不同天氣尺度系統風下的海風發生發展過程對比分析

盛春巖

（山東省氣象科學研究所, 山東 濟南 250031）

不同天氣尺度系統風下的海風發生發展過程對比分析

盛春巖

（山東省氣象科學研究所, 山東 濟南 250031）

為了分析不同天氣尺度系統風下的海風發生發展過程, 以及天氣尺度系統風向對海風的影響,利用ARPS中尺度數值模式, 對2006年青島國際帆船賽期間的3次較強的海風過程進行了數值模擬研究, 結果發現, 無論在何種天氣系統背景場下, 當沿海海陸溫差達1～2℃時, 海風就可以發生。當近地層天氣尺度系統風為離岸風時, 海風向內陸地區推進距離較近。否則, 海風可以向內陸推進很遠。當近地層天氣尺度系統風場較弱時, 熱力作用對海風的發生發展起主要作用, 但海風開始和結束過程均較慢; 當近地層天氣尺度系統風場為較強的離岸風時, 動力和熱力作用對于海風的發生發展均起作用。海風開始時, 首先在近地層較淺的范圍內。與海風有關的垂直環流圈一般在下午—傍晚出現, 并且位于約600～900 m高度處, 強度較弱。傍晚到午夜, 海風垂直環流的強度反而進一步發展, 形成為清晰的閉合環流圈, 高度約在300～600 m處, 伴有明顯的暖心結構。午夜后, 隨著地面的進一步降溫,海風環流崩潰。當近地層天氣尺度系統風較弱時, 海風的垂直環流圈維持時間長; 當近地層天氣尺度系統風為較強的離岸風時, 海風的垂直環流圈維持時間短。

天氣尺度系統風; 海風; 數值模擬

大量的觀測事實和研究結果表明[1-5], 天氣尺度系統風對于海風的形成、向內陸推進的距離等有重要影響。發展強盛的海風大多與弱的天氣尺度離岸風有關, 強的天氣尺度離岸風會使得海風開始得遲,并且主要位于海上, 海風難以向內陸推進, 向內陸推進的時間也晚[6]。數值模擬也證實了這一點[7-9]。Reible等[10]研究發現, 當天氣尺度的氣流是離岸風時, 海風難以向內陸推進, 相反, 當天氣尺度的盛行風是向岸風時, 海風會向內陸推進很遠。

國內也開展了一些對于海風的觀測和研究, 如關于龍口海風的觀測分析[11]、青島沿海海風的發生時間[12-13]、日照海風的氣候特征[14]等。常志清等[15]利用一個陡地形修正的三維中尺度流體靜力的氣象學模式, 揭示了一次海風形成和崩潰的過程。但由于各地不同的海岸線和地形影響, 海風的表現并不能一概而論。關于大尺度系統風對于海風的影響方面的分析研究很少。盛春巖等[16]在分析青島奧帆賽場附近海風發生特征及三維結構的基礎上, 發現青島地區在 500 hPa副高邊緣和副高控制兩種不同天氣形勢下, 海風的發生發展很可能與系統風向有關。本文選取了2006年青島國際帆船賽期間的3次典型的不同系統風下的海風過程, 通過中尺度數值模擬,對大尺度系統風對于海風的影響、不同大尺度風下海風的發展演變等進行對比分析。

1 三次典型的海風個例分析

1.1 天氣背景分析

本文選取的是2006年8月13日、21日和23日青島國際帆船賽期間的3次較強的海風個例。這3次個例是副高控制下的海風和副高邊緣下海風個例的代表, 即8月13日, 青島地區處于500 hPa副熱帶高壓的控制之下（588線范圍之內）, 早上08時（北京時,下同）, 青島附近的地面盛行風為偏南風（圖1）。8月21日和23日, 青島地區則位于500 hPa副熱帶高壓的邊緣。在地面圖上, 早上08時青島附近的地面盛行風均為偏北風。從這 3次個例高低空形勢配置來看, 正符合盛春巖等[16]對青島地區 8月份海風天氣的分類, 即500 hPa副高控制類和副高邊緣類, 而這兩類天氣的地面系統風是不同的, 分別是偏南風和偏北風。其中, 8月21日08時地面冷鋒剛剛移過山東, 山東大部地區為較強的偏北風, 而 23日雖然地 面為偏北風, 但風場較弱。

