研究文章 气候学

增加更新世永久冻土持久性和从加拿大洞穴岩中推断的碳循环难题

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十搏欧洲杯直播官网2021年4月28日:
7卷,没有。18日,eabe5799
DOI: 10.1126 / sciadv.abe5799

摘要

多余碳代表了气候变化的潜在强大的放大器,但在过去的温暖间隔期间,关于永久性敏感性和相关的碳循环几乎是众所周知的。在72个植物核桃核糖龄的铀蛋白历年,洞穴沉积物中的洞穴沉积物中,我们在加拿大西部的洞穴沉积物中重建了Permafrost历史。我们推断过昔弗罗斯解冻在一个或多个期间延伸到高北极,达到150万和0.5万年前,但自40万年以前已被限制为北极。我们的加拿大斯派内斯的增长历史与西伯利亚的类似重建紧密相似,这表明这种转变朝着更新世的更稳定的永久冻土可能已被北极广泛。相比之下,在整个优质烯中,中间夹层温室气体浓度相对稳定,表明永久冻土解冻不会引发大气中的大量碳释放,或者它在冰川 - 中间批次时间尺度上的其他地方被碳吸收抵消。

介绍

覆盖北半球陆地面积近四分之一的永久冻土,在过去的几十年里,在过去的几十年里升温了很大,并且可能会因持续的气候变化而受到伤害(1)。这种融化的脆弱性具有潜在的全球意义,因为据估计,高纬度永久冻土含有大约1500亿吨有机碳(1),其中一些可能以CH的形式释放4和/或合作2在解冻。然而,由于冻土对气候变化的响应是由一系列复杂的场地尺度因子介导的,21世纪近地表冻土退化模型具有很高的不确定性(2)。此外,地表以下几米深的永久冻土层拥有一个相当大的碳库(1),甚至少了解这种深度永久冻土到气候变化的反应。

评估永久冻土对气候变暖的脆弱性的另一种方法是重建其在以前间冰期的反应(3.- - - - - -5)。海洋同位素阶段(MIS) 5e[末次间冰期;(~ 12.5万年(ka)以前)和MIS 11 (~400 ka)是特别有趣的,因为它们可能是过去150万年中最温暖的间冰期(6,7),冰冻圈对全球变暖的强烈响应表现为海平面大幅上升(8)。出乎意料,卡拉et al。(9)最近发现,西伯利亚北部的地面解冻在MIS 11之前的中间峡谷和仅仅基于洞穴沉积事件的情况下限制在Southern Siberia之前更常见。他们在400 kA前之前归咎于永久冻土的脆弱性,以便没有全年北极海冰(10,11),这增加了海洋的热量和水分流向周围陆地的通量,在夏季导致更深的地表融化,而在冬季,厚厚的积雪又增加了更大的绝缘性。然而,这些发现只来自西伯利亚的少数部分,似乎与亚北极的加拿大西北部的模式不同,在那里的两个地点的残留冰楔表明永久冻土层至少在过去740 ka (3.,12)。

我们识别北部北部北部的铀 - 钍(U-Th)的铀 - 钍(U-Th)从加拿大的三个地区进行了先前未结算的斯派(U-Th)的约会(U-Th)的约会,这是今天的三个地区,即今天的多年冻土区:加拿大南部的落基罗基斯(孤立的区; <10%永久覆盖率覆盖范围),西北地区的Nahanni国家公园(不连续区; 50%至90%Permafrost覆盖范围),北亚北部(连续区; 90%永久冻土覆盖率)(图1)。样本来自每个地区至少5个洞穴,代表不同的地形、洞穴深度和几何形状,以及冰川历史(补充文本)。这些洞穴位于裸露的斜坡上,很少有未固结的沉积物覆盖,因此很可能是冻土景观中第一批随着气候变暖而融化的部分。洞穴化石主要是小的,通常在层状方解石中显示视觉上明显的颜色变化,这可能表明由空隙分隔的不同生长间隔。大部分样品为流石,钟乳石和石笋较少。

