降水是云中的水分以液态或固态的形式降落到地面的现象，它包括雨、雪、雨夹雪、米雪、霜、冰雹、冰粒和冰针等降水形式。形成降水的条件有三个：①要有充足的水汽；②要使气块能够抬升并冷却凝结；③要有较多的凝结核。当大量的暖湿空气源源不断地输入雨区，如果这里存在使地面空气强烈上升的机制，如暴雨天气系统，使暖湿空气迅速抬升，上升的空气因膨胀做功消耗内能而冷却，当温度低于露点后，水汽凝结成愈来愈大的云滴，云滴凝结增大，合并碰撞增大，相互吸引增大，上升气流不能浮托时，便造成降水。地面暖湿空气→抬升冷却→凝结为大量的云滴→降落成雨。^[3] 人工降水就是根据自然降水形成的原理，人为补充某些形成降水的必需条件。促进云滴迅速凝结并与其他云滴碰撞合并而增大形成降水。对于不同的云，需采用不同的催化方法。^[4]

我国的降水主要是由东南季风带来的，东南季风为我国带来海洋的水汽，我国东南沿海地区会得到东南季风带来的水汽，形成丰富的降水，也就成为了我国年降水量丰富的地区。西南季风也为我国带来降水，可影响到我国华南一带；当西南季风发展强盛时，也可深入到长江流域。由于我国的降水主要是由东南季风带来海洋的水汽而形成，受夏季风的影响，降水自东南沿海向西北内陆逐渐减少。我国北方的华北、东北地区相对于西北地区较近海洋，在每年7月下旬至8月上旬会进入全年中降水较多的雨季。而我国北方的西北地区由于深居内陆，距海遥远，成为我国年降水量最少的干旱地区。

如图1是的测雨器，其上部的漏斗口呈圆形，内径20cm，其下部放储水瓶，用以收集雨水。量测降水量则用特制的雨量杯进行，每一小格的水量相当于降雨0.1mm，每一大格的水量相当于降雨1.0mm，使用雨量器的测站一般采用定时分段观测制，把一天24h分成几个时段进行，并按北京标准时间以8时作为日分界点。^[1]

随时间连续记录承雨器收集的累积降水量。记录方式可以用机械发条装置或平衡锤系统，将全部降水量的重量如数记录下来，并能够记录雪、冰雹及雨雪混合降水。^[1]

承雨器将雨量导入浮子室，浮子随注入的雨水增加而上升，带动自记笔在附有时钟的转筒记录纸上连续记录随时间累积增加的雨量。当累积雨量达10mm时，自行进行虹吸，使自记笔立即垂直下落到记录纸上纵坐标的零点，以后又开始记录。从自记雨量计记录纸上，可以确定出降雨的起止时间、雨量大小、降雨强度等的变化过程，是推求降雨强度和确定暴雨公式的重要资料。使用时，应和雨量器同时进行观测，以便核对，因为该雨量计有时会出现较大的误差，特别是在暴雨强度很大的情况下。^[1]

翻斗式雨量传感器是用来测量自然界降雨量，同时将降雨量转换为一开关形式表示的数字信息量输出，以满足信息传输、处理、记录和显示等的需要。翻斗式雨量传感器适用于气象台（站）、水文站、农林、国防等有关部门用来遥测液体降水量、降水强度、降水起止时间。^[1]

翻斗式雨量计是由感应器及信号记录器组成的遥测雨量仪器。其工作原理为：雨水由最上端的承水口进入承水器，落入漏斗，经漏斗口流入翻斗，当积水量达到一定高度（如0.1mm）时，翻斗失去平衡翻倒。而每一次翻斗倾倒，都使开关接通电路，向记录器输送一个脉冲信号，记录器控制自记笔将雨量记录下来，如此往复可将降雨过程测量下来。^[1]

降水根据其不同的物理特征可分为液态降水和固态体降水。液态降水有毛毛雨、雨、雷阵雨、冻雨、阵雨等，固态降水有雪、雹、霰等，还有液态固态混合型降水，如雨夹雪等。^[3]

降落到地面的液态水称为雨，按其性质可分为：①连续性降水，时间长，尺度中等；②阵性降水，时间短，强度大；③毛毛雨，形如牛毛。^[3]

根据其强度可分为小雨、中雨、大雨、暴雨、大暴雨、特大暴雨等，具体通过降水量来区分。^[3]

小雨：雨点清晰可见，无漂浮现象，下地不四溅，洼地积水很慢，屋上雨声微弱，屋檐只有滴水，12h内降水量小于5mm或24h内降水量小于10mm的降雨过程。^[3]

