土壤作为地球圈层结构及地球表面陆地生态系统的主要组成部分，也是各种生物赖以生存和发展的重要物质基础^[1]。土壤中的碳、氮、磷作为生物有机体所必需的营养元素和土壤养分的核心元素，不仅参与土壤养分循环和转化，而且影响植物生理代谢、生长发育与生态系统的健康^[2-4]。土壤生态化学计量比在反映土壤内部碳氮磷循环的同时，还有助于揭示生态系统碳氮磷循环的相互作用及平衡制约，提供了减缓温室效应的新思路和理论依据^[5]。因此，研究碳、氮、磷的平衡关系对于认识生态系统的碳汇潜力及其在全球气候变化背景下的响应机制具有重要意义^[6-8]。近年来，国内对土壤化学计量学进行了大量研究，主要集中在不同土地利用方式、不同植被类型、不同海拔和不同纬度及人为干预下（如施肥等）土壤的化学计量特征^[9-13]。然而，目前对生态脆弱背景下不同气候区土壤化学计量特征的关注较少，尤其对因灾害形成的失稳性坡面不同区段土壤化学计量特征及影响机制的研究更为少见，难以准确认识山地灾害对生态系统元素循环过程的扰动作用。

位于云南省昆明市东川区境内的蒋家沟流域，流域内海拔相差较大，气候垂直分异明显，由高到低依次为温带湿润山岭区、亚热带和暖温带半湿润区和亚热带干热河谷区^[14]，各气候区内均存在着大量因滑坡、崩塌造成的失稳性坡面，坡面上发育的植被群落正向演替规律被严重破坏，生态系统功能脆弱，生态环境问题突出，是典型的生态脆弱区^[15-16]。前人已对蒋家沟流域的泥石流成因及防治措施^[17-18]、泥沙拦截^[19]、土壤种子库与植被^[20]等方面进行了研究，缺少对不同气候区失稳性坡面土壤化学计量特征的认识与研究。失稳性坡面作为泥石流频发区的治理重点，也是抑制该区生态系统持续逆向演变的关键。但前人对失稳性坡面土壤化学计量学特征的研究仅涉及单一土壤化学元素^[21]，未将不同土壤化学元素有机结合，对气候和区段如何影响土壤化学计量特征的认识尚不全面。因此，研究不同气候区内失稳性坡面各区段的土壤化学计量特征，可为泥石流频发区失稳性坡面治理工作提供精细化对策，促进该区植被生态恢复的合理布局。鉴于此，本研究选择金沙江下游蒋家沟流域的不同气候区为研究区，以各气候区内典型失稳性坡面为研究对象，在失稳性坡面不同区段内设置样地，采集表层0 ~ 20 cm的土壤样品，收集该流域内各气象站点的气温、降水数据，分析失稳性坡面土壤化学计量特征与气候、区段的关系，加深对山地生态系统垂直分异规律的认识，以期为泥石流频发流域的生态修复和失稳性坡面治理提供参考。

