氣候變暖背景下中國地面風速變化研究進展

丁一匯 李 霄 李巧萍

1)(中國氣象科學研究院， 北京 100081)

2)(中國科學院大學， 北京 100049)

3)(國家氣候中心， 北京 100081)

4)(中電投電力工程有限公司， 上海 200233)

引 言

作為可再生能源的重要組成部分，風能在世界能源體系清潔化轉(zhuǎn)型過程中發(fā)揮著關鍵作用。中國風能資源開發(fā)潛力大，分布面積廣，近年來發(fā)展迅速。截至2018年底，風電累計裝機容量達1.84×108kW，成為我國第三大電力來源[1]，未來仍將是清潔能源發(fā)展的重點。但大量研究表明：近幾十年中國多數(shù)地區(qū)地面風速總體上呈減弱趨勢[2-10]，地面風速減小對風能資源開發(fā)將產(chǎn)生重大影響[11]，因此，有必要研究其成因和未來變化趨勢。

關于中國地面風速減小可能原因的研究，主要從自然和人類強迫兩個方面展開。王遵婭等[2]認為冬季顯著增暖導致中國寒潮發(fā)生頻率和強度減弱，另外，中國大陸氣壓的增加，減小了與西伯利亞高壓的氣壓差，也使得冬季風減小。江瀅等[3]認為亞洲緯向環(huán)流加強、經(jīng)向環(huán)流指數(shù)減弱，導致東亞季風減弱，是中國平均風速減小的主要原因。除上述原因外，趙宗慈等[12]還論述了南海季風、南亞季風減弱趨勢的影響，以及溫帶氣旋和西北太平洋臺風呈減少趨勢等可能原因。李艷等[13]通過對中國地面觀測資料和NCEP/NCAR再分析資料中風功率密度長期變化趨勢差異的比較(OMR方法), 提出人類活動導致的下墊面變化是中國陸地地面風能變化的主要原因。查進林[14]也采用OMR方法定量評估了中國地面風速受土地利用影響的程度，認為城市化率每增加10%，相應地區(qū)的風速將降低約0.11 m·s-1。劉學鋒等[15]發(fā)現(xiàn)城市化和觀測環(huán)境改變對河北地面風速變化貢獻約為25%。

近百年來，全球氣候持續(xù)變暖成為氣候變化的主要特征[16]，根據(jù)世界氣象組織發(fā)布的《2016年全球氣候狀況聲明》，2016年全球地表平均溫度比1961—1990年平均值(14.0℃)高出0.83℃，從20世紀80年代中期開始，全球表面平均溫度以0.2℃/(10 a) 左右的速率上升。亞洲陸地表面溫度的上升趨勢與全球一致，升溫速率達0.28℃/(10 a)。而過去幾十年，中國地面風速的變化與地面溫度具有較好的負相關關系[17]，在空間分布上，這種負相關也有明顯體現(xiàn)，中國變暖最明顯的40°N以北地區(qū)[18]，年平均風速、大風日數(shù)、沙塵日數(shù)的減小最多，而變暖較弱的西南地區(qū)，其年平均風速減小較少[3，9，19]。氣候變暖和中國地面風速減弱之間是否有直接聯(lián)系，以及氣候變暖背景下，影響地面風速的主要因素發(fā)生的變化值得探討，本文對近年來國內(nèi)外的相關研究成果進行了梳理，著重闡述海陸熱力-氣壓差異、東亞季風變率和相關氣候因子的改變?nèi)绾斡绊懙孛骘L速變化，從而揭示中國地面風速的長期變化特征和主要原因以及未來可能的變化趨勢，為風能資源的可持續(xù)開發(fā)提供參考。

