色季拉山西坡高海拔区土壤养分含量及化学计量特征

连玉珍，曹丽花，刘合满，杨 红

（1.信阳农林学院 农学院，河南 信阳 464000；2.西藏农牧学院 高原生态研究所，西藏 林芝 860000；3.西藏高原森林生态教育部重点实验室，西藏 林芝 860000；4.西藏农牧学院 资源与环境学院，西藏 林芝 860000）

土壤碳（C）、氮（N）、磷（P）、钾（K）元素是植物生长必需的重要营养元素，其深刻地受到土壤母质、植被类型[1-2]、地形条件、气候等因子的综合影响，而在区域空间尺度上，植被类型可能成为影响这些元素含量和分布的主要因子，从而受到广大学者的广泛重视。闫丽娟等[3]研究了黄土丘陵区典型植被类型对土壤养分及酶活性的影响。姜红梅等[4]研究了祁连山草本、灌丛及乔木覆盖下土壤养分差异，但土壤C、N、P、K等元素之间存在着复杂的耦合关系，对于土壤养分供应状态及元素循环有着良好的指示意义，故广大学者亦常分析不同元素的比值特征，即生态化学计量特征。蒋龙等[5]研究了亚热带3 种典型森林表层0～10 cm 土壤C、N、P 之间的化学计量特征，结果表明人工林主要受N 限制，天然林主要受P 限制，曹丽花等[6]采用植物叶片和枯落物的化学计量特征对植被-土壤养分循环特征进行了分析，研究得出植物生长受N 限制，其它相关研究如刘颖等[7]、王建林等[8]。但目前针对高寒自然生态系统不同层次土壤C、N、P、K 及其化学计量特征的研究还非常少，这将阻碍我们对这一特殊生态区土壤元素循环的理解。

西藏是青藏高原的主体，是全球生态和气候极为独特的区域，其被认为是研究自然生态系统物质循环良好的天然实验室[8]。为阐明SOC、TN、TP、TK 养分含量与植被类型、土层的响应及土壤养分限制情况，以西藏东南部典型高寒山地色季拉山为研究区，分析不同类型植被对土壤主要元素及化学计量特征的影响，可以为土壤-植物系统物质循环、养分供应研究提供理论支撑。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

色季拉山位于西藏东南部林芝市境内（94°28′～94°51′E，29°21′～29°50′N），属念青唐古拉山余脉，海拔在2 200～5 300 m 范围，植被类型丰富，山体垂直带性明显，沿海拔从低到高主要分布云杉Picea perata、冷杉Abiesgeorgei、杜鹃Rhododendron、高山草甸，属半湿润与湿润性季风气候，年均气温-0.73℃，年均降水量1 134 mm，年平均相对湿度78%，蒸发量554 mm。

本研究选择色季拉山西坡（海拔4 200～4 400 m，地理位置94.62°E，29.61°N）（图1）的苔草高寒草甸（Carexalpine meadow，CAM）、嵩草沼泽化草甸（Kobresiaswamp meadow，KSM）、林芝杜鹃灌丛（Rhododendron tanastylumshrub，RTS）、雪山杜鹃灌丛（Rhododendron aganniphumshrub，RAS）为研究样地。CAM主要为多年生草本植物，以苔草Carex为优势种，间生委陵菜Potentilla chinensis、老鹳草Geranium wilfordii、西藏糙苏Phlomis tibetica、偃卧繁缕Stellaria decumbens、蒲公英Taraxacu mmongolicum、阜莱氏马先蒿Pedicularis fletcherii等；KSM，植被较单一，地面以矮生嵩草Kobresia为建群种，伴生少量林芝杜鹃Rhododendron nyingchiense小灌丛，多数土壤处于淹水状态；RTS 是以林芝杜鹃为优势种的灌草丛地；RAS以雪山杜鹃为建群种，并伴有高山柏Sabina squamata和急尖长苞冷杉Abies georgei零星分布，地面有较厚的枯落物层（最厚可达 10 cm）。研究区土壤类型属于亚高山林灌草甸土、沼泽草甸土[9]。基本概况如表1所示。

