土壤水、空气和热量

1、第六章 土壤水 、空气和热量目的要求：要求学生掌握土壤水分的来源和类型，水分的有效性与水分测定、表示方法，土壤水分运动状况。土壤空 气与热状况以及水、气、热与作物生长的关系。第一节 土壤水的类型划分及土壤水分含量的测定一、土壤水的类型划分及有效性一）土壤水的类型划分土壤能保持水分是由于土粒表面的吸附力以及毛管孔隙的毛管力。根据水分被土壤保持的力，将水分 划为不同类型。1. 吸湿水 ：土粒通过吸附力吸附空气中水汽分子所保持的水分称为吸湿水。1）特点： 吸附力很强，对水汽分子的吸附可达 31 至 10000 个大气压，因而水的密度增大，可达 cm3，无溶解能力，不移动，通常是在105 °

2、 C110 ° C条件下烘干除去。对植物无效。2）只含有吸湿水的土壤称为风干土；除去吸湿水的绝对干土称为烘干土。风干土重烘干土重1+ 吸湿水 %风干土重 =烘干土重X（ 1+吸湿水 % ）（3）影响因素：土壤吸湿水含量受土壤质地的影响，粘质土吸附力强，保持的吸湿水多，砂质土则吸湿水含量低。吸湿水含量还受空气湿度的影响，空气相对湿度高，吸湿水含量也高，反之则吸湿水含 量低。2 、膜状水 ：土粒吸附力所保持的液态水，在土粒周围形成连续水膜，称为膜状水。1）特点 ：保持的力较吸湿水低，31 大气压，水的密度较吸湿水小，仍粘滞而无溶解性；移动缓慢，由水膜厚的地方往水膜薄的地方移动，速度仅毫米

3、 / 小时。膜状水对植物有效性低，部分有效。3. 毛管水：存在于毛管孔隙中为弯月面力所保持的水分称为毛管水。毛管水又分为两类： 毛管上升水：与地下水有联系，随毛管上升保持在土壤中的水分。 毛管悬着水：与地下水无联系，由毛管力保持在土壤中的水分，象悬在土壤中一样，故称毛管悬着水。4. 重力水 ：受重力作用可以从土壤中排出的水分称为重力水，主要存在于通气孔隙中。二）土壤水分常数 土壤中某种水分类型的最大含量，随土壤性质而定，是一个比较固定的数值，故称水分常数。1. 吸湿系数 ：吸湿水的最大含量称为吸湿系数，也称最大吸湿量。98%（ 或 99%） 条件下，让土壤充分吸湿 （ 通常为一周时间 ） ，达

4、到稳定后在 105C 110C 条件下烘干测定得到吸湿吸湿水的含量受空气相对湿度的影响，因此测定吸湿系数是在空气相对湿度系数。土壤质地愈粘重，吸湿系数愈大。2. 凋萎系数 ：植物永久凋萎时的土壤含水量称为凋萎系数。土壤凋萎系数的大小，通常用吸湿系数的倍来衡量。质地愈粘重，凋萎系数愈大。它是反映土壤保水能力大小的一个指3. 田间持水量： 田间持水量是毛管悬着水达最大量时的土壤含水量。标。计算土壤灌溉水量时以田间持水量为指标，既节约用水，又避免超过田间持水量的水分作为重力水下 渗后抬高地下水位。4. 毛管持水量：毛管上升水达最大量时的土壤含水量。毛管上升水与地下水有联系，受地下水压的影响，因此毛管

5、持水量通常大于田间持水量。毛管持水量 是计算土壤毛管孔隙度的依据。5. 饱和持水量 ：土壤孔隙全部充满水时的含水量称为饱和持水量。三）土壤水的有效性土壤水的有效性是指土壤水能否被植物吸收利用及其难易程度。不能被植物吸收利用的水称为无效 水，能被植物吸收利用的水称为有效水。有效水的范围是凋萎系数至田间持水量的水分。二、土壤水含量的表示方法1. 重量百分数（水w %） : 土壤样品水分重量（ Mw ）占干重（M s）的百分数。Mw水 w %= X 100计算土壤含水量时，是以干土重为计算基础，这样才能反映土壤的水分状况。2. 容积百分数 （ 水 v %） ：土壤所含水分的容积总量占土壤总容积的百分

