飑线（squallline）是由多个活跃雷暴单体排列成线状或带状的中尺度对流系统，其发生时常伴有大风、冰雹、暴雨等剧烈的灾害性天气现象。国内外对飑线系统开展过不少的研究，对飑线的发生条件、组织方式、生命史演变、雷达回波特征、中尺度结构等方面已经有了一些认识。提出成熟阶段飑线系统的概念模型，研究对飑线有触发和组织作用的天气系统。在对飑线分类研究的基础上，采用观测资料分析了对流组织形式与环境条件的关系。将我国江淮流域的线状对流分成六类，包括无层云的线状系统（NS）、前部层状云的线状系统（LS）、嵌入型线状系统（EL）、后部层状云的线状系统（TS）、平行层状云线状系统（PS）和弓状回波（BE），并对它们发生的环境条件和产生的天气现象做了分析，发现不同组织类型的系统产生的天气现象有较大的差别，其中，BE最容易产生大风和冰雹，而美国的研究也认为BE为最“危险”的一种线状中尺度对流系统。

针对影响线状中尺度对流系统组织形式和强度的物理机制也已经开展了大量研究。最著名的是低层风切变与蒸发形成的地面冷池的动力平衡是对流线是否维持的主要因子，但是该理论过于简化，对可能影响对流发展的其他环境条件考虑较少，包括温度、水汽等对系统的发生发展应该也有重要的作用。研究发现，在保持对流有效位能（CAPE）不变的情况下，高湿或高温会减小蒸发的降温，使冷池的强度减弱，从而影响对流线的组织结构和强度。揭示静力稳定度也是影响飑线强度的一个重要因子，弱静力稳定有利于形成地面的强冷池，而冷池的强度影响上升运动的尺度和强度以及飑线的组织结构和强度。虽然这些结果揭示了影响中尺度对流系统的形式和强度的一些物理机制，但这些研究主要是理想试验的结果，缺乏针对水汽含量及垂直分布对强对流系统影响的研究，也缺乏针对真实个例，尤其是东亚季风区的强对流个例的研究。

对2007～2010年暖季（6～9月）发生在江淮和黄淮流域对流天气过程的统计研究发现，发生在不同水汽条件环境中的对流线的触发和维持机制可能存在明显的差异，冰雹和大风等天气更容易发生在相对干的环流背景条件下。在这种较干的环流背景条件下，水汽的垂直分布如何影响对流的组织形态和强度呢？数值试验可以通过改变影响中尺度对流系统的环境特征，从而分析这些环境条件如何影响中尺度对流系统的组织结构特征和强度。研究将通过对真实个例的数值试验，研究环境水汽含量及垂直分布对中尺度对流系统的组织结构和强度的影响。

水汽含量个例选取和试验方案

（1）个例选取

2009年6月3～4日罕见强飑线突袭河南、安徽、江苏（图2），这些地区遭受了雷雨、大风等强对流天气袭击，河南省有42个县市出现雷电，19个县市出现了17ms^-1以上的短时大风，特别是河南省的商丘出现了历史罕见的大风天气，宁陵、永城最大风速分别达28.6ms^-1和29.1ms^-1，均为有气象记录以来的历史极值。从雷达回波和地面观测资料上来看，本次大风过程主要是由飑线所致。图2中的大风是每3小时的常规地面观测，从2009年6月3日14时（协调世界时，下同）至3日18时出现了20ms^-1以上的大风，并且大风在“人”字形回波的右半支[沿着系统移动的方向，左侧部分命名为左半分支，右侧部分命名为右半分支（下同）]附近。并且“人”字形系统的移动方向（往东南移动）垂直于右半支的伸展方向。

“人”字形回波系统的右半支的结构与一般的飑线系统类似，灾害性大风的产生主要由这个“人”字形系统的右半支造成的。观测和数值模拟研究认为中层入流和低层涡旋是地面大风形成的重要原因，降水粒子的蒸发和融化冷却过程对降低地面温度和产生地面强风速也有重要影响。这些研究把重点发生地面大风的形成机制上，没有探讨影响飑线的组织形式和强度的机制，研究在强飑线研究的基础上，通过数值模拟试验研究水汽的垂直分布对飑线发生发展过程的影响。

