1 引言
青藏高原作为“亚洲水塔”， 是印度河、 恒河、 雅鲁藏布江、 长江和黄河等大江大河的发源地， 为下游十几亿人口提供了生活所必需的水资源（Immerzeel et al， 2020）。因此， 青藏高原的水循环， 尤其是降水量的变化， 受到了学界的广泛关注（Gao et al， 2020； Zhang et al， 2019a， 2019b）。影响青藏高原降水变化的因素非常复杂， 例如， 大尺度环流、 内部动力过程和陆气相互作用等， 不同因素的耦合作用会在不同时间和空间尺度上影响青藏高原降水， 使其存在时空变化差异（Lan et al， 2013； Lau and Kim， 2006； Li and Xue， 2010； Sun et al， 2020； 马耀明等， 2021； 钟水新， 2020）。理解不同时间尺度各种因素的相互作用及其对降水的影响对准确预测未来降水变化具有重要意义， 但目前的器测数据仅能从季节-年际-年代际尺度上对降水变化进行分析， 无法获知更长时间尺度的信号， 限制了我们对高原降水变化机制的理解和未来预测。因此， 研究青藏高原古降水变化及其驱动机制有助于理解现代降水变化形式和预估未来不同情景的降水变化。
古气候代用指标记录了过去的气候变化历史和更长时间尺度的信号， 可用于验证模式结果准确性，降低未来气候系统变化预测的不确定性（Tierney et al， 2020）。目前青藏高原湖泊面积达5×104万km2， 占全国湖泊面积的一半以上。这些湖泊对全球气候变化响应敏感， 灵敏地记录着气候变化历史（Zhang et al， 2020a）。古湖岸线是湖泊古水位的忠实记录者。青藏高原上广泛分布着可高出现代湖面水位200 m的古湖岸线， 指示高原上曾发育面积广泛的古湖， 并记录了湖泊的长期演化历程。前人通过测定古湖岸线的发育年代重建了长时间尺度湖泊水位变化历史（Hudson and Quade， 2013； Yu et al， 2019； Zhang et al， 2020b）。结果发现， 青藏高原西南部的阿里地区湖泊在早中全新世发育高湖面（Alivernini et al， 2018； Chen et al， 2013； Hudson and Quade， 2013； Hudson et al， 2015； Huth et al， 2015； Jonell et al， 2020； Lee et al， 2009）， 此现象可能与较高的季风降水有关（Chen et al， 2020）。
气候模式依靠物理过程和动力学机制来模拟气候在时间和空间上的演进过程， 在研究气候变化机理， 理解古气候演变过程和预测未来气候演变特征等方面发挥着重要作用（Schneider and Dickinson， 1974）。中全新世（距今8400~4200年， Cohen et al， 2019， 本文指距今6000年）一直是模式模拟和代用资料研究的重点时期， 它可以用来检验气候系统对简单的强迫变化的响应。中全新世与现在相比， 其主要差异在于地球轨道参数变化引起的入射太阳辐射（日照）的纬度和季节分布的变化。模拟中全新世气候对于理解太阳辐射变化对大气环流的影响， 研究大尺度和区域气候变化具有重要意义（Otto-Bliesne et al， 2017）。因此， 中全新世被选为古气候模式比较计划PMIP1/2/3/4的典型模拟时期。目前已有的一些区域模式结果显示， 中全新世青藏高原南部降水较现代增加（Jiang et al， 2013； Polanski et al， 2012）， 但其模式的分辨率难以厘清青藏高原区域降水变化， 那么青藏高原中全新世降水空间分布如何， 与现代有怎么样的区别？高湖面记录指示的高原西南部早中全新世高降水的机制是什么？本文拟使用高分辨率的青藏高原降水模拟结果， 结合古湖岸线重建的古湖泊面积变化， 综合分析中全新世青藏高原西南部的降水变化特征， 并从现代气候角度对其降水变化的可能机制进行初步探讨。
2 研究区概况
