西北太平洋臺風(fēng)降雨日變化

阮甄欣

(1.衛(wèi)星海洋環(huán)境動力學(xué)國家重點實驗室，浙江 杭州310012；2.國家海洋局 第二海洋研究所，浙江 杭州310012)

?

西北太平洋臺風(fēng)降雨日變化

阮甄欣1,2

(1.衛(wèi)星海洋環(huán)境動力學(xué)國家重點實驗室，浙江 杭州310012；2.國家海洋局 第二海洋研究所，浙江 杭州310012)

摘要:利用TRMM(Tropical Rainfall Measurement Mission)衛(wèi)星15 a降雨數(shù)據(jù)，研究了西北太平洋非臺風(fēng)與臺風(fēng)降雨日變化。對于非臺風(fēng)降雨，其日變化信號最大值出現(xiàn)在上午06∶00，在下午15∶00時存在一較小的極大值。統(tǒng)計臺風(fēng)中心500 km內(nèi)的平均降雨，發(fā)現(xiàn)其存在明顯日變化信號，最大值出現(xiàn)在03∶00~09∶00之間，降雨量與日變化均大于非臺風(fēng)降雨；同時，臺風(fēng)增強及快速增強均在03∶00~08∶00之間發(fā)生次數(shù)較其他時間更多。從2002年臺風(fēng)“海神”的衛(wèi)星云圖上可以看出，云系內(nèi)部強對流的面積在06∶00時明顯大于18∶00時，這與降雨日變化的模態(tài)一致。

關(guān)鍵詞:臺風(fēng)；降雨；日變化

0引言

熱帶降雨是全球水汽輸送的重要部分，對于非臺風(fēng)情況下的對流系統(tǒng)的研究已經(jīng)較為全面，這對預(yù)報降雨無疑有巨大貢獻。在熱帶區(qū)域，尤其在夏季，臺風(fēng)活動頻繁，就西太平洋而言，其帶來的降雨量占總降雨量的7%[1]，而由于臺風(fēng)的活動性，其可將降雨帶至高緯度地區(qū)，這對全球降雨分布都有著重要的影響，進而影響著全球水汽平衡。目前我們已經(jīng)能較好地預(yù)報臺風(fēng)路徑，但對于臺風(fēng)強度的預(yù)報，效果總是差強人意，這說明目前對于臺風(fēng)內(nèi)部對流的過程研究仍然不透徹。

早期海洋環(huán)境下降雨日變化主要利用島嶼上的數(shù)據(jù)進行研究，但這在一定程度上仍然受陸地的影響[2]；另外，由于紅外線無法穿過云層，故紅外衛(wèi)星降雨數(shù)據(jù)在海洋環(huán)境下的精確性略差。隨著TRMM的發(fā)射，其通過微波測得的熱帶降雨，解決了海洋上降雨測量的問題，熱帶海洋區(qū)域的降雨日變化開始被廣泛研究。大部分的研究成果顯示，熱帶海洋降雨日變化的極大值出現(xiàn)在清晨(03∶00~06∶00 LST ，Local Standard Time,當(dāng)?shù)貥藴蕰r間)，極小值出現(xiàn)在下午[2-4]。但降雨日變化模態(tài)并不絕對，在熱帶某些區(qū)域如熱帶幅合帶(Intertropical Convergence Zone, ITCZ)降雨日變化結(jié)果存在不同。NITTA和SEKINEZ[5]的結(jié)果顯示，在ITCZ區(qū)域，降雨在夏季時存在2個極值，分別為05∶00~08∶00 LST與13∶00~15∶00 LST;WEXLER[6]的結(jié)果顯示，大部分海洋內(nèi)降雨日變化極大值出現(xiàn)在早上，而ITCZ區(qū)域降雨極大值出現(xiàn)在下午。

