新生代环境变化最显著的特点是早始新世以来长期降温，并伴随大气CO₂浓度降低、两极冰盖出现和扩张，从“温室地球”演变为“冰室地球”（Zachos et al., 2001）。现有地质证据表明，新生代长期降温主要是由大气CO₂浓度的持续降低引起（Beerling and Royer, 2011）（图1C）。但什么原因导致CO₂浓度降低，仍然是古气候研究的重要科学问题。
　　从长尺度碳循环角度来看（百万年时间尺度），岩浆活动的去气作用与大陆硅酸盐化学风化消耗的CO₂通量整体上维持动态平衡，调控大气CO₂浓度（Berner and Caldeira, 1997）。新生代持续降温，导致大陆化学风化减弱，向海洋输送的碱度通量降低，最终会促使海洋碳酸盐补偿深度（CCD）变浅以维持海洋的碱度平衡。然而，深海碳酸盐沉积记录显示：早始新世以来，伴随全球持续降温，CCD加深了～1 km（图1D）。如何调和大气CO₂浓度、大陆风化和CCD变化之间的关系，是新生代碳循环研究的一个难题。

图1 新生代温度、δ¹³C、CO₂浓度和各洋盆CCD集成曲线（Komar and Zeebe, 2021）
　　Raymo and Ruddiman（1992）基于海水锶同位素记录提出著名的“构造抬升-风化”假说：认为青藏高原隆升促使大陆硅酸盐风化加强，消耗大气CO₂，同时向海洋输送的碱度通量增加，CCD加深。这一假说虽然能很好地调和新生代以来CO₂浓度、大陆风化和CCD变化之间的关系，但却和许多地质事实不符，受到质疑。其一，考虑到地球深部去气速率在新生代并未发生显著变化，大陆风化增加势必导致碳源和碳汇的不平衡，这种不平衡在百万年时间内就会消耗掉所有的大气CO₂（Berner and Caldeira, 1997）；其二，大陆风化通量的增加会向海洋输送大量磷等营养物质，但新生代海洋的磷沉积速率并未增加（Delaney and Filippelli, 1994）；其三，海洋¹⁰Be/⁹Be证据表明晚新生代以来全球硅酸盐风化通量并没有明显变化（Willenbring and von Blanckenburg, 2010）。这些记录事实上表明，尽管造山带隆升确实会导致抬升区域风化剥蚀的加强，但全球化学风化通量并未发生显著变化。
　　如果大陆化学风化通量不变，如何解释新生代大气CO₂浓度降低以及CCD的加深？1997年，Kump和Arthur曾为这一问题提出一个新的概念模型：保持风化剥蚀通量恒定，增加硅酸盐风化效率（weatherability）可以更有效地吸收碳，从而降低CO₂浓度。但该方案缺少定量化模型模拟和地质数据的对比分析来加以佐证，而且难以解释风化与CCD加深之间的解耦关系。
　　最近，夏威夷大学海洋与地球科学与技术学院Nemanja Komar研究团队在Kumpand Arthur（1997）研究的基础上，通过海洋-大气沉积碳储库长期耦合模型LOSCAR和碳循环模型GEOCARB，结合地质数据，对新生代大气CO₂浓度、风化和CCD进行综合模拟（Komar and Zeebe, 2021），成功解释了新生代大气CO₂浓度、风化和碳酸盐补偿深度的关系。相关成果发表于Science Advances。
　　（1）温度对海洋有机物矿化速率的影响是调控碳循环的关键因素，这一点在新生代暖期时尤为突出。温度对海洋有机物的影响主要体现在两个竞争方面，一是增温有利于提高海洋初级生产力，导致输出生产力的增加；二是温度越高，有机物在水体中的分解速率越快。新生代温暖期，高温更有利于有机物的矿化分解，最终导致有机碳净埋藏通量减少（图2A），大气CO₂浓度增加。在模型中考虑温度的竞争效应能很好地模拟出新生代pCO₂和d¹³C的变化趋势。
　　（2）在大陆风化剥蚀通量基本不变的前提下，通过改变海洋碳酸盐在大陆架和深海的埋藏比例，可以实现风化与CCD变化之间的解耦（图2）。早新生代温暖期（图2A），两个因素提高了大陆架碳酸盐的埋藏通量。一是该时期两极冰盖尚未形成，加之温度的热膨胀效应，海平面较高，大陆架面积增加，碳酸盐在大陆架的沉积通量显著提高；二是暖期海洋钙化生物的物种多样性和丰度均较高，有利于增加大陆架碳酸盐的埋藏通量。因此，在风化通量不变的前提下，为了维持海洋的碱度平衡，CCD势必变浅，深海沉积碳酸盐通量减少。而晚新生代持续降温和两极冰盖的形成，导致海平面降低、钙化生物物种多样性和丰富度减少，碳酸盐埋藏位置由大陆架转移到深海，CCD加深（图2B）。

图2 新生代海洋碳循环模型概念图
　　综合考虑硅酸盐风化效率、温度效应和碳酸盐埋藏位置，该模拟结果与地质记录呈现出非常好的一致性（图3）。该研究首次将新生代碳循环的关键部分定量联系起来，提出硅酸盐埋藏位置的变化是新生代CCD变化的主因。这一结论使得“构造抬升-风化”假说的核心受到质疑。

图3 综合模拟结果与地质记录对比（Komar and Zeebe, 2021）
　　【致谢：感谢孙继敏研究员对本文提出的宝贵修改建议。】　　
　　主要参考文献
　　Beerling D J, Royer D L, Convergent cenozoic CO₂ history[J]. Nature Geosciences, 2011, 4: 418–420.
　　Delaney M L, Filippelli G M, An apparent contradiction in the role of phosphorusin Cenozoic chemical mass balances for the world ocean[J]. Paleoceanography, 1994,9: 513–527.
　　Komar N, Zeebe R E. Reconciling atmospheric CO₂, weathering, and calcite compensation depth across the Cenozoic[J]. Science Advances, 2021,7: eabd4876.（原文链接）
　　Kump L R, Arthur M A. Tectonic Uplift and Climate Change[M]. Springer, 1997: 399–426.
　　Raymo M E, Ruddiman W F. Tectonic forcing of late Cenozoic climate[J].Nature, 1992, 359(6391): 117-122.
　　Willenbring J K, von Blanckenburg F. Long-term stability of global erosion rates and weathering during late-Cenozoic cooling[J].Nature, 2010, 465(7295): 211-214.
　　Zachos J, Pagani M, Sloan L, et al. Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present[J].Science, 2001, 292(5517): 686-693.
　　（撰稿：陈祚伶/新生代室）