Восстановление лесов в Китае изменило доступность воды?
Bulat Yessekin
China at an Ecohydrological Crossroads. Part I
What We Do and Do Not Know About Re-Greening Impacts on the Water Cycle
|
Китай, который в последние десятилетия в массовом порядке увеличил растительность на своих землях, предоставляет уникальные условия для изучения этих вопросов.
Китай и Индия лидируют в области озеленения.
Источник изображения: НАСА
В октябре 2025 года в журнале Американского геофизического союза “Будущее Земли” было опубликовано очень интересное исследование "Изменения растительного покрова перераспределяют водные ресурсы Китая за счет рециркуляции атмосферной влаги".
В этом исследовании был сделан вывод о том, что растительность, появившаяся в Китае, увеличила количество осадков и суммарное испарение, но снизила общую доступность воды в стране. Цитирую резюме:
Для достижения целей устойчивого развития, таких как смягчение последствий изменения климата и обеспечение продовольственной безопасности, Китай претерпел быстрые изменения в землепользовании/растительном покрове, включая облесение, восстановление пастбищ и перераспределение пахотных земель, которые существенно изменили поверхность суши и повлияли на гидрологические условия и управление водными ресурсами. Однако гидрологические последствия этих изменений, особенно в результате процессов рециркуляции атмосферной влаги, остаются недостаточно изученными. В этом исследовании были количественно оценены гидрологические последствия LUCC в Китае с 2001 по 2020 год с использованием наборов данных высокого разрешения и модели отслеживания влажности атмосферы. Наши результаты показали, что LUCC привел к увеличению суммарного испарения (ET; 1,71 мм/год) и осадков (P; 1,24 мм/год) при одновременном снижении водообеспеченности (WA) (P − ET; -0,46 мм/год). <...>
Неудивительно, что это исследование было подхвачено многими новостными изданиями, включая Popular Mechanics, Live Science и Earth.com и, похоже, получило широкий резонанс. В конце 2025 и начале 2026 года несколько коллег со всего мира попросили меня прокомментировать его. Поскольку это исследование имеет непосредственное отношение к концепции биотического насоса, которая предсказывает увеличение, а не уменьшение доступности воды на суше, мы решили изучить этот вопрос более внимательно.
Неожиданный вывод, которым я хотел бы поделиться в этой мини-серии постов, заключается в том, что вывод исследования о снижении доступности воды из-за увеличения растительности был фактически предопределен его методологией. Другими словами, оценка была составлена таким образом, что снижение доступности воды возникло независимо от данных, как следствие исходных допущений.
Эта необычная ситуация является хорошей иллюстрацией того, насколько сложны на самом деле взаимосвязи между растительностью и гидрологией, и, я надеюсь, поможет читателям лучше разобраться в предмете, даже если он несколько запутан. На мой взгляд, нет лучшего способа проникнуть в сложную область, чем через полемику. В то время как путь, пройденный по учебникам, может оставить человека с пассивными знаниями и иллюзией понимания, анализ живого спора помогает разуму оставаться начеку и подготавливает его к задаче создания новых знаний.
Итак, давайте проследим путь воды в Китае.
Компоненты и терминология круговорота воды
Начнем с основ. Чтобы понять круговорот воды, полезно взглянуть на него с двух взаимодополняющих точек зрения: с земли, где вода поступает и хранится, и с атмосферы, которая доставляет и забирает ее.
С точки зрения грунта, вода поступает в виде осадков, т.е. Как только она достигает суши, она может двигаться тремя путями. Он может возвращаться в атмосферу за счет испарения и транспирации растений, которые в совокупности называются эвапотранспирацией, E. Во-вторых, он может стекать под действием силы тяжести в виде поверхностного или подземного стока или речного стока, R, в конечном итоге попадая в океан.
Или же она может оставаться на суше, накапливаясь под землей в виде почвенной влаги и грунтовых вод. Этот третий путь отличается от первых двух. Суммарное испарение и сток - это потоки: они перемещают воду из одного резервуара в другой. Изменение объема запасов - это не поток. В нем описывается, что происходит, когда вода остается на месте, а местный запас влаги увеличивается или сокращается.
Чтобы сделать это различие более четким, мы обозначаем срок хранения в водном балансе как dS/dt, где S - локальный запас влаги. Это обозначение означает скорость, с которой запасы меняются со временем: небольшое изменение объема хранения, dS, за небольшой промежуток времени, dt.