中雨：雨落如线，雨滴不易分辨，落硬地四溅，洼地积水较快，屋顶有沙沙雨声，12h内降水量5~15mm或24h内降水量10~25mm的降雨过程。^[3]

大雨：雨降如倾盆，模糊成片，洼地积水极快，屋顶有哗哗雨声，12h内降水量15~30mm或24h内降水量25~50mm的降雨过程。^[3]

暴雨：凡24h内降水量超过50mm的降雨过程统称为暴雨。根据暴雨的强度可分为：暴雨、大暴雨、特大暴雨三种。暴雨：12h内降水量30~70mm或24h内降水量50~100mm的降雨过程；大暴雨：12h内降水量70~140mm或24h内降水量100~250mm的降雨过程；特大暴雨：12h内降水量大于140mm或24h内降水量大于250mm的降雨过程。^[3]

大气中气流上升的方式不同，导致降水的成因亦不同。按照气流上升的特点，降水可分为三个基本类型。^[3]

（1）对流雨。由于近地面气层强烈受热，造成不稳定的对流运动，使气块强烈上升，气温急剧下降，水汽迅速达到过饱和而产生降水，称其为对流雨。对流雨常以暴雨形式出现，并伴随雷电现象，故又称热雷雨。从范围来说，赤道地区全年以对流雨为主，我国通常只见于夏季。^[3]

（2）地形雨。暖湿气流运动中受到较高的山地阻碍被迫抬升而绝热冷却，当达到凝结高度时，便产生凝结降水，也就是地形雨。地形雨多发生在山地的迎风坡。^[3]

（3）锋面雨。当两种物理性质不同的气团相接触时，暖湿气流交界面上升而绝热冷却，达到凝结高度时便产生降水，称其为锋面雨。锋面雨一般具有雨区广、持续时间长的特点。在温带地区，包括我国绝大部分地区，锋面雨占有重要地位。^[3]

小雪：12h内降雪量小于1.0mm（折合为融化后的雨水量，下同）或24h内降雪量小于2.5mm的降雪过程。^[3]

中雪：12h内降雪量1.0~3.0mm或24h内降雪量2.5~5.0mm或积雪深度达3cm的降雪过程。^[3]

大雪：12h内降雪量3.0~6.0mm或24h内降雪量5.0~10.0mm或积雪深度达5cm的降雪过程。^[3]

暴雪：12h内降雪量大于6.0mm或24h内降雪量大于10.0mm或积雪深度达8cm的降雪过程。^[3]

白色不透明的小冰球，由过冷水在冰晶的各个方向上冻结而成，其直径为2~5mm，落在地上反跳，常出现在降雨之前。^[4]

由透明和不透明的冰层相间组成的固态降水。冰雹多为球形，直径几毫米到几十毫米，多从发展旺盛的积雨云中降落。^[4]

对某一测点而言，指一定口径承雨面积上的降水深度，亦可指某一面积上的一次降水总量，单位以m³、亿m³计或以降水深度（mm）表示。在研究降雨量时，很少以一场雨为对象，一般常以单位时间表示，年平均降雨量指多年观测所得的各年降雨量的平均值；月平均降雨量指多年观测所得的各月降雨量的平均值；年降雨量指多年观测所得的一年中降雨量一日的量。^[1]

前者是指一场降水自始至终所经历的时间；后者指对应于某一场降水量而言，其时间长短通常是人为划定的（如1，3，24h或1，3，7d等），在此时段内并非意味着连续的降水。用t表示，以min或h计。^[1]

简称雨强，指单位时间单位面积上的降雨量，以mm/min，mm/h或mm/d计，用i表示，

（mm/min），在工程上，暴雨强度常用单位时间内单位面积上的降雨体积q（L●s^-1●10^-4m²）表示，q与i之间的换算关系是将每分钟的降雨深度换算成每公顷面积上每秒钟的降雨体积，即^[1]

^[1]

式中，q为暴雨强度（L●s^-1●hm^-2)）。^[1]

降水量、降水历时和降水强度一般被称为降水三要素。^[1]

降水面积即指降水所笼罩的面积，汇水面积是指雨水管渠汇集雨水的面积，用F表示，以公顷（hm²）或平方千米（km²）计。^[1]

为了充分反映降水的空间分布与时间变化规律，常用降水过程线、降水曲线、等降水量线以及降水量综合曲线来表示。^[1]

以一定时段（时、日、月、年）为单位所表示的降水量在时间上的变化过程，可用曲线或直方图表示，它是分析流域、产流、汇流与洪水的基本资料，但此曲线图只包含有降水强度、降水时间，而不包含降水面积的因素。此外，如果用较长的时间为单位，由于时段内降水可能时断时续，因此，过程线往往不能反映降水的真实过程。^[1]

