1 引言
中国位于亚欧大陆东部， 东临太平洋。由于显著的海陆热力性质差异对比， 大部分区域属于季风区， 同时受东亚季风系统与南亚季风系统影响， 例如西太平洋副热带高压、 印度热低压等。两大季风系统相互作用， 及其与青藏高原相联系的高原季风等综合影响， 共同造就了我国主要的天气气候和雨带分布特征。从春季到秋季， 全国范围内主要有6个重要的区域性雨季， 包括长江以南春雨季、 华南前汛期、 长江淮河流域梅雨季、 华北东北雨季、 华南后汛期和华西秋雨季（Ding and Wang， 2008）。虽然我国大部分地区表现为明显的夏季降水峰值， 雨热同期（刘红等， 2018）， 但我国华西地区的秋季降水也并不逊色， 仅次于夏季（陈少勇等， 2010）， 常常出现夏秋双峰型降水气候分布（何敏， 1984； 王遵娅和丁一汇， 2008； 惠英， 2016）。事实上， 华西秋雨是我国一种非常重要的区域气候现象。
华西秋雨， 顾名思义即中国西部地区出现的秋季降水现象， 民间也流传着“一场秋雨一场寒”的谚语。天高云淡， 秋高气爽常用来形容我国的秋季晴好天气（朱乾根等， 2007）， 但也有阴雨连绵、 多云寡照的特殊天气， 唐朝就有“恒雨少日， 日出则犬吠”之说。秋雨绵绵、 阴云寡照， 虽然强度和破坏性常常不如夏季， 但其实力同样不容小觑。一雨成秋气温骤降、 长时间持续性降雨均会对水利、 农业、 交通等社会生产和生活方方面面造成深远的影响， 甚至秋汛现象也并不罕见（卢珊等， 2013； 闫永銮等， 2020； 邵明亮， 2021）。
早在20世纪中期， 高由禧和郭其蕴（1958）就注意到了我国西南地区的秋雨现象， 并初步探究了其出现位置、 起止日期及与之相关的大气环流变化等， 指出四川盆地东部、 青藏高原东部前缘部分地区和贵阳周边区域是典型的秋雨区， 秋雨期从8月底开始至10月第4候结束， 华西秋雨与西风环流以及印度季风关系密切， 当华西地区上空出现西风环流时， 秋雨开始， 当南支西风急流稳定建立在亚洲上空， 印度季风完全撤退时， 秋雨结束。冯丽文和郭其蕴（1983）使用湖北宜昌站的流量代用资料， 分析发现西太平洋副热带高压脊西伸明显， 则9月秋雨偏强， 印度低压强则10 月秋雨明显。何敏（1984）将降水量和降水日数距平百分率之和相加， 得到秋雨强度指数Ra并据此划分了秋雨多寡年， 在明确秋雨地区分布的基础上， 利用多元回归方程对秋雨的长期预报进行了探索。梁健洪（1989）利用更高分辨率的气象资料划分秋雨范围， 提出华西秋雨区南北气候区的雨季起始时间不同步， 从北气候区向南气候区扩展， 雨季起始时间相差值可达一个月， 并指出了华西秋雨的周期分布。季国良和徐荣星（1990）将青藏高原作用引入华西秋雨研究， 利用高原的辐射平衡观测资料探究其对华西秋雨的影响， 发现冬季青藏高原西部地表净辐射与当年秋末降水为负相关， 而与次年华西秋雨呈正相关。徐桂玉和林春育（1994）利用EOF分析方法研究华西秋雨区内的降水空间分布特点， 得出经向型、 纬向型和准全区型三种主要分布型， 进一步细致区分了降水分布。
伴随我国华西秋雨的年际、 年代际变化及其影响， 21世纪以来， 先后对其进行了不少有意义的分析研究， 在华西秋雨特征、 演变、 机制、 影响及其预报方面取得了重要的成果。华西秋雨时空分布的规范性识别已有具体标准（中国气象局， 2019）， 其年际差异和年代际演变以及4~8年的变化周期被普遍认识（柳艳菊等， 2012； 罗霄等， 2013； 王春学等， 2015； 徐曼琳等， 2020）， 各类热带和中高纬大气系统、 青藏高原、 热带洋面海温强迫等被证实是华西秋雨的影响因子（白虎志和董文杰， 2004； Wei et al， 2018； 齐冬梅等， 2020； 郑然等， 2021； 梅双丽和陈尚锋， 2022）。由于华西秋雨现象及其可能影响的复杂性、 重要性， 对其不仅开展了大量的科学研究， 而且也进行了不少的应用分析。基于影响华西秋雨的相关各类因子， 取得了华西秋雨的监测诊断指数、 预测技术模型等成果（白虎志和董文杰， 2004； 王春学等， 2014； Wei et al， 2019； 吴遥等， 2020； 霍雅姝， 2020）， 有效降低了预测值与观测值之间的误差， 为华西秋雨的机理成因研究、 监测预报业务等奠定了必要的基础。但是， 模型的物理基础还有待加强， 监测预报能力还需精准化， 且大多数模型均基于统计方法， 缺乏动力基础， 需要进一步地改进与完善。
