Kjølingsraten I Atmosfæren

Lufttemperaturen varierer både vassrett og loddrett og har såleis ein tredimensjonal temperaturgradient, men gradienten er som regel mykje sterkare oppover i atmosfæren enn bortover.

Matematisk blir den vertikale temperaturgradienten skriven slik:

${\displaystyle \Gamma =-{\frac {\mathrm {d} T}{\mathrm {d} z}}}$ 

der ${\displaystyle \Gamma }$  (gamma) er kjølingsraten uttrykt som den negative brøken mellom temperaturskilnaden dT (i °C) mellom to høgdenivå, og høgdeskilnaden mellom dei to nivåa, dz (i meter). ${\displaystyle \Gamma }$  er negativ berre viss temperaturen stig med høgda. I normalt vêr er ${\displaystyle \Gamma }$  positiv, sidan temperaturen vanlegvis er høgast nær bakken og lågare oppover i luftsøyla. Temperaturen minkar i snitt om lag 6,5 °C/km for kvar kilometer, men det relle talet er vêravhengig og vil også variera med klokkeslett, årstid og klimasone.

Kjølingsraten i omgivnadene, ${\displaystyle \Gamma }$ , skil seg frå den tørradiabatiske og våtadiabatiske kjølingsraten, som er mål på kor mykje ei luftpakke blir avkjølt når ho stig. Den tørradiabatiske ${\displaystyle \Gamma }$ _d, eller berre tørradiabaten, er 9,8 °C/km og gjeld for luft som er umetta på fukt. Talet kan sjåast som ein konstant i meteorologiske samanhengar. Når lufta er metta på fukt og stig oppover, avgir ho latent varme sidan noko av vassdampen kondenserer. Avkjølinga for ei metta luftpakke går difor seinare, og våtadiabaten ${\displaystyle \Gamma }$ _w er kring helvta av tørradiabaten, altså nær 5 °C/km, eller endå litt mindre for varm luft, og litt meir for kald luft.

 

Temperaturprofilen i atmosfæren er resultatet av eit samspel mellom varmeleiing, varmestråling og konveksjon. Sollyset treffer land og hav og varmar dei opp, medan jordyta avgir varme vidare til lufta både ved varmeleiing (konduksjon), utstråling og fordamping. Når lufta blir varma opp nedanfrå, stig ho ofte oppover i bobler ("pakker") og får lågare trykk, slik at temperaturen minkar. Dette heiter konveksjon og er ei viktig årsak til nedbør.

Lufta kan stiga berre viss atmosfæren er ustabil, også kalla instabil eller ustø. Det vil seia at ei luftpakke, når ho får eit lite dytt oppover, er lettare enn lufta omkring på den nye høgda. Meir formelt heiter det at kjølingsraten i omgivnadene ${\displaystyle \Gamma }$  må vera større enn tørradiabaten ${\displaystyle \Gamma }$ _d, for at atmosfæren skal vera ustabil. Luftpakka fylgjer då ${\displaystyle \Gamma }$ _d så lenge ho er umetta, men idet ho når opp til kondensasjonsnivået for heving, er det våtadiabaten ${\displaystyle \Gamma }$ _w som gjeld. Våtadiabaten er lågare enn tørradiabaten, og det er difor lettare for ei luftpakke å stiga når ho er metta på vassdamp. Dersom ${\displaystyle \Gamma }$  ligg mellom ${\displaystyle \Gamma }$ _d og ${\displaystyle \Gamma }$ _w, heiter det at atmosfæren er betinga ustabil.

Atmosfæren kan vera betinga eller ubetinga ustabil i nokre høgder og stabil i andre. Stratosfæren, den delen av atmosfæren som ligg over troposfæren, er svært stabil, og luftpakker kjem sjeldan forbi tropopausen, grenseflata mellom dei to laga.

Temperaturprofilen frå ein vêrballong seier om atmosfæren er stabil eller ustabil, og i kva lag.