天然水及地質(zhì)樣品中磷酸鹽氧同位素測試技術及其應用研究綜述

方 玲，周愛國，周建偉，劉存富，劉運德，3，李小倩，3

（1.中國地質(zhì)大學環(huán)境學院，湖北 武漢430074；2.中國地質(zhì)大學研究生院，湖北 武漢430074；3.中國地質(zhì)大學生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國家重點實驗室，湖北 武漢430074）

磷（P）元素只有一個穩(wěn)定同位素，它不能用作穩(wěn)定同位素示蹤劑。然而，在自然界發(fā)現(xiàn)P與O強烈地鍵合形成磷酸鹽，而且磷酸鹽中的氧有3個穩(wěn)定同位素（16O、17O和18O），因此可以分析磷酸鹽的氧同位素來研究環(huán)境污染和地質(zhì)問題。磷酸鹽的P－O鍵能夠抵抗無機水解作用，而且在沒有生物媒介的情況下，不能與水交換氧［1—2］。磷酸鹽氧同位素組成的系統(tǒng)同位素變化可以提供兩方面信息：①關于溫度和水的δ18O關系的信號；②確定河水、湖水和海水中磷的來源。因此，磷酸鹽的氧同位素已成為古氣候重建和富營養(yǎng)化研究的重要工具，有著廣闊的應用前景和重大的理論科學意義。

1 磷酸鹽氧同位素測試技術研究進展

自20世紀60年代磷酸鹽中氧同位素測試技術建立以來，隨著科學技術的發(fā)展，已經(jīng)發(fā)生了重大的變化，先后建立了8種測試方法或技術。

1.1 鹽酸胍法

鹽酸胍法是1960年由Boyer建立，其基本原理是首先制備出 KH2PO4或Ba3（PO4）2，然后把5～10mg的 KH2PO4或10～15mg的Ba3（PO4）2裝入樣品管內(nèi)，再加入5～10mg的鹽酸胍CNH·HCl），最后將管子密封，在300℃下加熱2 h，生成CO2和NH3，用濃硫酸（H2SO4）去除 NH3。純化后的CO2用同位素比值質(zhì)譜計測定δ18O值。該方法比較簡單和準確，標準偏差小于±1.0‰。1982年，李文軍等［3］將此法介紹到國內(nèi)，1985年在國內(nèi)建立了此方法，并且用MAT－CH5型質(zhì)譜單束法測定CO2的δ18O值。但由于20世紀80年代初我國引進的質(zhì)譜儀很少，此方法在國內(nèi)沒有推廣開來。

1.2 BiPO4－氟化法

BiPO4－氟化法1960年最早由美國芝加哥大學化學系 A.P.Tudge［4］建立。嗣后，A.Longinelli［5］、Y.Kolodny等［6］和 B.S.Chillon等［7］對該方法進行了不同程度的改進。2001年，我國學者萬德芳等［8］將此法引進國內(nèi)，并建立了制樣裝置，對試驗裝置和流程做了一定的簡化和改進，分析精度達±0.2‰。該方法的優(yōu)點是流程簡單、操作方便、精度高；缺點是BiPO4具有吸濕性，使用BrF5危險品毒性大，且操作流程長、難度大，在一般的穩(wěn)定同位素實驗室不易建立，難以推廣。

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形式將PO3－4沉淀出來，然后使用氟化法制備CO2供質(zhì)譜計測定。該方法的優(yōu)點是Ag3PO4沒有吸濕性，氧的回收率達 100%，精 度 為 ±0.22‰。1991 年，在R.A.Crowson等［10］對它修正以前，被用作標準的方法。隨后，C.Lécuyer等［11］和 D.L.Dettman 等［12］又對R.A.Crowson等（1991）的方法進行了微小的改進。2002年，T.W.Vennemann等［13］重新將這一方法與其他方法進行了對比，并認為這是一個準確和精密的方法，不用對資料作出校正，其氧的產(chǎn)額可達100%，其δ18O值可以與硅酸鹽和碳酸鹽的δ18O值直接進行對比。但該方法的缺點是使用BrF5危險品，不安全，且使用樣品量多（4～5mg或更多）。

