风的形成

布莱恩•赫尔利

概要

风的形成源于太阳辐射到地球表面的太阳能量,只要太阳存在,风就不会消失。从长远上讲,可以利用风的可持续性为实际的生产和生活服务。地球表面存留的太阳能量导致了大气中对流的产生。具体来说,风是由于大气密度和压力的变化不均所产生的空气的流动。通过进一步分析两个如何产生空气流动的简化模型,我们可以了解一下全球环流的原理和过程。

风在全球范围内产生的驱动力是:重力,气压梯度力,科里奥力, 地心引力,摩擦力。风在小范围内产生的驱动力也是可以考证的。

本文回顾了对现有的可供发电的风能供应量测定的数据来源,并将这个供应量与目前全球和主要地区对风能发电的需求量做个比较。

简介

风的形成源于太阳辐射到地球表面的太阳能量,只要太阳存在,风就不会消失。从长远上讲,可以利用风的可持续性为实际的生产和生活服务。由于地球其他地区地表相对于直射赤道附近的太阳光有一定的倾斜,所以太阳光照射其地表的角度要大于最佳角度,这就直接导致热带地区比两极地区要热。这种温差导致了大气中对流的产生,具体来说,是由于大气密度和压力的变化不均所产生的空气的流动。这种类型的空气运动是风产生的主要原因。

为了描述和分析的需要,全球大气通常分为以下几个等级范围:

行星尺度        >3,000千米 

天气尺度        300千米~3,000千米

中尺度大气      2千米 ~300千米

微尺度大气      2毫米~2千米

全球大气循环- 简单的全球循环模型

通过进一步分析两个阐述全球大气循环的简化图形模型,我们可以了解全球(星球)大气循环的原理和过程。第一个模型建立在如下几个简化假设基础之上:

1)地球在宇宙静止。

2)均质地表。

3) 地球接收太阳辐射和射出长波辐射导致了地球表面形成温度梯:赤道空气热,两极空气冷。

基于上述假设,空气环流在地球上的分布大致如图1所示。两个半球分别有一个三维的环流模式。

 1:简化的单一环流模式

(风的形成过程)如图所示,地表空气由两极向赤道流动。空气到达赤道后,通过对流和汇聚的形式垂直上升至对流层顶端,而后继续在水平方向流动。但是此时的流动方向(对流层内)是由赤道向两极。在两极,上层大气会向下流动到地表完成整个循环流动过程。

三环流圈模式

如果去掉第一个假设,即不考虑地球在宇宙中静止,那样在上述模型中环流的流动模式将会改变,大气的中尺度流动模式就会大致接近实际中的全球环流(模式)。行星自转将会在每个半球形成三环流圈模式(见图2),三个环流分别是:哈德利环流,费雷尔环流和极地环流。

在新模型中,赤道依然是地球上最热的地区。这个气温高(热量大)的,与熟知的低压区的作用类似的区域称为热带幅合带。热带幅合带会吸引亚热带的地表空气流到自己的区域。

在该范围内,从亚热带来的空气到达赤道后通过汇聚和对流的形式上升到高空大气层,这股气流垂直上升到最高海拔14千米(大气层顶层)后开始沿水平方向流向南北两极。科里奥力使空气在大气层的流动过程中产生了偏转,并在纬度30度的位置开始由西向东地沿纬向流动,这种纬向流动称为亚热带急流。(纬向流动同样会因为空气不再沿子午线方向流动而引起上层大气的积聚)为了补偿这种空气积聚,存在于高空大气中的空气下沉到地表形成副热带高压区。在该区域内,表面空气开始双向流动:一部分回到赤道完成循环过程,即著名的哈德利环流。这部份空气在流动过程中受到科里奥力的影响而产生偏移,从而形成东北信风带(右偏移)和东南信风带(左偏移)。副热带高压带(纬度30°到60°)的地表空气在流向两级的过程中同样受到科里奥力的影响而偏移形成西风带。科里奥力继续偏移这股气流使其自西向东移动并在南北60°附近形成极地急流。在南北60纬度的地表,副热带西风带的空气与来自极地的冷空气相遇导致其前沿气流上升并形成副极地低气压或者是中纬气旋。上升气流的绝大部分直接向极涡流动,到达极涡后向下运动形成极地高压区。

