Energía eólica: Características de los vientos y su potencial

La atmósfera

La atmósfera es la capa gaseosa que envuelve la Tierra. Está constituida por una mezcla de gases, denominada aire, y contiene además particulas solidas y liquidas (aerosoles) en suspensión en cantidad y composición variable.
Comparado con el radio de la Tierra, el espesor de la atmósfera es muy pequeño. Alrededor del 99% de la masa de la atmósfera está comprendida en los primeros 30 Km de altura ( un 0,5 % del radio terrestre).
Los gases que forman la atmósfera pueden dividirse en dos grupos:
Gases permanentes: Cuya prporción se mantiene prácticamente constante hasta alturas de unos 80-100 Km. Son el nitrógeno, el oxigeno, los gases nobles y el hidrógeno.
Gases en proporciones variables: son el dióxido de carbono, el vapor de agua y el ozono.

Estructura vertical de la atmósfera

Convencionalmente la atmósfera se divide verticalmente en diferentes capas de acuerdo a como varía el gradiente de temperatura del aire. Se pueden distinguir tres grandes zonas:

Homosfera o baja atmósfera

Se extiende desde el suelo hasta una altura de 80 a 100 Km. En ella la composición del aire es prácticamente constante. Se subdivide en:
Troposfera: Es la parte inferior de la atmósfera y en ella se edsarrollan los fenomenos meteorológicos. Contiene aproximadamente el 80 % de la masa de la atmosférica. La temperatura disminuye con la altura según un gradiente medio de 6,5 ºC/Km. La parte superiorde esta región se denomina tropopausa. Su altura es muy variable ( de 6 a 8 Km en los polos y de unos 16 a 18 Km en el ecuador).
Estratosfera: En esta zona la temperatura crece con la altura (inversión térmica), lo que se traduce en una gran estabilidad pues los movimientos verticales se ven frenados por esta inversión de temperatura. Los principals intercambios energéticos son de tipo radioactivo, y es en esta capa donde tiene lugar la absorción de la radiación ultravioleta por el ozono (la mayor parte comprendida entre 8 y 30 Km de altura). El límite superior de la estratosfera se denomina estratopausa y se sitúa hacia unos 50 Km de altura.
Mesosfera: En esta capa vuelve a disminuir la temperatura con la altura hasta unos 80 a 90 Km de altura donde la temperatura alcanza sus valores menores (alrededor de –90 ºC) en la mesopausa.

Heterosfera

Se inicia a una altura de 90 a 100 Km. Atmósfera muy enrarecida de baja densidad y composición variable debido a las reacciones químicas y a la difusión de los gases por efecto de la gravedad. La hetersfera comprende:
Termosfera: La temperatura vuelve a aumentar con la altura, alcanzando valores entre 500 y 2000 ºK en su parte superior, según el nivel de actividad solar. El aire está muy enrarecido y las partículas apenas chocan entre sí. El limite superior de la termosfera es la termopausa cuya altura varía entre 200 y 500 Km, según la actividad solar.
Metasfera: Para alturas superiores a los 500 Km la termosfera recibe el nombre de magnetosfera, ya que el movimiento de las partículas viene condicionado por el campo magnético terrestre.

Exosfera

Constituye la zona más remota ed la atmósfera. El gas está muy enrarecido, con muy baja densidad. Las partículas están ionizadas. El conjunto formado por la heterosfera y la exosfera se conoce como alta atmósfera.

Estructura vertical de la atmosfera terrestre

Perfil vertical de temperatura de la atmósfera estándar

Circulación del aire en la atmosfera

El movimiento del aire en la atmósfera se realiza fundamentalmente en la troposfera y sobre el mismo influyen los siguientes factores:
La radiación solar, mayor en la zona ecuatorial que en los polos.
La rotación de la tierra, que produce el efecto ed Coriolisis, desviando la dirección de los vientos hacía la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el sur.
La acción sobre las masas de aire de las diferencias de presión atmosférica, distintos tipos de superficies terrestres (continentes y mares) y la orografía.
El aire tiende a ascender en las regiones ecuatoriales debido a su calentamiento por la radiación solar, en una franja denominada zona de convergencia intertropical.
En el ecuador, a nivel de la superficie llega aire más fresco procedente de los trópicos (vientos alisios). En latitudes medias, los vientos son básicamente del oeste pero con tendencia hacia las zonas polares.
Para un valor de la latitud próximo a 50º se produce una separación entre el aire tropical cálido y el aire polar frío, formándose un frente polar, que presenta muchas ondulaciones dando lugar a depresiones frontales. En zonas polares, el aire frío tiende a desplazarse a latitudes más bajas.
En las sigiuientes figuras se muestran los esquemas de circulación general atmósfrica. En la segunda figura, en el interior de la circunsferencia se representan esquemáticamente los campos de prsión y de viento, y en la parte izquierda se muestra la circulación en un plano meridiano.

