Was gelangt in den Indischen Ozean? Indischer Ozean: geografische Lage. Bewohner der gemäßigten Zone des Indischen Ozeans

Der zweite vereint die südlichen Teile der drei Ozeane. Im nördlichen Teil der Antarktisregion wird üblicherweise die Notal-Antarktis-Subregion unterschieden (A.G. Voronov, 1963).

Flora und Fauna des Indischen Ozeans

Die Flora und Fauna der tropischen Region des Indischen Ozeans hat viel mit der organischen Welt der niedrigen Breiten des Pazifischen Ozeans, insbesondere seiner westlichen Regionen, gemeinsam, was durch den freien Austausch zwischen diesen Ozeanen durch die Meere und Meerengen erklärt wird der Malaiische Archipel. Das Gebiet zeichnet sich durch seinen außergewöhnlichen Planktonreichtum aus.

Phytoplankton wird hauptsächlich durch Kieselalgen und Peridinien sowie Blaualgen repräsentiert. In Zeiten reichlicher Entwicklung der einzelligen Alge Trichodesmius wird eine „Blüte“ beobachtet – ihre Oberflächenschicht wird trüb und ändert ihre Farbe. Die Zusammensetzung des Zooplanktons ist vielfältig, besonders zahlreich sind Radiolarien, Foraminiferen, Copepoden, Amphipoden usw. Das Plankton des Indischen Ozeans zeichnet sich durch eine große Anzahl nachts leuchtender Organismen aus (Peridinen, Ctenophoren, Manteltiere, einige Quallen usw.). ). Die Hauptvertreter des Planktons in den gemäßigten und antarktischen Zonen sind Kieselalgen, die hier eine nicht weniger prächtige Entwicklung erreichen als in den antarktischen Gewässern des Pazifischen Ozeans, Ruderfußkrebse und Eufuazide. Das Phytobenthos der tropischen Region des Indischen Ozeans zeichnet sich durch die weit verbreitete Entwicklung von Braunalgen (Sargassoaceae, Turbinaria) aus; unter den Grünalgen ist Caulerpa weit verbreitet. Charakteristisch sind Kalkalgen (Lithothamnia und Halimeda), die zusammen mit Korallen am Aufbau von Riffen beteiligt sind. Das Phytobenthos der Antarktisregion zeichnet sich durch die Entwicklung von Rotalgen (Porphyr, Gelidium) und Braunalgen (Fucus und Kelp) aus, darunter auch Riesenformen. Das Zoobenthos des Indischen Ozeans wird durch eine Vielzahl von Weichtieren, Stachelhäutern, Krebstieren, Schwämmen, Bryozoen usw. repräsentiert. Die tropische Region des Ozeans ist eines der Gebiete mit der weiten Verbreitung von Korallenpolypen und der Entwicklung von Riffstrukturen.

Auch das Nekton des Indischen Ozeans ist vielfältig. Zu den Küstenfischen zählen zahlreiche Sardinellen, Sardellen, Stöcker, kleine Thunfische, Meeräschen und Seewelse. Die untere Ichthyofauna des Schelfs umfasst Barsche, Flundern, Rochen, Haie usw. Der offene Teil des Ozeans ist durch fliegende Fische, Coryphaenas, Thunfische, Haie usw. gekennzeichnet. In den Gewässern des Südens leben Nototheniiden und Weißblüter Teil des Ozeans. Unter den Reptilien gibt es riesige Meeresschildkröten und Seeschlangen. Interessant ist die Welt der Säugetiere – das sind Wale (Zahn- und Blauwale, Pottwale, Delfine), Robben, See-Elefanten und der vom Aussterben bedrohte Dugong (aus der Ordnung Sirenidae). Einige Vögel spielen eine bedeutende Rolle im Leben des Ozeans – Möwen, Seeschwalben, Kormorane, Albatrosse, Fregatten und in der südpolaren Küstenfauna – Pinguine.

Ein charakteristisches Element der Landschaften der tropischen Küsten des Indischen Ozeans sind Mangroven mit einer besonderen Fauna (zahlreiche Austern, Eicheln, Krabben, Garnelen, Einsiedlerkrebse, Schlammfische usw.).

Die Meeresgewässer der tropischen indopazifischen biogeografischen Region zeichnen sich durch einen hohen Grad an Endemismus der organischen Welt aus.

Zu den Endemiten zählen Stachelhäuter, Ascidianer, Korallenpolypen und andere wirbellose Tiere. Unter den tropischen Fischen gibt es mehr als 20 Familien, die nur für den Indischen Ozean und den westlichen Teil des Pazifiks charakteristisch sind (Teraponidae, Silfische, Silberfische, Plattfische usw.). Zu den endemischen Tieren der Region zählen Seeschlangen und unter den Küstensäugetieren der Dugong, dessen Verbreitungsgebiet sich von der Insel aus erstreckt. Von Madagaskar und dem Roten Meer bis nach Nordaustralien und den Philippinen.

In der tropischen Zone des Indischen Ozeans zeichnet sich das Rote Meer durch den größten Endemismus aus, was wahrscheinlich auf die hohe Temperatur (21-25 °C in 200 Metern Tiefe) und den Salzgehalt dieses Gewässers (Arten) zurückzuführen ist von Seelilien, Weichtieren, Krebstieren, Fischen und anderen Tieren). Der Grad des Endemismus der organischen Welt der biogeografischen Region Antarktis ist hoch (90 % der Fische sind endemisch), aber alle diese Pflanzen und Tiere sind auch für die südlichen Teile des Pazifischen Ozeans und des Atlantischen Ozeans charakteristisch.

Biologische Ressourcen des Indischen Ozeans

Die biologische Produktivität ist im Indischen Ozean, wie auch in anderen Ozeanen, äußerst ungleich verteilt. Die höchste Primärproduktion ist auf Küstengebiete beschränkt, insbesondere auf den nördlichen Teil des Ozeans (250-500 mg*s/m2).

Hier sticht zunächst das Arabische Meer hervor (bis zu 600 mg*s/m2), was durch saisonalen (Sommer-)Auftrieb erklärt wird. Die äquatorialen, gemäßigten und subantarktischen Zonen zeichnen sich durch durchschnittliche Produktivitätswerte (100-250 mg*s/m2) aus. Die geringste Primärproduktion wird in den südlichen tropischen und subtropischen Breiten beobachtet (weniger als 100 mg*s/m2) – im Wirkungsbereich des südindischen Druckmaximums.

Die biologische Produktivität und die Gesamtbiomasse nehmen, wie auch in anderen Ozeanen, in den an die Inseln angrenzenden Gewässern und in verschiedenen Flachgewässern stark zu.

Offenbar stehen sie den Ressourcen des Pazifiks und des Atlantiks in nichts nach, werden aber derzeit äußerst schlecht genutzt.

Somit entfallen nur 4–5 % des weltweiten Fischfangs auf den Indischen Ozean. Das sind etwa 3 Millionen Tonnen pro Jahr, wobei allein Indien mehr als 1,5 Millionen Tonnen liefert. In den offenen Gewässern der tropischen Zone gibt es eine Art der industriellen Fischerei – den Thunfischfang. Unterwegs sind die Angelobjekte Schwertfisch, Marlin, Segelfisch und einige Haie. In Küstengebieten sind Sardinellen, Makrelen, Sardellen, Stöcker, Barsche, Meeräschen, Bomben, Aale, Stachelrochen usw. von kommerzieller Bedeutung. Viele Wirbellose werden aus Hummern, Garnelen, verschiedenen Weichtieren usw. gewonnen. Die Entwicklung der Schelfressourcen in Der südliche Teil des Ozeans begann erst vor relativ kurzer Zeit. Die Hauptfischarten hier sind Nototheniiden und Krill. Der Walfang, der bis vor Kurzem im südlichen Indischen Ozean eine bedeutende Rolle spielte, ist inzwischen aufgrund eines starken Rückgangs der Zahl der Wale, von denen einige Arten fast vollständig ausgerottet wurden, deutlich zurückgegangen. Lediglich Pottwale und Seiwale sind in ausreichender Zahl zum Fischen zurückgeblieben.

Insgesamt scheint das Potenzial für eine deutliche Steigerung der Nutzung biologischer Ressourcen im Indischen Ozean sehr real zu sein, und solche Steigerungen werden für die nahe Zukunft prognostiziert.

Die Nachricht über den Indischen Ozean informiert Sie kurz über den Ozean, der nach dem Pazifik und dem Atlantik der drittgrößte ist. Der Bericht über den Indischen Ozean kann auch zur Unterrichtsvorbereitung genutzt werden.

Nachricht über den Indischen Ozean

Indischer Ozean: geografische Lage

Der Indische Ozean liegt auf der östlichen Hemisphäre. Im Nordosten und Norden wird es durch Eurasien, im Westen durch Afrika, im Südosten durch die antarktische Konvergenzzone, im Süden durch die Ostküste Afrikas, im Osten durch die Westküste Ozeaniens und Australiens begrenzt. Dieser Ozean ist nach dem Atlantik und dem Pazifischen Ozean der drittgrößte. Seine Fläche beträgt 76,2 Millionen km 2 und das Wasservolumen beträgt 282,6 Millionen km 3.

Merkmale des Indischen Ozeans

Vom Indischen Ozean aus begann die Erforschung der Wasserräume. Natürlich schwamm die Bevölkerung der alten Zivilisationen nicht weit in offene Gewässer und betrachtete den Ozean als riesiges Meer. Der Indische Ozean ist ziemlich warm: Die Wassertemperatur in Küstennähe Australiens beträgt +29 0 C, in den Subtropen +20 0 C.

Im Gegensatz zu anderen Ozeanen münden in diesen Ozean nur wenige Flüsse. Hauptsächlich im Norden. Flüsse tragen eine große Menge Sedimente in sich hinein, sodass der nördliche Teil des Ozeans ziemlich verschmutzt ist. Der südliche Indische Ozean ist viel sauberer, da es keine Süßwasseradern gibt. Daher ist das Wasser kristallklar mit einem dunklen, blauen Farbton. Aufgrund der fehlenden Entsalzung und der hohen Verdunstung ist der Salzgehalt im Indischen Ozean viel höher als in anderen Ozeanen. Der salzigste Teil des Indischen Ozeans ist das Rote Meer. Sein Salzgehalt beträgt 42 % 0. Der Salzgehalt des Ozeans wird auch durch weit in die Tiefe schwimmende Eisberge beeinflusst. Bis zum 40. Grad südlicher Breite beträgt der durchschnittliche Salzgehalt des Wassers 32 % 0.

Auch in diesem Ozean gibt es eine enorme Geschwindigkeit von Passatwinden und Monsunen. Daher bilden sich hier große Oberflächenströmungen, die sich zu jeder Jahreszeit ändern. Der größte davon ist der Somali-Strom, der im Winter von Norden nach Süden fließt und mit Beginn des Sommers seine Richtung ändert.

Topographie des Indischen Ozeans

Die Bodentopographie ist vielfältig und komplex. Im Südosten und Nordwesten gibt es ein divergentes System mittelozeanischer Rücken. Sie zeichnen sich durch Risse, Querverwerfungen, Seismizität und Unterwasservulkanismus aus. Zwischen den Bergrücken liegen zahlreiche Tiefseebecken. Der Schelf am Meeresboden ist meist klein, vor der Küste Asiens dehnt er sich jedoch aus.

Natürliche Ressourcen des Indischen Ozeans

Der Indische Ozean enthält viele Mineralien, Smaragde, Diamanten, Perlen und andere Edelsteine. Das größte von Menschenhand erschlossene Ölfeld liegt im Persischen Golf.

Klima im Indischen Ozean

Da der Indische Ozean an Kontinente grenzt, werden die klimatischen Bedingungen in gewissem Maße durch das umliegende Land bestimmt. Es hat den inoffiziellen Status „Monsun“. Tatsache ist, dass es einen scharfen Kontrast zwischen Meer und Land, starken Winden und Monsunen gibt.

Im Sommer wird das Land im nördlichen Ozean sehr heiß und es entsteht ein Tiefdruckgebiet, das zu starken Niederschlägen über dem Ozean und dem Kontinent führt. Dieses Phänomen wurde als „südwestlicher äquatorialer Monsun“ bezeichnet. Im Winter ist das Wetter rauer: Im Ozean werden zerstörerische Hurrikane und an Land Überschwemmungen beobachtet. Über Asien herrschen ein Hochdruckgebiet und Passatwinde.

Organische Welt des Indischen Ozeans

Die Fauna ist sehr vielfältig und reich, insbesondere in Küstengebieten und tropischen Teilen. Korallenriffe erstrecken sich über den gesamten Indischen Ozean und reichen bis in den Pazifik. In den Küstengewässern gibt es viele Mangrovendickichte. In der tropischen Region gibt es große Mengen an Plankton, das wiederum größeren Fischen (Haie, Thunfisch) als Nahrung dient. Im Wasser schwimmen Meeresschildkröten und Schlangen.

Im nördlichen Teil schwimmen Sardellen, Sardinellen, Makrelen, Panzerwelse, fliegende Fische, Thunfische und Haie. Im Süden gibt es Weißblüter und Nototheniiden, Wale und Flossenfüßer. Im Dickicht gibt es eine große Ansammlung von Garnelen, Hummern und Krill.

Es ist interessant, dass der südliche Indische Ozean vor dem Hintergrund einer so großen Artenvielfalt eine ozeanische Wüste ist, in der es nur wenige Lebensformen gibt.

Interessante Fakten zum Indischen Ozean

• Die Oberfläche des Indischen Ozeans ist von Zeit zu Zeit mit leuchtenden Kreisen bedeckt. Sie verschwinden und tauchen dann wieder auf. Über die Natur dieser Kreise sind sich die Wissenschaftler noch nicht einig, sie gehen jedoch davon aus, dass sie durch eine große Konzentration an Plankton entstehen, das an der Wasseroberfläche schwimmt.
• Der salzigste Ozean der Erde (nach dem Toten Meer) liegt im Ozean – dem Roten Meer. Da kein Fluss hineinfließt, ist es nicht nur salzig, sondern auch durchsichtig.
• Der Indische Ozean ist die Heimat des gefährlichsten Giftfisches – des Blauring-Oktopus. Es ist nicht größer als ein Golfball. Wenn eine Person jedoch davon getroffen wird, beginnt sie innerhalb von 5 Minuten zu ersticken und stirbt nach 2 Stunden.
• Dies ist der wärmste Ozean auf dem Planeten.
• In der Nähe der Insel Mauritius können Sie ein interessantes Naturphänomen beobachten – einen Unterwasserwasserfall. Von außen wirkt es real. Diese Illusion entsteht durch das Abfließen von Sand im Wasser und durch Schlammablagerungen.

Wir hoffen, dass Ihnen die Botschaft über den Indischen Ozean bei der Vorbereitung auf den Unterricht geholfen hat. Sie können die Geschichte über den Indischen Ozean über das Kommentarformular unten ergänzen.

Der Indische Ozean ist der erste Ozean, der von großen Pionieren entdeckt wurde. Heute bedeckt der Indische Ozean etwa 20 % der Wasseroberfläche der Erde und gilt als drittgrößtes Becken des Weltozeans. Der größte Teil des Indischen Ozeans liegt auf der Südhalbkugel. Der Indische Ozean umspült die Küsten Afrikas, Asiens, der Antarktis und Australiens.

Der Indische Ozean umfasst mehrere Meere und Golfe – das Rote Meer, das Arabische Meer, das Andamanenmeer sowie den Persischen Golf, den Golf von Oman, den Großen Australischen Golf, den Golf von Aden und den Golf von Bengalen. Auch weltberühmte Touristeninseln wie Madagaskar, Sri Lanka, die Seychellen und die Malediven gehören zum Indischen Ozean.

Die ersten Reisen in den Indischen Ozean fanden bereits in den Tagen der ältesten Zivilisationszentren statt. Es wird angenommen, dass die Sumerer, die erste schriftlich niedergelegte Zivilisation, als erste den Indischen Ozean eroberten. Bereits im 4. Jahrtausend v. Chr. unternahmen die Sumerer, die im Südosten Mesopotamiens lebten, Reisen in den Persischen Golf. Im 6. Jahrhundert v. Chr. waren die Phönizier die Eroberer des Ozeans. Mit dem Aufkommen unserer Zeitrechnung begann der Indische Ozean von Bewohnern Indiens, Chinas und arabischer Länder erkundet zu werden. Im 8.-10. Jahrhundert bauten China und Indien ständige Handelsbeziehungen untereinander auf.