此曲线以时间为横坐标，纵坐标代表自降水开始到各时刻降水量的累计值。自记雨量计记录纸上的曲线，即降水量累积曲线。曲线上每个时段的平均坡度为各时段内的平均降水强度I，即^[1]

如取时段很短，即Δt→0，则可得出瞬时雨强i，即^[1]

^[1]

如果将相邻雨量站在同一次降水的累积曲线绘在一起，可以用于分析降水的空间分布与时间上的变化特征。^[1]

是指在同一时间段某流域内降水量相等点的连线。图的作法与地形图上的等高线作法类似。等雨量线综合反映了一定时段内降水量在空间上的分布变化规律。从等降水量线图上可以查取各地的降水量，以及降水的面积，但无法判断出降水强度的变化过程与降水历时。^[1]

常用的降水特征综合曲线有以下三种。^[1]

曲线绘制方法是根据一场降水记录，统计其不同历时内的平均雨强，而后以雨强为纵坐标，历时为横坐标，点绘而成。由图1可知，同一场降雨过程中雨强与历时之间成反比关系，即历时越短，雨强越高，此曲线可用下面经验公式表示：^[1]

式中t为降水历时，单位为h；s为暴雨参数，又称雨力，相当于t=1h的雨强；n为暴雨衰减指数，一般为0.5~0.7；i_t为相应历时t的降水平均强度，单位为mm/h。^[1]

（2）平均深度-面积曲线^[1]

这是反映同一场降水过程中，雨深与面积之间对应关系的曲线，一般规律是面积越大平均雨深越小。曲线的绘制方法是，从等雨量中心起，分别量取不同等雨量线所包围的面积内的平均雨深，点绘而成。^[1]

（3）雨深-面积-历时曲线^[1]

曲线绘制的方法是，对一场降水，分别选取不同历时（如1d，2d，…）的等雨量线，做出平均雨深面积曲线并综合点绘于同一图上。其一般规律是：面积一定时，历时越长，平均雨深越大；历时一定时，则面积越大，平均雨深越小。^[1]

降雨强度在整个流域上是变化的，特别是对流型暴雨，暴雨不仅有中心，并且可以用等雨量线表示，同时降雨也可以在流域上运动。雨量站观测的降雨量只代表那一点的降雨，而形成河川径流的则是整个流域上的降雨量，对此，可用流域平均雨量（或称面雨量）来反映。多年来广泛使用的确定某一地区平均降雨量的方法有三种。^[1]

流域内各站同一时段的雨量进行算术平均。即^[1]

^[1]

式中P为某一时段的流域平均雨量，单位为mm；n为流域内的雨量站数；Pi为流域内第i站时段的雨量，单位为mm，i=1，2，…，N。^[1]

这种方法只适合地形较为平坦、雨量站均匀分布并且各测站的观测值与平均值相差不大的地区。^[1]

该法假定流域上各点的雨量以其最近的雨量站的雨量为代表，因此需要采用一定的方法推求各站代表的在流域中距其最近的点的面积，这些站代表的面积图称泰森多边形。^[1]

其作法是：先用直线（图2中的虚线）就近连接各站为多个三角形，然后作各连线的垂直平分线，他们与流域分水线一起组成n个多边形，每个多边形的面积，就是其中的雨量站代表的面积。设第i站代表的面积为f_i，雨量为P，则该法计算流域平均雨量的公式为^[1]

式中，f_i/F为第i站代表面积占流域面积的比值，称权重。^[1]

根据流域及附近的雨量站观测的同一时段的雨量值，参考地形影响，类似绘制地形等高线，画出雨量等值线图，然后量出相邻等值线间的流域面积f_i，即可按下式计算流域平均雨量P：^[1]

式中，Pi为第i块面积为f_i的平均雨量，等于相邻的2条等值线数值的平均数。^[1]

等雨量线即是降雨量的等值线，是在地图上表示每一地点的降雨观测值和插补值，这种方法提供了更多的灵活性，通常被认为是确的方法。^[1]

受地理位置和气候条件因素的影响，我国的降水具有以下特点。^[1]

总的特点是东南部湿润多雨、向西北内陆逐渐递减，广大西北内陆地区（除新疆西北部个别地区）气候干燥，降水很少。根据我国各地降水量分布的特点，全国大致划分为五个不同的类型地带。^[1]

（1）十分湿润带。相当于年平均降水量1600mm以上的地区。主要包括浙江大部、福建、中国台湾、广东、江西、湖南山地、广西东部、云南西南和西藏东南隅等地区。^[1]

（2）湿润带。相当于年平均降水量1600~800mm的地区。包括沂沭河下游、淮河、秦岭以南广大的长江中下游地区、云南、贵州、广西和四川大部分地区。^[1]

