天然水及地质样品中磷酸盐氧同位素测试技术及其应用研究综述

方 玲，周爱国，周建伟，刘存富，刘运德，3，李小倩，3

（1.中国地质大学环境学院，湖北 武汉430074；2.中国地质大学研究生院，湖北 武汉430074；3.中国地质大学生物地质与环境地质国家重点实验室，湖北 武汉430074）

磷（P）元素只有一个稳定同位素，它不能用作稳定同位素示踪剂。然而，在自然界发现P与O强烈地键合形成磷酸盐，而且磷酸盐中的氧有3个稳定同位素（16O、17O和18O），因此可以分析磷酸盐的氧同位素来研究环境污染和地质问题。磷酸盐的P－O键能够抵抗无机水解作用，而且在没有生物媒介的情况下，不能与水交换氧［1—2］。磷酸盐氧同位素组成的系统同位素变化可以提供两方面信息：①关于温度和水的δ18O关系的信号；②确定河水、湖水和海水中磷的来源。因此，磷酸盐的氧同位素已成为古气候重建和富营养化研究的重要工具，有着广阔的应用前景和重大的理论科学意义。

1 磷酸盐氧同位素测试技术研究进展

自20世纪60年代磷酸盐中氧同位素测试技术建立以来，随着科学技术的发展，已经发生了重大的变化，先后建立了8种测试方法或技术。

1.1 盐酸胍法

盐酸胍法是1960年由Boyer建立，其基本原理是首先制备出 KH2PO4或Ba3（PO4）2，然后把5～10mg的 KH2PO4或10～15mg的Ba3（PO4）2装入样品管内，再加入5～10mg的盐酸胍CNH·HCl），最后将管子密封，在300℃下加热2 h，生成CO2和NH3，用浓硫酸（H2SO4）去除 NH3。纯化后的CO2用同位素比值质谱计测定δ18O值。该方法比较简单和准确，标准偏差小于±1.0‰。1982年，李文军等［3］将此法介绍到国内，1985年在国内建立了此方法，并且用MAT－CH5型质谱单束法测定CO2的δ18O值。但由于20世纪80年代初我国引进的质谱仪很少，此方法在国内没有推广开来。

1.2 BiPO4－氟化法

BiPO4－氟化法1960年最早由美国芝加哥大学化学系 A.P.Tudge［4］建立。嗣后，A.Longinelli［5］、Y.Kolodny等［6］和 B.S.Chillon等［7］对该方法进行了不同程度的改进。2001年，我国学者万德芳等［8］将此法引进国内，并建立了制样装置，对试验装置和流程做了一定的简化和改进，分析精度达±0.2‰。该方法的优点是流程简单、操作方便、精度高；缺点是BiPO4具有吸湿性，使用BrF5危险品毒性大，且操作流程长、难度大，在一般的稳定同位素实验室不易建立，难以推广。

1.3 Ag3PO4－氟化法

Ag3PO4－氟化法1961年首先由E.H.Firsching［9］建立。基本原理是以Ag3PO4形式将PO3－4沉淀出来，然后使用氟化法制备CO2供质谱计测定。该方法的优点是Ag3PO4没有吸湿性，氧的回收率达 100%，精 度 为 ±0.22‰。1991 年，在R.A.Crowson等［10］对它修正以前，被用作标准的方法。随后，C.Lécuyer等［11］和 D.L.Dettman 等［12］又对R.A.Crowson等（1991）的方法进行了微小的改进。2002年，T.W.Vennemann等［13］重新将这一方法与其他方法进行了对比，并认为这是一个准确和精密的方法，不用对资料作出校正，其氧的产额可达100%，其δ18O值可以与硅酸盐和碳酸盐的δ18O值直接进行对比。但该方法的缺点是使用BrF5危险品，不安全，且使用样品量多（4～5mg或更多）。

