SciFEA饱和—非饱和土壤水分运动计算
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1.4 计算参数
(3)
考虑从地表到地下120cm处的土壤,初始条件为一分段分布的土壤水浓度函 数,具体表达式如下: 0.15 z /1200 ( z, 0) 0.2
(4)
在地表进行灌溉时,地表含水率保持为0.38, 地表一下120cm处仍然保持0.2
5 35.8 的含水率。导水率 K ( ) 3.24 10 e (单位cm/min);扩散率特征曲线为如下
的分布形式:
4.42 101 e25.3 0.35 D ( ) 0.8 0.35 0.38 1885e (单位cm2/min)
(5)
计算t=120min和t=540min时土壤水浓度。
பைடு நூலகம்
2 求解过程
3 计算结果
某观测点水浓度随时间的变化
垂直截面水浓度随时间的变化
SciFEA 饱和¡ 非饱和土壤水分运动计算
计算机是现代科学技术的重要支柱,它不仅能带来巨大的经济效益,而且能 带来深远的社会效益, 对科学技术的发展起着巨大的推动作用。 其在农业领域求 解难于得到严格解析解的非线性偏微分方程的广泛应用成为现代化中计算问题 的重要标志。 国内外计算机已在农业科学实验、 农业政策制定、 资源普查与监测、 植物和环境保护、 土地规划及合理利用、 农业信息处理与预测、 自动化温室控制、 农业气候与作物种植、 土壤墒情监测与农田灌溉、 农业机械化检测以及农药化肥 生产控制等领域广泛使用。 以节水灌溉为目标的现代灌溉管理需要科学地进行用 水管理和定量描述并预测灌溉¡ 蒸发条件下的土壤水分在土壤耕作层内的运动 规律。土壤水分运动同时也是制约土壤溶质迁移的主要因素,对于干旱、半干旱 的次生盐碱化威胁较严重的地区,这是至关重要的。因此,对于土壤水分的模拟 研究不仅有助于现代节水灌溉管理,而且是土壤溶质迁移规律研究的基础。 随着科学的进步与发展,土壤水分运动的研究已由定性描述的形态学观点逐 步发展成为定量研究阶段。 土壤水分运动基本方程是一个非线性偏微分方程, 在 许多定解条件下,很难求得解析解。近年来.国内外许多学者都对求解非饱和土 壤水分运动方程的数值方法进行了研究。
参考文献
[1] 丁雪华、史海滨,两种土壤水分动态预测数值方法的应用, 《内蒙古农业大学学报:自 然科学版》2000 年第 2 期。
( Z , 0) 0 (Z ), 0 Z H
其中, H 是下边界深度, H 。
(2)
1.3 边界条件 假设地表处于湿润状态下的入渗,且地表处基质势维持不变时;或在蒸发条 件下,地表处于风干状态时,均可将地表处土壤水势作为已知水势处理。
( Z , t ) 0 ( Z , t ), Z 1
1 问题描述
1.1 土壤水分运动基本方程 以土壤水势为因变量的一维饱和¡ 非饱和等温、均质、各向同性土壤水分运 动基本方程(Richards,1931)如下:
C ( )
K ( ) ( Z ) t z z
(1)
其中: 是土壤水势(cm);C ( ) 是容水度;K ( ) 是非饱和导水率(cm/min); t 是时间(min)。 Z是垂向坐标(cm), 向下为正; 并假设 和 K 均为土壤含水率 的 单值函数。 1.2 初始条件
(3)
考虑从地表到地下120cm处的土壤,初始条件为一分段分布的土壤水浓度函 数,具体表达式如下: 0.15 z /1200 ( z, 0) 0.2
(4)
在地表进行灌溉时,地表含水率保持为0.38, 地表一下120cm处仍然保持0.2
5 35.8 的含水率。导水率 K ( ) 3.24 10 e (单位cm/min);扩散率特征曲线为如下
的分布形式:
4.42 101 e25.3 0.35 D ( ) 0.8 0.35 0.38 1885e (单位cm2/min)
(5)
计算t=120min和t=540min时土壤水浓度。
பைடு நூலகம்
2 求解过程
3 计算结果
某观测点水浓度随时间的变化
垂直截面水浓度随时间的变化
SciFEA 饱和¡ 非饱和土壤水分运动计算
计算机是现代科学技术的重要支柱,它不仅能带来巨大的经济效益,而且能 带来深远的社会效益, 对科学技术的发展起着巨大的推动作用。 其在农业领域求 解难于得到严格解析解的非线性偏微分方程的广泛应用成为现代化中计算问题 的重要标志。 国内外计算机已在农业科学实验、 农业政策制定、 资源普查与监测、 植物和环境保护、 土地规划及合理利用、 农业信息处理与预测、 自动化温室控制、 农业气候与作物种植、 土壤墒情监测与农田灌溉、 农业机械化检测以及农药化肥 生产控制等领域广泛使用。 以节水灌溉为目标的现代灌溉管理需要科学地进行用 水管理和定量描述并预测灌溉¡ 蒸发条件下的土壤水分在土壤耕作层内的运动 规律。土壤水分运动同时也是制约土壤溶质迁移的主要因素,对于干旱、半干旱 的次生盐碱化威胁较严重的地区,这是至关重要的。因此,对于土壤水分的模拟 研究不仅有助于现代节水灌溉管理,而且是土壤溶质迁移规律研究的基础。 随着科学的进步与发展,土壤水分运动的研究已由定性描述的形态学观点逐 步发展成为定量研究阶段。 土壤水分运动基本方程是一个非线性偏微分方程, 在 许多定解条件下,很难求得解析解。近年来.国内外许多学者都对求解非饱和土 壤水分运动方程的数值方法进行了研究。
参考文献
[1] 丁雪华、史海滨,两种土壤水分动态预测数值方法的应用, 《内蒙古农业大学学报:自 然科学版》2000 年第 2 期。
( Z , 0) 0 (Z ), 0 Z H
其中, H 是下边界深度, H 。
(2)
1.3 边界条件 假设地表处于湿润状态下的入渗,且地表处基质势维持不变时;或在蒸发条 件下,地表处于风干状态时,均可将地表处土壤水势作为已知水势处理。
( Z , t ) 0 ( Z , t ), Z 1
1 问题描述
1.1 土壤水分运动基本方程 以土壤水势为因变量的一维饱和¡ 非饱和等温、均质、各向同性土壤水分运 动基本方程(Richards,1931)如下:
C ( )
K ( ) ( Z ) t z z
(1)
其中: 是土壤水势(cm);C ( ) 是容水度;K ( ) 是非饱和导水率(cm/min); t 是时间(min)。 Z是垂向坐标(cm), 向下为正; 并假设 和 K 均为土壤含水率 的 单值函数。 1.2 初始条件