举例说明气候对人类活动的影响。
(A)改变大气化学成分和气候影响
工农业生产向大气中排放大量的废气、粉尘等污染物，主要包括二氧化碳(CO2)、甲烷(CH4)、一氧化二氮(N2O)和含氯氟烃(CFCS)。根据确凿的观察，近几十年来大气中这些气体的含量急剧增加，而平流层中的臭氧O3。总量大幅下降。如前所述，这些气体具有明显的温室效应，在9500纳米(微米)和12500-17000μm波长处有两个强吸收带，分别是O3和CO2的吸收带。尤其是CO2的吸收带，吸收大约70-90%的红外长波辐射。来自地气系统的长波辐射主要集中在7000-13000μm的波长范围，称为大气窗口。这些气体，如CH4、N2O和CFCS，都在这个大气窗口内有其吸收波段，大气中这些温室气体浓度的增加必然对气候变率起重要作用。
工业化前大气中CO2浓度长期稳定在(280 10) × 10-3 ml/L左右，但近几十年迅速上升，1990年达到345×10-3ml/L，90年代以后。图8.14(略)显示了美国莫纳罗亚火山(1959-1993)测量值的逐年变化。大气中二氧化碳浓度急剧增加的原因主要是由于燃烧大量化石燃料和砍伐大量森林造成的。据研究，排放到大气中的CO2(约50%)一部分被海洋吸收，另一部分被森林吸收成为固体生物储存在自然界中。然而，由于目前对森林的大量破坏，森林不仅减少了对大气中CO2的吸收，而且由于被破坏森林的燃烧和腐烂，增加了排放到大气中的CO2量。目前，对未来二氧化碳的增加有许多不同的估计。例如，按照目前CO2的排放水平，2025年大气CO2浓度将为4.25×10-3mL/L，是工业化前的1.55倍。
甲烷(CH4沼气)是另一种重要的温室气体。它主要是通过稻田、反刍动物、沼泽和生物的燃烧排放到大气中。从200年前到110000年前，CH4含量稳定在0.75-0.80×10-3mL/L，近年来迅速增加。CH4含量在1950处增加到1.25×10-3mL/L，在1990处增加到1.72×10-3mL/L。Dlugokencky等人根据全球23个定点陆地观测站和太平洋不同纬度的14个船舶观测站的观测记录，估算了过去10年大气中CH4混合比(M)的年变化值，如图8.15所示(略)。按照目前的增长率延伸，2000年大气中CH4含量将达到2.0×10-3mL/L，2030年和2050年将分别达到2.34 ~ 2.50×10-3ml/L。
氧化亚氮(N2O)向大气中的排放与农田面积的增加和氮肥的施用有关。平流层超音速飞行也会产生N2O。工业化前，大气中N2O的含量约为2.85× 10-3 ml/L，1985和1990分别增加到3.05×10-3mL/L和3.10×10-3mL/L。考虑到未来的排放，预计到2030年，大气中N2O的含量可能会增加到3.50×10-3-4.50×10-3ml/L。N2O不仅能引起全球变暖，还能引起平流层臭氧解离，通过光化学作用破坏臭氧层。
含氯氟烃(CFCS)是制冷工业(如冰箱)、喷雾剂和发泡剂的主要原料。这个家族中的一些化合物，如氟利昂11 (CC12f，CFC11)和氟利昂12 (CC12f2，CFC12)，都是温室气体，具有很强的增温作用。近年来，它被认为是破坏平流层臭氧的主要因素，因此限制CFC11和CFC12的生产已成为一个突出的国际问题。
制冷行业发展之前，大气中没有这种气体成分。CFC11在1945开始有工业排放，CFC12存在于1935。到1980，对流层低层CFC11含量约为168×10-3mL/L，CFC12为285×10-3mL/L，为1938。图8.16(略)显示了近几十年来CFC12的变化情况，其未来的内容变化取决于未来的限制。
根据专项观测和计算，大气中主要温室气体浓度的年增量和在大气中的衰减时间见表8.7(略)。可以看出，除了CO2，大气中其他温室气体的含量都极小，所以称之为微量气体。但它们的增暖作用很强，年增量大，在大气中衰减时间长，影响大。
