MJO與四川盆地夏季降水的關(guān)系

蔣文杰， 馬振峰， 范廣洲

(1.成都信息工程大學大氣科學學院，四川成都610225;2.四川省氣候中心，四川成都610072)

0 引言

MJO(Madden and Julian Oscillation)是全球大氣運動中規(guī)律性最強的季節(jié)內(nèi)振蕩，具有緯向1波的全球尺度，冬春強于夏秋，是熱帶大氣季節(jié)內(nèi)振蕩(ISO)的重要組成部分，并以熱帶赤道附近地區(qū)對流(降水)增強/減弱區(qū)的向東傳播為主要特征［1］。伴隨熱帶降水異常的東傳，熱帶和副熱帶地區(qū)的低層和高層大氣環(huán)流也出現(xiàn)顯著的異常型，對不同區(qū)域的氣溫和降水等要素時空分布產(chǎn)生不同程度的影響。盡管MJO是熱帶大氣環(huán)流的振蕩現(xiàn)象，在印度及西太平洋季風區(qū)表現(xiàn)得尤為明顯［2-3］，但許多研究證實，在熱帶以外地區(qū)MJO能夠影響近乎全球不同敏感區(qū)域的降水情況［4-10］。近年來，熱帶赤道附近大氣季節(jié)內(nèi)振蕩MJO的活動對中國不同季節(jié)和不同地區(qū)降水異常影響的研究逐漸增多。已有分析表明，不同季節(jié)MJO對流中心在東傳過程中所處相位的不同，有利于降水的環(huán)流形勢和條件各地不盡相同，將使中國不少地區(qū)的降水呈現(xiàn)明顯的異常特征。研究指出:在冬季MJO活動的2、3位相對應華南降水偏多，6、7位相華南降水偏少［11］;春季MJO活動中心東傳至中、東印度洋和中南半島附近時，分別對長江中下游和華南地區(qū)的降水有正貢獻，對流中心東傳到其他地區(qū)均不利于中國東部的降水［12］;夏季MJO活動的前4個相位對應中國東南部夏季降水偏多，后4個位相對應東南部夏季降水偏少，其中第4和第7位相的異常偏多和偏少最為明顯［13］;在云南，熱帶中東印度洋夏季MJO指數(shù)的持續(xù)正和負，分別容易出現(xiàn)全省性干旱和大部分地區(qū)降水偏多［14］。這些研究大多數(shù)是針對中國東部地區(qū)，對于云南除外的西部地區(qū)MJO與降水異常的關(guān)系研究甚少。

四川盆地位于青藏高原東部，受多尺度季風系統(tǒng)和復雜地形影響，年降水量主要集中分布在夏季(6～8月)和沿山地區(qū)，夏季降水時空分布的異常是該地區(qū)旱澇災害形成的主要原因［15］。熱帶地區(qū)大氣環(huán)流及其多尺度振蕩通過加強和抑制偏南氣流的水汽輸送影響四川盆地降水的強度和異常分布，夏季多雨是伴隨著中國雨帶季節(jié)性北跳而出現(xiàn)的，降水量的異常及其分布容易造成長江上游的區(qū)域性旱澇災害，給國家經(jīng)濟建設和人民生命財產(chǎn)安全帶來巨大損失。因此，揭示夏季四川盆地降水與熱帶地區(qū)大氣環(huán)流及其多尺度振蕩的關(guān)系和成因具有十分重要的意義。

大氣低頻振蕩對中國夏季降水具有顯著影響。研究表明，中國夏季東部地區(qū)降水具有明顯的低頻特征，且降水的分布形勢與熱帶低頻振蕩的傳播密切相關(guān)［16-19］，在低頻尺度域上，熱帶大氣運動成為全球大氣環(huán)流的能量、水汽和角動量源地，而四川盆地夏季降水的時空異常分布及其與MJO的聯(lián)系研究尚有許多工作要做。采用MJO指數(shù)，利用濾波、經(jīng)驗正交分解和合成方法，對四川盆地夏季降水的時空分布特征及其與熱帶赤道地區(qū)季節(jié)內(nèi)振蕩MJO的關(guān)系進行分析，以期獲得MJO與四川盆地夏季降水的可能聯(lián)系，并為其預測提供依據(jù)。

