1.3　风的形成和分类

1.3.1　风的形成

空气流动现象称为风，一般指空气相对地面的水平运动。尽管大气运动很复杂，但始终遵循大气动力学和热力学变化的规律。

1.3.1.1　大气环流

风的形成是空气流动的结果，空气流动的原因是地球绕太阳运转，由于日地距离和方位不同，地球上各纬度所接受的太阳辐射强度也就各异。在赤道和低纬地区比极地和高纬地区太阳辐射强度强，地面和大气接受的热量多，因而温度高。这种温差形成了南北间的气压梯度，在北半球等压面向北倾斜，空气向北流动。

地球自转形成的地转偏向力叫做科里奥利力，简称偏向力或科氏力。在此力的作用下，在北半球使气流向右偏转，在南半球使气流向左偏转。所以，地球大气的运动，除受到气压梯度力的作用外，还受地转偏向力的影响。地转偏向力在赤道为零，随着纬度的增高而增大，在极地达到最大。当空气由赤道两侧上升向极地流动时，开始因地转偏向力很小，空气基本受气压梯度力影响，在北半球，由南向北流动，随着纬度的增加，地转偏向力逐渐加大，空气运动也就逐渐地向右偏转，也就是逐渐转向东方，在纬度30°附近，偏角到达90°，地转偏向力与气压梯度力相当，空气运动方向与纬圈平行，所以在纬度30°附近上空，赤道来的气流受到阻塞而聚积，气流下沉，使这一地区地面气压升高，就是所谓的副热带高压。

副热带高压下沉气流分为两支，一支从副热带高压向南流动，指向赤道。在地转偏向力的作用下，北半球吹东北风，南半球吹东南风，风速稳定且不大，约3～4级，这是所谓的信风，所以在南北纬30°之间的地带称为信风带。这一支气流补充了赤道上升气流，构成了一个闭合的环流圈，称为哈德来（Hadley）环流，也叫做正环流圈，此环流圈南面上升，北面下沉。另一支从副热带高压向北流动的气流，在地转偏向力的作用下，北半球吹西风，且风速较大，这就是所谓的西风带。在60°N附近处，西风带遇到了由极地向南流来的冷空气，被迫沿冷空气上面爬升，在60°N地面出现一个副极地低压带。

副极地低压带的上升气流，到了高空又分成两股，一股向南，一股向北。向南的气流在副热带地区下沉，构成一个中纬度闭合圈，正好与哈德来环流流向相反，此环流圈北面上升、南面下沉，所以叫反环流圈，也称费雷尔（Ferrel）环流圈；向北的气流，从上升到达极地后冷却下沉，形成极地高压带，这股气流补偿了地面流向副极地带的气流，而且形成了一个闭合圈，此环流圈南面上升、北面下沉与哈德来环流流向类似，因此也叫正环流。在北半球，此气流由北向南，受地转偏向力的作用，吹偏东风，在60°～90°N之间，形成了极地东风带。

综上，由于地球表面受热不均，引起大气层中空气压力不均衡，因此，形成地面与高空的大气环流。各环流圈伸屈的高度，以热带最高，中纬度次之，极地最低，这主要由于地球表面增热程度随纬度增高而降低的缘故。这种环流在地球自转偏向力的作用下，形成了赤道到纬度30°N环流圈（哈德来环流）、30°～60°N环流圈和纬度60°～90°N极地环流圈，这便是著名的“三圈环流”，如图1-5所示。

当然，三圈环流是一种理论的环流模型，由于地球上海陆分布不均匀，实际的环流比上述情况要复杂得多。

1.3.1.2　季风环流

1.季风定义

在一个大范围地区内，盛行风向或气压系统有明显的季节变化，这种在1年内随着季节不同，有规律转变风向的风，称为季风。季风盛行地区的气候又称季风气候。

季风明显的程度可用一个定量的参数来表示，称为季风指数，它是根据地面冬夏盛行风向之间的夹角来表示，当夹角在120°～180°之间，认为是属季风，然后用1月和7月盛行风向出现的频率相加除2，即I=（F1+F2）/2为季风指数，如图1-6所示，当I小于40%为季风区（1区），I在40%～60%范围为较明显季风区（2区），I大于60%为明显季风区（3区）。由图1-6可知，全球明显季风区主要在亚洲的东部和南部，东非索马里和西非几内亚。季风区有澳大利亚的北部和东南部，北美的东南岸和南美的巴西东岸等地。

