Il calore latente della vaporizzazione aggiunge energia a nuvole e tempeste.
I vari tassi di lapse ambientale in tutta l’atmosfera terrestre sono di importanza critica in meteorologia, in particolare all’interno della troposfera., Sono usati per determinare se il pacco di aria in aumento salirà abbastanza in alto perché la sua acqua si condensa per formare nuvole e, dopo aver formato nuvole, se l’aria continuerà a salire e formare nuvole di doccia più grandi, e se queste nuvole diventeranno ancora più grandi e formeranno nuvole cumulonimbus (nuvole di tuono).
Quando l’aria insatura aumenta, la sua temperatura scende alla velocità adiabatica secca. Anche il punto di rugiada diminuisce (a causa della diminuzione della pressione dell’aria) ma molto più lentamente, in genere circa -2 °C per 1.000 m., Se l’aria insatura sale abbastanza lontano, alla fine la sua temperatura raggiungerà il suo punto di rugiada e inizierà a formarsi condensa. Questa altitudine è nota come livello di condensazione di sollevamento (LCL) quando è presente un sollevamento meccanico e livello di condensazione convettiva (CCL) quando il sollevamento meccanico è assente, nel qual caso, il pacco deve essere riscaldato dal basso alla sua temperatura convettiva. La base cloud sarà da qualche parte all’interno del livello delimitato da questi parametri.
La differenza tra il tasso di decadimento adiabatico secco e il tasso di caduta del punto di rugiada è di circa 8 °C per 1.000 m., Data una differenza nelle letture del punto di rugiada e della temperatura sulla terra, uno può trovare facilmente il LCL moltiplicando la differenza da 125 m/°C.
Se il tasso ambientale di lapse è di meno che il tasso adiabatico umido di lapse, l’aria è assolutamente stabile — l’aria aumentante raffredderà più velocemente dell’aria circostante e perderà galleggiabilità. Questo accade spesso al mattino presto, quando l’aria vicino al suolo si è raffreddata durante la notte. La formazione di nubi in aria stabile è improbabile.,
Se il tasso di lapse ambientale è tra i tassi di lapse adiabatico umido e secco, l’aria è condizionatamente instabile — un pacco insaturo di aria non ha sufficiente galleggiabilità per salire al LCL o CCL, ed è stabile a deboli spostamenti verticali in entrambe le direzioni., Se il pacco è saturo, è instabile e salirà al LCL o CCL, e di essere interrotta a causa di uno strato d’inversione di inibizione convettiva, o se il sollevamento continua, profondo, umido convezione (DMC) possono derivarne, come un pacco raggiunge il livello di libera convezione (LFC), dopo di che si entra gratis strato convettivo (FCL) e di solito si alza il livello di equilibrio (EL).,
Se il tasso di lapse ambientale è maggiore del tasso di lapse adiabatico secco, ha un tasso di lapse superadiabatico, l’aria è assolutamente instabile — un pacco di aria acquisirà galleggiabilità mentre sale sia al di sotto che al di sopra del livello di condensazione di sollevamento o del livello di condensazione convettiva. Questo accade spesso nel pomeriggio principalmente su masse di terra. In queste condizioni, aumenta la probabilità di nubi cumuliformi, acquazzoni o persino temporali.,
I meteorologi usano le radiosonde per misurare il tasso di lapse ambientale e confrontarlo con il tasso di lapse adiabatico previsto per prevedere la probabilità che l’aria aumenti. Grafici del tasso di lapse ambientale sono noti come diagrammi termodinamici, esempi dei quali includono Skew-T log-P diagrammi e tefigrammi. (Vedi anche Termiche).
La differenza tra il tasso di lapse adiabatico umido e il tasso secco è la causa del fenomeno del vento foehn (noto anche come “venti Chinook” in alcune parti del Nord America)., Il fenomeno esiste perché l’aria calda e umida sale attraverso il sollevamento orografico e sopra la cima di una catena montuosa o di una grande montagna. La temperatura diminuisce con il tasso di intervallo adiabatico secco, fino a raggiungere il punto di rugiada, dove il vapore acqueo nell’aria inizia a condensarsi. Al di sopra di tale altitudine, il tasso di lapse adiabatico diminuisce al tasso di lapse adiabatico umido mentre l’aria continua a salire. La condensazione è anche comunemente seguita da precipitazioni sui lati superiore e sopravvento della montagna., Mentre l’aria scende sul lato sottovento, viene riscaldata dalla compressione adiabatica al tasso di lapse adiabatico secco. Pertanto, il vento di foehn a una certa altitudine è più caldo dell’altitudine corrispondente sul lato sopravvento della catena montuosa. Inoltre, poiché l’aria ha perso gran parte del suo contenuto originale di vapore acqueo, l’aria discendente crea una regione arida sul lato sottovento della montagna.