Meseta tibetana

La meseta tibetana (tibetano: བོད་ས་མཐོ།, Wylie: bod sa mtho), también conocida como la meseta Qinghai-Tíbet o la Qing –Meseta de Zang (chino: 青藏高原; pinyin: Qīng–Zàng Gāoyuán ) o como la Meseta del Himalaya en la India, es una vasta meseta elevada situada en la intersección de Asia Central, Meridional y Oriental que cubre la mayor parte de la Región Autónoma del Tíbet, la mayor parte de Qinghai, la mitad occidental de Sichuan, las provincias del sur de Gansu en China occidental, el sur de Xinjiang, Bután, las regiones indias de Ladakh y Lahaul y Spiti (Himachal Pradesh), así como Gilgit-Baltistán en Pakistán, el noroeste de Nepal, el este de Tayikistán y el sur de Kirguistán. Se extiende aproximadamente 1.000 kilómetros (620 millas) de norte a sur y 2.500 kilómetros (1.600 millas) de este a oeste. Es la meseta más alta y más grande del mundo sobre el nivel del mar, con una superficie de 2.500.000 kilómetros cuadrados (970.000 millas cuadradas) (aproximadamente cinco veces el tamaño de Francia metropolitana). Con una elevación promedio que supera los 4.500 metros (14.800 pies) y rodeada de imponentes cadenas montañosas que albergan las dos cumbres más altas del mundo, el Monte Everest y el K2, la meseta tibetana a menudo se conoce como "el techo de el mundo".

La meseta tibetana contiene las cabeceras de las cuencas de drenaje de la mayoría de los arroyos y ríos de las regiones circundantes. Esto incluye los tres ríos más largos de Asia (el Amarillo, el Yangtze y el Mekong). Sus decenas de miles de glaciares y otras características geográficas y ecológicas sirven como una "torre de agua" almacenar agua y mantener el flujo. A veces se le denomina el Tercer Polo porque sus campos de hielo contienen la mayor reserva de agua dulce fuera de las regiones polares. El impacto del cambio climático en la meseta tibetana es de interés científico continuo.

Descripción

La meseta tibetana está rodeada por las enormes cadenas montañosas de las altas montañas de Asia. La meseta limita al sur con la cordillera interior del Himalaya, al norte con las montañas Kunlun, que la separan de la cuenca del Tarim, y al noreste con las montañas Qilian, que separan la meseta del corredor Hexi y el desierto de Gobi. Al este y sureste, la meseta da paso a la geografía de gargantas boscosas y crestas de las cabeceras montañosas de los ríos Salween, Mekong y Yangtze en el noroeste de Yunnan y el oeste de Sichuan (las montañas Hengduan). En el oeste, la curva de la escarpada cordillera del Karakórum, en el norte de Cachemira, abraza la meseta. El río Indo nace en la meseta tibetana occidental, en las proximidades del lago Manasarovar.

La meseta tibetana está limitada al norte por una amplia escarpa donde la altitud desciende de unos 5.000 metros (16.000 pies) a 1.500 metros (4.900 pies) en una distancia horizontal de menos de 150 kilómetros (93 millas). A lo largo de la escarpa hay una cadena de montañas. En el oeste, las montañas Kunlun separan la meseta de la cuenca del Tarim. Aproximadamente a mitad de camino a través del Tarim, la cordillera delimitadora se convierte en Altyn-Tagh y los Kunlun, por convención, continúan un poco hacia el sur. En la 'V' La zona formada por esta división es la parte occidental de la cuenca Qaidam. El Altyn-Tagh termina cerca del paso de Dangjin en la carretera Dunhuang-Golmud. Al oeste hay cadenas cortas llamadas Danghe, Yema, Shule y Tulai Nanshans. La cordillera más oriental son las montañas Qilian. La línea de montañas continúa al este de la meseta como Qinling, que separa la meseta de Ordos de Sichuan. Al norte de las montañas corre el corredor Gansu o Hexi, que era la principal ruta de la seda desde China hasta el oeste.

La meseta es una estepa árida de gran altitud intercalada con cadenas montañosas y grandes lagos salobres. La precipitación anual varía de 100 a 300 milímetros (3,9 a 11,8 pulgadas) y cae principalmente en forma de granizo. Los bordes sur y este de la estepa tienen pastizales que pueden sustentar de manera sostenible a poblaciones de pastores nómadas, aunque se producen heladas durante seis meses al año. El permafrost se encuentra en amplias zonas de la meseta. Avanzando hacia el norte y noroeste, la meseta se vuelve progresivamente más alta, más fría y más seca, hasta llegar a la remota región de Changtang en la parte noroeste de la meseta. Aquí la altitud media supera los 5.000 metros (16.000 pies) y las temperaturas invernales pueden bajar a -40 °C (-40 °F). Como resultado de este entorno extremadamente inhóspito, la región de Changtang (junto con la región adyacente de Kekexili) es la región menos poblada de Asia y la tercera zona menos poblada del mundo después de la Antártida y el norte de Groenlandia.

