一个基于FVCOM的非结构化网格波.docx

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一个基于FVCOM的非结构化网格波

一个基于FVCOM的非结构化网格波、海流、泥沙

Wu等人。

/J.海洋大学。

中国（海洋和近海研究）201110

（1）：

1-8

吴伦宇1）2），陈长胜3）4），郭佩芳1），史茂充1），齐建华3），GE建中4）

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2）第一海洋研究所，国家海洋局，青岛266061，中国公关

3）学校海洋科学与技术，美国马萨诸塞州达特茅斯大学，新贝德福德，马萨诸塞州，美国

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（收稿，2010年7月15日修订，2010年9月25日;接受，2010年10月29日）

©中国海洋大学，科学出版社和施普林格出版社2010年柏林海德堡

摘要努力夫妇FVCOM（立体（3D），非结构化网格有限体积沿海海洋模型）

FVCOM-SWAVE（非结构化网格，有限体积面波模型）如近岸海洋过程的研究

潮汐，流通，风暴潮，海浪，输沙和形态演变。

FVCOM和之间的耦合

FVCOM-SWAVE实现，通过整合三维辐射应力波电流沙相关的底部边界层，海

表面应力参数化和形态的过程。

FVCOM还包括一个3D输沙模块。

有了准确的

拟合不规则的海岸线，提供了一个独特的工具，在沿海的海洋，河口和湿地研究泥沙动力学模型

地方几何结构特点，水湾，岛屿和潮间沼泽区。

验证该模型是由两个标准

基准测试：

1）光谱波接近一个轻度倾斜的海滩和2）的海底形态的变化，在一个理想化的潮汐

进气口。

在测试1，模型的结果进行了比较与分析解决方案和实验室实验。

进一步比较

还与结构网格区域海洋模型系统（ROM）之，它提供了一个了解的表现

两个模型具有相同的开边界强迫。

关键词FVCOM;耦合辐射应力波电流沉积物有关的底部边界层;形态

一，引言

近岸海洋工艺的特点是强非线性

潮汐的相互作用，风，高频繁的面波，

河流流量。

例如，沉淀，

沉积物再悬浮和形态的变化

在浅水海底直接控制

电流，并通过辐射应力波的相互作用

和底部边界层动力学（龙格-希金斯

斯图尔特，1960年，龙格-希金斯1970a，B;格兰特

Medsen，1979年）。

因为是高度非线性的相互作用

和显著变化在空间和时间，这是当务之急

我们开发一个完全耦合的hydrodynamicswave

泥沙模型，以了解这个复杂的系统。

作出了许多努力发展耦合电流

波浪模型（Xie等，2001;月球，2005年;索伦森

等，2006;华纳等，2008;梁等人，2007年;

