雞西恆山區食品水處理系統

❶ 表生地球化學系統

(一)侵蝕-堆積地質作用是表生地球化學系統中元素的來源和組成的基礎

我國農業主產區和人口密集區主要分布在平原區和盆地區，而平原和盆地的鬆散堆積物是在地質歷史時期經過侵蝕-堆積地質作用形成的，從而也奠定了表生地球化學元素系統的來源和組成基礎。這里，以華北平原的形成及表生地球化學元素系統特徵為例加以論述。

1.華北平原的形成

華北平原的最終形成是晚全新世河流沉積作用導致泥沙堆積造陸的結果，而河流得以匯流塑造華北平原是中國大陸自西向東呈三級階梯作用的結果。華北平原北部、西部山區屬延慶-懷來-桑乾河-汾河-渭河裂谷系，是由陝西省寶雞、西安盆地，山西省運城、臨汾、太原、忻縣、大同盆地，河北省蔚縣-陽原盆地，河北涿鹿-懷來-北京延慶盆地等組成的一個近S形的構造帶。裂谷系中新生代最早的沉積出現在廣義的汾渭盆地，系未鑽透的古近紀戶縣群(Eh)。我國中西部地區上新世氣候乾熱，紅粘土發育，乾旱草原植被茂盛，草原之上有大片內陸湖。華北山間盆地的湖泊，如古三門湖、古泥河灣湖等即是在此背景下形成的。粗略說來，2.58～3.40Ma的高斯極性時是華北、黃土高原、雲南高原湖盆形成或湖泊廣泛發育期，但隆升與斷陷在不同地點表現不一。進入第四紀，各湖盆發生不同程度的萎縮，周邊山體的抬升使湖盆邊緣受河流的影響增強。如河北陽原泥河灣盆地最終因湖泊外流，黃土堆積其上，造成湖盆淤塞，直至最後消亡。華北平原作為匯流區，接受周邊山體抬升造成的大量物質供給(圖3-1)，其主要輸送動力是河流，山前地區還有崩塌、滑塌和泥石流堆積。盡管在不同地點水成沉積表現不一，但是現在的平原區在第四紀同樣出現湖泊沉積萎縮、洪泛平原逐漸發育的現象，其根本原因是青藏高原隆升造成的中國大陸東部的沉降，以及河流階段性輸沙塑造了東部大平原。

圖3-1 華北平原形成演化及地貌略圖

Fig.3-1 Formation ＆ evolution and geomorphological feature of north China plain

華北平原的形成從第三紀以前就開始了，距今大約已有7000多萬年的歷史。從第三紀晚期到第四紀是平原形成的主要時期。華北大平原是華北地台的一部分，華北地台是我國最古老的岩石圈斷塊，地台區內較大的斷裂帶將地台分割成六個部分，即膠遼斷塊、內蒙古斷塊、鄂爾多斯斷塊、太行斷塊、冀魯斷塊和豫淮斷塊等，後兩個斷塊就是黃淮海平原的范圍。這些斷裂帶在中生代燕山運動的影響下，產生了新的發展過程，導致一些斷塊的隆起和上升，及另一些斷塊的逐漸下降。其中下降比較激烈的是冀魯斷塊，也就是現今的黃淮海北部的華北平原。在第三紀末、第四紀初發生的差異性斷塊活動，使太行山和燕山總體上升成為海拔1000～2000m的山地；華北平原則是相對沉降區。冀魯斷塊的下降成為一個強烈凹陷的構造盆地，太行斷塊的抬升，為這個凹陷的盆地提供了沉積的物質來源。河流把山地侵蝕物質源源不斷地向平原輸送，將原來起伏不平的基岩全部掩蓋，使湖海逐漸被填充，形成沖積扇和沖積平原，終於演變為堆積平原，並為以後的大規模沉積奠定了基礎。

華北平原第四紀沉積物厚度350～650m不等，有些地方較薄，只有100m左右，第四紀沉積物厚度主要決定於基底構造，凹陷區沉積厚度大，隆起區沉積厚度小。地層的分布無論在空間上或時間上都具有一定的分布規律和明顯的沉積特徵。從山前到濱海，沉積物由粗到細。在山前地帶以洪積、沖積物為主，沉積物顆粒較粗，多為砂礫石組成；平原中部則以沖積、湖積為主，沉積物為砂、砂質粘土；到濱海平原則屬沖積、三角洲沉積和海相沉積，以細粒沉積為主，包括粘土、淤泥以及粉細砂沉積物。

