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チベット高原[ a ]は、青海チベット高原[ 3 ] 、青蔵高原[ 4 ] [ b ]、またはヒマラヤ高原[ 6 ]としても知られ、中央アジア、南アジア、東アジアの交差点に位置する広大な高地である[ 7 ]。地理的には、チベットはヒマラヤ山脈とインド亜大陸の北、タリム盆地とモンゴル高原の南に位置する。地政学的には、チベット自治区の大部分、青海省の大部分、四川省の西半分、甘粛省南部、中国西部の新疆ウイグル自治区南部、ブータン、インドのラダック地方とラホール・スピティ地方（ヒマーチャル・プラデーシュ州）、パキスタンのギルギット・バルティスタン、ネパール北西部、タジキスタン東部、キルギスタン南部をカバーしている。
チベット高原は、南北約1,000 キロメートル (620マイル) 、東西約2,500 キロメートル (1,600マイル)に広がっています。面積は2,500,000 平方キロメートル (970,000平方マイル)で、海抜で世界最大かつ最高地点の高原です。[ 8 ]平均標高が4,500 メートル (14,800フィート)を超え、世界最高峰の 2 つの山頂、エベレストとK2を擁する雄大な山脈に囲まれていることから、チベット高原はしばしば「世界の屋根」と呼ばれています。[ 9 ]
この高原には、周辺地域のほとんどの河川の源流があります。これには、アジアで最も長い3つの河川（黄河、長江、メコン川）が含まれます。数万の氷河やその他の地理的および生態学的特徴は、水を貯蔵し、流れを維持する天然の「給水塔」として機能します。氷原には極地以外で最大の淡水資源があるため、第三の極と呼ばれることもあります。気候変動がチベット高原に与える影響は、科学的に継続的に関心を集めています。[ 10 ] [ 11 ] [ 12 ] [ 13 ]
チベット高原は、アジアの高山地帯の巨大な山脈に囲まれています。[ 14 ]この高原は、南はヒマラヤ山脈の内縁、北はタリム盆地と隔てる崑崙山脈、北東は河西回廊とゴビ砂漠と隔てる祁連山脈に接しています。東と南東には、雲南省北西部、四川省西部、青海省南西部にサルウィン川、メコン川、長江が流れています。[ 15 ]西では、カシミール北部の険しいカラコルム山脈の湾曲部が高原を包み込んでいます。インダス川は、チベット高原西部のマナサロワール湖付近に源を発しています。
この高原は北側を広い断崖で囲まれており、水平距離が150キロメートル未満で標高が約5,000メートル（16,000フィート）から1,500メートル（4,900フィート）まで急激に低下する。断崖沿いには山脈が連なっている。タリム盆地のほぼ中央で、境界となる山脈はアルティンタグ山脈となり、崑崙山脈は慣例によりやや南に続く。この分岐によって形成される「V」字型の部分には、チャイダム盆地の西部がある。アルティンタグ山脈は敦煌-ゴルムド街道の当津峠付近で終わる。西側には当河、野馬、樹楽、土来南山と呼ばれる短い山脈が連なっている。最東端の山脈は祁連山脈である。この山脈は高原の東側に秦嶺山脈として続き、オルドス高原と四川省を隔てている。山脈の北側には甘粛回廊、あるいは河西回廊と呼ばれる地域が走っており、ここは中国本土から西へと続く主要なシルクロードのルートであった。
この高原は、山脈と大きな汽水湖が点在する高地の乾燥したステップ地帯です。年間降水量は100～300ミリメートル（3.9～11.8インチ）で、主に雹として降ります。ステップ地帯の南端と東端には、遊牧民の人口を持続的に支えることができる草原が広がっていますが、1年のうち6か月は霜が降ります。永久凍土は高原の広範囲にわたって存在します。北と北西に進むにつれて、高原は次第に高度が高くなり、寒冷で乾燥し、高原の北西部の辺境のチャンタン地域に到達します。ここでは平均標高が5,000メートル（16,000フィート）を超え、冬の気温は-40 ℃（-40 °F）まで下がることがあります。このような極めて過酷な環境のため、長塘地域（隣接する可可西里地域を含む）はアジアで最も人口密度の低い地域であり、南極大陸とグリーンランド北部に次いで世界で3番目に人口密度の低い地域となっている。
チベット高原の地質史はヒマラヤ山脈の地質史と密接に関連している。ヒマラヤ山脈はアルプス造山運動に属し、地球上で比較的新しい山脈の一つであり、主に隆起した堆積岩と変成岩から構成されている。その形成は、インド・オーストラリアプレートとユーラシアプレートの収束境界に沿った大陸衝突、すなわち造山運動の結果である。