Эти величины связаны между собой самым основным физическим законом: сохранением вещества. Вода не появляется из ниоткуда и не исчезает в никуда. Все, что выпадает на сушу в виде осадков, должно выполнять одно из трех действий: возвращаться в атмосферу, уходить в виде стока или оставаться на суше, меняя место хранения. Это дает базовое уравнение водного баланса:
P = E + R + dS/dt.
Каждая капля осадков должна пройти по одному из этих путей. Она может подниматься в воздух, стекать в море или оставаться и накапливать скрытые запасы влаги под землей.
Каждая капля, упавшая на сушу, должна выбрать свою судьбу: подняться, стекать или остаться.
Водоотдача и доступность воды
Давайте теперь разберемся с потенциальным источником путаницы. В гидрологии сток R иногда называют водоотдачей, как в этом старом гидрологическом словаре:
Скриншот из “Общего введения и гидрологических определений” У. Б. Лангбейна и К. Т. Изери (1960), Руководства по гидрологии: Часть 1. Общие методы исследования поверхностных вод.
Смысл этого термина в том, чтобы охватить все формы стока вместе взятые: поверхностный сток, подземный сток и речной сток. В словаре указано, что водоотдача равна количеству осадков за вычетом суммарного испарения, R = P - E. Но из приведенного выше уравнения водного баланса мы можем видеть, что это верно только в устойчивом состоянии, когда местные запасы воды не меняются и dS/dt = 0.
Здесь разница между расходом и изменением объема хранилища становится особенно очевидной. Устойчивый режим означает, что в течение рассматриваемого периода локальный запас влаги остается неизменным. Резервуары могут быть уже заполнены и не способны удерживать дополнительную поступающую влагу. Или дождевые осадки могут не проникать в почву и вместо этого полностью уходить в виде поверхностного стока, в то время как сама почва остается постоянно сухой. В таких случаях условия хранения не меняются: dS/dt = 0.
Подобное упрощение часто применяется в течение достаточно длительного периода времени. Поскольку локальные запасы ограничены, они не могут бесконечно влиять на водный баланс. В течение достаточно длительного периода изменения запасов обычно становятся незначительными по сравнению с потоками, и можно приблизительно установить dS/dt = 0.
Таким образом, в установившемся режиме кратковременный срок хранения сокращается, в то время как потоки остаются. Уравнение бюджета становится простым
P = E + R.
Только в этом случае сток, или водоотдача, равен количеству осадков за вычетом суммарного испарения.
В общем случае, однако, не все осадки, которые не возвращаются в атмосферу, становятся стоками. Некоторые из них могут оставаться на суше, пополняя запасы влаги в почве и грунтовых водах или компенсируя продолжающееся истощение этих запасов.
Поэтому за пределами стационарного состояния P - E лучше понимать не только как сток, но и как доступность воды в более широком смысле. Это вода, остающаяся на суше после испарения, которая распределяется между стоком и запасами. Это определение, принятое в исследовании An et al. (2025): водообеспеченность, определяемая как P - E, включает в себя весь сток плюс скорость изменения запасов воды.
Атмосферная перспектива
Давайте теперь рассмотрим тот же самый расход воды из атмосферы. Атмосферные осадки, которые доставляют влагу на землю, удаляют ее из воздуха. Суммарное испарение приводит к обратному эффекту: оно забирает воду из земли и возвращает ее в атмосферу. Существует также третий путь, по которому атмосфера получает влагу локально: перенос ее ветрами.
Ветры переносят лишь небольшое количество влаги, обычно менее 1% от массы воздуха. Если воздух просто проходит горизонтально, чистый приток влаги, также известный как конвергенция атмосферной влажности, равен нулю. Но если этот влажный воздух поднимается и охлаждается, содержащийся в нем водяной пар конденсируется и выпадает в осадок. Воздух, покидающий регион, становится более сухим, чем воздух, поступающий в него, и атмосфера доставляет влагу на поверхность.
На этой схеме мы рассматриваем круговорот воды с точки зрения атмосферы. Влажный воздух поступает в регион и покидает его (голубые стрелки), в то время как более сухой воздух выходит наружу (белые стрелки): какой бы воздух ни поступал, в конечном итоге он также должен выйти. Суммарное испарение (изогнутые светло-зеленые стрелки) добавляет влаги в атмосферу, в то время как выпадение осадков (синяя стрелка, направленная вниз) удаляет ее.