圖1 2006年8月13, 21和23日08時500 hPa位勢高度（gpm）和海平面氣壓（hPa）圖Fig. 1 Weather chart of 500 hPa and sea level pressure at 08:00 LST 13 August, 08:00 LST 21 August, and 08:00 LST 23 August

1.2 青島沿海風的演變

圖2給出了青島奧帆賽場內3個浮標站以及青島本站觀測的這3次海風過程中風的日變化。可以發現, 8月 13日后半夜到上午, 青島附近風速都很小, 在3 m/s以下。11時, 青島本站風速明顯增大,在4～5 m/s, 而浮標站A風速在17時后也有不同程度的增加。從3個浮標站以及青島本站風向的演變可以清楚地看到, 12時～18時, 3個浮標站的風向均由上午的東偏北風轉變成東南或偏南風。而青島本站由于系統風與海風風向一致, 變化不明顯。結合風速和風向的日變化可以看出, 13日青島沿海有海風出現。

同樣, 分析8月21日和23日3個浮標站以及青島本站風的日變化也不難看出（圖2）, 這4個站風向都是在后半夜?上午為偏北風, 12時開始轉為東南風,同時, 風速也明顯增大, 標志著青島沿海有海風出現。

圖2 2006年8月13, 21和23日青島奧帆賽場附近3個浮標站以及青島本站風速、風向變化Fig. 2 Wind speeds and directions at three buoy stations and Qingdao on 13, 21, and 23 August, 2006

1.3 海風向內陸推進距離分析

圖3給出了這3次海風個例在海風發展較強盛時刻（17時）的山東省全省地面大監站觀測風場資料。不難發現, 由于13日地面大尺度系統風場為偏南風,與海風的方向較一致, 因此, 從地面圖上難以分辨海風推進的距離。而21日和23日同樣是偏北風, 但海風向內陸推進的距離卻差異很大。21日, 海風僅僅維持在山東東南沿海的很窄的距離內, 而23日海風卻向內陸推進了約2個經度共約200 km。

2 數值模擬方案設計

為了分析這3次不同的海風個例的發生發展過程, 利用美國俄克拉何馬大學風暴分析與預測中心開發的中尺度ARPS模式, 對這3次海風個例進行了數值模擬。模式采用30, 6 km雙重嵌套網格, 外層網格中心位于（36.8°N, 116.8°E）, 網格點數為115×115;內層網格中心位于（36.8°N, 118.8°E）, 網格點數為163×163。兩層網格在垂直方向上均分53個σ層, 平均格距為400 m, 并采用雙曲正切曲線向上伸展, 近地面最小距離為20 m。所有的試驗都采用了兩層的土壤植被模式, TKE次網格混合和PBL參數化, 大氣輻射傳輸參數化及冰微物理方案, 以及 Kain-Fritsch積云參數化方案。兩層網格采用的都是全球30秒的地形資料。

圖3 3次海風個例在發展強盛時刻的地面大監站觀測風場Fig. 3 Meso stations’ wind fields in Shandong province for the three cases sea breezes

模式外層網格采用6 h間隔的1o×1o的NCEP分析資料作為初始場和側邊界條件, 同時, 使用了常規地面、探空資料, 山東省123個地面大監自動站資料（站點分布參見圖 3）, 以及青島地區內陸及沿海自動站、浮標站資料（站點分布見圖 4）, 對模式初始場進行分析。內層網格上的初始資料與外層網格的相同, 以30 km模擬的3 h間隔的模式輸出資料作為側邊界條件。

圖4 青島市區及沿海地面自動站站點分布Fig. 4 Station sites （buoys and automatic weather stations）in Qingdao city and the coastal region

3 模擬結果分析

3.1 模擬的青島附近海風日變化特征

圖5給出了模式6 km網格模擬的這3次海風過程中 3個浮標站以及青島本站的風速演變, 可以發現, 模式模擬的這4個站的風速較接近, 但都反映出下午風速增大的過程。對比實況發現（圖 2）, 風速模擬結果較好地反映了青島附近風的日變化特征。

