Содержание к диссертации
Введение
1 Физико-географический очерк 10
2 Краткий геологический очерк
2.1 Додевонский складчатый фундамент 18
2.2 Рифтогенно-депрессионный комплекс 22
2.3 История геологического развития 30
2.4 Полезные ископаемые 31
3 Экогеохимическое состояние геологической среды юго западной части чебаково-балахтинской впадины 38
3.1 Экзогенные геологические процессы 38
3.2 Типы почв 42
3.3 Экогеохимическое состояние почв
3.3.1 Распределение микроэлементов в почвах Чебаково-Балахтинской впадины 45
3.3.2 Распределение микроэлементов в почвах озёрных котловин 54
3.4 Экогеохимическое состояние природных вод 118
3.4.1 Общая характеристика и экогеохимические особенности речных вод 118
3.4.2 Общая характеристика и экогеохимические особенности озёрных вод 122
3.4.3 Гидрогеохимические и экогеохимические особенности донных отложений 127
3.4.4 Гидрогеохимические и экогеохимические особенности подземных вод 140
4 Антропогенная трансформация геологической среды юго- западной части чебаково-балахтинской впадины
Заключение 158
Список литературы
- Рифтогенно-депрессионный комплекс
- Полезные ископаемые
- Распределение микроэлементов в почвах Чебаково-Балахтинской впадины
- Гидрогеохимические и экогеохимические особенности донных отложений
Рифтогенно-депрессионный комплекс
Чебаково-Балахтинская, известная как Северо-Минусинская впадина, характеризуются более низким в среднем гипсометрическим уровнем поверхности, широким распространением куэст, котловин выдувания, молодых аккумулятивных и денудационных равнинных поверхностей, развитием мелкосопочника. На юге впадины преобладает холмистый и куэстовый рельеф, переходящий местами в мелкосопочник с логами и котловинами тектонического, эрозионного и суффозионного происхождения [Щербаков, 1962]. В северной части впадины рельеф мало расчленён. Встречаются овраги и балки. Наиболее выровненные участки характерны для центральной части Чебаково-Балахтинской впадины, где расположены обширные озёрные котловины озёр Белё, Шира, Иткуль и др. Над степью возвышаются отдельные гряды и холмы. Равнинные участки отделены друг от друга моноклинальными куэстовыми грядами с резко асимметричными склонами и широкими плоскими ложбинами между гряд. Отдельные группы сопок и более обширных возвышенностей, как, например, Копьёвский купол, связаны с отпрепарированными денудацией интрузивными породами. Абсолютные высоты колеблются в пределах 250–750 м, но наибольшие пространства имеют отметки 500–550 м. Северо-восточная часть (район Красноярского водохранилища) существенно отличается от остальных частей впадины. Рельеф здесь холмистый, постепенно переходящий в низкогорный. Для краевых частей впадины характерен грядово-мелкосопочный рельеф.
Оформление современного облика поверхности юго-западной части Чебаково-Балахтинской впадины обязано в основном тектоническим процессам, а также деятельности ветра и временных поверхностных вод. По всей территории ярко выражены процессы селективного выветривания и денудации, а также отмечается четкая зависимость морфологии поверхности (форм рельефа) от геологического строения [Геология…, 1998].
Гидрографическая сеть Кузнецкого Алатау представлена низовьями рек Чёрный и Белый Июс, небольшим участком верхнего отрезка р. Чулым и их притоками. Река Белый Июс, берёт своё начало со склонов горы Верхний Зуб. Сливаясь вблизи ж/д станции Копьёво с р. Чёрный Июс, она дает начало р. Чулым. Река Белый Июс в пределах Кузнецкого Алатау имеет черты типичной горной реки, но в Чебаково-Балахтинской впадине эти реки формируют широкие долины, русла разбиваются на многочисленные рукава и протоки.
Водотоки Батенёвского кряжа представлены небольшими ручьями, частью временными. В верховьях рек корытообразные неглубокие долины, густо расчленяющие водоразделы, несут следы широкого развития делювиальных процессов. Вниз по течению рек появляются и затем углубляются более молодые врезы, сопровождающиеся образованием ящикообразных долин. У основания крутых склонов располагается щебнистый делювиальный шлейф, придающий поперечному профилю вогнутость. Питание рек осуществляется в основном за счёт таяния снега и льда, дождевых и талых вод. Озёра здесь экзарационные, либо моренно-подпрудные, воды ультрапресные и практически не содержат растворенных солей, располагаются на выровненных водораздельных пространствах. К таким «возвышенным» озёрам относятся озёра Игерколь, Шерлаки, Дикое, Заводское, Буланкуль и др. Котловины этих озёр имеют, главным образом, дефляционное происхождение и, наряду с другими факторами, свидетельствуют об аридном климате Хакасии в весьма недалеком прошлом.
