青藏高原从造山带到统一高原隆升经历了多个阶段（图1~3）：6500~4000 万年前，由于新特提斯洋的俯冲、印度大陆和欧亚大陆的碰撞-俯冲，导致拉萨岩石圈地幔和亚洲岩石圈地幔的相对俯冲，冈底斯造山带和中央分水岭造山带相继抬升到超过4500 m的高海拔，两条造山带之间的中央谷地海拔低于1700 m。4000~2500万年前，由于俯冲的拉萨岩石圈地幔发生拆沉、软流圈物质上涌及上部地壳缩短等深部动力过程的驱动，藏东和中央谷地发生隆升。其中，藏东在晚始新世隆升到和现今相似的高度，而中央谷地的隆升具有东西向差异，东部的隆升与藏东同期，中部和西部直到晚渐新世才隆升到接近现今海拔，形成初始的统一高原。到2500~1500 万年前，印度大陆岩石圈的下冲和断离导致早期俯冲岩石圈折返，高喜马拉雅榴辉岩的出露，并且进一步导致喜马拉雅造山带从~2300 m的中等海拔快速隆升到超过5000 m的高海拔。到中-晚中新世，藏北可可西里和柴达木地区隆升到高海拔, 标志着现代高原地貌的形成。

图1 青藏高原隆升与东亚气候格局的转变示意图

 图2 青藏高原从造山带转变为统一高原的隆升历史 

图3 青藏高原多圈层(岩石圈-大气圈和生物圈)链式响应过程模式图

该综述结合青藏高原隆升过程和东亚气候演变的地质、古气候与模拟证据，系统阐释了高原差异隆升过程与东亚地区从干旱沙漠转变为“鱼米之乡”的机理连通性（图3）。约6500~4000 万年前，青藏高原上仅有冈底斯山与中央分水岭山隆升至4500 m以上，而两山间的中央谷地海拔仅1700 m左右，形成“两山夹一盆”地貌，狭窄的山脉不足以抵挡行星风系大气环流，此时从高原中部到长江中下游均为副热带高压控制的低地沙漠（图4）。4500~3000万年前，藏东地区抬升到3000 m以上，高原中部逐渐隆升闭合；藏东出现夏季干旱、春秋多雨的地中海型气候，为热鲁、芒康盆地成为横断山生物多样性热点埋下伏笔（图5）。直到2500万年前，中央谷地基本隆升到接近现今海拔，统一高原基本形成，整个青藏高原出现大面积的温带高山森林景观。到2500~1500 万年前，喜马拉雅山与藏北地区快速隆升至接近现代高度，现代青藏高原地貌和高寒生态系统格局定型，南亚、东亚季风系统基本稳定，长江中下游地区从戈壁荒漠蜕变为 “烟雨江南、鱼米之乡” （图6）。

图4 晚白垩世至早始新世青藏高原及邻区风成沙丘和干旱气候指标分布图

图5 中-晚始新世青藏高原及邻区典型气候和植被指标分布图

图6 晚渐新世-中新世期间青藏高原及邻区典型气候和植被指标分布图

尽管对于高原隆升研究取得了长足进展，当前关于青藏高原隆升及其多圈层相互作用的研究仍存在诸多挑战和限制，重要突破方向包括：（1）采用多学科交叉的方法，发展新型古高度计，重点开展藏北以及高原周边造山带古高度数据匮乏区的定量重建；（2）依据最新古高度结果重建古地理模型；（3）搭建高分辨率的青藏高原区域地球系统模式，系统研究深部地球动力学过程驱动下的高原隆升对大气环流、水循环和生物多样性等的影响和控制机理。

研究工作得到国家自然科学基金委青藏高原地球系统卓越研究群体项目(42588201); 青年基金（B类，42522209）和第二次青藏高原科学考察项目（2019QZKK0708）的资助。