Рельеф дна и полезные ископаемые океана

Поверхностные течения

Климат и свойства вод

Рельеф дна и полезные ископаемые

Краткая история открытия

Географическое положение

Индийский океан

Водный баланс России по бассейнам морей

Индийский океан – это третий о размеру океан земли. Большая его часть находится в Южном полушарии. На севере он ограничивается Азией, на востоке – полуостровом Индокитай, Зондскими островами, Австралией и Тихим океаном, на юге – Южным океаном или Антарктидой, на западе – Аравийским полуостровом, Африкой и Атлантическим океаном. На его берегах находятся государства: Индия, Бангладеш, Мьянма, Таиланд, Малайзия, Индонезия, Австралия, Мадагаскар, ЮАР, Мозамбик, Танзания, Кения, Сомали, Саудовская Аравия, Египет, Судан, Йемен, Омано, Иран, Кувейт, Пакистан.

Плавать по Индийскому океану начали арабские купцы. Они возили свои товары между Восточной Африкой и Индией. В 1497 году Васко да Гама стал первым европейским мореплавателем, пересёкшим Индийский океан. В этом году он открыл северный проход в Индию. Понятно, что своё название океан получил от этого государства, богатого пряностями, тканями и другими товарами, в которое стремились попасть торговцы с разных концов света.

Рельеф дна отличается сложностью. Ложе разделено на котловины горными хребтами. На дне множество каньонов, а территории у Зондских островов отличаются вулканизмом и сейсмической акктивностью. В океане существует тройное соединение срединно океанических хребтов – Централно –Индийский, Западно-Индийский и Автрало-Антарктическое поднятие. Дно покрыто известковыми осадками, а многочисленные реки, впадающие в этот океан, несут много строителного материала. Океан богат нефтью, газом, каменным углём, железными рудами, фосфоритами и другими полезными ископаемыми.

Особенность климата океана – сезонные ветры муссоны в северной его части, которая расположена в северной его части и подвержена большому влиянию суши. Из-за муссонов образуются муссонные течения. Также есть ветра: юго-восточный пассат и западные ветры. В экваториальном поясе выпадает много осадков. Температура воздуха над океаном может быть от 28 до – 16 градусов. Температура воды от 30 до 21 градуса. Средняя солёность вод составляет 34,8%о. Солёность вод выше чем средняя солёность мирового океана. В январе феврале огромные глыбы льда отламываются от Антарктиды и дрейфуют по океану.

В океане существуют Муссонное, Южное Пассатное течения, течение Западных Ветров, Мыса Игольного, Сомалийское, Мозамбикское. В южной части океана поверхностные течения сходны с течениями той же широтной области Тихого океана.

Органический мир здесь сходен с Тихим океаном. Из млекопитающих можно встретить дельфина, кашалота, кита, котика и морского слона. Множество разнообразных рыб, как акула, анчоус, летучая рыба, меч-рыба, скумбрия, тунец, парусник и другие. Живут морские змеи, черепахи, лилии, звёзды, а так же осьминоги. Из птиц можно встретить альбатроса, пингвина, фаэтона.

Большинство океанских впадин образовалось в мезозое-кайнозое за счет раздвигания континентов, что еще в начале XX века  предполагал А. Вегенер. По данным глубоководного бурения и  палеомагнетизма, Атлантический океан начал формироваться в средней юре Индийский — в поздней юре, Северный Ледовитый океан — в раннем мелу Тихий океан развивается, по крайней мере, с палеозоя,  возможно, и с более раннего времени (В. Е. Хаин, М. Г. Ломизе). Ложе океанов расположено на глубинах 4-6 км (средняя  глубина океанов — 3700 м). Для него характерны океанический тип коры мощностью 5-10 км с отсутствием гранитного слоя. Наиболее крупными структурно-орографическими формами ложа океанов являются срединно-океанские хребты и абиссальные котловины.

Срединно-океанские хребты — гигантские формы земной коры линейного простирания. Над соседними котловинами они  возвышаются на 2-3 км. Вершины хребтов выходят из-под уровня моря, образуя отдельные острова и архипелаги, в большинстве случаев вулканического происхождения. Частью Срединно-Атлантического хребта является о-в Исландия. Срединно-океанские хребты разных океанов, соединяясь, образуют единую планетарную систему  поднятий океанского дна общей протяженностью около 60 тыс. км. Это крупные сейсмически и вулканически активные области на Земле. Они образовались в результате внедрения больших масс  глубинного вещества в процессе расширения, или спрединга, океанского дна. Хребты расположены или в центральной части океанов, или смещены к континенту, иногда подходят к его краю и под него, как Восточно-Тихоокеанский хребет в районе Калифорнийского залива или хребет Гаккеля в море Лаптевых. По морфологии выделяются два типа срединно-океанских хребтов — атлантический и тихоокеанский.

