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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.
La velocidad del viento es el resultado de la acción de fuerzas de origen diverso: gravedad, gradiente de presión o fuerza bárica, Coriolis y rozamiento.
El gradiente de presión crea el movimiento de las masas de aire. Cuanto mayor sea su valor, también lo será la velocidad del viento. Por lo tanto, cuanto más próximas se encuentren las isobaras, el viento tendrá mayor intensidad. El gradiente horizontal de presiones se determina en los mapas por medio de las isobaras. También se utilizan las isohipsas que son líneas de alturas que tienen la misma presión.
En condiciones de atmósfera libre, es decir sin rozamiento, por efecto de la fuerza de Coriolis el viento se mueve en dirección paralela a las isobaras de tal forma que, en el hemisferio norte, deja a su derecha la zona de altas presiones (anticiclón) y a su izquierda las bajas (depresión). La situación se invierte en el hemisferio sur. En esta atmósfera libre, donde la fuerza bárica se equilibra con la fuerza de Coriolis se genera el denominado viento geostrófico sin rozamiento (figura 2.8).
Figura 2.8. Trayectoria de una partícula de aire sometida solo a la fuerza bárica y a la de Coriolis (viento geostrófico).
En la estructura vertical de la troposfera, se distingue entre las capas más próximas a la superficie terrestre, donde el rozamiento es importante y las más alejadas donde es mucho menor y puede considerarse poco significativo (condiciones de atmósfera libre).
En la primera zona, denominada capa límite, la fuerza de rozamiento hace que la componente de la dirección del viento hacia la zona de bajas presiones sea mayor y que la velocidad del viento difiera notablemente de la del viento geostrófico. El viento presenta una componente dirigida hacia las bajas presiones (Fig. 2.9). Aunque la capa límite tiene una altura variable, se admite que su altura media es de 1.000 m.
En cambio para alturas mayores a la capa límite, los efectos de rozamiento son poco importantes y en primera aproximación pueden despreciarse (atmósfera libre). A esa altura, la velocidad real del viento es aproximadamente la de un viento geostrófico.
En aplicaciones eólicas, dado que la altura de captación energética es del orden de unos 100 m, siempre se trabaja dentro de la capa límite, donde los efectos del rozamiento y del perfil orográfico tienen mucha importancia.
Figura 2.9. Dirección del viento real en la capa límite próxima al suelo.
En el análisis de las fuerzas causantes de la velocidad del viento cabe distinguir:
Fuerza debida al gradiente horizontal de presión (Fp ): va dirigida perpendicularmente, desde las isobaras de alta a las de baja presión según la figura. 2.10 (a).
Fuerza debida a la rotación de la Tierra (fuerza de Coriolis) (Fd ): debida a la rotación de la Tierra de oeste a este, la trayectoria de una masa de aire en movimiento sufre una desviación hacia la derecha en el hemisferio norte (en sentido contrario en el hemisferio sur), según la figura 2.10 (b).
Fuerza centrífuga debida a la curvatura de las isobaras (Fc ): actúa en la dirección del radio de curvatura de la trayectoria, según la figura 2.10 (c).
Fuerza debida al rozamiento (Fr ): interviene en las capas bajas de la atmósfera próximas a la superficie terrestre (capa límite). Depende de factores diversos tales como el tipo de superficie o la orografía de la misma, según la figura 2.10 (d).
Figura 2.10. Fuerzas que contribuyen a la velocidad del viento.
Según el tipo de fuerzas considerado se distinguen los siguientes tipos de vientos:
• Viento geostrófico
Es el viento resultante de la acción conjunta de las fuerzas debidas al gradiente de presión (Fp) y de Coriolis (Fd), según se muestra en la figura 2.11. Este tipo de viento es paralelo a las isobaras, siendo tanto mayor cuanto más próximas estén las isobaras (mayor gradiente de presión). Para un mismo valor del gradiente de presión, disminuye cuando aumenta la latitud. Es proporcional al gradiente de presión y en la troposfera libre, fuera de la capa límite, es una buena aproximación al viento real.
Figura 2.11. Viento geostrófico.
En el hemisferio norte un observador situado de espaldas al viento deja a su izquierda los centros de bajas presiones (depresiones) y a su derecha los de altas presiones (anticiclones), según se muestra en la figura 2.12.
Figura 2.12. Sentido de circulación del viento en el hemisferio norte.