1.4 Ag3PO4－石墨還原法

Ag3PO4－石墨還原法首先由J.R.O＇Neil等［14］建立，其基本原理是將Ag3PO4與石墨混合在石英管內(nèi)加熱反應，生成CO2供質(zhì)譜儀測定。2002年，E.Stephan［15］對該方法做了詳細描述。2002年，T.W.Vennemann［13］等對這一方法進行了檢驗，其方法是：將20（±0.05）mg的 Ag3PO4與0.75（±0.02）mg的石墨放入鋁制的小舟內(nèi)混合；然后將小舟放入石英管內(nèi)，預先在空氣中于600℃下烘烤1 h，之后放在真空線路上，在抽真空達0.1Pa的情況下加熱到500℃達5h，以便去除吸附的水和有機污染物；接著再把爐溫升高到1 200℃，反應3min，以便生成CO2。在這個反應過程中約有25%來自Ag3PO4的氧被釋放出來，然而也會生成CO。經(jīng)驗證明Ag3PO4和石墨的比例必須相當準確，若使用大量的石墨會增加CO的產(chǎn)額，若使用石墨數(shù)量少，氧的產(chǎn)額就小于25%。該方法相對簡單，精度達±0.2‰，在任何一個穩(wěn)定同位素實驗室都可以建立，便于推廣；但缺點是必須進行校正，通常采用Ag3PO4－氟化法進行校正。2005年，G.Gruan等［16］在研究富營養(yǎng)化時采用了此方法。

1.5 激光技術

為了提高重建古氣候的分辨率，各種各樣的激光技術紛紛推出。

（1）激光燒蝕法。1996年，T.E.Cerling等［17］使用激光燒蝕法研究了古牙齒琺瑯的穩(wěn)定碳和氧同位素組成。2000年，B.Wenzel等［18］用激光燒蝕和石墨混合物方法研究了志留紀的腕足類和牙形石的方解石和磷酸鹽的δ18O值。

（2）激光氟化法。1999年，A.M.Jone等［19］用同位素比值監(jiān)測GC－MS法和紫外激光氟化技術高分辨地對牙齒琺瑯磷酸鹽的δ18O值進行了分析。2001年，E.S.Linders等［20］報道了一個分析小型哺乳動物牙齒的直接激光氟化技術（DLF），它只需要約1mg的樣品，并且采用三階段加熱法：第一階段預處理，在400℃下加熱1h，以便去除水分和有機質(zhì)；第二階段將樣品裝入在線的反應室內(nèi)，先抽真空，再用一個25W的CO2激光器加熱，以便去除碳酸鹽的氧；第三階段將剩下的磷酸鈣用紫外或紅外激光器燒蝕。S.T.Grimes等［21—22］進一步檢驗了直接的激光氟化法，認為這是一個可靠的方法，并在2008年將這一技術用于測定小型哺乳動物牙齒化石的磷酸鹽氧同位素組成。該方法的優(yōu)點是提高了古氣候研究的分辨率；但缺點是仍然使用BrF5危險品，不安全。

1.6 Ag3PO4－溴反應法

1995年，H.L.Q.Stuar－Williams等［23］創(chuàng)立了Ag3PO4與溴反應進行氧同位素分析的方法，精度高達±0.07‰，且比傳統(tǒng)的氟化法更便利。但是該方法使用了化學危險品，要求制作特殊的爐子，需要安裝特殊的制樣線路，氧的產(chǎn)額不高，剩余物與釋放的氣體之間有同位素分餾，還需要嚴格控制溫度，要求樣品量多（約20mg），因此不易推廣。

1.7 負熱電離質(zhì)譜法

1997年，C.Holmden等［24］建立了負熱電離質(zhì)譜法，其基本原理是將Ag3PO4點在燈絲上，然后加熱生成O2，以負離子形式測定氧同位素組成。該方法的優(yōu)點是用樣量少（約1mg）；但缺點是消耗時間長，價格昂貴，精度（±1.0‰）和準確度比其他方法都差［13］。