Локальный баланс атмосферной влажности M можно записать в виде
dM/dt = E + Fᵢₙ - fₒᵤₜ − P.
Здесь fᵢₙ - входящий поток влаги, а fₒᵤₜ - выходящий поток влаги. Их разность,
C = fᵢₙ - fₒᵤₜ,
это называется конвергенцией влажности в атмосфере.
Ключевым моментом является то, что атмосфера может содержать лишь ограниченное количество воды. При земных температурах водяной пар легко конденсируется, поэтому запасы влаги в атмосфере неизбежно невелики. Даже над тропическими океанами общее содержание влаги в атмосфере, состоящей в основном из водяного пара и лишь в незначительной степени из воды, поступающей из облаков и атмосферных осадков, составляет всего около 40 мм. Это толщина слоя воды, которая образовалась бы, если бы вся атмосферная влага над данной площадью поверхности сконденсировалась и опустилась на землю.
Это очень мало. При типичном количестве осадков в тропиках, составляющем около 4-5 мм в день, весь запас влаги в атмосфере истощается всего за несколько дней. Таким образом, при усреднении по периодам, превышающим примерно неделю, срок хранения dM/dt становится незначительным по сравнению с самими потоками.
В этом случае водный баланс атмосферы упрощается до
P = E + C,
это означает, что с атмосферной точки зрения суммарное испарение и конвергенция влаги являются источниками влаги, в то время как осадки являются стоком.
С точки зрения почвы, наоборот, в устойчивом состоянии осадки обеспечивают почву влагой, в то время как суммарное испарение и сток удаляют ее:
P = E + R.
Здесь связь между землей и атмосферой становится очевидной: какую бы влагу атмосфера ни приносила в определенное место, в конечном счете она уходит в виде стоков:
C = P - E = R.
Вне стационарного состояния баланс приобретает дополнительный член. В этом случае концентрация атмосферной влаги равна наличию воды:
влага, поступающая из атмосферы, либо уходит в виде стока, либо остается на суше, пополняя местные запасы.
Большая проблема измерения: видимое и невидимое
К настоящему времени мы собрали целый список ключевых переменных, все они связаны друг с другом и потенциально изменяются при добавлении растительности к ландшафту: осадки, сток в различных формах, конвергенция атмосферной влаги, испарение и транспирация, а также локальное накопление влаги в почве и грунтовых водах. Влажность воздуха сама по себе ничтожно мала по сравнению с этим и в течение нескольких дней или более остается близкой к постоянной.
Важно помнить, что все эти величины измеряются очень разными способами. Проще всего измерить видимые части водного цикла, такие как осадки и речной сток. В Китае одно из самых ранних упоминаний об измерении осадков содержится в математическом трактате Цинь Цзюшао "Девять разделов", опубликованном в 1247 году. Согласно Strangeways (2010).,
[Древнекитайские] дождеприемники имели коническую или бочкообразную форму, по одному в каждой столице провинции и округа. Кроме того, в книге также обсуждаются проблемы с большими снегометрами, изготовленными из бамбука, которые были установлены на горных перевалах и возвышенностях, что, вероятно, является первым упоминанием об измерении снега. Цинь Цзюшао также обсуждает, как точечные измерения количества осадков были преобразованы в средние значения по площади (Needham, 1959). Бисвас (1970) предполагает, что датчики были необходимы, потому что затопление рек и каналов всегда было проблемой в Китае, но если это было так, то гидрологический цикл должен был быть изучен, а это кажется невероятным в XIII веке; более вероятно, что цель снова была сельскохозяйственной.
Ниже представлен современный измеритель осадков в Якутии. Как и его старые аналоги, он измеряет количество осадков в одном месте.
В отличие от этого, сток обычно измеряется как объем речного стока, осушающего данную территорию. Таким образом, он представляет собой комплексное, а не локальное свойство водосборного бассейна. Например, гидрометрическая станция Обидуш на реке Амазонка измеряет сток воды на площади около пяти миллионов квадратных километров. Это делается относительно простым способом, путем измерения уровня воды и скорости течения. Однако такие измерения не учитывают отток грунтовых вод из бассейна. Этот компонент должен рассматриваться отдельно и может быть включен только с учетом дополнительных допущений.
