大陆地壳中钡的载体矿物——含钾矿物（钾长石、斜长石及云母）及含钡硅酸盐矿物的分解和Ba的释放是钡进入表生环境中的主要形式。钡在表生环境中可形成重碳酸盐、氯化物和硫酸盐。由于硫酸钡的溶解度极低，因此，当溶液因蒸发或受石灰岩的中和作用，或由于溶液中硫酸根离子浓度的增加时，溶解在风化溶液中的钡可形成硫酸钡而产生沉淀。由于受上述反应的控制，钡在地表水中含量变化很大。
钡在河水中的质量浓度为9～152μg/L；平均值为45μg/L，钡在河水中含量的变化主要与河水补给地区的岩石组分有关。当补给区为砂岩和板岩时，河水中钡的含量最高，补给区为花岗岩时，钡含量较低，补给区为石英岩时，钡含量最低。一般而言，从河水的上游到下游Ba浓度明显增加，从[Ba]R＝6.8→22μg/L变化。河水中钡的迁移形式主要有以下三种，它们是：①自由离子或Ba的配合物；②Ba吸附于颗粒物、铁锰氧化物及有机质表面，随这些碎屑物质一起迁移；③Ba存在于颗粒物矿物的晶格，随颗粒物一起迁移。河水中的Ba当被带入海洋时，钡主要在河口范围内从河水中卸载进入海水。河水中钡的释放主要出现在盐度为1‰～6‰的河口水范围内。海水中的Na、Mg、Ca等阳离子与河水中颗粒物中的Ba离子交换及在腐解的生物碎屑（如硅藻碎屑）中形成生物成因重晶石矿物（bio-barite）是河水中钡释放进入海洋的主要机制。
在海洋系统中，钡为典型的保守元素，同时，它也是一个具有生物地球化学行为的元素（biogeochemistry type of barium）。图1-1反映了在海洋系统中钡的地球化学循环。如果海洋处于定态，在海洋的浅部海水中，钡的质量分数为5×10-9，在海洋的深部海水中，钡的质量分数为16×10-9。钡在海水中的居留时间为4×104a。钡输入海洋系统的过程主要有以下三种：①通过河流而进入海洋系统，其通量（Iriver）为0.6μg/（cm2·a）；②海洋沉积物中孔隙水向海水中释放的钡，其通量为R[Ba]Sed＝10nm/（cm2·a）；③海洋深部热水系统向海水释放的钡（如大洋中脊发育的现代热水系统），其通量为Ht[Ba]＝1nm/（cm2·a）。钡从海洋系统中输出的过程主要为钡以生物成因重晶石的形式从海水中沉淀并沉降于海底，并以重晶石或少量含钡硅酸盐矿物（如丝光沸石等）的形式随沉积物沉积和埋藏，其通量为0.43μg/（cm2·a）。此外，海洋系统中钡通过海水的上升流和下降流在深部和浅层海水中发生交换，通过上升流将深部海水中的钡带入浅层海水的通量为5.12μg/（cm2·a），通过下降流将浅层海水中的钡带入深部海水中的通量为1.65μg/（cm2·a）。
与其他营养元素相比较，钡在海洋系统中的地球化学行为较为复杂。自戈尔德施密特1933年发表第一篇有关海洋系统中钡的地球化学研究论文以来，有关钡在海洋系统中的地球化学行为研究一直没有间断。到目前为止，可以说，人们对钡在海洋系统中的行为已经有了相当深入的了解。
图1-1 海洋系统中Ba的地球化学循环
相对于重晶石或毒重石而言，钡在现代海洋的任何深度都是不饱和的，这是近一个世纪的海洋化学研究中所得出的一个重要结论。这一结论意味着在海水的任何深度范围内，都不可能有毒重石或重晶石直接从海水中沉淀。然而，通过对现代海洋中的沉降物和颗粒物的研究发现，在相对于毒重石或重晶石不饱和的海水中，在海洋颗粒物和沉降物中有大量的重晶石颗粒，并且这种重晶石主要发育在海洋的生物碎屑内，与海水中的有机质表现出密切共生的关系，它们共同形成生物成因重晶石（bio-barite）（图1-2）。这是20世纪80年代末有关钡在海洋循环研究中所取得的一个突破性进展。