離子交換樹脂選擇性是什麼？
離子交換樹脂的選擇性是指離子交換樹脂能吸附的金屬離子，污回水中有很多金答屬離子而離子交樹脂不可能可以把所有的金屬離子都吸咐干凈的，有一些金屬離子樹脂對它的吸附能力是比較弱的而有一些則比較強，也就是說離子交換樹脂只能針對性的吸附某一些金屬離子，拿同一款離子交換樹脂來說，與水溶液中各種不同的離子其交換作用不同，有一些離子比較容易被吸附，吸附後如果想把它置換下來也比較困難。別一種離子是很難被吸附。這就是離子交換樹脂的選擇性。
離子交換樹脂選擇性與什麼有關？
1.如果水中的雜質離子所帶的電荷數越多，就容易被離子交換樹脂所吸咐，比如說高價的離子就低價的離子容易被吸附。
2.如果離子有著相同的電荷數時，理論上原子序大的離子，就更容易被離子吸附。
3. 溶液的稀釋情況一樣可以影響樹脂的吸附。濃溶液同稀溶液相比較而言，濃溶液則使得原本不易被吸附的低價離子相對的容易被樹脂所吸附。
4.樹脂交換效率與樹脂的選擇性有著密切的關系。樹脂的選擇數越大，不能過吸咐的離子就越少，處理後的溶液就越純，樹脂的實際交換吸附能力也越高。
❷ 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：
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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：
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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：
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顯然，xA+xB=1。這樣式（2-5-7）可改寫為：
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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：
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同樣，yA+yB=1，這樣式（2-5-7）變為：
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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：
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交換系數分別為KCa-Na和KK-Na，則在該吸附劑中反應：
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的交換系數為：
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這是因為（以Vanselow慣例為例）：
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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：
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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：
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【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：
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不考慮活度系數的影響，其平衡常數（Vanselow慣例）為：
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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：
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整理得：
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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：
