Geografische Beschreibung des Indischen Ozeans. Temperatur, Salzgehalt und Dichte von Oberflächengewässern

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. Die Grenze des Indischen Ozeans im Westen (mit dem Atlantischen Ozean südlich von Afrika) verläuft entlang des Meridians von Kap Agulhas (20° östlicher Länge) bis zur Küste der Antarktis (Donning Maud Land) im Osten (mit dem Pazifik). Ozean südlich von Australien) - entlang der östlichen Grenze der Bass-Straße bis zur Insel Tasmanien und dann entlang des Meridians 146°55'E bis zur Antarktis im Nordosten (mit einem Becken). Pazifik See) - zwischen der Andamanensee und der Straße von Malakka, weiter entlang der südwestlichen Küste der Insel Sumatra, der Sundastraße, der Südküste der Insel Java, den südlichen Grenzen der Bali- und Savu-Meere, der nördlichen Grenze von das Arafura-Meer, die südwestlichen Küsten Neuguineas und die Westgrenze der Torres-Straße. Der südliche Teil des Indischen Ozeans in hohen Breiten wird manchmal 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 der Indische Ozean wird in der Regel innerhalb seiner üblichen Grenzen betrachtet. Der Indische Ozean ist der einzige Ozean, der lokalisiert ist hauptsächlich auf der Südhalbkugel und wird im Norden von einer mächtigen Landmasse begrenzt. Im Gegensatz zu anderen Ozeanen bilden seine mittelozeanischen Rücken drei Äste, die vom zentralen Teil des Ozeans in unterschiedliche Richtungen verlaufen.

Die Fläche des Indischen Ozeans mit Meeren, Buchten und Meerengen beträgt 76,17 Millionen km2, das Wasservolumen beträgt 282,65 Millionen km3, die durchschnittliche Tiefe beträgt 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 im Tiefsee-Sunda-Graben beträgt 7729 m am Punkt 11°10’ südlicher Breite und 114°57’E Länge. 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. Im Indischen Ozean gibt es fast dreimal weniger Meere, Buchten und Meerengen als im Atlantischen oder Pazifischen Ozean; sie konzentrieren sich hauptsächlich auf seinen nördlichen Teil. Meere der tropischen Zone: Mittelmeer - Rot; marginal - Araber, Lakkadive, Andaman, Timor, Arafura; Antarktische Zone: marginal – Davis, D'Urville, Cosmonauts, Riiser-Larsen, Commonwealth (siehe separate Artikel zu den Meeren). Die größten Buchten: Bengalen, Persisch, Aden, Oman, Great Australian, Carpentaria, Prydz. Meerengen: Mosambik, Babel-Mandeb, Bass, Hormuz, Malakka, Polk, Zehnter Grad, Großer Kanal.

Inseln. Im Gegensatz zu anderen Ozeanen gibt es nur wenige Inseln. Gesamtfläche 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 - Lakkadiven, Malediven, Amirante, Chagos, Nikobaren, der größte Teil der Andamanen, Seychellen; Die Koralleninseln Komoren, Maskarenen, Kokosinseln und andere Inseln erheben sich auf Vulkankegeln.

Ufer. Der Indische Ozean hat eine relativ gegliederte Küstenlinie mit Ausnahme der nördlichen und nordöstlichen Teile, wo sich die meisten Meere und die wichtigsten großen Buchten befinden; 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. In der Bodentopographie des Indischen Ozeans werden vier Hauptelemente der Geotextur unterschieden: die Unterwasser-Kontinentalränder (einschließlich Schelf und Kontinentalhang), Übergangszonen oder Inselbogenzonen, der Meeresboden und mittelozeanische Rücken. Die Fläche der Unterwasser-Kontinentalränder im Indischen Ozean beträgt 17.660.000 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 bis 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 schnellen Anstieg ihrer 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 transportiert er jährlich etwa 1.200 Millionen Tonnen Schwebe- und Traktionsgut). Sediment in den Ozean und bildete eine über 3.500 m dicke Sedimentschicht) und Ind. Der U-Boot-Rand Australiens ist durch einen ausgedehnten Schelf gekennzeichnet, insbesondere im nördlichen und nordwestlichen Teil; im Golf von Carpentaria und im Arafura-Meer bis zu 900 km breit; größte Tiefe 500 m. Der Kontinentalhang westlich von Australien ist durch Unterwasservorsprünge und einzelne Unterwasserplateaus kompliziert ( höchste Höhe 3600 m, Aru-Inseln). 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.

Die Übergangszone auf dem Grund des Indischen Ozeans ist nur in dem an den Bogen der Sunda-Inseln angrenzenden Gebiet erkennbar 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.

Die mittelozeanischen Rücken des Indischen Ozeans bilden drei unterseeische Gebirgszüge, die sich von dem Gebiet bei 22° S und 68° O nach Nordwesten, Südwesten und Südosten erstrecken. Jeder der drei Zweige ist unterteilt in morphologische Merkmale in zwei unabhängige Rücken: den Nordwesten – den Mittleren Aden-Rücken und den Arabisch-Indischen Rücken, den Südwesten – den Westindischen Rücken und den Afrikanisch-Antarktischen Rücken, den Südosten – den Zentralindischen Rücken und den Australisch-Antarktischen Rücken. Somit teilen die Mittelkämme den Boden des Indischen Ozeans in drei große Sektoren. Bei den Mittelkämmen handelt es sich um riesige, durch Verwerfungen in einzelne Blöcke fragmentierte Erhebungen mit einer Gesamtlänge von über 16.000 km, deren Ausläufer sich in Tiefen in der Größenordnung von 5.000 bis 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 des Indischen Ozeans gibt es solche charakteristische Formen Relief: Becken, einzelne Bergrücken, Hochebenen, Berge, Gräben, Schluchten usw. Im westlichen Sektor gibt es die größten Becken: Somali (mit Tiefen von 3000-5800 m), Mascarene (4500-5300 m), Mosambik (4000- 6000 m), Madagaskar-Becken (4500-6400 m), Agulhas (4000-5000 m); Unterwasserrücken: Mascarene Ridge, Madagaskar, Mosambik; Plateau: Agulhas, Mosambikanisches Plateau; einzelne Berge: Äquator, Africana, Vernadsky, Hall, Bardin, Kurchatov; Amirante-Graben, Mauritius-Graben; Schluchten: Sambesi, Tanganjika und Tagela. Im nordöstlichen Sektor gibt es Becken: Arabisches (4000–5000 m), Zentrales (5000–6000 m), Kokosnussbecken (5000–6000 m), Nordaustralisches (5000–5500 m) und Westaustralisches Becken (5000–6500 m). . m), Naturalista (5000–6000 m) und South Australian Basin (5000–5500 m); Unterwasserrücken: Maldives Ridge, East Indian Ridge, Western Australian; 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); Hochebenen: Kerguelen, Crozet und 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. Die Besonderheit des Indischen Ozeans besteht darin, dass seine Entstehung sowohl als Folge der Spaltung und Senkung kontinentaler Massen als auch als Folge der Ausbreitung des Bodens und der Neubildung ozeanischer Kruste innerhalb der mittelozeanischen (sich ausbreitenden) Rücken erfolgte , dessen System immer wieder umgebaut wurde. Modernes System Die mittelozeanischen Rücken bestehen 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 Australisch-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 Grabenbruchtal und werden von zahlreichen Transformationsstörungen durchzogen. Der weite australasiatisch-antarktische Hügel weist kein ausgeprägtes Rift Valley auf; Die Ausbreitungsgeschwindigkeit ist hier höher als auf 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 verschiedene Arten der intraozeanischen Hebung, 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. Der afrikanische Sektor zeichnet sich durch das Vorherrschen von Fragmenten kontinentaler Strukturen (einschließlich Mikrokontinenten) aus, innerhalb derer die Dicke der Erdkruste 17–40 km erreicht (die Hochebenen von Agulhas und Mosambik, der Madagaskar-Kamm mit der Insel Madagaskar, einzelne Blöcke von das Mascarene-Plateau mit der Bank der Seychellen und der 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 des Indischen Ozeans (westlicher Teil des Somali-Beckens, nördlicher Teil des Mosambik-Beckens), angrenzend an den östlichen Unterwasserrand Afrikas, ist das Alter der Erdkruste überwiegend Oberjura-Unterkreide ; 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.

