КРУГООБІГ РЕЧОВИН І ХІМІЧНИХ ЕЛЕМЕНТІВ

Кругообіг речовин — це їх багаторазова участь у процесах, які відбу­ваються в біосферних шарах атмосфери, гідросфери і літосфери. Тобто повний кругообіг здійснюють не речовини, а певні елементи, а тому слід розглянути їх кругообіг.

Як відомо, атоми різних елементів нерівномірно представлені у вулканічних породах, морській воді, органічній матерії. Перші з них — вулканічні породи — виступають як джерело атомів, з яких органічний світ творить свою матерію. Материнська порода, гідросфера, атмосфера і світ організмів пов’язані між собою міграцією атомів, яка може відбуватися циклічно або ациклічно.

Згідно з В.Енгельгардтом (1959), міграцію можна називати цикліч­ною, якщо середній вміст хімічних елементів у вулканічних породах (їх), з одного боку, і в осадочних породах (tx) та морській воді (тх) — з іншого, є однаковими. Якщо ще додати сюди кларк елементів із живих організмів, одержимо рівняння

де Е, T — кількість зрушеної породи; M — об’єм морської води; В — маса живих організмів на планеті.

З цього рівняння випливає, що процес буде циклічним, якщо

і водночас буде ациклічним, якщо

Елементи, які мігрують циклічно, обертаються в біохімічних проце­сах двох рівнів: біогеоценозу і біосфери. Кругообіг елементів у біогео­ценозі (малий кругообіг) розглянутий у попередньому розділі. Зупини­мося на “великому” головному кругообізі, який відбувається в біосфері.

Як відомо, основою динамічної рівноваги і стійкості біосфери є кругообіг речовин і перетворення енергії, які складаються з багатьох процесів. Причому окремі циклічні процеси являють собою послідовний ряд змін речовини, що відповідає тимчасовому стану рівноваги.

Цілорічно біохімічні цикли приводять у рух близько 480 млрд T речовини, виключно біофільних елементів — вуглецю, азоту, кисню, вод­ню та ін. Внаслідок фотосинтезу біосфера має величезний енергетичний потенціал. У масштабі біосфери біохімічні цикли замкнуті, крім циклу O₂, який відсутній після області розсіювання.

Характерна особливість “великого” геологічного кругообігу речови­ни — це його переважно горизонтальний напрям. Він відбувається між сушею і морем. Біологічний кругообіг має переважно вертикальний на­прям міграції і відбувається між рослинами і ґрунтом.

Міграція речовин у хімічному кругообізі визначається двома тісно пов’язаними і взаємозумовленими процесами, які протистоять один одному. Це синтез живої речовини зеленими рослинами з елементів неживого середовища за допомогою сонячної енергії та мінералізація органічних решток рослин і тварин, у процесі якої виділяється енергія. Такий кругообіг відбувається в кожному ландшафті як на суші, так і на морі. Речовини, які рослини добувають з грунту, повітря і води, йдуть на побудову їхніх організмів, потім, мінералізуючись, знову надходять у навколишнє середовище. Однак цей процес не замкнутий. Частина речо­вин з кожного циклу кругообігу, що надходить у геологічний кругообіг речовин, потрапляє в море, а там, відклавшись на дні, може бути на дов­гий час вилученою з біологічного кругообігу. Кожний наступний цикл включає нові речовини, тому він не подібний до попереднього.

7.5.2.1. Кругообіг води

Кругообіг води, або гідрологічний цикл (рис.7.19), має основні риси кругообігу хімічних елементів, він також збалансований у масштабах усієї земної кулі і приводиться в рух енергією.

На рис.7.20 наведено обсяг окремих частин гідросфери Землі та зв’язаної води земної кори. Слід відзначити, що понад 90% наявної на Землі води перебуває в гірських породах, які утворюють земну кору, і у відкладах на поверхні Землі.

Переміщення води з місця на місце в масштабах планети від­бувається головним чином між океаном і сушею. При цьому змінюється її агрегатний стан (перетворення рідкої фази в тверду, пароподібну, і на­впаки), що дає змогу підтримувати рівновагу між сумарним випарову­ванням і випаданням опадів на планеті. Підраховано, що з поверхні Землі лише за 1 хв випаровується близько 1 млрд т води і стільки ж випадає назад у вигляді опадів. Відзначимо, що понад 86% вологи надходить в атмосферу за рахунок випаровування із поверхні Світового океану і менше 14% — за рахунок випаровування із суші.

