[摘要]表生的生物地球化学作用（生物地球化学行为），关于《表生的生物地球化学作用（生物地球化学行为）》的内容介绍。表生作用中Ba的地球化学行为 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...
表生的生物地球化学作用（生物地球化学行为），关于《表生的生物地球化学作用（生物地球化学行为）》的内容介绍。
表生作用中Ba的地球化学行为 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...
表生作用中Ba的地球化学行为
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）
生物地球化学作用的演化
地球上最古老生命的记录——球状和棒状的单细胞细菌化石，发现于南非巴布顿地区和澳大利亚西部的燧石层，经同位素年龄测定，两者分别形成于3.8 Ga 和3.5 Ga前，均为海底热液喷发成因的SiO2胶体沉积形成的岩石（Awramik et al.，1983）。这些发现表明，至少在太古宙早期生命已在地球上出现，并且这些原始细菌十分类似现今活动于洋底热液喷口附近缺氧环境中的原始细菌（Brock，1980）。此后在漫长的地质年代中，生命通过厌氧异养原核生物阶段→厌氧自养原核生物阶段→真核海洋生物阶段→真核生物登陆→人类出现的进化，形成了丰富多采的生物圈大千世界。随着生物的进化，生物赖以与环境进行物质和能量交换的新陈代谢机制——生物地球化学作用，也在不断地随时间发生演化。生物圈的发展不断地改变着地球的环境，而地球环境的变化又影响着生物的进化。
9.4.2.1 早期的光合作用
光合作用的演化是生物对地球最重要的影响之一。在2 Ga 前的早前寒武纪，大气圈曾是缺氧的，生命进化处于厌氧异养原核生物阶段及随后的厌氧自养原核生物阶段。研究发现这一时期中可能存在以下几种光合作用。
（1）产生甲烷的光合作用。最原始的光合作用可能是原始细菌分解简单有机分子（诸如，醋酸盐）从而产生出甲烷（CH4）的新陈代谢过程。这些简单有机分子由非生物方式形成，并存在于当时的洋中。此种光合作用可表示为：
地球化学
利用这种新陈代谢方式的生物曾是非生物合成产物的清除剂，属于专性异养生物，可归类于化学异样生物。此种微生物十分类似现代甲烷菌目中的发酵细菌。在这种产生甲烷的新陈代谢之后，早期异养微生物中可能曾出现借助还原CO2产生甲烷的光合作用：
地球化学
一般反应分两步进行：真菌将有机物质转变为醋酸盐、H2和CO2，然后原始细菌再将它们转化为甲烷（Wolin and Miller，1987）。
（2）使硫氧化的光合作用。在缺氧条件下能进行光合作用的原始细菌，可能与现今紫硫细菌和绿硫细菌很相像，不能在有氧的条件中发生光合作用，但能在缺氧条件下使还原态 H2S和 S氧化以形成 S0 和，这种新陈代谢可分别表示如下：
地球化学
地球化学
光合作用中产生的有机物质以（CH2O）表示。
不像蓝细菌、较高级的藻类和植物等所进行的光合作用，在此类光合作用中没有氧的参与，因此这个过程归属于无氧光合作用。已在3.5 Ga 前形成的沉积岩层中发现了硫酸盐矿物，这为那时存在这种光合作用提供了最好的证据（Welter，et al.，1980）。虽然水的光分解反应曾经产生少量的氧致使还原态硫化物氧化形成硫酸盐，但是地球早期的部分或大部分硫酸盐很可能由这种缺氧的光合作用所产生（Butcher，et al.，1992）。
9.4.2.2 产生氧的光合作用
由硫细菌进行的光合作用及由蓝细菌进行的产氧光合作用均已被发现曾存在于古海洋中（Schopf，1993）。两种形式光合作用均能产生出有机碳，其中13C丰度（δ13 C=-28‰）相对于溶解态重碳酸盐中的13 C丰度（δ13 C≈0‰）要贫得多，并且没有其他已知过程能在碳的稳定同位素之间产生如此强烈的分馏（Schidlowski，1988）。具有如此贫的13 C 的有机物化石近年已在年龄古达3.8 Ga 的岩石中发现（Mojzsis，1996）。然而，仅对产氧光合作用而言，其证据最早只见于大约3.5 Ga前形成的变质岩中，在此变质岩中条带状Fe2O3沉积被发现于燧石层中。虽然不能排除其他生物作用形成 Fe2O3沉积的可能，但是太古宙和古元古代全球性条带状铁建造的大量沉积一般均被视为是存在产氧光合作用的证据。
