在气候研究领域中，降水（雨、雪、冰雹等）作为大气最重要的清洁机制，其相关研究一直备受关注。冰雹是主要发生于暖季（5—9月）的固态降水，往往由强对流天气产生，具有局地性强、发展迅速、破坏力大等特点。降雹一旦发生，往往会引发雹灾，对农牧业生产、人类生活和生态系统带来严重影响（赵金涛等，2015；Prein and Holland，2018；朱丽辉，2021）。

降雹与地形关系密切，多数研究表明降雹日数随海拔升高而增多，且东西走向山脉的南坡及南北走向山脉的东坡因地形抬升与太阳辐射差异更易出现冰雹（孙继松等，2006；王秀玲等，2012；曹艳察等，2018；汤兴芝等，2023）。青藏高原是世界海拔最高的高原，境内山系广布，素有“第三极”之称，地表面位于大气对流层中部，平均海拔4 000 m左右，约占对流层厚度的三分之一，东西跨度约3 000 km，形状大致呈“椭圆”形（郑度和赵东升，2017）。巨大的热力和动力效应使青藏高原成为我国冰雹天气发生最频繁的区域之一（张芳华和高辉，2008；Zhang et al.，2008；赵金涛等，2015；Li et al.，2018）。

冰雹作为高原主要的气象灾害，已成为影响当地经济发展的重要因素（刘彦忠等，2006；高懋芳和邱建军，2011）。据《中国气象灾害大典·青海卷》（温克刚和王莘，2007）记载，1971年8月31日贵南雹灾，雹径4~8 cm，打死牲畜19头，打伤484人；2013年8月10日，冰雹天气致青海乐都县两镇油菜籽、小麦全部绝收；2022年8月9日青海天峻县罕见冰雹天气（冰雹直径达43 mm，重约56 g）造成25人受伤。因此，加强青藏高原地区冰雹气候特征的研究，对加深灾害性天气的理解和做好冰雹灾害防御工作具有重要的科学价值和现实意义。

自20世纪80年代以来，我国年降雹日数总体虽呈下降趋势，但降雹强度与极端性却趋于增强，冰雹直径、持续时间等特征量也普遍呈现偏态分布，进一步揭示了其极端性强、随机性显著的特点，反映出冰雹对气候变化的响应具有复杂性（符琳等，2011；赵文慧等，2019；冯晓莉等，2021；林春英等，2024）。在日变化方面，高原冰雹事件具有高度集中的特征，主要发生在11：00（北京时，下同）—21：00，大部分地区峰值出现在午后14：00—17：00，与高原热力强迫及对流日节律密切相关（林春英等，2022；汤兴芝等，2023）。现有研究已在高原冰雹的天气形势分型、物理量参数诊断等方面积累了丰富成果（苏永玲等，2018；王清源等，2025），尤其在环流配置、不稳定能量和水汽条件等关键成因方面形成了较为系统的认识（刘晓莉等，2020；朱世珍等，2023；刘杰等，2025）。随着全球气候变暖的持续，极端天气气候事件呈增多趋势，青藏高原地区的对流活动及降水结构发生了显著变化，这可能导致对流类型和极端天气特征的改变。然而，目前研究多集中于天气学尺度，侧重于个例与短期过程分析，对冰雹长期演变趋势及其与气候变化之间的系统性联系仍不足，尤其缺乏从气候学视角对热力、动力及水汽协同演变机制的深入探讨。因此，亟需厘清冰雹长期变化与温度层结、大气不稳定度及水汽条件等关键因子的物理联系，以揭示其响应气候变化的深层机制。

本文基于青藏高原89个地面气象观测站1969—2024年暖季（5—9月）逐日天气现象记录以及近地层温度资料，结合再分析数据，揭示青藏高原降雹日数的时空演变规律和非均匀性分布特征，探讨气候变暖背景下近地层至对流层整层热力与湿度结构演变与降雹日数变化的关联，以期为理解高原冰雹气候演变机理及其对气候变化的响应提供科学依据。

所用资料包括：1）1969—2024年青藏高原89个地面气象观测站43 232条降雹记录和5—9月逐日平均气温、最高气温和最低气温数据。图1是研究区地形和气象站点的地理位置与海拔分布，文中附图涉及青藏高原边界源于国家青藏高原科学数据中心提供的青藏高原边界数据总集（TPBoundary_HF）（张镱锂，2019）。2）同期欧洲中期天气预报中心第五代再分析资料（ERA5），研究范围为26°N—40°N、72°E—105°E。选取物理量包括：不同等压面逐月温度、湿度与比湿，逐日2 m露点温度与2 m气温（用于计算温度露点差），以及垂直速度、经向风和纬向风（用于计算假相当位温θ_se）。