1 中國地面風速的變化特征

1.1 總體趨勢

近幾十年來，中國地面風速總體呈減弱趨勢，該特征被國內(nèi)外眾多研究所揭示(表1、圖1)。盡管不同研究所用觀測臺站數(shù)不同，研究時間段也有一定差異，但中國地面風速減小的趨勢一致，全國平均減小速率為0.1～0.22 m·s-1/(10 a)，部分區(qū)域可達0.29 m·s-1/(10 a)。圖1給出了1961—2016年中國平均風速變化距平(相對于1971—2000年)?？梢姡孛骘L速的減弱趨勢上，疊加了顯著的年代際波動，20世紀60年代到80年代初期風速為正距平，之后轉(zhuǎn)為負距平。Guo等[20]研究顯示，1990年風速下降速率發(fā)生了轉(zhuǎn)折，之后的下降速率明顯變??；Lin等[21]將風速變化趨勢分為1960—1973年(上升)、1974—2001年(下降)、2002—2009年(變化趨勢不顯著)3個階段。

表1 近幾十年中國年平均地面風速變化研究結(jié)果統(tǒng)計

圖1 1961—2016年中國地面氣象站10 m高度年平均風速距平[22]

1.2 空間分布

從空間分布看，風速減小體現(xiàn)在中國大部分區(qū)域，但空間差異明顯[20]。其中，內(nèi)蒙古中西部、黑龍江西南部、遼寧西南—河北東北部、甘肅西北部—青海北部、新疆天山地區(qū)和南部等北方地區(qū)、浙江與福建沿海以及西藏的東南部風速降幅大[20]，西北地區(qū)東部、黃淮及長江中下游地區(qū)降幅較大，西南和華南降幅低于全國平均水平[2]，降幅最小的是四川盆地[20]、長江中上游地區(qū)[6]，而云南中西部、重慶南部、貴州西南部、廣西西部、甘肅南部等局部地區(qū)則存在風速增加的情況，多數(shù)區(qū)域位于西南[25]。

從海拔高度看，地面風速變化速率與海拔高度呈正相關，在風速增加階段，高海拔地區(qū)風速增加速率高于低海拔地區(qū)，在風速減弱階段，其減弱速率也高于低海拔地區(qū)。這說明地表風速對地形高度的變化更為敏感[21]。

1.3 季節(jié)變化

從季節(jié)分布看，中國地面風速減小在4個季節(jié)均有體現(xiàn)，但存在明顯差異，總體上春季、冬季風速下降趨勢高于夏季、秋季[2]。其中，春季下降速率最高，達0.21 m·s-1/(10 a)；冬季次之，為0.19 m·s-1/(10 a)，夏季降幅最低，僅為0.15 m·s-1/(10 a)[20](圖2)。

從不同風速段變化情況看，地面各風速段在全年均有下降，但高風速段下降更顯著，風速較高的冬春兩季，下降程度也較高[20]。Jiang等[27]對最大風速變化趨勢的研究顯示：春季最大風速的下降幅度最高，達到1.34 m·s-1/(10 a)，相應地，陣風與寒潮日數(shù)、沙塵暴次數(shù)也有所減少。

圖2 1969—2005年中國季節(jié)平均地面風速時間演變(1990年為變化趨勢分界點，數(shù)據(jù)源自文獻[20])

2 中國地面風速變化原因

風的本質(zhì)是大氣的運動，從動力學角度看，驅(qū)動力和阻力的改變是導致風速變化的關鍵因素[28]。

2.1 地面拖曳力的增加

地面拖曳力的增加主要是由于下墊面(地表粗糙度)的改變，目前對風速減弱的研究主要集中在土地利用和城市化的影響。陳練[24]采用城市站和鄉(xiāng)鎮(zhèn)站風速變化速率的差值，計算得到中國大中城市地區(qū)的城市化對風速減弱的貢獻率約為18%。鄭祚芳等[29]采用經(jīng)驗正交函數(shù)分析(EOF)方法對近40年北京20個氣象站地面風速資料進行了分析，結(jié)果表明：方差占比為27.1%的第2模態(tài)與站點下墊面以及和市區(qū)的距離有關，即反映了下墊面改變的影響。

