อัตราการลดลงของอุณหภูมิ

อัตราการลดลงของอุณหภูมิ  คืออัตราที่ตัวแปรในชั้น บรรยากาศโลก โดยปกติคือ อุณหภูมิ ลดลงตาม ความสูง คำว่า "Lapse rate" มาจากคำว่า "lapse" (ในความหมาย "ค่อย ๆ ลดลง" ไม่ใช่ "การหยุดชะงัก") ในอากาศแห้ง อัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะแดียบาติก (adiabatic lapse rate) หมายถึง การลดลงของอุณหภูมิของกลุ่มอากาศที่ลอยขึ้นในบรรยากาศโดยไม่แลกเปลี่ยนพลังงานกับอากาศรอบข้าง ซึ่งมีค่าอยู่ที่ 9.8 °C/กม. (5.4 °F ต่อ 1,000 ฟุต)
อัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะแดียบาติกอิ่มตัว  หรือ อัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะแดียบาติกชื้น  หมายถึง การลดลงของอุณหภูมิของกลุ่มอากาศที่มีความอิ่มตัวของไอน้ำ เมื่อมันลอยขึ้นในบรรยากาศ ค่า SALR เปลี่ยนแปลงได้ตามอุณหภูมิและความดันของกลุ่มอากาศ โดยปกติมีค่าระหว่าง 3.6 ถึง 9.2 °C/กม. (2 ถึง 5 °F ต่อ 1,000 ฟุต) ตามข้อมูลของ องค์การการบินพลเรือนระหว่างประเทศ (ICAO)
อัตราการลดลงของอุณหภูมิในธรรมชาติ  หมายถึง การลดลงของอุณหภูมิในอากาศตามความสูงในช่วงเวลาและสถานที่หนึ่ง ซึ่งอาจมีความแตกต่างได้มากตามสถานการณ์
อัตราการลดลงของอุณหภูมิสัมพันธ์กับองค์ประกอบในแนวดิ่งของ ความชันเชิงพื้นที่ ของ ความชันของอุณหภูมิ แม้ว่าหลักการนี้จะถูกนำไปใช้กับ โทรโพสเฟียร์ ของโลกเป็นหลัก แต่สามารถนำไปประยุกต์ใช้กับ แก๊ส ในกลุ่มของเหลวที่ได้รับแรงโน้มถ่วงสนับสนุนได้เช่นกัน
คำนิยาม.
คำจำกัดความอย่างเป็นทางการจาก "Glossary of Meteorology" ระบุว่า:
 การลดลงของตัวแปรในบรรยากาศตามความสูง โดยตัวแปรนั้นมักจะเป็นอุณหภูมิหากไม่ได้ระบุอย่างอื่น
โดยปกติ อัตราการลดลงของอุณหภูมิ (lapse rate) จะเป็นค่าลบของอัตราการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิตามการเปลี่ยนแปลงของระดับความสูง:
 <math>\Gamma = -\frac{\mathrm{d}T}{\mathrm{d}z}</math>
โดยที่ <math>\Gamma</math> (หรือบางครั้งใช้ <math>L</math>) คือ อัตราการลดลงของอุณหภูมิ มีหน่วยเป็น หน่วยของอุณหภูมิหารด้วยหน่วยของความสูง, "T" คืออุณหภูมิ และ "z" คือระดับความสูง
อัตราการลดลงของอุณหภูมิสิ่งแวดล้อม.
