時間上，西風模態(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）。印度季風模態(tài)表現(xiàn)為降水氧穩(wěn)定同位素在春季達到最高值，夏季達到最低值（圖?2g），水汽來源在孟加拉灣和南印度洋之間的轉(zhuǎn)變，導致了夏季出現(xiàn)降水?δ¹⁸O的顯著減小。過渡模態(tài)由于地處西風和印度季風影響交匯區(qū)，降水氧穩(wěn)定同位素沒有明顯的季節(jié)性極值，當區(qū)域受單一主導大氣環(huán)流控制時，溫度效應相對更顯著。在考慮季節(jié)性的情況下，西風模態(tài)的氣溫垂直遞減率大于季風模態(tài)。穩(wěn)定同位素大氣環(huán)流模型準確地反映了?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）。這也證實了西風和印度季風對季節(jié)性降水?δ¹⁸O的影響，并明確了大氣環(huán)流對青藏高原降水?δ¹⁸O?的影響機制。

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?高度盛行南風和西南風，并在30°N—35°N?逐漸減弱，而西風則在?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），西風主導整個青藏高原的水汽傳輸（圖?3b）。這些季節(jié)變化都可通過降水?δ¹⁸O?示蹤。降水?δ¹⁸O?值在夏季明顯向北遞增（圖?3c），冬天反之（圖?3d）。這進一步證明了西風和印度季風之間相互作用對青藏高原降水?δ¹⁸O?空間分布的影響。

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