臭氧(O3)也是一种温室气体，由自然因素产生(太阳辐射中的紫外线对高层大气中的氧分子发生光化学反应产生)，但可被人类活动排放的气体破坏，如氯氟烃、卤代烷基化合物、N2O、CH4、CO等，其中以CFC11和CFC12为主，N2O次之。图8.17(略)是各气候带纬向平均臭氧总量距平的年际变化比(196-1985)。从图中可以看出，自20世纪80年代初以来，臭氧量急剧减少，南极最低值为-15%，北极为-15%。从60 N到60 S，臭氧总量从1978开始，从平均300多个单位减少到1987的290个单位以下，即减少了3-4%。在垂直变化方面，在15-20km高度下降最大，在对流层低层略有上升。南极臭氧的减少最为突出，在南极中心附近形成一个极圈，称为“南极臭氧洞”。从1979到1987，臭氧最小中心的最小值从270个单位下降到150个单位，小于240个单位的区域在不断扩大，表明南极臭氧洞在不断加强和扩大。O3总量虽然在1988上升，但在1989再次膨胀。1994 10世界气象组织发表的一份研究报告显示，南极洲四分之三的陆地和附近海面上空的臭氧比10年前减少了65%以上。然而，一些数据显示，对流层中的臭氧略有增加。
大气中温室气体的增加将导致气候变暖和海平面上升。根据目前最可靠的观测值综合，全球气温从1885上升到1985，上升了0.6-0.9℃。图8+00(略)指出了1860到1985的实际气温变化(全球年平均气温1985之差)，表明全球变暖趋势也在0.8℃左右。1985之后，全球地表温度持续升高，多数学者认为是温室气体排放造成的。该图列出了温室气体排放在三种不同情况下造成的变暖效应，气候模型的计算结果也表明，这种变暖在极地比赤道更大，在冬季比夏季更大。
随着全球气温升高，海水的温度也会升高，使海水膨胀，导致海平面上升。此外，由于极地地区的强烈变暖，当大气中的CO2浓度加倍时，极地冰将会融化，冰边界将向极地收缩，融化的水将导致海平面上升。实际观测数据证明，从1880年到1980年，全球海平面百年上升了10-12cm。根据测算，如果温室气体排放控制在1985的排放标准，全球海平面将以5.5cm/10a的速度上升，2030年海平面将上升20cm，2050年上升34cm。如果不控制排放，2030年海平面将上升10。
温室气体的增加对降水和全球生态系统有一定的影响。根据气候模型的计算，大气中CO2含量增加一倍，全球范围内，年总降水量将增加7-11%，但纬度变化不同。一般来说，高纬度地区由于变暖导致降水增加，中纬度地区由于变暖后副热带干旱区北移而变得干燥，亚热带地区降水增加，低纬度地区由于变暖对流加强，所以降水增加。
就全球生态系统而言，人类活动导致的气候变暖会导致高纬度冻结的苔原部分解冻，森林的北界会向极地方向发展。在中纬度会干涸，一些喜欢潮湿温暖的森林和生物群落会逐渐被目前在亚热带听到的生物群落所取代。根据预测，CO2翻倍后，全球沙漠将扩大3%，森林面积将减少11%，草地将扩大11%，这是中纬度地区土地干旱造成的。
温室气体中臭氧层的破坏对主体状态和人体健康有很大影响。臭氧的减少增加了到达地面的太阳辐射中的紫外线辐射。如果大气中的臭氧总量减少1%，到达地面的紫外线辐射将增加2%。这种紫外线辐射会破坏核糖核酸(DNA)改变遗传信息和破坏蛋白质，杀死10m水深的单细胞海洋浮游生物，减少鱼类产量，并破坏森林，降低农作物产量和质量，削弱人体免疫力，损害眼睛和增加皮肤癌等疾病。
此外，人类活动排放的气体中含有大量硫化物、含氮化合物和人造粉尘，会造成空气污染，在一定条件下形成“酸雨”，对森林、鱼类、农作物和建筑物造成严重损失。大气中灰尘的迅速增加会削弱太阳辐射，影响温度、云量(灰尘中的吸湿核)和降水。
(B)改变下垫面特性和气候影响