青藏高原的隆升造就了其复杂的地貌特征， 同时也对亚洲季风、 亚洲内陆干旱化乃至全球气候变化产生深远影响（Dupont-Nivet et al， 2007； Kutzbach et al， 1993； An et al， 2001）。与此同时， 青藏高原受到了亚洲季风、 中纬度西风和副热带高压等大尺度环流系统的影响。本文所指的青藏高原西南部是指位于27°N -33°N， 75°E -85°E的西藏阿里地区， 地貌上以构造湖盆分割断块山地为特征， 地形复杂， 起伏大， 平均海拔超过4000 m以上［图1（a）］。气象站点资料显示， 该地区年均气温为2.7 ℃， 夏季温度最高； 年降水量为155 mm， 降水集中在夏季， 8月达到峰值， 6 -9月降水约占全年总量的75%， 属于印度夏季风区域［图1（c）］。从大尺度环流看， 青藏高原西南部冬季主要受控于西风环流， 其带来的水汽较少； 夏季主要受控于印度夏季风， 印度季风向青藏高原西南部输送大量水汽， 为夏季降水提供必要的水汽［图1（b）， （d）］。
图1 青藏高原的区域概况（a）青藏高原西部海拔分布， 图中红点为气象站点位置， 绿色三角框为本文研究的青藏高原西南部； （b）冬季500 hPa风场（单位： m·s-1）（1981 -2010年平均）； （c）狮泉河、 改则和普兰气象站算术平均得到的月平均温度和降水； （d）夏季850 hPa风场（单位： m·s-1）。图中的青藏高原边界数据来源于青藏高原界线2021年版数据集（张镱锂等， 2021） |
3 数据来源与方法介绍
本文选用空间分辨率为0.04°具有现代和中全新世降水的WorldClim全球高分辨率气候网格资料（http： //worldclim.org； Hijmans et al， 2005）。该资料中的现代降水资料是由站点资料进行内插的1960 -1990年气候态月降水， 中全新世降水数据为第五次国际耦合模式比较计划（Coupled Model Intercomparison Project 5， CMIP5）中的9个中全新世模式模拟数据降尺度之后的气候态月降水， 该中全新世模拟数据使用了现代1960 -1990年的数据作为基准进行校正。本研究还使用了国家气象科学数据中心狮泉河（32°30′N， 80°05′E）、 改则（32°09′N， 84°25′E）和普兰（30°17′N， 81°15′E）气象站点的月温度和降水， 数据经过质量控制和检验。为了检验WorldClim现代降水产品在高原上的可靠性， 本文选择两套空间分辨率为0.25°的现代降水数据（1960 -1990年）。其一是全球降水气候中心制作的Global Precipitation Climatology Centre Full Data Monthly Product Version 2020（GPCC）（Schneider et al， 2020）全球逐月降水格点数据集， 其二是日本综合地球环境研究所和日本气象厅气象研究所制作的亚洲高分辨率降水观测数据集（Asian Precipitation-Highly-Resolved Observational Data Integration Towards Evaluation， APHRODITE）（Yatagai et al， 2012）。其结果显示三套降水数据集之间具有较为一致的空间分布， 表明WorldClim数据能较好地反映青藏高原降水空间分布（图2）。GPCC是基于观测数据制作的降水格点数据集， 具有较长的时间连续性和准确的大尺度降水时空变化。ERA5是欧洲中期天气预报中心（ECMWF）利用综合预报系统4D-Var同化方案推出的第五代再分析数据集， 它提供了数十种常用的地表参数和大气变量（Hersbach et al， 2020）。青藏高原的复杂下垫面导致ERA5对青藏高原的降水存在一定程度的高估， 因此文中对现代降水变化的可能机制探讨中使用了1979 -2019年GPCC的降水， ERA5的位势高度、 风场和比湿数据。
文中还计算了整层水汽通量和高层水汽通量数据， 整层垂直水汽通量积分计算公式为：
式中： Q、 g、 q、 V和Ps分别代表水汽通量、 重力加速度、 比湿、 风场和地表气压， 并在计算时考虑了地形的影响。为了进一步研究中高层水汽的影响， 本文对中高层（700~300 hPa）水汽通量进行积分。
