1.6　风的形成与地形对风的影响

风力发电是由风力驱动的发电方式，要精确预测风电功率，就要清晰了解风的形成机理，特别是地形对风电场的影响。本节将对以上知识进行简要介绍。

1.6.1　风的形成

（1）地球大气层吸收了大约20%的太阳辐射能，这些被大气层所吸收的辐射能使大气被加热，出现冷热不均，随着扰动产生了风。由于地球绕太阳公转，随着太阳与地球相隔距离和相对方位的变换，地球表面能够接收的太阳辐射强度也会有差别，这样空气受热随之流动。在赤道和地球两极、低纬度区域和高纬度区域，前者的太阳辐射强度较后者强，由此因素影响大气和地面所能够吸收到的热量就较多，温度升高也比较显著。因此，在赤道和两极就形成了温度差和压力差，在赤道附近的热空气上升，并向两极运动，而两极较冷的空气向赤道运动，这就在地球表面造成了所在地的风。

（2）空气受到大气压差和由于地球自转产生的地转偏向力的共同影响，地球大气随之扰动。在北半球，地球自西向东自转，本来向北运动的气流折返向东运动，本来向南运动的气流折返向西运动。在北纬30°附近，地转偏向力与气压梯度力相当，空气运动方向几乎与纬度平行向东运动，也就是熟知的“盛行西风”，在这个区域形成了盛行西风带。

西风带这一区域形成了高压和温和的气候，使得一部分空气向南运动，流向赤道。鉴于地转偏向力的随时存在，就造成东北风影响北半球比较明显，东南风影响南半球比较明显，整个区域的风速变化波动不会特别明显，由于前者的存在产生了所谓的“信风”，故把处在地球南北纬度30°之间的这样一个区域称为信风带。这个区域的一部分空气会由于受力而向北移动，目标是地球两极。地球不断自转，使得北半球这个区域刮西风，风速起伏较大，形成这个区域独有的西风带。在北纬60°附近，西风带遇到了由北极向南流动的冷空气，而迫使空气向上爬升，致使在这个区域形成了一个近极弱风带。

由于冷暖空气的相遇，使得这个区间的空气分成了两路，其中前者向南运动，后者向北运动。向北运动的这部分气流，在地球自转产生的地转偏向力的推动下，使得北半球刮起了偏东风，在地球北纬60°～90°的区域范围内产生了极地东风带。

（3）地球表面的物质结构不同造成了对太阳辐射热量吸收的不同，这又是风形成的另一个原因。如，把海洋和它周围的陆地做比较，由于水和陆地比热容不同，使得海洋对于温度的热响应没有陆地迅速；从另一方面海洋的温度下降的速度也要比周围的陆地要降低很多。地质结构的不同造就了热容性的差别，使得不同的区域有各自的气团。多数情况下，冷暖气团的相遇是成就大范围的气流运的主要原因。地球是一个复杂的表面，各区域冷暖程度均不一样，这就为气流的形成具备了天然的条件，如图1-1所示。

1.6.2　大气边界层风场的形成

大气边界层是紧靠地球表面，厚度为1～1.5km的一层大气。这层大气运动影响因素颇为复杂，既受地面热力影响，又受到地表地形和粗糙度的影响，因此地表风场比较复杂，具有明显的湍流性质。当前人类建立的风电场均处于大气边界层中，风电场的功率预测系统要较为准确地预测发电功率，即预测模型需要较好地表达地形和地面粗糙度对于近地风场的影响。因此，有必要讨论各种风功率预测模型对各类地形的适应性，为不同地区风电场功率预测系统的开发提供依据。

地球表面并不平坦，总有些凹凸不平和缓坡。小的不规则地貌如树林、防护林带等，都被看作是平坦场地；而大规模的高地或者洼地如山、山脊、山谷、峡谷等，都被看作是非平坦场地。按照Frost和Nowak的观点：如果地形符合下述条件，则把它们看作是平地。

