对雹云的研究一直是气象界的重要课题之一，雹云生消过程快、生命史短但破坏性大，常给人们日常生活带来极大影响，每年中国因冰雹造成的经济损失高达几亿甚至几十亿元(马宗晋，1994)。由于冰雹云生命周期短、发展快等特点，给预报带来很大难度。自Seliga等(1976)提出用双线偏振雷达测量降水后，双线偏振雷达在降水探测中发挥了越来越重要的作用。研究表明，双线偏振雷达与普通雷达相比具有更强的探测降水能力(Direskeneli，et al，1986; Seliga，et al，1981; Sachidananda，et al，1986)。与常规天气雷达相比，双线偏振多普勒雷达可以交替或同时地发射、接收水平和垂直偏振电磁波，它不仅可以探测到水平偏振反射率因子(Z_H)、还能探测到差分反射率因子(Z_DR)、差传播相移(Φ_DP)、差传播相移率(K_DP)等参数，这些物理参数与降水粒子类型、形状、空间取向和分布以及下落运动等要素密切相关。Z_DR和K_DP是探测冰雹的重要参量。刘黎平等(1996)在对比分析了层云和对流云的降水粒子相态和大小之后发现，双线偏振雷达的Z_DR是判断不同类型云降水粒子相态(Class)的一个重要指标，Z_DR的负值区对应于大冰雹区，而正的Z_DR一般和小冰雹融化而成的大雨滴区相关。高原上的边界层与平原地区相比更厚(赵鸣等，1992)，在垂直方向上经常存在深厚的混合层，有些地区还存在着逆湿现象(Yanai，et al，1992)，这些有利的条件都为对流活动的发展提供了动力、热力和水汽条件，若加上一定的天气条件，造成高原上的对流活动异常频繁但强度不太大(Yanai, et al，1994)。通过分析青藏高原夏季7—8月对流云的降水过程，可以发现存在明显的日变化：对流在11时(以下如无特殊说明，均指北京时)至17—18时这一时段呈一直增强趋势，在17—18时达到最强，上午的对流活动较少，且降水过程持续时间较短，一般短于1 h(常祎等，2016；江吉喜等，2002)。高原地区由于海拔高、日照强等原因，是冰雹等对流性天气多发地，但西藏地区的水汽条件差，凝结、凝华释放的潜热较少，上升气流较弱等原因，导致对流云多发展浅薄。周德平等(2007)将水平尺度几千米到十几千米的雹云归为弱单体雹云，这类雹云多在有利地形条件下由热力作用导致，多出现于夏季午后，生消快，整个过程一般维持在几十分钟内，这种单体产生的雹粒直径较小。弱单体雹云很少独立存在，多以单体群的形式出现。有时是多个弱单体组合在一起形成一块大的回波。但是发展后期强度减弱后便可以看出它是由多个独立的几个弱单体组成。这类雹云的降雹区一般位于上升气流的下方。并且，西藏地区冰雹的雹胚主要是以霰为主，而霰最开始是由冰晶或雪与冻雨滴粘附而成(王文新等，1986)。冰雹云内只有达到一定的云水含量和霰含量才能使其发展，所以云水含量对冰雹的形成起着至关重要的作用(刘俊卿，2007)。结合回波和径向速度定性分析得出的雹云内流场结构发现，在雹云的发展阶段，斜上升气流起重要作用(蔡淼等，2014)。冰雹云中存在的独有的“穴道”“0域”结构是宏、微观物理量场之间相互作用的表现，分析“穴道”“0域”这一结构，可以获得更多有关雹云的宏、微观结构特征(许焕斌等，2008)。为了研究青藏高原的对流云的雷达回波特征，Uyeda等(2001)利用X波段多普勒雷达研究了季风爆发前后青藏高原的对流过程及其日变化特征。尽管利用卫星等被动遥感资料对高原对流云进行了多方面的研究(戴进等，2010；傅云飞，2014；李典等，2012)，但是在利用主动遥感手段对青藏高原对流云内部的微物理特性和动力结构研究方面，特别是双偏振雷达探测方面，认识还是比较有限，目前的研究还无法满足科学和实际应用的需要(刘黎平等，2015)。本研究选取可移动式C波段双偏振雷达(C-POL)在2014年7月30日和8月5日于西藏那曲的观测资料分析了高原冰雹云的发展特性和微物理结构，并利用双偏振雷达和那曲业务雷达(CINRAD/CD)进行双多普勒雷达风场反演，分析冰雹云发展的动力结构。利用偏振雷达相态识别对对流云的发展过程进行分析。为进一步认识青藏高原的云和降水提供了数据基础，有利于加深对高原冰雹云的认识。

