ТЕМА: ФІЗИКО-ГЕОГРАФІЧНА ХАРАКТЕРИСТИКА

ТЕМА: ФІЗИКО-ГЕОГРАФІЧНА ХАРАКТЕРИСТИКА

ІНДІЙСЬКОГО ОКЕАНУ

План.

1. Загальні відомості про Індійський океан.

2. Геологічна будова, рельєф дна і корисні копалини.

3. Кліматичні особливості.

4. Температура та солоність поверхневих вод.

5. Гідрологічний режим.

6. Органічний світ.

Індійський океан за площею (74,17 млн. км²) третій океан на Землі. Його середня глибина 3711 м, максимальна – 7450 м (Яванський жолоб). Із півночі океан обмежований Азією, тому в Північній півкулі він повністю знаходиться в тропічному та екваторіальному поясах. Островів мало, в основному вони поширені в західній частині океану. Найбільші – Мадагаскар, Тасманія, Шрі-Ланка – материкового походження. Решта мас невеликі розміри і є надводними вершинами вулканів (Кергелен, Крозе), або кораловими рифами (Мальдівські, Лакадівські, Чагос, Кокосові, Андаманські).

Берегова лінія найбільше розчленована в північній частині, де виділяються великі затоки – Бенгальська, Аденська; на півдні береги порізані мало. Індійський океан – один із районів найдавніших цивілізацій. Його освоєння почалося ще в IV тисячолітті до н.е., проте довгий час він залишався одним з найменш вивчених. У сучасних умовах помітно зросло значення цього океану, ще пояснюється багатими природними ресурсами. Окрім того, на його берегах і островах проживає майже 1,5 млрд. людей.

В межах Індійського океану виділяють підводну окраїну материків, ложе океану, серединно-океанічні хребти та незначну перехідну зону.

Незважаючи на значну ширину шельфу (від 7 до 80 км), підводна окраїна материків займає значну площу. Останнє пояснюється поширенням окраїнних плато, що складені земною корою материкового типу. У будові вузького шельфу велику роль відіграє акумуляція алювію (Індостан) і теригенних відкладів (Бенгальська затока), які виносяться річками. Із глибини 100-200 м починається вузький континентальний схил, подекуди розчленований підводними каньйонами, найбільші з яких – каньйони Інду та Гангу. На глибині 1000-1500 м починається материкове підніжжя, де знаходяться конуси виносу суспензійно-мулистих потоків завширшки до 500 км, які і домінують у рельєфі нахиленої рівнини.

Біля Африки шельф вузький, материковий схил крутий, з численними каньйонами, що служать шляхами руху суспензійно-мулистих потоків, формують досить чітко виражене широке материкове підніжжя.

Шельф поблизу Антарктиди характеризується горбистим рельєфом поширенням відкладів айсбергів, які і формують рельєф шельфу. Материковий схил тут широкий, має ступінчастий рельєф, нерідко з горстами, які зустрічаються і на материковому підніжжі.

Цікавим об’єктом є підводний хребет Кергелен з великою кількістю підводних вулканів (деякі з них утворюють однойменний острів на 50° пд. ш.). Під товщею базальту знайдено вапняки палеогену, які свідчать про належність цього хребта до підводної окраїни Антарктиди.

На шельфі біля берегів Австралії широке розмаїття коралових рифів. Вони займають значну площу. Материковий схил тут незначної крутизни, з великою кількістю каньйонів.

Перехідна зона займає близько 2% площі океану і представлена лише в північно-східній частині. Яскраво вираженим елементом її є Яванський глибоководний жолоб, де знаходяться максимальні глибини океану. Його довжина досягає 4000 км. Зовнішню острівну дугу складають Андаманські та Нікобарські острови, а внутрішню – острови Суматра, Ява і Балі. Зондські острови характеризуються активним вулканізмом. Тут нараховується 95 вулканів, із яких 26 діючих. Найбільш відомий вулкан Кракатау в Зондській протоці.

Система численних хребтів та піднять поділяє ложе океану на 24 улоговини, з яких найбільшими є Сомалійська, Мадагаскарська, Мозамбіцька, Центральна, Західно-Австралійська, Африкано-Антарктична та ін. Рельєф днищ цих улоговин представлений рівнинами з поширенням горбистого рельєфу та незначним розчленуванням. Як і в Тихому океані, у рельєфі ложа Індійського океану значну роль відіграють розломи субмеридіонального простягання (рідше зустрічаються розломи субширотного простягання). Для ложа Індійського океану характерні сотні окремих підводних гірських вершин – гайотів.

