土壤碳库是仅次于海洋和岩石圈的第三大碳库，是地球碳库的重要组成部分，在全球尺度上, 0~1 m土层的土壤有机碳储量为1 500 Pg，甚至大于大气圈(760 Pg) 和生物圈(560 Pg) 碳库的总和，因此, 土壤碳库的微小变动将会对陆地生态系统的气候变化产生较大影响^[1-2]。全球陆地表面积的1/4为山区，全球1/3的陆地生态系统植被物种多样性也集中于山区，而且山区其较大的海拔梯度差异为研究环境变化对生物地球化学循环过程的影响提供了“天然试验场所”^[3]。森林生态系统是陆地生态系统的主体，且全球森林土壤的碳贮量约占全球土壤碳贮量的70%以上，大约为787 Gt^[4]。因此，研究山地森林生态系统土壤有机碳的变化特征及其影响因素对准确预测地区或者全球气候变化具有重要的意义。地形特征因子，例如海拔，是影响土壤有机碳的重要限制性因子^[5]，随着海拔梯度的不断升高，不仅使光、热、水资源呈现出明显的垂直差异分布，而且还会影响植被群落的空间配置以及土壤理化性质等，从而影响输入到土壤中有机物质的数量和质量，进而影响土壤有机碳含量^[6-7]。目前，针对海拔对土壤有机碳含量的影响做了大量的研究，结果显示，随着海拔梯度的升高，土壤有机碳含量呈现出升高^[8-12]、降低^[13]或无明显变化趋势的结论^[14-15]。这可能是因为影响土壤有机碳含量海拔梯度格局的因素不同所致，气候因素^{[6, 16]}、地表凋落物输入量^[17]、土壤容重^[10]、土壤pH值^[9]、土层深度^[18]、土壤温度^[11]、植被带^[6]等均有可能是影响土壤有机碳含量海拔梯度格局的重要因素。此外，采样的海拔梯度差异较小也有可能会导致气候的垂直差异较小，引起植被类型分化较弱，从而导致土壤有机碳含量的海拔梯度格局不明显^[18]。上述这些因素均有可能会混淆土壤有机碳含量的海拔梯度格局及其驱动因素，而这对准确理解山区的土壤碳含量具有重要的限制意义。

秦岭是我国大陆中部的一条东西走向的山脉，不仅为长江与黄河的分水岭，同时也是中国南北最重要的地理、地质分界线。太白山是中国大陆东部第一高峰，独特的自然地理条件使其拥有着完整的气候和植被垂直带谱，是研究土壤有机碳含量海拔梯度格局的理想场所^[6]。但是目前针对秦岭太白山的土壤有机碳含量海拔梯度格局的研究相对较少，无法全面了解秦岭太白山土壤有机碳含量的海拔梯度格局及其影响因素。基于此，在秦岭太白山的北坡，每隔50 m海拔设置1个采样点，研究海拔梯度对土壤有机碳和活性碳组分(易氧化碳和水溶性碳) 含量的影响，以期为准确评估秦岭太白山的土壤有机碳储量提供重要的数据支持和理论依据。

太白山(107°19′~107°58′E, 33°49′~34°10′N) 位于秦岭山脉的中段，地处陕西省宝鸡市，横卧陕西眉县、太白、周至三县，海拔最高处的拔仙台达到了3 767.2 m，是中国青藏高原以东第一高峰。太白山拥有其特殊的自然地理位置，地处中国西北部温带至暖温带的过渡区，四季分明，年平均降水量800 mm。太白山海拔梯度差异较大，其海拔范围从山麓的800 m到山顶的3 767 m，相对高差达3 000 m左右，海拔每上升100 m气温下降约0.21~0.58 ℃，山体山麓和山顶的年平均气温约相差13 ℃，具有显著的气候垂直地带性差异，由高至低形成4个气候带，分别为亚寒带、寒温带、温带、暖温带。太白山属于褶皱断块高山，基岩由花岗岩组成，受到早期喜马拉雅运动的影响，太白山基岩块体不断上升，使得山地北部不断抬升翘起形成陡峭的高山，多深切峡谷或嶂谷。太白山由下到上分为低山区(8 00~1 500 m)、中山区(1 500~3 000 m)、高山区(3 000 m以上) 3种地貌类型。随气候条件变化，太白山的地貌、土壤、植被等亦形成相应的垂直变化。太白山植被类型丰富且植被垂直带谱完整，垂直地带性明显，由下向上形成6个植被带，分别为低山混交带、锐齿栎林带、混交林带、桦木林带、高山针叶林带和高山草甸带。关于太白山垂直气候带、地貌类型、植被带等的具体描述详见文献[6]。