1.4 Ag3PO4－石墨还原法

Ag3PO4－石墨还原法首先由J.R.O＇Neil等［14］建立，其基本原理是将Ag3PO4与石墨混合在石英管内加热反应，生成CO2供质谱仪测定。2002年，E.Stephan［15］对该方法做了详细描述。2002年，T.W.Vennemann［13］等对这一方法进行了检验，其方法是：将20（±0.05）mg的 Ag3PO4与0.75（±0.02）mg的石墨放入铝制的小舟内混合；然后将小舟放入石英管内，预先在空气中于600℃下烘烤1 h，之后放在真空线路上，在抽真空达0.1Pa的情况下加热到500℃达5h，以便去除吸附的水和有机污染物；接着再把炉温升高到1 200℃，反应3min，以便生成CO2。在这个反应过程中约有25%来自Ag3PO4的氧被释放出来，然而也会生成CO。经验证明Ag3PO4和石墨的比例必须相当准确，若使用大量的石墨会增加CO的产额，若使用石墨数量少，氧的产额就小于25%。该方法相对简单，精度达±0.2‰，在任何一个稳定同位素实验室都可以建立，便于推广；但缺点是必须进行校正，通常采用Ag3PO4－氟化法进行校正。2005年，G.Gruan等［16］在研究富营养化时采用了此方法。

1.5 激光技术

为了提高重建古气候的分辨率，各种各样的激光技术纷纷推出。

（1）激光烧蚀法。1996年，T.E.Cerling等［17］使用激光烧蚀法研究了古牙齿珐琅的稳定碳和氧同位素组成。2000年，B.Wenzel等［18］用激光烧蚀和石墨混合物方法研究了志留纪的腕足类和牙形石的方解石和磷酸盐的δ18O值。

（2）激光氟化法。1999年，A.M.Jone等［19］用同位素比值监测GC－MS法和紫外激光氟化技术高分辨地对牙齿珐琅磷酸盐的δ18O值进行了分析。2001年，E.S.Linders等［20］报道了一个分析小型哺乳动物牙齿的直接激光氟化技术（DLF），它只需要约1mg的样品，并且采用三阶段加热法：第一阶段预处理，在400℃下加热1h，以便去除水分和有机质；第二阶段将样品装入在线的反应室内，先抽真空，再用一个25W的CO2激光器加热，以便去除碳酸盐的氧；第三阶段将剩下的磷酸钙用紫外或红外激光器烧蚀。S.T.Grimes等［21—22］进一步检验了直接的激光氟化法，认为这是一个可靠的方法，并在2008年将这一技术用于测定小型哺乳动物牙齿化石的磷酸盐氧同位素组成。该方法的优点是提高了古气候研究的分辨率；但缺点是仍然使用BrF5危险品，不安全。

1.6 Ag3PO4－溴反应法

1995年，H.L.Q.Stuar－Williams等［23］创立了Ag3PO4与溴反应进行氧同位素分析的方法，精度高达±0.07‰，且比传统的氟化法更便利。但是该方法使用了化学危险品，要求制作特殊的炉子，需要安装特殊的制样线路，氧的产额不高，剩余物与释放的气体之间有同位素分馏，还需要严格控制温度，要求样品量多（约20mg），因此不易推广。

1.7 负热电离质谱法

1997年，C.Holmden等［24］建立了负热电离质谱法，其基本原理是将Ag3PO4点在灯丝上，然后加热生成O2，以负离子形式测定氧同位素组成。该方法的优点是用样量少（约1mg）；但缺点是消耗时间长，价格昂贵，精度（±1.0‰）和准确度比其他方法都差［13］。

