Late Eocene Asian Climate Seasonality inferred from δ18O of Tarim Basin Oyster – L. Bougeois

Late Eocene Asian Climate Seasonality inferred from Late Eocene Asian Climate Seasonality inferred from δδ1818O of TarimO of Tarim  Basin Oyster Shell (Basin Oyster Shell (Sokolowia buhsii Sokolowia buhsii (Grewingk))(Grewingk))

Laurie BougeoisM1 PSP – UCBL – ENS Lyon

Abstract. The Asian climate is characterized by a strong duality between monsoon­dominant climate in southeastern Asia and arid climate in central Asia. Based on climate modelling, this pattern has been explained by two main driving mechanisms associated to the Indo­Asia collision: uplift of Tibetan Plateau and/or retreat of an epicontinental sea formerly covering Asia. However, climate proxies are lacking to test these hypotheses and understand how and when this climate pattern was established. Here, we reconstruct the climate seasonality from the study of a fossil oyster Sokolowia buhsii  (Grewingk) recovered from ~36 Ma marine strata, in the southwestern Tarim Basin. Temperature variations are estimated from oxygen isotopic (δ18O) variations along a perpendicular transect through growth lines of foliated calcite accumulated in the ligamental area during the oyster life. At this time, 93 samples have been collected every 120 µm through ~20 year­lines using a MicromillTM and we are still waiting for mass spectrometer results. We will test if the calcite has a primary signal by studying the correlation between the δ18O, the δ13C and the thickness of growth lines. If so, we will obtain a rare Late Eocene record of seasonal to decadal variability. This would allow testing climate models at the regional scale but also at the global scale during the key cooling period leading to the Eocene­Oligocene transition at 34 Ma. If successful,  the methods developed in this pilot study can be used to extend the climate record in time and space. Further isotopic analysis may yield absolute paleotemperature as well as information on the open sea connection.

Keywords: Seasonality, Oyster Shell,  δ18O, Paratethys Sea, Tarim Basin, Eocene

May 11th – July 11th 2009Supervised by Guillaume Dupont­Nivet and Gert­Jan Reichart, Faculty of Geosciences, Utrecht University

1. INTRODUCTION

Dramatic tectonic and climatic events with primary global   and   regional   repercussions   occurred   in   Asia during the Paleogene period (65­24 Ma). However, the Asian   Paleogene   paleoenvironmental   record   is   still poorly documented. The most outstanding event is the onset of  the collision between  the India plate and the Eurasian   continent   around   55   Ma   ago.   A   poorly documented,   yet   first   order   paleoenvironmental constraint associated with this collision, is the retreat of an epicontinental sea (the Paratethys) that extended from Europe  to Western Asia (Jin et  al.  2003, Popov et al. 2004).   Our   study   focuses   on   the   causes   and consequences of the sea retreat out of its westernmost extension   in   the   Tarim   bay.   We   analyse   the biostratigraphic   record   from   Late   Cretaceous   to Oligocene   Marine   sediments   for   which   regional correlations   show  that   the   sea   in   the  Tarim Bay  was connected with the Tadjik Fergana basin and the Alai basin (Bosboom, 2008).

The   sea   retreat   out   of   the   Tarim   Bay   is   clearly marked in the sedimentary record by a gradual transition from   marine   (green   limestones)   to   continental conditions   (red   beds).   The   age   of   this   marine   to continental   transition   is   estimated   to   have   occurred within   Eocene   to   Oligocene   times.   However,   precise dating is the focus of ongoing work (Bosboom, 2008). One of  particular  interest   is   that   the  Tarim regression 

