4. Windstärke

Bei Betrachtung der Karte der globalen Verteilung der Windgeschwindigkeiten in Abb. 43 fällt auf, daß nahezu alle Küstenregionen der Erde ein gutes Winddargebot aufweisen.


Abb. 43: Globale Verteilung der Windgeschwindigkeiten [15,S.93]
 

In Europa finden sich auch außerhalb der Küstenregionen Gegenden in denen genug Wind zur Energieerzeugung weht. Aus Abb. 44 ist ersichtlich, daß beispielsweise das dänische und teilweise das britische Binnenland oder die deutschen Mittelgebirge sehr wind reich sind.

Abb. 44: Die Windverhältnisse in Europa [15, S.94]
 

In der Einleitung ist gezeigt worden, daß schon frühzeitig der Wind zum Antrieb von Windrädem genutzt wurde. Dort, wo größere Leistungen nötig waren, als Mensch oder Tier aufbringen konnten, wie z.B. für Produktion und Handwerk, wurde die Kraft des Windes ausgenützt. Voraussetzung war, daß er stark genug zu den Zeiten blies, zu denen man die Energie benötigte. Somit wären die zwei Hauptgesichtspunkte angesprochen, die für die Windnutzung von Bedeutung sind: Die Windstärke, die durch die Windgeschwindigkeit ausgedrückt wird und die Dauer des Auftretens genügend hoher Windgeschwindigkeiten. Denn für die Nutzung des Windes ist es wichtig zu wissen, wann und mit welcher Zuverlässigkeit mit dem Eintreten von Windgeschwindigkeiten nutzbarer Größe gerechnet werden kann.

Zunächst werden nun die globalen und lokalen Umstände behandelt, unter denen Wind entsteht, und die Einflüsse, die sich auf das Windangebot vor Ort auswirken. Anschließend werden verschiedene Verfahren zur Messung des Windes und zur Berechnung des zu erwartenden Energieertrags vorgestellt.

4.1 Die Entstehung des Windes
 

Die Erdatmosphäre kann als Wärmekraftmaschine betrachtet werden, in der Luftmassen infolge thermisch bedingter Potentialunterschiede transportiert werden. Als Ergebnis der Umwandlung von thermischer Energie in kinetische kommt es zu einem Massentransport, der sich als Windströmung äußert. Der Energielieferant für diese Wärmekraftmaschine ist die Sonne.

Dieser Luftmassentransport tritt als globale, periodisch saisonal reproduzierte Zirkulation auf, die Erscheinung kann regional begrenzt sein und wir finden lokale Vorgänge, bei denen die sogenannte orographischen Gegebenheiten, d.h. die Geländestruktur eine wichtige Rolle spielen.

    4.1.1 Die globalen Zirkulationen
      Die Erdoberfläche wird von einer nur wenige 100 km dicken Schicht umgeben, der Atmosphäre. Im trockenen Zustand, also unter Vernachlässigung des Wasserdampfes besteht sie zu 98% aus Stickstoff und Sauerstoff. Ihre thermischen Eigenschaften erhält sie aus den Spurenelementen Kohlendioxyd - dessen Anteil ca. 0,034% ausmacht - und dem Wasserdampf, dessen Anteil zwischen 0,01 und 3% liegt.

      Kurzwellige Sonnenstrahlung kann durch das Kohlendioxyd und den Wasserdampf der Atmosphäre zwar eintreten, es wird jedoch der Austritt der langwelligen Infrarotstrahlung verhindert, die von der Erde reflektiert wird. Dadurch kommt ein Treibhauseffekt zustande. Wasser, welches sowohl als Dampf wie auch in Tröpfchenform und als Kristalleis vorkommt, beeinflußt maßgeblich durch die Latentwärme beim Übergang von einer Phase in die andere das Wettergeschehen der Atmosphäre. Und schließlich werden die unterschiedlichen Klimagebiete durch den jeweiligen Anteil von Wasser in der Luft mitgeprägt.

      Abb. 45: Mittlere Strahlungsbilanz der Nordhalbkugel [15, S.95]

      Die Gesamteinstrahlung der Sonne nimmt infolge der Kugelform der Erde nach den Polen hin ab. Demzufolge besteht im Äquatorbereich ein Energieüberschuß in der Atmosphäre und in den Polbereichen ein Defizit. Abb. 45 veranschaulicht die mittlere Bilanz der Strahlungsleistung auf der Nordhalbkugel.


      Abb. 46: Die globale Zirkulation [15, S.96]

      Infolgedessen kommt es zu einer Ausgleichsbewegung, die die Wärme vom Äquator in die südliche bzw. nördliche Hemisphäre transportiert. Diese Ausgleichsbewegung wird in erster Linie über einen Luftmassenaustausch durchgeführt, was zwei große globale Zirkulationen zur Folge hat. Dies sind die Systeme der Rossby-Zirkulation der nördlichen bzw. südlichen Hemisphäre und die äquatoriale Hadley-Zirkulation. Abb. 46 veranschaulicht diese großräumigen Luftbewegungen, durch die über weite Gebiete der Erde relativ stetige Winde erzeugt werden. Die schwarzen Pfeile entsprechen bodennahen Strömungen.

      Hauptmerkmale dieser beiden Zirkulationssysteme:

      Rossby-Zirkulation Lage zwischen dem 30. und dem 70. Grad nördlicher bzw. südlicher Breite, wellenförmiger Verlauf der Hauptströmung, durch die warme Luft zu den Polen und kalte Luft in die Subtropen gelangt.

      Hadley-Zirkulation Lage zwischen dem 30. Grad südlicher und dem 30. Grad nördlicher Breite. Transport tropisch feuchter und warmer Luftmassen, Erzeugung der stetigen Windsysteme der Nord-Ost- bzw. Süd-Ost-Passate infolge der Ablenkung durch die Erddrehung.

      Ferner entstehen durch die globalen Energiedifferenzen in der Atmosphäre zwei weitere große Zirkulationen, die Monsune und die Tropischen Zyklone.

      Monsune Großräumige Luftbewegungen infolge der Temperaturdifferenzen zwischen dem asiatischen Festland und dem Indischen Ozean bzw. dem Atlantik und Afrika.

      Tropische Zyklone Aufstieg feucht-warmer Luftmassen über dem Äquator induziert starke Wetterstörungen mit sehr hohen Windgeschwindigkeiten bis 60 m/s, in Süd-Ost-Asien als Typhoon, in der Karibik als Hurricane auftretend.

      Abb. 47: Windvektor im Tiefdruckgebiet [15, S.97]

      Bisher wurden nur die Auswirkungen von Druckunterschieden auf die globalen bzw. großräumigen Windbewegungen betrachtet. In Gebieten kleiner Potentialdifferenzen der Atmosphäre stellen sich die Windrichtungen jedoch anders dar. Dies gilt insbesondere in Tiefdruckgebieten, die Zyklone genannt werden. Die Windvektoren drehen um die Tiefdrucksenke (T) auf der Nordhalbkugel entgegen dem Uhrzeigersinn und verlaufen parallel zu den Isobaren. Auf der Südhalbkugel der Erde verlaufen diese Strömungsvorgänge entsprechend entgegengesetzt.

