冰雹灾害是由强对流天气系统引起的一种局地性强、季节性明显、具有突发性和阵性特征的气象灾害，出现时常伴有阵性强降水、大风、降温等，加剧灾害的危害程度。冰雹天气由于突发性和局地性，是短时临近预报关注的重点之一。目前冰雹强对流天气的监测和预警手段主要有多普勒雷达监测（吴芳芳等，2013；王洪等，2018；孙炜文等，2022）、高分辨率卫星及星载传感器监测（蓝渝等，2014；徐小红等，2022）、环流形势和物理量特征诊断（曹艳察等，2018；田付有等，2022）、云微物理和模式模拟（雷蕾等，2011；刘春文等，2021）等。冰雹预警技术主要通过对典型冰雹过程观测资料的对比分析，总结冰雹识别以及预报预警方法，研究（章国材，2011；俞小鼎等，2012；孙继松等，2014）表明，强冰雹的产生主要受3个环境参数制约：对流有效位能（Convective Available Potential Energy，CAPE）、垂直风切变（Vertical Wind Shear，SHR）和0 ℃层高度。其中较大的CAPE值（一般超过1 000 J·kg^-1）和相对强的SHR（0~6 km垂直风切变SHR_0-6>12 m·s^-1）是大冰雹产生的必要环境条件。另外，由于冰雹下降过程中在0 ℃层以上环境会发生融化，因此融化层到地面的高度和冻结层附近冰雹大小，会影响到达地面冰雹大小，适中的0 ℃层高度也是大冰雹产生的条件之一（俞小鼎，2014；曾智琳等，2019）。

近年来，微波辐射计和风廓线雷达在国内广泛布局，由于时空分辨率高的特性，在冰雹天气预报中受到越来越多的重视。微波辐射计和风廓线雷达探测易受降雨影响而出现较大的测量误差，因此，其观测结果主要用于冰雹发生前的临近预警和发生前后的气象条件对比分析。微波辐射计能够探测不同高度大气温湿度及水汽信息，这些资料以及导出的热力学指数能较好描述强对流发生前后大气状态的改变，对雷暴等强对流天气具有较好的预警效果（Chan and Hon，2011； Madhulatha et al.， 2013；Zheng et al.，2017；把黎等，2023）。风廓线雷达探测大气风场、垂直气流、大气折射率结构常数等数据，能够揭示中小尺度的连续变化过程（郑婧等，2020；王佳津等，2021；苟阿宁等，2022），周志敏等（2010）利用风廓线雷达分析了一次冰雹过程，指出风廓线雷达能早于天气图获知冷空气入侵时间，并精细地分析出槽脊过境、冷暖平流等天气系统。利用微波辐射计、风廓线雷达分析冰雹天气过程中云内相态变化等微物理过程，识别过冷云系统中混合相态的贝吉隆过程，发现降雹前后微波辐射计监测的大气液态水含量有明显变化，对冰雹预警有指示意义（唐仁茂等，2012；黄治勇等，2014；黄治勇等，2015）。李聪等（2017）利用地基微波辐射计、风廓线雷达等研究南京地区一次冰雹过程，指出冰雹发生在云液态水含量快速增长的波峰上，且中低层有深厚的垂直风切变。

受地形和气象因素影响，重庆地区春夏季易出现冰雹天气，且95%的冰雹发生时伴有大风出现（张亚萍等，2015），业务中将这种冰雹大风同时出现的强对流天气称为风雹天气。重庆西部地区风雹天气多出现在夜间（20：00至次日08：00，北京时，下同）（孙继松等，2014），具有持续时间短、落区范围小、移动速度快等特点，预警预报业务工作中对其落区和发展演变较难把握。利用多源观测资料对重庆地区冰雹等灾害性天气发生发展及预警的研究工作仍不多见，因此，本文利用雷达、微波辐射计和风廓线雷达等资料，对2014年4月18日凌晨重庆沙坪坝的强风雹天气（简称“4·18”风雹过程）发生前后温度、湿度、液态水、风场、垂直风切变等气象条件变化特征进行诊断分析，探讨其在强风雹天气临近预警中的指示意义。

