Якщо вертикальний градієнт температури атмосфери є більший від сухоадіабатичного ( > _а), то яка б не була початкова різниця температур (Т_і-Т_а), при русі частинки повітряної маси вверх, вона буде збільшуватись. Вона стане теплішою за оточуюче повітря при піднятті вгору і холодніше – при опусканні вниз. Завдяки цьому частинка повернеться в початкове положення, де різниця Т_і-Т_а зростає. Це значить, що прискорення конвекції буде також збільшуватися і на висоті, де Т_і=Т_а стане рівним нулю, вертикальний рух частинки повітря прискориться.

Якщо вертикальний градієнт температури атмосфери є більший від сухоадіабатичного ( > _а), то яка б не була початкова різниця температур (Т_і-Т_а), при русі частинки повітряної маси вверх, вона буде зменшуватись. Вона стане холоднішою за оточуюче повітря при піднятті вгору і тепліша – при опусканні вниз. Завдяки цьому частинка віддалиться від початкового положення, де різниця Т_і-Т_а зростає. Це значить, що прискорення конвекції буде також зменшуватися і на висоті, де Т_і=Т_а стане рівним нулю, вертикальний рух частинки повітря сповільниться.

Якщо вертикальний градієнт температури в атмосфері є більший від сухоадіабатичного (1С/100м), тобто нададібатичний ( >_а ), то частинка, яка рухається вгору в повітряній масі, що підіймається відносно оточуючого повітря буде теплішою, за навколишнє повітря. При русі її вниз вона буде холодніша. Вказана частинка буде все дальше віддалятися від свого початкового положення, різниця її температури знавколишнім повітрям буде наростати, прискорення конвекції буде також зростати. Такі умови відповідають нестійкій стратифікації атмосфери.