引言

雷暴大风是杭州地区夏季午后常见的强对流天气，预报预警时间提前量比较短，给人民生命财产安全造成的损害也比较大。2012年9月12日午后，杭州西湖著名景点集贤亭因大风倒塌。2018年7月27日19:34(北京时，下同)左右，杭州桐庐县合村乡琅玕自然村瞬时风速达到了24.1 m·s^-1(九级)，木质廊桥突发倒塌，造成8死3伤的严重事故，这是历史上合村乡首次出现九级大风。因此加强雷暴大风天气研究具有重要性和紧迫性。

多年来，气象专家对雷暴大风等强对流天气的研究取得了很多成果。苏永玲等(2011)、秦丽等(2006)、巩崇水等(2013)、廖晓农等(2009)通过个例研究，对强对流天气时空分布特征进行统计分析。张一平等(2013)、郑媛媛等(2011)、杨晓霞等(2014)、廖晓农等(2009)总结了强对流天气的天气系统概念模型。孙继松等(2014)指出，长江以南的雷暴大风活跃期主要集中在4—9月且表现为4月和7—8月的双峰分布，大部分地区的雷暴大风主要发生在午后到傍晚。许爱华等(2011；2014)提出了江西以及我国中东部地区强对流天气的5种基本类别:冷平流强迫类、暖平流强迫类、斜压锋生类、准正压类、高架对流类, 并给出了详细分析。蔡雪薇等(2019)针对冷涡背景下不同类型强对流天气的成因进行了对比分析。李勇和孔期(2009)、梁爱民等(2006)、樊李苗和俞小鼎(2013)、肖安和许爱华(2018)、盛杰等(2019)、康岚等(2018)、翁之梅等(2018)、俞小鼎等(2016)、Doswell Ⅲ(1987)对一些物理量，如对流有效位能(convective available potential energy，CAPE)、对流抑制能(convective inhibition energy，CIN)、3 h负变压等，以及一些环境参数，如K指数、SI指数等，进行统计分析，以便在业务中更加方便的对对流潜势和对流类型进行判断。例如孙继松等(2014)认为下沉有效位能(downdraft convective available potential energy, DCAPE)对雷暴大风的判断有很好的指示作用。微波辐射计(魏东等，2011a；2011b)、多普勒雷达(冯晋勤等，2012；杨璐等，2018)等新型探测手段的应用，使得强对流天气的短时临近预报预警业务如虎添翼。数值模拟也越来越多地应用于强对流天气研究(李娜等，2015；王秀明等，2013；陈明轩和王迎春，2012；沈杭锋等，2010)，利用雷达等观测数据结合数值模拟对对流风暴中小尺度结构特征进行研究，有利于更加深入了解对流天气发生发展机理。另外，盛杰等(2019)、翁之梅等(2018)、俞小鼎等(2016)、Doswell Ⅲ(1987)、蔡雪薇等(2019)、康岚等(2018)、杨璐等(2018)、苏涛等，(2020)也对一些典型个例进行了分析，例如东风波、台风、高架雷暴等天气系统引起的对流天气。

1 资料与方法

本文利用杭州包含中尺度站在内的约600个站点的观测资料，挑选2013—2018年6—8月28个雷暴大风个例进行研究。个例挑选首先排除台风大风、大范围冷空气大风以及气旋后部偏北大风(单纯大风，没有伴随对流天气)；其次排除高山站；至少有2个自动站出现8级阵风(＞17 m·s^-1)；另外影响杭州整个区域时间至少持续1 h以上。

挑选个例结果表明，28个例主要发生在7—8月(93%)，其中7月下旬到8月上旬的盛夏期间占54%；且基本上都发生在12—23时，特别是20时以前(20时以后开始的只有1例)，所以本文主要研究夏季午后雷暴大风。

利用杭州市大明山双偏振雷达资料以及自动站实况对影响杭州的对流风暴演变进行研究，找到杭州地区产生雷暴大风的对流风暴路径以及关键区(雷暴频繁经过或者增强区域), 并结合地面观测资料，特别是风场对其触发机制进行探讨。

同时本文利用常规气象观测资料、美国气象环境预报中心NCEP GDAS-FNL(Final)0.25°×0.25°再分析资料分析天气形势，建立杭州夏季午后雷暴大风概念模型；利用探空数据计算K指数、CAPE、DCAPE等对流参数值，进行统计分析，用来找到判断雷暴大风天气的有效指标；同时对杭州站探空数据进行各层平均，找到午后雷暴大风探空曲线特征。

