0.   引言

中低纬度、高海拔高山-峡谷流域（简称“高寒流域”）的山前冲洪积含水层蕴藏着丰富的地下水资源（Ge et al.，2008；Chang et al.，2018），具有非常重要的水源涵养和调节功能，对中下游地区供水（Finger et al.，2012）和河流栖息地条件（Brown et al.，2006）起到了关键的保障作用（Ge et al.，2008；Chang et al.，2018）. 近年来全球气候变暖，冰川消融、冻土退化趋势显著，在一定程度上改变了高寒流域的水文地质条件，导致地下水动态特征发生显著变化（叶仁政和常娟，2019），进而改变水资源（如冰雪融水）在地下水流与地表径流之间转移的时间（Evans et al.，2018），以此影响高寒流域的水文循环过程. 研究高寒流域冲洪积扇地下水与地表水交互作用不仅是寒区地下水科学相关研究的热点，而且是认识流域水资源形成机制与转化过程的基础，有助于预测高寒流域水文过程对气候变化的响应规律.

第四系松散堆积物常以河流阶地和山前倾斜平原的形式广泛存在于高寒流域冲洪积扇之上，是构成径流由山区产流区至河道的必经通道（常启昕等，2022），兼顾传输和储存水资源的功能（Käser and Hunkeler，2016），有助于枯水期基流维持和丰水期疏排地下水. 但其补给和排泄条件相对于基岩山区更加复杂，与其他类型含水层之间也可能存在更为密切的联系. 尤其在暖季，季节冻土与河冰已经完全消融，含水层的水分来源趋于多元化（降雨、冰雪融水、相邻含水层储存的地下水），地下水的流动路径与含水层的调蓄能力也随之改变. 这种复杂的水力联系与径流过程，使得本就不如河网连续的冲洪积含水层（Käser and Hunkeler，2016）内地下水与地表水交互机制更为复杂多变. 因此，高寒流域冲洪积扇地下水与地表水交互机制亟需深入研究.

目前，诸多学者利用不同的研究手段来探究地下水与地表水的交互机制. 例如，差分流量测量（Unland et al.，2013）以及径流分割法（Killian et al.，2019）常被用于估算整个流域内地下水向地表径流的流量贡献；一维热传输方程被广泛用于量化地下水与地表水的水量交换（Anibas et al.，2009；Schornberg et al.，2010；葛孟琰等，2018）；环境同位素和溶质示踪方法不仅能对地下水向河流的排泄量进行估算，还能用于解释地下水与河床沉积物的水岩交互作用（Kalbus et al.，2006）. 这些手段通常对较大尺度（如整个流域）地下水与地表水的交互结果进行整体概括，往往会忽视小尺度（如局部河段）地下水与地表水的交互过程. 但小尺度的相关研究需要时空分辨率和精度更高的数据（如水位、流量、示踪剂浓度、温度等）. 而分布式光纤测温系统（distributed temperature sensor，DTS）通过连续的空间分布和时间序列监测温度能良好满足高精度的时空分辨率（Selker et al.，2006）. DTS主要通过将温度光纤铺设在相对恒温介质（如地下水）与变温介质（如河水）的临界面，当相对恒温介质进入变温介质时，将使变温介质的温度时间变化幅度减小，空间的温度分布出现热异常，最终反映在DTS的温度曲线上. 据此原理，DTS被广泛用于垂向温度和纵向温度监测，前者能有助于了解河床底部温度振幅的衰减情况（Briggs et al.，2012）、钻孔内部寻找裂隙水渗漏点（符韵梅等，2020），后者可以帮助探明河水沿流程的热异常位置（Lowry et al.，2007）、定位湖泊底部地下水补给源（Selker et al.，2006）等. 综上所述，DTS能根据不同研究目的来选择合适的温度监测方向，并且对热的非均质性有良好的空间覆盖（Lay et al.，2019），能对水文环境复杂多变的河段内地下水的排泄点/带进行精准定位.

