I.
Introducción
Antes que nada, para tener una completa comprension de lo que es el viento vamos a definirlo conceptualmente. El viento es la variable de estado de movimiento del aire. En meteorología se estudia el viento como aire en movimiento tanto horizontal como verticalmente. Los movimientos verticales del aire caracterizan los fenómenos atmosféricos locales, como la formación de nubes de tormenta.
El viento es causado por las diferencias de temperatura existentes al producirse un desigual calentamiento de las diversas zonas de la Tierra y de la atmósfera. Las masas de aire más caliente tienden a ascender, y su lugar es ocupado entonces por las masas de aire circundante, más frío y, por tanto, más denso. Se denomina propiamente "viento" a la corriente de aire que se desplaza en sentido horizontal, reservándose la denominación de "corriente de convección" para los movimientos de aire en sentido vertical. La dirección del viento depende de la distribución y evolución de los centros isobáricos; se desplaza de los centros de alta presión (anticiclones) hacia los de baja presión (depresiones) y su fuerza es tanto mayor cuanto mayor es el gradiente de presiones. En su movimiento, el viento se ve alterado por diversos factores tales como el relieve y la aceleración de Coriolis.
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En superficie, el viento viene definido por dos parámetros: la dirección en el plano horizontal y la velocidad. Este proyecto esta orientado a determinar como está distribuída la circulación de los vientos en Sudamérica, el recurso eolico que tiene Bolivia y a confeccionar mapas eolicos, es decir, mapas donde podamos ver como se comportan los vientos en Bolivia a lo largo de un periodo de tiempo. Esto lo voy a calcular a 3 alturas sobre el nivel del suelo (20, 50 y 80 m) basado en los resultados de simulaciones meteorológicas sofisticadas que he obtenido a traves de un proceso de investigación. Los resultados presentados en este informe servirán de base para la evaluación preliminar de sitios identificados durante la fase de prospección del desarrollo de proyectos eólicos. Antes de tomar cualquier decisión sobre inversiones en lugares específicos, la parte interesada en explotar los recursos eólicos en Bolivia debe, como elemento de su análisis detallado de factibilidad, atender lo siguiente: • Visitar el lugar y revisar factores topográficos, ambientales, y logísticos que
pudieran afectar la instalación y/u operación exitosa de turbinas eólicas o líneas de transmisión (si aplica); • Recolectar mediciones (durante un período no menor a 12 meses) en sitio a la
altura de buje de la turbina deseada (varía según equipo) utilizando un dispositivo meteorológico correctamente instalado y calibrado (anemómetro u otro) o verificar el recurso eólico en un lugar aledaño a partir de datos recolectados en dicho lugar. Para medir la disponibilidad del recurso eólico con la mayor precisión posible, es necesario recolectar mediciones eólicas durante periodos extendidos de tiempo; • Para sistemas de energía sin conexión a la red, confirmar que la “oferta” de
viento (momentos cuando sopla el viento y con qué fuerza) coincide con la 2
demanda esperada de energía y/o planificar para tener energía de respaldo utilizando baterías u otras fuentes de energía; • Considerar la variabilidad a largo pla zo del recurso eólico; y
• Obtener los permisos necesarios de las autoridades sectoriales de Bolivia para
trabajos de ingeniería, cumplir con las leyes de medio ambiente, etc.
II.
OBJETIVO DEL PROYECTO
El objetivo principal de este proyecto es el de conocer como se comportan los vientos tradicionales en Bolivia y en Sudamérica, ademas de elaborar mapas del recurso eolico a lo largo del país y conocer el potencial de energia eolica en el país. Y por supuesto, calcular la intensidad de los vientos en tres alturas sobre el nivel del suelo (20, 50 y 80 m).
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III.
MARCO TEÓRICO
ric a A. PRIMERA PARTE: Vien to s en Su d am é
Circulación Atomsférica y Variabilidad Climática Las variaciones regionales en el clima de América del Sur y el clima reflejar la circulación atmosférica sobre el continente y los océanos adyacentes, con la participación significar condiciones climáticas y los ciclos regulares, así como su variabilidad en escalas de tiempo que van desde menos de unos pocos meses a más de un año. En lugar de decir topografía condiciones climáticas y la variabilidad sobre diferentes partes de América del Sur, según lo previsto por Schwerdtfeger y Landsberg (1976) y Hobbs et al. (1998), este capítulo presenta una comprensión física de los fenómenos atmosféricos y los patrones de precipitación que explicar el clima del continente y el clima. Estos fenómenos atmosféricos se ven fuertemente afectados por las características topográficas y los patrones de vegetación sobre el continente, así como por las condiciones de contorno de variación lenta proporcionado por los océanos adyacentes. Los diversos patrones de más tiempo, el clima y la variabilidad climática América del Sur, incluyendo subtropical tropical, y características de latitudes medias, surgen de la duración meridional largo del continente, desde el norte de la línea ecuatorial al sur de 55 ° S. La cordillera de los Andes, corriendo continuamente a lo largo del oeste costa del continente, alcanza alturas de más de 4 km desde el ecuador a aproximadamente 40 ° S y, por lo tanto, representa un obstáculo formidable para el flujo de la troposfera. Como se muestra más adelante, los Andes no sólo actúa como un 4
"muro climático" con condiciones secas a las condiciones y al oeste húmedo hacia el este en la subtrópicos (el patrón se invierte en las latitudes medias), pero también fomenta tropical-extratropical interacciones, especialmente a lo largo de su lado oriental. La meseta brasileña también tiende a bloquear la circulación de bajo nivel sobre subtropical del Sur América. Otra característica importante es la gran área de masa de tierra continental en latitudes bajas (10 ° N-20 ° S), conducente para el desarrollo de la intensa actividad convectiva que soporta la mayor selva tropical del Amazonas cuenca. El Niño-Oscilación del Sur fenómeno, arraigada en el sistema océano-atmósfera del Pacífico tropical, tiene una fuerte influencia directa sobre la mayor parte de tropical y subtropicales de América del Sur. De manera similar, temperatura superficial del mar anomalías sobre el Océano Atlántico tiene un profundo impacto en el clima y la meteorología a lo largo de la costa oriental del continente.
