Фізико-географічна та геологічна характеристика Індійського океану

Географічне положення і розміри. Індійський океан — третій за розміром басейн Світового океану, розташований переважно в Південній півкулі між берегами Африки, Азії, Австралії та Антарктиди, які є його природними межами. Лише на південному заході та південному сході, де Індійський океан широкими проходами сполучений з Атлантичним і Тихим океанами, межі умовно проводять від крайньої точки Африки — мису Голкового та мису Південного на острові Тасманія і далі до берегів Антарктиди, тобто по 20° сх. д. на заході та 147° сх. д.

На північному сході Індійський океан через Малаккську, Зондську і Торресову протоки сполучений з австрало-азійськими морями. Тут його межа проходить від крайньої північної точки Австралії — мису Йорк до гирла річки Бенебек на острові Нова Гвінея. Далі вона повертає на захід та північний захід уздовж Малих Зондських островів та островів Ява, Суматра і півострова Малакка.

Назву «Індійський» океанові дав португальський учений С. Мюнстер у своїй праці «Космографія» (1555 p.). Площа океану з морями 76,17 млн. км2, середня глибина 3711 м., максимальна — 7209 м., об'єм води 282,7 млн. км3. У найширшому місці океан простягається з заходу на схід від бухти Лінді до Торресової протоки по 10° пд. ш. на 11900 км., а з півночі на південь по 60" сх. д. від мису Рас-Джадді до берегів Антарктиди на 10200 км.

 

Індійський океан — це своєрідний басейн з лише йому притаманними рисами. По-перше, завдяки розташуванню більшої його частини в Південній півкулі для нього характерна меридіональна асиметрія циркуляцій вод. По-друге, тут відбувається класична мусонна циркуляція атмосфери. По-третє, на його берегах зародилася цивілізація, виникли перші на Землі держави. Сучасні расові та етнічні комплекси, що склалися на берегах океану, належать до кількох «світів», котрі хоч і взаємодіють між собою, але все ж таки дуже відрізняються своїми історичними рисами та господарсько-культурними типами. Тому океан привертав і привертає до себе увагу багатьох дослідників.

Острови. Островів в Індійському океані мало. Зосереджені вони переважно в західній частині та поділяються на три генетичні типи: материкові, вулканічні й коралові. До материкових належать найбільші — Мадагаскар, Шрі-Ланка, Великі Зондські, а також Сокотра, Куріа-Муріа, Масіра та ланцюг дрібних островів уздовж берегів Аравії, Індокитаю та Західної Австралії. Більша частина материкових островів — це вапнякові плато на давніх докембрійських гранітах. Але, крім них, є гористі, складені докембрійськими породами. Особливу будову мають Сейшельські острови. Це єдині споруди в межах ложа океану, складені гранітами.

Моря. Через слабке розчленування узбережжя в Індійському океані мало морів і заток. На півночі знаходяться лише два моря — Червоне та Аравійське, а також чотири великі затоки — Аденська, Оманська, Перська та Бенгальська. На сході розмістилися крайові моря — Андаманське, Тіморське, Арафурське і затока Карпентарія. Південні береги Австралії омиваються водами Великої затоки.

Уздовж берегів Антарктиди умовно визначають моря: Рісер-Ларсена, Космонавтів, Співдружності, Дейвіса, Моусона, Д'Юрвіля.

3а характером будови западина Індійського океану поділяється на чотири частини: підводні окраїни материків, перехідні зони, серединно-океанічні хребти та ложе.

Згідно з сучасними уявленнями про походження материків і океанів, що базуються на теорії літосферних плит, Індійський океан почав утворюватися на початку мезозойської ери після того, як розколовся на окремі частини палеозойський материк Гондвана. Фундамент сучасних материків Південної півкулі — Африки, Антарктиди, Південної Америки, а також півострова Індостан — це частини давнього материка Гондвани. Спочатку материки розходилися дуже повільно. Причому Австралія та Антарктида ще були одним масивом. Минули десятки мільйонів років, а ширина Індійського океану була не більшою, ніж сучасне Червоне море. І тільки наприкінці мезозойської ери вже існував справжній океан, який омивав західні береги.на той час єдиного Австрало-Антарктичного материка. Цей материк проіснував ще з десяток мільйонів років, поки розколовся на дві частини. І після цього Антарктида порівняно швидко відійшла на південь.