于2016年8月，沿秦岭太白山北坡海拔每上升50 m设置1个20 m×20 m的标准样地，使用定位器(GPSMAP 62sc) 测定并记录标准样地的海拔、地理坐标。为了保证样地的代表性，选取的标准样地应尽量保持坡向、坡度和坡位等立地条件的一致性，减少地形因素产生的影响。在每块样地内按对角线法随机选取3~5个能代表整个样地的样点，共278个。在选取的每个样点用内径3 cm的土钻进行土壤表层(0~10 cm) 样品的采集，装袋并标记编号，带回实验室。同时，在选取的标准样地内人为去除地表凋落物至矿质土壤出露地表，并平整地面，将环刀和环盖与地面保持垂直，用取土器落锤将环刀(100 cm³) 打入表层土壤中并使环盖与地面保持齐平，接着用镐挖出环刀和土样，轻轻取下环盖，用修土刀自边至中削去环刀两端余土至修平为止，每个样地共取5个环刀土壤样品，带回实验室进行烘干称重，并计算土壤容重。此外，在每块标准样地内按对角线法选取5个代表整个标准样地凋落物的小样方(1 m×1 m)，并利用特制的1 m×1 m凋落物框随机收获凋落物框内的全部凋落物，分别收集3次(6、8、10月底)，装袋并标记编号，带回实验室备用。

土壤温度数据按文献[19] 方法收集。将采回凋落物样品在80 ℃下烘干48 h至恒重，称重，计算凋落物量。对带回实验室的土壤表层(0~10 cm) 样品进行预处理，去除石块、根系和动植物残体等杂质，风干，研磨后并过2 mm筛孔备用。土壤颗粒组成的测定采用激光粒度仪(Mastersizer 2 000型激光粒度分析仪，英国) 测定；土壤有机碳含量测定采用重铬酸钾外加热法；准确称取2 g处理的土壤样品，加入去离子水40 mL，在200 r · min^-1的速度下间歇振荡24 h，静置15 min，高速(8 000 r · min^-1) 离心10 min，用0.45 μm滤膜过滤，获得的溶解性有机质滤液在TOC分析仪(TOC-VCPH/CPN，德国) 上测定土壤水溶性碳含量；称取15 mg的土壤样品，加入25 mL的333 mmol · L^-1 KMnO₄，在200 r · min^-1下震荡1 h，高速(4 000 r · min^-1) 离心5 min，取上清液稀释，在565 nm的分光光度计上比色测定土壤易氧化碳含量，根据高锰酸钾的消耗量，计算土壤样品易氧化有机碳含量。

采用Excel 2010软件进行数据预处理并作图；通过SPSS 22.0软件，采用最小显著差数法进行多重比较，数据均服从正态分布；利用SigmaPlot 12.0软件对土壤有机碳、易氧化碳和水溶性碳含量与影响因子进行回归分析。此外，使用SPSS 22.0软件，通过路径分析研究海拔、土壤容重、黏粒含量、凋落物量和土壤温度对土壤有机碳、易氧化碳和水溶性碳含量的贡献。

土壤有机碳、易氧化碳和水溶性碳含量均呈现出随着海拔梯度的升高而整体升高的趋势(图 1)，且进一步的研究结果显示，表层土壤有机碳含量与易氧化碳、水溶性碳含量呈现出正相关关系，即随着易氧化碳和水溶性碳含量的升高，有机碳含量呈现显著升高的趋势(图 2)。表层土壤有机碳含量的变化范围为5.46~165.98 g · kg^-1，平均为47.97 g · kg^-1，低海拔区的为19.74 g · kg^-1，中、高海拔区的分别为72.84、101.99 g · kg^-1，比低海拔区的分别升高了2.7和4.2倍。表层土壤易氧化碳含量为0.25~6.47 g · kg^-1，平均为2.24 g · kg^-1，低海拔区的为0.86 g · kg^-1，中、高海拔区的分别为3.73、4.38 g · kg^-1，比低海拔区的分别升高了3.3和4.1倍。表层土壤水溶性碳含量为0.14~1.18 g · kg^-1，平均为0.59 g · kg^-1，低、中和高海拔区的依次为0.43、0.81和0.79 g · kg^-1，且中、高海拔区的相比于低海拔区的分别升高了0.9和0.8倍。