6、数。容积百分数是根据土壤容重计算出来的，即： 水v%=水W% X土壤容重根据水分的容积百分数可算出土壤中空气含量并进而算出土壤固、液、气三相的比例。3. 水层厚度 （水 mm ） ：即在一定厚度的土层中， 水分的厚度毫米数。 计算公式为： 水 mm= 水 v% X土层厚度用水层厚度 （水 mm ）来表示土壤含水量的优点在于与气象资料和作物耗水量所用的水分表示方法 致，便于互相比较和互相换算。例：容重为 克 / 立方厘米的土壤，初始含水量为 10% ，田间持水量为 30% ，降雨 10mm ，若全部 入渗，可使多深土层达田间持水量解：先将土壤含水量水 w% 换算为水 v%初始含水量水 v%=10

7、% X =12%田间持水量水 v%=30% X =36%因水 mm=水V% X土层厚度故土层厚度= 水 mm/ 水 v%=10/ = （ mm ）4. 水贮量 （ 方 / 亩 ） ： 1 亩地土壤水贮量 （ 方 / 亩 ） 的计算公式为： 方 / 亩 =2/3 水 mm公式来源为：方 / 亩 = 水 mm X 1/1000 X 10000/15=2/3 水 mm这种水分表示方法的作用在于与灌溉水量的表示方法一致，便于计算库容和灌水量。例：一容重为 1 克 / 立方厘米的土壤，初始含水量为 12% ，田间持水量为 30% ，要使 30 厘米土层 含水量达田间持水量的 80% ，需灌水多少（方 /

8、 亩） 解：田间持水量的 80% 为： 30% X 80%=24% 30 厘米土层含水达田间持水量 80% 时水 mm= ( )x 1 X 300=36(mm) 2/3 X 36=24(方 / 亩)般是以田间持水量为基数，5. 相对含水量 ：相对含水量是指土壤自然含水量占某种水分常数的百分数。土壤自然含水量占田间持水量的百分数为相对含水量。通常相对含水量的 60% 至 80% ，是适宜一般农作物以及微生物活动的水分条件。三、水分含量的测定1. 经典烘干法在105110 C条件下，烘至恒重，为烘干土重，以此为基础计算水分重（蒸发损失量）的百分比% )。此法费事，不便定位测定。改进快速法红外线烘干

9、法、微波炉烘干法、酒精烘干法、酒精烧失法等。2. 中子法简便、较精确。 但只能用于较深土层水分测定， 不能用于土表薄层土。 有机质中的氢也会影响 H 2 O 的 测定结果。法（时域反射仪法）四、土壤水的能态一）土水势及其分势1. 土水势土壤水的自由能与标准状态水自由能的差值称为土水势。标准状态水是指： 纯水，即无溶质； 自由水，即无束缚力； 1 个大气压；一定高度和温度。以标准状态水的自由能为零，土壤水的自由能与其比较的 差值一般为负值。差值大，表明水不活跃，能量低；差值小，表明土壤水与自由水接近，活跃，能量高。2. 土水势分势使土壤水的自由能发生变化的各种力，就构成了土水势的分势，主要有：

10、基模势屮 m基模势也称基质势，是由土粒吸附力和毛管力所产生的。在土壤水不饱和的情况下，非盐碱化土壤的 土水势以基模势为主。溶质势屮s溶质势又称渗透势，是由溶质对水的吸附所产生的。土壤水不是纯水，其中有溶质，而水分子是极性分子，与溶质之间可产生静电吸附，产生溶质势。 重力势屮 g由重力作用产生的水势。如果土壤水在参照面之上，则重力势为正，反之，重力势为负。1 个大气 压力势屮 P标准状态水的压力为 1 个大气压，但在土壤中的水所受到的压力，在局部地方就不一定为 压。如果土壤中有水柱或水层，就有一定的静水压；悬浮于水中的物质也会产生一定的荷载压。若存在上 述状况则屮 P为正值。土水势是这些分势的总

11、和，即屮t= W m+ ¥ s+ ¥ g+ ¥ p二）土壤水吸力土壤水承受一定吸附力情况下的能态，但不能简单理解为土壤对水的吸力。水吸力只相当于土水势的基膜势和溶质势，数值相等，符号相反。基膜势和溶质势一般为负值，使用不方便，故将其取为正数，定义为吸力（S ），分别称为基质吸力和溶质吸力。在土壤水分的保持和运动中，不考虑”S ,故一般所说的水吸力是指基质吸力，其值与”m 相等，符号相反。溶质吸力只在根系吸水（有半透膜存在）时才表现出来。三）水分能量的表示方法土水势或水吸力的表示方法，以使用水柱高度的厘米数来表示最简便，最易理解。PF ：水柱高度厘米数的对数。1 大

