# 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 (Glossary of Meteorology)  ระบุว่า:
 การลดลงของตัวแปรในบรรยากาศตามความสูง โดยตัวแปรนั้นมักจะเป็นอุณหภูมิหากไม่ได้ระบุอย่างอื่น

โดยปกติ อัตราการลดลงของอุณหภูมิ (lapse rate) จะเป็นค่าลบของอัตราการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิตามการเปลี่ยนแปลงของระดับความสูง:

 

โดยที่  (หรือบางครั้งใช้) 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   หรือ  จากระดับน้ำทะเลถึง 11 กิโลเมตร  หรือ  โดยอุณหภูมิจะคงที่ที่   ตั้งแต่ระดับ 11 กิโลเมตรถึง 20 กิโลเมตร  หรือ  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

อากาศเย็นลงผ่านก๊าซเรือนกระจก เช่น ไอน้ำและคาร์บอนไดออกไซด์ รวมถึงเมฆที่ปล่อยรังสีความร้อนคลื่นยาวออกสู่อวกาศ

หากการถ่ายเทพลังงานในบรรยากาศเกิดขึ้นด้วยการแผ่รังสีเพียงอย่างเดียว อัตราการลดลงใกล้พื้นผิวจะสูงถึงประมาณ 40 °C/km และก๊าซเรือนกระจกจะทำให้พื้นผิวโลกมีอุณหภูมิประมาณ 

อย่างไรก็ตาม เมื่ออากาศร้อนหรือชื้น ความหนาแน่นจะลดลง ทำให้อากาศร้อนที่ได้รับความร้อนจากพื้นผิวมีแนวโน้มลอยตัวสูงขึ้นและถ่ายเทพลังงานในแนวดิ่ง โดยเฉพาะหากอากาศมีความชื้นจากการระเหยของน้ำ ซึ่งเป็นกระบวนการการพาความร้อน

การพาความร้อนนำอากาศร้อนชื้นขึ้นด้านบน และอากาศเย็นแห้งลงด้านล่าง ทำให้เกิดการถ่ายเทความร้อนในแนวดิ่ง ซึ่งช่วยลดอุณหภูมิในอากาศชั้นล่างและเพิ่มอุณหภูมิในอากาศชั้นบน

เมื่อกระบวนการพาความร้อนเกิดขึ้น จะทำให้อัตราการลดลงของอุณหภูมิสิ่งแวดล้อมปรับเข้าใกล้อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติก ซึ่งเป็นลักษณะของการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิในอากาศที่เคลื่อนที่ในแนวดิ่ง

เนื่องจากการพาความร้อนสามารถถ่ายเทความร้อนในบรรยากาศ อัตราการลดลงของอุณหภูมิในชั้นโทรโพสเฟียร์จึงลดลงมาอยู่ที่ประมาณ 6.5 °C/km และผลกระทบเรือนกระจกลดลงจนทำให้อุณหภูมิพื้นผิวโลกอยู่ที่ประมาณ 

 การพาความร้อนและการขยายตัวแบบเอดิอาแบติก 

thumb|350px|right|Emagram แสดงความแตกต่างของเอดิอาบาตแบบแห้ง (เส้นหนา) และเอดิอาบาตแบบชื้น (เส้นประ) ตามความดันและอุณหภูมิ

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  (หรือ  ต่อ 1,000 ฟุต)

เมื่ออัตราการลดลงของสิ่งแวดล้อม (environmental lapse rate) น้อยกว่าอัตราเอดิอาแบติก บรรยากาศจะมีเสถียรภาพ และการพาความร้อนจะไม่เกิดขึ้น

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 
thumb|กราฟแสดงอัตราการลดลงของอุณหภูมิในชั้นบรรยากาศที่ระดับใกล้ผิวน้ำทะเล

การคำนวณต่อไปนี้แสดงอุณหภูมิเป็นฟังก์ชันของระดับความสูงสำหรับกลุ่มอากาศที่เคลื่อนที่ขึ้นหรือลงโดยไม่มีการแลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อม

 อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง (Dry Adiabatic Lapse Rate - DALR) 

ตามหลักอุณหพลศาสตร์ กระบวนการเอดิอาแบติกกำหนดโดย: 

โดยที่กฎข้อที่หนึ่งของอุณหพลศาสตร์สามารถเขียนได้ว่า: 

เมื่อพิจารณาความหนาแน่น  และ  เราจะได้: 

โดยที่  คือความจุความร้อนจำเพาะที่ความดันคงที่

สมมติให้บรรยากาศอยู่ในสมดุลอุทกสถิต:Landau and Lifshitz, Fluid Mechanics, Pergamon, 1979

โดยที่ g คือความเร่งเนื่องจากแรงโน้มถ่วง เมื่อรวมสมการทั้งสองเพื่อตัดตัวแปรความดันออก เราได้ผลลัพธ์เป็นอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง: 

อัตรา DALR  นี้คืออัตราการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิในกลุ่มอากาศที่เคลื่อนที่ขึ้นหรือลงโดยไม่มีน้ำในสถานะไอ (ความชื้นสัมพัทธ์ต่ำกว่า 100%)

 อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (Moist Adiabatic Lapse Rate - MALR) 

การมีน้ำในชั้นบรรยากาศ (โดยเฉพาะในโทรโพสเฟียร์) ทำให้กระบวนการพาความร้อนซับซ้อนขึ้น ไอน้ำในอากาศมีความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ เมื่อกลุ่มอากาศเคลื่อนที่ขึ้นและเย็นลง มันจะถึงจุดน้ำค้างที่ไอน้ำอิ่มตัว (เมื่อความดันไอของน้ำลดลงจนเท่ากับความดันไอที่เกิดดุลยภาพ) เมื่ออุณหภูมิลดลงต่อไป ไอน้ำส่วนเกินจะควบแน่นเป็นเมฆ และปลดปล่อยความร้อนแฝงของการควบแน่นออกมา

ก่อนถึงจุดอิ่มตัว อากาศที่ลอยตัวจะมีอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง หลังจากอิ่มตัวแล้ว อากาศจะมีอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น

อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้งคงที่ที่   แต่ค่าอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (MALR หรือ SALR) จะเปลี่ยนแปลงไปตามอุณหภูมิ โดยปกติอยู่ที่ประมาณ 

สูตรสำหรับ SALR หรือ MALR คือ:

โดยที่:

: อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (K/m)

: ความเร่งเนื่องจากแรงโน้มถ่วง (9.8076 m/s²)

: ความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอของน้ำ (2501 kJ/kg)

, : ค่าคงที่แก๊สจำเพาะของอากาศแห้งและไอน้ำ

: 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  (หรือ  หรือ)

สูตรสำหรับอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (MALR หรือ SALR) คือ:

โดยที่:

 คือ อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (K/m)

 คือ ความเร่งเนื่องจากแรงโน้มถ่วงของโลก = 9.8076 m/s²

 คือ ความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอของน้ำ = 2,501,000 J/kg

 คือ ค่าคงที่แก๊สจำเพาะของอากาศแห้ง = 287 J/kg·K

 คือ ค่าคงที่แก๊สจำเพาะของไอน้ำ = 461.5 J/kg·K

 คือ อัตราส่วนไร้มิติของค่าคงที่แก๊สจำเพาะของอากาศแห้งต่อไอน้ำ = 0.622

 คือ ความดันไอของน้ำในอากาศที่อิ่มตัว

 คือ อัตราส่วนการผสมระหว่างมวลของไอน้ำและมวลของอากาศแห้ง

 คือ ความดันของอากาศที่อิ่มตัว

 คือ อุณหภูมิของอากาศที่อิ่มตัว (K)

 คือ ความจุความร้อนจำเพาะของอากาศแห้งที่ความดันคงที่ = 1003.5 J/kg·K

อัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกชื้น (SALR หรือ MALR)  คืออัตราการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในกลุ่มอากาศที่มีความชื้น 100% หรืออิ่มตัวด้วยไอน้ำ

 ผลกระทบต่อสภาพอากาศ 

thumb|right|x150px|ความร้อนแฝงของการระเหยเพิ่มพลังงานให้กับเมฆและพายุ

อัตราการลดลงของอุณหภูมิในบรรยากาศที่แตกต่างกันมีความสำคัญอย่างยิ่งในด้านอุตุนิยมวิทยา โดยเฉพาะในโทรโพสเฟียร์ ใช้ในการคำนวณว่ากลุ่มอากาศที่ลอยขึ้นจะมีความสูงเพียงพอที่จะทำให้เกิดการควบแน่นและสร้างเมฆหรือไม่ และหากเกิดเมฆแล้ว อากาศนั้นจะลอยต่อไปและก่อให้เกิดเมฆฝนขนาดใหญ่หรือเมฆคิวมูโลนิมบัส (Cumulonimbus) ที่เป็นแหล่งของพายุฟ้าคะนองหรือไม่

เมื่ออากาศที่ยังไม่อิ่มตัวลอยขึ้น อุณหภูมิจะลดลงตามอัตราการลดลงแบบเอดิอาแบติกแห้ง (Dry Adiabatic Lapse Rate) ขณะเดียวกัน จุดน้ำค้าง (dew point) ก็ลดลงด้วย แต่จะลดลงช้ากว่า โดยปกติจะลดลงประมาณ 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 m โดยที่  คืออุณหภูมิของก๊าซที่ระดับความสูงของพื้นผิวโลก Santiago และ Visser กล่าวเพิ่มเติมว่า "แรงโน้มถ่วงเป็นแรงเดียวที่สามารถสร้างความชันของอุณหภูมิในสถานะสมดุลความร้อนได้โดยไม่ละเมิดกฎของอุณหพลศาสตร์" และ "การมีอยู่ของ Tolman's temperature gradient ไม่ได้เป็นเรื่องที่มีข้อโต้แย้งเลย (อย่างน้อยก็ในชุมชนที่ศึกษาทฤษฎีสัมพัทธภาพทั่วไป) "