Troposfer
Struktur troposfer > Suhu

Permukaan planet Bumi memanaskan troposfer melalui panas laten, radiasi termal, dan panas sensibel. Lapisan gas troposfer kurang padat di daerah dengan geografis kutub dan lebih padat di ekuator, di mana tinggi rata-rata troposfer di wilayah ekuator adalah 13 km, kira-kira 7,0 km lebih besar dari rata-rata tinggi troposfer di kutub yang berada di ketinggian 6,0 km; oleh karena itu, pemanasan berlebih dan ekspansi vertikal troposfer terjadi di garis lintang tropis. Di garis lintang tengah, suhu troposfer menurun dari suhu rata-rata 15 °C (59 °F) di permukaan laut menjadi kira-kira −55 °C (−67 °F) di tropopause. Di khatulistiwa, suhu troposfer menurun dari suhu rata-rata 20 °C (68 °F) di permukaan laut menjadi kira-kira −70 °C hingga −75 °C (−94 hingga −103 °F) di tropopause. Di wilayah wilayah kutub seperti Arktik dan Antarktika, suhu troposfer menurun dari suhu rata-rata 0 °C (32 °F) di permukaan laut menjadi kira-kira −45 °C (−49 °F) di tropopause.
Suhu troposfer menurun dengan bertambahnya ketinggian, dan laju penurunan suhu udara diukur dengan Tingkat Selang Waktu Lingkungan ( -dT/dz) yang merupakan selisih numerik antara suhu di permukaan dan suhu tropopause yang dibagi dengan ketinggian. Secara fungsi, persamaan ELR mengasumsikan bahwa atmosfer planet bersifat statis, yaitu tidak terjadi percampuran lapisan udara, baik oleh konveksi atmosfer vertikal maupun angin yang dapat menimbulkan turbulensi.
Perbedaan suhu berasal dari permukaan planet yang menyerap sebagian besar energi dari matahari, yang kemudian memancar keluar dan memanaskan troposfer (lapisan pertama atmosfer Bumi) sedangkan radiasi panas permukaan ke atmosfer bagian atas mengakibatkan pendinginan lapisan atmosfer tersebut. Persamaan ELR juga mengasumsikan bahwa atmosfer statis, tetapi udara panas menjadi apung, mengembang, dan naik. Laju selang kering adiabatik (DALR) memperhitungkan efek ekspansi udara kering saat naik di atmosfer, dan laju selang adiabatik basah (WALR) yang mencakup efek laju kondensasi uap air terhadap laju selang lingkungan.
| Wilayah Ketinggian> (m) | Tingkat selang waktu> (°C / km) | Tingkat selang waktu> (°F / 1000 ft) |
| --- | --- | --- |
|      0.0   – 11,000 |   6.50 |   3.57 |
| 11,000 – 20,000 |   0.0  |   0.0    |
| 20,000 – 32,000 | −1.0 | −0.55 |
| 32,000 – 47,000 | −2.8 | −1.54 |
| 47,000 – 51,000 |   0.0   |   0.0     |
| 51,000 – 71,000 |   2.80 |   1.54 |
| 71,000 – 85,000 |   2.00 |   1.09 |

Sebuah paket udara naik dan mengembang karena tekanan atmosfer yang lebih rendah di ketinggian. Perluasan paket udara ini mendorong keluar melawan udara di sekitarnya, dan mentransfer energi (sebagai usaha) dari paket udara ke atmosfer. Transfer energi ke sebidang udara melalui panas adalah pertukaran energi yang lambat dan tidak efisien dengan lingkungan, yang merupakan proses adiabatik (tidak ada transfer energi melalui panas). Karena parsel udara yang naik kehilangan energi saat ia bekerja di atmosfer sekitarnya, tidak ada energi panas yang ditransfer dari atmosfer ke parsel udara untuk mengkompensasi hilangnya panas. Paket udara kehilangan energi saat mencapai ketinggian yang lebih tinggi, yang dimanifestasikan sebagai penurunan suhu massa udara. Secara analogi, proses sebaliknya terjadi di dalam sebidang udara dingin yang dikompresi dan tenggelam ke permukaan planet.
Pemampatan dan pemuaian parsel udara adalah fenomena reversibel di mana energi tidak ditransfer ke dalam atau ke luar parsel udara; kompresi dan ekspansi atmosfer diukur sebagai Proses Isentropik ( dS=0) di mana tidak terjadi perubahan entropi saat parsel udara naik atau turun di dalam atmosfer. Karena pertukaran panas ( dQ=0) terkait dengan perubahan entropi ( dS dengan  dQ=TdS) persamaan yang mengatur suhu udara sebagai fungsi ketinggian untuk atmosfer campuran adalah:  {\frac {\,dS\,}{dz}}=0 di mana S adalah entropi. Persamaan isentropik menyatakan bahwa entropi atmosfer tidak berubah terhadap ketinggian; laju selang adiabatik mengukur laju penurunan suhu dengan ketinggian dalam kondisi seperti itu.
Jika udara mengandung uap air, maka pendinginan udara dapat menyebabkan air mengembun, dan udara tidak lagi berfungsi sebagai gas ideal. Jika udara berada pada tekanan uap saturasi, maka laju penurunan suhu terhadap ketinggian disebut laju selang adiabatik jenuh. Laju aktual penurunan suhu terhadap ketinggian adalah Laju selang lingkungan. Di troposfer, laju selang lingkungan rata-rata mengalami penurunan sekitar 6,5 °C untuk setiap 1,0 km (1.000m) kenaikan ketinggian.
Untuk udara kering, kira-kira gas ideal, persamaan adiabatiknya adalah:  p(z){\Bigl [}T(z){\Bigr ]}^{-{\frac {\gamma }{\,\gamma \,-\,1\,}}}={\text{constant}} di mana  \gamma  adalah rasio kapasitas panas ( \gamma \approx \,7⁄5) untuk udara. Kombinasi persamaan untuk tekanan udara menghasilkan laju selang adiabatik kering:  {\frac {\,dT\,}{dz}}=-{\frac {\;mg\;}{R}}{\frac {\;\gamma \,-\,1\;}{\gamma }}=-9.8^{\circ }\mathrm {C/km} .
Laju selang lingkungan ( dT/dz), di mana suhu menurun dengan ketinggian, biasanya tidak sama dengan laju selang adiabatik ( dS/dz\neq 0). Jika udara bagian atas lebih hangat dari yang diperkirakan oleh tingkat selang adiabatik ( dS/dz>0), maka sebidang udara yang naik dan mengembang akan tiba di ketinggian baru dengan suhu lebih rendah daripada udara di sekitarnya. Dalam hal ini, parsel udara lebih padat daripada udara di sekitarnya, sehingga jatuh kembali ke ketinggian semula sebagai massa udara yang stabil terhadap pengangkatan. Jika udara bagian atas lebih dingin dari yang diperkirakan oleh tingkat selang adiabatik, maka ketika parsel udara naik ke ketinggian baru, massa udara akan memiliki suhu yang lebih tinggi dan kerapatan yang lebih rendah daripada udara di sekitarnya dan akan terus berakselerasi dan naik.