在空間上的分布規律和沉積特徵，隨著時間的發展而變化。在第四紀的整個過程中，沉積的最大特點就是具有多旋迴性。由於構造運動的上升與下降，氣候的冷暖變化、海侵與海退、剝蝕與堆積等各種因素的交替變化，使沉積物顏色、顆粒粗細出現了周期性的循環，但是各個不同的沉積階段，又具有其特定的景觀地球化學特徵。在第四紀的各個時期，沉積了一套以河湖相為主的沉積物。第四紀早期，廣大平原上廣泛分布有淡水湖泊和河流；到第四紀中期湖泊逐漸收縮，河流發育；第四紀晚期，湖泊逐漸消亡，沖積、洪積相則比較發育，海相沉積物增加，並出現泥炭和沼澤相沉積。

2.華北平原的地質地貌類型及其總體特徵

晚全新世(2500aB.P.)以來，華北平原氣候逐漸向干、涼方向發展，相應地河道變遷也逐漸頻繁。近幾千年來的黃河決堤泛濫對華北平原地表堆積物及現代自然環境具有重要影響。自周定王五年(公元前602年)以來，黃河決口泛濫達1500多次，較大的決口改道有26次，重要的決口改道有7次(表3-1)。據研究，華北平原可劃分為四個地質地貌類型，即山前洪積扇類型、洪積扇前緣窪地類型、沖積扇-沖積平原類型、潟湖-三角洲平原類型，各自具有不同的自然環境特徵。

表3-1 黃河下游重要河道變遷概況Table 3-1 Transitional situation of main riverway in lower reaches of Yellow River

山前洪積扇由季節性河流洪積形成，下半部為砂礫石堆積，上半部為黃土狀物質堆積，地面坡度較陡，約1/300～1/1000，古河道呈指狀分布。地下水類型屬全淡水。土地主要為褐土類型，古河道上多為沙性土，河流切割谷內主要為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叢草原，人工栽培植被主要為落葉闊葉果林和小麥、玉米，旱澇災害較輕，鹽鹼地較少。

洪積扇前緣窪地由河流差別堆積形成。它的近山側是洪積扇，遠山側是古河道高地，兩側是沖積扇。窪地的下半部多為河流相砂質沉積，上半部為河、湖相亞粘土、淤泥沉積。窪地底部一般低於地面1～3m，地面坡度緩，約1/4000～1/6000，呈向下游開口的簸箕狀，地表水排泄比較緩慢，經常受澇災威脅。淺層地下水質咸，礦化度大於2g/L。由於地下水位較高，土壤有鹽漬化、沼澤化發生，因而多為鹽化潮土、沼澤化潮土和沼澤土。天然植被有慈菇、盒子草、白菖蒲、蘆葦、水芹、旋覆花等喜濕植物。水面周圍有人工栽培作物水稻、蘆葦、蓮茭。目前除白洋淀、衡水湖仍有蓄水外，其餘已基本乾涸。有的窪地，如寧晉泊、大陸澤、文安窪等，大部已被墾殖為農田，並有了居民點分布，只在洪水季節調蓄少量地表水，是華北平原地表水的調蓄區和主要淡水漁業區。

沖積扇—沖積平原是河流沖積形成的，由以砂壤質土為主的古河道高地和以粘壤質土為主的古河間窪地組成。在洪積扇前緣以下地區，古河道呈放射狀分布，地勢由頂部向前緣、由中部向兩側傾斜，地面坡度1/2000～1/3000，呈扇面狀，故名沖積扇。在沖積扇前緣以下地區，古河道呈相互並行的條帶狀分布，地面坡度1/3000～1/6000，故名沖積平原。它是河流在同一時期不同地點的沉積相變形成的。由於古河道高地與古河間窪地相間分布，故地面呈微波狀起伏。崗地、坡地、窪地也相間分布，高差1～3m不等，最小高差0.5m，最大高差可達5m。由於微地貌類型復雜，所以土壤類型、地下水類型、鹽鹼地類型、作物類型也較復雜。一般決口扇、古自然堤多由砂質組成，地貌類型為崗地，土壤為沙性土，地下有淺層淡水，無鹽鹼威脅，多為樹木、果樹、油料作物和瓜類種植區。古河道高地由砂、壤質組成，地貌類型為條帶狀高地，土壤類型為潮土，地下有淺層淡水或淺部薄層淡水，無鹽鹼或輕度鹽鹼，多為小麥、玉米、棉花產區，還有一部分果樹、蔬菜和油料作物分布。古河間窪地由粘、壤質組成，主要是鹽化潮土，地下多為鹹水，有中度或重度鹽鹼，為小麥、玉米、棉花、高粱和其他雜糧產區。該類型是華北平原僅次於洪積扇的主要糧棉生產基地。由於水資源短缺，澇、鹼災害較重，加上舊的種植制度，大部分耕地還處於中、低產狀態；有的耕地雖然高產但不穩定。

