Adiabatisk temperaturendring

Adiabatisk temperaturendring angir hvor mye temperaturen i atmosfæren endrer seg med høyden når vi antar at luften er adiabatisk. At luften er adiabatisk betyr at den ikke får tilført eller fratatt varme. 
Forholdet mellom endringen av høyden og endringen av temperaturen er gitt ved en lapserate. Generelt kan vi si at en lapserate gir hvor mye en atmosfærisk variabel (vanligvis temperatur) minker med høyden. Den er uttrykt som det negative forholdet mellom temperaturendringen og endringen av høyden: 

  
    
      
        γ
        =
        −
        
          
            
              
                T
                
                  2
                
              
              −
              
                T
                
                  1
                
              
            
            
              
                z
                
                  2
                
              
              −
              
                z
                
                  1
                
              
            
          
        
      
    
    {\displaystyle \gamma =-{\frac {T_{2}-T_{1}}{z_{2}-z_{1}}}}
  der 

γ = lapserate er gitt i antall grader delt på antall meter
T = temperatur
z = høyde, og
1 og 2 angir to forskjellige høyder.


== Temperaturendring ==
Det finnes tre forskjellige temperaturendringer som blir brukt i meteorologi: 


=== Tørradiabatisk temperaturendring ===
Den tørradiabatiske temperaturendringen angir hvor raskt en stigende pakke med umettet luft, som en termal, vil bli avkjølt. Umettet luft har mindre enn 100 % relativ fuktighet, altså er temperaturen til luftpakken over duggpunktet. Den tørradiabatiske temperaturendringen er 9,78 °C/km. Den adiabatiske temperaturendringen kan forklares ved enkel væskedynamikk. Når en luftpakke flytter seg nedover i atmosfæren vil det hydrostatiske trykket til omgivelsene rundt pakken stige. Trykket presser luftpakken sammen og det blir dermed gjort et arbeid på pakken. Pakken får da tilført energi og temperaturen stiger. Det motsatte gjelder for en stigende luftpakke. Den vil utvide seg siden trykket i omgivelsene rundt synker. Pakken gjør et arbeid på omgivelsene, mister energi og temperaturen synker. Luft har dårlig varmeledingsevne og de stigende luftmassene er som regel veldig store. Derfor kan overføring av varme ved konduksjon neglisjeres og vi kan regne prosessen som tilnærmet adiabatisk.


=== Fuktig adiabatisk temperaturendring ===
Når luften er mettet med vanndamp, altså nådd duggpunktet, er det den fuktig adiabatiske temperaturendringen som gjelder. Den varierer med temperatur og trykk, men er vanligvis nær 4,9 °C/km.  Årsaken til at det er en forskjell mellom mettet og umettet luft er at det blir frigitt latent varme når vann kondenserer. Selv om det ikke er mer enn 10 gram vann i et kilogram luft ved 15°C, fører vannets høye fordampingsvarme til at det blir frigitt en god mengde energi når det kondenserer. Denne energien er også viktig i utviklingen av tordenbyger. Før fuktigheten begynner å kondensere, blir luftpakken avkjølt ved den tørradiabatiske temperaturendringen. Altså kan all luft som er umettet antas å være tørr. 


=== I praksis ===
I praksis vil temperaturendringen endre seg i løpet av dagen. Vanligvis setter man temperaturendringen til 6,5°C per km fra havnivå til 11 km. Temperaturen i atmosfæren faller derimot ikke gradvis. For eksempel kan det oppstå inversjonslag der temperaturen ikke endrer seg eller stiger med høyden (negativ temperaturendring).


== Rollen i meteorologi ==
Temperaturen til en umettet luftpakke som stiger følger den tørradiabatiske lapseraten. Duggpunktet faller også, men mye langsommere, vanligvis rundt 2°C/km. Men hvis umettet luft stiger høyt nok, vil den til slutt nå duggpunktet og kondensasjonen vil starte. Denne høyden blir kalt kondensasjonsnivået for heving (LCL eller lifting condensation level). Skybasen vil typisk ligge i denne høyden. 
Forskjellen mellom den tørradiabatiske lapseraten og raten duggpunktet faller med er omtrent 8°C/km. Hvis man har temperaturen og duggpunktet ved overflaten, kan man lett finne kondensasjonsnivået for heving ved å multiplisere forskjellen med 125 m/°C. 
Forskjellen i lapseraten rundt om på jordoverflaten er svært viktig i meteorologien. Denne forskjellen blir brukt til å avgjøre om stigende luft vil stige høyt nok til å kondensere og danne skyer. Hvis skyer er dannet, kan den videre brukes til å avgjøre om luften vil fortsette å stige og danne større skyer som for eksempel cumulonimbus skyer (bygeskyer). 
Hvis lapseraten er mindre enn den fuktig adiabatiske lapseraten, er luften absolutt stabil — stigende luft vil avkjøles raskere enn den omliggende luften og miste oppdrift. Dette skjer oftest tidlig om morgenen nå luften nær overflaten har blitt avkjølt gjennom natten. Skyer blir sjelden dannet i slik stabil luft. 
Hvis lapseraten er mellom den tørradiabatiske og fuktige adiabatiske lapseraten, er lufta betinget stabil. En umettet luftpakke vil da ikke ha nok oppdrift til å stige til å nå kondensasjonsnivået for heving, men hvis den kommer opp på det nivået, vil den få oppdrift inne i skyen. 
Hvis lapseraten er større enn den tørradiabatiske lapseraten, er luften ubetinget ustabil — en luftpakke vil få mer oppdrift etter hvert som den stiger både over og under kondensasjonsnivået for heving. Dette skjer ofte om ettermiddagen over land. Under slike forhold kan det fort dannes cumulus skyer, regnbyger og til og med tordenvær. Dette kan ofte skje på varmesommerdager i indre strøk over hele landet, men oftest på Østlandet. 
Meteorologer bruker radiosonder for å måle lapseraten og varsle luftens oppdrift og atmosfærens stabilitet.


== Eksterne lenker ==
National Science Digital Library – Lapse Rate
National Science Digital Library – Environmental lapse rate
National Science Digital Library – Absolute stable air