Os lagos estudados estão localizados em zonas climáticas diferentes segundo a classificação de Koppen, sofrendo influências de sistemas sinóticos distintos. Entretanto ambos os registros apresentaram similaridades ao longo do registro holocênico. As duas localidades apresentaram ampla cobertura vegetal ao longo dos últimos 8000 anos cal AP, indicado pela faixa de δ13C de n-alcanos de matéria orgânica sedimentar (Figura 47). Entretanto, os valores ligeiramente mais enriquecidos observados no Lago do Saci sugerem a existência de condições mais secas e/ou redução na precipitação na parte central da Amazônia brasileira em comparação a parte norte. Corroborando com esse fator, encontramos valores maiores da razão C:N no Lago da Saci em comparação a Lagoa da Pata, com valores médios de 24 e 19 respectivamente, sugerindo uma maior contribuição terrestre no testemunho SACI- 1 em contraste a uma maior contribuição fitoplanctônica para o LPTV-09. O perfil da razão C:N da Lagoa da Pata apresenta variações significativas em relação ao do Lago do Saci, sugerindo períodos de maior produtividade neste testemunho (Figura 47).
As condições mais secas no Lago do Saci também podem ser inferidas em função da maior concentração de BC nesse registro (Figura 47). Os perfis sugerem uma maior incidência de queimadas nesta região em relação à Lagoa da Pata. Isso poderia estar associado, não somente a existência de condições mais secas na região central da Amazônia, mas também a alterações mais significativas na composição florestal no Lago do Saci. Dados polínicos do Lago do Saci mostram que durante períodos, como o Holoceno Médio, a freqüência de Poaceae atinge 50% (Fontes, 2013). A existência de clima seco, somado à presença de uma vegetação mais propícia a queima (SCOTT, 2000; WHITLOCK ET al., 2010) torna a incidência de incêndios mais freqüentes (SCHMIDT; NOACK, 2000).
A presença de cobertura vegetal constante é observada através de dados polínicos dos sítios estudados. Fontes (2013) observou que durante o Holoceno, aproximadamente 75% da freqüência de pólen no Lago do Saci correspondia a espécies arbustivas. Na Lagoa da Pata, a cobertura floresta apresenta-se de forma mais abundante durante o Holoceno com uma freqüência de aproximadamente 80% de polens arbóreos (BUSH et al., 2004). D’Apolito et al. (2013) observaram a existência de cobertura florestal ao longo de todo o Holoceno, entretanto, a floresta amazônica adquiriu sua fisionomia atual entre o Holoceno Médio e Superior (aproximadamente 6.000 anos cal AP).Essa constante presença de cobertura vegetal
sugere que as condições climáticas em ambos os lagos permaneceram relativamente úmidas ao longo do Holoceno, permitindo o desenvolvimento da Floresta, apesar de ambos os testemunhos registrarem a ocorrência de alterações hídricas e de biomas durante os últimos 8000 anos cal AP.
O processo de evapotranspiração parece atuar nos dois registros em função de um enriquecimento do sinal isotópico de deutério durante o Holoceno Superior, atuando sinergicamente com o desenvolvimento da Floresta. O aumento da insolação atua como motriz para que o processo de evapotranspiração contribua com valores isotopicamente enriquecidos em ambos os lagos (SEIKE et al., 2010; KAHMEN; SCHEFUB; SACHSE, 2013).Os perfis de biomarcadores estariam relacionados preferencialmente a características fisiológicas da vegetação do que a representando condições climáticas (Figura 48). Os maiores valores da razão C31:(C27+C29) e ACL na Lagoa da Pata estariam representando a presença de uma vegetação rupestre adaptada a condições de maior estresse hídrico em função da existência de um solo raso e de baixa capacidade de absorção de água (RADAM, 1976).
