引言
冰雹一直是短临预警关注的重点和难点，由中小尺度天气系统直接产生（朱官忠等，1991；王小明等，1992；许敏等，2022；叶东，2020），具有空间尺度小、生命史短的特点，冰雹越大，破坏力越强。天气雷达监测范围广，数据时空分辨率高，是冰雹监测预警不可或缺的工具之一（林文等，2020）。随着监测冰雹的雷达数据增多，国内诸多学者针对冰雹的发生发展机制、风暴精细结构和动力学特征等开展了深入研究（郑媛媛等，2004；俞小鼎等，2006；赵坤等，2008）。冰雹在发生发展到降落至地面均具有复杂的微物理过程，而单偏振多普勒天气雷达获取云中粒子的信息较为有限，使得过去对风雹母体内部云微物理过程的研究相对较少（王洪等，2018）。自Seliga和Bringi（1976）提出双偏振探测理论并应用于天气雷达探测以来，诸多学者先后发现了差分反射率（ZDR）柱、差分相移率（KDP）柱、相关系数（Correlation Coefficient， CC）谷、ZDR弧等偏振参量的典型结构特征（Hall et al.， 1984；Brandes et al.， 1995；Kumjian and Ryzhkov， 2008），基于以上结构特征，双偏振雷达在识别冰雹云方面具有较好的应用价值（刘黎平等， 1993；Bringi et al.， 1997；Hubbert and Bringi， 2000；刘黎平， 2002；曹俊武等， 2005；Kumjian， 2013；潘佳文等， 2020a；姬雪帅等， 2022）。
目前针对四川地区冰雹过程的研究，一方面集中于冰雹的气候特征和时空分布特征（刘晓璐等，2012；杨淑群和邱予声，2012；祁红彦和刘立兵，2015），另一方面基于常规观测、卫星、单偏振天气雷达和再分析资料进行冰雹个例结构与成因的诊断分析（范思睿等，2017；罗玲等，2018；雷瑜等，2022），而利用双偏振雷达资料开展冰雹天气的分析还鲜有报道。成都S波段双偏振雷达是中国气象局在四川部署的首部双偏振天气雷达，于2021年9月正式投入业务运行。2022年3月16日18：00—22：00（北京时，下同）成都西部出现了一次冰雹天气过程，冰雹记录显示冰雹粒子直径均小于2 cm，但发生时间较常年明显偏早（祁红彦和刘立兵，2015）。因此，本文利用双偏振雷达资料首次对成都冰雹云偏振参量演变特征进行分析，并与同年4月发生的短时强降水天气进行比较，探讨不同类型强对流天气之间偏振参量的差异，进而评估该雷达对成都地区强对流云系的观测效果，以期填补关于成都地区冰雹云偏振参量特征分析的空白，为预报员开展冰雹的监测预报预警提供参考。
1 资料来源
所用资料包括：（1）2022年3月16日18：00—22：00以及2022年4月11日20：00—23：00成都S波段双偏振雷达探测资料（距离库长为250 m，方位角分辨率为1°，时间分辨率为6 min）；（2）2022年3月16日20：00及2022年4月11日20：00成都温江站探空资料；（3）成都18个国家气象观测站2022年3月16日18：00—21：00地面气温和极大风小时数据以及4月11日20：00—23：00地面气温和降水小时数据。
文中附图涉及地图是基于中华人民共和国自然资源部标准地图服务网站（http://bzdt.ch.mnr.gov.cn）下载的审图号为川S[2021]00059号的标准地图制作，底图无修改。
2 强对流发生发展条件
2022年3月16日20：00，四川盆地西部位于200 hPa高空急流出口处的辐散区，700 hPa西南急流影响四川盆地东部，成都位于急流轴左侧的上升运动区，如此高低空急流耦合有利于形成深厚的上升运动。500 hPa甘陕南部至四川盆地有一支强盛偏北气流，最大风速达14.0 m·s-1，青海东部至甘肃一带有-14.0 ℃的冷中心并伴有-3.8 ℃的24 h负变温中心，甘肃与四川交界处存在温度露点差达40.0 ℃的干区；700 hPa西南气流为四川盆地提供充足水汽，使盆地成为温度露点差小于5.0 ℃的湿区。高层强西北气流引导位于甘陕南部的干冷空气进入四川盆地西部，叠加在低层暖湿空气之上，是有利于强对流天气发生的典型环流形势（张晓茹等，2008；陈关清等，2016；李晓霞等，2020；褚颖佳等，2023）。此外，受北方冷空气影响，850 hPa成都转为一致的东北风，16日20：00风速增加至6.0~8.0 m·s-1，东北风与成都西部高海拔山区形成辐合抬升利于对流触发，同时地面3 h变压达4.1 hPa。表明此次冰雹天气是高层冷平流的强迫和地面冷空气共同触发形成。
