謝旻 王體健 高達 李樹 莊炳亮 劉芷君

南京大學大氣科學學院，南京 210023

1 引言

大氣氣溶膠是懸浮在大氣中穩(wěn)定存在的固態(tài)和液態(tài)顆粒物的總稱，其直徑一般介于0.001～100 μm。它不僅是重要的大氣污染成分（Sun, 1988; Spurny,1996），而且會通過直接或間接改變大氣輻射、云物理和降水過程影響地球氣候、是非常重要的氣候強迫因子（Twomey, 1977; Albrecht, 1989;Rosenfeld, 2000; Ramanathan et al., 2001; Rosenfeld et al., 2008; Li et al., 2010, 2011）。另一方面，區(qū)域和局地氣象條件的改變，如溫度、降水和季風環(huán)流等的變化，也會影響大氣顆粒物排放、輸送、化學以及沉降過程，進而造成環(huán)境空氣質(zhì)量的惡化 （Isaksen et al., 2009; Jacob and Winner, 2009; von Schneidemesser et al., 2015; Wu et al., 2016）。近些年，隨著科學研究的深入，氣溶膠和氣候系統(tǒng)的相互關系逐漸受到重視（IPCC, 2013）

東亞地區(qū)是世界上人口最為密集的區(qū)域之一。近幾十年來，該區(qū)域經(jīng)濟、工農(nóng)業(yè)發(fā)展突飛猛進，人口增長迅速，人類活動向大氣中排放了大量的氣溶膠粒子（Streets and Waldhoff, 2000; Streets et al.,2003; Richter et al., 2005; Ohara et al., 2007）。已有觀測表明，該區(qū)域（特別是中國東部）的氣溶膠濃度僅次于南亞城市，人為源氣溶膠（硫酸鹽、硝酸鹽、黑碳和有機碳）占有很大比例（Zhang et al.,2008, 2012b; 張小曳等, 2013），對大氣環(huán)境 （Quan et al., 2014）、天氣（Ding et al., 2013, 2016）與氣候（Zhuang et al., 2013a; 2013b; Wang et al.,2015）產(chǎn)生了不同程度的影響。與此同時，東亞處于顯著的季風區(qū)，是長期以來全球氣候變化研究的關鍵區(qū)域。季風變化直接關系到東亞區(qū)域的溫度、降水、大氣環(huán)流等氣候特征，也會影響水汽、云滴以及污染物等大氣物質(zhì)的輸送，氣溶膠的生成、排放、輸送和沉降更是顯著地受到季風環(huán)流變化的影響（Wu et al., 2016）。因此，東亞季風對氣溶膠影響的研究是氣候變化與大氣環(huán)境相互影響研究的熱點問題。

大量研究表明，東亞特別是中國東部地區(qū)冬季重霧—霾事件頻發(fā)，除了人類活動導致的氣溶膠排放增加因素外，還可能與同期東亞冬季風（East Asia Winter Monsoon，EAWM）環(huán)流的變化有緊密聯(lián)系（Wu et al., 2016）。例如，針對2012～2013年冬季中國東部的大范圍持續(xù)性強霧—霾天氣過程，Zheng et al.（2015）研究指出適宜的大氣環(huán)流條件是導致華北嚴重霧—霾的主要原因；Guo et al. （2014）分析北京的有機氣溶膠觀測資料，發(fā)現(xiàn)風速和風向等氣象條件是控制局地霧—霾事件周期性變化的關鍵因素；Zhao et al.（2013）和張小曳等 （2013）認為，高濃度的局地氣溶膠會減弱入射地表太陽輻射，增加大氣層結(jié)穩(wěn)定度，使氣溶膠持續(xù)累積增長，同時弱冬季風阻礙了氣溶膠的向外輸送，繼而導致華北地區(qū)霧霾天氣的持續(xù)出現(xiàn)；Zhang et al. （2014）分析氣象條件發(fā)現(xiàn)，弱冬季風下高空西風急流減弱，水平風垂直切變減小，減弱了天氣尺度擾動的發(fā)展和大氣的垂直混合，而且對流層中低層異常南風減弱了霧霾向外輸送，這些異常使得霧霾天氣在中國東部長時間維持并發(fā)展。除了上述污染事件的觀測分析和模擬研究外，一些研究者還分析了污染數(shù)據(jù)和氣候的長期變化。Niu et al.（2010）研究發(fā)現(xiàn)過去30年中國中部和東部地區(qū)霧的發(fā)生次數(shù)增加了近兩倍，同期地面風速減小了約19%、冬季寒潮次數(shù)減少了約29%，認為東亞冬季風的減弱與這些變化有密切關系。Li et al.（2016）利用1972～2014年的長期觀測資料，發(fā)現(xiàn)中國中東部冬季霧—霾天氣的年際變化與東亞冬季風存在顯著的聯(lián)系，認為東亞冬季風的年際變化是造成中國中東部冬季霧—霾天氣年際變化的重要原因，弱 （強）東亞冬季風導致更多（少）的霧—霾天氣。

