2017, Vol. 36
中国东部地区是国家经济发展的重心, 而东部地区夏季降水与人民的生产生活密切相关, 研究中国东部夏季雨带类型的变化和预测方法对于国家防灾减灾对策的制定非常重要。早在20世纪80年代, 中国东部夏季雨带被分为三类雨型 (廖荃荪等, 1981), 即Ⅰ类雨型:北方型, 主要多雨带位于黄河及其以北地区, 江南南部一般为次要多雨带, 江淮流域少雨; Ⅱ类雨型:中间型, 主要多雨带位于黄河长江之间, 雨带在淮河流域一带; Ⅲ类雨型:南方型, 主要多雨带位于长江流域或江南一带。这一分型的好处在于雨型数量少, 但能抓住降水的主要特证, 而且三类雨型代表了雨带从北到南的特征, 这一分型被国家气候中心 (NCC) 的汛期预测业务沿用至今。在雨带特征方面前人做了大量研究 (赵平和周秀骥, 2006; 宇如聪等, 2008; Zhou et al, 2009; Wei and Zhang, 2010; 司东等, 2010)。赵振国 (1999)总结了影响雨带类型的5个因子, 分别为副热带高压, 夏季风, 中高纬阻高, ENSO和青藏高原作用。但是20世纪80年代以来, 东亚夏季风和ENSO关系发生变化, ENSO对夏季风影响减弱, 进而导致ENSO对中国东部降水的影响减弱 (Wang, 2002; 高辉和王永光, 2007), 于是本文考虑高原热力异常对东部降水的影响。
叶笃正 (1979)、Bolin (1950)、Yeh (1950)等人在青藏高原 (下称高原) 的早期研究方面做出了突出贡献。许多学者 (徐国昌等, 1990; 李栋梁等, 1997, 2003a) 对高原热力异常做了进一步研究, 尤其最近的研究 (Duan and Wu, 2008; 阳坤等, 2010) 表明, 高原大气热源表现为持续减弱趋势, 其中春季的感热减弱趋势最为显著。
高原热力作用对大气环流有重要影响。任广成 (1991)研究了青藏高原热力状况对南亚高压的影响, 分析了青藏高原下垫面与高原上空热状况变化的异同点及其二者与南亚高压的关系。Wu et al (1998)利用观测资料分析了高原地面感热对中国东部夏季风的爆发和推进的影响。郑庆林等 (2001)的研究指出在6月初夏, 青藏高原热力和动力作用对30°N和30°S一带有明显的增温效果, 有利于北半球副热带西风减弱北移、赤道中低层西风的形成和加强、热带高层东风增强北进。Li et al (2001)利用NCEP/NCAR再分析资料, 对亚非季风区非绝热加热和夏季季风环流的关系诊断研究发现, 青藏高原地区, 强大的地面感热通量引起垂直扩散, 是近地面大气加热的主要原因。李栋梁等 (2003b)指出当高原感热呈现不同分布型时, 东亚大气环流和中国气候会存在显著差异。
高原气象36卷1期张长灿等:青藏高原春季地表感热特征及其对中国东部夏季雨型的影响高原热力异常对中国东部夏季降水有一定的影响。章基嘉等 (1995)指出青藏高原的热力异常对江淮地区的暴雨有一定的影响。段安民等 (2003)指出4-6月高原的感热可以作为中国江淮等地7月降水的预报因子。宁亮和钱永甫 (2006)利用NCEP/NCAR再分析资料, 分析了19512000年间青藏高原感热变化与中国东部夏季降水的关系。梁玲等 (2013)研究了夏季青藏高原与川渝地区的降水关系。
以上研究多集中于热力异常 (包括感热和潜热) 对中国降水的影响, 感热资料多用Ch值相对固定的站点感热资料, 感热数值不够准确。而且之前研究多偏重于青藏高原热力异常与中国东部某个地区 (如东北、华北、江淮等) 降水异常的关系, 对东部雨带类型的影响关注较少。而本文的研究侧重于青藏高原春季感热时空分布和雨带类型的变化特征, 雨带类型对青藏高原感热时空变化的响应, 并从大气环流角度分析影响原因。
2 资料方法所用资料包括: (1) 基于台站观测资料结合NASA中心制作的归一化差值植被指数数据集, 计算得到的青藏高原1982-2012年70站逐月地表感热通量 (戴逸飞等, 2016); (2) 国家气候中心的1951-2012年160站夏季降水资料; (3) 美国气象环境预报中心/国家大气研究中心1982-2012年NCEP/NCAR Ⅰ月平均再分析资料, 包括位势高度场、风场等, 垂直方向为17层, 水平分辨率为2.5°×2.5°。