人类活动可以通过多种方式改变下垫面的自然属性。目前，最突出的是破坏森林、坡地和干旱地区的植被和造成海洋石油污染。
森林是一种特殊的下垫面，它不仅影响大气中CO2的含量，还形成独特的森林气候，并能影响附近相当大区域的气候条件。森林冠层可以吸收大量入射的太阳辐射促进光合作用和蒸腾作用，使其自身温度增加不多。白天，森林下的地面被树冠遮挡，太阳辐射穿透不多，温度也不会急剧升高。夜间由于有树冠的保护，有效辐射不强，所以温度不易降低。因此，林内日(年)温差比林外裸地小，温度的大陆度明显减弱。
森林林冠可以截留降水，林下疏松的腐殖质层和枯落物层可以蓄水，减少降雨后的地表径流，因此森林可以称为“绿色蓄水库”。雨水慢慢渗入土壤，增加了土壤水分和可供蒸发的水分。再加上森林的蒸腾作用，林中的绝对湿度和相对湿度都高于林外的裸地。
森林可以增加降雨量。气流流经林冠时，由于森林的阻碍和摩擦，会被迫上升，导致湍流增强。此外，林区空气湿度大，凝结高度低，因此林区降水机会多，降雨量也比空旷地区多。据实测资料，林区空气湿度比非林区高15-25%，年降水量可增加6-10%。
森林可以降低风速。当风吹向森林时，风速在森林的迎风面发生变化，距离森林约100m。经过森林时，风速迅速降低，如果风携带泥沙，会使流沙下沉，逐渐固定。穿过森林后，在森林的背风面一定距离内，风速仍然减小。在干旱地区，森林可以减少干燥风的袭击，防风固沙。在沿海多风地区，森林可以抵御海风的侵袭，保护农田。森林根系的分泌物可以促进微生物的生长，改善土壤结构。森林覆盖区气候湿润，水土保持良好，生态平衡良性循环，堪称“绿色海洋”。
据考证，历史上世界森林曾占地球陆地面积的2/3，但随着人口的增加、农牧业和工业的发展、城市和道路的修建以及战争的破坏，世界森林面积逐渐减少，到19世纪为46%，20世纪初为37%。目前，全球森林覆盖面积平均约为22%。中国古代也有茂密的森林覆盖。后来由于人口繁衍、农田扩张、明清战乱频繁，全国森林覆盖率到1949已经下降到8.6%。建国以来，党和政府组织了大规模的植树造林，造林面积已达4.6亿亩。但由于底子薄，毁林情况相当严重。目前森林覆盖面积仅为12%，在世界160个国家中排名165，438+06。
由于大面积森林遭到破坏，气候变得干燥，沙尘暴加剧，水土流失，气候恶化。相反，解放后，中国在东北西部、河南东部、河北西北部和山东沿海建立了各种防护林，对改造自然和气候条件发挥了重要作用。
在干旱和半干旱地区，曾经有耐旱性很强的草和灌木，它们可以在干旱地区生存，保护那里的土壤。但由于人口增加，干旱半干旱地区移民较多，他们在那里扩大农牧业，采挖旱生植物作为燃料(尤其是坡地上的植物)，极大地破坏了当地的草地、灌木等自然植被。坡地雨水汇流快，流速快，对土壤的冲刷作用强。失去自然植被的保护和阻挡后，会造成严重的水土流失。在平地上，一旦干旱来临，农田作物无法生长，开垦后疏松的土地没有植被保护，很容易被风侵蚀。结果表面肥沃的土壤被吹走了，而沙粒却留了下来，造成了沙漠化。畜牧业也有类似的情况，超过了草原的承载能力。干旱年份牧草稀疏，地表被牲畜践踏，还会发生严重的风蚀，造成荒漠化。在沙化土地上，气候更加恶劣，表现在:雨后径流增加，水土流失加剧，水分减少，使得当地土壤和大气干燥，地表反射率增加，破坏了原有的热量平衡，降水减少，气候的大陆化程度加强，地表肥力降低，沙尘暴灾害大大增加，气候更加干旱，进而不利于植物生长。
据联合国环境规划署估计，目前，全球每年因荒漠化而丧失6万平方公里土地，另有21万平方公里土地正在减少，在农业和畜牧业方面已无经济价值。沙漠化也是对中国的威胁。中国北方历史时期有654.38+0.2万km2沙化土地，近几十年沙化面积逐年增加。因此，我们必须有意识地采取积极措施，保护当地的自然植被，进行大规模的灌溉，进行人工造林，种植耐旱植被，因地制宜地防止气候恶化。