1.   研究区概况

蒋家沟流域起源于云南省会泽县大海乡，于昆明市东川区铜都镇紫牛村汇入小江，地处东经103°06′～103°13′，北纬26°13′～26°17′，流域面积48.5 km²，是小江流域内泥石流活动频率最高的一条泥石流沟。蒋家沟流域属于高山峡谷地貌，地形复杂，断裂褶皱发育成熟，在小江断裂带作用下岩层结构松散易风化，泥石流固体物质来源丰富，造成该流域在降雨季泥石流活动频繁，生态脆弱程度加剧。该流域海拔在1 041～3 269 m，随着海拔的升高，将该流域划分为温带湿润山岭区（TH）、亚热带和暖温带半湿润区（SW）、亚热带干热河谷区（SD）3个气候区^[14]。其中，亚热带干热河谷区位于流域中下游，海拔介于1 300～1 600 m，稳定区平均坡度介于16°～25°，植被覆盖度约为92%，失稳区平均坡度介于25°～30°，植被覆盖度约为62%，堆积区平均坡度介于30°～40°，植被覆盖度约为30%，该区植被退化明显，以干热草坡为主，主要植被有拟金茅（ Eulaliopsis binata ）、扭黄茅（ Heteropogon contortus ）、田菁（ Sesbania cannabina ）；亚热带和暖温带半湿润区位于流域中游，海拔介于2 000～2 250 m，稳定区平均坡度为20°，植被覆盖度约为70%，失稳区平均坡度为37°，植被覆盖度约为25%，堆积区平均坡度为45°，植被覆盖度约为54%，植被类型以亚热带阔叶林和半干旱稀树草原带为主，主要植被有云南松（Pinus yunnanensis）、铁苋菜（Acalyphaaustralis）、艾（Artemisia argyi）；温带湿润山岭区位于流域上游，海拔介于2 900～3 200 m，稳定区平均坡度介于27°～30°，植被覆盖度在65%～75%，失稳区平均坡度介于35°～38°，植被覆盖度在38%～56%，堆积区平均坡度介于45°～50°，植被覆盖度在20%～35%，植被类型主要为温带针阔叶混交林，主要植被有香薷（Elsholtzia ciliata）、鹅绒委陵菜（Potentilla anserine）、广布野豌豆（Vicia cracca）。

2.   研究方法

2.1   样地设置

在蒋家沟流域全面勘查的基础上，因SW阴坡为流域范围内人口集中区域，难以找到合适的失稳性坡面，故本研究于TH选择阴坡（大地阴坡）和阳坡（小尖风阳坡）、SW选择阳坡（多照沟阳坡）、SD选择阴坡（大凹子沟阴坡）和阳坡（查菁沟阳坡），共5个失稳性坡面，分别设置1块50 m × 400 m的样地。根据前人划分方法将样地沿滑动面依次划分为稳定区、失稳区和堆积区3个区段^[22]，稳定区位于坡面上沿，暂未受到滑坡影响，土壤保持良好；失稳区位于坡面中部，受滑坡影响较大，土体处于失稳状态；堆积区位于坡面底部，由滑坡而产生的大量松散固体物质堆积而成。随后对各区段0～20 cm表层土壤重复采样，同时记录样地地理位置与植被信息（图1）。

图  1  样地位置

Figure  1.  Location of the sample plot

下载: 全尺寸图片 幻灯片

2.2   样品采集

2017年7月至8月中旬，在每个区段按“十字型”布设5个点进行采样，设置5次重复，去除土壤表面的凋落物后，在每个采样点利用土钻对0～20 cm表层土壤重复取样（由于失稳区和堆积区土壤受滑坡灾害影响，结构发生重组，分层取样无法准确反映土壤各层次特征，故本实验对0～20 cm表层土壤进行混合取样），5个样点的土样混合均匀后装入自封袋中，做好标记，带回实验室用于土壤化学性质测定。同时挖掘一个0～20 cm深的土壤剖面，使用100 cm³环刀采集环刀样用于测定土壤物理性质，采样完成后回填土壤并踩实，避免造成水土流失。

2.3   样品测定

土样风干后去除石砾及植物根系，研磨后过0.149 mm筛，从中取出3份用于测定土壤养分含量。采用常规分析方法测定土壤养分，采用元素分析仪（Elementar Vario Max型，德国）测定土壤有机碳（SOC）和全氮（TN），土壤全磷（TP）采用电感耦合等离子体发射光谱仪（Optima 8000型，美国）测定，具体测定方法详见文献[23]。土壤pH采用电极法测定，土壤容重（BD）和含水率（WC）采用环刀法测定，计算方法如下：

式中：V为环刀容积，X₀为空环刀质量，X为环刀湿土质量，X'为环刀干土质量。

2.4   气候数据

本研究依托云南省东北部蒋家沟流域下游的中科院东川泥石流观测研究站开展，气候数据来源于东川站设置的气象站观测数据，由于数据收集开始于2003年，且世界气象组织规定30年作为描述气候的标准时段，因此本研究所选气候数据为2003—2015年观测数据的平均值，具体数据特征详见课题组文献[21]报道内容。