Promedio de Caracterísicas Climáticas y Ciclos Regulares En esta sección se describe el anual a largo plazo y media mensual campos de varias variables meteorológicas. En estos campos climatológicos se obtuvo un promedio de muchos campos diarios, cada uno de ellos construido sobre la base de la superficie, en altitud, y las observaciones de satélites meteorológicos. La circulación atmosférica (vientos, presión, etc) se caracteriza mediante el reanálisis NCEP-NCAR desde 1979 to 1995 (Kalnay et al., 1996). Los campos de precipitación son una mezcla de datos de la estación (Legados y Willmott, 1990) y estimaciones de la precipitación de la Unidad de sondeo de microondas (MSU), que abarca el período de 1979 a 1992 (Spencer, 1993). Mientras que el procedimiento de promedio no tiene ningún físico un significado a priori, el clima regional está definida por las características relevantes de los campos medios, que a su vez están forzados por las condiciones de contorno fijas 5
(o muy lentamente variable) de la atmósfera: tierra-mar distribución, continental topografía, y los cambios de tiempo / espacio del solar radiación que llega a la superficie. La Figura 3.1 muestra la anual la precipitación media, la presión del nivel del mar y los vientos de bajo nivel [1,000-850 hecto-Pascales (hPa) Normal]. el máximo se produce la precipitación sobre los océanos tropicales a lo largo de una banda a aproximadamente 8 ° N que coincide con un cinturón de baja presión y bajo nivel de convergencia del viento. Esta banda, el llamado Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT), es una de las principales característica de la circulación global, y su posición durante todo el año al norte del ecuador, en última instancia, en relación con la tierra-mar distribución y orientación de las costas (Mitchell y Wallace, 1992). Las precipitaciones en la ZCIT disminuye ligeramente a medida que se extiende a ambos lados del norte de Sur América, debido en parte a la disminución de la superficie de evaporación, pero todavía produce el mayor precipitación continental sobre la Andes ecuatoriales, la cuenca occidental del Amazonas, y cerca de la desembocadura del río Amazonas. Las lluvias en esta parte de la continente se produce por una profunda y húmeda convección-los muy ascenso energético del aire flotante de cerca de la superficie de la tropopausa que sustenta la selva tropical más grande del mundo. Dos otras bandas de altas precipitaciones medias anuales son evidentes en la figura 3.1. La banda occidental tiene su origen en la ecuatorial occidental del Pacífico (Pacífico central durante El Niño años), alcanzando el continente entre su punta y 40 ° S. La precipitación en la Zona de Convergencia del Pacífico Sur (ZCPS; Vincent, 1998) se produce en gran medida por extratropical sistemas frontales. La precipitación media anual es alta en sur debido a la elevación mejorada sobre el oeste Chile laderas de los Andes (Lenters y Cook, 1995), pero disminuye bruscamente hacia el este, produciendo condiciones bastante secas en la Patagonia Argentina (ver también los capítulos 13 y 14). La banda oriental tiene su raíz en la parte central de la continente, y se extiende hacia el sureste que forma el Sur Zona de Convergencia del Atlántico (ZCAS; Kodoma, 1992; Figueroa et al., 1995). Las precipitaciones sobre la parte central de 6
la continente se produce en gran medida por convección profunda, pero como uno se mueve en las zonas subtropicales, Southern Hemisphere (SH) sistemas frontales a ser más importante en la promoción de profundidad convección y eventualmente producen la mayor parte de la precipitación (Lenters y Cook, 1995). Por ejemplo, la uniformemente grandes cantidades de precipitación observada durante todo el año en la costa del sur de Brasil y Uruguay son producidos por convección profunda durante la temporada de verano (noviembre a marzo) y por sistemas frontales durante la temporada de frío (Montecinos et al., 2000).
Figura 3.1 precipitación media anual de (escala de sombreado en la parte inferior), el nivel del mar presión (contorneada cada hPa 2,5), y vientos de bajo nivel (flecha a escala parte inferior). La línea de puntos blanca indica significa la posición de la 7
ZCIT. Las letras H y L indican centro aproximado de los anticiclones subtropicales y continental bajo, respectivamente.
Las precipitaciones son casi ausente en amplias áreas de la subtropical los océanos debido a la gran hundimiento midtropospheric (Fig. 3.1). La tasa de hundimiento es principalmente dictada por el enfriamiento radiativo de las parcelas de aire que han alcanzado la alta troposfera, sobre la ZCIT (Rodwell y Hoskins, 1996). La subsidencia subtropical junto con el ascenso a través de la ZCIT, los vientos alisios de bajo nivel, y el flujo de nivel superior hacia el polo formar la célula de Hadley, un importante característica de la circulación general de la atmósfera. El hundimiento aire también mantiene las células muy persistentes de superficie alta presión y bajo nivel de circulación anticiclónica sobre el Pacífico sur y el Atlántico, con sólo menores variaciones estacionales. En el continente, la convección profunda (Ya sea húmedo o seco) compensa la subsidencia a gran escala, por lo que significa movimiento hacia arriba prevalece sobre el centro parte de América del Sur, la mejora de la subsidencia en el sureste del Océano Pacífico (Gandu y Dias Silva, 1998). En consecuencia, el nivel del mar la presión sobre el continente es menor que el valor correspondiente en el adyacente los océanos de todo el año, lo que obliga a los vientos alisios sobre el Atlántico tropical para penetrar en el continente en una dirección casi este-oeste, hasta que se convierten convergente cerca de la cordillera de los Andes. En el lado occidental de la tropical-subtropical Andes (que actúan como una barrera efectiva para el flujo), los ecuador vientos de bajo nivel promover afloramiento costero de aguas frías, manteniendo una costera lengua de baja temperatura superficial del mar (TSM) que se extiende hacia el oeste en el ecuador, donde se ve reforzada por ecuatorial surgencia. El aire se calienta adiabáticamente en alto y la resultado frío SST en una capa fría, húmeda límite marino de 500-1,000 m de espesor cubierta por una fuerte inversión de
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temperatura en el sureste del Pacífico subtropical (por ejemplo Garreaud et al., 2002). Una terraza muy amplia de poca profundidad, nonprecipitating nubes estratocúmulos se observa típicamente en la parte superior de la capa límite marina (por ejemplo, Klein y Hartmann, 1993). Esta capa de nubes juega un papel importante en el clima regional y mundial, ya que reduce el la cantidad de radiación solar que llega a la superficie del océano (El llamado efecto albedo; por ejemplo, Hartmann et al, 1992.) y por enfriamiento de la troposfera inferior debido a la fuerte emisión de radiación infrarroja hacia arriba en la parte superior de la nubes (Nigam, 1997). Dos regiones secas visibles se producen en la zona tropical-subtropicalAmérica del Sur (fig. 3.1; véase también el capítulo 11). La primera región comprende la parte occidental del continente, a 100-300 km franja de tierra entre la costa y la Andes cordillera de los 30 ° S hasta el norte de 5 ° S. El costera desierto del norte de Chile y Perú se explica principalmente por la fuerte subsidencia a gran escala sobre el subtropical sureste del Océano Pacífico, pero su extrema aridez (lugares con sin precipitación durante varios años) parece estar relacionado con regional factores (Abreu y Bannon, 1993;. Rutllant et al, 2000). En estas latitudes, los Andes centrales (incluyendo el Altiplano) convertirse en una verdadera frontera climática entre el extremadamente árido condiciones al oeste y las condiciones de humedad hacia el este. La segunda región corresponde al extremo oriental del continente, en el noreste de Brasil, donde la precipitación media anual de es menos de la mitad de los valores de interiores en la misma latitud y la estación de lluvias está restringida a marzo a mayo, cuando la ZCIT alcanza su posición más al sur (por ejemplo, Kousky y Ferreira, 1981; Hastenrath, 1982). La sequedad de esta región parece resultar de una intensificación locales de la célula de Hadley en relación con la fuerte convección sobre el Atlántico ecuatorial (Moura y Shukla, 1981; Mitchell y Wallace, 1992). 9
