David Pratt
New Concepts in Global Tectonics Journal (www.ncgt.org),
vol. 1, n° 1, marzo 2013, p. 66-152.
Contenidos:
07. Paleoclima
-Estabilidad continental y polar
-Glaciaciones permocarboníferas
-Límite Eoceno-Oligoceno
07. Paleoclima
-Estabilidad continental y polar
-Glaciaciones permocarboníferas
-Límite Eoceno-Oligoceno
07. Paleoclima
Los límites de las zonas climáticas actuales en el mundo no corren paralelos al ecuador y no son perfectamente axisimétricos (fig. 7.1), y esto se debe a la distribución de tierra y mar, topografía continental, batimetría oceánica, atmósfera relacionada y circulación oceánica.
Fig. 7.1. Zonas climáticas mundiales (http://en.wikipedia.org).
A lo largo de la cronología geológica, la Tierra ha pasado por numerosos ciclos de calentamiento y enfriamiento en diferentes escalas de tiempo, durante las cuales el ancho de las zonas climáticas ha variado significativamente. Los ciclos globales de cambio climático y la amplitud variable de estas regiones ayudan a explicar la presencia de grandes dinosaurios y árboles del Cretácico en localidades de alta latitud como Svalbard y la Ladera Norte de Alaska, bosques del Paleoceno tardío-Eoceno medio en Ellesmere con huesos de cocodrilo, palmeras en el centro-oeste de Groenlandia y sur de Alaska, piedra caliza nummulítica (Tetis) en la meseta Hatton-Rockall, manglares en la cuenca Londres-París y grandes árboles y vetas de carbón fósiles comprendidos en 3° del Polo Sur. Incluso desde principios del Plioceno, el ancho de la zona templada exhibió más de 15° (1.650 kms.) en los hemisferios norte y sur (Meyerhoff et al., 1996b). Los datos proxy de alta resolución confirman que la Tierra en su conjunto pasa por períodos más cálidos y fríos, además de resaltar variaciones paleoclimáticas regionales (el "panorama general" se muestra en las ilustraciones 7.2 y 7.3).
El clima global es un sistema complejo, caótico y no lineal, y nuestra comprensión de cómo funciona aún está en pañales. Existe una gran incertidumbre respecto a la importancia relativa e interacción dinámica entre los factores solares-orbitales (oblicuidad, excentricidad y precesión), causas oceánicas y tectónicas, retroalimentaciones positivas y negativas, y los ciclos hidrológicos y de carbono. La mayor duda rodea al rol dinámico de las nubes para modular la temperatura planetaria.
La oblicuidad de la eclíptica determina la distribución latitudinal de insolación, el rango de cambios estacionales y el ancho de las zonas tropicales y polares. Cuanto mayor es la oblicuidad, mayor será el contraste estacional, especialmente en latitudes altas. Dicha inclinación es actualmente de 23,44° y está disminuyendo lentamente; en los últimos 5 m.a. se calcula que varió entre 22,08° y 24,54°, con un período promedio de aproximadamente 41.000 años (Berger y Loutre, 1991). En general se supone que tuvo lugar una oscilación similar durante gran parte de la historia planetaria, pero algunos investigadores postulan cambios mucho mayores en la inclinación axial. Williams (1993) argumentó que la oblicuidad estaba por encima de 54° para una buena parte del Precámbrico, y disminuyó con rapidez de aproximadamente 60° a 26° entre 650 y 430 m.a. Algunos estudios de modelos sugieren que una alta inclinación (hasta 70°) en todo el Precámbrico podría explicar las temperaturas cálidas durante el Arqueano o al menos ciertas glaciaciones proterozoicas (Jenkins, 2000, 2004; Donnadieu et al., 2002), aunque también se han propuesto interpretaciones que suponen una menor oblicuidad (Hoffman et al., 1998).
Para explicar el clima generalmente más cálido y equitativo del Mesozoico e inicios del Cenozoico, varios especialistas han sugerido que la oblicuidad pudo fluctuar entre 0° y 15° (Douglas y Williams, 1982; Xu Qinqi, 1979, 1980; Allard, 1948). Sobre la base de evidencia paleobotánica, Wolfe (1978, 1980) aseveró que este ladeo disminuyó gradualmente de unos 10° a 5° desde el Paleoceno hasta mediados del Eoceno, luego comenzó a aumentar en forma leve hasta el final del Eoceno, cuando se incrementó rápidamente a 25-30° y antes de disminuir una vez más. Barron (1984) señaló que si bien una oblicuidad menor elevaría la insolación invernal en latitudes altas, disminuiría la exposición solar media anual conduciendo a temperaturas polares más frías, mientras que la evidencia apunta a temperaturas polares más cálidas en el Mesozoico y Cenozoico temprano. No obstante, Wolfe (1978) sugirió que en algún valor crítico de inclinación axial, la circulación atmosférica cambia desde una que es predominantemente celular (como la de hoy) a otra que es meridional en su mayor parte, lo que compensaría con creces el descenso de insolación anual en altas latitudes.