2 杭州地区夏季午后雷暴大风的路径和天气形势概念模型 2.1 影响杭州地区雷暴大风路径以及关键区

根据双偏振雷达组合反射率因子获得从进入杭州地区开始，间隔1 h的位置或者局地生成并维持2 h以上风暴位置分布图(图 1)，结合自动站资料，可知杭州地区雷暴大风影响路径按照发生频次由多到少分为：西北向偏东移(28%)，西南向东北移(25%)，东南向偏北移(22%)，杭州大部局地生成发展(19%)和其他路径(6%)。

从图 1可以看出，对流风暴从西北、西南、东北三个区域频繁经过或者触发增强。其形成原因包括：①地表环境特征。杭州东北部为海拔较低的平原，毗邻杭州湾，为城市聚集区；西北部、西南部多为海拔500 m以上山地；浙江东部面临东海，有较长海岸线。这些地表特征导致如海陆风、地形、局地加热等中小尺度局地环流在西北、西南和东北地区容易出现。②与夏季影响杭州的天气系统有关。夏季，杭州多受副热带高压(以下简称副高)控制，常位于副高西北部、北部边缘，高纬度有冷涡、西风槽维持，会有弱冷空气边界层渗透影响杭州；而副高北抬时，东风波、东风带小扰动以及台风等东风带系统开始影响。东北部地区喇叭口的地形相比其他地区具有更好的热力、动力、水汽等优势。这些关键区事实上也是杭州对流风暴关键区，对杭州分区对流潜势预报有指导意义，但是对流天气分类则需要更加具体的指标。

2.2 杭州地区雷暴大风典型天气形势

根据孙继松等(2014)强对流天气形势分类特征，将杭州午后雷暴大风天气形势分为：高空冷平流强迫型、低层暖平流强迫型、准正压型。

高空冷平流强迫型(图 2)主要发生在500 hPa高纬地区为西风槽或东北冷涡的背景下，冷涡后部有冷温槽，杭州地区位于副高西北部或副高北部边缘。这样中高层干冷西北气流南下，侵入到西南气流暖湿区，大气层结不稳定增强，温度垂直递减率增大，一旦有下沉气流启动，低层空气负浮力会加大，有利于雷暴大风天气的出现。同时，由于副高影响，上午杭州一般天气晴好，边界层增温效果明显，不稳定能量积聚，使得对流风暴更容易维持。对于夏季午后对流，冷空气全面南下，冷暖气流交汇，形成有组织对流风暴这种天气形势比较少见。一般冷槽位置偏高，弱冷空气渗透南下影响杭州。还有一种冷空气形势是低槽或者冷涡在高纬活动，副高断裂为大陆高压和海上副高，大陆副高前侧偏北气流影响杭州。高空冷平流强迫型根据引导气流不同，形成雷暴大风的路径也不同，但是对应多为西北向偏东路径。

低层暖平流强迫型概念模型如图 3所示，显著特点为700 hPa及以下强烈发展的深厚西南急流，这种雷暴大风天气往往发生在槽前暖区中。急流前侧或左前侧气旋性切变、925或者850 hPa切变线、暖平流造成的地面低压倒槽辐合线，这些都为对流天气发生提供了较好的动力条件。西南急流又有增温增湿，形成对流不稳定层结，增强水汽输入的作用。这种形势多造成短时强降水。出现雷暴大风原因为对应低层强暖脊湿舌，500 hPa有干舌自偏北向南延伸，中层干空气入侵增加了水凝物蒸发、降温，下沉气流负浮力增大，造成雷暴大风。当然低层急流风速动量下传也是形成雷暴大风的一个原因。对于低层暖平流强迫型，要注意地面辐合线、暖低压、急流辐合区、以及露点锋区湿区一侧这些区域，比较容易发生雷暴大风、短时强降水等天气，也可能会伴随有冰雹，但是由于暖层较深厚，多为小冰雹。暖平流强迫型天气形势造成雷暴大风多为西南—东北路径，并且移动多为跳跃型，与大风速核传播有关。