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以式（2-5-25）帶入式（2-5-24）得：
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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：
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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：
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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：
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以式（2-5-26）帶入式（2-5-28）並整理得：
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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：
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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：
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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：
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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）：
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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：
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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：
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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+。
❸ 離子交換法富集分離陽離子和陰離子的原理各是什麼
離子交換樹脂是利用被分離離子交換能力的差別而實現分離的，一般情況下價內態高的離子選擇系容數大，如鐵離子的交換順序大於鈣離子，具體情況如下：對陽離子的吸附
高價離子通常被優先吸附，而低價離子的吸附較弱。在同價的同類離子中，直徑較大的離子的被吸附較強。一些陽離子被吸附的順序如下：fe3+
>
al3+
>
pb2+
>
ca2+
>
mg2+
>
k+
>
na+
>
h+
對陰離子的吸附
強鹼性陰離子樹脂對無機酸根的吸附的一般順序為：so42－>
no3－
>
cl－
>
hco3－
>
oh－
弱鹼性陰離子樹脂對陰離子的吸附的一般順序如下：oh－>
檸檬酸根3－
>
so42－
>
酒石酸根2－
>草酸根2－
>
po43－
>no2－
>
cl－
>醋酸根－
>
hco3－
❹ 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
❺ 離子交換色譜的原理以及陰陽離子交換樹脂的特性
離子交換樹脂的結構：
離子交換樹脂主要由高分子骨架和活性基團兩部分組成，高分子骨架是惰性的網狀結構骨架，是不溶於酸或鹼的高分子物質，常用的離子交換樹脂是由苯乙烯和二乙烯苯聚合得到樹脂的骨架。
而活性基團不能自由移動的官能團離子和可以自由移動的可交換離子兩部分組成，可交換離子能夠決定樹脂所吸附的離子，比如可交換離子為H型陽離子交換樹脂，那麼這個樹脂能夠吸附的離子，就是H型陽離子，而官能團離子能夠決定樹脂的「酸"、「鹼"性和交換能力的強弱，比如官能團離子是強酸性離子，那麼樹脂就是強酸性離子交換樹脂。
離子交換樹脂的內部結構：