蓝细菌能够用水代替硫化氢进行光合作用而产生出氧：
地球化学
这样的新陈代谢过程称为产氧（含氧）光合作用，以示与无氧光合作用的区别。所有蓝细菌、藻类和较高等的植物均能进行这类光合作用。
产氧光合作用除去呼吸和分解作用消耗后剩余的那部分氧才是组成地球大气圈的氧。上述已经指出产氧光合作用在地质记录中出现的时间远早于2.0 Ga 前，因为大量条带状铁建造的沉积已归因于洋水中Fe2+被O2所氧化。形成条带状铁建造所需要的O2是巨量的，它只能以能进行光合作用的生物所产生的氧来解释。前寒武纪惟一能进行这种光合作用的生物是蓝细菌，而且像蓝细菌的化石也广泛出现于这个时代的地质建造中。大约在2.0 Ga前出现的红层具有更氧化的铁，这表明它们只能形成于较条带状铁建造沉积时期更多氧的环境中。大气圈的氧含量看来是在几百万年的期间缓慢增长的，作为产氧光合作用的结果，地球大气圈曾在2.0 Ga至0.5 Ga期间发生了由缺氧过渡为氧含量达21%的转变。
9.4.2.3 氧对生命演化的效应
大多数复杂生物需要氧才能生长，因此，这些生物的演化在地球上出现自由氧（2.0 Ga）之前发生是不可以想象的。当自由氧开始在地球上积累时，初始出现的氧对于那时存在的所有生物来说均是有毒的，正如现今O2能杀死大多数生活于缺氧环境中的生物那样。这可能是生物学上的首次的污染事件，它造成了绝大部分厌氧微生物的灭绝，仅留下极少量的此类生物生活于现代局部缺氧的环境中。然而，自由O2的出现也改变了地球上生命的面貌，使真核生物逐渐发展起来。
真核生物的新陈代谢在大气圈O2达到现今水平的1%时就能够进行（Chapman and Schopf，1983）。真核生物的化石已发现于1.7 Ga至1.9Ga前形成的岩石中（Knoll，1992）。环境中的O2能使真核生物将它们的异养呼吸局限于线粒体中，这提供了一种有效的新陈代谢机制，并促进较高级生命形式的快速增殖。同时，真核植物细胞中的叶绿体能够进行更有效的光合作用，从而提高O2产量，使O2在大气圈中进一步聚集起来。
总之，细菌和蓝细菌曾统治了自生命出现以来的约四分之三的时间，而丰富多采、种类繁杂的高级生命形式则主要出现和演化于以后的600 Ma期间。一般认为寒武纪的生物爆发与氧的产生和积累密切相关。
9.4.2.4 生物登陆后的地球化学作用
大气圈平流层中O2遭受光化学分解反应，导致了臭氧层屏障的出现，这为生物登陆创造了必要条件。虽然有某些化石证据说明在前寒武纪曾有广泛的微生物群落出现于陆地（Horodyski and Knauth，1994），但是在臭氧屏障出现之前较高级生物大量移居大陆的可能性甚微。多细胞生物曾在680 Ma前形成的海洋沉积物中被发现，但植物登陆看来发生在志留纪之后（Gensel and Andrews，1987）。植物登陆后不久就发展出了木质化的木质组织（Lowry et al.，1980），并与菌根真菌有效共生，这使植物能从土壤的磷贮存中获取非活动性的磷（Pirozynski and Molloch，1975；Simon et al.，1993）。
几种新的对于全球生物地球化学循环具有关键作用的新陈代谢方式，也在氧的促进下发展起来。其中主要的有：
（1）影响硫地球化学循环的有氧化学自养作用。这种作用由各种硫杆菌以硫或H2S为基础来完成（Ralph，1979）：
地球化学
反应中产生的氢离子与将CO2固定于有机物质中产生能量的反应相耦合。在原始地球上这些微生物能够利用来自缺氧光合作用产生的元素硫（S0），而现今它们只出现于存在元素硫和H2S的局部地方，包括深海某些热液出口附近。
（2）影响氮地球化学循环的有氧化学自养作用。由亚硝基化毛细菌和硝化细菌完成的氮转化反应也很重要：
地球化学
这些反应构成氮的硝化作用，释放的能量将与这些化学自养细菌进行的固定碳的作用相耦合。这些反应产生的硝酸盐在水中是易溶解的，所以它是河流供给海洋无机氮的主要形式。
（3）影响氮地球化学循环的缺氧异养作用。现今生存于土壤和湿的沉积物中的Pseudomonas属细菌能够进行缺氧异养的脱硝反应（Knowles，1982）：
地球化学