图1 采样区Fig.1 Sampling areas

表1 样地概况与土壤主要性质Table 1 The situation of research area and main properties of soil

1.2 研究方法

1.2.1 土壤样品采集与实验方法

供试土样采于2018年10月1—4日。在4种植被分布区各随机设置3 个采样点，分别采集0～10、10～20、20～40、40～60 cm 剖面土壤样品，并采集原状土样，共获得土壤样品48 个和原状土样18 个，将采集的样品带回实验室去杂风干，磨碎使之全部通过0.25 mm 土样筛。SOC、TN、TP、TK、含水率、容重均采用《土壤农化分析》[10]中的方法测定，其中SOC 采用K2Cr2O7容量-外加热法，TN 采用半微量凯氏定氮法，TP采用钼锑抗比色法，TK 采用火焰光度计法，含水率、容重采用烘干法。土壤pH 值采用电位法（水土比2.5∶1）测定，机械组成采用激光粒度分布仪（Bettersize 2000，丹东百特仪器有限公司）测定。

1.2.2 统计与制图

数据处理与作图采用Excel 2010、SPSS 17.0和Origin 2018 软件进行，不同植被类型及不同土层之间土壤养分含量差异采用单因素方差分析LSD 法。不同植被类型、土层之间土壤各指标的空间变异程度采用变异系数（Coefficient of variation，CV）表示，当CV 值为0～10%、10%～100%、＞100%时，分别具有弱、中等、强变异[11]。

2 结果与分析

2.1 主要元素垂直分布特征

2.1.1 SOC

不同层次SOC 含量除KSM 外，均表现为随着土壤层次的加深而降低（图2a），这种降低趋势主要表现在表层0～40 cm 层次，但RTS 在各层之间差异较小，即SOC 在各层之间分布较为均匀，垂直空间变异系数为21.42%，垂直空间变异以CAM 最大，CV 为64.74%。RTS 的SOC 由表层0～10 cm 的62.32 g·kg-1，降低到40～60 cm的44.55 g·kg-1，仅下降了28.51%。CAM 的SOC从0～10 cm 到20～40 cm 层次时下降最为显著，由0～10 cm 层次的127.67 g·kg-1降低到20～40 cm 层次的39.34g·kg-1，降低了69.19%，二者之间差异达显著水平。RAS 的SOC 从0～10 cm 到10～20 cm 层次下降较明显，由0～10 cm 层次的147.81 g·kg-1降低到10～20 cm 层次的86.72 g·kg-1，降低了41.33%。KSM 的SOC 在0～40 cm 层次呈上升趋势，由0～10 cm 的274.38 g·kg-1上升到20～40 cm 的410.87 g·kg-1，上升了49.75%，但二者之间差异未达显著水平。

同一土层不同植被类型的SOC 含量差异显著，但主要表现在0～20 cm 层次（图2a）。不同植被类型0～20 cm 的SOC 均值表现为KSM（304.77 g·kg-1）＞CAM（124.87 g·kg-1）＞RAS（117.26 g·kg-1）＞RTS（59.73 g·kg-1），除CAM 与RAS 差异不显著外，其它植被类型之间的SOC 差异均达显著水平（P＜0.05）。0～20 cm 层次是SOC 的集中分布层，KSM、CAM、RAS、RTS 0～20 cm 的SOC 含量分别占0～60 cm 层次的44.99%、77.95%、67.89%、55.92%。20～40 cm 层次表现为KSM（410.87 g·kg-1）＞RAS（68.93 g·kg-1）＞RTS（49.62 g·kg-1）＞CAM（39.34 g·kg-1），40～60 cm 层次表现为KSM（334.49 g·kg-1）＞RTS（44.55 g·kg-1）＞RAS（41.99 g·kg-1）＞CAM（31.31 g·kg-1），但CAM、RTS、RAS 之 间 的SOC 在20～40 cm 和40～60 cm 层次的差异均不显著。总体而言，0～60 cm 层次SOC 含量以KSM 最高，其次是RAS 和CAM，RTS 最低，CV达95.59%（表2）。

