在全球气候变暖的大背景下极端高温天气发生越发频繁，与高温相伴出现的还有大范围的干旱缺水，给农业、林业、畜牧业等带来严重损失，同时高温还会造成城市用水用电紧张加剧，也会影响人体健康，给人民生活和生产带来不利影响（黄忠等，2005；许婷婷等，2022；高洁等，2023）。金沙江下游处于川滇断裂带之间，向南延伸至云南北部，向东至四川宜宾汇入长江，途经地主要为峡谷和盆地丘陵，地形地貌复杂多变，是干热河谷的代表地区，也是高温频发区域。以往研究发现近年来金沙江流域气温呈显著增加趋势（张宁，2007；张一平等，2008；刘晓婉，2016），尤其是20世纪90年代后上升趋势更加明显（陈媛等，2010），同时该流域气温变化有明显的地区差异，气候变率高值中心出现在下游（施晨晓和韩琳，2014）。

大气环流异常是造成极端高温天气的主要原因。如西太平洋副热带高压和大陆副热带高压的持续稳定和偏强，加上极涡强度和西风环流偏弱导致高纬度纬向风盛行，这些均构成了利于高温天气形成的环流形势（马浩等，2020；郝立生等，2022）。500 hPa西太平洋副热带高压的位置和强度很大程度上决定了我国夏季主要雨带和高温热浪天气出现的位置，在高压控制下强烈的下沉运动加上长时间的辐射增温使地面快速升温（林建等，2005）。王文等（2017）对长江中下游高温天气进行研究，认为西太平洋副热带高压偏西偏强，长期控制长江流域是诱发当地高温的直接原因，同时副热带西风急流偏北、东亚夏季风偏强导致暖湿气流强盛，冷空气偏北从而降水减少，加剧了高温干旱。同样研究表明，高压控制下的下沉绝热增温是造成华北和川渝地区高温干旱的主要原因（程炳岩等，2010；张天宇等，2010；张迎新和张守保，2010；孙昭萱等，2022）。

目前高温天气的研究大多针对长江中下游和华北地区（钱婷婷等，2005；唐恬等，2014；张小泉等，2017），且研究方式主要以个例分析为主，金沙江流域作为我国重要的生态屏障和水电资源输出区域，其下游又是高温频发地段，因此有必要对金沙江下游的高温天气进行系统性分析。本文以1981—2020年金沙江下游高温天气为研究对象，利用K-means聚类分析法对典型高温天气同期环流形势进行分类，进而对各类高温天气进行动力和热力诊断，以期为该流域内高温天气的预报提供一些参考。

采用的资料：（1）1981—2020年金沙江下游攀枝花—宜宾段34个气象站日最高气温；（2）1981—2020年欧洲中期天气预报中心（the European Centre for Medium-Range Weather Forecasts， ECMWF）第五代大气再分析数据集ERA5（Reanalysis v5），水平分辨率为1°×1°，包括温度、风、位势高度、海平面气压、垂直速度、散度等气象要素。

根据《区域性高温天气过程等级划分》标准（中国气象局，2014），某站点日最高气温大于等于35 ℃定义为高温天气，根据金沙江下游高温气候特点，同时考虑高温天气发生的区域性，本文将一天之中研究区域同时有18站及以上日最高气温大于等于35 ℃定义为区域性高温天气，时间采用北京时。

K-means聚类法（韩晓红和胡彧，2009；李玉梅等，2016）是一种以中心距离为分类依据的客观分类方法，该方法需要预先给出聚类数目k，在数据集合D中随机选取k个对象视为初始聚类中心m¯i（i=1，...， k）。计算每个样本与m¯i的距离，将距离近的样本划分为一簇。完成一次聚类过程后，再重新计算聚类中心，重复上述聚类过程，直至满足给定终止条件。具体计算过程如下：

（1）计算数据集D中n个样本pj（j=1，...， n）到m¯i的距离：

（2）计算得到pj到m¯i的最小距离min d(i,j)，将pj归类到与m¯i距离最小的簇。

（3）n个样本聚类结束后，重新计算每一簇聚类中心：

式中：PJi代表第i个聚类中心的第j个样本。

（4）计算数据集D中n个样本的离差平方和E(t)（t表示循环次数），若E(t)-E(t-1)<0则再转到第（1）步，否则计算结束。

式中：Ci代表第i簇。

文中k的选取采用离差平方和拐点法。依次计算k值取大于等于1的不同正整数时样本的离差平方和，绘制k与离差平方和的折线图，折线拐点处所对应的k值即为最佳分类数。原因是拐点之后随着k值增加，离差平方和变化不大，即说明在此之后聚类效果提升不明显。

