上新世以来(最近5 MaB.P.)亚洲季风气候经历过显著变化.亚洲季风是全球季风系统的重要组成部分，通过海相和陆相沉积^[1~5]已进行了大量研究.中国黄土-古土壤序列指示此时磁化率增强^[4]，5~3 MaB.P.印度洋ODP722孔浮游有孔虫含量增加指示此时海洋上涌流加强^[6]，印度洋综合平均沉积通量增加^[7]，南中国海记录中，同一钻孔深海δ¹⁸O与浮游有孔虫δ¹⁸O的含量差增加^[8]，这些记录均指示了上新世以来亚洲季风增强.与此同时，上新世以来地球系统的边界条件发生了显著的变化^[9]：中美巴拿马地峡的关闭引起北大西洋环流的改变^[10]，印尼海道的关闭导致印度洋海表温度降低^[11]，北半球冰期开始^[12]，温室气体浓度降低^[13]以及构造隆升等^[4]，这些都对此时亚洲季风的发展变化起到一定的作用.

构造隆升可能是上新世以来亚洲季风系统加强最重要的因子之一.大量的研究表明青藏高原隆升对亚洲季风演化具有直接和深刻的影响^{[4, 14]}.虽然地质证据表明青藏高原中部及南部可能在上新世之前就已经隆升并接近现在高度^[15~17]，但上新世以来青藏高原北部及其周边地区也发生了显著的隆升和生长^{[18, 19]}，对亚洲季风气候仍可能产生不可忽视的影响^[20].数值模拟研究^{[4, 14]}也显示，此时青藏高原的进一步生长对亚洲季风的变化也有重要贡献，而且东亚季风的响应比南亚季风可能更为敏感^[14].自晚上新世，东亚夏季风轨道尺度变率出现较大增加，在岁差和斜率周期上，东亚北部季风的变化可能至少部分归因于高原隆升^[20].Boos和Kuang^[21]模拟研究发现，当青藏高原大部分都去掉，而只保留喜马拉雅山及附近山脉的时候，模拟的风场、降水和南亚季风大尺度的热动力结构几乎不变.可见，上新世以来，青藏高原的隆升可能对东亚季风的影响更为显著，而此时青藏高原主体已经隆起，对南亚季风的影响有限，这一时期南亚季风的增强可能另有原因.

此时其他地区的构造隆升如非洲高原的隆升对亚洲季风变化也会产生一定影响.地质记录表明^{[22, 23]}，东非高原以及非洲南部主要隆升期开始于上新世.数值试验表明^[24]，非洲高原的存在对夏季东非沿岸越赤道气流的方向和强度有显著影响，从而会影响到印度夏季风的强度.Li和Zeng^[25]指出，夏季孟加拉湾降水和阿拉伯海上空西风强度之间存在密切联系.而东非高原高低会对夏季阿拉伯海上空西风强度产生显著影响，从而会进一步影响到孟加拉湾的降水变化.Slingo等^[26]使用大气模式研究发现东非高原的存在有利于夏季东亚大部分地区和印度半岛北部降水增加.梁潇云等^[27]研究发现非洲大陆的存在，在夏季引导了40°E附近越赤道气流的出现，北印度洋的西南气流也随之增加.这些研究表明非洲高原的存在对亚洲夏季风产生较大影响.

综上所述，上新世以来青藏高原北部及东-南非高原(以下简称非洲高原)出现过显著的构造隆升，而与此同时亚洲季风出现增强.此时青藏高原北部和非洲高原的隆升对亚洲季风的影响，及其对亚洲季风各子系统(东亚季风和南亚季风)^[28]的影响还不确定.本文将基于构造隆升的地质事实，利用美国国家大气研究中心(NCAR)的公用大气模式(CAM 3.1)通过数值试验研究就以上问题给予讨论.