虽然脱硝反应需要无氧环境，但是脱硝细菌只是在功能上是厌氧的。有几方面的证据表明，脱硝作用的出现可能晚于产甲烷的和硫酸盐还原的严格厌氧新陈代谢过程（Betlach，1982）。大多数脱硝细菌，如Pseudomonas，都属于较原始细菌更进化的真菌类。再者，脱硝作用只能在海洋中浓度达到较高的水平之后才能有效地进行，而早期海洋水可能只含很低的（Kasting and Walker，1981），因此，脱硝作用过程应直到环境中存在足够的氧能驱动氮的硝化反应之后才能出现。
（4）大陆吸附地球化学障的出现。生物登陆逐渐改变着大陆地表岩石裸露的地貌，使之不断为土壤植被所覆盖，从而构成了大陆表面的吸附地球化学障。此后，大陆岩石风化释放出的大量可溶性元素，尤其微量元素就被土壤中有机质和粘土矿物所吸附而存留在土壤内，这必然减少了它们通过河流向海洋的输入量，这也可能是早古生代黑铯页岩较后来的同类岩石明显富金属元素的主要原因之一。虽然当时海底热液来源的金属元素输入不应被排除，但迄今尚无在早古生代海底热液活动较以后明显强烈的确切证据。
表生地球化学系统
(一)侵蚀-堆积地质作用是表生地球化学系统中元素的来源和组成的基础
我国农业主产区和人口密集区主要分布在平原区和盆地区，而平原和盆地的松散堆积物是在地质历史时期经过侵蚀-堆积地质作用形成的，从而也奠定了表生地球化学元素系统的来源和组成基础。这里，以华北平原的形成及表生地球化学元素系统特征为例加以论述。
1.华北平原的形成
华北平原的最终形成是晚全新世河流沉积作用导致泥沙堆积造陆的结果，而河流得以汇流塑造华北平原是中国大陆自西向东呈三级阶梯作用的结果。华北平原北部、西部山区属延庆-怀来-桑干河-汾河-渭河裂谷系，是由陕西省宝鸡、西安盆地，山西省运城、临汾、太原、忻县、大同盆地，河北省蔚县-阳原盆地，河北涿鹿-怀来-北京延庆盆地等组成的一个近S形的构造带。裂谷系中新生代最早的沉积出现在广义的汾渭盆地，系未钻透的古近纪户县群(Eh)。我国中西部地区上新世气候干热，红粘土发育，干旱草原植被茂盛，草原之上有大片内陆湖。华北山间盆地的湖泊，如古三门湖、古泥河湾湖等即是在此背景下形成的。粗略说来，2.58～3.40Ma的高斯极性时是华北、黄土高原、云南高原湖盆形成或湖泊广泛发育期，但隆升与断陷在不同地点表现不一。进入第四纪，各湖盆发生不同程度的萎缩，周边山体的抬升使湖盆边缘受河流的影响增强。如河北阳原泥河湾盆地最终因湖泊外流，黄土堆积其上，造成湖盆淤塞，直至最后消亡。华北平原作为汇流区，接受周边山体抬升造成的大量物质供给(图3-1)，其主要输送动力是河流，山前地区还有崩塌、滑塌和泥石流堆积。尽管在不同地点水成沉积表现不一，但是现在的平原区在第四纪同样出现湖泊沉积萎缩、洪泛平原逐渐发育的现象，其根本原因是青藏高原隆升造成的中国大陆东部的沉降，以及河流阶段性输沙塑造了东部大平原。
图3-1 华北平原形成演化及地貌略图
Fig.3-1 Formation ＆ evolution and geomorphological feature of north China plain
华北平原的形成从第三纪以前就开始了，距今大约已有7000多万年的历史。从第三纪晚期到第四纪是平原形成的主要时期。华北大平原是华北地台的一部分，华北地台是我国最古老的岩石圈断块，地台区内较大的断裂带将地台分割成六个部分，即胶辽断块、内蒙古断块、鄂尔多斯断块、太行断块、冀鲁断块和豫淮断块等，后两个断块就是黄淮海平原的范围。这些断裂带在中生代燕山运动的影响下，产生了新的发展过程，导致一些断块的隆起和上升，及另一些断块的逐渐下降。其中下降比较激烈的是冀鲁断块，也就是现今的黄淮海北部的华北平原。在第三纪末、第四纪初发生的差异性断块活动，使太行山和燕山总体上升成为海拔1000～2000m的山地；华北平原则是相对沉降区。冀鲁断块的下降成为一个强烈凹陷的构造盆地，太行断块的抬升，为这个凹陷的盆地提供了沉积的物质来源。河流把山地侵蚀物质源源不断地向平原输送，将原来起伏不平的基岩全部掩盖，使湖海逐渐被填充，形成冲积扇和冲积平原，终于演变为堆积平原，并为以后的大规模沉积奠定了基础。
华北平原第四纪沉积物厚度350～650m不等，有些地方较薄，只有100m左右，第四纪沉积物厚度主要决定于基底构造，凹陷区沉积厚度大，隆起区沉积厚度小。地层的分布无论在空间上或时间上都具有一定的分布规律和明显的沉积特征。从山前到滨海，沉积物由粗到细。在山前地带以洪积、冲积物为主，沉积物颗粒较粗，多为砂砾石组成；平原中部则以冲积、湖积为主，沉积物为砂、砂质粘土；到滨海平原则属冲积、三角洲沉积和海相沉积，以细粒沉积为主，包括粘土、淤泥以及粉细砂沉积物。
