降水量

気象学では、降水とは、重力によって雲から落ちてくる大気中の水蒸気が凝結して生じるものです。 ^[1] 降水の主な形態には、霧雨、雨、みぞれ、雪、氷の粒、あられ、雹などがあります。降水は、大気の一部が水蒸気で飽和状態（相対湿度100%に達する）になり、水が凝結して「降水」または落下するときに発生します。したがって、霧やミストは降水ではありません。それらの水蒸気は凝結して沈殿しないため、霧やミストは落下しません（このような降水しない組み合わせはコロイドです）。空気を冷却するか、空気に水蒸気を追加するという2つのプロセスが、おそらく一緒に作用して、空気が水蒸気で飽和状態になることがあります。降水は、雲の中で他の雨滴や氷晶と衝突して小さな水滴が合体することで形成されます。点在する場所で短時間に激しい雨が降ることをにわか雨と呼びます。^[2]

地表の氷点下の空気の層を越えて持ち上げられた、または上昇を強いられた水分は、低温により雲や雨に凝結することがある。このプロセスは、通常、氷結雨が発生するときに活発になる。氷結雨の領域の近くには停滞前線が存在することが多く、湿った空気を上昇させる焦点となる。必要かつ十分な大気中の水分含有量があれば、上昇する空気中の水分は雲、すなわち、著しい降水を伴う場合には乱層雲や積乱雲に凝結する。最終的に、雲粒は雨滴を形成するのに十分な大きさに成長し、地球に向かって降下し、露出した物体と接触して凍結する。比較的暖かい水域が存在する場合、たとえば湖からの水の蒸発により、温帯低気圧の裏側の冷たい低気圧の流れ内にある暖かい湖の風下では、湖効果降雪が懸念される。湖効果降雪は局地的に大雪になることがある。 サイクロンのコンマヘッド内および湖沼効果降水帯内では雷雪が発生する可能性がある。山岳地帯では、標高の高い地形の風上側で斜面からの上昇流が最大になる場所で大雨になる可能性がある。山の風下側では、圧縮加熱による乾燥した空気のために砂漠気候になることがある。降水のほとんどは熱帯地方で発生し^{[3] 、}対流によって引き起こされる。モンスーンの谷、または熱帯収束帯の動きにより、サバンナ地域 に雨季が訪れる。

降水は水循環の主要な要素であり、地球上に淡水を堆積させる役割を果たしています。毎年約505,000立方キロメートル（121,000立方マイル）の水が降水として降り、そのうち398,000立方キロメートル（95,000立方マイル）が海上、107,000立方キロメートル（26,000立方マイル）が陸上です。 ^{[4]地球の表面積を考えると、世界平均の年間降水量は990ミリメートル（39インチ）ですが、陸上では715ミリメートル（28.1インチ）に過ぎません。}ケッペンの気候区分システムなどの気候区分システムでは、平均年間降水量を使用して、異なる気候レジームを区別しています。地球温暖化はすでに天候の変化を引き起こしており、一部の地域では降水量が増加し、他の地域では減少し、さらなる異常気象を引き起こしています。^[5]

降水は他の天体でも発生することがある。土星の最大の衛星であるタイタンでは、ゆっくりと降る霧雨としてメタンの降水が発生し、^[6]赤道と極地で雨水たまりとして観測されている^[7 ] 。^{[8] [9]}

降水は水循環の主要な要素であり、地球上の淡水の大部分を堆積させる原因となっています。毎年約505,000 km ^{3 (121,000 cu mi)の水が降水として降り、そのうち398,000 km 3} (95,000 cu mi)が海洋に降り注ぎます。^[4]地球の表面積を考えると、地球全体の平均年間降水量は990ミリメートル (39インチ) となります。

降水の発生メカニズムには、対流、層状、^[10]、および地形性降水がある。^[11] 対流プロセスは強い垂直運動を伴い、1時間以内にその場所の大気の反転を引き起こし、激しい降水を引き起こす可能性がある。 ^[12]一方、層状プロセスは弱い上昇運動とそれほど激しくない降水を伴う。^[13] 降水は、液体の水、地表との接触で凍結する液体の水、または氷のいずれとして降るかに基づいて、3つのカテゴリに分類できます。異なるカテゴリの種類を含む異なるタイプの降水の混合物が同時に降ることがあります。液体の降水には、雨と霧雨があります。氷点下の気団内で接触すると凍結する雨または霧雨は、「凍結雨」または「凍結霧雨」と呼ばれます。凍結した降水には、雪、氷針、氷粒、雹、およびあられがあります。^[14]