值得注意的是，氣候變暖促使全球中高緯度地區(qū)植被覆蓋率上升，導致地表粗糙度增加，也是造成地面拖曳力增加的重要原因。Myneni等[30]采用NOAA高分辨率氣象衛(wèi)星數(shù)據(jù)AVHRRs的分析表明：包括中國北部、西伯利亞東北部在內(nèi)的全球45°～70°N緯度帶歸一化植被指數(shù)(NDVI)在1981—1991年上升速度高于全球其他緯度地區(qū)，而該地區(qū)同期地表溫度上升，尤其是冬季和春季，這與前述風速減弱區(qū)域和季節(jié)減弱程度具有較好的一致性。張學霞等[31]研究也表明:1982—1999年中國植被呈增加趨勢的區(qū)域約為68.1%，且這些區(qū)域和前述溫度上升及風速減小的區(qū)域也有較高的重合度，尤其是35°～40°N緯度帶。

但鄭祚芳等[29]研究表明：方差占比為60.2%的第1模態(tài)與站點下墊面以及和市區(qū)的距離基本無關，所有站點資料的變化趨勢具有較高的一致性，反映了氣候系統(tǒng)內(nèi)在變化因素的影響。另外值得注意的是，1990年前后中國地面風速變化速率發(fā)生了轉(zhuǎn)折，雖然1990年以后中國城市化進程明顯加速，風速下降速率卻減小了[20]。這說明地面風速減弱趨勢雖與下墊面改變造成的拖曳力增加有關，但大氣環(huán)流驅(qū)動力的減弱才是主導性因素。

2.2 氣候變暖對氣壓/熱力梯度力的影響

氣壓梯度力作為風的主要驅(qū)動力，其變化和地面風速存在明顯的相關性。Zhang等[25]的研究顯示：東北亞850 hPa位勢高度距平與北方地面緯向風在全年勻呈顯著負相關，其中秋季相關系數(shù)達到-0.725；中國南方與北方位勢高度差距平和經(jīng)向風在全年也呈顯著負相關，在夏季與南方地面緯向風相關尤為顯著，相關系數(shù)達到0.649。

氣候變暖背景下，氣壓梯度力在過去幾十年出現(xiàn)了明顯的減弱。Guo等[20]通過850 hPa地轉(zhuǎn)風研究氣壓梯度力變化，發(fā)現(xiàn)1969—2005年其秋季平均變化趨勢為-0.059 m·s-1/(10 a)，冬季為-0.098 m·s-1/(10 a)。探空資料和再分析資料印證了這一點，張愛英等[32]采用1980—2006年全國119個探空站14個等壓面的月平均風速，分析了我國高空對流層風速變化的時間和空間特征,發(fā)現(xiàn)對流層中下層總的風速變化趨勢為-0.1 m·s-1/(10 a)。趙佳瑩等[33]利用1980—2008年中國103個探空站資料和多種再分析資料，也發(fā)現(xiàn)大部分地區(qū)對流層下層、中層和高層平均風速存在減弱趨勢，且速率與Guo等[20]計算結(jié)果基本一致。

氣壓梯度力的變化主要由熱力梯度變化導致，兩者相關系數(shù)達0.88[21]。由于比熱容的不同，陸地相對海洋對氣候變暖的響應程度更高，這導致過去幾十年東亞大陸與西太平洋間的冬季海陸熱力差異的變率整體上發(fā)生了減弱，為了證實這一點，賀圣平[34]引入了一個海陸熱力差異指數(shù)，其定義為東亞大陸范圍內(nèi)表面溫度的區(qū)域平均與西太平洋范圍內(nèi)海表溫度異常的區(qū)域平均值之差。該指數(shù)的年際變化和滑動標準差在20世紀90年代中期前有明顯的減弱過程。另外，楊明等[35]對1957—2000年中國東部地區(qū)和附近海域850 hPa夏季海陸溫差的分析，以及李霞等[36]對南海與中國大陸的溫差分析也均顯示為遞減趨勢。

