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云是悬浮在地球表面上方地球大气层中、由微小液态水滴、冰晶或两者混合而成的可见聚集体。当湿润空气冷却至饱和，水汽在空气中的微小颗粒上凝结，便形成了云。本词条讨论的是该词的气象学含义；与之无关的计算机领域用法请参见云计算。

云之所以重要，是因为它控制着地球上大部分的天气和降水，通过水循环输送水分，既反射入射的太阳光，又截留向外散失的热量。由于这两种效应相互抵消，云是气候模型以及气候变化预测中最大的不确定性来源之一。自1802年起，云的外观和高度就已被系统地分类，这一分类至今仍是现代观测的基础。

本文涵盖云形成的热力学与微物理学、使空气抬升成云的各种机制、分类体系及其历史、主要云族与较罕见的云型、雷暴与降水、辐射效应、观测方法、云在气候模型中的表示、人类活动的影响、其他行星上的云，以及云在艺术与文化中的地位。

定义与基本特征

云是悬浮在大气中的小水滴、冰晶或两者兼有的可见集合体。这一定义将云与相关现象区分开来。雾可以理解为底部接触地面的云。霾和烟同样是可见的颗粒悬浮物，但它们不含凝结水相，因此在气象学意义上不是云。水汽本身是无色无形的气体，只有当水汽凝结成足以散射光线的颗粒后，云才变得可见。

构成云的水滴非常微小，典型直径为几微米到几十微米。同一朵云中，平均直径通常约为10至15微米，但单个水滴的直径可从约1微米到100微米不等。这种尺寸的水滴远小于雨滴，每立方厘米的云中可能含有约200个水滴。尽管数量众多，水滴所占的空气体积却极小。在大多数云中，液态水的体积占比不到百万分之一，周围空气中的大部分水分仍以水汽形式存在。

云中液态水的含量通常用液态水含量表示，即单位体积空气中凝结水的质量，单位为克每立方米。在层状云中，其值通常约为0.1至0.2克/立方米。晴天积云通常可达约0.5克/立方米，较大的积云可含有每立方米数克的液态水，而强雷暴中的含量可超过3克/立方米。因此，即使是最浓密的云，就液态水而言也大部分是空的，且其数值随云的类型和成因差异很大。这也是云的类型与其可能产生的降水密切相关的原因之一，天气预报员正是依赖这一关系进行预报。

云在阳光下呈白色，是因为其中的水滴远大于可见光的波长，几乎对所有可见光波段进行大致相等的散射，且几乎没有选择性吸收。光线进入云层后的几米内就会经历多次散射，因此最终射出的光已被多次改变方向，使云看起来明亮而均匀。这种散射是阳光照射下的云顶格外明亮的原因。厚重的云底呈灰色或暗色，是因为很少有阳光能穿透云层并被散射回下方的观察者。这种变暗取决于到达云底的光线多少，而非水滴本身变成了其他颜色。

云的寿命差异极大。由热力上升气流维持的小型晴天积云，可能在几分钟到约一小时内形成并消散。而层云或层积云等大面积云层可持续数天甚至数周，这取决于水汽供应和气团的大尺度环流。云能否持续，取决于产生液态水的过程（如空气上升时的冷却，即绝热过程）与去除液态水的过程（如空气下沉时的蒸发或降水落下）之间的平衡。这些过程在很大程度上受气团及周围环流控制，因此同一类型的云在不同环境中可能转瞬即逝，也可能长期存在。

云形成的热力学

云是否形成，首先取决于空气距离饱和有多近。空气中的水汽含量通常用相对湿度表示，即同一温度下实际水汽压与饱和水汽压之比，再乘以100%。露点是在气压保持不变的条件下，空气必须冷却到的达到饱和的温度，因此当气温降至露点时，相对湿度达到100%。气温与露点之差称为露点差，它直接反映空气距离饱和的程度。饱和水汽压随温度急剧上升，遵循克劳修斯–克拉珀龙关系：

\frac{de_s}{dT} = \frac{L\,e_s}{R_v T^2}

其中 $e_s$ 为饱和水汽压， $L$ 为汽化潜热， $R_v$ 为水汽的气体常数， $T$ 为绝对温度。在近地面，气温每升高1开尔文，饱和水汽压约增加6%至7%。因此，暖空气能容纳的水汽远多于冷空气，气温的小幅下降就可能使气块达到饱和。

上升的空气进入气压强较低的区域并膨胀。由于这一膨胀过程对周围空气做功，且与环境几乎没有热量交换，该过程接近绝热，气块随之降温。未饱和气块以干绝热递减率降温， $\Gamma_d = g/c_p \approx 9.8\ \mathrm{K/km}$ 。上升过程中其混合比保持不变，但温度下降，因此相对湿度随高度升高而增大。气块达到饱和的高度称为抬升凝结高度（LCL）。常用的近似式为 $z_{\mathrm{LCL}} \approx 125\ \mathrm{m} \times (T - T_d)$ ，其中 $T_d$ 为露点。例如，气温为20 °C、露点为10 °C的空气，约在1250 m处达到饱和。LCL标志着许多积云的平坦云底，凝结在此开始，可见的液滴也首先在此形成。凝结核决定了这一过程发生的难易，将在另一节中讨论。

气块一旦饱和，继续上升时会发生凝结，释放潜热并加热气块。这种增温抵消了部分膨胀降温，使饱和气块的降温速率变慢。因此，湿绝热递减率 $\Gamma_m$ 小于 $\Gamma_d$ 。它随温度和气压变化：在非常温暖潮湿的空气中约为4 K/km，在寒冷空气中接近9 K/km，而在典型的暖对流层低层条件下约为5至6 K/km。0 °C时水的汽化潜热约为 $2.5 \times 10^6\ \mathrm{J/kg}$ ，因此每千克空气中即使只凝结几克水汽，也会释放大量能量。这一热源解释了为何对流云能在LCL之上持续发展，以及为何积雨云能够伸展到对流层顶。

上升气块能否继续加速，取决于大气稳定度，即比较观测到的环境递减率 $\Gamma$ 与 $\Gamma_d$ 和 $\Gamma_m$ 。若 $\Gamma > \Gamma_d$ ，大气为绝对不稳定，被扰动的干气块会比周围空气更暖、密度更小，从而持续上升。若 $\Gamma_m < \Gamma < \Gamma_d$ ，大气为条件不稳定：未饱和气块会被拉回原来的高度，但若被抬升到足以饱和，则可获得浮力。若 $\Gamma < \Gamma_m$ ，大气为绝对稳定，上升的气块会比周围空气更冷、密度更大，从而下沉回原处。逆温，即温度随高度升高，是一种极端的稳定状态，它能抑制垂直发展，并有利于形成扁平的层状云。因此，气团是不稳定还是稳定，决定了某种抬升机制产生的是浅薄的积云还是高耸的对流云。

凝结核与液滴微物理学

水汽不会轻易自行变成液态。在洁净的容器中，纯水汽要自发形成液滴，需要数百个百分点的过饱和度，远超大气中的实际条件。真实的云之所以能绕过这一障碍，是因为空气中总是存在微小的固体或液体颗粒。能够吸收水分并形成液滴的颗粒称为云凝结核（CCN）。常见的例子包括破碎浪花产生的海盐、由含硫气体转化而来的硫酸盐及其他化合物、燃烧产生的烟炱，以及从沙漠中扬起的矿物尘埃。其数量差异极大：北极上空的空气每立方厘米可能只含几十个云凝结核，而工业城市上空的空气则可能含有多得多的云凝结核。