В степи количество рек незначительно, и они имеют небольшие размеры. Например, р. Карыш, которая берет свое начало вблизи ж/д станции Сон, неоднократно скрывается под землю, затем через воклюзы появляется вновь на поверхности и впадает в оз. Иткуль. Подобным же образом ведёт себя речка Сохочул. Питание рек осуществляется в основном за счёт дождевых вод. При этом атмосферные осадки, выпадающие в виде ливней, быстро скатываются по поверхности, вызывая сели и непомерное «вздутие» речек. Регуляторами стока воды в речках нередко являются сравнительно крупные озёрные бассейны [Геология…, 1998].
Озёра сформировались в дефляционных котловинах. Наиболее крупные озёра (Белё, Ши-ра, Иткуль и др.) образовались в котловинах выдувания, оформившихся на месте синклинальных структур. Много мелких озёр образовалось на молодых поверхностях денудационного выравнивания, сформировавшихся на выходах гранитоидных тел (оз. Доможаково и др.).
Почти все озёра обнаруживают признаки усыхания или заболачивания в виде характерных форм рельефа: озёрных валов, котловин, террас. Воды многих бессточных или слабопроточных озёр степной зоны солёные и горько-солёные. Подстилающие породы (девонские и осадочные каменноугольные) нередко бывают соленосными. При этом наиболее засолёнными являются воды озёр, котловины которых выработаны в красноцветных песчаниках верхнего и в вулканогенных толщах нижнего девона (озёра Шира, Тус, Матарак, Шунет, Белё, Утичьи и др.). Показатели минерализации колеблются в больших пределах от 0,7 (оз. Иткуль) до 119,2 г/л (оз. Тус). В некоторых минерализованных озёрах оканчиваются питающие их реки (р. Сон в оз. Шира, р. Туим в оз. Белё), другие совершенно не имеют постоянных притоков и пополняются водой за счет таяния снега или дождей (Джиримское, Горькое, Утичье, Солёное и др.) [Мистрюков, 1988].
Болота представлены верховыми (возвышенными), низинными и промежуточными типами и различны по своему происхождению. Болота на эквипленных поверхностях Кузнецкого Алатау большей частью моховые, а их формирование обусловлено большим количеством атмосферных осадков, близостью водонепроницаемых коренных пород и слабой водонепроницаемостью покрова рыхлых отложений, изобилующих глинистыми частицами. В поле развития моренного ландшафта большая часть болот образовалась за счет зарастания моренно-подпрудных озер. Они обычно моховые. На плоских водоразделах Батенёвского кряжа болота сформировались при зарастании озёр в дефляционных котловинах или на пологих участках в силу тех же причин, что и на эквипленных поверхностях. Преобладают травянистые болота, но также есть много моховых [Геология…, 1998].
Условия образования болот на склонах более разнообразны. Здесь избыточное увлажнение почв имеет место при изменении крутизны склонов, при смене (вниз по склону) состава и строения делювиального покрова в сторону его меньшей водопроницаемости при закупоривании понор в карстовых воронках и ложбинках и др [Геология…, 1998].
В степи распространены лишь низинные болота, их можно подразделить на болота линейного и площадного распространения. К первым относятся болота, приуроченные к долинам крупных рек и их притокам. Эти болота, в основном расположенные вдоль долин рек Чулыма, Чёрного и Белого Июсов, Карыша, Сона, Туима, Тюрима и др. Большим распространением в степной зоне пользуются болота, образовавшиеся вследствие зарастания озерных водоемов (Марекульское и Марченгашское болота). Эти болота преимущественно травяные, осоковые и камышовые. Другая разновидность болот площадного распространения приурочена к озёрным котловинам. Обмеление и зарастание таких озёр, как Иткуль, Шира и других, приводит к заболачиванию определенных частей бывших озёрных котловин [Геология…, 1998].
