Гидрологические аспекти цієї проблеми рівня Каспия

Унікальний природний водойму нашої планети — Каспійське море розміщено на крайньому південному сході Європейської терені Росії Море лежить кордоні двох великих частин єдиного материка Евразии. Географические координати крайніх точок сучасної акваторії Каспійського морів (без Кара-Богаз-Гола): північ від — 47° 07 «с.ш., Півдні — 36° 33 «с.ш.; ніяких звань — 46° 43 «в.д. і Сході — 54°03 «в.д. Каспій займає велику і глибоку материкову депресію не більше самої великої у Європі СРСР області внутрішнього стоку, немає через відкликання Світовим океаном, і культурний рівень моря лежить 28 м нижчий за рівень океану. За розмірами своєї улоговини Каспійське море — найбільший Землі замкнутий водойму. Його загальна площа дорівнює 378 400 км2, що становить 18% загальній площі озер земної кулі й у 4,5 разу перевищує площа другого по величині озера світу — Верхнього (84 100 км2. Північна Америка) [Миколаєва, 1971; Світовий водний баланс і водні ресурси Землі, 1974]. Разом про те площа Каспійського морів сумірна і навіть значно перевищує площа деяких морів Світового океану: Балтійського (387 000 км2), Адриатического (139 000 км2), Білого (87 000км2) [Атлас океанів, 1977, 1980]. Каспійського моря. загалом властиво субмеридиональное простягання. Найбільша протяжність його із півночі на південь становить 1030 км (по меридіану 50° 00 «в.д.). Найбільша ширина сягає 435 км (по паралелі 45°30 «с.ш.), найменша — 196 км (по паралелі 40° 30 «с.ш.). Каспійське море — глибоководний водойму із дуже розвиненою шельфової зоною. За величиною максимальної глибини западини — 1025 м — Каспій поступається лише двом найглибшою озерам світу — Байкалу (1620 м) і Танганьике (1435 м) [Малий атлас світу, 1981]. Середня глибина Каспійського морів, розрахована за батиграфической кривою, дорівнює 208 м.

З особливостей морфологічного будівлі та физикогеографічних умов. Каспійське море заведено поділяти втричі частини: Північний, Середній й Південний Каспій. За умовну межу між Північним і Средним Каспієм зазвичай приймають лінію, з'єднуючу у Чечень з м. ТюбКараган, а між Средним і Південним Каспієм лінію у Жилой—м. Куули У межах Північного Каспію виділяють також західну і східну частини. Для Каспійського морів, як й у будь-якого замкнутої водойми, характерні значних змін природних умов, зумовлені комплексом кліматичних, гідрологічних і геологічних процесів, що протікають в межах його водозбірного басейну. Серед компонентів природного комплексу моря відчутно змінюються морфомет-рия і топографія водойми. Так, що спостерігалося в 30-х роках нинішнього століття зменшення зволоженості в басейні Каспію зумовило значне скорочення обсягу вод і різке (1,8 м) зниження рівня моря. Це спричинило скорочення площі водної поверхні, зміни конфігурації берегової лінії, зменшенню глибин. У поледнее час спостерігається зворотний процес. Рівень Каспію рік у рік зростає що викликає затоплення величезних территорий.