活化与科勒曲线

某个颗粒能否成为液滴，由科勒理论描述。该理论由希尔丁·科勒于1936年发表（这项工作建立在早先的热力学思想之上）。两种效应相互竞争。第一种是曲率效应：极小的液滴表面曲率很大，分子更容易逸出，因此其平衡蒸气压高于平面上的蒸气压。这种开尔文效应促使液滴蒸发。第二种是溶质效应：溶解的盐类及其他溶质会降低液滴中水的蒸气压，从而促使液滴增长。简化形式下，半径为 $r$ 的液滴上的平衡过饱和度可写为 $S \approx \frac{A}{r} - \frac{B}{r^{3}}$ 其中 $A$ 取决于表面张力和温度， $B$ 取决于溶解物质的数量和种类。该曲线存在一个极大值，即临界过饱和度。若某颗粒的大小和成分所对应的临界过饱和度低于环境过饱和度，它一旦越过峰值便会无限制地增长，此时称该颗粒已被活化。大小合适的可溶性颗粒通常只需百分之几甚至不到百分之一的过饱和度即可活化，这正是普通云得以形成的原因。表面活性有机物可以降低液滴的表面张力，在某些情况下会进一步降低临界过饱和度。

液滴数量与云的性质

对于一定质量的液态水，液滴数量决定了液滴的大小。若同样质量的水分散到更多的液滴中，每个液滴就更小。这一关系是气溶胶—云相互作用研究的核心。卫星观测和原位研究通常用液滴数浓度和液滴有效半径来描述云。有效半径是一种加权平均粒径，由詹姆斯·汉森和拉里·特拉维斯于1974年定义，为液滴粒径分布的三阶矩与二阶矩之比。全球液态云的典型有效半径约为14微米；对于一种常被引用的未受污染的边界层云，这一数值约为16微米。向此类云中加入气溶胶会使有效半径减小。较小的液滴散射阳光的效率更高，因此云反射的光更多，看起来更亮。这是所谓特沃米效应的基础，也是气溶胶影响云的辐射强迫的原因之一。研究还发现，海洋上空的有效液滴半径比陆地上空大约大15%–20%，这反映了海上云凝结核浓度较低的情况。

液滴增长与降雨的开始

液滴一旦被活化，主要通过水汽向其表面扩散而增长。由于水汽供应要在气块中的所有液滴之间分配，而且液滴越大增长越慢，仅靠扩散无法在大多数云的生命周期内形成雨滴。因此，典型的云滴直径仅为几微米到几十微米。由此形成的粒径分布决定了云的光学性质，以及其产生降水的效率。半径超过约20–25微米的液滴开始以可观的速率与相邻液滴碰撞并合并，云滴通过这一过程转化为毛毛雨大小的液滴，称为自动转化。自动转化对液滴数量高度敏感。观测和模式都表明，液滴数量增加时，转化速率急剧下降，因此受污染的云往往能保持水分更长时间才降落。这种对早期降水的抑制，加上前述的云变亮效应，构成了第二类间接气溶胶效应的基础，这也是气候变化研究中的活跃课题。这些关系中的不确定性依然很大，尤其是湍流和混合如何改变液滴碰撞的方式。

云中的冰的形成与相变过程

云中的水并不会简单地在 0 °C 时结冰。在约 0 °C 到 −40 °C 之间，许多云同时含有液态水滴和冰晶，而且水滴可以在远低于冰点的温度下保持液态。它们是否能保持液态，取决于是否存在可充当晶种的颗粒。冻结需要一个表面，让冰胚能够在其上形成，而能起到这种作用的颗粒，即冰核颗粒（INPs），远比能让水汽凝结成水滴的颗粒稀少。正因为这种稀缺性，即使在热力学上有利于结冰的温度下，云仍可能几乎完全由液态水组成。一个非常小且纯净的水滴只能在约 −35 °C 至 −40 °C 时自发冻结，这一极限称为均相冻结。较大或含有杂质的水滴通常会在更高的温度下冻结。

自然云中的冰大多通过异相成核形成，即由外部颗粒充当晶核。可能的颗粒包括长石、石英和黏土矿物等矿物尘埃，以及某些生物材料，例如部分细菌、真菌孢子、花粉碎片，以及来自土壤和海水的有机物。成核可以通过几种方式发生：水汽直接在颗粒上凝华、颗粒被包裹在水滴内部发生浸没冻结、先凝结后冻结，以及接触冻结。这些颗粒的效率与温度密切相关。在约 −10 °C 时，只有很小一部分冰核颗粒起作用，而随着空气变冷，活性部分会急剧增加。这就是为什么云中冰的比例通常会随温度下降而迅速上升。

一旦冰晶出现，伯杰龙–芬德艾森过程往往随之接管。在相同温度下，冰面上的饱和水汽压低于过冷水面上的饱和水汽压：在约 −10 °C 时低约 10%，在约 −30 °C 时低约 25%。因此，相对于液态水饱和的空气，相对于冰而言则处于强烈的过饱和状态。水汽从水滴扩散到冰晶上，水滴随之蒸发，而冰晶则以此为代价生长。该过程以托尔·伯杰龙（Tor Bergeron）和瓦尔特·芬德艾森（Walter Findeisen）命名，二人于 20 世纪 30 年代对其进行了描述。长大的冰晶会变得足够重而开始下落。它们可能相互聚集，也可能通过淞附作用捕获过冷水滴，形成霰。当它们落入冰点层以下的较暖空气中时，会融化成雨，或以雪、雨夹雪的形式降落。在许多中纬度降水系统中，这种冰相过程是降水的主要来源。

完全处于冰点以上的云（暖云）则遵循另一条路径。水滴首先通过凝结而长大，但仅靠扩散，在云的存在时间内无法形成约一毫米大小的雨滴。当水滴半径达到约 15–20 μm 时，增长速度会加快，因为较大的水滴下落更快，并会扫过较小的水滴，后者随之与其合并。这一过程称为碰并增长，可在数十分钟内形成降雨。在许多热带海洋云中，它是形成降雨的主要途径，尽管深厚的热带对流也涉及冰相过程。

冰一旦形成，还可能在云中繁殖。在哈利特–莫斯普过程中，温度约为 −3 °C 至 −8 °C 时，足够大的淞附水滴会冻结并破裂，释放出大量细小的冰屑。这种二次生成的数量可能远超原生冰核颗粒的数量，这也有助于解释为什么某些云中的冰晶数量远多于其成核颗粒所能预测的数量。水结冰时释放的潜热也会影响云的发展，因为它会增加上升气流的浮力。

抬升机制与大气稳定度

一团空气块上升、膨胀并冷却，直到其中的水汽凝结，云便形成。因此，使空气上升的原因决定了云的类型、水平范围和存续时间。大体上，抬升作用有四类来源：地表受热、气流被迫爬越地形、冷暖气团在天气锋面处相互楔入（一方滑升到另一方之上或插入其下），以及大尺度辐合或辐射冷却。被抬升的气块能继续上升多远，取决于周围空气的稳定度。稳定的空气通常形成浅薄的层状云，而不稳定的空气则允许云体垂直发展。

