Page 58 - 水利学报2021年第52卷第5期

发的作用很大，不容忽略 ［15］ 。
［1］
基于俄罗斯冬季公式，蒸发的热通量可描述为 ：
)
] )
ϕ = [ 6.04 + 2.95V + 0.263(T - T (1 - R e s （13）
a
e
z
s
h
2
式中： ϕ 为蒸发的热通量，W/m ； V 为距离河湖表面 1.5 m 处的风速，m/s。
z
e
根据 Bowen 对流与蒸发的关系，河湖表面对流的热通量是：
] )
ϕ = [ 6.04 + 2.95V + 0.263(T - T [ 6 × 10 P (T - T a ] ) （14）
-4
z
a
s
s
h
a
2
式中： ϕ 为对流热通量，W/m ； P 为当地大气压，hPa，随海拔高程增加而减小。
h
a
由式（13）和式（14）可见，V 在蒸发和对流热交换过程中的影响很大，因此，气象站风级的观测
z
资料能不能应用于河湖冰情计算分析是一个引人关注的问题。为此，在 2016 年 1—4 月在漠河北极村
黑龙江岸边进行了风速的实测。如图 10 所示，漠河气象站 2016 年 1—4 月风级在 2 级和 10 级之间，理
论平均风速与风级的计算公式是：
V = 0.1 + 0.82N 1.505 （15）
m
式中 N 为风级，所以漠河理论风速 V 在 2.4 ~ 26.5 m/s 之间，但是，由于漠河属于山区，实测黑龙江
m
边瞬时最大风速V ≈5.3 m/s，日平均风速 V 在 0.13 ~ 1.9 m/s 之间，1 月至 4 月的平均风速 V =0.77 m/s，
z
z
zm
远远小于理论风速。由此，可得重要结论：气象站风级或者风速资料一般不能正确估计地势低洼河
面 1.5 m 的风速，主要原因是气象站一般建立在地势较高、通风好的地方，而河道地势低，通风较差。
河道冰随时间的发展过程，除冰盖形成初期和开河外，是一个比较平稳的过程，短暂大风速对长
期冰情发展影响有限。当以冰期平均风速评估风对蒸发和对流的影响，由于漠河冰期平均风速V ≈0.77 m/s，
z
所以风速影响占比为： 2.95V ( 6.04 + 2.95V + 0.265(T - T a ) ) = 2.95 ( 8.99 + 0.263(T - T a ) ) < 37% 。
z
s
z
s

（a）风级 （b）风速 （c）日平均风速
图 2 2016 年 1 月—4 月漠河气象站风级与北极村黑龙江边实测瞬时风速和日平均风速

5 河湖与大气的热交换模型

河湖与大气的净热交换，包括太阳辐射、长波辐射及蒸发和对流是：
ϕ = ϕ + ϕ - ϕ - ϕ - ϕ h （16）
b
e
a
sn
n
式中： ϕ 为河湖表面日平均净热通量，W/m ； ϕ = ϕ (1 - a sm ) 为太阳辐射净热通量，W/m ，a 为
2
2
sm
sc
n
sn
太阳辐射的日平均反照率。当遇到降雪天，上式中还需要增加降雪热通量 ϕ P ［1］ 。我国东北、西北、
内蒙古和青藏高原等地区，冬季，甚至春季，降雪频繁且降雪量较大，冰封河湖雪盖反照率 a 对气
sm
候变化和冰厚变化具有很大影响 ［19-20］ 。新雪覆盖的冰的表面的反射率 a 约为 0.9，由雪冰组成的冰盖
sm
的反射率为 0.6～0.8，与此形成对比的是，由清澈的柱状冰（黑冰）组成的冰盖的反射率可能较低，只
［9］
有 0.2，可以采用杨开林 提出的水冰雪太阳辐射反照率的通用模型估计。
当天气资料齐全，包括表面温度 T 、气温 T 、云量 C、相对湿度 R 、风速 V 、当地大气压 P 等，
z
a
h
a
s
云天太阳辐射 ϕ 、大气长波逆辐射 ϕ 、河湖长波辐射 ϕ 、蒸发 ϕ 和对流 ϕ 分别采用式（6）（9）（10）
sc
e
b
h
a
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