3.2 海風向內陸推進距離及其原因分析

3.2.1 海風向內陸推進距離分析

圖6給出了模式6 km網格模擬的8月13, 21和23日近地面10 m風場和氣溫場。可以發現, 早上08時, 整個山東半島均處于南風氣流之中, 風速較小。上午9時, 東南沿海的海陸溫差達2℃, 沿海海面的風速均明顯增大, 風向為一致的東南風, 海風在海面上開始形成。10時～11時, 東南沿海海陸溫差達4～5℃, 模式模擬的海風非常清楚。13時, 在強的海陸溫差作用下, 東南海風有一個突然“爆發”的過程,近地面風場上可以清楚地看到東南沿海的海風推進到內陸地區, 其前沿有清楚的海風鋒邊界和較強的溫度梯度。模擬的單站風速顯示（圖5）, 在13時, 東南沿海風速為一天中的最大, 就是由于強的海陸溫差造成的海風突然向內陸爆發的結果。對比實況觀測資料（圖2）, 12時, 3個浮標站以及青島本站風速均突然增大, 因此, 模式清楚地解釋了海陸溫差對海風開始及海風強度的影響。

與此同時, 山東北部沿海風向的變化更明顯,由原來的南風逆時針轉向偏北風, 南部沿海和北部沿海均明顯有海風發生。16時后, 南北兩支海風在半島內陸地區匯合。此后, 由于南支海風移速較快,推動北支海風向北移動, 整個山東半島均轉為東南風。

由模式6 km網格模擬的8月21日近地面10 m風場和氣溫場可以發現, 21日08時, 一支較強的冷鋒剛剛影響山東, 山東大部地區為偏北風。上午內陸地區氣溫緩慢升高。11時, 山東半島南、北沿海地區溫度梯度均顯著增加, 海陸溫差達 2～3℃。山東東南沿海的風向出現了順時針偏轉。14時, 東南沿海的海陸溫差達3℃左右, 沿海風的順時針旋轉更明顯, 與來自北部沿海的偏北風之間在魯東南形成了一條清晰的切變線。從內陸地區氣溫的變化可以發現, 青島以南的內陸地區氣溫升高的快, 海陸溫差大, 因此, 青島南部的東南沿海海風形成早, 其表現為南部沿海的風向轉向早。由于青島地區三面環海,內陸地區氣溫升高得慢, 因此, 海風形成略晚。而青島以北的山東半島雖然上午內陸氣溫也升高了, 但在偏北風的影響下, 14時起, 內陸地區氣溫便很快下降, 因此, 幾乎沒有海風形成。

圖5 模式6 km網格模擬的3次海風個例青島附近近地面10 m風速日變化Fig. 5 Simulated 10 m wind speed at 6 km grid for the three cases of sea breezes

圖6 8月13, 21和23日模式6 km網格模擬的近地面10 m風場和地面氣溫場Fig. 6 Ten m wind and the surface temperature field simulated by 6 km grid on 13,21, and 23 August, 2006

海風首先從海岸線附近的海上開始。隨著海風的發展, 海風邊向內陸地區推進, 同時向遠海發展。在偏北風的影響下, 來自渤海的冷空氣向南推進較快, 不斷向內陸地區輸送冷平流, 17時后, 強的偏北風氣流推動東南海風向東移動, 同時, 由于海陸溫差減小, 東南沿海的海風迅速減弱。23時, 東南沿海的海風幾乎完全消失。

由模式6 km網格模擬的8月23日近地面10 m風場和氣溫場可以發現, 23日08時, 山東東南沿海處于東北風氣流中, 北部沿海則處于弱的南風氣流中, 半島內陸地區風速很小。9時, 海陸溫差僅為1℃左右時, 沿海的風向就開始發生偏轉, 意味著海風在早上就開始。隨著內陸氣溫的升高, 東南沿海的風向順時針轉成東南風。在萊州灣附近的北部沿海,早上的偏南風則逆時針旋轉為偏北風, 風向指向內陸, 海岸線附近均有明顯的溫度梯度, 表明南部和北部沿海均有海風出現。隨后, 東南沿海的海風較快地向內陸地區推進, 17時, 東南沿海的海風推進到山東半島內陸的中部, 由于內陸地區為偏南風, 北部沿海的海風與偏南的系統風在沿海對峙, 向內陸推進緩慢。18時后, 偏南風推動北部沿海的海風退至海上, 海風逐漸減弱消失。