杭州夏季常为副高控制，准正压型天气形势也是其雷暴大风常见概念模型(图 4)。孙继松等(2014)将准正压型分为副高边缘西风带低槽、东风波西移、热带气旋外围这三种较为明晰的种类。杭州地区夏季第一种天气形势下一般为山区午后局地热对流，高山站会有大风出现。这种天气形势造成的大范围雷暴大风在浙中较为常见，并且对流风暴北上会影响杭州偏东地区。排除台风大风外，造成杭州地区午后雷暴大风的准正压型概念模型有显著的地方特点。杭州大部分地区为副高控制，晴好天气结合前文所述海陆、地形特点，在沿海的宁波甚至绍兴有海陆风环流生成，在地面辐合线2附近会有对流风暴触发、发展，沿着副高边缘偏东风向西移动，在杭州东北部地区有地形、城市热岛等作用形成的边界层辐合线1，对流风暴在这里会显著增强，造成雷暴大风天气。如果只是东风带系统，例如东风波、东风小扰动等，往往造成短时强降水的可能性较大，但是杭州地区前期为副高所控制，升温明显，温度垂直递减率较高，下沉气流加速度增大，就会出现雷暴大风天气，如果西风带有冷温槽东移，则雷暴大风天气更加明显。准正压型天气形势造成的雷暴大风多为东南向偏北移，或者对流风暴局地生成维持造成雷暴大风。

综上所述，与许爱华等(2014)研究结果相比，造成杭州地区夏季午后大风的天气形势也包括了冷平流强迫型、暖平流强迫型、准正压型，但是根据本文统计结果，杭州地区的天气分型也有明显的不同特征。首先，高空强烈的干冷平流南下，地面明显冷锋影响，形成飑线等强对流天气系统的这种配置多出现在春季。对于杭州地区夏季来说，高空冷槽位置偏北，弱冷空气一般从边界层渗透、侵入影响。而且，高架雷暴一般出现在2月下旬到4月上旬(孙继松等，2014)，所以杭州夏季天气分型不涉及斜压锋生类、高架雷暴类配置；其次，杭州位于中国东部沿海，有独特的地形、海陆分布特点，夏季梅汛期过后，副高明显北跳，相对于副高西北部边缘这类准正压型配置，影响杭州较多的为副高控制，偏东气流引导，边界层中尺度辐合线激发对流风暴或者再次增强这种天气形势配置。

3 抬升触发条件分析

强对流天气的发生除满足大气层结不稳定、水汽条件之外，抬升触发机制也非常重要。杭州夏季午后雷暴大风一般持续几个小时，从双偏振雷达回波上看，风暴单体组织性较差，低层切变线、冷锋、低涡等天气尺度抬升触发机制出现较少。中小尺度天气系统是此种雷暴大风天气发生、发展、传播的主要机制。它的抬升触发机制主要为：地形环流、海陆风环流、城市热岛等地表环境造成地面中尺度辐合线；与天气尺度系统有关的地面中尺度辐合线，如锋面等；以及与对流系统本身有关的中小尺度系统，如阵风锋等。徐燚等(2013)也指出低层重力波也是一种对流触发机制。本文所研究夏季午后雷暴大风个例中，低层弱冷空气渗透(14例)、地形辐合线(5例)、海陆风辐合线(3例)、局地加热不均匀(3例)为常见的触发系统。

下文用2018年7月26日个例(图 5)分析杭州较为常见的触发系统。2018年7月26—28日连续3天午后都有对流天气发生，雷暴大风主要集中在东北部地区。26日杭州为副高控制的晴好天气，整个地区最高气温在37℃以上，杭州站对流温度为37.1℃。因此，从中午开始，在杭州西部、南部山区有局地热对流生成，这些对流单体基本上原地维持，1 h内消散，产生局地雷阵雨天气。同时，随着温度逐渐升高，杭州东北部，浙江东部沿海中午前后就形成了地面中尺度辐合线，如图 5b中所示，辐合线1为偏北风和偏东风辐合线，位于杭州湾到杭州桐庐一线，这条辐合线生成与杭州地形、海陆分布、及城市热岛效应有关，有时有弱冷空气东路南下，影响杭州市时，在东北部遇到山地，产生局地环流，也会形成这种辐合线。辐合线2就是典型的海陆风环流造成的中尺度辐合线，这种辐合线有时会向浙江内陆推进至宁波、绍兴一带。辐合线2的存在使得宁波、绍兴等地对流风暴触发。如果此时热力条件较好，风暴就会原地逐渐发展增强，辐合线1的作用也基本上如此。但是如果引导气流明显，例如本例中副高如图 4所示位置，增强的回波就会东移，金华等地的回波北上，杭州东部地区受到影响。图 5c~5f回波演变展示了海陆风触发的对流风暴东移影响杭州，在遇到杭州东北部地区的地面中尺度辐合线1时再次发展增强，造成当地多站出现8~10级雷暴大风过程。14:28有对流单体A、B从绍兴移动到萧山东南部，杭州主城区西面山区也有局地生成发展的对流单体C, 而辐合线1附近在富阳、桐庐等地有对流单体触发，原地发展。14:56时可以看出，西北移的单体A、B，以及富阳等地回波强度明显增强，回波中心强度达到了60 dBz以上。回波A、B在15时以后合并成南北向的回波带，并逐渐东移，东移后回波强度减弱(图 5f)，而维持在辐合线1附近在富阳处回波中心仍有45 dBz以上。这一过程显示了地面中尺度辐合线对对流天气的触发、增强作用，对雷暴大风落区的预报有指导意义，雷暴大风的范围主要在杭州东北部和宁波、绍兴北部等辐合线存在区域(图 5b)。

