青藏高原隆升是新生代重要的构造事件之一，对区域及全球气候演变都有着重要的影响^[1～11]。一直以来，通过数值模拟开展的青藏高原隆升气候效应研究一直是古气候研究中的热点问题^[12～14]。如果按照青藏高原隆升方式来划分，以往考察青藏高原隆升气候效应的数值模拟研究大致可归纳为3类：青藏高原整体隆升、青藏高原阶段性隆升及青藏高原区域隆升方式。青藏高原整体隆升方式以简单的“有山”、“无山”试验来研究青藏高原大地形对气候的影响^[14～16]；青藏高原阶段性隆升方式按青藏高原高度的一定比例来不断增加高原高度，比高原整体隆升方式能更为细致的刻画青藏高原隆升的中间过程^[17～20]；而青藏高原区域隆升方式则重点考察高原不同区域各自隆升的气候效应^[21～25]。

最新地质证据表明，青藏高原不同区域隆升时间不同^[26～28]。包括青藏高原中南部及喜马拉雅山在内的青藏高原主体可能最先隆起^[28～30]，而高原东部、西部及北部在内的周边区域则随后隆起^{[31, 32]}，所以青藏高原主体和周边区域的隆升时间存在差异。在空间上讲，两者一个是高原的主要部分，一个则处于次要地位，那是不是也意味着青藏高原主体隆升的气候效应更为重要，而周边区域隆升的气候效应次之。到目前为止尚缺乏两者间气候效应直接的对比分析。本文通过数值模拟对两者气候效应给予研究。

本文数值试验所用气候模式为美国国家大气研究中心(NCAR)开发的通用大气模式CAM4。与之前版本CAM3相比，CAM4的动力框架由原来的谱框架改为了有限体积框架，且改进了其中的深对流方案；此外，陆地模块CLM4也包含在内。本文所使用的CAM4水平分辨率为F09，即(经向/纬向)为约0.9°×1.25°，垂直方向上为26层。CAM4与CLM4使用了相同的水平分辨率。这个高分辨率版本可较好的再现现代亚洲季风的大尺度气候特点^{[33, 34]}，且该模式已被多次用于古气候模拟^{[23, 25]}。关于此模式的更多信息及评估可参考这些研究。

为了对比青藏高原主体和周边区域隆升的气候效应，这里共设计了3个数值试验。第一个试验为无喜马拉雅-青藏高原地形试验(以下记为NOTP)，在这个试验中，将欧亚大陆和非洲地区高于300m的地形高度设为300m；第二个试验为青藏高原主体隆升试验(以下记为MT)，这个试验基于NOTP，将包括青藏高原中南部及喜马拉雅山在内的区域隆起(图 1a)；第三个试验为青藏高原全部隆升试验(以下记为TP)，这个试验基于MT，将包括高原东部、西部及北部在内的周边区域隆起(图 1b)。将试验MT与NOTP模拟结果进行比较可以考察青藏高原主体隆升的气候效应，将试验TP与MT模拟结果进行比较可以考察周边区域隆升的气候效应。在此基础上，还可进一步对比青藏高原主体和周边区域隆升的气候效应差异。

图 1(Fig. 1)

图 1 试验MT（a）和TP（b）中地形特点（单位：m） Fig. 1 The topography in experiment MT (a) and TP(b)

除了修改地形外，3个试验中海温和海冰条件均使用现代气候平均值，其他边界条件均保持不变。3个数值试验均运行25年，前5年已使各试验达到准平衡态，这里取最后20年平均结果进行分析。

青藏高原隆升改变了年均亚洲降水格局，高原主体隆升明显增加了高原以东地区的降水，而周边区域的隆升增加了南亚降水。模拟结果显示(图 2)，当青藏高原不存在的时候，降水较少区域(＜2mm/天)主要分布于约46°N以南地区，最东已延伸至渤海。相比之下，在印度半岛、中南半岛以及中国东南部，降水较多(图 2a)；当高原主体隆起后，降水较少区域(＜2mm/天)明显向北扩张(图 2b)，高原主体的隆升明显减少了高原以北区域的降水(图 3a)。同时，由于来自内陆干旱气流的增强，造成高原以西地区降水的减少；南亚降水也出现明显减少，而降水增加则出现在了高原以东地区(图 3a)。高原以东降水的增多与增强的高原热源效应密切相关^{[22, 35]}。当周边区域进一步隆起后，高原以北的降水较少区域(＜2mm/天)有了进一步的扩张(图 2c)，且高原以北降水减少较大区域(＜-1mm/天)明显向西扩张(图 3b)；同时南亚降水出现明显增加(图 3b)。从年均降水格局来看，在高原主体隆起后，东亚季风-内陆干旱的格局与高原全部隆起后的格局已比较类似，说明了高原主体隆升对东亚季风-内陆干旱的格局形成具有重要作用。而南亚降水格局在无高原的时候与高原全部隆起后的格局相近，但高原主体隆升造成南亚降水的明显减少，而周边区域的隆升使得南亚降水又出现增加。