為了深入清晰地認識東亞冬季風環(huán)流變化對氣溶膠分布傳輸?shù)挠绊懀疚膶⒗肗ASA（National Aeronautics and Space Administration）的MODIS （Moderate-resolution Imaging Spectroradiometer）氣溶膠光學厚度產(chǎn)品和NCAR/NECP的再分析氣象場資料，統(tǒng)計分析2000～2014年東亞地區(qū)氣溶膠污染的時間變化特征，并結(jié)合風場特征類冬季風指數(shù)分析東亞冬季風的長期變化趨勢，探討強、弱季風年大氣環(huán)流變化造成的氣溶膠分布差異。

2 資料和方法

2.1 氣溶膠資料

本文所討論的冬季均指當年12 月到次年2 月。在研究東亞地區(qū)氣溶膠分布特征時所利用的資料主要為MODIS氣溶膠AOD（Aerosol Optical Depth，氣溶膠光學厚度）產(chǎn)品（以下簡稱MODIS/AOD），取自MODIS COLLECTION 5.1數(shù)據(jù)集，波段為550 nm，水平分辨率為1°（緯度）×1°（經(jīng)度），時間從2000年到2014年的逐月平均數(shù)據(jù)。對MODIS 氣溶膠產(chǎn)品的適用性驗證，國內(nèi)外已經(jīng)做了大量的工作，結(jié)果表明：MODIS/AOD 已達到設計精度，即誤差在±0.05～±0.20τ以內(nèi)（Chu et al., 2002）；中國地區(qū)MODIS產(chǎn)品的適用性存在較大地域和季節(jié)性差異，在地表均一、植被良好區(qū)域，生長季MODIS產(chǎn)品的利用率可達80%以上，＞70%產(chǎn)品符合NASA誤差標準（Wang et al.,2007）?？傮w來說，MODIS/AOD的精確度滿足研究要求，并具有較高的空間分辨率和較大的時間覆蓋，這點優(yōu)勢使其在研究中得到大量應用（Tao et al., 2013; 李嘉偉和韓志偉, 2016）。

2.2 冬季風指數(shù)及相關氣象資料

研究東亞冬季風的變化規(guī)律，需要合適的、能夠準確表達其強弱的指數(shù)。東亞冬季風作為一種復雜的大氣環(huán)流系統(tǒng)，影響其強弱的要素眾多。過去研究中使用的冬季風指數(shù)較多，歸納起來常用的有五大類，分別是環(huán)流特征類、風場特征類、高壓特征類、海陸氣壓差類和綜合類，它們側(cè)重點各不同，對冬季風強弱的界定并不完全一致，研究表明環(huán)流類和風場類指數(shù)要優(yōu)于海陸氣壓差類和高壓特征類 （邵鵬程和李棟梁, 2012）。劉芷君等（2015）已應用環(huán)流類指數(shù)開展過相關研究，因此本文應用風場類指數(shù)作為衡量冬季風的強弱指標。

東亞冬季風主要由北半球高緯度地區(qū)南下的冷空氣和中、高緯度西風帶氣流相疊加產(chǎn)生，表現(xiàn)為西北或北風，可以利用對流層低層的經(jīng)向風來表征冬季風強度（王會軍和姜大膀，2004）?；谄涔ぷ鳎疚挠嬎忝磕?2月和次年1、2月區(qū)域（25°N～50°N，115°E～145°E）850 hPa的平均風速。然后，再經(jīng)過標準化處理為[-1,1]區(qū)間的冬季風指數(shù)，計算公式如下：