在空间上的分布规律和沉积特征，随着时间的发展而变化。在第四纪的整个过程中，沉积的最大特点就是具有多旋回性。由于构造运动的上升与下降，气候的冷暖变化、海侵与海退、剥蚀与堆积等各种因素的交替变化，使沉积物颜铯、颗粒粗细出现了周期性的循环，但是各个不同的沉积阶段，又具有其特定的景观地球化学特征。在第四纪的各个时期，沉积了一套以河湖相为主的沉积物。第四纪早期，广大平原上广泛分布有淡水湖泊和河流；到第四纪中期湖泊逐渐收缩，河流发育；第四纪晚期，湖泊逐渐消亡，冲积、洪积相则比较发育，海相沉积物增加，并出现泥炭和沼泽相沉积。
2.华北平原的地质地貌类型及其总体特征
晚全新世(2500aB.P.)以来，华北平原气候逐渐向干、凉方向发展，相应地河道变迁也逐渐频繁。近几千年来的黄河决堤泛滥对华北平原地表堆积物及现代自然环境具有重要影响。自周定王五年(公元前602年)以来，黄河决口泛滥达1500多次，较大的决口改道有26次，重要的决口改道有7次(表3-1)。据研究，华北平原可划分为四个地质地貌类型，即山前洪积扇类型、洪积扇前缘洼地类型、冲积扇-冲积平原类型、潟湖-三角洲平原类型，各自具有不同的自然环境特征。
表3-1 黄河下游重要河道变迁概况 Table 3-1 Transitional situation of main riverway in lower reaches of Yellow River
山前洪积扇由季节性河流洪积形成，下半部为砂砾石堆积，上半部为黄土状物质堆积，地面坡度较陡，约1/300～1/1000，古河道呈指状分布。地下水类型属全淡水。土地主要为褐土类型，古河道上多为沙性土，河流切割谷内主要为褐土化潮土或草甸褐土，也有少量水稻土和松沙土，自然植被主要是半旱生灌丛草原，人工栽培植被主要为落叶阔叶果林和小麦、玉米，旱涝灾害较轻，盐碱地较少。
洪积扇前缘洼地由河流差别堆积形成。它的近山侧是洪积扇，远山侧是古河道高地，两侧是冲积扇。洼地的下半部多为河流相砂质沉积，上半部为河、湖相亚粘土、淤泥沉积。洼地底部一般低于地面1～3m，地面坡度缓，约1/4000～1/6000，呈向下游开口的簸箕状，地表水排泄比较缓慢，经常受涝灾威胁。浅层地下水质咸，矿化度大于2g/L。由于地下水位较高，土壤有盐渍化、沼泽化发生，因而多为盐化潮土、沼泽化潮土和沼泽土。天然植被有慈菇、盒子草、白菖蒲、芦苇、水芹、旋覆花等喜湿植物。水面周围有人工栽培作物水稻、芦苇、莲茭。目前除白洋淀、衡水湖仍有蓄水外，其余已基本干涸。有的洼地，如宁晋泊、大陆泽、文安洼等，大部已被垦殖为农田，并有了居民点分布，只在洪水季节调蓄少量地表水，是华北平原地表水的调蓄区和主要淡水渔业区。
冲积扇—冲积平原是河流冲积形成的，由以砂壤质土为主的古河道高地和以粘壤质土为主的古河间洼地组成。在洪积扇前缘以下地区，古河道呈放射状分布，地势由顶部向前缘、由中部向两侧倾斜，地面坡度1/2000～1/3000，呈扇面状，故名冲积扇。在冲积扇前缘以下地区，古河道呈相互并行的条带状分布，地面坡度1/3000～1/6000，故名冲积平原。它是河流在同一时期不同地点的沉积相变形成的。由于古河道高地与古河间洼地相间分布，故地面呈微波状起伏。岗地、坡地、洼地也相间分布，高差1～3m不等，最小高差0.5m，最大高差可达5m。由于微地貌类型复杂，所以土壤类型、地下水类型、盐碱地类型、作物类型也较复杂。一般决口扇、古自然堤多由砂质组成，地貌类型为岗地，土壤为沙性土，地下有浅层淡水，无盐碱威胁，多为树木、果树、油料作物和瓜类种植区。古河道高地由砂、壤质组成，地貌类型为条带状高地，土壤类型为潮土，地下有浅层淡水或浅部薄层淡水，无盐碱或轻度盐碱，多为小麦、玉米、棉花产区，还有一部分果树、蔬菜和油料作物分布。古河间洼地由粘、壤质组成，主要是盐化潮土，地下多为咸水，有中度或重度盐碱，为小麦、玉米、棉花、高粱和其他杂粮产区。该类型是华北平原仅次于洪积扇的主要粮棉生产基地。由于水资源短缺，涝、碱灾害较重，加上旧的种植制度，大部分耕地还处于中、低产状态；有的耕地虽然高产但不稳定。
