❶ 什么是土壤的交换性盐基总量它和阳离子交换量有什么关系
单位质量土壤中交换性盐基离子（K、Na、Ca、Mg）的厘摩尔数，是阳离子交换量的一部分，“交换性盐基总量/阳离子交换量*100%
”等于盐基饱和度（BSP）
❷ 土壤阳离子交换量是什么
土壤阳离子交换量即CEC 是指土壤胶体所能吸附各种阳离子的总量，其数值以每回千克土壤中含有各种阳离子的答物质的量来表示。其数值代表土壤的保肥能力。阳离子交换量越大，说明土壤的保肥能力越强。阳离子交换量的值可以指导我们在实际施肥中选择合适的施肥量及施肥次数。
希望采纳，谢谢
❸ 离子交替吸附作用
离子交替吸附作用主要发生在具有固定电荷的固体矿物表面，无论是阳离子还是阴离子，均可发生交替吸附作用，但目前研究得较多的是阳离子交替吸附作用。离子交替吸附作用的一个重要特点就是，伴随着一定量的一种离子的吸附，必然有等当量的另一种同号离子的解吸（图2-5-4）。离子交替吸附作用之所以具有这样的特点，主要是由于吸附剂通常都具有一定的离子交换容量，因此这里首先对离子交换容量予以讨论。
图2-5-3 有机质表面的负电荷
图2-5-4 阳离子交替吸附作用图解
2.5.2.1 离子交换容量
离子交换容量包括阳离子交换容量（CEC—Cation Exchange Capacity）和阴离子交换容量（AEC—Anion Exchange Capacity），我们主要讨论阳离子交换容量，它被定义为每100 g干吸附剂可吸附阳离子的毫克当量数。例如，在蒙脱石的结晶格架中，铝八面体中的三价铝可被二价镁所置换，根据测定，每摩尔蒙脱石中镁的含量为0.67 mol，即蒙脱石的分子式为：Si8Al3.33Mg0.67O20（OH）4。已知蒙脱石的分子量是734 g，因此这种蒙脱石的阳离子交换容量为：
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在实际中，通常都是通过实验来测定吸附剂的阳离子交换容量。尤其是对于野外所采取的土样或岩样，由于其中含有多种吸附剂，实验测定往往是唯一可行的方法。阳离子交换容量的实验测定在多数情况下都是用pH为7的醋酸铵溶液与一定量固体样品混合，使其全部吸附格位被所饱和，然后用其他溶液（例如NaCl溶液）把被吸附的全部交换出来，达到交换平衡后，测定溶液中Na+的减少量，据此便可计算样品的阳离子交换容量。表252列出了一些粘土矿物及土壤的阳离子交换容量，由表可见，与土壤相比，矿物的阳离子交换容量有更大的变化范围。
松散沉积物的阳离子交换容量受到了多种因素的影响，主要有：
（1）沉积物中吸附剂的种类与数量。例如，我国北方土壤中的粘土矿物以蒙脱石和伊利石为主，因此其CEC值较大，一般在20 meq/100 g以上，高者达50 meq/100 g以上；而南方的红壤，由于其有机胶体含量少，同时所含的粘土矿物多为高岭石及铁、铝的氢氧化物，故CEC较小，一般小于20 meq/100 g。
表2-5-2 一些粘土矿物及土壤的阳离子交换容量
（2）沉积物颗粒的大小。一般来说，沉积物的颗粒越小，其比表面积越大，CEC值越高。例如，根据一河流沉积物的粒径及其CEC的实测结果，随着沉积物的粒径为从4.4μm增至1000μm，其CEC从14～65 meq/100 g变到4～20 meq/100 g，最终减小到0.3～13 meq/100 g。
（3）水溶液的pH值。一般来说，随着水溶液pH值的增加，土壤表面的可变负电荷量增多，其CEC相应增加；相反，随着水溶液pH值的减小，土壤表面的可变负电荷量不断减少，其CEC也随之减小。
2.5.2.2 阳离子交换反应及平衡
阳离子交换反应的一般形式可写为：
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式中：Am+、Bn+表示水溶液中的A、B离子；AX、BX表示吸附在固体表面的A、B离子。上述反应的平衡常数可写为：
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式中：a标记溶液中组分的活度；{}表示表示吸附在固体表面上的离子的活度。对于水溶液中的离子，其活度可使用表2-1-1中的公式进行计算；但对于吸附在固体表面上的离子，其活度的计算至今还没有满意的方法。目前主要采用两种替代的方法来处理这一问题，一种是Vanselow惯例，另一种是Gaines-Thomas惯例。Vanselow惯例是由Vanselow于1932年提出的，他建议使用摩尔分数来代替式（2-5-7）中的{AX}和{BX}。若固体表面仅吸附了A离子和B离子，在一定重量（100 g）的吸附剂表面A、B的含量（mmol）依次为qA和qB，则吸附剂表面A、B的摩尔分数分别为：