Общие представления о климате Сибири начали появляться в первой половине XIX века после исследований различных районов Сибири многочисленными экспедициями XVIII века (экспедиции Мессершмидта, Беринга, Палласа, Гмелина и др.). В очерке Н.В. Латкина [1892] описываются наиболее яркие особенности климата Минусинского края (жаркое солнечное лето), называемого автором «Сибирской Италией». А.Я. Тугаринов [1925] даёт описание природных условий отдельных районов края с краткими климатическими характеристиками. Закономерности распределения температурно-влажностных параметров позволяют выделять вертикальные климатические пояса степи (ниже 600 м абс. высоты), предгорной лесостепи (600–800 м), горной тайги (800–1200 м) и высокогорий (более 1200 м) [Чижикова, 1972].
Полезные ископаемые
Отложения палеозоя Кузнецкого Алатау и Батенёвского кряжа представлены таржуль-ской (V-Є1tr), усинской (Є1 us), берикульской (Є2br) и кошкулакской (О2-3? k]) свитами, несогласно залегающих на подстилающих породах. Состав этих свит представлен преимущественно доломитами пёстрой окраски, массивными серыми и светло-серые известняками, а также покровами базальтов и их туфами. В известняках усинской свиты встречаются трилобиты и археоциаты обручевского комплекса. Толща берикульской свиты прорвана разнообразными по составу интрузиями когтахского, тигертышского и юлинского комплексов. Достоверных взаимоотношений со стратифицированными образованиями древнее среднедевонских (перекрывающих их с резким несогласием) не имеет [Решение…, 1983; Махлаев и др., 1995, 1997].
В строении кошкулакской свиты (О2-3? k]) принимают участие последовательно сменяющие друг друга снизу вверх по разрезу трахибазальтовые и базальтовые (180 м), андезитовые и трахиандезитовые (225 м) и, наконец, трахитовые и трахириолитовые (36 м) вулканиты. В нижней части свиты отмечаются маломощные прослои и линзы конгломератов, красноцветных косослоистых песчаников и алевролитов [Геология…, 1998]. Возраст эффузивов свиты, определённый изохронным Rb-Sr методом, составил для стратотипа свиты 464±11млн. лет [Липиша-нов и др., 1996]. Мощность свит изменяется от 200 до 2500-3000 м.
Интрузивные образования различного возраста и состава группируются в 4 магматических комплекса: 1) когтахский, 2) мартайгинский, 3) тигертышский, 4) юлинский.
Когтахский габбро-монцодиорит-сиенитовый комплекс среднего кембрия (v-v5Є2k) имеет трёхфазное строение. Форма тел лополитообразная. Первая фаза представлена габбро, габбро-норитами. Вторая фаза - биотит-двупироксеновыми монцонитами и монцодиоритами, кварцевыми монцонитами и диоритами. В составе третьей фазы преобладают щёлочно-полевошпатовые сиениты. Для сиенитов третьей фазы радиологический возраст, определённый U-Pb-методом составил 540±11 млн. лет, что соответствует границе раннего и среднего кембрия [Государственная геологическая…, 2000].
Мартайгинский комплекс пёстрого состава среднего-верхнего кембрия (у-5 Є2-Om) имеет двухфазное строение. Первая фаза представлена лейкократовыми габбро. Вторая фаза -кварцевыми диоритами, гранодиоритами, гранитами [Хомичев и др., 1993]. Абсолютный возраст пород Rb-Sr-методом определён 526+5 млн. лет [Государственная геологическая…, 2000].
В петротипе Тигертышского гранитоидного комплекса позднекембрийского-раннеордовикского возраста (уб- бЄ3-O1t) выделяются две фазы. Первая фаза сложена средне-и крупнозернистыми двуполевошпатовыми роговообманково-биотитовыми и биотитовыми гранитами, редко кварцевыми диоритами и диоритами. Вторая фаза представлена малыми секущими телами мелко- и тонкозернистых лейкократовых гранитов и дайками гранит-порфиров. Определения радиологического возраста позволяют ограничить возрастной диапазон поздним кембрием-ранним ордовиком: 480–500 млн. лет U-Pb методом, 498-505 млн. лет – Rb-Sr [Государственная геологическая…, 2000].
