ENERGÍA

ATMOSFÉRICA

 

CIRCULACIÓN GENERAL

 

Se considera viento a toda masa de aire en movimiento, que surge como consecuencia del desigual

calentamiento de la superficie terrestre, siendo la fuente de energía eólica, o mejor dicho, la

energía mecánica que en forma de energía cinética transporta el aire en movimiento.

La Tierra recibe una gran cantidad de energía procedente del Sol que en lugares favorables

puede llegar a ser del orden de 2000 kw/m2 anuales; el 2% de ella se transforma en energía eólica

capaz de proporcionar una potencia del orden de 1017 kw.

A) Irradiancia solar sobre una superficie horizontal

B) Irradiancia solar absorbida por la Tierra

C) Irradiancia radiada al espacio exterior

 Irradiancia solar

La Tierra funciona como una gran máquina térmica que transforma parte del calor solar en la

energía cinética del viento. La energía eólica tiene como ventajas la de ser inagotable, gratuita

y no lesiva al medio ambiente.

Bajo la acción de la presión, el aire de la atmósfera se desplaza de un lugar a

otro a diferentes velocidades, dando lugar al viento. El gradiente de velocidades es mayor cuanto

mayor sea la diferencia de presiones y su movimiento viene influenciado por el giro de la Tierra.

Las causas principales del origen del viento son:

a) La radiación solar que es más importante en el Ecuador que en los Polos

b) La rotación de la Tierra que provoca desviaciones hacia la derecha en el Hemisferio Norte y hacia la izquierda en el Hemisferio Sur

c) Las perturbaciones atmosféricas.

El movimiento de la Tierra se rige por la siguiente relación entre aceleraciones:

a(absoluta ) = a(relativa ) + a(arrastre ) + a(Coriolis )

ecuación que aplicada al movimiento del aire y simplificada adecuadamente proporciona la

siguiente ecuación vectorial:

en la que

r v es la velocidad del viento, p la presión, r la densidad,

( w la velocidad angular de la Tierra,

r r el vector de posición de las partículas y Ñy la aceleración de origen gravitatorio.

Esta ecuación vectorial da lugar a las ecuaciones diferenciales (Navier Stokes) que rigen el

movimiento del aire sobre la Tierra, de la forma:

En aquellas zonas en donde la radiación solar es más intensa, como en el Ecuador, el globo

terrestre acumula calor principalmente en el océano, calor que, por el contrario, se pierde en los

Polos; sin embargo, ni el Ecuador ni los Polos vienen a ser, por término medio, los lugares más

calientes, o más fríos, de la superficie terrestre.

2

 

Este flujo no se proyecta directamente sobre los Polos debido a la fuerza de Coriolis que aparece

como consecuencia del movimiento de rotación de la Tierra, que modifica su curso; esta fuerza

depende de la velocidad del viento y de la rotación de la Tierra, por lo que las masas de aire caliente

se desplazan por esta circunstancia hacia el Este; la circulación general es semejante y simétrica

en cada uno de los dos hemisferios,  yendo de O a E en el hemisferio Norte.

El eje principal de esta circulación es una corriente en chorro que se produce por encima de los

10.000 metros a una presión de 300 mb; se trata de un viento del Oeste que, en el hemisferio Norte,

se localiza hacia el paralelo 45°, siendo su velocidad media de 200 km/hora, pero puede llegar a sobrepasar los 500 km/hora. A lo largo del eje del chorro circulan otras corrientes de aire a velocidades

diferentes. El desplazamiento de las masas de aire se efectúa desde las zonas en las que la presión

de la atmósfera y, por lo tanto la del aire, es más elevada (anticiclones), hacia las zonas de

presión más baja (depresiones ó ciclones), por la aceleración de Coriolis. Las depresiones y los anticiclones están representados en las cartas meteorológicas por el trazado de las isobaras.