海洋石油污染是人类活动改变下垫面性质的另一个重要方面。据估计，每年有超过6543.8+0亿吨石油通过海上运输到消费地。由于运输不当或油轮事故，每年有超过654.38+0万吨石油流入海洋，此外还有工业过程中产生的废油排入海洋。据估计，每年注入海洋的石油量为200-10万吨。
一些倒入海中的废油在海面上形成一层油膜，抑制了海水的蒸发，使海洋空气干燥。同时减少了海面潜热的传递，导致海水温度的日变化和年变化增加，使海洋失去了调节温度的功能，产生了“海洋荒漠化效应”，废油膜对相对封闭的海面，如地中海、波罗的海、日本海的影响比浩瀚的太平洋、大西洋更显著。
此外，为了满足生产和运输的需要，人类通过填湖造田、开凿运河、修建大型水库等方式改变了下垫面的性质，也对气候产生了重大影响。如新安江水库1960建成后，其附近的淳安县夏季较凉，冬季较暖，年内气温变小，初霜推迟，终霜提前，无霜期平均延长20天左右。
(3)人为热量和水蒸气的排放
随着工业、交通和城市化的发展，世界能源消耗迅速增加。1970年，全世界的能源消耗相当于燃烧75亿吨煤，释放25×10-10J的热量。其中，工业生产和机动车运输排放了大量的余热，居民的炉灶和空调以及人和牲畜的新陈代谢也释放了一定的热量。这些“人造热”像熄炉一样直接温暖大气。目前，如果把人造热平均到整个大陆上；等于每平方米土地释放0.05W的热量。从数值上说，与整个地球从太阳获得的平均净辐射热相比微不足道，但由于人为热量的释放集中在一些人口密集、工商业发达的大城市，其局部增暖效应相当显著。如表8.8所示，在费尔班克斯和莫斯科等高纬度城市，年平均人为热量(QF)排放大于净太阳辐射。中纬度城市，如蒙特利尔和曼哈顿，由于其巨大的人均能源消耗，其年平均人为热QF排放量高于Rg。尤其是蒙特利尔，由于冬季空调供暖的巨大能耗，其人工热量相当于太阳净辐射的11倍以上。然而，在热带的香港和赤道的新加坡，与净太阳辐射相比，人为的热排放是非常小的。
当燃烧大量化石燃料(天然气、汽油、燃油和煤等)时。)，除了废热排放，还有一定量的“人造水蒸气”释放到空气中。根据METROMEX，圣路易斯市燃烧产生的人造水汽量为65，438+00.8× 65，438+008 g/h，而当地夏季地面自然蒸散量为6.7×10。显然，人造水汽的量要比自然蒸散量小得多，但对局地低云量的增加有一定作用。
据估计，目前世界能源消耗每年增长约5.5%。如果这一速度继续增加，到2000年，世界能源消耗将比1970高出5倍，即每年能源消耗为375亿吨煤。它排放的人为热量和水汽主要集中在城市，对城市气候的影响会越来越显示出它的重要性。
*见周淑真、舒冏。城市气候学。北京:气象出版社. 1997；197
此外，高空飞行的喷气式飞机排放的废气中，除了CO2之外，还有大量的水蒸气。据研究，近年来平流层(50百帕高度)的水汽明显增加。比如它的水汽含量在1970是2×10-3ml/L，上升到3× 10。水蒸气的热效应类似于二氧化碳，在地表具有温室效应。据计算，如果平流层水汽量增加5倍，地表温度将增加2℃，而平流层温度将降低10℃。高空水汽增加也会导致高空卷云量增加。据估计，在大多数喷气式飞机飞行的北美-大西洋-欧洲航线上，卷云的数量增加了5-10%。云对地-气系统的太阳辐射和红外辐射有很大影响，在气候形成和变化中起着重要作用。
(4)城市气候
城市是人类活动的中心，这里人口密集，下垫面变化最大。工商业和交通运输频繁，消耗能源最多，向大气中排放大量温室气体、“人造热”、“人造水汽”、粉尘和污染物。因此，人类活动对气候的影响在城市最为突出。城市气候是在区域气候背景下，城市化之后，人类活动阴影下的一种特殊的局地气候。20世纪80年代初，美国学者Lanzburg对城市和郊区的气候因素做了比较总结，如表8.9所示。
从大量的观测事实来看，城市气候的特征可以概括为“五岛”效应(浊岛、热岛、干岛、湿岛、雨岛)和风速的降低和变化。
