1 引言
青藏高原（下称高原）以其独特的大地形和强烈的非绝热加热显著影响着亚洲季风系统和北半球大气环流。同时， 高原作为长江、 黄河、 印度河、 恒河等亚洲主要河流的发源地和全球能量水分循环的关键区， 又被誉为“亚洲水塔”（Xu et al， 2008； Immerzeel et al， 2010； Yao et al， 2012； Curio and Scherer， 2016）。由于气候变化对水资源、 地表环境和生态系统变化将产生一系列影响， 因此， 在高原持续增暖的背景下， 地表环境和生态系统变化对气候变化的响应与反馈过程， 一直以来备受科学界的关注（马耀明等， 2014； 丁一汇， 2018； 朴世龙等， 2019）。近几十年来， 高原气候系统的显著变化主要表现为表面增暖、 降水的多尺度变化和表面风速的年代际变化。上述过程不仅改变了高原热状况， 同时还引发了冰川快速融化、 湖泊扩张、 多年冻土面积缩减、 季节性冻土冻融时长缩短的环境变化（Jin et al， 2009； Sun et al， 2020； Zhang et al， 2020； Luo et al， 2020； Wang et al， 2020）。为研究过去50年来高原地球系统变化过程与机制及其对人类社会的影响， 优化高原生态安全屏障体系， 提出亚洲水塔与生态安全屏障保护、 第三极国家公园群建设和绿色发展途径的科学方案， 第二次青藏高原综合科学考察研究于2017年开展。此次青藏科考将在第一次青藏科考的基础上， 突出以变化为主题的考察研究， 摸清高原气候的变化规律， 评估与预测未来变化趋势， 服务全球生态环境保护和人类命运共同体建设。因此， 本文回顾了高原近60年来的气候变化事实及其环境影响与物理机制的研究进展， 并基于中国气象局提供的地面气候资料逐日数据集和ERA-5再分析资料（Hersbach et al， 2020）， 探讨了近10余年来高原气候变化特征及原因。上述工作将为进一步深入分析高原气候变化的物理机制及与环境变化的相互作用提供参考。
2 近60年来青藏高原气候变化及其原因的研究综述
2.1 青藏高原地表温度和气温变化及其机制的研究综述
相较于北半球的增暖， 高原增暖发生时间较早， 而且增温速率也比北半球同纬度区域大（Liu et al， 2000）。自20世纪60年代以来， 高原地表气温呈现出持续增暖的趋势， 并在90年代末出现的“全球增暖停滞”期间， 仍以0.25 °C·（10a）-1 的速率增暖（蔡英等， 2003； Duan and Xiao， 2015； 徐丽娇等， 2019）。自70年代中期以来， 高原地表温度也呈现出显著的增暖趋势， 且1998 -2014年的年平均地表温度相较于1980 -1997年年平均地表温度上升了1.15 °C（李栋梁等， 2005； Su et al， 2017）， 由于这一时段高原地表温度增暖速率快于地表气温的增暖速率， 因此， 地气温差逐步放大（Liu et al， 2012）。
为探讨近60年来， 特别是近10余年来高原地表温度与气温变化特征， 本文基于中国气象局提供的地面气候资料逐日数据集和ERA-5再分析资料， 同时考虑到台站迁移建设， 参考Duan et al（2018）的方法， 选取自1961年以来青藏高原上的32个观测台站（主要分布在高原东部地区）为研究对象。计算了青藏高原地表温度与气温距平序列（图1 ）。从图1 中可以看出， 2005年后， 高原东部地区表面温度主要以年际变化为主。地表温度和表面气温的增长速率分别为0.18 °C·（10a）-1和0.27 °C·（10a）-1， 且均未通过99%的显著性检验， 这表明， 高原东部近10余年来表面增暖有所减缓。基于ERA-5再分析资料得到的2005 -2020年高原平均增暖速率的空间分布型（图2 ）来看， 高原中西部的地表温度增暖速率明显大于东部， 而表面气温呈现出一致增暖。对比地表温度与表面气温增速的空间分布可以看出， 高原东部地区表面气温增暖较明显， 而在中西部地区， 地表温度增暖较强烈。
图1 1961 -2017年青藏高原观测站点平均的年平均地表温度距平Fig 1 Tine series of anomalous annual mean site observational skin temperature， surface air temperature during 1961 -2017.Unit： °C |
