Page 62 - 《高原气象》2025年第3期
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高 原 气 象 44 卷
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界 地 带 ， 这 和 李 依 婵 等（2020）的 研 究 结 果 是 一 变动空间分布图（图4）。
致的。 从图 4 可以看出， 黄土高原地区降水的动态分
为了更进一步地观察 1959 -1988 年和 1989 - 布呈现出有一定的变化规律。大致以年降水量的
2018年降水空间分布的变动情况， 分别将研究区内 400 mm等降水量线所在的区域为界， 黄土高原东南
外所涉及到的气象站点的降水数据作差值然后采 部的季风区的降水量处于减少的趋势， 陕北地区的
用反距离加权插值的方法作出更加具体的降水量 东南部和山西地区的西南部降水量减少尤为明显。
图4 1959 -1988年和1989 -2018年降水量差值分布（单位： mm）
Fig. 4 Distribution of the difference in precipitation between 1959 -1988 and 1989 -2018. Unit： mm
造成陕北地区的东南部和山西地区的西南部 分地区尤其是华北地区的气候偏干， 因此 ENSO 暖
降水量减少主要有以下原因： 首先， 从小范围上来 事件也会导致黄土高原东南部降水减少（李志等，
讲， 地理位置上这两处的南部都属于秦岭山脉， 在 2010； Su et al， 2007）。
全球变暖的大趋势下， 通过旱涝指数进行分析， 在 与黄土高原东南部季风区相反的是， 西北部非
百年尺度上， 秦岭以北已经进入了干旱期， 而近 50 季风区的降水量则在 20 世纪 90 年代以后有明显的
年以来， 秦岭地区的北部气温上升， 降水减少， 气 增加趋势， 研究区内的青海省降水量的增加尤为明
候 正 朝 着 暖 干 化 的 趋 势 发 展（延 军 平 和 郑 宇 ， 显。研究表明， 大气环流在近 60 年来发生了较为
2001）。其次， 从大范围上来讲， 在 ENSO暖事件发 明显的变化， 这会对气候产生一定的影响（李崇银
生年份， 降水量明显减少的区域位于山西省南部以 和李桂龙， 1999）。有研究者利用 NECP/NCAR 再
及我国的华北地区， 同时也是处于季风边缘区（王 分析资料对我国近 50 年的降水变化进行了解释：
晓琼等， 2024； 郝立生等， 2023； 乔春贵和王国安， 在冬季， 造成我国西部地区降水增多的一个原因是
2024）。季风边缘区是指气候受到夏季风环流的影 乌拉尔山高压脊和东亚大槽偏弱， 这就使我国所接
响， 年际波动比较大的边界区域， 是降水变化的显 收到的西北风的强度比往年要小， 而南风的分量则
著地带， 当夏季风发生变化时， 此区域的降水也会 偏大， 造成了我国上空的干冷空气偏弱， 这有利于
随之产生波动（Zou et al， 2004； 张志敏等， 2014； 极地的冷空气与来自印度洋的暖湿空气在我国上
马章怀等， 2024）。东南季风与黄土高原地区东南 空相遇， 最终使我国西部地区降水增多（曲迎乐
部的夏季降水有很强的相关性， 但是东南季风在近 等， 2008； 姚静等， 2024）； 而在夏季， 则是由于大
半个世纪以来一直保持减弱的趋势， 因此季风对黄 西洋副热带高压偏强且偏东北以及西太平洋副热
土高原东南部的影响越来越小， 水汽输送的能力也 带高压偏强且位置偏西， 所以使得部分来自大西洋
随之减弱， 这就导致了降水量的减少（李依婵等， 和北冰洋的西、 北方向和来自南边的印度洋的水汽
2020）。同时气候变化对于 ENSO 暖事件非常敏 可 以 较 多 地 输 送 到 我 国 西 部 地 区（左 洪 超 等 ，
感， 而同时在 ENSO 暖事件的影响下， 中国的大部 2004）。而黄土高原地区西北部的降水集中在冬季
