珐琅的碳和氧同位素值表明，在马拉维，22,000年来降水的季节性模式一直在发生变化

《Quaternary Science Advances》：Enamel carbon and oxygen isotope values provide evidence of 22,000 years of shifting precipitation seasonality in Malawi

　　亚历克斯·贝尔塔基 | 乔丹·A.G. 沃斯特布罗克 | 鲁阳·图 | 斯坦利·安布罗斯 | 波提法尔·卡利巴 | 杰西卡·C. 汤普森
耶鲁大学人类学系

**摘要**
赞比西生物群落位于赤道非洲和南部非洲之间，是研究生物地理学和人类进化的重要区域。由于该流域的古环境记录与东非或南部非洲的记录不一致，重建该地区的第四纪环境条件一直具有挑战性。本研究通过连续采样牙齿珐琅质，首次提供了马拉维过去22,000年的高分辨率陆地降水分季节性记录，使用了来自姆津巴区卡西图谷62颗牙齿的333次δ13C和δ18O测量数据，以及10颗牙齿的20次三氧同位素（δ18O-δ17O）测量数据。结果显示，马拉维北部的降水分季节性在过去22,000年中发生了变化，并提出末次冰盛期比现今更干燥、季节性更强。这些结果为古生态学和考古学研究提供了可检验的框架，包括预测食草动物在水源附近的聚集情况，以及干旱期间河岸栖息地对人类觅食者的重要性的增加。

**1. 引言**
赞比西生物群落（ZB）从莫桑比克延伸到安哥拉（图1），对于研究生物地理学和人类进化至关重要（汤普森，审稿中）。至少从上新世开始，ZB就周期性地将南部和东部非洲连接起来（布罗马奇等，1995年），有时为现存物种的起源种群提供了避难所（参见弗雷塔格和罗宾逊，1993年；洛伦岑等，2012年）。此外，其不连续的非山地生物群落形成了具有高度特有性的“群岛”（贝利斯等，2024年）。第四纪的考古记录也非常丰富，尽管研究相对较少（巴勒姆，2000年；贝尔塔基等，2025a；塞雷佐-罗曼等，2025年，2026年；格林等，2020年；菲利普森等，2021年，2023年）。古DNA研究表明，在晚更新世期间，ZB是一个人口融合的熔炉，来自东部、中部和南部非洲的基因贡献在5万年前就已经存在（利普森等，2022年）。到末次冰盛期结束时（LGM；26.5-19千年前；克拉克等，2009年），远距离交配网络被更局部的互动所取代（利普森等，2022年），大致与古代觅食者物质文化的增加同时发生（例如，阿彻，2021年；特赖恩，2019年）。为了理解ZB栖息地和种群连通性及破碎化的环境驱动因素，我们需要能够阐明降雨量及其季节性分布的代用指标。这些参数是草原植被变化最重要的驱动因素之一，此外还有火灾和食草作用（桑卡兰等，2005年）。

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**图1.** 马拉维及研究区域地图。左图：显示马拉维在非洲的位置以及卡西图谷在马拉维的位置（黑色框）。右图：卡西图谷地图。两张地图均按植被类型进行了颜色编码（范布鲁格尔等，2015年）。该图来自贝尔塔基等，2025a，采用CC BY-NC-ND许可协议发布（http://creativecommons.org/licenses/bync-nd/4.0/）。

传统上认为，ZB的降水主要受热带辐合带（ITCZ）南北摆动的影响（铃木，2011年），该带在7月位于北纬15-20°，到1月移动到南纬约15°（但参见尼科尔森，2018年的批评）。在LGM期间，寒冷的北半球可能导致北风将ITCZ的边界进一步向南推，从而改变该地区的降水模式。然而，各个冰盖的扩张和退缩是不同步的，特别是在比较北半球和南半球时，后者在1.8-1.6万年前才开始 deglaciation（克拉克等，2009年；何等，2013年）。低纬度太阳辐射驱动的气候变化影响了热带非洲的干湿周期（蔡斯，2021年），因此区域干旱周期可能与全球寒冷周期不同步（加瑟，2000年；卡博斯-巴赫尔等，2021年）。区域气候驱动因素与北半球的远距离联系使得使用全球代用指标难以预测当地气候。因此，当地代用记录对于理解考古记录至关重要。关于马拉维的大部分古环境信息来自湖泊岩芯，但这些岩芯的空间尺度太大，无法帮助我们了解特定地点居民的生活方式。另一个限制是，区域水文气候条件是通过植被记录（花粉、叶蜡、酚类化合物）间接推断的，而植被-气候关系还受到土壤性质等其他因素的影响。这里，我们从马拉维北部的卡西图谷生成了一个新的、适合该尺度的古环境记录，重点关注过去2.2万年的季节性变化。这是ZB在考古学和古生物学上重要的时期。例如，在人类交配网络变得更加受限的同时（利普森等，2022年），丧葬习俗出现了显著多样化（塞雷佐-罗曼等，2025年），其中包括非洲的第一次火葬（塞雷佐-罗曼等，2026年）。还有证据表明，某些物种偏好更开放的栖息地（例如，克莱因，1984年），最明显的是在考古沉积物中发现了大量的鸵鸟蛋壳（凯勒等，2025年）。

**2. 马拉维的古环境记录总结**
对非洲裂谷地区的古环境重建需要靠近研究区域的记录，因为纬度环境梯度很陡峭（卡斯塔涅达等，2009年）。过去约9.2-8万年间，马拉维盆地总体上处于湿润阶段，湖泊水位较高（汤普森等，2021年）。尽管如此，仍有大量耐旱和耐火的乔木物种（例如，奥莱亚·阿非利卡纳），以及相对较多的草本植被（艾弗里等，2018年；汤普森等，2021年）。这表明干旱与植被类型之间的关系部分脱钩，可能是由于人为引发的山火（汤普森等，2021年）。卡西图谷沼泽岩芯中的花粉记录显示，草本植物（Poaceae）从LGM到早全新世保持相对稳定，之后逐渐减少（图2B），而乔木花粉则在整个时期零星出现（赖特等，2024年）。

**图2.** 来自卡西图谷考古珐琅质和选定古环境代用指标的氧同位素数据。A：本研究中获得的考古珐琅质的δ18OVPDB值（连续样本和整体样本）。时间轴上的位置基于直接或相关日期的中点（7个样本因无法确定具体年龄而未显示）。颜色代表时间区间（蓝色：2.2-1.5万年前；绿色：1.4-1.0万年前；紫色：1.0-0.8万年前；橙色：0.65-0万年前）。B：研究区域AU8沼泽岩芯中的草本花粉丰度（赖特等，2024年）。C：马拉维湖表面水温和TEX86方法的测定结果（沃尔特林等，2011年）。D：马拉维钻探岩芯MAL05-2A中的陆地叶蜡δ13CVPDB值（科内基等，2011年）。E：海洋岩芯GeoB9307-3中的叶蜡δ13CVPDB值（谢富斯等，2011年）。所有趋势线和不确定性阴影表示黄土回归分析。A图的放大版本以及物种和水依赖性的符号编码见补充图2。

在湖泊流域尺度上，来自湖芯MAL05-2A（距离研究区域约190公里东北方向）的过去2万年的花粉记录记录了主要的植被变化（艾弗里等，2014年）。非山地森林（喜湿且不耐火的罗汉松属植物）在1.6-1.4万年前减少，而草本植物在1.3万年前左右首次增加，随后在年轻干期（YD；12.9-11.7万年前）再次增加，并在整个全新世保持高位（艾弗里等，2014年）（补充图1）。LGM之后，不耐旱的季节性热带森林扩展，表明从更干旱的条件转变为更湿润的条件，然后在YD期间再次出现干旱，全新世期间形成了更开放的植被类型（艾弗里等，2012年）。来自湖芯M98-1P（距离研究区域约170公里东北方向）的多种生物标志物（总烷烃δ13C、木质素酚类）也表明，在LGM期间（13.6-7.7万年前）C4植物扩散，在YD期间达到峰值，然后在2千年前再次扩张（卡斯塔涅达等，2009年）。与这次C4植物扩张相关的干旱条件也在坦桑尼亚的鲁克瓦湖（文森斯等，2005年）和马索科湖（巴克等，2003年）得到证实，尽管这些湖泊的扩张开始时间早了约2000年。C4植物的普遍性与马拉维湖表面温度较低的时期相符，这是根据TEX86地球化学代用指标推断的（沃尔特林等，2011年）（图2C）。C3植被在全新世中期扩张（卡斯塔涅达等，2009年），大约在同一时间，马拉维湖唯一的出口——希雷河开始流动（里克茨和约翰逊，1996年）。

