区域水循环系统：存量与惯性

   说明：我不是气象学者，也不是水文学者。只是因为关心中国的水资源问题，希望搞清当今争论不休的各种主张，才去读文献，找答案，由此写下了这篇作文。它其实是我的学习笔记。现公诸于世，与同好切磋。文中有50幅图，在博客中上传太费时、费力。所以将完整的文件放在网盘上，地 址是：http://pan.baidu.com/s/1bnxX15l。想看图者请自行下载。在博客里就不上传图了

目录

区域水循环：动态系统的视野... 1

大气中的水存量... 2

地表上的水存量... 5

地下水存量... 9

“潜水蒸发”... 14

地下水与植被... 20

生态惯性：“干盆地”与“湿盆地”... 23

社会惯性：海河流域... 30

塔里木：存量变化的后果... 39

思考... 44

一个地区的水循环无疑是个动态系统。分析动态系统首先要明确的一对概念是“存量”与“流量”。对水循环而言，存量的量纲是体积（或质量），而流量的量纲是体积（质量）/时间，即流量决定了存量随时间的变化。

然而笔者见到的区域水平衡分析中，只涉及流量，不涉及存量。其隐含的假设是：存量不变，而诸流量自行平衡。这显然不符合事实。在短期分析中，存量变化不大，可用这样的隐含假设。但从长期视角看，存量的变化最终将导致一个地区生态面貌的变化，不可不察。

考虑到存量的存在，分析一个地域的水循环，其逻辑框架如图1。它包含三个存量：空中水资源存量（水汽）、地表水资源存量（水体土壤植被含水)、地下水资源存量（地下水）（图中用矩型框表达）。这三个存量被若干流量（图中用箭头表达）联系，并与域外相连。

图1：区域水循环的逻辑框图

从这个视角观察，一个地域的三个存量如果减少了，意味着干旱化，反之则湿润化。

气象学里通常用mm/年作单位计量降水量和蒸发量。其含义是：每年降水量或蒸发量（化作液态水），平铺在地面上的厚度。为便于比较，本文用mm为单位计量存量，即该项存量化作液态水铺在地面的厚度。

讲到大气中的水存量，人们很容易想到云，因为降水现象与云的关系如此明显。然而计算与分析却表明：即使含水丰富的积雨云，它持有的水分也少于3mm。事实上云中的水分循环很快，从成云到致雨（雪）不足2小时。与年均数百甚至上千mm的降水量相比，微乎其微。全球的云中含水量约为900×10⁸t，与大气中气体状态的水汽比，不足其1%，在计算大气总含水量时可以忽略它。（见 张学文《云的含水量及其水循环》水科学进展，2002，13（1）：83-86）

气象学中的“可降水量”为大气柱里的总含水量（指气体中的水汽），亦即大气中的水存量。单位是把它们换算为液态水后的厚度，用毫米计量。“可降水量”在区域面积上积分，即为空中水资源总量。

为研究地面水汽压力与大气可降水量的关系，张学文搜集了我国114个探空气象站的308对不同站点、不同季节的数据，绘出图2。这308个样本中，大气可降水量的最高值也没超过60mm。

图2：地面水汽压力与可降水量的关系

（张学文《可降水量与地面水汽压力

的关系》 气象 2004,30(2)）

张学文在《云的含水量及其水循环》（水科学进展 第13卷第1期 2002年1月）中指出：大气中的云含有的水分总量是990亿吨，平均铺在地球上折合水深仅0.2mm，而大气中气体状态的水量是129000亿吨。由此计算，相当于地面上26mm深的水。

近十余年来，利用美国气象环境预报中心(NCEP)和美国国家大气研究中心(NCAR)联合制作的再分析资料，对大气可降水量进行了广泛的研究。基本摸清了大气可降水量的空间分布（见图3）。

图3：多年年平均大气可降水量空间分布(单位：mm)

（刘丹、邱新法、史岚、施国萍《基于NCEP资料的我国大气可降水量的计算及其时空分布》南京信息工程大学报：自然科学版，2013，5(2)：113.11）

   从空间分布上看，大气可降水量的年均值最高不超过40mm，最低可低于2mm。

如果将大气可降水量一次性转化为降水，全国平均水平只能支持一次大雨（12小时内降水量15.0～29.9mm或24小时内降水量25.0～49.9mm的降雨过程。），空气最潮湿的地区也难于支持一次暴雨（12小时内降水量30.0～69.9mm或24小时内降水量50.0～99.9mm的降雨过程。）。而中国的年降水量分布见图4。

图4：全国年均降水量分布

   与图3对比，年降水量是大气可降水量的数十倍。可见空气中的水资源存量是很小的。

地表水存量的主要形态是冰川。全国冰川总储量约51300亿立方米，约60%分布在西藏，34%分布在新疆，（见《中国自然资源丛书•水资源卷》）将这些存量平摊到960万平方公里的陆地上，水深534.38mm。

地表水存量主要靠降水获得。气象学里也用径流深表示各地获得的水量。径流深R。指计算时段内某一过水断面上的径流总量平铺在断面以上流域面积上所得到的水层深度。

它的常用单位为毫米(mm)。若时段为Δt(s)，平均流量为Q(m3/s)，流域面积为A(km2 )，则径流深R(mm)由下式计算:

R=QΔt/(1000A)。

可见年径流量就是各地在一年内降水的累计深度。

图5：全国年径流深

事实上径流量相当大的部分顺河川流走或渗入地下，还有一部分被土壤吸收，转为为土壤持水量，其分布如图6。

图6：全国土壤田间持水量分布(单位：mm)

（陈晓燕，叶建春，陆桂华，秦福兴

《全国土壤田间持水量分布探讨》

水利水电技术2004,35(9)）

将土壤持水量图与径流深图对比，可见大体上两者正相关，但亦有明显的差异。如华南喀斯特地区，径流深值虽高，但土壤持水量并不高，显然是降水迅速下渗所致。东北林区径流深值虽不高，但土壤持水量高，应是森林和低温的作用所致。

由图6可见，在全国范围内，土壤持水量在60—365mm之间，全国土壤平均持水量约在200mm左右。将近大气水存量的十倍。

湖泊储水量是地表水存量的形态之一。全国面积在1平方公里以上的天然湖泊有2600多个。湖泊总水面面积约7.4万平方公里，总蓄水量约7330亿立方米（其中约70%为咸水）。（见《中国自然资源丛书•水资源卷》）将这些存量平摊到960万平方公里的陆地上，水深76.35mm。