根据《地面气象观测规范》（中国气象局，2003），气象上以北京时间20：00为日界，若一次降雹过程跨越20：00，则按两次降雹事件计算。采用线性倾向估计法（施能等，1995）对降雹日数及其他变量的气候倾向率进行计算，并采用Student’s t检验进行显著性判断；利用皮尔逊相关系数（魏凤英，1999）分析降雹日数与0 ℃层高度、-20 ℃层高度以及近地层气温等因子之间的相关关系，运用差值检验方法对变量在两个时期的差值进行对比。

0 ℃层高度的计算通常采用线性内插方法（赵爱芳等，2013），具体计算公式如下：

式中：Z为0 ℃层高度，单位：m；Z_a和Z_b分别代表0 ℃层所在位置的上下两个标准气压层高度，单位均为m；T_a和T_b分别为0 ℃层所在位置的上下两个标准气压层的温度，单位均为℃；T为0 ℃。-20 ℃层高度的计算方法与之相同。本文中0 ℃或-20 ℃层高度特指距地面的高度，因此在计算时减去站点本身的海拔。

定义降雹集中度（Hail-Concentration Degree， HCD）和降雹集中期（Hail-Concentration Period， HCP）表征单站降雹日数在时间分配上的非均匀性特征。为方便计算，规定5月1—5日为第1候，依此类推，5—9月共30候。将各候降雹日数视为一个向量，其中候矢量模为该候的实际降雹日数，候矢量方向为该候候序与12°的乘积。为合理表征“集中”特征，仅对年内总降雹日数≥2 d的站点及其相应年份进行计算。具体计算公式（顾欣等，2010）如下：

式中：HCD_i和HCP_i分别表示第i年降雹集中度和集中期，i为年份，j为候序，H_i为某测站第i年降雹日数，h_ij为第i年第j候内降雹日数，θ_j为第i年第j候所对应的方位角。HCD表示某年降雹事件的集中程度，值越大表示越集中。HCP反映某年最大候降雹日数出现在该候，值越大（小）代表降雹集中出现时间越晚（早）。

1969—2024年，青藏高原年降雹日数和暖季降雹日数总体呈显著减少趋势，气候倾向率分别为-1.8、-1.7 d·（10 a）^-1，均通过0.001的显著性检验；年平均降雹日数为6.9 d，自20世纪80年代初期以来，降雹日数呈阶梯式减小，2024年达历史最小值（0.8 d）[图2（a）]，2008年全区平均降雹日数距平由正转为负[图2（b）]。从年内分布看，青藏高原降雹主要出现在4—10月，其中5—9月的降雹日数占全年90%以上，6月占比最多，但对应的降雹日数减少尤为明显，气候倾向率为-0.4~-0.2 d·（10 a）^-1[图3（a）、（b）]。这一时期降雹集中，主要源于太阳辐射增强、气温上升，以及春、秋季冷暖空气在高原季风建立背景下频繁交汇。

在空间分布上，青藏高原降雹日数总体呈现由高原中部偏南区域向南、北两侧递减的特征，高值区主要分布在高原中部及西南部（30°N—35°N），其中班戈、申扎、那曲等地降雹日数在20 d以上，三江源与藏南地区降雹日数为10~17 d，而海拔2 700 m以下的柴达木盆地、河湟谷地以及高原边坡地带降雹日数不足6 d，3 500 m以上的高海拔地区为冰雹频发区[图4（a）、（b）]。近56 a来，青藏高原各地降雹日数呈一致减少趋势，显著减少的站点占总站数的91%，柴达木盆地与横断山脉西南部减少不显著，高原中部以及西藏偏西南地区降雹日数减少速率相对较快，尤其是海拔4 000 m以上区域的降雹日数气候倾向率达-4~-3 d·（10 a）^-1[图4（c）、（d）]。由于降雹日数在2000年前后出现明显的年代转折，且2000年以后青藏高原增温显著增强，因此以2000年为界，对比分析不同气候背景下降雹日数的差异。结果表明，与1969—2000年平均值相比，2001—2024年青藏高原降雹日数减少1~20 d，且降雹日数的减少幅度与海拔高度呈正相关，即海拔越高的区域，降雹日数减少越多[图4（e）、（f）]。

