La paleogeografía del sistema de colisión India-Asia es la reconstrucción de la evolución geológica y geomorfológica dentro de la zona de colisión del cinturón orogénico del Himalaya . La colisión continental entre la placa india y la placa euroasiática es uno de los sistemas convergentes más conocidos y estudiados del mundo . Sin embargo, muchos mecanismos siguen siendo controvertidos. Algunas de las cuestiones más debatidas incluyen el momento del inicio de la colisión continental, el momento en el que la meseta tibetana alcanzó su elevación actual y cómo los procesos tectónicos interactuaron con otros mecanismos geológicos. Estos mecanismos son cruciales para la comprensión de la evolución tectónica mesozoica y cenozoica , el paleoclima y la paleontología , como la interacción entre el crecimiento orogénico del Himalaya y el sistema monzónico asiático , [1] [2] así como la dispersión y especiación de la fauna . [3] Se han propuesto varias hipótesis para explicar cómo podría haberse desarrollado la paleogeografía del sistema de colisión. Las ideas importantes incluyen la hipótesis de la colisión sincrónica, la hipótesis de Lhasa-plano y el drenaje hacia el sur de los principales sistemas fluviales.
El inicio de la colisión continental está determinado por cualquier punto a lo largo del límite de placas donde la litosfera oceánica está completamente subducida y dos placas continentales entran en contacto por primera vez. [4] En el caso de la colisión India-Asia, estaría definida por el primer punto de desaparición de la corteza oceánica Neo-Tetis, donde los continentes India y Asia entran en contacto entre sí. Tal proceso está definido por un punto ya que la forma de los márgenes continentales es irregular. El consumo completo de la corteza oceánica podría ocurrir de manera no sincrónica a lo largo del frente de colisión. [5] Se pueden utilizar diferentes métodos para limitar la edad de inicio de la colisión. Las evidencias geológicas comúnmente utilizadas incluyen estratigrafía , sedimentología y datos paleomagnéticos . La estratigrafía y la sedimentología indican la transferencia de materiales de un continente a otro cuando dos continentes se encuentran, así como el cambio en el entorno deposicional después de que la cuenca oceánica se cierra y el agua del mar se expulsa por completo. [6] Los datos paleomagnéticos indican colisión cuando las paleolatitudes de ambos márgenes continentales se superponen. [7]
El inicio de la colisión entre India y Asia ha sido poco delimitado desde el Cretácico Superior hasta el Oligo - Mioceno debido a las diferentes interpretaciones de las evidencias geológicas por parte de distintos investigadores. [5]
La hipótesis de colisión diacrónica involucra mecanismos con dos etapas de colisión, donde la primera etapa comienza durante el Paleoceno al Eoceno . [8] [9]
La colisión del arco-continente del Paleógeno sugiere que el continente indio experimentó una colisión en dos etapas. [8] La primera etapa implica la colisión con un arco de islas intraoceánicas en el océano Tetis hace aproximadamente 55 millones de años ( Ma ). [8] La segunda etapa implica la colisión entre el continente indio (junto con el arco de islas "fusionado") y el continente asiático hace aproximadamente 33 Ma. [8]
Esta hipótesis se basa principalmente en la observación de patrones litoestratigráficos dentro y alrededor de la zona de sutura Yarlung-Zangbo (YZSZ). [8] La YZSZ en sí misma está compuesta de ofiolita [10] y rocas volcánicas basálticas a andesíticas , [8] que es comparable a los conjuntos de rocas típicos en un sistema de subducción de arco insular. El norte de la YZSZ es el terreno de Lhasa de la meseta tibetana, mientras que el sur de la YZSZ es el superterreno indio. [8] El hecho de que la YZSZ separe dos terrenos continentales sugiere que podría haber sido un arco insular intraoceánico en el pasado, ubicado entre el margen continental asiático (terreno de Lhasa) y el margen continental indio (superterreno indio) antes de que ocurriera la colisión. [8]