      Der Grund hierfür ist die aus der Erdrotation resultierende Coriolis-Kraft. Sie wirkt in der Weise, daß eine Luftmasse, die sich z.B. auf einem Meridian infolge Druckdifferenzen nach Norden bewegt, durch die Coriolis-Kraft eine Ablenkung nach rechts und bei Bewegung von Nord nach Süd eine solche nach links erfährt. Als Resultierende ergibt dies einen Windvektor, der parallel zu den Isobaren verläuft. Dieser resultierende Windvektor aus den globalen und regionalen Wirkungsgrößen wird als Geostrophischer Wind bezeichnet. Er ist sozusagen der Urwind, der noch keine Störung durch die Struktur der Erdoberfläche erfahren hat. [15, S.93]

    4.1.2 Lokale Ausgleichswinde
     
       

      Durch Potentialunterschiede werden nicht nur globale Luftbewegungen in der Atmosphäre erzeugt. Die Differenzen der Strahlungsbilanz wirken sich auch lokal aus. Hier jedoch aufgrund von Effekten, die von der Erdoberfläche erzeugt werden. Sie wirken sich auf die Bewegung von Luftmassen so aus, daß lokale Winde entstehen, die regionalspezifische Eigenarten besitzen. Die wichtigsten dieser lokalen Winde sind die See-Land-Brise, die Berg-Tal-Winde und die Katabischen Winde. Temperaturunterschiede sowie die Orographie spielen hierbei eine wichtige Rolle.

      Abb. 48: Entstehung der See-Land-Brise [15, S.98]

      Die Temperaturdifferenz zwischen der Luftmasse über der See und der über dem Land ist die Ursache für die in Küstengebieten auftretenden charakteristischen Zirkulationen. Ein Austausch von Luftmassen entsteht besonders dann, wenn die Sonneneinstrahlung tagsüber die Landoberfläche erwärmt und die Temperatur über der See deutlich niedriger liegt. Hier steigt die erwärmte leichte Luft über dem Land auf und von See strömt kühlere Luft nach. Die Hauptwindrichtung ist demzufolge von See her auf das Land gerichtet. Sie kann sich bis zu 40 km ins Landesinnere auswirken. Windgeschwindigkeiten bis zu 10 m/s sind hierbei nicht außergewöhnlich. Mancherorts kehrt sich dieser Vorgang während der Nachtstunden um, da sich das Land rascher abkühlt als die See, und somit eine in der Regel schwächere Strömung vom Land in Richtung See entstehen kann.

      Temperaturunterschiede wirken sich auch im Gebirge und auf größeren Höhenzügen massiv auf das Windgeschehen einer Region aus. Speziell Talsohlen und die oberen Teile der Bergflanken spielen bei der Entstehung besonderer Windströmungen eine Rolle. Die an der Bergflanke erwärmte Luft steigt auf, und es strömt kühlere Luft im Tal nach. Bei Tälern größerer Längenausdehnung und einer entsprechend günstigen Lage zur Sonne können dadurch recht beträchtliche Windgeschwindigkeiten längs der Talrinne induziert werden. Bei einer Überlagerung dieser Berg-Tal-Strömung und einer See-Land-Zirkulation sind tageszeitliche Starkwindstömungen die Folge. Die Ora am Gardasee ist ein Beispiel hierfür.

      Abb. 49: Der Katabische Wind am Beispiel Grönland [15, S.99]

      Bei den Katabischen Winden treffen Effekte der Sonneneinstrahlung und die der Verdrängung kalter Luftmassen durch großräumig herangeführte warme Luftmassen zusammen und erzeugen durch das Abfließen kalter Höhenluft in die warme Ebene zeitweilig sehr hohe Windgeschwindigkeiten. In Europa ist für den Katabischen Wind die Bora in Kroatien bekanntestes Beispiel. [15, S.98-99]
       

4.2 Der Wind in Bodennähe
       
    Bisher wurde der Wind als Erscheinung betrachtet, die sich aus den Potentialunterschieden zwischen Luftmassen ergibt. Der Wind, der in Bodennähe auftritt und von Windkraftanlagen genutzt wird, ist jedoch ein anderer. Bei Strömung der Luftmassen über die mehr oder weniger rauhe Erdoberfläche wird die Strömungsgeschwindigkeit abgebremst und es entsteht die bodennahe Grenzschicht mit einer charakteristischen vertikalen Verteilung der Windgeschwindigkeiten von null bis zu der des Geostrophischen Windes. Da Windkraftanlagen immer in dieser Grenzschicht arbeiten, ist der Wind in dieser Bodengrenzschicht von besonderem Interesse.

    4.2.1 Die Entstehung des bodennahen Windes

       

      Die Strömungsgeschwindigkeit der Luft wird direkt am Boden bis auf Null abgebremst. Zwischen den ungestörten Luftschichten des geostrophischen Windes und dem Boden existiert demzufolge eine Schicht starker Variationen der Windgeschwindigkeiten über der Vertikalen.

      Abb. 50: Bodengrenzschicht [15, S.100]

      Aus der ungestörten energiereichen Strömung des geostrophischen Windes wird in dieser Grenzschicht den darunter liegenden Schichten durch Wirbel laufend Energie zugeführt. Die bodennahe Windströmung ist also turbulent.

      Der Gradient der vertikalen Verteilung der Windgeschwindigkeiten entwickelt sich abhängig von der Rauhigkeit des Bodens. Es existiert eine Höhe zo ungleich Null bei der die Windgeschwindigkeit Null ist. Man spricht hier von der Rauhigkeitshöhe. [15, S.99-100]

      Abb. 51: Höhenabhängigkeit der Windgeschwindigkeit [25, S.60]

      Das resultierende Windgeschwindigkeitsprofil ist in Abb. 51 für verschiedene Oberflächen dargestellt. Der Bereich bis zur ungestörten Windgeschwindigkeit und damit die Höhe der planetarischen Grenzschicht beträgt, je nach Wetterlage, Bodenrauhigkeit und Topografie, 300 bis 2000 m über Grund. Die momentane Zunahme der Windgeschwindigkeit mit der Höhe hängt dabei von einer Vielzahl meteorologischer Größen (u. a. Temperaturschichtung und Feuchtigkeit) und der Rauhigkeit an der Erdoberfläche ab. Der längerfristig zu erwartende Mittelwert in einer gewissen Höhe innerhalb der Grenzschicht wird dagegen weitgehend von der Rauhigkeit der Erdoberfläche bestimmt, da sich die sonstigen Einflüsse im Jahresmittel weitgehend ausgleichen.