Alrededor del 60% del hemisferio norte es tierra, en comparación con sólo el 20% en la contraparte sur. Dado que el agua tiene mayor capacidad calorífica que la tierra, los gradientes de temperatura y los extremos climáticos son mayores en el hemisferio norte, mientras que la mitad meridional tiene un clima anual más uniforme. La mayor superficie terrestre en el hemisferio norte ayuda a explicar por qué el ecuador meteorológico se desplaza al norte de dicha línea la mayor parte del tiempo en un gran sector del globo. Marcado por la Zona de Convergencia Intertropical (ZICT), se encuentra al norte del ecuador durante los meses estivales del hemisferio norte y se mueve al sur de esa demarcación sólo en algunas áreas durante el verano en la mitad austral.
Las corrientes oceánicas, que están estrechamente vinculadas a los sistemas eólicos, son un factor vital para comprender el clima regional (figuras 7.4 y 7.5) y explican por qué la temperatura promedio del Atlántico Norte a 50-60° N es casi 7° C más alta que la del Atlántico Sur a 50-60° S, y todo el norte de dicho océano entre 30° N y el Círculo Ártico es aproximadamente 5° en promedio más cálido que el Atlántico Sur entre 30° S y el Círculo Antártico; además, dos tercios de la corriente ecuatorial atlántica se desvían hacia el hemisferio norte y el otro tercio a la mitad sur. Las reconstrucciones paleogeográficas sin deriva muestran que durante gran parte del tiempo geológico prácticamente todas las corrientes ecuatoriales fueron desviadas al hemisferio norte (Simpson et al., 1930).
El conocimiento sobre la distribución pasada de tierra y mar, y los patrones pretéritos en circulación de atmósfera/océano es muy limitado. Si bien tenemos antecedentes razonables de inundaciones marinas en áreas continentales modernas, apenas ha comenzado la tarea de recopilar datos suficientes para determinar el tamaño, la distribución y evolución de antiguas masas terrestres en los océanos actuales (véanse las figuras 2.2 y 2.4), al tiempo que no existen datos paleoclimáticos y paleontológicos de tales tierras pretéritas.
Dickins (1994a) propuso que una barrera terrestre al oeste de Norte y Sudamérica explicaría las temperaturas anómalas de agua cálida a lo largo de vías marítimas "andinas" y de "Montañas Rocosas" en el Pérmico inferior (fig. 7.6); asimismo Dickins et al. presentan datos que respaldan la existencia de dicha barrera (1992). Brooks (1949) sostuvo que la distribución de bivalvos rudistas enanos y adultos en el Cretácico superior podría explicarse por un sistema distinto de corriente oceánica que surge de una disposición diferente de tierra y mar (fig. 7.7).
Estabilidad continental y polar
La distribución geográfica de indicadores paleoclimáticos como evaporitas, rocas carbonáticas, carbones y tillitas desde el Proterozoico se explica mejor por continentes estables en lugar de cambiantes, junto con cambios periódicos en el clima, de uno globalmente temperado-caliente a otro frío (Meyerhoff y Meyerhoff, 1974a; Meyerhoff et al., 1996b). La alteración en continentes o polos puede explicar las características paleoclimáticas locales o regionales para un período particular, pero invariablemente no dilucida el clima global durante el mismo intervalo.
La distribución geográfica de indicadores paleoclimáticos como evaporitas, rocas carbonáticas, carbones y tillitas desde el Proterozoico se explica mejor por continentes estables en lugar de cambiantes, junto con cambios periódicos en el clima, de uno globalmente temperado-caliente a otro frío (Meyerhoff y Meyerhoff, 1974a; Meyerhoff et al., 1996b). La alteración en continentes o polos puede explicar las características paleoclimáticas locales o regionales para un período particular, pero invariablemente no dilucida el clima global durante el mismo intervalo.
