青海湖流域季節性凍土區坡面土壤有機碳分布特征及其影響因素

潘蕊蕊,李小雁,*,胡廣榮,石芳忠,魏俊奇,丁夢凱,王 雷

1 北京師范大學地表過程與資源生態國家重點實驗室, 北京 100875 2 北京師范大學地理科學學部自然資源學院, 北京 100875 3 青海省三角城種羊場, 海北 812300

土壤是地球表層系統最大的碳庫,是陸地碳循環的關鍵組成部分[1-2]。有機碳作為土壤碳庫中對全球氣候變化敏感的主要因子,其較小的變化將會引起大氣CO2濃度的大幅改變[3-4]。土壤有機碳含量變化受多因素綜合影響,包括氣候、植被、地形和土地利用方式等[5-8]。坡面是最基本的地貌單元[9],坡向和坡位通過控制水分和光照因子在坡面上的分布，改變局地水熱條件，從而形成不同的植被及土壤類型，影響土壤有機碳的輸入與礦化[11-12]。目前關于坡面土壤有機碳的分布特征已有較多的研究,但主要集中在低山丘陵區[13-15]、黃土高原區[8,16]、喀斯特地區[17-18]、東北黑土區[19]和部分祁連山草原草甸帶[20-22]等。綜合已有研究發現不同氣候區坡面土壤有機碳在不同坡向和坡位的分布具有很大異質性。大部分研究認為在同一坡位不同坡向上,有機碳分布特征一般表現為陰坡>半陰坡>半陽坡>陽坡[16,21],但也有研究發現川西山地小流域由于熱量的限制,其陽坡有機碳含量稍高于陰坡[23]；另外,在同一坡向不同坡位上,有機碳分布特征一般表現為下坡位>中坡位>上坡位[12-13],但也有研究發現臺灣南部低地上坡位由于生物量高、凋落物分解率低等原因,其有機碳含量大于下坡位[24]。魏孝榮和邵明安[25]通過對黃土高原丘陵溝壑區不同坡位土壤有機碳含量的研究表明,坡位對有機碳分布的影響還與土壤侵蝕和水土流失相聯系,土壤有機碳易隨坡面物質和坡地徑流發生坡面再分布。這與陸銀梅[26]、花可可等[27]在南方丘陵區坡地有機碳分布的研究結果一致。

目前對青藏高原高海拔地區坡面有機碳分布的研究仍然相對較少,例如王根緒等[28]研究了青藏高原草地土壤有機碳庫及其全球意義,發現青藏高原有機碳儲量占我國有機碳儲量的23.44%；馬素輝等[29]研究了祁連山黑河上游多年凍土區不同植被類型土壤有機碳密度的分布特征；李娜等[30]在青藏高原腹地的風火山地區模擬了增溫對高寒草甸土壤有機碳含量變化的影響；牟翠翠等[31]比較了多年凍土區不同海拔活動層內的碳儲量。以上研究揭示了青藏高寒地區有機碳儲量、不同土地利用/植被覆蓋下土壤有機碳分布、碳庫變化趨勢等特點,且集中在多年凍土區。高寒地區陰、陽坡由于水熱條件的差異,分布有不同的植被和土壤類型[10,32]；同時在季節性凍土融化期,陰、陽坡存在不同的產流模式[33]。Hu等[33]發現青海湖流域陰坡以壤中流為主,占總徑流量的94.5%；陽坡以地表徑流為主,占總徑流量的97.9%。此外,季節性凍融作用還會引起土壤的上下蠕動、植被根系的破壞和土壤碳的釋放[34]。在這多種因素影響下,季節性凍土區土壤有機碳的空間分布特征較為復雜,不同坡向、坡位的不同深度土壤有機碳如何分布？其控制因子都還不明確,亟需深入研究。因此,本研究選取青海湖流域季節性凍土區陰、陽坡土壤為研究對象,利用實地觀測和取樣分析數據,分析坡面不同坡向、坡位土壤有機碳的分布特征及其影響因素,旨在為高寒季節性凍土區土壤碳水過程及土壤碳庫研究提供科學依據。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