**3. 材料与方法**
**3.1. 研究区域和考古遗址**
ZB地区的现代气候非常均匀，有一个持续5-7个月的湿润季节，年降水量在700-1200毫米之间。如今在马拉维，至少95%的降水发生在11月至4月的温暖湿润季节，这与ITCZ的移动相吻合。其余时间较为干燥，分为两个阶段：寒冷干燥期（5-8月）和炎热干燥期（9-10月）。最常见的植被类型是开阔树冠的落叶林，通常称为miombo，尤其是Brachystegia和Isoberlina属植物（艾弗里等，2014年）。较为罕见的植被类型是封闭树冠的半落叶热带季节性森林，仅限于河岸栖息地（艾弗里等，2014年）。在海拔1,500米以上，降水量更多（每年可达2,400毫米，干燥季节较短且不那么明显），并存在常绿的非山地森林（艾弗里等，2018年）。山地森林可能包含湿生物种（如奥莱亚·卡彭西斯）和更耐旱的物种（如罗汉松属植物）（艾弗里等，2014年；怀特，1983年）。在miombo林地中，湿润季节会有高达四英尺的稀疏草类（植被覆盖率低至15%）。在干燥季节，更密集和更高的草本植物与其他阔叶树共生（杰克逊，1969a）。在干燥季节，下层植被和山地草原会受到干旱和自然火灾的影响，以地下或种子形式存活（哈普德和洛克，2013年）。草原仅出现在季节性或全年被淹没的地区或高海拔高原上。在河流、湖泊和潟湖的边缘，生长着空间分布有限的漂浮草本植物——纸莎草（Cyperus papyrus）以及“芦苇沼泽”。Dambos是指主要河流源头的浅谷地带，其粘土土壤能够滞留从流域渗出和流下的水（DeBusk, 1998; Happold and Lock, 2013）。在旱季，大量的野生食草动物会聚集在dambos地区；而在雨季，草本植物有时间再生（Fynn et al., 2015）。如今，dambos构成了马拉维最广阔的草原系统，占该国土地覆盖面积的约6%（补充表1）（Jackson, 1969b; van Breugel et al., 2015）。Kasitu山谷位于高地（海拔1400-1750米），年降水量约为800-1000毫米。该地区大部分属于丘陵地带（海拔约1400-1500米），西侧与平原相连，北侧是Nyika高原（海拔约2000-2100米，最高点为Nganda Peak，海拔2605米），东侧则是Viphya高原（海拔约1800米，最高点为Mount Uzumara，海拔1943米）。Kasitu河从Hora Mountain流向北方，两个研究地点就位于此河段（见下文），最终汇入South Rukuru河，后者最终流入马拉维湖。研究地点周边（半径约30公里范围内）的植被以“湿润的miombo林地”为主，而在东侧和南部则是“生长在丘陵和岩石露头上的miombo林地”；在海拔约1650米以上区域，植被逐渐转变为山地草原和零星的非洲山地森林（van Breugel et al., 2015）。Kasitu山谷本身还有一条狭窄的（约1公里宽）土壤带，其中分布着局部芦苇沼泽。

3.1.1 – Hora 1 (HOR-1)
Hora 1（11°39'S，33°38'E [WGS 84]，海拔1450米）位于Hora Mountain上的一个岩棚上，这座花岗岩孤山主导了Kasitu山谷的景色。该遗址最早由J.D. Clark于1950年开始发掘（Clark, 1956）。发掘出了2.2米厚的考古层序，包括铁器时代和后期石器时代的“Nachikufan”沉积物。Clark还在地表下方约76厘米处发现了两具成人遗骸（一男一女，Morris and Ribot, 2006），经直接测年分别为7,960–8,170年前（Skoglund et al., 2017）和9,124–8,972年前（Lipson et al., 2022）。马拉维古代生活方式与民族项目（MALAPP）于2016年开始对Hora 1进行新的发掘，并于2019年完成。两个发掘区域（Area I和Area II）共开掘了34个50x50厘米的探方（以下简称“探方”），在四个探方中找到了基岩（补充图3）。在旧石器时代的沉积物中发现了两具婴儿遗骸，通过关联测定其年代为约14,000年和约16,000年前（Cerezo-Román et al., 2025）。通过对木炭、陆地蜗牛壳、鸵鸟蛋壳和牙齿珐琅质的36个AMS 14C测年结果，确定了该遗址的年代谱系。此前已发表24个测年数据（Cerezo-Román et al., 2025, 2026; Keller et al., 2025; Lipson et al., 2022），另有11个数据在此首次公开（表1）。Area I的早期全新世沉积物厚度约为75厘米，年代约为8,000–9,500年前。近期的历史遗物被包含在最上层的约10厘米全新世沉积物中（Dussubieux et al., 2023），而该沉积层的底部约20厘米由一层压实的灰烬组成，这减少了材料混合的可能性（Cerezo-Román et al., 2026）。旧石器时代的沉积物紧接在灰烬之下，主要代表大约17,000–14,000年前的时期，终止于基岩层面。Area II的最上层沉积物具有历史年代（约400年前），下面是一个始于约13,000年前的侵蚀不整合面。Area II底部约1米的发掘沉积物可能代表着一个被侵蚀或筛分过的表面，较细的沉积物被移除，导致考古遗存形成了具有正向年龄-深度关系的密集集群。虽然未触及基岩，但最古老的发掘沉积物可追溯到约21,000年前（Keller et al., 2025）。

表1 – Hora 1 (HOR-1)、Mazinga 1 (MAZ-1) 和 Kadawonda 1 (KAD-1) 的新放射性碳测年数据。校准基于SHCal20，概率为95.4%（Hogg et al., 2020），使用OxCal v.4.4软件（Bronk Ramsey, 2001）进行测年。更多细节详见补充数据。

| 地点 | 未校正年龄（BP） | 校正年龄（BP） | 分类群 | 分析物 | AMS实验室代码 |
|------------------|-----------|------------------|------------------|------------------|------------------------|
| HOR-1 | 4400 | 8000 ± 30 | E. quagga | 珐琅质碳酸盐 | UGAMS-6 |
| HOR-1 | 1528 | 44.89 | C. taurinus | 珐琅质碳酸盐 | UGAMS-6 |
| HOR-1 | 7216 | 1700 ± 30 | Ph. africanus | 珐琅质碳酸盐 | UGAMS-6 |
| HOR-1 | 4377 | 8120 | Ph. africanus | 珐琅质碳酸盐 | UGAMS-6 |
| HOR-1 | 7575 | 1274 | C. taurinus | 珐琅质碳酸盐 | UGAMS-6 |
| HOR-1 | 1153 | 57.5 | 1279 | 15,049 – 15,366 | C. taurinus | UGAMS-6 |
| HOR-1 | 1153 | 253 | 1288 | 1554 | 15540 | E. quagga | UGAMS-6 |
| HOR-1 | 1101 | 1261 | 1378 | 1680 | 1685 | C. taurinus | UGAMS-6 |
| HOR-1 | 1652 | 3128 | 1554 | 1519 | 1540 | E. quagga | UGAMS-6 |
| HOR-1 | 1101 | 1261 | 1378 | 1685 | 1645 | C. taurinus | UGAMS-6 |
| HOR-1 | 1679 | 3513 | 1384 | 1696 | 1656 | E. quagga | UGAMS-6 |
| HOR-1 | 1820 | 3214 | 1739 | 1709 | 1E. quagga | UGAMS-6 |
| HOR-1 | 1702 | 491 | 1493 | 18,605 – 18,140 | T. oryx | UGAMS-6 |
| MAZ-1 | 1173 | 635 | 20 ± 25 | 3845–3685 (90.7%) | 3665–3643 (4.7%) | E. quagga | UGAMS-6 |
| MAZ-1 | 1108 | 383 | 85 ± 15 | 19–441 | D. bicornis | UCIAMS-2 |
| MAZ-1 | 1458 | 885 | 640 ± 30 | 6482–6470 (2.1%) | 6451–6301 (93.4%) | T. oryx | UGAMS-6 |
| MAZ-1 | 1458 | 885 | 389 | 1021 | 14–1010 | 9 (42.8%) | 1008–990 | T. strepsiceros | UGAMS-6 |
| MAZ-1 | 1407 | 1006 | 35 | 1171 | 14–1166 (9.2%) | 1164–1129 | 86.3%) | Po. larvatus | UGAMS-6 |
| MAZ-1 | 1935 | 410 | 060 ± 30 | 1246 | 1234–1221 (24.2%) | 1220–1201 | 14.4%) | E. quagga | UGAMS-6 |
| MAZ-1 | 1679 | 3513 | 1384 | 1696 | 1658 | 1659 | E. quagga | UGAMS-6 |
| MAZ-1 | 1820 | 3214 | 1739 | 1709 | 1E. quagga | UGAMS-6 |
| MAZ-1 | 1702 | 491 | 1493 | 641 | 18,605 – 18,140 | T. oryx | YASIC-6 |
| MAZ-1 | 660 | 9.1 | 363 | 20 ± 25 | 3845–3685 (90.7%) | 3665–3643 (4.7%) | E. quagga | UGAMS-6 |
| KAD-1 | 110 | 251 | 1–6 | 木炭 | UGAMS-30 |
| KAD-1 | 1464 | 1480 | 25 | 1369–1297 | 木炭 | UGAMS-30 |
| KAD-1 | 1580 | 3520 | 25 | 3845–3643 | 木炭 | UGAMS-30 |