16日20：00成都市温江站探空资料（图略）显示600~500 hPa存在明显干冷空气入侵，温度露点差高达38.4 ℃，而800~600 hPa则相对暖湿，大气温度垂直递减较大并呈现上干下湿的不稳定状态。同时，850 hPa与500 hPa温度差大于等于27.0 ℃，对流有效位能（Convective Available Potential Energy， CAPE）为1 666.3 J·kg-1，对流抑制能量为0 J·kg-1，自由对流高度（Level of Free Convection， LFC）为0.56 km，可见一旦存在上升运动，将极易发生强对流天气。此外，08：00—20：00 0~6 km环境风垂直切变明显增强，从9.3 m·s-1增至17.5 m·s-1，垂直风切变越大，出现高度组织化对流风暴的概率越大，越有利于强对流单体的传播（俞小鼎，2011）。
除以上有利条件外，20：00 0 ℃层与-20 ℃层高度差达2.7 km，利于冰雹粒子增长。俞小鼎（2014）指出应采用湿球温度0 ℃层（Wet Blub Zero， WBZ）高度来指示冰雹融化层高度而非干球温度0 ℃层（Dry Blub Zero， DBZ）高度。20：00 WBZ高度为3.9 km，明显低于DBZ高度（4.2 km），表明对流层中低层的大气较干，促使湿雹表面水膜由于蒸发冷却作用重新凝结，直到WBZ高度时才开始真正融化，更加利于冰雹粒子降至地面。
3 强对流雷达回波演变
2022年3月16日的冰雹大风天气过程中产生冰雹的强回波和地面灾害性大风如图1所示。16日18：22成都西北部的都江堰有多个对流单体生成发展，对流单体合并加强，强回波范围迅速扩大，19：02都江堰西南地区发生局地冰雹天气；随近地面冷空气南侵，19：47大邑地区对流云生成并迅速发展，20：05对流云发展成熟并引起大邑南部的冰雹天气；20：45初生于邛崃的对流单体与大邑减弱南移的冰雹云合并加强引发邛崃冰雹，并伴有8级大风；21：02低层偏北风遇西部山区受阻被迫辐合抬升，减弱南移的冰雹云再次与蒲江北部初生的对流单体合并加强产生冰雹，最大瞬时风速超过20.0 m·s-1。此后，随着北风主体南移，地面风场辐合减弱，云体开始消散并移出成都，至此冰雹过程结束。
图1
图1
2022年3月16日19：02—21：02不同时间成都雷达1.5°仰角冰雹云反射率因子ZH（彩色填色，单位：dBZ），以及18：00—21：00成都市国家气象站极大风（风矢，单位：m·s-1）
Fig.1
The hail cloud reflectivity factor ZH（color shaded， Unit： dBZ） at 1.5°elevation from Chengdu radar at different times from 19：02 to 21：02， and extreme wind（wind vectors， Unit： m·s-1） at Chengdu national weather stations from 18：00 to 21：00 on 16 March 2022
多单体风暴自北向南移动，分别给都江堰、大邑、邛崃和蒲江带来冰雹天气，但形成冰雹的风暴母体结构存在明显差异。16日19：02，都江堰的冰雹云中心反射率因子（ZH）最大值超过60 dBZ，大于50 dBZ的强回波垂直发展高度小于5 km，垂直累积液态水含量（Vertically Integrated Liquid Water， VIL）为30.7 kg·m-2，ZH垂直剖面图（图略）上风暴云近似垂直，且19：02之后风暴迅速减弱消散，对流云生命史较短。19：59，大邑对流云处于发展最旺盛阶段，中心强度超过68 dBZ且水平尺度明显扩大[图2（a）]。垂直方向上，强回波伸展至9 km以上，同时在云体前侧近地面处存在ZH梯度大值区，但并未出现明显的悬垂结构[图2（b）]。相应径向速度（V）[图2（c）]显示在对流云前部存在速度正值区的柱状特征，最大高度超过5 km，最大值大于10.0 m·s-1，表明风暴前侧存在强上升运动，对冰雹云的发展和维持十分有利。