3.2.2 海風向內陸推進不同距離的原因分析

對比21日和23日的海風發生發展過程可以發現, 同樣是早晨山東東南沿海大尺度系統風為偏北風, 但21日海風向內陸推進的距離很小, 而23日海風卻向內陸地區推進了很遠。從近地面風場來看,23日山東東南沿海為偏北風, 但黃海中部海面的風向基本為東北風, 北部沿海的風向則為偏南風。當東南沿海海風開始時, 山東半島大部地區的風向很快轉為偏南風, 與海風的方向接近, 這相當于系統風為向岸風, 是有利于海風向內陸地區推進的。

圖7給出了這3次海風個例的水平風場沿36°N的垂直剖面（實線為氣溫場的垂直分布）, 可以發現,13日和23日2 km以下的整個內陸地區近地面風場幾乎全為一致的西南風, 而21日正相反, 2 km以下整層為一致的偏北風, 因此, 13日和23日當東南沿海海風開始后, 整個近地層風場幾乎全為偏南風,有利于海風向內陸地區推進; 而21日的近地層一致的偏北風, 是不利于海風向內陸地區推進的。由圖7可以看出, 東南沿海的海風與內陸近地層的偏北風之間有明顯的風向切變, 而13日和23日, 海風與內陸地區的系統風之間并無清晰的分界, 海風與系統風向大致是一致的, 因此, 海風向內陸地區推進得較遠。這一結果表明, 決定海風向內陸地區推進距離的不僅是地面天氣尺度系統風, 還與低層整層風的風向有關。如果整層風為一致的離岸風, 則不利于海風向內陸地區推進; 否則, 則有利于海風向內陸地區推進。

3.3 模擬的3次海風個例垂直環流結構特征分析

6 km模擬結果表明, 8月13日, 青島附近近地面為偏南風, 高層600 m以上為西南風。上午隨著地面升溫, 沿海風向內陸偏轉, 表現出明顯的海風特征。沿 36°N的uw垂直剖面圖上可以清楚地看出, 上午 11時, 吹向內陸的海風和內陸的西南風之間有清楚的風向輻合, 此時海風的厚度很淺, 主要位于300 m高度以下。13時, 隨著海風向內陸地區推進, 在青島上空600～900 m高度上出現了一個高低層風向相反的環流, 伴隨弱的上升和下沉氣流。隨后, 海風環流和反環流越來越清楚, 但海風三維環流圈并不十分清楚。20時起, 近地面氣溫有所下降, 導致海風氣流中出現下沉運動。同時, 暖空氣被孤立在約300～600 m高度處。由圖8可以發現, 下沉氣流使得海風垂直環流圈得到發展, 海風垂直環流高度降低, 伴有明顯的暖心結構。14日01時, 環流圈中的下沉氣流增加, 環流開始崩潰。

分析模擬的21日uw場沿36°N的垂直剖面發現, 13時, 當海風在東南沿海開始時, 沿海風與系統風之間的切變線附近大氣輻合產生明顯的上升運動。隨著海風的發展和向內陸緩慢推進, 上升運動區也逐漸向內陸地區推進, 且越來越強。18時前后, 海風前沿的上升氣流達最強, 海風垂直環流較清楚,高層的反環流也較清楚, 環流圈基本位于 1 000～1 500 m左右高度上, 其下沉支在海上1 000 m高度以上。其后, 海風開始減弱, 風向開始回轉, 垂直上升氣流也減弱, 但高空的海風環流圈一直維持到21時。22時后, 隨著海風上升支的減弱消亡, 下沉至也減弱, 海風環流圈消失。

8月 23日, 青島附近近地面系統風向為弱的北偏西風, 東部海面為東北風。從模式分析的08時垂直風場看, 900 m以上則為偏西風。上午隨著地面升溫, 青島沿海風向開始向內陸地區偏轉。上午11時, 整個青島沿海及內陸地區均為偏東風控制, 海風形成,高度主要在900 m以下。此時, 低層偏東風、高層偏西風, 在青島上空900～1 000 m高度處出現了一個弱的環流圈。但此時由于海風發展并不強盛, 上升和下沉運動并不明顯, 環流圈也不完整。12時開始, 在環流圈前后開始出現上升和下沉氣流區, 14時, 海風環流首先在900～1 200 m高度處形成。海風垂直環流形成后, 并無明顯發展。18時, 地面氣溫開始下降, 在海風環流內部的下沉運動增加, 環流圈前后的上升、下沉氣流進一步加強, 海風垂直環流強度加強, 環流更清楚, 同時,海風環流的高度降低。21時, 海風環流發展得較為旺盛, 環流高度進一步降低, 在近地面300～600 m附近。同時, 由于地面氣溫進一步下降, 暖氣團被孤立在高空, 與海風垂直環流中心相對應。這一清楚的海風垂直環流圈一直維持到24時。24日01時開始, 海風環流圈前后的上升、下沉氣流減弱消失, 24日02時, 海風環流圈消失。