Der nordwestliche (nahasiatische) Teil des asiatisch-australischen Sektors ist durch meridionale „aseismische“ Grate einer Blockstruktur mit einer erhöhten Dicke der ozeanischen Kruste gekennzeichnet, deren Bildung mit einem System antiker Transformationsfehler verbunden ist. Dazu gehören der Maledivenrücken, der von Archipelen aus Koralleninseln gekrönt wird – Lakkadiven, Malediven und Chagos; der sogenannte 79°-Kamm, der Lanka-Kamm mit dem Berg Afanasia Nikitin, der Ostindische (der sogenannte 90°-Kamm), Investigator usw. Dicke (8-10 km) Sedimente der Flüsse Indus, Ganges und Brahmaputra Der nördliche Teil des Indischen Ozeans überlappt teilweise die in dieser Richtung verlaufenden Bergrücken sowie 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, ein Breitengradanstieg mit zahlreichen über ihm aufragenden Seebergen und Inseln (einschließlich der Kokosinseln), und der Ru-Anstieg neben dem Sunda-Graben trennen den südöstlichen (australischen) Teil des asiatisch-australischen Sektors. Das Westaustralische Becken (Wharton) im zentralen Teil des asiatisch-australischen Sektors des Indischen Ozeans 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 ist eine intraozeanische Erhebung mit erhöhter Krustendicke (laut verschiedenen Quellen von 12 auf 20 km).

Im antarktischen Teil des Indischen Ozeans gibt es hauptsächlich vulkanische intraozeanische Erhebungen 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 späten Kreidezeit ist Eozän.

Der Indische Ozean ist durch das Vorherrschen passiver Ränder (Kontinentalränder Afrikas, der Arabischen und Hinduistischen Halbinsel, Australiens, Antarktis) gekennzeichnet. Im nordöstlichen Teil des Ozeans (der Sunda-Übergangszone zwischen dem Indischen Ozean und Südostasien) wird ein aktiver Rand beobachtet, wo die Subduktion der Ozeanlithosphäre unter den Sunda-Inselbogen stattfindet. Im nordwestlichen Teil des Indischen Ozeans wurde eine Subduktionszone begrenzter Ausdehnung identifiziert, die Makran-Subduktionszone. Entlang des Agulhas-Plateaus grenzt der Indische Ozean Afrikanischer Kontinent entlang einer Transformationsstörung.

Die Bildung des Indischen Ozeans begann im mittleren Mesozoikum während des Auseinanderbrechens des gondwanischen Teils (siehe Gondwana) des Superkontinents Patea, dem eine Kontinentalspaltung während der Obertrias bis Unterkreide 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 Oberkreide Der nördliche Teil des Mosambik-Beckens erlebte die Ausbreitung des Bodens und die Neubildung der ozeanischen 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 Ozeanbecken, die in den Superkontinent einschnitten und ihn in einzelne Blöcke teilten. In der Mitte Kreidezeit(vor etwa 100 Millionen Jahren) begann der Meeresboden zwischen Hindustan und der Antarktis intensiv zu wachsen, was zur Abwanderung 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 Mascarene-Seychellen-Block und Madagaskar, die mit einer Bodenausbreitung in den Mascarene-, Madagaskar- und Crozet-Becken sowie der Bildung des Australiers 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. Der Indische Ozean erlangte im frühen bis mittleren Miozän sein Aussehen, das seinem heutigen ähnelte. Im mittleren Miozän (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 Indischen Ozean werden in mittelozeanischen Rücken (im Zusammenhang mit flachen Erdbeben) 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 Indischen Ozeans kann sich ein Tsunami bilden.

