如 图1 ，四川盆地位于中国西南部，包括四川省和重庆市大部分地区，面积约16万平方公里。中央海拔200米至800米，边缘为山脉和高原，西邻青藏高原，北近秦岭山脉，东接巫山，南连云贵高原。从地形上看，四川盆地几乎是封闭的。四川盆地属亚热带季风气候区，由于地形封闭，加上北部海拔2000~3000米的秦岭山脉阻挡了冷空气的进入，盆地内气温高于同纬度其它地区。盆地地区湿气大、雾大，阴雨天气频繁 [14] [15] 。

本文研究时段为1971~2020年夏季(6~8月)，使用的资料包括：(1) 中国气象局气象信息中心提供的四川盆地区域102个站点的逐日降水资料，这些站点在研究时段内缺测率小于1%，迁站小于20 km。(2) NCEP/NCAR逐月再分析资料，使用的变量包括位势高度、纬向风、经向风、湿度场和垂直速度场等，水平分辨率为2.5˚ × 2.5˚。(3) 美国国家海洋和大气管理局(National Oceanic and Atmospheric Administration, NOAA)提供的逐月海表温度格点资料，水平分辨率为2.0˚ × 2.0˚。

(1) 连阴雨的定义

本文中，对于某个盆地站点，持续有雨时段定义为每两个无雨日(日降水量小于1 mm)之间的时段。在此基础上，参考前人的工作 [16] ，若某一持续有雨时段连续日数大于等于3日，且过程总降水量大于等于15 mm，则认定为一次连阴雨过程。

(2) 研究方法

本文主要使用了一元线性回归、合成分析和相关分析等常规的气象统计方法。

为较为全面地考察四川盆地夏季连阴雨的变化特征，本文定义了连阴雨降水总量、发生次数和累计天数共3个指标，并且计算了这3个指标的气候态和线性趋势。

图2 给出了1971~2020年共50年夏季平均的连阴雨降水总量( 图2(a) )、连阴雨发生次数( 图2(b) )以及连阴雨累计天数( 图2(c) )。可以看出，四川盆地大部分地区每年夏季连阴雨降水量在150~285 mm之间( 图2(a) )。盆地中部地区的连阴雨降水总量最低，420 mm以上的强降水带分布在盆地西部，总体上是盆地中部小边缘大，夏季连阴雨降水总量由中部向边缘逐渐递增，盆地西部和北部边缘地区的降水总量大于375 mm，连阴雨降水总量最大的地区在盆地西南边缘，超过465 mm。连阴雨发生次数上，盆地中部地区每年夏季发生2~4次连阴雨( 图2(b) )，部分盆地边缘地区发生4~6次连阴雨，而盆地西南缘地势较高地区发生6次以上的连阴雨。连阴雨累计天数上( 图2(c) )，盆地中心区域的每年夏季连阴雨累计天数较少，大多低于13天，从盆地中心向四周逐渐增大，盆地西南侧的每年累计天数最多，可超过22天。

总体上，在四川盆地区域，夏季连阴雨降水总量、发生次数和累计天数的空间分布较为一致，均在盆地中心区域较少，盆地边缘相对偏多，盆地西南边缘最多。这也在一定程度上反映了青藏高原大地形对盆地降水的影响。

图3 给出了近50年夏季连阴雨降水总量、发生次数和累计天数的变化趋势。与前人的研究一致 [17] ，从四川盆地整体上看，连阴雨指标均呈减少趋势，但这种减少趋势并不是区域一致性变化的结果。盆地各站点连阴雨降水总量、发生次数和累计天数3个指标的变化趋势上，分别有46、50、37个站点呈正趋势，56、52、65个站点呈负趋势。负趋势站点数目在连阴雨降水总量指标上略微占优( 图3(a) )，在发生次数指标上持平于正趋势站点数目( 图3(b) )，而在累计天数指标上明显占优( 图3(c) )。但从空间分布上看，正、负趋势的站点分布在三个指标上均未体现出明显的区域一致性特征。

图4 为盆地102个站点平均的逐夏季连阴雨降水总量、连阴雨发生次数和连阴雨累计天数的变化曲线及其线性趋势。在1971~2020年共50个夏季中，四川盆地区域平均夏季连阴雨降水总量( 图4(a) )在69.3~408.9 mm之间，连阴雨发生次数( 图4(b) )在1.3~4.9次之间，连阴雨累计天数( 图4(c) )在4.5~19.5天之间。50年盆地夏季连阴雨降水总量平均值为245.7 mm，发生次数平均值为3.3次，累计天数平均值为13.1天。三个指标变化具有较好的一致性，一些连阴雨发生次数偏多的年份，如1987a、1998a和2005a也是连阴雨降水总量和累计天数偏多的年份，而相反，一些连阴雨频数偏少的年份也是连阴雨降水总量和累计天数偏少的年份。从图中的趋势可看出，三个指标均呈微弱的下降趋势，与 图3 的结果较为吻合。