"อัตราการลดลงของอุณหภูมิสิ่งแวดล้อม" (Environmental Lapse Rate หรือ ELR) คือ อัตราการลดลงของอุณหภูมิที่เกิดขึ้นจริงในชั้นบรรยากาศ ณ เวลาและสถานที่ใด ๆ 
ELR เป็นอัตราการลดลงที่สังเกตได้จริง ซึ่งแตกต่างจาก "อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติก" (adiabatic lapse rate) ที่เป็นแนวคิดเชิงทฤษฎี โดย ELR จะมีแนวโน้มถูกปรับให้ใกล้เคียงกับอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกเมื่ออากาศเคลื่อนที่ในแนวดิ่ง
โดยเฉลี่ย องค์การการบินพลเรือนระหว่างประเทศ (ICAO) ได้กำหนดบรรยากาศมาตรฐานสากล (International Standard Atmosphere หรือ ISA) ซึ่งมีอัตราการลดลงของอุณหภูมิที่ #เปลี่ยนทาง #เปลี่ยนทาง หรือ #เปลี่ยนทาง จากระดับน้ำทะเลถึง 11 กิโลเมตร #เปลี่ยนทาง หรือ #เปลี่ยนทาง โดยอุณหภูมิจะคงที่ที่ #เปลี่ยนทาง #เปลี่ยนทาง ตั้งแต่ระดับ 11 กิโลเมตรถึง 20 กิโลเมตร #เปลี่ยนทาง หรือ #เปลี่ยนทาง ซึ่งอุณหภูมินี้ถือเป็นค่าต่ำสุดที่กำหนดไว้ใน ISA ทั้งนี้ บรรยากาศมาตรฐาน ICAO ไม่มีการพิจารณาเรื่องความชื้น
ต่างจาก ISA ซึ่งเป็นแบบจำลองอุดมคติ อุณหภูมิในชั้นบรรยากาศจริงไม่ได้ลดลงอย่างสม่ำเสมอกับระดับความสูงเสมอไป เช่น อาจมีชั้น การผกผันของอุณหภูมิ (Temperature inversion) ซึ่งอุณหภูมิกลับเพิ่มขึ้นตามความสูง
สาเหตุ.
โปรไฟล์อุณหภูมิของชั้นบรรยากาศเกิดจากการมีปฏิสัมพันธ์ระหว่างการให้ความร้อนจากการแผ่รังสีของแสงอาทิตย์ การระบายความร้อนสู่อวกาศผ่านการแผ่รังสีความร้อน และการถ่ายเทความร้อนในแนวตั้งผ่านกระบวนการการพาความร้อน (convection) ซึ่งนำพาอากาศร้อนและความร้อนแฝงขึ้นไปในแนวดิ่ง โดยเหนือชั้นโทรโพพอส (tropopause) การพาความร้อนไม่เกิดขึ้น และการระบายความร้อนทั้งหมดเป็นแบบการแผ่รังสี
ในชั้นโทรโพสเฟียร์ (troposphere) อัตราการลดลงของอุณหภูมิ (lapse rate) เป็นผลจากสมดุลระหว่าง
1. การระบายความร้อนแบบการแผ่รังสีของอากาศ ซึ่งหากเกิดขึ้นเพียงอย่างเดียวจะนำไปสู่อัตราการลดลงที่สูงมาก
2. การพาความร้อน ซึ่งเริ่มทำงานเมื่ออัตราการลดลงเกินค่าที่กำหนดไว้ โดยการพาความร้อนจะปรับให้อัตราการลดลงของสิ่งแวดล้อม (environmental lapse rate) ใกล้เคียงกับอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติก (adiabatic lapse rate) 
แสงอาทิตย์ที่ตกกระทบพื้นผิวโลก (ทั้งพื้นดินและทะเล) จะทำให้พื้นผิวร้อนขึ้น และพื้นผิวที่ร้อนจะให้ความร้อนแก่อากาศด้านบน นอกจากนี้ แสงอาทิตย์ที่ถูกดูดซับเกือบหนึ่งในสามจะถูกดูดซับในชั้นบรรยากาศ ทำให้บรรยากาศร้อนขึ้นโดยตรง
การถ่ายเทความร้อนผ่านการนำความร้อน (thermal conduction) จะเกิดขึ้นเฉพาะในชั้นอากาศที่อยู่ใกล้พื้นผิวในระดับไม่กี่มิลลิเมตรเท่านั้น เนื่องจากความนำความร้อนของอากาศต่ำมาก#เปลี่ยนทาง 