Юлинский сиенит-граносиенитовый комплекс среднего-верхнего ордовика (O2-3?ju) представлен субвулканическими и гипабиссальными интрузиями, сложенными мелкозернистыми, до среднезернистых, роговообманковыми, биотит-роговообманковым известково-щелочными сиенитами, кварцевыми сиенитами, граносиенитами, связанными друг с другом постепенными фациальными переходами. Отмечается тесная пространственная и временная связь, а также общность состава с эффузивами кошкулакской свиты, с которыми образования комплекса формируют вулкано-плутонические структуры. Возраст комплекса принят условно средне-позднеордовикским [Государственная геологическая…, 2000].
Складчато-блоковое строение додевонских толщ восточного склона Кузнецкого Алатау и Батенёвского кряжа примечательно наличием разнонаправленных складчатых структур, их торцовым сочленением по разломам.
Преобладающее простирание пликативных структур – северо-восточное. Длина складок составляет 15–30 км, размах крыльев 6–12 км. Углы падения крыльев колеблются от 15–30о до 70–85о при преобладании 45–70о. Складки первого порядка осложнены складками второго, третьего и более высокого порядка. Мелкие складки подобного типа развиты в зонах тектонических разломов [Государственная геологическая …, 2000].
Дизъюнктивные нарушения развиты повсеместно, хорошо картируются и имеют преимущественно субмеридиональное, субширотное, северо-западное и северо-восточное направления. Многие являются границами Чебаково-Балахтинской впадины. Сложная система разрывных нарушений создает «чешуйчато-клавишную» структуру региона. Большинство разломов заложи-лись в додевонское время, многократно подновлялись, в том числе и позднее в условиях девонского континентального рифтогенеза, в начале мезозоя и кайнозоя на этапе эпиплатформенной активизации [Девонские рифтогенные…, 1996; Континентальный рифтогенез…, 1996].
Чебаково-Балахтинская впадина представляет собой наложенную структуру, выполненную девонскими и каменноугольными вулканогенно-карбонатно-терригенными отложениями, прорванными телами магматических и вулканогенных пород. Повсеместно распространены четвертичные отложения (речные, озёрные, болотные, ледниковые).
Девонская система представлена тремя отделами. Вопросы стратиграфии этих отложений в части, касающейся нижнего и среднего отделов, остаются дискуссионными [Региональная стратиграфическая…, 2012].
Для отложений нижнего девона характерна резкая невыдержанность литологического состава по латерали, изменчивость мощностей отдельных подразделений, чередование сложно построенных геологических тел. Незакономерный характер геологических явлений затруднял выделение литостратиграфических подразделений, поэтому стали применяться термины свободного пользования.
Быскарская серия (D1bsk) протягивается в виде полей и разрозненных блоков в субширотном направлении вдоль северного фаса Батенёвского кряжа и Кузнецкого Алатау от пос. Старый Борец на востоке в район озёр Шунет и Матарак, южного борта долины оз. Иткуль, слагает окрестности пос. Шира, Марчелгаш и далее на запад в виде отдельных выходов отмечается по правому борту долины р. Белый Июс. Кроме того, вулканиты серии слагают Арамчак-скую и Аврасскую антиклинальные структуры. Быскарская серия характеризуется сложным строением и составом, представляя собой перемежаемость вулканитов (базальтов, трахибазаль-тов, трахиандезитов, трахидацитов и трахириолитов и их туфов) и обломочных пород (красно-цветных конгломератов, гравелитов, песчаников, алевролитов) [Хомичев и др., 2008].
Такое строение породило множество схем расчленения серии на отдельные свиты (мата-ракская, шунетская, марченгашская, толтаковская и др.), отличающихся по составу пород, но имеющих локальное распространение [Лучицкий, 1960; Ананьев и др., 1974; Макаренко и др., 1982; Пешехонов и др., 1991]. Мощность отложений достигает 2000 м [Государственная геологическая…, 2000]. Раннедевонский возраст серии доказывается многочисленными (порой уникальными) находками ископаемой псилофитовой флоры (таблица 2.1) во вмещающих её породах [Ананьев и др., 1972, 1974]. В составе серии выделяются:
Распределение микроэлементов в почвах Чебаково-Балахтинской впадины
Почвообразование на изученной территории характеризуется малой мощностью формирующихся почв, при существенном влиянии материнских пород и рельефа. Маломощность почв определяется континентальностью климата и слабым увлажнением. Почвообразовательный процесс тормозится эрозией и дефляцией. Низкий темп почвообразования наблюдается на красноцветных породах девона; он заметно выше на четвертичных суглинках.