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显然，xA+xB=1。这样式（2-5-7）可改写为：
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Gaines-Thomas惯例是由Gaines和Thomas于1953年提出的，他们建议采用当量百分数来代替式（2-5-7）中的{AX}和{BX}。若用yA和yB分别表示吸附剂表面A、B的当量百分数，则有：
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同样，yA+yB=1，这样式（2-5-7）变为：
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目前，这两种惯例都还在被有关的研究者所使用，各有优点，互为补充。事实上，离子交换反应的平衡常数并不是一个常数，它往往随着水溶液的成分、pH值及固体表面成分的变化而变化，因此许多研究者认为将其称为交换系数（Exchange Coefficient）或选择系数（Selectivity Coefficient）更合适一些（Appelo，1994；Deutsch，1997；Benefield，1982；Kehew，2001）。
若已知两种不同离子与同一种离子在某种吸附剂中发生交换反应的交换系数，则可计算出这两种离子发生交换反应的交换系数。例如，若在某种吸附剂中下述反应：
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交换系数分别为KCa-Na和KK-Na，则在该吸附剂中反应：
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的交换系数为：
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这是因为（以Vanselow惯例为例）：
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故有：
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表2-5-3列出了不同离子与Na+发生交换反应的交换系数（Vanselow惯例），据此便可按照上述的方法求得这些离子之间发生交换反应时的交换系数。
需要说明的是，在表2-5-3中，I离子与Na+之间交换反应的反应式为：
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表2-5-3 不同离子与Na+发生交换反应时的交换系数
其交换系数的定义式如下：
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【例】在某地下水系统中，有一段含有大量粘土矿物、因此具有明显阳离子交换能力的地段，假定：
（1）该地段含水层的阳离子交换容量为100 meq/100 g，含水层中的交换性阳离子只有Ca2+和Mg2+，初始状态下含水层颗粒中Ca2+、Mg2+的含量相等；
（2）在进入该地段之前，地下水中的Ca2+、Mg2+浓度相等，均为10-3 mol/L；
（3）含水层的孔隙度为n=0.33，固体颗粒的密度为ρ=2.65 g/cm3；
（4）含水层中发生的阳离子交换反应为：
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不考虑活度系数的影响，其平衡常数（Vanselow惯例）为：
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试使用阳离子交换平衡关系计算，当地下水通过该地段并达到新的交换平衡后，水溶液中及含水层颗粒表面Ca2+、Mg2+浓度的变化。
