张友姝[1]2002年在《华北地区气温的气候特征及其与100hpa高度场异常、西北印度洋海温异常的关系》文中进行了进一步梳理分析了华北地区近50年来气温的气候特征，重点讨论华北冬季气温同期环流异常情况和前期100hpa高度场异常、西北印度洋海温异常特征，简单阐述了关键海区海温异常影响华北冬季气温的可能机制。结果表明：(1)近50年来，华北地区四季都经历了由冷到暖的变化过程。增暖最显着的是冬季气温，春秋次之，夏季最小。(2)华北地区的冬季和夏季气温均有变暖的可能，且冬季气温增加趋势比夏季要更显着，夏季气温随时间变化而增暖的趋势是不明显的。(2)冬季气温变化以16—17年左右的周期为主，夏季气温以18年左右的周期为主；(4)除西南外，华北冬季气温的年际变化与全国其它地区呈正相关关系；夏季气温华北与长江以北的地区正相关关系能通过信度水平0.05的检验，与西南地区、江南及华南相关性较差。(5)华北冬季气温与蒙古冷高压异常、东亚大槽异常、极涡面积异常密切相关。(6)华北地区冬季气温与其前期12个月的100hpa上的(140°E—180°E、0°—20°N)高度距平均呈正相关关系，相关性从前一年11月—当年1月最好。(7)华北地区冬季气温与西北印度洋海温的有较好的正相关关系。(61°E—75°E，5°S—7°N)为影响的关键区域，当年3—7月为关键时段。
王鹏祥[2]2008年在《西北地区干湿演变及其成因分析》文中研究指明本文使用中国西北地区(陕、甘、宁、青、新及内蒙西部)1960～2003年逐月平均气温、降水量、水面蒸发量等站点资料及NECP/NCAR月平均再分析高度场、风场、地面气压、比湿等资料,通过降水和蒸发这两个水分平衡最关键的分量构造了均一化干湿指数,进而研究了西北地区干湿气候转型的特征及其可能的影响机制。主要得到以下结论:(1)西北地区年降水量在西风带气候区以及高原区近44a来表现为增加趋势,而季风带气候区表现为减少趋势。西北地区的蒸发量表现出了显着的减少趋势,而蒸发量的减少因子可能主要是由日照时数、平均风速、平均最低气温、平均日较差的变化引起的。(2)通过降水—蒸发均一化干湿指数对西北地区干湿特征的研究表明,西风区、高原区干湿特征呈较为显着的变湿趋势,而西北地区东南部位于季风影响边缘的区域干湿特征呈变干趋势。当北极涛动正位相越强时,东亚夏季风一般偏弱,西北地区东南部降水减少,气候转干,西风区和高原区降水增加,气候由干向湿变化,反之亦然。(3)印度洋前期春季海温异常对预测夏季中国西北干湿特征的变化特征具有明确的指示意义,赤道印度洋是影响西北北部夏季干湿特征的关键区。在印度洋春季海温异常冷年,从印度洋到我国西北地区没有异常的西南暖湿气流输送,使得我国西北地区由于没有充足的水汽输送而偏干;而在异常暖年,从孟加拉湾到我国西北地区存在明显的水汽输送带,使得我国西北地区偏湿。另外在印度洋春季海温异常冷年,从春季到后期夏季南亚高压偏弱,而且后期夏季南压高压成单峰型;在异常暖年,正好相反,从春季到后期夏季南亚高压偏强,而且后期夏季南压高压成双峰型。这可能是印度洋海温影响西北地区夏季干湿特征的可能机制。(4)前期冬季太平洋海温同中国西北地区夏季干湿指数存在着显着的相关关系。其中赤道中东太平洋是影响西北地区东部干湿特征的关键区。在冬季赤道中东太平洋异常暖年,同期冬季和后期春季赤道中东太平洋地区表现为异常上升气流,使得中东太平洋地区表现为异常强的哈得莱环流,强迫500hpa高度场表现为PNA遥相关型,而后期夏季表现为WP遥相关型,这样从冬季到后期夏季西太平洋高压强度增强,面积增大,西伸边界越西,而后期夏季我国西北地区东部容易受副热带高压边坡暖湿气流的影响,所以偏湿;而异常冷年正好相反,这可能是冬季赤道中东太平洋海温影响中国西北地区东部夏季干湿特征的重要机制。
