介绍
亚洲夏季风（ASM）是在青藏高原（TP）升高的情况下，陆地-海洋-大气耦合系统对欧亚大陆和印度太平洋之间的热对比的季节性响应1。该地区独特的地形和地理分布支持盛行风的季节转换2和降雨量的大幅增加3，影响着世界 60% 以上的人口4。在地质时间尺度上，自白垩纪早期 [~1.45 亿年前 (Ma)] 5以来，亚洲季风气候的强度变化很大，建议 ASM 始于中新世早期6或晚渐新世7期，~ 25–22 Ma。然而，ASM 的启动一直是一个争论的话题，因为许多代理观测8 , 9 , 10 , 11表明中国和缅甸在始新世（~56-34 Ma）存在季风气候。最近的研究重新评估了许多先前发现的在中新世表现出季风条件的盆地，由于先进的测年技术，将它们推回到渐新世。因此，季风启动的时间以及我们对其驱动因素的理解，特别是在过去的温暖气候及其预期的未来响应中，对地球科学界提出了巨大的挑战。

印度和欧亚构造板块之间的碰撞是现代 ASM 起始复杂性的关键。先前的数值模拟研究考察了ASM起始与晚始新世构造事件之间的关系，例如副特提斯海的退缩12、13、高原的隆起14、15和喜马拉雅山的隆起16。尽管这些事件发生的时间存在很大的不确定性，包括高原隆升17进入其当前配置的复杂性18 , 19，这些因素改变了亚洲气候的动态热力条件，并为现代 ASM 20形成了有利的海洋-大气环流。另一方面，始新世大气CO 2浓度升高的作用被认为会加剧ASM，而TP对ASM降雨的影响却很小21 , 22。始新世早期（~56–48 Ma）气候比工业化前时期温暖约 9°-15°C 23，大气中 CO 2浓度估计在 1200 至 2500 ppm（ppmv）之间24 , 25。始新世 ASM 的起源也得到了沉积岩的支持 26和古植物学8证据遍及中国。ASM 的起源及其在始新世期间的强度存在巨大的不确定性，促使人们利用最先进的气候模型实验和综合数据集对始新世早期的 ASM 进行进一步研究。

早期的数值古气候建模尝试12、14主要基于单一大气模型，以规定的海面温度 (SST) 作为下边界条件。Kitoh 27表明，由于山脉抬升，海洋-大气耦合模型比仅大气模型模拟了更强的东亚季风。由于海气相互作用在 ASM 28中发挥着至关重要的作用，真实的 ASM 模拟需要海洋-大气耦合气候模型。此外，在边界条件一致的多个气候模式框架下进行敏感性实验，可以有效降低模型相对于单一数值模式的不确定性。先前的社区努力使用四个气候模型，称为始新世模型比对项目 (EoMIP) 29，研究了由于大气 CO 2高浓度导致的水文气候变化。始新世早期的浓度和其他边界条件，并证明了与早期基于单一模型的研究相比，模型间不确定性较低的强大古环境条件。然而，值得注意的是，EoMIP 模型采用了非统一的实验框架。参与的模型利用了不同的古地理环境和大气CO 2水平，限制了直接模型间比较的潜力29。

最近的深度时间模型比对项目 (DeepMIP) 30提供了探索始新世早期古气候条件的机会。该古气候建模框架在一组耦合模型比对项目 (CMIP) 第 3-6 阶段模型中使用一组标准边界条件和实验设计31。Williams 等人使用 DeepMIP-Eocene 系综模拟。32表明西非季风降雨量的增加与始新世早期CO 2水平较高时大西洋热带辐合带 (ITCZ) 向南位移有关。ITCZ 在 ASM 地区的季节性向北推进与南亚的降雨变化密切相关33因此，始新世早期 ITCZ 季节位置的任何变化都可能影响 ASM 降雨的变化。当前ASM区域上空的ITCZ向北迁移受到地理陆海分布和高原海拔的限制，在始新世早期有明显不同的方向（图 S1）。考虑到最低和最高排放情景下预计的本世纪末大气 pCO 2水平为 393 至 1135 ppmv 34，以及 CMIP 预测表明，由于大气温室效应的增加，到 21 世纪末，ASM 降雨量将会增加。气体（温室气体）增加35 , 36，研究大气中 CO 2水平升高的古气候证据可以为理解 ASM 37、38的未来变化提供另一种视角。