Figura 47 -Comparação entre os dados de matéria orgânica sedimentar do testemunho LPTV-09 e SACI-1 durante o Holoceno os últimos 8000 anos cal AP. Id ad e (a n o s A P ) 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000 8000 9000 10000 COT (%) 10 20 30 40 50 60 COT (%) 10 20 30 40 50 60 δ δδ δ13C (‰) -36 -34 -32 -30 -28 -26 δ δδ δ13C (‰) -36 -34 -32 -30 -28 -26 BC (%) 0.00 0.06 0.12 0.18 0.24 0.30 Id ad e (a n o s A P ) 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000 8000 9000 10000 BC (%) 0.00 0.06 0.12 0.18 0.24 0.30 C:N 10 15 20 25 30 C:N 10 15 20 25 30
Lagoa da Pata Lago do Saci
1
3
Figura 48 -Comparação entre os dados de biomarcadores do testemunho LPTV-09 e SACI-1 durante o Holoceno os últimos 8000 anos cal AP. δ δδ δD - C29 (‰) -190 -180 -170 -160 -150 -140 δ δδ δD - C29 (‰) -190 -180 -170 -160 -150 -140 δ δδ δ13C - C29 (‰) -38 -37 -36 -35 -34 -33 -32 ID A D E ( an o s A P ) 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000 8000 9000 10000 δ δδ δ13C - C29(‰) -38 -37 -36 -35 -34 -33 -32 ACL 30.0 30.2 30.4 30.6 30.8 31.0 Id ad e (a n o s B P ) 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000 8000 9000 10000 ACL 30.0 30.2 30.4 30.6 30.8 31.0 C33 : (C27+C29) 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 C33 : (C27+C29) 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2
Lagoa da Pata Lago do Saci
1
3
Como ferramenta paleohidrologica utilizou-se a diferença entre os valores normalizados de δDC29 e COT. Tal diferença representaria uma espécie de balanço hídrico, uma vez que os valores de δD para plantas terrestres apresentam uma boa correlação com o sinal isotópico da chuva (SACHES et al., 2012) e os valores de COT, o nível hidrológico (TURCQ et al.,2002). Assim ambos os parâmetros representariam os processos de precipitação e evaporação, respectivamente.
Os altos valores de COT poderiam representar, além de um alto nível hídrico, um aumento na produtividade e/ou maior aporte de matéria orgânica proveniente de bacia em função do acúmulo de biomassa, representando condições climáticas úmidas. Assim, pelo fato dos lagos se caracterizarem por uma pequena área superficial, os valores de COT desses lagos amazônicos parecem estar bem associados aos níveis lacustres, permitindo estabelecer uma relação com os valores de δDC29 como disposto na tabela 9 abaixo:
Tabela 9 - Mecanismo numérico para a diferença entre as anomalias de δDC29 e COT (δDC29 - COT)
δDC29 (Anomalia) COT (Anomalia) Sinal da
Diferença Resposta
Sinal Significado Sinal Significado
- Úmido + Úmido - Menor estresse hídrico + Seco - Seco + Maior estresse hídrico
Para o cálculo da diferença, os valores de ambos os parâmetros foram normalizados da seguinte forma:
Onde X’ representa o novo valor para cada parâmetro; X , a média para o parâmetro e σx o desvio padrão para o parâmetro. A subtração entre os dados funciona como um balanço hídrico, mostrando que quando a evaporação excede a precipitação, o ambiente
X – X
σ
XX’ =
apresentacondições de estresse hídrico, apresentando valores positivos para a diferença. Quando a precipitação excede a evaporação, os valores são negativos, sugerindo um menos estresse hídrico no ambiente.
Para os lagos estudados, ambos apresentaram valores positivos para o período que compreende o Holoceno Médio, enquanto os valores para o Holoceno Superior apresentaram, em sua maioria, negativos (Fig. 49). Tal comportamento sugere que as condições secas durante o Holoceno Médio atingiram a Bacia Amazônica na parte central e Norte, ocasionando redução na precipitação; redução de biomassa e menores níveis lacustres. No Holoceno Superior, o retorno a condições úmidas é marcada por um maior índice de chuvas, alto níveis lacustres e expansão da floresta.