运用热力学第一定律即热流量方程对高温过程进行热力诊断分析（方宇凌和简茂球，2011；邹海波等；2015），公式如下：

式中：T（℃）为温度；t（h）为时间；V¯（m·s^-1）为水平风矢量；w（m·s^-1）为z坐标系下的垂直速度；γd[0.98 ℃·（100 m）^-1]为干绝热递减率；γ[℃·（100 m）^-1]为垂直温度递减率；Cp（1 005 J·K^-1·kg^-1）为干空气定压比热；Q（J）为非绝热加热量。

公式（4）的物理意义为温度的局地变化等于温度的水平平流、垂直绝热变化和非绝热加热的总和，其中绝热变化项可通过其他三项采用倒算法计算得到。通过计算上述各项热力因子的值得到各项在局地增温中所占的比例及贡献。

统计金沙江下游1981—2020年各站点年平均高温日数，如图1所示，金沙江下游流域为西南—东北走向，高温日数基本呈两头多中间少的分布特征。高温日数最多的是巧家，年均达50 d左右，其次是元谋、盐边、仁和、攀枝花一带，年均高温日数普遍为20~30 d，这一带呈现典型的亚热带干热河谷气候特征。中间区域高温日数普遍较少，海拔1 500 m以上的站点年均高温日数大部分不足1 d，尤其是会理、布拖、昭通、昭觉站近40 a从未出现过高温天气。金沙江与岷江、长江三江交汇附近，即宜宾周边城市高温日数也较多，年均高温日数普遍为10~20 d，这一带主要是亚热带季风性湿润气候。

根据区域高温天气定义，筛选出金沙江下游区域高温天气过程共18次。金沙江下游21世纪以前未出现大范围的区域高温天气，自2006年开始区域高温天气明显增加。尤其是近10 a，区域高温天气过程发生14次，占近40 a高温天气过程的78%，其中2011、2019年高温天气发生频率最高，高温过程均有3次。统计高温发生月份可知，高温主要出现在5—8月，其中8月最频繁（9次），其次是5月（5次），6月和7月均发生2次。统计高温天气过程中达到高温标准的站数可知，高温天气范围最大的一次过程为2011年5月18—19日，共有21个国家站达到高温标准。统计达到高温标准的站点平均最高气温可知，平均最高气温为36~39 ℃，其中2014年6月2日的高温过程，平均最高气温为38.5 ℃，同时这次过程巧家站出现历史极端高温的最大值44.1 ℃。

根据K-means聚类法，以上述18次高温过程同期500 hPa高度场为依据进行环流分类，结果显示金沙江下游高温天气的环流背景可分为3种类型（表1），分别是暖脊型、副热带高压-青藏高压型（文中副热带高压指西太平洋副热带高压）、青藏高压型。暖脊型高温过程发生4次，且均发生在5月；副热带高压-青藏高压型和青藏高压型均为7次，前者发生在6—8月，后者5—8月均有发生，总的来说这两类高温过程均在8月发生频率最高。下文基于这种分类结果，分析各类高温天气过程的平均环流场。

图2为暖脊型高温过程环流形势。200 hPa[图2（a）]，中高纬度西风带较平直，以纬向环流为主，对应副热带西风急流较强盛；30°N附近东亚为“一脊一槽”形势，高压脊位于青藏高原上空，低压槽位于华南附近；金沙江下游受高压脊控制，并且在70°E—100°E范围内存在东西向的高温中心，金沙江下游位于高温中心东侧。500 hPa[图2（c）]，中高纬度和高层一致，有宽阔的纬向西风带，高纬度槽、脊较弱，位置偏北，冷空气无法南下；中低纬度为一槽一脊，青藏高原南侧有西风绕流形成的南支槽，槽前100°E—130°E范围为高压脊，同时高压脊对应有-8 ℃的温度脊，金沙江下游正位于暖脊控制下。这种环流型下西太平洋副热带高压和伊朗副热带高压较弱，位置偏南，主体位于海上。700 hPa[图2（b）]，四川盆地有暖中心存在，金沙江下游正好位于暖中心的西南侧。值得注意的是伊朗高压在这一高度层表现明显，并且在内陆对应有大范围的暖中心，高压暖中心的干暖气流通过南支西风输送至我国西南，进入金沙江下游区域，受地形影响转为西南风，而来自孟加拉湾的西南暖湿气流还未大范围进入四川，对高温区的影响较小，金沙江下游主要受内陆干暖西风影响。西风翻越高原东侧横断山脉，在金沙江下游河谷地带下沉，形成焚风，导致温度升高，热量不断聚积，对金沙江下游的升温起到重要作用。地面[图2（d）]，四川盆地有闭合低压，对应700 hPa暖中心，金沙江下游位于地面低压西南侧；地面风场与700 hPa一致，是西风气流翻越山脉后下沉而形成的更为干暖的西南气流，可进一步加剧地面升温。