（1）在风电场四周5km直径范围内，无论在哪个地点，风电场与周围地形的高差不大于60m。

（2）在风电场上风侧4km和下风侧0.8km内的山丘，其高宽比不大于1/50。

（3）在上风侧4km范围内，风电机组叶片下端离地高度大于3倍最大高差。

非平坦地形的构成千差万别。因此，Hiester和Pennell建议做如下的分类：

（1）孤立的高地或洼地。

（2）山区地形。

山区的气流条件较复杂，因为高地和洼地是随意形成的。为了研究山区的风流态，把山区地形分成小规模和大规模两种。这两种地形依据大气边界层高度来区别。例如，若山体高度是大气边界层厚度的一小部分（约1/10），则山区可以说是小规模山丘地形；若山体高度大于大气边界层厚度或甚至超出大气边界层厚度（约1000m）的地形则为大规模山丘地形。在确定地形与分类时必须对风向的资料加以考虑。例如，一座孤立的山（高200m、宽1000m）位于推荐厂址之南1km处，这种情况通常把厂址归类为非平坦地形。但是，如果风以2m/s的平均速度从这个方向吹刮的时间较少，或只有极少的风能与吹过山的风有关，那么这种地形就可以看作是平坦地形。

平坦地形对风特性（即风速、风向和紊流）的影响，除了特别的垂直风形外，其余可以忽略不计；而非平坦地形对风特性的影响是复杂多变的。此外，沿海地区风电场由于海陆的热力学特性差异，近地风场也有其自身的特点。因此，下文将就非平坦地形和沿海地区的近地风场特性进行讨论。

1.6.3　山区的近地风场

山区的地形复杂，近地风场的模拟历来是一个难题。精确地描述山区的近地风场是困难的，本节主要介绍决定山区近地风场的主要规律和影响因素。

目前对于山地风场的研究主要集中在平均风速的加速效应（speed-up effect）上，即在山地地形中，某高度平均风速比平地相应高度平均风速有所增加的效应，一般在山顶的近地面最为明显。通常用一无量纲参数：加速比（speed-up ratio）来定量描述加速效应，即

山体各位置的平均风速由山体形状、坡度和高度等因素决定。图1-2为某山地平均风速剖面图。

图中虚线表示未受山体干扰时的平地风场风速剖面，实线表示山体风场中的风速剖面。可看出迎风面山脚的风速剖面几乎与平地风场重合，可视为没有变化；迎风面山腰处风速已经开始增大，当到达山顶时平均风速的增加达到最大值，特别在临近地面处最为显著；刚进入背风面区域，由于山顶处造成的空气流动分离，导致山顶高度以下区域风速迅速减小，在背风面山脚最为明显，整个山顶高度以下区域风速几乎都为0。再往背风面方向，近地面风速则逐渐增大，到背风面山脚后5h（h为山地高度）距离处基本恢复到来流风速剖面，山体影响基本消失。

山坡的坡度对山地近地风场加速比也有较大影响。对于山地的迎风面而言，在近地面高度加速效应最为明显，加速比随坡度的增加而逐渐变大，但明显不是线性关系。近地面处最大加速比值较大，而随着高度增加迅速减小，且加速比基本不随坡度的变化而改变。这说明山体坡度只影响到山顶近地面的加速比。而对于背风面而言，随着坡度的增加，风速减小的幅度显著增大。背风面减速效应只在山顶高度以下发生，且减速比绝对值随坡度的增大而增加。

在坡度相等的情况下，山体的高度也是影响加速比的重要因素。对于迎风面而言，随着山体高度的增加，近地面处的加速比显著提高，但在一定高度以上已经基本不受山体高度的影响。而对于背风面，山顶高度越高，背风面山脚的影响高度越大。由于山体的绕流会出现大量流动分离或旋涡，因此背风面近地面处加速比变化显得较为杂乱。

1.6.4　沿海地区的海陆风

沿海风场的地形千差万别，是影响近地风场特性的重要因素；此外，由于海面与陆面热力学特性的极大差异，造成了海陆风现象。下文将对海陆风现象的原理进行介绍，并以广东海陵岛为例，介绍其风速及风速廓线的变化特性，为风电功率预测系统的建设提供依据。

由于陆地土壤热容量比海水热容量小得多，陆地升温比海洋快得多，因此陆地上的气温比附近海洋上的气温高得多。在水平气压梯度力的作用下，上空的空气从陆地流向海洋，然后下沉至低空，又由海面流向陆地，再度上升，遂形成低层海风和铅直剖面上的海风环流。因海洋和陆地受热不均匀而在海岸附近形成的一种有日周期性变化的风系。在基本气流微弱时，白天风从海上吹向陆地，夜晚风从陆地吹向海洋。前者称为海风，后者称为陆风，合称为海陆风。海陆风示意如图1-3所示。

