冻土水热耦合和传输过程是寒区水循环的核心环节和最重要的组成部分，探讨寒区土壤水热传输和水热耦合机理不仅可以解决冻土水文研究理论机制缺乏的问题，从而为全球变暖背景下寒区水循环过程的高精度预测提供机理支撑，而且对理解寒区土壤水热-生态耦合关系及生态保护和恢复均具有重要意义，但目前国内外对于冻土水文过程及其对生态环境的影响机理尚不清楚。因此，开展大气-积雪-高山草甸-冻土系统一维水热传输和耦合过程机理观测试验和模型模拟研究尤为必要。　　 在黑河上游野牛沟气象站(99°35′E，38°25′N，3320m)附近建立高山草甸冻土水文观测场，结合野牛沟气象站的基础气象数据，对冻土水热传输过程进行观测研究。观测场内布设一套自动综合环境观测系统(ENVIS)、3个大型山坡径流场和15个小型Lysimeter。综合环境观测系统观测太阳辐射、温、湿、风、压、CO2通量、降水、土壤表面热流、7层土壤温度和7层土壤体积含水量等各种微气象要素。Lysimeter观测高山草甸冻土带的蒸散发和下渗量，还可以用于径流场的水量平衡验证和径流模拟。径流场观测高山草甸冻土区的产汇流过程。观测结果表明：(1)试验点冬天的总辐射相对较小，夏天的较大；晚上最小，白天中午最高，且变化剧烈。观测点总辐射小且变化剧烈，这是山区云量多并且天气变化频繁的缘故，导致地面接收到的辐射较少。净辐射和总辐射呈较好的线性关系；(2)试验点地表热通量秋冬季总体为负值，热量向上传输；春夏季为基本正值，热量总体向下传输；晚上地表热通量一般为负值，热量向上传输；白天为正值，热量向下传输；(3)试验点多年平均降水量为403.4mm，基本处于稳定状态，伴有微弱的增加趋势。夏秋季降水相对比较充沛；冬春季寒冷而干燥；观测场多年均器测蒸发量(1959～2004，φ20)1275.9mm，且呈现明显的减少趋势，相应风速也呈现明显的降低趋势；(4)观测场多年平均气温为-3.1℃(1956～2003)，近几十年来，年平均气温呈现明显的上升趋势，升高了约1.1℃。相应野牛沟流域的冰川退缩明显，1956～1970/1973年冰川总面积减少了9.29％，年平均消退0.55％；1970/1973～2003年冰川总面积减少了18.23％，年平均消退0.59％。流域内冰川条数由1956年的165条减少为2003年的144条；(5)试验点在1977年之前还是多年冻土区，1989年之前多年冻土基本没有退化，1997年之前冻土退化比较慢，而在1998年以后，冻土严重退化，2000年以后试验点多年冻土已退化为最大冻深不足300cm的季节性冻土。观测期试验点Lysimeter观测误差较大，数据无法应用，而山坡尺度冻土水文产汇流过程及相应观测资料将在下一步工作中介绍。　　 在上述工作的基础上，利用CoupModel模型再现了试验点2005.9.10～2006.9.30期间日尺度水热传输过程。模型仅需要常规气象要素和土壤、植被属性数据作为输入，就能够连续演算试验点一维水热传输过程。论文模拟了0～300cm土壤的水热传输过程，并将土壤分为12层，设计了四套数值模拟方案：(Ⅰ)不考虑雪盖、选择Penman-Monteith公式计算土壤蒸发；(Ⅱ)考虑雪盖、利用Penman-Monteith公式计算土壤蒸发；(Ⅲ)不考虑雪盖、选择土壤水热耦合模型计算土壤蒸发；(Ⅳ)考虑雪盖、利用土壤水热耦合模型估算土壤蒸发。土壤含水量和地温的计算结果表明，总体计算结果较好，7层地温(0～160cm)的平均估算精度(R2波动于0.899～0.958，平均0.938)要高于土壤液态含水量估算结果(R2波动于0.631～0.847，平均0.744)。其中，方案Ⅳ结果最好(R2(7层地温平均值)=0.958，R2(7层土壤液态含水量平均值)=0.847)，也是符合试验点实际野外状况的。结合蒸散发、冻土、积雪估算结果，推断利用方案Ⅳ结果分析试验点冻土水热传输过程是可靠的。　　 同时，选择三段相对连续观测资料比较长的时段(2005.9.10～2005.11.22、2006.1.12～2006.5.5、2006.6.4～2006.9.30)，在半小时尺度上，利用方案Ⅳ对试验点水热传输过程进行模拟估算。结果表明，半小时尺度计算结果总体上不如日尺度结果。　　 选择方案Ⅳ日尺度计算结果分析试验点水量平衡和能量平衡：(1)2005年10月到2006年9月期间，试验点降水量为374.8mm，估算蒸散发为230.7mm(其中截流蒸发、植被蒸腾和土壤蒸发分别占13.0％、18.6％和68.4％)，0～300cm土壤储水量减少28.0mm，下渗到300cm土壤层以下水量为0mm，地表填洼产流量为172.1mm。鉴于试验点地表水平，无汇流过程，而同期3个大型山坡径流场未观测到地表和0～80cm土壤产流量，这说明尽管有些强降水过程能够形成地表产流量，但由于高盖度高山草甸的降水拦蓄作用，这些水量最终未能补给河川径流，而是缓慢入渗并最终消耗于蒸散发，野外考察发现植被覆盖良好的山坡无地表冲沟也是最有力的证据之一。如果按此计算，实际总蒸散发应为402.8mm。高山草甸拦蓄并缓慢入渗的这部分水量，使浅层土壤保持着较高的含水量，从而形成了研究区湿润的下垫面状况。也就是说，高山草甸的生态功能更多于其水文功能，高山草甸具有明显的水源涵养作用；(2)由于尚未收集到云盖和日照数据，模型计算的总辐射和净辐射值是默认云盖为0的状态下的计算值，导致地热通量(5cm)估算精度相对稍差(R2=0.75)。能量平衡分析结果表明，全年能量活动主要集中在地表，以土壤蒸发为主，绝大部分时间感热大于潜热；到了植被生长期和雨季，植被冠层表面能量活动加剧，植被蒸腾和截流蒸发增多，潜热也逐渐增加。由于叶片的遮荫，部分月份地表能量活动小于冠层表面能量活动。冬天土壤向大气传输热量，夏天则是大气向土壤传输热量。　　 冻土对土壤水热传输和水热耦合过程的影响机制：在开始冻结期，土壤热传导自下而上，下层土壤液态水向冻结锋面集结，集结水的同时会带来下一层的热量(热传导与冻结释热之和)，致使集结期向上的地热通量急剧增加；在完全冻结期，土壤热传导自下而上，热通量大小主要与上下层的土壤温度有关，融化前有一段相对稳定的零通量时期；土壤水在完全冻结期基本处于零通量状态；融化期，土壤热传导自上而下，在融化峰面未出现液态水分集结现象，底部冻结层仅起隔水板作用，融化层土壤水热传输过程迅速改变并与非冻结土壤一致，上层土壤融解后温度升高，导致融解期向下的地热通量急剧增加(热传导减融化吸热)。计算结果还显示，试验点最大冻深270cm处未完全冻结。