濱海三角洲平原，包括古三角洲、潟湖窪地和海積平原，分布在渤海灣岸，由河流沖積和海積共同作用而成。主要由河流相的淤泥質粉砂和濱海相的淤泥質粘土、亞粘土組成。除去唐海和南堡之間為海積平原外，其餘地區均為三角洲或潟湖窪地沉積，地面坡度平緩，約1/5000～1/10000。古河道呈樹枝狀分布，有許多三角洲沉積相型和沉積結構特徵。地下水主要為鹹水，只在主幹古河道上有淺層淡水，在分支古河道上有淺部薄層淡水，主要為鹽化潮土、濱海鹽土。由於地勢低平，排水不暢，加上潮水頂托，地下水位埋藏淺，礦化度高，所以澇災和土壤鹽漬化嚴重。鹽化潮土多已被開墾為農田，主要種植小麥、玉米。濱海鹽土已有少量被開墾為農田，主要種植高粱、向日葵，大部分為鹽生草本植被，如馬絆草、海蔓荊、鹼茅、鹼篷子、鹽吸、檉柳等和少量人工栽培喬木。三角洲是濱海平原的主要糧食產區。三角洲與三角洲之間的潟湖窪地和海積平原是人工漁業養殖區和產鹽區。

3.華北平原的地質地貌類型與物理化學組成特徵

受水動力條件和沉積分異作用的控制，不同地質地貌單元的物質組成差異極大，造成不同地貌單元上發育的土壤的物質組成不同(表3-2)，因此，不同地貌單元土壤的物理化學組成呈現有規律性的變化，如廢黃河的土壤理化性質表現為自河槽向兩側河間窪地、自古河槽向兩側決口扇有規律的變化(表3-3、表3-4)。

表3-2 河北平原不同地貌單元土壤的機械組成變化Table 3-2 Variance of soil mechanical composition of various geomorphic units in Hebei plain

(引自李承緒，1985)

4.華北平原的地表堆積物中元素來源與組成特徵

鬆散堆積物的化學元素組成直接取決於被侵蝕地質體的元素構成、分散與混合程度以及堆積作用過程。據研究，以黃河沉積物和海河沉積物為母質的土壤有與上游黃土高原黃土的稀土元素相似的分布模式。說明華北平原土壤中化學元素主要來自於西部山地成土母岩及黃土母質，換句話說，黃土高原和山西高原的地表物質也奠定了華北平原的地球化學元素組成的基礎。成土母岩經過長期物理、化學和生物的風化作用，形成大小不等的礦物顆粒，經過流水搬運和成土過程，在平原地區構成了土壤的礦物部分。從岩石風化到土壤形成，化學元素在這些過程中雖然經歷了巨大變化，但是來自黃河沉積物的成土母質極其發育的土壤與上游黃土高原的黃土物質之間，在化學元素的含量及組成方面仍存在著緊密的內在聯系。例如，在華北平原，由黃河沉積物組成的三角洲平原、緩崗高地、決口扇形地，其表生地球化學元素的組成與黃土原始物質的組成有關，元素組成的繼承性是清楚的。黃河三角洲、緩崗高地、決口扇形地的 Al₂O₃/Fe₂O₃比值和 CaO/MgO 比值分別為2.91～2.92和2.41～2.86，與黃河沉積物母質化學元素組成是一致的(其他地形下的土壤中CaO/MgO比值變化都在2.00 以下)。黃河沉積物中豐富的Ca元素，也繼承了黃土高原表生地球化學組成的特點。

表3-3 江蘇省黃河故道土壤類型及理化性質Table 3-3 Soil types and physical-chemical characters of elder Yellow River in Jiangsu Province

(據蘇壁耀，1985)

表3-4 山東省夏津縣黃河故道土壤類型及理化性質Table 3-4 Soil types and physical-chemical characters of elder Yellow river in Xiajin County，Shandong Province

(據李福興，1989)

(二)表生地球化學作用使地球表層地球化學元素組成再分配

地球表面時刻都在發生著物理風化、化學風化和生物風化作用。物理風化主要使岩石逐漸破碎，但其礦物組成並未發生變化。生物風化作用對岩石礦物的破壞是相當可觀的。化學風化作用是指岩石、礦物與大氣圈、水圈、生物圈中的各種化學組分發生一系列的化學反應，使岩石的礦物成分和化學成分發生改變。

1.岩石礦物化學風化過程

礦物成分的改變包括原岩中的可溶礦物的溶解流失、耐風化的原岩礦物殘留下來、形成表生條件下化學性質穩定的新礦物。礦物的耐風化程度(表3-5)決定著其中賦存元素的析出程度和所形成土壤的化學組成和分配。