青海湖流域位青藏高原東北部(圖1),地處36°15′—38°20′N,97°50′—101°20′E,東西長106 km,南北寬63 km,周長約360 km,海拔3194—5174 m,流域面積為29661 km2。流域屬于高寒半干旱氣候,常年較低的年平均溫度限制了土壤有機質的分解,造成了土壤碳的大量累積[35]。流域內廣泛分布著多年凍土(12748 km2)和季節性凍土(12651 km2),是世界上低緯度高海拔凍土集中分布區[36-37]。隨著全球氣候變暖,多年凍土發生退化[38],逐漸向季節性凍土轉化。研究區位于青海湖第二大入湖河流—沙柳河流域的支流上游,處于河谷東側,海拔高度介于3565—3716 m,海拔落差151 m,地理坐標為 37°25′N,100°15′E,屬于季節性凍土區；據剛察縣氣象觀測資料顯示,該流域多年平均氣溫為-0.5℃,極端高溫為25℃,極端低溫為-31℃,多年平均降水量為370.3 mm,主要集中在6—9月份,年蒸發量為607.4 mm[39]。根據地形特點,將本研究區劃分為陰坡、陽坡和溝底3種地形單元；流域內植被覆蓋情況良好,植被類型具有明顯的山地特征。其中陰坡植被類型為高寒灌叢,優勢種為毛枝山居柳灌叢和金露梅灌叢；陽坡植被類型為高寒草甸,優勢種為高山嵩草和矮嵩草。

圖1 研究區位置圖

1.2 研究方法

1.2.1樣品采集

本研究選擇一個集水區的兩個坡面作為研究區,通過坡面實地調查,按照不同坡向(陰坡、陽坡)和坡位(坡上、坡中、坡下)選擇六個點進行采樣,分別是S1、S2、S3、N1、N2、N3(圖1)。陽坡土壤類型為高山草甸土,土層較薄,0—10 cm為草氈層(As),10—25 cm為腐殖質層(O),25—50 cm為淋溶淀積層(AB),50 cm以下為巖石層；陰坡土壤類型為亞高山草甸土,土層厚度大約為70 cm,0—13 cm為草氈層(As),13—40 cm為腐殖質層(O),40—70 cm為淋溶淀積層(AB),70 cm以下出現巖石。陰、陽坡統一采樣深度為0—10、10—20、20—30、30—50 cm,分別于2018年7、8、9、10月份用土鉆各采集一次,共獲取96個土壤樣品,以測土壤有機碳和含水量。另外,在每個樣點附近各選擇3個1 m×1 m的樣方,齊地剪取樣方內所有植物以計算地上生物量。樣點基本信息如表1所示,其中年均溫、飽和導水率和坡地徑流引自Hu等的坡面水文觀測數據[33]。

表1 采樣點基本信息

1.2.2樣品處理與分析

土壤樣品帶回實驗室后立即利用烘干法(105℃)測定土壤含水量,然后將測定土壤有機碳的土壤置于通風室內自然風干。經自然風干后的土壤挑去枯枝落葉、根系和礫石,研磨過0.149 mm篩,裝袋備用。取35 mg樣品放入銀舟內,加25%磷酸,待反應完全后,置于80℃烘箱4小時。將去除無機碳后的樣品,利用總有機碳分析儀(vario TOC select)上機測定土壤有機碳含量,并采用國家標準土壤樣品作質量控制。用刈割法獲取地上生物量,將植物放入烘箱內,先105℃殺青30 min,然后把烘箱的溫度降到65℃,烘干至恒重,稱重。

1.2.3數據處理與統計分析

利用 Excel 軟件進行數據預處理后,用SPSS 24.0對7、8、9、10四個月的有機碳數據進行方差分析,結果表明差異不顯著,因此將四個月數據一起統計分析。首先按照不同深度、不同坡向坡位對土壤有機碳進行描述性統計,統計特征包括極值、均值、標準差、變異系數、K-S檢驗結果等。然后采用單因素方差分析(one-way ANOVA)和最小顯著差異法(LSD)比較不同坡向和坡位下的土壤有機碳各層間的差異。最后用一般線性模型(GLM)的方差成分分析計算了各因子及其交互作用對土壤有機碳含量變異性的貢獻[16]。所有圖采用Origin 8.5軟件繪制。

2 結果與分析

2.1 不同深度土層的土壤有機碳分布

將陰坡、陽坡所有樣點土壤有機碳數據按照不同深度進行統計,得到研究區不同土層土壤有機碳分布特征(表2)。由表2可知,研究區0—10、10—20、20—30、30—50 cm土層平均有機碳含量分別為102.41、77.78、61.02、46.47 g/kg,所有土層平均有機碳含量為71.92 g/kg,總體水平較高。隨土壤深度增加,土壤有機碳含量呈下降趨勢,且各土層差異顯著(P<0.05)。下降幅度達到55%,這表明該區域植被和地形對有機碳影響顯著的深度至少達到50 cm。變異系數CV的大小決定著隨機變量的變異程度,即決定土壤有機碳空間差異性的大小。一般認為CV≤15%時為弱變異性,16%≤CV≤35%時為中等變異性,CV≥36%時為強變異性[40]。由表2可以看出,該區域0—10、10—20、20—30 cm土壤有機碳為中等變異,30—50 cm土壤有機碳為高度變異。