ВОДНИЙ БАЛАНС І РІВЕНЬ МОРЯ. Непостійність рівня поверхні Каспійського морів — одне з головних особливостей його гідрологічного режиму. У віковому ході рівня Каспійського моря виділяються циклічні коливання різної тривалості. Аж по 1930;х нинішнього століття водний баланс Каспійського морів формувався під впливом природних кліматичних чинників, внаслідок їх довгострокових змін. Із середини 1930;х на річках Каспійського басейну почалося інтенсивне водогосподарське будівництво, вплив якого став відчутно позначатися в 50-ті роки. На початку 1970;х років практично всі великі річки басейну були зарегульовано, заповнені і почали експлуатацію водосховища. Внаслідок цього зменшився обсяг річкового стоку — та змінилося його внутригодовое розподіл. У 1930;ті роки зменшення сумарного припливу річкових вод в Каспій не перевищувало 5—7 км3 в рік, нині безповоротні вилучення досягають в окремі роки близько 50 км³ на рік. Отже, крім впливу кліматичних чинників, величина поверхового припливу у морі відчуває істотне додаткове вплив антропо-генной діяльності. Дослідження водного балансу за 1900—1982 рр. показало, що величини його прибуткової частини майже весь час були від, ніж видаткової, переважно за рахунок притоку річок (табл. 1). Дефіцит балансу, що склав середньому 14 км3/год, зумовив загальної тенденції зниження рівня моря, що тривав до 1977 р. включно. Лише окремі нетривалі відтинки часу прихід води у морі перевищував витрати електроенергії і відбувалося підвищення чи стабілізація рівня (рис. 1). Поверховий приплив у море складається з стоку річок Волги, Уралу, Терека, Сулака, Самура, Кури, малих кавказьких рік і річок Іранського узбережжя. Волга, басейн якої становить близько 40% території водозбірного басейну Каспію, визначає основну частину поверхового припливу на море, що становить близько 80% загального його обсягу. Зміни багаторічного сезонного стоку Волги у різні відтинки часу досягають значних розмірів (табл. 2). Сприятливі гідрометеорологічні умови в басейні моря, сформовані на початку століття (1900—1929 рр.), зумовили значний приплив річкових вод на море і досить висока становище неї (див. рис. 1). У 30-ті роки у басейнах Волги і Уралу спостерігався затяжний маловодний період. Розмір волзького стоку скоротилася до 200 км³ на рік, тоді як і 1900—1929 рр. він досяг 250 км³ на рік. Головна причина цієї маловодности — потепління клімату, що охопила все на північну півкулю. У результаті значно поменшало атмосферних опадів, головним чином осінньо-зимових, формують основного обсягу стоку Волги.

У період 1942—1969 рр. басейну моря був притаманний більш помірне клімат, тому водоносність річок кілька збільшилася також і темпи падения.

Таблиця 1. Складові водного балансу Каспійського моря.

[pic].

[pic].

[pic].

рівня сповільнилися. Однак у першій половині 1970;х років у басейні Каспійського морів знову склалися несприятливі гідрометеорологічні умови і впали рівня моря аж до низькою позначки на час проведення інструментальних спостережень — до —29,0 м (1977 р.). Розмір сумарного річкового стоку в 1970—1977 рр. виявилася нижчий, ніж під час інтенсивного падіння рівня 30-х роках. Стік Волги зменшився до 207 км3/год і він нижчу за середню багаторічної норми за 1900;1982 рр. -238 км3/год. Зміна характеру зволоженості в басейні Каспію, який настав наприкінці 1970;х років, викликало загострення атмосферних опадів, водоносність Волги різко підвищилася, і незабаром стався швидке піднесення рівня моря (див. табл. 2, рис. 1). За досліджений період (1900;1982 рр.) різницю між максимальним і мінімальним поверховим припливом у морі становить 260 км³. Найбільший сумарний поверховий приплив — близько 460км3 — відзначалося 1926 г., а найменший — 200 км3 — в 1975 р. Внутригодовое розподіл поверхового припливу в Каспій, попри відмінність фізико-географічних умов річкових басейнів і специфічні особливості річного стоку окремих річок, майже зовсім відповідає внутригодовому розподілу стоку Волги, що становить основна частка загального припливу у морі. Протягом року чітко вирізняється максимум стоку в мае—июне, під час проходження повені. Саме тоді у морі щомісяця поступает.

[pic].

Рис. 1. Багаторічні зміни стоку Волги (км3/год) (буд), рівня моря (м БС) (б): 1 — фактичний, 2 — естественный.

17—26% величини річного стоку. Найменше річкової води вступає у зимові місяці: в январе—феврале 3—7% річного стоку. Інтенсивне використання водних ресурсів річок, що з 1950;х років, привела до зменшення величини поверхового припливу у морі, його внутригодовому перерозподілу як наслідок, до зниження рівня моря (див. рис. 1). У 1970;х роках зменшення величини волзького стоку з допомогою безповоротних вилучень на народногосподарські потреби становила вже близько 20 км³ на рік [Шикломанов, 1976], що дорівнює 50% щорічних сумарних вилучень з річок Каспійського басейну. Загалом із 1940 по 1982 р. море «недоотримало «понад 800 км³ річкової води, може бути майже порівняти з трирічним стоком Волги в среднеклиматических умовах. Оскільки обсяг атмосферних опадів, випадаючих на акваторію моря, значно коротші обсягу річкового стоку, вплив опадів на міжрокові зміни рівня моря значно менше, ніж річкового стоку. З початку століття простежується тенденція збільшення опадів, випадаючих на поверхню моря. Їх частка у водному балансі змінювалася від 15% на початку століття до 23% в 1978—1982 рр., коли на поверхню моря загалом протягом року випадало 257 мм, що істотно перевищувало среднемноголетнюю норму (191 мм). Найбільше опадів — близько 112 км³ (308 мм) — було зареєстроване 1969 р., найменше — близько 50 км³ (132 мм) — в 1944 р. Отже, розмах коливань кількості опадів становить близько 60 км³ (178 мм шару). Протягом року найменше опадів випадає в літні місяці — июль-август (табл. 3).