（2）试验方案

控制试验采用WRF模式，3层嵌套，水平分辨率分别为36km、12km、4km，垂直方向有28层。长波辐射采用RRTM方案，短波辐射采用Dudhia方案，陆地选取Noah方案，边界层选取YonseiUniversity方案，36km和12km的模拟区域采用Kain-Fritsch积云对流参数化方案而不采用微物理方案，4km的模拟区域不采用积云对流参数化方案，只采用Morrisondouble-moment微物理方案。初始场是在NCEP/FNL再分析资料的分析基础上，利用WRF的OBSGRID模块将地面自动站观测资料分析到模式格点上作为初始场。模拟初始时间为6月3日00时，积分24小时。

本个例的整层可降水量较小，探空观测为15～20mm，属于发生在干环境的典型飑线个例。为了研究大气中水汽含量对线状对流的触发、组织类型的影响，针对水汽设计了一些试验。根据控制试验的结果，河南西北部和山西高原上的对流在3日09时发展的比较旺盛，12时在河南中北部触发新的对流单体。所有的试验都是在积分7小时后，即3日07时，修改图3虚线框内部的水汽含量。分别修改整层水汽含量至原来的90%、110%和120%，定义为试验MA90、MA110和MA120（表3）。修改水汽含量后再继续积分16小时，其他设置与CTRL试验相同。由于水汽主要集中在对流层的中下层，而且过去的研究认为飑线后侧的中层干空气入流会加强其发展（SmullandHouze，1985，1987），因此，设计了针对不同层次水汽含量的试验（表3），试验过程中保持整层可降水量与相应的对照试验（MA120和MA90）一致，在此基础上改变不同层次的水汽含量。在MA120和MA90试验的基础上分别试验中层（500～700hPa）、低层（850hPa以下）水汽对飑线触发、演变和组织形态的影响。

水汽含量研究结论

2009年6月3～4日的飑线过程整层的可降水量比较小，造成灾害的是地面大风，但已有的研究对湿度的影响关注不够，通过增加和减少整层和不同层次的水汽试验，研究了此次过程中水汽含量及其垂直分布对飑线系统的组织类型、维持、强度等的影响，以期获得更多的水汽影响的信息。研究结果表明，水汽含量及其垂直分布对这类系统的发生发展过程有重要的作用。有以下主要结论：

（1）整层水汽试验表明，增加水汽有利于对流的发展，且容易造成对流的快速增长。而把整层的水汽减少10%（MA90试验），对流的范围和强度明显减弱，且没有出现雷暴大风。增加水汽越多最强地面大风越强、雷暴高压越强。最强雷暴高压出现的时间先于最强地面大风出现的时间。增加水汽越多发展阶段冷池强度越强，成熟阶段后期冷池减弱地越快。最强雷暴大风在发展阶段，成熟阶段大风减弱越快，成熟阶段后期，对流层中上层的斜升气流减弱，层状云区的后部入流减弱，不利于雷暴大风的出现和对流的维持。

（2）不同层次的水汽试验表明，水汽的垂直分布有很显著的影响。中层的干空气（即“上干下湿”的层结）有利于线状回波和雷暴大风的形成，对雷暴高压的增强、地面风速的增强有重要作用，但不利于整个对流系统的长时间维持。在保持整层水汽含量不变的情况下，线状对流易发生在中层干、低层（特别是850hPa以下）湿的环境中。低层（700hPa以下）的水汽增加有利于对流的形成，但不易形成线状对流，而低层水汽的减少不利于对流系统的维持、雷暴高压和地面大风的增强。

（3）从垂直气流、冷池强度与地面大风的分析看，尽管地面大风的形成和强度受很多动力、热力因子影响，改变环境场中的水汽含量，会影响对流的组织形态、维持时间和强度，从而影响下沉气流和冷池的强度和地面风速。