В Чебаково-Балахтинской впадине господствуют почвы черноземного типа, солончаковые, луговые и малоразвитые почвы и солонцы. В пространственно распределении почв проявляется вертикальная поясность и широтная зональность. В соответствии с этим М.Г. Танзыбаевым [1993] выделяется группа почв горного окаймления и почвы днищ впадин, последние обрамляют минеральные озера и служат основанием для развития солончаков и солонцов.
В пределах Чебаково-Балахтинской впадины М.Г. Танзыбаевым [1993] выделяются следующие типы почв: 1) черноземы; 2) лугово-черноземные; 3) луговые; 4) солонцы автоморфные; 5) солонцы полугидроморфные; 6) солончаки гидроморфные; 7) аллювиальные дерновые насыщенные слоистые; 8) аллювиальные лугово-болотные; 9) малоразвитые; 10) пески. Преобладающими являются чернозёмы обыкновенные и южные. Меньшее значение и распространение имеют луго-во-чернозёмные, аллювиальные почвы, солонцы и солончаки (рисунок 3.2.1).
Схема макроструктуры почвенного покрова Чебаково-Балахтинской впадины (составлена С.П. Кулижским, 1999) Чернозёмы обыкновенные развиты на территории, покрытой растительной ассоциацией луговой злаковой разнотравной степи. В настоящее время практически все они используются в пашне. Встречаются крупными массивами на повышенных всхолмлённых участках северной части зоны, а также являются «спутником» почвенного комплекса южных чернозёмов, располагаясь по северным и северо-восточным склонам. Приурочены к нижним частям или поверхностям плоских возвышенностей [Танзыбаев, 1993].
По видовым признакам чернозёмы обыкновенные делятся на четыре группы: малогу-мусные маломощные, среднегумусные среднемощные, малогумусные среднемощные и средне-гумусные маломощные. По гранулометрическому составу также разделяются на четыре группы: щебневатые тяжелосуглинистые, пылевато-иловатые тяжелосуглинистые и глинистые, крупнопылеватые тяжело- и среднесуглинистые, легко суглинистые иловато-песчаные [Танзы-баев, 1993].
Чернозёмы южные также широко развиты как обыкновенные чернозёмы. Имеют такое же разнообразие по мощности, гумусности, гранулометрическому составу по почвообразую-щим породам. Они формируются под ксерофитной растительностью, представленной крупно-ковыльно-полынными и другими ассоциациями настоящих и сухих степей. Занимают склоны возвышенностей, высокие террасы речных долин. Для южных чернозёмов характерно высокое содержание поглощённого магния, что является провинциальной особенностью этих почв. Повышение плодородия южных чернозёмов возможно при их орошении, но чрезмерное орошение чернозёмов, развитых на красноцветных и пестроцветных породах может привести к заболачиванию и засолению [Танзыбаев, 1993].
Лугово-чернозёмные почвы распространены на первых и вторых надпойменных террасах крупных рек, а также в долинах малых рек. Эти почвы развиты на тяжёлых суглинках и глинах среди выщелоченных, обыкновенных и южных чернозёмов. Они наиболее мощные из всех почв Хакасии, среднегумусные и тучные [Танзыбаев, 1993].
Аллювиальные почвы распространены по долинам рек. Имеют большую практическую ценность. Аллювиальный и почвообразовательный процессы в поймах рек сформировали сложный почвенный покров, слагающийся от примитивных слоистых до дерновых и болотных с высокими плодородными качествами. Имеют большую мощность гумусового горизонта. Используются для выращивания зерновых и овощных культур. Заболоченная пойма используется как сенокосы и пастбища [Танзыбаев, 1993].
Солонцовые почвы отмечаются в приозерных понижениях, в древних лощинах стока, на террасах речных долин, на склонах и вершинах холмов и сопок. Солонцы и солонцеватые почвы встречаются в самых разнообразных сочетаниях с другими видами почв: черноземами, малоразвитыми или луговыми. Относительно окружающих почв они почти всегда залегают в от рицательных формах рельефа и выделяются разреженной растительностью, в состав которой преобладают пырей, вероника, шелковица, полынь [Танзыбаев, 1993].
