逆濕現象是下墊面非均勻性的必然結果。
逆濕
在一般情況下，穩定層結是下冷上暖的逆溫層。但現實中，由於空氣不能很好接收短波輻射，於是只能靠下墊面的長波輻射進行加熱，於是逆溫層相對少見。所以現實中的穩定層結大多為垂直遞減率較小的層結。在逆濕的層結中，雖然不一定有較大的層結不穩定，但是一旦有上升運動，將會觸發對流不穩定：
假設一個下濕上乾的大氣氣層，並設原來為穩定層結（逆溫層）。此時的層結是絕對穩定的，而且氣層為絕熱的。但是，隨著強烈上升氣流的到來，氣層開始抬升。氣層上下部都沿著乾絕熱線上升，由於乾絕熱遞減率近似為常數，所以原先氣層的一處垂直剖面的等溫線與抬升一段時間內的等溫線平行，氣團仍為絕對不穩定。
在逆溫層底部有大量的水汽堆積，在空中形成明顯的逆濕層。
“逆濕”形成是平流作用的結果，沙漠戈壁邊界層內較小的風速，弱不穩定層結及存在的下沉氣流都有利於其近地層內逆濕的形成。
逆濕出現在沙漠和綠洲交界附近,主要出現在臨近綠洲的沙漠上。逆濕和綠洲下游沙漠邊緣較充沛的水汽有利於綠洲邊緣沙生植物的生長。在臨近綠洲的沙漠低層存在大範圍的逆濕,隨著高度的增加,逆濕範圍由綠洲向外圍沙漠逐漸減少,強度也在減弱。綠洲風攜帶的水汽對沙漠的影響有一定距離限制,越靠近綠洲,臨近綠洲的沙漠比濕越大,逆濕消失的高度越低。在背景風場較弱的晴好天氣下,當存在由綠洲向沙漠輻散的平流以及沙漠上的上升氣流和綠洲下沉運動的過渡帶位於綠洲邊緣時,易形成逆濕。
在一般情況下，穩定層結是下冷上暖的逆溫層。但現實中，由於空氣不能很好接收短波輻射，於是只能靠下墊面的長波輻射進行加熱，於是逆溫層相對少見。所以現實中的穩定層結大多為垂直遞減率較小的層結。在逆濕的層結中，雖然不一定有較大的層結不穩定，但是一旦有上升運動，將會觸發對流不穩定：
假設一個下濕上乾的大氣氣層，並設原來為穩定層結（逆溫層）。此時的層結是絕對穩定的，而且氣層為絕熱的。但是，隨著強烈上升氣流的到來，氣層開始抬升。氣層上下部都沿著乾絕熱線上升，由於乾絕熱遞減率近似為常數，所以原先氣層的一處垂直剖面的等溫線與抬升一段時間內的等溫線平行，氣團仍為絕對不穩定。
由於上乾下濕，氣層底層率先達到露點溫度。開始凝結，此時將形成一些低雲。而氣層底層開始沿著濕絕熱線上升。一般地，γd>γw（乾絕熱遞減率大於濕絕熱遞減率），所以乾絕熱線與地面交角大於濕絕熱線與地面交角。於是從底層達到露點溫度後，垂直剖面的等溫線開始與原等溫線失去平行，也就是高層空氣與低層空氣差距減少，並逐漸相等。如果在高層空氣到達露點溫度之前，低層空氣能夠大大暖於高層，則層結變為絕對不穩定。也就是說，只要有合適的觸發機制（如上升的垂直運動），而且逆濕層明顯，無論原先層結是否穩定，都可以轉為不穩定層結。
空氣逆濕在夜間較強時可以繼續向土壤活動層延伸。土壤濕度日變化能清楚地被區分為濕維持(1～6時)、水分損失(7～11時)、乾維持(12～18時)和水分補充(19～0時)等4個階段,其中濕維持階段的土壤逆濕是最主要的結構特徵,這一土壤濕度結構表明夜間土壤可以通過凝結吸收大氣水分,它與白天的土壤水分蒸發共同構成土壤對大氣水分的"呼吸"過程;活動層土壤逆濕的形成與土壤溫度狀態、大氣逆濕強度和大氣穩定度都有關。