丁一汇等（2013）着眼于长江、 黄河中上游、 汉水渭水流域以及云南贵州这一较大范围（25°N - 37° N， 95°E -125° E）， 对秋雨概况、 年际和年代际变化， 以及典型个例进行了归纳分析。目前， 对于西部地区以及秋季降水的独特性， 华西秋雨出现的地理范围、 起讫时间等已有了较系统的认识。不过， 在已有成果的基础上， 重点关注秋雨更加明显的“华西地区”， 结合最新的研究进展， 进一步探讨华西秋雨现象是很有必要的。因此， 为了加强气候变化背景下， 华西秋雨现象时空特征、 演变过程、 物理机理、 异常影响和预测技术等的深入研究， 本文针对华西秋雨科学问题， 综述了其近20年来的主要进展、 存在问题， 并展望了华西秋雨研究的未来趋势。文中涉及的地图是基于中华人民共和国自然资源部地图技术审查中心标准地图服务系统下载的审图号为图川审（2018）77号的中国地图制作， 底图无修改。
2 华西秋雨的基本特征
2.1 华西秋雨的空间分布
从地理位置看， 对华西秋雨范围的确定方式主要分为两类， 一类为按地理行政区域进行划分。研究者将宁夏南部、 甘肃南部、 陕西关中地区、 四川、 重庆、 云南、 贵州以及湖南湖北西部区域纳入华西秋雨的范围（罗霄等， 2013； 蒋竹将等， 2014）。另一类是直接按照经纬度进行固定划分， 白虎志和董文杰（2004）将（21°N -36°N， 90°E -115°E）区域定义为“绵绵秋雨区”。惠英（2016）选取（26°N -37°N， 93°E -111°E）作为秋雨关键区。Wei et al（2018）、 徐曼琳等（2020）将华西区域划定为（27°N -35°N， 100°E -112°E）， 王遵娅和丁一汇（2008）选出（30°N -35°N， 100°E-110°E）代表秋雨区。梅双丽和陈尚锋（2022）针对（25°N -37°N， 100°E -114°E）范围进行秋雨分析。这些经纬度划分虽各有特色， 但整体上均包含了（25°N -35°N， 100°E -110°E）区域。这两类确定方式各有侧重， 而21世纪以来多用经纬度划分法确定华西秋雨区， 这样划分更加简明直观， 避免了行政区域划分的不确定性。当然， 不同的研究者制定了不同的区域选取标准， 导致部分研究结果不一致， 缺乏可比较性。为弥补这一局限性， 也有利于实际应用， 中国气象局制定下发了行业标准《中国雨季监测指标 华西秋雨》（中国气象局， 2019）， 具体确定华西秋雨区包含（25°N-36°N， 100°E-111°E）区域内的湖北、 湖南、 重庆、 四川、 贵州、 陕西、 宁夏、 甘肃8个省（区、 市）共373个气象站点（图1 ）。同时， 根据华西秋雨的区域气候特征， 划分南北两个气候监测区， 南北区大致以33° N为界。该业务规定对华西秋雨的规范识别、 业务应用和科学研究都具有指导作用。
2.2 华西秋雨的时间范围
从秋雨雨季的划定看， 气象学术界同样暂未有一致定论。一部分研究者通过旬候进行定义。根据季风转变时间可将华西秋雨开始和停止时间确定为第45候和第57候（袁旭和刘宣飞， 2013）。而另一类研究是直接按照月份进行划分。9 -11 月（白虎志和董文杰， 2004； 徐曼琳等， 2020）或9 -10月（谌芸和施能， 2003； 郭彦昕， 2020）被取作秋雨期。现阶段按照月份进行划分更多， 占主流地位。不过， 由于华西秋雨存在显著的年际、 年代际变化， 不论是按照旬候定义还是月份划分都在不同时间尺度上概括性地对雨期进行判断， 不一定与每年异常变化的实际情况相符合。《中国雨季监测指标 华西秋雨》（中国气象局， 2019）对雨日、 雨期进行了明确的定义， 整体上从8月21日至10月31日对北气候区华西秋雨的起止进行持续监测， 从8月21日至11月30日对南气候区秋雨的起止进行持续监测， 南区的监测时段较北区更长。这样区分南北区进行判断更加精细合理。
2.3 华西秋雨指数
