6.1. Общие сведения. Ветер как источник энергии

Атмосфера планеты Земля представляет собой тонкую газовую оболочку, окутывающую ее поверхность. толщина «плотной» атмос­феры составляет всего лишь 40-50 км. На высоте 70 км относительно уровня океана плотность воздуха в 1 000 раз меньше его плотности над этой «нулевой» поверхностью. Основная же масса атмосферы (при­мерно 90 %) сосредоточена в оболочке толщиной 16 км. Именно в этом слое проявляются многие атмосферные процессы, оказывающие влия­ние на окружающую среду и жизнедеятельность человека. К таким фи­зическим процессам относится также и перемещение воздушных масс, называемое ветер.

Для эффективного использования энергии ветра информация о нем должна содержать описание природных процессов, формирующих ветер как источник энергии. Получение подробных сведений о ветре, выявление его энергетической ценности дает возможность определить как ветроэнергетические ресурсы территорий, так и энергетический потенциал конкретного ветроэнергетического объекта - ветроэнерге­тической установки (ВЭУ) или состоящей из нескольких ВЭУ ветроэ­лектрической станции (ВЭС).

Систематизация данных и характера ветра и алгоритм создания ин­формационной базы по ветровым режимам на конкретной территории представлены на рис. 83 [Методы разработки..., 1963].

Формирование ветра. Первопричиной образования ветра, так же как и многих других динамических явлений, происходящих на поверх­ности Земли и в ее атмосфере, является энергия Солнца. Прямое погло­щение солнечной энергии атмосферой весьма незначительно, посколь­ку активно поглощают ее только водяной пар, озон, углекислый газ и пыль. Что касается основных компонентов воздушной оболочки азота

Рис. 83. Алгоритм создания информационной базы по ветровым режимам [Методы разработки 1963]

и кислорода, то эти газы для солнечных лучей прозрачны. Поэтому основная часть солнечной энергии передается атмосферному воздуху от нагретой поверхности Земли в виде инфракрасного излучения, мо­лекулярной диффузии, конвекции водяных паров и прочих физических явлений.

Воздух, нагреваясь возле поверхности Земли, поднимается вверх, так как его удельный вес при нагревании становится меньше. Это вер­тикальное движение воздуха является первичным и основным в ряду последовательных процессов, вызывающих появление ветра. Последо­вательность процессов движения воздуха от нагрева к охлаждению и снова к нагреву и т. д. по мере его движения относительно вращающей­ся вокруг оси поверхности Земли во времени и пространстве приводит к возникновению атмосферной циркуляции (рис. 84). Если бы не было других причин, усложняющих картину воздушного течения, то в соот­ветствии с приведенной схемой в северном полушарии ветер постоян­но дул бы в направлении с севера на юг.

Однако в действительности характер течения воздушных масс зна­чительно сложнее. Совместное действие сил трения, так называемых сил Кариолиса, разъединяет циркуляцию на несколько частей. Силы трения возникают под воздействием географических факторов: рас­положения океанов, материков и их рельефа и пр. Наиболее близкой к реальному течению считается трехячеистая модель (рис. 85) [Абрамов­ский, Е. Р., городько, с. в., свиридов, н. в., 1987].

рис. 84. циркуляция воздуха в атмосфере

рис. 85. циркуляция воздушных масс в северном полушарии

на широтах, близких к 300, где воздушные массы опускаются под влиянием центробежных сил, располагается зона повышенного давле­ния и штилей. Отклонение ветра влево или вправо по стрелкам обу­словлено вращением Земли и влиянием сил Кариолиса. На близких к 600 широтах климат характеризуется довольно неустойчивым ветровым режимом. Это обусловлено встречным движением воздушных масс: с севера - холодных, с юга - теплых. Движение по криволинейной тра­ектории вызывает появление центробежных сил F. Циркуляционные изменения направления движения воздушных масс обусловлены влия­нием океанских течений - холодных и теплых, рельефом местности и множеством других цикличных и случайных факторов (рис. 86).

