引言

冰雹是强对流系统发展到强盛阶段的产物, 尤其是直径超过2 cm的大冰雹，具有空间尺度小、突发性强、破坏力大、发展演变迅速的特点，给短时临近预报工作带来了挑战，也一直是灾害性天气研究领域的重要研究对象。虽然超级单体风暴的出现只有雹云的10%，但却造成了80%的冰雹灾害损失，因此对于冰雹的研究应抓住超级单体冰雹云(许焕斌，2012)。

天气雷达具有高时空分辨率的特点，是研究冰雹过程的极佳观测手段。随着天气雷达技术的不断发展，气象学家对于冰雹的认知也不断加深和完善，尤其是在风暴结构和动力学特征方面。Browning and Foote(1976)利用雷达和飞机观测资料，提出了Fleming超级单体冰雹增长模型。Zrnić(1987)发现了大冰雹在雷达回波中的三体散射特征(three-body scatter signature，TBSS)，后续的研究证明了TBSS是大冰雹形成的充分非必要条件(陈秋萍等，2015)。多普勒天气雷达的出现, 使得冰雹云内的气流结构被进一步揭示。Battan(1975)使用垂直指向的X波段多普勒雷达，获取了冰雹云内的垂直速度信息。Miller et al(1990)使用双雷达风场反演结果推导了超级单体内冰雹的生长轨迹。随着新一代多普勒天气雷达网的建成，我国对冰雹云的结构及动力学特征也开展了一系列的研究(徐芬等, 2016; 韩颂雨等, 2017)，取得了诸多成果。

冰雹云具有复杂的动力和云物理结构，然而与大量关于风暴结构和动力学的研究相比，对于冰雹云物理过程的观测研究相对较少。由于反射率因子特征皆为冰雹云发展到一定阶段, 水凝物随流场积聚的结果。因此，相关的观测分析多集中在降雹前后，对于冰雹云发展前期的云物理特征的研究仍较少。这在一定程度上是因观测手段的欠缺造成的。随着Seliga and Bringi(1976)提出双偏振探测理论后，双偏振雷达探测技术日趋成熟，为分析研究冰雹云的云物理过程提供了可能。

相较于常规天气雷达，双偏振雷达可以发射水平和垂直两个方向的偏振电磁波，除获得水平反射率因子(Z_h)等常规探测参数外，还能得到一系列偏振参数。Seliga and Bringi(1976)首次提出了差分反射率因子(Z_dr)的概念，并指出Z_dr可用于推断水凝物的大小分布特征。Sachidananda and Zrnić(1987)引入了差分相位常数(K_dp)用以改进定量估测降雨。Balakrishnan and Zrnić(1990)介绍了相关系数(CC)对混合相态粒子(如探测体积内含有雨和冰雹)的判别作用。这些参数与降水粒子的相态、形状、空间取向和分布等密切相关(张培昌等，2018)。Hubbert and Bringi(2000)观测到的TBSS具有独特的偏振特征，Kumjian(2013)描述了双偏振雷达信号在冰雹探测中的应用。在我国，相关研究工作也取得颇多成果(刘黎平等, 1992; 冯晋勤等，2018)，但前期工作主要集中在C波段双偏振雷达。相较于C波段雷达，S波段雷达在电磁波衰减和观测距离等方面具有明显优势，在实际业务中被广泛使用，对于冰雹有着更好的观测效果。因此，基于S波段双偏振雷达对冰雹进行观测研究，显得尤为必要。

目前我国正对新一代天气雷达网进行双偏振体制升级，厦门海沧双偏振雷达作为我国首批S波段双偏振雷达于2016年投入业务运行。2019年4月22日，闽南地区发生了由超级单体导致的大冰雹过程。本文使用海沧双偏振雷达对此次大冰雹过程的双偏振特征进行了分析，并结合双雷达风场反演技术和粒子相态识别算法剖析了大冰雹超级单体的动力结构、云物理机制及其演变。通过分析，有助于加深对大冰雹超级单体发展演变过程的认识，尤其是在冰雹云发展前期雷达偏振参数所体现出的动力结构和云物理机制，可在一定程度上提升对冰雹的提前预警能力，并为今后全国大范围使用S波段双偏振雷达进行强对流监测预警提供参考依据。

