Energiesysteme - Windenergie 03 Windmessung

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1 WS 2005/06 Energiesysteme - Windenergie 03 Windmessung 1. Nutzungsorientierte Beschreibung des Windes Die Atmosphäre der Erde wird durch die Einstrahlung der Sonne stetig mit Energie versorgt. Die Erdoberfläche, die Ozeane und die Luft werden dabei unterschiedlich stark erwärmt. Dadurch entstehen Luftmassen mit unterschiedlichem Luftdruck. Um den Druck auszugleichen, setzen sich die Luftmassen aus den unterschiedlichen Gebieten in Bewegung. Wind entsteht also als großräumige oder lokale Ausgleichsbewegung zwischen verschieden stark erwärmten Gebieten - zwischen Hoch- und Tiefdruckgebieten. Die Luft beginnt, abgelenkt durch verschiedene auf sie einwirkende Kräfte (Gravitations- und Rotationskräfte; Corioliskraft), in Straßen, Spiralen und ganzen Feldern über die Erdoberfläche zu strömen. Diese Ausgleichsbewegungen spielen sich in der untersten Schicht der Atmosphäre, der Troposphäre ab. Meteorologie Einflüsse auf den Wind: Temperatur Landwind Seewind Rauhigkeiten Hindernisse Orographie Aufwinde Fallwinde See Strand Gras Bäume Hügel Wälder Häuser Städte Täler und Gebirge Einflüsse auf die Windströmung Nur ungefähr zwei Prozent der auf die Erde eingestrahlten Sonnenenergie werden in Windenergie umgewandelt. Dies entspricht mehr als dem 300-fachen des Weltenergiebedarfs (1995). Bild: Erneuerbare Energie und Weltenergiebedarf Mag. Hans Winkelmeier 1/15

2 Die in Bodennähe ablaufenden Ausgleichsbewegungen werden in ihrer Intensität von der Rauhigkeit der Erdoberfläche beeinflusst. Während der Wind über dem "spiegelglatten" Meer fast ungehindert wehen kann, bremst die Oberflächenrauhigkeit über Land den bodennahen Wind und drängt die Flächen gleicher Jahreswindgeschwindigkeit in größere Höhen ab. Deshalb können auch auf Berg- oder Hügelkuppen verhältnismäßig gute Windverhältnisse bestehen. Einflüsse und Gesetzmäßigkeiten des Windangebotes Für die technische Nutzung des Windes zur Energiegewinnung ist die Kenntnis bestimmter Parameter und physikalischer Abhängigkeiten von besonderer Wichtigkeit. Während das Kurzzeitverhalten des Windes, die Turbulenz, im Hinblick auf die Strukturfestigkeit und die Regelungsfunktion einer Windkraftanlage im Vordergrund steht, ist der Langzeitcharakter für deren Energielieferung relevant. Die Langzeiteigenschaften des Windes sind nur mit Hilfe statistischer Ermittlungen über längere Zeiträume zu gewinnen. Auf diesen Daten basiert auch die Ermittlung der Energielieferung einer Windkraftanlage. Hier stellt sich vor allem das Problem, die über längere Zeiträume aufgezeichnete unübersichtliche Flut an Messdaten aufzubereiten, um plausible und interpretierbare Merkmale des Windaufkommens zu erhalten. Räumliche Windschwankungen: globale und lokale Windsysteme Windrichtungswechsel Windscherung / Windprofil (Rauhigkeit) Einfluss der Orographie und von Hindernissen Zeitliche Windschwankungen: langzeitlich (> 1 Jahr) jährlich saisonal täglich kurzzeitlich (Böen und Turbulenz) Räumliche und zeitliche Unregelmäßigkeiten der Windströmung 2. Windströmung und Leistungsvermögen des Windes Messung der Windgeschwindigkeit Die Voraussage der Energielieferung einer Windkraftanlage ist nur mit statistisch gesicherten Werten für die durchschnittliche Windgeschwindigkeit, die Windgeschwindigkeitsverteilung und den Höhenwindgradienten möglich. Statistisch verlässliche Werte erfordern jedoch Langzeitmessungen. So wird im Allgemeinen für die Angabe der Jahresdurchschnittsgeschwindigkeit ein Mittelwert aus mindestens zehn Jahren gefordert. Das heißt, dass zur Beurteilung von Messdaten kürzerer Zeiträume auf Langzeitmessdaten möglichst nahe gelegener meteorologischer Messstationen zurückgegriffen werden muss. Auf der anderen Seite ist die Übertragung der Messdaten entfernter meteorologischer Messstationen auf konkrete lokale Situationen nur bedingt möglich. Dies gilt vor allem für "schwieriges Gelände" mit komplexer Orographie und besonderen Bebauungsverhältnissen, aber auch für lokale und regionale Windsysteme (z.b. Berg- und Talwinde). Diese Unsicherheiten können in den meisten Fällen nur über Windmessungen vor Ort beseitigt werden, deren Ergebnisse den Langzeitmessdaten einer meteorologischen Messstation gegenübergestellt werden. Auf diese Weise ist ein Rückschluss möglich, ob und in welchem Ausmaß der lokale Wert unter oder über dem großräumig gültigen Wert liegt. Mag. Hans Winkelmeier 2/15