В Індійському океані існує система серединно-океанічних хребтів, які утворюють основу орографії дна.

Західно-індійський хребет простягається з південного заходу на північний схід і характеризується високою сейсмічністю, підводним вулканізмом та рифтовою структурою осьової зони. На широті близько 20° пд. ш. він з’єднується з Аравійсько-індійським хребтом, у якому чітко виражена рифтова структура осьової зони, велика сейсмічність, а на поверхню дна виходять ультраосновні породи. На півночі цей хребет набуває майже широтного простягання і змінюється рифтово-бриловими структурами дна Аденської затоки, де система рифтів роздвоюється і формуються дві гілки. Південна гілка прямує в Африку у вигляді східно-африканських рифтів, а північна утворює рифти Червоного моря, затоки Акаба і Мертвого моря. У Червоному морі відкриті потужні виходи гарячих (до 70°) і дуже солоних (до 300%о) вод. В останні роки в центральних районах Червоного моря помічений спредінг (розширення) дна до 5 см на рік.

У місцях з’єднання Західно-індійського і Аравійсько-індійського хребтів у районі острова Родрігес відходить ще один хребет – Центрально-Індійський, який простягається на південний схід, до островів Амстердам і Сен-Поль, де розлом відокремлює його від Австрало-Антарктичного підняття, яке за своїми морфологічними особливостями найближче до серединно-океанічних піднять Тихого океану. Це широке валоподібне підняття дна океану з переважанням низькогірного та горбистого рельєфу. Рифтові зони тут практично відсутні.

Ще один значний хребет – Східно-Індійський (завдовжки 5000 км), який простягається від 32° пд. ш. майже в меридіональному напряму до Бенгальської затоки. Це вузьке гірське підняття з великою кількістю розломів. Від його південної окраїни майже в широтному напряму на схід відходить Західно-Австралійський хребет, який складається з щитоподібних піднять і різко виражених гряд. Є дані про те, що він складений корою материкового типу потужністю до 20 км.

Донні відклади і корисні копалини. На відміну від Тихого, в індійському океані переважають вапнякові форамініферові мули (понад 50% площі дна океану). Широкий розвиток біогенних (в т.ч. коралових) вапнякових відкладів пояснюється які знаходженням більшої частини океану в межах тропічних та екваторіального поясів, так і меншою, ніж у Тихому океані, глибиною океанічних улоговин. Численні гірські підняття також сприяють утворенню вапнякових відкладів. У районах значних глибин (Центральна, Західно-Австралійська та інші улоговини) залягає червона глина, а в екваторіальному поясі – радіолярієві мули. На малих глибинах поширені коралові відклади. Вздовж Антарктиди широкою ділянкою простежуються кремнієві відклади, де умови розвитку діатомової флори особливо сприятливі. Між зоною розвитку діатомових відкладів і Антарктидою поширені айсбергові відклади.

Дно Індійського океану багате на корисні копалини. На шельфи Австралії й Індостану поширені такі цінні мінерали, як ільменіт, рутил, монацит. Біля берегів Південно-Східної Азії інтенсивно розвиваються, олов’яні руди (каситерит).

Поблизу Аравійського півострова відкриті фосфоритові конкреції. V центральній частині океану на глибинах 4000 м залягають марганцеві конкреції невисокої якості (заліза до 20%, марганцю 10-20%, кремнію 20-40%).

На дні Червоного моря знайдені гарячі металоносні розсоли та мули, які багаті на залізо, марганець, цинк, свинець, мідь, срібло та ін.

І звичайно, дуже багаті нафтогазоносні родовища знаходяться у водах, які омивають країни Близького Сходу. Тут зосереджено понад 50% світових запасів нафти. Особливо виділяється запасами нафти і газу Перська затока. Перспективними є родовища нафти біля західних берегів Австралії, на шельфі Південної Азії.

Клімат Індійського океану визначається, перш за все, тим, що більша його частина знаходиться в низьких широтах. Північна частина його захищена від проникнення з Центральної Азії холодних повітряних мас взимку, а на південну частину холодне повітря Антарктиди впливає на протязі всього року.

