Lapse rate (Svenska)
den latenta värmen av förångning ger energi till moln och stormar.
de varierande miljöavvikelserna i jordens atmosfär är av avgörande betydelse för meteorologin, särskilt inom troposfären., De används för att avgöra om paketet med stigande luft kommer att stiga tillräckligt högt för att vattnet ska kondensera för att bilda moln och, efter att ha bildat moln, om luften kommer att fortsätta att stiga och bilda större duschmoln, och om dessa moln kommer att bli ännu större och bilda cumulonimbus moln (åska moln).
När omättad luft stiger, sjunker temperaturen vid den torra adiabatiska hastigheten. Daggpunkten sjunker också (som ett resultat av minskande lufttryck) men mycket långsammare, typiskt ca -2 °C per 1000 m., Om omättad luft stiger tillräckligt långt, så småningom kommer temperaturen att nå sin daggpunkt och kondens börjar bildas. Denna höjd kallas lyftkondensationsnivån (LCL) när mekanisk hiss är närvarande och konvektiv kondensationsnivå (CCL) när mekanisk hiss är frånvarande, i vilket fall paketet måste värmas underifrån till dess konvektiva temperatur. Molnbasen kommer att ligga någonstans inom skiktet avgränsat av dessa parametrar.
skillnaden mellan den torra adiabatiska lapse-hastigheten och den hastighet vid vilken daggpunkten sjunker är cirka 8 °C per 1000 m., Med tanke på en skillnad i temperatur — och daggpunktsavläsningar på marken kan man enkelt hitta LCL genom att multiplicera skillnaden med 125 m/°C.
om miljöavvikelsehastigheten är mindre än den fuktiga adiabatiska varvtalet, är luften helt stabil-stigande luft kommer att svalna snabbare än den omgivande luften och förlora flytkraft. Detta händer ofta tidigt på morgonen, när luften nära marken har svalnat över natten. Molnbildning i stabil luft är osannolikt.,
om miljöavvikelsehastigheten ligger mellan de fuktiga och torra adiabatiska förfallodatumet är luften villkorligt instabil — ett omättat luftpaket har inte tillräcklig flytkraft för att stiga till LCL eller CCL, och det är stabilt för svaga vertikala förskjutningar i båda riktningarna., Om paketet är mättat är det instabilt och kommer att stiga till LCL eller CCL, och antingen stoppas på grund av ett inversionsskikt av konvektiv hämning, eller om lyften fortsätter, kan djup, fuktig konvektion (DMC) uppstå, eftersom ett paket stiger till nivån för fri konvektion (LFC), varefter den går in i det fria konvektiva skiktet (FCL) och vanligtvis stiger till jämviktsnivån (EL).,
om miljöavvikelsehastigheten är större än den torra adiabatiska lapse-hastigheten, har den en superadiabatisk lapse-hastighet, luften är helt instabil — ett luftpaket kommer att få flytkraft när den stiger både under och över lyftkondensationsnivån eller konvektiv kondensationsnivå. Detta händer ofta på eftermiddagen huvudsakligen över landmassor. Under dessa förhållanden ökar sannolikheten för cumulusmoln, duschar eller till och med åskväder.,
meteorologer använder radiokonder för att mäta miljöavvikelsehastigheten och jämföra den med den förutsagda adiabatiska bortfallshastigheten för att förutse sannolikheten för att luften kommer att stiga. Diagram över miljöavvikelsehastigheten är kända som termodynamiska diagram, exempel på vilka inkluderar Skew-t log-P-diagram och tephigrams. (Se även Termik).
skillnaden i fuktig adiabatisk lapse hastighet och torr hastighet är orsaken till foehn vind fenomen (även känd som ”Chinook vindar” i delar av Nordamerika)., Fenomenet finns eftersom varm fuktig luft stiger genom orografisk lyft upp och över toppen av en bergskedja eller stort berg. Temperaturen minskar med den torra adiabatiska lapse-hastigheten tills den träffar daggpunkten, där vattenånga i luften börjar kondensera. Ovanför den höjden minskar den adiabatiska bortfallshastigheten till den fuktiga adiabatiska bortfallshastigheten när luften fortsätter att stiga. Kondens följs också ofta av nederbörd på toppen och vindsidan av berget., När luften sjunker ner på leeward-sidan värms den av adiabatisk kompression vid den torra adiabatiska lapse-hastigheten. Således är foehnvinden på en viss höjd varmare än motsvarande höjd på vindsidan av bergskedjan. Dessutom, eftersom luften har förlorat mycket av sin ursprungliga vattenånga, skapar den nedåtgående luften en torr region på den leeward sidan av berget.