2.5   数据分析

采用Excel 2016和SPSS 22.0对数据进行处理，各气候区不同区段土壤养分含量及化学计量比采用单因素方差分析和LSD检验进行分析。利用Pearson 相关分析法分析土壤化学计量比与气候因子的相关关系。利用一般线性模型分析土壤化学计量特征与气候、区段的关系。

3.   结果与分析

3.1   不同气候区及区段的土壤碳氮磷含量

对不同气候区土壤SOC、TN和TP含量进行比较（图2）发现，SOC含量表现为TH最高（29.10 g/kg），SD次之（18.09 g/kg），SW最低（13.81 g/kg），其中TH和SW、SD间达到显著差异（P < 0.05）；TP含量表现为SD > SW，且差异显著（P < 0.05）；3个气候区的TN含量在0.66～0.81 g/kg，且三者之间无显著差异。

图  2  不同气候区土壤SOC、TN、TP含量

不同小写字母表示不同气候区差异显著(P < 0.05)。

Figure  2.  Contents of soil organic carbon, total nitrogen and total phosphorus in different climate region

下载: 全尺寸图片 幻灯片

不同区段土壤SOC、TN、TP含量见表1。TH和SD的SOC含量在不同区段均差异显著（P < 0.05），其中，小尖风阳坡、大凹子沟阴坡与查菁沟阳坡的SOC含量均表现为稳定区最大，堆积区最小。3个气候区TN含量在不同区段均差异显著（P < 0.05）。除查菁沟阳坡外，各样地TP含量在不同区段均差异显著（P < 0.05）。此外，坡向通过改变局部小气候引起土壤养分含量的差异，具体表现为阴坡SOC、TN和TP含量大于阳坡。

表  1  土壤物理性质及碳氮磷生态化学计量特征

Table  1.  Soil physical properties and ecological stoichiometric characteristics of carbon, nitrogen and phosphorus

气候区	样地	区段	容重/(g·cm−3)	pH	含水率/%	SOC/(g·kg−1)	TN/(g·kg−1)	TP/(g·kg−1)	C∶N	C∶P	N∶P
TH	大地 阴坡	稳定区	1.43 ± 0.07BCb	5.61 ± 0.22Bb	28.22 ± 1.16Aa	34.63 ± 4.25Aa	1.15 ± 0.26CDb	0.74 ± 0.01ABb	35.38 ± 14.12Aa	46.51 ± 5.04Aab	1.54 ± 0.33Ba
		失稳区	1.30 ± 0.08Bb	5.69 ± 0.17Cb	29.23 ± 1.63Aa	45.90 ± 3.75Aa	1.96 ± 0.26Aa	0.80 ± 0.02Ab	23.80 ± 3.50Aab	57.12 ± 3.18Aa	2.45 ± 0.28Aa
		堆积区	1.72 ± 0.10Aa	6.32 ± 0.42Ca	22.07 ± 2.11Ab	19.16 ± 2.73Ab	1.34 ± 0.14ABab	0.90 ± 0.04Aa	14.75 ± 2.67ABb	22.30 ± 3.67Ab	1.51 ± 0.16ABa