Табл. 2. Внутригодовое розподіл стоку Волги (у з. Верхнього Лебедячого) в 1900;1982 гг.

[pic].

Табл. 3. Внутригодовое розподіл кількості атмосферних опадів випадаючих на поверхню Каспия.

[pic]Испарение із поверхні моря — основна видаткова складова водного балансу. Через відсутність достатньої кількості фактичних спостережень його величина нині оцінюється різноманітні теоретичним і емпіричним формулам. Використання методики розрахунку, розробленої в ГОИНе [Гоптарев, Панин, 1970], дозволило уточнити межгодовое і Внутригодовое розподіл величин випаровування по акваторії Каспію. На акваторії моря найвища величина випаровування й у Північного Каспію, а найбільш низька — для Середнього Каспия.

Анализ межгодовых змін величин випаровування нинішнього року столітті показав, що найбільш інтенсивне випаровування був у 30-х роках, чому сприяла засушливость клімату, що з переважанням антициклонического режиму циркуляції атмосфери на значній своїй частині ETC, що викликало підвищену випаровування у водосборном басейні моря, а й у його акваторії. У цей час із поверхні моря щорічно випаровувалося близько 395 км³ води — набагато більше, ніж її надходило у морі. У результаті 1930—1941 рр. море «втратила «близько 740 км³ воды.

Для випаровування із поверхні Каспію характерні незначні міжрокові зміни, що свідчать про відносну стійкості цього чинника. Проте треба сказати, що у зв’язки й з зниженням рівня моря, и відповідним скороченням площі його дзеркала відбувається зміни обсягу испаряющейся води. Сезонний мінливість випаровування більш значна, ніж межгодовая. Тож з червня до грудня із поверхні моря випаровується близько 70% річного обсягу води (табл. 4). До видатковими що становить водного балансу до 1980 р. ставився також стік морських вод з Каспію у затоку Кара-Богаз-Гол. Безпосередні спостереження за стоком у затоку велися з 1928 р. Среднемноголетняя величина стоку за 1900—1979 рр. становить близько 15 км3/год. На початку століття, у затоку стікало до 30 км³ на рік, у наступні роки, в зв’язку зі скороченням річкового припливу і зниженням рівня моря, обсяг стоку морських вод у затоку постійно скорочувався (див. табл. 1). З метою скорочення величини видаткової складової водного балансу Каспію в 1980 р. Кара-Богаз-Гол був відділений від моря глухий греблею, стік морських вод у затоку припинився. Перекриття Кара-Богаз-Гола дозволило «заощадити «до 1985 р. понад 40 кримінальних км3 морської води, що загалом підвищення рівня моря становить близько 17 див шару, і культурний рівень моря щорічно став у середньому становив 2,5—2,7 див вище, аніж за існуванні стоку у затоку. Роль підземного припливу у морі у водному балансі Каспію незначна, величина його орієнтовно становить 4 км3/год [Потайчук, 1970]. За історичний час відбувалася неодноразова зміна низьких і «високих стоянь рівня Каспію (рис. 2). У XVI в. рівень моря перебував на позначці —26,6 метрів за наступне століття сталося підвищення рівня до —23,9 м, а початку XVIII в. рівень опустився до позначки —26 м. Після цього значного зниження почався час неабиякого стояння рівня, і до початку ХІХ ст. (1805 р.) його позначка досягла -22 м [Берг, 1934; Аполлов, 1951; Федоров, 1957; Миколаєва, Хан-Магомедов, 1962]. З початку проведення інструментальних спостережень (1837 р.) до початку XX в. рівень зберігав становище у середньому близько —25,8 м. З 1900 по 1929 р. зміни рівня були незначними і відбувалися близько середньої позначки —26,2 м. Це щодо рівноважний становище рівня змінилося його різкого зниження: з 1930 по 1941 р. воно становило 1,8 метрів ібуло з великомасштабними кліматичними змінами. У наступні роки зниження рівня Каспію відбувалося більш повільно, а 60-ті роки спостерігалася деяка його стабілізація біля позначки —28,4 м. У першій половині 1970;х років сталося зниження рівня до екстремально низькою протягом останніх 150 років позначки: -29 м в 1977 р. Загальне зниження з 1900 по 1977 р. становило 3 м, зокрема за рахунок господарську діяльність — близько 1 м. З 1978 р. рівень Каспію став різко підвищуватися й у 1985 р. досяг позначки —27,97 м, т. е. піднявся більш ніж метр. Сучасне підвищення рівня не в є аномального явища. Як зазначалося, значні коливання рівня спостерігалися як минулого, і у поточному столітті. Так, прирощення рівня на 20−30 див на рік у 1865−1866, 1895−1896, 1933;1934, 1937;1938 рр. Підвищення рівня моря, що простежується з 1978 р., зумовлено переважно збільшенням обсягу що надходить море волзького стоку, і навіть кількості атмосферних осадков, выпадающих на поверхню моря. У 1978—1983 рр. кількість атмосферних опадів істотно перевищувало їх середню багаторічну норму, досягнувши 256 мм на рік. Внутригодовое зміна рівня має чітко виражений сезонний характер (рис. 3), обумовлений мінливістю складових водного балансу. У зимовий період рівень — низький, потім внаслідок інтенсивного надходження у море річкових вод спостерігається його весенне-летнии підйом. Основне накопичення води у морі відбувається у июне—июле, і культурний рівень сягає найвищого становища. З серпня, у зв’язку з зменшенням річкового припливу та збільшенням випаровування з підігрітою морською акваторії, рівень поступово знижується до зимового мінімуму, яка в січні-лютому. Середня багаторічна величина внутригодрвых змін рівня за 1900—1983 рр. становила 30 див (табл. 5). Найбільша величина его.

