风的基本概念.docx
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风的基本概念
风的基本概念
一、风的形成
风的形成是空气流动的结果，常指空气相对地面的水平运动，是一个矢量,用风向和风速表示。
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（见图1）。
在赤道和低纬度地区，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，风的强度由气压梯度力的大小决定。
/
■
图1地球绕太阳运转示意图
1030巴10（X）超W
由于地球自转形成的地转偏向力（这种力就叫做科里奥利力）的存在，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的影响，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，偏角达到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，形成这一地区地面气压升高，这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。
这支气流补充了赤道上升气流，构成了一个闭合的环流圈，称此为哈德来（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，在北半球吹西风，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，到高空又分成两股：
一股向南，一股向北。
向南的一股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；向北的一股气流，从此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，形成与哈德来环流流向类似的环流圈，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。
综合上述，在地球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，这主要是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环流圈，这便是著名的“三圈环流”，如图2所示。
爬升
I
摄地需
矶极地低压帶
下況
气堤■律面降水
图2“三圈环流”示意图
当然，所谓“三圈环流”乃是一种理论的环流模型。
由于地球上海陆分布不均匀，因此，实际情况比上述情况要复杂的得多。
实际上，地面风不仅受这两个力的支配，而且在很大程度上受海洋、地形的影响，山隘和海峡能改变气流运动的方向，还能使风速增大，而丘陵、山地却磨擦大使风速减少，孤立山峰却因海拔高使风速增大。
因此，风向和风速的时空分布较为复杂。
海陆差异对气流运动的影响，在冬季，大陆比海洋冷，大陆气压比海洋高风从大陆吹向海洋。
夏季相反，大陆比海洋热，风从海洋吹向内陆。
这种随季节转换的风，我们称为季风。
所谓的海陆风也是白昼时，大陆上的气流受热膨胀上升至高空流向海洋，到海洋上空冷却下沉，在近地层海洋上的气流吹向大陆，补偿大陆的上升气流，低层风从海洋吹向大陆称为海风，夜间（冬季）时，情况相反，低层风从大陆吹向海洋，称为陆风。
海陆的热力差异引起的季风示意图
a）冬季b）夏季
在山区由于热力原因引起的白天由谷地吹向平原或山坡，夜间由
平原或山坡吹向谷地，前者称为谷风，后者称为山风。
这是由于白天山坡受热快，温度高于山谷上方同高度的空气温度，坡地上的暖空气从山坡流向谷地上方，谷地的空气则沿着山坡向上补充流失的空气，这时由山谷吹向山坡的风，称为谷风。
夜间，山坡因辐射冷却，其降
谷风形成图示意图
温速度比同高度的空气要快，冷空气沿坡地向下流入山谷，称为山风
山风形成示意图
此外，不同的下垫面对风也有影响，如城市、森林、冰雪覆盖地
区等都有相应的影响。
光滑地面或摩擦小的地面使风速增大，粗糙地
面使风速减小等。
、风向
气象上将风吹来的方向称为风向。
三、风向频率
指一年（月）内某方向风出现的次数和各方向风出现的总次数的百分比，即：
风向频率=某风向出现次数/风向的总观测次数X100%。
四、风速
瞬时风速V可用平均风速（一般取10分钟）Vm加上风的波动分量v来表示：
VVmV
5
O2040GO801OO120
七ime[sj
五、湍流强度
空气动力学中的湍流指的是短时间（一般少于10min）内的风速波动。
换言之，湍流指的是最高频谱峰值。
湍流产生原因主要有两个：
1、当空气流动时，由于地形差异（例如，山峰）造成的与地表
的摩擦”
2、由于空气密度差异和气温变化的热效应空气气团垂直运动。
这两种运动往往相互关联。
湍流强度：
脉动风速的均方根与平均风速的比值，即
U为脉动风速值（采样时间间隔＜3s），U为平均风速值。
它是度量相对于风速平均值而起伏的湍流的强弱。
六、风廓线
由于摩擦的影响，空间中风速成梯度分布的规律。
七、韦伯尔分布
韦伯尔函数是根据经验拟合某一特定地区风速随时间变化的概率密度函数，其概率密度形式为：
k一1k
p（v）dv二（k/c）（v/c）exp「（v/c）]dv
这里c为尺度因子，k为形状因子。
这两个参数的变化与天气气候特点、地形等因素有关。
通过风速观测的样本可确定这两个参数，然后再估算风能。
pg
O246&IO12141^13202224m/s
八、空气密度
单位容积的空气质量，单位是kg/m3。
空气密度随海拔高度增加而递减，随水汽压增大而减小。
p=1.276（p-0.378e]
10.00366t1000
式中：
p――空气密度（kg/m3）
P平均大气压（hPa）;
e平均水汽压（hPa）;
t——平均气温（C）。
九、风切变
风矢量在垂直方向上的空间变化。
