Рух фронтів північно-західного простягання, з якими пов’язаний максимум добових опадів, відбувається вздовж загального простягання карпатської дуги в межах України. Навітряною в такому випадку є вся поздовжня частина зовнішніх, відносно невисоких хребтів Бескид і Зовнішніх Горган. Кількість опадів (850-1000 мм біля підніжжя та 1400-1500 мм на вододілах) приблизно однакова по обидва боки таких хребтів і поступово наростає у південно-східному напрямку відповідно до збільшення гіпсометричних висот. Максимум опадів, в тому числі і добових, на зовнішній стороні гірської дуги спостерігається у найвищій частині Горган і Центрального Передкарпаття – басейні Ломниці, верхів’ях обох Бистриць, зменшуючись у західному та східному напрямках. Ізогієти зон максимальної кількості опадів витягуються вздовж хребтів. При проходженні фронтів різних напрямків середня добова кількість опадів перевищує у 2,5-3 рази кількість внутрімасових опадів (конвективних і орографічних), які випадають протягом теплого періоду року по всій території. Внутрімасові опади рівномірніше розподіляються по території і складають невелику частку від загальної кількості опадів. Однак частота їх випадання буває у 2-5 разів більшою, ніж фронтальних. Тому внутрімасові опади деколи мають однакову вагу з фронтальними у зволоженні території (як влітку у Передкарпатті чи на північно-східних схилах Скибових Карпат).

Посезонний розподіл опадів відображає циркуляційні особливості. В межах Українських Карпат існує тісний взаємозв’язок між середніми річними кількостями опадів і їх екстремальними величинами, що відмічались хоч би раз за весь довготривалий період спостережень (не менше 30-40 років). В окремі роки можливі найбільші суми опадів в межах 2000-2500 мм. На протязі року відмічаються два максимуми у випаданні опадів – червнево-липневий (основний) та грудневий (другорядний), і два мінімуми – січневий та жовтневий. Загальною особливістю для Українських Карпат є те, що повторюваність довготривалих дощових періодів є більшою для холодного періоду, чим для теплого. Тому ймовірність дощових паводків у холодну пору року не менша, ніж для теплого періоду. У цьому відношенні найбільш виразно виділяється центральна гірська частина, де найбільша вірогідність дощових періодів з тривалістю понад 15 днів спостерігається з листопада по лютий. По всій території дослідження максимальна тривалість дощового періоду перевищує 20 днів. Як правило, це припадає на один із місяців холодної пори року. Виключенням є Путильське низькогір’я (Селятин), де найтриваліший дощовий період можливий влітку.

Мінімум опадів в умовах Українських Карпат може припадати на будь-який із зимових місяців. Особливо різко суми опадів зменшуються у грудні-січні у південно-східному Передкарпатті (до 30 мм). На крайньому північному заході Передкарпаття та в горах мінімум опадів спостерігається частіше у лютому. Строки утворення і сходу снігового покриву визначаються циркуляційними чинниками, але вплив експозиції схилів та абсолютної висоти теж суттєві, особливо на хід танення снігу. Влітку і ранньої осені можливі тривалі (більше місяця) бездощові періоди, які спостерігаються при порушеннях зонального переносу повітря (при пануванні малорухомих високих антициклонів). Середні значення тривалості бездощових періодів мають у річному ході два відносно чітких максимуми у всіх районах Українських Карпат: у березні-квітні та жовтні.

В цілому для умов Передкарпаття та Карпат характерні чотири основні причини орографічного посилення опадів (О.Ромов, Л.Богатир, 1969, 1970): а) динаміко-орографічне (схилове) посилення тривалих, затяжних дощів; б) схилова (динамічна) інтенсифікація конвективних злив; в) посилення опадів безпосередньо над горами внаслідок термічної циркуляції гірсько-долинного типу і вертикальних рухів середнього масштабу; г) термічний вплив гірських діяльних поверхонь на розвиток дрібномасштабної вільної конвекції. Кожному з цих видів мезомасштабної орографічної еволюції притаманні певні особливості мезоструктури поля опадів. При затяжних дощах, коли площі опадів складають сотні квадратних кілометрів, зони максимальних опадів витягнуті вздовж хребтів і зміщені до навітряного схилу. Кількість опадів різко зменшується в бік підвітряного схилу, а зони максимуму мають вигляд окремих ареалів. При другій ситуації поле опадів більш різноманітне за формою (схоже на намисто вздовж хребтів і по нормалі до них). Часто конвективні і орографічні опади співпадають за площею, тоді структура поля опадів має риси обох типів. При нестійкій стратифікації розподіл опадів має хаотичний розподіл. В останніх двох причинних варіантах поле опадів хаотичного вигляду, але з впорядкованим розміщенням центрів максимуму і мінімуму в горах і передгір’ях.

Зумовлені орографією висхідні рухи не завжди призводять до посилення опадів на навітряних схилах. Потужна маса опадів утворюється на фронтах і в циклонах у насиченому або близькому до стану насичення повітрі. В такому випадку на навітряних схилах посилюється хмароутворення і випадання опадів. Якщо через хребет перевалює сухе ненасичене повітря, то утворення опадів залежить не тільки від інтенсивності висхідних рухів і зони їх розвитку, а й тривалості перебування окремих мас повітря у цій зоні. Імовірність утворення опадів суттєво залежить від мезосиноптичної ситуації у пограничному шарі атмосфери (властивостей повітряного потоку в кілометровому шарі повітря над вершинами гір, зміни характеристик вітру з висотою, інтенсивності і орієнтації термічного вітру в окремих шарах ), розташування та інтенсивності фронтальних зон.

Зона орографічного посилення опадів вужча зони висхідних рухів. Влітку вона прив’язана до окремих районів північно-східних схилів Скибових Карпат і Передкарпаття, в холодний період року – до південно-західного макросхилу (Полонинського хребта і Внутрішніх Горган). Зона орографічного ослаблення опадів простежується на схід від Карпат при русі циклонів західних траєкторій. Такі зони бувають досить протяжними і простягаються на сотні кілометрів від гір до центральних районів України. Причина зменшення опадів – у псевдоадіабатичних перетвореннях, коли при русі мас повітря з-за гір в