Figura 49 -Valores de COT, δDC29 e da diferença (δDC29 – COT) atuando como balanço hídrico para a Lagoa da pata e o Lago do Saci. δ δδ δD C29 (‰) Lagoa da Pata -185 -180 -175 -170 -165 -160 -155 -150 ID A D E ( ca l y rs B P ) 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000 8000 9000 10000 COT (%) Lagoa da Pata 10 20 30 40 50 60 δ δδ δD C29 (‰) Lago do Saci -185 -180 -175 -170 -165 -160 -155 -150 COT (%) Lago do Saci 10 20 30 40 50 60 δ δδ δDC29 - COT Lagoa da Pata -2 -1 0 1 2 3 ID A D E ( ca l y rs B P ) 0 1000 2000 3000 4000 5000 6000 7000 8000 9000 10000 δ δδ δDC29 - COT Lago do Saci -3 -2 -1 0 1 2 3 1 4 0
8 CONCLUSÃO
Dados da matéria orgânica sedimentar, biomarcadores moleculares e da composição polínica (Fontes, 2014) caracterizaram a ocorrência de um clima frio e seco durante o Pleistoceno Superior na região do Lago do Saci. Apesar de cobertura florestal ser abundante ao longo de todo o período estudado, a maior contribuição de plantas do tipo C4 ocorre durante o Pleistoceno Superior no Lago do Saci, devido a maior freqüência de Poaceea, corroborados por valores mais enriquecidos de δ13C da matéria orgânica sedimentar ou pela maior abundância de n-alcano C31. As condições secas nesse período também refletem uma redução no nível lacustre e chuvas menos abundantes, indicados pelos baixos valores de COT e maior enriquecimento do δD. A ausência de sedimentação entre 18.2000 – 9.200 anos cal P sugerem a ocorrência de uma fase seca durante a transição para o Holoceno ou a ocorrência de eventos extremos de erosão.
No Holoceno ocorre a estabilização de condições climáticas mais úmidas através dos menores valores de δD no registro do Saci, indicando um aumento na ocorrência de precipitações e pelo aumento nos valores de COT e freqüência de pólen arbóreo. Ao longo desse período foi possível observar variações climáticas semelhantes entre os registros da Lagoa da Pata de do Lago do Saci. Condições ligeiramente mais úmidas foram identificadas em ambos os registros durante o Holoceno Inferior, com valores elevados de TOC em relação ao Pleistoceno e redução no sinal isotópico da matéria orgânica sedimentar (δ13C). A ocorrência de um clima mais seco durante o Holoceno Médio foi registrado nos dois lagos, através de uma redução significativa no nível do lago indicado pelo decréscimo do TOC e maior contribuição de plantas C4, indicado pelo aumento do δ13C. O testemunho do Saci apresentou um aumento na concentração de BC e na freqüência de Poaceae durante esse período, bem como altos valores de ACL, indicando condições de maior estresse hídrico. Tal características sugerem que as condições secas durante esse período afetaram a Bacia Amazônica de forma abrangente nas parte norte e central da Amazônia brasileira.
No Holoceno Superior, ambos os lagos apresentaram um aumento no nível hídrico considerável, e condições mais úmidas são estabilizadas e caracterizadas pelo predomínio da floresta, representada pela presença de plantas C3. Na Lagoa da Pata a ocorrência de chuvas se torna mais abundantes e no Saci é observado uma expansão de floresta. A utilização da composição isotópica de carbono para biomarcadores sugeriu a constante cobertura vegetal
(palnats C3) ao longo do período estudado em ambos os lagos, contarriando a teoria dos refúgios. O perfil de deutério, apesar de indicar alterações na precipitação, levantou certas questões em relação a sua utilização como ferramenta paleohidrológica nas regiões tropicais, especialmente na Bacia Amazônica. Sugere-se que o sinal isotópico de deutério esteja indicando uma mistura de fontes relacionadas ao tipo de vegetação abundante. Considerando que a ambos os registros indicaram a presença de vegetação C3 ao longo do Holoceno, o enriquecimento do sinal isotópico no Holoceno Superior poderia estar associado ao fato de que durante os períodos relativamente secos, o desenvolvimento de gramíneas provocaria um sinal menos negativo em relação ao observado nos períodos relativamente úmidos, onde ocorreria o desenvolvimento de uma vegetação típica de floresta enriquecendo o sinal isotópico. Outro fator que poderia estar atuando para o enriquecimento do sinal isotópico seria o aumento do processo de evapotranspiração, associado ao aumento da insolação, provocando um enriquecimento do sinal isotópico do reservatório de água biossintética durante o Holoceno Superior. É possível que tal mecanismo deva ser considerado na interpretação de registros paleohidrológicos especialmente em regiões de alto índice de cobertura vegetal como a floresta amazônica.
9 REFERÊNCIAS
AB’SÁBER, A.N. Os mecanismos da desintegração das paisagens tropicais no Pleistoceno: Efeitos paleoclimáticos do período Würm-Wisconsin no Brasil. Inter-Facies escritos e documentos, v. 4, p.1-11,1979.
ABSY, M. L. A palynological study of Holocene sediments in the Amazon basin. The Netherlands, 1979.Thesis (Ph.D.) - University of Amsterdam, The Netherlands, 1979.