Por lo común se piensa que las evaporitas son producidas en climas templados o cálidos donde la evaporación del agua excede a su entrada, aunque existe muy buena evidencia geoquímica de que otros factores además del clima también tienen enorme importancia en la formación de estas rocas (Hardie, 1990, 1991). Meyerhoff (1970a, b) determinó que el 95% de todas las evaporitas desde el Proterozoico tardío hasta el presente -por volumen y área- se encuentran en regiones que hoy reciben menos de 100 cms. de lluvia anual, es decir, en los cinturones actuales de viento seco. Al menos el 35% de dichas evaporitas son anteriores al Pérmico, mientras que las paleozoicas tardías están asociadas con áreas donde proliferaron arrecifes y fusulínidos, y generalmente se depositaban junto a áreas donde las corrientes oceánicas cálidas estaban presentes incluso en latitudes altas, en la última etapa del Proterozoico e inicios del Paleozoico (Meyerhoff et al., 1996b).
Basándose en la distribución de evaporita, Meyerhoff (1970b) compiló un gráfico que muestra períodos de calentamiento y enfriamiento en todo el mundo (figura 7.8). La coordenada vertical es el tiempo geológico, y la horizontal representa el grado absoluto de latitud a través del cual se depositaron dichas rocas. Las desviaciones a la derecha en la curva simbolizan períodos en que la Tierra estaba uniformemente cálida, y se denominan períodos de evaporita máximo (por ejemplo, finales del Proterozoico-Cámbrico, Devónico y Permo-Triásico). En esos momentos sólo hay dos zonas climáticas: una amplia región tórrida (90-120° de ancho) y partes templadas en regiones polares. Las desviaciones de curva hacia la izquierda señalan intervalos donde el planeta estaba frío y se denominan períodos de evaporita mínimo o máximo glacial. En este caso tenemos tres zonas climáticas (como hoy): una tórrida (60-70° en amplitud), dos sectores templados en latitudes medias y zonas frías en regiones polares. Nótese la correspondencia general de la curva en la figura 7.8 con aquéllas de las ilustraciones 7.2 y 7.3.
Estos diferentes estados climáticos se reflejan en el gradiente térmico meridional (ΔT) que está en parte relacionado con la eficiencia del transporte calórico de ecuador a polo. Para hoy y durante un período relativamente cálido en una era Cenozoica fría, el ΔT es de unos 33° C. En el curso del clima cálido mesozoico a nivel global dicho ΔT fue de aproximadamente 19-23° C, y en el cercanamente caluroso máximo térmico del Paleoceno-Eoceno (55 m.a.) llegó a 15° C, mientras que en tiempos del último máximo glacial (21-22 miles de años) se elevó en torno a los 50° C (Cronin, 2010).
Durante la mayoría de las épocas posteriores al Devónico, estaban presentes dos cinturones axisimétricos de depósitos carboníferos que rodeaban el globo: uno al norte del cinturón de evaporita y otro al sur. En ocasiones existía un tercer cinturón de carbón tropical, especialmente durante el Cenozoico. A nivel mundial el 88% de los depósitos económicos de carbón se encuentran en los lados orientales de continentes o en el noroeste de Europa y la costa ártica del noroeste de Asia, es decir, en las regiones que hoy reciben la mayor cantidad de lluvia en los sectores temperados. El noroeste de Europa y la parte adyacente del Ártico asiático son excepciones porque sólo en el Atlántico Norte un importante sistema de vientos húmedos y una corriente oceánica cálida -la Deriva Noratlántica- cruza desde el lado este de un continente (América del Norte) hacia el costado noroeste de otro (Eurasia) (Meyerhoff et al., 1996b; Meyerhoff y Teichert, 1971). Cabe destacar que tanto las zonas de evaporita como de carbón muestran un pronunciado descentramiento hacia el norte similar a la excentricidad actual en dirección norte del ecuador meteorológico.
Meyerhoff (1970a, b) presenta muchos mapas que muestran la axisimetría de los depósitos de evaporita y carbón del Devónico al Mioceno, señalando que este rasgo en los cinturones carboníferos de alta latitud y de evaporita en baja latitud no es tan evidente respecto a los tiempos anteriores al Triásico y Mioceno, e identifica varias razones para esto, relacionadas con la ubicación de cinturones orogénicos, la desigual distribución planetaria de rocas paleozoicas y la historia de los océanos Atlántico Norte y Ártico.
