IDENTIFICATION DES PARAMÈTRES DU TRANSPORT
1. INTRODUCTION. 1. 2. MISE EN EQUATION DES TRANSFERTS EN ECOULEMENT RADIAL. 3. PHYSIQUE VES TRANSFERTS. 3. EQUATION GENERALE. 3. PARAMETRES INTRINSEQUES.
La biodiversité mise en équations… ou presque
La biodiversité mise en équations… ou presque – 69. Sylvie Méléard professeur à l'École polytechnique. Prédire l'évolution d'une population animale sur une
Équations di érentielles linéaires du 1er et du 2nd ordre à coe cients
Mise en équation du mouvement d'un projectile de masse m celui-ci étant On dit que uH (dépendant du paramètre ?) est la solution générale de (E0).
Identification de paramètres: une application à léquation de Richards
où ?J est le gradient de J par rapport à U. La détermination de ?J permet de mettre en œuvre des méthodes d'optimisation locales de type descente. Soit u ? P
REPRÉSENTATIONS PARAMÉTRIQUES ET ÉQUATIONS
ET ÉQUATIONS CARTÉSIENNES. Le cours en vidéo : https://youtu.be/naOM6YG6DJc. I. Représentation paramétrique d'une droite. Propriété : L'espace est muni d'un
1 Oscillateur harmonique
8 sept. 2013 élémentaire d'oscillateur harmonique: le système masse-ressort horizontal non amorti la mise en équation du mouvement de la masse et la ...
Diapositive 1
Sabine-presentation.pdf
RÉSOLUTION DÉQUATIONS À LAIDE DEXCEL
2 3 4 c'est-à-dire de résoudre l'équation 2 3 4 0. Vous formule. En insérant des valeurs dans la cellule B1
Mécanique des fluides et transferts
Il peut s'agir de paramètres constants de fonctions ou de variables. Il est important de toutes les recenser. 2. écrire l'équation aux dimensions de chaque
01 Cinematique loi entree sortie
mécanisme qui fait que la mise en mouvement de cette liaison va entraîner celles 3 équations scalaires comportant les paramètres d'E/S.
Volume 1 - 2002, pages 127 à 157 - ARIMA
Identification de paramètres
une application à l'équation de Richards Pierre Ngnepieba* - François Xavier Le Dimet* - Alexis Boukong** - Gabriel Nguetseng***Université Joseph Fourier
Projet IDOPT, LMC-IMAG (UJF) BP 53, 38041 Grenoble Cedex 9, France {Pierre.Ngnepieba, François-Xavier.Ledimet}@imag.fr ** Université de Dschang, Faculté d'Agronomie et de Sciences AgricolesBP 222 Dschang, Cameroun
*** Université de Yaoundé 1, Faculté des Sciences - BP 812 Yaoundé, Cameroun gnguets@uycdc.uninet.cmRÉSUMÉ. La modélisation inverse
est devenue une approche fréquemment utilisée pour l'estima-tion des paramètres en hydrogéologie. Fondamentalement cette technique est basée sur les mé-
thodes de contrôle optimal qui nécessitent des observations et un modèle pour le calcul des déri-
vées du premier ordre. Le modèle adjoint du modèle de Richards est construit pour obtenir le gra-
dient de la fonction coût par rapport aux paramètres de contrôle. Les paramètres hydrodynamiques
sont pris comme paramètres de contrôle; leurs valeurs optimales sont trouvées en minimisant la
fonction coût ceci en utilisant un algorithme de minimisation de type descente quasi-Newton. Cette