ХОЛМЫ
^ТЇІЇЇІІ' БЕРЕГ ТРАВА
ЛЕСА
ГОРЫ ИД
МОРЕ	ЗДАНИЯ
ГОРОД

Аэродинамические воздействия Аэродинамические Аэродинамические воздействия Аэродинамически* неровностей и шероховатости воздействия открытости и строений воздействия, траві

Рис. 86. Схематичное изображение влияющих на ветер внешних факторов
[Борисенко, М. М., 1974]

в общем случае движение воздушных масс происходит по криво­линейным траекториям, что вызывает появление центробежных сил вокруг центров низкого и высокого давлений. Такие движения называ­ются соответственно циклоном и антициклоном (рис. 87).

выс око е давление (антициклок»)

сипа Кар полис а

Гр - сипа давления (от высокого к низкому)

центр О b еЖНаЛ СГШа

Рис. 87. Движение ветра в циклоне и антициклоне в северном полушарии
[Борисенко, М. М., 1974]

в северном полушарии движение воздушных потоков в циклоне происходит против часовой стрелки, а в антициклоне - по часовой

стрелке. Важно отметить, что сила ветра в антициклоне всегда выше, чем в циклоне. условие равновесия сил циклона и антициклона наблю­дается возле поверхности земли, где добавляются силы трения, есте­ственным образом направленные против силы ветра.

Действие силы трения изменяет ветер так, что вектор его скорости начинает пересекать изобары. в случае циклона появляется составляю­щая, направленная к центру. скапливаясь в центре циклона, воздух за­тем выдавливается вверх (рис. 88).

рис. 88. характер циркуляций воздушных масс в циклоне [Борисенко, М. М., 1974]

происходит заполнение циклона. нижней частью такой ниспа­дающей хаотично вихревой трубы под воздействием на поверхность водных массивов и на слабые по структуре почвы (песчаные, измель­ченные эрозией торфяники, свежая сухая пашня) влага и вышелушен­ные из поверхности земли частицы грунта, а с ними минеральные удо­брения, пестициды и пр. пылевидного «мусора» выносятся за пределы циклона. Причем часть взвешенных твердых частиц, последовательно перемещаясь в циркуляционных потоках при движении циклона, за­брасываются на довольно большие расстояния от места первоначаль­ного залегания [Борисенко, М. М., 1974].

В антициклоне наоборот - скорость ветра имеет составляющую, направленную от центра. Это способствует опусканию воздуха вдоль центровой зоны пониженного давления антициклона и его постепенно­му рассеянию. Зона пониженного давления (трубка) в центре антицик­лона совместно с устойчивой составляющей вдоль зоны создают под­сос из приземного слоя (рис. 89). В приземной части трубки давление настолько низко, что краевые вихри, подсасывая влагу с поверхности водных массивов и вышелушивая грунт, интенсивно заполняют пыле­вой и водной массой центровую зону антициклона. По мере движения вверх под воздействием центрального вихря распыленная влага и наи­более мелкие твердые частицы разгоняются до скоростей, способных выбросить их из антициклона на довольно большие расстояния от ме­ста первоначального залегания. Более крупные частицы с влагой зави­сают в циркуляционных потоках и переносятся на другие территории при перемещении антициклона. в случае попадания центра циклона или антициклона на травянистый грунт, заболоченные почвы или на поверхность водного массива захватывается только водно-капельная составляющая. образующийся в верхних слоях конденсат нагретых у поверхности земли водяных паров образует в летнее время тучи с противоположными электрическими зарядами, как в циклонах, так и в антициклонах. в местах соприкосновения циклона и антициклона воз­никают грозовые дожди с резким порывистым ветром.

рис. 89. характер циркуляций воздушных масс в антициклоне [Борисенко, М. М., 1974]

под влиянием циркуляций перемещение воздушных масс совер­шается как во времени, так и в пространстве: микромасштабные (про­должительность до 1 ч, перемещение на расстояние не более 20 км), синоптические (продолжительность более двух суток, перемещение на расстояние более 500 км) и мезомасштабные - на расстояния, проме­жуточные между указанными выше.

Влияние форм и размеров океанов и материков искажает общую стабильную картину циркуляций вдоль побережий. С удалением от по­бережий циркуляция стабилизируется, но, тем не менее, влияние мест­ных особенностей на скорость ветра иногда значительно. Особенно в зоне 60-х параллелей, в которой расположено большинство европей­ских государств. И чем далее на восток, тем проявления местных осо­бенностей выше.