地表水存量的另一种形态是植被的冠层和枯落物截留持有的水分。石培礼等发现，长江上游天然森林中植被的冠层一次性截留水量在1.43—0.53mm之间；枯落物持水量在8.87—1.24mm之间。（石培礼、吴波、程根伟、罗辑《长江上游地区主要森林植被类型蓄水能力的初步研究》自然资源学报第19卷第3期 2004年5月）由此估计，两项合计，长江上游天然森林中截留的水分约为6mm。

据国家林业局2014年2月25日公布的第八次全国森林资源清查成果，中国森林覆盖率为21.63%。在非林地，这两项应远小于林地，由此估计全国平均植被的冠层和枯落物截留持有水分约为3mm。

地表水存量的另一个形态是植被本身的含水量。笔者同样未能找到相关的全国数据。只找到一些零散的信息，如：

位于甘肃省东部的黄土高原腹地的平凉试验站，其玉米地的植被含水量在5-11kg/m²之间。（刘蓉、文军、张堂堂、刘远永、李振朝《利用MERIS和AATSR资料估算黄土高原塬区植被含水量时空变化》）遥感技术与应用第22卷第3期 2007年6月）折合成积水深度在5-11mm之间。

青藏高原植被含水量由西北向东南呈带状递增的趋势，大部分地区植被含水量集中在1 000 kg／hm²以下。

图7：2005年7月青藏高原植被含水量均值图

（陈思宇、于惠、冯琦胜、梁天刚

《2002--2010年青藏高原植被含水量微波遥感动态监测》

草业学报第22卷第5期 2013年10月）

图8：2002--2010年5--10月植被含水量频度分布图

（来源同图7）

折合成积水深度，多数地区不到0.0001mm。在最高的7000kg/hm²处，也仅有0.0007mm。

鄱阳湖自然保护区2001--2010年生物量密度多年平均值总体处于0--1402 g／m²之间。（叶春、，赵晓松、吴桂平、王晓龙、刘元波《鄱阳湖自然保护区植被生物量时空变化及水位影响》湖泊科学2013，25(5)：707-714）

生物量（biomass），是生态学术语，指某一时刻单位面积内实存生活的有机物质（干重）总量。有研究表明，植物含水量为生物量的130%左右，高的可达289.3%，低的有87.2%。（潘佩芬《生态水信息指标参数植被含水量遥感反演模型研究－以岷江上游毛尔盖地区为例》成都理工大学硕士学位论文201105）按含水量中间值130%估算，鄱阳湖自然保护区植被含水量，折合成积水深度约为0.91mm。

据90年代初期测算，鸡公山平均森林生物量为70.3t／hm²；（李海涛、杨柳春、严茂超、董孝斌、胡聃、张照喜、杜化堂《鸡公山自然保护区森林生物量动态模拟及其宏观价值评估》资源科学27卷第4期2005年7月）按含水量中间值130%估算，其含水量为203.38 t／hm²。折合积水深度9.14mm。

由此估计植被含水量全国平均约5mm。

综上，估计全国地表水存量约为820mm：

表1：全国地表水存量估算

全国多年年平均降雨量为629.6mm，地表水存量为其1.3倍。

地下水存量的情况远比空中水存量和地表水存量复杂，从查到的论文看，人们对它的认识仍相当有限。图9为百度百科提供的地下水结构示意图。

图9：地下水的结构示意图

包气带：是指位于地球表面以下、潜水面以上的地质介质。其间持有的水称为包气带水。

潜水（Underground water）：一般称的地下水是指潜水。潜水埋藏在地表以下第一稳定隔水层之上，是具有自由表面的重力水。潜水的自由表面称潜水面，潜水面的绝对标高称为潜水位，潜水面距地面的距离称为潜水埋藏深度，即地下水埋深。

潜水一般埋藏较浅，分布较广，便于开采，广泛地用作供水水源。但由于含水层之上无稳定隔水层存在，所以容易受到污染。潜水主要由大气降水补给。降雨历时长，强度不大；地形平缓；地表植被良好有利于潜水补给。当河、湖水位高于潜水面时，河、湖水补给两岸潜水。反之，潜水补给河湖水。如黄河下游为地上悬河，所以河水单向补给潜水，而中游地区四面为山，则潜水补给河水。

承压水：充满两个隔水层之间的含水层中的地下水。承压水由于顶部有隔水层，它的补给区小于分布区，动态变化不大，不容易受污染。它承受静水压力。在适宜的地形条件下，当钻孔打到含水层时，水便喷出地表，形成自喷水流，故又称自流水。

形成承压水的埋藏条件是上下均有隔水层，中间是透水层，其次是水必须充满整个透水层。承压水的形成与地质构造有密切关系，只要有适合的地质构造，无论是松散沉积物，还是基岩，都可形成承压水。最适宜于承压水形成的地质构造是向斜构造和单斜构造。

上示图9是一个简单化的示意图。实际的地下结构很复杂、地域差异显著。图10是潮白河冲积扇水文地质剖面图，它主要显示潜水层内部的结构。

图10：潮白河冲积扇水文地质剖面图

（翟远征、王金生、周俊《北京市潮白河冲洪积扇

地下水流动和更新模式的水化学和同位素标记》

应用基础与工程科学学报第21卷1期2013年2月）

由此，地下水存量由包气带含水、潜水和承压水三部分构成。笔者未能找到对这三部分存量在全国分布的研究结果。

由地下水超采量，可从侧面观察地下水存量的规模。所谓“超采”指采取的地下水量超过了当年的地下水资源量。而地下水资源量是降水形成的地下水流量，亦可视为“地下径流量”。发生“超采”，意味着地下水存量下降，累计的超采量是地下水存量的累计消耗，实际的地下水存量显然大于它。

历年《海河流域水资源公报》显示，1998年以来，地下水使用量远大于可用的“地下水资源”，二者之差即为超采量（见图11）。

图11：1998年以来海河流域地下水超采量

（单位：mm）

（据历年《海河流域水资源公报》数据计算）

自1998年到2010年累计的超采量达到峰值，为2,011.48 mm，同期流域水资源总量年均值为884.16mm，累计的超采量峰值达到其2.275倍。可见，该地下水存量应大于年均水资源总量的2.275倍。

