Capítulo 2

EL VIENTO COMO FUENTE DE ENERGIA 2.1. Definición. Convección.

Todas las fuentes de energía renovables (excepto la mareomotriz y la geotérmica), e incluso la energía de los combustibles fósiles, provienen, en último término, del sol. La Tierra recibe 1,74 x 10 17 W de potencia provenientes del sol. Alrededor de un 1 a un 2 por ciento de la energía proveniente del sol es convertida en energía eólica. Entonces, el viento es una consecuencia de la radiación solar.

Puede definirse al viento, como el movimiento del aire con respecto a la superficie terrestre; este movimiento puede tener componente horizontal y vertical, pero en la práctica se hace referencia solamente a la horizontal.

Las diferencias de insolación entre distintos puntos del planeta generan diferentes áreas térmicas, y los desequilibrios de temperatura se traducen en variaciones de presión. El aire, como cualquier gas, se mueve desde las zonas de alta presión a las de baja presión. El fenómeno físico que así se produce es denominado convección. Ref. bibliográficas: 3, 6 y 16. 2.2. Meteorología.

2.2.1. Causas que provocan los vientos. 2.2.1.1 Temperaturas diferenciales en la superficie terrestre; temperatura del aire.

Durante el día, el agua de los océanos permanece relativamente más fría que la

superficie terrestre. De la radiación solar que incide sobre la superficie del agua se emplea parte en calentamiento, y parte en evaporación; pero debido a la gran capacidad del agua para absorber calor, la temperatura en las capas superficiales apenas varía y lo mismo ocurre con la temperatura del aire que se encuentra en contacto con ellas.

Sobre la tierra, en cambio, la radiación solar que se recibe sobre el suelo se traduce en una elevación de la temperatura, tanto de la corteza terrestre como del aire circundante. El aire caliente se dilata, pierde presión y es remplazado por el aire fresco que viene del mar.

Durante la noche, el ciclo se invierte. La corteza terrestre se enfría más rápidamente, mientras que el agua del mar conserva mejor el calor acumulado a lo largo del día.

En las montañas ocurre un proceso parecido. Unas laderas reciben más insolación que otras, en función de su orientación y pendiente. El calentamiento del suelo es desigual, y los desplazamientos del aire tienden a compensar las diferencias de presión (figura 2-1). Ref. bibliográficas: 3, 6, 7, 9 y 16.

1

Figura 2-1: Esquema de circulación del aire provocada por diferencias de insolación recibidas en costas y montañas.

2.2.1.2 Circulación general del aire en la atmósfera terrestre.

A escala planetaria, la zona ecuatorial recibe la máxima radiación solar, mientras que en las zonas polares apenas se perciben sus efectos. En una Tierra sin rotación, las diferencias térmicas y de presión entre la zona ecuatorial y las polares producirían un movimiento circulatorio del aire. El aire de las zonas cálidas ascendería a las capas altas de la atmósfera, siendo remplazado por aire más frío proveniente de los polos. El aire cálido a su vez se desplazaría hacia los polos por las capas altas de la atmósfera, completando la circulación. Debido a la diferencia de superficie entre dos paralelos próximos al polo y otros dos próximos al ecuador, las zonas de aire ascendente estarían comprendidas entre latitudes de 0° a 30°, y las de aire descendente entre los 30° a 90°, de forma que se equilibraran los volúmenes de aire desplazado en una dirección y en otra . Si consideramos el movimiento de rotación de la Tierra, el modelo de circulación global del aire sobre el planeta se hace mucho más complicado. En el hemisferio norte, el movimiento del aire en las capas altas de la atmósfera tiende a desviarse hacia el este, por efecto de las fuerzas de inercia de Coriolis, y en las capas bajas tiende a desviarse hacia el oeste. En el hemisferio sur ocurre al contrario. Estas fuerzas de Coriolis aparecen en toda partícula cuyo movimiento está asociado a unos ejes de referencia que a su vez está sometido a un movimiento de rotación. De esta forma, el ciclo que aparecía en un planeta estático ahora se subdivide. El aire que asciende en la zona cálida del ecuador se dirige hacia el polo a una velocidad media de 2 m/s, desviándose hacia el este a medida que avanza hacia el norte. Al alcanzar la zona subtropical, su componente transversal es demasiado elevada y desciende, volviendo al ecuador por la superficie. Por encima de este ciclo subtropical se forma otro de características semejantes, aunque en este caso es el aire cálido que ha descendido en la zona subtropical el que se desplaza por la superficie terrestre hasta que alcanza la zona subpolar, en donde vuelve a ascender enlazando con el ciclo polar. El espesor de la zona de movimiento de los circuitos es

2

en realidad de sólo 10 km, lo que representa 1/1200 del diámetro del globo. Esta parte de la atmósfera, conocida con el nombre de tropósfera, es donde ocurren todos los fenómenos meteorológicos. Este modelo de circulación más complicado que el anterior, todavía se ve perturbado por la formación de torbellinos que se generan en las zonas de interrelación de los diferentes ciclos. La componente transversal de la velocidad del viento genera unas ondas, que poco a poco se van incrementando hasta que la circulación se rompe, produciéndose unos torbellinos que se mueven independientemente. Estos núcleos borrascosos se generan periódicamente y transportan grandes masas de aire frío hacia el sur, alterando las condiciones climáticas en zonas de latitud inferior (figuras 2-2 y 2-3).

Figura 2-2: Esquema simple de circulación del aire a escala planetaria.

3

Figura 2-3: Esquema de la circulación general del aire en la atmósfera. Los diferentes efectos meteorológicos descritos en este modelo de circulación del aire, configuran a nivel global la composición de los vientos sobre el planeta. A nivel local, tendremos que tener en cuenta los efectos producidos por el mar y las montañas, y aún más detenidamente los que se derivan de la orografía del terreno, que pueden perturbar considerablemente el movimiento de las capas bajas de la atmósfera. Para la explotación energética del viento en una zona, se debe tener en cuenta además del valor medio de la velocidad, su distribución anual, conjuntamente con la duración de los períodos de calma, dirección predominante, intensidad de las ráfagas y sus variaciones diarias y estacionales. Ref. bibliográficas: 3, 6, 7, 9 y 16. 2.2.1.3 Turbulencia atmosférica. La orografía del emplazamiento es muy importante para determinar la velocidad del aire en un punto localizado. El aire que se desplaza en la proximidad de la corteza terrestre debe sortear los innumerables obstáculos que encuentra a su paso, alterando en mayor o menor grado las líneas de corriente y sus velocidades correspondientes (figura 2-4).