图2 2005 -2020年年平均地表温度和地表气温线性趋势的空间分布［单位： K·（10a）-1］打点表示通过95%显著性检验， 紫色线为2000 m地形等高线 Fig.2 Spatial pattern of trend of annual mean skin temperature and surface air temperature during 2005 -2020.Unit： K·（10a）-1.Dots denote values exceeding the 95% confidence level.The purple terrain line is the 2000 m elevation contour |
受高原独特地形及复杂下垫面状态的影响， 表面增暖呈现出时空差异。从各个季节的增温幅度来看， 站点观测与再分析资料的结果均表明， 高原冬春季增温幅度较夏秋季大（马晓波和李栋梁， 2003； 李栋梁等， 2005； Su et al， 2017； Gao et al， 2019）。就增暖的区域差异而言， 海拔依赖型增暖是一个较为明显的特征（Ramanathan et al， 2007； Liu et al， 2009； Rangwala et al， 2009； Kang et al， 2019； Guo et al， 2021）。针对这一现象的物理机制解释主要从以下几个方面展开： （1）冰雪反照率反馈： 随着增暖加剧， 年平均雪深较厚的高海拔地区， 积雪量和雪深下降趋势更为剧烈， 从而使得地表反照率降低， 增暖更显著。（2）云-辐射反馈： 随着温室气体的增加， 低层大气增湿， 低云云量增加； 高云云量减少， 使得向下短波辐射的增加趋势在高海拔地区增强， 增暖更显著。（3）水汽反馈： 由于大气向下长波辐射对大气增湿的敏感性在比湿较低的高海拔区域更强， 使该区域气温增暖更加剧烈。（4）气溶胶影响： 黑碳和沙尘气溶胶通过大气环流传输到高原高海拔地区， 使得冰川、 积雪融化， 降低高海拔地区反照率， 进而使得高海拔地区增温剧烈（Ramanathan et al， 2007； Kang et al， 2019）。
与海拔依赖型增暖的空间模态不同， 高原夏秋季的表面增暖主要表现为青海升温强烈， 西藏呈微弱降温趋势的空间分布型（马晓波和李栋梁， 2003； 韦志刚等， 2003）。地表能量平衡方程的定量诊断结果证明了在夏秋两季， 年代际尺度的高原大气增湿变化（Zhou et al， 2019； Sun et al， 2020； Han et al， 2021； Gao et al， 2021）使得晴空向下长波辐射增强， 促进了高原的表面增暖（Su et al， 2017； Gao et al， 2019）。受观测台站分布、 研究时段以及数值模式对地形和陆面过程参数化精确程度的影响， 目前， 高原表面增暖的机理研究尚存争议与不足。例如， 卫星遥感数据分析和数值模拟结果表明， 在海拔5000 m以上的区域， 海拔依赖型增暖现象并不明显（Qin et al， 2009； Gao et al， 2018； 游庆龙等， 2021）； CMIP6多模式模拟的温度冷偏差及降水湿偏差（Li et al， 2021）； 年平均最高温度出现了显著增长（徐丽娇等， 2019）， 而极端暖事件发生频率的增长却不显著（Zhong et al， 2019）； 高原西部和海拔5000 m以上区域台站观测资料的缺乏， 使得基于观测数据分析上述现象机理的工作受到了制约。
2.2 青藏高原地表辐射变化与机制的研究综述
地表辐射通过调控地表能量平衡， 显著影响着地表温度及气温的变化， 成为全球气候变化中的一个重要指标（Yang et al， 2014）。随着高原暖湿化的进程， 高原地表辐射也出现了显著变化。主要体现在自20世纪80年代以来， 到达地表短波辐射的减少和晴空向下长波辐射的增加（Tang et al， 2011； Yang et al， 2012， 2014； Su et al， 2017； Gao et al， 2019）。就到达地表短波辐射减少的物理机制而言， 高原的快速增暖和增湿过程， 加强了高原上的对流有效位能， 深对流云增加， 从而减弱了到达高原地表的短波辐射（Yang et al， 2012， 2014）。在年代际环流异常的调控下， 夏季高原大气水含量增加（Zhou et al， 2019； Sun et al， 2020； Gao et al， 2021； Han et al， 2021）， 使得晴空向下长波辐射增强， 成为高原夏季表面增暖的主要原因 （Gao et al， 2021）。