下载: 导出CSV 

| 显示表格

气候区	样地	区段	容重/(g·cm−3)	pH	含水率/%	SOC/(g·kg−1)	TN/(g·kg−1)	TP/(g·kg−1)	C∶N	C∶P	N∶P
	小尖 风阳坡	稳定区	1.67 ± 0.09Aab	5.83 ± 0.43Bb	26.91 ± 1.61Aa	33.07 ± 3.11Aa	1.87 ± 0.11ABa	0.74 ± 0.02ABab	17.64 ± 0.88Ba	44.92 ± 4.51Aa	2.55 ± 0.16Aa
		失稳区	1.60 ± 0.15Ab	6.28 ± 0.22Ba	25.78 ± 1.21Ba	26.34 ± 1.27Bab	1.50 ± 0.12ABb	0.69 ± 0.02BCb	17.66 ± 1.01ABa	38.43 ± 2.24Ba	2.18 ± 0.18Aa
		堆积区	1.75 ± 0.06Aa	6.36 ± 0.24Ca	20.34 ± 1.50Ab	15.43 ± 1.48Ab	0.80 ± 0.04Cc	0.79 ± 0.05Aa	19.36 ± 1.01Aa	19.88 ± 2.32Bb	1.03 ± 0.08Bb
SW	多照 沟阳坡	稳定区	1.33 ± 0.05Cb	5.63 ± 0.26Bc	17.18 ± 1.61Ba	12.61 ± 3.07Ca	0.92 ± 0.16Db	0.47 ± 0.01Cc	13.56 ± 1.43Ba	26.93 ± 6.50Ba	1.96 ± 0.33ABa
		失稳区	1.58 ± 0.07Aa	5.95 ± 0.17BCb	14.69 ± 1.08Cb	14.41 ± 3.05Ca	1.09 ± 0.14Bb	0.60 ± 0.01Cb	13.46 ± 1.80BCa	24.18 ± 5.96BCa	1.83 ± 0.29Aa
		堆积区	1.58 ± 0.05BCa	6.53 ± 0.10Ca	14.16 ± 1.34Bb	14.43 ± 2.41Aa	1.57 ± 0.18Aa	0.90 ± 0.02Aa	8.87 ± 0.73BCb	16.05 ± 2.45BCa	1.75 ± 0.18ABa
SD	查菁 沟阳坡	稳定区	1.55 ± 0.12ABa	7.77 ± 0.35Aab	11.22 ± 1.06Ca	21.81 ± 3.68BCa	1.63 ± 0.25Aa	0.71 ± 0.10Aa	13.35 ± 1.05Ba	30.10 ± 2.08Ba	2.27 ± 0.10ABa
		失稳区	1.64 ± 0.13Aa	8.15 ± 0.37Aa	9.58 ± 0.53Db	13.91 ± 1.61BCb	1.33 ± 0.17ABab	0.72 ± 0.01ABa	10.66 ± 0.55Cab	19.36 ± 1.86Cb	1.84 ± 0.20Aa
		堆积区	1.61 ± 0.13Ba	7.73 ± 0.34Bb	7.01 ± 0.86Cc	6.03 ± 1.27Cc	0.87 ± 0.05Ab	0.83 ± 0.06Aa	6.71 ± 1.17Cb	7.88 ± 1.90Cc	1.10 ± 0.11Bb
	大凹子 沟阴坡	稳定区	1.44 ± 0.04BCb	8.16 ± 0.35Aa	14.52 ± 1.39Ba	34.73 ± 1.03Aa	2.32 ± 0.08BCa	0.92 ± 0.01Ba	15.05 ± 0.62Ba	37.93 ± 1.15ABa	2.54 ± 0.09Aa
		失稳区	1.65 ± 0.12Aa	7.80 ± 0.46Aa	13.06 ± 0.86Cb	20.44 ± 1.99BCb	1.62 ± 0.29Bab	0.79 ± 0.05ABb	13.46 ± 1.83BCa	25.91 ± 2.12BCb	2.02 ± 0.27Aa
		堆积区	1.52 ± 0.05Cb	8.15 ± 0.25Aa	8.54 ± 0.59Cc	11.60 ± 1.37Bc	1.80 ± 0.15BCb	0.88 ± 0.03Aab	6.64 ± 0.88Cb	13.20 ± 1.53BCc	2.04 ± 0.13Aa
注：同列大写字母表示相同区段不同样地土壤物理性质和化学计量比差异显著（P < 0.05）；同列小写字母表示相同样地不同区段土壤物理性质和化学计量比差异显著（P < 0.05）。