图1 目前的永久冻土范围和采样的洞穴。

北美永久冻土带(紫色阴影),最大更新世冰期范围(蓝色线),以及洞穴的位置和洞穴的数量分析。

尽管其他因素可以在局部地防止斯派克,尽管有条件(13,14),冻土是对北方喀斯特地区广泛存在或不存在洞穴动物生长的一级控制(5,15)。多年冻土区溶洞由于缺乏液态水,温度降低,地下水CO含量降低,方解石降水受到抑制2和/或与冰塞相关的洞穴通风差(图S1)(14)。因此,当代永久冻土地区的洞穴化石是过去融雪的遗迹,这使得大气水渗入洞穴并沉积方解石,并作为古永久冻土的代理受到越来越多的关注(5,9,15- - - - - -20.)。在过去的500 kA中可以精确地日期,跨越最后五个冰川层间循环,使用电感耦合等离子体质谱(ICP-MS),使用U-Th地理学循环(21)。

更早的U-Th年代(15,16从我们的洞穴中使用低精度α光谱法发现了与全新世和南部两个地区的三个中间夹子相关的增长的64个Speleothems,暗示了孤立和不连续的永久冻土区的反复出现的中间粘性冻融解冻(图2,C, E)。与此相反,连续带只发现了一些近期间冰期的洞穴化石,这些化石都是收集自季节性融化的洞穴入口,因此不能归因于深层融化,因此不在我们下面的讨论中。这些地区的大部分洞穴化石都超过了当时的~ 350ka测年技术的极限,这就排除了MIS 11多年冻土历史的评估。此外,还需要一个更大的洞穴化石数据集来更有力地描述过去间冰期期间这些洞穴中是否有生长物。我们用ICP-MS鉴定的72个洞穴化石并没有在之前的研究中进行分析(这些早期研究中的洞穴化石不幸丢失了),它们基本上是随机的样本,在整个洞穴中可以找到的地方收集的洞穴化石。所有的洞穴都至少来自地表以下几米。我们约会最外层薄层从汪来确定最小的集增长和经常获得额外的日期从老层段薄层检查额外增长集产生有限U-Th汪教授的年龄或确认非限定的年龄老汪教授分析的局限性方法(无花果。S2 S4)。

Fig. 2 Previously published and new Canadian speleothem ages.

(A and B) Benthic δ18O stack. (C and D) Histograms of Canadian speleothem growth based on U-Th dates, by MIS from isolated (light blue), discontinuous (blue), and continuous permafrost zones (dark blue). Results from previous studies using alpha spectrometry (15, 16) are shown in (C), and new results using ICP-MS are shown in (D). The vertical error bars reflect uncertainty only in the upper limit of the number of speleothems that grew during an interval because the age uncertainties of some samples overlapped multiple interglacials as shown in (E). Those samples are represented in the error bars for each interval they overlap. (E and F) Individual U-Th ages with 2σ uncertainties from previous studies (E) and this study (F). Nonfinite ages are shown by arrows.

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图2 以前发表的和新的加拿大洞穴时代。

(一个B)Benthicδ.18O堆栈。(CD)基于U-Th年代的加拿大洞穴动物生长直方图,采用MIS对孤立的(浅蓝色)、不连续的(蓝色)和连续的(深蓝色)冻土带进行分析。先前使用阿尔法光谱法(15,16)见(C),和新结果使用icp (D)所示。垂直误差反映不确定性只有在汪教授的数量增长的上限在一个时间间隔内因为一些样品的年龄不确定性重叠多个间冰期(E)所示。这些样本在每个区间的误差线重叠。(EF)来自以前研究(E)和本研究(F)的单个U-Th年龄。箭头显示非菲尼斯年龄。

结果

除了少数(n= 6)来自南部的加拿大罗基斯的较年轻的斯派比斯,所有斯派比斯均为≥400ka,而且最多(n= 59)超过500ka时,本研究使用的U-Th方法(图2 D和F)。早期的alpha-光谱测年结果与我们在育空北部(15)但是从最近的中间夹名和南部加拿大罗基斯(图2) (16)。这种差异可能是由于偶然的原因,以及当时许多接近阿尔法能谱极限的样品存在很大的不确定性(图2)。在任何情况下,包括这些前面的结果与我们的结果不影响我们的结论。