最新地质证据表明^[15~17]青藏高原中部及南部可能在上新世之前已经接近现代高度，上新世以来青藏高原高度变化主要集中在青藏高原北部地区.近年来古高度重建方法不断发展^[29]，促进了定量化-半定量化古高度数据的获取.不同资料来源估计的青藏高原主要定量化及半定量化古高度数据见表 1.Rowley和Currie^[30]对晚始新世-渐新世的Niubao群和中新世的Dingqing群的同位素古高度研究显示，青藏高原中部可能从35±5 MaB.P.以来就超过了4 km.DeCelles等^[31]通过古土壤碳酸盐中的稳定同位素分析得到，在26 MaB.P.青藏高原中部可能已经到达4.5~5 km高度.Wang等^[17]结合古高度计、热年代学和地质数据指出高原中部在40 MaB.P.之前已经隆起，高原中北部可可西里地区在20 MaB.P.左右已经隆起.对青藏高原南部的Oiyug盆地^[32]研究显示，此地区约15.1 MaB.P.时已经达到了5200(+1330/-630) m，和Spicer^[33]用古植物方法得到的结果比较接近.France-Lanord等^[34]研究显示，喜马拉雅Manaslu地区在约20 MaB.P.左右高度已经接近了6100 m.Garzione等^[35]和Rowley等^[36]分别对喜马拉雅Thakkhola和Gyirong盆地不同来源的碳酸盐进行了同位素研究，Thakkhola和Gyirong盆地都和东西扩展结构相联系，这些地区约7 MaB.P.以前可能已经达到了约5200 m的高度.

表 1(Table 1)

表 1 青藏高原不同地点定量及半定量化古高度地质证据 Table 1 Quantitative and semi-quantitative paleoelevation evidences for different locations in the Tibetan Plateau

表 1 青藏高原不同地点定量及半定量化古高度地质证据 Table 1 Quantitative and semi-quantitative paleoelevation evidences for different locations in the Tibetan Plateau

青藏高原北部强烈隆升可能主要发生在晚中新世及上新世^[37].对西昆仑山叶城地区4.5 km的磁性地层学研究发现，4.5~3.5 MaB.P.沉积相由冲击平原相向冲击扇相转变，而且沉积速率在3.6 MaB.P.时发生了显著增加，指示了青藏高原西北地区主要隆升期开始于4.5 MaB.P.^[18].Métivier等^[38]认为祁连山在5.3 MaB.P.隆起.Fang等^[19]认为约在3.66 MaB.P.后，祁连山开始整体急剧快速隆升.东柴达木盆地3.6 MaB.P.以来沉积速率也有一个持续快速的增加^[39].此时期高原隆升可能加强了古气候记录中的40万年信号^[40].Sun等^[37]使用北昆仑山生长地层的构造证据研究发现，晚新生代构造变形发生在5.3 MaB.P..约3 MaB.P.以来高原北缘和昆仑山地区均隆升了较大高度^{[41, 42]}.青藏高原北缘这些构造隆升事件与塔里木盆地的沙丘固定也有很好的一致性，暗示了两者间内在的联系^[37].

印度板块与欧亚大陆碰撞造成的地壳变形从喜马拉雅碰撞带逐渐向北传播到无变形的西伯利亚克拉通地区^[43~45]，并愈向北构造活动愈年轻.如现代天山和阿尔泰造山带的发展开始于晚中新世和上新世^[43]，现代蒙古的戈壁-阿尔塔和阿尔塔地区地貌开始发展于5±3MaB.P.^[44].

总的来看，上新世之前青藏高原主体部分可能已经隆起并接近现在的高度，而上新世之后，构造隆升事件主要发生在高原北部及其以北地区.

上新世以来非洲高原经历了强烈隆升，构造活动活跃，火山活动强烈，为非洲高原主要隆升期^[23]，并且此时隆升已经使其高度比较接近现在的高度.上新世以来非洲高原隆升事件简表见表 2.非洲高原重要的地形结构单元为东非裂谷系统，东侧于始新世-渐新世期间开始隆起，西侧开始发展于中晚中新世，但两侧上新世以来均有显著构造隆升事件发生，分别发生在埃塞俄比亚^{[52, 53]}、肯尼亚^{[54, 55]}以及坦噶尼喀和马拉维断裂地区^[56].Veldkamp等^[54]研究发现，东肯尼亚地区岩体在3.21~2.65 MaB.P.间发生强烈抬升，最小抬升幅度达到1.17±0.07 km.Pickford^[57]认为西部断裂边缘在8MaB.P.以后开始隆升，主要隆升发生在晚上新世.Ebinger^[58]认为上新世-更新世时期盆地下陷，整个东非裂谷西支侧翼隆升加剧.考虑到上新世以来东非裂谷东支和西支强烈构造隆升的同时性，说明此时东非地区地貌发生了显著的改变，东非高原上新世隆起幅度达~1000-1500 m^[59].非洲高原南部是上新世以来隆起的，现在平均高度~1400 m，而上新世之前平均高度只有~500 m^[22].以上证据表明上新世以来，东非高原以及非洲南部发生了显著隆升，是这些地区的主要隆升期.

