地球如何在数十亿年的演化过程中维持相对稳定的气候状态，一直是地球科学中的核心问题 (Hilton, 2023)。传统观点认为，在数百万年的时间尺度上，硅酸盐风化过程起到了类似“恒温器”的作用：当大气中二氧化碳浓度升高时，气候逐渐变暖，进而加速陆地硅酸盐矿物风化，从而消耗更多CO2并将其转化为碳酸盐埋藏于海洋沉积物中，实现气候的自我调节 (Walker et al., 1981; Berner et al., 1983; Brantley et al., 2023)。然而，前寒武时期多次发生的极端降温和“雪球地球”事件 (Doney and Schimel, 2007) 表明，仅靠这一负反馈机制可能并不足以解释地球在某些时期气候的变化。同时，磷循环控制的有机碳埋藏也被发现对气候有重要的调节作用 (Guo et al., 2024; Zhao et al., 2024; Zhong et al., 2025)。
近日，来自英国南安普顿大学和美国加利福尼亚大学的研究团队在Science发表一项成果 (Hülse and Ridgwell, 2025)。研究提出，在大气CO2升高引发的气候变暖背景下，海洋有机碳埋藏及相关的磷再生等过程可能促使气候从变暖进入冰期，是导致某些地质事件过程中降温的重要原因。相比于硅酸盐风化去除大气CO2过程，有机质埋藏相关的去除响应时间尺度更短。这一机制不仅对大规模火山喷发事件后的地球系统的恢复至关重要，还会由于过度负反馈导致降温，增加气候的不稳定性。这一发现为解释地球历史上的雪球地球事件提供了新机制。
图1 由大规模CO₂释放引发的气候变化过程。图中路径展示了模型模拟下全球平均地表气温（纵轴）与海洋磷酸盐总浓度（横轴）随时间的演化过程（随时间推移颜色由深到浅）。图中标出了气温（℃）和磷储量（海洋溶解无机磷总量，以百分比变化表示）在上升与下降过程中的不同阶段，并标注了相应的时间尺度 (千年，kyr)。黑色和红色箭头分别表示碳和磷的通量。Pco₂为大气中CO2的分压
研究团队改进了cGENIE地球系统模型，使其不仅能够模拟传统的硅酸盐风化对CO₂的消耗以及碳酸钙在海洋沉积物中的保存过程，还系统地纳入了有机碳埋藏和相关磷再生等关键过程，包括陆源干酪根与磷灰石风化释放的CO2与磷，以及有机碳和磷在海洋沉积物中的埋藏（图 2），更全面地再现了地球系统中气候的自我调控过程。这些过程是在一个三维海洋环流模型下进行模拟，该模型包含海冰范围和温室气体气候反馈 (Ridgwell and Hargreaves, 2007)。在模拟设定方面，研究采用理想化大陆格局（14%海域为浅海陆架，为过去550 myr的均值）；将初始大气pCO2设定为1112 μatm；并通过设定Mg/Ca比值和CaCO3/POC比值，以匹配现代的海洋碳库和碳酸盐埋藏通量。在进行500 kyr气候模拟前，模型运行会先经过20 kyr的启动模式，随后再运行50 kyr以确保系统完全达到稳态。
图2 cGENIE模型中所包含的气候反馈过程与循环示意图。硅酸盐风化（圆圈 A）以蓝色表示，有机质子系统（圆圈B–D）以棕色表示，火山逸气以红色表示。有机质子系统包括三个主要反馈：有机碳风化（OCpetro）反馈（圆圈B）、有机碳埋藏反馈（圆圈C），以及磷循环反馈（圆圈D）。字母周围的小圆箭头表示快速反馈，大圆箭头表示慢速反馈。实线箭头表示正反馈，带点虚线表示负反馈。星号表示该效应仅在另一种测试配置中被显式考虑
研究团队利用cGENIE地球系统模型，通过是否加入有机碳埋藏与磷循环相关机制，进行对比实验，来模拟大火成岩省喷发事件对气候的影响。模拟结果显示，在火山喷气停止后，仅有硅酸盐风化反馈机制下的大气CO₂通常呈现单调衰减的变化趋势，回复到扰动前水平的时间约300 kyr；而在加入有机碳-磷反馈后，出现了完全不同的气候相应：不仅CO₂浓度下降更快，并在 120 kyr时，pCO₂降至初始值之下，形成了一个比最初更寒冷的气候状态，并伴随更大的海冰覆盖范围（图 3）。这一结果表明，除硅酸盐风化外，有机质埋藏相关的大气反馈过程可能会显著影响长期的气候恢复。
图3 模型系统在收到扰动后的随时间的变化过程。A–I展示了在不同实验配置下的时间序列结果：在10 kyr内释放1000 PgC的CO₂后，系统在500 kyr内的恢复过程。黑色虚线表示仅考虑硅酸盐风化反馈的实验结果；红色实线表示在初始pO2为1 PAL时，同时考虑硅酸盐风化反馈、长期碳和磷反馈的实验结果；蓝色虚线表示在初始pO2为0.6 PAL时同时考虑两种反馈机制的结果。水平虚线为初始pO2为1 PAL时，在添加扰动前，各项参数初始平衡数值。灰色阴影框为CO₂添加的持续时间。DIC为溶解无机碳