其中，IEAWM為東亞冬季風指數(shù)，Vi為待標準化的數(shù)值，μ和σ分別表示所有樣本數(shù)據(jù)的均值和標準差。計算所需的氣象數(shù)據(jù)選取1979～2015年全球月平均NECP/NCAR再分析資料，水平分辨率為2.5°（緯度）×2.5°（經(jīng)度），包括高度場、溫度場、緯向風、經(jīng)向風、海平面氣壓場和地面降水等。

3 結(jié)果和討論

3.1 東亞地區(qū)冬季氣溶膠的年際變化特征

圖1給出了2000～2014年東亞地區(qū)冬季平均MODIS/AOD變化的時間序列。從AOD的線性變化趨勢來看（圖1中虛線），近10年來氣溶膠一直呈現(xiàn)明顯的增加?？梢姡陙頄|亞地區(qū)經(jīng)濟發(fā)展迅速，工業(yè)活動向大氣中排放大量的顆粒物是導致其上升的主要原因之一（Zhang et al., 2012b）。一些研究也表明日益嚴重的氣溶膠污染還可能與同期東亞季風環(huán)流的減弱有關（Niu et al., 2010; Li et al., 2016）。此外，圖1也顯示2000～2011年東亞地區(qū)冬季氣溶膠AOD存在較大的年際變化，最大值出現(xiàn)在2007年、為0.44，最小值在2001年、為0.36。這意味著東亞季風環(huán)流的變化，比如強弱冬季風，可能對該區(qū)域冬季氣溶膠濃度的年際變化產(chǎn)生較大影響。

圖1 2000～2013年東亞地區(qū)冬季平均AOD年際變化（實線）和線性變化趨勢（虛線）Fig. 1 Interannual variation of the winter-time average AOD (Aerosol Optical Depth) in East Asia from 2000 to 2013 (solid line) and the longterm trend (dash line)

圖2a給出了2000～2013年冬季平均的AOD空間分布?？梢?，東亞地區(qū)冬季氣溶膠分布具有很強的地域差異，雖然不同月份AOD數(shù)值所有變化，但高值區(qū)的空間分布基本不變，主要集中在中國四川盆地、渤海灣及長江中下游地區(qū)。圖2b給出了該區(qū)域冬季AOD的10年變化情況。顯然，東亞的大部分地區(qū)AOD都呈上升趨勢?？傮w上，華北、華中、四川盆地及長三角區(qū)域的增加較為明顯。綜上所述，東亞氣溶膠污染較為嚴重的區(qū)域主要包括，京津冀地區(qū)（35°N～41°N，115°E～120°E），長三角地區(qū)（30°N～34°N，117°E～122°E）以及四川盆地（28°N～32°N，103°E～107°E）。此外，珠三角地區(qū)（18°N～24°N，111°E～116°E）是華南非常重要的城市群區(qū)域，其顆粒污染在中國南方也很有代表性。

圖2 2000～2013年東亞地區(qū)（a）冬季平均的AOD空間分布特征以及（b）冬季AOD 10年變化占10年平均的百分比Fig. 2 Spatial distribution of (a) winter-time average AOD in East Asia during 2000–2013 and (b) the variation percentage from 2000 to 2013

圖3給出了2000～2013年上述4個典型區(qū)域平均的冬季AOD年際變化特征?？梢姡?個典型區(qū)域中長三角地區(qū)冬季AOD數(shù)值最大，多年平均值為0.55，最高值為0.59（2000年），最低值為0.48（2004年）；四川盆地平均值為0.44，最高值為0.51（2012年），最低值為0.31（2001年）；京津冀地區(qū)平均值為0.42，最高值0.51（2012年），最低值0.32（2003年）；珠三角地區(qū)AOD平均值為0.36，最高值為0.43（2003年），最低值為0.28（2012年）。除了珠三角地區(qū)以外，其他3個典型區(qū)域冬季AOD均有不同程度的上升趨勢。其中，京津冀地區(qū)10年增幅最大、為13.1%；四川盆地次之，為9.4%；長三角地區(qū)為2.4%。衛(wèi)星遙感資料研究發(fā)現(xiàn)，過去十多年京津冀和長三角地區(qū)氮氧化物濃度增長最為迅速（Zhang et al., 2012a），可對這些區(qū)域的顆粒物濃度有影響。四川盆地人口密集，工農(nóng)業(yè)排放導致污染增加，盆地地形一定程度上抑制氣溶膠的輸送擴散，因此四川盆地近年來AOD也呈增長趨勢（Chen et al., 2014）。珠三角地區(qū)近10年來AOD有略微降低的趨勢，“十年增幅”為－3.6%。珠三角地區(qū)由于近年來環(huán)境質(zhì)量控制力度加大，大部分城市區(qū)域空氣質(zhì)量呈現(xiàn)出顯著的改善趨勢，因此其近年的AOD變化趨勢與其他地區(qū)有所差異（關佳欣和李成才, 2010）。

