1.1 风
1.1.1 风的形成
地球被一个数公里厚的空气层包围着，地球上的气候变化是由大气对流引起的。大气对流层相应的厚度约可达12km，由于密度不同或气压不同造成空气对流运动。水平运动的空气就是风，空气流动形成的动能称为风能，风能是太阳能的一种转化形式。太阳辐射造成地球表面受热不均，引起大气层中压力分布不均，在不均压力作用下，空气沿水平方向运动就形成风。风的形成是空气流动的结果。
空气运动主要是由于地球上各纬度所接受的太阳辐射强度不同形成的。赤道和低纬度地区，太阳高度角大，日照时间长，太阳辐射强度大，地面和大气接受的热量多、温度较高；高纬度地区，太阳高度角小，日照时间短，地面和大气接受的热量少，温度低。这种高纬度与低纬度之间的温度差异，形成了南北之间的气压梯度，使空气做水平运动，风沿垂直于等压线的方向从高压向低压吹。地球自转，使空气水平运动发生偏向的力，称为地转偏向力。这种力使北半球气流向右偏转，南半球气流向左偏转，所以地球大气运动除受气压梯度力外，还要受地转偏向力的影响。大气真实运动是这两种力综合影响的结果。如图1-1所示。
图1-1 地球表面风的形成和风向
地面上的风不仅受这两种力的支配，而且还受海洋、地形的影响。山坳和海峡能改变气流运动的方向，还能使风速增大；而丘陵、山地摩擦大，使风速减小；孤立山峰因海拔高而使风速增大。
由于地球自身产生的复合向心加速度的阻碍作用，也产生从高向低压区的对流。这种加速度由地球的自转产生，而且它在地球表面开始，垂直于运转方向，北半球向右，南半球向左。从卫星云图的旋涡云图可看出，气体对流是沿一个螺旋轨道旋转运行的。风在高空中，气压相等的线（等压线）相互平行，而近地层由于地表摩擦，风速下降，复合向心加速度的作用变得很小。地面上风向随着高度的变化大约是30°，地转风向左旋转。由于海面平滑，摩擦力小，方向的偏转也就小，降低到约10°。不同气压产生的对流，主要反映为地面偏转风。海面涡流图可以表示出其涡流较长，比陆地风速高，特别情况时出现涡流暴，达到极点而产生相当大的风速。
不仅这种高度空间上的对流产生可利用的风，而且由于地区受热不同，也产生地区风，典型的情况是山谷风。由于山谷与山脊受热不同，即加热与冷却速度不同，也会产生风。海平面与陆地之间的加热和冷却速度不同，也产生海陆风。
在有海陆差异的地区，海陆差异对气流运动也有影响。冬季，大陆比海洋冷，大陆气压比海洋高，风从大陆吹向海洋；夏季相反，大陆比海洋热，风从海洋吹向内陆。这种随季节转换的风，称为季风。
有海陆差异的地区，白昼时，大陆上的气流受热膨胀上升至高空流向海洋，到海洋上空冷却下沉，在近地层海洋上的气流吹向大陆，补偿大陆的上升气流，低层风从海洋吹向大陆，称为海风；夜间（冬季）时，情况相反，低层风从大陆吹向海洋，称为陆风。
在山区，由于热力原因引起的白天由谷地吹向平原或山坡，称为谷风；夜间由平原或山坡吹向谷地，称为山风。这是由于白天山坡受热快，温度高于山谷上方同高度的空气温度，坡地上的暖空气从山坡流向谷地上方，谷地的空气则沿着山坡向上补充流失的空气，这时由山谷吹向山坡的风，称为谷风。夜间，山坡因辐射冷却，其降温速度比同高度的空气较快，冷空气沿坡地向下流入山谷，称为山风。
局部地区，例如，在高山和深谷，白天，高山顶上空气受到阳光加热而上升，深谷中冷空气取而代之，因此，风由深谷吹向高山；夜晚，高山上空气散热较快，于是风由高山吹向深谷。如在沿海地区，白天由于陆地与海洋的温度差而形成海风吹向陆地；反之，晚上陆风吹向海上。
1.1.2 风向与风速
风向和风速是描述风特性的两个重要参数。风向是指风吹来的方向，如果风是从北方吹来，就称为北风；风从东方吹来，就称为东风。风速是表示风移动的速度，即单位时间空气流动所经过的距离。
风向和风速随时、随地都不同，风随时间的变化包括每日的变化和各季节的变化。季节不同，太阳和地球的相对位置就不同，地球上的季节性温差，形成风向和风速的季节性变化。我国大部分地区风的季节性变化情况是，春季最强，冬季次之，夏季最弱。当然也有部分地区例外，如沿海温州地区，夏季季风最强，春季季风最弱。
（1）风廓线和风切变律 风速随地面高度变化的曲线称为风廓线，变化规律称为风切变律。风随高度变化的经验公式很多，通常采用“对数公式”（对数风廓线）和“指数公式”（指数风廓线），见式（1-1）和式（1-2）。
对数风廓线 
（1-1）