• Viento de gradiente
Es el resultante de las fuerzas debidas al gradiente de presión (Fp), a Coriolis (Fd) y a la centrífuga (Fc), según se muestra en la figura 2.13.
La fuerza debida al gradiente de presión actúa perpendicularmente a las isobaras (dirigida desde las altas a las bajas presiones) y la fuerza centrífuga hacia la parte convexa de la trayectoria. Por eso, en el caso de un anticiclón la fuerza centrífuga (Fc) se suma a la fuerza de presión (Fp), mientras que en una depresión se resta. Por ello, y para un mismo gradiente de presión, alrededor de un anticiclón la velocidad del viento geostrófico es inferior a la del viento de gradiente.
El viento de gradiente constituye una buena aproximación al viento real en aquellas condiciones en las que la fuerza de rozamiento es despreciable. Esta situación se da en las capas que no están próximas a la superficie terrestre.
Por estas razones, los vientos geostróficos y los de gradiente describen bastante bien las condiciones de viento real por encima de unos 1000 m de altura sobre el nivel del suelo. A alturas menores, por ejemplo de unos 100 m, el viento de superficie está muy influenciado por el perfil orográfico, la rugosidad del terreno y los obstáculos. En aplicaciones de energía eólica, interesa estudiar los vientos de superficie.
Figura 2.13. Viento del gradiente.
2.7. Variación del perfil vertical de velocidades del viento
La dirección del viento geostrófico es paralela a las isobaras dejando a su derecha las altas presiones en el hemisferio norte. Debido al rozamiento, cerca de la superficie del suelo, el viento real disminuye su velocidad y varía su dirección de forma que esta corta las isobaras dirigiéndose hacia las zonas de baja presión. Este efecto de la fricción del terreno no solo depende del relieve sino también del tipo de tiempo.
Para vientos moderados y cielo nuboso, la velocidad del aire aumenta desde un valor nulo en contacto con el suelo hasta su valor geostrófico a una altura de unos 500 a 1.000 m, girando con la altura en sentido de las agujas del reloj. En verano, durante el mediodía cuando la radiación solar es mayor, el efecto de fricción del suelo se hace sentir hasta una altura mayor (1.000 – 2.000 m), intensificado por la convección que hace ascender del aire desde el suelo. Por la noche, y en especial si es despejada, el viento en la parte más baja de la atmósfera es casi nulo y solo se acelera por el efecto gravitacional que fluye hacia los valles formando los vientos catabáticos.
En término medio, los efectos del rozamiento del viento con la superficie terrestre se manifiestan hasta una altura media de unos 1.000 m. Esta capa se conoce como capa límite. Fuera de la misma, en la atmósfera libre, los efectos son despreciables y la aproximación de viento geostrófico y de gradiente es admisible.
Dentro de la capa límite, se distingue entre la parte más próxima al suelo denominada capa superficial, hasta unos 100 m de altura, donde la orografía del terreno, su rugosidad y los obstáculos afectan de forma importante a las variaciones de intensidad y dirección y la capa inmediatamente superior (100 – 2.000 m) denominada capa de Elkman, donde los cambios se manifiestan de forma progresiva y más suave. La figura 2.14 muestra esta disposición.
Figura 2.14. Perfil de velocidad del viento con la altura.
2.8. Vientos originados por fenómenos particulares: vientos locales
Ciertas condiciones locales originan vientos que se apartan de las leyes generales expuestas para los vientos globales a macroescala. Entre ellos cabe citar:
• Brisas de mar y brisas de tierra
Durante el día la tierra se calienta más rápidamente que el mar. Se crea una corriente de aire ascendente, originándose una depresión que provoca la circulación del aire de mar a tierra (brisa marina). Durante la noche, el fenómeno se invierte y el viento sopla de tierra a mar (brisa terrestre) (figura 2.15). Durante el anochecer y el amanecer acostumbran a aparecer períodos de calma. Este fenómeno se observa en las proximidades de las costas, alcanzando el aire un recorrido máximo hacia el interior de alrededor de unos 20 km, aunque sus efectos pueden en algunos casos hacerse notar hasta unos 50 km de la línea de costa. La velocidad del viento no acostumbra a sobrepasar unos 20 km/h (5,5 m/s), aunque las condiciones orográficas locales pueden aumentar o disminuir los valores de esta velocidad. En general, las brisas de tierra son más débiles que las de mar.
Figura 2.15. Esquema de formación de brisas de mar y de tierra.