12、气压 (atm)=1033cm水柱=p F 1bar=1000mbar标准压力单位为帕 （Pa）1 Pa= X 10 -2 cm 水柱,，常用百帕 (hPa), 兆帕 (MPa=10 6 Pa)=10bar 1bar=1020cm 水柱 1bar=1020cm 水柱 =10 5 Pa=10 3 hPa=10 -1 MPa 1mbar=1hPa=1.02cm 水柱四）土水势的测定方法 张力计， 又名负压计或湿度计， 测定水不饱和土壤的基质势或基质吸力。 张力计适用范围 800/850hPa 以 下，超过此范围，就有空气进入陶土管而失效。旱地作物可吸水的吸力范围多在 1000hPa 以下，故张力计

13、有一定实用价值。120bar 。压力膜法：根据土壤在不同压力下排水的原理测定，可测水吸力 五、土壤水分特征曲线土壤水分特征曲线是土壤水的能量指标（水吸力）与数量指标（含水量）的关系曲线。S= a0 b 或 S=a( 0 / 0 s ) bS=A0 s - 0) n / 0 m式中：S 水吸力（ P a ）；0含水量 （ % ）；0 s饱和含水量 （ % ），a 、 b 、A 、随着土壤含水量的减少其水吸力增大，基质势降低，植物根系吸水难度增大，水分有效性降低。土壤 水吸力（ S ）与含水量 的经验公式：% ）约为：细砂土 8% ，（ 水 ） 过程中，水吸力随m 为相应的经验常数。土壤水分特征曲

14、线的影响因素1. 土壤质地假定土壤水吸力为 300cm （水柱高），各种质地的对应土壤的含水量（容积 砂壤土 15% ，壤土 34% ，粘土 42% 。2. 土壤结构和紧实度（容重）在同一吸力值下，容重愈大的土壤，含水量愈高。3. 温度影响水的粘滞性和表面张力。土温升高，水的基质势增大，有效性提高。4. 水分滞后现象土壤吸湿（水）过程中，水吸力随含水量增加而降低的速度较快。土壤脱湿 含水量减少而增大的速度较慢。 同一土壤的两种水分特征曲线不重合。 砂质土的滞后现象比粘质土更明显。二）土壤水分特征曲线的应用1. 用于土壤水吸力与含水量之间的换算 不同土壤的水吸力相同，水分有效性相同，但含水量不同

15、，因而有效水的数量不同。2. 用于各级孔径、孔隙及其容积（ V ，% ）的计算D=3/T3. 计算水容量（又称比水容）指水吸力变化1个单位土壤吸入或释出的水量（ml/bar g），即水分特征曲线的斜率（ d 0 /ds ）,可作为土壤供水能力的指标。六、土壤水的运动第一阶段是在下渗过程中被土粒和毛管吸收，直到饱和为止，这一阶段叫渗吸，实际上是水分的不饱，即土壤水的饱和流动；此后如果水分继续增加，水分将向下渗透补充地下水，这一阶段叫渗透（渗漏） 和流动。水分在土壤中的运动可用达西定律来表示：q=-kdh/dx式中 q 单位时间通过单位断面的水的容积，可理解为速度。dh/dx 水压梯度k 导水率，

16、即单位压力梯度下水的流量；-负号表示水流方向，因水流由0 7 x , dx=0-x为负，前面加 “-”则正。一）土壤水的饱和流动 饱和流的推动力是重力和静水压力。1、饱和流中出现三种情况：是垂直向下的饱和流，发生在雨后或稻田灌水以后。二是水平饱和流，如发生在灌溉渠道两侧的侧渗，水库的侧渗，或在不透水层上的水分沿倾斜面的流动等 水平饱和流。三是垂直向上的饱和流，发生在地下水位较高的地区，或因不合理灌溉抬高了地下水位，就会引起垂直向 上的饱和流，这是造成土壤返盐的重要原因。2、饱和导水率 k 是单位水压梯度下的流量。 k 主要受孔径大小的影响。影响孔径大小的因素一是质地；二是结构；三是土壤吸附的阳

