一、下雨的原理
下雨是大气水循环中的一个重要环节。首先，地球上的江、河、湖、海以及陆地表面的水，在受到太阳照射后会吸收热量，从而变成水蒸气，这个过程被称为蒸发。例如，在炎热的夏日，我们可以看到湖泊表面的水慢慢减少，这就是水蒸发为水蒸气进入大气的表现。
水蒸气比空气轻，会上升到大气中。随着高度的增加，大气压力减小，空气变得稀薄，气压的降低会导致水蒸气的温度降低。当水蒸气上升到一定高度后遇冷，就会发生液化现象，重新变成小水滴。这些小水滴聚集在一起就形成了云。这就如同我们在冬天呼出的热气，遇到冷空气会变成白色的水汽一样的原理。
云里的小水滴或小冰晶在云内不断运动，它们会相互碰撞、合并。在这个过程中，小水滴或小冰晶的体积会逐渐增大。云下层的水滴慢慢变大，而云彩上层的冰晶体积增大以后，可能会掉到云层下部的水滴之间，使得水滴越来越大。当这些水滴增大到一定程度，其自身的重量超过了上升气流对它们的托举力量时，就会在重力的作用下从云中掉落下来，形成降雨。如果在温度很低的情况下，这些小水滴会凝固成冰晶或者雪花降落下来，如果冰晶在下落过程中经过较暖的空气层，又会融化成水滴降落到地面，这也是降雨的一种形式。
二、下雨的形成条件
（一）充足的水汽
水汽是降雨形成的基础物质。一般来说，水汽的来源主要是地球表面的水体蒸发，像海洋、湖泊、河流等大面积的水体都是水汽的重要来源。例如，在热带地区，海洋面积广阔，海水蒸发量大，提供了大量的水汽，所以这些地区往往降水比较丰富。另外，植被覆盖较好的地区，植物的蒸腾作用也会释放出一定量的水汽到大气中，增加大气中的水汽含量。例如，热带雨林地区的茂密植被通过蒸腾作用释放出大量水汽，使得当地空气湿度较大，有利于降雨的形成。
（二）水汽的抬升机制
仅有水汽还不足以形成降雨，还需要有促使水汽抬升的力量，使水汽上升到一定高度遇冷才能凝结成水滴。常见的水汽抬升机制有以下几种：
热力对流
地面空气受热强烈时，空气会膨胀上升。这种情况在夏季的午后较为常见，此时地面被太阳强烈加热，近地面的空气温度升高，密度减小，从而产生向上的对流运动。在这个过程中，水汽随着空气上升，在上升过程中冷却凝结形成降雨。例如，在热带和亚热带地区的夏季，常常会因为这种热力对流而出现雷阵雨天气，降雨强度较大，但持续时间较短。
地形阻挡
当湿润的气流遇到山脉等地形阻挡时，气流会被迫沿着山坡上升。在上升过程中，空气冷却，水汽达到饱和后就会凝结形成降雨，这种降雨被称为地形雨。例如，我国台湾岛东部地区，位于来自太平洋湿润气流的迎风坡，气流被山脉抬升，所以降水丰富；而西部位于背风坡，降水相对较少。山脉的高度、走向等因素都会影响地形雨的形成和分布。一般来说，山脉越高，对气流的阻挡和抬升作用越明显，降雨也会更多；如果山脉走向与气流方向垂直，阻挡作用最强，更有利于地形雨的形成。
锋面抬升
当冷暖性质不同的两种气团相遇时，会形成锋面。在锋面附近，暖湿空气会沿着锋面上升。例如，在我国东部地区，冷暖空气交汇频繁，4、5月份在南部沿海形成暖锋，暖空气主动向冷空气移动，暖空气沿锋面上升；6、7月份在长江流域形成准静止锋，冷暖空气势均力敌，锋面相对静止，暖空气在锋面上缓慢上升；7、8月份在华北、东北形成冷锋，冷空气主动向暖空气移动，迫使暖空气上升。在这些过程中，上升的暖湿空气冷却凝结，从而形成降雨，这种降雨被称为锋面雨，锋面雨的范围通常比较广，持续时间也相对较长。
（三）足够的凝结核
