雷雨
積乱雲群(マルチセル)が組織化すると、上昇流域や下降流域が持続して成長ステージの異なるセルが規則的に並び、積乱雲が次々に発生して世代交代を繰り返し、数時間以上続く。風向などによっては雷雲がかかり続けて強雨が数時間も連続して集中豪雨になる。組織化は特に、鉛直シアが大きい(風向・風速の高度差が大きい)天気状況の下で起こりやすい。
梅雨前線帯や台風による降雨は同じ風向が長時間続き、雨域が同じ地域に掛かりやすい。山地の風上側は、山地による上昇気流が積乱雲の発生を促して雨域が固定されるため、大雨となりやすい(cf.集中豪雨#地形性豪雨)。その地方の数か月分の雨量に匹敵する雨量が観測されることもある。
雷雲が組織化せずとも、1つの雷雨セルの中で上昇流域や下降流域が分離持続して数時間以上続くスーパーセルがある。高い鉛直渦度や対流圏中層の乾燥などが、スーパーセルが発生しやすい天気状況である。スーパーセル型雷雨は竜巻を伴いやすく、その他の突風や雷、大きな雹もみられる。
500 hPa気温から、地上から500 mまでの平均の空気塊を500 hPaまで持ち上げた時の温度を差し引いた値。安定度の目安で、0以上で安定、0から-3でやや不安定、-3から-6で中程度の不安定、-6から-9で非常に不安定、-9未満で極端に不安定。
雷雨の発生は日本では夏に最も多く、夏の季語にもなっている。夏期の日本は太平洋高気圧(小笠原高気圧)の勢力圏で晴れ、大気が不安定な場合は昼から所々に積乱雲が発達して雷雨、それが夕方頃最も激しくなる、いわゆる夕立となるのが典型的。夕立は雷雨の要因分類では熱雷や熱界雷にあたる。なお夕立のように、大気の不安定により局地的に発達する対流・積乱雲による雨を不安定性降水、対流性降雨、気団性雷雨と呼ぶ。ただし、熱雷(気団性雷雨)は夏に多いものの、冬を含めてどの季節にも起こりうる。
雷雲は上昇流と下降流を対とするひと塊の対流構造を持つ雷雨セル(thunderstorm cell、降水セル)であり、発生・発達・消滅の3つの成長ステージを1サイクルとする(cf.積乱雲#積乱雲の一生)。1サイクルは約30分 - 1時間、水平方向の大きさは約5 kmから数十 km。また熱雷では時速約20 - 40キロメートル(km/h)、渦雷では50 km/h超で移動していく。ただし、多くの場合いくつかの積乱雲がある程度群れており、雷雨域が何度か途切れ途切れ掛かって、長い場合は数時間断続的に雨となる。
なお、降雨がたとえ数十分であっても、時間当たり雨量が多い短時間強雨(局地的大雨)となり、災害が発生することがある。
夏の昼間は陸地が加熱されて地表に近い対流圏下層の気温が上昇する。加えて加熱によって陸域に熱的低気圧が形成、海洋が近い日本の事例では偏差2ヘクトパスカル(hPa)程度だが、これにより海風が陸域に入り込んで下層の水蒸気量が増大する。下層の昇温と加湿による不安定度の増大が、夕方を中心とする午後の時間帯に活発な雷雨が起こる原因。
以下に挙げるような指数の値を複数総合的に見て、積乱雲、雷、大雨などの発生しやすさ(ポテンシャル)や強度を判断する。
850 hPaから500 hPaの気温減率 + 850 hPa露点温度 - 700 hPa湿数。雷雨の可能性を示す目安。15以下は雷雨なし、15 - 20で20%、21 - 25で20 - 40%、26 - 30で40 - 60%、31 - 35で60 - 80%、36 - 40で80 - 90%、40以上でほぼ100%。