高原地区植被通过改变高原地区感热和潜热, 进而影响中国东部夏季降水 (张少波等, 2013), 所以研究高原感热必须考虑植被的影响。本文所用的高原地表感热资料基于台站观测资料结合NASA中心制作的归一化植被指数数据集, 考虑了不同植被类型对感热计算的关键参数-地表热力拖曳指数Ch值的影响。
采用日本气象厅JRA55和NCEP2两套高原感热再分析资料与计算得出的高原站点感热进行比较, 得出结论: NCEP2再分析资料的高原春季感热与站点感热时间序列相关达0.37, 通过了0.05的信度检验; 而且高原站点资料的感热空间分布也是与NCEP2再分析资料空间分布相似, 表明这套资料有一定的可信度。
本文通过EOF分解、M-K检验方法分析了高原春季感热的空间和时间演变特证, 运用相关分析和SVD方法分析高原春季感热与中国东部夏季雨带类型的关系, 最后运用合成分析方法揭示了高原春季感热强弱年环流异常特征。
3 中国东部夏季雨带类型的变化特征雨带类型划分采用了国家气候中心的三类雨带类型标准, 三类雨型分别为Ⅰ类:华北东北多雨, 东南沿海也为相对多雨区; Ⅱ类:黄河以南至长江以北多雨, 其他地方少雨; Ⅲ类:长江沿岸及其以南地区多雨, 淮河以北少雨。参考魏凤英等 (2012)的划分结果, 但是1986年的雨型划分存在争议, 本文将1986年 (图略) 由原来的Ⅲ类雨型修改为Ⅰ类雨型, 原因是东北地区为降水明显的偏多区, 而华南地区降水偏多区比较零散, 降水虽偏多但区域比较小。最终的划分结果见表 1。
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表 1 1951-2012年中国东部夏季三类雨带类型的年份 Table 1 The classification of the years by the pattern of summer rainfall band occurred in Eastern China during 1951-2012 |
中国东部夏季雨带在不同年代有着比较大的差异。从1951-2012年我国东部地区 (110°E-120°E) 纬向平均降水距平百分率的时间-纬度剖面图 (图 1a) 中可以看到, 1951-1965年, 主要雨带位于北方地区; 20世纪70年代, 为北方降水偏多期, 南方地区降水偏少期; 80年代, 除了长江流域, 中国东部地区普遍少雨; 90年代中国东部整体处于多雨期, 江南地区为降水偏多区; 进入21世纪, 主要雨带向北推进, 进入江淮流域。从图 1a还可以看出, 从20世纪50年代到21世纪初降水偏少带从25°N度逐渐北抬到45°N。
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图 1 1951-2012中国东部 (110°E-120°E) 纬向平均的降水距平百分率时间-纬度剖面 (a, 单位: %) 及各年代三类雨型的频数分布 (b) Figure 1 The zonal average (110°E-120°E) percentage of precipitation anomaly time-latitude profile in the Eastern China from 1951 to 2012 (a, unit: %), and distribution of the frequency of the three rainfall patterns of summer in times (b) |
不同年代雨带三类雨带类型所占比重有所差异。通过1951-2012中国东部各年代三类雨型的分布频数 (图 1b) 可以看出, Ⅰ类雨型在20世纪90年代前均处于稳定偏多状态, 90年代起呈逐渐减少趋势; Ⅱ类雨型在20世纪80年代前平稳增长, 90年代偏少, 21世纪异常增多; Ⅲ类雨型在20世纪80年代前逐渐减少, 之后处于偏多状态。
传统的模型认为, 当前期ENSO为暖位相时, 夏季雨带偏南, 长江流域降水偏多, 反之, 当前期ENSO为冷位相时, 夏季雨带位置偏北, 长江流域降水偏少。但是高辉等 (2007)指出, ENSO作为中国东部夏季降水的预测因子, 在近20年来二者相关已大大衰弱。于是, 中国东部上游的青藏高原对中国东部夏季降水的影响就变的尤为重要。