ASM 是一个对流耦合系统，其中风对季风降雨相关的加热表现出松野-吉尔响应39。ASM降雨的季节性受到ITCZ 3、40、41向北迁移的调节。北纬 25° 左右的大陆 ITCZ 在北半球夏季通过最大云带在季节内时间尺度内从南纬 5° 左右的海洋位置反复产生和向北传播而得以维持42 , 43 , 44。在这项研究中，我们研究了ASM是否在始新世早期温暖气候中开始，其中降雨季节性和ITCZ向北偏移的程度可能相对于当前气候有所不同，以响应陆地与海洋对比的变化，地形和海温分布的季节周期。我们使用五次 DeepMIP-Eocene 模拟，并将结果与​​代表当前气候的工业化前控制 (piControl) 模拟进行比较。早始新世气候的变化在很大程度上可以按其潜在驱动因素进行分类——非CO 2（例如，古地理、大陆冰盖、轨道配置）条件，工业化前大气CO 2水平（~280 ppm，1xCO 2）和增强二氧化碳​强迫（3xCO 2），这可以深入了解温室气体浓度增加的未来气候情景。

在未来ASM变化的背景下45 , 46，尽管DeepMIP模型和古气候代理记录存在不确定性21，在温暖和高温室气体条件下的早期始新世季风模拟很可能为估计未来ASM可能的变化提供基线。世纪。虽然古气候建模中使用的低分辨率气候模型在模拟中表现出偏差47，但多模型集合平均值 (MMM) 的结合有助于减轻各个模型的偏差48、49，从而有助于减少古气候模拟中的不确定性。正如 Williams 等人所证明的那样32事实证明，DeepMIP-Eocene 中采用的 MMM 方法在增强模型可靠性和技能方面优于单模型策略。在本研究中，我们在检查热带地区和更大的 ASM 域的各个 piControl 模拟之后，使用了基于五种模型的 MMM 方法（图 S2 ），有关详细信息，请参阅方法部分）。本研究旨在建立可靠的始新世早期系综模拟，与目前的 ASM 相比，增强人们对始新世早期亚洲雨季特征的理解。在 DeepMIP 系综模拟中分析 ASM 季节性降雨分布、季节周期和相关环流变化的变化，可以促进我们从古气候角度理解 ASM 动力学、其起始和演化。

结果
ITCZ向北迁移
ASM 的特点是 5 月下旬至 9 月至 10 月初印度次大陆和东南亚地区降雨活动增强，并伴有强烈的低空（~ 850 hPa）西风急流，称为低空西风急流（LLJ），超过阿拉伯海50．这些特征与 ITCZ 在 ASM 地区季节性向北迁移有关。因此，我们首先在图1中检查ASM域（60°E-95°E）的年平均降水量和850 hPa纬向风循环作为纬度的函数 。在该区域，观测到的和 piControl MMM 雨带从南部夏季的平均位置约 5°S 迁移到北半球夏季的约 25°N，并在整个季节保持在 15°N 以北51。这种季节性降雨变化还伴随着 ASM 地区强低层（850 hPa）西风的出现。单独的 piControl 模拟还能够产生观测到的雨带季节性向北迁移和纬向风转变（图 S3）。相比之下，始新世早期的两种模拟都在北半球夏季产生了 ITCZ 的适度季节性运动，并且降雨量最大值限制在纬度 10° 范围内。全年最大对流活动发生在赤道地区周围，而模拟的始新世早期雨带似乎比 piControl 更强。

与降雨变化类似，北纬850 hPa西风的季节性爆发仅限于赤道地区，并且在始新世早期的两个模拟中都注意到在北纬15°以北存在持续的低层东风区域（图1）。  1c、d)。雨带的边缘向北延伸和低层纬向风表明早期始新世 MMM 模拟中的 ASM 较弱。ASM 的强度通过 50°E-65°E、5°N-15°N 范围内平均的低空急流的平均动能来估计52。早期始新世模拟产生的动能明显较弱，约为 piControl 动能的四分之一。在始新世早期的3xCO 2模拟中甚至更弱，这可能是由于 10°N 以南季节性降雨活动较强。