大气中存在着大量的微小颗粒，如灰尘、盐粒等，这些微小颗粒被称为凝结核。水汽需要附着在凝结核上才能凝结成小水滴。虽然大气中凝结核的数量通常较为充足，但在一些特殊情况下，凝结核的多少也会影响降雨的形成。例如，在一些工业污染严重的地区，大气中的尘埃颗粒较多，可能会增加凝结核的数量，从而在一定程度上影响降雨的形成。不过，在正常的自然环境中，凝结核一般不是降雨形成的限制因素。
三、影响下雨的因素
（一）海陆位置
沿海地区降水多
离海洋越近的地区，受海洋的影响越大。海洋是一个巨大的水汽源，海水蒸发会不断向大气中提供水汽。来自海洋的湿润气流可以较为容易地到达沿海地区，为降雨提供了充足的水汽条件。例如，欧洲西部沿海地区，受大西洋的影响，终年湿润多雨，具有典型的海洋性气候特征。此外，沿海地区的气候还受到海洋调节作用的影响，气温变化相对较小，这也有利于水汽的蒸发和降水的形成。
内陆地区降水少
距海越远，海洋水汽难以到达，降水就较少。这是因为水汽在向内陆输送的过程中，会逐渐被消耗，并且受到地形等因素的阻挡。例如，我国的西北地区深居内陆，远离海洋，来自海洋的水汽很难到达这里，再加上周围山脉的阻挡，使得该地区气候干旱，降水稀少。一般来说，降水分布的普遍规律是从沿海向内陆递减，这种规律在很多国家和地区都有体现，比如北美洲，其西部沿海地区降水较多，而内陆地区则较为干旱。
（二）地形因素
山脉走向与降水
山脉走向对海洋水汽有阻挡作用和引导作用。如果山脉走向与海洋水汽来向垂直，就会阻挡水汽的进入，使大陆内侧降水明显减少。例如，北美大陆西部，由于科迪勒拉山系南北纵列，与来自太平洋湿润的西风气流垂直，阻挡了西风的进入，使降水集中在西部海岸，中东部地区就难以受到西风的影响。相反，欧洲西部地区，阿尔卑斯山脉呈东西走向，与西风气流来向一致，有利于海洋湿润气流的进入，降水的分布较广泛，海洋性特征明显。我国西北地区除了深居内陆外，也因为受到山岭的层层阻挡，海洋水汽难以进入，使其更加干旱。
迎风坡、背风坡与降水
海洋湿润气流在运行过程中，如果遇到山脉的阻挡，就会沿着迎风坡上升，在一定的高度上冷却达到过饱和状态，出现凝结降雨，即地形雨。当该气流越过山顶后，在下沉过程中，温度不断升高，饱和水汽含量不断降低，出现干热的天气，即雨影区。山地降水一般比平地多，就是因为山地有促使气流上升的条件，而平地没有，因此降水较少。如南美南段，西部是西风的迎风坡，降水多形成海洋性气候；东部位于背风坡，降水少，形成独特的沙漠气候。我国福建西部的武夷山降水就要比东部沿海地区多，台湾东部比西部多，海南岛东部比西部多。
地形类型与降水
不同的地形对气流的运行有不同的作用，因此降水的分布也不同。平原地形有利于海洋水汽的进入，带来丰富的水汽，降水的几率较大，如我国的东部平原地区、欧洲中部、美国中东部。山地的迎风坡在一定的高度上降水较多，背风坡较少；河谷地带由于地势低，温度高而降水少，如横断山区。盆地由于地形封闭，周围高山环绕，海洋水汽难以进入，降水也较少，如塔里木盆地。高原因为地势高，海洋水汽也难以爬上高原面形成降水，所以高原上的降水也不多，如东非高原、青藏高原、巴西高原等，降水都不多。
（三）气压带
低气压带多雨
全球的气压带不管是热力原因形成的，还是动力原因形成的，低气压带盛行的是上升气流。在上升过程中，空气冷却，水汽容易达到过饱和状态，往往会凝结降雨，形成多雨区。例如，赤道地区全年处在低气压控制下，终年多雨，这里的空气受热上升，水汽凝结形成大量降雨，形成了热带雨林气候。另外，在副极地地区，也会因为东风和西风相汇而形成低气压带，产生极锋，从而形成锋面雨，降水也比较丰富。
高气压带少雨