研究表明，水汽的垂直分布和含量影响对流系统的组织形式、垂直气流，从而影响地面冷池和大风的形成。但是影响对流的组织类型和发展过程的因子非常复杂，只是个例研究，应开展不同环流背景条件下各影响因子对对流系统的组织类型和发展过程的研究，以获得各种因子对对流系统的定量影响。此外，在真实个例的模拟中，各种影响中尺度系统发展的因子是相互影响的，因此，在今后的研究中，将开展理想试验来研究东亚季风区中各个关键因子对飑线组织形式和地面大风形成的作用。

大气水汽是人工影响天气基础条件之一，整层大气水汽总量及其动态变化是云水资源考察的关键性因素之一，一些研究利用地基微波辐射计对云天水汽含量和云液态水含量进行监测，研究人工增雨的最佳作业区。也有利用GPS监测水汽的结果，但针对不同云天条件下的水汽含量特征分析则未见。人工影响天气主要作业对象是云，云的研究最近年来一直受到高度重视，研究利用2002年6月18日～28日安徽屯溪站(58531)GPS水汽监测数据分析了该站出现不同云天条件时的水汽含量及其变化，希望能对人工影响天气最佳作业时机及作业云的选择提供帮助。

水汽含量GPS水汽监测简述

地基GPS接收机的相位信号可用于计算整层大气的水汽含量，其时间精度可达到15分钟，而且，GPS测量大气水汽含量的监测方法是一种绝对测量，不需要校准，并可以全天候自动进行。所以，GPS测量大气水汽含量将会越来越多地应用到天气、气候、人工影响天气等诸多领域。

水汽含量空中水汽含量分析

我们选取2002年6月18日08时～28日08时每整点的GPS水汽探测资料，共有整点观测时次241个，和该时段内屯溪站整点的云状观测资料(包括晴空)，统计了各类云天条件下或晴空时的空中水汽含量平均值、极值，见表1(在观测时段内，共观测到卷积云2例，积云性层积云2例，层云2例，碎层云1例，碎雨云3例，雨层云3例，因样本数较少，故在统计时舍去)。对于同一时次出现两种或以上云状时，则分别记入不同云状样本。

从表1中可以看出，当出现蔽光层积云(Scop)和鬃积雨云(Cb cap)两种云时，平均的空中水汽含量最大，分别是蔽光层积云64.7mm、鬃积雨云69.3mm，晴空时或出现其它云时，空中的平均水汽含量与这两种云天条件相差较大。而除出现鬃积雨云外，其它情况下空中的水汽含量变化范围则非常大，从30～40mm，一直到60～70mm都有可能出现;出现鬃积雨云时，水汽含量变化范围相对较小，在62.7～72.7mm之间。

当出现蔽光层积云(Scop)和鬃积雨云(Cb cap)两种云时，产生降水的可能性最大，出现鬃积雨云的30个样本中，有29次产生降水，占96.7%，出现蔽光层积云的106次样本中，有73次产生降水，占68.9%。另外，出现透光层积云、蔽光高积云、碎积云时，也可能产生降水，产生降水的比例分别为:5.9%、5.3%和3.0%。而其它云天条件下在观测时段内均未产生降水。

不论对于晴空还是不同的云天条件，水汽含量都有可能出现较大值，达到60mm以上，而且对于出现低云(淡积云、碎积云、浓积云、透光层积云、蔽光层积云、鬃积雨云)和中云中的蔽光高积云时，空中水汽含量达到60mm以上的比例均大于50%，尤其是出现蔽光层积云和鬃积雨云时，空中水汽含量达到60mm以上的比例则高达90%以上。说明出现低云或蔽光高积云时，空中的水汽含量大多数情况下可能会达到较大的值。

水汽含量降水效率分析

上面我们分析了晴空和不同云天条件时的空中水汽含量一些特征，下面，我们再分析一下不同云天条件下的降水效率的情况。

我们选取GPS探测期间，屯溪站每小时的降水资料，以整点前1h雨量和该整点后1h雨量的平均值，作为该时次所观测到云的降水量，例如:6月27日19～20时雨量为7.5mm，20～21时雨量为25.9mm，20时观测到的云为Cbcap，则该时次Cbcap雨量以(7.5 25.9)/2=16.7mm计算。不同云天条件下的降水量统计见表2(舍去了样本数少的云)。