1.8 高温热解还原法（HTR－CF－IRMS）

1999年，B.E.Kornexl等［25］创建了高温热解还原法，这是一个最近发展起来的有应用前景的方法。基本原理是将Ag3PO4与石墨混合，放在玻璃碳质反应器内进行高温热解还原，将Ag3PO4定量地转化为CO，然后用同位素比值质谱计（IRMS）进行在线分析。2002年，T.W.Vennemann等［13］对该方法进行了检验，并且与Ag3PO4－氟化法和石墨还原法进行了对比，认为该方法简单，Ag3PO4用样量少（0.2～1.0mg），速度快，效率高，氧的产额可达100%，且安全可靠；但缺点是精度稍差（±0.3‰）。2004年，K.Mclaughlin等［26］用此法分析了海水溶解的无机磷酸盐氧同位素组成。2009年，N.E.Elsbury等［27］用该方法测定了Erie湖水磷酸盐的氧同位素组成，研究了湖水中磷的来源和循环特征。

T.W.Vennemann 等［13］通过对Ag3PO4－氟化法（简称FL）、Ag3PO4－石墨还原法（简称ST）和高温热解还原法（简称HTR）进行对比试验研究，结果表明：Ag3PO4－氟化法是一个准确度和精度较好的方法，不用对资料进行校正，其氧的产额可达100%，而且可以与硅酸盐和碳酸盐的δ18O值进行对比，但它使用了BrF5危险品，不安全，一般要求样品量约4～5mg或更多；Ag3PO4－石墨还原法的优点是方法简便，价格便宜，速度快，准确度与氟化法相似，但它需要的样品量大（最少为8mg），氧的产额不完全，仅25%，并且要求对样品量、石墨类型以及石英管类型和大小进行校正，特别是需要用氟化法进行校正，太繁琐，不易推广；高温热解还原法氧的产额为100%，方法简单，速度快，实行自动化在线分析，用样量很少（0.2～1.0mg），但它的精度仅为±0.3‰，比氟化法稍差（±0.22‰），在进行在线分析时必须同时做Ag3PO4标准测定，应该说，在目前新型的质谱计发展和普及以后，它是最先进、最适用、最容易推广的方法。此外，T.W.Vennemann等［13］还对其他磷酸中的氧同位素测试技术进行了评价，认为激光技术的优点是分析速度快，空间分辨高（～100μm），精度约为±0.4‰，但重现性差，δ18O值的变化大，因此要求对资料做可靠的校正；Ag3PO4－溴反应法缺点较多，难以推广；负热电离质谱法是个有前途的方法，但是目前精度差（约±1.0‰），价格昂贵，要求样品量约1.0mg左右，该方法尚需改进。

2 磷酸盐氧同位素应用研究进展

2.1 古气候重建研究

利用哺乳动物的骨骼或牙齿釉质中的磷酸盐的氧同位素来定量研究古气候变化，作为一种新方法，20世纪80年代以来受到世界各国地质工作者的青睐。众多的研究表明，骨骼的高孔隙度使化石受到蚀变作用的严重影响，特别是其中的碳酸盐不能很好地使用其氧同位素组成恢复古气候；相反，哺乳动物的牙齿釉质（珐琅）由于有机质含量少、密度大、晶体大等，能有效地抵抗成岩蚀变作用，从而保存了原始的氧同位素信号，所以被广泛地用作古气候重建的工具。首先，磷酸盐氧同位素的应用开辟了海洋沉积物研究的新时代。已经研究过的古生物包括：海底的和浮游的有孔虫同位素资料［28］以及其他海洋古替代物，如耳石（Otoliths）［29］和牙齿［30］，还有软体动物的贝壳［31］。然而，把海洋记录与大陆范围联系起来有困难。为了研究大陆气候的变化，已经使用了一些独立的替代物，如古树叶分析［32］、哺乳动物分析［33］、淡水生物群的氧同位素分析［34］。1984年，A.Longinelli［35］首先提出哺乳动物骨骼的磷酸盐氧同位素是古水文学和古气候学研究的新工具。此后，脊椎动物骨骼的氧同位素研究迅速推广开来。如Y.Kolodny等［6］综合了从泥盆纪到现代海水和淡水中鱼化石的磷酸盐同位素组成研究情况。但是，分辨率很低。后来，J.D.Bryant 等［36］、H.C.Fricke等［37］、M.J.Kohn 等［38］、S.T.Grimes等［39］以及 T.Tütken等［40］都注意到，哺乳动物体内水通过新陈代谢的同位素分馏不仅与其所处的环境水有关（地方水或大气降水），也与动物的种类有关。因此，对于一定动物种类来说，牙齿珐琅磷酸盐的δ18O值变化接近地方的大气降水δ18O值的变化。由于这种关系，大型哺乳动物牙齿珐琅磷酸盐的氧同位素研究就成为新生界（Cenozoic）陆地古气候重建的工具。如古新世（Paleocene）到始新世（Eocene）［37，41］，晚始新世（Late Eocene）到早渐新世（Early Oligocene）［36，38］、中新世（Miocene）［40，42］、更新世（Pleistocene）［43］和全新世（Holocene）［20，44—45］。为了研究小型哺乳动物的牙齿珐琅的磷酸盐氧同位素组成，E.S.Lindars等［20］和S.T.Grimes等［21］研究了直接的激光氟化技术。使用小型哺乳动物牙齿的优点是它比大型哺乳动物分布更加广泛（Hooker，1994）。2008年，S.T.Grimes等［22］对直接的激光氟化技术进行了改进，使这一技术更容易推广使用。

