夏季青藏高原熱源對(duì)下游降水影響的研究進(jìn)展

范旭燕 , 李躍清

（1. 成都信息工程大學(xué), 成都 610225；2. 中國(guó)氣象局成都高原氣象研究所/高原與盆地暴雨旱澇災(zāi)害四川省重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 成都 610072）

引言

青藏高原地處副熱帶、歐亞大陸東部，平均海拔高度4500 m，是世界上最高的高原，有“世界屋脊”、“雪域高原”、“地球第三極”、“亞洲水塔”之稱，我國(guó)境內(nèi)之青藏高原，其面積約占國(guó)土的四分之一，位于25°～40°N 和74°～104°E 之間。

青藏高原的大氣熱源作用非常特殊和突出。由于大氣熱源是各種物理過(guò)程中構(gòu)成熱力過(guò)程的總體表現(xiàn)，是感熱輸送、潛熱輸送、大氣輻射以及其它熱力過(guò)程的總集合，而青藏高原位于大氣對(duì)流層中層，其上太陽(yáng)輻射被大氣吸收和反射回天空的部分較周?chē)貐^(qū)少，到達(dá)地面的多。同時(shí)，高大的地形，使得冰雪覆蓋面也多，反照率大，被地表吸收的太陽(yáng)輻射小。因此，青藏高原對(duì)大氣有熱力作用，這種熱力作用直接加之于對(duì)流層中部，常被稱為北半球?qū)α鲗又袑印盁釐u”[1]。青藏高原大氣熱源可直接計(jì)算（也稱為正算法），也可間接計(jì)算（也稱為倒算法）。以往實(shí)際觀測(cè)資料缺乏，大多數(shù)學(xué)者多基于再分析資料采用倒算法獲取熱源數(shù)值。目前，由于感熱、潛熱通量和輻射數(shù)據(jù)產(chǎn)品的增多，一般會(huì)采用倒算法和正算法兩種方法結(jié)合的形式，以確保結(jié)果的可靠性[2-3]。

青藏高原熱源，對(duì)區(qū)域和全球大氣環(huán)流、天氣和氣候有重要影響。許多研究表明：青藏高原熱力作用在夏季北半球，尤其是亞非地區(qū)大氣環(huán)流形成中起決定性的影響。例如：在北半球夏季，除青藏高原地形強(qiáng)迫外，青藏高原熱力作用對(duì)南亞高壓和南亞季風(fēng)環(huán)流的形成和維持起到了重要作用[4]。除此之外，青藏高原熱力作用也可促使印度低壓和東亞季風(fēng)的出現(xiàn)，而且還可通過(guò)激發(fā)大尺度波列，影響北美、歐洲以及南印度洋的大氣環(huán)流和氣候，如青藏高原的加熱異常可通過(guò)調(diào)節(jié)北太平洋副熱帶高壓、Hadley 環(huán)流和赤道輻合帶，影響中低緯度海-氣相互作用，調(diào)制熱帶厄爾尼諾-南方濤動(dòng)的發(fā)展，促進(jìn)越赤道氣流和南北半球的大氣交換作用，還有利于南海、菲律賓以東海面熱帶氣旋以及 140°E 以東熱帶太平洋地區(qū)東風(fēng)波動(dòng)的形成和發(fā)展[5-9]。

青藏高原熱源在不同時(shí)間尺度上對(duì)我國(guó)東部降水有重要影響。已有研究表明：青藏高原加熱是中國(guó)東部暴雨的重要貢獻(xiàn)因子之一[10-13]；在年代際尺度上，我國(guó)夏季極端降水自身變化趨勢(shì)與青藏高原春季感熱第一模態(tài)對(duì)應(yīng)時(shí)間序列相似[14]；1978年、1999年夏季青藏高原東部熱源與長(zhǎng)江中下游降水在10～20 d、30～60 d頻段存在顯著相關(guān)[15]；夏季青藏高原熱源與西南地區(qū)降水有明顯的關(guān)聯(lián)性[16]；夏季青藏高原熱源與我國(guó)夏季極端降水量之間關(guān)系密切，其中長(zhǎng)江中下游部分地區(qū)最為明顯[17]，這些說(shuō)明了熱源對(duì)降水有顯著貢獻(xiàn)。但是，不同尺度上青藏高原熱源對(duì)下游降水影響的認(rèn)識(shí)還不夠系統(tǒng)、深入，需要開(kāi)展進(jìn)一步的分析研究。本文系統(tǒng)梳理了夏季青藏高原熱源在年代際、年際、季節(jié)、次季節(jié)以及天氣尺度上對(duì)下游我國(guó)東部降水的影響及其機(jī)理的有關(guān)研究進(jìn)展，并分析了存在的主要問(wèn)題，指出了未來(lái)亟待加強(qiáng)的幾個(gè)重點(diǎn)研究方向。