   笔者幸运地在一篇论文中找到该流域内的一个旁证，翟远征等在《北京市平原区地下水更新能力变化的动态均衡证据》中提供了北京地下水的总储量。

表2：北京地下水总储量计算结果

原注：开采层主要指自地下水面至地下约150m之间

的含水层；开采层以下指开采层以下至第四系基底；

整个含水层指垂向上自地下水面至第四系基底。

（翟远征、王金生、郇环、滕彦国《北京市平原区

地下水更新能力变化的动态均衡证据》吉林大学

学报(地球科学版) 第42卷第1期2012年01月）

将其换算为地表水深：

表3：北京地下水总储量（单位：mm）

北京年均降水量为626mm，可见北京的地下水存量为年均降水量的14.17倍，承压水存量为年均降水量的10.97倍，两者合计为年均降水量的25.14倍。

另，徐则民等指出：成都地下水主要为孔隙潜水，埋深3-5m；含水层厚度8-27m。（徐则民、张倬元、刘汉超、刘俊贤、李廷强、鲍志言《成都地铁环境工程地质评价》中国地质灾害与防治学报2002,13(2)）其均值为17.5m，与上述北京的地下水存量差不多。成都年均降水量为882mm，可见成都的地下水存量也比年均降水量高出一个数量级。

在没有找到全国数据的情况下，这两个案例提示我们，地下水存量比年均降水量高出一个数量级。由此看到，水循环系统中的水存量由上到下的分布，各相差一个数量级。其中，地表水存量与年均降水量在同一个量级。

图12：水存量的规模比较

这告诉我们，大陆水循环系统中的水存量主要集中在地下水。

图1显示了这三个存量相互影响的逻辑关系。其中，降水是水循环中影响区域气候最明显的环节。而蒸发则是本地水存量影响空中水存量最明显的环节。国家气象中心发布了全国年蒸发量分布图（图13）。

图13：全国年蒸发量分布

图13中蒸发量最大的地区在内蒙西北、新疆东部；最低的地区在长江中游的重庆、四川、贵州。前者比后者高五倍。这与人们的经验相悖，前者极为干旱，地表几乎无水可供蒸发，而后者极为湿润。事实上气象中心的图上，表示的是蒸发皿的蒸发量，即当地气象条件下的最大蒸发能力，而不是实际蒸发量。这种表述上的不确切，只能让非气象专业的人们陷入疑惑。

在于伟东的《海河流域水平衡与水资源可持续开发利用分析与建议》中的“流域水量平衡表”中，发现海河流域1988—2006年的逐年蒸发量。将其与《海河流域水资源公报》提供的降水量数据绘在同一幅图中，可见蒸发量与降水量同步变化，且相差无几。在极旱的年份，蒸发量甚至稍大于降水量。

图14：海河流域年蒸发量与年降水量

（数据来源：历年《海河流域水资源公报》、

于伟东《海河流域水平衡与水资源

可持续开发利用分析与建议》）

这暗示我们，蒸发量有可能与降水量同步变化，且数量相当。

已有研究表明，鄂尔多斯盆地地下水循环以垂向交换为主。大气降水补给量约为61.5亿m³／a，占总补给量的87.5％，蒸发量为41.87亿m³／a。（数据来自何渊《鄂尔多斯盆地沙漠高原区湖泊和潜水面蒸发能力研究》长安大学硕士学位论文 2006年6月）由此算出，蒸发量占地下水总补给量的59.57%，占大气降水补给量的68.08%。可见在鄂尔多斯盆地，蒸发是盆地地下水资源的最大消耗项。

但这些是个例，而笔者未能找到实际蒸发量的分布图。我们不得不另寻视角，根据分散的研究成果观察蒸发现象。

注意到地表水存量的大头为冰川，它集中蒸发于西藏、新疆的高山区。湖泊储水只在不到1%的国土面积（7.4万平方公里）上蒸发，而植被含水量和植被及枯落物持水量甚小。对广大国土而言，平均约200mm的土壤持水是主要的蒸发源。而地表蒸发还受到地下水存量的强烈影响。

回顾图9，地表以下埋藏在饱水带中第一个具有自由水面的重力水被称为“潜水”(亦即浅层地下水)。潜水在土壤吸力的作用下，通过毛细管对土壤补给水量，再通过土壤蒸发和植物蒸腾进入大气。可见，地表水存量和地下水存量在一个统一的过程中蒸发。学界称此为“潜水蒸发”。测定潜水蒸量发比用蒸发皿测定水面蒸发量困难，需用到专门的实验装置（见图15）.

图15：潜水蒸发实验装置图

（刘铁刚、迟道才、于文颖、王冬梅、

陈胜利《辽宁地区潜水蒸发规律研究》

沈阳农业大学学报 2005-02,36（1）：79-79）

何渊研究鄂尔多斯盆地非冻期（3-10月）表土蒸发量。发现风积沙、风化砂岩、淤泥质砂和壤土各自的累计蒸发量如图16

图16：鄂尔多斯盆地不同地层蒸发量与埋深的关系

（数据来自何渊《鄂尔多斯盆地沙漠高原区湖泊和

潜水面蒸发能力研究》长安大学硕士学位论文

2006年6月）

数据显示，埋深1.5m以下，蒸发量降到埋深0.1m时的0.4%以下。

张永明等研究了塔里木盆地裸地的潜水蒸发现象，发现：

表4：塔门镇潜水蒸发强度与水面蒸发强度

（张永明、胡顺军、翟禄新、沈冰

《塔里木盆地裸地潜水蒸发计算模型》

农业工程学报第25卷第1期 2009年1月）

称某埋深的潜水蒸发量与水面蒸发量之比称为潜水蒸发系数。由上表计算各月不同埋深的潜水蒸发系数，发现均为埋深的幂函数，且各月相差很小：

图:17：不同深度潜水蒸发强度与地表水面蒸发强度的比值

 计算不同深度各月的均值，用幂函数拟合出其趋势线如下：

图18：不同深度潜水蒸发强度与地表

水面蒸发强度的比值的趋势外推

计算表明：埋深超过5m，潜水蒸发强度不到地表水面蒸发强度的3%，埋深超过10m，潜水蒸发强度不到地表面水面蒸发强度的1.5%。可见，埋深超过10m，潜水蒸发就可忽略不计了。