3 Die Geschwindigkeit des Windes, also der Weg, den die Luftteilchen in einer bestimmten Zeit zurücklegen, wird üblicherweise mit Schalenstern- Propeller- oder Ultraschallanemometern gemessen. Die Beobachtung von Momentanwerten genügt jedoch nicht, um verwertbare Aussagen über das Windpotential eines Standortes zu erhalten. Verwertbare Aussagen kann man nur über eine Registrierung des zeitlichen Verlaufes bzw. der zeitlichen Häufigkeit einzelner Windgeschwindigkeitsklassen erhalten. Die Aufzeichnung der mittleren Jahreswindgeschwindigkeit ergibt zwar einen anschaulichen Wert für die Einschätzung der Windverhältnisse eines Standortes, ist jedoch als Grundlage für die Durchführung von Standortkalkulationen zur Errichtung von Windkraftanlagen nicht ausreichend. Da die Windgeschwindigkeit mit der dritten Potenz in die Leistung eingeht, ist es von erheblicher Bedeutung, ob an einem Standort der Wind ganzjährig mit einer gleich bleibenden Windgeschwindigkeit, etwa von 5 m/s weht, oder ob die Hälfte des Jahres Windstille, die andere Hälfte Wind mit einer Geschwindigkeit von 10 m/s weht. Beides ergibt ein Mittel von 5 m/s, im zweiten Fall ist aber der Energieertrag viermal so hoch. Es müssen daher zusätzliche Informationen über die Häufigkeit niedriger oder hoher Windgeschwindigkeiten vorliegen, um die Leistungsdichte des Windes beurteilen zu können. Die übliche Methode zur Gewinnung der Häufigkeiten verschiedener Geschwindigkeiten ist die Klassifizierung. Die gemessenen Geschwindigkeitswerte (d.h. die über einen Zeitraum von 1 oder 10 min gemittelten Werte) werden in Klassen von 1 m/s eingeteilt und als Häufigkeitsverteilung dargestellt. Diese messtechnisch erfassten relativen Häufigkeitsverteilungen lassen sich analytisch durch die zweiparametrische Weibull-Verteilung mit dem Formparameter C und dem Skalierungsfaktor A beschreiben. Beispiel einer Häufigkeitsverteilung Abhängigkeit der Weibull-Verteilung vom Formparameter Der Formparamater C (auch mit k bezeichnet) beschreibt die Form der Weibull-Kurve und nimmt meist einen Wert zwischen 1 und 3 an. Die Abhängigkeit der Verteilungsfunktion f(v) von der Größe des Formparameters ist in untenstehender Abbildung dargestellt. Im Fall der so genannten Rayleigh- Verteilung nimmt der Formparameter einen festen Wert von 2 an. Da gemessene Häufigkeitsverteilungen der Windgeschwindigkeit oftmals sehr gut der Rayleigh-Verteilung entsprechen, ist diese Ein- Parameter-Verteilung zur Darstellung von Winddaten gebräuchlich, vor allem dann, wenn keine gemessene Häufigkeitsverteilung vorliegt. Probleme bei der Prognose der Leistungsdichte des Windes auf der Basis vorhandener Messwerte der mittleren Windgeschwindigkeit und einer angenommenen Rayleigh-Verteilung tauchen dort auf, wo die Häufigkeitsverteilung eine sehr untypische Form aufweist, wie dies z.b. am Standort Oberzeiring/Stmk der Fall ist. In solchen Fällen stellt eine Windmessung vor Ort die einzig zuverlässige Grundlage für die Beurteilung der Windverhältnisse dar. Mag. Hans Winkelmeier 3/15