• Brisas de valle y de montaña (vientos anabáticos y catabáticos)
En una montaña, al anochecer, el aire en contacto con el terreno más elevado se enfría más rápidamente que el aire situado sobre el valle, por lo que tiende a descender hacia el valle siguiendo la ladera. Es el denominado viento catabático, generalmente de carácter suave. Durante el día, y por efecto de la radiación solar, el proceso se invierte y es el viento en contacto con el terreno situado en la proximidad de los valles, el que tiende a ascender por la ladera (viento anabático). Este tipo de vientos también se conoce con el nombre de vientos cañón o brisas de montaña. En la figura 2.16 se muestra el mecanismo de formación de este tipo de viento.
Figura 2.16. Formación de brisas de valle y de montaña.
• Foehn
Al remontar una montaña, el aire sufre una expansión y por tanto se enfría. Si la altura es grande, la caída de temperatura es importante y se condensa la humedad en forma de nieblas, lluvias o incluso nieve. Al descender por la ladera opuesta hacia sotavento, se produce un calentamiento, por lo que al llegar al fondo del valle el aire es cálido y seco. Este fenómeno es característico de algunos valles alpinos de donde recibe su nombre. En otras cadenas montañosas, Andes o Pirineos, se producen situaciones parecidas. En la figura 2.17 se muestra su proceso de formación.
Figura 2.17. Proceso de formación del viento Foehn.
• Otros vientos locales
Son ejemplos de vientos locales:
- Mistral, viento del Norte o Noroeste. Sopla a lo largo del valle del Ródano hasta el Mediterráneo, sobretodo en primavera y otoño.
- Tramontana, viento frío y seco del Norte o Noroeste en el golfo de León.
- Cierzo, Mestral o Terral que sopla del Noroeste a lo largo del valle del Ebro.
- Sirocco, viento cálido y seco procedente del norte de África, que sopla desde el Sur o Sureste y que alcanza la costa sur europea como un viento cálido y húmedo.
- Simún, viento cálido y seco que sopla en los desiertos de África y Arabia, generalmente en primavera y verano.
- En América del Norte, el Northers y el Chinook que proceden del Océano Pacífico.
- En el Sureste asiático, los Monzones, son una forma a gran escala de brisa terrestre o marina, debido a la diferencia de temperaturas que se establece entre el continente asiático y el océano, según la estación del año.
2.9. Escala Beaufort
La observación de los efectos del viento permite una estimación de su velocidad, según la escala Beaufort (Lord Francis Beaufort, almirante inglés de principios del siglo XIX). Esta escala tiene un origen marino, fue adoptada oficialmente por el almirantazgo británico en 1848 y aún sigue utilizándose actualmente.
En la tabla 2.7 se muestra la clasificación de los vientos en función de la intensidad en la escala Beaufort, así como el intervalo de velocidades correspondiente. También se incluye la presión ejercida sobre una superficie en Pa (1 Pascal = 1 N/m2). En la tabla 2.8 se muestran los criterios de apreciación que un observador puede usar para relacionar los efectos observados con la intensidad del viento en la escala Beaufort
Tabla 2.7. Escala Beaufort de intensidades de viento.
| Criterios de apreciación | ||
| GradosBeaufort | En el mar | En tierra |
| 0 | Mar en calma. | El humo se eleva verticalmente. |
| 1 | Formación de ondas con aspecto de escamas pero sin cresta de espuma. | El viento inclina el humo, pero no hace girar las veletas. |
| 2 | Olas muy pequeñas. Crestas sin romper de aspecto vidrioso. | Movimiento de hojas. El aire se siente en el rostro. |
| 3 | Pequeñas olas. Se inicia la rotura de crestas. Espuma vidriosa. Aparición de espuma de ola diseminada. | Movimiento continuo de hojas y ramas pequeñas. |
| 4 | Alargamiento de olas cortas. Espuma de olas más densa. | Se levanta polvo y hojas.Agitación del ramaje. |
| 5 | Pronunciamiento de olas moderadas. Formación de ovillos de espuma. | Movimiento de arbustos y pequeño arbolado. |
| 6 | Formación de grandes olas y generalización de crestas de espuma blanca. Brumas. | Agitación de grandes ramas.Dificultad para usar el paraguas. |
| 7 | El mar crece y la espuma de las olas se difumina en huellas. | Movimiento de árboles.Molestias al caminar de cara al viento. |
| 8 | Olas muy altas de gran longitud. Las crestas se pulverizan | Rotura de pequeñas ramas Dificultad para caminar. |
| 9 | Rotura de olas altas. Huellas de espuma muy densas. Reducción de visibilidad por brumas. | Rotura de ramas medias y grandes. |
| 10 | Rotura de olas altas con gran violencia.Superficie del agua blanca. Nula visibilidad. | Caída de árboles. Deterioro de tejados y cubiertas. |
| 11-17 | Enorme oleaje con tempestad muy intensa. Nula visibilidad. Navegación muy peligrosa o imposible. | Destrozos importantes en edificaciones y obras civiles. |
| Tabla 2.8. Criterios de apreciación de la intensidad del viento en la escala Beaufort. | ||
CAPÍTULO 3
Medición y tratamiento de los datos eólicos
3.1. Introducción
El análisis de la viabilidad del viento como fuente de energía, requiere conocer sus características. Debido a su variabilidad y aleatoriedad deben aplicarse técnicas estadísticas para su análisis. En el proceso de caracterización del viento intervienen los siguientes aspectos:
Toma de datos: magnitudes a medir (velocidad, dirección), procedimiento de medición, frecuencia de muestreo, períodos de promedio, etc.
