中国土壤阳离子代换量有由北向南呈逐渐减少趋势的分布规律，这主要是由土壤中所含矿物类型及腐殖质含量决定的。土壤有机胶体腐殖质的阳离子交换量为200～400厘摩（+）/千克。无机胶体包括各种类型的黏土矿物，其中2:1型的黏土矿物如蒙脱石的交换量为60～100厘摩（+）/千克，1∶1型的黏土矿物如高岭石的交换量为10～15厘摩（+）/千克。因此，不同土壤由于黏土矿物和腐殖质的性质和数量不同，阳离子交换量差异很大。例如中国北方的黏质土壤，所含黏粒以蒙脱石及伊利石为主，所以阳离子代换量大，其代换量均在20厘摩（+）/千克以上，有的可达50厘摩（+）/千克以上，而南方红壤土的腐殖质含量低，黏上矿物又以1:1型及含水氧化铁铝等为主，阳离子交换量一般较小，通常均在20厘摩（+）/千克以下。如浙江省典型的红壤其代换量往往在10厘摩（+）/千克以下，有的只有5～6厘摩（+）/千克。种稻熟化后，可增至15厘摩（+）/千克左右。

土壤阳离子交换量是土壤交换性阳离子的容量，代表土壤有效养分库容。土壤阳离子交换量的大小与土壤胶粒的表面积和表面电荷密度有关，表示为：

式中为比表面面积；为表面电荷密度。因为阳离子交换量随土壤pH变化而变化（因可变电荷变化），一般未特别注明时，即为pH=7的条件下测定的土壤阳离子交换量。

最早测定阳离子交换量的方法是用饱和氯化铵反复浸提，然后从浸出液中NH₄⁺的减少量计算出阳离子交换量。由于此方法在酸性非盐土中包括交换性Al³⁺，经过几次改进后，氯化钡-硫酸镁强迫交换的方法，能控制土壤溶液的离子强度，已成为酸性土壤阳离子交换量测定的良好方法，也可用于其他类型土壤，此法也是国际标准方法。

交换剂溶液的pH是影响阳离子交换量的重要因素。阳离子交换量是由土壤胶体表面的净负电荷量决定的，无机、有机胶体的官能团产生的正负电荷和数量则因溶液的pH和盐溶液浓度的改变而变动。在酸性土壤中部分负电荷可能为带正电荷的铁、铝氧化物所掩蔽，且溶液pH升高、铁铝呈氢氧化物沉淀而增强土壤胶体负电荷。尽管在常规方法中，大多数都考虑了交换剂的缓冲性，例如酸性、中性土壤用pH=7.0，石灰性土壤用pH=8.2的缓冲溶液，但此种酸度与土壤，尤其是酸性土壤原来的酸度可能相差较大而影响结果。

交换剂的性质、盐溶液的浓度也影响阳离子交换量的测定。作为指示阳离子常用的有NH₄⁺、Na⁺、Ba²⁺，亦有选用H⁺作为指示阳离子。各种离子的置换能力为Al³⁺＞Ba²⁺＞Ca²⁺＞Mg²⁺＞NH₄⁺＞K⁺＞Na⁺。H⁺在一价阳离子中置换能力最强。在交换过程中，土壤交换复合体的阳离子、溶液中的阳离子和指示阳离子互相作用，出现一种复杂的竞争过程，测定过程中一定要使离子交换完全，测定结果才能准确。

不同类型的土壤胶体所带的负电荷差别很大，阳离子交换量也明显不同，含腐殖质及2∶1型黏土矿物较多的土壤，其阳离子交换量较大，而含高岭石及氧化物较多的土壤，其阳离子交换量较小。

土壤黏粒是土壤胶体的主体部分，也是土壤电荷的主要提供者。因此，土壤质地越黏的土壤，土壤阳离子交换量越大。砂土的阳离子交换量＜壤土＜黏土。在质地相同的情况下，北方的土壤比南方的土壤阳离子交换量大。

pH是影响土壤可变电荷的重要因素，土壤pH的改变会导致土壤阳离子交换量的变化，一般情况下，随着土壤pH的升高，土壤可变电荷增加，土壤阳离子交换量增大（见图）。因此，在测定土壤阳离子交换量时要严格控制土壤pH。

土壤pH与离子交换量变化关系

土壤阳离子交换量是土壤的重要化学性质。它直接反映土壤的保肥、供肥性能和缓冲能力的大小，也是土壤分类的重要参考指标。一般认为阳离子小于10厘摩（+）/千克的土壤保肥力较低，10～20厘摩（+）/千克的土壤保肥力中等，大于20厘摩（+）/千克的土壤保肥力高。在阳离子交换量大的土壤上（黏质土类），一次施肥量可以大些；在保肥力小的土壤（砂质土类）上施肥要少量多次。