季节性平均状态
在图 2中，MMM模拟中的北半球夏季（6月至9月，JJAS）平均降雨量和850hPa风是相对于观测值和piControl进行评估的。观测到的ASM地区季节性降雨增加以及印度西海岸、孟加拉湾东海岸线和菲律宾岛屿的降雨量最大值主要在piControl中捕获（图2b  ）。陆地降雨量比观测到的略弱，但这种低估在不同模型中确实有所不同。每个模型都成功地代表了 ASM 降雨分布的大部分空间要素（图 S4）。对这些显着特征的真实模拟是气候模型产生 ASM 的先决条件。我们注意到 piControl 略微高估了 ASM 降雨量（域平均值比观测值大约 0.6 毫米/天），尤其是在海洋和喜马拉雅山麓地区，而在印度大陆和头湾上空有干燥偏差孟加拉地区。piControl 很好地模拟了低空急流，观测到的最大值出现在阿拉伯海上空 10°N 到 15°N 之间。观测到的和 piControl 模拟的东南亚西风都减弱，转向西北太平洋地区的东风。

在始新世早期的模拟中（图 2c，d），北半球夏季降雨变化局限于赤道地区，海洋上空降雨活动最大，这与图 1c，d中ITCZ有限的向北延伸一致。10°N 至 15°N 之间的西风相当弱；在印度次大陆和亚洲大陆之间的特提斯洋上空，只有一条狭窄的西南风带可见。由于亚洲大陆南缘冈底斯山的地形强迫，这些充满湿气的风被机械抬升53，导致其迎风面强降雨，而东南亚降雨量减少54 。。印度次大陆西部由于横跨季风流，因此也出现强降雨。大气中CO 2浓度的增加导致降雨加剧，特别是在海洋上空（图 2d），尽管在始新世早期的模拟中，降雨的空间分布和低层风的分布仍然相似。这表明地形对 ITCZ 季节性迁移的控制，而大气 CO 2水平升高的辐射强迫在降雨强度中起着次要作用，这与 Farnsworth 等人的研究结果一致5。大气CO 2较高时降雨量增加尽管具有相似的风响应，但模拟降雨量主要由热力学响应驱动。

为了估计早期始新世模拟中的降雨量变化，降雨量相对于 piControl 的差异如图 2 e、f 所示。通过将早期始新世模拟数据集及时向前旋转到 piControl 中的位置（基于 Herold 等人 55 中建议的旋转）来解释早期始新世地理位置的变化。南亚地区出现严重干旱，这种情况在 3xCO 2模拟中进一步加剧。根据配对 t 检验，亚洲土地的干旱状况在 95% 的置信度下非常显着，并且与中国的古植物学证据一致7。应该指出的是，始新世早期模拟中南亚地区降雨的缺乏比 piControl 模拟中的干旱偏差要强得多。与张等人一致。如图56所示，整个模型模拟了始新世期间的南亚干旱（图 2e，f），这主要是由于ITCZ向北偏移仅限于〜10°N。因此，即使在高温室气体情景下，如果没有TP-喜马拉雅地形，ITCZ 的季节性向北迁移也会受到限制。相比之下，模拟了印度西部的湿润条件，这与 Shukla 等人的代理观察结果一致。57 . 由于印度次大陆的这一部分位于始新世早期的湿气流对面，预计会出现区域性潮湿天气。

JJAS 早期始新世模拟与 piControl 之间的平均表面温度 (T s f c ) 差异如图3所示 。1xCO 2模拟中地表变暖很明显，全球平均表面温差约为 4°C，而 3xCO 2模拟产生的 T s f c相对于 piControl温暖约 11°C 。与 piControl 相比， 热带平均海温在 1xCO 2模拟中增加了约 1.75°C ，在 3xCO 2模拟中增加了 7.5 °C（图S5）。值得注意的是，后一个值与早先估计的始新世早期热带年平均海温范围（30.7°C-37.6°C 58 ）密切对应。值得一提的是，piControl 模拟的海表温度相对于近期（1979-2018 年，见图 S5）的观测结果略冷，热带（30°S–30°N）平均海表温度差异约为 1. 5°C。这种差异的部分原因可能是由于近几十年来观察到的变暖趋势36 ，并且 piControl 代表了大气温室气体水平较低（280 ppmv）的气候。然而，该温度差异小于 3xCO 2模拟和 piControl 之间的 SST 差异。最大Tsfc​​目前大陆冰盖所在的地区（例如南极洲）正在变暖。由于始新世早期模拟中地形高度降低，区域地形变化可能导致绝热变暖。此外，热带地区的海洋-大气环流和云层变化导致净入射短波辐射吸收增强（图 S6），从而部分促进了T s f c变暖。先前的研究59还表明，由于南大洋深水通道较窄，南极绕极地流较弱，导致始新世-渐新世边界之前全球T s f c变暖。