【解】：设达到新的交换平衡后，含水层颗粒中Ca2+的摩尔分数为y、水溶液中Ca2+的浓度为x（mmol/L），则这时含水层颗粒中Mg2+的摩尔分数为1-y、水溶液中Mg2+的浓度为2-x（mmol/L），故有：
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整理得：
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已知含水层的CEC=100 meq/100g，因此对于二价阳离子来说，含水层颗粒可吸附的阳离子总量为50 mmol/100 g=0.5 mmol/g。若用z表示达到交换平衡后1 g含水层颗粒中Ca2+的含量，则有：
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以式（2-5-25）带入式（2-5-24）得：
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为了计算上述变化，需要对1 L水所对应的含水层中Ca2+的质量守恒关系进行研究。已知含水层的孔隙度为0.33，显然在这样的含水层中，1 L水所对应的含水层颗粒的体积为0.67/0.33（L），相应的含水层颗粒的质量为：
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故吸附作用前后1 L水所对应的含水层中Ca2+的质量守恒关系为：
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式中的0.25为吸附作用前1 g含水层颗粒中Ca2+的含量（mmol），由式（2-5-27）可得：
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以式（2-5-26）带入式（2-5-28）并整理得：
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这是一个关于z的一元二次方程，求解该方程可得：z=0.2500627 mmol/g。代z入式（2-5-25）和式（2-5-26）可得达到新的交换平衡后含水层颗粒中Ca2+的摩尔分数为0.5001254，水溶液中Ca2+的浓度为0.75 mmol/L，故这时含水层颗粒中Mg2+的摩尔分数为0.4998746、水溶液中Mg2+的浓度为1.25 mmol/L。由此可见，地下水通过该粘性土地段后，尽管Ca2+、Mg2+在含水层颗粒中的含量变化很小，但它们在地下水中的含量变化却较大，Mg2+从原来的1 mmol/L增加到了1.25 mmol/L，Ca2+则从原来的1 mmol/L减少到了0.75 mmol/L。
2.5.2.3 分配系数及离子的吸附亲和力
除了交换系数，还有一个重要的参数需要介绍，这就是分配系数（Separation Factor）（Benefield，1982）。对于反应（2-5-6），它被定义为：
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式中cA和cB分别为水溶液中A、B离子的摩尔浓度。显然，若不考虑活度系数的影响，对于同价离子间的交换反应，QA-B=KA-B。式（2-5-29）可改写为：
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由式（2-5-30）可见，QA-B反映了溶液中B与A的含量之比与吸附剂表面B与A的含量之比之间的相对关系。当QA-B=1时，说明达到交换平衡时B与A在水溶液中的比例等于其在吸附剂表面的比例，因此对于该吸附剂，A和B具有相同的吸附亲和力；当QA-B＞1时，说明达到交换平衡时B与A在水溶液中的比例大于其在吸附剂表面的比例，因此A与B相比具有更大的吸附亲和力；当QA-B＜1时，说明达到交换平衡时B与A在水溶液中的比例小于其在吸附剂表面的比例，因此B与A相比具有更大的吸附亲和力。