1 青藏高原大氣熱源

1.1 青藏高原熱源的空間分布

葉篤正等[18]首次計(jì)算了青藏高原大氣熱源，指出青藏高原在夏季是熱源。后續(xù)研究發(fā)現(xiàn)，青藏高原大氣在春季是弱熱源，夏季是強(qiáng)熱源，夏季東部大氣熱源總量強(qiáng)于西部，中西部感熱通量大于潛熱通量，東部潛熱通量占比較大[19-22]。夏季青藏高原及其周邊地區(qū)大氣熱源空間分布特征復(fù)雜，可區(qū)劃為高原南側(cè)印度北部、高原東部、高原東南側(cè)四川東部和西部等主要熱源區(qū)[23-24]。

1.2 青藏高原熱源的時(shí)間演變

20 世紀(jì)80年代以來(lái)，夏季青藏高原主體的感熱通量、輻射收支和總熱源呈減少趨勢(shì)，潛熱通量有弱的增加趨勢(shì)，感熱減弱與風(fēng)速減弱有關(guān)，輻射減弱與高原變暖和低云覆蓋量增多有關(guān)，總熱源減少與大氣頂向外長(zhǎng)波輻射增加有關(guān)[3,19,25-26]。夏季青藏高原的熱力作用從6～9月逐漸增大，7月達(dá)到最大，9月后又迅速減弱[27]。此外，夏季青藏高原大氣熱源有10～20 d的準(zhǔn)雙周振蕩，主周期為18 d[28]，也有白天增強(qiáng)、夜間減弱的日變化特征[29]。

2 年代際與年際尺度青藏高原熱源對(duì)下游降水的影響

青藏高原作為巨大熱源，對(duì)空氣加熱，低層形成氣旋式環(huán)流，高層形成反氣旋式環(huán)流，導(dǎo)致青藏高原東側(cè)有上升運(yùn)動(dòng)產(chǎn)生，形成云和降水，西側(cè)有產(chǎn)生下沉運(yùn)動(dòng)產(chǎn)生，形成干暖天氣[1]。

2.1 影響特征

年代際尺度上，夏季青藏高原大氣熱源和我國(guó)長(zhǎng)江中下游降水呈反相關(guān)，與華南和華北降水呈正相關(guān)[30-31]。年際尺度上，夏季青藏高原大氣熱源與長(zhǎng)江流域的降水有顯著正相關(guān)，與華北地區(qū)的降水有顯著負(fù)相關(guān)，當(dāng)青藏高原熱源異常表現(xiàn)為東強(qiáng)西弱（東弱西強(qiáng)）時(shí)，長(zhǎng)江中上游、江淮地區(qū)的降水偏多（少），華南地區(qū)的降水偏少（多）[32-34]。青藏高原東北部熱源與華北、華南南部、四川東部降水呈負(fù)相關(guān)，東南部熱源與江淮降水正相關(guān)，克爾米什地區(qū)熱源與西北地區(qū)東部到華北地區(qū)降水呈正相關(guān)，與西南地區(qū)南部到華南降水呈負(fù)相關(guān)，青藏高原西部熱源與華南降水呈正相關(guān)[23-24]。青藏高原大氣熱源在1990年前后發(fā)生氣候突變，突變前（后）對(duì)應(yīng)江南夏季降水偏少（多）[35]。

2.2 影響機(jī)制

年代際尺度上，青藏高原夏季熱源減弱，使得海陸熱力差異減小，東亞夏季風(fēng)強(qiáng)度減弱，輸送到華北的水汽減少，而到達(dá)長(zhǎng)江流域的水汽增加；同時(shí)可使副熱帶高壓偏西，雨帶在長(zhǎng)江流域維持更長(zhǎng)時(shí)間，降水在長(zhǎng)江流域偏多而華北偏少，導(dǎo)致我國(guó)東部出現(xiàn)"南澇北旱"雨型[30]。