耿世波[3]2016年在《东北地区夏季降水异常成因分析》文中提出对东北地区夏季降水时空分布规律分析的基础上,本文重点分析东北地区发生夏季降水异常的大气环流异常的特征以及海温对东北地区夏季降水异常的响应。结果表明：1.东北地区降水年代际呈波动变化,表现出了复杂的周期特征,其中最为明显的表现出为准30年代际振荡的周期特征。夏季降水异常的空间分布主要表现为同位相异常偏多和偏少特征,同时存在东西、南北反位相异常变化特征。2.东北地区夏季降水大约在1970年左右发生一次突变现象,突变前期东北地区降水偏少、后期降水偏多。3.大气环流的异常是影响东北地区降水异常的直接原因,中层的大气环流的异常发生于7月末到8月份,它的环流调整直接影响东北地区冷空气的强弱；低层大气环流的异常发生于7月份,它的环流的异常直接影响东北地区的夏季风强弱,进而影响东北地区水汽输送的异常造成降水异常；地面的气压的异常也发生于7月份,主要表现在蒙古地区的是否存在异常的负的气压,它的强弱直接影响东北地区地面低压或气旋的活动的强弱,造成东北地区降水的异常。4.东北汛期降水与前冬的海温关键区(120°E—90°W，40°S—60°N)相关性显着,同时北大西洋主要海温南北两侧存在正负相关型。前冬季关键区的海温东北地区夏季降水存在负相关,冷水年东北地区降水偏多,暖水年的降水偏少。
杨素英[4]2003年在《东北地区冬季气温异常的时空变化特征及其与热带印度洋海温异常的关系》文中研究说明在对东北地区冬季气温异常的时空变化特征进行分析的基础之上，重点分析了东北冬季气温异常同期以及前期的影响因子。研究结果表明：(1)东北冬季气温80年代中期以前处于冷期，60年代达到低谷，80年代中期以后处于暖期，并达到49a最高峰，1986年是由冷转暖的明显突变点。(2)东北冬季气温异常存在3-4a和8-9a的年际周期及16-18a的年代际周期。(3)东北冬季气温随时间变化而增暖的趋势显着，达0.351°C／(10a)，增暖幅度西南强东北弱。(4)东北地区冬季增暖趋势与中国大部分地区是一致的，是增暖最显着的地区之一。(5)影响东北冬季气温异常的同期因子是环流异常，它包括西伯利亚高压、东亚大槽、东亚冬季风、极涡面积、东亚西风环流指数等的异常。(6)影响东北冬季气温异常的关键海区为热带印度洋(84°E—94°E，6°S-O°)，关键影响时段为5-7月，该关键海区的SSTA与东北冬季气温异常为正相关关系。
沈柏竹[5]2013年在《21世纪以来欧亚冷冬频发与冬季AO、极涡的联系及其机理》文中研究说明21世纪初叶尤其是2008年以来,全球变暖响应最显着的欧亚大陆冷冬频发,与自1980s以来的变暖大背景形成鲜明对比,已引起国内外学者的格外关注。本文利用1948-2012年NCEP/NCAR全球再分析月平均地表温度、高度场、风场等资料、NOAA的全球再分析海温场和AO指数资料,针对欧亚大陆中高纬度地区冬季低温异常,从年际和年代际尺度变化角度分析,该区可划分全球变暖前、后的冬季温度异常两个阶段(1980年)。分别选取1960s-1970s和21世纪初这两个处于不同阶段的冬季低温频发期,对比分析其区域低温异常以及大尺度环流特征。着重研究北极涛动(AO)和北半球极涡这两个对北半球冬季异常影响最重要的大气环流基本模态的时空年际和年代际变化规律,揭示北半球极涡及分区与AO间对北半球气候变异解释的异同点及互补性,尤其是与21世纪以来欧亚大陆中高纬度地区冬季温度异常的联系；进一步探讨该区自2008年以来冬季低温频发的成因和机制。主要结论如下：(1)21世纪尤其是2008年以来,欧亚大陆冬季低温频发,占全球变暖以来,该区域冷冬年的2/3,表现为低温阶段,其温度异常特征与1970s中期以前既有相似之处又有所差异。