雪
雲の中では上昇に伴い空気が冷却され過飽和になり、水蒸気が大気中の微粒子(エアロゾル粒子。一般的には10nm - 10μm程度の大きさ。)を核にして凝結して水滴を生成している(核生成)。生活の中にある水は0 °C以下で凍るため同じように考えがちだが、空気中の水滴では分子レベルで水分子が集まって氷になろうとしても、ある程度の大きさにまとまらなければ不安定のため分裂してしまう。
実験により、微粒子を含まない清浄な空気では、空気を過飽和にして0 °C以下に冷やしても凍結せず過冷却の水滴のままであり、-33°C程度で凍結し始め、-41°C程度で完全に凍結することが知られている。実際の大気中では、多くの微粒子が核生成に寄与するため、これほど低温まで過冷却が保たれることはない。観測によれば、雲の最頂部(雲頂)の気温が0 °Cから-4 °C程度の雲の中はほとんどが過冷却の水滴で構成され、これより低温になるほど氷晶が多くなる。
氷晶の核となる微粒子(氷晶核)には様々な物質があって働く温度が異なる。土壌由来の鉱物粒子であるカオリナイトは-9 °C、人工降雨によく用いられるヨウ化銀は-4 °Cで氷晶核として働き始めるとの報告がある。この性質の違いのため、一般的には1 m中の氷晶核の数は、-10 °Cで10個程度、-20 °Cで1,000個程度である。しかし、氷晶には凍結の際に割れる増殖作用があるためそれよりもずっと数が多く、雲の中の氷晶の数は-5 °Cから-10 °Cで氷晶核の1,000-10,000倍、-20 °Cから-30 °Cで10-100倍である。昇華により氷晶を生成するのか、水滴を生成した後凍結するのかは、吸湿性の有無などの氷晶核の物理的性質による。
雪をもたらす気象現象を規模別に見ていく。総観スケールでは温帯低気圧やそれに付随する温暖前線や寒冷前線、寒冷低気圧(寒冷渦)、北極前線・南極前線・寒帯前線に伴う擾乱などが雪を伴った天気をもたらすことがある。メソスケールのうちメソαスケールでは、極低気圧のほか、北陸地方などに局地的大雪をもたらす日本海寒帯気団収束帯(JPCZ、線状降雪帯)などが知られている。
冬の嵐(winter storm)は発達した低気圧による荒天で、暴風を伴った雪が降り、著しい吹雪や低温が冬特有の災害をもたらす。
温帯低気圧に伴う前線面の傾きが小さい温暖前線では層状雲の中で雪の結晶がゆっくりと成長し、温度範囲も広いため、雪結晶の形状が多様になる傾向がある。一方、寒気の水上での変質で対流雲の中で成長するものは、強い上昇流や豊富な過冷却雲粒のもとで、霰のように併合した形状の雪片が発達し、雲の最盛期を過ぎる頃にわか雪(降り出し・降り止みが急)のような降り方をする。
現在の平均的気候では雪は一般的に、北極および南極の両極を中心とした高緯度の地域、また中低緯度の高地で見られる。赤道をはさんだ低緯度地域を中心として、雪が降らない地域も存在する。例えば日本では、沖縄県で気象庁の公式観測により雪を記録したのは3例のみであり、1977年2月17日と2016年1月24日の久米島、および2016年1月24日の名護市で、いずれも霙であった。
降雪や積雪の様子を暖かいところから寒いところへ順に見ていくと、降雪がない地域、降雪のみがあり積雪がない地域、積雪がある地域へと遷移するのがふつうである。積雪のある地域はさらに暖かいところから順に、根雪の無い地域、根雪のある地域、雪線、万年雪のある地域、氷河のある地域へと遷移する。山岳や高緯度地域では、こうした遷移の分布が雪線や森林限界に関係している。雪線と森林限界の間には、積雪期以外でも凍上などが生じて周氷河地形がみられることが知られている。
ケッペンの気候区分における氷雪気候は最暖月平均気温が0 °C未満の地域だが、このような地域では概ね年間を通して地表は積雪、氷河、氷床に覆われ、ほぼ年間を通して雪が降る。氷河や万年雪はふつう、冬季の積雪が新雪として堆積する一方、夏季に降った雪や氷河本体が部分的に融解して流出し、その収支がバランスしている。
火星の南極では二酸化炭素の雪(ドライアイス)が降ることがわかっており、北極でも夏に数時間にわたって二酸化炭素の雪が猛烈な勢いで降っている可能性があるとされる。