3.1.2 – Hora 5 (HOR-5)
Hora 5（海拔1505米）同样位于Hora Mountain上。该遗址最初由Sandelowsky于1972年发掘，发现顶部约30厘米的沉积物中含有铁器时代遗存，下层含有晚期石器时代遗存。MALAPP于2018年进行了一次发掘，共开掘了11个探方（补充图4），暴露出约70厘米的沉积物，但未到达底层。在顶部历史层（过去500年的沉积物）之下，通过对木炭的AMS 14C测年，确定其余沉积物属于中全新世至晚全新世（5,700–2,700年前），从而补充了Hora 1的年代序列。

3.1.3 – Mazinga 1 (MAZ-1)
Mazinga 1（11°43'S，33°42'E，海拔1395米）位于Hora Mountain东南方向9公里处的Luwelezi河狭窄河谷中，这条河流是Kasitu河的支流，附近有岩石山坡。该遗址在2016年的MALAPP调查中被记录下来，并于2017至2023年间进行了发掘。这里主要讨论截至2019年收集到的材料。2017至2019年的资料来自22个探方（补充图5），最大挖掘深度为地表下150厘米。已发表的两个测年数据（Cerezo-Román et al., 2025; Miller et al., 2021）以及此处提供的另外11个新测年数据（表1）共同奠定了复杂的地层学基础，后续将进一步通过其他方式发表完整的研究结果。我们采用保守的方法，将地层分为三个主要单元：第一个单元包含整个全新世的沉积物；第二个单元跨越30,000–17,000年前的时间段；第三个单元则可能是旧石器时代和全新世沉积物的混合体。

3.1.4 – Kadawonda 1 (KAD-1)
Kadawonda 1（11°41'S，33°45'E，海拔1720米）位于Luwelezi河流域的上游地区。该地点位于山区，气候比其他遗址更为寒冷潮湿。该遗址在2016年的MALAPP调查中被记录下来，并在2017年进行了初步测试。测试坑覆盖了11个探方（补充图6），最大挖掘深度为120厘米。Dussubieux等人（2023）发表了一个木炭的AMS 14C测年数据。此处提供了三个额外的木炭测年结果（表1）。这些数据共同表明该地区的年代为约3,800年前之后。为了古环境重建的目的，我们认为这些沉积物属于晚全新世，并将其与Hora 5的低海拔同期记录进行比较。

3.2 – 样本选择
在这项研究中，我们从数百个标本（大部分为碎片）中选择了62颗可进行分类鉴定的牙齿（表2），这些标本是在整理发掘材料时检查和鉴定的（补充数据）。分类鉴定基于耶鲁皮博迪博物馆（美国康涅狄格州纽黑文）的对比标本以及已发表和未发表的对比图谱。为了排除断奶对牙齿成分的影响，排除了第一臼齿（Fricke and O’Neil, 1996；参见Luyt and Sealy, 2018）。此外，严重变色和含水的珐琅质也被排除在外，因为燃烧会影响δ18O值（Robinson and Kingston, 2020）。为了避免变形和破碎边缘对分析的影响，也排除了这些区域。