Geología e historia geológica

La historia geológica de la meseta tibetana está estrechamente relacionada con la del Himalaya. Los Himalayas pertenecen a la orogenia alpina y, por lo tanto, se encuentran entre las cadenas montañosas más jóvenes del planeta y están formadas principalmente por rocas sedimentarias y metamórficas elevadas. Su formación es el resultado de una colisión continental u orogenia a lo largo del límite convergente entre la Placa Indoaustraliana y la Placa Euroasiática.

La colisión comenzó en el período Cretácico Superior, hace unos 70 millones de años, cuando la placa Indoaustraliana que se movía hacia el norte, moviéndose a unos 15 cm (6 pulgadas) por año, chocó con la placa euroasiática. Hace unos 50 millones de años, esta placa indoaustraliana de rápido movimiento había cerrado completamente el océano de Tetis, cuya existencia ha sido determinada por las rocas sedimentarias asentadas en el fondo del océano y los volcanes que bordean sus bordes. Como estos sedimentos eran livianos, se desmoronaron formando cadenas montañosas en lugar de hundirse hasta el suelo. Durante esta primera etapa de su formación en el Paleógeno tardío, el Tíbet consistía en un paleovalle profundo delimitado por múltiples cadenas montañosas en lugar de la llanura elevada topográficamente uniforme que es hoy. La elevación media de la meseta tibetana siguió variando desde su elevación inicial en el Eoceno; Los registros isotópicos muestran que la altitud de la meseta era de unos 3.000 metros sobre el nivel del mar alrededor del límite Oligoceno-Mioceno y que cayó 900 metros entre hace 25,5 y 21,6 millones de años, atribuible al destechamiento tectónico de la extensión este-oeste o a la erosión. de la meteorización climática. Posteriormente, la meseta se elevó entre 500 y 1.000 metros hace entre 21,6 y 20,4 millones de años.

La evidencia paleobotánica indica que la zona de sutura de Nujiang y la zona de sutura de Yarlung-Zangpo siguieron siendo tierras bajas tropicales o subtropicales hasta el último Oligoceno o el Mioceno temprano, lo que permitió el intercambio biótico en todo el Tíbet. La edad de los grabens de este a oeste en los terrenos de Lhasa e Himalaya sugiere que la elevación de la meseta estaba cerca de su altitud moderna hace entre 14 y 8 millones de años. Las tasas de erosión en el Tíbet disminuyeron significativamente hace unos 10 millones de años. La placa indoaustraliana continúa desplazándose horizontalmente por debajo de la meseta tibetana, lo que obliga a la meseta a moverse hacia arriba; la meseta sigue aumentando a un ritmo de aproximadamente 5 mm (0,2 pulgadas) por año (aunque la erosión reduce el aumento real de altura).

Gran parte de la meseta tibetana tiene un relieve relativamente bajo. La causa de esto es objeto de debate entre los geólogos. Algunos argumentan que la meseta tibetana es una penillanura elevada formada a baja altitud, mientras que otros argumentan que el bajo relieve se debe a la erosión y el relleno de depresiones topográficas que ocurrieron en elevaciones ya altas. También se debate la tectónica actual de la meseta. Las explicaciones mejor consideradas las proporcionan el modelo de bloques y el modelo continuo alternativo. Según los primeros, la corteza de la meseta está formada por varios bloques con poca deformación interna separados por importantes fallas de rumbo. En este último caso, la meseta se ve afectada por una deformación distribuida resultante del flujo dentro de la corteza.

Medio ambiente

La meseta tibetana alberga una variedad de ecosistemas, la mayoría de ellos clasificados como pastizales montanos. Si bien partes de la meseta presentan un entorno similar a la tundra alpina, otras áreas presentan matorrales y bosques influenciados por los monzones. La diversidad de especies generalmente se reduce en la meseta debido a la elevación y las bajas precipitaciones. La meseta tibetana alberga lobos tibetanos y especies de leopardos de las nieves, yaks y burros salvajes, grullas, buitres, halcones, gansos, serpientes y búfalos de agua. Un animal notable es la araña saltadora de gran altitud, que puede vivir a alturas de más de 6.500 metros (21.300 pies).