另外，歐亞大陸高緯度地區(qū)和低緯度地區(qū)變暖程度也存在差異，中國高緯度、低緯度地區(qū)間的500 hPa 位勢高度差以及溫度差的年際變率與高空觀測風速、地面風速的變化趨勢同步[21]，且與上述海陸熱力差異變率也基本一致。Xiong等[37]的研究也反映了高緯度與低緯度間變暖程度的差異導致的西北風減弱，1961—2005年秋季50°N以北的西伯利亞地區(qū)氣候變暖顯著，其地面溫度為正距平，而50°N以南區(qū)域升溫相對較低，尤其是蒙古南部和中國內(nèi)蒙古北部地區(qū)及塔里木盆地、中國西南部區(qū)域的地面溫度為負距平，同期50°N以北地區(qū)的海平面氣壓場為負距平而以南地區(qū)為正距平，南北向氣壓梯度下降，由于中國秋季主要盛行西北風，導致風速減弱。

海陸熱力差異、南北熱力差異同時減小，無疑會造成東西向和南北向氣壓梯度力的同步減弱，進而減弱地面風速。Zhou等[26]對1979—2015年京津冀地區(qū)冬季7個小風年的研究驗證了這個結(jié)論。小風年期間歐亞大陸地表溫度在高緯度地區(qū)呈正距平，低緯度區(qū)域呈中性或負距平，同時，熱帶中東太平洋和北太平洋海表溫度為正距平，而熱帶西太平洋海表溫度為負距平，導致陸地和海洋間的熱力梯度減弱。從海平面氣壓場以及500 hPa位勢高度場的響應發(fā)現(xiàn)，歐亞大陸高緯度和中緯度地區(qū)間(南北向)，以及烏拉爾山脈地區(qū)與中國東北—日本海區(qū)域(東西向)的氣壓差均減小[26]，兩種情形分別造成北風和西風的減弱。

這些研究充分揭示了熱力梯度-氣壓梯度-地面風速之間的同步關系，說明氣候變暖背景下，對流層低層熱力/氣壓梯度力的變化作為主要驅(qū)動力的減弱，是導致地面風速減弱的關鍵因素。

2.3 東亞季風的變化

中國位于典型季風區(qū)，地面風速變化很大程度上由東亞季風決定。季風主要受陸地和海洋之間的氣壓/熱力梯度驅(qū)動，因此，季風區(qū)地面風速的變化與溫度變化有必然聯(lián)系，氣候變暖背景下東亞季風發(fā)生了怎樣的變化，進而影響地面風速，是人們關注的焦點。

從季節(jié)分布看，冬春兩季地面風能資源占全年的59%[38]，則首先討論東亞冬季風變化。從低層風場看，東亞冬季風主要表現(xiàn)為亞洲東部中高緯度地區(qū)強勁的西北風和低緯度地區(qū)的東北風[18]，在過去幾十年，東亞冬季風年代際變化特征十分顯著[39]。

對比東亞冬季風和中國地面溫度、地面風速的時間序列，存在兩個明顯的共同點：一是1985年前后，之前季風整體偏強、溫度偏低、風速偏高，之后季風轉(zhuǎn)為偏弱、溫度偏高、風速偏弱；二是2005年前后，季風又開始偏強，溫度雖然偏高但冬季升溫速率趨緩，風速仍偏弱但降低趨勢不再明顯。另外，值得注意的是，東亞冬季風從1990年開始，雖然仍為負距平(至2005年前后)，但變化趨勢發(fā)生了轉(zhuǎn)折，開始由弱變強，中國冬季地面風速的變化對此也有響應，1990年之后的減弱速率明顯降低[20]。

