Как меняется скорость ветра с высотой от уровня земли
О ЗАВИСИМОСТИ СКОРОСТИ ВЕТРА ОТ ВЫСОТЫ
С УЧЕТОМ РЕЛЬЕФА МЕСТНОСТИ
Н.С. Голубенко, С.И. Довгалюк, А.М. Фельдман, В.Б. Худик
На этапе проектирования расчеты годовой выработки электроэнергии ветровых электрических установок (ВЭУ) невозможны без учета изменения скорости ветра с высотой [1]. Перерасчет скорости ветра Vо с высоты флюгера Ho на высоту оси ротора H осуществляется по известной зависимости (см., например, работу [2]: 
Проблема заключается в выборе значений показателя а. Значения а во многих работах принимается а=0,143 (см., например, работу [2]). В нормативных документах [3] рекомендуют а=0,2. В работе [4] для различных мест США представлены значения а=0,23(+-)0,03. При измерениях на различных высотах в работе [5] значения а достигают 0,34. В отдельных работах для Украины используется а =0,167.
Рост единичной мощности ВЭУ и, как следствие, рост высоты оси ротора требуют определенной аккуратности в задании показателя а, т.к. использование тех или иных значений а может привести к значительной погрешности в определении среднегодовой выработки ВЭУ.
Так, для Vо=6,0 м/с на высоте ho=10 м при пересчете на высоту 50 м и использовании значений а=0,12 или а=0,167 в итоге получим значения выработки, отличающиеся на
В работе [6] приведен классификатор шероховатости подстилающей поверхности (таблица 1 графы 1-4), в котором приведены классы шероховатости и данные по зависящим от них сохранности энергии ветра Eр и характерной высоте h.
В результате проведенных исследований авторы разработали эмпирические зависимости потерь энергии Е =1 — Eр от характерной высоты h (2), и степенного показателя а в выражении (1) от потерь энергии Е и от характерной высоты h (3):
а = 0,5 * E = 0,415 + 0,049 * ln(h).
В таблице 1 (графы 6, 7) приведены расчетные значения потерь энергии Е и показателя а с достаточно высокой сходимостью результатов.
Таблица 1 – Классы шероховатости поверхности
В выражениях (2, 3) выбор h осуществляется с использованием вербального (словесного) описания характера подстилающей поверхности (графа 4 таблицы 1), выбора значения h и по нему – соответствующих E и а.
Рисунок 1 – Зависимости потерь энергии (Е) и степенного показателя (а) от характерной высоты (h)
Например, для окрестностей г.Щелкино (АР Крым) и г.Днепропетровска расчет скорости ветра на высоте 50 м приведен в таблице 2, в которой принято для ВЭС г.Щелкино а=0,12 а для г.Днепропетровска принят ряд значений а от 0,12 до 0,245.
Из таблицы 2 следует, что при выборе площадок для размещения мощных ВЭУ со значительной высотой оси ротора (50 м и более) результаты измерений скорости ветра на высоте оси флюгера (как правило, на высоте 10 м) не являются определяющими.
Об этом же говорит и опыт эксплуатации мощных ВЭУ в континентальной части Германии, где при относительно невысоких среднегодовых скоростях ветра ВЭУ с большей высотой опоры дают значительно более высокие результаты по выработке электроэнергии.
Разумеется, исследования зависимости параметров ветра от высоты необходимо продолжать и при дальнейших исследованиях необходимо будет определить более точные аналитические зависимости между степенным показателем и характеристиками местности.
Выводы
1. В статье предложена методика определения значений степенного показателя для зависимости скорости ветра на высоте оси ротора ветровой установки от скорости ветра на высоте оси флюгера с учетом степени шероховатости подстилающей поверхности.
2. При дальнейших исследованиях необходимо будет определить более точную аналитическую зависимость между степенным показателем и характеристиками местности.
Литература
1. Тучинський Б.Г. Оцінка виробітку електроенергії вітроелектричної установки за даними спостережень метеостанції / Материалы IY Международной конференции „Нетрадиционная энергетика в XXI веке”. — Крым, 2003. – с.142-146.