圖3 2000～2013年中國4個典型區(qū)域冬季AOD年際變化Fig. 3 Interannual variations of the winter-time AOD in the four typical areas of China from 2000 to 2013

3.2 東亞冬季風的年際變化特征

圖4給出了1979～2014年風場特征類東亞冬季風指數(shù)（IEAWM）的年際變化的時間序列。當IEAWM大于0時，表示850 hPa風場出現(xiàn)正距平，北半球高緯度地區(qū)南下的冷空氣較強，東亞地區(qū)出現(xiàn)較強偏北風；當IEAWM小于0時，表示850 hPa風場出現(xiàn)負距平，北半球高緯度地區(qū)南下的冷空氣較弱，東亞地區(qū)出現(xiàn)較弱偏北風。因此，IEAWM＞0表示冬季風偏強，IEAWM＜0表示冬季風偏弱。圖4顯示IEAWM具有很強的年際變化，其最大值為1.98，最小值為-2.74，最大年際差異高達4.72，表現(xiàn)東亞冬季風有較明顯的強弱年變化。參照王會軍和姜大膀（2004）的標準，選取IEAWM＞0表示強冬季風年、IEAWM＜0表示弱年。則在1979～2014年，有14個強冬季風年，分別為1979年、1983～1987年、1991年、1995年、1997年、2001年、2004年、2007年、2010年、2014年；11個弱冬季風年，分別為1980年、1981年、1988年、1989年、1994年、1996年、1998年、2000年、2005～2006年、2013年。圖4中虛線還給出了1979～2014年東亞地區(qū)冬季風的發(fā)展趨勢，可見近幾十年東亞冬季風是逐漸減弱的。這個結(jié)論同其他指數(shù)得到的結(jié)果一致（Jhun and Lee, 2004; Wang et al., 2009; 劉芷君等，2015）。

圖4 1979～2014年風場特征類東亞冬季風指數(shù)I EAWM的年際變化（實線）和變化趨勢（虛線）Fig. 4 Interannual variation of IEAWM (East Asia winter monsoon index) from 1979 to 2014 (solid line) and the long-term trend (dash line)

圖5給出了風場特征類IEAWM與東亞地區(qū)冬季各氣象要素場的相關系數(shù)的空間分布。從IEAWM和500 hPa高度場的關系可見，兩者在華東地區(qū)出現(xiàn)明顯的負相關區(qū)（圖5a）。隨著冬季風增強 （IEAWM增加），500 hPa東亞大槽越來越深厚，表明所選用的指數(shù)能夠較好地反映隨冬季風變化而出現(xiàn)的500 hPa位勢高度場變化。從IEAWM和溫度的關系來看，兩者在中國東部大部分地區(qū)呈反相關，即隨著冬季風增強（IEAWM增加）東亞地區(qū)表面溫度降低（圖5b）。這應該是由于強冬季風年份東亞大陸受到較強冷空氣南下影響，導致地表溫度降低。從IEAWM和海平面氣壓關系來看，兩者在西太平洋海域存在負相關，即隨著冬季風增強（IEAWM增加），北太平洋氣壓下降（圖5c）?？梢姡瑥姸撅L年份，海上氣壓降低，東西向海平面氣壓差加大；弱冬季風年，海洋上的氣壓上升，海陸之間氣壓差減小，冬季風環(huán)流較常年減弱。從IEAWM和地面降水的關系可見，兩者在東亞大陸區(qū)呈負相關 （圖5d）。這意味著隨冬季風增強（IEAWM增加）降水減少，表明中國東部地區(qū)在強冬季風年出現(xiàn)干冷氣候。與劉芷君等（2015）的研究比較，本文所選用的風場特征類冬季風指數(shù)雖然在刻畫冬季風年際變化方面與環(huán)流特征類指數(shù)有所差異，但兩類指數(shù)均一致反應出冬季風減弱的趨勢，以及能夠在一定程度上反映東亞大陸冬季平均500 hPa高度、表面溫度、海平面氣壓、地面降水的異常變化。