1.8 高溫熱解還原法（HTR－CF－IRMS）

1999年，B.E.Kornexl等［25］創(chuàng)建了高溫熱解還原法，這是一個最近發(fā)展起來的有應用前景的方法。基本原理是將Ag3PO4與石墨混合，放在玻璃碳質(zhì)反應器內(nèi)進行高溫熱解還原，將Ag3PO4定量地轉化為CO，然后用同位素比值質(zhì)譜計（IRMS）進行在線分析。2002年，T.W.Vennemann等［13］對該方法進行了檢驗，并且與Ag3PO4－氟化法和石墨還原法進行了對比，認為該方法簡單，Ag3PO4用樣量少（0.2～1.0mg），速度快，效率高，氧的產(chǎn)額可達100%，且安全可靠；但缺點是精度稍差（±0.3‰）。2004年，K.Mclaughlin等［26］用此法分析了海水溶解的無機磷酸鹽氧同位素組成。2009年，N.E.Elsbury等［27］用該方法測定了Erie湖水磷酸鹽的氧同位素組成，研究了湖水中磷的來源和循環(huán)特征。

T.W.Vennemann 等［13］通過對Ag3PO4－氟化法（簡稱FL）、Ag3PO4－石墨還原法（簡稱ST）和高溫熱解還原法（簡稱HTR）進行對比試驗研究，結果表明：Ag3PO4－氟化法是一個準確度和精度較好的方法，不用對資料進行校正，其氧的產(chǎn)額可達100%，而且可以與硅酸鹽和碳酸鹽的δ18O值進行對比，但它使用了BrF5危險品，不安全，一般要求樣品量約4～5mg或更多；Ag3PO4－石墨還原法的優(yōu)點是方法簡便，價格便宜，速度快，準確度與氟化法相似，但它需要的樣品量大（最少為8mg），氧的產(chǎn)額不完全，僅25%，并且要求對樣品量、石墨類型以及石英管類型和大小進行校正，特別是需要用氟化法進行校正，太繁瑣，不易推廣；高溫熱解還原法氧的產(chǎn)額為100%，方法簡單，速度快，實行自動化在線分析，用樣量很少（0.2～1.0mg），但它的精度僅為±0.3‰，比氟化法稍差（±0.22‰），在進行在線分析時必須同時做Ag3PO4標準測定，應該說，在目前新型的質(zhì)譜計發(fā)展和普及以后，它是最先進、最適用、最容易推廣的方法。此外，T.W.Vennemann等［13］還對其他磷酸中的氧同位素測試技術進行了評價，認為激光技術的優(yōu)點是分析速度快，空間分辨高（～100μm），精度約為±0.4‰，但重現(xiàn)性差，δ18O值的變化大，因此要求對資料做可靠的校正；Ag3PO4－溴反應法缺點較多，難以推廣；負熱電離質(zhì)譜法是個有前途的方法，但是目前精度差（約±1.0‰），價格昂貴，要求樣品量約1.0mg左右，該方法尚需改進。

2 磷酸鹽氧同位素應用研究進展

2.1 古氣候重建研究

利用哺乳動物的骨骼或牙齒釉質(zhì)中的磷酸鹽的氧同位素來定量研究古氣候變化，作為一種新方法，20世紀80年代以來受到世界各國地質(zhì)工作者的青睞。眾多的研究表明，骨骼的高孔隙度使化石受到蝕變作用的嚴重影響，特別是其中的碳酸鹽不能很好地使用其氧同位素組成恢復古氣候；相反，哺乳動物的牙齒釉質(zhì)（琺瑯）由于有機質(zhì)含量少、密度大、晶體大等，能有效地抵抗成巖蝕變作用，從而保存了原始的氧同位素信號，所以被廣泛地用作古氣候重建的工具。首先，磷酸鹽氧同位素的應用開辟了海洋沉積物研究的新時代。已經(jīng)研究過的古生物包括：海底的和浮游的有孔蟲同位素資料［28］以及其他海洋古替代物，如耳石（Otoliths）［29］和牙齒［30］，還有軟體動物的貝殼［31］。然而，把海洋記錄與大陸范圍聯(lián)系起來有困難。為了研究大陸氣候的變化，已經(jīng)使用了一些獨立的替代物，如古樹葉分析［32］、哺乳動物分析［33］、淡水生物群的氧同位素分析［34］。1984年，A.Longinelli［35］首先提出哺乳動物骨骼的磷酸鹽氧同位素是古水文學和古氣候?qū)W研究的新工具。此后，脊椎動物骨骼的氧同位素研究迅速推廣開來。如Y.Kolodny等［6］綜合了從泥盆紀到現(xiàn)代海水和淡水中魚化石的磷酸鹽同位素組成研究情況。但是，分辨率很低。后來，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，哺乳動物體內(nèi)水通過新陳代謝的同位素分餾不僅與其所處的環(huán)境水有關（地方水或大氣降水），也與動物的種類有關。因此，對于一定動物種類來說，牙齒琺瑯磷酸鹽的δ18O值變化接近地方的大氣降水δ18O值的變化。由于這種關系，大型哺乳動物牙齒琺瑯磷酸鹽的氧同位素研究就成為新生界（Cenozoic）陸地古氣候重建的工具。如古新世（Paleocene）到始新世（Eocene）［37，41］，晚始新世（Late Eocene）到早漸新世（Early Oligocene）［36，38］、中新世（Miocene）［40，42］、更新世（Pleistocene）［43］和全新世（Holocene）［20，44—45］。為了研究小型哺乳動物的牙齒琺瑯的磷酸鹽氧同位素組成，E.S.Lindars等［20］和S.T.Grimes等［21］研究了直接的激光氟化技術。使用小型哺乳動物牙齒的優(yōu)點是它比大型哺乳動物分布更加廣泛（Hooker，1994）。2008年，S.T.Grimes等［22］對直接的激光氟化技術進行了改進，使這一技術更容易推廣使用。