图2
图2
2022年3月16日19：59成都雷达1.5°仰角ZH（a，单位：dBZ），以及ZH（b，单位：dBZ）、V（c，单位：m·s-1）分别沿AB线段的垂直剖面
Fig.2
The ZH (a, Unit: dBZ) at 1.5° elevation, and vertical cross-section of ZH (b, Unit: dBZ) and V (c, Unit: m·s-1) along the AB line segment from Chengdu radar at 19:59 on 16 March 2022
16日20：05[图略]，虽然强回波中心ZH进一步增强到70 dBZ，最大VIL超过85 kg·m-2，但ZH大值区的垂直高度较19：59明显下降，大于70 dBZ的极大值中心所在高度已降至0 ℃层附近，且云体内部的垂直上升运动也开始减弱，表明此时冰雹云内上升气流已无法托住较大尺寸的冰雹粒子，进而引起大邑冰雹的发生。
16日20：45，北风入侵邛崃地区，受地形作用，地面的风场辐合线增强，利于对流单体生成，同时促使趋于消亡的冰雹云南移与初生的对流单体合并、加强，回波中心强度达72.5 dBZ[图3（a）]，相应VIL超过90 kg·m-2且强回波水平尺度（直径约17 km）明显大于大邑冰雹云。垂直方向上，能够看到明显的前倾高悬垂强回波结构[图3（b）]，强回波扩展至-20 ℃高度层（6.9 km）以上，同时在单体前侧出现了有界弱回波区（Bounded Weak Echo Region， BWER），且BWER与强上升运动区的水平位置基本重合[图3（c）]。此外，位于强回波顶部的前侧存在一径向速度对，正负速度差超过30 m·s-1，表征强辐散区加强了高层大气的“抽吸”作用，利于上升运动的发展并促使冰雹粒子的增长。更大的水平尺度、更强的上升运动加之低层BWER的存在均表明邛崃冰雹云强度较大邑冰雹云更强。
图3
图3
2022年3月16日20：45成都雷达1.5°仰角ZH（a，单位：dBZ），以及ZH（b，单位：dBZ）、V（c，单位：m·s-1）分别沿CD线段的垂直剖面
Fig.3
The ZH (a, Unit: dBZ) at 1.5° elevation, vertical cross-section of ZH (b, Unit: dBZ) and V (c, Unit: m·s-1) along the CD line segment from Chengdu radar at 20:45 on 16 March 2022
16日21：02，与邛崃类似，蒲江冰雹也是由处于不同阶段的对流云合并加强引起，冰雹云的垂直结构特征基本相同（图略）。
4 偏振参量特征演变
4.1 水平结构特征
由前文分析可知，大邑与邛崃冰雹云的雷达单偏参量垂直结构较为相似，且邛崃冰雹云的发展更为旺盛，因此重点分析成都雷达1.5°仰角邛崃对流云在发展、成熟及减弱阶段偏振参量的水平结构特征。
16日20：22，减弱的大邑冰雹云与邛崃北部的对流云合并加强[图4（a）]，强回波区相关系数（CC）基本大于0.93[图4（g）]，对应差分反射率（ZDR）[图4（c）]和差分相移率（KDP）[图4（e）]分别集中于0.5~3 dB和0.5~4（°）·km-1，表明此时强回波主要由液态粒子构成。ZDR与CC场上，强回波附近存在两处ZDR大值区[图4（c）中A、B处]，其中大值A处位于对流云移动方向的前侧，CC基本大于0.94[图4（g）]，主要由液态降水粒子构成；而大值B处的CC离散度更大，最小值为0.67且存在ZDR异常值（-5.81 dB），ZH场显示B处对应云体后侧的入流缺口[图4（a）中“Rear Inflow”]，表明此处存在多种粒子（如云冰、雨水）的混合，该现象可能与中层入侵的干冷空气造成的夹卷作用有关。
图4
图4
2022年3月16日20：22（a、c、e、g）、20：45（b、d、f、h）成都雷达1.5°仰角ZH（a、b）（单位：dBZ）、ZDR（c、d）（单位：dB）、KDP（e、f）[c，单位：（°）·km-1]和CC（g、h）
Fig.4
