"Grundwassersysteme und Numerik" Veranstaltung im Modul Hydrosystemanalyse - Strömungsgleichungen der Grundwasserhydraulik
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„Grundwassersysteme und Numerik“ Veranstaltung im Modul Hydrosystemanalyse - Strömungsgleichungen der Grundwasserhydraulik Prof. Dr. Olaf Kolditz Dr. Erik Nixdorf 07.05.2021 www.ufz.de 1
Wiederholung letzte Veranstaltung Modelltheorie Mathematische Modelle zur Grundwassermodellierung „Modell ist stets Modell-wovon-wozu- für wen.“ Sie wollen ein numerisches Grundwassermodell nutzen um Fragestellung XYZ per Simulation zu beantworten. Welche/welchen Prozess/Prozesskomponenten, Diskretisierung, Datenbedarf benötigen sie dafür? Peters, 1998 www.ufz.de 2
Erhaltungsgesetze Numerischen Grundwassermodelle basieren auf der Zerlegung eines Systems in Teilgebiete und der Aufstellung von Bilanzgleichungen (partielle Differentialgleichungen) für jedes Gebiet Γ Fluss von J in Ω Quellen und In Worten: Akkumulations rate für S in Ω = durch die + Senken in Ω Oberfläche Γ Die Kontinuitätsgleichung kann mit dem Gaußschen Integralsatz hergeleitet werden: + − = 0 mit = , , , , www.ufz.de 3
Massenerhaltungsgesetz für ein Kontrollvolumen Änderung der Masse in einem Volumenelement über die Zeit =Σ des einströmenden Massenstroms in das Volumenelement - Σ des ausströmenden Massenstroms aus dem Volumenelement : = ∙ ∙ ∙ Taylor Reihe ( ∙ ) ℎ : = ∙ + ∙ ∙ ∙ Schauen wir uns das ganze Element mit den Kantenlängen dx, dy and dz and dem Volumen dV= dx*dy*dz an www.ufz.de 5
Massenbilanz in einem Kontrollvolumen mathematischen Ausdruck f¨ur die zeitliche ¨Anderung der Masse im Volumenelement Resultiert in: Umschreiben und Quellterme: + − = 0 www.ufz.de 6
Druckbasierte Gleichung Wie definieren wir die Druckabhängigtkeiten Wie hängt die Geschwindigkeit vom Druck ab? Welche Geschwindigkeit meinen wir hier? Relativ Fluid (1) + − = 0 Wie ist die Eigenschaften des Korngerüsts und der Körner zu (2) + − = 0 betrachten? Nur der Porenraumanteil Anwendung der Ketten- und Produktregel auf den ersten Term: (3) = + Massenänderungsrate durch Dichteänderung des Wassers Porenraumveränderung www.ufz.de 7
Druckbasierte Gleichung (1) in (2) + + − =0 Der Term in den Klammern wird (in der oberflächen- nahen Hydrogeologie) oft als Summe zweier From groundwatergeek.com Konstanten, der Matrixkompressibilität und der Fluidkompressibilität, gesehen: 1 − + + − =0 www.ufz.de 8
Druckbasierte Gleichung 1 − + + − =0 Der Term in den Klammern ist gleich dem Speicherkoeffizienten geteilt durch die Fluiddichte und die Erdbeschleunigung, die zu einer neuen Konstante S‘zusammengefasst werden kann: + − Schließlich können wir das Darcy-Gesetz anwenden: www.ufz.de 9
Druckbasierte Gleichung Mit vs=0 erhalten wir: − + − =0 Zwei Fluideigenschaften ρf, die Fluiddichte und µ, die dynamische Viskosität κ ist die intrinsische Permeabilität des porösen Mediums, die raum- und richtungsabhängig ist S‘ ist der zuvor eingeführte Speicherterm, der raumabhängig ist Die druckbasierten Grundwassergleichung können für die numerische Modellierung unter hinzuziehen von Rand- und Anfangsbedingungen (Vorlesung 5) genutzt werden www.ufz.de 10
Speicherkoeffizient ungespannt gespannt www.ufz.de 11
Koeffizientendiskussion Implementation im Code (Birdsell et al, 2014) Temperaturabhängigkeit der Wasserdichte (Wikipedia) Druckabhängikeit der Porosität in Sandstein (Hassan et al, 2014) Druckabhängighkeit der Wasserdichte www.ufz.de 12
Potentialbasierte Form κ Hydraulisches Potential: = + Hydraulische Leitfähigkeit: = µ Speicherkoeffizient = Potential-basierte Form für Strömung durch ein anisotropes gesättigtes poröses Medium: − − = 0 www.ufz.de 13
Hydraulische Leitfähigkeit Hydraulische Leitfähigkeit ist abhängig von Strömungsrichtung, Aquifertyp und Sättigung Für isotrope, homogene Bedigungen gilt: − Δ − = 0 https://tinyurl.com/k4pz8m86 www.ufz.de 14
Lösungen mit reduzierter Dimensionalität Integration über die Tiefe (z-Richtung) führt zur zweidimensionalen Grundwassergleichung (δh/ δz=0, δK/ δz=0 ) − − = 0 Gespannt, linear − − = 0 Ungespannt, nichtlinear Das Produkt aus Hydraulischer Leitfähigkeit (K) und Aquifermächtigkeit (M) wird auch als Transmissivität (T) bezeichnet Beachten sie, S, ist der spezifische Speicherkoeffizient und Sy der „specific yield“, ~ effektive Porosität www.ufz.de 15
Einfache Lösungen, Beispiel − − = 0 ℎ − ℎ0 ℎ = + ℎ0 Gespannter Aquifer ohne Neubildung und zeitliche Änderungen www.ufz.de 16
Einfache Lösungen, Beispiel − − = 0 D 2 2 ℎ = 0 = ℎ0 ℎ − ℎ0 ℎ2 = + ℎ02 + − ℎ = = ℎ Ungespannter Aquifer mit Grundwasserneubildung www.ufz.de 17
Einfache Lösungen, Beispiel Gespannter 2D Aquifer zwischen zwei Wasserscheiden (Toth Strömung) − − = 0 www.ufz.de 18
Einfache Lösungen Beispiele https://tinyurl.com/y289htxz www.ufz.de 19
Handkalkulationen im 21. Jahrhundert, wozu? Benchmarking von numerischen mathematischen Modellen Vermeidung unnötiger Komplexität (Transient, 3D, etc) Abschätzung Parametersensitivitäten und Unsicherheiten Schärfen der „Modellierintuition“ (Haitjema, 2006) Jurgens et al 2016; Vogel 1967 www.ufz.de 20
Faustregeln numerische Modellierung Finnemore and Hantzche (1983) Haitjema (1995) Erkenntnis für die Modellierung: Kalibrierung auf Wasserstände ergibt nur Aussagen über das Verhältnis Neubildung/Transmissivität Kalibrierung ist insensitive für hohe Transmissivitäten und im Umfeld von Randbedingungen Grundwasserhügel Viele Weitere “Faustregeln” sind ableitbar!!! www.ufz.de 21
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