La meseta tibetana , [a] también conocida como meseta Qinghai-Tíbet [b] y meseta Qing-Zang , [c] es una vasta meseta elevada ubicada en la intersección de Asia central , meridional y oriental [d] que cubre la mayor parte de la Región Autónoma del Tíbet , la mayor parte de Qinghai , la mitad occidental de Sichuan , las provincias meridionales de Gansu en el oeste de China , 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 1000 kilómetros (620 millas) de norte a sur y 2500 kilómetros (1600 millas) de este a oeste. Es la meseta más alta y más grande del mundo sobre el nivel del mar, con un área de 2 500 000 kilómetros cuadrados (970 000 millas cuadradas). [13] Con una elevación promedio que supera los 4.500 metros (14.800 pies) [ cita requerida ] y estando 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 del mundo ". [14]
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 Yangtsé y el Mekong ). Sus decenas de miles de glaciares y otras características geográficas y ecológicas sirven como una " torre de agua " que almacena agua y mantiene el flujo . A veces se la 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. [15] [16] [17] [18]
La meseta tibetana está rodeada por las enormes cadenas montañosas [19] de la alta montaña asiática . La meseta está bordeada al sur por la cordillera interior del Himalaya , al norte por las montañas Kunlun , que la separan de la cuenca del Tarim , y al noreste por 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 y crestas boscosas 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 accidentada cordillera Karakoram del norte de Cachemira abraza la meseta. El río Indo se origina en la meseta tibetana occidental en las cercanías 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 montañosa. En el oeste, las montañas Kunlun separan la meseta de la cuenca del Tarim. Aproximadamente a la mitad del Tarim, la cordillera que la delimita se convierte en Altyn-Tagh y las Kunlun, por convención, continúan algo hacia el sur. En la "V" formada por esta división se encuentra la parte occidental de la cuenca de Qaidam . 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 cadena 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 de Gansu o Hexi , que era la principal ruta de la seda desde China hasta Occidente.
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 del año. El permafrost se encuentra en extensas partes de la meseta. Avanzando hacia el norte y el 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 promedio 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 vecina región 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.
La historia geológica de la meseta tibetana está estrechamente relacionada con la del Himalaya. El Himalaya pertenece a la orogenia alpina y, por lo tanto, se encuentra entre las cadenas montañosas más jóvenes del planeta, compuesta 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 Cretácico Superior hace unos 70 millones de años, cuando la placa indoaustraliana , que se movía hacia el norte a una velocidad de 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 por completo el océano de Tetis , cuya existencia ha sido determinada por las rocas sedimentarias asentadas en el fondo del océano y los volcanes que bordeaban sus bordes. Como estos sedimentos eran ligeros, se arrugaron formando cadenas montañosas en lugar de hundirse hasta el suelo. Durante esta etapa temprana 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 más uniforme que es hoy. [21] La elevación media de la meseta tibetana continuó 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 descendió 900 metros entre 25,5 y 21,6 millones de años atrás, atribuible al desprendimiento tectónico por la extensión este-oeste o a la erosión por la meteorización climática. Posteriormente, la meseta se elevó entre 500 y 1.000 metros entre 21,6 y 20,4 millones de años atrás. [22]
La evidencia paleobotánica indica que la zona de sutura de Nujiang y la zona de sutura de Yarlung-Zangpo permanecieron como tierras bajas tropicales o subtropicales hasta el Oligoceno tardío o el Mioceno temprano , lo que permitió el intercambio biótico en todo el Tíbet. [23] La edad de los fosos este-oeste en los terrenos de Lhasa y el Himalaya sugiere que la elevación de la meseta estaba cerca de su altitud moderna hace alrededor de 14 a 8 millones de años. [24] Las tasas de erosión en el Tíbet disminuyeron significativamente hace unos 10 millones de años. [25] La placa indoaustraliana continúa siendo empujada horizontalmente por debajo de la meseta tibetana, lo que obliga a la meseta a moverse hacia arriba; la meseta todavía está elevándose a una tasa de aproximadamente 5 mm (0,2 pulgadas) por año (aunque la erosión reduce el aumento real de la altura). [26]
Gran parte de la meseta tibetana tiene un relieve relativamente bajo. La causa de esto es objeto de debate entre los geólogos. Algunos sostienen que la meseta tibetana es una penillanura elevada formada a baja altitud, mientras que otros sostienen que el bajo relieve se debe a la erosión y al relleno de depresiones topográficas que se produjeron a elevaciones ya elevadas. [27] La tectónica actual de la meseta también es objeto de debate. Las explicaciones mejor consideradas son las proporcionadas por el modelo de bloques y el modelo de continuo alternativo. Según el primero, la corteza de la meseta está formada por varios bloques con poca deformación interna separados por importantes fallas de desgarre . En el segundo, la meseta se ve afectada por una deformación distribuida resultante del flujo dentro de la corteza. [28]
La meseta tibetana alberga una variedad de ecosistemas, la mayoría de ellos clasificados como pastizales montañosos . Mientras que 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 altitud y la baja precipitación. La meseta tibetana alberga al lobo tibetano [29] y especies de leopardo de las nieves , yak salvaje , asno salvaje , grullas, buitres, halcones, gansos, serpientes y búfalos de agua . Un animal notable es la araña saltadora de gran altitud , que puede vivir a elevaciones de más de 6.500 metros (21.300 pies). [30]
Las ecorregiones que se encuentran en la meseta tibetana, según las define el Fondo Mundial para la Naturaleza , son las siguientes:
Los humanos extintos ( denisovanos ) vivieron en la meseta tibetana desde hace unos 200.000 a 40.000 años, según un estudio publicado en Nature . [31]
Los nómadas de la meseta tibetana y del Himalaya son los restos de prácticas nómadas que históricamente estuvieron muy extendidas en Asia y África. [32] Los nómadas pastores constituyen alrededor del 40% de la población étnica tibetana . [33] La presencia de pueblos nómadas en la meseta se basa en su adaptación a la supervivencia en las praderas 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 entre 30.000 y 40.000 años atrás. [34] 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 soportar una población permanente. [35] Una de las civilizaciones más notables que se han desarrollado en la meseta tibetana es el Imperio tibetano desde el siglo VII hasta el siglo IX d. C.
