高 丽 潘佳文 蒋璐璐 翁之梅

1 福建省台州市气象局，台州 318000 2 厦门市气象局，海峡气象开放实验室，厦门 361012 3 宁波市气象局，宁波 315000

提 要： 2019年3月21日一次长生命史超级单体导致浙江省中部多个县(市)降雹，为了研究超级单体得以长时间维持的环境背景及其云物理特征，利用常规资料以及宁波S波段双偏振雷达数据，结合粒子相态识别算法，对此次过程的演变进行了分析。结果表明：高空槽前、850 hPa切变线附近和地面冷锋为超级单体提供了合适的环流背景；风暴传播区域对流有效位能的增加、风暴承载层的平均风向与风暴移动方向相近、风速大、对流风暴沿地面假相当位温梯度大值区向东传播及沿海强垂直风切变，导致中气旋旋转速度和旋转厚度的增加，这些都是对流风暴长时间维持的原因。通过此次降雹单体风暴结构分析发现：整个生命史对流发展非常旺盛，最大反射率维持在60 dBz以上，风暴顶维持在8 km以上，风暴质心高度出现的三次明显波动，对应三次降雹过程。垂直累积液态含水量(VIL)跃增量虽不及传统指标，但结合垂直累积液态含水量密度(VILD)、VIL最大值及最大反射率因子大值区，对冰雹业务预报有指示作用。通过降雹单体双偏振特征分析发现：冰雹下落过程中的翻滚现象，导致差分反射率(Zdr)值接近0 dB，水平和垂直偏振波差异导致三体散射特征(TBSS)根部Zdr大值区的出现；冰雹降落融化产生的外包水膜现象，使其Zdr值增大，相关系数(CC)值减小；通过偏振参数Zdr和CC特征，有助于识别高空大冰雹；超级单体的有界弱回波区(BWER)附近的Zdr柱不仅可指示上升运动，同时对降雹单体不同的成长阶段具有指示作用。

引 言

冰雹作为对流风暴成熟阶段的产物，其突发性强、破坏力大，常导致严重的灾害性天气，一直是灾害性天气研究领域的重要课题。在导致冰雹的强对流风暴中，超级单体风暴作为组织程度最高的风暴，往往造成的雹灾更为严重，也更值得研究。

这些研究加深了对降雹型超级单体结构的认识，但由于单偏振多普勒天气雷达不易探测粒子相态、形状、空间取向等云物理特征，因此上述研究多集中于风暴结构的研究，对于云物理结构方面的研究相对较少。

随着我国双偏振天气雷达升级改造计划的推进，将进一步提高冰雹等灾害性天气的监测预警能力。2019年3月21日06—11时(北京时，下同)浙江省中部出现的超级单体造成金华、绍兴、台州、宁波等多个县市降雹，维持近6 h，但预报难度高，极具研究价值。本文利用常规观测资料、NECP再分析资料和双偏振雷达资料，对此过程中造成多次降雹的长生命史超级单体的维持机制以及冰雹偏振特征进行研究，以提升超级单体降雹机理的认识，进而探讨如何运用双偏振雷达数据提高长历时超级单体降雹的预警能力。

1 资料与方法

所用资料包括：宁波S波段双偏振多普勒雷达(海拔高度458 m)每6 min一次的探测产品、常规高空探测和地面观测产品、浙江省中尺度站观测数据以及NECP 1°× 1°再分析资料。

为确保双偏振雷达数据的可靠性，本文参考吴翀(2018)所提出的质量控制算法，使用相关系数及信噪比数据对非气象回波进行了剔除。此外，使用Park et al(2009)基于模糊逻辑算法的HCA粒子相态分类算法，即将雷达回波识别为“小雨、大雨、冰雹、大雨滴、生物、地物、干雪、湿雪、冰晶、霰”共10类水凝物相态。相关研究表明HCA算法可增进对强对流风暴内部微物理结构的了解(潘佳文等，2020a)，同时该算法已在WSR-88D双偏振雷达上进行广泛的业务应用。