 

2:简化的地球表面三环流圈和高空气流循环模型

实际的地表大气环流

3和图4 展示了39年记录所总结的实际地表气压。产生这个环流模式的气压与在图2中三环流圈模式的气压不同。产生这种差别(图2的三环流圈和图3的实际环流分布)主要是基于两个因素: 第一是地球表面并不是由均匀物质构成的。组成地球表面的两大成分是水和土壤。这两种物质在加热和降温条件下有着不同的特性表现从而

使纬度方向的气压带分布更加不均。第二个影响因素是海拔。海拔高度的增加使气压中心逐渐变强,这个因素在高压体系中体现的更为真实明显。

3和图4显示的是从19591997年间月平均海平面和地表盛行风的大小。大气压力值随海拔高度而变化并从海平面压力算起。气压值的大小通过颜色的深浅表示(见图例)。蓝色表示气压低于全球平均值,黄色到橙色表示气压大于全球平均值。风向通过箭头表示,而风速的大小通过箭头的长短表示(见图例)。

在修改过的图形中,我们可以更加直观地观察热带辐合带、副热带高气压带和副极地低气压带。红线代表热带辐合带,这个低气压的形成是太阳热能和信风聚敛的结果。一月,热带辐合带产生于赤道以南(见图3)。在此期间,太阳照射南半球而使其接受更多的短波辐射。请注意代表热带辐合带的红线是弯曲的并且不与纬线平行。 产生这种弯曲是因为陆地和水不同的受热特性(海水热容大于陆地热容)。图中经过非洲大陆,南美洲和澳大利亚的红线是向南极弯曲的,产生该现象就是因为陆地比海洋升温快。

图:海平面气压和地表风(一月)

319591997间一月份平均地表盛行风和气压中心。 图中的红线代表热带辐合带。高气压和低气压的中心也已标出。

图:海平面气压和地表风(七月)

 

4表示19591997间七月平均地表盛行风和气压中心。 图片上的红线代表热带辐合带。高气压和低气压中心也已标出。

副热带高气压带实际上并没有产生一个环绕全球的统一带高气压区域。而是由一些区域性高压反气旋组成。这些气旋大致分布在纬度20°~30°处,在图3和图4上标以蓝色“H”。副热带高气压带是由从哈德利环流带来的下沉气流的出现产生。该下沉气流在夏季或太阳热能高的季节在海洋上空大量形成。在这种季节中,由于海洋退热相对于陆地速度较慢,海洋上空的气流仍然很凉;在陆地上,气流大量形成则发生在冬季,原因是陆地相对海洋退热速度快,因而形成大规模的大陆冷气团。

副极地低气压带在南半球南纬50°到70°之间形成低气压带(图3和图4),其强度随季节变化而变化,在南半球的夏季压强最大(图4)。那时该气压带中各个气团之间存在很大的温差。 在副极地低气压带以北地区,亚热带气团在夏季升温;在其以南地区,南极冰层也会向宇宙反射更多的太阳能量,所以南极洲上空的气团因为冰层吸收的热量很少依然处于低温状态。这样从北面来的暖气团与南面来的极地冷气流在副极地低气压带相遇加快了气流上升,从而产生强低压。

在北半球,副极地气压带并没有形成连续的环球气压带(图3和图4),而是由一个个低压气旋中心组成。在北半球的冬季,这些强烈的气压中心存在于格陵兰岛南部和阿留申群岛之间的洋面上,也在该区域产生很多中纬度气旋。夏季中副极地低气压带在北半球的发展不同于南半球,反而表现很弱(只在图4中的格陵兰岛,巴芬岛,加拿大),原因是北纬60 °到90°间地表吸收大量热量,使得通常情况下此区域应该产生的极地冷空气气团无法形成。