需要说明的是， 由于高原增暖主要受控于冰雪反照率反馈和晴空向下长波辐射变化的影响， 因此， 虽然到达高原地表短波辐射出现了减少， 但并未影响到高原的持续增暖。此外， 气溶胶在中纬度西风和季风的输送下， 在高原聚集。增加的气溶胶浓度及光学厚度通过反照率反馈， 减小地表向上短波辐射， 进而促进了高原表面增暖， 并调控高原及其周边区域气候（Jiang et al， 2017； Yuan et al， 2020）。在今后的研究中， 综合考虑云量和云的类型、 气溶胶浓度、 水汽含量以及地表类型变化能够进一步深入认识高原地表辐射的变化过程及机制。
2.3 青藏高原降水变化与机制的研究综述
高原降水季节变化主要受西风急流经向移动、 南亚夏季风和高原夏季风季节推进的影响。在冬半年， 中纬度西风环流和来自孟加拉湾的西南气流在地形强迫作用下， 分别在高原西部和东南部产生了降水大值中心（Liu et al， 2020； Ouyang et al， 2020）。其中， 高原东南部夏季风前的降水量约占该地区全年降水量的30%（Ouyang et al， 2020）。随着高原夏季风的建立， 降水从高原东南部逐步向高原西部推进（汤懋苍等， 1979； Xun et al， 2012）。
年际尺度上， 冬季ENSO暖位相在西北印度洋上空强迫出反气旋式环流异常， 增强了向高原西部地区的水汽输送， 同时， 中纬度西风环流异常信号的传播在高原西部形成异常低压。上述两个过程均使高原西部降水增强（Liu et al， 2020）。此外， 高原南（北）侧急流强（弱）异常的偶极型模态与高原上的异常冷低压相对应， 同时， 南侧急流附近的次级环流增强了上升运动和孟加拉湾向高原中东部的水汽输送， 使该地区降水增强（Bao and You， 2019）。El Niño发展年夏季， 印缅季风槽的异常加深抑制了向高原西南部的水汽输送， 使得高原西南部降水减弱（Hu et al， 2021）。
年代际尺度上， 高原夏季平均降水距平在20世纪90年代中期出现了由负位相向正位相的年代际转折。上述增湿变化主要是由北大西洋海温异常所激发的大气定常波以及“丝绸之路遥相关”波列传播到高原上空， 产生反气旋环流异常， 削弱了高原中东部向外的水汽输送， 加强了南亚季风区向高原内部的水汽输送， 增强高原中东部降水造成的（Zhou et al， 2019； Sun et al， 2020； Han et al， 2021）。对年平均降水的年代际变化而言， 1961 -2010年的高原年平均降水在1965年、 1977年和1995年出现了三次年代际尺度的突变并以此划分为四个阶段： 1961 -1964年， 以平均速率为 13.35 mm·a-1的迅速增加阶段； 1965 -1976 年， 以平均速率为 1.937 mm·a-1的缓慢增加阶段； 1977 -1994年， 以平均速率为-1.31 mm·a-1的微弱减缓阶段； 1995 -2010年， 以平均速率为0.572 mm·a-1的微弱上升阶段（徐丽娇等， 2019）。
高原的持续增暖加速了水循环过程， 从而显著影响“亚洲水塔”的水资源补给。目前， 有工作基于高原内部水循环和大尺度水汽输送异常两个物理过程来探究高原降水的长期变化趋势及其成因。从年平均降水增长趋势的空间分布来看， 除青海和高原东部外， 其余地区降水呈增加趋势， 尤以高原南部增加幅度最大， 约为10.2%（马晓波和胡泽勇， 2005）。夏季， 高原西部持续性的增暖以及冰川消融导致的湖泊扩展促进了局地蒸发， 加速了水循环以及印度洋向高原东南部的水汽输送持续性减弱， 使得高原西部降水增长和东部降水减弱， 同时， 高原西部降水的增长进一步增强了潜热释放， 促进了向高原西部的水汽输送， 形成正反馈（He et al， 2021）。此外， 自20世纪70年代末期以来， 南亚夏季风爆发偏早， 加强了由孟加拉湾向高原的水汽输送及初夏降水（Zhang et al， 2017； 许建伟等， 2020）。
2.4 青藏高原表面风速变化及其机制的研究综述