2 天气过程概述及分析

2.1 天气过程概述

2019年3月20日16—20时，受西南暖湿气流影响，安徽南部、江西北部有多条纬向多单体回波生成并发展，并于21日06时进入浙江省境内。在浙江省有利的环流背景下发展成为超级单体风暴，生命史近6 h(21日06—12时)，造成浙江省多县(市)冰雹天气。截至21日12时，浙江金华、绍兴、台州、宁波4个市9个县(区)受灾(如图1)，根据灾情收集上报情况，本次过程以直径小于2 cm的小冰雹为主，最大冰雹直径为2 cm，达到大冰雹标准。此次过程具有降雹时间长、影响范围广、造成灾害重等特点。那么导致多次降雹的超级单体长时间维持的原因是什么？此次超级单体降雹过程又有哪些双偏振特征？

2.2 天气形势分析

21日08时，降雹区位于500 hPa冷温槽前，高层200 hPa及中低层500、700、850 hPa皆有强盛西南气流输送，浙江西部位于高空急流右侧及低空急流出口左前方锋生区，高低空急流耦合有利于对流上升运动发展。同时低层850 hPa东北—西南走向切变线横跨浙江中部，地面冷锋南压至浙江西北部，浙江中部(降雹区)位于在高空槽前、850 hPa切变线附近和地面冷锋南侧正涡度辐合上升区(图2a)。

从浙江西部代表站衢州站探空曲线上看500 hPa存在明显干冷空气入侵，T-Td由12℃(20日20时)增加至35℃(21日08时，图略)，干冷空气叠置于低层强盛的西南急流形成的暖能量舌之上，使得温度垂直递减率增大并形成上干下湿的不稳定层结；同时中低层环境风垂直切变显著增强，20日08时0～3 km垂直风切变达22 m·s-1，0～6 km垂直风切变为48 m·s-1，强的垂直风切变有利于对流风暴的高度组织化发展和传播。随着地面冷锋南下伴随低层(850 hPa)切变线东移导致浙江中部对流天气发生发展。对比21日08时浙江中南部代表站洪家站探空曲线(图2b)可以发现，低层较高的湿度下，云底低，温度与露点曲线自下而上呈喇叭口形状，上干下湿的垂直结构,250 hPa及以上的西南风高达60 m·s-1，高空风的抽吸作用促进对流的发展，有利于冰雹的发生。同时0℃层和-20℃层高度分别为4.2和7.1 km。需要注意的是，探空数据的0℃层高度为干球温度0℃(DBZ)层，并不能准确反映冰雹融化层高度。为更准确地指示冰雹融化层高度，根据俞小鼎(2014)的研究，当对流层中层存在明显干层时，湿球温度0℃(WBZ)层的高度将明显低于DBZ，WBZ可更准确地指示冰雹融化层高度。通过计算WBZ高度为3.8 km，明显低于DBZ高度，这一现象说明蒸发冷却引起的水膜再冻结会有利于大冰雹落地。

图1 浙江探测站点分布、冰雹落区(县)以及冰雹开始时间Fig.1 Distribution of observation stations in Zhejiang, hail falling area (county) and onset time of hail

图2 2019年3月21日08时中尺度分析(a)和洪家站T-logp图(b)Fig.2 Mesoscale analysis (a) and T-logp diagram at Hongjia Station (b) at 08:00 BT 21 March 2019