黑河源区西支流域内的葫芦沟小流域位于青藏高原的东北缘祁连山北坡东段（图 1a和1b），是一个中国西北高山区较有代表性的流域，与其他类似中低纬度、高海拔高山-峡谷流域一样具有相似的径流形成过程：多年冻土（岩）区是主要产流区，季节冻土区（山前平原和河流阶地）是主要汇流区. 冲洪积含水层地下水在上游接受河水的渗漏补给和多年冻土区地下水的侧向补给，在下游向河流排泄，对河道径流的贡献比例高达50%（常启昕，2019）. 本研究以葫芦沟流域冲洪积扇为研究对象，将DTS作为主要的温度监测手段，对冲洪积扇附近复杂河段进行河床与河水表面的纵向温度动态监测，以识别河段内地下水的排泄点/带，确定复杂河段内地表水与地下水的交互关系. 并结合该流域水文地质条件与环境同位素和水化学特征，构建高寒流域冲洪积扇地下水与地表水交互作用概念模型，探究高寒流域冲洪积扇地下水与地表水交互机制.

图  1  含有中国地图的青藏高原水系分布图（a）、黑河源区西支流域水系图（b）及葫芦沟流域水文地质简图（c）

青藏高原地形底图来自地理空间数据云（https://www.gscloud.cn）；中国地理底图来自自然资源部标准地图服务系统，审图号：GS（2022）05285；黑河源区西支流域冰川分布数据来自王宗太（2013）；葫芦沟流域水文地质简图修改自常启昕(2019)

Fig.  1.  River system distribution map of Qinghai-Tibet Plateau with the China map (a), River system distribution map of the West Branch of the Headwaters of the Heihe River (b) and the brief hydrogeological map of the Hulugou watershed (c)

下载: 全尺寸图片 幻灯片

1.   研究区概况

研究区所在的葫芦沟流域位于青海省海北藏族自治州黑河上游（图 1b），地理坐标为99°50′37″E~99°53′54″E，38°12′14″N~38°16′23″N，流域面积为23.1 km². 流域总体上受高原亚寒带半干旱气候影响（徐红霞等，2011），年均气温约为-3.9 ℃（Ma et al.，2021），大部分降水来自于暖季（6—9月）的季风雨（Evans et al.，2018）. 该流域可分为多年冻岩区、多年冻土区和季节冻土区（如图 1c）. 多年冻岩区分布于海拔高度4 200 m a.s.l.以上，多被山岳冰川和季节性积雪所覆盖（Hu et al.，2019），占流域总面积的8.4%（Ma et al.，2021）. 多年冻土区内多年冻土不连续分布，主要存在于3 500~4 200 m a.s.l.高程范围内，且常见热喀斯特、冻胀丘等典型冻土地貌现象（常启昕，2019）. 季节冻土区为主要研究区，位于葫芦沟流域山前平原，海拔高度由南部出山口3 500 m a.s.l.逐渐降低到北部流域出口2 960 m a.s.l.，整体形态成漏斗状（Ma et al.，2021），略向北部黑河干流倾斜（图 1c）. 研究区内主要含水层为全新统冲洪积砂砾石孔隙含水层，由中等大孔隙、分选性很差的次棱角状泥质砂砾卵石组成，沉积厚度在20~50 m之间（常启昕，2019）；其储水能力和导水能力较强，对该流域河道径流有较好的水文调节作用（常启昕等，2022），即雨季缓冲和稳定河道径流量与溶质浓度，以及旱季的基流维持. 该含水层主要赋存潜水（第四系松散岩类孔隙水），在出山口（扇顶）处受大气降水、地表径流的入渗补给，以及两侧相邻含水层碎屑岩类裂隙水的侧向径流补给. 地下水流向受地形和扇中、扇缘下伏透水性较差的白垩系和二叠系砂岩控制. 在北部峡谷地形变窄区，地下水以泉的形式出露并排泄到地表径流.

流域内发育东、西支两条季节性河流，靠近扇顶的部分河段在9月中下旬开始断流，5月初复流，6月中旬至8月流量最大（胡雅璐，2019）. 夏季河道径流水分主要来源于南部山区的冰雪融水和大气降水，流经途中还接受大气降水、松散岩类孔隙水的直接补给和碎屑岩类裂隙水的侧向径流补给，于流域北部峡谷地区交汇并汇入葫芦沟流域干流（常启昕，2019）. 研究区河道宽度在10~40 m之间不等，河道高程低于两岸平原3~5 m，底部为磨圆分选较差的第四系厚层松散沉积物，透水性好. 河段内地表水与地下水相互作用强烈，为识别河段内地下水的排泄点/带提供良好的研究条件.