Ветры, образующиеся в первой от экватора ячейке до 300 север­ной и южной широт, именуются муссонами и пассатами. Это наиболее мощные ветровые системы, охватывающие большие территории. сила и направление ветра на этих территориях зависят от времени года (се­зонные ветры) и времени суток, а проявление циркуляций в течение су­ток и сезонов зависит от температурной переменчивости прилегающих

поверхностей суши и моря (рис. 90). Например, океан летом охлажда­ется быстрее, чем побережье, а зимой - наоборот.

холодная теплая

поверхность поверхность

рис. 90. сезонная и суточная циркуляция воздушного потока

Аналогичное явление возникает при смене дня и ночи: ночью суша охлаждается быстрее, соответственно меняется направление ветра, что особенно характерно для республики Беларусь. это объясняется хол­мистостью территории, наличием диагонального вдоль территории ре­спублики водораздела и высокой насыщенностью болотами и лесами.

на континенте, вдали от водоемов, ночью ветер всегда слабее, чем днем, и достигает максимальных скоростей чаще всего к полудню. в большинстве регионов наблюдаются значительные сезонные изме­нения ветровых потоков. в холодные месяцы скорость ветра обычно выше, чем летом.

Экстремальные свойства ветра. При определенных условиях - высокая насыщенность восходящих потоков водяным паром, наличие подстилающей водной или пылевой поверхности, возникновение сум­марных окружных скоростей циклона и антициклона (более 50 м/с) - может возникнуть устойчивый вихрь - смерч, который называют в Северной Америке торнадо (рис. 91). Это самое коварное проявление ветровой активности.

Сформировавшийся смерч может привести к огромным разруше­ниям с человеческими жертвами. Такой вихрь не стоит на месте, а перемещается со скоростью 40-60 км/ч. При этом его скорость и на­правление непредсказуемы. направление смерча можно лишь предпо­ложить, оценивая его самопроизвольную ориентацию на водную, пы­левидную или любую другую сыпучую или влажную подстилающую поверхность. вся эта инертная масса перемещается вместе со смерчем и «рассеивается» из верхних слоев на довольно большом расстоянии от места подсоса. Мощные смерчи порой всасывают в себя довольно крупные камни, обломки строений, стволы деревьев и т. п. При попа­дании на прочную сухую поверхность такая вихревая структура может 186

Рис. 91. Схема устойчивого вихря (смерча или торнадо) [Борисенко, М. М., 1974]

развалиться и вся составляющая смерч масса инертных компонентов рухнет, рассыпавшись по близлежащей территории. продолжитель­ность образования смерча исчисляется от нескольких минут до часа и дольше.

поскольку большая часть территории республики Беларусь явля­ется равнинно-холмистой с перепадами высот от 100 до 345 м, то воз­никновение экстремальных свойств ветра может происходить в местах резких перепадов высот: в воздушных коридорах; вдоль рек с обрыви­стыми берегами; вдоль водоразделов; между высокими холмами, при наличии ряда болот, озер и водохранилищ; иными словами - практиче­ски повсеместно. Во-первых, это - Полоцкая низменность; в окруже­нии Городокской, Витебской, Оршанской, Минской возвышенностей и Свенцянской гряды; во-вторых, Нарочано-Вилейская низина в окру­жении Свенцянской гряды, Минской и Ошмянской возвышенностей; в-третьих, Лидская равнина в окружении Гродненской, Волковысской, Новогрудской и Ошмянской возвышенностей (рис. 92). В определен­ные периоды возможно возникновение циклоид и в поймах рек. на воз­вышениях и вдоль них среднегодовая скорость ветра может достигать 8 м/с, а при порывах - 20-30 м/с [НИР НПО «Ветроэн», 1987]. Далее в циклоиде с удалением от края к центру скорость приземного ветра и атмосферное давление снижаются [Ермашкевич, В., 1997].