1.凝膠型樹脂是由純單體混合物經縮合或聚合而成的，結構為微孔狀，合成的工藝比較簡單，孔徑大概在1-2nm左右，凝膠型樹脂的操作容量高，產水量高，物理強度好，且再生效率高，被廣泛應用在食品飲料加工，超純水制備，飲用水過濾，硬水軟化，製糖業，制葯等領域。
2.大孔型樹脂的孔徑一般在10nm左右，在樹脂中孔徑是比較大的，所以被稱為大孔型樹脂，且孔徑不會隨著周圍的環境而變化，能夠彌補凝膠型樹脂不能在非水系統中使用的缺點，吸附能力非常強大，不易碎裂，耐氧化好，操作容量高，能夠應用在醫葯領域、除重金屬污染、葯品純化、水處理中除去碳酸硬度、冷凝水精處理等領域。
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❻ 離子交換樹脂的選擇性如何怎樣選擇
離子交換樹脂的選抄擇性如何怎樣選擇
水中各種離子在與離子交換樹脂交換時，其能力是不一樣的：有的離子很容易被樹脂吸附，但很難被「置換"下來;有的則很難被樹脂吸附，但很容易被「置換」下來。這種性能就稱為離子交換樹脂的「選擇性」。
❼ 陽離子交換質量作用方程
（一）陽離子吸附親合力
就特定的固相物質而言，陽離子吸附親合力是不同的。影響陽離子吸附親合力的因素主要是；（1）同價離子，其吸附親合力隨離子半徑及離子水化程度而差異，一般來說，它隨離子半徑的增加而增加，隨水化程度的增加而降低；離子半徑越小，水化程度越高。例如Na+、K+、NH4＋的離子半徑分別為0.98、1.33和1.43Å，其水化半徑分別為7.9、5.37和5.32Å；他們的親合力順序為NH4＋>K+>Na+。（2）一般來說，高價離子的吸附親合力高於低價離子的吸附親合力。
按各元素吸附親合力的排序如下：
水文地球化學基礎
上述排序中，H+是一個例外，它雖然是一價陽離子，但它具有兩價或三價陽離子一樣的吸附親合力。
值得注意的是，上述排序並不是絕對的，因為陽離子交換服從質量作用定律，所以吸附親合力很弱的離子，只要濃度足夠大，也可以交換吸附親合力很強而濃度較小的離子。
（二）陽離子交換質量作用方程
按質量作用定律，陽離子交換反應可表示為：
水文地球化學基礎
式中，KA-B為陽離子交換平衡常數，A和B為水中的離子，Ax和Bx為吸附在固體顆表面的離子，方括弧表示活度。
以Na-Ca交換為例，其交換反應方程為：
水文地球化學基礎
（1.146）式表明，交換反應是等當量交換，是個可逆過程；兩個鈉離子交換一個鈣離子。如果水中的Na+交換已被吸附在固體顆粒表面的Ca2+（即Cax），則反應向右進行；反之，則向左進行。如反應向右進行，那麼，就鈣離子而言，是個解吸過程；就鈉離子而言，是個吸附過程。所以，陽離子交換反應，實際上是一個吸附－解吸過程。
在地下水系統中，Na-Ca交換是一種進行得最廣泛的陽離子交換。例如，當海水入侵到淡水含水層時，由於海水Na+遠高於淡水，而且淡水含水層顆粒表面可交換性的陽離子主要是Ca2+，因此產生海水中的Na+與顆粒表面的Ca2+產生交換，形成Na+被吸附而Ca2+被解吸，方程（1.146）向右進行。又如，如果在某個地質歷史里，淡水滲入海相地層，按上述類似的機理判斷，則產生Na+被解吸Ca2+被吸附的過程，方程（1.146）向左進行。
Na-Ca交換反應方向的判斷，以及對地下水化學成分的影響，仍至對土壤環境的影響，是水文地球化學及土壤學中一個很重要的問題，後面將作更詳細的介紹。
上述（1.145）式中都使用活度，水中的A和B離子活度可以按第一節所提供的方法求得，但如何求得被吸附的陽離子（Ax和Bx）的活度，目前還沒有太滿意的解決辦法。萬賽羅（Vanselow,1932）〔7〕提出，規定被吸附離子的摩爾分數等於其活度。
摩爾分數的定義為：某溶質的摩爾分數等於某溶質的摩爾數與溶液中所有溶質摩爾數和溶劑摩爾數總和之比。其數學表達式如下
水文地球化學基礎
式中，xB為B組分的摩爾分數，無量綱；mA為溶劑的摩爾數（mol/L）;mB、mC、mD、……為溶質B、C、D……的摩爾數（mol/L）。就水溶液而言，溶劑是水，1mol H2O=18g,lL H2O=1000g，所以l升溶劑（H2O）的摩爾數＝1000/18=55.56mol/L。
按照上述摩爾分數的定義，Ax和Bx的摩爾分數的數學表達式為：
水文地球化學基礎
式中，NA和NB分別為被吸附離子A和B的摩爾分數；（Ax）和（Bx）分別為被吸附離子A和B的摩爾數（mol/kg）。
以摩爾分數代替被吸附離子A和B的活度。則（2.145）的交換平衡表達式可寫成：
水文地球化學基礎
式中，
從理論上講，