Circulación general de la atmósfera

Esquema de la circulación general de la atmosferica

En cada hemisferio se pueden distinguir tres grandes núcleos o regiones: tropical, templado y polar.
Los núcleos tropicales a ambos lados del ecuador están separados por una zona de calmas y bajas presiones ecuatoriales con vienbtos prácticamente nulos (zona de "calma chicha").
Los núcleos templados están separados de los tropicales por zonas de altas presiones subtropicales situadas hacia los 30º de latitud. Estas zonas son de calma y de muy escasas pesipitaciones, encontrandose en ellas los desiertos más importantes (Sahara, Arabia, Gobi en el hemisferio norte y Kalahari y Australia en el sur).
La s zonas templadas presentan vientos dominantes del oeste y su circulación más irregular que en las zonas tropicales. En estas regiones entran frecuentemente masas de aire de origen tropical o polar dando lugar a sucesivos frentes cálidos y fríos con frecuente aparición de formaciones nubosas y precipitaciones.
Finalmente, en las zonas polares se presentan generalmente altas presionesy escasas precipitaciones. Desde ellas se origina un flujo, aproximadamente de dirección este, hacia la zona de bajas presiones situada en latitudes próximas a los 60º.
Por todo ello, la circulación general atmósferica establece a escala del globo terrestre, un conjunto de direcciones de viento dominantes según se indica en la siguiente tabla.

Direcciones de viento dominantes a escala del globo terrestre

El viento

El viento es el movimiento del aire respecto a la superficie terrestre. Este movimiento es fundamentalmente horizontal. La velocidad y dirección del viento es el resultado de la accción de las siguientes fuerzas:
Fuerza debida al gradiente horizontal de presión: esta fuerza va dirigida desde las isobaras de alta presión a las de baja presión, representando una dirección pependicular a las mismas.

• Fuerza debida a la rotación de la tierra (fuerza de Coriolisis): debida al movimiento de rotación del globo terrestre de oeste a este, la trayectoria de una masa de aire en movimiento sufre una desviación hacia la derecha en el hemisferio norte (en sentido contrario en el hemisferio sur).
  
• Fuerza centrífuga debida a la curvatura de las isobaras: eta fuerza actúa según la dirección del radio de curvatura de la tryectoria, en sentido opuesto al centro de curvatura de la misma.
  
• Fuerza debida al rozamiento: interviene en las capas bajas de la atmósfera próximas a la superficie terrestre. Depende de factores tan diversos tales como el tipo de superficie o la orografía de la misma.
  

Según el tipo de fuerzas considerado se distinguen los siguientes tipos de vientos:

• Viento geostrófico. Es el viento resultante de la acción conjunta de las fuerzas debidas al gradiente de presión y de Coriolisis. Este tipo de viento es paralelo a las isobaras, en general puede decirse que es tanto mayor cuanto más próximas estén las isobaras (mayor gradiente de presión) y para un mismo gradiente de presión disminuye cuando aumenta la latitud.
  
• Viento de gradiente. Es el resultante de la combinación de las fuerzas debidas al gradiente de presión, de Coriolisis y de la centrífuga.
  

El viento de gradiente es una buena aproximación al viento real en aquellas condiciones en las que la fuerza de rozamiento es despreciable. Esta situación se da en las capas que no están próximas a la superficie terrestre, ya que la rugosidad de la misma introducevariaciones relativamene importantes en el movimiento del aire.
Los vientos geostróficos y los de gradiente predicen y describen bastante bien las condiciones de viento reales por encima de unos 1000 m de altura sobre el nivel del suelo. A alturas menores, por ejemplo de unos 100 m, el viento de superficie está muy influenciado por dos factores: la rugosidad de la superficie terrestre y los obstáculos. Para aplicaciones de energía eólica, nos interesa conocer los vientos de superficie, ya que de ellos se extrae la energía mecánica para el accionamiento de los aerogeneradores.