2.1.2 TN

如图2b 所示，不同层次TN 含量与SOC 呈现的规律相似，即除KSM 外均随土层加深而降低，并主要表现在0～40 cm 层次，垂直空间变异仍以CAM 最大，CV 达68.55%，RTS 最小，CV 仅18.91%。RTS 的TN 含量由0～10 cm的3.46 g·kg-1下降到40～60 cm 的2.32 g·kg-1，仅下降33.01%，且各土层差异均不显著；CAM的TN 含量由0～10 cm 的9.81 g·kg-1下降到20～40 cm 的2.41 g·kg-1，降幅达75.42%；RAS的TN 由0～10 cm 的5.57 g·kg-1下降到10～20 cm 的2.63 g·kg-1，降幅达52.73%，相应 土层之间差异均达显著水平，即RTS 的TN 含量垂直变化较小，CAM 和RAS 的TN 含量则分别在0～40 cm、0～20 cm 土层深度下降较为显著。KSM 的TN 含量由0～10 cm 的15.56 g·kg-1上升到20～40 cm 的17.13 g·kg-1，升高了9.17%，且土层之间差异均不显著。

同一土层不同植被类型的TN 含量差异仍主要表现 在0～20 cm 土层（图2b），CV 达71.30%。0～20 cm 的TN 含量表现 为KSM（16.07 g·kg-1）＞CAM（9.50 g·kg-1）＞RAS（3.98 g·kg-1）＞RTS（3.35 g·kg-1），除RAS 与RTS 的TN 差异不显著外，其它植被类型之间该层次的TN 差异均达显著水平（P＜0.05），并且KSM、CAM、RAS、RTS 在该层次的TN 含量分别占0～60 cm 土层的53.48%、79.63%、64.71%、57.96%。20～40 cm 的TN 从大到小表现为KSM（17.13 g·kg-1）＞RTS（2.54 g·kg-1）＞CAM（2.41 g·kg-1）＞RAS（2.39 g·kg-1），40～60 cm 的TN 为KSM（10.82 g·kg-1）＞CAM（2.45 g·kg-1）＞RTS（2.32 g·kg-1）＞RAS（1.71 g·kg-1），但CAM、RTS、RAS 之间的差异均未达显著水平。就0～60 cm 土层整体而言，TN 含量以KSM 最大，RTS 最小，CV 达84.59%，这一表现与SOC 一致（表2）。

2.1.3 TP

如图2c 所示，不同层次TP 含量除RAS 外，主要表现为随着土壤层次加深而下降，除CAM外土层之间差异均不显著，垂直空间变异较小，最大仅23.22%。CAM 的TP 含量从0～10 cm（1.28 g·kg-1）到20～40 cm（0.78 g·kg-1）下降最为显著，下降了39.22%，且二者差异显著。KSM的TP 含量从0～10 cm 的0.70 g·kg-1下降到40～60 cm 的0.39 g·kg-1，降幅达44.50%。RTS 的TP 含量垂直变化最不明显，从0～10 cm 到40～60 cm仅下降了7.61%。RAS 的TP 含量随着土壤层次加深呈轻微上升趋势，由0～10 cm 的0.64 g·kg-1到40～60 cm 的0.69 g·kg-1，仅上升8.19%。