may   be   related   to   global   climate   deterioration   at   the Eocene­Oligocene   transition   (EOT).   The   EOT   is characterized by the onset and extension of  ice sheets over   Antarctica   and   possibly   to   global   cooling   (see Dupont­Nivet et al. (2007) and references therein). Two main   mechanisms   have   been   proposed   for   the   EOT. First,   the   opening   of   the   Drake   seaway   between Antartica   and   South   America,   which   may   have initialised  the  Antarctic  Circumpolar  Current  allowing the growth of the Antarctic ice sheets (Kennett, 1997). Alternatively,   the   Paleogene   decrease   in   atmospheric CO2  levels   reaching   threshold   conditions   at   the   EOT may be responsible for the formation of the Antarctic ice sheet (see de Conto et al. (2003) and references therein). The   cause   of   Paleogene  CO2  lowering   is   the   current focus important research. One of the hypotheses is that the weathering of Himalayan range and Tibetan Plateau, trapped atmospheric CO2  that was ultimately buried in sediment   (Raymo   et   al.,   1988).   In   any   case,   the   sea retreat out of the Tarim Bay could be the consequence of a decrease of sea level or by the deformation associated to the uplift of Tibetan Plateau. On the one hand, the sea retreat   could   have   been   enhanced   by   tectonism associated to Tibetan uplift (i.e. uplift of Altun Shan and Kunlun Shan to the South of the Tarim Basin, and the detachment   of   the   Pamir   to   the   West   of   the   Tarim Basin). On the other hand, the sea retreat may be partly or fully attributed to an eustatic drop, in particular the large 60 meter sea level lowering associated to the large 

­ 1 ­

Late Eocene Asian Climate Seasonality inferred from δ18O of Tarim Basin Oyster – L. Bougeois

ice­sheet formation at  the Eocene­Oligocene transition (Katz et al., 2008)

Regionally,   the climate change of Asia during the Indo­Asia   collision   is   thought   to   be   marked   by   a dramatic   aridification  of   the   continental   interiors   and monsoonal   intensification   in   the   continent   margins (Ramstein   et   al.,   1997).   Paleoenvironmental   studies document   a   change   from   a   temperate   climate   to   a monsoon­dominant   climate   in   Southeastern   of   Asia combined with an aridification in Central Asia as early as   Eocene­Oligocene   times   (Sun   and   Wang,   2005). However   the   age   and   cause   of   these   major environmental   changes   are   still   controversial   (mostly because Paleogene paleoenvironmental records are still rare and poorly dated) and the mechanisms responsible for the observed changes are still unconstrained. Global climate model experiments show that  the Tarim Basin aridification may equally be the consequence of uplift of Tibetan Plateau,  or retreat  of  the Asian epicontinental sea (Ramstein et al. 1997, Zang et al. 2007). On the one hand,  the retreat of Paratethys may have increased the aridification   North   of   Tibetan   Plateau,   in   the   Tarim Basin,  because the sea played a buffer­role decreasing the   difference   of   temperatures.   On   the   other   hand, Tibetan uplift has the combined effect of (1) increasing the Foehn and orogenic barrier effects, bringing warm and dry air mass northward into the Tarim area, and (2) increasing   seasonality   with   colder   winters   and   wetter summers  due  to  alteration  of  global  circulation of   jet streams   and   seasonal   shifting   of   the   Intertropical Climate   Zone   (see   Meehl,   (1992)   and   references therein).

In   our   study,   we   are   interested   to   document   and quantify   these   climate   changes   and,   particularly,   to estimate the seasonality associated to the installation of the   duality   arid/monsoon­dominant   climate   between Southeastern   and   Central   Asia.   In   2007,   G.   Dupont­Nivet and R. Bosboom visited the West Kunlun Shan, in southwestern   Tarim   Basin.   They   observed   that   the change   between   marine   environment   and   continental environment   occurred   during   late   Eocene   to   Early Oligocene   time   (Boosbom,   2008).   Furthermore,   they sampled many previously described (Xiu, 1997) bivalve shells. One of which, a big oyster shell was chosen for this   study   because   the   growth   of   this   oyster   is   well apparent and expressed by numerous growth lines. The oyster   is   analogous   to   present   day   species,   like Cassostrea   gigas  with   similar   growth   lines   recorded annually (Lartaud, 2007). The aim of this internship is to   analyse   stable   isotope   variations   along   a perpendicular transect of these growth lines in order to establish climate variations at annual and decadal scales. This information will be used to infer the late Eocene Asian   climate   seasonality   in   order   to   understand   the dominant climate system in the region at that time. This is a preliminary pilot study to establish the applicability of  the method on the Paleogene fossil  bivalves of  the Tarim Bay; a method that could be applied to estimate 

changes  in  climate  by comparing several  oysters  from different beds through time.