地表受热是最常见的机制。阳光大部分未被大气吸收，穿过大气后使地面增温，地面进而加热与之接触的空气。这些空气的密度小于周围环境，便以浮力柱（即热泡或热力对流）的形式上升。在陆地上，这种热力对流在午后地面最暖时最为强烈。在海洋上，晴好天气下较弱的热力对流会形成许多沿海和热带天空中常见的、散布的、底部平坦的积云。每朵云的云底标志着上升空气首次达到饱和的高度。在晴朗条件下，云体保持较小且寿命较短。当空气足够潮湿且不稳定时，同样的过程可以发展成高耸的积雨云。

地形抬升发生在气流被迫沿山坡向上爬升时。上升的空气冷却，如果其中含有足够的水汽，迎风坡一侧便会形成云和降水。最强的降水常常落在那里，尤其是当山脉靠近海洋时。在高地上形成的云可呈多种形态。沿迎风坡可能出现一条相对低矮但较厚的云带，有时称为阻塞云。孤立的山峰可能被冠状云覆盖，或被领状云环绕。在背风一侧，空气下沉，因压缩而增温，持水能力增强，云体随之变薄并消散。这就形成了雨影效应，使下风方向的地区明显更干燥。当气流产生驻波时，透镜状云可在山脊下风方向形成，并标示出波峰的位置。丘陵地形也会增强热力抬升，这就是为什么丘陵地区往往比周围的低地云量更多。

锋面抬升源于气团之间的密度差异。暖空气比冷空气轻，因此两者相遇时，暖空气无法挤入冷空气之中，而是爬升到冷空气之上。这种爬升在暖锋处以平缓的坡度发生。抬升过程缓慢而范围广，因此暖锋前方的云系通常依次为卷云、卷层云和高层云，随后逐渐增厚并降低，最终转为雨层云。这些云层可向地面边界前方延伸数百公里，并在许多小时内带来持续、大范围的降雨。冷锋的前缘则陡峭得多，因为致密的冷空气会楔入暖空气之下，并迅速将其抬升。由此产生的抬升更为剧烈、范围较小，形成积云和积雨云、阵雨，在某些情况下还会出现飑线和雷暴。当较快的冷锋追上暖锋时，形成的锢囚锋可同时兼具两种云型的特征。

大尺度辐合与辐射冷却产生范围最广的云量。在低压系统中，近地面的空气辐合，并在广大区域内被迫向上运动，从而形成大面积的层状云和降水。辐射冷却的作用则更为局地。晴朗的夜晚，地面通过发射长波辐射而失去热量，与之接触的空气随之变冷。如果这些空气已接近饱和，便会在近地面形成层云或雾，通常到清晨才可见。这些机制通常抬升空气的力度远比地表受热或锋面温和，这也解释了它们形成的云往往范围广阔、平坦且持续时间长。

分类体系与命名法

十九世纪以前，云没有统一的科学名称。观察者通常根据颜色和形状，用民间称谓来描述云。现代分类体系始于1802年。当时，对天气有浓厚兴趣的伦敦药剂师卢克·霍华德向阿斯克西亚学会提交了一篇论文，题名大意为《论云的形态分类》；其中的“modification”意指分类。霍华德认为，所有云都属于三个基本类别之一，并用拉丁词为它们命名：cirrus（“卷曲的头发”，即卷云）、cumulus（“堆积”，即积云）和 stratus（“层”，即层云）。由于云在演变过程中会改变形态，他还引入了 cirrostratus（卷层云）和 stratocumulus（层积云）等复合名称，用于描述过渡形态，并用 nimbus 指称带来降雨的云系。他更完整的论述于1803年发表，因此文献中常同时提及这两个年份。

霍华德的方案并非早期唯一的尝试。让-巴蒂斯特·拉马克在同一时期提出了一套法语分类方案，但未能传播到法国以外。人们普遍认为，霍华德采用当时国际学术界通用的拉丁语，是他的命名得以长久沿用的关键。

从霍华德的基本类别到世界气象组织云图

目前的权威参考是世界气象组织（WMO）的《国际云图》。它根据云在天空中形成的位置及其大致外观，划分出十个基本云属。这些名称在霍华德所用词根的基础上加入了修饰成分：stratus/strato 表示平坦、成层、平滑的云；cumulus/cumulo 表示堆积、蓬松的云；cirrus/cirro 表示羽毛状、纤细的形态；nimbus/nimbo 表示带来降雨的云。前缀 alto- 用于标示中层云，尽管这个拉丁词的意思是“高”。这十个云属分别是卷云（Ci）、卷积云（Cc）、卷层云（Cs）、高积云（Ac）、高层云（As）、雨层云（Ns）、层积云（Sc）、层云（St）、积云（Cu）和积雨云（Cb）。云属是这一分类体系的最高层级，云图还在其下设置了进一步的分类层级。

第一级细分是云种，用于描述云的形状和内部结构。例如，castellanus（堡状云）具有类似城堡垛口的塔状突起；volutus（滚轴云）是一种滚筒状的云，于2017年版中增列。云变种则描述云的透明程度和排列方式，其中之一是 lacunosus（网状云），呈蜂窝状或棋盘格状。在这些分类之外，还有 asperitas（糙面云）和 cavum（洞穿云）等补充特征，以及附着于母云的附属云。云图还列出了在人为或自然因素影响下形成的特殊云，包括由火灾或火山产生的上升热流形成的火生云（flammagenitus），以及由飞机凝结尾迹等人类活动产生的人为云（homogenitus）。云属、云种和云变种相互组合，共形成约100种组合。

云的分类同时依据多项标准。外观形态和内部结构是核心依据，云底高度和垂直伸展范围也很重要。云图历来将云属归入低云（CL）、中云（CM）和高云（CH）三个高度层，但各层的高度会随纬度和季节而变化。同一片云在生命周期的不同阶段，或在不同光照条件和观察角度下，外观可能大不相同，因此观察者在不同场合可能会赋予它不同的名称。统一的定义可以减少这种差异，但无法完全消除。

通用术语的主要价值在于使观测资料具有可比性。使用相同云属、云种和云变种名称的气象站和国家，可以直接比较记录，从而为天气预报、气候记录和航空安全提供支持。一套固定且带有标签的分类，也为研究人员训练自动云识别系统提供了实用的基础。

按高度划分的云族

气象学家根据每类云最常出现的对流层高度，把云归为不同的云族。世界气象组织（WMO）将这一层大致划分为三个传统层级，旧称 étage（层）：高层、中层和低层。这些层级的边界只是近似值，且随纬度变化，相邻层级之间也有重叠。因此，这些层级描述的是某一云属通常出现的位置，而不是固定的高度界限。纬度造成的差异源于对流层顶的高度：对流层顶在赤道上空较高，在两极附近较低。

层级	云属	极地地区	温带地区	热带地区
高层	卷云、卷积云、卷层云	3–8 km	5–13 km	6–18 km
中层	高积云、高层云、雨层云	2–4 km	2–7 km	2–8 km
低层	层云、层积云	地表至 2 km	地表至 2 km	地表至 2 km

高层云是对流层中位置最高的稀薄絮状云。其云底处于上表所示范围内，在中纬度地区通常从约 5 km 高度开始出现。这一高度的空气温度远低于冰点，因此这些云主要由冰晶组成。卷云呈纤维状丝缕，卷积云和卷层云则形成细小的波纹状斑块和白色薄幕。由于它们由冰构成且通常较薄，高层云允许大量阳光透过，并且常常以产生晕现象的薄纱状云幕出现。

