Com a norma general, a l’atmosfera, la temperatura disminueix amb l’altura. Quan és a l’inrevés, quan la temperatura augmenta amb l’altura, és que hi ha una inversió tèrmica.
Els moviments verticals ascendents i descendents de l’aire a la troposfera són molt més comuns del que ens podem imaginar. Els podem trobar, per exemple, quan l’aire topa amb un vessant d’una muntanya, en els corrents dins d’una tempesta, durant el pas d’un front, en algunes zones a on es produeixen brises marines, … En aquests ascensos i descensos, hi ha variacions significatives de la temperatura de la partícula (o bombolla d’aire) que es mobilitza.
De fet, es defineix el gradient adiabàtic com la variació de la temperatura que rep una bombolla d’aire durant el seu procés d’ascensió vertical. Si durant aquest ascens aquesta bombolla no conté prou vapor d’aigua per condensar-se, la seva temperatura disminuirà 0,98 ºC per cada 100 metres: és el que anomenem gradient adiabàtic sec. En el cas que el moviment sigui descendent, la seva temperatura augmentarà en 0,98ºC. Si fos el cas que durant l’ascens de la bombolla d’aire sí que aconsegueix condensar-se, llavors la disminució de la temperatura serà de 0,6ºC aproximadament – és un valor aproximat, ja que en aquest cas sí que hi ha petites variacions respecte de la pressió – per cada 100 metres d’elevació: és el que anomenem gradient adiabàtic humit. Si es produeix el descens d’aire humit, la variació de la temperatura per cada 100 metres és la mateixa però en sentit positiu. El fet que el valor del gradient adiabàtic humit sigui més petit que el valor respectiu sec és a causa de l’alliberació de calor latent que es produeix durant la condensació del vapor d’aigua a mesura que s’eleva. És a dir, com que la condensació del vapor d’aigua allibera calor, el refredament a causa de la pèrdua de la pressió (per l’elevació) queda lleugerament contrarestat, fent que el gradient adiabàtic humit sigui més petit que el sec.
És molt més fàcil que aquests moviments verticals es produeixin quan la distribució real de les temperatures en un punt determinat vagi disminuint amb l’alçada (veure cas 1 de la Fig. 1). Com més ràpid disminueixi la temperatura amb l’alçada, més grau d’inestabilitat existirà.
Però en determinades situacions meteorològiques, com per exemple en zones amb alta pressió, es pot produir el fenomen invers; és a dir que la temperatura augmenti amb l’alçada: és l’anomenada inversió tèrmica (veure casos 2 i 3 de la Fig. 1). En aquestes situacions d’inversió tèrmica és molt difícil que les bombolles, siguin d’aire sec o humit, puguin elevar-se i, per tant, provocar la formació de núvols. A més, també conèixer que aquestes inversions tèrmiques solen evolucionar a mesura que una zona d’altes pressions s’estableix sobre una regió: durant el pas dels dies se sol accentuar la inversió, especialment a les capes inferiors, és a dir, les més properes al terra (és a dir, poden passar del perfil 2 al 3 al cap d’unes hores o dies).
L’alçada a on podem trobar aquesta inversió tèrmica i el seu gruix (indicat amb una clau en el gràfic de la Fig. 1) és determinant en la formació de núvols com també en la dispersió de contaminants. De fet, quan la inversió tèrmica està localitzada a la zona més propera de la superfície terrestre, bona part del vapor d’aigua de la troposfera queda atrapat en aquesta capa sense cap possibilitat d’enlairar-se provocant-ne la seva concentració i possible posterior condensació en forma de boira baixa. No només queda atrapat el vapor d’aigua sinó també els contaminants, si és que n’hi ha, provocant pics en les concentracions de contaminants (de NO2 i de PM10) que només es dispersaran quan la inversió tèrmica s’acabi trencant.