在研究陽離子交換反應時，人們關心的問題是，在地下水滲流過程中，從補給區流到排泄區，由於陽離子交換反應，地下水中的陽離子濃度將會產生何種變化？為了簡化問題起見，假定其他反應對陽離子濃度的變化都可忽略，那麼從理論上講，地下水從原來的地段進入一個具有明顯交換能力的新地段後，必然會破壞其原有的陽離子交換平衡，而調整到一個新的交換平衡條件。達到新的平衡後，其陽離子濃度的變化主要取決於：（1）新地段固體顆粒表面各種交換性陽離子的濃度，以及它們互相間的比值；（2）進入新地段地下水的原有化學成分，特別是陽離子濃度。隨著地下水的不斷向前流動，陽離子交換平衡不斷被打破，又不斷地建立新的平衡。其結果是，不但水的陽離子濃度變化了，含水層固體顆粒表面有關的交換性陽離子濃度也改變了。為了定量地說明上述理論上的判斷，特列舉下列例題的計算。
例題1.8
在某一地下水流動系統中，有一段具有明顯陽離子交換能力且含有大量粘土礦物的地段，試利用陽離子交換質量平衡方程（2.150），計算地下水達到新的交換平衡後，水中Ca2+和Mg2+濃度的變化，含水層粘土礦物顆粒表面交換性陽離子（被吸附的陽離子）濃度的變化。
假定：（1）含粘土礦物地段的陽離子交換容量為100meq/100g，交換性陽離子只有Ca2+和Mg2+，且Cax=Mgx，即Cax=Mgx=50meq/100g;（2）進入該地段前，地下水中的Ca2+和Mg2+濃度也相等，即Ca2+=Mg2+=1×10-3mol/L;（3）該含水層地段的有關參數：孔隙度n=0.33；固體顆粒密度ρ=2.65g/cm3;（4）地下水與該地段粘土礦物顆粒相互作用後，達到平衡時，選擇系數
計算步驟：
（1）求新的地下水進入該地段前的NCa和NMg
按題意所給，Cax=Mgx=50meq/100g。把它們換算為以mol/g表示，則Cax=Mgx=0.25×10-8mol/g；將此數據代入（1.149）式，則
NCa=NMg=0.5
（2）求新的地下水剛進入該地段時，起始狀態的
按質量作用定律，Ca-Mg交換方程為：
水文地球化學基礎
交換平衡後，雖然各自的摩爾分數有所增減，但其總數仍然不變，即NCa+NMg=1。
設達到新交換平衡時，NCa=Y，那麼，NMg=1-Y。
把上述假設代入（1.151）式，則
水文地球化學基礎
因達到新的交換平衡時，
水文地球化學基礎
因達到新交換平衡時，Cax和Mgx雖然有變化，那其總和仍然不變，即Cax+Mgx=0.5。設那時的Cax=Z，那麼：
水文地球化學基礎
把（1.154）式代入（1.153）式，得：
水文地球化學基礎
由於達到交換平衡前後，固相中的交換性鈣離子（Cax）和液相中的溶解鈣離子的總和不變。就一升水及其所接觸的岩土而論，達到交換平衡前，一升水的Ca2+為1mmol；岩土中的Cax=0.25mmol/g，－升水所佔據的岩土體積＝5379.5g。達交換平衡後，一升水的Ca2+摩爾數為x，岩土中交換性鈣離子（Cax）濃度為Z。那麼，其均衡方程為：
水文地球化學基礎
式的左邊，為交換平衡前固液相中鈣離子總量（mmol）；式的右邊，為交換平衡後固液相中鈣離子總量（mmol）。
整理（1.156）式，得：
水文地球化學基礎
把（1.157）式代入（1.155）式，整理後得：
水文地球化學基礎
解方程（1.158），得：
Z=0.250046，即交換平衡後，Cax=0.250046mmol/g
那麼，Mgx=0.5-0.250046=0.249954mmol/L
按上述計算摩爾分數的方法，得：
NCa=0.50009,NMg=0.49991
把所算得的Z值代入（1.157），得：
x=0.7525，即交換平衡後，〔Ca2+〕＝0.7525mmol/L
那麼，〔Mg2+〕＝2-0.7525=1.2475mmol/L
上述計算結果說明，當新的地下水通過交換地段，達到交換平衡時，吸附的陽離子（Ca2+和Mg2+）的濃度或摩爾分數的比值變化極小；相比之下，地下水中Ca2+和Mg2+的濃度變化很大，〔Mg2+〕/〔Ca2+〕從1約增至1.7。如果隨後進入該地段的地下水〔Mg2+〕/（Ca2＋）仍然是1的話，地下水再次破壞了剛建立起來的交換平衡，交換反應又繼續進行，直至NMg/NCa=O.6為止。此時，新流入地下水的Ca2+和Mg2+的濃度才不會改變。然而，要達到此種狀態，必需通過無數個孔隙體積的水，甚至要幾百萬年時間才能完成。
上述計算還說明，陽離子的交換方向，從左向右進行（2.151式），水中的Ca2+被吸附，而固相表面所吸附的Mg2+不斷被解吸。交換反應方向不僅取決於水中兩種離子的濃度比，同時也取決於吸附離子的摩爾分數比。如若交換的起始條件為NMg=0.375和NCa=0.625，流入的水，其鈣鎂活度比為1，那麼流過該地段的地下水，其Ca2+和Mg2+的濃度就沒有變化了。如若交換的起始條件為NMg/NCa＜0.6，其交換方向則與上述相反，從右向左進行（2.151式）。
（三）地下水系統中的Na-Ca交換