滨海三角洲平原，包括古三角洲、潟湖洼地和海积平原，分布在渤海湾岸，由河流冲积和海积共同作用而成。主要由河流相的淤泥质粉砂和滨海相的淤泥质粘土、亚粘土组成。除去唐海和南堡之间为海积平原外，其余地区均为三角洲或潟湖洼地沉积，地面坡度平缓，约1/5000～1/10000。古河道呈树枝状分布，有许多三角洲沉积相型和沉积结构特征。地下水主要为咸水，只在主干古河道上有浅层淡水，在分支古河道上有浅部薄层淡水，主要为盐化潮土、滨海盐土。由于地势低平，排水不畅，加上潮水顶托，地下水位埋藏浅，矿化度高，所以涝灾和土壤盐渍化严重。盐化潮土多已被开垦为农田，主要种植小麦、玉米。滨海盐土已有少量被开垦为农田，主要种植高粱、向日葵，大部分为盐生草本植被，如马绊草、海蔓荆、碱茅、碱篷子、盐吸、柽柳等和少量人工栽培乔木。三角洲是滨海平原的主要粮食产区。三角洲与三角洲之间的潟湖洼地和海积平原是人工渔业养殖区和产盐区。
3.华北平原的地质地貌类型与物理化学组成特征
受水动力条件和沉积分异作用的控制，不同地质地貌单元的物质组成差异极大，造成不同地貌单元上发育的土壤的物质组成不同(表3-2)，因此，不同地貌单元土壤的物理化学组成呈现有规律性的变化，如废黄河的土壤理化性质表现为自河槽向两侧河间洼地、自古河槽向两侧决口扇有规律的变化(表3-3、表3-4)。
表3-2 河北平原不同地貌单元土壤的机械组成变化 Table 3-2 Variance of soil mechanical composition of various geomorphic units in Hebei plain
(引自李承绪，1985)
4.华北平原的地表堆积物中元素来源与组成特征
松散堆积物的化学元素组成直接取决于被侵蚀地质体的元素构成、分散与混合程度以及堆积作用过程。据研究，以黄河沉积物和海河沉积物为母质的土壤有与上游黄土高原黄土的稀土元素相似的分布模式。说明华北平原土壤中化学元素主要来自于西部山地成土母岩及黄土母质，换句话说，黄土高原和山西高原的地表物质也奠定了华北平原的地球化学元素组成的基础。成土母岩经过长期物理、化学和生物的风化作用，形成大小不等的矿物颗粒，经过流水搬运和成土过程，在平原地区构成了土壤的矿物部分。从岩石风化到土壤形成，化学元素在这些过程中虽然经历了巨大变化，但是来自黄河沉积物的成土母质极其发育的土壤与上游黄土高原的黄土物质之间，在化学元素的含量及组成方面仍存在着紧密的内在联系。例如，在华北平原，由黄河沉积物组成的三角洲平原、缓岗高地、决口扇形地，其表生地球化学元素的组成与黄土原始物质的组成有关，元素组成的继承性是清楚的。黄河三角洲、缓岗高地、决口扇形地的 Al2O3/Fe2O3比值和 CaO/MgO 比值分别为2.91～2.92和2.41～2.86，与黄河沉积物母质化学元素组成是一致的(其他地形下的土壤中CaO/MgO比值变化都在2.00 以下)。黄河沉积物中丰富的Ca元素，也继承了黄土高原表生地球化学组成的特点。
表3-3 江苏省黄河故道土壤类型及理化性质 Table 3-3 Soil types and physical-chemical characters of elder Yellow River in Jiangsu Province
(据苏壁耀，1985)
表3-4 山东省夏津县黄河故道土壤类型及理化性质 Table 3-4 Soil types and physical-chemical characters of elder Yellow river in Xiajin County，Shandong Province
(据李福兴，1989)
(二)表生地球化学作用使地球表层地球化学元素组成再分配
地球表面时刻都在发生着物理风化、化学风化和生物风化作用。物理风化主要使岩石逐渐破碎，但其矿物组成并未发生变化。生物风化作用对岩石矿物的破坏是相当可观的。化学风化作用是指岩石、矿物与大气圈、水圈、生物圈中的各种化学组分发生一系列的化学反应，使岩石的矿物成分和化学成分发生改变。
1.岩石矿物化学风化过程
矿物成分的改变包括原岩中的可溶矿物的溶解流失、耐风化的原岩矿物残留下来、形成表生条件下化学性质稳定的新矿物。矿物的耐风化程度(表3-5)决定着其中赋存元素的析出程度和所形成土壤的化学组成和分配。