La circulación general en superficie depende del reparto medio de las presiones a lo largo de un

cuarto de meridiano terrestre. Para el hemisferio Norte existe un centro anticiclónico en el Polo, un

eje de depresión hacia los 60°N, un eje anticiclónico hacia los 30°N, conocido como cinturón subtropical, y una banda de depresión hacia el Ecuador. El viento perfila o contornea los anticiclones en el sentido de las agujas del reloj, dirigiéndose hacia las depresiones, y las contornea en sentido contrario.

Un esquema de vientos generales es el siguiente:

Entre 90°N y 60°N, aire ártico (muy frío) (Circulación de Rossby)

Entre 60°N y 40°N, aire polar (frío)

Entre 40°N y 5°N, aire tropical (templado)

Entre 5°N y 5°S, aire ecuatorial (cálido)

En el límite de estas diferentes masas de aire existen zonas conflictivas o zonas frontales; así

se puede decir que:

- Entre el aire ártico y el aire polar existe el frente ártico

- Entre el aire polar y el aire tropical, existe el frente polar

- Entre el aire tropical y el aire ecuatorial, existe la zona de convergencia intertropical, en la que soplan vientos regulares (alisios) del Nordeste, contorneando el anticiclón de las Azores, (Corriente de Hadley).

 

Las diferentes masas de aire, así como los ejes de depresión (60°) y anticiclónicos (30°), se desplazan según las estaciones en el sentido del movimiento aparente del Sol; en el hemisferio Norte

existe, en invierno, una traslación general hacia el Norte, y en verano hacia el Sur. En el hemisferio

Sur sucede al revés; estos vientos se denominan monzones.

No obstante, las condiciones generales de los vientos son modificadas localmente por temporales

y gradientes de temperatura originados por los desiguales calentamientos de superficies de tierra

y agua o por diversos accidentes orográficos; se puede considerar que los vientos vienen dirigidos

por determinados centros de acción de la atmósfera, siendo lo más frecuente que su desplazamiento

sea en sentido horizontal.

La atmósfera no es homogénea, estando fraccionada en un número bastante grande de masas

de aire más o menos calientes; la transición entre dos masas de aire puede ser lenta y continua o,

por el contrario, brusca, constituyendo entonces una superficie frontal que forma una cierta pendiente en la que el aire caliente, más ligero, está por encima del aire frío.

La proyección sobre el suelo de una superficie frontal se denomina frente; un ejemplo típico lo

constituye, en el hemisferio Norte, el frente polar atlántico, que representa la zona de separación

entre el aire polar dirigido por la depresión de Islandia y el aire tropical conducido por el anticiclón.

 

 

 

 

 Vientos sinópticos para diversas regiones mexicanas

Los frentes no son estacionarios porque el aire frío tiende a descender hacia el Ecuador, mientras

que el aire caliente tiende a remontar hacia el Polo, originándose en un punto una ondulación

que se desarrolla y acentúa, al tiempo que es apresada por las corrientes de aire del Oeste, acom-

pañada de una depresión móvil.

Cuando el aire caliente remonta se crea un frente cálido; cuando el aire frío desciende se crea un

frente frío. El conjunto frente cálido-frente frío constituye una perturbación; el frente frío alcanza al

frente cálido, y el aire caliente es proyectado hacia arriba, formándose un frente ocluido. Esta situacion ocurre en una nave industrial en donde el aire caliente tiende a subir hacia la parte alta de la nave. Una sucesión de perturbaciones, o familia de perturbaciones, suele estar ligada a diferentes sistemas nubosos característicos, que determinan así los diferentes tipos de vientos.

 TIPOS DE VIENTOS

El conocimiento de los vientos generales no es suficiente para una correcta utilización y ubicación

de máquinas accionadas por el viento, por cuanto existen factores que modifican el régimen

general y que deben ser conocidos y tenidos en cuenta a la hora de realizar un proyecto de este tipo.