（3）过渡带。通常又叫半干旱、半湿润带。相当于年平均降水量800~400mm的地区。包括黄淮海平原、东北、山西、陕西的大部、甘肃、青海东南部、新疆北部、西部山地、四川西北部和西藏东部地区。^[1]

（4）干旱带。相当于年平均降水量400~200mm的地区。包括东北西部、内蒙古、宁夏、甘肃大部、青海、新疆西北部和西藏部分地区。^[1]

（5）十分干旱带。相当于年平均降水量200mm以下的地区。包括内蒙古大部、宁夏，甘肃北部地区、青海的柴达木盆地、新疆塔里木盆地、准噶尔盆地及广阔的藏北羌塘地区。^[1]

我国的降水由于受季风气候的影响，降水的年际变化更大、更突出。^[1]

（1）不同地区年降水量极值的对比：降水量年际变化的大小，通常可用实测年降水量的值和最小值的比值K_m来反映。K_m越大，说明降水量的年际变化就越大；K_m越小，说明降水量年际之间均匀，变化很小。就全国而言，年降水量变化的是华北和西北地区，丰水年和枯水年降水量之比一般可达3~5倍，个别干旱地区高达10倍以上。这是因为越是干旱地区，其年降水量值小，相对误差大的因素起了一定作用。我国南方湿润地区降水量的年际变化相对北方要小，一般丰水年降水量为枯水年的1.5~2.0倍。^[1]

（2）不同地区年降水量变差系数C_v值的变化情况：年降水量变差系数C_v值的变化越大，表示年降水量的年际变化越大；反之则越小。我国年降水量变差系数在地区上的分布情况如下：西北地区，除天山、阿尔泰山、祁连山等地年降水量变差系数较小以外，大部分地区的C_v值在0.40以上，个别干旱盆地的年降水量C_v值可高达0.7以上。^[1]

因此，广大西北地区的年降水变差系数是全国范围内的高值区；次高值区是华北和黄河中、下游的大部地区，为0.25~0.35。黄河中游的个别地区也在0.4以上。东北大部地区年降水量C_v值一般为0.22左右，东北的西部地区，可高达0.3左右。南方十分湿润带和湿润带地区是全国降水量变差系数C_v值变化最小的地区，一般在0.20以下，但东南沿海某些经常遭受台风袭击的地区，受台风暴雨的影响，年降水变差系数C_v值一般在0.25以上。^[1]

我国大部地区的降水受东南季风和西南季风的影响，雨季随东南季风和西南季风的进退变化而变化。除个别地区外，我国大部分地区降水的年内分配很不均匀。冬季，我国大陆受西伯利亚干冷气团的控制，气候寒冷，雨雪较少。春暖以后，南方地区开始进入雨季，随后雨带不断北移。进入夏季后，全国大部地区都处在雨季，雨量集中，是举国的防汛期。因此，我国的气候具有雨热同期的显著特点。秋季，随着夏季风的迅速南撤，天气很快变凉，雨季也告结束。^[1]

从年内降水时间上看，我国长江以南广大地区夏季风来得早，去得晚，雨季较长，多雨季节一般为3~8月或4~9月，汛期连续4个月的雨量占全年雨量的50%~60%。华北和东北地区的雨季为6-9月，这里是全国降水量年内分配最不均匀和集中程度的地区之一。汛期连续4个月的降水量可占全年降水量的70%~80%，有时甚至一年的降水量中的绝大部分集中在一两场暴雨中。例如1963年8月海河流域的一场特大暴雨，7天降水量占年降水量的80%。北方不少地区汛期1个月的降水量可占年降水量的半数以上。^[1]

和世界上某些国家相比，我国降水的年内分配不均的程度和印度大体相仿，但与西欧一些国家相比，我国降水年内分配不均的程度比欧洲一些国家严重得多。^[1]

欧洲，如英国、西德、匈牙利等，境内降水量年内分配都比较均匀，与我国同纬度某些雨量站资料相比，它们的月降水量一般占年降水总量的9.6%~14.9%，我国高达24.2%~32.9%。也就是说，我国一些雨量站月降水量的集中程度是欧洲国家的2倍以上。欧洲国家中连续4个月降水量一般占全年降水量的36.2%~54.5%，我国高达72.2%~81.9%，也是2倍左右。^[1]

由于我国降水年内分配不均，尤其广大北方地区较南方地区更为严重，这是造成我国旱涝灾害频繁的主要原因之一，它给农业生产带来很大威胁。因此，在我国如不发展灌溉，农业生产就没有保证。雨水排除系统所要排除的雨水，绝大部分是在较短促的时间内降落的，属暴雨性质，形成的雨水径流量比较大。^[1]