水汽是大气中唯一能发生相态变化的成分。正是它的相态变化，才有了地面“似珍珠”的露，“剪破绿荷”的霜，近地面层“咫尺不辨人与牛”的雾，空中“可望不可即”的云。
大气中的水汽并不能随心所欲地成云变雾，必须有一定的条件。只有空气中的水汽过饱和时，才发生水汽凝结现象。
在一定温度下，大气中容纳的水汽是有限度的。水汽含量达到这个“限度”时，称水汽饱和。大气中水汽饱和时的水汽分压，称饱和水汽压。饱和水汽压并不是一个定值，而是随温度升高而增大，即温度越高，大气中水汽饱和时所含水汽越多。
水汽压是大气中所含水汽的分压，用来表示大气中所含水汽的多少。如果大气中的实际水汽压等于同温度时的饱和水汽压，表示大气中的水汽已经饱和；若大于同温度时的饱和水汽压，表示大气中的水汽已经过饱和，多余的水汽将发生凝结；若小于同温度时的饱和水汽压，表示大气中的水汽不饱和，大气中的液态水将发生蒸发。因此，饱和水汽压是凝结和蒸发过程相互转换的临界值。
降温可降低大气中水汽饱和标准，使原未饱和的大气饱和，发生水汽凝结现象。因此，大气中的降温过程和水汽凝结过程存在直接的因果关系。
4.1琳琅满目的地面凝结物
4.1.1露——颗颗晶莹的珍珠
露是近地面空气中的水汽在地表和地物（如石头、瓦片、农作物的叶面等）上凝结而成的水滴。傍晚或夜间，地面和地物由于支出辐射大于收入辐射而逐渐冷却，贴近地面和地物的空气随之降温。当气温降到使空气中水汽达到饱和时，也就是降到露点温度，地面和地物的表面就会有露珠生成。成露时仅要求贴近地物的气温低于露点温度，此时百叶箱高度上的气温一般仍高于露点温度，水汽含量并未达到饱和。露珠是液态水滴，露生成时，贴地或贴近地物表面的气温仍应高于0℃。
有利于生成露的气象条件是晴朗微风的夜晚。夜间阴天和云量较多时，几乎可拦截地面全部辐射，并向地面反辐射，温室效应增强，不利于地面降温。夜间晴朗，有利于地面和地物迅速辐射冷却降温，促使水汽饱和发生凝结。
微风可以使贴地层空气得到更换，将已发生水汽凝结的“旧”空气送走，带来“新鲜”空气以补充新的水汽来源供继续凝结。无风时，无新的水汽来源补充，可供凝结的水汽不多，成露不多；风速过大时，乱流太强，乱流混合层太厚，不利于成露。由于夜间近地面层空气稳定，而稳定层中乱流将上层热量下转，乱流太强不利于地面降温；由于大气中的水汽含量随高度递减，乱流太强、乱流混合层太厚时，乱流交换的结果，将使乱流混合层湿度均匀化，这种利益均沾的结果，使近地面层空气相对变干，难以成露。
露多出现在夏末秋初天气转凉的夜晚，因为这时夜间晴天多，且空气中的水汽含量还相当丰富。夏季虽水汽含量丰富，但昼长夜短，地面降温不显著，贴地层气温不易降到露点以下；冬春季节，因空气中水汽含量较少，也不易成露。
疏松土壤、木板、瓦片等物体导热率较小，夜间降温比较显著，表面的露较多。由于植物叶面的蒸腾作用，植物附近湿度相对较大，植物叶面上的露也较多。露水对植物的生长有一定的好处。观测结果表明，一个晚上的露相当于0.1～0.3毫米的雨量，多的甚至可以达到1毫米以上，一年累计有数十毫米。此外，水汽凝结成露的过程中，放出的热量对植物有一定的保温作用。
4.1.2霜——降至春林花委地
霜是近地面中的水汽在地面和地物上直接凝华而成的冰晶，白色且具有疏松的晶体结构。
根据霜的形成条件，可分为辐射霜、平流辐射霜和洼地霜。
辐射霜的形成原因与露相似，也形成于晴朗微风的夜晚，也由地面辐射冷却降温所致，不同处在于二者形成时的气温。成露时，贴近地物表面的气温高于0℃；由于霜是由冰晶组成的，因此成霜时贴近地物表面的气温低于0℃，但百叶箱高度上的气温仍可能高于0℃。
冷空气入侵降温后，又经晴朗夜晚地面辐射冷却进一步降温形成的霜，有平流降温的影响，也有辐射降温的影响，因此称平流辐射霜。
