Logarithmisches Windprofil

Windströmungen werden durch die Bodenrauhigkeit beeinflusst. Abhängig von der Art der Bodenrauhigkeit oder der Bebauung entstehen unterschiedliche Geschwindigkeitsprofile. Das logarithmische Windprofil wird als Näherung zur Beschreibung solcher Profile verwendet. Es gilt in der bodennahen Schicht (bis ca. 60 m), die als Prandtlschicht bezeichnet wird. Dies ist für die Windenergie von Bedeutung.

Umrechnungsfaktoren für verschiedene z₀
Windprofile über verschiedenen Untergründen
Oberflächenbeschaffenheit	z₀ [m]
offshore (v₁₀ = 5 m/s)	0,0001
offshore const. (Klasse 0)	0,0002
glatter Schnee	0,001
offshore (v₁₀ = 25 m/s)	0,003
glatte Erde	0,005
Flughafen / kurzgeschnittene Wiese	0,01
Kulturlandschaft mit sehr wenigen Gebäuden, Bäumen, etc. (Klasse 1)	0,03
Kulturlandschaft mit geschlossenem Erscheinungsbild (Klasse 2)	0,1
Klasse 3	0,4
Vorstädte	0,5
Wald	0,8
Stadt	1

v(z)=v_{r}{\frac {\ln(z/z_{0})}{\ln(z_{r}/z_{0})}}

In der Prandtlschicht nimmt die Windgeschwindigkeit mit der Höhe (annähernd) logarithmisch zu, also zunächst sehr rasch und dann immer langsamer. Dabei gilt die folgende Beziehung:

U(z)={\frac {U^{*}}{\kappa }}(\ln(z/z_{0}))

Dabei sind $$ U(z) $$ die Windgeschwindigkeit in der Höhe $$ z $$ (innerhalb der Prandtlschicht), $U^{*}$ die Schubspannungsgeschwindigkeit (d.h. die Wurzel aus dem spezifischen vertikalen Impulsfluß), $\kappa$ die von-Karman-Konstante (etwa 0,4) und $z_{0}$ die dynamische Rauhigkeitslänge (gibt an, in welcher Höhe über dem Grund das vertikale logarithmische Windprofil den Wert 0 annimmt).

Häufig wird das logarithmische Profil bezogen auf die Windgeschwindigkeit $v_{r}$ in einer Referenzhöhe $z_{r}$ angegeben. Für die Daten des Deutschen Wetterdienstes DWD werden die Daten auf eine Höhe von 10 m über Grund bezogen. Mit der Formel im nebenstehenden Kasten kann die Umrechnung auf eine beliebige andere Bezugshöhe erfolgen.

Das logarithmische vertikale Windprofil gilt nur bei neutraler Schichtung (also weder stabil noch labil). Bei einer nicht-neutralen Schichtung verliert die Beziehung ihre Gültigkeit.

Die starke, logarithmische Windzunahme mit der Höhe (vertikale Windscherung) in der Prandtlschicht sowie die Winddrehung in der Ekmanschicht oberhalb der Prandtlschicht ist zum Beispiel beim Bau von Windkraftanlagen zu berücksichtigen. Durch den ungleichmäßigen Winddruck können hohe Spannungen auf die einzelnen Rotorblätter wirken.

Herleitung

Die Atmosphärische Grenzschicht ist von Turbulenz dominiert und der vertikale turbulente Fluss horizontalen Impulses $\tau$ ergibt sich aus den Reynolds-Gleichungen als Kovarianz zwischen Vertikal- und Horizontalgeschwindigkeit. Nimmt man an, dass mittlere Windrichtung und mittlere Schubspannung zusammenfallen, so kann man schreiben:

\tau =\rho {\overline {u'w'}}=\rho u_{*}^{2}

mit $u_{*}$ der Schubspannungsgeschwindigkeit, $\rho$ der Luftdichte, u und w der horizontalen bzw. vertikalen Windgeschwindigkeit und z.B. $u'=u-{\overline {u}}$ den Abweichungen bzw. Schwankungen vom Mittelwert ${\overline {u}}$ .