没有ICP-MS-DATED Speleothem从洞穴中的洞穴(六个洞穴18岁的35岁)或连续(七个洞穴29岁的61岁)的洞穴(61岁)永久冻土区约为MIS 5E(图2 D和F),这一时期的特征是北极变暖、海冰消退和格陵兰冰盖的大规模损失(8)。这些结果将来自这些区域的43个Speleoths的早期α光谱测定,发现在连续多年冻土区内没有内部洞穴生长,并且在MIS 5E的不连续Permafrost区中的单个样品(图2,C, E) (15,16)。因此,洞穴化石数据通常与地层证据一致,表明通过MIS 5e,在阿拉斯加和育空(4,22,23)。

MIS 11的间冰期在我们的数据集中很突出,所有三个地区都有洞穴沉积(图2 D和F和表S1)。南方加拿大罗基斯的孤立永久冻土中发生了斯宾美植物的生长,因为它在以后的中间夹层(16)。在不连续的区内,来自三个洞穴的五个斯佩斯姆有11个生长间隔,暗示当时的不连续永久冻土的深部区域解冻。来自连续多方冻土区的一个speleothem日期为MIS 11(419±11 kA前,错误加权平均±2σ来自同一增长层的四个日期),值得注意的是,它是从该地区最深洞穴的后部收集的(图。S5)。

speleothem.234.U /238.你的比率表明,在过去500 ka的中间夹中,我们的网站上的洞穴沉积在我们的网站上更常见。来自所有三个永久冻土区域的大多数斯派比斯234.与父同位素有均衡(3σ)的U活动238.U(图S6)。最初的234.U /238.U不平衡一般在1500ka内衰减,大约有六个半衰期234.U (t1/2= 245 kA)。因此,具有残留不平衡的样品的难以在〜500-1500-k窗口中的一种或多个间隔期间的基本斯佩米沉积,其与来自连续和不连续的永久冻土区域的MIS 11和5E Spelehems的缺乏相反(图3,A和B.)。

Fig. 3 Arctic speleothem growth and paleoclimate records.

(A and B) Histograms of Canadian (A) [this study; (15, 16)] and Siberian (B) (5, 9) speleothem growth based on U-Th and U-Pb dates and 234U/238U disequilibria by MIS and other age intervals (top) from isolated (light blue/purple), discontinuous (blue/purple), and continuous permafrost zones (dark blue/purple). Canadian histogram (A) shows alpha spectrometry results from previous studies [faint colors with no outlines (15, 16)] combined with our new ICP-MS results (solid colors with black outlines). 234U/238U uncertainties on nonfinite alpha spectrometry ages >350 ka from previous studies are generally too large to determine which interval these speleothems grew during (fig. S6), so they are represented by faint error bars in the MIS 11, 500 to 1500 ka, and >1500-ka bins to show the full range of possibilities. Note that some speleothems grew during multiple intervals. (C) Abundance of benthic ostracod Polycope in western Arctic, a genus signifying high local surface productivity in sea ice marginal areas and thus the presence of sea ice (10). (D and E) Atmospheric CO2 (D) and CH4 (E) concentrations from Antarctic ice (0- to 800-ka lines and open circles at 950 and 1500 ka) (31, 32, 46, 47) and the foraminifera δ11B proxy (circles and lines from 1050 to 1250 ka and 1375 to 1500 ka) (37, 38, 48). ppm, parts per million; ppb, parts per billion. (F) Global mean surface temperature (7).

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图3 北极孢子素生长和古气候记录。

(一个B)加拿大(A)的直方图[本研究;(15,16)和西伯利亚(B)5,9)基于U-Th和U-Pb年代学和234.U /238.U断由和其他年龄间隔(顶部)从孤立(浅蓝色/紫色),不连续(蓝色/紫色)和连续永久冻土区域(深蓝色/紫色)的情况下不平衡。加拿大直方图(a)显示了先前研究的α光谱测定结果[没有轮廓的微弱颜色(15,16)]结合我们新的ICP-MS结果(纯色与黑色轮廓)。234.U /238.U不确定性在非限定的α谱年龄> 350 ka从先前的研究通常太大,以确定这些间隔汪增长(图S6)期间,所以它们是由微弱的误差在MIS 11中,500 - 1500 ka, > 1500 - ka箱子显示全方位的可能性。值得注意的是,一些洞穴洞穴在不同的时间间隔内生长。(C)丰富的底栖介形类动物Polycope北极西部的一种,表示海冰边缘地区的表面生产力高,因此海冰的存在(10)。(DE)大气的CO.2(d)和ch4(E)南极冰的浓度(0- 800 ka的冰线和950和1500 ka的圆冰线)(31,32,46,47)和有孔虫类δ11B代理(圆圈和线从1050到1250 ka和1375到1500 ka) (37,38,48)。Ppm,百万分之一;Ppb,十亿分之一。(F)全局平均表面温度(7)。