4

Figura 2-4: Variación típica de la velocidad del viento en función de la altura, para diferentes topografías. Las montañas constituyen un importante obstáculo al desplazamiento del aire y su comportamiento ante ellas puede resultar muy complejo. Por regla general, se suele considerar que las montañas ejercen un efecto de frenado sobre una corriente de aire, reduciendo su velocidad de un 30 a un 50 por 100 de la que tendría en iguales condiciones moviéndose en un espacio abierto. En ciertas condiciones, los obstáculos pueden provocar un incremento de la velocidad del viento; tal es el caso del viento que toma un camino entre dos edificios altos o en un paso estrecho entre montañas: el aire se comprime en la parte de los edificios o de la montaña que está expuesta al viento, y su velocidad crece considerablemente entre los obstáculos del viento. Esto es lo que se conoce como "efecto túnel" y responde físicamente a la ecuación de continuidad de los fluidos. Así pues, incluso, si la velocidad normal del viento en un terreno abierto puede ser de, digamos, 6 m/s, en un "túnel" natural puede fácilmente alcanzar los 9 m/s. El efecto de frenado se ejerce también en zonas libres de obstáculos. Las fuerzas de rozamiento, que actúan en las capas de la atmósfera, que se encuentran en contacto con el suelo tienden a disminuir su velocidad, siendo sus efectos menores a medida que se gana en altura. Lo expuesto indica que la superficie de la tierra ejerce sobre el aire en movimiento, una fuerza de fricción que retarda el flujo y contribuye a la generación de turbulencias. Esta zona se conoce con el nombre de capa límite atmosférica y su altura varía según las condiciones meteorológicas, entre cientos de metros y varios kilómetros. Por encima de la capa límite, al movimiento del aire se lo denomina viento geostrófico, mientras que por debajo, viento de superficie. En nuestro estudio sobre el viento nos limitaremos a esta porción inferior de la atmósfera, donde funcionan las turbinas eólicas y que normalmente no sobrepasan los 100 ó 200 metros de altura. La fricción origina una variación significativa de la velocidad con la altura y esta variación depende fuertemente de la rugosidad del terreno circundante, por lo que resulta importante la adecuada elección del sitio donde se instala la turbina. Generalmente, el movimiento atmosférico presenta características de flujo turbulento, si bien en algunas circunstancias especiales el aire circula en forma de flujo laminar. En este ultimo caso, las pequeñas fluctuaciones que naturalmente se producen en el movimiento del aire, son amortiguadas y por lo tanto, el flujo resultante es suave y ordenado. Normalmente esto no ocurre, las perturbaciones se magnifican y el flujo se hace turbulento. En la atmósfera deben distinguirse dos tipos de turbulencias: - la turbulencia de origen mecánico y - la turbulencia de origen térmico.

5

La turbulencia mecánica se genera por la presencia de obstáculos sobre la superficie, como edificios, árboles y vehículos que fuerzan al viento a pasar por encima de ellos produciendo remolinos de distintas características en la parte posterior de los obstáculos. El tamaño de estos vórtices está relacionado con la velocidad media del viento y el tamaño y forma de los obstáculos. Los vórtices son arrastrados por el viento convirtiéndose en fuente de excitación en toda la corriente fluida. La turbulencia térmica en cambio, es producida por el movimiento ascendente de masas de aire calentadas en la superficie de la tierra y el descenso de masas frías que se mueven para ocupar el lugar dejado por las primeras. Ambos tipos de turbulencias actúan simultáneamente y según los casos, será más importante uno que otro.

La turbulencia térmica puede ser inestable, neutral o estable. En el caso inestable, la temperatura del aire disminuye con la altura y la turbulencia producida por los obstáculos actúa como excitación inicial para ser luego amplificada y transportada. Este fenómeno ocurre normalmente alrededor de las 15 horas del día, ya que por efecto de la radiación solar, la tierra está más caliente que el aire y la inestabilidad térmica produce mucha turbulencia. En el caso neutral, la temperatura es prácticamente constante con la altura y cualquier perturbación en la atmósfera no produce reacción. Ocurre normalmente a las 9 horas o a las 18 horas y la turbulencia depende únicamente de la acción mecánica.

Por ultimo, la turbulencia térmica estable se manifiesta cuando la temperatura del aire aumenta con la altura y las perturbaciones son rápidamente amortiguadas. Si además, la velocidad del viento es baja, las perturbaciones mecánicas son reducidas y puede existir flujo laminar. Este fenómeno puede ocurrir alrededor de las 5 horas, cuando la tierra está fría y la temperatura del aire tiene un gradiente positivo en altura.

Cuando la velocidad del viento aumenta, la influencia de la temperatura de la tierra sobre el aire disminuye y el perfil de temperatura se aproxima a la condición de estabilidad neutral.

Lo expuesto, nos permite considerar al movimiento del aire en forma simplificada, como la superposición de un viento de velocidad relativamente uniforme al que se le adicionan las turbulencias.

Un remolino simple cuya velocidad tangencial es ∈V, arrastrado por la corriente uniforme de velocidad Vm da origen a una oscilación de velocidad y dirección según la fórmula:

6 6 6 V = Vm + ∈V

Cuando vm y ∈v son del mismo sentido, la velocidad es máxima. Cuando vm y ∈v son de sentido opuesto, la velocidad es mínima. La relación ∈v/vm varía habitualmente entre 0,3 y 0,4. En la hipótesis de que ∈v sea constante, podemos escribir:

Vmáx = Vm + ∈V

Vmín = Vm - ∈V De aquí se deduce: Vm = (Vmáx + Vmín)/2

∈V = (Vmáx – Vmín)/2

6

Si se designa por β el valor máximo que puede tomar el ángulo que forma vm con la dirección de la velocidad instantánea v, la oscilación en dirección puede calcularse con aceptable aproximación por la expresión:

Sen β = ∈V/Vm En la figura 2-5 están graficadas estas oscilaciones posibles; las mismas se refieren al plano horizontal. En el sentido vertical, las desviaciones en dirección son mucho menores (entre 5 y 10 veces).

Figura 2-5: Composición de velocidades del viento: vm = velocidad uniforme; ∈v = turbulencia; β = máxima desviación de v con respecto a vm.

Por otra parte, analizando las velocidades, se observa que los vientos resultantes de la composición arriba descripta tienen un contenido en frecuencia extremadamente amplio. Las componentes de frecuencias más bajas están asociadas a los fenómenos macro-meteorológicos, que hacen variar vm, mientras que las componentes de alta frecuencia corresponden a las turbulencias (∈v), que tienen un origen térmico-mecánico y son ocasionadas como se dijo por la fricción sobre la superficie terrestre y los obstáculos. Las componentes macro-meteorológicas y las turbulentas están claramente diferenciadas debido a que existe una brecha en el contenido en frecuencia de viento. Esto se muestra en la figura 2-6, que se conoce como espectro de Van der Hoven. El mismo, está realizado en base a las mediciones efectuadas en un lugar determinado, pero, su forma y la ubicación de los picos, varía muy poco con la posición geográfica, por lo que puede tomarse como válido para todo el planeta.

7

Figura 2-6: Espectro de Van der Hoven. Este gráfico no representa la densidad espectral de potencia del viento en función de la frecuencia Фw(f), sino del producto f . Фw(f). Esto permite contrarrestar los errores de interpretación inducidos por la representación de la frecuencia en escala logarítmica. En efecto, la potencia del viento queda de esta manera determinada por el área ubicada por debajo del espectro de Van der Hoven. Puede apreciarse que en el período entre 10 minutos y 2 horas, el contenido en potencia es muy bajo. La existencia de esta brecha que separa la componente macro-meteorológica del viento de la turbulencia, motiva que el análisis energético del viento se haga dentro de este rango de tiempo. Resumiendo, los parámetros que definen el régimen de vientos (distribución de direcciones y velocidades en el tiempo) en un punto determinado dependen de: - la situación geográfica - las características microclimáticas locales - la estructura topográfica de la zona - las irregularidades del terreno - la altura sobre el nivel del suelo Ref. bibliográficas: 3, 4, 6, 8, 9 y 14.

2.2.2. Vientos en el mundo, estacionales, regionales y locales.

2.2.2.1. Vientos estacionales. Monzones

8

Un ejemplo en gran escala de circulación térmica es el monzón. Esta voz, derivada del árabe, significa estación y designa un viento de carácter estacional. Durante el invierno, cuando los continentes están más fríos que los océanos, el aire fluye de los primeros a los segundos; mientras que durante el verano cuando los continentes están mas calientes que los océanos, el flujo se desarrolla en sentido contrario. En los lugares donde la circulación esta bien desarrollada, como en el continente asiático, las cantidades de precipitación estacional están en estrecha relación con el monzón. El monzón de verano hace penetrar aire oceánico húmedo en el continente, donde asciende y se produce condensación. Pero durante el monzón de invierno, es mucho menos probable que ocurran precipitaciones porque sobre los continentes el aire baja y se dirige hacia los océanos. Los monzones más intensos son los producidos por la gran masa terrestre asiática. El clima del sur de Asia, protegido del norte por la elevada cordillera del Himalaya, esta determinado en gran parte por el monzón. En verano, los vientos del sur que cruzan la parte norte del océano Indico producen las mayores lluvias del mundo en la vertiente sur del Himalaya. En invierno, los vientos predominantes del noroeste son secos y la lluvia es escasa. El comienzo y la duración del monzón de verano tienen gran importancia para la agricultura del Asia meridional. La distribución geográfica, intensidad y duración varían considerablemente de un año a otro. Los meteorólogos han realizado una intensa investigación de las causas de tales fluctuaciones, pero todavía no es posible predecir dichos vientos con certeza. El continente norteamericano tiene también una circulación monzónica, aunque no tan intensa como la del asiático y además está perturbada por ciclones y frentes migratorios. Su efecto más notable es que durante el verano, el cálido interior aspira aire tropical húmedo del golfo de México y del mar Caribe. Las tormentas de verano sobre las áridas tierras altas del suroeste pueden atribuirse en parte al influjo del aire húmedo procedente del golfo de México debido a la circulación monzónica.