近56 a来，青藏高原降雹集中度总体呈显著增加趋势，且通过0.001的显著性检验。在2010年之前，降雹集中度均低于或接近多年平均值，反映出该时期降雹事件分布相对分散；2011年以后，降雹集中度年际变化振幅增大，表明降雹的发生时段趋于集中[图5（a）]。青藏高原降雹集中期平均分布于12~18候（对应6月下旬至7月下旬），21世纪之前，降雹集中期呈提前趋势；21世纪初以后，降雹集中期呈推迟趋势，且年际变率显著增大[图5（b）]。这一变化特征表明，降雹时段的集中虽有助于明确防范重点时段，却也对预报的精准度和时效性提出了更高要求；与此同时，冰雹防范工作的结束时间也需相应后延，不能因汛期传统节点的结束而放松警惕。

青藏高原大部站点的降雹集中度为0.15~0.94，高值区集中分布于柴达木盆地东部、河湟谷地及高原东南部部分站点，而降雹过程最分散的区域则位于海拔3 500 m以上的高海拔地带[图6（a）、（b）]。青藏高原各地降雹集中期在5月下旬至8月下旬，其中大部区域降雹集中发生在7月上旬至8月上旬，海拔3 500 m以上高海拔地区的降雹集中期相对偏晚，而集中期最早的区域主要位于高原东南部。整体来看，自横断山脉向西至唐古拉山脉一线，降雹集中期的时间跨度可达2个多月[图6（c）、（d）]。

近地层热力特征的变化对观测到的冰雹现象具有重要调控作用（王芝兰等，2011）。近56 a来，青藏高原近地层2 m平均气温、最高气温、最低气温均呈显著上升趋势，其中最低气温上升速率最快，最高气温升温最缓（图略），导致日温差趋势减小，地表能量积累过程减弱，不利于形成强对流所需的近地面热力不稳定条件。通过计算21 a滑动相关系数发现，1998年之前，最高气温、平均气温与降雹日数的负相关最强；1998年之后，最高气温与降雹日数的负相关性减弱并逐渐不显著，最低气温、平均气温与降雹日数则保持显著负相关，其中最低气温与降雹日数的负相关性最高且持续稳定[图7（a）]。最低气温可近似作为次日湿球位温的参考依据，而湿球位温是反映大气热力性质与雹暴潜势的关键参数（Dessens，1995）。最低气温快速升高意味着低层湿球位温上升，从而降低大气垂直不稳定度和对流有效位能，对雹暴形成产生抑制作用，这可能是导致其与降雹日数保持更强负相关性的重要原因。

20世纪70年代以后，青藏高原降雹日数的减少也与整层大气增暖密切相关。1969—2024年青藏高原200 hPa以下大气整体显著增温，其中90°E—105°E范围内400~250 hPa中高层增温最为显著，升温速率明显高于400 hPa以下气层[图7（b）]。同时，700~250 hPa升温速率由低层向高层逐渐加快，这种“中高层增暖快于低层”的垂直非均匀增暖结构使大气层结趋于稳定，抑制了垂直不稳定度的发展，从而降低降雹发生概率。综上，整层大气（尤其是中高层）增温抑制垂直对流发展，叠加近地层最低气温快速上升削弱热力不稳定条件，共同导致降雹日数的减少。

除平均热力状态的改变，近地面温湿组合特征的演变为理解降雹环境变化提供了重要依据。图8（a）为1969—2024年青藏高原近地层2 m高度温度露点差在不同范围的日数距平变化。可以看出，温度露点差小于5 ℃的日数呈不显著增加趋势，气候倾向率为0.43 d·（10 a）^-1；而温度露点差为5~15 ℃的日数则呈不显著减少趋势，气候倾向率为-0.37 d·（10 a）^-1。两类温度露点差日数的距平序列呈明显反位相变化特征，例如2018年，温度露点差小于5 ℃的日数达历史最大值，而5~15 ℃的日数则降至历史最小值。这表明有利于极端降水的低值温度露点差条件趋于增多，而有利于冰雹形成的中等温度露点差条件则在减少。从空间分布来看[图8（b）]，青藏高原大部分站点（占总站数的69%）5~15 ℃温度露点差的日数呈下降趋势，反映出高原整体上有利于冰雹发生的温湿条件在减弱；而5~15 ℃温度露点差的天数呈增加趋势的站点主要分布在高原海拔相对较低的区域，这些地区冰雹日数的下降趋势相对较缓。