	图 1 土壤有机碳、易氧化碳和水溶性碳与海拔的关系 Fig. 1 Relationship between soil organic carbon, soil readily oxidizable carbon, and soil dissolved carbon and altitude
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	图 2 土壤易氧化碳、水溶性碳与有机碳的关系 Fig. 2 Relationship between soil readily oxidizable carbon, soil dissolved carbon, and soil organic carbon
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太白山不同气候带表层土壤有机碳含量差异显著，为亚寒带(124.51 g · kg^-1)＞寒温带(91.31 g · kg^-1)＞温带(43.07 g · kg^-1)＞暖温带(25.27 g · kg^-1)，温带、寒温带和亚寒带的相较于暖温带的升高了0.7、2.6和3.9倍。表层土壤易氧化碳含量在不同气候带呈现出与有机碳含量相同的变化规律，为亚寒带(5.12 g · kg^-1)＞寒温带(4.51 g · kg^-1)＞温带(2.21 g · kg^-1)＞暖温带(1.38 g · kg^-1)，即温带、寒温带土和亚寒带的相较于暖温带的分别升高了0.6、2.3和2.7倍。表层土壤水溶性碳含量在不同气候带呈现出的变化规律与土壤有机碳含量的略有不同，为寒温带(0.90 g · kg^-1)＞亚寒带(0.71 g · kg^-1)＞温带(0.68 g · kg^-1)＞暖温带(0.48 g · kg^-1)，温带、亚寒带和寒温带的相较于暖温带的依次升高了0.4、0.5和0.9倍。

	图 3 土壤有机碳、易氧化碳和水溶性碳与气候带的关系 Fig. 3 Relationship between soil organic carbon, soil readily oxidizable carbon, and soil dissolved carbon and climatic zones
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不同植被类型下的表层土壤有机碳含量呈现出高山草甸(124.51 g · kg^-1)＞高山针叶林(89.94 g · kg^-1)＞桦木林带(87.24 g · kg^-1)＞混交林带(38.95 g · kg^-1)＞锐齿栎(33.80 g · kg^-1)＞低山混交带(25.27 g · kg^-1) 的趋势，以低山混交带表层土壤有机碳含量为对照，锐齿栎、混交林带、桦木林带、高山针叶林和高山草甸的分别升高了0.3、0.5、2.5、2.6和3.9倍。表层土壤易氧化碳含量在不同植被类型呈现出与土壤有机碳含量相似的变化规律，只是桦木林带的略多于高山针叶林的，以低山混交带表层土壤易氧化碳含量(1.38 g · kg^-1) 为对照，锐齿栎林带(1.73 g · kg^-1)、混交林带(1.85 g · kg^-1)、桦木林带(4.51 g · kg^-1)、高山针叶林(4.45 g · kg^-1) 和高山草甸(5.12 g · kg^-1) 的分别升高了0.3、0.3、2.3、2.2、2.7倍。表层土壤水溶性碳含量在不同植被带呈现出的变化规律与土壤有机碳含量的略有不同，为桦木林带(0.95 g · kg^-1)＞高山针叶林(0.87 g · kg^-1)＞混交林带(0.75 g · kg^-1)＞高山草甸(0.71 g · kg^-1)＞锐齿栎(0.59 g · kg^-1)＞低山混交带(0.48 g · kg^-1)，以低山混交带土壤水溶性碳含量为对照，锐齿栎林带、高山草甸林带、混交林带、高山针叶林带、桦木林带的分别升高了0.2、0.5、0.6、0.8、1.0倍。

