98 
Глава 4
Таблица 4.2. Катионообмен-
ные емкости (мг , экв/100 г)
глинистых минералов
Смектиты 
8 — 150
Вермикулиты 
120 — 200
Иллиты 
` 
10 - 40
Каолинит 
1 - 10 
`
Хпорит 
< 10
природы ионов, занимающих обменные позиции. Например, речная глина из
Рио-Амека в Мексике имела ЕКО 76 мг› экв./100 г. Когда та же глина была
помещена на две недели в морскую воду, ее ЕКО составила лишь 66 мг экв./100г
[295]. Это различие не свидетельствует о каком-либо сушественном изменении
глины; по-видимому, оно было обусловлено тем, что К*, поглошенный из мор
ской воды в обмен на Са ** , медленно замешался ионом ЫНЁ ‚ В обшем слу-
чае следует ожидать, что катионы, располагаюшиеся в слое Гуи, обменива»
ются быстро, тогда как катионы в слое Штерна могут обмениваться быстрее
или медленнее в зависимости от их связей с поверхностью частиц. Окислы и
органические вещества, которые обычно образуют иленки на глинистых час»
тицах [ 188], часто имеют высокие емкости катионного обмена, но к их кон»
Кретным значениям следует относиться © осторожностью, так как поверхност»
ный заряд (и, следовательно, ЕКО) таких вешеств сильно зависит от рН.
Ионообменное равновесие — между двумя одновалентными (или двумя двух*
валентными) катионами может быть представлено уравнением
А-глина + В* 
= В-глина + А*,
@ 
а*
А-гпина
оннн Т КАВ ___ё„.__‚_ ‚ 
‹4'1›
@ в-гпина 
*
Где Фд.глина И 
в-глина — аКТИВНОСТИ А 
и 
В на обменных позициях,
ад+ и 
ор?+ — активности их в растворе, К др — константа ионообменного рав-
новесия. Если уравнение (4.1} написать в мольных долях вместо активностей
в твердой фазе и использовать концентрации вместо активностей в растворе,
то получим
* А чгпина 
_ 
ря о ПА*
Х-——————-——-' 
— КАВ 
, 
‹4.2)
В-глина 
"в*
Где К;В — коэффициент избирательности. Этот коэффициент не является кон-
стантой, так как лоправка при замене активностей на мольные доли изменяется
в зависимости от отношения А к В на твердой поверхности, Некоторые авто-