1 資料和方法

1．1 MJO指數(shù)和降水資料的獲取

選取澳大利亞氣象局的實時多變量MJO指數(shù)(http://cawcr.gov.au/staff/mwheeler/maproom/RMM/)，該指數(shù)是Wheeler和Hendon［20］提出，主要使用近赤道(15°S-15°N)平均的向外長波輻射(OLR)、200 hPa和850 hPa的緯向風(u200、u850)進行EOF分析。將逐日觀測資料投影在EOF前2個模態(tài)上以提取主要包含MJO信號的一對主成分，并將這對主成分稱為實時多變量MJO序列RMM1和RMM2(Real-time Multivariate MJO series)。利用RMM1和RMM2序列可對MJO活動強度與位置進行描述，根據(jù)MJO對流主體在二維分布圖(RMM1，RMM2)上東傳的位置分為8個位相:MJO主體位置在西印度洋附近對應位相1，中東印度洋對應位相2～3，中南半島附近對應位相4～5，西太平洋附近對應位相6～7，太平洋日界線附近對應位相8。RMM1和RMM2對應點在二維坐標中隨著MJO的傳播呈逆時針旋轉(zhuǎn)。另外，用RMM=SQR(RMM12+RMM22)表示MJO強度，當RMM≥1時為強MJO，當RMM ＜1時為弱MJO。

四川盆地夏季逐日降水資料來自中國氣象局國家氣候中心的753個地面觀測站歷史庫，截取1981年1月1日到2010年12月31日，樣本長度為30年。去除缺測較多的站點，主要選取資料比較齊全、分布在川渝地區(qū)的15個站點(如圖1)作為四川盆地夏季降水的代表站進行分析。

圖1 四川盆地夏季15個代表站的空間分布

1．2 研究方法

采用諧波分析［21］，對四川盆地夏季逐日平均降水量序列進行低通過濾，得到30天以上的夏季平均逐日降水量低頻振蕩的基本特征，并對低頻降水量方差的區(qū)域分布進行分析。以代表站夏季低頻降水量的標準化變量為對象進行經(jīng)驗正交分解(EOF)［22］，分析方差貢獻比較大的前幾個模態(tài)的時空變化特征。然后按不同的MJO相位對日降水量距平百分率進行合成，得出MJO處于不同位相時，四川盆地夏季降水的異常分布，對顯著的異常分布與EOF主要模態(tài)進行對比，分析其相關(guān)性和MJO優(yōu)勢位相。最后對RMM進行排序，選取MJO最強和最弱的各5年資料，對四川盆地夏季降水距平百分率進行合成，分析MJO最強和最弱年的盆地夏季降水的異常特征。對歷年夏季平均降水量進行排序，選取降水量最多和最少的各5年資料，分別代表降水偏多年和降水偏少年，對MJO強度RMM進行合成，分析降水偏多年和偏少年MJO強度的時間變化特征。為獲得有意義的統(tǒng)計結(jié)果，文中使用的標準化降水量或者降水量距平百分率，滿足正態(tài)分布要求，因此對統(tǒng)計效果使用顯著性t檢驗。

2 四川盆地夏季降水的氣候特征

2．1 降水的區(qū)域分布及其差異性

四川盆地夏季降水分布受季風環(huán)流和復雜地形共同作用，局地差異性極為明顯。圖2是1981～2010年各代表站夏季日平均降水量和方差分布，圖中顯示，四川盆地夏季降水量隨地形變化和東南季風暖濕氣流的深入程度呈東南向西北增加和西多東少的分布特征，多年日平均降水量大于7 mm的區(qū)域沿盆地北部大巴山和西部龍門山、邛崍山等大地形迎風面分布，等值線多為南-北和東-西走向，降水量中心位于盆地西南部和北部，西南部中心在雅安附近為12.3 mm，是盆地東南部低值中心(敘永附近)的兩倍以上，北部中心在巴中到廣元一帶、強度較弱。由于地形和盛夏多支季風(即西南季風、東南季風和高原季風)系統(tǒng)共同作用，降水量方差大(小)值區(qū)除盆地東北部局部地區(qū)外幾乎與多(少)雨區(qū)相對應，說明四川盆地夏季多雨區(qū)的降水量變化幅度較少雨區(qū)大。因此，文中重點討論MJO對盆地夏季西南部和北部多雨區(qū)以及東部少雨區(qū)降水異常的影響。

