溶質分子在半透膜之間的運動

A. 滲透中水和其他溶質分子通過半透膜這兩個過程有什麼關聯

滲透中，只有水分子可以通過半透膜，而其他溶質分子不能通過半透膜；
水分子從純水中或稀溶液中，向濃溶液中滲透。

B. 溶質運移基本方程

土壤及土壤水中含有溶質，它對於人類生活和生產活動都產生重要影響，不僅存在土壤鹽鹼化問題，而且還會發展成為更為廣泛和深遠的水土環境問題。土壤中的溶質運移十分復雜，一方面隨著水分運動而做對流運動，另一方面沿著自身濃度梯度的反方向而做擴散運動。通常認為土壤中的溶質運移主要是通過對流和水動力彌散兩種機理實現的。凍融過程中，由於冰以純凈相析出，所以凍融土壤中的溶質運移基本方程與非凍土相似，其作用機理仍為對流和水動力彌散。

1.溶質運移的對流和水動力彌散

（1）溶質的對流運移

對流是指在土壤水分運動過程中，同時攜帶著溶質運移。單位時間內通過土壤單位橫截面積的溶質質量稱為溶質通量，溶質的對流通量記為J_c。單位體積土壤水溶液中所含有的溶質質量，稱為溶質的濃度，記為c。溶質的對流通量J_c為溶質濃度c和土壤液態水通量q_l的乘積，即：

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

（2）溶質的分子擴散

溶質的水動力彌散包括溶質的分子擴散和溶質的機械彌散。溶質的分子擴散是由於分子的不規則熱運動即布朗運動引起的，其趨勢是溶質由濃度高處向濃度低處運移，以求最後達到濃度的均勻。當存在濃度梯度時，即使在靜止的自由水體中，分子的擴散作用同樣也會使溶質從較集中處擴散開來。自由水中溶質的分子擴散通量符合Fick第一定律，即

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

式中，為溶質在自由水體中的分子擴散通量；D₀ 為溶質在自由水體中的擴散系數；為溶質的濃度梯度。

在土壤中，溶質的分子擴散規律同樣符合Fick第一定律：

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

式中，J_d為溶質在土壤中的分子擴散通量；D_s為相應的擴散系數。

即使在飽和土壤中，分子擴散系數D_s也遠小於自由水體中的D₀值，原因是液相僅占土壤總容積的一部分。土壤處於非飽和狀態時，隨著土壤含水率的降低，液相所佔的容積愈來愈小，實際擴散的途徑愈來愈長，因此其分子擴散系數趨於減小。一般將溶質在土壤中的分子擴散系數僅表示為含水率的函數，而與溶質的濃度無關。常用的經驗公式為：

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

或

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

式中，α，a和b均為經驗系數。

根據文獻介紹（Olsen等，1968），土壤水吸力在（0.3～15）×10⁵Pa的變化范圍內，當b=10時，a值變化於0.001～0.005之間，土壤粘性愈大，a值愈小。

（3）溶質的機械彌散及水動力彌散

土壤中存在著大小不一、形狀各異而又互相連通的孔隙通道系統。若將土壤孔隙設想為均勻的圓形毛管，半徑為R_a，管軸線與勢梯度方向一致。此時，管內半徑為r的任一點的流速v（r）可表示為：

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

式中，μ為溶液的粘滯系數為水勢梯度。由上式還可導出管內的平均流速：

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

以上兩式即所謂的 Poiseuille方程。它表明平均流速和圓管的半徑R 的平方成正比，若孔隙半徑相差10倍，其平均流速則相差 100 倍。另外，管內流速分布也是不均勻的，管中心處的流速最大，管壁處流速為零。

由於土壤顆粒和孔隙在微觀尺度上的不均勻性，溶液在流動過程中，溶質不斷被分細後進入更為纖細的通道，每個細孔中流速的方向和大小都不一樣，正是這種原因使溶質在流動過程中逐漸分散並佔有越來越大的滲流區域范圍。溶質的這種運移現象稱為機械彌散。宏觀上土壤水分流動區域的滲透性不均一，也可促進或加劇機械彌散的作用。

由機械彌散引起的溶質通量J_h可寫成類似的表達式：

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

式中，D_h（v）為機械彌散系數，一般表示為滲流速度v的線性關系，即：

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

式中，a為經驗系數，與土壤質地和結構有關。

分子擴散和機械彌散的機理是不同的，但式（6.40）與式（6.45）的表達式相似，而且一般都同時存在，實際上難於區分。因此，將分子擴散與機械彌散綜合，稱為水動力彌散。水動力彌散所引起的溶質通量J_D可表示為：