在年際尺度上，夏季青藏高原加熱強(qiáng)的年份，青藏高原及鄰近地區(qū)的上升運(yùn)動(dòng)、下層輻合及上層輻散均增強(qiáng)，青藏高原加熱對(duì)周邊地區(qū)低層暖濕空氣的抽吸效應(yīng)和高層大氣向周邊地區(qū)的排放作用加強(qiáng)，可影響青藏高原及周邊地區(qū)的環(huán)流以及亞洲季風(fēng)區(qū)大尺度環(huán)流系統(tǒng)[36-37]，進(jìn)而導(dǎo)致降水異常。另外，青藏高原加熱可造成高層負(fù)渦度異常，為盛夏大氣環(huán)流提供負(fù)渦源[38-40]。夏季青藏高原熱力作用也可影響半球尺度的經(jīng)緯圈環(huán)流，如：青藏高原及南側(cè)有顯著南-北向跨半球尺度的經(jīng)圈環(huán)流，高原東部和我國(guó)大陸及東太平洋地區(qū)有顯著的東-西向緯圈環(huán)流[41-43]，經(jīng)緯圈環(huán)流異常可調(diào)節(jié)降水異常。同時(shí)，青藏高原熱源也可影響區(qū)域尺度環(huán)流：如在熱源作用下，青藏高原東部有上升運(yùn)動(dòng)，青藏高原東側(cè)鄰近地區(qū)有下沉運(yùn)動(dòng)，對(duì)應(yīng)華北地區(qū)干旱；青藏高原北部有上升氣流，青藏高原以北40°～50°N 有下沉氣流，對(duì)應(yīng)西北地區(qū)干旱[44-45]。

年際尺度上，青藏高原的熱力作用，還可影響副熱帶高壓的形態(tài)及其位置，從而影響降水，如高原東南部的潛熱通量通過(guò)影響中國(guó)東部副熱帶高壓脊的位置和梅雨帶的水汽輸送結(jié)構(gòu)，導(dǎo)致降水異常[46-47]。多項(xiàng)研究[48-50]指出：青藏高原熱力強(qiáng)迫能夠產(chǎn)生出類似Rossby 波的2 波結(jié)構(gòu)異常環(huán)流型，這種波狀結(jié)構(gòu)的異?？捎绊憱|亞夏季降水；在青藏高原加熱強(qiáng)的年份，高原加熱在亞洲東部海岸可強(qiáng)迫出類似Rossby波列的低頻波，影響西太平洋副熱帶高壓的形態(tài)和位置，使得東亞夏季降水的形勢(shì)發(fā)生變化。

3 季節(jié)尺度青藏高原熱源對(duì)下游降水的影響

青藏高原從春季開(kāi)始，由冷源逐漸轉(zhuǎn)換成熱源，熱源對(duì)東亞天氣及氣候的影響可從春季一直持續(xù)到夏季。

3.1 影響特征

青藏高原冬春季積雪、春季感熱強(qiáng)度是東亞夏季旱澇災(zāi)害發(fā)生的重要因素，可對(duì)其下游地區(qū)的大氣環(huán)流和天氣氣候異常產(chǎn)生滯后影響。青藏高原春季感熱較強(qiáng)年份，我國(guó)東部夏季降水較少；春季感熱較弱年份，我國(guó)東部夏季降水較多[51]。5月青藏高原主體感熱加熱偏強(qiáng)，7月四川盆地、云貴高原及江淮地區(qū)降水明顯偏多；冬春季青藏高原積雪偏多，華南及長(zhǎng)江下游夏季降水偏多，華北和東北降水偏少[23,52-54]。

3.2 影響機(jī)制

季節(jié)尺度上，青藏高原熱源對(duì)降水的影響，主要體現(xiàn)在季節(jié)性的環(huán)流突變、南亞高壓的突然北跳以及亞洲季風(fēng)的形成與維持等方面[55]。