	图 4 土壤有机碳、易氧化碳和水溶性碳与植被带的关系 Fig. 4 Relationship between soil organic carbon, soil readily oxidizable carbon, and soil dissolved carbon and vegetation zone
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海拔对土壤温度的影响呈现出随着海拔梯度的升高而降低的趋势(y=-0.005x+18.19，R²=0.98，P < 0.01)，其范围变化为(-1) ~15 ℃，平均为6 ℃，其中低海拔区的土壤温度平均值为10 ℃，中海拔区的为4 ℃，高海拔区的为1 ℃ [图 5(a)]。植被类型是影响土壤有机碳含量的重要因素之一，而凋落物量能反映植被的初级生产力水平，会直接影响输入到土壤中的有机物质的数量和质量。在研究区内，凋落物量随海拔梯度的升高在203~2 163 g · m^-2之间呈波动变化，平均为1 024 g · m^-2，其中高山草甸带(3 500~3 767 m) 由于气温偏低、降水偏少，凋落物量急剧减少，仅为凋落物量最多的针叶林带(2 900~3 500 m) 的9.3% [图 5(b)]。不同土壤类型的土壤性质、黏粒含量、矿物类型等也是影响土壤有机碳分解和累积的重要因素。研究区内表层土壤容重为0.2~1.6 g · cm^-3，平均为0.8 g · cm^-3，表现出随着海拔梯度的升高而显著降低的趋势(y=-0.000 5x+1.92，R²=0.88，P < 0.01)[图 5(c)]。此外，表层土壤黏粒含量为0.1%~1.4%，基本呈现出随着海拔梯度的升高而降低的趋势(y=-0.000 3x+1.22，R²=0.31，P < 0.05)，但波动幅度较大，平均为0.6% [图 5(d)]。

	图 5 土壤理化性质和凋落物量的海拔梯度分布特征 Fig. 5 Altitude gradient distribution characteristics of soil physical and chemical properties and litter biomass
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研究结果发现，表层土壤有机碳、易氧化碳和水溶性碳含量均随着海拔梯度的升高呈现显著升高的趋势，同时土壤温度、凋落物量、土壤容重和黏粒含量均是影响表层土壤有机碳、水溶性碳和易氧化碳含量海拔梯度格局的重要因素，且海拔、土壤温度、凋落物量、土壤容重和黏粒含量分别可以解释66%、64%、30%、70%和19%的土壤有机碳含量空间变异性，54%、54%、8%、64%和11%的土壤水溶性碳含量空间变异性，以及62%、61%、8%、72%和17%的土壤易氧化碳含量空间变异性(表 1)。在自然条件下，土壤温度、凋落物量、黏粒含量和土壤容重均能对表层土壤有机碳、易氧化碳和水溶性碳含量产生显著影响，而且上述因素之间存在复杂的交互作用(直接和间接作用)，因此分析各个影响因素对表层土壤有机碳、易氧化碳和水溶性碳含量的相对贡献显得尤为重要。路径分析结果表明(表 2)，海拔和土壤温度对表层土壤有机碳、易氧化碳和水溶性碳含量的贡献最大，总贡献率分别为9.89%和9.72%、8.85%和8.48%、2.30%和2.11%；土壤容重的贡献次之，总贡献率为1.25%、1.62%和1.25%；而凋落物量和黏粒含量的贡献最小，总贡献率仅分别为0.11%和0.07%、0.11%和0.02%、0.18%和0.24%。综上所述，海拔和土壤温度是影响土壤有机碳、水溶性碳和易氧化碳含量的主导因素，而其它因素(土壤容重、黏粒含量、凋落物量) 的影响相对较小。因此，在秦岭太白山北坡上，土壤温度是影响土壤有机碳、水溶性碳和易氧化碳含量海拔梯度格局的重要驱动因素。