Дно Індійського океану — це типова кора океанічного типу, яка складається з трьох шарів: зверху — осади і слабо ущільнені осадові породи; нижче — осадові й вулканогенні породи; ще нижче — базальтовий шар.

Верхній шар складається з пухких осадів. Потужність їх змінюється від кількох десятків метрів до 200 мм., а поблизу материків — до 1,5—2,5 км.

Середній шар значно ущільнений, складається переважно з осадових порід і має потужність від 1 до 3 км./p>

Нижній (базальтовий) шар складається з океанічного базальту і має потужність 4—6 км.

 

Цікавою особливістю земної кори Індійського океану є те, що в ній містяться ділянки материкової кори, тобто кори з гранітним шаром. Вони виходять на поверхню океану у вигляді островів Сейшельських, Маскаренських, Кергелен і, можливо, Мальдівських. У межах цих, як кажуть морські геологи, мікроконтинентів потужність земної кори збільшується до 30 — 35 км.

На дні Індійського океану Серединно-індійський хребет розділяється на три частини: Аравійсько-індійський, Західно-індійський та Центрально-індійський. Останній переходить в Австрало-Антарктичне підняття. Всі хребти мають добре виражені рифтові долини, тут активні вулканічні й сейсмічні явища. Східно-індійський хребет, який простягається майже в меридіональному напрямі від Бенгальської затоки до Австрало-Антарктичного підняття, не має рифової долини, складений горстовими блоками магматичних порід, що зверху вкриті осадовими породами кайнозойської ери. Утворення і розвиток цього хребта остаточно не вивчені.

З дна рифтових долин учені підняли збагачені на кремній базальти, габро, дуніти, серпентиніти, перидотити і хроміти, що вважаються речовиною мантії.

Зондський жолоб глибиною понад 7700 м. схожий і походженням, і характеристиками на жолоби Тихого океану.

Рельєф. Материкові окраїни майже скрізь виражені досить чітко. Береги материків облямовує вузька смуга шельфу. Лише в Перській затоці, поблизу берегів Пакистану, Західної Індії, а також у Бенгальській затоці, в Андаманському, Тіморському та Арафурському морях шельф розширюється до 300—350 км, а в затоці Карпентарія — до 700 км. Монотонність рельєфу цих ділянок порушується кораловими спорудами та затопленими річковими долинами.

На глибині 100—200 м. утворюється крутий материковий схил, розчленований вузькими глибокими каньйонами, що починаються здебільшого в гирлах річок. Особливо багато їх на африканському схилі вздовж Кенії та Сомалі. Нерідко каньйони розгалужуються на кілька рукавів, через які виноситься річковий намул. Осідаючи біля підніжжя схилу, намул утворює величезні підводні дельти, що зливаються в нахилену акумулятивну рівнину. Особливо великі конуси сформувалися в пригирлових частинах Гангу та Інду.

Австралійський схил на відміну від африканського більший і ускладнений кількома плато — Ексмут, Натураліста, Кюв'є та ін.

Перехідна зона виражена лише на північному сході. Тут знаходиться улоговина Андаманського моря, внутрішня острівна дуга Зондського архіпелагу, паралельний до дуги крутий підводний хребет, що включає Андаманські й Нікобарські острови, та глибоководний Зондський жолоб, що простягається на 4000 км. уздовж островів Ява й Суматра від малих Зондських островів до узбережжя М'янми (Бірми). В цьому жолобі максимальна глибина Індійського океану — 7729 м. Для перехідної зони характерні виверження і вулканізм. У Зондській затоці знаходяться острів і вулкан Кракатау, який став всесвітньо відомим внаслідок його катастрофічного вибуху в серпні 1883 р.