Bodensedimente. Die Sedimentationsraten im Indischen Ozean sind im Allgemeinen niedriger als im Atlantischen und 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-kokkolithische) Schlicke, die über 50 % der Meeresbodenfläche (auf Kontinentalhängen, Rücken und dem Boden von Becken in Tiefen von bis zu 4700 m) in warmen ozeanischen Gebieten ab 20° nördlicher Breite bedecken bis 40° südlicher Breite mit hoher biologischer Wasserproduktivität. Polygene Sedimente – rote ozeanische Tiefseetone – nehmen 25 % der Bodenfläche in Tiefen von über 4700 m in den östlichen und südöstlichen Teilen des Ozeans von 10° nördlicher Breite bis 40° südlicher Breite und in davon entfernten Bodenbereichen ein Inseln und Kontinente; In der tropischen Region wechseln sich rote Tone mit kieselhaltigen radiolarischen Schlicken ab, die den Boden der Tiefseebecken des Äquatorgürtels bedecken. Ferromanganknollen kommen in Tiefseesedimenten in Form von Einschlüssen vor. Kieselhaltiger, vorwiegend aus Kieselgur bestehender Schluff nimmt etwa 20 % des Bodens des Indischen Ozeans ein; erweitert um große Tiefen südlich von 50° südlicher Breite. 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 – Turbidite unter Beteiligung von Produkten vulkanischer Aktivität, Unterwassererdrutsche, Erdrutsche, usw. Sedimente von Korallenriffen sind in den westlichen Teilen des Indischen Ozeans vom 20. bis 15. nördlichen Breitengrad und im Roten Meer bis zum 30. nördlichen Breitengrad weit verbreitet. Im Rift Valley des Roten Meeres wurden Aufschlüsse metallhaltiger Solen mit Temperaturen von bis zu 70 °C und einem Salzgehalt von bis zu 300 ‰ entdeckt. Aus diesen Solen gebildete metallhaltige Sedimente enthalten einen hohen Gehalt an Nichteisen- und seltenen Metallen. 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, der sich meridional von den Küsten der Antarktis bis zum Polarkreis erstreckt und mit dem Norden kommuniziert arktischer Ozean Der Indische Ozean in der nördlichen tropischen Region wird von einer Landmasse begrenzt, die maßgeblich die Eigenschaften seines Klimas bestimmt. Die ungleichmäßige Erwärmung von Land und Ozean führt zu saisonalen Veränderungen ausgedehnter Minima und Maxima des Luftdrucks und zu saisonalen Verschiebungen der tropischen Atmosphärenfront, die sich im Winter der nördlichen Hemisphäre nach Süden auf fast 10° südlicher Breite zurückzieht, und im Sommer liegt in den Ausläufern Südasiens. Dadurch herrscht im nördlichen Teil des Indischen Ozeans ein Monsunklima, 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. Während dieser Zeit kommt es nördlich von 10° südlicher Breite häufig zu Windstillen. Der Sommermonsun mit Südwestwinden tritt von Mai bis September auf. In der nördlichen tropischen Region 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 Monsun-Atmosphärenzirkulation über dem nördlichen Teil des Indischen Ozeans sind vereinzelte Manifestationen zyklonischer Aktivität 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.

Auf etwa 30° südlicher Breite im zentralen Indischen Ozean gibt es ein stabiles Hochdruckgebiet, das sogenannte Südindische Hoch. Dieses stationäre Hochdruckgebiet – Teil des südlichen subtropischen Hochdruckgebiets – bleibt bestehen das ganze Jahr. Der Druck in seinem Zentrum schwankt zwischen 1024 hPa im Juli und 1020 hPa im Januar. Unter dem Einfluss dieses Antizyklons wehen das ganze Jahr über im gesamten Breitengrad zwischen 10 und 30° südlicher Breite stabile südöstliche Passatwinde.

Südlich von 40° südlicher Breite nimmt der Luftdruck zu allen Jahreszeiten gleichmäßig von 1018–1016 hPa am südlichen Rand des Südindischen Hochlandes auf 988 hPa bei 60° südlicher Breite ab. Unter dem Einfluss des meridionalen Druckgradienten in der unteren Atmosphärenschicht wird ein stabiler westlicher Lufttransport aufrechterhalten. Die höchste durchschnittliche Windgeschwindigkeit (bis zu 15 m/s) wird mitten im Winter auf der Südhalbkugel beobachtet. Die höheren südlichen Breiten des Indischen Ozeans sind fast das ganze Jahr über von Sturmbedingungen geprägt, wobei Winde mit Geschwindigkeiten von mehr als 15 m/s, die Wellen über 5 m Höhe verursachen, eine Häufigkeit von 30 % haben. Südlich des 60. südlichen Breitengrads entlang der Küste der Antarktis werden normalerweise Ostwinde und zwei oder drei Wirbelstürme pro Jahr beobachtet, am häufigsten von Juli bis 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 Indischen Ozean schwankt die Lufttemperatur fast überall je nach geografischer Breite.

Im südlichen Teil des Indischen Ozeans nimmt die Temperatur von Nord nach Süd allmählich alle 150 km um etwa 1 °C ab. Im Januar werden die höchsten Lufttemperaturen (26-28°C) beobachtet Äquatorialgürtel, vor den Nordküsten des Arabischen Meeres und des Golfs von Bengalen – 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 Lufttemperaturschwankungen beträgt im größten Teil des Indischen Ozeans durchschnittlich 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).

Der nordöstliche Indische Ozean liegt in seismisch aktiven Gebieten. 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, waren wiederholt Tsunamis ausgesetzt Wellen in der Vergangenheit verschiedene Stärken, sogar katastrophal. 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. Der südliche Teil des Indischen Ozeans ist durch eine zonale Temperaturverteilung gekennzeichnet, die allmählich von 27–28 °C auf dem 20. südlichen Breitengrad auf negative Werte am Rand des Treibeises abnimmt, der sich bei etwa 65–67 °S befindet Breite. 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 beobachtet der Äquatorzone (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 des Indischen Ozeans bleibt die Verteilung der Wassertemperatur das ganze Jahr über zonal, mit dem Unterschied, dass sie negative Werte im Winter der südlichen Hemisphäre findet man sie viel weiter nördlich, bereits etwa 58–60° südlicher Breite. 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 bei 50° südlicher Breite auf 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 Oberflächengewässer Der Indische Ozean wird durch das Gleichgewicht zwischen der Verdunstung und der Gesamtniederschlagsmenge sowie dem Flussfluss 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 von 20- 40° südlicher Breite – mehr als 35‰. Das Gebiet mit niedrigem Salzgehalt liegt im Golf von Bengalen und im Gebiet neben dem Bogen der Sunda-Inseln, wo frische Flussströme und Niederschläge hoch sind. größte Zahl Niederschlag. Im nördlichen Teil des Golfs von Bengalen beträgt der Salzgehalt im Februar 30-31‰, im August - 20‰. Eine riesige Wasserzunge mit einem Salzgehalt von bis zu 34,5‰ bei 10° südlicher Breite erstreckt sich von der Insel Java bis 75° östlicher Länge. 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 einen geringen Salzgehalt während der Entstehung bestimmt Meereis und angemessene Entsalzung während der Schmelzperiode. 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 und 34,5 ‰.

Dichte. Die höchste Wasserdichte im Indischen Ozean wird im Suez- und Persischen Golf beobachtet (bis zu 1030 kg/m3) und in den kalten antarktischen Gewässern (1027 kg/m3), der Durchschnitt liegt in den wärmsten und salzigsten Gewässern im Nordwesten (1024–1024,5 kg/m3), die kleinsten – 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 in der sogenannten Sprungschicht stark zu, was sich am deutlichsten in der Äquatorzone des Ozeans äußert.

Eismodus. Aufgrund des rauen Klimas im südlichen Indischen Ozean kann es fast das ganze Jahr über zur Bildung von Meereis (bei Lufttemperaturen unter -7 °C) kommen. Die Eisdecke erreicht ihre größte Entwicklung im September - Oktober, wenn die Breite des treibenden Eisgürtels 550 km erreicht, die kleinste - 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 können und 40-50 m über das Wasser ragen. Ihre Zahl nimmt schnell ab, wenn sie sich von den Küsten des Festlandes entfernen. Die durchschnittliche Lebensdauer großer Eisberge beträgt 6 Jahre.

