อัตรา การลดลงของอุณหภูมิ ( Lapse rate)คืออัตราที่ตัวแปรในบรรยากาศ ซึ่งโดยปกติคืออุณหภูมิในชั้นบรรยากาศของโลกลดลงตามระดับความสูง [ ^{1 ] [ 2 ] คำ}ว่า Lapse rateมาจากคำว่าlapse (ในความหมายว่า "ลดลง" ไม่ใช่ความหมายว่า "หยุดชะงัก") ในอากาศแห้งอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติก (เช่น การลดลงของอุณหภูมิของมวลอากาศที่ลอยขึ้นในชั้นบรรยากาศโดยไม่แลกเปลี่ยนพลังงานกับอากาศโดยรอบ) คือ 9.8 °C/กม. (5.4 °F ต่อ 1,000 ฟุต) อัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกอิ่มตัว (SALR) หรืออัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกชื้น (MALR) คือการลดลงของอุณหภูมิของมวลอากาศที่อิ่มตัวด้วยน้ำที่ลอยขึ้นในชั้นบรรยากาศ มันจะแปรผันตามอุณหภูมิและความดันของมวลอากาศ และมักอยู่ในช่วง 3.6 ถึง9.2 °C/กม. (2 ถึง5 °F/1000 ฟุต ) ตามที่ได้มาจากองค์การการบินพลเรือนระหว่างประเทศ (ICAO) อัตราการลดลงของอุณหภูมิเนื่องจากปัจจัยด้านสิ่งแวดล้อมคือการลดลงของอุณหภูมิอากาศตามระดับความสูง ณ เวลาและสถานที่ที่กำหนด (ดูด้านล่าง) ซึ่งอาจแตกต่างกันไปอย่างมากในแต่ละสถานการณ์

อัตราการลดลงของอุณหภูมิสอดคล้องกับองค์ประกอบในแนวตั้งของความชันเชิงพื้นที่ของอุณหภูมิแม้ว่าแนวคิดนี้มักนำไปใช้กับชั้นบรรยากาศโทรโปสเฟียร์ ของโลก แต่ก็สามารถขยายไปใช้กับกลุ่มก๊าซ ใดๆ ที่ได้รับแรงโน้มถ่วงได้เช่น กัน

คำจำกัดความอย่างเป็นทางการจากอภิธานศัพท์อุตุนิยมวิทยา^{[ 3 ]}คือ:

การลดลงของตัวแปรทางบรรยากาศเมื่อความสูงเพิ่มขึ้น โดยตัวแปรดังกล่าวคืออุณหภูมิ เว้นแต่จะระบุไว้เป็นอย่างอื่น

โดยทั่วไป อัตราการลดลงของอุณหภูมิจะเป็นค่าลบของอัตราการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิเมื่อระดับความสูงเปลี่ยนแปลง:

${\displaystyle \Gamma =-{\frac {\mathrm {d} T}{\mathrm {d} z}}}$

โดยที่(บางครั้ง) คืออัตราการลดลงของอุณหภูมิที่ระบุในหน่วยของอุณหภูมิหารด้วยหน่วยของระดับความสูงTคืออุณหภูมิ และzคือระดับความสูง^{[ a ]}${\displaystyle \Gamma }$${\displaystyle L}$

อัตราการลดลงของอุณหภูมิสิ่งแวดล้อม (ELR) คืออัตราการลดลงของอุณหภูมิที่แท้จริงตามระดับความสูงในชั้นบรรยากาศ ณ เวลาและสถานที่ที่กำหนด^{[ 6 ]}

โดยเฉลี่ยแล้วองค์การการบินพลเรือนระหว่างประเทศ (ICAO) กำหนดบรรยากาศมาตรฐานสากล (ISA) โดยมีอัตราการลดลงของอุณหภูมิที่6.50 °C/กม. ^{[ 7 ]} (3.56 °Fหรือ1.98 °C/1,000 ฟุต)จากระดับน้ำทะเลถึง 11 กม. (36,090 ฟุตหรือ6.8 ไมล์)จาก 11 กม. ถึง 20 กม. (65,620 ฟุตหรือ12.4 ไมล์)อุณหภูมิคงที่คือ−56.5 °C (−69.7 °F)ซึ่งเป็นอุณหภูมิที่ต่ำที่สุดที่กำหนดไว้ใน ISA บรรยากาศมาตรฐานไม่มีความชื้น