印度大部分地区的年降水集中在每年的6 -9月， 其雨季降水量可用来指示印度夏季风的强度（Mooley and Parthasarathy， 1984）。本文使用GPCC降水数据对1979 -2019年印度每年6 -9月的降水量进行面积加权平均后进行标准化作为印度夏季风强度， 分析其与青藏高原西南部降水的关系。
已有高湖面研究大多针对单个湖泊进行， 缺乏高湖面（湖泊面积）的区域空间特征。Hudson and Quade（2013）根据最高一级古湖岸线， 恢复了青藏高原130个湖泊的古大湖范围， 并根据已有古湖岸线测年结果， 提出古大湖均形成于降水较高的早中全新世。为了直观表示青藏高原中全新世湖泊面积的空间分布特征， 并对不同流域面积的湖泊进行标准化， 本研究选取Hudson and Quade（2013）重建的31个非冰川补给湖的古大湖（表1）， 利用湖泊水文指数（HI， 湖泊面积/流域陆地面积， Mifflin and Wheat， 1979）表征中全新世（古湖HI）和现代（现代湖泊HI）的湖泊面积大小， 以及中全新世相对于现代的扩张幅度（指古湖HI/现代湖泊HI）。对于达到水量平衡主要由降水补给的湖泊， HI的计算公式为：
式中： P为流域总降水量； Elake和Eland分别为湖面蒸发量和陆地蒸散（Mifflin and Wheat， 1979）。因此， 湖泊HI主要由降水和温度决定， 可以客观的反映区域水热条件（Ibarra et al， 2014； Shi et al， 2017）。
表1 非冰川补给湖泊信息Table 1 |
| 非冰川补给湖 | 纬度/（°N） | 经度/（°E） | 湖面海拔/m | 最高古湖岸线海拔/m | 中全新世HI | 现代HI | 中全新世/现代HI |
|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 恰贡错 | 34.43 | 82.34 | 5095 | 5120 | 10.30 | 3.64 | 2.83 |
| 巴仟错 | 31.93 | 82.78 | 4964 | 5020 | 11.68 | 1.95 | 5.98 |
| 长条错 | 33.98 | 82.95 | 4947 | 5000 | 8.18 | 3.03 | 2.70 |
| 喀湖错 | 33.39 | 82.97 | 4772 | 4789 | 4.22 | 1.10 | 3.82 |
| 小泉湖 | 34.08 | 83.68 | 4871 | 4891 | 4.70 | 2.32 | 2.02 |
| 拉布错 | 32.95 | 83.81 | 4547 | 4572 | 8.48 | 1.21 | 6.99 |
| 查波错 | 33.33 | 84.12 | 4513 | 4553 | 4.61 | 0.96 | 4.79 |
| 心湖 | 34.39 | 84.25 | 4813 | 4830 | 5.43 | 1.92 | 2.83 |
| 热那错 | 32.73 | 84.26 | 4594 | 4626 | 10.67 | 3.81 | 2.80 |
| 多玛错 | 32.97 | 84.46 | 4675 | 4695 | 8.31 | 2.49 | 3.33 |
| 图中湖 | 34.53 | 84.7 | 5058 | 5065 | 3.36 | 1.90 | 1.77 |
| 园湖 | 33.95 | 85.33 | 4813 | 4821 | 2.33 | 1.42 | 1.63 |
| 南扎错 | 32.67 | 85.45 | 4869 | 4890 | 6.15 | 1.63 | 3.78 |
| 甲多错 | 34.04 | 85.61 | 4880 | 4892 | 5.56 | 4.09 | 1.36 |
| 加青错 | 32.45 | 85.77 | 4595 | 4628 | 6.36 | 2.41 | 2.64 |
| 日干配错 | 32.58 | 86.24 | 4672 | 4712 | 7.60 | 3.12 | 2.43 |