绝大多数的欧洲暴风都是由温带气旋(ETCs)引起的。产生这些中纬度天气现象的能量来自寒冷的极地气团与温暖的亚热带气团的温度差。又因为此温度差在冬季更为明显,欧洲暴风发生的频度与强度在冬季会有所增大。

欧洲暴风与大西洋飓风或印太地区台风的成因是截然不同的。飓风和台风都是强烈的热带气旋,这些气旋的能量来自热带大气层寒冷的上层和温暖的底层之间产生的垂直温差。由于飓风实质上产生于温暖的海水表面,所以当暴风眼移动到温度低的海面或是陆地上的时候飓风也就消失了。

产生温带气旋的水平温度梯度能够在暴风中心移至陆地上后仍然存在,因此在暴风登陆后其仍能保持很高风速甚至是加速。 同样的,当飓风能够保持同样的最小中心压力达到数日时,产生和驱使温带气旋的能量就会随着其内部气团的混杂而迅速减少-这样一个单一的典型气旋可单独存在三到五天。

暴风受控于极地急流,极地急流的位置决定了暴风路径。极地气流和暴风的路径每年甚至每月都在变动,而沿一定路径运动的暴风有加强急流气流的趋向,并阻止急流变动,我们称之为“漩涡反馈效应”。通过加强气流“漩涡反馈效应”能够让气流和暴风路径在几个星期到数月之内“记住”各自的位置,从而使中纬度天气持续性和其变化的可预测性有所增强。这也部分解释了欧洲风暴为什么有连续发生的趋向。当然,“漩涡反馈效应”并不足以保持逐年的持续性天气。

影响欧洲的暴风每年形成于北大西洋并随气流东移的~200扰动。该气流的路径受到亚速尔高压带和冰岛低压带的影响,这些相关气压的强度变化决定着暴风在欧洲登陆的位置。

温带气旋通常以920/秒前移, 但有时能达到40/秒;无论是其平均还是最大移动速度都大大超过了中纬度飓风的前移速度。暴风所经过的区域都具有高度不均匀性,一般具有破坏力的风都是在(欧洲)南部或是暴风轨迹的右侧。

随着温带气旋向欧洲海岸东移,气旋有可能会和高空大气的低压槽相遇。这种相互作用能使暴风迅速加强,就像198710月的那场暴风。

欧洲暴风可能在外露的海岸区域和高山地区产生风速高于67/秒的狂风。在内陆,狂风可达到45/秒。而绝大多数强大西洋飓风的持续风速可达到70/秒,并伴随着90/秒的狂风。

结构

温带气旋在结构上不同于热带气旋因为温带气旋有锋面,在不同温度的气团之间有离散的界面。通常有两种锋面:一种是暖气团越过冷气团抬升移向中心的东北;一种是冷气团主动移向暖气团(西南方向),暖气团被迫抬升。(通常在此处产生的风能达到最高时速)

大气层底部的温度非常均匀,因而热带气旋没有锋面。其风带和降雨都集中在风眼周边的强雷暴环带和给这些雷暴提供能量的螺旋雨区域(雷暴水分的来源)。另外一个结构上的不同是温带气旋的最高风速形成于大气高处而热带气旋的最高风速形成于地球表面。

形状和大小

温带气旋在其生命史(产生,发展,成熟和消亡)中不停地改变其形状。当其成形时,云层呈逗号状,并在暴风眼的低压地带产生辐射状的暖锋和冷锋。这些暴风规模不断增大,其中一些最大尺寸能达到2002000千米。温带气旋大小的最佳测定方式是通过扫描暴风的破坏范围来测定。这个一般都是在风暴轨迹的右侧,最常见的宽度在150500千米之间。

热带气旋一般呈同心对称形状。热带气旋的大小可通过速度不小于飓风速度(33/秒)的暴风破坏过的地区范围来判定。一般是约等于140千米,但是其数值的分布非常广,从1979年西太平洋范围达到1100千米的泰培台风到1974年袭击澳大利亚达尔文港范围达到50千米的热带气旋翠西