แตกต่างจากแบบจำลอง ISA ในอุดมคติ อุณหภูมิของบรรยากาศจริงไม่ได้ลดลงในอัตราที่สม่ำเสมอตามความสูงเสมอไป ตัวอย่างเช่น อาจมี ชั้น ผกผันของอุณหภูมิซึ่งอุณหภูมิเพิ่มขึ้นตามระดับความสูง

ลักษณะอุณหภูมิของชั้นบรรยากาศเป็นผลมาจากการปฏิสัมพันธ์ระหว่างความร้อนจากการแผ่รังสีของแสงอาทิตย์การระบายความร้อนสู่ห้วงอวกาศผ่านการแผ่รังสีความร้อนและการถ่ายเทความร้อนขึ้นด้านบนผ่านการพาความร้อนตามธรรมชาติ (ซึ่งนำพาอากาศร้อนและความร้อนแฝงขึ้นด้านบน) เหนือชั้นโทรโปสเฟียร์การพาความร้อนจะไม่เกิดขึ้น และการระบายความร้อนทั้งหมดเกิดจากการแผ่รังสี

ภายในชั้นโทรโปสเฟียร์อัตราการลดลงของอุณหภูมิเป็นผลมาจากความสมดุลระหว่าง (ก) การเย็นตัวของอากาศจากการแผ่รังสี ซึ่งโดยตัวมันเองจะนำไปสู่อัตราการลดลงของอุณหภูมิที่สูง และ (ข) การพาความร้อน ซึ่งจะเกิดขึ้นเมื่ออัตราการลดลงของอุณหภูมิเกินค่าวิกฤต การพาความร้อนจะทำให้อัตราการลดลงของอุณหภูมิในสิ่งแวดล้อมคงที่^{[ 8 ]}

แสงแดดส่องกระทบพื้นผิวโลก (ทั้งบนบกและในทะเล) และทำให้เกิดความร้อน พื้นผิวที่อบอุ่นจะทำให้อากาศด้านบนร้อนขึ้น นอกจากนี้ แสงแดดที่ถูกดูดซับเกือบหนึ่งในสามจะถูกดูดซับภายในชั้นบรรยากาศ ทำให้ชั้นบรรยากาศร้อนขึ้นโดยตรง^{[ 9 ]}

การนำความร้อนช่วยถ่ายเทความร้อนจากพื้นผิวไปยังอากาศ การนำความร้อนนี้เกิดขึ้นภายในอากาศเพียงไม่กี่มิลลิเมตรที่อยู่ใกล้พื้นผิวที่สุด อย่างไรก็ตาม เหนือชั้นอินเตอร์เฟซบางๆ นั้น การนำความร้อนมีบทบาทน้อยมากในการถ่ายเทความร้อนภายในบรรยากาศ เนื่องจากค่าการนำความร้อนของอากาศต่ำมาก^{[ 10 ] [ 11 ] : 387}

อากาศจะเย็นลงจากการแผ่รังสีของก๊าซเรือนกระจก (ไอน้ำ คาร์บอนไดออกไซด์ ฯลฯ) และเมฆที่ปล่อยรังสีความร้อนคลื่นยาวสู่อวกาศ^{[ 12 ]}

หากการแผ่รังสีเป็นวิธีเดียวในการถ่ายโอนพลังงานภายในชั้นบรรยากาศ อัตราการลดลงของอุณหภูมิใกล้พื้นผิวจะอยู่ที่ประมาณ 40 °C/กม. และปรากฏการณ์เรือนกระจกของก๊าซในชั้นบรรยากาศจะทำให้พื้นดินมีอุณหภูมิประมาณ 333 K (60 °C; 140 °F) ^{[ 13 ] : 59–60}

อย่างไรก็ตาม เมื่ออากาศร้อนหรือชื้น ความหนาแน่นของอากาศจะลดลง^{[ 14 ] [ 15 ]}ดังนั้น อากาศที่ได้รับความร้อนจากพื้นผิวมีแนวโน้มที่จะลอยขึ้นและนำพลังงานภายในขึ้นไปด้านบน โดยเฉพาะอย่างยิ่งหากอากาศมีความชื้นจากการระเหยจากพื้นผิวน้ำ นี่คือกระบวนการของการพาความร้อนการเคลื่อนที่แบบพาความร้อนในแนวดิ่งจะหยุดลงเมื่อมวลอากาศที่ระดับความสูงที่กำหนดมีความหนาแน่นเท่ากับอากาศอื่นที่ระดับความสูงเดียวกัน