当地表有植被时，植株生存需水分的蒸腾，从而会加大潜水的蒸发量。

王振龙等研究比较淮北平原农地有无作物时的的潜水蒸发量。发现农地上有作物将明显增加潜水蒸发量，但埋深5m以下，蒸发量均微乎其微。

图19：潮土与砂礓黑土年平均潜水蒸发量的变化

（王振龙、刘淼、李瑞《淮北平原有无作物生长

条件下潜水蒸发规律试验》农业工程学报

第25卷第6期 2009年6月）

胡顺军等定义植被系数K为在相同的土壤和气候条件下，相同时期内植株生长条件下的潜水蒸发量与裸地的潜水蒸发量之比。在塔里木河三大源流——阿克苏河、叶尔羌河、和田河交汇处附近的冲积平原新型绿洲区内，测算出柽柳的植被系数K：

图20：柽柳的植被系数K

（胡顺军、田长彦、宋郁东、陈小兵、

李岳坦《裸地与柽柳生长条件下潜水

蒸发计算模型》科学通报2006,51(z1)）

可见在阿克苏地区有柽柳覆盖，潜水蒸发量高于裸地。在地表蒸发量高3倍；埋深增大，植被系数下降；而埋深大于5m以后，与裸地相同。

张颖等研究辽河口湿地芦苇的潜水蒸发。发现：在不同地下水埋深条件下，栽植芦苇的样地的潜水蒸发量比裸地的大。栽植芦苇的样地日潜水蒸发量差值可达9.0 mm。潜水蒸发量随地下水埋深的增大而减小，栽植芦苇的样地的潜水蒸发递减速度大于裸地。在试验设定的地下水埋深5—60 cm范围内。种植芦苇的样地的潜水累积蒸发量是裸地的3.0—3.5倍。栽植芦苇的样地的潜水蒸发过程与水面蒸发过程一致性较好。大气蒸发能力增大到一定程度。栽植芦苇的样地和裸地的潜水蒸发强度增加的幅度均呈减小的趋势。

将同一时间段内同一种土壤的潜水蒸发量和水面蒸发量之比称为潜水蒸发系数，他们的实验结果见图21。

图21：辽河口湿地的潜水蒸发系数

（张颖、郑西来、伍成成、张玉荣

《辽河口芦苇湿地区潜水蒸发试验》

浙江农林大学学报，2011，28(4)：569—575）

  综上，找到的局部研究成果表明：

1、潜水蒸发量随地下水埋深增加而呈幂函数衰减，当地下水埋深超于5m时，地下水蒸发量与水面蒸发量相比很小，可忽略不计。

2、地表植被生长对水的蒸腾，加大了潜水蒸发量。在埋深为0m时，可增大至裸地的3倍。随着埋深增加，这个倍数快速衰减，当埋深超过5m时，与裸地无异。

我们看到，埋深大于5m，潜水蒸发微乎其微。那埋深与地表植被有何关系？

  在降水极少的地区，土壤水存量主要依赖地下水,因而其植被分布与地下水赋存状态高度相关。

王希义等在塔里木河中游荒漠的研究发现：

图22：塔里木河中游植被盖度与地下水埋深关系

（王希义、徐海量、凌红波、白元《塔里木河中游

荒漠河岸林物种多样性对地下水埋深变化的响应》

西北植物学报，2013，33(10)：2071—2076）

图23：塔里木河中游地区物种多样性随地下水梯度的变化

（来源同图22）

研究表明，在塔里木河中游地区，最适宜植物生长的地下水位为2～4m，能够保证植物正常生长的合理地下水埋深区间为2～6 m。当地下水埋深降到10m以下时，地表植被覆盖度与物种多样性均极低。这时地下水存量对地表植被作用微乎其微。

田凯等研究鄂尔多斯地植被覆盖度，发现：

图24：地下水位埋深与条件植被覆盖率的关系

（田凯、李小青、康相武、霍艾迪《基于MODIS数据

研究黄河中上游区域地下水对地表植被影响的方法》

高技术通讯2009年第19卷第11期）

在鄂尔多斯地区，适宜植被生长的最佳地下水位埋深为1.2m，适宜于植被生长的地下水位埋深范围为0.8-4.5m；当地下水位埋深超过7.0m以后，地下水位埋深的变化对植被长势的影响逐渐减弱，当地下水位的埋深超过10m时，可以近似认为地下水位埋深的变化对植被长势没有影响。

金晓媚等研究银川盆地植被发育与地下的水关系，发现：地下水埋深3m左右，植被覆盖率最高。埋深从3m降到到8m，植被覆盖率从接近80%快速下降到10%，此后植被覆盖率与地下水位的关系不明显（见图25）。

图25：银川盆地植被发育与地下水位埋深关系

（金晓媚、万力、薛忠歧、于秋生、于艳青

《基于遥感方法的银川盆地植被发育与地下水

关系研究》干旱区资源与环境第22卷

第1期 2008年1月）

这些研究个案提示：地下水埋深1-4m之间，最适宜地表植被生长。而地下水位降到8m以上后，地表植被极为稀疏，地下水对地表植被分布的影响可以忽略。

由此，对区域生态系统而言，地下水埋深是关键因素之一。埋深超过8m，除非人工抽取，否则地下水对生态系统无意义。

力学中质量意味着惯性，两者属同一量纲。在区域水循环系统中，水存量的量纲同样是质量，这启示我们从惯性的视角观察水存量的作用，看水存量的赋存状态在多大程度上影响着一个地区的气候、生态环境与社会系统。

张学文注意到：

“如果把年平均降水日数超过100天的盆地称为湿盆地，那么我国的四川盆地、青海湖盆地以及非洲著名的刚果盆地就属于湿盆地。反之，年平均降水日数不足30天的盆地就是干盆地。吐鲁番盆地、柴达木盆地、塔里木盆地则都在其列。准噶尔盆地比较浅，但是冬季大气水分的重心也低，于是准噶尔盆地的冬季属于湿盆地。”

而且，盆地气候具有“非干即湿”的两极分化特点，即“盆地一旦空中水稀缺，它会长时间维持干旱状态，反之，如果盆地内空中水盈余，空中水可以在盆地内自行“水分循环”，从而使降水偏多。这类似于电脑中广泛应用的数字电路的双稳态特征（不是高电位，就是低电位）。”（《“盆地气象”能否成为新学科？》中国气象报社 2012年10月07日）

例如塔里木盆地就是一个典型的“干盆地”，而四川盆地则是典型的“湿盆地”。为什么会形成这种“双稳态”特征？张学文指出：

“90%的空气集中在16千米以下的大气中，大气中90%的水分集中于近地面5千米的空气层内。如果一个盆地与包围它的山体的高度差达到5千米，那么盆地周围山体对盆地内空中水的活动有明显影响，其降水、云系的特征受盆地地形制约。”（同上）