已有資料表明，磷酸鹽中P－O鍵可以抵抗環(huán)境水溫和壓力的無機水解作用。因此，磷酸鹽僅通過生物媒介使氧與環(huán)境水發(fā)生交換［46—47］。由于通過生物量的生物吸收速率和循環(huán)與磷酸鹽的輸入對比相對較低，所以δ18OPO4值可反映源的同位素組成。在平衡時水和磷酸鹽之間的分餾值僅僅是溫度的函數(shù)。1973年，A.Longinelli等［46］首次建立了磷酸鹽－水的分餾方程：式中：δ18OPO4為平衡時磷酸鹽的氧同位素組成；δ18OW為環(huán)境水的氧同位素組成；T為水溫（℃）。

1983年，Y.Kolodny等［6］對方程（1）進行了校正，得

假設δ18OW表示哺乳動物體內(nèi)水的δ18O值（即δ18ObW），生物成因的磷酸鹽因此而沉淀，于是方程（2）就可以預測δ18ObW，這是因為在接近常量的體溫時，生物成因的磷酸鹽是在與哺乳動物體內(nèi)水相平衡的條件下沉淀的。例如，如果假設現(xiàn)代嚙齒目動物平均體溫為37℃，方程（2）就可以簡化為

然而，對大量現(xiàn)代哺乳動物的研究證明，動物大量地吃半干燥的食物，其δ18ObW值與地方水的δ18O值（即δ18OlW）之間呈線性關系，因為它們飲用的是地方水［48—51］。對于嚙齒目動物老鼠來說，在相對濕度為50%時，在實驗室條件下，吃半干燥食物，這種關系可以用B.Luz等［49］的公式來表示：

綜合方程（3）和（4）可得

雖然方程（5）對捕獲的實驗室嚙齒目動物是有效的表達式，但是J.R.O′Neil等［14］指出，它不表示野生動物群種。D.D＇Angela等［50］推薦了野生動物群種嚙齒目動物（ApodemusSylvaticus）的方程為

但是，關于ApodemusSylvaticus的習慣和飲食情況D.D′Angela等［50］卻報道很少。

另外一個嚙齒目動物古溫度方程式由N.Navarro等［52］推薦，他們以現(xiàn)代歐洲水鼠平屬哺乳動物（Arricoline）的牙齒資料及相關的區(qū)域大氣降水的δ18OmW值得出下述方程：

N.Navarro 等［52］指出上述方程式與由D.D＇Angela等［50］得出的其他野生動物群種方程有相似的截距，但是斜率有明顯的差別，并認為這是由于使用了不同的種屬引起的。