Existe un axioma (Bjerknes) que indica el movimiento o sentido de giro del viento: Cuando el gradiente

de presión y el gradiente de temperatura tienen distinta dirección, se produce una circulación de aire

de sentido el camino más corto desde el gradiente de presión al de temperatura.

En general, los desplazamientos verticales del aire son pequeños en relación a los desplazamientos

horizontales, por lo que se puede considerar que la dirección del desplazamiento del viento

es sensiblemente horizontal y se determina y refiere mediante el ángulo que conforma respecto a

una dirección fija, que es la del Norte geográfico.

Tanto los vientos generales, como los sinópticos,  están ligados a la circulación atmosférica

y mantienen las mismas características sobre grandes extensiones de terreno.

El viento sinóptico sopla prácticamente en la horizontal, lo que permite esquematizar su movimiento

por un vector orientado en el sentido hacia el cual sopla y cuyo origen está situado en el

lugar de observación.

Los vientos regionales están regidos también por desplazamientos a la escala sinóptica de las

masas de aire, (que es más fina y precisa que la circulación general de Hadley).

Sus características vienen determinadas en función de situaciones meteorológicas dadas y

muy precisas, como son la configuración isobárica y posición de los frentes, teniendo en cuenta

también para cualquier lugar, tanto las condiciones geográficas regionales, como las locales

(relieves, cotas, etc),

 Esquema general de un viento particular tierra-mar y viceversa (brisas)

La dirección del viento a nivel del suelo, medida generalmente a algunos metros sobre el mismo,

está fuertemente influenciada por la situación topográfica del lugar considerado.

La frecuencia de las direcciones no es siempre una característica general en consonancia con la

situación isobárica media como puede ser la posición respectiva media de los anticiclones y de las

 

depresiones en el transcurso de los años; los vientos particulares y locales son la prueba.

BRISAS.- Una aplicación del axioma anterior es la justificación del movimiento del aire tierra-mar

en las costas, o tierra-agua en los lagos durante el día y la noche, Fig I.4; en las faldas de las montañas

el aire se calienta durante el día y se va hacia las alturas, mientras que en la noche el aire frío,

más pesado, baja hacia los valles,

Los movimientos característicos del aire (tierra-mar) en las costas o (tierra-agua) en los lagos

durante el día y la noche dan lugar a las brisas. El viento diurno o brisa marina, es debido a un descenso

hacia la tierra del gradiente de presión barométrica, como consecuencia del calentamiento

diurno de la capa inferior del aire que está en contacto con la tierra; como la superficie del mar

adyacente no se calienta con tanta intensidad, permanece relativamente más fría.

Brisas de mar

Vientos particulares y locales

En respuesta al gradiente de presión local, el aire se dirige hacia la tierra a baja altura. La brisa

marina es relativamente fría y proporciona un agradable alivio en una estrecha franja de la zona

costera en las calurosas tardes del verano. Por la noche se invierte el gradiente de temperatura

debido al más rápido enfriamiento de la superficie del terreno; el gradiente de presión es ahora de la

tierra hacia el mar, motivando un flujo de aire hacia el océano (la brisa terrestre).

Las condiciones locales influyen considerablemente en el potencial eólico de una zona y puede

suceder que dos lugares muy próximos tengan una gran diferencia de condiciones eólicas.

Los valles y las zonas entre dos montañas afectan enormemente al citado potencial al aumentar

considerablemente la acción del viento, que varía notablemente con la altura. Esta variación es

consecuencia de la capa límite que se produce en el contacto de los fluidos viscosos con las superficies

(aire y tierra).

 

VIENTOS CATABATICOS Y ANABATICOS.- El viento catabático, Fig I.6, es el producido por el

descenso de aire fresco desde regiones elevadas o regiones más bajas, en forma de brisas, a través

de laderas y valles.

Fig.I.6.- Viento catabático

Este tipo de viento presenta poca relación con las isobaras, puesto que viene regido principalmente

por la dirección de los valles a través de los cuales desciende.

El viento anabático es el que presenta una componente vertical ascendente, siendo el término

opuesto a catabático.