การพาความร้อนจะนำอากาศร้อนชื้นขึ้นไปด้านบนและอากาศเย็นแห้งลงมาด้านล่าง โดยมีผลสุทธิเป็นการถ่ายเทความร้อนขึ้นไปด้านบน ทำให้อากาศด้านล่างเย็นกว่าที่ควรจะเป็นและอากาศด้านบนอุ่นขึ้น เนื่องจากมีการพาความร้อนเพื่อถ่ายเทความร้อนภายในชั้นบรรยากาศ อัตราการลดลงของอุณหภูมิในชั้นโทรโพสเฟียร์จึงลดลงเหลือประมาณ 6.5 °C/กม. ^{[ 8 ]}และปรากฏการณ์เรือนกระจกลดลงจนถึงจุดที่โลกมีอุณหภูมิพื้นผิวที่สังเกตได้ประมาณ 288 K (15 °C; 59 °F)

เนื่องจากการพาความร้อนทำให้มวลอากาศลอยขึ้นหรือลง จึงมีการถ่ายเทความร้อนระหว่างมวลอากาศเหล่านั้นกับอากาศโดยรอบน้อยมาก อากาศมีค่าการนำความร้อน ต่ำ และมวลอากาศที่เกี่ยวข้องมีขนาดใหญ่มาก ดังนั้นการถ่ายเทความร้อนโดยการนำความร้อนจึงน้อยมากจนแทบไม่มีนัยสำคัญ นอกจากนี้ การถ่ายเทความร้อนโดยการแผ่รังสีภายในชั้นบรรยากาศก็ค่อนข้างช้าและจึงน้อยมากจนแทบไม่มีนัยสำคัญสำหรับอากาศที่เคลื่อนที่ ดังนั้น เมื่ออากาศลอยขึ้นหรือลง จึงมีการแลกเปลี่ยนความร้อนกับอากาศโดยรอบน้อยมาก กระบวนการที่ไม่มีการแลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อมเรียกว่ากระบวนการอะเดียแบติก

อากาศจะขยายตัวเมื่อเคลื่อนที่ขึ้น และหดตัวเมื่อเคลื่อนที่ลง การขยายตัวของมวลอากาศที่ลอยขึ้น และการหดตัวของมวลอากาศที่ลงมา เป็นกระบวนการอะเดียแบติกโดยประมาณ เมื่อมวลอากาศขยายตัว มันจะผลักดันอากาศรอบข้าง ทำให้เกิดงานทางเทอร์โมไดนามิกเนื่องจากมวลอากาศที่เคลื่อนที่ขึ้นและขยายตัวนั้นทำงานแต่ไม่ได้รับความร้อน จึงสูญเสียพลังงานภายในทำให้อุณหภูมิลดลง ส่วนอากาศที่เคลื่อนที่ลงและหดตัวนั้นมีงานกระทำต่อมัน จึงได้รับพลังงานภายในและอุณหภูมิเพิ่มขึ้น

กระบวนการอะเดียแบติกสำหรับอากาศมีลักษณะเส้นโค้งอุณหภูมิ-ความดันเฉพาะตัว เมื่ออากาศไหลเวียนในแนวดิ่ง อากาศจะรับเอาความลาดชันเฉพาะตัวนั้น ซึ่งเรียกว่าอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกเมื่ออากาศมีน้ำน้อย อัตราการลดลงของอุณหภูมินี้เรียกว่าอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกแห้ง: อัตราการลดลงของอุณหภูมิคือ9.8 °C/กม. ( 5.4 °Fต่อ 1,000 ฟุต) (3.0 °C/1,000 ฟุต) ในทางกลับกันจะเกิดขึ้นสำหรับมวลอากาศที่จมลง^{[ 16 ]}

เมื่ออัตราการลดลงของอุณหภูมิสิ่งแวดล้อมน้อยกว่าอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติก บรรยากาศจะมีเสถียรภาพและจะไม่เกิดการพาความร้อน^{[ 13 ] : 63} อัตราการลดลงของอุณหภูมิสิ่งแวดล้อมจะถูกบังคับให้เข้าใกล้อัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกเมื่อใดก็ตามที่อากาศมีการพาความร้อนในแนวดิ่ง