Рис. 92. Примерное распределение ветровых циклоид на территории Беларуси

чаще смерчей наблюдаются менее концентрированные образова­ния ветровой активности - бури (штормы) или ураганы. Буря - это продолжительный сильный ветер, скорость которого в среднем со­ставляет 15-20 м/с. Сила ветра во время бури оценивается в 8-11 бал­лов по ветровой шкале Бофорта (1 балл соответствует приблизительно 2 м/с). Причина их возникновения - значительная разность температур и давлений смежных воздушных масс. Как правило, поток ветра в зоне бури и урагана движется по спирали (в северном полушарии закручи­вающейся против часовой стрелки) вверх к ее середине. Этот поток, слабея по мере подъема, поднимается на высоту 12-16 км. Продолжи­тельность бури - от нескольких часов до нескольких суток, урагана - 9-12 дней. Ширина зоны ураганных ветров, несущих разрушения, до­стигает 200 км.

Оценка среднемесячной, среднегодовой и средней многолетней скорости ветра. В ветроэнергетических расчетах исходные характе­ристики общего уровня интенсивности ветра определяются по метео­
рологическим данным за длительный период времени, сопоставимый с предписанным сроком эксплуатации ветроэнергетической установки 20-25 лет. Средняя скорость ветра определяется как средняя арифме­тическая величина, полученная из ряда замеров скорости ветра, выпол­ненных через равные интервалы времени в течение заданного периода [Борисенко, М. М., 1974].

Если в сутки делается M замеров скорости ветра, а в месяце N су­ток, то средняя за j-й месяц /-го года скорость ветра Um/ определяется выражением

_ N M ____

UMij = уХух Unmij / NM, (3)

n=1 m=1

где U„ті, - скорость ветра m-го замера, и-ых суток, j-го месяца, /-го года, м/с; U - средняя скорость движения воздушных масс, в данном слу­чае градиентного ветра; J - число месяцев в году; I - число лет наблюдений.

По этой формуле выполняется первичная обработка исходной ин­формации о ветре, результаты которых приводятся в метеорол иче - ских ежемесячниках. Аналогично і-я средняя годовая скорость иГ и средняя многолетняя U определяются формулами

йп = '£йм, (4)

j=1 J

N M _

_ ^ ^ U

n=1 m=1 , (5)

где J - число месяцев в году; I - число лет наблюдений.

при обработке и систематизации данных о средних скоростях ве­тра и выявлении измерений, происходящих как во внутригодовом, так и в многолетнем периоде, неизбежно возникает вопрос о длине ряда измерений (в нашем случае, длительности лет многолетних наблюде­ний), необходимый для достоверности результатов. В общем случае с увеличением ряда (объема исходных данных от ГМС) достоверность полученной информации повышается. Однако рост объема исходной информации до определенного предела при равноточности измерений целесообразен до определенного предела, после которого изменение ко­нечного результата в сторону уточнения оказывается незначительным.

Проведенная ревизия архивных записей всех ГМС на территории Беларуси выявила, что в течение всего 25-летнего срока наблюдений происходило естественное изменение открытости анеморумбометров и флюгеров, увеличение высоты опоры ветроизмерительных датчиков и перенос их на новое место с изменением расположения на рельефе (чаще с вогнутой или выпуклой поверхности на ровную). отчетные ха­рактеристики за 25 лет приводились с информацией последнего распо­ложения датчиков, что некорректно: во-первых, средняя многолетняя скорость ветра является одним из критериев оценки эффективности энергии ветра, так как в первом приближении по ее величине судят о ветроэнергоресурсах территории, о перспективности возведения вэу на предложенных пользователем строительных площадках; во-вторых, средняя многолетняя величина скорости ветра в пересчете на эконо­мические категории (например, срок окупаемости кредита) является основным расчетным показателем для инвестирования создания вэс и локальных вэу. ошибка даже на десятую часть в определении средней многолетней величины скорости ветра может привести к непоправи­мым экономическим потерям.

с целью получения репрезентативных данных о средних многолет­них скоростях ветра на каждой гМс, так и на группах ГМС обследуе­мых территорий, было осуществлено приведение фактических средних годовых скоростей ветра по многолетнему ряду к так называемой сред­негодовой фоновой скорости ветра

Фоновая скорость ветра - это приведенная расчетным путем к условиям открытой (без влияния крупных водных массивов) ровной местности в приземном слое на высоте 10 м от поверхности земли средняя годовая (сезонная или месячная) скорость ветра за 20-25-лет­ний период, оцененная многолетними исследованиям государственных метеорологических станций и постов.