Опади, які випадають на поверхню суші, перевищують випаровування і транспірацію в наземних місцезростаннях. Відповідно кількість опадів, які випадають на поверхню океанів, менша тієї кількості води, яка випаро-

Рис. 7.19. Енергетика гідрологічного циклу, представленого у вигляді двох шляхів: верхній приводиться в рух сонячною енергією, а нижній віддає енергію озерам, річкам, заболоченим землям і виконує роботу, безпосередньо корисну для людини (наприклад, па ГЕС). Поверх­невий стік поповнює резерви ґрунтових вод і сам поповнюється від них, хоча в багатьох сухих областях ці резервуари зараз швидше випорожнюються, ніж поповнюються.

вується з їхньої поверхні. Більша частина водяних парів, перенесених вітрами із океанів на сушу, конденсується над гірськими районами і в тих місцях, де швидке нагрівання і охолодження суші створює вертикальні потоки повітря. Чистий потік атмосферних водяних парів від океанів до суші утворюється водою, яка стікає із суші у басейн океанів.

Виходячи з екологічних позицій, слід звернути особливу увагу на роль транспірації в гідрологічному циклі. Відомо, що первинна продукція

Рис.

Рис. 7.21. Водний режим у хвойній тайзі: А — опади; Б — опади, які використовує крона; В — втрати вологи у вигляді випаровування; Г — споживання вологи травами; Д — бокове просочування води; E — споживання вологи па рівні коріння і дерев; Є — стік у грунтові води.

наземних місцезростань становить приблизно l.l∙10^,7r сухої речовини на рік, а на кожний грам продукції транспірується приблизно 500 г води. Отже, наземна рослинність транспірує щорічно 55∙10'⁸r води, що майже відповідає загальній евапотранспірації із суші. На рис.7.21 зображена структура водного режиму екосистеми хвойної тайги.

Для того щоб “запустити” гідрологічний кругообіг, необхідна енергія, її можна підрахувати, перемноживши енергію, яка потрібна для випаро­вування 1 г води (0,536 ккал), на сумарне річне випаровування із поверхні Землі (378' 10¹⁸r). Одержаний результат (2∙10²² ккал) відповідає приблизно 1/5 частині загального надходження сонячної енергії на Землю.

Важливим показником кругообігу води є водообмін. В океанах, на­приклад, він відбувається під впливом течій. Вважають, що для повного водообміну у Світовому океані потрібно приблизно 60 років, Атлантич­ному — 50, Індійському — 40, а Тихому океані найбільше — 100 років.

Надзвичайно активний водообмін у ріках. Одноразовий обіг води в руслах рік Землі оцінюється приблизно в 1200 км³, а сумарний річний стік — 38800 KM³∕piκ.

Таким чином, обмін руслових стічних вод відбувається кожні 0,031 року, тобто кожні 11 діб, або 32 рази протягом року. Якщо врахувати, що

Рис. 7.22. Споживання води у міру росту населення.

ріки сполучують багато озер і водосховищ, які сповільнюють водообмін, то загальна активність обміну поверхневих вод суші буде становити 7 років.

Життя на Землі підтримується не лише за рахунок води, що знахо­диться у рідкомі стані, але й тієї, що сконцентрована у вигляді атмос­ферної пари. Вода, яка міститься в повітрі у вигляді пари, відповідає в середньому шару завтовшки 2,5 см, рівномірно розподіленому по всій поверхні Землі. Кількість річних опадів становить в середньому 56 см, що в 25 разів більше тієї кількості вологи, яка міститься в атмосфері. Отже, водяні пари, які постійно знаходяться в атмосфері, — так званий атмос­ферний фонд, — щорічно здійснюють кругообіг 25 разів. Вміст води в ґрунті, ріках, озерах, і океанах в сотні тисяч разів більший, ніж в атмосфері. Однак вода протікає через обидва ці середовища із однаковою швидкістю, оскільки випаровування дорівнює випаданню опадів. Серед­ня тривалість переносу води у її рідкій фазі поверхнею Землі стано­вить 3650 років, тобто в 100 тис. разів більше, ніж тривалість перене­сення її в атмосфері.

