风 · aiwiki.page

风是地球大气层中空气的整体运动，气象学通常用其相对于地表的水平速度和方向来描述。大气压强的差异使空气加速运动，而行星自转、摩擦和地形则会改变空气的运动。在地球上，太阳加热的不均匀有助于维持大气环流，由此产生的风既包括局地微风，也包括横跨大陆的气流和高空急流。(weather.metoffice.gov.uk)

风通过重新分配热量和水分，将天气与气候联系起来。它还向海洋传递能量，形成波浪，并驱动表层洋流和沿岸上升流。风的地理分布格局反映了全球环流与海岸线、山脉及季节变化之间的相互作用。因此，要理解风，既需要研究空气运动的物理机制，也需要考察特定的大气环境。(weather.metoffice.gov.uk)

风既是一种自然资源，也可能带来灾害。人们利用风航行、做机械功，以及利用这种可再生能源发电；与此同时，强风和气流的突变可能损坏基础设施并干扰航空活动。对风的研究涵盖测量、预报、环境影响，以及对风场格局长期变化的评估。(energy.gov)

定义、术语与尺度

风是地球大气中空气的整体运动。在通常的气象学用法中，这一术语主要指相对于地表的水平气流，以风速和风向来描述。空气的垂直运动则另行描述为上升、下沉、上升气流或下沉气流。在大尺度天气系统中，垂直速度通常小于水平速度，但垂直运动对云的形成和降水十分重要；雷暴中的上升气流是这种常见速度差异的一个显著例外。因此，地面观测报告中的“西风”描述的是水平运动，并不意味着空气运动没有垂直分量。(noaa.gov)

风的速度是一个向量：风速表示其大小，风向表示其方向。在局地地理坐标系中，水平分量通常记作 $u$ 和 $v$ ，前者以向东为正，后者以向北为正；水平风速为 $V=\sqrt{u^2+v^2}$ 。因此，随空间和时间变化的风可以表示为一个向量场，而不是用一个数值来代表整个区域。这种分量表示法也能区分空气实际运动的方向与气象学中标示的风向。例如，风速为 $10\ \mathrm{m\,s^{-1}}$ 的纯西风，其分量为 $u=+10\ \mathrm{m\,s^{-1}}$ 和 $v=0$ ：虽然名称取自西方，空气却向东运动。(eol.ucar.edu)

气象学中的风向表示的是风从哪里来，而不是风吹向哪里。北风从北向南吹，东风从东向西吹，西南风则来自西南方向。风向方位角从地理北（即真北）起，沿顺时针方向计量：东为 $90^\circ$ ，南为 $180^\circ$ ，西为 $270^\circ$ ，北为 $360^\circ$ ，在几何上与 $0^\circ$ 等价。这些方位角描述的是风的来向，因此， $270^\circ$ 的风吹向 $90^\circ$ 方向。明确以哪一种北向为基准很重要，因为真北与磁北并不相同；标准气象报告使用真北。(weather.gov)

瞬时风指某一特定时刻的风况，但仪器读数必然涉及一定的响应时间和采样间隔。平均风是对指定时段内的观测值取平均，以平滑较短时间尺度上的波动。世界气象组织的指南规定，许多业务应用采用两分钟或十分钟的平均值，其中天气尺度观测中的风向采用十分钟平均值。阵风是风速的短暂增强；建议采用的峰值阵风指标是报告时段内最高的三秒平均风速，而不是传感器在任意极短时刻测得的最大值。这些量不能混为一谈。(weather.gov) 相比之下，盛行风向是指定时段内观测到的频次最高的风向。它描述的是出现频率，既不是最强风的风向，也不一定是风矢量平均值的方向，可用于表征一个季节或更长时期的气候记录。(weather.gov)

风涵盖多个空间尺度上的运动。微尺度气流包括小涡旋和障碍物周围的局地扰动；中尺度气流包括海风环流和雷暴系统；天气尺度的风则伴随区域天气图上显示的大范围气压系统。美国国家海洋和大气管理局（NOAA）指出，典型天气尺度系统的水平跨度约为1,000—2,500千米。行星尺度环流超越单个天气系统，涵盖大气的全球风场格局；这些尺度分类描述的是所研究的现象，而不是不同种类的空气。(prod-01-alb-www-noaa.woc.noaa.gov) 大气中的风不同于太阳风，后者是从太阳持续向外流出的带电粒子流。尤金·帕克于1958年提出了太阳风的理论描述：两者名称中的“风”都指整体流动，但太阳风是空间中的等离子体，而非地球大气中的空气。(nasa.gov)

气压梯度与空气运动的动力学

太阳能吸收的不均匀会造成大气温度和密度的差异，从而改变气压分布。在气压相同的条件下，较暖空气的密度较低；因此，在两个气压层面之间，暖空气柱的垂直厚度比冷空气柱更大。即使地面气压起初相同，这种差异也会在高空造成气压差。由此产生的环流会重新分配大气质量：空气柱中的质量若在水平方向上净流出，其地面气压就会降低；若净流入，地面气压就会升高。仅仅加热并不一定会使地面气压降低，因为地面气压主要反映上方空气的重量。(noaa.gov)

气压梯度加速度为

\mathbf a_p=-\frac{1}{\rho}\nabla p,

其中， $p$ 为气压， $\rho$ 为空气密度， $\nabla p$ 表示单位距离内的气压变化。其方向垂直于等压面，指向气压较低的一侧。在等高度图上，只要等值线间隔不变，等压线越密集，就表示水平气压梯度越大。举例计算：若在 $100$ 千米的距离内，气压差为 $4$ 百帕，空气密度为 $1.2\ \mathrm{kg\,m^{-3}}$ ，则产生的加速度约为 $0.0033\ \mathrm{m\,s^{-2}}$ 。这给出的是加速度，而不是预先确定的风速：后续的速度取决于其他力以及空气已有的运动状态。(courses.ems.psu.edu)

地球自转产生了科里奥利效应，使水平运动在北半球向右偏转，在南半球向左偏转。在通常采用的大尺度水平运动近似下，其加速度大小为 $|f|V$ ，其中 $V$ 为风速， $f=2\Omega\sin\phi$ ； $\Omega$ 为地球自转角速度， $\phi$ 为纬度。因此，在速度一定时，这种偏转在赤道处为零，向两极逐渐增强。该加速度垂直于水平速度，只改变运动方向，而不直接提供动能。这一效应以加斯帕尔-古斯塔夫·德·科里奥利命名，他于1835年对其作出了数学描述。(courses.ems.psu.edu)

在远离赤道的地区，如果摩擦较弱，气流近似稳定且沿直线运动，气压梯度加速度与科里奥利加速度就可以近乎相互抵消。这就是地转平衡：风沿等压线吹，而不是直接吹向气压较低的方向；在北半球，低压位于风向的左侧，在南半球则位于右侧。其风速满足 $V_g=|\nabla_h p|/(\rho|f|)$ ，这解释了为什么等压线越密集，通常风也越强。然而，沿弯曲轨迹运动时，空气微团需要大小为 $V^2/R$ 的向内加速度，其中 $R$ 为曲率半径。梯度风近似保留了这一加速度：气压梯度加速度与科里奥利加速度不再相互抵消，两者的合加速度使运动轨迹弯曲。(weather.gov)

在近地面处，地表阻力和湍流动量交换会改变这些平衡。风速减小会使科里奥利加速度减弱，从而使气流出现指向低压一侧的向内分量。因此，近地面风通常绕低压螺旋向内流动，绕高压螺旋向外流动。北半球的气流绕低压逆时针旋转，绕高压顺时针旋转；南半球的旋转方向相反，但向内和向外的分量依然存在。风向与等压线的夹角取决于地表粗糙度、大气稳定度，以及其他偏离理想平衡的因素，并不存在一个普遍适用的固定值。(weather.gov)

这些关系可以用局地水平动量方程表示：

\frac{D\mathbf u_h}{Dt} =-\frac{1}{\rho}\nabla_h p -f\hat{\mathbf k}\times\mathbf u_h +\mathbf F_h.