อากาศเย็นลงผ่านก๊าซเรือนกระจก เช่น ไอน้ำและคาร์บอนไดออกไซด์ รวมถึงเมฆที่ปล่อยรังสีความร้อนคลื่นยาวออกสู่อวกาศ
หากการถ่ายเทพลังงานในบรรยากาศเกิดขึ้นด้วยการแผ่รังสีเพียงอย่างเดียว อัตราการลดลงใกล้พื้นผิวจะสูงถึงประมาณ 40 °C/km และก๊าซเรือนกระจกจะทำให้พื้นผิวโลกมีอุณหภูมิประมาณ #เปลี่ยนทาง 
อย่างไรก็ตาม เมื่ออากาศร้อนหรือชื้น ความหนาแน่นจะลดลง ทำให้อากาศร้อนที่ได้รับความร้อนจากพื้นผิวมีแนวโน้มลอยตัวสูงขึ้นและถ่ายเทพลังงานในแนวดิ่ง โดยเฉพาะหากอากาศมีความชื้นจากการระเหยของน้ำ ซึ่งเป็นกระบวนการการพาความร้อน
การพาความร้อนนำอากาศร้อนชื้นขึ้นด้านบน และอากาศเย็นแห้งลงด้านล่าง ทำให้เกิดการถ่ายเทความร้อนในแนวดิ่ง ซึ่งช่วยลดอุณหภูมิในอากาศชั้นล่างและเพิ่มอุณหภูมิในอากาศชั้นบน
เมื่อกระบวนการพาความร้อนเกิดขึ้น จะทำให้อัตราการลดลงของอุณหภูมิสิ่งแวดล้อมปรับเข้าใกล้อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติก ซึ่งเป็นลักษณะของการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิในอากาศที่เคลื่อนที่ในแนวดิ่ง
เนื่องจากการพาความร้อนสามารถถ่ายเทความร้อนในบรรยากาศ อัตราการลดลงของอุณหภูมิในชั้นโทรโพสเฟียร์จึงลดลงมาอยู่ที่ประมาณ 6.5 °C/km และผลกระทบเรือนกระจกลดลงจนทำให้อุณหภูมิพื้นผิวโลกอยู่ที่ประมาณ 
การพาความร้อนและการขยายตัวแบบเอดิอาแบติก.
เมื่อการพาความร้อนทำให้อากาศเคลื่อนที่ขึ้นหรือลง การถ่ายเทความร้อนระหว่างกลุ่มอากาศและอากาศโดยรอบจะมีปริมาณน้อยมาก เนื่องจากอากาศมีความนำความร้อนต่ำ และกลุ่มอากาศที่เกี่ยวข้องมีขนาดใหญ่ การถ่ายเทความร้อนด้วยการนำความร้อนจึงเล็กน้อยจนสามารถละเลยได้ นอกจากนี้ การถ่ายเทความร้อนด้วยรังสีในบรรยากาศก็ช้าจนไม่สำคัญสำหรับอากาศที่เคลื่อนที่ ดังนั้น เมื่ออากาศเคลื่อนที่ขึ้นหรือลง จะเกิดการแลกเปลี่ยนความร้อนกับอากาศโดยรอบเพียงเล็กน้อย กระบวนการที่ไม่มีการแลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อมเรียกว่า "กระบวนการเอดิอาแบติก"
อากาศจะขยายตัวเมื่อเคลื่อนที่ขึ้นด้านบน และหดตัวเมื่อเคลื่อนที่ลง กระบวนการขยายตัวและหดตัวของกลุ่มอากาศนี้เป็นกระบวนการเอดิอาแบติกในระดับที่แม่นยำ
เมื่อกลุ่มอากาศขยายตัว มันจะผลักดันอากาศรอบข้างและทำงานทางอุณหพลศาสตร์ (thermodynamic work) เนื่องจากกลุ่มอากาศที่เคลื่อนที่ขึ้นและขยายตัวทำงานแต่ไม่ได้รับความร้อน มันจึงสูญเสียพลังงานภายใน ทำให้อุณหภูมิลดลง ส่วนกลุ่มอากาศที่เคลื่อนที่ลงและหดตัวจะได้รับงาน ทำให้มันได้รับพลังงานภายในและอุณหภูมิเพิ่มขึ้น
กระบวนการเอดิอาแบติกมีเส้นโค้งลักษณะเฉพาะของอุณหภูมิและความดัน เมื่ออากาศหมุนเวียนในแนวตั้ง อากาศจะมีลักษณะการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิที่เป็นลักษณะเฉพาะนั้น หากอากาศมีน้ำอยู่น้อย อัตราการลดลงนี้เรียกว่า "อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง" (dry adiabatic lapse rate) : อัตราการลดลงของอุณหภูมิจะอยู่ที่ประมาณ #เปลี่ยนทาง (หรือ #เปลี่ยนทาง ต่อ 1,000 ฟุต)