ABSY, M.L.et al.Mise en évidence de quatre phases d’ouverture de la forêt dense dans le sud- est de l’Amazonie au cours des 60000 dernières années. Première comparaison avec d’autres régions tropicales. C R Acad Sci Paris,v. 312, p.673–678,1991.
ADAMS, J. M.; FAURE, H. A new estimate of changing carbon storage on land since the last glacial maximum, based on global land ecosystem reconstruction. Global Planet. Change, 16–17, 3–24. 1998.
ANDERSON, W.T.; MULLINS, H.T.; ITO, E. Stable isotope record from Seneca Lake, New York: evidence for a cold paleoclimate following the Younger Dryas. Geology,v.25,p.135– 138,1997.
ARENS, N.C.; JAHREN, A.H.; AMUNDSON, R. Can C3 plants faithfully record the carbon isotopic composition of atmospheric carbon dioxide? Paleobiology,v.26,n. 1, p.137–164, 2000.
BACKER, P. A. et al. The history of South American Tropical Precipitation for the past 25,000 years. Science, v. 291, p. 640-643, 2001.
BALDINI, L.M. et al. Spatial variability in the European winter precipitationδ18O-NAO relationship: implications for reconstructing NAO-mode climate variability in theHolocene. Geophys. Res. Lett.,v. 35, p.L04709, 2008.
BARBOUR, M. M. Stable oxygen isotope composition of plant tissue: a review. Funct. Plant Biol.,v.34, p.83–94, 2007.
BARBOUR, M.M.et al. Expressing leaf water and cellulose oxygenisotope ratios as enrichment above source water reveals evidence of a Péclet effect. Oecologia,v.138, p.426– 435,2004.
BEERLING, D.J. et al. Carbon isotope evidence implying highO2/CO2 ratios in the Permo- Carboniferous atmosphere. Geochimica Et Cosmochimica Acta,v.66,n.21, p. 3757–3767, 2002.
BEERLING, D.J.; ROYER, D.L. Fossil plants as indicators of thePhanerozoic global carbon cycle. Annual Review of Earth and Planetary Sciences,v.30, p.527–556, 2002.
BEERLING, D.J.; WOODWARD, F.I. Stomatal responses ofvariegated leaves to CO2 enrichment. Annals of Botany, v. 75,n.5, p.507–511, 1995.
BEHLING, H. Late Quaternary vegetation, climate and fire history from the tropical mountain region of Morro de Itapeva, SE Brazil. Palaeogeog. Palaeoclim. Palaeoecol., v. 129, p. 407–422, 1997.
BEHLING, H.; DE PATTA PILLAR, V.; GIRARDI BAUERMANN, S. Late Quaternary grassland (Campos), gallery forest, fire and climate dynamics, studied by pollen, charcoal and multivariate analysis of the Sao Francisco de Assis core in western Rio Grande do Sul (southern Brazil). Rev. Pal. Pal.,v.133, p.235–248,2005.
BEHLING, H. Carbon storage increases by major forest ecosystems in tropical South America since the Last Glacial maximum and the early Holocene. Global and Planetary Change,v.33, p.107–116,2002.
BEHLING, H.; HOOGHIEMSTRA, H. Neotropical savanna enviroments in space and time: late Quaternary interhemispheric comparisons. In: MARKGRAF, V. (Ed.). Interhemispheric climate linkages.San Diego-London: Academic Press, 2001. p. 307-323.
BEHLING, H.; COSTA, L.D. Holocene Environmental Changes from the Rio Curuá Record in the Caxiuana Region, Eastern Amazon Basin. Quat. Res., v.53, p.369-377, 2000.
BEHLING, H.; HOOGHIEMSTRA, H. Environmental history of the Colombian savannas of the Llanos Orientales since the Last Glacial Maximum from lake records El Pinal and Carimagua. J. Paleolim., v. 21, p. 461-476, 1999.
BEHLING, H.; HOOGHIEMSTRA, H. Holocene Amazon rainforest–savanna dynamics and climatic implications: high-resolution pollen record fromLaguna LomaLinda in eastern Columbia. Journal of Quaternary Science, v. 15, p. 687-695, 2000.