Хребты атлантического типа — относительно узкие (менее 100 км), имеют крутые расчлененные склоны, хорошо развитую в осевой части долину, или рифтовую долину (рис. 17.11 I). Глубина ее составляет 2000-3000 м, а местами увеличивается до 4000 м. Ширина — всего первые километры. Склоны долины ступенчатые, сбросовые. На дне выделяются зияющие трещины, отдельные поднятия, цепи вулканов высотой 200-500 м, окруженные полями и потоками базальтовых лав. В рифтовых долинах  происходит подъем горячего мантийного материала, главным образом базальтовой магмы, вызывающего раздвигание коры по обе стороны рифта. В Северной Атлантике раздвигание происходит в настоящее время со скоростью 2-3 см/год. К рифтовым долинам приурочены очаги землетрясений. Местами ярко выражена современная  гидротермальная активность (см. ниже).

Срединно-океанские поднятия тихоокеанского типа более  широкие (500-900 км и более), имеют пологие склоны и менее  изрезанный рельеф осевой зоны (см. рис. 17.11 II), причем рифтовая долина отсутствует, а вместо нее выделяется осевое горстовое поднятие, в центре которого присутствует рифтовая трещина, или цепочка вулканов и вулканических гряд. Высота осевого поднятия достигает 1000 м. Раздвижение происходит со скоростью до 36 см/год. Помимо Восточно- и Южно-Тихоокеанского хребтов к этому типу относятся Австрало-Антарктический хребет и некоторые другие. Поперечные разломы с особым сдвиговым (трансформным) характером крыльев пересекают срединно-океанские хребты через каждые 200-300 км (рис. 17.12). При этом в плане рифтовая долина сдвинута по разломам на 20-50, а иногда до 300 км и более (рис. 17.13). В зонах разломов долина имеет максимальную глубину. Сами разломы представляют собой впадины шириной 15-25 км, зияющие трещины, троги глубиной 0,5-1,5 км или более (рис. 17.13, 17.14). По некоторым разломам выработаны уступы, протягиваются приразломные хребты, у подножия которых наблюдаются  обвальные массы, имеются вулканические постройки. Наиболее крупные трансформные разломы длиной несколько тысяч километров  пересекают не только срединно-океанские хребты, но и прилежащие океанские котловины, а иногда уходят в пределы континентов. Примерами таких разломов являются Мендосино, Меррей, Клиппертон, Галапагосский и др. в Тихом океане (см. рис. 17.12), Чарли-Гиббс, Романш, Вима, Кейн и др. в Атлантическом, Шпицбергенский и др. в Северном Ледовитом океане.

Океанские котловины занимают большую часть площади ложа океанов. Их дно лежит на глубине от 3500 до 5000 м и более. Это глубокие, или абиссальные, котловины. К ним относятся Западно- Австралийская, Центрально-Индийская, Гвианская, Бразильская, Аргентинская и др. котловины (рис. 17.15). Дно их на участках, прилежащих к континентальным склонам, совершенно плоское, покрыто глубоководными осадками  мощностью от 100-500 м и больше. Их возраст — от среднеюрского до современного. По мере удаления от континентов и сокращения мощности осадков дно абиссальных котловин становится  холмистым из-за множества (в Тихом океане до 3 млн) рассеянных холмов (рис. 17.16). Это выступы поверхности дна высотой от 50 до 500 м, основания которых в плане имеют или округлую, или вытянутую форму.  Величина поперечника таких холмов — от сотни метров до нескольких километров, высота — 100-200 м. С глубиной количество холмов увеличивается. Это первичный океанический рельеф, не имеющий аналогов на суше. Предполагается, что холмы представляют собой либо мелкие лакколиты, либо небольшие вулканы или шлаковые конусы, перекрытые осадками. Многие из них возникли вдоль разломов. Океанские котловины разделяются многочисленными  тектоническими поднятиями, контролирующими цепи вулканов.  Вулканические поднятия или отдельные щитовые вулканы выходят на поверхность, образуя одноименные острова или архипелаги. К ним относятся Бермудское, Канарское, Азорское, Исландское и др.в Атлантическом океане, Маркизское Австралийское, Пасхи и др. в Тихом океане, Мальдивское в Индийском и многие другие.  Некоторые современные вулканы, расположенные на линейно вытянутых подводных хребтах, также имеющих вулканическое происхождение, образуют цепочки, в которых возраст вулканов последовательно омолаживается (рис. 17.17). Для их образования привлекается теория «горячих точек» (Д. Уилсон и У. Морган), согласно которой литосферная плита движется над прожигающим ее потоком (плюмом), восходящим из мантии, — горячей точкой. Примером является Гавайское поднятие с цепочками потухших и действующих вулканов, протягивающееся в Тихом океане более чем на 3500 км. Вулканическое происхождение имеют плосковершинные  возвышенности — гайоты (по фамилии первооткрывателя А. Гюйо), известные в Тихом и Атлантическом океанах. Их вершины  находятся от 100-200 до 1500-2000 м ниже уровня океана, а основания на глубине до 6000 м (рис. 17.18). Встречающаяся на их вершинах окатанная галька — следы  морской абразии, в результате которой верхние части вулканических конусов были разрушены. Морское дно между вулканами покрыто лавовыми потоками, длина некоторых достигает 100 км, а ширина до 10 км и более (район Гавайских островов). К тектоническим или вулканотектоническим поднятиям  относятся хребты, горы, гряды, валы линейной или овальной формы, плато разной высоты, погруженные на разные глубины. Это Китовый хребет, возвышенности Сьерра-Лионе, РиоТранде и др. в Атлантическом океане, хребты Кокосовый, Наска в Тихом океане, плато Кергелен, Маскаренский хребет в Индийском океане, хребты Менделеева,  Ломоносова в Северном Ледовитом океане и многие другие (рис. 17.19). В Тихом океане насчитывается более 5000 крупных подводных поднятий. Их высота от 500 до 5000 м. Некоторые поднятия имеют континентальную кору, являясь микроконтинентами,  отделившимися от материков блоками, возвышающимися в виде островов (о-в Мадагаскар, Новая Зеландия, Сейшельская банка и др.), другие не поднимаются выше уровня океана (Западный Австралийский хребет и др.). В тропических широтах на отдельных поднятиях масса  коралловых построек возвышаются островами (Мальдивский хребет) или образуют атоллы — замкнутые или разорванные кольца коралловых рифов с лагуной посредине. Образование атоллов объясняется, по гипотезе Ч. Дарвина, постепенным наращиванием коралловых рифов в процессе медленного погружения острова, чаще всего  вулканического генезиса, который они окружают кольцом. Помимо вулканических и тектонических форм на дне  абиссальных равнин существуют эрозионные формы — каналы, борозды, долины (рис. 17.20). Длина долин сотни километров, ширина 20-40 км, глубина 300-500 м. Наиболее протяженные (более 2 тыс. км) формы —  магистральные каналы — образованы донными, преимущественно холодными, плотностными абиссальными течениями, стекавшими с материковых склонов Гренландии и Антарктиды.