เมื่ออัตราการลดลงของสิ่งแวดล้อม (environmental lapse rate) น้อยกว่าอัตราเอดิอาแบติก บรรยากาศจะมีเสถียรภาพ และการพาความร้อนจะไม่เกิดขึ้น#เปลี่ยนทาง 
เฉพาะในชั้นโทรโพสเฟียร์ (troposphere) ซึ่งมีความสูงถึงประมาณ เท่านั้นที่เกิดการพาความร้อน ส่วนสตราโทสเฟียร์ (stratosphere) โดยทั่วไปไม่มีการพาความร้อน อย่างไรก็ตาม กระบวนการพาความร้อนที่มีพลังงานสูงมาก เช่น การพ่นขึ้นของภูเขาไฟ หรือ overshooting top ที่เกี่ยวข้องกับพายุฝนฟ้าคะนองแบบซุปเปอร์เซลล์ อาจนำการพาความร้อนทะลุโทรโพพอสและเข้าสู่ชั้นสตราโทสเฟียร์ในระดับเฉพาะ
การถ่ายเทพลังงานในชั้นบรรยากาศมีความซับซ้อนมากกว่าแค่การมีปฏิสัมพันธ์ระหว่างการแผ่รังสีกับการพาความร้อนแห้ง วัฏจักรน้ำ (เช่น การระเหย การควบแน่น และการตกตะกอน) เป็นตัวการสำคัญที่ถ่ายเทความร้อนแฝง (latent heat) และมีผลต่อระดับความชื้นในบรรยากาศ ซึ่งมีอิทธิพลอย่างมากต่อโปรไฟล์อุณหภูมิดังที่อธิบายด้านล่าง
คณิตศาสตร์ของอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติก.
การคำนวณต่อไปนี้แสดงอุณหภูมิเป็นฟังก์ชันของระดับความสูงสำหรับกลุ่มอากาศที่เคลื่อนที่ขึ้นหรือลงโดยไม่มีการแลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อม
อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง (Dry Adiabatic Lapse Rate - DALR).
ตามหลักอุณหพลศาสตร์ กระบวนการเอดิอาแบติกกำหนดโดย: <math>P, \mathrm{d}V = -\frac{V, \mathrm{d}P}{\gamma}</math>
โดยที่กฎข้อที่หนึ่งของอุณหพลศาสตร์สามารถเขียนได้ว่า: <math>m c_\text{v}, \mathrm{d}T - \frac{V, \mathrm{d}P}{\gamma} = 0</math>
เมื่อพิจารณาความหนาแน่น <math>\rho = m/V</math> และ <math>\gamma = c_\text{p}/c_\text{v}</math> เราจะได้: <math>\rho c_\text{p}, \mathrm{d}T - \mathrm{d}P = 0</math>
โดยที่ <math>c_\text{p}</math> คือความจุความร้อนจำเพาะที่ความดันคงที่
สมมติให้บรรยากาศอยู่ในสมดุลอุทกสถิต:
<math>\mathrm{d}P = -\rho g, \mathrm{d}z</math>
โดยที่ "g" คือความเร่งเนื่องจากแรงโน้มถ่วง เมื่อรวมสมการทั้งสองเพื่อตัดตัวแปรความดันออก เราได้ผลลัพธ์เป็นอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง: <math>\Gamma_\text{d} = -\frac{\mathrm{d}T}{\mathrm{d}z} = \frac{g}{c_\text{p}} = 9.8\ ^{\circ}\text{C}/\text{km}</math>
อัตรา DALR (<math>\Gamma_\text{d}</math>) นี้คืออัตราการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิในกลุ่มอากาศที่เคลื่อนที่ขึ้นหรือลงโดยไม่มีน้ำในสถานะไอ (ความชื้นสัมพัทธ์ต่ำกว่า 100%)
อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (Moist Adiabatic Lapse Rate - MALR).