同一土层不同植被类型的TP 含量主要表现为CAM＞RTS＞RAS＞KSM，空间变异以表层0～10 cm 最大，CV 为35.88%，但各植被类型之间以40～60 cm 层次的差异最为显著。40～60 cm 的TP 含量是0.39～0.86 g·kg-1，并且CAM 显著大于其它植被类型，KSM 显著大于RTS 和RAS。不同植被类型0～10、10～20、20～40 cm 的TP 含量分别是0.64～1.28、0.63～1.11、0.58～0.78 g·kg-1，3 个层次CAM的TP 含量均显著大于其它植被类型（P＜0.05），但RTS、RAS、KSM 三者之间差异均不显著。0～60 cm 全土层的TP 含量亦表现为CAM＞RTS＞RAS＞KSM，CV 仅25.93%。

2.1.4 TK

不同层次TK 含量除KSM 外，均表现为随着土壤层次加深而上升的趋势（图2d），但这种趋势较小，各植被类型土层之间的差异均不显著，垂直空间变异以KSM 最大，CV 为26.94%。RAS的TK 含量在0～20 cm 土壤深度变化最为显著，由0～10 cm 的15.03 g·kg-1上升到10～20 cm的16.99 g·kg-1，上升了44.20%，而在20～60 cm层次则呈不显著升高趋势。CAM 与RTS 的TK 含量垂直变化较小（P＞0.05），分别为15.73～18.36 g·kg-1和17.58～18.85 g·kg-1，CV仅 为7.60% 和3.61%。KSM 的TK 含量主要在0～40 cm 土壤深度呈下降趋势，由0～10 cm 的6.94 g·kg-1下降到20～40 cm 的3.45 g·kg-1，降幅达50.25%，但各土层差异均不显著。

图2 不同植被类型土壤C、N、P、K 的垂直分布Fig.2 Vertical distribution of soil C,N,P,K in different vegetation types

同一层次不同植被类型的TK 含量主要表现为RTS 最大，KSM 最小，空间变异以20～40 cm层次最大，CV 为50.82%。自上而下CAM、KSM、RTS、RAS 的TK 含量分别在6.94～17.72、5.77～17.58、3.45～18.85、6.21～18.71 g·kg-1之间，且同一层次KSM 均显著低于其它植被类型，除KSM 外的植被类型之间差异不显著。0～60 cm土壤深度的TK含量亦表现为RTS＞CAM＞RAS＞KSM，CV 为41.04%，且除KSM 外，各植被类型之间的TK 差异仍不显著。

2.2 不同植被类型土壤化学计量比的垂直分布特征

2.2.1 C∶N

不同层次土壤C∶N 表现为随土层加深而上升（图3a），这种上升趋势主要表现在0～40 cm土层范围，但RTS 的土层差异较小，垂直空间变异仅3.38%，KSM 土壤C∶N 垂直变异最大，CV为22.99%。RTS 由0～10 cm 的最小C∶N（18.27）上升到20～40 cm 的最大C∶N（19.36），仅上升5.92%。KSM 土壤C∶N 比 由0～10 cm 的17.72上升到40～60 cm 的30.29，上升了70.94%，且二者差异显著。CAM 土壤C∶N 由0～10 cm（13.02）到20～40 cm（16.32）上升最明显，上升了25.38%。RAS 土壤C∶N 则由0～10 cm（26.19）到10～20 cm（32.95）上升最为显著，上升了25.80%，且CAM 和RAS 的最大C:N 比均显著高于其它土层的C∶N（P＜0.05）。0～60 cm 层次的土壤C∶N 如表2所示，表现为RAS（28.16）＞KSM（23.16）＞RTS（18.78）＞CAM（13.85），空间变异仅次于TP，CV 为29.11%。

表2 不同植被类型0～60 cm 土壤养分含量†Table 2 Multiple comparisons of soil nutrient content in different vegetation types