液体の降水

降雨量（霧雨や雨を含む）は、通常、雨量計を使用して測定され、高さまたは深さのミリメートル（mm）単位で表されます。同様に、降雨量は、集水面積あたりの水量の次元を持つ物理量として、平方メートルあたりのリットル（L/m ²）単位で表すことができます。1L = 1dm ³ = 1mm·m ^{2であるため、面積（m 2}）の単位が打ち消され、単に「mm」になります。これは、1リットルの水の質量が1  kg（水密度）であると仮定した場合、 kg/m ^{2で表される}面積密度にも対応し、ほとんどの実用目的で受け入れられます。対応する英語の単位は通常インチです。メートル法化前のオーストラリアでは、降雨量は「ポイント」でも測定され、それぞれが100分の1インチと定義されていました。^[15]

固体の降水

積雪計は通常、固体降水量の測定に使用されます。降雪量は通常、容器に雪を降らせて高さを測り、センチメートル単位で測定されます。その後、必要に応じて雪を溶かして、液体降水の場合と同様にミリメートル単位の水当量測定値を得ることができます。積雪の高さと水当量の関係は、雪の水分含有量によって異なります。したがって、水当量では積雪の深さの大まかな推定値しか得られません。雪粒や雹、みぞれ（雨と雪が混ざったもの）などの他の形態の固体降水も、溶かしてそれぞれの水当量として測定することができ、通常は液体降水の場合と同様にミリメートル単位で表される。^[16]

露点とは、空気の塊が飽和状態になるために冷却されなければならない温度であり、（過飽和状態にならない限り）水に凝縮する。^[17]水蒸気は通常、雲を形成するために塵、氷、塩などの凝結核 上で凝結し始める。雲凝結核の濃度によって雲の微物理が決まる。 ^{[18]前線帯の上昇した部分は広い範囲に揚力を発生させ、}高層雲や巻層雲などの雲層を形成する。 層雲は安定した雲層で、冷たく安定した気団が暖かい気団の下に閉じ込められたときに形成される傾向がある。また、風が吹いているときに移流霧が持ち上がることで形成されることもある。^[19]

空気を露点まで冷却する主なメカニズムは、断熱冷却、伝導冷却、放射冷却、蒸発冷却の 4 つです。断熱冷却は、空気が上昇して膨張するときに発生します。^[20]空気は、対流、大規模な大気の動き、または山などの物理的な障壁 (地形による上昇) によって上昇することがあります。伝導冷却は、空気がより冷たい表面に接触したときに発生します。^[21]通常、空気はある表面から別の表面へ、たとえば液体の水面からより冷たい陸地へ吹き飛ばされることによって発生します。放射冷却は、空気またはその下の表面からの赤外線放射によって発生します。 ^{[22]蒸発冷却は、蒸発によって空気に水分が追加され、空気の温度が}湿球温度まで、または飽和に達するまで 冷却されるときに発生します。 ^[23]

水蒸気が空気中に加えられる主な方法は、上昇気流の領域への風の収束、^[12]上から降る降水またはビルガ、^[24]日中の加熱により海洋、水域または湿地の表面から水が蒸発すること、^[25]植物からの蒸散、^[26]冷たいまたは乾燥した空気が暖かい水の上を移動すること、^[27]山々の上の空気の上昇です。^[28]

凝集は、水滴が融合してより大きな水滴を作るとき、または水滴が氷の結晶上で凍結するときに発生し、これはベルジェロン過程として知られています。非常に小さな水滴の落下速度は無視できるため、雲は空から落ちません。降水は、これらがより大きな水滴に凝集したときにのみ発生します。異なるサイズの水滴は異なる終端速度を持ち、それが水滴の衝突を引き起こし、より大きな水滴を生成します。乱流は衝突プロセスを促進します。^[29]これらの大きな水滴が下降するにつれて、凝集が続き、水滴は空気抵抗を克服できるほど重くなり、雨として落ちます。^[30]

雨滴の平均直径は 5.1～20 ミリメートル (0.20～0.79 インチ) で、それ以上になると砕け散る傾向があります。より小さな水滴は雲滴と呼ばれ、その形状は球形です。雨滴が大きくなるにつれて、その形状はより扁平になり、その最大断面が向かってくる気流に面します。漫画の雨滴の絵とは異なり、その形状は涙滴に似ていません。^[31]降雨の強度と継続時間は通常反比例しており、つまり、強度の高い嵐は継続時間が短く、強度の低い嵐は継続時間が長くなる可能性があります。^{[32] [33]} 融解した雹に関連する雨滴は、他の雨滴よりも大きくなる傾向があります。^[34] METAR の雨のコードは RA で、にわか雨のコードは SHRA です。^[35]