      Über dem Meer ist die Bodenrauhigkeit geringer. Hier kommt es in geringen Höhen zu einer relativ schnellen Zunahme der Windgeschindigkeit mit zunehmender Höhe über Grund. Über Landflächen hingegen werden die bewegten Luftmassen stärker abgebremst. Im Umkehrschluß nimmt damit die Windgeschwindigkeit mit zunehmender Höhe über Grund langsamer zu, so daß die freie Atmosphäre erst in größeren Höhen erreicht wird. Ursache für diese stärkere Abbremsung der bewegten Luftmassen sind die größere Bodenrauhigkeit infolge Bewuchs und Bebauung sowie die Geländetopografie. [25, S.60]

    4.2.2 Zunahme der Windgeschwindigkeit mit der Höhe
      Eine quantitative Beschreibung des statisch zu erwartenden Mittelwertes wird in der Meteorologie mit Hilfe von halbempirischen Potenzgesetzen vorgenommen. Der Potenzansatz nach Hellmann stellt eine besonders einfache Formel dar:

                                                                                                                                       (4.1)

      v2 mittlere Windgeschwindigkeit in der Höhe h2
      v1 Bezugsgeschwindigkeit in der Referenzhöhe h1
      h1 Referenzhöhe (meistens 10m)
      a Höhenwindexponent (Hellmann-Exponent)

      Der Faktor a bezeichnet dabei den Rauhigkeitsexponenten (Hellmann-Exponent). Er muß abgeschätzt werden und hängt wie die Rauhigkeitslänge von den Einflüssen des Geländes, der Vegetation und der Bebauung ab.

      Abb. 52: Hellmann-Exponent für unterschiedliche Geländeformen
      [17, S.484]
       

      Die richtige Einschätzung des Hellmann-Exponenten stellt jedoch das Hauptproblem dar. In Abb. 52 wird die Bodenrauhigkeit der unterschiedlichen Erdoberflächen durch die oft verwendete Rauhigkeitslänge z0 charakterisiert.

      Bei der Ermittlung des Hellmannexponenten muß berücksichtigt werden, daß der Höhenexponent selbst eine Funktion der Windgeschwindigkeit und damit der Höhe ist. Zur praktischen Berechnung müssen jedoch noch mehr unbekannte Werte geschätzt werden, so daß es sehr fraglich ist, ob bessere Resultate damit zu erzielen sind.

      Eine Berechnungsalternative stellen die Schubspannungen dar.

      Die Schubspannungen zwischen dem zähigkeitsbehafteten Medium Luft in sich und dem Boden bewirken die Abbremsung der ungestörten Luftströmung. In Bodennähe ist der Schubspannungsgradient am größten und demzufolge auch der Gradient des vertikalen Verlaufes der Windgeschwindigkeiten. Hier kann das von Prandtl entwickelte logarithmische Gesetz der vertikalen Verteilung der Geschwindigkeiten in einer turbulenten Grenzschicht angesetzt werden.

                                                                                                                           (4.2)

      z0 Rauhigkeitslänge [m]

      Dabei ist v* die sogenannte Schubspannungsgeschwindigkeit. Sie liegt in der Größenordnung zwischen 0.1 und 0.3 m/s. Für die Karmàn-Konstante k der Grenzschichtströmung wird hier näherungsweise ein Wert von 0.4 angesetzt. Die Rauhigkeitshöhe zo wiederum ist geländeabhängig. Dieses Gesetz hat Gültigkeit unter der Annahme, daß der Energietransport über der Vertikalen konstant ist.

      Die Bestimmung der Karmàn-Konstanten und der Schubspannungsgeschwindigkeit ist in der Praxis schwierig, was den Umgang mit dieser Grenzschichtformel, speziell wegen der Ungenauigkeiten, erschwert. Daher wird darauf verzichtet, die Höhenvariation der Windgeschwindigkeit direkt zu berechnen. Stattdessen kann die relative Änderung bezogen auf eine Referenzhöhe h1 und -Geschwindigkeit v1 leicht berechnet werden:

                                                                                                                          (4.3)

      Abb. 53 Vertikale Windgeschwindigkeitsverteilung. Bezugshöhe: 40m.
      [15, S.101]
       

      Die Höhenverteilung ist somit nur noch von der Rauhigkeitslänge zo abhängig, sofern für eine Höhe die Geschwindigkeit bekannt ist. Mit diesem Ansatz werden Windgeschwindigkeiten aus Messungen auf die unterschiedlichen Nabenhöhen extrapoliert. Außerdem können Strukturlasten durch die auftretende Verschiebung des Kraftangriffspunktes und Schwankungen des Antriebsmomentes berechnet werden. Abb. 53 zeigt die Höhenvariation der Geschwindigkeit für verschiedene Rauhigkeitslängen.

      Doch der Nutzen dieser Formel ist ebenfalls eingeschränkt, da in der Realität die vertikale Verteilung nicht nur von der Bodenrauhigkeit, sondern auch in sehr starkem Maße von den Temperatur- und Druckschichtungen in der Atmosphäre abhängt. [15, S.100]
       

    4.2.3 Hindernisse am Boden
     

      Abb. 54: Störung der Windströmung durch eine Baumgruppe [15, S.102]

      Um die Auswirkungen der Rauhigkeit der Erdoberfläche auf das Geschwindigkeitsprofil der Luftströmung zu betrachten, wurde bisher davon ausgegangen, daß die Rauhigkeit mehr oder weniger homogen ist. Eine Struktur homogener Rauhigkeit kommt in der Realität jedoch bei den wenigsten Oberflächen vor. Beispiele dafür wären das Meer, ausgedehnte Grasflächen oder in die Wüste.

      Abb. 55 Störung durch ein Bauwerk [15, S.102]

      Die Aussagekraft einer aus theoretischen Ansätzen abgeleiteten vertikalen Windgeschwindigkeitsverteilung wird durch abwechselnde Orographie der Erde, Bewuchswechsel in der Landschaft, Bebauung, einzelne natürliche oder künstliche Hindernisse verringert, da sich diese Hindernisse lokal auf das Geschwindigkeitsprofil auswirken. Trotz potentialtheoretischer Ansätze lassen sich in der Regel die Auswirkungen von Hindernissen in der Landschaft auf die leeseitigen (windabgewandten) Windgeschwindigkeiten nur empirisch erfassen. So kann angesetzt werden, daß sich eine geschlossene Baumgruppe der Höhe H nach Luv - also in Windrichtung - um ein fünffaches der Höhe H als Störung auswirkt und in Abwindrichtung bis zum fünfzehnfachen Wert der Höhe H die Windströmung stört. Bauwerke verhalten sich ähnlich in ihrer Auswirkung auf die Windströmung.

      Abb. 56: Auswirkungen einer steilen Böschung auf die Windströmung [15, S.103]

      Wenn Winde auf steile Böschungen auftreffen, erzeugen sie zwar in einem kleinen Bereich der Böschungskante Übergeschwindigkeiten, direkt dahinter in Lee jedoch entstehen sehr große Gebiete von Strömungsablösung mit hohen Turbulenzen, Untergeschwindigkeiten und Rückströmungen.

      Eine Windströmung über Hügel mit Böschungsneigungen nicht größer als 10% erfährt infolge der Strömungsumlenkung einen Geschwindigkeitszuwachs auf der Hügelkuppe, ohne daß störende Ablösungen und Turbulenzen entstehen, so daß hier vorzügliche Chancen für die Windenergienutzung bestehen.

      Abb. 57: Auswirkungen eines flachen Hügels auf die Windströmung [15, S.103]

      Somit wird deutlich gemacht, daß die Kenntnis der regionalen Windkonditionen als Entscheidungsgrundlage für die Aufstellung von Windkraftanlagen nicht ausreicht, sondern daß auch die lokalen Verhältnisse sehr genau mit zu berücksichtigen sind.
       