เฉพาะชั้นโทรโปสเฟียร์ (สูงถึงประมาณ 12 กิโลเมตร (39,000 ฟุต)) ในชั้นบรรยากาศของโลกเท่านั้นที่เกิดการพาความร้อน ชั้น สตราโตสเฟียร์โดยทั่วไปจะไม่เกิดการพาความร้อน^{[ 17 ]}อย่างไรก็ตาม กระบวนการพาความร้อนที่มีพลังงานสูงเป็นพิเศษบางอย่าง เช่นเสาการปะทุ ของภูเขาไฟ และยอดที่พุ่งสูงเกินกำหนดซึ่งเกี่ยวข้องกับพายุฝนฟ้าคะนองซูเปอร์เซลล์ ที่รุนแรง อาจทำให้เกิดการพาความร้อนผ่าน ชั้นโทร โปพอส และเข้าไปในชั้นสตราโตสเฟียร์ ได้ในบริเวณนั้นและชั่วคราว

การถ่ายเทพลังงานในชั้นบรรยากาศมีความซับซ้อนมากกว่าแค่ปฏิสัมพันธ์ระหว่างรังสีและการพาความร้อนแบบแห้งวัฏจักรของน้ำ (รวมถึง การระเหยการควบแน่นและการตกตะลึก ) ถ่ายเทความร้อนแฝงและส่งผลต่อระดับความชื้นในบรรยากาศ ซึ่งมีอิทธิพลอย่างมากต่อรูปแบบอุณหภูมิ ดังที่อธิบายไว้ด้านล่าง

การคำนวณต่อไปนี้แสดงอุณหภูมิที่เป็นฟังก์ชันของระดับความสูงสำหรับมวลอากาศที่กำลังเคลื่อนที่ขึ้นหรือลงโดยไม่แลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อม

อุณหพลศาสตร์นิยามกระบวนการอะเดียแบติกไว้ดังนี้:

${\displaystyle P\,\mathrm {d} V=-{\frac {V\,\mathrm {d} P}{\gamma }}}$

กฎข้อแรกของเทอร์โมไดนามิกส์สามารถเขียนได้ดังนี้

${\displaystyle mc_{\text{v}}\,\mathrm {d} T-{\frac {V\,\mathrm {d} P}{\gamma }}=0}$

นอกจากนี้ เนื่องจากความหนาแน่นและเราจึงสามารถแสดงได้ว่า: ${\displaystyle \rho =m/V}$${\displaystyle \gamma =c_{\text{p}}/c_{\text{v}}}$

${\displaystyle \rho c_{\text{p}}\,\mathrm {d} T-\mathrm {d} P=0}$

ความร้อนจำเพาะที่ความดันคง ที่ คือค่าใด${\displaystyle c_{\text{p}}}$

สมมติว่าบรรยากาศอยู่ในสภาวะสมดุลอุทกสถิต : ^{[ 18 ]}

${\displaystyle \mathrm {d} P=-\rho g\,\mathrm {d} z}$

โดยที่gคือแรงโน้มถ่วงมาตรฐานเมื่อรวมสมการทั้งสองนี้เพื่อกำจัดความดัน จะได้ผลลัพธ์สำหรับอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกแห้ง (DALR) ^{[ 19 ]}

${\displaystyle \Gamma _{\text{d}}=-{\frac {\mathrm {d} T}{\mathrm {d} z}}={\frac {g}{c_{\text{p}}}}=9.8\ ^{\circ }{\text{C}}/{\text{km}}}$

DALR ( ) คือค่าความชันของอุณหภูมิที่เกิดขึ้นในกลุ่มอากาศที่ลอยขึ้นหรือลงซึ่งไม่อิ่มตัวด้วยไอน้ำ กล่าวคือ มีความชื้นสัมพัทธ์น้อยกว่า 100% ${\displaystyle \Gamma _{\text{d}}}$

การมีน้ำอยู่ในชั้นบรรยากาศ (โดยปกติคือชั้นโทรโปสเฟียร์) ทำให้กระบวนการพาความร้อนซับซ้อนขึ้น ไอน้ำมีพลังงานความร้อนแฝงของการระเหยเมื่อมวลอากาศลอยขึ้นและเย็นลง ในที่สุดมันก็จะอิ่มตัวนั่นคือ ความดันไอของน้ำที่อยู่ในสมดุลกับน้ำเหลวลดลง (เมื่ออุณหภูมิลดลง) จนถึงจุดที่เท่ากับความดันไอที่แท้จริงของน้ำ เมื่ออุณหภูมิลดลงอีก ไอน้ำส่วนเกินจากปริมาณสมดุลจะควบแน่น ก่อตัวเป็นเมฆและปล่อยความร้อนออกมา (พลังงานความร้อนแฝงของการควบแน่น) ก่อนที่จะอิ่มตัว อากาศที่ลอยขึ้นจะเป็นไปตามอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกแห้ง หลังจากอิ่มตัวแล้ว อากาศที่ลอยขึ้นจะเป็นไปตามอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกชื้น (หรือเปียก ) ^{[ 20 ]}การปล่อยพลังงานความร้อนแฝงเป็นแหล่งพลังงานที่สำคัญในการพัฒนาพายุฝนฟ้าคะนอง