图 2(Fig. 2)

图 2 不同试验模拟的年均降水（阴影区，单位：mm /天）和夏季850 hPa风场（矢量，单位：m /s） （a）NOTP，（b）MT和（c）TP；外侧和内侧红色等值线分别代表 1000m和2000m Fig. 2 The annual precipitation (shaded, units: mm /day) and summer winds at 850 hPa(vectors, units: m /s) in experiments NOTP(a), MT (b) and TP(c). Red contours show topography equal to 1000m and 2000m

图 3(Fig. 3)

图 3 不同试验间模拟的年均降水（阴影区，单位：mm /天）和夏季850 hPa风场（矢量，单位：m /s）的差异 （a）MT减去NOTP，（b）TP减去NOTP；外侧和内侧红色等值线分别代表MT（a）和TP（b）的1000m和2000m Fig. 3 The change of annual precipitation(shaded, units: mm /day) and summer winds at 850 hPa(vectors, units: m /s) between experiments MT and NOTP(a), and between experiments TP and NOTP(b)

降水的变化可以用垂直运动的变化来给予解释。垂直运动的变化是环流对高原热力^[36]和动力^[37]共同适应的结果。夏季高原为强热源(图 4a和4b)，当高原隆起后，在高原周围低层表现为异常的气旋性环流(图 3)，高层为异常的反气旋性环流(图 4a和4b)。相对高原主体隆起，高原周围区域的隆起使热源强度增加，异常的反气旋环流中心也向西移动。冬季高原的隆起使得高层西风在高原位置出现明显减弱(图 4c和4d)。表现在垂直运动上，当高原主体隆起后，在高原以北和以西都是异常的向下运动(图 5a)，导致这些区域降水减少(图 3a)。相比之下，在高原以东是异常的向上运动(图 5a)，有利于此区域降水的增加(图 3a)。当周边区域隆起后，由于高原西部的隆起，高原以西的下沉运动区域向西发展(图 5b)，降水减少区域也向西发展(图 3b)。与此同时，印度半岛附近以上升运动为主(图 5b)，且此时来自海洋的潮湿气流增多(图 3b)，使得印度半岛附近出现降水的增加(图 3b)。

图 4(Fig. 4)

图 4 不同试验间模拟的夏季（a，b）和冬季（c，d）500 hPa温度（阴影区，单位：K）和200 hPa风场（矢量，单位：m /s）的差异 （a，c）MT减去NOTP，（b，d）TP减去NOTP；外侧和内侧红色等值线分别代表MT（a，c）和TP（b，d）的1000m和2000m Fig. 4 The change of summer(a, b) and winter(c, d) temperature at 500 hPa(shaded, units:K) and winds at 200 hPa(vectors, units: m /s) between the experiments MT and NOTP(a, c), and between experiments TP and NOTP(b, d)

图 5(Fig. 5)

图 5 不同试验间模拟的年均500 hPa垂直速度（单位：100 -1 Pa /s）的差异 （a）MT减去NOTP，（b）TP减去NOTP；正值为向下运动，负值为向上运动；外侧和内侧黑色等值线分别代表MT（a）和TP（b）的1000m和2000m Fig. 5 The change of annual vertical velocity at 500 hPa(shaded; units:100 -1 Pa /s) between experiments MT and NOTP (a) and between experiments TP and NOTP(b). Upward motion is negative and downward motion is positive

周边区域隆升明显增加了东亚和高原西部以南区域的季风区范围。当仅有青藏高原主体隆起后，东亚和南亚已有季风区分布，但高原以东季风区范围仍然有限(图 6a)。虽然高原主体隆升后增加了高原以东的全年降水(图 3a)，但此时有限的季风区指示了高原以东区域的降水季节性还不强。而进一步隆起的周边区域，明显增强了高原以东区域的降水季节性，使得区域季风区范围出现明显扩张(图 6b)；此外，周边区域的隆升也增加了高原西部以南的降水(图 3b)，增强了降水季节性，季风区也出现了扩张(图 6b)。

