時(shí)間上，西風(fēng)模態(tài)表現(xiàn)為降水氧穩(wěn)定同位素與氣溫具有相同的季節(jié)變化模式，即夏季高值，冬季低值（圖2a）。印度季風(fēng)模態(tài)表現(xiàn)為降水氧穩(wěn)定同位素在春季達(dá)到最高值，夏季達(dá)到最低值（圖?2g），水汽來(lái)源在孟加拉灣和南印度洋之間的轉(zhuǎn)變，導(dǎo)致了夏季出現(xiàn)降水?δ¹⁸O的顯著減小。過(guò)渡模態(tài)由于地處西風(fēng)和印度季風(fēng)影響交匯區(qū)，降水氧穩(wěn)定同位素沒(méi)有明顯的季節(jié)性極值，當(dāng)區(qū)域受單一主導(dǎo)大氣環(huán)流控制時(shí)，溫度效應(yīng)相對(duì)更顯著。在考慮季節(jié)性的情況下，西風(fēng)模態(tài)的氣溫垂直遞減率大于季風(fēng)模態(tài)。穩(wěn)定同位素大氣環(huán)流模型準(zhǔn)確地反映了?3?種模態(tài)中降水?δ¹⁸O、降水量和溫度的空間和季節(jié)變化（圖?2）。這也證實(shí)了西風(fēng)和印度季風(fēng)對(duì)季節(jié)性降水?δ¹⁸O的影響，并明確了大氣環(huán)流對(duì)青藏高原降水?δ¹⁸O?的影響機(jī)制。

空間上，在夏季（每年6月—9月），在青藏高原30°N?以南地區(qū)，500?hPa?高度盛行南風(fēng)和西南風(fēng)，并在30°N—35°N?逐漸減弱，而西風(fēng)則在?35°N?以北盛行，由南向北降水量逐漸減少（圖?3a）。印度季風(fēng)將南部海洋（即阿拉伯海、孟加拉灣和南印度洋）的水汽向高原輸送。在冬季（每年?12月—次年?2月），西風(fēng)主導(dǎo)整個(gè)青藏高原的水汽傳輸（圖?3b）。這些季節(jié)變化都可通過(guò)降水?δ¹⁸O?示蹤。降水?δ¹⁸O?值在夏季明顯向北遞增（圖?3c），冬天反之（圖?3d）。這進(jìn)一步證明了西風(fēng)和印度季風(fēng)之間相互作用對(duì)青藏高原降水?δ¹⁸O?空間分布的影響。

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