2.2.2 C∶P

如图3b 所示，同一植被类型不同层次的土壤C∶P 除KSM 外，均表现为随土层加深而降低，RTS 的C∶P 土层差异较小，垂直变异系数仅10.19%；RAS 土层差异最大，CV 达59.06%。RTS 土壤C∶P 在71.37～88.06 之间，最大值较最小值仅高出23.39%，且土层之间差异均不显著。RAS 土壤C∶P 由0～10 cm 的251.11 下降到40～60 cm 的59.76，降幅达76.20%，且除10～20 cm 与20～40 cm 外，其余层次之间差异均显著（P＜0.05）。CAM 土壤C∶P 在28.39～63.76 之间，垂直变异系数为48.74%，0～20 cm 与20～60 cm 差异显著。KSM 土壤C∶P比随土层加深呈先升高后降低的变化趋势，比值为392.50～800.29，且最大值出现在20～40 cm 层次，最小值出现在0～10 cm 层次，最大值与最小值之间差异显著。0～60 cm 土层的C∶P 比与SOC 的变化趋势比较相似（表2），表现为KSM（553.13）＞RAS（138.03）＞RTS（79.08）＞CAM（74.34），空间变异较大，CV 达108.85%，即土壤P 有效性为CAM＞RTS＞RAS＞KSM。

图3 土壤养分含量的化学计量特征Fig.3 Stoichiometric characteristics of soil nutrient content

2.2.3 N∶P

不同层次土壤N∶P 与C∶P 的变化趋势基本相似，即除KSM 以外，土壤N∶P 随土层加深而下降，主要表现为为0～20 cm＞20～60 cm（图3），RTS 各层次之间差异仍不显著，CV仅15.41%。CAM 土壤N∶P 的降幅较大，20～60 cm（2.98）较0～20 cm（7.99）下降了62.70%，RAS 由0～20 cm（6.62）到20～60 cm（3.05）下降了53.88%，且土层之间差异显著（P＜0.05）。KSM 土壤N∶P 则为0～20 cm＜20～60 cm，20～60 cm 较0～20 cm 土壤N∶P 高出38.61%，但土层之间差异不显著。不同植被类型0～60 cm 土层的土壤N∶P 表现为与TN 一致的分布规律，即KSM（29.15）＞CAM（5.48）＞RAS（4.83）＞RTS（4.26），空间变异较大，CV 达

111.16%。

2.3 化学计量比与土壤物理性质的相关性

由表3可知，土壤pH 值、容重、黏粒、粉粒对土壤化学计量比具有负效应，土壤砂粒则具有正效应，但C∶N 仅与土壤pH 值的相关性达显著水平（P＜0.05）；N∶P 与机械组成的相关性较好（P＜0.01），相关系数为0.930～0.959；C∶P 则与除pH 值外的土壤物理因子之间均具有较高的相关性（P＜0.01），相关系数在0.896～0.923 之间。

表3 化学计量比与土壤物理性质的相关性分析†Table 3 Correlation analysis between stoichiometry and soil physical properties

3 讨 论

3.1 不同植被类型土壤养分含量及分布特征

本研究得出，除KSM 外的SOC、TN 含量均随土层加深而下降，这与多数研究结果一致[7,12]，同时CAM 和RAS 的SOC、TN 含量呈显著的表层富集现象，而与之相邻分布的RTS 却无明显土层差异，这是由CAM 植物根系密集分布在0～20 cm土层及RAS 地表丰富的枯落物量决定的，表明土层、植被类型深刻影响着SOC、TN 的含量及分布。有研究表明，沼泽草甸中的土壤有机质具有显著的分解不完全和淋溶特征[13]，其SOC、TN含量常显著高于其它植被类型（林地、灌丛等），并在深层土壤积累而有别于土壤养分自上而下递减的普遍性规律，本研究得出高寒环境下的沼泽草甸SOC、TN 亦然。KSM 的SOC 为其它植被类型SOC 的2.42～6.34 倍，TN 为其它植被类型TN 的2.52～5.20 倍，并且SOC、TN 以及C∶P、N∶P 比均在20～40 cm 层次最高，与白军红等[14]和Bai 等[15]的研究结果相似，充分体现了土壤水分对有机质矿化分解的抑制作用以及冻融交替对SOC、TN 的重要迁移作用。土壤中P、K 元素主要来源于成土母质，其次由有机质矿化分解进行补充，本研究TP 含量随土层加深而下降，与肖烨等[16]、高郯等[17]的研究结果相似，在高海拔区温度低导致岩石风化减弱，由母质释放到土壤中的矿质P 较少，表层土的TP 含量因有机质对其补充而高于底层，即TP 的“生物表聚”现象；TK 呈相反变化趋势，这可能是由有机质对K 素的“稀释效应”决定的[18]，同时TP、TK 在土层、植被类型之间的空间变异相对SOC、TN 弱，可能因为西藏土壤中P、K 元素主要取决于母质[18]，高海拔区土壤TP、TK 含量较低，导致小尺度空间变异较小。