2. GEOLOGICAL SETTING

2.1. Geological backgroundOur study area is located in the southwestern part of 

Tarim Basin,   in   the  West  Kunlun  Shan   range,   in   the northwestern  part  of   the  Tibetan  Plateau   (Figure 1a). The Tarim Basin is the largest continental Chinese basin and one of the largest endorheic basins in the world. It is 1,500 km from West to East and expands over an area of over 500,000 km².  This basin forms a resistant crustal block   and   fairly   undistorted   albeit   being   subjected   to continuous   shortening   since   the   Indo­Asia   collision. Today the Tarim Basin is overthrusted by the Tian Shan in the North, the Pamir in the West and the Kunlun Shan in the South. The major sinistral strike­lip Altyn Tagh Fault   (ATF)   forms   the   southern  margin  of   the  Tarim Basin. Ritts et al. (2008) propose that the uplift of Tarim Basin began between 15 and 16 Ma with shortening on the ATF.

The   Kunlun  Shan   is   a   fold   and   thrust  mountains range which expands of 3,000 km and with an average elevation of 5,000 m. The Kunlun Shan are separated in two parts by the ATF: West Kunlun, in the southwestern Tarim Basin and East Kunlun, in the southeastern Tarim Basin.

From   Permian   to   late   Cretaceous   time   the environment of the Tarim region was mainly terrestrial (Bosboom,   2008).   In   late   Cretaceous   time,   the   sea invaded   the   southwestern   Tarim   region   with   a   large transgression   (Jin   et   al.,   2008).   The   sea   reaches   a maximum of transgression possibly in late Eocene time during   the   initial   growth   of   North   Tibetan   Plateau (Bosboom,   2008).   Then,   from   early   Oligocene   to Holocene   times,   the   main   environment   remained terrestrial. However, Ritts et al. (2008) indicate that 15 to 16 Ma ago, there was a marine transgression over the southern and the western Tarim Basin along the North of the ATF. This would be the combined result of the Langhian sea level high and a flexural depression during mountains growth of the Altun Shan and West Kunlun Shan recorded by the rapid thermochronologic cooling of the Altun Shan coeval with Late Miocene deposition of very thick molasses successions deposits (Jin et al., 2003).

2.2 The Kezi SectionThe studied bivalve from this study is from the Kezi 

Section (Figure 1a) located along the Kezi River and its tributary streams (38°26'N, 76°24'E (Bosboom, 2008)). Its   measured   thickness   is   224.8m   and   the   strata   are dipping   homogeneously   30°   to   the   North.   The   strata bearing the oyster have been biostratigraphy dated to the Early   Priabonian   (~36   Ma),   based   on   dinoflagellate identification   (Sander   and   Brinkhus,   personal communication). The strata belongs to the Bashibulake 

­ 2 ­

Late Eocene Asian Climate Seasonality inferred from δ18O of Tarim Basin Oyster – L. Bougeois

Formation (nomenclature according to Yin et al., 2002) that   is   composed   of   two   parts:   (1)   greyish­green mudstones,  siltstones  and shell  beds  in   the   lower part (mainly   marine   deposits),   and   (2)   purplish­red mudstones,  siltstones and sandstones in the upper part (mainly  continental  deposits).  The oyster   studied  here was found at the ­60.6 meter level (Figure 1b) within the first unit of the Kezi section (­125 to ­40 meter level) composed of massive calcareous green sandstones and limestones   with   shell   and   oyster   beds,   which   are cyclically interbedded with green marls. The separation between   marine   deposits   and   continental   deposits   is observed at the ­20 meter level, after which we can see mainly red laminated mud interbedded with limestones (third part)  or with increasingly dominant presence of siltstones   (fourth  part).  The entire   lithostratigraphy of the  Kezi  Section  is   interpreted as a progradation of  a river­dominated   delta   system   within   an   overall regressive sequence (Bosboom, 2008).