El área afectada por la convección profunda experiencias significativas cambia durante el año, dando lugar a un pronunciado significa el ciclo anual de las precipitaciones en la zona tropical y subtropical América del Sur, como se muestra en los mapas estacionales de decir precipitación (fig. 3.2). Tales cambios están controlados por el anual de norte a sur marcha de insolación, lo que resulta en cambios en las temperaturas de la superficie de la tierra, y también por el complejo interacciones con los cambios en el transporte de humedad de bajo nivel (Fu et al., 1999). Durante el invierno austral (junio-julio- Agosto, JJA,), los de mayor precipitación y tormentas eléctricas se encuentran en el norte de América del Sur y Central meridional América, conectado con la ZCIT oceánicas (fig. 3.2a). En esta época del año, la parte central del continente (incluyendo el sur de la Amazonia) vive su época de sequía, interrumpidos ocasionalmente por el paso de frío modificada frentes de las latitudes medias del sur. A finales de octubre, hay un cambio rápido de la zona de convección intensa desde el extremo norte del continente en el centro de Cuenca del Amazonas (por ejemplo, Horel et al., 1989), que marca el inicio de la llamada del Sur monzón de verano estadounidense (Fig. 3.2b, Zhou y Lau, 1998). El área de la precipitación convectiva alcanza su extremo sur posición durante el verano austral (diciembre- Enero-febrero, DJF), que abarca el sur de La cuenca del Amazonas, el Altiplano y los llanos subtropicales del continente (sur de Bolivia y Brasil, Uruguay, Paraguay y Argentina central), y se extiende sobre la Zona de Convergencia del Atlántico Sur (fig. 3.2c). En esta temporada, una célula de baja presión se forma sobre la extremadamente caliente y región del Chaco seco (Seluchi y Marengo, 2000), obligando a la flujo hacia el sur de los vientos alisios y su posterior convergencia en los llanos subtropicales. Observacional y pruebas de modelado ha mostrado que el flujo hacia el norte entre los Andes y el altiplano brasileño se organiza a menudo en un jet de bajo nivel con su núcleo (velocidad del viento a menudo en exceso de 12 m / s) a aproximadamente 1 km por encima del suelo y menos de 100 km de las laderas orientales de los Andes (por ejemplo, Saulo et al., 2000). 10
El transporte de la humedad hacia el polo por este chorro de bajo nivel alimenta la precipitación convectiva sobre el subtropical llanos, una región agrícola importante y poblada en gran medida área (Berbería y Collini, 2000;. Saulo et al, 2000).
Figura 3.2 lluvias estacionales medias (escala de sombreado como en la figura 1) y 200 hPa (vientos muestran como líneas de corriente) para (a) del invierno austral, (b) primavera, verano (c), y otoño (d). Velocidad máxima del viento en las latitudes medias es de 60 m /s. 11
Letra H indica el centro aproximado de anticiclones de nivel superior. La letra L en (c) indica el centro de la cubeta nivel superior sobre el noreste de Brasil.
Durante el otoño, la convección profunda disminuye gradualmente sobre las zonas subtropicales y empieza a cambiar hacia el norte, por lo que llevando a la desaparición del verano sudamericano monzón a finales de abril (fig. 3.2d). Los mapas estacionales en la figura 3.2 muestran el nivel superior circulación atmosférica en términos de la media 200-hPa vientos superpuesta en el campo de la precipitación durante el invierno austral (JJA), fuerte Hemisferio Austral (SH) los flujos del oeste prevalecen sobre América del Sur hasta el norte como 5 ° S, de acuerdo con el desplazamiento hacia el ecuador de el máximo tropicalextratropical gradiente térmico (fig. 3.2a). Durante el curso de la primavera austral (SON), la corriente en chorro subtropical se desplaza hacia el sur, mientras que una débil circulación anticiclónica se desarrolla en la parte tropical del continente (fig. 3.2b). Durante el verano austral (DJF), los vientos del oeste SH el continente están restringidas al sur de 22 ° S, mientras que el hemisferio norte (NH) vientos del oeste alcanzar el extremo norte del continente. En esta temporada, una circulación anticiclónica de nivel superior, que se refiere como el Alto de Bolivia, se consolida sobre la parte central del continente (con su centro situado a 15 ° S y 65 ° W). Esta alta va acompañada de una aguas abajo de circulación ciclónica sobre la costa noreste de Brasil, y una región de convergencia a lo largo de la costa del Perú y Ecuador (fig. 3.2c; Virji 1981; Lenters y Cook, 1997). Se propuso originalmente que el Altiplano boliviano tuvo un origen térmico, mantenido por el fuerte calentamiento sensible sobre los Andes centrales y la liberación de calor latente en el verano de convección sobre el Altiplano (Schwerdtfeger, 1961, Gutman y Schwerdtfeger, 1965). Los estudios de modelado (revisado en Lenters y Cook, 1997), sin embargo, indican que la Alta de Bolivia es más bien una respuesta dinámica para el calentamiento de la troposfera superior generado por el cumulus convección sobre la cuenca del Amazonas. 12
Calentamiento diabático por el altiplano no parece esencial para la existencia de el Altiplano de Bolivia, a pesar de los Andes jugar un papel indirecto en la organización del flujo de bajo nivel y la convección sobre la parte central del continente. Por el otro lado, la presencia de la Alta de Bolivia es fundamental para la ocurrencia de precipitación de verano en el Altiplano, ya que el flujo del este en alto favorece el transporte de aire húmedo de las tierras bajas hacia los Andes centrales (Garreaud, 1999b). Por otra parte, el Alto boliviano contribuye a la intensificación de la ZCAS durante el verano, debido a la advección de vorticidad en el aire (Figueroa et al., 1995). Durante el otoño austral (MAM), los vientos del oeste SH volver a los subtrópicos, y un par de anticiclones se encuentra sobre tropicales de América del Sur, de acuerdo con la convección centrada en el ecuador (fig. 3.2d). Durante la estación lluviosa, hay una preferencia muy conocido para un máximo de tarde / noche de convección profunda sobre las áreas continentales, ya que la tierra de la superficie de calentamiento tiende a desestabilizar la troposfera inferior (por ejemplo Meisner y Arkin, 1987). Sin embargo, un análisis detallado de la media ciclo diurno de precipitación (Negri et al., 1994) y de convección nubes (Garreaud y Wallace, 1997) demuestran que la sincronización de la convección máxima es ligado a la localización,y está estrechamente vinculada a tales características topográficas regionales como sierras y costas cóncavas. para ilustrar este punto, la figura 3.3 muestra la noche y por la mañana temprano frecuencias de nubosidad frío, un proxy para convectiva las precipitaciones, durante el verano austral (DJF). La convección máxima durante la noche es muy pronunciada en el central de los Andes, a lo largo de la costa noreste del continente, y en dos bandas paralelas sobre la Amazonia central (fig. 3.3a). Las dos primeras bandas surgen de la sincronización simultánea de la desestabilización termodinámica y la fuerza máxima dinámica de forzar: convergencia viento llanura a la montaña sobre los Andes, y tierra-mar brisa convergencia a lo largo de la costa. Las bandas intermedias paralelas se interpretan como el tarde reactivación del recurrente Amazon chubasco costera 13
líneas (ACSL;. por ejemplo, Cohen et al, 1995). ACSLS se ven obligados a la costa por las brisas marinas y trasladarse al interior, manteniendo su identidad durante 12-36 horas, sobre todo a principios de otoño.