Слід пам’ятати, що на основі кругообігу води із розчиненими в ній мінеральними сполуками, а також компонентів атмосфери закономірно виникла жива речовина, а з нею і біохімічний кругообіг. Тому антропо­генне вилучення води з природного кругообігу, а воно щорічно зростає (рис.7.22), негативно впливає на функціонування живої речовини. На рис.7.23, 7.24 зображені схеми використання світових запасів води та прогнози водних ресурсів до 2000 р.

Рис. 7.23. Розподіл світових ресурсів води:

/ — ресурси стійкого паводкового стоку (S); 2 — ресурси стійкого стоку (U); 3 — незворотний хід води (E); 4 — стічні та забруднені річкові води; 5 — зворотні води після зрошення;

6 — замкнене оборотне водопостачання; R —сумарний паводковий стік.

Рис. 7.24. Прогнозування світових запасів води до 2000 р., 1-й варіант.

7.5.2.2. Кругообіг вуглецю

Вуглець входить до складу всіх органічних речовин, а тому його кругообіг найбільш поширений у природі (рис.7.25).

Рис. 7 25. Кругообіг вуглецю в біосфері.

Якби вуглекислий газ не поповнювався за рахунок надходження із Землі, то його запаси вичерпалися б за 4-35 років (табл.7.11). У найближ­чі 50-60 років завдяки зростанню спалювання горючих речовин вміст вуглекислого газу в атмосфері подвоїться.Такі швидкі зміни вмісту вуглекислого газу в атмосфері, внаслідок якого відбувається так званий парниковий ефект (нагрівання атмосфери інфрачервоним промінням завдяки вмісту в ній CO₂), може призвести до перегрівання географічної оболонки. Частина CO₂ утворюється при виверженні вулканів і надхо­дить зі збагачених ним водних джерел. Головний споживач CO₂ — фо­тосинтетичний апарат рослин (рис.7.26).

Варто нагадати, що про явище фотосинтезу, яке є головним чинником руху речовини й енергії в біосфері, стало відомо лише в другій половині XVIII ст. В 1772-1782 рр. Д.Прістлі, Я.Інгенхауз і Ж.Сенсб’є, доповнюю­чи один одного, описали процес повітряного вуглецевого живлення, або

Рис. 7.26 Основні глобальні пули вуглецю і річні швидкості обміну між ними.

фотосинтез. Через століття К.А.Тимірязєв (1843-1920) розкрив енергетич­ну закономірність фотосинтезу як процесу використання світла для ут­ворення органічної речовини в рослинах. Механізм фотосинтезу був роз­критий американським біохіміком Кальвіном, за що йому було присуд­жено Нобелівську премію. Сьогодні під фотосинтезом розуміють перетво­рення зеленими рослинами і фотосинтезуючими організмами промени­стої енергії Сонця. Процес фотосинтезу відбувається за участю поглина­ючих світло пігментів (хлорофіл та ін.).

Попадаючи в клітину зеленого листя вуглекислий газ приєднується до акцептора (вуглевод рибулезодифосфат), з яким продовжує подальший рух і перетворення. Завдяки ферменту альдолази утворюється простий цукор — глюкоза, а з нього — цукроза і крохмаль. Частина синтезованої речовини в цьому процесі переходить знову в акцептор — так утворюєть­ся саморегульований циклічний процес. Далі з участю інших ферментів цукри перетворюються у білки, жири та інші органічні речовини, потрібні для життя рослини.

Основна реакція фотосинтезу має такий вигляд:

За рік рослини суші і океану засвоюють майже 5 ∙ IO¹⁰ т вуглецю (вбирають, за різними авторами, 1,7 —2,0 ∙ IO¹¹ CO₂), розкладають 1,3 ∙ IO¹¹ т води, виділяють 1,2 ∙ IO¹¹ т молекулярного кисню і запаса­ють 4 ∙ IO¹⁷ ккал сонячної енергії у вигляді хімічної енергії продуктів фотосинтезу, що в 100 разів перевищує виробництво енергії всіма електростанціями світу.