[pic] Рис 2. Вікові зміни рівня Каспійського морів. 1500−1900;по Л. З. Бергу: 1901;1083 гг.-данные ГОИНа.

[pic].

Рис 3. Среднемноголнтние внутригодовые зміни рівня Каспійського морів 1 — 1942;1955 рр., 2 — 1956;1984гг., 3 — 1970;1977гг., 4 — 1978;1984гг.

годовых змін простежувалася у багатоводний 1926 р. (50 див), найменша — в маловодний 1975 р. (25 див). Зарегулювання річкового стоку в басейні Каспійського морів вплинув сезонний хід рівня. За сучасних умов повінь на Волзі починається на місяць-півтора раніше й проходить швидше, як на 1950;х років. Це призводить до більш раннього наступові середньомісячного максимуму у річному ході рівня. Весняно-літні попуски річкової води викликають деяке згладжування ходу рівня це воемя року, а зимові попуски, навпаки, призводять до підвищення рівня. Отже, у цілому протягом року хід рівня став більш плавним (див. рис. 3). Великий науковий практичним інтерес представляє розробка прогнозів рівня моря. Нині є кілька методів. По-перше, це звані кліматичні (гелиогеофизи- [pic].

[pic].

ческие) прогнози. Вони грунтуються на фізичних моделях, що пов’язують коливання рівня Каспію чи окремих складових водного балансу з різними зовнішніми чинниками — температури повітря та інші метеорологічними характеристиками, атмосферної циркуляцією, сонячної активністю. Багато авторів [Бєлінський, Калінін, 1946; Тієї Гирі, 1971; Аполлов, Алексєєва, 1959; Соскін, 1959; Эйгенсон, 1963; Антонов, 1963; та інших.] проводили пошук цих закономірностей тимчасових змін рівня моря, обумовлених геофізичними і кліматичними чинниками. Проте кліматичний прогноз на тривалий час для таких великих територій, як басейн Каспію, продовжує залишатися одній з складних та невирішених проблем науки. Незважаючи те що що наявність сонячно-земних зв’язків нині визнано, механізм цих зв’язків і теоретична сторона питання залишаються багато в чому неясними. Залежності між рівнем моря, и характеристиками атмосферної циркуляції також зовсім який завжди дають нагоду отримати прогноз на тривалий час. До другої групи прогнозів ставляться ймовірносно-статистичні методи, доцільність яких полягає у вероятностном описі коливань рівня з поглядів на що породжують їх кліматичних і гідрологічних чинниках як про стохастичних процесах [Крицкий та інших., 1975]. Оскільки зміни водного балансу і за рівня Каспію обумовлені взаємодією двох основних чинників: поверхового припливу річкових вод і видимого випаровування (атмосферні опади мінус випаровування), то розрахунки і моделювання рядів цих характеристикдозволяють досліджувати мінливість рівня моря як і природних умовах формування гідрологічного режиму, і при різних його порушеннях. Розрахунки ймовірних змін рівня Каспійського морів тривалу перспективу, засновані на воднобалансовом методі, виконані багатьма дослідниками [Калінін, 1968; Архипова та інших., 1972; Смирнова, 1972; Раткович та інших., 1973; Шикломанов, 1976; та інших.]. Отримані прогнози хоч і відрізняються одна від друга кількісно, але подібні у цьому, що кінця століття при середніх гідрометеорологічних умов можна чекати деякого зниження рівня моря. Основним труднощами розробки кліматичного напрями прогнозів і те обставина, що з побудови надійних фізичних моделей необхідно знайти такі що визначають зовнішні чинники, зміни яких випереджали б зміни рівня або складових водного балансу терміном не менш завчасне™ прогнозу. Знайти такі чинники важко, тому виникла потреба екстраполяції їх, що становить щонайменше складну завдання, ніж розробка самого методу сверхдолгосрочного прогнозу рівня моря. Ймовірносно-статистичні методи прогнозу мають більш сувору теоретичну основу, ніж кліматичні, але імовірнісна форма одержуваних прогнозів, коли однозначно визначається календарний хід рівня при середніх умовах припливу і випаровування та задається широка смуга ймовірних відхилень становища рівня щороку прогнозованого періоду, утрудняє їх практичне використання. Отже, нині немає досить надійних методів прогнозування очікуваних змін рівня Каспійського морів, що істотно утруднює вирішення питань, що з економікою й участі розвитком народного господарства за басейні моря. Розробка таких методів — одна з найважливіших напрямів досліджень Каспия.

ГИДРОЛОГИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА І ВОДНІ МАССЫ.

Своєрідність умов формування гідрологічної структури вод Каспійського моря визначається її замкнутістю, внутриматериковым становищем, великий меридіональної протяжністю, впливом річкового стоку, конфігурацією берегів і рельєфом морського дна. Замкненість моря виключає адвекцию вод з деяких інших басейнів, визначає формування «структури вод Каспію шляхом взаємодії процесів, які у самому водоймі. Розташування моря глибоко всередині материка Євразії обумовлює значне вплив таких зовнішніх чинників, як теплове і динамічний стан атмосфери і річкової стік. Витягнутість моря в меридиональном що напрямку понад ніж 10° створює великі кліматичні різницю між окремими його частинами, найсильніше які у зимовий сезон. Складний рельєф дна моря (глибоководні улоговини, розділені порогом, численні острови Фіджі і банки) впливає особливості циркуляції вод і характеру водообміну. Так, Апшеронський поріг обмежує водо-обмен між улоговинами Середнього і Південного Каспію, сприяючи формуванню в кожної їх своєрідною гідрологічної структури. У цілому нині гидрологическая структура вод моря створюється шляхом взаємодії процесів горизонтальній і вертикальної турбулентності і циркуляції вод, що викликаються різними чинниками — полем вітру, потоками тепла і українськомовні маси через поверхню моря, полем щільності, впливом конфігурації берегів. Гідрологічні умови у різних частинах моря істотно залежать також від водообміну з-поміж них. Сезонні зміни гідрологічних умов у Каспійському море дуже значні, хоча вони неоднакові по акваторії і взагалі зменшуються в напрямку півночі на південь. У Північному Каспії велика величина сезонних змін теплового стану вод визначається різкій кон-тинентальностью клімату, а солоності — зосередженням тут основного кількості що у море річкових вод. По напрямку на південь вплив цих факторів зменшується. З іншого боку, більший обсяг водних мас Середнього і Південного Каспію робить режим цих частин моря стабільнішим стосовно зовнішнім впливам, ніж мілководного Північного Каспію. Взимку, завдяки кліматичним розбіжностям між північними і південними районами моря, температура води лежить на поверхні змінюється від Про— 0,5° над льоду до 10,0—10,7° Півдні моря. У цьому у західного берега моря температура води нижче завдяки перенесенню на південь холодних вод із півночі, а вздовж східного берега вище у зв’язку з надходженням північ теплих южнокаспийских вод. Вертикальні термічні розбіжності у товщі вод взимку малі внаслідок інтенсивному розвиткові процесів конвективного перемішування. Влітку, навпаки, кліматичні умови над акваторією моря квазиоднородные і горизонтальні температурні відмінності водних мас загалом менше, ніж взимку. Торішнього серпня на більшу частину акваторії температура води лежить на поверхні у межах від 22—23 до 26—27°. Лише районі у східного берега Середнього Каспію в июле—августе часто утворюється велика зона негативних аномалій температури води (до 16—11°). Її освіта пов’язаний із сгонным ефектом частих в літній час і стійких північно-західних вітрів, що призводить до перейшла поверхню більш холодних вод проміжних верств. Ці води виділяються також із своїм хімічним і біологічним характеристикам.

