latentní teplo odpařování dodává energii do mraků a bouří.
různé míry zpoždění v životním prostředí v atmosféře Země mají zásadní význam v meteorologii, zejména v troposféře., Používají se k určení, zda pozemek stoupající vzduch bude stoupat dostatečně vysoká pro jeho voda kondenzovat a tvoří se mraky, a poté, co tvoří mraky, ať ovzduší bude i nadále růst a tvoří větší, sprcha mraky, a zda se tyto mraky budou mít ještě větší a tvoří mraky cumulonimbus (bouřkové mraky).
jak stoupá nenasycený vzduch, jeho teplota klesá suchou adiabatickou rychlostí. Rosný bod také klesá (v důsledku klesajícího tlaku vzduchu), ale mnohem pomaleji, obvykle asi -2 ° C na 1000 m., Pokud nenasycený vzduch stoupá dostatečně daleko, nakonec jeho teplota dosáhne rosného bodu a začne se vytvářet kondenzace. Tato Nadmořská výška je známá jako úroveň zdvihací kondenzace (LCL), když je přítomen mechanický zdvih a úroveň konvektivní kondenzace (CCL), když chybí mechanický zdvih, v takovém případě musí být pozemek ohříván zespodu na konvektivní teplotu. Cloudová základna bude někde uvnitř vrstvy ohraničené těmito parametry.
rozdíl mezi rychlostí suchého adiabatického výpadku a rychlostí, při které rosný bod klesá, je kolem 8 °C na 1000 m., Vzhledem k rozdíl teploty a rosného bodu měření na zemi, jeden může snadno najít LCL vynásobením rozdílu 125 m/°C.
Pokud environmentální zanikla sazba je nižší než vlhký adiabatické zanikla sazba, vzduch je naprosto stabilní — stoupající vzduch se ochladí rychleji než okolní vzduch a ztratí vztlak. To se často děje brzy ráno, kdy se vzduch v blízkosti země ochladil přes noc. Tvorba mraků ve stabilním vzduchu je nepravděpodobná.,
Pokud environmentální zanikla sazba je mezi vlhkou a suchou adiabatické zanikla sazby, vzduch je podmíněně nestabilní — nenasycené pozemku vzduch nemá dostatečný vztlak na vzestup do LCL nebo CCL, a to je stabilní slabé svislé posunutí v obou směrech., V případě, že zásilka je nasycen je nestabilní a bude stoupat k LCL nebo CCL, a to buď být zastaven v důsledku inverze vrstva konvektivní inhibici, nebo-li zvedání pokračuje, hluboké, vlhké konvekce (DMC) mohou následovat, jako balík stoupá hladina volné konvekce (LFC), po kterém se zadá zdarma konvektivní vrstva (FCL) a obvykle stoupá k rovnovážné úrovni (EL).,
Pokud environmentální uplynutí rychlost je větší, než suché adiabatické zanikla sazba, to má superadiabatic uplynutí rychlost, vzduch je naprosto nestabilní — balík vzduchu získá vztlak, jak to se zvedne nad i pod lifting condensation level nebo konvekční kondenzační hladinu. To se často děje odpoledne hlavně nad pozemními masami. Za těchto podmínek se zvyšuje pravděpodobnost kumulových mraků, sprch nebo dokonce bouřek.,
Meteorologů použití radiosondami k měření environmentálních uplynutí hodnotit a porovnávat to s předpokládanou adiabatické zanikla sazba k předpovědi pravděpodobnosti, že vzduch bude stoupat. Grafy míry výpadku životního prostředí jsou známé jako termodynamické diagramy, jejichž příklady zahrnují Skew-t log-P diagramy a tephigramy. (Viz také Termály).
rozdíl ve vlhkém adiabatické zanikla sazba a suché sazba je příčinou fén vítr jev (také známý jako „Chinook větry“ v některých částech Severní Ameriky)., Tento jev existuje, protože teplý vlhký vzduch stoupá přes orografické zvedání nahoru a přes vrchol pohoří nebo velké hory. Teplota klesá s suché adiabatické zanikla sazba, dokud nenarazí rosného bodu, kdy vodní pára ve vzduchu začíná kondenzovat. Výše uvedené nadmořské výšce, adiabatické zanikla sazba snižuje na vlhké adiabatické zanikla sazba jako vzduch, i nadále poroste. Kondenzace je také běžně následována srážkami na horní a návětrné straně hory., Jak vzduch sestupuje na závětrné straně, ohřívá se adiabatickou kompresí při suchém adiabatickém výpadku. Vítr foehn v určité nadmořské výšce je tedy teplejší než odpovídající Nadmořská výška na návětrné straně pohoří. Navíc, protože vzduch ztratil většinu svého původního obsahu vodní páry, sestupný vzduch vytváří vyprahlou oblast na závětrné straně hory.