对流雨
大气对流运动引起的降水现象，习惯上称为对流雨，也叫热雷雨。近地面层空气受热或高层空气强烈降温，促使低层空气上升，水汽冷却凝结，就会形成对流雨。对流雨来临前常有大风，大风可拔起直径50厘米的大树，并伴有闪电和雷声，有时还下冰雹。
对流雨形成过程示意图对流雨主要产生在积雨云中。积雨云内冰晶和水滴共存，云的垂直厚度和水汽含量特别大，气流升降都十分强烈，可达20～30米/秒，云中带有电荷，所以积雨云常发展成强对流天气，产生大暴雨。雷击事件、大风拔木、暴雨成灾常发生在这种雷暴雨中。
淡积云云层薄，含水量少，一般有雨落到地面。浓积云在中高纬度地区很少降水，但是在低纬度地区，因为含水量丰富，对流强烈，有时可以产生降水。
对流雨以低纬度最多，降水时间一般在午后，特别是在赤道地区，降水时间非常准确。早晨天空晴朗，随着太阳升起，天空积云逐渐形成并很快发展，越积越厚。到了午后，积雨云汹涌澎湃，天气闷热难熬，大风掠过，雷电交加，暴雨倾盆而下，降水延续到黄昏时停止。雨后天晴，天气稍觉凉爽，但是第二天，又重复有雷阵雨出现。在中高纬度，对流雨主要出现在夏季半年，冬半年极为少见。
赤道地带全年以对流雨为主。我国对流雨最多地区是海南岛和南岭山区，就季节而言，以夏季最多，春季和秋季次之。就日变化而言，陆上（指平原地区）多出现在下午到傍晚，海上和盆地区域多出现在夜间。海洋上的对流雨比大陆上少。
锋面雨
锋面活动时，暖湿气流在上升过程中，由于气温不断降低，水汽就会冷却凝结，成云致雨，这种雨称锋面雨。锋面常与气旋相伴而生，所以又把锋面雨称为气旋雨。锋面有系统性的云系，但是并不是每一种云都能产生降水的。
锋面雨示意图
两种性质不同的气流相遇，它们中间的交界面叫锋面。在锋面上，暖、湿、较轻的空气被抬升到冷、干、较重的空气上面去。在抬升的过程中，空气中的水汽冷却凝结，形成的降水叫锋面雨。
锋面雨主要产生在雨层云中，在锋面云系中雨层云最厚，又是一种冷暖空气交接而成的混合云，其上部为冰晶，下部为水滴，中部常常冰水共存，能很快引起冲并作用，因为云的厚度大，云滴在冲并过程中经过的路程长，有利于云滴增大，雨层云的底部离地面近，雨滴在下降过程中不易被蒸发，很有利于形成降水。雨层越厚，云底距离地面越近，降水就越强。
高层云也可以产生降水，但卷层云一般是不降水的。因为卷层云云体较薄，云底距离地面远，含水量又少，即使有雨滴下落，也不易达到地面。
锋面降水的特点是：水平范围大，常常形成沿锋面产生大范围的呈带状分布的降水区域，称为降水带。随着锋面平均位置的季节移动，降水带的位置也移动。例如，我国从冬季到夏季，降水带的位置逐渐向北移动，5月份在华南，6月上旬到南岭—武夷山一线，6月下旬到长江一线，7月到淮河，8月到华北，从夏季到冬季，则向南移动，在8月下旬从东北华北开始向南撤，9月即可到华南沿海，所以南撤比北进快得多。
锋面降水的另一个特点是持续时间长，因为层状云上升速度小，含水量和降水强度都比较小，有些纯粹的水云很少发生降水，有降水发生也是毛毛雨。但是，锋面降水持续时间长，短则几天，长则10天半个月以上，有时长达1个月以上，“清明时节雨纷纷”，就是对我国江南春季的锋面降水现象的准确而恰当的描述。
我国东部地区的降水主要是由夏季风带来的。当夏季风的暖气流登陆北上，与北方南下的冷空气相遇时，因暖空气轻，冷空气重，较轻的暖湿气就会被抬升到冷空气之上，形成了锋面雨。每年夏初，长江中游地区的地区的冬夏季风势均力敌，这条雨带在此徘徊，阴雨连绵长达1个月之久，此时正值梅子黄熟的时节，所以人们又称之为梅雨季节。等到7—8月份，梅雨季节刚过，随着冬季风的北退，雨带移出长江中下游地区，出现晴朗干旱的这种天气，在伏天发生的干旱又被称为伏旱。
地形雨
当潮湿的气团前进时，遇到高山阻挡，气流被迫缓慢上升，引起绝热降温，发生凝结，这样形成的降雨，称为地形雨。地形雨多降在迎风面的山坡（迎风坡）上，背风坡面则因空气下沉引起绝热增温，反使云量消减，降雨减少。
地形雨地形雨常随着地形高度增高而增加。地形雨如不与对流雨或气旋雨结合，雨势一般不会很强。
在世界上，最多雨的地方，常常发生在山地的迎风坡，称为雨坡；背风坡降水量很少，成为干坡或称为“雨影”地区。如挪威斯堪的那维亚山地西坡迎风，降水量达1000～2000毫米，背风坡只有300毫米。又如，我国台湾山脉的北、东、南都迎风，降水都比较多，年降雨量2000毫米以上，台北火烧寮达8408毫米，成为我国降水量最多的地方。一到西侧就成为雨影地区，降水量减少到1000毫米左右。夏威夷群岛的考爱岛迎风坡年降水量12040毫米。印度的乞拉朋齐年降水量11418毫米，成为世界年降雨量最多的地方。也是位于喜马拉雅山迎风坡的缘故，而处于背风坡的青藏高原，年降水量却为200~400毫米。