關(guān)于臺風(fēng)降雨日變化的研究并不多，從已有的研究結(jié)果看，臺風(fēng)降雨日變化同海洋環(huán)境下降雨日變化情況一致。根據(jù)不同情況(如強度、發(fā)生區(qū)域等)對臺風(fēng)進行進行分類，得到日變化極大值會前后偏差2 h左右，但日變化極大值的出現(xiàn)還是集中在當(dāng)?shù)貢r間02∶00~08∶00。如SHU et al[1]將臺風(fēng)按照臺風(fēng)強度、所處生命史階段、空間位置以及季節(jié)進行分類，其結(jié)果顯示，降雨日變化最大值出現(xiàn)在02∶00~08∶00之間。WU et al[7]統(tǒng)計了全球各個洋盆中的熱帶氣旋，按照中心降雨、外圍降雨帶以及強弱氣旋，分別統(tǒng)計降雨日變化，結(jié)果顯示北大西洋強熱帶氣旋不存在明顯日變化信號；北印度洋由于強臺風(fēng)樣本數(shù)據(jù)較少，日變化信號同樣不顯著；其余洋盆情況下，熱帶氣旋中心降雨日變化最大值出現(xiàn)時間比外圍降雨帶早3 h左右，但都集中在03∶00~06∶00之間。

降雨的過程為潛熱釋放過程，該過程中釋放的熱量如何影響臺風(fēng)強度目前仍未知。本文希望通過現(xiàn)代的衛(wèi)星數(shù)據(jù)，在前人研究的基礎(chǔ)上尋找臺風(fēng)降雨日變化與臺風(fēng)強度增強之間的關(guān)聯(lián)，在日變化尺度上對臺風(fēng)過程變化有較為具體的刻畫，為進一步研究臺風(fēng)結(jié)構(gòu)以及臺風(fēng)降雨預(yù)報提供一定數(shù)據(jù)支持。

1數(shù)據(jù)

本文采用JTWC(Joint Typhoon Warning Center)提供的臺風(fēng)路徑數(shù)據(jù)，包括臺風(fēng)每6 h 1次的時間、經(jīng)緯度、最大風(fēng)速和最低中心氣壓。

文中使用的降水資料來自美國航空航天局(NASA, National Aeronautics and Space Administration)與日本的國家太空發(fā)展署(NASDA, National Association of State Development Agency)聯(lián)合設(shè)計的測雨衛(wèi)星TRMM(Tropical Rainfall Measurement Mission)。該衛(wèi)星主要用于測量熱帶以及亞熱帶地區(qū)的降雨和能量交換。文中使用的是3B42第六版數(shù)據(jù)，空間分辨率0.25°×0.25°，測量的緯度范圍為50°S~50°N，時間精度為3 h，數(shù)據(jù)時間序列為1998—2012年。該套數(shù)據(jù)以TRMM所攜帶的TMI(TRMM Microwave Imager)測得的降雨數(shù)據(jù)為基礎(chǔ)，結(jié)合SSM/I(the Special Sensor Microwave Imager)、AMSR(the Advanced Microwave Scanning Radiometer)和AMSU(the Advanced Microwave Sounding Unit)數(shù)據(jù)，空余網(wǎng)格點上用紅外降雨(IR)填充[8]。目前已經(jīng)有學(xué)者對TRMM數(shù)據(jù)進行了評估[9-10]，結(jié)果顯示TRMM衛(wèi)星數(shù)據(jù)與站點、浮標觀測數(shù)據(jù)基本相同，說明該套數(shù)據(jù)的精確性較高。

文中云頂溫度是由GOES(Geostationary Operational Environmental Satellite)的亮度溫度數(shù)據(jù)轉(zhuǎn)換求得，該套數(shù)據(jù)由NCEP(National Centers for Environmental Prediction/Climate Prediction Center)發(fā)布，集合了所有目前可用的同步衛(wèi)星，包括GOES-8/10，METEOSAT-7/5以及GMS(Geostationary Meteorological Satellite)。其測量范圍為50°S~50°N,時間精度為30 min。

2結(jié)果

2.1西北太平洋非臺風(fēng)降雨日變化

統(tǒng)計1998—2012年西北太平洋臺風(fēng)路徑，臺風(fēng)發(fā)生通常集中在5°N~40°N之間，緯度最高可以達到50°N(圖1)。考慮TRMM衛(wèi)星數(shù)據(jù)的緯度范圍以及臺風(fēng)發(fā)生的區(qū)域，選取5°N~40°N，100°E~180°E為計算西北太平洋非臺風(fēng)降雨日變化時的統(tǒng)計區(qū)域(圖1中紅色框區(qū)域)。