2. Васько П.Ф. Разрахунок показників технічної ефективності застосування вітроелектричних установок за результатами строкових вимірювань швидкості вітру / Технічна електродинаміка, №6, 2001. – с.45-49.
3. Системи турбогенераторні вітряні. Частина 1. Вимоги безпеки / ДСТУ IEC 61400-1. – К.: Держспоживстандарт Украіни, 2003.
4. Justus C.G., Miаhail A. Height Variations of Wind Speed and Wind Distributions Statistics, Geophy. Res. Letters, 3, 251-264, 1976.
5. Newstein H. An Automated Meteorological Instrumentation and Observing System jn a 1000 ft TV Tower, Drexel Univ., Final Report, ESSA/SDO Contract Cwb. – 11038, 1976.
Источник
Как меняется скорость ветра с высотой от уровня земли
В результате неравномерного нагревания земной поверхности и распределения давления возникает движение воздуха, т.е. ветер. Ветер определяется скоростью и направлением. Скорость ветра выражается расстоянием в метрах (километрах), на которое перемещается масса воздуха в 1 секунду (час). Направление ветра определяется по румбам — откуда дует ветер (метеорологический ветер).
Румбов всего 16 (рис. 2). Обозначаются они так:
Характер движения воздуха зависит от его плотности и скорости. При медленных движениях пути частиц воздуха параллельны между собой (ламинарное движение). Если же скорость движения частиц воздуха превышает некоторую критическую величину, характер движения резко изменяется, в воздухе появляются беспорядочные вихри, движущиеся в самых разнообразных направлениях. Такое движение воздуха называется турбулентным.
Различное распределение по высоте температуры воздуха и различное содержание влажности может создать неустойчивое состояние атмосферы, приводящее к турбулентности. Внешним проявлением турбулентности является порывистость ветра. Порывистость ветра характеризуется внезапными и быстрыми изменениями скорости и направления ветра. Изменения могут достигать в течение некоторой доли секунды нескольких метров в скорости и нескольких румбов по направлению.
Скорость ветра с увеличением высоты, вследствие ослабления трения о земную поверхность, увеличивается. Усиление ветра в слоях атмосферы, лежащих ближе к земле, происходит очень быстро, а в более высоких слоях значительно замедляется. Над морем, вследствие отсутствия неровностей и сравнительно малого трения, скорость ветра в нижних слоях значительно больше, и поэтому увеличение скорости ветра с подъемом вверх происходит медленнее.
Средняя скорость ветра в атмосфере, возрастая в тропосфере, достигает некоторого максимума в стратосфере, а затем уменьшается (табл. 3).
Изменение скорости ветра с высотой сопровождается изменением направления ветра. На высотах от земли до 1000 м ветер отклоняется вправо на угол до 30°. Выше направление ветра изменяется по-разному: вправо, влево или на обратное.
Среднее направление ветра в верхних слоях тропосферы и в нижнем слое стратосферы над Европой как летом, так и зимой западно-северо-западное (ЗСЗ), причем летом среднее направление близко к северо-западному (СЗ), а зимой — к западному (3).
Скорость ветра в течение суток увеличивается обычно к полуденным часам и уменьшается вечером. Ночью при установившейся погоде наблюдается штиль (безветрие).
Скорость и направление ветра подвержены резким изменениям как в течение одних суток, так и в течение всего года.
В полете летательный аппарат движется относительно воздуха со скоростью, обусловленной силой тяги двигателя и аэродинамическим качеством аппарата. Под действием ветра аппарат смещается в сторону (так называемый снос), что влияет на его путевую скорость.
Попутный ветер увеличивает скорость самолета относительно земли (путевую скорость), встречный ветер, наоборот, уменьшает скорость. Боковой ветер смещает с намеченного курса и уменьшает путевую скорость. Зная направление и скорость ветра по высотам, можно выбрать такие высоты для полета, на которых влияние ветра будет наиболее благоприятным.
Ветер влияет также на взлет и посадку самолета. Для сокращения длины разбега при взлете и пробега при посадке самолета взлет и посадка обычно производятся строго против ветра.
При порывистом ветре во время разбега самолета при взлете следует набрать скорость больше взлетной на величину скорости ветра и затем переходить на подъем. Это необходимо для того, чтобы в момент отрыва самолета от земли в случае ослабления ветра самолет имел достаточную скорость. Для того чтобы избежать действия сильных порывов ветра, изменяющих подъемную силу, взлет обычно производят с малыми углами атаки.