其中， $\mathbf u_h$ 为水平速度， $\hat{\mathbf k}$ 指向上方， $\mathbf F_h$ 表示摩擦和湍流产生的加速度。物质导数 $D/Dt$ 随空气微团运动，包含微团在移动过程中经历的变化。根据牛顿第二运动定律，右侧各项决定的是加速度，而不是速度本身。地转平衡将左侧近似视为零；梯度风则保留轨迹弯曲所对应的加速度。在垂直方向上，重力通常与垂直气压梯度加速度近乎平衡，但两者之间微小的不平衡仍可产生重要的垂直运动。(courses.ems.psu.edu)

全球环流与盛行风带

三圈环流模型描述的是沿纬度圈平均、并在时间上取平均的大气环流，即纬向平均环流，而不是各个气块始终沿着六个固定的闭合路径运动。在每个半球，热带的哈德莱环流从赤道附近延伸至约纬度30°—40°；费雷尔环流位于中纬度地区，大致介于纬度30°与60°之间；较弱的极地环流则从约纬度60°—70°延伸至极点。它们的边界随季节变化。太阳加热的不均匀性驱动了热量的重新分配，但这三种环流的动力机制有所不同：哈德莱环流包括热带地区的上升运动、高空向极地的流动、副热带地区的下沉运动，以及近地面向赤道的回流。费雷尔环流是热力间接环流，其平均上升运动发生在较冷的极地方向一侧，下沉运动发生在较暖的赤道方向一侧；它主要由输送热量和动量的移动性天气系统维持。极地环流框架描述的是高纬度地区的下沉运动，以及近地面向副极地地区流出的气流。(weather.metoffice.gov.uk)

这些环流的近地面分支对应三个主要的盛行风带。在热带地区，信风从副热带高压带吹向赤道辐合区：北半球从东北吹向西南，南半球从东南吹向西北。因此，两者都具有东风分量，即从东向西的分量。在约纬度30°至60°之间，西风具有从西向东的分量，通常在北半球来自西南，在南半球来自西北。在更靠近极地的地区，极地东风总体上向赤道方向和向西流动。这些风向反映了地球自转造成的气流偏转在两个半球方向相反；“盛行”指的是统计上的倾向，并不表示每个地点或每一天的风向都如此。(oceanservice.noaa.gov)

近地面的辐合和辐散将这些风带与平均气压分布联系起来。东北信风和东南信风在热带辐合带（ITCZ）内汇合，辐合的湿润空气在此促成上升运动、垂直发展深厚的云层和频繁的强阵雨。空气在高空向外扩散，并在副热带地区下沉，维持高压区；这些高压区的近地面外流则为信风和西风提供气流。在约纬度50°—60°附近，副热带空气与极地空气相遇时产生的辐合和上升运动，有助于形成副极地低压带。这些都是气候平均意义上的特征，其中包含不断变化的天气系统，而不是气压处处相同、连续且静止的环带。(weather.metoffice.gov.uk)

赤道无风带和马纬度是航海领域对两个不同区域的称呼，这些区域的近地面风经常较弱。赤道无风带位于热带辐合带附近，尽管那里云量充沛、阵雨和雷暴频发，帆船仍可能因无风而停滞。马纬度位于副热带高压区附近，约在南北纬30°，其特点是空气下沉、天气相对干燥，以及高压中心附近风力微弱。这两个名称都不意味着那里始终无风。马纬度也被称为“北回归线无风带”和“南回归线无风带”；人们熟知的水手将马匹抛入海中、由此得名的说法，只是传说，并非已获证实的历史解释。(oceanservice.noaa.gov)

大陆和海洋因增温与冷却方式不同，使这些理想化风带的连续性受到破坏。南半球广阔的海洋使中纬度西风带更为连续，其中包括航海上所称的“咆哮四十度”；相比之下，北半球环流具有显著的区域性气压中心。美国国家海洋和大气管理局（NOAA）以1979—1995年平均值为基础编制的环流图集显示，冬季冰岛和阿留申群岛附近存在强烈的低压环流，而随着夏季临近，北大西洋和北太平洋的副热带高压向西北移动，中心气压也随之升高。热带辐合带同样随季节迁移，其在陆地上的移动幅度通常大于海洋上：7—8月，它在非洲、亚洲和中美洲显著北移；1—2月，则在南美洲、非洲中部和澳大利亚向南移动。与这种环流重组相关的区域性风向季节逆转，属于季风环流的一部分，而非简单的全年信风模式。(oceanservice.noaa.gov)

高空风与急流

在直接受地表摩擦影响的气层之上，风与大尺度气压场的关系更为密切，但其速度和方向仍可能随高度发生显著变化。热成风关系将这种垂直风切变与水平温度梯度联系起来：在相同的两个等压面之间，暖空气层比冷空气层更厚，因此温度差异会使等压面产生随高度变化的倾斜。结合静力平衡和地转平衡，可得到向东风速分量的关系式：

\frac{\partial u_g}{\partial \ln p} =\frac{R_d}{f}\frac{\partial T}{\partial y},

其中， $u_g$ 为向东的地转风速度， $p$ 为气压， $R_d$ 为干空气的比气体常数， $f$ 为科里奥利参数， $y$ 向北增大。在南北两个半球，温度向极地方向降低，通常对应于西风随高度增强。“热成风”指不同高度地转风之间的差值，并非额外的气流或作用力；要确定实际风速，还需要一个参考风场。(web.ics.purdue.edu)

急流是高空中狭长的强风带，通常由西向东流动，风速向中心轴线逐渐增大。急流常出现在对流层与平流层之间的过渡区域，即对流层顶附近，高度约为6—13千米，但其高度和所在纬度都不固定。其横截面的水平跨度可达数百千米，垂直厚度可达数千米。中心最大风速可超过每秒120米。极锋急流沿着强烈的温度反差带分布，这一反差带将较冷的极地空气与靠近赤道一侧较暖的空气分隔开；在两个半球，其典型位置约为纬度50°—60°，但个别急流段可远离这些位置。副热带急流出现在更接近纬度30°的位置，约位于哈德莱环流的极地侧边缘。其形成涉及高空向极地运动的空气因角动量守恒而产生的向东加速，同时也受到与大气涡旋交换作用的影响。两类急流都受热成风平衡约束。(noaa.gov)

急流中心并不是一条风速均匀的连续带状气流。沿急流出现的局地风速极大值区称为急流核，而气流也可能分成支流，或形成明显的曲折。大尺度曲折与罗斯贝波有关，其动力学特征取决于科里奥利参数随纬度的变化。卡尔-古斯塔夫·罗斯贝于1939年从理论上阐明了这一机制。波形的移动速度并不等于穿过它的空气速度：在最简单的理论中，其相位相对于平均西风气流向西传播，但相对于地面，波形可能向东移动，也可能近乎静止。纬向气流主要沿东西方向流动，大致平行于纬线；经向气流则具有显著的南北向分量，常伴随振幅增大的槽和脊出现。这些气流形态会影响冷暖空气的交换以及区域天气的持续性。(weather.gov)

高层风有助于引导天气系统移动，其风速和曲率的变化也会影响天气系统的发展。急流核周围的加速运动会使气流偏离地转平衡，并产生相应的辐合或辐散。高空辐散可促进上升运动和低层气压下降，在其他条件有利时，有助于气旋增强。对于北半球理想化的直线型急流核，辐散通常出现在其入口区右侧和出口区左侧；这里的左右以面向气流下游时的方向为准。气流曲率和温度平流会改变这一分布，因此不能将这些象限视为普遍适用的上升运动或风暴形成的预报指标。(forecast.weather.gov)

急流的季节变化反映了低纬度与高纬度之间温度差异的变化。在所在半球的冬季，急流通常增强并向赤道方向移动；夏季则减弱并向极地方向移动。例如，在北美洲，夏季的极地急流通常位于美国与加拿大边境附近，而冬季的急流形态往往向更南方延伸。对流层厚度的变化也会影响急流的高度。这些只是平均趋势：逐日变化的气压形势和温度分布可使急流在垂直和水平方向上移动，使其中断，或形成多条支流，而非单一的绕极风带。(noaa.gov)

季风与大尺度风场变率

季风是大气环流随季节发生的重组，通常以盛行风向的显著变化以及相伴的雨季和旱季为特征。季风并不等同于强降雨：季风风场描述的是环流，而季风降雨则取决于水汽供应、辐合和上升运动。这一区别在南亚十分明显：夏季西南风带来了当季的大部分降雨，而秋冬季的东北风在越过孟加拉湾后，则为印度东南部和斯里兰卡东北部带来一年中主要的雨季。(weather.metoffice.gov.uk)

陆地与海洋在不同季节受热程度的差异，有助于形成驱动季风气流的气压差。初夏，大陆升温比邻近海域更快，有利于大陆低压和低层辐合的形成；冬季降温则有利于大陆高压和向外流动的气流形成。这种热力差异与赤道辐合带的季节性迁移相互作用，而不是像放大到大陆尺度的海陆风那样独立运作。北半球夏季，辐合带向北移至非洲和亚洲上空；南半球夏季，则向南移向澳大利亚。高海拔地形进一步改变环流：青藏高原夏季受热，形成高空热源；喜马拉雅山脉则阻挡气流，迫使湿润空气沿山坡抬升。(metoffice.gov.uk)

南亚季风的主要西南风阶段出现在6月至9月，将湿润的海洋空气引向南亚次大陆；季风通常于5月底或6月初抵达印度西南部，并在7月中旬前向西北推进。东亚季风同样表现为夏季海洋气流流入、冬季大陆气流流出的对比，但沿海风向会随气压系统的位置而变化。在香港，夏季气流通常为西南风，冬季的季风涌则以北风、东北风或东风的形式到来。因此，季节性风向反转并不要求每个观测站都出现两个完全相反的风向，季节平均状态也不意味着不存在较短暂的季风涌。(metoffice.gov.uk)

随着夏季辐合带向萨赫勒地区推进，西非季风将来自大西洋的湿润西南气流输送到内陆，与冬季干燥的东北风——哈马丹风——形成对比。撒哈拉地表受热会改变这一推进过程，因此不能仅凭辐合带所处的纬度解释降雨。澳大利亚季风出现在一年周期的另一半：当季风槽移至澳大利亚北部上空时，盛行的东风或东南风会被湿润的西北风取代。在达尔文一带，季风通常于12月下旬首次爆发。持续数天至一周或更久的活跃期，与季风槽减弱或向北退缩时出现的间歇期交替发生；澳大利亚北部每个雨季通常会经历约三次季风爆发。(metoffice.gov.uk)

