Андаманское море простирается с Севера на Юг на 1200 км, от дельты реки Иравади (Бирма) до северного побережья острова Суматра и примыкающего к Андаманскому морю Малаккского пролива и с востока на запад на 650 км, от полуострова Малакка до Андаманско-Никобарского хребта.
За мелководными шельфами морское дно быстро понижается, переходя в большую Центральную котловину и две меньшие по размерам — северную и южную. Глубина каждой из них более 2000 м.
Наибольшая известная глубина (4180 м) находится у южной границы котловины, 150 км к востоку от острова Кар-Никобар. Котловины пересекает протянувшаяся с севера на юг вулканическая дуга островов, в том числе острова Барен и Наркондам, и подводных гор. много подводных гор также к востоку от вулканической дуги.
Полуостров Малакка поднялся над уровнем моря 150 млн. лет назад в юрский период; возможно, он мог подняться на некоторое время и в девонский период, т. е. 400 млн. лет назад Платформа Мьеи (Мергуи) является продолжением Зондского шельфа, ставшего пенепленом в конце третичного периода и затопленного в результате последнего повышения уровня моря в период позднего плейстоцена. Большая часть архипелага Мьей (Мергуи) представляет собой останцы раннемезозойских гранитов, уцелевшие от разрушения в результате эрозии в большей степени, чем осадочные породы раннего палеозоя, встречающиеся наряду с гранитами Мергуи вдоль бирманского побережья полуострова Малакка. Современные осадки платформы Мьей (Мергуи) представляют собой тонкий прерывистый подвижный покров из песка, образовавшегося из гранитов Мергуи. Муссонный характер атмосферной циркуляции препятствует стабильному отложению осадков на платформе.
Андаманско - никобарский хребет
Считается, что Андаманско - никобарский хребет первоначально образовался как отдельный физиографический район с начальным вздыманием Андаманско-Никобарского хребта более 600 млн.лет назад. Серпентинит мелового возраста и связанные с ним глубоководные кремнистые породы с радиоляриями являются самыми древними горными породами, обнаруженными на Андаманских и Никобарских островах, и представляют ассоциацию пород, характерную для начального этапа эволюции островных дуг. Последовательность горных пород раннетретичного возраста, лежащих на серпентините и кремнистых сланцах, позволяет заключить, что хребет впервые поднялся над уровнем моря около 20 млн. лет назад. Породы, перекрывающие раннетретичаые осадки, возможно, имеют возраст немного более миллиона лет и представляют собой коралловые известняки и пески, отложившиеся на мелководных участках. Эти осадки указывают по крайней мере на одно погружение и одно поднятие, наблюдавшиеся в плейстоцене. В настоящее время Андаманские и Никобарские острова окружены коралловыми рифами.
Вулканическая дуга.
К внутренней дуге активного вулканизма принадлежат острова Баррен и Наркондам, продолжением которых в южном направлении являются подводные горы, соединяющиеся с вулканами острова Суматра. Образцы пород с этих подводных гор были недавно подняты и исследованы экспедицией на судне «Пайонир». В северном направлении вулканические образования продолжаются под дельтой реки Иравади на глубине 250 м под толщей осадков. Последнее извержение вулкана на острове Баррен относится к 1852 г., но до сих пор вулкан дымится и временами изливает лаву.
Дельты рек Иравади и Салуин.
Реки Иравади и Салуин, относящиеся к крупнейшим рекам мира, выносят в Андаманское море огромное количество наносов. Так, ежегодный вынос наносов реки Иравади 250 млн. т. Дельта Иравади продвигается в Андаманское море со скоростью 5 км/100 лет, а скорость выдвижения в море залива Моутама (Мартабан) (при глубине 40 м) 55 км/100 лет.
Полагают, что река Иравади впадает в Андаманское море в течение более длительного времени, чем река Салуин, которая ранее могла быть притоком существующей и в настоящее время реки Пинг, впадающей в Сиамский залив. Возможно, река Салуин менее чем миллион лет назад изменила направление в результате тектонических движений, завершивших образование Гималайских гор.
Разветвленная система каналов на дне зал. Моутама (Мартабан) могла образоваться во время осушения этого участка при понижении уровня моря. Каналы широко распространены по всему Зондскому шельфу. Удивительно, что большое количество осадочного материала, выносимого в залив, не занесло систему каналов. Возможно, в настоящее время каналы служат для сброса мутьевых потоков реки Салуин, размывающих отложения дна и стекающих к центральной части ложа Андаманского моря.
Современные осадки дельт представляют собой бурые илы и глины с включениями и прожилками песка. По геофизическим данным, собранным экспедицией на "Пайонире" мощность осадков дельт значительно более 1000 м.
Глуооководные котловины.
В настоящее время в центральной котловине накапливаются тонкозернистые глины оливково-зеленого цвета, а также пески и илы мутьевых потоков. Андаманское море является интересным примером активно образующейся геосинклинали, которая заполняется с одного конца и только незначительно по бокам.