Серединний хребет — одна з визначних форм рельєфу дна. Загальна довжина серединно-океанічних хребтів близько 20 000 км., ширина — від 150 до 1000 км., висота — від 2,5 до 4,0 км.

Важлива особливість рифтових зон Серединно-індійського хребта — їхні продовження на материках. У західній частині Аденської затоки зона розломів розгалужується на дві частини. Одне відгалуження прямує на північ у вигляді Червономорськогорифту, друге — повертає на захід, утворюючи систему східноафриканських розломів.

Серединний хребет поділяє ложе Індійського океану на три сегменти: Африканський, Азійсько-Австралійський та Антарктичний. У кожному з цих сегментів виявлено ряд інших хребтів. Так, посередині Азійсько-Австралійського сегмента над ложем океану здіймається високий Східно-індійський хребет, що прямолінійно простягнувся в меридіональному напрямі більш як на 5000 км. Це система вузьких горстів з плоскими вершинами. До нього на півдні прилягає широтний Західно-Австралійський хребет. Це також горст, але асиметричний, з положистим північним і крутим південним схилами. Глибина води над найвищою його точкою лише 563 м. У північній частині сегмента знаходиться Мальдівський хребет, що складається з серії платоподібних неглибоких банок із кораловими рифами.

В Антарктичному сегменті вирізняється хребет Кергелен з підводними вулканами. Один із масивів цього хребта утворює базальтовий острів Кергелен.

В Африканському сегменті найвищі Мадагаскарський та Маскаренський хребти. Крім того, тут виокремлюють плато Агульяс, хребти Чейн, Амірантський та Мозамбіцький.

Ложе океану системою підводних хребтів поділено на великі улоговини. Найважливіші з них — Центральна, Західно-Австралійська, Південно-Австралійська, Австрало-Антарктична, Мадагаскарська, Маскаренська, Мозамбіцька, Сомалійська, Аравійська. Є ще ряд менших, а всього в океані 24 улоговини.

Рельєф дна улоговин різний. Його складають переважно абісально-горбисті рівнини, серед яких вирізняються групи підводних гір. В окремих улоговинах рівнини хвилясто-горбисті, як-от рівнина Агульяс. Плоскими абісальними рівнинами можна вважати Аравійську та Центральну улоговини, заповнені наносами річок Інд та Ганг.

У багатьох улоговинах над дном здіймаються окремі підводні гори: Афанасія Нікітіна, Бардіна, Курчатова та ін.

Клімат. У північній частині океану вирішальну роль у формуванні циркуляції атмосфери і кліматичних особливостей відіграє велетенський масив суходолу, що оточує океан з півночі. Нерівномірне прогрівання води й суходолу сприяє утворенню сезонних баричних систем, які породжують мусонну циркуляцію. Провідну роль у формуванні сезонних вітрів відіграє Південна й Південно-Східна Азія. Сюди не заходять циклони, тут рідко змінюється температура повітря, що властиве тропічним широтам.

У січні зона найвищої температури повітря розміщується на південь від екватора. Євразійський материк в цей час сильно охолоджується, і над ним формується область високого тиску. Над океаном установлюється низький тиск. Контрасти температури і тиску є причиною формування північно-східного мусону. Зимовий мусон значно слабший від літнього. Середня його швидкість становить 2— 4 м/с. Це зумовлено тим, що гірські хребти Гімалаїв та Іранського нагір'я затримують холодне повітря з півночі та обмежують розвиток північно-східного вітру.

Навесні суходіл швидко нагрівається, і вже у травні — червні температура повітря досягає +40 °С. Тут встановлюється зона низького тиску, завдяки чому влітку повітря рухається з моря. Південно-східний пасат, перетнувши екватор і потрапивши в зону цієї області, повертає праворуч, поступово підсилюється і перетворюється в південно-західний мусон. Цей порівняно стійкий і сильний вітер, що має швидкість 8—10 м/с, в Аравійському морі іноді стає штормовим. Підсиленню літнього мусону сприяють також Гімалаї, які змушують вологе повітря підніматись. При цьому вивільнюється дуже багато прихованої теплоти від пароутворення, яка й витрачається на підтримку мусонної циркуляції.

