Zunächst sollen an dieser Stelle einige Anmerkungen zur chemischen Zusammensetzung unserer Luft angebracht werden: Zum überwiegenden Teil (ca. 78% in trockener Luft) besteht sie aus Stickstoff (N), ein weiteres Schwergewicht bildet mit ca. 21% Volumenanteil der Sauerstoff (O2). Den im Vergleich hierzu verschwindend gering erscheinenden Rest teilen sich Kohlendioxid (CO2) und diverse andere Spurengase, z.B. Argon (Ar). In feuchter Luft ist für meteorologische und physikalische Berechnungen allerdings stets noch der Wasserdampfanteil der Luft zu berücksichtigen, da ihm für die Berechnung einer Reihe entscheidender meteorologischer Zustandsgrößen eine entscheidende Bedeutung zukommt.
Einschlägiger Fachliteratur nach zu urteilen kann das komplexe Ökosystem Erde nur mit dieser einen und in aller Regel konstanten Luftzusammensetzung im Gleichgewicht gehalten werden. Die pflanzliche Fotosynthese beispielsweise, so ist vielerorts zu lesen, könnte ohne CO2 nicht funktionieren, während die Menschen ihrerseits auf den durch die Pflanzen produzierten Sauerstoff (O2) angewiesen sind. Ob und wie stark antrophogene Veränderungen der Gasanteile in der Luft eine vorübergehende oder auch dauerhafte Beeinträchtigung dieses Gleichgewichts nach sich ziehen können, ist unter Fachleuten noch umstritten. Sicher hingegen ist: Ohne Kohlendioxid (CO2) - ein so genanntes "Treibhausgas", dessen Präsenz mit der Zeit zu einer Erhöhung der Durschnittstemperatur führt - wäre auf der Erde keinerlei Leben möglich.
Zunächst scheint es für den aufmerksamen Leser offensichtlich zu sein, dass die Temperatur mit zunehmender Meereshöhe abnimmt. Doch findet die Änderung linear statt? Mitnichten, wie folgendes detailliertes vertikales Temperaturprofil der Atmosphäre unseres Planeten zeigt:



Wie anhand der Grafik leicht ersichtlich ist, lässt sich unsere Atmosphäre in verschiedene, eindeutig zu bestimmende Temperaturschichten einteilen. In der untersten, der Troposphäre, in der wir leben, nimmt die Temperatur im Normalfall um 0,65K pro 100 Höhenmeter ab. Die Höhe, in der dieser Temperaturrückgang nicht mehr zu beobachten ist, wird als Tropopause bezeichnet (-57°C). Oberhalb dieser Schicht setzt eine sich mit der Höhe allmählich beschleunigende Erwärmung ein, die in erster Linie durch das dort vorhandene Ozon (O3) induziert wird. An der Stratopause, wo der angesprochene Temperaturanstieg sein Ende findet, liegt die Temperatur dann wieder in der Nähe des Gefrierpunktes. In der Mesosphäre nimmt sie sodann wieder stark ab und erreicht in 80 Kilometern Höhe (Mesopause) Werte von ca. -100°C. Schließlich setzt in der obersten Atmosphärenschicht wieder ein Temperaturanstieg ein, der vordergründig durch die sich in dieser Höhe bemerkbar machenden Gammastrahlen der Sonne bedingt ist.

Temperaturschichtung in der Troposphäre
Ausnahmslos alle meteorologischen Phänomene, die wir als Wetter bezeichnen, spielen sich in der untersten Atmosphärenschicht, der Troposphäre ab, da nur hier die vorhandene Menge an Wasserdampf zur Wolkenbildung ausreicht. Aus diesem Grunde wollen wir diese Schicht im Folgenden etwas genauer unter die Lupe nehmen.



Betrachten wir zunächst einen Tag mit einer willkürlich definierten Lufttemperatur von 20°C am Boden. Erreichen nun die Temperaturen in 3km Höhe noch Werte um -10°C, so ist die Luft in Bezug auf trockenadiabatisch geschichtete Luft (1K/100hm) indifferent geschichtet. Ist die in der Höhe gemessene Lufttemperatur noch niedriger, so spricht man von einer labilen Schichtung, ist es dort hingegen wärmer, so wird die Luftschichtung als stabil bezeichnet. Warum nun gerade diese Grenze von 1K (= 1°C) zwischen den unterschiedlichen Schichtungstypen? Um sich die Hintergründe dieser Einteilung begreiflich zu machen, muss man wissen, dass sich ein Luftpaket beim Aufsteigen regelmäßig um 1 Kelvin pro 100 Höhenmeter abkühlt und sich beim Absinken wieder um den genau gleichen Betrag erwärmt.

Ein nach dieser Regel aufsteigendes Luftpaket mit einer ursprünglichen Temperatur von 20°C am Erdboden hat sich in 3 Kilometern Höhe bis auf -10°C abgekühlt. Nun wird es etwas komplexer: Gemäß den geltenden physikalischen Gesetzmäßigkeiten steigt im Vergleich zur Umgebung warme Luft auf, während relativ gesehen kältere Luftmassen stets absinken. Betrachten wir nun als Erstes den labilen Fall: Das Paket kommt, wie schon weiter oben erwähnt, mit einer Temperatur von -10°C auf unserer Betrachtungshöhe an, während die Umgebungsluft aber noch weitaus kälter ist. Deswegen steigt unser Luftpaket nun weiter auf, obwohl der Initialimpuls gar nicht mehr wirksam ist (thermisches Aufsteigen). Ist die Umgebungsluft hingegen wärmer als das betrachtete Luftpaket (der Fall bei der stabilen Schichtung), dann sinkt dieses nach dem Aufsteigen sofort wieder ab. Bei einer labilen Luftschichtung und einem ausreichend großen Wasserdampfreservoir steht der Bildung von hoch reichenden Kumulonimben und Gewitterschauern nicht mehr viel im Wege.



Innerhalb von Wolken, in denen die relative Luftfeuchte stets 100% beträgt (die Luft ist mit Wasserdampf gesättigt und hat ihre maximale Aufnahmekapazität für Wasserdampf voll ausgeschöpft) kühlen sich aufsteigende Luftpakete nun allerdings nicht mehr mit 1K, sondern nur noch um ca. 0,6°C pro 100 Höhenmeter ab. Sinkt die Temperatur der Umgebungsluft mit der Höhe noch stärker als die des aufgestiegenen Luftpakets, so spricht man von einer feuchtlabilen, bei schwächerer Abkühlung von einer feuchtstabilen Luftschichtung.