图3为副热带高压-青藏高压型高温天气环流形势。可以看出，200 hPa[图3（a）]，欧亚地区45°N以北为“两脊一槽”型，乌拉尔山和东亚地区为高压脊，巴尔喀什湖为低压槽，经向环流在中高纬度较明显；35°N—45°N范围为平直西风带，西风急流偏弱。青藏高压偏强，东伸至135°E，金沙江下游在青藏高压控制下。500 hPa[图3（c）]，中高纬度与200 hPa保持一致，维持“两脊一槽”形势，但35°N—45°N的纬向气流阻断了高纬度的冷空气向南输送，有利于中低纬度高温天气的形成。同时西太平洋副热带高压较强，在高原上空与青藏高压打通连接，形成强大的高压带，高压带下有中心强度为-4 ℃的暖中心。700 hPa[图3（b）]，暖中心在30°N附近，呈东西带状分布，金沙江下游在暖中心范围内。同时来自孟加拉湾的偏西暖湿气流在中南半岛转为偏南气流，向北进入金沙江下游，容易形成高温闷热天气。地面[图3（d）]，气压分布与暖脊型类似，四川盆地依然存在热低压，地面风场同700 hPa一致，金沙江下游受来自孟加拉湾偏南气流影响。

图4为青藏高压型高温天气的环流场。200 hPa为纬向环流[图4（a）]，西风带平直，西风急流较弱。青藏高压强盛，呈现两边窄、中间宽的形状，东伸脊点超过135°E，高压中心对应有强大的暖中心，金沙江下游位于暖中心东部。500 hPa为“一脊一槽”的分布形势[图4（c）]，贝加尔湖以西为高压脊控制，贝加尔湖以东为低压槽。温度槽脊与高度槽脊重合，金沙江下游位于脊区，脊区下沉气流利于高温天气形成。此类型中西太平洋副热带高压位于海上，强度偏弱。700 hPa高度场与中高层基本一致[图4（b）]，维持西高东低的分布形势，槽后冷空气无法影响到金沙江下游区域。温度场中高温中心与青藏高压对应，高原上空呈带状分布，但由于西太平洋副热带高压较弱，所以高温中心相较于副热带高压-青藏高压型位置更偏西，金沙江下游位于高温中心东部。同时，孟加拉湾存在气旋性环流，气旋东侧偏南气流给金沙江下游带来暖湿空气。地面图特征与副热带高压-青藏高压型类似[图4（d）]，金沙江下游地区受到来自孟加拉湾偏南暖湿气流影响。

为揭示金沙江下游高温天气产生的物理机制，沿金沙江下游流域中心（101°E、25°N—105°E、30°N）做垂直剖面，探究金沙江下游高温天气的大气垂直结构。图5为3种环流形势500 hPa以下的垂直环流，图中地形为中间高、两边低的特征，金沙江大部区域位于西南风背风坡和河谷地带，易形成焚风效应，加上山峰和山谷间的热力差异，易形成山谷风。暖脊型[图5（a）]，750 hPa以上金沙江下游对应深厚的下沉气流，两侧山坡均有谷风形成，此外西南侧山坡（101°E、25°N）附近有一支上升气流，此为高原南支西风在山脉影响下爬坡所致，爬坡气流越过山顶后形成下沉气流，与高层高压脊对应的下沉气流叠加，对温度有增幅作用。高温区的近地面层有较弱的上升气流，说明此处有浅薄热低压形成。副热带高压-青藏高压型垂直环流场[图5（c）]中，高温区近地面依然有热低压导致的弱上升气流，高层下沉气流范围更广，西南侧山坡也对应下沉气流，说明在这一环流型中，两个高压控制下形成的动力下沉气流强盛，地形作用相对较小。青藏高压型垂直环流场[图5（e）]中，因为高压中心位于偏西的高原上空中高层，所以西南坡中低层为上升气流，而高温区及其东北部位于环流下沉支位置，地面仍有热低压的弱上升气流。