表 2(Table 2)

表 2 上新世以来非洲高原隆升事件简表 Table 2 The African uplift events since Pliocene

表 2 上新世以来非洲高原隆升事件简表 Table 2 The African uplift events since Pliocene

本文数值试验应用美国国家大气研究中心(NCAR)的公用大气模式(CAM 3.1)，CAM模式采用T42分辨率(~2.8°×~2.8°)，垂直方向使用混合σ-P系统共26层.其中陆面过程模块包含10层土壤层和5层积雪层.关于该模式结构及物理过程的详细描述请见Collins等^[61]的介绍.此模式可以很好地模拟现代气候，并被广泛用于气候变化研究^[62].本文使用现代气候平均(1982~2001年)的海温资料来代替混合层海洋模式，虽然混合层海洋模式在海洋和大气模块间包含重要的反馈机制，但由于海洋本身模拟尚存在较大的不确定性，我们这里重点分析大气环流等要素对构造隆升的响应.

基于上新世以来青藏高原和非洲高原隆升的地质证据，本文设计了四个数值试验.第一个试验为控制试验，均使用现代的边界条件(以下记为CTL)；第二个试验为青藏高原北部高度降低试验(以下记为LTI)，最大降低幅度在2000 m左右.为了避免地面高低起伏过大对气候要素模拟产生的影响，进一步对这些地形高度进行了平滑处理.以CTL与LTI试验模拟结果相减来反映上新世以来青藏高原北部隆升的气候效应；第三个试验为非洲高原高度降低试验(以下记为LAF)，主要改变非洲高原的高度，将非洲东部及中南部变为原来的20%，并将地面高度小于200 m的地区高度取为200 m.以CTL与LAF试验模拟结果相减来反映上新世以来非洲高原隆升的气候效应；第四个试验为青藏高原和非洲高原高度同时降低试验(以下记为LTA)，同时包括试验LTI和LAF地形降低部分，以CTL与LTA试验模拟结果相减来反映上新世以来青藏高原和非洲高原同时隆升的气候效应.四个试验均运行45年，均取最后30年平均结果进行分析.除了地形修改外，其他边界条件保持不变并取现代值，以突出地形变化的影响.这里没采用上新世时期的其他地质边界条件，研究表明当边界条件改为上新世时，对构造隆升主要气候效应不会产生较大影响^[63].本文研究区域及各试验间地形变化见图 1.本文试验结果及先前的研究工作^[20]都表明，东亚北部地区响应比东亚南部更为明显，所以本文主要就东亚北部季风区(以下记为EAM，即30°N~40°N，100°E~120°E)和南亚季风区(以下记为SAM，即5°N~25°N，65°E~90°E)两个区域夏季(6~8三个月)季风气候变化进行研究.

图 1

Fig. 1

图 1 不同数值试验所用的亚洲-非洲区域地形及其变化（单位：m） 彩色阴影图为CTL试验中的地形高度分布，等值线为CTL试验与LTA试验地形高度差，CTL试验与LTI（LAF）试验地形高度差只出现在青藏高原（非洲东南部）地区.两个红色断线框分别指示了本文所定义的南亚季风区（SAM）和东亚北方季风区（EAM）. Fig. 1 The topography and its changes in Asia-Africa region in different numerical experiments (unit: m) The color shading rndicates the topography rn Exp. CTL. The contours show the elevation changes between Exp. CTL and Exp. LTA. The elevation changes between Exp. CTL and Exp. LTI (LAF) occur only m the northern Tibetan Plateau (southern-eastern Africa). Two red dashed-line boxes respectively rndicate regions of South Asian Monsoon (SAM) and the northern East Asian monsoon (EAM) defined n this article.

