第2章 風能及其發電技術

2.1 風及風能

2.1.1 風的形式

1．大氣環流

風的形成是空氣流動的結果。空氣流動的原因是地球繞太陽運轉，由于日地距離和方位不同，地球上各緯度所接受的太陽輻射強度也就各異。赤道和低緯度地區比極地和高緯度地區太陽輻射強度強，地面和大氣接受的熱量多，因而溫度高，這種溫差形成了南北間的氣壓梯度，在等壓面空氣向北流動。

由于地球自轉形成的地轉偏向力稱科里奧利力，簡稱偏向力或科氏力。在此力的作用下，在北半球，氣流向右偏轉，在南半球，氣流向左偏轉。所以，地球大氣的運動，除受到氣壓梯度力的作用外，還受到地轉偏向力的影響。地轉偏向力在赤道為零，隨著緯度的增高而增大，在極地達到最大。

由于地球表面受熱不均，引起大氣層中空氣壓力不均衡，因此，形成地面與高空的大氣環流。各環流圈伸屈的高度，以赤道最高，中緯度次之，極地最低，這主要是由于地球表面增熱程度隨緯度增高而降低的緣故。這種環流在地球自轉偏向力的作用下，形成了赤道到緯度30°N環流圈（哈德來環流）、緯度30°～60°N環流圈和緯度60°～90°N環流圈，這便是著名的三圈環流，如圖2-1所示。當然，所謂三圈環流乃是一種理論的環流模型。由于地球上海陸的分布不均勻，因此，實際的環流比上述情況要復雜得多。

2．季風環流

在一個大范圍地區內，它的盛行風向或氣壓系統有明顯的季節變化，這種在一年內隨著季節不同有規律轉變風向的風，稱為季風。季風盛行地區的時候又稱季風氣候。

亞洲東部的季風主要包括中國的東部、朝鮮、日本等地區。亞洲南部的季風，以印度半島最為顯著，這就是世界聞名的印度季風。

中國位于亞洲的東南部，所以東亞季風和南亞季風對中國天氣氣候變化都有很大影響。

形成中國季風環流的因素很多，主要是由于海陸差異、行星風帶的季風轉換以及地形特征等綜合形成的。

（1）海陸分布對中國季風的作用。海洋的熱容量比陸地大得多。冬季，陸地比海洋冷，大陸氣壓高于海洋，氣壓梯度力自大陸指向海洋，風從大陸吹向海洋；夏季則相反，陸地很快變暖，海洋相對比較冷，陸地氣壓低于海洋，氣壓梯度力由海洋指向大陸，風從海洋吹向大陸，如圖2-2所示。

中國東臨太平洋，南臨印度洋，冬夏的海、陸溫差大，所以季風明顯。

（2）行星風帶位置季節轉換對中國季風的作用。地球上存在著5個風帶，從圖2-1可以看出，信風帶、盛行西風帶、極地東風帶在南半球和北半球是對稱分布的。這5個風帶，在北半球的夏季都向北移動，而冬季則向南移動。這樣，冬季西風帶的南緣地帶在夏季可以變成東風帶。因此，冬夏盛行風就會發生180°的變化。

冬季，中國主要在西風帶的影響下，強大的西伯利亞高壓籠罩著全國，盛行偏北氣流。夏季，西風帶北移，中國在大陸熱低壓控制之下，副熱帶高壓也北移，盛行偏南風。

（3）青藏高原對中國季風的作用。青藏高原占中國陸地面積的1/4，平均海拔在4000m以上，對應于周圍地區具有熱力作用。在冬季，高原上溫度較低，周圍大氣溫度較高，這樣形成下沉氣流，從而加強了地面高壓系統，使冬季風增強；在夏季，高原相對于周圍自由大氣是一個熱源，加強了高原周圍地區的低壓系統，使夏季季風得到加強。另外，在夏季，西南季風由孟加拉灣向北推行，沿著青藏高原東部的南北走向的橫斷山脈流向中國的西南地區。

