como fonte renovável de energia
“A atmosfera terrestre é uma máquina térmica” (World Meteorological Organization (WMO), 1981).
O vento, ou circulação de ar, é causado pela incidência não homogénea de radiação solar no nosso planeta. Devido à combinação de factores como a orientação dos raios solares, o movimento da Terra (efeito de Coriolis) e sua inclinação sobre o seu eixo de rotação, a distribuição heterogénea das massas de água e de terra, a própria orografia dos continentes e mesmo a composição química da atmosfera, o vento adquire uma natureza muito variável e volátil. Contudo, isto não impediu cientistas de tentarem compreender o fenómeno que é o vento.
2.1
A circulação atmosférica
Apesar da elevada variabilidade, tanto de velocidade como de direcção, que se verifica quando se tenta caracterizar o vento num determinado local, existem padrões de circulação globais e mecanismos de geração de ventos bem conhecidos.
2.1.1 Ventos planetários ou constantes
Os mecanismos de geração destes ventos encontram-se sempre presentes. Eles resultam do aquecimento diferenciado da atmosfera terrestre. Nas regiões tropicais, a incidência quase perpendicular dos raios solares provoca um maior aquecimento do que nas regiões polares. O ar quente, nas baixas altitudes destas zonas, tende a subir, sendo substituído por ar mais frio, proveniente das regiões polares.
Ventos Alísios
Ventos originados pelo deslocamento de massas de ar quente de zonas de alta pressão (trópicos) para zonas de baixa pressão (equador). Devido ao efeito de Coriolis estes sofrem um desvio, soprando de Nordeste para Sudoeste no hemisfério Norte e de Sudeste para Noroeste no hemisfério Sul. Ao atingir as zonas de baixa pressão, estes ventos ascendem, como consequência, a sua temperatura baixa e estes perdem humidade, dando origem a precipitação.
Estes ventos são os responsáveis pelo transporte de humidade das zonas dos trópicos em direcção ao equador.
Ventos Contra-Alísios
Ventos que sopram do Equador para os pólos, em altas altitudes, originados pela subida dos ventos alísios quando estes atingem as zonas de baixa pressão (equador). Ao contrário dos alísios, estes são ventos secos, os quais dissipam a cobertura das nuvens, permitindo que mais radiação solar atinja a superfície terrestre. A maioria dos grandes desertos do nosso planeta encontram-se em regiões cruzadas por ventos alísios.
Ventos do Oeste
Ventos que sopram de Oeste de zonas subtropicais para zonas subpolares. Estes ventos atravessam extensas massas oceânicas, sendo responsáveis pelo transporte de humidade e ventos quentes para a costa oeste dos continentes.
Ventos Polares
Ventos que sopram dos pólos para as zonas temperadas. São ventos frios e secos, causadores de queda de neve na Europa. [2][3]
2.1.2 Ventos continentais ou periódicos
Estes sistemas meteorológicos são normalmente designados como sistemas de mesoescala, cuja dimensão vai desde 1 a 100 km. Ao contrário dos sistemas tratados anteriormente (sistemas sinópticos), os sistemas de mesoescala são rapidamente afectados pela interacção com a superfície terrestre, a qual se deve particularmente a variações da temperatura da superfície e aos efeitos de atrito.
Brisa Marítima
Brisa é o nome genérico dado a circulações de ar causadas pela diferença de temperaturas entre superfícies próximas.
As brisas referidas neste capítulo ocorrem, pois o mar e a terra têm diferentes capacidades para absorver a radiação solar.
Durante o dia, o solo aquece mais do que a superfície do oceano, a qual possui uma maior capacidade calorífica. O gradiente de temperaturas que se verifica vai desencadear uma circulação directa: o ar quente continental tende a subir e dirigir-se em direcção ao mar, enquanto que o ar mais frio se desloca para baixo e em direcção ao continente.