Las rocas volcánicas en el terreno Zedong, que pertenece al YZSZ, tienen un alto contenido de K2O y se clasifican como shoshonitas. [11] Las shoshonitas son andesitas basálticas ricas en potasio que se encuentran comúnmente en los entornos de arco intraoceánico moderno. [12] Por lo tanto, favorece la predicción de la YZSZ como una isla paleointraoceánica. Sin embargo, estudios recientes sugieren que las rocas volcánicas en el terreno Zedong se han alterado de tal manera que las proporciones de iones móviles (por ejemplo, K y Na) no son confiables. [13] En su lugar, se deberían utilizar elementos inmóviles como las proporciones Zr/TiO2 para la clasificación. [13] Nuevos datos sugieren que las rocas volcánicas en el terreno Zedong tienen una composición calcoalcalina , [13] que es común para el arco de islas volcánicas pero no necesariamente para las islas intraoceánicas. Además, las rocas volcánicas del terreno Zedong comparten un patrón geoquímico similar con las rocas volcánicas del Jurásico Inferior del terreno Lhasa meridional de la meseta tibetana. [14] Esto sugiere que la zona de sutura Yarlung-Zangbo es parte del margen continental asiático en lugar de una isla intraoceánica separada. [14]
La hipótesis de la Gran Cuenca de la India sugiere que hubo una colisión en dos etapas entre la India y el continente asiático. [9] La primera etapa ocurrió aproximadamente hace 50 Ma, cuando un microcontinente de la placa india chocó con el continente asiático. [9] Fue seguida por la subducción de la Gran Cuenca de la India oceánica, que estaba ubicada entre el microcontinente y el cratón indio principal , bajo el continente asiático. [9] La segunda etapa de la colisión ocurrió después de que la corteza oceánica de la Gran Cuenca de la India se hubiera consumido, cuando el cratón indio principal finalmente entró en contacto y chocó con el margen continental asiático (incluido el microcontinente previamente "fusionado", que se interpretó como la meseta tibetana moderna) hace 25-20 Ma. [9]
Esta hipótesis se basa principalmente en la observación de un déficit de acortamiento de la corteza en el Himalaya. La convergencia de las placas india y euroasiática desde el Cretácico debería haber provocado un acortamiento de la corteza de aproximadamente 3.600 ± 35 km. [15] Sin embargo, el acortamiento observado en el Himalaya y el continente asiático representa solo el 30-50% de la convergencia total. [16] Por lo tanto, se propone el modelo de la Gran Cuenca de la India para explicar dicha observación, donde la cantidad total de convergente se ha dispersado en realidad en dos etapas separadas de engrosamiento de la corteza, es decir, el levantamiento del microcontinente (meseta tibetana) y la orogenia del Himalaya. La subducción y desaparición de la corteza oceánica de la Gran Cuenca de la India debajo del microcontinente reduce la cantidad medible de convergencia total expresada por el acortamiento de la corteza en la superficie. [9]
Los datos paleomagnéticos sugieren que el continente indio había experimentado una extensión NS con tasas de extensión mínimas de 40-67 mm/a durante 118 y 68 Ma. [9] Dicha tasa de extensión es comparable a los registros típicos de rifting intracontinental. [17] Por lo tanto, la hipotética Cuenca de la Gran India oceánica podría haber existido y haber separado un microcontinente del cratón principal de la India. [9] Sin embargo, los registros de rocas en el complejo cristalino del Gran Himalaya , que se encuentra al sur de la meseta tibetana y debería haber contenido restos de la Cuenca de la Gran India oceánica si hubiera existido, no muestran evidencias de apoyo. [18] No se encuentran obducciones de ofiolitas de la Cuenca oceánica ni conjuntos de rocas típicos del sistema de subducción de trinchera de arco. [18]
La hipótesis de la colisión sincrónica limita la edad de inicio de la colisión a 59 Ma al datar las turbiditas más antiguas formadas en el margen pasivo del continente de la India, [19] lo que indica la llegada de materiales desde el margen continental asiático activo. La evidencia geológica de rocas más jóvenes que 59 Ma y depositadas sobre la secuencia de turbiditas puede considerarse como indicadores para reconstruir la evolución tectónica después de que la colisión hubiera comenzado. Varias evidencias documentadas a lo largo de las secciones NE-SW y NW-SE de la zona de colisión India-Asia se sincronizan entre sí, lo que favorece una colisión "única". [19]
Según una investigación geológica realizada en 2015, es posible que existieran dos zonas de subducción entre las placas india y euroasiática. [24] Se supone que entre las dos zonas de subducción existió una hipotética placa oceánica perdida llamada placa de Kshiroda . Ahora se cree que esta placa oceánica es en realidad un fragmento desprendido de la "cuenca oceánica neo-Tetis" mencionada anteriormente. El lecho del mar de Tetis se encontraba sobre la placa de Kshiroda y fue arrastrado junto con ella hacia Eurasia.
