Miguel Villarubia López - Ingeniería de la energía eólica

Atmósfera inestable: el perfil de temperaturas es tal que a medida que se asciende, la atmósfera inestable presenta una temperatura menor que la que tendría si la elevación fuese adiabática. Si una partícula de aire situada en el punto A ascendiera adiabáticamente su temperatura adiabática sería mayor que la temperatura real del aire por lo que tendería a seguir elevándose, creando movimientos verticales que favorecerían la mezcla en la atmósfera. El perfil real de temperaturas presenta una pendiente menor que el perfil adiabático del aire seco (figura 2.3).

Figura 2.3. Perfiles de temperaturas de la atmósfera real y adiabático de aire. Caso (a) atmósfera estable; caso (b) atmósfera inestable.

En general durante el día, debido a la acción del sol, las masas de aire se calientan y la atmósfera tiende a inestabilizarse con el consiguiente aumento de la intensidad del viento en superficie. En cambio, por la noche tiende a estabilizarse.

2.5. Circulación atmosférica general

El movimiento del aire se realiza fundamentalmente en la troposfera y sobre el mismo influyen los siguientes factores:

La radiación solar, mayor en la zona ecuatorial que en los polos.

La rotación de la Tierra, que produce el efecto Coriolis, desviando la dirección de los vientos hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el sur.

La acción sobre las masas de aire de las diferencias de presión atmosférica, distintos tipos de superficies terrestres (continentes y mares) y la orografía.

En la zona ecuatorial debido al calentamiento solar, se origina un movimiento ascendente convectivo de las masas de aire, en una franja denominada zona de convergencia intertropical. El aire se eleva y se traslada hacia latitudes más altas, siendo sustituido por la llegada a la superficie ecuatorial de aire más fresco de los trópicos (vientos alisios). Este fenómeno da lugar a las denominadas células de Hadley. Un proceso similar se produce en las latitudes polares más septentrionales dando lugar a las células polares y a las de Ferrel (figura 2.4).

En latitudes medias, los vientos son básicamente del oeste pero con tendencia hacia las zonas polares. Para una latitud próxima a 50º se produce una separación entre el aire tropical cálido y el polar frío, formándose un frente polar , con muchas ondulaciones, dando lugar a depresiones frontales. En zonas polares el aire frío tiende a desplazarse a latitudes más bajas.

En la figura 2.4, se muestra el esquema de la circulación general atmosférica.

Figura 2.4. Esquema de la circulación general de la atmósfera.

En cada hemisferio se distinguen tres grandes núcleos: tropical, templado y polar.

En latitudes ecuatoriales, la depresión originada por el calentamiento de las capas inferiores de la troposfera ejerce un efecto de succión de aire en ambos hemisferios (zona de convergencia intertropical), provocando a ambos lados de la zona vientos alisios de componente este, de carácter muy regular y dirigidos hacia el ecuador. Se extienden hasta los 30º de latitud norte y sur.

Los núcleos templados están separados de los tropicales por zonas de altas presiones situadas hacia los 30º de latitud. Estas zonas son de calma y con escasas precipitaciones. En ellas se encuentran los mayores desiertos (Sáhara, Arabia, Gobi en el hemisferio norte y Kalahari y Australia en el sur).

De estas zonas de altas presiones divergen tanto los alisios como los vientos del oeste y se caracterizan por vientos muy débiles y por áreas muy tranquilas. Los anticiclones se desplazan algo hacia el norte durante el verano y hacia el ecuador en invierno.

En las zonas templadas, desde los trópicos hasta las regiones polares, los vientos dominantes son del oeste, más variables que los alisios y se ven modificados por la presencia de los continentes. En estas regiones entran masas de aire de origen tropical o polar dando lugar a sucesivos frentes cálidos y fríos con frecuente aparición de formaciones nubosas y precipitaciones. La Península Ibérica, así como una gran parte de la costa occidental europea están bajo el dominio de vientos del oeste.

En las zonas polares se presentan generalmente altas presiones y escasas precipitaciones. Desde ellas se origina un flujo, aproximadamente de dirección este, hacia la zona de bajas presiones situada en latitudes próximas a los 60º. Las figuras 2.5 y 2.6 muestran los vientos dominantes en los meses de enero y julio.

Figura 2.5. Vientos dominantes en el mes de enero. Los vientos del oeste, aun presentando mayor discontinuidad que los alisios tropicales, tienen una gran intensidad.

Figura 2.6. Vientos dominantes en julio. Destacan los monzones, vientos húmedos que penetran en áreas tropicales del hemisferio norte, afectando especialmente a Asia.

En resumen, la circulación general atmosférica establece a escala del globo terrestre, un conjunto de direcciones de viento dominantes según se indica en la tabla 2.5.

Tabla 2.5. Direcciones de viento dominantes a escala del globo terrestre.

La figura 2.7 muestra el perfil en altura de la circulación atmosférica.

Figura 2.7. Perfil de la circulación atmosférica en altura entre polo y ecuador.

2.6. El viento

El viento es el aire en movimiento. A escala global se debe a las diferencias de temperatura que provoca la radiación solar sobre las distintas partes del globo terrestre. Las diferencias de densidad y presión originadas por estas variaciones de temperatura son la causa del movimiento de las masas de aire. En el estudio del viento se consideran las siguientes escalas:

La circulación de viento a gran escala, viento sinóptico, está causada por gradientes de presión en sistemas de macroescala (anticiclones y borrascas) y su duración puede alcanzar varios días.

La circulación de mesoescala está causada por gradientes de presión en sistemas de escala media (frentes, tormentas, brisas, etc.). Su duración puede alcanzar varias horas. Los estudios a meso y microescala son los que presentan mayor interés para el aprovechamiento energético del viento.