Las ecorregiones que se encuentran en la meseta tibetana, según las define el Fondo Mundial para la Naturaleza, son las siguientes:

• El desierto alpino de Pamir y la tundra cubre el extremo occidental de la meseta tibetana donde se transfiere a las montañas de Pamir
• El desierto alpino de las montañas del norte tibetano cubre los límites del noroeste de la meseta tibetana a lo largo de las montañas Kunlun
• El Karakoram-West Tibetano La estepa alpina de meseta cubre las partes más occidentales de la meseta tibetana y Ladakh
• El arbusto alpino del noroeste de Himalaya y prados en los bordes montañas bordeando el extremo oeste de la meseta tibetana
• La estepa alpina de la meseta tibetana central cubre la mayoría de las porciones centrales de la meseta tibetana y el Changtang oriental
• El arbusto alpino occidental de Himalaya y prados cubre la meseta suroeste en la región del Valle de Garuda
• El semidesierto de la cuenca Qaida situado en la cuenca Qaida en la meseta tibetana septentrional
• Las montañas Qilian prados subalpinos que cubren las montañas Qilian en las partes más septentrionales de la meseta
• Las montañas Qilian confieren bosques que cubren partes de las cordilleras del noreste de la meseta tibetana
• Los arbustos y prados alpinos de la meseta tibetana que cubren una fracción de la meseta tibetana central y nororiental
• La estepa árida de Yarlung Tsangpo en el valle del río Yarlung Tsangpo, donde vive la mayor parte de la población humana permanente en la meseta tibetana
• Los arbustos alpinos del Himalaya oriental y los prados cubren la meseta tibetana meridional en el lado norte del Himalaya

• Los arbustos y prados del sudeste del Tíbet cubren las partes sudoriental y oriental de la meseta y son generalmente más lluviosos que las otras regiones de la meseta tibetana de alta altitud
• Los bosques de coníferos subalpinos del noreste de Himalayan alcanzan los valles de montaña en la meseta meridional y contienen algunos de los bosques de altura más elevada del mundo
• El conífero alpino Nujiang Lancang Gorge y los bosques mixtos cubren los valles montañosos que alcanzan los 500 km (310 millas) al sudeste de la meseta tibetana
• Los bosques de coníferos subalpinos de las montañas de Hengduán cubren los valles montañosos más sureste de la meseta
• Los bosques de coníferos Qionglai-Minshan cubren los bordes orientales de la meseta y son los bosques más densos que se encuentran en cualquier lugar de la meseta tibetana

Historia humana

Los nómadas de la meseta tibetana y del Himalaya son los restos de prácticas nómadas que históricamente alguna vez estuvieron extendidas en Asia y África. Los pastores nómadas constituyen alrededor del 40% de la población étnica tibetana. La presencia de pueblos nómadas en la meseta se basa en su adaptación a la supervivencia en los pastizales del mundo mediante la cría de ganado en lugar de cultivos, que no son adecuados para el terreno. La evidencia arqueológica sugiere que la primera ocupación humana de la meseta ocurrió hace entre 30.000 y 40.000 años. Desde la colonización de la meseta tibetana, la cultura tibetana se ha adaptado y florecido en las regiones occidental, meridional y oriental de la meseta. La parte norte, el Changtang, es generalmente demasiado alta y fría para sustentar una población permanente. Una de las civilizaciones más notables que se desarrolló en la meseta tibetana es el Imperio tibetano desde el siglo VII al IX d.C.

Impacto en otras regiones

Papel en los monzones

Los monzones son causados por las diferentes amplitudes de los ciclos estacionales de temperatura de la superficie entre la tierra y los océanos. Este calentamiento diferencial se produce porque las tasas de calentamiento difieren entre la tierra y el agua. El calentamiento del océano se distribuye verticalmente a través de una "capa mixta" que puede estar a 50 metros de profundidad debido a la acción del viento y las turbulencias generadas por la flotabilidad, mientras que la superficie terrestre conduce el calor lentamente, y la señal estacional penetra sólo un metro aproximadamente. Además, la capacidad calorífica específica del agua líquida es significativamente mayor que la de la mayoría de los materiales que componen la tierra. Juntos, estos factores significan que la capacidad calorífica de la capa que participa en el ciclo estacional es mucho mayor sobre los océanos que sobre la tierra, con la consecuencia de que la tierra se calienta y se enfría más rápido que el océano. A su vez, el aire sobre la tierra se calienta más rápido y alcanza una temperatura más alta que el aire sobre el océano. El aire más cálido sobre la tierra tiende a elevarse, creando un área de baja presión. La anomalía de presión provoca que un viento constante sople hacia la tierra, lo que arrastra consigo el aire húmedo sobre la superficie del océano. Las precipitaciones aumentan entonces por la presencia del aire húmedo del océano. La lluvia es estimulada por una variedad de mecanismos, como el aire de bajo nivel que las montañas elevan hacia arriba, el calentamiento de la superficie, la convergencia en la superficie, la divergencia en lo alto o los flujos de salida producidos por tormentas cerca de la superficie. Cuando se produce dicha elevación, el aire se enfría debido a la expansión a menor presión, lo que a su vez produce condensación y precipitación.