4.3 Messung der Windgeschwindigkeit
       
    Der zeitliche Verlauf des Windes stellt aufgrund seiner starken Unregelmäßigkeit eines der Hauptprobleme bei der Ausnutzung dieser Energieform dar. Innerhalb von wenigen Sekunden kann er weit vom Mittelwert  abweichen. Die Windmeßgeräte geben diesen wieder. An ihrem Ausgang erhält man ein analoges oder digitales Signal, das der Windgeschwindigkeit proportional ist
    4.3.1 Schalenkreuzanemometer
       

      Dieser Windgeschwindigkeitsgeber ist ein kleines Windrad mit vertikaler Rotationsachse. Um die Welle sind jeweils an einem Hebelarm schalenförmige Widerstandsflächen angeordnet, die je nach Anblasrichtung unterschiedliche Strömungswiderstände aufweisen. In der Windströmung bewegen sich diese Schalen in Richtung ihres geringeren Widerstandes um die Drehachse mit einer Drehzahl, die proportional der Windgeschwindigkeit ist.

      Abb. 59: Schalenkreuzanemo-meter [15, S.104]

      Eine Möglichkeit ist das Antreiben eines Tachogenerators, der eine Spannung proportional zur Drehzahl und damit zur Windgeschwindigkeit liefert. Eine andere Ausführungsform ist die über Reed-Kontakte berührungslose Übertragung der pro Umdrehung erzeugten Impulse, die über ein bestimmtes Zeitintervall gezählt werden. Sie ergeben damit ein Maß für die Windgeschwindigkeit. Letztere Methode der Signalerzeugung wird in der Regel bei automatisch arbeitenden Meßsystemen eingesetzt.

      Da das Schalenkreuzanemometer robust ist, ohne eine Windrichtungsnachführung arbeitet und ein Signal erzeugt, welches der Windgeschwindigkeit direkt proportional ist, ist es weltweit auch bei den meteorologischen Stationen der am häufigsten verwendete Windgeschwindigkeitsgeber.
       

    4.3.2 Flügelradanemometer
       

      Dieser Meßgeber ist ein kleines Horizontalachswindrad. Durch eine in Lee angeordnete Windfahne muß es demzufolge wechselnden Windrichtungen nachgeführt werden. Gegenüber dem vertikalachsigen Schalenkreuzanemometer ist dieser Geber mechanisch aufwendiger. Andererseits bietet die Windrichtungsnachführung auch die Möglichkeit, die Winkellage mit zu registrieren und neben der Windgeschwindigkeitsmessung eine Windrichtungsmessung zu integrieren.


      Abb. 60: Flügelradanemometer
      [15, S.105]
       

      Auch hier ist die Drehzahl des Flügelrades proportional zur Windgeschwindigkeit, und die Signalerzeugung erfolgt wie oben mittels Tachogenerator oder Impulserzeuger.

      Beim Flügelradanemometer wie beim Schalenkreuz ist die Anzeige der Windgeschwindigkeit mit einer gewissen Trägheit behaftet. Bei einer Änderung der Windgeschwindigkeit um D v von vo auf vo+ folgen diese Geräte diesem Sprung mit einer e-Funktion (Verzögerung 1. Ordnung).

    4.3.3 Ultraschallanemometer
      In einem konstanten Abstand s werden mehrere Paare von Sonotroden (Lautsprecher-Mikrofon-Kombinationen) montiert. Es werden einige Male pro Sekunde Ultraschallimpulse zwischen den Sondenpaaren hin- und hergeschickt. Diese Druckwellen bewegen sich mit der Schallgeschwindigkeit c. Die Windgeschwindigkeitskomponente v in der Richtung des Sondenpaares überlagert sich dem Schall und führt zu unterschiedlichen Laufzeiten für Hinweg (t1) und Rückweg (t2):

                                                                                                                                        (4.4)

      Diese Gleichungen lassen sich so auflösen, daß die Windgeschwindigkeit einfach zu ermitteln ist:

                                                                                                                                                   (4.5)

      Abb. 61 Ultraschallanemometer [15, S.107]

      Wichtig ist, daß die Windgeschwindigkeitsberechnung von der Schallgeschwindigkeit unabhängig ist, da diese mit Luftdichte und -feuchte variiert.

      Durch die Überlagerung der Daten mehrerer Meßstrecken, kann mit dem Ultraschallanemometer nicht nur die Windgeschwindigkeit, sondern auch die Windrichtung bestimmt werden.

      Ultraschallanemometer sind in der Lage auch unter schwierigen Bedigungen zu arbeiten. Sie sind unempfindlich gegenüber Staub, Schmutz und Regen und können, wenn sie mit einer Heizung ausgestattet sind, selbst unter extremen Winterbedingungen zuverlässig Daten liefern. Da das Ultraschallanemometer ohne bewegte Teile arbeitet, gibt es keinen Verschleiß. Auch Anlaufschwellen und Meßträgheiten sind nicht vorhanden. Bisher wurden Ultraschallanemometer fast ausschließlich in der Forschung angewendet, da sie zwar sehr genaue, hochfrequente Signale liefern, jedoch in der Anschaffung deutlich teurer sind als herkömmliche Schalenkreuzanemometer. Seitdem Windkraftanlagen jedoch vermehrt an vereisungsgefährdeten Binnenlandstandorten aufgestellt werden, werden auch Ultraschallanemometer häufiger in der Praxis angewendet, da diese eine größere Sicherheit bieten. Während Schalenkreuzanemometer und Windfahnen bei Vereisung nur einfach zum Stillstand kommen, führt das bei Ultraschallanemometern zu einer Signalunterbrechung und damit zu einer Fehlermeldung.
       

    4.3.4 Hitzdrahtanemometer
      Das Hitzdrahtanemometer ist ein Widerstandsmeßgerät, bei dem der elektrische Widerstand in einem beheizten Leitungsdraht gemessen wird. In der Luftströmung wird der Draht gekühlt und ändert in Abhängigkeit von der Temperatur seinen elektrischen Widerstand, welcher, bei entsprechender Kalibrierung ein Maß für die Windgeschwindigkeit ist.

      Ein linearer Zusammenhang zwischen Windgeschwindigkeit und elektrischen Größen besteht dann, wenn die Heizleistung für den Leitungsdraht so geregelt wird, daß unabhängig von der Windgeschwindigkeit ein konstanter Spannungsabfall im Leitungsdraht erfolgt. Damit ist der elektrische Strom proportional zur Windgeschwindigkeit und kann als Meßgröße direkt angezeigt bzw. weiterverarbeitet werden.

      Hitzdrahtanemometer mit der entsprechenden Stromregelung reagieren sehr schnell auf Windgeschwindigkeitsänderungen, und es können mit ihnen Windgeschwindigkeitsschwankungen im höherfrequenten Bereich gemessen werden. Andererseits sind sie empfindlich gegen Staubkörner aus der Luftströmung und können bei Regen nicht eingesetzt werden. [15, S.103-107]

       

      Abb. 62: Zuordnung der Windgeschwindigkeit zur Windstärke [17, S.490]

      Windstärkenangaben in m/s oder Beaufort sind im Alltagsleben nicht gebräuchlich und vertraut. Aus diesem Grund gibt Abb. 62 einen Überblick über die Einteilung der Windgeschwindigkeiten und deren Auswirkungen.
       