FOHN.- El föhn es un viento fuerte, seco y

cálido, que se produce en ocasiones en la

ladera de sotavento (contraria a la que sopla

el viento) de los sistemas montañosos,

 un föhn fuerte se presenta precedido por

un sistema de bajas presiones que avanza

ocasionando fuertes vientos en la troposfera

media y alta.

Cuando este sistema se acerca a una montaña, el aire sube por la ladera de barlovento, enfriándose por debajo de la

temperatura de condensación, formando

                                                    Efecto föhn

nubes que se mantienen adosadas a las cimas de las montañas, que provocan precipitaciones, por lo que el contenido de humedad del aire baja y así el aire que desciendepor sotavento es seco, calentándose en el descenso a razón de 10°C por km.

 Influencia de obstáculos topográficos sobre la velocidad del viento

También influye grandemente en la velocidad del viento la forma del relieve de la superficie de la

tierra por donde discurre la corriente. Superficies de pendientes suaves y desnudas de obstáculos

son los mejores lugares de potencial eólico, puesto que se van juntando las líneas de corriente del

fluido y hacen que su velocidad aumente,

 

VELOCIDAD DEL VIENTO

El viento viene definido por dos parámetros esenciales que son, su dirección y su velocidad. La

dirección del viento y su valoración a lo largo del tiempo conducen a la ejecución de la llamada rosa

de los vientos.

La velocidad media del viento varía entre 3 y 7 m/seg, según diversas situaciones meteorológicas;

es elevada en las costas, más de 6 m/seg, así como en algunos valles más o menos estrechos.

En otras regiones es, en general, de 3 a 4 m/seg, siendo bastante más elevada en las montañas,

dependiendo de la altitud y de la topografía.

La velocidad media del viento es más débil durante la noche, variando muy poco, aumenta a

partir de la salida del Sol y alcanza un máximo entre las 12 y 16 horas solares.

Para realizar la medida de las velocidades del viento se utilizan los anemómetros; existen muy

diversos tipos de estos aparatos, que en un principio se pueden clasificar en anemómetros de rotación

y anemómetros de presión.

 Rosas de viento características para un flujo dominante dentro de un valle,

en una planicie sur y por encima de las elevaciones extremas de un valle

El anemómetro de rotación más característico es el de Papillon, que es un molino de eje vertical

con cazoletas en forma de semiesfera o el de aletas oblicuas de Jules Richard.

El anemómetro de presión se basa en el método del tubo de Pitot.

La dirección del viento se comprueba mediante una veleta, mientras que la velocidad se mide

con un anemómetro.

Según sea la velocidad se pueden considerar tres tipos de definiciones:

-Viento instantáneo; se mide la velocidad del viento en un instante determinado.

-Viento medio aeronáutico; se mide la velocidad media durante 2 minutos

-Viento medio meteorológico; se mide la velocidad media durante 10 minutos

Hay que distinguir también entre golpe de viento y ráfagas.

Diversos tipos de anemómetros

Una ráfaga es un aumento brutal y de corta duración de la velocidad del viento, propio de tormentas

y borrascas.

El golpe de viento concierne a la velocidad media del viento, cuando sobrepasa los 34 nudos, 62

km/hora, y es una señal de advertencia, sobre todo para la navegación marítima. Un golpe de

viento se corresponde con una velocidad media del viento comprendida entre 75 y 88 km/hora.

Las fuentes eólicas más interesantes se encuentran en las costas marinas y en determinados

pasos entre montañas; existen zonas en las que se puede disponer de más de 3.000 kWh/m2 año, y

en otras puede que no se llegue a los 200 kW/m2 año.

LEY EXPONENCIAL DE HELLMANN.- La velocidad del viento varía con la altura, siguiendo

aproximadamente una ecuación de tipo estadístico, conocida como ley exponencial de Hellmann, de

la forma:

en la que vh es la velocidad del viento a la altura h, v10 es la velocidad del viento a 10 metros de

altura y a es el exponente de Hellmann que varía con la rugosidad del terreno, y cuyos valores vienen

indicados en la Tabla En la figura se indican las variaciones de la velocidad del viento con

la altura según la ley exponencial de Hellmann.