Развитие солонцовых почв в холмистой степи, при залегании их на склонах и вершинах возвышенностей чаще всего связано с засоленностью почвообразующих пород. В долинах они также развиваются преимущественно там, где окружающие водораздельные пространства сложены засоленными породами и грунтовые воды характеризуются минерализацией. Солонцы преимущественно корковые и среднестолбчатые, реже глубокостолбчатые. Последние встречаются в наиболее глубоких понижениях [Танзыбаев, 1993].
Солончаки вместе с болотно-солончаковыми почвами имеют весьма небольшое распространение. Солончаки представлены тремя подтипами гидроморфного типа: луговые, типичные и соровые. Среди минералов солевых корок солончаков установлены тенардит, мирабилит, кальцит, доломит, гипс, галит, розенит (?), берналит (?), эттирингит (?) [Исследование рапы…, 2000]. Луговые солончаки располагаются на первой надпойменной террасой под луговой солончаковой растительностью, типичные солончаки – в приозёрных котловинах и по берегам солёных озёр.
Приозерные солончаки располагаются в приозерных котловинах по берегам озер и в приозерных лощинах. Растительность на них представлена разнообразными галофитными ассоциациями, отражающими характер их солевого состава.
Долинные солончаки встречаются на первых надпойменных террасах, на пойме высокого уровня, на участках высокого стояния грунтовых вод. Эти солончаки обычно покрыты пышной солеустойчивой растительностью. Солончаковые почвы по механическому составу обычно варьируют от супесчаных до глинистых при неоднородном солевом составе.
По составу солей все солончаки содержат хлориды, сульфаты и карбонаты. Типичные солончаки имеют сульфатно-содовое и хлоридное засоления, а луговые – сульфатного типа засоления. Из перечисленных типов солончаков наиболее засоленными являются приозерные, плотный остаток в верхнем слое которых достигает 6–17 %. Менее засолены луговые солончаки (0,6–3 %) и болотно-солончаковые почвы [Исследование рапы…, 2000].
Гидрогеохимические и экогеохимические особенности донных отложений
В районе озёр заложено 14 почвенных разрезов с отбором проб на анализы водной вытяжки. Результаты анализов помещены в приложении Б, номера показаны на рисунке 3.3.13. Солончаки и комплексы солончаково-чернозёмно-луговых почв (разрезы 2496, 2596, 2796) характеризуются сильной степенью засоления (до 0,710 % солей) и хлоридно-сульфатным профилем.
Разрезы, заложенные в чернозёмах южных и обыкновенных имеют слабую и среднюю степень засоления (сумма солей в отдельных случаях приближается к 0,4–0,5%). Таким образом, внешне вполне «благополучная» чернозёмная почва без каких-либо внешних макроскопических признаках засоления содержит практически во всех горизонтах то или иное количество солей.
Главной ценностью озера Утичье-3 являются лечебные грязи, используемые на курорте «Озеро Шира». В летний период отдыхающие используют «диким» образом щедрые бальнеологические ресурсы озера Утичье-3 и его окрестностей, располагаясь вдоль северо-западной и юго-восточной части береговой линии. Все это обусловило необходимость проведения специализированных работ по изучению почв в пределах водоохранных зон озера (рисунок 3.3.15).
Нормальность распределения микроэлементов в почвах природоохранных зон озера Утичье – 3 можно оценить по значениям асимметрии и эксцесса, которые при нормальном распределении приближаются к нулю. Распределение титана, ванадия, никеля, свинца, молибдена и тория подчиняется закону нормального распределения.
На базе генерализованной выборки (n = 65) рассчитаны статистические параметры всех проанализированных микроэлементов. По сравнению с кларковыми содержаниями почвы обогащены Sr (К = 2,2), V (1,86), Cu (1,7), Sr (1,7), Ba (1,6), Pb (1,5), Li (1,4) и обеднены Ni, Zr, Y, Ga, U.
Остальные микроэлементы, помещённые в таблицах 3.3.10 и 3.3.11 имеют околокларко-вые значения средних концентраций. Довольно много микроэлементов (9) в единичных случаях превышают минимально-аномальные значения (таблица 3.3.11).
