土壤是地球表层系统最大的碳库, 是陆地碳循环的关键组成部分^[1-2]。有机碳作为土壤碳库中对全球气候变化敏感的主要因子, 其较小的变化将会引起大气CO₂浓度的大幅改变^[3-4]。土壤有机碳含量变化受多因素综合影响, 包括气候、植被、地形和土地利用方式等^[5-8]。坡面是最基本的地貌单元^[9], 坡向和坡位通过控制水分和光照因子在坡面上的分布，改变局地水热条件，从而形成不同的植被及土壤类型，影响土壤有机碳的输入与矿化^[11-12]。目前关于坡面土壤有机碳的分布特征已有较多的研究, 但主要集中在低山丘陵区^[13-15]、黄土高原区^{[8, 16]}、喀斯特地区^[17-18]、东北黑土区^[19]和部分祁连山草原草甸带^[20-22]等。综合已有研究发现不同气候区坡面土壤有机碳在不同坡向和坡位的分布具有很大异质性。大部分研究认为在同一坡位不同坡向上, 有机碳分布特征一般表现为阴坡>半阴坡>半阳坡>阳坡^{[16, 21]}, 但也有研究发现川西山地小流域由于热量的限制, 其阳坡有机碳含量稍高于阴坡^[23]；另外, 在同一坡向不同坡位上, 有机碳分布特征一般表现为下坡位>中坡位>上坡位^[12-13], 但也有研究发现台湾南部低地上坡位由于生物量高、凋落物分解率低等原因, 其有机碳含量大于下坡位^[24]。魏孝荣和邵明安^[25]通过对黄土高原丘陵沟壑区不同坡位土壤有机碳含量的研究表明, 坡位对有机碳分布的影响还与土壤侵蚀和水土流失相联系, 土壤有机碳易随坡面物质和坡地径流发生坡面再分布。这与陆银梅^[26]、花可可等^[27]在南方丘陵区坡地有机碳分布的研究结果一致。

目前对青藏高原高海拔地区坡面有机碳分布的研究仍然相对较少, 例如王根绪等^[28]研究了青藏高原草地土壤有机碳库及其全球意义, 发现青藏高原有机碳储量占我国有机碳储量的23.44%；马素辉等^[29]研究了祁连山黑河上游多年冻土区不同植被类型土壤有机碳密度的分布特征；李娜等^[30]在青藏高原腹地的风火山地区模拟了增温对高寒草甸土壤有机碳含量变化的影响；牟翠翠等^[31]比较了多年冻土区不同海拔活动层内的碳储量。以上研究揭示了青藏高寒地区有机碳储量、不同土地利用/植被覆盖下土壤有机碳分布、碳库变化趋势等特点, 且集中在多年冻土区。高寒地区阴、阳坡由于水热条件的差异, 分布有不同的植被和土壤类型^{[10, 32]}；同时在季节性冻土融化期, 阴、阳坡存在不同的产流模式^[33]。Hu等^[33]发现青海湖流域阴坡以壤中流为主, 占总径流量的94.5%；阳坡以地表径流为主, 占总径流量的97.9%。此外, 季节性冻融作用还会引起土壤的上下蠕动、植被根系的破坏和土壤碳的释放^[34]。在这多种因素影响下, 季节性冻土区土壤有机碳的空间分布特征较为复杂, 不同坡向、坡位的不同深度土壤有机碳如何分布？其控制因子都还不明确, 亟需深入研究。因此, 本研究选取青海湖流域季节性冻土区阴、阳坡土壤为研究对象, 利用实地观测和取样分析数据, 分析坡面不同坡向、坡位土壤有机碳的分布特征及其影响因素, 旨在为高寒季节性冻土区土壤碳水过程及土壤碳库研究提供科学依据。