Чтобы сравнить такую оценку стока с количеством осадков, нам потребовалось бы несколько дождемеров, разбросанных по всему бассейну и способных фиксировать изменчивость количества осадков, которая имеет значение для среднего показателя по району. В наше время мы также можем полагаться на спутниковые оценки количества осадков, но они также в конечном счете сверяются с наземными измерениями.
Влажность почвы и глубина залегания грунтовых вод сами по себе создают проблемы с измерением. Упомяну лишь об одном: измерение влажности почвы по глубокому профилю, соответствующему зоне укоренения крупных деревьев, может потребовать сверления отверстий и установки датчиков в почве. Но само это действие нарушает состояние местной почвы и биоты и само по себе может изменить влажность почвы.
Датчик влажности почвы Acclima TDR-315H True TDR
Датчик для оценки влажности почвы. Электромагнитный импульс передается по металлическим стержням, и время его распространения зависит от содержания воды в окружающей почве.
Невидимый
Но настоящие трудности начинаются, когда мы обращаемся к невидимым частям цикла: конвергенции атмосферной влаги и суммарному испарению.
Чтобы оценить концентрацию атмосферной влаги, нам необходимо с очень высокой точностью отслеживать скорость и содержание водяного пара во всех воздушных массах, поступающих в данный район и покидающих его. Это уже сложная задача. Водяной пар является лишь второстепенной составляющей атмосферы, и его распределение в пространстве и во времени крайне неравномерно. В результате, даже если движение воздуха представлено достаточно хорошо, перенос водяного пара может быть оценен недостаточно точно.
Естественной проверкой является сравнение атмосферных оценок концентрации влаги со стоком, независимо измеренным на поверхности земли (помните, что C = R). Эта проверка не всегда выполняется. Например, глобальные климатические модели могут достаточно хорошо описывать крупномасштабную циркуляцию, однако при сравнении их сходимости по влажности атмосферы с наблюдаемым стоком в бассейнах крупных рек остаются существенные расхождения. Для Амазонки расхождение может достигать около 50%.
Данные Hagemann et al., 2011, показывают расхождения между концентрацией атмосферной влаги и речным стоком в некоторых речных бассейнах
И все же концентрация атмосферной влаги - не самая сложная величина для оценки. В конце концов, она все еще зависит от переменных, которые мы, в принципе, знаем, как измерять: движения воздуха и концентрации водяного пара.
Испарение и транспирация еще более трудноуловимы.
Причина проста. Они добавляют водяной пар в атмосферу очень медленно по сравнению с тем, как быстро ветры перемешивают этот пар в пространстве. Рассмотрим небольшой огород площадью 100 квадратных метров. Пусть суммарное испарение и транспирация составляют E = 2 мм/день. Это означает, что сад выделяет в атмосферу 200 кг водяного пара в день, поскольку слой воды толщиной 1 мм, распределенный на 1 квадратный метр, весит 1 кг.
Теперь пусть средняя скорость ветра равна u = 2 м/с, а содержание водяного пара в столбе составляет M = 30 мм, то есть 30 кг/м2. Для квадратного сада площадью 100 м2 длина стороны равна L = 10 м. При таких условиях общий поток атмосферной влаги через одну сторону сада за один день составляет около 52 миллионов килограммов, или 52 тысячи тонн воды.
Сад выделяет 200 кг водяного пара в день, в то время как движущаяся атмосфера переносит через него 52 тыс. тонн. Таким образом, локальный сигнал об испарении поглощается значительно большим движущимся фоном.
И это перемешивание оказывает существенное влияние. Предположим, например, что мы хотим определить интенсивность испарения по температурному контрасту между участком испарения, таким как небольшая ель на рисунке ниже, и близлежащей сухой поверхностью. В ясную и безветренную погоду такой контраст может быть очень большим, достигая нескольких десятков градусов по Цельсию. Но в пасмурную или ветреную погоду он сглаживается атмосферным перемешиванием. Степень сглаживания зависит не только от скорости ветра, но и от времени года, шероховатости поверхности и других факторов, которые редко известны с достаточной точностью.
Локальное охлаждение за счет испарения влаги растениями. При поступающей солнечной радиации около 1 кВт/м2 в сухом месте на вырубленном участке (слева) температура составляет 55,3°C. Молодые деревья (справа) снижают температуру поверхности почти на 30°C. Расстояние между двумя точками составляет 1 м. Измерения и фото выполнены Яном Покорны.