图 6(Fig. 6)

图 6 不同试验模拟的季风区范围（阴影区） （a）MT，（b）TP；季风区定义参照Wang等（2012）[38]；外侧和内侧红色等值线分别代表 1000m和2000m Fig. 6 Monsoon domain in experiments MT (a) and TP (b) according to the definition in Wang et al. [38](2012)

季风区的扩张也表现为冬夏季风季节性的增强。青藏高原主体隆起后，在高原以东区域，冬夏季风之间的角度普遍小于90°(图 7a)。在高原以东冬季风表现为弱的南风，这个弱的南风比来自内陆的北风有利于区域降水的形成，导致相对弱的降水季节性(图 6a)，进而导致此区域季风区范围有限。当周边区域隆起后，冬季风在高原以东变为了偏北风，有助于使得区域冬夏季风季节性增强(图 7b)，降水的季节性出现增强，所以相应的季风区范围也出现扩张(图 6b)。

图 7(Fig. 7)

图 7 不同试验模拟的夏季（红色）和冬季（黑色）850 hPa风场（矢量，单位：m /s） （a）MT，（b）TP；冬夏季风间角度大于90°用蓝色阴影填充；灰色阴影区代表高原高度大于1000m的区域 Fig. 7 Wind seasonality in experiments MT (a) and TP(b). Red arrows show summer winds and black arrows show winter winds at 850 hPa(units: m /s). The areas where the angles between summer and winter winds are greater than 90°are colored blue and gray region indicate topography greater than 1000m

通过数值试验对比分析了青藏高原主体及周边区域隆升的气候效应，模拟结果表明两者气候效应存在一定的差异。青藏高原主体隆升可显著增强亚洲内陆干旱，增加东亚降水的同时减少南亚降水，但此时东亚季风范围仍然有限。相比之下，周边区域的隆起进一步增强了东亚降水的季节性，增加了高原以东区域的季风范围，并进一步增加了南亚降水。

模拟结果表明，周边区域隆升有其独特重要性。本文模拟试验显示，青藏高原主体隆升在某些方面作用是有限的，如青藏高原主体隆升不会增加南亚降水，反而会抑制南亚降水的增多，但对南亚降水的季节性影响较小，高原主体隆起后，南亚仍然属于季风区；相比之下，进一步的周边区域隆升显著增加了南亚的降水。青藏高原主体虽然在空间上是高原的主要部分，但由于亚洲气候系统复杂，在气候影响上，青藏高原整体隆升所表现出的影响并不全是高原主体隆升的影响占主导。

受控于青藏高原隆升的亚洲季风气候和内陆干旱化的发展具有不同步性。由于青藏高原主体和周边区域的隆升时间不同，加之各区域隆升的气候效应存在差异，导致受其影响的内陆干旱化和亚洲季风等不同子系统的发展具有不同步性(图 3和图 6)。高原早期主体的隆升已经可以影响到青藏高原以北和以西的亚洲内陆区的干旱，反映出受高原隆升影响的亚洲内陆干旱可能起源较早(图 3a)；而之后周边区域的隆升才会导致南亚季风降水的增加，暗示了受高原隆升影响的南亚季风的增强可能出现较晚(图 3b)。需要说明的是，这里只考察了青藏高原主体和周边区域两者气候效应的对比，如果将高原划分为更多区域，这种不同步性会更为复杂^[21～23]。为了开展更为深入的青藏高原隆升气候效应的研究，需要更多的地质证据对高原不同区域的隆升历史给予约束。

青藏高原主体与周边区域隆升过程中的海洋反馈有待进一步研究。本文利用大气模式进行模拟，各试验海温固定，模拟结果有利于考查大气环流和降水等大气要素的响应，但无法研究海洋反馈的影响^[39]。受控于高原隆升的海洋反馈会进一步影响亚洲季风气候的变化^[40]，且青藏高原主体与周边区域隆升的海洋反馈气候效应可能也存在明显差异。对于两者海洋反馈的影响及差异，我们将在下一步工作中给予研究。

致谢: 感谢审稿专家建设性的修改意见。