圖1　1998—2012年西北太平洋臺風(fēng)路徑Fig.1　Typhoon tracks during the period of1998~2012 in Northwest Pacific圖中紅色框為計算非臺風(fēng)狀態(tài)下海洋降雨日變化時的統(tǒng)計區(qū)域The red box is the calculation region of non-typhoon precipitationdiurnal variation

圖2統(tǒng)計了1998—2012年15 a間西北太平洋每月的臺風(fēng)發(fā)生次數(shù)，據(jù)此選取1 a中臺風(fēng)發(fā)生次數(shù)較多的8個月作為臺風(fēng)高發(fā)季節(jié)，故在西北太平洋，選擇每年的5—12月為臺風(fēng)高發(fā)季節(jié)。

圖2　1998—2012年西北太平洋臺風(fēng)在每個月發(fā)生次數(shù)的統(tǒng)計Fig.2　The statistic numbers of typhoon occurring in eachmonth in Northwest Pacific during 1998~2012

計算西北太平洋非臺風(fēng)降雨日變化，具體方法為，在臺風(fēng)高發(fā)季節(jié)，除去臺風(fēng)中心500 km內(nèi)的降雨后，求剩下區(qū)域內(nèi)降雨的平均值，按照時區(qū)轉(zhuǎn)換成當(dāng)?shù)貢r間后，得到降雨在一日之內(nèi)的變化(圖3)。

從圖3可以看出，非臺風(fēng)情況下臺風(fēng)降雨存在明顯的日變化，最大值出現(xiàn)在上午06∶00左右，最小值出現(xiàn)在下午21∶00左右。除此之外，在下午15∶00時存在一個較小的極大值，猜測該值會出現(xiàn)的原因可能是，下午時海表面溫度達到最大，較高的海表面溫度會向海洋上層大氣輸送熱量，從而增強海表面上方云團的上升作用，增強云團內(nèi)部的對流活動。更多更強的上升氣流勢必會導(dǎo)致更多的水汽凝結(jié)，最終導(dǎo)致更多的降水。

圖3　西北太平洋中非臺風(fēng)狀態(tài)下降雨日變化(數(shù)據(jù)源自TRMM統(tǒng)計結(jié)果)Fig.3　Non-typhoon precipitation diurnal variation in NorthwestPacific(The data are from TRMM statistical result)

2.2西北太平洋臺風(fēng)降雨日變化

本文總共統(tǒng)計臺風(fēng)419個，所有時間點上樣本總數(shù)為11 528個，其中一級強度以下的樣本總數(shù)最多為8 115個，占總樣本數(shù)的70.39%；一級和二級強度臺風(fēng)樣本數(shù)為2 120個；三級和四級強度臺風(fēng)樣本數(shù)為1 148個；五級強度臺風(fēng)樣本個數(shù)較少，僅145個，占總樣本數(shù)的1.26%左右。

定義臺風(fēng)中心500 km內(nèi)的平均降雨為臺風(fēng)降雨[11-12]，統(tǒng)計西北太平洋1998—2012年間臺風(fēng)降雨日變化(圖4)。結(jié)果顯示，西北太平洋臺風(fēng)降雨同樣存在日變化信號，最大值出現(xiàn)在03∶00～09∶00之間，平均降雨為1.29 mm/h，日變化大小為0.10 mm/h。與非臺風(fēng)降雨日變化相比，臺風(fēng)降雨的平均值以及日變化明顯大于非臺風(fēng)情況，解釋這一現(xiàn)象可能的原因是，GRAY 和 JACOBSON[2]在研究普通海洋環(huán)境下降雨日變化時指出的，越有組織性的系統(tǒng)其日變化越大。另外，臺風(fēng)降雨日變化在下午時并沒有出現(xiàn)一個較小的極大值，這可能是由于臺風(fēng)云系與一般海洋上的對流云系相比，其日變化更受其內(nèi)部系統(tǒng)的對流情況所控制。

圖4　西北太平洋臺風(fēng)中心500 km內(nèi)降雨日變化(數(shù)據(jù)源自TRMM統(tǒng)計結(jié)果)Fig.4　The diurnal variation of precipitation within 500 km oftyphoon center in Northwest Pacific(The data are fromTRMM statistical result)

