第2章 风能及其发电技术

2.1 风及风能

2.1.1 风的形式

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。赤道和低纬度地区比极地和高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，在等压面空气向北流动。

由于地球自转形成的地转偏向力称科里奥利力，简称偏向力或科氏力。在此力的作用下，在北半球，气流向右偏转，在南半球，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，还受到地转偏向力的影响。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。

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，以赤道最高，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）、纬度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2-1所示。当然，所谓三圈环流乃是一种理论的环流模型。由于地球上海陆的分布不均匀，因此，实际的环流比上述情况要复杂得多。

2．季风环流

在一个大范围地区内，它的盛行风向或气压系统有明显的季节变化，这种在一年内随着季节不同有规律转变风向的风，称为季风。季风盛行地区的时候又称季风气候。

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

中国位于亚洲的东南部，所以东亚季风和南亚季风对中国天气气候变化都有很大影响。

形成中国季风环流的因素很多，主要是由于海陆差异、行星风带的季风转换以及地形特征等综合形成的。

（1）海陆分布对中国季风的作用。海洋的热容量比陆地大得多。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，海洋相对比较冷，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2-2所示。

中国东临太平洋，南临印度洋，冬夏的海、陆温差大，所以季风明显。

（2）行星风带位置季节转换对中国季风的作用。地球上存在着5个风带，从图2-1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在夏季可以变成东风带。因此，冬夏盛行风就会发生180°的变化。

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

（3）青藏高原对中国季风的作用。青藏高原占中国陆地面积的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，使夏季季风得到加强。另外，在夏季，西南季风由孟加拉湾向北推行，沿着青藏高原东部的南北走向的横断山脉流向中国的西南地区。

3．局地环流

（1）海陆风。海陆风的形成与季风相同，也是由大陆和海洋之间的温度差异的转变引起的。不过海陆风的范围小，以日为周期，势力也是相对薄弱。

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，补充海上吹向大陆的气流，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，将一天中海陆之间的周期循环性流总称海陆风，如图2-3所示。

海陆风的强度在海岸最大，随着离岸距离的增加而减弱，一般影响距离约为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，而陆风一般仅为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差最大的地区。低纬度日照强，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，夜间风自陆地吹向湖面，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是类似的。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。于是上坡上的暖空气不断上升，并从上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。下层风由谷底吹向上坡，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。山风和谷风又总称为山谷风，如图2-4所示。

山谷风风速一般较弱，谷风比山风大一些，谷风速度一般为2～4m/s，有时可达6～7m/s。谷风通过山隘时，风速加大。山风速度一般仅为1～2m/s，但在峡谷中，风力还能增大一些。

4．中国风能资源的形成

风资源的形成受多种自然因素的复杂影响，特别是天气气候背景及地形和海陆的影响至关重要，由于风能在空间分布上是分散的，在时间分布上它也是不稳定和不连续的，也就是说风速对天气气候非常敏感，时有时无，时大时小，尽管如此风能资源在时间和空间分布上仍存在着很强的地域性和时间性。对中国来说，风能资源丰富及较丰富的地区，主要分布在北部和沿海及其岛屿，其他只是在一些特殊地形或湖岸地区成孤岛式分布。

（1）三北（西北、华北、东北）地区风能资源丰富区。冬季（12月至次年2月），整个亚洲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，在高压中不断有小股冷空气南下，进入中国。同时还有移动性的高压（反气旋）不时的南下，南下时气温较低，若一次冷空气过程中其最低气温5℃以下，且这次过程中日平均气温48h内最大降温达10℃以上时，称为一次寒潮，不符合这一标准的称为一次冷空气。

欧亚大陆面积广大，北部气温低，是北半球冷高压活动最频繁的地区，而中国地处亚欧大陆南岸，正是冷空气南下必经之路。三北地区的冷空气入侵中国的前沿，一般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，可造成一次6～10级（10.8～24.4m/s）大风。而对风能资源利用来说，就是一次可以有效利用的高质量风速。强冷空气除在冬季入侵外，在春秋也常有入侵。

从中国三北地区向南，由于冷空气从源地长途跋涉，到达中国黄河中下游再到长江中下游，地面气温有所升高，原来寒冷干燥的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，风速由北向南逐渐地减少。

中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。

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地减弱，而这时印度低压（大陆低压）及其向东北伸展的低压槽，已控制了中国的华南地区，与此同时，太平洋副热带高压也由菲律宾向北逐渐侵入中国华南沿海一带，这几个高、低气压系统的强弱、消长都对中国风能资源有着重要的作用。

在春季，这几种气流在中国频繁的交替。春季是中国气旋活动最多的季节，特别是中国东北及内蒙古一带气旋活动频繁，造成内蒙古和东北的大风和沙暴天气。同样，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那样稳定少变，但仍以偏北风占优势，但风的偏南分量显著地增加。

