云是降水的基礎，是地球上水分循環的中間環節，并且云的發生發展總伴隨著能量的交換。云的形狀千變萬化，一定的云狀常伴隨著一定的天氣出現，因而云對于天氣變化具有一定的指示意義。
（一）云的形成條件和分類
大氣中，凝結的重要條件是，要有凝結核的存在，及空氣達到過飽和。對于云的形成來說，其過飽和主要是由空氣垂直上升所進行的絕熱冷卻引起的。上升運動的形式和規模不同，形成的云的狀態、高度、厚度也不同。大氣的上升運動主要有如下四種方式：
1.熱力對流
指地表受熱不均和大氣層結不穩定引起的對流上升運動。由對流運動所形成的云多屬積狀云。
2.動力抬升
指暖濕氣流受鋒面、輻合氣流的作用所引起的大范圍上升運動。這種運動形成的云主要是層狀云。
3.大氣波動
指大氣流經不平的地面或在逆溫層以下所產生的波狀運動。由大氣波動產生的云主要屬于波狀云。
4.地形抬升
指大氣運行中遇地形阻擋，被迫抬升而產生的上升運動。這種運動形成的云既有積狀云，有波狀云和層狀云，通常稱之為地形云。
盡管云的形態千差萬別，但其形成總有一定的規律。根據云的形成高度并結合其形態，國分類法將云分為4族10屬。我國于1972年出版的《中國云圖》將云分成3族11屬（表3·3，詳見《氣學與氣候學實習》第五章）。
（二）各種云的形成
1.積狀云的形成
積狀云是垂直發展的云塊，主要包括淡積云、濃積云和積雨云。積狀云多形成于夏季午后，具孤立分散、云底平坦和頂部凸起的外貌形態。
積狀云的形成總是與不穩定大氣中的對流上升運動相聯系。有對流能否形成積云，除了取決于凝結的條件外，還取決于對流上升所能達到的高度。如果對流上升所能達到的最大高度（對流上限）高于凝結高度，則積狀云形成，否則就不會形成積狀云。對流愈強，對流上限高于凝結高度的差值就愈大，積狀云厚度就愈大。對流上升區的水平范圍廣大，則積狀云的水平范圍也就愈大。
淡積云、濃積云和積雨云是積狀云發展的不同階段。氣團內部熱力對流所產生的積狀云最為典型。夏半年，地面受到太陽強烈輻射，地溫很高，進一步加熱了近地面氣層。由于地表的不均一性，有的地方空氣加熱得厲害些，有的地方空氣濕一些，因而貼地氣層中就生成了大大小小與周圍溫度、濕度及密度稍有不同的氣塊（熱泡）。這些氣塊內部溫度較高，受周圍空氣的浮力作用而隨風飄浮，不斷生消。較大的氣塊上升的高度較大，當到達凝結高度以上，就形成了對流單體，再逐步發展，就形成孤立、分散、底部平坦、頂部凸起的淡積云。由于空氣運動是連續的，相互補償的，上升部分的空氣因冷卻，水汽凝結成云，而云體周圍有空氣下沉補充，下沉空氣絕熱增溫快，不會形成云。所以積狀云是分散的，云塊間露出藍天。對于一定的地區，在同一時間里，空氣溫、濕度的水平分布近于一致，其凝結高度基本相同，因而積云底部平坦。
如果對流上限稍高于凝結高度，則一般只形成淡積云。由于云頂一般在0℃等溫線高度以下，所以云體由水滴組成，云內上升氣流的速度不大，一般不超過5m/s，云中湍流也較弱。在淡積云出現的高度上，如果有強風和較強的湍流時，淡積云的云體會變得破碎，這種云叫碎積云。
當對流上限超過凝結高度許多時，云體高大，頂部呈花椰菜狀，形成濃積云。其云頂伸展至低于0℃的高度，頂部由過冷卻水滴組成，云中上升氣流強，可達15—20m/s，云中湍流也強。