Источник
Экология СПРАВОЧНИК
Информация
Изменение скорости ветра с высотой
Вертикальные профили ветра, температуры и влажности воздуха зависят от характера турбулентного обмена. Профиль ветра характеризует эффективность переноса по вертикали количества движения или любой субстанции — водяного пара, пыли, загрязняющих атмосферу газов и т.д. В качестве субстанции условно можно считать и удельное теплосодержание, энтальпию турбулентных молей.[ . ]
Ранее было показано, что при близкой к равновесной стратификации атмосферы в приземном слое вертикальные профили температуры и скорости ветра приближаются к логарифмическим. В этом случае вертикальные профили метеорологических величин могут быть представлены в виде линейных функций в полулогарифмических координатах, где по оси ординат отложен логарифм высоты, а по оси абсцисс — в линейном масштабе натуральные значения соответствующих метеорологических величин (рис. 5.6). В тех случаях, когда в приземном слое инверсия и он стратифицирован устойчиво либо сверх-адиабатические градиенты и стратификация неустойчивая, вертикальные профили скорости ветра и влагосодержания существенно отличаются от логарифмических.[ . ]
Важным фактором изменения модуля и направления скорости ветра по мере удаления от земной поверхности наряду с изменениями турбулентной вязкости является горизонтальная термическая неоднородность в слоях, расположенных на разных уровнях над землей, т.е. 6а-роклинность атмосферы. Вследствие этого формируется термическая составляющая скорости ветра, или, как говорят, термический ветер.[ . ]
Термический ветер — это компонента прироста вектора скорости ветра, возникающая при переходе с данного уровня в атмосфере на любой вышележащий. Она зависит от среднего горизонтального градиента температуры воздуха в слое между этими уровнями.[ . ]
Рассмотрим более детально изменения скорости ветра с высотой в каждом конкретном случае.[ . ]
Источник
ИЗМЕНЕНИЕ ВЕТРА С ВЫСОТОЙ. ТЕРМИЧЕСКИЙ ВЕТЕР
С высотой скорость и направление ветра изменяются. В слое от земли до высоты
1000…1500 м (в слое трения) сила трения с высотой уменьшается, поэ тому ветер с высот ой
усиливается и поворачивает ся вправо до т ех пор, пока не станет градиентным (рис. 4.10). На высот е 500 м скорост ь вет ра примерно в 2 раза б ольше, чем у поверхности земли. Угол от клонения от вект ора силы горизонтального барического градиента постепенно увеличивается и на высоте 1000…1500 м достигает 90°. График изменения вет ра с высот ой в слое т рения называет ся спиралью Экмана (рис. 4.10). Таким образом, усиление и отклонение ветра вправо с вы сотой в слое трения происходит под влиянием уменьш ения силы трения.
Р Р
Рис. 4.10. Изменение направления и скорости ветра с высотой в слое трения (спираль Экмана)
Выше слоя трения, в свободной ат мосфере, скорость ветра может как увеличиваться, т ак и уменьшаться с высотой. Здесь встречаются и правые, и левы е поворот ы ветра, а иногда могут наблюдаться воздушные течения, противоположные направлению ветра у Земли.
Так как выше слоя т рения ветер напр авлен вдоль изобар соот ветствующего уровня, то
в сво бодной атмосфере изменение вет ра об условлено пер ест ройкой барического поля, а, след овательно, и изменением направления силы горизонтального бар ического градиента. Перестройка б арическо го поля от некот орого уро вня Н1 до другого выш ележащего ур овня Н2 происходит в результате горизонтал ьных изменений температуры в эт ом слое возд ух а. Эти изменения мо гут происхо дит ь по разным причинам, например, вследст вие притока (адвекции) на высот ах т епл ого воздуха с юга, хол одно го — с севера, потепления или пох олодания, вы званного адиабат ическими процессами, и т.д. С прит оком тепла изобарические поверхности приподнимаются, а в о бласти распрост ранения холода — понижаются. Вслед ствие указанных причин давление воздуха на одном и том же уро вне становится различным. В об ласти т епла оно повы сится и окажется большим, чем на одном и т ом же уровне в области хол ода. Таким образо м, горизонтальные изменения температуры на высот е вызывают изменение (перестройку) на это й же высоте барического поля, ко торое, в свою очередь, вызывает изменение направления и величины барич еского гр адиента, а, следоват ельно , изменение направления и скор ости град иентного вет ра. Теор ия это го во проса разрабо тана С .И. Троицким. Основы ее сводят ся к сл едующ ему.
