本文是一篇给排水工程论文，本文以青藏高原风火山流域作为研究区，通过自动气象站、土壤温湿度探头以及现场抽水试验，获得了研究时段内降水、气温等气象数据，各层土壤温湿度数据和融冻过程中土壤渗透性数据。基于以上数据，分析了活动层水热特征，气候暖湿化情况下土壤水热特征变化情况，及土壤渗透性的影响因素及未来变化趋。
第一章 绪论
1.1 选题背景及意义
多年冻土分为上下两部分，下部土壤温度持续两年及以上保持或低于 0 ℃的称为永冻层，上部土壤随着季节交替发生冻融循环的称为活动层(Woo, 2012)。活动层上临大气下接永冻层，作为多年冻土与大气之间能量、水分交换的主要通道，其季节冻融过程导致的水热动态变化将明显改变土壤热量及干湿状况(Mutter and Phillips, 2012; 焦永亮等, 2014)，进而控制着地-气系统之间的能水交换(李述训等, 2002; 杨淑华等, 2018)。同时，活动层导水能力也随着冻融循环而变化(Ishikawa et al., 2010)，土壤导水能力引起的地下水位、土壤含水量等变化将对高寒植被生态系统(Mu et al., 2018)、江河源区径流过程(Zipper et al., 2018)、工程建设(牛富俊等, 2011 )等造成重要影响。多年冻土融化是气候变暖最重要和最显著的表现之一(Jorgenson et al., 2010)，冻土退化还将通过改变活动层土壤水分、酸碱度和养分状况影响植被，导致植被覆盖度和物种丰富度降低(Jin et al., 2020; Wang et al., 2006)，同时，活动层的冻融变化还控制着地下水位的高低，其可能对地表环境过程和蒸发产生影响(Li et al., 2011)。在一定程度上，活动层控制着有机碳的数量，融化深度加深可能释放更多的有机碳(Atchley et al., 2016)，致使全球气温升高加剧。因此，对青藏高原多年冻土的研究，特别是气候变化情境下冻土退化趋势的相关研究应该得到更多的关注(Cheng and Wu, 2007; Wu and Zhang, 2008)。另外，土壤温度和土壤含水量是影响土壤导水能力的重要因素，在全球气候变化引起的活动层土壤水热特征改变将直接影响土壤导水能力，而后者通过改变地下水运动及对流传热又反作用于活动层土壤水热。因此，研究、理解、评估全球气候变化背景下青藏高原多年冻土活动层土壤水分运移、能量传递、冻结层上水运动和它们之间的相互关系显得非常有意义。
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1.2 国内外研究现状
1.2.1 活动层特征
多年冻土是冰冻圈、水圈的重要组成部分之一，其水热状况是影响冻土区生态环境、地气间能量水分交换、气候变化、水文循环以及工程建设等的重要因素(马俊杰等, 2020)。位于永冻层与大气间的活动层在控制地表能量平衡、水文循环、土壤碳的释放和吸收、建立在永久冻土上的基础设施以及发生在冰冻圈的生物地球化学和生态过程方面也特别重要(Dongliang et al., 2016)。为更全面增进对多年冻土区土壤水热特征的认识，人们对活动层温度和水分分布特征及其影响因素进行了大量研究(He et al., 2018; Liu and Wang, 2016; Wang et al., 2012; Wu et al., 2015; 吴青柏等, 2003; 杨梅学等, 2000; 赵林等, 2000)。对活动层水热迁移机理的研究表明，活动层冻结期（气温持续降低）土壤温度开始逐渐降低，就整个活动层而言，最先开始降温的是表层土壤，因为其与大气直接接触，一部分液态水转化为固态冰，此时冻结锋面为冰水混合处于零点幕(Muller, 1948)状态，随着液态水进一步转化为固态冰，在土壤基质势的驱动下，位于下部的液态水不断向冻结锋面迁移，与此同时，冻结锋面也逐渐缓慢向下移动，形成方向朝下的冻结过程，该阶段活动层始终处于放热降温过程；另外，开始降温后活动层缺少了热量来源，加之活动层底部是常年温度较低的永冻层，它们之间的热传递使得活动层底部也开始降温，进而形成方向朝上的冻结过程，因此活动层冻结过程是从下到上和从上到下双向的；土壤融化过程表现为从上到下的单向融化，随气温逐渐升高表层土壤开始融化，大部分融水在重力作用下运移至融化锋面，该过程土壤以太阳辐射和大气作为热源吸收热量，实现活动层融化升温(Brouchkov, 2000; H.A. et al., 1980; He et al., 2018; Jame and Norum, 1980; Konrad and 1981; 付强等, 2016; 李述训等, 1996; 张明礼等, 2015; 赵林等, 2000)。虽然人们对活动层冻融循环过程及其机理的认识已经基本一致，但是不同地区、坡位坡向、植被类型及覆盖度等土壤水热特征存在一定差异。刘光生等(2009)认为植被可以抑制表层土壤温度和水分变化速率，因此低覆盖度情况下活动层对环境变化的响应更迅速，活动层融化时间和冻结时间均有提前，且冻结持续时间有明显缩短。