Літній мусон починається в червні — липні, приносячи в Індію велику хмарність, грози, штормові вітри. Його запізнення або послаблення викликає в Індії посуху, а надмірні опади призводять до катастрофічних повеней.

Вплив Африканського континенту на розвиток мусонів позначається на відстані 800 км. Завдяки сукупній дії Азії та Африки мусонами охоплюється акваторія Аравійського моря і частина приекваторної зони океану.

Отож, у північній частині океану є два основні сезони: тепла і тиха зима з ясним небом і слабким північно-східним мусоном та вологе, хмарне, дощове літо з сильними штормами. Це класична область тропічних мусонів.

Зовсім інша циркуляція атмосфери над рештою акваторії океану. На північ від 10° пд. ш. переважає південно-східний пасат, який дме від субтропічної області високого тиску до екваторіальної депресії. Далі на південь від індійського максимуму між 40 і 55° пд. ш. дмуть сильні західні вітри помірних широт. Середня швидкість їх 8—14 м/с, але досить часто вони переростають у шторми.

Однією з важливих особливостей атмосферної циркуляції є постійні західні вітри в екваторіальній зоні східної частини океану. Як вважають учені, ці вітри виникають під дією баричного мінімуму, що панує над островами Індонезії.

Індійському океанові властиві тропічні циклони. Зароджуються вони найчастіше в Аравійському морі в період міжсезоння, коли тиха поверхня води прогрівається до +30 °С.

Рухаючись на північ до берегів Індії, Пакистану та Бангладеш, вони спричинюють великі руйнування і людські жертви. Катастрофічні наслідки мав ураган у листопаді 1970 p., від якого загинуло 300 тис. осіб. Такі урагани, але вдвоє рідше, зароджуються в Бенгальській затоці біля Маскаренських островів та на північному узбережжі Австралії.

Повітря найінтенсивніше нагрівається в екваторіально-тропічній зоні, де середньомісячні температури досягають +27, +32 °С, а на півночі Аравійського моря та в Бенгальській затоці — +40 °С. Повітря тут на 0,5—1,0 °С завжди холодніше від води і лише у місцях апвелінгу тепліше.

У високих широтах температура повітря знижується, зосібна в узбережній зоні Антарктиди до -50 °С.

Абсолютна вологість повітря відповідає розподілові температури. Найбільші середньомісячні величини (32—34 мб.) характерні для північної частини Аравійського моря та Бенгальської затоки, найменші — для приантарктичної зони.

Відносна вологість не буває нижчою 60% і не перевищує 85%, окрім районів Антарктиди, де вона завжди вища 90%. Райони з перенасиченим повітрям є одночасно районами частих туманів.

Хмарність і опади над океаном залежать від розвитку конвекції та фронтальних зон. Значна хмарність розвивається у внутрішньотропічній зоні конвекції. Разом із купчасто-дощовими хмарами, що досягають висоти 16 км, тут розвиваються шарувато-купчасті та високо купчасті хмари. Останні часто вишиковуються в окремі пасма на сотні кілометрів. Опади бувають у вигляді короткочасних злив і становлять у середньому 2000—3000 мм. на рік.

 

У зоні пасатів і північно-східних мусонів розвиток хмарності на висоті 1—2 км. обмежується шаром інверсії. Тут типові слаборозвинені купчасті хмари гарної погоди. Опадів мало. Поблизу берегів Аравії у Червоному морі та Перській затоці вони не перевищують 100 мм. на рік. Зовсім інша хмарність формується над холодною Західно-Австралійською течією, де замість купчастих хмар над поверхнею води нависають густі шарувато-купчасті хмари без опадів. Випаровування в цих зонах перевищує опади на 500—1000 мм.

У помірних і високих широтах хмарність різко збільшується, розвиваються як фронтальні, так і конвекційні хмари, що дають опади протягом усього року. їхня кількість не перевищує 1000—2000 мм. Попри сильні вітри, випаровування в помірному поясі незначне, бо повітря насичене вологою достатньо. Опади приблизно на 500— 1000 мм. перевищують випаровування.