事实上，即使对于同一阳离子交换反应，其分配系数也会随着水溶液性质的变化而变化（Stumm and Morgan，1996）。图2-5-5给出了Na—Ca交换反应的分配系数随Na+浓度的变化。沿着图中的虚线，QNa-Ca=1，这时Na+和Ca2+具有相同的吸附亲和力。但在稀溶液中，例如［Na+］=10-3 mol/L和10-2 mol/L，Ca2+在吸附剂中的比例要远大于其在水溶液中的比例，因此在这种情况下Ca2+具有更强的吸附亲和力。随着Na+浓度的增大，Ca2+的吸附亲和力逐渐减弱，Na+的吸附亲和力则逐渐增强，当［Na+］=2 mol/L时，Na+已经变得比Ca2+具有更强的吸附亲和力。Na—Ca交换反应分配系数的这种变化对于解释一些实际现象具有重要的意义，根据这种变化，我们可以推断淡水含水层中通常含有大量的可交换的Ca2+，而海水含水层中通常含有大量的可交换的Na+。这种变化关系也解释了为什么硬水软化剂能够选择性地去除Ca2+，同时通过使用高Na+浓度的卤水溶液进行冲刷而再生。
图2-5-5 溶液中Ca2+的含量对吸附作用的影响
根据离子交换反应的分配系数，可以定量地评价离子的吸附亲和力。一般来说，离子在土壤中的吸附亲和力具有下述的规律：
（1）高价离子比低价离子具有更高的吸附亲和力。例如，Al3+＞Mg2+＞Na+；＞。这是因为离子交换反应从本质上说是一个静电吸引过程，离子价越高，所受到的静电吸引力就越大，它就越容易被吸附剂所吸附。
（2）同价离子的吸附亲和力随着离子水化半径的减小而增大。例如，Ca2+＞Mg2+＞Be2+；＞K+＞Na+＞Li+。这是因为离子的水化半径越小，它越容易接近固体表面，从而也就越易于被固体所吸附。
Deutsch（1997）根据Appelo和Postma（1994）的资料，对二价阳离子的吸附亲和力进行了研究，他所得到了吸附亲和力顺序如下：
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在常见的天然地下水系统中，Ca2+和Mg2+通常为地下水中的主要阳离子，它们在水溶液中相对较高的含量将使其成为含水层颗粒表面的主要吸附离子，尽管一些微量元素可能更紧密地被吸附在含水层颗粒表面上。但在污染地下水系统中，若吸附亲和力更强的Pb2+和Ba2+的含量与Ca2+、Mg2+的含量在同一水平上，则含水层颗粒表面的主要吸附离子将变为Pb2+和Ba2+，这将大大地影响Pb2+和Ba2+在地下水中的迁移能力。
综合来讲，阳离子和阴离子的吸附亲和力顺序分别为（何燧源等，2000）：
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可见，阳离子中Li+和Na+最不易被吸附，阴离子中Cl-和最不易被吸附。
离子交换对地下水质产生重要影响的一种常见情况就是海水入侵到淡水含水层中。当在沿海地带大量抽取含水层中的淡水时，海水将对含水层进行补给。初始状态下含水层颗粒表面吸附的主要是Ca2+和Mg2+，海水中的主要阳离子为Na+，阴离子为Cl-。这样入侵的海水将导致含水层中发生下述的阳离子交换反应：
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由于Cl-通常不易被吸附，也不参与其他的水岩作用过程。所以相对于Cl-来说，该过程将使得Na+的迁移能力降低。
地下水系统中另一种常见的情况与上述过程相反，这就是Ca2+置换被吸附的Na+，反应式如下：
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人们在大西洋沿岸的砂岩含水层（Zack and Roberts，1988；Knobel and Phillips，1988）以及北美西部的沉积盆地中（Thorstenson等，1979；Henderson，1985）均发现了这种天然的软化过程。该反应发生的前提条件是：含水层中含有碳酸盐矿物，CO2的分压较高，含水层颗粒中含有大量的可交换的Na+。
❹ 土壤阳离子交换量的检出限是多大
根据我来国最新的土壤环境质量标源准（GB 15618-1995），并为对土壤阳离子交换量做出限检。
但通常来说土壤中有机胶体（腐殖质）的CEC（cmol(+)/kg)最大，含量在200~500范围内波动。蛭石为100~150；蒙脱石矿物为主的土壤CEC为70~95；伊利石矿物为主的土壤CEC为10~40；高岭石矿物为主的土壤CEC为3~15；半倍氧化物为主的土壤CEC为2~4
我找了《土壤学》这本书第110页找的答案，够认真吧，求采纳~
❺ 阳离子交换量多少为好
土壤阳离子交换量是影响土壤缓冲能力高低,也是评价土壤保肥能力、改良土壤和合理施肥的重要依据.土壤阳离子交换量越高,其缓冲能力越好,也就是土壤保肥能力越好.所以黑土好点.