为了直观地显示亚洲-非洲地区的夏季风环流，我们首先分析CTL试验模拟的对流层低层850 hPa上30年夏季(6~8月)平均流场(图 2a).来自南半球马斯克林高压的东南气流在东非沿岸越过赤道后，在科氏力作用下逐渐转变为西南季风，流过阿拉伯海、印度半岛和孟加拉湾地区，然后在南海附近转向并与来自西太平洋的东南季风汇合北上进入东亚北方地区.与NCEP2再分析资料(详见http://www.cpc.noaa.gov/products/wesley/reanalysis2/)给出的6~8月气候平均(1980~2009年)850 hPa流场(图 2b)相比，虽然模拟结果在一些细节上仍不够完善，但该模式总体上能较好地捕捉到亚-非洲大尺度夏季风环流的主要特征.在以下分析中，为了更直观地显示不同试验间东亚北部和南亚两个季风区环流和降水等对比性变化，我们分别选取EAM区所在的东亚带(即100°E~120°E平均，下同)和SAM区所在的南亚带(即65°E~90°E平均，下同)两个经度平均带，分析经向环流、比湿和降水量等要素的变化和异同.

图 2

Fig. 2

图 2 CTL试验模拟（a）和NCEP2再分析资料（b）给出的亚-非季风区夏季气候平均的850 hPa流场 图中阴影区表示地形高度大于1500 m的地区. Fig. 2 Summer climatologically-averaged streamline fields at 850 hPa simulated in the CTL experiment (a) and observed from the NCEP Reanalysis 2 (b) for Asia-Africa monsoon region The grey shading indicates the topography higher than 1500 meters.

从经向环流看，CTL试验模拟的经典季风环流^[64]与NCEP2再分析资料也有较好的可比性(图略).在CTL试验模拟的东亚和南亚两个经度带垂直经向环流图上，东亚带30°N~40°N为较均一的南风，并伴有垂直上升运动，而南亚带5°N~25°N垂直上升运动明显(图 3a，3b).青藏高原北部隆升引起的经向季风环流变化由试验CTL与LTI的差值获得(图 3c)，试验CTL减去LTI在东亚带30°N~40°N间季风环流变化显著，变化结果显示与CTL试验模拟结果显示的南风及上升运动一致，表明增强了北向气流以及上升运动(图 3c)，但在南亚带5°N~25°N间环流变化较弱(图 3d).非洲高原隆升产生的经向季风环流变化由试验CTL与LAF的差值得到，试验CTL减去LAF在东亚带30°N~40°N间季风环流变化不明显(图 3e)，而南亚带在5°N~25°N间环流明显增强(图 3f).CTL与LTA试验的差综合反映了上新世以来青藏高原和非洲高原同时隆升的作用，青藏高原北部和非洲高原共同隆升使东亚带在30°N~40°N间环流增强明显(图 3g)，南亚带5°N~25°N间环流也出现明显增强(图 3h).以上结果显示，上新世以来(最近5 MaB.P.)青藏高原北部和非洲高原共同隆升会使得EAM区和SAM区的经向环流增强，但两者各自隆升的效应是不同的，青藏高原北部隆升对EAM区的经向环流增强作用更明显，而非洲高原隆升对SAM区的经向环流增强作用更显著.

图 3

Fig. 3

图 3 不同试验模拟的东亚区所在经度带（100°E~120°E，左半列）和南亚区所在经度带（65°E~90°E，右半列）夏季垂直经向环流 经向风单位为m/s，垂直p速度（扩大-100倍）单位为Pa/s，灰色阴影区为地形.（a）和（b）为CTL试验，（c）和（d）为CTL与LTI试验的差值，（e）和（f）为CTL与LAF试验的差值，（g）和（h）为CTL与LTA试验的差值. Fig. 3 The vertical-meridional summer circulation averaged for 100°E~120°E (left panels) and 65°E~90°E (right panels) The units are m/s for the meridional velocity and -100 Pa/s for the vertical p velocity, respectively. The grey shading indicates the topography. (a) and (b), Exp. CTL; (c) and (d), the difference between Exp. CTL and Exp. LTI; (e) and (f)，the difference between Exp. CTL and Exp. LAF; (g) and (h), the difference between Exp. CTL and Exp. LTA.

以上经向环流和垂直运动变化与区域降水变化密切相关.在CTL试验模拟的东亚带和南亚带两个经度带平均降水图上(图 4a，4b)，东亚带降水从南向北逐渐减少(图 4a)，而南亚带降水以5°N为界南、北半球降水呈双峰准对称分布，其中北半球最大降水出现在15°N附近(图 4b).在青藏高原北部隆升产生的降水变化上，东亚带在30°N~40°N间降水变化较大，最大值接近2 mm/d，而南亚带内降水变化不明显(图 4c，4d).非洲高原隆升导致的降水变化在东亚带降水变化较小(图 4e)，而南亚带在5°N~25°N间的降水增加较大，最大值约2 mm/d(图 4f).青藏高原北部和非洲高原共同隆升使东亚带在30°N~40°N间降水增加较大，最大值接近2 mm/d (图 4g)，且南亚带在5°N~25°N间的降水也有显著增加，最大值接近3 mm/d (图 4h)，可见本文EAM和SAM区是研究区降水变化较明显的区域.与经向环流变化相似，青藏高原北部和非洲高原共同隆升使得EAM区和SAM区的降水增多，但两者各自隆升的效应也存在差异.