Der erste Versuch, den Indischen Ozean während der großen geographischen Entdeckungen zu erkunden, wurde vom portugiesischen Seefahrer Peru da Covilha (1489-1492) unternommen. Der Indische Ozean verdankt seinen Namen einem der berühmtesten Seefahrer der Ära großer geographischer Entdeckungen – Vasco da Gama. Seine Expedition überquerte im Frühjahr 1498 den Indischen Ozean und erreichte die Südküste Indiens. Zu Ehren des reichen und schönen Indiens wurde der Ozean „Indisch“ genannt. Bis 1490 wurde der Ozean Östlicher Ozean genannt. Und die alten Menschen, die glaubten, dass dieses große Meer das Erythräische Meer, den Großen Golf und das Indische Rote Meer nannten.

Die Durchschnittstemperatur des Indischen Ozeans beträgt 3,8 Grad Celsius. Die höchste Wassertemperatur wird im Persischen Golf beobachtet – über 34 Grad. In den antarktischen Gewässern des Indischen Ozeans sinkt die Temperatur des Oberflächenwassers auf 1 Grad. Das Eis des Indischen Ozeans ist saisonabhängig. Dauerhaftes Eis gibt es nur in den Gewässern der Antarktis.

Der Indische Ozean ist reich an Öl- und Gasvorkommen. Die größten geologischen Öl- und Gasreserven befinden sich in den Gewässern des Persischen Golfs. Es gibt auch mehrere Ölfelder auf den Schelfen Australiens und Bangladeschs. In fast allen Meeren des Indischen Ozeanbeckens wurden Gasvorkommen identifiziert. Darüber hinaus ist der Ozean reich an Vorkommen anderer Mineralien.

Der Indische Ozean ist interessant, weil auf seiner Oberfläche von Zeit zu Zeit erstaunliche leuchtende Kreise erscheinen. Wissenschaftler können die Art des Auftretens dieser Phänomene noch nicht erklären. Vermutlich entstehen diese Kreise durch eine große Planktonkonzentration, die dazu neigt, aufzuschwimmen und auf der Oberfläche leuchtende Kreise zu bilden.

Der Zweite Weltkrieg hat auch den Indischen Ozean nicht verschont. Im Frühjahr 1942 fand in den Gewässern des Indischen Ozeans eine Militäroperation namens „Indian Ocean Raid“ statt. Während der Operation besiegte die Kaiserlich Japanische Marine die Ostflotte des Britischen Empire. Dies sind nicht die einzigen militärischen Schlachten, die in den Meeresgewässern stattfanden. Im Jahr 1990 kam es in den Gewässern des Roten Meeres zu einer Schlacht zwischen dem sowjetischen Artillerieboot AK-312 und eritreischen bewaffneten Booten.

Die Geschichte des Indischen Ozeans ist reich und interessant. Das Wasser des Ozeans birgt viele Geheimnisse und Geheimnisse, die in der reichen Geschichte der Menschheit nie gelöst wurden.

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INDISCHER OZEAN, der drittgrößte Ozean der Erde (nach dem Pazifik und dem Atlantik), Teil des Weltozeans. Liegt zwischen Afrika im Nordwesten, Asien im Norden, Australien im Osten und der Antarktis im Süden.

Physiografische Skizze

allgemeine Informationen

Grenze von I. o. im Westen (mit dem Atlantischen Ozean südlich von Afrika) entlang des Meridians von Kap Agulhas (20° E) bis zur Küste der Antarktis (Donning Maud Land), im Osten (mit dem Pazifischen Ozean südlich von Australien) - entlang der Ostküste Grenze der Bass-Straße bis zur Insel Tasmanien und dann entlang des Meridians 146°55"" E. bis zur Antarktis, im Nordosten (mit dem Pazifischen Ozean) - zwischen der Andamanensee und der Straße von Malakka, dann entlang der Südwestküste der Insel Sumatra, der Sundastraße, der Südküste der Insel Java, den südlichen Grenzen des Bali- und Savu-Meeres, der Nordgrenze des Arafura-Meeres, der Südwestküste Neuguineas und der Westgrenze der Torres-Straße. Der südliche Teil der I. Region in hohen Breiten. Manchmal auch als Südlicher Ozean bezeichnet, der die antarktischen Sektoren des Atlantischen, Indischen und Pazifischen Ozeans vereint. Eine solche geografische Nomenklatur wird jedoch nicht allgemein akzeptiert, und in der Regel gilt I. o. innerhalb seiner üblichen Grenzen betrachtet. Und über. - der einzige der Ozeane, der b liegt. Stunden auf der Südhalbkugel und wird im Norden durch eine mächtige Landmasse begrenzt. Im Gegensatz zu anderen Ozeanen bilden seine mittelozeanischen Rücken drei Äste, die vom zentralen Teil des Ozeans in unterschiedliche Richtungen verlaufen.

Bereich I. o. mit Meeren, Buchten und Meerengen 76,17 Millionen km 2, Wasservolumen 282,65 Millionen km 3, durchschnittliche Tiefe 3711 m (2. Platz nach dem Pazifischen Ozean); ohne sie - 64,49 Millionen km 2, 255,81 Millionen km 3, 3967 m. Die größte Tiefe in der Tiefsee Sunda-Graben– 7729 m am Punkt 11°10"" S. w. und 114°57"" E. e. Die Schelfzone des Ozeans (bedingte Tiefen bis 200 m) nimmt 6,1 % seiner Fläche ein, der Kontinentalhang (von 200 bis 3000 m) 17,1 %, der Boden (über 3000 m) 76,8 %. Siehe Karte.

Meere

Meere, Buchten und Meerengen in den Gewässern der Insel. fast dreimal weniger als im Atlantik oder Pazifischen Ozean, sie konzentrieren sich hauptsächlich im nördlichen Teil. Meere der tropischen Zone: Mittelmeer - Rot; marginal - Araber, Lakkadive, Andaman, Timor, Arafura; Antarktische Zone: marginal - Davis, D'Urville (D'Urville), Kosmonauten, Mawson, Riiser-Larsen, Commonwealth (siehe separate Artikel zu den Meeren). Größte Buchten: Bengalen, Persisch, Aden, Oman, Great Australian, Carpentaria, Prydz. Meerengen: Mosambik, Bab el-Mandeb, Bass, Hormuz, Malakka, Polk, Zehnter Grad, Großer Kanal.

Inseln

Im Gegensatz zu anderen Ozeanen gibt es nur wenige Inseln. Die Gesamtfläche beträgt etwa 2 Millionen km 2. Die größten Inseln mit Ursprung auf dem Festland sind Sokotra, Sri Lanka, Madagaskar, Tasmanien, Sumatra, Java und Timor. Vulkaninseln: Réunion, Mauritius, Prince Edward, Crozet, Kerguelen usw.; Koralle - Lakkadive, Malediven, Amirante, Chagos, Nikobaren, geb. einschließlich Andaman, Seychellen; Die Koralleninseln Komoren, Kokosinseln und andere Inseln erheben sich auf Vulkankegeln.

Ufer

Und über. Es zeichnet sich durch eine relativ kleine Einkerbung der Küste aus, mit Ausnahme der nördlichen und nordöstlichen Teile, wo sich die Buchten befinden. einschließlich Meere und große große Buchten; Es gibt nur wenige praktische Buchten. Die Küsten Afrikas im westlichen Teil des Ozeans sind alluvial, schwach zergliedert und oft von Korallenriffen umgeben; im nordwestlichen Teil - einheimisch. Im Norden überwiegen niedrige, schwach zergliederte Ufer mit Lagunen und Sandbänken, stellenweise mit Mangroven, die auf der Landseite von Küstentiefland begrenzt werden (Malabar-Küste, Coromandel-Küste); Abrieb-akkumulierende (Konkan-Küste) und deltaische Ufer sind ebenfalls häufig . Im Osten sind die Ufer einheimisch, in der Antarktis sind sie mit Gletschern bedeckt, die zum Meer hinabreichen und in mehreren Dutzend Metern hohen Eisklippen enden.

Bodenrelief

Im Bodenrelief des I. o. Es werden vier Hauptelemente der Geotextur unterschieden: die Unterwasser-Kontinentalränder (einschließlich Schelf und Kontinentalhang), Übergangszonen oder Inselbogenzonen, der Meeresboden und mittelozeanische Rücken. Das Gebiet der Unterwasser-Kontinentalränder in der I.-Region. beträgt 17.660 Tausend km 2. Der Unterwasserrand Afrikas zeichnet sich durch einen schmalen Schelf aus (von 2 bis 40 km), dessen Rand sich in einer Tiefe von 200–300 m befindet. Erst nahe der Südspitze des Kontinents dehnt sich der Schelf erheblich aus und im Bereich von Das Agulhas-Plateau erstreckt sich bis zu 250 km von der Küste entfernt. Bedeutende Bereiche des Schelfs sind von Korallenstrukturen besetzt. Der Übergang vom Schelf zum Kontinentalhang äußert sich in einer deutlichen Krümmung der Bodenoberfläche und einem raschen Anstieg der Neigung auf 10–15°. Auch der Unterwasserrand Asiens vor der Küste der Arabischen Halbinsel weist einen schmalen Schelf auf, der sich an der Malabarküste Hindustans und vor der Küste des Golfs von Bengalen allmählich ausdehnt, während die Tiefe an seiner Außengrenze von 100 auf 500 m zunimmt. Der Kontinentalhang ist überall entlang der charakteristischen Hänge des Bodens (Höhe bis 4200 m, Insel Sri Lanka) deutlich sichtbar. Der Schelf und der Kontinentalhang werden in einigen Gebieten von mehreren engen und tiefen Schluchten durchzogen, wobei die ausgeprägtesten Schluchten Unterwasserfortsetzungen der Kanäle des Ganges sind (zusammen mit dem Brahmaputra-Fluss befördert er jährlich etwa 1.200 Millionen Tonnen Schwebe- und Zugkraft). Sedimente in den Ozean und bilden eine Sedimentschicht von über 3.500 m Dicke). Der Rand Australiens im Indischen Ozean zeichnet sich durch einen ausgedehnten Schelf aus, insbesondere im nördlichen und nordwestlichen Teil; im Golf von Carpentaria und im Arafura-Meer bis zu 900 km breit; die größte Tiefe beträgt 500 m. Der Kontinentalhang westlich von Australien wird durch Unterwasservorsprünge und einzelne Unterwasserplateaus erschwert. Am Unterwasserrand der Antarktis finden sich überall Spuren des Einflusses der Eislast des riesigen Gletschers, der den Kontinent bedeckt. Der Schelf hier gehört zu einem besonderen glazialen Typ. Seine äußere Grenze fällt fast mit der 500-m-Isobathe zusammen. Die Schelfbreite beträgt 35 bis 250 km. Der Kontinentalhang ist durch Längs- und Querkämme, einzelne Rücken, Täler und tiefe Gräben kompliziert. Am Fuße des Kontinentalhangs ist fast überall eine Akkumulationsfahne aus terrigenem Material zu beobachten, das von Gletschern mitgebracht wurde. Die größten Bodenhänge sind im oberen Teil zu beobachten; mit zunehmender Tiefe wird der Hang allmählich flacher.

Übergangszone am unteren Rand des I. o. sticht nur in dem an den Bogen der Sunda-Inseln angrenzenden Gebiet hervor und stellt den südöstlichen Teil der indonesischen Übergangsregion dar. Es umfasst: das Andamanenseebecken, den Inselbogen der Sundainseln und Tiefseegräben. Am morphologisch am stärksten ausgeprägt ist in dieser Zone der Tiefsee-Sunda-Graben mit einer Hangsteilheit von 30° oder mehr. Südöstlich der Insel Timor und östlich der Kai-Inseln wurden relativ kleine Tiefseegräben identifiziert, aber aufgrund der dicken Sedimentschicht sind ihre maximalen Tiefen relativ gering – 3310 m (Timor-Graben) und 3680 m (Kai-Graben). ). Die Übergangszone ist extrem seismisch aktiv.

Mittelozeanische Rücken I. o. bilden drei Unterwassergebirgsketten, die strahlenförmig vom Gebiet bei den Koordinaten 22° S ausgehen. w. und 68° E. im Nordwesten, Südwesten und Südosten. Jeder der drei Zweige ist nach morphologischen Merkmalen in zwei unabhängige Rücken unterteilt: den nordwestlichen - in den mittleren Aden-Rücken und Arabisch-Indischer Rücken, südwestlich – auf Westindischer Rücken und der afrikanisch-antarktische Rücken, südöstlich - weiter Zentralindische Gebirgskette Und Australasiatisch-antarktischer Aufstieg. Das. Mittelgrate trennen das Bett des I. o. in drei große Sektoren unterteilt. Bei den Mittelkämmen handelt es sich um riesige Erhebungen, die durch Verwerfungen in einzelne Blöcke fragmentiert sind, mit einer Gesamtlänge von über 16.000 km, deren Ausläufer sich in Tiefen in der Größenordnung von 5.000–3.500 m befinden. Die relative Höhe der Kämme beträgt 4.700 m –2000 m, Breite 500–800 km, Tiefe der Rift-Täler bis 2300 m.

In jedem der drei Sektoren des Meeresbodens ist das I.O. Es werden charakteristische Reliefformen unterschieden: Becken, einzelne Bergrücken, Hochebenen, Berge, Täler, Schluchten usw. Im westlichen Sektor gibt es die größten Becken: Somali (mit Tiefen von 3000–5800 m), Mascarene (4500–5300 m) , Mosambik (4000–5800 m), 6000 m), Madagaskar-Becken(4500–6400 m), Agulhas(4000–5000 m); Unterwasserrücken: Maskarenenkamm, Madagaskar; Hochebene: Agulhas, Mosambik; einzelne Berge: Äquator, Africana, Vernadsky, Hall, Bardin, Kurchatov; Amirantsky-Graben, Mauritius-Graben; Schluchten: Sambesi, Tanganjika und Tagela. Im nordöstlichen Sektor gibt es Becken: Arabian (4000–5000 m), Central (5000–6000 m), Coconut (5000–6000 m), North Australian (Argo Plain; 5000–5500 m), Westaustralisches Becken(5000–6500 m), Naturalista (5000–6000 m) und Südaustralisches Becken(5000–5500 m); Unterwasserrücken: Maledivenrücken, Ostindischer Rücken, Westaustralien (Brocken-Plateau); Cuvier-Gebirge; Exmouth-Plateau; Mühlenhügel; einzelne Berge: Moskauer Staatsuniversität, Shcherbakova und Afanasy Nikitin; Ostindischer Graben; Schluchten: Flüsse Indus, Ganges, Seatown und Murray. Im antarktischen Sektor gibt es Becken: Crozet (4500–5000 m), Afrikanisch-Antarktisches Becken (4000–5000 m) und Australisch-antarktisches Becken(4000–5000 m, maximal – 6089 m); Plateau: Kerguelen, Crozetund Amsterdam; separate Berge: Lena und Ob. Die Formen und Größen der Becken sind unterschiedlich: von rund mit einem Durchmesser von etwa 400 km (Komoren) bis hin zu länglichen Riesen mit einer Länge von 5500 km (Zentral), der Grad ihrer Isolation und die Bodentopographie sind unterschiedlich: von flach oder sanft hügelig bis hügelig und sogar bergig.