研究结果显示，秦岭太白山北坡表层土壤有机碳含量的平均值为47.97 g · kg^-1，显著低于大兴安岭(64.5 g · kg^-1)、小兴安岭(80.1 g · kg^-1) 和长白山(64 g · kg^-1) 等山区^[4]，但显著高于贺兰山^[20] (20.48 g · kg^-1)、鼎湖山^[21] (17.4 g · kg^-1)、庐山^[12] (31.04 g · kg^-1)、芦芽山^[5] (35.85 g · kg^-1)、大围山^[10] (28.28 g · kg^-1) 和九连山^[11] (38.31 g · kg^-1) 等山区，且与乌孙山北坡^[9] (49.88 g · kg^-1) 和武夷山毛竹林^[22] (48.97 g · kg^-1) 等山区相近。秦岭太白山北坡表层土壤有机碳、水溶性碳和易氧化碳含量均呈现出随着海拔梯度的升高而显著升高的趋势，与色季拉山^[8]、川西亚高山-高山^[23]、贺兰山^[20]、武夷山^[24]、长白山^[18]、庐山^[12]、九连山^[11]、大围山^[10]、芦芽山^[5]和乌孙山^[9]等土石山区的研究结果均一致, 但这一研究结果与祁连山^[25]、天山^[7]和戴云山^[17]等土石山区呈现出相反的趋势。例如，祁连山的土壤有机碳含量随着海拔梯度升高呈现出先升高后降低的趋势。这是因为在祁连山地区气温随海拔梯度升高而逐渐降低，降水随海拔梯度的升高逐渐增多，但大致在海拔3 000 m以上空气中水汽减少，不易形成降雨，降水随海拔梯度的升高反而减少，同时随着海拔梯度的升高植被类型发生显著的改变，由成年云杉(2 923~3 004 m) 转化成高山草甸植被(3 004~3 890 m)，成年云杉的植被覆盖向地表输送了丰富的枯枝落叶，且温度相对较低，降雨量相对较少，并不利于有机质的分解，因而引起有机碳的积累。而高海拔地区(3 890 m) 因其降雨量少且温度低，枯枝落叶向土壤输送及土壤微生物腐殖化过程能力均不强，所以导致土壤有机碳的积累较少^[14]。在天山，云杉林的土壤有机碳含量同样随着海拔梯度升高呈现出先升高后降低的趋势，究其原因可能与云杉林密度密切相关，在海拔1 800~2 200 m范围内，天山云杉林密度随海拔梯度的升高而增大，而当海拔升高到2 200 m之后云杉林密度随着海拔梯度升高而显著减小^[7]。在戴云山，土壤有机碳含量也随着海拔梯度的升高而降低，究其原因可能是台湾松在高海拔地区植株矮小，凋落物归还量较少，植被的稀疏增加了土壤养分淋失的风险，导致高海拔地区的土壤有机碳积累较少^[17]。此外，甚至还有研究认为土壤有机碳含量没有海拔梯度格局，即海拔对土壤有机碳含量影响不显著^[15]。例如，在长白山“东南样线”土壤有机碳含量则没有表现出海拔梯度格局，其主要归咎于选取的海拔梯度差异小于150 m，坡下部与坡上部温度和降水等条件对土壤有机碳含量海拔梯度格局影响较小，有机碳积累与分解环境相近，进而导致土壤有机碳含量没有海拔梯度格局^[18]。

研究结果显示，除了海拔、气候带和植被带以外，土壤温度、土壤容重、凋落物量以及黏粒含量等均是影响表层土壤有机碳含量的重要因素。秦岭太白山北坡表层土壤有机碳含量与土壤容重呈极显著负相关关系(P＜0.01)，与在武夷山和大围山的研究结果相一致^{[10, 24]}。这是因为土壤容重是重要的土壤特性之一，它对土壤通透性、土壤水肥供应和植被生长均有一定影响，随着土壤容重的升高，土壤的保水能力变弱，土壤水肥供应能力减弱，导致植被的生长受到抑制，因此有机物质的输入(地上和地下凋落物输入) 减少，从而不利于有机质的积累^[24]。凋落物量可以反映出凋落物与其环境之间的交互作用及营养富集程度，较多的凋落物输入为土壤微生物提供了丰富的营养物质，可能促进了土壤微生物的腐殖化进程，从而有利于有机质的积累^[26]。例如在对太行山南麓山区典型森林的研究发现，土壤有机碳含量与凋落物输入量呈显著正相关^[27]，表明凋落物输入对土壤有机碳的积累起到重要作用。但是本研究表明，土壤有机碳含量与凋落物量呈显著负相关关系(P＜0.05)，这是因为在秦岭太白山上凋落物量主要受植被生长的控制，植被的生长会严格受到气候类型的制约，而气候类型又会受到海拔梯度差异的调控^[19]，即在秦岭太白山上年平均气温的过高或过低不仅影响植被的初级净化生产力(例如凋落物量)，而且也会影响土壤微生物的分解能力^[6]。更加重要的是在秦岭太白山北坡上，当海拔超过3 350 m时，由于不利环境因素的制约(常年较低的气温) 导致植被类型由森林植被直接转变为高山草甸，凋落物量急剧减少，导致凋落物量呈现出随着海拔梯度的升高而降低的趋势，此外较低的气温同时也极大地抑制了土壤微生物分解速率，从而有利于土壤有机碳的积累^{[20, 23-24]}，最终表现为土壤有机碳含量与凋落物量呈显著负相关，但具体机理有待进一步研究阐述。黏粒含量不仅可以调控影响植被输入到土壤中有机物质的数量，还对土壤有机碳具有保护作用，是影响土壤有机碳的重要因子^[28]。通常来说，土壤有机碳含量与黏粒含量呈极显著正相关(P＜0.01) ^[28]，这主要是由于黏粒的表面积相对较大，当土粒暴露出较多的正电荷时会与带有负电荷的腐殖质相结合，同时，黏粒含量增加导致其通透性变差，进而抑制好气性微生物对有机质的分解，有利于土壤积累更多的有机碳^[29]。但是本研究结果指出，土壤有机碳含量与黏粒含量呈显著负相关关系(P＜0.05)，与已有的研究结果相一致^{[13, 28]}。究其原因是因为在秦岭太白山上，随着海拔梯度的升高，首先会引起气候类型的改变，气候类型的改变会引起植类型发生改变，植被类型改变有可能会引起土壤理化性质发生改变^[6]，最终导致土壤有机碳含量的升高，也就是黏粒含量对土壤有机碳含量的影响在土石山区会受到诸如海拔、气候类型、植被类型等因素的混淆^{[6, 13]}。这可以从两个方面进行佐证，一方面在本研究中，黏粒含量随着海拔梯度的升高基本呈现出降低的趋势(y=-0.000 3x+1.22，R²=0.31，P < 0.05)；另一方面路径结果分析表明，黏粒含量对土壤有机碳含量的贡献仅有0.07%，即黏粒含量对土壤有机碳含量的影响受到海拔的混淆。例如，在六盘山华北落叶松林中的研究同样发现，华北落叶松林土壤有机碳含量一方面随着海拔梯度(1 900~2 300 m) 的升高呈现出升高的趋势，另一方面土壤容重却呈现出随着海拔梯度的升高而降低的趋势，最终的回归分析显示土壤有机碳含量与黏粒含量呈显著负相关(P < 0.05)，因此，在六盘山华北落叶松林中黏粒含量对土壤有机碳含量的影响受到海拔这一因素的混淆导致二者最终呈现为显著著负相关^[13]。