 Valores del exponente de Hellmann en función de la rugosidad del terreno

Lugares llanos con hielo o hierba

a = 0,08 ¸ 0,12

Lugares llanos (mar, costa)

a = 0,14a

Terrenos poco accidentados

a = 0,13 ¸ 0,16

Zonas rústicas

a = 0,2

Terrenos accidentados o bosques

a = 0,2 ¸ 0,26

Terrenos muy accidentados y ciudades

 = 0,25 ¸ 0,4

 Variación de la velocidad del viento (capa límite) con la altura sobre el terreno,

según la ley exponencial de Hellmann

Debido a que las máquinas eólicas arrancan para una determinada velocidad del viento, al

tiempo que proporcionan la máxima potencia para unas velocidades iguales o superiores a una

dada vnom, es natural que los datos a utilizar sean las curvas de duración de velocidad que se pueden

 

convertir en curvas energéticas utilizando en el eje de ordenadas cantidades (N = k* v3) que proporcionan

la potencia disponible en el viento para cada velocidad y de la que sólo es posible extraer una

fracción.

La curva de duración de la velocidad tiende a aplanarse cuando aumenta el tiempo durante el

cual el viento persiste a una cierta velocidad.

La velocidad media del viento es de la forma:

y la intensidad energética del viento, definida como la relación entre la potencia y la superficie frontal

(área barrida), es proporcional al cubo de la velocidad, en la forma:

En una máquina eólica se pueden considerar tres velocidades del viento características de la

misma:

La velocidad de conexión

r v conex es la velocidad del viento por encima de la cual se genera energía.

Por debajo de esta velocidad toda la energía extraída del viento se gastaría en pérdidas y no

habría generación de energía.

La velocidad nominal r v nom es aquella velocidad del viento para la que la máquina eólica alcan-

za su potencia nominal. Por encima de esta velocidad la potencia extraída del viento se puede mantener

constante. La velocidad de desconexión r v emb es aquella velocidad del viento por encima de

la cual la máquina eólica deja de generar, porque se embala, los sistemas de seguridad comienzan a

actuar frenando la máquina, desconectándose de la red a la que alimenta.

 

 

 ENERGÍA ÚTIL DEL VIENTO

En una corriente de aire de densidad r, y velocidad v, como se indica en la Fig I.12, la potencia

eólica disponible que atraviesa una superficie A y hace un recorrido L en el tiempo t, viene dada por

la expresión:

Para un molinete o aerogenerador de eje horizontal y diámetro de hélice D, la sección A es:

 Área A barrida por el rotor de diámetro D

por lo que la potencia del viento quedará en la forma:

La velocidad del viento varía con el tiempo y, por lo tanto, su potencia N también variará. Se

puede considerar el valor medio de ambas, por ejemplo a lo largo de una año, obteniéndose:

De estos conceptos se obtienen las siguientes consecuencias:

a) La Nviento varía fuertemente con la velocidad v, siendo preciso hacer las mediciones de v en el lugar

exacto donde se quiera instalar la aeroturbina

b) La Nviento varía con la densidad del aire r, a causa de las variaciones de presión y temperatura, en valores

que pueden oscilar de un 10% a un 15% a lo largo del año.

 

CURVAS DE POTENCIA

 Mediante las curvas de potencia se puede conocer cuando una aeroturbina

suministra energía. Cuando el viento supera la velocidad mínima vconex la máquina

comienza a suministrar potencia aumentando ésta a medida que aumenta la velocidad del viento,

hasta que éste alcanza una velocidad vnom que se corresponde con la potencia nominal del generador;

para velocidades superiores los sistemas de control mantienen constante la potencia, evitando

una sobrecarga en la turbina y en el generador.