4.4 Europäische Windatlas
       
       
    Der europäische Windatlas wurde mit dem Ziel erstellt, eine meteorologische Basis für die Ermittlung der Windenergie-Ressourcen zu bilden. Obwohl seine Hauptaufgabe darin besteht, Daten für die Ermittlung des Windenergiepotentials bereitzustellen, bietet er auch Daten und Anleitungen für die meteorologischen Aspekte einer detaillierten optimalen Standortbestimmung für Windkraftanlagen. Diese Verfahren sind unter dem Begriff "Windatlas-Verfahren" bekanntgeworden.


    Abb. 63: Windatlasmodell [48, S.17]

    Das Verfahren bietet eine operationalisierbare und ausgereifte Methode zur Transformation gemessener Windgeschwindigkeitsverteilungen zu Windgeschwindigkeitsstatistiken anderer Standorte innerhalb einer Region. Es arbeitet dabei mit einer ganzen Reihe von meteorologischen Modellen zur Berücksichtigung von Hindernissen. Schematisch ist dieses Modell in Abb. 63 dargestellt, eine detaillierte schematische Darstellung des Anwendungsmodells zum Windatlas zeigt Abb. 64.

    Die Durchführung der Berechnungen erfolgt rechnergestützt und liefert, bei richtiger Anwendung, für nordwesteuropäische Verhältnisse zuverlässige Vorhersagen. Für eine Standortkalkulation wird ,auf bestehende Messungen einer Wetterstation zurückgegriffen, die in derselben Region, d.h. im Umkreis von 100 km, liegen sollte, um die Windverhältnisse vergleichbar zu gestalten. Ausgehend von den Prinzipen der Strömungen in atmosphärischen Grenzschichten wird ein Strömungsmodell berechnet, das die verschiedenen Oberflächeneigenschaften, wie Hindernisse und Geländekonturen, die Orographie und Geländeoberfläche (Rauhigkeit) berücksichtigt. Zur Bestimmung des lokalen Windklimas aus dem regionalen Windklima wird die aus der Messung bekannte Windverteilung mit Hilfe von Korrekturfaktoren für Orographie und Hindernisse modifiziert. Die Landschaft um die geplante Windkraftanlage wird in 12 Windrichtungssektoren aufgeteilt und jedem Sektor eine Rauhigkeitslänge zugeordnet. Rauhigkeitsänderungen innerhalb eines Sektors werden bis 10 km berücksichtigt. Als Ergebnis der Berechnung nach dem Windatlasmodell erhält man die Weibull-Verleilung der Windgeschwindigkeit für die gewünschte Höhe. Mit Hilfe dieser Verteilung läßt sich dann für eine beliebige Windturbine bei bekannter Leistungskennlinie der erwartete Jahresenergieertrag ermitteln.

    Abb. 64: Windatlas-Anwendungsmodell [34, S.49]

    Das Windatlasmodell erbringt bei sorgfältiger Durchführung sehr gute Ergebnisse. Doch auch das Windatlasverfahren als anerkanntes Berechnungsverfahren beinhaltet selbst in einem orographisch relativ einfachen Gelände wie Dänemark erhebliche Unsicherheitsfaktoren. Es ist jedoch möglich, bei entsprechender Datenmenge eine rechnerische Korrektur der Abweichungen zu erzielen.

    4.4.1 Datenauswertung
     

      4.4.1.1Vertikalverteilung
        In Kapitel 4.2 wurde schon auf die Problematik der Vertikalverteilung eingegangen. Der in diesem Kapitel erklärte 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 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.
         
      4.4.1.2 Horizontalverteilung
       
        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 geostrophische Wind dar. 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 Windatlas zugrunde. Der Europäische Windatlas und das dazugehörige Windanalyse- und -anwendungsprogramm (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.

        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 Orographie und der Nachfrage nach zuverlässigen Methoden zur Prognose der Windverhältnisse an diesen Standorten wird laufend an der Modifikation und Verfeinerung der Windatlasmethode gearbeitet. Auch in Österreich und in Osteuropa wird an der Erweiterung des Windatlas gearbeitet. Auf die Probleme im gebirgigen Österreich und die ersten Ergebnisse wird in Kapitel 5 eingegangen.

        Die Probleme bei der Anwendung von WASP für Mittelgebirgs- und Gebirgsregionen haben verschiedene Ursachen:

        1. Berge werden als Einzelhindernisse und nicht als größflächige zusammenhängende Gebirgsregionen betrachtet. Zusammenhängende Gebirgsformationen haben andere Eigenschaften als hintereinander oder nebeneinander stehende Einzelhindernisse.
        2. 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.
        3. Der Verlauf von Gebirgskämmen und Tälern kann innerhalb kürzerer Entfernungen die Windrichtungsverteilung stark beeinflussen.
        4. In den Bergen häufig auftretende Thermiken oder regionale Windsysteme können mit diesem Programm kaum berücksichtigt werden.

        Abb. 65: Rauhigkeitsklasse 0 [48, S.18]

        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.
        Der Rauhigkeitsklasse 0 werden Wasserflächen (z0=0,0002m) zugeordnet. In diese Gruppe fallen das Meer, Fjorde und Seen

         

        Abb. 66: Rauhigkeitsklasse 1 [48, S.18]

        In die Gruppe der Rauhigkeitklasse 1 fallen offene Flächen mit wenigen Windhindernissen (z0=0,03m). Das ist sehr offen und flach oder leicht hügelig. Einzelne Gehöfte und Baum- oder Buschgruppen können auftreten

        Abb. 67: Rauhigkeitsklasse 2 [48, S.19]

        Landschaftliche Flächen mit Windhindernissen im Abstand von mindestens 1000m und einzelne Siedlungen (z0=0,03m) kennzeichnen die Rauhigkeitsklasse 2. Das Gelände ist charakterisiert durch große offene Flächen zwischen den vielfach vorhandenen Windhindernissen, die ein offenes Erscheinungsbild der Landschaft darstellen. Das Gelände kann eben oder hügelig sein, mit vielen Bäumen und Gebäuden.

        Abb. 68: Rauhigkeitsklasse 3 [48, S.19]

        Zur Rauhigkeitsklasse 3 gehören bebaute Bezirke, Wälder, landwirtschaftliches Gelände mit vielen Windhindernissen (z0=0,4m). Das landwirtschaftliche Gelände ist charakterisiert durch viele dicht beieinander stehende Windhindernisse, deren Abstand einige 100 Meter beträgt. Wälder und bebaute Gelände gehören ebenfalls zu dieser Klasse [48, S18]

      4.4.1.3 Bonitierung
       
        Unter Bonitierung versteht man die Abschätzung und Einstufung von Böden beziehungsweise des Geländes. Die den Ausführungen zum vertikalen und horizontalen Windfeld zugrundeliegenden 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 sogenannter 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 das Verhältnis Breite b zu Höhe zH von b/ zH <5 die turbulente Zone bis etwa 20 zH 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 Wirbelzone erreicht im allgemeinen etwa die doppelte Höhe des Hindernisses. Der konkrete Einfluß ist zudem abhängig von der Form und Durchlässigkeit der Hindernisse.