| 木松错 | 33.21 | 86.43 | 4915 | 4925 | 2.29 | 1.06 | 2.15 |
| 得雨湖 | 35.69 | 87.26 | 4852 | 4854 | 4.11 | 3.43 | 1.20 |
| 向阳湖 | 34 | 87.55 | 5011 | 5020 | 3.88 | 1.33 | 2.91 |
| 纳克茶卡 | 34.33 | 87.7 | 4894 | 4898 | 3.45 | 2.19 | 1.57 |
| 肖茶卡 | 33.06 | 87.78 | 4800 | 4806 | 3.72 | 1.63 | 2.27 |
| 浩波湖 | 34.41 | 88.03 | 4830 | 4831 | 4.98 | 3.63 | 1.37 |
| 朋彦湖 | 32.92 | 88.26 | 4727 | 4739 | 6.61 | 3.39 | 1.95 |
| 龙尾错 | 33.87 | 88.31 | 4946 | 4949 | 6.03 | 4.70 | 1.28 |
| 半岛湖 | 34.16 | 88.44 | 4917 | 4920 | 4.81 | 3.07 | 1.57 |
| 果根错 | 32.4 | 89.19 | 4667 | 4680 | 4.50 | 1.82 | 2.47 |
| 昂达尔错 | 32.71 | 89.58 | 4839 | 4848 | 6.34 | 3.24 | 1.96 |
| 雅根查错 | 33.01 | 89.79 | 4872 | 4876 | 5.00 | 3.98 | 1.26 |
| 其香错 | 32.45 | 89.98 | 4614 | 4626 | 8.41 | 6.37 | 1.32 |
| 东卡错 | 31.77 | 90.41 | 4620 | 4635 | 9.24 | 3.96 | 2.33 |
| 兹格塘错 | 32.08 | 90.86 | 4568 | 4588 | 9.73 | 6.40 | 1.52 |
4 结果与讨论
4.1 模式揭示的高原西南部中全新世异常高降水事实
三种降水产品显示， 青藏高原主体现代年降水量在100~1000 mm， 从东南向西北逐渐减少， 除了喜马拉雅山区外， 西部的阿里地区降水最少［图2、 3（a）］。模式结果显示， 青藏高原中全新世降水量较现代普遍更高， 空间格局上， 高原西南部和东南部降水高， 中部和北部降水较少［图3（b）］。中全新世和现代降水的空间差异［图3（c）］显示， 中全新世时段青藏高原西部干旱的阿里地区和降水较多的东南部边缘地区有更高的降水量， 尤其是西南部边缘区出现了异常高降水中心， 年降水量较现代增加超过了300 mm， 大部分地区是现代降水2倍以上（图略）。以上结果表明， 相比于现代， 中全新世青藏高原西南部存在异常高降水。31个非冰川补给湖的HI指数结果表明， 现代湖泊面积也呈现出与降水量类似的空间格局， 自东南向西北减小［图3（a）］， 但中全新世高原西部和东南部均有较大的湖泊面积［图3（b）］， 与中全新世西南部和东南部的较高的降水量具有很好的对应关系。古湖与现代湖泊的HI指数比值结果显示， 中全新世湖泊相对现代湖泊的扩张幅度在西南部最大， 与西南部的异常高降水相对应［图3（c）］。以上结果表明， 湖泊面积空间分布特征很好地支持了模式给出的青藏高原西南部异常高降水现象。此外， 这一高降水现象也得到了高原西南部湖泊岩芯多种古气候代用指标的支持（Hou et al， 2017； Zhang et al， 2021； 马庆峰等， 2014）。
为分析影响西南部降水增加的原因， 根据青藏高原的月平均降水结果［图1（c）］， 将6 -9月定义为雨季， 11月至次年2月定义为旱季。结果表明， 与现代相比， 中全新世青藏高原中部及北部地区旱季降水增加［图3（d）］； 在雨季， 青藏高原西部的阿里地区降水显著增加， 尤其是西南部增加最为显著， 存在一个大于300 mm的降水异常中心， 现代降水较多的东南部也出现高降水［图3（e）］， 这应当是印度季风响应太阳辐射的变化， 早中全新世印度夏季风强盛（Chen et al， 2014）， 主导着青藏高原西南部和东南部降水的增加（Chen et al， 2020）。由于轨道参数的变化， 北半球夏季中纬度地区自早全新世以来接收到的太阳辐射持续下降， 中全新世接收到更多的太阳辐射， 导致印度季风较现代显著增强（Dykoski et al， 2005）。