Las curvas que relacionan la velocidad del viento, con el número de horas de funcionamiento del

aerogenerador, t= f(v), indican el número de horas al año en que la velocidad del viento supera un

cierto nivel. A partir de estas curvas se puede obtener la curva de potencia disponible del viento, y

la curva de potencia eléctrica suministrada por el aerogenerador. El área encerrada por esta última,

proporciona la energía eléctrica generada en un año, siendo frecuente expresar estas potencias

y energías, por unidad de superficie barrida por el rotor.

 REPRESENTACIÓN ESTADÍSTICA DEL VIENTO

Dadas las características tan dispersas y aleatorias de la energía eólica, es obvio que la

única manera de estudiar si un emplazamiento es adecuado o no, es utilizando la estadística. Para

ello se recurre a la representación de la velocidad del viento como una variable aleatoria con una

cierta función de distribución.

Normalmente se suele utilizar la distribución de Weibul; se trata de una distribución de dos

parámetros: un parámetro de escala c y un parámetro factor de distribución de forma k.

de las condiciones climáticas locales, del paisaje y de su superficie. La distribución de Weibul

utilizada puede variar tanto en la forma como en el valor medio.

FACTOR DE DISTRIBUCIÓN DE FORMA.- La energía ˆ N que portaría el viento si se desplazase

con una velocidad igual a la media durante las 8760 horas del año, sería:

mientras que la energía realmente disponible en el año es:

El factor de distribución de forma de energía eólica k, se define como la relación entre la energía

obtenida en un año, Nanual, y la energía ˆ N que se obtendría en ese año si la velocidad del viento se

mantuviera constante e igual a la velocidad media ˆ v , es decir:

En dos lugares en los que la velocidad media del viento <v> sea la misma, se tendrá más energía

disponible en aquel en que el factor de distribución k sea mayor.

El parámetro de forma k indica cómo de puntiaguda es la distribución de velocidades del viento;

si siempre tienden a estar próximas a un cierto valor, la distribución tendrá un alto valor de k, y

será muy puntiaguda.

Si los factores de distribución son k1 y k2 y las energías disponibles N1 y N2, se tiene que:

En la mayoría de los casos los valores de k están comprendidos entre 1,3 y 4,3; por ello, cuando

no se dispone de muchos datos suele aceptarse la simplificación de hacer k=2, que se conoce como

 

DISTRIBUCIÓN DE RAYLEIGH

 

Con los datos disponibles de la velocidad del viento en un determinado lugar, se puede encontrar la ecuación de distribución de Rayleigh que describe la distribución de velocidades del viento con una aproximación razonable dentro de ciertos límites, siendo la

velocidad media del mismo un parámetro a tener en cuenta, muy característico. Sus valores vienen

dados en la Tabla.

Para velocidades del viento por debajo de 15 km/hora, la distribución de Rayleigh tiene poca precisión,

no siendo útil su aplicación en lugares con una velocidad media del viento inferior a 13

km/hora. El área bajo cualquier curva siempre vale la unidad, ya que la probabilidad de que el

viento sople a cualquiera de las velocidades, incluyendo el cero, debe ser del 100%. La mitad del

área está a la izquierda de la vertical que pasa por el máximo, y el valor correspondiente es la

mediana de la distribución, que significa que la mitad del tiempo el viento soplará a menos de ese

valor y la otra mitad soplará a más de ese valor.

La velocidad del viento media es el promedio de las observaciones de la velocidad del viento que

tendremos en ese emplazamiento; se observa que esta distribución de las velocidades del viento no

es simétrica. A veces las velocidades del viento serán muy altas, aunque muy raras, siendo las

velocidades del viento más comunes las correspondientes al valor medio, que se conoce como valor

modal de la distribución.

La curva de la distribución de Rayleigh es de la forma:

Tiempo en horas:

siendo, v la velocidad del viento en millas/seg, (1 milla » 1,6095 km) y ˆ v , la velocidad media del viento.