年降雨量周期
始新世早期模拟中温暖的地表温度和亚洲干旱条件可能会影响相对于当前 ASM 地区的季节性降雨量和雨季长度。为了研究亚洲陆地的季节性降雨演变，我们计算了 ASM 三个次区域的年降雨周期（图 S1 中的方框）：次大陆的印度夏季风（ISM）（70°E-90°E； 5°N-30°N）；东南亚夏季风（SESM，90°E–110°E；7.5°N–30°N）和东亚夏季风（EASM，110°E–140°E；10°N–40°N）仅陆地区域（图 4）。模拟年降雨周期的不确定性通过模型间降雨标准差（以 MMM 年降雨周期周围的阴影显示）来解决。由于印度次大陆在始新世早期并不属于亚洲大陆，而是位于赤道地区，因此模拟的始新世早期次大陆降雨周期也计算在60°E-80°E、15°S-10°N范围内。

模拟的始新世早期印度次大陆年降雨周期比 piControl 弱得多（图 4 ）A）。雨季较短，雨季来临时间推迟约两个月。然而，始新世早期的印度次大陆表现为一个被海洋包围的赤道大岛。这种大陆转移对降雨高峰的时间产生了深远的影响。在 piControl 中，JJAS 的降雨活动达到峰值，而在始新世早期的模拟中，雨季高峰转移到南半球夏季（11 月至 2 月）。因此，始新世早期的模拟在印度北部夏季产生的降雨量较少，但其他季节降雨量的增加抵消了这一影响。这种模式让人想起印度太平洋海洋大陆或印度洋 ITCZ 的当前气候（图 S7）。印度次大陆的模拟降雨量与印度西北部化石记录的年平均降雨量估计值一致57。大气中CO 2水平的增加只会导致年降雨周期略微增强。

始新世早期模拟的 SESM 降雨量也发生了重大变化。在始新世早期的模拟中，雨季高峰期的降雨量远低于 piControl（图 4 b）。ITCZ在ASM区域上空有限地北移，如图 1所示，可能会导致 SESM 地区降雨周期减弱。雨季高峰期也推迟了约两个月，表明雨季的到来有所延迟。这种变化在 DeepMIP 模型中很常见且稳健，模型间的微小变异表明了这一变化。虽然振幅约为 8 毫米/天的大季节性是当今 SESM 的一个特征，但始新世早期振幅约为当前振幅一半的弱季节性周期几乎没有资格被称为“季风”系统。早始新世模拟中季风降雨的大幅减弱可能与由于 TP 60海拔较低和其他复杂的区域古地理影响（例如扎格罗斯/伊朗高原的高度5 ）导致的非绝热加热减少有关。和东非高原61，而CO 2增加对SESM 降雨变化的作用微不足道。

相反，在始新世早期的模拟中，东亚夏季风地区的降雨变化不太明显（图 4c）。尽管雨季高峰期推迟了约 2 个月，但该地区仍接收到始新世早期模拟中至少 60% 的 piControl 降雨量。降雨量的减少在 3xCO 2实验中得到了少量补偿。由于中纬度锋面系统与季风槽的相互作用控制着东亚夏季风的降雨4，西北太平洋副热带高压的减弱（图 2）可能会减少湿润的南风气流62，导致季节性降雨量减少。此外，TP 升高的缺失可能会削弱 EASM 降雨量63，因为它影响了 ASM 的其他次区域。青藏高原的缺失及其在 ASM 地区热带雨带季节性位移中的作用将在下一小节中探讨。

青藏高原的热影响
正如年度降雨周期所示，目前亚洲从干燥到潮湿的季节转变64与大规模大气加热3和环流65的变化有关。TP上的非绝热加热充当热泵并驱动ASM循环66、67。北半球夏季，对流层上层温度（UTT，200至500 hPa平均气温）在30°N附近观测到升高（图 5a），对流层上层温暖状况与ASM的爆发和退出同时发生。68 . 这种季节性的对流层上层变暖在青藏高原南侧建立了经向UTT梯度（图6 ）a)，它调节 ASM 的开始60 , 69。