圖2 1981～2010年四川盆地夏季日平均降水量和方差分布

2．2 降水的低頻變化特征

為分析四川盆地夏季降水的時間變化特征，計算代表站點6月1日～8月31日共30年逐日平均降水量，生成長度為92天的盆地夏季逐日平均降水量時間序列，并利用諧波分析，進行低通過濾，濾掉30天以下的高頻信號，提取夏季日降水量在月尺度以上的季節(jié)內(nèi)低頻分量(如圖3)。結(jié)果顯示:四川盆地夏季逐日低頻降水量的波動形態(tài)與原時間序列基本相似，存在比較明顯的40天左右的準周期性變化，這種準周期性振蕩的低頻方差占原序列方差的比重為41.03%。圖中還顯示，四川盆地夏季逐日低頻降水量呈雙峰型分布，第一段多雨期在6月中旬末到7月中旬初，強度強、持續(xù)時間長。第二段多雨期在8月中旬到下旬初，強度不及第一段、持續(xù)時間短。兩段多雨期分別與西太平洋副熱帶高壓及其伴隨的中國雨帶季節(jié)性北跳和南撤相對應，是長江上游地區(qū)容易發(fā)生流域性洪澇的主要時期。少雨期則集中分布在6月中旬前和7月下旬到8月上旬，分別對應四川盆地的夏旱和伏旱。

四川盆地代表站夏季逐日低頻降水量方差占原序列方差的比重區(qū)域分布(圖4)表明，低頻方差比重大(小)值區(qū)基本與多(少)雨區(qū)相對應，西南-東北向的低頻降水量方差比重等值線分布將四川盆地劃分為西北部低頻方差比重一致性大值區(qū)(0.3以上)和東南部非一致性小值區(qū)(0.4以下)，在比重非一致性小值區(qū)的重慶西南部有0.3～0.4的相對大值區(qū)，重慶東部和川南地區(qū)低頻方差比重最小(0.25以下)。總體上，四川盆地夏季降水量低頻擾動多雨區(qū)較少雨區(qū)明顯，低頻擾動對四川盆地西部和重慶西南部降水有明顯影響，東南部大部分地區(qū)低頻擾動不顯著。

圖4 四川盆地夏季低頻降水量方差占總方差的比重分布

2．3 低頻降水異常的空間結(jié)構(gòu)

為進一步揭示四川盆地夏季低頻降水異常的時空特征，對代表站夏季逐日低頻降水量進行了標準化處理，利用經(jīng)驗正交函數(shù)分解法(EOF)分析低頻降水異常的時空結(jié)構(gòu)。結(jié)果表明，第1模態(tài)表現(xiàn)為盆地異常低頻降水量西北多東南少的分布(圖5)，西太平洋副熱帶高壓持續(xù)控制川東時容易出現(xiàn)這種西部空間型，方差貢獻為27.1%，時間系數(shù)系列說明6月底前和8月下旬逐日低頻降水量主要為盆地西北偏少、東南偏多的分布特征，7月到8月中旬逐日低頻降水量主要為盆地西北偏多、東南偏少的分布特征。第2模態(tài)反映盆地異常低頻降水量為東多西少，稱為東部空間型，與實況逐日平均降水量呈反位相的區(qū)域分布(圖2a)，可能對應西太平洋副熱帶高壓持續(xù)偏東的背景形勢，方差貢獻為23.5%。時間系數(shù)分布說明6月中旬到7月中旬和8月中旬中期四川盆地逐日低頻降水為東多西少，其余時段逐日低頻降水為東少西多。對比四川盆地夏季異常低頻降水的1、2模態(tài)空間結(jié)構(gòu)可以發(fā)現(xiàn):如果盆地西部低頻降水量異常偏多，那么盆地東部的重慶等地區(qū)低頻降水量異常偏少，反之如果盆地西部少雨，那么盆地東部的重慶等大多數(shù)地區(qū)將出現(xiàn)多雨。1、2模態(tài)合計方差貢獻達50.6%，較大程度上表征了四川盆地夏季“東澇西旱、西澇東旱”的主要氣候特征。

圖5 四川盆地夏季逐日低頻降水量的EOF分解第1、第2模態(tài)空間分布和時間系數(shù)

