程立平，林 文，王亞萍，劉文兆

(1. 平頂山學(xué)院，河南 平頂山 467000；2. 山西農(nóng)業(yè)大學(xué)農(nóng)學(xué)院，山西 太谷 030801；3. 西北農(nóng)林科技大學(xué)黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國家重點實驗室，陜西 楊凌 712100)

黃土高原南部的黃土塬區(qū)是我國北方重要的旱作冬小麥產(chǎn)區(qū)，基于其獨特的地形、水文、氣候等環(huán)境條件，冬小麥所能利用的水源只有降水和土壤水，土壤供水可占冬小麥生長期耗水量的一半左右。土壤水庫調(diào)蓄水分功能可有效緩解降水不足和季節(jié)分布不均所導(dǎo)致的旱情，對于該區(qū)冬小麥生長發(fā)育至關(guān)重要，特別是在拔節(jié)-抽穗-灌漿期的高需水階段[1-2]。良好的底墑和土壤水庫的調(diào)蓄功能對于提高旱作冬小麥水分利用效率、穩(wěn)定冬小麥產(chǎn)量具有重要的意義。已有的研究多將0～2 m或0～3 m土層儲水作為整體，研究其對冬小麥耗水及產(chǎn)量形成的貢獻[2-4]，而不同土層土壤儲水對冬小麥耗水的貢獻，尤其是深層土壤水的貢獻尚不明確。有研究通過對比發(fā)現(xiàn)，黃土塬區(qū)高產(chǎn)麥田0～5 m深度范圍內(nèi)土壤水分含量低于長期休閑地，并結(jié)合根系分布推測冬小麥根系直接吸水層為3 m，3 m以下土壤水分減小是水分上移的結(jié)果[5]；但是小麥高產(chǎn)所形成的土壤干層能使降水入滲深度顯著變淺[6]，深層土壤補給來水減少，亦有可能使高產(chǎn)麥田3 m以下范圍內(nèi)土壤濕度降低?？梢婞S土塬區(qū)冬小麥能否利用3 m以下土壤水分缺乏直接證據(jù)，鑒于此，本文擬回答以下2個問題：(1)黃土塬區(qū)冬小麥生育過程中是否利用3 m深度以下土壤儲水？何時利用？(2)不同深度土層土壤水，尤其是3 m深度以下土壤水對冬小麥耗水的貢獻是多少？

穩(wěn)定同位素技術(shù)為解決以上兩個問題提供了可能。植物根系從土壤中吸收水分和水分在植物體內(nèi)運輸?shù)竭_葉片或幼嫩未栓化的枝條之前均不發(fā)生同位素分餾[7-8]，因此植物木質(zhì)部水同位素組成是其所利用水源同位素組成的綜合體現(xiàn)。要定量研究植物對各水源的利用比例，可采用二源或三源線性混合模型[9]，但該模型不能用于確定多于3種以上水源的利用比例，而IsoSource多源混合模型[10]可用于估算多種水源對植物用水的貢獻比例范圍。隨著同位素示蹤技術(shù)的發(fā)展與普及，已有學(xué)者開展了小麥水分溯源的試驗研究。苑晶晶等[11]利用δ18O信息揭示了黃河下游引黃灌區(qū)不同灌溉條件下冬小麥對土壤水和地下水的利用比例；張叢志等[12]研究表明封丘地區(qū)冬小麥對地下水以及不同深度土壤水的利用比例隨著生育期的變化而變化。但是上述兩項研究均在有灌溉條件且地下水埋深較淺的地區(qū)進行，杜俊杉等[13]則選擇了地下水埋深遠大于地下水蒸發(fā)極限水位埋深的北京大興地區(qū)，確定了0～2 m土層范圍內(nèi)不同深度土壤水對冬小麥耗水的貢獻。安江龍等[14]應(yīng)用3 m塑料管土柱法在田間進行冬小麥種植試驗，并應(yīng)用同位素溯源發(fā)現(xiàn)冬小麥自灌漿期起開始明顯利用2～3 m土層土壤水。程立平等[15]初步研究了黃土塬區(qū)底墑充足條件下冬小麥拔節(jié)期和抽穗期的水分利用規(guī)律，但其結(jié)果仍需進一步驗證。