Гідрологічні особливості. Рух води на поверхні Індійського океану зумовлюється дією вітру, а на великій глибині — нерівномірним розподілом густини. Через те, що поверхневі води головним чином переміщуються в напрямі вітрових систем, в океані чітко вирізняються три великомасштабні циркуляції: мусонний кругообіг, південний субтропічний антициклональний та Антарктична Циркумполярна течія. Останні дві системи подібні до відповідних систем інших океанів, але південний субтропічний антициклональний кругообіг відрізняється від тихоокеанського та атлантичного тим, що в ньому немає чітко вираженої східної ланки вздовж берегів Австралії. Водночас його західна ланка — течія Мису Голкового — найсильніша з подібних течій Південної півкулі. Середня швидкість її 1 м/с, а місцями досягає 2 м/с.

Складовою субтропічного антициклонального кругообігу на півночі є Південна Пасатна течія, що зароджується на півдні острова Ява та несе води з Тіморського моря і Зондської протоки до берегів Африки. На підході до острова Мадагаскар вона роздвоюється. Більша частина потоку продовжує рух на захід, а менша — повертає на південь уздовж східного берега Мадагаскару. Поблизу берегів Південної Африки вона зливається з Мозамбіцькою течією та дає початок течії Мису Голкового. Остання являє собою вузький потік блакитної води, що досягає крайньої південної точки Африки.

Зустрівшись із зеленими водами Антарктичної Циркумполярної течії, ця течія повертає назад, утворюючи Агульяську зворотну течію. В такий спосіб на півдні Африки формується невеликий антициклональний вихор шириною близько 300 км. При злитті Агульяської течії з північним струменем Антарктичної Циркумполярної течії виникає помітно виражений субантарктичний фронт.

Окремий самостійний вихор, що структурно належить до субтропічного кругообігу, утворюється у Великій Австралійській затоці.

Досить складна циркуляція в північній частині океану, де переважають мусонні вітри. Під час південно-західного мусону води рухаються за годинниковою стрілкою. Мусонний кругообіг утворюють три основні течії: Південна Пасатна, Сомалійська та Мусонна. Під час південно-східного мусону океанічна циркуляція виражена слабше, і рух води здійснюється проти годинникової стрілки. На північ від екватора розвивається мусонна течія на захід, яка поблизу берегів Сомалі повертає на південь. Між екватором і 8° пд. ш. через увесь океан формується Міжпасатна протитечія.

Загальний малюнок циркуляції води на поверхні океану зберігається до глибини 200 м з деякими незначними змінами, пов'язаними з дрейфом течій.

 

У підповерхневих шарах екваторіальних широт вода постійно рухається на схід у вигляді підповерхневої Екваторіальної протитечії, відкритої 1959 р.

На глибинах 1000—2000 м. циркуляція води змінюється з широтного напрямку на меридіональний. Характер її руху залежить від рельєфу дна. В Африканському секторі води переміщуються на північ уздовж західних схилів улоговин, а в зворотному напрямі — уздовж східних. В Азійсько-Австралійському секторі додатні форми рельєфу дна сприяють розвиткові циклонічних кругообігів і закрутів. У від'ємних формах розвиваються антициклонічні кругообіги.

У водному балансі Індійського океану головне значення має водообмін з Атлантичним і Тихим океанами.

Майже 6 млн. км3 води на рік потрапляє в Індійський океан з Атлантики і трохи менше витікає через Антарктичну течію в Тихий океан. Випаровування перевищує опади. Ці компоненти водного балансу становлять відповідно 115 400 і 84 000 км3 на рік, тому в багатьох місцях солоність вод підвищена. Річковий стік із материків — 6000 км3 на рік. Ще менше вологи (540 км3) надходить від материкових льодів.

Водні маси формуються на поверхні океану або прибувають з інших місць. У процесі безпосереднього обміну енергії та речовини між океаном та атмосферою в шарі води завтовшки 200—300 м відповідно до особливостей розвитку планетарних процесів формуються поверхневі води. їхні динаміка і фізико — хімічні властивості мають широтну зональність.