Strömungen. Die Zirkulation von Oberflächengewässern im nördlichen Teil des Indischen Ozeans entsteht unter dem Einfluss von Monsunwinden und variiert daher erheblich von der Sommer- zur Wintersaison. Im Februar, vom 8. nördlichen Breitengrad in der Nähe der Nikobaren bis zum 2. nördlichen Breitengrad vor der Küste Afrikas, verläuft der oberflächliche Wintermonsunstrom mit Geschwindigkeiten von 50–80 cm/s; Mit einem Kern, der etwa 18° südlicher Breite verläuft, breitet sich der Südliche Passatwindstrom in die gleiche Richtung aus und hat eine durchschnittliche 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 Strömungen von Mosambik und Cape Agulhas 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° südlicher Breite wird das gesamte Meeresgebiet von West nach Ost von der Strömung der längsten und stärksten Strömung im Weltmeer, den Westwinden (Antarktischer Zirkumpolarstrom), durchzogen. Die Geschwindigkeiten in seinen Stäben erreichen 50 cm/s und die Strömungsgeschwindigkeit beträgt etwa 150 Millionen m 3 /s. Auf dem 100–110° östlichen Längengrad 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. Dadurch entsteht im nördlichen Teil des Indischen Ozeans ein ausgedehnter Wirbel im Uhrzeigersinn, bestehend aus Monsun, Südpassat und Somali-Strömung. Im südlichen Teil des Ozeans ändert sich das Strömungsmuster von Februar bis August kaum. Vor der Küste der Antarktis in einer Enge Küstenstreifen Das ganze Jahr über gibt es eine Strömung, die durch katabatische Winde verursacht wird und von Ost nach West gerichtet ist.

Wassermassen. In der vertikalen Struktur der Wassermassen des Indischen Ozeans werden je nach hydrologischen Eigenschaften und Tiefe 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 Wellengang. Halbtägige und unregelmäßige halbtägige Gezeiten sind an den Küsten des Indischen Ozeans am häufigsten. 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), in der Mündungszone des Indus (8,4 m), in der Mündungszone des Ganges (5,9 m), vor der Küste der Straße von Mosambik (5,2 m). M) ; Im offenen Ozean schwanken die Gezeiten zwischen 0,4 m in der Nähe der Malediven und 2,0 m im südöstlichen Indischen Ozean. Die Aufregung erreicht größte Stärke V gemäßigte Breiten im Einflussbereich der Westwinde, wo die Häufigkeit von Wellen mit einer Höhe von über 6 m 17 % pro Jahr 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 größte Teil des Indischen Ozeans liegt in der tropischen und südlichen gemäßigten Zone. Das Fehlen einer nördlichen Region hoher Breiten im Indischen Ozean und die Wirkung von Monsunen 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), kleine, aber farbenfrohe Fische aus Korallenriffen. 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. Zenkevich (1965) leben über 99 % aller im Ozean lebenden Arten von Boden- und Bodentieren in den Küsten- und Sublitoralzonen.

Auch die offenen Flächen des Indischen Ozeans, 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 Peridinium- und Kieselalgen sowie im Arabischen Meer Cyanobakterien (Blaualgen), die bei ihrer massenhaften Entwicklung häufig sogenannte Wasserblüten verursachen. Im nördlichen Indischen Ozean gibt es drei Gebiete mit der höchsten Phytoplanktonproduktion: das Arabische Meer, den Golf 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 geringste Phytoplanktonproduktion (weniger als 100 Zellen/l) wird im zentralen Teil des Ozeans zwischen dem 18. und 38. Breitengrad Süd beobachtet.

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. Die Nahrung des meisten Zooplanktons, insbesondere der in den oberen Schichten lebenden Tiere, ist Phytoplankton, sodass die Muster der räumlichen Verteilung von Phyto- und Zooplankton weitgehend ähnlich sind. 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. Die antarktische Region des Indischen Ozeans ist durch eine große Anzahl von Euphaus-Krebstieren verschiedener Arten gekennzeichnet, 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), sind im Indischen Ozean hauptsächlich durch Fische, Kopffüßer und Wale vertreten. Zu den im Indischen Ozean verbreiteten Kopffüßern zählen Tintenfische, zahlreiche Tintenfische und Kraken. Von den Fischen kommen am häufigsten mehrere Arten fliegender Fische, leuchtende Sardellen (Coryphaenas), Sardinellen, Sardinen, Makrelen, Nototheniiden, Wolfsbarsch, verschiedene Thunfischarten, Blauer Marlin, Grenadier, Haie, Rochen. Warme Gewässer sind die Heimat von Meeresschildkröten und giftig Meeresschlangen. Fauna Wassersäugetiere vertreten durch verschiedene Wale. Die häufigsten Bartenwale sind: Blauwal, Seiwal, Finnwal, Buckelwal, Australischer (Kap) und Chinesischer 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, Pelzrobben – Australier, Tasmanier, Kerguelen und Südafrikaner, Australischer Seelöwe, Leopardenrobbe usw. Unter den Vögeln sind die Am typischsten sind Wanderalbatrosse, Sturmvögel, Fregattvögel, Phaetons, Kormorane, Tölpel, Raubmöwen, Seeschwalben und Möwen. Südlich von 35° südlicher Breite, an den Küsten Südafrika, Antarktis und Inseln, - zahlreiche Kolonien verschiedener Pinguinarten.