La parte más meridional de la placa euroasiática era en realidad el bloque de Lhasa, que se había desplazado hacia el norte y se había unido a la masa continental, simultáneamente con el desplazamiento de la placa india. Sin embargo, esto no se incluye en la hipótesis, ya que no afecta gravemente a las actividades tectónicas.
Según esta hipótesis, la placa de Kshiroda, después de ser subducida bajo la placa euroasiática, provocó el levantamiento de la meseta tibetana y también la delaminación de la placa india debajo de la meseta. [25]
Español Cuándo y cómo alcanzó la meseta tibetana su elevación actual ha sido ampliamente debatido durante mucho tiempo. El Tíbet tiene una elevación promedio de 5 km, lo que lo convierte en la meseta más alta y una de las características topográficas más altas de la Tierra. Es muy raro ver que la corteza terrestre alcance un engrosamiento tan grande. [27] Esta es la razón por la que el Tíbet atrae el interés científico. Anteriormente se creía que la elevación del Tíbet se debía únicamente a la colisión continental entre la India y Asia. [28] Sin embargo, cada vez más estudios revelaron que el Tíbet podría haber alcanzado su elevación actual ya en el período Cretácico (145-66 Ma). Se han presentado diversas evidencias científicas para apoyar esta hipótesis, como la reconstrucción paleomagnética, [29] sedimentología y petrología ígnea, [30] [31] geología estructural [32] y geoquímica. [33] Por ejemplo, Ingalls et al. (2018) utiliza δ 18 O ( isótopo de oxígeno ) en agua meteórica y Δ47 ( isótopo agrupado ) en carbonatos no marinos para reconstruir la paleotemperatura y paleoprecipitación de la meseta tibetana. Se sugiere que la parte sur del Tíbet tiene alrededor de 3-4 km de altura y tiene una temperatura promedio de 10 °C ya en el Cretácico Superior (92 Ma). Esto muestra que el sur del Tíbet tiene que estar ya en su latitud subecuatorial actual, de modo que se puedan mantener 10 °C, una temperatura extremadamente cálida para regiones muy elevadas. [33]
En la actualidad, se acepta generalmente que el Tíbet creció de manera diferencial, con su parte sur alcanzando primero la elevación actual, seguida por su parte norte. [34] [35] [36] Por ejemplo, Fei et al. (2017) utiliza la termocronología 40 Ar/ 39 Ar y ( U-Th)/He [37] para rastrear el crecimiento de la meseta a través del tiempo y los resultados son positivos. La siguiente figura muestra un modelo de evolución generalizado de cuándo diferentes áreas de la meseta tibetana alcanzaron su elevación actual. [26] Aunque la edad no está bien restringida, se puede observar una clara tendencia de juventud hacia el norte. [26]
El modelo del Mioceno sugirió que la colisión entre la India y Asia es la principal causa del levantamiento del Tíbet, [28] lo cual probablemente sea erróneo debido a las razones discutidas anteriormente. En este modelo, el bloque tectónico de Lhasa , equivalente al sur del Tíbet, experimentó un levantamiento inicial debido a la fuerza de compresión creada cuando los continentes indio y asiático chocaron y la placa oceánica de Tetis se desprendió (45-30 Ma). [28] Esto está respaldado por la presencia de adakita en el bloque de Lhasa. [38] La adakita es una roca intermedia a félsica que comúnmente está relacionada con la subducción oceánica. El análisis geoquímico de la adakita de Lhasa sugiere que se origina a partir de actividades magmáticas desencadenadas por el desprendimiento de la placa. [38] Esto refuerza aún más la hipótesis de que el bloque de Lhasa se eleva durante la fase inicial de colisión continental.