3 MJO與四川盆地夏季降水的聯(lián)系

3．1 MJO對四川盆地降水異常的影響

根據(jù)1981～2010年6～8月MJO主體位相，分別對四川盆地各代表站降水距平百分率進行合成分析(圖6)。同時，為便于描述，根據(jù)顯著性水平，將合成降水距平百分率≥20%和≤-20%分別作為降水量顯著偏多和偏少的標準。結(jié)果顯示:MJO主體位于位相1時，盆地北部到南部降水距平百分率為正，降水量偏多，西部和東部為負，降水量偏少;MJO主體位于位相2時，盆地北部顯著偏多、南部偏少;MJO在位相3時，盆地大部為明顯的負異常、降水偏少，北部和東部的部分地方為正異常、降水偏多，顯著偏多和偏少區(qū)分別在盆地北部和南部;MJO在位相4時，盆地降水的異常分布大致與位相1時相反，呈東部和西部偏多、北部到南部偏少的分布，顯著偏多和偏少區(qū)分別在盆地東部、敘永附近和盆地北部;MJO主體位于位相5時，盆地降水的異常分布大致與位相2時相反，呈南多北少的分布，降水顯著偏多和偏少區(qū)分別位于盆地南部和北部;MJO主體位于位相6時，盆地降水西部顯著偏多、東部顯著偏少，大致與四川盆地夏季逐日低頻降水量異常的EOF第1模態(tài)相對應;MJO主體位于位相7時，四川盆地大部分地方降水量偏多，僅巴中附近略偏少，降水量顯著偏多的地區(qū)在盆地南部，距平百分率≥30%;當MJO位于第8位相時，盆地降水量東多西少，顯著偏多區(qū)在盆地東部，大致與四川盆地夏季逐日低頻降水量異常的EOF第2模態(tài)相對應。

圖6 1981～2010年6～8月MJO各位相合成的四川盆地日降水量距平百分率(×102)

以上分析表明，MJO活動對四川盆地夏季降水異常具有顯著影響，對流主體位相的不同，降水異常呈現(xiàn)明顯差異。在2～3位相，MJO東傳至中東印度洋，對應四川盆地夏季北部降水量異常偏多、南部異常偏少;在4～5位相，MJO進一步東傳至中南半島附近，四川盆地夏季異常降水分布大致與2～3位相時相反，呈北部異常偏少、南部異常偏多的分布形勢;在6～7位相，MJO繼續(xù)東傳至西太平洋一帶，四川盆地夏季西部降水量異常偏多，東部偏少，對應逐日低頻降水量的EOF第1模態(tài)(西部空間型);MJO東傳至太平洋日界線附近時，四川盆地夏季降水量東多西少，對應逐日低頻降水量的EOF第2模態(tài)(東部空間型)。MJO主體在印度洋以西的初始位相時對應盆地夏季異常降水不十分顯著，因此不予討論。

總體上，伴隨著MJO的東傳，四川盆地夏季降水量顯著偏多區(qū)先從北向南、再從西向東分布;北部和西南部多雨區(qū)降水的正異常分別在第3和6～7位相表現(xiàn)最清楚，東部少雨區(qū)降水的負異常主要在第6位相較明顯、正異常在第4和8位相較明顯;MJO在6～7位相時容易形成盆地低頻降水的西部空間型，在第8位相時容易產(chǎn)生東部空間型。

3．2 MJO強度對四川盆地夏季降水異常的影響

根據(jù) MJO指數(shù)提取1981～2010年夏季逐日RMM1和 RMM2，計算生成夏季平均 RMM序列，按RMM大小進行排序，合成RMM最大的5年(2002、1987、1996、1997、1985，稱為強 MJO 年)和最小的 5 年(1990、1989、1985、1994、1998，稱為弱 MJO 年)四川盆地代表站的夏季降水距平百分率(如圖7)。結(jié)果發(fā)現(xiàn):強MJO年和弱MJO年的降水異常分布形勢基本相反，強MJO年盆地大部地區(qū)降水偏少、東北部顯著偏少，南部部分地區(qū)顯著偏多，在弱MJO年盆地大部地區(qū)降水則偏多，中部到東南部地區(qū)略偏少，偏多和偏少均不顯著。因此，MJO的強度對四川盆地夏季少雨區(qū)降水量的正異常有加強作用，而對多雨區(qū)降水量負異常有正貢獻。