По этой причине местные оценки испарения и транспирации могут быть весьма неопределенными и сильно зависеть от параметризации. Я часто ссылаюсь на исследование Теулинга (Teuling, 2018), который привел яркий пример. Если оценить испарение с помощью градирен, то есть на основе локальных измерений концентрации водяного пара и турбулентного переноса (с точки зрения атмосферы), можно сделать вывод, что луга испаряются чаще, чем леса. Но если оценить испарение в более крупных масштабах, исходя из наземного водного баланса, как количество осадков за вычетом стока, то вывод будет обратным: леса испаряются чаще, чем луга.
Это дает некоторое представление о концептуальных и практических трудностях измерения этой невидимой, но фундаментально важной части водного цикла.
То, что мы обсуждали в части I
На поверхности земли осадки распределяются между суммарным испарением, стоком и локальным накоплением влаги:
P = E + R + dS/dt.
В атмосфере атмосферные осадки распределяются между суммарным испарением и конвергенцией атмосферной влаги:
P = E + C.
В стационарном режиме,
R = C.
Все эти переменные с разной степенью сложности могут быть измерены независимо друг от друга. Но когда мы комбинируем их в соответствии с требованиями сохранения массы, часто возникают серьезные несоответствия.
Испарение и, особенно, транспирацию измерить сложнее всего, поскольку их сигнал должен быть получен на фоне сильного атмосферного перемешивания. На практике наиболее надежная оценка основывается на наземном водном балансе: на известных осадках и стоке.
В следующей части мы рассмотрим, как в этих условиях можно изучить влияние растений на круговорот воды и как встроенные предположения могут кардинально изменить результаты анализа. Пожалуйста, следите за обновлениями. А пока мы будем рады вашим комментариям.
China at an Ecohydrological Crossroads. Part I
What We Do and Do Not Know About Re-Greening Impacts on the Water Cycle
READ IN APP What happens to the water cycle when vegetation is added or removed? Are different components of the cycle affected in different ways? And how do these effects scale up? These are complex questions to which no universal answers exist, yet we depend on them critically. We need both water and vegetation to survive.
China, which has added vegetation to its land on a massive scale in recent decades, provides a unique setting in which to study these questions.
Image source: NASA
In October 2025, a very interesting study was published in Earth’s Future, a journal of the American Geophysical Union: An et al. (2025) “Land Cover Changes Redistribute China’s Water Resources Through Atmospheric Moisture Recycling”.
This study concluded that the vegetation added in China increased rainfall and evapotranspiration, but reduced the country’s overall water availability. To quote the abstract:
To achieve sustainable development goals such as mitigating climate change and ensuring food security, China has undergone rapid land use/cover changes (LUCC), including afforestation, grassland restoration, and cropland redistribution, which have substantially transformed the terrestrial surface and affected hydrological conditions and water resources management. However, the hydrological impacts of these changes, particularly through atmospheric moisture recycling processes, remain insufficiently understood. This study quantified the hydrological impacts of LUCC in China from 2001 to 2020 using high-resolution data sets and an atmospheric moisture tracking model. Our findings revealed that LUCC had led to increased evapotranspiration (ET; 1.71 mm/yr) and precipitation (P; 1.24 mm/yr), while decreasing water availability (WA) (P − ET; −0.46 mm/yr). <…>
The study was, unsurprisingly, picked up by many news outlets, including Popular Mechanics, Live Science and Earth.com, and seems to have resonated widely. In late 2025 and early 2026, several colleagues from around the world asked me to comment on it. Since the study is directly relevant to the biotic pump concept — which predicts an increase, not a reduction, in water availability on land — we decided to look into the issue more closely.
An unexpected conclusion, which I would like to share in this mini-series of posts, is that the study’s finding of reduced water availability due to added vegetation was effectively predefined by its methodology. In other words, the assessment was framed in such a way that reduced water availability emerged independently of the data, as a built-in consequence of the underlying assumptions.
This unusual situation is a good illustration of just how complex vegetation–hydrology feedbacks really are and, I hope, offers readers an engaging way into the subject, even if it is somewhat dense. To me, there is no better entry into a complex field than through a controversy. While the textbook route can leave one with passive knowledge and the illusion of understanding, analyzing a live controversy keeps the mind alert and prepares it for the task of creating new knowledge.
So let us follow the path of water in China.
The Water Cycle Components and Terminology
We begin with the fundamentals. To understand the water cycle, it helps to look at it from two complementary perspectives: from the ground, where water is received and stored, and from the atmosphere, which delivers it and takes it away.
