(麻省理工)大气与海洋循环-浅水重力波
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热带下平流层重力波的季节和年际变化特征.pdf
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研究方案0该方案可以利用那些积累下来的长期探 空资料!为 下 平 流 层+对 流 层 重 力 波 气 候 特 征 的 研 究提供了 一 个 有 效 的 途 径0 因 此! 近 $! 年 来 这 种 方案已 经 被 许 多 研 究 人 员 采 用0 例 如!\--46 等%#& 利用 \3;Q<+-,+的#(个 站 点 的 探 空 资 料 中 的 温 度 参 量研究了重力波能量随季节和纬度的 变 化09,6/46Q 等 利 %8& 用 探 空 资 料 中 的 温 度 和 风 参 量 研 究 分 析 了
"! 分 析 方 法
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考虑到对流层顶高度和探测高度!在热带地区选取 #()$’?* 高度 范 围 作 为 下 平 流 层 范 围! 在 此 高 度 范围内!H<36Q&9+,;+-+ 频 率 / 几 乎 不 随 高 度 变 化 "图#$! 为!0!$7)!0!$";T#0 对 于 该 高 度 范 围 内 的 探空资料!首先剔除了那些无效数据过多的廓线和 不合理 的 廓 线 "如 垂 直 切 变 量 过 大 $0 为 了 计 算 方 便!将那些有 效 的 廓 线 在 垂 直 方 向 进 行 等 间 隔 插 值0本文中利用三次样条方法将温度和水平风速插 值到垂直间隔为’!* 的标准高度上!然后使用二次 多项式拟合建 立 背 景 廓 线 "如 图 $$! 并 得 到 相 对 于 这个背景廓线的扰动廓线#温度扰动量 D;’ 水平风 速扰动量>;和+;0温度扰动量除以 背景平均温度得
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MJO Simulations by GAMIL1.0 and GAMIL2.0
MJO Simulations by GAMIL1.0 and GAMIL2.0XIE Xin; WANG Bin; LI Li-Juan; DONG Li【期刊名称】《《大气和海洋科学快报（英文版）》》【年(卷),期】2012(005)001【摘要】GAMIL2.0 is the newly released version of the Grid-point Atmospheric Model of IAP LASG(GAMIL),in which the major modifications from GAMIL1.0 include an updated deep convection scheme and the incorporation of a two-moment bulk stratiform cloud microphysics scheme.This study evaluates the performances of both versions on Madden Julian Oscillation(MJO) simulations.The results show that GAMIL2.0 obtains an enhanced MJO eastward and northward propagation,which is weak in GAMIL1.0,and it reproduces a more reasonable MJO major structure coupling upper level wind,lower level wind,and outgoing long wave radiation.The contributions of each scheme and factor to the improvement of GAMIL2.0 simulations need further study.【总页数】6页(P49-54)【关键词】MJO; 模拟; 大气模型; 结构耦合; 长波辐射; IAP; 深对流; 微物理【作者】XIE Xin; WANG Bin; LI Li-Juan; DONG Li【作者单位】State Key Laboratory of Numerical Modeling for Atmospheric Sciences and Geophysical Fluid Dynamics （LASG） Institute ofAtmospheric Physics （lAP） Chinese Academy of Sciences Beijing 100029 China【正文语种】中文【中图分类】P425.42; P128.15因版权原因，仅展示原文概要，查看原文内容请购买。
