全球碳循环与早阿普特期海洋缺氧事件（OAE1a）后的海平面变化密切相关

《Global and Planetary Change》：Global carbon cycling linked to eustatic changes in the aftermath of the early Aptian Oceanic Anoxic Event (OAE1a)

　　丹尼尔·穆尼奥斯-洛佩兹（Daniel Mu?oz-López）、特尔姆·博弗-阿纳尔（Telm Bover-Arnal）、阿迪帕·赫兰班（Adhipa Herlambang）和阿尔迪安萨亚·科希达亚图拉（Ardiansyah Koeshidayatullah）
巴斯克大学（EHU）地质系，西班牙毕尔巴鄂48080

**摘要**
阿普特期（Aptian）经历了显著的碳循环紊乱，其特征是明显的古气候和古海洋学变化。尽管阿普特期海洋缺氧事件（OAE）背后的机制相对较为清楚，但早期阿普特期OAE1a之后全球碳循环动态与海平面变化之间的相互作用仍是个谜。通过分析来自西特提斯海（西班牙东部）的碳酸盐岩序列，并利用菊石生物地层学将其划分为Deshayesites deshayesi和Dufrenoyia furcata带，我们发现海平面高位与随后下降之间存在时间相关性，这与白垩纪中前所未有的全球碳同位素偏移（超过+4‰）以及从+4.3‰到?0.7‰的急剧负同位素变化相吻合。这些海平面波动和碳同位素变化在多个地区的同步性强调了海平面变化的全海平面（eustatic）性质及其对全球碳循环的深远影响。我们提出，在海平面高位和进积阶段，海洋扩张起到了碳汇的作用，促进了轻质碳的埋藏；相反，快速的海平面下降可能引发了沉积物的重新分布，使这些轻质碳重新进入全球海洋的溶解无机碳（DIC）中。这项研究突显了重新活动的沉积物作为阿普特期碳来源的被忽视的作用（通常归因于火山喷发），并强调了碳循环对全海平面变化的即时和显著响应。

**1. 引言**
在整个白垩纪期间，记录了包括温室条件变化、全海平面波动和生物危机在内的突发性全球变化事件（F?llmi, 2012）。特别值得关注的是与海洋缺氧事件（OAEs）相关的环境扰动，这些事件通过富含有机物的黑色页岩的广泛分布和明显的碳同位素偏移（CIEs）得以识别（Menegatti et al., 1998）。其中一个主要的中生代OAE发生在早期阿普特期（OAE 1a），原因是大型火成岩省（LIPs）释放的二氧化碳增加，或甲烷排放导致全球变暖加剧、海洋生产力提高以及缺氧海洋中碳埋藏速率加快（Arthur et al., 1990; Tejada et al., 2009）。除了这一事件外，在全球各地的阿普特期地层中也描述了其他CIEs，包括浅水到远洋环境以及深海钻探项目（DSDP/ODP）的采样点（F?llmi, 2012; Herrle et al., 2004; Menegatti et al., 1998）。这些CIEs被用来将阿普特期同位素曲线划分为多个段，为全球地层对比和理解碳循环动态及相关环境条件提供了坚实的基础（Bottini et al., 2015; Castro et al., 2021）。然而，这些与环境扰动相关的性质和意义主要在广泛缺氧事件期间进行了研究；只有少数研究探讨了OAE1a之后的情况，当时并未出现海洋缺氧（Beil et al., 2020）。
在本文中，我们研究了早期阿普特期碳循环扰动的因果机制和反馈机制，这些扰动发生在没有明显缺氧或广泛有机物沉积的情况下。我们关注紧随OAE1a之后的CIEs，并在特提斯海和太平洋地区进行了研究，旨在阐明相对海平面波动（以全海平面变化为主导）与全球δ13C曲线演变之间的联系。为此，我们结合了基于相变及其序列演化的详细序列地层学分析，以及来自西特提斯海一个暴露良好的地层的δ13C值，并将其与全球范围内年代学上校准良好的地层进行了对比。