与冷空气相联系的类似锋面的中尺度辐合线也是杭州地区常见的抬升触发系统。例如在2018年7月30日的个例中，冷空气自东路影响江浙地区。在冷空气影响前，杭州位于锋前暖区中，杭州大部分地区最高气温都在36℃以上。从14时地面风场看(图 6a)，近地层弱冷空气南下影响杭州地区，形成了偏北风和偏南风的辐合线。受冷空气触发以及午后局地加热不均匀影响，中午开始杭州西部山区有对流发展，临安中部发展起来的回波南下，在辐合线附近回波显著增强(图 6b中黑色圆圈所示)，在富阳东北部造成了9级以上的雷暴大风。

4 环境参数特征分析

在实际业务中，预报员不仅要分析强对流天气发生潜势，还需要进一步判断其类型。雷蕾等(2011)、樊李苗和俞小鼎(2013)研究发现，冰雹、短时强降水和雷暴大风天气发生前，探空曲线以及热力、动力参数有着明显不同，因此本文也对选取个例的探空曲线做了统计分析。根据樊李苗和俞小鼎(2013)所用方法，本文挑选自2015年以来28个个例(如果对流发生在20时前后都有发生，则08时、20时资料都取)的30个探空资料，计算K指数、SI指数、CAPE、DCAPE、Windex大风指数、0~3 km和0~6 km垂直风切变等多个环境参数，进行统计分析；利用杭州站探空数据，将30个时次的各层数据算术平均，最后得到合成T-lnp图。

28个个例绝大部分都发生在午后，每天08时、20时两个时次探空时空密度不足，本文利用GDAS-FNL 0.25°×0.25°再分析资料模拟了14时探空，考虑资料的可比性，探空格点取30°N、120°E来进行分析。

4.1 T-lnp图分析

根据30个时次探空资料得到的合成T-lnp图(图 7a)分析，与其他两种强对流天气相比，杭州地区夏季雷暴大风探空曲线具有以下特征：①中等偏强的CAPE值；②700 hPa以上的中高层为干层，400 hPa温度露点差达到15℃；③低层1 000~925 hPa的环境大气温度廓线基本上与干绝热线平行，温度垂直递减率较高；④925~850 hPa有浅薄的湿层，湿层以下温度露点差增大，温湿廓线呈倒“V”型；⑤500 hPa以下假相当位温随高度递减，大气层结对流不稳定(图 7b)。

这种T-lnp图结构特征与一般湿下击暴流类似，是在弱垂直切变环境下产生的地面大风。需要注意的是，因为是夏季午后这个特定，边界层太阳辐射增温、水汽蒸发等效应使得干绝热层位置偏低，如图 7、图 8所示，一般在1 000~850 hPa，且自由对流高度较高，位于850 hPa以上；图 7b中，假相当位温最小值位于500 hPa附近，从地面到500 hPa假相当位温随高度减小约20℃；图 7b中杭州地区夏季整层大气平均风多为西南气流；这一配置，有利于雷暴大风的发生。中高层干空气卷入，有利于热力不稳定增长，同时，降水粒子拖曳触发下沉气流，而干空气侵入促进了水汽蒸发、降温，使得下沉气流产生向下加速度；低层温度层结近乎平行于干绝热线，这样保证了下沉气流的温度低于环境温度，负浮力导致向下的加速度一直存在，形成较强的下沉有效位能。同时，湿层的浅薄和0℃层较高(5 km)说明短时强降水和冰雹天气出现的可能较小。