亚马逊盆地、刚果盆地、澳大利亚大分水岭东侧等地的降水，地形雨也占有一定的因素。
台风雨
台风雨是热带海洋上的台风风暴带来的降雨。这种风暴是由异常强大的海洋湿热气团组成的，台风经过之处暴雨狂泻，一次可达数百毫米，有时可达1000毫米以上，极易造成灾害，称为台风雨。台风不但带来大风，而且相伴发生降水。台台风雨风云系有一定规律，台风中的降水分布在海洋上也很有规律，但是在台风登陆后，由于地形摩擦作用，就不那么有规律了。例如风中有上升气流的整个涡旋区，都有降水存在，但是以上升运动最强的云墙区降水量最大，螺旋云带中降水量已经减少；有时也形成暴雨；台风眼区气流下沉，一般没有降水。
台风区内水汽充足，上升运动强烈，降水量常常很大。台风到来，日降水量平均在800毫米以上，强度很大，多属阵性。台风登陆常常产生暴雨，少则200～300毫米，多则在1000毫米以上。我国台湾新寮在1967年11月17日，由于6721号台风影响，一天降水量达1672毫米，两天总降水量达2259毫米。台风登陆后，若维持时间较长，或由于地形作用，或与冷空气结合，都能产生大暴雨。我国东南沿海，是台风登陆的主要地区，台风雨所占比重相当大。
雷雨
夏季，太阳光直射使地面上的水蒸发得比冬、春、秋都快。贴近地面的空气因温度较高，能够接纳更多的水汽，导致空气的密度减小，空气变轻，变轻了的空气不停地上升。随着海拔高度的增加，温度会逐渐下降（每上升100米，气温降低0.6℃），空气也就渐渐凉下来。空气凉了，就无法容纳原先丰沛的水汽，一部分水汽就会凝结成小水滴，天空就会起云。那么，这些小水滴怎么不迅速落下来成为雨呢？这是因为小水滴太小，上升的热气流托住了它们，并把悬浮着的小水滴不停地往更高处推，云就越堆越大越高，这样的云，气象上叫积雨云，其云底离地面约1000米。
雷雨中的城市
当积雨云内的小水滴不断碰撞合并成较大的小水滴时开始往下落，而从地面上升的热空气却一个劲往上冲，两者之间摩擦后就带上了电荷。上升的气流带正电荷，下落的水滴带负电荷。随着时间的推移，积雨云的顶部积累了大量的正电荷，底部则积聚许多负电荷。地面因受积雨云底部负电荷的感应，也带上了正电荷。
云中水滴合并增大，直到上升热气流托不住了，就从云中直掉下来。下层的热气流给雨一淋，骤然变冷，不再上冲，转而向地面扑下来。此时，空中的电荷开始放电，并伴随着轰隆隆的雷声。因电闪以光速30万千米/秒的速度传播，雷是以331米/秒的声速传播，故人们先看到电光尔后才听到雷响。有时候雷声的时间拖得很长，那是云层、山峰及地面把雷声来回反射所致。
在中国，雷雨大多发生在5—8月份温高湿重的天气中。
梅雨
梅雨是初夏季节长江中下游特有的天气气候现象，它是我国东部地区主要雨带北移过程中在长江流域停滞的结果，梅雨结束，盛夏随之到来。这种季节的转变以及雨带随季节的移动，年年大致如此，已形成一定的气候规律性。但是，每年的梅雨并不完全一致，存在很大的年际变化。
江南梅雨
每年6月中旬至7月上旬，正是江南梅子成熟的季节，这时天上也常常阴云蔽日，雨水连绵。因此，人们把梅和雨联系到一起，称这个时期的雨为梅雨。由于空气潮湿，不见阳光，所以人们的家具、书籍、衣服和食物常会发霉，有的人也称这个时期的雨为霉雨。
梅雨是两种性质不同的气团交锋的结果。每到初夏时节，随着太阳直射点的北移，热带海洋上的暖气团便向北向西发展，向盘踞着我国大陆的冷气团进攻，它们对垒的阵地就是一条又宽又长的准静止锋。这条准静止锋又叫梅雨锋，锋面经常西起湖北宜昌附近，东达日本九州岛一带，锋面上笼罩着长长的云带。在太阳的支持下，暖气团越战越勇，频频进攻，冷气团也不甘示弱，顽强抗击，雨就这样下个不停，有时还会下大雨或暴雨，淹没田地，发洪水。经过一场激烈的交锋，冷气团全线撤退，于是梅雨便结束了，暖空气占据了长江中下游地区，给那里带去了盛夏酷暑。这时北方的雨季就开始了。
在不同的年份里，进入梅雨期和结束梅雨期的日期是不相同的，有时可差40多天。梅雨期的长短也是不同的，有时可达2个月之久，有时只有10多天；还有的年份基本没有梅雨，这种气候反常现象被称为“空梅”。