化學風化作用以水溶液為主要介質，包括溶解、水化、水解、氧化及碳酸化等作用方式。其中，水解是最發育和常見的作用，其實質是從母岩的不同礦物中進一步去除離子。首先去除的是最活躍的離子如Na⁺、K⁺、Ca²⁺、Mg²⁺和Sr²⁺，去除開始的位置是礦物最暴露的部位如外表面、解理面和裂隙，而最不活躍的Al離子殘留下來，形成Al的氫氧化物。在溫濕條件下，雲母水解的離子去除步驟是：層間陽離子(K⁺、Na⁺)的淋濾；某些八面體陽離子(Mg²⁺、Fe³⁺)向層間遷移，以便平衡電價；某些四面體陽離子(Si⁴⁺、Al³⁺)向八面體層遷移和最後向層間遷移。

表3-5 化學風化作用中礦物耐風化程度Table 3-5 Anti-weathering degree of mineral under chemical weathing

利於水解作用發生的條件有：①可溶性礦物豐富；②礦物的顆粒細小，因為它有高的比表面積和大量的離子排出位置，比同樣的大顆粒礦物更易於被水解；③有細菌活動提供有機碳的存在並參與礦物分解；④有好的排水條件，使淋濾作用能連續進行和便於離子排出；⑤有高的濕度和溫度促使水解活動加速，其中濕度的影響超過溫度。風化復合體中水解作用的加強和離子的順利排出，會使相應的淋濾溶液中含有越來越多的溶解元素，同時形成次生礦物。

以下為橄欖石的礦物化學風化過程。橄欖石的化學組成為(Mg，Fe)SiO₄，在氧化過程中Fe(Ⅱ)可以氧化為Fe(Ⅲ)：

2(Mg，Fe)SiO₄(s)+1/2 O₂(g)+5H₂O→

Fe₂O₃·3H₂O(s)+Mg₂SiO₄(s)+H₄SiO₄(aq)

水解反應為：

2(Mg，Fe)SiO₄(s)+4H₂O→

2Mg²⁺(aq)+4OH^-(aq)+Fe₂SiO₄(s)+H₄SiO₄(aq)

酸性水解反應為：

(Mg，Fe)SiO₄(s)+4H^-(aq)→

Mg²⁺(aq)+Fe²⁺(aq)+H₄SiO₄(aq)

化學風化釋放出來的Mg²⁺、Fe²⁺等離子，一部分被植物吸收，一部分隨水遷移，從土壤中淋失。Fe₂O₃·3H₂O形成新礦物；

也與某些陽離子結合形成新礦物，即次生礦物。

上述化學風化作用過程說明，易風化的輝石、角閃石、橄欖石、黑雲母在土壤中殘留較少，一般風化形成次生礦物。次生礦物又可分為簡單鹽類、三氧化物類和次生鋁硅酸鹽類。簡單鹽類屬水溶性鹽，易淋溶流失，一般土壤中較少，多存在於鹽漬土中。如方解石(CaCO₃)、白雲石[Ca Mg(CO₃)₂]、石膏(CaSO₄·2H₂O)、瀉鹽(MgSO₄·7H₂O)、岩鹽(NaCl)、芒硝(Na₂SO₄·10H₂O)、水氯鎂石(MgCl₂·6H₂O)等，常見於乾旱和半乾旱地區的土壤中。三氧化物類如針鐵礦(Fe₂O₃·H₂O)、褐鐵礦(2Fe₂O₃·3H₂O)、三水鋁石(Al₂O₃·3H₂O)等，是硅酸鹽礦物徹底風化後的產物，常見於熱帶和亞熱帶地區的土壤中。次生硅酸鹽類礦物在土壤中普遍存在，是由長石等硅酸鹽礦物風化後形成的。

由於母岩和環境條件的不同，使岩石風化處在不同的階段，所形成的次生粘土礦物的種類和數量也不同。在乾旱和半乾旱氣候條件下，風化程度較低，處於脫鹽基初期階段，主要形成伊利石；在溫暖濕潤或半濕潤的氣候條件下，脫鹽基作用增強，多形成蒙脫石和蛭石；在濕熱氣候條件下，原生礦物迅速脫鹽基、脫硅，主要形成高嶺石。再進一步脫硅，礦物徹底分解形成鐵鋁氧化物富集。由此可見，岩石通過風化，形成風化殼、土壤，其中賦存著各種類型、各種形態的地球化學元素。

2.水系沉積物與岩石化學成分的比較

經過一系列物理化學風化過程，隨著岩石礦物成分的變化，其化學組成也發生了變化。大量的水系沉積物測量結果表明，元素在水系沉積物中的含量與其在岩石中的含量相比，發生了表生富集-貧化作用。例如，五台-恆山地區元素表生富集-貧化特徵(表3-6)是：①As等元素富集系數大於4，表現為強富集；②Pb、Hg等元素富集系數介於2～4之間，為次強富集；③P、Ti、Cd等元素富集系數介於1.2～2之間，為中等富集；④Si、Al、Mn、Cr、Ni、Cu、Zn、Mo、F等元素富集系數介於1～1.2之間，為弱富集；⑤K、Na、Ca、Mg、Fe、Co、B等元素的富集系數小於1，表現為不同程度的貧化。而且，不同岩性的元素富集系數又有所不同(表3-7、表3-8)。