相似之处在于,冷冬的环流形势均表现为：中高纬度由低层至对流层中上层为相对深厚的垂直结构,呈显着的北半球环状模结构(AO),乌拉尔山偏北风异常偏强,分别向东、西方向传播,强冷空气主要活动在欧洲北部、亚洲大陆北部地区是两个阶段冷冬异常形成的共同主要环流背景；不同之处表现为全球变暖前的冷冬的中低纬度高度场一致偏低,极区强冷空气由对流层中低层向南输送至中高纬度地区,E-P通量辐合来源于低纬和极区。21世纪以来的冷冬的高度场却呈现中低纬度低层负距平与对流层中层以上为正距平的反位相分布形势,北风向南传播较弱,中低纬度平流层低温异常倾斜至欧亚大陆北部,E-P通量也仅来源于低纬对流层顶向北、向下传播。综合分析表明：两个不同阶段冷冬对应的北半球中、高纬度异常存在南北向的偏差,且异常程度不同。这也正是21世纪以来的冷冬异常低温区仅位于欧业中高纬度地区,而全球变暖前冷冬异常低温区覆盖中低纬—中高纬—北极区,两种冬季低温分布不同的主要表现所在。这种欧亚大陆冬季低温范围行星尺度差异不是区域性环流可以解释的,因此,研究北半球最主要的大气环流模态AO和极涡及分区的水平和垂直结构变化特征及其与21世纪欧亚大陆近几年冷冬异常的联系显得尤为必要。(2)冬季AO和北半球极涡的时空分布特征与演变规律。在空间变化方面：冬季AO空间垂直分布表现为由海平面至平流层深厚的准正压性结构,其正位相时气压场/高度场呈极区负距平,与中高纬度地区正距平异常分布的遥相关结构显着区位于对流层。AO典型正位相时,以北太平洋比北大西洋区域气压场偏低为主,而负位相则以北大西洋气压场偏高为主,具有显着的偏态分布特征；北半球200hPa与500hPa的极涡指数存在非常显着的自相关,表明北半球对流中、上层极涡活动呈正压状态。另外,北半球对流层以极涡为核心与中高纬度地区呈反位相涛动的正压结构,随高度的变化到平流层收缩为仅有的极涡活动模态。时间演变规律表现为：AO模态具有显着的年代际周期变化,SLP层比500hPa的AO遥相关型变化大,1970s振幅最大,2000s进入新的周期变化；北半球及其4个分区的极涡也具有显着的年际和多年代际尺度的变化规律,呈6-7波分布,在2000's后期也进入新的长周期阶段。(3)AO与北半球极涡及分区与海—气系统异常联系的主要模态存有异同点,并且具有较好的互补性。AO位相表现北半球极区与中高纬度环流异常反位相且呈环状分布,北半球极涡环流不仅具有环状分布,分区极涡还能更好的表征北太平洋地区半永久大气活动中心和侧重反映欧亚大陆环流异常的偏态分布特征；极涡太平洋面积指数与北太平洋的西风漂流区、赤道中东太平洋(ENSO模态区)海温关系密切,AO则与北大西洋漂流区SST异常密切。对AO位相异常进行分级,分析发现当AO正异常时对应PDO冷位相(La Nina型),反之为典型El Nino分布,而极端异常时赤道中东太平洋区的海温异常与之相反,显着性较弱；冬季极涡面积、强度随冬季ENSO事件和PDO位相的不同而呈现出显着的差异性,其中La Nina和PDO位相异常与AO、极涡异常同期关联显着。数值模拟亦表明,北太平洋冬季ENSO事件和PDO位相异常与同期AO、极涡异常分布联系显着。AO与极涡面积异常变化相反,而与强度变化正相关,关键区主要位于北美、大西洋欧洲区域。具体表现为北半球极涡面积偏大时,极区相对偏暖,而冷空气集中于中高纬度陆地,呈显着的AO负位相分布,反之,冷空气则主要龟缩于极区,对中高纬度冬季气候冷异常的影响很小。(4)AO与北半球极涡同样对欧亚大陆冬、夏季气候的影响具有互补性。北半球极涡及其分区指数、AO指数分别与极区、欧亚大陆中高纬度地区和中国区域的冬季气温相关呈现反位相分布。其中AO与极区、中东地区北部、北非大陆和北大西洋气温关系密切,而北半球极涡面积指数则与北太平洋西风漂流区和赤道中东太平洋气温相关更加显着。当北半球极涡面积大时,欧亚大陆中、高纬度至北美洲中东部气温偏低,非洲北部和格陵兰岛气温偏高,AO异常则相反。