Geologische Struktur

Merkmal von I. o. ist, dass seine Entstehung sowohl als Folge der Spaltung und Senkung kontinentaler Massive als auch als Folge der Ausbreitung des Bodens und der Neubildung ozeanischer Kruste innerhalb der mittelozeanischen (ausgebreiteten) Rücken erfolgte, deren System war immer wieder umgebaut. Das moderne mittelozeanische Rückensystem besteht aus drei Zweigen, die am Rodriguez Triple Junction zusammenlaufen. Im nördlichen Zweig setzt sich der Arabisch-Indische Rücken nordwestlich der Owen-Transformationsstörungszone mit den Grabensystemen des Golfs von Aden und des Roten Meeres fort und verbindet sich mit den intrakontinentalen Grabensystemen Ostafrikas. Im südöstlichen Zweig werden der Zentralindische Rücken und der Australasiatisch-Antarktische Rücken durch die Amsterdamer Verwerfungszone getrennt, die mit dem gleichnamigen Plateau mit den Vulkaninseln Amsterdam und Saint-Paul verbunden ist. Die arabisch-indischen und zentralindischen Rücken breiten sich langsam aus (Ausbreitungsgeschwindigkeit beträgt 2–2,5 cm/Jahr), haben ein klar definiertes Rift Valley und werden von zahlreichen Arten durchquert Fehler umwandeln. Der weite australasiatisch-antarktische Hügel weist kein ausgeprägtes Rift Valley auf; Geschwindigkeit Verbreitung es ist höher als in anderen Höhenzügen (3,7–7,6 cm/Jahr). Südlich von Australien wird die Hebung durch die australisch-antarktische Verwerfungszone unterbrochen, wo die Anzahl der Transformverwerfungen zunimmt und sich die Ausbreitungsachse entlang der Verwerfungen in südliche Richtung verschiebt. Die Kämme des südwestlichen Zweigs sind schmal und weisen ein tiefes Grabenbruchtal auf, das dicht von Transformationsstörungen durchzogen ist, die in einem Winkel zum Streichen des Kamms ausgerichtet sind. Sie zeichnen sich durch eine sehr geringe Ausbreitungsgeschwindigkeit (ca. 1,5 cm/Jahr) aus. Der Westindische Rücken wird vom Afrikanisch-Antarktischen Rücken durch die Verwerfungssysteme Prince Edward, Du Toit, Andrew-Bain und Marion getrennt, die die Rückenachse um fast 1000 km nach Süden verschieben. Das Alter der ozeanischen Kruste innerhalb der sich ausbreitenden Rücken ist überwiegend Oligozän-Quartär. Als jüngster gilt der Westindische Rücken, der wie ein schmaler Keil in die Strukturen des Zentralindischen Rückens eindringt.

Ausgedehnte Rücken teilen den Meeresboden in drei Sektoren – afrikanisch im Westen, asiatisch-australisch im Nordosten und antarktisch im Süden. Innerhalb der Sektoren gibt es intraozeanische Hebungen unterschiedlicher Art, dargestellt durch „aseismische“ Rücken, Hochebenen und Inseln. Tektonische (Block-)Hebungen haben eine Blockstruktur mit unterschiedlicher Krustendicke; enthalten häufig kontinentale Überreste. Vulkanische Hebungen sind hauptsächlich mit Störungszonen verbunden. Die Hebungen sind die natürlichen Grenzen von Tiefseebecken. Afrikanischer Sektor gekennzeichnet durch das Vorherrschen von Fragmenten kontinentaler Strukturen (einschließlich Mikrokontinenten), innerhalb derer die Dicke der Erdkruste 17–40 km erreicht (Agullas- und Mosambik-Hochebene, der Madagaskar-Kamm mit der Insel Madagaskar, einzelne Blöcke des Mascarene-Kamms mit der Bank der Seychellen und Saya de Bank-Malya). Zu den vulkanischen Erhebungen und Strukturen gehören der Unterwasserrücken der Komoren, der von Archipelen aus Korallen und Vulkaninseln gekrönt wird, die Amirante Range, die Réunion-Inseln, Mauritius, Tromelin und das Farquhar-Massiv. Im westlichen Teil des afrikanischen Sektors I. o. (westlicher Teil des Somali-Beckens, nördlicher Teil des Mosambik-Beckens), angrenzend an den östlichen Unterwasserrand Afrikas, ist das Alter der Erdkruste überwiegend aus dem späten Jura und der frühen Kreidezeit; im zentralen Teil des Sektors (Mascarene- und Madagaskar-Becken) – Oberkreide; im nordöstlichen Teil des Sektors (östlicher Teil des Somali-Beckens) – Paläozän-Eozän. Im Somali- und Mascarene-Becken wurden alte Ausbreitungsachsen und sie kreuzende Transformationsfehler identifiziert.

Für den nordwestlichen (asiatischen) Teil Asiatisch-australischer Sektor gekennzeichnet durch meridionale „aseismische“ Grate mit Blockstruktur und erhöhter Dicke der ozeanischen Kruste, deren Bildung mit einem System antiker Transformationsfehler verbunden ist. Dazu gehören die Malediven, gekrönt von Archipelen aus Koralleninseln – Lakkadiven, Malediven und Chagos; sogenannt 79°-Kamm, Lanka-Kamm mit dem Berg Afanasia Nikitin, Ostindien (sog. 90°-Kamm), Investigator usw. Mächtige (8–10 km) Sedimente der Flüsse Indus, Ganges und Brahmaputra im nördlichen Teil des I.O. teilweise überlagert von in dieser Richtung verlaufenden Bergrücken sowie von den Strukturen der Übergangszone zwischen dem Indischen Ozean und dem südöstlichen Rand Asiens. Der Murray Ridge im nördlichen Teil des Arabischen Beckens, der das Oman-Becken im Süden begrenzt, ist eine Fortsetzung gefalteter Landstrukturen; fällt in die Owen-Verwerfungszone. Südlich des Äquators wurde eine bis zu 1000 km breite sublatitudinale Zone mit Intraplattenverformungen identifiziert, die durch eine hohe Seismizität gekennzeichnet ist. Es erstreckt sich im Zentral- und Kokosbecken vom Maledivenrücken bis zum Sundagraben. Das Arabische Becken ist von Kruste aus dem Paläozän-Eozän unterlagert, das Zentralbecken von Kruste aus dem Oberkreide-Eozän; Die Kruste ist im südlichen Teil der Becken am jüngsten. Im Kokosbecken reicht das Alter der Kruste von der späten Kreidezeit im Süden bis zum Eozän im Norden; in seinem nordwestlichen Teil wurde eine alte Ausbreitungsachse etabliert, die bis ins mittlere Eozän die indische und die australische Lithosphärenplatte trennte. Der Coconut Rise, eine Breitengraderhöhung mit zahlreichen Seebergen und Inseln (einschließlich der Kokosinseln), die sich darüber erheben, und der Rhu Rise, angrenzend an den Sunda Trench, trennen den südöstlichen (australischen) Teil des asiatisch-australischen Sektors. Westaustralisches Becken (Wharton) im zentralen Teil des asiatisch-australischen Sektors des I.O. Es wird im Nordwesten von Kruste aus der späten Kreidezeit und im Osten von der Kruste aus dem späten Jura unterlagert. Untergetauchte Kontinentalblöcke (Randplateaus von Exmouth, Cuvier, Zenith, Naturalista) teilen den östlichen Teil des Beckens in separate Senken – Cuvier (nördlich des Cuvier-Plateaus), Perth (nördlich des Naturalista-Plateaus). Die Kruste des Nordaustralischen Beckens (Argo) ist die älteste im Süden (Oberjura); wird in nördlicher Richtung jünger (bis zur Unterkreide). Das Alter der Kruste des südaustralischen Beckens ist Oberkreide – Eozän. Das Brockenplateau (Westaustralischer Rücken) ist eine intraozeanische Erhebung mit erhöhter Krustendicke (von 12 auf 20 km, laut verschiedenen Quellen).

IN Antarktischer Sektor Und über. Es gibt hauptsächlich vulkanische intraozeanische Hebungen mit erhöhter Dicke der Erdkruste: die Hochebenen Kerguelen, Crozet (Del Caño) und Conrad. Innerhalb des größten Kerguelen-Plateaus, das vermutlich auf einer alten Transformstörung gegründet ist, erreicht die Dicke der Erdkruste (nach einigen Angaben aus der frühen Kreidezeit) 23 km. Die über dem Plateau aufragenden Kerguelen-Inseln sind eine mehrphasige vulkanplutonische Struktur (bestehend aus Alkalibasalten und Syeniten des Neogenzeitalters). Auf Heard Island gibt es neogen-quartäre alkalische Vulkanite. Im westlichen Teil des Sektors befinden sich das Conrad-Plateau mit den Vulkanbergen Ob und Lena sowie das Crozet-Plateau mit einer Gruppe vulkanischer Inseln Marion, Prince Edward und Crozet, bestehend aus quartären Basalten und intrusiven Massiven aus Syeniten und Monzoniten . Das Alter der Erdkruste in den afrikanisch-antarktischen, australisch-antarktischen Becken und dem Crozet-Becken der Oberkreide ist Eozän.

Für I. o. Im Allgemeinen ist das Vorherrschen passiver Ränder charakteristisch (die Kontinentalränder Afrikas, der Arabischen und Indischen Halbinsel, Australiens, der Antarktis). Der aktive Rand wird im nordöstlichen Teil des Ozeans (der Sunda-Übergangszone zwischen dem Indischen Ozean und Südostasien) beobachtet, wo Subduktion(Unterschiebung) der Ozeanlithosphäre unter dem Sunda-Inselbogen. Im nordwestlichen Teil des I.O. wurde eine Subduktionszone begrenzter Ausdehnung identifiziert, die Makran-Subduktionszone. Entlang des Agulhas I. Plateaus. grenzt entlang einer Transformstörung an den afrikanischen Kontinent.

Gründung des I. o. begann in der Mitte des Mesozoikums während der Spaltung des gondwanischen Teils (vgl. Gondwana) Superkontinent Pangäa, dem während der späten Trias und frühen Kreidezeit eine Kontinentalspaltung vorausging. Die Bildung der ersten Abschnitte der ozeanischen Kruste als Folge der Trennung der Kontinentalplatten begann im späten Jura im somalischen (vor etwa 155 Millionen Jahren) und nordaustralischen (vor 151 Millionen Jahren) Becken. In der späten Kreidezeit kam es im nördlichen Teil des Mosambikbeckens zur Ausbreitung des Bodens und zur Neubildung ozeanischer Kruste (vor 140–127 Millionen Jahren). Die Trennung Australiens von Hindustan und der Antarktis, begleitet von der Öffnung von Becken mit ozeanischer Kruste, begann in der frühen Kreidezeit (vor etwa 134 Millionen Jahren bzw. vor etwa 125 Millionen Jahren). So entstanden in der frühen Kreidezeit (vor etwa 120 Millionen Jahren) schmale ozeanische Becken, die in den Superkontinent einschnitten und ihn in einzelne Blöcke teilten. In der Mitte der Kreidezeit (vor etwa 100 Millionen Jahren) begann der Meeresboden zwischen Hindustan und der Antarktis intensiv zu wachsen, was zur Verschiebung Hindustans in nördliche Richtung führte. Im Zeitraum von 120 bis 85 Millionen Jahren starben die Spreizachsen aus, die nördlich und westlich von Australien, vor der Küste der Antarktis und im Kanal von Mosambik existierten. In der späten Kreidezeit (vor 90–85 Millionen Jahren) begann eine Spaltung zwischen Hindustan mit dem Maskarenen-Seychellen-Block und Madagaskar, die mit einer Bodenausbreitung im Maskarenen-, Madagaskar- und Crozet-Becken sowie der Bildung des Australasiens einherging -Antarktischer Aufstieg. An der Kreide-Paläogen-Grenze trennte sich Hindustan vom Maskarenen-Seychellen-Block; der arabisch-indische Gebirgskamm entstand; Das Aussterben der Spreizäxte erfolgte in den Becken von Mascarene und Madagaskar. In der Mitte des Eozäns verschmolz die indische Lithosphärenplatte mit der australischen; das sich noch entwickelnde System mittelozeanischer Rücken entstand. Nahe am modernen Erscheinungsbild des I. o. erworben im frühen bis mittleren Miozän. In der Mitte des Miozäns (vor etwa 15 Millionen Jahren), während der Spaltung der Arabischen und Afrikanischen Platte, begann im Golf von Aden und im Roten Meer die Neubildung ozeanischer Kruste.

Moderne tektonische Bewegungen im I. o. in mittelozeanischen Rücken (im Zusammenhang mit Erdbeben mit flachem Fokus) sowie in einzelnen Transformationsfehlern festgestellt. Das Gebiet mit intensiver Seismizität ist der Sunda-Inselbogen, wo Erdbeben mit tiefem Fokus durch das Vorhandensein einer seismofokalen Zone verursacht werden, die in nordöstlicher Richtung abfällt. Bei Erdbeben am nordöstlichen Rand des I. o. Tsunami-Bildung ist möglich.

Bodensedimente

Die Sedimentationsgeschwindigkeit in der I.-Region. im Allgemeinen niedriger als im Atlantik und im Pazifischen Ozean. Die Mächtigkeit moderner Bodensedimente variiert von einer diskontinuierlichen Verteilung an mittelozeanischen Rücken bis zu mehreren hundert Metern in Tiefseebecken und 5000–8000 m am Fuß von Kontinentalhängen. Am weitesten verbreitet sind kalkhaltige (hauptsächlich foraminiferal-coccolithische) Schluffe, die über 50 % der Meeresbodenfläche (auf Kontinentalhängen, Rücken und Beckenböden in Tiefen bis zu 4700 m) in warmen ozeanischen Gebieten ab 20° N bedecken. w. bis 40° Süd w. mit hoher biologischer Produktivität von Wasser. Polygene Sedimente – Roter Ton aus der Tiefsee– nehmen 25 % der Bodenfläche in Tiefen von über 4700 m im östlichen und südöstlichen Teil des Ozeans ab 10° N ein. w. bis 40° Süd w. und in Gebieten des Bodens, die von Inseln und Kontinenten entfernt sind; In der tropischen Region wechseln sich rote Tone mit kieselhaltigen radiolarischen Schlicken ab, die den Boden der Tiefseebecken des Äquatorgürtels bedecken. In Tiefseesedimenten liegen sie in Form von Einschlüssen vor. Ferromangan-Knötchen. Kieselhaltiger, überwiegend kieselgurhaltiger Schlick nimmt etwa 20 % des Grundes des I.-Sees ein; in großen Tiefen südlich von 50° S verbreitet. w. Die Ansammlung terrigener Sedimente (Kiesel, Kies, Sand, Schluff, Ton) erfolgt hauptsächlich entlang der Küsten von Kontinenten und innerhalb ihrer Unterwasserränder in Gebieten mit Fluss- und Eisbergabfluss und erheblicher Materialentfernung durch den Wind. Die Sedimente, die den afrikanischen Schelf bedecken, sind hauptsächlich Muschel- und Korallensedimente; im südlichen Teil sind Phosphoritknollen weit verbreitet. Entlang der nordwestlichen Peripherie des Indischen Ozeans sowie im Andamanenbecken und im Sunda-Graben werden Bodensedimente hauptsächlich durch Ablagerungen von Trübungsströmen (Trübungsströmen) repräsentiert - Trübungen unter Beteiligung von Produkten vulkanischer Aktivität, Unterwassererdrutschen, Erdrutschen usw. Sedimente von Korallenriffen sind im westlichen Teil der Insel weit verbreitet. von 20° Süd w. bis 15° N. Breitengrad und im Roten Meer - bis zu 30° N. w. Aufschlüsse im Rift Valley des Roten Meeres entdeckt metallhaltige Solen mit Temperaturen bis 70 °C und Salzgehalt bis 300‰. IN metallhaltige Sedimente Die aus diesen Solen gebildeten Salzlaken weisen einen hohen Gehalt an Nichteisen- und seltenen Metallen auf. An Kontinentalhängen, Seebergen und mittelozeanischen Rücken gibt es Aufschlüsse von Grundgestein (Basalte, Serpentinite, Peridotite). Bodensedimente rund um die Antarktis werden als besondere Art von Eisbergsedimenten klassifiziert. Sie zeichnen sich dadurch aus, dass eine Vielzahl von klastischem Material vorherrscht, das von großen Felsbrocken bis hin zu Schluff und feinem Schluff reicht.