3. MATERIAL AND METHODS

3.1.   Determination   of   the   oyster   genus   and   its  ecological environment

The genus determination was challenging due to the very small community of researcher acquainted with this particular oyster. In fact most relevant studies are written in Chinese using their own nomenclature. According to Xiu   (1997   and   personal   communication)   our   oyster could  belong   to  Sokolowia  buhsii  (Grewingk)  species (Figure 2a). It lived in the subtidal zone to shallow sea area. We have a problem because S. buhsii is assigned to the   Wulagen   Formation,   which   is   just   bellow   the Bashibulake   Formation.   To   explain   this,   we   propose three possibilities:  (1) we are actually in the Wulagen Formation and we have to review our stratigraphy, (2) S.  buhsii  still   lived during deposition of  the Bashibulake formation,   (3)   our   oyster   doesn't   belong   to  S.   buhsii (Grewingk) species. In any case, this does not affect the age of the oyster defined by dinoflagellates found in the same strata.

To clarify that point,  we plan further collaboration with   Chinese   experts   combined   by   further   field investigations.   This   will   allow   us   to   ameliorate   the knowledge  of   the   environment   and   then   the  depth  of seawater. The latter is important because, according to the depth, the δ18O could be very different. By instance, Pycnodontes   live   in   more   than   50   meter   depth   and record a δ18O, which is lower by ­1‰ than the δ18O of sea surface at the same time (Lartaud, 2007).

3.2. Shell analysis and samplingStudies  of   living specimens show that   the   isotopic 

composition of oyster shells is in equilibrium with the water sea (Lartaud, 2007). Thus the variations of δ18O of oyster   shells   provide   an   excellent   proxy   for   the variations   of   seawater   temperature   and   chemistry. 

Furthermore,   the   oyster   shell   is   built   by   episodic stacking or successive calcite   layers  in two directions: towards the top and towards the back (Figure 2b). As a result, a section of the oyster was cut perpendicular to the growth line (Figure 2a) to provide a cross section on which   to   analyse   growth   lines.   This   revealed   clearly apparent growth lines expressed by cyclical  black and white   lines   on   the   surface   of   the   cross   section,   in particular after polishing. Thus,  the sample provides a continuous record along the oyster life estimated be of several   decades   (~25   years).   Finally,   the   important thickness   of   this   oyster   shell   (~4   cm)   allows   a   high resolution record.

According   to   Gallstoff   (1964)   and   Carter   (1980), oyster   shells   are   constituted   by   four   microstructures: prismatic,   foliated   and   chalky   calcites   and   aragonite. Oyster shells are usually almost exclusively constituted of calcite and just few parts contain aragonite. Foliated and chalky calcite are the main microstructures of oyster shell.   The   chalky   microstructure,   with   wide   pores,   is generally   associated   to   rapid   growth   but   it   is   more vulnerable   and   can   be   subjected   to   reactions   of dissolution/recrystallisation.   Conversely   the   foliated calcite is formed of thin strips and is very resistant. As a result, I have avoided chalky calcite in my study in order to obtain a primary record. I focused on the ligamental area, which is made up of mainly foliated calcite and so, well   preserved.   Furthermore,   this   part   of   oyster   shell shows very regular growth lines and thus seems to be the best target for the sampling. This part was scanned to precisely   map   the   observed   growth   lines.   I   did   the sampling along a transect perpendicular to the growth lines in this area (Figure 2c).

