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降水( precipitation )，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。大气中的水汽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。

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分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（水由液态转为气态，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

在雨滴形成的初期，云滴主要依靠不断吸收云体四周的水汽来使自己凝结和凝华。如果云体内的水汽能源源不断得到供应和补充，使云滴表面经常处于过饱和状态，那么，这种凝结过程将会继续下去，使云滴不断增大，成为雨滴。当云中的云滴增大到一定程度时，由于大云滴的体积和重量不断增加，它们在下降过程中不仅能赶上那些速度较慢的小云滴，而且还会“吞并”更多的小云滴而使自己壮大起来。当大云滴越长越大，最后大到空气再也托不住它时，便从云中直落到地面，成为我们常见的雨水。

类型

锋面雨

在锋面上空气缓慢上升（以每秒厘米的速度计算），在冷气团一侧形成层状降水。又称气旋雨、梅雨。 气旋雨又包括热带气旋雨和温带气旋雨。在台湾地区，一次热带气旋（台风）雨常可降落数百毫米的雨量，造成水灾。温带气旋中的暖气流沿冷气流表面（锋面）上升而冷凝成雨，包括冷锋雨和暖锋雨。冷、暖气流的势力若相近，则锋面在同一地带徘徊或滞留而产生梅雨，中国长江流域、台湾和韩国及日本中南部均有梅雨现象，以其适当梅子成熟，故名。又因此段期间气候潮湿，物品最易发霉，故又称“霉雨”。

对流雨

如果下垫面高温潮湿，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，形成对流云而降水，比如积雨云和浓积云，条件一定时即可降水。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、雷阵雨，台湾称西北雨。在热带雨林气候区和夏季的亚热带季风气候区多见。

地形雨

英语：orographic rain，暖湿气流遇到山地，沿坡上升，水汽凝结，积云降雨；故迎风坡（windward slope）的雨量随高度增加而递增，但山地很高时，超过某一高度后，又逐渐减少，当暖湿空气沿山地爬升到最高点后，降完雨水形成干冷空气，之后再沿着山地下降，由于干空气每下降100m气温会上升1°C，因此就在背风坡形成焚风。印度阿萨密省之乞拉朋吉（Cherrapunji），因位在孟加拉湾的夏季季风北上的通路山坡上，故成为世界雨量最多之区，年达12,000毫米，即地形性降雨之佳例。盛行东北季风期间，台湾东北部位在雪山山脉和中央山脉的迎风坡，多地形雨；西南部位在背风坡，雨水甚少。

台风雨

气旋中心附近气流上升，引起水汽凝结而形成降水，称为台风雨。常见的有热带气旋和温带气旋带来的降水。（注：气旋雨是锋面雨的别称而不是指台风雨，此部分较容易搞混。）

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