**2. 地质背景**
所研究的碳酸盐岩序列位于马埃斯特拉特盆地（西班牙东部）的西部，该盆地曾是西特提斯海的一部分（图1）。这个盆地在晚侏罗世到早白垩世的裂谷作用期间形成，与北大西洋和比斯开湾的打开有关（Salas and Casas, 1993）。这些裂谷作用形成了主要的东西向、西北-东南向和东北-西南向正断层，从而形成了马埃斯特拉特盆地（Salas et al., 2001）。后来，在晚始新世到早中新世的阿尔卑斯压缩作用下，裂谷系统发生了构造反转，形成了现今的伊比利亚山脉（Guimerà et al., 2004）。选定的“Barranco de las Corralizas”地层位于马埃斯特拉特盆地的西部边缘——加尔韦亚次盆地（Liesa et al., 2006）。该地层跨越了晚阿普特期早期，其年代通过菊石生物地层学得到了校准，提供了可靠的年龄和沉积学约束（图1, 图2）。

**3. 方法**
本研究提供了位于加尔韦亚次盆地（马埃斯特拉特盆地西部）的阿普特期“Barranco de las Corralizas”地层的稳定同位素数据（n = 51个样本）（图2A-B）。该地层根据菊石生物地层学进行了校准，并与区域和全球范围内年代学上特征明确的地层进行了对比（图2, 图3）。用于区域对比的地层包括Las Mingachas地层和Barranco de las Calzadas地层（Bover-Arnal et al., 2011; Cors et al., 2015; Mu?oz-López et al., 2025）。Las Mingachas地层覆盖了一个平台边缘区域（即比此处新研究的地层更浅的水域），其保存的层序、层理终止和地球化学特征使得能够建立详细的序列地层框架，并重建了三级海平面趋势（Bover-Arnal et al., 2009; Mu?oz-López et al., 2025）（图2C）。Barranco de las Calzadas地层保留了OAE1a的记录，因此其下部在层序上比Barranco de las Corralizas地层更年轻（Bover-Arnal et al., 2011; Cors et al., 2015）（图2D）。通过Menegatti et al.（1998）非正式定义的δ13C段和菊石生物地层学，将δ13C曲线与特提斯海、大西洋和太平洋的参考曲线进行了对比（图3）。