The ZH (a, b) (Unit: dBZ), ZDR (c, d) (Unit: dB), KDP (e, f) (Unit: (°)·km-1) and CC (g, h) at 1.5° elevation from Chengdu radar at 20:22 (a, c, e, g) and 20:45 (b, d, f, h) on 16 March 2022
16日20：45，冰雹云发展成熟，ZH最大值超过70 dBZ[图4（b）]，相应回波点的ZDR值很小，集中在-2~1 dB[图4（d）]，CC主要集中在0.80~0.95[图4（h）]，同时KDP[图4（f）]出现了明显的空洞结构，此现象与相应回波点的CC偏低有关（冯晋勤等， 2018），表征较大尺寸的冰雹以及外覆水膜的湿雹粒子。以上特征体现了粒子双偏振与粒子单偏振的差异，验证了ZDR与冰雹的关系，ZH大、ZDR小是冰雹存在的一个明显特征，是双偏振雷达较单偏振雷达监测冰雹的优势；ZDR与CC场上，ZDR存在两个极大值中心[图4（d）中C、D]，其中大值D处的CC基本大于0.95，而C处明显偏低且离散度更大（CC为0.75~0.99），表明D处主要由大雨滴构成（ZDR与雨滴大小成正相关），而C处则包含大量湿雹粒子。同时，不难发现CC场[图4（f）]上冰雹云东侧存在CC的极小值区并与前侧入流区[图4（b）中“Inflow”]位置重合，成都雷达0.5°仰角的相同位置也出现了典型的CC谷结构（图略），这是因为前侧入流将近地面的树叶等碎屑吸入上升气流并与降水粒子混合，进而导致上升气流附近CC明显偏小（潘佳文等， 2020b）。
16日20：50（图略），冰雹云开始减弱，仍能看到冰雹粒子的典型特征，但强回波范围明显扩大且前侧入流区消失。ZDR与CC场上，除强回波中心的冰雹粒子外，ZDR大值区的CC基本大于0.95，可见此时冰雹粒子已降至低层并伴有明显的降水天气。
4.2 垂直结构特征
图5为2022年3月16日20：22成都雷达1.5°仰角ZH，以及ZH、ZDR与CC的垂直剖面。可以看出，16日20：22，云体内的固态粒子（CC小于0.95，ZDR接近于0）主要位于0 ℃高度层以上，而对流云低层主要由液态粒子构成。ZDR场上共有两处大值区[图5（b）中A、B]，其中A处对应低层雨滴，CC均超过0.97。相反，B处的CC基本低于0.7且位于对流云后侧中层入流缺口下方的下沉气流区内。通过对3月16日冰雹过程中各对流云不同阶段的垂直剖面分析，发现在对流云发展时期，云体后侧约4~6 km高度均能发现与B处相似的区域且与下沉气流有较好对应，因此类似B区域的出现对冰雹云发展过程中后侧下沉气流的位置具有一定指示意义。
图5
图5
2022年3月16日20：22成都雷达1.5°仰角ZH（a，单位： dBZ），以及ZH（b、c，灰色实线）（单位： dBZ）、ZDR（b，彩色填色）（单位： dB）与CC（c，彩色填色）分别沿EF线段的垂直剖面
Fig.5
The ZH (a, Unit: dBZ) at 1.5° elevation, vertical cross-section of ZH (b, c, gray solid lines) (Unit: dBZ), ZDR (b, color filled) (Unit: dB) and CC (c, color filled) along the EF line segment, respectively, from Chengdu radar at 20:22 on 16 March 2022
图6
图6
2022年3月16日20：45成都雷达ZH（a、b，灰色实线）、ZDR（a，彩色填色）（单位： dB）与CC（b，彩色填色）分别沿
Fig.6
The vertical cross-section of ZH（a， b， gray solid lines）（Unit： dBZ）， ZDR（a， color filled）（Unit： dB） and CC（b， color filled） along the CD line segment in