暖脊型湿度场[图5（b）]中，金沙江下游上空大气较为干燥，500~200 hPa为干区中心，大范围相对湿度小于20%，而近地面湿度为30%~50%，这是高原南侧内陆干暖空气和焚风效应共同作用的结果，利于高温天气形成，这一类型高温天气属于干热型高温。空气湿度小意味着成云条件不足，因此会导致晴空辐射更强，地面增温更快。散度场中，中层更多的表现为负值，600 hPa有一负值中心，说明高空以辐合为主，800 hPa附近为正散度中心，说明低层辐散，这种高层辐合、低层辐散的配置利于气流持续下沉，造成下沉增温。近地面有弱的负散度，说明地面有热低压的上升气流。

副热带高压-青藏高压型[图5（d）]中，700 hPa以上为干层，大值中心在400 hPa，这是由西太平洋副热带高压和青藏高压下沉气流共同作用的结果，所以中高层也是晴空少云。而在低层，由于有来自孟加拉湾暖湿气流的输送，近地面湿度有所增加，湿度可达70%，所以此类天气属于闷热型高温。散度场上，500~600 hPa和300 hPa分别有负值中心，说明高空有辐合下沉气流，在700 hPa以下大部分区域为正值，热低压处有小范围负值中心，散度场配置仍然有助于高空气流下沉增温。

青藏高压型湿度场[图5（f）]中，300~500 hPa为干区，主要由青藏高压下沉气流导致，在近地面有湿层，湿度大于60%，也属于闷热型高温天气。散度场上负值中心在200 hPa，与青藏高压位置对应，中低层以正值为主，主要是下沉气流，近地面也有小范围负值区对应地面热低压，与前两类相似。

从云量图（图略）看出，3种类型上空几乎无云，近地面湿度大的地区有少量低云，但云量均小于1成。说明金沙江下游不仅有动力下沉带来的增温效应，还有强烈的晴空辐射增温和近地面热低压的直接加热作用。

分别计算3种高温类型08：00—14：00平均的近地面局地变化项、水平平流项、垂直绝热变化项和非绝热加热项。考虑到发生高温的站点大多海拔高度低于1 500 m，将850 hPa近似为金沙江下游的近地面进行各项热力诊断分析。

暖脊型局地变化水平分布图[图6（a）]中，金沙江下游有一个增温中心，中心数值达到1.5 ℃·h^-1，温度水平平流项[图6（b）]数值较小，接近于0，可见温度平流对局地增温的作用较小。垂直绝热变化项[图6（c）]中，金沙江下游数值较小，也接近于0，但为正值，说明高空的下沉气流在近地层热低压的上升气流中被削弱，增温效应很大程度被抵消。非绝热加热项[图6（d）]中，金沙江下游有一个加热中心，数值接近局地增温，说明此处升温主要由非绝热加热引起。副热带高压-青藏高压型（图略）局地增温也为1.5 ℃·h^-1，温度水平平流较弱，但为负值，说明温度平流对局地增温有负贡献，垂直绝热变化也接近于0，非绝热加热项有明显的增温中心。青藏高压型（图略）中局地增温中心数值为0.8 ℃·h^-1，较前两类高温型局地变化更小，其他各项热力因子与前两类类似，最大贡献为非绝热加热项。

为了进一步了解各项热力因子在局地增温中的贡献，将各环流型中金沙江下游的各项热力因子进行区域平均，从而估算每一项的贡献大小。如表2所示，暖脊型的局地变化项最大，平均为0.87 ℃·h^-1，水平平流项对局地增温的贡献为-9.2%，垂直绝热变化平均贡献为0，非绝热加热项贡献高达109.2%。副热带高压-青藏高压型的局地变化项平均为0.73 ℃·h^-1，水平平流项和垂直绝热变化项平均贡献均为负值，分别为-13.7%和-2.7%，非绝热加热项贡献116.4%。青藏高压型局地变化项最小，平均为0.64 ℃·h^-1，水平平流项贡献为-21.9%，垂直绝热变化项平均贡献为4.7%，非绝热加热项贡献为117.2%。由此可见，金沙江下游高温主要由非绝热加热引起，高空强烈的下沉气流和干热环境导致天空晴朗无云，从而使地面热辐射增加，地面迅速增温，形成高温中心。局地增温使该区域大气温度高于外来气流温度，地面西南风或南风相对该区域便成为“冷平流”，所以对升温的贡献为负。高空的垂直下沉气流到近地面受到热低压上升气流的抵消，对近地面的直接升温贡献不大，但间接增加了地面的热辐射，从而使非绝热加热更明显。