表2 – 研究样本的组成（样本数量/牙齿数量），按时间区间分类
- 时间区间 | 样本数量 | 饮食类型 |
|------------------|---------|-------------------|
| 现代饮食 | 6.5–0 ka BP | |
| 10–8 ka BP | |
| 14–10 ka BP | |
| 22–15 ka BP | |
- 总计（按分类群） | |
| 平原斑马（Equus quagga） | 9/11 | |
| 草本植物 | 12/11 | |
- 犀牛（Rhinocerotidae） | 6/11 | |
- 短吻猪（Phacochoerus africanus） | 6/3 | |
- 主要为草本植物 | |
| 6/2 | |
- 9/2 | |
- 3/5 | |
- 6/9 | |
- 灌木猪（Potamochoerus larvatus） | 2/1 | |
- 鹿科动物（Alcelaphini） | 5/1 | |
- 草本植物 | |
| 8/2 | |
- 15/6 | |
- 7/6 | |
- 红驼科动物（Hippotragini） | 4/1 | |
- 草本植物 | |
| 8/2 | |
- 15/6 | |
- 始祖鹿科动物（Tragelaphini） | 6/1 | |
- 疾走羚（Po. larvatus） | |
- 4/1 | |
- 6/3 | |
-C4植物包括大多数热带草本植物和莎草类，例如纸莎草（C. papyrus），其δ13C值在-14‰至-10‰之间（平均值为-12.7‰）（Heaton, 1999）。虽然C3草类可以在海拔2000米以上生长并在3000米以上占据主导地位（Tieszen et al., 1979; Young and Young, 1983），但我们的研究区域大部分海拔均低于这些阈值。在尼卡高原，2200-2500米之间的草地主要由loudetia和andropogon属的草类主导（Dowsett-Lemaire, 1985），这两种都属于C4植物。因此，我们假设在我们的研究区域内C3草类几乎不存在或数量可以忽略不计。假设CAM植物的贡献可以忽略不计，我们可以用以下简单的线性混合模型来模拟食草动物的饮食组成：其中f表示C3或C4植物在饮食中的比例，δ13CC3和δ13CC4分别表示这两种植物的同位素比值（Garrett et al., 2015a; Robinson, 2017a）。采用+14.1‰作为饮食对生物磷灰石的富集因子（Cerling and Harris, 1999），并根据上述全球平均值，1.4‰表示100%为C4植物的饮食，-13.3‰表示100%为C3植物的饮食。如果我们用这些值代替δ13CC3和δ13CC4，并且接受fC4 + fC3 = 1（即饮食完全由C3或C4植物组成），那么我们可以将方程重写为：通过解这个方程可以得到C4植物在饮食中的比例。由于上述δ13C值基于现代样本，因此从所有δ13Cenamel值中减去1.5‰，以考虑工业化前与现今大气中CO2的δ13C值之间的差异（Garrett et al., 2015b; Robinson, 2017b）。哺乳动物生物磷灰石中的δ18O值反映了体内水分的18O含量，但存在一个偏移量（Longinelli, 1984; Luz et al., 1984）。在这里，我们采用水与生物磷灰石中的碳酸盐部分之间+26‰的偏移量（Lüdecke et al., 2016a）。需要注意的是，尽管这个偏移量是恒定的，但由于沉积几何结构和釉质成熟的影响，水中的δ18O值范围与生物磷灰石中的δ18O值范围之间的关系并非线性（Blumenthal et al., 2019b; Green et al., 2017）。对于马科动物，可以通过δ18Ocorrected = δ18Omeasured/(1-0.54)进行校正（Blumenthal et al., 2019a）。当有足够样本时，可以通过校正后的δ18O范围的平均值来估计降水中δ18O的范围：δ18Oprecipitation range = 1.6932 * δ18Ocorrected - 3.6357（Blumenthal et al., 2019a）。饮用地表水的哺乳动物往往反映出降水的δ18O值，而在热带环境中，随着降水量的增加，降水的δ18O值也会降低（Fricke and O’Neil, 1999; Pederzani and Britton, 2019）。然而，如果动物从蒸发水源（例如，停留时间较长的地表水，包括dambo水域[Banda et al., 2019]）饮水，则情况不同，这些水源的δ18O值会高于降水。植物茎和多肉果实的δ18O值与降水相似，而叶子由于优先蒸腾16O而富含18O（Flanagan et al., 1991）。因此，主要通过食物获取水分的食草动物将表现出比同域强制性饮水动物更高的δ18O值，而食叶动物则比同域食草动物具有更高的δ18O值（Fricke et al., 1998b; Kihwele et al., 2020; Levin et al., 2006）。在这里，小型牛科动物和麂类的δ18O值可能是干旱期的良好指标，因为这些动物从食物中获取了大部分水分，导致在干旱条件下其18O富集程度相对较高（Hempson et al., 2015; Kihwele et al., 2020）。本研究中考虑的所有其他动物主要通过饮水获取水分。水的δ18O值通常相对于维也纳平均标准海水（VSMOW）来表示。由于本研究遵循固体碳酸盐样本的建议（Kim et al., 2015），我们报告的生物磷灰石的δ18O值是相对于维也纳Pee Dee贝lemnite（VPDB）的，因此需要将文献中的水测量值转换到我们的参考范围内（Kim et al., 2015）：姆祖祖-姆祖尼气象站（Mzuzu-Mzuni Meteorological Service Station）测量的湿润季节降水的δ18OVSMOW值（n = 6，2017-2019年）（Banda et al., 2021），距离我们的研究区域约45公里，平均值为-6.0 ± 2.5‰（范围：-9.0至-2.2‰）。然而，如今姆祖祖周围的高原地区降水量远大于我们站点所在的姆津巴地区。现代地表水由于受到蒸发作用的影响，因此提供了更现实的估计。马拉维北部几个地点的湿润季节河水（n = 9，2011-2013年）（Lüdecke et al., 2016a）的δ18OVSMOW值在-7至-3.4‰之间。这一范围也包括同一地区的地下水样本（n = 52，2011-2013年）（Lüdecke et al., 2016a），表明地下水在到达地下储层之前会在地表停留足够长的时间，从而经历与地表水相同的蒸发过程（Banda et al., 2019）。尽管有蒸发作用，但测量到的最高地下水δ18O值仍然低于降水的最高δ18O值，这可能是由于水在储层中的平均效应。粉末样品（质量不超过约12毫克）按照Balasse et al. (2002)的方法处理，以去除有机物和二次碳酸盐。首先，将样品粉末与约2.6%的次氯酸钠（NaOCl）反应一夜，以氧化有机物。然后用超纯水（18.2 MΩ*cm-1）冲洗三次，接着用0.1M的乙酸（CH3COOH）与样品反应4小时，每毫克初始样品质量使用约0.1毫升酸。最后再次冲洗三次并在50°C下干燥48小时。将800 ± 200微克的处理后的样品在70°C的Kiel IV碳酸盐装置中与104%的磷酸[H3PO4]反应，生成的CO2在美国康涅狄格州纽黑文的YASIC（Yale Analytical and Stable Isotope Center）的Thermo MAT 253仪器中进行分析。13C/12C和18O/16O的比值以VPDB的偏差表示：δ‰ = ((Rsample-RVPDB)-1) * 1000。使用的实验室参考材料是纯碳酸盐MERC（δ13CVPDB = -48.96‰, δ18OVPDB = -16.48‰）和PX（δ13CVPDB = 2.01‰, δ18OVPDB = -1.91‰），这些材料的校准基于NBS18和IAEA603。测量精度是重复测量（28对）的方差平方根，δ13C的精度为±0.31‰，δ18O的精度为±0.30‰。通过10,000次蒙特卡洛模拟来评估分析不确定性的影响。在每次模拟中，每个同位素值都是从以报告值为中心、标准差为0.3‰的正态分布中随机抽样的。所有模拟结果都与下面报告的传统测试结果一致。详细的模拟结果见补充表2.3.4。全球海水和降水中的δ18O与δ17O值之间的关系可以用斜率为0.528的直线表示（Luz and Barkan, 2010）。偏离这一关系的值（17O异常或17O过剩）表示为δ'x = logarithmic (1000*ln(δx/1000+1))（Hulston and Thode, 1965）。Δ'17O值通常以每兆的增量表示，其中1每兆等于0.001‰。在相对湿度低于100%的条件下，蒸发会导致水蒸气中的Δ'17O值增加而δ18O值减少，使剩余的液态水具有更高的δ18O值和更低的Δ'17O值；而在凝结过程中则相反（尽管幅度较小）（Giménez et al., 2021; Landais et al., 2010; Luz and Barkan, 2010; Uechi and Uemura, 2019）。体水中的δ18O和Δ'17O值是饮用水分（0-60%）、食物中的液态水分（0-60%）、代谢水分（20-40%）以及从宏量营养素代谢过程中产生的水分（通常只占体水的约1%）之间的质量平衡的结果（Whiteman et al., 2019）。这些水分来源具有不同的同位素组成：饮用水通常反映的是大气水的δ18O和Δ'17O值，范围为0-50每兆（全球平均值约为30每兆[Aron et al., 2021; Sharp et al., 2018]），而食物中的水分也与大气水相关，但其富集程度取决于植物部位（Feng et al., 2024）；代谢水分含有大气中的氧，其δ18O值为23.9 ± 0.3‰，Δ'17O值为-432 ± 15每兆（Pack, 2021; Sharp and Wostbrock, 2021）；植物中的宏量营养素水分的δ18O和Δ'17O值接近于纤维素的同位素组成（Feng et al., 2024）。依赖大量饮用水的动物的体水δ18O和Δ'17O值更接近大气水的同位素值，而主要依赖食物水分的动物则具有更高的δ18O和Δ'17O值（Hu et al., 2023; Passey and Levin, 2021）。体水中的δ18O和Δ'17O值记录在生物磷灰石中，其中含有反映体温的碳酸盐-水同位素分馏因子。Lehmann等人（2022）测量了多种现代哺乳动物牙齿釉质中的Δ'17O值，这些动物来自不同干旱程度的环境。他们发现，来自干旱环境的动物的δ'17O值范围更广（约-100至-250每兆），而来自湿润环境的动物则较窄（约-100至-175每兆）（Lehmann et al., 2022）。由于δ18O和δ17O值相关联，因此通过计算牙齿内部的不同季节的Δ'17O值可以估算干旱程度，而无需通过测量水生动物或比较对水分敏感和不敏感的物种来估算基线δ18O（Cerling et al., 2008; Blumenthal et al., 2017; Levin et al., 2006）。在这里，我们比较了干旱季节和湿润季节形成的牙齿釉质中的Δ'17O值，目的是检测可能表明行为或生理季节变化的差异。十个依次采样的牙齿在产生最高和最低δ18O值的地点旁边进行了重新采样，分别对应于晚期干旱季节和湿润季节。至少20毫克的釉质按照Balasse et al. (2002)的方法处理后，在YASIC使用Wostbrock et al. (2020)的方法进行了测量。结构碳酸盐在25°C下与104%的H3PO4反应至少20小时。生成的CO2通过一系列冷阱与水分和其他不可冷凝杂质分离。一部分CO2被测量其δ18OVSMOW值。剩余的CO2在700°C下用BrF5氟化四天。生成的O2通过一系列冷阱纯化后，引入Thermo MAT 253仪器中测量δ18OO2和δ17OO2（共30个循环）。Δ'17O值根据VSMOW2-SLAP2标准表示，该标准使用San Carlos Olivine和SKFS Flint的已建立的Δ'17O-δ18O值进行校准（Sharp and Wostbrock, 2021）。注意，δ18OO2仅用于计算Δ'17O，而δ18OCO2被认为是可靠的釉质同位素组成测量方法（Wostbrock et al., 2020）。测量精度是根据重复非连续测量的内部纯碳酸盐标准值的方差平方根计算的，δ13C的精度为±0.31‰，δ18O的精度为±0.30‰。通过重复测量内部匹配的质量控制标准品（现代牛釉质，n = 52；补充数据）来监测准确性。在计算测试统计量和相关p值时，我们通过10,000次蒙特卡洛模拟来评估分析不确定性。在每次模拟中，每个同位素值都是从以报告值为均值、标准差为0.3‰的正态分布中随机抽样的。统计测试在每次模拟中都重复进行。所有模拟结果都与下面报告的传统测试结果一致。详细的模拟结果见补充表2.3.4。粉末在1N CH3COOH中反应以去除地质碳酸盐，产生的CO2定期被抽出。最后，样品粉末在H3PO4中反应，产生的CO2在冷阱中纯化并转化为石墨（Vogel等人，1984年）。木炭样品通过酸-碱-酸法处理以去除次级碳酸盐、酸溶性化合物和腐殖酸。样品首先在80°C下的1N HCl中加热1小时，然后冲洗，再用1M氢氧化钠（NaOH）冲洗，再次用稀HCl处理。最后冲洗并干燥后，样品在氧化铜（CuO）存在下在900°C下燃烧。产生的CO2按上述方法进行分析（Vogel等人，1984年）。另一个日期是在YASIC使用0.2 MeV Mini Carbon Dating System（MICADAS）获得的（Wacker等人，2010年），该设备由IonPlus（瑞士Dietikon公司制造），并按照Jones等人（2021年）的协议在真空条件下制备。在我们有可靠地层来源的23个案例中，直接测得的日期与基于地层的日期一致（补充数据）。我们尝试从部分牙齿的牙根和下颌骨中提取胶原蛋白，但任何样本中都没有保存到胶原蛋白。日期使用SHCal20在95.4%的置信水平上进行校准（Hogg等人，2020年），并在OxCal v4.4中使用（Bronk Ramsey，2001年）。

图3显示了按分类单元和时间区间划分的δ13C值。随时间明显的变化包括：平原斑马（Equus quagga）在22-15千年前后的δ13C值降低，表明其饮食中包含了一些C3饲料；全新世疣猪（Phacochoerus africanus）的δ13C值急剧下降，表明C4饲料减少；以及小型牛科动物在末次冰期（LGM）和中晚全新世期间的δ13C值下降，这可能表明它们使用了更封闭的栖息地，同时保持纯C3饮食。尽管每个分类单元的δ13C值范围往往随着个体数量的增加而增加（参见DeSantis等人，2022年），但在我们的数据集中这种相关性较弱（r = 0.57；见补充数据）。下载：下载高分辨率图像（305KB）下载：下载全尺寸图像