亚洲东部的季风主要包括我国的东部，朝鲜、日本等地区；亚洲南部的季风，以印度半岛最为显著，这是世界闻名的印度季风。

2.我国季风环流的形成

我国位于亚洲的东南部，所以东亚季风和南亚季风对我国天气气候变化都有很大影响。形成我国季风环流的因素很多，主要由于海陆差异，行星风带的季节转换以及地形特征等综合形成的。

（1）海陆分布对我国季风的作用。海洋的热容量比陆地大得多，在冬季，陆地比海洋冷，大陆气压高于海洋，气压梯度力自大陆指向海洋，风从大陆吹向海洋；夏季则相反，陆地很快变暖，海洋相对较冷，陆地气压低于海洋，气压梯度力由海洋指向大陆，风从海洋吹向大陆，如图1-7所示。

（2）我国东临太平洋，南临印度洋，冬夏的海陆温差大，所以季风明显。

（3）行星风带位置季节转换对我国季风的作用。地球上存在着5个风带。从图1-5可以看出，信风带，盛行西风带，极地东风带在南半球和北半球是对称分布的。这5个风带，在北半球的夏季都向北移动，而冬季则向南移动。这样冬季西风带的南缘地带，夏季可以变成东风带。因此，冬夏盛行风向就会发生180°的变化。

（4）冬季我国主要在西风带影响下，强大的西伯利亚高压笼罩着全国，盛行偏北气流。在夏季，西风带北移，我国在大陆热低压控制之下，副热带高压也北移，盛行偏南风。

（5）青藏高原对我国季风的作用。青藏高原占我国陆地的1/4，平均海拔在4000m以上，对应于周围地区具有热力作用。在冬季，高原上温度较低，周围大气温度较高，这样形成下沉气流，从而加强了地面高压系统，使冬季风增强；在夏季，高原相对于周围自由大气是一个热源，加强了高原周围地区的低压系统，使夏季风得到加强。另外，在夏季，西南季风由孟加拉湾向北推进时，沿着青藏高原东部南北走向的横断山脉流向我国的西南地区。

1.3.1.3　局地环流

1.海陆风

海陆风的形成与季风相同，也是大陆与海洋之间温度差异的转变引起的，不过海陆风的范围小，以日为周期，势力也薄弱。

由于海陆物理属性的差异，造成海陆受热不均，白天陆上增温较海洋快，空气上升，而海洋上空气温度相对较低，使地面有风自海洋吹向大陆，补充大陆地区上升气流，而陆上的上升气流流向海洋上空而下沉，补充海上吹向大陆气流，形成一个完整的热力环流；夜间环流的方向正好相反，所以风从陆地吹向海洋。将这种白天从海洋吹向大陆的风称海风，夜间从陆地吹向海洋的风称陆风，所以将在1天中海陆之间的周期性环流总称为海陆风，如图1-8所示。

海陆风的强度在海岸最大，随着离岸的距离而减弱，一般影响距离在20～50km。海风的风速比陆风大，在典型的情况下，风速可达4～7m/s，而陆风一般仅2m/s左右。海陆风最强烈的地区，发生在温度日变化最大及昼夜海陆温度最大的地区。低纬度日射强，所以海陆风较为明显，尤以夏季为甚。

此外，在大湖附近同样日间有风自湖面吹向陆地称为湖风，夜间自陆地吹向湖面称为陆风，合称湖陆风。

2.山谷风

山谷风的形成原理跟海陆风类似。白天，山坡接受太阳光热较多，空气增温较多，而山谷上空，同高度上的空气因离地较远，增温较少，山坡上的暖空气不断上升，并从山坡上空流向谷地上空，谷底的空气则沿山坡向山顶补充，这样便在山坡与山谷之间形成一个热力环流。下层风由谷底吹向山坡，称为谷风。到了夜间，山坡上的空气受山坡辐射冷却影响，空气降温较多，而谷地上空，同高度的空气因离地面较远，降温较少。于是山坡上的冷空气因密度大，顺山坡流入谷地，谷底的空气因汇合而上升，并从上面向山顶上空流去，形成与白天相反的热力环流。下层风由山坡吹向谷地，称为山风。故将白天风从山谷吹向山坡，这种风叫谷风；到夜间，风自山坡吹向山谷，这种风称山风。山风和谷风又总称为山谷风，如图1-9所示。

