Haku
EN
FI | EN

 

Tietoa tuulivoimasta

Vertikaalinen tuuliprofiili

Ilmatieteenlaitoksen virallisilla sääasemilla tuulen nopeutta ja suuntaa mitataan Maailman Ilmatieteen Järjestön WMO:n ohjeiden mukaisesti 10 m korkeudella maanpinnasta, tai vastaavasti 10 m lähimetsän tai –puuston yläpuolella. Nykyaikaisten tuulivoimaloiden napakorkeus on 100-140 m, eli tuulen nopeus on mm. tuotantoarvioita varten tunnettava huomattavasti korkeammalta kuin millä sääasemien tuulimittaukset tehdään.

Sääasemien tuulimittauksista voidaan laskea tuulen nopeus tarvittavalle korkeudelle, kun tunnetaan tuulen nopeuden vertikaalisen muutoksen lainalaisuudet ja siihen vaikuttavat tekijät.

Usein riittää tuulen nopeuden vertikaalisen muutoksen tarkastelu ns. neutraalin säätilan vallitessa. Neutraalissa tilanteessa lämpötila muuttuu pystysuunnassa adiabaattisesti, eli lämpötila laskee ylöspäin mentäessä noin 1ºC/100m. Tällöin tuulen nopeus u korkeudella z maanpinnasta, voidaan laskea yhtälöstä:

missä u* on kitkanopeus, κ ≈ 0.4 von Kármanin vakio ja z0 rosoisuusparametri. Pinnan aerodynaamista karkeutta kuvaava rosoisuusparametri z0 riippuu maaston epätasaisuudesta. Kuvassa 1 on esitetty tuulen nopeuden profiili eri korkeuksilla (10-200 m) kolmella eri z0:n arvolla, kun tuulen nopeus 10 metrin korkeudella on 5 m/s.

Kuva 1. Tuulen nopeus eri korkeuksilla yhtälön (1) avullalaskettuna käyttäen eri rosoisuusparametrin z0 arvoja.

 

Rosoisuusparametrin arvot voivat vaihdella muutamasta millimetrin kymmenesosasta (mm. tasainen jää-/lumipeite) muutamaan metriin (esim. kaupungit). WMOn suositus sääasemien edustamalle rosoisuudelle on 3 cm, mikä vastaa tyypillisen ruohomaan rosoisuutta. Metsien rosoisuus riippuu metsien tiheydestä ja puuston korkeudesta ja se on tyypillisesti noin 1-1.5 m luokkaa. Tietyn paikan rosoisuus voi myös olla riippuvainen vuodenajasta. Esimerkiksi peltojen rosoisuus muuttuu vuodenajan mukaan, kun kesällä vilja on korkeaa (z0 ~ 0.1 - 0.25 m) ja talvella maa on tasaisen lumipeitteen peittämää (z0 << 0.1 m).

Stabiilisuuden vaikutus tuuliprofiiliin

Yhtälö (1) ja kuva 1 kuvaavat tuuliprofiilin muotoa neutraalissa tilanteessa. Todellisuudessa täysin neutraaleja olosuhteita on hyvin vähän, sillä neutraali tilanne edustaa usein siirtymää stabiilin ja epästabiilin kerrostuneisuuden välillä. Kovatuuliset tilanteet ovat kuitenkin usein lähes neutraaleja, sillä niissä mekaaninen turbulenssin tuotto tasoittaa vertikaalisia lämpötilaeroja. Stabiilisuuden vaikutusta tuuliprofiiliin voidaan pintakerroksessa kuvata Monin-Obukhov-teorian avulla. Tällöin tuulen nopeudelle käytetään yhtälöä:

missä ψ on empiirinen funktio, joka riippuu korkeudesta (z) ja Obukhov-pituudesta (L) (Obukhov-pituuteen linkki turbulennssikappaleeseen).

Kuvan 2 yhtenäiset viivat esittävät tyypillistä tuuliprofiilin muotoa pintakerroksessa eri stabiilisuustilanteissa. Stabiilissa tilanteessa tuulen nopeus muuttuu korkeuden funktiona enemmän kuin kuin neutraalissa tilanteessa, missä tuuliprofiili on logaritminen. Epästabiileissa tilanteissa tuulen nopeus muuttuu kaikkein vähiten pystysuunnassa.

Kuva 2. Tuulen nopeuden muutos vertikaalisuunnassa eri stabiilisuustilanteissa Monin-Obukhov-teoriaan perustuen (yhtenäiset viivat) sekä ottaen huomioon koko rajakerroksen tuuliprofiili (katkoviivat, Gryning ym. 2007).

 

Tuuliprofiili koko rajakerroksessa

Edellä on esitetty pinnan rosoisuuden sekä stabiilisuuden vaikutusta tuuliprofiiliin pintakerroksessa, missä turbulenttiset lämmön, kosteuden ja liikemäärän vuot ovat lähes vakioita, eli arviolta noin 50-80 metrin korkeudelle saakka. Nykyaikaisten tuulivoimaloiden napakorkeudet voivat kuitenkin olla jopa 140 metrissä, ja lapojen pyyhkäisypinta saattaa ulottua reilusti 200 metrin yläpuolelle.

Tarvitaan siis tietoa myös pintakerroksen yläpuolelta. Kuten edellä nähtiin, pintakerroksessa tuuliprofiili riippuu etäisyydestä alustaan. Sen yläpuolella, rajakerroksen keskiosissa tuuliprofiili ei enää riipu korkeudesta alustasta, mutta siihen vaikuttaa edelleen stabiilisuus sekä mahdolliset muut tekijät kuten barokliinisyys sekä (epä)stationaarisuus. Rajakerroksen yläosassa tuuliprofiili riippuu puolestaan etäisyydestä rajakerroksen korkeuteen. Rajakerroksen yläpuolella tuuliprofiiliin vaikuttavat pääasiassa synoptisen skaalan ilmiöt, kuten matala- ja korkeapaineet, joiden vaikutusta kuvaa geostrofinen tuuli (tähän linkki geostrofiseen tuuleen). Gryning ym. (2007) johtivat yhtälön koko rajakerroksen tuuliprofiilille ottaen edellä mainitut seikat huomioon. Näin saadut profiilit on esitetty kuvassa 2. katkoviivoin.

Lähteet:

Tammelin B., 2003
B. Tammelin, 2003, esityksessä B. Tammelin: Tuulivoimameteorologia, 2006
World Meteorological Organization (WMO). 2008. Measurement ofsurface wind. In Guide to Meteorological Instruments and Methods of Observation, WMO-No. 8, 7th edn, World Meteorological Organization, Geneva, Switzerland.
Tammelin, B., 1991. Meteorologista taustatietoa tuulienergiakartoituksille. Ilmatieteen laitos. 332 s.
Gryning S-E, Batchvarova E, Brümmer B, Jørgensen H, Larsen S. 2007. On the extension of the wind profile over homogeneous terrain beyond the surface boundary layer. Boundary-Layer Meteorol. 124: 251–268.