“由于高山的阻隔，盆地内的水分不易散失，反而可以在盆地内的空气中形成自己的小循环”（张学文《改造盆地气候存在一把特殊的钥匙？--初议干盆地与湿盆地概念》2011-5-22 科学网http://bbs.sciencenet.cn/thread-369374-1-1.html）

显然，盆地中大气较高的封闭度，使大气中水汽存量的惯性彰显了出来。降水的物理机制是：空气中的水蒸气达到饱和，从而析出水分。在湿度较高的地区，气温稍微下降或外来水汽稍微补充都可能使空气中的水蒸气达到饱和，导致降水。反之则只能依赖外来的饱和水汽。

四川盆地年均相对湿度在80%以上，居全国之冠。如此高的平均相对湿度，只要温度稍降，就会达到饱和，从而产生降水。古人早已注意到四川盆地的夜雨。在成都是“随风潜入夜，润物细无声”（杜甫•春夜喜雨），在重庆是“巴山夜雨涨秋池”（李商隐•夜雨寄北）。成都在盆西平原上，“润物细无声”活脱脱地描绘出空气中的水蒸气析出水分的情景；重庆在盆东山区，降水主要是湿润气流遇到山脉等高地阻挡，被迫抬升而气温降低，到夜间这降温更明显，于是形成地形雨，其雨量大到足以“涨秋池”的地步。

而塔里木盆地年均相对湿度在40%左右，没有充沛的外来水汽，很难到达饱和。塔里木盆的外来水汽集中在6、7、8三个月（见图26）。所以降水也集中在这三个月。

图26：1948—2009年塔里木盆地空中水汽

水平方向净输入年内变化（吴永萍等

《1948-2009年塔里木盆地空中水汽输送

时空分布特征》冰川冻土第32卷

第6期 2012年12月）

杨青等利用（1976--2009年）和田、库车、若羌、喀什、和(1999--2009年) 民丰探空站观测资料，计算出塔里木盆地5个站的月平均水汽含量，（见表5）。

表5：塔里木盆地5站月平均水汽含量 单位：mm。

（见杨青等《塔里木盆地水汽含量的计算与特征

分析》地理学报 第65卷第7期 2010年7月）

   表中的差异度为（最大值-最小值）/均值。数据显示：水汽含量越高的站，月度间差异度越小。这趋势表现在图27中。

图27：水汽含量差异度与平均水汽含量的关系

按春夏秋冬排列月份，水汽含量演化如图28。

图28：月平均水汽含量

由《新疆气象手册》3章1.2节（见新疆兴农网信息中心http://www.xjxnw.gov.cn/zx/qxfw/qxzs/xjqxsc/03/433915.shtml）查到塔里木盆地中三个气象站的降水量季节分布数据（见表6）。

表6：四季降水占全年降水量的百分比（1951-1980）

   表中的差异度公式同上表。三站降水量份额的平均值见图29。

图29：降水量季分布

可见降水量分布与图28显示的水汽含量大体一致。

三站各自的降水量分额见图30：

图30：三站降水量季分布

喀什在盆西的盆沿上，年均相对湿度较高，超过50%，其降雨量在年内分布相对平均，若羌在东南部最干燥的地区，年均相对湿度不到40%，降水高度集中于夏季。数据显示：喀什的降水量年内分布最均匀，若羌则最集中。

由此看到，空中水存量的惯性作用：水存量大，降水量分布较均匀，反之，降水高度集中于外来水汽丰裕的夏季。

因而干湿盆地的差异本质上是空气相对湿度的差异，亦即大气中水存量的差异。在全国年平均相对湿度图（图31）上，可清晰地看到这一点。

图31：全国年平均相对湿度

另一个实例是川西盆壁与太行山的对比，两者都挡住了东来的水汽。空气被迫爬升，在川西导致大量的降水，以致雅安被称为“雨城”、“天漏”。而在太行山降水量远小于川西。一个重要的原因是，太行山前区域大气的相对湿度远小于四川盆地，因而靠空气爬升降温达到饱和湿度更难。

《中国自然资源丛书•水资源卷》在提供水汽资料时，将全国大陆分为湿润区和半湿润、半干旱、干旱区两个部分，分别给出了其水汽的输入、输出量。紧接着，提供降水量资料时，将全国大陆分为：十分湿润带（1600mm以上）、湿润带（1600-800mm）、半湿润带（800-400mm）、半干旱带（400-200mm）、干旱带（200mm以下）五个带。显然，前两个带对应于湿润区，后三个带对应于半湿润、半干旱、干旱区。

根据国家气象信息中心的年降水量分布图（图32），可估算出这两个区的平均降水量。

图32：全国年降水量分布图

由此计算出的数据见下表：

表6：水汽收支与降水量比较

在湿润区，降水量占水汽输入总量的30.51%，而在半湿润、半干旱、干旱区，仅为20.14%。水汽的净流入量是由外来水汽对区域水存量的净增补量，在湿润区占到水汽输入总量的15.91%，而在半湿润、半干旱、干旱区，仅为5.13%。

可见，在干燥的地区，域外输入的水汽更容易成为匆匆过客，更难形成降水，以补充本地的水存量。于是我们看到空中水存量导致的惯性：湿者恒湿，干者恒干。

问题在于，空中水存量只是区域水存量的极小部分，它的分布态势与地表水存量和地下水存量密切相关。

图6显示，成都的土壤持水量远高于塔里木盆地。而且成都地下水埋深3-5m；含水层厚度8-27m。（徐则民、张倬元、刘汉超、刘俊贤、李廷强、鲍志言《成都地铁环境工程地质评价》中国地质灾害与防治学报2002,13(2)）而塔克拉玛干沙漠浅层地下水“埋深小于100m。”（钱鞠、龙训建、杜虎林、俎瑞平、高前兆《塔克拉玛干沙漠区地下水空间信息统计特征与变异性分析》南水北调与水利科技 第5卷第5期 2007年10月）

蒸发维持着盆地的空中水汽存量，而蒸发的水源来自地面与地下水存量。塔克拉玛干的空中水存量基本得不到地表与地下水的支撑，降水全靠外来饱和水汽。正是两地在地面与地下水存量方面的明显差异，导致了其空中水汽存量的明显差异。由此，我们看到，是地面与地下水存量的差异，导致了两个盆地在气候与生态方面质的差异。

这提示我们盆地的水存量决定了盆地的气候与生态面貌。在一个干旱的盆地，若能大规模增大其地面、地下水存量，使地下水埋深不深于5m，有可能根本改变其气候与生态面貌。这就是水存量的气候惯性。