下载: 导出CSV 

| 显示表格

3.2   不同气候区及区段的土壤碳氮磷生态化学计量特征

对不同气候区土壤碳氮磷生态化学计量特征进行比较（图3）发现，3个气候区C∶N、C∶P分别介于10.98～29.43、22.39～38.19。其中TH的C∶N、C∶P显著高于其他2个气候区（P < 0.05），且后两者无显著差异，3个气候区的N∶P介于1.74～2.20，远低于中国土壤N∶P平均水平（N∶P ≈ 3.90），表明3个气候区内氮素含量均比较贫乏。

图  3  不同气候区土壤化学计量特征

不同小写字母表示不同气候区差异显著（P < 0.05）。

Figure  3.  Soil stoichiometric characteristics in different climate region

下载: 全尺寸图片 幻灯片

不同区段土壤化学计量比见表1。除小尖风阳坡，其他样地C∶N在不同区段均差异显著（P < 0.05）；TH和SD的C∶P在不同区段均差异显著（P < 0.05）；小尖风阳坡和查菁沟阳坡的N∶P在不同区段均差异显著（P < 0.05）。此外，TH和SD阴坡不同区段土壤化学计量比均大于阳坡。由表2可知，气候和区段对C∶N、C∶P具有极显著的影响（ P < 0.01）；仅区段对N∶P存在极显著影响（ P < 0.01）；气候和区段的交互作用对C∶P具有极显著影响（ P < 0.01），对N∶P存在显著影响（ P < 0.05）。

表  2  气候、区段对土壤化学计量特征的影响

Table  2.  Effects of climate and section on soil stoichiometric characteristics

指标	C∶N			C∶P			N∶P
	F	P		F	P		F	P
气候	10.954	<0.001**		26.192	<0.001**		1.581	0.205
区段	7.569	0.002**		64.156	<0.001**		11.777	<0.001**
气候 × 区段	1.775	0.112		3.838	0.003**		2.940	0.015*
注：*表示差异显著（P < 0.05）,**表示差异极显著（P < 0.01）。

下载: 导出CSV 

| 显示表格

3.3   土壤碳氮磷化学计量特征与气候的关系

对土壤碳氮磷化学计量特征与气温、降水进行相关性分析（表3）可知，土壤SOC与年均温、四季均温呈极显著负相关（P < 0.01），与年降水量、四季降水量呈极显著正相关（P < 0.01）；土壤TN与春季降水量呈极显著正相关（P < 0.01）、与秋季降水量呈显著负相关（P < 0.05）；土壤TP与气温、降水量相关性均不显著；土壤C∶N与年均温、四季均温呈显著负相关（P < 0.05），与年降水量、夏、秋季降水量呈极显著正相关（P < 0.01）；土壤C∶P与年均温、春、夏、秋季均温呈显著负相关（P < 0.05），与年降水量、夏季降水量呈显著正相关（P < 0.05）；N∶P与气温和降水相关性均不显著。

表  3  土壤化学计量特征与气候因子的相关系数

Table  3.  Correlation coefficients between soil stoichiometry ratios and climate factors

因子	春季均温	夏季均温	秋季均温	冬季均温	年均温	春季降水量	夏季降水量	秋季降水量	冬季降水量	年降水量
SOC	−0.392**	−0.440**	−0.379**	−0.476**	−0.439**	0.258**	0.447**	0.325**	0.369**	0.451**
TN	0.057	−0.013	0.008	0.016	0.007	0.235**	−0.008	−0.185*	0.144	0.007
TP	0.066	−0.003	0.044	−0.051	0.008	0.134	−0.001	−0.081	0.081	0.010
C∶N	−0.661**	−0.673**	−0.607*	−0.751**	−0.689**	0.220	0.702**	0.642**	0.469	0.696**
C∶P	−0.535**	−0.564**	−0.507**	−0.585**	−0.567**	0.266	0.574*	0.459	0.432	0.574*
N∶P	0.031	−0.025	−0.0277	0.068	0.000	0.270	−0.007	−0.225	0.166	0.008
注：*表示相关性显著（ P < 0.05）；**表示相关性极显著（P < 0.01）。