表2 不同土層土壤有機碳統計特征

2.2 不同坡向土壤有機碳分布

通過對不同坡向土壤有機碳進行統計分析可知(表3),陰坡土壤有機碳含量在43.55—157.21 g/kg之間,平均有機碳含量為81.99 g/kg,有機碳含量變異系數為29%,屬于中等變異。陽坡土壤有機碳含量在23.44—129.09 g/kg之間,平均有機碳含量為61.84 g/kg,有機碳含量變異系數為43%,屬于高度變異。

表3 不同坡向土壤有機碳統計特征

由不同坡向土壤有機碳分布圖(圖2)可看出,隨土壤深度增加,陰坡和陽坡土壤有機碳均呈下降趨勢,且各土層差異顯著(P<0.05)。但陰坡和陽坡降低幅度不同,陰坡降低幅度為44%,陽坡降低幅度達到64%。同一土層深度,不同坡向土壤有機碳含量均表現為陰坡大于陽坡。

圖2 不同坡向土壤有機碳分布特征

2.3 不同坡位土壤有機碳分布

陰坡不同坡位土壤有機碳統計特征如表4所示,坡上、坡中、坡下有機碳含量分別在43.55—108.35、46.16—157.21、62.94—119.73 g/kg,平均有機碳含量分別為69.87、86.52、89.60 g/kg,即坡下>坡中>坡上(P<0.05)；有機碳含量變異系數分別為30%、33%、19%,均屬于中等變異。

表4 陰坡不同坡位土壤有機碳統計特征

由陰坡不同坡位土壤有機碳分布(圖3)可看出,同一坡位,不同深度土壤有機碳含量均表現為淺層大于深層,且各土層間差異性顯著(P<0.05)；同一深度,不同坡位土壤有機碳含量均表現為坡下和坡中大于坡上,但在各深度不同坡位的差異性不同。其中,0—10 cm和10—20 cm土層各坡位差異性不顯著(P>0.05),20—30 cm和30—50 cm土層坡上與坡中、坡下差異顯著(P<0.05)。上述結果表明,陰坡坡位對不同土層土壤有機碳含量影響程度不同,對深層土壤有機碳的影響要大于淺層。

圖3 陰坡不同坡位土壤有機碳分布特征

陽坡不同坡位土壤有機碳統計特征如表5所示,坡上、坡中、坡下有機碳含量分別在27.86—98.92、24.59—96.77、23.44—129.09 g/kg。平均有機碳含量分別為65.71、58.39、61.42 g/kg,即坡上>坡下>坡中,差異不顯著(P>0.05)；有機碳含量變異系數分別為33%、41%、54%,其中坡上屬于中等變異,坡中和坡下屬于高度變異。

表5 陽坡不同坡位土壤有機碳統計特征

由陽坡不同坡位土壤有機碳分布(圖4)可看出,同一坡位,不同深度土壤有機碳含量均表現為淺層大于深層,且各土層間差異性顯著(P<0.05)；同一深度,不同坡位土壤有機碳含量差異性不同。其中,10—20、20—30、30—50 cm土層的有機碳含量均表現為坡上>坡中>坡下,而0—10 cm土層的有機碳含量為坡上<坡中<坡下,與陽坡各坡位平均有機碳分布特征不符,這可能是因為陽坡表層土壤有機碳在坡面易發生搬運與再分布。上述結果表明,陽坡坡位對不同土層土壤有機碳含量影響程度不同,對淺層土壤有機碳的影響要大于深層。

圖4 陽坡不同坡位土壤有機碳分布

2.4 坡面土壤有機碳分布的影響因素

用一般線性模型的方差成分分析計算了各因子及其交互作用對土壤有機碳變異性的貢獻(表6)。結果表明,坡面土壤有機碳含量主要受土層和坡向的影響(P<0.001),解釋率分別是60.35%和14.17%；坡位對坡面土壤有機碳的解釋率為1.41%(P<0.05),坡向×坡位解釋了4.46%(P<0.001),坡向×土層解釋了2.21%(P<0.05),坡位×土層僅解釋了0.46%(P>0.05),最后坡向×坡位×土層解釋了2.28%(P>0.05)。

