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。
多年冻土持续退化，活动层水热特征变化显著。多年冻土通常被视为弱透水层或不透水层，能有效阻止土壤水分入渗和深层地下水补给(Ishikawa et al., 2010)，保持表层土壤水分充足，有利于植被生长。然而活动层厚度增大，完全融化期地下水位较深，表层土壤含水量降低，不利于植被根系吸水；另外，温度升高导致植被由喜湿向喜旱发展，因此活动层土壤水热特征是影响植被生产力、植被类型的重要影响因素(杨兆平等, 2010)。同时，储存在多年冻土中的甲烷可能随冻土融化而被释放，进入大气系统加速全球气候变化(Byun et al., 2017)。气温升高和植被退化导致活动层外部能量输入增加和活动层温度梯度变化(Zipper et al., 2018)，降水量增加更是直接影响多年冻土水热平衡(Wen et al., 2014)，这将严重影响地气间能量和水分平衡。受增温影响，活动层融化期延长，冻结期缩短(郭林茂等, 2020)，产生更多径流量，改变高原已有的径流时空分配格局，进而影响寒区水循环过程。由于不同坡位、坡向的太阳辐射、植被生长状况和地下水运动过程存在着差异，导致二者活动层剖面上温度和水分分布不同(丑亚玲等, 2009; 胡达等, 2016)。研究活动层土壤水热特征变化过程是理解、预测高海拔多年冻土区植被未来发展、水资源储量和气候变化的重要因素。但目前对活动层土壤水热特征变化的研究主要集中在现场数据观测，加上青藏高原观测资料相对匮乏，对相关研究产生很大阻碍，而水热模型通过物理、数学方程来描述热量交换和水分运移过程，为研究当前和未来多年冻土区水热状况提供了有效方法。
...................................
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。Wang 等(2010; 2012)在青藏高原腹地几乎得到了同样的结果，植被覆盖和不同植被类型将会导致热量和水分的对流传输效率产生差异，高植被覆盖度土壤的导热系数普遍低于低植被覆盖土壤的导热系数，进而影响活动层内部的冻融循环以及下覆多年冻土的热状况。Evans 等( 2006)在南极近海地区也发现，植被对地表温度起到了缓冲作用。植被上覆于多年冻土表面，夏季气温较高和太阳辐射强，植被可以起到隔热作用，冬季气温降低，植被又可以阻碍活动层向外散失热量。另外，积雪有较低的热传导率和较高的反射率，因此积雪既具有一定保温也具有一定降温效果，积雪覆盖条件差异将引起不同冻土深度土壤水热运动的差异(Iwata et al., 2010)。
..................................
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
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。
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。
..........................
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因素分析
5.1 不同海拔高度土壤渗透性影响因素分析
5.1.1 阴坡坡底土壤渗透性影响因素分析
由于活动层冻结融化特性，活动层中水分也存在季节变化，暖季时活动层含水量丰富，水的流动性强，因此本研究在青藏高原进行抽水试验的时间段主要集中在试验年的 8、9、10 月份。据气象站测得的长序列日均气温动态变化可知，日平均气温在每年十月份上旬开始降至零摄氏度以下，活动层表层土壤开始逐渐冻结。因此，以十月上旬为时间序列的分界点，将试验阶段分为完全融化期（8、9 月份）和逐渐冻结期（10 月份）。本研究对青藏高原多年冻土活动层完全融化期和逐渐冻结期土壤渗透性及土壤含水量与环境因子进行 RDA 分析，并对结果进行蒙特卡罗置换检验（Monte Carlo permutation test），分析解释变量对响应变量的解释量是否具有显著性。
应用 R 软件中的 envfit()函数可以得到解释变量与排序轴之间的相关系数（表5.1）。完全融化期，气温和 20 cm、50 cm、100 cm、160 cm 地温与轴 1（图 5.1中 RDA1，后同）的相关系数为 0.941、0.929、0.898、0.644、-0.979，与轴 2（图5.1 中 RDA2，后同）的相关系数为 0.339、0.370、0.440、0.765、-0.202。因此，第 1 排序轴主要反映了气温和 20 cm、50 cm 和 160 cm 地温的变化趋势，第 2 排序轴主要反映了 100 cm 深度土壤温度变化趋势。逐渐冻结期，各个解释变量与排序轴 1 的相关性均弱于排序轴 2，所以第 2 排序轴主要反映了各解释变量变化趋势，相关系数依次为 0.998、0.968、0.951、0.975、0.999。各解释变量与排序轴的相关性均通过了显著性检验，表明不论是完全融化期还是逐渐冻结期，阴坡坡底土壤水分和渗透系数受气温和各层土壤温度的影响较大（影响显著）。
表 5.1 解释变量与排序轴间的相关系数
第六章 结论与展望
6.1 主要结论
活动层土壤渗透系数是表征土体过水能力的参数，活动层冻融循环伴随的土壤水热动态过程与土壤渗透性相互影响，同时也影响着土壤的渗透性，是土壤渗透性变化的主要原因之一。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势，得出以下主要结论：
（1）年内活动层土壤温度和含水量变化趋势具有较强的一致性，但随着土壤深度的增加，土壤温度表现出振幅衰减和一定的滞后性，土壤含水量在相位上也体现出一定的滞后现象。各层土壤含水量之间的大小关系并没有固定结论，其视植被、土壤结构等情况而定，但通过比较发现坡下点土壤含水量普遍大于坡上点，且坡上点土壤开始融化和开始冻结时间均较坡下点提前。在单日中，随着白天气温逐渐升高，浅层土壤温度逐渐升高，上升至最大值后开始逐渐降温，其余深度土壤温度基本没有变化，土壤含水量在整个过程中变化也较小。土壤温湿度之间的相关性表明，土壤温湿度相关性年内呈 V 字型变化，即在暖季表现为负相关，在其余时间基本表现为正相关，这可能是温度升高导致蒸散发和土壤水流动性增强导致的含水量降低。
（2）气候暖湿化后，活动层土壤温湿度受气温升高和降水量增加影响显著。气温每升高 1 ℃，活动层土壤平均温度约升高 0.8 ℃，其中开始冻结阶段和开始融化阶段受升温影响较小，其余时间段土壤温度升高明显。然而，土壤含水量在开始冻结和开始融化两阶段受升温影响最大，完全融化期和完全冻结期土壤含水量基本不受升温影响，这刚好与土壤温度变化特征相反。气温升高还会导致活动层开始融化时间提前和开始冻结时间延后，这导致活动层处于完全融化的时间增加更有利于地下水排泄，将不利于冻土发育，加速冻土退化进程。降水量增加能明显降低逐渐融化期土壤温度，升高完全冻结期和逐渐冻结期土壤温度，且变化幅度与降水量增加量呈正相关关系。除了活动层温度变化，降水主要集中在暖季的特征使得完全融化期土壤含水量随降水量增加而增加。
参考文献（略）