已有资料表明，磷酸盐中P－O键可以抵抗环境水温和压力的无机水解作用。因此，磷酸盐仅通过生物媒介使氧与环境水发生交换［46—47］。由于通过生物量的生物吸收速率和循环与磷酸盐的输入对比相对较低，所以δ18OPO4值可反映源的同位素组成。在平衡时水和磷酸盐之间的分馏值仅仅是温度的函数。1973年，A.Longinelli等［46］首次建立了磷酸盐－水的分馏方程：式中：δ18OPO4为平衡时磷酸盐的氧同位素组成；δ18OW为环境水的氧同位素组成；T为水温（℃）。

1983年，Y.Kolodny等［6］对方程（1）进行了校正，得

假设δ18OW表示哺乳动物体内水的δ18O值（即δ18ObW），生物成因的磷酸盐因此而沉淀，于是方程（2）就可以预测δ18ObW，这是因为在接近常量的体温时，生物成因的磷酸盐是在与哺乳动物体内水相平衡的条件下沉淀的。例如，如果假设现代啮齿目动物平均体温为37℃，方程（2）就可以简化为

然而，对大量现代哺乳动物的研究证明，动物大量地吃半干燥的食物，其δ18ObW值与地方水的δ18O值（即δ18OlW）之间呈线性关系，因为它们饮用的是地方水［48—51］。对于啮齿目动物老鼠来说，在相对湿度为50%时，在实验室条件下，吃半干燥食物，这种关系可以用B.Luz等［49］的公式来表示：

综合方程（3）和（4）可得

虽然方程（5）对捕获的实验室啮齿目动物是有效的表达式，但是J.R.O′Neil等［14］指出，它不表示野生动物群种。D.D＇Angela等［50］推荐了野生动物群种啮齿目动物（ApodemusSylvaticus）的方程为

但是，关于ApodemusSylvaticus的习惯和饮食情况D.D′Angela等［50］却报道很少。

另外一个啮齿目动物古温度方程式由N.Navarro等［52］推荐，他们以现代欧洲水鼠平属哺乳动物（Arricoline）的牙齿资料及相关的区域大气降水的δ18OmW值得出下述方程：

N.Navarro 等［52］指出上述方程式与由D.D＇Angela等［50］得出的其他野生动物群种方程有相似的截距，但是斜率有明显的差别，并认为这是由于使用了不同的种属引起的。