Vientos originados por fenómenos particulares: vientos locales.

Existen condiciones climáticas locales que originan un tipo de vientos que se apartan de las leyes generales expuestas anteriormente para los vientos globales a gran escala. Ebtre ellos cabe citar:

Brisas de mar y brisas de tierra

Durante el día la tierra se calienta más rápidamente que el mar, dado que el calor especifico del suelo es menor que el del agua. Por consiguiente, se produce una corriente de aire ascndente créandose una depresión que provoca la circulación del aire de mar a tierra (brisa marina).
Durante la noche, el fenomeno se invierte y el viento sopla de tierra a mar (brisa terrestre). Durante el anocheser y el amanecer acostumbran a aparecer periodos de calma. Los periodos de calma se observan en las proximidades de las costas alcanzando el aire un recorrido máximo de alrededor de unos 20 Km. La velocidad del viento no acostumbra a sobrepasar los 18 Km/h, aunque las condiciones orográficas locales pueden en algunos casos aumentar o disminuir los valores de la velocidad del viento de brisa. En general, las brisas de tierra son más débiles que las de mar.

Proceso de formación de las brisas de mar y de tierra

Brisas de valle y de montaña (vientos anabáticos y catabáticos)

En una montaña, al anochecer, el aire en contacto con el terreno más elevado de la montaña se enfría más rápidamente que el aire situado sobre el valle, por lo que tiende a descender hacia el valle siguiendo la ladera. Es el denominado viento catabático, generalmente de carácter suave.
Durante el día, y por efecto de la radiación solar, el proceso se invierte y es el viento en contacto con el terreno situado en la proximidad de los valles, el que tiende a ascender por la ladera (viento anabático).
Este tipo de vientos también se conoce con el nombre de vientos de cañon o brisas de montaña. Ver siguiente figura:

Proceso de formación de vientos anabáticos y catabáticos

Foehn

Cuando el aire remonta la pendiente de una cadena de montañas, sufre una expansión y en consecuencia un enfriamiento. Si la altura es elevada, su disinución de temperatura puede ser notable y en consecuencia se produce condensación de la humedad edl mismo en forma de nieblas, lluvias o incluso nieve.
Al descender por la ladera opuesta hacia los valles situados a sotavento, se produce un calentamiento, con lo cual al llegar al fondo del valle el aire es cálido y seco. Este fenómeno se produce siempre que una cadena montañosa es franqueada por masas de aire húmedo y es característico de algunos valles alpinos de3 donde recibe su nombre. En otras cadenas montañosas, tales como Los Andes o Los Pirineos, se producen situaciones parecidas. La siguiente figura muestra su proceso de formación.

Proceso de formación del viento Foehn

Escala de Beaufort de intensidad del viento

Escala Beaufort de intensidades de viento

Velocidad del viento

La velocidad del viento v es un amgnitud vectorial. Dadas la caracteristicas del viento, el vector velocidad varía continuamente de forma aleatoria tanto en módulo como en dirección y sentido. El instrumento de medida de velociadd es el anometro y el de dirección la veleta, estos miden miden los valores con una cierta frecuencia de muestreo (poe ej. Cada 1 o 2 segundos) y los promedian para intervalos de algunos minutos (en general 10 minutos). Asi, el valor quense obtiene representa las características medias del viento instantáneo durante este periodo de tiempo. Por ello es usual caracterizar el viento por un vector velocidad media (algunas veces denominado viento medio o estacionario) al que se pueden superponer variaciones aleatorias.
El vector velocidad tiene tres componentes según el triedro cartesiano; pero en aplicaciones de la energía eólica, sólo se consideran las componentes de velocidad en el plano horizontal. Por esto, el viento se caracteriza por medio de dos valores: el modulo de la componente de la velocidad en el plano horizontal y la dirección de donde sopla.
La velocidad se expresa generalmente en metros por segundos [m/s], y la dirección se puede indicar de varias formas, todas ellas basadas en diferenes divisiones del horizonte circular de 360º, pero siempre indicando la dirección de donde proviene el viento. Pudiendose indicar 8, 10, 12 o 16 divisiones respectivamente y la dirección del viento se expresa generalmente en grados.