图3显示了按时间区间划分的所有分类单元的δ13C值，括号内报告了样本数量（Nsamples）和牙齿数量（Nteeth）。序列数据和批量数据被合并。δ13C值已经校正了前工业时代的CO2影响。箱子代表值间的四分位数范围（IRQ），须状线条延伸到IRQ范围的1.5倍。轮廓图来自phylopic.org。

通过连续年龄分析考古釉质中的δ18O值（结合序列数据和批量数据）（图2A），不能拒绝时间序列的稳定性（增强Dickey-Fuller检验：-5.0422；p = 0.01），即δ18O值的平均值、方差和自相关性随时间没有变化。总体平均值为-2.39‰。即使按水分依赖性分层，平均δ18O值也保持稳定（补充图2B；参见Blumenthal等人，2017年；Faith等人，2018年；Hempson等人，2015年；Levin等人，2006年）。然而，当数据按时间区间分组时，最古老的两个组的平均δ18O值（22-15 ka cal BP：-2.24‰；14-10 ka cal BP：-2.00‰）显著高于最年轻的区间（10-8 ka cal BP：-3.29‰；6.5-0 ka cal BP：-3.06‰）（Kruskal-Wallis χ2 = 17.258，p < 0.001；后续使用Benjamini和Hochberg校正的Wilcoxon检验）。按分类单元分层数据时，更新世期间的犀科动物（不包括只有一个数据点的区间；Mann-Whitney W = 40.5，p = 0.007）和Ph. africanus的δ18O值较高。在小型牛科动物中，差异虽然微妙但具有统计学意义（χ2 = 7.9388，p < 0.05）。在tragelaphins或reduncins中没有观察到时间区间间的差异。我们没有找到任何全新世的alcelaphins，但在更新世的样本中，14-10 ka cal BP的牙齿的δ18O值高于22-15 ka cal BP的牙齿（W = 143，p < 0.01）。下载：下载高分辨率图像（343KB）下载：下载全尺寸图像

由于样本限制，无法比较更新世和全新世的 Bushpig（Potamochoerus larvatus）和 hippotragins。Equus quagga与其他所有分类单元不同，其在22-15 ka cal BP时的平均δ18O值较低（-3.41‰）。然而，这个区间也显示出最广泛的δ18O值范围，包括最低和最高的δ18O值，这与强烈的降水变化一致。6.5-0 ka cal BP的Equus quagga的平均δ18O值（-4.13‰）低于该分类单元中的其他成员。在综合检验中，中位数具有统计学差异（χ2 = 9.9703，p < 0.02），但后续的成对比较未达到显著性α = 0.05。每个分类单元中的δ18O值范围受到包含牙齿数量的强烈影响（r = 0.87；见补充数据）。并非所有个体都产生了正弦波状的牙齿内δ18O曲线，但那些产生这种曲线的个体与撒哈拉以南非洲已发表的现代和化石个体的平均范围相比更大（见下文）。牙齿内数据总结在表3中。表3——来自牙齿内同位素曲线的数据摘要（详情见补充数据）。δ13C值已经校正了前工业时代的CO2影响。

地点 样本编号 分类单元 牙齿位置 时间区间（ka BP） 样本数量（N） δ13C平均值 δ13C最小值 δ13C最大值 δ13C范围 δ18O平均值 δ18O最小值 δ18O最大值 δ18O范围
HOR-5 25185 Phacochoerus africanus M3 inf 6.5-0 4.5 -5.24 -5.59 -4.69 0.90 -4.22 -4.98 -3.71 1.27
KAD-1 15965 Nesotragus moschatus M3 sup 6.5-0 3-14.23 -15.38 -12.95 2.43 -4.00 -5.94 -2.49 3.45
KAD-13 3292 Oreotragus oreotragus M2 sup 6.5-0 2-14.33 -14.39 -14.27 0.12 -3.10 -3.43 -2.76 0.67
KAD-13 3293 Oreotragus oreotragus M3 sup 6.5-0 2-15.38 -16.01 -14.51 1.50 -0.46 -1.22 0.31 1.53
MAZ-110838 Diceros bicornis P4 inf 6.5-0 6-13.08 -13.62 -12.68 0.94 -3.50 -5.26 -2.79 2.47
MAZ-111736 Equus quagga M3 sup 6.5-0 9-12.65 -0.75 0.00 0.75 -4.13 -4.86 -3.10 1.76
MAZ-145888 Tragelaphus oryx M3 inf 6.5-0 6-13.16 -13.4 -12.8 0.60 -2.33 -2.70 -1.90 0.80
MAZ-110021 Kobus vardonii M3 sup 6.5-0 4-12.39 0.21 1.09 0.88 -0.74 -1.99 0.25 2.23
MAZ-112569 Orebia ourebi M2 inf 6.5-0 2-13.0 -13.43 -12.64 0.79 -2.91 -4.38 -1.43 2.95
MAZ-112568 小型牛科动物（未鉴定） M2 sup 6.5-0 3-12.4 -13.12 -12.01 1.11 -1.40 -3.21 0.28 3.49
HOR-144001 Equus quagga P4 sup 10-8 12-13.01 -0.58 0.53 1.11 -3.60 -4.47 -2.84 1.63
HOR-118407.1 Oreotragus oreotragus M2 sup 10-8 2-5.15 -12.84 -12.47 0.37 -3.65 -4.57 -2.74 1.83
HOR-118407.2 Oreotragus oreotragus M3 sup 10-8 20.85 -13.28 -13.03 0.25 -3.51 -3.55 -3.48 0.07
HOR-14070.1 Orebia/Oreotragus M3 sup 10-8 20.08 -13.23 -13.03 0.20 -3.12 -13.23 -13.03 0.20
HOR-15796 Phacochoerus africanus M3 inf 10-8 20.30 -6.96 -6.33 0.63 -6.65 -4.01 -3.45 0.56
HOR-1152874.8 Connochaetes taurinus M2 inf 14-10 15 1.04 0.04 1.39 1.35 0.78 -1.63 2.33 3.96
HOR-143778 Phacochoerus africanus M3 inf 14-10 12-14.23 -0.79 0.69 1.48 -3.51 -5.65 -1.19 4.46
HOR-149230 Phacochoerus africanus M2 sup 14-10 7-13.33 0.10 0.45 0.35 -2.77 -4.10 -0.59 3.51
MAZ-19354 Equus quagga P2 sup 14-10 15 0.82 0.60 1.70 1.10 -2.95 -5.30 -1.40 3.90
MAZ-140738.1 Potamochoerus larvatus M2 inf 14-10 3-13.37 -14.5 -14.10 -4.47 -4.70 -4.20 0.50
MAZ-145853 Tragelaphus strepsiceros M3 inf 14-10 71.61 -13.72 -12.84 0.88 -3.12 -6.15 -0.81 5.34
MAZ-133295.1 Oreotragus oreotragus M3 inf 14-10 3-12.5 -12.90 -11.82 1.08 1.78 0.47 2.74 2.27
HOR-167572 Alcelaphini M2 sup 22-15 13-0.79 0.04 1.47 1.43 -0.91 -2.65 1.04 3.69
HOR-168569 Rhinocerotidae 未鉴定 P/M2 22-15 71.01 -14.01 -12.66 1.35 -1.37 -3.08 0.19 3.27
HOR-164737 Connochaetes taurinus P4 inf 22-15 61.62 0.96 1.86 0.90 -2.77 -4.11 -1.27 2.84
HOR-167485 Connochaetes taurinus M3 inf 22-15 91.60 -1.52 0.37 1.89 -0.76 -1.85 -0.09 1.76
HOR-175753 Connochaetes taurinus M3 inf 22-15 11-09 -1.06 1.76 2.82 -1.50 -3.32 1.13 4.45
HOR-1101126 Connochaetes taurinus M3 inf 22-15 14-0.99 0.92 2.41 1.49 -1.83 -4.78 0.73 5.50
HOR-1153057.5 Connochaetes taurinus M3 inf 22-15 14 0.56 -0.92 2.27 3.19 -1.38 -3.64 0.51 4.15
HOR-165253 Equus quagga P3 inf 22-15 11 0.74 -0.46 0.34 0.80 -3.76 -5.58 -3.05 2.52
HOR-167935 Equus quagga P2 sup 22-15 20-0.89 -1.55 -0.29 1.25 -2.88 -3.70 -1.99 1.71
HOR-182032 Equus quagga M2 sup 22-15 18-12.71 -0.40 1.07 1.47 -2.26 -4.00 -0.05 3.95
HOR-169131 Kobus cf. ellipsiprymnus M3 sup 22-15 11-1.14 0.11 1.08 0.97 -0.46 -3.34 2.07 5.41
HOR-182079 Phacochoerus africanus M3 inf 22-15 5-1.81 -1.17 -0.75 0.42 0.55 -0.08 1.15 1.23
HOR-170249 Tragelaphus cf. oryx M2 sup 22-15 6-1.89 -12.94 -12.40 0.54 -2.11 -2.61 -1.20 1.41
MAZ-112711 Equus quagga M3 inf 22-15 11 1.54 -1.64 -0.82 0.82 -3.75 -4.89 -3.31 1.58
MAZ-141169 Equus quagga M2 inf 22-15 71.76 -4.66 -0.75 3.91 -4.21 -4.97 -2.94 2.04
MAZ-146459 Equus quagga M2 inf 22-15 17 0.60 -2.80 -1.20 1.60 -4.43 -6.13 -2.80 3.33
MAZ-133296.2 Hippotragus sp. M2 inf 本研究包含的所有犀牛样本的δ13C值均较低，表明它们仅以C3植物为食（见补充图11）。犀牛的δ18O值显示，中全新世时期的气候比更新世更加湿润（δ18O值较低）（见补充图13），这一结果与其他研究结果一致。在汇总的犀牛数据或任何时间段内，δ13C值与δ18O值之间均无相关性，表明它们的食物来源没有随季节变化而改变。连续采样的数据并未显示出明显的周期性变化（见补充图14），但22-15 ka cal BP时期的样本显示δ18O值的范围较广，为3.27‰至4.3‰。