厄尔尼诺—南方涛动通过重组热带太平洋的对流及其与其他海盆之间的大气联系，改变季风环流。其影响具有概率性，并非厄尔尼诺与季风失常之间存在固定的对应关系。在2012年的一项分析中，大气科学家苏洛查娜·加德吉尔对比了两种情况：1997年强厄尔尼诺期间，印度的季节降雨量高于平均水平；而2002年较弱的厄尔尼诺事件却伴随着干旱。她强调，赤道印度洋的对流和风场异常在这两次事件中存在差异。印度洋偶极子也会影响澳大利亚季风的开始时间：正位相事件和厄尔尼诺往往与较晚的季风开始时间相关，而拉尼娜通常有利于季风较早开始。在一个季节内，马登—朱利安振荡会产生向东移动的风场、气压和对流扰动，通常以30至60天为周期反复出现；这种扰动经过时，既可能增强澳大利亚季风槽，也可能促成季风间歇。(ecmwf.int)

季节性重复、年际异常和多年代际变率描述了季风活动的不同方面。大西洋海表温度梯度影响萨赫勒降雨的年代际变化，而外部强迫引起的变化也可能在同一时间尺度上起作用。从20世纪70年代延续至90年代初的萨赫勒干旱，涉及一种南北半球之间的海洋温度分布格局，这种格局部分与人为硫酸盐气溶胶有关。因此，仅依据几个偏湿或偏干年代拟合出的趋势，本身并不能证明季风风场发生了持续性变化。环流趋势与降雨趋势也需要分别解读：政府间气候变化专门委员会（IPCC）2021年的评估认为，北半球人为气溶胶很可能在20世纪后半叶削弱了南亚、东亚和西非的季风环流，抵消了温室气体增暖本应带来的降雨增加。(ipcc.ch)

沿海风与热力驱动的局地风

白天，当沿海陆地比邻近水域更暖时，就会形成海风。太阳能加热的土层相对较浅，而阳光向水中穿透，加上水体混合，会将热分散到更大体积的水体中。由此产生的大气温度和密度差异，形成了热力驱动的气压梯度。近地面较冷的海洋空气向内陆流动；陆地上空较暖的空气上升，上升气流集中在海洋空气向前推进的前缘。高空的回流将空气带向海上，水面上方的下沉气流则使这一理想化环流闭合。美国国家海洋和大气管理局（NOAA）的示意图将回流支的位置标在约1,000—1,500米高度，但其实际高度会随大气条件而变化。(noaa.gov)

夜间，陆地温度可能降至海面温度以下，使热力差异反转。此时，近地面形成吹向海上的陆风，相对较暖的水面上方出现上升气流，高空回流流向陆地，陆地上空则出现下沉气流。这种环流通常比白天的海风环流更弱、更浅，因为冷却会形成稳定的近地面层，抑制垂直运动。这些是沿海气流中由热力驱动的组成部分，并不意味着实际观测到的风必须每天转向。(noaa.gov)

海风锋是向前推进的海洋空气与较暖的内陆空气之间的前缘边界。这里的辐合使空气抬升，在水汽充足、大气不稳定性足够强时，可以触发云或雷暴的形成。海风向内陆推进的距离既取决于背景风，也取决于沿海的热力差异：向岸的背景气流有助于海风向内陆移动，而与之相反的离岸气流则可能使辐合集中在海岸附近，或将边界维持在海上。美国国家气象局于2000年发表的一项技术研究描述了佛罗里达州北部的这种不对称现象：偏西气流将墨西哥湾沿岸的海风带向内陆，同时加强了与其相向的大西洋沿岸海风一侧的辐合。该研究还发现，在圣奥古斯丁附近，圣约翰斯河上的风与大西洋海风相遇处，空气抬升有所增强；当地河流与海岸相距约28千米。(weather.gov)

湖风也由同样的陆地与水体之间的热力差异驱动。美国国家气象局指出，在密歇根州北部的五大湖沿岸，湖风通常在日出后数小时出现，风速约为每小时10英里，即每秒4.5米，到傍晚逐渐减弱。风向突然转为向岸，是湖风到达的标志。岸线形态可以促成多个相互作用的环流：在狭窄的半岛上，从两侧海岸推进的风可能在半岛内部辐合。NOAA以古巴为例，展示了相向吹来的海风如何形成一条积云带；此类边界相撞可以增强上升运动，但不一定会产生雷暴。(weather.gov)

在山坡上，接触地表的空气与同一高度、距离地表较远的空气受热不同。晴天时，山坡使邻近空气升温，形成白天沿坡上升的气流，也称上坡风。日落后，辐射冷却使这些空气降温，其密度增大，驱动空气沿坡下泄。这些坡风在大尺度强迫较弱时表现最为明显；夜间的下泄气流是下降风的一种局地形式，与动力强迫形成的背风坡风不同。白天的上坡气流还会将热量重新分配到山谷大气中，而补偿性下沉则可使山谷内部增温。(weather.gov)

坡风必须与沿山谷轴线吹的风区分开来。后者受山谷大气与邻近平原之间气压差的驱动，而不是简单地沿局地最陡的坡面流动。白天的加热通常有利于气流沿谷向上游流动，夜间的冷却则有利于沿谷向下游流动；它们的转换不一定与坡风的转向同时发生。2004年12月发表的数值试验表明，即使在谷底水平的理想化山谷中，山谷与平原之间的气压差也能驱动沿谷向上游流动的气流。2010年发表的进一步模拟显示，山谷容积、下沉增温、湍流热交换以及地表受热差异，都会促成这种气压差。(journals.ametsoc.org)

山地风与有特定名称的区域性风

地形引导气流沿山谷流动、穿过山口，因此局地风向可能与周围山脊上方的气流方向明显不同。当气压差驱使空气穿过山地屏障的缺口时，就会形成峡口风；其风速和气流厚度取决于气压梯度、大气稳定度和通道的几何形状，而不只是通道的狭窄程度。在稳定大气中，强劲的越山气流则可能产生山岳波：发生位移的空气在浮力的恢复作用下沿垂直方向振荡，形成相对于地形近乎静止的波动结构。在背风波波峰下方，可能形成称为转子涡的湍流性旋转环流。荚状云可以标示波峰，滚轴云可以显示转子涡的位置，但这些环流也会在没有可见云的情况下出现。(weather.gov)

下降风专指空气因冷却而变得比周围空气更稠密，继而沿坡向下流动的现象；这种冷却通常源于空气与经辐射冷却的地表接触。引力驱使冷空气沿坡下滑；普通山坡上的夜间冷空气下泄，以及冰雪覆盖坡面上的持续冷空气下泄，都属于这一类。仅凭气流向坡下运动，不能认定其成因是下降风：气压驱动的峡口气流和山岳波引起的下沉有着不同的机制。此外，下沉过程中的压缩也不一定会使下泄气流比其流入的低地更暖，因为源区空气仍可能冷得多。(weather.gov)

焚风通过多种机制使山地屏障背风侧的空气变暖、变干。下沉空气因绝热压缩而升温，相对湿度随之降低。在降水机制中，上升空气冷却，水汽发生凝结，并释放潜热；降水带走水分，使下沉空气回到原来的海拔高度时，温度能够高于最初的温度。不过，即使迎风侧没有降水，也会出现焚风。当低层空气受到阻挡时，较高处的空气可以越过山脊，并被引导向下流入背风侧的山谷。湍流混合还可以将较暖、较干的空气向下输送，而较晴朗的天空则会增强白天地表的受热。这些作用在不同事件中的贡献各不相同，并非构成一套普遍适用的固定过程。(weather.metoffice.gov.uk)

阿尔卑斯焚风赋予了这类风通用的名称；钦诺克风则是加拿大和美国落基山脉以东同类的暖干风。1972年1月14日至15日，蒙大拿州洛马发生了一次钦诺克风事件，伴随而来的是气温在24小时内从−54 °F升至49 °F，约相当于从−47.8 °C升至9.4 °C。2002年9月13日，美国国家海洋和大气管理局（NOAA）将这次103 °F的温度变化认定为美国全国纪录。相比之下，布拉风是一种影响亚得里亚海、尤其是其北岸和东岸的区域性冷风；冷空气越过沿海山地屏障，或从其中的缺口穿过，强烈事件既可能涉及山岳波动力过程，也可能涉及冷空气翻越山地的过程。密斯脱拉风是法国南部寒冷、干燥的偏北风或西北风，在罗讷河三角洲及邻近的地中海沿岸尤为显著。(weather.metoffice.gov.uk)

圣安娜风是加利福尼亚州南部以偏北至偏东风向为主、从陆地吹向海洋的风。大盆地上空的高压驱使空气向海岸流动，穿过山口和峡谷及其下游的气流尤为强劲。下沉过程中的压缩是主要的增温机制，而源区空气含水量低，加之相对湿度下降，使沿海地区出现干燥天气。圣安娜风主要发生在凉季，通常为10月至次年2月，并非夏季沙漠受热所引起的现象。(weather.gov)

其他区域性风的名称所指的是气团输送，并不一定涉及山地作用机制。哈马丹风将干燥且经常夹带沙尘的东北或偏东气流从撒哈拉沙漠输送至西非各地，在北半球旱季最为持续，大致为11月至次年4月。西罗科风在低压系统前方将撒哈拉的暖空气向北输送至地中海。在北非沿岸，它起初炎热、干燥，且常夹带沙尘，但越过海面后，到达南欧时可能已成为湿润的风。它的出现取决于地中海气旋的路径，尤其常见于春季，夏季则较少。(science.nasa.gov)

