잠재 증발열 에너지를 추가하려는 무엇일까요?
다양한 환경과 요금은 전 지구의 대기권의 중요성에는 기상청,특히 내의 대류권입니다., 그들은 여부를 결정하는 데 사용되는 소포 상승 공기의 상승할 것이 높은 충분한 물을 압축하는 형태의 구름,그리고,형성하는 구름을지 여부,공기를 계속 상승하는 양식에 더 큰 샤워실 구름,그리고 이러한 구름을 얻을 것이 더 큰 양식을 적란운 구름(천둥 구름).
불포화 공기가 상승함에 따라 건조 단열 속도로 온도가 떨어집니다. 이슬점은 또한(기압이 감소한 결과)떨어지지 만 훨씬 더 천천히,일반적으로 1,000m 당 약 -2°C 입니다., 불포화 공기가 충분히 멀리 상승하면 결국 온도가 이슬점에 도달하고 응축이 형성되기 시작할 것입니다. 이 고도로 알려져 드는 응축수준(LCL)할 때 기계적인 상승이 존재하고 대류 응축 수준(CCL)할 때 기계적인 상승이 없는 경우,소포해야 합 가열 아래에서의 대류열. 클라우드베이스는 이러한 매개 변수에 의해 경계 지어지는 레이어 내의 어딘가에있을 것입니다.
건조 단열 경과 속도와 이슬점이 떨어지는 속도의 차이는 1,000m 당 약 8°C 입니다., 정에 차이 온도와 노점 판독,지상에 하나 쉽게 찾을 수 있습 LCL 을 곱하여 차이에 의해 125m/°C.
경우 환경 경과 평가 보다 적은 촉촉한 경과 단열을 평가,공기는 절대적으로 안정적이 상승기 공기 냉각 것보다 빠른 주변 공기를 잃을 부력. 이것은 종종 땅 근처의 공기가 밤새 냉각 된 이른 아침에 발생합니다. 안정된 공기에서의 구름 형성 가능성은 거의 없습니다.,
경우 환경 경과 평가는 사이 촉촉하고 건조한 단열이 경과금,공기 조건에 따라 불안정—불포화의 본질적기하지 않는 충분한 부력을 상승 LCL 또는 CCL,그리고 안정적인 약한 수직 변위는 어느 방향에서., 한 경우 소포화 그것이 불안정하고 상승할 것입하 LCL 또는 CCL,고하거나 중단으로 인해 반전 층의 대류에 대한 금지,또는 당 드는 계속 깊은 촉촉한 대류(DMC)은 계속 될 수 있습으로 소포 상승한 수준의 자유 대류(LFC),그 후에 들어가 무료로 대류층(FCL)및 일반적으로 상승하는 평형수준(EL).,
경우 환경 경과 평가 보다 큰 것 건조한 단열이 경과 평가로,그것은 superadiabatic 경과 평가,공기는 절대적으로 불안정—소의 공기를 얻을 것입니다 부력으로 상승을 모두 아래 그 위에 드는 응축 수준 또는 대류 응축 수준입니다. 이것은 종종 오후에 주로 육지 덩어리에 걸쳐 발생합니다. 이러한 조건에서 적운 구름,샤워 또는 심지어 뇌우의 가능성이 높아집니다.,
기상를 사용 radiosondes 을 측정하는 환경 경과 평가와 비교를 예측했 단열이 경과 평가하여 예측 가능성을 에 상승할 것입니다. 환경 경과 속도의 차트는 열역학적 다이어그램으로 알려져 있으며,그 예로는 Skew-T log-p 다이어그램과 tephigrams 가 있습니다. (또한 열 참조).
차이에 습한 단열이 경과 속도 및 건조율의 원인이 foehn 풍 현상(또한”누 바람의”부품의 북아메리카)., 이 현상은 온난 한 습한 공기가 산맥이나 큰 산 꼭대기에서 위로 올라가고 위로 올라 가기 때문에 존재합니다. 공기 중의 물 증기가 응축되기 시작하는 이슬점에 부딪 힐 때까지 건조한 단열 경과 속도로 온도가 감소합니다. 그 고도 이상으로,단열 경과 속도는 공기가 계속 상승함에 따라 습한 단열 경과 속도로 감소합니다. 응축은 또한 일반적으로 산의 꼭대기와 바람이 불어 오는 쪽의 강수량이 뒤 따른다., 공기가 leeward 측에 내려갈 때,그것은 건조한 단열 경과 속도에 단열 압축에 의해 데워진다. 따라서 특정 고도에서의 foehn 바람은 산맥의 바람이 불어 오는 쪽의 해당 고도보다 따뜻합니다. 또한,때문에 공기가 있을 잃어버렸다고 그것의 원래 물 vapor 콘텐츠,내림차순으로 만듭니다 공기는 건조한 지역에서 바람이 부는 쪽의 산도 있습니다.