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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.
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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
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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.
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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).
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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.
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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 +
Vmín = Vm -
∈V
∈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 macrometeorológicos, 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.
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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 macrometeorológica 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
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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
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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
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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
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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.
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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.
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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
Arena
Nieve
Pasto corto
Pasto alto
Bosque (aprox. de 10 m de alt.)
Zona suburbana
Ciudad
Z0 (m)
0,0001 a 0.001
0,001 a 0,006
0,01 a 0,04
0,04 a 0,1
0,5 a 1
0.2 a 0,4
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
0
Siendo ½ ρ
[3]
cte = K, v = v(t) y A = cte, tendremos:
T
P = K. A, v3 dt
0
[4]
y la potencia media para ese intervalo se obtendrá dividiendo [4] en ambos miembros por T:
__
__
P = K . A . v3
Donde:
__
P = P/T
y
[5]
[6]
25
T
, v3 dt
0
3
v =
------------------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
3
v /
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
i=1
[8]
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
Siendo:
[11]
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:
P(v ≤vx) =
Ι0
vx
f(v) dv = 1 – exp [ -(vx/c)k]
[13]
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)
k=b
[16]
[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 vi3 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).
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