对比CC场[图6（b）]，发现靠近BWER一侧[图6（b）中黑色椭圆A]的CC明显高于强回波中心附近区域的CC[图6（b）中黑色椭圆B]。其中，A主要由雨滴构成，因为强上升气流将雨滴向上输送，粒子碰并增长使ZDR随高度递增，而B则因包含大量湿雹粒子使其ZDR增大。此外，在主上升气流区的南部边缘发现了自上而下递减的ZDR大值区[图6（a）中黑色箭头]，而CC则表现出相反的递增趋势，这是因为上升气流的减弱，无法托住ZDR大值区中大尺寸的混合相粒子，下落过程中粒子逐渐融化成液态并分裂进而形成自上而下递减的ZDR大值区，相应CC也逐步增大。Kumjian和Ryzhkov（2012）通过模拟试验详细解释了这一现象的物理机制。因此ZDR柱在定位上升气流区时具有重要的指示作用，同时若ZDR柱的垂直伸展高度超过0 ℃层，也能够表征过冷水滴高值区的位置。
16日20：50，冰雹云内ZDR小值区（图略）已降至低层，同时在其前侧出现了大范围的ZDR大值区并表现出由近至远递减的特征，CC（图略）则呈现随距离增加而递增的趋势。这主要与上升气流随距离减弱及粒子分选机制的作用有关。
5 短时强降水与冰雹对比分析
4月11日20：00—23：00，成都地区共计5站次出现小时累积雨量大于20 mm的短时强降水。其中，最大雨强出现在20：00—21：00，达32.9 mm·h-1。分析发展成熟时（20：47）的强对流云（位置与观测到最大雨强的站点重合）雷达垂直剖面（图7）。可以看出，对流单体表现出较为明显的前倾特征[图7（b）]，超过50 dBZ的区域达9 km且单体前侧低层有ZH梯度大值区，但不存在强回波的悬垂结构以及明显的ZDR柱结构[图7（b）]。11日20：00探空资料显示干、湿球0 ℃层高度（DBZ=4 248 m，WBZ=4 208 m）十分接近，冰雹粒子在4.0 km高度左右便开始融化，同时较高的近地面温度（20：00—21：00地面平均气温为24 ℃）加速了粒子的融化。3.0 km以下随着海拔高度的下降ZDR出现陡增[图7（b）]，CC场[图7（c）]显示2.2 km以上CC<0.95，表明2.2~3.0 km高度层包含大量外包水膜的湿雹粒子。2.2 km高度向下，CC迅速增大至0.96左右，对应ZDR超过3.5 dB，可见云体低层主要由液态降水粒子构成且粒子尺寸较大，最大直径可能超过2 mm（Lesins and List， 1986），从而引起雨强达32.9 mm·h-1的短时强降水。
图7
图7
2022年4月11日20：47成都雷达1.5°仰角ZH（a，单位： dBZ），以及ZH（b、c，灰色实线）（单位：dBZ）、ZDR（b，彩色填色）（单位：dB）与CC（c，彩色填色）分别沿GH线段的垂直剖面
Fig.7
The ZH (a, Unit: dBZ) at 1.5° elevation, and vertical cross-section of ZH (b, c, gray solid lines) (Unit: dBZ), ZDR (b, color filled) (Unit: dB) and CC (c, color filled) along the GH line segment, respectively, from Chengdu radar at 20:47 on 11 April 2022
由上述分析可知，雷达参量在云体低层尤其在1.5°和0.5°仰角上存在较明显的差异，同时为排除近地面非气象回波的干扰，选取成都雷达1.5°仰角上与观测到最大雨强的气象站对应的9个回波点，统计ZH与ZDR、CC、KDP的关系（图8）。由图8看出，雨滴的ZDR均大于0，随着ZH增大，ZDR也随之增大，两者的相关系数为0.65，且当回波强度大于45 dBZ时，ZDR均超过2 dB[图8（a）]。KDP与ZH同样表现出正相关关系（相关系数为0.88），回波强度超过45 dBZ的回波点中92.7%的KDP>2（°）·km-1[图8（b）]。非球形液态降水粒子是KDP的主要贡献者（刘黎平等， 1996），其KDP与ZH有较好的对应关系，考虑大尺寸粒子的衰减效应，经常有学者利用KDP来反演ZH并进行雨强估算（王建林等， 2005）。此外，各回波点的CC都大于0.940，均值高达0.974[图8（c）]，上述统计结果与福建冬季短时强降水的雷达偏振参量特征一致（冯晋勤等， 2018）。
图8
图8
2022年4月11日成都雷达1.5°仰角强对流回波的ZH分别与ZDR（a）、KDP（b）和CC（c）的相关性
Fig.8
The correlation between ZH and ZDR（a）， KDP（b）， CC（c） of severe convective echo at 1.5° elevation from Chengdu radar on 11 April 2022， respectively