表2中，对于不同的云天条件，产生的降水量不同，每小时的平均降水量以鬃积雨云最多，达到4.75mm，蔽光层积云次之，为1.66mm，其它云天条件时降水量则非常小或没有降水。

我们以不同云天条件下的平均降水量与此时的平均水汽含量的比值作为该云天条件下的降水效率，鬃积雨云和蔽光层积云是两种降水效率最高的云，但都不到10%，其它云的降水效率仅为0.1%左右或不会产生降水。可见，即便是降水效率最高的鬃积雨云，其降水效率只有6.86%，空中90%以上的水汽均不能降落，空中云水资源的开发潜力将是巨大的。

水汽含量水汽含量变化特征

从2002年6月18日08时～28日08时，共有整点时次241次，也即观测样本241个，其中整点前一小时或整点后一小时内发生降水的样本共有85个，在这些发生降水的时次里，除6月25日07时和08时，空中水汽含量分别为58.2和57.7mm外，其余各时次的空中水汽含量均大于60mm，可见只有空中水汽含量达到一定的数值后，才可能发生降水，这个数值一般为60mm。

图1是观测期间空中水汽含量和降水量时间序列图，图中横坐标是时间，纵坐标是水汽含量V(单位mm)或降水量R(单位0.1mm)，V是水汽含量变化曲线，R是降水量变化曲线。

在水汽含量变化序列曲线图上，每次降水发生前水汽含量值都有一个跃变，如图中A、B、C、D、E时段，F是一个连续发生降水的过程，此时水汽含量维持在一个较高的量值上，降水前跃变不明显，降水发生后，水汽含量呈缓慢下降趋势。G是降水结束后，水汽含量迅速下降的过程，时间在6月25日07～11时期间，水汽含量值低于60mm而发生降水的特除情况就在该时段07:00和08:00两个时次。

水汽含量研究结论

对2002年6月18日08时到6月28日08时，GPS测得的水汽含量及降水量分析认为：

(1)晴空或不同云天条件下，空中水汽含量是不同的，当出现蔽光层积云和鬃积雨云两种云时，平均的空中水汽含量最大，而且此时，产生降水的可能性也最大，这两种云应是人工增雨作业的最佳作业对象。

(2)出现低云和中云中的蔽光高积云时，空中水汽含量也较大，50%以上情况下水汽含量可以达到降水的水汽含量要求，这些云也可以作为作业对象。

(3)降水效率是自然降水量与空中水汽含量的比值，即便是降水效率最高的鬃积雨云，其自然降水效率只有6.86%，空中90%以上的水汽均不能降落，空中云水资源的开发潜力将是巨大的。

(4)当水汽含量达到60mm时，可能产生降水，产生降水的可能性和降水效率因不同云天条件而不同，这可能与当时的动力条件及云中凝结核有关，适当改变动力条件和凝结核，应可以增加降水的发生。

(5)降水发生前，空中水汽含量将会有一个跃变，这既可以作为短时降水预报的参考，也是实施人工增雨作业的最佳时机。发生连续性降水后，空中仍有大量的水汽，此时仍可以实施人工增雨作业来增加地面降水。

在气压一定的条件下，空气中水汽含量越大，其冷却到饱和时的温度越高，即其露点温度越高。水汽冷凝需要降温，当水汽含量高时，降温很容易达到饱和即不需要降温太多，即水汽含量越高其露点温度越高，相反当水汽含量很低时，很难达到饱和使其冷凝为水，因此降温的幅度要大，故水汽含量越低起露点温度越低。

露点（Dew point），又称露点温度（Dew point temperature），是反映大气中水汽含量的物理量。在气象学中是指在固定气压之下，空气中所含的气态水达到饱和而凝结成液态水所需要降至的温度。在这温度时，凝结的水飘浮在空中称为雾、而沾在固体表面上时则称为露，因而得名露点。