20世纪关于华西秋雨指数定义较少， 而21世纪以来， 为客观简明地反映华西秋雨的各类基本特征， 由此定量描述秋雨现象， 多种秋雨指数被定义并逐步完善， 在统计分析中起到了重要作用， 并在华西秋雨的科学分析研究与实际监测业务中得到了有效应用。
白虎志和董文杰（2004）把雨量比（秋雨量占全年雨量的比例）与雨日数（降水量大于或等于0.1 mm）相乘作为秋雨指数（Autumn Rain Index， ARI）， 进而分析了华西秋雨的气候特征。新的华西秋雨指数MARI（Modified Autumn Rain Index）综合考虑华西秋雨的雨量、 雨日及日照时数三方面影响因子： 即华西地区9 -10月秋雨期内降水量与华西地区年降水量的比值与华西秋雨日数的乘积。其中， 雨日的判断标准为出现有效降水（日降水量大于或等于0.1 mm）且日照时数小于0.1 h， 由此完善了雨日的判别（蒋竹将等， 2014）。MARI的优势是消除了地理分布对降水量比值的影响且考虑了华西秋雨阴雨寡照的特点。基于指数MARI， 又考虑到监测的连续性， 采用5天滑动算法， 又得到了华西秋雨逐日监测指数（DARI， Daily Autumn Rain Index）（王春学等， 2014）。而《中国雨季监测指标 华西秋雨》（中国气象局， 2019）在已有指数基础上， 进一步确定由标准化华西秋雨期长度指数和标准化秋雨量指数加权求和的大小来确定华西秋雨的综合强度指数， 同时考虑了雨期长度和雨量大小， 并对华西秋雨等级划分为显著偏弱、 偏弱、 正常、 偏强、 显著偏强5个等级。
2.4 华西秋雨的年际、 年代际变化
华西地区西邻青藏高原， 地形复杂， 分布崎岖， 高山盆地丘陵纵横交错。多样的下垫面条件对大气产生了多尺度的影响， 进而引起华西秋雨的时空不均匀性。
华西秋雨存在显著的年际、 年代际变化。白虎志和董文杰（2004）通过EOF分解得到的第一时间序列分析了秋雨的时间变化特征， 华西地区的秋雨在不同的年代呈现不同的南北分布型。具体来说， 20世纪60年代到70年代初期以及80年代初期， 华西北部地区的秋雨较多， 而南部地区的秋雨较少； 而在70年代中后期、 80年代中后期以及20世纪末期， 南部地区的秋雨较多， 北部地区的秋雨较少； 2000年以后， 华西地区的秋雨又转为北多南少的分布。着眼于秦岭地区的研究表明， 该地区秋季降水量在年代际尺度上呈现显著的变化特征， 20世纪60年代末期、 70年代和80年代初为多雨期， 而50年代和60年代初前期、 80年代中后期及90年代为秋季少雨时段， 2000年以来秋季降水出现略微增加的趋势（方建刚等， 2008）。华西地区全区的研究结果和秦岭地区一致， 近60年来出现两次明显的年代际转折， 呈正-负-正的特征， 即1961 -1985年前后， 华西秋季降水异常偏多， 1985年左右转为异常偏少状态， 从2010年开始， 华西秋雨再次出现偏多趋势（徐曼琳等， 2020）。研究还表明， 西印度洋和西大西洋海表温度由冷转暖对水汽输送和冷空气活动的调节， 导致了20世纪90年代末秋季降水出现由减少到增加的年代际变化过程（Wang and Zhou， 2019）。并且， 21世纪华西秋雨出现了新的年代际变化特征（柳艳菊等， 2012； 贾小龙等， 2008）。以上这些研究均表明： 21世纪以来华西秋雨再次逐渐增强的年代际转折趋势。
从年际时间尺度看， 华西秋雨的雨量、 雨日、 雨强也有明显的变化。例如1983年（彭韵萌， 2020）、 2001年（鲍媛媛等， 2003）、 2007年（贾小龙等， 2008）、 2011年（柳艳菊等， 2012； 李莹等， 2012； 蔡芗宁等， 2012）、 2014年（高琦等， 2016）、 2017年（彭韵萌和徐海明， 2021； 鲍媛媛等， 2020； 彭韵萌， 2020）、 2019年（闫永銮等， 2020）、 2021年（邵明亮， 2021； 李多和顾薇， 2022）均为华西秋雨现象显著年， 尤其是近20年来更加突出。这些年份降水持续时间、 降水强度、 降水量均较常年同期有显著正异常， 并在部分区域引发了泥石流、 洪涝等灾害， 部分河流水位甚至超出夏季洪峰线。