17、离子种类。在生产中要求土壤保持适当的饱和导水率。若k 值过小，造成透水通气差，还原有害物质易在土壤中积累，易造成地表径流。若 k 值过大则造成漏水漏肥现象。二）土壤水的不饱和流动土壤水不饱和时，推动其流动的力主要是基模势梯度，也有一定的重力作用。不饱流的流量仍用达西定律反映。1、不饱和流具有两个特点，一是不饱和流推动力（h ）包括基模势和重力势；二是不饱和流的k 值不k 值大，含水量低，水势低则 k 值是一个常数，而是一个变量，受含水量的影响。含水量高，水势高则小。 同时 k 值受土壤中水分存在状态的影响。 若水分是连续的， 则随着土壤含水量减少， k 值逐渐降低；若水分是不连续的，则 k 值

18、随着含水量降低后急剧下降。2、不饱和流在土壤中具体的流动方向就是由水膜厚的地方向水膜薄的地方移动；由曲率半径大的孔隙向曲率半径小的孔隙移动；由温度高处向温度低处移动。三)土壤中的水汽运动1. 水汽运动的方式土壤中水汽运动的主要方式是扩散，即由水汽压高的地方向水汽压低的地方扩散移动。土壤水汽的扩散系数低于大气 。2. 影响水汽压梯度的因素水汽压梯度是水汽运动的主要推动力，它受土水势和温度两个因素的影响，而又以温度的影响为主。温度引起的水汽压变化，使白天水汽由温度较高的表层向底层移动，有利于防止蒸发；夜晚则由温度较高的底层向表层移动，有利于土壤回润。四)土面蒸发1. 土面蒸发的条件(1) 有足够热

19、量达到地面满足水的汽化热；(2) 水汽从地面移走。例如风、乱流的作用，将土面的水汽带走；(3) 土壤水传导至地面。当地表由于蒸发损失水分以后，能得到下层水分的供应，则蒸发可以持续进行。2. 土面蒸发的三个阶段(1) 大气蒸发力控制(蒸发率不变)阶段这一阶段控制土面蒸发的因素是大气蒸发力，包括太阳辐射、温度、空气湿度、风力等。要求土壤的导水率大于蒸发力，则蒸发损失的水分可以得到源源不断的补充，蒸发率不变。这一阶段蒸发损失的水分多。 但若大气蒸发力很强， 蒸发率大， 土壤含水量降低得快，不能长久维持蒸发失水与导水补给的平衡，则此阶段维持的时间短；反之，若蒸发率小，则此阶段维持的时间长。(2) 土壤

20、导水率控制阶段这一阶段控制土面蒸发的因素是土壤导水率，发生的条件是土壤水分流向土表的流量小于大气蒸发力，因而只能导来多少水，才能蒸发多少水，蒸发量降低。随着蒸发失水使土壤含水量减小，导水率越来越低，蒸发量也随之降低。( 3) 扩散控制阶段通过以上两个阶段土壤蒸发失水，土壤表层变干，导水率几乎降为零，水分不能以液态运行到地表， 而是在干土层下先汽化为水汽，再散发到大气中，这一阶段蒸发量减小。五) 土壤水的入渗和再分布 雨水、灌水进入土壤的两个阶段：入渗和再分布。1. 入渗阶段1 )渗吸土壤供水期间的渗吸和渗透过程，一般是地面供水，水自上而下垂直运动。土壤吸水，直至毛管孔隙水饱和，入渗速度随含水量

21、增加而降低。当供水强度小时 ( 喷灌、滴灌、小雨等 )，入渗速度主要取决于供水。当供水强度大时 ( 大水漫灌、大暴雨 ) ，入渗速度主要取决于土壤的入渗能力。入渗能力又取决于土壤的干湿度和孔隙状况( 与质地、结构、紧实度有关干燥的粗质土和结构良好的土壤的入渗能力强，反之则弱。入渗能力是决定地表径流的土壤因素，以入渗速率表示，mm/h ， cm/d 。2 )渗透水分通过大孔隙下渗饱和水流，速度恒定最后入渗速率，反映土壤的渗水能力，称渗透系数。地面供水期，土壤入渗水自上而下形成饱和层7延伸层7湿润层(毛管水)及湿润前锋2. 土壤水的再分布地面停止供水，入渗终止。土壤入渗水在重力、吸力梯度和温度梯度