1 材料与方法 1.1 研究区概况

青海湖流域位青藏高原东北部(图 1), 地处36°15′—38°20′N, 97°50′—101°20′E, 东西长106 km, 南北宽63 km, 周长约360 km, 海拔3194—5174 m, 流域面积为29661 km²。流域属于高寒半干旱气候, 常年较低的年平均温度限制了土壤有机质的分解, 造成了土壤碳的大量累积^[35]。流域内广泛分布着多年冻土(12748 km²)和季节性冻土(12651 km²), 是世界上低纬度高海拔冻土集中分布区^[36-37]。随着全球气候变暖, 多年冻土发生退化^[38], 逐渐向季节性冻土转化。研究区位于青海湖第二大入湖河流—沙柳河流域的支流上游, 处于河谷东侧, 海拔高度介于3565—3716 m, 海拔落差151 m, 地理坐标为37°25′N, 100°15′E, 属于季节性冻土区；据刚察县气象观测资料显示, 该流域多年平均气温为-0.5℃, 极端高温为25℃, 极端低温为-31℃, 多年平均降水量为370.3 mm, 主要集中在6—9月份, 年蒸发量为607.4 mm^[39]。根据地形特点, 将本研究区划分为阴坡、阳坡和沟底3种地形单元；流域内植被覆盖情况良好, 植被类型具有明显的山地特征。其中阴坡植被类型为高寒灌丛, 优势种为毛枝山居柳灌丛和金露梅灌丛；阳坡植被类型为高寒草甸, 优势种为高山嵩草和矮嵩草。

1.2 研究方法 1.2.1 样品采集

本研究选择一个集水区的两个坡面作为研究区, 通过坡面实地调查, 按照不同坡向(阴坡、阳坡)和坡位(坡上、坡中、坡下)选择六个点进行采样, 分别是S1、S2、S3、N1、N2、N3(图 1)。阳坡土壤类型为高山草甸土, 土层较薄, 0—10 cm为草毡层(As), 10—25 cm为腐殖质层(O), 25—50 cm为淋溶淀积层(AB), 50 cm以下为岩石层；阴坡土壤类型为亚高山草甸土, 土层厚度大约为70 cm, 0—13 cm为草毡层(As), 13—40 cm为腐殖质层(O), 40—70 cm为淋溶淀积层(AB), 70 cm以下出现岩石。阴、阳坡统一采样深度为0—10、10—20、20—30、30—50 cm, 分别于2018年7、8、9、10月份用土钻各采集一次, 共获取96个土壤样品, 以测土壤有机碳和含水量。另外, 在每个样点附近各选择3个1 m×1 m的样方, 齐地剪取样方内所有植物以计算地上生物量。样点基本信息如表 1所示, 其中年均温、饱和导水率和坡地径流引自Hu等的坡面水文观测数据^[33]。

1.2.2 样品处理与分析

土壤样品带回实验室后立即利用烘干法(105℃)测定土壤含水量, 然后将测定土壤有机碳的土壤置于通风室内自然风干。经自然风干后的土壤挑去枯枝落叶、根系和砾石, 研磨过0.149 mm筛, 装袋备用。取35 mg样品放入银舟内, 加25%磷酸, 待反应完全后, 置于80℃烘箱4小时。将去除无机碳后的样品, 利用总有机碳分析仪(vario TOC select)上机测定土壤有机碳含量, 并采用国家标准土壤样品作质量控制。用刈割法获取地上生物量, 将植物放入烘箱内, 先105℃杀青30 min, 然后把烘箱的温度降到65℃, 烘干至恒重, 称重。

1.2.3 数据处理与统计分析

利用Excel软件进行数据预处理后, 用SPSS 24.0对7、8、9、10四个月的有机碳数据进行方差分析, 结果表明差异不显著, 因此将四个月数据一起统计分析。首先按照不同深度、不同坡向坡位对土壤有机碳进行描述性统计, 统计特征包括极值、均值、标准差、变异系数、K-S检验结果等。然后采用单因素方差分析(one-way ANOVA)和最小显著差异法(LSD)比较不同坡向和坡位下的土壤有机碳各层间的差异。最后用一般线性模型(GLM)的方差成分分析计算了各因子及其交互作用对土壤有机碳含量变异性的贡献^[16]。所有图采用Origin 8.5软件绘制。

2 结果与分析 2.1 不同深度土层的土壤有机碳分布

将阴坡、阳坡所有样点土壤有机碳数据按照不同深度进行统计, 得到研究区不同土层土壤有机碳分布特征(表 2)。由表 2可知, 研究区0—10、10—20、20—30、30—50 cm土层平均有机碳含量分别为102.41、77.78、61.02、46.47 g/kg, 所有土层平均有机碳含量为71.92 g/kg, 总体水平较高。随土壤深度增加, 土壤有机碳含量呈下降趋势, 且各土层差异显著(P < 0.0.05)。下降幅度达到55%, 这表明该区域植被和地形对有机碳影响显著的深度至少达到50 cm。变异系数CV的大小决定着随机变量的变异程度, 即决定土壤有机碳空间差异性的大小。一般认为CV≤15%时为弱变异性, 16%≤CV≤35%时为中等变异性, CV≥36%时为强变异性^[40]。由表 2可以看出, 该区域0—10、10—20、20—30 cm土壤有机碳为中等变异, 30—50 cm土壤有机碳为高度变异。