Más tarde, la actividad magmática cesó cuando se produjo la colisión continental. Los materiales más densos de la corteza continental india y asiática se hundieron hasta la parte inferior de la corteza, lo que hizo que la corteza inferior fuera extremadamente densa y pesada. Por lo tanto, se desprendió y se hundió en el manto. La eliminación de la corteza inferior densa redujo la atracción gravitatoria sobre el bloque de Lhasa y le permitió elevarse (30-26 Ma). [28] Junto con la intensa fuerza de compresión y empuje que experimentó en medio de la colisión, se produjo un intenso engrosamiento de la corteza, lo que resultó en la fase principal de elevación en el sur del Tíbet. A medida que avanzaba la colisión (26-13 Ma), el bloque continental del norte del Tíbet experimentó también compresión, empuje y acortamiento. [28] Esta interpretación está respaldada por los datos termocronológicos de las huellas de fisión de apatita de la meseta del norte del Tíbet, que indican fases de exhumación y compresión rápidas a partir de los 20 Ma en adelante. [35] [36]
El modelo mesozoico sugirió que el sur del Tíbet experimentó un intenso acortamiento y engrosamiento de la corteza ya en el período Jurásico al Cretácico . Se acepta ampliamente que la placa india comenzó a acercarse a la placa euroasiática durante el Mesozoico como resultado de la ruptura del supercontinente Gondwana . [31]
En el Mesozoico, había una cuenca oceánica entre el bloque de Lhasa y el bloque continental del norte del Tíbet. La subducción de la placa oceánica debajo del bloque del norte del Tíbet comenzó en el Triásico . En el Jurásico al Cretácico, el océano Mesozoico está cerrado. El bloque continental de Lhasa y el bloque continental del norte del Tíbet chocaron entre sí, lo que resultó en un intenso acortamiento y engrosamiento de la corteza del bloque de Lhasa, es decir, el sur del Tíbet. [31] El cierre del océano Mesozoico, la colisión continental entre el bloque de Lhasa y el bloque del norte del Tíbet y el engrosamiento temprano de la corteza del bloque de Lhasa están indicados por la presencia de rocas metamórficas de presión ultra alta en el cinturón metamórfico de Qiangtang en el Tíbet central. [40]
Cuando el continente indio y el asiático chocaron, el sur del Tíbet ya había alcanzado una elevación de 3 a 4 km. [29] [30] [31] [33] La fuerza de compresión resultante de la colisión entre la India y Asia aumentó aún más la elevación del bloque de Lhasa y desencadenó un engrosamiento de la corteza en el norte del Tíbet a medida que el continente indio avanzaba hacia el norte.
Aunque el momento del engrosamiento del bloque de Lhasa en este modelo es conforme con las evidencias geológicas disponibles, los detalles siguen siendo objeto de debate. [31]
Aunque el momento exacto en que ocurrieron los diversos eventos geológicos que afectaron a la meseta tibetana sigue siendo objeto de un amplio debate, existe un consenso común sobre la evolución de la configuración de los bloques continentales a lo largo del tiempo entre los distintos estudios propuestos. Royden et al. (2008) [41] sugirieron un modelo de reconstrucción tectónica para ilustrar cómo evolucionaron los bloques continentales del norte y sur del Tíbet a lo largo de la colisión entre la India y Asia.