Por otro lado, la convección tiende a pico durante la noche y en la madrugada a lo largo de la vertiente oriental de la central Andes, en los llanos subtropicales, dentro y fuera del noreste costa del continente, destacando la dinámica forzando en estas áreas (fig. 3.3b; Berbería y Collini, 2000). Los ciclos de media anual y diurna de la precipitación al sur de los 40 ° S en general son menos pronunciadas que las en latitudes más bajas, debido a la forzamiento dinámico (en contraste obligando con termodinámico) de precipitación frontales. Una característica notable de las latitudes medias SH es el anillo circumpolar de fuerte flujo de oeste a lo largo de la profundidad de la troposfera; esto corta el extremo sur de América del Sur ° S entre 50 y 40 ° S. Como se describe más adelante, la simetría zonal observa en la figura 3,2 es el resultado de promediar muchos mapas diarios, cada uno de ellos con importantes desviaciones de la simetría zonal y meridional flujo fuerte. La posición del eje del chorro coincide con la zona de máximo gradiente de temperatura meridional, y por lo tanto es un proxy por el camino preferido, o trayectoria de la tormenta, de escala sinóptica disturbios (Trenberth, 1991). Aunque sutil, hay una intensificación y desplazamiento hacia el ecuador de la trayectoria de las tormentas y cambios similares en la fuerza y la posición de la subtropical anticiclones durante el invierno austral (JJA; Physick, 1981), lo que conduce a la estación de lluvias en el centro de Chile y Argentina (30-40 ° S)
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Figura 3.3 (a) Por la tarde y por la noche (1,800-2,100 UTC promedio; UTC: Tiempo Universal Coordinado = Tiempo de Greenwich) frecuencia de las nubes frías (cloud-top temperatura inferior a 235 ° K) durante el verano austral (DJF). Líneas sólidas en elcontinente indicar la elevación del terreno a 2.000 y 4.000 m sobre el nivel del mar. (b) Como (a), pero por la noche y temprano mañana (UTC 0900-1,200 promedio; modificado de Garreaud y Wallace, 1997).
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Variabilidad Intraestacional del Viento en Sudamérica Fluctuaciones atmosféricas con períodos que van de 10 a 90 días se denomina generalmente intraestacional (IS) variabilidad. Es la variabilidad en los trópicos ha sido objeto de considerable investigación desde una oscilación tropical a escala planetaria con un 40 - a un período de 50 días fue descubierto en la década de 1970 (Madden y Julian, 1971, 1972). Se cree que el Oscilación Madden-Julian (MJO) es principalmente forzada por anomalías en la TSM tropical y su retroalimentación en circulación y convección (Madden y Julian, 1994). La OMJ relacionados convección no afecta directamente a América del Sur, ya que el región tropical de la convección asociada normalmente activo se mueve desde el este del Océano Índico hasta el Pacífico occidental y luego se desintegra en el Pacífico oriental (Salby y Hendon, 1994). En contraste, las OMJ relacionadas con anomalías de la circulación en bajas latitudes son circunglobal, provocando un cambio en la viento zonal nivel superior en la zona tropical (10 ° S a 10 ° N) Sudamérica en un ~ 30 días de período. Si estos circulación fluctuaciones podrían producir una gran variabilidad en la convección sobre los Andes ecuatoriales y Amazonia occidental necesita abordar. Variabilidad en los subtrópicos y superior latitudes, aunque generalmente menos pronunciada que las fluctuaciones asociados con alteraciones individuales, pueden modular el tiempo regional durante prolongados períodos de tiempo. ES variabilidad en la extratrópicos puede resultar de interior no lineal dinámica de la atmósfera, o de forma remota forzada de la trópicos por los llamados teleconexiones atmosféricas (ver detalles en Kiladis y Mo, 1998). Durante tropical y subtropical de América del Sur, la mayor parte de la Es notable fluctuación es un sube y baja de las condiciones secas y húmedas con períodos que oscilan entre 2 y 3 semanas durante el verano austral (Nogués-Paegle y Mo, 1997; Liebmann et al., 1999, Aceituno y Montecinos, 1997). Convección y la precipitación en el Altiplano es también organizado en episodios de lluvia de aproximadamente 1 a 3 semanas, interrumpido por episodios similares secos (Aceituno y Montecinos, 1997, Garreaud, 1999b, Lenters y Cook, 1999), y tienden 16
para estar fuera de fase con la convección sobre el lado oriental del continente (Garreaud, 1999b). La variabilidad de la lluvia convectiva se asocia con escala continental anomalías de la circulación troposférica, se ilustra en la Figura 3.5 por la diferencia de altura de 200 hPa y 850 hPa- viento diferencia entre los acontecimientos positivos y negativos (cada una de ellas dura una semana o más) del balancín lluvia identificado por Nogués-Paegle y Mo (1997). Esta diferencia se asocia a condiciones de lluvia sobre el subtropical llanuras y las condiciones secas sobre la (ZCAS húmedo continente fase del sube y baja). Las anomalías anticiclónicas en lowerlevels mejorar el flujo hacia el norte y el transporte de humedad al este de los Andes, que a su vez alimenta a través de la convección los llanos subtropicales. En el nivel superior, el anticiclónica anomalías intensificar y extender hacia el sur de la región de flujo del este sobre la asociada con el Andes de Bolivia Alta. Flujo del este en el aire suele estar conectado con lluvias condiciones sobre el Altiplano, ya que fomenta el transporte de aire húmedo de las tierras bajas de Bolivia a elevaciones más altas (Garreaud, 1999b). Finalmente, las condiciones secas sobre la SACZ se explican por aguas abajo de la subsidencia de nivel superior anticiclón. Aproximadamente mecanismos opuestos actuar durante la fase de secado continente del balancín. Se ha propuesto que la circulación verano anomalías en América del Sur (fig. 3,5) forman parte del gran escala tren de ondas que salen de el Pacífico Sur, que se refiere como las del Pacífico de América del Sur (PSA) de modo. Durante invierno, los modos de PSA dominar el intraestacional variabilidad en el SH (Ghil y Mo, 1991; Mo y Higgins, 1997). Mo y Higgins (1997) sugieren que la convección tropical sobre el Pacífico occidental sirve como un catalizador en la desarrollo de los modos de pie de PSA, por lo tanto, la conexión variabilidad intraestacional en los trópicos a distancia con variabilidad intraestacional en la región subtropical de Sudamérica. Los modos de PSA también se han asociado con el comienzo anticiclones de bloqueo en el Pacífico sur, al oeste de la Península Antártica (Renwick y Revell, 1999), y cuyo mantenimiento posterior surge de una interacción compleja entre la 17
media de flujo y las perturbaciones transitorias (Marques y Rao, 1999). La troposfera de profundidad anomalías anticiclónicas (estructura barotrópico) tienden a dividir el flujo de latitud media zonal en el ecuador y hacia los polos ramas. Como los bloques en el Pacífico sureste permanecer estacionaria durante 5 a 15 días (Sinclair, 1996; Renwick, 1998), la trayectoria de las tormentas de latitud media se desplaza hacia el ecuador, la producción de condiciones de tormenta en el centro de Chile y las condiciones secas y frías en el extremo sur del continente (Rutllant y Fuenzalida, 1991).