动力气象学
中国科学院海洋研究所硕士研究生入学考试《动力气象学》考试大纲本《动力气象学》考试大纲不仅适用于中国科学院海洋研究所气象学专业的硕士研究生入学考试，也适应于中国科学院研究生院气象学等相关专业的硕士研究生入学考试。
动力气象学是大气科学的重要分支，是相关学科专业（包括海洋气象学）的基础理论课程，它的主要内容包括大气运动的基本方程组和基本动力特征、涡旋运动与准地转模式、大气中的波动、大气不稳定理论、热带大气动力学以及大气环流及其数值模拟。
要求考生对其基本概念有较深入和清楚的了解，能够系统地掌握大气运动的基本理论和方法，理解天气系统演变的基本规律和机理，特别是海洋过程在全球天气系统变化中的作用机理。
掌握大气运动基本方程及其变形，掌握大气中的主要波动类型和小扰动方法，掌握大气中存在的主要的不稳定现象及其产生的条件，掌握热带大气动力学的特征及其与中、高纬度的差异，熟悉大气环流的主要特征并了解大气环流的数值模拟，并具有综合运用所学知识分析问题和解决问题的能力。
一、考试内容（一）大气运动的基本方程组1.地球和大气的基本特征2.运动方程3.连续性方程4.状态方程、热力学方程和水汽方程5.球坐标系中的大气运动方程组6.局地直角坐标系中的大气运动方程组7.β平面近似8. 能量守恒定律9. 尺度分析和基本方程组的简化10.地转风与热成风11.静力平衡（二）涡旋运动与准地转模式1.环流与环流定理2.涡度方程、位涡度方程3.浅水模型中的涡度方程4.散度方程与平衡方程5.准地转模式与准地转位涡度守衡定律6.准地转位势倾向方程和ω方程（三）大气中的波动1.小扰动的波动方程式2.声波3.重力波4.惯性内波与惯性振荡5.重力惯性外波和重力惯性内波6.罗斯贝波7.群速度和上游效应（四）不稳定理论1.不稳定的概念2.惯性不稳定3.正压不稳定4.斜压不稳定5.开尔文-赫姆霍兹不稳定（五）热带大气动力学1.热带大气运动的主要特征及其尺度分析2.混合罗斯贝-重力波和开尔文波3.积云对流加热参数化4.第二类条件不稳定（CISK）和台风的发展（六）大气环流1.大气环流2.角动量平衡和输送3.热量和水分平衡4.能量循环二、考试要求（一）大气运动的基本方程组1.熟悉并掌握地球自转角速度、地球的平均半径、标准大气压和标准大气密度的数值。
水文学-第四章 海洋的结构与海水的运动2
这种波浪称为涌浪。 特点：随着传播距离的增长，波高逐步变小，波长和周期却不断增加，
因而涌浪变得越平缓，波形越接近摆线波。
2020年2月1日
13
三、地震海啸和风暴潮 （一）地震海啸
⒈由火山爆发、海底地震引起海底大面积升降，以及沿海地带山崩和滑 坡等造成的巨浪，称地震海啸。
⒉世界80％以上的海啸发生在太平洋地区，如日本太平洋沿岸、夏威夷 群岛、中南美和北美。特别是在环太平洋地震带的西北太平洋海域，更是 发生地震海啸的集中区域。
2020年2月1日
7
2、大洋盆地：世界海洋中面积最大的地貌单元，其深度大致介于40006000米之间，约占世界海洋总面积的45％左右。由于海岭、海隆、群岛 和海底山脉的分隔，大洋盆地分成近百个独立的海盆，主要的约50个。 3、大洋中脊：隆起于海洋底中央部分，贯穿整个世界大洋，成为一个具 有全球规模的洋底山脉。约占世界海洋面积的32.7％ 4、海沟：主要分布在大陆边缘与大洋盆地交接处，是海洋中最深区域， 深度一般超过6000米。 **马里亚纳海沟**
2020年2月1日
25
3、作用于洋流的力：主要有风对海水的应力和海水的压强梯度力，海水 一旦动起来，还产生一系列的派生力：摩擦力、地转偏向力和离心力等。 二、大洋环流系统 （一）世界大洋表层环流系统 1、大洋表层环流模式 海面上的气压场和风场决定着大洋表层环流系统的布局模式，有以下五 种：
以南北回归高压带为中心形成反气旋型大洋环流 以北半球中高纬海上低压区为中心形成气旋型大洋环流 南半球中高纬海区没有气旋型大洋环流，被西风漂流代替 在南极大陆形成的绕极环流 北印度洋形成季风环流区
2020年2月1日
20