讨论

我们的加拿大洞穴化石的生长历史与西伯利亚的类似记录相似,这些记录是基于洞穴南北样带的U-Th和U-Pb测年(5,9)。两地区连续多年冻土带最北的溶洞以500- 1500-ka的洞穴沉积为主,MIS 11只有一个,以后就没有了,而不连续和孤立的永久冻土带南部溶洞则包含最近四个间冰期(图3,A和B.)。用U-Pb定年法来确定加拿大最北部的洞穴化石是在500- 1500 ka期间沉积的,就像西伯利亚北部那样,还是仅仅在几个间冰期生长,这将是很重要的。无论如何,这些数据与更新世早期北极高纬度地区更广泛的深度融化的间隔是一致的,随后的长期冷却和常年北极海冰的发展稳定了持续的永久冻土,并限制了自MIS 11 (图3 C、F) (9)。北极冰冻圈的其他元素,如格陵兰冰盖,在更新世早期也表现得更加活跃,而在过去的一百万年里,除了特别温暖的间冰期(8,24,25)。值得注意的是,温度(7)和海冰(10,11与普遍的广告冻土冻融的这些早期间隔相关的条件可能与本世纪晚些时候的那些相似(26)。

育空北部和西伯利亚北部单个MIS 11洞穴所代表的永久冻土融化量(5,9)可以有多种解释。从本质上讲,洞穴中的洞穴沉积是不均匀的,即使是在具有当代洞穴形成的热带地区(27)。因此,这两个斯派科可以在MIS 11期间暗示连续永久冻土区中的深部区域鳞片解冻(图2 b)。然而,一种更温和的解释是,它们反映了更有限的、空间上受限的解冻,可能与特定地点的因素有关。、碳酸盐岩基岩裂缝及岩溶溶蚀特征(28)和聚集地表水的洼地下的当地谈话(5),而附近其他洞穴,甚至同一洞穴内其他地方的沉积,则被永久冻土层所抑制。这一观点得到了支持,因为在我们从连续的永久冻土带的七个地点,没有任何其他MIS 11洞穴沉积,代表了29个洞穴的61个U-Th年龄。此外,如果由于过度生长、霜冻破碎、碎屑充填、溶蚀、洞顶坍塌和洞穴入口撤退等原因导致较老的洞穴溶蚀失去,那么育空北部将会出现更大比例的MIS 11年龄(15,16,27)。最近间冰期的洞穴化石在我们南部的两个地区更为常见。最后,我们推断育空洞穴北部有限的深度解冻意味着大部分持续的永久冻土层保持完整,因为这些洞穴位于裸露的山坡上,这是对气候变暖最敏感的景观部分。

不管MIS 11期间现代连续带的永久冻土融化程度如何,这里记录了当时间断的永久冻土的深层融化,以及被其他人推断为代表温暖间冰期的广泛的浅层融化(4,23),可能会导致由于呼吸融化的有机碳而大量释放温室气体。模型表明,类似的碳释放也发生在最后一次冰川消退期间的永冻土融化过程中(29)预计将在未来几个世纪上投射温暖(1,30.)。然而,大气有限公司2和CH4浓度没有超过MIS 11期间的全新世水平(31,32) (图3,D和E),似乎表明广泛的地面融化并没有引发永久冻土层碳反馈,而大气层温室气体的增加和随后的变暖融化永久冻土层,从而释放更多的温室气体。同样,对南极冰芯CH的同位素测量4表明CH处于最小的除冰期4来自旧的碳储存库的排放,例如融化的永久冻土(33)。

这个明显的难题可以用几种方式来解释。也许在MIS 11开始时,永久冻土层中储存的碳比今天要少。也有可能,永久冻土的碳释放足够慢,可以被海洋吸收缓冲,因此,没有在大气组成的冰芯记录中表达,这一情景得到了MIS 11期间海洋沉积物中大量碳酸盐溶解的证据的支持(34),或永久冻土的碳释放可以通过其他来源的低排放和/或陆地生物圈、泥炭地和新消冰区土壤吸收的增加来平衡(35,36)。或者,从我们暴露的Upland腔内推断出深度永久冻干的解冻可能没有与大量碳释放有关。厚的有机沉积物中富含碳的谷底永久冻土可能已留下常年冷冻,例如,通过MIS 11和随后的中间夹射(3.,12)。

