積狀雲

積狀雲（cumuliform cloud）積狀雲是垂直發展的雲塊，主要包括淡積雲、濃積雲和積雨雲。積狀雲多形成於夏季午後，具孤立分散、雲底平坦和頂部凸起的外貌形態。

積狀雲的形成總是與不穩定大氣中的對流上升運動相聯繫。有對流能否形成積雲，除了取決於凝結的條件外，還取決於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）高於凝結高度，則積狀雲形成，否則就不會形成積狀雲。對流愈強，對流上限高於凝結高度的差值就愈大，積狀雲厚度就愈大。對流上升區的水平範圍廣大，則積狀雲的水平範圍也就愈大。

積狀雲外貌形態及對應成因：

孤立分散：空氣是連續的，相互補償，上升部分的空氣因冷卻，水汽凝結成雲，而雲體周圍有空氣下沉補充，下沉空氣絕熱增溫快不會形成雲。

頂部突起：氣塊的上升力不同，較大氣塊上升高度較大，再加上周圍空氣阻力。

底部平坦：同一時間，同一地點，空氣溫度、濕度的水平分佈近於一致，凝結高度基本相同。

淡積雲、濃積雲和積雨雲是積狀雲發展的不同階段。氣團內部熱力對流所產生的積狀雲最為典型。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。由於地表的不均一性，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、頂部凸起的淡積雲。由於空氣運動是連續的，相互補償的，上升部分的空氣因冷卻，水汽凝結成雲，而雲體周圍有空氣下沉補充，下沉空氣絕熱增溫快，不會形成雲。所以積狀雲是分散的，雲塊間露出藍天。對於一定的地區，在同一時間裡，空氣溫、濕度的水平分佈近於一致，其凝結高度基本相同，因而積雲底部平坦。

如果對流上限稍高於凝結高度，則一般只形成淡積雲。由於雲頂一般在0℃等溫線高度以下，所以雲體由水滴組成，雲內上升氣流的速度不大，一般不超過5m/s，雲中湍流也較弱。在淡積雲出現的高度上，如果有強風和較強的湍流時，淡積雲的雲體會變得破碎，這種雲叫碎積雲。

當對流上限超過凝結高度許多時，雲體高大，頂部呈花椰菜狀，形成濃積雲。其雲頂伸展至低於0℃的高度，頂部由過冷卻水滴組成，雲中上升氣流強，可達15—20m/s，雲中湍流也強。

如果上升氣流更強，濃積云云頂即可更向上伸展，雲頂可伸展至-15℃以下的高空。於是雲頂凍結為冰晶，出現絲縷結構，形成積雨雲。積雨雲頂部，在高空風的吹拂下，向水平方向展開成砧狀，稱為砧狀雲。在順高空風的方向上，雲砧能伸展很遠，因而它的伸展方向，可作為判定積雨雲的移動方向。積雨雲的厚度很大，在中緯度地區為5 000—8 000m，在低緯度地區可達10000m以上。雲中上升下沉氣流的速度都很大，上升氣流常可達20—30m/s，曾觀測到60m/s的上升速度，下沉速度也有10—15m/s。雲中湍流十分強烈。

熱力對流形成的積狀雲具有明顯的日變化。通常，上午多為淡積雲。隨著對流的增強，逐漸發展為濃積雲。下午對流最旺盛，往往可發展為積雨雲。傍晚對流減弱，積雨雲逐漸消散，有時可以演變為偽捲雲、積雲性高積雲和積雲性層積雲。如果到了下午，天空還只是淡積雲，這表明空氣比較穩定，積雲不能再發展長大，天氣較好，所以淡積雲又叫晴天積雲，是連續晴天的預兆。夏天，如果早上很早就出現了濃積雲，則表示空氣已很不穩定，就可能發展為積雨雲。因此，早上有濃積雲是有雷雨的預兆。傍晚層積雲是積狀雲消散后演變成的，說明空氣層結穩定，一到夜間雲就散去，這是連晴的預兆。由此可知，利用熱力對流形成的積雲的日變化特點，有助於直接判斷短期天氣的變化。

同一種雲在不同季節，其外形特徵、雲底高度及出現時間是不同的，如積雨雲便是這樣。春季，由於水汽供應不足，熱力條件不充分，積雨雲的水平範圍小，頂部無砧狀捲雲，底部也無明顯的懸球狀，而呈陰暗的條狀、塊狀，一般不打雷，很容易與層積雲相混淆。這時就要連續觀測，並根據雲的移速及地面氣象要素的變化作出準確判斷。夏季是對流最旺盛，雲量、雲狀出現最多，伴見天氣現象最多的季節。對於對流深厚發展到後期的積雨雲，底部滾軸、懸球狀等特徵特別明顯，它移速快，常伴有雷鳴、閃電、大風等惡劣天氣現象。此時就要注意其發展移動情況，多在室外觀察。秋季，副熱帶高壓減弱，但由於受極地冷氣團和變性氣團的影響，陣性天氣仍出現較多。這時候積雨雲的勢力不像夏季那樣強，但它的個體特徵仍很明顯，常伴有雷暴，有時還會造成強降水。