降雨過程釋放的潛熱被認為對臺風(fēng)增強有著重要作用，YAROSHEVICH 和 INGEL[13]分析臺風(fēng)強度變化結(jié)果顯示臺風(fēng)在02∶00~08∶00之間增強最多，臺風(fēng)最大風(fēng)速平均可達到7 節(jié)。用臺風(fēng)最大風(fēng)速來表示臺風(fēng)強度，統(tǒng)計一日之內(nèi)各時間段上臺風(fēng)增強發(fā)生的次數(shù)(圖5)，圖中藍色柱形為該時間段內(nèi)臺風(fēng)強度增強的個數(shù)，紅色柱形為臺風(fēng)快速增強的個數(shù)(即該時間段內(nèi)臺風(fēng)最大風(fēng)速增強超過10 節(jié))。由圖5可知，在清晨03∶00~08∶00，即臺風(fēng)降雨達到最大值時，無論是臺風(fēng)增強，還是臺風(fēng)快速增強個數(shù)均較大。這說明，盡管影響臺風(fēng)強度的因素有很多，但在日變化尺度上，由于降雨的增強而釋放出更多的潛熱有助于臺風(fēng)強度的增強。

圖5　一日內(nèi)各時間段臺風(fēng)強度增強的總數(shù)以及臺風(fēng)快速增強的個數(shù)Fig.5　The numbers of typhoon intensification and the numbers oftyphoon rapid intensification during each period in one day

3降雨日變化機制的討論

目前陸地上降雨日變化機制基本已達成共識，普遍認為在白天，下墊面陸地溫度較高從而增加對流系統(tǒng)的不穩(wěn)定性，在中午至午后，陸地地表溫度達到最大，此時云體底部溫度達到一日中的最大，云體頂部與底部的溫差達到最大，故對流最強。海洋環(huán)境下降雨的日變化機制尚未達成統(tǒng)一的觀點，目前主要的觀點有：(1)熱力不穩(wěn)定引起的降雨日變化。KRAUS[14]對9個站點數(shù)據(jù)進行分析，發(fā)現(xiàn)非對流降雨發(fā)生次數(shù)比對流降雨多，但無論哪種降雨均為晚上出現(xiàn)的次數(shù)多于白天出現(xiàn)次數(shù)(9組數(shù)據(jù)中8組顯示)。作者對此的解釋是，對于云層高度較高，云頂溫度較低的云來講，吸收的太陽輻射更多地被用來加熱云的溫度(云頂溫度本來就較高的云吸收的太陽輻射更多地被用來蒸發(fā)云體內(nèi)的水蒸氣從而耗散太陽輻射能量)，在夜間則要下降相對應(yīng)的溫度，這可能會加強云體內(nèi)部在夜間的對流活動，從而導(dǎo)致更強的降雨發(fā)生。(2)對流系統(tǒng)內(nèi)部與對流系統(tǒng)周圍大氣對輻射加熱冷卻響應(yīng)不同導(dǎo)致日變化。GRAY 和 JACOBSON[2]發(fā)現(xiàn)，在熱帶對流系統(tǒng)外圍的背景場區(qū)，夜晚的凈輻射比白天小，故在夜晚時，擾動系統(tǒng)外圍的空氣下沉增溫過程更明顯且更徹底，從而導(dǎo)致底層的水汽聚集在夜間更強，產(chǎn)生更多的降雨。(3)與海洋上方云團的產(chǎn)生消亡有關(guān)。CHEN 和 HOUZE[15]選取了太平洋暖池作為研究區(qū)域，使用紅外衛(wèi)星的資料對該地區(qū)的降雨日變化機制進行了研究。作者認為，在赤道上，大尺度的空氣動力以及輻射過程對深對流系統(tǒng)有著重要影響。就當(dāng)時觀測顯示，云團的生命周長、發(fā)生時間以及最后發(fā)展可達到的對流程度均與季節(jié)內(nèi)尺度振蕩活動的強度有關(guān)。在季節(jié)內(nèi)尺度振蕩(intra-seasonal oscillation,ISO)活動較為抑制的情況下，云團系統(tǒng)整個生命過程通常小于3 h；而在季節(jié)內(nèi)尺度振蕩活動較為活躍時期，云團的生命周期則要長(但一般也不超過1 d)。2種情況下，云團系統(tǒng)均形成于SST最為溫暖的下午，若ISO處于抑制情況下，這些云團會在經(jīng)歷短暫的發(fā)展之后仍在午后消亡，這使得下午時云層覆蓋率達到最大。而在ISO活躍期間，云團通常是較大的深對流云團(水平分布最大時可達到300 km以上)，它們在下午形成后會在夜間到日出前發(fā)展到最大，在日出后開始消亡。NESBITT 和 ZIPSER[4]對云團個數(shù)以及每個云團中對流云、平流云所占面積的日變化進行分析，發(fā)現(xiàn)在陸地上，降雨最大值出現(xiàn)在當(dāng)?shù)貢r間的下午，同時在該時刻中尺度對流系統(tǒng)的個數(shù)最多，且對流面積達到最大；但在海洋環(huán)境下，降雨日變化最大值出現(xiàn)在當(dāng)?shù)貢r間05∶00點左右，同時中尺度對流系統(tǒng)個數(shù)最多，但對流面積并不存在日變化，故作者認為，海洋環(huán)境下降雨存在日變化的原因主要是在早上時海洋上空出現(xiàn)更多的對流系統(tǒng)，而并非是對流強度和對流面積而導(dǎo)致降雨增強。