主要利用参加第三次青藏高原大气科学试验的中国气象科学研究院的可移动式C波段偏振雷达(C-POL，31.37°N，91.90°E，天线高度4509 m)2014年7—8月在西藏那曲的探测数据，C-POL设置距离库长为75 m，探测距离75 km，并且做了多个PPI、RHI扫描。此外，还使用了那曲的新一代天气雷达(CINRAD/CD，31.48°N，92.06°E，天线高度4526 m)探测数据，受业务规定所限，CINRAD/CD全部为体扫，并且探测距离、库长固定，不能调整，两部雷达相距20.5 km，两部雷达的主要性能见表 1。

中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室对偏振雷达有多年的研究积累，发展了一套完整的偏振量数据质量控制、双多普勒雷达数据的风场反演、相态识别等算法。本研究采用的雷达探测数据经过了衰减订正、去地物杂波、速度退模糊等一系列质量控制(杜牧云等, 2011, 2013；胡志群等，2014)。另外，为了充分发挥偏振雷达的观测精度优势，风场反演时设置的水平格点精度为0.0025°(约250 m)，垂直方向上的精度为250 m，高度从海拔0.5 km到12.5 km共50层。

采用模糊逻辑法对对流云内粒子进行相态识别，将回波识别为以下10类：(1)地物回波，包括异常传播(GC/AP); (2)生物回波(BS)；(3)干雪(DS)；(4)湿雪(WS)；(5)冰晶(CR)；(6)霰(GR)；(7)大雨滴(BD)；(8)小雨和中雨(RA)；(9)大雨(HR)；(10)雨和冰雹混合物(RH)(Park，et al，2009)。

2014年7月30日，那曲地区全天有小雨转雷阵雨。偏振雷达观测站记录显示14时50分为小到中雨，伴有冰雹(霰)。7月30日那曲的冰雹是受高原切变线影响产生。高空实况图上(高空及地面形势图略)，30日08时500 hPa那曲和托托河(站号56004)有气旋性切变线发展，其中那曲为西北风6 m/s，托托河为东南风2 m/s。到20时加强为闭合低涡系统，辐合抬升动力条件较好，500 hPa比湿为6.47 g/kg，低层湿度较大；高层200 hPa处于青藏高压内部、高空急流右侧的辐散场，与低层辐合叠加有利于上升运动发展。14时地面图上，那曲为暖低压，14时气温14.6℃，热力条件好；那曲西部有地面辐合线，那曲附近也有气旋式气流的辐合，触发中尺度对流，然后向东移影响那曲。

7月30日融化层高度约6000 m，08时那曲探空图(图略)上呈下湿上干的不稳定层结，低层湿度较大，500、590 hPa比湿分别为6.4和9.2 g/kg。抬升凝结高度572 hPa、对流凝结高度556 hPa都较低；但08时对流有效位能(CAPE)仅为46 J/kg，20时对流有效位能增大到238 J/kg，可见白天不稳定能量是一个逐渐增大的过程。因此，对08时探空做订正，将地面温度订正到中午的15℃，可以看到对流有效位能明显增大到1400 J/kg。因此，那曲上空午后有较强的对流不稳定层结和热力水汽条件，极易触发对流发展。