Im Jahr 1938 wurde im Indischen Ozean ein einzigartiges biologisches Phänomen entdeckt – ein lebender Lappenflosserfisch, Latimeria chalumnae, der vor Millionen Jahren als ausgestorben galt. „Fossiler“ 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. 600 Jahre v. Chr. umsegelten phönizische Seefahrer im Dienste des ägyptischen Pharaos Necho II. Afrika. In den Jahren 325–324 v. Chr. segelte Nearchos, ein Kamerad Alexanders des Großen, 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 wurde das Arabische Meer intensiv von arabischen Seefahrern erkundet, die die ersten Segelanweisungen und Navigationsführer für dieses Gebiet erstellten. In der 1. Hälfte des 15. Jahrhunderts unternahmen chinesische Seeleute unter der Führung von Admiral Zheng He eine Reihe von Reisen entlang der asiatischen Küste nach Westen und erreichten die Küste Afrikas. In den Jahren 1497–99 ebnete der portugiesische Gama (Vasco da Gama) den Seeweg für die Europäer nach Indien und in die Länder Südostasien . Einige Jahre später entdeckten die Portugiesen die Inseln Madagaskar, Amirante, Komoren, Maskarenen und Seychellen. Nach den Portugiesen drangen die Niederländer, Franzosen, Spanier und Briten in den Indischen Ozean ein. Der Name „Indischer Ozean“ tauchte erstmals 1555 auf europäischen Karten auf. In den Jahren 1772–75 drang J. Cook bis zum 71. südlichen Breitengrad in den Indischen Ozean vor und führte die ersten Tiefseemessungen durch. Die ozeanographische Forschung im Indischen Ozean begann mit systematischen Messungen der Wassertemperatur während der Weltumsegelung der russischen Schiffe „Rurik“ (1815–18) und „Enterprise“ (1823–26). In den Jahren 1831-36 fand auf dem Schiff Beagle eine englische Expedition statt, auf der Charles Darwin geologische und biologische Arbeiten durchführte. Während der britischen Expedition auf dem Challenger-Schiff in den Jahren 1873–74 wurden komplexe ozeanographische Messungen im Indischen Ozean durchgeführt. Ozeanographische Arbeiten im nördlichen Teil des Indischen Ozeans wurden 1886 von S. O. Makarov auf dem Schiff „Vityaz“ durchgeführt. In der 1. Hälfte des 20. Jahrhunderts begann man, regelmäßig ozeanografische Beobachtungen durchzuführen, und in den 1950er Jahren wurden sie an fast 1.500 ozeanografischen Tiefseestationen durchgeführt. 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. Im Jahr 1959 veröffentlichte der russische Ozeanograph A. M. Muromtsev ein grundlegendes Werk – „Die Hauptmerkmale der Hydrologie des Indischen Ozeans“. In den Jahren 1960–65 führte das Wissenschaftliche Komitee für Ozeanographie der UNESCO die Internationale Indische Ozean-Expedition (IIOE) durch, die größte aller zuvor im Indischen Ozean durchgeführten Expeditionen. Am MIOE-Programm nahmen Wissenschaftler aus mehr als 20 Ländern der Welt (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 der Erforschung des Indischen Ozeans sind die Ergebnisse der 1959-77 vom Forschungsschiff „Vityaz“ durchgeführten Forschungen (10 Hervorzuheben sind Dutzende anderer sowjetischer Expeditionen auf Schiffen des Hydrometeorologischen Dienstes und des Staatlichen Fischereikomitees. Seit Anfang der 1980er Jahre wurde Meeresforschung in 20 internationalen Projekten betrieben. Die Forschung im Indischen Ozean wurde im Rahmen des World Ocean Circulation Experiment (WOCE) besonders intensiviert. Seit seinem erfolgreichen Abschluss Ende der 1990er Jahre hat sich die Menge der aktuellen ozeanografischen Informationen über den Indischen Ozean verdoppelt.

Wirtschaftliche Nutzung

Die Küstenzone des Indischen Ozeans weist eine außergewöhnlich hohe Bevölkerungsdichte auf. Es gibt über 35 Staaten an den Küsten und Inseln des Ozeans, in denen etwa 2,5 Milliarden Menschen leben (über 30 % der Erdbevölkerung). 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.

Der Indische Ozean wird wie andere Meere und Ozeane in mehreren Hauptbereichen genutzt: Transport, Fischerei, Produktion Bodenschätze, Erholung.

Transport. Die Rolle des Indischen Ozeans im 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. Der Indische Ozean ist ein Transit- und Exportgebiet für Rohstoffe aller Art, in dem fast alle großen Seehäfen liegen internationale Bedeutung. Im nordöstlichen Teil des Ozeans (in der Malakka- und der Sunda-Straße) gibt es Routen für Schiffe, die zum Pazifischen Ozean und zurück fahren. Hauptexportartikel in die USA, Japan und andere Länder Westeuropa- Rohöl aus der Region des Persischen Golfs. Darüber hinaus werden landwirtschaftliche Produkte exportiert – Naturkautschuk, Baumwolle, Kaffee, Tee, Tabak, Früchte, Nüsse, Reis, Wolle; Holz; mineralische Rohstoffe – Kohle, Eisenerz, Nickel, Mangan, Antimon, Bauxit usw.; Maschinen, Geräte, Werkzeuge und Hardware, chemische und pharmazeutische Produkte, Textilien, verarbeitete Edelsteine ​​und Schmuck. Auf den Indischen Ozean entfallen etwa 10 % des weltweiten Schiffsverkehrs; am Ende des 20. Jahrhunderts wurden pro Jahr etwa 0,5 Milliarden Tonnen Fracht durch seine Gewässer transportiert (laut 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 Haupttransportrouten entlang des Indischen Ozeans verlaufen 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 zum Auftauchen riesiger Tanker im Indischen Ozean bei.

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. Von Australien aus transportieren wir Kohle, Gold, Aluminium, Tonerde, Eisenerz, Diamanten, Uranerze und Konzentrate, Mangan, Blei, Zink; Wolle, Weizen, Fleischprodukte sowie Verbrennungsmotoren, Personenkraftwagen, Elektroprodukte, Flussschiffe, Glasprodukte, Walzstahl usw. Die Gegenströme werden von Industriegütern, Autos, elektronischen Geräten usw. dominiert. Ein wichtiger Ort In der Transportnutzung des Indischen Ozeans wird der Transport von Passagieren durchgeführt.

Angeln. Im Vergleich zu anderen Ozeanen weist der Indische Ozean eine relativ geringe biologische Produktivität auf; 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 offenen Meeresgebieten tropische Zone Der Thunfischfang ist in Ländern mit gut entwickelten Fischereiflotten weit verbreitet. In der Antarktisregion werden Nototheniiden, Eisfische und Krill gefangen.

Bodenschätze. Nahezu im gesamten Schelfgebiet des Indischen Ozeans wurden Vorkommen von Öl und brennbarem Erdgas bzw. Öl- und Gasvorkommen nachgewiesen. Die industriell bedeutendsten sind die aktiv erschlossenen Öl- und Gasfelder in den Golfstaaten: Persisch (Öl- und Gasbecken im Persischen Golf), Suez (Öl- und Gasbecken des Golfs von Suez), Cambay (Öl- und Gasbecken von Kambay), Bengalen ( 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). Auf den Schelfen des Indischen Ozeans 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 wurden metallhaltige Solen und Sedimente identifiziert, die potenzielle Quellen für die Produktion von Eisen, Mangan, Kupfer, Zink, Nickel usw. sind; Es gibt Steinsalzvorkommen. In der Küstenzone des Indischen Ozeans werden Sand, Kies und Kalkstein für die Bau- und Glasproduktion abgebaut.