BEHLING, H.; HOOGHIEMSTRA, H. Late Quaternary palaeoecology and palaeoclimatology from pollen records of the savannas of the Llanos Orientales in Colombia.Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 139, p. 251-267, 1998. BEHLING, H.; KEIM, G.; IRION, G.; JUNK, W.; DE MELLO, J. Holocene environmental changes in the Central Amazon Basin inferred from LagoCalado (Brazil). Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol., v. 173, p. 87-101, 2001.
BERNER, R.A. et al. Isotope fractionation and atmosphericoxygen: implications for Phanerozoic O2 evolution. Science,v.287, p.1630–1633, 2000.
BIDIGARE, R.R. et al. Consistentfractionation of C-13 in nature and in the laboratory: growth-rateeffects in some haptophyte algae. Global Biogeochemical Cycles, v. 11, p. 279– 292, 1997
BIDIGARE, R.R. et al. Iron-stimulated changes in C-13fractionation and export by equatorial Pacific phytoplankton:toward a paleogrowth rate proxy. Paleoceanography,v.14,p. 589–595, 1999.
BIRD, M.I. et al. Terrestrial vegetation change inferredfrom n-alkane δ13C analysis in the marine-environment.Geochimica et Cosmochimica Acta,v.59, p. 2853–2857, 1995.
BLAAUW, M. Methods and code for ‘classical’ age-modelling of radiocarbon sequences. Quaternary Geochronology,v.5,p. 512-518, 2010.
BOURBONNIERE, R. A.; MEYERS P. A. Sedimentary geolipid records of historical changes in the watersheds and productivities of Lakes Ontario and Erie. Limnol. Oceanogr.,v. 41, n. 2, p.352-359, 1996.
BOWEN, G.J. Isoscapes: spatial pattern in isotopic biogeochemistry. Annu. Rev. Earth Planet. Sci.,v.38, p.161–87,2010.
BOWEN, G. J. Spatial analysis of the intra-annual variation of precipitation isotope ratios and its climatologicalcorollaries. J. Geophys. Res.,v. 113, n. 5, 2008.
BRADER, A.V. et al. Fractionation of hydrogen, oxygen and carbon isotopes in n-alkanes and cellulose of three Sphagnum species. Organic Geochemistry, v.14,n. 12,p. 1277– 1284,2010.
BRAY, E.; EVANS, E.D. Distribuition of n-paraffins as a clue to recognition of source beds. Geochimica et Cosmochimica Acta, v. 22, p. 2-15, 1998.
BROADMEADOW, M.S.J.; GRIFFITHS, H.Carbon isotopediscrimination and the coupling of CO2 fluxes within forestcanopies. In: EHLERINGER, J. R.; HALL, A.E.; FARQUHAR, G.D.(Eds.).Stable Isotopes and Plant Carbon–Water Relations. San Diego: Academic Press,1993. p. 109–129.
BRODOWSKI, S.; RODIONOV, A.; HAUMAIER, L.; GLASER, B.; AMELUNG, W. Revised Black Carbon assessment using benzene polycarboxylic acids. Organic Geochemistry, v. 36, p. 1299-1310, 2005.
BROOKS, J. R. et al. Carbon isotope composition of boreal plants: functionalgrouping of life forms. Oecologia,v.110, p. 301–311, 1997.
BROWN JUNIOR, K.S.; AB’SÁBER, A.N. Ice-age forest refuges and evolution in the Neotropics: correlation of paleoclimatological, geomorphological and pedological data with modern biological endemisms. Paleoclimas, v.5, p.1-30, 1979.
BURBRIDGE, R.E.; MAYLE, F.E.; KILLEEN, T.J. Fifty-thousand-year vegetation and climate history of Noel Kempff Mercado National Park, Bolivian Amazon.Quat. Res.,v.61,p.215–230,2004.
BURGOYNE, T.W.; HAYES, J.M. Quantitative production ofH2 by pyrolysis of gas chromatographic effluents.Anal. Chem.,v.70, p.5136–41, 1998.
BUSH, M. B.; MORENO, E.; DE OLIVEIRA, P. E. et al. Orbital-forcing signalin sediments of two Amazonian lakes. Journal of Paleolimnology,v.27, p.341–352, 2002.
BUSH, M. B. et al. Amazonian paleoecological histories: one hill, three watersheds. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol.,v.214, p.359–393, 2004.
BUSH, M. B.; COLINVAUX, P. A 7000-year record from the Amazon low lands, Ecuador. Vegetation, v. 76, p. 141-154, 1988.
