蒸発の潜熱は雲や嵐にエネルギーを追加します。
地球大気全体の変化する環境経過率は、特に対流圏内の気象学において非常に重要である。, 上昇する空気の塊がその水が凝縮して雲を形成するのに十分な高さに上昇するかどうか、雲を形成した後、空気が上昇し続けてより大きなシャワー雲を形成するかどうか、そしてこれらの雲がさらに大きくなって積乱雲（雷雲）を形成するかどうかを決定するために使用される。
不飽和空気が上昇するにつれて、その温度は乾燥断熱速度で低下する。 露点はまた（空気圧の低下の結果として）低下するが、はるかにゆっくりと、典型的には-2mあたり1,000℃程度である。, 不飽和空気が十分に上昇すると、最終的にその温度が露点に達し、結露が形成され始める。 この高度は、機械的揚力が存在する場合は揚力凝縮レベル（LCL）、機械的揚力が存在しない場合は対流凝縮レベル（CCL）として知られており、その場合、小包は下から対流温度まで加熱されなければならない。 クラウド活用することが可能になりのどこかの層囲これらのパラメータ。
乾燥断熱経過率と露点が低下する速度との差は、8mあたり1,000℃前後である。, 地上の温度と露点の測定値の違いを考えると、差に125m/℃を掛けることによってLCLを簡単に見つけることができます。
環境経過率が湿った断熱経過率よりも小さい場合、空気は絶対に安定しています—上昇する空気は周囲の空気よりも速く冷却され、浮力を失います。 これは、地面の近くの空気が一晩冷却された早朝にしばしば起こります。 安定した空気中での雲の形成はありそうもない。,
環境経過率が湿った断熱経過率と乾燥した断熱経過率の間にある場合、空気は条件付きで不安定であり、不飽和空気の小包はLCLまたはCCLに上昇するのに十分な浮力を持たず、いずれの方向においても弱い垂直変位に対して安定である。, パーセルが飽和している場合、それは不安定であり、LCLまたはCCLに上昇し、対流阻害の反転層のために停止するか、または持ち上げが続く場合、パーセルが自由対流（LFC）のレベルに上昇すると、深く湿った対流（DMC）が続く可能性があり、その後、自由対流層（FCL）に入り、通常は平衡準位（EL）に上昇する。,
環境減速率が乾燥断熱減速率よりも大きい場合、超放射減速率を有し、空気は絶対に不安定である—空気の小包は、持ち上げ凝縮レベルまたは対流凝縮レベルの下および上の両方に上昇するにつれて浮力を得るであろう。 これはしばしば午後に主に陸塊の上で起こります。 これらの条件では、積雲、シャワー、または雷雨の可能性が高まります。,
気象学者は、ラジオゾンデを使用して環境経過率を測定し、それを予測された断熱経過率と比較して、空気が上昇する可能性を予測します。 環境経過率のチャートは熱力学的ダイアグラムとして知られており、その例としてはスキュー-T log-Pダイアグラムやテフィグラムが挙げられる。 （サーマルも参照のこと）。
湿った断熱経過率と乾燥率の違いは、フェーン風現象（北アメリカの一部では”チヌーク風”とも呼ばれる）の原因である。, この現象は、暖かい湿った空気が造山運動によって上昇し、山脈または大きな山の頂上に上昇するために存在する。 温度は、空気中の水蒸気が凝縮し始める露点に達するまで、乾燥断熱経過速度とともに低下する。 その高度を超えると、空気が上昇し続けるにつれて、断熱経過率は湿った断熱経過率まで減少する。 結露はまた、一般的に山の頂部と風上側での降水量が続きます。, 空気は風下側で下降すると、乾燥断熱経過速度で断熱圧縮によって暖められる。 したがって、特定の高度におけるフェーン風は、山脈の風上側の対応する高度よりも暖かい。 さらに、空気は元の水蒸気の含有量の多くを失っているため、下降する空気は山の風下側に乾燥した地域を作り出します。