青藏高原表面风速的变化主要体现在年代际尺度上。其中， 20世纪70年代至21世纪00年代， 中高纬度地区持续增暖减弱了高原与该地区的经向热力梯度， 根据热成风适应理论， 高空风场减弱， 通过动量下传， 高原表面风速持续下降（Duan and Wu， 2009； Lin et al， 2013； Yang et al， 2014）。自2002年以来， 高原表面风速距平出现了增长趋势。有研究指出， 这种增长趋势可能受东亚地区环流异常影响（Yang et al， 2014）。此外， 高原表面风速变化还具有如下两个特征： 随着海拔升高， 风速变化增强， 这表明风速变化主要是由高空风场变化信号下传到边界层内造成的； 在日循环和季节循环尺度上， 风速的年代际变化特征并未体现出来， 说明高原风速变化受控于大尺度环流异常的调控（Lin et al， 2013； Yang et al， 2014）。
基于站点资料计算的1961年以来高原东部的表面风速距平变化结果（图3 ）与前期相关工作的结论基本一致（Lin et al， 2013； Yang et al， 2014 ）。具体表现为， 20世纪60~70年代中期， 地表风速距平持续增强， 20世纪70年代中期到2002年， 持续降低。但自2002年以来， 地表风速距平出现了显著增强的趋势， 具体数值为0.12 m·s-1·（10a）-1， 且通过了99%的显著性检验。考虑到北大西洋海温异常多年代际振荡（AMO）对高原气候具有显著影响（Sun et al， 2020； Zhang et al， 2020）， 因此， 我们探讨了AMO与高原表面风速变化的关系， 结果表明， AMO指数（https： //psl.noaa.gov/data/timeseries/AMO/， Enfield et al， 2001）与高原表面风速变化呈显著的负相关关系， 相关系数为-0.74。这为进一步研究AMO影响高原风速年代际变化的物理机制提供了依据。
为分析2002 -2020年高原表面风速增强趋势的具体原因， 基于ERA-5再分析资料， 计算了高空250 hPa 和500 hPa等压面上的位势高度纬向偏差场与风场趋势（图4 和图5 ）。结果显示， 高空250 hPa的环流异常主要表现为由北大西洋传向青藏高原的大气波列， 并在高原上形成低压异常， 出现西南风增强， 同时， 在500 hPa等压面上， 高原也呈现出低压加强和西南风增长的趋势， 因此， 上述环流趋势呈现出相当正压结构， 并通过动量下传， 增强了高原表面风速。
图 4 2002 -2020年250 hPa等压面上的年平均位势高度纬向偏差［填色， 单位： gpm·（10a）-1， 打点表示通过95%显著性检验］与风场（箭头， 单位： m·s-1·（10a）-1， 红色箭头表示通过95%显著性检验）的线性趋势紫色线为2000 m地形等高线 Fig.4 Spatial pattern of 250 hPa trend of annual mean eddy geopotential height ［shading， unit： gpm·（10a）-1， dots denote values exceeding the 95% confidence level］ and winds ［vector， unit： m·s-1·（10a）-1， red vectors denote values exceeding the 95% confidence level］ from 2002 to 2020.The purple terrain line is the 2000 m elevation contour |
图5 2002 -2020年， 500 hPa等压面上的年平均位势高度纬向偏差［填色， 单位： gpm·（10a）-1， 打点表示通过95%显著性检验］与风场［箭头， 单位： m·s-1·（10a）-1， 红色箭头表示通过95%显著性检验］的线性趋势紫色线为2000 m地形等高线 Fig.5 Spatial pattern of 500 hPa trend of annual mean eddy geopotential height ［shading， unit： gpm·（10a）-1， dots denote values exceeding the 95% confidence level］ and winds ［vector， unit： m/s·（10a）-1， red vectors denote values exceeding the 95% confidence level］ during 2002-2020.The purple terrain line is the 2000 m elevation contour |
3 青藏高原环境变化的研究综述