边界层结构、湍流与风切变

大气边界层是大气中直接受到与下垫面交换作用影响的部分，其厚度可从几米到数千米不等。地表阻力使平均气流损失动量，而湍流涡旋则在垂直方向上重新分配动量、热量和水分。阻力并不简单取决于地面海拔，而是取决于空气动力学粗糙度：植被、建筑物及其他突出物会阻碍气流并产生尾流。因此，在近地面，风速通常随高度增加而增大，但大气稳定度和局部障碍物可能显著改变这一廓线。(metoffice.gov.uk)

在近乎均匀的地形上，当大气呈中性层结时，近地层的平均风速可用对数廓线表示：

U(z)=\frac{u_*}{\kappa}\ln\!\left(\frac{z-d}{z_0}\right),

其中， $z$ 为离地高度， $u_*$ 为摩擦速度， $\kappa\approx0.4$ 为冯·卡门常数， $z_0$ 为空气动力学粗糙度长度， $d$ 为零平面位移高度。粗糙度长度是根据风速廓线推算出的参数，并非单个障碍物的实际高度。位移高度使植被冠层或建筑物群上方风速廓线的有效原点向上移动。这两个参数都可以根据多个高度上的风测量数据进行估算。因此，低矮植被、森林和建成区需要采用不同的廓线参数；在海洋上，粗糙度还会随波浪状态变化。中性条件下的对数表达式不应不加区分地用于障碍物尾流内部或具有强层结的气层。(eol.ucar.edu)

白天陆地受热，产生受浮力驱动的热气流，并形成不稳定、由对流混合的边界层。在高空风较强的地方，这种混合将运动较快的空气向下输送，往往使近地面风速增大、阵风更明显，同时减小混合层内的垂直差异。夜间，地表的辐射冷却通常会形成稳定层结，有时还会出现逆温。此时，浮力会抑制垂直混合，使较弱的地面风与上方较强的气流部分脱耦。这些变化只在一定条件下出现，并非昼夜之间必然发生的反转：由机械作用产生的强湍流在日落后仍可能持续。(weather.gov)

湍流是叠加在有组织的平均气流之上的不规则三维脉动。阵风和风速短暂减弱是湍流在风速记录中的表现，而持续存在的环流或急流则属于平均气流结构；两者的区分取决于所采用的平均时间间隔。风切变描述的是风矢量在空间上的变化，而非某一点上的脉动。垂直切变指随高度发生的变化，水平切变指沿水平方向发生的变化。两者都可以涉及风速、风向，或同时涉及二者：风速相同但吹向不同方向的风仍构成切变。强切变可以产生湍流，但切变与湍流不能混为一谈；稳定的夜间气层中可以存在显著而持续的切变，却没有大范围的强烈混合。(forecast.weather.gov)

低空急流是低层大气中的风速极大区，其核心上方和下方的气流都较慢。一个典型例子是美国大平原暖季夜间出现的偏南急流，美国国家气象局的培训资料给出的常见风速为25—50节，约合每秒13—26米。阿尔弗雷德·布莱卡达于1957年提出的解释，将夜间风速增加与日落后湍流阻力减小联系起来：冷却地表上方的气流发生惯性振荡，可暂时产生超过地转平衡风速的风。大平原倾斜地形的昼夜加热与冷却也会起作用。早晨的混合可削弱高处的风速极大值，同时将较强的风带向地面。(weather.gov)

植被和建筑物还会形成额外的局部气流结构，包括背风遮蔽区、绕过障碍物时加速的气流，以及下游的湍流尾流。尾流强度取决于风速、障碍物的几何形状和大气稳定度。在密集冠层内部及其紧邻的上方，各个尾流会相互作用，因此水平均匀的对数廓线可能并不适用。马蒂亚斯·罗思在2000年发表的城市湍流综述发现，在所考察的研究中，粗糙子层通常延伸至建筑物高度的约2.5—3倍，说明城市障碍物的影响可远远超出屋顶高度。(weather.gov)

风暴中的强风与强风现象

温带气旋中的强风集中在不对称、带有锋面的环流中：性质不同的气团与密集的等压线使大片区域出现强风，而锋区则形成较窄的气流带。一些迅速加深的气旋还会形成蜇刺急流，这是一股局地性的下沉气流，能够增强地面阵风；1987年英国大风暴就是一个有记录的实例。相比之下，在成熟的热带气旋中，最强风通常出现在眼墙内，围绕着相对平静的风眼；眼墙是由深厚雷暴组成的环状区域。螺旋雨带还会间歇性地产生其他风速极大值。风暴的移动会使风场呈现不对称性：在北半球，路径右侧的风通常更强；在南半球，则是左侧更强，不过个别风暴也会偏离这一规律。(weather.metoffice.gov.uk)

雷暴中的下沉空气到达地面后，会向外扩散，形成相对冷而密度较大的冷池，由此产生雷暴出流。冷池向前推进的边界称为阵风锋，可使风向突然改变，并抬升周围的暖空气。降水蒸发和冰的融化会冷却下沉空气，而降水粒子的荷载则提供向下的作用力；下沉气流还可将高空强风的水平动量输送到低层。下击暴流是一股集中的下沉气流，会在地面产生具有破坏性的辐散风。按通常采用的尺度划分，微下击暴流的水平范围小于约4千米，宏下击暴流的范围则更大。湿下击暴流伴有大量到达地面的降水；干下击暴流的地面降水很少或没有，因为大部分降水在到达地面前就已蒸发。因此，“干”并不意味着降水没有参与其形成过程。(weather.gov)

直线风这一术语用于区分雷暴出流与龙卷风中集中的旋转环流，并不表示每条气流轨迹都完全笔直。下击暴流造成的破坏通常从气流冲击地面的区域向外扩展，而龙卷风灾害调查则沿其路径寻找旋转环流的证据。仅凭破坏严重，无法判断究竟发生了哪一种过程。水龙卷同样涉及旋转：龙卷型水龙卷是发生在水面上的龙卷风，而晴空水龙卷通常在发展中的积云下方形成，并不伴随强雷暴。后者始于近地面的旋转，并向上延伸，不一定是从已经形成的旋转风暴中向下伸展而来。(weather.gov)

飑线将多个雷暴组织成狭长的系统，各雷暴的出流汇合成连续的阵风锋。冷池前缘的抬升作用有助于维持新的上升气流；冷池与环境垂直风切变之间的相互作用会影响飑线的结构。当飑线向前弓起时，强劲的后侧入流急流可增强该处的破坏性大风，并形成弓形雷达回波。德雷乔是一种持续时间长、影响范围广的对流性风暴，与快速移动的阵雨带或雷暴带有关，并非所有飑线都属于此类。美国常用的一项判定标准要求，受灾带长度超过240英里，约合400千米，且沿其大部分长度的阵风至少达到58英里/小时（93千米/小时）。宽阔的受灾带内还会出现局地破坏更严重的条带，并可能夹杂龙卷风。(weather.gov)

2020年8月10日发生在美国中西部的德雷乔，既体现了这种空间结构，也说明了实测风速与推断风速之间的区别。美国国家气象局的调查估计，艾奥瓦州东部部分地区间歇出现了100—130英里/小时的风，锡达拉皮兹西南部的最大估计风速约为140英里/小时。艾奥瓦州阿特金斯的一次非官方仪器观测记录到了126英里/小时的阵风。这些数值所依据的证据不同：锡达拉皮兹的最大风速是根据灾损推断的，而阿特金斯的阵风是在单一地点测得的。两者都不能说明整个受影响区域的风速一致。(weather.gov)

因此，使用风力强度分级时，必须保留其所采用的测量约定。萨菲尔—辛普森飓风风力等级根据飓风的最大持续风速，将其划分为1—5级，采用美国的一分钟平均风速约定；它并不对降雨或风暴潮进行分级。增强藤田等级自2007年2月1日起在美国投入业务使用，依据灾损指标和受损程度估计三秒阵风风速，并划分为EF0—EF5级。EF5对应的估计阵风风速超过200英里/小时（322千米/小时），并不要求仪器实际记录到这一风速。因此，持续平均风速、短时阵风和根据灾损推算的风速不能互相替代：平均时段的长度、测点的暴露条件、结构的抗风能力，以及是否有合适的灾损指标，都会影响各个数值所代表的含义。(nhc.noaa.gov)

测量、观测与表示

风杯式风速计通过三个或四个风杯绕垂直轴的旋转来测量风速；校准用于确定旋转频率与气流速度之间的关系。螺旋桨式风速计测量平行于其旋转轴的风速分量，通常安装在风向标上，使其随风向转动并迎向来风。风向标测量的是方向而非速度，通常以相对于真北的来风方向报告风向。超声波风速计比较声波在换能器之间沿相反方向传播所需的时间：气流会缩短顺风方向的传播时间，延长逆风方向的传播时间。利用多条声学路径，无须运动部件即可求出两个或三个速度分量，不过仪器支架可能扰动气流。风向袋通过其朝向和展开程度指示风向及大致风力；美国联邦航空管理局（FAA）的指导规定，风向袋完全展开表示风速至少为15节，而非某个精确的风速读数。(weather.gov)