表3-6 五台-恆山地區基岩和水系沉積物元素平均含量及各元素表生富集系數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-恆山地區不同變質岩區基岩和水系沉積物元素平均含量及各元素表生富集系數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-恆山地區奧長花崗岩分布區基岩和水系沉積物成分及各元素表生富集系數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.表生地球化學作用的不斷改造

來自山區的成土母質中的化學元素不可能一直保持原有的組合不變。在長期表生地球化學演變過程中，沉積環境和沉積相使地表的化學元素重新再分配。例如，華北平原的長期沉積過程經歷了不同的地質時期，每一個時期對華北平原的形成都有不同的影響。更新世的早中期濕潤的氣候條件，有利於易移動元素的遷移，如Ca、Mg、K、Na等元素隨流水進入湖泊，歸入海洋。至更新世晚期，氣候逐漸乾旱，沉積物中Ca、Mg等元素殘留下來，形成廣泛分布的鈣結核，還可出現石膏和芒硝。氣候在不同時期的冷暖變化，為華北平原形成中的地球化學演變提供了條件，除了Ca、Mg等元素的變化外，其他微量元素的變化也表現出第四紀不同時期的氣候演變和沉積物類型的特徵。東部平原的海侵與海退在第四紀沉積物的基礎上增添了新的內容，不僅把海洋的化學元素帶到了陸地，同時又把陸地的化學元素帶到海洋，加速了陸地與海洋的元素遷移過程。

伴隨著風化作用和成土過程的進行，及地下水位的不斷變動，華北平原土壤中的化學元素發生了一系列溶解、沉澱、氧化、還原、淋溶、淀積、交換吸附等反應，與此同時，平原的各種地形條件又影響了這些反應進行的方向和強度，其結果是引起化學元素在土壤中的重新分配和重新組合。不同成因和不同形狀的窪地是華北平原地球化學元素的主要屏蔽區。從地貌上看，該屏蔽區沿著山前沖積、洪積扇扇緣窪地呈一條帶狀分布，包括寧晉泊、大陸澤、衡水窪、白洋淀和東淀。從山前沖積、洪積扇到廣闊的沖積平原，屏蔽帶分布於二者之間，化學元素在遷移過程中受屏蔽帶的影響而發生一系列的富集作用。除了地形上造成的屏蔽帶以外，在土壤與含水層之間也存在化學元素的屏蔽作用，特別是在華北平原地下水位淺、有季節變化的情況下，屏蔽作用在土壤中出現，並隨地下水與土壤層接觸的變動而變化，但是在華北平原，這種屏蔽作用在各個地區有著不同的規模和元素富集的效果。

華北平原表層土中地球化學元素含量變化的研究表明，現代土壤中元素組成和分配是地質歷史時期及現代表生地球化學作用共同作用的結果。例如，河北滄州地區表層沉積物中Si、Na、Fe、Mn、Ca、Mg、K、Al等元素之間的相關性很好，相關系數均在0.85 以上。進一步研究表明，Si、Na元素含量隨沉積物顆粒變細而降低，而Fe、Mn、Ca、Mg、K、Al等元素含量隨沉積物顆粒變細而增高。其原因可能有三種：①沉積物形成時的河流機械沉積分異作用(水動力條件)對沉積物顆粒的分選起了決定性作用(如Si元素在粗顆粒沉積物中相對富集等)，奠定了元素分布的基礎；②由於沉積物顆粒大小不同，在沉積物形成過程中及形成以後，其顆粒表面的吸附作用對元素的集散也有著很大的影響，如粘性土中K、Fe等元素的富集可能與顆粒表面吸附作用有關；③沉積物形成以後，後生的水文地質作用如表生帶水-岩(土)作用也使元素進行著再分散和集聚，如砂性土中Na元素的含量明顯高於粘性土即屬於此種原因。

(三)人類工程活動對地球化學元素組成的影響越來越大

實際上，現代表生地球化學作用還有人類活動的參與。整個華北平原在自然因素和人為因素的雙重作用下，環境的演化和發展更為迅速。特別是在最近四五百年以來，平原的演化發展受到人為活動的嚴重影響，平原的河湖水系、土壤組成、地面物質成分以及地形的起伏都發生了變化。人類活動為華北平原的景觀地球化學的演化、化學元素的積累與分散提供了各種不同的條件，已經成為土地中化學元素再分配的重要動力之一。