青藏高原加熱引起周邊上升以及周邊大氣向高原的匯合，有利于熱帶暖濕氣流北上，引起季風(fēng)爆發(fā)。青藏高原熱力作用的時(shí)間演變可影響海陸熱力差異對(duì)比的變化，進(jìn)一步影響亞洲季風(fēng)爆發(fā)的時(shí)間和位置。青藏高原春季感熱加熱和青藏高原東南面陸地上空凝結(jié)潛熱的加強(qiáng)，可導(dǎo)致亞洲夏季風(fēng)首先在青藏高原東南面的海洋東岸-陸地西岸爆發(fā)，進(jìn)而改變亞洲季風(fēng)降水的分布[39,56]。青藏高原加熱激發(fā)的水平環(huán)流和垂直運(yùn)動(dòng)與大陸尺度加熱激發(fā)的水平環(huán)流和垂直運(yùn)動(dòng)同相疊加，也可增強(qiáng)東亞夏季風(fēng)[57-61]。夏季青藏高原加熱和增強(qiáng)的東亞季風(fēng)潛熱釋放是東亞夏季定常波的最主要波源，其與降水的空間分布有很好的對(duì)應(yīng)關(guān)系。除此之外，青藏高原熱力異常也可形成季節(jié)尺度低頻波，向東傳播影響長(zhǎng)江中下游后期降水[62-63]。青藏高原的加熱作用對(duì)南亞夏季風(fēng)北支環(huán)流的形成與維持也具有重要的作用[64]。

4 次季節(jié)尺度青藏高原熱源對(duì)下游降水的影響

夏季青藏高原大氣熱源在次季節(jié)尺度上主要有30～60 d、10～20 d 振蕩周期，其中10～20 d 振蕩的功率譜值最大，為主振蕩[28,65]。

4.1 影響特征

夏季青藏高原大氣熱源存在兩種低頻振蕩，主要為10～20 d 振蕩，其次為30～60 d 振蕩，10～20 d 振蕩基本每年出現(xiàn)，平均振蕩周期為14 d，30～60 d 振蕩不是每年出現(xiàn)，平均振蕩周期為49 d[66]。

夏季青藏高原熱源10～20 d 的準(zhǔn)雙周振蕩主要是由赤道西太平洋的大氣準(zhǔn)雙周振蕩沿逆時(shí)針?lè)较騻鞑ヒ?。但也有研究[67]提出，熱源的準(zhǔn)雙周振蕩與南亞高壓的準(zhǔn)雙周振蕩有關(guān)。高原熱源準(zhǔn)雙周振蕩生成后主要在原地維持，并受來(lái)自孟加拉灣熱源準(zhǔn)雙周振蕩的影響，有時(shí)部分振蕩向外(主要向東)傳播；熱源30～60 d 振蕩也以本地為主，但也受來(lái)自東部大陸30～60 d 振蕩的影響，外傳時(shí)則主要向西。青藏高原準(zhǔn)雙周振蕩在向東傳播的過(guò)程中，對(duì)下游我國(guó)東部降水有重要影響。熱源的準(zhǔn)雙周振蕩首先向東傳播至我國(guó)中部，然后向南傳播至華南，再向東北傳播至長(zhǎng)江下游區(qū)域，影響降水的產(chǎn)生[28]。在夏季青藏高原熱源準(zhǔn)雙周振蕩活躍年，我國(guó)東部夏季平均降水干濕位相轉(zhuǎn)變次數(shù)多，易出現(xiàn)“旱澇并存”和“旱澇急轉(zhuǎn)”事件[68-69]。

4.2 影響機(jī)制

次季節(jié)尺度上，青藏高原熱源主要通過(guò)影響南亞高壓的位置和強(qiáng)度以及準(zhǔn)雙周振蕩來(lái)調(diào)節(jié)降水變化。