Полезные ископаемые континентальных окраин и ложа океана.

Дно шельфов покрыто осадками, которые являются  строительными материалами: пески, глины, илы. Окраины шельфов покрыты глауконитовыми песками, используемыми как строительный  материал и для удобрений. На многих шельфах, в верхних частях континентальных склонов а также подводных горах, в частности, атоллах в экваториальных областях Индийского, Атлантического и Тихого океанов, распространены фосфориты в виде конкреций или монолитных плит. Они образуются за счет фосфатизации первично карбонатных рифовых пород при участии организмов, содержащих фосфор. Благоприятными условиями для их формирования является подьем вод, богатых  органическим веществом, в верхние теплые океанические слои в процессе апвеллинга (от англ. up и well— хлынуть). На некоторых прибрежных участках шельфов восточной окраины Тихого океана запасы  фосфоритов оцениваются в сотни и миллионы тонн. Со срединно-океанскими поднятиями и рифтовыми зонами в их пределах связаны скопления массивных сульфидов. Они представляют собой продукт подводной гидротермальной  деятельности и приурочены к выходам действующих гидротермальных источников, нагретых до 250-400 °С. Вокруг последних образуются тумбообразные сооружения и холмы, башни, конусы, трубы высотой до 20 и диаметром до 30 м, сложенные кремнеземом и массивными скоплениями сульфидов (рис. 17.21). Гидротермальные источники называются «курильщиками» — черными, за то, что из жерл поднимаются облака взвесей,  содержащие Fe2+и Fe S, и «белыми», во взвеси которых преобладают S, Μη, Не, СН4 и др. Дно абиссальных котловин, а также склоны и вершины  некоторых поднятий во многих областях покрыты железо-марганцевыми конкрециями. Основная их масса сосредоточена на дне Тихого,  Индийского и Атлантического океанов, где выделяются поля развития конкреций (рис. 17.22). В некоторых районах поверхность дна покрыта конкрециями на 50 % (А. П. Лисицын, Г. Н. Батурин и др.), причем глубина их  распространения местами превышает 6000 м. Железисто-марганцевые корки покрывают породы и обломки лав. Их возраст — от тысячи до 30-40 млн лет. Помимо Fe и Μη конкреции содержат Ni, Си, Со, Mo, Zn, Pb, редкоземельные элементы. Происхождение конкреций типично осадочное, однако механизм их формирования до конца не выяснен. В их формировании участвуют гидрогенные, диагенетические и биогенные процессы. Рост железо-марганцевых конкреций продолжается и в настоящее время, а потенциальные их запасы на отдельных площадях оцениваются в миллиарды тонн.