参见landsberg，城市气候。学术出版社. 1981。
(1)城市浑浊岛效应
城市浑浊岛效应主要有四种表现。首先，城市大气中的污染物比郊区多。就凝结核而言，海洋中凝结核的平均浓度为940格令/立方厘米，绝对最大值为39800格令/立方厘米。大城市空气中，平均值为147000粒/cm3，是海洋的156倍，绝对最大值为400000粒/cm3，是海洋的100多倍。以上海为例，根据近五年(1986-1990)的监测结果，市区SO2和NO2的平均浓度分别是郊县的8.7倍和2.4倍。
其次，城市大气中凝结核多，低空热力湍流和机械湍流比较强，所以低云量和以低云量为基础的阴天数(低云量≥8的天数)远多于郊区。根据上海近十年(1980-1989)的统计，市区平均低云量为4.0，郊区为2.9。市区阴天(低云量≥8)天数为60天，而晴天(低云量≤2)平均天数仅为31天。相反，市区平均阴天天数为132天，郊区平均天数为178天。慕尼黑、布达佩斯、纽约等欧美大城市也观察到类似现象。第三，在城市大气中，由于污染物较多，云量较低，日照时数减少，直接太阳辐射大大减弱，而散射粒子较多，散射太阳辐射强于干燥洁净的空气。在用D/S表示的大气浑浊度(又称浑浊度因子)的区域分布中，城区明显大于郊区。根据上海市近27年(1959-1985)观测资料统计计算，上海市区比同期郊区浑浊度因子高15.8%。在上海浊度因子分布图上，市区呈现明显的浊度岛(图8.19，略)。国外很多城市也有类似现象。
第四，城市浑浊岛效应还表现在城区能见度小于郊区。这是因为城市大气中有许多颗粒污染物，它们可以散射和吸收光线，降低能见度。当城市空气中的NO2浓度极高时，会使天空变成褐色。在这样的天空背景下，很难分辨目标的距离，造成视距障碍。此外，由于城市中汽车排放的尾气中的首要污染物氮氧化物和碳氢化合物比例，在强烈的阳光照射下发生光化学反应后，会形成淡蓝色的烟雾，称为光化学烟雾，会导致城市能见度的恶化。这种现象在美国洛杉矶、日本东京、中国兰州等城市都有。
(1)下垫面因素:
1.下垫面不透水面积大:城市除少量绿地外，大部分都是人工铺设的道路、方形建筑物和构筑物，下垫面不透水面积比郊区绿地大得多。下雨后，雨水很快从排水管道中流失，所以可供蒸发的水比郊区少。在能量平衡中，它获得的净辐射Qn对蒸散潜热QE的贡献比郊区小得多，而用于加热下垫面并输送到空气中的感热QH比郊区多。这使得城市下垫面温度高于郊区，形成“城市下垫面温度热岛”，并由此通过湍流交换和长波辐射使城市温度高于郊区。
2.下垫面的热性质:城市下垫面的导热系数K和热容量C。
地表的蓄热能力明显高于郊区。白天储热更多，晚上地面温度下降比郊区慢。通过地气热交换，市区的温度高于郊区。
3.下垫面几何:高低不平的层面，城市中的一个建筑，形成了许多高宽比不同的“城市街谷”。在白天，由于街谷内墙与墙、墙与地之间的反射和吸收，在其他条件相同的情况下，可以比郊区获得更多的太阳辐射能量。如果墙壁和屋顶涂上更深的颜色，它们的反射率会更小，会吸收更多的太阳能。由于墙壁、屋顶和地板的建筑材料具有更高的导热性和热容量，“城市街道山谷”在白天吸收和储存的热能要多得多。
其次，在“市区街谷”，天空的能见度(smy view fector，简写为SVF)比空旷的郊区要小(图8.21，略)。在街道谷底长波辐射能量的交换中，其长波逆辐射值不仅是来自大气的逆辐射，还有来自墙壁和屋檐的长波辐射。所以它的长波净辐射热量损失比郊区荒野小，城市街道和山谷的风速相对较小，热量不易散发，导致它的温度比郊区高。
(2)人为热和温室气体
1.人为热:在中高纬度城市，尤其是冬季，城市排放的大量人为热是形成热岛的重要因素。很多城市冬季热岛强度大于暖季，周一至周五热岛强度大于周末，受此影响。
