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暖空气的密度比冷空气低，具有浮力，导致其上升。随着气团上升，空气中的水汽凝结，形成由湿对流形成的积状云。
这也是热气球上升的原理。如果我们把一团暖空气放入冷空气中，它会开始上升。如果这团上升的暖空气不冷却，而周围的空气也不变暖，那么这团暖空气就会无限上升。
然而，事实并非如此。上升的暖空气会逐渐冷却下来，最终与周围空气温度相同，然后它失去浮力，并停止上升。上升空气如何冷却是气象学中一个非常重要的因素。
随着暖空气上升，它会经历绝热冷却。这意味着空气仅由于压力下降和膨胀而冷却；且与周围空气的热交换可以忽略不计。上升的空气团每上升一公里，温度就会下降约 10 °C（更准确地说是 9.8 °C）。
这个值，即 9.8 °C/km，被称为干绝热递减率。这是一个非常快的冷却速度，导致干燥空气迅速达到周围空气的温度。
湿对流
然而，暖湿空气的表现则有所不同。这种差异对于雷暴的形成至关重要。随着暖湿空气团上升，它最初会以干绝热递减率冷却，即每上升 1 公里，它就会冷却约 10 °C (9.8 °C)。
然而，随着温度下降，空气中的水分开始凝结。正如您可能还记得，水从气态变成液态（变成水滴）会释放热量，进而加热空气。因此，潮湿的暖空气比干燥的暖空气冷却得慢。
随着空气上升和冷却，越来越多的水汽凝结成水滴，释放潜热，并一步加热空气。此外，随着潮湿空气继续上升时，水滴开始结冰，释放潜热并进一步加热空气。
湿空气中已经开始凝结的水分随高度上升，其冷却的速率是湿绝热递减率：平均每上升 1 公里，温度下降不到 6°C（通常为 5.5°C至6 °C）。因此，上升的潮湿空气冷却速度约为干燥空气的 2/3。
有趣的事实：湿绝热递减率不是一个常数——它取决于温度和压力。在 1000 mbar 和 20 °C 的条件下时，湿绝热递减率为 4.3 °C/km；在 0 °C 和 600 mbar 压力下时，湿绝热递减率为 5.4 °C；而在 -20 °C 和 400 mbar 压力下时，湿绝热递减率为 7.3 °C/km。
这使得潮湿、温暖的空气能够上升更长时间，达到更高的高度。此外，由于潮湿空气冷却得更慢，它与周围空气保持更大的温差。因此其具有更大的浮力，并且上升速度更快。
可以通过目视观察到水汽凝结的高度；这就是云底的高度（在雷暴中，云底通常被称为“无雨区云底”）。
总结：随着暖湿空气上升并冷却，水分凝结成水滴，释放潜热并加热空气。因此，空气冷却的速度比不含水分时要慢。这使得潮湿的暖空气比干燥的暖空气上升得更高（且更快）。当水滴冻结时，它们会释放潜热，进一步加热空气。
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