การมีน้ำในชั้นบรรยากาศ (โดยเฉพาะในโทรโพสเฟียร์) ทำให้กระบวนการพาความร้อนซับซ้อนขึ้น ไอน้ำในอากาศมีความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ เมื่อกลุ่มอากาศเคลื่อนที่ขึ้นและเย็นลง มันจะถึงจุดน้ำค้างที่ไอน้ำอิ่มตัว (เมื่อความดันไอของน้ำลดลงจนเท่ากับความดันไอที่เกิดดุลยภาพ) เมื่ออุณหภูมิลดลงต่อไป ไอน้ำส่วนเกินจะควบแน่นเป็นเมฆ และปลดปล่อยความร้อนแฝงของการควบแน่นออกมา
ก่อนถึงจุดอิ่มตัว อากาศที่ลอยตัวจะมีอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง หลังจากอิ่มตัวแล้ว อากาศจะมีอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น
อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้งคงที่ที่ #เปลี่ยนทาง  แต่ค่าอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (MALR หรือ SALR) จะเปลี่ยนแปลงไปตามอุณหภูมิ โดยปกติอยู่ที่ประมาณ #เปลี่ยนทาง 
สูตรสำหรับ SALR หรือ MALR คือ:
<math>\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)}</math>
โดยที่:
<math>\Gamma_\text{w}</math>: อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (K/m)
<math>g</math>: ความเร่งเนื่องจากแรงโน้มถ่วง (9.8076 m/s²)
<math>H_\text{v}</math>: ความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอของน้ำ (2501 kJ/kg)
<math>R_\text{sd}</math>, <math>R_\text{sw}</math>: ค่าคงที่แก๊สจำเพาะของอากาศแห้งและไอน้ำ
<math>c_\text{pd}</math>: ความจุความร้อนจำเพาะของอากาศแห้งที่ความดันคงที่
ค่า SALR นี้ใช้สำหรับกลุ่มอากาศที่อิ่มตัวด้วยไอน้ำ (ความชื้นสัมพัทธ์ 100%)
อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (Moist Adiabatic Lapse Rate - MALR).
การมีน้ำในชั้นบรรยากาศ (โดยปกติในโทรโพสเฟียร์) ทำให้กระบวนการพาความร้อนซับซ้อนขึ้น ไอน้ำในอากาศมีความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ (latent heat of vaporization) เมื่อกลุ่มอากาศลอยขึ้นและเย็นลง จนกระทั่งอากาศนั้นอิ่มตัว (saturated) กล่าวคือ ความดันไอของน้ำในสมดุลกับน้ำในสถานะของเหลวได้ลดลง (เมื่ออุณหภูมิลดลง) จนเท่ากับความดันไอของน้ำจริง เมื่ออุณหภูมิยังลดลงต่อไป ไอน้ำส่วนเกินจะควบแน่นเป็นเมฆ และปลดปล่อยความร้อนแฝงของการควบแน่นออกมา ซึ่งการปลดปล่อยความร้อนแฝงนี้เป็นแหล่งพลังงานสำคัญในการพัฒนาพายุฝนฟ้าคะนอง
ก่อนถึงจุดอิ่มตัว กลุ่มอากาศที่ลอยขึ้นจะมีอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง (Dry Adiabatic Lapse Rate - DALR) แต่หลังจากอิ่มตัวแล้ว อากาศจะมีอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น ซึ่งเป็นที่รู้จักกันในชื่อ "อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (SALR หรือ MALR) " อัตราการลดลงนี้เปลี่ยนแปลงไปตามอุณหภูมิ โดยปกติอัตรา SALR อยู่ที่ประมาณ #เปลี่ยนทาง (#เปลี่ยนทาง หรือ #เปลี่ยนทาง หรือ #เปลี่ยนทาง)
สูตรสำหรับอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (MALR หรือ SALR) คือ:
<math>\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)}</math>
โดยที่:
<math>\Gamma_\text{w}</math> คือ อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (K/m)
<math>g</math> คือ ความเร่งเนื่องจากแรงโน้มถ่วงของโลก = 9.8076 m/s²
<math>H_v</math> คือ ความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอของน้ำ = 2,501,000 J/kg
<math>R_\text{sd}</math> คือ ค่าคงที่แก๊สจำเพาะของอากาศแห้ง = 287 J/kg·K
<math>R_\text{sw}</math> คือ ค่าคงที่แก๊สจำเพาะของไอน้ำ = 461.5 J/kg·K
<math>\epsilon</math> คือ อัตราส่วนไร้มิติของค่าคงที่แก๊สจำเพาะของอากาศแห้งต่อไอน้ำ = 0.622
<math>e</math> คือ ความดันไอของน้ำในอากาศที่อิ่มตัว
<math>r = \frac{\epsilon e}{p - e}</math> คือ อัตราส่วนการผสมระหว่างมวลของไอน้ำและมวลของอากาศแห้ง
<math>p</math> คือ ความดันของอากาศที่อิ่มตัว
<math>T</math> คือ อุณหภูมิของอากาศที่อิ่มตัว (K)
<math>c_\text{pd}</math> คือ ความจุความร้อนจำเพาะของอากาศแห้งที่ความดันคงที่ = 1003.5 J/kg·K
อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (SALR หรือ MALR) (<math>\Gamma_\text{w}</math>) คืออัตราการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในกลุ่มอากาศที่มีความชื้น 100% หรืออิ่มตัวด้วยไอน้ำ
ผลกระทบต่อสภาพอากาศ.