Durante a noite, o solo arrefece mais rapidamente, podendo mesmo a chegar a temperaturas mais baixas do que a superfície marítima. Neste caso o mecanismo de formação de brisa inverte-se e desenvolve-se a chamada brisa terrestre. [4]
Brisa de Montanha e Vale
Esta circulação de brisa ocorre devido a influências topográficas. A um determinado nível de pressão, no vale, o ar atmosférico encontra-se longe do solo. Nesse mesmo nível, na montanha o ar encontra-se junto ao solo, processando-se assim uma troca de calor entre a terra e o ar. Isto origina a ascensão do ar quente da montanha, dando lugar a uma brisa mais fria proveniente do vale, a denominada brisa de vale. Durante a noite, e tal como no caso da brisa marítima/terrestre, o processo inverte-se e o ar mais frio da montanha desce sobre o vale, enquanto o ar mais quente do vale tende a subir, dando origem à brisa de montanha.[4]
Circulação na Vizinhança de Lagos e Cidades
As circulações de brisa descritas anteriormente têm na sua origem factores que produzem gradientes horizontais de temperatura. Contudo, o efeito de brisa também pode ser criado devido a fenómenos que originam gradientes horizontais de vento. Estes podem ser, por exemplo, lagos e cidades, os quais vão provocar alterações na rugosidade do solo.
Tendo um lago, habitualmente, uma superfície mais lisa do que as zonas circundantes, vai-se observar uma aceleração do ar sobre o lago e um abrandamento quando este se aproxima da margem. Como consequência, cria-se uma divergência horizontal do ar quando este transita entre a terra e o lago, dando origem a uma corrente de ar descendente. Na transição do lago para a terra cria-se uma zona de convergência, a qual produz uma corrente de ar ascendente, normalmente identificável devido à formação de nuvens. [4]
Depressões térmicas
Este fenómeno tem particular relevância pois ajuda a entender certos regimes de vento que se verificam em Portugal Continental.
As depressões térmicas são depressões quentes, que ocorrem quando as circulações de brisa dominam numa região geográfica extensa.
Devido à geografia da
Península Ibérica, as brisas dominam o escoamento atmosférico no Verão. Durante o dia dá-se início à circulação de brisa marítima, a qual é reforçada por uma brisa de vale à medida que se dirige para o interior da península. Como este sistema se mantém durante horas, a força de Coriolis vai-se fazer notar. Esta vai provocar um desvio do escoamento para Sul, transformando um escoamento, inicialmente perpendicular à costa, num escoamento quase paralelo a esta. Como resultado cria-se uma circulação fechada no centro da Península Ibérica, que roda no sentido ciclónico (contrário aos ponteiros do relógio, para o Hemisfério Norte). Esta circulação de depressão térmica (figura 2.2) é a responsável pelo regime de nortada, que se verifica ao longo da costa, no Verão em Portugal. Durante a noite, esta circulação perde intensidade, mas não se inverte, isto porque, durante o Verão, as temperaturas no interior da península são quase sempre superiores à temperatura da superfície oceânica. [4]
2.2
Variabilidade temporal
Como fica visível nos capítulos anteriores, a variabilidade espacial do vento manifesta-se em diversas escalas. O mesmo se passa quanto à sua variabilidade temporal.
Uma das formas de analisar as diferentes escalas da variabilidade temporal do vento é descrevê-lo no domínio da frequência.
Esta análise foi efectuada pela primeira vez por Van der Hooven, em 1957, utilizando dados de medições de velocidades de vento de curto e longo-prazo, registadas em Brookehaven, Nova York. Van der Hooven conseguiu através da sua análise obter uma representação espectral do vento (figura 2.3), isto é, uma medida da energia cinética associada à componente horizontal do vento nas suas diferentes escalas temporais. Apesar do espectro de vento apenas poder ser aplicado ao local das medições em questão, verificou-se que a sua forma se é semelhante em muitos outros locais.
Pela análise da figura, podem-se identificar 3 zonas distintas:
A zona macrometeorológica, associada a baixas frequências. Esta zona abrange as movimentações atmosféricas sinópticas, como depressões e anticiclones, mas também circulações diárias.
A zona micrometeorológica, referente a fenómenos de elevada frequência, comumente referidos como turbulência, que são de grande importância na concepção e escolha das turbinas eólicas para uma determinada região, mas menos relevantes do ponto de vista da energia convertida;
A zona de vazio espectral, cujo tempo de ocorrência vai desde dez minutos a duas horas e que corresponde a uma região de muito pouca energia. [5][6]
2.2.1 Variabilidade de longo termo ou inter-anual
A compreensão de como a velocidade do vento varia, num determinado local, no longo-termo, tem bastante interesse, não só do ponto de vista da análise desse local para a criação de um parque eólico, como também para o financiamento do mesmo. A compreensão de como a vento vai variar, para o tempo de vida de um projecto desta natureza, pode permitir a antecipação de períodos de ventos fracos, minimizando riscos associados a quebras de produtividade e mesmo dar um certo grau de confiança aos investidores.
Uma das grandes barreiras a este tipo de estudo é a falta de séries históricas de velocidades do vento. Contudo, alguns estudos permitiram retirar algumas conclusões sobre este assunto.
O trabalho de Palutikoff, J.P, Guo, X. e Halliday, J.A, denominado “Climate Variability and the UK Wind Resource” [7], apresenta claras tendências na variabilidade do vento, em parte ligadas à evolução da temperatura atmosférica. Este facto leva-nos a questionar como será que os efeitos do aquecimento global vão alterar as tendências até agora verificadas.
Outro estudo, denominado “Long-Term Wind Speed Trends in Northwestern Europe” [8], levado a cabo pela empresa Garrad-Hassan, não só aborda este tema, como também se apresenta de elevado interesse no âmbito deste trabalho. Neste estudo, são utilizados diversos índices de vento, produzidos na Europa, como forma de analisar tendências de velocidade do vento a longo prazo. Uma das conclusões apresentadas demonstra uma tendência decrescente da velocidade do vento no Noroeste Europeu entre os anos de 1990 e 2005, a qual se encontra patente em todos os índices analisados (figura 2.4). Contudo, a utilização destes índices para anos anteriores a 1990 não é aconselhável, devido à qualidade questionável que eles apresentam.
Figura 2.4 Evolução dos índices de vento europeus para o período entre 1990 e 2005 [8]
Como tal, foram utilizados outros tipos de índices de forma a estudar o período de tempo anterior a 1990 entre os quais o North Atlantic Oscillation (NAO), este índices é descrito no anexo A. Todos estes índices apresentam a mesma tendência decrescente para os anos analisados com os índices de vento. Estes índices também demonstram um aumento significativo na velocidade do vento no início da década de 90, o que pode sugerir que esta tendência decrescente, que se tem vindo a verificar, não passa de um retorno da velocidade do vento à média de longo-termo e que pressupor que esta tendência se vai continuar a verificar pode ser errada. [5][8]
2.2.2 Variabilidade anual
A nível anual ou sazonal, as tendências que se verificam, em cada local, para a variabilidade da velocidade do vento, são muito mais vincadas.
Como foi referido, o vento é uma consequência da incidência da radiação solar no nosso planeta. Como tal, a distância ao sol e a inclinação da Terra, são factores que criam tendências anuais na velocidade do vento, facilmente identificáveis.
Contudo, é necessário ter em conta que, apesar de se poder identificar uma tendência anual que caracterize correctamente uma vasta região geográfica, a orografia e outras condições locais são sempre factores a ter em conta. Damos como exemplo dois locais situados no Norte de Portugal, separados por poucos quilómetros (figura 2.5). Apesar de a tendência das evoluções mensais ser semelhante nos dois locais, o valor que as velocidades do vento adquire para cada mês são diferentes, sendo que a potência que se pode extrair do vento depende do cubo da velocidade, os valores desta podem variar bastante.