有关生物成因重晶石在海水中的详细成因机制目前尚不清楚，曾提出了以下不同的看法：①组成生物的蜂窝状硫酸盐化多糖物质为重晶石的形成提供硫源；②透明的外生聚合颗粒（TEP）提供了硫源；③浮游植物吸收海水中的Ba；④组成生物骨骼的天青石发生溶解，释放出Ba；⑤硅藻细胞壁提供了重晶石成核的表面；⑥有机质外壳阻止了生物成因重晶石在Ba不饱和的海水中发生溶解。生物成因重晶石主要形成于富含生物碎屑物质的浅部海水中，其主要粒径由大于53μm的粒状重晶石组成。然而，在其形成后沉降于海底的过程中，生物成因重晶石随着有机质的氧化作用在相对于毒重石或重晶石不饱和的海水中发生部分溶解，这样造成深部海水的钡浓度明显高于浅层海水，同时，伴随生物成因重晶石粒度的明显变小（主要由小于53μm的细颗粒组成）。
深部海水中钡的浓度峰值主要出现在200～700m的海水深度范围内（图1-3）（随不同海洋系统而不同）。由于深部海水中颗粒物中钡的最小浓度值和溶解于水中的钡的最大浓度值与海水中溶解氧的最低值和CO2最高值相对应（图1-4），因而，表明生物成因重晶石内部有机质的腐解而导致生物成因重晶石在海水中的溶解应是引起这一现象的主要因素。生物成因重晶石在形成过程中将从表层海水中带走的钡通量为3.95μg/（cm2·a）。然而，在其沉降到海底的过程中，由于生物成因重晶石的溶解作用向深部海水释放的钡通量为3.52μg/（cm2·a），通过生物成因重晶石实际带出海洋系统的钡通量为0.43μg/（cm2·a），仅占生物成因重晶石总钡通量的15%～30%。
图1-2 现代海洋沉降物和颗粒物中发现的生物成因重晶石（bio-barite）
（据Deharis，1988）
深海钻探计划（ODP）的实施为了解钡在水/岩界面及在现代沉积物中的地球化学行为提供了条件。通过对水、岩界面附近海水、沉积物和沉积物孔隙水中钡元素及钡通量的详细研究，发现在水、岩界面附近存在着第二个钡的浓度峰值。这一钡浓度峰值主要是由生物成因重晶石中的生物有机物在向地质有机物转变过程中所释放的Ba引起的。同时，也说明了存在着一个由下而上、由沉积物向上覆水体输入钡的过程。经海底钡通量的实际测定和计算，这一通量值为10nm/（cm2·a）。同时，对现代海洋沉积物和孔隙水中钡含量的详细研究发现，相对于重晶石，钡在沉积物孔隙水中已达到过饱和，并可以发生重晶石的沉淀作用。由于沉积作用是一个连续发生的过程，因而，在正常的沉积过程中，生物成因重晶石在沉积物早期成岩阶段将通过一系列复杂的溶解和再沉淀作用，最终形成重晶石前锋（barite front，见第七章图7-1）。而由这一正常的沉积过程所形成的重晶石占沉积物矿物总量的1%～5%。
图1-3 不同研究者得出的大西洋海水中钡浓度随海水深度变化
（据Hilmar A S，1999）
由图1-1可知，钡通过海底热水系统进入海水系统中的通量尽管很小，在海洋钡循环大系统中其作用和意义纵然可以忽略不计，但是它对于钡矿床的形成，其作用不可小觑，并一度被认为是解释古代地层中层状重晶石矿床成矿作用的主要机制。实际上，除目前文献中报告较多的热喷口有“白烟囱”（重晶石的颗粒物）形成外，人们往往忽略另一种类型的“白烟囱”重晶石，即产于被动大陆边缘的由冷喷口喷出的重晶石。类似的例子有产于智利被动大陆边缘的喷口和产于日本海由来自大陆增生楔流体所形成的重晶石“白烟囱”。由于这些重晶石“白烟囱”往往与大陆地壳所形成的流体有关，并且喷口主要发育于靠近陆壳的大陆边缘，因而，应用这一机制来解释非大洋环境（在陆壳基底上发育的重晶石矿床）重晶石矿床的形成，特别是用来解释南秦岭重晶石矿床中钡的来源更为合理。这是因为在寒武纪的南秦岭沉积盆地中乃至整个华北和扬子地台中，这一时期的地质演化主要的大陆地壳的发展和演化，而非海洋地壳。
图1-4 海水颗粒物中钡浓度与海水溶解氧和二氧化碳关系图
（据Franz Gingele，1994）