今天的海河流域，“有河皆干，有水皆污”。是个水资源严重缺乏的地区。然而从历史上看，这里却长期是东亚大陆人口密集的区域。

辽、宋都实行五京制度，海河流域是辽（907～1125年）的南京道。到了金朝（1115－1234年），这里成为首都（中都）。

元于1272年定都今北京，称大都，此后明、清均定都于此。且首都所在地均领有一个幅员广阔的行政辖区：元的中书省、明的北直隶、清的直隶省。这个地区成为全国性政权的首都长达639年。

在1935年地理学界的老前辈胡焕庸绘制的第一张中国等值线人口密度图中，海河流域仍是人口密集的大区域。这样的大格局一直保持到今天。

图

图33：胡焕庸线

人口高度聚集于此，说明这个地区的气候-生态环境适宜人类社会生存；如此长期地聚集于此，说明其气候-生态环境具有相当大的惯性。

在海河平原上，以海、河、潭、泉、洼、泊、湖、淀、泽、沽、桥为名的地点数不胜数。事实上，直到上个世纪60年代以前，这里人忧虑的多是水患。从1368年到1948年的580年间，海河流域发生过387次严重水灾，天津市被淹泡过70多次。

《禹贡》时代，今宁晋泊与大陆泽地区是一片广泛的南北相联的统一湖泊，称为“大陆泽”。对于宁晋泊的成因，前人主要有两种看法：

其一：明代由于滹沱河南徙，今宁晋东南一带排水不畅，使原属大陆泽北部的下游地区另名宁晋泊。（王会昌《河北平原的古代湖泊》[J]．地理集刊(第18号)。1987，第18号：79—83．）

其二：北宋黄河北泛，大陆泽被其来沙所淤，湖底抬高，湖水顺着今滏阳河向下游泄入今宁晋东南潴汇成宁晋泊。（邹逸麟《黄淮海平原历史地理》[M]．合肥：安徽教育出版社，1993．）

石超艺对明代及明代以前的史料进行了海量搜索，在其博士论文《明以来海河南系水环境变迁研究》中，提出了新的见解：

明代，在今南起任县北，北至宁晋南的广大低洼地带一直是一个南北统一的大湖群，人们主要称其为大陆泽。直到明末清初，统一的大陆泽才开始分解成南、北两个部分。分解后的南泊因更加接近先前湖泊的主体位置，湖泊范围轮廓分明，面积比北泊更广，因此南泊承袭了大陆泽的名称，而北泊则另称为宁晋泊。但是康、雍以后，南泊大陆泽范围迅速缩小，而北泊宁晋泊迅速扩大，到乾隆初年北泊已三倍于南泊。但在道光以后，南、北泊同时迅速缩小，到了光绪年间，南泊已完全消涸，北泊也已所剩无几。1939年，宁晋泊在洪水季节纵横仅余14km，在枯水季节已不显泊形。20世纪五六十年代，宁晋泊完全干涸。

图34：大陆泽与宁晋泊的演化过程

（石超艺《明以来海河南系水环境

变迁研究》复旦大学历史地理研究中心

博士学位论文2005年4月18日）

可见，历史上海河流域地表水存量丰富。河、潭、泉、洼、泊、湖、淀、泽、沽密布，使地下补给水源充沛，这又导致地下水存量巨大。正是这巨大的地表、地下水存量，有效地滤平降水量的波动，保障了其上社会系统的长期生存。

尽管从明末清初开始，统一的大陆泽就开始收缩、分解，这一干旱化过程持续到20世纪五六十年代，大陆泽、宁晋泊均消亡。这个持续了三百年以上的历史过程中，海河流域的社会系统却没有因干旱而瓦解。究其原因，巨大的地表、地下水存量功不可没。

1965年以后，干旱化更为严重，空中外来水汽显著减少。海河流域降水集中在夏季，而1965年起，夏季水汽输送通量明显降低。

a: 纬向

b: 经向

图35：河流域夏季水汽输送通量的变化

(单位：kg(m·s))（引自张利平等《海河流域大气水资源变

化与输送特征研究》水利学报 2008年2月第39卷第2期）

   这导致大气的干燥化。

图36：海河流域夏季平均整层大气可降水量异常的变化

（引自张利平等《海河流域大气水资源变化与输送

特征研究》水利学报 2008年2月第39卷第2期）

   气候变化导致海河流域降水减少：

图37：河北省1961年以来的降雨量距平百分率

（见高霞、李强《1961--2005年河北省降水气

候特征及雨水资源的开发利用》气象与环境学

报第24卷第4期2008年8月）

这使得地表水存量急剧下降，大量河、潭、泉、洼、泊、湖、淀、泽、沽仅剩地名。

   滹沱河本是一条汹涌奔腾的大河。2007年在卫星地图上看到的，是这幅景像：

图38：107国道跨越滹沱河（2007年）

滹沱河只剩干河滩了。今年再看它是这样：

图39：107国道跨越滹沱河（2014年）

卫星照相的技术有明显的进步，图像更清晰，色彩更逼真。最令人欣慰的是河中又有流水了。然而，拉开视角，却看到另一幅景象：

图40：被截留的滹沱河（2014年）

图39仅为图40中红框所标区域。所见的河水，不过是人为截留的一段死水。

当地表河、湖、泊、洼、泽大量存在时，引水灌溉可有效抵御降水量的不足。它们的消失使社会系统面临缺水威胁。所受威胁最大的是农业。1966年河北农村就开始打井，不久就流行深机井。2011年8月19日，中国新闻网以《河北86万余眼机井超采地下水致水位严重下降》为题，报道了机井的泛滥：“在干旱的华北，农用机井、深层地热水机井，纷纷伸向地层深处，‘像筛子一样’，是一些地质工作者对脚下地层常用的比喻。”

2007年笔者在艾辛庄水利枢纽管理所的围墙上，看到这样的广告:“打甜水井150米至450米”。这个深度的水才可以饮用，可见地下水存量污染、消耗到什么程度。而这里是平原上最低洼，最湿润之处。

图41：艾辛庄水利枢纽管理所的围墙上的打井广告

（摄影：王中宇）

农业占多年工程供水的比重达75.85%。民以食为天，一旦农业崩溃，这个地区的社会系统无法维持。换而言之，这几十年来，这个地区的社会系统是靠抽取地下水存量维持的。地下水存量显示出对水循环系统稳定性的巨大意义。