不同区域水热因子差异可能是SOC、TN 存在差异的主要原因。本研究中色季拉山高海拔区土壤SOC、TN 含量处于较高水平，0～60 cm 土层厚度的均值分别达139.65、6.74 g·kg-1，显著高于全国0～10 cm 土壤水平（24.56、1.88 g·kg-1）[19]。与相同生态类型比较，CAM 的SOC 含量（80.10 g·kg-1）高于武功山草甸（63.52 g·kg-1）[20]和青海高寒草甸（71.24 g·kg-1）[21]；RAS 和RTS 两种灌丛SOC 的平均含量为69.89 g·kg-1，高于或接近燕山北部的绣线菊灌丛（37.65 g·kg-1）和榛子灌丛（64.74 g·kg-1）[22]；KSM全土层的SOC（338.72 g·kg-1）、TN（15.02 g·kg-1）含量分别高于和接近三江源高寒草甸0～10 cm的SOC、TN 含量（168～172，12～15 g·kg-1）[23]。已有研究表明低温可抑制酶活性、减缓土壤有机质的矿化分解[24]，色季拉山年均气温仅-0.73℃，且降水丰富，年均湿度达78%，如此低温高湿的土壤环境将促进SOC、TN 的积累。研究区土壤TP 均值为0.73 g·kg-1，略低于我国0～10 cm 土层的TP 含量0.78 g·kg-1[19]，TK 均值为14.45 g·kg-1，高于相近海拔高度（4 200 m）的川西高寒灌丛草地TK 含量12.43 g·kg-1，这可能是由西藏土壤TK较为丰富决定的[18]。

3.2 不同植被类型土壤化学计量比及分布特征

本研究还得出土壤C∶N 随土层加深而升高，与王绍强等[25]得出C∶N 随土层加深一般会降低的结果不同，亦与李占斌等[26]得出C∶N 随土层加深无显著变化的结果相异。程曼[27]研究发现枯枝落叶的分解可以显著提高0～15 cm 层次的SOC 含量，但对TN 的提高仅表现在0～5 cm，由此可见根、叶等植物残体对不同层次SOC、TN含量的影响程度不同，可能是本研究SOC 含量下降速率稍滞后于TN 的原因。土壤C∶P 和N∶P 的剖面变化与SOC、TN 相似，再次证明了研究区土壤TP 空间变异较小。

4种植被类型0～60 cm 土壤C∶N 在13.85～28.16 范围，均高于全球0～10 cm 森林土壤水平（12.40）[28]。Tessier 等[29]研究表明，25∶1 是微生物生命活动所需的最佳C∶N，低于25∶1 时，SOC 较易矿化分解，N 素相对充足；高于25∶1 时，SOC 分解速率降低，易于SOC 积累并导致微生物与植物竞争N 素。本研究除RAS外土壤C∶N 均低于25，表明研究区SOC 易矿化分解，与张亚亚等[30]对青藏高原的研究结果一致，RAS 具有较高的土壤C∶N 是由其TN 含量较低决定的。低C∶P 预示着P 的有效性较高，当C∶P 低于200 时，微生物P 发生净矿化[31]，反之P 的有限性较低。本研究0～60 cm 土壤C∶P除KSM 外均值达97.15，接近色季拉山冷杉林（101.64）[17]，但介于全球0～10 cm 森林土壤水平（81.90）[28]和太白山高山草甸（119.4）之间[32]；KSM 土壤C∶P 达553.13，大于200，P 的有效性低，结合其TP 随土层加深而下降的变化趋势，可以排除淋溶对各层次TP 的重新分配，因此这一结果可能是厌氧环境下有机质难以分解导致P的释放减少造成的。各植被类型土壤N∶P 除KSM外均分布在4.26～5.48 之间，低于全球0～10 cm森林土壤（6.60），KSM 土壤N∶P 高达29.15，而较高的N∶P 主要是由P 缺乏引起的[33]，因此KSM 可能存在P 限制，与若尔盖湿地土壤P 限制一致[34]。