圖7 模式6 km網格模擬的水平風場（m/s）以及氣溫場（℃）沿36°N的垂直剖面Fig. 7 Cross sections of the horizontal wind （m/s） and temperature fields （℃） along 36°N

圖8 u?w場以及氣溫場（℃）沿36°N的垂直剖面Fig. 8 Cross sections of theu?wand temperature fields （℃） along 36°N

由前面的分析可知, 13日、23日白天海風形成時, 海陸溫差均較大, 但天氣尺度系統風較弱, 因此, 海風的發生發展過程主要體現了熱力作用。在傍晚前后當近地面海風開始減弱消失時, 高空的暖氣團使海風環流圈繼續維持, 海風減弱消失得慢。21日, 由于較強的偏北風影響, 海風開始時,一方面, 高層的系統風向有助于海風高層反環流的形成, 另一方面, 由圖 7可以發現, 海風反環流在1 000 m高度以上, 此高度上系統風向為東北風,與海風反環流的方向是相反的。顯然, 海風與離岸風之間形成風速輻合, 產生較明顯的輻合上升運動, 其動力作用有助于海風三維環流的形成。因此,21日海風過程中, 動力和熱力作用對海風的發生發展均有重要作用。在較強的離岸風的動力抬升作用下, 海風開始和減弱過程中風向的轉化都比較快。

4 結論

本文選取了發生在2006年青島國際帆船賽期間的 3次較強的海風過程, 在分析海風的天氣背景及風場變化特征的基礎上, 利用 ARPS中尺度數值模式, 對這3次海風個例進行了數值模擬, 可以得到以下結論:

1）無論在何種天氣系統背景場下, 當沿海海陸溫差達 1～2℃時, 海風就可以發生。山東東南沿海海風均由海岸附近的海上首先開始, 然后逐漸向內陸推進并波及到遠海。

2）影響海風向內陸地區推進距離的不僅是天氣尺度系統風, 還與近地面整層大氣的風向有關。當近地層天氣尺度系統風為離岸風時, 海風向內陸地區推進距離較近, 主要限于海岸線附近的有限范圍內。否則, 海風可以向內陸推進很遠。

3）當近地層天氣尺度系統風場較弱時, 熱力作用對海風的發生發展起主要作用, 但海風開始和結束過程均較慢; 當近地層天氣尺度系統風場為較強的離岸風時, 動力和熱力作用對于海風的發生發展均起作用。在此種形勢下, 海風開始和結束過程均較快。

4）海風開始時, 首先在近地層較淺的范圍內。與海風有關的垂直環流圈一般在下午—傍晚出現, 并且位于約600～900 m高度處, 強度較弱。傍晚到午夜, 海風垂直環流的強度反而進一步發展, 形成為清晰的閉合環流圈, 高度約在300～600 m處, 伴有明顯的暖心結構。午夜后, 隨著地面的進一步降溫,海風環流崩潰。當近地層天氣尺度系統風較弱時, 海風的垂直環流圈維持時間長; 當近地層天氣尺度系統風為較強的離岸風時, 海風的垂直環流圈維持時間短。

[1] Estoque M A. A theoretical investigation of the sea breeze[J]. Quart J Roy Meteor Soc, 1961, 17:645-660.

[2] Estoque M A. The sea breeze as a function of the prevailing synoptic situation[J]. J Atmos Sci, 1962, 19:244-250.

[3] Savijarvi H, Alestalo M. The sea breeze over a lake or gulf as the function of the prevailing flow[J]. Beitr Phys Atmos, 1988, 61: 98-104.

[4] Gustavsson T, Lindqvist S, Borne K, et al. A study of sea and land breezes in an archipelago on the West Coast of Sweden[J]. Int J Climatol, 1995, 15: 785-800.