图 4

Fig. 4

图 4 同图3，但为降水率（mm/d）随纬度的变化 Fig. 4 Same as Fig. 3, but for variations of the precipitation rate (mm/d) with the latitude

湿度状况也是降水形成和变化的基本条件.CTL试验经向比湿图上(图 5a，5b)，东亚带和南亚带比湿都表现为近水平展布并随低层到高层逐渐减小.青藏高原北部隆升所产生的比湿变化显示(图 5c)，东亚带在30°N~40°N间比湿增加较大，最大值约1.6 g/kg，而南亚带在5°N~25°N间比湿较弱，最大值约0.1 g/kg (图 5d).非洲高原单独隆升也使比湿发生变化，主要表现在南亚带5°N~25°N间比湿出现增加，但增加值相对较小，增加最大值约0.2 g/kg (图 5f)，而东亚带在30°N~40°N间比湿变化较小甚至出现减小(图 5e).青藏高原北部和非洲高原共同隆升导致在东亚带30°N~40°N间比湿增加较明显，且愈往低层增加愈大，最大值达到1.6 g/kg (图 5g)，并且南亚带在5°N~25°N间比湿也出现增加，与非洲高原单独隆升效应相近，增加最大值也只有约0.2 g/kg (图 5h).结合垂直经向环流和降水变化，各试验间比湿变化较大区域与垂直经向环流和降水变化较大区域较为一致，主要集中于EAM和SAM区(图 3和图 4).但与试验间EAM区比湿增加值相比(图 5c，5g)，SAM区比湿增加较小(图 5f，5h)，由于垂直运动和湿度状况是降水形成和变化的基本条件，说明SAM区降水增加可能更多归结于垂直运动的增强，而EAM区降水增加是水汽量增加和垂直运动增强共同作用的结果.

图 5

Fig. 5

图 5 同图3，但为比湿（g/kg）随纬度和高度的变化 灰色阴影区为地形. Fig. 5 Same as Fig. 3, but for variations of specific humidity (g/kg) with the latitude and altitude The grey shading indicates topography.

为了对各试验间气候要素变化进行进一步的分析，我们对四个试验模拟的EAM和SAM两个区域夏季平均气候要素进行了统计(见表 3).从表 3来看，试验CTL与试验LTI模拟结果相比代表青藏高原北部隆升后相比隆升前，EAM区降水、降水减蒸发分别增加了约21%和55%(比值相对于CTL试验，下同)，降水增加可能归结于构造隆升改变了周围地区的大气加热状况.由于大气热量<Q₁>是地面感热加热、大气凝结潜热加热和大气辐射加热共同作用的结果，因此某地大气冷、热源可以被定义为^[65]

表 3(Table 3)

表 3 四个试验模拟的东亚北部季风区（EAM）和南亚季风区（SAM）夏季平均气候要素统计 Table 3 Statistics of summer-average climatic elements of the northern East Asian monsoon region (EAM) and the South Asian monsoon region (SAM) in four numerical experiments

表 3 四个试验模拟的东亚北部季风区（EAM）和南亚季风区（SAM）夏季平均气候要素统计 Table 3 Statistics of summer-average climatic elements of the northern East Asian monsoon region (EAM) and the South Asian monsoon region (SAM) in four numerical experiments

其中SH为地面感热加热，LP为大气凝结潜热加热，R_net为大气辐射加热.当<Q₁>大于零时，则大气为热源；反之，大气为冷源.

亚洲季风主要是由海-陆间热力差异驱动的.当夏季亚洲大陆与周边海域热力差异增大时，东亚季风区季风会出现增强^[66].试验CTL与试验LTI相比，<Q₁>增加19%，从而加强了夏季东亚和周边海域的热力差异，并进一步加强了EAM区850 hPa经向环流，增加了约16%.EAM区850 hPa相对湿度和700 hPa向上垂直运动增加也比较明显，分别增加了17%和62%，说明青藏高原北部隆升后，此区湿度的增加以及垂直运动的增强共同作用使得本区降水出现增加，有利于东亚北部季风强度的增加.SAM区除850 hPa纬向风增加约8%外，其他要素变化较小，说明青藏高原北部隆升对SAM区域气候要素变化影响较小.