二、潮汐的成因 海洋潮汐是由月球和太阳的引潮力引起的。 它们产生潮汐的过程相似，
因而涌浪变得越平缓，波形越接近摆线波。
2020年2月1日
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三、地震海啸和风暴潮 （一）地震海啸
⒈由火山爆发、海底地震引起海底大面积升降，以及沿海地带山崩和滑 坡等造成的巨浪，称地震海啸。
⒉世界80％以上的海啸发生在太平洋地区，如日本太平洋沿岸、夏威夷 群岛、中南美和北美。特别是在环太平洋地震带的西北太平洋海域，更是 发生地震海啸的集中区域。
2020年2月1日
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2、大洋盆地：世界海洋中面积最大的地貌单元，其深度大致介于40006000米之间，约占世界海洋总面积的45％左右。由于海岭、海隆、群岛 和海底山脉的分隔，大洋盆地分成近百个独立的海盆，主要的约50个。 3、大洋中脊：隆起于海洋底中央部分，贯穿整个世界大洋，成为一个具 有全球规模的洋底山脉。约占世界海洋面积的32.7％ 4、海沟：主要分布在大陆边缘与大洋盆地交接处，是海洋中最深区域， 深度一般超过6000米。 **马里亚纳海沟**
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3、作用于洋流的力：主要有风对海水的应力和海水的压强梯度力，海水 一旦动起来，还产生一系列的派生力：摩擦力、地转偏向力和离心力等。 二、大洋环流系统 （一）世界大洋表层环流系统 1、大洋表层环流模式 海面上的气压场和风场决定着大洋表层环流系统的布局模式，有以下五 种：
以南北回归高压带为中心形成反气旋型大洋环流 以北半球中高纬海上低压区为中心形成气旋型大洋环流 南半球中高纬海区没有气旋型大洋环流，被西风漂流代替 在南极大陆形成的绕极环流 北印度洋形成季风环流区
2020年2月1日
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二、潮汐的成因 海洋潮汐是由月球和太阳的引潮力引起的。 它们产生潮汐的过程相似，
浅水波方程
浅水波方程
浅水波方程是一种重要的物理方程，它描述了海洋和河流中的海浪和潮汐的运动。
它是由19世纪英国物理学家威廉·拉瓦锡（William Rowan）在1815年提出的，他是第一个提出
浅水波方程的人。
浅水波方程是一个非线性的偏微分方程，它描述了海洋和河流中的海浪和潮汐的运动。
它
的形式是：
∂u/∂t + u∂u/∂x + g∂h/∂x = 0
其中，u是水流的速度，t是时间，x是水流的方向，g是重力加速度，h是水深。
浅水波方程的解决方案可以用来模拟海洋和河流中的海浪和潮汐的运动，从而更好地理解
海洋和河流的物理过程。
它也可以用来计算海洋和河流中的水流，从而更好地利用水资源。
此外，浅水波方程还可以用来模拟海洋和河流中的洪水，从而更好地预测洪水的发生。
它
也可以用来计算海洋和河流中的沉积物，从而更好地利用沉积物资源。
总之，浅水波方程是一个重要的物理方程，它可以用来模拟海洋和河流中的海浪和潮汐的运动，从而更好地理解海洋和河流的物理过程，也可以用来计算海洋和河流中的水流和沉积物，从而更好地利用水资源和沉积物资源。
《大气和海洋中两类非线性孤立波模型研究》范文
《大气和海洋中两类非线性孤立波模型研究》篇一一、引言在物理学、地球科学等领域中，非线性孤立波是一个重要的研究课题。
非线性孤立波（Nonlinear Solitary Waves）是指在水体、大气等介质中传播的，具有特殊形状和性质的波动现象。
本文将重点研究大气和海洋中两类非线性孤立波模型的研究，深入分析它们的传播特性和相互影响，以期望对它们的认识更深入。
二、海洋中非线性孤立波模型的研究（一）研究方法海洋中的非线性孤立波模型主要基于流体力学和波动理论。
通过建立数学模型，我们可以对海浪的传播、演化等过程进行模拟和预测。
其中，常用的数学模型包括Korteweg-de Vries（KdV）方程、非线性薛定谔方程等。
（二）模型特性海洋中的非线性孤立波具有明显的非线性和色散特性。
在传播过程中，波的形状会发生变化，同时波的能量也会随着传播距离的增加而逐渐衰减。
这些特性使得对海洋中非线性孤立波的精确模拟和预测成为一项复杂的任务。
三、大气中非线性孤立波模型的研究（一）研究方法与海洋中的非线性孤立波类似，大气中的非线性孤立波也依赖于流体力学和波动理论。