Перестро йка бар ического поля под влиянием горизонтальных изменений температуры о бычно начинает ся на нижнем (исх одном) уровне слоя и заканчивается на его вер хнем ур овне. Здесь, на верх нем уровне рассмат риваемого слоя во здуха, в результате под ъема изобарических поверхностей над т еплыми районами, в об ласт и т еплого воздуха повышает ся давление и образуется барический град иент , напр авленны й в ст орону понижения т емперат уры. Другими словами, здесь созд ает ся местный д обавочный
барич еский гр адиент, совпад ающий по направлению с градиент ом т емперат уры, т. е. направленный по нормали к изотермам от т епла к х олоду. Эт ому добавоч ному барич еско му градиенту будет соот ветствовать д обавочная скорость градиент ного ветр а D и, условно названная термическим ветром. Векто р Δ u (тер мический вет ер) направлен вдо ль изотер м, о ставляя област ь низких температур слева, (по д дейст вием силы Кориолиса т ермический ветер Dи от клоняется от силы добавочно го барического градиент а вправо на угол 90°). Таким образом, г радиентный вет ер, котор ый обр азует ся на верх нем уровне слоя u н , равен сумме вектора градиентного ветр а на нижнем уровне u0 и вектор а
т ермического ветра
u н =u 0 +Δ u
Величину добаво чной скорости градиентного вет ра, т.е. величину т ермического вет ра, можно определить след ующ им образом. Из барометрической формулы, выражающ ей общий закон изменения давления с высотой,
—
пут ем мат ематических преобразований найдем величину доб авочного град иента давления,
возникш его на верх ней границе слоя,
DР-д обавочный градиент д авления на верхнем уровне;
DT-горизонтальный градиент температуры;
Тср — средняя т емперат ура рассматриваемого слоя воздуха.
Подставим полученное значение добавочного градиента давления в формулу скорост и градиентного вет ра
и получим выражение для величины термического ветра
В зависимости от распределения на высотах областей тепла и холода, высокого и низкого давления (т.е. взаимного расположения изобар и изот ерм, а, следовательно, горизонтальных барического и т ермического градиентов) рассмотрим четы ре характерных сл учая изменения скорости и направления вет ра с высот ой.
1. Изот ермы пересекаются с изоб арами и от клонены от них вправо (за направление
изоб ар принимается направление вект ора u 0 , а за направление изотерм — вект ора
Рис. 4.11. Направление термического ветра (1-й случай)
В этом случае ветер с высот ой отклоняет ся вправо и усиливается, происходит общий перенос возд ушной массы из области тепла в област ь холода (адвекция т епла).
2. Изотермы пересекаются с изобарами и отклонены от них влево (рис. 4.12). В э том случае вет ер с высотой усиливается и отклоняется влево, происходит общий перенос воздушной массы из области х олода в област ь тепла (адвекция холода).
Рис. 4.12. Направление термического ветра (2-й случай)
3. Изотермы и изобары параллельны друг другу и совпадают по направлению
Рис. 4.13. Направление термического ветра (3-й случай)
В э том случае вет ер с высот ой усиливает ся, не меняя своего направления.
4. Изотермы и изобары параллельны друг др угу, но направлены в прот ивоположные ст ороны (рис. 4.14).
Рис. 4.14. Направление термического ветра (4 -й случай)
В эт ом случае ветер с высотой ослабевает д о штиля, не меняя направления, а зат ем меняет направление на противоположное и вновь усиливается.
Из всех рассмотренных случаев видно, что ветер (а значит и направление изобар) на высотах стремится принять направление изотерм, оставляя область холода слева.
Нам важно ваше мнение! Был ли полезен опубликованный материал? Да | Нет
Источник