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Figura 3.5 200 hPa diferencia de altura (contorneado cada 20 m) y 850 hPa (vientos de escala en la m / s en el fondo) entre el wetcontinent y en seco continente fases de la lluvias subtropicales balancín durante el verano
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B. SEGUNDA PARTE: Vientos en Bolivia 1. Climatología de Bolivia Esta sección se refiere a la climatología de Bolivia y cómo se relaciona con el Atlas Eólico de Bolivia. El Glosario de La Sociedad Meteorológica de Estados Unidos define climatología como, “la descripción y estudio científico del clima.” Una distinción fundamental es la escala de tiempo asociada con el estudio del estado del tiempo (corto plazo) y del clima (mediano a largo plazo). La misma fuente nota bajo su definición del estado del tiempo que, “tal como se distingue de clima, el estado del tiempo consiste de las variaciones a corto plazo (minutos a días) en la atmósfera.”
Según C. David Whiteman en su libro, Mountain Meteorology, los cuatro factores determinantes del clima son: lat itud, altitud o elevación, “continentalidad” (distancia del mar), y nivel de exposición a circulaciones regionales. 10 El factor determinante del clima de Bolivia que afecta al recurso eólico es la complejidad y variabilidad de la topografía del país. La superficie total de Bolivia (1,098,580 km 2 ) varía mucho en elevación desde un punto bajo de aproximadamente 90 metros sobre el nivel del mar (msnm) cerca de la frontera entre Bolivia y Paraguay hasta un punto alto de 6,541 msnm (Nevado Sajama - 18.11° S, 68.88° W). De acuerdo con la elevación, el clima y el recurso eólico también varían mucho. El modelo WRF que se aplicó trata esta topografía compleja a través del uso de un sistema vertical de coordenadas tipo sigma que sigue el perfil del terreno. En un terreno complejo, el sistema de coordenadas sigma permite una resolución vertical alta justo sobre el nivel de la superficie, sin importar su elevación. Adicionalmente, la metodología de grillas anidadas descritas antes en este informe permite que el modelo WRF identifique los impactos de factores meteorológicos fuera de Bolivia (circulaciones regionales) sobre el recurso eólico dentro del país. El artículo de Ismael Montes de Oca denominado “ Geografía y Clima de Bolivia” menciona que, “el clima reinante en 20
Bolivia es muy variado y depende
fundamentalmente de la latitud, la altitud, la existencia de elevadas montañas, la presencia de zonas planas y sobre todo de la circulación de los alisios. [ . . .] Las temperaturas se relacionan con tres regiones latitudinales climáticas: tropical, subtropical y templada.” 11 Montes de Oca también detalla las condiciones
climáticas en cada una de las siete unidades fisiográficas de Bolivia. Estas unidades incluyen el “altiplano” entre 3500 y 4000 msnm, ubicado en la esquina sudoeste de Bolivia y las “llanuras,” zonas tro picales bajas a aproximadamente 500 msnm en una franja que cruza Bolivia diagonalmente entre Cobija en su esquina noroeste y Trinidad en el centro del país que incluye la ciudad de Santa Cruz. Los modelos a mesoescala como WRF tienen un alto grado de precisión para identificar la distribución sobre un espacio dado del recurso eólico, pero aún así son solamente simulaciones basadas en presunciones fundamentales. Por ende, no deben ser la única base para identificar las medias anuales de velocidad del viento. Tal como se nota en otras partes de este informe, recolectar mediciones en sitio con un dispositivo de medición que ha sido correctamente calibrado es un paso necesario en cualquier lugar que parece tener un recurso eólico prometedor para buscar mayor precisión en las velocidades específicas del viento. 3TIER prestó mucha atención a las condiciones en áreas montañosas cuando elaboró el Atlas Eólico de Bolivia. Este Atlas tiene una resolución de 2 kilómetros, lo cual quiere decir que la simulación que hizo Se generó valores para cada punto en una grilla horizontal de 2 km x 2 km. La herramienta FirstLook muestra un rango de la media anual de velocidad del viento en su mapa navegable en línea en vez de una cifra única para hacerle frente al tema de la incertidumbre. Una fuerza que dirige el clima de Bolivia y forma su recurso eólico es la radiación solar fuerte que llega a la superficie en muchas partes del país, especialmente en su esquina suroeste. La imagen adjunta del mapa en línea de irradiancia global horizontal elaborada muestra las medias anuales sobre la región mencionada, que 21
comienza al norte del Lago Titicaca en la frontera entre Perú y Bolivia, se extiende hacia el sureste hasta aproximadamente 100 km al suroeste de Santa Cruz, y continúa hacia el sur a través de Tarija en la región de Bolivia donde se cultivan uvas para la producción de vino.
Figura 2: Irradiancia Global Horizontal sobre Bolivia, visualizado en FirstLook
Mediante la validación del recurso eólico simulado para Bolivia en relación con los datos observados, se identificó varios parámetros de simulación empleados para 22
simulaciones de prueba cuya configuración se tuvo que ajustar para captar correctamente el impacto de la radiación solar sobre la intensidad y variabilidad del recurso eólico de Bolivia. El resultado final de la simulación con los parámetros iniciales ajustados fue una mayor coherencia en el ciclo estacional del recurso eólico simulado frente a los datos observados.
Se comparó las velocidades simuladas con tres juegos de datos observados de velocidades del viento, recolectados en 35 lugares dentro del dominio de simulación en Bolivia, Brasil, y Chile: 1) Velocidades del viento a 20 m, medidas en 10 torres altas entre el final de enero y principios de diciembre del año 2000 como parte del estudio comisionado por la Agencia Japonesa de Cooperación Internacional (JICA – siglas en inglés). Las ubicaciones de las torres están marcadas en la parte izquierda de la Figura 3. 2) Velocidades del viento a 20 m medidas entre octubre de 2003 y diciembre de 2004 en 3 torres adicionales en el norte de Chile ubicadas dentro del dominio simulado para Bolivia. 13 Las ubicaciones de estas torres están marcadas en la parte izquierda de la figura 3. 3) Velocidades del viento a 10 m, medidas en 22 estaciones meteorológicas del juego de datos denominado NCEP ADP por sus siglas en inglés y proveniente de la Unidad de Procesamiento Automatizado de Datos del Centro Nacional para la Predicción del Tiempo de Estados Unidos. Estas estaciones están ubicadas mayoritariamente en Bolivia, pero incluyen algunas en Brasil. La parte derecha de la Figura 3 marca las ubicaciones de estas estaciones. La Tabla 2 contiene sus nombres y geo-referencias.
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También se revisó la consistencia entre datos simulados de velocidad del viento y un cuarto juego de velocidades del viento recolectado cerca de Santa Cruz, Bolivia entre 1993 y 1995 por encargo de la Cooperativa Rural de Electricidad – CRE); no obstante, esas observaciones no figuran en este informe porque: (i) No estaba disponible un juego completo de datos; (ii) No estaban disponibles las coordenadas para los anemómetros utilizados para recolectar datos de velocidad del viento; y (iii) Los datos del estudio CRE fueron recolectados fuera del período de 10 años utilizado como referencia para la simulación (1998-2007).