        Abb. 69: Einfluß eines Hindernisses auf eine Windkraftanlage [17, S.478]

        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.

        Abb. 70: Perspektivische Darstellung des Askerveinhügel [48, S.61]

        Im Europäischen Windatlas wird versucht, die Vertikalverteilung, die Horizontalverteilung und die Bonitierung modellmäßig zu berücksichtigen, wobei für die Behandlung der Bonitierung sehr aufwendige Vorgangsweisen über digitalisierte Geländemodelle notwendig sind. Als Beispiel für den Einfluß der Orographie auf die Windverhältnisse sind im Windatlas unter anderem die Ergebnisse aus dem internationalen Feldexperiment auf dem Askerveinhügel auf der Insel Süd Uist in den Hebriden dokumentiert.

        Die Meßdaten der einzelnen Meßpunkte am Askervein-Hügel wurden in einer Höhe von 10m über Grund und für eine zur Bergschulter annähernd senkrechte Windrichtung erfaßt. Zwei erwähnenswerte Charakteristika der Meßergebnisse seien hervorgehoben:

        1. Die Windgeschwindigkeitserhöhung an der Bergschulter beträgt 80%, verglichen mit der ungestörten mittleren Windgeschwindigkeit vor dem Berg.
        2. Die Windgeschwindigkeitsverminderung vor und hinter der Hügelkuppe beträgt 20 bis 40%, verglichen mit der ungestörten mittleren Windgeschwindigkeit vor dem Berg.

        Abb. 71: Windströmung über Bergrücken [34, S.15]

        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 für langgestreckte, 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.

        Einige Grundregeln für die Beurteilung des Einflusses von Berg- und Hügelkuppen auf die Windverhältnisse lassen sich folgendermaßen verallgemeinern:

        1. Bergrücken sollten möglichst senkrecht zur Hauptwindrichtung liegen und keine vorgelagerten Bergformationen aufweisen.
        2. Die Bergkuppe sollte nicht zu flach sein, der Hang sollte stetig bis zum Gipfel ansteigen.
        3. Die Geschwindigkeitsüberhöhung ist über Bergrücken größer als über kegeligen Bergen.
        4. Die Geschwindigkeitsüberhöhung über steilen Bergen nimmt mit der Höhe schneller ab als über flacheren.
        5. Die optimale Hangneigung liegt zwischen 1:3 und 1:4.
        6. Die orographischen Gegebenheiten in der Nähe des Berges prägen die Struktur der Windströmung über dem Berg.
        7. Berge mit Hängen von mehr Steigung als 1:4 sollten gemieden werden.
        8. Über der Bergkuppe ändert sich die Windgeschwindigkeit mit der Höhe nicht so stark wie in der Ebene.
      4.4.2 Ergebnisse und Darstellung

      Der Europäische Windatlas ist ein im Auftrag der EG und mit dem eben beschriebenen Instrumentarium erstellter Atlas zur Erfassung geeigneter Gebiete für Windenergienutzung in den EG Mitgliedstaaten. Er ist als Nachschlagwerk konzipiert, bietet aber auch Grundlagen zu den verwendeten Modellen. Er ist in drei Teile gegliedert:

      1. Windressourcen

      2. Darstellung des Windklimas und seiner Verteilung in europäischen Ländern.


        Abb. 72: Europäische Windkarte [48, S.37]
         

      1. Die Ressourcen beziehen sich auf die im Wind enthaltene Leistung. Eine Windturbine kann zwischen 20 und 30% der verfügbaren Ressourcen nutzen. Die Ressourcen sind für eine Luftdichte von 1.23 kg/m³ berechnet, entsprechend einem Standarddruck auf Meereshöhe und einer Temperatur von 15° C. Die Luftdichte nimmt mit der Höhe ab, jedoch beträgt die entsprechende Verminderung der Leistungsdichte bis 1000 in Meereshöhe weniger als 10%

      2. Besiedeltes Gelände, Wälder und landwirtschaftliches Gelände mit vielen Windhindemissen (Rauhigkeitsklasse 3).

      3. Offene Landschaften mit wenig Windhindernissen (Rauhigkeitsklasse 1). Im allgemeinen werden hier die günstigsten Inlandstandorte gefunden.

      4. Diese Klassen gehören zu einem geraden Küstenstreifen, einer gleichmäßigen Windrose und einer Geländeoberfläche mit wenigen Windhindernissen (Rauhigkeitsklasse 1). Die Ressourcen werden größer sein und näher an den Werten des offenen Meeres liegen, wenn Winde aus Meeresrichtung öfter vorkommen, d.h. die Windrose ist nicht gleichförmig und/oder das Gelände führt ins Meer. Im Gegensatz dazu werden die Ressourcen im allgemeinen kleiner und näher den Landwerten, wenn ablandige Winde häufiger vorkommen.

      5. Küstenentfernung mehr als 10 km (Rauhigkeitsklasse 0).

      6. Die Klassen beziehen sich auf 50% Geschwindigkeitserhöhung und wurden für einen Standort auf einem Gipfel eines freistehenden achsial-symmetrischen Hügels mit einer Höhe von 400 Metern und einem Basisdurchmesser von 4 km berechnet. Die Geschwindigkeitserhöhung hängt von der Höhe, Länge und der spezifischen Lage des Hügels ab.

      1. Bestimmung der Ressourcen

      2. Enthält die Methoden für die Ermittlung der regionalen Windressourcen und die Aufstellung von Windturbinen und die Statistiken für 220 meteorologische Stationen.
      3. Modelle und Analyse

      4. Beschreibt die physikalische und statistische Analyse der Daten und die dafür verwendeten Modellannahmen (geostrophisches Windgesetz, Weibull-Funktion). Übertragbarkeit von Rechenmodellen auf komplexes Gelände.
      Das Windatlas-Modell, bzw. das dazu erhältliche Rechenprogramm WASP (Windatlas Analyse und Anwendungsprogramm) bieten zwar zufriedenstellende Lösungen bei der Anwendung in küstennahen, relativ wenig gegliederten Gebieten, die Frage der Übertragbarkeit auf stark gegliedertes Gelände ist allerdings noch nicht geklärt. Es gibt also für WASP noch keine Verifizierung der Daten für Gebiete mit komplexer Orographie, d.h. für Mittelgebirgs- u. Gebirgsregionen.
       
    4.4.3 Grundsatzfrage
      Soll die Windgeschwindigkeit nun gemessen oder berechnet werden? Aus den bisher gewonnen Erkenntnissen kann für Österreich die Empfehlung nur Messung lauten. Berechnungen des Windenergiepotentials können nur dann sinnvoll sein, wenn sie eine nur geringe horizontale und vertikale Auflösung verlangen, d.h. für relativ große Regionen. Dabei ist allerdings die besondere Topographie Österreichs zu berücksichtigen, die eine großflächige Potentialabschätzung für zwei Drittel des Staatsgebietes (Alpen) kaum möglich macht.