Річний кругообіг маси CO₂ на суші визначається як масою складових його ланок біосфери, так і кількістю, яку захоплює кожна ланка (т/рік):

Сумарне захоплення фотосинтезом 60 ∙ IO⁹

Повернення від дихання (розкладу) 48∙ IO⁹

Надходження в гумосферу і консервація

в багаторічних фітоценозах 10∙10⁹

Захоронения в осадовій товщі літосфери,

включаючи реакцію CO₂ із гірськими породами 1-Ю⁹

Надходження від спалення палива 4-Ю⁹

[1] гідросфері кругообіг CO₂ значно складніший, ніж на суші. Вирішальну роль тут відіграє Світовий океан, який акумулює винесе­ний ріками із суші вуглець у формі карбонатних і органічних сполук. Повернення вуглецю із океану чи суші відбувається з великим дефіцитом, головним чином, повітряними потоками у вигляді CO₂. Наявність вуг­лекислого газу у гідросфері залежить від надходження кисню у верхні шари як із атмосфери, так із нижчих шарів води. В загальному виразі

річний кругообіг маси вуглецю у Світовому океані майже удвічі мен­ший, ніж на суші:

Сумарне захоплення в процесі фотосинтезу 30∙ IO⁹

Повернення у водне середовище від дихання

і розкладу органічної речовини 26* IO⁹

Випадання в донний осад 1.5* IO⁹

Надходження із атмосфери від спалювання палива l∙10⁹ Те ж із річним стоком 0.6* IO⁹

Перехід у розчинні органічні сполуки 10.9*IO⁹

Багато вуглецю вилучається з біологічного кругообігу речовин і по­трапляє в океан переважно у вигляді вуглекислих солей. Ці солі, особли­во CaCO₃, витрачаються на побудову панцирів тварин, дуже багато їх і в морській воді. Якщо в атмосфері підвищується вміст CO₂, частина його розчиняється у воді, вступає в реакцію з карбонатом кальцію, утворюючи розчинний у воді бікарбонат кальцію. І навпаки, при зниженні вмісту вуглекислиго газу в атмосфері бікарбонати, що завжди містяться у морсь­кій воді, перетворюються у карбонати кальцію, які випадають з розчину, використовуються організмами для побудови скелетів або панцирів, осідають на морське дно. Реакція має такий вигляд:

Ca (HCO₃)₂ = CaCO₃ + H₂O + CO₂.

Сумарна кількість вуглекислого газу на планеті становить не менше 2,3* IO'² т, тоді як вміст його у Світовому океані оцінюється в 1,3∙1O¹² т. У літосфері у зв’язаному стані перебуває 2*IO'⁷ т вуглекислого газу. В живій речовині біосфери міститься близько 1,5* IO'² т (майже стільки, скільки у всій атмосфері). Вуглекислий газ атмосфери і гідросфери обмінюється і обновлюється живими організмами за 300 років (рис.7.27).

Рис. 7.27. Тривалість циклу кругообігу вуглецю, кисню та води між абіотичним середовищем і біосферою (кількість років).

7.5.2.3. Кругообіг азоту

Азот, який є уособленням білкового життя у біосфері, в основному зосе­реджений в атмосфері, де його частина становить близько 78%. Тобто на 1 га поверхні Землі припадає товща повітря з приблизно 80 тис. т азоту. Проте в такому вигляді він недоступний рослинам. У кругообізі сполук азоту надзвичайно велике значення відводиться мікроорганізмам і азотофіксаторам, нітрофіксаторам і денітрофіксаторам. Тільки завдяки їм елементарний азот з повітря надходить до ґрунту (рис.7.28).

Найбільшу роль, як зазначалося, у цих процесах відіграють бульбаш- кові бактерії, які тісно співпрацюють з бобовими рослинами. При висо- киму урожаї цих рослин можна збагатити ґрунт близько 400 кг азоту на 1 га. Якщо навіть урожай цих рослин буде вивезений із поля, значна частина азоту залишиться з корінням у ґрунті.

Кількість азоту, зв’язаного біологічним кругообігом, є неоднаковою в різних екосистемах. Наприклад, на орних землях — 7-28 кг/га за рік, на сінокосах з участю злакових трав і бобових — 73-865, а в лісах —

Рис. 7.28. Кругообіг азоту.

58-594 кг/га за рік. Подібним чином деякі лишайники фіксують азот за допомогою симбіотичних синьо-зелених водоростей.