From the ground perspective, water arrives as precipitation, P. Once it reaches the land, it can follow three paths. It can return to the atmosphere through evaporation and plant transpiration, together called evapotranspiration, E. Second, it can run off under gravity as either surface flow or subsurface runoff or streamflow, R, eventually making its way to the ocean.
Or it can remain on land, accumulating below ground as soil moisture and groundwater. This third pathway is different from the first two. Evapotranspiration and runoff are flows: they move water from one reservoir to another. Storage change is not a flow. It describes what happens when water stays in place and the local moisture store grows or shrinks.
To make this distinction explicit, we denote the storage term in the water budget as dS/dt, where S is the local moisture store. This notation means the rate at which storage changes with time: a small change in storage, dS, over a small interval of time, dt.
These quantities are tied together by the most basic physical law: conservation of matter. Water does not appear from nowhere, and it does not vanish into nowhere. Whatever falls on land as precipitation must do one of three things: return to the atmosphere, leave as runoff, or remain on land by changing storage. This gives the basic water-budget equation:
P = E + R + dS/dt.
Every drop of precipitation must follow one of these paths. It can rise into the air, flow to the sea, or stay and build the hidden reserves of moisture underground.
Every drop that falls on land must choose its fate: rise, run off, or stay.
Water Yield and Water Availability
Let us now clear up a potential source of confusion. In hydrology, runoff R is sometimes referred to as water yield, as in this old hydrological dictionary:
Screenshot from “General Introduction and Hydrologic Definitions” by W. B. Langbein and K. T. Iseri (1960), Manual of Hydrology: Part 1. General Surface-Water Techniques.
The point of this term is to capture all forms of runoff together: surface runoff, subsurface runoff, and streamflow. The dictionary states that water yield is equal to precipitation minus evapotranspiration, R = P - E. But from the water-budget equation above, we can see that this is true only in a steady state, when local water storage does not change and dS/dt = 0.
Here the difference between flows and storage change becomes especially clear. A steady state means that, over the period considered, the local moisture store remains unchanged. Reservoirs may already be full, with no capacity to hold additional incoming moisture. Or rainfall may fail to infiltrate the soil and instead leave entirely as surface runoff, while the soil itself remains persistently dry. In such cases, storage does not change: dS/dt = 0.
A similar simplification often applies over sufficiently long timescales. Since local storage is finite, it cannot continue to influence the water budget indefinitely. Over long enough periods, storage changes usually become small relative to the fluxes, and one can approximately set dS/dt = 0.
So, in a steady state, the transient storage term drops out, while the flows remain. The budget equation becomes simply
P = E + R.
Only in this case is runoff, or water yield, equal to precipitation minus evapotranspiration.
In the general case, however, not all precipitation that is not returned to the atmosphere becomes runoff. Some of it may remain on land, replenishing soil moisture and groundwater, or offsetting an ongoing depletion of these reserves.
Outside steady state, P - E is therefore better understood not as runoff alone, but as water availability in a broader sense. It is the water left on land after evapotranspiration, to be divided between runoff and storage change. This is the definition adopted by An et al. (2025): water availability, defined as P - E, includes all runoff plus the rate of change in water storage.
Atmospheric Perspective
Let us now look at the same water budget from the atmosphere. Precipitation, which delivers moisture to the ground, removes it from the air. Evapotranspiration does the reverse: it draws water from the ground and returns it to the atmosphere. There is also a third pathway by which the atmosphere gains moisture locally: transport by the winds.
The winds carry only a small amount of moisture, typically less than 1% of air mass. If air simply passes through horizontally, the net import of moisture, also known as atmospheric moisture convergence, is zero. But if that moist air rises and cools, its water vapor condenses and precipitates. The air leaving the region is then drier than the air entering it, and the atmosphere has delivered moisture to the surface.
In this scheme, we view the water cycle from the perspective of the atmosphere. Moist air enters and leaves the region (light blue arrows), while drier air flows out (white arrows): whatever air enters must, in the end, also leave. Evapotranspiration (curved light-green arrows) adds moisture to the atmosphere, while precipitation (the downward blue arrow) removes it.
The local budget of atmospheric moisture M can be written as
dM/dt = E + Fᵢₙ − Fₒᵤₜ − P.
Here Fᵢₙ is the incoming moisture flux and Fₒᵤₜ is the outgoing moisture flux. Their difference,
C = Fᵢₙ − Fₒᵤₜ,
is called atmospheric moisture convergence.
