降水

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降水( precipitation )，是指在大氣中冷凝的水汽以不同方式下降到地球表面的天氣現象。大氣中的水汽幾乎全部集中於對流層中，溫度越高，大氣可以容納的水汽含量就越多，反之就越少。一定溫度下，當空氣不可容納更多的水汽時，稱為飽和空氣。當飽和空氣中的水汽和溫度相匹配時，不會出現水汽凝結現象，但當空氣達到過飽和狀態時，則會產生多餘的水汽並發生水汽凝結。

過飽和空氣的形成主要是由於空氣的上升運動，造成氣溫下降，形成過飽和水汽；加上吸濕性較強的凝結核的作用，水汽凝結成雲，來自雲中的雲滴，冰晶太小，不能克服空氣的阻力和上升氣流的頂托，從而懸浮在空中。當雲繼續上升冷卻，或者雲外不斷有水汽輸入雲中，使雲滴不斷地增大，以致於上升氣流再也頂不住時候，才能從雲中降落下來，形成雨、雪、雹等降水天氣。

目錄

空氣飽和的過程

空氣包含水分，並以每公斤干空氣一克作為量度單位，但現在大多普遍以相對濕度的形式表達，例如百份之五十。空氣的溫度取決空氣本身可以容納多少水分才達至飽和，而暖的空氣比冷的空氣可以容納更多的水分。亦由於空氣有如此特性，冷卻空氣可以使其飽和。而露點溫度則為使既定的空氣分量達到水分飽和所需的溫度。當然，增加空氣中的水分也可以使空氣飽和。

冷卻機制

• 上升（日間強烈受熱，對流，地形）

• 接觸性冷卻（暖空氣流過冷的海面）

• 輻射冷卻（晚上地面輻射大量流失於太空）

• 蒸發冷卻（水由液態轉為氣態，空氣溫度下降）

增加水分

• 太大的雲層有助雨的形成，而水從上面降下。
• 在日間有強烈蒸發發生於水面。

降水的形成

在雨滴形成的初期，雲滴主要依靠不斷吸收雲體四周的水汽來使自己凝結和凝華。如果雲體內的水汽能源源不斷得到供應和補充，使雲滴表面經常處於過飽和狀態，那麼，這種凝結過程將會繼續下去，使雲滴不斷增大，成為雨滴。當雲中的雲滴增大到一定程度時，由於大雲滴的體積和重量不斷增加，它們在下降過程中不僅能趕上那些速度較慢的小雲滴，而且還會「吞併」更多的小雲滴而使自己壯大起來。當大雲滴越長越大，最後大到空氣再也托不住它時，便從雲中直落到地面，成為我們常見的雨水。

類型

鋒面雨

在鋒面上空氣緩慢上升（以每秒厘米的速度計算），在冷氣團一側形成層狀降水。又稱氣旋雨、梅雨。 氣旋雨又包括熱帶氣旋雨和溫帶氣旋雨。在台灣地區，一次熱帶氣旋（颱風）雨常可降落數百毫米的雨量，造成水災。溫帶氣旋中的暖氣流沿冷氣流表面（鋒面）上升而冷凝成雨，包括冷鋒雨和暖鋒雨。冷、暖氣流的勢力若相近，則鋒面在同一地帶徘徊或滯留而產生梅雨，中國長江流域、台灣和韓國及日本中南部均有梅雨現象，以其適當梅子成熟，故名。又因此段期間氣候潮濕，物品最易發霉，故又稱「霉雨」。

對流雨

如果下墊面高溫潮濕，近地面空氣強烈受熱，引起空氣的對流運動，濕熱空氣在上升過程中，隨氣溫的下降，形成對流雲而降水，比如積雨雲和濃積雲，條件一定時即可降水。特點是強度大，歷時短，範圍小，還常伴有暴風，雷電，故又稱熱雷雨、雷陣雨，台灣稱西北雨。在熱帶雨林氣候區和夏季的亞熱帶季風氣候區多見。

地形雨

英語：orographic rain，暖濕氣流遇到山地，沿坡上升，水汽凝結，積雲降雨；故迎風坡（windward slope）的雨量隨高度增加而遞增，但山地很高時，超過某一高度後，又逐漸減少，當暖濕空氣沿山地爬升到最高點後，降完雨水形成乾冷空氣，之後再沿着山地下降，由於干空氣每下降100m氣溫會上升1°C，因此就在背風坡形成焚風。印度阿薩密省之乞拉朋吉（Cherrapunji），因位在孟加拉灣的夏季季風北上的通路山坡上，故成為世界雨量最多之區，年達12,000毫米，即地形性降雨之佳例。盛行東北季風期間，台灣東北部位在雪山山脈和中央山脈的迎風坡，多地形雨；西南部位在背風坡，雨水甚少。

颱風雨

氣旋中心附近氣流上升，引起水汽凝結而形成降水，稱為颱風雨。常見的有熱帶氣旋和溫帶氣旋帶來的降水。（註：氣旋雨是鋒面雨的別稱而不是指颱風雨，此部分較容易搞混。）

視頻

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降水的四種類型 科技館說——怎樣測量降水量