『壹』 土壤的主要成分是什麼
土壤的功能：為陸生植物提供營養源和水分，是植物生長、進行光合作用，進行能量交換的主要場所。土壤是一種重要的環境要素。
土壤環境問題主要有：土壤侵蝕、水土流失、土地沙漠化、土壤鹽漬化、土壤貧化，和土壤污染等。
一、土壤的組成
土壤由固相（礦物質、有機質）、液相（土壤水分或溶液）和氣相（土壤空氣）等三相物質四種成分有機地組成。
按容積計，在較理想的土壤中礦物質約佔38—45%，有機質約佔5—12%，孔隙約佔50%。按重量計，礦物質占固相部分的90—95%以上，有機質約佔1—10%。
二、土壤的物理化學性質
一土壤的物理性質
土壤的物理性質包括土壤的顆粒組成、排列方式、結構、孔隙度以及由此決定的土壤的密度、容重、粘結性、透水性、透氣性等。
二土壤膠體及土壤吸附交換性
土壤膠體是指土壤中顆粒直徑小於2mm或小於1 mm，具有膠體性質的微粒。一般土壤中的粘土礦物和腐殖質都具有膠體性質。直徑小於2mm的膠粒帶有大量的負電荷。
1、土壤膠體的類型
2、土壤膠體的性質：
⑴、巨大的表面積和表面能；
⑵、電荷性質：以負電荷為主；
⑶、分散性和凝聚性：
溶膠（←分散作用）（凝聚作用→）凝膠
3、土壤的吸附作用
土壤的吸附作用 ：生物吸附 ——吸收 機械吸附——過濾 物理吸附——分子吸附 化學吸附——生成沉澱物 物理化學吸附——離子交換
離子交換作用： 陽離子交換 陰離子交換
陽離子交換是指土壤膠體吸附的陽離子與土壤溶液中的陽離子進行交換，陽離子由溶液進入膠核的過程稱為交換吸附，被置換的離子進入溶液的過程稱解吸作用。
各種陽離子的交換能力與離子價態、半徑有關。一般價數越大，交換能力越大；水合半徑越小，交換能力越大。一些陽離子的交換能力排序如下：
Fe3+＞Al3+＞H+＞Ca2+＞Mg2+＞K+＞NH+＞Na+
在土壤吸附交換的陽離子的總和稱為陽離子交換總量，其中K+、Na+、Ca2+、Mg2+、NH+稱之為鹽基性離子。在吸附的全部陽離子中，鹽基性離子所佔的百分數稱為鹽基飽和度：
交換鹽基離子總量（mol/100g）
鹽基飽和度=——————————————— ×100
陽離子交換總量（mol）
當土壤膠體吸附的陽離子全是鹽基離子時呈鹽基飽和狀態，稱為鹽基飽和的土壤。正常土壤的鹽基飽和度一般在70—90%。鹽基飽和度大的土壤，一般呈中性或鹼性，鹽基離子以Ca2+離子為主時，土壤呈中性或微鹼性；以 Na+為主時，呈較強鹼性；鹽基飽和度小則呈酸性。
陰離子交換：由於在酸性土壤中有帶正電的膠體，因而能進行陰離子交換吸附。陰離子吸附交換能力的強弱可以分成：①易被土壤吸收同時產生化學固定作用的陰離子：H2PO4-、HPO42-、PO43-、SiO32-及其某些有機酸陰離子；②難被土壤吸收的陰離子：Cl-、NO3-、NO2-；③介於上面兩類之間的陰離子：SO42-、CO32-及某些有機陰離子。陰離子被土壤吸附的順序為：
C2O42-＞C6O7H53-＞ PO43- ＞ SO42 -＞ Cl- ＞ NO3-
（三）土壤的酸鹼性和氧化-還原
1、土壤的酸鹼度
土壤的酸鹼度取決於土壤溶液中的H+ 和OH-的含量。土壤中的H+主要是二氧化碳溶於水形成的碳酸、有機物分解產生的有機酸以及某些少數無機酸、Al3+水解產生的。土壤中的OH-主要來自碳酸鈉、碳酸氫鈉、碳酸鈣以及膠粒表面交換性Na+水解產生的。
（2）土壤的鹼度
土壤鹼性主要來自土壤Na2CO3、NaHCO3、CaCO3以及膠體上交換性Na+，它們水解顯鹼性。
土壤膠體+Na+�0�4土壤膠體+H+ + NaOH
土壤的鹼度也用pH表示，含Na2CO3 、Na2HCO3 、的土壤的pH值一般大於8.5。含CaCO3的石灰性土壤Ph值約在7.0—8.5之間。
強鹼性土壤（Ph8.5—10）除含有易溶性鹽類外，主要與膠粒吸附的交換性Na+有關。通常把交換性Na+占交換量的百分數稱為鹼化度 。
2、土壤的氧化-還原反應
『貳』 離子交替吸附作用
離子交替吸附作用主要發生在具有固定電荷的固體礦物表面，無論是陽離子還是陰離子，均可發生交替吸附作用，但目前研究得較多的是陽離子交替吸附作用。離子交替吸附作用的一個重要特點就是，伴隨著一定量的一種離子的吸附，必然有等當量的另一種同號離子的解吸（圖2-5-4）。離子交替吸附作用之所以具有這樣的特點，主要是由於吸附劑通常都具有一定的離子交換容量，因此這里首先對離子交換容量予以討論。