2.2.2.2. Vientos Alisios. Al norte y al sur de la zona de calmas ecuatoriales, en unas fajas de 30° de anchura, es

notable la persistencia de los vientos en los niveles bajos. En ambos cinturones, dominan los vientos del este; en el del hemisferio norte suelen soplar del noreste, mientras que en el del sur soplan del sureste. Estos vientos reciben el nombre de alisios o trade winds (vientos de comercio) por el importante papel desempeñado en el descubrimiento y apertura al comercio del Nuevo Mundo cuando los barcos dependían de las velas.

2.2.2.3. Ciclones y anticiclones.

El modelo de circulación del aire a escala planetaria, incluye, además de los tres circuitos independientes por cada hemisferio ya indicados, la generación de movimientos rotatorios en los límites de los circuitos, denominados ciclones y anticiclones. En la figura 2-7 se ilustran estos tipos de movimientos asociados con las áreas de presión baja (ciclones) y con las de presión alta (anticiclones) próximas a la superficie terrestre en los hemisferios norte y sur. En el hemisferio norte el aire discurre en espiral y en sentido contrario a las agujas del reloj hacia el centro de los ciclones, y en el sentido de las agujas del reloj y hacia fuera en los anticiclones. En el hemisferio sur la espiral se dirige hacia dentro en el sentido de las agujas del reloj en los ciclones y hacia fuera y en sentido contrario a las agujas del reloj en los anticiclones. Es posible determinar las situaciones aproximadas de las presiones alta y baja observando la dirección del viento en un punto dado y aplicando la regla

9

de Buys Ballot: colocándose de espaldas al viento, la presión baja queda a la izquierda y la alta a la derecha (en el hemisferio norte).

Figura 2-7: Flujo ciclónico y anticiclónico junto a la superficie terrestre.

2.2.2.4. El föhn o chinook.

El föhn es un viento que desciende por las laderas montañosas en varias regiones. Es un viento cálido, muy seco, variable, que a veces aparece en las laderas de sotavento de las Cordilleras. Se produce cuando los vientos predominantes que contienen aire húmedo y caliente se dirigen contra una montaña. El ascenso forzado hace que se formen nubes densas, y en ocasiones propicias se producen intensas precipitaciones. Durante la mayor parte de la ascensión el enfriamiento se produce según el índice adiabático húmedo (4 o 5 °C/km) y cuando el aire llega a la altura de la cima, ha perdido la mayor parte de su humedad. Después de cruzar la cresta, parte del aire desciende por las laderas de sotavento, calentándose según el índice adiabático seco (10°C/km). Cuando llega al pie de la montaña, el aire se halla muy caliente y seco, por haberse caldeado por el calor latente de condensación. Aunque los vientos föhn se observan en muchas Cordilleras del mundo, algunos de los casos más notables se dan en las laderas orientales de las montañas Rocosas, donde el fenómeno toma el nombre de chinook, por el territorio indio de donde parecen proceder. Los indios suelen llamarle “devorador de nieve”, por que dados su calor y sequedad extremados, es capaz de evaporar hasta 60 cm de nieve en un día. El viento chinook con frecuencia expulsa el aire frío situado en las vertientes orientales y hace subir la temperatura 10 a 15°C a las doce horas de su llegada.

2.2.2.5. Masas de aire. Una masa de aire es un enorme cuerpo de aire que abarca miles de kilómetros dentro de

la cual la temperatura y la humedad cambian gradualmente en el plano horizontal; es decir, no presenta cambios bruscos de la temperatura o de la humedad en este plano. Las masas de aire son creadas principalmente en el seno del flujo anticiclónico de los cinturones subtropicales y

10

polares de presión alta. En estos sistemas el aire circula lentamente sobre superficies de propiedades bastante uniformes y adquiere gradualmente características térmicas y de humedad representativas de tales superficies. Por ejemplo, el aire que fluye alrededor del anticiclón atlántico semipermanente adquiere rápidamente el calor y la humedad de las masas acuáticas del mar Caribe y del golfo de México. Las masas frías de aire, como las que se forman sobre las superficies heladas del norte del Canadá en invierno, tardan algún tiempo más en formarse, pero cuando la calma es suficiente puede haber homogeneidad horizontal hasta tres o cuatro kilómetros de altura.

Las masas de aire se clasifican según su origen: polar o tropical, marítima o continental. Las principales masas de aire que afectan el tiempo en Norteamérica son la polar continental (Pc), la polar marítima (Pni) y la tropical marítima (Tm). El origen de las masas de aire polar continental se halla en el norte del Canadá. En invierno, la masa de aire PC es seca y estable antes de salir de su zona de origen, pero cuando avanza hacia el sur sobre Estados Unidos, es calentada por la parte inferior y su estabilidad disminuye. La porción que atraviesa los grandes lagos se carga de humedad, lo cual con frecuencia se traduce en nevadas a lo largo de las costas orientales de los lagos y en los montes Apalaches. En algunas ocasiones, este aire penetra en la cordillera de las montanas Rocosas.

El aire tropical marítimo que afecta a Estados Unidos generalmente procede del golfo de México. En invierno, el aire polar marítimo que barre el Pacifico es uno de los elementos más importantes en la producción de las lluvias de dicha estación en la costa occidental de Estados Unidos. Al chocar con las montañas de la costa y luego con las Rocosas, el ascenso forzado produce intensas lluvias y nevadas sobre estas barreras.

Después de abandonar su región de origen, una masa de aire puede seguir siendo identificada por su temperatura en relación con la superficie sobre la cual viaja. Se dice que una masa de aire es fría cuando su temperatura es inferior a la de la superficie sobre la cual está y cálida cuando su temperatura es superior a la de ella. Una masa de aire frío se calentará por su parte inferior, de suerte que el gradiente vertical aumentará, mientras que una masa de aire caliente perderá calor por su porción inferior y su gradiente vertical disminuirá (se hará más estable).

2.2.2.6. Frentes. En la frontera que separa masas de aire de propiedades diferentes existe un agudo

contraste de temperatura y humedad. Esta zona limitante donde “chocan” las masas de aire se llama zona frontal o, más corrientemente, frente. El término frente fue acuñado por los meteorologistas noruegos que desarrollaron la teoría del frente polar durante la primera guerra mundial, posiblemente porque las oscilaciones de la frontera, con estallidos intermitentes en el tiempo a lo largo de ella, les recordaban la prolongada batalla de trincheras que se desarrollaba en Europa con su actividad intermitente.

El frente que separa dos masas de aire presenta una pendiente ascendente sobre el aire

más frío y denso. La pendiente media de los frentes es sólo de alrededor de 1:150, y oscila desde un mínimo de 1:250 hasta una inclinación de 1:50. La anchura del frente —la zona de transición entre las masas de aire— mide usualmente de 50 a 100 km, pero a la escala de distancias que estamos considerando, semejante anchura equivale aproximadamente al espesor de una línea gruesa trazada en el mapa del tiempo. La frontera entre las masas de aire caliente y frío forma siempre una rampa sobre el aire frío. Esto es así porque el aire frío es un fluido más denso. (Imaginemos dos fluidos como el agua y el aceite, uno junto a otro y

11

separados por un tabique. Si retiramos el tabique, el agua más densa se deslizará debajo del aceite.) Ahora bien, tanto si el aire caliente avanza sobre la cuña de aire frío, como si esta cuña penetra debajo del aire caliente, se producirá una ascensión forzada. En ambos casos, el enfriamiento debido a la expansión puede conducir a la condensación y posiblemente a la precipitación sobre la superficie frontal.