Esta ecuación proporciona el número total de horas al año que se prevé pueda soplar el viento a

una velocidad

r v , siendo ˆ v la velocidad media del lugar. Su representación gráfica se presenta en la

 en la que se ha considerado el tiempo sobre el eje de ordenadas en %, y la velocidad del

viento

r v en millas por hora sobre el eje de abscisas.

La energía que lleva el viento es proporcional al cubo de su velocidad, por lo que una velocidad

más elevada implica un transporte energético de mayor densidad.

Si a los resultados obtenidos en un lugar determinado, por ejemplo con una velocidad media de

26 km por hora, 16,2 mph), Fig I.13, se superpone una gráfica de Rayleigh, se observa que la distribución

de Rayleigh no coincide con la curva de distribución del viento en el lugar indicado, lo que

indica que no se pueden sustituir los datos obtenidos de la distribución de Rayleigh como medidas

actualizadas y propias de la velocidad del viento del lugar, pero sí pueden servir como una aproximación

bastante razonable cuando los únicos datos de que se dispone sean los promedios anuales

de la velocidad del viento.

 Comparación de la energía disponible con la curva de Rayleigh correspondiente

Para una velocidad media del viento de 22,5 km/hora, 14 mph, se puede esperar que el mismo sople

a 37 km/hora, 23 mph, durante un 2,2% del tiempo, ó 194 horas al año.

Para una velocidad media del viento de 10 mph, soplaría a 23 mph durante un 0,6% del tiempo ó

53 horas al año, Fig I.14.

La función de densidad de probabilidad de la distribución de Rayleigh es de la forma:

Tabla Curva de Rayleigh

siendo la función de distribución correspondiente:

Esta distribución se ajusta haciendo coincidir la velocidad media del viento en el lugar en estudio,

con la velocidad v. El empleo de un método más elaborado requeriría disponer de más datos,

caso en el que se usaría la distribución general de Weibul.

DISTRIBUCIÓN DE WEIBUL.- La función de densidad de probabilidad de esta distribución es de

la forma:

Se trata de una distribución de dos parámetros en la que c y k son los parámetros de escala y el

factor de forma, respectivamente, que indican cómo de ventoso es, en promedio, el emplazamiento.

La función de distribución es:

El momento enésimo de la distribución de Weibul es:

La curva normal de error o integral de Gauss es:

que se obtiene a partir de:

La velocidad media del viento es el primer momento de la función de densidad (n=1) siendo por tanto:

Para determinar los parámetros c de escala y k de forma de la distribución, se puede utilizar

una aproximación de mínimos cuadrados; partiendo de la función de distribución de Weibul en la

forma:

y tomando logaritmos dos veces se tiene:

Para n pares de valores (x, y) mediante mínimos cuadrados se obtienen las siguientes soluciones

para a y b:

En la Tabla I.3 se indican las velocidades medias anuales de viento que de acuerdo con la distribución

estadística de Weibul, permiten conseguir las producciones correspondientes a las horas de

funcionamiento indicadas. Estos datos corresponden a un parque situado a 950 metros de altitud,

con unas pérdidas totales del 8% por sombras, disponibilidad y transformación.

 

 Velocidad del viento y horas de funcionamiento

Datos climatológicos y vientos dominantes en los estados de la Republica mexicana

 VELOCIDADES REGIONALES DE LAS CIUDADES MAS IMPORTANTES DE MEXICO

 

 

Velocidades (Km/h) (por periodos de Retorno)

Ciudad

Num. Obs.

V10

V50

V100

V200

V2000

Acapulco, Gro.

12002

129

162

172

181

209

Aguascalientes, Ags.

1001

118

141

151

160

189

Campeche, Camp.

4003

98

132

146

159

195

Cd. Guzman, Jal.

14030

101

120

126

132

155

Cd. Juarez, Chih.

 

116

144

152

158

171

Cd. Obregon, Son.