Для большинства элементов выявлены околокларковые значения с относительным превышением не более 1,3–2,6 кларков. Только три элемента превышают кларковые более чем в 7 раз: барий в 22,9 раза, цирконий в 11,5 раз и медь в 7,6 раз. Наряду с этим, средние и максимальные содержания кобальта, олова и тория оказались ниже кларковых концентраций. Суммарное количество точек с аномальными содержаниями того или иного элемента составляет 21,5 % (14 точек) от общего числа пунктов опробования (65), а доля аномальных анализов отдельно взятого элемента не превышает 4,6 % от общей выборки.
Сравнение фоновых значений с кларками почв по А.П. Виноградову (1962) показывает, что для местного геохимического фона характерно заметное обогащение следующими элементами: Ba (Kк = 1,4); Sr (1,5); V (1,8); Co (1,4); Li (1,1); Cu (1,2); Sc (1,3). Такие элементы, как Mn, Ti, Ni, Zr, Ga, Pb, Zn, Be, Sn, Ag, Th характеризуются пониженным содержанием (кларки концентрации колеблются в пределах от 0,1 для до 0,8 для Zn).
Коэффициенты концентрации, рассчитанные по нормам ПДК для максимальных содержаний того или иного элемента превышают единицу лишь в четырех случаях: для Sr (2,5); V (2); Zn (1,4) и Sn (2,2), что дает возможность оценить максимальный коэффициент СПЗ в пределах 4,1 единиц. Доля «аномальных» (по отношению к ПДК) элементов в выборке (65 анализов) составляет для Sr – 34 % (7 анализов); V – 55 % (36 анализов); Zn – 5 % (3 анализа) и Sn – 37 % (24 анализа). Характерны точечные (в единичных пробах) аномалии, превышающие уровень в «три стандарта» для Mn (1054/10, 1055/1), Sr (1055/2, 1057/11, 1057/4), Zr (1055/12), Li (1054/1, 1054/7, 1053/12), Cu (1054/1), Pb (1054/10), Zn (1054/1), Sn (1054/2), Ag (1055/1, 1057/6), U (1057/3). В скобках проставлены номера проб, показанные на рисунке 3.3.15.
Коэффициенты парной корреляции помещены в таблице 3.3.12. Анализируя таблицу корреляционных зависимостей содержаний элементов в почвах, со значимым коэффициентом корреляции k=0,24 (при вероятности 95 % и количестве проб равном 65), можно выделить несколько групп элементов: с высокими корреляционными связями, средними, малыми и незначимыми (таблица 3.3.12). Наиболее тесные корреляционные связи наблюдаются у элементов с коэффициентом k 0,51: литий – медь – молибден – цинк, бериллий – никель – скандий. Марганец и галлий почти не имеют значимых связей с другими элементами. Среднезначимые положительные коэффициенты корреляции выявлены для многих элементов: Ti-Zr, Ti-Nb, V-Ga, Ni-Y, Co-Ag, Zr-Be, Zr-Sc, Li-Mo, Y-Be, Y-Sc, Cu-Zn, Pb-Ag, Zn-Sn, Sn-Mo. Отрицательные связи присущи следующим парам: Ti-U, Be-Ni, Be-Y, Be-Be, Nbh. Галлий обнаруживает связь только с двумя элементами: со стронцием и ванадием.
Подводя итог, можно сказать, что по сравнению с кларковыми содержаниями почвы озера Утичье-3 обогащены Sr, V, Cu, Sr, Ba, Pb, Li и обеднены Ni, Zr, Y, Ga, U. Коэффициенты концентрации, рассчитанные по нормам ПДК для максимальных содержаний превышают единицу для Sr (2,5); V (2), Zn (1,4) и Sn (2,2). Максимальный коэффициент СПЗ равен 4,9 единиц. Доля «аномальных» (по отношению к ПДК) элементов в выборке (65 анализов) составляет для Sr – 11 % (7 анализов); V – 55 % (36 анализов); Zn – 5 % (3 анализа) и Sn – 37 % (24 анализа). Характерны точечные (в единичных пробах) аномалии, превышающие уровень в «три стандарта» для Mn, Sr, Zr, Li, Cu, Pb, Zn, Sn, Ag, U. Повышенные значения Sr, V, Ba, Li могут быть обусловлены наличием природных геохимических аномалий, тем более, что эти элементы являются профилирующими в данном регионе; повышенные значения Cu, Pb тяготеют к Манско-Батеневской металлогенической зоне [Эколого-геохимическое…, 2012].