22、的作用下继续运动，称为土壤水 的再分布。土壤水的再分布，对研究植物从不同深度土层吸水有较大意义。某一土层水的损失，不完全是植物吸 水所致，还与上、下层水的再分布有关。六) 田间土壤水分平衡 土壤 植物 大气连续体 (SPAC) (1) 土壤水来源 ( 收入 )降水 (P) ，灌水 (I) ，地表径流 (R) 上行水 (U) (2) 土壤损失 ( 支出 )土面蒸发 (E) ，叶面蒸腾 (T) ，冠层截留 (In) ，下渗水 (D)以 W表示计算时段初、末土体储水量之差，土壤水分平衡表达式如下: W= （ P+I+U ）E+T+R+In+D ）蒸发和蒸腾合称蒸散（ET ）。地区水量平衡：收入 降水

23、，支出 地面径流和蒸散，即 P=R+ET岷江上游流域年降水量850mm, 径流量 （ 深度 ）657mm, 蒸散量 193mm ，径流系数 R/P=657/850= 。青衣江流域年降水量 1667mm ，径流深 1326mm ，径流系数 。七、土壤水的调节1. 搞好农田水利基本建设1 ）河谷平原坝区建立以引水为主和能灌溉能排的农田水利系统，旱涝兼治。渗漏过快的漏水田 ” ，因土种植或创造犁底层，维持适宜的渗漏量1015mm/d（日本1525mm/d）。下湿田，水旱轮作。旱季土壤湿害，结合区域排水，搞好田间排水，开三沟 ” 背沟、十字沟和厢沟，以及环山排洪沟。2 ）丘陵山区建设集雨蓄水工程，拦洪

24、保土蓄水，旱洪兼治。沉沙函、蓄水池、积肥池（山茅坑）三池 ”配套。2. 开发土壤蓄水功能，有效拦蓄雨水，开源节流1 ）截留雨水径流，蓄水于土，以蓄调用工程措施 坡改梯 （ 增加入渗量 ） 、薄改厚（ 增加贮水量 ） ，熟化土壤， 改良结构 （ 增加田间持水量 ） ，增大土壤接纳积蓄雨水能力。农耕措施 坡地等高耕作，沟、垄间套种植。冬水田、下湿田半旱式水稻栽培，半旱式（ 水厢 ） 小麦等。2 ）减少土壤水分蒸发，提高水分生产效率 人工覆盖（地膜、秸秆） ，植被覆盖（根不离土，土不离根） ，免耕，中耕松土，保水剂应用等。3. 发展节水灌溉 智能化灌溉 灌水期（土壤临界含水量） 、灌水定额（土壤蓄水

25、能力）和灌水周期。节水灌溉技术4. 增加土壤有效水数量提高田间持水量，降低凋萎系数。改良土壤质地、结构，增加孔隙度，减少无效孔隙，提高土温。第二节 土壤空气、土壤空气组成 土壤空气与近地表大气组成，主要差别：1. 土壤空气中的 CO 2 含量高于大气2. 土壤空气中的 O 2 含量低于大气3. 土壤空气中水汽含量一般高于大气； 二、土壤空气含量 水分和空气均存在于土壤孔隙中，空气存在于未被水所占据的孔隙内，因此土壤空气含量可由土壤总孔度 减去水占孔隙而得到，即： 土壤空气含量（容积百分率） = 总孔度 - 水分含量（容积百分率） 三、土壤空气与作物生长1. 土壤空气与根系植物根系生长发育要求的

26、氧气来自土壤，若土壤空气中O 2 的含量小于 9 或 10 ，根系发育就会受到影响， O 2 含量低至 5 以下时，绝大多数作物根系停止发育。 O 2 与 CO 2 在土壤空气中互为消长，O 2含量减少意味着 CO 2增多，当CO 2含量大于1 %时，根系发育缓慢，至520 %，则为致死 的含量。土壤空气中的还原性气体， 也可使根系受害， 如 H 2 S 使水稻产生黑根， 导致吸收水肥能力减弱， 甚至死亡。2. 土壤空气与种子萌发 植物种子在土壤中萌发，所需氧气主要由土壤空气提供，缺氧时，葡萄糖酒精发酵，产生酒精，会使种子 受害。3. 土壤空气与微生物活动 土壤空气影响微生物活动，从而影响有机