**4. 结果**
4.1. 沉积序列和序列地层框架
Barranco de las Corralizas地层由泥灰岩、泥灰质石灰岩和石灰岩组成，这些岩石沉积在加尔韦亚次盆地的盆地环境中，这一结论得到了以泥灰岩为主的相组合和包含完整保存的菊石的动物群内容的证实（图2A-B）。该地层的底部属于Forcall组，包括：
- 5米厚的泥灰岩和粉砂质石灰岩交替层，以厘米到十厘米级别的浅灰色层为特征；
- 2米厚的浅灰色石灰岩层，以块状结构为主，并显示出结节状生物扰动层理；
- 5米厚的泥灰岩和结节状石灰岩交替层；
- 7米厚的灰色泥灰岩层，以十厘米级别的大块层为特征。根据附近地层的菊石生物地层学记录（Moreno-Bedmar et al., 2009），Forcall组的中间部分属于Deshayesites deshayesi带。在14米标记以上，泥灰岩层属于Dufrenoyia furcata带。
Forcall组之上是5至7米厚的浅灰色至深灰色钙质岩层，属于Villarroya de los Pinares组。该层以十厘米到米级别的粒状层为特征，局部伴有厘米级别的泥灰岩层，其中含有大量未鉴定的牡蛎碎片。Forcall组的盆地泥灰岩与Villarroya de los Pinares组的钙质岩之间的边界是一个明显的表面，具有Planolites生物扰动特征，可以通过明显的地形起伏轻松识别。根据鉴定的菊石组合和与附近地层的对比，Villarroya de los Pinares组被归入Dufrenoyia furcata带。
Forcall组之上是Benassal组，包括：
- 最厚达20米的石灰岩和泥灰质石灰岩层，以十厘米到米级别的结节状层为特征；
- 最厚达10米的单一灰色泥灰岩层。Benassal组的下部在年代学上属于Epicheloniceras martini带。
Barranco de las Corralizas地层代表了在Las Mingachas暴露出的平台边缘部分（图2A, C）。根据Hunt和Tucker（1992）的沉积模型，这一平台到盆地的过渡区域被解释为基于层理终止、层序堆积模式、相变和地球化学的序列地层框架（Bover-Arnal et al., 2009; Bover-Arnal et al., 2022; Gratacós et al., 2021; Mu?oz-López et al., 2025）。因此，所研究的序列可以划分为两个沉积序列（A和B），简要总结如下：
- 沉积序列A包括进积（TST）、高位（HST）和强迫退积（FRWST）系统段；
- 沉积序列B包括低位前积楔（LPWST）和进积系统段（TST）（图1B, 2A-C; Bover-Arnal et al., 2009）。
在Barranco de las Corralizas地层中，Forcall组上部的以泥灰岩为主的沉积物代表了沉积序列A的高位阶段（图1B）。这些高位泥灰岩向陆方向过渡为斜坡沉积物，后者具有下覆层理终止特征；进而过渡为含有珊瑚和 rudists 的平台顶部石灰岩。平台顶部和斜坡的碳酸盐岩代表了Villarroya de los Pinares组的高位平台，表现出前积和随后的堆积模式。分隔平台石灰岩与下方盆地泥灰岩的下覆层理表面被解释为沉积序列A的最大淹没面（MFS）。位于MFS上方的泥灰岩在横向上与平台石灰岩相当，被视为HST的一部分；而位于MFS下方的泥灰岩单元则被视为沉积序列A的TST部分（图1B和2A; Bover-Arnal et al., 2009, Bover-Arnal et al., 2022）。
在HST单元之上，一个明显的地层表面将Forcall组的盆地泥灰岩与上覆的Villarroya de los Pinares组的交错层理粒状岩（即钙质岩）分隔开来。这些位于HST斜坡底部的石灰岩（图2A）中，含有以牡蛎为主的原地碳酸盐生物以及来自高平台顶部石灰岩暴露和侵蚀的异地碎屑（Bover-Arnal等人，2009年）。考虑到从盆地泥灰岩到石灰岩的逐渐变浅趋势，以及平台暴露的证据，这些石灰岩被解释为沉积序列A的强迫退积单元（FRWST）。FRWST的上界是一个连续性不整合面（CC），该面向陆方向过渡为陆地不整合面（图2A）。这个表面代表了分隔沉积序列A和B的序列边界（SB），因此标志着相对海平面的最低点（Bover-Arnal等人，2009年；Bover-Arnal等人，2022年；Mu?oz-López等人，2025年）。在随后的海平面上升期间形成的低水位沉积物（LPWST）由一个碳酸盐平台组成，该平台表现出前积叠置模式，随后是堆积作用。这个包含珊瑚和粗放生物的低水位平台也属于Villarroya de los Pinares地层。低水位平台的顶部特征是硬地面，显示出铁矿化现象和食石生物的钻孔，这被解释为沉积序列B的进积面（TS）。进积沉积物由一个向陆方向后退的碳酸盐平台组成。向盆地方向，这些后退的石灰岩逐渐过渡为Benassal地层的泥灰岩单元。沉积序列B的MFS位于Benassal地层下部最厚的泥灰岩层之上，这标志着覆盖其上的含珊瑚和粗放生物的高水位石灰岩的下覆界面（Bover-Arnal等人，2009年；Bover-Arnal等人，2022年）。

