドゥル火山系の両側、グルンダルフィヨルズルの北東にあるセットベルグ山とエリザティンダール付近にあります。^[30]ベルト地帯で最も最近の噴火は、約960年にリョースフィヨルズル火山系のラウダルサルハランで発生しました。^[31]

オーライフィ火山帯

オーライフィ火山帯（ÖVB、オーライファヨークトル・スナイフェル火山帯、オーライファヨークトル火山系、帯、ÖVZ、^[5]東側斜面帯）は、EVZおよびNVZと東に平行している。^[3] その3つの構成火山であるオーライファヨークトル、エスユフィヨトル、スナイフェルは、南西から北東に伸びる線状構造にあり、流紋岩からアルカリ性の噴出玄武岩まで存在する。^[32]スナイフェルとNVZのウプティッピンガル氷河下火山の組成研究における類似性から、ÖVBが斜面帯であるという証拠がいくつかある。^[33]

参照

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