大气环流异常是造成连阴雨降水量异常的重要原因，为了解四川盆地夏季连阴雨降水量异常高年、异常低年的主要环流背景和环流异常特征，下文将针对四川盆地夏季连阴雨降水量异常高年、异常低年的环流特征进行合成分析。为了选取四川盆地夏季连阴雨降水量异常偏高、异常偏低的年份，对四川盆地夏季连阴雨降水量时间序列数据进行标准化处理，将大于等于一倍标准差的年份定义为连阴雨降水量异常高年，共有8a；将小于等于负一倍标准差的年份定义为连阴雨降水量异常低年，共有7a。 表1 给出了挑选出的四川盆地夏季连阴雨降水量异常年。

图5 给出了四川盆地夏季连阴雨降水量异常高、低年合成差值的850 hPa、500 hPa和200 hPa的高度场和水平风场。在对流层中层(500 hPa， 图5(c) & 图5(d) )，可以看到中亚地区的高度差值场呈现显著负异常，表明中亚地区低槽活动频繁，有利于中亚地区的冷空气南下。在20˚N以南区域出现高度场正异常，表明西太平洋副热带高压主体位置西退至我国南海一带，且强度偏强。有研究表明，四川盆地夏季连阴雨降水量和副热带高压西退有密切联系，王黎娟等用新定义的副高东西位置指标和同期降水计算相关，发现副高偏西时长江流域降水偏多 [18] 。

在对流层高层(200 hPa， 图5(e) & 图5(f) )，中低纬度区域(30˚N以南)存在显著的高度场正异常，表明南亚高亚强度偏强并且位置偏东，影响到我国南方大部分地区。结合500 hPa对流层中层分析，在异常高(低)年，东亚地区上空存在200 hPa南亚高亚东伸(西退)，500 hPa西太平洋副热带高压西伸(东退)的分布特征。有研究发现南亚高压的东移与四川盆地的降水具有密切联系，马瑞良对南亚高压的东伸脊点位置的偏东年和偏西年的降水进行合成分析，结果表明在南亚高压偏东年，四川盆地部分地区降水异常偏多 [19] 。南亚高压偏东年，四川盆地西部垂直上升运动强烈，对应降水偏多。南亚高压利于高层大气辐散，南亚高压的东移使得处于高层强辐散区下的四川盆地有垂直上升运动发生，增强了层结不稳定度，容易形成对流降水 [20] 。结合500 hPa高度差值场( 图5(c) )发现，在异常高年西太副高偏西和西风急流偏南显著，说明西风急流和西太副高的位置变动具有密切关系，当西风急流偏南时，西太平洋副高脊线明显偏西、偏南，利于西太平洋水汽向北输送 [21] 。

总体来看，在连阴雨降水偏多年，四川盆地对流层低层大气有低空切变线，低值系统活跃，辐合运动强烈。对流层中层副热带高压主体位置偏南、脊线西退，利于暖湿空气北上；中亚冷槽活跃，利于冷空气南下，冷暖空气在四川盆地交汇形成锋面。对流层高层南亚高压主体位置东伸、强度异常增大，西风急流位置偏南，四川盆地高层大气辐散。在各层系统的共同作用下，导致四川盆地夏季连阴雨降水量异常偏高。

大气中的水汽需要被上升气流携带，才能在运动过程中绝热冷却并凝结成云滴，云滴增大成雨滴落下，形成降水。朱莉等发现较强的上升运动有利于强降水的形成和发展 [22] 。在四川盆地夏季连阴雨异常高、低年合成差值的垂直速度场上( 图6(a) & 图6(b) )看出，四川盆地区域存在显著的上升运动。此外，盆地南部存在较大且显著的负差值区，表明下沉运动显著，进一步说明来自孟加拉湾和我国南海的水汽被偏南气流输送至四川盆地，为连阴雨的形成创造了充足的水汽条件。通过经向垂直环流场，可以更直观地了解某一地区上空大气的垂直运动特征和比湿的垂直分布。 图6(c) 给出了102˚E~112˚E范围平均的合成差值的高度-纬度垂直剖面图。由图可见，异常高年相对于异常低年，四川盆地(28˚N~32˚N) 400 hPa以下水汽充足，并且水汽集中分布在850~600 hPa层。

研究降水成因时，不仅要了解水汽的来源，还要考虑从各个方向输送来的水汽能否集中在某地。下文将从整层水汽通量及其散度积分的角度，讨论四川盆地夏季连阴雨降水量异常高年、异常低年的水汽通量及其散度的异常特征和水汽通量及其散度异常与夏季连阴雨之间的关系。 图6(d) 显示了异常高年与异常低年的整层水汽通量和水汽通量散度积分的差值场。从图中可以看出，四川盆地夏季主要受到来源于孟加拉湾和我国南海的水汽影响。与异常低年相比，异常高年西太平洋地区附近上空存在异常反气旋式水汽环流，青藏高原南部有异常气旋式切变。此时，四川盆地大部分地区水汽通量散度为负值，并通过显著性检验，表明来自孟加拉湾和我国南海的水汽在盆地异常辐合，为连阴雨的产生提高了充足的水汽条件，使得异常高年四川盆地夏季连阴雨降水量异常偏高。可见，孟加拉湾，南海和西太平洋的水汽输送对于四川盆地夏季连阴雨的发生具有重要的作用。