Klima

Im Gegensatz zum Atlantischen und Pazifischen Ozean, die sich meridional von den Küsten der Antarktis bis zum Polarkreis erstrecken und mit dem Arktischen Ozean kommunizieren, ist der I. o. In der nördlichen tropischen Region grenzt es an eine Landmasse, die maßgeblich die Charakteristika seines Klimas bestimmt. Die ungleichmäßige Erwärmung von Land und Ozean führt zu saisonalen Veränderungen umfangreicher Minima und Maxima des Luftdrucks und zu saisonalen Verschiebungen der tropischen Atmosphärenfront, die sich im Winter auf der Nordhalbkugel nach Süden auf fast 10° S zurückzieht. sh., und im Sommer liegt es in den Ausläufern Südasiens. Infolgedessen über dem nördlichen Teil der I.-Region. Das Klima wird vom Monsunklima dominiert, das vor allem durch wechselnde Windrichtungen im Laufe des Jahres gekennzeichnet ist. Der Wintermonsun mit relativ schwachen (3–4 m/s) und stabilen Nordostwinden herrscht von November bis März. In dieser Zeit nördlich von 10° S. w. Ruhe kommt häufig vor. Der Sommermonsun mit Südwestwinden tritt von Mai bis September auf. In der nördlichen Tropenregion und in der Äquatorzone des Ozeans erreicht die durchschnittliche Windgeschwindigkeit 8–9 m/s und erreicht oft Sturmstärke. Im April und Oktober kommt es meist zu einer Umstrukturierung des Druckfeldes und in diesen Monaten ist die Windsituation instabil. Vor dem Hintergrund der vorherrschenden atmosphärischen Zirkulation des Monsuns über dem nördlichen Teil der I.-Region. Vereinzelte Manifestationen zyklonischer Aktivität sind möglich. Während des Wintermonsuns sind Fälle von Wirbelstürmen über dem Arabischen Meer und während des Sommermonsuns über den Gewässern des Arabischen Meeres und des Golfs von Bengalen bekannt. Während der Monsunwechselperioden bilden sich in diesen Gebieten manchmal starke Wirbelstürme.

Ungefähr 30° S. w. im zentralen Teil von I. o. Es gibt ein stabiles Hochdruckgebiet, das sogenannte. Südindische Hochschule. Dieser stationäre Hochdruckgebiet, Teil des südlichen subtropischen Hochdruckgebiets, bleibt das ganze Jahr über bestehen. Der Druck in seinem Zentrum schwankt zwischen 1024 hPa im Juli und 1020 hPa im Januar. Unter dem Einfluss dieses Hochdruckgebietes im Breitengrad zwischen 10 und 30° S. w. Das ganze Jahr über wehen stetige Südostpassatwinde.

Südlich von 40° S. w. Der Luftdruck nimmt zu allen Jahreszeiten gleichmäßig von 1018–1016 hPa am südlichen Rand des Südindischen Hochlandes auf 988 hPa bei 60° S ab. w. Unter dem Einfluss des meridionalen Druckgradienten in der unteren Atmosphärenschicht bleibt ein stabiler Zap erhalten. Luftübertragung. Die höchste durchschnittliche Windgeschwindigkeit (bis zu 15 m/s) wird mitten im Winter auf der Südhalbkugel beobachtet. Für höhere südliche Breiten I. o. Fast das ganze Jahr über sind stürmische Verhältnisse charakteristisch, wobei Winde mit Geschwindigkeiten von mehr als 15 m/s, die Wellen über 5 m Höhe verursachen, eine Häufigkeit von 30 % haben. Südlich von 60° S. w. Entlang der Küste der Antarktis werden normalerweise Ostwinde und zwei bis drei Wirbelstürme pro Jahr beobachtet, am häufigsten im Juli–August.

Im Juli werden die höchsten Lufttemperaturen in der Oberflächenschicht der Atmosphäre an der Spitze des Persischen Golfs beobachtet (bis zu 34 °C), die niedrigsten vor der Küste der Antarktis (–20 °C), über dem Arabischen Meer und im Golf von Bengalen durchschnittlich 26–28 °C. Über dem Wassergebiet des I. o. Die Lufttemperatur ändert sich fast überall entsprechend der geografischen Breite. Im südlichen Teil von I. o. Sie nimmt von Norden nach Süden alle 150 km allmählich um etwa 1 °C ab. Im Januar werden die höchsten Lufttemperaturen (26–28 °C) im Äquatorgürtel nahe der Nordküste des Arabischen Meeres und des Golfs von Bengalen beobachtet – etwa 20 °C. Im südlichen Teil des Ozeans sinkt die Temperatur allmählich von 26 °C in den südlichen Tropen auf 0 °C und etwas tiefer auf der Breite des Polarkreises. Die Amplitude der jährlichen Schwankungen der Lufttemperatur über b. Teile des Wassergebietes des I. o. im Durchschnitt weniger als 10 °C und steigt nur vor der Küste der Antarktis auf 16 °C.

Die meisten Niederschläge pro Jahr fallen im Golf von Bengalen (über 5500 mm) und vor der Ostküste der Insel Madagaskar (über 3500 mm). Der nördliche Küstenabschnitt des Arabischen Meeres erhält die geringste Niederschlagsmenge (100–200 mm pro Jahr).

Nordöstliche Regionen von I. o. in seismisch aktiven Gebieten gelegen. Die Ostküste Afrikas und die Insel Madagaskar, die Küsten der Arabischen Halbinsel und der Hindustan-Halbinsel, fast alle Inselarchipele vulkanischen Ursprungs, die Westküste Australiens, insbesondere der Bogen der Sundainseln, wurden in der Vergangenheit mehrfach besiedelt Tsunamiwellen unterschiedlicher Stärke bis hin zu katastrophalen Wellen ausgesetzt. Im Jahr 1883 wurde nach der Explosion des Krakatau-Vulkans in der Gegend von Jakarta ein Tsunami mit einer Wellenhöhe von über 30 m registriert; im Jahr 2004 kam es zu einem Tsunami, der durch ein Erdbeben im Gebiet der Insel Sumatra verursacht wurde katastrophale Folgen.

Hydrologisches Regime

Die Saisonalität der Veränderungen der hydrologischen Eigenschaften (hauptsächlich Temperatur und Strömungen) zeigt sich am deutlichsten im nördlichen Teil des Ozeans. Die hydrologische Sommersaison entspricht hier der Dauer des Südwestmonsuns (Mai – September), die Wintersaison dem Nordostmonsun (November – März). Ein Merkmal der saisonalen Variabilität des hydrologischen Regimes besteht darin, dass die Umstrukturierung der hydrologischen Felder im Vergleich zu den meteorologischen Feldern etwas verzögert ist.

Wassertemperatur. Im Winter der nördlichen Hemisphäre werden die höchsten Wassertemperaturen in der Oberflächenschicht in der Äquatorzone beobachtet – von 27 °C vor der Küste Afrikas bis 29 °C oder mehr östlich der Malediven. In den nördlichen Regionen des Arabischen Meeres und des Golfs von Bengalen beträgt die Wassertemperatur etwa 25 °C. Im südlichen Teil von I. o. Überall herrscht eine zonale Temperaturverteilung, die allmählich von 27–28 °C auf 20° S abnimmt. w. zu negativen Werten am Rand des Treibeises, etwa 65–67° S. w. In der Sommersaison werden die höchsten Wassertemperaturen in der Oberflächenschicht im Persischen Golf (bis zu 34 °C), im Nordwesten des Arabischen Meeres (bis zu 30 °C) und im östlichen Teil des Arabischen Meeres beobachtet Äquatorialzone (bis 29 °C). In den Küstengebieten der somalischen und arabischen Halbinsel werden zu dieser Jahreszeit ungewöhnlich niedrige Werte (manchmal weniger als 20 °C) beobachtet, die auf den Aufstieg von gekühltem Tiefenwasser im Somali-Strom an die Oberfläche zurückzuführen sind System. Im südlichen Teil von I. o. Die Verteilung der Wassertemperatur über das Jahr hinweg bleibt zonaler Natur, mit dem Unterschied, dass ihre negativen Werte im Winter der südlichen Hemisphäre viel weiter nördlich, bereits bei etwa 58–60° S, zu finden sind. w. Die Amplitude der jährlichen Schwankungen der Wassertemperatur in der Oberflächenschicht ist gering und beträgt durchschnittlich 2–5 °C; nur im Bereich der somalischen Küste und im Golf von Oman im Arabischen Meer übersteigt sie 7 °C. Die Wassertemperatur nimmt vertikal schnell ab: In 250 m Tiefe sinkt sie fast überall unter 15 °C, tiefer als 1000 m – unter 5 °C. In einer Tiefe von 2000 m werden Temperaturen über 3 °C nur im nördlichen Teil des Arabischen Meeres beobachtet, in den zentralen Regionen etwa 2,5 °C, im südlichen Teil sinkt sie von 2 °C auf 50 °S. w. bis 0 °C vor der Küste der Antarktis. Die Temperaturen in den tiefsten (über 5000 m) Becken liegen zwischen 1,25 °C und 0 °C.

Salzgehalt von Oberflächengewässern I. o. wird durch das Gleichgewicht zwischen der Verdunstung und der Gesamtniederschlagsmenge sowie dem Flussabfluss für jede Region bestimmt. Der absolute maximale Salzgehalt (über 40‰) wird im Roten Meer und im Persischen Golf beobachtet, im Arabischen Meer liegt der Salzgehalt überall, mit Ausnahme eines kleinen Gebiets im südöstlichen Teil, über 35,5‰, im Bereich 20–40 ° S. w. – mehr als 35‰. Das Gebiet mit niedrigem Salzgehalt liegt im Golf von Bengalen und im Gebiet neben dem Bogen der Sunda-Inseln, wo der Frischflussfluss hoch und die Niederschläge am größten sind. Im nördlichen Teil des Golfs von Bengalen beträgt der Salzgehalt im Februar 30–31‰ und im August 20‰. Eine ausgedehnte Wasserzunge mit einem Salzgehalt von bis zu 34,5‰ bei 10° Süd. w. erstreckt sich von der Insel Java bis 75° Ost. e. In antarktischen Gewässern liegt der Salzgehalt überall unter dem durchschnittlichen ozeanischen Wert: Von 33,5‰ im Februar bis 34,0‰ im August werden seine Veränderungen durch eine leichte Versalzung während der Meereisbildung und eine entsprechende Entsalzung während der Eisschmelze bestimmt. Saisonale Veränderungen des Salzgehalts sind nur in der oberen 250-Meter-Schicht erkennbar. Mit zunehmender Tiefe schwinden nicht nur die saisonalen Schwankungen, sondern auch die räumliche Variabilität des Salzgehalts; tiefer als 1000 m schwankt er zwischen 35–34,5‰.

Dichte Die höchste Wasserdichte in I. o. beobachtet im Suez- und Persischen Golf (bis zu 1030 kg/m 3) und in kalten antarktischen Gewässern (1027 kg/m 3), durchschnittlich – in den wärmsten und salzigsten Gewässern im Nordwesten (1024–1024,5 kg/m 3), die kleinste findet sich in den am stärksten entsalzten Gewässern im nordöstlichen Teil des Ozeans und im Golf von Bengalen (1018–1022 kg/m3). Mit der Tiefe, hauptsächlich aufgrund einer Abnahme der Wassertemperatur, nimmt seine Dichte zu und nimmt im sogenannten stark zu. Sprungschicht, die am deutlichsten in der Äquatorzone des Ozeans zum Ausdruck kommt.

Eisregime. Härte des Klimas im südlichen Teil der Insel. ist so groß, dass der Prozess der Meereisbildung (bei Lufttemperaturen unter –7 °C) fast das ganze Jahr über stattfinden kann. Die Eisdecke erreicht ihre größte Entwicklung im September–Oktober, wenn die Breite des Treibeisgürtels 550 km erreicht, und ihre geringste Entwicklung im Januar–Februar. Die Eisdecke zeichnet sich durch große saisonale Schwankungen aus und ihre Bildung erfolgt sehr schnell. Die Eiskante bewegt sich mit einer Geschwindigkeit von 5–7 km/Tag nach Norden und zieht sich während der Schmelzperiode ebenso schnell (bis zu 9 km/Tag) nach Süden zurück. Festeis bildet sich jährlich, erreicht eine durchschnittliche Breite von 25–40 km und schmilzt im Februar fast vollständig. Treibeis vor der Küste des Kontinents bewegt sich unter dem Einfluss katabatischer Winde in einer allgemeinen Richtung nach Westen und Nordwesten. Nahe der Nordkante driftet das Eis nach Osten. Ein charakteristisches Merkmal des antarktischen Eisschildes ist die große Anzahl von Eisbergen, die von den Auslass- und Schelfgletschern der Antarktis abbrechen. Besonders groß sind tischförmige Eisberge, die eine gigantische Länge von mehreren zehn Metern erreichen und 40–50 m über dem Wasser aufragen können. Ihre Zahl nimmt schnell ab, wenn sie sich von den Küsten des Festlandes entfernen. Die durchschnittliche Lebensdauer großer Eisberge beträgt 6 Jahre.

Strömungen I. Zirkulation von Oberflächengewässern im nördlichen Teil der I.-Region. entsteht unter dem Einfluss von Monsunwinden und verändert sich daher stark von der Sommer- zur Wintersaison. Im Februar ab 8° N. w. vor den Nikobaren bis 2° N. w. Vor der Küste Afrikas gibt es einen oberflächlichen Wintermonsunstrom mit Geschwindigkeiten von 50–80 cm/s; mit einem Kern, der ungefähr 18° S verläuft. sh., in die gleiche Richtung breitet sich der Südpassat aus, mit einer durchschnittlichen Geschwindigkeit an der Oberfläche von etwa 30 cm/s. Das Wasser dieser beiden Ströme verbindet sich vor der Küste Afrikas und führt zum Intertrade-Gegenstrom, der sein Wasser mit Geschwindigkeiten im Kern von etwa 25 cm/s nach Osten trägt. Entlang der nordafrikanischen Küste bewegen sich die Gewässer des Somali-Stroms mit einer allgemeinen Richtung nach Süden und verwandeln sich teilweise in den Intertrade-Gegenstrom, und im Süden bewegen sich die Mosambik- und Kap-Agulhas-Ströme mit Geschwindigkeiten von etwa 50 cm/ S. Ein Teil des Südpassatsstroms vor der Ostküste der Insel Madagaskar wendet sich entlang dieser nach Süden (Madagaskarstrom). Südlich von 40° S. w. Das gesamte Meeresgebiet wird von West nach Ost vom längsten und mächtigsten Strom der Weltmeere durchzogen Westliche Windströmungen(Antarktischer Zirkumpolarstrom). Die Geschwindigkeiten in seinen Stäben erreichen 50 cm/s und die Strömungsgeschwindigkeit beträgt etwa 150 Millionen m 3 /s. Bei 100–110° E. Von dort zweigt ein Bach ab, der nach Norden fließt und den Western Australian Current entstehen lässt. Im August folgt der Somalistrom einer allgemeinen Richtung nach Nordosten und drückt mit einer Geschwindigkeit von bis zu 150 cm/s Wasser in den nördlichen Teil des Arabischen Meeres, von wo aus der Monsunstrom die West- und Südküste des Arabischen Meeres umrundet Die Hindustan-Halbinsel und die Insel Sri Lanka transportieren Wasser zu den Küsten der Insel Sumatra, wendet sich nach Süden und verschmilzt mit den Gewässern des Südpassats. So ist im nördlichen Teil von I. o. Es entsteht ein ausgedehnter Wirbel im Uhrzeigersinn, bestehend aus den Strömungen Monsun, Südpassat und Somali. Im südlichen Teil des Ozeans ändert sich das Strömungsmuster von Februar bis August kaum. Vor der Küste der Antarktis ist in einem schmalen Küstenstreifen das ganze Jahr über eine durch katabatische Winde verursachte und von Ost nach West gerichtete Strömung zu beobachten.

Wassermassen. In der vertikalen Struktur von Wassermassen I. o. Nach hydrologischen Eigenschaften und Tiefe werden Oberflächen-, Zwischen-, Tiefen- und Grundwasser unterschieden. Oberflächengewässer sind in einer relativ dünnen Oberflächenschicht verteilt und nehmen im Durchschnitt die oberen 200–300 m ein. Von Norden nach Süden werden in dieser Schicht Wassermassen unterschieden: Persisch und Arabisch im Arabischen Meer, Bengalen und Südbengalen im Arabischen Meer Golf von Bengalen; weiter südlich des Äquators - äquatorial, tropisch, subtropisch, subantarktisch und antarktisch. Mit zunehmender Tiefe verringern sich die Unterschiede zwischen benachbarten Wassermassen und ihre Anzahl nimmt entsprechend ab. So in Zwischengewässern, deren untere Grenze in gemäßigten und niedrigen Breiten 2000 m und in hohen Breiten bis zu 1000 m erreicht, das Persische und Rote Meer im Arabischen Meer, das Bengalische Meer im Golf von Bengalen, die Subantarktis und die Antarktis Zwischenwassermassen werden unterschieden. Tiefe Gewässer werden durch die Wassermassen Nordindiens, Atlantiks (im westlichen Teil des Ozeans), Zentralindiens (im östlichen Teil) und der zirkumpolaren Antarktis repräsentiert. Überall, mit Ausnahme des Golfs von Bengalen, werden die Grundgewässer durch eine antarktische Grundwassermasse repräsentiert, die alle Tiefseebecken füllt. Die Obergrenze des Grundwassers liegt im Durchschnitt bei einem Horizont von 2500 m vor der Küste der Antarktis, wo es entsteht, in den zentralen Regionen des Ozeans bis zu 4000 m und steigt nördlich des Äquators bis auf fast 3000 m an.