从2014年7月30日14时26分C-POL回波强度(图 1)上看，西边和东南方向各有一处强回波中心。14时32分西部的强回波处强度明显增强，出现62 dBz的最高强度，之后向东移动。东南方向的回波单体面积逐渐增大，强度稳定在50 dBz左右，强度最高可达60 dBz，这块强回波逐渐向北移动。14时42分，西部回波出现强度减弱的趋势，东南处的强回波依然维持在较高强度。至14时52分，西部的强回波强度较之前明显减弱。东南方向处的强回波中心回波面积进一步增大，强度依旧，地面观测此时已出现霰，说明该时间点是一个分界线，之后回波强度会逐渐衰弱。果然，14时54分，西边的回波面积减小，东南方向的强度有所减弱，但依旧维持在50 dBz左右。15时02分，两个强回波处回波强度都有所减弱。到了15时05分，强回波处已基本消散(图略)。

图 1 2014年7月30日(a)14时26分、(b)14时32分、(c)14时42分、(d)14时52分、(e)14时54分、(f)15时02分雷达强度3.5°仰角PPI (距离圈为15 km(下同)，图c、e黑色箭头所指位置为图 2 RHI扫描方位) Figure 1 The 3.5° PPI at (a) 14:26, (b) 14:32, (c) 14:42, (d) 14:52, (e) 14:54 and (f) 15:02 BT 30 July 2014 (The interval between circles is 15 km (the same hereinafter); the black arrows in (c) and (e) are the directions of the RHI in Fig. 2)

图选项

图 2 对应图 1c、e所示两个方位的Vr(a，e)、ZH(b，f)、ZDR(c，g)、Class(d，h)的RHI (a—d. 14时43分，方位角152°; e—h.14时52分，方位角142°; 蓝色实曲线表示“0线”，黑色带箭头实曲线表示流场，虚直线分别表示探空-20、-15、-10、0℃温度线) Figure 2 RHI images of Vr (a, e), ZH (b, f), ZDR (c, g) and Class (d, h) corresponding to the arrows in Fig. 1c and 1e ((a)-(d) at 14:43 BT and the azimuth is 152°, (e)-(h) at 14:52 BT and the azimuth is 142°. The blue curved line represents the "0 line". The solid curved lines with arrows represent the flow field, and the dotted straight lines represent the sounding isotherms of -20, -15, -10 and 0℃, respectively)

图选项

对强对流单体进行了多次RHI扫描，图 1c箭头所指方位对应图 2a—d(14时42分，方位角152°)，图 1e箭头所指方位对应图 2e—h(14时52分，方位角142°)，雷达位于0 km处。RHI扫描方位大致与回波移动方向相同，因此，可以近似认为RHI扫描得到的径向风向为实际风向。14时43分，主要回波单体距雷达约15 km，回波垂直方向上发展至16 km(以下无特殊说明，皆指海拔高度)，大于45 dBz的强回波区域延伸至9 km，单体的水平尺度约为8 km，近地面回波强度最大为60 dBz，相态以干雪和霰为主，并且霰已经降落至地面。在其他弱回波区，Z_DR为-0.5—0.2 dB，相态识别主要为冰晶，以及少量干雪。值得注意的是，在强回波区的右侧主上升气流区，高度8 km左右有一小块湿雪区域，说明此处上升运动很强，对流将进一步发展。对流云底部Z_DR为0—2.0 dB，相态识别为大雨、小雨区。14时53分，单体继续发展，强回波区发展至14 km处，强回波仍然以冰雹(霰)为主，并且已经降到地面。从强度图和相态图上可以看出单体迅速发展的过程：几分钟内，单体强度突然跃增，单体内部的干雪、霰分布明显增多，高度升高，较强的上升气流使得单体的前侧入流区有明显的湿雪聚集，融化层以下以液态降水为主。另外，从径向速度图上可以近似看出冰雹云内部流场的配置，结合Z_H、Z_DR、Class图，能够大致看出冰雹增长的运行轨迹。速度图上，在上升气流前侧水平速度为0的“0线”“0域”附近，适合于水凝物粒子长时间停留，强烈的上升气流，使粒子在这片区域上下来回循环运动，是冰雹生长的绝佳区域(许焕斌等，2001)。粒子在“0线”附近，根据其自身下落速度做垂直上升、下降或平衡的运动，并在此过程中与冰晶、干雪，通过凝华、凇附、攀附等过程，逐渐增长，质量越来越大，落速越来越大，循环一次后，粒子的位置与之前相比更深入主上升气流区，粒子的轨迹出现了旋进，粒子绕“0线”循环运行增长，在主上升气流区迅速成长为大冰雹，直至最后越过主上升气流的最大区后掉落下来。