При інтенсивному прогріві моря навесні на нижній межі шару вітрового перемішування утворюється термоклин, який досягає максимального розвитку на серпні .Існування влітку різко вираженого термоклина поблизу від поверхні моря обмежує поширення термохалинных обурень в глибинні верстви води. Із початком осіннього охолодження та розвитком конвективного перемішування термоклин руйнується, й у море знову формується «зимовий «тип розподілу температури зі значною однорідністю її за глибину та великими відмінностями у верхній шарі. Найбільші річні різниці температури води лежить на поверхні моря — до 20° - спостерігаються у його північних районах, і навіть у східних берегів Південного Каспію, що з інтенсивним літнім прогревом і зимовим охолодженням мелководий. Для центральній частині Південного Каспію характерні найменші зміни температури протягом року, відповідні невеликим сезонним кліматичним розбіжностям. У західного й східного берегів Середнього Каспію, околицях апвеллинга, величина річний різниці температури лежить на поверхні зменшується на 14—15°. Сезонні зміни температури в глибинних шарах моря залежить від розвитку процесів конвективного перемішування. У Середньому Каспії сезонні відмінності температури найбільш істотні в шарі завтовшки близько 200 м, під Одесою Каспії — в шарі до 100 м, що пов’язано із розвитком тут зимової вертикальної циркуляції. У суворі зими, коли конвекція поширюється до великих глибин, зниження температури може охоплювати значнішу товщу води, а Середньому Каспії воно доходить • до дна. У придонних шарах Середнього Каспію температура дорівнює 4,5−5,0, Південного — 5,7−6,0°. На меридиональном розрізі вздовж 51° в.д. максимальні величини річний різниці температури води притаманні верхньому прошарку завтовшки 30—40 м. Найменші сезонні зміни температури (0,2—0,3°) в Середньому Каспії відзначаються в проміжному шарі 75—300 м. У Південному Каспії шар мінімальної сезонної мінливості (менш 0,1°) перебуває значно глибша — від 350 до 650 м. Характерну особливість аналізованого розтину представляє збільшення річний різниці температури води вздовж північного схилу западини й у придонних шарах Середнього Каспію, до Апшеронского порога. Це було пов’язано із впливом процесу плотностного стоку в зимовий період холодних вод по північному схилу среднекаспийской западини у її придонные верстви. У Південному Каспії, вздовж схилу Апшеронского порога й у придонних шарах також простежується деяке зростання величин мінливості температури. Отже, розподіл величин річний мінливості температури води в Середньому і Південному Каспії свідчить у тому, що найбільші сезонні зміни відзначаються у верхній шарі, соціальній та придонних горизонтах і вздовж схилів глибоководних западин, а глибинної товщі вод, особливо у південної частини моря, малі. Просторові зміни солоності води найбільше Північному Каспії, де зростає від 0,1—0,2°/о про поблизу усть Волги і Уралу до 10—12°/о про за українсько-словацьким кордоном із Середнім Каспієм. У глибоководних частинах моря солоність лежить на поверхні збільшується загалом із півночі на південь і із Заходу Схід. Таке розподіл солоності пов’язано з опресняющим впливом річкового стоку вздовж західного узбережжя і осолонением вод у східного берега, за умов повної відсутності тут прісного стоку — та інтенсивного випаровування. У откры-тых районах моря солоність нечасто виходить межі 12,7−13,2°/оо. Вертикальне. розподіл солоності в Середньому і Південному Каспії дуже однорідне — від поверхні до дна її збільшення вбирається у десятих часткою проміле. Зміни солоності у різних районах моря від сезону до сезону не відрізняються тієї односпрямованістю, властивою змін температури. Так-от весни до літа на акваторії Південного Каспію солоність зростає внаслідок збільшення випаровування. У той самий час у Середньому Каспії, де проявляється вплив опресненных северокаспийских вод, солоність на більшої частини акваторії знижується. Зміни солоності від листопада в лютому мають протилежний характер. У Південному Каспії солоність зменшується, а Середньому зростає, що умовами водообміну між тими частинами моря. Саме тоді року понад солоні южнокаспийские води вступають у середню частина моря, а південну виносяться менш солоні среднекаспийские води. Максимальні величини річний різниці солоності лежить на поверхні, перевищують 1% про, відзначаються на північної кордоні Середнього Каспію й у приустьевых районах. На акваторії відкритого моря вони цілком малі й складають у середньому 0,2—0,4° /оо Величины річний різниці солоності на розрізі по меридіану 51 в.