中层云位于高层云与低层云之间。高积云呈灰白色的圆形团块或云卷，高层云则是灰色的云幕，其厚度可以薄到能看见太阳呈现为一个暗淡的圆盘。由于这一高度的温度常常介于冰点与远低于冰点之间，这些云中可能同时含有过冷水滴和冰晶。高层云通常属于中层，但经常向高层延伸；而雨层云是带来降水的云幕，几乎总是位于中层，并且常常跨越全部三个层级。

低层云占据大气最底部的区域，在各个纬度都是从地表延伸至约 2 km 的高度。层云和层积云是这一层的典型云型，在这一温度条件下，它们主要由液态水组成。低层云是毛毛雨和持续阴沉灰天的最常见来源，而雾则是接触地面的层状云。

具有垂直发展的云属于另一种情况。积云和积雨云的云底通常位于低层，但其垂直范围很大，云顶可以伸入中层甚至高层。较小的晴天积云，高度勉强超过宽度，由于其厚度有限，仍被归为低层云。只有最强大的积雨云塔才能将其铁砧状的云顶推向对流层顶，即对流层与平流层之间的边界，相关内容参见“地球大气层”条目。

仅凭高度并不能作出决定性判断，因此观测者会综合考虑云底高度、云的形态和结构。由于同一朵云在不同纬度和季节可能被划入不同层级，云族体系更像是一种为了统一观测而制定的约定，而非物理定律。某一天的天气状况、温度廓线以及空气中的水汽含量，共同决定了云会在高层、中层还是低层形成。

罕见的特殊云型

乳状云（mammatus clouds）是一种袋状的云瓣，悬挂在母云的底部，最常见于积雨云的砧状云底下。其名称源自拉丁语 mamma，意为“乳房”或“乳头”。大多数云是在空气上升并冷却时形成的，而乳状云则出现在空气下沉的地方：充满云物质的冷空气团沉入其下方较干燥、较温暖的空气中，云底随之下垂，形成圆润的云瓣。其确切成因仍有争议。一种广受讨论的观点认为，下落的冰粒和降水的蒸发或升华会使周围空气降温、密度增大，从而促进下沉；另一些解释则强调湍流和湿度差异的作用。单个云袋通常只能持续约十分钟到半小时。乳状云预示大气不稳定，常伴随风暴出现，但它们本身并不危险，也不能可靠地作为龙卷风的征兆。

透镜状云（lenticular clouds）是一种形状光滑、呈透镜状或碟状的云，形成于山脉和山丘的下风侧。当稳定、湿润的气流被推过山脊时，会被迫抬升、冷却，并在一系列驻波（称为背风波或山岳波）的波峰处凝结成云。在下风侧，空气下沉并增温，水滴随之蒸发。因此，云在每个波峰的迎风侧持续生成，在背风侧消散，所以尽管气流迅速穿过云体，它看上去却像是静止不动的。透镜状云是山岳波的可见标志，而山岳波即使在没有云形成时也可能存在。强烈的波动可能形成称为波状云的长串云带，而正好位于山峰上方的云帽有时被称为帽状云。飞行员在其附近必须应对上升气流、下沉气流和转子湍流，而滑翔机飞行员则常常主动寻找山岳波中的升力。根据高度不同，它们被分类为透镜状高积云、层积云或卷积云，其碟状外形也曾多次引发关于不明飞行物（UFO）的错误报告。

珍珠母云（nacreous clouds），又称极地平流层云（PSCs）或贝母云，形成于约 15–25 公里高的平流层中，远高于普通云形成的天气层。它们需要极端低温，通常低于约 −78 °C，因此只会在极地冬季平流层极涡足够寒冷时出现。最常在斯堪的纳维亚、加拿大北部、阿拉斯加和南极等高纬度地区观测到。它们的粒子细小且大小均匀，能使阳光发生衍射，呈现淡雅而有虹彩的色泽。由于位置很高，它们能在地面观测者所在处的太阳已经落下后仍接收阳光，因此在太阳位于地平线下仅几度时，于黎明前和黄昏后发出光芒。II 型极地平流层云由冰构成，而 I 型粒子则是硝酸和硫酸的液滴。两种类型都为化学反应提供表面，这些反应会释放活性氯，因此这类云是臭氧空洞形成的关键所在。

夜光云位于高得多的中间层，高度约 80 公里，是大气中最高的云。它们由水冰组成，只有在极低温度下才能形核，通常出现在夏季，主要在中高纬度地区于六月至七月间可见。它们只在日落之后可见：此时低空天空已暗，但距地面很高的云层仍被阳光照亮。然而，2024 年 12 月，在西伯利亚上空于冬季观测到了类似夏季夜光云的云，平均高度约 70 公里，此前发生了平流层的突然增温。

凝结尾是另一种人为产生的特殊云型。发动机会排放水蒸气，以及烟炱和其他微粒；在巡航高度附近的寒冷空气中，水蒸气会围绕这些微粒凝结并冻结，形成可见的冰晶尾迹。尾迹会在几秒钟内消失还是持续存在，主要取决于周围空气相对于冰是否过饱和。若处于过饱和状态，凝结尾可持续数小时，并在风的作用下扩散成薄薄的卷云状云层。火积云（pyrocumulus clouds）则由另一种过程形成：大火的强烈热量迅速抬升潮湿空气，水蒸气凝结时释放的潜热进一步推动上升，从而在火场上方形成积云。其中最强的可以发展为火积雨云（pyrocumulonimbus clouds）。

雷暴、起电与闪电

雷暴由积雨云发展而来。积雨云是一种高耸的对流云，其内部受强烈的上升气流和下沉气流驱动。温暖湿润的空气快速穿过云体上升，而降落的降水则拖曳着较冷的空气向下运动。当上升气流到达平流层时，那里气温随高度升高，空气非常稳定，气流便失去浮力并向侧方扩散。这就形成了成熟风暴顶部常见的扁平纤维状云砧。

雷暴还具有明显的电活动。驱动闪电的电荷分离过程，主要被认为源于云中混合相区内的碰撞，那里过冷水、冰晶和霰（柔软的、类似小球状的凇附冰）并存。目前的主流解释是非感应起电机制：当较大的霰粒子撞击较小的冰晶时，电子在两者之间转移，转移电荷的正负取决于温度以及液态水的含量。典型情况下，较冷的冰晶带正电并被上升气流带到高处，较重的霰则带负电并落到云的中部和下部。结果形成一个巨大的电偶极子：顶部为正电荷，中部为负电荷，底部附近往往还有一个较小的正电荷区。由于详细的微物理过程以及可溶性离子的作用仍在研究之中，这一图景最好被理解为主流模型，而非定论。风暴的环流会不断重新分离电荷，该过程对上升气流速度十分敏感，这或许部分解释了为什么陆地上的闪电比海洋上更频繁。

当云体两端的电势差大到使局部电场超过空气的击穿强度时，放电便开始了。许多放电只在云内进行，形成云内闪电；另一些则与地面相连。云对地闪击通常始于梯级先导，即一条以短距离阶梯式向下推进的电离空气通道。当它与从地面向上伸展的迎面先导相遇时，一道明亮的回击便沿通道向上输送大电流。沿通道的空气被急剧加热并快速膨胀，这就是我们听到的雷声。因此，闪电是一种电放电过程，它中和了风暴积累起来的电荷；其可见的闪光，则是能量通过暂时转变为导电等离子体的空气进行的大尺度传输。闪电是这一过程最直观的表现之一。