2.2.2.7. Ciclones tropicales. Los ciclones tropicales, que miden en término medio, unos 700 km de diámetro, como

su nombre indica, son remolinos ciclónicos que se forman en los trópicos. De hecho, se forman casi invariablemente sobre los océanos en las latitudes comprendidas entre los 5 y los 20° del Ecuador. Se producen en abundancia en todos los océanos tropicales excepto en el Atlántico meridional. Cada área del mundo tiene su propio nombre local para designar esta perturbación, siendo los más comunes: huracán (Norteamérica), tifón (Asia oriental), ciclón (India), willy-willy (Australia), baguío (mar de China). En lo que sigue usaremos el nombre utilizado comúnmente para designar estas tormentas: huracán.

2.2.2.8. Tornados.

El nombre tornado deriva probablemente del español “tornar”, que significa girar. Un tornado es un intenso vórtice ciclónico en el cual el aire gira rápidamente en espiral sobre un eje casi vertical. Visto a distancia semeja un gran embudo gris o una trompa de elefante que desde la base de un cumulonimbo (nube de tormenta), se dirige hacia abajo. En el punto en que llega al suelo circulan a su alrededor grandes masas de polvo y residuos hasta una altura de 60 metros. Los vientos asociados con los tornados son demasiado fuertes para que pueda soportarlos el anenómetro corriente, de modo que hay muy pocas mediciones dignas de confianza. Las estimaciones que se han hecho basándose en los daños infligidos a los edificios y en la fuerza de impacto de los objetos arrastrados por el viento, indican que las velocidades oscilan generalmente entre 160 y 500 km/h, si bien es posible que se den velocidades de hasta 800 km/h. Semejante viento requiere un gradiente de presión muy fuerte. La diferencia de presión entre el interior y el exterior de un tornado suele ser de alrededor de los 25 mbar, pero se han observado descensos incluso de 200 milibares. La longitud de la trayectoria de los tornados mide por término medio unos seis kilómetros, pero es sumamente errática. Algunos tocan el suelo en una distancia de sólo 20 o 30 m, mientras que otros saltan y brincan en trechos de centenares de kilómetros. Unos tornados apenas se mueven, pero se sabe de otros que se trasladan a la velocidad de hasta 200 km/h. Algunos duran solamente una fracción de minuto, mientras que otros persisten durante varias horas; la duración media es de menos de diez minutos. La mayoría avanza hacia el este o el noreste (hemisferio norte), pero se han observado toda clase de direcciones.

Durante sus breves vidas los tornados pueden ser muy destructivos. Un edificio que se encuentre en su trayectoria ciertamente sufrirá muchos daños, si no es destruido. La causa de los desperfectos es triple: la fuerza enorme ejercida por el viento, la repentina diferencia de presión creada entre el interior y el exterior del edificio, y las fuertes corrientes ascendentes. Con una caída rápida de presión de 100 mbar, la presión neta hacia el exterior sufrida por las paredes del edificio puede llegar a ser de unos 1000 kg/m2 y se han visto edificios que explotaban literalmente. La presión del viento puede alcanzar fácilmente varios centenares de kilogramos por metro cuadrado.

Ref. bibliográficas: 8 y 9.

12

2.2.3. Vientos en la República Argentina.

2.2.3.1. Características generales. Puede afirmarse en principio, que los vientos en la Argentina responden en general, a

las características ya expuestas para el resto del mundo, con algunas particularidades propias que dan lugar a ciertas denominaciones de movimientos del aire que se detallan a continuación.

2.2.3.2. Viento Pampero El Pampero es el viento característico de las pampas, que ningún viajero ha dejado de

mencionar. Ellos y los marinos, son los principales autores de su fama. Espinosa y Bauzá, entre otros, dicen: “Corren vientos violentísimos que llaman Pamperos que soplan del SO: vienen de la Cordillera y atravesando varias llanuras de 200 a 300 leguas sin bosques ni montes que moderen su ímpetu conservan toda su violencia, degeneran en verdaderos huracanes, y si corren por el Río de la Plata, no hay a veces embarcación que los aguante. El temporal más desecho del invierno no resiste a 6 horas de Pampero. Las reses muertas en el campo se secan prontamente sin agusanarse, y el lodo mismo de las calles se coagula y se deseca con facilidad: circunstancias todas que unidas a la frialdad del viento manifiestan la astringencia y demás calidades del viento de la nieve”.

En realidad, deben distinguirse dos tipos de Pampero. El Pampero limpio o Pampero propiamente dicho, al que hacen referencia Espinosa y Bauzá, y el Pampero sucio, o línea de turbonada, que consiste en una tormenta de agua con viento fuerte, truenos, relámpagos y rayos. Ambos se presentan en condiciones bien definidas, con rasgos que les son propios. El Pampero sucio, se presenta como un viento frío, seco y violento, que viene a poner fin a un período de tiempo anormalmente cálido y húmedo. Indicio seguro de Pampero son las nubes que se forman sobre el horizonte hacia el sudoeste, después de una serie de días en que han soplado con persistencia vientos suaves y variables con componente norte. Durante esos días el tiempo se presenta bueno, con temperatura en paulatino ascenso, y presión atmosférica en descenso. Muchas veces, antes de que comience a soplar, ocurre un breve período de calma y luego la brusca irrupción del Pampero sucio, acompañado de nubosidad cumuliforme, truenos, relámpagos y precipitación violenta, de corta duración. La fuerza de las turbonadas es, por lo general, mayor en el verano, y alcanzan una velocidad de hasta 100 kilómetros por hora. La dispersión del polvo levantado por el viento puede alcanzar hasta grandes alturas. Wölcken calcula en 500 metros la capa de aire turbulento en la tormenta por él observada. El descenso de la temperatura del aire se produce en forma instantánea, y puede ser de 10° o más. Es claro que después de un período de sequía prolongada, cuando es más espeso el colchón de polvo que se asienta sobre la tierra, los caracteres del Pampero sucio resultan más definidos. Inmediatamente después del pasaje del Pampero sucio, comienza a soplar el Pampero limpio, que es aire fresco y agradable, síntoma seguro de la estabilización del tiempo. El Pampero sopla en cualquier época del año, y en la amplia zona donde se deja sentir, llanura pampeana, desembocadura del Plata, Uruguay, y aún más al norte, hasta los 30° de latitud, está íntimamente ligado al proceso ordinario de la evolución del tiempo, que se repite aproximadamente unas ochenta a cien veces en el año.

2.2.3.3. Sudestada.

13

Sudestada es tal vez el nombre más temible para el navegante del río de la Plata. Como su nombre lo indica es viento del sudeste. Todo lo humedece y cubre de moho. Sopla cuando sobre el río de la Plata se ha formado un ciclón, luego de una larga persistencia de temperaturas elevadas con vientos del noroeste, norte y nordeste, que rotan finalmente al este, momento en que se hace particularmente molesta la humedad, que a veces se concreta en densa niebla. Por último, el viento vira bruscamente hacia el sudeste y se desata un temporal con viento arrachado y fuertes lluvias. Son estas tormentas las que ponen con frecuencia en peligro la vida de los pobladores de los barrios más bajos de la ciudad, tal como ocurrió en abril de 1940 y en otras oportunidades más recientes. Con frecuencia el tiempo se compone por espacio de uno o dos días y vuelve a presentarse otra Sudestada de menor violencia hasta que el viento gira al sudoeste y el Pampero barre las nubes y despeja la atmósfera, poniendo fin al temporal.