表6 不同因子與土壤有機碳含量的一般線性模型(GLM)結果

3 討論

3.1 坡向與土壤有機碳分布

本文研究結果表明,陰坡平均有機碳含量(81.99 g/kg)顯著高于陽坡(61.84 g/kg),不同深度土壤有機碳含量也均表現為陰坡大于陽坡且差異性顯著(P<0.05)。這與朱猛等[21]在祁連山森林草原帶坡面土壤有機碳分布的研究結果較為一致,他的研究表明土壤有機碳濃度為北坡>西坡>西南坡>南坡。這是因為不同坡向所驅動的水熱條件和植被差異是影響坡面土壤有機碳積累的主要因素[10,41]。據實際觀測結果表明,本研究區陰、陽坡年均溫的差異達2.8℃,陰坡0—50 cm土壤平均含水量是陽坡的1.46倍。這種水熱差異導致陰陽坡發育不同的植被類型,其中陽坡植被類型為高寒草甸,陰坡植被類型為高寒灌叢。據實地調查,在生長季旺期,陰坡地上生物量(390.5 g/m2)遠大于陽坡(152.22 g/m2),其有機質的輸入量也大于陽坡,因此植被類型在很大程度上影響了土壤有機碳的富集程度[42]。于順龍[43]的研究也表明,坡向通過影響生物量的大小來影響有機質的輸入量。雖然本研究未對地下生物量進行測定,但大量野外調查結果顯示高寒灌叢的地下生物量大于高寒草甸。如陶貞等[44]發現青藏高原東北隅祁連山東段的高寒灌叢的地下生物量為27947 kg/hm2,高寒草甸地下生物量為25745 kg/hm2。此外,不同坡向水熱條件的差異還會影響土壤有機碳的礦化[45]。馬文瑛[46]等在祁連山天老池小流域不同地形條件土壤有機碳的研究中發現,陰坡和半陰坡的土壤有機碳礦化速率小于陽坡。這主要是因為陰坡濕冷的水熱狀況降低了微生物活性和土壤呼吸速率[47],減緩了土壤有機碳的礦化,長期作用下導致了陰陽坡有機碳積累的差異。

陰坡和陽坡剖面土壤有機碳含量存在顯著的表層聚集性,均表現為隨著土層深度的增加,土壤有機碳含量逐漸降低,且差異顯著(P<0.05)。這是因為,表層土壤有機碳主要來自于植物殘體和根系的直接輸入,隨著土壤深度增加,地表植物殘體輸入和根系分布均減少[48]。但陰坡和陽坡土壤有機碳隨土層下降的幅度不同,陽坡降低幅度(64%)大于陰坡(44%)。這與楊帆[32]等在祁連山中段高寒山區陰、陽坡地形序列下有機碳垂直分布的研究結果較一致,他的研究結果顯示陽坡下降的速率(66%—91%)明顯高于陰坡(31%—77%)。這可能與陰陽坡的植被類型及土壤發生層厚度有關[49]。本研究區陽坡的高寒草甸下發育的土壤類型為高山草甸土,土層薄,一般為30—50 cm。最上層為草氈層(0—10 cm),腐殖質層厚10—20 cm,向下迅速過渡到母質層；除草氈層外,剖面礫石含量較高,地下根生物量主要分布在0—20 cm[50-51]。因此整個剖面有機碳含量高度變異,變異系數CV高達43%。陰坡的高寒灌叢下發育的土壤為亞高山草甸土,土壤剖面構型與草甸土相同,但具有大量發達的地下根系,腐殖質層較厚,深度可達到30—40 cm,打鉆至50 cm未見礫石層,地下根生物量主要分布在0—50 cm土層。何俊齡[52]對青藏高原金露梅灌叢土壤養分的研究中指出植物根系分布較深將導致土壤養分隨土壤深度呈較均勻變化。因此陰坡有機碳分布比較均勻,隨土層下降的幅度小于陽坡。