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

式中，D_sh（v，θ）稱為水動力彌散系數，或綜合擴散-彌散系數。

當對流速度相當大時，機械彌散的作用會大大超過分子擴散作用，以致水動力彌散中只考慮機械彌散作用；反之，當土壤溶液靜止時，則機械彌散完全不起作用只剩下分子擴散了。

2.溶質運移的基本方程

在直角坐標系中，取與圖6-5相似的微單元體，x，y，z方向上的尺度分別為Δx，Δy，Δz。以液態水的溶質濃度c（g·L^-1）作為溶質運移方程的因變數。設x方向上溶質的彌散通量為q_cx，y方向和z方向上溶質彌散通量分別為q_cy和q_cz，凍土中冰的溶質含量近似為0，當液態水沿x、y、z三個方向分別以q_lx、q_ly、q_lz流進或流出單元體時，流體沿x、y、z三個方向所攜帶的溶質分別為（q_lx ρ_cc）ΔyΔz、（q_ly ρ_cc）ΔxΔz和（q_lz ρ_cc）ΔxΔy，其中ρ_c為水溶液的密度。土壤中的溶質通量是由分子對流和水動力彌散所造成的，因此在Δt時間內沿x、y、z三個方向進、出微單元體的溶質質量差總計為：

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

而微單元體內土壤的溶質含量變化率為：

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

假設土壤水溶液密度在計算過程中不發生變化，根據微單元體內質量守恆原理可得：

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

在凍融條件下，溶質通量除了受溶質濃度梯度的影響外，還受溫度梯度的影響。因此，凍融土壤溶質通量可表示為：

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

當土壤為各向同性時，上式中D_shx=D_shy=D_shz=D_sh，D_sTx=D_sTy=D_sTz=D_sT，它們分別為液態水中溶質在濃度梯度及溫度梯度作用下，沿x，y，z方向上的水動力彌散系數。將式（6.49）代入式（6.48）可得到考慮溫度梯度影響的溶質運移基本微分方程：

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

在適當的條件下，土壤內部由於化學、生物作用會生成某些溶質（如有機質的硝化作用所產生的硝酸鹽離子）。在有些條件下，同一剖面內某些溶質又可能從土壤中消失（如硝酸鹽被植物所吸收）。若要考慮上述種種情況，則需在基本方程（6.50）中加上源匯項S_c，即：

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

S_c為單位時間內單位體積土壤中所生成或消失的溶質的質量。為適用一般情況，設有n個可能的源及m個可能的匯，S_c為其總合，即：

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

在研究土壤的溶質運移時還應考慮一種可能性，即土壤液相之外溶質的動態變數。例如，當溶質的濃度超過了溶劑（水）的溶解度時，溶質便會沉澱在土壤中；反之，當濃度較低時，儲存於土壤中的溶質又會被溶解。土壤固相對土壤溶液中某些離子產生的吸附和解析作用亦屬此類。此種情況不同於源匯項，溶質既沒有產生，也沒有消失，所表現出的是單元體內部液相以外溶質儲存量的變化。若以σ_c表示單位體積土壤中液相以外溶質質量儲存量，則為其變化率。於是，包括對流-彌散、源匯和動態儲存的土壤中溶質運移基本方程可寫為

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

溶質的沉澱溶解、吸附解析和生成消失一般都和溶質的濃度及土壤含水率有關，顯然比較復雜，目前只有一些初步的模式。

綜上所述，土壤中的溶質運移問題非常復雜。即使是一維的對流-彌散型方程也難以解析求解，目前，一般絕大部分計算都採用數值方法求解。近年來，不少研究者利用前述方程或類似的方程描述在可控條件下實驗室土柱的溶質運動。田間實際條件下的驗證，還有待深入研究和完善。

3.凍融土壤中溶質運移與水分運移的關系

土壤中水分（水溶液）的運動及其引起的含水率分布的變化，對土壤中溶質運動的影響是明顯的。不僅土壤水分運動通量對溶質的對流有直接影響，而且由於土壤水分孔隙流速的差異，因而土壤水分運動通量q及其含水率θ對水動力彌散的作用也是顯著的。此外，溶質的源匯及動態儲存，一般也都和土壤的含水率有關。因此，溶質運移的研究必須在研究土壤中水分運動的基礎上進行。

問題的另一方面是溶質對土壤水分運動的反作用。土壤水分運動的驅動力是水勢梯度，而土壤水中因溶質存在便產生土水勢的分勢——溶質勢Ψ_s。溶質濃度為c的單位體積土壤水分的溶質勢Ψ_s=-（c/μ）RT_k，T_k為絕對溫度。單位重量土壤水分的溶質勢Ψ_s（cm）可寫為

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

式中，g為重力加速度；μ為溶質摩爾質量（g/mol），數值上等於溶質分子量；R為通用氣體常數。

當存在半透膜時，溶質勢的梯度會引起水分的流動。一般認為，土壤中的粘土層具有一定的半透膜作用。如果土壤基質的半透膜作用能夠部分阻止溶質通過，則由溶質勢梯度引起的土壤水分運動和由同樣大小的基質勢或重力勢梯度引起的水流運動是等價的。當只考慮一維垂直流動時，達西定律可寫為：

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

式中，f₀稱為滲透有效系數，也可稱為選擇系數。當f₀=1時，表示完全選擇，即水可通過而溶質不得通過，溶質勢梯度對水流運動是完全有效的；當f₀=0時，表示不加選擇，即水與溶質都能通過，溶質勢梯度對水流無影響。