3．局地環流

（1）海陸風。海陸風的形成與季風相同，也是由大陸和海洋之間的溫度差異的轉變引起的。不過海陸風的范圍小，以日為周期，勢力也是相對薄弱。

由于海陸物理屬性的差異，造成海陸受熱不均。白天，陸上增溫較海洋快，空氣上升，而海洋上空氣溫相對較低，使地面有風自海洋吹向大陸，補充大陸地區上升氣流，而陸上的上升氣流流向海洋上空而下沉，補充海上吹向大陸的氣流，形成一個完整的熱力環流；夜間環流的方向正好相反，所以風從陸地吹向海洋。將這種白天從海洋吹向大陸的風稱海風，夜間從陸地吹向海洋的風稱陸風，將一天中海陸之間的周期循環性流總稱海陸風，如圖2-3所示。

海陸風的強度在海岸最大，隨著離岸距離的增加而減弱，一般影響距離約為20～50km。海風的風速比陸風大，在典型的情況下，風速可達4～7m/s，而陸風一般僅為2m/s左右。海陸風最強烈的地區，發生在溫度日變化最大及晝夜海陸溫差最大的地區。低緯度日照強，所以海陸風較為明顯，尤以夏季為甚。

此外，在大湖附近同樣日間有風自湖面吹向陸地，稱為湖風，夜間風自陸地吹向湖面，稱為陸風，合稱湖陸風。

（2）山谷風。山谷風的形成原理跟海陸風是類似的。白天，山坡接受太陽光熱較多，空氣增溫較多；而山谷上空，同高度上的空氣因離地較遠，增溫較少。于是上坡上的暖空氣不斷上升，并從上坡上空流向谷地上空，谷底的空氣則沿山坡向山頂補充，這樣便在山坡與山谷之間形成一個熱力環流。下層風由谷底吹向上坡，稱為谷風。到了夜間，山坡上的空氣受山坡輻射冷卻影響，空氣降溫較多；而谷地上空，同高度的空氣因離地面較遠，降溫較少。于是山坡上的冷空氣因密度大，順山坡流入谷地，谷底的空氣因匯合而上升，并從上面向山頂上空流去，形成與白天相反的熱力環流。下層風由山坡吹向谷地，稱為山風。山風和谷風又總稱為山谷風，如圖2-4所示。

山谷風風速一般較弱，谷風比山風大一些，谷風速度一般為2～4m/s，有時可達6～7m/s。谷風通過山隘時，風速加大。山風速度一般僅為1～2m/s，但在峽谷中，風力還能增大一些。

4．中國風能資源的形成

風資源的形成受多種自然因素的復雜影響，特別是天氣氣候背景及地形和海陸的影響至關重要，由于風能在空間分布上是分散的，在時間分布上它也是不穩定和不連續的，也就是說風速對天氣氣候非常敏感，時有時無，時大時小，盡管如此風能資源在時間和空間分布上仍存在著很強的地域性和時間性。對中國來說，風能資源豐富及較豐富的地區，主要分布在北部和沿海及其島嶼，其他只是在一些特殊地形或湖岸地區成孤島式分布。

（1）三北（西北、華北、東北）地區風能資源豐富區。冬季（12月至次年2月），整個亞洲大陸完全受蒙古高壓控制，其中心位置在蒙古人民共和國的西北部，在高壓中不斷有小股冷空氣南下，進入中國。同時還有移動性的高壓（反氣旋）不時的南下，南下時氣溫較低，若一次冷空氣過程中其最低氣溫5℃以下，且這次過程中日平均氣溫48h內最大降溫達10℃以上時，稱為一次寒潮，不符合這一標準的稱為一次冷空氣。

歐亞大陸面積廣大，北部氣溫低，是北半球冷高壓活動最頻繁的地區，而中國地處亞歐大陸南岸，正是冷空氣南下必經之路。三北地區的冷空氣入侵中國的前沿，一般冷高壓前鋒稱為冷鋒，在冷鋒過境時，在冷鋒后面200km附近經常可出現大風，可造成一次6～10級（10.8～24.4m/s）大風。而對風能資源利用來說，就是一次可以有效利用的高質量風速。強冷空氣除在冬季入侵外，在春秋也常有入侵。