旱作冬小麥對深層土壤水分的利用是土壤水庫調(diào)蓄的重要體現(xiàn)，在黃土塬區(qū)土壤—植物—大氣連續(xù)體水分運動與平衡中占據(jù)重要位置，是旱作農(nóng)業(yè)研究的重要內(nèi)容。本試驗首先對3 m土層土壤水分人工標記氘水(D2O)，并通過測定小麥莖稈水δD明確冬小麥是否利用3 m深度土壤水分；其次通過測定小麥莖稈水、降水和不同土層土壤水δ18O值，利用二源線性混合模型和IsoSource多源混合模型確定冬小麥對降水、不同土層土壤水的利用比例。本研究對于明確冬小麥水分利用規(guī)律，進一步推進旱作農(nóng)田生態(tài)系統(tǒng)土壤水分循環(huán)研究具有重要理論意義和實際意義。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究在中國科學(xué)院長武農(nóng)業(yè)生態(tài)試驗站(107°40′ E， 35°14′ N)進行。試驗地點位于陜西省長武縣所在的黃土塬上，塬面平坦，海拔1 220 m。研究區(qū)屬暖溫帶半濕潤易旱大陸性季風(fēng)氣候，多年平均降水量580 mm，降水年際變化較大，年內(nèi)分布不均，7—9月降水量占全年降水總量的55%以上。研究區(qū)黃土堆積深厚，土壤為黑壚土，田間持水量和凋萎濕度分別為22%(質(zhì)量含水量,下同)和9%，容重為1.3 g·cm-3，母質(zhì)為中壤質(zhì)馬蘭黃土，土質(zhì)疏松，孔隙度在50%左右，通透性良好，利于水分入滲和植物根系生長。研究區(qū)地下水埋深40～80 m，不參與土壤—植物水分循環(huán)。

1.2 樣品采集與測定

試驗于2016年5—6月進行。選擇長勢良好的小麥地(品種為長旱58)，于5月9日在地塊中央位置約1 m2樣方處，利用土鉆于四角處鉆至3 m深度，共注入氘水50 mL進行人工標記，然后回填。

1.2.1 土壤樣品采集 分別于2016年5月9日(抽穗期)、5月19日(開花期)、5月29日(灌漿期)和6月10日(乳熟期)，在人工標記樣方內(nèi)使用土鉆采集土壤樣品，采樣深度4 m，間隔20 cm采樣1次。因標記樣方面積小，為減少擾動，每次僅取1個土壤剖面。土壤樣品分為2份，1份密封保存帶回實驗室利用低溫真空抽提系統(tǒng)Li-2000抽提土壤水樣；1份裝入鋁盒利用烘干法測定土壤含水量。將抽提的土壤水樣密封于水樣瓶中，編號、記錄并冷藏待測。

1.2.2 小麥莖稈水樣采集 分別于2016年5月9日、5月13日、5月19日、5月24日、5月29日、6月4日和6月10日，圍繞人工標記樣方采集冬小麥樣品。采集方法為隨機選擇2～3株長勢良好冬小麥，連根拔起采集近根部的莖稈，剔除葉鞘部分，快速裝入10 mL玻璃瓶內(nèi)密封保存，每次采集3瓶作為重復(fù)，實驗室內(nèi)利用低溫真空抽提系統(tǒng)Li-2000抽提小麥莖稈水樣。將抽提的植物水樣密封于水樣瓶中，編號、記錄并冷藏待測。

1.2.3 降水樣品采集 利用人工雨量筒收集次降水水樣，并記錄降水量。

1.2.4 氫氧穩(wěn)定同位素測定 小麥水樣δD值測定：采用LGR IWA-45EP液態(tài)水同位素分析儀測定抽提小麥水樣的δD值，分析精度為±0.5‰。

土壤、小麥和降水水樣δ18O值測定：采用質(zhì)譜儀Finnigan MAT253，TC/EA法測定水樣內(nèi)δ18O值，分析精度為±0.3‰。

所有水樣測定結(jié)果以標準平均海水(SMOW)為標準的千分偏差表示。

δD(或δ18O)=[(Rsa-Rst)/Rst]×1000‰

式中，Rsa和Rst分別表示樣品和標準物中穩(wěn)定性氫同位素D/H或穩(wěn)定性氧同位素18O/16O的比率，δ值越小表明重同位素越貧化，δ值越大表明重同位素越富集。