Gezeiten und Wellen e. Die größte Verbreitung an den Ufern des I. o. haben halbtägige und unregelmäßige halbtägige Gezeiten. Halbtägige Gezeiten werden an der afrikanischen Küste südlich des Äquators, im Roten Meer, vor der Nordwestküste des Persischen Golfs, im Golf von Bengalen und vor der Nordwestküste Australiens beobachtet. Unregelmäßige halbtägige Gezeiten – vor der Somali-Halbinsel, im Golf von Aden, vor der Küste des Arabischen Meeres, im Persischen Golf, vor der südwestlichen Küste des Sunda-Inselbogens. Vor der West- und Südküste Australiens treten tägliche und unregelmäßige Gezeiten auf. Die höchsten Gezeiten gibt es vor der Nordwestküste Australiens (bis zu 11,4 m), an der Mündung des Indus (8,4 m), an der Mündung des Ganges (5,9 m) und vor der Küste der Straße von Mosambik (5,2 m). ; Im offenen Ozean variiert die Stärke der Gezeiten von 0,4 m in der Nähe der Malediven bis zu 2,0 m im südöstlichen Teil der Insel. Wellen erreichen ihre größte Stärke in gemäßigten Breiten im Wirkungsbereich der Westwinde, wo die Häufigkeit von Wellen über 6 m Höhe pro Jahr 17 % beträgt. Wellen mit einer Höhe von 15 m und einer Länge von 250 m wurden in der Nähe der Insel Kerguelen und 11 m bzw. 400 m vor der Küste Australiens registriert.

Flora und Fauna

Der Hauptteil der Wasserfläche des I. o. liegt in den tropischen und südlichen gemäßigten Zonen. Abwesenheit in I. o. Die nördliche Region hoher Breitengrade und die Wirkung des Monsuns führen zu zwei unterschiedlich gerichteten Prozessen, die die Eigenschaften der lokalen Flora und Fauna bestimmen. Der erste Faktor erschwert die Konvektion in der Tiefsee, was sich negativ auf die Erneuerung des Tiefwassers im nördlichen Teil des Ozeans und die Zunahme des Sauerstoffmangels in ihnen auswirkt, der besonders in der mittleren Wassermasse des Roten Meeres ausgeprägt ist und zu einer Erschöpfung führt der Artenzusammensetzung und verringert die Gesamtbiomasse des Zooplanktons in den Zwischenschichten. Wenn sauerstoffarmes Wasser im Arabischen Meer den Schelf erreicht, kommt es zum lokalen Tod (Tod von Hunderttausenden Tonnen Fisch). Gleichzeitig schafft der zweite Faktor (Monsune) günstige Bedingungen für eine hohe biologische Produktivität in Küstengebieten. Unter dem Einfluss des Sommermonsuns wird Wasser entlang der somalischen und arabischen Küsten getrieben, was zu einem starken Auftrieb führt und nährstoffreiches Salzwasser an die Oberfläche bringt. Der Wintermonsun führt, wenn auch in geringerem Ausmaß, zu saisonalem Aufschwung mit ähnlichen Folgen vor der Westküste des indischen Subkontinents.

Die Küstenzone des Ozeans weist die größte Artenvielfalt auf. Die flachen Gewässer der tropischen Zone sind durch zahlreiche 6- und 8-strahlige Madrepore-Korallen und Hydrokorallen gekennzeichnet, die zusammen mit Rotalgen Unterwasserriffe und Atolle bilden können. Unter den mächtigen Korallenstrukturen lebt eine reiche Fauna verschiedener Wirbelloser (Schwämme, Würmer, Krabben, Weichtiere, Seeigel, Schlangensterne und Seesterne) sowie kleine, aber farbenfrohe Korallenrifffische. Die meisten Küsten sind von Mangroven bewachsen. Gleichzeitig wird die Fauna und Flora von Stränden und Felsen, die bei Ebbe austrocknen, durch die dämpfende Wirkung des Sonnenlichts quantitativ dezimiert. In der gemäßigten Zone ist das Leben an solchen Küstenabschnitten viel reicher; Hier entwickeln sich dichte Dickichte aus Rot- und Braunalgen (Seetang, Fucus, Macrocystis) und eine Vielzahl wirbelloser Tiere ist reichlich vorhanden. Laut L.A. Zenkewitsch(1965), St. 99 % aller im Ozean lebenden Boden- und Bodentierarten leben in der litoralen und sublitoralen Zone.

Auch die Freiflächen des Sees, insbesondere die Oberflächenschicht, zeichnen sich durch eine reiche Flora aus. Die Nahrungskette im Ozean beginnt mit mikroskopisch kleinen einzelligen Pflanzenorganismen – dem Phytoplankton, das hauptsächlich in der obersten (etwa 100 Meter hohen) Schicht des Meereswassers lebt. Unter ihnen überwiegen mehrere Arten von Peridin- und Kieselalgen sowie im Arabischen Meer Cyanobakterien (Blaualgen), die häufig die sogenannte Massenentwicklung verursachen. Wasserblüte. Im nördlichen Teil von I. o. Es gibt drei Gebiete mit der höchsten Phytoplanktonproduktion: das Arabische Meer, die Bucht von Bengalen und die Andamanensee. Die größte Produktion wird vor der Küste der Arabischen Halbinsel beobachtet, wo die Zahl des Phytoplanktons manchmal 1 Million Zellen/l (Zellen pro Liter) übersteigt. Seine hohen Konzentrationen werden auch in den subantarktischen und antarktischen Zonen beobachtet, wo es während der Frühlingsblütezeit bis zu 300.000 Zellen/l gibt. Die niedrigste Phytoplanktonproduktion (weniger als 100 Zellen/l) wird im zentralen Teil des Ozeans zwischen dem 18. und 38. Breitengrad Süd beobachtet. w.

Zooplankton bewohnt fast die gesamte Mächtigkeit der Meeresgewässer, seine Menge nimmt jedoch mit zunehmender Tiefe schnell ab und nimmt in Richtung der unteren Schichten um 2–3 Größenordnungen ab. Essen für b. Ein Teil des Zooplanktons, insbesondere das in den oberen Schichten lebende, ist Phytoplankton, daher sind die Muster der räumlichen Verteilung von Phyto- und Zooplankton weitgehend ähnlich. Die höchsten Werte an Zooplankton-Biomasse (von 100 bis 200 mg/m3) werden im Arabischen Meer und im Andamanenmeer sowie im Golf von Bengalen, Aden und dem Persischen Golf beobachtet. Die Hauptbiomasse der Meerestiere besteht aus Ruderfußkrebsen (mehr als 100 Arten), mit etwas weniger Flugsauriern, Quallen, Siphonophoren und anderen wirbellosen Tieren. Radiolarien sind typische Einzeller. In der Antarktisregion I. o. gekennzeichnet durch eine große Anzahl von Euphaus-Krebstieren verschiedener Arten, die zusammen als „Krill“ bezeichnet werden. Euphausiiden bilden die Hauptnahrungsquelle für die größten Tiere der Erde – Bartenwale. Darüber hinaus ernähren sich Fische, Robben, Kopffüßer, Pinguine und andere Vogelarten von Krill.

Organismen, die sich frei in der Meeresumwelt bewegen (Nekton), werden im I. o. vorgestellt. hauptsächlich Fische, Kopffüßer und Wale. Von Kopffüßern in I. o. Tintenfische, zahlreiche Tintenfische und Kraken sind häufig. Von den Fischen sind mehrere Arten fliegender Fische, leuchtende Sardellen (Coryphaenas), Sardinellen, Sardinen, Makrelen, Nototheniiden, Zackenbarsche, verschiedene Thunfischarten, Blauer Marlin, Grenadier, Haie und Rochen am häufigsten anzutreffen. In warmen Gewässern leben Meeresschildkröten und giftige Seeschlangen. Die Fauna der Wassersäugetiere wird durch verschiedene Wale repräsentiert. Die häufigsten Bartenwale sind: Blauwal, Seiwal, Finnwal, Buckelwal und Australischer (Kap-)Wal. Zahnwale werden durch Pottwale und mehrere Delfinarten (einschließlich Killerwale) repräsentiert. In den Küstengewässern des südlichen Teils des Ozeans sind Flossenfüßer weit verbreitet: die Weddellrobbe, die Krabbenfresserrobbe, Robben - Australier, Tasmanier, Kerguelen und Südafrikaner, Australischer Seelöwe, Leopardenrobbe usw. Unter den Vögeln am meisten Typisch sind Wanderalbatrosse, Sturmvögel, Fregattvögel, Phaetons, Kormorane, Tölpel, Raubmöwen, Seeschwalben und Möwen. Südlich von 35° S. sh., an den Küsten Südafrikas, der Antarktis und auf Inseln - zahlreich. Kolonien mehrerer Pinguinarten.

Im Jahr 1938 im I. o. Ein einzigartiges biologisches Phänomen wurde entdeckt – ein lebender Lappenflosserfisch Latimeria chalumnae, gilt vor Millionen Jahren als ausgestorben. "Fossil" Quastenflosser lebt in einer Tiefe von über 200 m an zwei Orten – in der Nähe der Komoren und in den Gewässern des indonesischen Archipels.

Geschichte der Studie

Die nördlichen Küstengebiete, insbesondere das Rote Meer und die tief eingeschnittenen Buchten, wurden bereits in der Zeit der antiken Zivilisationen, mehrere tausend Jahre v. Chr., von Menschen für die Schifffahrt und Fischerei genutzt. e. 600 v. Chr e. Phönizische Seeleute umsegelten im Dienste des ägyptischen Pharaos Necho II. Afrika. 325–324 v. Chr. e. Der Kamerad Alexanders des Großen, Nearchos, segelte als Kommandeur einer Flotte von Indien nach Mesopotamien und verfasste die ersten Beschreibungen der Küstenlinie von der Mündung des Indus bis zur Spitze des Persischen Golfs. Im 8.–9. Jahrhundert. Das Arabische Meer wurde intensiv von arabischen Seefahrern erforscht, die die ersten Segelanweisungen und Navigationsführer für dieses Gebiet erstellten. In der 1. Hälfte. 15. Jahrhundert Chinesische Seefahrer unter der Führung von Admiral Zheng He unternahmen eine Reihe von Reisen entlang der asiatischen Küste nach Westen und erreichten die Küste Afrikas. In den Jahren 1497–99 wurde der Portugiese Vasco da Gama ebnete den Europäern den Seeweg nach Indien und in die Länder Südostasiens. Einige Jahre später entdeckten die Portugiesen die Insel Madagaskar, die Inseln Amirante, Komoren, Maskarenen und Seychellen. Im Anschluss an die Portugiesen in I. o. Die Niederländer, Franzosen, Spanier und Engländer nahmen teil. Der Name „Indischer Ozean“ tauchte erstmals 1555 auf europäischen Karten auf. In den Jahren 1772–75 J. Kochen drang in I. o. ein. bis 71° 10" S und führte die ersten Tiefseemessungen durch. Die ozeanographische Forschung auf der Insel begann mit systematischen Messungen der Wassertemperatur während der Weltumsegelung der russischen Schiffe „Rurik“ (1815–18) und „Enterprise“ (1823–) 26) 1831–36 fand eine englische Expedition auf dem Schiff Beagle statt, auf der Charles Darwin geologische und biologische Arbeiten durchführte. Komplexe ozeanographische Messungen im I.O. wurden während der englischen Expedition auf dem Schiff Challenger 1873–74 durchgeführt. Ozeanographische Arbeiten im nördlichen Teil der Insel wurden 1886 von S. O. Makarov auf dem Schiff „Vityaz“ durchgeführt. In der ersten Hälfte des 20. Jahrhunderts wurden regelmäßig ozeanographische Beobachtungen durchgeführt, und in den 1950er Jahren wurden sie durchgeführt auf fast 1.500 ozeanographischen Tiefseestationen. 1935 erschien P. G. Schotts Monographie „Geographie des Indischen und Pazifischen Ozeans“ – die erste große Veröffentlichung, die die Ergebnisse aller bisherigen Studien in dieser Region zusammenfasste. 1959 veröffentlichte der russische Ozeanograph A. M. Muromtsev veröffentlichte ein grundlegendes Werk – „Hauptmerkmale der Hydrologie des Indischen Ozeans“. In den Jahren 1960–65 führte das Wissenschaftliche Komitee für Ozeanographie der UNESCO die Internationale Expedition zum Indischen Ozean (IIOE) durch, die größte aller zuvor im Indischen Ozean durchgeführten Expeditionen. Am MIOE-Programm nahmen Wissenschaftler aus mehr als 20 Ländern (UdSSR, Australien, Großbritannien, Indien, Indonesien, Pakistan, Portugal, USA, Frankreich, Deutschland, Japan usw.) teil. Während des MIOE wurden wichtige geografische Entdeckungen gemacht: Die Unterwasserberge Westindiens und Ostindiens wurden entdeckt, tektonische Verwerfungszonen – Owen, Mosambik, Tasmanien, Diamantina usw., Unterwasserberge – Ob, Lena, Afanasia Nikitina, Bardina, Zenit, Äquator usw., Tiefseegräben - Ob, Chagos, Vima, Vityaz usw. In der Geschichte des Studiums von I. o. Besonders hervorgehoben werden die Forschungsergebnisse aus den Jahren 1959–77 n. Chr. das Schiff „Vityaz“ (10 Reisen) und Dutzende anderer sowjetischer Expeditionen auf Schiffen des Hydrometeorologischen Dienstes und des Staatlichen Fischereikomitees. Von Anfang an 1980er Jahre Meeresforschung wurde im Rahmen von 20 internationalen Projekten durchgeführt. Die Forschung zu I. o. wurde besonders intensiviert. während des International Ocean Circulation Experiment (WOCE). Nach seinem erfolgreichen Abschluss am Ende. 1990er Jahre das Volumen moderner ozeanographischer Informationen über das I.O. verdoppelt.

Moderne Forschung zu I. o. werden im Rahmen internationaler Programme und Projekte durchgeführt, wie dem International Geosphere-Biosphere Program (seit 1986 nehmen 77 Länder teil), darunter die Projekte Dynamics of Global Ocean Ecosystems (GLOBES, 1995–2010), Global Flows of Matter in der Ozean (JGOFS, 1988-2003), Land-Ozean-Wechselwirkungen in der Küstenzone (LOICZ), Integrierte marine Biogeochemie und Ökosystemforschung (IMBER), Land-Ozean-Wechselwirkungen in der Küstenzone (LOICZ, 1993-2015), Studie von Interaktionen der Meeresoberfläche mit der unteren Atmosphäre (SOLAS, 2004–15, fortlaufend); „Weltklimaforschungsprogramm“ (WCRP, seit 1980, 50 Länder nehmen teil), dessen wichtigster mariner Teil das Programm „Klima und Ozean: Instabilität, Vorhersagbarkeit und Variabilität“ (CLIVAR, seit 1995) ist, dessen Grundlage das war Ergebnisse von TOGA und WOCE; Internationale Studie über biogeochemische Kreisläufe und die großräumige Verteilung von Spurenelementen und ihren Isotopen in der Meeresumwelt (GEOTRACES, 2006–15, fortlaufend) und viele andere. usw. Das Global Ocean Observing System (GOOS) wird entwickelt. Seit 2005 gibt es das internationale ARGO-Programm, bei dem Beobachtungen mit autonomen Sondierungsinstrumenten im gesamten Weltmeer (einschließlich des Arktischen Ozeans) durchgeführt und die Ergebnisse über künstliche Erdsatelliten an Rechenzentren übertragen werden. Vom Ende 2015 beginnt die 2. Internationale Expedition zum Indischen Ozean, die auf fünf Jahre Forschung unter Beteiligung vieler Länder ausgelegt ist.