Variaciones de la velocidad del viento

Se distinguen las siguientes variaciones de la velocidad del viento:

Variaciones estacionales

En muchas áreas geograficas, los vientos globales sufren diversas variaciones estacionales derivadas de la distinta acción de la radiación solar, posición de anticiclones, borrascas, etc. De hecho, se pueden detectar tendencias más o menos acentuadas de variaciones cíclicas en función de las estaciones del año.

Variaciones diarias

Los efectos de calentamiento o enfriamiento diurno o nocturno, la proximidad del mar, o las condiciones orográficas producen en muchas zonas variaciones de carácter cíclico en el viento. Por ejemplo, las brisas de costas o de montañas.

Variaciones en periodos muy cortos: ráfagas

En cortos periodos de tiempo, el viento puede sufrir notables variaciones tanto en velocidad como en dirección. La definición de ráfaga depende, por una parte, de la velocidad instantanea del viento respecto al viento medio y, por otra, de la duración de la propia ráfaga.
Cuando la velociadad instantánea sobrepasa en unos 5 a 8 m/s al valor del viento medio, se habla de ráfagas, de 8 a 15 m/s de fuertes ráfagas y de ráfagas violentas si la velocidad instantánea sobrepasa al viento medio en 15 m/s.

Formas de presentación de los datos del viento: velocidad y dirección

Dpendiendo del método de medición y el posterior tratamiento de las medidas, en la práctica se pueden encontrar varias formas de presentación de los datos del viento.

Representaciones gráficas

La representación grafica mas usada es la denominada rosa de los vientos. Consiste en un diagrama polar en el cual se definen para diferentes direcciones o rumbos distintivos valores relacionados con la velocidad del viento. El numero de rumbos, cuyos vaores principales se hacen corresponder con los puntos cardinales, acostumbra a ser 8, 12 o 16. El porcentaje de calmas se indivca en el centro del diagrama.

Se pueden establecer diversos tipos de rosas de los vientos:

Porcentaje del tiempo total que el viento sopla procedente de una determinada dirección. Ver siguiente figura:

Porcentaje de tiempo total que el viento proecde de una determinada dirección. Rosa de frecuencias porcentuales (Valores anuales)

En la siguiente figura se muestra otra forma de representar la rosa de los vientos para diferentes valores. En este caso se utilizan 8 rumbos. Ver siguiente figura:

Rosa de los vientos de 8 rumbos

Para los estudios de aprovechamiento de la energía eólica se deben considerar las velocidades horarias del viento, obtenidas como promedio de un conjunto histórico de varios años. (Se consideran resultados suficientemente representativos a partir de series historicas de periodos superiores a 30 años, y se recomienda usar series que como minimo comprendadn periods de 5 a 10 años).
Cuando se procede a la representación gráfica, se tienen curvas de frecuencias de la velocidad del viento como muestra la siguientes figuras:

Curva de frecuencias de la velocidad horaria del viento

Curva de duración de la velociadad
(el punto P nos indica que ha habido durante el año 2000 horas en las que la velocidad del viento ha sido superior a 9,2 m/s)

Distribución de la velocidad del viento

Es importante disponer de una función que permita determinar cuantitativamente la distribución de velocidades del viento a lo largo de un periodo de tiempo (por ej, un año) . Se ha comprobado experimentalmente que la velocodad del viento sigue aproximadamente una densidad de probabilidad similar a la de la siguiente fugura

Función densidad de probabilidad para la velocidad del viento a lo largo de un periodo de tiempo (por ejemplo un año). En linea continua, valores reales y en discontinua, el ajuste a una distribución de Weibull

Y que se ajusta bastante bien a una distribución de la función de densidad de probabiliadad real como se muestra enb el histograma real anual de las velocidadeds del viento. Ver siguiente figura:

Ejemplo de histograma de velocidades del viento para un periodo anual
(8760 horas)

La función de densidad de probabilidad p(v) correspondiente a la ley de Weibull es del tipo de dos parámetros (k, c) y viene dada por la expresión:

p(v) = k/c * (v/c)^(k-1) * e^-((v/c)^k)

Donde:
v es la velocidad del viento (m/s)
p(v) es la función densidad de probabilidad de Weibull
c es el factor de escala (m/s), valor proximo a la velocidad media
k factor de forma que caracteriza la asimetría a sesgo de la función de probabilidad.