冰雹通过反复抬升的类似过程形成。冰粒被强上升气流带到高处，在那里捕获过冷水滴，水滴在其表面冻结；随后冰粒落回云中，再次被抬升。每经过一次循环就增加一层冰，冰雹在上升气流再也无法托住它们、最终落到地面之前，可以长到相当大的尺寸。因此，切开的冰雹常呈现同心层状结构。其最大尺寸取决于上升气流的强度和持续时间，以及冻结层的高度，这也是最大的冰雹通常与最剧烈的对流相伴的原因。冰雹是从云中降落到地面的几种降水类型之一。

超级单体是最具破坏性的雷暴形式。超级单体是一种寿命较长（通常超过一小时）的风暴，其核心是一股深厚且持续旋转的上升气流，称为中气旋。风切变，即风速或风向随高度变化，会使水平方向的空气涡管倾斜，转为风暴内部的垂直旋转。中气旋通常直径为几公里，在多普勒雷达上可表现为钩状回波。尽管超级单体是主要雷暴类型中最少见的一种，但它们可以产生最大的冰雹、具有破坏性的直线大风，以及最强烈的龙卷风。龙卷风通常在中气旋底部附近的旋转加强并向下延伸至地面时形成，而大多数最猛烈的龙卷风都来自超级单体。不过，并非每个超级单体都会产生龙卷风，区分产生龙卷风与不产生龙卷风的风暴的因素，仍是活跃的研究课题。

降水与水循环

云是几乎所有降水的来源。水汽在颗粒物上凝结并长大为水滴或冰晶，一旦它们重到足以克服托举其悬浮的上升气流，便会落下。最终到达地面的降水形式，主要取决于颗粒所经过的温度分布。毛毛雨由直径小于约0.5毫米的水滴组成，通常从低层层状云中降落。雨的形成方式有两种：在暖云中通过碰并增长，或在较冷的云中通过冰相过程形成。当云与地面之间的整个气柱都处于冰点以下时，便会降雪。雨夹雪由雨滴在近地面的次冰点气层中重新冻结成小冰粒形成。冻雨则是雪花在高空的暖层中融化，形成的液态水滴在撞击冰点以下的表面之前仍处于过冷状态，并在接触表面时冻结。冰雹在强对流风暴中形成，将在雷暴一节中讨论。

云也是水循环中的主要环节。水分通过蒸发从海洋、湖泊和河流、土壤以及植被进入大气，水汽随大气环流输送，直至凝结成云。降水则将水重新带回地表。从全球看，每年的降水量与蒸发量大致平衡，在一个典型年份约为50万立方千米。这些降水大部分落在海洋上，但陆地上的降水对淡水供应至关重要。在山地和极地积累的雪与冰会补给冰川和季节性积雪，它们储存水分，并在全年中缓慢释放。

并非所有降水都能到达地面。阴雨幡（virga）是指从云底可见地落下、但在触及地面前就已蒸发的雨或雪条纹。阴雨幡会使云下的空气层变湿，而地面却不会被打湿，这种现象在沙漠以及近地面空气干燥的其他地区很常见。蒸发会吸收周围空气的热量，因此这一过程会使空气降温，并可能使其密度增大。在强烈的情况下，这会形成下沉气流，并在地表向外扩散，表现为阵风。

在云中凝结并最终以降水落下的水分比例，称为降水效率。凝结的水大部分在到达地面之前就已损失，原因包括：在云下气层中再蒸发、向周围空气中脱离，或者仅仅作为云悬浮于空中。效率随云的类型、云底下方空气的湿度、对流强度以及影响水滴增长的气溶胶浓度而变化。由于这些因素在不同地区差异很大，云水转化为地表水的过程会直接影响区域水资源的可得性。尽管更暖的大气能容纳更多水汽，通常会加剧水循环，但降水效率的变化仍是某些地区降水格局预测存在不确定性的原因之一。

辐射效应与能量收支

云是决定地球保留多少太阳能、又向太空辐射多少能量的主要因素之一。其影响通常用云辐射效应（CRE）来表示，即存在云时的净辐射通量与假设无云晴空条件下的通量之差，一般在大气层顶进行评估。在全球平均意义上，云量约为 60%，综合效应表现为约 20 W m⁻² 的净冷却。

这一净值掩盖了两个相互对立的过程。第一是反射。水滴和冰粒会将入射的短波太阳光的很大一部分散射回太空，被反射的比例由云的反照率决定。全球平均而言，这一短波效应约为 $-50\ \mathrm{W\,m^{-2}}$ ，意味着云从行星原本会吸收的太阳能中移除了这么多能量。第二是截留。云会吸收从地表和低层大气向上发出的红外辐射，然后向各个方向重新发射，包括向下。由于云顶比地表冷，它向太空发出的能量也比晴空少。全球范围内的长波效应约为 $+30\ \mathrm{W\,m^{-2}}$ ，两项之差即为净冷却。

单朵云效应的正负取决于这两项如何平衡，而这又取决于其高度、厚度、相态以及下方的地表。厚而低的层积云云层明亮，且温度接近地表，因此反射的太阳光远多于它所增加的温室效应，通常起降温作用。高层卷云则相反：它们温度低，对阳光较为透明，反射很少，却仍能阻挡相当多的向外红外辐射，通常起增温作用。深对流云的明亮云顶与寒冷的砧状云区相互抵消，常被视为接近中性。薄卷云是最微妙的情形：研究表明，净效应的正负可能随冰晶形状和大小的假设而改变，因为这些假设会改变反射与截留之间的平衡，而且这类薄层的净效应量级很小。

同一朵云在不同层面评估能量收支时，得出的数值也可能不同。它在大气层顶、地表以及整个大气柱中的效应并不相同；在全球平均时，高云与低云的正负贡献会部分抵消。这也是在解读区域能量收支时，需要区分云对地表与对大气影响的原因之一。

由于净云项相对于行星能量收支的其他组分而言数值较大，其微小变化也可能对气候产生重要影响。作为参照，一项近期基于卫星的估算认为，浅层海洋云周围部分有云的“暮光区”的长波效应约为 $0.75\ \mathrm{W\,m^{-2}}$ ，这与大气 CO₂ 浓度上升 75 ppm 所产生的强迫相当。此类比较说明，为何云辐射强迫被视为地球能量收支的主要组成部分，以及为何在气候模式中准确刻画云的过程如此困难。云对变暖的响应（它可以放大或削弱温室气体所产生的辐射强迫变化）将在后面的章节中讨论。

观测与测量

地基激光雷达与云高仪

机场和气象站的云底高度通常用云高仪测量，这是一种激光雷达仪器，它沿竖直方向发射短促的激光脉冲。仪器测量来自水滴和冰晶的回波返回所需的时间。由于光速是已知的，这一延迟即可给出最低云层边界的高度，而回波的强度则反映该云层的密集程度。现代仪器可以同时追踪多层云。当降水或雾遮挡了云底时，仪器转而报告垂直能见度。其主要局限在于衰减：厚云或大雨会迅速吸收光束，因此较高的云层可能根本无法被探测到。对于光学厚度较大（大致高于 3）的云，需要用雷达来确定云顶位置。作为标准地面天气观测的一部分，人工观测员仍需报告云的类型、云量和大致高度。