如果上升氣流更強，濃積云云頂即可更向上伸展，云頂可伸展至-15℃以下的高空。于是云頂凍結為冰晶，出現絲縷結構，形成積雨云。積雨云頂部，在高空風的吹拂下，向水平方向展開成砧狀，稱為砧狀云。在順高空風的方向上，云砧能伸展很遠，因而它的伸展方向，可作為判定積雨云的移動方向。積雨云的厚度很大，在中緯度地區為5 000—8 000m，在低緯度地區可達10000m以上。云中上升下沉氣流的速度都很大，上升氣流?？蛇_20—30m/s，曾觀測到60m/s的上升速度，下沉速度也有10—15m/s。云中湍流十分強烈。
熱力對流形成的積狀云具有明顯的日變化。通常，上午多為淡積云。隨著對流的增強，逐漸發展為濃積云。下午對流最旺盛，往往可發展為積雨云。傍晚對流減弱，積雨云逐漸消散，有時可以演變為偽卷云、積云性高積云和積云性層積云。如果到了下午，天空還只是淡積云，這表明空氣比較穩定，積云不能再發展長大，天氣較好，所以淡積云又叫晴天積云，是連續晴天的預兆。夏天，如果早上很早就出現了濃積云，則表示空氣已很不穩定，就可能發展為積雨云。因此，早上有濃積云是有雷雨的預兆。傍晚層積云是積狀云消散后演變成的，說明空氣層結穩定，一到夜間云就散去，這是連晴的預兆。由此可知，利用熱力對流形成的積云的日變化特點，有助于直接判斷短期天氣的變化。
2.層狀云的形成
層狀云是均勻幕狀的云層，常具有較大的水平范圍，其中包括卷層云、卷云、高層云及雨層云。
層狀云是由于空氣大規模的系統性上升運動而產生的，主要是鋒面上的上升運動引起的。這種系統性的上升運動，通常水平范圍大，上升速度只有0.1—1m/s，因持續時間長，能使空氣上升好幾千米。例如當暖空氣向冷空氣一側移動時，由于二者密度不同，穩定的暖濕空氣沿冷空氣斜坡緩慢滑升，絕熱冷卻，形成層狀云。云的底部同冷暖空氣交綏的傾斜面（又稱鋒面）大體吻合，云頂近似水平。在傾斜面的不同部位，云厚的差別很大。最前面的是卷云和卷層云，其厚度最薄，一般為幾百米至2000m，云體由冰晶組成。位于中部的是高層云，其厚度一般為1000—3000m，頂部多為冰晶組成，主體部分多為冰晶與過冷卻水滴共同組成。最后面是雨層云，其厚度一般為3000—6000m，其頂部為冰晶組成，中部為過冷卻水滴與冰晶共同組成，底部由于溫度高于0℃，故為水滴組成。
從上述的系統性層狀云形成中可以看到，在降水來臨之前，有些云可以作為征兆。如卷層云，通常出現在層狀云系的前部，其出現還往往伴隨著日、月暈，因此如看到天空有暈，便知道有卷層云移來，則未來將有雨層云移來，天氣可能轉雨。農諺“日暈三更雨，月暈午時風”就是指此征兆。
3.波狀云的形成
波狀云是波浪起伏的云層，包括卷積云、高積云、層積云。云中的上升速度可達每秒幾十厘米，僅次于積狀云中的上升速度。
當空氣存在波動時，波峰處空氣上升，波谷處空氣下沉。
空氣上升處由于絕熱冷卻而形成云，空氣下沉處則無云形成。如果在波動形成之前該處已有厚度均勻的層狀云存在，則在波峰處云加厚，波谷處云減薄以至消失，從而形成厚度不大、保持一定間距的平行云條，呈一列列或一行行的波狀云。