從中國三北地區向南，由于冷空氣從源地長途跋涉，到達中國黃河中下游再到長江中下游，地面氣溫有所升高，原來寒冷干燥的氣流性質逐漸改變為較冷濕潤的氣流性質（稱為變性），也就是冷空氣逐漸的變暖，這時氣壓差也變小，所以，風速由北向南逐漸地減少。

中國東部處于蒙古高壓的東側和東南側，所以盛行風向都是偏北風，只視其相對蒙古高壓中心的位置不同而實際偏北的角度有所區別。三北地區多為西北風，秦嶺黃河下游以南的廣大地區，盛行風向偏于北和東北之間。

春季（3～5月）是由冬季到夏季的過渡季節，由于地面溫度不斷升高，從4月開始，中、高緯度地區的蒙古高壓強度已明顯地減弱，而這時印度低壓（大陸低壓）及其向東北伸展的低壓槽，已控制了中國的華南地區，與此同時，太平洋副熱帶高壓也由菲律賓向北逐漸侵入中國華南沿海一帶，這幾個高、低氣壓系統的強弱、消長都對中國風能資源有著重要的作用。

在春季，這幾種氣流在中國頻繁的交替。春季是中國氣旋活動最多的季節，特別是中國東北及內蒙古一帶氣旋活動頻繁，造成內蒙古和東北的大風和沙暴天氣。同樣，江南氣旋活動也較多，但造成的卻是春雨和華南雨季。這也是三北地區風資源較南方豐富的一個主要的原因。全國風向已不如冬季那樣穩定少變，但仍以偏北風占優勢，但風的偏南分量顯著地增加。

夏季（6～8月）東南地面氣壓分布形勢與冬季完全相反。這時中、高緯度的蒙古高壓向北退縮的已不明顯，相反地，印度低壓繼續發展控制了亞洲大陸，為全國最盛的季風。太平洋副熱帶高壓此時也向北擴展和單路西伸。可以說，東亞大陸夏季的天氣氣候變化基本上受這兩個環流系統的強弱和相互作用所制約。

隨著太平洋副熱帶高壓的向西和北方向的擴展，中國東部地區均可受到它的影響，此高壓的西部為東南氣流和西南氣流帶來了豐富的降水，但高、低壓間壓差小，風速不大，夏季是全國全年風速最小的季節。

夏季，大陸為熱低壓，海上為高壓，高、低壓間的等壓線在中國東部幾乎呈南北向分布的形式，所以夏季風盛行偏南風。

秋季（9～11月）是由夏季到冬季的過渡季節，這時印度低壓和太平洋高壓開始明顯衰退，而中高緯度的蒙古高壓又開始活躍起來。冬季風來的迅速，且維持穩定。此時，中國東南沿海已逐漸受到蒙古高壓邊緣的影響，華南沿海由夏季的東南風轉為東北風。三北地區秋季已確立了冬季風的形勢。各地多為穩定的偏北風，風速開始增大。

（2）東南沿海及其島嶼風能資源豐富的地區。其形成的天氣氣候背景與三北地區基本相同，所不同的是海洋與大陸由兩種截然不同的物質所組成，兩者的輻射與熱力學過程都存在著明顯的差異。大陸與海洋間的能量交換不大相同，海洋溫度變化慢，具有明顯的熱惰性，大陸溫度變化快，具有明顯的熱敏感性，冬季海洋較大陸溫暖，夏季較大陸涼爽。在冬季，每當冷空氣到達海上時，風速增大，再加上海洋表面平滑，摩擦力小，一般風速比大陸增大2～4m/s。

東南沿海又受臺灣海峽的影響，每當冷空氣南下到達時，由于狹管效應的結果使風速增大，因此是風能資源最佳的地區。

在沿海，每當夏秋季節均受到熱帶氣旋的影響，中國現行的熱帶氣旋名稱和等級標準見表2-1。當熱帶氣旋風速達到8級（17.2m/s）以上時，稱為臺風。臺風是一種直徑為1000km左右的圓形氣旋，中心氣壓極低，距臺風中心10～30km的范圍內是臺風眼，臺風眼中天氣極好，風速很小。在臺風眼外壁，天氣最為惡劣，最大破壞風速就出現在這個范圍內，所以一般只要不是在臺風正面直接登陸的地區，風速一般小于10級（26m/s），它的影響平均有800～1000km的直徑范圍，每當臺風登陸后，沿海可以產生一次大風過程，而風速基本上在風力機切出風速范圍之內，這是一次滿發電的好機會。