El autor sostiene que las evaporitas de alta latitud -desde el Proterozoico tardío hasta el Pérmico inicial- están extendidas en Canadá y Eurasia, mientras que la deposición de evaporitas con las mismas edades en el hemisferio sur permaneció casi constante (20-40° S) en todo momento durante la historia posterior al Proterozoico. Casi todos los antiguos depósitos de evaporita en alta latitud están asociados con secuencias marinas depositadas en mares que invadieron los continentes desde la cuenca euroasiática-ártica y el Atlántico Norte, pero no a partir de la cuenca ártica-canadiense que está separada de la primera por el dique concordante proterozoico de Lomonosov y del Pacífico Norte por la plataforma arqueana Bering-Chukotsk. Luego del tiempo devónico, los depocentros evaporíticos se desplazaron sistemáticamente hacia el Atlántico con la formación de los diques Franz Josef y Faroe-Groenlandia. La temperatura requerida para la deposición de evaporita a fines del Proterozoico y el Paleozoico en latitudes altas durante los períodos máximos de dicha roca se puede atribuir a la persistencia de la Deriva Noratlántica desde mediados del Proterozoico. Meyerhoff rastrea la historia del desarrollo de sills a través de los océanos Ártico y Atlántico Norte con gran detalle y afirma que esto proporciona la única explicación conocida para la deposición evaporítica en latitudes septentrionales elevadas en el pasado, y el cambio gradual de dicho asentamiento hacia el sur.
Khudoley (1974) descubrió que la distribución latitudinal de rocas carbonáticas, clásticas terrígenas, ammonoides (grupo extinto de moluscos) y faunas de tetrápodos para el Mesozoico era consistente con las posiciones actuales de continentes y polos geográficos (figura 7.11). Las rocas carbonadas se extendieron en promedio a 40-45° N y 30° S, mostrando un pronunciado descentramiento hacia el norte del ecuador térmico. Durante el Mesozoico la amplitud del cinturón de carbonato disminuyó de aproximadamente 90° en el Triásico a 65° en el Cretáceo. La excentricidad promedio hacia el norte de la línea media de rocas carbonatadas tuvo cerca de 24° en el Triásico, 19° en el Jurásico y 12° en el Cretácico, lo que refleja cambios climáticos globales.
Glaciaciones permocarboníferas
En el Carbonífero y Pérmico, los glaciares cubrieron partes -si no en su totalidad- de la Antártica, Islas Malvinas, Sudáfrica, Sudamérica, India y Australia. Los defensores de la deriva continental afirman que esta glaciación puede explicarse en términos de Gondwana, que para entonces estaba situada cerca del Polo Sur. Sin embargo, la glaciación requiere el vínculo de corrientes oceánicas cálidas, aire caliente cargado de humedad y vientos fríos generados por hielo glacial (Coleman, 1925, 1932; Brooks 1949). La humedad para sostener los glaciares continentales no puede transportarse a más de 2.500 kms., mientras que las partes centrales de los supercontinentes propuestos están de 3.000 a 4.000 kms. de la fuente de humedad oceánica más cercana. En todas las reconstrucciones de Laurasia-Gondwana, ni siquiera una décima parte de esta cuantía de humedad podría haber llegado al interior de los supercontinentes (Meyerhoff y Harding, 1971). Los glaciares se habrían formado sólo en los márgenes de Pangea, mientras que el interior habría sido un vasto desierto helado como hoy lo son sectores análogos de Siberia (Meyerhoff, 1970a; Meyerhoff y Teichert, 1971). Los mares epicontinentales poco profundos dentro de Pangea no podrían haber proporcionado la humedad requerida, porque como ahora sucede con la Bahía de Hudson se congelarían durante los meses de invierno, evitando así la evaporación. También durante el Ordovícico tardío grandes áreas de Gondwana y Laurasia que permanecían glaciadas habrían estado demasiado tierra adentro para que las alcanzaran corrientes húmedas de aire oceánico.
