Den latente varmen av dampfunksjon gir energi til skyer og stormer.
varierende miljø-lapse priser over hele Jordens atmosfære er av kritisk betydning i meteorologi, spesielt i troposfæren., De brukes for å avgjøre om den pakken av stigende luft vil stige høyt nok for sitt vann kondenserer til å danne skyer, og etter å ha dannet skyer, om luften vil fortsette å stige, og danne større dusj skyer, og om disse skyene vil få enda større og form cumulonimbusskyer (thunder skyer).
Som umettet luft stiger, temperaturen faller på tørre adiabatic pris. Den duggpunkt faller også (som et resultat av synkende lufttrykk), men mye mer langsomt, typisk om -2 °C per 1000 m., Hvis umettet luft stiger langt nok, til slutt temperatur vil nå sine duggpunkt, og kondens vil begynne å danne. Denne høyden er kjent som løfte kondens nivå (LCL) når mekanisk heis er til stede og konvektiv kondens nivå (CCL) når mekanisk heis er fraværende, og i så fall, pakken må varmes opp fra undersiden til sin konvektiv temperatur. Skyen basen vil bli et eller annet sted i lag avgrenset av disse parametrene.
forskjellen mellom den tørre adiabatic lapse rate og hastigheten som de duggpunkt dråper er rundt 8 °C per 1000 m., Gitt en forskjell i temperatur og duggpunkt målinger på bakken, kan man lett finne LCL ved å multiplisere forskjellen med 125 m/°C.
Hvis miljø-lapse rate er mindre enn fuktig adiabatic lapse rate, luften er helt stabilt stigende luft vil kjøle raskere enn luften omkring og miste oppdrift. Dette skjer ofte tidlig på morgenen, når luften nær bakken har kjølt seg over natten. Cloud-formasjonen i stabil luft er lite sannsynlig.,
Hvis miljø-lapse rate er mellom fuktig og tørr adiabatic lapse priser, luften er betinget ustabil — en umettet pakke av luften ikke har tilstrekkelig oppdrift til å stige til LCL eller CCL, og den er stabil til svak vertikale forskyvninger i begge retninger., Hvis pakken er mettet den er ustabil og vil stige til LCL eller CCL, og enten bli stoppet på grunn av en inversjon lag av konvektiv hemming, eller hvis løfte fortsetter, dyp, fuktig konveksjon (DMC) kan følge, som en pakke stiger til nivået av fri konveksjon (LFC), etter som det går gratis konvektiv layer (FCL) og vanligvis stiger til likevektsnivå (EL).,
Hvis miljø-lapse rate er større enn den tørre adiabatic lapse rate, det har en superadiabatic lapse rate, luften er helt ustabil — en pakke av luft vil få oppdrift, som det stiger både under og over løfte kondens nivå eller konvektiv kondens nivå. Dette skjer ofte i ettermiddag hovedsakelig over landmassene. I disse forholdene, sannsynligheten for cumulus skyer, dusjer eller til og med tordenvær er økt.,
Meteorologer bruker radiosondes å måle miljø-lapse rate og sammenligne det til spådd adiabatic lapse rate til å forutsi sannsynligheten for at luft vil stige. Kart av miljø-lapse rate er kjent som termodynamiske diagrammer, eksempler som inkluderer Skew-T log-P-diagrammer og tephigrams. (Se også Termikk).
forskjellen i fuktig adiabatic lapse rate og tørr pris er årsaken til foehn vind fenomen (også kjent som «Chinook winds» i deler av Nord-Amerika)., Fenomenet eksisterer fordi varm fuktig luft stiger opp gjennom orographic løfte opp og over toppen av en fjellkjede eller store fjell. Temperaturen avtar med tørr adiabatic lapse rate, før den treffer duggpunkt, der vanndamp i luften begynner å kondensere. Over denne høyden, den adiabatic lapse rate reduseres til fuktig adiabatic lapse rate som luften fortsetter å stige. Kondens er også ofte følges av nedbør på toppen og windward sider av fjellet., Som luften ned på lesiden, det er varmet av adiabatic kompresjon på tørr adiabatic lapse rate. Dermed foehn vind på en viss høyde over havet er varmere enn i tilsvarende høyde på windward side av fjellkjeden. I tillegg, fordi luften har mistet mye av sin opprinnelige vanndamp innhold, synkende luft skaper et tørt område på lesiden av fjellet.