近地层温湿条件的演变，叠加整层大气显著增温，重塑了大气温度的垂直结构，体现为关键温度层高度的抬升。这一变化对冰雹预报具有明确指示意义，在雷达回波强度达55 dBZ时^①(^①中国气象局, 2018. 强对流（冰雹）短时临近预报预警技术指南(气象行业标准或业务指导文件). 北京: 中国气象局.)（Witt et al.， 1998），需判断该回波是否发展至-20 ℃层高度以上；同时，0 ℃层高度是决定冰雹能否降落至地面的关键因子。近56 a来，青藏高原平均0 ℃层和-20 ℃层高度呈显著升高趋势，上升速率分别为37.5、45.4 m·（10 a）^-1；0 ℃层与-20 ℃层之间的厚度亦呈增加趋势，气候倾向率为7.9 m·（10 a）^-1，均通过0.001的显著性检验。自21世纪以来，大多数年份的0 ℃层高度、-20 ℃层高度及两层间厚度普遍高于同期气候平均值[图9（a）、（b）、（c）]。青藏高原降雹日数与0 ℃层高度、-20 ℃层高度的21 a滑动相关系数整体呈负值[图9（d）]。2008年之后，该负相关性通过0.05的显著性检验。其中，降雹日数与-20 ℃层高度的负相关性最显著，其相关系数绝对值更大，且达到显著负相关的起始年份（2008年）早于0 ℃层高度。这一特征与高原降雹日数自2008年起由正距平转为持续负距平的变化[图2（b）]高度吻合。可见，气候变暖背景下，0 ℃层和-20 ℃层高度持续抬升会缩小冰雹理想生长区，导致冰雹在下降过程中融化效应增强、在云中生长所需的过冷层结构发生变化，从而使地面观测的降雹频次显著减少。

除热力层结的显著变化外，大气湿度垂直结构的改变也是影响冰雹活动的重要环境因子。与1969—2000年平均值相比，2001—2024年青藏高原上空400 hPa以下相对湿度显著增加，而在400~200 hPa相对湿度增加幅度较小，甚至在90°E—105°E范围内有所下降，形成低层显著增湿、高层增湿微弱甚至变干的垂直差异分布[图10（a）]。在80°E—105°E范围内，青藏高原上空比湿同样表现出显著的垂直梯度差异[图10（b）]，与1969—2000年相比，2001—2024年青藏高原近地层比湿增加最明显，随着高度上升差异逐渐减弱。本世纪以来这种“下湿上干”的垂直湿度结构对冰雹（尤其大冰雹）的形成具有抑制作用：一是增强云下蒸发冷却，激发下沉气流，干扰有组织的强上升气流；二是高层变干会缩减冰雹胚胎生长的过冷水丰富区的垂直厚度与含水量；三是低层丰富水汽促进大量小雨滴形成，与冰相粒子碰撞后阻碍大冰雹生长。综上，该垂直湿度分布从动力干扰、热力压缩生长空间和微物理路径转变三个方面共同抑制了强雹暴发展，导致青藏高原降雹日数的显著减少。

在分析大气湿度垂直结构演变的基础上，进一步从大气能量稳定性角度考察假相当位温的变化。1969—2024年青藏高原区域平均假相当位温的变化趋势具有明显的垂直结构特征：300 hPa以下假相当位温呈显著上升趋势但随高度变化较为平缓，气候倾向率为0.50~0.58 K·（10 a）^-1，300 hPa以上增温率随高度升高而显著减小，150 hPa以上转为下降趋势[图11（a）]。这种差异化增温导致大气稳定度发生变化：600 hPa与500 hPa假相当位温垂直差值（Δθ_se600-500）总体为负值，但其绝对值呈减小趋势，这表明在冰雹冻结层（600~500 hPa）附近稳定度正在减弱，大气层结逐步向中性化发展；而自20世纪90年代后期以来，400 hPa与300 hPa（雹粒生长层）假相当位温垂直差值（Δθ_se400-300）的绝对值呈明显增大趋势，即对流层中上层层结趋于稳定[图11（b）]。与1969—2000年相比，21世纪以来，高原主体区域已呈现出“下层中性化—中层稳定化—顶层不稳定”的垂直层结结构，这一垂直配置在高原东部地形过渡带（110°E—120°E）更为显著，直接抑制深厚对流系统的发生与维持[图11（c）]。