Estos factores impidieron que se comparara “manzana con manzana” los datos simulados con los datos recolectados del estudio CRE. Sin embargo, las diferencias entre los datos simulados y los datos observados del estudio CRE parecen consistentes con aquellas que se encontraron entre los datos simulados y los datos observados en los 35 lugares mencionados arriba.
Estadísticas de Validación de Datos La Figura 3 presenta mapas señalados con colores de la media anual de vientos simulados menos la media anual de vientos observados para ambos juegos de datos observados. Cifras positivas indican que las velocidades del viento simuladas fueron mayores a las observadas y cifras negativas indican que las velocidades del viento simuladas fueron menores. Porque las torres altas están ubicadas exclusivamente en la parte oeste de Bolivia y zonas aledañas de Chile, se escogió las estaciones meteorológicas utilizadas para este análisis por su distribución espacial, que complementa la distribución de dichas torres. Las
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estaciones meteorológicas (derecha) cubren el resto de Bolivia y zonas aledañas de Brasil que están dentro del dominio de simulación. La validación elaborada solamente comparó datos observados con datos simulados en aquellos momentos para los cuales las cifras correspondientes existían en ambos juegos de datos. La escasez de datos observados en las torres altas durante gran parte del período simulado puede haber contribuido a un aumento en las estadísticas de error en los lugares de las torres altas (izquierda).
Figura 3: Mapas de diferencias entre velocidades del viento simuladas y observadas para las observaciones recolectadas en torres altas de 20 m (izquierda) y para las observaciones recolectadas en estaciones meteorológicas a 10 m (derecha). La unidad de medida es metro por segundo (m/s) y cada color representa el rango de sesgo mostrado en la leyenda al pie de la figura. Por ejemplo, puntos amarrillos representan sitios de validación en los cuales los vientos simulados por 3TIER estuvieron entre 0.5 m/s menor y 0.5 m/s mayor a los vientos observados.
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Sesgo de la Simulación A continuación se presentan histogramas de las medias anuales de las diferencias entre velocidades del viento simuladas y las observadas para cada juego de datos. La magnitud de las diferencias es consistente con aquellas que se ha encontrado para juegos de datos similares en otras partes del mundo. Las diferencias con respecto a las estaciones meteorológicas son menores que aquellas que normalmente se encuentran para juegos de datos generados por simulaciones con una resolución de 5 km Mientras la diferencia entre datos simulados y datos observados en torres altas es mayor a lo que se ha encontrado en otros lugares, las torres fueron ubicadas en terreno montañoso, lo cual tiende a incrementar los errores hallados en el juego de datos simulados. También, el número de muestras varió según el punto. En las torres altas (figura izquierda), el número de muestras horarias utilizadas para calcular la media anual estuvo entre 436 y 793 con un promedio de 627. En las estaciones NCEP ADP (figura derecha), el número de muestras horarias utilizadas para calcular la media anual estuvo entre 1490 y 7178, con un promedio de 2483. El número mínimo de muestras horarias durante en cada mes fue de 42 para las torres altas y 72 para las estaciones NCEP ADP. El análisis indica que las velocidades del viento simuladas tiene un sesgo sistemáticamente bajo cerca de la frontera entre Chile y Bolivia y en el norte de Bolivia. En otras partes de Bolivia, las velocidades del viento simuladas tienen un sesgo positivo pequeño o ligeramente alto. Sobre todo, basado en el sesgo ligeramente bajo al promedio de velocidades del viento simuladas relativo a velocidades del viento observadas, se considera un poco conservadoras las velocidades del viento simuladas para Bolivia.
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Figura 4: Histogramas de velocidades del viento simuladas menos la media anual de velocidades del viento observadas para: velocidades del viento simuladas (izquierda) menos los datos observados en torres altas a 20 m, y velocidades del viento simuladas (derecha) menos los datos observados a 10 metros en las estaciones meteorológicas. La unidad de medida para sesgo es metro por segundo (m/s). Los colores de las barras verticales son los mismos que se utilizó para la representación especial de sesgo por sitio de validación en la Figura 3. Por ejemplo, barras amarrillas representan sitios de validación en los cuales los vientos simulados por 3TIER estuvieron entre 0.5 m/s menor y 0.5 m/s mayor a los vientos observados.
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Ciclo Mensual / Estacional Se comparó los ciclos estacionales entre las velocidades del viento simuladas y las observadas, considerando la media de cada juego de datos. El ciclo estacional para los datos simulados se compara favorablemente con el ciclo estacional para ambos juegos de datos observados aunque el traslape menor entre los datos simulados y los datos observados para las torres altas crea un ciclo estacional bastante complejo para comparación con las torres.
Figura 5: Ciclo estacional de la media mensual de velocidad del viento para datos simulados y observados correspondiente a: la velocidad del viento a 20 m en 13 torres altas (promedio - izquierda) y la velocidad del viento a 10 metros en 22 estaciones meteorológicas (promedio - derecha). La unidad de medida es metro por segundo (m/s).
Ciclo Diurno Se comparó los ciclos diurnos de la velocidad del viento para los datos simulados y observados con base en el promedio de cada juego de datos. La comparación con las estaciones meteorológicas indica que la sincronización del ciclo diurno es 28
buena en esos lugares, aunque la amplitud del ciclo diurno para los datos simulados difiere de aquel de los datos observados. La comparación con las torres altas indica que el máximo y el mínimo en el ciclo diurno simulado tienden a ocurrir un par de horas más tarde en estos lugares. Estos resultados son consistentes con la validación de juegos de datos simulados en otros proyectos. Mientras los ciclos estacionales de los datos simulados tienden a aproximarse cercanamente, el ciclo diurno de los datos simulados tiende a ser una aproximación razonable, aunque no tan cercana con los datos observados. Aunque el ciclo diurno fue muy diferente en las torres altas (izquierda abajo) del ciclo diurno en las estaciones meteorológicas (derecha abajo), la simulación captó las diferencias en magnitud relativa entre las dos, con los desfases de tiempo mencionados arriba.
Figura 6: Ciclo diurno de la media de velocidad del viento por hora para datos simulados y observados de: velocidad del viento a 20 m en 13 torres altas (promedio de todas - izquierda) y velocidad del viento a 10 m en 22 estaciones meteorológicas (promedio de todos - derecha). La unidad de medida es metro por segundo (m/s).
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Conclusión sobre la Validación de Datos La validación de datos simulados contra los datos observados en 35 lugares a lo largo del dominio rectangular de simulación de Bolivia arrojaron resultados parecidos a aquellos obtenidos en otras regiones en las cuales de ha hecho análisis de validación sobre los resultados de sus simulaciones. En general, la magnitud de las velocidades del viento simuladas tendía a ser ligeramente menor de aquella de las observadas. Para ciclos estacionales y diurnos, la comparación entre datos simulados y datos observados también resultó consistente con las validaciones elaboradas de los resultados de otras simulaciones. Con respecto a dirección, se hizo un análisis de rosas de viento que compara las direcciones simuladas y observadas de viento en las 22 estaciones NCEP ADP a nivel mensual y anual. Las comparaciones futuras entre datos simulados y otros datos recolectados con anemómetros instalados en torres altas dentro del dominio de simulación para Bolivia probablemente confirmarán el sesgo ligeramente bajo que se identificó durante su validación. Los valores en cada esquina de cada cuadro de 2 km x 2 km de la grilla de simulación representan promedios sobre el espacio que las rodea. Las velocidades del viento observadas en lugares que no sean puntos de la grilla de simulación tenderán a superar las velocidades simuladas, especialmente en lugares seleccionados para recolectar datos expresamente por contar con un recurso eólico muy robusto. Por ejemplo, un anemómetro ubicado en la cima de una cordillera entre dos puntos de la grilla de simulación probablemente marcará velocidades del viento mayores a aquellas simuladas en los puntos adyacentes de la grilla.
