鸡西恒山区食品水处理系统

❶ 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，使沉积物颜色、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。

❷ 鸡西市区分为哪几个区

截止2019年，鸡西市下辖6个市辖区、2个县级市、1个县，分别是鸡冠区、城子河区、恒山区、滴道区、虎林市、密山市、鸡东县。鸡西市人民政府驻鸡冠区红旗路18号。

鸡西市位于黑龙江省东南部，鸡西市地处中纬度带，地理座标为东经130°23′24〞—131°5′30〞，北纬44°57′12〞—45°28′55〞。因市区地处鸡冠山西麓而得名，东、东南以乌苏里江和松阿察河为界与俄罗斯隔水相望，西、南与牡丹江市接壤，北与七台河市相连。

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历史沿革

1934年12月1日，由原黑龙江省呼兰等15县、1旗与原吉林省阿城等12县合并，成立伪滨江省。鸡西市境域由原吉林省改属滨江省密山县、穆棱县管辖。

1937年7月1日，伪满洲国新设通化（吉林省境内）、牡丹江2省。鸡西市境域隶属牡丹江省。

1941年9月1日，伪东安省在鸡西街设置鸡宁县。

1945年5月28日，东满总省被撤销，将原牡丹江省与原东安省合并，新年年设东满省，省会设在牡丹江市。

1946年3月1日，鸡宁县临时政府成立，隶属合江省东安专署。

1956年12月18日 ，国务院第41次会议批准，撤销鸡西县建立鸡西市（地级），由黑龙江省直接管辖。

❸ 黑龙江鸡西有几个区

截止2005年12月，鸡西市下辖6个市辖区、2个县级市、1个县。

1、6个市辖区：鸡冠区、城子河区、恒山区、滴道区、梨树区、麻山区。

2、2个县级市：虎林市、密山市。

1、1个县：鸡东县。

鸡西市，位于黑龙江省东南部，东、东南以乌苏里江和松阿察河为界与俄罗斯隔水相望，边境线长641公里，西、南与牡丹江市接壤，北与七台河市相连，幅员面积2.25万平方公里。

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1949年10月1日 ，中华人民共和国成立，鸡西县隶属松江省。1954年 6月19日 ，中央人民政府委员会决定将松江省与黑龙江省合并成立新年的黑龙江省。同年8月1日 ，黑龙江省人民政府在哈尔滨市成立。

鸡西县为黑龙江省直辖1956年12月18日 ，国务院第41次会议批准，撤销鸡西县建立鸡西市（地级）。1957年3月5 — 7月，鸡西市第一届人民代表大会召开，选举产生鸡西市第一届人民委员会。根据黑龙江省人民委员会决定。

将鸡西县所辖银丰、鸡林、得胜、前进、永和、金城、新城、综合、友好、兴隆、哈达、东海、永安、下亮子乡和平阳镇划归蜜山县管辖；兴农、安平河、哈达砬子乡划给勃利县管辖。将穆棱县梨树区、林口县麻山区西大厦坡乡和奎山乡的太和村划归鸡西市管辖。

鸡西市辖5个区10个乡。 8月，鸡西市划归牡丹江专署管辖。10月，蜜山农垦局8510农场原辖柞木林场划归鸡西市管辖。

1964年6月，从鸡西市、密山县、勃利县划出一部分地区，成立鸡东县。鸡西市将银峰、哈达公社划归鸡东县。1968年 12月19日 ，黑龙江省革委会决定，鸡西市为省直辖市。

1983年，实行市管县领导体制。10月 18日 ，中共鸡西市委、市政府和牡丹江地委。

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❻ 黑龙江省行政区域划分

黑龙江概况

黑龙江省简称黑，地处祖国东北隅，东、北依邻俄罗斯，边界长达三千千米。古为肃慎地，汉朝属夫余地，辽属东京、上京道，金属上京路，元属岭北和辽宁行省，明为女真地，清初为黑龙江将军辖区，清末置黑龙江省。现辖二地区、十一地级市，二十县对外开放。全省面积四六万多平方千米。省会哈尔滨。