图42：农业占供水总量的比重

（数据来源：历年《海河流域水资源公报》）

1998年以来，累计超采的地下水量高达本地年均水资源总量的2.275倍。这超采量全赖地下水存量支撑。是地下水存量给了我们数十年的回旋余地，使我们可以重新认识大自然中水资源的特性，可以寻找新的出路。设若没有这些地下水存量，这个地区的社会系统恐怕早就瓦解了。

前已述及，地下水位埋深超过8m，对蒸发和地表植被就没什么意义了。海河流域的地下水位，在过去数十年间，迅速下降，已经远低于10m（见图43）。这意味着，河流域的地下水存量已经严重损耗，难以为继了。

图43：北京市大兴区历年平均地下水埋深变化

（刘超群、李黔湘、段云岭《减少ET的节水灌溉

技术研究》2009 - 2008年GEF海河流域水资源

与水环境综合管理项目国际研讨会会议论文）

“人杰地灵”描述的是一个地区的生态-社会系统良好。“人杰”建立在“地灵”的基础上，而稳定可靠的水资源，是决定一个地方灵气的关键因素之一。海河流域的历史提示我们，人类社会需生存于一块巨大的“海绵”之上，它将老天爷变动不居的降水转化为稳定得多的供水源。决定一个地方灵气的，正是这“海绵”的持水能力。历史证明，渤海流域是一块优质的“海绵”，但过去三百多年来，这“海绵”被慢慢挤干，尤其是过去几十年间，这块“海绵”几近被榨干。这提示我们，如何保持“海绵”的湿润和持水能力，对社会系统的生存而言，是个战略性的问题。

历史上，塔里木盆地的绿洲曾经深入沙漠腹地。

2002年樊自立等绘出了他们发现的整个塔里木盆里的古绿洲（见图44）。可见古绿洲曾深入塔克拉玛干沙漠腹地。

图44：塔里木盆地古绿洲及其变迁

（樊自立等《塔里木盆地利用与生态平衡及土地沙漠化》

中国历史地理论丛第17卷第3辑 2002年9月）

2008年熊黑钢等依据野外实地考察和考古资料，绘制了塔里木盆地南缘河流与其流域内的古绿洲分布情况（见图45）：

1、楼兰2、米兰3、若羌4、汉且末古城

5、瓦石峡古城6、唐且末古城7、阿克可西卡

8、提英木古城9、达乌孜勒克 10、尼雅北遗址

11、尼雅遗址12、尼壤遗址13、大麻扎

14、新遗址15、喀拉墩古城16、马坚勒克

17、尤木拉克库术18、丹丹乌里克19、乌曾塔提

20、卡拉沁遗址21、哈得里克22、特特尔格拉木

23、黑哈斯遗址24、吴六杂提25、达玛沟遗址

26新聚落遗址 27、麻扎塔格28、巴勒马斯遗址

29斯日合勒克古城30、阿克斯比尔31、约特干遗址

32、什斯比尔33、奈加拉哈奈34、玉吉米力克

35、阿塞胡加36、布特勒克37、牙阿其乌依力克

38、额其买力克古城39、克孜勒塔木

图45：塔里木盆地南缘主要古绿洲分布图

（熊黑钢等《干旱区地理》第31卷第1期 2008年1月）

克里雅河曾深入塔克拉玛干沙漠腹地，并孕育了新遗址、喀拉墩古城、马坚勒克等古绿洲。和田河曾贯穿塔克拉玛干沙漠，并在沙漠腹地孕育了新聚落遗址、麻扎塔格两个古绿洲。尼雅河则在沙漠深处孕育了尼雅北遗址、尼雅遗址、尼壤遗址等古绿洲。

塔里木盆地的东侧是著名的罗布泊。古罗布泊诞生于第三纪末、第四纪初，距今已有1800万年。

罗布泊西北缘某地层剖面沉积物孢粉记录揭示，在6.91×10⁵～4.35×10⁵年期间植被类型为疏林草原，沉积气候较温和湿润，同时期罗布泊中部K1孔揭示的植被类型为荒漠草原。学者据此推断：

“若近百万年来，该地区地形地貌无较大变化，可以推测罗布泊西北缘北部山前坡地和倾斜平原在早期(中更新世)可能为森林及疏林草原，使得位于该地段地层剖面中，就近沉积的植被多为木本。在东风和北北东风对罗布泊东侧平原或荒漠草原植被孢粉的运移作用下，同时期该区东侧八一泉、东部阿其克谷地、中部K1和西部P-1剖面的草原和荒漠植被孢粉含量随着距离的增加而减少。”（袁革新等《罗布泊地区第四纪环境演化若干新认识》现代应用物理第4卷第3期 2013年9月）

对罗布泊距今8000年以来的变化，将各方信息放到时间轴上，如图46：

图46：罗布泊地区的气候演化

（时间轴为BP（距今））

可见这里的气候变化以千年为尺度。近代以来罗布泊的消亡，相关信息见图47：

图47：乾隆四十七年以来罗布泊水面演化

除了罗布泊，在熊黑刚提供的图45中，可看到古代塔里木盆地东北还有一个长条状的湖泊，西部有还两个长条状的湖泊，而今已了无踪影。

这提示我们，在近万年的时间尺度上，塔里木盆地总体上比现在潮湿，自唐以后，塔里木盆地经历了一个逐渐干旱化的进程，而清中期后，干旱化加速。这提示我们，从长时间尺度看，塔里木盆地水存量持续减少。虽然其速率不高，但千百年的积累，导致了整个盆地的干旱化。

这提示我们思考，塔里木盆地的水存量是怎么丢失的？

塔里木盆地是内流河流域，不存在地面河水外流的可能性。至于从地下外流的可能性，倒有一个存在了2000多年的公案。

西汉的张骞出使西域，发现塔里木河等河流无论怎样源源不断地将水注入罗布泊中，湖水既不显增加也不显减少，于是认为湖水潜流地下，进入青海积存，而成为黄河的源流。司马迁的《史记·大宛列传》以张骞的探险报告为依据称：

“于阗之西，水皆西流注西海。其东水东流注盐泽，盐泽潜行地下，其南则河源出焉。”这里所说盐泽即古代罗布泊，“河”在古代特指黄河。这段文字明确指出了古代塔里木河入注古代罗布泊后伏流地下，到青海后重源复出。