指数风廓线 
（1-2）
式中，V（Z）为高度Z处风速；Z为离地面高度；Zr为用于拟合风廓线的离地面标准高度；Z0为粗糙长度；n为风切变指数，经验指数，它取决于大气稳定度和地面粗糙度，其值约为1/2～1/8。
地球上风的方向和速度的时空分布随时都在变，非常复杂。
（2）平均风速的分布 平均风速的分布是用数学概率分布来描述的。它有两种表达方式：一种是概率密度分布，可用来描述平均风速的概率分布；另一种是累积分布函数，可用来描述平均风速的累积分布。此处仅对累积分布函数进行说明，对分布函数求导，就能得出相应的概率密度函数。对于平均风速的累积分布，一般采用威布尔（Weibull）和瑞利（Rayeigh）分布。通常应用瑞利累积分布函数PR（V0）和威布尔累积分布函数PW（V0）。威布尔累积分布函数：
PW（V0）=1-exp［-（V0/C）k］ （1-3）
这里k和C分别为尺度参数和形状参数，C=V0/Γ（1+1/k）
当k=2时，
时，即为瑞利累积分布函数：
PR（V0）=1-exp［-π（V0/2）2］ （1-4）
式中，P（V0）为累积概率函数，也即V<V0的概率；V0为风速（平均风速）；Γ为伽马函数。
（3）风力机设计要求的风况 风力机应设计成能安全承受相应等级定义的风况。风况的设计值需在设计文件中明确规定。
根据载荷和安全条件，风况可分为正常工作期间频繁出现的标准风况和一年或50年一遇的极端风况两种。在所有情况下，都要考虑平均气流与水平面夹角达8°时的影响。
①正常风况
a.风速概率分布特性。风场的风速分布对风力机的设计至关重要，它决定各级载荷出现的频率。对标准等级的风力机，计算设计载荷时，10min平均风速按瑞利分布计算。此时轮毂中心高处风速分布的累计概率分布为：
PR（Vhub）=1-exp［-π（Vhub/2Vave）2］ （1-5）
b.正常风廓线模型。风廓线V（Z）表示平均风速随地高度Z变化的函数关系。对标准级风力机，正常风廓线函数按下式计算：
V（Z）=Vhub（Z/Zhub）a （1-6）
式中，指数a假定为0.2。
c.正常湍流模型。“风湍流”表示10min内平均风速的随机变化。标准级风力机风湍流值由随机风矢量场能谱强度S1（f）表示。湍流纵向分量能谱强度S1（f）由下式表示出：
S1（f）=0.05（σ1）2（Λ1/Vhub）-2/3f-5/3 （1-7）
式中，σ1为纵向风速分量标准偏差特性值，由下式给出：
σ1=I15（15m/s+aVhub）/（a+1） （1-8）
湍流尺度参数Λ1由下式计算：
（1-9）
②极端风况 极端风况用于确定风力机的极端风载荷。这种风况包括由暴风造成的风速峰值及风向和风速的变化值。这种极端状况含有湍流潜在影响，在设计计算中仅考虑其中确定的因素。
a.极端风速模型。50年一遇和1年一遇极端风速Ve50和Ve1，应根据参考风速Vref确定。在标准级风力机的设计中，Ve50和Ve1是高度Z的函数，分别用式（1-9）和（1-10）计算：
Ve50（Z）=1.4Vref（Z/Zhub）0.11 （1-10）
Ve1（Z）=0.75Ve50（Z） （1-11）
式中，Zhub为轮毂中心高，假定与平均风向的短期偏离为±15°。
b.极端工作阵风。标准级的风力机N年一遇轮毂高处阵风值VgustN由式（1-12）给出：
（1-12）
式中，σ1为标准偏差，由公式（1-8）计算；Λ1为湍流尺度参数，由公式（1-9）计算；D为风轮直径；β=4.8（一年一遇）；β=6.4（50年一遇）。
周期为N年一遇的风速由式（1-13）确定：
（1-13）
式中，V（Z）由公式（1-6）进行计算；T=10.5s，N=1；T=14.0s，N=50。
c.极端风向变化。N年一遇极端风向变化值θeN用式（1-14）进行计算：
（1-14）
式中，θeN为限定在±180°范围内；Λ1为湍流尺度参数，由公式（1-9）计算；D为风轮直径；β=4.8，N=1；β=6.4，N=50。
N年一遇风向瞬时极端变化θN（t）由式（1-15）给出：
（1-15）
d.极端风速切变。50年一遇极端风速切变应用下列两种瞬时风速来计算。
a）瞬时垂直切变
（1-16）
b）瞬时水平切变4
（1-17）
式中，α=0.2；β=6.4；T=12s；Λ1为湍流尺度参数，由公式（1-9）计算；D为风轮直径；t=0，…，t=T/2。