化学风化作用以水溶液为主要介质，包括溶解、水化、水解、氧化及碳酸化等作用方式。其中，水解是最发育和常见的作用，其实质是从母岩的不同矿物中进一步去除离子。首先去除的是最活跃的离子如Na+、K+、Ca2+、Mg2+和Sr2+，去除开始的位置是矿物最暴露的部位如外表面、解理面和裂隙，而最不活跃的Al离子残留下来，形成Al的氢氧化物。在温湿条件下，云母水解的离子去除步骤是：层间阳离子(K+、Na+)的淋滤；某些八面体阳离子(Mg2+、Fe3+)向层间迁移，以便平衡电价；某些四面体阳离子(Si4+、Al3+)向八面体层迁移和最后向层间迁移。
表3-5 化学风化作用中矿物耐风化程度 Table 3-5 Anti-weathering degree of mineral under chemical weathing
利于水解作用发生的条件有：①可溶性矿物丰富；②矿物的颗粒细小，因为它有高的比表面积和大量的离子排出位置，比同样的大颗粒矿物更易于被水解；③有细菌活动提供有机碳的存在并参与矿物分解；④有好的排水条件，使淋滤作用能连续进行和便于离子排出；⑤有高的湿度和温度促使水解活动加速，其中湿度的影响超过温度。风化复合体中水解作用的加强和离子的顺利排出，会使相应的淋滤溶液中含有越来越多的溶解元素，同时形成次生矿物。
以下为橄榄石的矿物化学风化过程。橄榄石的化学组成为(Mg，Fe)SiO4，在氧化过程中Fe(Ⅱ)可以氧化为Fe(Ⅲ)：
2(Mg，Fe)SiO4(s)+1/2 O2(g)+5H2O→
Fe2O3·3H2O(s)+Mg2SiO4(s)+H4SiO4(aq)
水解反应为：
2(Mg，Fe)SiO4(s)+4H2O→
2Mg2+(aq)+4OH-(aq)+Fe2SiO4(s)+H4SiO4(aq)
酸性水解反应为：
(Mg，Fe)SiO4(s)+4H-(aq)→
Mg2+(aq)+Fe2+(aq)+H4SiO4(aq)
化学风化释放出来的Mg2+、Fe2+等离子，一部分被植物吸收，一部分随水迁移，从土壤中淋失。Fe2O3·3H2O形成新矿物；
也与某些阳离子结合形成新矿物，即次生矿物。
上述化学风化作用过程说明，易风化的辉石、角闪石、橄榄石、黑云母在土壤中残留较少，一般风化形成次生矿物。次生矿物又可分为简单盐类、三氧化物类和次生铝硅酸盐类。简单盐类属水溶性盐，易淋溶流失，一般土壤中较少，多存在于盐渍土中。如方解石(CaCO3)、白云石[Ca Mg(CO3)2]、石膏(CaSO4·2H2O)、泻盐(MgSO4·7H2O)、岩盐(NaCl)、芒硝(Na2SO4·10H2O)、水氯镁石(MgCl2·6H2O)等，常见于干旱和半干旱地区的土壤中。三氧化物类如针铁矿(Fe2O3·H2O)、褐铁矿(2Fe2O3·3H2O)、三水铝石(Al2O3·3H2O)等，是硅酸盐矿物彻底风化后的产物，常见于热带和亚热带地区的土壤中。次生硅酸盐类矿物在土壤中普遍存在，是由长石等硅酸盐矿物风化后形成的。
由于母岩和环境条件的不同，使岩石风化处在不同的阶段，所形成的次生粘土矿物的种类和数量也不同。在干旱和半干旱气候条件下，风化程度较低，处于脱盐基初期阶段，主要形成伊利石；在温暖湿润或半湿润的气候条件下，脱盐基作用增强，多形成蒙脱石和蛭石；在湿热气候条件下，原生矿物迅速脱盐基、脱硅，主要形成高岭石。再进一步脱硅，矿物彻底分解形成铁铝氧化物富集。由此可见，岩石通过风化，形成风化壳、土壤，其中赋存着各种类型、各种形态的地球化学元素。
2.水系沉积物与岩石化学成分的比较
经过一系列物理化学风化过程，随着岩石矿物成分的变化，其化学组成也发生了变化。大量的水系沉积物测量结果表明，元素在水系沉积物中的含量与其在岩石中的含量相比，发生了表生富集-贫化作用。例如，五台-恒山地区元素表生富集-贫化特征(表3-6)是：①As等元素富集系数大于4，表现为强富集；②Pb、Hg等元素富集系数介于2～4之间，为次强富集；③P、Ti、Cd等元素富集系数介于1.2～2之间，为中等富集；④Si、Al、Mn、Cr、Ni、Cu、Zn、Mo、F等元素富集系数介于1～1.2之间，为弱富集；⑤K、Na、Ca、Mg、Fe、Co、B等元素的富集系数小于1，表现为不同程度的贫化。而且，不同岩性的元素富集系数又有所不同(表3-7、表3-8)。