д. показують, що у товщі вод вони у основному становить 0,2—0,3°/оо Мінімальні величини мінливості (0,1°/оо і менше) властиві глибинним верствам басейнів. На схилах Апшеронского порога річні зміни солоності більше, що пов’язані з інтенсивним водообменом між Средним і Південним Каспієм через Апшеронський поріг. Однорідне розподіл солоності в глибоководних частинах Каспійського морів — важлива риса його гідрологічної структури, що зумовлює її сезонну мінливість переважно по рахунок температури. Саме температура води, при мало мінливих солоності, визначає основні особливості поля щільності в зимовий і літній сезони впливає на вертикальну стійкість вод, особливо у верхніх шарах. У глибинних і придонних шарах моря, де зміни гідрологічних характеристик малі, у формуванні поля щільності зростає роль солоності. Як свідчить розподіл умовної щільності лежить на поверхні моря в в лютому і серпні, його зміни по акваторії моря малі — від 0,5 ум. од. взимку до $ 1,5 ум. од. влітку. Вже у лютому щільність в Середньому Каспії більш 11,0 ум. од., а Південному — близько 10,5 ум. од. Торішнього серпня значення щільності зменшуються загалом на 3 ум. од., що становить величину річних змін щільності лежить на поверхні моря. Слід зазначити односпрямоване вплив сезонних змін температури і солоності на щільність в Середньому Каспії та його протилежне вплив у Південному Каспії. Збільшення річкового стоку під час повені за часом збігаються з прогревом поверхневих верств води та спільне вплив цих чинників сприяє зменшенню щільності верхнього шару води в Середньому Каспії в весняно-літній сезон. Взимку спостерігається посилення надходження більш солоних южнокаспийских вод в середню частина моря, и подальше їх охолодження. Обидва чинники викликають збільшення щільності вод в Середньому Каспії. У Південному Каспії влітку осолонение поверхневих верств води при випаровуванні і інтенсивний прогрів надають протилежне впливом геть зміни щільності води. Взимку вступ у південну частина моря менш солоних среднекаспийских вод знижує ефект підвищення щільності вод в процесі зимового охолодження. До того і саме охолодження вод під Одесою Каспії значно коротші, ніж у Середньому. Невелика вертикальна стратифікація Каспійського морів за солоністю і щільності - одна з основних чинників, створюють сприятливі умови для розвитку конвективного перемішування в усій товщі його вод. Перемішування верхніх верств моря, як, завдяки активно розвиненою зимової вертикальної циркуляції. У перемішуванні і вентиляції глибинних верств є плотностной стік з північних мілководних районів моря. Висока щільність які виникають тут взимку вод дозволяє йому стікати аж до великих глибин среднекаспийской западини і далі, переливаючись через Апшеронський поріг, вступати у глибинні верстви південній частині моря. У придонному шарі Південного Каспію перемішування відбувається також рахунок конвекції, Возбуждаемой тепловим потоком від дна моря. Порівняння розподілу щільності на розрізі по меридіану 51° в.д., в в лютому і серпні показує, що збільшення щільності відбувається практично в усій товщі вод. У час невеличке підвищення щільності йдеться у придонних шарах Південного Каспію, що може служити підтвердженням поступового надходження у цей басейн вод із високим щільністю, які утворилися взимку близько Середньому Каспії. Зимова вертикальна циркуляція і плотностной стік вод забезпечують достатнє насичення глибинних верств киснем і викликають компенсаційний підйом глибинних вод, збагачених біогенними речовинами, у верхній шар моря. Ці процеси створюють сприятливі умови на формування високої біологічної продуктивності в Середньому і Південному Каспії. За сукупністю фізико-хімічних і біологічних характеристик вод в Каспійському море виділили такі водні маси: северокаспийская, верхня каспійська, глибинна среднекаспийская і глибинна южнокаспийская.