      Unter Ausnutzung der vorliegenden Modellannahme zum Strömungsverhalten in der atmosphärischen Grenzschicht können allenfalls für das Granit- und Gneishochland, Alpenvorland und Wiener Becken Windpotentialabschätzungen realistisch durchgeführt werden.

      Um die Anwendungsorientierung nicht zu verlieren, sollten die Messungen dort durchgeführt werden, wo tatsächlich konkrete Anwendungsinteressen bestehen. Beispiele für diese Verknüpfungen von Forschung und Anwendung findet man etwa in Hessen, für ein Meßprogramm auf EVU-Basis mit nachfolgendem Demonstrationsprogramm in Rheinland- Pfalz. [34, S.49]

         
4.5 Der Amerikanische Windatlas

        Abb. 73: Windatlas der Vereinigten Staaten von Amerika [31, S.3-4]

        In den Vereinigten Staaten von Amerika wurde im Jahr 1983 mit der Erstellung eines Windatlasses begonnen. Es bestanden zwar zwölf regionale Windatlanten, jedoch wurden ihre Daten noch vor 1979 mit nicht geeigneten Mitteln erhoben. Die Anemometerhöhen und Standorte waren nicht geeignet. Somit wurde ein neues Programm initiiert, das die vorhandenen Ergebnisse korrigieren und ergänzen sollte. Es wurden staatliche und private Organistionen involviert und ihre bereits vorhandenen Daten und auch neue geplante Windmessungen auf deren Brauchbarkeit hin überprüft. Im Zuge dieses Prozesses wurden ungefähr 270 neue Standorte in das Meßprogramm aufgenommen, einige davon boten schon länger andauernde Messungen und konnten zum Vergleich und zur Korrektur dienen.

        Abb. 74: Windkraftwerk in Kalifornien [Internet]

        Die meisten der neu hinzugekommen Meßwerte bezogen sich auf Gebiete, die eine hohe Ausbeute erwarten ließen. Auf diese Weise wurden die meisten Regionen der Vereinigten Staaten überstrichen, und es entstand ein vollständiger Windatlas, der im Jahr 1986 präsentiert wurde. Die kurze Entstehungszeit dürfte darauf zurückzuführen sein, daß bereits vorhandenes Material lediglich verifiziert und gegebenenfalls aktualisiert werden mußte. Andernfalls wäre es nicht möglich innerhalb von drei Jahren einen ordentlichen Windatlas zu erstellen, da bekannterweise nach dem WASP Meßreihen von mindestens zehn Jahren empfohlen werden, um seriöse Ergebnisse zu erhalten.

        Bei einem Vergleich der Ergebnisse des Europäischen und des Amerikanischen Windatlasses sticht sofort ins Auge, das Amerika wesentlich höhere Windgeschwindigkeiten und spezifische Leistungen bietet. Man sollte beim direkten Vergleich der Daten jedoch bedenken, daß im Europäischen Windatlas die Daten in Bezug auf Bonitierung und Vertikalprofil freigerechnet werden und anschließend in Rauhigkeitsklassen eingeteilt wurden. Dies wurde in den USA jedoch verabsäumt. Es steht aber außer Zweifel, daß der Atlas ein gutes Instrument zur Auffindung von windreichen Gegenden wie zum Beispiel dem küstennahen Streifen in Kalifornien ist, der mit riesigen Windkraftwerken im Ausmaß von einigen hundert Windkraftanlagen genutzt wird.
         

4.6 Zeitliche Auswertung
        Die Voraussage der Energielieferung einer Windkraftanlage ist nur mit statistisch gesicherten Werten möglich. Man benötigt dafür die durchschnittliche Windgeschwindigkeit, die Windgeschwindigkeitsverteilung und den Höhenwindgradienten. Statistisch verläßliche Werte erfordern jedoch Langzeitmessungen. Für die Angabe der Jahresdurchschnittsgeschwindigkeit wird somit im allgemeinen ein Mittelwert aus mindestens zehn Jahren gefordert; das heißt, daß zur Beurteilung von Meßdaten kürzerer Zeiträume auf Langzeitmeßdaten möglichst nahegelegener meteorologischer Meßstationen zurückgegriffen werden muß.

        Die Geschwindigkeit des Windes, also der Weg, den die Luftteilchen in einer bestimmten Zeit zurücklegen, wird üblicherweise mit Schalensternanemometern gemessen. Es genügt jedoch nicht die alleinige Beobachtung von Momentanwerten, um verwertbare Aussagen über das Windpotential eines Standortes zu erhalten. Um verwertbare Aussagen zu erhalten, ist eine Registrierung des zeitlichen Verlaufes bzw. der zeitlichen Häufigkeit einzelner Windgeschwindigkeitsklassen notwendig.

        Die Aufzeichnung der mittleren Jahreswindgeschwindigkeit ergibt zwar einen anschaulichen Wert für die Einschätzung der Windverhältnisse eines Standortes, sie 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 gleichbleibenden Windgeschwindigkeit, etwa von 5 m/s weht, oder ob die Hälfte des Jahres Windstille herrscht, 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 vier mal so hoch. Um die Leistungsdichte des Windes beurteilen zu können, müssen daher zusätzliche Informationen über die Häufigkeit niedriger oder hoher Windgeschwindigkeiten vorliegen.
         

    4.6.1 Häufigkeitverteilung
         
      Der Vergleich gemessener Zeitreihen ist nur schwer möglich, da die gemessenen Windgeschwindigkeiten zu unterschiedlichen Zeitpunkten und an verschiedenen Orten sehr unterschiedlich sein können. Deshalb ist ein Vergleich von Windgeschwindigkeitsmeßreihen unterschiedlicher zeitlicher Auflösung nur durch eine Analyse auf Basis miteinander vergleichbarer Verteilungsfunktionen möglich. Dazu werden die Meßwerte klassifiziert und die Auftrittswahrscheinlichkeit der verschiedenen Klassen bezogen auf die Gesamtanzahl der Meßdaten über die Windgeschwindigkeit aufgetragen. Dabei zeigt sich immer ein typischer Verlauf dieser Häufigkeitsverteilung.
      4.6.1.1 Weibull-Verteilung
          Die Klassifizierung ist die übliche Methode zur Gewinnung der Häufigkeiten verschiedener Geschwindigkeiten. Die gemessenen Geschwindigkeitswerte werden über einen Zeitraum von 1 oder 10 min gemittelt, anschließend 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. Die Wahrscheinlichkeitsdefinition einer Weibullverteilung lautet:

                                                                                                                                           (4.6)

          f(v) Häufigkeitverteilung der Windgeschwindigkeit in [%]

          v Windgeschwindigkeit der Häufigkeitsklasse in [m/s]

          A Weibull-Skalierungsfaktor in [m/s]

          C Weibull-Formfaktor

          Abb. 75: Häufigkeitsverteilung [34, S.4]

          Der Formparamater C beschreibt die Form der Weibull-Kurve und nimmt meist einen Wert zwischen 1 und 3 an. Im Fall der sogenannten Rayleigh-Verteilung nimmt der Formparameter einen festen Wert von 2 an.
           