2.2.3.4. Viento Norte. El viento Norte, cálido y con frecuencia húmedo, tiene también su característica bien

definida. Lo que de él dice Parish, puede servirnos para caracterizarle: "Durante la mayor parte del año los vientos que prevalecen son los del Norte, que pasando por las llanuras pantanosas y bañados de Entre Ríos y luego, sobre la ancha extensión del Plata, absorben sus vapores, y cuando llegan a la costa Sud del Río, toman ya una gran influencia sobre el clima. Todo se pone húmedo: las botas que se limpiaron ayer, están hoy llenas de moho; los libros se ponen verdes y las llaves se enmohecen en el bolsillo." Y continúa: "En algunas gentes produce una irritabilidad y mal humor, que llega a ser poco menos que un desarreglo transitorio de sus facultades morales”.

2.2.3.5. El Zonda. El más famoso, sin duda, de cuantos vientos reciben en el interior del país un nombre

propio, es el Zonda, viento turbulento, seco y caliente, que se deja sentir en toda la región cordillerana. Toma su nombre de la quebrada de Zonda, a espaldas de la ciudad de San Juan, donde alcanza particular violencia. Burmeister dice que estos vientos "postran realmente al hombre por su ardor y aún le aminoran el libre uso de sus facultades; la gente se encierra en sus habitaciones, se queja de dolores de cabeza, lasitud en todas las articulaciones y se acuesta, para sustraerse a la influencia desagradable del Zonda, oponiéndole una completa apatía. Estos vientos calientes no traen tempestades con lluvia; se mantienen durante 24 ó 36 horas, cesan luego y dejan durante mayor tiempo únicamente suspenso en el aire, el polvo que han traído y levantado." El Zonda típico puede ser considerado como un viento föhn verdadero. Este viento característico de los Alpes toma su nombre de la palabra latina favonius, que significa viento caliente. El Zonda típico no sopla con mucha frecuencia. Cuando en toda la hoya geográfica comprendida entre las sierras Pampeanas y la cordillera se encuentra aire calido, desprovisto de humedad con una atmósfera extraordinariamente diáfana y una visibilidad horizontal máxima es indicio seguro de que comenzará a zondear. Poco a poco va acentuándose la disminución de la presión en toda la zona hasta que llega un momento en que el aire es sumamente liviano. En tanto, a espaldas de la cordillera, desde el lado chileno, avanzan masas de aire frío, sumamente pesado, que acompañan en su carrera hacia el este a los vientos que en esa dirección soplan constantemente en las capas superiores de la atmósfera. La baja temperatura del aire facilita la condensación de la humedad en los altos pasos cordilleranos y en las cumbres, en forma de una niebla espesa, fría y a menudo, también, en forma de nieve. Este aire, al abandonar las altas cumbres, se precipita como en cascada hacia

14

la llanura, y fluye a través de los valles y quebradas profundas, alcanzando, a veces, velocidades extraordinarias. En este descenso comienza a aumentar su temperatura y en consecuencia su capacidad de absorción de vapor de agua, de modo que las nubes y la niebla se disipan y su sequedad aumenta a medida que se acerca a la superficie. Aquí, se desliza como una corriente de agua, siguiendo los desniveles del terreno, ocupando los lugares más bajos antes de cubrirlo todo; por eso es frecuente observar que solo una parte de un campo ha sido completamente quemado en tanto que el resto, a donde el Zonda no alcanzó, conserva su lozanía. Para que el Zonda alcance toda su magnitud, es decir, se deje sentir en la localidad de San Juan, es preciso que exista una gran diferencia entre la densidad del aire sobre la superficie y la densidad del aire polar que avanza desde el lado occidental de la cordillera. Este Zonda verdadero se deja sentir aun sobre la llanura pampeana, si bien es cierto que sensiblemente disminuido. El Zonda que sopló el 11 y 12 de agosto de 1941, transportó el polvillo rojizo del que estaba acompañado, hasta la ribera del Paraná. En esa oportunidad alcanzó una velocidad de 200 km/h, entre Punta de Vacas y las Cuevas, en la alta cordillera. La humedad relativa sufrió un descenso desde el 93 por ciento al 8 por ciento y la temperatura subió instantáneamente 20°. El Zonda típico es excepcional, pero son frecuentes sus formas atenuadas cuando la diferencia de densidad entre el aire cuyano y el que avanza desde el oeste no son muy marcadas; así, ocurre a veces, que el aire sólo desciende hasta las capas que se encuentran entre los dos y tres mil metros de altura, de modo que es frecuente que esté zondeando en las sierras de Córdoba, pero el viento no se sienta en San Juan.

Se le dan también otros nombres, como en La Rioja, por ejemplo, donde se lo denomina Troyano, porque llega a ella desde la quebrada de la Troya.

Las condiciones necesarias para la producción del Zonda en sus distintos tipos (Zonda incipiente, Zonda de altura y Zonda de superficie o verdadero), son, fundamentalmente, la existencia de una muy baja presión sobre la región cuyana y una masa de aire frío y denso sobre la ladera chilena. Cuando se dan estas condiciones, se presentan las distintas variantes de vientos a los que es necesario llamar Zonda, si empleamos esta palabra en substitución del termino föhn.

2.2.3.6. Masas polares. Es frecuente que en gran parte del territorio, especialmente en otoño e invierno, se

sienta la influencia de las masas de aire provenientes del polo sur, que provocan un fuerte descenso de la temperatura. Estas masas, que superan los 100 km de ancho se desplazan desde la Antártida y suelen llegar hasta el norte del país.

2.2.3.7. Vientos Patagónicos. Al sur del río Colorado, en las provincias de Buenos Aires, Río Negro, Chubut, Santa

Cruz y Tierra del Fuego, son muy frecuentes (casi permanentes) los vientos (moderados, regulares y fuertes) provenientes de centros de alta presión (anticiclones) ubicados en el océano Pacífico, que, atravesando la cordillera, soplan por toda la Patagonia con direcciones SO, O y NO. Estos son los vientos que poseen el más alto potencial energético en el mundo, con características reconocidas como excepcionales en el planeta.

2.2.3.8. Brisas marinas y terrestres. En toda la zona costera de la Argentina, desde el Río de La Plata, hasta Tierra del

Fuego, en una franja costera que se desarrolla hasta unos 100 km en el continente y más aún

15

en el océano, se presentan estos vientos (diurnos y nocturnos respectivamente), en forma casi permanente, con distintas intensidades, según la estación.

Ref. bibliográficas: 8 y 9.

2.2.4. Dirección y velocidad del viento.

2.2.4.1. Estimación de la velocidad media del viento. Tanto para su conocimiento desde el punto de vista meteorológico, como para su

aprovechamiento como recurso energético, es conveniente y necesario efectuar mediciones de la velocidad del viento en forma sistemática.

En caso de no disponer de datos precisos, a partir de la experiencia se ha establecido una escala, denominada escala Beaufort, que clasifica los vientos en función de su velocidad, dividiéndolos en 17 categorías o grados, pudiendo estimar la misma en función de los efectos que provoca en la superficie. Estos efectos se presentan para tierra o mar.

La figura 2-8 muestra esta clasificación, mientras que la figura 2-9 describe los fenómenos observables según la intensidad de los vientos expresados en grados Beaufort.

Figura 2-8: Escala de Beaufort.

16

Figura 2-9: Escala de Beaufort: Criterios de apreciación de los efectos en mar y en tierra para cada grado de la escala.

2.2.4.2. Instrumentos. Medición instantánea y continua. Las mediciones de viento se efectúan normalmente en estaciones meteorológicas, que

miden en un lugar determinado diversos fenómenos meteorológicos. En la mayoría de los países del mundo existe una red de estaciones meteorológicas, que permiten realizar estudios estadísticos de dichos fenómenos.