1.3 數(shù)據(jù)統(tǒng)計與分析

利用二源線性混合模型和IsoSource多源線性混合模型(V1.3.1)計算不同水源對冬小麥耗水的貢獻比例，IsoSource模型參數(shù)中的來源增量(source increment)設(shè)置為2%，質(zhì)量平衡公差(mass balance tolerance)為0.1%。

采用Excel 2007軟件進行數(shù)據(jù)處理與制圖，利用單因素方差分析比較不同時期土壤水同位素組成差異顯著性。

2 結(jié)果與分析

2.1 土壤水分剖面動態(tài)變化

由圖1可見，從抽穗期至乳熟期，小麥樣地0～4 m土壤水分剖面隨發(fā)育時間的推進而向左移動，土壤水分含量逐漸減少，其中1～2 m土層內(nèi)土壤含水率減幅較大，而0～1 m土層范圍內(nèi)減幅較小，尤其是0.5 m以上土層范圍內(nèi)幾乎無變化。推測原因有以下3點：一是0.5 m以上土層內(nèi)土壤含水率與萎蔫系數(shù)持平，可以認為該層范圍內(nèi)土壤水已不能為冬小麥所利用，冬小麥只能利用0.5 m以下土壤水；二是土壤水分含量低于毛管斷裂含水量(15%[16])，土壤蒸發(fā)微弱；三是研究時段內(nèi)降水較少，5月1日—6月10日共記錄到13個降水日，但是降水量大于5 mm的有效降水僅6 d(圖2)，最大降水量僅為13.6 mm，很難入滲至20 cm深度土層，而本試驗則是從20 cm深度起測定土壤水分。

圖1 冬小麥樣地土壤水分剖面動態(tài)變化Fig.1 Dynamics of soil water profiles underwinter wheat plot

圖2 研究時段內(nèi)降水量及降水δ18O值Fig.2 Precipitation and its δ18O values during study period

2.2 冬小麥莖稈水樣δD值變化

盡管液態(tài)水同位素儀LGR在測定植物水δD值時存在甲醇或乙醇類有機污染[17]，但是其測試結(jié)果仍然可以為冬小麥是否利用了人工標記的土壤水分提供有效信息。5月9日、5月13日和5月19日冬小麥莖稈水δD平均值分別為-63.67‰、-58.66‰和-60.46‰，無明顯變化；但是從5月24日起冬小麥莖稈水δD值明顯變大(表1)。δD值變化表明5月19日之前，冬小麥并未利用標記在3 m深度處的氘水，但是從5月24日起冬小麥已經(jīng)能夠利用這部分水，從而導(dǎo)致莖稈水δD值變大?？梢姸←湉?月24日起開始利用3 m深度以下土壤水分，其所占比例則需進一步研究。

表1 不同采樣日期冬小麥莖稈水樣δD值/‰

Table 1 D values of winter wheat stem water samples in different dates

表1 不同采樣日期冬小麥莖稈水樣δD值/‰

重復(fù)樣品 Duplicate sample05-0905-1305-1905-2405-2906-0406-101-66.83-55.35-61.31150.87-39.69-41.20-2-59.79-61.31-62.87-54.52--34.17-47.503-64.40-59.30-57.19-60.55-38.28-33.77588.56

注：-表示水樣中氫同位素太富集未能測出。

Note：- means that hydrogen isotope in water sample was too rich to be determined.

2.3 不同來源水樣δ18O值變化

黃土塬區(qū)地下水埋藏極深而不參與土壤-植被系統(tǒng)水分循環(huán)，因而冬小麥能夠利用的水源只有降水和土壤水。受蒸發(fā)效應(yīng)影響，淺層土壤水分重同位素富集[18]。由圖3可見，土壤水δ18O值在20 cm處最大，20～280 cm深度范圍內(nèi)土壤水δ18O值隨深度增加而逐漸減小，280 cm土層以下土壤水δ18O值隨深度增加而逐漸增加；4個時期土壤水δ18O平均值分別為-12.17‰、-12.03‰、-12.49‰和-12.70‰，方差分析表明4個時期之間并無顯著差異。蒸發(fā)和降水入滲混合作用是引起土壤水同位素值變化的主要原因[19]，結(jié)合2.1部分可知研究時段內(nèi)土壤蒸發(fā)微弱，降水量小難以入滲至20 cm深度處，因而土壤水同位素值無顯著時間變化。