La mayoria de los lugares en los que se dan las condiciones adecuadas para la explotación de la energía eólica presentan en general distribuciones de velocidad que son próximas a distribuciones de Weibull con parámetro de froma k=2. En casos de zonas proximas a la costas de mar o de emplazamientos en el mar, la distribución de vientos se aproxima mejor a distribuciones con valores más elevados de k, por ej, k=3. Estos valores son sólo orientativos debiendose determinar para cada caso particular. (Ver capitulo 3.3 Métodos para la determinación de los parámetros de Weibull. del libro "Energía eólica", Autor: Miguel Villarrubia", Editorial: CEAC)

Variacion de la velocidad del viento con la altura. Rugosidad del terreno.

En las capas próximas al suelo, la velocidad del viento siminuye, dicha variación o gradiente de velocidad con respecto a la altura depende escencialmente de la rugosidad del terreno. Superficies lisas como espejos de agua, terrenos llanos sin arbolado o llanuras nevadas producen un gradiente suave, al contrario que superficies con gran rugosidad como edificaciones urbanas, terrenos muy irregulares o superficies boscosas. Esto se puede apreciar en la siguiente figura:

Distintos perfiles verticales de la velocidad del viento para diferentes clases de rugosidad del terreno

Se define al parametro longuitud de rugosidad como la altura respecto al nivel del suelo expresadaen metros, donde la velocidad del viento es nula. Y en función de este valor se puede clasificar el terreno en clases de rugosidad. La siguiente tabla muestra la clasificación de los terrenos en función de la lonnngitud de rugosidad, la tabla tambien incluye el índice de energía que permite estimar la pérdida potencial de energía disponible en función de las caracteristicas del terreno.

Influencia del relieve del terreno sobre la velocidad del viento

El relieve del terreno influye sobre la velocidad del viento. Las elevacionesdel terreno, tales como montañas, colinas y acantilados. Estos pueden ocasionar un aumento de velocidad (aceleración) si el perfil es de forma y pendiente suave o pueden disminuir la velocidad (frenado) si se trata de fuertes pendientes, crestas o bordes agudos. En la siguiente figura se muestran los efectos de los distintos tipos de relieve:

Modificación del perfil vertical de la velocidad del viento por efecto de la orografía del terreno

Influencia de los obstaculos en la velocidad del viento

Los obstaculos tales como edificios, arbolados, o accidentes del terreno, provocan en general dos efectos desfavorables: una disminución de la velocidad del viento y un aumento de las turbulencias. En la proyección de una instalación de una central eólica se tienen en cuenta los obstaculos en el radio de un kilometro, fundamentalmente en la dirección predominante del viento. En la 1º figura se muestra el efecto de un obstáculo de forma no aerodinámica sobre el flujo del viento, y el efecto que produce sobre el perfil vertical de las velocidades del viento. En la figura 2 se muestra de forma orientativa el alcance de las perturbaciones y turbulencias originadas por edificios y arbolado. Las zonas de turbulencia puede alcanzar hasta una altura de alrededor de 3 veces la del obstáculo. Estas turbulencias son más acusadas en la parte posterior del obstáculo (sotavento) que en la parte anterior (barlovento).

Efecto de un obstáculo sobre el perfil vertical de la velocidad del viento

Zonas de perturbación y turbulencia originadas por edificios y arbolado

Potencia eólica disponible: potencial eólico

Una masa de aire m con velocidad v posee una energía cinética Ec que viende dada por:

Ec = ½ . m . v^2

El caudal másico de aire (m) de densidad (p) que fluye a través de una superficie de área (A) perpendicular a la dirección del flujo que viene dado por la ecuación de la mecánica de los fluidos:

M = p . A . v

La potencia disponible (Pd) asociada al caudal de aire que atraviesa dicha sección es:

Pd = ½ . m . v^2 = ½ . p . A . v^3

La potencia eólica disponible es la máxima potencia que podríamos extraer al viento si pudiésemos convertir toda su energía cinética en energía útil. En la practica por limitaciones de distinta índole (limite de Betz, rozamientos aerodinámicos y mecánicos, rendimiento del genrador eléctrico, etc.) sólo permite aprovechar en el mejor de los casos un 40% de la potencia eólica disponible.
Se define la densidad de poencia o potencia por unidad de área (Pd/A) según:

Pd / A = 1/2 . p . v^3

En la siguiente figura se muestra la densidad de potencia eólica disponible (Pd/A), calculada para la densidad de aire estándar (p = 1,225 Kg/m^3), para una temperatura igual a 15 ºC y presión atmósferica normal igual a 1013 mbar.