BUSH, M.B. et al. Late Pleistocene temperature depression and vegetation change in Ecuadorian Amazonia. Quat. Res.,v.34, p.330–345, 1990.
BUSH, M.B.; SILMAN, M.R.; LISTOPAD, C.M.C.S. A regional study of Holocene nclimate change and human occupation in Peruvian Amazonia.Journal of Biogeography,v.34, p. 1342-1356, 2007.
BUSH, R. T.; MCINERNEY, F. A. Leaf wax n-alkane distributions in and across modern plants: Implications for paleoecology and chemotaxonomy.Geochimica et Cosmochimica Acta,v.117,p.161–179, 2013.
CARCAILLET, C. et al. Change of fire frequency in the eastern Canadian boreal forests during the Holocene: does vegetation composition or climate trigger the fire regime? Journal of Ecology,v.89, p.930–946, 2001.
CARREIRA, R.; WAGENER, A. L. R.; READMAN, J.W.; FILEMAN, T. Distribuição de coprostanol (5(H)-COLESTAN-3-OL) em sedimentos superficiais da Baia de Guanabara: indicador da poluição recente por esgotos domésticos. Química Nova, v.24, p. 37-42, 2001. CASTAÑEDA, I.S.; WERNE, J.P.; JOHNSON, T.C. Wet and arid phases in the southeastAfrican tropics since the Last Glacial Maximum. Geology,v.35, p.823–826, 2007. CASTAÑEDA; I. S. et al. Late Quaternary vegetation history of southeast Africa: The molecular isotopic record from Lake Malawi. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology,v.275, p.100–112, 2009.
CERLING, T.E. et al. Globalvegetation change through the Miocene/Pliocene boundary.Nature 389, 153–158. 1997.
CERNUSAK, L. A.;FARQUHAR, G.D.; PATE, J.S. Environmental and physiological controls over oxygen and carbon isotope composition of Tasmania n blue gum, Eucalyp tus globulus . Tree Physiol.,v.25, p.129–146, 2005.
CHENG, H. et al. Climate change patterns in Amazonia and biodiversity. Nature,v. 4,p.1411, 2013.
CHIKARAISHI, Y.; NARAOKA, H.; POULSON, S. R. Hydrogen and carbon isotopic fractionations of lipid biosynthesisamong terrestrial (C3, C4 and CAM) and aquatic plants. Phytochemistry,v.65, p. 1369–81, 2004.
CHIKARAISHI, Y.; NARAOKA,H. Compound-specific δD- δ13Canalyses of n-alkanes extracted from terrestrialand aquatic plants. Phytochemistry,v.63, p.361–71,2003.
CHIKARAISHI, Y.; YAMADA, Y.; NARAOKA, H. Carbon and hydrogen isotopic compositions of sterols fromriverine and marine sediments. Limnol. Oceanogr.,v.50, p.1763–70,2005.
CHIKARAISHI, Y.; NARAOKA, H. δ13C and δD relationships among three n-alkyl compound classes (n-alkanoic acid, n-alkane and n-alkanol) of terrestrial higher plants. Organic Geochemistry,v.38, p.198–215,2007.
CHRISTELLER, J.T.; LANG, W.A.; TROUGHTON, J.H. Isotopediscrimination by ribulose 1,5-diphosphate carboxylae. Plant Physiology,v.57, p. 580–582, 1976.
CLARK, J.S.; PATTERSON III, W.A. Background and local charcoal in sediments: scales of fire evidence in the paleorecord. In: CLARK, J.S.; CACHIER, H.;GOLDAMMER, J.G.;STOCKS, B. (Eds.).Sediment Records of Biomass Burning and Global Change. New York: Springer, 1997. p. 23–48. (NATO Advanced Science Institutes Series 1:Global Environmental Change, vol. 51).
COLINVAUX, P. A.; DE OLIVEIRA, P.E. Amazon plant diversity andclimate through the Cenozoic. Palaeogeography, Palaeoclimatology,Palaeoecology,v.166, p. 51–63, 2000. COLINVAUX, P. A. et al. A long pollen record from lowland Amazonia: forest cooling in glacial times. Science,v. 374, p. 85–87, 1996.
COLINVAUX, P.A. Amazon diversity in light of the paleoecological record.Quat. Sci. Rev.,v. 6, p.93–114, 1987.