2.温室气体:由于能源消耗大，城市排放到大气中的CO2等温室气体远多于郊区，其加湿效果明显。
(3)天气情况和气象条件
1.在气压梯度较小的稳定天气形势下，有利于城市热岛的形成。当强冷锋过境时，没有热岛现象。
2.当风速较大，空气层结不稳定时，郊区之间空气的水平和垂直混合较强，城区和郊区的温差不明显。一般来说，夜间风速小，空气稳定度增加，热岛增强。
3.晴天无云时，郊区之间反射率和长波辐射差异明显，有利于热岛的形成。
(2)城市热岛效应
根据大量的观测事实，一个城市的气温往往高于其周围的郊区。尤其是天气晴朗无风时，市区温度Tu与郊区温度Tr的差值△ Tu-r(也称热岛强度)更大。比如上海，10月22日20: 00晴，1984，风速1.8m/s，郊区气温13℃左右。一进入市区，气温突然升高(图8.20，图略)，等温线密集，温度梯度陡峭，老城区气温65438。城市中人口密集区和工厂区的温度最高，成为热岛(又称热岛中心)中的“高峰”。市中心62中气温高达18.6℃，比郊区川沙、嘉定高5.6℃，比远郊松江高6.5℃。类似的强热岛在上海一年四季都可以出现，尤其是在秋冬季晴朗无风的天气。
热岛效应在世界上大大小小的城市都可以观察到，不管它们的纬度位置，海陆位置，地形起伏。其热岛强度与城市规模、人口密度、能源消耗和建筑密度密切相关。
城市热岛的形成因素很多(详见表8.10)，其中下垫面因素、人为热和温室气体排放是受人类活动影响的两个方面。而同一城市，在不同的天气形势和气象条件下，热岛效应有时非常明显(晴天无风)，热岛强度可达6℃-10℃，有时很弱或不明显(大风，极不稳定)。由于热岛效应的频繁存在，大城市的月平均气温和年平均气温往往高于附近的郊区。
(3)城市干岛和湿岛效应
表8.8中指出，城市相对湿度小于郊区，具有明显的干岛效应，这是城市气候中的普遍特征。城市对大气水汽压的影响比较复杂。以上海为例。根据近7年市区11站(1984-1990)的水汽压eu和相对湿度RHu的平均值，与同期周边4个郊区站的水汽压er和相对湿度RHr的平均值进行对比(见表8.65438+)
相对湿度有明显的日变化。据实测，△RHu-r的绝对值虽然有变化，但都是负值。“城市干岛效应”全天呈现。△eu-r的日变化是不同的。如果计算一天中四个观测时刻(02，08，14，20: 00)的平均值，则发现在一年中的大部分月份，夜间02: 00。
城市湿岛”。4月至165438+10月的暖季，有一个明显的现象，就是干岛和湿岛昼夜交替，尤其是8月。图8.22和图8.23(略)给出了1984年8月13(市区干岛)和当天02: 00(市区湿岛)干岛和湿岛昼夜交替的实例。这种现象在欧美很多城市的温暖季节经常出现。
上述现象的形成与下垫面因素和天气条件密切相关。白天，在太阳的照射下，下垫面通过蒸散进入低层空气的水汽量，市区(绿地面积小，可供蒸发的水汽量少)比郊区小。尤其是盛夏季节，郊区农作物生长密集，郊区之间自然蒸散量差异更大。由于下垫面粗糙(建筑物密集，高度不均匀)和热岛效应，市区的机械湍流和热力湍流比郊区强。通过湍流的垂直交换，从市区低层输送到高空的水汽量比郊区多，这两者都导致市区近地面水汽压低于郊区，形成“城市干岛”。夜间风速减小，空气层结稳定，郊区气温迅速下降，饱和水汽压降低，大量水汽在地表凝结成露水，低空残留的水汽量少，水汽压迅速下降。由于热岛效应，市区的凝结量比郊区少得多，夜间湍流弱，与高空的水汽交换量小。市区近地面水汽压高于郊区，形成“城市湿岛”。这种城市湿岛因郊区凝结量不同而被称为“凝结湿岛”，多在日落后几小时内形成，夜间维持。图8.22是一个凝露湿岛的例子。日出后，郊区气温升高，露水蒸发。很快，郊区的水汽压力就高于市区，变成了城市干岛。当城市干岛和城市湿岛出现时，必然伴随着城市热岛，因为城市干岛是城市热岛形成的原因之一(城市消耗的热量较少)，城市湿岛的形成首先要有城市热岛的存在。