Técnica de medición: aparatos de medida (anemómetro, veleta, etc.), colocación del instrumental de medida, etc.
Métodos de tratamiento de datos: técnicas estadísticas, forma de presentación de los resultados (valores medios horarios, diarios, anuales, rosa de los vientos, etc.), distribuciones de probabilidad, etc.
En la caracterización del viento, se debe atender a los siguientes aspectos:
Análisis estadístico del viento, tanto en velocidad como en dirección.
Distribución temporal de la velocidad y de la dirección del viento.
Condiciones meteorológicas (temperatura, presión, humedad relativa, etc.).
Perfil vertical de la velocidad del viento.
Condiciones de turbulencia. Relación con la velocidad y la dirección.
Factores de ráfaga.
Los datos del viento se tratan estadísticamente, para determinar la distribución por frecuencias de las velocidades y por rumbos de las direcciones.
La evaluación de los recursos eólicos de un lugar, presenta los siguientes problemas:
La necesidad de disponer de medidas de velocidad y dirección del viento durante un período de tiempo suficientemente representativo, por ejemplo varios años.
La variabilidad y aleatoriedad del viento.
Los efectos locales tales como la orografía, rugosidad del terreno y obstáculos.
La extrapolación de las mediciones a una altura determinada, en general 10 m, para diferentes alturas respecto al nivel del suelo.
3.2. Velocidad del viento
La velocidad del viento 
es una magnitud vectorial. Aunque el vector velocidad tiene tres componentes, en aplicaciones de energía eólica solo se consideran las componentes en el plano horizontal (plano paralelo a la superficie terrestre). La componente vertical según el eje cenital z en general es mucho menor. En general, los aparatos de medida registran solo el módulo y la dirección de la componente en el plano horizontal.
La velocidad del viento se caracteriza por dos valores: el módulo de la componente de la velocidad en el plano horizontal (denominada velocidad o intensidad del viento) y la dirección de donde sopla (figura 3.1). Los ejes x e y sobre el plano horizontal se toman según las direcciones E y N, respectivamente.
La velocidad se mide en: metros por segundo (m/s), kilómetros por hora (km/h) o nudos. Un nudo (kt) es una milla náutica por hora. (1 kt = 1852 m/h = 0,5144 m/s).
Figura 3.1. Representación de la velocidad del viento.
Es frecuente representar la velocidad del viento mediante flechas con barbas y triángulos (figura 3.2). El sentido de la flecha indica de donde procede el viento y las barbas y triángulos, la intensidad del mismo, según la siguiente escala:
Barba pequeña: 5 nudos (5 kt).
Barba grande: 10 nudos (10 kt).
Triángulo: 50 nudos (50 kt).
Las velocidades menores de 5 nudos se representan solo con una flecha, sin barbas.
Figura 3.2. Representación de la intensidad del viento.
La dirección de donde procede el viento (θ), se indica de varias formas, todas ellas basadas en divisiones del horizonte circular de 360º. Se pueden considerar 8, 10, 12 o 16 divisiones y la dirección del viento se expresa en grados, correspondiendo a los cuatro puntos cardinales los valores: E = 90º, S = 180º, O = 270º y N = 360º. El ángulo siempre se toma respecto al eje N. Por ejemplo, en la figura 3.1, un viento que sople del Noreste, tiene dirección NE y se le asigna un ángulo de 45º (ver tabla 3.1).
