风能资源讲稿-1--薛桁

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1、 风 能 资 源薛 桁中国气象科学研究院1、风的形成1.1 地球上的风1.2 地球上的环流1.3 我国天气气候2、风的特征2.1 近地层风的特性2.2 平均风速2.3 脉动风特性2.4灾害性大风2.5地貌、地形对风特性的影响3 、风的测量3.1测风项目3.2测风设备3.3测风方法3.4测风数据的验证与处理4 、风能资源4.1风能资源的计算4.2风能资源的调查4.3风能资源的分布风 能 资 源1、 风的形成 1.1 地球上的风风空气的流动现象。气象学中指空气相对于地 面的水平运动。风是一个矢量，用风向和风速表示。风向指风的来向。我国风向观测用十六个方位 表示，实际测风报告中还常用0-360范围内

2、的数字表示 风向。风速单位时间内空气移动的距离。气象上对风 速还作以下定义：（1）平均风速，相应于有限时段，通 常指二分钟或十分钟的平均情况。（2）瞬时风速，相应 于无限小的时段。（3）最大风速，指在给定的时间段或 某个期间里面，平均风速中的最大值。（4）极大风速， 指在给定的时间段内，瞬时风速的最大值。风向示意图风速的法定单位和几种常用单位的换算。单位米秒-1海里时-1千米时-1英尺秒-1英里时-11米秒-111.9438443.6003.280842.236941海里时- 10.5144411.8521.687809 91.150779 5 1千米时- 10.2780.5399610.91

3、1344 40.621369 95 1英尺秒-10.30480.5924841.0972810.6818181英里时- 10.447040.8689761.46666711.1 地球上的风 1.1.1 地转风定义：自由大气中，气块作水平匀速直线运动时的风 。此时，水平气压梯度力与水平地转偏向力（科里奥利力 ）平衡下，空气所产生的水平运动。在等高面上，地转风可写成：式中Vg为地转风，是该高度空气的密度，P是该高度 的气压场分布，hP即水平气压梯度，f是科里奥科参数， f=2sin，其中与地球自转角速度，为地理纬度，K是 垂直方向的单位向量。1.1 地球上的风地转风的方向与等压线平行，在北半球背风

4、而立， 高压在右，低压在左，南半球则相反。地转风的大小与气压梯度成正比，但与空气密度和 科里奥利参数成反比。地转风关系揭示了风场与气压场之间最简单也是最 基本的关系,在自由大气中实际风与地转风十分接近，因 此在实际应用上都常把地转风作为实际风的近似。dsVg G1.1 地球上的风 1.1.1 地转风 1.1.2 梯度风定义：在无摩擦力时，在弯曲等压线型式下， 水平气压梯度力、水平科里奥利力、离心力三者平 衡时，空气的水平运动所形成的风。风向与等压线 相切，在北半球，人背风而立，低压在左，高压在 右。南半球相反。即在北半球，由低气压系统形成 的气旋性风总是反时针方向旋转的，由高压系统形 成的反气

5、旋风总是顺时针方向旋转的。1.1 地球上的风梯度风公式：在低压区：在高压区：式中f为科里奥得参数， 为气旋或反气旋的曲率半径， 是法线方向的气压梯度。 1.1 地球上的风 1.1.2 梯度风理论上说，梯度风应更接近于实际风，但 在作实际计算时由于惯性离心力很小很难计算 ，因此往往误差很大，有时还不如地转风近似 好，一般只在讨论热带气旋等系统时应用。1.1 地球上的风 1.1.2 梯度风1.1.3 梯度风方程水平气压梯度力、水平科里奥利力和离心力三者平衡 下的空气运动方程：其中VG是梯度风， 是曲率半径， 是法线方向的 气压梯度。当空气团运动轨迹的曲率较大，风速也较大的时候 ，科里奥利力比气压梯

6、度力和离心力小，可以略去，梯 度风方程变成旋衡风方程，即1.1 地球上的风 1.1.3 梯度风方程即旋衡风，如龙卷风。当水平气压场是均匀的，梯度风方程变成惯性风 方程，即为惯性风1.1 地球上的风 1.1.3 梯度风方程1.1.4 摩擦风在行星边界层中（旋转地球大气的湍流边 界层，相当于地表至1-1.5公里高的浅薄大气层 ），由摩擦力而产生的非地转风。摩擦风是气压梯度力、摩擦力或气压梯 度力、摩擦力、科里奥利力平衡下的运动。摩擦风特性（见第2节）1.1 地球上的风 1.2.1 大气环流风在地表上形成的根本原因是太阳能量的传输，由 于地球是一个球体，太阳光辐射到地球上的能量随纬度 不同而有差异，