山谷风风速一般较弱，谷风比山风大一些，谷风一般为2～4m/s，有时可达6～7m/s。谷风通过山隘时，风速加大。山风一般仅1～2m/s。但在峡谷中，风力还能增大一些。

3.焚风

如图1-10所示，当气流跨越山脊时，背风面产生一种热而干燥的风，这种风被称为焚风。这种风不像山风那样经常出现，而是在山岭两面气压不同的条件下发生的。

在山岭的一侧是高气压，另一侧是低气压时，空气会从高气压区向低气压区流动。但因受山岭阻碍，空气被迫上升，气压降低，空气膨胀，温度也随之降低。空气每上升100m，气温则下降约0.6℃。当空气上升到一定高度时，水汽遇冷凝结，形成雨水。空气到达山脊附近后，则变得稀薄干燥，然后翻过山脊，顺坡而下，空气在下降的过程中变得紧密且温度增高。空气每下降100m，气温则会上升约1℃。因此，空气沿着高大的山岭沉降到山麓的时候，气温常会有大幅度的提升。迎风和背风的两面即使高度相同，背风面空气的温度也总是比迎风面的高。每当背风山坡刮炎热干燥的焚风时，迎风山坡却常常下雨或落雪。

1.3.2　风力等级

风速是表示风移动的速度，即单位时间内风移动的距离，是描述风能特性的一个重要参数。风力等级是风速的数值等级，它是表示风强度的一种方法，风越强，数值越大。用风速仪测得的风速可以套用为风级，同时也可用目测海面、陆地上物体征象估计风力等级。

1.风级

风力等级（简称风级）是根据风对地面或海面物体影响而引起的各种现象，按风力的强度等级来估计风力的大小，国际上采用的系英国人蒲福（Francis Beaufort，1774—1859）于1805年所拟定的，故又称蒲福风级，他把风从静风到飓风分为13级。自1946年以来风力等级又作了一些修订，由13级变为17级，各种风的等级及特征如表1-2所示。

2.风速与风级的关系

除查表外，还可以通过风速与风级之间的关系来计算风速，如计算某一风级时，其关系为

式中：N为风的级数；为级风的平均风速，m/s。

若要计算N级风的最大风速，可近似计算为

若要计算N级风的最小风速，可近似计算为

1.3.3　风速特点

平均风速是对瞬时风速的数字滤波。风速特性的观察记录表明，风具有紊流特性，即风向和风速在不停地发生改变，甚至在极短的时间内，会有相当大的变化。

图1-11表示了8min内风速风向随时间的瞬时变化过程。对于风力发电机组而言，计算载荷、设计功率调节系统和设计调向系统等，这些都需要准确地了解瞬时风速风向的变化情况。

风向和风速的瞬时变化可以看成是均匀气流和旋流的叠加。一个切向速度的简单旋流，被速度为的均匀气流所夹带，其方向和速度变化规律为

当和的方向相同时，速度最大；当和的方向相反时，速度最小。据实际统计，的值一般为0.15～0.4。设的大小固定，则可写为

由此可得

设β　为和瞬时风速?间的最大夹角，如图1-12所示。

则风向波动的最大幅度为

观察表明，风速风向在垂直面的变化很小，仅为水平面变化的1/10～1/9，更加不利的因素发生在水平方向上，所以风能利用中更加关注风在水平方向上的波动。

在实际测试风的紊流脉动变化时，应有足够快的采样速度（最小1Hz），且常采用标准差与某一测试时间内的平均值的关系式来计算，即湍流度为

式中：It为湍流度；υm为平均风速；σ为风速的标准方差。

典型的紊流特性是风速在平均风速的上下10%～20%内浮动。图1-13给出了平均风速分别为7m/s和14m/s的风速模拟图，从图1-13中可以看出，平均风速越大湍流扰动越大，符合自然风速特性。

在某一时间段内，最大风速的估算可推导为

式中：vmax为某一段时间内的最大风速；h为离地面某一高度；h0为地面粗糙度长度。

常用的湍流风速变化的频谱之一是卡门湍流谱，其形式为

可见，功率谱密度与湍流强度It和湍流长度Lt有关。这些参数由不同风力发电机组设计计算的标准来确定，如丹麦标准DS472，It和Lt的计算公式为

式中：h为距离地面高度，m；h0为表面粗糙度长度。

同时由图1-14所示，从不同平均风速下卡门湍流谱可以看出，风速的湍流扰动分量功率谱依赖于平均风速vm，表明风速的湍流分量具有非平稳过程特性。