Este modelo también pone de relieve el hecho de que el bloque de Lhasa es el primero en deformarse, seguido por el bloque del norte del Tíbet. Además, la colisión entre el bloque de Lhasa y el bloque del norte del Tíbet se produjo más tarde en el este que en el sur. Esto sugiere que los mecanismos de colisión en detalle podrían ser complicados y requerir más investigación. Es poco probable que un único modelo tectónico pueda explicar todo el proceso. Por ejemplo, aunque el modelo de elevación mesozoica mencionado anteriormente es coherente con el momento de inicio del acortamiento de la corteza del sur del Tíbet, es necesario refinar otros detalles. [41]
Los ríos son formaciones formadas por la erosión del agua en la superficie terrestre. Los patrones de drenaje proporcionan pistas no solo sobre las condiciones hidrológicas , sino también sobre la geología y la evolución tectónica. Burbank (1992) [42] propuso un modelo para explicar cómo la elevación impulsada por diferentes factores puede dar lugar a diferentes patrones de drenaje, donde la elevación es el movimiento ascendente de la masa terrestre con referencia al centro de la Tierra. [42]
En el caso de un levantamiento impulsado por la tectónica , hay un frente de empuje activo que empuja constantemente los materiales de la corteza hacia arriba. Esto añade peso a la superficie de la Tierra, lo que provoca el hundimiento del terreno . Dado que cuanto más cerca está un punto del frente de empuje activo, mayor es el efecto del peso que la corteza levantada tiene sobre la superficie terrestre, se produce un hundimiento asimétrico. La masa del suelo más cercana a la corteza levantada se hunde más, mientras que las que están más lejos se hunden menos. Esto se refleja en la forma asimétrica de abanico de los estratos sedimentarios depositados durante el hundimiento, donde las columnas más cercanas al punto de hundimiento máximo son más gruesas, mientras que las columnas más alejadas son más delgadas. [42]
El levantamiento tectónico da como resultado que los ríos longitudinales dominen la zona en lugar de los transversales. Los transversales son ríos que cortan en ángulo recto las crestas montañosas, mientras que los longitudinales fluyen en paralelo a ellas. Durante el levantamiento y el hundimiento activos, se crea espacio de acomodación de forma rápida y continua, mientras que la tasa de erosión se mantiene relativamente lenta. Por lo tanto, los ríos transversales desarrollados en la cordillera elevada no pueden extenderse más allá del área más cercana al frente de empuje, donde el hundimiento es más intenso. En cambio, los ríos longitudinales dominan la mayor parte del área. [42]
Por el contrario, en el caso de la elevación impulsada por la erosión , no hay un frente de empuje activo. La elevación de la corteza es impulsada por el rebote isostático . El hecho de que los materiales se erosionen y eliminen constantemente reduce el peso que se agrega a la corteza terrestre, lo que hace que "rebote" más alto. Dado que la erosión domina toda el área, la elevación no se limita a las secciones cercanas a la cordillera. La tasa de elevación de toda la cuenca de drenaje es bastante igual, como se refleja en la forma simétrica y el espesor igual del estrato sedimentario depositado durante la elevación. [42]
La erosión provocada por el levantamiento da como resultado que los ríos transversales dominen la zona en lugar de los longitudinales. Durante la erosión activa y el rebote isostático, el espacio de acomodación se reduce rápida y continuamente, mientras que la tasa de sedimentación también es alta. Por lo tanto, los ríos transversales desarrollados en la cordillera elevada pueden extenderse mucho más allá del pie de la cordillera. Los ríos longitudinales solo dominan las partes distales de la cuenca de drenaje. [42]
Brookfield (1998) [43] reconstruyó la evolución de los principales sistemas fluviales de la zona de colisión entre la India y Asia basándose en la historia tectónica de la zona. Se sugiere que los cambios más significativos en los patrones de drenaje ocurrieron durante el Plioceno y el Cuaternario (5,3 Ma en adelante). No se analizarán aquí los cambios en los procesos fluviales en detalle. Los principales enfoques son cómo los sistemas fluviales de la zona respondieron a los procesos geológicos cambiantes a través del tiempo, así como también cómo los patrones de drenaje regionales son capaces de reflejar la evolución tectónica. [43]