3 长生命史超级单体维持机制

3.1 不稳定层结

对流风暴为何能维持如此长的生命史且在移动过程中接连产生冰雹？

下面通过讨论对流传播区域(29.0°～29.5°N、119.5°～122°E)对流稳定度(∂θse/∂z)随时间的变化(图3a)，进而分析对流风暴发展和维持的原因。冰雹发生前20日20时至21日02时，边界层(1 000～850 hPa)以及对流层中层(600～500 hPa)表现为弱不稳定层结，而对流层中下部(850～700 hPa)虽然为稳定层结，但不稳定度呈增加趋势，尤其是21日08时，对流层中下部(850～700 hPa)由条件不稳定层结转化为不稳定层结，不稳定度快速累积，一定程度上破坏了对流层中层(700～600 hPa及600～500 hPa)不稳定度层结趋于稳定的状态(21日02—08时)。21日08时之后，对流层整体不稳定度增加，不稳定层结增厚。超级单体风暴移动到不稳定的环境中，不断地获取能量，从而得以较长时间的维持和发展。

图3 2019年3月20日20时至21日20时对流不稳定度随时间变化(a)和20日08时至21日20时29.2°N 700 hPa温度平流(单位：K·s-1)随时间变化(b)Fig.3 Variation of convective instability during 20:00 BT 20 to 20:00 BT 21 (a) and 29.2°N temperature advection (unit: K·s-1) during 08:00 BT 20 to 20:00 BT 21 (b) in March 2019

与其他层明显不同，在超级单体移入影响前及影响后，对流层中下部(850～700 hPa)稳定度呈现快速增长原因何在？西南气流东移使得浙江中部对流层中下层受暖平流影响，从各层的平流变化看(图略)，在风暴移近时段21日02—08时700 hPa暖平流有明显增强，同时大于其他层次。从29.2°N温度平流沿经向分布时序(图3b，700 hPa)可以看出，21日02—20时浙江中部处于暖平流的控制下，而降雹区域120°～121°E在21日08—20时出现暖平流中心，这可能与对流发生过程中潜热释放有关。持续的暖平流输送使得此区域不稳定度持续增长，120.5°～121°E的700 hPa暖平流中心的出现也说明了超级单体在第二次降雹之后仍会继续发展的原因。

3.2 风暴承载层平均风

高晓梅等(2018)发现，风暴承载层平均风向与风暴移动方向越相近，越有利于风暴的维持，通常用850、700、500、300 hPa四个层的平均矢量风来代表风暴承载层的平均移向。通过计算：21日08时浙江中南部代表站台州洪家站风暴承载层风速为26.4 m·s-1，平均风向为252°；而降雹风暴平均移动速度为20.2 m·s-1，相当于风暴承载层平均风的76.5%，方向为261°，偏向风暴承载层右侧9°。风暴承载层风速大同时与降雹风暴移向相近，对风暴移动起到正反馈作用，导致风暴长时间维持，从而出现长生命史的降雹风暴。同时较大风速增强了下沉气流的动量下传作用，有利于风暴组织化的增强。

3.3 地面假相当位温演变

图4为风暴路径与地面假相当位温的演变，由图可知，21日09—11时浙江省中部一直存在假相当温度的梯度大值区。在此期间，超级单体风暴位于高位温舌的顶端，其移动路径与假相当位温等值线密集带相平行并偏向于冷区一侧。锋面作为不同性质气团的交界面，其两侧通常存在明显的温度、湿度、压力对比，假相当位温作为一种综合反映温度、气压、湿度的物理量，在此次过程中，其梯度大值区与地面冷锋在空间上存在较好的对应关系。此时的假相当位温梯度大值区同样具备地面锋面所具有的较强斜压性。在本次过程中，超级单体沿着假相当位温梯度大值区移动，该区域附近的强斜压性有利于水平涡度的形成和维持，从而使得超级单体得以长时间维持和发展。

3.4 深厚的垂直风切变和内部旋转的维持

风暴的发展维持、形态演变与垂直风切变密切相关，强而深厚的垂直风切有助于对流风暴的有组织化以及发展加强(张建军等，2016)。王秀明等(2015)发现：低层较高湿度下，云底低，强风垂直切变与强的垂直运动有对应关系，从而使风暴高度组织化，进而成为长生命史风暴。同时垂直风切变通过水平涡度向垂直涡度的转换和积累，使风暴内部涡度结构发生改变，从而使风暴内部环流维持时间更长、结构更加紧密(俞小鼎等，2006)。