假设取固定空间，取固定气压值，则在这个环境当中的露点温度也就确定了，其中隐形条件：单位空间量中的气态水达到饱和凝结成液态水的这个过程即确认在此瞬间单位空间量中的水汽含量是准确值。

水汽探测水汽介绍

水汽是大气的基本参量。卫星探测水汽含量的基本方式是用微波辐射计(如NOAA的AMSU)，近红外和热红外波段探测,而地基GPS遥感大气水汽技能是九十年代发展起来的一种全新的大气观测手腕。它应用地基高精度GPS接管机，通过测量GPS信号在大气中湿延迟量的大小来遥感大气中水汽总量。下面首先介绍一下其原理。

水汽原理和方式

GPS技能通过观测GPS卫星信号传输到GPS接管机的时间来测量接管机天线的地位，卫星信号经过大气层时，要受到大气的折射而延迟，将该延迟量作为待定参数引入到观测模型和解算方案中，逐项斟酌误差起源和肃清法子，精密的大气延迟量（毫米级）可以与定位参数一同求解出来。大气延迟量可划分为电离层延迟、静力延迟和湿项延迟。通过采纳双频技能，可以将电离层延迟几乎完整肃清。静力延迟与地面观测量（气压）具有很好的相干，可以订正到毫米量级。这样就得到了毫米量级的湿项延迟。湿项延迟与水汽总量（PW）可创造严格的正比关系，准确的水汽总量就求解出来。应用MIT的GAMIT软件进行解算。软件请求试验采纳双频载波相位观测，应用差分法以肃清源于卫星钟和接管机钟的误差，同时可采纳“轨道松弛法”，以对轨道的准确度进行修改和调解。此外还有反演方式即：应用接管更高空之GPS卫星发出来的讯号，强度与路径的变化，反推出电离层电浆密度的三维空间散播“照片”，以及大气的水汽的三维空间散播。

采纳载波相位观测产生的重要难题是载波相位的整周未知数N0的出现。N0一般采纳“三差法”来判断，即不仅通过同一接管机对两颗卫星求差来肃清接管机钟差和同一卫星对不同的接管机求差来肃清卫星钟差，还通过继续观测历元的求差来判断整周未知数N0。这就请求不同观测历元的卫星仰角要有必然的变化，而在这个变化期内（如15～30min），假设大气特点或变化率坚持定常，在观测站局地上空水平均一或球面分层均一，大气延迟未知量大致遵守secθ（θ为卫星天顶角）的映射函数而变化。这决定了GPS遥感大气的时间辨别率。

通过地面GPS水汽遥感监测，可以获得很高时空辨别率、达到毫米精度的水汽资料，以补充探空资料在时间空间辨别率上的不足，供应快速变化的信息。这种信息通过资料的四维同化，对改进中尺度数值预报模式精度，进步预报准确率有很好的应用远景。而要了解GPS探测水汽的原理和方式，要了解一下大气构造、延时以及延时和降水的关系。

水汽输送是指，大气中水分因扩散而由一地向另一地运移，或由低空输送到高空的过程。水汽在运移输送过程中，水汽的含量、运动方向与路线，以及输送强度等随时会发生改变，从而对沿途的降水以重大影响。

对于某一给定区域范围上的气柱来说，若取下界为地面，上界为对流层顶，则根据水量平衡原理，可建立该气柱的大气水分平衡式：

(W1 Ei)-(W2 Pi)=ΔW （2-46）

式中，W1是流入气柱的水汽量；W2是流出气柱的水汽量； Ei是蒸发散发量；Pi是降水量；ΔW是气柱内水汽变量。

对于长时段ΔW→0，于是研究时段内气柱的降水量可用下式表示：

Pi=W1-　W2 Ei （2-47）

由于区域蒸发量远小于水汽输送量，所以区域降水量的大小，主要决定于出入该气柱的水汽量的多少。

同时由于水汽输送过程中，还伴随有动量和热量的转移，因而要影响沿途的气温、气压等其它气象因子发生改变，所以水汽输送是水循环过程的重要环节，也是影响当地天气过程和气候的重要原因。水汽输送主要有大气环流输送和涡动输送两种形式，并具有强烈的地区性特点和季节变化，时而环流输送为主，时而以涡动输送为主。水汽输送主要集中于对流层的下半部，其中最大输送量出现在近地面层的850—900百帕左右的高度，由此向上或向下，水汽输送量均迅速减小，到500—400百帕以上的高度处，水汽的输送量已很小，以致可以忽略不计。