氷粒またはみぞれは、小さくて半透明の氷の球からなる降水の一種です。氷粒は通常（常にではありませんが）雹よりも小さいです。^{[36]氷粒は地面に当たると跳ね返ることが多く、通常は}凍結雨 と混ざらない限り固体の塊に凍りません。氷粒のMETARコードはPLです。^[35]

氷の粒は、氷点以上の空気の層とその上下に氷点下の空気が存在する場合に形成されます。これにより、暖かい層を落下する雪片は部分的または完全に溶けます。雪片は地表に近い氷点下の層に再び落下し、再び凍結して氷の粒になります。ただし、暖かい層の下の氷点下の層が小さすぎると、降水が再凍結する時間がなく、地表で凍結雨が発生します。地表上に暖かい層があることを示す温度プロファイルは、寒い季節の温暖前線の前に見つかる可能性が最も高くなりますが、 ^{[37]通過する}寒冷前線の後ろに見つかることもあります。

他の降水と同様に、雹は嵐の雲の中で過冷却水滴が塵や土などの凝結核と接触して凍結することで形成される。嵐の上昇気流が雹を雲の上部に吹き飛ばす。上昇気流は消散し、雹は下に落ちて上昇気流に戻り、再び持ち上げられる。雹の直径は5ミリメートル（0.20インチ）以上である。^[38] METARコードでは、直径が6.4ミリメートル（0.25インチ）以上の大きな雹を示すためにGRが使用される。GRはフランス語のgrêleに由来する。より小さなサイズの雹や雪粒には、フランス語のgrésilの短縮形であるGSというコードが使用される。^[35] ゴルフボール大より少し大きい石は、最も頻繁に報告される雹の大きさの1つである。^[39] 雹は15センチメートル（6インチ）まで成長し、重さは500グラム（1ポンド）を超えることがあります。^[40] 大きな雹の場合、さらに凍結することで放出される潜熱によって雹の外殻が溶けることがあります。その後、雹は「湿潤成長」を起こし、液体の外殻が他の小さな雹を集めます。^[41] 雹は氷の層を獲得し、上昇するたびにどんどん大きくなります。雹が嵐の上昇気流で支えられないほど重くなると、雲から落ちます。^[42]

雪の結晶は、小さな過冷却雲の水滴（直径約10μm）が凍ることで形成されます。水滴は凍ると、過飽和環境で成長します。水滴は氷の結晶より数が多いため、水滴を犠牲にして結晶は数百μmの大きさに成長することができます。このプロセスは、ウェゲナー・ベルジェロン・フィンダイゼン過程として知られています。対応する水蒸気の枯渇により水滴が蒸発し、水滴を犠牲にして氷の結晶が成長することを意味します。これらの大きな結晶は、質量があるために大気中を落下し、衝突してクラスターまたは凝集体になる可能性があるため、効率的な降水源です。これらの凝集体が雪片であり、通常は地面に落ちるタイプの氷粒子です。^[43]ギネス世界記録は、1887年1月にモンタナ州フォートキーオ で発生したものを世界最大の雪片としています。伝えられるところによると、幅は38cm（15インチ）あった。^[44]くっつく仕組みの正確な詳細は研究対象となっている。^[要出典]

氷は透明だが、結晶の面や空洞/欠陥による光の散乱により、小さな氷の粒子による全スペクトルの光の拡散反射により、結晶は白く見えることが多い。 ^[45] 雪片の形は、雪片が形成される温度と湿度によって大まかに決まる。^[43]まれに、約-2°C（28°F）の温度で、雪片は3回対称、つまり三角形の雪片になることがある。^[46]最も一般的な雪片は目に見えて不規則だが、写真では見た目が美しいため、ほぼ完璧な雪片のほうが一般的かもしれない。2つの雪片が同じであることはない。[ ^47]雪片は、地面に落ちる途中で通過する大気中の変化する温度と湿度に応じて、異なる速度と異なるパターンで成長する。^[48] METARコードは雪のSNで、にわか雪はSHSNでコード化される。^[35]

ダイヤモンドダストは、氷針または氷結晶としても知られ、気温が−40℃（−40℉）に近づくと、上空のわずかに高い水分を含んだ空気が、より冷たい地表の空気と混ざることで形成されます。^[49] ダイヤモンドダストは、六角形の単純な氷結晶でできています。^[50]国際1時間天気予報におけるダイヤモンドダストのMETAR識別子はICです。^[35]

潜在的沈着は、水蒸気を多く含んだ霧や空気が、通過する木や低木の葉と相互作用することによって発生します。^[51]