A key point is that the atmosphere can hold only a limited amount of water. At terrestrial temperatures, water vapor condenses readily, so atmospheric moisture storage is necessarily small. Even over tropical oceans, the total atmospheric moisture content — consisting mostly of water vapor, with only minor contributions from cloud water and precipitation water — is only about 40 mm. That is the depth of water that would form if all atmospheric moisture above a given surface area were condensed and brought to the ground.
This is very little. With typical tropical precipitation of about 4–5 mm/day, the entire atmospheric moisture store turns over in just a few days. So when we average over periods longer than about a week, the storage term dM/dt becomes negligible compared with the fluxes themselves.
In that case, the atmospheric water budget simplifies to
P = E + C,
which means that, from the atmospheric point of view, evapotranspiration and moisture convergence are the sources of moisture, while precipitation is the sink.
From the ground perspective, conversely, On the other hand, in a steady state, precipitation supplies moisture to the ground, while evapotranspiration and runoff remove it:
P = E + R.
Here the link between land and atmosphere becomes clear: whatever moisture the atmosphere brings to a location ultimately leaves it as runoff:
C = P - E = R.
Outside steady state, the balance acquires an additional term. Atmospheric moisture convergence then equals water availability:
the moisture brought in by the atmosphere either leaves as runoff or stays on land by replenishing local storage.
The Big Measurement Problem: The Visible and the Invisible
By now we have assembled quite a list of key variables, all linked to one another and all potentially altered when vegetation is added to the landscape: precipitation, runoff in its various forms, atmospheric moisture convergence, evaporation and transpiration, and local water storage in soil moisture and groundwater. Atmospheric moisture itself is tiny by comparison and, on timescales of several days or more, remains close to steady state.
What is crucial to keep in mind is that all of these quantities are measured in very different ways. The visible parts of the water cycle, such as precipitation and streamflow, are the easiest to measure. In China, one of the earliest references to precipitation measurement appears in Qin Jiushao’s Mathematical Treatise in Nine Sections, published in 1247. According to Strangeways (2010),
The [ancient Chinese] raingauges were conical or barrel-shaped, one being installed at each provincial and district capital. In addition, the book also discusses problems with large snow gauges made from bamboo which were sited in mountain passes and uplands, probably the first ever reference to snow measurement. Qin Jiushao also discusses how point measurements of rainfall were converted to areal averages (Needham 1959). Biswas (1970) suggests that the gauges were necessary because the flooding of rivers and canals has always been a problem in China, but if this was the case the hydrological cycle must have been understood and this seems improbable in the thirteenth century; more likely the purpose was again agricultural.
Below is a modern precipitation gauge in Yakutia. Like its older counterparts, it measures precipitation at a single location.
In contrast, runoff is conventionally measured as the streamflow draining a given area. It therefore represents an integrated, rather than local, property of the drainage basin. For example, the Óbidos gauge station on the Amazon River measures streamflow from a drainage area of nearly five million square kilometers. This is done in a relatively straightforward way, by measuring water level and flow velocity. However, such measurements do not account for groundwater outflow from the basin. That component must be treated separately and can only be included through additional assumptions.
To compare such a runoff estimate with precipitation, we would need multiple rain gauges spread across the basin and capable of capturing the rainfall variability that matters for the area average. In modern times, we can also rely on satellite estimates of precipitation, but these, too, are ultimately calibrated against ground-based measurements.
Soil moisture and deeper groundwater present measurement problems of their own. To mention just one, measuring soil moisture along a deep profile corresponding to the rooting zone of large trees may require drilling or boring holes and installing sensors in the soil. But this very act disturbs the local soil and biota, and may itself alter soil moisture.
A sensor for assessing soil moisture. An electromagnetic pulse is sent along metal rods, and its propagation time depends on the water content of the surrounding soil.
The Invisible
But the real difficulties begin when we turn to the invisible parts of the cycle: atmospheric moisture convergence and evapotranspiration.
To estimate atmospheric moisture convergence, we would need to track, with very high accuracy, the velocity and water vapor content of all air masses entering and leaving a given area. This is already a demanding task. Water vapor is only a minor constituent of the atmosphere, and its distribution is highly uneven in space and time. As a result, even when air motion itself is represented reasonably well, the transport of water vapor may still be estimated poorly.
