ванию водного баданса почвы состонт в том, что влагосод‹
нне каждого слоя почвы рассматривается как отдельная п
симая переменная состояния, а потоки воды, входяшие в ка:
слой и выходящие из него, описываются раздельно. Скорость
тока зависит 
от действующей на воду движущей силы, котор
равна сумме градиента потенциала, с которым вода удержива
почвой, и силы гравитации. Кроме того, скорость потока зависй
от гидравлической проводимости почвы. Если бы движущая @
была пропорцнональна влажности почвы, а проводимость б
в
;
конет"!
ё 
о
5 
!
оЕ 
‹
* 
о"
5 
о2
2 
от
—. — 
Рик. 6% Связь Нотенциала почеенной ва
! 
#° 
вираженого в рЕ @. — 
потоншлы
Толоной мнга в октовскало) й о
о 
@а 
ааВаа почь в Сазеле, 2
ностоянной, то получнлась 
бы очень простая имитационная мо®
дель. К сожалению, потенциал почвенной влаги нелннейно связан)
© влажностью почвы, а гидравлическая проводнмость также очены
сильно зависит о влажности, как показано на рнс. 0. Так как
в действительности существует непрерывный граднент влажности
в профиле почвы, копцепция слонстой почвы вынуждает нас усред:
нять влажность, потенциалы и проводимости. Не вникая в де-
тали, 
уже из перечнсленного выше становится ясно, что вряд лй
можно отнести. моделнрование водного баданса почвы к разряду
тривнальных задач. К построенню такой модели можно подойти
с двух сторон. Первый подход, рассматриваемый в настоящем ®
разделе, заключается в том, чтобы попытаться переопределить,
взяв за основу класснческую физнку поча, концепции 
п пара”
мегры, необходнмые для приближенного описания водного ба-
ланса © помощью упомянутой выше простой моделн. Это направ-
ленпе можно назвать параметрическим моделированием. Второй
метод, который может быть назван 
детерминированным. моделиро-
ваннем, 
состонт в строгом, по Возможности, следовании класси-
ческому физическому подходу при разработке соответствующей
имнтационной программы. Такому подходу уделено особое вицма-
ние в разделе 43
1
в 423 описывается соответствующая параметрическому.под-
программа_имитации 
водного баланса почвы для моделей
32р СКОР н 5АНЕ!. СКАЗ5 NoРК. Приводимые там примеры!
А осятся к таким полузасушаноым районам как Западный Са
оь Однако сначала (в 4.2) рассмотрим ‘связь между пара-
З рическим и детерминированным. моделированием,
4.2.2. Детерминированное моделирование движения воды в почве
Математически движение воды в почве во времени и прост-
ранстве можно описать © помощью нелинейного днфференциаль-
Вого уравнения в частных производных. Это общее уравнение дви-
Жения основано на двух фундаментальных принципах (законах)
Физнки почв, Для одномерного движения это эмпирический закон
Жара, 
Эранения 90 и (55) а такке уравненне неразрыв-
лости (56)
а= -К
где д— поток воды в почве, м%-м-?-с-\; К (#)— гидравл
проводимость как функция давления (напора) почвенной воды,
мее 
— вертикальная координата, отсчнтываемая от поверхно-
Сти почвы, м. (направление вверх принято подожнтельным); Н —
гидравлический напор, определяемый как сумма Высоты напора
почвенной воды й и гравнтационного напора 2, М.
`Следовательно, 
уравнение 
(54) также 
Можно 
представнть
в форме:
—к®(2+1), 
65)
(66)
где @— объемная_влажность, м- м“%; /— время, с; $ — объем
воды, поглощаемый корнями в единице общего объема почвы за
единйцу времени, м: 
мг 3-е-й.
'Уравненне (56) просто констатнрует, что в единичном объеме
почвы скорость 
изменения влажности почвы во времени равна
потоку, выходящему из этого объема через его границы, плюс
потоку” воды, покидающей рассматриваемый объем через нахо-
дящнеся в нем корин. На рис. 51 схематически изображены закон
Дарси и принцнп неразрывности.
"Для моделирования водного баланса почвы её условно разде-
ляют обычно на 3—10 горизонтальных слоев. С. помощью ура!
нения (58) Можно рассчитать скорость потока воды между цен-
трами двух соседних однородных слоев почвы в Зависимости от
значения ‘переменных состояния. После того как рассчитаны все.
скорости потоков, корректируются переменные состояния для каж-
зого слоя 
(путем 
интегрирования 
по времени в СООТВтсТВНИ
13 Зана No 3е 
198