图9
图9
2022年3月16日成都雷达1.5°仰角强对流回波的ZH分别与ZDR（a）和CC（b）的相关性
Fig.9
The correlation between ZH and ZDR（a）， CC（b） of severe convective echo at 1.5° elevation from Chengdu radar on 16 March 2022， respectively
为更加直观地呈现两次过程间的差别，图10为2022年3月16日与4月11日成都雷达1.5°仰角上冰雹与雨滴的ZH、ZDR和CC箱线图。可以看出，冰雹粒子的ZH明显大于雨滴且数据的离散程度较小[图10（a）]，冰雹粒子的回波强度均大于55 dBZ，中位数位为66 dBZ，而雨滴ZH中位数为55.5 dBZ，且ZH离散程度更大。与ZH不同，雨滴的CC中位数为0.975，明显大于冰雹粒子CC的中位数0.898[图10（c）]。冰雹粒子的ZDR均值接近于0，且多数粒子的ZDR集中在-1~1 dB，而雨滴的ZDR明显偏大，其下四分位数与上四分位数分别为2.438 dB和3.250 dB[图10（b）]。结合ZDR和CC来看，短时强降水过程中多数雨滴的尺寸偏小，而冰雹天气中由于雨雹混合或夹杂少数大冰雹粒子，使得冰雹对应的CC数据跨度范围较大，甚至出现CC<0.70的情况。
图10
图10
2022年3月16日与4月11日成都雷达1.5°仰角强对流回波的ZH（a）、ZDR（b）和CC（c）的箱线图
Fig.10
Box plots of ZH（a）， ZDR（b） and CC（c） at 1.5° elevation from Chengdu radar on 16 March and 11 April 2022
对比分析2022年“3.16”冰雹与“4.11”短时强降水天气，不难发现虽然在两次过程中强对流云的发展强度相近，但4月11日的融化层更厚，环境温度更高，加快了固态粒子在下降过程中的融化速度，因此并未出现冰雹天气。说明，在成都雷达的实际业务应用过程中，当1.5°仰角成都地区出现ZH>65 dBZ，CC<0.9，ZDR<1 dB的区域，且干、湿球0 ℃层高度差较大时，该区域发生冰雹天气的可能性较大。
6 结论
本文针对2022年3月16日成都冰雹天气过程，运用S波段双偏振雷达观测资料，分析冰雹云处于不同阶段时偏振参量的结构特征，并与4月11日成都短时强降水进行对比分析，得到以下主要结论：
（1）3月16日成都冰雹天气是由高层干冷平流入侵配合地面冷空气强迫抬升共同触发，并在高低空急流的耦合作用下发展为深厚强对流。同时，较高的CAPE值与适宜的LFC使得此次强对流极易被触发，中等强度的垂直风切变有利于多单体风暴云组织化，并最终加强为冰雹云。
（2）处于发展阶段的冰雹云，其低层的CC均大于0.93，对应ZDR及KDP分别集中于0.5~3 dB和0.5~4（°）·km-1，同时其后侧出现明显的入流缺口，且入流缺口下方存在CC与ZDR异常区域；冰雹云发展至成熟阶段，低层出现BWER与CC谷结构，在主上升气流附近具有典型的ZDR柱结构，其中靠近强回波一侧的区域CC较低，同时位于主上升气流区的南部边缘存在自上而下递减的ZDR大值区；随着冰雹粒子与大雨滴的下降，低层ZDR大值区范围扩大，同时受粒子分选机制的作用，越远离云体的粒子，其ZDR越小，而CC则随距离增加而递增。
（3）对比分析冰雹和短时强降水，发现冰雹粒子的ZDR与CC均偏小，其ZDR集中在-1~1 dB，CC多小于0.9，而ZH明显大于液态粒子，均超过55 dBZ；垂直方向上，冰雹云内存在接地的ZDR小值区，其移动方向前侧具有明显的ZDR柱及前倾且悬垂的强回波结构，是区分其与强降水对流云的重要特征。此外，大气温度的垂直分布情况是冰雹发生与否的重要因素之一，湿球0 ℃层高度越低，干、湿球0 ℃层高度差越大，越有利于冰雹粒子降至地面。
需要指出的是，上述结论仅为两次强对流天气过程的观测分析结果，且以定性分析为主。未来还需通过更多的个例样本来获取发生在成都地区的不同类型强对流天气过程中雷达偏振参量的定量特征，以期为成都S波段双偏振雷达的业务应用提供参考。
参考文献
贵州铜仁连续两次冰雹天气过程的对比分析
[J].