Приведение к Йф фактической средней многолетней скорости ветра выполняется с помощью коэффициентов приведения ко по характеру открытости с учетом формы поверхности плато (выпуклая, ровная, во­гнутая) и kh к высоте опоры ветроизмерительного датчика:

U ф = k0 kh U. (9)

Зональное распределение фоновых скоростей ветра. По резуль­татам проведенных натурных исследований и практики внедрения ве­троэнергетических установок на территориях государств Прибалтийско­Черноморского региона, а также оценки ветровых режимов в Беларуси с использованием статистических справочных данных 1964-1987 гг.

Рис. 93. Граничные значения среднегодовых фоновых скоростей ветра
за год на территории Прибалтийско-Черноморской зоны

С увеличением масштаба точность оценки распределения фоновых среднегодовых скоростей ветра обеспечит более достоверные показа­тели для дальнейших ветроэнергетических расчетов (рис. 94).

Рис. 94. Граничные значения среднегодовых фоновых скоростей ветра за год на территории Беларуси [Атласы..., 1997; Новый аэроклиматический..., 1987]

Зональное распределение макроформ рельефа позволяет на первой стадии прогнозных расчетов оценить ветроэнергетические ресурсы для территорий регионального, республиканского, областного и даже районного деления, используя обычные географические карты допу­стимых для пользователей масштабов с перенесенными на эти карты граничными значениями среднегодовых фоновых годовых скоростей ветра (рис. 95).

В качестве примера разработки параметров для графиков распреде­ления скоростей ветра для мезоформ рельефа и номограммы на рис. 96 и в табл. 20 приведено расположение пунктов измерений при натурном обследовании места возведения ветроэнергетической установки в 1998 г. в д. Янковцы Дзержинского района Минской области [Жуков, Д., 2002].

Рис. 95. Физическая карта зонального распределения фоновых средних годовых скоростей ветра на территории Беларуси Лаврентьев, н. А., 2004]

рис. 96. зависимость скорости ветра от абсолютной высоты местности Н0
макроформ рельефа Uф и мезоформ U

---------- - открытая равнина (плато);

_______ - подветренные склоны <3°, дно котловин с откосами <3°, закрытые равнины

и долины большой протяженности;

— • — • — • - наветренные склоны <3°, вершины возвышений откосами <3°, долины большой протяженности

Таблица 20 Паспорт площадок, благоприятных для размещения ВЭУ (д. Ямковим) № площадок Район Абсолютная высота, Н м Среднегодовая скорость ветра м/с на высоте опоры h, м 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 425 (№7) Дзержинский 325(300)* 6,2 7,0 7,2 7,7 8,0 8,3 8,5 8,6 8,7 8,9 426 (№6) « 321(300)* 6,1 6,8 7,1 7,5 7,7 8,0 8,1 8,3 8,4 8,6 427 (№5) « 318(300)* 6,1 6,8 7,1 7,5 7,7 8,0 8,1 8,3 8,4 8,6 428 (№4) « 311(300)* 6,0 6,7 7,0 7,4 7,6 7,9 8,0 8,2 8,3 8,5 429(№3) « 315(280)* 6,0 6,7 7,0 7,4 7,6 7,9 8,0 8,2 8,3 8,5 431(№2) « 301(280)* 6,0 6,7 7,0 7,4 7,6 7,9 8,0 8,2 8,3 8,5 430(№1) « 302(280)* 6,0 6,7 7,0 7,4 7,6 7,9 8,0 8,2 8,3 8,5 Примечание* паспорт площадок для возведения ВЭУ взят из Ветроэнергети­ческого атласа руп «Белэнергосетъпроект» [нир №12488, 1995]

основным показателем при расчете ветроэнергетического ресурса выбранной площадки на территории д. Янковцы была принята сред­негодовая фоновая скорость ветра [Лаврентьев, Н. А. 2004], то есть скорость ветра на ровном открытом месте (рис. 97). Осреднение, ко­торое обеспечивает достоверность этого показателя, произведено по сопоставлению показателей измерений скоростей ветра при натурных обследованиях пункта внедрения ВЭУ с аналогичными показателями близ расположенной гидрометеостанции ГМС «Воложин».