Wirtschaftliche Nutzung

Küstenzone I. o. weist eine außergewöhnlich hohe Bevölkerungsdichte auf. An den Küsten und auf den Inseln liegen über 35 Staaten, in denen etwa 2,5 Milliarden Menschen leben. (über 30 % der Weltbevölkerung). Der Großteil der Küstenbevölkerung konzentriert sich auf Südasien (mehr als 10 Städte mit einer Bevölkerung von über 1 Million Menschen). In den meisten Ländern der Region gibt es akute Probleme bei der Suche nach Wohnraum, der Schaffung von Arbeitsplätzen, der Bereitstellung von Nahrungsmitteln, Kleidung und Wohnraum sowie der medizinischen Versorgung.

Die Nutzung des Ozeans erfolgt, wie auch anderer Meere und Ozeane, in mehreren Hauptbereichen: Transport, Fischerei, Gewinnung von Bodenschätzen und Erholung.

Transport

Rolle der Schauspielerei Der Seeverkehr nahm mit der Schaffung des Suezkanals (1869) erheblich zu, der einen kurzen Seeweg für die Kommunikation mit Staaten eröffnete, die vom Wasser des Atlantischen Ozeans umspült werden. ist ein Transit- und Exportgebiet für Rohstoffe aller Art, in dem nahezu alle großen Seehäfen von internationaler Bedeutung sind. Im nordöstlichen Teil des Ozeans (in der Malakka- und der Sunda-Straße) gibt es Routen für Schiffe, die zum Pazifischen Ozean und zurück fahren. Der Hauptexportartikel in die USA, nach Japan und in westeuropäische Länder ist Rohöl aus der Region des Persischen Golfs. Darüber hinaus werden landwirtschaftliche Produkte exportiert – Naturkautschuk, Baumwolle, Kaffee, Tee, Tabak, Früchte, Nüsse, Reis, Wolle; Holz; Bergmann Rohstoffe – Kohle, Eisenerz, Nickel, Mangan, Antimon, Bauxit usw.; Maschinen, Geräte, Werkzeuge und Hardware, chemische und pharmazeutische Produkte, Textilien, verarbeitete Edelsteine ​​und Schmuck. Zum Anteil von I. o. macht etwa 10 % des Frachtumschlags der Weltschifffahrt aus. 20. Jahrhundert Pro Jahr wurden etwa 0,5 Milliarden Tonnen Fracht durch seine Gewässer transportiert (nach Angaben des IOC). Diesen Indikatoren zufolge liegt es nach dem Atlantik und dem Pazifischen Ozean an dritter Stelle und ist diesen in Bezug auf die Schifffahrtsintensität und das Gesamtvolumen des Frachttransports unterlegen, übertrifft jedoch alle anderen Seeverkehrsverbindungen hinsichtlich des Öltransportvolumens. Die Haupttransportwege entlang des Indischen Ozeans führen zum Suezkanal, zur Straße von Malakka, zu den Südspitzen Afrikas und Australiens sowie entlang der Nordküste. Der Schiffsverkehr ist in den nördlichen Regionen am intensivsten, wenn auch durch Sturmbedingungen während des Sommermonsuns begrenzt, und in den zentralen und südlichen Regionen weniger intensiv. Das Wachstum der Ölproduktion in den Golfstaaten, Australien, Indonesien und anderen Orten trug zum Bau und zur Modernisierung von Ölhäfen und zur Entstehung des I.O. bei. riesige Tanker. Die am weitesten entwickelten Transportwege für den Transport von Öl, Gas und Erdölprodukten: Persischer Golf – Rotes Meer – Suezkanal – Atlantischer Ozean; Persischer Golf – Straße von Malakka – Pazifischer Ozean; Persischer Golf – Südspitze Afrikas – Atlantischer Ozean (insbesondere vor dem Wiederaufbau des Suezkanals, 1981); Persischer Golf – Australische Küste (Hafen von Fremantle). Aus Indien, Indonesien und Thailand werden mineralische und landwirtschaftliche Rohstoffe, Textilien, Edelsteine, Schmuck, Ausrüstung und Computerausrüstung transportiert. Aus Australien werden Kohle, Gold, Aluminium, Tonerde, Eisenerz, Diamanten, Uranerze und -konzentrate, Mangan, Blei, Zink transportiert; Wolle, Weizen, Fleischprodukte sowie Verbrennungsmotoren, Personenkraftwagen, Elektroprodukte, Flussschiffe, Glasprodukte, Walzstahl usw. Die Gegenströme werden dominiert von Industriegütern, Automobilen, elektronischen Geräten usw. I.O. spielt bei der Transportnutzung eine wichtige Rolle. Beförderung von Passagieren.

Angeln

Im Vergleich zu anderen Ozeanen ist das I. o. hat eine relativ geringe biologische Produktivität; die Produktion von Fisch und anderen Meeresfrüchten macht 5–7 % des gesamten Weltfangs aus. Die Fischerei und die nichtfischereiliche Fischerei konzentrieren sich hauptsächlich auf den nördlichen Teil des Ozeans und sind im Westen doppelt so groß wie im östlichen Teil. Die größten Mengen an Bioprodukten werden im Arabischen Meer vor der Westküste Indiens und vor der Küste Pakistans beobachtet. Garnelen werden in der Persischen Bucht und der Bengalischen Bucht geerntet, Hummer vor der Ostküste Afrikas und auf tropischen Inseln. In den offenen Meeresgebieten der tropischen Zone ist der Thunfischfang weit verbreitet und wird von Ländern mit gut entwickelten Fischereiflotten betrieben. In der Antarktisregion werden Nototheniiden, Eisfische und Krill gefangen.

Bodenschätze

Fast im gesamten Regalbereich des I. o. Es wurden Vorkommen von Öl und brennbarem Erdgas oder Öl- und Gasvorkommen identifiziert. Die industriell bedeutendsten sind die aktiv erschlossenen Öl- und Gasfelder im Persischen Golf ( Öl- und Gasbecken im Persischen Golf), Suez (Öl- und Gasbecken im Golf von Suez), Cambay ( Öl- und Gasbecken von Cambay), Bengali ( Bengalisches Öl- und Gasbecken); vor der Nordküste der Insel Sumatra (Öl- und Gasbecken Nord-Sumatra), in der Timorsee, vor der Nordwestküste Australiens (Öl- und Gasbecken Carnarvon), in der Bassstraße (Öl- und Gasbecken Gippsland). Gasvorkommen wurden in der Andamanensee, in Öl- und Gasvorkommen im Roten Meer, im Golf von Aden und entlang der Küste Afrikas erkundet. Vor der Küste der Insel Mosambik, entlang der südwestlichen und nordöstlichen Küste Indiens, vor der nordöstlichen Küste der Insel Sri Lanka, entlang der südwestlichen Küste Australiens (Abbau von Ilmenit, Rutil, Monazit und Zirkon); in den Küstengebieten Indonesiens, Malaysias, Thailands (Kassiteritabbau). In den Regalen I. o. Es wurden industrielle Ansammlungen von Phosphoriten entdeckt. Auf dem Meeresboden wurden große Felder mit Ferromanganknollen angelegt, einer vielversprechenden Quelle für Mn, Ni, Cu und Co. Im Roten Meer sind identifizierte metallhaltige Solen und Sedimente potenzielle Produktionsquellen für Eisen, Mangan, Kupfer, Zink, Nickel usw.; Es gibt Steinsalzvorkommen. In der Küstenzone des I. o. Es werden Sand für die Bau- und Glasproduktion, Kies und Kalkstein abgebaut.

Freizeitressourcen

Ab der 2. Hälfte. 20. Jahrhundert Die Nutzung der Freizeitressourcen der Meere ist für die Volkswirtschaften der Küstenländer von großer Bedeutung. An den Küsten von Kontinenten und auf zahlreichen tropischen Inseln im Ozean werden alte Resorts entwickelt und neue gebaut. Die meistbesuchten Resorts befinden sich in Thailand (Phuket-Insel usw.) – über 13 Millionen Menschen. pro Jahr (zusammen mit der Küste und den Inseln des Golfs von Thailand im Pazifischen Ozean), in Ägypten [Hurghada, Sharm el-Sheikh (Sharm el-Sheikh) usw.] - über 7 Millionen Menschen, in Indonesien (den Inseln). von Bali, Bintan, Kalimantan, Sumatra, Java usw.) - über 5 Millionen Menschen, in Indien (Goa usw.), in Jordanien (Aqaba), in Israel (Eilat), auf den Malediven, in Sri Lanka, in den Seychellen, auf den Inseln Mauritius, Madagaskar, Südafrika usw.

Hafenstädte

An den Ufern des I. o. spezialisierte Ölverladehäfen befinden sich: Ras Tanura (Saudi-Arabien), Kharq (Iran), Al-Shuaiba (Kuwait). Die größten Häfen der Insel: Port Elizabeth, Durban (Südafrika), Mombasa (Kenia), Dar es Salaam (Tansania), Mogadischu (Somalia), Aden (Jemen), Kuwait-Stadt (Kuwait), Karachi (Pakistan), Mumbai, Chennai, Kolkata, Kandla (Indien), Chittagong (Bangladesch), Colombo (Sri Lanka), Yangon (Myanmar), Fremantle, Adelaide und Melbourne (Australien).

Der Indische Ozean ist der drittgrößte Ozean. Geologisch gesehen handelt es sich größtenteils um einen relativ jungen Ozean, allerdings ist wie bei anderen Ozeanen zu beachten, dass viele Aspekte seiner frühesten geologischen Geschichte und seines Ursprungs noch nicht verstanden sind. Westgrenze südlich von Afrika: entlang des Meridians von Kap Agulhas (20° E) bis zur Antarktis (Donning Maud Land). Ostgrenze südlich von Australien: entlang der Westgrenze der Bass Strait von Cape Otway bis King Island, dann bis Cape Grim (Nordwest-Tasmanien) und von der südöstlichen Spitze der Insel Tasmanien entlang 147° E. in die Antarktis (Fisher Bay, George-V.-Küste). Es gab viele Debatten über die Ostgrenze nördlich von Australien, da einige Wissenschaftler die Arafurasee und einige sogar die Timorsee zuordnen

Meer zum Pazifischen Ozean, obwohl dies nicht ganz logisch ist, da die Timorsee aufgrund der Natur des hydrologischen Regimes untrennbar mit dem Indischen Ozean verbunden ist und der Sahul-Schelf geologisch eindeutig Teil des Nordens ist. Westaustralischer Schild, der das Gebiet des einst existierenden Gondwana mit dem Indischen Ozean verbindet. Die meisten Geologen ziehen diese Grenze entlang des schmalsten (westlichen) Teils der Torres-Straße; Nach der Definition des International Hydrographic Bureau verläuft die Westgrenze der Meerenge von Cape York (11° 05" S, 142° 03" E) bis zur Mündung des Bensbeck River (Neuguinea) (141° 01" E ), die auch mit der Ostgrenze des Arafura-Meeres zusammenfällt.

Die nordöstliche Grenze des Indischen Ozeans verläuft (von Insel zu Insel) durch die Kleinen Sundainseln zu den Inseln Java, Sumatra und dann zu den Inseln Singapurs. Über die Randmeere des Indischen Ozeans, die sich entlang seiner Nordgrenze befinden. Das Gebiet südlich der Linie Cape Agulhas-Cape Louin (Westaustralien) wird manchmal als südlicher Sektor des Indischen Ozeans angesehen.

Gebiet des Indischen Ozeans innerhalb der Grenzen ohne das Arafura-Meer 74.917.000 km2, mit dem Arafura-Meer 75.940.000 km. Durchschnittliche Tiefe 3897 m; maximale aufgezeichnete Tiefe 7437 m3. Wassermenge im Indischen Ozean 291.945 Tausend km3.

Bodenrelief

Bathymetrisch kann der Indische Ozean in fünf morphologische Einheiten unterteilt werden.

Festlandränder

Die Schelfe des Indischen Ozeans sind im Durchschnitt etwas schmaler als die Schelfe des Atlantischen Ozeans; Ihre Breite reicht von einigen hundert Metern um einige ozeanische Inseln bis zu 200 km oder mehr im Bombay-Gebiet. Die Biegung, die den äußeren Rand der Schelfe Afrikas, Asiens und Australiens bildet, hat eine durchschnittliche Tiefe von 140 m. Die Grenze der Kontinentalplattform wird durch den Kontinentalhang, steile Randsteilhänge und die Hänge der Gräben gebildet.

Der Kontinentalhang wird von zahlreichen Unterwasserschluchten durchzogen. Besonders lange Unterwasserschluchten liegen entlang der Fortsetzung der Mündungen der Flüsse Ganges und Indus. Der Kontinentalfuß weist Gefälle von 1:40 an der Grenze zum Kontinentalhang bis 1:1000 an der Grenze zu den Tiefseeebenen auf. Das Relief des Kontinentalfußes ist durch isolierte Seeberge, Hügel und Schluchten gekennzeichnet. Unterseeische Schluchten am Fuße des Kontinentalhangs haben normalerweise einen geringen Durchmesser und sind schwer zu erkennen, sodass nur wenige von ihnen gut untersucht wurden. In den Gebieten rund um die Mündungen der Flüsse Ganges und Indus gibt es große Sedimentansammlungen, die als Archipelfächer bekannt sind.

Der Java-Graben erstreckt sich entlang des indonesischen Bogens von Burma bis Australien. Auf der Seite des Indischen Ozeans wird es von einem sanft abfallenden Außenkamm begrenzt.

Meeresboden

Die charakteristischsten Elemente des Reliefs des Meeresbodens sind die Tiefseeebenen. Die Steigungen reichen hier von 1:1000 bis 1:7000. Mit Ausnahme isolierter Gipfel vergrabener Hügel und mittelozeanischer Schluchten überschreitet die Höhe des Reliefs des Meeresbodens nicht 1-2 m. Die Tiefseeebenen der Die nördlichen und südlichen Teile des Indischen Ozeans sind sehr deutlich ausgeprägt, in der Nähe Australiens jedoch weniger ausgeprägt. Die seewärtigen Ränder der Tiefseeebenen sind normalerweise durch Tiefseehügel gekennzeichnet; Einige Gebiete zeichnen sich durch niedrige, linear verlängerte Bergrücken aus.

Mikrokontinente

Das charakteristischste Merkmal der Bodentopographie des Indischen Ozeans sind von Norden nach Süden verlängerte Mikrokontinente. Im nördlichen Teil des Indischen Ozeans können in West-Ost-Richtung die folgenden aseismischen Mikrokontinente identifiziert werden: Mozambique Ridge, Madagascar Ridge, Mascarene Plateau, Chagoss-Laccadive Plateau, Ninetiest Ridge. Im südlichen Teil des Indischen Ozeans weisen das Kerguelen-Plateau und der asymmetrische Broken Ridge, der sich von Ost nach West erstreckt, eine bemerkenswerte meridionale Linearität auf. Morphologisch sind Mikrokontinente leicht von einem mittelozeanischen Rücken zu unterscheiden; Sie stellen normalerweise höhere Gebiete von Massiven mit flacherem Relief dar.

Ein klar definierter Mikrokontinent ist die Insel Madagaskar. Das Vorkommen von Graniten auf den Seychellen lässt auch darauf schließen, dass zumindest der nördliche Teil des Mascarene-Plateaus kontinentalen Ursprungs ist. Die Chagos-Inseln sind Koralleninseln, die sich im Bereich des riesigen, sanft geschwungenen Chagos-Laccadive-Plateaus über die Oberfläche des Indischen Ozeans erheben. Der Ninetiest Ridge ist vielleicht der längste und linearste Rücken, der im Rahmen der Internationalen Expedition zum Indischen Ozean im Weltmeer entdeckt wurde. Dieser Rücken wurde von 10° N aus verfolgt. w. bis 32° S

Zusätzlich zu den oben genannten Mikrokontinenten gibt es im Indischen Ozean 1.500 Meilen westlich der südwestlichen Spitze Australiens eine ausgeprägte Diamantina-Verwerfungszone. Broken Ridge, der die nördliche Grenze dieser Verwerfungszone bei 30° S bildet. w. verbindet sich mit dem Ninetyist Ridge, der im rechten Winkel zur Diamantina-Verwerfungszone in Nord-Süd-Richtung verläuft.

Mittelozeanischen Rücken

Das markanteste Merkmal des Bodens des Indischen Ozeans ist der Zentralindische Rücken, Teil des globalen mittelozeanischen Rückens, der im zentralen Indischen Ozean die Form eines umgekehrten V hat. Entlang der Achse dieses mittelozeanischen Rückens verläuft ein seismisch aktives Depression oder Kluft. Der gesamte Bergrücken weist im Allgemeinen eine gebirgige Topographie mit Tendenzen parallel zur Bergrückenachse auf.