ในขณะที่อัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกแห้งมีค่าคงที่ที่9.8 °C/กม. ( 5.4 °Fต่อ 1,000 ฟุต, 3 °C/1,000 ฟุต ) อัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกชื้นจะแปรผันอย่างมากตามอุณหภูมิ ค่าทั่วไปอยู่ที่ประมาณ5 °C/กม. ( 9 °F/กม. , 2.7 °F/1,000 ฟุต , 1.5 °C/1,000 ฟุต ) ^{[ 21 ]}สูตรสำหรับอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกอิ่มตัว (SALR) หรืออัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกชื้น (MALR) กำหนดโดย: ^{[ 22 ]}

${\displaystyle \Gamma _{\text{w}}=g\,{\frac {\left(1+{\dfrac {H_{\text{v}}\,r}{R_{\text{sd}}\,T}}\right)}{\left(c_{\text{pd}}+{\dfrac {H_{\text{v}}^{2}\,r}{R_{\text{sw}}\,T^{2}}}\right)}}}$

ที่ไหน:

${\displaystyle \Gamma _{\text{w}}}$,	อัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกเปียก, K/m
${\displaystyle g}$,	ความเร่งโน้มถ่วงของโลก= 9.8067 m/ s²
${\displaystyle H_{v}}$,	ความร้อนของการระเหยของน้ำ =2,501,000 จู  ล/กก.
${\displaystyle R_{\text{sd}}}$,	ค่าคงที่จำเพาะของก๊าซในอากาศแห้ง = 287 J/kg·K
${\displaystyle R_{\text{sw}}}$,	ค่าคงที่ของแก๊สจำเพาะของไอน้ำ = 461.5 J/kg·K
${\displaystyle \epsilon ={\frac {R_{\text{sd}}}{R_{\text{sw}}}}}$,	อัตราส่วนไร้มิติของค่าคงที่ก๊าซจำเพาะของอากาศแห้งต่อค่าคงที่ก๊าซจำเพาะของไอน้ำ = 0.622
${\displaystyle e}$,	ความดันไอน้ำของอากาศอิ่มตัว
${\displaystyle r={\frac {\เอปไซลอน e}{pe}}}$,	อัตราส่วนการผสมของมวลไอน้ำต่อมวลอากาศแห้ง[ 23 ]
${\displaystyle p}$,	ความดันของอากาศอิ่มตัว
${\displaystyle T}$,	อุณหภูมิของอากาศอิ่มตัว, K
${\displaystyle c_{\text{pd}}}$,	ความร้อนจำเพาะของอากาศแห้งที่ความดันคงที่ = 1003.5  J/kg·K

SALR หรือ MALR ( ) คือความแตกต่างของอุณหภูมิที่เกิดขึ้นในกลุ่มอากาศที่อิ่มตัวด้วยไอน้ำขณะลอยขึ้นหรือลง กล่าวคือ มีความชื้นสัมพัทธ์ 100% ${\displaystyle \Gamma _{\text{w}}}$

อัตราการลดลงของอุณหภูมิในชั้นบรรยากาศของโลกที่แตกต่างกันนั้นมีความสำคัญอย่างยิ่งในทางอุตุนิยมวิทยาโดยเฉพาะอย่างยิ่งในชั้นโทรโปสเฟียร์อัตราเหล่านี้ถูกนำมาใช้เพื่อพิจารณาว่ามวลอากาศที่ลอยขึ้นจะลอยสูงพอที่จะทำให้น้ำในอากาศควบแน่นกลายเป็นเมฆ หรือไม่ และเมื่อเมฆก่อตัวแล้ว อากาศจะยังคงลอยขึ้นต่อไปและก่อตัวเป็นเมฆฝนขนาดใหญ่ขึ้นหรือไม่ และเมฆเหล่านี้จะใหญ่ขึ้นอีกและก่อตัวเป็น เมฆคิวมูลอนิมบัส (เมฆฝนฟ้าคะนอง) หรือไม่