4 春季高原地表感热的时空特征在讨论高原感热对中国东部夏季雨带类型影响之前, 有必要分析一下高原春季感热的时空分布特征。由青藏高原3月、4月、5月和春季的地面感热空间分布 (图 2) 可得, 高原感热3、4、5月和春季均表现为“西强东弱”的分布型, 从感热数值上看, 都为正值, 说明地面通过湍流热交换向大气输送热量, 3-5月感热数值逐渐递增。3月的感热较弱, 感热数值最小的区域位于念青唐古拉山东侧, 数值大约为15 W·m-2, 5月份感热较强, 大值区位于柴达木盆地西部, 数值大约为90 W·m-2。春季感热整体分布与4月份最接近, 低值区位于高原东南部, 数值约为20 W·m-2, 最大值约为50 W·m-2, 分别位于柴达木盆地和日喀则地区。
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图 2 青藏高原3月 (a)、4月 (b)、5月 (c) 和春季 (d) 的地面感热空间分布 (单位: W·m-2) Figure 2 The surface sensible heat flux for March (a), the April (b), the May (c) and spring (d) in Qinghai-Xizang Plateau.Unit: W·m-2 |
而高原感热在近10年存在新的变化特征。图 3a为高原3、4、5月和春季地表感热的年际变化。由图可见, 高原3月份感热最小, 大致为30 W·m-2, 4月份次之, 5月份最大, 数值约为45~50 W·m-2, 春季整体感热和4月份数值相当。从感热年际变化看, 3、4月份年际变化比较小, 5月份年际变化最大。高原春季感热在2003之前处于下降趋势, 2003之后处于上升趋势。王美蓉等 (2012)的分析表明, 高原春季感热呈下降趋势, 但是近5年来 (2003-2008) 存在上升趋势, 这一结论与本文的结论吻合。图 3b为高原春季感热的标准化距平年变化和M-K检验, 从图中可得, UF和UB线第三个交点在1988年, 代表高原感热从1988年开始突变。UF先从1988年之后基本都为负值, 表明高原感热从1988年之后呈减弱趋势, 1997年之后减弱趋势显著, 2003年之后UB线围绕着“0”线振动, 表明感热的减弱趋势不明显, 有上升趋势。
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图 3 1982-2012青藏高原春季及各月平均的感热时间序列 (a, 单位: W·m-2) 及春季感热的标准化距平和M-K统计曲线 (b) 图 3b中直方图为春季感热标准化距平, 两条水平直线为0.05信度检验临界值 Figure 3 The series of surface Qinghai-Xizang Plateau sensible heat (QXPSH) for March, April, May and spring (a, uint : W·m-2), the normalized sensible heat flux index and the M-K statistical value (b) from 1982 to 2012.In Fig. 3b, vertical bars indicate sensible heat flux, and horizontal line presents the confidence level of 0.05 |
对1982-2012年高原70站春季感热标准化后进行经验正交函数 (EOF) 分解, 其载荷向量 (LV) 场能较好的反映春季地表感热的空间分布特征。根据前10个载荷向量场的方差贡献可以发现 (表略), 感热强度的收敛速度不是很快, 也仅有前两个模态通过North检验, 累计方差贡献为36.5%, 这是由于感热计算涉及到地气温差, 地表风速和CH指数等要素, 每个要素的变化都会对其造成影响, 所以收敛较慢。下面讨论前两个模态空间分布和时间演变的异常特征。