3.2 坡位與土壤有機碳分布

土壤有機碳的坡位分布因坡向而異。陰坡不同坡位土壤有機碳平均含量差異顯著(P<0.05),表現為坡下(89.60 g/kg)>坡中(86.52 g/kg)>坡上(69.87 g/kg),這與汝海麗等[8]在黃土丘陵區坡面、樊紅柱等[13]在紫色土丘陵區坡面的研究結果均一致。這一方面是因為陰坡坡上比坡下接受的光照多,蒸發量大,土壤含水量較低,從而有利于有機質的分解,所以土壤有機碳含量小于坡下[53]；另一方面可能是由于土壤有機碳在坡面發生搬運遷移到坡下所造成的[26]。陸銀梅[26]和花可可等[27]對南方紅壤和紫色土坡面有機碳的研究中發現,坡地徑流(地表徑流和壤中流)對坡面土壤有機碳的沖刷與運移,可使坡下成為坡上的一個碳匯。本研究區雖處于高寒半干旱區，但生長季期間6—9月份降水量約占全年總降水量的90%，這一段時期正好是季節性凍土的融化期。李元壽等[54]在青藏高原典型高寒草甸區土壤有機碳氮異質性的研究中發現,在高寒地區凍土活動層的融化期,土壤有機碳和全氮很容易被淋溶流失。這是因為季節性凍融作用能夠破壞土壤結構[55],暴露出有機碳庫中各種形態的碳[56-57]；再加上凍結期凍土的保水性[58-59],在季節性凍土融化時,土壤含水量急劇增加,坡地徑流發育[60],從而造成土壤有機碳隨水分的遷移而流失。由Hu等[33]對該研究區坡地徑流的實際觀測結果可知,2018年7—10月份陰坡的總徑流量(5.30 mm)是陽坡(0.57 mm)的9.30倍,因此陰坡土壤有機碳更易受坡地徑流的影響在坡下發生積累匯聚。這可能也是導致陽坡坡位土壤有機碳分布特征和陰坡不同的原因[26],研究結果表明,陽坡不同坡位土壤有機碳平均含量表現為坡上(65.71 g/kg)>坡下(61.42 g/kg)>坡中(58.39 g/kg),差異不顯著(P>0.05)。這與朱猛等[21]在祁連山森林草原帶的研究結果較為一致,其研究發現在北坡(陽坡),坡肩及坡腳有機碳濃度無顯著差異,坡肩某些深度有機碳濃度稍高于坡腳。這可能是因為陽坡不同坡位接受的太陽輻射接近[21],水分是其植物生長及有機碳分解的限制因子。由實測數據可知,本研究區陽坡土壤含水量為坡下(39.50%)<坡中(42.03%)<坡上(54.85%),因此陽坡坡上土壤有機碳含量積累量高于坡下和坡中(P<0.05)。

此外本研究發現,坡位對不同深度土壤有機碳的影響也因坡向而異。對于陽坡,雖然不同坡位土壤有機碳平均含量表現為坡上>坡下>坡中(P>0.05),但表層(0—10cm)土壤有機碳表現為坡上<坡下<坡中(P<0.05)；對于陰坡,淺層(0—10、10—20cm)土壤有機碳各坡位間差異性不顯著(P>0.05),而深層(20—30、30—50 cm)土壤有機碳各坡位間差異顯著(P<0.05)。上述結果表明,陽坡坡位對淺層土壤有機碳的影響大于深層,而陰坡坡位對深層土壤有機碳的影響大于淺層。這可能與陰坡和陽坡不同的徑流形式(地表徑流和壤中流)對土壤有機碳的沖刷有關[27,61]。李太魁等[61]對川西丘陵區紫色土坡面有機碳的研究中發現,紫色土由于土質疏松、孔隙度大、入滲能力強等特點,壤中流比較發育,從而導致坡面土壤有機碳隨壤中流大量淋失。Hu等[33]對該研究區坡地徑流的實際觀測結果可知,陰坡壤中流量占總徑流量的94.5%,陽坡地表徑流量占總徑流量的97.9%。因此,陰坡的深層土壤有機碳易在壤中流的影響下從坡上遷移到坡下,陽坡的表層土壤有機碳易在地表徑流的影響下從坡上遷移到坡下。這種坡地徑流的差異與陰陽坡的植被類型和土壤結構有關[61-63]。陰坡植被以高寒灌叢為主,植被覆蓋度高,冠層截留降雨能力較強,可以有效地減緩地表徑流[64]；再加上草皮層較薄且松軟,土壤飽和導水率高,土層深厚,有利于雨水向土壤更深層次入滲[65],所以陰坡坡地徑流以壤中流為主。而陽坡植被以高寒草甸為主,根系密集,形成的草氈層結構比較堅硬,飽和導水率較低,不利于水分向土壤深層下滲[33],因此陽坡坡地徑流以地表徑流為主。此外,坡面的坡度不同,形成的坡地徑流也存在差別[66-67]。研究發現,土壤的入滲率隨著坡度的增大而減小,從而增大地表產流量[66]。何淑勤等[67]通過對長江上游紫色土丘陵區坡面徑流特征的研究發現,不同坡度,壤中流徑流量表現為10°>15°>20°,地表徑流徑流量表現為20°>15°>10°。據實地測量,本研究陰坡坡度(30°)小于陽坡(35°),所以陰坡的土壤入滲率大于陽坡,這在一定程度上也決定了陰坡以壤中流為主、陽坡以地表徑流為主的產流模式。從而導致陰坡的深層土壤有機碳和陽坡的淺層土壤有機碳分別隨著壤中流和地表徑流在坡面上發生遷移淋失。