降水的发生与大气环流的异常联系密切，而异常环流的形成常常受到海表温度等外强迫的调制。

根据陈思捷等人使用海温场合成与计算相关系数两种方法分析南方型与北方型的雨型，发现当中东太平洋东南部区域海温异常变高时，雨型主要为南方雨型 [23] 。 图7 为四川盆地夏季连阴雨降水量与前冬季、春季和夏季海面温度的相关系数分布图。结果表明，前冬季热带中东太平洋与夏季四川盆地连阴雨降水量间的相关性存在一定差异，热带中东太平洋北部呈正相关，南部呈负相关。在 图7(a) 中，区域(10˚N~10˚S，140˚W~90˚W)的相关系数通过了95%置信水平检验，说明该区域海面温度与四川盆地连阴雨降水量存在显著正相关性。根据得到的结果，相似的还有董婕和刘丽敏研究的结果：赤道东太平洋海温偏高，夏季我国为北少南高的降水分布型 [24] 。结果表明，前冬季热带中东部太平洋海温出现正异常时，夏季四川盆地连阴雨降水量明显偏高。结合前冬季和春季海面温度与四川盆地夏季连阴雨降水量的相关系数可得，当热带东太平洋海面温度异常偏高，即呈El Niño型的海温异常时，对流层中低空东亚夏季风偏弱，长江流域地区为风场的辐合区，有利于来自孟加拉湾、西太平洋和我国南海的水汽在长江流域辐合，导致四川盆地夏季连阴雨出现异常偏强 [25] 。

前文对环流特征分析得出结论，四川盆地夏季连阴雨降水量异常高年时，东亚低层大气偏南风强度加强，500 hPa西太平洋副热带高压西伸，200 hPa南亚高压强度异常偏高并向东延伸。由此可见，影响四川盆地夏季连阴雨的重要500 hPa环流系统为西太平洋副热带高压，其位置和强度直接影响了四川盆地夏季连阴雨的降水量。有研究发现，热带东太平洋海温异常的热强迫作用对亚洲地区的环流异常影响较大，进而影响水汽的输送，造成我国降水异常。当热带东太平洋海面温度异常升高，海域上空大气

产生上升气流，并且减小了热带东西太平洋之间的海面温度梯度，导致沃克环流减弱。同时，随着热带西太平洋海面温度降低，沃克环流上升支和下沉支的位置发生偏移，导致哈德莱环流偏弱。因此，西太平洋副热带高压位置偏南，菲律宾上空的异常反气旋从前冬延续至夏季，其北侧的辐合气流偏强，将水汽输送至我国南方地区，造成四川盆地夏季连阴雨降水异常偏高 [26] - [28] 。若热带东太平洋海面温度没有异常升高，夏季西太副高将进一步北抬，西太平洋上空的反气旋移至我国东南沿海地区，水汽在我国南方地区辐散，导致四川盆地夏季连阴雨降水异常偏低 [29] [30] 。

图7(c) 给出了四川盆地夏季连阴雨降水量与夏季海面温度的相关系数分布，菲律宾附近海域的相关系数达到0.4以上，该海域与四川盆地夏季连阴雨降水量的正相关关系十分密切。有研究分析得出结论，当夏季热带西太平洋区域海面温度异常偏高和热带中太平洋区域海面温度异常偏低时，在热带中太平洋和热带西太平洋之间的低空区域形成反气旋式辐合气流，增强了输送到我国的三条水汽通道，引起我国南方地区的夏季降水量异常偏高 [31] 。

在前文对夏季连阴雨降水总量、发生次数及累计天数三个指标在四川盆地的空间分布特征的分析中，发现这三个指标均呈现盆地中心少，边缘多的特征，有随着海拔的增高而增多。海拔对降水影响重大，地形使气流被迫抬升，在抬升过程中释放潜热，易形成不稳定层结，导致地形对降水的增幅 [32] 。如 图8

给出了四川盆地夏季连阴雨累计降水量、发生次数及累计天数的变化和海拔之间的关系。由 图8(a) 、 图8(c) 和 图8(e) 可看出，在四川盆地区域内，夏季连阴雨累计降水量、发生次数及累计天数的50年均值与海拔具有正相关关系，随着海拔的增加而增加。三个指标的极大值发生在海拔550 m以上的站点，反映了海拔对连阴雨的发生和强度具有重要影响。说明近50年来四川盆地地势较高区域的夏季连阴雨没有发生显著的变化。