Freizeitressourcen. Aus der 2. Hälfte des 20. Jahrhunderts sehr wichtig für die Wirtschaft der Küstenländer hat Nutzen Freizeitressourcen Ozean. An den Küsten von Kontinenten und auf zahlreichen tropischen Inseln im Ozean werden alte Resorts entwickelt und neue gebaut. Die meistbesuchten Ferienorte 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 (die Inseln Bali, Bintan, Kalimantan, Sumatra, Java usw.) - über 5 Millionen Menschen in Indien (Goa usw.) und in Jordanien (Aqaba), in Israel (Eilat), auf den Malediven, in Sri Lanka, auf den Seychellen, auf den Inseln Mauritius, Madagaskar, Südafrika usw.

Sharm el Sheikh. Hotel Concorde.

Hafenstädte. An den Ufern des Indischen Ozeans gibt es spezialisierte Ölverladehäfen: Ras Tanura (Saudi-Arabien), Kharq (Iran), Ash-Shuaiba (Kuwait). Die größten Häfen des Indischen Ozeans: Port Elizabeth, Durban (Südafrika), Mombasa (Kenia), Daressalam (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).

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M. G. Deev; N. N. Turko (geologische Struktur).

Es hat die geringste Anzahl an Meeren. Es hat eine besondere Bodentopographie und im nördlichen Teil ein besonderes System von Winden und Meeresströmungen.

Hauptsächlich auf der Südhalbkugel zwischen und gelegen. Seine Küstenlinie ist leicht gegliedert, mit Ausnahme der nördlichen und nordöstlichen Teile, wo sich fast alle Meere und große Buchten befinden.

Im Gegensatz zu anderen Ozeanen bestehen die mittelozeanischen Rücken des Indischen Ozeans aus drei Ästen, die strahlenförmig von ihrem zentralen Teil ausgehen. Die Kämme werden von tiefen und schmalen Längsvertiefungen – Gräben – durchzogen. Einer dieser riesigen Gräben ist die Senke des Roten Meeres, die eine Fortsetzung der Verwerfungen des axialen Teils des Arabisch-Indischen Mittelozeanischen Rückens darstellt.

Mittelozeanische Rücken teilen das Bett in drei große Abschnitte, die Teil von drei verschiedenen Abschnitten sind. Der Übergang vom Meeresboden zu den Kontinenten erfolgt überall allmählich; nur im nordöstlichen Teil des Ozeans befindet sich der Bogen der Sunda-Inseln, unter dem die indisch-australische Lithosphärenplatte abtaucht. Daher erstreckt sich entlang dieser Inseln ein etwa 4000 km langer Tiefseegraben. Hier gibt es mehr als hundert aktive Vulkane, darunter den berühmten Krakatau, und es kommt häufig zu Erdbeben.

An der Oberfläche des Indischen Ozeans hängt es vom Breitengrad ab. Der nördliche Teil des Indischen Ozeans ist viel wärmer als der südliche Teil.

Monsune entstehen im nördlichen Teil des Indischen Ozeans (nördlich des 10. südlichen Breitengrads). Im Sommer weht hier der südwestliche Sommermonsun, der feuchte äquatoriale Luft vom Meer ans Land transportiert, und im Winter der nordöstliche Wintermonsun, der trockene tropische Luft vom Kontinent transportiert.

Das System der Oberflächenströmungen in der südlichen Hälfte des Indischen Ozeans ähnelt dem Strömungssystem in den entsprechenden Breitengraden des Pazifiks und des Atlantischen Ozeans. Allerdings nördlich von 10°N. Es entsteht ein besonderes Regime der Wasserbewegung: Es treten saisonale Monsunströmungen auf, die zweimal im Jahr die Richtung in die entgegengesetzte Richtung ändern.

Die organische Welt des Indischen Ozeans hat viel mit der organischen Welt des Pazifischen und Atlantischen Ozeans in den entsprechenden Breitengraden gemeinsam. In den flachen Gewässern heißer Zonen kommen Korallenpolypen häufig vor, die zahlreiche Riffstrukturen, darunter auch Inseln, bilden. Unter den Fischen sind Sardellen, Thunfisch, fliegende Fische, Segelfische und Haie am zahlreichsten. Die tropischen Küsten der Kontinente sind oft von Mangroven bewachsen. Sie zeichnen sich durch besondere Pflanzen mit terrestrischen Atmungswurzeln und besondere Tiergemeinschaften (Austern, Krabben, Garnelen, Schlammspringerfische) aus. Der Großteil der Meerestiere sind wirbellose Planktonorganismen. In tropischen Küstengebieten kommen Meeresschildkröten, giftige Seeschlangen und gefährdete Säugetiere – Dugongs – häufig vor. In den kalten Gewässern des südlichen Teils des Ozeans leben Wale, Pottwale, Delfine und Robben. Unter den Vögeln sind die Pinguine am interessantesten, die an den Küsten Südafrikas, der Antarktis und auf den Inseln leben gemäßigte Zone Ozean.

Natürliche Ressourcen und wirtschaftliche Entwicklung

Der Indische Ozean verfügt über einen großen biologischen Reichtum, die Fischerei ist jedoch weitgehend begrenzt Küstenzone, wo neben Fisch auch Hummer, Garnelen und Schalentiere gefangen werden. In den offenen Gewässern heißer Zonen wird Thunfischfang betrieben, in kalten Zonen werden Wale und Krill gefischt.

Die wichtigsten sind Ölfelder und Erdgas. Besonders hervorzuheben ist der Persische Golf mit seinem angrenzenden Land, wo 1/3 des weltweiten Öls gefördert wird.

IN letzten Jahrzehnte Die Küsten warmer Meere und die Inseln im nördlichen Teil des Ozeans werden für Menschen zum Entspannen immer attraktiver Reisegeschäft. Das Verkehrsaufkommen durch den Indischen Ozean ist deutlich geringer als durch den Atlantik und den Pazifik. Es spielt jedoch eine wichtige Rolle für die Entwicklung süd- und südostasiatischer Länder.

Der Schulunterricht in Geographie beinhaltet das Studium der größten Wassergebiete – der Ozeane. Dieses Thema ist sehr interessant. Gerne erstellen Studierende dazu Berichte und Aufsätze. In diesem Artikel werden Informationen präsentiert, die eine Beschreibung der geografischen Lage des Indischen Ozeans, seiner Eigenschaften und Merkmale enthalten. Also lasst uns anfangen.

Kurze Beschreibung des Indischen Ozeans

In Bezug auf Umfang und Menge der Wasserreserven liegt der Indische Ozean deutlich an dritter Stelle hinter dem Pazifik und dem Atlantik. Ein erheblicher Teil davon befindet sich auf dem Territorium der südlichen Hemisphäre unseres Planeten und seine natürlichen Öffnungen sind:

• Südlicher Teil Eurasiens im Norden.
• Ostküste Afrikas im Westen.
• Nord- und Nordwestküste Australiens im Osten.
• Nördlicher Teil der Antarktis im Süden.