4 Gegenüberstellung der gemessenen relativen Häufigkeitsverteilung mit der entsprechenden Weibull- und Rayleigh-Verteilung des Standortes Oberzeiring Windrichtung Für die energetische Nutzung des Windes ist die Windrichtung insofern von Bedeutung, als der zukünftige Aufstellungsort einer WKA Vorzugswindrichtungen berücksichtigen sollte. Die Hauptwindrichtungen sind regional unterschiedlich. Die Vorzugswindrichtungen können aber durch lokale, regionale und jahreszeitliche Faktoren vollkommen verändert werden. Besonders gilt dies für alpine Gebiete, wo durch die unterschiedliche Erwärmung ausgeprägte lokale Windsysteme (Berg-, Talwinde) entstehen können. Eine extreme Ausprägung der Windrichtungsabhängigkeit der Windgeschwindigkeit veranschaulichen die Messdaten des Standortes Oberzeiring. Beispiele von Windrichtungsverteilungen 3. Effekte der Luftdichte und der Turbulenz bei der Ermittlung der Leistungsdichte des Windes aus der Häufigkeitsverteilung Die mittlere spezifische Leistung des Windes Die mittlere spezifische Leistung ( p med ) des Windes kann als anschauliche Größe zur Beurteilung der herrschenden Windenergieverhältnisse herangezogen werden und errechnet sich nach der untenstehenden Formel aus der gemessenen relativen Häufigkeitsverteilung. Die mittlere spezifische Leis- Mag. Hans Winkelmeier 4/15

5 tung kann so interpretiert werden, als stünde am betrachteten Standort und im betrachteten Zeitraum ständig eine Energiequelle mit dieser ermittelten Durchschnittsleistung zur Verfügung. p med ρ = v 3 i f 2 i ρ Luftdichte [kg/m 3 ] p med mittlere spezifische Leistung [W/m 2 ] f i v i relative Häufigkeit der i-ten Klasse Mittelwert der Geschwindigkeit der i-ten Klasse Luftdichte Die Luftdichte geht anders als die Windgeschwindigkeit als lineare Größe in die Berechnung des E- nergieangebotes ein. Ihre Größe ist abhängig von Standorthöhe über NN, Temperatur und Luftdruck. Im Allgemeinen werden bei der Berechnung der Luftdichte die zeitlichen Schwankungen infolge der Abhängigkeit von Luftdruck und Temperatur nicht berücksichtigt. Als Richtwert wird 1,23 kg/m 3 angenommen, mit einer Abnahme von 1% pro 100 m Meereshöhe. Turbulenz und Mittelwertbildung Turbulenzen spielen besonders dort eine Rolle, wo gegliedertes Gelände oder andere Hindernisse die Intensität und die Richtung des Windes kurzfristig beeinflussen. Turbulenzen haben sehr starke Auswirkungen auf die Materialermüdung, aber auch auf die Leistung der Anlage. Es gibt eine Reihe von Untersuchungen zu diesen Themen, besonders intensive Forschung wird für Windparks betrieben, weil die Parkgeometrie eine wesentliche Rolle für die gegenseitige Abschattung der Anlagen und damit für den Windparkwirkungsgrad spielt Windstruktur in verschiedenem Gelände s Komplexes Gelände t i = 20% Ebenes Gelände t i = 5% t i σ v = v Turbulenzintensität = Standardabweichung/Mittelwert Abb.: Abhängigkeit der Turbulenzintensität vom Gelände Mag. Hans Winkelmeier 5/15

6 Die Windkraftanlage als "Böensammler" Leistungsdichten im Vergleich: Sonne Ca. 137 W/m² = kwh/m²/jahr (120 l Öl/m²/Jahr) Wind (mittlerer Standort in Ö) Ca. 230 W/m² = kwh/m²/jahr 200 l Öl/m²/Jahr z.b. Windkraftanlage 2 MW 80 m Durchmesser m² Rotorfläche (1 Mio. l Öl /Jahr) 4. Oberflächeneinflüsse auf die Windverhältnisse Der turbulente Energieaustausch zwischen Atmosphäre und Unterlage wird infolge der Reibung der bewegten Luftmassen an der Erdoberfläche maßgeblich von deren Beschaffenheit beeinflusst Die Reibung des Windes an der Erdoberfläche unterliegt unterschiedlichen Einflüssen, welche bei der Abschätzung des Windenergiepotentiales an einem vorgesehenen Standort berücksichtigt werden müssen. Für die nutzungsorientierte Windmeteorologie sind bei der Berücksichtigung dieser Einflüsse drei Problemstellungen von Interesse: Erstens ist die Nabenhöhe einer Windkraftanlage in der Regel nicht jene, für welche die Messungen vorliegen (Vertikalproblem). Zweitens wird Windmessung oft in größerer horizontaler Entfernung von einem vorgesehenen Standort gewonnen (Horizontalproblem). Drittens kann bei der Übertragung von Messdaten in den meisten Fällen nicht von einer flachen, homogenen Unterlage mit gleichartiger Rauhigkeit und hinreichend großer Ausdehnung ausgegangen werden, sondern müssen Einflüsse durch Hindernisse und die orographischen Verhältnisse berücksichtigt werden (Bonitierungsproblem). 4.1 Höhenwindprofil (Vertikalproblem) Die Luftschicht zwischen Erdoberfläche und ungestörter Höhenströmung wird als atmosphärische Grenzschicht bezeichnet. Unter der atmosphärischen Grenzschicht versteht man jenen Bereich der Atmosphäre, in dem der unbeeinflusste geostrophische Wind (Höhenwind) bis zum Stillstand unmittelbar an der Erdoberfläche abgebremst wird. Ihre Mächtigkeit beträgt etwa 100 m in klaren Nächten mit geringer Windgeschwindigkeit und übersteigt 2 km bei schönem Sommerwetter. Der unterste Teil dieser Schicht wird als Reibungs- oder Prandtlschicht bezeichnet, deren Dicke ebenfalls sehr variabel ist und in stabilen winterlichen Hochdrucklagen nachts nur 20 m stark sein kann, während sie an stark labilen Sommertagen eine Mächtigkeit von 150 m erreichen kann. Im Mittel wird ihre Dicke etwa mit 70 bis 100 m angegeben. Innerhalb dieser Schicht ist die Windzunahme am größten, weil die hier Mag. Hans Winkelmeier 6/15