2.5 华西秋雨的周期循环
从华西秋雨的年际、 年代际变化， 不难看出秋雨存在周期循环特征。蒋竹将等（2014）、 罗霄等（2013）使用Morlet小波分析方法发现华西秋雨存在4~8年及5~8年周期。喻乙耽（2018）同样发现华西秋雨的4年、 5年、 9年、 16 年周期。郭彦昕（2020）指出21世纪10 年代至今， 华西秋雨存在非常明显的 2~5 年振荡周期。王春学等（2015）使用多维度-奇异值分解（MTM-SVD， Multi-Taper Method-Singular Value Decomposition）方法， 得到华西秋雨的准4年周期， 以及“偏强、 略偏强、 偏弱、 略偏弱”的典型循环表现。值得注意的是， 华西秋雨周期随时间有向短周期移动的趋势， 20世纪80年代以前， 华西秋雨降水量存在准6~8年的年际周期， 到21世纪减少为准5年周期（惠英， 2016）。综合上述研究可知， 华西秋雨一般具有10年内， 即4~8年的变化周期。
3 华西秋雨的影响因子
陶诗言（1980）曾指出， 低纬和中高纬环流共同影响我国大范围暴雨的形成， 并详细论述了暴雨产生的宏观物理条件、 多尺度系统作用等， 表明长时间的暴雨极值与大气环流异常相关。而华西秋雨作为自夏季向冬季转换过程中的一种富有特色的过渡季节现象， 其影响因子相对比较复杂多样。对秋季这一过渡季节， 夏季大气影响系统由强转弱， 冬季影响系统由弱转强， 二者的相对变化及其相互作用状态， 均对我国华西地区的天气演变有重要影响。大气环流由夏季至冬季转换的时间早晚自然也会影响华西秋雨的起始与持续时间（Zhou et al， 2019）。在秋季这样的大气环流背景下， 冷暖空气交绥于我国华西地区， 并长时间稳定维持， 由此共同造就了华西秋雨， 而冷暖空气的不同异常活动， 也造成了华西秋雨的异常变化。
3.1 大气环流特征
南海和孟加拉湾季风对华西秋雨有重要影响， 索马里越赤道气流的两分支与西太平洋副热带高压的东风气流汇合并维持了华西地区的水汽供应（Ding and Wang， 2008）。并且， 当华西地区位于高低斜压能量之间的梯度锋区， 200 hPa西风急流在40°N稳定维持时， 华西地区正好处于高空急流入口区右侧， 上升气流有助于不稳定能量的释放（蔡芗宁等， 2012）。在此基础上， 进一步得到当东亚副热带西风急流中心西移， 急流核更集中时， 华西北部的上升运动加强， 华西北部秋雨多（罗霄等， 2013）。西太平洋副热带高压脊线与秋季降水相关， 副热带高压位置偏西、 偏北使得华西地区的西南暖湿气流偏强， 从而造成强秋雨现象（Niu and Li， 2008； 李传浩等， 2015）。白虎志和董文杰（2004）指出贝加尔湖——巴尔喀什湖低压槽偏深、 印缅槽偏深和西太平洋副热带高压偏强导致华西地区秋雨强， 这一结论后续被多次证实。使用低频天气图方法划分影响华西秋雨的低频系统关键区， 分别代表了贝加尔湖东西侧气旋性和反气旋性系统对高纬度西伯利亚地区冷空气输送、 孟加拉湾印缅槽对印度洋暖湿水汽输送、 西太平洋副热带高压对西北太平洋暖湿水汽输送以及青藏高原地区波动东移对降水的影响（霍雅姝， 2020）。系统分析大尺度环流特征得到， 贝加尔湖——巴尔喀什湖的宽广低槽、 偏强西伸的副热带高压、 深厚的南支槽分别有利于冷暖空气的输送交汇， 以致产生强的华西秋雨， 进一步通过Ｔ-Ｎ通量分析Rossby波能量的频散方向， 表明Rossby波从波源北大西洋向东传播至东亚地区， 引起贝加尔湖——巴尔喀什湖低槽的加深， 这是槽后冷空气不断分裂南下的原因， 而热带太平洋海温对西太平洋副热带高压、 南支槽具有强迫作用， 这是引导暖湿空气向北流动的原因（齐冬梅等， 2020）。
东亚-西北太平洋反气旋的维持有利于强盛南风的稳定维持， 提供了秋雨发生必要的水汽条件（韩晋平等， 2013）。华西秋雨强盛时的大气环流场高低空配置为： 对流层低层菲律宾异常反气旋西部的异常南风为华西地区输送暖湿水汽， 对流层中层欧洲地区的阻塞高压及巴湖附近低槽有利于冷空气的向南爆发， 对流层高层欧亚中高纬大气遥相关有利于东亚环流形势的维持和发展（梅双丽和陈尚锋， 2022）。另外， 华西秋雨与秋季北极涛动的正相关关系在1980年之后明显加强， 当AO（Arctic Oscillation）处于正位相时， 亚洲东北部-北太平洋上空中低对流层存在一个异常反气旋环流， 东亚西风急流北抬， 华西秋雨因水汽和动力抬升条件有利而异常偏多（钱进， 2022）。21世纪以来， 来自南印度洋更多的水汽输送， 更强的欧洲高压脊和巴尔喀什湖槽引导更多高纬冷空气进入华西区域。更强的水汽输送和冷空气活动导致了降水的年代际增加（徐曼琳等， 2020）。