1 雷达资料及分析方法

本文所使用的双偏振雷达数据来自厦门海沧S波段双偏振多普勒雷达(海拔高度为398 m)，同时采用了泉州S波段单偏振多普勒雷达(海拔高度为445 m)观测数据，二者相距66 km，具体位置见图 1，适合开展双雷达风场反演。

罗昌荣等(2012)提出的双雷达风场反演方法，可进一步提高风场反演产品的适用性，对超级单体的三维风场结构有较好的反演效果(潘佳文等，2020)，本文采用该方法进行双雷达风场反演。

为确保所使用的雷达数据及雷达风场反演算法的可靠性，本文使用吴翀(2018)所提出的质量控制算法，利用相关系数及信噪比参数对非气象回波进行剔除，并对出现速度模糊的雷达径向风场进行退速度模糊处理。

双偏振雷达的偏振参数可提供水凝物的相态、形状、空间取向等信息，据此可进一步推断出水凝物的类型。本文采用Park et al(2009)基于模糊逻辑法提出的粒子相态分类算法(hydrometeor classification algorithm, HCA)，HCA将水凝物分为“小雨、大雨、冰雹、大雨滴、生物、地物、干雪、湿雪、冰晶、霰”等十类，并已在WSR-88D双偏振雷达系统上进行广泛的业务应用。

2 天气背景

2019年4月22日16:10(北京时，下同)起，福建省南安市金淘镇出现了一次大冰雹过程(降雹位置见图 1)，最大冰雹直径超过4 cm，并伴有8级短时大风。

4月22日08时，降雹区位于500 hPa温度槽前(图 2a)，温度槽东移使得高空降温，温度垂直递减率变大，增加了大气的位势不稳定性(孙继松和陶祖钰，2012)。500 hPa干舌和850 hPa湿舌构成了上层干冷、下层暖湿的垂直结构，使层结不稳定进一步加剧。850和925 hPa的切变线为对流的发生提供了触发机制。此外，西南低涡中心在云南稳定维持，降雹区处于地面静止锋前的暖区内，有利于辐合上升运动的发生。

从08时厦门站探空曲线可以发现(图 2b)，温度与露点温度曲线自下而上呈喇叭口形态, 上干下湿的分布形式有利于大冰雹的发生。抬升凝结高度(993 hPa)、对流凝结高度(992 hPa)、自由对流高度(989 hPa)均较低，容易触发对流。K指数的数值(36℃)较高，说明具有较好的对流发生条件。通过使用14时地面温度进行订正，对流有效位能(CAPE)由415 J·kg^-1增大至1 828 J·kg^-1，说明低空加热作用明显增大了对流发展潜势。0℃层和-20℃层的高度分别位于5 083和8 143 m，0℃层的高度明显高于曾智琳等(2019)所统计的大冰雹0℃层高度(3 900~4 810 m)。过高的0℃层不利于大冰雹降落到达地面，但根据俞小鼎(2014)的研究，当对流层中层存在明显干层时，蒸发冷却所引起的水膜再冻结有利于大冰雹的落地。由民航客机的航空器气象数据下传(aircraft meteorological data relay, AMDAR)观测资料可知，随着中层冷空气的侵入，至16时0℃层高度已降至4.6 km。

3 风暴发展过程概述

从2019年4月22日14:04起，在海沧雷达北侧6°的84 km处不断有对流单体生消(图略)。在15:07, 该区域存在两个对流单体(图 3a)，位于东北侧的单体B，在垂直方向上Z_h强回波(≥45 dBz)已抵达近地层，单体内部以下沉气流为主(图略)，说明其已进入消亡阶段。在单体B的西南侧，新生单体A在中空生成(图 4a)，Z_h强度中等(≥30 dBz)，径向速度场上表现出气旋式辐散的特征(图 3e椭圆处)，本文主要讨论单体A的演变过程。