图 8为再分析资料得到的14时合成探空曲线。与08时的T-lnp图相比，其基本廓线特征一致，中层干层，低层干绝热层，倒“V”型这些特征都得到了增强表现。表 1的各项参数计算也说明了这一特征(表 1中垂直风切变异常偏小，原因探讨见4.2节)。这说明14时探空更有利于强对流天气类型的判断。魏东等(2011b)利用微波辐射计的温湿数据和风廓线雷达风场数据相结合，得到6 min间隔的探空资料。虽然与常规探空相比，K指数等参数误差较大、无法定量分析，但是其有较好的趋势一致性，可以参考使用。

4.2 环境参数分析

通过探空数据，可以得到CAPE、DCAPE等参量，也会得到K指数、SI指数、Windex大风指数等经验参数，下面将对其统计特征进行讨论。

CAPE表示在浮力作用下，对单位质量气块从自由对流高度至平衡高度所作的功。CAPE是一种浮力能，可能转化为对流上升运动动能的能量。相应的DCAPE也是一种浮力能，代表了下沉运动动能的能量，这两种能量分别代表了上升运动和下沉运动的强度。如图 9所示，在雷暴大风天气中，CAPE、DCAPE的平均值都在1 000 J·kg^-1以上，DCAPE的平均值要更大一些(1 207 J·kg^-1)，而且DCAPE更集中，大部分为812~1 463 J·kg^-1。CAPE最大值可达2 868 J·kg^-1，主要集中在733~1 823 J·kg^-1。最小的CAPE值接近于零值，这与08时探空与实际对流发生时间间隔太大，不能有效代表其环境特征有关，零值或者显著偏小的值用14时地面数据修订后往往会得到改善。

除了DCAPE与下沉气流的强度有关外，中层干层也有利于下沉气流的增强。本文用400、500、700 hPa三层的平均温度露点差和其中单层最大温度露点差来研究中层干空气强度，并和低层925~850 hPa进行对比，结果如图 10所示。中层温度露点差平均值为13.7℃，主要在5.2~17.1℃，最高为33℃，而低层基本上都在8℃以下，平均值为4.0℃(图 10a)。最大温度露点差的比较也是一致的，低层都在8℃以下，而中层为9~27℃(图 10b)。这与樊李苗和俞小鼎(2013)统计分析中短时强降水大气层结整层基本接近饱和这一特征有明显区别，对判断雷暴大风天气有利。

另外，本文还根据McCann(1994)提出的预报下击暴流的经验性指数-大风指数公式，对大风指数Windex进行了计算和分析，统计结果如图 11所示。可以看到：从实况08时探空数据(除个例15为20时)计算的大风指数Windex 1中22个时次在8级风(17.2 m·s^-1)以上，占79%，而个例14计算值为17 m·s^-1(近似8级)，说明大风指数的命中率较高。在雷暴大风短临预报中，具有可参考价值。在计算结果中，个例11、19、23的结果显著偏低。结合天气形势分析其原因，从Windex的计算公式来看，它与高低层环境的层结状态和大气垂直温度递减率有关，上述个例计算时次的大气层结曲线整层温度露点差较为一致，融化层到地面的负浮力偏小，进而计算出的Windex也偏小。这在实际应用中要注意。

由于格点资料时效限制，用再分析资料只计算了2015年开始的21个个例。如图 11所示，利用08时再分析资料计算的Windex2基本趋势与实况一致，85%值与实况误差在4 m·s^-1以内。雷暴大风个例多发生在午后，此时的大气层结与08时不同，计算出的各项对流指数也会不同。所以用14时再分析资料计算了Windex3，除了个例15因为实况选取20时探空，不做比较外，其余20个个例计算的Windex3为17.9 m·s^-1(8级)~32.5 m·s^-1(11级)，特别是个例11、21, 从08—14时Windex从无大风概率转为9级、8级大风，避免大风漏报。同时这也表明了强对流潜势预报对加密探空的需求。