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2. El Potencial Para la Energía Eólica en Bolivia a. Fundamentos del Recurso Eólico Ninguna fórmula única define “el mejor recurso eólico” porque muchas variables
afectan el éxito posible de un proyecto de energía eólica. La cantidad de energía que puede ser generada por una turbina eólica se ve afectada por la velocidad del viento, la densidad del aire, el diámetro del rotor y las eficiencias de la turbina y el sistema eléctrico. Como generador de energía eólica, deberá seleccionar el rotor con diámetro más grande y la turbina y el sistema eléctrico más eficiente, dentro de los parámetros económicos compatibles con su aplicación. La velocidad del viento permanece como el factor único más importante en la determinación del éxito de su proyecto y no podrá hacer mucho para cambiar ello, mas allá de seleccionar el lugar optimo para la instalación de la turbina. Debido a que la potencia varía como el cubo de la velocidad del viento, un aumento en un momento dado de 25% en la velocidad del viento da como resultado que la salida de potencia de su turbina podría potencialmente duplicarse en ese mismo momento. Al considerar la media anual de velocidad del viento, la relación entre velocidad de viento y producción de potencia es más compleja y depende de la distribución de velocidades durante el período para el cual se calculó la media. Desafortunadamente, las altas velocidades del viento por sí solas no son suficientes. El momento adecuado es crucial para determinar si su recurso eólico es apropiado o no. Los vientos de alta velocidad durante el invierno suministran poco beneficio económico si su demanda pico es para las necesidades de enfriamiento durante el verano. Del mismo modo, un sistema residencial sin conexión a la red de distribución requerirá de mayor capacidad de almacenamiento de energía si es que los vientos más fuertes ocurren durante la noche en vez de durante el día. El 31
mejor recurso eólico es aquel que proporciona vientos de alta velocidad cuando la electricidad generada tiene el valor más alto. Las turbinas eólicas funcionan lo mejor posible dentro del rango de velocidades para el cual su fabricante las diseño, el cual varía según el tamaño y el uso deseado del equipo. En el límite inferior del rango mencionado se encuentra la velocidad de arranque (denominada “cut -in speed” en inglés), cu ando una turbina comienza a generar potencia. La velocidad de corte de una turbina, cuando deja de generar potencia, se encuentra en el límite superior del rango. Por ejemplo la turbina 1.5 sle del fabricante GE, utilizada en FirstLook como equipo ejemplar a 80 m, tiene una velocidad de arranque de 3.5 m/s y una velocidad de corte de 25 m/s. Dentro del rango está la velocidad nominal de cada turbina, entendida como la velocidad más baja en la cual esa turbina genera su potencia nominal (1.5 MW). Mientras que un estudio de datos recolectados por un anemómetro proporcionará la mayor precisión posible con respecto a la información de sincronización mencionada arriba, un informe FirstLook puede proporcionar una aproximación preliminar que ha sido diseñada para facilitar la toma de decisión relacionada con la instalación o no de un anemómetro.
b. Distribución Espacial del Recurso Eólico Se revisó las medias anuales de velocidad del viento a tres alturas de buje (20, 50, y 80 m) utilizando la barra de colores en la leyenda del mapa, que se extiende entre menos de tres y mas de nueve metros por segundo. En la barra de colores, colores frias (morado, azul, moviendo hacia verde) representa velocidades de viento bajas mientras los colores calientes (amarrillo, naranja, moviendo hacia rojo) representan velocidades de viento cada vez mayores. Al buscar secciones anaranjados y rojos de los mapas a las tres alturas, se notó que el recurso eólico más robusto en Bolivia parece estar concentrado en cuatro sectores: 32
1) Alrededor de la ciudad de Santa Cruz de la Sierra, en su mayoría al sur y al oeste del centro urbano; 2) En la frontera suroeste de Bolivia con Chile y Argentina en el Departamento de Potosí; 3) En un “corredor” que va más ó menos de este a oeste entre las ciu dades de
Santa Cruz y La Paz que corre al sur de la línea de transmisión de 230 KV entre Santa Cruz y Cochabamba y ligeramente al norte de la misma entre Cochabamba y La Paz; y 4) En un “corredor” mas o menos norte -sur entre el área justo al este de la ciudad
de Oruro y al oeste de la ciudad de Potosí. El recurso eólico en el norte de Bolivia está limitado. Aparte de las áreas protegidas en el centro del Departamento de La Paz, parece haber muy poco recurso eólico al norte de Trinidad (14.84° S, 60.93° W). Otra área con un recurso eólico aparentemente fuerte es la orilla del famoso lago Titicaca al noroeste de La Paz. Cualquiera que sea el motivo, en las áreas en las cuales el desarrollo esté prohibido, será muy importante su evaluación individual. El Atlas Eólico de Bolivia identifica las áreas protegidas dentro o cerca de los primeros 3 sectores identificados arriba. Por ejemplo, en el sector 2, La Reserva Nacional de Fauna Andina Eduardo Avaroa cubre la esquina suroeste de Bolivia. El sector 3 incluye 2 parques nacionales (Carrasco y Amboro). La coordinación cercana con las autoridades de gobierno cuya responsabilidad incluye mantener estas áreas protegidas también será un elemento importante en el proceso para cualquier persona o empresa que desee aprovechar la energía eólica en estas áreas.
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Tal como se sugiere arriba en la Sección V. A. del presente informe, cuando el viento sopla y como lo hace frecuentemente resulta más relevante que la media anual de velocidad de viento al elegir sitios para análisis futuro. La distribución de frecuencia de velocidades de viento (también conocido como la distribución Weibull) es una función de densidad de probabilidades con la forma de una campana asimétrica que muestra la relación entre cada velocidad de viento (eje horizontal) y el porcentaje de tiempo durante el cual esa velocidad ocurre en un lugar dado (eje vertical). La distribución Weibull tiene dos parámetros que ingenieros y promotores de proyectos suelen estudiar con frecuencia: A (escala) y k (forma).