7、赤道的低纬度地区受热量最多，极地和 高纬度地受热量少，因而造成太阳对地球表面的不均匀 加热，从而导致地面上空大规模的大气运动，也即总的 大气环流。假设地球不发生自转，由于极地与赤道间的温差， 赤道温度高的空气将上升高层流向极地，极地附近大气 则因冷却收缩下沉，在低空受指向低纬度的气压梯度力 的作用，流向低纬，便形成了一个全球性的南北向环流 。（图1） 1.2 地球上的环流图1 由于太阳辐射差异产生的赤道与极地之间的大气环流状况1.2 地球上的环流 1.2.1 大气环流(续)实际上由于地球自转，会产生一个称为科里奥利力的地转偏向力,在北半球总是对流动的空气产生向右偏的地转偏向力，从赤道上升流向极

8、地的气流在气压梯度力和地转偏向力的作用和综合影响下，在南北两个半球上各出现了四个气压带和三个闭合环流圈（称作“三圈环流”）。在四个气压带之间则形成了极地东风带，盛行西风带,东北(东南)信风带以及赤道无风带四大风带。（图2）1.2 地球上的环流图2 由于地球自转产生的大气环流状况1.2 地球上的环流 1.2.2 季风环流季风现象：在一个大范围地区内其盛行风向或气压系统 有明显的季度变化。我国是一个典型的季风气候国家。季风环流是季风气候的主要反映。季风环流的形成主要 原因是由于海陆分布的热力差异及行星风带的季节转换所形 成的。一般海陆差异引起的季风，大都发生在海陆相接的地区 ，海陆之间热力差异最大

9、，季风现象就最明显。全球而言， 在副热带地区这种差异最明显，即副热带季风（亦称温带季 风）最强。亚洲东部地区是全球海陆差异引起的季风最强的 地区。1.2 地球上的环流 1.2.2 季风环流(续)我国的季风，冬季主要在西风带影响之下，盛行西北 气流。夏季西风带北移，南方为大陆热低压控制，副热带 高压从海洋移至大陆，我国流场转为西南气流，春秋则为 过渡季节。此外，海陆分布，青藏高原对我国季风环流也 产生重要影响。冬季，大陆高压气压梯度强大，而夏季热 低压的气压梯度较弱，因而我国夏季风比冬季风弱，这是 我国季风的重要特征。我国的风场特征，必须注意到季风环流这一重要的背 景，无论风电场的选址或运行，季

10、风特征必须认真考虑。1.2 地球上的环流1）海陆风由于海陆表面受热不均而形成的白天由海面吹向陆面，夜间由陆面 吹向海面的风。白天陆面增热比水面块，水平温度梯度由陆面指向水面 ，水平气压梯度由水面指向陆面，故在近地层产生由水面吹向陆面的向 岸风，称为海风。夜间，陆面冷却比海面快，出现由陆面吹向水面的离 岸风，称为陆风 。海风和陆风的转换时间因地区和天气条件的不同而 不同，通常在9-10时陆风转变为海风，13-15时海风最盛，日落以后海风 逐渐减弱，17-20时再转变成陆风。阴天，海风出现的时间后延，强度 也较弱。海陆风在紧靠海岸附近最强，距海岸越远，风越弱。海风的水 平范围和垂直范围都比陆风大，

11、强度也比陆风大。海风最远可深入陆地 数十公里。在海陆风最强的热带地区，海风风速可达5-6m/s，陆风风速 只有1-2m/s。通常在海陆温差大，温度日变化激烈的地区，最利于海陆 风的发展(图3) 。1.2 地球上的环流 1.2.3 局地环流2）山谷风在山区，由热力原因引起的白天由谷地吹向山坡、夜间由山坡吹 向谷地的风。前者称为谷风，后者称为山风。日出后，山坡增热较快 ，温度高于山谷上方同高度的空气温度，水平温度梯度由山坡指向谷 中，坡地上的暧空气不断上升，并从山坡流向谷地上方，谷底的空气 则沿山坡向上补充流失的空气，故在山坡和山谷间产生热力环流，这 时由山谷吹向山坡的风，称为谷风。夜间，山坡因辐