Potencia eólica disponible por unidad de área expuesta perpendicularmente a la dirección del viento (densidad de potencia eólica disponible) en función de la velocidad. Obsérvese el efecto del cubo de la velocidad

Evaluación de los recursos energético eólicos

Para identificar y caracterizar las áreas geográficas en relación a su potencial eólico, se procede a la elaboración de mapas de recursoso eólicos, asignando a cada área un número de clase de acuerdo a la velocidad media anual del viento (v) y a la densidad eólica disponible (Pd/A), ambas referidas a una altura sobre el nivel del suelo. De esta forma se establecen los mapas eólicos que acostumbran a presentarse de dos formas:
Identificando cada región por un número de clase de acurdo a su vlocidad media anual y a su densidad media anual de potencia eólica disponible.
Mediante un mapa de isolíneas que acostumbran a ser de dos tipos: de velocidad media anual y de densidad media anual de potencia eólica disponible. Ver siguientes figuras:

Mapa eólico correspondiente a la España peninsular (incluidas Baleares). La velocidad media anual (m/s) corresponde a mediciones a 10 metros de altura sobre el suelo

Potenciales eólicos (w/m^2) en la Peninsula Ibérica
(los valores solo tienen un carácter orientativo)

Para la evaluación de los recursos energéticos y elaboración de mapas de potencial eólico, se requiere el cálculo de la densidad media anual de potencia eólica disponible. El proceso de cálculo se realiza en función de los datos disponibles. Se pueden presentar varias situaciones como el caso en que se disponga de los valores horarios o trihorarios de la velocidad del viento o si se dispone sólo de la velocidad media anual.

Potencia aprovechada máxima teórica. Límite de Betz

Existe un límite superior para la potencia aprovechada, según el cual ningún generador puede extraer del viento una potencia superior a la fijada por este límite. Se establece a través del teorema de Betz, aunque este teoremase demuestra para máquinas de eje horizontal (tipo hélice), sus conclusiones son aplicables a las de eje vertical.

Flujo de aire circulando a través del área (A) barrida por el rotor de una hélice

Consideremos el flujo de aire indicado en la figura anterior que atraviesa un área A barrida por un rotor. Dado que las variaciones de presión y temperatura son pequeñas, supondremos que el aire se comporta como un fluido incompresible (densidad constante) por lo que la ecuación de continuidad se expresa:

V1 . A1 = v . A = v2 . A2

Aplicando el principio de la conservación de la cantidad de movimiento, la fuerza F que el fluido de caudal masico m realiza sobre el rotor viene dada por:

F = m . (v1 – v2) = p . A . v . (v1 – v2)

La potencia (pa) que el flujo de aire transfiere al rotor de la máquina es el producto de la fuerza por la velocidad (Pa = F . v). Combinando las expresiones anteriores y considerando: v = 0,5 . (v1 + v2) se obtiene:

Pa = ¼ . p . A . (v1 + v2) . (v1^2 – v2^2)

La condición de máxima potencia se presenta para una velociadad: v2 = 1/3 . v1

Sustituyendo este valor de la velocidad en la expresión anterior se obtiene la potencia máxima que teóricamente puede ser aprovecghada en un flujo de viento de velocidad v1 y es:

Pa,max = 16/27 Pd = 0,593 . Pd

La expresión anterior constituye el límite de Betz, según el cual la potencia máxima que puede aprovecharse en un flujo de viento es tan solo un 59,3 % de la potencia disponible en el mismo. En la práctica este límite superior nunca se alcanza pudiendo llegar a valores sólo algo superiores a 0,4 en el mejor de los casos.







Fuente consultada: Libro: "Energía Eólica", Autor: Miguel Villarrubia, Editorial: Ediciones CEAC, 2004.