Для клімату північної частини Індійського океану характерна мусонна атмосферна циркуляція. її виникнення пов’язане із сусідством Азіатського материка. Взимку, коли тиск над Азією підвищений, виникає північно-східний вітер (зимовий мусон) у бік океану, а влітку, при пониженому тиску над материком, – південно-західний вітер (літній мусон), який несе повітря з океану на материк.

Перехід від зимового мусону до літнього відбувається в квітні-травні, літній змінюється зимовим в жовтні.

В екваторіальному поясі, де сходяться пасати обох півкуль, спостерігаються змінні слабкі вітри.

У південній частині океану, в тропічному поясі, панує південно-східний пасат, який взимку не поширюється північніше 10° пн. ш. У помірних широтах на протязі всього року домінують західні вітри, повторюваність штормової погоди складає 30-40%. У західній частині океану виникають тропічні урагани (до 8 на рік).

Особливості атмосферної циркуляції обумовлюють водну циркуляцію, і вона, в свою чергу, формує температурний режим по всій поверхні океану в повній відповідності з кліматичною зональністю. Найвища температура повітря над океаном характерна для Перської затоки - +34° у серпні. В екваторіальному поясі температура повітря весь рік близька до +28°. Починаючи з 20° пд. ш., температура повітря знижується в південному напрямі до -20°-25° біля узбережжя Антарктиди.

Найбільша хмарність та надмірна кількість опадів над північними районами океану бувають під час літнього мусону, коли до Азії надходить вологе повітря з тропічних широт. Під час зимового мусону хмарність над океаном не перевищує 4 бали і опадів значно менше, в екваторіальному поясі велика кількість опадів і значна хмарність спостерігаються протягом всього року. Атмосферної вологи випадає до 3000 мм на рік. Найменша кількість опадів (100 мм) у тропічних широтах (Аравійське море). Мало опадів також і в тропічному поясі Південної півкулі, причому більш сухою є східна частина океану.

На північній частині океану навесні та влітку часто виникають штормові вітри ураганної сили, а взимку такі вітри виникають у південному тропічному поясі. В антарктичному секторі Індійського океану з центром поблизу острова Кергелен знаходиться найбільш штормовий район Світового океану.

Циркуляція поверхневих вод істотно впливає на розподіл температури вод і солоність, які визначаються кліматичними умовами та водообміном із прилеглими океанами.

Максимальна для Індійського океану температура поверхневих вод (+30°, +31°) зафіксована влітку в Червоному морі. У відкритій частині океану температура води на поверхні коливається від +20° до +28° протягом всього року.

У Південній півкулі температура води поступово знижується в напрямі до Антарктиди (близько 0° південніше 60° пд. ш.). Утворення криги в приантарктичних районах починається у квітні, айсберги зустрічаються до 40° пд. ш.

Найбільша солоність поверхневих вод спостерігається в Червоному морі (40-41‰ – максимум для Світового океану). Висока солоність (36%о) характерна для південного тропічного поясу. Екваторіальний пояс і райони Бенгальської затоки мають понижену солоність вод (32-34‰ ), що пояснюється значною кількістю опадів на протязі року та потужним опріснювальним впливом великих річок (Ганг, Іраваді та ін.). Така ж, солоність біля берегів Антарктиди, що пояснюється опріснювальним впливом льодовиків Антарктиди, які розтають влітку та утворенням криги у воді.

Для північної частини океану у зв’язку із мусонним режимом характерна сезонна зміна течій. Взимку під дією північно-східного вітру поверхнева вода рухається до берегів Східної Африки. Один її потік прямує в Червоне море, інший – на південь і поблизу 10° пд. ш. набуває східного напряму, даючи початок Екваторіальній протитечії.

Підійшовши до Суматри, Екваторіальна протитечія розгалужується дві гілки: одна прямує в Андаманське море, а південна через Тіморське та Арафурське моря вливається в Тихий океан.

