Az alapfeltevés az, hogy egy adott légoszlopnak mindig van egy vertikális hõmérsékleti gradiense, amely ugye normális esetben a magassággal csökkenõ hõmérsékletet jelent. Hosszú idõsorok átlagából ez az érték kb. 0,65 °C/100 m, de persze ez az egész földre vonatkozó, átlagolt érték, ami egy adott területre és idõpontra semmit nem mond. A konkrét gradiens mindig a légtömeg tulajdonságaitól (származási hely, nedvesség, szél) és az adott évszaktól (napállástól stb.) függ elsõsorban, de természetesen pl. a felszín közelében még egyéb tényezõk (talajtípus, talajnedvesség) is befolyásolhatják.

Na már most a légkör alapesetben olyan, hogy ha lehetséges, akkor mindig az ún. adiabatikus rétegzõdés kialakítására törekszik, ami ugyebár a jól ismert, kb. 1 °C/100 m-nek adódik. Hogy miért pont ennyi, ez termodinamikai számításokkal megmutatható. Más lenne ez az érték pl. izobár vagy izoszter (azonos sûrûségû) légkörben, de hát a mi atmoszféránk adiabatikus rétegzõdésû. Kérdés, hogy ez a "ha lehetséges" mit is jelent? Nyilvánvalóan bizonyos körülmények fennállása esetén valósulhat meg ez az említett érték, illetve az ehhez való fokozatos közeledés (a szaknyelvben ez utóbbit szokás "kirúgódás"-nak nevezni), és ez a tényezõ pedig nem más, mint a turbulens átkeverõdés. Ezt pedig okozhatja erõteljes, jól átkeverõ, a felszín közelében lökéses széllel járó légtömeg érkezése (ez tipikusan a hideg légtömeg jellemzõje), vagy a termikus turbulencia, magyarul a napsugárzás felmelegítõ, és ezáltal átkeverõ hatása. Az utóbbival van az egyszerûbb dolgunk, ez ugye alapvetõen a nyári félév sajátossága, ekkor van a napsütésnek olyan ereje, hogy önállóan, jelentõsebb szél nélkül is képes legyen átkeverni a felszínközeli légrétegeket annyira, hogy azokban kialakuljon az adiabatikus rétegzõdés. Haladva a téli félévbe, egyre kevésbé képes már a Nap felmelegíteni a felszínt, ekkor már egyre kevésbé jellemzõ a termikus turbulencia, azaz ha meg is történik az átkeverõdés, akkor az csak a legalsó rétegekre vonatkozik (vagy ahogy mondani szoktuk, egyre alacsonyabbról rúgódik ki az állapotgörbe, tehát olyankor egy elõrejelzõ a napi maximum megadásához nem veheti alapul már pl. a 850 hPa-os szintet, hanem csak a 925 hPa-osat stb., még zavartalan napsütésnél is). Ezzel szemben a dinamikus turbulencia, vagyis a szélnyírás általi átkeverés gyakorlatilag bármelyik évszakban mûködhet, és mûködik is. Egy viharos északnyugati széllel járó hidegbetörés pl. télen is képes annyira átkeverni, hogy akkor is kialakuljon az adiabatikus rétegzõdés.
Pár éve decemberben volt egy extrém eset például, amikor egy rendkívül erõs hidegfront olyan széllel járt a teljes troposzférában, hogy a felszállások alapján gyakorlatilag az alsó 3000 méter, tehát nagyjából a 700 hPa-os szintig tartó rész tökéletesen kirúgódott - ilyen még a nyári félévben is ritka.

A dolgok persze nem ilyen egyszerûek, a fenti két hatás nyilván erõsítheti egymást (pl. egy hidegfront mögötti szeles helyzet napsütéssel télen is igen szép értékeket eredményezhet), de olyan is elõfordul, hogy gyengítik egymást. Nevezetesen, a nyári forróságok idején nem ritkán megtörténik, tipikusan erõs ciklon-elõoldali helyzetekben, hogy a legalsó szinteken a túl erõs szél már nem kedvez a talajközeli pár méteres réteg extrém erõs felmelegedésének, vagyis az ún. szuperadiabatikus rétegzõdés nem tud megvalósulni, hiába az egész napos zavartalan, erõs besugárzás. Ilyenkor van az, hogy az a bizonyos T850 + 15, 16 fok mûködik ugyan szépen, de a +18 fok csak nem akar megvalósulni...

Aztán ha borult az ég, akkor már ismét más a dolgok fekvése, ez esetben a termikus turbulenciáról lemondhatunk. Vagy éppen hiába van erõs, viharos szelünk, ha az mondjuk melegfronti szél, akkor az megint csak nem fog tudni szépen átkeverni, hiszen a meleg légtömeg tulajdonságai egészen mások, az sokkal kevésbé turbulens, kevésbé lökéses szelû, mint az ugyanakkora széllel járó hideg légtömegek.
Ahogy említettem, a légtömegek származási helye is nagyon sokat számít, klasszikus példa a kontinentális hideg télen, amelyben sokszor az alsó rétegekben gyakorlatilag izoterm a rétegzõdés, egész egyszerûen a kialakulásának módja (az extrém hideg felszín következtében történt erõs lehûlés) miatt.
Szóval nem olyan egyszerû azért ez a dolog. nevet

A konkrét kérdésre is válaszolva: a rajtunk keresztülhúzó téli mediterrán ciklonoknál azért lehetséges gyakorta az a minimális különbség, mert ha belegondolsz egy ilyen helyzetbe, a (polárfronti ciklonoknál amúgy is kisebb kiterjedésû) képzõdmény nagyjából a középpontja körül csavarja be a magasabb szinteken a meleg, az alsóbb szinteken a hidegebb levegõt. Ha ez a középpont éppen hazánk felett van, akkor itt gyakorlatilag az erõteljes meleg- és a hidegadvekció választóvonalánál - a borult idõ és a napállás miatt amúgy is kis vertikális gradiensû helyzetben - ki tud alakulni egy olyan légoszlop, amelyben a hõmérséklet változása a magassággal minimális, különleges helyzetben akár az alsó 2000 méteren szinte izoterm is lehet.