Antes de que se produjera la colisión continental (que se define como hace 50 Ma o antes en el modelo de Brookfield), el sistema fluvial longitudinal había dominado el continente asiático, donde los principales sistemas fluviales discurrían en paralelo al empuje regional que se aproximaba. En medio de la colisión (que se conoce como 20 Ma en el modelo de Brookfield), la forma de los canales fluviales se vio afectada por el continente indio que se acercaba. Aunque los principales sistemas fluviales todavía fluían en paralelo al empuje, se curvaron alrededor de ambos lados del continente indio ya que la colisión ejerció una fuerza de compresión sobre la cuenca de drenaje. Este efecto se refleja de forma más obvia en el río Indo y el río Ganges . El río Indo , que fluye hacia el oeste , envuelve el límite occidental del empuje, mientras que el Ganges, que fluye hacia el este, envuelve el límite oriental del empuje. [43]
En la actualidad, la configuración del drenaje regional es muy diferente de cómo era originalmente. Los sistemas fluviales fluían hacia el este, con el Indo como excepción, antes de que comenzara la colisión continental. En la actualidad, la mayoría de los ríos fluyen de sur a sureste. El Salween , el Yom , el Mekong y el río Rojo están drásticamente curvados alrededor de la "punta" noreste del continente indio. Al examinar y estudiar más a fondo los patrones de deformación en estas cuencas fluviales, se verifica un modelo de deformación de dos fases en el Himalaya oriental. [44] Esto muestra que los ríos son indicadores confiables de la tensión de la corteza y útiles para reconstruir la historia tectónica regional. [44] Además, el Indo y el Ganges fluyeron originalmente paralelos al empuje regional en el continente asiático, pero ahora fluyen perpendicularmente a él. Cruzaron el empuje y se extendieron hacia el continente indio. Esto es conforme al modelo mencionado anteriormente propuesto por Burbank (1992). [42] Dado que el levantamiento tectónico se ha desacelerado significativamente en la actualidad en comparación con cuando la colisión recién comenzó, la región de colisión entre la India y Asia actual está dominada por procesos erosivos. Ríos como el Indo y el Ganges, que se originaron en el bloque de Lhasa, pueden fluir como ríos transversales y llegar más allá de la parte proximal de la cordillera del Himalaya. [44]
El sistema monzónico del sur de Asia afecta principalmente a los continentes del sur de Asia y sus masas de agua circundantes. En este sistema en particular, el monzón de verano sopla hacia el noreste en dirección a la costa , mientras que el monzón de invierno sopla hacia el oeste en dirección a la costa . La fuerza impulsora de los sistemas monzónicos es la diferencia de presión entre las masas de tierra y las masas de agua. Esto es más comúnmente el resultado del calentamiento diferencial de la tierra y el mar debido a la diferencia de capacidad calorífica específica . Sin embargo, en el caso del sistema monzónico del sur de Asia, la enorme fuerza del gradiente de presión es inducida por el Himalaya y la meseta tibetana. El cinturón orogénico del Himalaya es la cadena montañosa más alta de la Tierra. En verano, la masa de aire en el sur de Asia se calienta en general. Por el contrario, la masa de aire por encima del Himalaya y el Tíbet experimenta un enfriamiento adiabático y se hunde rápidamente, formando una intensa célula de alta presión. Por lo tanto, esta célula es capaz de facilitar el flujo de aire hacia la tierra en dirección a sí misma, manteniendo así el monzón de verano en tierra. [45]
El inicio del monzón del sur de Asia está poco restringido ya que hay datos paleoclimáticos limitados disponibles. En general, se acepta que ocurrió durante la transición climática del Eoceno al Oligoceno (33,9 Ma en adelante). [46] El mecanismo de inicio ha sido debatido durante mucho tiempo y sigue siendo poco comprendido. Por un lado, se cree que la elevación del Himalaya y la meseta tibetana es el principal desencadenante del inicio del monzón del sur de Asia, ya que solo una masa de tierra tan elevada puede cambiar las configuraciones de los flujos de aire regionales. [45] [1] [47] Por otro lado, el modelado numérico y los datos termocronológicos sugieren que la elevación del Himalaya y el Tíbet durante el Eoceno está impulsada por la denudación intensificada por el monzón , es decir, la elevación impulsada por la erosión. [48] [49] Esto da lugar a una paradoja del "huevo o la gallina".