在自然条件下，上述各因素之间存在着复杂的交互影响。例如，在土石山区随着海拔梯度的升高一般会导致土壤温度的降低，而土壤温度的降低会影响植被类型的垂直分布格局，从而影响输入到土壤中凋落物(地上和地下) 的数量和质量，进而影响到土壤理化性质的差异，最终会影响土壤有机碳含量的垂直空间格局^{[23, 30]}。因此，在土石山区区分上述各因素对土壤有机碳含量的影响就显得十分必要和迫切。在秦岭太白山北坡，通过路径分析研究结果显示，土壤温度是影响秦岭太白山北坡土壤有机碳、易氧化碳和水溶性碳含量海拔梯度格局的主要因素，与在川西亚高山-高山^[23]、武夷山^[24]、庐山^[12]、九连山^[11]、石坑崆^[31]等地区的研究结果相类似。土壤温度影响秦岭太白山北坡土壤有机碳含量海拔梯度格局的原因是随着海拔梯度的升高土壤温度呈现出不断降低的趋势(y=-0.005x+18.19，R²=0.98，P < 0.01)，一方面高海拔地区的高山草甸和高山针叶林地上和地下凋落物输入为土壤提供了大量的有机质，另一方面高海拔地区常年气温较低，而低温环境不利于土壤微生物的活动，故使其活性降低，分解速度较慢，导致大量的有机物质被长期积累^[28]，从而有利于土壤有机碳的积累，因而土壤有机碳含量较高。低海拔地区虽然森林植被生长茂密，大量的地上和地下凋落物输入到土壤中，但是由于低海拔地区的土壤温度较高，土壤微生物的活性增强，分解速度较快，不利于土壤有机碳的积累，导致土壤有机碳含量较低^[25]。

秦岭太白山北坡表层土壤有机碳、水溶性碳和易氧化碳含量的变化范围分别为5.46~165.98、0.14~1.18和0.25~6.47 g · kg^-1，均呈现出随着海拔梯度的升高而显著升高的趋势。不同气候带和植被带土壤有机碳、水溶性碳和易氧化碳含量差异显著。除了海拔、气候带和植被带以外，土壤温度、土壤容重、凋落物量以及黏粒含量等也均是影响表层土壤有机碳、水溶性碳和易氧化碳含量海拔梯度格局的重要因素，且土壤温度是主要因素。