En el Carbonífero y Pérmico, los glaciares cubrieron partes -si no en su totalidad- de la Antártica, Islas Malvinas, Sudáfrica, Sudamérica, India y Australia. Los defensores de la deriva continental afirman que esta glaciación puede explicarse en términos de Gondwana, que para entonces estaba situada cerca del Polo Sur. Sin embargo, la glaciación requiere el vínculo de corrientes oceánicas cálidas, aire caliente cargado de humedad y vientos fríos generados por hielo glacial (Coleman, 1925, 1932; Brooks 1949). La humedad para sostener los glaciares continentales no puede transportarse a más de 2.500 kms., mientras que las partes centrales de los supercontinentes propuestos están de 3.000 a 4.000 kms. de la fuente de humedad oceánica más cercana. En todas las reconstrucciones de Laurasia-Gondwana, ni siquiera una décima parte de esta cuantía de humedad podría haber llegado al interior de los supercontinentes (Meyerhoff y Harding, 1971). Los glaciares se habrían formado sólo en los márgenes de Pangea, mientras que el interior habría sido un vasto desierto helado como hoy lo son sectores análogos de Siberia (Meyerhoff, 1970a; Meyerhoff y Teichert, 1971). Los mares epicontinentales poco profundos dentro de Pangea no podrían haber proporcionado la humedad requerida, porque como ahora sucede con la Bahía de Hudson se congelarían durante los meses de invierno, evitando así la evaporación. También durante el Ordovícico tardío grandes áreas de Gondwana y Laurasia que permanecían glaciadas habrían estado demasiado tierra adentro para que las alcanzaran corrientes húmedas de aire oceánico.
Las glaciaciones permocarboníferas son más fáciles de explicar en términos de las posiciones continentales modernas: casi todos los centros de hielo en continentes estaban adyacentes a o cerca de costas actuales, o en mesetas altas y montañas no muy lejos de las presentes costas. Parte del sur y amplias zonas de África central, grandes sectores de los Andes y parte de Australia -así como posiblemente vastas regiones en India y Brasil- fueron sitios de glaciación montañosa bien desarrollada. Hubo más y grandes centros glaciares en el hemisferio sur que en el norte porque la elevación continental promedio durante el período permocarbonífero fue mayor en la mitad austral. Con excepción de partes en el norte y oriente siberiano y los Urales de hoy, el hemisferio norte está caracterizado por tierras bajas calentadas por mares epéiricos. El cambio de elevaciones altas en el hemisferio sur (frente a otras bajas en la mitad norte) durante el intervalo permocarbonífero a grandes alzamientos septentrionales (versus los levantamientos bajos australes) durante el tiempo Plioceno-Holoceno, junto con el progresivo desarrollo hacia el sur de diques en el Ártico y Atlántico Norte, proporcionan una explicación sólida para los cambios en el emplazamiento de glaciación continental desde el permocarbonífero al Plioceno-Holoceno, por cuanto no hay necesidad de invocar deriva continental o migración polar.
También se necesitaba humedad para nutrir el crecimiento exuberante del tipo conocido en sedimentos carboníferos y más recientes de Gondwana. Los extensos depósitos de hulla carbonífera, pérmica y más jóvenes del interior de Gondwana y Laurasia habrían requerido 150-200 cms. de lluvia anual, por lo que éstos tampoco podrían haberse formado si los continentes se hubieran unido, y en lugar de ello habrían existido desiertos y no pantanos (Meyerhoff y Harding, 1971; Meyerhoff et al., 1996b).
Brooks (1949) sostuvo que la distribución y el alzamiento de masas terrestres en el Carbonífero tardío (sin suponer deriva o migración polar) y las corrientes predominantes de viento y océano podrían explicar por qué las calotas de hielo se desarrollaron en latitudes bajas mientras existía un clima relativamente templado más al norte. Se cree que en ese momento la desviación calórica del hemisferio sur al norte ha sido mayor que en cualquier época posterior. Brooks postuló una amplia apertura en embudo hacia el Pacífico, continuando en latitudes subtropicales a lo largo del Mar de Tetis hacia el Mediterráneo y a través de éste al Atlántico; en esta configuración, el Mar de Tetis habría recibido toda el agua cálida y ecuatorial del Pacífico (Brooks, en Simpson et al., 1930). Brooks aduce que a mediados del Carbonífero Gondwana no era continua desde América del Sur a Australia, sino que probablemente se dividió en tres o cuatro masas terrestres separadas por estrechos que iban de norte a sur, lo cual permitiría la libre circulación entre el Mar de Tetis y el Océano Austral, elevando considerablemente la temperatura del hemisferio sur y ayudando a dilucidar la gran diferencia climática entre el Carbonífero medio y superior.
