Delft3D模型介绍及模型建立

1、Delft3D模型介绍及模型建立3JDelft3D模型介绍DcElD是目前世界上最为先遴的完全的三维水动力一次雁赖暨系统：搂系统 能非常精确地进行大尺度的水流Flow,水动力Hydnotnamics,波浪Ww 靠沙- Morphology,水质CWkq和生态CEca的计博口 DdftlD录用Delft if 鼻杼式,怏速而稳定,完鱼型流质早、劭聃和能量守恒见僧卜11BWDelft模&忸Fi&3-1 Delft modelDelR3D系统在国际上应用的I分广泛.如包括欧洲、美洲.亚洲、澳洲等笠 个国家.尤其精美国已经仃很长的境用历史;Dtlft3D从80年葭中期开始在内闻 也仃捷

2、来越多的它用,如长江U、杭州湾、渤海湾、源池、江河、三江平年.此 外DelftD已经成为很&国际苫尤的水.环境密加公司的书一力IR 如DHV. Witteven+Bosj Royeil Haskoning. Hal craw 等 公 司.3.1.1坐标系统3.1.L1水平方向Delft3D-FL0W在水平方向提供了三种坐标系统：笛卡尔直角坐标系“、正交曲线坐标系“刀、球的坐标系九.河流边界、河口海岸都是曲线状的,矩形网格不能平滑地把它们描述出来. 不燥那么边界在禹敝时可能会出现明显的误差.为了战小这种误差,叮以采用贴体 的正交曲线坐标系统.球Ifll坐标系那么是正交曲线坐标系的一种特殊

3、形式.Del-3D-FL0W中的方程都 建立在正交曲线坐标系统中的.7 =次JGj = R cos f>,31及=R.其中兀是经度,力是纬度,R是地球T役6370为力3.1.1.2垂直方向在垂直方向中,Delft3D-FLOW提供了两种不同的坐标系：.坐标系和笛卡尔 Z坐标系.1 b坐标系在整个水平计算式里面,分层数是固定的,不考虑水深的影响.忆厚值的选 取一般是不固定的,也就意味著需要在把近外表特别是仃风成流、与大气进行 热交换时和床面?泥沙输运?的区域里划分得更细一咚.繁坐标能够很好地适 应底liil和full移动外表的边界.人们因此获得了一种平滑地描述地形的途径网.坐标系的定义：(

4、3-2)(3-3)其中:二表示垂向坐标7衣东门参W平而起珀的自山高程d表示参考平而以卜的水深H表乐总水深慢而处.=-1.1I由去而处o=h2箔k尔坐标系Z型网格Z-gnd在海岸、河口及湖边,分层流会出现在陡峭的底何地形附近.鼠然.网格在 而FI方向是适合边界的.但它在密度沃层附近没仃足寝高的解析度.Z坐标系统 划定的水平坐标线与疏坡底面的密度而平行但.；一工缆.Z坐标系统八飞向9底 面边界是不一致的,底面边界和I由水面的坐标线通需是不会平行的,而是楼 悌状折线边界见图3-2 1671.S3.2 口坐标系与笛卡尔坐标系比枝15Fig.3-2 Compare u -coordinatesto fl

5、is Z-gyid3.12二维根本限制方程在正交曲线坐标系或n 3 .维水流运动连续性方程、动量方程及物质运输 方程叮分别表示为阳：(3-4)+虫八?同+ ad + ?后二了,曲,而匹 金 二C3-5)dv 一+ at44加历V+I而Y MdlGiI=r_,-_,-L+ fii加反反M 而向诃dv uv %G“ u(3-6)一志8(d + GC 1 jp(d才.历团十G,厄丁】况如心(A粉+/劭ac) + (d + CC + 5冽(3-7)其中,Q 女示唯位面枳的源或汇流量,为水位；d为水深：小y分别是垂 向平均流速在7和方向上的分量：用7=后G和瓦三也:十j：表示箔K尔 坐标系X. y与正交

6、曲线坐标条3 的坐标变换系数：夕为本的冷度：尺和 B分别为和-方向的静水压力梯度i独和耳分别为?和"方向的素动动量通量? /为柯氏力参数.由纬度值和也球rI转ffj速度决定：/=2Gsinf： 吃 分别 代表?、方向的源或汇的动量：S=HF.-q,q, H = d4 心和心,表 示当地的位源或汇的量；2 和彳,表示流入和流出的污染物浓度.3J3初始条件和边界条件1初始条件采用“冷后动.流速为零和自由水面为静止的状态,即£(3-8)= 04(XJ)2开边界条件来用Dirichlet条件瓦:(3-9)3固边界条件采用Neumann条件,自由滑移条件闭边界法向流速为号：(3-10