圖2-5-3 有機質表面的負電荷
圖2-5-4 陽離子交替吸附作用圖解
2.5.2.1 離子交換容量
離子交換容量包括陽離子交換容量（CEC—Cation Exchange Capacity）和陰離子交換容量（AEC—Anion Exchange Capacity），我們主要討論陽離子交換容量，它被定義為每100 g干吸附劑可吸附陽離子的毫克當量數。例如，在蒙脫石的結晶格架中，鋁八面體中的三價鋁可被二價鎂所置換，根據測定，每摩爾蒙脫石中鎂的含量為0.67 mol，即蒙脫石的分子式為：Si8Al3.33Mg0.67O20（OH）4。已知蒙脫石的分子量是734 g，因此這種蒙脫石的陽離子交換容量為：
水文地球化學
在實際中，通常都是通過實驗來測定吸附劑的陽離子交換容量。尤其是對於野外所採取的土樣或岩樣，由於其中含有多種吸附劑，實驗測定往往是唯一可行的方法。陽離子交換容量的實驗測定在多數情況下都是用pH為7的醋酸銨溶液與一定量固體樣品混合，使其全部吸附格位被所飽和，然後用其他溶液（例如NaCl溶液）把被吸附的全部交換出來，達到交換平衡後，測定溶液中Na+的減少量，據此便可計算樣品的陽離子交換容量。表252列出了一些粘土礦物及土壤的陽離子交換容量，由表可見，與土壤相比，礦物的陽離子交換容量有更大的變化范圍。
鬆散沉積物的陽離子交換容量受到了多種因素的影響，主要有：
（1）沉積物中吸附劑的種類與數量。例如，我國北方土壤中的粘土礦物以蒙脫石和伊利石為主，因此其CEC值較大，一般在20 meq/100 g以上，高者達50 meq/100 g以上；而南方的紅壤，由於其有機膠體含量少，同時所含的粘土礦物多為高嶺石及鐵、鋁的氫氧化物，故CEC較小，一般小於20 meq/100 g。
表2-5-2 一些粘土礦物及土壤的陽離子交換容量
（2）沉積物顆粒的大小。一般來說，沉積物的顆粒越小，其比表面積越大，CEC值越高。例如，根據一河流沉積物的粒徑及其CEC的實測結果，隨著沉積物的粒徑為從4.4μm增至1000μm，其CEC從14～65 meq/100 g變到4～20 meq/100 g，最終減小到0.3～13 meq/100 g。
（3）水溶液的pH值。一般來說，隨著水溶液pH值的增加，土壤表面的可變負電荷量增多，其CEC相應增加；相反，隨著水溶液pH值的減小，土壤表面的可變負電荷量不斷減少，其CEC也隨之減小。
2.5.2.2 陽離子交換反應及平衡
陽離子交換反應的一般形式可寫為：
水文地球化學
式中：Am+、Bn+表示水溶液中的A、B離子；AX、BX表示吸附在固體表面的A、B離子。上述反應的平衡常數可寫為：
水文地球化學
式中：a標記溶液中組分的活度；{}表示表示吸附在固體表面上的離子的活度。對於水溶液中的離子，其活度可使用表2-1-1中的公式進行計算；但對於吸附在固體表面上的離子，其活度的計算至今還沒有滿意的方法。目前主要採用兩種替代的方法來處理這一問題，一種是Vanselow慣例，另一種是Gaines-Thomas慣例。Vanselow慣例是由Vanselow於1932年提出的，他建議使用摩爾分數來代替式（2-5-7）中的{AX}和{BX}。若固體表面僅吸附了A離子和B離子，在一定重量（100 g）的吸附劑表面A、B的含量（mmol）依次為qA和qB，則吸附劑表面A、B的摩爾分數分別為：
水文地球化學
顯然，xA+xB=1。這樣式（2-5-7）可改寫為：
水文地球化學
Gaines-Thomas慣例是由Gaines和Thomas於1953年提出的，他們建議採用當量百分數來代替式（2-5-7）中的{AX}和{BX}。若用yA和yB分別表示吸附劑表面A、B的當量百分數，則有：
水文地球化學
同樣，yA+yB=1，這樣式（2-5-7）變為：
水文地球化學
目前，這兩種慣例都還在被有關的研究者所使用，各有優點，互為補充。事實上，離子交換反應的平衡常數並不是一個常數，它往往隨著水溶液的成分、pH值及固體表面成分的變化而變化，因此許多研究者認為將其稱為交換系數（Exchange Coefficient）或選擇系數（Selectivity Coefficient）更合適一些（Appelo，1994；Deutsch，1997；Benefield，1982；Kehew，2001）。
