爱华网上升的气流膨胀且变冷，是由于高度增加时气压的降低。下沉气流则反之；随着大气压力的增加，下沉空气的温度随着它被压缩而增加。绝热加热和绝热冷却就是用来描述这种变化的术语。【绝热的意思在这里是指大气温度变化是在没有热量传导的过程中因压力的变化而产生的温度变化。】
绝热过程发生在所有的向上或向下运动的空气中。当空气上升到一个低压区域时，它会膨胀到一个更大的体积。当空气分子膨胀时【即空气分子的平均间隔增大，而不是分子本身变大】，空气的温度会更低。结果是，当气块【一定体积的空气】上升时，压力降低，体积增加，温度降低。当空气下沉时，则反之也对。温度随着高度增加而下降的速度称为温度垂直梯度(lapse rate)。当空气在大气中上升时，平均温度变化速率是2摄氏度(3.5华氏度)每1000英尺。
由于水蒸气比空气还轻，潮湿降低了空气的密度，导致它上升。相反地，当湿度降低时，空气变得更加密集而趋于下沉。由于潮湿的空气变冷的速度更慢【潮湿空气的热容量更大】，一般它比干空气更加不稳定，原因是潮湿的空气在冷却到周围的空气温度前必须上升的更高。干空气绝热温度梯度(不饱和空气)是3摄氏度每1000英尺。湿空气绝热温度梯度范围从1.1摄氏度到2.8摄氏度(2华氏度到5华氏度)每1000英尺。
湿度和温度的结合确定了空气的稳定性和作为结果的天气。冷的干空气非常稳定，能够抵抗垂直运动，它会导致好的通常是晴朗的天气。最大的不稳定发生在空气是潮湿而温暖的时候，就像热带区域的夏天一样。典型的，雷暴基本上天天出现在这些区域，就是因为周围空气的不稳定性。
逆增
随着空气在大气中上升膨胀，温度会降低。然而也会发生一种大气异常情况，改变了这个典型的大气行为模式。当上升空气的温度随高度增加而增加时，就发生了温度逆增。逆增层通常是接近地面的很薄的一层平稳空气。空气的温度随高度增加到某一点，即逆增层的顶部。逆增层顶部的空气担当盖子的作用，保持天气和污染物截留在下面。如果空气的相对湿度高，它会促进云，雾，薄雾，烟的形成，导致逆增层内的能见度降低。
基于地表的温度逆增发生在晴朗凉爽的夜晚，这时接近地面的空气被地表的降温而冷却。地表几百英尺内的空气变得比它上面的空气更冷。当暖空气在一层较冷的空气上扩展开来或者当冷空气被迫位于一层暖空气的下方时，就会发生锋面逆增。
湿气和温度
大气天然的就含有水蒸气形式的水分。大气中水分的多少依赖于空气温度。温度每增加20华氏度，空气中能容纳的水分就增加为1倍。相反的，温度降低20华氏度，水分容量会变为原来的一半。
大气中的水有三种状态：液态，固态和气态的。所有这三种形式都可以容易的变化为另一种，都出现在大气的温度变化范围内。当水从一种状态变为另一种状态时，就发生一次热交换。这些变化是通过蒸发，升华，冷凝，沉积，熔解或者凝固过程实现的。然而，水蒸气仅仅是通过蒸发和升华过程进入大气的。
蒸发是液态水变为水蒸气的变化。当水蒸气形成时，它从最近的可用热源吸收热量。这个热交换就是蒸发的隐形加热。这种现象的一个很好的例子是身体的排汗蒸发。主要的印象是热量从身体带走后的变冷感觉。类似地，升华是冰直接变为水蒸气的变化，完全跳过了液态状态。虽然干冰不是水而是二氧化碳制成的，它能说明固态直接变为气态的升华原理。
相对湿度
湿度是指在一个给定的时刻大气中所含水蒸气的多少。相对湿度是空气中的实际水分量相对于那个温度时空气可以容纳的总水分量。例如，如果当前相对湿度为65%，即空气在这个温度和压力时含有能够容纳的总水分量的65%。虽然美国西部的大部分地区很少看到高湿度的天气，但是在美国南方温暖的月份，相对湿度从75%到90%并不罕见。如图10-20