对于大气的流动状态，常常使用各种大气流动方程进行建模。
如水平非线性和多模大气模型、经纬度函数投影大气运动方程等，均对分析孤立波特性具有重要的参考价值。
（二）模型特性大气的非线性孤立波主要表现为极端天气现象，如龙卷风、暴风雪等。
这些天气现象的生成和发展与大气中的流场特性密切相关，而其形成的具体过程和影响因子的作用机制尚需进一步研究。
四、两类非线性孤立波模型的比较与探讨（一）比较分析尽管海洋和大气中的非线性孤立波在各自的领域内都具有重要的影响和应用，但它们的形成和传播机制却存在明显的差异。
例如，海洋中的非线性孤立波主要受水深、海流、海底地形等因素的影响；而大气的孤立波则受到大气流动性、气压梯度等因素的影响。
同时，这两种非线性孤立波的能量传递、形状变化以及在特定条件下的稳定状态都具有一定的共通之处，值得我们深入研究其异同之处及互动规律。
海洋科学导论 第七章：潮汐现象
月球引力的垂直分力 月球引力的水平分力 地球离心力的垂直分力 地球离心力的水平分力
PV
KM R2
cos
PH
KM R2
sin
NV
KM D2
c os
NH
KM D2
s in
经数学变换可得
•水平引潮力
P P N F
3 KMr sin(2 )
H
H
H 2 D3
•垂直引潮力
F P N
平衡潮
依上式可算出月球引潮力引起海面隆起的最 高点位于θ=0°， 180°处，潮高为36cm＋ C2；最低点位于θ＝90°，270°处，潮高为 -18cm＋C2。太阴平衡潮潮差的最大值为 (36cm+C2)-(-18cm+C2)=54cm。同样可得太阳 平衡潮潮差的最大值为24cm。可见平衡潮的 最大可能潮差为78cm。
引潮力
由此可得出结论：地面上任一水质点所受惯性离心力的 大小都等于月球对地心处相等质量质点的引力大小，其方 向在各地均一样，都与月球对地心处的引力方向相反。
总之，地球上各质点的引潮力，一方面取决月球和太阳 对它的引力，另一方面取决于地球绕地月公共质心运动时 所产生的惯性离心力．地球表面上各水质点的惯性离心力 大小都相等，但各地水质点所受月球对它的引力是不相同 的，因此各地水质点的引潮力也有差别。
由于地球自转，地球的表面相对于椭 球形的海面运动，这就造成了地球表 面上的固定点发生周期性的涨落而形 成潮汐。
引潮力的计算
引潮力F是月球引力和离心力的合力。
F=P+N
地球上单位质量的海水受到的月球引力：
PF
K
M R2
浅水波理论及其在海洋工程中的应用研究
浅水波理论及其在海洋工程中的应用研究引言海洋工程是以海洋为工作环境，利用海洋空间资源进行建设、开发、利用和保护的一种综合性技术领域。
其中，波浪理论是海洋工程中至关重要的一部分，而浅水波理论则是其中的一个重要分支。
本文将从浅水波的定义、特征、传播方式、相互作用以及在海洋工程中的应用等几个方面探讨浅水波理论及其在海洋工程中的应用研究。
一、浅水波的定义和特征浅水波是指当波浪传播时，波长远大于水深的情况下，波浪的特征。
在一定条件下，海波可划分为深水波和浅水波。
浅水波的波速比深水波的波速要小，波长比深水波的波长要短，而频率则比深水波高。
在浅水区，波浪的传播速度会受到水深的影响，当水深减小时，浅水波的产生会显著增强。
浅水波的特征为波高相对较大，波长相对较短，波速相对较慢。
在浅水区，波浪传播的速度会随着水深的变化而变化，而在深水区则是由于水深不变而波速也保持不变。
二、浅水波的传播方式浅水波的传播方式与深水波有所不同，主要表现为波浪的速度会随着水深的变化而变化。
在浅水区，波浪会向着水非常浅的方向发展，而在深水区，波浪则朝着水深的方向传播。
在浅水区，波浪的传播速度可以通过泊松比和水深的关系进行计算。
三、浅水波的相互作用由于浅水区波浪的传播速度受到水深的影响，波浪的相互作用也随之发生变化。
在波浪相遇的过程中，波浪之间会发生合并和干涉等现象。
当波浪传播方向相反时，两者会发生干涉，而当波浪传播方向相同时，两者会发生合并。
由于浅水波的传播过程中存在着很高的不确定性，因此在海洋工程中，需要对浅水波的理论进行深入研究，并寻找有效的途径加以控制和利用。
四、浅水波理论在海洋工程中的应用研究在海洋工程中，浅水波理论的应用极其广泛。
其中，船舶安全和船舶设计是应用浅水波理论的主要领域之一。
在设计船舶时，需要对船体在水中的运动状态进行模拟和计算，以及预测航行中可能会遇到的波浪情况，从而进行合理的设计和改进。
海岸线保护是另一个重要的领域，浅水波理论的研究可帮助确定海岸线保护措施的类型、尺寸和位置等，从而减少波浪对海岸线的破坏。
大气动力学复习要点.