Помимо подводных каналов залИВА Моутама (Мартабан), грубозернистый осадочный материал на дно Андаманского моря может поступать по каньонам, прорезающим склон платформы Мьей (Мергуи) и восточные склоны Андаманско-Никобарского хребта. Слои вулканического пепла были найдены в колонках осадков, взятых между островами Наркондам и Баррен.
Температура.
Температура поверхностного слоя Андаманского моря, расположенного в тропиках, изменяется по сезонам в незначительной степени. Летом максимальная средняя месячная температура достигает 30° С, зимой минимальная средняя месячная температура доходит до 27,5° С. С глубиной температура резко понижается —до 5° С на горизонте 2000 м. Ниже 2000 м. отмечается интересное региональное изменение температуры. Вблизи вулканической дуги средняя температура придонных вод равна примерно 5,25° С. На абиссальных участках, удаленных от вулканической дуги, средняя температура 4,95 Исследования теплового потока позволили изучить возможную взаимосвязь между вулканической активностью и термической аномалией.
Соленость.
В поверхностном слое Андаманского моря соленость значительно изменяется по сезонам. Огромный приток пресной воды из рек Иравади и Салуин а период юго-западного муссона (с июня по ноябрь) уменьшает соленость в северной части Андаманского моря примерно до 20 пром.
В этот период в юго-западной части Андаманского моря соленость равна примерно 33 пром. за сравнительно сухие зимний и весенний периоды распределение солености нормализуется, она изменяется примерно от 32 пром. на севере Андаманского моря (дельты рек Иравади и Салуин) до 33,5 пром в проливе Грейт-Чаннел. В центральной котловине соленость увеличивается с глубиной до максимальной величины примерно З5 пром. на горизонте около
1500 м.
Течения.
Тропические муссоны являются первичным фактором, определяющим циркуляцию вод Андаманского моря Большую часть года течения имеют северо-западное направление, воды движутся из Малаккского пролива в южную часть Андаманского моря со скоростью 1/3—2 узла. В остальное время направление течений изменяется вместе с изменением направления муссонов. Юго-западные муссоны (с июня по август) через проливы между Андаманскими и Никобарскими островами гонят в Андаманское море воды Бенгальского залива Течение в Малаккском проливе является самым слабым и идет вдоль берегов острова Суматра, при этом в пролив поступают воды Андаманского моря. В сентябре юго-восточный муссон начинает ослабевать, но высокий градиент плотности воды еще существует в северной части Андаманского моря обусловливая образование течений юго-западного направления. В ноябре над Андаманским морем устанавливается северо-восточный муссон, поддерживающий юго-западные течения в декабре-феврале. Наибольшие изменения направлений течений наблюдаются с марта по май, когда происходит изменение направления муссонов и когда вызванный распределением солености градиент плотности воды в северной части является самым незначительным. В июне опять преобладают юго-западные муссоны.
Средняя глубина Андаманского моря 870 м. На северо западе Андаманское море сообщается с Бенгальским заливом через множество проливов, наиболее крупными из которых являются:
1) проливы Северный Препарис, глубиной более 200 м, и Южный Препарис, разделенные островом Препарис.
2) пролив Десятого Градуса — между Андаманскими и Никобарскими островами, глубиной приблизительно 800 м.
3) пролив Грейт-Чаннел — между островами Большой Никобар и Суматра, глубиной 1800 м.
У северных берегов Андаманского моря находятся подводные дельты рек Иравади и Салуин, у восточных — платформа Мьей (Мергуи), имеющие ширину от берега до изобаты 200 м соответственно 200 и 170 км.
Наибольшая известная глубина (4180 м) находится у южной границы котловины, 150 км к востоку от острова Кар-Никобар. Котловины пересекает протянувшаяся с севера на юг вулканическая дуга островов, в том числе острова Барен и Наркондам, и подводных гор. много подводных гор также к востоку от вулканической дуги.
Осооенности и геологическая история.
Платформа Мьей (Мергуи)Полуостров Малакка поднялся над уровнем моря 150 млн. лет назад в юрский период; возможно, он мог подняться на некоторое время и в девонский период, т. е. 400 млн. лет назад Платформа Мьеи (Мергуи) является продолжением Зондского шельфа, ставшего пенепленом в конце третичного периода и затопленного в результате последнего повышения уровня моря в период позднего плейстоцена. Большая часть архипелага Мьей (Мергуи) представляет собой останцы раннемезозойских гранитов, уцелевшие от разрушения в результате эрозии в большей степени, чем осадочные породы раннего палеозоя, встречающиеся наряду с гранитами Мергуи вдоль бирманского побережья полуострова Малакка. Современные осадки платформы Мьей (Мергуи) представляют собой тонкий прерывистый подвижный покров из песка, образовавшегося из гранитов Мергуи. Муссонный характер атмосферной циркуляции препятствует стабильному отложению осадков на платформе.
