土壤溶液中各种化学物质在反应过程中的正反应和逆反应速度相等时，溶液中各种反应物和生成物的浓度保持相对稳定的状态。只要反应条件不变，平衡状态也不会改变。反应处在平衡时各种反应物和生成物的浓度，称为平衡浓度。在土壤中，有些反应速度相当快，能很快实现平衡，而另一些很缓慢，很难达到平衡。在自然条件下，土壤溶液和土壤固液相及其周围环境存在着复杂和多变的关系（图1）。

图1 土壤溶液与土壤其他因素间的关系

图中各个因素都和土壤溶液存在动态平衡关系。任何一个因素发生变化，都会改变溶液化学平衡的速度和方向。因而更确切地说，土壤溶液化学平衡没有真正的平衡可言，而只能是一种动态的似平衡状态。例如在酸性土壤中，溶液中铝的化学平衡可能存在如下复杂关系：尽管土壤中溶液化学平衡关系那样复杂，反应速度进行得有快有慢，但应用化学平衡关系来预测发生在土壤溶液中的各种反应是很有用的。在土壤化学中，经常用化学平衡原理来处理的主要溶液化学反应包括：交换反应、水解反应、溶解沉淀反应、氧化还原反应和配合离解反应等。

土壤溶液化学平衡

水解反应对土壤环境中无机和有机化合物的转化起重要作用。由各种途径进入土壤溶液中的各种金属离子和弱酸阴离子，可通过水解反应和解离反应进一步参与一系列的质子转移。在这些平衡反应中[参见土壤溶液式（3）～（6）]，溶液中的金属离子以各种程度不同的水解离子形式存在，而各种水解离子之间的相互关系决定于金属离子的水解平衡常数和溶液的pH值。根据反应的平衡常数并参考溶液的pH，即可大致判断某金属离子在溶液中的存在形式和分布数量。土壤溶液的pH升高有利于羟基金属离子的形成，也利于弱酸阴离子的解离。

通常用溶度积常数（K_sp）预测某种物质沉淀时的离子环境以及物质溶解的难易。溶度积常数最早由能斯特（Nemst，1889）提出。一般的平衡式可表达如下：

土壤溶液化学平衡

按质量作用定律，平衡常数为：

土壤溶液化学平衡

式中：K为平衡常数，（A）^a、（B）^b为离子活度，（A_aB_b）为固相活度，在标准状态下，纯固体（A_aB_b）的活度为1。因此反应平衡常数就是这些化合物的溶度积常数（K_sp）。

土壤溶液化学平衡

因溶度积是某物质固相和它饱和溶液平衡时的平衡常数，如果溶液中的离子浓度积大于K_sp而达到过饱和时，则将析出沉淀。相反，这一乘积小于K_sp，未达到饱和时，则固相物质将继续溶解进入溶液，直至达到新的溶解沉淀平衡。蒸发和蒸腾作用，施肥、排水等农业措施均可导致土壤溶液浓度升高，产生某种物质的沉淀。土壤本身的化学组成、阳离子交换作用、生物活动也能改变土壤溶液组成和离子活度，导致沉淀形成或固相物质溶解。

从式（2、3）可见，溶液中各组分浓度存在着相互依赖关系。式中离子A、B的溶度积是一个常数，取其对数，式（3）演化为：

土壤溶液化学平衡

应用（4）式可求得组分A与另一组分B的关系式，即：

土壤溶液化学平衡

表明pA随pB的下降而增加，如式（5）中B组分为H^＋离子，则可绘制成pA与pH的关系曲线，并计算不同pH条件下，组分A在溶液中的浓度（图2）。

图2 土壤中磷的溶解度图

从图2可见各种磷酸盐的不同溶解度与pH的关系：当pH＝6时，磷酸铝和羟基磷灰石的溶解度基本一致：pH升高，磷酸铁、铝越不稳定。而磷酸钙的稳定性则随pH升高而增加。说明溶度积常数有助于了解不同磷酸盐在不同pH条件下的稳定性和磷在土壤中的活度。但因离子强度、离子对形成、结晶缺陷、矿物中某些干扰物质存在、粒径大小及表面化学性质等因素的影响，使溶度积常数的应用也存在着一定的局限性。

（见氧化还原过程）。

金属离子和电子给予体以配位方式结合的过程称为配位反应。其生成物称配位化合物。金属离子称为中心原子。与中性离子形成配位化合物的电子给予体（阴离子等）称为配位体。几乎周期表中大多数金属离子尤其是过渡金属离子都能形成配位化合物。在土壤中能形成配位化合物的主要金属离子有：Fe^3＋、Al^3＋、Mn^2＋、Fe^2＋、Cu^2＋、Zn^2＋、Ca^2＋、Mg^2＋、Ni^2＋、Co^2＋、Pb^2＋等。较重要的电子给予体原子有氮、氧、硫。根据与金属离子亲合力降低的顺序，土壤有机物中较重要的配位基团为：—O^-（烯醇基）＞NH₂（氨基）＞—N＝N（偶氮基）＞N（环氮基）＞—COO^-（羧基）＞—C＝O（羰基）。其他电子给予体有羟基（—OH）、磺基（—SO₂OH）、磷酸基（—PO（OH）₂）和氢硫基（—SH）。在土壤中，参与金属配位反应的配位体最普遍的是羧基、酚羟基和氨基等。H₂O和OH^-是土壤溶液中最主要的无机配位体。此外当磷酸盐、硫酸盐、碳酸盐等浓度比相对较高时，能与H₂O和OH^-产生配位体竞争[见配位体交换、金属-有机配合作用]。除此以外，还有交换平衡等（见阳离子交换）。