通过对各型高温天气的大气环流及物理量诊断分析，对高温过程的关键物理量指标进行分类统计，得到各型高温天气相关物理量阈值，如表3所示。暖脊型高温天气过程中，高原及四川上空200 hPa高压脊线≥12 400 gpm，且配合有≥-50 ℃的等温线；500 hPa高压脊≥5 800 gpm，配合≥-6 ℃的等温线；700 hPa高温中心≥10 ℃；近地面热低压≤800 hPa；垂直速度场中，下沉气流中心强度均≥0.25 Pa·s^-1；近地面相对湿度为20%~50%；低层存在正散度中心，强度≥7×10^-5s^-1。副热带高压-青藏高压型中200 hPa有青藏高压存在，闭合等高线≥12 520 gpm，等温线≥-50 ℃；500 hPa有副热带高压存在，闭合等高线≥5 880 gpm，配合有≥-2 ℃等温线；700 hPa高温中心≥15 ℃；近地面热低压强度≤800 hPa；垂直速度场中，下沉气流中心强度≥0.3 Pa·s^-1；近地面相对湿度为50%~70%；低层正散度中心强度≥5×10^-5 s^-1。青藏高压型中200 hPa闭合等高线≥12 520 gpm，等温线≥-46 ℃；500 hPa为高压脊，强度≥5 840 gpm，等温线≥-2 ℃；700 hPa高温中心≥12 ℃；近地面热低压强度≤800 hPa；垂直速度中心强度≥0.25 Pa·s^-1；近地面相对湿度为60%~70%；低层正散度中心强度≥6×10^-5 s^-1。由此可见虽然各型高温在天气系统上表现有所区别，但是反映在物理量阈值上却是特征相似。高温发生需要有利的大环流背景，中上层受高压系统控制并配合与之对应的高温中心或温度脊，高空辐合、低空辐散的对流环境场中利于形成强的下沉气流，为下沉增温提供条件，且近地面有强度不高于800 hPa的热低压生成，同时由于中低空气流来源不同导致近地面湿度差异，形成干热型和湿热型高温。

本文重点分析了金沙江下游高温天气的环流形势聚类分型结果，对各类高温天气进行了动力和热力诊断，并统计了各型高温物理量阈值，主要得到以下结论。

（1）金沙江下游高温天气的环流背景可分为暖脊型、副热带高压-青藏高压型和青藏高压型3种类型。暖脊型主要受大陆高压脊和高原南支干暖西风的影响，西风将伊朗高压下的干暖气流输送到金沙江下游，加上四川盆地上空暖脊和地面热低压作用，导致金沙江下游出现高温天气；副热带高压-青藏高压型受青藏高压和西太平洋副热带高压的双重影响，金沙江下游位于两个高压叠加形成的强大下沉增温区域中；青藏高压型主要影响系统是高层的青藏高压，中层有高压脊配合，金沙江下游位于青藏高压下的暖区内。

（2）3种类型高温天气具有高层下沉气流、低层热低压导致的弱上升气流、中高层为干层、天空晴朗少云的共性特征。3类高温气流下沉中心强度≥0.25 Pa·s^-1，低层散度中心强度通常≥0.5×10^-5 s^-1，地面热低压中心≤800 hPa。金沙江下游不仅有动力下沉带来的增温效应，还有强烈的晴空辐射增温和近地面热低压的直接加热作用。3种类型高温天气的差异主要表现在：暖脊型仅出现在5月，近地面相对湿度为20%~50%，为干热型高温天气；副热带高压-青藏高压型和青藏高压型则受孟加拉湾暖湿气流影响，前者相对湿度为50%~70%，后者为60%~70%，常出现在6—8月，为闷热型高温。

（3）金沙江下游高温主要由非绝热加热引起，温度平流对局地升温的贡献为负，地面热低压上升气流对下沉增温有抵消作用，所以垂直绝热变化对近地面的直接升温贡献不大，但间接增加了地面的热辐射，从而使非绝热加热更明显。

本文探讨了金沙江下游高温过程的平均环流形势和物理量特征，这是理解该地区高温天气现象的重要基础，然而，高温的发生不仅受大气环流影响，还受气候变化大背景的影响，随着全球气候变暖，温室气体排放的增加导致大气温度持续上升，从而加剧了高温天气的发生。金沙江下游地区作为全球气候变化的敏感区域，其高温过程与气候变化密不可分。相关研究也发现，金沙江下游地区的高温天气频率在近10 a有明显增加趋势，该地区的高温天气现象可能在未来一段时间内持续存在，并且有进一步加剧的风险，因此需要密切关注这一地区的高温天气变化，并采取有效的应对措施。