温度/露点关系
露点和温度之间的关系定义了相对湿度的概念。以度表示的露点是空气不能再容纳更多水分时的温度。当空气温度降低到露点时，空气就完全饱和，水汽开始在空气中凝结，以雾，露水，霜，云，雨，冰雹或者雪的形式出现。
当潮湿的不稳定空气上升时，云经常在温度和露点一致的高度形成。当升高时，不饱和空气冷却速度为5.4华氏度每1000英尺，而露点温度降低速度为1华氏度每1000英尺。这就导致了温度的收敛，即露点变化速度为4.4华氏度每1000英尺。在报告的温度和露点数据上应用收敛速度来确定云底的高度。
假设：
温度(T)= 85华氏度
露点(DP)=71华氏度
收敛速度(CR)=4.4度
T-DP=温度露点差(TDS)
TDS/CR=X
Xx1000=云底高度AGL
示例:
85-71=14
14/4.4=3.18
3.18x1000=3180英尺
云底高度为地面之上3180英尺。
解释:
地面环境温度为85华氏度，而地表露点温度为71华氏度，差值为14度。温度露点差除以收敛速度4.4度，然后再乘以1000得出近似的云底高度。
确定空气到达饱和点的方法
如果空气到达饱和点而温度和露点非常接近，雾，低云或降雨就很可能形成。空气可以有四种方式到达完全的饱和点。第一，当暖空气在寒冷地面上移动时，空气的温度会下降而达到饱和点。其二，当冷空气和暖空气交汇时可能到达饱和点。第三，当空气在夜晚通过和较冷的地面接触而冷却时，空气会达到它的饱和点。第四个方法是空气升高或者被迫在大气中上升时到达饱和点。
当空气上升时，它使用热能来膨胀。结果是，上升的空气快速的失去热量。不饱和空气散热的速度是高度每增加1000英尺下降3摄氏度。不管是什么原因导致空气到达它的饱和点，饱和空气都会带来云，雨，和其他危险的天气状况。
露和霜
在凉爽平静的夜晚，地面温度和地表上的物体会导致周围空气的温度降低到露点以下。当发生这种情况时，空气中的水分会凝结且凝聚在地面，建筑物和其他物体如汽车和飞机上。这个水分就是众所周知的露水，有时可以在早晨的草上看到。如果温度低于冰点，水分将会以霜的形式沉积下来。而露水对飞机没有危险，霜对飞行安全有确定无疑的危险。霜会破坏机翼上的气流，能够彻底的减少升力的产生。它也会增加阻力，当同时产生的升力降低时，就会破坏起飞能力。开始飞行前，飞机必须彻底清除霜冻免受其影响。
雾
根据定义，雾是从地表开始50英尺内的云。它通常发生在接近地面的空气温度冷却到空气的露点时。
这是，空气中的水蒸气凝结，变成雾这种可见的形式。雾是按照它形成的方式来分类的，且依赖于当前温度和空气中水蒸气的多少。
在晴朗的夜晚，风相当小或者无风时，可能产生辐射雾。如图10-21。通常的，它形成在低洼的地区如山谷。这种类型的雾发生在地面由于陆地的辐射而快速冷却的时候，而且周围空气温度到达它的露点。随着太阳升起温度上升，辐射雾升高，最终消散。风的任何增强都会加快辐射雾的消散。如果辐射雾小于20英尺厚，它就称为地面雾。
当一层温暖潮湿的空气在寒冷地面上移动时，很可能产生平流雾。不像辐射雾，形成平流雾需要有风。15节以下的风速让雾形成和加强；超过15节风速时，雾通常会升高，形成低层云。平流雾在沿海地区很常见，在那里海风会把空气吹向较寒冷的大陆。
在这些同样的沿海地区，也可能发生滑升雾。当潮湿稳定的空气被迫沿倾斜的陆地特征如山区上升时，就会发生滑升雾。这种类型的雾也需要风才能产生和持续存在。滑升雾和平流雾不象辐射雾，可能不会随着早晨的太阳而消散，相反可能持续多天。他们也可能延伸到比辐射雾更高的高度。