非洲高原隆升后相比隆升前气候效应可从试验CTL与试验LAF模拟结果相比得到，SAM区夏季降水、降水减蒸发、850hPa纬向风、<Q₁>和700hPa垂直速度都有了较大增加，分别增加了约12%、16%、12%、15%和18%，但850 hPa相对湿度却增加较小，只有约1%，说明非洲高原的隆升对SAM区季风增强影响显著，但向上垂直运动的明显增加对此区降水增加影响更为深远.而EAM区各要素变化较小且大部分要素出现减少，说明非洲高原的隆升对此区要素变化影响微弱.

青藏高原北部及非洲高原共同隆升的气候效应可由试验CTL与试验LTA相比得到，EAM和SAM区夏季降水都有了显著增加，分别增加了约22%和11%，降水减蒸发增加更为明显，分别增加了约56%和16%，可见青藏高原北部及非洲高原的共同隆升作用对两季风区域降水具有很强的增加作用.EAM和SAM热源<Q₁>分别增加约22%和16%.海-陆间热力差异的增大，进一步加强了EAM区850 hPa经向环流和SAM区850 hPa纬向环流，分别增加约23%和17%，且850 hPa相对湿度和700 hPa垂直运动也出现增加.与非洲高原单独隆升气候效应一样，SAM区850 hPa相对湿度增加微弱，但700 hPa向上垂直运动增加更为明显，说明此区辐合以及垂直运动的增强对降水增加贡献更大.

以上分析表明，上新世以来青藏高原北部和非洲高原的共同隆升对EAM和SAM区域夏季风有增强作用.构造隆升增加了区域海-陆热力对比，并增强了从海洋流向大陆的气流，进一步增加了区域水汽量及增强辐合垂直运动，并最终导致该区域降水的增加.但青藏高原北部和非洲高原各自隆升对东亚季风和南亚季风的影响是有差别的，并且EAM区水汽量增加和垂直辐合运动增强共同作用导致了本地区的降水增加，而SAM区降水增加可能更多归因于本区垂直运动的增加.

大地形的隆升所产生的气候效应一直是古气候研究中的热点问题，而青藏高原与非洲高原的隆升对亚洲区域气候变化有着重要影响.通过收集地质资料发现，上新世是青藏高原北部的重要隆升期，也是非洲高原的主要隆升期，本文通过数值试验研究探讨了此时青藏高原与非洲高原两地区构造隆升所产生的气候效应，特别是对亚洲季风气候变化的影响.

通过数值试验发现，亚-非地区的构造隆升有助于增加区域海-陆热力对比，增强从海洋流向大陆的气流，从而改变了亚洲季风区水汽辐合以及垂直运动，并最终导致季风降水的增加.但进一步分析发现，青藏高原北部及非洲高原的隆升对于亚洲季风子系统的作用是有区别的.主要体现在此时青藏高原北部隆升主要造成东亚北部季风增强，EAM区水汽量增加和垂直辐合运动增强共同作用导致了本地区的降水增加，但对南亚季风的影响较小.而非洲高原的隆升主要增强了南亚季风，SAM区降水增多更多地归因于本区上升运动的增大，而非洲高原的隆升对东亚北部季风变化影响有限，反映出上新世以来青藏高原北部和非洲高原隆升的气候影响的地域差异性.两者共同作用导致了EAM和SAM两区季风的同时增强，但也不等于单独作用简单的叠加，进一步反映出气候系统复杂的非线性过程.

试验结果分析表明上新世以来青藏高原北部及非洲高原的隆升共同作用使得亚洲季风系统出现增强.此时期亚洲季风的增强同样体现在地质记录上^[67~69].模拟结果与地质记录的定性一致说明了上新世以来青藏高原北部及非洲高原的共同隆升对亚洲季风的增强有着重要意义.而青藏高原北部和非洲高原各自隆升对亚洲季风影响尤其是亚洲季风子系统(东亚季风和南亚季风)的影响差异，也指示我们在研究上新世以来亚洲季风变化的同时，不能单独以青藏高原或非洲高原作为增强季风系统的研究对象，而应考虑不同地区构造隆升影响区域的差异.