为进一步分析冰雹云的动力与微物理演变过程，利用C-POL与CINRAD/CD进行双多普勒风场反演，反演区域为图中红色方框区域(左下角：31.20°N，91.31°E, 右上角：31.43°N，91.59°E)，左下角为坐标原点，x轴正东方向为正，y轴正北方向为正。

图 4是2014年7月30日16时29分—17时01分距离地面1 km处反演区域风场与C-POL强度叠加。单体发展过程中，向偏东方向移动，该高度层以偏北风为主。16时29分，反演区域(40，10)、(70，40)等多个格点位置(数据对表示格点的x, y坐标)有单体开始发展，16时38分回波强中心(80，50)位于云系的东北部，中心强度超过45 dBz，在格点(55，30)、(80，40)附近，可以看到明显的局地辐合，预示着单体将进一步发展。16时44分，(80，40)处的单体很快发展旺盛，强度回波面积扩大。16时50分，(80，50)处又有辐合产生，下一时刻单体在该位置回波强度增加，强回波面积增强。16时55分开始，对流前侧的辐合逐渐消失，强回波中心呈现减弱趋势。17时01分时，(20，15)附近出现辐合，新生的对流云又开始发展。之前强回波中心面积明显减小，但是短时间内云体并没有消散。因为在青藏高原地区，对流有效位能的积累和再建很快，加上热力不均匀和地形的作用，对流抑制能量(CIN)很弱，所以但凡有一定量对流有效位能的积累，对流就会发展起来。但是也正因为对流有效位能释放快、积累小，对流强度较弱，加上对流抑制能量小，对流有效位能边积累边释放，就造成高原对流活动虽然活跃，但是无法像内地那样发展成强盛的超级单体。

图 3 2014年7月30日16时44分C-POL 2.5°仰角PPI (CINRAD/CD处于图中红色圆点区域) Figure 3 The 2.5° PPI of C-POL at 16:44 BT 30 July 2014 (in which the red dot denotes the location of CINRAD/CD)

图选项

图 4 2014年7月30日16时29分—17时01分各时次反演区域距离地面1000 m强度与风场叠加 (16时44分的黑线为图 7中对应的垂直剖面位置) Figure 4 The image of wind field overlapped with C-POL intensity at 1000 m above the surface during 16:29-17:01 BT 30 July 2014 (The black line at 16:44 BT corresponds to the position of the vertical section in Fig. 7)

图选项

图 7 与图 5的16时44分对应的西南—东北方向(a)ZH、(b)ZDR、(c)Class与垂直气流叠加的垂直剖面 Figure 7 Vertical cross sections of (a) ZH, (b) ZDR and (c) Class along the southwest-northeast direction shown in Fig. 4 overlapped with updrafts at 16:44 BT

图选项

图 5 对应图 4中三个典型时刻距离地面1000 m处的ZDR Figure 5 ZDR at 1000 m above the surface corresponding to the three typical moments in Fig. 4