更广泛地,大气的一般相似性2和CH4浓度在暖期间,分别在过去〜1500 ka(37,38)和〜800 ka(31,32),尽管我们推断过去1500 ka的永久冻土融化深度的空间范围存在差异,但这表明间冰期的温室气体浓度对永久冻土融化相对不敏感(图3,D和E)。在约430 ka前的中-布伦赫过渡期之后,间冰期的温室气体浓度略高,尽管在这些间冰期中永久冻土的持续存在变得更加普遍,这与冰芯证据表明,永久冻土对近期冰期-间冰期CH的贡献极小相一致4增加(33,39)。在过去的几个冰期-间冰期旋回中,深层永久冻土的持续存在也意味着永久冻土中保存的碳库的长期封存,在这段时间里,碳库与沉积物的积累共增(3.,12,40- - - - - -42)。尽管只是推测,但或许这种在温暖的间冰期没有释放回碳循环的碳封存,通过略微改变启动冰川消退所需的阈值和反馈,导致了100万年世界更长的、更深的冰川作用。

这些假设突出了气候,永久冻土和碳循环之间的长期相互作用的复杂性(35,36,43),以及考虑到强迫、初始条件和局部效应的不同时间尺度,从过去的冻土动态推断未来的挑战。当代冻土动态和碳循环的研究对于评估永久冻土-碳气候反馈对未来几个世纪高CO预期变暖的潜在贡献具有重要意义2世界 (1,30.),但更好地了解过去的永久冻土对持续变暖的响应——通过对古代永久冻土的实地研究(3.,40,44)、发展新的冻土退化代用指标(22),并且还需要长期多年冻土 - 碳反馈的数值模型 - 也需要帮助解决此处鉴定的碳周期难题,从而澄清永久冻土和相关碳股在过去和未来气候变化中的作用。

材料和方法

Speleothem系列

D. Ford、R. Harmon、P. Thompson和S. Worthington分别于1968-1974和1984-1985年收集了加拿大落基山脉南部的洞穴化石。来自Nahanni地区的样本是由D. Ford, R. Harmon和G. Brook在1972-1973年收集的。劳里奥尔在1985年到1995年期间收集了育空北部的洞穴化石。

U-Th约会

U-Th样品是在麻省理工学院(MIT)的一个清洁实验室中处理的,该实验室配备了hepa过滤空气和ulpa过滤层流罩。首先将样品与U-Th同位素示踪剂(229.Th -233.U -236.转化为盐酸后,在溶液中加入铁,通过加入氢氧化铵来沉淀铁氧化物,以清除溶液中的U和Th。钙和其他二价阳离子,这一步骤中主要保留在溶液中,然后通过重复离心去除。样品在硝酸中溶解,然后使用定制的500 μl床体积的离子交换色谱柱纯化,含AG 1-X8树脂(100 ~ 200 mesh;Cl型)和聚乙烯熔块。铁和二价阳离子用8m硝酸洗脱后,Th用6n盐酸洗脱,U用水洗脱。然后将样品转化为0.3 N的硝酸进行分析。

通过混合A制备U Th同位素示踪剂229.第一个3636a的解233.U -236.来自研究所的U解决方案参考材料和测量。通过将由固体铀(CRM 112A)和MIT的钍(AmES TH)金属制备的U-Th重量标准物混合来校准它,然后测量238.U /236.U和232.Th /229.在组合的解决方案中。在本研究过程中,四个等份的GC-1世俗均衡标准(21使用该研究中用于样品的相同方法制备和分析,并提供平均值230.Th /238.U活动比为1.001±0.002和平均值234.U /238.U活度比为1.0000±0.0008。