若已知兩種不同離子與同一種離子在某種吸附劑中發生交換反應的交換系數，則可計算出這兩種離子發生交換反應的交換系數。例如，若在某種吸附劑中下述反應：
水文地球化學
交換系數分別為KCa-Na和KK-Na，則在該吸附劑中反應：
水文地球化學
的交換系數為：
水文地球化學
這是因為（以Vanselow慣例為例）：
水文地球化學
故有：
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表2-5-3列出了不同離子與Na+發生交換反應的交換系數（Vanselow慣例），據此便可按照上述的方法求得這些離子之間發生交換反應時的交換系數。
需要說明的是，在表2-5-3中，I離子與Na+之間交換反應的反應式為：
水文地球化學
表2-5-3 不同離子與Na+發生交換反應時的交換系數
其交換系數的定義式如下：
水文地球化學
【例】在某地下水系統中，有一段含有大量粘土礦物、因此具有明顯陽離子交換能力的地段，假定：
（1）該地段含水層的陽離子交換容量為100 meq/100 g，含水層中的交換性陽離子只有Ca2+和Mg2+，初始狀態下含水層顆粒中Ca2+、Mg2+的含量相等；
（2）在進入該地段之前，地下水中的Ca2+、Mg2+濃度相等，均為10-3 mol/L；
（3）含水層的孔隙度為n=0.33，固體顆粒的密度為ρ=2.65 g/cm3；
（4）含水層中發生的陽離子交換反應為：
水文地球化學
不考慮活度系數的影響，其平衡常數（Vanselow慣例）為：
水文地球化學
試使用陽離子交換平衡關系計算，當地下水通過該地段並達到新的交換平衡後，水溶液中及含水層顆粒表面Ca2+、Mg2+濃度的變化。
【解】：設達到新的交換平衡後，含水層顆粒中Ca2+的摩爾分數為y、水溶液中Ca2+的濃度為x（mmol/L），則這時含水層顆粒中Mg2+的摩爾分數為1-y、水溶液中Mg2+的濃度為2-x（mmol/L），故有：
水文地球化學
整理得：
水文地球化學
已知含水層的CEC=100 meq/100g，因此對於二價陽離子來說，含水層顆粒可吸附的陽離子總量為50 mmol/100 g=0.5 mmol/g。若用z表示達到交換平衡後1 g含水層顆粒中Ca2+的含量，則有：
水文地球化學
以式（2-5-25）帶入式（2-5-24）得：
水文地球化學
為了計算上述變化，需要對1 L水所對應的含水層中Ca2+的質量守恆關系進行研究。已知含水層的孔隙度為0.33，顯然在這樣的含水層中，1 L水所對應的含水層顆粒的體積為0.67/0.33（L），相應的含水層顆粒的質量為：
水文地球化學
故吸附作用前後1 L水所對應的含水層中Ca2+的質量守恆關系為：
水文地球化學
式中的0.25為吸附作用前1 g含水層顆粒中Ca2+的含量（mmol），由式（2-5-27）可得：
水文地球化學
以式（2-5-26）帶入式（2-5-28）並整理得：
水文地球化學
這是一個關於z的一元二次方程，求解該方程可得：z=0.2500627 mmol/g。代z入式（2-5-25）和式（2-5-26）可得達到新的交換平衡後含水層顆粒中Ca2+的摩爾分數為0.5001254，水溶液中Ca2+的濃度為0.75 mmol/L，故這時含水層顆粒中Mg2+的摩爾分數為0.4998746、水溶液中Mg2+的濃度為1.25 mmol/L。由此可見，地下水通過該粘性土地段後，盡管Ca2+、Mg2+在含水層顆粒中的含量變化很小，但它們在地下水中的含量變化卻較大，Mg2+從原來的1 mmol/L增加到了1.25 mmol/L，Ca2+則從原來的1 mmol/L減少到了0.75 mmol/L。
2.5.2.3 分配系數及離子的吸附親和力
除了交換系數，還有一個重要的參數需要介紹，這就是分配系數（Separation Factor）（Benefield，1982）。對於反應（2-5-6），它被定義為：
水文地球化學
式中cA和cB分別為水溶液中A、B離子的摩爾濃度。顯然，若不考慮活度系數的影響，對於同價離子間的交換反應，QA-B=KA-B。式（2-5-29）可改寫為：
水文地球化學
由式（2-5-30）可見，QA-B反映了溶液中B與A的含量之比與吸附劑表面B與A的含量之比之間的相對關系。當QA-B=1時，說明達到交換平衡時B與A在水溶液中的比例等於其在吸附劑表面的比例，因此對於該吸附劑，A和B具有相同的吸附親和力；當QA-B＞1時，說明達到交換平衡時B與A在水溶液中的比例大於其在吸附劑表面的比例，因此A與B相比具有更大的吸附親和力；當QA-B＜1時，說明達到交換平衡時B與A在水溶液中的比例小於其在吸附劑表面的比例，因此B與A相比具有更大的吸附親和力。