3.3 不確定性分析

本研究基于不同坡面土壤有機碳測量數據進行比較分析,發現坡向對坡面土壤有機碳的解釋率為14.17%(P<0.05),而坡位對坡面土壤有機碳的解釋率僅為1.41%(P<0.05),這可能與坡面海拔落差較小導致的各坡位距離較短有關。有研究結果表明[25,68-69],海拔落差越大,坡面越長,各個坡位的水熱條件差異就越顯著,從而增大土壤有機碳的空間異質性。李龍等[68]在赤峰市小流域地形因子對土壤有機碳的影響中發現,在較大海拔落差下,高程是影響土壤有機碳分布的第一因子,其次是坡度和坡向。本研究區陰坡和陽坡立地條件存在巨大差異,但海拔落差較小,因此坡向是影響土壤有機碳分布的第一因子,而高程對土壤有機碳影響不顯著。未來需進一步深入研究較大海拔差異下高寒區陰坡和陽坡土壤有機碳的空間分布規律。此外,本研究綜合了2018年生長季期間7—10月份的土壤有機碳數據,由于4個月份之間土壤有機碳差異不顯著,因此未考慮土壤有機碳的季節變化。有研究表明季節對土壤有機碳含量的變化也有較大的影響[70-72]。如苗蕾等[70]研究發現太行山南麓土壤有機碳含量呈顯著的季節變化,表現為夏秋季>冬春季。康成芳等[71]研究發現川西高寒山地灌叢草甸有機碳礦化的季節動態中表現出夏季最高,春季此之,秋季最小。本研究區處于季節性凍土區,非生長季長達200多天,全年有超過一半時間土壤處于凍結和積雪覆蓋狀態。在凍結期,土壤微生物活性和有機碳礦化速率等受到抑制[73-74],土壤水熱特征與生長季相比存在巨大差異[75]；且在初冬和初春,表層土壤還會經歷頻繁的凍融循環[76],這些都將直接或間接地影響土壤有機碳含量的變化。而目前關于坡面土壤有機碳分布特征在生長季和非生長季的比較研究還較為缺乏,未來還需我們進一步深入研究。

4 結論

本文以青海湖流域季節性凍土區陰、陽坡土壤為研究對象,在坡面尺度下分析了不同坡向、坡位土壤有機碳的空間分布特征及其影響因素,初步獲得以下結論：

(1)該研究區平均土壤有機碳含量為71.92 g/kg,總體水平較高。其中0—10、10—20、20—30 cm土層有機碳含量為中等變異,30—50 cm土壤有機碳含量為高度變異；

(2)陰、陽坡有機碳含量均隨土壤深度增加而下降,但陽坡下降的幅度(64%)明顯高于陰坡(44%)；

(3)不同坡向,土壤有機碳平均含量表現為陰坡(81.99 g/kg)>陽坡(61.84 g/kg)；不同坡位,土壤有機碳含量分布因坡向而異。其中陰坡土壤有機碳平均含量表現為坡下(89.60 g/kg)>坡中(86.52 g/kg)>坡上(69.87 g/kg),陽坡土壤有機碳平均含量表現為坡上(65.71 g/kg)>坡下(61.42 g/kg)>坡中(58.39 g/kg)；

(4)坡位對不同深度土壤有機碳的影響程度存在差異。陰坡坡位對深層土壤有機碳影響顯著,而陽坡坡位對淺層土壤有機碳影響顯著；

(5)一般線性模型結果表明,坡面土壤有機碳含量主要受土層和坡向的影響,可解釋74.52%的變異性(P<0.001)。因此,坡向是影響該區域土壤有機碳垂直分布的重要因素。