4.2. 阿普特阶碳同位素段
研究剖面的δ13C值范围从-0.7‰到+5.5‰（表1），与附近剖面及全球同期剖面的值相符。δ13C曲线显示出两个稳定的正δ13C值阶段，中间夹有一个负CIE（图2B）。根据菊石生物地层学进行校准后，这种同位素模式可以归入已明确划分的阿普特阶δ13C曲线中，该曲线被认为是全球性的（Menegatti等人，1998年）。
表1. Barranco de las Corralizas剖面测量的δ13C值（样品BC1至BC51）。样品位置见图1和图2。
样品 δ13C 平均值 标准差
BC51 4.4 0.027
BC50 5.0 0.026
BC49 4.4 0.021
BC48 4.0 0.034
BC47 4.7 0.038
BC46 4.7 0.024
BC45 5.1 0.021
BC44 5.5 0.031
BC43 5.5 0.037
BC42 5.5 0.055
BC41 5.3 0.054
BC40 5.2 0.047
BC39 5.1 0.053
BC38 5.0 0.045
BC37 4.7 0.046
BC36 2.8 0.035
BC35 2.4 0.064
BC34 -0.1 0.02
BC33 0.2 0.009
BC32 -0.7 0.018
BC31 0.2 0.04
BC30 4.3 0.015
BC29 3.8 0.045
BC28 3.8 0.024
BC27 3.9 0.029
BC26 4.2 0.024
BC25 4.1 0.055
BC24 4.8 0.025
BC23 4.4 0.045
BC22 3.7 0.061
BC21 4.4 0.012
BC20 4.3 0.049
BC19 4.6 0.074
BC18 4.5 0.068
BC17 4.4 0.066
BC16 4.3 0.07
BC15 4.1 0.046
BC14 4.1 0.061
BC13 0.5 0.015
BC12 3.6 0.023
BC11 3.8 0.02
BC10 4.2 0.038
BC9 3.7 0.03
BC8 4.1 0.021
BC7 3.3 0.05
BC6 4.3 0.017
BC5 3.7 0.026
BC4 4.3 0.021
BC34 0.00 0.21
BC24 0.2 0.24
BC13 3.8 0.018

在Barranco de las Corralizas剖面的δ13C曲线中，从Forcall地层第0米到第20米处，最低的δ13C值持续为正，超过+4‰，其间穿插着局部负峰值（图2B）。这一区间紧接OAE1a之后，位于Dufrenoyia furcata带内，其稳定且均匀的形态（表现为碳值升高）使其可以与Menegatti等人（1998年）定义的C7段相对应。第二个同位素段位于Villarroya de los Pinares地层第20米到第27米之间，特征是一个幅度为5‰的负CIE。这个CIE从+4.3‰急剧下降到本研究记录的最低碳值（第22.5米的-0.7‰），然后逐步上升至+4.7‰（第27米）。这一长期负-正CIE的整体形态、绝对值和时间分布，位于阿普特阶早期-中期过渡期，并处于Dufrenoyia furcata带内，与Menegatti等人（1998年）的C8段以及Fernández-Mendiola等人（2023年）的上部Furcata CIE相符。第三个同位素段位于Benassal地层第27米到第51米之间，再次显示出均匀且非常正的δ13C值（+4‰至+5.5‰）。这一区间对应于Bralower等人（1999年）描述的阿普特阶δ13C曲线的C9-C10段。