層状降水または動的降水は、地表の寒冷前線の上や温暖前線の上および前方など、総観システム内の空気の緩やかな上昇（cm/s のオーダー）の結果として発生します。同様の上昇は、熱帯低気圧の眼壁の外側の周囲や、中緯度低気圧の周囲のコンマヘッド降水パターンで見られます。^[52]閉塞前線沿いにはさまざまな天候が見られ、雷雨が発生する可能性もありますが、通常、閉塞前線の通過は気団の乾燥を伴います。閉塞前線は通常、成熟した低気圧の周囲に形成されます。^[53] 降水は地球以外の天体でも発生する可能性があります。火星では寒くなると、雨や雪ではなく、氷針の形をとる降水が発生する可能性が最も高いです。^[54]

対流性雨、またはにわか雨は、積乱雲や鬱積雲などの対流雲から発生します。雨は、急速に強度が変化するにわか雨として降ります。対流性降水は、対流雲の水平方向の広がりが限られているため、比較的短時間に特定の領域に降ります。熱帯地方の降水のほとんどは対流性であるように見えますが、層状降水も発生することが示唆されています。^{[33] [52]}あられやひょうは対流を示しています。^[55]中緯度では、対流性降水は断続的で、寒冷前線、スコールライン、温暖前線などの傾圧境界と関連することがよくあります。^[56]対流性降水は主に中規模対流システムで構成され、雷雨、風害、その他の深刻な気象現象を伴う集中豪雨を引き起こします。^[要出典]

地形性降水は、山の風上側（風上側）で発生し、山の尾根を横切る大規模な湿った空気の流れによる上昇気流によって引き起こされ、断熱冷却と凝結を引き起こします。世界の比較的安定した風（貿易風など）にさらされている山岳地帯では、通常、風下側よりも風上側の方が湿潤な気候になります。地形性上昇気流によって水分が除去され、雨陰が見られる下降し一般的に温暖な風下側には乾燥した空気（カタバティック風を参照）が残ります。^[28]

ハワイでは、カウアイ島のワイアレアレ山が異常な降雨量で知られ、年間平均降雨量は12,000ミリメートル（460インチ）で、世界で2番目に多い。 ^[57]暴風雨が10月から3月にかけて州を襲い、大雨となる。島々の地形により、気候は大きく異なり、高山に対する位置によって風上（コオラウ）と風下（コナ）に分けられる。風上側は東から北東の貿易風に面し、降雨量が非常に多い。風下側は乾燥していて日当たりがよく、雨量も雲量も少ない。^[58]

南米では、アンデス山脈が太平洋からの湿気を遮り、アルゼンチン西部の風下で砂漠のような気候を作り出している。^{[59]北アメリカでは}シエラネバダ山脈が同様の効果を生み出し、グレートベースンとモハーベ砂漠を形成している。^{[60] [61]}同様に、アジアではヒマラヤ山脈がモンスーンの障害となり、南側では非常に多くの降水量が発生し、北側では降水量が少なくなる。^[要出典]

温帯低気圧は、風速119 km/h (74 mph)を超える風を伴う大雨や大雪を伴う寒くて危険な状況をもたらすことがある^{[62] （ヨーロッパでは}暴風雨と呼ばれることもある）。温暖前線に伴う降水帯は、前線境界上の弱い上向きの垂直運動によって強制的に広がることが多く、冷却されると凝結して細長い帯状の降水帯^{[63]内に降水をもたらす。この帯は幅広く}層状であり、乱層雲から流れ落ちることを意味する。^{[64]湿った空気が北極気団を押しのけようとすると、細長い}降水帯の極側で雪が溢れることがある。北半球では、極側は北極、つまり北に向かう。南半球では、極側は南極、つまり南に向かう。^[要出典]

温帯低気圧の南西では、比較的暖かい水域に冷たい空気を運ぶ湾曲した低気圧の流れが、狭い湖効果帯を引き起こすことがあります。これらの帯は、次のように理解できる局所的な強い降雪をもたらします。湖などの大きな水域は熱を効率的に蓄えるため、水面と上空の空気の間に大きな温度差（13 °C または 23 °F 以上）が生じます。 ^[65]この温度差により、暖かさと湿気が上方に運ばれ、垂直に向いた雲（衛星写真を参照）に凝縮して雪が降る。高度による温度低下と雲の深さは、水温と大規模環境の両方に直接影響されます。高度による温度低下が強いほど、雲は深くなり、降水率は高くなります。^[66]

山岳地帯では、空気が山を登り、風上側の斜面に沿って降水量を押し出すことで大雪が積もり、寒冷な気候ではそれが雪となって降ります。地形が険しいため、大雪の場所を予測することは依然として大きな課題です。^[67]