Северокаспийская водна маса займає північну частина моря. Її обсяг незначний (менш 1% від загального. обсягу моря), але він надає значний вплив на гідрологічні й біологічні процеси всього моря. Основні умови формування северокаспийской водної масивплив багатого річкового стоку — та мелководность північній частині моря. За південну кордон северокаспийской водної маси можна умовно прийняти изогалину 11°/о проТемпература северокаспийской водної маси змінюється в межах — від 0 взимку до 25° влітку. Взимку більшість акваторії Північного Каспію покрита льодом, температура води під кригою майже дорівнює температурі замерзання. Влітку більшість северокаспийской води добре прогріта від поверхні доі має температуру вище 23—24°. Солоність северокаспийской води знижена навіть щодо солоності всього Каспійського морів. По напрямку від усть Волги і Уралу на південь солоність її зростає зі 0,1— 0,2 до 10—11 °/го. Адже це зростання солоності відбувається поступово, між северокаспийской і верхньої каспійської водними масами існує досить широка перехідна зона. Середня солоність северокаспийской водної маси значно змінюється в залежність від багаторічних коливань волзького стоку. У періоди опріснення середня солоність дорівнює 4−5°/оо у періоди осолонения — 9—11°/оо. Вертикальні градієнти солоності спостерігаються головним чином західному районі, найбільш схильному до впливу річкового стоку. У більшості інших районах вертикальні градієнти гідрологічних характеристик дуже малі. У формуванні верхньої каспійської водної маси головну роль грають процеси зимового охолодження і перемішування і літнього прогріву, і навіть динамічні процеси у верхній шарі моря (хвилювання, вітрові течії, сгонные явища, внутрішні хвилі). Нижню межу цій водній маси визначається глибиною поширення зимової вертикальної циркуляції і міститься у Середньому Каспії в шарі 150—200 м, під Одесою — 50—150 м. На нижній межі відбувається істотне зниження змісту кисню і зменшення вертикальних градієнтів температури. У літньої модифікації виділяється добре прогрітий і перемішаний верхній шар завтовшки 20—30 м, обмежений знизу різким термоклином. Солоність верхньої каспійської водної маси вона найчастіше дорівнює 12,7—13,0°/ооЦя водна маса вирізняється високим вмістом кисню: у верхній шарі — від 7,5—8,0 взимку до 6,0—6,5 мл/л влітку, на нижній межі зміст кисню щонайменше 4,5—5,5 мл/л. Глибинні водні маси формуються головним чином зимові місяці в результаті плотностного стоку холодних вод з північних районів моря, а і з східного шельфу. Ці води опускаються в придонные верстви среднекаспийской улоговини, а переливаючись через Апшеронський поріг, надходять, і в южно каспійську западину. У суворі зими формуванні глибинних вод бере участь і зимова вертикальна циркуляція. Глибинні каспійські водні маси мають такі середні термохалинные характеристики: среднекаспийская (250—300 м — дно) — температура 3,9—5,2°, солоність 12,7—13,0°/о про, зміст кисню 3,0—5,5 мл/л; южнокаспийская (100—150 м — дно) — температура 5,7—6,3°, солоність 12,8—13,1°/оо" зміст кисню 2,0— 3,5 мл/л. Аналіз мінливості термохалинных характеристик глибинних водних мас показує, що все товща вод моря перебуває у рухливому стані, що є першочергового значення для такого замкнутої водойми, як Каспійське море.