圖7 1981～2010年MJO最強年和最弱年四川盆地夏季降水距平百分率合成分布

根據(jù)四川盆地夏季歷年平均降水量序列，長度為30年，按多和少進行排序，得到降水量最多5年和最少5年的夏季平均RMM指數(shù)逐日序列(圖8)。分析發(fā)現(xiàn):降水偏少年RMM偏高、MJO偏強，而降水偏多年RMM略小;在6月中旬到7月中旬降水偏少年與降水偏多年RMM指數(shù)變化規(guī)律表現(xiàn)出完全相反的趨勢，其余時段基本一致。因此，整體上MJO強度對盆地夏季降水的異常表現(xiàn)為抑制作用。

圖8 四川盆地夏季降水偏多年和偏少年MJO平均強度RMM的逐日變化

4 MJO影響四川盆地夏季降水的可能原因探討

影響四川盆地夏季降水的主要環(huán)流系統(tǒng)除與周邊青藏高原、云貴高原和秦-巴山系階梯型大地形有關(guān)外，西太平洋副熱帶高壓、西南夏季風和高原低值系統(tǒng)是四川盆地夏季降水最重要的控制性系統(tǒng)。西太平洋副熱帶高壓的西進、東退和強弱，不僅影響盆地降水的落區(qū)位置，而且影響降水的強度;西南夏季風的持續(xù)活躍和中斷是造成盆地多雨和干旱的主要原因;高原低值系統(tǒng)的頻繁活動及其耦合作用往往是四川盆地及以東地區(qū)降水和異常的關(guān)鍵因素。這些控制性環(huán)流系統(tǒng)位于熱帶以外大氣，但其活動規(guī)律及其異常往往通過相互作用、傳輸環(huán)節(jié)和遙相關(guān)等過程與熱帶系統(tǒng)的活動及其異常密切相關(guān)。李汀等［23］研究表明:MJO可以影響孟加拉灣西南夏季風季節(jié)內(nèi)振蕩及相關(guān)低頻環(huán)流、對流和降水分布，西南夏季風季節(jié)內(nèi)振蕩具有明顯的北傳和東傳特征，通過孟加拉灣和南海2個通道，在南亞夏季風和東亞夏季風2個季風尺度上，影響熱帶和副熱帶大氣環(huán)流。前面研究表明，四川盆地夏季降水不僅與MJO活動的位相密切聯(lián)系，而且整體上與MJO強度具有明顯的反相關(guān)，這種抑制作用的原因是什么呢?主要針對MJO強度對四川盆地夏季降水控制系統(tǒng)和要素場的影響開展進一步探討。

4．1 強MJO下夏季副熱帶高壓的異常

仍取 RMM 最大的 5 年(2002、1987、1996、1997、1985，稱為強MJO年)為研究對象，利用NCEP/NCAR 1981年至2010年30年資料進行合成分析。圖9給出了北半球 100°E ～150°E，15°N ～35°N 500 hPa 30 年夏季平均位勢高度場(實線)和MJO最強5年合成距平位勢高度場分析結(jié)果。從圖中可以看到最強MJO5年平均高度場較30年平均有明顯的異常分布，在西北太平洋地區(qū)、長江流域及以南的廣大地區(qū)到西太平洋為明顯的負距平區(qū)，最強負距平中心在西北太平洋地區(qū)，華北到蒙古、日本海和阿拉伯海及其東部7°N以南地區(qū)為正距平區(qū)，中心在華北到蒙古一帶。表明這5個RMM極端年份夏季副熱帶高壓處于平均位勢高度負距平區(qū)，強度明顯偏弱、位置偏東偏南，不利于盆地降水的東南和偏南水汽通道的形成，有利的高原低值系統(tǒng)東移多以過程性降水為主，總體上不利于四川盆地形成較多的夏季降水量，這可能是熱帶強MJO通過影響西太平洋高壓的強度和位置從而抑制盆地降水的原因之一。

圖9 1981～2010年夏季500 hPa位勢高度場(實線)和強MJO年平均距平合成分析(單位:位勢米)