圖5 風場特征類冬季風指數(shù)與各氣象要素的相關系數(shù)分布：（a）500 hPa高度場；（b）表面溫度；（c）海平面氣壓場；（d）地面降水Fig. 5 Spatial distribution of the correlation coefficient between IEAWM and each meteorological factor: (a) Geopotential height at 500 hPa; (b) surface air temperature; (c) sea level pressure; (d) precipitation

3.3 強、弱冬季風年的氣象場變化

本文進行了強、弱冬季風年氣象場的對比分析，年份包括3.2節(jié)中的14個冬季風強年和11個冬季風弱年，圖6為強、弱年各要素冬季平均距平場?？梢姡瑥?、弱冬季風年的氣象要素變化特征幾乎完全相反。從強、弱冬季風年500 hPa位勢高度距平場（圖6a和6b）可以看出，弱冬季風年我國東部地區(qū)東亞大槽出現(xiàn)正距平，表示東亞大槽變淺、強度變?nèi)?；強冬季風年為負距平，表示東亞大槽較常年較深厚、強度較強。圖6c和6d為強、弱冬季風年850 hPa風場距平?？梢?，強冬季風年我國東部地區(qū)850 hPa盛行偏北風；弱冬季風年850 hPa風場環(huán)流形式相反。圖6e和6f為強、弱冬季風年海平面氣壓距平場?？梢姡瑥姸撅L年海陸氣壓差較弱，冬季風更強；弱季風年則呈現(xiàn)相反的變化，東西向海陸氣壓差減弱，冬季風較常年更弱。圖6g和6h為強、弱冬季風年表面溫度距平場?？梢姡瑥姸撅L年，我國東部大部分地區(qū)冬季平均氣溫出現(xiàn)負距平，冬季風將北部冷空氣大量向南輸送，造成氣溫降低；弱季風年則相反。綜上所述，風場特征類指數(shù)和環(huán)流特征類指數(shù)一樣，較好地反應了強、弱冬季風年各氣象要素的異常分布特征。由于風場特征類指數(shù)側(cè)重的是850 hPa風場，其對風場的表述優(yōu)于環(huán)流類指數(shù)，而對500 hPa位勢高度的描述不如環(huán)流類指數(shù)（劉芷君等，2015）。

3.4 強、弱冬季風年氣溶膠分布差異

氣溶膠的時空分布不僅與局地排放源有密切關系，還與環(huán)流場的輸送作用和降水的清除作用密切相關。東亞地區(qū)處于顯著的季風區(qū)，為了研究冬季風對氣溶膠分布的影響，本小節(jié)主要分析強、弱冬季風年氣溶膠分布差異。由于2000年以后才有MODIS/AOD資料，因此主要分析2000年之后的3個冬季風強年（2001年、2007年、2010年）平均和3個冬季風弱年（2000年、2005年、2006年）平均的差異。

圖7a和7b分別為多個強年和弱年冬季平均AOD分布。由圖可見，強、弱冬季風年AOD高值區(qū)位置大致不變，都主要集中在工業(yè)發(fā)達的渤海灣、長江中下游、華北平原等地區(qū)，說明導致冬季氣溶膠高值分布最主要的原因是當?shù)氐娜藶榕欧牛撅L對冬季氣溶膠分布的影響不占主導。圖7c和7d為強、弱冬季風年下氣溶膠分布差異（強年和弱年平均AOD減去多年平均AOD得到的距平分布場）。圖7c顯示，強冬季風年華北平原AOD距平值約為－0.05，這些地區(qū)氣溶膠濃度較常年有所減少；南部地區(qū)AOD距平值為0.05～0.1，這些地區(qū)氣溶膠濃度較常年有所增加。圖7d顯示，弱季風年AOD分布與強年相反，華北平原AOD距平值為0.05，氣溶膠濃度有增加；而我國南部大部分地區(qū)AOD距平值為－0.05～0.15，局部地區(qū)可達－0.2，這些地區(qū)氣溶膠較常年有所減小?？梢?，強季風年與弱季風年相比，南部地區(qū)氣溶膠濃度較高而北部地區(qū)氣溶膠濃度較低。為了更清晰地看出在強弱冬季風背景下東亞地區(qū)氣溶膠分布差異，將強季風年冬季AOD平均值減去弱季風年的，得到強、弱冬季風年AOD差異分布，如圖7e所示。從圖中可以明顯看出，強冬季風年，四川盆地氣溶膠濃度較低，東亞南部地區(qū)AOD高于北部我國華北平原一帶。與3.3節(jié)中氣象場變化比較，強季風年東亞地區(qū)出現(xiàn)AOD “北低南高”的分布特征應該與強年盛行偏北風有關。上述分析和基于環(huán)流類指數(shù)分析的結(jié)果有較好的一致性（劉芷君等，2015）。