En invierno, la tierra se enfría rápidamente, pero el océano mantiene el calor por más tiempo. El aire caliente sobre el océano se eleva, creando un área de baja presión y una brisa de la tierra al océano, mientras que se forma una gran área de alta presión seca sobre la tierra, aumentada por el enfriamiento invernal. Los monzones son similares a las brisas marinas y terrestres, un término que generalmente se refiere al ciclo diurno y localizado de circulación cerca de las costas en todas partes, pero son de escala mucho mayor, más fuertes y estacionales. El cambio estacional del viento monzónico y el clima asociado con el calentamiento y enfriamiento de la meseta tibetana es el monzón más fuerte de este tipo en la Tierra.

Glaciología: la Edad del Hielo y la actualidad

Hoy en día, el Tíbet es una importante superficie de calentamiento de la atmósfera. Sin embargo, durante el último máximo glacial, una capa de hielo de aproximadamente 2.400.000 kilómetros cuadrados (930.000 millas cuadradas) cubrió la meseta. Debido a su gran extensión, esta glaciación en los subtrópicos fue un elemento importante de forzamiento radiativo. En una latitud mucho más baja, el hielo del Tíbet reflejaba al menos cuatro veces más energía de radiación por unidad de superficie en el espacio que el hielo de latitudes más altas. Así, mientras la meseta moderna calienta la atmósfera suprayacente, durante la última Edad del Hielo ayudó a enfriarla.

Este enfriamiento tuvo múltiples efectos en el clima regional. Sin la baja presión térmica provocada por el calentamiento, no habría monzón sobre el subcontinente indio. Esta falta de monzón provocó grandes lluvias sobre el Sahara, la expansión del desierto de Thar, más polvo depositado en el Mar Arábigo y una disminución de las zonas de vida biótica en el subcontinente indio. Los animales respondieron a este cambio de clima y la rusa de Java emigró a la India.

Además, los glaciares del Tíbet crearon lagos de agua de deshielo en la cuenca de Qaidam, la cuenca del Tarim y el desierto de Gobi, a pesar de la fuerte evaporación provocada por la baja latitud. En estos lagos se acumularon limos y arcillas de los glaciares; Cuando los lagos se secaron al final de la edad de hielo, el viento descendente de la meseta se llevó el limo y la arcilla. Estos finos granos transportados por el aire produjeron la enorme cantidad de loess en las tierras bajas de China.

Muestras biológicas congeladas

El hielo de la meseta proporciona una valiosa ventana al pasado. En 2015, los investigadores que estudiaban la meseta alcanzaron la cima del glaciar Guliya, con un espesor de hielo de 310 m (1020 pies), y perforaron a una profundidad de 50 m (160 pies) para recuperar muestras de núcleos de hielo. Debido a la biomasa extremadamente baja en esas muestras de 15.000 años de antigüedad, se necesitaron alrededor de cinco años de investigación para extraer 33 virus, de los cuales 28 eran nuevos para la ciencia. Ninguno había sobrevivido al proceso de extracción. El análisis filogenético sugiere que esos virus infectaron plantas u otros microorganismos.

Cambio climático

La meseta tibetana contiene la tercera reserva de hielo más grande del mundo. Qin Dahe, exjefe de la Administración Meteorológica de China, emitió la siguiente evaluación en 2009, aunque esta opinión tiene ya más de una década:

Las temperaturas están aumentando cuatro veces más rápido que en otras partes de China, y los glaciares tibetanos se están retirando a una velocidad más alta que en cualquier otra parte del mundo. A corto plazo, esto hará que los lagos se expandan y traigan inundaciones y flujos de barro. A largo plazo, los glaciares son vitales para los ríos asiáticos, incluyendo los Indus y los Ganges. Una vez que se desvanecen, los suministros de agua en esas regiones estarán en peligro.

La meseta tibetana contiene la mayor superficie de glaciares de latitudes bajas y es particularmente vulnerable al calentamiento global. Durante las últimas cinco décadas, el 80% de los glaciares de la meseta tibetana han retrocedido, perdiendo el 4,5% de su superficie combinada.

Esta región también corre el riesgo de sufrir daños por el deshielo del permafrost causado por el cambio climático.