Um die genaue geografische Lage des Indischen Ozeans anzugeben, benötigen Sie eine Karte. Es kann auch während einer Präsentation verwendet werden. Auf der Weltkarte hat das Wassergebiet also die folgenden Koordinaten: 14°05′33,68″ südlicher Breite und 76°18′38,01″ östlicher Länge.

Einer Version zufolge wurde der betreffende Ozean erstmals in dem 1555 veröffentlichten Werk des portugiesischen Wissenschaftlers S. Munster mit dem Titel „Cosmography“ als „Indisch“ bezeichnet.

Charakteristisch

Die Gesamtfläche beträgt unter Berücksichtigung aller in seiner Zusammensetzung enthaltenen Meere 76,174 Millionen Quadratmeter. km, Tiefe ( Durchschnitt) beträgt mehr als 3,7 Tausend Meter und das Maximum wurde bei über 7,7 Tausend Metern gemessen.

Die geografische Lage des Indischen Ozeans hat ihre eigenen Besonderheiten. Aufgrund seiner Größe liegt es in mehreren Klimazonen. Es lohnt sich auch, auf die Größe der Wasserfläche zu achten. Die maximale Breite liegt beispielsweise zwischen Linde Bay und der Toros-Straße. Die Länge von West nach Ost beträgt fast 12.000 km. Und wenn wir den Ozean von Norden nach Süden betrachten, dann wird der größte Indikator vom Kap Ras Jaddi bis zur Antarktis reichen. Diese Entfernung beträgt 10,2 Tausend km.

Merkmale des Wasserbereichs

Bei der Untersuchung der geografischen Merkmale des Indischen Ozeans müssen dessen Grenzen berücksichtigt werden. Beachten wir zunächst, dass sich das gesamte Wassergebiet auf der Osthalbkugel befindet. Auf der südwestlichen Seite grenzt es an den Atlantischen Ozean. Um diesen Ort auf der Karte zu sehen, müssen Sie 20° entlang des Meridians finden. d. Die Grenze zum Pazifischen Ozean liegt im Südosten. Es verläuft entlang des 147°-Meridians. d. Der Indische Ozean ist nicht mit dem Arktischen Ozean verbunden. Seine Grenze im Norden ist der größte Kontinent – ​​Eurasien.

Die Struktur der Küste weist eine schwache Zergliederung auf. Es gibt mehrere große Buchten und 8 Meere. Es gibt relativ wenige Inseln. Die größten sind Sri Lanka, Seychellen, Kuria-Muria, Madagaskar usw.

Bodenrelief

Die Beschreibung ist unvollständig, wenn wir die Merkmale des Reliefs nicht berücksichtigen.

Der Central Indian Ridge ist eine Unterwasserformation, die sich im zentralen Teil des Wassergebiets befindet. Seine Länge beträgt etwa 2,3 Tausend km. Die Breite der Reliefformation beträgt 800 km. Die Höhe des Bergrückens beträgt mehr als 1.000 m. Einige Gipfel ragen aus dem Wasser und bilden Vulkaninseln.

Der Westindische Rücken liegt im südwestlichen Teil des Ozeans. Hier kommt es zu erhöhter seismischer Aktivität. Die Länge des Kamms beträgt etwa 4.000 km. Aber in der Breite ist es etwa halb so groß wie das vorherige.

Der Arabisch-Indische Rücken ist eine Unterwasserreliefformation. Es liegt im nordwestlichen Teil des Wassergebiets. Seine Länge beträgt etwas weniger als 4.000 km und seine Breite beträgt etwa 650 km. Am Endpunkt (Rodriguez Island) geht es in den Zentralindischen Rücken über.

Der Boden des Indischen Ozeans besteht aus Sedimenten aus der Kreidezeit. An einigen Stellen erreicht ihre Dicke 3 km. Es ist ungefähr 4.500 km lang und seine Breite variiert zwischen 10 und 50 km. Es heißt javanisch. Die Tiefe der Senke beträgt 7729 m (die größte im Indischen Ozean).

Klimatische Merkmale

Einer der wichtigsten Umstände bei der Klimabildung ist die geografische Lage des Indischen Ozeans relativ zum Äquator. Es teilt die Wasserfläche in zwei Teile (der größte liegt im Süden). Natürlich wird dieser Standort von Temperaturschwankungen und Niederschlägen beeinflusst. Die höchsten Temperaturen wurden in den Gewässern des Roten Meeres und des Persischen Golfs gemessen. Hier liegt der Durchschnitt bei +35 °C. Und an der Südspitze kann die Temperatur im Winter auf -16 °C und im Sommer auf -4 Grad sinken.

Der nördliche Teil des Ozeans ist heiß Klimazone, weshalb seine Gewässer zu den wärmsten im Weltmeer gehören. Hier ist es vor allem vom asiatischen Kontinent beeinflusst. Dank der aktuellen Situation gibt es im nördlichen Teil nur zwei Jahreszeiten – einen heißen, regnerischen Sommer und einen kühlen, wolkenlosen Winter. Das Klima in diesem Teil des Wassergebiets ändert sich das ganze Jahr über praktisch nicht.

Angesichts der geografischen Lage des Indischen Ozeans ist es erwähnenswert, dass sein größter Teil unter dem Einfluss von Luftströmungen steht. Daraus können wir schließen: Das Klima wird hauptsächlich durch Monsune geprägt. IN SommerzeitÜber dem Land entstehen Gebiete mit niedrigem Druck, über dem Ozean Gebiete mit hohem Druck. In dieser Jahreszeit fließt der feuchte Monsun von West nach Ost. Im Winter ändert sich die Situation, und dann beginnt der trockene Monsun zu dominieren, der von Osten kommt und nach Westen zieht.

Im südlichen Teil des Gewässers ist das Klima strenger, da es in der subarktischen Zone liegt. Hier wird der Ozean durch seine Nähe zur Antarktis beeinflusst. Vor der Küste dieses Kontinents liegt die Durchschnittstemperatur bei -1,5 °C und die Auftriebsgrenze des Eises erreicht parallel 60 °C.

Fassen wir es zusammen

Die geografische Lage des Indischen Ozeans ist ein sehr wichtiges Thema, das verdient besondere Aufmerksamkeit. Aufgrund seiner relativ großen Größe weist dieses Wassergebiet viele Besonderheiten auf. Entlang der Küste gibt es eine Vielzahl von Klippen, Flussmündungen, Atollen und Korallenriffen. Erwähnenswert sind auch Inseln wie Madagaskar, Sokotra und die Malediven. Sie stellen Gebiete dar. Die Andamanen und Nikobaren entstanden aus Vulkanen, die an die Oberfläche stiegen.