Los monzones son causados por las diferentes amplitudes de los ciclos estacionales de temperatura superficial 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 tener 50 metros de profundidad a través de la acción del viento y la turbulencia generada por la flotabilidad , mientras que la superficie terrestre conduce el calor lentamente, y la señal estacional penetra solo 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. En conjunto, 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. [36] El aire más cálido sobre la tierra tiende a ascender, creando un área de baja presión . La anomalía de presión luego hace que un viento constante sople hacia la tierra, que trae consigo el aire húmedo sobre la superficie del océano. La presencia del aire húmedo del océano aumenta las precipitaciones. La lluvia se estimula por diversos mecanismos, como el aire de niveles bajos que es elevado por las montañas, el calentamiento de la superficie, la convergencia en la superficie, la divergencia en altura o las corrientes de aire producidas por tormentas cerca de la superficie. Cuando se produce dicha elevación, el aire se enfría debido a la expansión a baja 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 se forma una gran área de alta presión seca sobre la tierra, aumentada por el enfriamiento invernal. [36] Los monzones son similares a las brisas marinas y terrestres , un término que generalmente se refiere al ciclo de circulación diurno localizado cerca de las costas en todas partes, pero son mucho más grandes en escala, más fuertes y estacionales. [37] El cambio estacional del viento monzónico y el clima asociado con el calentamiento y enfriamiento de la meseta tibetana es el monzón de este tipo más fuerte en la Tierra.
En la actualidad, 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. [38] [39] [40] Debido a su gran extensión, esta glaciación en los subtrópicos fue un elemento importante de forzamiento radiativo . Con una latitud mucho menor, el hielo en el Tíbet reflejó al menos cuatro veces más energía de radiación por unidad de área al espacio que el hielo en latitudes más altas . Por lo tanto, mientras que la meseta moderna calienta la atmósfera suprayacente, durante la Última Edad de Hielo ayudó a enfriarla. [41]
Este enfriamiento tuvo múltiples efectos en el clima regional. Sin la baja presión térmica causada por el calentamiento, no había monzón en el subcontinente indio . Esta falta de monzón provocó abundantes lluvias en el Sahara , la expansión del desierto de Thar , más polvo depositado en el mar Arábigo y una reducción de las zonas de vida biótica en el subcontinente indio. Los animales respondieron a este cambio en el clima, con la migración del pez luna de Java a la India. [42]
Además, los glaciares del Tíbet crearon lagos de agua de deshielo en la cuenca de Qaidam , la cuenca de Tarim y el desierto de Gobi , a pesar de la fuerte evaporación causada por la baja latitud. El limo y la arcilla de los glaciares se acumularon en estos lagos; cuando los lagos se secaron al final de la edad de hielo, el limo y la arcilla fueron arrastrados por el viento de ladera descendente de la meseta. Estos granos finos transportados por el aire produjeron la enorme cantidad de loess en las tierras bajas chinas. [42]
El hielo de la meseta ofrece una valiosa ventana al pasado. En 2015, los investigadores que estudiaban la meseta llegaron a la cima del glaciar Guliya , con un espesor de hielo de 310 m (1020 pies), y perforaron hasta 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 5 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. [43] [44]
La meseta tibetana contiene la tercera reserva de hielo más grande del mundo. Qin Dahe, ex director de la Administración Meteorológica de China , emitió la siguiente evaluación en 2009:
Las temperaturas están aumentando cuatro veces más rápido que en otras partes de China, y los glaciares tibetanos están retrocediendo a una velocidad mayor que en cualquier otra parte del mundo. A corto plazo, esto provocará la expansión de los lagos y provocará inundaciones y aludes de lodo. A largo plazo, los glaciares son fuentes vitales para los ríos asiáticos, incluidos el Indo y el Ganges . Una vez que desaparezcan, el suministro de agua en esas regiones estará en peligro. [45]
La meseta tibetana contiene la mayor superficie de glaciares de baja latitud y es particularmente vulnerable al calentamiento global. En las últimas cinco décadas, el 80% de los glaciares de la meseta tibetana han retrocedido, perdiendo el 4,5% de su superficie total. [46]
Esta región también está expuesta a sufrir daños por el deshielo del permafrost causado por el cambio climático.
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