この項目では、気象現象の「雨」について説明しています。その他の作品名などの「雨」については「雨 (曖昧さ回避)」をご覧ください。

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降雨車の窓ガラスに付いた雨粒

雨（あめ、英語: rain）とは、大気から水の滴が落下する現象で、降水現象および天気の一種[1][2]。また、落下する水滴そのもの（雨粒）を指すこともある[3]。大気に含まれる水蒸気が源であり、冷却されて凝結した微小な水滴が雲を形成、雲の中で水滴が成長し、やがて重力により落下してくるもの。ただし、成長の過程で一旦凝固し氷晶を経て再び融解するものもある[4]。地球上の水循環を構成する最大の淡水供給源で、生態系に多岐にわたり関与する他、農業や水力発電などを通して人類の生活にも関与している[3][5]。
雨の形成水循環アスファルト上に降り水紋を作る雨移動する雨雲と雨筋
水蒸気から雲へ

地球の大気（空気）は、場所により量が異なるが、水蒸気を含んでいる。この水蒸気は、海や湖の表面、地からの蒸発、植物からの蒸散などを通して供給されるものである[6]。

空気中の水蒸気の量を表す身近な指標として相対湿度があり、通常は単に湿度と呼ぶ。相対湿度とは、空気がある温度（気温）であるときに含むことができる水蒸気の最大量（飽和水蒸気量）を100%とし、実際に含まれている量を最大量に対する割合で表したものである。例えば、気温25℃・相対湿度50%の空気には、1m3（=1000リットル）あたり11.4gの水蒸気が含まれる[7]。

空気の相対湿度が増して100%に達することを飽和という。空気は、何らかの要因によって冷やされることで飽和する。飽和した空気では、水蒸気が凝結して微小な水滴を形成する。これが雲である[6]。

先の例に挙げた、25℃・相対湿度50%の空気1m3を考える。この空気には11.4gの水蒸気が含まれる。これを10℃まで冷却すると、10℃の飽和水蒸気量は9.3g/m3なので、11.4 - 9.3 = 2.1g分が凝結し水滴となることが分かる[7]。

空気を冷却して飽和させるプロセスは、主に断熱膨張による冷却である。断熱膨張とは、上空へいくほど気圧が低いため、空気が持ち上げられて気圧が下がると膨張し、同時に冷却されることを言う。大気の対流、気団同士の衝突（前線）などの大気の大規模な運動、また気流が山にぶつかったりするような物理的障害によって起こる。このほかには、例えば暖かい空気が冷たい海面に触れたり、空気が熱放射として宇宙に向かって赤外線を放射したり（冬の晴れた夜間に起こる放射冷却としてよく知られている）、降雨時の雨粒が蒸発の際に潜熱を奪い周りの空気を冷やしたりするプロセスがある[8]。
凝結・暖かい雨

空気中での水滴の凝結は実際には、凝結核を介して行われる。球の形をする水滴には表面張力が働くが、水滴が小さいほど表面張力が強く核生成が安定しない。ある実験によれば、ほこりのない非常に清浄な空気中では、0℃のとき相対湿度が100%を超過（過飽和）してさらに430%まで達しなければ、水滴は自発的に形成されない。対して、通常の大気のように凝結核がある空気中では、エアロゾルの働きにより凝結が助けられるため、相対湿度は概ね101%を上回ることがない。雲の凝結核として働く主なエアロゾルには、燃焼ガスや火山ガスに由来する0.1-1μmの硫酸塩粒子、海のしぶきに由来する数μmの海塩粒子や、土壌由来の粒子、有機エアロゾルなどがある[9][10][11]。

雲ができたての時の水滴（雲粒）の大きさは、半径1 - 20μm (0.001 - 0.02mm)程度である。これに対し、雨粒の平均的な大きさは半径1,000μm(1mm)である。なお、雲の中には1m3あたり1000万 - 数百億個の雲粒が存在する。半径1 - 10μm程度の初期の段階では、雲粒の表面にさらに水蒸気が凝結していくことにより通常でも数分ほどで10μm程度の大きさに成長する（凝結過程）。しかし、凝結による成長は粒径が大きくなるほど遅くなる。雲粒の平均を半径10μmだとして、半径100倍の1,000μmに成長するためには、体積にして100万倍、これを雲の中の平均的な水蒸気量の下で凝結だけで行うと約2週間かかると試算され、現実とはかけ離れている。実際には、10 - 30μm程度に達すると水滴同士の衝突により成長する（併合過程）。衝突併合による成長は粒径が大きいほど速いため、この段階では加速的に成長が進む。なお、海洋の積雲では、吸湿性の海塩粒子が豊富な事から大きな粒子がすぐに生成され、雲ができ始めてから20 - 30分程度で雨が降り出すことも珍しくない[12][13][14]。

上記のように、一貫して液体のまま雨として降るプロセスを「暖かい雨」という。これに対し、途中で凍結して氷晶になり、再び融解して降るプロセスを「冷たい雨」という。日本で降る雨は、およそ8割が「冷たい雨」のプロセスによるものだと言われている[15]。詳細は「降水過程」を参照
氷晶・冷たい雨

気温が0℃を下回る冷たい空気の環境下で起こる。単体氷晶の形成としては、水蒸気が凝結核を介して凝結した水滴がさらに氷晶核の働きにより凍結し氷晶となるパターンと、水蒸気が氷晶核を介して昇華し直接氷晶を形成するパターン、さらに、氷晶同士の衝突などで生じる二次氷晶がある[16]。

空気中では、気温が0℃を少し下回ったくらいでは水滴の凍結が始まらないことが多い。0℃以下で凍らない状態を過冷却と言う。凍結核は、水滴に衝突することによる衝撃や、水滴に溶け出すことによる化学的効果などを通して、概ね-30℃以上の環境下で凍結を促す。-30℃以下の環境では、昇華による氷晶の形成が起こる。また、-40℃以下の環境では、凍結核がない場合でも純水の均質核生成により水滴が凍結する[16]。

雲の中で一部の水滴が凍って氷晶になり始めると、周囲に存在する過冷却の水滴は蒸発して氷晶の表面に昇華するため、急速に成長する。例えば直径10μmの氷晶は、同じ大きさの水滴に比べて10倍の速度で成長する。氷晶は成長過程で分化し、結晶が集まった雪片になるものと、主に積乱雲の中で生じるが丸みを帯びた氷の粒（霰や雹）になるものに分かれる[16][17]。

雪片や霰が落下する途中で、0℃より高い空気の層に達すると融け始め、完全に融けると液体の雨粒となる。融けきれない場合は雪となる。雪は落下途中で昇華（気化）しながら昇華熱を放出するため、2 - 3℃程度では雪の形状を保ったまま降ることがある。雪になるか雨になるか、あるいは雪と雨が混合する霙になるかは、気温と相対湿度により決まる[16][17]（雪#雪・霙・雨の境目、雪の目安も参照）。

またごく稀に、冷たい雨の成立する環境下で上空に0℃以上の逆転層が存在する時、落下中は液体（過冷却）であるものの着地時に凍結して氷の層（雨氷）を形成する、着氷性の霧というものも存在する[2]。
雲から雨へ寒冷前線（左）と温暖前線（右）による雨の模式図

なお、雲の段階で水滴が落ちてこないのは、落下速度が遅いからである。半径1 - 10μmのオーダーの水滴の終端速度は1cm/sに満たないが、雲の中ではこれを優に上回る速度の上昇気流が普通に存在するため、浮かんでいるように見える。