7、)4劫边界阿,(3-11 )3.1 数值计算方法Delft3D-FLOW所采用的数值方法是仃限差一分方法Finite Difference Method D FDM以Tayloi级数展开等方法,把限制方程中的微向用差商代M进力离收,从而 建在代数方程组来求解.该方法数学概念直观,表达相单,箕解的存在性、收敛 性和稳定性早已仃依完善的研究成果,是比拟成熟的数值方法,II前应用较广.由于实际应用中采用的时间和空fii一分形式不同,差分法乂可以分为显式、 除式和乂一隙式交替等方法.显式差分格式是指任一网格卡点上的行求冈变量在 新的时间层的值可以通过时间层上变量值显式解出显式差分格式应用较早、 简单,

8、可防止试克,但为了保持其稳定性,需严格遵守柯明条件m/A'Wl.C为 波速,° =回+ ,即AX受檐定性的约束必须在一定范围内.除式差分 格式是指未如网格行点上的侍求变量不能由时间层的函数值汽接求出,还需 同一时间层相邻打点函数值C未知作为信息,通过联立求解方程组才能得到未 知量的解.从理论上讲,除式格式是无条件检定的,但在实际应用中,由于空间、 时间步长为行限量,式时间步长也行一定的限制.磔式差分格式的优点是时间步 长可以取得较大,稳定性能好,但需要建立笈杂,编程加：需要大员的地阵运克, 同一时间步长里比显格式耗时久：耀人的A t会导致纽大的截断误势交行方向隐式法ADI是由

9、Douqlace和Rachfo匕等1955年提出的,后来被Leendertse结合交替网格建立起来并首次用于计算平面二险流场.ADI方法是一种 显一隙格式交替使用的行限差分格式.该方法同时R仃必式和隙式两种茶分格式 的优点,与完全隐式格式相比拟,旬一时间步骤不靛都要求解一个大型代数方程 m.因而所需的内存少,计算量也相应减少.同时ADI法不像显格式那样./I H- 齐中易出现波动现象.由于显、隐格式在坐标轴上交替使用,使误差的增长量相 互抵消.因此ADI法有较好的计算稳定性和计算精度,目前己广泛应用在.河道及 潮汐河口计算中.网格物理意义见图3-3.图3.3网格劭理意义图示Fig3-3 Def

10、inition of the vwi ablesmthe ff ids其中：实线:计算网格线:具有相同坐标的交错网格+ :水位、浓度、盐度、温度-=X向水平流速I ； y向水平流速.平均深度卜水位为了离散方程,水位?和速度.见图34按Arakawa C-gnd见图3-5 方式进行配宜.Fig3-4 Generated by tiie inegi.ilar plyacal domain diag-ain rf rectwigiilaf coniputational gid图3.5水位与薄量等物值法在空问计算勾格中的右工Fig3-5 Ley out forms of tlie water leve

11、l «nd the velocity in the calculated 6 idsDelft3D-FLOW模型采用的ADI法分两步进行时间积分：第一步,对于到的前举个时间步长,先列解出H一方向的动成方程.然 后将u-方向的动量方程和门由我面梯度卜的连续方程联立求解,此时实际的模拟 时间为从f =山fijr = a + :.小已+ L 斤 + LA UBU =d3-12 一 一 第二步,对于到e+i的后半个时间第长,先列解出u-方向的动里方. .然后将y-方向的动量方程和门由外表梯度卜.的连续方程联立求解P,J+-1-.,H(3-13)其中:(3-14)C3-15)(3-16)十一月

12、u】+ 一nu +BU22Ji为线性化的底部摩阻系数,d为外部作用力,如风和大气压力作用.3.2 二维模型建立3.2.1 计算范围和网格本研究所建立的:维模型的计算范国：回起江阴.东至口外-8m等深线附近, 南至南泞嘴,北至连兴港北侧,包括了整个长江口水域.东西向跖离约为210km. 南北向约为110km.网格由DelfVRgfgrid模块进行处理,模型网格数为565*191 . 用小网格何距是300m,最大为1200m 见图3-6.Fig.3-6 Layout of the canptitational grids3.2 ,模型参数选取模型上、卜边界均采用水位限制其中卜边界的潮位由S个主要分

13、潮的调和 常数求得,初始条件的水便使设置为.上边界初始时刻水位值一致.物理参数重 力加速度和水密度均采用默认值：9.81面和lOOOkg/N：底摩擦系数选择Manning 公式,按线性插值取n=0.n+0.H/H：水平涡动粘性系数设置为20m%,水平扩散 系数取lOnV/s.计好步长为60s.3.3 模型的率定和验证3.3.1 模型率定计算选用2002年3月4日00 00-20023月5 H 23.拈水期各水文站的实 渔水位及流速资料对模型进行率定见图3-7.图37模型计舁区域内局部测站点的水位与流速过理率更图2002年Fig.3-7 Compaiison of measured and computed water levels and tidal cunents at differentstations (in 2002)3.3J模型验证计算选用2004年9月3 IJ 14: 00 - 2004年9 4日18: 00中潮时江阴至崇头 的实测水位和流速费料对模型进行/验证见图3-8.9/3 0 009/4 0:0039/4 12:00 n/h9/3 12:004 9/4 12:009/4 12:00 t/h图