4.2 高原西南部降水变化机制和影响因素讨论
亚洲夏季风和中纬度西风带是影响青藏高原降水水汽来源和降水变化的两大环流系统（Feng and Zhou， 2012； Webster et al， 1998； Yao et al， 2012； 许建伟等， 2020）。青藏高原和南亚地区在6 -9月都有着强烈的对流活动（康潆文和巩远发， 2021）， 通过印度6 -9月降水量与青藏高原西南部雨季降水的空间相关结果可以发现， 青藏高原西南部雨季降水与印度夏季风指数显著正相关， 在印度夏季风较强， 即印度雨季降水较多时， 高原西南部降水也出现了同步地增多［图4（a）］。下面分别从水汽输送和动力条件来分析印度和青藏高原西南部降水的同步变化现象。
图4 现代（1979 -2019年）气候条件下影响青藏高原西南部雨季（6 -9月）降水变化的水汽条件（a）印度夏季风强度与雨季降水的相关系数， 黑色圆点表示相关系数通过90%显著性检验； （b）雨季气候态700 hPa位势高度（彩色区， 单位： gpm）与整层水汽通量（1000~300 hPa， 矢量， 单位： ×100 kg·m-1·s-1）空间分布； （c）雨季气候态印度次大陆上空低压中心区域的700 hPa位势高度（18°N -28°N， 65°E -5°E）与印度夏季风强度的时间序列， 其相关关系通过99%显著性检验； （d）青藏高原西南部雨季降水与700 hPa位势高度的相关系数（彩色区）及西南部雨季降水与高层（700~300 hPa）水汽通量的相关系数（矢量）， 绿色圆点和灰色箭头代表其结果通过90%显著性检验。图中绿色三角框为本文所指的青藏高原西南部 |
700 hPa气候态位势高度和整层水汽通量（1000~300 hPa）结果显示， 雨季印度次大陆低空存在一个低压中心， 夏季风环流能够将来自孟加拉湾的水汽沿着这个低压中心外侧（喜马拉雅山脉南侧）的恒河河谷由东向西输送至印度西北部［图4（b）］， 在高原西部形成了一个高水汽中心（杨伟愚等， 1992）。为此， 我们计算了低压中心区域（18°N -28°N， 65°E -85°E）的700 hPa位势高度， 发现其与印度6 -9月降水量呈现显著负相关， 说明在印度夏季风增强的时候， 印度次大陆上空的低压也会增强， 导致往高原西南部输送的水汽加强［图4（c）］。夏季的季风低压是印度季风系统中重要的天气系统， 其起源于孟加拉湾并向西或西北方向传播， 为印度次大陆带来了大量的降水（Krishnamurthy and Ajayamohan， 2010）。前人的研究发现， 喜马拉雅山脉中东部对印度夏季风水汽具有屏障作用， 使得湿润的季风水汽在爬升翻越喜马拉雅山脉中东部进入青藏高原的过程中被大量消耗， 导致山脉南北降水量差异巨大（高登义， 2007； Wang et al， 2019）。然而， 高原西南部存在除气流爬升以外的其他水汽输送方式。最近的研究发现， 季风低压在输送水汽跨越喜马拉雅山脉中扮演着重要作用（Dong et al， 2016， 2017）： 在夏季季风低压的作用下， 印度次大陆中部对流层低层的水汽在深对流系统的作用下被抬升到对流层中层， 在对流层中层西南气流作用下通过喜马拉雅山脉上空输送至青藏高原西南部， 被简称为抬升翻越（Up and Over）机制。为此， 本文进一步分析了降水与位势高度和高层水汽通量（700~300 hPa）的相关关系， 其结果表明高原西南部雨季降水增多时， 印度次大陆上空存在低压异常， 使得从孟加拉湾向青藏高原西南部输送的水汽增强［图4（d）］。相对于现代， 中全新世在青藏高原西南边缘区出现异常高降水中心［图3（e）］， 说明与现代相比中全新世时印度夏季风应当向高原西南部输送了更多的水汽。相对于现代， 中全新世西风较弱， 印度季风更强， 夏季风影响范围也更大（Chen et al， 2019）， 表明印度次大陆上空的低压可能更强， 从印度洋输送到高原西南部水汽可能更为充足。