Nach dem Studium des vorgeschlagenen Materials ist jeder Student in der Lage, eine informative und interessante Präsentation zu halten.

Der Indische Ozean ist der drittgrößte Ozean. Geologisch gesehen handelt es sich im Wesentlichen um einen relativ jungen Ozean, obwohl wie bei anderen Ozeanen zu beachten ist, dass viele Aspekte seines frühesten Ursprungs sind geologische Geschichte und Ursprünge wurden noch nicht untersucht. 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 ihres 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 Neunzigste Rücken ist vielleicht der längste und linearste Rücken, der während 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.

Stark zerstückelt tektonisches Relief Der mittelozeanische Rücken bildet im Allgemeinen einen deutlichen Kontrast zum sehr flachen Relief des Kontinentalfußes und dem fast vollständig geglätteten Relief der Tiefseeebenen. 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 beträgt die Isotherme 20° C, die trennt tropische Zone mäßig, verläuft vom Süden der Arabischen Halbinsel und dem Golf von Suez durch den Persischen Golf bis zum nördlichen Teil des Golfs 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 manchen und auf 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-mbar-Isobare im zentralen Indischen Ozean wird durch den Effekt von mehr verursacht niedrige Temperaturen Luft- und Oberflächengewässer, 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.

Dieser Bereich ist gutes Beispiel eine vollständige Windverlagerung mit einem 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 ist die Wolkendecke erheblich saisonale Veränderungen. Während der Nordost-Monsunzeit (Dezember-März) beträgt die Bewölkung über dem Arabischen Meer und dem Golf von Bengalen weniger als 2 Punkte. Im Sommer bringt der Südwestmonsun jedoch regnerisches Wetter in die Region Malaiischer Archipel und Burma, während 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 Westseite Das 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 höchsten schwere Regenfälle Fast das ganze Jahr über werden sie 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 ihr Maximum und haben Temperaturen im Allgemeinen über 29 °C. Zu dieser Zeit weicht der Nordostmonsun dem Südwesten, obwohl zu diesem Zeitpunkt noch keine Regenfälle und kein Anstieg des Meeresspiegels zu beobachten sind 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 ist der Salzgehalt der Oberflächengewässer auf der Nordhalbkugel wie folgt: Eigenschaften: Im Golf von Bengalen ist der Wert extrem niedrig, im Arabischen Meer ziemlich hoch und im Persischen Golf und im Roten Meer sehr hoch (über 40 ppm).

Die Dichte des Oberflächenwassers im südlichen Teil des Indischen Ozeans nimmt im Sommer auf der Südhalbkugel 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° Süd 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.

Im südlichen Indischen Ozean herrscht eine starke antizyklonale Zirkulation ähnlich der in südliche Teile Pazifischer und Atlantischer Ozean, aber hier unterliegt diese Zirkulation stärkeren jährlichen Veränderungen. 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. Maximale Geschwindigkeit(20-30 Meilen/Tag) wird in der Nähe der Insel Kerguelen 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 Aufkommen 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. eine Richtung haben Rückströme auf einem Horizont von 15 m: Sie sind nach Osten unter den nördlichen und südlichen Passatwindströmungen und nach Westen unter der Interpassat-Gegenströmung östlich von 70° Ost 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. am Horizont decken 1500 m ab großes Gebiet zwischen 70 und 100° E. 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.

Der Indische Ozean liegt flächenmäßig an dritter Stelle nach dem Pazifik und dem Atlantik. Die durchschnittliche Tiefe beträgt etwa 4 km und das Maximum wird im Java-Graben gemessen und beträgt 7.729 m.

Der Indische Ozean umspült die Küsten der ältesten Zentren der Zivilisation und es wird angenommen, dass er der erste war, der erforscht wurde. Die Routen der ersten Reisen führten nicht weit in offene Gewässer, daher betrachteten die alten Menschen, die auf dem Ozean lebten, es einfach als riesiges Meer.

Der Indische Ozean scheint die bevölkerungsreichste Tierwelt zu sein. Fischbestände waren schon immer für ihren Reichtum bekannt. Die nördlichen Gewässer dienten den Menschen fast als einzige Nahrungsquelle. Perlen, Diamanten, Smaragde und andere Edelsteine ​​– sie alle kommen im Indischen Ozean vor.

Der Ozean ist auch reich an Mineralien. Im Persischen Golf gibt es einen davon größte Vorkommen vom Menschen entwickeltes Öl.

Eine kleine Anzahl von Flüssen mündet hauptsächlich im Norden in den Indischen Ozean. Diese Flüsse befördern viel Sediment ins Meer, sodass dieser Teil des Ozeans nicht mit Sauberkeit aufwarten kann. Anders sieht es im Süden aus, wo der Ozean keine Süßwasseradern hat. Für den Betrachter erscheint das Wasser kristallklar mit einem dunkelblauen Farbton.

Der Mangel an ausreichender Entsalzung sowie die hohe Verdunstung erklären, warum der Salzgehalt seiner Gewässer im Vergleich zu anderen Ozeanen etwas höher ist. Der salzigste Teil des Indischen Ozeans ist das Rote Meer (42 %).

Klima

Da der Indische Ozean ausgedehnte Grenzen zu Kontinenten hat, werden die klimatischen Bedingungen weitgehend vom umliegenden Land bestimmt. Der Status von " Monsun„Der Druckunterschied über Land und Meer verursacht starke Winde – Monsune. Im Sommer, wenn das Land im nördlichen Ozean sehr heiß ist, entsteht ein großes Tiefdruckgebiet, das sowohl auf dem Kontinent als auch im Ozean zu starken Niederschlägen führt. Dies ist das sogenannte südwestlicher äquatorialer Monsun".

Im Gegensatz dazu ist der Winter durch härteres Wetter in Form von zerstörerischen Hurrikanen und Überschwemmungen an Land gekennzeichnet. Ein Hochdruckgebiet über Asien sorgt für Passatwinde.

Die Geschwindigkeit der Monsune und Passatwinde ist so hoch, dass sie große Oberflächenströmungen bilden, die sich zu jeder Jahreszeit ändern. Der größte derartige Strom ist somali, der im Winter von Norden nach Süden fließt und im Sommer seine Richtung ändert.

Der Indische Ozean ist ziemlich warm. Die Wasseroberflächentemperatur in Australien erreicht 29 Grad, in den Subtropen ist es jedoch kälter, etwa 20 Grad. Eisberge, die bis zum 40. Grad südlicher Breite recht hoch schwimmen können, haben ebenfalls einen geringfügigen, aber deutlich spürbaren Einfluss auf die Wassertemperatur wie auf seinen Salzgehalt. . Vor diesem Gebiet beträgt der Salzgehalt durchschnittlich 32 % und nimmt Richtung Norden zu.