這種現(xiàn)象說明兩個問題：一是冬季氣溫長期的變暖趨勢上疊加的年代際的波動和東亞季風的波動具有較高的反相性，即冬季風的強弱與溫度的變化整體上呈負相關[40]，邵鵬程等[41]對22個冬季風指數(shù)和中國160個站1948—2009年冬季平均氣溫進行相關分析的結(jié)論與此相同，施曉暉等[42]采用區(qū)域氣候模式進行敏感性試驗的結(jié)果也表明，東亞冬季風的年代際減弱可能與東亞大陸東部的年代際增溫有關。二是東亞冬季風雖然和中國冬季地面風速的變化走勢不完全一致，但仍有顯著影響。

東亞夏季風在20世紀60年代中期和70年代末分別發(fā)生了兩次減弱，并一直持續(xù)到90年代中期，90年代中期后有所增強，但總體仍處于較弱的狀態(tài)[43-44]，與地面風速表現(xiàn)出較為一致的變化趨勢。與冬季風不同的是，夏季風的減弱普遍被認為和全球變暖沒有直接聯(lián)系，而主要是自然的氣候變化過程[43-45]。

多數(shù)研究認為，全球變暖對東亞夏季風起增強作用[46-48]。一方面，由于陸地對氣候變暖的響應比海洋更顯著，海陸熱力差異增加，會增強夏季風環(huán)流；另一方面，由于北半球增暖強于南半球，也會影響北半球夏季跨赤道氣流的強度，從而增強東亞夏季風。此外，北極增暖和海冰融化會減小北半球和中緯度地區(qū)間的經(jīng)向氣壓梯度和熱力梯度，導致中緯度地區(qū)西風急流減弱，經(jīng)向環(huán)流加強，也有利于東亞夏季風增強[49]，但上述增強作用被自然減弱周期所掩蓋。

最近有研究發(fā)現(xiàn)，氣溶膠對東亞季風的減弱也有貢獻，與溫室氣體有利于低層環(huán)流增強不同，氣溶膠對低層環(huán)流主要起減弱作用，這是由于氣溶膠引起的地表冷卻效應減小了海陸溫差[49]以及位能和動能相互轉(zhuǎn)化的影響[50]，Liu等[51]研究也表明，北半球硫酸鹽氣溶膠排放可能是導致東亞夏季風空前減弱的主要因素。

2.4 氣候因子的變化

中國地處歐亞大陸東部，東臨太平洋，由于海洋的比熱容大于陸地，獲得和失去熱量比陸地要慢，冬季蒙古—西伯利亞陸地迅速降溫，氣流下沉形成西伯利亞高壓。而此時低緯度地區(qū)和海上溫度相對較高，氣壓相對較低，由此形成的氣壓梯度力是東亞冬季風的主要驅(qū)動力，其指數(shù)相關性達到了0.8[52]。在氣候變暖背景下，西伯利亞高壓指數(shù)在1970—2003年整體為負距平，其位置顯著東移，這種變化在過去至少400年沒有出現(xiàn)[53]，另外，西伯利亞高壓面積異常和冬季北半球平均陸面溫度的年代際分量變化有關，面積偏小時往往對應著溫度偏高[54]。分析表明：西伯利亞高壓和地面經(jīng)向風的相關性在春季、秋季、冬季都非常顯著，其中冬季最高，達到-0.745(春季和秋季分別為-0.575和-0.663)，但與地面緯向風相關性較弱，因此，西伯利亞高壓對中國地面風速的影響主要體現(xiàn)在冬半年的北風，1958—2015年西伯利亞高壓總體變化趨勢為-0.069 m·s-1/(10 a)，對應北風的變化趨勢為-0.021 m·s-1/(10 a)[25]。