Límite Eoceno-Oligoceno
Según la tectónica de torsiones, en torno al límite Eoceno-Oligoceno (E-O, 33,9 m.a.) los polos se desplazaron aproximadamente 35° a sus ubicaciones actuales dentro de 2 a 3 m.a. (Storetvedt, 1997, 2003). Se dice que esto explica el enfriamiento drástico en ese intervalo que puso fin a las condiciones cálidas en el norte de Europa, Islandia y Groenlandia. Se cree que los polos volvieron a su posición anterior a mediados del Mioceno, lo que da cuenta de por qué las temperaturas en Europa alcanzaron un nuevo máximo y el Mediterráneo oriental se caracterizó una vez más por inclinaciones paleomagnéticas relativamente planas. Por último, se considera que los polos retornaron a su emplazamiento actual hace unos 5 m.a. (Storetvedt y Bouzari, 2012) y Storetvedt cita a Buchardt (1978) como evidencia de los abruptos eventos de migración polar en el límite E-O y a mediados del Mioceno. La curva de paleotemperatura isotópica de Buchardt (fig. 7.15) se basa en isótopos bentónicos del Mar del Norte en su sector meridional. Esta fue la primera curva de ese tipo para el Terciario en el noroeste de Europa y desde entonces están disponibles datos proxy de mayor resolución, tanto globales como regionales.
Según la tectónica de torsiones, en torno al límite Eoceno-Oligoceno (E-O, 33,9 m.a.) los polos se desplazaron aproximadamente 35° a sus ubicaciones actuales dentro de 2 a 3 m.a. (Storetvedt, 1997, 2003). Se dice que esto explica el enfriamiento drástico en ese intervalo que puso fin a las condiciones cálidas en el norte de Europa, Islandia y Groenlandia. Se cree que los polos volvieron a su posición anterior a mediados del Mioceno, lo que da cuenta de por qué las temperaturas en Europa alcanzaron un nuevo máximo y el Mediterráneo oriental se caracterizó una vez más por inclinaciones paleomagnéticas relativamente planas. Por último, se considera que los polos retornaron a su emplazamiento actual hace unos 5 m.a. (Storetvedt y Bouzari, 2012) y Storetvedt cita a Buchardt (1978) como evidencia de los abruptos eventos de migración polar en el límite E-O y a mediados del Mioceno. La curva de paleotemperatura isotópica de Buchardt (fig. 7.15) se basa en isótopos bentónicos del Mar del Norte en su sector meridional. Esta fue la primera curva de ese tipo para el Terciario en el noroeste de Europa y desde entonces están disponibles datos proxy de mayor resolución, tanto globales como regionales.
La curva para el isótopo de oxígeno foraminiferal-bentónico por Zachos et al. (2001) (δ18O) para el Cenozoico se muestra en la figura 7.16 y sus variaciones reflejan episodios de calentamiento y enfriamiento global, y también el crecimiento y la descomposición en el casquete glaciar. Los últimos 65 m.a. han visto un enfriamiento planetario progresivo, pero con muchas fluctuaciones. En ambos hemisferios se han reconocido y correlacionado una serie de intervalos más cálidos (p. ej., el Óptimo Climático del Eoceno medio, el Evento de Calentamiento del Oligoceno tardío y el Óptimo Climático del Mioceno medio) e intervalos más fríos (como las glaciaciones Oi y Mi).
La imagen 7.16 muestra una disminución en temperatura mayor a 4° C en el límite E-O y un incremento similar en el Oligoceno tardío. Zachos et al. (2001) dicen que toda el alza de δ18O antes del Eoceno tardío puede atribuirse a una caída en temperatura de aguas profundas de ~12° a ~4,5° C. Todos los cambios posteriores de δ18O reflejan el efecto combinado del volumen de hielo y temperatura, particularmente el ritmo rápido hace 34 m.a. Luego del enfriamiento y la rápida expansión en las capas de hielo continentales antárticas en el Oligoceno inicial, los valores de δ18O en aguas profundas se mantuvieron relativamente altos, lo que indica casquetes glaciares permanentes con una masa de hasta el 50% de las actuales y temperaturas de fondo de ~4° C. Dichas capas persistieron hasta la última parte del Oligoceno (26 a 27 m.a.) cuando una tendencia al calentamiento redujo la extensión del hielo antártico. Desde este punto hasta mediados del Mioceno el volumen global de hielo se mantuvo bajo y las temperaturas en el fondo del agua mostraron una tendencia ligeramente más alta, con excepción de varios y breves períodos de glaciación (por ejemplo, los eventos Mi). Esta fase cálida alcanzó su punto máximo en el Óptimo Climático del Mioceno medio-tardío (17 a 15 m.a.) y fue seguida por un enfriamiento gradual y la restauración de una capa de hielo importante en la Antártica por 10 m.a.
