湖泊效应的定义
由于比热与热容量的差异，水体覆盖的地面温度变化迟缓，而没有水体覆盖的地面温度变化迅速，从而导致不同部位地面温度的差异。在湖泊及其周围，由于湖泊与周围地区地面热容量的差异，导致了局地性大气环流和小气候的产生。在太阳照射时，湖泊周围的地面升温比较快，导致大气的加热上升；而湖区由于水体热容量大，温度升高缓慢，温度相对于周围地面比较低，空气在这里下沉，从而产生了湖泊及其周围地区的局部的大气环流。
绿洲：指在大尺度荒漠背景基质上，以小尺度范围，但具有相当规模的生物群落为基础，构成能够相对稳定维持的、具有明显小气候效应的异质生态景观。
绿洲效应：沙漠里空气干燥，温度日较差比较大，并且降水稀少。而沙漠里的绿洲，由于土壤湿度大、蒸发和蒸腾到空气中的水比较多，空气湿度比较大，降水也比较多；由于含水量比较大的土壤的热容量比较大，并且由于蒸发和蒸腾对热量的调节，土壤温度和近地面气温的日较差比较小，这就是绿洲效应。
在沙漠地区只要有水源，水分与空气混合，降低空气温度，提高相对湿度。在气象学此种空气与水混合，空气的热量使得水分自液体转变为气体(蒸发作用)，空气的热量被水分吸收因此减少。空气温度因此降低(冷却作用)。水分变成水蒸气又进入空气之内，因此空气内相对湿度增加。此种水与空气混合产生降温加湿的结果与沙漠中绿洲的形成十分相似，因此也可以称为绿洲效应。此种过程也称为蒸发冷却作业。
绿洲效应来自水与空气的混合。因此绿洲效应的作用条件在于：1.有足够的风量与风压，2.有足够的水量，3.有足够的时间使水与空气得以混合。但是绿洲效应并不是没有极限。荷兰人将空气比喻成海棉。一块海棉吸水的水量有其极限。海棉如果愈潮湿，原来已有的含水量愈多，在吸水饱和之前， 可吸水分则愈少。相反地如果海棉愈干燥，原来已有的含水量愈少，在吸水到饱和之前能够吸收的水量则愈多。和吸水同时发生的降温效果。空气吸收的水分愈多降温效果愈好。而空气吸满了水分不能再吸水，降温能力即到了极限，不能再降温。
绿洲效应最显著的方面是"冷岛效应"。绿洲在干旱环境的强迫下必然会有热平流水平输入,这造成白天绿洲近地面层仅存在靠近地表的很薄层层结不稳定大气和向上感热通量输送,而上层大气却为逆温和感热通量向下输送。所以白天近地层大气往往临空会出现一个"映象热中心",大气也处于相对比较稳定的层结状态,这不仅使得绿洲地表蒸发受到一定抑制,而且使绿洲地表蒸发的水汽由于受上面逆温层的限制, 大量水汽聚集在贴地约200 m 以内,从而使水平空间靠近地表的绿洲大气会出现一个湿中心。进一步抑制绿洲地表的水汽蒸发。
绿洲的"冷岛"结构造成了绿洲与周围荒漠非常大的热力差异,这会在绿洲和临近荒漠之间形成局地热力环流。在小风速时对绿洲和荒漠之间的能量和物质交换有重要贡献,特别是其对水汽的输送对绿洲自我维持有生态学上的意义。
同时,由于气流进入绿洲后风速的突然减弱,会在绿洲与上游荒漠的交界处形成一个气流辐合区,在绿洲上游出现上升气流,这种上升气流有可能对形成中尺度对流的产生有一定贡献。
由于绿洲的热力和动力效应容易在干旱区诱发中尺度对流,这有利于该地区降水的产生,从而起到增雨的效果。一般比较大的绿洲才能有这种增雨效应。根据统计,新疆库车地区总云量和低云量均明显少于北京地区,但其积雨云出现次数却几乎高出北京一倍,这也许就是绿洲诱发的对流运动的贡献。还发现,由于水平风速吹斜了对流体,增雨效应主要出现在绿洲的下风区。在阿克苏绿洲,处于绿洲上风方向的阿瓦提地区降水很少,而其下游则明显多雨。