卫星图像

卫星通过两类主要通道观测云层。可见光通道记录云顶和地表反射的阳光，成像最为清晰，但只能在白天工作。红外通道记录热辐射，因此昼夜均可工作。由于对流层低层的温度通常随高度降低，云顶的红外亮温可作为其高度的代用指标，温度极低的云顶意味着高云。要将亮温换算为高度，需要假设云顶探测到的温度等于该高度处的环境气温。分析人员随后将该温度与探空或模式廓线进行匹配，以求出对应的气压。对于海洋上空的低云，若已知海表温度，则可采用更简便的估算方法：

h \approx \frac{T_{\text{sfc}} - T_{B}}{\Gamma}

其中 $T_{B}$ 为红外亮温， $T_{\text{sfc}}$ 为订正后的海表温度， $\Gamma$ 为当地的气温直减率。分裂窗方法比较两个相近的红外波长（约 10.8 µm 和 12 µm），以同时估算高层卷云的高度和光学厚度。反演方法存在已知的弱点：薄云会使来自较暖地表的辐射混入信号；而厚且不均匀的云在大天顶角下被观测时，其云顶高度往往会被低估。

云雷达

毫米波云雷达占据另一个独特的位置。大多数工作在约 35 GHz 或 94 GHz，分别对应 Ka 波段和 W 波段，通常作为天顶指向的地面仪器使用。其短波长使其对小水滴和单个冰粒子非常敏感，而常规的厘米波天气雷达对这类目标的探测能力较差。多普勒处理还能给出云粒子的垂直速度，有助于区分上升气流与冰粒子的下落速度。此类雷达已被用于分辨薄卷云和海洋层积云的精细结构，并用于估算液态水和冰含量的廓线。其代价是强降水中信号会迅速减弱，因此这类仪器最适用于无降水或弱降水的云。实际应用中，它们常与云高仪和微波辐射计结合使用，以将云的几何特征与其微物理性质联系起来。

飞机观测

飞机原位观测仪器穿越云层并直接对其采样。探头可以测量液滴尺度分布、冰含量和气溶胶浓度，这些量是遥感仪器只能间接推断的。这些测量对于检验反演算法和验证模式至关重要。然而，飞行成本高昂，且覆盖的区域和时段有限。对遥远的海洋、极地及其他观测稀少的区域进行采样尤其困难，因此原位观测记录远比用来核对的卫星和地基数据集稀疏。

气候模式与反馈中的云

全球气候模式将大气划分为由网格框组成的格点系统。每个网格框水平方向通常跨越约200至1000千米，远宽于那些决定地球反射多少阳光的积云塔或层积云层。这些网格框在纬度和经度方向上可以为2°至10°（约200至1000千米），高度可达数十千米。由于大多数云的物理过程发生在这一尺度以下，模式通常不直接模拟单个云体，而是通过参数化方法近似计算每个网格框内云的平均效应。云的形成过程大多发生在次网格尺度，因此只能用近似的参数化方案来表示。

云对气候很重要，因为它会随地表升温而变化。云量、云高和光学厚度都可能发生改变，而每一种变化都会影响被反射回太空的太阳辐射量以及逸出的红外辐射量。云会对由二氧化碳引起的环境变化（例如地表气温上升）作出响应，这种响应可能放大或减缓气候变化。正的云反馈会加剧二氧化碳和其他温室气体造成的增暖，负的云反馈则会抵消其中一部分。衡量这一问题的主要指标是平衡气候敏感度（ECS），即在大气二氧化碳浓度翻倍、冰盖和植被保持不变的条件下，模式最终达到的稳定增温幅度。ECS 的定义是：在冰盖和植被固定的模式中，大气二氧化碳浓度翻倍所引起的稳态增温。政府间气候变化专门委员会（IPCC）2013年发布的第五次评估报告给出的ECS范围为1.5至4.5 °C。

评估结果认为，净云反馈为正，但其大小仍难以精确确定。第五次评估报告（AR5）得出结论，“净云反馈”很可能为正。报告给出的中心估计值为每摄氏度+0.6瓦特每平方米（W/m²/°C），不确定性范围为-0.2至+2.0 W/m²/°C。这种分散主要与低云有关：IPCC指出，低云对变暖的响应存在差异，这是基于模式的平衡气候敏感度估计值出现分歧的主要原因。第六次耦合模式比较计划（CMIP6）中的模式总体上比前一代模式升温更明显，这主要归因于更强的正云反馈，而这又与温带地区低云量的更大幅度减少有关。CMIP6模式中较高的气候敏感度，主要归因于温带地区低云量减少幅度更大所带来的正云反馈增强。

目前，缩小不确定范围的尝试越来越多地将模式输出与观测结合起来。2026年，Wilson Kemsley、Nowack和Ceppi的一项研究利用卫星数据中云的性质与其控制因素之间的关系，分别分析了高云和低云的反馈。研究发现云反馈稳健地为正（即负反馈的可能性低于0.5%），表明云会放大全球变暖。该研究的三种方法中有两种也表明ECS向上偏移，且不确定性降低。2020年一项综合多条证据线索的独立评估认为，ECS位于2.6 K至3.9 K之间的概率为66%。另一项基于多条独立证据对气候敏感度进行评估的近期研究同样得出，ECS位于2.6 K至3.9 K之间的概率为66%。

云的影响也很难单独分离，因为云会同时在多个方向上产生作用。在MPI-ESM1.2地球系统模式的一项实验中，将云设定为对辐射透明，ECS从2.84 K升至4.29 K。这一结果反映的是云对二氧化碳强迫的遮蔽作用，以及云对其他反馈（例如地表反照率反馈）的影响，而不只是云反馈项本身的作用。云会遮蔽二氧化碳强迫，并可能影响地表反照率反馈等其他反馈机制。

建模者正努力减少对参数化方案的依赖。分辨率约为1至4千米的对流可分辨模式能够显式地解析积云尺度的运动。水平网格间距约为1至4千米的对流可分辨模式能够显式地解析积云尺度的大气运动，因此可以减少甚至免除常规的对流参数化。但这类模式也有代价：对流可分辨模式（CPM）对计算资源的需求很高。它们还存在自身的偏差：CPM仍表现出一些持续性偏差，尤其是高估降水强度和云体厚度，同时低估层状降水的面积。能够以这些分辨率在长时间气候尺度上运行的全球模式仍然有限，因此在相当长一段时间内，参数化云很可能仍将是未来增暖预估的核心。

人类对云的影响

人类活动主要通过向空气中排放颗粒物来改变云。气溶胶为水汽凝结提供凝结核，因此，化石燃料燃烧及其他来源排放的额外颗粒物能够改变云滴数量、液态水含量和云量，但这些变化存在很大的不确定性。这一系列响应统称为气溶胶–云相互作用。在水量一定的情况下，水分散成更多、更小的云滴，会增强云的反射能力，这种增亮现象通常称为“图米效应”。同一过程也可能改变降水发生的时间和地点，因为较小的云滴形成雨滴的效率较低。

船迹云是这一过程最直观的例子。船迹云是卫星图像中可见的、受到污染的长条状云，是量化气溶胶–云相互作用的主要工具之一。它们通常出现在海洋低云中，由于船舶排放的颗粒物增加了云滴数量，看起来比周围的云更明亮。单条船迹云可持续数小时至超过24小时，之后才逐渐扩散，重新混入大气。对响应时间的研究表明，这一过程在不同时间尺度上展开：一项分析发现，船迹云中的云滴数量在一小时内就有所增加，而云中实际水量的变化则持续了数小时，很可能超出该研究20小时的观测时限。可见的船迹云也无法完整反映船舶污染的影响，因为受船舶排放污染的云中，只有一小部分会呈现船迹云。将不可见的船迹云也纳入考量后，研究人员推断，云中水量的变化产生了显著的冷却效应；这可能意味着，气候对增暖的敏感程度比仅根据观测到的温度趋势推断出的程度更高。