En la Antártica aparecieron pequeñas y efímeras capas de hielo a lo largo del Eoceno tardío. En el Oligoceno más temprano aparentemente se alcanzó un umbral climático, lo que permitió la rápida expansión de grandes calotas de hielo y resultando en la glaciación profunda pero corta Oi-1. Las temperaturas regionales en la superficie del mar disminuyeron en más de 4° C y las aguas profundas se enfriaron en 3-4° C (Salamy y Zachos, 1999). El evento Oi-1 duró 400.000 años e implicó reorganización del sistema climático/oceánico -como demuestran los cambios globales en la distribución de sedimentos marinos biogénicos-, aumento general de fertilidad oceánica y una caída importante en la profundidad de compensación del carbonato cálcico (Zachos et al., 2001). Los registros isotópicos de alta resolución muestran que el aumento ubicuo de δ18O que marca el evento Oi-1 ocurrió en menos de 350.000 años y más de la mitad de la transición se produjo en los últimos 40-50 miles de años. Este período de temperaturas más bajas y glaciación continental generalizada persistió durante aproximadamente 400.000 años y se caracterizó por al menos dos ciclos de aumento y disminución de ~100.000 años (Oi-1a y Oi-1b) y quizá varios episodios de mayor frecuencia (Zachos et al., 1996).
Según De Man y Van Simaeys (2004), la curva de paleotemperatura bentónica-foraminiferal para la cuenca austral del Mar del Norte durante el Oligoceno no cubre el límite E-O, pero sí muestra un aumento abrupto en temperatura de ~25° C en el límite de las etapas Rupeliense y Chattiense durante esa era (28,1 m.a.). En general los ensamblajes rupelianos están dominados por taxones de frío a frío-templado y las paleotemperaturas calculadas en aguas de fondo nunca exceden los 10° C. Por su parte la base chattiense se caracteriza por abundantes taxones templado-cálidos y tropicales a subtropicales, y las paleotemperaturas determinadas en aguas profundas sobrepasan los 20° C. Más arriba en el periodo chattiense las especies templado-cálidas a subtropicales son menos abundantes, y los taxones frío-templados se vuelven más frecuentes. Los estudios previos que utilizaron herramientas independientes de reconstrucción paleoclimática confirman que surgieron condiciones cálidas a tropicales durante el Oligoceno tardío en el noroeste de Europa.
El intento en la tectónica de torsiones para explicar ciertos cambios climáticos durante el Cenozoico en términos de migración polar está mal concebido, porque el movimiento de polos provocará cambios globales en las ubicaciones de zonas climáticas y algunas áreas llegan a ser más cálidas y otras más frías, y no provocará automáticamente calentamiento o enfriamiento globales. Se cree que el rápido evento de migración polar iniciado alrededor del límite E-O desencadenó la glaciación Oi-1, pero ésta terminó dentro de un millón de años, mientras que los polos todavía migraban a sus posiciones actuales. A fines del Oligoceno tuvo lugar un importante suceso de calentamiento abrupto, pero la siguiente transición climática escogida en tectónica de torsiones y relacionada con la migración polar es el calentamiento a mediados del Mioceno. Se podrían agregar más episodios de traslado polar, pero aún sería necesario invocar otros factores para explicar los cambios climáticos globales, y cuanto más se mueven los polos de un lado a otro como un yo-yo, más inverosímil se vuelve el escenario propuesto. Además y dado que la tectónica de torcimiento afirma tener bases paleomagnéticas sólidas, se tendrían que descubrir datos paleomagnéticos globales que respalden estos eventos adicionales, aunque esto podría facilitarse con la táctica de descartar posiciones paleopolares o determinaciones inconvenientes de edad.
La siguiente tabla muestra las estimaciones publicadas de temperatura en la superficie marina (SST) de registros marinos en la dorsal Lomonosov (87,87° N) (O'Regan et al., 2011). Las dos primeras entradas corresponden al tiempo Paleoceno/Eoceno, las nueve siguientes son para el Eoceno y las dos últimas del Mioceno.
De acuerdo con la tectónica de torsiones, el sitio de la dorsal Lomonosov se habría dispuesto a aproximadamente 55° N o menos para todas estas edades, excepto las dos últimas cuando se presume habría estado en o cerca de su ubicación actual, pero un cambio latitudinal repentino de 35° en torno a unos 35 m.a. no ayuda a explicar estos datos.