北美区和大西洋欧洲区的极涡面积指数对中、高纬度极区气温影响具有相似性,但对区域气温的异常影响范围、强度等略有差异；亚洲区极涡面积指数不仅对亚洲中高纬度,还对中国东部及沿海区域,以及巴基斯坦等南亚和西北印度洋地区气温异常作用显着,恰恰能够表征亚洲大陆西面和东面两支主要冷空气向低纬度暴发的某些特征；总体而言,极涡与AO对北半球气温的影响具有共同的热力性质。但极涡及其分区活动,能更好地体现其与各大洲气温显着相关的地域特征。亚洲区极涡活动与AO指数对北半球冬季气温场影响相比,能更好地体现其与各大洲气温显着相关的地域特征,其主要机制是冬季北半球极涡及分区面积能清晰反映出北半球冷空气活动偏态活动特征,尤其能很好描述亚洲冬季风不仅体现在东亚,另一支侧重在中亚地区。此外,冬季AO、极涡对中国地区同期和次年夏季的温度、降水具有较好相关性,表明AO和极涡也是中国冬季温度和次年夏季温度和降水变化的主要因子,但上述关系亦呈现出显着的区域性差异。北半球极涡及分区面积波动显着；北半球极涡及分区面积不仅在冬季活动具有显着特点,春季北太平洋极涡面积强与弱的差值还强迫出NPO的正位相,并且成为影响夏季东北地区低温的重要前期信号,NPO的正(负)位相,有利于在北太平洋区域上空形成定常的超长波槽(脊),在非绝热加热后退慢波的作用下,分别对东北亚的冷涡(阻塞高压)异常活动提供低(高)值扰动源。(5)AO与北半球极涡的异常变化与2008年以来欧亚大陆地区出现的冬季低温以及与东北夏季低温的诊断分析。多个例综合分析发现,2008年1-2月中国大范围、持续性的低温、雨雪、冰冻灾害与AO负位相分布有关；自2009年以来连续3年的北半球尤其是欧亚大陆中高纬度冬季低温事件频发,不仅由冬季AO负位相所致(2011年冬季AO为正位相除外),还与北半球极涡面积特别是亚洲区极涡面积偏大联系密切；2009年夏季东北气温偏低,冷涡活动异常偏多,不仅与其前冬1-2月AO正位相分布显着相关,还与北太平洋极涡面积偏小,也就是NPO的负位相联系密切。综合分析表明：2008年以来欧亚大陆地区出现的冷事件主要受AO、极涡异常变化的影响所致,AO和极涡是21世纪以来欧亚大陆中高纬度地区冬季频发的直接且最主要的影响因子,与太平洋极涡面积联系密切的NPO异常位相不仅是东北夏季气温变化的重要前期信号,还是大气中除了天气尺度混沌分量外可提取的行星尺度稳定分量。(6)极涡及分区与AO同北半球海-气系统主要模态间的联系,特别是对21世纪初叶欧业大陆中高纬度地区冷冬开始频发的物理机制解释,具有互补性。北半球极涡及分4个区活动(亚洲、北太平洋、北美和大西洋欧洲区),是否具有客观性,正是本论文所要着重研究“互补性”的科学问题。
贾小龙[6]2003年在《东北地区汛期降水异常及其与海温异常的关系》文中研究表明在对东北地区降水气候特征分析的基础上，本文着重探讨了东北地区汛期(7～8月)降水异常的大气环流异常的特征，以及西南印度洋和北大西洋海温异常对东北地区汛期降水的影响。结果表明：(1)东北地区雨季为6～9月，降水集中在汛期7～8月，汛期降水异常最大。(2)近50年来东北地区各季降水除春季略呈上升趋势外，其他各季以及汛期降水均呈减少趋势。汛期降水在1967年有一次突变现象。汛期降水异常的空间分布在不同年代有不同的位相分布特征 (3)东北地区降水不同季节不同年代表现出了较为复杂的周期特征，其中各季都表现出了明显的准3年振荡的周期特征，同时还不同程度存在10年以上的周期。(4)东北汛期降水与西南夏季风、北方冷空气、副热带高压、极锋急流、前期冬季环流异常密切相关。(5)东北汛期降水与前一年6～7月西南印度洋马达加斯加岛东部海区海温有较好的负相关关系。东北东北部、西南部和Key海区(-23°S～-13°S，57°E～77°E)为耦合相关的显着部位。(6)东北汛期降水与当年3～5月北大西洋Key海区(21°N～27°N，61°W～75°W)有较好的正相关关系，与东北汛期降水异常相关的北大西洋主要海温分布型是南北“翘翘板”型。