COLINVAUX, P.A.; DE OLIVEIRA, P.E; BUSH, M.B. Amazonian and neotropical plant communities on glacial time-scales: the failure of the aridity and refuge hypotheses. Quaternary Science Reviews,v.19, p. 141-169, 2000.
COLLISTER, J.W. et al. Compound-specific δ13C analyses of leaf lipids from plants withdiffering carbon dioxide metabolisms. Organic Geochemistry,v.2,p.619– 627, 1994. CORDEIRO, R. C. et al. Holocene environmental changes in Carajás region (Pará, Brazil) recorded by lacustrine deposits. Verh. Internat. Verein. Limnol., v. 26, p. 814-817, 1997. CORDEIRO, R. C. et al. Palaeofires in Amazon: Interplay between land use change and palaeoclimatic events. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v.415, p. 137- 151,2014.
CORDEIRO, R. C. Mudanças Paleoambientais e Ocorrência de Incêndios nos Últimos 7400 anos, na região de Carajás, Pará.Niterói,1995. 144 f. Dissertação (Mestrado em Geociências - Geoquímica) - Universidade Federal Fluminense, Niterói, 1995.
CORDEIRO, R.C. et al. Biogeochemical indicators of environmental changes from 50 Ka to 10 Ka in a humid region of the Brazilian Amazon.Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology,v.299,p. 426–436, 2011.
CORDEIRO, R.C. et al. Holocene fires in East Amazonia (Carajás), new evidences, chronology and relation with paleoclimate.Global andPlanetary Change,v.61, p.49–62, 2008.
COSTA, T.L.F.; ARAÚJO, M.P.; CARREIRA, R.S. Lipídios como indicadores de fontes e distribuição de matéria orgânica particulada em um complexo estuarino-lagunartropical (Mundaú-Manguaba, AL). Química Nova, v.33, p. 1915-1922, 2010.
COWLING, S. A.; MASLIN, M. A.; SYKES, M. T. Paleovegetation simulations of lowland Amazonia and implications for neotropical allopatry and speciation. Quatern. Res.,v.55, p.140–149,2001.
CRAIG, H. Isotopic variations in meteoricwaters. Science,v.133, p.1702–1708, 1961.
CRANWELL, P. A. Chain-length distribution of n-alkanes fromlake sediments in relation to post-glacial environmental change.Freshwat. Biol.,v.3, p. 259–265, 1973.
CRANWELL, P. A. Lipid geochemistry of sediments from UptonBroad, a small productive lake. Org. Geochem.,v.7, p.25–37,1984.
CRANWELL, P. A.; EGLINTON, G.; ROBINSON, N. Lipids of aquatic organisms aspotential contributors to lacustrine sediments—II. Organic Geochemistry,v. 11,p.513–527, 1987.
CRANWELL, P.A. Diagenesis of free and bound lipids interrestrial detritus deposited in a lacustrine sediment. Organic Geochemistry,v.3,n.3, p.79–89, 1981.
CROSS, S. L. et al. A new estimate of the Holocene lowstand level of Lake Titicaca, central Andes, and implications for tropical palaeohydrology. Holocene,v.10, p.21–32, 2000.
CRUZ, F.W. et al. Insolation-driven changes in atmospheric circulation over the past 116,000 years in subtropical Brazil. Nature,v.434, p.63–66, 2005.
D’APOLITO, C. et al. The Hill of Six Lakes revisited: new data and re-evaluation of a key Pleistocene Amazon site. Quaternary Science Reviews,v.76,p.140-155, 2013.
DALE, J. E. The control of leaf expansio n. Annu. Rev.Plant Physiol. Plant Mol.Biol.,v.39, p.267–295, 1988.
DALL’OLIO, A. A Composição Isotópica das Precipitações do Brasil: Modelos isotérmicos e a Influência da Evapotranspiração na Bacia Amazônica. Piracicaba, 1976. 180 f. Dissertação (Mestrado)- Universidade de São Paulo, São Paulo, 1976.
DANIAU, A-L.; HARRISON, S.P.; BARTLEIN, P.J. Fire regimes during the Last Glacial.Quaternary Science Reviews,v.29, p. 2918-2930, 2010.
DANSGAARD, W. Stable isotopes in precipitation.Tellus,v.16, p.436–468,1964.
DAWSON, T. E.; EHLERINGER, J.R. Isotopic enrichment of water in the “woody” tissues of plants: implicationsfor plant water source, water uptake, and other studies which