事實上，即使對於同一陽離子交換反應，其分配系數也會隨著水溶液性質的變化而變化（Stumm and Morgan，1996）。圖2-5-5給出了Na—Ca交換反應的分配系數隨Na+濃度的變化。沿著圖中的虛線，QNa-Ca=1，這時Na+和Ca2+具有相同的吸附親和力。但在稀溶液中，例如［Na+］=10-3 mol/L和10-2 mol/L，Ca2+在吸附劑中的比例要遠大於其在水溶液中的比例，因此在這種情況下Ca2+具有更強的吸附親和力。隨著Na+濃度的增大，Ca2+的吸附親和力逐漸減弱，Na+的吸附親和力則逐漸增強，當［Na+］=2 mol/L時，Na+已經變得比Ca2+具有更強的吸附親和力。Na—Ca交換反應分配系數的這種變化對於解釋一些實際現象具有重要的意義，根據這種變化，我們可以推斷淡水含水層中通常含有大量的可交換的Ca2+，而海水含水層中通常含有大量的可交換的Na+。這種變化關系也解釋了為什麼硬水軟化劑能夠選擇性地去除Ca2+，同時通過使用高Na+濃度的鹵水溶液進行沖刷而再生。
圖2-5-5 溶液中Ca2+的含量對吸附作用的影響
根據離子交換反應的分配系數，可以定量地評價離子的吸附親和力。一般來說，離子在土壤中的吸附親和力具有下述的規律：
（1）高價離子比低價離子具有更高的吸附親和力。例如，Al3+＞Mg2+＞Na+；＞。這是因為離子交換反應從本質上說是一個靜電吸引過程，離子價越高，所受到的靜電吸引力就越大，它就越容易被吸附劑所吸附。
（2）同價離子的吸附親和力隨著離子水化半徑的減小而增大。例如，Ca2+＞Mg2+＞Be2+；＞K+＞Na+＞Li+。這是因為離子的水化半徑越小，它越容易接近固體表面，從而也就越易於被固體所吸附。
Deutsch（1997）根據Appelo和Postma（1994）的資料，對二價陽離子的吸附親和力進行了研究，他所得到了吸附親和力順序如下：
水文地球化學
在常見的天然地下水系統中，Ca2+和Mg2+通常為地下水中的主要陽離子，它們在水溶液中相對較高的含量將使其成為含水層顆粒表面的主要吸附離子，盡管一些微量元素可能更緊密地被吸附在含水層顆粒表面上。但在污染地下水系統中，若吸附親和力更強的Pb2+和Ba2+的含量與Ca2+、Mg2+的含量在同一水平上，則含水層顆粒表面的主要吸附離子將變為Pb2+和Ba2+，這將大大地影響Pb2+和Ba2+在地下水中的遷移能力。
綜合來講，陽離子和陰離子的吸附親和力順序分別為（何燧源等，2000）：
水文地球化學
可見，陽離子中Li+和Na+最不易被吸附，陰離子中Cl-和最不易被吸附。
離子交換對地下水質產生重要影響的一種常見情況就是海水入侵到淡水含水層中。當在沿海地帶大量抽取含水層中的淡水時，海水將對含水層進行補給。初始狀態下含水層顆粒表面吸附的主要是Ca2+和Mg2+，海水中的主要陽離子為Na+，陰離子為Cl-。這樣入侵的海水將導致含水層中發生下述的陽離子交換反應：
水文地球化學
由於Cl-通常不易被吸附，也不參與其他的水岩作用過程。所以相對於Cl-來說，該過程將使得Na+的遷移能力降低。
地下水系統中另一種常見的情況與上述過程相反，這就是Ca2+置換被吸附的Na+，反應式如下：
水文地球化學
人們在大西洋沿岸的砂岩含水層（Zack and Roberts，1988；Knobel and Phillips，1988）以及北美西部的沉積盆地中（Thorstenson等，1979；Henderson，1985）均發現了這種天然的軟化過程。該反應發生的前提條件是：含水層中含有碳酸鹽礦物，CO2的分壓較高，含水層顆粒中含有大量的可交換的Na+。
『叄』 土壤中陽離子的交換作用
土壤的陽離子交換性能，是指土壤溶液中的陽離子與土壤固相陽離子之間所進行的交換 作用，它是由土壤膠體表面性質所決定。土壤膠體是土壤中粘土礦物和腐殖酸以及相互結合形成的復雜有機礦質復合體，其吸收的陽離子包括鉀、鈉、鈣、鎂、銨、氫、鋁等。土壤交換性能對植物營養和施肥有較大作用，它能調節土壤溶液的濃度，保持土壤溶液成分的多樣性和平衡性，還可保持養分免於被雨水淋失.
