降水

世界各地不同月份的日均降水量变化
（基于1961年至1990年的数据）

降水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。

空氣飽和的過程编辑

空氣包含水分，並以每公斤乾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份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。

冷卻機制编辑

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）

增加水分编辑

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。

降水的形成编辑

冷凝和合併乃水的循環中不可或缺的部分

冷凝编辑

降水由溫暖而潮濕的空氣所組成。當空氣冷卻時，水蒸氣開始變成凝結核，逐漸地成為雲朵。當水點變得夠大的時候，有兩個過程的發生會可以導致降水。

伯傑龍–芬德森過程编辑

成因类型编辑

鋒面雨编辑

在鋒面上空氣緩慢上升（以每秒厘米的速度計算），在冷氣團一侧形成層狀降水。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）雨常可降落數百公釐的雨量，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溼，物品最易發霉，故又稱「霉雨」。

對流雲降水

對流雨编辑

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，形成對流雲而降水，比如積雨雲和濃積雲，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、雷陣雨，台灣稱西北雨。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

地形雨编辑

英語：orographic rain，暖溼氣流遇到山地，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，之後再沿著山地下降，由於乾空氣每下降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公釐，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。

熱帶氣旋（颱風）

颱風雨编辑

气旋中心附近气流上升，引起水汽凝结而形成降水，称为颱風雨。常见的有热带气旋和温带气旋带来的降水。（註：氣旋雨是鋒面雨的別稱而不是指颱風雨，此部份較容易搞混。）

降雨特徵编辑

大小與形狀编辑

當大氣層中的水分粒子凝結成小水點，雨因而便會形成。雨水可以是任何形狀，不過直經約為9毫米。

強度與長短编辑

通常強度與降雨時間的長短成反比，換句話說，高強度的暴風雨很可能會持續較短的時間，而低強度的暴風雨會持續比較長的時間。

強度與面積编辑

強度與水滴大小编辑

高強度的暴風雨比低強度的暴風雨有更大的水滴大小。

降雨量度编辑

重現期编辑

重现期 Recurrence interval = (n+1)/m

n is number of years on record; m is the number of recorded occurrences of the event being considered e.g. floods

泛濫頻率编辑

十年一遇的风暴编辑

百年一遇的風暴编辑

降水之最编辑

世界上年降水降最多的地方：乞拉朋吉（又譯「乞拉朋齊」）

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