對于嚙齒目動物來說，方程（5）～（7）是已公布的3個古溫度計方程式。但是，還有許多其他古溫度計方程式，如適用于人類的方程［35］：

此外，還有豬、鹿、羊、牛、象、馬、山羊、野牛和狐貍等古溫度計方程。

在國內(nèi)由于受磷酸鹽氧同位素測試技術的約束，主要利用碳酸鹽的碳和氧同位素重建古氣候。李春園等［53］研究了黃土沉積物中碳酸鹽的碳、氧同位素組成特征與古氣候。韓家懋等［54］研究了黃土中鈣結核的碳氧同位素組成及其古氣候意義。鄧濤等［55］綜合了國外有關馬牙的δ18OPO4和飲用水（相當于大氣降水）資料，推導出馬牙的δ18OPO4與標本采集地多年平均溫度（T）的關系式：

2001年，萬德芳等［8］建立了氟化法測定磷酸鹽的氧同位素技術，并分析了不少樣品。魏明瑞［56］測試了哺乳動物化石樣品，包括三門馬（Equussanmeniensis）、原 始 牛（Bosprimigenius）、普氏野馬（Equusprzewalskii）和鹿科未定種（Cervidaegen.etsp.Indet.），并根據(jù)牙齒釉質(zhì)磷酸鹽的氧同位素組成計算了每個樣品的年平均溫度（共10個樣品）。陳永權等［57］研究了云南早寒武紀小殼化石的地球化學特征，并利用A.Longinelli等［46］提出的古溫度計方程計算出古海洋溫度為28.4～29.4℃，認為小殼化石中的磷酸鹽部分受后期成巖作用影響最小，可能反映了古海水的特征。

上述國內(nèi)研究情況表明，必須盡快開發(fā)測試磷酸鹽氧同位素的新技術，以便推動我國重建古氣候研究的快速發(fā)展。

2.2 地表水富營養(yǎng)化研究

相關資料表明，大量人類成因的磷酸鹽進入地表水中引起了嚴重的富營養(yǎng)化，并且破壞了水的質(zhì)量。自從20世紀50年代以來，農(nóng)業(yè)中以磷酸鹽為基礎的肥料大量施用，大量磷酸鹽被攜帶到湖泊、河流和海洋中，通常把這稱為“擴散”或者叫做“非點源污染”。同時，更多的營養(yǎng)物通過食物鏈進入污水系統(tǒng)，并且經(jīng)過管道排放到地表水中，這叫做“點源污染”［58—59］。在某些情況下，流域內(nèi)的城市化、工業(yè)化和隨后的富營養(yǎng)化相結合使富營養(yǎng)化過程加速特別明顯。但是在大多數(shù)情況下是什么原因增強了富營養(yǎng)化過程還不清楚［60］。

最近研究表明，硝酸鹽的氧同位素組成有助于識別地下水和地表水中硝酸鹽的來源，特別是在施用以硝酸鹽為基礎的肥料地點［61—62］。與硝酸鹽一樣，磷酸鹽的氧同位素組成也可以作為識別磷酸鹽來源的示蹤劑。D.Markel等［63］首先進行了這種研究，研究地點是以色列的Kinneret湖，他們分析了湖內(nèi)的沉積物和懸浮物中磷酸鹽的氧同位素組成，結果表明輸入Kinneret湖中約60%的磷酸鹽為人類成因。B.Soulard［64］研究了法國Bretagne地區(qū)由磷酸鹽引起的富營養(yǎng)化問題。這個地區(qū)位于巴黎東南約350km處，是法國和歐洲最大農(nóng)業(yè)生產(chǎn)基地之一，1987年Bretagne地區(qū)的水資源有50%受到了富營養(yǎng)化的影響，這是農(nóng)業(yè)上大量施用磷酸鹽和硝酸鹽作為肥料和城市排放廢水引起的，常用的磷肥是磷酸三鈣和磷酸氫二鉀，其次是動物糞肥，來自人工肥料的磷平均每年輸入大約為4t/km2·a。G.Gruan等［65］用磷酸鹽氧同位素作為示蹤劑研究了這個地區(qū)地表水的富營養(yǎng)化問題，認為化學肥料的磷酸鹽氧同位素組成變化范圍為19.6‰～23.1‰，這種肥料的氧同位素組成主要受制造磷肥的沉積磷酸鹽礦的控制；相反，污水中的磷酸鹽的δ18OPO4在17.7‰～18.1‰之間，這個值接近洗滌劑的氧同位素組成（δ18OPO4＝17.9‰），因此它代表了污染源的值，最后得出結論，磷酸鹽的氧同位素組成可以用作識別水中人類成因磷酸鹽來源的示蹤劑。