图 4分别给出了高原春季标准化感热的EOF第一、第二模态载荷向量场 (LV) 及时间系数 (PC)。第一模态空间场LV1的方差贡献为20.12%, 除青海北部的柴达木盆地和海东河谷地带外, 大部分为一致的正值区 (图 4a)。正值的显著区为柴达木盆地南部, 大值中心在格尔木 (94.9°E, 36.42°N)、川西高原, 最大值中心位于四川石渠 (98.1°E, 32.98°N) 及藏南的大部分地区。从时间系数上看 (图 4b), 1992年之前, 时间系数正值, 反映出整体感热处于偏强年, 1992年之后处于负值, 则表明高原感热在这一时期偏弱。感热在1982-2002处于下降期, 2003之后处于上升期。从EOF第二模态空间场可得, 载荷向量为东西反向型 (图 4c)。三个显著正值区代表站分别为青海诺木洪 (94.9°E, 36.43°N)、西藏安多 (91.1°E, 32.35°N) 和西藏隆子 (92.47°E, 28.42°N), 高原中东部的大部分地区都为显著负值区, 负值最小的站点为甘肃玛曲 (102.9°E, 34°N) 和甘肃合作 (102.9°E, 35°N)。从时间系数可得 (图 4d), 2003年之前高原感热距平呈现“西正东负”特征, 2003之后发生反转, 呈现“东正西负”的特征。这与李栋梁等 (2013b)的研究结果高原地区地表感热通量年际异常的主要空间型, 第一是南北差异, 第二为东西差异一致。
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图 4 1982-2012年高原春季感热的EOF第一 (a, b)、第二 (c, d) 模态空间载荷向量 (a, c) 及对应的时间系数 (b, d) Figure 4 Spatial load vector patterns (a, c) and their temporal coefficients (b, d) of normalized QXPSH of spring in the first (a, b) and second (c, d) EOF modes from 1982 to 2012 |
春季高原热力作用以感热为主, 形成一个巨大的“感热气泵”(吴国雄, 1998), 它不仅对于亚洲夏季风的建立和维持发挥关键作用 (Wu, 1998), 同时有利于中国东部上空西风系统的发展 (Tao and Ding, 1980), 进而影响中国东部夏季降水 (柏晶瑜等, 2003)。高原春季各月感热与夏季各月感热相关较好 (表略), 所以春季高原感热的持续性较强, 这是研究春季感热对夏季降水影响的一个重要基础。
图 5a给出了青藏高原春季感热标准化距平的年际变化, 可见, 1995年之前, 高原春季感热处于偏强状态, 此时段中国东部夏季多为Ⅰ类、Ⅱ类雨型。从1996年起, 高原春季感热逐渐减弱, 中国东部夏季雨带类型以Ⅲ类居多。而21世纪以来, 高原春季感热又处于偏强状态, 中国东部夏季雨带又转为Ⅱ类。春季感热和夏季雨带类型的相关系数达到了-0.37, 通过了95%的信度检验。图 5b为高原春季感热与雨带类型的11年滑动相关, 从1993年起, 相关系数由正转为负, 之后处于相对稳定的负相关。也就是春季高原感热偏强, 中国东部夏季雨带偏北, 感热偏弱, 雨带偏南。而高原感热与雨带类型的相关变为显著的原因可能是ENSO对东亚夏季风的影响减弱了 (高辉等, 2007)。徐祥德等 (2015)从青藏高原热力强迫对中国东部水汽输送角度指出, 在青藏高原热源强年和弱年, 中国降水变率空间分布特征分别为“北涝南旱”和“南涝北旱”, 这与本文春季感热对雨带的影响结果一致。
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图 5 1982-2012标准化的高原春季感热 (a) 及春季感热与三类雨带类型的11年滑动相关 (b, 虚线为0.1信度检验临界值) Figure 5 The normalized QXPSH and the three rainfall patterns (a) and the 11-year running mean correlation between QXPSH and the rainfall pattern (b, the dashed lines is at the confidence level of 0.1) from 1982 to 2012 |