北半球夏季青藏高原上空的非绝热加热诱发了对流层上层大陆反气旋5 , 67，支持了高空（200 hPa）副热带西风急流向极地撤退（图 5a）。初夏西风的退却被东风的北移所取代。9月底，大陆对流层上层反气旋减弱，西风带在ASM撤退后恢复到冬季位置。

piControl真实地模拟了季节性UTT增强和高层西风带的退缩（图 5b）。相比之下，在始新世早期的模拟中，赤道地区周围的UTT较温暖（图 5c，d），表明北半球夏季赤道地区与30°N之间的经向UTT梯度较弱（图 6a） 。与 piControl 不同，西风带的季节性退缩在始新世早期的模拟中并不突出，高层东风向北迁移仅限于纬度 10°。JJAS 早期始新世模拟中东风切变较弱（图 6 ）b) 与这些结果一致，强调了青藏高原在调节亚洲季风气候方面的关键作用。

平均经向环流
青藏高原以南的非对称非赤道季风热源使平均经向大气环流移动了70°，上升运动为~20°N，下降运动为赤道以南~45°N（图 7a） 。该单元的上升分支与最大降雨区（ITCZ）的位置对齐，如图 2所示。与全球其他地区的上升分支的赤道位置相反，其在南亚上空最大的向北位移与季风槽的位置有关71。在观测中，最大垂直运动明显向南垂直倾斜，表明 ITCZ 对流北翼的低层辐合较强。

piControl 中主要捕获了约 20°N 的强烈上升运动，并具有北亚热带和约 30°S 的真实下降分支。然而，观察到的垂直速度轴的垂直倾斜在 piControl 中并没有很好地再现（图 7b）。在始新世早期的两次模拟中（图 7c,d)，垂直运动的上升分支位于赤道地区周围。由于早期始新世模拟中不存在离赤道加热，并且 ITCZ 对流不会像 piControl 中那样迁移到北纬地区，因此经向环流的上升分支仍然位于赤道地区附近。在早期始新世模拟中，较强且较窄的赤道上升分支伴随着北纬 30° 附近的强烈沉降。南亚大陆沉降加剧表明对流受到抑制，与始新世早期该地区的干旱状况一致，如图2 所示。

讨论
我们使用 DeepMIP-始新世模拟30研究始新世早期（约 56-48 Ma）亚洲季风气候的变化，以更好地了解深时古气候建模的不确定性。DeepMIP 多模型 piControl 和早期始新世模拟为研究 ASM 的演化提供了一致的实验框架，可以与基于代理的重建进行比较。这些古气候模拟使用始新世早期模型中的一套标准边界条件来考虑古地理、植被和大陆冰盖的变化，当时大气中 CO 2水平至少比工业化前时期高出三倍25。多模式集合分析表明，在对流抑制的大范围环流的推动下， 始新世早期南亚地区出现了明显的干旱状况（图 2 ）（图7）。冈底斯山（海拔约1500米的山脉）的地形阻挡了亚洲大陆南缘夏季跨赤道气流的减弱，也可能导致南亚干旱。这些导致该地区的季节性降雨量相对于目前的 ASM 气候明显减弱，这与代理估计一致7。

由于 ITCZ 位置在始新世早期季节性向北迁移减少，北半球夏季最大降雨活动仅限于赤道海洋区域。早期始新世模拟中热带海温升高可能导致赤道周围降雨量增加。虽然始新世早期有相当大的全球 T s f c由于大陆冰盖缺失、亚洲表面海拔变化以及南大洋门户更加受限等因素导致气候变暖，这些条件不足以导致热带雨带从其首选的海洋位置发生季节性位移。这说明青藏高原上空的非绝热加热对于通过在当前气候条件下青藏高原南侧产生正位涡来调节季风流以及驱动热带过渡带向北移动具有重要意义66 。低层准定常气旋涡度诱发强烈的低空急流，而高层反气旋涡度支持副热带西风急流向极地撤退67。TP的椭圆体形状还决定了EASM区域72上空的西风急流和水汽平流的位置。此外，高层季风反气旋造成的大平均东风切变对于季节内时间尺度上的 ITCZ 向北传播至关重要73。