所用资料包括沙坪坝（海拔高度253.5 m）微波辐射计（MP-3000A型）、风廓线雷达（TWP8-L型）观测数据，沙坪坝高空站（海拔高度541 m）探空资料，永川多普勒雷达（CINRAD/SA）资料，重庆西部逐分钟雨量数据。微波辐射计每隔半年进行一次液氮标定，0.5 km高度以下、0.5~2.0 km和2.0~10.0 km之间的垂直分辨率分别为50 m、100 m和250 m，时间间隔为1 min；风廓线雷达低模态时垂直分辨率为120 m，高模态时垂直分辨率为240 m，垂直探测范围为150~9 630 m，有效探测高度为4~7 km，时间分辨率为5 min；探空站的探测系统为GFE（L）-1型二次测风雷达，每1 s采集一次数据，探空球上升到10 km高度需要约27 min；多普勒雷达资料时间分辨率为6 min。微波辐射计与探空系统直线距离约6 km，探空水汽密度的计算公式（刘健文等，2005）如下：

式中：e（hPa）为水汽压；T（K）为绝对温度；Td（℃）为露点温度；ρv（g·m^-3）为水汽密度。

采用“点对点”对比方法（邹倩等，2022），选取与微波辐射计高度层最接近的探空数据，再根据时间一致性选取数据，分析微波辐射计反演的温湿参数与探空观测值的相关系数及平均误差，2014年3—8月检验结果如图1所示，微波辐射计反演的温度和水汽密度廓线与探空观测一致性较好。温度廓线相关系数为0.91~0.98，水汽密度廓线相关系数为0.72~0.90，均通过α=0.01的显著性检验。探空与微波辐射计反演的温度平均误差为0.55 ℃，水汽密度平均误差为-0.2 g·m^-3，这与邹倩等（2022）对微波辐射计长时间序列的检验结果基本一致。

2014年4月17日23：30—18日00：30，重庆西部地区自西向东出现一次强风雹过程，璧山区、沙坪坝区、渝北区都出现了冰雹，冰雹最大直径达30 mm（沙坪坝曾家），风雹路径正好经过沙坪坝观测站。从17日20：00天气形势（图略）看，高空波动槽东移至四川盆地东部，宜宾—沙坪坝—达州一带中低层有明显的风速辐合，辐合线南部有干空气入侵，重庆西部地区有明显低涡，低层空气暖湿且不稳定性显著，急流向北伸展，有利于不稳定能量在夜间释放，此次过程属于典型的低层暖平流强迫类强对流天气。探空资料显示，CAPE较强（2 042 J·kg^-1），对流层中层和中下层存在热力不稳定层，温湿层结呈现“上干冷、下暖湿”特征，风向随高度顺转，垂直切变较大，0 ℃层与-20 ℃层高度差为2.67 km，环境条件有利于风雹天气发生。

从17日23：44—18日00：02永川雷达0.5°和4.3°仰角反射率因子（图2）可见，风雹单体产生于璧山与沙坪坝交界一带，并自西向东快速移动。垂直积分液态水含量（Vertical Integrated Liquid Water，VIL）高达60~65 kg·m^-2。雷达反射率因子梯度大值区在风雹单体东南部，0.5°仰角上有弱回波区，4.3°仰角上强回波位于低层弱回波之上，呈现出强回波悬垂结构，为典型的雹暴特征。结合0.5°仰角径向速度可以看出，反射率因子强梯度区正好是径向速度切变区，切变区的右侧还有一个强速度辐合区，正、负速度差值达30 m·s^-1，最大负速度超过20 m·s^-1。沿最强反射率因子核心的垂直剖面（图略）显示，雷达回波悬垂特征明显，强回波的穹窿向东南方向倾斜。