下载: 导出CSV 

| 显示表格

4.   结论与讨论

4.1   讨论

4.1.1   气候与区段对土壤碳氮磷含量的影响

土壤SOC、TN和TP作为植物生长的主要营养元素，在地形、气候以及生物因素共同作用下，其含量具有空间和时间上的异质性^[24]。本研究中，土壤SOC和TN含量从亚热带干热河谷区到温带湿润山岭区整体上呈逐渐增加的趋势，与庞金凤等^[25]、Teng等^[26]的研究结论一致。这可能是因为：1）土壤中的微生物作为碳氮循环过程的主要载体，其活性因海拔梯度上升带来的低温抑制效应，弱化了有机碳氮的分解能力，从而有利于有机碳氮的积累^[27]；2）植被退化严重的亚热带干热河谷区，在生态系统功能脆弱和滑坡崩塌导致的植物根系受损双重作用下，生态系统碳素容纳能力缺失^[28]，土壤SOC含量降低；3）在温带湿润山岭区良好的水热条件下，土壤缓效性碳向惰效性碳的转变速率加快，更有利于SOC的固定^[29]。此外，坡向的不同也引起SOC和TN含量的差异性，本研究中温带湿润山岭区和亚热带干热河谷区的SOC和TN含量表现为阴坡 > 阳坡。一方面是因为阳坡太阳照射时间长，温度和水分等条件通常劣于阴坡，不利于植被生长，造成植被种类组成与数量的差异，进而植物碳氮固定能力较弱^[21]；另一方面是因为阳坡坡度较大，强烈的谷风使植被地表凋落物无法留存，阻断了植物以凋落物形式将部分养分偿还给土壤的过程，土壤中碳氮的积累量降低。本研究中，除亚热带和暖温带半湿润区外，各样地TP含量无显著差异，这是因为在研究区小尺度区域范围内，相同的土壤母质、相似的气候条件、磷的沉积性及较低的迁移率等共同影响下造成磷含量无显著差异，这与王慧等^[9]、曾全超等^[10]的研究结果一致。

就失稳性坡面而言，因坡面在滑坡灾害发生过程中对原有土体结构的强烈破坏^[30]，造成坡面侵蚀强度、养分流失和植被类型等的差异性，改变了稳定坡面养分积累的正常规律，形成土壤养分的空间异质性^[31]。本研究中，亚热带干热河谷区与温带湿润山岭区的小尖风阳坡SOC、TN含量表现为稳定区 > 失稳区 > 堆积区，且差异显著，这是因为失稳区易发生滑坡、泥石流等次生灾害，随着降雨和地表径流冲刷力度的增强，土壤表层的可溶性有机养分易发生迁移转化和淋溶^[32]，同时土壤可溶性氮组分会随着土壤细颗粒及地表径流而大量流失^[33-34]。此外，失稳区和堆积区土壤结构被严重破坏，植物生长环境受到扰动，大量植被因根系受损而死亡，生态系统可能发生逆向演替，地上植被大量减少，植被碳储能力降低。本研究中，温带湿润山岭区、亚热带和暖温带半湿润区TP含量表现为稳定区、失稳区显著小于堆积区，但在大凹子沟阴坡则为稳定区显著大于失稳区和堆积区，这可能是由于滑坡、泥石流等灾害的影响，失稳区与堆积区受损严重，土壤团聚体和微团聚体减少，降低土壤的抗蚀能力，大凹子沟阴坡堆积区形成时间短，土壤为粗骨化、肥力低的初育土，土壤养分自然恢复进程较慢且效果较差。