7 herrschenden Strömungen von der Rauhigkeit der Erdoberfläche beeinflusst werden. An die Prandtlschicht schließt die Ekmanschicht an. Hier wirken sich Bodenrauhigkeit und Hindernisse nur mehr sehr wenig aus, die Abbremsung der Luftströmung erfolgt hier lediglich durch die Corioliskraft, die auch für die gelegentliche Änderung der Windrichtung in zunehmender Höhe über Boden Schicht verantwortlich ist. Die Ekmanschicht weist abhängig von der aktuellen Wetterlage und vom Tagesgang eine Mächtigkeit von wenigen 100 m bis zu 2 km auf. Vertikales Windprofil 1000 Geostrophischer Wind Höhe, m Wasser Gras Stadt Grenzschicht Geostrophischer Wind von großräumigen Druckverteilungen erzeugt Windgeschwindigkeits- anstieg mit der Höhe Innerhalb der Bodengrenzschicht logaritmisches Profil Windgeschwindigkeit, m/s Grenzschichtverlauf bei unterschiedlicher Bodenrauhigkeit Höhe 1000 m Schichtung der unteren Atmosphäre freie Atmosphäre Ekmanschicht 100 m Prandtlschicht 50 kw 4,500 kw 2,500 kw 1,500 kw kw 300 kw kw turbulente Grenzschicht 5 mm laminare Grenzschicht Prandtl- und Ekmanschicht Durch die Reibung der bewegten Luftmassen mit der Erdoberfläche wird die Windgeschwindigkeit von einem ungestörten Wert in großer Höhe (geostrophischer Wind) auf Null unmittelbar an der Erdoberfläche abgebremst. Die Ausprägung des Windprofiles, entsprechend der Windgeschwindigkeit als Funktion der Höhe über dem Erdboden, wird durch die Rauhigkeit der Erdoberfläche, durch die großräumige Geländeformation und die thermische Stabilität der atmosphärischen Schichtung beeinflusst. Mag. Hans Winkelmeier 7/15