图选项

图 5是单体发展的几个典型时刻的Z_DR分布，16时44分单体发展成熟时，之前的强回波中心(80，50)—(90，60)对应Z_DR为0 dB左右，说明该位置冰雹(霰)已经降落到地面，相态识别结果也显示该区域自上而下有霰粒子下落(图略)。云系的其他区域Z_DR大都大于0.5 dB，对应着雨区。

以16时44分各高度层的强度与风场叠加为例(图 6)，进一步说明对流云发生、发展过程中动力结构随高度配置情况。1500—2500 m图上，格点(60，50)、(70，50)有明显辐合气流。2500 m高度格点(70，40)处与其上、下高度层存在明显的风垂直切变，这与图 4中发展起来的强回波中心对应一致，说明辐合上升是支撑单体发展的重要因素，风垂直切变以及涡旋结构的存在，有利于不稳定能量向动能的转换，单体从而能够迅速发展。

图 6 2014年7月30日16时44分各个高度回波与风场的配合 Figure 6 Radar echoes overlapped with wind fields at several levels at 16:44 BT 30 July 2014

图选项

为了更加清晰地展示对流发展的动力、微物理变化情况，将16时44分做西南—东北方向的Z_H、Z_DR、Class与三维风场垂直剖面叠加(图 7中横坐标为格点数，分辨率约250 m，纵坐标表示层数，每层0.25 km)，单体1(x：15—25)从上到下以下沉气流为主，说明单体已处于消散阶段，对应的强度图中，仅在低层仍有少量的大于45 dBz的强回波，强回波对应的Z_DR小于0 dB，相态识别为少量霰的区域，单体1其他区域回波已经减弱为30 dBz以下，对应的相态分布，从高往低，依次为冰晶、干雪、湿雪、大雨。单体2(x：35—55)中低层强度大都大于35 dBz，Z_DR为0.2—2.0 dB，单体内部仍然以上升气流为主，并将融化层下的大量湿雪吹入上空，但是，其中并没有冰雹、霰粒子，在格点(x=50)附近，低层开始出现辐散下沉，对应区域从上往下为一狭长的干雪区，说明单体已经过了发展的旺盛期，开始由盛转衰，整个单体内的中上层的相态也将慢慢由湿雪往冰晶、干雪转换。单体3(x：65—80)中低层为明显的辐合上升气流。单体前侧有较强的上升气流，此处的Z_H为45 dBz，Z_DR为0 dB左右，可以判断为雹胚生长区。从相态识别的结果来看，上升气流区对应为大片的湿雪区，说明单体正处于发展阶段。中层往上，格点(70，15)处有明显风垂直切变，Z_H减弱，但是，Z_DR反而从0.2 dB增至0.8 dB左右，说明随着上升气流，粒子凇附、攀附、碰并增长，冰相粒子直径增大的物理过程。

2014年8月5日那曲阴有阵雨，偏振雷达观测站记录显示15时30分阵雨伴有冰雹、霰。8月5日那曲冰雹发生在副热带高压加强北上过程中。从高空实况图上看，500 hPa副热带高压强盛，584 dagpm等值线由西太平洋延伸到西藏中部地区，那曲受副热带高压北侧西南气流控制，有短波槽东移影响，槽前西南风风速为8—10 m/s，比湿达4.7 g/kg，有较好的水汽输送和辐合条件；200 hPa处于青藏高压内部，为辐散场；低层辐合、高层辐散有利于上升运动发展。14时地面图上，那曲附近有中尺度风场辐合中心，容易触发对流。