为了全面探明这种过度降温情况发生的边界条件，研究团队通过构建不同初始大气氧分压（主要影响沉积物中磷再生对缺氧的敏感性）与海洋溶解磷总量（主要控制海洋初级生产力与海底缺氧程度）不同参数的组合（图 4），生成一系列不同的海洋有机碳和磷埋藏的稳态速率，系统地考察了不同初始条件下的气候响应。不同初始条件下得到的过度降温幅度（ΔSATmin，实验中相对于初始全球地表气温的最大变化幅度）表明，在pO2为0.4-0.6 PAL和海洋溶解磷浓度总量为现代海洋的0.8-1.2 倍时，过度降温现象通常会显著增强；而在pO2为0.6-1.0 PAL与低于现代海洋溶解磷总浓度的组合中，未发生过度降温（图 4），而出现了类似仅有硅酸盐风化反馈机制进行大气CO2调控时的情况。为了探明引起过度降温现象的具体机制和边界条件，该研究对ΔSATmin、海洋磷最大居留时间与初始居留时间比值（ΔPtau）同海洋沉积物中有机碳与有机磷的埋藏初始比值（OC/Pmar）、有机质埋藏与硅酸盐风化碳汇初始比值（OCmar/CSi）之间的关系进行了进一步分析。分析结果显示，在气候恢复期，由于沉积有机物的C/P在缺氧条件下升高，海洋磷库衰减速度慢于pCO2下降速度，导致当气温回到初始状态时，海洋磷酸根总浓度和有机碳埋藏量依旧较高，使得此时地球系统中的碳汇持续大于碳源，进而造成过度降温（图 1）。研究团队还通过测试了其他模型假设和边界条件对过度降温的影响，如初始pCO2和无机碳库大小、有机质的C/P输出通量、季节性太阳辐射、大陆格局、有机碳保存机制等，进行进一步论证。结果显示，上述假设或边界条件均不是影响有机碳埋藏调控气候的主要因素。由此进一步论证：磷再生反馈的强度是影响有机碳埋藏对气候调控的核心因素之一。
图4 全球生物地球化学过程对过度降温影响的模型分析。A、B展示了模型中不同参数组合的结果，纵轴为初始海洋磷储量（海洋磷酸盐总浓度，相对于现代水平），横轴为初始pO2（PAL）。A中的颜色表示不同实验中的过度降温幅度（ΔSATmin，°C），B中的颜色表示平衡后海洋磷最大居留时间与初始居留时间比（ΔPtau，%）。C–E展示了将模型结果投影到新的x-y空间，从而更清楚地揭示有机碳埋藏对气候调控的主要因素。C展示了ΔSATmin随不同海洋沉积物中有机碳与有机磷的埋藏比（OC/Pmar）的变化情况。虚线（非统计趋势）凸显了OC/Pmar增加时ΔSATmin的下降趋势。D展示了ΔSATmin随不同有机质埋藏与硅酸盐风化碳汇比（OCmar/CSi）的变化情况。虚线（非统计趋势）突出了低ΔPtau实验在OCmar/CSi增加时ΔSATmin的下降趋势。E展示了ΔSATmin在OC/Pmar与OCmar/CSi x-y图中的分布情况，灰色区域表示发生过度降温的大致范围。C–E中的星号表示额外的单参数敏感性实验。在所有图中，圆点大小和线条粗细分别代表初始pO2和初始海洋磷储量。红色描边为初始参数组合为现代数值的实验
这项研究具有一系列重要意义。首先，该研究进一步佐证了，气候的长期调控不仅依赖硅酸盐风化，还受控于有机碳埋藏和磷循环。这两种反馈的强弱主要受控于两种因素：陆地风化强度和海洋埋藏与磷再生。前者通常受大陆构造、地形、岩性、植被演化等影响 (Lenton et al., 2012)，而后者主要受海洋氧化还原状态、浅海分布以及海洋生态系统组成的控制 (Reinhard et al., 2017)。这些边界条件在地球演化中不断变化，所以不同时期的气候调控机制也不尽相同。在地球历史上的任意时期，大规模CO₂释放都可能触发两种不同的结果：气候的快速恢复甚至过冷，或典型的硅酸盐风化式的单调恢复。此外，不同事件中碳释放的时间分布也可能导致不同的结果。其次，模型结果显示，在中等氧气水平下，气候系统的不稳定性显著增强，更易触发或加剧全球冰期，并且这种过度降温还可能因海洋磷输入增强而被放大。这种氧气条件与地球历史上古元古代和新元古代两次大规模氧化事件及同期的冰期高度吻合。这种吻合表明，有机碳埋藏与磷循环反馈可能是触发地球气候极端降温的关键机制。最后，这项研究也对未来气候演化也具有重要意义。模拟结果显示，在现代条件下，扰动后的气候并非呈现典型的单调恢复，而是出现了小幅的过度降温。这意味着，人为碳排放带来的“长尾效应”可能会因有机碳埋藏的增强而被中断，进而使未来冰期提前发生。总体而言，该研究结果表明，只有深入理解海洋中碳和磷循环对地球气候系统的不稳定性，才能全面认识地质时间尺度上的气候演化规律。
