在Thornthwaite & Mather)(1954)土壤水分平衡的方法土壤水分的输出是对整个土壤剖面生成的,我。无论我们采取什么深度e模型如:从表面到60厘米或从表面到100厘米
基本方法是,对于任何时间尺度,
- 如果降水超过潜在蒸散,net/balance水分添加到先前/初始水分之前的时间步(天/月等)。
- 如果潜在蒸散超过沉淀或没有降水,土壤水分为当前时间步就会减少从土壤湿度指数可用在前面的时间步后,在流程图中提到的经验方程。
生成的输出模型遵循趋势相应的降水、径流和外星人发生在随后的时期。
但有什么办法可以分发这个输出到不同的层,
说,我们运行模型100厘米土壤剖面(表面100厘米土壤深度),并得到了输出值在每一天/月。我们怎样才能将它分发给不同的层从0-15说,15 - 30,30 - 60,60 - 100厘米。
我所做的就是,我的第一层(0-15cm),然后发送剩余水分层底部,然后饱和第2层(15-30cm)和下层再次发送剩余水分,等等....
但结果在逻辑上是不正确的,顶部层始终保持饱和和底部层一直保持干燥。
然而最高层次的土壤水分消耗应该首先,随着evapotranspirational最高层次的损失会更比层,底部和水分在底部层应该更加稳定。
另一件事是,Thornthwaite土壤水分平衡模型使用可用的水容量我在它的方程。e之间的水在土壤田间持水量和永久萎蔫点,但饱和限制的土壤之上田间持水量所以饱和层使用饱和限制尽管田间持水量似乎也不理想。
那么这从Thornthwaite & Mather)生成的土壤水分(1954)土壤水分平衡模型可以分成不同的层。建议将高度赞赏。