To   study   stable   isotopes,   samples   were   extracted from the Oyster using the MicromillTM manufactured by New WaveTM. Thanks to the MicromillTM (Charlier et al., 2006) I could drill precisely located microsamples of 50 µg of calcite.  To  test  and calibrate   the  MicromillTM,   I first drilled a continuous trench perpendicularly to the growth direction in the middle portion of the shell (the thickest   area).   Then   I   drilled   just   spots   along   a perpendiculary transect of growth lines in the ligamental area.  However,   this  way did now yield enough calcite required for an analysis with the mass­spectrometer. To obtain more material,   I decided to drill trenches along growth   lines.   Each   drilled   line   precisely   follows   the growth lines of the shell, where the calcite composition is the same because it was built at the same time. Thus, 93 drilled lines separated by 120 µm have been sampled (Figure 2c). After each drilling, a drop of MilliQ water was poured on the oyster to collect the calcite powder using   a   micropipette.   Then   the   samples   were   heated overnight  in  an oven at  60°C to evaporate   the MilliQ water and just the remaining calcite was collected.

­ 3 ­

Late Eocene Asian Climate Seasonality inferred from δ18O of Tarim Basin Oyster – L. Bougeois

3.3. Stable Isotopes analysisThe   samples   were   then   analysed   using   the   mass­

spectrometer   Kiel­III   device   coupled   to   a   Finnigan MAT­253

The δ18O of calcite and aragonite differ for a given temperature.   But,   as   previously   noted,   according   to Lartaud (2007) almost all the shell of oyster is calcite and only the parts of muscle tie are aragonite. Therefore our   sampling   in   the   ligamental   area  provides  without doubt a calcite structure of CaCO3.

According to Epstein et al. (1951) then completed by Craig   (1965)   and   Anderson   and   Arthur   (1983),   the relation   between   seawater   temperature   (T(°C)),   δ18Oc 

(‰, PDB) of the oyster shell, and the δ18Ow (‰, SMOW) of seawater is: 

T(°C) = 16 – 4.14 * (δ18Oc – δ18Ow) + 0.13 * (δ18Oc – δ18Ow)²

The main problem with   this  equation  is   the  unknown δ18Ow  for   the   paleoseawater   (Figure   3).   In   the   Late Eocene, a warm period with little to no ice sheets, an average   for   open   ocean   is   estimated   at  δ18Ow  =   ­1‰ (SMOW)  (Lartaud,  2007   and   references   therein).  But this estimation is true just for an average and depends largely on the position (latitude) and the sea connection to the open oceans (according to Schmidt (1999) Δδ18Ow 

of oceans may reach more than 5‰). This is a problem for   the   Paratethys,   which   is   an   epicontinental   sea.   In fact, it is not known if there was a connection between the open ocean and the Paratethys, and, if so,  what was the flow between these two basins. Furthermore the rate of  precipitations   in   this  area  nor   the   elevation  of   the surrounding   montains   are   known.   These   two   factors affect the δ18Op  of precipitations and thus the δ18Ow  of Paratethys seawater (Figure 3).

Because the δ18O of Paratethys seawater can not be estimated,   the   absolute   paleotemperature   can   not   be derived.   However   temperature   variations   can   be estimated by assuming that the sea water oxygen isotope composition   remains   constant   throughout   the   year. Doing so, the equation can be simplified to:

ΔT(°C) = ­ 4.14 * Δδ18OC

(the last quadratic part of the equation being neglected), such that the temperature variations may be used to trace the seasonality.

4. RESULTS

I  do   not   have   results  yet   because   experiments   are currently in process.  The sampling has been done but samples   have   not   been   run   through   the   mass spectrometer yet. I can, however, foresee three possible type  of   results   to  be   expected:   (1)  Large   temperature variations between summer and winter throughout each year; in this case the Tarim bay most probably already experienced an arid climate typified by hot summers and cold   winters.   (2)   Small   temperature   variations 

throughout each year; in that case, the climate was still probably more temperate. (3) No temperature variation; this  would  be   the   consequence   of   a   secondary  effect (diagenesis, recrystallisation...) and the record is biased.