雨季は、1年のうち1か月以上にわたり、ある地域の年間平均降水量のほとんどが降る時期である。^[68]グリーンシーズン という用語は、観光当局によって婉曲表現として使用されることもある。^[69] 雨季のある地域は、熱帯および亜熱帯の一部に散在している。^[70] サバンナ気候およびモンスーン気候の地域では、夏は雨が多く、冬は乾燥している。熱帯雨林では、降水量が年間を通じて均等に分布しているため、厳密には乾季も雨季もない。^[71] 雨季が顕著な一部の地域では、温暖期の半ばに熱帯収束帯またはモンスーントフがその場所の極方向に移動するため、シーズン半ばに降雨量が途絶えることがある。^[32] 雨季が温暖期、つまり夏に起こる場合、雨は主に午後遅くから夕方の早い時間帯に降る。雨季は空気の質が改善され、^[72]淡水の質が改善され、^{[73] [74]}植物が著しく成長する時期です。土壌の栄養分が減少し、浸食が増加します。^[32] 動物はより湿潤な状況に適応し、生き残るための戦略を持っています。前の乾季は作物がまだ成熟していないため、雨季にかけて食糧不足につながります。開発途上国は、雨季の終わりに起こる最初の収穫の前に見られる食糧不足のために、人口の季節的な体重変動が見られることに気づいています。^[75]

熱帯低気圧は、非常に激しい降雨の原因となるもので、数百マイルにわたる大きな気団で構成され、中心には低気圧があり、風は中心に向かって時計回り（南半球）または反時計回り（北半球）に吹きます。^[76]サイクロンは人命や財産に多大な損害を与える可能性があります が、乾燥した地域に必要な降雨をもたらす可能性があるため、影響を受ける場所の降雨状況に重要な要因となる可能性があります。^[77] 熱帯低気圧の進路上にある地域では、1年分の降雨量が発生する可能性があります。^[78]

全体的に見ると、地形以外で降水量が最も多いのは熱帯地方で、ハドレー循環の上昇枝である熱帯収束帯と密接に関係している。コロンビアの赤道近くの山岳地帯は、地球上で最も雨の多い場所の一つである。^[79]この北と南には、降水量の少ない亜熱帯の尾根 を形成する下降気流の領域がある。 ^[80]これらの尾根の下の地表は通常乾燥しており、これらの地域は地球​​上の砂漠のほとんどを構成している。^[81] この規則の例外はハワイで、貿易風による上昇流が地球上で最も雨の多い場所の一つとなっている。^{[82]それ以外の場合は、}偏西風 がロッキー山脈に流れ込むことで、 北米内で最も雨が多く、標高によっては最も雪の多い場所となっている。 ^[83]アジアでは雨季にヒマラヤ山脈に湿った空気が流れ込むため、インド北東部では地球上で観測された降雨量の中でも最大級の降雨量が観測されます。

降雨量や降雪量を計測する標準的な方法は標準雨量計で、10cm（3.9インチ）のプラスチック製と20cm（7.9インチ）の金属製がある。^[84]内筒に2.5cm（0.98インチ）の雨が溜まり、溢れた雨が外筒に流れ込む。プラスチック製の雨量計は内筒に1⁄4mm（0.0098インチ）単位の目盛りが付いているが、金属製の雨量計では適切な1⁄4mm（0.0098インチ）単位の 目盛りが付いた棒を使う必要がある。内筒が満たされた後、中の雨量を捨て、外筒 に残っている雨量を外筒の液体がなくなるまで満たし、外筒が空になるまで全体の雨量を加える。これらの雨量計は冬場に漏斗と内筒を取り外し、外筒内に雪や凍雨が集まるようにして使用する。ゲージに不凍液を加える人もいる。そうすることで、ゲージに落ちた雪や氷を溶かさなくて済む。^[85] 降雪や氷が積もり​​終わったら、または30cm（12インチ）に近づいたら、それを屋内に持ち込んで溶かすか、ぬるま湯を使って内筒を満たし、外筒内の凍った降水を溶かす。加えた温かい液体を記録しておき、その後、氷や雪がすべて溶けたら全体の合計から差し引く。^[86]

その他のタイプの雨量計には、一般的なウェッジ雨量計（最も安価で最も壊れやすい）、転倒マス雨量計、および重量雨量計がある。^[87]ウェッジ雨量計と転倒マス雨量計は、雪に対して問題がある。転倒マスを温めて雪/氷を補おうとする試みは、雨量計を氷点よりはるかに高い温度に保つと雪が昇華する可能性があるため、あまり成功しない。不凍液入りの重量雨量計は雪でも問題なく機能するはずだが、この場合も、イベントが始まる前に漏斗を取り外す必要がある。最も安価に降雨量を測定したい場合は、側面がまっすぐな円筒形の缶を屋外に置いておけば雨量計として使用できるが、その精度は雨量を測定するのにどの定規を使用するかによって異なる。上記の雨量計はどれも、十分なノウハウがあれば自宅で作ることができる。^[88]