8月5日融化层高度约5800 m，08时那曲探空图(图略)上，600—400 hPa有较厚的湿层，400—300 hPa有明显的干层，有上干下湿的不稳定层结特征；抬升凝结高度(580 hPa)、对流凝结高度(562 hPa)都较低；08时风向随高度一致顺转，有暖平流，而到20时，300到250 hPa风向随高度逆转，有冷平流加入，上冷下暖的不稳定层结加强；08时对流有效位能很低，但20时增大到630 J/kg，可见白天不稳定能量是一个逐渐增大的过程，因此对08时探空做订正，将地面温度订正到中午的14℃，可以看到对流有效位能明显增大到880 J/kg。因此，那曲中上层干冷空气的侵入与低层暖湿气流的叠加，有利于不稳定能量增长和促进对流发展。

从2014年8月5日15时23分的4.3°仰角C-POL的Z_H的PPI(图 8a)上看，西边是一条南北走向的强回波带，该回波段位置强度大于45 dBz，最高可达58 dBz。另外，正南方向处有强回波带，该回波段位置强度稳定在50 dBz左右。15时34分，西面的强回波中心向北移动，回波面积有所减少，强度维持在较高水平。南部的强回波中心面积和强度大幅度增加，强度最高可达64 dBz。从这一时段的体扫资料来看(图略)，两条回波带的垂直发展都比较旺盛。15时39分，西面的强回波面积进一步减小，南边的强回波较之前变化不大。至15时42分，西部的强回波区继续消散，南部的强回波逐渐向东移动，强度有所下降，基本在55 dBz以下。15时47分，南部的强回波逐渐移动分裂成两块，一部分向北移动，另一部分向东北移动。15时49分，之前西部的强回波处已不见踪影，南部的强回波分裂成两部分之后，向北移动的一支仍保持在较高的回波强度，向东北方向移动的一支强度逐渐减弱。之后，分离的两支强回波强度逐渐减弱，直至最后消失。

图 8 2014年8月5日(a)15时23分、(b)15时34分、(c)15时39分、(d)15时42分、(e)15时47分、(f)15时49分强度PPI (a、b、f.仰角4.5°, c、d、e.仰角3.5°；箭头为图 9中RHI所处的方位) Figure 8 The PPI at (a) 15:23, (b) 15:34, (c) 15:39, (d) 15:42, (e) 15:47 and (f) 15:49 BT 5 August, respectively; the elevation is 4.5° in (a), (b), (f), and 3.5° in (c), (d), (e); the black arrows in (d), (e) and (f) are the directions of the RHI shown in the Fig. 9

图选项

图 9 对应图 8d、e、f所示3个方位(a、e、i) Vr、(b、f、j)ZH、(c、g、k)ZDR、(d、h、l)Class的RHI (a—d.15时41分，167°，e—h. 15时46分，162°，i—l. 15时51分，157°, 图中线条说明同图 2) Figure 9 RHI of (a, e, i) Vr, (b, f, j) ZH, (c, g, k) ZDR and (d, h, l) Class corresponding to the arrows in Fig. 8d, e and f ((a)-(d) at 15:41 BT in 167°, (e)-(h) at 14:46 BT in 162°, and (i-l) at 15:51 BT in 157°. The lines have the same meanings as those in Fig. 2)

图选项

图 9a—d是2014年8月5日15时41分方位角为167°的RHI观测资料，可以看出强回波的垂直发展很旺盛，回波高度超过16 km，大于45 dBz的强回波伸展到海拔9 km左右，底层最强回波中心距离雷达8—10 km，靠近地面处的回波中心区最高值超过65 dBz，说明此时冰雹、霰已经落地。从RHI可以看出高原与南方夏季对流云系明显的不同之处，由于地势高的作用，高原地区的对流云一般都出现在0℃层以上，而南方大多数夏季对流云初始回波出现在0℃层以下(陈秋萍等，2003)，但是对流强回波区(＞45 dBz)的水平尺度不超过8 km，垂直尺度不超过4 km，这一特点与平原地区的对流云相差较大(吴汪毅，2006)。Z_DR图上，强回波区对应的Z_DR，底层大都大于1.0 dB，相态分布主要为大雨区，中上层Z_DR在-0.5 dB左右，对应的相态分布有大量的霰。值得注意的是，在距雷达约20 km处，有一处明显湿雪区，说明该处有强烈的上升气流，将原本0℃层以下的未完全融化的湿雪抬升，但是又还未来得及凝结为干雪，当这些湿雪重新凝结时，带来的潜热释放将进一步促进不稳定结构，加强上升气流和下沉气流，其后几个时刻的RHI，充分验证了这一点。因此，某个弱回波区域内，大片湿雪区的出现往往预示这个区域会有单体迅速发展。图 9a中，“0线”的走向大致是上翘式的，“0线”被抬得很高，说明上升气流很强，当上升气流前侧的冰晶、干雪等粒子随着弱上升气流由下进入“0线”附近时，粒子将在“0域”内通过凝华、凇附、攀附等物理过程迅速增长。