Também de realçar que, para diversos locais, os regimes de vento anuais são bem representados por uma distribuição de probabilidade (ver sub-capítulo 3.2). Fornecendo assim uma ferramenta analítica importante na análise deste recurso.
2.2.3 Variabilidade diária
Numa escala temporal diária também existem variações da velocidade do vento importantes de referir. A variação da velocidade média ao longo de um dia é bastante diferente de dia para dia e de estação para estação. Habitualmente é apresentada a variação
Figura 2.5 – Evolução das velocidades mensais para dois locais próximos no Norte de Portugal
0 2 4 6 8 10 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 V e lo c id a d e d o v e n to [m /s ] [h] Inverno Verão
horária, ao longo de um dia médio, para a estação de Verão e de Inverno (figura 2.6). Em Portugal, as velocidades horárias ao longo de um dia médio de Inverno tendem a ser superiores às verificadas num dia médio de Verão, também de referir que no Verão, as velocidades médias horárias tendem a variar mais do que no Inverno.
A análise destas variações pode ser importante na integração de um parque na rede eléctrica existente. Sabendo se a demanda energética ocorre em alturas de maiores velocidades de vento, a electricidade proveniente de um parque eólico pode servir para colmatar a falta de oferta do sistema existente, ou então saber se será necessário um sistema de armazenamento, de modo a fornecer energia quando esta é mais precisa.
2.3
Caracterização do recurso
Como se tem vindo a referir, a natureza do vento faz com que ele se apresente bastante variável, tanto no espaço como no tempo. Isto torna difícil efectuar previsões correctas do recurso a longo-prazo, passo necessário para viabilizar um projecto de um parque eólico. Para além disto, não existe uma rede de medições de velocidade e direcção do vento que possibilite a caracterização correcta de um determinado lugar de interesse para o aproveitamento energético. Habitualmente, os registos de longo-termo de medições da velocidade e direcção do vento são obtidos por estações dos institutos meteorológicos de cada país. Os dados obtidos através destas estações não possuem aptidão para efectuar a caracterização do recurso num determinado local, tendo em vista o aproveitamento energético, seja pela localização da estação, pela influência da orografia ou mesmo pela inconsistência dos dados devido à substituição de equipamentos de medição. Como tal, torna-se indispensável efectuar campanhas de medição no local de interesse para o aproveitamento energético.
2.3.1 Campanhas de medição
Estas campanhas têm uma duração entre um e cinco anos, sendo que a sua duração deve ser a maior possível, de modo a obter o máximo de informação quanto à variabilidade do
Figura 2.6 – Evolução das velocidades médias ao longo de um dia médio de Verão e de um dia de Inverno, para uma zona no Norte de Portugal
vento no local de interesse, minimizando a incerteza associada à variabilidade inter-anual do recurso na região em estudo.
Nestas campanhas são levantadas as características do terreno (construções, orografia complexa não descrita em mapas habitualmente utilizados, entre outras), e são medidas a velocidade e direcção do vento a várias alturas.
2.3.2 Equipamento
Diversos equipamentos podem ser utilizados numa campanha para a medição da velocidade e direcção do vento, bem como para a medição da temperatura, pressão e humidade do ar. Aqui, iremos fazer referência apenas aos equipamentos mais comuns e relevantes no âmbito deste trabalho.
Torre de Medição
Estas torres servem de suporte ao equipamento de medição. Devem ser instaladas em locais afastados de construções ou outros obstáculos que possam interferir com o escoamento a medir, mas também num local representativo da região em estudo. Estas podem ser torres auto-suportadas (tubulares), ou de treliça, sendo estas últimas as mais utilizadas em Portugal.