27、质转化。通气良好有利于有机质矿质化，为作物生长提供速效养 分。根系吸收养分，也需要通气良好条件下的呼吸作用提供能量。4. 土壤空气状况与作物抗病性 植物感病后，呼吸作用加强，以保持细胞内较高的氧化水平，对病菌分泌的酶和毒素有破坏作用；呼吸提 供能量和中间产物，以利于植物形成某些隔离区阻止病斑扩大；伤口呼吸显著增强，有利于伤口愈合，减 少病菌侵染。四、土壤空气与大气痕量温室气体的关系大气中痕量温室气体（ CO 2 、 CH 4 、 N 2 O 、氯氟烃化合物）导致的气候变暖，是人们非常关注的重 大环境问题。土壤是大气痕量温室气体的源和汇。土壤向大气释放温室气体，因此说土壤是大气痕量温室气体的源。

28、土壤对大气中温室气体的吸收和消耗，称为汇。五、土壤空气的运动1. 土壤空气的对流 土壤与大气间由总压力梯度推动的气体整体流动，也称质流。对流由高压区流向低压区。总压力梯度的产生： 气压变化、温度梯度、土壤表层风力、降水或灌溉等。土壤对流公式：q v =-（k/ n Pq v 空气的容积对流量单位时间通过单位横截面积的空气容积）；k 通气孔隙通气率；n 土壤空气的粘度;p 土壤空气压力的三维向）梯度；负号表示方向。从公式可见空气对流量随土壤透气率和气压梯度增加而增大。2. 土壤空气的扩散 在大气和土壤之间 CO 2 和 O 2 浓度的不同形成分压梯度， 驱使土壤从大气中吸收 O 2 ，同时排出

29、CO 2的气体扩散作用，称为土壤呼吸。是土壤与大气交换的主要机制。土壤中 CO 2 和 O 2 的扩散过程分气相、液相两部分。气相扩散：通过充气孔隙扩散保持着大气和土壤间的气体交流作用 液相扩散：通过不同厚度水膜的扩散 两种扩散都可以用费克（ Fick ）定律表示：q d = - Ddc/dx式中：qd 扩散通量 （ 单位时间通过单位面积扩散的质量 ） ； dc/dx 浓度梯度；D 在该介质中扩散系数 （ 其量纲为面积 / 时间 ）从公式可见，气体扩散通量（ qd） 与其扩散系数 （ D） 和浓度梯度 （ dc/dx） 或分压梯度 （ dp/dx） 成正比。浓度梯度是不易控制因素，所以只有调整

30、扩散系数D 来控制气体扩散通量。扩散系数 D 值的大小取决于土壤性质，主要取决于通气孔隙状况及其影响因素 （ 质地、结构、 松紧程度、土壤含水量等 ） 。D=D 0 Sl/le式中：D 0 自由空气中的扩散系数；S未被水分占据的孔隙度； l 土层厚度；le 气体分子扩散通过的实际长度。l/le 和 S 的值都小于 1 。结构良好的土壤中，气体在团聚体间的大孔隙间扩散，而团聚体内的小孔隙则较长时间保持或接近水饱和 状态，限制团聚体内部的通气性状。所以紧实的大团块，即使周围大孔隙通气良好，在团块内部仍可能是 缺氧的。所以通气良好的旱地也会有厌气性的微环境。六、土壤通气指标1. 土壤孔隙度总孔隙度 5055%或60%，其中通气孔度要求810% ,最好1520%。这样可以使土壤有定保水能力又可透水通气。2. 土壤呼吸强度单位时间通过单位断面（或单位土重）的CO 2 数量。土壤呼吸强度不仅可作为土壤通气指标，而且是反映土壤肥力状况的一个综合指标。3. 土壤透水性 水田土壤适当的透水性可反映土壤透水通气状况。4. 土壤氧化还原电位第三节 土壤热量一、土壤热量来源一）来源1. 太阳辐射能；2. 生物热；3. 地热二）影响土壤热状况的因素2、1、环境因素：纬度、海拔高度、坡向和坡度、大气透明度、地面覆盖土壤性质：土壤颜色、土壤质地、土壤含水量、土壤结构性、松紧度