重庆沙坪坝观测站风雹过程包括两次降雨和一次冰雹过程，图3为2014年4月17日18：00—18日02：00沙坪坝站微波辐射计观测的不同气象要素随时间变化及实测逐分钟降水量。可以看出，17日23：20—23：27出现第一次降雨，累计降水量2.0 mm；之后出现短暂间隔，冰雹出现在18日00：04—00：07；18日00：16出现第二次降雨，持续至00：27，降水量累计3.5 mm。

在风雹发生前（17日18：00—23：00），大气温度分布较均匀，0 ℃层高度较低，在4.0 km左右，-20 ℃层（冻结层）在7.0 km左右，两者之间高度差仅3.0 km，有利于水滴的冻结增长。湿度分布呈明显的“上干下湿”特征，干区（≤40%）在4.0 km以上，高湿区（≥85%）主要在4.0 km（0 ℃层）以下，低层湿度随时间逐渐增加。

在风雹发生期间（17日23：00—18日01：00），温度和湿度出现明显跃增，且呈双峰分布，温度和湿度双峰处，观测到明显的液态水。同时，垂直积分水汽和垂直积分液态水分布均呈双峰型，且垂直积分液态水第二波峰的峰值明显高于第一次，观测站降雹发生在第二波峰形成时。图4为18日00：00、00：05和00：10沙坪坝站微波辐射计观测的温度、湿度和液态水含量垂直廓线。可以看出，在2.0~9.0 km温度随时间逐渐增大，而湿度在垂直方向波动更剧烈，湿度为100%的平均高度从1.7 km逐渐上升至5.0 km，在3.0~5.0 km高度上有大量的液态水出现。

微波辐射计产品都是由观测亮温值反演而来，同时，不同通道亮温变化特征也可以作为强对流天气预报指标之一（Won et al.，2009；Chakraborty et al.，2014；张秋晨等，2018）。利用辐射传输模式MonoRTMv5.4（http://rtweb.aer.com/monortm_frame.html）对2014年4月17日20：00 22个对应通道亮温值进行模拟对比，在模式的输入文件中，使用探空站提供的不同高度气压、温度、湿度数据，分别计算无液态水（no-L）和有液态水（L）时亮温值，云液态水含量估算方法主要参考黄兴友等（2013）、鲍艳松等（2016）方法。图5（a）显示亮温模拟值与实况极为符合，两者的相关系数都在0.99以上，均通过α=0.01的显著性检验。当加入液态水参量进行模拟时，模拟的准确性略有提升。对比沙坪坝站地面降雹时（18日00：04—00：07）平均亮温和24 h平均亮温，可以看出，K波段（22.23~30.00 GHz）水汽通道处降雹时亮温均高于24 h平均值[图5（b）]，而部分V波段氧气通道（54.40~58.80 GHz）降雹时亮温小于24 h平均值[图5（c）]，特别是58.80 GHz亮温明显小于24 h平均值。Chakraborty等（2014）和张秋晨等（2018）采用22.24 GHz和58.80 GHz亮温值作为判断强对流天气的特征指标，由于本次风雹个例中22.23~30.00 GHz亮温变化趋势基本一致，且25.00 GHz相对更明显，因此后文选取25.00 GHz和58.80 GHz亮温作为判断风雹天气的特征指标。

图6（a）为2014年4月17日18：00—18日02：00重庆沙坪坝站风廓线雷达逐30 min平均水平风场变化。可以看出，在风雹天气发生前，风向随高度顺时针变化，有较强暖平流存在，风速极大区在3.5~5.0 km，平均风速为17~25 m·s^-1；17日20：00以后，3.0 km以上的风速极大区不断向下伸展，低层出现较明显的低空急流（2.0 km以下，风速>12 m·s^-1）；22：30，低层风速逐渐减小，风速随高度不断增强，在4.0~5.0 km高度处风速超过25 m·s^-1。图6（b）为17日23：00—18日01：00沙坪坝站风廓线雷达逐5 min水平风场和垂直风场观测，在第一次降雨（23：20）发生前，0~4.5 km处水平风切变达到最大，中低层有弱下沉气流，底层有速度为8 m·s^-1的垂直上升气流；第一次降雨结束后，23：30—23：55中高层急流重新建立，并迅速向下拓展，在低层再次形成低空急流，配合低层垂直上升速度增加；00：05形成降雹，此时，1.0~2.0 km高度处形成速度为16 m·s^-1的下沉气流，而在2.0 km高度以上，上升运动还在不断加强；降雹结束后，00：15—00：30垂直上升运动逐渐减弱，地面出现第二次降雨。