8 Die Bodenrauhigkeit hängt von der Art, Höhe und Dichte der Hindernisse, wie Häuser, Bäume, Gebüsch, usw. ab. Großräumige Geländeformationen üben einen Einfluss auf die Dicke der Reibungsschicht in Bodennähe (Grundschicht) aus. Bei beschleunigter Strömung infolge der Aufwärtsströmung der Luft an nicht zu steil ansteigenden Hängen mit glatter Oberfläche kann der bremsende Einfluss der Bodenrauhigkeit nahezu verschwinden. Dies führt zur bekannten Erscheinung, dass auf Bergrücken oder Hügelkuppen, welche die Umgebung deutlich überragen, Windgeschwindigkeiten beobachtet werden, die annähernd der Größe der von der Bodenreibung unbeeinflussten Höhenströmung erreichen. Solche Kamm- und Höhenlagen eignen sich daher besonders für die Windenergienutzung. Dagegen kann im Lee, besonders hinter steil abfallenden Bergrücken, die Windgeschwindigkeit unterdurchschnittlich niedrig werden. Eine weitere Auswirkung auf die Ausprägung der atmosphärischen Schichtung ist durch thermische Ausgleichsbewegungen zwischen höheren und niederen Luftschichten gegeben. Stabile Schichtungen entstehen beispielsweise in den Nacht- und frühen Morgenstunden, wenn die Erdoberfläche bereits zu stark abgekühlt ist, um die darüber liegenden Luftschichten rasch zu erwärmen. In der Folge treten zu dieser Zeit auch die niedrigsten Bodenwindgeschwindigkeiten auf. Labile Schichtungen der Atmosphäre werden hingegen durch größere Temperaturunterschiede zwischen Erdoberfläche und den darüber liegenden Luftschichten hervorgerufen. Als Folge der Erwärmung steigen vom Boden aus Luftpakete wie Heißluftballons in die Höhe. Zum Ausgleich sinken an anderen Stellen Luftpakete aus höheren Schichten ab. Nachdem in den höheren Luftschichten größere Windgeschwindigkeiten herrschen als in Bodennähe, kommen die absinkenden Pakete mit einer gegenüber der Umgebung erhöhten Windgeschwindigkeit an. Je leichter sich Luftpakete quer zur eigentlichen Strömungsrichtung, also nach oben, verschieben lassen, desto turbulenter entwickelt sich die Luftbewegung. Daher herrschen während des Tages infolge der labilen Schichtung und der daraus folgenden besseren Austauschbedingungen meist turbulentere Windverhältnisse als in der Nacht. Eine labile Schichtung der Atmosphäre ist im Gegensatz zur stabilen Schichtung durch höhere Windgeschwindigkeiten in Bodennähe und eine Bremsung der Höhenströmung durch aufsteigende Luftpakete langsamer Windgeschwindigkeit charakterisiert. Windgeschwindigkeitsprofil Windprofil gemessen am DEWI 136 m Mast Schichtung der Atmosphäre stabil neutral labil Gelände und Schichtung der Atmosphäre beeinflussen das Windprofil Höhenwindprofil mit stabiler und labiler Schichtung Der oben ausgeführte Stabilitätseinfluss der Atmosphärenschichtung auf die Windgeschwindigkeit ist für die nutzungsorientierte Windmeteorologie jedoch nicht von allzu großem Interesse, weil sich diese kleinräumigen turbulenten Luftbewegungen im Bereich niedriger Windgeschwindigkeiten abspielen Mag. Hans Winkelmeier 8/15

9 und zudem oft von großräumigen Luftbewegungen mittlerer und höherer Windgeschwindigkeit überlagert werden. Die relative Bedeutungslosigkeit des Schwachwindanfalles infolge variabler Wärmeflüsse am Boden sollte jedoch nur dann als vernachlässigbar angesehen werden, wenn die verwendeten Messdaten in ausreichend großer Höhe über Boden (mind. 10 m) erfasst werden. Grenzschichtprofil Die Beurteilung der Höhenschichtung des Windes kann über das logarithmische Windgesetz erfolgen. Die Zunahme der Windgeschwindigkeit in Abhängigkeit von der Höhe wird von der Beschaffenheit der Bodenrauhigkeit bestimmt. Das logarithmische Windgesetz berücksichtigt die Tatsache und setzt die natürlichen Logarithmen des Verhältnisses von Höhe und Bodenrauhigkeit mit dem Verhältnis der Windgeschwindigkeit in zwei Höhen gleich. v 1 v 2 = ln ln h 1 z 0 h 2 z 0 z 0 Rauhigkeitslänge (auch Rauhigkeitshöhe) Ist die Windgeschwindigkeit in zwei Höhen bekannt, so kann sie prinzipiell auch für jede andere Höhe rechnerisch ermittelt werden. An meteorologischen Stationen wird die Windgeschwindigkeit meist nur in einer Höhe gemessen. In diesem Fall kann die Windgeschwindigkeit in einer weiteren Höhe über die Abschätzung der so genannten Rauhigkeitslänge z 0 ermittelt werden. Die Rauhigkeitslänge z 0 ist jene Höhe, in welcher per Definition die Geschwindigkeit verschwindet, würde man das vorherrschende Windprofil in Richtung Unterlage formal weiter extrapolieren. Die Rauhigkeitslänge ist somit eine Integrationskonstante und einer direkten physikalischen Interpretation nicht ohne weiteres zugänglich. In der Regel wird die Rauhigkeitslänge anhand von Erfahrungswerten eingeschätzt. Ihre Größenordnung reicht vom Millimeterbereich für sehr glatte Oberflächen (Wasser, Die Einschätzung der Geländerauhigkeit zur Ermittlung der Höhenzunahme des Windes stellt an Standorten mit komplexer Orographie, wie sie in Österreich häufig anzutreffen sind, eine äußerst schwierige Aufgabe dar. Angesichts der Tatsache, dass die Windgeschwindigkeit mit der dritten Potenz in den Energieertrag einer Windkraftanlage eingeht, kann die Möglichkeit, durch Erhöhung der Nabenhöhe einer Windkraftanlage eine Zunahme der nutzbaren Windgeschwindigkeit zu erzielen, als eines der bedeutendsten Phänomene der Windenergienutzung im Binnenland bezeichnet werden. 4.2 Horizontales Windfeld (Horizontalproblem) Die Einschätzung der Windverhältnisse an einem gewünschten Standort setzt die Kenntnis des horizontalen Windfeldes voraus. Eine einfache Interpolation bzw. Extrapolation der Messergebnisse meteorologischer Stationen ist dabei nicht ohne weiteres möglich, da in den meisten Fällen die Beschaffenheit des Geländes nicht vergleichbar ist. Es muss ein Vergleichswert gefunden werden, der gegenüber den standortspezifischen Unterlagenbedingungen unveränderlich ist. Einen relativ unveränderlichen Parameter, bezogen auf langjährige Mittelwerte der Windgeschwindigkeit und für eine größere horizontale Ausdehnung, stellt der so genannte geostrophische Wind dar. Mag. Hans Winkelmeier 9/15