15:13单体A迅速增强，进入跃增阶段，Z_h中心强度达58.5 dBz(图 3b)，随着单体A伸展高度的发展，气旋式辐散出现在6°仰角(约8.2 km高度，图略)。此时，在单体A的东北侧有一个新生单体C在中空生成(图 5a)。15:18单体A与单体C在垂直方向上继续伸展(图 5d)，二者在低层建立云桥相互连接(图 3c)，单体C逐渐并入单体A。单体A开始出现有界弱回波区(bounded weak echo region, BWER)，进入酝酿阶段。至15:30单体C彻底并入单体A，在单体A的西侧出现了旁瓣回波(图 6a)，预示着高空中大冰雹的存在。此时径向速度场上出现由气旋、反气旋组成的涡旋对(图 6d)，二者共用负速度中心。其中位于单体东南侧的气旋性涡旋，其最大转动速度达14 m·s^-1, 符合Andra(1997)对于中气旋的判定标准。中气旋的出现标志着超级单体A的形成。在0.5°仰角，超级单体A的西南侧出现了钩状回波(图 3d)，并具有倒“V”字型前侧入流缺口(front inflow notch, FIN)，FIN的存在表明前侧入流明显。在径向速度场上，FIN对应着一个中尺度对流涡旋(mesoscale convective vortex，MCV)，其转动速度为9 m·s^-1(图 3h)。

此后，超级单体A继续加强，并缓慢向东偏南方向移动，于16:10进入降雹阶段。根据地面观测记录，在超级单体A的低层钩状回波北侧降下最大直径超过4 cm的大冰雹，并伴有8级短时大风和短时强降水。随着冰雹的降落，BWER迅速坍塌，中气旋减弱消失。单体A的移动速度开始增快，迅速向东南方向移动，于17:13减弱消失。

由上述风暴演变过程可知：超级单体A导致了此次大冰雹过程，其发展演变过程符合王昂生等(1980)对冰雹云的划分，即经历了发生、跃增、酝酿、降雹和消亡五个阶段。从发生阶段到酝酿阶段，仅用了11 min，充分体现了冰雹云发展迅速的特点，而在酝酿阶段却维持了52 min，在酝酿阶段持续较长的时间有利于大冰雹的增长。下文针对超级单体A在前四个发展阶段的动力结构和偏振特征展开进一步分析。

4 超级单体动力结构及偏振特征演变 4.1 发生阶段

发生阶段即对流单体从初生到云体跃增之前的阶段。15:07单体A在中空初生，沿海沧雷达4°径向做垂直剖面，可发现中层径向辐合(mid-altitude radial convergence, MARC)及高层辐散现象(图 4b)，高层的抽吸作用有利于上升运动的产生与增强。

在低层，单体A的南侧存在CC显著降低(图 7a椭圆所示)，径向风速辐合的现象(图 7b)，该低层入流区在HCA上呈现出生物回波特征(图 7c)。在对流单体的低层，强劲的入流气流常将近地层的树叶、杂草、昆虫等碎屑吸入上升气流中，这些碎屑具有不规则的形状以及取向随机的特性，其与上升气流中的降水粒子混合常造成低层入流区附近CC的降低。

单体A的Z_h强中心位于0℃层之上(图 4a)，说明对流云中的冰相粒子具有撞冻增长的条件。Z_dr大值区主要位于MARC的正速度区的上方(图 4c)，所对应的Z_h相对较低，说明此处存在较大且较为稀疏的扁平水凝物。上升气流存在正的温度扰动，可将雨滴输送到0℃层之上，雨滴在上升过程中不断增长，当其下落末速度与气流上升速度相当时，即可悬浮在该高度，通过收集云滴及来自下方的小雨滴继续增长，使得Z_dr增大。此外，MARC正速度区存在由外而内进入单体A的气流，这支干燥空气造成的夹卷作用使得较小的降水粒子被蒸发，从而进一步增大Z_dr。