地下水中Na-Ca交換在地下水化學成分形成和演變過程中，是一個很重要的陽離子交換過程，它無論在深層地下水形成和演變，或者在淺層潛水水化學成分的改變，特別是硬度升高等方面，都具有重要意義；在土壤科學中，它對鹽鹼土的形成，也有重要作用。
地下水系統中，固液相間的Na-Ca交換也服從質量作用定律，但其質量作用方程的表達形式不同。其交換反應如下：
水文地球化學基礎
（2.159）反應最常用的質量作用方程是Gappn方程：
水文地球化學基礎
在Gapon方程的基礎上，又有許多學者提出類似於此方程的各種表達式。例如，美國鹽實驗室〔17〕在研究灌溉水與土壤間的Na-Ca交換時，提出類似於Gapon方程的表達式：
水文地球化學基礎
式中，Nax為達到交換平衡時土壤的交換性鈉量（meq/100g）;CEC為土壤的陽離子交換容量（meq/100g）;Na+、Ca2+和Mg2+是達交換平衡時水中這些離子的濃度（meq/L）;K為平衡常數。
（1.161）式左邊項表示為：
水文地球化學基礎
式中的ESR稱為「交換性鈉比」。
（1.16l）式右邊項表示為：
水文地球化學基礎
式中的「SAR」稱為鈉吸附比，它是Na-Ca交換中一個很重要的參數。（1.161）式可改寫成：
水文地球化學基礎
（1.164）式說明，ESR與SAR線性相關，水中的SAR越高，岩土中的ESR值也越大，岩土中的Nax也越高。許多學者通過岩土的Na-Ca交換試驗，得出了有關回歸方程，列於表1.20。
表1.20Na-Ca交換的回歸方程
表1.20中的Na-Ca交換方程是實驗方程，應用起來當然有其局限性。其中，美國鹽實驗室的回歸方程是用美國西部12個土壤剖面59個土樣試驗得出的，所以其代表性較好。盡管有其局限性，但是，應用此類方程判斷Na-Ca交換的方向，定量化計算其交換量，還是比較有效的。表1.21的數據充分說明這一推斷。
表1.21Na-Ca試驗中某些參數的變化〔2〕
表1.21中是一組Na-Ca交換試驗數據，其中包括實測值與計算值的對比。表中的數據可說明以下幾點；
（1）Na-Ca交換反應方向取決於水中的起始SAR值，及岩土中的起始ESR值。例如，用SAR值分別為0.73和9.81的水淋濾ESR值為0.046的同一種土壤時，淋濾後，前者的（Cax+Mgx）從8.56增至8.76meq/100g，水中的Ca2+和Mg2+被吸附，而固體顆粒表面的交換性Na+解吸到水中，按（1.159）式，其交換反應方向朝左進行；相反，後者的（Cax+Mgx）從8.56減至7.52meq/100g，水中的Na+被吸附，而固體顆粒表面的交換性Ca2+和Mg2+解吸進入水中，按（1.159）式，其交換反應向右進行。如果起始條件已知，即水中的SAR值及岩土中的ESR值已知，也可判斷其反應方向。例如，把表1.21中的SAR值0.73和9.81分別代入表1.20中的3號方程，ESR值的計算值分別為0.038和0.1379。前者的ESR計算值（0.038）小於土壤的起始ESR值（0.046，見表1.21），反應按（1.159）式向左進行；後者的SER計算值（0.1379）明顯大於土壤的起始ESR值（0.046），反應按（1.159）式向右進行。也就是說；如果ESR計算值小於岩土的ESR值，反應向左進行；反之，則相反。當然，如果土壤的起始ESR值為0.038，與S4R值為0.73的水相互作用時，Na-Ca交換處於平衡狀態，水中的Na+、Ca2+和Mg2+濃度不會改變。表1.22是現場試驗結果，結果說明，SAR值越高，固體表面解吸出來的Ca2+和Mg2+就越多，水的硬度增加就越大。這些數據充分證明了上述理論。
表1.22SAR值不同的污水現場試驗結果〔2〕
註：硬度以CaCO3計（mg/L）。
（2）把Na-Ca交換方程應用於實際是比較可靠的。表1.21中（Cax+Mgx）的實測值及計算值相差很小，說明了這一點。其計算方法如下：以計算SAR=0.73的水為例，將0.73代入表1.20中的方程3，求得ESR=0.038；將此值及CEC值（8.96）代入（1.162）式，求得Nax=0.328meq/100g；將CEC值減去Nax值，即為（Cax+Mgx）值（因為土中吸附的陽離子主要是Na+、Ca2+和Mg2+），其值為8.63meq/100g。
SAR值不僅在研究Na-Ca交換反應中是重要的，而且它是灌溉水質的一個重要參數。前面談到，SAR高的水，在水岩作用過程中，引起水中的Na+被吸附到固相顆粒表面上，2個Na+交換一個Ca2+或Mg2+（等當量交換）。因為2個Na2＋的大小比一個Ca2+或Mg2+大，因而引起土壤的透氣性減小，產生板結及鹽鹼化。有關SAR值的灌溉水質標准可參考有關文獻。本書不詳述。