A natural check is to compare atmospheric estimates of moisture convergence with runoff measured independently at the ground (remember, C = R). This check is not always passed. For example, global climate models may describe large-scale circulation reasonably well, yet when their atmospheric moisture convergence is compared with observed runoff in major river basins, substantial discrepancies remain. For the Amazon, the mismatch can reach about 50%.
Data from Hagemann et al. 2011 showing discrepancies between atmospheric moisture convergence and river runoff in some river basins
And yet atmospheric moisture convergence is not the hardest quantity to estimate. After all, it still depends on variables we know, in principle, how to measure: air motion and water vapor concentration.
Evaporation and transpiration are even more elusive.
The reason is simple. They add water vapor to the atmosphere very slowly compared with how quickly winds mix that vapor over space. Consider a small vegetable garden of 100 square meters. Let cumulative evaporation and transpiration be E = 2 mm/day. This means that the garden contributes 200 kg of water vapor to the atmosphere per day, because a water layer 1 mm deep spread over 1 square meter weighs 1 kg.
Now let the mean wind speed be u = 2 m/s, and let the column water vapor content be M = 30 mm, that is, 30 kg/m². For a square garden of area 100 m², the side length is L = 10 m. Under these conditions, the gross atmospheric moisture flow across one side of the garden in one day is M u L = about 52 million kilograms, or 52 thousand tons of water.
The garden contributes 200 kg of water vapor per day, while the moving atmosphere carries 52 thousand tons across it. The local evaporative signal is thus submerged in a vastly larger moving background.
And this mixing interferes in important ways. Suppose, for example, that we want to infer transpiration intensity from the temperature contrast between a transpiring patch, such as the small fir tree in the picture below, and a nearby dry surface. Under clear and windless conditions, such a contrast can become very large, reaching several tens of degrees Celsius. But in cloudy or windy weather, it is smoothed by atmospheric mixing. How strongly it is smoothed depends not only on wind speed, but also on season, surface roughness, and other factors that are rarely known with sufficient precision.
Local cooling from plant transpiration. With incoming solar radiation of about 1 kW m−2, dry area on the deforested plot (left) has temperature of 55.3°C. Young transpiring trees (right) lower the surface temperature by almost 30°C. Distance between the two spots is 1 m. Measurements and photo credit Jan Pokorný.
For this reason, local estimates of evaporation and transpiration can be highly uncertain and heavily dependent on parameterization. I often cite the study by Teuling (2018), who pointed out a striking example. When transpiration is estimated from flux towers, that is, from local measurements of water vapor concentrations and turbulent transport (the atmospheric perspective), one may conclude that grasslands transpire more than forests. But when transpiration is estimated at larger scales from the ground-based water budget, as precipitation minus runoff, the conclusion is reversed: forests transpire more than grasslands.
This gives some sense of the conceptual and practical difficulty of measuring this invisible, yet fundamentally important, part of the water cycle.
What We Have Discussed in Part I
On the ground, precipitation is partitioned between evapotranspiration, runoff, and local moisture storage:
P = E + R + dS/dt.
In the atmosphere, precipitation is partitioned between evapotranspiration and atmospheric moisture convergence:
P = E + C.In a steady-state,
R = C.All of these variables can, with varying difficulty, be measured independently. But when we combine them as mass conservation requires, gross mismatches often appear.
Evaporation and, especially, transpiration are the hardest to measure, because their signal must be extracted against strong atmospheric mixing. In practice, the most reliable estimate comes from the ground-based water budget: from known precipitation and runoff.
In the next part, we will look at how plant impacts on the water cycle can be studied under these conditions — and how built-in assumptions can drastically alter the outcome of the analysis. Please stay tuned. In the meantime, your comments are very welcome.
Also, please note that tomorrow, Saturday, 18 April 2026, from 10:00 a.m. to 12:00 noon ET, I will take part in the online mini-conference “Protect and Restore Ecosystems to Cool the Climate” , organized by our great friends at Biodiversity for a Livable Climate. The event is free and will include a discussion. You are very welcome to register and join.
Biotic Regulation and Biotic Pump is a reader-supported publication. To receive new posts and support my work, consider becoming a free or paid subscriber.
You're currently a free subscriber to Biotic Regulation and Biotic Pump. For the full experience, upgrade your subscription.
Like
Comment
Restack
© 2026 Anastassia Makarieva
548 Market Street PMB 72296, San Francisco, CA 94104
Unsubscribe