2.   材料与方法

2.1   河水和地下水观测点布设

本研究在西支、东支及干流河道各布设1个河水监测点，分别为RW06、RW07和RW08（图 2a），利用水位计（HOBO U20L-01，Onset，美国）监测河水温度和水位，并在干流河道RW08处增设1个水位计（HOBO U20L-04，Onset，美国）以观测扇缘处的气压和气温. 地下水监测点WW01位于扇缘东西支河流河间地块，临近东支河水RW07监测点处（图 2a），该点共有4个水文钻孔达到潜水面以下，深度分别为5 m、10 m、15 m、25 m. 本研究选择在深度为5 m的钻孔内布设一个水位计（HOBO U20-001-01，Onset，美国），以监测靠近河床底部地下水的温度和水位. 各水位计的监测时间段均为2022年8月11日17∶00到2022年8月20日16∶00，温度分辨率为0.1 ℃，监测频率为15 min/次.

图  2  研究区河水、地下水、泉水观测点以及分布式温度光纤位置布设图(a)和分布式温度光纤布设结构示意图(b)

葫芦沟流域遥感卫星底图来自 Earth 元地球（https://pc.earthdq.com，影像拍摄时间2018年12月26日）

Fig.  2.  Location of streamwater, groundwater, spring and DTS in the study site (a), and Schematic diagram of the DTS setting (b)

下载: 全尺寸图片 幻灯片

2.2   分布式光纤温度传感系统布设

本研究采用的DTS由分布式光纤线型感温火灾探测器（HNGS-410，湖南光晟，中国）和4条温度光纤（命名为Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ、Ⅳ号）组成，空间分辨率为1 m，温度分辨率为0.5 ℃，监测频率为5 min/次. 温度光纤布置范围位于扇缘附近的东支和干流部分河段（具体见图 2a），利用DTS对东支河段到干流河段进行河床与河水表面温度监测. 其布设方案如图 2b所示，本研究以东支河段下游为方向（355°）开始铺设温度光纤（设置起点为0 m处），第一组温度光纤（Ⅰ和Ⅱ）向下游的布设长度为512 m（与RW07监测点位置相同且分布式光纤线型感温火灾探测器也放置于此），紧接着使用第二组温度光纤（Ⅲ和Ⅳ）继续向下游布设，直至到达终点（883 m处）. 为防止因水流扰动而改变温度光纤的监测位置，每组温度光纤均以10~15 m为间距使用钢筋固定. 同时，对于监测河水表面温度的光纤，通过绑定浮漂的方式使其浮于河水表面（图 2b）. 在更换DTS电源的间隙，部分时段未获取到温度数据，最终有效监测时段为2022年8月13日18∶00—8月14日18∶00、2022年8月15日09∶30—8月16日14∶00、2022年8月17日09∶30—8月18日04∶20、2022年8月18日11∶30—8月19日16∶30.

3.   结果

3.1   河水和地下水温度对比分析

研究区河水、地下水、大气温度如图 3所示，各河段河水温度与大气温度保持同步且呈周期性变化，在每日07∶00左右达到最低温度，除8月15日17∶30达到最高温度以外，其余每日最高温度时刻大都在15∶30左右. 大气温度与东支河水的温度波动平均幅度较大，分别约为10.0 ℃和6.2 ℃；西支河水与干流河水的温度波动平均幅度则相对较小，分别约为2.3 ℃和1.8 ℃. 而位于WW01中5 m深度钻孔内的地下水温度基本不变，稳定在5.4±0.2 ℃左右，不受气温变化主导控制. 通过对比不同河段河水温度，发现东支河流温度最高、干流次之、西支河流温度最低. 干流温度与西支河流温度十分接近，平均温差为0.5 ℃，据能量守恒定律可判断西支河流对干流的流量贡献与东支河流有绝对差距，且主导着干流河水温度. 再对比地下水与河水温度，发现地下水温度每日平均有一半的时间高于西支河流的温度；在每日凌晨04∶00~07∶00，地下水温度与干流河水温度持平或略高于河水. 而对于东支河流而言，地下水温度几乎在全监测时间段均低于东支河水温度，最高温差为11.1 ℃，最低温差为1.2 ℃. 故在东支河流受地下水补给而造成的温度异常只有低温异常的可能，而在干流受地下水补给而导致的温度异常则有两种可能，即：日高温时刻的低温异常和日低温时刻的高温异常.