Mischungsweglängenansatz

Die ursprüngliche Herleitung nach Ludwig Prandtl ist sehr anschaulich und basiert auf der Annahme, dass die Turbulenz bestimmte Strömungseigenschaften aus einer anderen Höhe an einen bestimmten Ort transportiert:

Nimmt man an, dass sich die Schwankungen u' und w' aus vertikalem turbulenten Transport über eine Mischungsweglänge $l_{u}'$ bzw. $l_{w}'$ aus dem horizontalen Wind ergeben, so dass man

u'=l_{u}'\cdot {\frac {d{\overline {u}}}{dz}}

und

w'=l_{w}'\cdot {\frac {d{\overline {u}}}{dz}}

nähern kann, so führt dies durch Einsetzen zur Gleichung:

u_{*}^{2}={\overline {l_{u}'l_{w}'}}\cdot \left({\frac {d{\overline {u}}}{dz}}\right)^{2}

Die Mischungsweglängen sollten mit der Höhe z zunehmen (größere Turbulenzelemente) und positiv korreliert sein (derselbe Auf- bzw. Abwind transportiert die u' und w' Störung heran). Der einfachste Ansatz hierzu ist:

{\sqrt {\overline {l_{u}'l_{w}'}}}=\kappa \cdot z

mit $\kappa$ einer Proportionalitätskonstante. Einsetzen führt zu

{\frac {d{\overline {u}}}{dz}}={\frac {u_{*}}{\kappa \cdot z}}

Wenn $u_{*}$ konstant mit der Höhe ist, dann lässt sich diese Gleichung integrieren. Die untere Integrationsgrenze $z_{0}$ wird dabei so definiert, dass hier der Horizontalwind verschwindet. Man erhält das logarithmische Windprofil:

{\overline {u}}(z)={\frac {u_{*}}{\kappa }}\cdot \ln \left({\frac {z}{z_{0}}}\right)

In der Atmosphärischen Grenzschicht nimmt $u_{*}$ in den untersten 100 m nur um wenige Prozent ab, so dass die Annahme einer konstanten Schubspannungsgeschwindigkeit gerechtfertigt ist. Zu Ehren von Prandtl, der als erster das logarithmische Windprofil hergeleitet hat, werden die untersten hundert Meter der atmosphärischen Grenzschicht, in denen die turbulenten Flüsse näherungsweise konstant sind, als Prandtl-Schicht bezeichnet.

Das logarithmische Windprofil findet man in der Natur bei neutraler Schichtung, d.h. wenn sich die potentielle Temperatur nicht mit der Höhe ändert. Bei anderen Schichtungen findet man Abweichungen hiervon die in der Monin-Obukhov-Theorie beschrieben werden. Obige Gleichung, die Gradient und Schubspannungsgeschwindigkeit verknüpft, enthält dann eine Korrekturfunktion $\phi _{u}$ , die man als Korrektur der Mischungsweglänge interpretieren kann:

{\frac {d{\overline {u}}}{dz}}=u_{*}\ {\frac {\phi _{u}(z/L_{*})}{\kappa \cdot z}}

Der Parameter $L_{*}$ heißt Obukhov-Länge und beschreibt die thermische Schichtung der Atmosphäre. Sie ist positiv bei stabiler (Temperatur nimmt nach oben zu) und negativ bei labiler Schichtung (Temperatur nimmt nach oben ab die Bodennahe Luft ist wärmer). Bei stabiler Schichtung werden Vertikalbewegungen unterdrückt, die Mischungsweglänge muss kleiner sein als bei neutraler Schichtung und folglich muss $\phi _{u}$ größer als eins sein. Bei labiler Schichtung reichen Vertikalbewegungen weiter als bei neutraler Schichtung, die Mischungsweglänge muss größer werden und folglich $\phi _{u}$ kleiner als eins sein.

Quellen

http://www.top-wetter.de/lexikon/l/logarithmischeswindgesetz.htm
Helmut Pichler, 'Dynamik der Atmosphäre'
John A. Dutton, 'Dynamics of Atmospheric Motion'