อัตราการลดลงของอุณหภูมิ
ผลกระทบต่อสภาพอากาศ

อัตราการลดลงของอุณหภูมิในบรรยากาศที่แตกต่างกันมีความสำคัญอย่างยิ่งในด้านอุตุนิยมวิทยา โดยเฉพาะในโทรโพสเฟียร์ ใช้ในการคำนวณว่ากลุ่มอากาศที่ลอยขึ้นจะมีความสูงเพียงพอที่จะทำให้เกิดการควบแน่นและสร้างเมฆหรือไม่ และหากเกิดเมฆแล้ว อากาศนั้นจะลอยต่อไปและก่อให้เกิดเมฆฝนขนาดใหญ่หรือเมฆคิวมูโลนิมบัส (Cumulonimbus) ที่เป็นแหล่งของพายุฟ้าคะนองหรือไม่
เมื่ออากาศที่ยังไม่อิ่มตัวลอยขึ้น อุณหภูมิจะลดลงตามอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง (Dry Adiabatic Lapse Rate) ขณะเดียวกัน จุดน้ำค้าง (dew point) ก็ลดลงด้วย แต่จะลดลงช้ากว่า โดยปกติจะลดลงประมาณ2 °C 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