由于该Z_dr大值区呈柱状且伸展高度超过0℃层，可判断这一现象为典型的Z_dr柱。Z_dr柱常位于上升气流附近，为对流风暴中最为常见的偏振特征之一。结合Z_dr柱所处位置存在CC明显下降的现象(图 4d)，说明此处的水凝物为混合相态。Z_dr柱中的液相粒子释放相变潜热可增加云内与云顶的温差及不稳定度，促使上升气流进一步增强。Z_dr柱在此提供了一个形成冻结雨滴的源泉，冻滴为冰雹形成的主要雹胚之一。

4.2 跃增阶段

跃增阶段是冰雹云在垂直方向上迅速增长的阶段，雷达回波的强度和发展高度都将急速增长，使得云体进入成雹阶段(王昂生等, 1980)。

15:13单体A向上下两个方向迅速发展，Z_h中心强度迅速增至58.5 dBz(图 5a)，中等强度回波(≥30 dBz)的伸展高度超过-20℃层，充分满足了冰雹形成所需的温度、过冷水含量等条件。此时在0℃层之上，已开始有冰雹形成(图 5c)。单体A的后侧，单体B的强回波中心已降至3 km以下，在其上方有一新生成的单体C，在垂直剖面上，单体C内以上升气流为主，同样伴有Z_dr柱的存在(图 5b)。

此时单体A中最大垂直上升速度达12 m·s^-1, 较强的上升运动能将水凝物输送到负温区，保证充足的凝结水供应。Z_dr柱的伸展高度也随着主上升气流的增强继续增长，超过0℃层约2 km(图 5b)，但Z_dr的数值较上一个体扫有所下降。

4.3 酝酿阶段

冰雹形成过程是比较迅速的, 但从达到成雹条件直到降下冰雹仍有一段过程，即酝酿阶段。在酝酿阶段，冰雹云的系统性结构得以稳定下来，是冰雹的生长阶段。

15:18单体A在垂直方向上进一步伸展(图 5d)，Z_h强中心增至64 dBz，在其左侧出现了BWER，说明此处存在着强劲的上升气流。通过风场反演可知，此时最大上升速度已增至32 m·s^-1，位于上升气流附近的Z_dr柱强度也进一步增大。相较于图 5c，此时冰雹粒子向主上升气流的垂直方向延伸(图 5f)，但其Z_dr却存在较大差异：位于Z_dr柱附近的冰雹具有较高的Z_dr，其余区域的冰雹Z_dr则接近于0 dB(图 5e)。这是因为：冰雹的形状多为表面不规则的球体，大冰雹粒子在下降过程中具有翻滚现象，可近似于各向同性的球形粒子，因此其Z_dr接近于0 dB；而Z_dr柱内存在过冷水，使得其附近的冰雹表面存在外包水膜现象，从而获得更扁平的形状及更稳定的取向，因此其观测特征与大雨滴相似，具有较高的Z_dr。

15:30海沧雷达3.3°仰角出现TBSS和旁瓣回波现象，此二者皆为虚假回波，都能指示大冰雹的形成。由图 6可以看到，旁瓣回波的偏振特征表现为低Z_dr、低CC。需要注意的是，此时在Z_h强中心的远侧仍有较强降水回波存在，仅依据Z_h并无法清楚判别TBSS的存在。但在Z_h强中心(距地约5 km)远侧约5 km处，存在Z_dr骤增区域(Z_dr≥5 dB), 并随距离增加迅速减小，CC则出现明显降低。TBSS在垂直结构上的特征如图 8所示，在Z_h强中心的远端同样存在Z_dr骤增、CC骤减的现象。TBSS中的Z_dr与自地面反射回冰雹的水平/垂直波束入射角度密切相关，入射角越小，Z_dr越大(Picca and Ryzhkov, 2012)，因此Z_dr大值区与冰雹核心的距离常与冰雹核心距地面高度相一致。胡胜等(2015)对12次大冰雹过程的统计表明：有一半(6次)大冰雹过程未识别出TBSS，其中有4次是因为强回波中心后有较强降水回波，无法判断其是否为TBSS。通过结合Z_dr和CC等偏振参量，可清楚地发现TBSS的存在。