4.4. – 普通疣猪（Phacochoerus africanus）
高δ13C值表明，在更新世期间，Kasitu地区的非洲疣猪主要以C4植物为食（见补充图15）。与后期相比，22-15 ka cal BP时期的非洲疣猪的δ18O值显著升高（见补充图16），这表明当时的环境更为干燥。与犀牛类似，在汇总的数据或任何时间段内，δ13C值与δ18O值之间均无相关性，表明它们的食物来源没有随季节变化而改变。我们从8只非洲疣猪中提取了连续的牙齿样本（见图8）。其中一只样本的磨损程度较重（编号#5796），另外两只样本的牙釉质与牙根连接处已经损坏（编号#82079和#25185）。剩余的两只样本属于14-10 ka cal BP时期。下颌第三门齿（编号#43778，直接测定年代为14.0-13.8 ka cal BP，见表1）的δ18O值范围为4.46‰，而上颌第二门齿（编号#49230）的δ18O值范围为3.51‰。

4.6. – 灌木猪（Potamochoerus larvatus）
共有四只灌木猪的δ13C值数据。所有样本的δ13C值均较低，表明它们的饮食完全由C3植物组成（见补充图17）。与其他研究结果一致，更新世时期的灌木猪样本的δ18O值高于早全新世时期的样本（见补充图18）。

4.5. – 牛科羚羊族（Alcelaphini）
该族包括七个样本，其中一只来自14-10 ka cal BP时期，六只来自22-15 ka cal BP时期。其中六只被鉴定为C. taurinus，另一只只能鉴定到族级别。δ13C值与δ18O值之间无相关性。在所有样本中，δ13C值在整个牙齿中保持较高水平，表明它们的饮食仅包含或主要包含C4植物（Cerling等，2003；Sponheimer等，2003）（见补充图19）。14-10 ka cal BP时期的灌木猪样本的δ18O值显著高于22-15 ka cal BP时期的样本（W = 143，p < 0.01；见补充图20）。在所有Kasitu地区的灌木猪样本中，连续采样的δ18O值显示出明显的季节性变化（见图9）。由于四只样本的牙冠因磨损而丢失（编号#67572、#64737、#67485）或样本片段的完整性不足（编号#75753），其δ18O曲线较短。编号#152874.8（直接测定年代为10.7-10.5 ka cal BP，见表1）和编号#101126（直接测定年代为16.9-16.5 ka cal BP，见表1）的样本提供了约40毫米长的δ18O值记录（即大部分未被磨损的第三门齿，假设牙冠在开始磨损时的高度约为56毫米[Janis，1988]）。这两只样本的δ18O值范围分别为3.96‰和5.51‰，但由于牙釉质成熟对降水量的缓冲作用，这一范围可能低估了实际年降水量的变化（Green等，2017）。这些牙齿所代表的时间长度不确定，但作为参考，Alcelaphus buselaphus的第三门齿形成时间超过三年（Macho和Williamson，2002）。

4.7. – 马羚族（Hippotragini）
该族包括两个样本，分别来自14-10 ka cal BP时期和22-15 ka cal BP时期。六个样本被鉴定为C. taurinus，另一个样本只能鉴定到族级别。δ13C值与δ18O值之间无相关性。在所有样本中，δ13C值在整个牙齿中保持较高水平，表明它们的饮食仅包含或主要包含C4植物（见补充图19）。14-10 ka cal BP时期的样本的δ18O值显著高于22-15 ka cal BP时期的样本（W = 143，p < 0.01；见补充图20）。在所有Kasitu地区的样本中，连续采样的δ18O值显示出明显的季节性变化（见图9）。

4.8. – 短角羚族（Tragelaphini）
所有被鉴定为短角羚的样本的δ13C值均较低，表明它们仅以C3植物为食（见补充图26）。这一结果符合更新世时期的短角羚Tragelaphus scriptus（直接测定年代约为17.3-16.9 ka cal BP；见表1和补充图27）和较大的角马Tragelaphus strepsiceros（直接测定年代约为10.2-9.9 ka cal BP；见表1）的饮食习惯（Cerling等，2003；Sponheimer等，2003）。尽管δ13C值低于预期，但最年轻的（直接测定年代为6.5-6.3 ka cal BP，见表1）和最古老的（直接测定年代为18.6-18.1 ka cal BP，见表1）短角羚的δ18C值仍较高，这些样本被鉴定为普通角马Tragelaphus oryx，通常被认为是混合性食性动物（Gagnon和Chew，2000），其饮食中可能含有高达18%的C4植物（Cerling等，2003；Sponheimer等，2003）。δ18C值在时间上没有明显趋势（见补充图28）。虽然所有样本的δ13C值均未显示出周期性变化（见补充图28），但T. strepsiceros的δ18O值范围较广（见补充图29）。

5. – 讨论
5.1. 与其他地点的比较：碳同位素
我们研究中估计的E. quagga、C. taurinus和K. ellipsiprymnus的C4植物比例高于Kalemba（赞比亚东部）晚更新世时期的考古样本（Robinson，2017b）。Kalemba也位于Zambian盆地内，但位置更内陆，向南大约300公里（见图10）。在Kasitu地区，E. quagga的平均δ13C值为-0.48 ± 1.20‰（Nteeth = 9）。而在Kalemba（Nteeth = 34）和Makwe（Nteeth = 9，同样位于赞比亚东部；见图10）的E. quagga平均δ13C值为-3.3 ± 3.1‰（Robinson和Rowan，2017）。与马拉维Karonga盆地的Plio-Pleistocene时期的hipparionins相比，Kasitu地区的E. quagga的δ13C值更低（-8.5‰至-0.7‰，未校正前工业时代的CO2影响；Bocherens等，2011；Lüdecke等，2016a）。

我们犀牛样本的δ13C值较低（Nteeth = 3；平均δ13C = -13.48 ± 1.02‰），反映了它们的C3植物饮食习性。这一结果与现代D. bicornis的饮食习惯一致（Estes，2012）。然而，δ13C值本身并不能排除存在野外活动的白犀牛（Ceratotherium simum）的可能性，因为白犀牛现今主要以草食为主（Estes，2012）。中新世和更新世的Ceratotherium物种具有多种饮食习性，从C3植物到C4植物都有（Kingston和Harrison，2007及参考文献）。在南非KwaZulu-Natal地区的Sibhudhu遗址（以前称为Sibudu，见图10）发现的一只更新世犀牛的δ13C值较低（-15.5‰）。

我们的更新世非洲疣猪样本的δ13C值大多较高（Nteeth = 5；平均δ13C = -1.57 ± 4.50‰），表明它们的饮食以C4植物为主。作为对比，来自Karonga地区的一只不到600年前的非洲疣猪样本的δ13C值平均为-10.3‰（Lüdecke等，2016b），表明其饮食中仅含有约10%的C4植物。全新世时期的Kasitu非洲疣猪是混合性食性动物（Nteeth = 4；平均δ13C = -4.74 ± 1.94‰），其饮食中47-82%为C4植物（见补充图15）。Kalemba（Nteeth = 5；平均δ13C = -4.6 ± 2.6‰）和Makwe（Nteeth = 18；平均δ13C = -2.8 ± 2.6‰）的非洲疣猪与全新世时期的样本相似，但与更新世时期的样本明显不同。在另一种牛科动物Po. larvatus中，δ13C值较低（Nteeth = 4；平均δ13C = -13.37 ± 1.18‰），低于Kalemba地区的平均δ13C值（-7.8 ± 5.1‰），后者表明其饮食中可能含有高达38%的C4植物（Robinson，2017a）。Kasitu地区的Po. larvatus样本的δ13C值也低于马拉维现代Po. larvatus样本的平均δ13C值（平均δ13C = -9.3 ± 2.5‰，Yang等，2024）。