图  3  葫芦沟流域冲洪积扇缘附近河水温度、地下水温度和气温对比

Fig.  3.  Comparison of streamwater, groundwater, and atmospheric temperature in the piedmont fluvial-alluvial fan margin of the Hulugou watershed

下载: 全尺寸图片 幻灯片

3.2   河水温度时间序列特征分析

将观测河段河床表面河水的沿程温度以1 h为间隔进行统计分析，结果如图 4的箱形图所示，并将2IQR（1IQR=河床表面河水的沿程温度数据的75%分位数~25%分位数）视为可接受温度波动范围，高于或低于这一范围均为温度异常. 图 4a为干流监测点RW08处的气温数据，作为环境温度背景值参考. 图 4b中河床表面河水（Ⅰ号光纤东支河段）的温度出现了两个主要的温度异常时间段，分别是8月15日16∶30—21∶00（低温异常）和8月19日08∶00—16∶00（高温异常），其余监测时间段的温度均在可接受温度波动范围内. 由于东支河流受到地下水排泄引发的温度异常只有低温异常的可能，故可排除8月19日的高温异常时段是地下水排泄的时段，其高温异常可归因于光纤浮于河水表面而导致测得的温度偏高；同理，图 4c中河床表面河水（Ⅲ号光纤的东支河段）的高温异常点对应的时间段也可排除. 虽然图 4c通过箱形图没有统计出明显的低温异常点，但河床表面河水温度在8月15日13∶00—21∶00的波动明显大于其余时间段，这与图 4b中河床表面河水出现的低温异常时间段一致；图 4d中河床表面河水（Ⅲ号光纤的干流河段）的温度，在全监测时段内都有高温异常点的分布，且在8月15日13∶00—24∶00的异常点数量最多.

图  4  研究区不同监测河段的河床表面河水温度随时间变化箱形图

Fig.  4.  Box plots showing median and quartiles for streambed surface temperature of the monitored river sections in the study site

下载: 全尺寸图片 幻灯片

3.3   河水温度空间分布特征分析

据上一章节3.2分析，将8月15日12∶00—8月16日12∶00作为河水温度异常时间段，并在其中选取日高温时刻（17∶30）与日低温时刻（07∶00），用于研究东支河段到干段的河水温度的空间分布特征. 图 5a显示河水表面温度沿着流程的变化曲线，仅在东西支河流交汇点（720 m）出现明显的阶梯形下降，河水表面的平均温度在日高温时刻下降幅度约为8.5 ℃，在日低温时刻下降幅度约为2.3 ℃；在450~550 m河段范围内，河水表面温度变化较大，波动范围在16.7~22.8 ℃之间；其余位置河水表面的温度在日高温时刻为20.0±2.2 ℃，日低温时刻为13.0±0.8 ℃.

图  5  研究区河床表面与河水表面温度沿流程变化特征图

Fig.  5.  Temperature variation characteristics of streambed and streamwater surface along flow distance in the study site