需要注意的是, 此时径向风场上出现双涡旋结构(图 6d)，中气旋位于单体的东南侧。在中气旋周围存在环形Z_dr大值区(图 6b)及CC低值区(图 6c)。中层(4~6 km)的上升气流具有正的温度扰动，冰相粒子(如霰)沿着上升气流的边缘落下，会部分或完全融化，从而产生环形或半环形的Z_dr大值带，被称为Z_dr环。该环形带内混合相态的粒子分布也容易使得CC降低，被称为CC环。Z_dr环和CC环的出现与气旋性涡度有关(Kumjian and Ryzhkov, 2008)。

由图 6e可知，在中气旋的东北侧存在带状分布的霰粒子累积带，并表现出中等强度的Z_h、低Z_dr、高CC的偏振特征，Kumjian et al(2010)将这一现象称为霰带。由于霰带位于中气旋的东北侧，容易被气旋式环流卷入上升气流，上升气流中存在大量的液态水，有利于霰粒作为雹胚经历湿增长形成冰雹。

15:47中气旋的最大旋转速度为17 m·s^-1, 达到中等强度中气旋的标准，并向下延伸至距离地面1.3 km高度(0.5°仰角)，向上达8.8 km(6°仰角)。根据Lemon and Doswell Ⅲ(1979)提出的超级单体中气旋发展概念模式，中气旋一般起源于中空(5~8 km)，并向上、向下发展。沿海沧雷达17°径向做垂直剖面(图 8)，此时强回波(≥45 dBz)发展高度接近13 km，为典型的上冲云顶现象, 这一现象常与强降雨、龙卷风和大冰雹等灾害性天气密切相关(Dworak et al, 2012)。此时，Z_dr柱位于BWER内侧(图 8b)，其伸展高度已开始下降。在主上升气流的低层存在明显的CC低值区(图 8c)，其数值低于0.9，结合粒子相态识别结果可知此处存在生物特征(图 8d)。入流气流常将近地层的树叶、杂草、昆虫等碎屑吸入上升气流中，这些碎屑与上升气流中的降水粒子相混合，造成低层入流区的CC降低。

图 9为海沧、泉州双多普勒雷达反演的低层(2.5 km)和中层(5.5 km)水平风场分布。由于在2.5 km以下泉州雷达存在距离模糊现象，所反演的水平风场较不完整，故选取2.5 km作为低层风场的代表。另根据许焕斌和段英(2002)的研究，在上升气流边侧的水平速度近似于0 m·s^-1的区域(以下简称“零域”), 适合水凝物粒子的长时间留存。“零域”的弱上升气流端是雹胚的生长区，主上升气流端则是大冰雹的生长区，二者之间存在一个适合冰雹生长的“穴道”。该时次“零域”位于15°径向的5.5 km高度附近，所以选取5.5 km作为中层风场的代表。可以看到，在超级单体内部存在明显的双涡旋结构，其中气旋式涡旋位于BWER附近，与主上升气流相伴(图 9d)。主上升气流的垂直速度随高度增大，在中上部(约10 km处)达到最大。在其东侧存在一支主下沉气流，二者在单体内的位置随高度变化较小。主上升气流与湿下沉气流的对峙对于超级单体垂直环流的形成和维持具有重大作用(许焕斌，2012)。反气旋式涡旋的位置，则随着高度的降低由单体西侧(图 9b)移至单体西南侧(图 9a)。