我们的C. taurinus样本的δ13C值较高（Nteeth = 7；平均δ13C = 1.00 ± 0.92‰），表明它们主要以C4植物为食。相比之下，来自赞比亚东部的C. taurinus（Kalemba：牙齿数量=9；Makwe：牙齿数量=7）在其饮食中包含了更多的C3植物（Kalemba：平均δ13C = 0.7 ± 1.7‰，其中包括一个δ13C = -4.8‰的异常值；Makwe：平均δ13C = 0.3 ± 2.3‰，也包括一个δ13C = -4.7‰的异常值）（Robinson, 2017a；Robinson和Rowan, 2017）。我们的样本与来自Karonga的Connochaetes sp.更为相似（未校正工业革命前的二氧化碳水平；牙齿数量=1；牙齿内平均δ13C = 0.47‰）（Lüdecke等人，2016a），而同一沉积层中已灭绝的旋角马Megalotragus sp.的饮食则从混合进食到纯C4植物食性不等（未校正工业革命前的二氧化碳水平；牙齿数量=5；平均δ13C = -1.8 ± 2.1‰）（Bocherens等人，2011；Lüdecke等人，2016a）。我们样本中唯一的马羚个体具有较高的δ13C值（牙齿数量=2；平均δ13C = 1.65 ± 1.24‰），表明其饮食主要由C4植物组成。这与Karonga的一个上新世马羚样本的较低δ13C值（-6.4‰）形成对比，后者表明其饮食中包含高达63%的C3植物（Lüdecke等人，2016a）。Kasitu红羚的δ13C值较高（牙齿数量=4；平均δ13C = 0.75 ± 0.44‰），而Kalemba的红羚中C4植物的比例仅为85%（K. ellipsiprymnus：牙齿数量=13，平均δ13C = -0.8 ± 2.4‰）和76%（R. arundium：牙齿数量=4，平均δ13C = -2.2 ± 5.4‰，其中包括一个δ13C = -10.1‰的异常值）（Robinson, 2017a）。Kasitu红羚与Makwe的R. arundium更为相似（牙齿数量=3，平均δ13C = 0.3 ± 0.8‰），后者的饮食中C4植物的比例为85-95%（Robinson和Rowan, 2017）。在旋角马科动物中，Kasitu谷地T. scriptus的δ13C值较低（-15.90‰），而Kalemba的同一物种为-10.9‰（Robinson, 2017a），而Makwe的T. strepsiceros的δ13C值则典型的纯C3植物食性（牙齿数量=3，平均δ13C = -15.3 ± 0.9‰）（Robinson和Rowan, 2017）。Kasitu谷地的T. oryx的δ13C值也较低（牙齿数量=2；平均δ13C = -12.86 ± 0.25‰），相比之下Kalemba的同一物种平均δ13C为-10.6 ± 5.6‰（牙齿数量=4）（Robinson, 2017a），Makwe的一个个体δ13C值为-8.8‰（Robinson和Rowan, 2017）。

在小型牛科动物中，我们的S. grimmia样本的δ13C值显著较低（牙齿数量=3；平均δ13C = -16.26 ± 2.98‰），而Kalemba和Makwe的δ13C值较高（Kalemba：牙齿数量=6，平均δ13C = -11.2 ± 3.2‰；Makwe：牙齿数量=18，平均δ13C = -12.5 ± 2.5‰，其中包括一个δ13C = -3.3‰的异常值）（Robinson, 2017a；Robinson和Rowan, 2017）。在Makwe的Or. oreotragus中也测量到了较低的δ13C值（-19.1‰）（Robinson和Rowan, 2017）。对现代Ou. ourebi在非洲东部和南部的同位素分析显示其饮食中C4植物的比例较高（Cerling等人，2003；Sponheimer等人，2003），这与我们在这项研究中的观察结果不同（牙齿数量=3；平均δ13C = -14.15 ± 1.46‰）。然而，在Kalemba的一个Ou. ourebi样本中也测量到了较低的δ13C值（-10.3‰）（Robinson, 2017a）。Makwe的Or. oreotragus（牙齿数量=9；-14.1 ± 2.2‰）（Robinson和Rowan, 2017）的δ18C值与Kasitu的小型牛科动物相似。

5.2 – 与其他地点的比较：氧同位素
我们样本中的Equus quagga的δ18O范围相对较大（高达4.00‰）。在肯尼亚和乌干达多个地区的现代Equus物种中（牙齿数量=31），每个地区的牙齿内平均δ18O范围在Ol Pejeta为1.7‰到Turkana为3.5‰之间（Blumenthal等人，2019b；Norwood等人，2023）。维多利亚湖盆地的晚更新世E. quagga（牙齿数量=8；图10）的平均δ18O范围也较小（2.58 ± 0.92‰），尽管有两个个体的δ18O范围与这里显示的相似（4.26和3.35‰）（O’Brien等人，2025）。坦桑尼亚Olduvai的早更新世Equus oldowayensis（牙齿数量=3）的未建模牙齿内δ18O范围在0.6-2.9‰之间（Uno等人，2018；图10）。Karonga hipparionins的牙齿内δ18O范围分别为1.5‰、2.8‰和6.8‰（Lüdecke等人，2016a）。然而，最大的范围与C4-C3植物食性的转变有关，因此并不直接反映环境水体δ18O的变化（Faith, 2018；Lüdecke等人，2016a）。非洲水牛（Ph. africanus）的δ18O范围也相对较大（高达4.46‰），超过了肯尼亚Laikipia两具现代非洲水牛（δ18O范围=3.4和3.5‰）（Yang等人，2020）以及其他肯尼亚和莫桑比克现代个体的δ18O范围（Reid等人，2019；Yang等人，2024）。类似的牙齿内δ18O范围也出现在肯尼亚Nakuru国家公园和刚果民主共和国Faradje的现代个体中（4.6‰和4.5‰）（Yang等人，2024）。最大的δ18O范围记录来自肯尼亚Samburu国家保护区和Lake Naivasha的现代个体（5.9‰和5.5‰）（Reid等人，2019）。在Karonga，最近的Phacochoerus牙齿内δ18O范围为2.1‰，而在任何苏丹猪科动物中最大的范围出现在早更新世的Metridiochoerus compactus中（Lüdecke等人，2016a）。同样，索马里Guli Waabayo的考古个体显示出较小的δ18O范围，与Kasitu的非洲水牛相比（Reid等人，2019；图10）。样本#43778的δ18O范围甚至超过了埃塞俄比亚Shinfa-Matema 1的化石疣猪的δ18O范围（2.51‰），尽管该地区被认为干旱程度较高（Phacochoerus物种的平均δ18O值为3.26‰）（Kappelman等人，2024；图10）。需要注意的是，牙釉质成熟过程可能会使疣猪磨牙中的同位素信号压缩一半（Yang等人，2020）。

我们的C. taurinus牙齿内δ18O范围（高达5.51‰）比维多利亚湖盆地已灭绝的晚更新世旋角马Rusingoryx atopocranium的δ18O范围（牙齿数量=4，δ18O范围在2.0-2.9‰之间）（O’Brien等人，2023）要宽，但与同一沉积层中的一些C. taurinus样本的δ18O范围相当（牙齿数量=8，δ18O范围在1.26-5.13‰之间）（O’Brien等人，2025）。MIS 6时期（约151千年前）的C. taurinus来自南非Greater Cape Floristic Region的PP30（图10）也显示出较小的牙齿内δ18O范围，当比较至少有七个连续样本的个体时（牙齿数量=4，δ18O范围在2.8-3.9‰之间，其中包括一个被鉴定为Alcelaphus/Connochaetes的个体）（Hodgkins等人，2020）。Karonga的Plio-Pleistocene Connochaetes sp.的牙齿内δ18O范围为3.2‰，而具有最多牙齿内样本的Megalotragus sp.个体的δ18O范围为2.1‰（Lüdecke等人，2016a）。Kasitu马羚的δ18O范围为3.65‰（补充图21），与E. quagga和犀科动物的δ18O范围相似（3.27‰）。Kasitu马羚的δ18O范围大于维多利亚湖地区同一属的其他物种（牙齿数量=2；2.75和0.78‰）（O’Brien等人，2025）和PP30的物种（牙齿数量=3；3.3、2.8和1.6‰）（Hodgkins等人，2020）。我们K. ellipsiprymnus的非常大的δ18O范围（5.41‰）表明这个依赖水资源的个体饮用的水源在干旱季节经历了强烈的蒸发（Estes, 2012）。相比之下，埃塞俄比亚Shinfa-Matema 1的化石Kobus sp.显示出较小的δ18O范围（3.2‰），尽管该地区的蒸发作用很强（Kobus物种的平均δ18O值为6.55‰）（Kappelman等人，2024）。维多利亚湖盆地的更新世Redunca物种也显示出较小的δ18O范围（2.97、2.56、2.94、2.70‰）（O’Brien等人，2025）。