样品在麻省理工学院的Nu Plasma II- es多收集器ICP-MS上进行分析,该装置配有Aridus II拆溶喷雾器和Savillex C-Flow PFA微喷雾器(100 μl/min)。对于大多数样品,铀同位素是在静态分析中测量的238.U,236.U,235.U,233.用法拉第杯和234.在二级电子乘法器(SEM)上测量。法拉第杯测量233.你配备了一个1012-ohm电阻,而另一杯子有一个1011欧姆电阻。样品用同样的探测器测量的未加的CRM 112a的测量值括起来。在每个质量测量后,使用动态程序在扫描电镜上进行质量237、236.5、234.5和233.5的测量。在237和236.5的信号用于拟合幂律从尾部238.U;然后应用这种关系来估计下质量的尾巴236.U和235.u并除去所有群众拖尾的影响238.美国尾矿在234.U值始终为每毫升2到4234.U强度。每天一次,在238.5、239和239.5处测量上部质量的尾砂和氢化物形成。上块尾和氢化物的组合一致为1 × 10−62 × 10−6相对于238.U梁。这个信号乘以233.U强度与移出234.每个样品的U形梁。离子计数产额用234.U /238.如上所述,在校正后在校正后测量的U比率在校正和使用测量的质量偏差校正后测量238.U /235.U比率在括号标准。质量和尾量测量的背景都是在每次分析前使用相同的检测器阵列测定空白酸。

钍同位素分析在静态模式下进行232.在一个有10个的法拉第杯中测量11欧姆电阻,230.在SEM中测量,和229.在一个有10个的法拉第杯中测量12欧姆电阻。通过测量内部的测量来括起来232.Th -230.Th -229.通过测量混合料而校准的Th标准(MITh-1233.U -236.U解决方案(IRMM 3636a)。标准分析用于确定质量偏置和离子计数产额。尾矿从232.Th上230.每天使用Masses 230.5和229.5的动态测量测量一次每天测量一次;作为拖尾232.Th上230.Th始终小于0.3 ppm (ppm),我们排除了含有230.Th /232.Th比值< 100ppm,该尾砂的变化构成了我们样品的不确定度的一小部分。

对于少量样品,所有的U和Th同位素都使用法拉第杯在静态分析中测量,以减少与离子反向产率变异性相关的不确定性。铀,238.U被收集在一个装有10的法拉第杯里10欧姆电阻,234.U被收集在一个装有10的法拉第杯里12欧姆电阻。所有其他杯子都有10杯11欧姆电阻。钍,230.在一个带有10的杯子中测量Th12欧姆电阻。铀和钍分析由与上述相同的标准括起来,但浓度较高。尾巴尾巴234.你估计了234.U /238.校正质量偏差后的括号标准中的U比率。

报告的同位素率报告的不确定性包括与背景,尾矿,质量偏压,离子计数器产生可变性,尖峰组成和程序坯料相关的不确定性。总程序空白平均<5-pg238.U和< 0.05 fg230.TH(与典型的U含量相比,50至500 ng和十博提款审核230.每个样十博提款审核品> 1 pg的含量)。使用u-th岁使用238.雅菲的衰减常数et al。(45)和234.U和230.程衰减常数et al。(21)。U-Th年龄被修正为初始年龄230.假设初始值230.Th /232.比值为4.4(±2.2)× 10−6(原子);和样品230.Th /232.Th < 100 × 10−6被排除在外。U-The年龄不确定性纳入分析,初始230.利用MATLAB软件,利用蒙特卡罗程序计算了衰减常数不确定度。由于本研究中大多数样本使用的SEM方法,我们认为我们放置高置信度数据的上限为500ka。

补充材料

https://creativecommons.org/licenses/by-nc/4.0/

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引用和笔记

应答:我们感谢T. Schuur、C. Yonge、S. Ewing和G. Zazula的讨论和C. Riggs对ArcGIS的支持。D.C.F.和B.L.感谢老克劳(育空)的人民在野外工作期间的支持。经过I. Orland和一位匿名的推荐人的深思熟虑的评论,手稿得到了加强。资助:研究得到了NSF ARC-1607816和1607968、NSERC发现基金和极地大陆架计划的支持。作者的贡献:J.D.S.,D.M.和C.I.W.设计了这项研究。下午监督实验室工作。N.B.-c.用B.进行样品分析和我。A.V.R.有助于数据解释。D.C.F. and B.L. investigated caves and collected samples. All authors contributed to the preparation of the manuscript.利益争夺:作者们宣称他们没有相互竞争的利益。数据和材料可用性:评价论文结论所需的所有数据均在论文和/或补充资料中。可能要求作者提供与本文相关的其他数据。

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