全球范围内风形成的动力

1. 重力

地表重力与空气的质量有关并垂直向下指向地表。此力一般都与向上的气压梯度力抵消。

2. 气压梯度力

气压梯度力是单位距离上的气压差。气压梯度力主要是指在水平方向上的气压差,但也存在垂直方向上的,如上述用来抵消重力的部分。气压不均的根本原因可归结为地面受热不均。气压梯度力计算公式:

3.科里奥力

科里奥力来自于物体运动所具有的惯性,这是因为在地球表面从赤道到两极的速度是不同的。只有空气在流动的情况下这个力才会产生影响。科里奥力计算公式:

其中V为风速;

4.地心引力

当风以圆形轨迹运动时,例如在反气旋或气旋中风会受到从旋转中心指向外的离心力的影响。但是在小尺度范围内此力影响甚微。地心引力计算公式:

其中V为风速;R 为轨迹半径

5.摩擦力

风吹过粗糙的表面时会产生摩擦力。摩擦力计算公式:

其中V为风速; K为常数

小尺度范围内风产生的动力

“小尺度范围” 指在几十千米之内或多一点的距离。无论在大尺度范围还是小尺度范围内,陆地的地理特性,形状和表面,结合以上所提到的力都在综合作用下产生了风。对于小尺度范围内产生的风,其动力也是在理解全球大气运动中提到的几个力:

 

  •     气压梯度力

这也是引起全球大气运动的驱动力之一

  •    摩擦力

在大气这种流体中其主要摩擦形式是由不同尺寸的旋转气流相互作用产生的湍流。这些旋转气流会因为太阳,周围障碍物受到冲击或因为大气本身的作用而被激荡。

  •    重力

在小尺度范围内,科里奥力或重力都不会产生明显影响。

海陆风

陆地表面与海水表面之间存在温差,原因是白天和夜晚陆地和海水有不同的冷却速度,而其中尤以白天的效果最强烈。这种效应会与更多地域性压力驱使效应相叠加而产生影响。

 

 

 

 

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  山谷风和暴风

在白天,山顶处的薄气层被迅速加热上升,形成上坡气流并在午间达到最强。此种被称为谷风或上坡风。

在晚上,较高的山坡处冷却较快,这些寒冷的空气形成一个局部高压区。因此产生的压力梯度促使微风沿山坡向下进入山谷。这种气流在日出前达到最强,称为山风。

冰川风

在陡峭多面积雪覆盖着大面积高地的山区,低温山风很强,称之为冰川风。其出现在相关高纬度山区。比较为人熟知的是在欧洲亚得里亚海海岸的季节性东北冷风博拉以及法国里维埃拉地区的西北风。这种风的成因是重力引起的下坡风的结果。

重力波

另一种发生在世界某些地方的下坡风产生的原因不同于受重力的空气流泄而使产生于固定的重力波。重力波引起向下的动量通量而将强烈的上层气流带至地表。在落基山脉东部山坡处的西风气流就是这种现象,但在非山区也可以发现类似现象,比如美国的中西部和南部。

夜间周期急流

另一个在美国大平原以及向下延伸至科罗拉多州和德克萨斯州的区域内影响风的重要现象是夜间低水平急流。急流现象在中国也曾被观察到,其在春夏时期相当明显。急流在美国被证实具有产生高速风和急促的垂直风型,而这些风所在区域正是风轮机夜间工作时所在的大气层。

峡风

峡风是在山区会观察到的一种现象。在加州的阿尔塔忙特隘口,其位于加州贝科菲尔德南部的蒂哈查皮山脉,哥伦比亚峡谷以及巴尔特地峡均可观察到此现象。峡风自身的两面具有强压差,于是它会寻找一个缺口或隘口并呈漏斗状剧烈地通过.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

参考文献:

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4. European Windstorms and the North Atlantic Oscillation: Impacts, Characteristics, and Predictability

Editor: David L. Malmquist, Risk Prediction Initiative, Bermuda Biological Station for Research, Inc.

参考文献作者:

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Tim Hewson, UK Meteorological Office/University of Reading, UK

David Malmquist, RPI/BBSR

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Jean Palutikof, Climatic Research Unit, University of East Anglia, UK

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