Como se mencionó anteriormente, se ha trabajado mucho para examinar cómo el levantamiento del Himalaya y la meseta tibetana ha desencadenado la aparición del monzón del sur de Asia. El enfoque de la mayoría de los estudios es establecer o hacer uso de modelos tectónicos preexistentes para limitar el momento del levantamiento y la evolución topográfica, y luego evaluar la importancia de la topografía en el control del clima regional mediante modelos numéricos . Se han discutido varios modelos tectónicos importantes en secciones anteriores. Sin embargo, el único modelo cuantitativo que ha asignado un papel significativo al clima sugiere lo contrario, es decir, la exhumación del flanco sur de la meseta tibetana es el resultado de la denudación intensificada por el monzón . [ 50]
El modelo de flujo de canal explica el levantamiento del sur del Tíbet en dos etapas. La primera etapa tuvo lugar durante el Eoceno al Oligoceno . Se plantea la hipótesis de que la parte media de la corteza continental del Tíbet estaba parcialmente fundida en ese momento y estaba limitada por un "canal" formado a partir de la corteza superior e inferior rígidas. Se cree que la corteza media fundida está representada por conjuntos de rocas de alta temperatura en el Gran Complejo Cristalino del Himalaya . Dado que la corteza superior era bastante fuerte, el derretimiento no puede propagarse hacia la superficie. La segunda etapa tuvo lugar entre principios y mediados del Mioceno . El monzón del sur de Asia se desarrolló y las condiciones climáticas regionales cambiaron. La lluvia y el viento intensificaron la denudación y debilitaron la corteza superior mecánicamente (pero no térmicamente). Por lo tanto, la corteza media fundida pudo atravesar la corteza superior y fluir hacia la superficie. [50]
El dilema es que se creía que el monzón del sur de Asia se originó a partir del ascenso topográfico del Himalaya y la meseta tibetana. El modelo de flujo del canal predice que el ascenso de la meseta tibetana requiere la presencia del monzón del sur de Asia, lo que deja al Himalaya como el único candidato posible responsable de iniciar el sistema monzónico. Sin embargo, un estudio realizado por Boos y Kuang (2010) eliminó esa posibilidad. [50] El estudio utiliza un modelo informático para simular el crecimiento y la evolución del monzón del sur de Asia en tres condiciones: (1) tanto el Himalaya como el Tíbet están presentes, (2) solo el Tíbet está presente, (3) tanto el Himalaya como el Tíbet están ausentes. Los resultados muestran que tanto la condición (1) como la (2) pueden producir patrones climáticos monzónicos similares, lo que significa que el Himalaya es climáticamente insignificante. [50]
Webb et al. (2017) propusieron un modelo para explicar la evolución topográfica del Himalaya teniendo en cuenta la dinámica de las losas . El modelo sugiere diferencias temporales en la evolución topográfica en el Himalaya oriental central y occidental. Dichas diferencias permitieron que se produjeran una serie de retroalimentaciones climáticas positivas de manera secuencial y que se mantuvieran sostenibles. Los mecanismos de retroalimentación incluyen el monzón inducido topográficamente, la erosión intensificada por el monzón y el levantamiento impulsado por la erosión (rebote isostático). [51]
Aunque el análisis de este modelo se limita a 20 Ma en adelante, dicho concepto se puede implementar en estudios futuros centrados en el período Terciario para entender mejor cómo coevolucionaron el Tíbet y el monzón del sur de Asia. [51]
Las reconstrucciones climáticas cuaternarias del área de la meseta tibetana se basan principalmente en el análisis de polen , [52] [53] [54] mientras que las reconstrucciones climáticas mesozoicas se realizan mediante el análisis de foraminíferos bentónicos de cuencas paleoceánicas. [55] [56] Pocos estudios se han centrado en el período Terciario, en el que se cree que se inició el monzón del sur de Asia. Se podrían realizar más estudios sobre la composición de isótopos de carbono terciarios de paleosuelos para examinar el cambio en la relación de vegetación C3 / C4 . Las plantas C3 y C4 practican diferentes mecanismos de fijación de carbono. La fijación de C4 es más eficiente en el uso del agua y, por lo tanto, favorece la adaptación de las plantas a condiciones climáticas extremas. Por lo tanto, las plantas C4 son generalmente más abundantes en regiones frías y áridas- templadas . [57] Los isótopos de carbono en paleosuelos son restos de plantas muertas y, por lo tanto, reflejan con precisión los cambios de régimen climático. Las reconstrucciones filogenéticas de taxones animales también son útiles ya que el cambio climático puede promover la especiación o desencadenar la extinción. [58]
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