北極濤動(Arctic Oscillation，簡稱AO)指數(shù)由海平面氣壓場EOF第1模態(tài)系數(shù)定義，其強度變化與北半球中高緯度西風帶以及中高緯度地區(qū)冬季溫度密切相關[55]。分析表明：AO主要是通過影響35°N以北地區(qū)的表面溫度、海平面氣壓和500 hPa東亞大槽，進而影響東亞冬季風[38]。35°N以北東亞地區(qū)的地表溫度和AO指數(shù)呈明顯的正相關，因此，氣候變暖往往對應著AO指數(shù)偏強，而AO指數(shù)和中國區(qū)域平均風速的年際變化具有很好的反相關系，這主要是由于AO能夠調(diào)制北極地區(qū)近地面冷空氣的運動，在AO負位相且指數(shù)下降階段，極地近地面冷空氣影響歐亞大部分地區(qū)，隨著冷空氣東移可直接影響中國東北地區(qū)和寒潮關鍵區(qū)，西伯利亞地區(qū)冷空氣堆積，加強了西伯利亞高壓，東亞大槽加強加深，這種天氣系統(tǒng)配合可誘發(fā)寒潮大風天氣[56]。而AO指數(shù)偏強的年份，東亞西風急流的強度偏弱，東亞中高緯度地區(qū)北風偏弱，東亞冬季風偏弱，中國地區(qū)同期地面風速易偏小[24]。

太平洋年代際振蕩(Pacific Decadal Oscillation, 簡稱PDO)是與ENSO形態(tài)類似的氣候變化模態(tài)，其周期約為20～30年，PDO指數(shù)采用20°N以北太平洋海表溫度距平的第1特征向量定義[57]。PDO指數(shù)在冬季和阿留申低壓、蒙古高壓存在同步“蹺蹺板”變化，緯向海陸氣壓差也相應發(fā)生變化，因此，PDO與東亞冬季風的強度變化具有密切關系[58]。冬季PDO指數(shù)與低通濾波的東亞冬季風指數(shù)的相關系數(shù)為-0.55(圖3)，同時與中國冬季大部分站點氣溫呈正相關[39]。PDO的冷暖位相轉(zhuǎn)換對東亞冬季風年代際變率也具有顯著影響，20世紀70年代中期，PDO由冷位相向暖位相轉(zhuǎn)換，北太平洋海表溫度減弱，熱帶東太平洋和南印度洋海表溫度升高，東亞冬季風減弱[59]，并一直持續(xù)至1990年前后。研究表明：PDO和北大西洋多年代尺度振蕩(AMO)的協(xié)同作用是東亞夏季風30～40年周期振蕩的主要驅(qū)動因素，20世紀60—70年代PDO和AMO分別由冷位相和暖位相向暖位相和冷位相轉(zhuǎn)換，東亞夏季風發(fā)生了年代際減弱，而90年代末情況相反[43，60]。另外，PDO的位相轉(zhuǎn)換對全球變暖速率有明顯的影響，當處于冷位相時，氣候變暖趨緩或停滯，而在暖位相時，氣候變暖則會加速[61]。

圖3 1951年以來東亞冬季風指數(shù)與冬季北太平洋年代際振蕩指數(shù)的時間序列[39]

3 中國未來地面風速變化趨勢

相對于過去幾十年中國地面風速的變化事實，人們更加關心未來的變化趨勢，目前主要是通過改變氣候模式中的排放情景進行預估。江瀅等[70]采用CMIP5(CMIP3)的23(19)個模式等權(quán)重集成，對2006—2100年近地層年平均風速變化趨勢進行了預估。結(jié)果表明：中國年平均風速減小的程度隨溫室氣體排放濃度增加而增加，同時預估風速減小的模式數(shù)量也隨之增多(表2)。從季節(jié)分布看，在RCP8.5情景下，21世紀春季、秋季、冬季中國平均風速均呈減小趨勢，而夏季上升；在RCP2.5/4.5情景下，秋季、冬季為減小趨勢，春季、夏季為上升趨勢。Xiong等[37]研究也表明未來秋季風速呈減小趨勢，其使用110 km水平分辨率的BCC-CSM1.1m模式對2018—2100年中國地面風速的模擬顯示，在RCP4.5和RCP8.5情景下，未來中國北方秋季風速呈下降趨勢，其中RCP8.5情景下更為顯著。