Відомо, що Ю.Лібіх (1843) сформулював твердження, згідно з яким рослини можуть повністю забезпечувати свої потреби азотом, що над­ходить у землю разом із атмосферними опадами (27 кг/га). Однак уже через декілька років В.І.Лавес та І.Г.Гільберт, вивчивши баланс азоту в плодоношенні, довели, що додаткове внесення азоту до ґрунту є необхідне, що визнав і сам Ю.Лібіх.

Поява в атмосфері окислів азоту пов’язана із грозовими електрич­ними розрядами. Окисли азоту утворюють з водою азотну і азотисті кислоти:

Ці кислоти разом із атмосферними опадами потрапляють у ґрунт. Кількість азоту, яку він одержує, є дуже різною і залежить передусім від кліматичних умов, зокрема, кількості і частоти опадів, пори року, темпе­ратури тощо. У помірному кліматі ця кількість становить декілька кіло­грамів на рік, а в тропічному, де спостерігаються часті бурі, його значно більше, але в середньому не більше 10 кг.

В атмосферу азот в певних кількостях потрапляє з ґрунту. Це відбувається з участю мікроорганізмів під час мінералізації органічної матерії, коли в процесі амоніфікаці виділяється аміак. Біологічна фіксація молекулярного азоту мікроорганізмами, як тими, що вільно пересуваються, так і симбіонтами (бульбашковими), відбувається в автотрофному і ге­теротрофному блоках біогеоценозів. Для кругообігу азоту необхідним є молібден, який в окремих випадках виступає як лімітуючий фактор. Незважаючи на величезні запаси цього елемента в атмосфері й осадовій оболонці літосфери, у кругообізі бере участь лише фіксований мікро­організмами азот.

До цієї категорії азоту обмінного фонду входять: а) азот річної продукції біомаси; б) азот біологічної фіксації бактеріями й іншими ор­ганізмами; в) ювенільний (вулканічний) азот; г) атмосферний (фіксо­ваний у момент грозового розряду); д) техногенний.

У великий кругообіг весь час надходить частина азоту у вигляді різних сполук, які ріки виносять у моря. Вміст сполук азоту найбільший у районах, де в океан впадають великі ріки, найменший — в централь­них частинах океанів. Азотомісткі сполуки використовуються водорос­тями для синтезу органічних речовин і надходять у кругообіг океану, частина поступово осідає на дно. Отже, винесення азоту з суші не збільшує його концентрації у морській воді.

Межа азоту, зв’язаного в біомасі суші, становить 14020 млн т, а в зольних елементах — 34062 млн т азоту і 2762 млн т зольних елементів. У біомасі Світового океану цих елементів в 1000 разів менше. Однак завдяки багаторазовому відтворенню організмів планктону через них протягом року проходить азоту і зольних елементів більше, ніж на суші: азоту — 2762 млн т, зольних елементів — 12274 млн т.

Якщо розглядати кругообіг азоту в масштабах біосфери, то завдя-

Рис. 7.29. Глобальний кругообіг азоту. Цифри відповідають 10 г азоту за рік. Представлені тільки чисті потоки азоту.

ки саморегулюючим механізмам і зворотному зв’язку він вважається досить досконалим (рис.7.29). Частина азоту, який “виробляється” в гу- стозаселених районах, у прісних водах і мілководних морях, виносить­ся у глибоководні океанічні відклади і залишається там, виключаючись на мільйони років із кругообігу. Ці втрати компенсуються надходжен­ням азоту в повітря з вулканічними газами.

7.5.2.3. Кругообіг сірки

Геохімічний цикл сірки відзначається різноманітністю процесів, передусім тих, які відбуваються в ґрунті та відкладах, де сконцентрований досить великий резервний фонд, меншою мірою — в атмосфері (рис.7.ЗО, 7.31).

Як відомо, близько 50% сірки потрапляє в атмосферу за рахунок Ті біологічних перетворень у ґрунті і воді, в яких провідну роль відіграють мікроорганізми. Причому кожний їх вид виконує певну реакцію — окис­лення або відновлення. Вважають, що внаслідок цих мікробіологічних процесів сірка вивітрюється у вигляді сірководню.

Фактична кількість сірководню, яку утворюють природні екосистеми, хоч традиційно і вважається значною, безпосередньо не вимірювалася і розраховувалась приблизно за балансом глобального кругообігу сірки. За розрахунками вона становить 58-110∙IO⁶ т сірки щорічно. Для кругообігу сірки характерним є те, що в надходженні сірчаних сполук до атмосфери природні екосистеми відіграють більш важлившу роль, ніж антропогенна діяльність (табл.7.12).