5. DISCUSSION AND PROSPECTS

Although  I  do not  have  results  yet,   I   foresee   their potential   implications   and   further   applications depending on which (and if a) primary isotopic record will be extracted from this oyster. First, I will want to compare my results with existing regional climate proxy and   model   data.  For   example,  Sun  and  Wang   (2005) studied coniferous pollens and propose a more temperate climate   than   today   (semi­arid)   in  Tarim Basin  during deposition of the Bashibulake Formation. These results are   in   agreement   with   climate   models   showing aridification associated  to  the  sea  retreat  (Ramstein  et al., 1997, Zang et al. 2007) such that a more temperate climate prevailed just before the sea retreat. My results would enable to estimate if   this  was actually the case and, moreover, quantify the actual seasonality.

Furthermore,   my   results   may   also   provide   rare northern  hemisphere   constraints  on   the   seasonality   in the period leading up to the EOT. It has been proposed that one of the factor enabling this major climate change to   occur   has   been   an   increase   in   climate   seasonality (DeConto   et   al.,   2003).   However,   very   few   studies provide direct estimates of seasonality in that key period (Ivany   et   al.,   2004).   In   particular,   I   will   be   able   to compare my results to recent results from Eldrett et al (2009).   They   present   pollen   records   from   the   Arctic Ocean   suggesting   increased   seasonality   that   are consistent with climate models in the period leading to the   EOT.   Their   results   actually   provide   averaged temperature   from comparing   the   coldest  and  warmest observed pollen taxa which are then assumed to indicate seasonality.  In contrast,  my study will  provide a more reliable   direct   measure   of   seasonality   continuous throughout several years. 

For the end of my internship I would like to test if there   is   a   fractionation   of   oxygen   associated   to   the formation of the oyster shell. This has been documented in some cases where δ18O is correlated with the growth rate   of   the   oyster   shell.   To   test   possible   oxygen fractionation,   I  will  study  the  correlation  between  the δ13C   and   the   δ18O   because   calcite   formation   strongly fractionates carbon isotopes. I will also compare these results with the thickness of yearly growth lines to see, for example, if faster growth in summer than in winter could bias our data with a fractionation between 16O and 18O. Furthermore I would like to study the 87Sr/86Sr ratio, to estimate the connection between the Paratethys and open oceans.

­ 4 ­

Late Eocene Asian Climate Seasonality inferred from δ18O of Tarim Basin Oyster – L. Bougeois

6. CONCLUSION

This   study   in   progress   is   the   onset   of   a   more important   project.   The   aim   is   to   create   and   install   a protocol using oyster shell and allowing understanding and tracing the seasonality. Others studies used bivalves to   trace  Paleogene  seasonality   (Kaandorp et  al.,  2003 and 2006, Buick and Ivany, 2004, Ivany et al. 2004) but not yet on oyster shell, in the Tarim Basin around the EOT.  Other bivalves from the Tarim Basin provide the possibility   to   extend   the   study   in   time   from   late Cretaceous   to   Early   Oligocene.   In   addition,   the   wide occurrence of these marine sediments in other regional basins would allow extending the study in space.

Thus,   we   could   estimates   seasonality   variations during   Paleogene   cooling   from   greenhouse   world   to icehouse  world   and  understand   the   installation  of   the duality between arid and monsoon­dominant climates in Asia. 

7. REFERENCES

Anderson T.F. and Arthur M.A. 1983. Stable isotopes of oxygen and   carbon   and   their   application   to   sedimentology   and paleoenvironmental   problems.   In   Stable   Isotopes   in Sedimentary Geology (ed. M.A. Arthur, T.F. Anderson, I.R. Kaplan,   J.   Veizer,   and   L.   Land).   Society   of   Economic Paleontologists and Mineralogists, Short Course, p 1­151

Bosboom,  R.E.  2008.  The   retreat  of   the  Paratethys   from  the Tarim Basin (West China) linked to the Eocene­Oligocene climate transition and the Indo­Asia collision. MSc. Thesis, Faculty of Geosciences ­ Utrecht university, pp. 17.

Buick D.P. and Ivany L.C. 2004. 100 years in the dark : Extreme longevity of Eocene bivalves from Antartica. Geology vol 32. n°10 p. 921­924. 