El viento se caracteriza por su dirección y velocidad. La dirección se designa por el lado desde donde sopla y se determina con veletas; la velocidad se mide con instrumentos denominados anemómetros. Ambas propiedades se miden hoy con un solo instrumento que incluye la veleta y el anemómetro.

En general, los anemómetros de las estaciones meteorológicas se ubican a una altura de 10 metros sobre la superficie. Hasta hace no muchos años, particularmente en la Argentina, las mediciones eran puntuales realizadas tres veces al día (8, 14 y 20 hs). Hoy existen instrumentos que miden en forma casi continua tanto dirección como velocidad (incluso

17

ráfagas). Con los datos de las mediciones, se publican planillas que resumen estudios estadísticos que abarcan períodos de 10 años. En la Argentina, el Servicio Meteorológico Nacional es el Organismo encargado de efectuar las mediciones, los estudios y efectuar los pronósticos oficiales del tiempo. En las figuras 2-10 y 2-11 se presentan planillas características publicadas por el S. M. N., que corresponden al resumen de una década de mediciones de distintos fenómenos meteorológicos, para determinadas estaciones meteorológicas, en las que están incluidos los datos de vientos.

Figura 2-10: Planilla resumen de datos meteorológicos correspondientes a la estación Gobernador Gregores del S.M.N, para la década 1971/1980.

18

Figura 2-11: Planillas resumen de datos meteorológicos correspondientes a las estaciones Cipolletti y San Julián del S.M.N., para las décadas1961/1970 y 1971/1980, respectivamente.

A partir de la crisis del petróleo de los 70 y de reconocerse mundialmente la

posibilidad de efectuar el aprovechamiento energético del recurso eólico, desde hace unos 30 a 40 años aproximadamente, comenzó en diversos lugares del mundo a realizarse un estudio más detallado del viento, que el que brindan las estaciones meteorológicas convencionales.

19

Esto fue acompañado por el avance de la tecnología, llegándose hoy a disponer de estaciones de medición de viento que se ubican a distintas alturas, con sensores que transmiten los datos obtenidos los que son almacenados en computadoras remotas que los procesan facilitando su análisis.

Los anemómetros más difundidos son los que captan el viento a través un sistema de cazoletas que giran sobre un eje (coperolas tipo Robinson). Hay diversas marcas y modelos (figura 2-12), de los cuales muchos incluyen memorias para almacenar los datos obtenidos (figura 2-13). Otros tipos de anemómetros incluyen ultrasonidos o anemómetros provistos de láser que detectan el desfase del sonido o la luz coherente reflejada por las moléculas de aire. Los anemómetros de hilo electrocalentado detectan la velocidad del viento mediante pequeñas diferencias de temperatura entre los cables situados en el viento y en la sombra del viento (cara a sotavento).

Figura 2-12: Anemómetro de cazoletas, con veleta.

Figura 2-13: memoria de almacenamiento de datos de anemómetro.

20

La ventaja de los anemómetros no mecánicos es que son menos sensibles a la formación de hielo. Sin embargo en la práctica los anemómetros de cazoletas son ampliamente utilizados, y modelos especiales con ejes y cazoletas eléctricamente calentados pueden ser usados en las zonas árticas. Para la medición del viento con miras a estudiar el recurso energético eólico es necesario contar con anemómetros de calidad, con precisión en la medición del 1%. Veremos que un error en la medición de la velocidad del viento del 10%, lleva a tener errores en la determinación del potencial energético de más del 30%.

2.2.4.3. Frecuencia de velocidades y direcciones. La rosa de los vientos. Vientos

dominantes. La rosa de las rugosidades.

Para mostrar la información sobre las distribuciones de velocidades del viento y la frecuencia de variación de las direcciones del viento, puede dibujarse la llamada rosa de los vientos basándose en observaciones meteorológicas de las velocidades y direcciones del viento. En la figura 2-14 se presentan rosas características: La derecha es la rosa de los vientos de intensidades (puede ser de intensidades mínimas, máximas o promedio) en m/s, mientras que la izquierda es la rosa de los vientos de frecuencia porcentual de direcciones.

Figura 2-14: Rosa de los vientos. A la derecha la rosa de los vientos de intensidades en m/s; a la izquierda la rosa de los vientos de frecuencias porcentuales de direcciones.

Es común observar en las rosas de los vientos de distintas regiones del mundo, que

alguna dirección prevalece sobre las demás. Al viento, cuya dirección en un determinado lugar, sopla con una frecuencia claramente superior que los correspondientes a las restantes direcciones a lo largo de una serie suficientemente prolongada de observaciones, que permita realizar un análisis estadístico, se lo llama viento dominante.

Hemos dividido la rosa en 16 sectores, abarcando cada uno 30° del horizonte (también puede dividirse en 8, 12 o 32 sectores).

Las rosas de los vientos pueden realizarse por estaciones (primavera, verano, otoño e invierno), lo cual permite realizar un estudio más exhaustivo de los vientos en un determinado lugar.

21

Puede también dibujarse, la rosa de los vientos de energía, aplicando la fórmula que se verá más adelante en 2.3. Asimismo, estableciendo una escala de rugosidades del terreno (tal como se analiza en 2.2.5.), puede dibujarse la rosa de las rugosidades. Cuando se estudia el recurso para su aprovechamiento energético, la rosa de los vientos y la rosa de las rugosidades proporcionan una valiosa información para definir la ubicación más conveniente de los aerogeneradores en un parque eólico. 2.2.4.4. Gráfico de velocidades. Con los datos suministrados por las estaciones meteorológicas, puede graficarse la velocidad del viento en función del tiempo; si dispusiéramos de anemómetros a distintas alturas en una vertical, los gráficos obtenidos serían del tipo mostrado en la figura 2-15 en donde se observa que la velocidad aumenta con la altura, mientras que las variaciones van disminuyendo, por efecto de la menor influencia de la rugosidad.

Figura 2-15: Gráfico de velocidades de viento a distintas alturas, en función del tiempo. En absisas se coloca el tiempo (minutos u horas) y en ordenadas la velocidad, en m/s. Los instrumentos actuales, permiten obtener dichos gráficos desde una computadora que almacena y procesa los datos captados por el anemómetro. Cada punto del gráfico representa la velocidad promedio del viento en el rango de tiempo seleccionado; se pueden seleccionar distintos rangos (desde segundos hasta 1 hora); cuanto menor sea el rango de tiempo seleccionado, mayor será la precisión del estudio, pero también mayor la memoria requerida para almacenar los datos correspondientes a un período determinado. Ref. bibliográficas: 3, 4, 5, 6, 7 y 16.

2.2.5. Variación de la velocidad del viento con la altura. Perfil

de velocidades.

El perfil de velocidades nos da la variación de la velocidad del viento a medida que ganamos altura respecto al suelo. Las fuerzas de rozamiento y el efecto de frenado debido a las irregularidades del terreno son más intensos en las capas que se encuentran en contacto con el terreno y la distribución de velocidades en función de la altura sigue una ley de tipo exponencial:

22

V/V0 = (H/H0)γ Siendo: V = la velocidad del viento a una altura H V0 = la velocidad del viento a una altura H0. El exponente γ es un parámetro que depende de la topografía del terreno y de las condiciones meteorológicas. Generalmente se calcula en base a mediciones y estimaciones estadísticas. Valores típicos de γ: Area descubierta: 0,14 - 0,34 Area boscosa: 0,35 – 0,6 Area edificada: 0,6 – 0,8 Se puede representar también la variación de la velocidad del viento con la altura, por una ley logarítmica: V/V0 = ln (H/Z0) / ln(H0/Z0) El coeficiente Z0 es una medida del tamaño de los remolinos producidos por la rugosidad del terreno y toma los siguientes valores característicos:

Superficie Z0 (m) Arena 0,0001 a 0.001 Nieve 0,001 a 0,006 Pasto corto 0,01 a 0,04 Pasto alto 0,04 a 0,1 Bosque (aprox. de 10 m de alt.) 0,5 a 1 Zona suburbana 0.2 a 0,4 Ciudad 0,35 a 0,45

En la figura 2-16, se presenta el perfil de velocidades del viento, para distintas

características topográficas del terreno.