刘，谢，2009年Tang等，2009）。

其中最

模型是立体化，结构化网格模型

而非结构化网格模型通常有两种维sional。

电流波相互作用的最有活力的的地区

出现在局部几何沿海海洋

特点是复杂的海岸线，岛屿，水湾，

河口，潮汐沼泽。

由于恶劣的解决

沿海几何的现实，结构性网格模型

限制模拟的几何控制，近岸

动态过程。

解决的重要性

在以前的文件（陈沿海几何研究

等，2007），和一个国家的最先进的非结构化网格，有限

开发量，沿海海洋模式​​（FVCOM）

克服与缺点

结构网格沿海海洋模型（Chen等，2003年，

2006A，B）。

在FVCOM使用的有限体积算法

结合有限的几何拟合的灵活性

元模型和计算效率有限

差异模型（Chen等，2003;黄等。

2008年）。

FVCOM是适用于沿海和河口应用。

本文介绍了用于几个算法

基于频谱面波模型与FVCOM。

“

面波模型，FVCOMSWAVE，是非结构化

网格版天鹅（模拟波近岸）

开发齐等。

（2009年）。

模型结果

对一些标准的基准测试验证，并与分析解决方案，实验室的实验相比，

区域海洋模型系统（ROMS）

（Haidvogel等人，2008年华纳等，2008）。

以下各节安排如下：

“

FVCOM和FVCOM-SWAVE方程

在第2节中描述。

有限体积离散

之间FVCOM双向耦合和算法

FVCOMSWAVE是在第3节。

验证

实验是在第4和第5

结论。

2个型号

2.1流体动力学模型-FVCOM

FVCOM是预后，非结构化网格，有限体积

沿海海洋和河口模型。

它最初是

Chen等人开发的。

（2003年）和联合升级

在美国马萨诸塞州达特茅斯大学的科学家的努力

（UMASSD）和伍兹霍尔海洋研究所

（WHOI）的（陈等人，2006A，B，Chen等人，

2007年，黄等，2008）。

FVCOM是离散的

三角网格的水平和广义terrainfollowing

在垂直坐标。

该模型利用

修改后的梅勒和山田（1982年）2.5级

（MY-2.5）和Smagorinsky湍流封闭计划

纵向和横向混合的默认设置，

分别与各种湍流参数化的选项

采用广义的海洋湍流

模型（GOTM）（Burchard，2002年）。

FVCOM包括

静水和非静水的动态（丽

等，2010A，B），并可以解决由分割模式

计划或半隐式的计划。

当前版本

在这项研究中使用的FVCOM包括润湿/干燥

治疗，三维泥沙模块，冰模块，等在

广义地形跟随坐标系统，管

动量方程，连续性，温度，

盐度，密度和三维列入

辐射压力（梅勒2003年，2005年，2008年）

通知如下：

其中X，Y和σ是华东，华北和垂直轴

广义的地形跟随坐标，t为时间，U，

V和ω的X，Y和σ的速度分量;τ

x

和τ

y的x和y分量的压力;η海

面高程;h的平均水深，D=H+η的

总水深;θ的潜在温度;S为盐度;

ρ密度;patm的空气压力，F科氏参数;