Charlier B.L.A., Ginibre C., Morgan D., Nowell G.M., Pearson D.G.,   Davidson   J.P.,   Ottley   C.J.   2006.   Methods   for   the microsampling and high­precision analysis of strontium and rubidium isotopes at single crystal scale for petrological and geochronolical applications. Chemical Geology 232. p 114­133

Craig   H.   1965.   Measurement   of   oxygen   isotope paleotemperatures.   In   Stable   Isotopes   in   Oceanographic Studies and Paleotemperatures (ed. E. Tongiorgi), Consiglio Nazionale   Delle   Richerche   Laboratorio   Di   Geologica Nucleare. p 9­130

DeConto,   R.M.,   and   Pollard,   D.,   2003,   Rapid   Cenozoic glaciation of Antarctica  induced by declining atmospheric CO2. Nature, v. 421, p. 245­249.

Dupont­Nivet, G., Krijgsman, C.G., Abels, H.A., Dai, S., Fang, X.,   2007.   Tibetan   Plateau   aridification   linked   to   global cooling at the Eocene­Oligocene transition, Nature, 445, p 635­638

Eldrett   J.S.,  Greenwood  D.R.,  Harding   I.C.,  Huber   M.  2009. Increased   seasonality   through   the   Eocene   to   Oligocene transition in northern high latitudes. Nature 459. p 969­974

Epstein S.,  Buchsbaum R.,  Lowenstam H.A.,  Urey H.C. 1951 Carbonate­water isotopic temperature scale. Bulletin of the Geological Society of America 64, p 1315­1326

Ivany   L.C.,   Wilkinson   B.H.,   Lohmann   K.C.,   Johnson   E.R., McElroy   B.J.,   Cohen   G.J.   2004.   Intra­annual   isotopic variation   in  Venericardia  bivalves:   implications   for   early 

Eocene   temperature,   seasonality,   and   salinity  on   the  U.S. Gulf Coast. Journal of Sedimentary Research vol. 74 p.7­19.

Jin X., Wang J., Chen B., Ren L. 2003 Cenozoic depositional sequences   in   the   piedmont   of   the  west  Kunlun  and   their paleogeographic and tectonic implications. Journal of Asian Earth Sciences  21. p755–765

Kaandorp R.J.G., Vonhof H.B., Del Busto C. Wesselingh F.R., Ganssen   G.M.,   Marmol   A.E.,   Romero   Pittmand   L.,   van Hinte J.E.  2003.  Seasonal  stable  isotope variations of   the modern   Amazonian   freshwater   bivalve  Anodontites trapesialis.   Palaergeography,   Palaeoclimatology, Palaeoecology 194. p 339­354

Kaandorp   R.J.G.,   Wesselingh   F.R.,   Vonhof   H.B..   2006. Ecological   implications   from   geochemical   records   of Miocene  Western  Amazonian  bivalves   .   Journal  of  South American Earth Sciences 21. p54­74

Katz, M.E., Miller, K.G., Wright, J.D., Wade, B.S., Browning, J.V.,   Cramer,   B.S.,   and   Rosenthal,   Y.,   2008,   Stepwise transition   from   the   Eocene   greenhouse   to   the   Oligocene icehouse: Nature Geosciences, v. 1, p. 329­334.

Kennett J.P., 1977, Cenozoic evolution of Antarctic glaciation, the   circum­Antarctic   oceans   and   their   impact   on   global paleoceanography: J. Geophys. Res., v. 82, p. 3843­3859.

Lartaud   F.   2007.   Les   fluctuations   haute   fréquence   de l'environnement au cours des  temps géologiques.  Mise au point d'un modèle de référence actuel sur  l'enregistrement des   contrastes   saisonniers   dans   l'Atlantique   Nord.   Thèse doctorale de l'université Pierre et Marie Curie Paris VI.