4．2 強MJO下低層相對濕度的異常

對RMM最大5年夏季850 hPa平均相對濕度(實線)及其與30年夏季平均相對濕度的差異(填色)進行合成(圖10)。結(jié)果表明，中國華南和長江中下游地區(qū)為正異常，四川盆地以負異常為主，盆地北部負異常更明顯，表明MJO活躍年份，四川夏季850 hPa相對濕度較歷年平均偏小，不利于降水的發(fā)生發(fā)展，這種狀況在四川盆地北部更明顯。

圖10 1981-2010年夏季強MJO年850 hPa平均相對濕度(實線)和距平合成分析(單位:%)

4．3 強MJO下低層風場的異常

對RMM最大5年夏季700 hPa水平風場與30年夏季平均水平風場的差異進行合成(圖11)，結(jié)果顯示低層風場的距平反氣旋和氣旋區(qū)大致與500 hPa位勢高度正、負距平區(qū)相對應(圖9)。華南和西太平洋地區(qū)的平均距平風場呈明顯的氣旋式變化，與500 hPa長江流域及以南的廣大地區(qū)到西太平洋位勢高度場負距平區(qū)相對應，在華南氣旋式異常風場后部的東北距平氣流深入到四川盆地和云貴高原，不利于四川盆地偏南水汽通道的形成和垂直運動的發(fā)生發(fā)展，但低層東北氣流與大地形的相互作用，形成高原背風坡低值系統(tǒng)，對產(chǎn)生盆地西部沿山一帶的降水有利(如夜雨)。孟加拉灣偏北和南海地區(qū)強盛的偏西距平氣流分別嚴重削弱了西南夏季風和南海夏季風及其北傳通道，因此強MJO可能通過影響四川盆地夏季降水的水汽通道從而抑制降水量，使盆地降水與MJO呈現(xiàn)負相關(guān)。

圖11 1981～2010年夏季強MJO年700 hPa水平風距平場合成

5 結(jié)束語

文中選取澳大利亞氣象局MJO指數(shù)和中國地面觀測站降水量資料，利用帶通濾波、經(jīng)驗正交分解和合成技術(shù)，對四川盆地夏季降水的時空分布、低頻特征及其與熱帶季節(jié)內(nèi)振蕩MJO的聯(lián)系進行分析，主要結(jié)果是:四川盆地夏季降水西多東少，低頻振蕩特征明顯，月際時間尺度上低頻降水量呈雙峰型分布，低頻擾動在多雨區(qū)比少雨區(qū)顯著;低頻降水異常主要為西部型(西北多東南少)和東部(東多西少)空間型，2類顯著空間分布型的合計方差貢獻達到50.6%;MJO對盆地夏季降水異常變化具有顯著影響，伴隨著MJO的東傳，盆地夏季降水顯著偏多區(qū)先從北向南、再從西向東分布;北部和西南部多雨區(qū)降水的正異常分別在第3和6～7位相表現(xiàn)較清楚，東部少雨區(qū)降水的負異常主要在第6位相較明顯、正異常在第4和第8位相較清楚;MJO的活動與盆地夏季低頻降水異常具有密切聯(lián)系，在6～7位相時容易形成盆地降水的西部空間型、在第8位相時容易產(chǎn)生東部空間型;MJO強度對盆地降水異常可能存在抑制作用。強MJO年份副熱帶高壓影響減弱，造成四川降水總體偏少，南多北少的特征;強MJO年份四川盆地夏季大氣低層相對濕度偏少，這種情況在盆地北部更為明顯，不利于降水的發(fā)生發(fā)展;強MJO年份四川盆地夏季大氣低層偏北風更為明顯，不利于西南暖濕氣流的向北深入。這些能很好的解釋MJO活躍年份四川盆地降水偏少，南多北少的原因。

熱帶大氣季節(jié)內(nèi)振蕩和MJO對全球大氣運動的影響是十分復雜的，其向東和向北的傳播以及遙相關(guān)都將受到海陸分布、青藏高原及周邊地形和大氣環(huán)流的共同影響，四川盆地位于青藏高原東部副熱帶地區(qū)，氣象要素和天氣過程的演變不僅受到中高緯大氣波動的調(diào)制，同時也受到熱帶系統(tǒng)的影響。僅從代表站資料和統(tǒng)計同時關(guān)系探討MJO與四川盆地夏季降水的聯(lián)系是不夠的，MJO的延后影響、如何影響和低頻層次上的高頻影響以及影響的大小、機理、預測等問題還有待研究。

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