从地球系统科学的观点出发， 作为气候和生态环境变化的敏感区域， 高原气候变化引发了湖泊、 湿地、 冻土和植被的变化。高原气候系统多圈层相互作用集成研究的开展， 为进一步深入解释高原气候与环境变化相互作用的机制， 提出高原环境适应气候变化和生态文明建设的应对措施， 具有重要的现实意义。因此， 本节将对高原气候变化对冰川、 积雪、 湖泊、 湿地、 冻土和植被变化影响的研究进行回顾， 以期为高原气候与环境变化研究提供一定的参考。
3.1 青藏高原冰川、 积雪变化的研究综述
在高原持续增暖的背景下， 高原上的大多数冰川出现了显著的退缩（Yao et al， 2012， 2019）。同时， 持续增暖改变了冰川的热力结构， 由最初的冷性冰川转变为多温结构甚至温性冰川， 造成冰崩和冰湖溃决灾害发生（邬光剑等， 2019）。另一方面， 高原冰川表面黑碳气溶胶的沉降与聚集， 通过增强吸收到达地表的短波辐射和降低地表反照率两种途径， 引起冰川表面的快速增暖， 加速冰川融化， 研究结果表明， 来自南亚的黑碳在高原冰川的沉降加速了冰川的融化（Xu et al， 2009）。目前， 通过观测分析和数值模拟相结合的方法， 研究高原黑碳气溶胶的来源、 传输及其气候效应将有助于进一步加深对高原气候与环境变化和多圈层相互作用科学问题的理解与认识（Kang et al， 2019， 2020）。高原冰川变化受气候变化的时空差异影响， 也存在着区域差异。自20世纪90年代以来， 东帕米尔-喀喇昆仑-西昆仑地区冰川趋向稳定甚至部分冰川前进， 而青藏高原东南地区冰川加速退缩（姚檀栋等， 2019）， 这一现象主要是由高原西部地区降水特别是降雪显著增加， 而高原南部地区降水出现减少趋势造成的（Yang et al， 2014； Zhang et al， 2019）。高原积雪通过反照率和水文效应造成陆面水热异常， 从而影响高原及周边区域的气候（段安民等， 2018）。受高原增暖的海拔依赖性及冬季增暖幅度较大的影响， 近30年来， 高原冬季积雪减幅最明显， 高海拔地区积雪减少速率大于低海拔地区， 且高寒内陆中东部和喜马拉雅山脉南麓等高频积雪区积雪减少更为显著（除多等， 2015； Huang et al， 2017）。同时， 附着在高原积雪表面的黑碳通过降低积雪表面反照率和增强吸收到达地表的短波辐射， 也成为了高原积雪减弱的一个重要原因（Ming et al， 2009）。
3.2 青藏高原湖泊、 湿地变化的研究综述
高原湖泊面积、 深度和水储量自1976年到20世纪90年代中期表现为较弱的下降趋势， 随后持续增加， 且在短期内， 仍会持续增加。高原湖泊储水量增加主要由正异常位相的北大西洋海温异常多年代际振荡（AMO）所引发的大气定常波增强了高原降水所导致的（Sun et al， 2020； Zhang et al， 2020）， 冰川退缩和冻土融化虽对高原湖泊储水量变化亦有贡献， 但这种贡献小于降水增加引起的贡献。1997/1998年和2015/2016年出现的湖泊水位和面积变化拐点则是由两次强El Niño事件导致的（Lei et al， 2019）。从空间上看， 湖泊温度较低， 冻结时长较长的高原北部湖泊快速扩张， 而高原南部的湖泊却呈现出持续收缩的趋势（Zhang et al， 2020）。高原湿地总面积在1975 -2000年持续减少， 2000年后有所回升。值得注意的是， 不同区域的湿地变化对气候变化的响应存在明显差异。在年降水量较少的柴达木流域、 祁连山区及黄河流域， 湿地变化对降水变化的响应较敏感； 在青藏高原低温地区且增温幅度较大的情况下， 以冰川融水作为补给的湿地对气温变化的响应较为敏感（邢宇， 2015）。
3.3 青藏高原冻土、 植被变化的研究综述
1960年代以来的高原表面增暖， 导致了高原冻土的退化， 主要表现为多年冻土区面积的缩减、 最大冻结深度和冻融时长的减少， 其中， 自2000年以来， 最大冻结深度和冻融时长快速下降（Jin et al， 2009； Luo et al， 2020； Wang et al， 2020）。导致高原冻土变化的主要因素有气温、 降水以及冻土区的海拔。研究结果表明， 高原表面的增暖增湿是导致最大冻结深度和冻融时间减小的主要原因（Luo et al， 2020）， 同时， 高海拔地区（4500 m以上）站点的最大冻土深度减小幅度明显快于其余站点（Wang et al， 2020）。