Idealmente os equipamentos devem ser instalados à altura do eixo do rotor das turbinas que irão ser instaladas. São também colocados na torre, mas a uma altura inferior (habitualmente 30 ou 10 metros), um segundo conjunto de equipamento de medição da velocidade e direcção do vento, que têm como função não só efectuar a medição a uma altura diferente, de modo a poder-se obter o perfil vertical de velocidades, mas também, em caso de mau funcionamento dos equipamentos de topo, possibilitar a reconstrução das séries de dados no período em que ocorreu a falha.
Anemómetro de Copos e Sensores de Direcção
Estes equipamentos continuam a ser os mais difundidos devido à sua simplicidade. O anemómetro de copos (figura 2.7) é constituído por um eixo vertical, ao qual estão ligadas, habitualmente, três hastes; estas possuem na sua extremidade uma superfície côncava (os “copos”). Ao rodar, um transdutor associado ao eixo vertical transforma o movimento de rotação num sinal eléctrico, o qual é enviado para os equipamentos de tratamento e armazenamento de dados.
Ao utilizar estes equipamentos, é necessário ter em conta algumas das suas desvantagens: o valor medido tende a afastar-
se do valor real quando existe uma forte componente vertical no escoamento atmosférico; também o facto de, devido à massa do sistema de copos e a fricções internas, existir um amortecimento das variações do vento, o que torna estes equipamentos imprecisos quando se tenta medir a velocidade do vento a elevadas frequências.
Os sensores de direcção (figura 2.8) são constituídos por um eixo vertical, ao qual está acoplado um “leme”. A direcção do vento é obtida fazendo recurso a um potenciómetro ligado ao eixo vertical.
Devido à inércia do equipamento, estes são caracterizados pelo seu limiar de resposta, o qual é uma medida da resistência do cata-vento à mudança de posição, parâmetro importante na medição de vento com baixa velocidade (inferior a 1 m/s).
Anemómetro Sónico
Estes aparelhos apresentam algumas vantagens relativamente aos referidos anteriormente, pois possibilitam: a medição da velocidade e direcção do escoamento; a medição da componente vertical do mesmo; e possibilitam também a medição mais correcta de escoamentos turbulentos.
O anemómetro sónico é constituído por dois conjuntos de braços, montados sobre uma haste vertical (figura 2.9). A medição faz-se recorrendo a impulsos sonoros. Os transdutores piezométricos colocados nos braços do anemómetro emitem e captam ultra-sons. Na ausência de vento este ultra-som demora um tempo determinado a percorrer a distância entre o emissor e o receptor. Quando o meio entre estes é perturbado, o tempo que o sinal demora a percorrer o espaço entre os transdutores varia consoante a direcção e a velocidade do escoamento.
Equipamentos de registo de dados
Habitualmente designados por data loggers, estes equipamentos são responsáveis pelo pré-processamento e armazenamento de todos os dados registados pelos aparelhos de medição.
Apesar de a taxa de recolha dos aparelhos de medição se situar em 0,5 Hz, devido à limitação da capacidade de memória o data logger apenas armazena as médias de 10 minutos, as velocidades máximas e mínimas nesse período e o desvio padrão das grandezas medidas.
Considerando o modo de recolha dos dados, podemos dividir estes equipamentos em dois grupos: os de recolha manual; e os de recolha remota.
Os data loggers de recolha manual possuem unidades de memória amovíveis, que requerem uma visita periódica à torre de medição.
Os data loggers de recolha remota estão providos de um modem (GSM, GPRS ou Satélite), que permite enviar a informação directamente para o computador onde se efectua o processamento da informação. Esta capacidade evita constantes deslocações ao local da campanha de modo a efectuar a recolha dos dados, mas também permite acompanhar o funcionamento dos equipamentos de medição e detectar de uma forma mais rápida eventuais avarias. [9][10]
Figura 2.8- Sensor de direcção
Figura 2.9-Anemómetro sónico