研究時段降水δ18O值(圖2)與多年降水δ18O平均值-10.38‰[20]相比明顯偏大，原因在于長武黃土塬區(qū)降水同位素組成具有冬春富集、夏秋貧化的季節(jié)變化特征[19-20]。降水只有轉(zhuǎn)化為土壤水才能被植物利用，研究時段屬于旱季，降水量小且很難入滲至20 cm深度，降水轉(zhuǎn)化的土壤水集中在0～20 cm深度范圍以內(nèi)，而小麥根系密度在這個深度范圍以內(nèi)最大，能夠直接利用降水轉(zhuǎn)化而來的土壤水。本研究中土壤水同位素采樣是從20 cm開始的，故將降水作為一個獨立水源。已有研究表明干旱地區(qū)植物體在降水之后的7 d內(nèi)仍保存有大量的降水[21]，因此本文分別利用5月7日、5月14日、5月27日和6月9日降水δ18O值來計算抽穗期、開花期、灌漿期和乳熟期降水對冬小麥耗水的貢獻率，這4日降水量分別為7.7、13.6、5.5 mm和6.4 mm(圖2)，降水δ18O值分別為-6.03‰、4.72‰、6.57‰和5.67‰(圖3)。

植物根系吸收水分過程一般并不發(fā)生同位素分餾現(xiàn)象[7-8]，因此小麥莖稈水的同位素組成是其所利用水源同位素組成的綜合反應(yīng)。由圖3可見，4個生育期小麥莖稈水同位素組成均介于降水和土壤水同位素組成之間，其δ18O值分別為-9.16‰、-9.82‰、-10.37‰和-10.02‰。

2.4 降水和土壤水對冬小麥耗水貢獻率的模型預(yù)測

研究時段內(nèi)樣地0.5 m土層以上土壤含水率低于或與萎蔫系數(shù)持平，因而冬小麥僅能吸收該深度以下土壤水分；由冬小麥莖稈水樣δD值變化可知，冬小麥在5月9日和5月19日并未利用3 m深度土壤水分，在5月29日和6月10日則利用了3 m深度土壤水分。因此，本文根據(jù)土壤水同位素剖面分布特征，在抽穗期和開花期將50～300 cm土層分為4組，分別是50～100, 100～150, 150～200 cm和 200～300 cm；在灌漿期和乳熟期將50～400 cm土層分為5組，分別是50～100, 100～150, 150～200, 200～300 cm和300～400 cm；然后將冬小麥不同生育期莖稈水、降水以及各組土壤水δ18O值分別輸入IsoSource模型，計算各水源對冬小麥耗水的貢獻率。

IsoSource模型最終結(jié)果不是唯一解，而是依據(jù)計算過程中各水源相對貢獻率的頻率確定可行的概率分布組合[10]，即冬小麥對各水源利用比例的分布范圍，但是也可利用各潛在水源相對貢獻率的頻率加權(quán)平均值作為唯一解的體現(xiàn)。圖4給出了不同生育期降水和各組土壤水分對冬小麥耗水的平均貢獻率，其中誤差線代表了各組水源相對貢獻率的分布范圍。

從圖4看出，無論是降水還是不同土層土壤水對冬小麥耗水貢獻率，IsoSource模型結(jié)果分布范圍都較寬，從而給確定不同水源的貢獻率帶來一定的不確定性。為了減小這種不確定性，本文利用二源混合模型計算降水和土壤水對冬小麥耗水的貢獻率，結(jié)果如表2所示。二源模型計算結(jié)果為唯一解，但是其土壤水貢獻率為總貢獻率，不能得出分層土壤水的貢獻率，因此本文利用二源模型結(jié)果對IsoSource模型結(jié)果進行校對，以確定不同深度土層土壤水對冬小麥耗水的貢獻率。

對比2種模型所得降水貢獻率可知，4個生育期二源模型結(jié)果均分布于IsoSource模型結(jié)果的分布范圍之內(nèi)(圖4，表2)，表明兩者數(shù)據(jù)相符，所得結(jié)果可信。但是與多源模型唯一解形式(平均貢獻率)相比，二源模型計算所得降水貢獻率偏高，土壤水貢獻率偏低，4個生育期差值分別為9.6%、0.5%、4.8%和2.1%。據(jù)此對IsoSource模型計算所得的不同土層土壤水平均貢獻率進行校對，具體方法為以平均貢獻率的大小為權(quán)重，對差值進行分配，結(jié)果見表3。