黑龙江省省名系由境内最大的河流黑龙江而得名，简称“黑”。黑龙江省1946年获得解放，是中国东北地区解放最早的省份。中华人民共和国成立初期，沿用了解放战争后期的区划，设置松江省（省人民政府驻地为哈尔滨市）和黑龙江省（省人民政府驻地为齐齐哈尔市）。1953年哈尔滨市由松江省省辖市改为中央直辖市。1954年撤销松江省建制，与黑龙江省合并，成立了现在的黑龙江省，哈尔滨市改为省辖市，为省会所在地。
黑龙江省现设哈尔滨、齐齐哈尔、牡丹江、佳木斯、大庆、黑河、伊春、鸡西、鹤岗、双鸭山、七台河11个省辖市和绥化、大兴安岭2个地区。共67个县(市)和4个地辖区。全省共有736个乡，475个镇，14488个村。其中：哈尔滨市辖阿城市、呼兰县、宾县、方正县、依兰县、尚志市、双城市、五常市、巴彦县、木兰县、通河县、延寿县12个县（市），共102个镇163个乡，3477个村；齐齐哈尔市辖讷河市、龙江县，依安县、泰来县、甘南县、富裕县、克山县、克东县、拜泉县9个县（市），共51个镇，125个乡，2173个村；牡丹江市辖绥芬河市，宁安市，海林市，穆棱市，东宁县，林口县6个县（市），共38个镇，37个乡，1259个村；佳木斯市辖同江市，富锦市、桦南县、桦川县，汤原县，抚远县6个县（市），共33个镇，65个乡，1446个村；大庆市辖肇洲县，肇源县、林甸县、杜尔伯特蒙古族自治县4个县，一共21个镇、49个乡，768个村；黑河市辖北安市、五大连池市，嫩江县、逊克县、孙吴县5个县(市)，共20个镇，65个乡，857个村，伊春市辖铁力市、嘉荫县2个县(市)，共11个镇，13个乡，257个村；鸡西市辖密山市、鸡东县，虎林县3个县（市）共21个镇，39个乡，683个村；鹤岗市辖萝北县、绥滨
县2个县，共9个镇，19个乡，308个村，双鸭山市辖集贤县，宝清县，友谊县，饶河县4个县，共16个镇，41个乡，697个村；七台河市辖勃利县1个县，共7个镇、14个乡，316个村；绥化地区辖绥化市，安达市，肇东市、海伦市、望奎县，兰西县，青冈县、庆安县、明水县，绥棱县10个县（市），共68个镇，132个乡，2147个村；大兴安岭辖呼玛县，塔河县、漠河县，加格达奇区、松岭区、新林区、呼中区7个县（区），共33个镇，13个乡，100个村。
人口
据2001年全省人口变动情况抽样调查，黑龙江省总人口3792万人，市镇人口2045万人，乡村人口1747万人；汉族人口35.76万人，占94.3％；少数民族人口216万人，占5.7％。
民族
黑龙江省除汉族外，还有满、朝鲜、蒙古、赫哲等51个少数民族，约占全省总人口的5.7％。黑龙江省少数民族人数在全国各省市区中居第13位，在少数民族中，居住在民族自治地方的人数为47478人，其余为散杂居少数民族。黑龙江省少数民族人口较多的5个民族是：满族1184490人，朝鲜族452398人，蒙古族140148人，回族139078人，达斡尔族42300人。以上 5个民族均为我省的世居民族，此外还有5个人口较少的世居民族，即锡伯族(9181人)、赫哲族（3747人）、鄂伦春族（5588人）、鄂温克族（2571人）、柯尔克孜族(1451人)。
杜尔伯特蒙古族自治县是黑龙江省唯一的民族自治地方。少数民族人口1万人以上的市县（市）共有51个，在少数民族比较聚居的地方，经省批准建有民族乡(镇)68个，由当地县政府认定的民族村有920个。
黑龙江省少数民族分布呈分散、小聚居的特点，所有的县市都有少数民族居住。世居民族占少数民族的99％，历史渊源流长。

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同感！恒山区煤气厂连个影都没有，就让入住户交煤气管道费，这合理吗？难道以后还要交供热管道费、电路管线费、上下水管道费、道路照明灯费、市政设施费？？？？？？？？？