除了水汽条件外， 抬升运动对青藏高原西南部降水增加也至关重要， 因此本文进一步对青藏高原西南部降水增加的动力条件进行分析。在夏季， 南亚高压强大而稳定地存在于亚洲南部高空200~100 hPa（陶诗言和朱福康， 1964）。它是亚洲夏季风的重要组成部分， 其位置和强度对亚洲降水变化具有重要影响（Krishnamurti and Bhalme1， 1976）。本文选取青藏高原西南部雨季降水最高值5年和降水最低值5年， 使用100 hPa位势高度上16720 gpm等值线作为南亚高压的特征线（Huang et al， 2011）， 进而对比降水高值年和低值年南亚高压的位置及强度。从100 hPa位势高度图上［图5（a）］可以看到， 南亚高压主体位于青藏高原南部和印度大陆北部上空， 这一区域处于强烈的上升气流控制下［图5（b）］， 高原西南部降水增多时， 南亚高压增强并向西北移动［图5（a）］。进一步对75°E -85°E经向垂直速度与降水的相关分析结果表明， 青藏高原西南部降水增加时印度大陆的上升运动增强， 深对流增加， 高原西南部上空的上升运动也显著增强［图5（c）］， 符合前人提出的“抬升翻越”假说（Dong et al， 2016）。由于青藏高原西南部降水与印度季风强度呈显著正相关［图4（a）］， 而当印度夏季风偏强、 降水偏多时会导致印度北部地区凝结潜热释放增加， 并在其西北和东北侧的对流层高层分别激发出异常反气旋和气旋（Wei et al， 2015）， 诱发出的异常反气旋可以增强青藏高原西南部上空的南亚高压， 使得高空的辐散增强， 从而导致该地区上升运动加强， 为降水增多提供必要的动力条件。相较于现代， 中全新世季风增强在印度季风区带来更多的降水， 从而进一步增加潜热释放量， 导致南亚高压增强， 青藏高原西南部上升运动更为强烈， 为降水增多提供必要的动力条件。
5 结论与展望
基于既具有现代降水也具有中全新世降水的WorldClim高空间分辨率数据集， 本文讨论了青藏高原中全新世降水的空间分布， 结果发现：
现代干旱的青藏高原西部阿里地区， 尤其是其西南部区域在中全新世出现了异常高降水中心， 其降水比现代高出300 mm， 大部分地区增幅达到2倍。这一区域中全新世出现高湖面， 古湖面积显著大于现代湖泊， 支持中全新世这一区域存在高降水的结果。
在现代气候条件下， 研究区降水主要分布于夏季， 属于印度夏季风影响区， 其降水与印度夏季风强度显著正相关。印度夏季风期间， 印度大陆西北部出现低压中心， 季风水汽从低压中心北部沿恒河河谷和喜马拉雅山脉南部由东向西输送水汽； 当印度次大陆上低对流层的低压增强时， 深对流的发生更为频繁， 沿恒河河谷向西输送水汽增多， 通过“抬升翻越”机制促使到达青藏高原西南部输送的水汽增强； 与此同时， 印度夏季风增强时， 印度大陆北部降水增多， 凝结潜热释放增加， 会进一步增强南亚高压， 提供动力条件， 导致上升运动增强， 增强青藏高原西南部的夏季风降水。
中全新世印度夏季风较强， 印度次大陆低空的低压可能更强， 季风北推使其影响范围扩大， 随季风气流到达高原西南部水汽更多； 同时季风增强在印度季风区带来更多的降水， 从而进一步增加潜热释放量， 影响南亚高压的强度和位置， 增强青藏高原西南部上空的上升运动， 导致中全新世青藏高原西南部出现高降水。
需要指出的是， 本文主要讨论了印度季风增强会导致中全新世青藏高原西部， 尤其是西南部出现异常的高降水中心， 并从现代研究区降水变化与印度夏季风水汽输送和降水动力条件探讨了其影响机制。然而， 导致青藏高原西南部降水增强除了印度季风环流因素外， 今后还应当加强西风环流提供动力条件研究， 也需要考虑除了印度季风输送的外源水汽外， 局部的地表蒸发与降水的耦合也可能对降水变化可能带来很大的影响（An et al， 2017； Curio et al， 2015； Zhang et al， 2017）。此外， 在条件成熟时， 今后需要利用模式对此区域降水变化机制进行进一步模拟验证。