近20年来的研究丰富了对影响华西秋雨的复杂而多样的大气环流系统的认识。按纬度可分为两大类： 一类为热带低纬度系统， 例如菲律宾异常反气旋、 印缅槽、 西太平洋副热带高压、 印度季风； 另一类是中高纬度系统， 包括贝加尔湖——巴尔喀什湖低压槽、 欧洲地区阻塞高压、 西风急流等。按垂直分布可分为对流层低层的气旋、 反气旋系统， 对流层中层的槽脊系统， 对流层高层的西风急流和遥相关波列等。这些分布于对流层低中高各个层次的环流系统多维度作用引导冷暖空气流动， 使二者最终交汇于我国华西地区。因此， 对于多层次、 多纬度不同系统协同作用的认识是近20年华西秋雨研究的重要进展。
3.2 青藏高原影响
青藏高原作为位于对流层中上层的大地形强迫， 其感热、 潜热等热力影响和抬升、 阻挡等动力作用使其成为影响我国天气气候的重要因素（吴国雄等， 2005； Duan and Wu， 2008； 李栋梁等， 2008； 马耀明等， 2021； 王树舟等， 2023）， 对华西秋雨也具有显著的影响。
陈忠明等（2001）通过统计分析指出华西秋雨与前期和同期青藏高原东部地面热源（包括地面湍流感热加热、 地面蒸发潜热加热和地面有效辐射）的相关性高于高原西部， 高原东部地面热源强迫出东亚500 hPa异常大气环流， 由此影响华西秋雨， 并与华西秋雨量呈负相关关系。郑然等（2021）研究得到， 华西南区秋雨强度异常与前冬高原大气冷源异常有关， 1月关键区冷源与后期华西南区秋雨负相关， 且由冷源偏强导致的秋雨偏弱相较冷源偏弱导致的秋雨偏强更显著。其物理机制为： 前冬偏强的高原大气冷源激发了南海到西太平洋一带气旋性异常环流， 具有延续性， 其南侧西风气流驱动太平洋表层暖水东传， 进而使赤道中太平洋海温偏高， 南海地区出现气旋性环流， 该环流西侧的偏北风控制华西南区， 带来较差的水汽输送， 导致降水偏少。段丽君（2018）也强调了青藏高原感热强迫对华西秋雨的影响， 并对相关性按区域进行细致划分， 指出青藏高原与华西全区和北区秋雨相关关系的年代际变化呈减弱趋势， 而与南区相关趋势逐步增加。
高原夏季风也与华西秋雨存在负相关关系。高原夏季风强年使后期500 hPa东亚贝加尔湖、 日本海、 黄海、 南海， 以及热带太平洋等地区产生弱的正距平大气环流异常， 从而不利于华西秋雨维持（齐冬梅， 2008）。
3.3 海表温度外强迫
海洋是气候系统中巨大的能量贮存器， 与大气系统随时随地都存在相互作用， 它对气候系统的热量平衡和水汽循环尤其具有巨大影响。其中， 海气相互作用一直是气象学研究的热点和重点（杜梦莹等， 2022； 李双双等， 2022）。早期研究受制于观测资料， 着眼于我国东部地区（110°E以东）， 发现其秋冬季降水量与ENSO有显著的关系（龚道溢和王绍武， 1999）， 而近20年来， 大量研究分别揭示了太平洋、 印度洋、 大西洋海面温度对华西秋雨的影响。
研究指出， 西太平洋海温偏高时会激发异常Rossby波环流， 南海附近存在异常气旋性环， 邻近的西南地区东部受异常下沉气流控制， 容易发生干旱（蔡荣辉等， 2014）。北太平洋洋面的东西热力对比也可能通过激发Rossby波列影响了水汽输送， 进而导致华西秋雨的多寡变化（Wei et al， 2018）。我国西南地区秋雨与同期西北太平洋海温为负相关， 其物理机制主要包括三方面： 西北太平洋暖海温激发了南海上空的异常气旋， 削弱了来自西北太平洋的水汽输送； 西北太平洋暖海温增强了赤道印度洋的西风， 导致大部分水汽被输送至海洋性大陆上空， 因此， 从印度洋进入我国西南地区的水汽减弱； 暖海温引起西北太平洋出现异常上升气流， 在我国西南区域出现补偿沉降（Wang et al， 2015）。