蒸汽雾或者海雾形成在干冷空气沿温暖的水面移动时。随着水的蒸发，它上升且类似烟雾。这种类型的雾于一年中最冷的时间在水体上很常见。低空紊流和结冰通常和蒸汽雾有关系。
冰雾发生在寒冷的天气，那时温度比冰点低的多，水蒸气直接变成了冰晶。有利于它的形成条件类似于辐射雾，除了寒冷的温度，通常是零下25华氏度或者更冷。它主要发生在北极地区，但是不知道在中纬度地区寒冷季节是否会发生。
云
云是可见的指示物，而且通常也是将来天气的预示。对于云的形成，必须有足够的水蒸气和凝结核，以及空气可以冷却的一个方法。当空气冷却，到达它的饱和点，不可见的水蒸气变为可见的状态。经过沉积(也可以指升华)和凝结过程，水蒸气凝结或升华成类似尘埃，盐晶或者烟的称为凝结核的微粒物。凝结核是非常重要的，因为它为水汽提供了一个从一种状态变为另一种状态的方法。
云的类型是根据它的高度，形状，和行为来确定的。它们根据其云底高度分类为低云，中云，高云，和垂直扩展的云。如图10-22
低云是那些在靠近地球表面形成，且延伸到6500地面高度的云。它们主要是有小水滴组成的，但是也可以包含会引发危险的飞机结冰的过度冷却水滴。典型的低云是层云，层积云和乱层云。雾也被分类为一种类型的低云形式。这一组云产生的最高限度低，妨碍能见度，而且会快速的变化。因为这个原因，它们影响飞行计划，会导致不能进行VFR飞行。
中云形成在大约距离地面高度6500英尺延伸到距离地面20000英尺高度。它们是由水，冰晶和过度冷却的水滴组成。典型的中高度云包括高层云和高积云。在较高海拔高度越野飞行的时候可能会遇到这些类型的云。高层云会产生紊流，可能发生中度结冰情况。高积云通常形成在高层云散开时，也可能发生轻度紊流和结冰情况。
高云形成在距地面20000英尺以上高度，通常只在稳定空气中形成。它们由冰晶组成，产生没有实质危险的紊流或者结冰情况。典型的高空云是卷云，卷层云，和卷积云。
大范围垂直扩展的云是积云，它们垂直的形成了高耸的积云或者积雨云。这些云的底部形成在低高度到中高度云底区域，但是可以扩展到高高度云层。高耸的积云表示大气中不稳定的区域，它们周围和内部的空气是紊乱的。这些类型的云经常发展成积雨云或者雷暴。积雨云包含大量水汽和不稳定空气，经常会产生危险的天气现象如闪电，冰雹，龙卷风，强阵风，和风切变。这些大范围的垂直云可能由于其他云的形成而变的模糊，不总是可以在地面上或者飞行中看到。发生这种情况时，这些云按照术语被称为内涵式雷暴。
云的分类可以根据外观和云的组成进一步细分为特定的云类型。知道这些术语可以帮助你认识看到的云。
下面是一个云分类的列表：
积云 – 堆积的起绒状的云
层云 – 以层的形式形成
卷云 – 卷曲的纤维状云，也是20000英尺以上的高云
堡状云 – 常规云底单独垂直发展，很像城堡
镜云 – 镜片形状，强风时在山上形成
雨云 – 雨量丰富的云
碎积云 – 粗糙或破碎的云
高云(alto)- 即高空云，也包含存在于5000-20000英尺的中高度云
对于飞行员来说，积雨云可能是最危险的云类型。它单独或者成片出现，其名字要么是一个气团或者地形雷暴。靠近地表的空气变热产生一个气团雷暴；在山脉地区的空气上坡运动导致地形雷暴。以连续线形式形成的积雨云是雷暴或者飑线的非锋面带。
由于上升的空气流导致了积雨云，它们的气流是非常紊乱的，对飞行安全是一个重要的危险。例如，如果一架飞机进入雷暴，飞机将会遇到每分钟超过3000英尺的上升或者下降气流。另外，雷暴还会产生大冰雹，破坏性闪电，龙卷风和大量的水，所有这些对飞机都是潜在的危险。