Figura 2-16: Perfiles de velocidades del viento en función de las características topográficas del terreno.

23

Ref. bibliográficas: 3, 4, 5, 6, 7 y 16

2.3. La energía del viento o energía eólica. 2.3.1. Fórmulas generales; densidad del aire; potencia. Desde un punto de vista práctico, es el contenido energético del viento lo que interesa aprovechar. La energía cinética de una masa de aire que se desplaza se expresa como: E = ½ m v2 [1] Donde: m = masa del aire v = velocidad del viento El volumen de aire que pasa por un área A en la unidad de tiempo es A x v. La energía cinética por unidad de tiempo es por lo tanto la potencia disponible del viento y resulta: P = ½ ρ.A .v. v2 P = ½ ρ. A. v3 [2] Siendo: P = energía por unidad de tiempo (W, Watt); A = área interceptada (m2); ρ = densidad del aire (kg/m3); v = velocidad del viento (m/s). Esta es la denominada “ley del cubo”. Por lo tanto, el contenido energético del viento depende de la densidad del aire y de su velocidad (figura 2-17). Como en cualquier gas, la densidad varía con la temperatura y la presión, y ésta, a su vez, con la altura sobre el nivel del mar (figura 2-18).

24

Figura 2-17: Evolución de la potencia contenida en el viento por unidad de superficie interceptada [W/m2], en función de la velocidad del viento para unas condiciones normales de presión y temperatura.

Figura 2-18: Variación de la densidad del aire en función de la altura sobre el nivel del mar. Al integrar en el tiempo esta expresión, se obtiene la potencia para un determinado intervalo de tiempo T:

T P = ½ ρ A v3 dt [3]

0

Siendo ½ ρ cte = K, v = v(t) y A = cte, tendremos:

T P = K. A v3 dt [4]

0

y la potencia media para ese intervalo se obtendrá dividiendo [4] en ambos miembros por T:

__ __

P = K . A . v3 [5]Donde: __ P = P/T [6] y

25

T v3 dt 0 v3 = ------------------- T [7] Esta potencia media es la que ha de ser tenida en cuenta cuando se trata de determinar la potencialidad eólica en un punto. En general se la expresa en Watts y a una altura establecida por ejemplo, 10 metros. Para realizar una estimación correcta de la potencia media, y teniendo en cuenta que la relacion: 3

v3 / v no es constante, en cuyo caso sólo se usaría

v ,

se hace necesario conocer la distribución de probabilidad de velocidades. 2.3.2. Distribución de velocidades en el tiempo; velocidades medias. Mapas eólicos.

En líneas generales, se puede afirmar que el problema de validez y representatividad de los datos de viento esta ligado a los tipos de observación y de instrumental y a los registros empleados, razón por la cual esos datos deben ser tratados en cada caso con las consideraciones correspondientes, a fin de obtener estadísticas que permitan determinar la energía eólica. Además, hay que tener en cuenta el hecho de que los datos son en gran parte discontinuos en la escala de tiempo.

Por lo tanto, tratándose de un caso discreto, la energía del viento que atraviesa perpendicularmente una unidad de área en un tiempo T puede ser estimada por: N

E = 3 Pi ti [8]

i = 1 con

i = 1, 2 …………, N intervalos a los que corresponde una potencia Pi; ti = duración del intervalo.

La potencia media para ese período será: P = E/T [9] Como se mencionó, para realizar una evaluación, debería efectuarse un análisis estadístico detallado de los datos. Una forma de resolver el problema de la determinación de la energía disponible en un lugar determinado, es suponer una distribución que represente aproximadamente el comportamiento de la variable velocidad del viento en función del tiempo.

La función de distribución de velocidades nos proporciona el número de horas al año

26

en que la velocidad del viento es inferior a un valor determinado. Con esta información y conociendo los parámetros de operación de una turbina eólica se puede evaluar la ganancia energética anual que puede generar.

La velocidad de diseño de la máquina será aquella a la que se obtenga una mayor ganancia energética, y conocida la velocidad de diseño se puede calcular la velocidad de régimen a la que ha de girar la turbina para que el rendimiento sea máximo.

De forma aproximada se pueden ajustar analíticamente unas funciones de distribución que dan buenos resultados. Las más utilizadas en aplicaciones eólicas son la distribución de Weibull y la de Rayleigh.

- Distribución de Weibull: N=8760 e-(v/c)k [10]

Siendo: N = número de horas al año en que del viento es inferior o igual a v;

v = velocidad del viento; c y k = parámetros que dependen de las condiciones eólicas del emplazamiento. c = factor de escala (m/s) k = factor de forma 8760 = cantidad de horas que tiene un año

- Distribución de Rayleigh:

N=8760 e -π/4(v/ vm)2 [11]

Siendo: vm = velocidad media del viento.

Ambas distribuciones dan resultados muy aproximados, en particular cuando el estudio

se realiza en zonas ventosas. La función de distribución de Weibull, puede expresarse también como sigue: f(v) = k/c (v/c)k-1 exp [-(v/c)k]; válida para v > 0 [12]

la probabilidad es:

vxP(v ≤vx) = Ι f(v) dv = 1 – exp [ -(vx/c)k] [13]

0

Para determinar la función de distribución de velocidades de Weibull, hay que calcular

los valores de c y k, con la información disponible. Justus y otros, describen una serie de métodos para calcularlos y en el caso de disponerse de una serie importante de observaciones por períodos, se recomienda un ajuste por cuadrados mínimos como sigue:

Si la velocidades observadas se dividen en n rangos 0-v1, v1-v2, ………….vn-1-vn, que tienen frecuencias f1……………fn, y frecuencias acumuladas P1 = f1, P2 = P1 + f2, ………………..Pn = Pn-1 + fn, la ecuación [13] se transforma a la forma lineal Yi = a + b xi siendo:

xi = ln vi [14] yi = ln [-ln (1 – pi)] [15]

27

Los coeficientes a y b se pueden obtener por cuadrados mínimos y los parámetros de Weibull surgen de: c = exp (-a/b) [16] k = b [17] Lo indicado precedentemente, puede resolverse utilizando la planilla de cálculo Excel, que entre las funciones estadísticas que permite resolver, se encuentra la de distribución de probabilidad Weibull. Cabe destacar también que estos cálculos deben efectuarse cuando se cuenta con series de datos de estaciones meteorológicas, con mediciones puntuales de la velocidad del viento en horas determinadas (8, 14 y 20 hs, por ejemplo). Las mediciones que se realizan hoy, se efectúan con instrumentos que almacenan los datos obtenidos y los envían a computadoras, las que realizan los cálculos mediante softwares específicos. La figura 2-19 muestra para un período determinado, el gráfico de frecuencia de velocidades medias horarias en función de los rangos de velocidades elegidos, denominado histograma de velocidades, al cual se le ha superpuesto la función de distribución de Rayleigh calculada con la velocidad media (también podría haberse incluido la de Weibull). Con ello, hemos pasado de un análisis discreto a uno continuo con una función calculada.

Figura 2-19: Histograma de velocidades y función de distribución de velocidades de Rayleigh. En la figura 2-20 se muestra la distribución acumulada de velocidades del viento en función del número de horas al año, comparando las funciones de Rayleigh, Weibull (con k = 2,5) y mediciones; conociendo como se verá más adelante que los aerogeneradores poseen una velocidad de arranque y una velocidad de diseño, entre ambas se tendrá la ganancia energética anual (zona sombreada). Entrando en el eje de coordenadas con la velocidad de arranque y la de diseño, margen de velocidades de viento durante el cual funciona la turbina, se obtienen las horas previsibles de actuación de la máquina a lo largo del año.