登陸臺風在中國每年有11個，而廣東每年登陸臺風最多，為3.5次；海南次之，為2.1次；福建為1.6次；廣西、浙江、上海、江蘇、山東、天津、遼寧等省（自治區、直轄市）合計僅為1.7次，由此可見，臺風影響的地區由南向北遞減，從臺灣路徑通過的次數，進行等頻率線圖的分析可看出（圖2-7），南海和東海沿海頻率遠大于北部沿海，對風能資源來說也是南大北小。由于臺風登陸后中心氣壓升高極快，再加上東南沿海東北—西南走向的山脈重疊，所以形成的大風僅在距海岸幾十公里內，風能功率密度由300W/m2銳減到100W/m2以下。

綜上所述，冬春季的令空氣、夏秋的臺風，都能影響到沿海及其島嶼。相對中國大陸地區來說，這里形成了風能豐富帶。由于臺灣海灣的狹管效應的影響，東南沿海及其島嶼是風能最佳豐富區。中國的海岸線有18000多公里，有6000多個島嶼和近海廣大的海域，這里是風能大有開發利用前景的地區。

（3）內陸風能資源豐富地區。在兩個風能豐富帶之外，風能功率密度一般較小，但是在一些地區，由于湖泊和特殊地形的影響，風能比較豐富，如鄱陽湖附近較周圍地區風能就大，湖南衡山、湖北九宮山、利川、安徽的黃山、云南太華山等比較平地風能大。但是這些只限于很小范圍之內，不像兩大帶那樣大的面積。

青藏高原海拔在4000m以上，這里的風速比較大，但空氣密度大，如海拔4000m以上的空氣密度大致為地面的67%，也就是說，同樣是8m/s的風速，在平原上風能功率密度為313.6W/m2，而在海拔4000m只為209.9W/m2，所以對風能利用來說仍屬一般地區。

5．中國風速變化特性

（1）風速年變化。各月平均風速的空間分布與造成風速的天氣氣候背景和地形以及海陸分布等有直接關系，就全國而論，各地年變化有差異，如三北地區和黃河中下游，全國風速最大的時期絕大部分出現在春季，風速最小出現在秋季。以內蒙古多倫為代表，風速最大的在3～5月，分散最小的在7～9月。冬季冷空氣經三北地區奔騰而下，風速也較大，但春季不但有冷空氣經過，而且春季氣旋活動頻繁，故而春季比冬季風要大些。北京也是3月和4月全年風速最大，7～9月風速最小。但在新疆北部，風速年變化情況和其他地區有所不同，而是春末夏初（4～7月）風速最大，冬季風最小，這是由于冬季處于在蒙古高壓盤踞之下，冷空氣聚集在盆地之下，下層空氣極其穩定，風速最小，而在4～7月，特別是在5、6月，冷鋒和高空低槽過境較多，地面溫度較高，冷暖平流很強，容易產生較大氣壓梯度，所以風速最大，如圖2-5所示是北京地區1951年至2006年4月風速變化，圖2-6是福建平潭等地年風速變化。

東南沿海全年風速變化以福建平潭為例，如圖2-6所示，夏季風較小，秋季風速最大。由于秋季北方冷高壓加強南下，海上臺風活躍北上，東南沿海氣壓梯度很大，再加上臺灣海峽的狹管效應，因此風速最大；初夏因受到熱帶高壓脊的控制，風速最小。

青藏高原以班戈為代表，如圖2-6所示，它是春季風速最大，夏季最小。在春季，由于高空西風氣流穩定維持在這一地區，高空動量下傳，所以風速最大；在夏季，由于高空西風氣流北移，地面為熱低壓，因此風速較小。

（2）風速日變化。風速日變化即風速在一日之內的變化。它主要與下墊面的性質有關，一般有陸地上和海上日變化兩種類型。

陸地上風速日變化是白天風速大，午后14時左右達到最大，晚上風速小，在黎明前6時左右風速最小。這是由于白天地面受熱，特別是午后地面最熱，上下對流旺盛，高層風動量下傳，使下層空氣流動加速，而在午后加速最多，因此風速最大；日落后地面迅速冷卻，氣層趨于穩定，風速逐漸減小，到日出前地面氣溫最低，有時形成逆值，因此風速最小，如圖2-7所示。