高气压带盛行的是下沉气流，在下沉过程中气温不断升高，水汽的饱和含量不断降低，空气越来越干燥，很难形成降水，多为晴朗天气。例如，热带沙漠地区，全年在副热带高压控制之下，盛行下沉气流，炎热干燥；我国长江流域盛夏的伏旱天气就是因为受到副热带高压的控制，盛行下沉气流，降水稀少。
（四）风带
西风带多雨
全球的风带包括极地东风带、西风带、信风带，对降水影响较大的是西风带和信风带。西风带对降水的影响主要是通过把海洋水汽带到大陆形成降水。中纬度的大陆西岸是西风的迎风岸，降水多，如欧洲西部、南北美洲的西部海岸。西风带的风从海洋吹向大陆，能够携带大量的水汽，当遇到合适的地形或冷暖空气交汇等条件时，水汽就会凝结形成降雨。
信风带少雨（特殊情况除外）
低纬度的大陆东岸是信风的迎风岸，降水多，如马达加斯加东部，澳大利亚东北部。巴西高原东南热带雨林气候的形成都与信风有关。而在一般情况下，信风从较高纬度吹向较低纬度，从陆地吹向海洋，空气干燥，降水较少。例如，非洲北部地区，受信风带的影响，盛行从陆地吹向海洋的干燥信风，降水稀少，形成了大面积的沙漠气候。
（五）季风
夏季风与降水
在季风气候区，冬夏季风的性质不同，对降水的影响也不同。夏季风从海洋吹向陆地，把大量的海洋水汽带到了陆地上，就有可能形成降水天气。例如，东亚季风区，夏季盛行来自太平洋的东南季风，为我国东部地区带来丰富的降水，形成高温多雨的气候特征；南亚季风区，夏季盛行来自印度洋的西南季风，为印度半岛和中南半岛等地带来大量降水，形成雨季。
冬季风与降水
冬季风从陆地吹向海洋，性质是干燥的，一般不会形成降水，天气晴朗。例如，东亚季风区的冬季，盛行来自亚欧大陆内部的西北季风，由于其来自内陆干旱地区，水汽含量很少，所以冬季降水较少，气候寒冷干燥；南亚季风区的冬季，盛行东北季风，也是从陆地吹向海洋，降水稀少，形成旱季。
（六）气旋、锋面
气旋与降水
在气旋控制下，盛行的是旋转上升气流，往往能达到过饱和状态，形成降水，如中纬度地区就多气旋雨。气旋是一种低压系统，周围的空气会向中心辐合上升。例如，台风、飓风就是强烈的热带气旋，它们在登陆时会带来大量的降水。气旋雨的特点是范围较大，降水强度也可能较大，并且往往伴随着强风等天气现象。
锋面与降水
在冷暖性质不同的气流交汇地区，往往会形成锋面雨。在锋面附近暖空气上升也会达到过饱和状态，从而形成降水。我国东部地区的降水就是以锋面雨为主，不同季节锋面雨的类型和位置有所不同。例如，4、5月份在南部沿海形成暖锋降水，6、7月份在长江流域形成准静止锋降水，7、8月份在华北、东北形成冷锋降水。锋面雨的降水范围通常比较广，持续时间相对较长，并且降水强度适中。
（七）下垫面
植被覆盖影响
下垫面在局部地区也会对降水产生影响，主要是通过改变大气中水汽含量。如果地表植被覆盖率高，植物的蒸腾作用会增加大气中的水汽含量，从而增大空气湿度，增加降水量。例如，森林地区的空气湿度相对较大，降水也相对较多。相反，如果地面的植被破坏，如过度砍伐森林，会导致植被的蒸腾作用减弱，空气中的水汽含量减少，降水也会随之减少。此外，植被还可以通过影响地表粗糙度，改变气流的运动状态，进而影响降水的分布。比如，森林地区的树木可以阻挡气流，使气流上升，有利于水汽的凝结和降水的形成。
水面影响
水面宽广的地区，蒸发量大，会增加大气中的水汽含量，从而增加降水量。例如，湖泊和大型水库附近的地区，由于水面的蒸发作用，空气湿度较大，降水也会明显增多。而在一些干旱地区，如果湖泊干涸或者水域面积减小，当地的水汽来源减少，降水也会相应减少。另外，沿海地区如果海岸曲折有暖流经过，降水也会增多；如果有寒流经过，降水则会减少，这是因为洋流会影响经过地区的气温和水汽含量，暖流增温增湿，寒流降温减湿。