（一）水汽输送通量与水汽通量散度

水汽输送通量与水汽通量散度是用来定量表达水汽输送量的基本参数。

1.水汽输送通量的概念水汽输送通量是表示在单位时间内流经某一单位面积的水汽量。水汽通量有水平输送通量和垂直输送通量之分。通常说的水汽输送主要是指水平方向的水汽输送。现取一与水平面正交、又垂直于风速的矢量截面ABCD，其高为ΔZ，底边长为ΔL，风速为v，空气密度为ρ，比湿为q，则单位时间内流经截面积ABCD的水汽质量为：

位时间内通过与风速正交的ABCD面的水汽质量为：

取ΔL·ΔP=1，则水平方向的水汽输送通量表达式为：

其单位为克每百帕厘米秒。

水平水汽输送通量是一个向量，输送方向与风速相同，并可分解为经向输送和纬向输送两个分量。纬向输送的水汽通量规定向东输送为正，向西为负；经向输送的水汽通量，规定向北输送为正，向南为负。

垂直输送的水汽通量是指单位时间流经单位水平面的水汽通量，规定向上输送为正，向下为负，其单位为克每平方厘米秒。

2.水汽通量散度水汽通量散度是指单位时间汇入单位体积或从该体积辐散出的水汽量，单位为克每百帕平方厘米秒。它和水汽通量一样，也是一个向量，因此，水汽通量散度的定义与计算公式，完全可以仿照水平散度给出，即：

式中，（qvnΔL）i/q表示通过长度为ΔLi边上的水汽通量；vn表示与该边正交的风速分量。

表示由于水平运动而引起单位时间内单位体积中水汽的

任一地点的水汽通量散度，均可由风和温度资料计算出来，并可绘成等值线图。用以表示广大范围内的水汽通量散度场。散度为正的地区表示水汽自该地区的四周辐散，称该地区为水汽源，在这种情况下降水比较少；反之散度为负的地区，表示四周有水汽向该地区汇集，称该地区为水汽汇，降水比较多。例如，我国大陆东半部水汽总输送场中，其主要水汽耦合区与主要降水区的分布就存在良好的对应关系。黄土高原与华北平原常年为水汽源，东南沿海地区为主要水汽耦合区，所以前者降水远少于后者。

水汽

（二）影响水汽输送的主要因素

影响水汽含量与水汽输送的因素很多，主要因素如下。

1.大气环流的影响如前所述水汽输送形式有两种，其中环流输送处于主导地位。这是和大气环流决定着全球流场和风速场有关。而流场和风速场直接影响全球水汽的分布变化，以及水汽输送的路径和强度。因此大气环流的任何改变，必然通过流场和风速场的改变而影响到水汽输送的方向、路径和强度。

2.地理纬度的影响地理纬度的影响主要表现为影响辐射平衡值，影响气温、水温的纬向分布，进而影响蒸发以及空中水汽含量的纬向分布，基本规律是水汽含量随纬度的增高而减少。

3.海陆分布的影响海洋是水汽的主要源地，因而距海远近直接影响空中水汽含量的多少，这也正是我国东南沿海暖湿多雨，愈向西北内陆腹地伸展，水循环愈弱、降水愈少的原因。

4.海拔高度与地形屏障作用的影响这一影响包括两方面：其一是随着地表海拔高度的增加，近地层湿空气层逐步变薄，水汽含量相应减少，这也是青藏高原上雨量较少的重要原因；其次是那些垂直于气流运行方向的山脉，常常成为阻隔暖湿气流运移的屏障，迫使迎风坡成为多雨区，背风坡绝热升温，湿度降低，水汽含量减少，成为雨影区。