对于啮齿目动物来说，方程（5）～（7）是已公布的3个古温度计方程式。但是，还有许多其他古温度计方程式，如适用于人类的方程［35］：

此外，还有猪、鹿、羊、牛、象、马、山羊、野牛和狐狸等古温度计方程。

在国内由于受磷酸盐氧同位素测试技术的约束，主要利用碳酸盐的碳和氧同位素重建古气候。李春园等［53］研究了黄土沉积物中碳酸盐的碳、氧同位素组成特征与古气候。韩家懋等［54］研究了黄土中钙结核的碳氧同位素组成及其古气候意义。邓涛等［55］综合了国外有关马牙的δ18OPO4和饮用水（相当于大气降水）资料，推导出马牙的δ18OPO4与标本采集地多年平均温度（T）的关系式：

2001年，万德芳等［8］建立了氟化法测定磷酸盐的氧同位素技术，并分析了不少样品。魏明瑞［56］测试了哺乳动物化石样品，包括三门马（Equussanmeniensis）、原 始 牛（Bosprimigenius）、普氏野马（Equusprzewalskii）和鹿科未定种（Cervidaegen.etsp.Indet.），并根据牙齿釉质磷酸盐的氧同位素组成计算了每个样品的年平均温度（共10个样品）。陈永权等［57］研究了云南早寒武纪小壳化石的地球化学特征，并利用A.Longinelli等［46］提出的古温度计方程计算出古海洋温度为28.4～29.4℃，认为小壳化石中的磷酸盐部分受后期成岩作用影响最小，可能反映了古海水的特征。

上述国内研究情况表明，必须尽快开发测试磷酸盐氧同位素的新技术，以便推动我国重建古气候研究的快速发展。

2.2 地表水富营养化研究

相关资料表明，大量人类成因的磷酸盐进入地表水中引起了严重的富营养化，并且破坏了水的质量。自从20世纪50年代以来，农业中以磷酸盐为基础的肥料大量施用，大量磷酸盐被携带到湖泊、河流和海洋中，通常把这称为“扩散”或者叫做“非点源污染”。同时，更多的营养物通过食物链进入污水系统，并且经过管道排放到地表水中，这叫做“点源污染”［58—59］。在某些情况下，流域内的城市化、工业化和随后的富营养化相结合使富营养化过程加速特别明显。但是在大多数情况下是什么原因增强了富营养化过程还不清楚［60］。

最近研究表明，硝酸盐的氧同位素组成有助于识别地下水和地表水中硝酸盐的来源，特别是在施用以硝酸盐为基础的肥料地点［61—62］。与硝酸盐一样，磷酸盐的氧同位素组成也可以作为识别磷酸盐来源的示踪剂。D.Markel等［63］首先进行了这种研究，研究地点是以色列的Kinneret湖，他们分析了湖内的沉积物和悬浮物中磷酸盐的氧同位素组成，结果表明输入Kinneret湖中约60%的磷酸盐为人类成因。B.Soulard［64］研究了法国Bretagne地区由磷酸盐引起的富营养化问题。这个地区位于巴黎东南约350km处，是法国和欧洲最大农业生产基地之一，1987年Bretagne地区的水资源有50%受到了富营养化的影响，这是农业上大量施用磷酸盐和硝酸盐作为肥料和城市排放废水引起的，常用的磷肥是磷酸三钙和磷酸氢二钾，其次是动物粪肥，来自人工肥料的磷平均每年输入大约为4t/km2·a。G.Gruan等［65］用磷酸盐氧同位素作为示踪剂研究了这个地区地表水的富营养化问题，认为化学肥料的磷酸盐氧同位素组成变化范围为19.6‰～23.1‰，这种肥料的氧同位素组成主要受制造磷肥的沉积磷酸盐矿的控制；相反，污水中的磷酸盐的δ18OPO4在17.7‰～18.1‰之间，这个值接近洗涤剂的氧同位素组成（δ18OPO4＝17.9‰），因此它代表了污染源的值，最后得出结论，磷酸盐的氧同位素组成可以用作识别水中人类成因磷酸盐来源的示踪剂。

