Considérons une particule (un petit volume) d’air non saturé qui s’élève. Au cours de son ascendance, la particule d’air n’échange pas de chaleur avec l’environnement (tant que l’ascendance ne dure pas trop longtemps et que l’air n’est pas saturé) : l’ascendance est dite adiabatique (= sans échange de chaleur). En s’élevant, la particule se détend (augmente de volume) et se refroidit (à chaque fois qu’il y a détente il y a refroidissement). Une particule d’air non saturé qui s’élève subit un refroidissement adiabatique. La température de la particule perd 1°C tous les 100 m. Cette baisse est appelée le gradient adiabatique.
Une particule d’air non saturé qui descend subit un réchauffement adiabatique, c'est-à-dire de 1°C/100m.

Le gradient adiabatique ne s’applique que pour l’air non saturé. Pour les particules d’air saturé, il faut prendre en compte le phénomène de condensation. Si de l’air saturé s’élève, il se détend, se refroidit et sa vapeur d’eau se condense. La condensation implique un dégagement de chaleur latente et a tendance au contraire à réchauffer la particule. Au final, c’est le refroidissement dû à la détente qui l’emporte. La condensation atténue donc le refroidissement ; on parle de refroidissement pseudo adiabatique. L’intensité de ce refroidissement dépend de la température et de la pression.

Par exemple, pour une température de  15°C et une pression de 850 hPa, la température d’une particule d’air saturé qui s’élève s’abaisse de 0,45°C /100 m. Pour une température de 0°C et une pression de 1000 hPa, la particule se refroidit à raison d’un gradient de 0,649°C/100 m lorsqu’elle s’élève.
Une particule d’air saturé qui descend subit un réchauffement pseudo adiabatique (l’évaporation de l’eau limite ce réchauffement qui est inférieur au réchauffement adiabatique).

Une atmosphère qui favorise les mouvements verticaux (convection) est dite instable et dans le cas contraire elle est dite stable. En moyenne sur le globe, la troposphère est stable, peu propice aux mouvements verticaux de grande échelle. Mais localement, cette stabilité peut être rompue et de petits volumes d’air peuvent subir des mouvements verticaux rapides (accélérations verticales). On parle alors d’instabilité. De puissants mouvements verticaux peuvent ainsi se créer, et être à l’origine de la formation de nuages convectifs et d’orages. C’est le cas par exemple d’une particule d’air qui s’élève spontanément si elle est moins dense (par exemple plus chaude et/ou plus humide) que son environnement.

Pour connaître la stabilité de l’atmosphère en un lieu précis, il faut connaître ses caractéristiques au lieu et à l’instant donnés. Les radiosondages nous renseignent sur le profil de température. A partir des données du radiosondage, on trace la courbe d’état de l’atmosphère qui représente l’état réel de l’atmosphère à cet instant. Trois cas de figure peuvent se produire (voir schéma) :

Cas 1 : La décroissance de la courbe d’état (de l’atmosphère) est plus importante que la décroissance adiabatique et la décroissance pseudo adiabatique. Si on considère une particule d’air que l’on fait « monter », elle se refroidira selon l’adiabatique ou la pseudo adiabatique si elle est saturée: elle sera toujours plus chaude et donc moins dense que son environnement (courbe d’état). Elle poursuivra son ascendance et l’atmosphère est dans ce cas en instabilité absolue.

Cas 2 : La décroissance de la température est cette fois-ci faible. Si de même on fait monter notre particule saturée ou non, elle suivra une adiabatique (cas non saturé) ou bien une pseudo adiabatique (cas saturé). Mais dans les deux cas l’environnement sera toujours plus chaud que notre particule, et celle-ci redescendra à sa position initiale. L’atmosphère est en stabilité absolue.

Cas 3 : Le gradient de la courbe d’état est intermédiaire entre le gradient adiabatique et le gradient pseudo adiabatique. Si la particule d’air que l’on fait « monter »reste non saturée, il n’y a pas d’instabilité. Au contraire, si la particule est saturée dès le départ, elle est instable. Si initialement elle n’est pas saturée mais qu’elle le devient, l’instabilité est possible si on élève suffisamment notre air. On parle dans ce cas d’instabilité conditionnelle. Dans ce cas 3, le caractère instable ou non de la particule dépend de son humidité.

Pour résumer :

Les cas d’instabilité absolue et de stabilité absolue sont en fait assez rares. L’atmosphère est généralement en instabilité conditionnelle.

Lorsque de l’air stable et très humide, disons saturé pour simplifier, rencontre un massif montagneux assez large, il n’a pas d’autre choix que de s’élever. En s’élevant, il se refroidit selon un gradient pseudo adiabatique (car l’air est saturé dès le départ) que l’on prend à 0,5°C/100 m.

Considérons alors de l’air à 15°C à saturation qui s’élève sur le flanc au vent de la montagne qui culmine à 1600 m (voir schéma). Par détente, cet air se refroidit selon le gradient pseudo adiabatique (0,5°C/100 m) et les phénomènes de condensation sont à l’origine de la formation de nuages et de pluies.

Au sommet de la montagne, après une ascension de 1600 m, la température de l’air n’est plus que de 7°C (perte de 8°C selon le gradient pseudo adiabatique).  Sous le vent de la montagne, l’air redescend (air stable) et se réchauffe selon le gradient adiabatique (par compression adiabatique) de 1°C/100 m.

L’air s’assèche rapidement au cours de sa descente. Après les 1600 m de dénivelé, l’air est sec avec une température de 23°C (hausse de 16°C). Couramment, l’air en aval de la montagne oscille (ondes de relief) et les crêtes de l’onde générée par le relief peuvent être à l’origine de la formation de nuages lenticulaires (Sc len ou Ac len).