3.3 化学计量比与土壤物理性质的关系

土壤pH 值、容重和机械组成等物理性质的差异是造成土壤化学计量比空间变异的主要内在原因。本研究得出土壤各化学计量比随着容重、砂粒含量的增加而升高，随着黏粒、粉粒含量的增加而下降，与张广帅等[35]、张光德等[36]的研究结果一致。研究区土壤黏粒较少，砂粒增多时，土壤透水性提高，将加剧降雨对P 的淋溶，导致C∶P、N∶P 升高；容重增加时土壤紧实度提高，不利于有机质中C、N 元素的释放。土壤性质对化学计量比的影响实则是对SOC、TN 等养分含量的影响，一般而言，土壤pH 值与SOC、TN 含量呈反比，本研究中pH 值对化学计量比并无显著影响，仅与C∶N 的相关性达显著水平，这一结果可能是由土壤有机质矿化分解、微生物活动与繁殖及土壤养分释放与转化等过程的复杂性决定的[37]。

本研究揭示了不同土层、植被类型下土壤养分含量及化学计量特征，结果可以为高寒生态系统土壤养分循环提供一定的理论基础，但不同植被枯落物归还量及分解速率对土壤养分含量的影响尚不明确，这将不利于我们深入理解高寒地区土壤-植物系统的元素循环过程，因此明确色季拉山典型植被枯落物归还量及分解速率对土壤养分积累的影响将是今后研究的方向。

4 结 论

1）色季拉山高海拔区除KSM 外的SOC、TN、TP 均随土层加深而下降，TK 呈相反变化，并以RTS 的土层差异最小，而KSM 的SOC、TN随土层加深先升高后降低并在20～40 cm 出现最大值，TP、TK 随土层加深而下降；不同植被类型SOC、TN 的差异主要表现在表层0～20 cm 层次，TP、TK 的差异主要表现在深层20～60 cm 层次，并且TP、TK 的垂直变异较小，表明SOC、TN 主要受地表枯落物、含水量影响，TP、TK 主要受母质影响。与全国0～10 cm 土层的SOC、TN、TP相比，该区域SOC、TN 含量处于较高水平，主要受温度、含水量的影响，TP含量略低，TK比较丰富。

2）随土层加深，C∶P、N∶P 与SOC、TN 保持一致的下降趋势，C∶N 呈升高趋势，反映了区域土壤TP 的相对稳定及枯枝落叶对不同层次SOC、TN 的影响程度不同。该区域4 种植被类型的土壤C∶N 均高于全球森林0～10 cm 土壤水平（12.40），且除RAS 外均小于25，即SOC 易分解。除KSM 外的C∶P 均值略高于全球森林0～10 cm土壤水平（81.90），但KSM 的C∶P 大于200，即KSM 土壤P 的有效性低。除KSM 外的土壤N∶P均低于全球森林0～10 cm 土壤水平（6.60），KSM 的N∶P 较高可能存在P 限制。

3）土壤容重、pH值、机械组成对C∶N、C∶P、N∶P的影响程度不同，C∶N 主要受pH 值的影响，C∶P、N∶P 主要随砂粒含量的增加而升高，随土壤容重、黏粒、粉粒的增加而降低。