夜间，洼地和山谷坡上辐射冷却较洼地、谷底明显，是贴近坡处空气的“冷却器”。坡上的空气变冷后密度增大，顺坡流入洼地和谷底，并抬升洼地和谷底的较暖空气。坡上冷空气的汇入，易使洼地和山谷降温，再加上继续辐射冷却，很容易出现霜，常称为洼地霜。
霜不同于由露滴冻结而成的冻露。冻露是坚硬的小冰珠，而霜是疏松的晶体结构。
霜和霜冻不同。霜冻指的是由于气温剧烈下降而引起的植物冻害现象。贴地层空气中如果含水量很少，即使气温降得很低，也难形成霜，但可使植物内所含液态水冻结，因此无霜仍可引起霜冻。植物表面虽然有霜形成，但贴地层气温尚未使植物内所含的水达到冻结的程度，因此有霜未必形成霜冻。一般情况，霜形成后如果再进一步降温，很容易导致霜冻的发生。由于霜冻对农作物的危害很大，特别是对蔬菜、水果等危害更为严重，因此预防霜冻就显得非常重要。
霜冻的预防有灌水法、覆盖法、熏烟法。
灌水法，就是在霜冻来临之前，往田间灌水。灌水后，因水的热容量大，可减缓地面降温；增大近地面层水汽含量，增强大气温室效应；一旦降温，可形成雾，雾几乎可以拦截全部地面辐射，加之雾形成过程中水汽凝结是释放的潜热，可阻止地面继续降温而形成霜冻。
覆盖法，就是用稻草、麦秆、杂草等覆盖植物。被覆盖的植物，可免受外部冷空气的直接侵袭，覆盖物可减少地面热量向外的流失。覆盖地的温度可比裸露地的温度高1～2℃。
熏烟法，就是在霜冻来临之前1小时左右，点燃柴草、锯末、牛粪等易产生烟雾的物质。燃烧产生的热量及烟雾对地面辐射的吸收，可阻止地面热量的散失，从而对地面起到保暖作用。该方法可提高地温1～2℃，但因成本高，污染大气，不宜推广使用。
4.1.3雾凇——千树万树梨花开
雾凇是过冷水雾在树枝、电线及其他细长物体迎风面冻结或由水汽凝华而成的乳白色冰晶，俗称树挂，中国北方常见。
所谓过冷水雾，就是组成雾的小水滴温度低于0℃。0℃是水的冰点，温度低于0℃时水体就要结冰，这只是对大的水体而言。在自然云雾中，可以观测到低于0℃（甚至-10℃）的液态云雾滴，而且，液态云雾滴越小，冻结温度越低。过冷却水滴有一种特性，一旦和低于0℃的物体接触，将立即冻结。
根据雾凇的结构以及形成条件，可将雾凇分为粒状雾凇和晶状雾凇。
粒状雾凇形成时，往往风速较大，且气温在-2～-7℃之间。它是由被风吹动的过冷水雾滴与细长的物体接触后迅速冻结而成的。由于冻结速度快，因而形成的雾凇为粒状结构。
晶状雾凇由冰晶所组成，由水汽附在细长物体上凝华而成，形如绒毛，稍受震动即散落。晶状雾凇形成于微风或静风、气温低于-15℃的雾天中。由于它密度小，增长缓慢，1小时大约增长1毫米，厚度平均不超过1厘米，且易被风吹掉，因而一般不易造成灾害。
雾凇和霜的主要区别：一是形成时间不同。霜形成于晴朗静风的夜间，雾凇则可以在有雾天的任何时间形成。二是在附着物上的位置有区别。霜形成在物体水平面上，而雾凇主要在物体与地面相垂直的面上形成。雾凇融化时化成的水分，对北方越冬作物有利。
雾凇也是一种自然景观，被现代文人誉为“寒江雪柳”“玉树琼花”“冰花”“琼花”“雪柳”。吉林的雾凇被誉为中国四大自然奇观之首。雾凇来也匆匆，去也匆匆。来时，“忽如一夜春风来，千树万树梨花开”；去时，“无可奈何花落去，似曾相识燕归来”。
4.1.4雨凇——世人皆叹行路难
雨凇是由过冷雨滴下降到温度低于0℃的地面或地物上冻结而成，多形成于物体迎风面，呈透明或毛玻璃状的紧密冰层。雨凇的结构清晰可辨，表面一般光滑。根据雨凇的形态，分为梳状、椭圆状、匣状和波状雨凇等。
雨凇的形成离不开冻雨。所谓冻雨，就是雨滴的温度低于0℃，即过冷雨滴。由于过冷雨滴与地面低于0℃物体接触后立即冻结，故称之为冻雨。
冻雨的产生除需降水产生的基本条件外，还需有上冷、中暖、下冷的垂直温度结构。降水形成后，在高层下落的固态降水粒子经中间暖层融化为液滴，进入下部冷层后温度降至0℃以下，降至地面时形成冻雨。