杨文艳[7]2003年在《辽宁省降水异常的气候特征与影响因子分析》文中指出本文在分析了辽宁省降水的基本气候特征的基础上，重点分析了辽宁汛期多少雨年同期环流影响因子和前期海温影响因子，结果表明：①辽宁降水气候特征东西部差异明显，年降水量有减少趋势，汛期(7～8月)降水异常最多发，降水异常的空间分布不同年代有不同的位相特征。②在周期上，辽宁四季降水的3年左右振荡特征较为一致，夏季和汛期的10～12年周期显着。③辽宁汛期多少雨年同期华北、东北与之同位相，江南与之反位相。④辽宁夏季多雨水汽来源于西南夏季风和我国东部海域，汛期降水异常与西南、东南夏季风，极涡，西风槽以及西太平洋副高活动关系密切。⑤西太平洋和南大西洋海温关键区冷暖水年结合对辽宁汛期多少雨年有很好的指示作用。两关键区SSTA周期特征反映辽宁汛期降水异常的不同长度周期特征，且有很好的互补关系。
于乐江[8]2008年在《西太平洋—印度洋—青藏高原气候系统在南海夏季风爆发过程中的作用》文中进行了进一步梳理本文利用美国国家环境预测中心和国家大气研究中心(NCEP/NCAR—National Centers for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research)的位势高度、气温、风速等大气资料、欧洲中期天气预报中心(ECMWF—European Centre for Medium-Range Weather Forecasts—ERA-40)的雪深资料、美国国家海洋大气管理局(NOAA—National Oceanic and Atmospheric Administration)的海表温度(SST)资料、美国Scripps海洋研究所的上层海洋热含量资料等,采取相关分析、合成分析、经验正交函数分析、小波分析和小波交叉谱分析等统计分析方法,系统深入地讨论了西太平洋—印度洋—青藏高原气候系统在南海夏季风爆发过程中的作用。得到的主要结论如下:1.西太平洋和印度洋在南海夏季风爆发过程中起着关键作用利用1951-1998年多种大气海洋资料,分析研究结果表明,西太平洋(暖池热含量)、印度洋(纬向风)在南海夏季风爆发中起关键的调控作用:以1970年为界,1970年之前,印度洋起主要作用,1970年之后西太平洋起主要作用,这主要是1970前后北极涛动有明显跃变的原因,这种跃变决定了印度洋在南海夏季风爆发中是否起决定作用(西风异常或东风异常),进而,决定了有利于或不利于南海夏季风的爆发。1970年之前,北极涛动指数为负值,海陆温差(海上气温减大陆气温)是负值,大陆气温偏高,印度洋气温相对偏低,印度洋出现西风异常,有利于南海夏季风早爆发。在此期间,与印度洋SST密切相关的南印度洋偶极子的变化也与南海夏季风的爆发紧密相联。当南印度洋为正偶极子(西南印度洋SST为正异常,印度洋其他区域的SST为负异常)时,北印度洋为西风异常,南海夏季风爆发偏早;南印度洋为负偶极子(西南印度洋SST为负异常,印度洋其他地区的SST为正异常)时,北印度洋为东风异常,南海夏季风爆发偏晚。1970年之后,北极涛动指数为正值,海陆气温差为正值,印度洋的状态不利于南海季风爆发;在这种情况下,西太平洋暖池的热含量则成为控制南海夏季风爆发的主要原因:暖池变暖的年份,即La Ni?a年,南海夏季风爆发早(强),反之,当暖池变冷的年份,即El Ni?o年,南海季风爆发晚(弱),即,南海夏季风爆发的早(强)晚(弱)与ENSO事件密切相关。2.青藏高原春季积雪对南海夏季风爆发有重要的影响1958-2003年青藏高原3月积雪厚度与南海夏季风爆发时间存在着很好的正相关。