10 Daten über den geostrophischen Wind werden aus der Analyse des Bodendruckfeldes oder aus Windmessungen in einer Höhe oberhalb des Reibungseinflusses der Erdoberfläche gewonnen. Als weitere Möglichkeit kann der geostrophische Wind auch rechnerisch aus den Messdaten einer Windmessstation und der Einschätzung der dortigen Rauhigkeitsverhältnisse ermittelt werden. Letztere Methode liegt der Erarbeitung des Europäischen Windatlasses zugrunde. Der Europäische Windatlas und das dazugehörige Windanalyseprogramm "WAsP" ermöglichen die Vorhersage des Windpotentials für einen gewünschten Standort anhand von Langzeitmessdaten ausgewählter Messstationen. Diese langjährigen Windmessdaten werden unter Berücksichtigung der örtlichen Umgebungseinflüsse, wie z.b. Hindernisse im näheren und weiteren Bereich, deren Form, Richtung und Höhe, Bauhäufigkeiten und Topographie des Geländes, "freigerechnet" und sind dann regional gültig. Am konkreten Standort werden dessen Umgebungseinflüsse wieder "eingerechnet". Bild: Die Methodologie des Windatlasses Während für die gleichförmigen Landschaftstypen Dänemarks und Norddeutschlands bei der Ermittlung des Windpotentiales mit der Windatlasmethode eine akzeptable Genauigkeit erreicht wird, trifft dies für die Bewertung von Standorten in "schwierigem" Gelände nur teilweise zu. Durch den verstärkten Einsatz von Windenergie an Binnenlandstandorten mit komplexer O- rographie und der Nachfrage nach zuverlässigen Methoden zur Prognose der Windverhältnisse an diesen Standorten wird laufend an der Modifikation und Verfeinerung der Windatlasmethode gearbeitet. Die Probleme bei der Anwendung von WAsP für Mittelgebirgs- und Gebirgsregionen haben verschiedene Ursachen: Berge werden als Einzelhindernisse und nicht als großflächige zusammenhängende Gebirgsregionen betrachtet. Zusammenhängende Gebirgsformationen haben andere Eigenschaften als hintereinander oder nebeneinander stehende Einzelhindernisse. Die Höhe des geostrophischen Windes wird analog zu den Erfahrungen im Küstenbereich bei 200 bis 300 m über Boden angenommen. Berge mit einer Höhe von mehreren hundert Metern über dem Umgebungsniveau ragen dann bereits in jene Bereiche, wo an und für sich bereits der gleichförmig verteilte geostrophische Wind herrschen sollte. Der Verlauf von Gebirgskämmen und Tälern kann innerhalb kürzerer Entfernungen die Windrichtungsverteilung stark beeinflussen. In den Bergen häufig auftretende Thermiken oder regionale Windsysteme können mit diesem Programm kaum berücksichtigt werden. Mag. Hans Winkelmeier 10/15