海陆风的水平范围可达几十千米，垂直高度达1～2km，周期为一昼夜。白天，地表受太阳辐射而增温，由于陆地土壤热容量比海水热容量小得多，陆地升温比海洋快得多，因此陆地上的气温显著地比附近海洋上的气温高。陆地上空气柱因受热膨胀，形成了海陆的气温、气压的差值分布，海风从每天上午开始直到傍晚，风力以下午为最强。日落以后，陆地降温比海洋快；到了夜间，海上气温高于陆地，就出现与白天相反的热力环流而形成低层陆风和铅直剖面上的陆风环流。海陆的温差，白天大于夜晚，所以海风较陆风强。如果海风被迫沿山坡上升，常产生云层。在较大湖泊的湖陆交界地，也可产生和海陆风环流相似的湖陆风。海风和湖风对沿岸居民都有消暑热的作用。在较大的海岛上，白天的海风由四周向海岛辐合，夜间的陆风则由海岛向四周辐散。因此，海岛上白天多雨，夜间多晴朗。例如中国海南岛，降水强度在一天之内的最大值出现在下午海风辐合最强的时刻。由于夜间低空热力差别远不如白天大，因此，无论气流速度还是环流高度，陆风环流都比海风环流弱，陆风的风速仅为1～2m/s。

海陆风在热带地区发展最强，一年四季都可出现，出现次数比温带和寒带多。中纬度地区（如中国渤海地区）的海陆风，夏秋两季比冬春两季出现次数多。高纬度地区只在暖季出现海陆风。较大的岛屿如中国海南岛，也会出现海陆风。海风白天从四周吹向海岛，夜间陆风从海岛吹向周围海面。海陆风盛行的海岛和沿海陆地，白天多出现云、雨和雾；夜间以晴朗天气为主。

海陆风是利用沿海风电场设计建设中的一个重要问题。Lyons，T.J.Bell曾经指出，海陆风在没有大尺度天气背景下是风能的重要来源。然而，涉及风能领域关于海陆风的研究工作非常少。我国海岸线绵长，有丰富的风能资源可供开发，沿海风能相对于内陆风能而言，风速大，有效小时数多，海陆风发生频繁。

沿海地区最突出的特点就是海陆风的存在及大尺度风向的变化。以广州阳江海陵岛上7座测风塔的NRG（NRG为美国大型能源公司）测风资料为例进行分析，每座测风塔在三个不同的高度上进行风速测量，并在最高层和最低层进行风向测量，测风塔上仪器每隔10min采集一次风速、风向资料。

海陆风是海陆热力差异的结果，所以伴随海陆风日内热力差异的变化风速必定有一个相应的变化。以4个测风站点观测的风向风速为分析依据：海陵岛某日02：00～09：00，为陆风阶段；02：00～05：50，风速逐渐增加，在这一个时段，陆面温度越来越低，海陆温差逐渐增大；06：00～09：00，风速逐渐减小，这一时间段内陆风风速减小是由于太阳辐射的加强使陆面温度逐渐升高，海陆温差减少；09：10～13：10，是海陆风的转折时期，海陆热力差异发生转向，同时这一阶段的风速也是从02：00模拟开始到13：10风速最小的一个时间段；而接下来从13：20～次日00：50则是海风阶段，对于海风阶段，同样也存在风速增加和风速减小两个不同的阶段，13：20～18：00，风速逐渐增加，由于太阳辐射，陆面温度逐渐升高，海陆温差增大，18：10～次日00：50，太阳辐射的减少使得海陆温差减小，导致风速减小，然后是一个海风向陆风转化阶段。这样就完成了一个由陆风向海风又向陆风的转变。

风速廓线是风能利用中重要的问题之一，无论海陆风发生与否，大尺度气流来自不同方向时都会反映不同的热力效应与大气层结效应。而传统的风速廓线在应用时，既需要考虑不同风向时下垫面粗糙度的变化又要考虑大气稳定度的变化，这给风电场的实际操作带来了很大不便。利用数值模式进行风速预测时，由于模式稳定性及网格结构的原因，计算高度通常与风机高度并不一致，这时就需要利用当地风速廓线的特性进行插值，进而进行风速与风电功率的预测。这也是风电功率预测中进行风速廓线研究的必要性。

由上述结果可知，在海陵岛区域，当风向为海风风向时，60m、40m与10m三个高度上的风速差异非常小；而当风向为陆风风向时，60m、40m与10m三个高度上的风速差异较大。