土壤鹽基飽和度(BS)
Base Saturation
土壤膠體上的交換性鹽基離子佔全部交換性陽離子(總量)的百分比。
酸基離子：H+、Al3+
鹽基離子：K+、Na+、Ca2+、Mg2+等
BS真正反映土壤有效(速效)養分含量的大小，是改良土壤的重要依據之一。
鹽基飽和度是指土壤吸附交換性鹽基總量的程度。土壤吸附性陽離子，根據其解吸後的化學特性可區分為致酸的非鹽基離子（如氫和鋁離子）與非致酸的鹽基離子（如鈣、鎂、鈉等）兩大類。當土壤膠體所吸附的陽離子基本上屬於鹽基離子時，稱為鹽基飽和土壤，呈中性、鹼性、強鹼性反應；反之，當非鹽基離子占相當大比例時，稱為鹽基不飽和土壤，呈酸性或強鹼性反應。土壤鹽基飽和度以土壤的交換性鹽基總量占土壤陽離子代換量的百分比表示。鹽基飽和度的大小，可用作施用石灰或磷灰石改良土壤的依據。
『肆』 幾個土壤學名字解釋：交換性吸附；鹽基離子；至酸離子；土壤結構性
土壤結構性：有土壤結構體的種類，數量及結構體內外的孔隙狀況等產生的綜合性質。
鹽基離子：富集於土壤表層，形成的鹼金屬和鹼土金屬強鹼弱酸的鹽類，這些鹽類水解後產生OH-，使土壤鹼化。
致酸離子：一種土壤膠體上吸附的交換性陽離子使土壤偏酸性。
交換性吸附：在吸收離子的過程中，同時進行離子的吸附和解吸附。這時，總有一部分離子倍其他離子交換。
『伍』 試述土壤的離子交換和吸附作用對污染物遷移轉化的影響。
吸附作用對污染物在土壤中的質體流動轉移有影響，污染物在土壤中的移動距離大小順序與吸附系數大小順序一般相反，即吸附強，移動就越不容易。離子交換的選擇性較高，適用於較高純度的分離和凈化。
『陸』 土壤的成分是什麼
土壤的成分
一般來說，土壤是地球的最上層，我們在其上挖、犁，植物在其上能生長。土壤覆蓋了陸地的大部分。一個地區土壤的類型依賴於許多因素，包括當地的氣候和降雨、地形、水在本地區的運動、礦產成分和形成土壤的岩石碎片、棲息在土壤里的動物、生長在這里的植物、附近的人類活動等等。這些變化的因素使得每一種土壤具有特殊的混合成分。大部分土壤是如下物質的混合物：
（1）無機物——已經風化成沙、淤泥、黏土的小顆粒的岩石
（2）有機物——分解的植物和動物遺體和肥料，統稱為腐殖質，來自於拉丁語的「earth」（土地）
（3）水
（4）空氣
典型的菜園土可能包含45％的無機物，5％的有機物，25％的水分和25％的空氣。如圖所示。
土壤通常是分層的，最上面的一層是表層上，是能找到腐殖質、植物的根和活的動物（如微生物和蚯蚓）的地方。腐殖質越多，表層土越肥沃。在一些地方，例如一些森林的地面，有許多的腐殖質以至於形成一個在其他所有東西之上的一個隔離層。在表層土之下是下層土，它可能包含的黏土比率更大，含有的有機質更少。在下層土之下是風化岩石，再往下就是堅硬的岩床。
伴隨著黏土和沙，許多土壤包含一定量的淤泥質。淤泥質比沙子更細，比黏土更粗糙，它經常被風和水帶到離它的發源地很遠的地方。淤泥質是農作物生產所需要的，是好土壤的重要的組成。如果沒有淤泥質，沙和黏土土壤會變得堅硬而結實。
http://218.86.121.20/xxpd/jxzy/04-05shang/kx/3/06/kebiao/1/kzzl3.htm
『柒』 土壤膠體雙電層結構的離子交換機理是什麼
現以黏土礦物微粒的雙電層結構為例說明膠體的結構。黏土礦物微粒的表面帶負電荷，它吸附溶液中
正離子(稱為反離子)。由於離子的熱運動，正離子將擴散分布在微粒界面的周圍。圖3-6 中，界面NM 是
黏土礦物微粒表面的一部分，符號"+"表示被吸附的正離子。實際界面周圍的溶液中有正離子，也有負離
子；因微粒負電場作用，正離子過剩，顯然與界面NM 距離越遠的液面，由於微粒電場力不斷減弱，正離
子過剩趨勢也越小，直至為零。
『捌』 吸附-解吸作用
吸附-解吸是水-岩（土）系統調節氟濃度的一種重要作用。除了由母岩和風化殼轉移而進入土壤的氟化物大部分作為土壤的原生礦物而存在外，土壤中其餘的氟多以膠體吸附態的離子（簡單陰離子或復雜配離子）和分子（主要是氟化物）形式存在於土壤。