Bruchzonen

Der Indische Ozean wird von mehreren klar definierten Verwerfungszonen durchzogen, die die Achse des mittelozeanischen Rückens verschieben. Östlich der Arabischen Halbinsel und des Golfs von Aden liegt die Owen-Bruchzone, die die Achse des mittelozeanischen Rückens etwa 200 Meilen nach rechts verschiebt. Die jüngste Bildung dieser Verschiebung wird durch den Whatli-Graben angezeigt, eine klar definierte Senke mit Tiefen, die mehr als 1000 m größer sind als die Tiefen der indischen Abgrundebene.

Mehrere kleine rechtsseitige Strike-Slip-Verwerfungen verschieben die Achse des Carlsberg Ridge. Im Golf von Aden wird die Achse des mittelozeanischen Rückens durch mehrere sinistrale Streichverschiebungen verschoben, die fast parallel zur Owen-Bruchzone verlaufen. Im südwestlichen Indischen Ozean ist die Achse des mittelozeanischen Rückens durch eine Reihe linksseitiger Verwerfungszonen versetzt, die ungefähr die gleiche Ausrichtung wie die Owen-Bruchzone haben. Die madagassische Bruchzone, die östlich des Madagaskar-Rückens liegt, ist wahrscheinlich eine südliche Erweiterung der Verwerfungszone Owen. Im Bereich der Inseln Saint-Paul und Amsterdam wird die Achse des mittelozeanischen Rückens durch die Amsterdamer Bruchzone verschoben. Diese Zonen verlaufen parallel zum Nintyist-Rücken und haben ungefähr die gleiche meridionale Ausrichtung wie die Verwerfungszonen im westlichen Indischen Ozean. Obwohl der Indische Ozean am stärksten durch meridionale Streichungen gekennzeichnet ist, erstrecken sich die Verwerfungszonen Diamantina und Rodriguez ungefähr von Ost nach West.

Das stark zergliederte tektonische Relief des mittelozeanischen Rückens stellt im Allgemeinen einen deutlichen Kontrast zum sehr ebenen Relief des Kontinentalfußes und dem fast vollständig geglätteten Relief der Tiefseeebenen dar. Im Indischen Ozean gibt es Gebiete mit glattwelligem oder welligem Relief, offenbar aufgrund einer dicken Schicht pelagischer Sedimente. Die Hänge des Mittelozeanischen Rückens südlich der Polarfront sind flacher als die Hänge nördlich der Polarfront. Dies könnte eine Folge höherer Ablagerungsraten pelagischer Sedimente aufgrund der erhöhten organischen Produktivität im Südpolarmeer sein.

Das Crozet-Plateau weist eine äußerst flache Topographie auf. In dieser Region weist die schmale Zone des mittelozeanischen Rückens typischerweise eine stark zergliederte Topographie auf, während der Meeresboden in diesem Bereich extrem glatt ist.

Klima im Indischen Ozean

Lufttemperatur. Im Januar verschiebt sich der thermische Äquator des Indischen Ozeans leicht südlich des geografischen Äquators, im Bereich zwischen 10 s. w. und 20 U. w. Lufttemperatur über 27° C. Auf der Nordhalbkugel verläuft die 20° C-Isotherme, die die tropische Zone von der gemäßigten Zone trennt, vom Süden der Arabischen Halbinsel und dem Golf von Suez durch den Persischen Golf bis in den nördlichen Teil der Golf von Bengalen fast parallel zum Wendekreis des Krebses. Auf der Südhalbkugel verläuft die 10°C-Isotherme, die die gemäßigte Zone von der subpolaren Zone trennt, fast entlang des Breitenkreises 45°S. In den mittleren Breiten (südliche Hemisphäre (zwischen 10 und 30° S) verlaufen Isothermen von 27–21° C von Westsüdwest nach Nordosten, von Südafrika über den Indischen Ozean nach Westaustralien, was darauf hinweist, dass die Temperatur im westlichen Sektor liegt in einigen und auf den gleichen Breiten beträgt die Temperatur des östlichen Sektors 1-3° C. In der Nähe der Westküste Australiens fallen die Isothermen von 27-21° C aufgrund des Einflusses des stark erhitzten Kontinents nach Süden ab.

Im Mai werden die höchsten Temperaturen (über 30°C) im Inneren der südlichen Arabischen Halbinsel, Nordostafrika, Burma und Indien beobachtet. In Indien erreicht sie mehr als 35° C. Der thermische Äquator für den Indischen Ozean liegt etwa 10° N. w. Isothermen von 20 bis 10 °C treten auf der Südhalbkugel zwischen 30 und 45 °S auf. w. von ESE nach WNW, was darauf hinweist, dass der westliche Sektor wärmer ist als der östliche. Im Juli verschiebt sich die Zone der Höchsttemperaturen an Land nördlich des Wendekreises des Krebses.

Die Temperaturen über dem Arabischen Meer und dem Golf von Bengalen sind seit Mai leicht gesunken, außerdem ist die Lufttemperatur in der Region des Arabischen Meeres niedriger als über dem Golf von Bengalen. In der Nähe von Somalia steigt die Lufttemperatur aufgrund des Anstiegs der Kälte tiefes Wasser sinkt unter 25 °C. Die niedrigsten Temperaturen werden im August beobachtet. Auf der Südhalbkugel ist das Gebiet westlich von Südafrika etwas wärmer als der zentrale Teil auf denselben Breitengraden. Auch vor der Westküste Australiens sind die Temperaturen deutlich höher als im Landesinneren.

Im November stimmt der thermische Äquator mit einer kleinen Zone mit Temperaturen über 27,5° C fast mit dem geografischen Äquator überein. Darüber hinaus über der Region des Indischen Ozeans nördlich von 20° S. w. Die Temperatur ist nahezu gleichmäßig (25–27 °C), mit Ausnahme eines kleinen Gebiets über dem zentralen Indischen Ozean.

Jährliche Lufttemperaturamplituden für den zentralen Teil, zwischen 10° N. w. und 12° S. Breitengrad, weniger als 2,5 ° C und für den Bereich zwischen 4 ° N. w. und 7° S. w. - weniger als 1 C. In den Küstengebieten des Golfs von Bengalen und des Arabischen Meeres sowie im Bereich zwischen 10 und 40 ° S. w. westlich von 100° W. d. Die Jahresamplitude überschreitet 5° C.

Druckfeld und Bodenwinde. Im Januar liegt der meteorologische Äquator (minimaler Luftdruck 1009-1012 mbar, ruhige und wechselnde Winde) wie der thermische Äquator etwa 10° südlich. w. Es trennt die nördliche und südliche Hemisphäre, die sich in ihren meteorologischen Bedingungen unterscheiden.

Der vorherrschende Wind nördlich des meteorologischen Äquators ist der Nordostpassat, genauer gesagt der Nordostmonsun, der am Äquator seine Richtung nach Norden und auf der Südhalbkugel nach Nordwesten (Nordwestmonsun) ändert. Südlich des meteorologischen Äquators wird aufgrund der Erwärmung der Kontinente im Sommer der südlichen Hemisphäre über Australien, Afrika und der Insel Madagaskar ein Mindestdruck (weniger als 1009 mbar) beobachtet. Das Hochdruckgebiet der südlichen subtropischen Breiten liegt auf dem 35. Breitengrad südlicher Breite. Der maximale Druck (über 1020 mbar) wird über dem zentralen Teil des Indischen Ozeans (in der Nähe der Inseln Saint-Paul und Amsterdam) beobachtet. Die nördliche Ausbuchtung der 1014 mb-Isobare im zentralen Indischen Ozean wird durch den Effekt niedrigerer Luft- und Oberflächenwassertemperaturen verursacht, im Gegensatz zum Südpazifik, wo eine ähnliche Ausbuchtung im östlichen Teil Südamerikas beobachtet wird. Südlich des Hochdruckgebiets kommt es zu einem allmählichen Druckabfall in Richtung eines subpolaren Tiefdruckgebietes bei 64,5°S. sh., wobei der Druck unter 990 mbar liegt. Dieses Drucksystem erzeugt zwei Arten von Windsystemen südlich des meteorologischen Äquators. Im nördlichen Teil bedecken die Südostpassatwinde den gesamten Indischen Ozean, mit Ausnahme der Gebiete in der Nähe von Australien, wo sie ihre Richtung nach Süden oder Südwesten ändern. Südlich der Passatwindregion (zwischen 50 und 40° S) treten Westwinde vom Kap der Guten Hoffnung bis zum Kap Hoorn auf, in einem Gebiet, das als „Roaring Forties“ bezeichnet wird. Der wesentliche Unterschied zwischen Westwinden und Passatwinden besteht nicht nur darin, dass erstere höhere Geschwindigkeiten aufweisen, sondern auch darin, dass die täglichen Schwankungen in Richtung und Geschwindigkeit bei ersteren viel größer sind als bei letzteren. Im Juli für ein Windfeld nördlich von 10° S. w. Es ist das gegenteilige Bild zum Januar zu beobachten. Über dem östlichen Teil des asiatischen Kontinents liegt ein äquatoriales Tiefdruckgebiet mit Druckwerten unter 1005 mbar.

Südlich dieser Senke nimmt der Druck ab 20 °C allmählich zu. w. bis 30° Süd sh., d.h. in den Bereich der südlichen Grenzen der „Pferde“-Breitengrade. Die südlichen Passatwinde überqueren den Äquator und werden auf der Nordhalbkugel zu südwestlichen Monsunen, sehr intensiv, gekennzeichnet durch starke Stürme vor der Küste Somalias im Arabischen Meer.

Dieses Gebiet ist ein gutes Beispiel für eine vollständige Windumkehr mit Jahreszyklus in der nördlichen Passatwindzone, die eine Folge der starken Erwärmungs- und Abkühlungswirkung des asiatischen Kontinents ist. In den mittleren und hohen Breiten der südlichen Hemisphäre verringert die mäßigende Wirkung des Indischen Ozeans die Druckunterschiede und Windfelder im Juni und Januar.

Allerdings nehmen in hohen Breiten die Westwinde deutlich zu und auch ihre Schwankungen in Richtung und Geschwindigkeit nehmen zu. Die Häufigkeitsverteilung der Sturmwinde (mehr als 7 Punkte) zeigte, dass im Winter auf der Nordhalbkugel über dem größten Teil des Indischen Ozeans nördlich von 15° S. w. Sturmwinde werden praktisch nicht beobachtet (ihre Häufigkeit beträgt weniger als 1 %). Im Bereich von 10° Süd. Breitengrad: 85–95° östlich. (nordwestlich von Australien) Von November bis April bilden sich manchmal tropische Wirbelstürme, die nach Südosten und Südwesten ziehen. Südlich von 40°S w. Die Häufigkeit von Sturmwinden beträgt selbst im Sommer auf der Südhalbkugel mehr als 10 %. Im Sommer auf der Nordhalbkugel, von Juni bis August, sind die Südwestmonsune im westlichen Arabischen Meer (vor der Küste Somalias) immer so stark, dass etwa 10–20 % der Winde eine Stärke von 7 haben. In dieser Jahreszeit verlagern sich Windstillezonen (mit einer Sturmwindhäufigkeit von weniger als 1 %) in den Bereich zwischen 1° Süd. w. und 7° N. w. und westlich von 78° E. d. Im Bereich von 35-40° S. w. Die Häufigkeit von Sturmwinden nimmt im Vergleich zur Wintersaison um 15–20 % zu.
Wolkendecke und Niederschlag. Auf der Nordhalbkugel weist die Wolkendecke erhebliche jahreszeitliche Schwankungen auf. Während der Nordost-Monsunzeit (Dezember-März) beträgt die Bewölkung über dem Arabischen Meer und dem Golf von Bengalen weniger als 2 Punkte. Im Sommer bringen die Südwestmonsune jedoch regnerisches Wetter in die Region des Malaiischen Archipels und Burmas, wobei die durchschnittliche Bewölkung bereits 6-7 Punkte beträgt. Das Gebiet südlich des Äquators, die südöstliche Monsunzone, ist das ganze Jahr über durch hohe Bewölkung gekennzeichnet – 5–6 Punkte im Sommer auf der Nordhalbkugel und 6–7 Punkte im Winter. Sogar in der südöstlichen Monsunzone gibt es eine relativ große Wolkendecke und es gibt äußerst seltene Bereiche mit wolkenlosem Himmel, die für die Monsunzone im südöstlichen Pazifik charakteristisch sind. Die Bewölkung in Gebieten westlich von Australien übersteigt 6 Punkte. Nahe der Küste Westaustraliens ist es jedoch recht wolkenlos.

Im Sommer werden vor der Küste Somalias und im südlichen Teil der Arabischen Halbinsel häufig Seenebel (20-40 %) und sehr schlechte Sichtverhältnisse beobachtet. Die Wassertemperatur ist hier 1-2°C niedriger als die Lufttemperatur, was zu Kondensation führt, die durch Staub aus den Wüsten auf den Kontinenten verstärkt wird. Das Gebiet südlich von 40° S. w. auch das ganze Jahr über ist es durch häufigen Seenebel gekennzeichnet.

Der jährliche Gesamtniederschlag im Indischen Ozean ist hoch – mehr als 3000 mm am Äquator und mehr als 1000 mm in der westlichen Zone der südlichen Hemisphäre. Zwischen 35 und 20° S. w. in der Passatwindzone sind Niederschläge relativ selten; Das Gebiet vor der Westküste Australiens ist mit Niederschlagsmengen von weniger als 500 mm besonders trocken. Die nördliche Grenze dieser Trockenzone verläuft auf dem Breitengrad 12–15° S, d. h. sie erreicht nicht den Äquator wie im Südpazifik. Die Nordwestmonsunzone ist im Allgemeinen die Grenzregion zwischen den Nord- und Südwindsystemen. Nördlich dieses Gebiets (zwischen dem Äquator und 10° S) liegt die äquatoriale Regenzone, die sich von der Javasee bis zu den Seychellen erstreckt. Darüber hinaus werden im östlichen Teil des Golfs von Bengalen, insbesondere in der Region des Malaiischen Archipels, sehr hohe Niederschläge beobachtet. Das westliche Arabische Meer ist sehr trocken und die Niederschlagsmenge im Golf von Aden und im Roten Meer beträgt weniger als 100 mm . Der maximale Niederschlag in Regengebieten liegt im Dezember und Februar zwischen 10 und 25° S. w. und im März-April zwischen 5 s. w. und 10. Süden. w. im westlichen Teil des Indischen Ozeans. Maximale Werte im Sommer der nördlichen Hemisphäre werden im Golf von Bengalen beobachtet. Die stärksten Regenfälle fast das ganze Jahr über werden westlich der Insel Sumatra beobachtet.

Temperatur, Salzgehalt und Dichte von Oberflächengewässern

Im Februar herrschen im nördlichen Indischen Ozean typische Winterbedingungen. In den Binnenregionen des Persischen Golfs und des Roten Meeres beträgt die Oberflächenwassertemperatur 15 bzw. 17,5 °C, während sie im Golf von Aden 25 °C erreicht. Isothermen von 23–25 °C kommen von Südwesten Richtung Nordosten, und daher sind die Oberflächengewässer des westlichen Teils des Indischen Ozeans bei gleichen Breitengraden (gleiche Lufttemperatur) wärmer als die Oberflächengewässer des östlichen Teils.

Dieser Unterschied wird durch die Wasserzirkulation verursacht. Es wird zu allen Jahreszeiten beobachtet. Auf der Südhalbkugel, wo zu dieser Zeit Sommer ist, verläuft die Zone hoher Oberflächentemperaturen (über 28 °C) in Richtung ENE von der Ostküste Afrikas bis zum Gebiet westlich der Insel Sumatra und dann südlich von Java und nördlich von Australien, wo die Wassertemperatur manchmal 29° C übersteigt. Isothermen 25-27° C zwischen 15 und 30 Grad Süd. w. gerichtet von WSW nach ONO, von der Küste Afrikas bis etwa 90-100° E. usw., dann wenden sie sich nach Südwesten, genau wie im westlichen Teil des Golfs von Bengalen, im Gegensatz zum Südpazifik, wo diese Isothermen vor der Küste Südamerikas nach ENE gerichtet sind. Zwischen 40 und 50° S. w. es gibt eine Übergangszone zwischen Wassermassen mittlerer Breiten und Polargewässern, die durch eine Verdickung der Isothermen gekennzeichnet ist; Der Temperaturunterschied beträgt ca. 12° C.