Existe evidencia de enfriamiento en todas las latitudes durante la transición E-O. Coxall y Pearson (2007) informaron este fenómeno en continentes de latitudes bajas, medias y altas. Sobre la base de registros proxy para temperaturas de superficie marina desde múltiples localidades oceánicas, Liu et al. (2009) concluyeron que dicha calidez marítima en latitudes altas decayó en un promedio de ~4,8° C durante la transición climática E-O (37-33 m.a.). Groenlandia experimentó un enfriamiento gradual a largo plazo de ~3-5° C comenzando cerca del límite E-O (Schouten et al. 2008); en el Mar de Noruega-Groenlandia hubo un enfriamiento de ~5° C a lo largo de la frontera E-O (O'Regan et al., 2011), y para el interior de Norteamérica la temperatura atmosférica media anual del Eoceno fue estable, pero se produjo un enfriamiento de 8 ± 3° C durante aproximadamente 400.000 años durante el Oligoceno inicial (Zanazzi et al., 2007). Los valores de isótopos de oxígeno en otolitos de peces marinos y conchas de moluscos cercanos a la costa en latitudes septentrionales bajas muestran poca reducción en el verano o temperaturas medias anuales, pero sí un incremento significativo de la calidez invernal tras el término del Eoceno (Ivany et al., 2000; Kobashi et al., 2001). Aunque el enfriamiento global fue particularmente notable en latitudes altas, también hubo una disminución de ~2.5° C en la temperatura de superficie marítima tropical (Lear et al., 2008).
También hay pruebas de crecimiento en la calota de hielo antártica incluso hace 42-38 m.a. (Tripati et al., 2005). La postura convencional solía ser que la expansión de dicha capa en el hemisferio norte comenzó no antes de unos 15 m.a.; sin embargo, los escombros arrastrados por agua congelada apuntan a hielo en Groenlandia desde hace 44-38 m.a. (Tripati et al., 2008; Eldrett et al. 2007) y existe evidencia sobre formación de hielo marino episódico en el Ártico 46 m.a. atrás (St. John, 2008; O'Regan et al., 2011). En ese instante el centro de Groenlandia (72° N, 40° W) habría yacido en una latitud no superior a 40° N de acuerdo con la tectónica de torsiones.
En un comienzo el océano global del Cenozoico se estratificó de manera relativamente débil, con temperaturas superficiales y de fondo comparativamente cálidas, pero después tuvo fuerte estratificación con temperaturas superficiales más cálidas y otras más frías en aguas profundas separadas por intensos gradientes térmicos verticales (Cronin, 2010). Se produjo un enfriamiento progresivo de 12° C en cuatro fases: Eoceno temprano a medio, límite E-O, Mioceno medio-tardío y Plio-Pleistoceno. Por lo general estos patrones coinciden con las tendencias climáticas inferidas de isótopos foraminiferales de aguas profundas y otros registros marinos y continentales.
Se reconoce que la apertura y cierre de portales marítimos tiene un gran impacto en la circulación oceánica y el transporte de calor. Actualmente la Antártica está aislada del resto del mundo por la poderosa Corriente Circumpolar Antártica (CCA). El aislamiento de dicho continente y el desarrollo de un fuerte flujo zonal (oeste-este) por parte del CCA son el resultado de la apertura de dos accesos oceánicos principales: el de Tasmania entre Australia y Antártica, y el Pasaje Drake entre ésta última y Sudamérica. En particular, la apertura del Paso de Tasmania se ha relacionado con la transición climática E-O. El abrimiento y ampliación de estos portales de enlace generalmente se atribuyen a movimientos de placas y expansión del fondo marino, pero la tectónica vertical también realiza su parte.
El puente terrestre de Tasmania se hundió lo suficiente para crear una abertura de aguas someras en el sector de paso a esa isla en el Oligoceno inicial, cuando se estableció una CCA poco honda en esta región, y asimismo el paso de aguas profundas (2.000 mts.) puede haberse establecido completamente durante o justo después de los 34 m.a. La temprana conexión terrestre terciaria entre Antártica y América del Sur también sufrió hundimiento gradual, y el Paso Drake se abrió de modo paulatino. Durante el Eoceno tardío (~50 m.a.) las reconstrucciones muestran caminos de aguas superficiales a través de áreas subsidientes de plataforma continental, y en 34-30 m.a. se había formado una conexión continua (1.000-3.000 mts.) de aguas más profundas, estableciendo un flujo oceánico circumpolar y completo alrededor del todo el continente blanco (Cronin, 2010). Estos sucesos impidieron el flujo de calor oceánico meridional desde latitudes bajas a altas en el hemisferio sur, condujeron al aislamiento térmico de Antártica, fomentaron el crecimiento de la capa de hielo antártica e iniciaron una circulación termohalina similar a la actual (Kennett y Shackleton, 1976; Kennett y Exon 2004).