關於吸附解吸的機理相當復雜，基本包括機械吸附、物理化學吸附和生物吸附。土壤是多孔體系，有大孔隙，也有小孔隙，孔隙的狀況極其復雜，如大小孔隙相互連接，孔徑彎曲多種多樣，因而可以對進入其中的氟化物起機械阻留作用。機械吸附對可溶性的分子和離子，如水溶性養分等不起保存作用。物理化學吸附是發生在土壤溶液和土壤膠體界面上的一種物理化學反應，土壤膠體藉助於極大的表面積和電性，把土壤溶液中的離子吸附在膠體的表面上而保存下來。
在氟遷移和轉化過程中，由於氟與一些金屬離子的配合作用以及含氟礦物或氟化物沉澱和溶解作用，使土壤中一些束縛態的氟以氟陰離子或氟配合物的形式游離於水-岩（土）系統，而水-岩（土）系統是一個非常復雜的多相復合系統，土壤中存在大量的黏土礦物和沉澱的氫氧化鐵、無定形硅酸以及有機物和腐殖質，它們在水-岩（土）系統中會發生不同程度的電離，而使它們帶電，根據吸附作用的本質，游離於土壤溶液中的氟陰離子或氟配合物在它們隨淋濾液遷移時會與水-岩（土）系統中的黏土礦物和沉澱的氫氧化鐵、無定形硅酸、有機物以及腐殖質等發生不同程度的物理、化學或物理化學吸附作用。
土壤中黏土礦物和沉澱的氫氧化鐵、無定形硅酸以及有機物等是F-主要吸附劑。在岩土中，由於氟離子和羥基離子的大小相近，電性相同，所以氟可以和金屬氧化物中與金屬離子配位的羥基、水合基以及腐殖質含有的—COOH和—OH等官能團發生離子交換，把這種作用過程稱為離子交換吸附，並且這種反應過程是可逆的，其反應式如下：
河南省地下水中氟的分布及形成機理研究
以氧化鐵為例，其交換方式可用下式表示。
（1）與配位羥基交換：
河南省地下水中氟的分布及形成機理研究
（2）與配位水合基交換：
河南省地下水中氟的分布及形成機理研究
土壤腐殖質也是土壤中氟的重要吸附劑。土壤腐殖質主要是由在分子的三維方向上帶有很多活性基團的芳烴所組成，故具有較強的吸附表面。土壤腐殖質與氟的吸附，主要通過與腐殖質中的—COOH和—OH等功能團的離子交換反應進行。反應式如下：
河南省地下水中氟的分布及形成機理研究
研究表明，被吸附離子半徑越接近OH-的離子半徑（r＝1.32～1.40×10-10m），其交換吸附能力愈大。由於氟的離子半徑與OH-非常接近，所以土壤對F-交換吸附能力與其他一些陰離子相比，確實要大得多。下面是土壤中陰離子吸附能力大小的排列順序：
河南省地下水中氟的分布及形成機理研究
除沉澱等因素的影響，一般來說，岩土中氟與相應陰離子或水分子的交換能力與岩土中羥基等可交換離子的物質的量有關，而岩土中的羥基等可交換離子的物質的量又與遷移液的pH、岩土本身的酸鹼性、岩土中鐵鋁氧化物膠體、腐殖質以及氟的陽離子配合物的物質的量密切相關，所以，單位質量的岩土顆粒所含的羥基越多，對氟的吸附量就越大；岩土中腐殖質越多，岩土的pH越大，對氟的吸附量也愈大。
從以上分析可以看出，溶液中F-取代了土壤膠體上的OH-，由於土壤溶液中增加了OH-，勢必導致土壤pH值的增高，從而使土壤向鹼性反應發展。有研究表明，土壤氟的數量即氟離子吸附量隨OH-的釋放而明顯增加。不過，土壤溶液中OH-的增加量與土壤膠體上F的吸附量之間並不存在簡單的數量關系，這可能是因為土壤中形成一定量的酸鹼使土壤具有較大的緩沖能力。
在土壤中，被膠體靜電吸附的陽離子，一般都可以被溶液中另一種陽離子交換而從膠體表面解吸。對這種能相互交換的陽離子稱為交換性陽離子，把發生在土壤膠體表面的交換反應稱為陽離子交換作用。而土壤對於金屬-氟配合物的吸附就是通過這一作用來實現的。通常高價陽離子的交換能力大於低價陽離子，就同價離子而言，水化半徑較小的陽離子的交換能力較強。土壤中常見的幾種交換性陽離子的交換能力順序如下：
Fe3+、Al3+＞H+＞Ca2+＞Mg2+＞K+＞Na+
衡量土壤陽離子交換能力的指標為陽離子交換容量（CEC），它指土壤所能吸附和交換的陽離子的容量。它與土壤膠體的比表面積和表面電荷有關。按照土壤的交換能力，一般將土壤劃分為三個等級：一般認為陽離子交換容量為20cmol/kg以上的為交換能力強的土壤；20～10cmol/kg為交換能力中等的土壤；小於10cmol/kg的為交換能力弱的土壤。對周口開封地區取樣坑的土壤測定其陽離子交換容量，結果見表7-3。