利用地面加密自动站观测资料、多普勒雷达观测资料以及NCEP/NCAR再分析资料，对2013年3月19日和22日连续出现在贵州铜仁的2次冰雹天气过程的中尺度系统的发展演变及结构特征等进行分析。结果表明：（1）高空槽后西北气流带动高层干冷空气南下，叠加在低层西南暖湿空气上形成不稳定层结，是冰雹发生的有利环流背景形势；（2）中层干冷空气及地面冷空气侵入造成强烈位势不稳定是铜仁发生冰雹等强对流天气的重要环境条件；（3）当K指数>38 ℃，SI指数＜-1 ℃，强天气威胁指数超临界值，CAPE>300 J/kg时极有可能发生冰雹天气；当地面至400 hPa垂直风切变>5×10-3 s-1时，利于雹暴系统发展加强；（4）反射率因子>50 dBZ的强回波发展加强，且强回波伸展高度超过-20 ℃层高度，出现弱回波区或有界弱回波区，高强悬垂回波特征，径向速度场往往伴有逆风区或中等涡旋出现，是冰雹天气发生典型特征；（5）垂直液态水含量出现跃增达25 kg/m2以上预示有冰雹发生，同时配合冰雹指数可作为冰雹预警的一个重要参考。
冷涡影响下两次不同类型强对流过程对比分析
[J].为深入认识冷涡影响下不同类型强对流天气发生条件的差异，利用高空、地面气象观测资料，多普勒天气雷达和风廓线雷达资料，以及欧洲中期天气预报中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF）第五代大气再分析资料ERA5，对2016年6月13日和2018年6月13日山东两次同受冷涡影响但分别以短时强降水为主和风雹天气为主的不同类型强对流天气过程（分别简称“过程I”、“过程II”）进行了对比分析。结果表明：（1）以短时强降水为主的过程I，降水效率高，在其发展阶段回波质心高度低，成熟阶段形成强降水超级单体，最强降水出现在中气旋附近；以风雹天气为主的过程II，雷暴大风强度具有极端性，对流风暴发展深厚，60 dBZ以上强回波发展至-20 ℃层高度之上并持续，是产生大冰雹的重要原因。两次过程的强风均出现在弓形回波反射率因子核心前部和超级单体后侧下沉气流区。（2）过程I不稳定条件中等，西南气流配合湿区使低层增湿，950~850 hPa形成近饱和层并增厚，干层位于500 hPa以上，构成上干下湿层结，对流在地面辐合线和地面湿舌顶端叠加处触发；过程II热力和动力不稳定强，中空急流与800~600 hPa的显著干层为雷暴大风和冰雹的形成提供了有利条件，触发抬升系统是暖锋，比过程I更深厚。环境条件的差异决定了两次过程天气类型的差异。
基于多源观测资料对张家口一次雨雪天气降水相态特征的分析
[J].利用ERA5再分析资料及云雷达、微波辐射计和SA双偏振多普勒雷达等多源观测资料,分析2020年11月17—19日张家口地区一次雨雪天气的降水相态演变特征。结果表明：在高空低槽、中低层低涡与地面倒槽配合下,高空槽后西北气流引导冷空气南下造成气温迅速下降,导致降水相态变化。过程前期整层大气均为强暖平流,且地面气温较高,降水相态为雨。18日傍晚冷平流发展强烈,各层温度迅速降低,整层变为冷层,导致降水相态转换为雪。散度和垂直速度的诊断表明降雨时段的动力强迫主要位于高层,降雪时段则主要位于低层。云雷达高分辨率资料可以反映0 ℃层变化,大于10 dBZ的质心变化可以指示降水强度变化,降雨时的基本速度最大可达6~8 m·s-1,而降雪时则小于 2 m·s-1。微波辐射计高分辨率时空资料可以准确判断雨雪转换时间,降水开始之前3~5 h积分水汽含量出现跃升与峰值。双偏振雷达和微波辐射计结合可以对降水粒子相态实现准确判断,可用于降水相态转换的临近预报。
不同天气分型下甘肃河东地区强冰雹天气多普勒雷达产品特征
[J].利用2008—2017年甘肃省河东地区自动气象观测站冰雹观测资料和灾情资料,对收集到的符合标准的河东地区75个冰雹个例进行中尺度诊断,按照主要影响系统分为3种冰雹天气类型,对3种冰雹天气型雷达产品的统计特征和雷达回波特征进行对比分析,并选取典型个例进一步分析验证。结果表明,在3种冰雹天气型下,多普勒雷达产品的最大反射率因子(Zmax)及其所在高度(H Z m a x)区别较小,Zmax均大于50 dBZ,对应 H Z m a x也在2.0 km以上;回波顶高(ET)、核心区厚度(H)、45 dBZ以上质心高度(H45 dBZ)、风暴体大于等于30 dBZ所在最大高度(TOP)、垂直累积液态水含量(VIL)及垂直累积液态水含量密度(VILD)存在明显差异,西北气流型的H、H45 dBZ、TOP和VIL较高,低槽型的ET和低涡型的VILD较低;3种冰雹天气型出现回波悬垂的频率均在61.0%以上,低槽型出现三体散射和旁瓣回波的频率分别为35.5%、48.4%,而出现有界弱回波区的频率为12.9%,西北气流型和低涡型出现有界弱回波区的频率均达38.5%;三体散射和旁瓣回波特征具有一定的预报时间提前量,提前量平均18 min,最大30 min。
利用双线偏振雷达识别冰雹区方法初探
[J].本文根据雨滴谱和散射函数推导出了双线偏振雷达识别冰雹区的冰雹参量-HDR;利用降雹过程的雷达资料和地面降雹的实况报告,分析了冰雹云的雷达等高显示CAPPI的ZDR分布规律,并分析了HDR与地面降雹的关系。初步结果表明:双线偏振雷达可以更好地识别冰雹区。这一工作在降水物理研究、人工防雹作业指挥及灾情估计等方面均有实用价值。
京津冀“7·5”强对流天气形成的环境条件及中尺度特征