Підповерхневі води формуються в полярних широтах завдяки зануренню переохолоджених поверхневих вод, а в тропічних районах — у процесі занурення високомінералізованих вод, що утворюються при великому випаровуванні. Осередком формування підповерхневих вод є також Аравійське море.

Проміжні води формуються в зоні південного фронту з поверхневих вод Антарктиди. Малосолоні й холодні води, занурюючись під тепліші та солоніші, рухаються на північ майже до 10° пн. ш., несучи з собою високу концентрацію кисню, фосфатів, нітратів, органічних форм фосфору і азоту та інших мінеральних речовин. На глибині 500—1000 м. ці води стикаються з солонішими червоно морсько-аравійськими водами з високою концентрацією фосфатів і нітратів та малим вмістом кисню. Між 5° пн. ш. та 10° пд. ш. відбуваються взаємодія й перемішування цих вод із проміжними водами моря Банда. Виникає нова водна маса.

Глибинні води залягають нижче 1000 м. від поверхні. Вважається, що вони формуються в північних широтах Атлантики, а проникають в Індійський океан з Атлантичного через широкий прохід між Африкою та Антарктидою на північ від полярного фронту. Розтікаючись по всьому океану, вони трохи змінюють свої властивості і такими потрапляють у Тихий океан.

Придонні водні маси приносяться з Антарктичною Циркумполярною течією з Атлантичного океану або формуються на шельфах Індоокеанського сектора Антарктиди. Важкі холодні й солоні води опускаються материковим схилом на дно і, переливаючись через низькі пороги серединно-океанічних хребтів, прямують на північ майже до берегів Азії.

Температурні властивості води підпорядковані тим самим законам широтної зональності, що й температура повітря. Середні багаторічні температури води поступово знижуються від екватора до високих широт. Найхолодніші води поблизу берегів Антарктиди (-1,8 °С), найтепліші (+28 °С) обіймають великі простори вздовж екватора. Найвищі температури мають напівзамкнуті акваторії Перської затоки (+34 °С) та Червоного моря (+31 °С). Досить теплі (+30 °С) водні маси Аравійського моря та Бенгальської затоки.

 

Широтний розподіл температури порушується в районі Сомалійського та Аравійського півостровів, де напрям ізотерм паралельний до берегової лінії. Ця аномалія спричинена підняттям глибинних вод під дією південно-західних вітрів, що дмуть уздовж берегів.

Солоність вод залежить від співвідношення опадів і випаровування. У Південній півкулі субтропічній області підвищеного атмосферного тиску відповідає замкнена область підвищеної солоності (35,8%). У Північній півкулі, особливо в північно-західній частині Аравійського моря, де випаровування перевищує кількість опадів і величину стоку на 2500 мм., солоність досягає 36,5%, а в напівзамкнених водоймах — понад 40%. Між цими областями високої солоності лежить простора екваторіальна область меншої солоності (34,5%), до якої на північному сході прилягає частина тропічного поясу також малої солоності. Найменша солоність (31,5%) у Бенгальській затоці.

Ще один район малої солоності — Антарктида. Під час танення морської криги та айсбергів солоність на поверхні знижується до 33,7%.

Важливими фізичними характеристиками води є також її прозорість і колір. Найпрозоріші води у південній субтропічній області. Між 20 і 36° пд. ш. ця область досягає 20—40 м. Місцями — навіть 50 м. Це район блакитної води без рослинності. На північ і південь від нього прозорість зменшується, а колір набуває зеленуватого відтінку. Зелений колір, як правило, ознака органічного життя.

Органічний світ. У тропічних областях поширені одноклітинні водорості триходисмії. Вони настільки інтенсивно розвиваються, що викликають помутніння води і зміну її кольору. Крім того, в океані багато організмів, що світяться вночі. Це деякі медузи, гребінники та ін. Звичні тут яскраво забарвлені сифонофори, в тому числі отруйна фізалія. У помірних широтах поширені копеподи, діатомеї та ін.