表7-3中顯示，本區域土壤的陽離子交換容量均在20cmol/kg以上，屬於交換性比較強的土壤，為吸附金屬-氟配合物提供了有利條件。
總之，土壤吸附性氟包括對氟陰離子（F-）和金屬-氟配合物陽離子（如 AlF2+、
表7-3 周口開封地區取樣坑陽離子交換量統計表
『玖』 土壤膠體吸附的機理
土壤有吸收性能，主要有機械吸收性、物理吸收性、物理吸收性、離子交換吸收性（又物內理化學吸收作用容）、生物吸收性五種，土壤對農葯的吸收主要是離子交換吸收，主要是因為大多數的土壤膠粒帶負電而發生的陽離子交換吸收作用，即土壤膠粒表面擴散層中的陽離子與土壤溶液中的陽離子進行交換後保存在土壤中，從而被土壤所固定。
『拾』 土壤性質具體怎樣解釋
土壤性質
（一）土壤吸附性
土壤中兩個最活躍的組分是土壤膠體和土壤微生物，它們對污染物在土壤中的遷移、轉化有重要作用。土壤膠體以其巨大的比表面積和帶電性，而使土壤具有吸附性。
1、土壤膠體的性質
1）土壤膠體具有巨大的比表面和表面能：比表面是單位重量（或體積）物質的表面積。定體積的物質被分割時，隨著顆粒數的增多，比表面也顯著地增大。物質的比表面越大，表面能也就越大。
2）土壤膠體的電性：土壤膠體微粒具有雙電層，微粒的內部稱微粒核，一般帶負電荷，形成一個負離子（即決定電位離子層）其外部由於電性吸引，而形成一個正離子（又稱反離子層，包括非活動性離子層和擴散層），即合稱為雙電層。
3）土壤膠體的凝聚性和分散性：由於膠體的比表面和表面能都很大，為了減小表面能膠體具有相互吸引，凝聚的趨勢，這就是膠體的凝聚性。但是在土壤溶液中，膠體常帶負電荷，即具有負的電動電位，所以膠體微粒又因相同而相互排斥，電動電位越高，相互排斥力越強，膠體微粒呈現出的分散性也越強。
影響土壤凝聚性能的主要因素是土壤膠體的電動電位和擴散層厚度，例如土壤溶液中陽離子增多，由於土壤膠體表面負電荷被中和，從而較強土壤的凝聚。此外，土壤溶液中電解質濃度、pH值也將影響其凝聚性能。
2、土壤膠體的離子交換吸附
在土壤膠體雙電層擴散層中，補償離子可以和溶液中相同電荷的離子價為依據作等價交換，稱為離子交換（或代換）。離子交換作用包括陽離子吸附作用和陰離子交換吸附作用。
每千克干土中所含全部陽離子總量，稱為陽離子交換量。土壤的可交換性陽離子有兩類：一類是致酸離子，包括H+和Al3+；另一類是鹽基離子，包括Ca2+、Mg2+、K+、Na+、NH4+等。當土壤膠體上吸附的陽離子均為鹽基離子，且已達到吸附飽和時的土壤，稱為鹽基飽和土壤，否則，這種土壤為鹽基不飽和土壤。在土壤交換性陽離子中鹽基離子所佔的百分數稱為土壤鹽基飽和度。它與土壤母質、氣候等因素有關。
3、土壤酸鹼性
由於土壤是一個復雜的體系，其中存在著各種化學和生物化學反應，因而使土壤表現出不同的酸鹼性。
我國土壤的pH大多在4.5～8.5范圍內，並有由南向北pH值遞增的規律性，長江（北緯330）以南的土壤多為酸性和強酸性，如華南、西南地區廣泛分布的紅壤、黃壤；pH值大多數在4.5～5.5之間，有少數低至3.6～3.8；華中華東地區的紅壤，pH值在5.5～6.5之間；長江以北的土壤多為中性或鹼性，如華北、西北的土壤大多含CaCO3，pH值在7.5～8.5之間，少數強鹼性的pH值高達10.5。
1）土壤酸度
根據土壤中H+離子的存在方式，土壤酸度可分為兩大類：
（1）活性酸度：土壤的活性酸度是土壤溶液中氫離子濃度的直接反映，又稱有效酸度，通常用pH表示。
土壤溶液中氫離子的來源，主要是土壤中CO2溶於水形成的碳酸和有機物質分解產生的有機酸，以及土壤中礦物質氧化產生的無機酸，還有施用肥料中殘留的無機酸，如硝酸、硫酸和磷酸等。此外，由於大氣污染形成的大氣酸沉降，也會使土壤酸化，所以它也是土壤活性酸度的一個重要來源。