衝突は約 7000 万年前の上部白亜紀に始まり、北へ移動するインド・オーストラリアプレートが年間約15 cmの速度でユーラシアプレートと衝突した。約 5000 万年前には、高速で移動するインド・オーストラリアプレートがテチス海を完全に閉じた。テチス海の存在は、海底に堆積した堆積岩と、その縁に沿って存在する火山によって確認されている。これらの堆積物は軽いため、海底に沈むのではなく、山脈に褶曲した。後期古第三紀の形成初期段階では、チベットは、現在のような地形的に均一な高地ではなく、複数の山脈に囲まれた深い谷で構成されていた。[ 17 ]チベット高原の平均標高は、始新世の最初の隆起以来、変化し続けている。同位体記録によると、この高原の標高は漸新世と中新世の境界付近で海抜約3,000メートルであり、2,550万年前から2,160万年前の間に900メートル低下したことが示されています。これは東西方向の伸張による地殻変動による隆起、または風化による侵食が原因です。その後、この高原は2,160万年前から2,040万年前の間に500メートルから1,000メートル上昇しました。[ 18 ]
古植物学的証拠によれば、怒江縫合帯とヤルンツァンポ縫合帯は後期漸新世または前期中新世まで熱帯または亜熱帯の低地のままであり、チベット全域で生物の交換が可能であった。[ 19 ]ラサ地塊とヒマラヤ地塊の東西方向の地溝帯の年代から、高原の標高は約1400万年前から800万年前には現在の標高に近かったことが示唆される。[ 20 ]チベットの侵食速度は約1000万年前に大幅に減少した。[ 21 ]インド・オーストラリアプレートはチベット高原の下で水平方向に移動し続けており、高原を上方に押し上げている。高原は現在も年間約5mm （0.2インチ）の速度で上昇している（ただし、侵食によって実際の高さの増加は減少する）。[ 22 ]
この高原の大部分は比較的起伏が少ない。その原因については地質学者の間で議論されている。高原は低高度で形成された隆起した準平原であると主張する者もいれば、起伏が少ないのは既に高高度で発生した地形的窪地の侵食と堆積によるものだと主張する者もいる。 [ 23 ]この高原の現在の地殻構造についても議論されている。最も有力な説明はブロックモデルと代替連続体モデルによって提供されている。前者によれば、高原の地殻は、大きな横ずれ断層によって隔てられた、内部変形がほとんどない複数のブロックで構成されている。後者では、高原は地殻内の流動によって生じる分散変形の影響を受けている。[ 24 ]
チベット高原には多様な生態系が存在し、そのほとんどは山地草原に分類されます。高原の一部は高山ツンドラのような環境ですが、他の地域はモンスーンの影響を受けた低木地や森林となっています。標高が高く降水量が少ないため、高原では一般的に種の多様性は低下しています。高原にはチベットオオカミ[ 25 ]、ユキヒョウ、野生ヤク、野生ロバ、ツル、ハゲワシ、タカ、ガン、ヘビ、スイギュウなどが生息しています。注目すべき動物の一つは、標高6,500メートル（21,300フィート）を超える高地でも生息できる高地ハエトリグモです[ 26 ]。
世界自然保護基金（WWF）が定義する生態地域は以下のとおりです。
Nature誌に掲載された研究によると、古代デニソワ人は約20万年前から4万年前まで高原に住んでいた。 [ 27 ]考古学的証拠は、高原への人類の最初の居住が3万年から4万年前の間に起こったことを示唆している。[ 28 ]
高原の植民地化以来、チベット文化は西部、南部、東部の地域に適応し、繁栄してきた。チャンタンは一般的に標高が高く寒冷であるため、定住人口を支えることはできない。[ 29 ]チベット帝国は西暦7世紀から9世紀まで存在した。遊牧民は、かつてアジアやアフリカで広く行われていた遊牧生活の名残である。[ 30 ]牧畜遊牧民は、チベット民族の人口の約40%を占める。[ 31 ]高原に遊牧民が存在するのは、地形に適さない作物ではなく家畜を飼育することで、世界の草原での生存に適応してきたためである。
モンスーンは、陸地と海洋における表面温度の季節変動の振幅の違いによって引き起こされます。この温度差は、陸地と水の間で加熱速度が異なるために生じます。海洋の加熱は、風と浮力によって生じる乱流の作用により、最大50メートルにも及ぶ「混合層」を通して垂直方向に伝わりますが、陸地表面は熱伝導が遅く、季節的な熱信号はわずか1メートル程度しか浸透しません。さらに、液体の水の比熱容量は、陸地を構成するほとんどの物質の比熱容量よりも著しく大きいのです。
