如何避免垂直风切变的影响？

风的很大一部分是在大尺度上由势能转化成动能而生成的。在边界层之上，没有摩擦力时，这种过程变得尤为重要。而地表附近的风是本地压力梯度（势能)、地表摩擦和由湍流导致的向下动量传导综合作用的结果。

因为紧贴地面的风速一定是0，那么地面对紧贴地面的空气的施加应力就是无限大的。风切变就是这种应力直接导致的结果。随着高度升高而远离地面，应力逐渐减小，而风切变也随之变小。在近地层内部，该过程是单调变化的。由于在大气中这种应力及相关联的动量流是湍动的，因此可以建立起湍流和风切变之间的关系。

在稳定的大气中，可以设想湍流是以涡旋的形式存在，地表附近涡旋大小l取决于距地表距离z:

l=kz （10-12)

经验参数k为卡曼常数，初步实验其值大约在0.3～0.42之间，一般取0.4^[81]。风速作为一种气象因子，被涡旋在其直径范围内混合，风速的垂直梯度就可以写成:

式中u_∗——摩擦速度。

在地表附近，u_∗是湍流动量通量的二次方根，代表在特定大气条件下地表使空气动量减少的程度。根据定义，湍流动量通量在近地层（也叫常表面层或通量层)是常数，即假设地面层摩擦速度不随高度变化。根据式（10-13)可以推导出中性大气稳定度条件下的风轮轮廓线形式:

可见，风速与高度之间遵循对数关系。因此表面层的风轮廓线被称作对数风轮廓线。在进行积分计算需要常数z₀，代表风速为0的真实表面的高度，该高度被称作粗糙度。粗糙度的典型值是平滑水面0.1mm，草地为1cm，树丛和其他植被上为5～10cm，而树林上为0.5m等。如果粗糙度元排布紧密，例如森林，那么应该引用置换高度，意味着地形的高度被虚拟升高了。

在非中性的大气下，湍流涡旋的形状并非完好的圆形和各向同性的，在稳定大气下可以被看作是在水平方向被拉伸了的，而不稳定大气下被垂直拉伸，甚至成柱状。为了能够对表面层的风轮廓线进行满意的理论描述，需要对对数轮廓线进行修正:

式中 Φ——大气稳定度的方程，其参数L本身，即Monin-Obukhov稳定长度，也是大气稳定度的方程。

图10-10展示了大气表面层内风力发电机叶轮圆内不同大气稳定度下的风轮廓线。可见，大气稳定度对叶轮圆内的风切变有着十分显著的影响。

对数风轮廓线多在平均值数据中可以找到，例如年平均风速。但是在任意时刻，尤其是稳定大气情况，风轮廓线几乎不太可能是对数的。因为这种情况下，通量为常数的假设通常是错误的。(www.xing528.com)

因此在风资源工程应用中，通常运用年平均值的计算，而非单独计算每一时间点的情况后再叠加。图10-11为一天中风速在不同高度下变化情况。可见，一天中不同时刻大气稳定度一直在变化，而风轮廓线也在变化，且变化并是非均匀的。

图10-10 大气稳定度对风轮廓线的影响。虚线为中性，实线为稳定，而点画线为不稳定

图10-11 风速在不同高度下的日变化例子。浅色代表夜晚，即稳定大气，深色代表白天，即充分混合的中性或轻度偏不稳定大气

WAsP就是基于这种平均值的思路，对复杂的边界层物理过程进行简化的，这一点在第3章有更为详细的介绍。

图10-12示意了中性和强稳定大气下的风轮廓线。强稳定大气是由于地表附近的空气温度低导致的。

图10-12 地表热通量的简化描述（粗实线为正通量，粗虚线为负通量)，湍流涡旋形状，温度分布（深色为暖，浅色为冷)和风轮廓线（细实线)，左侧为中性，右侧为稳定

除了在叶轮圆内导致不同风切变轮廓线外，正确的评估风切变对测风高度进行垂直外推也十分重要。测风塔高度几乎很难准确捕获低层大气的状态，可能导致进一步的估算错误。因此需要两个不同高度测量温度来计算稳定度，而只有这样才能做更精确的外推。

在实际计算时，应该至少对外推结果进行反复验证，并调整参数设置。例如调整粗糙度值或大气稳定度值，直到两个测风高度之间的外推值符合实测值。

[1]湍流与湍流强度不同，湍流强度，用来评价风速波动部分相对于对应平均风速的波动剧烈程度。

[2]不可压缩流体中一种以重力为恢复力的波。它通常存在于两种不同流体（例如气体和液体)的分界面（即密度的跃变面)上，以表面波形式出现:沿表面传播而沿与表面垂直的方向衰减（所谓不均匀波)。透入表面的深度不超过一个波长，由于这一深度依赖于波长，便导致波的频散。