夏季（6～8月）东南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明显，相反地，印度低压继续发展控制了亚洲大陆，为全国最盛的季风。太平洋副热带高压此时也向北扩展和单路西伸。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向西和北方向的扩展，中国东部地区均可受到它的影响，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、低压间的等压线在中国东部几乎呈南北向分布的形式，所以夏季风盛行偏南风。

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。冬季风来的迅速，且维持稳定。此时，中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。

（2）东南沿海及其岛屿风能资源丰富的地区。其形成的天气气候背景与三北地区基本相同，所不同的是海洋与大陆由两种截然不同的物质所组成，两者的辐射与热力学过程都存在着明显的差异。大陆与海洋间的能量交换不大相同，海洋温度变化慢，具有明显的热惰性，大陆温度变化快，具有明显的热敏感性，冬季海洋较大陆温暖，夏季较大陆凉爽。在冬季，每当冷空气到达海上时，风速增大，再加上海洋表面平滑，摩擦力小，一般风速比大陆增大2～4m/s。

东南沿海又受台湾海峡的影响，每当冷空气南下到达时，由于狭管效应的结果使风速增大，因此是风能资源最佳的地区。

在沿海，每当夏秋季节均受到热带气旋的影响，中国现行的热带气旋名称和等级标准见表2-1。当热带气旋风速达到8级（17.2m/s）以上时，称为台风。台风是一种直径为1000km左右的圆形气旋，中心气压极低，距台风中心10～30km的范围内是台风眼，台风眼中天气极好，风速很小。在台风眼外壁，天气最为恶劣，最大破坏风速就出现在这个范围内，所以一般只要不是在台风正面直接登陆的地区，风速一般小于10级（26m/s），它的影响平均有800～1000km的直径范围，每当台风登陆后，沿海可以产生一次大风过程，而风速基本上在风力机切出风速范围之内，这是一次满发电的好机会。

登陆台风在中国每年有11个，而广东每年登陆台风最多，为3.5次；海南次之，为2.1次；福建为1.6次；广西、浙江、上海、江苏、山东、天津、辽宁等省（自治区、直辖市）合计仅为1.7次，由此可见，台风影响的地区由南向北递减，从台湾路径通过的次数，进行等频率线图的分析可看出（图2-7），南海和东海沿海频率远大于北部沿海，对风能资源来说也是南大北小。由于台风登陆后中心气压升高极快，再加上东南沿海东北—西南走向的山脉重叠，所以形成的大风仅在距海岸几十公里内，风能功率密度由300W/m2锐减到100W/m2以下。

综上所述，冬春季的令空气、夏秋的台风，都能影响到沿海及其岛屿。相对中国大陆地区来说，这里形成了风能丰富带。由于台湾海湾的狭管效应的影响，东南沿海及其岛屿是风能最佳丰富区。中国的海岸线有18000多公里，有6000多个岛屿和近海广大的海域，这里是风能大有开发利用前景的地区。

（3）内陆风能资源丰富地区。在两个风能丰富带之外，风能功率密度一般较小，但是在一些地区，由于湖泊和特殊地形的影响，风能比较丰富，如鄱阳湖附近较周围地区风能就大，湖南衡山、湖北九宫山、利川、安徽的黄山、云南太华山等比较平地风能大。但是这些只限于很小范围之内，不像两大带那样大的面积。

青藏高原海拔在4000m以上，这里的风速比较大，但空气密度大，如海拔4000m以上的空气密度大致为地面的67%，也就是说，同样是8m/s的风速，在平原上风能功率密度为313.6W/m2，而在海拔4000m只为209.9W/m2，所以对风能利用来说仍属一般地区。

5．中国风速变化特性

（1）风速年变化。各月平均风速的空间分布与造成风速的天气气候背景和地形以及海陆分布等有直接关系，就全国而论，各地年变化有差异，如三北地区和黄河中下游，全国风速最大的时期绝大部分出现在春季，风速最小出现在秋季。以内蒙古多伦为代表，风速最大的在3～5月，分散最小的在7～9月。冬季冷空气经三北地区奔腾而下，风速也较大，但春季不但有冷空气经过，而且春季气旋活动频繁，故而春季比冬季风要大些。北京也是3月和4月全年风速最大，7～9月风速最小。但在新疆北部，风速年变化情况和其他地区有所不同，而是春末夏初（4～7月）风速最大，冬季风最小，这是由于冬季处于在蒙古高压盘踞之下，冷空气聚集在盆地之下，下层空气极其稳定，风速最小，而在4～7月，特别是在5、6月，冷锋和高空低槽过境较多，地面温度较高，冷暖平流很强，容易产生较大气压梯度，所以风速最大，如图2-5所示是北京地区1951年至2006年4月风速变化，图2-6是福建平潭等地年风速变化。