20、什么是梯度风？如何判断梯度风的大小和方向？
梯度风的定义:当水平气压梯度力、水平科氏力、惯性离心力三力平衡时形成的流场称作梯度风场。
注意：离心力总指向圆外、科氏力指向运动方向的右侧、气压梯度力由高压指
向低压
气旋式环流VG<0，无意义
(RT>0)
正常气旋
不可取
正常反气旋
反气旋环流
(RT<0)
无意义
所谓效应，就是科氏参数f随纬度有变化，即，并且系统有南北运动时( )，引起系统的牵连涡度发生变化，为保证绝对涡度守恒，系统的相对涡度也要发生相应的变化。这就产生了涡旋性波动～Rossby波，这种变化机制就称为效应。
传播
其中,k是沿纬圈的波数
无基流时( )，Rossby波向西传播
有西风基流时，要比较的量级大小，才能确定Rossby波向西抑或向东传播
当或时，下游扰动的能量会向上游传播，使波动所在地的上游产生新的波动或加强上游原有的扰动，这种现象叫做下游效应。
大气长波有可能出现上游效应
31、重力内波、惯性重力内波、重力外波、惯性重力外波的产生机制各是什么？各具有哪些波动特点？
重力外波产生的物理机制:
这种流体自由表面的扰动，
是由于个别流体柱受扰后在
8、位温的含义及其数学表达式是什么？如何证明干绝热过程中位温守恒？
位温：把空气块干绝热膨胀或压缩到标准气压（常取1000hpa）时应有的温度称位温。
取对数再微分：
利用热力学方程：
干绝热过程中，
即位温守恒
9、什么是尺度分析法？对于大尺度运动，如何利用尺度分析法对大气运动方程组进行零级简化？
尺度分析法：在大气运动基本规律的支配下，根据不同天气系统具有的不同尺度之间的关系，估计方程中各项量级的大小，保留量级较大的项，忽略量级较小的项，从而进行方程简化的一种分析方法
梯度风的定义:当水平气压梯度力、水平科氏力、惯性离心力三力平衡时形成的流场称作梯度风场。
注意：离心力总指向圆外、科氏力指向运动方向的右侧、气压梯度力由高压指
向低压
气旋式环流VG<0，无意义
(RT>0)
正常气旋
不可取
正常反气旋
反气旋环流
(RT<0)
无意义
所谓效应，就是科氏参数f随纬度有变化，即，并且系统有南北运动时( )，引起系统的牵连涡度发生变化，为保证绝对涡度守恒，系统的相对涡度也要发生相应的变化。这就产生了涡旋性波动～Rossby波，这种变化机制就称为效应。
传播
其中,k是沿纬圈的波数
无基流时( )，Rossby波向西传播
有西风基流时，要比较的量级大小，才能确定Rossby波向西抑或向东传播
当或时，下游扰动的能量会向上游传播，使波动所在地的上游产生新的波动或加强上游原有的扰动，这种现象叫做下游效应。
大气长波有可能出现上游效应
31、重力内波、惯性重力内波、重力外波、惯性重力外波的产生机制各是什么？各具有哪些波动特点？
重力外波产生的物理机制:
这种流体自由表面的扰动，
是由于个别流体柱受扰后在
8、位温的含义及其数学表达式是什么？如何证明干绝热过程中位温守恒？
位温：把空气块干绝热膨胀或压缩到标准气压（常取1000hpa）时应有的温度称位温。
取对数再微分：
利用热力学方程：
干绝热过程中，
即位温守恒
9、什么是尺度分析法？对于大尺度运动，如何利用尺度分析法对大气运动方程组进行零级简化？