热力与湿度结构的协同作用，正驱动该地区强对流天气由“多雹型”向“多雨强雨型”转变。一方面，对流层中低层显著增温导致0 ℃层高度抬升，冰雹降落路径中融化层厚度增加，融化耗散增加，使得更多小冰雹在到达地面前转化为雨滴；另一方面，“下湿上干”垂直湿度结构从动力、热力和微物理多环节抑制冰雹生长，低层增湿更易促进暖雨过程，与冰雹形成竞争过冷水资源。

本文基于1969—2024年青藏高原地面气象观测站降雹资料以及近地层气温、最高气温、最低气温数据，结合ERA5再分析资料，系统分析了高原降雹日数的时空演变规律、非均匀性分布特征，并从近地层到对流层整层的热力、湿度结构变化角度探讨了其减少成因，得到以下主要结论。

1）1969—2024年，青藏高原年降雹日数呈极显著减少趋势，并在2008年前后发生由多到少的年代际转折。降雹集中在5—9月，占全年90%以上，且各月降雹日数均呈减少趋势。空间上，降雹日数由高原中部（30°N—35°N）向南、北两侧递减，高海拔地区（>3 500 m）为降雹高频区；全区91%的站点降雹日数显著减少，且减少速率与海拔呈正相关，海拔4 000 m以上区域减少最快。此外，高原降雹集中度显著增加、集中期呈显著推迟趋势；柴达木盆地东部、河湟谷地及高原东南部降雹最为集中，而高海拔地区降雹过程相对分散，其集中发生期也相对偏晚。

2）气候变暖背景下，整层大气显著增暖，中高层增温速率快于低层，导致关键温度层高度（0 ℃层与-20 ℃层）显著抬升，其中-20 ℃层升高更快。自2008年以来，降雹日数与这两个特征层高度（尤其是-20 ℃层）呈稳定的显著负相关，其抬升通过压缩冰雹生长区和增强下落融化效应，直接导致地面降雹日数减少。同时，近地层热力条件进一步削弱了降雹发生的环境潜势。平均气温、最高气温与最低气温均呈显著上升趋势，其中最低气温上升最快，导致日温差减小，削弱了近地面能量积累。在气候显著变暖后，最低气温与降雹日数维持了最强且最稳定的显著负相关，这与其可近似表征抑制雹暴发展的湿球位温密切相关。此外，近地层有利于冰雹形成的中等温度露点差（5~15 ℃）条件趋于减少，而利于极端降水的低值温度露点差条件相应增多。

3）21世纪以来，高原对流层中低层（400 hPa以下）相对湿度和比湿显著增加，而中高层增湿不明显，形成“下湿上干”的垂直湿度结构。与此同时，假相当位温呈现显著的垂直结构变化：冰雹冻结层（600~500 hPa）附近增幅随高度递减，层结由稳定向中性化发展；冰雹生长层（400~300 hPa）层结趋于稳定；200 hPa以上假相当位温增幅随高度增大，层结趋于不稳定。这种“下暖湿、上暖干”的热力-湿度结构以及“下层中性化-中层稳定化-顶层不稳定”的垂直层结配置，通过削弱有组织上升气流、压缩过冷水层厚度来抑制雹暴的动力与热力条件，并经由促进暖雨过程改变冰雹的微物理生长路径，从而共同阻碍冰雹形成。

近56 a来青藏高原降雹日数的显著减少，是气候变暖背景下，整层大气（尤其在中高层）非均匀增暖、关键温度层抬升、近地层热力条件改变以及湿度垂直结构演变等多因素共同作用的结果。研究结果深化了对高原强对流天气气候演变机理的认识，也为高原地区防雹减灾及气候变化适应提供了科学依据。研究引入的集中度和集中期指标揭示了降雹事件趋于集中但发生期推迟的特征，这对防雹作业时段选择和汛期后期灾害防御提出了新要求，业务中需注意防范期的相应后延。

值得注意的是，本文主要基于站点和再分析资料，对雹暴的微物理过程缺乏直接观测。未来可借助多源遥感与云解析模式，从微物理层面进一步揭示环境变化影响冰雹生长与消亡的具体过程，从而阐明高原雹暴对气候变化的响应机制，为提升预报预警的精准性与时效性提供物理依据。此外，需要进一步量化不同海拔高度上冰雹与极端降水之间的微物理及能量竞争，提升对高原强对流系统结构转型及其区域差异的预测能力。