อัตราการลดลงของอุณหภูมิในบรรยากาศที่แตกต่างกันมีความสำคัญอย่างยิ่งในด้านอุตุนิยมวิทยา โดยเฉพาะในโทรโพสเฟียร์ ใช้ในการคำนวณว่ากลุ่มอากาศที่ลอยขึ้นจะมีความสูงเพียงพอที่จะทำให้เกิดการควบแน่นและสร้างเมฆหรือไม่ และหากเกิดเมฆแล้ว อากาศนั้นจะลอยต่อไปและก่อให้เกิดเมฆฝนขนาดใหญ่หรือเมฆคิวมูโลนิมบัส (Cumulonimbus) ที่เป็นแหล่งของพายุฟ้าคะนองหรือไม่
เมื่ออากาศที่ยังไม่อิ่มตัวลอยขึ้น อุณหภูมิจะลดลงตามอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง (Dry Adiabatic Lapse Rate) ขณะเดียวกัน จุดน้ำค้าง (dew point) ก็ลดลงด้วย แต่จะลดลงช้ากว่า โดยปกติจะลดลงประมาณ#เปลี่ยนทาง ต่อ 1,000 เมตร หากอากาศที่ไม่อิ่มตัวลอยขึ้นไปจนถึงจุดที่อุณหภูมิเท่ากับจุดน้ำค้าง การควบแน่นจะเริ่มเกิดขึ้น ซึ่งจุดนี้เรียกว่าระดับการควบแน่นยกขึ้น (Lifting Condensation Level - LCL) เมื่อมีการยกกลุ่มอากาศด้วยแรงกลไก และระดับการควบแน่นตามธรรมชาติ (Convective Condensation Level - CCL) เมื่อไม่มีแรงยกกลุ่มอากาศกลไก ซึ่งในกรณีนี้กลุ่มอากาศต้องได้รับความร้อนจากพื้นดินเพื่อให้ถึงอุณหภูมิการพาความร้อน
การวัดค่าความแตกต่างระหว่างอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้งและอัตราการลดลงของจุดน้ำค้างจะช่วยหาค่าระดับการควบแน่นยกขึ้น (LCL) โดยการคูณความแตกต่างนั้นด้วย 125 เมตร/°C
หากอัตราการลดลงในบรรยากาศ (Environmental Lapse Rate) น้อยกว่าอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (Moist Adiabatic Lapse Rate) อากาศจะมีความเสถียรอย่างสมบูรณ์ กลุ่มอากาศจะเย็นลงเร็วกว่าอากาศรอบข้างและสูญเสียความลอยตัว (buoyancy) ซึ่งมักเกิดขึ้นในช่วงเช้าตรู่เมื่ออากาศใกล้พื้นดินเย็นตัวลงจากคืนที่ผ่านมา การสร้างเมฆในอากาศที่มีความเสถียรจะไม่น่าเกิดขึ้น
หากอัตราการลดลงในบรรยากาศอยู่ระหว่างอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้งและอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น อากาศจะไม่เสถียรแบบมีเงื่อนไข (conditionally unstable) กลุ่มอากาศที่ยังไม่อิ่มตัวจะไม่มีความลอยตัวเพียงพอที่จะลอยขึ้นไปจนถึงระดับการควบแน่นยกขึ้นหรือระดับการควบแน่นตามธรรมชาติ และจะมีความเสถียรต่อการเคลื่อนที่ในแนวตั้งที่อ่อนแอ แต่หากกลุ่มอากาศนั้นอิ่มตัวแล้ว จะไม่เสถียรและจะลอยขึ้นไปถึงระดับการควบแน่น และอาจหยุดลงเนื่องจากมีชั้นการกลับตัว (inversion layer) หรือการยับยั้งการพาความร้อน (convective inhibition) และหากการยกกลุ่มอากาศดำเนินต่อไป การพาความร้อนชื้นลึก (Deep Moist Convection - DMC) อาจเกิดขึ้นเมื่อกลุ่มอากาศลอยขึ้นถึงระดับการพาความร้อนอิสระ (Level of Free Convection - LFC) จากนั้นมันจะเข้าสู่ชั้นการพาความร้อนอิสระ (Free Convective Layer - FCL) และมักจะลอยขึ้นไปจนถึงระดับสมดุล (Equilibrium Level - EL)
หากอัตราการลดลงในบรรยากาศมากกว่าอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง จะเรียกว่าอัตราการลดลงซูเปอร์เอดิอาแบติก (Superadiabatic Lapse Rate) ซึ่งทำให้อากาศมีความไม่เสถียรอย่างสมบูรณ์ กลุ่มอากาศจะมีความลอยตัวทั้งในด้านล่างและด้านบนของระดับการควบแน่น การเกิดเมฆคิวมูลัส, ฝนตกหรือแม้แต่พายุฟ้าคะนองมักจะเพิ่มขึ้นในสภาพอากาศนี้ โดยเฉพาะในช่วงบ่ายที่พื้นดินมีอุณหภูมิสูงขึ้น
นักอุตุนิยมวิทยาจะใช้เรดิโอโซน (radiosondes) วัดอัตราการลดลงในบรรยากาศและเปรียบเทียบกับอัตราการลดลงตามแบบพยากรณ์เพื่อคาดการณ์โอกาสที่อากาศจะลอยขึ้น โดยใช้แผนภูมิที่แสดงอัตราการลดลงในบรรยากาศ เช่น Skew-T log-P diagram และTephigram เพื่อทำการพยากรณ์สภาพอากาศ
ปรากฏการณ์ลมเฟิน (Foehn wind) หรือที่รู้จักกันในชื่อลมชิโนคในบางพื้นที่ของอเมริกาเหนือ เกิดขึ้นจากการที่อากาศชื้นอบอุ่นลอยขึ้นผ่านการยกตัวแบบออโรกราฟิก (orographic lifting) ขึ้นไปเหนือยอดเขาหรือภูเขาขนาดใหญ่ อุณหภูมิจะลดลงตามอัตราการลดลงแบบแห้งจนถึงจุดที่ไอน้ำในอากาศเริ่มควบแน่น และเมื่ออากาศลอยขึ้นไปสูงกว่านั้น อัตราการลดลงจะลดลงเป็นอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น เมื่ออากาศลอยขึ้นต่อไป การควบแน่นจะมักตามมาด้วยการตกของฝนที่ด้านบนและด้านพายุของภูเขา เมื่ออากาศลงมาที่ด้านลมฝั่งที่ไม่รับลมจะถูกอุ่นขึ้นจากการบีบอัดแบบเอดิอาแบติก (adiabatic compression) ตามอัตราการลดลงแบบแห้ง ดังนั้นลมเฟินที่ความสูงบางจุดจะอุ่นกว่าในระดับความสูงที่เทียบเท่าบนฝั่งที่รับลมของภูเขา และอากาศจะสูญเสียไอน้ำไปมากทำให้เกิดพื้นที่แห้งที่ด้านลมฝั่งที่ไม่รับลมของภูเขา
ผลกระทบต่อปรากฏการณ์เรือนกระจก.