通过风暴加强前浙江省0～6 km风切变(图略)可以看到，21日02时之前浙江中部一带存在34～38 m·s-1的垂直风切变，风暴进入浙江后21日08时，36～48 m·s-1的强垂直风切变中心东移到浙江东部，尤其是宁波、台州沿海，这也说明了超级单体进入宁波之后仍出现发展加强的原因。强风垂直切变环境下，风暴出现明显的旋转特征，水平旋转的产生加速了风暴内上升气流和下沉气流的共存，通过宁波雷达探测到风暴旋转速度(图5)可以看出：在强的风垂直切变条件下，自08:42金华出现中气旋现象，至11:15宁波象山回波出海，中气旋维持近3 h。郑媛媛等(2004)研究发现：持续3个体扫以上的中气旋与冰雹等强对流天气具有很大的相关性。在三次降雹过程中，与常规的降雹过程类似，皆出现有界弱回波区(BWER)坍塌的现象(图略)，但中气旋的最大旋转速度却仍然维持甚至有所增强，直至降雹结束中气旋的旋转速度才缓慢减弱，并在中层(2～6 km)维持,这一现象与潘玉洁等(2008)的研究结果相近。

图4 2019年3月21日09时(a)，10时(b)，11时(c)地面假相当位温分析(单位：K)Fig.4 Analysis of the potential pseudo-equivalent temperature (unit: K)at 09:00 BT (a), 10:00 BT (b), 11:00 BT (c) March 21 2019

俞小鼎等(2006)发现，0℃层以上1.5～2 km是冰雹增长的关键区域，因此0℃以上的持续中气旋旋转更有利于冰雹的产生。在后两次冰雹过程中，中气旋的最大旋转高度超过0℃层(3.8 km)并呈上升趋势。同时中气旋旋转速度增大，旋转高度升高，气旋式旋转柱加厚，分别呈现出2或3 km的增长。由于中气旋的强烈旋转造成明显有界弱回

图5 2019年3月21日08：42—11：06中气旋高度及不同仰角旋转速度(横轴上红色线段为降雹时长,与图8一样)Fig.5 Height of mesocyclone and rotation speed at different elevations during 08:42 BT to 11:06 BT 21 March 2019 (Red lines on horizontal axis： duration of hailfall, same as Fig.8)

波、回波倾斜及悬垂结构的产生，使得超级单体组织化程度更高，也是此降雹风暴长时间维持的原因。

4 雷达回波特征演变分析

4.1 回波演变

导致此次浙江中部连续降雹过程的对流风暴，于3月21日02:30在江西省北部生成，其在东移过程中与多个对流单体合并(图略)，05时该对流单体进入浙江省境内，并在衢州市开化县导致了地面短时大风(11级)。

08:42对流单体位于宁波雷达西南方235°/182 km处，单体的南侧呈现出钩状回波特征(图6a)，钩状回波东侧具有宽广的倒“V”字型前侧入流缺口(FIN),与之对应，单体的西侧存在后侧入流缺口(RIN)，这些都是经典超级常见的特征。而风暴相对径向速度场上表现为结构对称的中气旋(图6b)，最大转动速度为21 m·s-1，达到强中气旋的标准(Andra,1997)。代表较强的前侧入流和后侧下沉气流的FIN和RIN以及强中气旋的同时存在，预示着该超级单体已发展至成熟阶段，并于08:53发生第一次降雹。

09:32在超级单体的后侧，有对流单体B通过云桥与超级单体A建立连接(图6c)，单体B在速度场上具有中尺度对流涡旋(MCV)，其转动速度为7 m·s-1(图6d)。在后续时次，对流单体B逐渐并入超级单体A，对流单体的合并使得超级单体A得以维持并增强，其最大转动速度也有明显提升(图5)。