Влітку вітер змінює напрям – він стає південно-західним (літній мусон). Літня мусонна течія починається біля берегів Африки (холодна Сомалійська), до неї приєднується течія з Червоного моря. Цей потужний потік прямує до Нікобарських островів під назвою Мусонна течія, яка несе теплу воду. Потім ця течія ділиться на дві гілки: одна з них прямує в Бенгальську затоку, інша – на південь, де з’єднується з Південною Пасатною течією. Ця течія прямує на захід, а потім на південь. Біля Мадагаскару вона теж розгалужується і один потік тече біля берегів Африки (Мозамбіцька течія), а інший – вздовж східного берега острова Мадагаскар (Мадагаскарська течія). Обігнувши острів, ці дві гілки знову зливаються, утворюючи течію мису Голкового (Агульяс), частина вод якої прямує в Атлантику, а частина з’єднується з Течією Західних вітрів –однією із найпотужніших на Землі, виникнення якої обумовлене пануванням західних вітрів у помірних широтах.

Біля берегів Антарктиди вітри формують Західну прибережну течію, яка вливається в Течію Західних вітрів.

Хвильовий режим цього океану істотно відрізняється від режиму Тихого та Атлантичного океанів. Особливо значна висота хвиль під час дії літнього мусону – інтенсивного південно-західного вітру – 8-10 м. Взимку висота хвиль в обох півкулях менша.

Найчастіше хвилі виникають у помірному поясі, де дмуть на протязі року західні вітри, які часто мають велику силу.

В Індійському океані, особливо в районі Зондських островів, часто виникають хвилі в результаті підводних землетрусів – цунамі. Хвиля, що виникла в результаті виверження вулкану Кракатау 27 серпня 1883 року, привела до катастрофічних наслідків (загальна кількість жертв досягла 40 тисяч осіб).

Висота припливної хвилі в північній частині океану досягає 10 м, максимальна зафіксована в Камбейській затоці Аравійського моря – майже 12 м. У Мозамбіцькій протоці висота припливів досягає 6 м, а в інших районах океану не перевищує 1-2 м.

Перш за все слід підкреслити, що органічний світ Індійського океану схожий на флору і фауну західної частини Тихого океану, що пояснюється вільним обміном біоти між цими океанами. Кліматичні і гідрологічні Умови сприяють розвитку органічного світу, проте домінування теплих вод, відсутність перемішування водних мас у більшості районів Індійського океану є причиною невисокої його біопродуктивності (до 40 кг/км²).

Виділяють три біогеографічні області океану – тропічну, помірну і антарктичну.

Тропічна область характеризується виключним багатством планктону. Особливо поширена одноклітинна водорость тріходесміум, під час цвітіння якої поверхнева товща води мутніє і змінює своє забарвлення. Фітобентос представлений бурими, саргасовими, зеленими та іншими водоростями.

Із вищих рослин у цій області зустрічається морська трава посейдонія. Особливий фітоценоз утворюють на узбережжі мангрові масиви, які типові для узбережжя Індійського океану.

Зообентос характеризується поширенням молюсків, губок, голкошкірих (морський їжак, голотурія), численних ракоподібних. Найбагатший зообентос на шельфі Аравійського моря. Тут поширені цінні промислові види (лангуст, креветка, кальмари).

Іхтіофауна океану багата і різноманітна. У шельфовій зоні поширені сардинела, скумбрія, ставрида, морський окунь. А у відкритому океані - тунець і корифена, які мають велике промислове значення, а також акули, гігантські черепахи. Зустрічається і риба-меч. Тропічна зона Індійського океану – один із районів класичного розвитку коралових поліпів та рифів.

Для помірної й антарктичної областей характерні червоні і бурі водорості, головним чином ламінарієві. Тут представлені синій (голубий) кит, кашалот, а також морський слон, дюгонь. Інтенсивне вертикальне переміщення вод створює виключно сприятливі умови для розвитку планктону, який і є основним продуктом харчування китоподібних. Нототенієві риби мають важливе промислове значення.

Багато організмів Індійського океану вночі світяться (деякі види медуз, перидинеї та ін.). Повсюди зустрічаються яскраво забарвлені сифонофори, у тому числі і отруйні фізалії. Багато також форамініфер – найпростіших тварин класу саркодових.

Рибні багатства Індійського океану використовуються недостатньо (щорічний вилов риби 3 млн. т.). Освоєння приантарктичних вод почалося з середини 70-х років XX століття. Лише один вид промислового рибальства – вилов тунця. Індійський океан може давати 15 млн. т риби на рік без шкоди для органічного світу.