高原冻土变化与气候变化也存在着反馈， 例如， 高原土壤冻结时期的长短影响着冻融过程的水分存储效应， 引起春季土壤湿度和地表非绝热加热异常， 从而影响东亚夏季风的强弱以及中国夏季降水分布（Yang and Wang， 2019）。另外， 冻土退化还可以通过增加活动层厚度使地下水储量上升来影响径流， 在黄河源区吉迈水文站上游以多年冻土为主的地区， 冻土退化的影响可以解释黄河流量下降的 71% （Wang et al， 2018）。高原表面变暖会导致植被返青期总体提前、 树线位置上升、 高寒草原植物物种丰富度和多样性下降（祁如英等， 2006； 李红梅等， 2010； Chen et al， 2015； Piao et al， 2019； 朴世龙等， 2019）。需要说明的是， 高原树线位置的上升幅度还会受到降水变化的影响（朴世龙等， 2019）。同时， 季风系统的季节和季节内变化对植被返青期和生长状况也有显著影响。例如， 南亚季风中断时期， 冠层吸收太阳辐射明显增加， 有利于光合作用， 且辐射增强的促进效应超过了土壤和大气中水分亏缺的抑制效应， 促进植被生长（Ren et al， 2021）； 在高原干旱半干旱区， 雨季始期显著影响植被返青期的时空变化（Li et al， 2020）； 冬季白天变暖和夏季风的转变增加了高原高寒草原生态系统的植被覆盖率（Felix et al， 2021）。此外， 高原植被变化与气候变化间存在着反馈过程， Zuo et al（2011）的研究认为， 高原植被生长使得蒸腾作用增强， 降低了高原感热， 促使南亚高压减弱西移， 西太平洋副热带高压减弱东移， 导致我国东部夏季降水变化呈现“华南增加-长江黄河中间区域减少”的空间分布。
4 结论与展望
高原表面增暖相较于北半球表面增暖起始时间早、 增暖幅度大。近10余年来， 高原东部表面温度主要以年际变化为主， 同时， 增暖趋势的空间分布表明， 高原中西部的地表温度增暖强于高原东部， 而表面气温趋势表现为高原全区一致型增暖。受冰雪反照率反馈、 云-辐射反馈和水汽反馈等因素的影响， 海拔依赖型增暖是高原表面增暖的一个主要特征。此外， 夏秋两季高原增暖主要是水汽增加使向下长波辐射增强所致。受高原持续快速增暖和年际与年代际尺度的海温与大气环流异常影响， 降水在高原不同区域呈现出多尺度变化。高原与中纬度地区增暖的经向差异通过热力适应过程改变风场及大尺度环流异常信号的动量下传使得高原表面风速在年代际尺度上的变化较为显著。2002 -2020年， 高原表面风速出现了增强趋势， 这是由于北大西洋传向高原的大气波列， 在高原上空出现西南风增强， 通过动量下传导致的。高原地表环境变化主要体现为湖泊扩张、 多年冻土退化、 冻融时长缩短、 植被返青期总体提前。年代际尺度上的高原东部降水减弱和西部降水增强的偶极型空间分布使得自20世纪90年代以来， 高原西部冰川趋于稳定甚至部分恢复， 而东南部地区冰川持续退缩。同时， 夏季风的中断期和季节推进异常对植被返青期、 生长、 覆盖度变化有很好的指示意义。由于高原地表环境与气候变化间存在着反馈过程， 因此， 在今后关于高原热状况及其影响的研究过程中， 应进一步细化上述反馈过程， 以期改进气候模式模拟性能， 提升气候预测水平。
尽管目前关于高原气候变化的研究取得了很大进展， 但受限于资料的完善程度以及模式的模拟偏差等原因， 仍有以下几个方面需要进一步深入研究：
（1） 高原表面增暖和表面风速的变化均具有海拔依赖性特征。但这种特征在不同的时间和区域上存在着很大的差异， 例如， 不同区域的积雪、 土地利用和植被变化的差异以及高原西部站点观测数据的匮乏， 均使得海拔依赖型增暖的空间模态分析和物理机制解释尚存争议。此外， 不同季节高原风速变化及其海拔依赖性特征的诊断分析和数值模拟研究也需从大尺度环流及高原热力强迫的反馈过程这两个方面进一步开展。
（2） 目前， CMIP6多模式集合平均结果表明， 高原表面气温和降水模拟的冷偏差与湿偏差依然存在， 对短期气候预测以及气候预估准确性的提升造成了瓶颈。因此， 基于站点观测分析和卫星遥感反演， 完善高原陆气相互作用与大气湿对流过程参数化方案， 提升气候模式模拟性能的工作仍是高原气候变化研究的重要内容。
（3） 随着第二次青藏高原综合科学考察研究的开展， 高原西部和高海拔地区观测站点资料逐渐丰富起来， 但仍不能完全满足高原区域气候变化研究。因此， 基于区域气候模式， 利用逐步完善的资料， 开展高分辨率的气候模拟及资料同化， 深化高原区域气候变化及多圈层相互作用的研究亟待进一步完善。