28

Figura 2-20: Distribuciones acumuladas de velocidades de viento representadas en función del número de horas anuales. Vd = velocidad de diseño; Va = Velocidad de arranque. El histograma de velocidades puede ser transformado en un histograma de distribución de energía, aplicando para cada rango la expresión Ei = ½ r vi

3 ti

Se ha comprobado que la función de distribución de Rayleigh es aceptable si la velocidad media anual es elevada (> 6 m/s); para zonas con velocidad media < a 4,5 m/s, la confiabilidad es baja y no debe ser usada cuando la velocidad media es < a 3,5 m/s. También se ha establecido que existe una relación aproximada aceptable entre v3 y ( v ) 3 : __ v3 1,91 ( v ) 3 [18] Entonces, se puede concluir que, dentro de la validez de la aplicación de la distribución de Rayleigh, la energía anual total por unidad de área, disponible en una región resulta: E ½ r 1,91 ( v ) 3 8760 [19] Con los cálculos efectuados para distintas localizaciones pueden confeccionarse los denominados mapas eólicos. En una primera instancia, se indican para cada lugar, las velocidades medias anuales de viento, a la altura de las mediciones, correspondientes a series de mediciones que abarcan períodos de tiempo prolongados, preferentemente mayores a tres años. Asimismo, luego de realizados los cálculos, puede confeccionarse para una región determinada, el mapa eólico de potencias medias meteorológicas a una altura determinada (por ejemplo 10 m) y, aplicando las fórmulas ya indicadas, trazar las líneas isopotenciales para otras alturas (por ejemplo 50m), obteniendo mapas eólicos como el indicado en las figuras 2-21 y 2-22, correspondientes a España y Estados Unidos, respectivamente.

29

Figura 2-21: Mapa eólico de España.

30

Figura 2-22: Mapa computarizado eólico de Estados Unidos, que muestra el potencial energético de dicho país. Según él, el viento podría proveer el doble de las necesidades energéticas. Las densidades de potencia están dadas para 10 y 50 metros de altura sobre la superficie (Ref. Bibliográfica 11). 2.3.3. Estudios del recurso energético eólico en el mundo y en la República Argentina en particular. Diversos países se interesaron en el aprovechamiento del recurso energético eólico, para lo cual dispusieron la realización de mediciones y estudios estadísticos para conocer su potencial y confeccionar los mapas eólicos. En particular, en nuestro país, la Comisión Nacional de Investigaciones Espaciales, publicó en 1982 una evaluación preliminar del recurso eólico, realizada a partir de los datos de las estaciones meteorológicas del S.M.N. Posteriormente, en 1986, se publicó el Atlas del Potencial Eólico del Sur Argentino, realizado por el CREE (Centro Regional de Energía Eólica) de la provincia del Chubut, en convenio con el Centro Nacional Patagónico, dependiente del CONICET, cuyo autor es el Lic. Vicente R. Barros. Este trabajo utiliza los datos de las estaciones del S.M.N., que fueron comparados con mediciones automáticas efectuadas para contrastarlos, y luego de un análisis y depuración de los mismos, se realizó el cálculo de la potencia media meteorológica para cada estación y el cálculo del costo de la energía, utilizando para ello, los datos de un aerogenerador de 85 kW que se comercializaba en esa época.

31

Este trabajo permitió conocer que el recurso eólico de la Patagonia, al sur del paralelo 42, presenta condiciones excepcionales con respecto al resto del mundo; según él, es muy probable que más del 50% del territorio nacional por debajo de dicho paralelo, disponga de potencias meteorológicas superiores a 500 W/m2 a 50 metros de altura (figuras 2-23 y 2-24).

Figura 2-23: Mapa eólico del sur Argentino. Estudio de V. Barros, para una altura de 10 m.

32

Figura 2-24: Mapa eólico del sur Argentino. Estudio de V. Barros, para una altura de 50 m. A partir de allí, comenzaron a realizarse en diversas provincias estudios más detallados del potencial eólico (mencionándose entre otras, la Pcia. de Bs. As, Chubut, La Pampa y Santa Cruz. Para evaluar el recurso en las provincias del Chubut y La Pampa, el CREE desarrolló programas específicos de computadoras (Meso Map y Wind Map) que utilizan modelos matemáticos tridimensionales de orografía, rugosidad y viento, que fueron calibrados con mediciones efectuadas con anemómetros.

Ref. bibliográficas: 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 10, 11, 13, 14, 15, 16 y 17.

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS:

1 - Atlas del Potencial Eólico del Sur Argentino. Vicente Ricardo Barros. CREE (Centro Regional de Energía Eólica). Centro Nacional Patagónico. Chubut. 1986.

33

2- Mapa Eólico del Chubut. Dr. Fernando H. Mattio. Lic. Andrea Franco. CREE (Centro Regional de Energía Eólica). Pcia. del Chubut. 2001. 3 - La Energía Eólica. Tecnología e Historia J. C. Cádiz Deleito. Ed. H. Blume. España. 1986. 4 - Energía del Viento y Diseño de Turbinas Eólicas. R. Bastianon. Tiempo de Cultura Ediciones. Bs. As. 1994. 5 - Red Solarimétrica. Recurso Eólico en Argentina. CNIE. Bs. As.1982. 6 - Energía Eólica. Desire Le Gouriéres. Ed. Masson. S.A. Barcelona. 1983. 7 - Wind Energy Comes of Age. Paul Gipe. John Wiley & Sons, Inc. N. York. 8 - Argentina, Suma de Geografía. Ed. Peuser. 9 - Meteorología. Albert Miller. Ed. Labor. Bs. As. 10 - DOE, Sandia Nacional Laboratories, AWEA, NREL. Wind Energy Program Overview. U.S. 1994. 11 - DOE. Prospectos. U.S. 1994. 12 - Prospectos de instrumental de meteorología (INSTARG, Vaisala). 13 - Vientos Intensos en la Región Norpatagónica. Claudia Palese. UNComahue. Neuquén. 14 - Control de la calidad de potencia en sistemas de conversión de energía eólica. Hernán De Battista. Tesis para el grado de Doctor en Ingeniería. UNLP. La Plata. Año 2000. 15 - Planillas resumen de Fenómenos meteorológicos. S.M.N. Buenos Aires. 16 - www.windpower.org. 17 - www.eeolica.com.ar.

NOTA: Las figuras 2-1, 2-2, 2-4, 2-16, 2-17, 2-18, 2-20 y 2-21, fueron extraídas del libro La Energía Eólica. Tecnología e historia de J.C. Cádiz Deleito, con ilustraciones de J. Ramos Cabrero (Ref. Bibliográfica 3). Las figuras 2-3 y 2-7, fueron extraídas del libro Meteorología, de Albert Miller (Ref. Bibliográfica 9). Las figuras 2-5, 2-8 y 2-9, fueron extraídas del libro Energía Eólica. Teoría, concepción y cálculo práctico de las instalaciones, de Desire Le Gouriéres ( Ref. Bibliográfica 6). La figura 2-6, fue extraída de la tesis Doctoral de H. de Battista (Ref. Bibliográfica 14). Las figuras 2-10 y 2-11, corresponden a planillas obtenidas del S.M.N. (Ref. Bibliográfica 15). Las figuras 2-12 y 2-13, fueron extraídas de prospectos de fabricantes de instrumental meteorológico (Vaisala) (Ref. Bibliográfica 12). La figura 2-14, fue extraída de Vientos intensos en la región Norpatagónica, de C. Palese (Ref. Bibliográfica 13). La figura 2-19, fue extraída del libro Energía del Viento y Diseño de Turbinas Eólicas de R. Bastianon (Ref. Bibliográfica 4). La figura 2-22, fue extraída de un Prospecto publicado por el DOE (Ref. Bibliográfica 11). Las figuras 2-23 y 2-24, fueron extraídas del Atlas del Potencial Eólico del Sur Argentino, de V. Barros (Ref. Bibliográfica 1).

34