人工播云有意运用类似的物理原理，但目的是促成降水。冯内古特曾以碘化银为播云剂开展实验。他发现，碘化银的物理结构与冰的结构十分相似，因此能有效促使过冷云中形成冰晶。碘化银后来成为最常用的播云材料，其效率之高也常被提及：仅一克碘化银就能促成多达10万亿个人工冰晶。不过，它在实际天气尺度上的有效性仍有争议。2019年的一篇综述认为，对过冷地形云进行播云会产生冰粒子羽流，这些羽流随风向下游飘移，最终到达地面。其他一些说法则更具争议：对澳大利亚实验的分析报告称，碘化银播云的明显影响不仅能持续多日，甚至能持续数月；然而，一项批评指出，其中部分分析似乎存在缺陷，夸大了影响的持续时间，但并非所有分析都有这一问题。其内在机制也尚未完全厘清，因为科学家还未确定冻结过程的确切机制。有人担忧碘化银可能对水生生物及更广泛的生态系统产生毒性，而支持者则指出，碘化银在水中仍保持原有形态，不会分解出可能有毒的银离子。

飞机凝结尾迹是一种人造云，对气候具有可测量的影响。它们在约10—11千米的高度形成于飞机后方。只有当大气足够寒冷且湿润时，水汽才会在飞机发动机排放的烟炱颗粒上凝结，形成凝结尾迹。飞机穿过高湿度气层，即所谓的过饱和空气时，会产生持久性凝结尾迹。它们可持续数分钟，也可能超过一天。长寿命凝结尾迹最常见于已有卷云的区域：一项对湿度数据的分析发现，在北半球中纬度地区，约90%的相关情形符合这些条件；在东南亚副热带地区，这一比例接近100%，而且大多发生在肉眼难以察觉或可见的卷云中。凝结尾迹的增暖作用进一步叠加了航空业排放二氧化碳所造成的影响。尽管凝结尾迹在白天会反射阳光，科学界的共识仍是，它们总体上具有净增暖效应，但其强度尚不确定，对其增暖贡献的估计存在约70%的不确定性。一项建模研究估计，2019年全球凝结尾迹产生的净辐射强迫介于 $34.8$ 和 $74.8\ \text{mW m}^{-2}$ 之间。模拟还表明，调整飞行高度是一种切实可行的干预手段：在所研究的空域内，将1.7%的航班飞行高度调整约2,000英尺，可使凝结尾迹的辐射强迫降低59%，而燃油消耗的增幅不到0.1%。

其他行星和卫星上的云

金星被一层覆盖全球的云层包裹，这种云与地球上的任何云都不同。云滴主要是浓硫酸溶液，并夹杂少量杂质，其酸含量估计按质量计为75%至92%。云顶大约位于地表以上80千米处。由于这一层反射性很强，又强烈吸收红外辐射，它在很大程度上控制着该星球的辐射平衡。人们认为，硫酸是通过光化学过程生成的：硫酸蒸气最初在约70千米以上的高度产生，随后凝结成液滴。在云顶附近，风速超过每小时300千米，约四天即可绕行星一周。这些液滴还极其干燥；对其水活度的计算表明，它们无法支持适居环境，不过云中是否存在微生物生命仍有争议。

火星大气稀薄，主要成分为二氧化碳（约占95%），其云由两种冰组成。水冰云较为常见。它们聚集在大型火山的山坡上；北方冬季时，北极兜帽随之形成，即覆盖极区的水冰与干冰云层。随着季节更替，赤道地区会形成一条水冰云带，它已成为火星气候的标志性特征，与南半球夏季的沙尘暴季节一样典型。火星上的大多数云都低于约60千米，由水冰构成。干冰云位置更高，也更难捕捉。首次清晰的探测来自轨道：2004年6月下旬，欧洲航天局“火星快车”号上的OMEGA仪器首次探测到它们。其中一些云层足够致密，可使太阳的视亮度降低多达40%，被遮蔽的地面可能比周围环境低10°C。2021年3月，好奇号火星车在高空拍摄到暮光云，由于当地极其寒冷，这些云很可能由冻结的二氧化碳构成。在火星上，只有这类云被观测到会产生彩虹色光泽，这类云出现在图像顶部附近，高度约为60至80千米。

木星和土星的大气按温度和成分分为若干云层。上层可见云主要是氨冰；更深处形成硫氢化铵云，压强更高的更深处则是水云。两颗行星的带状外观反映了它们的纬向环流：较亮的带区与上升气流相关，较暗的带区与下沉气流相关。木星的条纹对比远比土星强烈，土星的条纹则被霾层减弱了。

土卫六是土星最大的卫星，也是太阳系中除地球外唯一在地表存在液态循环的天体。土卫六拥有稠密的大气，支撑着一套类似地球的水文循环：甲烷云、降雨，以及在地表流动、汇入湖泊和海洋的液体。甲烷充当工作流体：甲烷上升形成云，随后有时以雨的形式回落地表，这就是土卫六的甲烷循环，与地球的水循环相类似。地表温度约为零下180摄氏度，甲烷保持液态，而地表冻结的水冰则起着基岩的作用。降雨非常稀少：某一地点两次降雨之间可能相隔数百年。土卫六稠密的大气和较低的重力减缓了雨滴的下落速度。2025年，詹姆斯·韦伯太空望远镜和凯克二号望远镜的观测数据（拍摄于2022年和2023年）揭示了北半球中高纬度地区的云层，那里正值土卫六的夏季。随着时间推移，这些云似乎升至更高的高度，暗示存在活跃的对流。相关研究成果于2025年5月发表于《自然·天文学》。

云研究的历史

亚里士多德的《气象学》写于古希腊，书中将云、雨和风视为从地面升起的蒸气所产生的现象。它把这些内容纳入一个更广泛的自然哲学体系，而不是经验性的分类目录，这一框架在之后数个世纪里塑造了欧洲人对该主题的思考。亚里士多德的解释在人们开始测量天空之后很久仍然很有影响力。

在19世纪以前，观测者通常把每一朵云都视为独特的、基本上无法分类的现象。他们的记录往往描述颜色或个人印象，而非固定的类别。19世纪以前，许多气象学家认为每一朵云都是独特的、无法归类的，并处于暂时的存在状态。云的记录也不是严格的描述，而是按颜色或个人的理解来记载。

这一变化来自伦敦药剂师、业余气象学家卢克·霍华德（Luke Howard）。1802年12月，他向阿斯克西亚学会（Askesian Society）提交了一篇题为《论云的变化》（"On the Modifications of Clouds"）的论文。该学会是伦敦一个由业余科学家组成的讨论团体。他主张，所有的云都属于三大基本类别，并为它们取了拉丁名称：卷云（cirrus，意为"纤维"或"发丝"）、积云（cumulus，意为"堆"或"团"）和层云（stratus，意为"层"或"片"）。为了涵盖过渡形态，他借用林奈分类法的双名法逻辑，加上了卷层云（cirrostratus）、层积云（stratocumulus）等复合名称。霍华德并非第一个尝试对云进行分类的人，就在前一年，让-巴蒂斯特·拉马克（Jean-Baptiste Lamarck）就用法语提出过一份描述性术语表，但霍华德体系的成功在于他使用了通用的拉丁语。该文于1803年发表在《哲学杂志》（Philosophical Magazine）上。此后，这一云的分类法很快在世界各地得到使用，1896年，世界气象组织正式采纳了它（做了少量修订）。霍华德的体系也在欧洲引起了文学界的回应，例如德国诗人约翰·沃尔夫冈·冯·歌德就曾写诗向霍华德致敬。