11 Bei der Anwendung der Methode des Europäischen Windatlasses werden die Geländeformen in Abhängigkeit von verschiedenen Windrichtungssektoren in vier Rauhigkeitsklassen gegliedert. Den einzelnen Rauhigkeitsklassen ist jeweils eine entsprechende Rauhigkeitslänge zugeordnet. Rauhigkeitsklassen des Europäischen Windatlasses 4.3 Bonitierungsproblem Die den Ausführungen zum vertikalen und horizontalen Windfeld zugrunde liegenden meteorologischen Gesetze gelten streng genommen nur für eine ebene Unterlage mit gleichartiger Rauhigkeit und hinreichend großer Ausdehnung. In Mitteleuropa treffen diese Voraussetzungen praktisch nicht zu. Sowohl im Umkreis meteorologischer Stationen als auch im Umkreis vorgesehener Standorte von Windkraftanlagen existieren Unterlagen und damit Rauhigkeitswechsel, die zur Ausbildung so genannter interner Grenzschichten führen. Oberhalb der Höhe einer internen Grenzschicht ist das Windprofil noch von der ehemaligen Unterlage geprägt, unterhalb durch die neue. Die Höhe einer internen Grenzschicht muss in Abhängigkeit von der Entfernung vom Rauhigkeitswechsel in Strömungsrichtung von Fall zu Fall entsprechend der jeweiligen Rauhigkeitslänge ermittelt werden. Hindernisse wie Gebäude, dichte Windschutzstreifen oder Wälle führen ebenfalls zu einer Störung im Windfeld, die schon etwa in zwei- bis dreifacher Entfernung der Hindernishöhe vor dem Objekt beginnt. Die Länge der Strecke, in der die Störung abgebaut wird, hängt von der Breite des Hindernisses quer zum Wind ab. Als Faustregel gilt, dass für ein Verhältnis Breite (b) zu Höhe (z H) von b/z H <5 die turbulente Zone bis etwa 20 z H reicht und sich umso schneller abbaut, je kleiner das Verhältnis Breite zu Höhe ist. Bei größeren Breiten muss man mit einer längeren Wirbelzone rechnen. Die Höhe der Mag. Hans Winkelmeier 11/15

12 Wirbelzone erreicht im Allgemeinen etwa die doppelte Höhe des Hindernisses. Der konkrete Einfluss ist zudem abhängig von der Form und Durchlässigkeit der Hindernisse. Bild: Einfluss eines Hindernisses auf eine Windkraftanlage Orographische Objekte wie Hügel, Bergkämme, Böschungen oder Geländerücken üben einen weiteren Einfluss auf die Windverhältnisse aus. An der Oberseite derartiger Objekte erfährt der Wind eine Verstärkung, an ihren Fußpunkten oder in Tälern eine Abschwächung. Einzelne Erhebungen im Gelände stören das Windfeld nicht wesentlich, wenn sie in einem im Umkreis von 4-6 km als flach anzusehenden Gelände eine Höhe von 50 m nicht übersteigen. Gleichzeitig muss das Verhältnis von der Höhe der Erhebung zu ihrer horizontalen Erstreckung kleiner als 1:3 sein. Auf Hügelkuppen ist die Windgeschwindigkeit überhöht. L = halbe Breite der Mitte des Hügels l = Höhe der maximalen Geschwindigkeitsüberhöhung Geschwindigkeitsüberhöhung über einer Kuppe Im Europäischen Windatlas wird versucht, die drei erwähnten Problemfelder - Vertikalproblem, Horizontalproblem und Bonitierungsproblem - modellmäßig zu berücksichtigen, wobei für die Behandlung des Bonitierungsproblemes sehr aufwendige Vorgangsweisen über digitalisierte Geländemodelle notwendig sind. Als Beispiel für den Einfluss der Orographie auf die Windverhältnisse sind im Windatlas u.a. die Ergebnisse aus dem internationalen Feldexperiment auf dem Askerveinhügel auf der Insel Süd Uist in den Hebriden dokumentiert : Mag. Hans Winkelmeier 12/15

13 Perspektivische Darstellung des Askervein-Hügels und der Linie, entlang derer die Windgeschwindigkeitsmessung und deren Richtung vorgenommen wurden Die Messdaten der einzelnen Messpunkte am Askervein-Hügel in der untenstehenden Abbildung wurden in einer Höhe von 10 m über Grund und für eine zur Bergschulter annähernd senkrechte Windrichtung erfasst. Zwei erwähnenswerte Charakteristika der Messergebnisse seien hervorgehoben: Die Windgeschwindigkeitserhöhung an der Bergschulter beträgt 80%, verglichen mit der ungestörten mittleren Windgeschwindigkeit vor dem Berg. Die Windgeschwindigkeitsverminderung vor und hinter der Hügelkuppe beträgt 20 bis 40 %, verglichen mit der ungestörten mittleren Windgeschwindigkeit vor dem Berg. Relative Windgeschwindigkeits-Erhöhungsverhältnisse für die Strömung über dem Askervein-Hügel in 10 m über Grund. Die Messwerte sind als Punkte, die Resultate des orographischen Rechenmodelles nach dem Europäischen Windatlas als Quadrate eingetragen. Ergebnisse von zwei anderen numerischen Rechenmodellen sind durch eine volle und eine gestrichelte Linie dargestellt: Mag. Hans Winkelmeier 13/15