地面风观测的常规基准是在开阔、平坦地形上，距地面10米处。世界气象组织（WMO）指南将开阔观测环境定义为：观测点与障碍物之间的距离至少为障碍物高度的十倍。建筑物、植被和地形可能遮挡气流或使其加速，因此观测资料必须附带传感器高度、周围环境及暴露条件等信息。平均时段同样重要：气象观测中常见的惯例是报告十分钟平均风速，并将最高的三秒平均风速作为阵风风速，而美国公民天气观测计划则规定采用两分钟平均风速。因此，阵风风速并不是瞬时最大值，采用不同平均时段的观测结果也不能直接互换。仪器响应和测量不确定度也会影响比较，尤其是在风速快速波动时。(weather.gov)

高空观测采样的是移动轨迹上的大气，或遥感探测的一定体积内的大气，而不是某个固定地面点。气球搭载的无线电探空仪通过跟踪其位置来推算风廓线，通常采用GPS定位。常规放球大多在协调世界时（UTC）00:00和12:00进行；一次飞行可能超过两小时，漂移距离可能超过200千米，因此所得廓线并不是放球地点上空某一时刻的垂直大气柱。飞机观测提供巡航高度以及爬升、下降过程中的风资料，覆盖范围主要集中在航线沿途和机场周边。多普勒雷达和激光雷达利用降水、大气不均匀体或气溶胶散射信号的多普勒效应所产生的频移，测量沿波束方向的速度。通过向多个方向扫描，可以反演风矢量，但单次径向测量无法确定完整的风矢量，而且有效覆盖范围取决于是否有足够的后向散射信号。(noaa.gov)

卫星遥感扩大了观测覆盖范围，尤其是在海洋上空。大气运动矢量通过连续影像追踪云或水汽特征的移动来获得；为被追踪特征确定正确的高度是不确定度的一个主要来源。散射计根据与海面粗糙度有关的微波后向散射推算海面风。反演结果可能给出多个候选风向，需要进行模糊解消除，而降雨可能干扰测量。这两种技术都无法在所有地方提供连续、直接测得的风廓线：覆盖范围取决于是否存在合适的示踪特征、卫星观测几何条件，以及仪器的采样模式。(cwg.eumetsat.int)

风速以米每秒、千米每小时或节表示： $1\ \mathrm{m\,s^{-1}}=3.6\ \mathrm{km\,h^{-1}}$ ，一节即每小时一海里，约为 $0.514\ \mathrm{m\,s^{-1}}$ 。在天气图上，风羽符号的风杆朝来风方向延伸；一条短羽表示5节，一条长羽表示10节，一个三角形旗标表示50节，各部分的数值相加即为风速。风玫瑰图则表示某一指定时段内的频率分布：各径向扇区显示不同来风方向出现的频率，通常还会按风速等级细分。它描述的是一种分布，而非某次观测时刻的风。(weather.metoffice.gov.uk)

蒲福风级将风力划分为0级（无风）至12级（飓风级）。其中的等级名称包括4级和风、6级强风、8级大风和10级狂风。8级对应34—40节，12级对应64节或以上。根据可见海况作出的估计仍有别于仪器测量：风力增强后，海浪需要一段时间才能发展起来。正式认定极端风速纪录时，还需要进一步审查仪器、暴露条件及佐证资料。例如，WMO评估了1996年4月10日热带气旋“奥利维亚”期间，在澳大利亚巴罗岛由距地面10米的风杯式风速计测得的三秒阵风风速：220节，约合每小时408千米；这一阵风风速并非持续风速值。(weather.metoffice.gov.uk)

风的预报与气候学分析

地面气压图标示高压、低压、锋面以及等压线密集的区域，为判断预期风力及其变化提供大尺度背景。高空天气图则补充了大气环流的垂直结构。数值天气预报从估算的初始状态出发，对大气方程进行时间积分，而不是仅仅外推气压形势。资料同化将近期预报与气象站、飞机、卫星、船舶和浮标的观测相结合，同时考虑观测和模式的不确定性，从而构建这一初始“分析场”。集合预报通过扰动初始条件和模式方案，反复进行预测；所得结果的离散程度反映了可能出现的不同情形，并可用于估算风速超过特定阈值的概率。(weather.gov)

动力降尺度将更精细的区域模式嵌套在较大尺度的预报中，而统计后处理则利用历史预报与观测之间的关系，校正局地偏差并估算预测分布。例如，英国气象局面向英国的模式配置，在内部区域使用1.5千米网格，在外围区域使用4千米网格。更精细的网格能够改善对海岸线和地形的刻画，但并不意味着能够自动解析狭窄的山口、单栋建筑或街道尺度的涡流。在山区和城市地区，模式中的地表粗糙度和平滑后的地形高度，可能与实际测点的风暴露条件存在显著差异。迈克尔·朔伊勒和戴维·默勒于2015年发表的一项研究展示了针对德国不同地点的统计校准，其中包括楚格峰因地形未能得到充分解析而出现的风速系统性低估。(metoffice.gov.uk)

平均风、峰值阵风、风切变和风向风速突变是不同的预报对象。平均风预报需要明确高度和取平均的规则；阵风最大值还需要明确寻找最大值的时间区间。阵风通常根据模式已解析的风场和参数化的湍流诊断得出，而不是将其作为单个涡旋直接模拟。欧洲中期天气预报中心（ECMWF）的综合预报系统在10米高度平均风的基础上加入湍流贡献，并在适用时加入对流贡献。风切变预报需要计算指定高度或位置之间的风矢量差。对于锋面过境和外流边界，预报其到达时间与预报最强风是两个不同的问题：即使大尺度环流模拟得较为真实，边界位置的偏差仍可能造成很大的局地误差。(confluence.ecmwf.int)

风的气候特征通过月平均或季节平均、风速频率分布、风向频率以及静风出现频率等指标，描述一个明确的观测时段，而不是仅用一个盛行风向来概括。世界气象组织的标准气候平均值采用连续30年的时段，其中包括1991—2020年。风玫瑰图保留各风向扇区的分布，在许多绘制方式中还包含风速等级分布。风向统计学必须考虑方向的圆周性质： $359^\circ$ 与 $1^\circ$ 彼此接近，而非相隔近一整圈。再分析利用空间覆盖完整、受观测约束的模式场补充气象站记录。ECMWF的ERA5提供自1940年起的逐小时估算，其大气网格间距约为31千米，设有137个垂直层；这些场并不等同于在每个地点进行的实测，其不确定性也反映了观测系统的变化。(community.wmo.int)

罕见强风的估算通过对年最大值，或超过高阈值且彼此足够独立的超阈值样本，拟合极值模型来进行。如果 $F(x)$ 是在平稳模型下年最大风速的累积概率分布，则重现期为 $T(x)=1/[1-F(x)]$ 。因此，百年一遇的风速水平意味着每年有1%的概率超过该水平，而不是每个世纪都会按时出现一次。美国国家标准与技术研究院（NIST）在绘制非飓风、非龙卷风极端风分布图时，将气象站层面的超阈值模型与空间平滑及置信区间相结合。超出观测记录范围的外推结果，对分布的选择、抽样不确定性，以及不同风暴类型是否需要分别处理都很敏感。(itl.nist.gov)

预报检验衡量偏差、平均绝对误差、均方根误差以及阈值超越的预报表现；概率预报还需要评估校准程度和分布准确性。世界气象组织的地面预报检验程序包括10米高度风速的每秒5米、10米和15米阈值，且仅在观测风速至少为每秒3米时评估风向。比较时，应尽可能使观测高度、时间和风暴露条件相匹配。即使仪器没有故障，位于遮蔽处的风速计与模式网格值所代表的气流也可能不同。齐耶德·本·布阿莱格于2020年在ECMWF开展的研究表明，考虑这种空间代表性误差，会显著改变对集合预报可靠性和技巧的评估。(confluence.ecmwf.int)

与海洋及水循环的交换

风通过风应力向海洋传递动量。风应力是作用于单位表面积上的切向力。一种常用的整体参数化表达式为 $\boldsymbol{\tau}=\rho_a C_D|\mathbf{U}_{10}|\mathbf{U}_{10}$ ，其中， $\rho_a$ 为空气密度， $C_D$ 为无量纲阻力系数， $\mathbf{U}_{10}$ 为参考高度为 10 米处的风速矢量，最好以运动中的水面为参照进行测量。应力的单位为 $\mathrm{N\,m^{-2}}$ ；当空气密度和阻力系数保持不变时，风速加倍会使应力大小增至四倍。阻力系数随大气稳定度和海面粗糙度而变化，波浪场也会影响海面粗糙度。跨越海气界面传递的动量会产生波浪和海流，而湍流则将这些动量分散到上层海洋中。(repository.library.noaa.gov)

风浪的增长取决于风速、持续时间和风区长度的共同作用；风区长度是指风以较为一致的方向吹过水面的距离。强风若仅短暂作用，或吹过的风区很短，就无法形成与同等强度的风在大片海域持续作用时相同的波浪场。当地生成的风浪仍受其成因风的影响；涌浪则已传播到生成区域之外，通常周期更长，波峰更平滑、规则。因此，即使当地风力较弱，海岸仍可能受到强烈涌浪的影响；来自远处风暴的涌浪，也可能与当地生成、沿另一方向传播的波浪同时存在。波浪传播主要传递的是能量，并非每个波峰经过时都将整个水体向前输送。(oceanservice.noaa.gov)