เมื่ออากาศที่ไม่อิ่มตัวลอยขึ้น อุณหภูมิจะลดลงตามอัตราอะเดียแบติกแบบแห้งจุดน้ำค้างก็จะลดลงเช่นกัน (เนื่องจากความดันอากาศลดลง) แต่จะลดลงช้ากว่ามาก โดยทั่วไปประมาณ2 องศาเซลเซียสต่อ 1,000 เมตร หากอากาศที่ไม่อิ่มตัวลอยขึ้นสูงพอ ในที่สุดอุณหภูมิจะถึงจุดน้ำค้างและการควบแน่นจะเริ่มก่อตัว ระดับความสูงนี้เรียกว่าระดับการควบแน่นจากการยกตัว (LCL) เมื่อมีการยกตัวเชิงกล และระดับการควบแน่นจากการพาความร้อน (CCL) เมื่อไม่มีการยกตัวเชิงกล ในกรณีนี้ มวลอากาศจะต้องได้รับความร้อนจากด้านล่างจนถึงอุณหภูมิการพาความร้อนฐานเมฆจะอยู่ภายในชั้นที่ล้อมรอบด้วยพารามิเตอร์เหล่านี้

ความแตกต่างระหว่างอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบแห้ง (adiabatic lapse rate) และอัตรา การลดลง ของจุดน้ำค้างอยู่ที่ประมาณ8 องศาเซลเซียสต่อ 1,000 เมตร เมื่อทราบความแตกต่างของอุณหภูมิและจุดน้ำค้างที่วัดได้บนพื้นดินแล้ว เราสามารถหาค่า LCL ได้ง่ายๆ โดยการคูณความแตกต่างนั้นด้วย 125 เมตรต่อองศาเซลเซียส

หากอัตราการลดลงของอุณหภูมิเนื่องจากสภาพแวดล้อมต่ำกว่าอัตราการลดลงของอุณหภูมิเนื่องจากความชื้นในบรรยากาศ อากาศจะมีความเสถียรอย่างสมบูรณ์ — อากาศที่ลอยขึ้นจะเย็นตัวเร็วกว่าอากาศโดยรอบและสูญเสียแรงลอยตัวเหตุการณ์นี้มักเกิดขึ้นในช่วงเช้าตรู่ เมื่ออากาศใกล้พื้นดินเย็นตัวลงในระหว่างคืน การก่อตัวของเมฆในอากาศที่มีความเสถียรจึงเป็นไปได้ยาก

หากอัตราการลดลงของอุณหภูมิในสิ่งแวดล้อมอยู่ระหว่างอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกชื้นและแห้ง อากาศจะอยู่ในสภาวะไม่เสถียรแบบมีเงื่อนไข กล่าวคือ มวลอากาศที่ไม่อิ่มตัวไม่มีแรงลอยตัวเพียงพอที่จะลอยขึ้นไปถึงระดับ LCL หรือ CCL และจะเสถียรต่อการเคลื่อนที่ในแนวดิ่งที่อ่อนแอในทิศทางใดทิศทางหนึ่ง หากมวลอากาศอิ่มตัว มวลอากาศจะไม่เสถียรและจะลอยขึ้นไปถึงระดับ LCL หรือ CCL และอาจหยุดลงเนื่องจากชั้นผกผันของอุณหภูมิที่ยับยั้งการ พาความร้อน หรือหากการยกตัวยังคงดำเนินต่อไป อาจเกิดการพาความร้อนชื้นลึก (DMC) ขึ้นได้ เนื่องจากมวลอากาศจะลอยขึ้นไปถึงระดับการพาความร้อนอิสระ (LFC) หลังจากนั้นจะเข้าสู่ชั้นการพาความร้อนอิสระ (FCL) และโดยปกติจะลอยขึ้นไปถึงระดับสมดุล (EL)

หากอัตราการลดลงของอุณหภูมิในสภาพแวดล้อมมีค่ามากกว่าอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกแห้ง หรือเรียกว่าอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบซูเปอร์อะเดียแบติก อากาศจะไม่เสถียรอย่างยิ่ง มวลอากาศจะได้รับแรงลอยตัวเมื่อลอยสูงขึ้นทั้งด้านล่างและด้านบนของระดับการควบแน่นแบบยกตัวหรือระดับการควบแน่นแบบพาความร้อน ปรากฏการณ์นี้มักเกิดขึ้นในช่วงบ่าย โดยเฉพาะอย่างยิ่งเหนือพื้นที่บนบก ในสภาวะเช่นนี้ โอกาสที่จะเกิดเมฆคุมูลัส ฝนตก หรือแม้แต่พายุฝนฟ้าคะนองก็จะเพิ่มขึ้น