溶質對土壤中水流運動的影響還表現在溶質的存在導致土壤滲透性的降低。比如，溶質濃度的變化會改變溶液的粘滯性。目前，關於溶質對飽和土壤導水率的影響有一些研究，但對非飽和土壤導水率的影響則研究甚少。

嚴格地講，田間土壤水分運動和溶質運移是互相聯系、互相影響的，溶質運移的計算需聯立求解水分遷移、溶質運移兩個微分方程和聯系方程。當只考慮溶質運移，不考慮溫度對溶質和水分運移以及溶質勢梯度對水流的影響時，非飽和凍融土壤介質中溶質運移模型為：

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

上式也可用於非凍結土壤的溶質運移，此時θi=0。

4.非飽和凍融土壤水熱鹽運移耦合模型

綜合起來，當不考慮土壤特性的各向異性時，非飽和凍結土壤的水熱鹽運動耦合模型由水、熱、溶質運移基本方程聯立組成：

水分在季節性非飽和凍融土壤中的運動

利用上述模型即可求解凍融過程中土壤水分、溫度和鹽分的時空變化問題。模型中所涉及的土壤參數如土壤比熱容C_s，熱導率λ，非飽和導水率K，溫差作用下的水擴散率D_T，水擴散率D和在濃度梯度及在溫度梯度作用下的鹽分水動力彌散系數D_sh及D_sT等可通過對給定土壤進行實驗測定或按經驗公式計算確定。

C. 滲透壓是指溶質分子通過半透膜的一種吸水理論其大小取決於

書上表述有誤,並不嚴謹.血漿滲透壓主要是晶體滲透壓,而血漿膠體滲透壓的主回要成分是血漿白答蛋白.
血漿滲透壓分為晶體滲透壓和膠體滲透壓兩部分,
晶體滲透壓——維持細胞內外水平衡
膠體滲透壓——維持血管內外水平衡

D. 溶質分子透過半透膜叫不叫滲透作用

根據滲透作用發生的條件：：①半透膜；②半透膜兩側有濃度差．選項ABC都屬於滲透作用，細胞壁是全透性的，水通過細胞壁不屬於滲透，D正確．
故選：D．

E. 關於半透膜滲透壓

半透膜是選擇透過性膜，根據分子運動論，只有水分子能透過半透膜，而葡萄糖是單糖，蔗糖我沒記錯的話是多糖，而葡萄糖是百分制10的溶質，那麼電性來說就是蔗糖的高，所以最後蔗糖的上升，葡萄糖頁液面下降

F. 滲透作用的根本原因使溶質分子對水的吸引力嗎

是的。
滲透壓產生的根本原因是溶質分子「束縛」了水分子的運動

G. 透壓指的是溶質分子通過半透膜的一種吸水力量，其大小取決於溶質顆粒數目的多少，而與溶質的分子量、半徑

書上表述有誤，並不嚴謹。血漿滲透壓主要是晶體滲透壓，而血漿膠體滲透壓的主要成分是血漿白蛋白。
血漿滲透壓分為晶體滲透壓和膠體滲透壓兩部分，
晶體滲透壓——維持細胞內外水平衡
膠體滲透壓——維持血管內外水平衡

H. 「水分子從水勢高的系統通過半透膜向水勢低的系統移動的現象，就稱為滲透作用(osmosis)。」中「

首先，分子在絕對零度之上都存在熱運動，其具有擴散均一性，即溶質在溶內劑中各處濃度相容同，半透膜能允許溶劑分子通過，不允許溶質分子通過，而兩側液體溶質濃度有不同，就形成了勢能，即溶質的濃度差提供的擴散勢能，即所謂的水勢。總體感覺樓主上面引用這段話的作者物理課是體育老師教的。

I. 關於滲透作用分子運動的原理 滲透作用中溶質無法通過 假設溶劑為水 有些解釋是說 高濃度溶液的溶質吸

溶質分子是大分子，水分子較小，半透膜就是篩子，當你想水分子做布朗運動過程受溶質的分子作用力吸引，從細微的角度簡單來說，低濃度的水自由運動到高濃度的地盤，被溶質留住，這種情況其實兩邊都有，但是高濃度留住水的概率高於低濃度，所以留的誰就多了

J. 為什麼滲透作用必須通過半透膜而擴散作用則非必須

所謂擴散作用，抄就是從高濃度向低濃度運動的過程，應該是一種分子運動；我們舉一個例子，我們拿一個盛有硫化氫的瓶子，在講台上打開，首先，講桌周圍的同學先聞到『臭雞蛋』味道，後面的同學也逐漸的聞到『臭雞蛋』的味道，這一個過程就是一個擴散的過程。滲透作用是指兩種不同濃度的溶液（溶質分子不能通過半透膜），通過半透膜的擴散，中間的半透膜要對溶質分子有隔離作用的，這和細胞膜的功能相似，我們可以把細胞看做一個滲透系統。不知道這樣說你是否明白，祝你進步。