始新世早期缺乏类高原热源，导致南北UTT梯度较弱（图 6a）。这与相当弱的上层反气旋和平均东风切变减少有关（图 6 ）b) 阻碍 ITCZ 向北移动所需的反馈。结果，始新世早期雨带北移受到限制，导致南亚干旱化。由于季节性降雨周期较弱和风幅不足，南亚始新世早期的雨季并不明显符合“季风”系统的条件。看来，南亚夏季风的启动可能取决于青藏高原特定程度的隆起。虽然之前的研究强调了西藏东部的隆起15和副提斯海的退缩13对于 ASM 启动的重要性，但一些研究报告了始新世期间中国存在季风8 , 21，74。我们的发现与之前的研究之间的差异归因于古气候观测和早期建模研究固有的实质性不确定性。尽管如此，我们的研究结果仍然揭示了南亚始新世早期干湿季节性的明显变化，具有明显的区域特征。值得注意的是，虽然干湿季降雨比率可能不能作为季风环流的可靠代表75，但季节性模式的改变仍然是我们分析中的一个值得注意的特征。此外，始新世早期稍弱的东亚夏季风的年际变化也可能导致非洲大陆东部年度降雨周期从干燥到潮湿的季节转变。

由于印度次大陆在始新世早期处于赤道位置，该地区过去在一年中的前几个月降雨量较多，雨季和旱季明显57。印度西部 JJA 总降雨量（约 83 厘米）在 3xCO 2中模拟结果与 Gurha 72 m (~ 93.08 cm) 处的代理观测结果相符。然而，赤道印度季风系统并不是亚洲雨季的一部分，其季节性和动态可能受到日照、陆地-海洋对比和周围海洋过程的调节。相比之下，南亚的年降雨周期明显减弱，幅度不到当前 SESM 的一半。由于缺乏离赤道高架热源，且ITCZ向北迁移仅限于15°N以南，因此降雨活动较弱，雨季高峰相对于目前气候推迟约2个月也就不足为奇了。 。高原南侧 UTT 的季节性增加决定了 ASM 68的爆发。在始新世早期缺乏这种大规模的对流层上层热因子的情况下，区域陆地-海洋对比和日照最大值的作用成为驱动雨季的基础，由于局部对流异常，雨季表现出不同的相位滞后，导致雨季延迟。雨季的开始。与南亚相比，东亚夏季风地区始新世早期的降雨变化不太显着，季风系统很可能在始新世中晚期（~40 Ma）显着建立76。随着季风北缘向赤道退缩，梅雨/白乌锋锋系统可以部分补偿东亚的季节性降雨。

高温室气体强迫 (3xCO 2 ) 对始新世早期 ITCZ 和降雨的影响与当前地球物理配置中的预期显着不同。CMIP6 模型预测的集合表明，ISM 将以约 3%/K 的速度加强，陆地上的季风降雨预计将向西扩展77。印度太平洋暖池西扩和大洋 ITCZ 西移促进了 ISM 西扩。然而，SESM在始新世早期几乎不存在（图 4b和2f）。这与暖池向西扩张的情况一致，对温室气体强迫的敏感性较小（图 3 ）b) 修正耦合气候平均状态下。

我们的分析表明，始新世早期亚洲雨季的显着减弱主要是受到古地理、植被和大陆冰盖边界条件变化的影响，而大气中CO 2水平的升高则放大了降雨量的变化。非CO 2边界条件对始新世早期季风动力学的主导作用与Farnsworth 等人的研究结果一致。5，他在HadCM3中研究了过去150 Ma的东亚季风系统的演化。然而，3xCO 2实验在 ASM 域上产生了更高的降雨量，相对于 piControl (1xCO 2模拟）。鉴于在 3xCO 2实验中观察到约 11°C 的升温，这一结果是预期的，这对应于 Inglis 等人估计的下限。23 . 这与 3xCO 2模拟代表始新世早期大气 CO 2水平较低范围的事实相符24。在较温暖的“高CO 2 ”气候中，ITCZ 沿线降雨量增加，年降雨周期略强于 1xCO 2模拟。