Заключение

.

Отже, сучасний водний режим Каспійського морів протягом періоду інструментальних спостережень істотно змінювався. Починаючи з 1882 по 1977 р., попри окремі флуктуації рівень моря практично безупинно падав й у окремі роки ця падіння перевищувало 30 див. Значне зниження рівня моря було пов’язане особливостям розвитку кліматичних процесів. Починаючи з кінця про разом століття клімат поступово теплішав, що вплинув процеси, що визначають водообмін лежить на поверхні суші. Останні ж таки роки Рівень Каспію зростає. Поки що немає общепризнаной гіпотези, яка пояснюватиме це явище. Якщо це процес і триватиме, то частина астраханській області виявиться під водою. Виникне необхідність будівництва дамб, гребель. Але така загроза виникне до як за 100 лет.

Список використовуваної литературы.

1. З. І Варущенко «Зміна режиму Каспійського морів і безстічних водойм в палеовремени. М. Наука 1987. 2. Каспійське море: гідрологія і гідрохімія. М. Наука 1986. 3. Каспий-настоящее і майбутнє. Тез. докл. Міжнародної цук. Астрахань. 4. Касынов А. Р. «Каспійське море» Л. 1987. 5. Крицкий З. До. «Коливання рівня Каспійського морів» М. Наука 1975.