表3-6 五台-恒山地区基岩和水系沉积物元素平均含量及各元素表生富集系数 Table 3-6 Average content and hypergene concentration factor of element in bedrock and stream sediment in Wutai-Hengshan area
表3-7 五台-恒山地区不同变质岩区基岩和水系沉积物元素平均含量及各元素表生富集系数 Table 3-7 Average content and hypergene concentration factor of element in bedrock and stream sediment in vary metamorphic rock region in Wutai-Hengshan area
表3-8 五台-恒山地区奥长花岗岩分布区基岩和水系沉积物成分及各元素表生富集系数 Table 3-8 The composition of deposits and element"s hypergene concentration factor in bedrock and stream sediment in trondhjemite region in Wutai-Hengshan area
3.表生地球化学作用的不断改造
来自山区的成土母质中的化学元素不可能一直保持原有的组合不变。在长期表生地球化学演变过程中，沉积环境和沉积相使地表的化学元素重新再分配。例如，华北平原的长期沉积过程经历了不同的地质时期，每一个时期对华北平原的形成都有不同的影响。更新世的早中期湿润的气候条件，有利于易移动元素的迁移，如Ca、Mg、K、Na等元素随流水进入湖泊，归入海洋。至更新世晚期，气候逐渐干旱，沉积物中Ca、Mg等元素残留下来，形成广泛分布的钙结核，还可出现石膏和芒硝。气候在不同时期的冷暖变化，为华北平原形成中的地球化学演变提供了条件，除了Ca、Mg等元素的变化外，其他微量元素的变化也表现出第四纪不同时期的气候演变和沉积物类型的特征。东部平原的海侵与海退在第四纪沉积物的基础上增添了新的内容，不仅把海洋的化学元素带到了陆地，同时又把陆地的化学元素带到海洋，加速了陆地与海洋的元素迁移过程。
伴随着风化作用和成土过程的进行，及地下水位的不断变动，华北平原土壤中的化学元素发生了一系列溶解、沉淀、氧化、还原、淋溶、淀积、交换吸附等反应，与此同时，平原的各种地形条件又影响了这些反应进行的方向和强度，其结果是引起化学元素在土壤中的重新分配和重新组合。不同成因和不同形状的洼地是华北平原地球化学元素的主要屏蔽区。从地貌上看，该屏蔽区沿着山前冲积、洪积扇扇缘洼地呈一条带状分布，包括宁晋泊、大陆泽、衡水洼、白洋淀和东淀。从山前冲积、洪积扇到广阔的冲积平原，屏蔽带分布于二者之间，化学元素在迁移过程中受屏蔽带的影响而发生一系列的富集作用。除了地形上造成的屏蔽带以外，在土壤与含水层之间也存在化学元素的屏蔽作用，特别是在华北平原地下水位浅、有季节变化的情况下，屏蔽作用在土壤中出现，并随地下水与土壤层接触的变动而变化，但是在华北平原，这种屏蔽作用在各个地区有着不同的规模和元素富集的效果。
华北平原表层土中地球化学元素含量变化的研究表明，现代土壤中元素组成和分配是地质历史时期及现代表生地球化学作用共同作用的结果。例如，河北沧州地区表层沉积物中Si、Na、Fe、Mn、Ca、Mg、K、Al等元素之间的相关性很好，相关系数均在0.85 以上。进一步研究表明，Si、Na元素含量随沉积物颗粒变细而降低，而Fe、Mn、Ca、Mg、K、Al等元素含量随沉积物颗粒变细而增高。其原因可能有三种：①沉积物形成时的河流机械沉积分异作用(水动力条件)对沉积物颗粒的分选起了决定性作用(如Si元素在粗颗粒沉积物中相对富集等)，奠定了元素分布的基础；②由于沉积物颗粒大小不同，在沉积物形成过程中及形成以后，其颗粒表面的吸附作用对元素的集散也有着很大的影响，如粘性土中K、Fe等元素的富集可能与颗粒表面吸附作用有关；③沉积物形成以后，后生的水文地质作用如表生带水-岩(土)作用也使元素进行着再分散和集聚，如砂性土中Na元素的含量明显高于粘性土即属于此种原因。
(三)人类工程活动对地球化学元素组成的影响越来越大