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第二章 研究区概况、数据收集与研究方法
2.1 研究区概况
2.1.1 地理位置
左冒西孔曲小流域（34°40′N—34°48′N, 93°3′E—92°50′E）位于青海省玉树藏族自治州曲麻莱县，是长江源区北麓河的一级支流（图 2.1）。其位于青藏高原腹地，是典型的青藏高原多年冻土区，流域面积约为 112.5 km2，海拔在 4603-5398 m 以内，区域内存在部分牧民，无冰川和常年积雪，以季节性积雪为主，河流的主要补给来源有大气直接降水补给，积雪和活动层融水补给(常娟等, 2015)。整个流域范围内人类活动较少，以当地牧民放牧为主，青藏铁路和青藏公路从流域穿过(张伟, 2013)。本研究涉及到的抽水孔大概位置在图 2.1 中给出，GKP1 位于阳坡沟口处，GKN1 位于阴坡沟口，1#位于沟内阴坡坡底，4#位于沟内阴坡坡上。
图 2.1 青藏高原风火山研究区域图
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2.2 数据收集及研究方法
2.2.1 数据采集
本文所用观测数据资料由试验场所布设的自动监测仪器得到，观测资料主要有气象数据和土壤温湿度数据，自动气象站每隔半小时对监测项目记录一次。气象数据观测时段为 2017 年 1 月 1 日至 2019 年 11 月 2 日。EM50 是一种 5 通道的独立数据采集器，非常适合用于野外观测研究，被广泛应用在数据监测中。探头分别布设在 5 cm、20 cm、50 cm、100 cm、160 cm 五个不同深度，土壤温湿度数据记录时间间隔为 1 小时。观测时间段为 2017 年 1 月 1 日至 2019 年 11 月2 日。气象数据观测仪器和土壤温湿度观测仪器及相关信息见表 2.1。另外，本文涉及的渗透系数是通过现场抽水试验得到，将在后文中单独介绍。
表 2.1 气象数据观测仪器及相关信息
2.2.2 模型介绍
本文中使用的 CoupModel 源于水热模型 SOIL (Jansson and Moon, 2001)和其姐妹模型 SOILN(Jansson, 2012)，后来在 CoupModel 中加入了模拟土壤-植被-大气中碳氮等养分运动的能力，具备模拟地气间水热输运过程、作物生长的能力。该模型将质量守恒和能量守恒作为基础，以数学物理概念和方法，应用偏微分方程公式来计算模拟水热过程(胡国杰等, 2013)。该模型分完全冻结土壤、未完全冻结土壤和非冻结土壤三个阶段来计算土壤的热传导率(阳勇等, 2013; 胡国杰等, 2013)。在模型计算时，土壤剖面被分为若干层，每一层的厚度由实际情况决定，以寻求最优模拟效果。相较于其他寒区水热过程模型，该模型具有驱动数据灵活性大，土壤参数可供选择等优点，模型使用者可以根据自身数据情况合理选择输入变量，同时还能满足模拟精度，为资料匮乏区的研究工作提供极大便利。
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第三章 青藏高原多年冻土区活动层水热特征 ................. 17
3.1 活动层土壤温湿度剖面分布特征 ............................... 17
3.2 活动层土壤温度变化特征 ..................................... 18
第四章 活动层水热过程对气候变化的响应 ................... 29
4.1 模型验证 ............................. 29
4.1.1 土壤温度 .......................... 29
4.1.2 土壤水分 ........................ 30
第五章 活动层渗透性及其影响因素分析 ..................... 41
5.1 不同海拔高度土壤渗透性影响因素分析 ......................... 41
5.1.1 阴坡坡底土壤渗透性影响因素分析 ........................ 41
5.1.2 阴坡坡上土壤渗透性影响因素分析 ........................ 42
第五章 活动层渗透性及其影响