云室与凝结物理学

20世纪初，云成为物理研究的一种工具。苏格兰物理学家C. T. R. 威尔逊（C. T. R. Wilson）最初打算研究大气现象。威尔逊因研制云室而获得1927年诺贝尔奖，而他最初正是为研究大气现象才着手制造云室的。他发现离子可以作为水滴形成的中心。他于1911年制成的第一台云室，通过使饱和空气膨胀来使其降温。当电离粒子穿过云室时，水汽会在产生的离子上凝结，粒子的径迹便在云状的水汽中显现出来。这使带电粒子的路径能够被拍摄下来。在20世纪上半叶，研究宇宙射线穿过云室的实验揭示了多种基本粒子的存在，包括正电子、μ子以及最早发现的奇异粒子。威尔逊因这项工作与阿瑟·康普顿共享了1927年诺贝尔物理学奖。该装置将对云滴的研究与粒子物理学联系起来，并且运用了支配自然云形成的同样的凝结原理。

卫星时代

1960年，对云的观测进入了轨道。第一颗实验性气象卫星TIROS-1于1960年4月1日由雷神-阿布尔（Thor-Able）运载火箭从卡纳维拉尔角发射升空。它搭载的两台电视摄像机，首次让气象预报员看到云团在全球各地生成和发展的景象。早期图像显示了与大型风暴相关的螺旋状云系。尽管该卫星仅工作了78天，TIROS-1仍传回了超过19000张可用图像，向世界证明了气象观测卫星的价值，并为未来的气象技术打开了大门。1962年起实现了连续覆盖，该计划的数据支持了首批基于太空数据做出的精确天气预报。从地面描述转向从轨道上进行遥感，为现代天气预报奠定了观测基础。

艺术、文学与文化中的云

在东亚艺术中，云纹很早就承载了超出天气的含义。风格化的云常以卷曲的云纹形式出现，见于绘画、书法、陶瓷、纺织品和漆器之中。所谓"祥云"（xiangyun）预示吉祥，山水卷轴中环绕山峦与亭阁的云雾则暗示仙界。在这些作品中，烟云并非随意点缀：它们组织画面空间，区分近景与远景，并标示尘世与精神世界之间的过渡。

欧洲绘画走了另一条路。19世纪初，约翰·康斯太勃尔（John Constable）在伦敦附近的汉普斯特德（Hampstead）创作了一系列小幅天空油画习作，其中许多都注明了日期、时间和风向。他把云当作直接、反复观察的对象，而非装饰性的背景。这些习作帮助改变了风景画家处理天空的方式，对艺术史家和气象史家而言，它们至今仍是有价值的大气状况记录。

在诗歌与散文中，云通常象征无常与神秘。它们的形态不断变化，又无法被握住，因此作家常借它来表现转瞬即逝、梦境以及遥不可及之物。珀西·毕希·雪莱的诗作《云》（1820）让云开口诉说它升腾、降落、再回归的无尽循环；威廉·华兹华斯1807年那首广为传颂的抒情诗则以飘移的云比喻孤独。跨越不同传统，云往往处于一种边界之上：天与地之间、可见与不可见之间，或一种存在状态与另一种之间。

这个词也进入了技术领域，成为"遥远、共享且无法直接看见之物"的隐喻。在2000年代末"云计算"一词广泛流行、用来描述通过互联网提供的软件与存储之前，网络图中多年来一直用云形轮廓表示一个未指明的网络。这种借用是一个虽小却清晰的例子：气象科学中的术语如何在文化和产业中获得全新的含义，而"凝结水汽构成的可见团块"这一本义仍潜伏在其用法的背景之中。

云科学中尚未解决的问题

−40 °C 至 0 °C 之间的冰核形成

纯水可以在约 −38 °C 以下保持液态而不自发结冰，因此真实大气中的冰依赖于能降低结冰能垒的外来颗粒。在这一温度范围较暖的一端起作用的颗粒，研究得最为透彻。生物材料是已知最有效的天然冰核：细菌蛋白可以在约 −2 °C 时引发结冰，真菌、植物和无脊椎动物也会在约 −2 至 −7 °C 时产生有活性的物质。在约 −15 °C 以下，矿物尘埃及其他矿物颗粒成为主要的冰核种子，但相关认识远不完整。生物颗粒本身也难以研究：一些冰核受热后会失活，其特性仍缺乏充分表征；生物为何会产生这些颗粒，也尚不清楚。野外观测和模式研究都表明，生物冰核会影响降水，甚至可能影响区域气候，但模拟得出的贡献远低于观测值。因此，在温度范围较冷的部分，冰核形成对温度的依赖关系，以及生物颗粒在其中所起的作用，仍未得到充分解释。

气溶胶对云的影响与辐射强迫

气溶胶可以作为云凝结核，并在某些情况下作为冰核，从而改变云的性质。颗粒越多，通常意味着形成的液滴越多、越小，这会使云变亮，并降低降水效率。然而，这一效应的大小取决于气溶胶成分、云的类型、湿度以及背景气象条件，而这些因素很难与观测数据中的自然变率区分开来。因此，气溶胶与云的相互作用是驱动气候系统的强迫中最不确定的部分之一。由于气溶胶的冷却作用已部分抵消了温室气体造成的增温，这一抵消效应的不确定性会直接影响对气候对温室气体响应强度的估计，以及对观测到的增温中有多少可归因于各个原因的判断。

变暖背景下的低云反馈

海洋低云对地球具有强烈的冷却作用，而随着气候变暖，这种冷却作用如何变化，是气候敏感度（即二氧化碳浓度翻倍所导致的增温）不确定性的主要来源。2021 年一项利用卫星观测约束这一反馈的研究，估算出近全球范围的海洋低云反馈为 0.19 ± 0.12 W m⁻² K⁻¹，由此得出的气候敏感度约为 3 K，属于中等水平。同一研究发现，若模式中信风积云反馈为错误的正值，会得出不切实际的高敏感度；而低云反馈过弱的模式则会得出不切实际的低敏感度。不过，各项分析对其含义的看法并不一致。《地球物理研究快报》（Geophysical Research Letters）2026 年的一篇论文认为，近期的云控制因子分析指向更高的敏感度。在热带地区，低云反馈与深对流以及环流对变暖的响应密切相关，而针对热带大西洋和太平洋的观测约束可能得出相反的结论。

千米尺度的表示与远洋观测

全球气候模式所用的网格过于粗糙，无法分辨单个云体，因此微物理过程和对流只能通过参数化方法近似处理。采用显式对流的高分辨率模拟能够更直接地刻画这些过程，但其计算成本过高，无法常规用于长期气候预估。这一方面的进展有赖于更好的观测来检验模式。大量低云形成的远洋地区，地面站、飞机和船只的采样都十分稀少，观测记录因此很薄弱。因此，弥补这些空白是缩小地球能量收支不确定性以及未来气候变化预估不确定性的前提。

参考来源

Cloud Droplet - an overviewsciencedirect.com
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