Lapse rate (Dansk)
den latente fordampningsvarme tilføjer energi til skyer og storme.
de forskellige miljømæssige bortfald satser i hele Jordens”s atmosfære er af afgørende betydning i meteorologi, især inden for troposfæren., De bruges til at afgøre, om den parcel af stigende luft vil stige højt nok til, at vandet til at kondensere til at danne skyer, og der dannes skyer, om luften vil fortsætte med at stige og udgør større brusebad skyer, og om disse skyer vil få endnu større og form cumulonimbusskyer (tordenskyer).
når umættet luft stiger, falder temperaturen ved den tørre adiabatiske hastighed. Dugpunktet falder også (som følge af faldende lufttryk), men meget langsommere, typisk omkring -2 C C per 1.000 m., Hvis umættet luft stiger langt nok, vil temperaturen til sidst nå sit dugpunkt, og kondens vil begynde at danne sig. Denne højde er kendt som løftekondensationsniveauet (LCL), når mekanisk løft er til stede, og det konvektive kondensationsniveau (CCL), når mekanisk løft er fraværende, i hvilket tilfælde pakken skal opvarmes nedenfra til dens konvektive temperatur. Skybasen vil være et sted inden for laget afgrænset af disse parametre.
forskellen mellem den tørre adiabatiske bortfaldshastighed og den hastighed, hvormed dugpunktet falder, er omkring 8 C C pr.1000 m., Givet en forskel i temperatur og dugpunkt aflæsninger på jorden, kan man let finde den LCL ved at gange forskellen med 125 m/°C.
Hvis de miljømæssige bortfalder sats, der er mindre end den fugtige adiabatisk bortfalder sats, luften er helt stabil stigende luft vil blive afkølet hurtigere end den omgivende luft og miste opdrift. Dette sker ofte tidligt om morgenen, når luften nær jorden er afkølet natten over. Cloud dannelse i stabil luft er usandsynligt.,
Hvis de miljømæssige bortfalder sats er mellem fugtige og tørre adiabatiske bortfalder priser, luften er betinget ustabil — en umættet parcel af luft, der ikke har tilstrækkelig opdrift til at stige til LCL eller CCL, og det er stabilt til svagt vertikale forskydninger i begge retninger., Hvis pakken er mættet, det er ustabilt og vil stige til LCL eller CCL, og enten være indstillet på grund af en inversion lag af konvektive hæmning, eller hvis ophævelsen fortsætter, dyb, fugtig varmluft (DMC) kan opstå, som en pakke stiger til det niveau af fri konvektion (LFC), efter hvilken den træder det gratis konvektive lag (FCL) og stiger normalt til ligevægtsniveau (EL).,
Hvis den miljømæssige bortfaldshastighed er større end den tørre adiabatiske bortfaldshastighed, har den en superadiabatisk bortfaldshastighed, luften er absolut ustabil — en pakke luft får opdrift, når den stiger både under og over løftekondensationsniveauet eller konvektivt kondensationsniveau. Dette sker ofte om eftermiddagen hovedsageligt over landmasser. Under disse forhold øges sandsynligheden for cumulusskyer, brusere eller endda tordenvejr.,
meteorologer bruger radiosondes til at måle miljøfaldshastigheden og sammenligne den med den forudsagte adiabatiske bortfaldshastighed for at forudsige sandsynligheden for, at luften vil stige. Diagrammer over miljøfaldet er kendt som termodynamiske diagrammer, hvoraf eksempler inkluderer ske.-t log-p diagrammer og tephigrammer. (Se også termaler).
forskellen i fugtig adiabatisk bortfaldshastighed og tørhastigheden er årsagen til føhn-vindfænomen (også kendt som “Chinook-vinde” i dele af Nordamerika)., Fænomenet eksisterer, fordi varm fugtig luft stiger gennem orografisk løft op og over toppen af en bjergkæde eller et stort bjerg. Temperaturen falder med den tørre adiabatiske bortfaldshastighed, indtil den rammer dugpunktet, hvor vanddamp i luften begynder at kondensere. Over denne højde falder den adiabatiske bortfaldshastighed til den fugtige adiabatiske bortfaldshastighed, når luften fortsætter med at stige. Kondensation er også almindeligt efterfulgt af nedbør på toppen og vindsiden af bjerget., Når luften falder ned på læsiden, opvarmes den ved adiabatisk kompression ved den tørre adiabatiske bortfaldshastighed. Fønvinden i en bestemt højde er således varmere end den tilsvarende højde på vindsiden af bjergkæden. Da luften desuden har mistet meget af sit oprindelige vanddampindhold, skaber den nedadgående luft et tørt område på lejdsiden af bjerget.