[J].2021年7月5日下午至夜间，京津冀中部地区陆续出现短时强降水、雷暴大风、小冰雹等混合型强对流天气，基于地面区域自动气象站、多普勒雷达、FY-2G气象卫星、微波辐射计以及欧洲中期天气预报中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF）第五代大气再分析资料ERA5等多源资料，重点对此次短时强降水形成的大气环境条件和中尺度特征进行探讨分析。结果表明：此次短时强降水、雷暴大风和局地小冰雹的混合型强对流天气发生前即显现出良好的水汽条件，低层和中层的水汽通量强辐合早于降水1~2 h出现，整层大气可降水量在强抬升作用下不断累积；垂直假相当位温（θse）能量锋区的形成，“上干下湿”不稳定层结的维持，0~6 km强垂直风切变以及对流有效位能（convective available potential energy，CAPE）、K指数、SI增强等条件的建立，为强对流的爆发创造了热力、动力和不稳定环境；高空槽东移携带干冷空气南下与低空暖舌共同形成的不稳定层结，为强对流天气的出现提供了天气尺度上升运动；下午时段出现的强对流较夜间能量释放更大，高强度的降水导致局地气温骤降，冷池效应更明显，其南移过程中与强降水落区对应，冷池边界的地面辐合线为中尺度触发系统；云底高度迅速下降、云底红外亮温骤增预示着强对流云团形成，云体东南边界清晰的暗影表明积雨云强烈发展。大尺度天气系统背景下，对中尺度系统深入分析得到的重要特征可用于强对流天气的短临预报预警。
安徽一次强烈龙卷的多普勒天气雷达分析
[J].利用多普勒天气雷达资料,对2003年7月8日夜间发生在安徽无为县的强烈龙卷过程进行了详细的分析。该龙卷发生前的主要天气背景是江淮梅雨期暴雨的天气形势:一个东移的高空槽、强烈的对流不稳定和低空的西南风急流。低层垂直风切变很大并且抬升凝结高度较低,有利于强龙卷的产生。产生该强龙卷的对流系统最初是一条位于大片层状云降水区中的长对流雨带。在随后的演变中,对流雨带的南段逐渐消散,北段逐渐变宽,最终成为一个团状的对流系统,而龙卷产生自该系统南端的一个超级单体。最初的中层中气旋形成于7月8日22:49(北京时,下同),相应对流单体的反射率因子尚没有呈现出超级单体的特征。随后中气旋迅速加强,在22:55,反射率因子形态呈现出经典超级单体的特征:明显的低层入流缺口和其左侧的阵风锋,入流缺口位于超级单体移动方向(东北方向)的右后侧,低层的弱回波区和中高层的回波悬垂结构,最大反射率因子超过55 dBz。在龙卷产生前8min,即23:12中气旋达到强中气旋标准,相应的垂直涡度值达到2.3×10-2/s。在龙卷产生前几分钟和龙卷进行过程中,中气旋保持很强,但相应的反射率因子强度减弱,低层入流缺口渐渐消失。在龙卷进行过程中的23:29,雷达速度图像呈现出一个强烈中气旋包裹着一个更小尺度的龙卷式涡旋特征TVS,与TVS对应的垂直涡度值达5.0×10-2/s。上述导致龙卷的中层中气旋局限于4 km以下的低层大气,前后共持续了1 h 49 min,相应超级单体的高反射率因子区局限在6 km以下,属于低质心的对流系统,产生的天气是强烈龙卷,伴随有暴雨,但没有冰雹。文中还对此次龙卷的生成机制进行了探讨。
A study of thunderstorm microphysics with multiparameter radar and aircraft observations
[J].
Evolution of a Florida thunderstorm during the convection and precipitation/electrification experiment: the case of 9 August 1991
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Identification of hydro-meteors and other targets by dual-polarization radar
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The effects of three-body scattering on differential reflectivity signatures
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Polarimetric signatures in supercell thunderstorms
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The impact of size sorting on the polarimetric radar variables
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Principles and applications of dual-polarization weather radar. Part II: Warm-and cold-season applications
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Sponginess and drop shedding of gyrating hailstones in a pressure-controlled icing wind tunnel
[J].
Potential use of radar differential reflectivity measurements at orthogonal polarizations for measuring precipitation
[J].