❻ 表层土和深层土的土壤阳离子交换量的区别及原因
土壤的阳离子交换性能是由土壤胶体表面性质所决定，由有机质的交换基与无机质的交换基所构成，前者主要是腐殖质酸，后者主要是粘土矿物。它们在土壤中互相结合着，形成了复杂的有机无机胶质复合体，所能吸收的阳离子总量包括交换性盐基(K+、Na+、Ca++、Mg++)和水解性酸，两者的总和即为阳离子交换量。表层土壤和深层土壤有机质含量不同，土壤颗粒的风化程度也不一样，阳离子交换量就不一样。
❼ 如何评价土壤阳离子交换量的数据
土壤阳离子交换量的测定受多种因素的影响，如交换剂的性质、盐溶液浓度和pH、淋洗方法等，必须严格掌握操作技术才能获得可靠的结果。 联合国粮农组织规定用于土壤分类的土壤分析中使用经典的中性乙酸铵法或乙酸钠法。中性乙酸铵法也是我国土壤和农化实验室所采用的常规分析方法，适于酸性和中性土壤。最近的土壤化学研究表明，对于热带和亚热带的酸性、微酸性土壤，常规方法由于浸提液pH值太低和离子强度太高，与实际情况相差较大，所得结果较实际情况偏高很多。新方法是将土壤用BaCl2 饱和，然后用相当于土壤溶液中离子强度那样浓度的BaCl2溶液平衡土壤，继而用MgSO4交换Ba测定酸性土壤阳离子交换量。 石灰性土壤阳离子交换量的测定方法有NH4Cl–NH4OAc法、Ca(OAc)2法和NaOAc法。目前应用的较多、而且认为较好的是NH4Cl–NH4OAc法，其测定结果准确、稳定、重现性好。NaOAc法是目前国内广泛应用于石灰性土壤和盐碱土壤交换量测定的常规方法。 随着土壤分析化学的发展，现在已有了测定土壤有效阳离子交换量的方法。如美国农业部规定用求和法测定阳离子交换量；对于可变电荷为主的热带和亚热带地区高度风化的土壤，国际热带农业研究所建议测定用求和法土壤有效阳离子交换量（ECEC）；最近国际上又提出测定土壤有效阳离子交换量（ECEC或Q+，E）和潜在阳离子交换量（PCEC或Q+，P）的国际标准方法，如ISO 11260：1994（E）和ISO 13536：1995（P），这两种国际标准方法适合于各种土壤类型。
❽ 土壤阳离子交换量与土壤有什么性质相关
土壤阳离子交换复量 cation exchange capacity 即CEC 是指土壤制胶体所能吸附各种阳离子的总量，其数值以每千克土壤中含有各种阳离子的物质的量来表示，即mol/kg。
不同土壤的阳离子交换量不同，主要影响因素：a,土壤胶体类型，不同类型的土壤胶体其阳离子交换量差异较大，例如，有机胶体>蒙脱石>水化云母>高岭石>含水氧化铁、铝。b,土壤质地越细，其阳离子交换量越高。c,对于实际的土壤而言，土壤黏土矿物的SiO2/R2O3比率越高，其交换量就越大。d,土壤溶液pH值，因为土壤胶体微粒表面的羟基（OH）的解离受介质pH值的影响，当介质pH值降低时，土壤胶体微粒表面所负电荷也减少，其阳离子交换量也降低；反之就增大。
土壤阳离子交换量是影响土壤缓冲能力高低，也是评价土壤保肥能力、改良土壤和合理施肥的重要依据。
❾ 土壤阳离子交换量的土壤肥料学意义
土壤阳离子交换量的影响因素有 胶体的类型；土壤质地；土壤pH值等。不同的粘土矿物中含腐殖质和2：1性粘土矿物较多，阳离子交换量较大。而含高岭石和氧化物的土壤盐离子交换量较小。这就是北方土壤保肥性能好的原因之一。交换量大也就是土壤能吸附和交换的阳离子容量大，对肥料的影响就不同了。我也总结不好。你还是找本土壤学、植物营养肥料学看看好了。
一般阳离子交换量直接反映了土壤的保肥、供肥性能和缓冲能力。交换量在>20cmol（+）/kg保肥力强的土壤；20~10cmol（+）/kg为保肥力中等的土壤；<10cmol（+）/kg为保肥力弱的土壤。
❿ 影响土壤阳离子交换量大小的因素有哪些
土壤溶液中的阳离子进行交换，称为阳离子的交换作用。影响因素有——（1）阳离子的代换能力随离子价数的增加而增大，因为高价阳离子的电荷量大、电性强所以代换能力也大，各种阳离子代换力的大小顺序：na+