15时46分，整个云体的高度仍然较高，但是前一时刻距雷达8 —10 km处的回波高值区较之前减弱很多，之前发展旺盛的单体迅速减弱，冰雹下落时的拖曳气流往四周扩散，加上环境场的不稳定能量，在其两侧触发了新单体(距雷达4 km、18 km左右)，其中4 km处的单体已经发展起来，大于45 dBz强回波高度发展到近8 km，最高可达60 dBz。强回波区底层依旧对应Z_DR大于1.0 dB，相态为大雨区，中层8 km以下，Z_DR大都为负值，相态识别结果，对应着大量的霰区。距离雷达约18 km处的单体体积扩大，上部的湿雪已经重新凝结成为干雪。15时51分，距离雷达8—10 km的单体基本减弱消失，距离雷达4 km的单体强度开始减弱，相态图上霰区的体积缩小。但是，距离雷达18 km处的单体，在16 km左右的主入流区已经迅速发展旺盛，单体内产生大量的霰粒子。

利用C-POL与CINRAD/CD进行风场反演，反演区域为图 10中红色方框(左下角：31.13°N，92.01°E，右上角：31.32°N，92.35°E)，左下角为坐标原点，正东方向为x轴正向，正北方向为y轴正向。

图 10 2014年8月5日14时45分仰角为2.4°的PPI (业务雷达处于图中红色圆点区域) Figure 10 The 2.4° PPI at 14:45 BT 5 August 2014, and the location of CINRAD/CD is denoted by the red dot

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图 11是2014年8月5日14时17分—15时13分那曲地区距离地面1250 m处的风场，雹云整体向东移动，整个过程中的风向基本为均匀的东北风。14时17分开始，格点(40，25)附近, 单体1开始发展，回波强中心位于云系的偏南部，中心强度超过45 dBz，之后强回波面积逐渐扩大。14时45分，之前发展成熟的单体已经分裂成单体1(70，30)和单体2(85，25)，单体1减弱时下沉气流的出流触发了单体2的发展，之后单体2逐渐发展减弱，并在其北部触发了新的单体。从减弱后的单体1可以看出，青藏高原对流云系与内地强对流云系的不同之处，内地飑线等强对流天气移过去后，往往是雨过天晴，即便是层云尾随型的中尺度对流云系，层云持续时间也不会超过1 h。但在高原上，由于对流不稳定有利于中尺度斜升气流的发展，造成平原地区常为过渡云型的层积云(Sc)，在高原上往往成为常态云系。

图 11 2014年8月5日14时17分—15时13分各时次反演区域距离地面1250 m强度与风场叠加 (14时45分图上的黑线对应图 14的垂直剖面) Figure 11 Regional images at 1250 m above the ground during 14:17-15:13 BT 5 August 2014 (The black line in the image at 14:45 BT corresponds to the vertical cross section shown in Fig. 14)

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图 14 与图 11的14时45分对应的西北—东南方向(a)ZH、(b)ZDR和(c)Class与垂直气流叠加的垂直剖面 Figure 14 Vertical cross sections of (a) ZH, (b) ZDR and (c) Class along the northwest-southeast direction overlapped with updrafts at 14:45 BT shown in Fig. 11