H

太阳辐照度和Kh热垂直

涡流扩散系数;Fθ和Fs代表

热和盐的扩散条款。

随心，SXY，SXY，SYY

辐射应力的X和Y分量为

其中E是波的能量计算

HS，K，KX，KY的显著波高，波

数，x方向的波数，波数在y

方向，分别。

原始表面和底部应力计算

拖动式（二次速度成正比）

但他们在耦合模式波

沉积物和更详细的将提交第

3.1。

2.2Wave型号

波模型FVCOMSWAVE，齐等开发

等。

（2009年），是一个非结构化网格，有限体积版本

天鹅。

波作用密度方程

（N）在FVCOMSWAVE

（σ，θ）是相对的频率和波方向

在谱空间（X，Y）是在地理直角坐标系

空间。

STOT是代表源/汇项

风浪，海浪打破，底部的影响

耗散，非线性波-波相互作用（Booij

等，2004;齐等，2009）。

琪等人的研究（2009）提供了详细的说明

在FVCOMSWAVE离散算法。

波

四，行动Eq.7密度数值求解

不可或缺的步骤：

行动密度谱的变化

谱空间，频率和方向，分别

波的传播，在地理空间和增长，

转让和波的衰减。

波的传播

地理空间解决了一个明确的或

半隐式有限体积迎风平流计划。

2.3输沙模型

在FVCOM输沙模型（称为

FVCOM-SED）是基于社区沉积物

运输模型（CSTM）（陈等人，2006年b）。

沉淀

运输的计算方法是解决平流扩散

方程与床垂直沉降和交流

源汇项。

源的一般形式

汇项可以写成

哪里去了，M是垂直沉降速度（积极向上），

厘米的悬浮泥沙量，ES，M为

侵蚀源，米的泥沙类的数量。

该模型解决了每一届的对流扩散

顺序如下：

垂直解决方程，

源和接收器，水平平流，垂直平流，

垂直扩散，并最终水平扩散（陈

等，2006年b）。

与底部边界层模式

波-流相互作用和形态反馈

添加到FVCOM桑达夫妇FVCOM桑达，

FVCOMSWAVE，FVCOM。

侵蚀的算法，

沉积，泥沙运输与不

波详细介绍了时代华纳等。

（2008年）。

3耦合模型

3.1环流模式

3.1.1辐射应力

三维辐射应力实施

动量方程（式1和2）和关联

近岸波浪诱导的流通和波

设置。

3.1.2底边界层

波引起的高频（与一段时期

关于10秒）振荡剪切薄（几厘米）波边界层不仅产生湍流混合，

而且还大的剪切应力。

湍流增强

动量转移之间的动态相互作用

水柱和底部边界的过程中

层，从而加剧对平均施加的摩擦阻力

流。

剪切应力诱导沉积物再悬浮

提高泥沙运输。

变化的海底由于

输沙可以形成涟漪和其他bedforms。

反过来，底部的粗糙度可以修改垂直

剪切的平均流量。

推移质运输也能诱导

拖动上的流量，因为势头转移到

他们从床上和加速粒子

流。

悬浮沉积物能产生

沉积物引起的分层。

当沉积物是在一个

高浓度，这个过程可以改变有效

流体的粘度（华纳等，2008）。

底部边界层与包容（BBL）的代码

波电流沉积物相互作用的开发

并实施了由华纳等ROMS。

（2008年）。

FVCOM被转换成相同的方案。

3.1.3表面应力的计算

海面粗糙度的计算公式如下

（唐兰，1993年）：

其中Z0是海面粗糙度，CP相速度

峰值频率和U10的10米的风速。

波龄由U10/Cp。

风阻系数

其中α（=0.41）是冯卡门常数。

表面应力可通过

其中ρa为空气密度。

U10是明显的计算

风，即相对于当前的风速。

3.2波模型

FVCOMSWAVE解决波行动密度方程。

耦合系统，风力发电，目前，海面

高度和深度变化的波

模型。

目前水深平均和加权

波参数（梅勒，2008年）。

在地形跟踪

坐标，它表示

3.3形态

就变得很重要，在沿海形态动态

海底稳定和沉积物移动MENT显著的地区。

形态变化可以有显著

影响流动和运输。

在耦合

模型系统，改变占等同

垂直速度的底部边界条件

海底抬高利率的变化。

这

方法保证质量守恒。

一个形态

比例因子是通过加快长期的模拟。

一个值没有任何效果，和值更大

不止一个加速床反应（Roelvink2006年）。

3.4耦合过程

同时第一步是用于每个模型。

要获得

非线性相互作用，更准确的计算

耦合模型是为每一个时间步。

“

耦合系统如图1所示。

FVCOM图之间的耦合环流模式

（海洋），FVCOM波模型（波），并FVCOM

泥沙模型（SED）的通过亿桶，底部

边界层模式。

初始化后，波模型开始计算

显著波高（HS），波方向（DIR），

平均波长度（L），面波的相对高峰期

（TP），波底部轨道速度（UB）和底部

波周期（TB）。

辐射应力或表面应力

传递的流通模式，启动后浪

模型。

当前和面高程从结果

环流模式波模型的反馈

波计算下一个时间步。

沉积物

运输模式启动后，海洋模式​​。

“

由于泥沙运动的形态变化是

用于更新波和海洋深处

模型。

后三个模型完成的计算，波

参数，流场和床的参数发送到

BBL模式，然后提供了底部压力

的综合影响下的海浪，海流，和

输沙。

这些压力将用于在

海洋模式来解决动量方程，并在计算悬移质输沙模型和

泥沙运输。

因此，动态耦合周期

波，电流和输沙完成。

4验证实验

两项基准进行实验，以验证

耦合系统。

这两种情况分别进行了

矩形计算域。

首先是一个平面

海滩的情况下，旨在评估辐射的准确性

应力计算，以及波浪诱导的设置和电流，

二是潮汐入口的情况下，旨在研究

目前对沉积物波相互作用的影响

分布各地的进出境。

对于第一种情况，

解析解和测量结果

从实验室实验数据来验证

耦合模式。

对于第二种情况，比较

与ROMS检查非结构化网格

耦合模式可以提供准确的结果一样

在相同的配置结构网格耦合模式

简单的几何领域。

比较

这里集中在当前波沉积物相互作用。

Huang等人。

（2008年）发现，FVCOM的更快

分析解决方案相比，收敛速度

在这项研究中相同的情况下的ROMS。

如果FVCOM

在矩形域的ROMS相同的精度，

FVCOM几何灵活性将提供更

现实沿海和河口地区的合适的工具

海岸线的特点是不规则的几何。

4.1平面海滩案

霞等。

（2004年），我们考虑的情况下

通常接近一个平面上海滩与入射波

坡度为1:

10。

存在解析解

描述垂直波设置和化验结果

在当前的配置类似的情况。

龙格-希金斯和斯图尔特（1964年）给一个分析

设置在一个倾斜的海滩波解决方案

笔直的海岸线，岸边正常的波来

近岸。

假设如下：

D（ECG）/DX=0以外的冲浪区，其中CG是本集团

速度;冲浪区内波高H=RD，

R=0.83。

根据这些假设，出现波setdown

外内出现的冲浪区和设置

冲浪区与职能

分别在DB和ζB水深和

波浪式的突破点值。

Bijker等人。

（1974年）测量在海滩上的垂直当前配置文件

各波条件下不同坡度。

这里

他们的“波5'选择相应的参数

列于表1。

表1模型飞机上海滩测试用例参数

模型的参数值

长度（跨岸）9米

宽度（沿岸）0.433米

海洋深度0.45米

海滩splope1/10

西格玛层数量8

网格尺寸为0.125米

时间步长0.0005小号

直到稳定的持续时间

海洋波高0.181米

波周期1.5秒

底应力制定二次

底摩擦系数0.0015米

图2是水面高程之间的比较

由方程模型结果和解析解。

（14）和（15）。

模型结果同意与分析

解决方案。

从图中我们还可以看到外面

突破点波引起的水位

实现这一点从离岸减少，内

海浪造成水位上升，冲浪区

从突破点线性的海岸线。

霞等。

图波浪诱导的设置或setdown。

（2004）推测，稍有区别

由于他们的模型结果和分析解决方案

底部压力式遗漏。

13。

我们试图删除

在耦合模型底部的压力，但发现它

设置上的计算影响不大。

进一步的研究

由此可见，水平或垂直混合系数，

常波混频的影响，起着重要的作用

在建模波诱导设置。

计算电流的垂直剖面显示在

图3。

在垂直方向形成两个循环环流

一节。

冲浪区外流通是顺时针

内逆时针的冲浪区。

这种循环

模式和电流的大小顺序同意

Bijker的实验室实验。

图3波冲浪区内外的感应电流。

4.2潮汐入口案例

考虑一个半封闭的矩形盆地

宽度为15公里和14公里的长度。

初始水

深度指定为4米，南端和线性

增加至15米的北端开放

位于边界。

2公里中心开幕墙

放在整个盆地的中间（图4）。

该模型

强迫振荡水位1米的幅度

在开放边界。

1米高度和10-S波

期间还实行开放边界和传播

近岸。

用于驱动耦合参数

模型列于表2。

图4模型网格和初始水深

表2模型参数

参数值

长度，宽度，深度15公里，14公里，4米

节点，元素，西格玛层5467，10508，8

模拟时间2D

初始条件下冷启动

开边界条件

HS=1米，TP=10秒

潮汐振幅=1米，

周期=12小时

中等颗粒直径0.1毫米

泥沙密度2650公斤M-3

沉降速度11毫米S-1

侵蚀率0.005公斤平方米

S-1

临界压力为0.1帕

孔隙度0.5

形状因子10

床厚度10米

0.0015米，底部粗糙度

4.2.1形态

模型模拟进行了为期2天的的时间内

形态学比例因子为10。

图5显示

ROMS预测床厚度和本

耦合模式。

这两个模型的预测相同的模式

在床上的变化，但空间分布的详细

厚度不同。

为了研究这些差异可能会导致什么，

我们已经运行ROM和FVCOM。

“

结果表明，差异是由于1）不同

开放边界的治疗和2）在修改

ROM和天鹅。

我们发现，在只读存储器，当

在开边界潮汐强迫被删除，天鹅

显示了一个自由摩擦模式，是从不同的

原来的天鹅。

在拖动强制修改

ROMS波组件似乎不恰当的

时的水动力过程被关闭。

经过为期两天的模拟图5床厚度。

4.2.2波结果

在同等条件下，所预测的一波接一波

FVCOM耦合系统是由相同的

原来的天鹅。

浪高演进到一个稳定的状态，

向南递减走向入口（图6）。

图6有效波高的领域。

当耦合的水动力学模型，目前

波相互作用波的性质并没有更改

稳定状态的存在了。

为了说明这一点，我们小区

波高点流速的时间序列，入口的中心。

图7显示的情况下，波高时间序列

与无电流波相互作用。

在案件

无电流波相互作用，波高

一个恒定值接近0.8米。

当电流都包括在内，

电流和波图7波高和A点的Y分量速度的非线性相互作用

实线指定与计算的波高

耦合模式，划线虚线y分量速度，

和虚线波高与波计算

模型只。

原因与周期性变化的波高

同期的潮流。

图7还定性

证实，在一个方向相反的波浪能量增加

当前和在同一方向的跌幅

目前，由于群速度的变化。

这个结果是

托尔曼（1990年）以前的研究结果是一致的。

4.2.3目前的结果

耦合模型的三个因素可以影响电流：

辐射压力，底部压力和水深

改变。

图8是当前计算领域的快照

FVCOM与无电流波沙

耦合。

大浪淘沙，两个涡耦合计算

模型略小，进一步远离

非耦合FVCOM的进气口比较。

耦合模型计算水位领域

顺利得多，比在低潮非耦合模式

潮流。

图8电流和水位领域计算耦合系统和非耦合的FVCOM。

5结论

在这项研究中，努力作出的情侣FVCOMSWAVE

FVCOMFVCOM-SED，形成三

二维完全耦合波电流泥沙模型

制度。

使用相同的非结构化网格，流体力学

波，输沙模型，

耦合算法不需要任何插值

从一个到另一个，确保质量守恒

系统内正确的能量转移。

两个基准测试是用来验证模型。

对于平面海滩的情况下，计算结果吻合得很好

与解析解和实验室实验。

潮汐入口的情况下，海浪，海流之间的耦合

和沉淀物以及地形变化

被证明和FVCOM结果相比

ROMS“。

两款车型表现出同样的的床厚度模式

但详细的分布不同。

不同之处

由于电流波interacinteractions的参数化。

显然，更多的比较与观测

需要进一步评估耦合模拟系统。

综上所述，FVCOM基于耦合波，

目前，和输沙模型完成

和进行比较系统的验证

模型结果与分析解决方案，实验室

数据和现有的耦合模型。

进一步

正在进行系统验证和应用

将刊登在单独的文件。

致谢

第一作者是支持国家奖学金

博士学位基金在一个为期两年（2007-2009年）

在美国马萨诸塞州达特茅斯大学在美国的研究。

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