在消散前，一个雷暴的发展会经历三个明显的阶段。它从积云状态开始，其中空气开始产生升力作用。如果有了足够的水汽和不稳定性，云量会继续在垂直高度上增加。持续的上升气流阻止了水汽的降落。上升气流区域变得比推送雷暴的单独的上升热气流还要大。在大约15分钟内，雷暴达到了它的成熟阶段，这是雷暴生命周期中最猛烈的阶段。这时，水分的下降，不管是水还是冰对于云层来说都太重而不能支撑，开始以雨或者冰雹的形式下落。这产生了空气的向下运动。温暖的上升空气；冰冷的含有降雨的下降空气；以及猛烈的紊乱气流都存在于云内或附近。在云的下方，向下急流的空气增加了地面风，且降低了温度。一旦接近云顶部的垂直运动慢下来，云的顶部就会散开来呈现砧骨的形状。这时，暴风雨进入了消散阶段。这时下降的气流分散开来取代了维持暴风雨所需的上升气流。如图10-23
轻型飞机是不可能飞越雷暴的。严重的雷暴可能冲到对流层顶，根据纬度不同可能达到令人惊异的50000到60000英尺高度。在雷暴雨下飞行使飞机受到雨，冰雹，破坏性闪电和猛烈的紊乱气流的影响。一个好的经验规则是以至少5海里绕飞雷暴，因为冰雹可能落在云层外已英里内。如果不能选择绕飞雷暴的话，那么就留在地上等待雷暴过去。
云幕高度
在航空的用途上，云幕高度是被通报为多云的或者阴天的，或者垂直能见度开始昏暗而类似雾或者阴霾的云的最低高度。当八分之五至八分之七的天空被云覆盖时，则报告为云是破碎的。阴天的含义是整个天空被云覆盖了。当前云幕高度信息是由航空日常天气报告(METAR)或者各种自动天气站通报的。
能见度
和云量以及通报的云幕高度密切相关的是能见度信息。能见度是指裸眼能够看到明显物体的最大水平距离。当前能见度也在METAR和其他航空天气报告中通报，还有自动天气站。由气象专家预测的能见度信息在飞行前天气简报中也可以获得。
降水
降水是指在大气中形成且降落到地面的任何形式的水的微粒物。它对飞行安全有深刻的影响。根据降水的不同形式，它会降低能见度，产生结冰条件，以及影响飞机的着陆和起飞性能。
降水发生是因为云中的水或者冰粒逐渐增大，直到大气不能再支持它们。它落向地面时会以好几种形式出现，包含细雨，下雨，冰粒，冰雹，和冰冻。
细雨被分类为非常小的小水滴，直径小于0.02英寸。细雨通常伴随着雾或者低层云出现。较大的小水滴就是指雨。在大气中降落但是在滴到地面之前蒸发掉的雨称作雨幡。当地面温度低于冰点时，就会发生结冰雨或者冰毛毛雨；雨在接触到更冷的地面时结冰。
如果雨降落通过温度逆增层，它可能会在经过下面的冷空气时结冰，且以小冰粒的形式降落到地面。冰粒是温度逆增的迹象，结冰的雨存在于更高的高度上。在冰雹的情况下，结冰的小水滴被云里的气流携带的忽上忽下，它们和更多的水分接触后逐渐变大。一旦上升的气流不能维持结冰的水滴，它就会以冰雹的形式降落到地面。冰雹可能是豌豆大小的，也可能逐渐变到直径5英寸大，比一个垒球还大。
雪是一种冰晶形式的降水，它以稳定的速度降落，或者已开始下鹅毛大雪，强度逐渐变化，最后很快结束。降落的雪花的大小也会变化，呈非常小的雪粒【米雪】或者大雪花形式。米雪在大小上和毛毛雨相当。
任何形式的降雨对飞行安全都是一个威胁。通常，降雨伴随着低云幕高度和降低的能见度。有冰，雪或者霜在其表面的飞机在开始一次飞行前必须被仔细的清除，因为气流可能被破坏而失去升力。雨也会促使油箱进水。降雨还会使跑道表面产生危险，由于雪，冰，积水和打滑的表面使得起飞和降落困难。