นักอุตุนิยมวิทยาใช้ เครื่องตรวจวัด อากาศแบบเรดิโอซอนด์เพื่อวัดอัตราการลดลงของอุณหภูมิในสิ่งแวดล้อม และเปรียบเทียบกับอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกที่คาดการณ์ไว้ เพื่อพยากรณ์โอกาสที่อากาศจะลอยตัวขึ้น แผนภูมิแสดงอัตราการลดลงของอุณหภูมิในสิ่งแวดล้อมเรียกว่าแผนภาพทางเทอร์โมไดนามิกตัวอย่างเช่นแผนภาพ Skew-T log-Pและเทฟิแกรม (ดูเพิ่มเติมที่กระแสลมร้อน )

ความแตกต่างระหว่างอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกชื้นและแบบแห้งเป็นสาเหตุของปรากฏการณ์ลมเฟิน (หรือที่รู้จักกันในชื่อ " ลมชินุก " ในบางส่วนของทวีปอเมริกาเหนือ) ปรากฏการณ์นี้เกิดขึ้นเนื่องจากอากาศอุ่นชื้นลอยขึ้นเนื่องจากการยกตัวของภูมิประเทศขึ้นไปเหนือยอดเขาหรือเทือกเขาขนาดใหญ่ อุณหภูมิจะลดลงตามอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกแห้ง จนกระทั่งถึงจุดน้ำค้าง ซึ่งไอน้ำในอากาศเริ่มควบแน่น เหนือระดับความสูงนั้น อัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกจะลดลงเหลือเท่ากับอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกชื้นเมื่ออากาศยังคงลอยสูงขึ้น การควบแน่นมักตามมาด้วยฝนตกบนยอดเขาและ ด้าน ที่รับลมของภูเขา เมื่ออากาศลดระดับลงทางด้านหลังลม อากาศจะได้รับความอบอุ่นจากการอัดตัวแบบอะเดียแบติกที่อัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติกแห้ง ดังนั้น ลมเฟินที่ระดับความสูงหนึ่งจึงอุ่นกว่าที่ระดับความสูงเดียวกันทางด้านที่รับลมของเทือกเขา นอกจากนี้ เนื่องจากอากาศสูญเสียปริมาณไอน้ำเดิมไปมาก อากาศที่ลดลงจึงทำให้เกิด พื้นที่ แห้งแล้งทางด้านหลังของภูเขา^{[ 24 ]}

ถ้าอัตราการลดลงของอุณหภูมิในสิ่งแวดล้อมเป็นศูนย์ นั่นหมายความว่าชั้นบรรยากาศมีอุณหภูมิเท่ากันทุกระดับความสูง ก็จะไม่มีปรากฏการณ์เรือนกระจกเกิดขึ้นนี่ไม่ได้หมายความว่าอัตราการลดลงของอุณหภูมิและปรากฏการณ์เรือนกระจกเป็นสิ่งเดียวกัน เพียงแต่ว่าอัตราการลดลงของอุณหภูมิเป็นเงื่อนไขเบื้องต้นสำหรับปรากฏการณ์เรือนกระจก^{[ 25 ]}

การมีอยู่ของก๊าซเรือนกระจกบนดาวเคราะห์ทำให้เกิดการเย็นตัวลงของอากาศเนื่องจากการแผ่รังสี ซึ่งนำไปสู่การเกิดอัตราการลดลงของอุณหภูมิที่ไม่เป็นศูนย์ ดังนั้น การมีอยู่ของก๊าซเรือนกระจกจึงนำไปสู่ปรากฏการณ์เรือนกระจกในระดับโลก อย่างไรก็ตาม นี่อาจไม่จำเป็นต้องเป็นเช่นนั้นในระดับท้องถิ่น

ปรากฏการณ์เรือนกระจกเฉพาะที่นั้นรุนแรงกว่าในบริเวณที่มีอัตราการลดลงของอุณหภูมิสูงกว่า ในทวีปแอนตาร์กติกา การผกผันของอุณหภูมิในชั้นบรรยากาศ (ทำให้อากาศที่ระดับความสูงสูงกว่าอุ่นกว่า) บางครั้งทำให้ปรากฏการณ์เรือนกระจกเฉพาะที่กลายเป็นลบ (ซึ่งหมายถึงการระบายความร้อนด้วยรังสีที่เพิ่มขึ้นสู่อวกาศ แทนที่จะเป็นการระบายความร้อนด้วยรังสีที่ถูกยับยั้ง เช่นเดียวกับกรณีของปรากฏการณ์เรือนกระจกที่เป็นบวก) ^{[ 26 ] [ 27 ]}

