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