降水量測定が行われると、 CoCoRAHSやGLOBEなど、インターネットを通じて降水量測定を送信できるネットワークが米国内やその他の地域に存在します。^{[89] [90]} 住んでいる地域でネットワークが利用できない場合は、最寄りの地方気象台が測定結果に興味を持つ可能性があります。^[91]

降水量測定に用いられる概念に水体粒子がある。大気中の液体または固体の水の粒子は水体粒子と呼ばれる。雲、もや、霧、靄などの凝結による形成物は水体粒子で構成される。定義上、すべての降水タイプは水体粒子で構成されており、これには地面に到達する前に蒸発する降水であるヴィルガも含まれる。吹雪や吹き付ける海しぶきなど、風によって地球の表面から吹き飛ばされる粒子も水体粒子であり、雹や雪も同様である。^[92]

地表降水量計は降水量を測定するための標準と考えられているが、その使用が現実的でない地域も数多くある。これには広大な海域や遠隔地の陸地が含まれる。また、社会的、技術的、または管理上の問題により、降水量計の観測が普及しないケースもある。その結果、現代の世界の降水量記録は、衛星観測に大きく依存している。^[93]

衛星センサーは、降雨を遠隔で感知し、理論と実践から降雨の発生と強度に関係する電磁スペクトルのさまざまな部分を記録するという仕組みです。センサーはほぼ完全に受動的で、カメラのように見たものを記録しますが、信号を送信して観測対象エリアへの影響を検出する能動センサー (レーダー、ライダー) とは対照的です。^[要出典]

現在、降水量測定に実用化されている衛星センサーは、2 つのカテゴリに分類されます。熱赤外線(IR) センサーは、約 11 ミクロンの波長のチャネルを記録し、主に雲頂に関する情報を提供します。大気の一般的な構造により、雲頂温度は雲頂高度とほぼ反比例関係にあり、つまり、より冷たい雲はほぼ常に高高度で発生します。さらに、小規模な変動が多い雲頂は、滑らかな雲頂よりも活発である可能性があります。さまざまな数学的スキームまたはアルゴリズムが、これらの特性やその他の特性を使用して、IR データから降水量を推定します。^[94]

センサー チャネルの 2 番目のカテゴリは、電磁スペクトルのマイクロ波部分です。使用される周波数は、約 10 ギガヘルツから数百 GHz の範囲です。約 37 GHz までのチャネルは、主に雲の下の部分にある液体の水分粒子 (雨や霧雨) に関する情報を提供します。液体の量が多いほど、マイクロ波放射エネルギーの放出量が多くなります。37 GHz を超えるチャネルは放射信号を表示しますが、マイクロ波放射エネルギーを散乱させる固体の水分粒子 (雪、あられなど) の作用が支配的です。熱帯降雨観測ミッション(TRMM) や全球降水量観測(GPM) ミッションなどの衛星は、降水量の推定にマイクロ波センサーを採用しています。^{[引用が必要]}

追加のセンサーチャンネルと製品は、可視チャンネル、追加のIRチャンネル、水蒸気チャンネル、大気探査取得などの追加の有用な情報を提供することが実証されています。しかし、現在使用されている降水データセットのほとんどは、これらのデータソースを使用していません。^[95]

IR 推定値は、短時間および空間スケールでは精度が低いが、静止軌道の衛星からは非常に頻繁に (15 分以上) 入手できる。IR は、熱帯地方などの深く活発な対流の場合に最も有効であり、特に中緯度および高緯度地域で層状の降水が優勢な地域では次第に役に立たなくなる。水文降水とマイクロ波チャネル間のより直接的な物理的接続により、マイクロ波推定値は、短時間および空間スケールでは IR の場合よりも精度が高い。ただし、マイクロ波センサーは低軌道衛星にのみ搭載されており、その数も少ないため、観測間隔の平均時間は 3 時間を超えている。ほとんどの降水システムは一時的な性質を持ち、また単一の衛星では特定の場所における典型的な 1 日の降水サイクルを適切に捉えることができないため、この数時間間隔では降水量を十分に記録するには不十分である。^{[引用が必要]}

1990 年代後半から、複数の衛星センサーからの降水量データを結合するアルゴリズムがいくつか開発され、個々の入力データセットの長所を強調し、短所を最小限に抑えることを目指してきました。目標は、通常は地球の可能な限り広い範囲で、均一な時間/空間グリッド上で降水量の「最良の」推定値を提供することです。場合によっては、データセットの長期的な均一性が強調され、これが気候データ記録の標準となっています。^{[引用が必要]}