Андаманско - никобарский хребет
Считается, что Андаманско - никобарский хребет первоначально образовался как отдельный физиографический район с начальным вздыманием Андаманско-Никобарского хребта более 600 млн.лет назад. Серпентинит мелового возраста и связанные с ним глубоководные кремнистые породы с радиоляриями являются самыми древними горными породами, обнаруженными на Андаманских и Никобарских островах, и представляют ассоциацию пород, характерную для начального этапа эволюции островных дуг. Последовательность горных пород раннетретичного возраста, лежащих на серпентините и кремнистых сланцах, позволяет заключить, что хребет впервые поднялся над уровнем моря около 20 млн. лет назад. Породы, перекрывающие раннетретичаые осадки, возможно, имеют возраст немного более миллиона лет и представляют собой коралловые известняки и пески, отложившиеся на мелководных участках. Эти осадки указывают по крайней мере на одно погружение и одно поднятие, наблюдавшиеся в плейстоцене. В настоящее время Андаманские и Никобарские острова окружены коралловыми рифами.
Вулканическая дуга.
К внутренней дуге активного вулканизма принадлежат острова Баррен и Наркондам, продолжением которых в южном направлении являются подводные горы, соединяющиеся с вулканами острова Суматра. Образцы пород с этих подводных гор были недавно подняты и исследованы экспедицией на судне «Пайонир». В северном направлении вулканические образования продолжаются под дельтой реки Иравади на глубине 250 м под толщей осадков. Последнее извержение вулкана на острове Баррен относится к 1852 г., но до сих пор вулкан дымится и временами изливает лаву.
Дельты рек Иравади и Салуин.
Реки Иравади и Салуин, относящиеся к крупнейшим рекам мира, выносят в Андаманское море огромное количество наносов. Так, ежегодный вынос наносов реки Иравади 250 млн. т. Дельта Иравади продвигается в Андаманское море со скоростью 5 км/100 лет, а скорость выдвижения в море залива Моутама (Мартабан) (при глубине 40 м) 55 км/100 лет.
Полагают, что река Иравади впадает в Андаманское море в течение более длительного времени, чем река Салуин, которая ранее могла быть притоком существующей и в настоящее время реки Пинг, впадающей в Сиамский залив. Возможно, река Салуин менее чем миллион лет назад изменила направление в результате тектонических движений, завершивших образование Гималайских гор.
Разветвленная система каналов на дне зал. Моутама (Мартабан) могла образоваться во время осушения этого участка при понижении уровня моря. Каналы широко распространены по всему Зондскому шельфу. Удивительно, что большое количество осадочного материала, выносимого в залив, не занесло систему каналов. Возможно, в настоящее время каналы служат для сброса мутьевых потоков реки Салуин, размывающих отложения дна и стекающих к центральной части ложа Андаманского моря.
Современные осадки дельт представляют собой бурые илы и глины с включениями и прожилками песка. По геофизическим данным, собранным экспедицией на "Пайонире" мощность осадков дельт значительно более 1000 м.
Глуооководные котловины.
В настоящее время в центральной котловине накапливаются тонкозернистые глины оливково-зеленого цвета, а также пески и илы мутьевых потоков. Андаманское море является интересным примером активно образующейся геосинклинали, которая заполняется с одного конца и только незначительно по бокам.
Помимо подводных каналов залИВА Моутама (Мартабан), грубозернистый осадочный материал на дно Андаманского моря может поступать по каньонам, прорезающим склон платформы Мьей (Мергуи) и восточные склоны Андаманско-Никобарского хребта. Слои вулканического пепла были найдены в колонках осадков, взятых между островами Наркондам и Баррен.
Гидрологический режим.
Температура поверхностного слоя Андаманского моря, расположенного в тропиках, изменяется по сезонам в незначительной степени. Летом максимальная средняя месячная температура достигает 30° С, зимой минимальная средняя месячная температура доходит до 27,5° С. С глубиной температура резко понижается —до 5° С на горизонте 2000 м. Ниже 2000 м. отмечается интересное региональное изменение температуры. Вблизи вулканической дуги средняя температура придонных вод равна примерно 5,25° С. На абиссальных участках, удаленных от вулканической дуги, средняя температура 4,95 Исследования теплового потока позволили изучить возможную взаимосвязь между вулканической активностью и термической аномалией.
Соленость.
В поверхностном слое Андаманского моря соленость значительно изменяется по сезонам. Огромный приток пресной воды из рек Иравади и Салуин а период юго-западного муссона (с июня по ноябрь) уменьшает соленость в северной части Андаманского моря примерно до 20 пром.
В этот период в юго-западной части Андаманского моря соленость равна примерно 33 пром. за сравнительно сухие зимний и весенний периоды распределение солености нормализуется, она изменяется примерно от 32 пром. на севере Андаманского моря (дельты рек Иравади и Салуин) до 33,5 пром в проливе Грейт-Чаннел. В центральной котловине соленость увеличивается с глубиной до максимальной величины примерно З5 пром. на горизонте около
1500 м.
Течения.