14 Auch Molly (1990) weist auf die möglicherweise gravierenden Einflüsse der Orographie auf die Windverhältnisse hin. Vielfach können deutlich bessere Windverhältnisse erreicht werden, wenn natürliche Erhöhungen des Geländes genutzt werden. Die Verbesserung entsteht nicht nur durch die Höhendifferenz zur Umgebung, wodurch höhere Bereiche der atmosphärischen Grenzschicht erreicht werden, sondern auch durch eine Beschleunigung des Windes als Folge der Verdichtung. So ergeben sich nach Molly (1990, S. 51f.) für lang gestreckte, quer zum Wind stehende Bergrücken ideale Überhöhungen von etwa dem Zweifachen der Windgeschwindigkeit weit vor dem Berg. Für kegelförmige Berge reduziert sich das Verhältnis auf das 1,5-fache. Windkanalversuche zeigten, dass jedoch der Grenzschichtverlauf an der Hügelkuppe hin zu einer Rechteckverteilung verschoben wird, d.h., dass die Windgeschwindigkeit sich mit der Höhe kaum mehr ändert. Verlauf der Windstömung über Bergrücken verschiedener Hangneigung Einige Grundregeln für die Beurteilung des Einflusses von Berg- und Hügelkuppen auf die Windverhältnisse lassen sich folgender maßen verallgemeinern: Bergrücken sollten möglichst senkrecht zur Hauptwindrichtung liegen und keine vorgelagerten Bergformationen aufweisen. Die Bergkuppe sollte nicht zu flach sein, der Hang sollte stetig bis zum Gipfel ansteigen. Die Geschwindigkeitsüberhöhung ist über Bergrücken größer als über kegeligen Bergen. Die Geschwindigkeitsüberhöhung über steilen Bergen nimmt mit der Höhe schneller ab als über flacheren. Die optimale Hangneigung liegt zwischen 1:3 und 1:4. Die orographischen Gegebenheiten in der Nähe des Berges prägen die Struktur der Windströmung über dem Berg. Berge mit Hängen von mehr Steigung als 1:4 sollten gemieden werden. Über der Bergkuppe ändert sich die Windgeschwindigkeit mit der Höhe nicht so stark wie in der Ebene. 5. Energieangebot aus Wind im zeitlichen Verlauf Tagesgang der Windgeschwindigkeit Wie bereits erwähnt, können infolge des Stabilitätseinflusses der Atmosphäre und der daraus folgenden Austauschbedingungen Unterschiede im tageszeitlichen Verlauf des Energieangebotes aus Wind entstehen. Auch großräumig verursachte thermische Windsysteme können eine charakteristische Ausprägung des Tagesganges der Windgeschwindigkeit bewirken. Thermische Ausgleichsbewegungen zwischen höheren und niederen Luftschichten bewirken, dass in Bodennähe tagsüber stärkere Windgeschwindigkeiten herrschen als während der Nacht. In vielen Mag. Hans Winkelmeier 14/15

15 Fällen erklärt sich daraus auch der Tagesgang der Windgeschwindigkeit, weil während des Tages als Folge der Erwärmung der Erdoberfläche Luftpakete aus der langsamen bodennahen Strömung in die schnellere Höhenströmung gelangen und diese dadurch abbremsen. Umgekehrt sinken gleichzeitig schnelle Luftpakete aus der Höhe zum Boden und beschleunigen auf diese Weise die Bodenströmung. Dadurch wird eine Angleichung der Höhen- und Bodenwindgeschwindigkeit bewirkt. Während der Nacht ist jedoch die Höhenströmung durch die austauschhemmende Inversion von der Bodenströmung entkoppelt, sodass keine gegenseitige Beeinflussung möglich ist. Daher ist das stabile Strömungsbild während der Nacht von stärkeren Höhenwinden und schwachen Winden in Bodennähe gekennzeichnet. Tagesgang der Windgeschwindigkeit in verschiedenen Höhen am Funkturm in Nauen Jahresgang der Windgeschwindigkeit Ähnlich wie der Tagesgang der Windgeschwindigkeit ist aus energiewirtschaftlicher Sicht der Jahresgang des Energieangebotes aus Wind von Interesse. Entsprechend dem erhöhten Bedarf und dem geringeren Angebot an Elektrizität im Winterhalbjahr orientieren sich die Preise für Elektrizität in der Regel auch am Jahresverlauf. Aus verschiedenen Untersuchungen und Publikationen zum Thema Windmeteorologie geht hervor, dass das Windenergieangebot Österreichs einen ausgeprägten Jahresgang mit dem Maximum im Winterhalbjahr aufweist. In der Regel stehen etwa 2/3 des Windenergieangebotes im Winterhalbjahr und 1/3 im Sommerhalbjahr zur Verfügung. Die Nutzung von Windenergie bietet daher aus energiewirtschaftlicher Sicht den Vorteil, dass sie eine ideale Ergänzung zur Wasserkraft darstellt, deren E- nergieangebot, bedingt durch die Wasserführung der Flüsse, im Winterhalbjahr das Minimum erreicht. Mag. Hans Winkelmeier 15/15