V.H.Smith等［66］研究了過剩營養(yǎng)物輸入對淡水、海水和生態(tài)系統(tǒng)的影響。K.McLanghlin等［26］在研究海水中無機磷酸鹽δ18O值測試技術時指出，磷酸鹽氧同位素組成的變化可以提供關于溫度和水的δ18O值之間存在的關系的信息，而且能夠確定海水中磷的來源和磷的循環(huán)程度，并確定海水中溶解無機磷（DIP）的δ18O值為18.6‰～23.7‰，這表明海水中磷酸鹽的氧同位素組成變化較小，但是可以測定出來。然而，對于San Francisco海灣來說，溶解無機磷酸鹽的δ18O值變化較大，從接近San Joaquim河口的11.4‰到Golden Gat Bridge的20.1‰，這一結果與海水的鹽度、磷酸鹽的濃度和水的δ18O值有很好的相關性。

K.E.Elsbury等［67］對美國Erie湖中磷的來源和循環(huán)特征進行了研究，結果顯示：溶解磷酸鹽的氧同位素組成可以識別湖中磷酸鹽的來源，δ18OPO4能夠反映源的同位素組成；當平衡時，水和磷酸鹽之間同位素分餾值的大小僅僅是溫度的函數(shù)；磷酸鹽中P－O鍵可以抵抗表層水溫度和壓力的無機水解作用，因此磷酸鹽僅僅通過微生物作用使氧與周圍水發(fā)生交換；除了河水輸入洗滌劑、化學的和有機的肥料以外，另一個可能的來源是湖底沉積物釋放磷酸鹽的結果。另外，T.T.Fong等［68］指出，湖水的富營養(yǎng)化可導致地下水污染。

在國內(nèi)，主要使用N、P含量來研究湖泊和海洋的富營養(yǎng)化問題。目前，已有學者使用15N同位素研究湖泊、河流和海洋的氮來源和相關的生物地球化學過程。杜麗娟等［69］對水體系中硝酸態(tài)氮的富集和15N同位素測定方法進行了研究。李曉東對我國西南嘉陵江河水中硝酸鹽來源進行了15N同位素示蹤研究。俞志明等［70］研究了不同氮源對海洋微藻氮同位素分餾作用的影響。

綜上所述，用磷酸鹽中氧同位素研究富營養(yǎng)化有3種用途：①識別磷酸鹽的來源；②指示富營養(yǎng)化程度；③研究磷酸鹽的生物地球化學過程，探討富營養(yǎng)化機理，且比單獨使用含量來進行研究具有更多優(yōu)點。但是，用磷酸鹽氧同位素研究地表水（河水、湖水和海水）的富營養(yǎng)化問題，在我國尚處于起步階段，特別是用δ18OPO4值研究礦山排水、尾礦淋濾、污染地表水體以及生物地球化學作用，應給予特別關注。

3 展望

磷酸鹽氧同位素在古氣候重建和地表水富營養(yǎng)化兩個國際學術界關注問題上具有廣泛的應用前景，但是該方面的研究在我國開展得不能令人滿意。為此，提出以下建議與展望：

（1）必須大力發(fā)展和推廣磷酸鹽氧同位素測試的兩種方法：高溫熱解還原法（HTR－CF－IRMS）和激光測試技術。目前我國已引進大批同位素比值質(zhì)譜儀MAT252和MAT253，開發(fā)和推廣上述兩種測試技術沒有太大的困難。

（2）在突破磷酸鹽氧同位素測試技術以后，深入和廣泛開展古氣候重建研究。其特點是測試對象比較廣泛，陸地的和海洋的古化石都可利用，且跨越的地質(zhì)時代長，從寒武紀到現(xiàn)代均可開展研究。

（3）大力開展運用磷酸鹽氧同位素來研究地表水（河水、湖水和海水）富營養(yǎng)化問題，識別污染來源，阻斷污染源，并提出預防和修復措施。

（4）加強磷礦開采的管理，從源頭阻止污染物進入地表水體，并深入開展磷礦的礦山排水、尾礦淋濾擴散以及生物地球化學作用中的磷酸鹽氧同位素研究。

（5）大力開展應用磷酸鹽18O同位素對古土壤和古風化殼的研究，探討古溫度對其影響及其形成機理。

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