他のケースでは、目標は最良の瞬間的な衛星推定値を生成することであり、これは高解像度降水量プロダクト アプローチです。どちらの場合も、もちろん、あまり重視されていない目標も望ましいものと見なされます。複数の衛星を使った研究の重要な結果の 1 つは、少量の地上ゲージ データでも含めると、衛星推定値に固有のバイアスを制御するのに非常に役立つということです。ゲージ データを使用する際の難しさは、1) 前述のように、ゲージ データの可用性が限られていること、2) ゲージ データの最良の分析には、必要な送信、アセンブリ、処理、および品質管理を行うのに、観測時間から 2 か月以上かかることです。したがって、ゲージ データを含む降水量推定値は、ゲージなしの推定値よりも観測時間からさらに後になって生成される傾向があります。その結果、ゲージ データを含む推定値は「真の」降水量のより正確な描写を提供する可能性がありますが、一般にリアルタイムまたはほぼリアルタイムのアプリケーションには適していません。^{[引用が必要]}

これまでに述べた作業の結果、さまざまなフォーマット、時間/空間グリッド、記録期間と対象地域、入力データセット、分析手順、およびさまざまな形式のデータセットバージョン指定子を備えたさまざまなデータセットが作成されました。^[96]多くの場合、最新のマルチ衛星データセットの1つが一般的な使用に最適です。

特定の強度と期間を持つイベントの可能性または確率は、再来期間または頻度と呼ばれます。^[97]嵐の強度は、その場所の履歴データに基づくグラフから、任意の再来期間と嵐の期間に対して予測できます。^[98] 10年に1度の嵐 という用語は、まれで10年に1度しか発生しない降雨イベントを表します。したがって、どの年でも10パーセントの確率があります。降雨量は、どの年でも予想される最悪の嵐よりも多く、洪水はひどくなります。100年に1度の嵐という用語は、非常にまれで、1世紀に1度しか発生しない降雨イベントを表します。したがって、どの年でも1パーセントの確率があります。降雨量は極端で、洪水は10年に1度のイベントよりもひどくなります。すべての確率イベントと同様に、1年に2回の「100年に1度の嵐」が発生する可能性は低いですが、あり得ます。^[99]

特定の場所（アフリカや南米の気象観測所は考慮されていない）における年間降水量の大部分は、わずか数日間に降り、典型的には降水量が最も多い12日間に約50%が降ります。^[100]

ケッペンの分類は、月平均の気温と降水量に基づいている。最も一般的に使用されるケッペンの分類には、A から E までの 5 つの主要なタイプがある。具体的には、主要なタイプは、A は熱帯性、B は乾燥性、C は中緯度の温暖性、D は中緯度の寒冷性、E は極性である。5 つの主要な分類は、さらに熱帯雨林、モンスーン、熱帯サバンナ、湿潤亜熱帯性、湿潤大陸性、海洋性気候、地中海性気候、ステップ、亜寒帯気候、ツンドラ、極地氷床、砂漠などの二次分類に分けられる。^{[出典が必要]}

熱帯雨林は降雨量が多いのが特徴で、定義では年間降雨量の最小値は1,750～2,000 mm（69～79インチ）とされている。^[102] 熱帯サバンナは亜熱帯および熱帯の緯度の半乾燥から半湿潤気候の地域に位置する草原バイオームで、年間降雨量は750～1,270 mm（30～50インチ）である。アフリカに広く分布しており、インド、南米北部、マレーシア、オーストラリアにも見られる。^[103] 湿潤亜熱帯気候帯では、冬の降雨（場合によっては降雪）は偏西風が西から東に吹き付ける大規模な嵐と関連している。夏の降雨のほとんどは雷雨や時折発生する熱帯低気圧によって発生する。^[104] 湿潤亜熱帯気候は大陸の東側、おおよそ赤道から緯度20度から40度の間に分布しています。^[105]

海洋性気候は、世界の大陸の中緯度、冷たい海に接する西海岸やオーストラリア南東部に典型的に見られ、年間を通じて降水量が多い。^[106] 地中海性気候は、地中海盆地、北アメリカ西部の一部、オーストラリア西部と南部の一部、南アフリカ南西部、チリ中央部の一部の土地の気候に似ている。この気候は、暑く乾燥した夏と涼しく湿った冬が特徴である。^[107] ステップは乾燥した草原である。^{[108]亜北極気候は寒く、永久}凍土 が続き、降水量が少ない。^[109]

降水量、特に雨は農業に劇的な影響を及ぼします。すべての植物は生きるために少なくともいくらかの水を必要とするため、雨（最も効果的な散水手段）は農業にとって重要です。定期的な降雨パターンは通常、健康な植物にとって不可欠ですが、降雨量が多すぎたり少なすぎたりすると、作物に有害で壊滅的な被害を与える可能性があります。干ばつは作物を枯らし、浸食を促進します。 ^[110]一方、過度に雨の多い天候は有害な菌類の増殖を引き起こします。^[111] 植物が生存するために必要な降雨量はさまざまです。たとえば、特定のサボテンは少量の水を必要としますが、^[112]熱帯植物は生存するために年間数百インチの雨を必要とする場合があります。