下载: 全尺寸图片 幻灯片

河床表面的温度曲线（图 5b）也在东西支河流交汇点（720 m）出现了阶梯形下降，河床表面的平均温度在日高温时刻的下降幅度比河水表面稍大，约为12.2 ℃；在日低温时刻的下降幅度与河水表面相近，约为2.1 ℃. 除河水交汇点以外，其余位置的光纤在日高温时刻仍出现了若干个明显的低温异常区（如图 5b中①~⑥）. 在这6个低温异常区中，异常区①、②、④、⑤、⑥在日高温时刻出现的低温异常，在温度曲线上表现为漏斗形，异常点温度明显低于相邻位置河床表面的温度，且最小温差为4.7 ℃，最大温差为7.1 ℃. 而异常区③在日高温时刻不仅出现了6个漏斗形低温异常点（如图 5b中381 m、409 m、437 m、468 m、489 m、530 m处），还出现了1个阶梯形低温异常点（如图 5b中512 m）. 这个512 m处的阶梯形低温异常点使区域河床表面的平均温度在日高温时刻的21.6 ℃下降到13.8 ℃，在日低温时刻也从12.2 ℃下降到4.9 ℃. 同样在异常区③中，489 m处河床表面的温度在日高温时刻下降幅度最大，由相邻点478 m处的25.6 ℃下降到11.3 ℃，温差高达14.3 ℃，仅比日低温时刻河床温度高1.9 ℃. 不仅在东支河流有低温异常区，在干流河段还出现了3个高温异常区（如图 5b中⑦~⑨），其中发生温度上升幅度最大的位置是异常区⑧中817 m附近，河床表面温度在日高温时刻由7.7 ℃上升到14.1 ℃，但上升幅度有限且低于东支河流河水温度.

4.   讨论

4.1   高寒流域冲洪积扇扇缘处地下水排泄点/带的识别分析

地下水向河水的排泄方式可分为集中流和扩散流，如果地下水排泄以扩散流为主，则温度在河床的纵向分布上将相对恒定；如果地下水排泄以集中流为主，则温度在河床的纵向分布上会有更多的波动（Lowry et al.，2007）. 在图 6中的低温异常区①~⑥，河床表面河水的温度波动都非常明显且范围有限，符合地下水以集中流为主的方式排泄到河道径流的特征. 同时，这6个低温异常区所表现的地下水排泄量特征又有不同，如异常区①、②、④、⑤、⑥在受地下水排泄的影响后，河水温度降低，但又在一定范围内（≤20 m）恢复到正常河段的河水温度，指示了这些河段内地下水的排泄量较小. 而异常区③中489~520 m河段中的7个地下水排泄点（381 m、409 m、437 m、468 m、489 m、512 m、530 m）温度降低最明显，说明了该区域河段地下水排泄量较大. 此外，据Ma et al.（2021）在葫芦沟流域进行的河水水化学特征调查，发现东支河段的河水从扇顶RW03（上游，图 2a）到扇中RW29和RW30（中下游，图 2a），其TDS、Ca²⁺、Mg²⁺、SO₄^2-、HCO₃^-、以及微量元素（如Si、Sr）的含量和它们的波动范围都逐渐增大. 这指示了沿着东支河流的流向，地下水排泄的现象逐渐明显，同时此河段范围的地下水排泄点/带愈发密集（如图 6）的原因也得以解释.

图  6  河床表面温度动态二维分布图

Fig.  6.  2D dynamic distribution of streambed surface temperature

下载: 全尺寸图片 幻灯片

根据章节3.1中分析结果，在干流有因地下水排泄而导致高温异常的可能.而判断是否为地下水排泄带的依据之一，是在地下水排泄带内是否体现了河水因地下水的热输入而表现出的恒温性质. 据此，在图 7中显示⑦、⑧、⑨3个异常区中高温异常点与正常点的河床表面河水温度随时间变化的特征，发现高温异常点（782 m、817 m、844 m）不但没有表现出恒温的特征，反而还比正常点河水温度波动大，所以可排除这3个异常区的高温异常点为地下水排泄点的可能. 然而，胡雅璐(2019)发现葫芦沟流域干流河段观测点RW08河水的TDS、方解石和白云石的饱和指数、SO₄^2-/Ca²⁺、Na⁺/Ca²⁺和[HCO₃^-+CO₃^2-]/[Ca²⁺+Mg²⁺]比值均高于支流河水，且与冲洪积扇地下水一致，这指示了从支流交汇点（712 m）到RW08（744 m）这一河段内存在地下水排泄点/带. 事实上，经我们野外水文地质调查发现，在RW08下游55 m左右还存在多个泉点（如图 1c和图 2a中QW08，平均泉流量约为70 m³/d）. 同时结合本研究温度光纤监测结果（图 6），在干流河段除高温异常区外，其余位置河床表面河水的温度都相对恒定，故整个干流河段（712~883 m）均为地下水排泄带，排泄方式为扩散流.值得注意的是，地下水对干流的流量贡献比例还应该与两条支流的贡献比例相当，以缓冲支流汇入对干流水化学特征的稀释作用. 这又与Ma et al.（2021）利用贝叶斯三元混合模型（BMC）估算出的，暖季（季节性冻土完全解冻期）地下水对葫芦沟流域干流的贡献比例为40%~80%的情况相符.