实际上，现代表生地球化学作用还有人类活动的参与。整个华北平原在自然因素和人为因素的双重作用下，环境的演化和发展更为迅速。特别是在最近四五百年以来，平原的演化发展受到人为活动的严重影响，平原的河湖水系、土壤组成、地面物质成分以及地形的起伏都发生了变化。人类活动为华北平原的景观地球化学的演化、化学元素的积累与分散提供了各种不同的条件，已经成为土地中化学元素再分配的重要动力之一。
1.人为条件下的表生水文地球化学作用
在温凉偏干、河道变迁较频繁的晚全新世，华北平原内陆盐碱地的面积占其总面积的1/6。隋代以前的周秦、两汉和南北朝时期，内陆盐碱地主要分布在扇缘洼地(汲县、临漳、成安等地)和河间洼地(曲周、新河等地)的周边与两侧，基本属于自然状态。自唐代至今，华北平原的盐碱地面积在不同时期有增有减，主要是人类活动的结果。唐代以后，河道变迁频繁，盐碱地面积扩大，河南省北部、河北省南部的大部分地区都出现了盐碱地；元代以后，滹沱河下游的深泽、深县、河间、高阳、文安等地也有了盐碱地，而且盐碱地程度越来越重。至20世纪40年代末期，仅河北平原的盐碱地就达8700km2，占当时耕地面积的21%，主要是由于南北大运河的修建造成原来分流入海的河道变成统一入海的河道，使上游河水宣泄不畅，河流改道更为频繁，河间洼地被堵，地下水位抬高所致。
20世纪60年代初期，河北平原的盐碱地面积上升到13700km2，占当时耕地面积的28%，这与当时大搞平原蓄水、大水漫灌、有灌无排等有关。之后，河北平原的盐碱地面积减少，至1988年已减少到8000km2，占当时耕地面积的17%，这是由于1970年以后，随着滹沱河等上游水库的修改蓄水，河北平原地下水补给量减少而开采量加大，使地下水位大幅度下降的结果。这一盐碱地面积的增减过程是一种典型的人类活动控制下的表生水文地球化学作用，其中土壤元素含量变化主要表现为Na、Ca、Mg、Cl、S等的增减。
2.各种土壤污染
许多研究表明，与农村土壤相比，城市土壤中重金属元素已有不同程度的积累，从农村土向城市公园土、路边土及工业污染区重金属元素含量逐渐升高，其中Cu、Pb、Zn、Cd被认为是典型的人类活动源元素。污灌和施用污泥是农田重金属污染的主要来源。例如，在墨西哥的瓜纳华托州的莱昂市，污水灌溉已有几十年，目前约有20km2的土地用污水灌溉，主要作物是小麦和高粱；另外，在伊达尔戈州的梅斯基塔尔流域，约450km2的土地主要利用墨西哥市的污水灌溉，作物包括谷物和蔬菜，其中100km2的土地直接用污水灌溉，其余350km2用80%的污水和20%的水库蓄水混合后灌溉。德国1990年的污泥产生量约为250×104t干污泥，其中的25%～30%被农用；1986～1990年间，农用的污泥量由47.6×104t增加到71.4×104t。
作者把这种由于人类工程活动造成、含量超过土壤本身的自净能力并使土壤的物理化学性质发生变异、农作物产量和质量降低并危害人体健康的现象称为土壤污染。
我国1995年工业废水的总排放量为222×108t，达标率仅为55%。工业废水中含有大量的重金属等污染物，全年共排放汞13.44t、镉202.34t、六价铬330.93t、铅1250.54t、砷1086.17t，其中约有152×108t工业废水直接排入江河湖泊中。尤其是我国北方地区由于严重缺水，北京、天津、沈阳、西安、长春等城市周边农田污灌较为普遍。工业生产污泥及城市生活垃圾往往含有大量的重金属，而在我国利用污泥和城市垃圾作农用堆肥还很普遍。如江苏省仅污水处理厂每年至少生产污泥128×104t，至少吞噬1000亩土地。
废气飘尘中一般也含有大量的镉、铅、锌、铜等重金属元素，其影响的范围在主风向上可达10km，严重污染范围约为1100m。湖南省衡阳市铅锌冶炼厂附近，在10168m范围内生产的糙米中镉含量大于0.2mg/kg，在1096m范围内和污染源的主风向1156m范围内的农田生产出含镉1.0mg/kg的“镉米”。汽车尾气中50%的铅尘飘落在距公路30m的范围内，这些地区每千克蔬菜中铅含量高达数百毫克。燃煤中也含有氟、氯、汞、砷、铅、镉、铬、铍、铀、磷等微量元素，如贵州西部晚二叠世主采煤层中As、F、Hg、Pb和Cd等微量元素的平均含量分别为5.87×10-6、37.76×10-6、0.27×10-6、19.48×10-6和1.11×10-6。