杨引明和陶祖钰（2003）认为，风廓线雷达探测的垂直速度随高度波动较大时，说明在大气的不同层次之间热力或动力差异较大，预示此对流风暴可能伴随有诸如龙卷或冰雹等强对流天气。本次冰雹发生在18日00：04—00：07，冰雹发生时，降雨停止。降雹过程中[图7（a）]，垂直速度随高度波动明显，在1.0~2.0 km高度，垂直速度为-15~12 m·s^-1（垂直速度向上为正，向下为负），说明冰雹粒子下落速度明显强于空气上升运动，而1.0 km以下和2.5 km以上高度均存在上升运动（速度为12~15 m·s^-1），这种结构有利于冰雹粒子的往返增长。降雹时，从地面到高空垂直速度差在本次天气过程中最大，达30 m·s^-1，这种风的垂直波动可能反映了热交换的强度，因而其有可能成为判断对流发展强弱的一个重要指标。对比降雹前后垂直速度廓线可以发现，在降雹前[图7（b）、（c）]，低层垂直速度逐渐增加，从6 m·s^-1增加至12 m·s^-1，垂直速度廓线逐渐倾斜。在降雹后[图7（d）]的降雨过程中，垂直速度波动也很大。00：15垂直速度波动达18 m·s^-1，说明此时观测站区域动力和热力交换也比较剧烈。

大气折射率结构常数（Cn²）是描述大气湍流运动强弱的参量（方桃妮等，2022），受大气温湿压综合影响，反映了降水发展趋势，研究中常将Cn²=-120 dB作为降雨开始或结束的临界值，当Cn²>-120 dB时标志降雨开始，当Cn²<-120 dB时标志降雨结束。在降雹前[图7（b）、（c）]Cn²为-300~-180 dB，降雹开始时[图7（a）]Cn²出现跃增，2.5~7.0 km处都大于-120 dB；在降雹后[图7（d）]的降雨过程中，Cn²迅速减小，降雨也趋于结束。由于Cn²在不同高度上取值不同，仅用-120 dB的阈值标准无法分析强对流天气的演变趋势，因此下文将SCn2作为一种不稳定参数来分析风雹天气降雹前的演变趋势（SCn2定义为大气折射率结构常数面积，即Cn²值与Cn²=-120 dB围成的面积，其中Cn²值大于-120 dB与Cn²=-120 dB围成的面积为正值，Cn²值小于-120 dB与Cn²=-120 dB围成的面积为负值）。