[5] Arritt R W. Effects of the large-scale flow on characteristic features of the sea breeze[J]. J Appl Meteor,1993, 32: 116-125.

[6] Frizzolla J A, Fisher E L. A series of sea breeze observations in the New York City area[J]. J Appl Meteor,1963, 2: 722-739.

[7] Planchon O, Cautenet S. Rainfall and sea breeze circulation over southwestern France[J]. Int J Clinatol, 1997,17: 535-549.

[8] Asimakopoulos D N, Helmis C G, Papadopoulos K H,et al. Inland propagation of sea breeze under opposing offshore wind[J]. Meteorol Atmos Pyhs, 1999, 70:97-110.

[9] Tijm ABC, Van Delden AJ, Holtslag AAM. The inland penetration of sea breezes[J]. Contrib Atmos phys,1999, 72: 317-332.

[10] Reible D D, Simpson J E, Linden P F. The sea breeze and gravity-current frontogenesis. Quart J Roy Meteor Soc, 1993, 119: 1-16.

[11] 薛德強, 鄭全嶺, 錢喜鎮, 等. 龍口的海風及其影響[J]. 海洋湖沼通報, 1995, 2: 1-9.

[12] 吳增茂, 龍寶森. 青島局地風特征的分析[J]. 海洋湖沼通報, 1993, 1: 16-21.

[13] 盛春巖, 王建林, 刁秀廣. 2006年8月青島國際帆船賽期間海陸風特征及三維結構分析[J]. 中國海洋大學學報（自然科學版）, 2007, 37（4）: 609-614.

[14] 莊子善, 鄭美琴, 王繼秀, 等. 日照沿海海陸風的氣候特點及其對天氣的影響[J]. 氣象, 2005, 31（9）:66-70.

[15] 常志清, 吳增茂, 高山紅. 青島海陸風三維結構的數值模擬[J]. 青島海洋大學學報（自然科學版）, 2002,32（6）: 877-883.

[16] Sheng Chunyan, Xue M, Gao Shouting. The structure and evolution of sea breezes during the Qingdao Olympic sailing test event in 2006[J]. A A S, 2009, 26:132-142.

[17] Houghton D, Campbell F. Wind Strategy[M]. England:Fernhurst Books, 2005. 128.

Received: Apr., 20, 2009

Key words:synoptic-scale wind, sea breeze, numerical simulation

Abstract:In order to analyze the development of the sea breezes under different synoptic-scale wind, using the ARPS（The Advanced Regional Prediction System）model, three sea breeze cases during the 2006 Qingdao International Regatta were simulated. Results show that the sea breezes can occur if the land-sea temperature difference is over 1～2℃ under whatever synoptic-scale wind. When the synoptic-scale wind in the boundary is offshore the sea breeze cannot push in land too far; otherwise, the sea breeze can push in land for a long distance. When the synoptic-scale wind is weak, thermal effect is critical for the occurrence of the sea breeze. When it is strong offshore,dynamic and thermal effects are both important for the occurrence of the sea breeze. The sea breeze is very shallow at the beginning. The vertical circulation of the sea breezes usually starts in the late afternoon to the evening and the height of it is 600～900 m or so. From evening to mid-night the vertical circulation of the sea breeze develops instead and clear close circulation with warm core can be found. The height of the close circulation is low to be around 300 m. After mid-night the sea breeze circulation dies. When the synoptic-scale wind in the boundary is weak the vertical circulation of the sea breeze tends to maintain for a long time; in comparison, when the synoptic-scale wind is stronger offshore the vertical circulation of the sea breeze can keep shorter.

（本文編輯:劉珊珊）

Comparative analysis of the development of the sea breezes under different synoptic-scale winds

SHENG Chun-yan

（Shandong Provincial Meteorological Institutr, Jinan 250031, China）

P732

A

1000-3096（2011）01-0088-10

2009-04-20;

2010-07-15

國家自然科學基金項目（40705017）; 山東省自然科學基金項目（Q2007E03）; 中國氣象局新技術推廣項目（CMATG2007M34）; 山東省氣象局重點項目（2006sdqxz08, 2009sdqxz01）

盛春巖（1972-）, 女, 山東棲霞人, 高級工程師, 博士, 目前從事天氣預報及數值模擬研究, E-mail: scy9186@yahoo.com.cn