圖3 不同生育期冬小麥莖稈水、土壤水和降水中δ18O值Fig.3 δ18O values of winter wheat stem water, soil water, and rainwater at different growing stages

注：柱高度代表平均貢獻率，誤差線代表貢獻率分布范圍. Note：Column height represents the mean value of contribution rate and bar represent the range of contribution rate.圖4 不同生育期降水和各層土壤水對冬小麥耗水的貢獻率Fig.4 Contribution rates of rainwater and soil water in different soil layers to winterwheat water consumption at different growing stages

表2 各生育期雨水和土壤水對冬小麥耗水的貢獻率/%

表3 各生育期不同土層土壤水對冬小麥耗水的貢獻率/%

綜上可得從抽穗期至乳熟期，降水對冬小麥耗水的貢獻率在30.2%～49.2%之間，平均值為38.4%，貢獻率大小取決于小麥采樣日期距離上次降水日期的遠近以及降水量的大小[21]。而土壤水對冬小麥耗水的貢獻率總體上表現(xiàn)為隨土層深度增加而減小，50～100 cm土層土壤水平均貢獻率為20.2%；100～150 cm土層土壤水貢平均獻率為15.4%；150～200 cm土層土壤水平均貢獻率為11.1%；200～300 cm土層范圍土壤水平均貢獻率為9.3%。冬小麥自灌漿期起開始利用3 m深度以下土壤水，5月29日和6月10日利用量分別占其總耗水量的11.4%和11.5%。

3 討 論

3.1 冬小麥根系吸水率剖面變化特征

冬小麥根系吸水率在土壤剖面上的分布狀況是由土壤含水量的垂直分布和根密度分布狀況所決定的[22]。相關(guān)試驗表明研究區(qū)冬小麥返青期根系已生長至250 cm深度，至收獲期小麥根系最深可達到320 cm[1]，但是冬小麥根長密度具有隨土壤深度增加而減小的變化特征，即深層剖面根系分布較少。研究區(qū)冬小麥拔節(jié)期前土壤水分含量較高且剖面分布均勻[23]，在這種條件下根系吸水率的分布與根密度的分布規(guī)律相同，吸水率隨著深度的增加而降低，吸水率大的地方土壤水分消耗較多[22]，隨著時間的延長，土壤含水量逐漸減少，根系吸水速率隨之降低[24]，高吸水區(qū)逐漸向下轉(zhuǎn)移[22]，同位素試驗也證明了這種現(xiàn)象的存在[15]。根系吸水與土壤物理蒸發(fā)效果疊加，使淺層土壤水分迅速減少，圖1表明黃土塬區(qū)抽穗期50 cm以上土層含水量已低至萎蔫系數(shù)。抽穗期和開花期1～2 m土層范圍土壤水對小麥耗水貢獻率分別為土壤水總貢獻率的25.2%和32.8%，表明小麥高吸水區(qū)已轉(zhuǎn)移至1～2 m土層范圍；灌漿期和乳熟期1～2 m土層范圍土壤水對小麥耗水貢獻率有所降低，分別為24.4%和23.5%，其原因在于冬小麥已開始利用3 m深度以下土壤水，高吸水區(qū)依然在向下移動。圖1可見，3 m深度以下土壤含水量豐富，但是冬小麥自灌漿期才開始利用該層土壤水分，占其耗水量的11.4%，原因在于冬小麥對某一層次土壤水分的利用不僅與土壤水分狀況有關(guān)，還與該層中根量大小有關(guān)。Barraclough等[25]指出土壤中具備吸水能力的根量閾值為1 cm·cm-3，低于此值，即使土壤含水量較高, 也難以被充分利用。說明冬小麥根系可能在灌漿期前已扎至3 m深度以下，但是灌漿期以后3 m以下深度小麥根量才達到吸水閾值，從而開始有效利用3 m深度以下的土壤水分。