雨凇积冰的直径一般为40～70毫米。中国雨凇积冰最大直径出现在衡山南岳，达1200毫米，其次是巴东绿葱坡711毫米，再次为湖南雪峰山的648毫米。
虽然雨凇使大地银装素裹，晶莹剔透，美轮美奂，风光无限，但雨凇却是一种灾害性天气。雨凇可以压断树枝、农作物，压塌房屋，导致通讯线路中断，妨碍公路、铁路交通。
4.1.5扑朔迷离的雾
雾，曾一次次激起文人灵感，一次次引发墨客遐想。“雾失楼台，月迷津渡，桃源望断无寻处”“类烟飞稍重，方雨散还轻”“拂林随雨密，度径带烟浮”，是古人因雾留下的传世华章。“雾，似有形而又无形，朦朦胧胧地飘渺于文人的诗篇之间。雾里看花，雾因花而美丽，花因雾而朦胧，一如诗人的情感。雾在山间游动，像画家泼墨，使原来的山变成景，做成了一幅幅丹青”，是今人对雾的倾情吟唱。
雾，是一道自然景观，同时也是一种气象灾害。
雾是发生在近地面层的水汽凝结现象。悬浮在近地面层空气中的大量水滴或冰晶，使水平能见度小于1千米的现象称雾；水平能见度1～10千米时为轻雾。
根据雾的形成条件，又可分为气团雾和锋面雾两大类。锋面雾是在冷暖空气交界的锋面上，冷暖空气混合使暖空气降温水汽达到饱和发生凝结形成的雾。气团雾是在气团内部形成的雾，根据形成条件，可分辐射雾、平流雾、平流辐射雾、地形雾和蒸发雾，其中以辐射雾和平流雾最为常见。
大雾不仅影响交通，而且还加大近地面层污染物浓度，危害人体健康。由于雾总是和逆温层相伴出现，而逆温层又阻止上下层空气的质量交换，使污染物难以扩散，因此雾天时近地面层常聚集大量的污染物。空气中的二氧化硫在大气中被氧化后，与雾滴结合可形成硫酸雾，危及人体健康。
4.1.6辐射雾
辐射雾是夜间地面辐射冷却，使近地面层空气中水汽达到饱和发生凝结所致。
辐射雾形成在近地面层水汽充沛、微风（风速1～3米/秒）、晴朗少云的夜间或清晨。晴朗少云的夜间或清晨，大气温室效应减弱（阴天或多云时，云层几乎可以拦截全部地面辐射），地面迅速辐射冷却降温，近地面层空气随之迅速降温。近地面层降温有双重功效：一是使近地面层水汽饱和发生凝结，二是在近地面层形成贴地逆温。由于地面对空气的冷却作用随高度减弱，即越靠近地面，空气降温越明显，离地面越远，降温越不明显，于是在近地面层形成辐射逆温。辐射逆温形成后，可阻止上下层空气质量交换，把大量水汽和杂质拦截在逆温层下，有利于雾的产生。近地面层湿度越大、湿层越厚，越有利形成较浓厚的雾。无风时，乱流弱，地面冷却作用影响的空气层较薄，形成的雾也稀薄；适当的风速，既不破坏稳定层，又使地面冷却作用影响到较高层次，形成较厚的雾层。
辐射雾有明显的季节性和日变化。秋、冬季居多；多在下半夜到清晨，日出前后最浓，随着地面升温、乱流增强而逐渐消散。厚度几十米到几百米，平均150米，水平范围较小，常零星分布，在平原上可连成一片。
4.1.7平流雾
暖空气流到冷下垫面上时，因接触冷却，使暖空气降温水汽饱和产生凝结而形成的雾，称平流雾。
平流雾的形成，需要一定的条件：一是暖湿空气与地表之间有较大的温差，二是有适当的风速（2～7米/秒）。暖湿空气流经冷下垫面时，由于二者温差较大，接触冷却后暖空气迅速降温。
暖空气降温的结果，一是使近地面层水气饱和发生凝结，二是在近地面层形成平流逆温，保证成雾所需的水汽和杂质。适当的风速，不但使暖湿空气源源不断地流向冷下垫面补充新鲜水汽，而且能产生一定强度的湍流，使地面的冷却作用影响到一定高度，形成较厚的雾层。
平流雾的垂直厚度可从几十米至2000米，水平范围可达数百千米以上。平流雾日变化不明显，只要维持适当的风向、风速，就可持久不散；如果风停或风向转变，暖湿空气来源中断，雾会立刻消散。
4.1.8平流辐射雾
平流辐射雾是经冷平流（冷空气）影响降温后，又经夜晚地面辐射冷却降温形成的雾。由于是平流和辐射引起的双重降温作用形成的雾，故称平流辐射雾。其形成原理类似辐射雾。