利用微波辐射计及风廓线雷达观测资料计算的热动力环境参数，与常规探空的环境参数具有一致性变化趋势，计算的不稳定参数在强对流天气的酝酿、发展过程中变化特征较明显，具有明确的短时临近预报意义（Chan and Hon，2011；魏东等，2011）。业务中判别风雹过程的常用不稳定参数主要有K指数、全总指数（TT）、沙氏指数（SI）、850 hPa与500 hPa假相当位温差（θ_se850-500）、对流有效位能（CAPE）和0~6 km垂直风切变（SHR_0-6），重庆春季风雹常用的不稳定参数阈值分别为34.0 ℃、50.0 ℃、-1.9 ℃、16.0 ℃、872 J·kg^-1和14 m·s^-1（表1）。本次风雹过程中，风雹持续时间为17日23：30—18日00：30，以风雹开始时刻23：30为0时，研究风雹发生前各不稳定参数的时间变化特征。图8为风雹发生前0~5.0 h微波辐射计和风廓线雷达计算的12项热动力不稳定参数30 min平均值（观测时间前30 min环境参数的平均值）和变化率（后30 min值减去前30 min值再除以前30 min值）随时间变化。可以看出，风雹发生前，30 min平均值随时间呈明显递增的不稳定参数有K指数、CAPE、θ_se850-500、925~700 hPa假相当位温递减率（Γθse925-700）、0~3 km垂直风切变（SHR_0-3）；随时间明显递减的不稳定参数有SI、湿度指数（Humidity Index，HI）及925、850、700、500 hPa饱和假相当位温与假相当位温之差[（θ^*_se-θ_se）₉₂₅、（θ^*_se-θ_se）₈₅₀、（θ^*_se-θ_se）₇₀₀、（θ^*_se-θ_se）₅₀₀]；其余不稳定参数随时间变化不明显。从不稳定参数的变化率来看，在风雹发生前0.5~5.0 h，不稳定参数的变化率多波动起伏，波动幅度较大的时段主要在风雹发生前1.0~3.0 h。在风雹发生前1.0~3.0 h变化较明显的不稳定参数主要有SI、CAPE、θ_se850-500、（θ^*_se-θ_se）₇₀₀、Γθse925-700、SHR_0-3。

图9为风雹发生前2.0 h不同频率（25.00 GHz和58.80 GHz）亮温和大气折射率结构常数（Cn²）、大气折射率结构常数面积（SCn2）的变化趋势，其中，亮温数据取每间隔1 min求该时刻前5 min内的平均值。可以看出，25.00 GHz亮温在-2.0~-1.0 h变化不大，-1.0~0 h呈明显上升趋势，其中，-0.5~0 h上升趋势更明显；而58.80 GHz亮温在-2.0~0 h呈波动下降趋势，下降趋势较平缓，相较而言，25.00 GHz亮温的变化对风雹的开始更有指示意义。大气折射率结构常数Cn²在-2.0~-0.5 h变化较小，-0.5~-0.2 h呈明显上升趋势，随后迅速下降，其中垂直高度上Cn²最大值（Cn²_max）的峰值大于-120 dB，平均值（Cn²_ave）和最小值（Cn²_min）的峰值均小于-120 dB，且Cn²_max峰值和Cn²_min峰值出现时间相差5 min。从大气折射率结构常数面积SCn2来看，在-0.5~0 h处波动最明显，为-2.0~-0.5 h处平均值的近1/5，可以取-0.5~0 h SCn2的平均值（-500 dB·km）作为风雹天气的判别阈值。

从上述环境参量的变化看，风雹发生前，变化幅度较大的环境参数主要有K、SI、HI、θ_se850-500、CAPE、SHR_0-3、（θ^*_se-θ_se）₉₂₅、（θ^*_se-θ_se）₇₀₀、（θ^*_se-θ_se）₅₀₀。由于观测仪器所在沙坪坝站本地出现风雹的次数极少，选取微波辐射计不稳定参数使用范围（30 km）内3次风雹过程（表2）与“4·18”风雹过程进行对比分析，检验风雹发生前9种不稳定参数（图10）的变化特征。由图10可见，由于风雹发生的时间、风雹中心天气现象、离观测点距离等不同，不稳定参数变化差异也较大，总体而言，3次发生在夜间的风雹过程（2017年5月10日、2018年5月5日、2014年4月18日）不稳定参数变化趋势较为一致，2014年8月4日风雹过程中K、CAPE、θ_se850-500、SHR_0-3、SI等5种不稳定参数变化趋势与“4·18”风雹过程基本一致，而HI、（θ^*_se-θ_se）₉₂₅、（θ^*_se-θ_se）₇₀₀、（θ^*_se-θ_se）₅₀₀等4种不稳定参数的变化趋势相反，这可能与两次过程的天气背景条件不同有关，“4·18”风雹发生前中低层风切变（SHR_0-3）极大，且由于夜间降温作用，中低层湿度条件更好，而2014年8月4日风雹发生前CAPE值极高，中高层干区850 hPa与500 hPa假相当位温差和700 hPa饱和假相当位温与假相当位温之差更明显。可以看出，“4·18”风雹过程动力不稳定条件更好，而2014年8月4日风雹过程热力不稳定条件更好。2017年5月10日、2018年5月5日、2014年4月18日3次发生在夜间的风雹过程由于离观测站距离不同，以及冰雹尺寸和发生时降雨影响等，不稳定参数的变化幅度也不同。“4·18”风雹过程由于冰雹尺寸较大，且风雹中心离观测点近，不稳定参数变化幅度也最大，而2018年5月5日风雹过程，不稳定参数出现波动变化，分析原因可能是降雹中心离观测站较远，且降雹5 h前观测站一直有弱降雨存在，这也会影响微波辐射计和风廓线雷达的探测精度。2017年5月10日风雹过程的不稳定参数无论是起始值还是变化幅度都明显小于“4·18”风雹过程，其主要原因可能是这次风雹过程是一次综合性强对流天气过程，风雹同时伴随着雷暴及短时强降雨，其SI和CAPE值较“4·18”风雹过程明显偏小。