（三）我国水汽输送基本特点

关于我国水汽输送，刘国纬和崔一峰通过选用全国122个探空站及国外27个探空站的资料，并以1983年为典型年进行了比较系统的分析、计算与研究，得出了如下的基本结论。

第一，存在三个基本的水汽来源，三条输出入路径，并有明显的季节变化。三个来源是极地气团的西北水汽流、南海水汽流及孟加拉湾水汽流。西北水汽流自西北方向入境，于东南方向出境，大致呈纬向分布，冬季直达长江，夏季退居黄河以北；南海气流自广东、福建沿海登陆北上，至长江中下游地区偏转，并由长江口附近出境，夏季可深入华北平原，冬季退缩到北纬25°以南地区，水汽流呈明显的经向分布，由于水汽含量丰沛，所以输送通量值大；而孟加拉湾水汽流通常自北部湾入境，流向广西、云南，继而折向东北方向，并在贵阳-长沙一线与南海水汽流汇合，而后亦进入长江中下游地区，然后出海，全年中春季强盛，冬季限于华南沿海。

第二，水汽输送既有大气平均环流引起的平均输送，又有移动性涡动输送，其中平均输送方向基本上与风场相一致。而涡动输送方向大体上与湿度梯度方向相一致，即从湿度大的地区指向湿度小的地区。涡动输送的这一特点对于把东南沿海地区上空丰沛的水汽向内陆腹地输送，具有重要作用。

第三，地理位置、海陆分布与地貌上总体格局，制约了全国水汽输送的基本态势。青藏高原雄踞西南，决定了我国水汽输送场形成南北两支水汽流，北纬30°以北地区盛行纬向水汽输送；30°以南具有明显的经向输送。而秦岭-淮河一线成为我国南北气流的经常汇合的地区，是水汽流辐合带；海陆的分布制约了我国上空湿度场的配置，并呈现由东南向西北递减的趋势，进而影响我国降水的地区分布。

第四，水汽输送场垂直分布存在明显差异：在850百帕气层上，一年四季水汽输送场形势比较复杂；在700百帕气层上，在淮河流域以北盛行西北水汽流，淮河以南盛行西南水汽流，两股水汽流在北纬30°—35°一带汇合后东流入海；在500百帕高度上，一年四季水汽输送呈现纬向分布；而低层大气中则经向输送比较明显，因而自低层到高层存在经向到纬向的顺钟向切变。

我国上空水汽的收支有如下特点：

1）全国年输入水汽总量为15023.2×109米3，总输出量为12362.7×109米3，净输入量为2660.5×109米3，与全国入海径流量很接近。这些水量折合全国平均水深为279.4毫米。

2）从四方边界来说，水汽主要从南部和西部边境进入（占总输入量的89.1%），从东界输出（占总输出量的88.8%）。就不同流域而言，长江流域净输入量最大，依次为华南、西南、东北和西北区，华北区为负值区。

3）输入的水汽量中，经向的输入占55.8%，纬向的输入占44.2%；输出情况相反，纬向的占89.2%，经向的仅占总输出量的10.8%。

呈气态的水。水汽的密度约相当于同温、同压下干空气的0.622倍，即水汽密度永远小于干空气的密度。水汽的气体常数（Rw）为461焦耳/千克·开，定容比热（Cv）等于716焦耳/千克·开。大气中的水汽来源于下垫面的蒸发与蒸腾，其含量因时因地而异，按容积计算其变化范围在0—4%之间，热带多雨地区可达4%以上，寒冷干燥地区几乎近于零。其垂直分布主要集中离地面2—3公里的气层中，高度愈高，水汽愈少。水汽是大气中唯一能发生相变的成分，故在天气变化中极为重要。水汽能强烈地吸收地面辐射，也能放射长波辐射，在水相变化中不断放出或吸收热量，故对地面和空气的温度影响很大。