Рис. 7.30. Кругообіг сірки в біосфері.

Рис. 7.3 !.Сполуки сірки та шляхи їх переносу в атмосфері та біоті.

Для кругообігу атмосферної сірки характерним є окислення сірководню до двоокису сірки, а останнього — до сульфатів. Двоокис сірки може бути окисленим у реакції з OH і H₂O. В реакції з OH утво­рюється H₂SO₃. Сульфати надходять безпосередньо в атмосферу і ра­зом з частинками морської солі в краплях морської води.

У.Х.Сміт пропонує альтернативну гіпотезу надходження сірки в атмосферу. Вона полягає в тому, що більша частина сірки, вивільненої із ґрунту, завдяки діяльності мікроорганізмів знаходиться у формі органіч­них сполук, таких, як сірчистий карбоном, диметилсульфід, диметилсуль- фід і метилмеркаптан. Виділення органічних газів із різних ґрунтів становить в середньому 72 г сірки ∕m²∙ рік з коливаннями у межах 0,002— 152 г сірки/м^2,рік. У табл.7.13 наведені розрахункові дані щодо вики­ду диметилсульфіду та інших летких сполук сірки природними дже­релами, які свідчать про відносно мале надходження безпосередньо від рослин і порівняно більше з ґрунту. За даними автора, максимальний розрахунковий викид диметилсульфіду (5,5∙i0¹² г сірки/рік) досить скромний порівняно з антропогенним, який оцінюється приблизно в 65-IO¹² г сірки/рік (2% — сульфат, 98% — двоокис сірки).

Таблиця 7.13

Надходження диметилсульфіду в атмосферу Землі із природних джерел

Водночас надходження диметилсульфіду може становити менше 10% загального біогенного викиду сірки. У північній півкулі, де тривалість надходження сірки в атмосферу становить приблизно 2 дні, антропогенна сірка переважає природні потоки. В даний час надходження субмікронних частинок сірки в тропосферу північної півкулі становить 0,17^,10¹²r із природних джерел і 0,23∙10¹²r внаслідок антропогенної діяльності.

7.5.2.5. Кругообіг фосфору

Первинним джерелом фосфору є фосфорні сполуки, які знаходяться в материнській породі. До найважливіших мінералів, які включають фос­фор, належать апатити. Внаслідок повільного вивітрювання цих мінералів наступає вивільнення фосфору і утворення в ґрунтах різних фосфор­них сполук, які внаслідок ерозійних процесів виносяться водотоками в моря, забезпечуючи розвиток їхнього фітопланктону. Частина фосфору, яка міститься в морській воді, може знову повернутися на сушу у вигляді гуано, наприклад, на побережжі Перу (рис. 7.32).

Ю.Одум (1975) звертає увагу на те, що перенесення фосфору птаха­ми не є таким інтенсивним як було в минулому. На жаль, — зауважує автор, — діяльність людини спричинює посилення втрат фосфору, що знижує досконалість його обігу в біосфері. Виловлення риби повертає щоразу на сушу 600 тис. т елементарного фосфору, що мало б до деякої міри компенсувати його втрати внаслідок виносів у ріки і річки. Однак

Рис. 7.32. Кругообіг фосфору в природі.

постає питання, як компенсувати його щорічний видобуток, який стано­вить 1-2 млн т (більша частина цього фосфору вимивається). Врешті-решт, — застерігає вчений, — нам доведеться серйозно зайнятися поверненням фосфору в кругообіг, якщо ми не хочемо загинути з голоду... Сьогодні ведуться експертизи з орошениям наземної рослинності стічними вода­ми, замість того щоб прямо скидати їх у водні шляхи.

Незважаючи на те що фосфор не відіграє такої важливої ролі у життєдіяльності рослин і тварин, як це характерне для вуглецю чи азо­ту, його геохімічний цикл включає в себе різноманітні шляхи міграції в земній корі, інтенсивний біологічний кругообіг і міграцію в біосфері.

Основою кругообігу, що відбувається у межах суша-Світовий океан, є винесення фосфатів з річним стоком, взаємодія їх з кальцієм, утворен­ня фосфоритів, поклади яких з часом виходять на поверхню і знову включаються в міграційні процеси.

7.6.