十、风切变幕律
表示近地层风速随咼度呈指数变化的规律。
在近地面层中，空气运动受到地面的摩擦，而使速度减少。
离地
面愈高，摩擦愈小，风速增大，故风速一般随高度而增大。
风速与高度的关系，一般按幕律分布，即：
《=（Zn）
ViZ/
上式中Vn、M分别为Zn和Z1高度上的风速，‘为参数（称为风切变指数）。
‘的数值，随地面粗糙程度之不同而各异。
一般地，地面粗糙度越大，'的值也越大。
十^一、风能密度
1秒钟时间内流过垂直于风速截面积F（rf）的风能为：
13
w——w3f
2
P3
式中w为风能（W）,为空气密度（kg/m）,v为风速（m/s）。
在1
秒钟时间内流过单位截面上的风能，即当F=1，则有
1p3
wv
2
我们称w为该时刻的风能密度（W/m2）。
一个地方风能潜力的多少，要该地常年平均风能密度的大小，即
-1T13
wv3dt
T02
其中w为平均风能密度，v为任何时刻的风速，T为总的时间。
在风速V的概率分布p（v）知道后，平均风功率密度还可根据下
式求得：
—13
wvp（v）dv
近地面层风速概率分布，有很多模式，常用的有韦布尔（Weibull）
公布，其概率密度形式为：
p（v）dv二（k/c）（v/c）k，exp[-（v/c）k]dv
这里c为尺度因子，k为形状因子。
这两个参数的变化与天气气候特点、地形等因素有关。
通过风速观测的样本可确定这两个参数，然后再估算风能。
十二、风向玫瑰图
根据风的观测记录结果，用极坐标表示不同风向相对频率的图
十二、风能玫瑰图
用极坐标来表示不同方位风能相对大小的图解
十四、有效小时数
某一测点全年测风序列中风速在3-25m/s之间的累计小时数。
十五、影响我国的风
1、冬季
冬季（12〜2月）整个亚州大陆完全受蒙古高压控制，其中心位置在蒙古人民共和国的西北部，从高压中不断有小股冷空气南下，进入我国。
同时还有移动性的高压（反气旋）不时的南下，这类高压大致从四条路经（见图2-2-1）侵入我国。
一条是源于俄罗斯的新地岛，经西北利亚及蒙古人民共和国进入我国，由于是西北向称为西北路径；第二条源自冰岛以南洋面，经俄罗斯、哈萨克斯坦，基本上是自西向东进入我国新疆，称为西路经；第三条源自俄罗斯的太梅尔半岛，自北向南经西北利亚、蒙古人民共和国进入我国，称为北路经；第四条源于俄罗斯贝加尔湖的东西伯利亚地区，进入我国东北及华北一带，称为东北路经。
这四条路经除东北路经外，一般都要经过蒙古人民共和国，当经过时蒙古高压得到新的冷高压的补充和加强，这种高
压往往可以迅速南下，进入我国。
从图可以看出，这四条冷空气在
90-120°E,40-50°N区域相交绥，这一区域也是我国风资源最丰富
的地区之一，把图2-2-1叠加到我国的风资源分布图上可以清楚地从
图上看到这一结果（见图2-2-2）
图2-2-1冷空气侵入我国的路径
1
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图2-2-2冷空气入侵我国的路径与三北地区风资源的关系
由于欧亚大陆面积广大，北部地区气温又低，是北半球冷高压活动最频繁的地区，而我国地处欧亚大陆东岸，正是冷高压南下必经之路。
三北（东北、华北、西北）地区是冷空入侵我国的前沿，一般在冷高压前锋称为冷锋，在冷锋过境时，在冷锋后面200km附近经常可出现大风就可造成一次6〜10级（10.8〜24.4m/s）大风。
对风能资源利用来说，就是一次可以有效利用的高质量大风。
从三北地区向南，由于冷空气从源地长途跋涉，到达我国黄河中下游再到长江中下游，地面气温有所升高，使原来寒冷干燥气流性质，逐渐改变为较冷湿润的气流性质，（称为变性）也就是冷空气逐渐的变暖，这时气压差也变小，所以，风速由北向南逐渐的减小。
我国东部处于蒙古高压的东侧和东南侧，所以盛行风向都是偏北风，只视其相对蒙古高压中心的位置不同而实际偏北的角度有所区别。
三北地区多为西北风，秦岭黄河下游以南的广大地区，盛行风向偏于北和东北之间。
2、春季
春季（3〜5月）是由冬季到夏季的过渡季节，由于地面温度不断升高，从4月开始，中、高纬度地区的蒙古高压强度已明显的减弱，而这时印度低压（大陆低压）及其向东北伸展的低压槽，已控制了我国的华南地区，与此同时，太平洋副热带高压也由菲律宾向北逐渐侵入我国华南沿海一带，这几个高、低气压系统的强弱、消长却对我国风能资源有着重要的作用。
在春季这几种气流在我国频繁的交绥。
春季是我国气旋活动最多的季节，特别是我国东北及内蒙一带气旋活动频繁，造成内蒙和东北的大风和沙暴天气。
同样地江南气旋活动也较多，但造成的却是春雨和华南雨季。
这也是三北地区风资源较南方丰富的一个主要的原因。
全国风向已不如冬季风那样稳定少变，但仍以偏北风占优势，但风的偏南分量显著的增加。
3、夏季
夏季（6〜8月）东亚地面气压分布形势与冬季完全相反。
这时中、高纬度的蒙古高压向北退缩的已不清楚，相反地印度低压继续发展控制了亚州大陆，为全年最盛的季节。
大平洋副热带高压等此时也向北扩展和向大陆西伸。
可以说东亚大陆夏季的天气气候变化基本上受这两个环流系统的强弱和相互作用所制约。
随着太平洋副热带高压的西伸北跳，我国东部地区均可受到它的影响，在此高压的西部为东南气流和西南气流带来了丰富的降水，但由于高、低压间压差小，风速不大，夏季是全国全年风速最小的季节。
夏季大陆为热低压、海上为高压，高、低压间的等压线在我国东部几呈南北向分布的型式，所以夏季风盛行偏南风。
4、秋季
秋季（9〜11月），是由夏季到冬季的过渡季节，这时印度低压和太平洋高压开始明显衰退，而中高纬度的蒙古高压又开始活跃起来。
由于冬季风来的迅速，且稳定维持，不像春季中夏季风代表冬季风那种来回进退的型式。
此时，我国东南沿海已逐渐受到蒙古高压边缘的影响，华南沿海由夏季的东南风转为东北风。
三北地区秋季已确立了冬季风的形势。
各地多为稳定的偏北风，风速开始增大。
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