V.H.Smith等［66］研究了过剩营养物输入对淡水、海水和生态系统的影响。K.McLanghlin等［26］在研究海水中无机磷酸盐δ18O值测试技术时指出，磷酸盐氧同位素组成的变化可以提供关于温度和水的δ18O值之间存在的关系的信息，而且能够确定海水中磷的来源和磷的循环程度，并确定海水中溶解无机磷（DIP）的δ18O值为18.6‰～23.7‰，这表明海水中磷酸盐的氧同位素组成变化较小，但是可以测定出来。然而，对于San Francisco海湾来说，溶解无机磷酸盐的δ18O值变化较大，从接近San Joaquim河口的11.4‰到Golden Gat Bridge的20.1‰，这一结果与海水的盐度、磷酸盐的浓度和水的δ18O值有很好的相关性。

K.E.Elsbury等［67］对美国Erie湖中磷的来源和循环特征进行了研究，结果显示：溶解磷酸盐的氧同位素组成可以识别湖中磷酸盐的来源，δ18OPO4能够反映源的同位素组成；当平衡时，水和磷酸盐之间同位素分馏值的大小仅仅是温度的函数；磷酸盐中P－O键可以抵抗表层水温度和压力的无机水解作用，因此磷酸盐仅仅通过微生物作用使氧与周围水发生交换；除了河水输入洗涤剂、化学的和有机的肥料以外，另一个可能的来源是湖底沉积物释放磷酸盐的结果。另外，T.T.Fong等［68］指出，湖水的富营养化可导致地下水污染。

在国内，主要使用N、P含量来研究湖泊和海洋的富营养化问题。目前，已有学者使用15N同位素研究湖泊、河流和海洋的氮来源和相关的生物地球化学过程。杜丽娟等［69］对水体系中硝酸态氮的富集和15N同位素测定方法进行了研究。李晓东对我国西南嘉陵江河水中硝酸盐来源进行了15N同位素示踪研究。俞志明等［70］研究了不同氮源对海洋微藻氮同位素分馏作用的影响。

综上所述，用磷酸盐中氧同位素研究富营养化有3种用途：①识别磷酸盐的来源；②指示富营养化程度；③研究磷酸盐的生物地球化学过程，探讨富营养化机理，且比单独使用含量来进行研究具有更多优点。但是，用磷酸盐氧同位素研究地表水（河水、湖水和海水）的富营养化问题，在我国尚处于起步阶段，特别是用δ18OPO4值研究矿山排水、尾矿淋滤、污染地表水体以及生物地球化学作用，应给予特别关注。

3 展望

磷酸盐氧同位素在古气候重建和地表水富营养化两个国际学术界关注问题上具有广泛的应用前景，但是该方面的研究在我国开展得不能令人满意。为此，提出以下建议与展望：

（1）必须大力发展和推广磷酸盐氧同位素测试的两种方法：高温热解还原法（HTR－CF－IRMS）和激光测试技术。目前我国已引进大批同位素比值质谱仪MAT252和MAT253，开发和推广上述两种测试技术没有太大的困难。

（2）在突破磷酸盐氧同位素测试技术以后，深入和广泛开展古气候重建研究。其特点是测试对象比较广泛，陆地的和海洋的古化石都可利用，且跨越的地质时代长，从寒武纪到现代均可开展研究。

（3）大力开展运用磷酸盐氧同位素来研究地表水（河水、湖水和海水）富营养化问题，识别污染来源，阻断污染源，并提出预防和修复措施。

（4）加强磷矿开采的管理，从源头阻止污染物进入地表水体，并深入开展磷矿的矿山排水、尾矿淋滤扩散以及生物地球化学作用中的磷酸盐氧同位素研究。

（5）大力开展应用磷酸盐18O同位素对古土壤和古风化壳的研究，探讨古温度对其影响及其形成机理。

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