夏季聳立在對(duì)流層中部的青藏高原熱源，在中、低空產(chǎn)生顯著的輻合，在高空產(chǎn)生明顯的輻散，是南亞高壓形成維持的重要原因。由于青藏高原的加熱作用，導(dǎo)致其上空大氣暖中心變化，高層風(fēng)場(chǎng)變化，形成異常南亞高壓中心，南亞高壓形成后向西移動(dòng)逐漸消失，一段時(shí)間后，新的異常南亞高壓中心又生成，再向西移動(dòng)，不斷反復(fù)呈準(zhǔn)雙周振蕩，導(dǎo)致我國(guó)夏季一段時(shí)間多雨，一段時(shí)間少雨[1]。青藏高原熱源的準(zhǔn)雙周振蕩主要通過(guò)影響南亞高壓、季風(fēng)槽、西太平洋副熱帶高壓的強(qiáng)度以及位置，從而影響青藏高原下游的降水。當(dāng)青藏高原熱源準(zhǔn)雙周振蕩處于正位相時(shí)，副熱帶西風(fēng)急流核和南亞高壓向東移動(dòng)，西太平洋副熱帶高壓東撤，季風(fēng)槽加深，有利于降水東移；當(dāng)熱源位于負(fù)位相時(shí)，青藏高原東部上空被低頻反氣旋控制，高原東側(cè)盛行偏北氣流，有利于降水南移[28,70]。此外，青藏高原熱源準(zhǔn)雙周振蕩與高原低渦的移出也有密切關(guān)系，77%的高原低渦在熱源準(zhǔn)雙周振蕩的正位相階段移出青藏高原，影響下游我國(guó)東部降水[71]。

5 天氣尺度青藏高原熱源對(duì)下游降水的影響

5.1 影響特征

對(duì)于我國(guó)東部災(zāi)害天氣預(yù)報(bào)，青藏高原具有上游強(qiáng)信號(hào)區(qū)的特點(diǎn)，其影響主要表現(xiàn)為一個(gè)相對(duì)較短的天氣尺度降水過(guò)程[72-73]。青藏高原中南部及其南側(cè)、中東部及其東側(cè)的大氣熱源對(duì)四川盆地夏季暴雨頻數(shù)具有顯著的影響；當(dāng)夏季青藏高原熱源偏強(qiáng)（弱）時(shí)，我國(guó)長(zhǎng)江中下游部分地區(qū)極端降水量偏多（少）[17,74]。

5.2 影響機(jī)制

天氣尺度上，青藏高原熱源主要通過(guò)影響繁盛的積云對(duì)流云團(tuán)、高原低渦、高原短波槽、高原地表正位渦區(qū)、西南低渦等的東移而影響下游降水。青藏高原加熱強(qiáng)迫下高原低渦和對(duì)流系統(tǒng)的發(fā)生、發(fā)展及東移對(duì)青藏高原及下游我國(guó)東部降水有重要影響[75]。青藏高原是我國(guó)東部區(qū)域?qū)α髟葡档脑吹?，其年平均積雨云出現(xiàn)次數(shù)是我國(guó)其他區(qū)域平均的2.5 倍[43]，在強(qiáng)西風(fēng)控制下，青藏高原對(duì)流系統(tǒng)容易向東移出青藏高原，影響下游我國(guó)長(zhǎng)江流域、東海黃海海域等廣大地區(qū)；在較強(qiáng)偏北氣流影響下，可向南移出青藏高原，影響我國(guó)云貴高原地區(qū)[76]。夏季青藏高原對(duì)流系統(tǒng)發(fā)生的頻數(shù)與華南、西北、華北降水也有顯著負(fù)相關(guān)，與長(zhǎng)江流域和東北區(qū)域有顯著正相關(guān)，高原對(duì)流系統(tǒng)對(duì)四川盆地和長(zhǎng)江中上游降水的貢獻(xiàn)為30%～70%[77]。

青藏高原的加熱異常也可通過(guò)直接影響高原低渦、高原短波槽的活動(dòng)，進(jìn)而影響區(qū)域天氣[78]。青藏高原大氣熱源的垂直結(jié)構(gòu)及日變化熱力緯向環(huán)流可影響高原低渦的強(qiáng)度、移動(dòng)時(shí)間和移動(dòng)方向，進(jìn)而影響降水的強(qiáng)度、發(fā)生時(shí)間及雨帶走向[79]。夏季青藏高原在其東北部熱力作用下，大氣斜壓性增強(qiáng)，多短波槽活動(dòng)，短波槽的東移可加強(qiáng)梅雨鋒，誘發(fā)梅雨鋒上的強(qiáng)暴雨天氣[80]。