图  7  异常点与正常点河床表面河水温度对比

Fig.  7.  Comparison of streambed surfacetemperature between abnormal and normal points

下载: 全尺寸图片 幻灯片

4.2   高寒流域冲洪积扇地下水-地表水交互机制

由葫芦沟流域冲洪积扇的水文钻孔岩性资料（胡雅璐，2019）显示，在冲洪积扇广泛存在着一层厚度为3~6 m的相对隔水的粉质粘土层，影响着地下水的流动路径，并将其分为深层地下水和浅层地下水，有着不同的水化学特征. 而Ma et al.（2021）发现暖季时扇缘（WW01）处不同深度地下水的水化学特征相对于冷季更相似.同时结合我们水文地质调查结果，可以推断葫芦沟流域冲洪积扇扇缘处粘土层的隔水作用相对于冷季削减，且暖季深层地下水和浅层地下水在粘土层厚度较薄处发生紧密交互作用，说明了这种粘土层在冲洪积扇内分布具有较强的非均质性.据此，本研究以全新统冲洪积砂砾石孔隙含水层（Chang et al.，2018）的非均质性为核心，提出高寒山区冲洪积扇复杂河段地下水-地表水交互作用概念模型（图 8）. 该模型与胡雅璐（2019）、Ma et al.（2021）和常启昕等（2022）提出的葫芦沟流域地下水水流、含水层类型、地表水与地下水交互作用等模型所考虑的研究尺度不同. 对局部复杂河段的地下水与河水的交互过程进行了细化，补充描述了葫芦沟流域冲洪积扇扇缘处近地表/河岸带的水流路径，同时也进一步证实了含水层的非均质性在地下水与地表水交互机制中的重要性.

图  8  高寒流域冲洪积扇复杂河段地下水-地表水交互作用概念模型（修改自常启昕等，2022）

Fig.  8.  Conceptual model of interactions between groundwater and surface water along complex stream stretches of a piedmont fluvial-alluvial fan in the alpine watershed(modified from Chang et al., 2022)

下载: 全尺寸图片 幻灯片

如前所述，扇顶为葫芦沟流域冲洪积含水层地下水的补给区，河水、大气降水的直接入渗影响作用明显，潜水面埋深较小，接近河床底部；扇中地下水埋深与包气带厚度较大，表现为WW02（30 m）处水文钻孔常年无水，河水与大气降水无法直接入渗补给（Chen et al.，2014），故扇中为地下水径流区；扇缘处WW01（5 m）钻孔水位恒定，表现出地下水排泄区的特征（胡雅璐，2019）. 需要注意的是，在本研究监测时段内，WW01（5m）的潜水面埋深在4.5 m左右，故由DTS探明的东支河段地下水排泄点，并不是由河床地形切割潜水面而导致地下水以侵蚀（下降）泉出露. 而其排泄机制可推测由以下两点原因解释：①第四系孔隙含水层被下伏基岩的“高点”或“瓶颈”分割开来，可能会在该含水层内形成不连续的隔间（常启昕等，2022）. ②第四系孔隙含水层中分布的粘土层厚度不均匀，或存在多层形态不一的相对隔水层. 在干流河段，则由于下伏基岩的隆起和地形的收窄，潜水位上升，导致地下水大面积出露. 而对于东支河段，本研究再次将粉质粘土体作为相对隔水层，利用其在含水层中不均匀分布的特征，探讨得出含水层的非均质性对河水与地下水交互机制的影响不容小觑：一方面，图 8中A、B两个粉质粘土体使地下水位壅高，即沿粉质粘土体表面或土壤管道（Carey and Woo，2000）上升，然后排泄进入河流，同时粘土体的分布情况（范围、数量、规模）决定了河段内地下水与河水交互的复杂程度. 另一方面，粘土体的形态要素（厚度、长度、形状）和补给区与排泄区之间水力梯度的综合作用，控制着地下水的排泄量的大小：①若粘土体长度较长且厚度较薄（如图 8中A号粘土体），则地下水排泄范围更分散，且有着较小的的排泄量，甚至不排泄进入河流. ②若粘土体长度较短而厚度较大（如图 8中B号粘土体），则地下水排泄范围更集中，且排泄量较大，甚至逆转地下水与河水的水力梯度，成为地下水的长期排泄点. 由此可见，冲洪积扇含水层的非均质性是控制复杂河段地下水与地表水交互关系的决定因素。