主要参考文献
Berner R A, Lasaga A C, Garrels R M. Carbonate-silicate geochemical cycle and its effect on atmospheric carbon dioxide over the past 100 million years[J]. Am. J. Sci.;(United States), 1983, 283(7):641–683.
Brantley S L, Shaughnessy A, Lebedeva M I, et al. How temperature-dependent silicate weathering acts as Earth’s geological thermostat[J]. Science, 2023, 379(6630): 382-389.
Doney S C, Schimel D S. Carbon and climate system coupling on timescales from the Precambrian to the Anthropocene[J]. Annual Review of Environment and Resources, 2007, 32(1): 31-66.
Guo L, Xiong S, Mills B J W, et al. Acceleration of phosphorus weathering under warm climates[J]. Science Advances, 2024, 10(28): eadm7773.
Hilton R G. Earth’s persistent thermostat[J]. Science, 2023, 379(6630): 329-330.
Hülse D, Ridgwell A. Instability in the geological regulation of Earth’s climate[J]. Science, 2025, 389(6767): eadh7730.（原文链接）
Lenton T M, Crouch M, Johnson M, et al. First plants cooled the Ordovician[J]. Nature Geoscience, 2012, 5(2): 86-89.
Reinhard C T, Planavsky N J, Gill B C, et al. Evolution of the global phosphorus cycle[J]. Nature, 2017, 541(7637): 386-389.
Ridgwell A, Hargreaves J C. Regulation of atmospheric CO2 by deep‐sea sediments in an Earth system model[J]. Global Biogeochemical Cycles, 2007, 21(2).
Walker J C G, Hays P B, Kasting J F. A negative feedback mechanism for the long‐term stabilization of Earth's surface temperature[J]. Journal of Geophysical Research: Oceans, 1981, 86(C10): 9776-9782.
Zhao M, Mills B J W, Poulton S W, et al. Drivers of the global phosphorus cycle over geological time[J]. Nature Reviews Earth & Environment, 2024, 5(12): 873-889.
Zhong Y, Li Z, Shi X, et al. Enhanced phosphorus weathering contributed to Late Miocene cooling[J]. Nature Communications, 2025, 16(1): 1124.
（撰稿：蔡家琛/环境演变与碳循环学科中心）
蔡家琛（博士后）