为了分析高原春季感热距平的分布型与中国东部夏季降水的关系, 图 6给出了以高原春季感热距平为左场、中国东部夏季降水为右场的SVD异类场分析。第一模态协方差贡献为27.73%, 相关系数达到了0.80。从第一模态可得, 左异类场 (青藏高原春季地表感热) 为近乎全区一致的负距平 (反EOF1) 时, 即整体高原春季感热偏弱时, 中国东部夏季则呈现长江以南地区多雨, 四川盆地东部、华北北部和东北地区少雨, 有利于出现Ⅲ类雨带。第二模态协方差贡献为19.50%, 相关系数为0.77。从第二模态可以看出, 当高原春季感热距平呈现反EOF2空间特征, 即“东正西负”时, 长江以北、黄河以南地区为夏季降水偏多区, 而其它地区少雨。这也就解释了21世纪以来, 虽然高原感热并没有达到1982-1991年期间的强度, 但是由于2003年之后感热距平空间分布发生的突变, 由之前的“西正东负”变为“东正西负”, 而这一模态更有利于江淮地区的降水, 也就是Ⅱ类雨型的发生, 所以21世纪后Ⅱ类雨型偏多。段安民等 (2003)研究表明, 前期5月主体高原感热偏强, 7月长江中下游地区降水偏多, 于琳琳和陈海山 (2012)指出前期高原热力异常与6月长江以南地区降水为负相关, 这些研究都验证了本文SVD前两个模态的分析结果。
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图 6 1982-2012年高原春季感热距平为左场和东部夏季降水距平为右场SVD的第一 (a、b)、第二 (c、d) 模态异类空间场 (a、c为左异类场, b、d为右异类场) Figure 6 The first (a, b) and second (c, d) mode hetero correlation of the left field anomaly spring QXPSH and the right field summer rainfall in the eastern China from 1982 to 2012 (a, c is left field, b, d is right filed) |
由以上分析可知, 高原春季地表感热与中国东部夏季雨带类型存在一定的相关, 为了分析感热对雨带类型的影响机理, 对感热强弱年进行合成分析。于是选取高原春季感热偏强年 (标准化距平>1): 1987、1986、1982、2007和1990, 这5年雨带分别为Ⅱ类、Ⅰ类、Ⅱ类、Ⅱ类、Ⅱ类; 感热偏弱年 (标准化距平 < -1): 2001、2002、2000和1999, 这4年雨带分别为Ⅲ类、Ⅲ类、Ⅱ类、Ⅲ类。
通过高原感热输送强、弱年合成的夏季500 hPa高度场距平分布 (图 7) 可以看出, 感热偏强年, 中高纬呈“-+-”的波列结构, 在欧洲北部, 蒙古地区存在高度场负距平中心 (图 7a)。中国北方地区处在长波槽前, 槽后冷空气势力形成锋面抬升作用, 对我国江淮流域降水有利, 雨带偏北。春季感热偏弱年500 hPa高度场距平分布 (图 7b) 与感热偏强年 (图 7a) 呈反位相。中高纬为“+-+”的波列分布, 欧洲大部、贝加尔湖南部、日本东部存在高度场正距平中心, 负距平中心位于乌拉尔山、日本北部地区, 中国北方存在高度场正距平, 不利于我国华北地区降水, 雨带偏南。本文中春季感热强弱年夏季500 hPa高度场距平分别与魏凤英 (2012)分析的Ⅱ、Ⅲ类雨型年合成的夏季500 hPa高度场距平相似, 这验证了出现图 7a和7b环流特征时易出现Ⅱ和Ⅲ类雨型。
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图 7 高原春季感热强 (a)、弱年 (b) 夏季500 hPa位势高度场距平 (单位: gpm) 阴影区表示通过0.05显著性水平检验 Figure 7 The composite analysis of the summertime geopotetial height on 500 hPa in the strong years (a) and the weak years (b) of the springtime QXPSH.Unit: gpm.The shaded area has passed the significance level at 0.05 |
南亚高压是夏季出现在青藏高原及其附近地区上空对流层上的大型高压系统, 是北半球夏季对流层最大、最稳定的控制性环流系统。前人的研究表明 (张玲和智协飞, 2010; 杨小波等, 2014), 南亚高压与西太副高的位置对中国夏季降水具有一定的影响。本文分析了高原感热强弱年夏季100 hPa位势高度场距平 (图 8)。图 8a为春季感热强年位势高度距平分布, 分析可得高原感热强年, 夏季南亚高压强度偏强, 位置偏东, 于是导致西太副高西脊点偏西, 两个系统异常重叠, 江淮流域出现异常上升运动, 华南地区异常下沉运动, Ⅰ、Ⅱ类雨型偏多, 雨带偏北。当高原感热弱年, 20°-40°N附近为负距平, 表明南亚高压强度偏弱, 位置偏西, 导致西太副高西脊点偏东, 两个系统纬向异常分离时, 江淮流域出现异常下升运动, 江淮流域降水偏少, Ⅱ类雨型偏少, 雨带偏南。