青藏高原3月积雪厚度偏厚时,其500毫巴以上的气温偏低,上层海陆之间的气温差是正值,南亚高压向西北方向的移动速度变慢,上层东风偏弱,西太平洋地区的上层辐散和下层辐合变弱,西太平洋暖池热含量偏少,南海夏季风爆发偏晚(弱)。同时,下层850毫巴东印度洋异常大气是东风和跨赤道反气旋对,南海被东风异常所控制,这种大气环流形势不利于南海夏季风的爆发;青藏高原3月积雪厚度偏薄时,其500毫巴以上的气温偏高,上层海陆之间的气温差是负值,上层南亚高压在南亚地区建立较早,上层东风偏强,西太平洋地区的上层辐散和下层辐合偏强,西太平洋暖池热含量偏多,南海夏季风爆发偏早(强)。同时,下层850毫巴东印度洋低层大气是西风异常和跨赤道气旋对,南海被西南风异常所控制,有利于南海夏季风的爆发。研究结果还表明,青藏高原春季的积雪与厄尔尼诺事件存在着密切的关系。在厄尔尼诺鼎盛期的冬季,各种条件都有利于青藏高原的降雪,从而,来年春天的积雪则变厚,不利于南海季风的爆发。3.南海夏季风爆发的预测1970年之后,西太平洋暖池的热含量与南海夏季风的爆发早晚有非常好的负相关。据此,我们可以通过西太平洋暖池热含量的变化来预测南海夏季风的爆发。通过暖池区海洋上层400米热含量的分析研究,我们找到了西太平洋暖池热含量变化的代表站点(以3N,138E为中心的1°×1°范围),其热含量变化能很好代表整个西太平洋暖池热含量的变化(相关系数大于0.85)。在此基础上,文章用1993-2007年热带大气海洋浮标列阵(TAO-Tropical Atmosphere Ocean-array)中最靠近该站点的浮标(2N, 137E)资料验证了上述选择站点的代表性和相应的预测能力。1993-2004年TAO浮标(2N, 137E)3月上层400米和500米海洋热含量与南海夏季风爆发时间的相关系数分别是-0.75,-0.73,置信度均超过99%;用1993-2007年4月份TAO浮标(2N, 137E)上层400米和500米海洋热含量与南海夏季风爆发时间作相关则相关系数均为-0.83,置信度超过99%。因此,我们可以通过3月或者4月份该TAO浮标(2N, 137E)的热含量来预测当年南海夏季风爆发的早(强)晚(弱)。总之,南海夏季风爆发以1970年为界存在明显的年代际变化,1970年之前,主要受印度洋控制,1970年之后,南海夏季风爆发主要受控于太平洋(西太平洋暖池),这种变化是由北极涛动年代际变化引起的,。青藏高原春季积雪也对南海夏季风有重要影响,但主要受ENSO控制。因此,我们认为西太平洋—印度洋—青藏高原气候系统在南海夏季风爆发中起着重要的调控作用:西太平洋的作用当属第一位,印度洋的作用居第二,青藏高原的作用最弱。
参考文献：
[1]. 华北地区气温的气候特征及其与100hpa高度场异常、西北印度洋海温异常的关系[D]. 张友姝. 南京气象学院. 2002
[2]. 西北地区干湿演变及其成因分析[D]. 王鹏祥. 南京信息工程大学. 2008
[3]. 东北地区夏季降水异常成因分析[D]. 耿世波. 沈阳农业大学. 2016
[4]. 东北地区冬季气温异常的时空变化特征及其与热带印度洋海温异常的关系[D]. 杨素英. 南京气象学院. 2003
[5]. 21世纪以来欧亚冷冬频发与冬季AO、极涡的联系及其机理[D]. 沈柏竹. 兰州大学. 2013
[6]. 东北地区汛期降水异常及其与海温异常的关系[D]. 贾小龙. 南京气象学院. 2003
[7]. 辽宁省降水异常的气候特征与影响因子分析[D]. 杨文艳. 南京气象学院. 2003
[8]. 西太平洋—印度洋—青藏高原气候系统在南海夏季风爆发过程中的作用[D]. 于乐江. 中国科学院研究生院（海洋研究所）. 2008