氣候變暖背景下，并非所有地區(qū)的風速都呈減弱趨勢，不同地區(qū)在不同時間尺度上的表現(xiàn)存在較大差異， Karnauskas等[77]采用CMIP5中的10個全球模式，分別在RCP4.5和RCP8.5兩種排放情景下，對全球范圍內(nèi)風能資源未來的變化情況進行了模擬，發(fā)現(xiàn)21世紀(2020—2040年、2080—2100年)北半球中緯度地區(qū)的風速可能會降低，如日本、蒙古、北美、地中海地區(qū)，而熱帶地區(qū)和南半球則會增加，如巴西、澳大利亞、西非、南非等地區(qū)。

表2 多模式集合預估2006—2100年中國季節(jié)平均和年平均風速的變化趨勢(單位：m·s-1/(100 a))[70]

4 氣候變化對風能資源開發(fā)的影響

作為風電行業(yè)的“燃料”，風速降低必將對風能資源開發(fā)產(chǎn)生重大影響。首先是資源開發(fā)潛力下降，Sherman等[38]利用1979—2015年MEERA再分析資料對中國風能資源開發(fā)潛力的變化情況進行了較為細致的量化分析，并采用金風1.5 MW風電機組功率曲線將地面以上80 m高度可開發(fā)風能資源轉(zhuǎn)化為發(fā)電量，結(jié)果表明：中國總體上風能潛力呈下降趨勢(圖4)，分區(qū)域(表3)看，中國北方和東部沿海等風能開發(fā)較為集中區(qū)域降幅較高，其中內(nèi)蒙古西部和甘肅北部的部分地區(qū)達到15%～17%。

1971—2007年各季節(jié)風能密度均呈下降趨勢，但速率有所不同，其中春季最高，為9.3 W·m-2/(10 a)，冬季為8.2 W·m-2/(10 a)，秋季為6.1 W·m-2/(10 a)，夏季最小，為4.4 W·m-2/(10 a)[24]。

風能資源潛力的下降必然影響風電技術發(fā)展和風電開發(fā)策略。首先，低風速風電機組將繼續(xù)迅猛發(fā)展，采用更大的單位千瓦掃風面積和更高的塔筒，設計更高氣動效率的葉片及智能化控制系統(tǒng)，可有效提高風能利用效率，在役風場對葉片延長等技術的需求會進一步增加。其次，優(yōu)先選擇資源豐富的區(qū)域建設風場有助于獲得更高的收益，但同時也需要充分評估氣候變化對未來25年發(fā)電量的影響，以降低長期運營風險，如2009年建設的甘肅酒泉風電基地，由于對風速減弱估計不足，以及限電因素的疊加影響，項目投產(chǎn)后未達到設計收益水平。而對于低風速風電場，這種風險評估更為重要。因此，風資源評估和選址技術需要由靜態(tài)的空間分布研究向空間分布與時間變化并重的方向發(fā)展，這有助于投資決策階段財務內(nèi)部收益率(IRR)的精確計算，該指標是風電場投資決策主要依據(jù)，通常情況下，IRR達到8%～12%，項目才能通過投資決策。當電價一定時，發(fā)電量和初始投資對IRR影響最大[78]，其中發(fā)電量在主要風速區(qū)間內(nèi)與風速的三次方成正比，風速變化幅度與IRR接近1:1。但目前在設計階段，氣候變化導致的發(fā)電量不確定性通常只按照3%考慮[79]，存在較大的低估風險。因此，國外的通常做法是引入發(fā)電量置信率的概念，對IRR進行修正，由于技術水平的限制，置信率一般取P90和P75等標準值[78]，未進一步細化，如果能夠?qū)︼L資源長期變化進行更準確的評估，則置信率的取值依據(jù)將更科學，項目的風險評估也將更可控。

