离子的动员、迁移和集中
土壤形成过程中氧化物的选择性浓度铁而铝，在某些情况下还包括二氧化硅离子交换作为最重要的因素。虽然还没有完全理解，但这涉及到电解质(土壤溶液)中负电荷离子与其他离子的交换。离子交换受离子与矿物结构的配合所影响。相关过程包括水化作用(吸附水)、羟基化作用(吸附氢+噢,-离子)，氧化(氧的结合，电子损失到风化剂)，和还原(消耗结合氧气)。离子交换由阳离子交换容量(CEC)控制，CEC表示为每100克可交换阳离子的量，单位为毫当量粘土pH值为7。低CEC值是典型的非粘土和实际的或潜在的硬壳。
土壤水会分离成带相反电荷的离子，H+噢,-，及CO2大气和土壤会产生HCO3.-自由H+溶液中的离子。这些产品促进了一些金属阳离子的置换，特别是矿物硅酸盐中的金属阳离子，主要是由H+与OH结合的离子-在可移动溶质中。H+离子相对于它们的大小，它们体积小，电荷高，可以很容易地进入许多晶格;哦-离子中和了Na的小电荷+K+，以及较大的费用Ca++和毫克++．土壤颗粒中的正电荷部分与铁、铝和锰的含水氧化物有关。负电荷，随下降而增加pH值，均被正离子中和，其中Al(OH)2+是比较重要的一个。带负电荷的胶体硅2和胶体铝2O3.带正电的Fe2O3.可能在高浓度H下相互作用+离子形成粘土矿物。其中，最稳定的是高岭土家族的一对一层硅酸盐，其中每个硅氧片都与一个氢氧化铝片凝结在一起。
至少部分的离子交换过程涉及到有机体和有机物质。螯合剂，复合氨基酸及其辅助物化合物使铝和铁离子失活，并将它们牢牢地固定在晶格结构中。然后，这些离子就像它们不存在一样，除非酸度显著降低，它们会重新沉积。锰和硅也可以类似地处理。结合过程的解决和淋溶作用(溶解作用)、螯合作用和淋溶作用(螯合作用)似乎在硬壳形成之前的富氧基岩的形成中起着强大的作用。在铁的动员和固定过程中，就像在有机酸的一般生产过程中一样，细菌也起作用。一些形成可溶性铁，另一些氧化可溶性亚铁(Fe(OH))2)转变为不溶性铁(Fe2O3.）;土壤微生物，包括细菌，特别涉及到一些突出的螯合剂的生产。
岩石类型，地形和地下水位波动
硬壳出现在广泛的火成岩、变质岩和沉积岩上，包括花岗岩、玄武岩和辉长岩、砂质岩和泥质岩。硬壳化学只有最粗糙的倾向可以加以控制基石化学上，即使在类似的气候条件下，虽然赤石正长岩的特征是风化成蒜质(富铝)结壳，碱性火成岩风化成铁素体(富铁)结壳到钛铝结壳，在某些地区，砂质和泥质结壳变成硅质(富硅)结壳。铁素体结壳比铝质结壳硬度更高，结构更多变，水化程度更低。尽管硅质结壳中的结构从豌豆大小的结节到块状和块状，在较低的水平处有天然的地下侵蚀管道，但这些结壳不含水。
剖面排水影响较大;准备好了浸出而且碱性在中性条件下有利于去除二氧化硅和集中铝，如果可能的话，也有利于钛。靠近水位促进铁的浓度，而不良的排水和酸性可能有利于二氧化硅的积累。然而，已知的分布表明铁壳和硅壳形成的地理差异，而不是岩性控制，这似乎只在过渡带有效。
硬壳形成的地形要求包括缓坡或以下情况地下水可以提供铁和锰的氧化物或两者都有。山麓或平原上保存完好的化石结壳，最大坡度为8°~ 10°(平均坡度为2°或更小)，表明地下水侧向运动微弱，结壳相对富集。这与主动的易位形成了鲜明的对比，这种易位是造成陡坡底部和谷底地壳绝对富集的原因。许多深层风化剖面的浅色斑驳带也表明了地下水的作用;前者被认为是高岭土化还原(去电离)的结果。环境，后者来自地下水水位的季节性波动。这些带无法提供大量结壳的铁含量，证实了相对富集。
的影响气候和时间
钙结皮、石膏结皮和盐碱结皮是指干燥气候，但硬壳是适当的，至少在全新世的现在和晚期全新世大约开始于11700年前)，是指潮湿的热带气候在这些条件下，原始岩石体积的50%或更多可能在风化过程中损失，但某些剖面结构的保存表明向下增厚，而不是整体减少。
30到50年的时间就可以了转换一种干燥的铁铁质粘土到铁铁质硬皮;但根据已知值推断，可能需要1500万年才能形成真正的深层风化剖面。然而，这样的时间跨度似乎完全在古近纪和新近纪潮湿热带森林的持续时间范围内。
气候变化可能是赤道地区硬壳的存在的原因，现在平均年降水量超过1200毫米。非洲从前的干旱向北延伸，同喀拉哈里沙漠超过目前极限的沙子延伸了1600 - 3000公里(1000 - 1900英里)，这是有据可查的。类似地，当前潮湿热带类型的前气候可能是热带以外的化石地壳的存在以及残余的古近系和新近系深层风化作用的原因。这种气候似乎可以用极地到赤道的温度降低来解释梯度．
虽然硬膜的脱水和硬化通常被称为不可逆的，但从长期来看并非如此。除了侵蚀帽的分解外，残留的铁锈层还可能受到新的土壤形成过程的攻击，这些过程使铁重新活化，并产生红黄色土壤，在旧的分类中称为红土灰化土。