5. 讨论
5.1. 碳酸盐同位素信号的可靠性
地球化学数据集的可靠性取决于可能影响原始同位素信号保存的成岩作用（Banner和Kaufman，1994年；Killingley，1983年；Marshall，1992年）。尽管不能完全排除沉积后碳酸盐同位素数据的一定程度的改变，但有多条证据支持海洋同位素特征的保存：本研究观察到的同位素模式与盆地内不同水深范围内部分同期剖面的模式相似，从而排除了强烈的成岩作用影响（图2）。这些同位素值似乎随着相对海平面的不同阶段（即系统段）及其地层边界而变化（Mu?oz-López等人，2025年）。这表明：（i）沉积序列A和B的系统段在平台边缘（Las Mingachas剖面，图2）和盆地（Barranco de las Corralizas剖面，本研究）显示出相似的同位素值；（ii）系统段的同位素变化与相类型无关，盆地中的沉积物以泥灰岩为主，而平台中的沉积物以石灰岩为主（图2）；（iii）整体同位素曲线在海平面上升期间呈现正碳值变化，在海平面下降期间则呈现相反趋势，这与文献中广泛报道的解释一致（Vahrenkamp，1996年；Mu?oz-López等人，2025年）。最后，本研究观察到的碳同位素模式经过菊石生物地层学校准后，被纳入了已明确划分的阿普特阶δ13C曲线中，其整体形态和演变被证实是全球性的（Cramer和Jarvis，2020年）。鉴于此处呈现的δ13C曲线与来自不同环境、水深、纬度和盆地的碳酸盐剖面的曲线相似，我们推断全球海洋特征的保存以及我们的数据适用于化学地层对比（Cramer和Jarvis，2020年）。

5.2. 海平面波动与主要同位素变化的时间相关性
阿普特阶同位素曲线中记录的碳同位素变化比广泛缺氧期更为频繁，可能与其它全球碳循环驱动的过程有关（Herrle等人，2004年）。基于相的演变、地球化学特征及其与附近剖面的相关性进行的详细序列-地层分析，识别出两个与相对海平面升高及随后下降相关的沉积序列（Mu?oz-López等人，2025年）（图2B）。尽管碳同位素变化和整体碳循环动态受到多种因素的复杂影响，但在本文中我们提供了证据，以建立全球海平面变化与全球碳循环动态之间的时间联系和反馈关系。

5.2.1. 海平面上升期间的全球碳同位素升高
沉积序列A的高水位泥灰岩（Forcall地层）形成于阿普特阶早期OAE1a之后，记录了C7同位素段，这是一个全球碳同位素值升高的化学地层层位（>4‰）（Fernández-Mendiola等人，2023年）。碳同位素变化与特提斯海、大西洋、太平洋和北极地区的海平面波动的相关性系统地表明C7段处于进积阶段，暗示了海平面的控制作用（Xu等人，2023年）。尽管环境参数（包括氧化还原状态和生产力指数）在C7段期间恢复到OAE之前的状态（Castro等人，2019年），但δ13C值变得非常正，达到了白垩纪或更年轻地层中的最高值。实际上，白垩纪两次主要的正CIE（超过+4‰至+5‰）分别发生在C7段和OAE2期间的森诺曼-土伦期边界（Herrle等人，2015年；Herrle等人，2004年；Jarvis等人，2001年）。此后，全球海洋δ13C值从未再记录到如此高的值（Cramer和Jarvis，2020年）。因此，由于全球缺氧期的结束（以缺乏富含有机物的沉积物为标志）也与C7段的开始时间重合，需要一个涉及轻质碳封存的同位素轻化过程来解释全球沉积记录中的高δ13C值（Beil等人，2020年）。在阿普特阶期间，特提斯海和大西洋地区见证了地球历史上最丰富的碳酸盐平台发育时期之一（图3）。西部的Maestrat盆地也不例外，记录了大型前积珊瑚和粗放生物主导的平台的发育。全球范围内的扩张浅海和大陆架可能为轻质碳的埋藏提供了理想条件，解释了全球记录的正δ13C值（Weissert，2019年）。正如传统解释的那样，有机碳埋藏量的增加将提高海洋中溶解无机碳（DIC）的δ13C值（Cramer和Jarvis，2020年）。这种增加可能得益于高海平面，这一点由记录C7段的的高水位泥灰岩所证明。在高海平面期间，大陆架被淹没，促进了营养物质的循环、初级生产力的增强和富营养化，从而促进了有机（13C贫乏）碳的埋藏（Naafs等人，2016年）（图4）。同样，在高海平面期间，陆地和浅海碳酸盐循环也可能在维持海洋DIC储库中的高δ13C值方面发挥作用。例如，这可以通过碳酸盐和/或硅酸盐风化速率的增加来解释，这种风化作用可以作为大气CO2的吸收器，并可能提高海水的δ13C值（Beil等人，2020年）。此外，C7段期间火山活动减少也解释了δ13C值的上升。因此，考虑到白垩纪全球δ13C升高的这一事件（图3），所有上述因素，包括海平面反馈和火山活动的减少，可能共同促成了这些非常高的碳同位素值。