虽然大风指数命中率较高，但是从其计算原理来讲，它反映的是下击暴流的潜势，本身具有局限性，例如在中层偏干的大气环境中，容易偏高，空报率较高, 不能代表动量下传等，在使用中要结合对流条件进行分析。

除了对雷暴大风有明显表征意义的上述参数外，关于静力稳定度等其他参数统计结果为：30个时次中K指数有20个在35℃以上，占67%，最大为44℃；SI指数23个为负值，占77%，最小为-4.9℃；850和500 hPa温差在25℃以上为22个，占73%，最小为22℃。这些是个例的统计结果，在实际使用中有局限。例如700 hPa干区会影响K指数偏小，不利于对流潜势判断。在实际应用中，要在天气形势、T-lnp廓线分析的基础上，作为辅助指标来使用。

另外，从统计结果来看，杭州夏季午后雷暴大风的垂直风切变条件较弱。表 1合成资料所得的0~3 km和0~6 km的垂直风切变值都在8 m·s^-1以下，图 12分个例进行统计，其最大值也在12 m·s^-1以下，远远小于费海燕等(2016)计算的华东地区相应的均值：10.9、15 m·s^-1。在核对数据以及方法无误的情况下，尝试探讨原因。参考文献中研究个例为强雷暴大风，都为组织性比较强的飑线、弓形回波等。本文主要研究夏季午后对流，从雷达回波上来看，风暴单体一般最长持续1~3 h，组织结构比较差，这也从侧面反映了个例中垂直风切变不会太强。同时，本文个例统计的CAPE均值为1 187 J·kg^-1，而文献中统计的强雷暴大风均值为1 812.7 J·kg^-1，所以午后雷暴大风的热力不稳定能量较强，风暴主要以热力条件驱动、发展。例如7月30日的个例中，08时探空计算CAPE达到了2 868 J·kg^-1，而0~3 km、0~6 km的垂直风切变分别为5.4、1.2 m·s^-1。

与夏季不同，春季雷暴大风的对流风暴组织性较强，多表现为飑线等线状对流，垂直风切变较强。据统计(Meng et al, 2013)，中国东部飑线0~6 km垂直风切变平均为10~20 m·s^-1。例如2018年3月4日从华南到华中大范围飑线大风过程中，南昌0~6 km垂直风切变达到15~20 m·s^-1，杭州也在25 m·s^-1以上。

5 结论与讨论

本文挑选2013—2018年夏季(6—8月)28个雷暴大风个例进行研究，得出结论如下：

(1) 杭州夏季午后雷暴大风影响路径按照发生频次由多到少依次为：西北向偏东移、西南向东北移、东南向偏北移、杭州大部局地生成发展、其他路径。雷暴大风有西北、西南、东北三个关键区，关键区对流风暴最频繁进入并影响杭州或者风暴容易在此触发增强。

(2) 天气系统配置分为高空冷平流强迫型、低层暖平流强迫型和准正压型，其中准正压型杭州地区更多的是与边界层辐合线和东风带系统相结合这一类。

(3) 杭州地区雷暴大风主要触发机制为中尺度辐合线，这与杭州地区海陆分布、地形以及地表特征有关，同时受副高控制、冷空气南下等天气尺度系统对边界层的影响也是原因之一。

(4) 合成T-lnp图特征有：中等偏强的CAPE值，中高层存在干空气层结，低层大气温度垂直递减率接近干绝热，低层有较浅薄湿层，湿层下温湿廓线呈倒“V”型。

(5) 雷暴大风CAPE、DCAPE平均值都在1 000 J·kg^-1以上，DCAPE平均值更大；中层平均温度露点差平均值为13.7℃，单层最大温度露点差为21.5℃，中层干层特征明显。

(6) 大风指数命中率虽较高，但虚警太多，使用时须结合对流潜势分析。0~3 km和0~6 km的垂直风切变以弱切变居多，这与午后雷暴大风对流风暴组织性差，靠不稳定能量释放来维持有关。

另外，除了夏季午后强对流天气会出现雷暴大风外，春季对流出现雷暴大风的概率也很高，而且春季对流风暴结构的组织性更高，常表现为飑线、弓形回波等形式，例如2018年3月4日从广西一路经过湖南、江西、浙江等地的强对流过程，后期将会继续这一方面的研究，以期对雷暴大风天气有更加全面的了解。

致谢：感谢杭州市气象局沈杭锋高工和陈光宇对本文个例挑选方面给予的帮助。