值得一提的是，葛孟琰等（2018）在7—9月（暖季）对东支河段3个点位（对应于图 2a中RW07、RW29、RW30）的温度监测，并利用一维热传导运移扩散方程计算出，河床中水流方向向下，即河水补给地下水. 这与本研究查明的地下水排泄点/带并不冲突，因为在东支河段主要还是以河水补给地下水为主，而影响地下水排泄点/带出现的条件复杂多变（前文已述），导致地下水排泄到河水的时空特征充满不确定性. 故离散空间的温度监测在河水与地下水交互的复杂河段适用情况有限，同时也证明了DTS连续获取复杂河段时空温度的优势. 在气候变暖的情况下，冰川萎缩、冻土退化等问题加剧（常启昕等，2022），将为高寒流域冲洪积含水层提供更多的水源补给量，使得区域地下水水位升高. 不仅如此，当水源补给量大于该含水层的储水能力时，地下水的排泄量和排泄范围势必会向上游扩张. 同时，季节冻土的消融期相较于冻结期的时间比例还会增大（赵鲁松等，2024），又增加了冲洪积扇地下水的排泄时间. 这也意味着冲洪积含水层的非均质性对地下水-地表水交互机制影响的时空范围都会随着气候变暖而逐步增大.

5.   结论

在高寒流域冲洪积扇地区尤其是扇缘部分，地表水与地下水交互频繁，时空差异明显，离散的数据（流量、示踪剂浓度、温度）获取难以具体查明地表水与地下水交互范围. 本文利用DTS对东支和干流河段进行了连续的时空温度监测，并对地下水的排泄点/带进行了识别分析. 结果表明在本次监测时段内，大部分时间为河水补给地下水，只有2022年8月15日12∶00-8月16日12∶00为明显的地下水排泄时段，且在该时段内东支河段出现了12个地下水排泄点. 同时由温度曲线定性判断地下水排泄量情况：异常区①、②、④、⑤、⑥被视为排泄量较小，异常区③则排泄量较大，使区域河水温度降低. 虽然干流河段未直接识别出地下水的排泄点/带，但是结合该流域水文地质条件以及前人水化学调查结果，推断整个干流河段均为地下水排泄带.

本文构建了高寒流域冲洪积扇复杂河段地下水—地表水交互作用概念模型：高寒流域冲洪积含水层内分布着粉质粘土体，推测它的存在使冲洪积扇地下水位壅高，且在干流河段大量排泄进入地表径流. 同时它的分布情况（范围、数量、规模）和形态要素（厚度、倾角、形状）决定了河段内地下水与河水交互的复杂程度，以及与冲洪积含水层的补给区和排泄区之间水力梯度的耦合作用控制着地下水的流动方式和排泄量大小. 总之，高寒流域冲洪积含水层的非均质性是影响复杂河段河水与地下水交互作用的重要控制因素，在高寒流域冲洪积扇地下水与地表水交互机制研究中起着愈发重要的作用.

在全球气候变暖的环境下，冰川融化加剧、多年冻土退化和季节冻土消融期加长，地下水的排泄范围预计会“溯源”式扩张，冲洪积含水层的非均质性（如粘土层的存在）对地下水-地表水交互机制影响的时空范围也逐步扩大. 未来研究应考虑利用多种物探方法如水力层析扫描、电剖面与电测深反演、遥感影像等，来查明冲洪积扇地区的区域含水介质结构特征. 并结合连续时空温度监测、渗流计和垂向水流流速计算方法，对河水与地下水交互作用的典型区域（如地下水排泄点/带）作出定性判断和地下水排泄与河水渗流的定量计算，进一步完善冲洪积扇地下水与地表水交互概念模型. 为深入探究高寒流域地表水与地下水交互机制、预测其对气候变化的响应规律提供有力参考依据.