これらの要因が合わさって、季節サイクルに関与する層の熱容量は陸上よりも海洋上でずっと大きくなり、その結果、陸地は海洋よりも速く温まり、冷えることになります。その結果、陸上の空気は海洋上の空気よりも速く温まり、より高い温度に達します。[ 32 ]陸上の暖かい空気は上昇する傾向があり、低気圧域を形成します。気圧異常により、陸地に向かって一定の風が吹き、海洋表面上の湿った空気が一緒に運ばれます。湿った海洋空気の存在により、降雨量が増加します。降雨は、山によって下層の空気が上昇したり、地表が加熱されたり、地表で収束したり、上空で発散したり、地表付近で嵐によって発生した流出など、さまざまなメカニズムによって促進されます。このような上昇が起こると、低気圧での膨張により空気が冷え、その結果、凝結と降雨が発生します。
冬には、陸地は急速に冷えますが、海はより長く熱を保ちます。海上の暖かい空気が上昇し、低気圧域と陸から海への風が生まれ、陸地上には冬の冷え込みによって強まった乾燥した高気圧域が広範囲に形成されます。[ 32 ]モンスーンは、海岸線付近の局所的な日周期循環を指す海風や陸風に似ていますが、規模がはるかに大きく、強く、季節性があります。[ 33 ]チベット高原の加熱と冷却に伴う季節的なモンスーンの風向の変化と天候は、地球上で最も強いモンスーンです。
高原の氷は過去を知るための貴重な窓となる。2015年、高原を研究する研究者たちは、氷の厚さが310m （1,020フィート）のグリヤ氷河の頂上に到達し、氷床コアサンプルを採取するために50m （160フィート）の深さまで掘削した。15,000年前のサンプルに含まれるバイオマスが極めて少なかったため、33種類のウイルスを抽出するのに約5年の研究を要し、そのうち28種類は新種であった。抽出過程を生き残ったウイルスはなかった。系統解析によると、これらのウイルスは植物や他の微生物に感染していたと考えられる。[ 34 ] [ 35 ]
チベット高原には世界で3番目に大きな氷の貯蔵庫がある。中国気象局の元局長である秦大河は、 2009年に次のような評価を発表した。
気温の上昇速度は中国の他の地域よりも4倍速く、チベットの氷河は世界の他のどの地域よりも速い速度で後退している。短期的には、これにより湖が拡大し、洪水や土石流が発生するだろう。長期的には、氷河はインダス川やガンジス川を含むアジアの河川にとって重要な生命線である。氷河が消滅すれば、これらの地域の水供給は危機に瀕するだろう。[ 36 ]
チベット高原には低緯度氷河が最大規模で分布しており、地球温暖化の影響を特に受けやすい。過去50年間で氷河の80%が後退し、総面積の4.5%が失われた。[ 37 ]また、この地域は気候変動による永久凍土の融解による被害も受けやすい。
北極圏以外では、青海チベット高原（「第三の極」とも呼ばれる）にも広大な永久凍土地域がある。同地域は世界の平均の2倍の速度で温暖化しており、その40%はすでに「温暖」永久凍土とみなされ、特に不安定になっている。青海チベット高原の人口は1000万人を超え、これは北極圏の永久凍土地域の人口の2倍である。また、永久凍土地域には100 万平方メートルを超える建物があり、2631 キロメートルの送電線と580 キロメートルの鉄道も存在する。[ 38 ]また、9389キロメートルの道路があり 、その約30%はすでに永久凍土の融解による被害を受けている。[ 39 ]推定によると、今日に最も近いシナリオであるSSP2-4.5では、現在のインフラの約60%が2090年までに高リスクとなり、維持するだけで63億1000 万ドルの費用がかかり、適応策によってこれらの費用が最大で20.9%削減される。地球温暖化を2 ℃（3.6 °F）に抑えれば、これらの費用は56億5000万ドルに削減され 、楽観的なパリ協定の目標である1.5 ℃（2.7 °F）を達成すれば、さらに13億2000万ドルが節約される。特に、1.5 ℃（2.7 °F） の場合、2100年までに高リスクとなる鉄道は20%未満だが、2 ℃（3.6 °F）の場合は60%に増加し、SSP5-8.5では今世紀半ばまでにこのレベルのリスクに達する。[ 38 ]
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