针对这一问题，中国科学院地质与地球物理研究所赵明宇特聘研究员、万博研究员、郭利成特聘副研究员和郭正堂院士与国内外研究者合作，用数据统计、数值模拟和机器学习等方法结合文献综述探讨了过去约30亿年间控制全球磷循环的环境驱动因素。
研究发现构造运动、气候、植物、大气CO₂和O₂分压是影响地质时间尺度上磷风化的关键因素；磷的埋藏主要是受到了有机物到沉积物的通量、沉积速率、温度、海洋化学、氧化还原条件以及沉积物中的生物活动的影响。
陆地上的磷风化主要通过磷灰石的溶解（25.4 ± 5.4 × 1010摩尔/年）和有机物的氧化（1.2 ± 0.2 × 1010摩尔/年）进行，磷灰石包括火成岩中的氟磷灰石和沉积岩中的碳酸氟磷灰石。控制磷灰石和硅酸盐矿物风化的因素是相似的。然而，这些因素对每种风化类型的相对影响有所不同，因此，磷风化和硅酸盐风化可能会脱耦。构造运动、气候、植物、大气CO₂和O₂分压是影响地质时间尺度上磷风化的关键因素 （图2）。构造运动通过改变陆地面积、岩石类型、地形和土壤屏蔽来影响磷风化。气候通过改变矿物溶解的反应速率发挥作用。温暖气候下磷风化的增强被认为是显生宙海洋缺氧事件的驱动因素之一。因此，由人为气候变暖引起的磷风化加速对农业生产、湖泊和海洋生态系统以及渔业构成威胁。此外，升温造成的磷风化增强也是重要的气候负反馈机制（图2）。植物可以通过根系物理风化和分泌有机酸来影响磷风化。大气CO₂分压通过调节土壤pH值对磷风化产生作用。同时，大气O₂分压还能通过影响有机磷的释放和铁氧化物的形成（能够吸附磷）来影响磷风化。基于各种驱动因素的影响，研究量化了磷风化的演化（图3）。计算结果表明，在过去的30亿年中，陆地磷风化总体上逐渐增加。
磷在海洋沉积物中的埋藏是全球磷循环的主要汇。在海洋沉积物中，高活性磷（代表可生物利用的磷）主要以有机磷（Porg）、与铁结合的磷（PFe，包括作为蓝铁矿，Fe₃(PO₄)₂·8H₂O）和自生磷灰石的形式进行埋藏。尽管磷的长期埋藏通量最终受到风化控制，但环境因素会显著影响磷埋藏的效率以及磷从沉积物中再生（重新释放溶解磷到海水）的速率。海洋沉积物中溶解磷的再生通量（高达每年90–120 × 1010摩尔）明显超过了河流溶解磷流入海洋的量（2.8 ± 0.2 × 1010摩尔/年）。因此，沉积物中磷的再生能显著影响磷在海洋中的循环速率和库容，从而影响海洋生态系统的功能。海洋沉积物中磷的埋藏和再生的演变，主要是受到了有机物到沉积物的通量、沉积速率、温度、海洋化学、氧化还原条件以及沉积物中的生物活动的影响（图4和5）。
数据证据表明，从托尼安期（约8亿年前）到新元古代，硅质碎屑海洋沉积物的平均磷含量显著增加（图6）。硅质碎屑海洋沉积物磷含量的潜在变化大致与新元古代氧化事件以及海相页岩中铁氧化物含量的增加相吻合。铁结合的磷可能对大陆边缘沉积物中磷含量增加起到了重要作用。另外，磷块岩沉积在太古代不存在，在大氧化事件之后才出现（图6）。对此的解释之一是太古代海水pH值低，使磷灰石无法在海水-沉积物界面形成。未来的研究需要通过提升实地观测的分辨率并结合先进的数据测量和分析技术，比如大数据分析、机器学习、沉积物培养实验和X射线吸收精细结构测试等，更好地定量化环境驱动因素对磷循环乃至气候的影响。
END
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