09:54超级单体A再次发生降雹，在其西南侧不断有对流单体生成，Zh强中心迅速增大至50 dBz后并入超级单体A。10:17超级单体A的形态已初步呈现出弓状回波的特征(图7)。当超级单体嵌入中尺度对流系统中(如飑线、弓状回波等),往往具有更长的生命史，并常造成更严重的灾害(Atkins et al,2005)。在本次过程中则表现为超级单体A的旋转速度一直维持在中气旋的强度，并于10:40第三次降下冰雹。

截至11：14回波主体东移入海，超级单体A在近3 h的时间内共发生三次降雹过程。因此，有必要对超级单体A的风暴结构和偏振特征继续进行分析。

图6 2019年3月21日08:42(a，b)和09:32(c，d)时0.5°仰角水平反射率因子(a，c)和径向速度(b，d)Fig.6 Zh (a, c), Vr (b, d) observed at 0.5° elevation at 08:42 BT (a, b) and (c, d) 09:32 BT 21 March 2019

图7 2019年3月21日10:17时0.5°仰角水平反射率因子Fig.7 Zh observed at 0.5° elevation at 10:17 BT 21 March 2019

4.2 风暴结构演变

图8为宁波雷达所观测的超级单体A的时间演变，白色柱体为风暴高度，横坐标红色实线为三次冰雹发生时间。在风暴发展过程中，三次降雹过程最大反射率因子(DBZM)都在59 dBz以上，第三次降雹时DBZM已增至76 dBz。通过风暴最大反射率因子高度(MHT)、顶高、底高(柱体)的演变趋势(左侧坐标)可以看出三次降雹过程的变化：起始对流风暴位于对流层中层、质心高度偏高，并逐渐向下伸展，整个生命史中对流发展非常旺盛，最大反射率维持在60 dBz以上，风暴顶维持在8 km以上，风暴质心的高度出现了三次明显的波动，并对应三次降雹过程。由于第二次和第三次降雹过程对流单体与超级单体发生合并作用，09:32和10:34，MHT、VIL、VILD表现为同步快速增长，降雹前1个体扫VIL分别达到最大值55和60 kg·m-2。

图8 2019年3月21日08：08—11：14超级单体风暴结构随时间的演变Fig.8 Evolution of supercell storm structure with time during 08:08 BT to 11:14 BT 21 March 2019

吴芳芳等(2013)通过一系列超级单体特征研究发现垂直累积液态含水量(VIL)和冰雹尺度存在正相关。刁秀广等(2008)发现降雹风暴在成熟阶段有明显的VIL跃增现象，通常在16～20 kg·m-2较为有利。同时其附加指标垂直累积含水量密度VILD≥4 g·m-3出现冰雹概率极大，因此业务中经常关注VIL的跃增、VILD≥4 g·m-3及VIL持续高值区(60～70 kg·m-2)，也经常作为是直径大于2 cm大冰雹预报指标，但是对于直径小于2 cm的冰雹，由于VIL极大值只有40～50 kg·m-2，所以在临近预报中经常被忽视。通过三次冰雹过程的参数变化(表1)，在降雹前VIL有11～14 kg·m-2的跃增，由于冰雹尺度小，其增量不及传统指标，但是VILD达6 g·m-3左右、VIL最大值在50 kg·m-2及DBZM达70 dBz上下，在业务预报中匹配应用应加强关注。

表1 三次降雹(金华、台州、宁波)过程参数变化Table 1 Parameters of three hailstorms in Jinhua, Taizhou and Ningbo

4.3 双偏振特征分析

4.3.1 冰雹特征

众所周知，由于冰雹介电常数低、空间取向随机、偏振特征与雨滴明显不同的特点，可以将水凝物的相态区分开来。以往的研究表明：相较于只使用Zh进行冰雹的识别，综合运用Zdr和CC，可更为准确地识别出冰雹在对流单体中的位置及其相态特征(Aydin et al，1986)。