尽管 DeepMIP-始新世模型使用了一组精确重建的边界条件，但古重建中仍然存在不确定性55，特别是与冈底斯山脉的海拔、高原17的隆起以及印度-亚洲碰撞的时间有关78。源自工业化前条件的全球同质土壤参数以及非 CO 2可能会产生额外的不确定性温室气体、轨道结构和气溶胶。由于季风的起始、强度和变化高度依赖于这些因素，未来的研究采用受构造约束的古地理的敏感性分析可以为复杂的 ASM 系统提供更深入的见解。这方面将在我们即将进行的研究中得到解决。

模型、数据和方法
八个建模小组为 DeepMIP-始新世古气候模拟做出了贡献。除了类似于 CMIP6 标准79的 piControl 模拟之外，还使用标准化大气 CO 2浓度和其他边界条件（例如 Herold 等人重建的常见古地理、植被和河流路线）进行了一组早期始新世实验。55 ; 太阳常数、轨道结构、非CO 2温室气体浓度、前工业化时期的全球同质土壤特性。早期始新世实验是在没有大陆冰盖、大气 CO 2浓度为工业化前值（280 ppmv，1x）和各种 CO 2的情况下进行的。例如，敏感性实验的水平是工业化前值的 1 倍、3 倍、6 倍或 9 倍31。本研究中使用的气候模型和实验装置的详细信息在参考文献中进行了描述。30、31，总结于 表1中。对于平衡和模型旋转，每次模拟都运行了几千年。

在九个参与的气候模型中，我们根据 piControl 和敏感性实验的可用性考虑了五个模型（1xCO 2和 3xCO 2）。为了检查模拟中的CO 2和非CO 2强迫，需要1xCO 2模拟和至少一个更高CO 2水平的早期始新世模拟来与piControl 进行比较。由于没有可用的 1xCO 2仿真，因此排除了三个模型（INM-CM4.8、IPSL-CM5A2 和 NorESM1_F），并且由于使用了更高分辨率的版本，也排除了 HadCM3BL。因此，我们分析了最常见的 3xCO 2以及 1xCO 2和 piControl 模拟，来自本研究中剩余的五个模型。

piControl 中的纬向风、经向风和垂直风以及气温根据每月国家中心环境预测 - 国家大气研究中心 (NCEP-NCAR) 再分析 II 80数据集进行评估，该数据集在全球范围内提供 2.5° 纬度 × 2.5° 1979 年 1 月至 2018 年 1 月的经度网格。piControl 中的模拟降雨量使用 1979-2018 年期间每月全球降水气候学项目 (GPCP) 2.3 版数据集在 2.5° 空间分辨率上进行验证。我们还使用全球每月扩展重建海表温度 (ERSST) 81，版本 5，1979-2018 年 2° 经度 × 2° 纬度分辨率。为了减轻数据重新网格化产生的潜在伪影，这些观察/重新分析数据集主要因其分辨率接近 DeepMIP 模型的粗略水平分辨率而被选择。

模型输出被插值到公共再分析或观察网格上。使用泰勒图对北夏季（JJAS）期间的piControl平均气候进行评估，如图 S2所示。空间模式相关系数、模拟的归一化（通过观察到的）空间标准偏差以及观察和模拟之间的均方根误差 (RMSE) 由泰勒图上的单个点表示82。一般来说，这些模型合理地模拟了热带地区以及ASM地区的季节性平均气候，模式相关范围在0.8到0.99之间，大多数变量的归一化标准差约为1。只有 COSMOS 和 GFDL 对于降雨量和 500 hPa 垂直速度的相关性稍低（约 0.6-0.7）。值得注意的是，这种评估可能并不完全合理，因为 piControl 和最近一段时间的验证数据集代表了不同的气候状况，特别是由于大气 CO 2的变化自前工业化时期以来的浓度。然而，piControl 和观测结果来自相同的气候，具有当前的地形、大陆冰盖和与早始新世气候相关的其他边界条件。因此，相对于模型偏差32、83，大气GHG浓度的不一致可以被忽略。

评估显示，所有五个模型的性能非常一致，模型间的差异相对较低。它指导我们使用基于五种模型的 MMM 方法。MMM 在模拟平均北方夏季气候方面优于大多数模型，具有较高的模式相关性，并且泰勒图中的 RMSE 较低（图 S2）。这种强大的性能使我们有信心利用 MMM 策略来全面检查 piControl 和早期始新世模拟中的 ASM 特征。