1.人為條件下的表生水文地球化學作用

在溫涼偏干、河道變遷較頻繁的晚全新世，華北平原內陸鹽鹼地的面積占其總面積的1/6。隋代以前的周秦、兩漢和南北朝時期，內陸鹽鹼地主要分布在扇緣窪地(汲縣、臨漳、成安等地)和河間窪地(曲周、新河等地)的周邊與兩側，基本屬於自然狀態。自唐代至今，華北平原的鹽鹼地面積在不同時期有增有減，主要是人類活動的結果。唐代以後，河道變遷頻繁，鹽鹼地面積擴大，河南省北部、河北省南部的大部分地區都出現了鹽鹼地；元代以後，滹沱河下游的深澤、深縣、河間、高陽、文安等地也有了鹽鹼地，而且鹽鹼地程度越來越重。至20世紀40年代末期，僅河北平原的鹽鹼地就達8700km²，占當時耕地面積的21%，主要是由於南北大運河的修建造成原來分流入海的河道變成統一入海的河道，使上遊河水宣洩不暢，河流改道更為頻繁，河間窪地被堵，地下水位抬高所致。

20世紀60年代初期，河北平原的鹽鹼地面積上升到13700km²，占當時耕地面積的28%，這與當時大搞平原蓄水、大水漫灌、有灌無排等有關。之後，河北平原的鹽鹼地面積減少，至1988年已減少到8000km²，占當時耕地面積的17%，這是由於1970年以後，隨著滹沱河等上游水庫的修改蓄水，河北平原地下水補給量減少而開采量加大，使地下水位大幅度下降的結果。這一鹽鹼地面積的增減過程是一種典型的人類活動控制下的表生水文地球化學作用，其中土壤元素含量變化主要表現為Na、Ca、Mg、Cl、S等的增減。

2.各種土壤污染

許多研究表明，與農村土壤相比，城市土壤中重金屬元素已有不同程度的積累，從農村土向城市公園土、路邊土及工業污染區重金屬元素含量逐漸升高，其中Cu、Pb、Zn、Cd被認為是典型的人類活動源元素。污灌和施用污泥是農田重金屬污染的主要來源。例如，在墨西哥的瓜納華托州的萊昂市，污水灌溉已有幾十年，目前約有20km²的土地用污水灌溉，主要作物是小麥和高粱；另外，在伊達爾戈州的梅斯基塔爾流域，約450km²的土地主要利用墨西哥市的污水灌溉，作物包括穀物和蔬菜，其中100km²的土地直接用污水灌溉，其餘350km²用80%的污水和20%的水庫蓄水混合後灌溉。德國1990年的污泥產生量約為250×10⁴t干污泥，其中的25%～30%被農用；1986～1990年間，農用的污泥量由47.6×10⁴t增加到71.4×10⁴t。

作者把這種由於人類工程活動造成、含量超過土壤本身的自凈能力並使土壤的物理化學性質發生變異、農作物產量和質量降低並危害人體健康的現象稱為土壤污染。

我國1995年工業廢水的總排放量為222×10⁸t，達標率僅為55%。工業廢水中含有大量的重金屬等污染物，全年共排放汞13.44t、鎘202.34t、六價鉻330.93t、鉛1250.54t、砷1086.17t，其中約有152×10⁸t工業廢水直接排入江河湖泊中。尤其是我國北方地區由於嚴重缺水，北京、天津、沈陽、西安、長春等城市周邊農田污灌較為普遍。工業生產污泥及城市生活垃圾往往含有大量的重金屬，而在我國利用污泥和城市垃圾作農用堆肥還很普遍。如江蘇省僅污水處理廠每年至少生產污泥128×10⁴t，至少吞噬1000畝土地。

廢氣飄塵中一般也含有大量的鎘、鉛、鋅、銅等重金屬元素，其影響的范圍在主風向上可達10km，嚴重污染范圍約為1100m。湖南省衡陽市鉛鋅冶煉廠附近，在10168m范圍內生產的糙米中鎘含量大於0.2mg/kg，在1096m范圍內和污染源的主風向1156m范圍內的農田生產出含鎘1.0mg/kg的「鎘米」。汽車尾氣中50%的鉛塵飄落在距公路30m的范圍內，這些地區每千克蔬菜中鉛含量高達數百毫克。燃煤中也含有氟、氯、汞、砷、鉛、鎘、鉻、鈹、鈾、磷等微量元素，如貴州西部晚二疊世主採煤層中As、F、Hg、Pb和Cd等微量元素的平均含量分別為5.87×10^-6、37.76×10^-6、0.27×10^-6、19.48×10^-6和1.11×10^-6。