图9显示了第三次降雹10:40时0.5°仰角的Zh、Zdr、CC和粒子相态识别结果。此时，Zh强中心超过65 dBz，最大值达67.5 dBz(图9a)。Zdr低值区位于该区域的南侧，最小数值为负值(图9b)。由粒子相态识别结果可知，在冰雹所在区域呈现出低Zdr值区域被高Zdr值区域包围的现象(图9d)。究其原因：大冰雹在下落过程中由于翻滚现象，使得Zdr值接近0 dB。但其周围的冰雹在下落时融化，产生外包水膜现象使得Zdr值上升。结合CC可以发现(图9c)，冰雹所在区域CC值明显下降，说明此处的冰雹已发生融化，存在混合相态的水凝物。

4.3.2 三体散射特征(TBSS)

雷达探测大冰雹时，常观测到三体散射特征(TBSS)。TBSS是一种虚假回波，表现为在大冰雹区的径向远侧无回波区出现弱的Zh回波束，可作为判别大冰雹的充分但非必要条件(Lemon,1998)。

10:51宁波雷达1.5°仰角出现TBSS现象，Zh强中心达72.5 dBz，在其径向远端的弱回波(<20 dBz)伸展长度达15 km。由图10b和10c可以发现，冰雹区的Zdr几乎为0，而TBSS的根部Zdr有大值区(5.9 dB)，这是由于冰雹的散射波被地面反射，水平偏振和垂直偏振波的反射差异所致；CC值在冰雹区数值小，在TBSS的根部CC值更小(0.22)：并随距离增大逐渐减小到负值，这与Kumjian et al(2010)归纳的TBSS的偏振特征相符(见图10中圆圈)。

然而，由于强回波后侧常有较强降雨回波存在，TBSS的Zh弱回波常被遮掩无法辨别(廖玉芳等,2007)，09:04宁波雷达1.5°仰角Zh强中心达63 dBz，由HCA识别结果可知，此时Zh强中心附近有冰雹存在，然而在Zh强中心的径向远端还存在降水回波，因此无法辨别是否存在TBSS(图略)。但通过结合Zdr和CC等偏振参数，可以发现存在Zdr激增、CC降低的TBSS偏振特征，从而提高了对TBSS的辨识能力。

4.3.3Zdr柱特征

先前的研究表明，强上升气流有利于冰雹的产生，因为长时间停留在具有过冷云(雨)滴的冻云中是其尺寸增长的主要方式(许焕斌，2012)。Zdr柱是对流风暴中最为常见的偏振特征之一，常位于上升气流附近，可用于指示上升气流的存在(潘佳文等，2020a；2020b)。由图11可知，在超级单体的BWER 附近存在Zdr大值区(图11b,11d中黑色圆圈处)，其伸展高度可达1.5°仰角(大约6.8 km)。

图9 2019年3月21日10:40时0.5°仰角水平反射率因子(a)，差分反射率因子(b)，相关系数(c)和粒子相态识别结果(d)(图中黑色圆圈是降雹区)Fig.9 Zh (a), Zdr (b), CC (c) and HCA (d) observed at 0.5° elevation at 10:40 BT 21 March 2019(black circle: hail area)

图10 2019年3月21日10:51时1.5°仰角水平反射率因子(a)，差分反射率因子(b)，相关系数(c)Fig.10 Zh (a), Zdr (b) and CC (c) observed at 1.5° elevation at 10:51 BT 21 March 2019

图11 2019年3月21日08:47时0.5°(a，b)和1.5°(c，d)仰角水平反射率因子(a，c)、差分反射率因子(b，d)Fig.11 Zh (a, c), Zdr (b, d) observed at 0.5° (a, b) and 1.5° (c, d) elevations at 08:47 BT 21 March 2019

沿宁波雷达233°径向做垂直剖面，可以发现Zdr柱主要位于BWER内侧及回波墙处(图12a)，Zdr>1 dB区域的最大伸展高度可达-20℃层(图12b)。同时伴有CC数值下降的现象(图12c)，说明此处存在混合相态粒子，冰雹正经历湿增长。