尺度分析法：在大气运动基本规律的支配下，根据不同天气系统具有的不同尺度之间的关系，估计方程中各项量级的大小，保留量级较大的项，忽略量级较小的项，从而进行方程简化的一种分析方法
大气物理
重力波。
分类：
1. 发生在流体表面的重力波称为表面重力波； 浅水波：流体厚度远小于波长 深水波：流体厚度远大于波长
2. 发生在密度不同的流体内部的称为重力内波； 不同密度的两种流体界面 流体内部的稳定温度层结
重力波
举例：
“举手推开窗前月，掷石击破水中天”
摇动盛水的杯子，投石于池塘以及风暴经过海面都能产生表面 重力波。
u 1 p 0, t 0 x w 1 p g 0, t 0 z 0 u w 0, x z w 0 0 t z
0 p 0 0 c s2 0
h uh hB v h hB 0 t x y
再设： 1.运动为一维；2. f = 0；3.无地形： hB
0
u u h u g t x 1 x
h uh 0 t x
浅水重力波
u u u,
气象上将声波视为“噪音”，将它从方程中滤去。
滤声波：
①不可压，完全滤出声波； ②水平无辐散，滤水平声波； ③静力平衡，滤垂直波，无垂直向压力扰动； ④准地转方程，既滤去水平声波，又滤去垂直声波
大气长波
行星波：1928年，发明无线电探空仪，30‘s高空资料增多。
发现：高层大气运动多呈现波状，波长数千公里，传播速度 与大气的风速差不多。
Cg
High
C
Warm
滤波：1、中性层节,N = 0 ;
2、无水平幅合幅散； 3、w = 0 ; 4、准地转方程组
大气声波
பைடு நூலகம்
声扰动在
可压缩大 气中的传 播就形成 声波。
大气声波
声波造成的气压和空气速度均很小，不影响天气；但对声波 进行数值描述，所需要的时间空间步长均很小，否则，将造
分类：
1. 发生在流体表面的重力波称为表面重力波； 浅水波：流体厚度远小于波长 深水波：流体厚度远大于波长
2. 发生在密度不同的流体内部的称为重力内波； 不同密度的两种流体界面 流体内部的稳定温度层结
重力波
举例：
“举手推开窗前月，掷石击破水中天”
摇动盛水的杯子，投石于池塘以及风暴经过海面都能产生表面 重力波。
u 1 p 0, t 0 x w 1 p g 0, t 0 z 0 u w 0, x z w 0 0 t z
0 p 0 0 c s2 0
h uh hB v h hB 0 t x y
再设： 1.运动为一维；2. f = 0；3.无地形： hB
0
u u h u g t x 1 x
h uh 0 t x
浅水重力波
u u u,
气象上将声波视为“噪音”，将它从方程中滤去。
滤声波：
①不可压，完全滤出声波； ②水平无辐散，滤水平声波； ③静力平衡，滤垂直波，无垂直向压力扰动； ④准地转方程，既滤去水平声波，又滤去垂直声波
大气长波
行星波：1928年，发明无线电探空仪，30‘s高空资料增多。
发现：高层大气运动多呈现波状，波长数千公里，传播速度 与大气的风速差不多。
Cg
High
C
Warm
滤波：1、中性层节,N = 0 ;
2、无水平幅合幅散； 3、w = 0 ; 4、准地转方程组
大气声波
பைடு நூலகம்
声扰动在
可压缩大 气中的传 播就形成 声波。
大气声波
声波造成的气压和空气速度均很小，不影响天气；但对声波 进行数值描述，所需要的时间空间步长均很小，否则，将造