（2）潛性酸度：土壤潛性酸度的來源是土壤膠體吸附的可代換性H+和Al3+。當這些離子處於吸附狀態時，是不顯酸性的，但當它們通過離子交換作用進入土壤溶液之後，可增加土壤的H+濃度，使土壤pH值降低。只有鹽基不飽和土壤才有潛性酸度，其大小與土壤代換量和鹽基飽和度有關。
根據測定土壤潛性酸度所用的提取液，可以把潛性酸度分為代換性酸度和水解酸度。
用過量中性鹽（如NaCl或KCl）溶液淋洗土壤，溶液中金屬離子與土壤中H+和Al3+發生離子交換作用，而表現出的酸度，稱為代換性酸度。由土壤礦物質膠體釋放出的氫離子是很少的，只有土壤腐殖質中的腐殖酸才可產生較多的氫離子。
近代研究已經確認，代換性Al3+是礦物質土壤中潛性酸度的主要來源。例如，紅壤的潛性酸度95％以上是由代換性Al3+產生的。
用弱酸強鹼鹽（如醋酸鈉）淋洗土壤，溶液中金屬離子可以將土壤膠體吸附的H+、Al3+代換出來，同時生成某弱酸（醋酸）。此時，測定出的該弱酸的酸度稱為水解性酸度。
水解性酸度一般比代換性酸度高。由於中性鹽所測出的代換性酸度只是水解性酸度的一部分，當土壤溶液在鹼性增大時，土壤膠體上吸附的H+較多被代換出來，所以水解酸度較大。但在紅壤和灰化土中，由於膠體中氫氧根離子中和醋酸，且對醋酸分子有吸附作用，因此，水解性酸度接近於或低於代換性酸度。
（3）活性酸度與潛性酸度的關系：土壤的活性酸度與潛性酸度是同一個平衡體系的兩種酸度。二者可以相互轉化，在一定條件下處於暫時平衡狀態。土壤活性酸度是土壤酸度的根本起點和現實表現。土壤膠體是H+和Al3+的儲存庫，潛性酸度則是活性酸度的儲備。土壤的潛性酸度往往比活性酸度大得多，相差達幾個數量級。
2）土壤鹼度
土壤溶液中OH -離子的主要來源是碳酸根和碳酸氫根的鹼金屬（Ca、Mg）的鹽類。碳酸鹽鹼度和重碳酸鹽度的總稱為總鹼度。不同溶解度的碳酸鹽和重碳酸鹽對土壤鹼性的貢獻不同，CaCO3和MgCO3的溶解度很小，故富含CaCO3和MgCO3的石灰性土壤呈弱鹼性（pH在7.5～8.5）；Na2CO3、NaHCO3及Ca（HCO3）2 等都是水溶性鹽類，可以出現在土壤溶液中，使土壤溶液中的鹼度很高，從土壤pH來看，含Na2CO3的土壤，其pH值一般較高，可達10以上，而含NaHCO3及Ca(HCO3)2的土壤，其pH值常在7.5～8.5，鹼性較弱。
當土壤膠體上吸附的Na+、K+、Mg2+（主要是Na+）等離子的飽和度增加到一定程度時會引起交換性陽離子的水解作用。結果在土壤溶液中產生NaOH,使土壤呈鹼性。此時Na+離子飽和度亦稱土壤鹼化度。膠體上吸附的鹽基離子不同，對土壤pH值或土壤鹼度的影響也不同。
3）土壤的緩沖性能
土壤緩沖性能是指具有緩和酸鹼度發生劇烈變化的能力，它可以保持土壤反應的相對穩定，為植物生長和土壤生物的活動創造比較穩定的生活環境，所以土壤的緩沖性能是土壤的重要性質之一。
（1）土壤溶液的緩沖作用：土壤溶液中含有碳酸、硅酸、磷酸、腐殖酸和其它有機酸等弱酸及其鹽類，構成一個良好的緩沖體系，對酸鹼具有緩沖作用。
（2）土壤膠體的緩沖作用：土壤膠體吸附有各種陽離子，其中鹽基離子和氫離子能分別對酸和鹼起緩沖作用。
土壤膠體的數量和鹽基代換量越大，土壤的緩沖性能就越強。因此，砂土摻粘土及施用各種有機肥料，都是提高土壤緩沖性能的有效措施。在代換量相等的條件下，鹽基飽和度愈高，土壤對酸的緩沖能力愈大；反之，鹽基飽和度愈低，土壤對鹼的緩沖能力愈大。
另外，鋁離子對鹼的也能起到緩沖作用。
（二）土壤氧化還原性
土壤中有許多有機和無機的氧化性和還原性物質，因而使土壤具有氧化還原特性。一般，土壤中主要的氧化劑有：氧氣、NO3-和高價金屬離子，如鐵（Ⅲ）、錳（Ⅳ）、釩（Ⅴ）、鈦（Ⅵ）等。主要的還原劑有：有機質和低價金屬離子。此外，土壤中植物的根系和土壤生物也是土壤發生氧化還原反應的重要參與者。
土壤氧化還原能力的大小可以用土壤的氧化還原電位來衡量。一般旱地土壤好氧化還原電位為+400～+700mV；水田的氧化還原電位在+300～-200 mV。根據土壤的氧化還原電位值可以確定土壤中有機物和無機物可能發生的氧化還原反應和環境行為。