风驱动的海流并不只是沿风向流动。水层之间通过摩擦传递动量，这一过程与地球自转相互作用，使流向随深度发生偏转；瓦格恩·瓦尔弗里德·埃克曼在 20 世纪初提出的理论描述了这种现象。在理想的稳态深水模型中，沿深度积分得到的埃克曼输运方向与风应力垂直：在北半球偏向其右侧，在南半球偏向其左侧。沿海地区的离岸输运会带走表层海水，随后由下方海水通过上升流补充；向岸输运则会促使海水堆积并形成下降流。上涌的海水通常温度较低、营养盐更丰富，从而促进初级生产。这些机制将风向与沿海水温和生物生产力联系起来，而不只是与表层海流的流速相关。(oceanservice.noaa.gov)

风还通过蒸发和水汽输送，将海洋与水循环联系起来。蒸发的一种整体参数化关系式为 $E=\rho_a C_E U(q_s-q_a)$ ，其中， $E$ 为水汽质量通量， $C_E$ 为交换系数， $U$ 为相对风速， $q_s-q_a$ 为水面处饱和比湿与上方空气比湿之差。因此，在其他条件不变时，风力增强会增加蒸发，但温度、湿度和大气稳定度也会影响蒸发。蒸发会从水体中带走潜热。随后，大气中的风通过平流将水汽输送到其他地区；大气河就是水汽集中输送的一个例子。“菠萝快车”将夏威夷附近的湿润空气输送到北美洲西部，登陆时往往带来降雨或降雪。(aoml.noaa.gov)

持续的向岸风应力可使海水向岸边堆积，抬高平均水位，形成风增水。风暴期间，这一过程是风暴潮增水的重要成因；风暴潮增水指水位高于预报天文潮汐水位的异常升高。增水幅度取决于风力、风暴的规模与移动情况、海岸线形态以及海底深度；宽阔、坡度平缓的大陆架通常比狭窄、陡峭的大陆架更有利于形成较大的增水。气压降低也会促使水位上升。波浪破碎还会造成额外的平均水位升高，称为波浪增水，它不同于单个波峰的水位抬升，也不同于波浪爬高。天文潮汐源于地球、月球和太阳之间的引力相互作用；海啸则源于水体的快速位移，通常与地震、滑坡或火山活动有关，而不是由持续的风应力引起。(nhc.noaa.gov)

风蚀、沉积物搬运与地貌

当空气动力克服颗粒的重力及其与相邻颗粒之间的结合力时，风的侵蚀作用便开始了。因此，颗粒的起动阈值取决于地表状况，而不只是地表上方测得的风速。直径约为 $100\ \mu\mathrm{m}$ 的松散石英砂起动阈值相对较低：较大的颗粒因重量较大，需要更大的力才能起动；较细的颗粒则因颗粒间的黏聚力而不易被直接吹起。土壤水分会增强这种结合力；盐分和地表结皮也能将颗粒黏结在一起。植被和作物残留物可以遮护地面，并拦截移动中的沉积物。因此，即使风力没有增强，移除覆盖物或破坏结皮的扰动也可能使易受侵蚀的地表暴露出来。(nps.gov)

沉积物通过三种相互作用的机制搬运。在**跃移**过程中，颗粒受风驱动，进行短距离跳跃，撞击地表并使更多颗粒弹起。地表蠕移是颗粒的滚动或滑动，通常由跃移颗粒的撞击引起。悬移则是湍流使较细的物质保持悬浮在空气中。美国农业部的风蚀预测系统采用以下粒径范围作为模型分类标准：跃移为 $0.10–0.84\ \mathrm{mm}$ ，蠕移为 $0.84–2.0\ \mathrm{mm}$ ，悬移为小于 $0.10\ \mathrm{mm}$ ；这些是模型采用的约定，而非普遍适用的界限。颗粒撞击能够磨蚀结皮、打碎土壤团聚体，释放出原本难以被直接吹起的尘粒。搬运一旦开始，这些撞击就能使其在风速低于最初起动所需阈值的情况下继续进行。(nrcs.usda.gov)

吹蚀会移走松散的沉积物，有时会蚀出洼地，或留下由粗颗粒组成的地表护层，称为荒漠砾幕。砾幕的形成并非完全源于侵蚀：1995 年一项在加利福尼亚州莫哈韦沙漠开展的研究，利用宇宙成因氦-3 暴露测年，支持了这样一种形成机制：石块留在地表，而风吹来的尘土在其下方不断积累。相比之下，磨蚀是通过颗粒撞击磨损裸露物质的过程。它会形成风棱石，其表面可能光滑，或带有沟槽、凹坑和棱面；它也参与塑造雅丹，即沿主要侵蚀性风向排列的流线型垄脊。死亡谷中分布着风棱石；如果岩石后来没有移动，其保存下来的沟槽便可记录过去的风向。(pubs.usgs.gov)

沙丘的迁移过程是：砂粒沿较缓的迎风坡向上移动，在越过丘顶后堆积，并周期性地沿陡峭的背风坡崩落。在沉积物搬运条件相近时，较小的沙丘通常比高大的沙丘迁移得更快。沙丘形态反映了风向变化、砂源供给和植被状况：在砂量有限、风向主要为单一方向的条件下，会形成孤立的新月形沙丘；砂源更充足时，则形成相互连接的新月形沙丘链或横向沙丘脊。线形沙丘通常出现在有两个主要风向的环境中，而多向风会形成具有多个沙臂和滑落面的星状沙丘。抛物线沙丘的两臂部分被植被固定，并向上风方向延伸，与新月形沙丘朝向下风方向的两角不同。星状沙丘的高度可超过 300 米。(pubs.usgs.gov)

悬浮粉砂的沉降会形成黄土，而不是沙丘。密西西比河谷沿线分布着广泛的黄土沉积。冰川磨蚀产生的细粒沉积物，经河流搬运后重新分布于冰水冲积平原；这些沉积物一旦裸露，就可被风搬运。在非冰川环境中，风化和磨蚀也能提供粉砂。因此，反复的尘土沉降可以在远离原始物源的地方形成沉积物覆盖层，而沙丘主要储存的是近地表搬运的较粗物质。(home.nps.gov)

沙尘暴是沉积物悬浮搬运的显著现象，但农业土壤也会通过不那么显眼的跃移和蠕移而流失。黏土和有机质被选择性移除，会降低土壤肥力并改变土壤结构；移动的砂粒还会磨伤幼苗。20 世纪 30 年代美国大平原发生“黑风暴”期间，干旱与半干旱土地的大规模翻耕同时出现，使土壤遭受严重风蚀。风蚀是荒漠化的成因之一，但两者并不等同：旱地退化还可能涉及水蚀、植被丧失和土壤压实。干旱通过改变水分和植被覆盖状况，影响可供搬运的沉积物数量，而土地利用则可能加剧或抑制由此产生的侵蚀。(nrcs.usda.gov)

生态影响与大气输送

由风介导的传粉称为风媒传粉，无需动物作为载体，即可在生殖结构之间传递花粉。松树从雄球花中释放花粉；栎树、桦树和白蜡树则是利用风输送花粉的开花树木。成功传粉既需要有活力的花粉，也需要处于可接受花粉状态的雌性结构：仅凭空气中花粉数量丰富，并不能认定受精已经发生。花粉释放的高度、植被结构和湍流运动都会影响其传播距离。美国林务局的《木本植物种子手册》指出，在接近无风的条件下，许多树木的花粉只能传播几十米，而湍流风可将松树花粉带到一公里甚至更远的地方。降雨和高湿度通常会阻碍花粉在空气中的传播。(fs.usda.gov)

风驱动的种子传播依赖于能够减缓下落的结构，这些结构延长了水平气流携带繁殖体的时间。槭树的翅果具有纸质的翅，而棉白杨的种子附有棉絮状的毛。林务局的资料记载，糖槭翅果借风传播的距离可达至少100米。蒲公英的果实则带有疏松多孔的毛状冠，即冠毛。2018年，卡哈尔·康明斯及其同事证实，气流穿过这一结构时，会在其上方形成一个与冠毛分离的涡环，使果实能够稳定、缓慢地下落。这些不同的空气动力学结构会影响传播，但输送与定居仍是两个不同的过程：抵达某处并不意味着种子一定会萌发，或幼苗一定能够存活。(research.fs.usda.gov)

飞行生物既能利用风，也会受到风的制约。顺风可加快它们沿迁徙路线前进的速度，逆风则可能增加能量消耗或推迟启程；鸟类可以调整飞行高度，以寻找更有利的风。昆虫同样不一定只是被动漂浮在空中的微粒。高虎及其同事在2016年的一项研究中估计，每年约有3.5万亿只昆虫在英国南部上空150米以上的高度迁飞，其生物量合计约为3,200吨。较大型昆虫会借助有利的风，并选择飞行朝向，表现出符合季节规律的移动。这说明，在移民过程中，行为与大气输送会共同发挥作用。(news.cornell.edu)