圖4 1979—2015年中國風能開發(fā)潛力變化趨勢[38]

表3 1979—2015年中國風電裝機量較大地區(qū)風能潛力變化幅度[38]

5 結(jié)論和討論

本文梳理了近年來關于中國地面風速變化方面的研究成果，對中國地面風速總體減弱的趨勢進行了分析，討論了氣候變暖條件下，中國地面風速降低的原因，在此基礎上對未來風速變化預測情況進行了論述，并分析了風速變化對風能資源開發(fā)的影響。得到以下主要結(jié)論：

1) 過去近50年中國地面風速、對流層低層風速整體上呈下降趨勢，其中地面風速下降大于高空，地面高風速段下降幅度大于低風速段；風速變化存在明顯的區(qū)域和季節(jié)差異，中國北方的大部分地區(qū)和東南沿海等地減弱幅度較大，西南地區(qū)減弱幅度較小；春季減弱幅度最大，夏季最小。

2) 氣候變暖背景下，熱力梯度、氣壓梯度、地面風速之間存在同步變化關系，說明對流層低層熱力/氣壓梯度力作為主要驅(qū)動力，其減弱是導致地面風速減弱的重要因素。

3) 地面風速的變化和東亞季風密切相關，年代際尺度上，西伯利亞—蒙古地區(qū)地面溫度升高大于西太平洋，西伯利亞高壓和海陸氣壓梯度力的減弱是導致東亞冬季風減弱的重要原因，另外AO與PDO等氣候因子也具有顯著影響。PDO和AMO的協(xié)同作用是東亞夏季風在20世紀70年代發(fā)生減弱的主要因素。年際尺度上，ENSO是影響東亞季風變化的重要因子。因此，季風變率是不同時間尺度影響因子協(xié)同作用的結(jié)果，地面風速的變化也表現(xiàn)為多尺度變率的特征。

4) 基于不同排放情景條件的數(shù)值模擬研究顯示：21世紀東亞冬季風輕微減弱或趨勢不明顯，夏季風有所增強，但在空間和季節(jié)分布上均存在較大差異。地面風速的這種減弱趨勢對風能開發(fā)潛力、投資策略、技術開發(fā)均可產(chǎn)生顯著影響，未來風速的變化趨勢和空間分布特征值得深入研究。

影響地面風速變化的因素較多，本文總結(jié)的研究內(nèi)容主要集中在熱力/氣壓梯度和東亞季風的變化，雖然多數(shù)研究成果認為氣候變暖在過去幾十年對東亞冬季風起減弱作用，但2000年后，北極變暖和海冰融化增加了準定常烏拉爾阻塞的發(fā)生頻率，使歐亞中緯度地區(qū)溫度出現(xiàn)負距平，對北半球冬季變暖起到了“冷卻”作用，反而可能增強東亞冬季風[82]。有學者提到，對季風未來變化的模擬存在較高的模式和指數(shù)依賴[46]，且模式間存在較大的偏差[74]，模式的分辨率也具有顯著影響[72]，因此，對未來的預估還存在較大的不確定性。

氣候因子變化、城市化和土地利用、氣溶膠效應等因素本身也具有高度的復雜性，且與地面風速變化直接相關的研究有限，需進一步探討。另外，隨著風電裝機規(guī)模的快速增加，中國已經(jīng)形成了7個千萬千瓦級別的風電基地，單個基地的空間分布達上百千米，且未來規(guī)劃的規(guī)模更加宏大，這不僅會改變地表粗糙度，也將對大氣的能量收支產(chǎn)生一定影響，其局地氣候效應也值得關注。