海上風速日變化與陸地相反，白天風速小，午后14時左右最小，夜間風速大，清晨6時左右風速最大，如圖2-8所示，地面風速日變化是因高空動量下傳引起的，而動量下傳又與海陸晝夜穩定變化不同有關。由于海上夜間海溫高于氣溫，大氣層熱穩定度比白天大，正好與陸地相反。另外，海上風速日變化的幅度較陸面為小，這是因為海面上水溫和氣溫的日變化都比陸地小，陸地上白天對流強于海上夜間的緣故。

但在近海地區或海島上，風速的變化既受海面的影響又受陸地的影響，所以風速日變化便不太典型地屬于哪一類型。稍大的一些島嶼一般受陸地影響較大，白天風速較大，如嵊泗、成山頭、南澳、西沙等。但有些較大的島嶼，如平潭島，風速日變化幾乎已經接近陸上風速日變化的類型。

風速的日變化還隨著高度的增加而改變，如武漢陽邏鐵塔高146m，風的梯度觀測有9層，即5m、10m、15m、20m、30m、62m、87m、119m、146m。觀測5年，不同高度風速日變化特點很不相同，如圖2-9所示。

由圖2-9可見，大致在15～30m處是分界線，在30m以下的日變化是白天風大，夜間風小，在30m以上隨高度的增加，風速日變化逐漸由白天風大向夜間風大轉變，到62m以上基本上是白天風小，夜間風大。

這一結果與北方錫林浩特鐵塔4年的實測資料的結果有著明顯的差異，如圖2-10所示。

由圖2-10可見在低層10～118m，都是日出后風速單調上升，直到午后達到最大，但達到最大的時間，低層10m為14時，隨高度增加向后推移；到118m，最大的時間在17時左右。此后，隨著午后太陽輻射強度的減弱，上下層交換又隨之減弱，相應風速又開始下降，在7時左右風速最小，也是隨高度向后推移，在118m高度，風速最小值在9時左右。

這兩地的風速隨高度日變化不同，主要是由于武漢陽邏上下動量交換遠比錫林浩特交換高度低所致。該結果同時也表明，中國北方地區晝夜溫度場變化大，白天湍流交換比長江沿岸要大得多這一特點。因此在風能利用中，必須掌握各地不同高度風速日變化的規律。

6．風速隨高度變化

在近地層中，風速隨高度有顯著地變化造成風在近地層中的垂直變化的原因有動力因素和熱力因素，前者主要來源于地面的摩擦效應，即地面的粗糙度，后者主要表現為與近地層大氣垂直穩定度的關系。

式中：α為風速隨高度變化系數；u1為高度為z1時的風速；un為高度為zn時的風速。

一般直接應用風速隨高度變化的指數律，以10m為基準，訂正到不同高度上的風速，再計算風能。

由式（2-1）可知，風速垂直變化取決于α值。α值的大小反映風速隨高度增加的快慢，α值大，表示風速隨高度增加的快，即風速梯度大；α值小，表示風速隨高度增加的慢，即風速梯度小。

α值的變化與地面粗糙度有關，地面粗糙度是隨地面的粗糙程度變化的常數。在不同的地面粗糙度的情況下，風速隨高度變化差異很大。粗糙地面比光滑地面更易在近地層中形成湍流，使得垂直混合更為充分，混合作用加強，近地層風速梯度就減小，而梯度風的高度就較高，也就是說粗糙的地面比光滑的地面到達梯度風的高度要高，所以使得粗糙的地面層中的風速比光滑地面的風速小。

指數α值的變化一般為1/15～1/4，最常用的是1/7（即α=0.142），1/7代表氣象站地面粗糙度。為了便于比較，計算了α=0.12、0.142、0.16時的三種不同地面粗糙度，如表2-2所示。

α值也可根據現場實測2層以上的資料推算出來，由式（22）可以算出α的計算公式為