Im Mai erwärmen sich die Oberflächengewässer des nördlichen Indischen Ozeans auf ein Maximum und haben Temperaturen in der Regel über 29 °C. Zu dieser Zeit weicht der Nordostmonsun dem Südwesten, allerdings sind zu diesem Zeitpunkt noch keine Regenfälle und kein Anstieg des Meeresspiegels zu beobachten Zeit. Im August erreicht die Wassertemperatur nur im Roten Meer und im Persischen Golf ein Maximum (über 30 °C), jedoch sind die Oberflächengewässer des größten Teils des nördlichen Teils des Indischen Ozeans, einschließlich des Golfs von Aden, des Arabischen Meeres und Im größten Teil des Golfs von Bengalen, mit Ausnahme der westlichen Regionen, herrschen niedrigere Temperaturen als im Mai. Die Zone niedriger Temperaturen der Oberflächenschicht (unter 25 °C) erstreckt sich von der Küste Somalias bis zur Südostküste der Arabischen Halbinsel. Der Temperaturrückgang wird durch den starken Anstieg des kalten Tiefenwassers aufgrund des Südwestmonsuns verursacht. Darüber hinaus gibt es im August drei charakteristische Merkmale der Temperaturverteilung südlich von 30°S. Breitengrad: Isothermen von 20–25° C im östlichen und zentralen Teil des Indischen Ozeans sind von WSW nach ENE gerichtet, und zwischen 40 und 48° S ist eine Verdickung der Isothermen zu beobachten. sh., und Isothermen westlich von Australien sind nach Süden gerichtet. Im November liegen die Oberflächenwassertemperaturen im Allgemeinen nahe am Jahresdurchschnitt. Die Tieftemperaturzone (unter 25 °C) zwischen der Arabischen Halbinsel und Somalia und die Hochtemperaturzone im westlichen Golf von Bengalen verschwinden nahezu. In einem riesigen Wassergebiet nördlich von 10° Süd. w. Die Oberflächentemperaturen liegen zwischen 27 und 27,7 °C.

Der Salzgehalt der Oberflächengewässer des südlichen Indischen Ozeans weist dieselben Verteilungsmerkmale auf, die für den Südpazifik charakteristisch sind. Westlich von Australien wird der maximale Salzgehalt beobachtet (über 36,0 ppm). Die äquatoriale Zone mit niedrigem Salzgehalt, die der Übergangszone zwischen den Südostpassatwinden und den Monsunen entspricht, erstreckt sich bis 10° S. sh., aber nur im östlichen Teil des Indischen Ozeans deutlich ausgeprägt.
Die minimalen Salzgehaltswerte in dieser Zone werden südlich der Inseln Sumatra und Java beobachtet. Der Salzgehalt der Oberflächengewässer im nördlichen Indischen Ozean variiert nicht nur regional, sondern auch saisonal. Im Sommer der nördlichen Hemisphäre weist der Salzgehalt der Oberflächengewässer folgende charakteristische Merkmale auf: Er ist im Golf von Bengalen extrem niedrig, im Arabischen Meer ziemlich hoch und im Persischen Golf und im Roten Meer sehr hoch (über 40 ppm). Meer.

Die Dichte des Oberflächenwassers im südlichen Indischen Ozean nimmt im Sommer der südlichen Hemisphäre von etwa 27,0 im Bereich von 53–54° S gleichmäßig nach Norden ab. w. bis 23,0 bei 17° S. Sch.; in diesem Fall verlaufen die Isopyknale nahezu parallel zu den Isothermen. Zwischen 20° S. w. und 0° gibt es eine riesige Zone mit Gewässern geringer Dichte (unter 23,0); In der Nähe der Inseln Sumatra und Java gibt es eine Zone mit einer Dichte unter 21,5, was der Zone mit minimalem Salzgehalt in diesem Gebiet entspricht. Im nördlichen Indischen Ozean werden Dichteänderungen durch den Salzgehalt beeinflusst. Im Sommer sinkt die Dichte von 22,0 im südlichen Teil des Golfs von Bengalen auf 19,0 im nordwestlichen Teil, während sie im größten Teil des Arabischen Meeres über 24,0 liegt und in der Nähe des Suezkanals und im Persischen Golf 28,0 und erreicht bzw. 25,0. Darüber hinaus werden jahreszeitliche Veränderungen der Oberflächenwasserdichte hauptsächlich durch Temperaturänderungen verursacht. Beispielsweise ist der nördliche Teil des Indischen Ozeans durch eine Dichtezunahme von 1,0–2,0 von Sommer zu Winter gekennzeichnet.

Strömungen im Indischen Ozean

Strömungen im nördlichen Indischen Ozean, die stark vom Monsun beeinflusst werden und saisonal variieren, werden als Südwest- bzw. Nordost-Monsundrift für den Sommer bzw. Winter bezeichnet. Der südliche Passatstrom und der westliche Windstrom verlaufen durch den südlichen Teil des Indischen Ozeans. Zusätzlich zu diesen Strömungen, die eng mit Windsystemen verbunden sind, gibt es Strömungen lokaler Natur, die hauptsächlich durch die Dichtestruktur des Indischen Ozeans verursacht werden, wie z. B. die Mosambikströmung, die Kap-Agulhas-Strömung, die intergerade (äquatoriale) Gegenströmung und die Somali Strom und Westaustralischer Strom.

Der südliche Indische Ozean unterliegt einer starken antizyklonalen Zirkulation ähnlich der im südlichen Pazifik und im Atlantischen Ozean, unterliegt jedoch größeren jährlichen Schwankungen. Sein äußerster südlicher Teil ist der Westwindstrom (zwischen 38 und 50° S), 200–240 Meilen breit, in östlicher Richtung zunehmend. Diese Strömung grenzt an die subtropische und antarktische Konvergenzzone. Die Geschwindigkeit der Strömung hängt von der Stärke des Windes ab und variiert saisonal und regional. Die Höchstgeschwindigkeit (20-30 Meilen/Tag) wird in der Nähe der Kerguelen-Insel beobachtet. Im Sommer der südlichen Hemisphäre dreht diese Strömung, wenn sie sich Australien nähert, nach Norden und verbindet sich mit der Strömung, die vom Pazifischen Ozean südlich von Australien kommt.

Im Winter verbindet sich die Winddrift entlang der Westküste Australiens mit der Südströmung und setzt sich entlang der Südküste Australiens in den Pazifischen Ozean fort. Der östliche Teil der aitizyklonalen Zirkulation in der südlichen Hemisphäre ist der Western Australian Current, der nur im Sommer der südlichen Hemisphäre eine stetige nördliche Richtung aufweist und 10–15 Meilen/Tag nördlich von 30° S erreicht. w. Im Winter wird diese Strömung schwach und ändert ihre Richtung nach Süden.

Der nördliche Teil des antizyklonalen Wirbels ist der Southern Passat Wind Current, der in dem Gebiet entsteht, in dem der Western Australian Current unter dem Einfluss südöstlicher Passatwinde den Wendekreis des Steinbocks verlässt. Die maximale Strömungsgeschwindigkeit (mehr als 1 Knoten) wird in ihrem östlichen Teil im Winter der südlichen Hemisphäre beobachtet, wenn die westliche Strömung aus dem Pazifischen Ozean nördlich von Australien zunimmt. Im Sommer der südlichen Hemisphäre, wenn diese Strömung östlich wird, liegt die nördliche Grenze des Südpassats zwischen 100 und 80° E. liegt etwa 9° südlich. Breitengrad, der sich von 80° Ost leicht nach Südosten verschiebt. D.; Seine Südgrenze verläuft zu diesem Zeitpunkt etwa 22° südlich. w. im östlichen Sektor. Im Winter der südlichen Hemisphäre verschiebt sich die Nordgrenze dieser Strömung um 5-6° nach Norden, was der Nordverschiebung des Südostpassats folgt. Vor der Insel Madagaskar teilt sich der Strom in mehrere Zweige.

Einer von ihnen umrundet die Insel Madagaskar mit einer Geschwindigkeit von bis zu 50-60 Meilen pro Tag nach Norden und wendet dann nach Westen. Am Kap Delgado teilt es sich wieder in zwei Zweige. Ein Zweig wendet sich nach Norden (Ostafrikanischer Küstenstrom), der andere wendet sich nach Süden und folgt dem Kanal von Mosambik (Mosambikstrom). Die Geschwindigkeit dieser Strömung schwankt während des Nordostmonsuns zwischen fast Null und 3-4 Knoten.

Der Kap-Agulhas-Strom entsteht aus der Fortsetzung des Mosambikstroms und dem südlichen Zweig des Südpassatstroms südlich der Insel Mauritius. Diese schmale und klar definierte Strömung erstreckt sich von der Küste aus über weniger als 100 km. Bekanntlich ist eine Südströmung auf der Südhalbkugel durch eine Neigung der Wasseroberfläche nach links gekennzeichnet. In einer Entfernung von 110 km von Port Elizabeth nimmt die Neigung des Meeresspiegels zum Meer hin um etwa 29 cm zu. Zwischen Durban und 25° E. Die Geschwindigkeit dieser Strömung am Rande der Agulhas Bank erreicht 3-4,5 Knoten. In Südafrika dreht der Hauptteil der Strömung scharf nach Süden und dann nach Osten und vereinigt sich so mit der Strömung der Westwinde. Ein kleines Exemplar wandert jedoch weiterhin in den Atlantischen Ozean. Durch den Richtungswechsel und die messerscharfen Strömungen entstehen entlang der Küste Südafrikas zahlreiche Wirbel und Wirbel, deren Lage sich im Laufe des Jahres ändert.

Nördlich von 10° S. w. Die Oberflächenströmungen im Indischen Ozean schwanken von Winter zu Sommer stark. Während des Nordostmonsuns von November bis März entwickelt sich der Nördliche Passatwindstrom (Drift des Nordostmonsuns). Die südliche Grenze dieser Strömung variiert zwischen 3 und 4° N. w. im November bis 2-3° S. w. im Februar. Im März dreht die Strömung wieder nach Norden und verschwindet mit dem Einsetzen der Südwest-Monsundrift. Mit dem Einsetzen des Nordostmonsuns (ab November) beginnt sich der Intertrade-Gegenstrom zu entwickeln. Es entsteht unter dem kombinierten Einfluss der Strömung, die südwestlich der Küste Somalias verläuft, und der Ostafrikanischen Küstenströmung, die vom Kap nach Norden verläuft. Delgado. Der Gegenstrom ist schmal und reicht fast bis zur Insel Sumatra. Seine nördliche Grenze verläuft im November nördlich des Äquators und verschiebt sich im Februar auf 2-3° S. Später steigt die Strömung nach Norden wieder an und verschwindet dann. Die südliche Grenze der Strömung liegt zwischen 7 und 8° S. w. Aktuelle Geschwindigkeit zwischen 60 und 70° E. d. erreicht 40 Meilen/Tag, nimmt aber weiter östlich ab.

Während der Zeit des Südwestmonsuns, von April bis Oktober, verschwindet der nördliche Passatwindstrom (die Drift des Nordostmonsuns) und wird durch die Drift des Südwestmonsuns ersetzt, die östlich südlich von Indien verläuft. Südlich der Insel Sri Lanka seine Geschwindigkeit beträgt 1-2 Knoten und erreicht manchmal 3 Knoten. Die Zweige dieser Strömung erzeugen eine Zirkulation im Uhrzeigersinn im Arabischen Meer und folgen den Konturen der Küstenlinie. Die Geschwindigkeit der südöstlichen Strömung vor der Westküste Indiens erreicht 10- 42 Meilen / Tag. Während dieser Jahreszeit ist der Somali-Strom entlang der Küste Somalias im Bereich des 10. Breitengrads nach Norden gerichtet, und das Wasser des Südpassatstroms überquert den Äquator. Abseits des Äquators kommt es zu einem starken Wasseranstieg Küste Somalias, was zu einer großflächigen Abkühlung des Oberflächenwassers führte.

Untergrundströmungen im Indischen Ozean nördlich von 10°S. w. wurden während der 31. Reise der Vityaz (Januar-April 1960) an etwa 140 Tiefseestationen in Horizonten von 15, 50, 100, 200, 300, 500 und 700 m gemessen.

Es stellte sich heraus, dass die Strömungsverteilung in einer Tiefe von 15 m fast der Oberflächenverteilung im Winter auf der Nordhalbkugel ähnelte, mit der Ausnahme, dass der Intertrade-Gegenstrom laut Beobachtungsdaten bei 60° E entsteht . und deckt den Bereich zwischen 0 und 3° S ab. diese. seine Breite ist viel kleiner als an der Oberfläche. Am Horizont 200 m Strömung südlich von 5° N. w. haben bei einem Horizont von 15 m die entgegengesetzte Richtung zu den Strömungen: Sie sind unter den Nördlichen und Südlichen Passatwindströmungen nach Osten und unter der Gegenströmung zwischen den Passatwinden östlich von 70° E nach Westen gerichtet. d. In einer Tiefe von 500 m liegt die Strömung zwischen 5° N. w. und 10° S. w. Im Allgemeinen haben sie eine östliche Richtung und bilden einen kleinen Zyklonwirbel mit der Mitte bei 5°S. Breitengrad: 60° Ost. d. Darüber hinaus deuten Gleichstrommessungen und dynamische Berechnungsdaten für den Zeitraum November-Dezember 1960, die während der 33. Reise der Vityaz gewonnen wurden, darauf hin, dass das beobachtete Strömungssystem noch nicht dem für den Wintermonsun charakteristischen Strömungssystem entspricht die Tatsache, dass hier bereits Nordwestwinde vorherrschen. In einer Tiefe von 1500 m südlich von 18° S. w. Es wurde eine Ostströmung mit einer Geschwindigkeit von 2,5-45 cm/s festgestellt. Ungefähr 80° E. Diese Strömung verbindet sich mit der Südströmung, die eine Geschwindigkeit von 4,5–5,5 cm/s hat und deren Geschwindigkeit rasch zunimmt. Ungefähr 95°E. Diese Strömung wendet sich scharf nach Norden und dann nach Westen und bildet einen antizyklonalen Wirbel, dessen nördlicher und südlicher Teil Geschwindigkeiten von 15–18 bzw. 54 cm/s aufweisen.

Etwa 20–25° S. Breitengrad: 70-80° östlich. Der südliche Zweig dieser Strömung hat eine Geschwindigkeit von weniger als 3,5 cm/s. Bei einem Horizont von 2000 m zwischen 15 und 23° S. w. Die gleiche Strömung hat eine östliche Richtung und eine Geschwindigkeit von weniger als 4 cm/s. Ungefähr 68°E. d. Ein Ast verlässt ihn und bewegt sich mit einer Geschwindigkeit von 5 cm/s nach Norden. Antizyklonaler Wirbel zwischen 80 und 100° E. deckt bei einem Horizont von 1500 m ein großes Gebiet zwischen 70 und 100° Ost ab. e. Eine Strömung, die vom Golf von Bengalen nach Süden kommt, trifft am Äquator auf eine andere Strömung, die aus dem Osten kommt, und dreht nach Norden und dann nach Nordwesten zum Roten Meer.

Am Horizont 3000 m zwischen 20 und 23° S. w. Die Strömung ist nach Osten gerichtet und erreicht stellenweise Geschwindigkeiten bis zu 9 cm/s. Zyklonwirbel bei 25–35° S. Breitengrad: 58-75° E. d. kommt hier bei Geschwindigkeiten bis 5 cm/s deutlich zum Ausdruck. Antizyklischer Zyklus zwischen 80 und 100 Jahrhunderten. beobachtet am Horizont von 1500 m, hier zerfällt es in viele kleine Wirbel.

Wassermassen

Der Indische Ozean ist neben der subantarktischen Wassermasse durch drei Hauptwassermassen gekennzeichnet: die zentrale Wassermasse des Indischen Ozeans (subtropischer Untergrund), die äquatoriale Wassermasse des Indischen Ozeans, die bis in mittlere Tiefen reicht, und die Tiefe Wasser des Indischen Ozeans, unterhalb des Horizonts von 1000 m. Es gibt auch dazwischenliegende Wassermassen. Dabei handelt es sich um antarktische Zwischengewässer, die Gewässer des Roten Meeres und andere Gewässer mittlerer Tiefe.