东南沿海全年风速变化以福建平潭为例，如图2-6所示，夏季风较小，秋季风速最大。由于秋季北方冷高压加强南下，海上台风活跃北上，东南沿海气压梯度很大，再加上台湾海峡的狭管效应，因此风速最大；初夏因受到热带高压脊的控制，风速最小。

青藏高原以班戈为代表，如图2-6所示，它是春季风速最大，夏季最小。在春季，由于高空西风气流稳定维持在这一地区，高空动量下传，所以风速最大；在夏季，由于高空西风气流北移，地面为热低压，因此风速较小。

（2）风速日变化。风速日变化即风速在一日之内的变化。它主要与下垫面的性质有关，一般有陆地上和海上日变化两种类型。

陆地上风速日变化是白天风速大，午后14时左右达到最大，晚上风速小，在黎明前6时左右风速最小。这是由于白天地面受热，特别是午后地面最热，上下对流旺盛，高层风动量下传，使下层空气流动加速，而在午后加速最多，因此风速最大；日落后地面迅速冷却，气层趋于稳定，风速逐渐减小，到日出前地面气温最低，有时形成逆值，因此风速最小，如图2-7所示。

海上风速日变化与陆地相反，白天风速小，午后14时左右最小，夜间风速大，清晨6时左右风速最大，如图2-8所示，地面风速日变化是因高空动量下传引起的，而动量下传又与海陆昼夜稳定变化不同有关。由于海上夜间海温高于气温，大气层热稳定度比白天大，正好与陆地相反。另外，海上风速日变化的幅度较陆面为小，这是因为海面上水温和气温的日变化都比陆地小，陆地上白天对流强于海上夜间的缘故。

但在近海地区或海岛上，风速的变化既受海面的影响又受陆地的影响，所以风速日变化便不太典型地属于哪一类型。稍大的一些岛屿一般受陆地影响较大，白天风速较大，如嵊泗、成山头、南澳、西沙等。但有些较大的岛屿，如平潭岛，风速日变化几乎已经接近陆上风速日变化的类型。

风速的日变化还随着高度的增加而改变，如武汉阳逻铁塔高146m，风的梯度观测有9层，即5m、10m、15m、20m、30m、62m、87m、119m、146m。观测5年，不同高度风速日变化特点很不相同，如图2-9所示。

由图2-9可见，大致在15～30m处是分界线，在30m以下的日变化是白天风大，夜间风小，在30m以上随高度的增加，风速日变化逐渐由白天风大向夜间风大转变，到62m以上基本上是白天风小，夜间风大。

这一结果与北方锡林浩特铁塔4年的实测资料的结果有着明显的差异，如图2-10所示。

由图2-10可见在低层10～118m，都是日出后风速单调上升，直到午后达到最大，但达到最大的时间，低层10m为14时，随高度增加向后推移；到118m，最大的时间在17时左右。此后，随着午后太阳辐射强度的减弱，上下层交换又随之减弱，相应风速又开始下降，在7时左右风速最小，也是随高度向后推移，在118m高度，风速最小值在9时左右。

这两地的风速随高度日变化不同，主要是由于武汉阳逻上下动量交换远比锡林浩特交换高度低所致。该结果同时也表明，中国北方地区昼夜温度场变化大，白天湍流交换比长江沿岸要大得多这一特点。因此在风能利用中，必须掌握各地不同高度风速日变化的规律。

6．风速随高度变化

在近地层中，风速随高度有显著地变化造成风在近地层中的垂直变化的原因有动力因素和热力因素，前者主要来源于地面的摩擦效应，即地面的粗糙度，后者主要表现为与近地层大气垂直稳定度的关系。

式中：α为风速随高度变化系数；u1为高度为z1时的风速；un为高度为zn时的风速。

一般直接应用风速随高度变化的指数律，以10m为基准，订正到不同高度上的风速，再计算风能。

由式（2-1）可知，风速垂直变化取决于α值。α值的大小反映风速随高度增加的快慢，α值大，表示风速随高度增加的快，即风速梯度大；α值小，表示风速随高度增加的慢，即风速梯度小。

α值的变化与地面粗糙度有关，地面粗糙度是随地面的粗糙程度变化的常数。在不同的地面粗糙度的情况下，风速随高度变化差异很大。粗糙地面比光滑地面更易在近地层中形成湍流，使得垂直混合更为充分，混合作用加强，近地层风速梯度就减小，而梯度风的高度就较高，也就是说粗糙的地面比光滑的地面到达梯度风的高度要高，所以使得粗糙的地面层中的风速比光滑地面的风速小。

指数α值的变化一般为1/15～1/4，最常用的是1/7（即α=0.142），1/7代表气象站地面粗糙度。为了便于比较，计算了α=0.12、0.142、0.16时的三种不同地面粗糙度，如表2-2所示。

α值也可根据现场实测2层以上的资料推算出来，由式（22）可以算出α的计算公式为