王春学等（2015）进一步指出赤道中太平洋海表温度对华西秋雨存在负相关协同变化， 即赤道中太平洋海表面温度偏低时， 华西秋雨为正异常。其影响机制为： 夏秋赤道中太平洋海表温度偏低（高）时， 秋季500 hPa易出现正（负）EAP（ East Asia-Pacific Pattern）遥相关波列， 西太平洋副热带高压偏西（东）， 南海和孟加拉湾输送到华西地区的水汽偏多（少）， 华西秋雨偏强（弱）。黄荣辉等（2012）研究发现， 海表温度异常是影响中国秋雨的重要因子， 热带印度洋、 西太平洋的温度增加引发异常环流产生于热带西太平洋上空， 这种环流会导致槽后下沉气流的形并控制了青藏高原东部的天气形势， 以致孟加拉湾水汽难以到达， AO为大负偏位相， 冷空气在东亚路径偏东， 绕高原路径南下的冷空气偏弱， 从而造成我国西南地区冷空气活动偏弱， 二者综合作用引起了此地区降水偏少。此外， 西印度洋和西大西洋海温分别通过激发阿拉伯海到孟加拉湾的异常反气旋环流和遥相关波列信号的下游效应， 由此影响水汽输送和冷空气活动， 而对华西秋雨起到了重要的调节作用（Zhou and Wang， 2019）。
同时， 华西秋雨对强ENSO事件也存在一定的响应。ENSO对我国秋季气候异常的影响更甚于夏季（柳艳菊等， 2012）。秋季降水受赤道中东太平洋海温的重要影响， 厄尔尼诺事件与北部较少、 南部较多的降水有关， 而拉尼娜事件反之（贾小龙等， 2008）。Hu et al（2018）进一步区分了中太平洋型厄尔尼诺和东部型厄尔尼诺事件与秋季降水的关联。研究表明， 当仅IOD正位相出现时， 西南地区和黄河流域的秋雨偏多， 而厄尔尼诺和IOD正位相同时出现使得西南地区秋季降水正异常区维持并向东扩展， 黄河流域秋季降水为负异常（刘宣飞和袁慧珍， 2006）。另外， 夏季IOD（Indian Ocean Dipole）异常位相与华西秋雨存在正相关关系， 在此前期预报信号基础上， 秋季IOD正位相对华西秋雨的发生发展有着更加稳定和显著的正作用（刘佳等， 2015）。谭晶等（2017）同样发现中部型厄尔尼诺与印度洋偶极子正位相同时发生年秋季， 我国西南地区降水偏多。
虽然太平洋、 印度洋、 大西洋海温均被证实与华西秋雨存在关联， 但由于海气之间能量和物质交换的复杂性， 相关研究成果也存在不同程度的差异， 其物理机制也存在区别。太平洋和印度洋与华西地区距离更近， 华西降水直接与来自二者的水汽输送有关， 两大洋主要是通过作用于水汽输送进而影响华西秋雨。而我国未直接毗邻大西洋， 大西洋主要通过遥相关波列的下游能量效应调节华西秋雨变化。
3.4 其他影响因素
除各类热带和中高纬大气系统、 青藏高原影响、 热带洋面海温强迫之外， 尚有其他因素也会影响华西秋雨的强弱变化。
陈少勇等（2011）利用SVD（Singular Value Decomposition）方法分析得出， 前两年夏季北非向外长波辐射OLR（Outgoing Longwave Radiation）异常偏高（偏低）时， 对应后两年华西秋雨将会出现异常偏少（偏多）现象。李跃清（1994）应用热力学方程谱分析的非绝热资料（Zhang et al， 1992）， 通过比较多秋雨年和无秋雨年， 得出前期８月和同期9、 10月欧亚地区非绝热热流量异常相关的大气热力过程与四川盆地秋雨有密切的关系。利用异常合成方法分析得到， 当大气低频振荡MJO（Madden-Julian Oscillation）对流主体位于印度洋中西部（表现为1、 2位相）时， 华西秋雨偏多（赵佳玉等， 2016）。南半球冬季海冰分布与华西秋雨变率也具有相关性， 当南印度洋和太平洋盆地海冰浓度（sea ice concentration， SIC）偏高时， 华西秋雨偏多（Zhou et al， 2021）。