4.1.2   气候与区段对土壤化学计量特征的影响

本研究中，C∶N从亚热带干热河谷区到温带湿润山岭区呈逐渐增加趋势，这可能是因为：1）随着海拔的升高，微生物活性降低有利于碳氮的积累，植被向地下部分的碳输入增大^[35-36]；2）干热河谷区灾害治理过程中，人工引种的固氮植物（如新银合欢 (Leucaena leucocephala)、苦刺 (Solanum deflexicarpum) 等）引起局域氮含量增加，造成C∶N相对减小。前人研究发现，土壤养分含量的积累与植被类型密切相关^[28]，从亚热带干热河谷区到温带湿润山岭区植被类型分别为稀树灌草丛带、针阔混交林带和高山灌丛草甸带，亚热带干热河谷区坡面植被多以1年生或多年生草本为主，缺乏乔木及凋落物的保护及养分输送，仅通过草本植物实现对土壤养分的改良效果，改良进程较慢且效果较差，导致该区土壤SOC的积累弱于其他气候区，进而影响土壤C∶N。本研究结果表明，研究区内各样地土壤TP的含量介于0.66～0.86 g/kg，处于“充足”状态（0.40～0.60 g/kg），且略高于全国水平（0.78 g/kg ），但3个气候区土壤C∶P远低于我国平均水平（C∶P≈52.70）^[37]，说明本研究区植物的正常生长需求不受有效磷的限制，由于温带湿润山岭区的SOC含量显著高于其他2个气候区，C∶P也表现为温带湿润山岭区显著高于其他2个气候区。此外，本研究中土壤N∶P介于1.74～2.20，远低于中国土壤N∶P平均水平（N∶P≈3.90）^[37]，这表明研究区内氮素含量贫乏。因此，建议后期治理中适当施加氮肥或引种固氮植物以保证土壤养分的补给和平衡，有利于流域整体的生态恢复。

气温、降水与土壤化学计量比的相关性分析表明，C∶N、C∶P与气温呈显著负相关，与降水呈显著正相关。本研究中，温带湿润山岭区C∶N、C∶P显著大于亚热带和暖温带半湿润区和亚热带干热河谷区，这主要归功于温带湿润山岭区良好的水热条件，低温多雨利于土壤有机碳氮的积累，与李丹维等^[38]的研究结论一致。此外，区段通过改变植被生物量和土壤物理性质对土壤养分含量产生影响，进而造成研究区内区段间土壤生态化学计量比的差异。例如，本研究中，除小尖风阳坡的C∶N，大地阴坡的C∶P，其余样地的C∶N、C∶P均表现为随着坡面稳定性下降而逐渐降低的趋势。这一现象主要是由土壤结构性质、植被覆盖度及群落组成等共同作用导致，稳定区土壤结构稳定，土壤含水率显著高于堆积区，具有较完善的乔、灌、草组合，植被覆盖率较高，有利于碳素的储存；失稳区土体长期不稳定，在降水的影响下易发生滑坡、泥石流等自然灾害，土壤抗侵蚀能力较低，植被稀疏，碳储能力较低；堆积区表层堆积了大量由于滑坡、泥石流产生的粗粒堆积物，土壤容重显著大于稳定区，植被生长受到限制，草本植物为优势物种，该区低植被覆盖度与单一植被组成等共同影响植被固碳效应，导致堆积区碳存储量最少^[21]。

本研究主要分析了气候和区段对失稳性坡面土壤化学计量特征的影响，但SOC仅是土壤总碳的一部分，二者之间存在较大差异，在一定程度上会影响土壤C∶N与C∶P，并且土壤生态化学计量特征驱动因素复杂，微生物、植被和土壤结构等均会对其造成影响，因此，今后需结合土壤总碳、植被、土壤结构以及微生物动态变化等因子开展进一步研究，进而更深入了解泥石流频发区土壤养分的分布与循环，促进泥石流频发区生态系统恢复。

4.2   结论

不同气候区土壤化学计量特征表现不同，由于温带湿润山岭区良好的水热条件和植被类型，其土壤养分积累速度较快，土壤SOC、TN含量较高，而3个气候区的成土母岩一致，TP含量无显著差异，间接导致土壤温带湿润山岭区的C∶N、C∶P显著高于其他2个气候区。此外，亚热带和暖温带半湿润区与亚热带干热河谷区的C∶N、C∶P与N∶P随着坡面稳定性的下降呈下降趋势，表现为稳定区 > 失稳区 > 堆积区。