2.2 不同坡向土壤有机碳分布

通过对不同坡向土壤有机碳进行统计分析可知(表 3), 阴坡土壤有机碳含量在43.55—157.21 g/kg之间, 平均有机碳含量为81.99 g/kg, 有机碳含量变异系数为29%, 属于中等变异。阳坡土壤有机碳含量在23.44—129.09 g/kg之间, 平均有机碳含量为61.84 g/kg, 有机碳含量变异系数为43%, 属于高度变异。

由不同坡向土壤有机碳分布图(图 2)可看出, 随土壤深度增加, 阴坡和阳坡土壤有机碳均呈下降趋势, 且各土层差异显著(P < 0.0.05)。但阴坡和阳坡降低幅度不同, 阴坡降低幅度为44%, 阳坡降低幅度达到64%。同一土层深度, 不同坡向土壤有机碳含量均表现为阴坡大于阳坡。

2.3 不同坡位土壤有机碳分布

阴坡不同坡位土壤有机碳统计特征如表 4所示, 坡上、坡中、坡下有机碳含量分别在43.55—108.35、46.16—157.21、62.94—119.73 g/kg, 平均有机碳含量分别为69.87、86.52、89.60 g/kg, 即坡下>坡中>坡上(P < 0.0.05)；有机碳含量变异系数分别为30%、33%、19%, 均属于中等变异。

由阴坡不同坡位土壤有机碳分布(图 3)可看出, 同一坡位, 不同深度土壤有机碳含量均表现为浅层大于深层, 且各土层间差异性显著(P < 0.0.05)；同一深度, 不同坡位土壤有机碳含量均表现为坡下和坡中大于坡上, 但在各深度不同坡位的差异性不同。其中, 0—10 cm和10—20 cm土层各坡位差异性不显著(P>0.05), 20—30 cm和30—50 cm土层坡上与坡中、坡下差异显著(P < 0.0.05)。上述结果表明, 阴坡坡位对不同土层土壤有机碳含量影响程度不同, 对深层土壤有机碳的影响要大于浅层。

阳坡不同坡位土壤有机碳统计特征如表 5所示, 坡上、坡中、坡下有机碳含量分别在27.86—98.92、24.59—96.77、23.44—129.09 g/kg。平均有机碳含量分别为65.71、58.39、61.42 g/kg, 即坡上>坡下>坡中, 差异不显著(P>0.05)；有机碳含量变异系数分别为33%、41%、54%, 其中坡上属于中等变异, 坡中和坡下属于高度变异。

由阳坡不同坡位土壤有机碳分布(图 4)可看出, 同一坡位, 不同深度土壤有机碳含量均表现为浅层大于深层, 且各土层间差异性显著(P < 0.0.05)；同一深度, 不同坡位土壤有机碳含量差异性不同。其中, 10—20、20—30、30—50 cm土层的有机碳含量均表现为坡上>坡中>坡下, 而0—10 cm土层的有机碳含量为坡上 < 坡中 < 坡下, 与阳坡各坡位平均有机碳分布特征不符, 这可能是因为阳坡表层土壤有机碳在坡面易发生搬运与再分布。上述结果表明, 阳坡坡位对不同土层土壤有机碳含量影响程度不同, 对浅层土壤有机碳的影响要大于深层。

2.4 坡面土壤有机碳分布的影响因素

用一般线性模型的方差成分分析计算了各因子及其交互作用对土壤有机碳变异性的贡献(表 6)。结果表明, 坡面土壤有机碳含量主要受土层和坡向的影响(P < 0.0.001), 解释率分别是60.35%和14.17%；坡位对坡面土壤有机碳的解释率为1.41%(P < 0.0.05), 坡向×坡位解释了4.46%(P < 0.0.001), 坡向×土层解释了2.21%(P < 0.0.05), 坡位×土层仅解释了0.46%(P>0.05), 最后坡向×坡位×土层解释了2.28%(P>0.05)。