（八）人类活动
增加降水的人类活动
人类活动主要是通过改变下垫面的状况来影响降水。植树造林、恢复植被、修建水库和水利工程、退田还湖、扩大水面和湿地等活动，都将会使空气的湿度增加，降水增多。例如，在一些干旱地区进行植树造林工程后，随着植被的逐渐生长，植被的蒸腾作用增加了大气中的水汽含量，同时植被还可以阻挡风沙，改善当地的小气候，使得降水逐渐增多。修建水库可以扩大水域面积，增加水汽蒸发量，从而在一定程度上增加周边地区的降水。
减少降水的人类活动
相反，乱砍滥伐、过度放牧、破坏植被、围湖造田、开垦排干沼泽等活动，会使空气湿度减小，降水减少，气候的大陆性增强。例如，一些地区由于过度开垦草原，导致草原植被破坏，土地沙化，降水减少，生态环境恶化。另外，城市化进程也会对降水产生影响，城市中的建筑物和道路等下垫面改变了地表的性质，减少了植被覆盖，同时城市的热岛效应会影响大气的环流和水汽的分布，使得城市降水的分布和强度发生变化，一般城市中心降水可能会相对增多，而周边地区降水可能会受到影响。
四、不同地区下雨的特点
（一）热带雨林地区
降雨量大且均匀
热带雨林地区位于赤道附近，终年受赤道低气压带的控制，盛行上升气流，空气极易冷却凝结形成降雨。这里的年降水量非常丰富，通常在2000毫米以上。例如，亚马孙河流域的热带雨林地区，降雨量大且降雨分布比较均匀，几乎每天都会有降雨，这是因为其所处的低气压带位置相对稳定，水汽供应充足，并且地形相对平坦开阔，有利于水汽的聚集和降雨的形成。
降雨类型以对流雨为主
由于该地区气温高，空气受热强烈，水汽蒸发旺盛，常常形成强烈的对流运动。对流雨的特点是降雨强度大，雨滴大而密集，降雨时间短，通常在午后达到降雨高峰。这种降雨类型是热带雨林地区降水的主要形式，它使得热带雨林地区的生态系统能够得到充足的水分供应，孕育了丰富的生物多样性。
（二）季风气候区
降水季节差异明显
季风气候区受季风的影响，降水具有明显的季节性变化。以东亚季风区为例，夏季盛行来自海洋的东南季风，带来大量的水汽，降水丰富，形成雨季；冬季盛行来自大陆内部的西北季风，干燥少雨，形成旱季。南亚季风区也是如此，夏季受西南季风影响为雨季，冬季受东北季风影响为旱季。这种降水的季节性差异对当地的农业生产、水资源管理等方面有着重要的影响。例如，在我国的长江中下游地区，夏季降水集中，容易引发洪涝灾害；而冬季降水少，需要依靠水利工程蓄水来满足农业灌溉和生活用水的需求。
降水类型多样
季风气候区的降水类型比较复杂，既有锋面雨，也有对流雨等。在夏季风推进的过程中，冷暖空气交汇形成锋面雨，这是季风区降水的重要组成部分。同时，夏季气温高，局部地区也会因为热力对流而产生对流雨。例如，我国南方地区在夏季，既会受到锋面雨带的影响，也会出现午后雷阵雨等对流雨天气，这种多样的降水类型使得季风气候区的气候更加复杂多变。
（三）温带大陆性气候区
降水量较少
温带大陆性气候区深居内陆，远离海洋，海洋水汽难以到达。其降水主要依赖于本地水汽蒸发和偶尔来自海洋的少量水汽。例如，中亚地区属于温带大陆性气候，年降水量较少，一般在200 - 400毫米之间，部分地区甚至更少。这种干旱的气候条件使得当地的植被以草原和荒漠为主，水资源成为当地发展的重要限制因素。
降水变率大
温带大陆性气候区的降水不仅总量少，而且年际和季节变化都很大。由于缺乏稳定的水汽来源，降水的多少受大气环流、地形等多种因素的影响较大。在某些年份，可能会因为某一次大气环流的异常而出现较多的降水；而
