La chaleur latente de vaporisation ajoute de l’énergie à des nuages et des tempêtes.
Les différents taux de déchéance environnementale dans l’atmosphère terrestre sont d’une importance critique en météorologie, en particulier dans la troposphère., Ils sont utilisés pour déterminer si la parcelle d’air montante s’élèvera suffisamment haut pour que son eau se condense pour former des nuages, et, après avoir formé des nuages, si l’air continuera à monter et à former de plus gros nuages de douche, et si ces nuages deviendront encore plus gros et formeront des nuages de cumulonimbus (nuages de tonnerre).
lorsque l’air insaturé monte, sa température baisse à la vitesse adiabatique sèche. Le point de rosée diminue également (en raison de la diminution de la pression atmosphérique) mais beaucoup plus lentement, généralement environ -2 °C par 1 000 m., Si l’air insaturé monte assez loin, sa température atteindra finalement son point de rosée et de la condensation commencera à se former. Cette altitude est connue sous le nom de niveau de condensation de levage (LCL) lorsque la portance mécanique est présente et de niveau de condensation convective (CCL) lorsque la portance mécanique est absente, auquel cas, la parcelle doit être chauffée par le bas à sa température convective. La base du nuage sera quelque part dans la couche délimitée par ces paramètres.
la différence entre le taux de déchéance adiabatique sèche et le taux de chute du point de rosée est d’environ 8 °C par 1 000 m., Compte tenu d’une différence de température et de points de rosée au sol, on peut facilement trouver le LCL en multipliant la différence par 125 m/°c.
Si le taux de déchéance environnemental est inférieur au taux de déchéance adiabatique humide, l’air est absolument stable — l’air montant refroidira plus rapidement que l’air environnant et perdra Cela se produit souvent tôt le matin, lorsque l’air près du sol s’est refroidi pendant la nuit. La formation de nuages dans de l’air stable est peu probable.,
Si le taux d’écoulement dans l’environnement se situe entre le taux d’écoulement adiabatique humide et le taux d’écoulement adiabatique sec, l’air est conditionnellement instable — une parcelle d’air insaturée n’a pas une flottabilité suffisante pour atteindre le LCL ou le CCL, et il est stable à de faibles déplacements verticaux dans les deux sens., Si la parcelle est saturée, elle est instable et monte au LCL ou au CCL, et soit elle est arrêtée en raison d’une couche d’inversion d’inhibition convective, soit si le soulèvement se poursuit, une convection profonde et humide (DMC) peut s’ensuivre, car une parcelle monte au niveau de convection libre (LFC), après quoi elle entre dans la couche convective libre (FCL) et monte habituellement au niveau d’équilibre (EL).,
Si le taux de perte d’air dans l’environnement est supérieur au taux de perte d’air adiabatique sec, il a un taux de perte d’air superadiabatique, l’air est absolument instable — une parcelle d’air gagnera en flottabilité à mesure qu’elle s’élève à la fois en dessous et au-dessus du niveau de condensation de levage ou Cela se produit souvent dans l’après-midi principalement sur des masses terrestres. Dans ces conditions, la probabilité de cumulus, d’averses ou même d’orages est accrue.,
les météorologues utilisent des radiosondes pour mesurer le taux de lapse dans l’environnement et le comparer au taux de lapse adiabatique prévu pour prévoir la probabilité que l’air monte. Les diagrammes du taux de déchéance environnementale sont connus sous le nom de diagrammes thermodynamiques, dont des exemples incluent les diagrammes Skew-t log-P et les téphigrammes. (Voir aussi Fig.
la différence entre le taux adiabatique humide et le taux sec est la cause du phénomène de foehn wind (également connu sous le nom de « Chinook winds » dans certaines parties de l’Amérique du Nord)., Le phénomène existe parce que l’air chaud et humide monte par élévation orographique vers le haut et au-dessus d’une chaîne de montagnes ou d’une grande montagne. La température diminue avec le taux de déchéance adiabatique sec, jusqu’à ce qu’elle atteigne le point de rosée, où la vapeur d’eau dans l’air commence à se condenser. Au-dessus de cette altitude, le taux de lapse adiabatique diminue jusqu’au taux de lapse adiabatique humide à mesure que l’air continue de monter. La Condensation est également généralement suivie de précipitations sur le sommet et les côtés au vent de la montagne., Lorsque l’air descend du côté sous le vent, il est réchauffé par compression adiabatique à la vitesse de chute adiabatique sèche. Ainsi, le vent de foehn à une certaine altitude est plus chaud que l’altitude correspondante du côté au vent de la chaîne de montagnes. De plus, comme l’air a perdu une grande partie de sa teneur en vapeur d’eau d’origine, l’air descendant crée une région aride du côté sous le vent de la montagne.