บางครั้งมีคำถามเกิดขึ้นว่าจะมีอุณหภูมิไล่ระดับเกิดขึ้นในคอลัมน์อากาศนิ่งในสนามแรงโน้มถ่วงโดยไม่มีการไหลของพลังงานภายนอกหรือไม่ ปัญหานี้ได้รับการแก้ไขโดยเจมส์ คลาร์ก แม็กซ์เวลล์ซึ่งได้กำหนดไว้ในปี พ.ศ. 2411 ว่าหากมีอุณหภูมิไล่ระดับเกิดขึ้น อุณหภูมิไล่ระดับนั้นจะต้องเป็นสากล (กล่าวคือ อุณหภูมิไล่ระดับจะต้องเท่ากันสำหรับวัสดุทุกชนิด) มิฉะนั้นกฎข้อที่สองของเทอร์โมไดนามิกส์จะถูกละเมิด แม็กซ์เวลล์ยังสรุปด้วยว่าผลลัพธ์ที่เป็นสากลจะต้องเป็นผลลัพธ์ที่อุณหภูมิสม่ำเสมอ กล่าวคือ อัตราการลดลงของอุณหภูมิเป็นศูนย์^{[ 28 ]}

Santiago และ Visser (2019) ยืนยันความถูกต้องของข้อสรุปของ Maxwell (อัตราการลดลงเป็นศูนย์) โดยมีเงื่อนไขว่าผลกระทบเชิงสัมพัทธภาพจะถูกละเลย เมื่อ พิจารณาถึง สัมพัทธภาพ แรงโน้มถ่วงจะทำให้เกิดอัตราการลดลงที่น้อยมาก ซึ่งเรียกว่าเกรเดียนต์ของ Tolman (ได้มาโดย RC Tolman ในปี 1930) ที่พื้นผิวโลก เกรเดียนต์ของ Tolman จะมีค่าประมาณm โดยที่คืออุณหภูมิของก๊าซที่ระดับความสูงของพื้นผิวโลก Santiago และ Visser ตั้งข้อสังเกตว่า "แรงโน้มถ่วงเป็นแรงเดียวที่สามารถสร้างเกรเดียนต์ของอุณหภูมิในสภาวะสมดุลทางความร้อนได้โดยไม่ละเมิดกฎของอุณหพลศาสตร์" และ "การมีอยู่ของเกรเดียนต์ของอุณหภูมิของ Tolman นั้นไม่มีข้อโต้แย้งใดๆ (อย่างน้อยก็ไม่ใช่ในชุมชนสัมพัทธภาพทั่วไป)" ^{[ 29 ] [ 30 ]}${\displaystyle \Gamma _{t}=T_{s}\times (10^{-16}}$${\displaystyle ^{-1})}$${\displaystyle T_{s}}$

• กระบวนการอะเดียแบติก
• อุณหพลศาสตร์ของบรรยากาศ
• พลศาสตร์ของไหล
• ลมเฟิน
• อัตราการตกหล่น ผลกระทบต่อสภาพภูมิอากาศ
• ความสูงตามมาตราส่วน

• เบย์ช็อก, มิลตัน อาร์. (2005). พื้นฐานของการกระจายตัวของก๊าซในปล่องควัน (ฉบับที่ 4). จัดพิมพ์โดยผู้เขียน. ISBN 978-0-9644588-0-2.www.air-dispersion.com
• RR Rogers และ MK Yau (1989). หลักสูตรระยะสั้นเกี่ยวกับฟิสิกส์ของเมฆ (ฉบับที่ 3). Butterworth-Heinemann. ISBN 978-0-7506-3215-7.

• คำจำกัดความ สมการ และตารางอัตราการลดลงของอุณหภูมิจากระบบข้อมูลดาวเคราะห์ (Planetary Data System)
• คำศัพท์เฉพาะของห้องสมุดดิจิทัลวิทยาศาสตร์แห่งชาติ:
  • อัตราการสูญเสีย
  • อัตราการลดลงของสิ่งแวดล้อม
  • อากาศที่เสถียรอย่างแท้จริง
• บทนำเกี่ยวกับการคำนวณอัตราการลดระดับจากหลักการพื้นฐานจากมหาวิทยาลัยเท็กซัส