在中层气旋式涡旋的西南侧(图 9b黑色方框处)，水平风速较小近似于0 m·s^-1，即为“零域”所在位置。该区域存在一支最大值为20 m·s^-1的上升气流，即“零域”的弱上升气流端，水平风速弱使得水凝物粒子能够在垂直方向上循环增长，当粒子尺寸增大到下落末速度与上升气流速度相匹配时，即可保持平衡状态。当粒子从上升气流掉落时，一部分粒子随气旋式环流向东北方向移动，进入主上升气流，继续生长，另一部分粒子则随下沉气流降落，卷入低层入流气流，重新进入“穴道”，实现粒子的动态循环增长。

位于中层的反气旋式涡旋将风暴外的干冷空气带入风暴，形成后向入流，降水粒子的拖拽作用及其融化蒸发导致的负浮力，形成了后侧下沉气流(rear flank downdraft，RFD)，RFD在超级单体的西南侧地面导致了13.1 m·s^-1的偏北大风和明显的冷池(与周围自动站气温相差约为7℃)。冷性下沉气流促使低层暖湿空气被抬升，进一步加强风暴的发展，形成正反馈机制。

由上述分析可知，此时的超级单体已到达巅峰时期，具备高度组织化的动力结构，使得冰雹得以维持和增长。

随着水凝物粒子尺度的增长，粒子累积区向主上升气流的上下延伸。由图 8可知，Z_h强中心超过70 dBz，位于8.5 km高度处，大于60 dBz的区域则从2.5 km高度垂直伸展至10 km。冰雹的垂直分布与Z_h≥60 dBz区域相近，都随高度的降低而向主上升气流的右侧倾斜，这是因为在主上升气流的右侧，垂直上升速度随距离的增加而减弱，当其无法托载住冰雹时就会使得冰雹下落。在0℃层下方，Z_h≥60 dBz区域内存在Z_dr低值区，Wakimoto and Bringi(1988)将之称为Z_dr洞。在Z_dr洞周围存在Z_dr增大，CC减小的现象，这一现象与大冰雹周围存在着大量较小的湿雹以及冰雹融化所产生的大雨滴有关。冰雹下落的拖拽作用进一步削弱上升气流的强度，在Z_dr洞的右侧，上升气流变得发散并逐渐转为了下沉气流，这也预示着降雹过程即将展开。

4.4 降雹阶段

随着冰雹云内的冰雹不断累积，上升气流越来越难以承载大冰雹，冰雹云内部的平衡状态被打破，即迎来降雹阶段。

16:10地面开始出现降雹。由图 10a可知，Z_h>60 dBz区域的伸展高度降至7 km，回波顶高也显著下降。在3 km以下存在一个Z_h强中心(≥65 dBz)，Z_dr洞降至低层且水平尺度增大。Z_dr洞两侧的K_dp和Z_dr随着高度下降而增大，K_dp和Z_dr的剧增说明了冰雹融化为雨滴的过程。降水粒子的融化、蒸发所产生的负浮力促进了前侧下沉气流(forward flank downdraft, FFD)与RFD的增强，并导致BWER的崩塌。两支下沉气流逐渐切断暖湿气流进入上升气流的通道，进一步导致主上升气流的减弱。K_dp显著增强区域在低层仰角上位于Z_h大值区(≥45 dBz)内(图 11c)，Romine et al(2008)将这一现象称为K_dp足，K_dp足与两支下沉气流的位置有较好的对应关系。在FFD和RFD下方的自动站分别观测到19.1和15.1 m·s^-1的瞬时大风，10 min气温下降幅度达6.4℃。

在0.5°仰角，冰雹位于超级单体钩状回波的北侧，该区域具有高Z_h(52~57 dBz)和低Z_dr(-0.8~0.3 dB)的特点。在其东北侧，存在着一条呈带状的Z_dr大值区，此为超级单体风暴中最常见的低层偏振特征Z_dr弧。由HCA可知Z_dr弧的构成以大粒子为主，这是因为超级单体低层的垂直风切变导致不同粒径的粒子下降轨迹各不相同，大粒子相较于小粒子具有更大的下落末速度，被平流输送的距离要小于小粒子，不同粒径的粒子因此实现了大小排序。Dawson Ⅱ et al(2014)通过数值模式模拟了Z_dr弧的形成过程。