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图4. 概念模型总结了阿普特阶海平面变化与全球碳同位素变化（即碳循环）之间的机制联系，这些变化发生在第一次海洋缺氧事件（OAE1a）之后。

5.2.2. 海平面下降期间的全球碳循环
在C7段之后的D. furcata带，一个明显的地层边界标志着沉积作用和岩相类型的突然变化，从Forcall地层的高水位（盆地）泥灰岩转变为Villarroya de los Pinares地层的强迫退积石灰岩（较浅水域）（图2B）。这一表面由海平面强迫下降引起，标志着特提斯海范围内整体海平面下降的开始，在Maestrat盆地中下降幅度约为-60米，导致高平台暴露于地表（Bover-Arnal等人，2009年）。值得注意的是，大约同时期的海平面下降（也在D. furcata带）通过识别平台暴露、古河谷切割和多个地区的容纳空间减少得到了证实，包括伊比利亚板块（Fernández-Mendiola等人，2013年）、阿拉伯湾（Maurer等人，2013年）、欧亚大陆（Graziano等人，2016年）和北美洲（Horner等人，2019年）。这种全球性的海平面变化及其解释的幅度使我们能够确定其海平面控制作用（Bover-Arnal等人，2022年）。此外，在Maestrat盆地，这种海平面变化发生在显著的沉降减速期间，该地区没有观察到垂直运动（Bover-Arnal等人，2009年），从而支持其海平面变化的海平面控制性质而非构造性质。这种海平面下降在δ13C值从+4.3‰降至-0.7‰的显著变化中得到生物地层学上的印证，这一变化特征出现在C8段（图3A-C）。这种广泛存在的CIE在强迫退积沉积物中的记录表明，在海平面下降期间有轻质碳进入海洋（DIC）储库。阿普特阶期间，特别是在海洋缺氧事件期间，轻质碳的释放通常与大型火成省释放的CO2有关（Tejada等人，2009年）。然而，阿普特阶报告的锇同位素值显示从0.2升至0.6的正面变化，发生在C7段的底部，这被解释为Ontong Java高原火成省主要火山活动的停止或减少。这种锇同位素的正面变化被认为是从典型的火山活动值恢复（Martínez-Rodríguez等人，2021年）。尽管减少的火山活动仍可能提供CO2（Bottini等人，2015年），但C8段的持续时间较长且幅度较大（与OAE1a开始的C3段相关），表明触发机制不同，碳循环的扰动更为渐进。因此，尽管其他与岩浆活动或气候动力学相关的现象也可能有所贡献，但我们认为，在强迫性退积沉积物中记录到的负CIE值主要是由于在海平面快速下降期间海洋有机物的重新作用，从而导致轻同位素碳重新回到海洋储库中（Jarvis等人，2002年）（图4）。此外，在海平面下降期间，通过河流输送的陆地有机碳也可能在降低DIC储库的δ13C值方面起到了作用。与最近的研究一致，重新作用的沉积岩似乎是地球历史上关键气候和碳循环扰动期间一个重要但被忽视的轻碳来源。例如，化石碳的持续迁移和氧化可能是导致大气中CO2水平升高的一个合理原因，从而引发了长时期的CIE现象，并延长了古新世-始新世温暖期的持续时间（Lyons等人，2019年）。同样，在托阿尔期海洋缺氧事件（OAE）期间，由于海平面下降而重新释放的沉积碳可能是CO2的一个重要来源（Ruebsam等人，2020年）。