c. Densidad de la Potencia Eólica El resultado de los cálculos efectuados por 3TIER de Densidad de Potencia Eólica ofrece un filtro adicional más allá de una revisión de las medias anuales de velocidad de viento. La Densidad de Potencia Eólica cuantifica la cantidad de vatios de potencia que están disponibles para cada metro cuadrado dentro del radio de las aspas de una turbina eólica (también conocido como el “área barrida por las aspas,” – “swept area” en inglés). Este cálculo considera velocidad de
viento, densidad de aire y la distribución de frecuencia para velocidades de viento. Se utilizó la siguiente formula para calcular Densidad de Potencia Eólica (DPE):
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Al revisar mapas de la media anual de la densidad de potencia eólica en Bolivia, se notó una reducción del alcance de los sectores 1-4 con respecto a los mapas de la media anual de velocidad del viento. Tal como se evidencia en la fórmula arriba, la densidad de potencia eólica varía directamente en proporción con la densidad de aire. Por lo tanto, en lugares con densidades bajas de aire, se deben esperar densidades bajas de potencia eólica. Muchos de los lugares incluidos en los sectores 2 a 4 descritos arriba están situados a elevaciones mucho mayores al nivel del mar, donde aire menos denso ejerce menor fuerza sobre las aspas de una turbina eólica a una velocidad dada de lo que ejercería a la misma velocidad si la turbina estuviera situada al nivel del mar. El resultado del análisis efectuado está basado en simulaciones informáticas y datos observados. Las simulaciones fueron generadas por un modelo de Predicción Numérica del Tiempo (PNT) similar a aquel utilizado por servicios gubernamentales de meteorología para producir pronósticos locales del tiempo. El modelo PNT simula las circulaciones atmosféricas y contabiliza los efectos del uso de la tierra y la topografía. Se realizó las simulaciones para Bolivia a una resolución espacial de 2 km. Las cifras presentadas para cualquier lugar entre los puntos en la grilla de 2 km x 2 km están interpoladas. Desafortunadamente, los modelos solamente ofrecen una aproximación del mundo real. La información de fuentes de libre acceso al público provenientes de estaciones meteorológicas y otras fuentes que indican la velocidad de los vientos fue utilizada para validar los resultados de la simulación y puede ser utilizada para estimar el nivel de incertidumbre asociado con las velocidades del viento presentado en FirstLook. La potencia generada a una velocidad específica del viento depende del equipo instalado en el sitio. Las diferentes turbinas eólicas tienen diferentes velocidades nominales. La velocidad nominal del viento es la velocidad a la cual una turbina 35
produce su potencia nominal. Si dos turbinas eólicas tienen la misma potencia nominal, pero una tiene una velocidad nominal mucho más baja que la otra, la turbina con la velocidad nominal menor típicamente producirá más potencia cuando se promedia durante un período prolongado de tiempo. La función que relaciona la potencia con la velocidad del viento se denomina curva de potencia y es diferente para cada turbina. Para generar informes en FirstLook, se utilizan las siguientes tres turbinas estándares según la altura de buje seleccionada: • 80 m: Turbina Modelo GE 1.5sle • 50m: Turbina Modelo Vestas V52 • 20m: Turbina Modelo Bergey XL.1
Dada la resolución de 2 km del modelo PNT empleado, el recurso eólico en un punto puede ser distinto del estimado disponible en FirstLook. Mientras las simulaciones informáticas incorporaron los efectos del terreno sobre las condiciones
atmosféricas,
algunas
características
locales
del
terreno
(especialmente en áreas montañosas de Bolivia) pueden ser demasiado pequeñas para que la simulación las capte. Estas limitaciones son una parte inherente de cualquier estimado de velocidad del viento o de potencia. Solamente con observaciones cuidadosamente recolectadas a largo plazo en la ubicación futura de una turbina se podría obtener una evaluación inequívoca del recurso eólico en ese sitio. Dado que recolectar observaciones así consume mucho tiempo y recursos financieros, hacerlo solamente debe ser considerado para lugares en los cuales el recurso eólico es suficiente para justificar la inversión necesaria.
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MA PA S EÓLICOS DE B OL IVIA
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38
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IV. CONCLUSIONES Las conclusiones de este proyecto son primeramente en lo que respecta a la parte de los vientos en Sudamérica podemos notar que la circulación y la distribución de los vientos presenta variaciones significativas de una region a otra, debido a que estamos analizando un continente que tiene una extension muy grande. Tambien podemos notar que la cirulación de los vientos no va a ser la misma en el este y en el oeste, es decir, no va a ser la misma en las costas del océano pacífico y en las costas del océano atlántico. Otro factor importante es la Cordillera de los Andes que actúa como un “muro climático” con condiciones secas en el oe ste y
condiciones húmedas en el este y los subtrópicos y también fomenta interacciones tropicales y extratropicales, especialmente a lo largo de la parte oriental. Esto va influir en la variabilidad de las condiciones climáticas en escalas de tiempo que van de menos de unos pocos meses a más de un año. Esto ocasiona diferentes fenómenos atmosféricos en el continente como ejemplos tenemos a los fenómenos de El Niño y el fenómeno de La Niña, también está claro que la variabilidad en la circulación de vientos en el continente ocasionará distintos patrones de precipitación a lo largo del continente y esto explica el clima del continente. En lo que respecta a la circulación de vientos en Bolivia, dado que estamos analizando una region mucho menor a lo que es el continente sudamericano, podemos analizar mas en detalle la circulación de los vientos, su intensidad y demás características mediante la toma de datos en diferentes estaciones a lo largo del país y asi elaborar mapas eólicos que muestren la intensidad del viento para así poder aprovechar esta forma de energía renovable y así poder realizar diversos proyectos que aporten al desarrollo del país. Vemos que el factor determinante en el clima de Bolivia que afecta al recurso eólico es la complejidad y variabilidad de la topografía del país. La superficie del país varía mucho en elevación desde un punto bajo por ejemplo cerca de la frontera con Paraguay (90 msnm) hasta un punto alto como el Nevado Sajama (6540 msnm). Debido a las diferencias en la elevación, esto ocasiona que el recurso eólico y por supuesto el clima varíen mucho a lo largo del país. 40
TABLA DE CONTENIDOS
I.
INTRODUCCIÓN .......................................... Error! Bookmark not defined.
II.
OBJETIVO DEL PROYECTO ................................................... .................... 3
III. MARCO TEÓRICO ................................................................................... 4 A. PRIMERA PARTE: Vientos en Sudamérica ....................................... 4 Circulación Atmosférica y Variabilidad Climática ................................ 4 Promedio de Caracterísicas Climáticas y Ciclos Regulares ............... 5 Variabilidad Intraestacional del Viento en Sudamérica..................... 16 B. SEGUNDA PARTE: Vientos en Bolivia ............................................ 20 1. Climatología de Bolivia ....................................................................... 20 Estadísticas de Validación de Datos ............................................ 24 Sesgo de Simulación .................................................................... 26 Ciclo Mensual / Estacional ........................................................... 28 Ciclo Diurno ................................................ ............................................ 28 Conclusión sobre la Validación de Datos .......................................... 30 2. El Potencial para la Energía Eólica en Bolivia. 3Error! Bookmark defined.
a. Fundamentos del Recurso Eólico. ........................................... 31 b. Distribución Espacial del Recurso Eólico ..................................... 32 c. Densidad de la Potencia Eólica ............................................... 34 MAPAS EÓLICOS DE BOLIVIA ………………….……………………………………. .37
IV.
CONCLUSIONES ...................................................... ................................... 40
TABLA DE CONTENIDOS .................................... 4Error! Bookmark not defined.
41
not
UNIVERSIDAD AUTÓNOMA GABRIEL RENÉ MORENO
Proyecto de Hidrología
“Vientos tradicionales en Bolivia y Sudamérica”
Luis Eduardo Salvatierra Soria 211065854
Santa Cruz - Bolivia
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