本节总结了华西秋雨多种影响因子及其相关作用机制， 综合归纳为图2 。由于与水汽输送和上升运动密切相联系的多个影响因子通过不同的作用机制改变了降水产生的热力、 动力条件， 最终造成了华西秋雨的多寡异常变化。但是， 多因子作用是如何协同影响华西秋雨变化的问题还需要不断深入研究。虽然研究者从不同角度出发， 得出了十余个华西秋雨影响因子， 大致可分为大气环流系统、 青藏高原作用、 热带海温强迫， 以及其他因素四个方面， 而随着越来越多的影响因子被发现， 华西秋雨影响机制也日趋完善， 不过影响因子的贡献大小不是均等的， 华西秋雨的多寡与各影响因子也并非完全一一对应， 不同年份可能会有不同的主导机制， 应当厘清思路， 针对复杂性， 抓住关键点， 科学研究华西秋雨影响因子和异常机制， 从定性诊断走向定量预报， 提高其业务水平。
4 总结与展望
4.1 华西秋雨进展总结
华西秋雨并非大气科学领域的新问题， 早在20世纪中期便已受到人们关注， 并取得了一些有重要意义的成果。近20年来， 对于华西秋雨的基本特征、 演变过程、 异常机理及其监测预测等又开展了不断深入的探索。在其空间分布、 起讫时间、 年际与年代际变化、 周期循环、 环流特征、 高原影响、 海洋强迫、 表征指数、 预报技术等多方面取得了不少新的进展。21世纪以来对于华西秋雨的研究相对更加丰富、 深入、 具体， 主要表现在以下几个方面：
（1） 建立了华西秋雨基本特征的量化实用指标。针对华西秋雨的时空分布提出了标准判别指标， 《中国雨季监测指标 华西秋雨》（中国气象局， 2019）， 具体确定华西秋雨区包含（25°N -36°N， 100°E -111°E）区域内的湖北、 湖南、 重庆、 四川、 贵州、 陕西、 宁夏、 甘肃8个省（区、 市）共373个气象站点， 从8月21日至10月31日对华西北区秋雨的起止进行持续监测， 从8月21日至11月30日对华西南区秋雨的起止进行持续监测。
（2） 揭示了华西秋雨的多尺度显著变化特征。华西秋雨存在显著的年际与年代际变化和周期循环， 自1961年以来， 华西秋雨出现偏多-偏少-偏多的振荡型年代际变化特征。20世纪80年代中期以前降水偏多， 80年代中期到20世纪末异常偏少， 21世纪开始出现年代际转折趋势， 华西秋雨再次逐渐增强， 且近20年降水偏多程度较上一偏多阶段更加突出。此外， 华西秋雨具有4~8年的主要变化周期。
（3） 加深了对华西秋雨影响机制的认识。从20世纪宏观大尺度的大气环流系统分析转为对多层次、 多纬度大气环流系统以及高原和海洋影响的综合研究。尤其是在海气、 陆气相互作用方面取得了新认识， 指出海洋、 高原会通过激发异常（反）气旋性环流和遥相关波列能量传播影响直接造成华西秋雨的大气环流系统， 制约水汽输送和上升运动， 导致其降水的多寡异常变化。
4.2 华西秋雨研究展望
在以上取得成果的基础上， 由于华西秋雨的复杂性、 变化性， 尤其是气候变化的区域影响， 其结构特征、 异常机理、 监测预报等问题认识仍有差异、 有待完善， 应当注意从整体上进一步系统化、 深入化研究。目前， 关于华西秋雨现象存在的主要问题有：
（1） 在华西秋雨与不同季风的关系方面， 存在薄弱环节。华西秋雨受到亚洲不同季风系统演变的协同重要影响。但目前已有的研究大多是分别考虑东亚季风与南亚季风对于华西秋雨的影响， 没有涉及东亚季风、 南亚季风， 以及高原季风等的协同影响效应。事实上， 综合研判东亚、 南亚季风系统， 以及高原季风系统的相互作用， 分析其不同的协同效应， 对于揭示华西秋雨的异常机理及其监测预报都具有重要价值。Cao et al（2012）将相当位温经向梯度为零的位置定义为东亚季风与南亚季风的交界面， 使用新的IIEI指数（Index for the interface between the Indian summer monsoon and the East Asian summer monsoon）定量化地描述东亚季风与南亚季风的协同作用。桓玉和李跃清（2018）基于IIEI指数分析得到东亚季风和南亚季风的协同作用与我国南方夏季降水异常具有密切的关系。因此， 加强研究不同季风系统对于华西秋雨演变的协同影响很有必要。
（2） 在华西秋雨与冷暖气流的关系方面， 有待深入完善。观测表明， 华西秋雨的形成、 维持和结束与高纬冷干空气、 低纬暖湿空气的相互变化直接联系。已有研究在华西秋雨形成与冷暖空气长时间交汇关系的基础上， 区别分析了低纬度和中高纬大气环流与主要天气影响系统， 但在对其相互作用和综合影响的初步理解下， 关于主导冷暖空气的环流系统位置、 强度、 形态等特征的相对配置还缺乏细致分析。由于西风与季风的耦合作用对天气气候有着重要的影响（左瑞亭等， 2004； 姚檀栋， 2017； 郭莉和祝从文， 2022）， 因此， 在青藏高原大地形下， 西风系统与季风系统的多形式、 多尺度相互作用如何制约华西秋雨的发生、 持续和结束， 值得深入研究。
