降水
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降水是指在大气中冷凝的水汽以不同方式下降到地球表面的天气现象。大气中的水气几乎全部集中于对流层中，温度越高，大气可以容纳的水汽含量就越多，反之就越少。一定温度下，当空气不可容纳更多的水汽时，称为饱和空气。当饱和空气中的水汽和温度相匹配时，不会出现水汽凝结现象，但当空气达到过饱和状态时，则会产生多余的水汽并发生水汽凝结。
过饱和空气的形成主要是由于空气的上升运动，造成气温下降，形成过饱和水汽；加上吸湿性较强的凝结核的作用，水汽凝结成云，来自云中的云滴，冰晶体积太小，不能克服空气的阻力和上升气流的顶托，从而悬浮在空中。当云继续上升冷却，或者云外不断有水汽输入云中，使云滴不断地增大，以致于上升气流再也顶不住时候，才能从云中降落下来，形成雨、雪、雹等降水天气。
目录 |
降水类型
- 对流雨：近地面空气强烈受热，引起空气的对流运动，湿热空气在上升过程中，随气温的下降，水汽凝结成的降水叫对流雨。特点是强度大，历时短，范围小，还常伴有暴风，雷电，故又称热雷雨。
- 地形雨：暖湿气流在运行的过程中，遇到地形的阻挡，被迫沿着山坡爬行上升，从而引起水汽凝结而形成降水，称为地形雨。地形雨一般只发生在山地迎风破，背风坡气流存在下沉或者下滑，温度不断增高，形成雨影区，不易形成地形雨。
- 锋面雨：冷暖性质不同的气团相遇，使得暖气团被迫抬升而形成的降水天气。
- 气旋雨：如台风雨等等。
空气饱和的过程
空气包含水分，并以每公斤干空气一克作为量度单位，但现在大多普遍以相对湿度的形式表达，例如百份之五十。空气的温度取决空气本身可以容纳多少水分才达至饱和，而暖的空气比冷的空气可以容纳更多的水分。亦由于空气有如此特性，冷却空气可以使其饱和。而露点温度则为使既定的空气份量达到水分饱和所需的温度。当然，增加空气中的水分也可以使空气饱和。
冷却机制
- 上升 (日间强烈受热,对流,地形)
- 接触性冷却(暖空气流过冷的海面)
- 辐射冷却(晚上地面辐射大量流失于太空)
- 蒸发冷却(水由液熊转为气熊，空气温度下降)
增加水分
- 太大的云层有助雨的形成，而水从上面降下。
- 在日间有强烈蒸发发生于水面。
降水的形成
冷凝
降水由温暖而潮湿的空气所组成。当空气冷却时，水蒸气开始变成凝结核，逐渐地成为云朵。当水点变得够大的时候，有两个过程的发生会可以导致降水。
合并
伯杰龙–芬德森过程
途径
锋的活动
天气系统里，空气缓慢上升（以每秒厘米的速度计算）会形成成层的或者大规模的降水，例如沿着冷锋与暖锋之前的位置。相似的上升也可以在热带气旋的风眼外围位置，以及中纬度气旋的云带头部(comma head)见到。
对流云降水
对流雨所引起的降水来自不同的对流云，比如积雨云和浓积云。
地形性降水
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主条目：地形举力
热带性活动
降雨特征
大小与形状
当大气层中的水分粒子凝结成小水点，雨因而便会形成。雨水可以是任何形状，不过直经约为9毫米。
强度与长短
通常强度与降雨时间的长短成反比，换句话说，高强度的暴风雨很可能会持续较短的时间，而低强度的暴风雨会持续比较长的时间。
强度与面积
强度与水滴大小
高强度的暴风雨比低强度的暴风雨有更大的水滴大小。
降雨量度
- 参见：雨量计、冲力雨滴谱计及雪量计
重现期
泛滥频率
十年一遇的风暴
百年一遇的风暴
参见
参考资料
外部链接
| 气象学资料与变量 |
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