5.3 – 古环境综合
在我们的研究地点，最高的δ13C值和最多的食草物种，尤其是大型群居物种，出现在22-15千年前。这似乎与湖泊花粉证据表明的13千年前后草类增加的情况相矛盾（Ivory等人，2014）。一个可能的解释是主导风主要将风媒花粉从湖泊东侧输送而来，而Kasitu谷地位于西部。此外，我们注意到样本的物种组成部分反映了人类在形成考古沉积物时的猎物选择（即偏好大型食草动物）（Bertacchi等人，2025a）。尽管存在这种偏差，但在末次冰盛期（LGM），Kasitu谷地的草原栖息地似乎比赞比西地区西部更多（Robinson, 2017b；Thompson等人，2023）。对同一牙釉质样本中锶同位素的测量表明这些动物全年都生活在Kasitu谷地。这进一步支持了那里有足够的草原来维持食草动物种群（Bertacchi等人，2025b）。末次冰盛期末期马拉维北部的草原比现在更多，这也与考古沉积物中丰富的鸵鸟蛋壳一致（Keller等人，2025）。鸵鸟（Struthio camelus）是一种草原特化物种，可能在末次冰盛期从非洲南部扩散到东部非洲，穿过赞比西走廊（Freitag和Robinson，1993）。草原走廊的扩展使得S. camelus能够跨越赞比西走廊，表明年平均降雨量低于650毫米（Sankaran等人，2005），远低于今天。从22千年前到全新世，所有物种的δ18O平均值下降，表明末次冰盛期结束后的冰消期总体上更加干燥或有更强烈的干燥期。在现代东非，干燥环境也往往具有强烈的季节性（Blumenthal等人，2019a）。这项评估的一个局限性是不同时间段的物种代表性不平衡。然而，有几个物种在多个时间段都有代表，并且这些物种在更新世的δ18O值高于全新世。晚更新世 beberapa 草食性物种的大牙齿内δ18O范围也表明当时的条件与今天的Kasitu谷地不同。这些范围中的一些可能反映了一年中地表水可利用情况的δ18O变化。在马拉维的高地，地表水主要来自湿季的降水以及干季的积水洼地沉积物（Banda等人，2019）。洼地是排水不良的沟渠系统，在干旱季节通常不会干涸，从而维持下游水流（Banda等人，2019）。地表水源从降水（低蒸发）到水库（高蒸发）的这种季节性变化会导致δ18O范围较大，正如我们在牙釉质测量中看到的那样。

在东非的几个地点，降水（通过马齿测量或估计）的δ18O范围随着干旱程度的增加而增加（Blumenthal等人，2019a）。在我们的Kasitu样本中，几种草食动物的牙齿内δ18O范围大于东非和南部非洲的现代及化石样本。由于一些样本的磨损程度，我们的范围被低估了，实际的δ18O范围可能更大。向现代条件的转变似乎发生在全新世，但我们尚无法确定具体时间或判断这一变化是突然的还是渐进的。区域气候模型显示，马拉维湖面的蒸发作用在湿季显著增加了当地降水量（Diallo等人，2018）。马拉维湿季降水中的大量氘过剩表明水分从湖面循环利用（Banda等人，2021），这与湖水蒸发作用为主导的降水损失相符（Drayton，1984），并且湖水本身也有很强的蒸发作用（Banda等人，2019）。因此，更新世δ18O范围的广泛也可能部分是由于湿季较低的δ18O值造成的，而不仅仅是干季较高的δ18O值决定的。实际上，靠近大型湖泊的东非地区由于中尺度环流（几百公里范围内的）的影响，其δ18O范围与预期模式有所不同（Blumenthal等人，2019a；Sun等人，2015）。例如，在维多利亚湖地区的Kisimu，降水中较大的年内δ18O变化范围为6.4‰，这与正向的水分平衡相关，而肯尼亚其他具有类似降水δ18O范围的地区则存在较高的水分亏缺（Blumenthal等人，2019a）。Kasitu山谷距离马拉维湖岸仅60多公里，海拔高度约高1000米。尽管具体变化幅度不确定，但我们认为全新世时期向更湿润气候的趋势是真实存在的，这反映在几种食草动物牙齿中δ18O值的变化范围内。我们首次使用牙齿内部Δ'17O值来研究季节性水文气候及其对食草动物的生理影响。牙齿内部的Δ'17O值表明，至少一些有蹄类动物在干旱季节饮用了高度蒸发的水源，如干草场水（dambos）。或者，这些动物在干旱季节减少了水分摄入量。模型预测和冬眠熊体内水分的Δ'17O值测量结果显示，水分摄入量的减少会导致体内水分Δ'17O值的降低（Whiteman等人，2019）。在我们的样本中，C. taurinus的δ18O和Δ'17O值季节性差异最为明显，这表明这种动物在干旱季节经历了更大的水分压力，相比之下E. quagga的压力较小。这一发现与观察结果一致，即C. taurinus为了寻找优质牧草而远离水源觅食，而E. quagga则在湿地中觅食质量较低的牧草（Sianga和Fynn，2021）。未来包括更多种类的食草动物将对更好地理解这些机制至关重要。我们的解释假设马拉维盆地的降水Δ'17O值保持不变。然而，目前尚不清楚末次冰盛期（LGM）期间大西洋湿气的流入如何影响降水的Δ'17O值（Jury和Mwafulirwa，2002；Konecky等人，2011）。无论如何，马拉维湖中硅藻的δ18O值表明，降水蒸发是影响湖水氧同位素组成的主要因素（Barker等人，2007）。

6. 结论
本研究支持了在2.2万年前至更新世末期，马拉维Kasitu山谷处于干旱且季节性强烈的环境。因此，我们的记录与东非较低纬度地区的记录相一致，包括坦噶尼喀湖（Tierney等人，2008）、鲁克瓦湖（Vincens等人，2005）、马索科湖（Barker等人，2003）、维多利亚湖（Stager和Johnson，2008）、阿尔伯特湖（Beuning等人，1997）和塔纳湖（Lamb等人，2007），以及格陵兰冰芯中记录的寒冷时期（Barker等人，2007）。总体而言，我们的结果强调了北半球遥相关对热带非洲水文气候的重要性（Stager等人，2011；Tierney等人，2008）。在末次冰盛期末及随后的冰川消退期间，依赖水资源的食草动物可能聚集在永久性水源附近（Fynn等人，2014；Redfern等人，2003；Valeix，2011），特别是干草场水。锶同位素分析支持这一假设，显示许多动物在河岸栖息地觅食（Bertacchi等人，2025b）。因此，这些动物代表了人类觅食者可获得的大量、可预测且有利可图的资源（Dyson-Hudson和Smith，1978；Linares-Matás和Clark，2022；Marean，2016）。这将导致人们特别依赖狩猎，尤其是在漫长的干旱季节。我们的数据与Kasitu山谷内一个干草场的水花粉记录相符，后者显示末次冰盛期末湿地莎草科植物减少，草类花粉增加，并且这种状况持续到了晚更新世和早全新世（Wright等人，2024）。早全新世之后更湿润且季节性不那么明显的条件与马拉维湖的花粉记录一致（Casta?eda等人，2009；DeBusk，1998；Meadows，1984）。我们在δ13C、δ18O或Δ'17O值中没有找到支持末次冰盛期马拉维湿润环境的证据（参见Chase，2021；Weij等人，2024），尽管需要更大的样本来更精确地划分冰盛期的时间段。具体来说，我们的样本并未涵盖冰盛期最早期的阶段（26.5-22千年前），那段时期的条件可能有所不同。最后，我们提醒，我们的遗址级别生物指标提供的古环境信息在时空尺度上比流域级别的花粉记录要小，因此不应期望完全一致（Faith等人，2021）。我们的结果揭示了Kasitu山谷居民在特定土壤条件下所经历的局部环境，这些条件直接影响了当地的植物和动物群，尽管是通过考古学视角观察到的。这些条件构成了理解从考古记录中推断出的生计决定和其他行为的背景，但它们与区域气候的关系仍需进一步探索。我们希望这些结果能促使人们开发更多来自赞比西生物群的类似遗址级别的替代指标记录。

作者贡献声明
Alex Bertacchi：撰写 – 审阅与编辑、撰写 – 原稿撰写、可视化、项目管理、方法论研究、资金获取、正式分析、数据管理。
Ruoyang Tu：撰写 – 审阅与编辑、研究。
Jordan Wostbrock：撰写 – 审阅与编辑、监督、方法论研究。
Potiphar Kaliba：撰写 – 审阅与编辑。
Stanley Ambrose：撰写 – 审阅与编辑、方法论研究、概念构思。
Jessica Thompson：撰写 – 审阅与编辑、可视化、监督、资源管理、项目管理、资金获取。

未引用的参考文献
Fricke和O’Neil，1999；Fricke和O’Neil，1996；Sandelowski，1972。

利益冲突声明
作者声明没有利益冲突。

数据可获取性
本文首次发表的所有数据均以摘要形式记录在补充数据中。仪器输出可通过Zenodo仓库获取，网址为10.5281/zenodo.13323614。