反复弯曲可通过接触形态发生改变植物的发育；接触形态发生是植物对机械刺激产生的生长响应。许多木本植物会长出更短的枝条、更粗的茎或更小的叶片，从而缩小树冠迎风面的轮廓，并改变其抗弯能力。不同物种和遗传谱系的响应各不相同。更强的风载荷可能超过茎干的强度或根系的固着能力，造成折断或连根拔起，这类现象通常称为风倒。其生态后果不止于树木死亡：倒下的树冠会在森林冠层中形成空隙，枯死木则成为林地表层的一部分。在太平洋西北地区的森林中，风扰动可使幸存的耐阴林下树木，包括西部铁杉，摆脱原有的生长压制，从而改变林分后续的发育过程以及木质残体的组成。(frontiersin.org)

气流也会改变叶片紧邻区域的微气候。较快的气流通常会降低叶片边界层对水汽、二氧化碳和热量交换的阻力。这可能增强蒸腾作用，但响应并不与风速成正比，因为叶温、大气蒸发需求和气孔调节也会发生变化。雅埃尔·夏皮拉及其同事在2024年的一项实验研究中发现，风速既影响拟南芥（Arabidopsis）和肾蕨（Nephrolepis exaltata）的气孔导度，也影响其变化的动力学过程。对一株黄杨灌木周围的测量进一步表明，其枝叶及尾流使气流呈现空间差异，将冠层结构与叶温和水分交换联系起来，而不是让每片叶子都处于相同的周围环境条件下。(onlinelibrary.wiley.com)

风通过平均气流的平流作用输送气溶胶和气态污染物，而湍流混合则使它们形成的羽流扩散并被稀释。其来源包括野火烟雾、风扬尘和海浪飞沫；碎浪产生的气泡破裂时，会释放含有无机海盐和有机物的颗粒。美国国家海洋和大气管理局的HYSPLIT系统可模拟大气输送、扩散、化学转化和沉降，应用对象涵盖烟雾、火山灰以及过敏原等。这些过程必须加以区分：输送改变物质的位置，扩散改变其空间浓度分布，沉降则将物质从空气中移除。生物或化学效应还取决于物质组成、浓度、暴露时间和大气反应；仅仅存在被输送而来的羽流，并不能确定它会产生何种影响。(pmel.noaa.gov)

风能及其实际应用

在用于产生电之前，风早已为人类提供了数百年的推进动力和机械功。帆船直接利用风力，风车则将气流转化为旋转运动，用于磨谷、锯木或抽水。波斯风车约在公元500至900年间发展起来，用于磨谷和抽水；此后，荷兰的风力抽水机在排干湖泊和沼泽方面发挥了重要作用。19世纪50年代，美国的丹尼尔·哈拉戴和约翰·伯纳姆开发并推广了适应西部定居需求的风车，其主要用途之一是抽水。小型风力发电机于19世纪末至20世纪初出现。20世纪70年代石油短缺之后，科研和政策支持推动了现代风力发电的发展，其中包括20世纪80年代初在加利福尼亚州安装的数千台风力机。(eia.gov)

转子可利用的动能通量取决于穿过其扫掠面积的空气质量及单位质量空气所携带的能量。对于均匀的上游气流，

P_{\mathrm{wind}}=\frac{1}{2}\rho A v^{3},

其中， $\rho$ 为空气密度， $A$ 为扫掠面积， $v$ 为风速。对于直径为 $D$ 的圆形转子， $A=\pi D^{2}/4$ 。因此，在其他量不变的情况下，风速加倍会使可利用功率增至八倍，而转子直径加倍则会使其增至四倍。这些关系描述的是风能资源，并不意味着电力输出可以无限增长：风力机在达到切入风速时开始发电，随后达到额定输出，而在更高风速下通常会限制输出或停机。因此，年发电量取决于风速分布和风力机功率曲线，而不只是平均风速。(energy.gov)

风力机通过空气动力从这一能量通量中提取一部分能量。气流流经具有特定形状的叶片时，会产生压力差和升力；空气动力的切向分量为转子提供转矩。转轴直接或通过齿轮箱驱动发电机。大多数大型风力机采用水平轴和三片叶片，转子朝向来风方向。垂直轴设计包括升力驱动的达里厄转子和阻力驱动的萨沃尼厄斯转子，它们无须像水平轴风力机那样对准风向。以阿尔伯特·贝茨命名的贝茨极限指出，在稳定、无边界约束的气流中，理想化转子的最大功率系数为 $C_p=16/27$ ，约为59.3%。如果提取全部能量，下游气流就会停止，空气也就无法继续穿过转子；实际存在的空气动力损失和能量转换损失会进一步降低输出。(energy.gov)

陆上和海上风电系统按安装地点区分，而分布式风电则按其与用电的关系定义：风力机在用电地点或其附近满足电力需求，通常位于用户电表的用户侧。分布式系统并不一定规模很小，不过小型风力机通常用于为农场、住宅和偏远设施供电。海上风电设施利用大面积水域上方的风，并通过海上运输运送大型部件；公用事业级风电场向电网输送大规模电力。(energy.gov)

风力发电量随天气变化，风力机也会改变邻近机组可利用的风能资源。能量提取会在下游形成风速较低的尾流，尾流通过与周围气流混合而逐渐恢复。因此，机组间距、风电场布局和协同控制都会影响整个风电场的发电量；尾流转向控制通过有意使选定机组偏离来风方向，将尾流引向其他机组之外。风电并网综合运用风力预测、输电、灵活的发电与用电调节，以及适用情况下的储能，以应对不断变化的输出。储能是平衡供需的一种选择，并非每台风力机都必不可少的配套条件。(nrel.gov)

非发电用途直接利用气流，而不先将其转化为电能。风驱动的自然通风利用建筑开口两侧的压力差，使室内外空气交换；它不同于浮力驱动的烟囱效应通风，但两者可以同时发挥作用。气流还可以通过带走水分促进干燥，例如将谷物薄层摊铺在日晒和风吹条件下进行晾晒；干燥过程不仅取决于气流，也取决于空气温度和湿度。现代风力辅助航运使用帆、刚性翼、风筝或旋筒帆来补充发动机的推进动力。弗莱特纳转子是由机械驱动旋转的圆筒，通过马格努斯效应产生空气动力升力，将有利的横向气流转化为船舶推力。(energy.gov)

风害与工程应对措施

结构所承受的风荷载既取决于气流，也取决于结构的形状、刚度和暴露条件。参考动压为 $q=\tfrac12\rho U^2$ ，其中 $\rho$ 为空气密度， $U$ 为风速：因此，在密度不变的情况下，风速加倍会使这一压力增至原来的四倍。计算实际表面压力需要采用空气动力系数；建筑物各处的压力并不均匀。迎风墙面上的正压，以及屋顶和背风表面上的吸力，会产生侧向力、倾覆力矩和上拔力。湍流波动会造成短时压力峰值，尤其是在屋顶边缘和角部附近。门窗破损可能使空气进入室内、增大内部压力，从而进一步增加屋顶的上拔力。工程应对措施包括保护门窗等开口部位，以及建立连接屋面覆盖层、屋顶骨架、墙体和基础的连续传力路径，而不是仅加强个别构件。(www1.grc.nasa.gov)

柔性结构还会产生动力响应。交变的空气动力以及随结构运动而变化的反馈作用，即使在平均荷载仍低于静力承载极限时，也可能引发振动。塔科马海峡大桥于1940年11月7日坍塌；导致其毁坏的扭转运动，主要应以自激扭转颤振解释，而不是简单的受迫共振。坍塌前，华盛顿大学工程师F. 伯特·法夸森曾研究比例分别为1:200和1:20的全桥模型及桥面节段模型。1950年通车的替代桥梁采用了高度更大的加劲桁架、横向支撑、通风格栅和液压减振器。风害还会波及基础设施网络：折断的树木可能阻塞道路并损坏架空电力线路。在森林中，树木连根拔起和树干折断不仅取决于风，还取决于扎根深度、腐朽程度、土壤状况和暴露条件；即使是健康的树木，在土层浅薄或积水的土壤中也可能被连根拔起。(wsdot.wa.gov)

在航空领域，侧风会增加对准跑道和控制方向的难度，而湍流会施加快速变化的空气动力。低空风切变在起飞和进近阶段尤其危险，因为风的突变会在飞机接近地面时改变其空速和爬升性能。飞机穿越微下击暴流时，可能依次遭遇逆风、下沉气流和顺风，其中后两者会降低飞行性能。美国联邦航空管理局指出，近地面外流风速可能达到45节，使飞机穿越微下击暴流时经历的逆风到顺风变化幅度达到90节。相比之下，巡航期间稳定的顺风会在空速一定时提高地速；这并不等同于突发的顺风风切变，而着陆时的顺风则会增加运行限制。机场采取的应对措施包括低空风切变警报系统、终端多普勒天气雷达、管制员警报，以及基于模拟机的训练。(faa.gov)

对于一些并非仅由风直接造成损害的灾害，风也会放大其危害。发生野火时，随气流飘散的燃烧余烬可能点燃主火场边界之外的植被或建筑物，也可能经由通风口和其他开口进入建筑内部并引发火灾。风会将松散的雪搬运、堆积成雪堆，并通过吹雪降低能见度；夹带沙尘的雷暴外流也可能使公路上的能见度骤降。在沿海地区，向岸风会引发风暴潮，而波浪则作用于已升高的水面之上。风暴潮、天文潮、波浪增水和淡水流入共同决定沿海水位，使建筑物、港口、道路和桥梁受到淹没、波浪冲击、水流及基础冲蚀的综合作用。因此，能够承受风荷载的建筑物，仍可能因沿海洪水或基础遭冲刷而失效。(fs.usda.gov)