approche est utilisée pour l'identification des paramètres hydrodynamiques sur un modèle d'écou- lement souterrain en zone non saturée, ainsi que les études de sensibilité du modèle. ABSTRACT. Inverse modeling has become a standard technique for estimating hydrogeologic parameters. These parameters are usually inferred by minimizing the sum of the squared differen- ces between the observed system state and the one calculed by a mathematical model. Since some hydrodynamics parameters in Richards model cannot be measured, they have to be tuned with respect to the observation and the output of the model. Optimal parameters are found by minimizing cost function and the unconstrained minimization algorithm of the quasi-Newton limited memory type is used. The inverse model allows computation of optimal scale parameters and model sensi- tivity.MOTS-CLÉS
: modèle adjoint, fonction coût, infiltration cumulée, infiltration cumulée observée, identification, contrôle optimal. KEYWORDS: adjoint model, cost fonction, cumulative infiltration, observed cumulative infiltration, identification, optimal control.128ARIMA-Volume1-2002
1.Introduction
saturée.2.Méthodologie
quenousconsidérerons. ARIMAIdenticationdeparamètres129
d'espace @t=@q@z;(1)DARCY,1856):
q=K()@H @z;(2) oùHestlachargehydraulique. @t=@@zK()@h@z1
;(3)D()=K()@h
@;(4) @t=@@zD()@@zK()
:(5) ARIMA130ARIMA-Volume1-2002
(Richardsen1931)C(h)=@
@h;(6) etl'équation(3)prendlaformede:C(h)@h
@t=@@zK(h)@h@z1
:(7)C(h)=8
s(2n) hg hhg n1 1+hhg n2 n2 ;sih<0:C(h)=0;sih0(cassaturé):(8)
K(h)=8
:K s 1+h hg nm(2 n1) ;sih<0:K(h)=Ks;sih0(cassaturé):(9)
-slateneureneauàsaturationnaturelle, f(x)=s 1+x hg n2 n1K()=Ks
s m :@@t=@@zD()@@zK()
(0;z)=ini(z) (t;0)=surf(t) (t;Z)=fond(t)(10) ARIMAIdenticationdeparamètres131
soituneéquationenh: 8 :C(h)@h @t=@@zK(h)@h@z1
h(0;z)=hini(z) h(t;0)=hsurf(t) h(t;Z)=hfond(t)(11) ci-dessoussontconnus: K s;s;hg;metn(12) structuralesdusol. (t;z)2[0;T] silinéairesdeformeplusgénérale.2.1.1.Inltration
estdéniepar: I cal(t)=Z Z 0 q(t;z)dz;(13) ARIMA132ARIMA-Volume1-2002
q(t;z)étantletauxd'inltration. cumuléeestdéniepar: I cal(t)=Z Z 0 ((t;z)ini)dz(14) temps (secondes)0.02.04.06.08.010.012.014.016.018.020.022.0 infiltration cumulee (cm) infiltration cumulee Experimentale d'eauenfonctiondutemps(14). naturellementseposerlaquestion: ARIMAIdenticationdeparamètres133
J(U)=4t
2M X j=0(Ical(tj)Iobs(tj))2(15) 1 2Z T 0" ZZ 0 ((t;z)ini)dzIobs(t)# 2 :(ttj)dt; UKs;s;h
g;m;n(16) telqueJ(U)=InfU2PJ(U)(17)
2.1.3.Principe
équationdelaformesuivante:
dX dt=F(X;U);X2IRn;X(0)=X0(18)
ARIMA134ARIMA-Volume1-2002
nie. unique. X obsdeOpar:J(U)=1
2Z T 0 jjC:X(U)Xobsjj2Odt(19)
(trouverU2Ptelque:J(U)=InfU2PJ(U)(20)
semi-continueinférieurementetsi: lim jjvjj!+1J(v)!+1 rJ(U)=0 oùrJestlegradientdeJparrapportàU. detypedescente. 8 :d bX dt=@F@X bX+@F@U :u; bX(0)=0(21)
ARIMAIdenticationdeparamètres135
où @F @X et@F@UàXetparrapportàU.
bJ(U;u)=Z
T 0DC:X(U)Xobs;C:bXE
dt: (22) Z T 0* dbX dt;P+ dt=Z T 0@F@X bX;P dt+Z T 0@F@U u;P dt D bX(T);P(T)EDbX(0);P(0)E
Z T 0 dP dt;bX dt= Z T 0* @F @X T P;bX+ dt+Z T 0* @F@U T P;u+ dt etenvertudelaconditioninitialede(21): D bX(T);P(T)E Z T 0 dP dt;bX dt= Z T 0* @F @X T P;bX+ dt+Z T 0* @F@U T P;u+ dt 8 :dP dt+@F@X T :P=CT:(C:XXobs);P(T)=0(23)
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