由于αco32-对于任何pH值都有相应的确定值，根据上式即可得出随pH和CT变化的Ca2 的饱和平衡浓度值。对任何与MeCO3（s）平衡的[Me2 ]都可以写出类似的方程式，而且还可以将该方程转换为图4-11所示log[Me2 ]对pH的曲线图。
图4-11基本上由溶度积方程式和碳酸系统平衡关系叠加而构成的。由于[Me2 ]和[CO32-]的乘积必须是常数Ksp，所以平衡时[Me2 ]和[CO32-]两曲线有相反的变化趋势，并在图中呈对称形态，也就是[Me2 ]随pH值增大而降低。
图4-12则表示在不同CT条件下，[Ca2 ]平衡浓度与pH值之间的关系。即同离子效应使[Ca2 ]平衡溶解度降低。
图4-11和图4-12中所示的一类曲线图很适合于比较不同金属碳酸盐的溶解度以及它们对pH、CT值的依赖关系。
4.3.2 岩石风化和矿物溶解
4.3.2.1 风化过程
暴露于水、大气或有机物质中的岩石发生机械性、生物性或化学性消蚀的过程就是风化过程。这里所说的三类性质不同的消蚀作用往往是同时发生的。风化过程对于矿物和土壤的形成有着决定性的意义；天然水体中溶质种类、数量也和风化作用及随后的溶解过程密切有关。
单纯的化学风化包括溶解、水合、水解、络合、氧化等作用，这些作用往往是交叉重叠发生的。引起风化的主要环境因素有水、二氧化碳和氧气等。因为水无所不在，又有很强作用能力，所以成为风化作用中最主要的因素。表4-7所示为化学性因素引起的典型风化反应。在表中应用了高度简化和理想化的化学式来代表自然界存在的复杂矿物相，所列的某些反应还可经过中间过程，但未在化学计量方程式中表示出来。
异成分溶解（部分溶解）反应首先并主要地由晶格配位体或阳离子被交换引起。如氟磷灰石中的F-可被水体中的OH-所交换；甚至磷灰石中的一些PO43-基团在适当条件下也会被水中CO32-所代换。阳离子交换方式与此相类似，例如，存在于粘土矿物层间和表面的阳离子可与溶液中的阳离子进行交换，这种过程对改变天然水溶液组成有很大作用。
表4-7中列举的第Ⅲ类反应显示了由外界环境因素引起的氧化还原反应过程对pH值有显著的控制作用。例如，黄铁矿的氧化可生成氧化高铁和酸。随之，酸就会与岩石反应。另外金属氧化物，如Fe2O3和Mn3O4等的还原会产生大量的OH-离子，这些离子作为配位体可以优先地“淋溶”出某些晶格组分，从而加速了岩石的剥蚀。微生物和植物的生命活动对风化作用也会发生影响，可以认为是由于细胞分泌出有机络合剂的结果（如表4-8中第Ⅳ类反应）。
低分子量的水溶性有机酸阴离子，如草酸、苹果酸、丙二酸、醋酸、琥珀酸、酒石酸、香草酸和对-羟基苯甲酸等，可以认为是重要的络合剂。在上层土壤中这些络合剂的存在浓度可高达10-5到10-4mol/L，其中草酸盐则是含量最多的。
风化作用在左右河水组成方面有很大意义。例如，河水中所含约35％的Na 和大部分的Ca2 分别来源于硅酸盐和碳酸盐的风化、溶解；所含SO