随后时次，Zdr柱的伸展高度不断下降，并于09:04 降至最低(图12e)，其垂直伸展高度低于-10℃，此时地面正发生降雹。需要注意的是，在Zdr柱后侧，距离雷达176 km处，存在Zdr值骤增(图12e)、CC值骤减(图12f)区域，此为TBSS在垂直结构上的偏振特征。

在此后两次降雹过程中，Zdr柱的伸展高度均呈现出相同的发展趋势，其伸展高度不断增长，分别于09:21和10:12达到最大，Zdr>1 dB区域均触及-20℃层，随后逐渐下降，于降雹时降至最低。

在此后两次降雹过程中，Zdr柱的伸展高度均呈现出相同的发展趋势，其伸展高度不断增长，分别于09:21和10:12达到最大，Zdr>1 dB区域均触及-20℃层，随后逐渐下降，于降雹时降至最低。

5 结论与讨论

本文针对2019年3月21日发生在浙江省一次长生命史的超级单体多次降雹过程，利用常规观测资料以及宁波S波段双偏振雷达观测数据，对超级单体得以长时间维持的环境参数做出分析，并对导致多次降雹的超级单体的双偏振雷达特征进行了分析。结果表明：

图12 2019年3月21日08:47沿233°径向(a,b,c)和09:04沿232°径向(d,e,f)水平反射率因子(a,d)、差分反射率因子(b,e)、相关系数(c,f)垂直剖面Fig.12 Vertical cross-section of Zh (a, d), Zdr (b, e), CC (c, f) along the 233° azimuth at 08:47 BT (a, b, c) and along the 232° azimuth at 09:04 BT (d, e, f) 21 March 2019

(1)降雹区位于在500 hPa高空槽前、850 hPa切变线附近和地面冷锋南侧正涡度辐合上升区中，干冷空气的侵入导致温度直减率增加，合适的0℃和-20℃层为降雹提供了合适的环境条件。

(2)持续的暖平流输送导致风暴传播区域不稳定度增长，风暴承载层的平均风向与系统移动方向接近，风速大，风暴沿地面假相当位温梯度大值区向东传播，强垂直风切变导致的风暴中气旋旋转速度和旋转厚度增加，使得风暴得以长时间维持。

(3)分析长生命史降雹风暴结构，发现三次降雹过程的变化：起始对流风暴位于对流层中层、质心高度偏高，并逐渐向下伸展，整个生命史中对流发展非常旺盛，最大反射率维持在60 dBz以上，风暴顶维持在8 km以上，风暴质心高度三次明显的波动对应三次降雹过程。虽然VIL增量(11～14 kg·m-2)不及传统指标，但结合VILD(>6 g·m-3)、VIL大值区及DBZM(70 dBz左右)大值区仍可对冰雹业务预报有指示作用。

(4)大冰雹在下落过程中由于翻滚现象，其Zdr值接近0 dB，而冰雹散射波被地面反射，水平偏振和垂直偏振波的反射差异，导致TBSS根部Zdr有大值区(5.9 dB)的出现。随着冰雹降落融化，其表面存在外包水膜现象使得Zdr值增大，CC值减小。通过偏振参数Zdr和CC特征有助于识别高空的大冰雹。

(5)超级单体的BWER附近Zdr柱的存在标志着强烈的上升运动。在三次降雹过程中，Zdr柱的伸展高度呈现相似的发展趋势：即冰雹高空增长阶段，Zdr伸展高度不断增长，Zdr>1 dB区域可达-20℃层；降雹阶段，Zdr柱的高度显著下降，于地面降雹时降至最低。

本文仅为一次长生命史超级单体降雹过程的观测分析结果，仍以定性分析为主。未来仍需通过更多的个例研究，例如针对不同冰雹尺寸的偏振特征进行定量分析，为双偏振雷达的大规模业务应用提供参考。