圖7 2000年后3個冬季風強年與3個冬季風弱年東亞地區(qū)AOD合成分布：（a）強年AOD平均分布；（b）弱年AOD平均分布； （c）強年AOD距平分布；（d）弱年AOD距平分布；（e）強、弱年冬季AOD差異分布Fig. 7 Spatial distribution of AOD in three strong and three weak winter monsoon years: (a) AOD in strong winter monsoon years; (b) AOD in weak winter monsoon years; (c) anomaly of AOD in strong winter monsoon years; (d) anomaly of AOD in weak winter monsoon years; (e) the difference of AOD between the strong and weak winter monsoon years

上述強、弱冬季風年多年平均差異可能有排放源的變化帶來的影響，因此本文還分析了相鄰強、弱年風場和氣溶膠AOD的差異分布（2007強年—2006弱年）。相鄰兩年氣溶膠的排放源一般不會出現(xiàn)巨大變化，因此可以近似認為氣溶膠分布差異主要是由冬季風環(huán)流變化引起的。結(jié)果顯示（圖略），強、弱季風年AOD差異范圍為-0.4～0.2，變化幅度為-50%～50%：強冬季風年比弱年，華南地區(qū)AOD增加、增加值高達0.2、變化幅度達40%，而華北平原AOD減小較為明顯、減小值為-0.3、差異幅度達-40%。這應該風場的輸送作用有關，2007年為強冬季風年，東亞30°N以南地區(qū)偏北風異常，將大量氣溶膠向南輸送，累積在四川盆地、云貴高原和長江流域一帶，AOD較常年高；而2006年為弱年，整個東亞地區(qū)偏北風較常年減弱，850 hPa風場距平出現(xiàn)南風異常，導致氣溶膠集中在華北平原一帶。

4 結(jié)論

本文利用MODIS/AOD分析了東亞地區(qū)氣溶膠的空間分布特征和長期變化趨勢；選取風場特征類冬季風指數(shù)，利用NCEP再分析資料，分析了東亞冬季風的長期變化趨勢和季風強、弱年；結(jié)合氣象和AOD數(shù)據(jù)，討論了強、弱季風年氣溶膠分布的異常及環(huán)流輸送作用的差異。主要結(jié)果如下：

近10年東亞大部分地區(qū)冬季AOD呈現(xiàn)增長趨勢，有明顯的年際變化特征，最大值為2007年的0.44、最小值為2001年的0.36。冬季AOD高值區(qū)覆蓋四川盆地、華北平原及長江中下游大部分地區(qū)，這些區(qū)域AOD增加趨勢明顯。利用風場類冬季風指數(shù)發(fā)現(xiàn)1979～2014年的時間段內(nèi)，有14個強冬季風年，分別為1979年、1983～1987年、1991年、1995年、1997、2001年、2004年、2007年、2010年、2014年；11個弱冬季風年，分別為1980年、1981年、1988年、1989年、1994年、1996年、1998年、2000年、2005～2006年、2013年。近幾十年東亞冬季風是逐漸減弱。強、弱季風年的氣象條件不同，強年海陸氣壓差增大、東亞大槽加深增強，東亞地區(qū)偏北風異常，風場的增強將引導更多冷空氣南下，從而給東亞大部分地區(qū)帶來明顯的降溫天氣；弱季風年則相反。冬季氣溶膠高值分布最主要的原因是當?shù)氐娜藶樵磁欧?，強冬季風年東亞地區(qū)偏北風增強，將氣溶膠向南方輸送，東亞地區(qū)AOD出現(xiàn)“北低南高”的空間分布；弱冬季風年，整個區(qū)域偏北風較常年減弱，導致氣溶膠集中在華北平原一帶，AOD出現(xiàn) “北高南低”的空間分布。