青藏高原的地表輻合運(yùn)動(dòng)可促使高原地表正位渦的生成，生成的地表正位渦在基本西風(fēng)氣流作用下向東傳播，在下游地區(qū)的對(duì)流層中高層產(chǎn)生正位渦平流，高層的正位渦平流激發(fā)了低層氣旋性環(huán)流生成，低層氣旋性環(huán)流的生成增強(qiáng)了其前部的偏南風(fēng)，在增強(qiáng)的偏南氣流作用下，低層低緯地區(qū)的負(fù)位渦向高緯地區(qū)輸送，形成低層負(fù)的位渦平流，由低層到高層，位渦平流隨高度增大，有利于上升運(yùn)動(dòng)的發(fā)展，同時(shí)，低層偏南氣流增強(qiáng)了低緯地區(qū)暖濕氣流的向北輸送，有利于降水的產(chǎn)生[81-84]。

此外，青藏高原的加熱作用也可通過(guò)熱成風(fēng)平衡調(diào)整使對(duì)流層低層至高層大氣環(huán)流和天氣系統(tǒng)特征發(fā)生顯著變化，導(dǎo)致我國(guó)南方持續(xù)性降水的增強(qiáng)[85]。青藏高原熱力作用引起的Rossby 波能量頻散所產(chǎn)生的上游效應(yīng)對(duì)我國(guó)災(zāi)害天氣發(fā)生、發(fā)展也有重要影響[86]。

6 結(jié)論與討論

本文主要從青藏高原熱源的時(shí)空分布特征，年代際及年際尺度、季節(jié)尺度、次季節(jié)尺度、天氣尺度上高原熱源對(duì)下游地區(qū)降水的影響特征及機(jī)制方面，系統(tǒng)梳理了主要的相關(guān)研究成果，指出了研究中存在的不足，并展望了未來(lái)的發(fā)展方向，現(xiàn)總結(jié)如下：

（1）青藏高原熱源對(duì)降水影響的研究大多數(shù)還是針對(duì)高原主體。然而，青藏高原范圍廣、地形復(fù)雜，尤其是地表的復(fù)雜性，使得高原熱源有很明顯的區(qū)域特征。因此，未來(lái)應(yīng)深入探討青藏高原不同區(qū)域和高原邊坡熱源的變化特征及其對(duì)下游降水的可能影響。

（2）青藏高原熱源與下游降水年代際、年際尺度變化的研究主要集中在高原熱源對(duì)下游大氣環(huán)流及天氣系統(tǒng)的直接影響上。通過(guò)青藏高原上游系統(tǒng)與熱源的遙相關(guān)，進(jìn)一步追溯青藏高原熱源對(duì)下游降水形成機(jī)理的研究還較少，未來(lái)應(yīng)進(jìn)一步關(guān)注熱源遙相關(guān)方面的研究，提高高原熱源在延伸期天氣預(yù)測(cè)中的作用。

（3）季節(jié)尺度上，已有研究大多探討了青藏高原冬春季積雪以及春季熱源對(duì)夏季下游降水的影響。但青藏高原夏季熱源與下游冬季強(qiáng)寒潮、暴雪天氣是否也有滯后關(guān)系？目前還沒(méi)有很多的涉及，未來(lái)應(yīng)加以關(guān)注。

（4）次季節(jié)尺度上，青藏高原熱源準(zhǔn)雙周振蕩對(duì)下游降水具有影響。但對(duì)于青藏高原熱源準(zhǔn)雙周振蕩的來(lái)源、傳播方向以及對(duì)下游降水影響的機(jī)制等方面還存在較大的認(rèn)識(shí)差異。未來(lái)應(yīng)利用多種資料、多種方法開(kāi)展青藏高原大氣熱源準(zhǔn)雙周振蕩特征的對(duì)比分析。另外，已有研究多從波動(dòng)本身的振蕩及位相演變角度分析青藏高原熱源準(zhǔn)雙周振蕩的影響，而對(duì)于熱源的次季節(jié)振蕩與不同尺度上天氣系統(tǒng)的相互聯(lián)系及其對(duì)降水的影響還需要加強(qiáng)研究。

（5）天氣尺度上，對(duì)青藏高原熱源與高原低渦、高原短波槽、高原對(duì)流系統(tǒng)的影響研究，多以個(gè)例分析為主，而關(guān)于短期3 d、中期3～10 d 時(shí)間尺度的天氣過(guò)程分析涉及較少，尤其是青藏高原熱力效應(yīng)影響降水等天氣過(guò)程的物理機(jī)制還不十分清楚，未來(lái)應(yīng)加以重點(diǎn)關(guān)注。