12、射冷却，其降温 速度比同高度的空气要快，冷空气沿坡地向下流入山谷，形成一个与 白天相反的热力环流，这时由山坡吹向山谷的风，称为山风。山风强 度一般比谷风弱。从当日20时到次日8时左右为山风，14-17时为谷风 。山谷风是山区经常出现的一种局地环流，只要大范围气压场比较弱 ，就有山谷风出现，有些高原和平原的交界处，也可以观测到与山谷 风相似的局地环流。(图4)1.2 地球上的环流 1.2.3 局地环流(图3) 海陆风(图4)山谷风1.2 地球上的环流 1.2.3 局地环流图5 季风的地理分布1.3 我国天气气候 1.3.1 季风分布从季风地理分 布可见，北半球季 风区域面积远远大 于南半球，而北

13、半 球亚欧大陆远较北 美大陆季风面积大 而且明显性及稳定 性也大。而亚洲东 部，包括我国东部 ，朝鲜半岛及日本 等，是最显著的季 风地区。图5a近地层盛行风向转变指数的最大值分布 1.3.2 寒潮路径我国对形成风资源贡献最大的天气系统是冷空气的活动，其中寒潮 则是冷空气活动中强度最大的。因此，寒潮的路径很大程度上反映了我 国风能资源集中的地区。(图6)我国冷空气和寒潮活动有着一定的路径，大体上可以分为西北、东 、西三条路径侵入我国：西北路（或称中路）寒潮冷空气从关键区经蒙 古到达我国河套附近南下，直达长江中下游及江南地区。东路 寒潮冷空气从关键区经蒙古到达我国内蒙古及东北地区，以后 其主力继续

14、东移，但低层冷空气折向西南方向移动，从渤海经华北，可 直达两湖（洞庭湖和鄱阳湖）盆地。西路 寒潮冷空气从关键区经我国新疆、青海、西藏高原东侧南下。此外，还有两股冷空气同时从两路侵入我国：一股沿东路从黄河下 游南下；另一股沿西路从青海东南下。这两股冷空气在黄河、长江之间 汇合，然后侵入长江以南，这种情况称为东路加西路。1.3 我国天气气候 1.3.2 寒潮路径图6 影响我国的寒潮源地和路径 1.3 我国天气气候 1.3.2 寒潮路径1) 定义热带气旋名称和等级表1.3.3 台风路径中心附 近最大 风力等 级 国际热带 气旋名称(我国 1980年起采用) 我国热带 气旋旧名称(1988年及以前 使

15、用) 国际名称与我国 旧名称的主要差 别 对 国 内对 国 外6热带 低压 (Tropical depression) 热带 低压 Tropical depression (热带 低压) 无差别 7 8热带风 暴 (Tropical storm) 台风 Tropical strom (热带风 暴) 名称不同，且分 档有多少名称不 同，且分档有多 少 9 10强热带风 暴 (Severe tropical storm)11 12或 大于12 台风 (Typhoon) 强台风 Typhoon (台风) 名称不同 注：国际规定为10分钟平均风速，我国因探测风速设备条件所限，将继续使用现行的 2分钟平

16、均风速，以蒲福风级表示。2）台风路径移向我国的台风路径可分两类：即西太平洋台风和南 海台风，西太平洋台风主要有三条路径：1、西移类，称西 行台风对华南影响最大，2、从菲律宾以东洋面向西北方向 移动，穿过台湾，在浙闽登陆 折向东北移去，对东南沿海 各省影响很大，3、从菲律宾以东洋面先西北行，后在上转 向东北移去，对我国华东有较大影响。南海台风主要影响我国华南，可分为东北类、正抛物线 类、倒抛物线类、西北类和西类五条路径。1.3.3 台风路径图7 台风路径图1.3.3 台风路径 2.1 近地层风的特性埃克曼层 2.1.1 定义 行星边界层 近地面层片流副层行星边界层：旋转地球大气和湍流边界层，相当于地表至1- 1.5公里高的浅薄大气层。其基本特征力：运动是充分湍流的，湍流 粘性力有不小于地转偏向力或气压梯度力的量级，理论处理经常假 设其运动是定常的、水平均一的。它是整个大气水汽、