3 讨论 3.1 坡向与土壤有机碳分布

本文研究结果表明, 阴坡平均有机碳含量(81.99 g/kg)显著高于阳坡(61.84 g/kg), 不同深度土壤有机碳含量也均表现为阴坡大于阳坡且差异性显著(P < 0.0.05)。这与朱猛等^[21]在祁连山森林草原带坡面土壤有机碳分布的研究结果较为一致, 他的研究表明土壤有机碳浓度为北坡>西坡>西南坡>南坡。这是因为不同坡向所驱动的水热条件和植被差异是影响坡面土壤有机碳积累的主要因素^{[10, 41]}。据实际观测结果表明, 本研究区阴、阳坡年均温的差异达2.8℃, 阴坡0—50 cm土壤平均含水量是阳坡的1.46倍。这种水热差异导致阴阳坡发育不同的植被类型, 其中阳坡植被类型为高寒草甸, 阴坡植被类型为高寒灌丛。据实地调查, 在生长季旺期, 阴坡地上生物量(390.5 g/m²)远大于阳坡(152.22 g/m²), 其有机质的输入量也大于阳坡, 因此植被类型在很大程度上影响了土壤有机碳的富集程度^[42]。于顺龙^[43]的研究也表明, 坡向通过影响生物量的大小来影响有机质的输入量。虽然本研究未对地下生物量进行测定, 但大量野外调查结果显示高寒灌丛的地下生物量大于高寒草甸。如陶贞等^[44]发现青藏高原东北隅祁连山东段的高寒灌丛的地下生物量为27947 kg/hm², 高寒草甸地下生物量为25745 kg/hm²。此外, 不同坡向水热条件的差异还会影响土壤有机碳的矿化^[45]。马文瑛^[46]等在祁连山天老池小流域不同地形条件土壤有机碳的研究中发现, 阴坡和半阴坡的土壤有机碳矿化速率小于阳坡。这主要是因为阴坡湿冷的水热状况降低了微生物活性和土壤呼吸速率^[47], 减缓了土壤有机碳的矿化, 长期作用下导致了阴阳坡有机碳积累的差异。

阴坡和阳坡剖面土壤有机碳含量存在显著的表层聚集性, 均表现为随着土层深度的增加, 土壤有机碳含量逐渐降低, 且差异显著(P < 0.0.05)。这是因为, 表层土壤有机碳主要来自于植物残体和根系的直接输入, 随着土壤深度增加, 地表植物残体输入和根系分布均减少^[48]。但阴坡和阳坡土壤有机碳随土层下降的幅度不同, 阳坡降低幅度(64%)大于阴坡(44%)。这与杨帆^[32]等在祁连山中段高寒山区阴、阳坡地形序列下有机碳垂直分布的研究结果较一致, 他的研究结果显示阳坡下降的速率(66%—91%)明显高于阴坡(31%—77%)。这可能与阴阳坡的植被类型及土壤发生层厚度有关^[49]。本研究区阳坡的高寒草甸下发育的土壤类型为高山草甸土, 土层薄, 一般为30—50 cm。最上层为草毡层(0—10 cm), 腐殖质层厚10—20 cm, 向下迅速过渡到母质层；除草毡层外, 剖面砾石含量较高, 地下根生物量主要分布在0—20 cm^[50-51]。因此整个剖面有机碳含量高度变异, 变异系数CV高达43%。阴坡的高寒灌丛下发育的土壤为亚高山草甸土, 土壤剖面构型与草甸土相同, 但具有大量发达的地下根系, 腐殖质层较厚, 深度可达到30—40 cm, 打钻至50 cm未见砾石层, 地下根生物量主要分布在0—50 cm土层。何俊龄^[52]对青藏高原金露梅灌丛土壤养分的研究中指出植物根系分布较深将导致土壤养分随土壤深度呈较均匀变化。因此阴坡有机碳分布比较均匀, 随土层下降的幅度小于阳坡。