Meehl,   G.A.,   1992,   Effect   of   tropical   topography   on   global climate. Annual review of Earth and Planetary Sciences, v. 20, p. 85­112

Popov, S., Rögl, F., Rozanov, A.Y., Steininger, F.F., Shcherba, I.G.,   and   Kovac,   M.,   2004,   Lithological­Paleogeographic maps   of   Paratethys   10   Maps   Late   Eocene   to   Pliocene: Courier Forschungsinstitut Senckenberg, v. 250, p. 1­42.

Ramstein G., Fluteau F., Besse J., Joussaume S. 1997. Effect of orogeny, plate motion and land­sea distribution on Eurasian climate change over   the past 30 million years.  Nature vol 386 p 788­795

Raymo,   M.E.,   Ruddiman,   W.F.,   and   Froelich,   P.N.,   1988, Influence   of   late   Cenozoic   mountain   building   on   ocean geochemical cycles. Geology, v. 16, p. 649­653.

Ritts B., Yue Y., Graham S., Sobel E., Abbink O.A., Stockli D. 2008. From sea leveal to high elevation in 15 million years: uplift history of the northern Tibetan Plateau margin in the Altun Shan. American Journal of Science vol. 308. 657– 678

Schmidt G.A. 1999 Forward modelling of carbonate proxy data from planktonic foraminifera using oxygen isotope tracers in a global ocean model. Paleoceanography. 14 p 482­498

Sun, X., and Wang, P., 2005, How old is the Asian monsoon system?   Palaeobotanical   records   from   China: Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 222, p. 181­222

Xiu L. 1997 Paleogene bivalve communities in the Tarim Basin and   their   paleoenvironmental   implications.   Paleowords Number 7. p137­157

Yin A., P.E. Rumelhart, R. Butler, E. Cowgill, T.M. Harrison. 2002.  Tectonic  history  of   the  Altyn  Tagh  fault   system  in northern Tibet inferred from Cenozoic sedimentation . GSA bulletin vol. 114. p1257–1295

Zhang,   Z.,   Wang,   H.,   Guo,   Z.,   and   Jiang,   D.,   2007,   What triggers   the   transition   of   palaeoenvironmental   patterns   in China,   the   Tibetan   Plateau   uplift   or   the   Paratethys   Sea retreat?:   Palaeogeography,   Palaeoclimatology, Palaeoecology, v. 245, p. 317­331.

­ 5 ­

Late Eocene Asian Climate Seasonality inferred from δ18O of Tarim Basin Oyster Shell

­ Annexe 1 ­

Oys

ter

­60,

6 m

Mas

sive

 cal

care

ous 

gree

n sa

ndst

ones

+ lim

esto

nes

Gre

en 

mar

ls

Lim

esto

nes 

+ gr

een 

calc

areo

us s

iltst

ones

Red

 mud

ston

es+ 

silts

tone

s

CONTINENTAL MARINE

Fig

ure 

1. (a

) Loc

alis

atio

n of

 Kez

i Sec

tion 

(K). 

(b) S

tratig

raph

y of

 the 

Kez

i Sec

tion 

and 

posi

tion 

of th

e st

udie

d oy

ster

.

a.

b.K

ezi S

ectio

n

Late Eocene Asian Climate Seasonality inferred from δ18O of Tarim Basin Oyster Shell

­ Annexe 2 ­

Figure 2. (a) Sokolowia buhsii (Gewingk). (b) Oyster section. (c) Ligamental area with drilled trenches.

b.

4 cm

a.

c.

section

16 cm

Growth directions

Open ocean

 δ18Ow = ­1‰

Paratethys

 δ18Ow = ???

δ18Op= ­20‰

δ18Op= ­3‰

precipitations?

Mountainselevation?

Connection?

??? ???measured

T(°C)  = 16 – 4.14 * (δ18Oc – δ18Ow)     =>     ΔT = ­4,14  * Δδ18Oc 

Figure 3. Relationship between seawater temperature (T(°C)), δ18Oc of calcite shell (‰, PDB) and δ18Ow of seawater 

(‰, SMOW). Problem with the δ18Ow determination due to the lack of knowledge of precipitations, mountain elevation 

and connection to open oceans.