一般認為形成波動的原因主要有二：一是由于大氣中存在著空氣密度和氣流速度不同的界面，在此界面上引起波動。二是由于氣流越山而形成的波動（稱地形波或背風波）。在上層風速大、密度小，下層風速小、密度大的界面上產生波動時，由于各高度上的風向、風速常隨時間變化，波動的方向也隨之改變，新產生的波動疊加在原來的波動之上，從而形成棋盤格子般的云塊。波動氣層甚高時形成卷積云，較高時形成高積云，低時形成層積云。
波狀云的厚度不大，一般為幾十米到幾百米，有時可達1000—2000m。在它出現時，常表明氣層比較穩定，天氣少變化。諺語“瓦塊云，曬死人”、“天上鯉魚斑，明天曬谷不用翻”，就是指透光高積云或透光層積云出現后，天氣晴好而少變。但是系統性波狀云，像卷積云是在卷云或卷層云上產生波動后演變成的，所以它和大片層狀云連在一起，表示將有風雨來臨?！棒~鱗天，不雨也風顛”就是指此種預兆。
4.特殊云狀的形成
除上述幾種云的形成外，還有一些特殊云狀，如堡狀、絮狀、懸球狀、莢狀等，它們的出現往往能預測天氣的變化趨勢。因此，了解它們的成因和特征，有助于利用它們判斷未來天氣。
（1）懸球狀云：是指從云底下垂的云團，多出現在積雨云的底部。有時在高積云、高層云和雨層云的底部也可以見到。
當云中有大量的水滴時，如果云底附近有強烈的上升氣流，將下降的水滴托住，便會形成好像懸掛在云底的云團，這就是懸球狀云。
懸球狀云的出現，通常預兆有降水產生，因為一旦上升氣流減弱，原先被托住的水滴就會降落下來，形成降水。
（2）堡狀云和絮狀云：堡狀云底部水平，頂部則是并列著突起的小云塔，形狀像遠方的城堡。這種云的形成，常常是在波狀云的基礎上發展起來的。當波狀云在逆溫層下形成以后，如果逆溫層不太厚，則逆溫層下湍流發展時，較強的上升氣流就穿過逆溫層，使水汽凝結，形成具有圓弧頂部的云朵，這就是堡狀云。常見的堡狀云有堡狀高積云和堡狀層積云。
絮狀云的個體破碎，形狀像棉絮團，它常是潮濕氣層中的強烈湍流混合作用而形成的，主要為絮狀高積云。
夏半年如早晨出現堡狀高積云或絮狀高積云，表示該高度上氣層不穩定，到了中午，低層對流一發展，上下不穩定氣層結合起來，會產生強烈上升氣流，形成積雨云，下雷暴雨或冰雹。傍晚對流減弱，如出現堡狀高積云，表明高空將有不穩定系統逼近，次日可能出現系統性雷暴雨。
（3）莢狀云：莢狀云中間厚、邊緣薄，云塊呈豆莢狀。常見的莢狀云主要是莢狀高積云和莢狀層積云。
莢狀云是由局部上升氣流和下降氣流相匯合而形成的。當上升氣流使空氣絕熱冷卻而形成云時，如果遇到下降氣流的阻擋，其邊緣部分因下降氣流而逐漸變薄，這樣便形成莢狀云。在山區，氣流受到地形的影響也能形成莢狀云。
上面介紹了積狀云、層狀云、波狀云和一些特殊云狀形成的物理過程。但它們并不是孤立的不變的。由于條件的變化，它們可以是發展的或消散的，也可以從這種云轉化為那種云。例如積狀云中，淡積云可以發展到濃積云，最后形成積雨云。積雨云在消散時，可以演變成偽卷云、積云性高積云和積云性層積云。又例如，波狀云發展時，可以演變成層狀云（蔽光高積云可以演變成為高層云，蔽光層積云可以演變成為雨層云）。層狀云消散時，也會演變成為波狀云（雨層云消散時，可演變為高層云、高積云或層積云）?？傊?，云的產生、發展和演變是復雜的，也是有規律的。