3.2 坡位与土壤有机碳分布

土壤有机碳的坡位分布因坡向而异。阴坡不同坡位土壤有机碳平均含量差异显著(P < 0.0.05), 表现为坡下(89.60 g/kg)>坡中(86.52 g/kg)>坡上(69.87 g/kg), 这与汝海丽等^[8]在黄土丘陵区坡面、樊红柱等^[13]在紫色土丘陵区坡面的研究结果均一致。这一方面是因为阴坡坡上比坡下接受的光照多, 蒸发量大, 土壤含水量较低, 从而有利于有机质的分解, 所以土壤有机碳含量小于坡下^[53]；另一方面可能是由于土壤有机碳在坡面发生搬运迁移到坡下所造成的^[26]。陆银梅^[26]和花可可等^[27]对南方红壤和紫色土坡面有机碳的研究中发现, 坡地径流(地表径流和壤中流)对坡面土壤有机碳的冲刷与运移, 可使坡下成为坡上的一个碳汇。本研究区虽处于高寒半干旱区，但生长季期间6—9月份降水量约占全年总降水量的90%，这一段时期正好是季节性冻土的融化期。李元寿等^[54]在青藏高原典型高寒草甸区土壤有机碳氮异质性的研究中发现, 在高寒地区冻土活动层的融化期, 土壤有机碳和全氮很容易被淋溶流失。这是因为季节性冻融作用能够破坏土壤结构^[55], 暴露出有机碳库中各种形态的碳^[56-57]；再加上冻结期冻土的保水性^[58-59], 在季节性冻土融化时, 土壤含水量急剧增加, 坡地径流发育^[60], 从而造成土壤有机碳随水分的迁移而流失。由Hu等^[33]对该研究区坡地径流的实际观测结果可知, 2018年7—10月份阴坡的总径流量(5.30 mm)是阳坡(0.57 mm)的9.30倍, 因此阴坡土壤有机碳更易受坡地径流的影响在坡下发生积累汇聚。这可能也是导致阳坡坡位土壤有机碳分布特征和阴坡不同的原因^[26], 研究结果表明, 阳坡不同坡位土壤有机碳平均含量表现为坡上(65.71 g/kg)>坡下(61.42 g/kg)>坡中(58.39 g/kg), 差异不显著(P>0.05)。这与朱猛等^[21]在祁连山森林草原带的研究结果较为一致, 其研究发现在北坡(阳坡), 坡肩及坡脚有机碳浓度无显著差异, 坡肩某些深度有机碳浓度稍高于坡脚。这可能是因为阳坡不同坡位接受的太阳辐射接近^[21], 水分是其植物生长及有机碳分解的限制因子。由实测数据可知, 本研究区阳坡土壤含水量为坡下(39.50%) < 坡中(42.03%) < 坡上(54.85%), 因此阳坡坡上土壤有机碳含量积累量高于坡下和坡中(P < 0.0.05)。

此外本研究发现, 坡位对不同深度土壤有机碳的影响也因坡向而异。对于阳坡, 虽然不同坡位土壤有机碳平均含量表现为坡上>坡下>坡中(P>0.05), 但表层(0—10cm)土壤有机碳表现为坡上 < 坡下 < 坡中(P < 0.0.05)；对于阴坡, 浅层(0—10、10—20cm)土壤有机碳各坡位间差异性不显著(P>0.05), 而深层(20—30、30—50 cm)土壤有机碳各坡位间差异显著(P < 0.0.05)。上述结果表明, 阳坡坡位对浅层土壤有机碳的影响大于深层, 而阴坡坡位对深层土壤有机碳的影响大于浅层。这可能与阴坡和阳坡不同的径流形式(地表径流和壤中流)对土壤有机碳的冲刷有关^{[27, 61]}。李太魁等^[61]对川西丘陵区紫色土坡面有机碳的研究中发现, 紫色土由于土质疏松、孔隙度大、入渗能力强等特点, 壤中流比较发育, 从而导致坡面土壤有机碳随壤中流大量淋失。Hu等^[33]对该研究区坡地径流的实际观测结果可知, 阴坡壤中流量占总径流量的94.5%, 阳坡地表径流量占总径流量的97.9%。因此, 阴坡的深层土壤有机碳易在壤中流的影响下从坡上迁移到坡下, 阳坡的表层土壤有机碳易在地表径流的影响下从坡上迁移到坡下。这种坡地径流的差异与阴阳坡的植被类型和土壤结构有关^[61-63]。阴坡植被以高寒灌丛为主, 植被覆盖度高, 冠层截留降雨能力较强, 可以有效地减缓地表径流^[64]；再加上草皮层较薄且松软, 土壤饱和导水率高, 土层深厚, 有利于雨水向土壤更深层次入渗^[65], 所以阴坡坡地径流以壤中流为主。而阳坡植被以高寒草甸为主, 根系密集, 形成的草毡层结构比较坚硬, 饱和导水率较低, 不利于水分向土壤深层下渗^[33], 因此阳坡坡地径流以地表径流为主。此外, 坡面的坡度不同, 形成的坡地径流也存在差别^[66-67]。研究发现, 土壤的入渗率随着坡度的增大而减小, 从而增大地表产流量^[66]。何淑勤等^[67]通过对长江上游紫色土丘陵区坡面径流特征的研究发现, 不同坡度, 壤中流径流量表现为10°>15°>20°, 地表径流径流量表现为20°>15°>10°。据实地测量, 本研究阴坡坡度(30°)小于阳坡(35°), 所以阴坡的土壤入渗率大于阳坡, 这在一定程度上也决定了阴坡以壤中流为主、阳坡以地表径流为主的产流模式。从而导致阴坡的深层土壤有机碳和阳坡的浅层土壤有机碳分别随着壤中流和地表径流在坡面上发生迁移淋失。