总之，我们认为在早阿普特期记录到的全球δ13C值的变化，主要是由于（相对）海平面波动导致的轻同位素碳汇和储库的变化（图4）。报告中的海平面上升和下降过程控制了碳的全球埋藏和重新作用，进而影响了DIC储库中的13C/12C比率，从而驱动了地层记录中记录的海洋δ13C值的长期变化。这种海平面曲线与碳同位素剖面之间的对应关系在其他地质时期也已被注意到（Mitchell等人，1996年）。然而，这里的发现具有重要意义，因为：（i）CIE值与相对海平面波动之间的反馈关系控制了早阿普特期δ13C曲线的演变，使得可以独立于生物地层学进行全球地层和化学地层的相关性分析；（ii）δ13C值与海平面波动之间的相关性并不总是直接的，并且并不适用于所有时期（Jarvis等人，2002年；Jeans等人，1991年；Voigt和Hilbrecht，1997年）；（iii）所报告的δ13C-海平面关联发生在OAE1a之后。关于后一点，在OAE1a期间，全球碳酸盐δ13C值的变化被解释为火山活动以及可能的气候变化与其直接响应（如风化、生产力和碳埋藏）之间的相互作用。而在OAE1a之后，虽然火山活动、风化通量和生产力变化等因素不可忽视，但相对海平面波动在调节海洋δ13C值和碳循环方面可能更为重要。最后，值得注意的是，早阿普特期（D. furcata带）记录到的相对海平面下降的起源仍然存在争议（Bover-Arnal等人，2022年；Bover-Arnal等人，2024年）。许多研究将这次海平面下降归因于冰川-相对海平面变化，这是基于其在全球范围内的广泛分布，以及在高纬度地区发现的冰碛岩、冰碛物和坠石，这些现象被认为是同期沉积序列中冷却事件的标志（Alley等人，2020年；Alley和Frakes，2003年；Mutterlose，2009年）。这种解释也与氧同位素值和花粉学数据一致，这些数据也表明了阿普特期的寒冷事件（Pucéat等人，2003年；Steuber等人，2005年；Stoll和Schrag，1996年）。尽管这次海平面下降的幅度和持续时间（约60米，在不到1百万年内）也与冰川-相对海平面变化相符，但没有一项研究能够明确证明阿普特期存在冰盖。此外，其他研究关注OAE1a期间的海平面变化，将这些短期相对海平面变化归因于含水层-相对海平面变化，而不是冰川-相对海平面变化（Xu等人，2023年）。评估这种广泛海平面下降的驱动过程超出了本研究的范围。然而，根据我们的解释，并考虑到海平面下降之前的全球碳值升高（C7段），我们可以推测导致（或促成）这种相对海平面下降的主要机制。所解释的有机碳埋藏速率增加的情景可能导致过量的CO2消耗和海洋营养物质耗尽，进而引起pCO2的变化，促进逆向温室效应并降低全球温度。这种由pCO2引起的气候变化（以及逆向温室强迫）可能是导致相对海平面下降的关键因素。在这方面，我们建议未来的研究应该使用简单的质量平衡模型（例如Papadomanolaki等人，2022年）来定量评估碳循环扰动的幅度、其相关反馈及其与相对海平面变化之间的联系。

6. 结论
本文详细研究了海洋缺氧事件1a之后全球阿普特期碳同位素特征的一部分。在研究的海洋剖面中，碳同位素组成的变化被确定为全球性的，并且与主要是相对海平面波动同时发生。地球化学剖面显示，升高的δ13C值与表明海侵/高海平面的地层相关，而负值偏差与强迫性退积相相关。这被解释为DIC海洋储库中δ13C值的变化，从而反映了受全球海平面变化调节的碳循环动态。