❷ 雞西市區分為哪幾個區

截止2019年，雞西市下轄6個市轄區、2個縣級市、1個縣，分別是雞冠區、城子河區、恆山區、滴道區、虎林市、密山市、雞東縣。雞西市人民政府駐雞冠區紅旗路18號。

雞西市位於黑龍江省東南部，雞西市地處中緯度帶，地理座標為東經130°23′24〞—131°5′30〞，北緯44°57′12〞—45°28′55〞。因市區地處雞冠山西麓而得名，東、東南以烏蘇里江和松阿察河為界與俄羅斯隔水相望，西、南與牡丹江市接壤，北與七台河市相連。

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歷史沿革

1934年12月1日，由原黑龍江省呼蘭等15縣、1旗與原吉林省阿城等12縣合並，成立偽濱江省。雞西市境域由原吉林省改屬濱江省密山縣、穆棱縣管轄。

1937年7月1日，偽滿洲國新設通化（吉林省境內）、牡丹江2省。雞西市境域隸屬牡丹江省。

1941年9月1日，偽東安省在雞西街設置雞寧縣。

1945年5月28日，東滿總省被撤銷，將原牡丹江省與原東安省合並，新年年設東滿省，省會設在牡丹江市。

1946年3月1日，雞寧縣臨時政府成立，隸屬合江省東安專署。

1956年12月18日 ，國務院第41次會議批准，撤銷雞西縣建立雞西市（地級），由黑龍江省直接管轄。

❸ 黑龍江雞西有幾個區

截止2005年12月，雞西市下轄6個市轄區、2個縣級市、1個縣。

1、6個市轄區：雞冠區、城子河區、恆山區、滴道區、梨樹區、麻山區。

2、2個縣級市：虎林市、密山市。

1、1個縣：雞東縣。

雞西市，位於黑龍江省東南部，東、東南以烏蘇里江和松阿察河為界與俄羅斯隔水相望，邊境線長641公里，西、南與牡丹江市接壤，北與七台河市相連，幅員面積2.25萬平方公里。

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1949年10月1日 ，中華人民共和國成立，雞西縣隸屬松江省。1954年 6月19日 ，中央人民政府委員會決定將松江省與黑龍江省合並成立新年的黑龍江省。同年8月1日 ，黑龍江省人民政府在哈爾濱市成立。

雞西縣為黑龍江省直轄1956年12月18日 ，國務院第41次會議批准，撤銷雞西縣建立雞西市（地級）。1957年3月5 — 7月，雞西市第一屆人民代表大會召開，選舉產生雞西市第一屆人民委員會。根據黑龍江省人民委員會決定。

將雞西縣所轄銀豐、雞林、得勝、前進、永和、金城、新城、綜合、友好、興隆、哈達、東海、永安、下亮子鄉和平陽鎮劃歸蜜山縣管轄；興農、安平河、哈達砬子鄉劃給勃利縣管轄。將穆棱縣梨樹區、林口縣麻山區西大廈坡鄉和奎山鄉的太和村劃歸雞西市管轄。

雞西市轄5個區10個鄉。 8月，雞西市劃歸牡丹江專署管轄。10月，蜜山農墾局8510農場原轄柞木林場劃歸雞西市管轄。

1964年6月，從雞西市、密山縣、勃利縣劃出一部分地區，成立雞東縣。雞西市將銀峰、哈達公社劃歸雞東縣。1968年 12月19日 ，黑龍江省革委會決定，雞西市為省直轄市。

1983年，實行市管縣領導體制。10月 18日 ，中共雞西市委、市政府和牡丹江地委。

❹ 雞西恆山喝的是興凱湖的水嗎

不是

❺ 雞西市維多克辦公設備有限責任公司怎麼樣

雞西市維多克辦公設備有限責任公司是2016-04-08在黑龍江省雞西市注冊成立的有限責任公司(自然人獨資)，注冊地址位於黑龍江省雞西市恆山區安全街9號。

雞西市維多克辦公設備有限責任公司的統一社會信用代碼/注冊號是91230300MA18XHECXU，企業法人王瑩瑩，目前企業處於注銷狀態。

雞西市維多克辦公設備有限責任公司的經營范圍是：橡膠製品、家用電器及電子產品、文化、體育用品及器材、五金、傢具及室內裝飾材料批發零售；架線及設備工程建築；機械設備租賃；互聯網信息服務、集成電路設計、信息系統集成服務；軟體開發；水污染治理。

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❻ 黑龍江省行政區域劃分

黑龍江概況

黑龍江省簡稱黑，地處祖國東北隅，東、北依鄰俄羅斯，邊界長達三千千米。古為肅慎地，漢朝屬夫餘地，遼屬東京、上京道，金屬上京路，元屬嶺北和遼寧行省，明為女真地，清初為黑龍江將軍轄區，清末置黑龍江省。現轄二地區、十一地級市，二十縣對外開放。全省面積四六萬多平方千米。省會哈爾濱。