随着降雹过程的进行，上升气流逐渐减弱，直至上升气流被切断，单体内转为以下沉气流为主，单体进入衰亡阶段。

5 大冰雹超级单体偏振特征及三维风场结构示意图

图 12为本次大冰雹超级单体的偏振特征示意图，体现了诸多偏振特征在超级单体低层和中层的分布情况，有助于更加系统、全面地了解偏振特征的分布。该示意图与Kumjian and Ryzhkov(2008)所总结的超级单体概念模型相比，具有诸多相似之处：在低层皆有Z_dr弧和指示低层入流区的CC低值区存在；在中层，Z_dr环和CC环围绕着中气旋，Z_dr柱则位于主上升气流周围。同时，新增了Kumjian and Ryzhkov(2008)的概念模型中并未体现的中层霰带和低层的K_dp足，前者为冰雹的生长提供了雹胚，后者则与降水粒子下落融化有关。

上述偏振特征的分布系水凝物随流场运动所导致的，结合双雷达三维反演风场得到此次冰雹超级单体的三维风场结构，如图 13所示，在中层存在着由气旋、反气旋构成的涡旋对。气旋环流的存在导致了Z_dr环与CC环的产生。在垂直方向上，两支下沉气流(FFD和RFD)分别源自气旋和反气旋环流，降水粒子在下降过程中的融化蒸发作用，导致K_dp足形成。一支强盛的上升气流位于两支下沉气流之间，在低层导致CC降低，形成了低层入流特征，在中层则表现为Z_dr柱。此外，该上升气流与FFD之间存在垂直的次级环流，使得冰雹得以上下循环增长。

6 结论与讨论

针对2019年4月22日一次导致大冰雹的超级单体风暴，使用厦门海沧S波段双偏振雷达的观测数据，对超级单体偏振特征的演变过程进行了分析，并结合双雷达风场反演技术和粒子相态识别算法，分析了动力结构及云微物理特征的演变，给出了偏振特征分布和三维风场结构的示意图。结果表明：

(1) TBSS在起始位置具有高Z_dr、低CC的偏振特征，其中Z_dr随距离增加逐渐减小并转为负值。该偏振特征有助于提升对高空大冰雹的识别能力，尤其是当冰雹核的后侧存在其他降水回波时。

(2) 大冰雹具有高Z_h、低Z_dr的偏振特征。随着冰雹降落融化，其表面存在外包水膜现象使得Z_dr增大，CC减小。

(3) K_dp对大冰雹并不敏感，其数值随着大冰雹的融化过程而增大，是冰雹融化的较好指标。在低层，K_dp足位于超级单体的Z_h强中心内，可用于指示由冰雹融化导致的下沉气流的位置。

(4) 基于双雷达风场反演技术可知，超级单体在成熟阶段具备高度组织化的动力结构，使得冰雹得以维持和增长。尤其是在水平风场上存在明显的双涡旋结构，双涡旋结构有助于超级单体的发展，并有利于大冰雹的循环增长。

(5) 霰带位于中气旋的东北侧，其中一部分霰粒子随气旋式环流卷入上升气流中，为冰雹的增长提供了雹胚。

(6) 通过分析偏振特征分布与三维风场结构之间的关系，可知三维风场结构影响了水凝物的分布，进而导致相关偏振特征的形成。

需要指出的是，本文仅为一次大冰雹超级单体过程的观测分析结果。上述偏振特征在风暴发展过程中的作用，仍以定性分析为主。未来仍需通过更多的个例研究，以获得上述偏振特征在不同类型的冰雹云中的异同之处，并获得相应的定量关系，为双偏振雷达的大规模业务应用提供参考。