班固在《汉书•西域传》中称：

“其河有两源，一出葱岭山、一出于阗。于阗在南山下，其河北流，与葱岭河合，东注蒲昌海。蒲昌海—名盐泽者也，去玉门、阳关三百余里，广袤三百里。其水亭居，冬夏不增减，皆以为潜行地下，南出于积石，为中国河云。”这是黄河重源说的两条经典依据之一，也是最早的记载。此“中国河”即指黄河。从此，张骞的这个黄河伏流重源说就风行一时。

到北魏郦道元撰《水经注》，清代徐松著《西域水道记》均沿袭《史记》、《汉书》之说。

到清代康熙和乾隆时，探清了真正的河源。现在我们知道，黄河源在龙羊峡水库以上，位于青藏高原东北部，涉及青海、四川、甘肃3省的6个州、18个县，总面积约13.2万平方公里，其海拔高度在3800米以上。而罗布泊的海拔仅780米，其地下水不可能流向黄河源区。即使汉书所说的积石山，位于甘肃省西南部的积石山县，该县处于黄土高原与青藏高原交接地带，海拔1735—4309米，也远高于罗布泊。

塔里木盆地地势低洼，四周是天山、昆仑山、青藏高原，地下水不可能外流。

排除了地面、底下外流的可能性，剩下的唯一的可能就是空中水汽净外溢。

然而吴永萍等的研究发现：1948-2009年塔里木盆空中水汽的水平输送是净流入（见图48）。

图48：塔里木盆地对流层水汽水平方向净输入

（吴永萍等《1948-2009年塔里木盆地空中水汽输送时空

分布特征》冰川冻土第32卷第6 期 2012年12月）

三千年来，塔里木盆地干旱化的总趋势无可否认。但逻辑上水资源净外流的可能性都不存在，这就成了一个悖论。

仔细观察塔里木盆地及其周边的卫星地图。注意盆地内的河流都来自四周高山融雪。而高山融雪一部分来自盆内的水汽存量。如果高山融雪都进入内流河，则水资源不可能经地面外流。但积雪最多的是西南部山区，其融雪既可能向内流入盆地，也可能外流，进入印度、巴基斯坦。融雪主要靠阳光，这里从南向北的阳光首先融化向外的西南坡，于是不能排除水资源经高山融雪而流出的可能性。

图49：塔里木盆地与其周边的卫星地图

另外，盆地东南部是青藏高原，而青藏高原的地形是西北高东南低。于是盆地水汽在青藏高原形成的降水，大多数不可能流回盆内。郭晓明将这一现象称为“虹吸现象”。认为正是这一现象使西北地区自身的水循环断裂，导致这里日渐干燥，从而破坏了这里生态系统的稳定性，使其步入了衰败的进程。（见 郭晓明《青藏高原的虹吸效应对欧亚大陆水循环的影响及逆转措施》南水北调与水利科技第5卷第1期2007年2月）

郭晓明注意到：在过去几十年中，罗布泊消失了，塔里木河水流量下降了近15%，在罗布泊消失后没有多久，青藏高原的北部就开始了荒漠化（见图50）。郭晓明认为：高原北部几乎没有人类活动，可见这部分高原荒漠化不是人类活动的结果，而是因为虹吸效应吸干了中国北方的水分，现在开始侵蚀高原自身的水分了。

图50：青藏高原的植被分布格局

（取自莫申国等《青藏高原的主要环境效应》

地理科学进展第23卷第2期2004年3月）

由于青藏高原目前仍以每年3.2-12.7mm的速度上升，“虹吸现象”只可能加强，不可能减弱。

郭晓明没有给出塔里木盆地水存量流失的速率。各有关塔里木盆地水循环平衡的分析，均隐含假设各流量相互平衡，亦即假设存量不变。这告诉我们，水存量的流失速率甚低，很可能低于流量测定的误差范围。但即使如此之低的流失速率，持之以恒，也能显著改变如此大范围的气象与生态面貌---这正应了那句老话：滴水穿石。

综上，我们看到，在水循环系统中，存量是不可或缺的分析对象。

从对气候的影响上看，空中水存量直接影响着降水量。空气相对湿度越高，外来水汽和降温越易于达到水汽饱和，形成降水；反之外来水汽越难使本地水汽饱和，越容易成为匆匆过客。而空中水存量靠地面与地下水存量的蒸发维持。

从规模的角度看，空中水存量最低，地面水存量高出一个量级，而地下水存量又高出一个量级。对地下水存量而言，埋深是一个重要的因素。蒸发能力随埋深呈幂函数衰减，支撑地面植被的能力也呈幂函数衰减。当埋深深于8m后，两者均衰减到微不足道的地步。

正是地面水存量与埋深不到5m的地下水存量规模，决定了一个区域的气候惯性。存量高的地方，气候湿润，植被茂盛；反之气候干燥、植被稀疏。这表现出水存量的气候生态惯性。

埋深深于8m的地下水存量，可通过人工抽提，供社会所用，这使社会系统有可能渡过极为干旱的岁月。这就是水存量的社会惯性。然而，它有其限度，一旦地下水疏干，社会就回天无力了。

由于地面、地下水存量的巨大规模，它可滤平外来水汽波动带来的降水量波动。在短期的水循环平衡中，也往往假设存量不发生变化。但现实中存量是在变化的，虽然其速率往往很低。若长期单向变化，终将导致区域气候与生态环境的质变。

由此，需深入研究水存量在区域水循环中的作用。在水资源管理中需有管理水存量的准则与措施。以下几项值尤其得关注：

1、长期、连续监测地表、地下水存量的变化；要及早发现导致区域水环境恶化的前期征兆，及时应变。

2、对地下水存量需设定几个警戒线，如地下水埋深5m、8m、10m等等，一旦低于警戒线，需采取相应的措施。

3、从水土资源匹配的视角看，干旱地区不能寄望于开采地下水。而应从水资源过剩的区域向干旱地区调水，调水的意义不仅在于应付日常之需，而应关注于使其过低的水存量达到某个合理的规模。

4、由此，在论证向干旱地区调水问题时，有两个层次：

其一，从长时间尺度看，该地区水存量流失的速率，它决定了阻止该地区进一步干旱化所需的调水速率。

其二，要恢复该地区的生态系统，需其地下水埋深不深于5m。为此应评估总计需调入多少水。

这两个层次的问题，是落实调水计划的基础。只有确切地回答了这两个问题，才能定量确定调水规模与安排时间，并预计其成效。在此基础上，才能对调水计划进行技术与经济可行性评估，才能比较可信地权衡其代价与收益。