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多年冻土区地下水排泄受冻土的分布特征所控制。连续多年冻土区地下水及不连续、岛状多年冻土区地下水排泄方式各有特点。
(1)连续多年冻土区地下水的排泄
连续多年冻土区的季节融化层上层滞水、冻结层上水以蒸散作用为主要排泄方式。冻结层下水等地下水多以泉水形式排泄。当河谷切割揭露冻结层上水的含水层时可形成侵蚀下降泉;当冻土埋深较浅，在冻结层上水运动方向上，其流动受阻而溢于地表时可形成溢流下降泉。图9.12是冻结层上水在河流阶地处形成的下降泉。
一般地，冻结层下水具有承压性。当河流、冲沟等切穿冻结层下水的顶板，测压水位超过地表时，可形成侵蚀上升泉。当导水断裂切穿多年冻土层，冻结层下水测压水位高于地表时，可形成断层上升泉。多年冻土区泉多在融区排泄，尤其在断裂带、断陷盆地边缘、河流侵蚀含水层强烈区、冲沟等断裂融区发育的地带。上升泉部分为温泉，气温较低时形成水汽，冬季出现融雪融冰现象，如内蒙古阿尔山、昆仑山不冻泉等。部分上升泉在冬季可形成冰穹隆。
多年冻土区下降泉具有明显的季节性，泉流量变化受到气温的变化与降水补给量的影响，水量不大且不稳定，有些泉水在很短时间出现，很快就消失了，甚至有些泉的出露地点不固定。上升泉的涌水量稳定，并受到补给水量、径流途径的控制，并且呈现水位、水量动态滞后现象。泉水在夏季多出现小溪流，冬季形成冰椎(丘)。
图9.12 冻结层上水的排泄剖面示意图(据青海省第一水文队，1977)
(2)不连续、岛状多年冻土区地下水的排泄
不连续、岛状多年冻土区地下水的排泄既受多年冻土分布特点所控制，又受融区面积大小制约。冻结层上水则通过蒸散作用直接进入大气中或沿着多年冻土上表面，排泄到融区之中补给其他含水层。冻土层下水则可以通过融区排泄到地表水体或其他含水层中。随着多年冻土逐渐退化，融区面积逐渐增大，冻结层下水与冻结层上水之间的水力联系密切。因此，不连续、岛状多年冻土区地下水排泄既具有冻土区排泄特征，又具有非冻土区地下水排泄特征。
(3)多年冻土区地下水泄流
多年冻土区的地下水可以泄流方式线状排入河流。一般可以利用同一个河流上下游断面流量差计算地下水的泄流量，也可以利用河流量的基流计算方法计算。基流计算方法主要包括图形分解法、数学模型法、水文模型法、物理化学法等。图形分解法是通过对河川流量过程线的剖分计算基流量的方法。数学模型法是基于计算机技术与信号处理技术的基流量计算方法。水文模型法是基于利用水文循环建立模型的方法。物理化学法主要利用水文地球化学和放射性示踪粒子以计算大气降水、地表水、地下水转化的比例配比关系的方法。
对于连续多年冻土区的泄流既可来源于冻结层上水也可来源于冻结层下水。当河湖水位较低时，冻土区的地下水沿融区线状排泄至河湖中(图9.13)。沿湖岸冻结可以形成冰墙。
(4)蒸散
地下水蒸散排泄包括陆面、水面蒸发和植被蒸腾作用。连续多年冻土区陆面蒸发，主要是以季节融化层的上层滞水或冻结层上水为主，冻结层下水一般不参与蒸散作用。岛状多年冻土区，冻结层上水水位埋藏深度相对较大，融区面积增大，冻结层上水与冻结层下水之间的联系密切，冻结层下水会参与蒸散作用。干旱区的陆面蒸发结果会导致盐分滞留于毛细上升带上缘，降雨时，部分盐分被溶解重新进入潜水。蒸发作用作为主要的排泄方式可导致土壤盐化。影响多年冻土地区土面蒸发的主要因素是气候、潜水位埋藏深度、融化层最大深度、冻土类型和包气带岩性等。多年冻土区，植物繁茂的全年蒸腾量约为裸土的两倍，可以超过水面蒸发量。
长江源区的蒸散量主要影响因素有地表温度、降水量、植被覆盖度等因素(裴超重等，2010)。从空间上，长江源区地温与蒸散量两者间具有较好的正相关性(图9.14)，东南部地表温度低蒸散量较小，西北部地表温度高蒸散量较大，若地表温度上升1℃，日蒸散量增大3.6mm。
图9.13 1955年玛纳斯河洪山嘴流量站日平均流量过程的补给来源(据李涛等，1958)
图9.14 长江源区地表温度与蒸散量关系(据裴超重等，2010)
降水量是蒸散量的水分来源。空间上，长江源区降水量与蒸散量之间具有良好的正相关关系(图9.15)，降水量较多的地带蒸散作用强烈。
植被覆盖率与蒸散量有很好的正相关关系(图9.16)。在长江源区中，东部地势较低，植被覆盖率高，蒸散作用强烈;西部和北部地势较高，植被覆盖度较小，蒸散量较小。植被覆盖率通常采用植被指数表示。通常采用归一化植被指数NDVI［见式(2.4)］。NDVI值域为［－1，+1］。无植被的裸地NDVI值近于0，NDVI值越大植被覆盖度越高。
图9.15 长江源区降水量与蒸散量关系图(据裴超重等，2010)
图9.16 植被指数与蒸散量关系图(据裴超重等，2010)
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