Оценка скоростей ветра на высоте до 100 м. Востребованность ветроэнергетического оборудования хозяйствующими субъектами воз­растает с каждым годом. Причем диапазон показателей ВЭУ по мощ­ности весьма обширен - от 200 Вт до 2-х МВт и более. Естественное увеличение мощности и, соответственно, диаметра ветроколеса ВЭУ влекут за собой возрастание высоты ветроэнергетической установки. Для ВЭУ более 2-х МВт габаритная высота достигает уже 110-130 м при высоте опоры от 80 до 100 м.

С точки зрения ветроэнергетики потребность в приведении факти­ческой скорости ветра к расчетной фоновой скорости обеспечивается сопоставимостью показателей [Борисенко, М. М., 1974]:

• многолетних исходных данных по территории республик при зональном распределении к расчетам ветроэнергетического ре­сурса;

• скоростей ветра различных метеостанций и натурных обследо­ваний, используемых при различных расчетах в единообразной математической форме;

достаточную точность при систематизации исходных данных и оптимизацию базы данных для компьютерных расчетов.

Рис. 97. экспозиция ветроэнергетического полигона учебно-научного комплекса «волма» Мгэу им. А. Д. сахарова

 

Известно, что с увеличением высоты опоры скорость ветра возрас­тает. При сопоставлении исходных данных выявлено, что при оценке фоновой скорости ветра на h=10 м, требуется приведение к этой вы­соте. значения параметров об изменении вертикального профиля ветра при аппроксимирующей зависимости вертикального профиля ветра, описываемой степенной функцией т, т. е. закономерности изменения скорости ветра с высотой при идентичной степени защищенности по различным источникам информации несколько отличаются.

Аппроксимирующая зависимость вертикального профиля ветра описывается степенной функцией вида Губарев, в. в., Минин, в. а., степанов, и. р, 1989]:

U = иф х(Ню/hx)m, (19)

где Ux и Uф - скорости ветра на высотах h=10 м и h= х м; т - показа­тель степенной функции [Борисенко, М. М.1974, 1977] (рис. 98).

Рис. 98. Зависимость поправочного коэффициента kh скорости ветра U от высоты h к поверхности земли (высоты опоры ВЭУ или флюгера)

рекомендуемый рядом работ расчетный показатель степени т для оценки на высоте флюгера h = 10 м при среднегодовой скорости ветра 4,5 м/c: в году m = 0,20; зимой и осенью - т =0,17; а весной и летом соответственно m = 0,22 и 0,24. Поскольку высота опор ветроизмери­тельных датчиков при натурных измерениях и для маломощных ВЭУ 0,4-4,0 кВт не превышает стандартный уровень 10 м, то функцио­нальная зависимость т от скорости ветра в диапазоне до 10 м/с по слоям атмосферы близкая к линейной. Однако для мощных ВЭУ вы­сота h может достигнуть 100 м и более, а при тех же характеристиках ветра функциональная зависимость т - криволинейная (рис. 99).

Рис. 99. Характерная зависимость показателя степени m от скорости ветра на высоте h расположения ветроизмерительного датчика (флюгера)

Следует иметь в виду, что в слое 2-10 м даже при слабом ветре параметр m не имеет четко выраженной связи с направлением ветра и особенностями рельефа. например, для прибрежных зон Балтийского и Черного морей степенной коэффициент m = 0,14.

В последующих расчетах, а также выборе высоты опоры ВЭУ, следу­ет учитывать послойное распределение направлений движения ветровых потоков (включая зону неопределенности), воздействующих на ометае - мую поверхность ветроагрегатов, сезонность, шероховатость подстила­ющей поверхности окружающей территории, свойства рельефа и влия­ния близко расположенных различных сооружений и растительности.

Факторами, определяющими увеличение рабочей скорости ветра и оптимизацию энергоэффективности работы ВЭУ, являются:

• использование свойств рельефа (размещение ВЭУ на вершинах холмов, на наветренных склонах, в ветровых коридорах и т. п.);

• климатические особенности территорий (влияние преоблада­ющих направлений и скоростей ветра, закрытость, шерохова­тость подстилающей поверхности и т. п.);

• близость больших водных массивов;

• использование высоты зданий и сооружений в качестве опоры для ВЭУ с учетом устранения недопустимых для строений и персонала вибраций, шума и электромагнитных излучений;

• умелое совмещение с другими источниками энергоснабжения и аккумулирование энергии.