3.2 冬小麥土壤水分利用與土壤干層

黃土塬區(qū)高產(chǎn)農(nóng)田下普遍存在著土壤干層現(xiàn)象[6,26]，土壤濕度低于田間穩(wěn)定濕度時(毛管斷裂含水量，15%)即認為形成土壤干層[16]，是該區(qū)土壤水分負平衡所導(dǎo)致的一種土壤水文現(xiàn)象。土壤干層位于降水入滲深度以下土體某一范圍以內(nèi)，具有一定的時間和空間穩(wěn)定性，干燥化程度因植物種類和生長年限而定。研究表明農(nóng)田下土壤干層分布深度一般為1～3 m[27]，本研究中冬小麥生育中后期主要吸水層為1～2 m土層范圍，其在2 m以上土層含水量均低于田間穩(wěn)定濕度，可以推斷若冬小麥主要吸水層下移至2～3 m土層，則其含水量極有可能低于穩(wěn)定濕度，具備了形成土壤干層的條件。但是冬小麥主要吸水層下移深度取決于土壤底墑以及生育期降水量，若底墑充足或者降水量豐富，則淺層土壤含水量減少速度緩慢，高吸水區(qū)向下轉(zhuǎn)移深度少[22, 24]，否則轉(zhuǎn)移深度大。土壤干燥化是冬小麥對土壤水分利用率高低的一個標志，干燥化土層厚度愈大，干燥化程度愈劇烈，說明冬小麥對土壤水分利用愈充分，土壤水庫調(diào)蓄作用愈大。但是，若干層水分不能得到充分恢復(fù)，便會削弱土壤水庫的供水調(diào)節(jié)能力，影響土壤水庫調(diào)蓄功能的持續(xù)發(fā)揮[6]。頻率分析表明，長武高產(chǎn)農(nóng)田條件下，年降水入滲至2 m和3 m深度分別需要3 a和10 a才能重現(xiàn)1次[28]，表明高產(chǎn)農(nóng)田即使經(jīng)過夏閑期降水補充，其深層土壤水分也未必能夠恢復(fù)，從而形成土壤干層，降低土壤水庫調(diào)節(jié)供水的能力。因此在生產(chǎn)實踐中，可通過夏閑期蓄水保水等田間措施，減少土壤蒸發(fā)、增加雨水入滲量和入滲深度，促使深層土壤水分恢復(fù)，以此保證土壤水庫調(diào)蓄功能的持續(xù)發(fā)揮。

3.3 農(nóng)田水量平衡計算中深度的選擇

黃土高原地區(qū)土壤水量平衡計算土層深度至關(guān)重要，深度選擇不當(dāng)會使植物與水分關(guān)系研究的結(jié)論失真[5, 23]。以往在利用水量平衡法計算農(nóng)田蒸散量時多以2 m或者3 m為計算深度[6, 26]，本研究表明從灌漿期起冬小麥對3 m深度以下土壤水分利用量占其總耗水量的11.4%，因此建議在農(nóng)田水量平衡計算中采用4 m深度為宜，這也與長期定位監(jiān)測農(nóng)田深剖面水分數(shù)據(jù)計算所得結(jié)論相符[23]。

4 結(jié) 論

穩(wěn)定同位素試驗表明，在長武黃土塬區(qū)，從抽穗期至乳熟期降水對冬小麥耗水的平均貢獻率為38.4%，土壤水的平均貢獻率為61.6%。分土層來看，從抽穗期至乳熟期，50～100 cm土層土壤水對冬小麥耗水的平均貢獻率為20.2%，100～150 cm土層為15.4%，150～200 cm土層為11.1%，200～300 cm土層為9.3%。隨著生育期的推進，冬小麥主要吸水層逐漸向下延伸，吸水深度不斷增加；冬小麥莖稈水δD值變化表明，冬小麥自灌漿期開始利用3 m以下土壤水分，300～400 cm土層土壤水對灌漿期至乳熟期冬小麥耗水的平均貢獻率為11.4%?？梢?，黃土塬區(qū)深層土壤儲水對于旱作冬小麥高產(chǎn)穩(wěn)產(chǎn)具有重要意義。生產(chǎn)實踐中，應(yīng)通過夏閑期蓄水保水措施，減少土壤蒸發(fā)、增加雨水入滲量和入滲深度，促使深層土壤水分恢復(fù)，以此保證土壤水庫調(diào)蓄功能的持續(xù)發(fā)揮。