Tabla 3.1. Designación de las direcciones de donde procede el viento.
3.3. Tratamiento estadístico del viento
A diferencia de otras magnitudes, como la presión o la temperatura, la velocidad del viento puede variar rápidamente tanto en módulo como en dirección. Los instrumentos de medida de velocidad (anemómetros) y de dirección (veleta) miden valores con una determinada frecuencia de muestreo (por ejemplo cada 1 o 2 segundos) y estos valores se promedian para intervalos de algunos minutos (en general 10 minutos).
La velocidad del viento en un cierto instante se conoce como velocidad instantánea. Su promedio durante 2 minutos, se conoce como viento aeronáutico y si la media se realiza para períodos de 10 minutos de amplitud, como viento meteorológico.
Los valores promedio representan las características medias del viento instantáneo durante un período de tiempo. El viento puede caracterizarse por un vector velocidad media (algunas veces denominado viento medio o estacionario) al que se le pueden superponer variaciones aleatorias.
La velocidad del viento v(t) varía con el tiempo. Su valor medio 
viene dado por la esperanza matemática de la función velocidad v(t):
p(v) es la función densidad de probabilidad de la velocidad del viento. En general, esta función se determina a partir de mediciones en el punto objeto de estudio.
La experiencia demuestra que las distribuciones reales de viento se ajustan bastante bien a una distribución de Weibull de dos parámetros. En particular, para lugares donde la variabilidad del viento y la turbulencia son pequeñas, la distribución de Rayleigh de un solo parámetro ajusta bastante bien el comportamiento del viento. Esta última distribución es la que generalmente utilizan los fabricantes de turbinas eólicas para establecer sus especificaciones.
Además de la velocidad media, se debe tener presente la dispersión, a través de la desviación estándar σ de la distribución de velocidades, definida mediante la varianza σ2 de la distribución, según la expresión:
El índice o intensidad de turbulencia It es la relación entre la desviación estándar σ y la velocidad media , según:
Los mismos parámetros estadísticos, media y desviación estándar, que se definen para la velocidad, se consideran también para la dirección del viento, para establecer su variabilidad, y conocer la dirección dominante anual.
La turbulencia es un factor importante para el funcionamiento del aerogenerador. Interesa situar la turbina eólica en lugares de baja turbulencia, entre otras razones, para facilitar su control y regulación y además para evitar cargas de fatiga ocasionadas por las variaciones bruscas de la intensidad del viento con el consiguiente aumento de fallas y disminución de la vida útil de la máquina. En general, lugares escarpados, de perfiles muy irregulares o presencia de obstáculos próximos, son condiciones no deseables que favorecen la formación de turbulencias.
El tratamiento estadístico del viento se realiza a partir de series de mediciones de la velocidad y dirección del viento en el lugar de estudio. La frecuencia de muestreo (frecuencia de medición) y la amplitud del intervalo de tiempo de promedio (intervalos de tiempo en los que se promedian los N valores instantáneos para obtener un valor medio que se asigna a todo el intervalo) dependen del instrumental disponible, su nivel de automatización, la capacidad de tratamiento de datos y los fines que se persiguen.
De esta forma se tiene:
En observaciones meteorológicas y en evaluaciones de potencial eólico, interesa que la frecuencia de muestreo sea lo mayor posible. Se recomienda que el período de medición no exceda de 5 o 10 segundos (frecuencia de 0,1 a 0,2 Hz) y tomar intervalos de promedio cada 10 minutos, 30 minutos o 1 hora. En general, en anemometría meteorológica, la frecuencia de muestreo es de 1 medida por segundo (1 Hz), el intervalo de promedio es de 10 minutos y el valor resultante de promediar los N valores instantáneos de velocidad (N = 600) durante este intervalo de 10 minutos se conoce como viento medio, viento estacionario o viento meteorológico (velocidad estacionaria) y constituye el valor medio de la velocidad del viento durante ese intervalo de 10 minutos.
En estudios de viabilidad para la instalación de parques eólicos o en el estudio de turbulencias o ráfagas de viento deben utilizarse altas frecuencias de muestreo de 1 Hz o incluso superiores e intervalos de promedio del orden de 1 minuto.