3.3 不确定性分析

本研究基于不同坡面土壤有机碳测量数据进行比较分析, 发现坡向对坡面土壤有机碳的解释率为14.17%(P < 0.0.05), 而坡位对坡面土壤有机碳的解释率仅为1.41%(P < 0.0.05), 这可能与坡面海拔落差较小导致的各坡位距离较短有关。有研究结果表明^{[25, 68-69]}, 海拔落差越大, 坡面越长, 各个坡位的水热条件差异就越显著, 从而增大土壤有机碳的空间异质性。李龙等^[68]在赤峰市小流域地形因子对土壤有机碳的影响中发现, 在较大海拔落差下, 高程是影响土壤有机碳分布的第一因子, 其次是坡度和坡向。本研究区阴坡和阳坡立地条件存在巨大差异, 但海拔落差较小, 因此坡向是影响土壤有机碳分布的第一因子, 而高程对土壤有机碳影响不显著。未来需进一步深入研究较大海拔差异下高寒区阴坡和阳坡土壤有机碳的空间分布规律。此外, 本研究综合了2018年生长季期间7—10月份的土壤有机碳数据, 由于4个月份之间土壤有机碳差异不显著, 因此未考虑土壤有机碳的季节变化。有研究表明季节对土壤有机碳含量的变化也有较大的影响^[70-72]。如苗蕾等^[70]研究发现太行山南麓土壤有机碳含量呈显著的季节变化, 表现为夏秋季>冬春季。康成芳等^[71]研究发现川西高寒山地灌丛草甸有机碳矿化的季节动态中表现出夏季最高, 春季此之, 秋季最小。本研究区处于季节性冻土区, 非生长季长达200多天, 全年有超过一半时间土壤处于冻结和积雪覆盖状态。在冻结期, 土壤微生物活性和有机碳矿化速率等受到抑制^[73-74], 土壤水热特征与生长季相比存在巨大差异^[75]；且在初冬和初春, 表层土壤还会经历频繁的冻融循环^[76], 这些都将直接或间接地影响土壤有机碳含量的变化。而目前关于坡面土壤有机碳分布特征在生长季和非生长季的比较研究还较为缺乏, 未来还需我们进一步深入研究。

4 结论

本文以青海湖流域季节性冻土区阴、阳坡土壤为研究对象, 在坡面尺度下分析了不同坡向、坡位土壤有机碳的空间分布特征及其影响因素, 初步获得以下结论：

(1) 该研究区平均土壤有机碳含量为71.92 g/kg, 总体水平较高。其中0—10、10—20、20—30 cm土层有机碳含量为中等变异, 30—50 cm土壤有机碳含量为高度变异；

(2) 阴、阳坡有机碳含量均随土壤深度增加而下降, 但阳坡下降的幅度(64%)明显高于阴坡(44%)；

(3) 不同坡向, 土壤有机碳平均含量表现为阴坡(81.99 g/kg)>阳坡(61.84 g/kg)；不同坡位, 土壤有机碳含量分布因坡向而异。其中阴坡土壤有机碳平均含量表现为坡下(89.60 g/kg)>坡中(86.52 g/kg)>坡上(69.87 g/kg), 阳坡土壤有机碳平均含量表现为坡上(65.71 g/kg)>坡下(61.42 g/kg)>坡中(58.39 g/kg)；

(4) 坡位对不同深度土壤有机碳的影响程度存在差异。阴坡坡位对深层土壤有机碳影响显著, 而阳坡坡位对浅层土壤有机碳影响显著；

(5) 一般线性模型结果表明, 坡面土壤有机碳含量主要受土层和坡向的影响, 可解释74.52%的变异性(P < 0.0.001)。因此, 坡向是影响该区域土壤有机碳垂直分布的重要因素。