      4.6.1.2 Rayleigh-Verteilung
       
          Die Weibull-Verteilung beinhaltet das Problem, die richtigen Formparameter zu finden. Die Handhabung der Rayleigh-Verteilung ist wesentlich einfacher, da nur die durchschnittliche Windgeschwindigkeit benötigt wird. Bei einem Vergleich der kontinuierlichen Rayleigh-Verteilung mit einer in Mitteleuropa gemessenen Windgeschwindigkeit an einem normalen, hindernisfreien Aufstellungsort ist festzustellen, daß die ermittelte relative Häufigkeitsverteilung recht gut durch den Funktionsausdruck angenährt werden kann.

                                                                                                                                   (4.7)

          mittlere Windgwschwindigkeit in [m/s]

          Die Rayleigh-Verteilung ist somit geeignet, um überschlägige Ertragsprognosen für jene Standorte zu erstellen, von denen z.B. aus meteorologischen Daten nur die mittlere Windgeschwindigkeit verfügbar ist. Den Ertragsberechnungen in Prospekten der Hersteller von Windkraftanlagen liegt gewöhnlich die Annahme eines Rayleighverteilten Windes zugrunde, die auf europäische Verhältnisse gut zutrifft.

          Probleme bei der Prognose der Leistungsdichte des Windes auf der Basis vorhandener Meßwerte der mittleren Windgeschwindigkeit und einer angenommenen Rayleigh-Verteilung tauchen nur dort auf, wo die Häufigkeitsverleilung eine sehr untypische Form aufweist.

    4.6.2 Ertragsberechnung
     

        Abb. 76: Tagesgang und Histogramm [15, S.110]

        Zur Berechnung des Energieertrags einer Windkraftanlage, aufgrund einer vorliegenden Kennlinie P(v), ist die Umsetzung des Windverlaufes v(t) in ein Histogramm notwendig. Abb. 76 zeigt links den aus Stundenmitteln aufgebauten Tagesgang v(t) und rechts das zugehörige Histogramm.

        Abb. 77: Windklassierer [15, S.112]

        Hier wird eingetragen, wieviel Stunden der Gesamtzeit die jeweilige Windgeschwindigkeit herrschte, wobei für die einzelnen Windgeschwindigkeiten eine Klassenbreite von 1 m/s gewählt wurde.

        Es ist zu erkennen, wie die Information auf das für die Energieertragsaussage Notwendige verdichtet wird. Dafür ist eine Meßvorgang über einen längeren Zeitraum notwendig. Der Wert hi ist die relative Häufigkeit jeder Windgeschwindigkeitsklasse vi, d.h. der Zeitanteil ti der Gesamtzeit T, in der die Windgeschwindigkeit der jeweiligen Klasse weht.

        Der Ertrag im Zeitraum T, den die Anlage mit gegebener Leistungskennlinie P(v) bzw. Pi(v) liefert, ergibt sich aus den Erträgen der einzelnen Klassen durch die Aufsummierung

        Abb. 77 zeigt den prinzipiellen Aufbau eines Windklassierers. Die Größe des Zeitfensters, At, über das gemittelt wird, kann meist in 10 Minuten oder 1 Minuten Fenstern gewählt werden.


        Abb. 78: Ertragsermittlung aus dem Histogramm [15, S.111]
         
         

    4.6.3 Computerauswertung Alwin
     

        Abb. 79: Weibull-Verteilung

        Ein gutes Analysewerkzeug zur computerunterstützten Winddatenanalyse und Auswertung stellt das Computerprogramm Alwin des Deutschen Windenergie-Institutes Wilhelmshaven dar. Es bietet nicht nur die Möglichkeit durch Eingabe der Standortmeßwerte die Rayleigh- und Weibull-Verteilung zu ermitteln, sondern bietet auch eine große Datenbank von Windkraftanlagenherstellern mit Leistungskurven der Anlagen.

        Abb. 80: Leistungskurven

        Aufgrund dieser eingespeicherten Leistungskurven der Windkraftanlagen ist das Programm in der Lage, unter Ermittlung eines Histogrammes eine Verknüpfung zu erstellen. Auf diese Weise wird die Erstellung einer Energieprognose für den vorgesehenen Anlagenstandpunkt möglich.Weiters lassen sich Tagesgang und Flautenanalysen durchführen.

        Abb. 82: Energieprognose

         

        Abb.81: Flautenanalyse

         

      4.6.4 Zeitliche Variation
       
        4.6.4.1 Tagesgang der Windgeschwindigkeit
           

          Die aus der unterschiedlichen Ausprägung des Tagesganges der Windgeschwindigkeit resultierende tageszeitliche Schwankung des Energieangebotes aus Wind ist für Windkraftanlagenbetreiber insofern von Interesse, weil sich in Österreich die Vergütung von eingespeister Elektrizität an der Tageszeit orientiert.

          Abb. 83: Tagesgang der Windgeschwindigkeit in verschiedenen Höhen [34, S.17]

          Infolge des Stabilitätseinflusses der Atmosphäre und der daraus folgenden Austauschbedingungen können 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 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.

        4.6.4.2 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 in Österreich die Einspeisevergütungen für Elektrizität auch am Jahresverlauf.

          Aus verschiedenen Untersuchungen zum Thema Windmeteorologie geht hervor, daß das Windenergieangebot Österreichs einen ausgeprägten Jahresgang mit dem Maximum im Winterhalbjahr aufweist. Die Nutzung von Windenergie bietet daher aus energiewirtschaftlicher Sicht den Vorteil, daß sie eine ideale Ergänzung zur Wasserkraft darstellt. Das Energieangebot der Wasserkraft erreicht ja, bedingt durch die Wasserführung der Flüsse, im Winterhalbjahr das Minimum.

          Die einzigen detaillierten Angaben über den zu erwartenden jahreszeitlichen Verlauf des Energieertrages aus Windkraftanlagen sind in der Studie über die Windenergiepotentiale der einzelnen Bundesländer Österreichs bei Pokorny und Neuwirth angeführt, die Ende der siebziger Jahre vom Bundesministerium für Wissenschaft und Forschung in Auftrag gegeben wurde
          [34, S.36]. Obwohl die von Pokorny und Neuwirth errechneten Daten statistisch nicht sehr aussagekräftig sein dürften, weil sie auf der Basis von wenigen Meßjahren erstellt wurden, zeigen sie ebenfalls sehr deutlich und anschaulich den ausgeprägten Jahresgang des Windenergieangebotes.

          Abb. 84: Jahresgang der Windenergie in OÖ [34, S.21]

          Entsprechend dem Jahresverlauf der Elektrizitätsversorgung aus Wasserkraft wird seitens der Elektrizitätswirtschaft die Definition der Winter- und Sommerjahreshälfte mit 1. Oktober bis
          31. März, bzw. 1. April bis
          30. September vorgenommen. Wie den nachfolgend graphisch dargestellten Jahresverläufen der Windenergiegewinne einzelner Regionen in Österreich zu entnehmen ist, trifft diese Definition zukünftige Windkraftanlagenbetreiber in Österreich insofern etwas ungünstig, weil der Sommermonat April noch als Starkwindmonat, der Wintermonat Oktober hingegen als Schwachwindmonat in Erscheinung tritt.

          Abb. 85: Windkraftanlage Eberschwang [53]