3次风雹过程的不同频率（25.00 GHz和58.80 GHz）亮温随时间变化趋势[图11（a）、（b）]与2014年4月18日风雹过程基本一致，特别是在-0.5~0 h期间，25.00 GHz亮温都呈明显增加趋势，58.80 GHz亮温略有减少。3次风雹过程的大气折射率结构常数（Cn²）[图11（c）]在临近降雹时都呈单边上升趋势，这与2014年4月18日风雹过程略有不同，其中，2018年5月5日风雹过程，在-1.0~-0.5 h存在Cn²>-120 dB现象，这与风雹开始前的降雨相对应，但2014年8月4日和2017年5月10日风雹过程，Cn²均小于-120 dB，只是在临近降雹时接近-120 dB。从SCn2随时间变化趋势[图11（d）]看，在临近降雹的-0.2~0 h，SCn2上升趋势较Cn²更明显，以-500 dB·km为阈值，在3次风雹发生前10 min均大于阈值，有一定指示意义。

针对2014年4月18日发生在重庆沙坪坝的一次风雹天气过程，利用微波辐射计和风廓线雷达产品，分析了风雹天气过程的温湿度及风场变化特征等，并对风雹发生前后不稳定参数变化进行分析和检验，得出以下结论。

1）此次风雹过程是典型的低层暖平流强迫类强对流天气过程，风雹回波具有明显的雹暴特征。

2）在风雹过程发生时，温度、湿度、垂直积分水汽、垂直积分液态水都有跃增现象，其中积分液态水更明显。MonoRTM模拟的亮温与实况基本吻合，降雹发生时水汽通道亮温均高于24 h平均值，而54.40~58.80 GHz氧气通道的亮温明显小于24 h平均值。

3）风廓线雷达显示，暖平流配合强低空急流，重庆西部地区出现明显动力不稳定条件，垂直速度随高度出现明显波动，降雹发生时垂直速度变化达到最大。降雹开始时Cn²出现明显跃增，大于-120 dB阈值。

4）风雹发生前1.0~3.0 h，不稳定参数波动明显，其中K指数、θ_se850-500、CAPE、SHR_0-3随时间递增，SI、HI、（θ^*_se-θ_se）₉₂₅、（θ^*_se-θ_se）₇₀₀、（θ^*_se-θ_se）₅₀₀随时间递减。风雹发生前0~0.5 h，25.00 GHz亮温明显上升，SCn2较Cn²波动更明显。

5）不同风雹过程对比显示，受不同天气背景条件和观测环境条件影响，不稳定参数变化趋势和变化幅度并不相同，但在不同风雹过程发生前0~0.5 h，25.0 GHz亮温、Cn²和SCn2都呈明显增加趋势，风雹发生前10 min内SCn2均大于-500 dB·km阈值。

今后将针对更多冰雹个例，结合雷达、卫星等资料进行精细化研究，提取更好的强对流预警指标，为提高重庆强对流天气预报的准确性和时效性提供更多帮助。