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图 12为单体发展过程中典型时刻的Z_DR，14时45分，强回波中心(70，30)的Z_DR小于0 dB，可以判断此时出现降雹，相态识别也得到相同结果(图略)，雹云后侧Z_DR＞2 dB的区域可能因回波边缘，信噪比较低，Z_DR误差较大所引起。

图 12 对应图 11单体发展典型时刻1250 m处ZDR分布 Figure 12 Typical moments of ZDR distribution in the development of the convective cell at 1250 m

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从14时45分各高度层的风场配置(图 13)来看，雹云强回波中心位置相对偏后，整个雹云呈斜升发展趋势。在2000 m处，雹云的风向大致为东北风，2500 m图上，格点(80，40)处有辐合气流。3000 m开始低层的东北风逐步转变为西南风，形成风垂直切变，(90，30)处出现涡旋。辐合、涡旋、风垂直切变的存在，有利于单体的发展，强度跃增。

图 13 14时45分各个高度回波与风场的配合 Figure 13 Echo overlying wind field in several levels at 14:45 BST

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图 14是14时45分西北—东南方向的垂直剖面(图中横坐标单位为格点数，纵坐标表示层数)，进一步说明单体发生、发展、消亡过程中的动力与微物理变化过程。格点(40，5)处的单体1以下沉气流为主，说明已过了发展旺盛时期，对应的粒子也以干雪为主，含有少量的霰粒子。单体2(55，5)低层强回波带的前沿存在明显的辐合，两支气流在底层汇合后向上升，随着气流上升，中层(格点(55, 20))有明显风垂直切变，说明单体处于旺盛发展阶段，强烈的对流使得单体内部有大量的霰粒子产生。

利用两次典型的青藏高原冰雹天气过程的雷达探测资料，结合双多普勒雷达风场反演，偏振雷达相态识别技术，通过Z_H、V_r、Z_DR、Class的RHI分析，以及这些量在多个高度层与三维风场叠加，从动力、微物理两个方面，详细展示了青藏高原对流云的发生、发展过程的结构变化特征。

(1) 青藏高原是对流云多发地区，对流有效位能的积累和再建很快，对流抑制能量很弱，加上热力不均匀和地形的作用，所以但凡有一定量对流有效位能的积累，遇到很小的扰动，对流就能够发展。文中分析的两次对流天气，都是在不稳定的环境背景下，当旧的单体消亡时，下沉的气流向四周扩散，不断触发新的对流单体，导致高原地区的对流活动很多，多地点同时产生，但是这些单体生消快，云体发展不够深厚，产生的冰雹直径较小，大多为霰粒子，很难形成如同内地那样强盛的超级单体，产生直径较大的冰雹。

(2) 青藏高原地区的对流云多在午后出现。由于地势高的原因，高原地区的对流云一般都出现在0℃层以上。高原地区的对流云强度跃增快，回波强度最高可达60 dBz，但是对流强回波区(＞45 dBz)的水平尺度不超过8 km，垂直尺度不超过4 km，这一特点与平原地区的对流云差别较大。

(3) “0线”附近由于水平风速为0，当水凝物粒子随着上升气流到达“0线”附近时，粒子易在这片区域滞留，在垂直方向上循环，通过凝华、凇附、攀附等物理过程迅速增长为冰雹、霰粒子，超过主上升气流最大区后，在其另一侧下落形成冰雹墙。在观测到的RHI中，“0线”与冰雹生长、下落轨迹对应得比较好。

(4) 高原上，当某一弱回波区在融化层以上开始出现大量的湿雪区时，往往是由于强烈的上升气流将原本0℃层以下的未完全融化的湿雪抬升到融化层以上，预示着这个单体开始发展，强度将发生跃增。