（3） 在华西秋雨现象的异常机理方面， 应该强化研究。已有对华西秋雨的认识多基于统计诊断、 大尺度特征等， 缺乏动力学诊断、 综合系统分析， 也缺乏基于数值模式的有关研究。Zhu et al（2020）利用ECHAM4.6大气环流模式以及WRF-ARW模式对华西秋雨的内在动力机制进行了数值模拟研究， 表明华西秋雨主要与东亚两个高压系统间隙的水平槽有关， 南部的高压反气旋是中东太平洋非绝热冷却的Gill模态响应， 北部的高压反气旋是中东太平洋冷却与副热带北大西洋加热共同造就的正压罗斯贝波列的一部分， 同时发现秦岭-大巴山地形对秋雨无明显作用。此研究选取的资料仅至2017年， 并表明产生秋雨的内部机制为中低纬度海气相互作用， 而山脉地形的阻挡作用微弱， 部分结果不同于前期共识。由于以华西秋雨为主的数值模拟研究较少， 缺乏可比较性， 因此， 结合青藏高原地形影响， 针对华西秋雨现象， 开展多尺度的动力诊断、 数值模拟等是非常有益的。
（4） 在华西秋雨现象的天气学方面， 缺乏应有认识。已有华西秋雨的分析基本集中于气候尺度， 对其长时间宏观特征和异常演变了解较多， 而关于华西秋雨更小尺度的天气学分析少， 几乎没有针对华西秋雨具体天气过程的系统分析， 以及典型过程的多尺度精细分析。因此， 在青藏高原及周边不同尺度地形作用下， 基于时空多尺度角度， 针对华西秋雨现象的天气学特征、 过程和机理的精细对比研究是很有理论和实际意义的。
（5） 对华西秋季的夜雨特征也值得加强分析研究。四川是我国典型的夜雨区， 一年四季均会出现夜雨现象， 尤其是雨季夜雨非常明显， 占日降水量的比例大， 夜雨比例、 强度和频次都较突出， 在四川日降水中占据重要的地位（胡迪和李跃清， 2015）。研究认为四川盆地入夜后常常有云层覆盖， 使大气处于上冷下暖的不稳定状态， 有利于降水形成（曾庆存等， 1994）。对夜雨的形成机理也进行了大量研究， 从动力、 热力强迫分别探讨了其影响机制（李娟， 2021）， 包括上游青藏高原降水系统夜间东移至四川盆地（Qian et al， 2015）、 低层非地转风场惯性震荡（Zhang et al， 2019）、 局地中小尺度地形（Tian and Miao， 2019）等。由于华西秋雨区包含了我国典型的夜雨区， 华西秋雨也常表现出夜雨特征， 关于秋季的夜雨形成机理与夏季的异同， 除四川盆地外， 华西秋雨其他区域的夜雨特征等， 都值得进一步关注。
（6） 在气候变化背景下， 华西秋雨的区域分布新特征需要思考。华西秋雨范围广大， 分为南北两个气候区。南北区秋雨起止日期以及强弱年份存在差异， 同时， 区域气候响应使西北地区逐渐出现暖湿化（林纾等， 2014； 王澄海等， 2021； 张强等， 2021； 宛霞和聂鑫， 2022）， 而降水带北移（孙楠， 2012）、 “北涝南旱”（马柱国等， 2018）等这些逐步呈现的科学问题为华西秋雨研究带来更多影响。由于青藏高原及其周边地区地气耦合过程的变化， 华西秋雨的时空范围是否会出现变化， 其北区与南区降水特征是否会出现更大差异， 都有待于实时分析。
总之， 华西秋雨作为我国中纬度地区秋季的一种特殊天气气候现象， 一直是大气科学关注的重要课题。针对秋雨灾害天气， 开展灾前、 灾中、 灾后全流程的预警、 监测、 评估工作， 捕捉秋收秋种的黄金“间歇期”， 也同样是气象预报服务业务的基本内容。随着21世纪大气科学技术的多方面发展， 尤其是气象观测、 理论和技术的不断进步， 未来华西秋雨的研究和应用进入了一个深入、 综合、 精细的新阶段。基于新的资料、 新的理论、 新的技术， 通过观测分析、 物理诊断、 模拟研究等多种方法， 开展在青藏高原地形环境下， 华西秋雨的结构特征、 演变过程、 异常机理和具体影响的多尺度、 多侧面、 综合性、 精细化的深入分析研究是其未来重要的发展趋势。