圖6　2002年臺風(fēng)“海神”當(dāng)?shù)貢r間11月23日06∶00時(a)和18∶00時(b)臺風(fēng)云頂溫度圖(由GOES亮溫轉(zhuǎn)換得到云頂溫度數(shù)據(jù))Fig.6　The cloud top temperature of typhoon ‘HaiShen’ at local time 06∶00(a) and 18∶00(b) on Novermber23, 2002 (deducing from GOES brightness temperature)

降雨的大小主要由臺風(fēng)云系的對流程度決定。圖6為2002年臺風(fēng)“海神”在當(dāng)?shù)貢r間11月23日上午06∶00(圖6a)與18∶00(圖6b)的衛(wèi)星云圖。從衛(wèi)星云圖上可以看出，臺風(fēng)的強對流面積在清晨06∶00時明顯大于下午18∶00時，這說明臺風(fēng)云系的對流程度受太陽短波輻射的影響。日出后白天吸收太陽短波輻射，云系內(nèi)部對流程度持續(xù)減弱，在日落前后其對流強度減至最弱；而日落后，短波輻射的消失有助于對流強度增強，在日出前后云系對流程度達到最強。然而，臺風(fēng)是否只有強對流云系存在日變化，是否只有強對流云系產(chǎn)生的降雨存在日變化，以及降雨在滿足何種條件下臺風(fēng)會發(fā)生快速增強等問題都需要進一步的數(shù)據(jù)以及模式分析。

4結(jié)論

(1)西北太平洋非臺風(fēng)降雨存在日變化，最大值出現(xiàn)在上午06∶00左右，平均降雨為0.27 mm/h，日變化大小為0.03 mm/h。西北太平洋臺風(fēng)降雨同樣存在明顯日變化，最大值出現(xiàn)在03∶00~09∶00之間，平均降雨為1.29 mm/h，日變化大小為0.10 mm/h。

(2)以臺風(fēng)最大風(fēng)速表示臺風(fēng)強度，最大風(fēng)速在6 h內(nèi)增加表示臺風(fēng)增強，增加超過10 節(jié)表示快速增強。結(jié)果顯示在03∶00~08∶00期間，臺風(fēng)強度增強以及快速增強個數(shù)達到最多。

(3)以2002年臺風(fēng)“海神”為例，發(fā)現(xiàn)臺風(fēng)云系強對流面積在上午06∶00時較大，在下午18∶00時較小，這與降雨日變化的模態(tài)一致。

綜上所述，在西北太平洋03∶00~09∶00期間，臺風(fēng)降雨日變化達到最大值，降雨過程中釋放的潛熱會促進臺風(fēng)進一步增強，故在該時間段內(nèi)臺風(fēng)強度增強最大，臺風(fēng)增強發(fā)生次數(shù)最多。這對進一步認識臺風(fēng)結(jié)構(gòu)，提高臺風(fēng)預(yù)報能力提供了很好的數(shù)據(jù)支持。

參考文獻(References)：

[1] SHU Hai-Long, ZHANG Qing-Hong, XU Bin. Diurnal variation of tropical cyclone rainfall in the Western North Pacific in 2008-2010[J]. Atmospheric and Oceanic Science Letters,2013,6:103-108.