В Індійському океані три області планктонних водоростей. Перша з них охоплює всю акваторію Аравійського моря, Бенгальську затоку та Андаманське море. У кожній з цих водойм розподіл фітопланктону досить складний. Друга область обіймає зону спливання глибинних вод, що простяглася через увесь океан між 5° і 8° пд. ш. і пов'язана з Міжпасатною протитечією. Третя область — це води Антарктиди, серед яких особливою продуктивністю характеризується зона зіткнення теплих і холодних вод.

Між областями високої продуктивності знаходяться дві області низької продуктивності (пустелі). Перша займає вузьку смугу в північній частині океану, в зоні конвергенції, друга — майже всю центральну частину океану в межах антициклонального кругообігу. Біомаса фітопланктону коливається від 0,1 мг/м3 у водних пустелях до 2175 мг/м3 поблизу острова Ява. Основна роль у формуванні біомаси належить діатомовим водоростям.

Розподіл зоопланктону залежить від кормової бази. Більша його частина, а надто поверхневого, споживає фітопланктон, тому в його розподілі є така сама закономірність, як і в розвитку фітопланктону. Найбільше зоопланктону у водах Антарктиди, Міжпасатної протитечії, Аравійського та Андаманського морів та Бенгальської затоки.

Розподіл бентосу в загальних рисах нагадує розподіл планктону. Водночас він відрізняється кількістю і якісним складом, що найвідчутніше виявляється в узбережній смузі. Фітобентос тропічних областей характеризується буйним розвитком бурих (саргасових, турбінарій) та зелених (каулерпа) водоростей. Пишно розвиваються вапнякові водорості — літотамнії та халімеда. Вони разом із коралами беруть участь у формуванні рифових споруд. Особливий фітоценоз утворюється в прибережній зоні з мангровими заростями. У помірних широтах найбільш поширені червоні (порфіра, гелідіум) та бурі водорості, переважно з групи фукусових і ламінарій.

Зообентос представлений різними молюсками, вапняковими та кремнієвими губками, голкошкірими (їжаки, морські зірки, офіури, голотурії), численними ракоподібними, гідроїдами,мшанками, кораловими поліпами.

Для тропічної зони характерні дуже бідні та дуже багаті на органічний світ ділянки. Піщані пляжі материків та островів, що добре прогріваються сонцем, але бідні органічними речовинами, заселені надзвичайно бідною фауною. Також бідний бентос мулистих ділянок лагун і гирл річок через застій води і розвиток анаеробних процесів. Водночас у мангрових заростях біомаса бентосу досягає максимальних величин (до 5—8 кг/м2). Дуже висока біомаса коралових рифів. На ділянках, де коралів і супутньої їм фауни коралобіонтів немає, біомаса бентосу порівняно мала (3 г/м2).

Біомаса зообентосу тропічних широт становить у середньому 10— 15 г/м2, фітобентосу — значно більша. Саргасові й червоні водорості подекуди дають 20 кг., а морські трави — від 3 до 7 кг. біомаси з 1 м2_.

Важлива роль у формуванні життєвих угруповань Індійського океану належить нектонові — рибам, кальмарам, китоподібним і деяким іншим групам океанічних тварин. Розподіл нектонних тварин підпорядковується широтній і циркумконтинентальній зональності, а райони, багаті на рибу, кальмари й китоподібні, розташовані в біопродуктивних областях. Найбільше нектонних тварин не поблизу берегів і не в зоні апвелінгу чи дивергенції, а на деякій відстані від них. Це пояснюється тим, що в зонах спливання глибинних вод відбувається максимальне зародження фітопланктону, а основна його маса зноситься течією і тут поїдається молоддю зоопланктону. Ще далі за течією зміщується максимальна кількість хижих форм зоопланктону. Така сама тенденція характерна і для нектону. В малопродуктивних районах відкритого океану чисельність риб і кальмарів різко падає. Китоподібних (кашалотів, грандів, дельфінів) також дуже мало.