雨季と乾季がある地域では、雨季には土壌の養分が減少し、浸食が増加する。^[32] 動物はより雨の多い環境に適応し、生存する戦略を持っている。作物がまだ成熟していないため、前の乾季は雨季に食糧不足をもたらす。^[113] 開発途上国は、雨季の終わりに起こる最初の収穫の前に見られる食糧不足のために、人口の季節的な体重変動が見られることに気づいている。^[75]

気温の上昇は蒸発を増加させ、降水量の増加につながる傾向がある。降水量は1900年から2005年にかけて北緯30度以北の陸地では概ね増加したが、1970年代以降は熱帯地方で減少している。過去1世紀にわたって世界的に降水量に統計的に有意な傾向は見られなかったが、傾向は地域や時間によって大きく異なっていた。2018年には、33年以上にわたる高解像度の世界降水量データセットを使用して空間スケールでの降水量の変化を評価した研究で、「地域的な傾向はあるものの、観測された地球温暖化に応じて世界規模で降水量が増加するという証拠はない」という結論が出された。^[115]

世界のそれぞれの地域では、それぞれの固有の条件により降水量に変化が見られます。北米と南米の東部、北ヨーロッパ、北アジアと中央アジアでは雨量が増えています。サヘル、地中海、南アフリカ、南アジアの一部では乾燥しています。過去 1 世紀の間に多くの地域で大雨の回数が増加し、1970 年代以降は干ばつの発生頻度が増加しています (特に熱帯と亜熱帯)。海洋上の降水量と蒸発量の変化は、中緯度と高緯度の海水の塩分濃度の低下 (降水量の増加を意味する) と、低緯度の塩分濃度の増加 (降水量の減少、蒸発量の増加、またはその両方を意味する) によって示唆されています。アメリカ合衆国本土では、1900年以降、年間降水量は1世紀あたり平均6.1%増加しており、増加率が最も高かったのは東北中部気候地域（1世紀あたり11.6%）と南部（11.1%）であった。減少率が高かったのはハワイのみ（-9.25%）。^[116]

ヒートアイランドにより、都市部は周辺の郊外や田舎よりも 0.6 ～ 5.6 °C (1.1 ～ 10.1 °F) 高温になります。この余分な熱によって上昇気流が大きくなり、にわか雨や雷雨がさらに発生することがあります。都市の風下では降雨量が 48 ～ 116% 増加します。この温暖化もあって、都市の風下 32 ～ 64 キロメートル (20 ～ 40 マイル) では月間降雨量が風上よりも約 28% 多くなります。^[117] 都市によっては総降水量が 51% 増加するところもあります。^[118]

定量的降水量予報（略称QPF）は、指定された期間に指定された地域に蓄積される液体降水量の予想量である。^[119] QPFは、QPFの有効期間中の任意の時間に、測定可能な降水タイプが最小閾値に達すると予報された場合に指定される。降水予報は、通常、0000、0600、1200、1800 GMTなど総観時間によって制限される。地形は、地形を使用して、または詳細な観測による気候学的降水パターンに基づいて、QPFで考慮される。^[120] 1990年代半ばから後半にかけて、QPFは米国全土の河川への影響をシミュレートするための水文学的予報モデル内で使用されるようになった。^[121] 予報モデルは、高度とともに減少する惑星境界層内、つまり大気の最下層での湿度レベルに著しく敏感であることがわかっている。 ^[122] QPFは、量を予測する定量的、または特定の量の確率を予測する定性的な基準で生成できます。^[123] レーダー画像予測技術は、レーダー画像の時間から6〜7時間以内のモデル予測よりも高いスキルを示します。予測は、雨量計の測定値、気象レーダーの推定値、またはその両方の組み合わせを使用して検証できます。降雨量予測の価値を測定するために、さまざまなスキルスコアを決定できます。^[124]

• 気象学トピックス一覧
• 基本的な降水量
• バイオプレシピテーション、雨を降らせるバクテリアの概念。
• マンゴーシャワーは、インドのカルナタカ州とケララ州でモンスーン前の雨として降るもので、マンゴーの熟成を助けます。
• サンシャワーとは、太陽が輝いているのに雨が降る珍しい気象現象です。
• 冬のにわか雨。雨、凍雨、みぞれ、雪が混ざったさまざまな降雨を指す非公式の気象用語。

• 今後3時間の降水量予測の現在の世界地図
• 全球降水気候学センター GPCC