黑龍江省省名系由境內最大的河流黑龍江而得名，簡稱「黑」。黑龍江省1946年獲得解放，是中國東北地區解放最早的省份。中華人民共和國成立初期，沿用了解放戰爭後期的區劃，設置松江省（省人民政府駐地為哈爾濱市）和黑龍江省（省人民政府駐地為齊齊哈爾市）。1953年哈爾濱市由松江省省轄市改為中央直轄市。1954年撤銷松江省建制，與黑龍江省合並，成立了現在的黑龍江省，哈爾濱市改為省轄市，為省會所在地。
黑龍江省現設哈爾濱、齊齊哈爾、牡丹江、佳木斯、大慶、黑河、伊春、雞西、鶴崗、雙鴨山、七台河11個省轄市和綏化、大興安嶺2個地區。共67個縣(市)和4個地轄區。全省共有736個鄉，475個鎮，14488個村。其中：哈爾濱市轄阿城市、呼蘭縣、賓縣、方正縣、依蘭縣、尚志市、雙城市、五常市、巴彥縣、木蘭縣、通河縣、延壽縣12個縣（市），共102個鎮163個鄉，3477個村；齊齊哈爾市轄訥河市、龍江縣，依安縣、泰來縣、甘南縣、富裕縣、克山縣、克東縣、拜泉縣9個縣（市），共51個鎮，125個鄉，2173個村；牡丹江市轄綏芬河市，寧安市，海林市，穆棱市，東寧縣，林口縣6個縣（市），共38個鎮，37個鄉，1259個村；佳木斯市轄同江市，富錦市、樺南縣、樺川縣，湯原縣，撫遠縣6個縣（市），共33個鎮，65個鄉，1446個村；大慶市轄肇洲縣，肇源縣、林甸縣、杜爾伯特蒙古族自治縣4個縣，一共21個鎮、49個鄉，768個村；黑河市轄北安市、五大連池市，嫩江縣、遜克縣、孫吳縣5個縣(市)，共20個鎮，65個鄉，857個村，伊春市轄鐵力市、嘉蔭縣2個縣(市)，共11個鎮，13個鄉，257個村；雞西市轄密山市、雞東縣，虎林縣3個縣（市）共21個鎮，39個鄉，683個村；鶴崗市轄蘿北縣、綏濱
縣2個縣，共9個鎮，19個鄉，308個村，雙鴨山市轄集賢縣，寶清縣，友誼縣，饒河縣4個縣，共16個鎮，41個鄉，697個村；七台河市轄勃利縣1個縣，共7個鎮、14個鄉，316個村；綏化地區轄綏化市，安達市，肇東市、海倫市、望奎縣，蘭西縣，青岡縣、慶安縣、明水縣，綏棱縣10個縣（市），共68個鎮，132個鄉，2147個村；大興安嶺轄呼瑪縣，塔河縣、漠河縣，加格達奇區、松嶺區、新林區、呼中區7個縣（區），共33個鎮，13個鄉，100個村。
人口
據2001年全省人口變動情況抽樣調查，黑龍江省總人口3792萬人，市鎮人口2045萬人，鄉村人口1747萬人；漢族人口35.76萬人，佔94.3％；少數民族人口216萬人，佔5.7％。
民族
黑龍江省除漢族外，還有滿、朝鮮、蒙古、赫哲等51個少數民族，約佔全省總人口的5.7％。黑龍江省少數民族人數在全國各省市區中居第13位，在少數民族中，居住在民族自治地方的人數為47478人，其餘為散雜居少數民族。黑龍江省少數民族人口較多的5個民族是：滿族1184490人，朝鮮族452398人，蒙古族140148人，回族139078人，達斡爾族42300人。以上 5個民族均為我省的世居民族，此外還有5個人口較少的世居民族，即錫伯族(9181人)、赫哲族（3747人）、鄂倫春族（5588人）、鄂溫克族（2571人）、柯爾克孜族(1451人)。
杜爾伯特蒙古族自治縣是黑龍江省唯一的民族自治地方。少數民族人口1萬人以上的市縣（市）共有51個，在少數民族比較聚居的地方，經省批准建有民族鄉(鎮)68個，由當地縣政府認定的民族村有920個。
黑龍江省少數民族分布呈分散、小聚居的特點，所有的縣市都有少數民族居住。世居民族佔少數民族的99％，歷史淵源流長。

❼ 黑龍江省雞西市恆山區棚戶區回遷戶這樣收費合理嗎

同感！恆山區煤氣廠連個影都沒有，就讓入住戶交煤氣管道費，這合理嗎？難道以後還要交供熱管道費、電路管線費、上下水管道費、道路照明燈費、市政設施費？？？？？？？？？