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图 8 高原春季感热强 (a)、弱年 (b) 夏季100 hPa位势高度场距平 (单位: gpm) 阴影区表示通过0.05显著性水平检验 Figure 8 The composite analysis of the summertime geopotetial height on 100 hPa in the strong years (a) and the weak years (b) of the springtime QXPSH.Unit: gpm.The shaded area has passed the significance level at 0.05 |
为了直观的分析感热如何通过水汽这一环流因子影响中国东部降水, 对感春季热强、弱年整层水汽分别进行合成分析 (图 9) 可知, 感热偏强年 (图 9a), 高原偏强的热力作用导致高原上空出现上升运动, 异常的气旋式环流使大量的水汽从孟加拉湾通过西南风输送到江淮和河套地区, 导致江淮河套地区为水汽通量散度负值区, 有利于水汽辐合, 降水偏多, 雨带偏北, 而西太平洋的水汽到达东南沿海后随即分为南北两支气流, 并没有汇合于华南地区。感热偏弱年 (图 9b), 来自南海地区水汽通量和西太平洋的水汽通量汇合于东南沿海, 这一地区为水汽通量散度负值区, 有利于降水, 于是雨带偏南。这一研究结论与徐祥德等 (2015)的研究结果吻合。
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图 9 高原春季感热强 (a)、弱 (b) 年夏季整层水汽通量距平 (单位: kg·m-1·s-1) 阴影部分为水汽辐合区 Figure 9 The composite analysis of the summertime departure of vertical integrated water vapor transportation in the strong years (a) and the weak years (b) of the springtime QXPSH.Unit: kg·m-1·s-1. Dark shaded areas are the water vapor convergence zones |
(1)19511970年, 主要雨带位于我国北方地区, Ⅰ类雨型偏多; 20世纪80年代, 除了长江流域, 中国东部地区普遍少雨; 90年代中国东部处于多雨期, 江南地区降水尤为偏多, 导致Ⅲ类雨型偏多; 进入21世纪, 夏季雨带向北推进, 进入江淮流域, Ⅱ类雨型偏多。
(2) 青藏高原春季感热空间分布表现为“西强东弱”的特征。3-5月感热逐月增强, 5月最强且年际变化最大。在空间演变上, 主要表现为“全场一致”变化和“东西反向”变化两种特征, 且均在2003年前后发生转折, 前者在2003年由逐年减弱趋势转变为增强趋势, 后者在2003年由“西正东负”转变为“东正西负”的空间分布。
(3) 根据高原感热和东部降水SVD分析可得, 高原整体春季感热偏弱时, 江南地区的夏季降水偏多, 四川盆地东部和华北、东北地区夏季降水偏少, 雨带偏南, 多出现Ⅲ类雨型。当高原感热距平场空间场呈现“东正西负”且整体感热偏强时, 我国东部夏季多出现Ⅱ类雨型。
(4) 高原春季感热异常变化对东亚大气环流有明显影响。当高原感热偏强时, 500 hPa高度场上中国北方地区处在长波槽前, 槽后冷空气势力形成锋面抬升作用, 南亚高压偏强, 位置偏东, 导致南亚高压和副高偏强异常重叠, 整层水汽通量散度负值区位于江淮和河套地区, 这些条件都有利于雨带偏北。当高原感热偏弱时, 中国北方高度场正距平, 南亚高压偏弱, 位置偏西, 南亚高压和副高分离, 整层水汽通量散度负值区位于华南地区, 这些条件都不利于河套、华北地区降水, 而有利于江南地区降水。
高原感热如何通过加热大气, 调节大气环流等因子对中国东部夏季雨带类型产生影响还有待进一步的数值模拟验证。
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