หากอัตราการลดลงของอุณหภูมิในบรรยากาศ (environmental lapse rate) เท่ากับศูนย์ หมายความว่าอุณหภูมิในบรรยากาศจะเท่ากันทุกระดับความสูง ในกรณีนี้จะไม่มีปรากฏการณ์เรือนกระจกเกิดขึ้น อย่างไรก็ตาม นี่ไม่ได้หมายความว่าอัตราการลดลงของอุณหภูมิและปรากฏการณ์เรือนกระจกเป็นสิ่งเดียวกัน แต่เป็นเพียงเงื่อนไขเบื้องต้นที่จำเป็นสำหรับการเกิดปรากฏการณ์เรือนกระจกเท่านั้น
การมีอยู่ของก๊าซเรือนกระจกในชั้นบรรยากาศของดาวเคราะห์ทำให้เกิดการระบายความร้อนจากการแผ่รังสี ส่งผลให้อัตราการลดลงของอุณหภูมิในบรรยากาศไม่เท่ากับศูนย์ ดังนั้น การมีอยู่ของก๊าซเรือนกระจกจึงทำให้เกิดปรากฏการณ์เรือนกระจกในระดับโลก อย่างไรก็ตาม ปรากฏการณ์เรือนกระจกนี้อาจไม่เกิดขึ้นในระดับท้องถิ่นเสมอไป
ในพื้นที่ที่มีอัตราการลดลงของอุณหภูมิที่สูงกว่า ปรากฏการณ์เรือนกระจกในระดับท้องถิ่นจะรุนแรงขึ้น ตัวอย่างเช่น ในแอนตาร์กติกา การกลับตัวของอุณหภูมิในชั้นบรรยากาศ (thermal inversions) ซึ่งทำให้อากาศที่ระดับความสูงสูงกว่ามีอุณหภูมิสูงกว่า อาจทำให้ปรากฏการณ์เรือนกระจกในพื้นที่นั้นกลายเป็นค่าลบ (หมายถึงมีการระบายความร้อนออกสู่อวกาศเพิ่มขึ้น แทนที่จะลดลงเหมือนกรณีปรากฏการณ์เรือนกระจกค่าบวก) 
อัตราการลดลงของอุณหภูมิในคอลัมน์อากาศที่แยกออกจากกัน.
มีคำถามที่เกิดขึ้นเป็นระยะว่าความชันของอุณหภูมิ (temperature gradient) จะเกิดขึ้นในคอลัมน์อากาศนิ่งที่อยู่ภายใต้สนามโน้มถ่วงโดยไม่มีการไหลของพลังงานภายนอกหรือไม่ เรื่องนี้ถูกอธิบายโดยเจมส์ คลาร์ก แมกซ์เวลล์ในปี ค.ศ. 1902 ซึ่งได้แสดงให้เห็นว่าหากมีความชันของอุณหภูมิใด ๆ เกิดขึ้น ความชันนั้นจะต้องมีลักษณะเป็นสากล (เหมือนกันสำหรับวัสดุทุกชนิด) มิฉะนั้น กฎข้อที่สองของอุณหพลศาสตร์จะถูกละเมิด แมกซ์เวลล์ยังสรุปว่าผลลัพธ์ที่เป็นสากลจะต้องเป็นสถานะที่อุณหภูมิเท่ากันทุกจุด หรือกล่าวอีกนัยหนึ่งว่าอัตราการลดลงของอุณหภูมิต้องเท่ากับศูนย์
ในปี ค.ศ. 2019 Santiago และ Visser ยืนยันความถูกต้องของข้อสรุปของแมกซ์เวลล์ (อัตราการลดลงของอุณหภูมิเป็นศูนย์) โดยมีเงื่อนไขว่าผลกระทบเชิงสัมพัทธภาพไม่ได้รับการพิจารณา แต่เมื่อรวมทฤษฎีสัมพัทธภาพทั่วไปเข้าไป แรงโน้มถ่วงจะทำให้เกิดอัตราการลดลงของอุณหภูมิที่น้อยมาก เรียกว่า Tolman gradient (ที่ได้มาจากงานของ R. C. Tolman ในปี ค.ศ. 1930) ที่พื้นผิวโลก Tolman gradient จะมีค่าประมาณ <math>\Gamma_t = T_s \times (10^{-16}</math>m<math>^{-1}) </math> โดยที่ <math>T_s</math> คืออุณหภูมิของก๊าซที่ระดับความสูงของพื้นผิวโลก Santiago และ Visser กล่าวเพิ่มเติมว่า "แรงโน้มถ่วงเป็นแรงเดียวที่สามารถสร้างความชันของอุณหภูมิในสถานะสมดุลความร้อนได้โดยไม่ละเมิดกฎของอุณหพลศาสตร์" และ "การมีอยู่ของ Tolman's temperature gradient ไม่ได้เป็นเรื่องที่มีข้อโต้แย้งเลย (อย่างน้อยก็ในชุมชนที่ศึกษาทฤษฎีสัมพัทธภาพทั่วไป) "