En general, debe medirse la velocidad del viento con una frecuencia de 1 Hz y promediar el conjunto de medidas durante un intervalo 10 minutos, durante el cual se dispone de N = 600 medidas, para obtener una velocidad media o estacionaria suficientemente representativa. A partir del tratamiento estadístico de las mediciones se definen las siguientes magnitudes:
Además de las medidas de la velocidad deben realizarse las de la dirección para obtener la dirección dominante, dirección media o estacionaria durante el intervalo de 10 minutos. La metodología a usar es la misma que para la velocidad.
Las medidas de velocidad y dirección deben realizarse a una altura del suelo para la que el flujo de aire no esté perturbado por el efecto del terreno (rozamiento con la superficie y obstáculos). Se recomienda una altura de 10 metros y además no deben existir obstáculos en las cercanías que puedan perturbar el flujo de aire.
Cuando se desea evaluar el potencial eólico de un lugar conviene realizar una campaña de medición del viento (velocidad y dirección), lo más larga, técnica y económicamente posible, como mínimo de un año y llevar a cabo mediciones a distintas alturas (10, 25, 50, 80 m) mediante el uso de una torre meteorológica.Los resultados deben analizarse junto con el comportamiento del viento en la zona obtenido a partir de series históricas de medidas procedentes de estaciones meteorológicas próximas. Las series históricas deben ser lo más largas posibles. Convendría disponer de series no menores de 30 años de mediciones para disponer de datos con suficiente nivel de confianza. Si ello no es posible, y cuanto más corta sea la serie, con mayor prudencia se deben extraer conclusiones. Es muy importante contrastar los resultados con los encontrados mediante el uso de modelos de simulación y predicción del viento en el área de estudio.
La duración de la campaña de medición depende de la finalidad. En estudios de prospección eólica se debe tener presente: medir durante un período de tiempo lo más largo que técnica y económicamente sea posible, medir en todas las estaciones del año, comparar los resultados con estaciones próximas y con las tendencias regionales a largo plazo y contrastarlos con los obtenidos a partir de modelos de predicción numérica del viento en el área considerada.
3.4. Variaciones de la velocidad del viento
Distinguiremos las siguientes variaciones de la velocidad del viento
• Variaciones estacionales
Los vientos globales sufren variaciones estacionales debidas a la radiación solar, posición de anticiclones y borrascas, etc. De hecho, se pueden detectar tendencias más o menos acentuadas de variaciones cíclicas en función de las estaciones del año.
• Variaciones diarias
Los efectos de calentamiento o enfriamiento diurno o nocturno, la proximidad del mar, o las condiciones orográficas producen en muchas zonas variaciones en el viento de carácter diario. Este es el caso de las brisas de costa o de montaña.
• Variaciones en períodos muy cortos: ráfagas
En un breve período de tiempo, el viento puede sufrir notables variaciones tanto de velocidad como de dirección. La definición de ráfaga depende por una parte de la velocidad instantánea del viento respecto al viento medio (promedio en un intervalo de 10 minutos) y por otra de la duración de la propia ráfaga.
Cuando la velocidad instantánea sobrepasa en unos 5 a 8 m/s al valor del viento medio se habla de ráfagas, de 8 a 15 m/s de fuertes ráfagas y si la velocidad instantánea sobrepasa al viento medio en unos 15 m/s, de ráfagas violentas.
Según la duración de la ráfaga, durante el intervalo de promedio (por ejemplo 10 minutos) se pueden presentar varias ráfagas. En un registro como el de la figura 3.3 se observa la presencia de varias ráfagas. En la figura 3.4 se muestran los conceptos asociados a las mismas (se representan tres ráfagas en un intervalo de 10 minutos).
Figura 3.3. Registro de velocidad del viento con presencia de ráfagas.
Figura 3.4. Ráfagas de viento y definiciones asociadas a las mismas.
3.5. Medición de las magnitudes del viento
La velocidad del viento se mide con un anemómetro y la dirección con una veleta. Los sensores han de situarse en lugares despejados, sin obstáculos en los alrededores.
La altura estándar de medición es de 10 m sobre el suelo. Para evaluaciones del potencial eólico conviene medir también a otras alturas (25, 50 y 75 m). Para un aerogenerador eólico se mide a la altura del buje del mismo.
Además del anemómetro y veleta, se requieren termómetros y barómetros para medir la temperatura ambiente del aire y la presión atmosférica. En general, la señal captada por el sensor de medición se envía a un sistema de registro de datos que dispone de un integrador, de un indicador, de un sistema de grabación y opcionalmente de un sistema de transmisión de datos a una estación de tratamiento de los mismos