26020

147

169

177

186

211

Cd. Victoria, Tamps.

28165

135

170

184

197

235

Coatzacoalcos, Ver.

30027

117

130

137

145

180

Colima, Col.

6006

105

128

138

147

174

Colotlan, Jal.

14032

131

148

155

161

178

Comitan, Chis.

7025

72

99

112

124

160

Cozumel, Q. Roo.

23005

124

158

173

185

213

Cuernavaca, Mor.

17726

93

108

114

120

139

Culiacan, Sin.

25014

94

118

128

140

165

Chapingo, Edo. Mex.

15021

91

110

118

126

150

Chetumal, Q. Roo.

23006

119

150

161

180

220

Chihuahua, Chih.

8040

122

136

142

147

165

Chilpancingo, Gro.

12033

109

120

127

131

144

Durango, Dgo.

10017

106

117

122

126

140

Ensenada, B. C.

2025

100

148

170

190

247

Guadalajara, Jal.

14065

146

164

170

176

192

Guanajuato, Gto.

11024

127

140

144

148

158

Guaymas, Son.

26039

130

160

174

190

237

Hermosillo, Son.

26040

122

151

164

179

228

Jalapa, Ver.

30075

118

137

145

152

180

La Paz, B.C.

3026

135

171

182

200

227

Lagos de Moreno, Jal.

14083

118

130

135

141

157

Leon, Gto.

11025

127

140

144

148

157

Manzanillo, Col.

6018

110

158

177

195

240

Mazatlan, Sin.

25062

145

213

225

240

227

Merida, Yuc.

31019

122

156

174

186

214

Mexicali, B.C.

 

100

149

170

190

240

Mexico, D.F.

9048

98

115

120

129

150

Monclova, Coah.

5019

123

145

151

159

184

Monterrey, N.L.

19052

123

143

151

158

182

Morelia, Mich.

16080

79

92

97

102

114

Nvo Casas Gdes, Chih.

8107

117

134

141

148

169

Oaxaca, Oax.

20078

104

114

120

122

140

Orizaba, Ver.

30120

126

153

163

172

198

Pachuca, Hgo.

13022

117

128

133

137

148

Parral de Hgo., Chih.

 

121

141

149

157

181

Piedras Negras, Coah.

5025

137

155

161

168

188

Progreso, Yuc.

31023

103

163

181

198

240

Puebla, Pue.

21120

93

106

112

117

132

Puerto Cortes, B.C.

3046

129

155

164

172

196

Puerto Vallarta, Jal.

14116

108

146

159

171

203

Queretaro, Qro.

22013

103

118

124

131

147

Rio Verde, SLP.

24062

84

111

122

130

156

Salina Cruz, Oax.

20100

109

126

135

146

182

Saltillo, Coah.

5034

111

124

133

142

165

S.C. de las Casas, Chis.

7144

75

92

100

105

126

San Luis Potosi, SLP.

24070

126

141

147

153

169

S. la Marina, Tamps.

28092

130

167

185

204

252

Tampico, Tamps.

28110

129

160

177

193

238

Tamuin, SLP.

24140

121

138

145

155

172

Tapachula, Chis.

7164

90

111

121

132

167

Tepic, Nay.

18039

84

102

108

115

134

Tijuana, B.C.

 

 

 

 

160

 

Tlaxcala, Tlax.

29031

87

102

108

113

131

Toluca, Edo. de Mex.

15126

81

93

97

102

115

Torreon, Coah.

5040

136

168

180

193

229

Tulancingo, Hgo.

13041

92

106

110

116

130

Tuxpan, Ver.

30190

122

151

161

172

204

Tuxtla Gutierrez, Chis.

7165

90

106

110

120

141

Valladolid, Yuc.

31036

100

163

180

198

240

Veracruz, Ver.

30192

150

175

185

194

222

Villahermosa, Tab.

27083

114

127

132

138

151

Zacatecas, Zac.

32031

110

122

127

131

143

 

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