[2] GRAY W M, JACBSON J R W. Diurnal variation of deep cumulus convection[J]. Monthly Weather Review,1977,105(9):1 171-1 188.

[3] IMAOKA K, SPENCER R W. Diurnal variation of precipitation over the tropical oceans observed by TRMM/TMI combined with SSM/I[J]. Journal of Climate,2000,13(23):4 149-4 158.

[4] NESBITT S W, ZIPSER E J. The diurnal cycle of rainfall and convective intensity according to three years of TRMM measurements[J]. Journal of Climate,2003,16(10):1 456-1 475.

[5] NITTA T, SEKINE S. Diurnal variation of convective activity over the tropical western Pacific[J]. Journal of the Meteorological Society of Japan,1994,72(5):627-641.

[6] WEXLER R. Relative frequency and diurnal variation of high cold clouds in the tropical Atlantic and Pacific[J]. Monthly Weather Review,1983,111(6):1 300-1 305.

[7] WU Qiao-yan, RUAN Zhen-xin, CHEN Da-ke. Diurnal variations of tropical cyclone precipitation in inner and outer rainbands according to 15 years of TRMM satellite data[J]. Journal of Geophysical Research-Atmospheres,2015,120(1):1-11.

[8] HUFFMAN G J, BOLVIN D T, NELKIN E J, et al. The TRMM multisatellite precipitation analysis (TMPA): Quasi-global, multiyear, combined-sensor precipitation estimates at fine scales[J]. Journal of Hydrometeorology,2007,8(1):38-55.

[9] BOWMAN K P, COLLIER J C, NORTH G R, et al. Diurnal cycle of tropical precipitation in Tropical Rainfall Measuring Mission (TRMM) satellite and ocean buoy rain gauge data[J]. Journal of Geophysical Research: Atmospheres (1984-2012),2005,110(D21): doi: 10.1029/2005JD005763.

[10] KIKUCHI K, WANG B. Diurnal precipitation regimes in the global tropics[J]. Journal of Climate, 2008,21(11): 2 680-2 696.

[11] JIANG H, ZIPSER E J. Contribution of tropical cyclones to the global precipitation from eight seasons of TRMM data: Regional, seasonal, and interannual variations[J]. Journal of Climate,2010,23(6):1 526-1 543.

[12] PRAT O P , NELSON B R. Precipitation contribution of tropical cyclones in the Southeastern United States from 1998 to 2009 using TRMM satellite data[J]. Journal of Climate,2013,26(3):1 047-1 062.

[13] YAROSHEVICH M I, INGEL L K. Diurnal variations in the intensity of tropical cyclones[J].Atmospheric and Oceanic Physics,2013,49(4):375-379.

[14] KRAUS E B. The diurnal precipitation change over the sea[J]. Journal of the Atmospheric Sciences,1963,20(6):551-556.

[15] CHEN S S, HOUZE R A. Diurnal variation and life-cycle of deep convective systems over the tropical Pacific warm pool[J]. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society,1997,123(538):357-388.

Diurnal variation of typhoon precipitation

in Northwest Pacific

RUAN Zhen-xin1,2

(1.StateKeyLaboratoryofSatelliteOceanEnvironmentDynamics,Hangzhou310012,China；

2.TheSecondInstituteofOceanography,SOA,Hangzhou310012,China)

Abstract:Using 15 year’s TRMM-measured precipitation data, the diurnal variations of non-typhoon and typhoon precipitation in Northwest Pacific were studied. The diurnal signal of non-typhoon precipitation reaches its maximum at 06∶00, with a smaller maximum occurring around 15∶00. The typhoon precipitation within 500 km radius from the typhoon center shows a clear diurnal signal, and reaches its maximum around 03∶00~09∶00, and both of its mean and diurnal variation are larger than those of non-typhoon precipitation. Meanwhile, both the numbers of typhoon intensification and rapid intensification during 03∶00~08∶00 are bigger than other periods. From the satellite images of typhoon ‘HaiShen’, the area of extreme convection cloud is much larger in 06∶00 than in 18∶00, which is consistent with the diurnal variation pattern of precipitation.

Key words:typhoon; precipitation; diurnal variation

Doi:10.3969/j.issn.1001-909X.2015.04.004

中圖分類號:P732

文獻標識碼:A

文章編號:1001-909X(2015)04-0037-06