风工程综合运用设计标准、灾害风险制图、实体试验和业务化预警系统。在美国，ASCE/SEI 7-22规定了涉及暴露条件、压力系数和空气动力效应的风荷载条款；ASCE灾害工具则提供特定地点的设计参数。边界层风洞在模拟周围地形和建筑物的同时，测量压力与作用力。在对飓风玛丽亚的调查中，美国国家标准与技术研究院（NIST）于2022年报告了采用1:3100地形模型和1:100医院模型开展的试验，以评估局地风速放大效应和结构荷载。预警系统分别针对不同后果：美国国家气象局的大风预警产品采用各地自行制定的标准，而红旗警报则综合考虑危险的火灾天气条件与易燃植被等可燃物状况，并与土地管理机构协调发布。这些是服务于设计、基础设施管理和应急协调的制度性机制，并不是可以相互替代的风力衡量指标。(staging.asce.org)

历史研究与文化意义

古代地中海地区对风的分类，将方位观测与拟人化表现结合在一起。雅典八角形的风之塔上刻画了八种风，包括来自北方的玻瑞阿斯、来自南方的诺托斯和来自西方的泽菲罗斯；塔顶曾装有一座特里同形象的青铜风向标，随风转动，指示当时的主导风向。这些形象属于希腊神话，但它们的排列方式也记录了一套实用的方位分类。亚里士多德在《气象学》第二卷中提出了另一种解释：他将与降雨有关的湿润水汽，与一种干燥、烟雾状的蒸发物区分开来，并认为后者是构成风的物质。他还从风向、季节、温度以及是否带来降雨等方面比较各种风。他的蒸发物理论是一种试图从物理层面解释风的学说，既不同于将风视为神灵的人格化观念，也不同于现代将风定义为大气中空气流动的认识。（thisisathens.org）

周期性出现的风使远距离帆船航线成为可能，也塑造了商业地理格局。印度洋季风为往来于东非和亚洲之间的独桅帆船提供了随季节变化的动力，这些船只运载香料、丝绸、棉织品和芳香物料。大西洋信风同样帮助帆船从欧洲和非洲港口向西驶往美洲。在大航海时代，航船为了获得有利的风，所走的路线有时会大幅偏离地理上的最短航程：1500年，佩德罗·阿尔瓦雷斯·卡布拉尔率领前往印度的葡萄牙船队，深入大西洋西部，抵达了巴西。这些航海实践将长期积累的季节性和区域性风况知识与贸易及海洋探索联系起来。（si.edu）

随着仪器的发展，风向观测与可量化的风力测定逐渐分开。风向标在古代就已为人所知，维特鲁威也曾加以描述。1450年，莱昂·巴蒂斯塔·阿尔贝蒂描述了一种风速计：风使一块活动板偏转，其倾斜程度可用于判断风力。后来的仪器采用旋转叶片或螺旋桨，18世纪的设计还加入了机械记录系统。弗朗西斯·蒲福的风力等级通常被认为创立于1805年，其后经历了多次修订：他留存至今的1806年航海日志记载了早期的分级方法，而后来的版本则根据军舰能够张挂的船帆以及船只在风中的表现来划分风力。1838年12月，英国海军部将这一分级方法用于皇家海军的航海日志。它最初旨在统一观测报告，而非直接测量风速；各风力等级对应的统一数值风速范围是后来才确定的。（catalogo.museogalileo.it）

环流理论日益将观测到的风型与地球自转联系起来。1735年，乔治·哈德利指出，向赤道流动的空气来自地表向东运动速度较慢的纬度，并以此解释信风向西的分量。他提出的翻转环流遍及每个半球，而不是仅限于如今以他的名字命名的热带和副热带区域。加斯帕尔-古斯塔夫·德·科里奥利于1835年对旋转机械的研究，确立了如今称为科里奥利效应的表观加速度；这项研究最初并非关于大气环流的理论。威廉·费雷尔1856年的研究将旋转动力学引入对风和洋流的解释，其中包括中纬度西风。这些贡献逐步以涉及自转和角动量的动力学解释，取代了单纯基于热力或地理因素的解释。（arl.noaa.gov）

有组织的观测和快速通信，使关于风的知识转化为面向公众的预报服务。罗伯特·菲茨罗伊于1854年创立英国气象部门，最初用于研究海上状况。1859年10月“皇家宪章号”风暴发生后，他建立了一套以电报传送的观测资料为基础的航运预警系统：13个观测站于1860年9月3日开始发送报告，首份风暴警报于1861年2月6日发布。电报信息传至港口后，港口通过升起锥形和鼓形信号标，向船只传达预期风况；夜间则使用灯光。随后，面向公众的天气预报于1861年8月1日在《泰晤士报》上刊登。这种由专门机构开展的观测、比较和预测，与文学中或象征性的风的表现不同，尽管两者都可能源于人们对天气变化的熟悉体验。（metoffice.gov.uk）

长期变化与尚待解决的研究问题

观测到的风速趋势取决于高度、地区、数据集和所考察的时段。政府间气候变化专门委员会（IPCC）2021年的评估报告指出，1979—2018年期间，基于气象站观测的HadISD数据集显示，除澳大利亚外，陆地平均风速每十年下降 $0.063\ \mathrm{m\,s^{-1}}$ 。气象站分布不均，非洲和南美洲的观测覆盖尤其稀疏；风速下降趋势在北半球最为普遍。海洋记录则呈现出不同的变化模式：基于船舶观测的NOCv2.0数据产品显示，1979—2015年期间，风速每十年约增加 $0.11\ \mathrm{m\,s^{-1}}$ ，而WASwind数据集显示，1979—2011年期间的增幅较小。通过比较多个数据产品，IPCC评估认为，1980—2000年期间海洋表面风很可能增强，但对其后变化方向的判断只有低信度。(ipcc.ch)

陆地风速下降被称为全球陆地风速减弱，但这一现象在地理分布上并不均匀，也不一定持续发生。曾振中及其同事于2019年报告称，他们汇编的气象站数据表明，1978—2010年期间，风速每十年下降 $0.08\ \mathrm{m\,s^{-1}}$ ，随后在2010—2017年期间每十年增加 $0.24\ \mathrm{m\,s^{-1}}$ 。他们认为，这一逆转主要与大尺度海洋—大气变率的变化有关。如此短暂的回升期，并不能证明风速正在外部强迫作用下持续增加。在区域评估中，由于各项研究的结果并不完全一致，IPCC对欧洲和北美洲所报告的趋势逆转仅给出了低信度。(abralliance.org)

多种机制都可能使气象站记录呈现出相似的趋势。环流变化会改变气压梯度和不同天气型的出现频率；森林生长和城市化则会增加地表粗糙度，并遮挡近地面的观测仪器。气象站迁址、仪器周围暴露条件的改变以及仪器更换，也可能造成与区域大气变化无关的记录不连续。这些影响需要区别处理：土地覆盖变化引起的真实风速下降属于物理变化，而测量造成的不连续则必须在构建均一化时间序列时加以校正。IPCC认为，将观测到的地表平均风速趋势归因于人为气候变化的结论只有低信度，而没有把风速减弱直接视为温室效应驱动的环流变化的衡量指标。(ipcc.ch)

对地表气流和高空环流的预估同样有所不同。在RCP4.5和RCP8.5情景下，IPCC以高信度评估认为，地中海地区的地表平均风速将从本世纪中叶起下降。在极高排放的SSP5-8.5情景下，2081—2100年相对于1995—2014年，南半球中纬度急流很可能向极地移动并增强，其风暴路径上与温带气旋相关的风也会增强。对北半球急流和风暴路径位移的预估只有低信度：内部变率、对流层高层与低层温度梯度变化的相互竞争，以及模型局限，都使区域尺度上的预估难以达成一致。对于热带气旋，评估以高信度认为，随着气候变暖，其平均峰值风速将增加，4—5级风暴所占比例也将上升；但这并不意味着所有地区的风暴发生频率都会增加。(ipcc.ch)

年平均风速的变化并不能说明破坏性阵风如何变化：平均值和极端尾部描述的是概率分布的不同性质，而不同类型的风暴也需要分别评估。同样，近地面测得的风速趋势并不能直接决定风力发电机的发电量。风能评估需要掌握叶轮高度处的风速及其频率分布，并结合风力发电机的功率曲线。因此，两个平均风速相同的时期可能产生不同的发电量，而改变风力发电机的高度或技术，也可能在气候趋势之外独立影响发电量。(ipcc.ch)

优先研究方向包括发掘历史观测资料和气象站元数据，在不剔除真实极端值的前提下对记录进行均一化处理，以及在观测采样不足的陆地和海洋区域扩大观测。比较气象站观测、卫星遥感和基于模型的重建结果时，必须考虑它们在空间采样和观测暴露条件上的差异。在复杂地形和沿海地区，仍需改进对局地环流和湍流交换的表征，才能将大尺度气候模型预估与具体站点尺度的风况联系起来。还需要长期记录和模型集合，以区分区域尺度上对强迫的响应、年代际变率以及局地土地覆盖的影响。(ipcc.ch)

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