Современное повышение уровня не представляет собой аномального явления. Как отмечалось, значительные колебания уровня наблюдались как в прошлом, так и в текущем столетии. Так, приращение уровня на 20-30 см в год отмечалось в 1865-1866, 1895-1896, 1933-1934, 1937-1938 гг. Повышение уровня моря, наблюдающееся с 1978 г., обусловлено главным образом увеличением объема поступающего в море волжского стока, а также количества атмосферных осадков,выпадающих на поверх­ность моря. В 1978—1983 гг. количество атмосферных осадков сущест­венно превышало их среднюю многолетнюю норму, достигнув 256 мм в год.

Внутригодовое изменение уровня имеет четко выраженный сезонный характер (рис. 3), обусловленный изменчивостью составляющих водного баланса. В зимнее время уровень - низкий, затем вследствие интенсивного поступления в море речных вод наблюдается его весенне-летнии подъем. Основное накопление воды в море происходит в июне—июле, и уровень достигает наивысшего положения. С августа, в связи с уменьшением речно­го притока и увеличением испарения с морской акватории, уровень посте­пенно понижается до зимнего минимума, наблюдающегося в январе-феврале.

Средняя многолетняя величина внутригодрвых изменений уровня за 1900—1983 гг. составила 30 см (табл. 5). Наибольшая величина его

Рис 2. Вековые изменения уровня Каспийского моря. 1500-1900-по Л. С. Бергу: 1901-1083 гг.-данные ГОИНа.

Рис 3.  Среднемноголнтние внутригодовые изменения уровня Каспийского моря 1 - 1942-1955 гг., 2 - 1956-1984гг., 3 – 1970-1977гг., 4 – 1978-1984гг.

годовых изменений наблюдалась в многоводный 1926 г. (50 см), наимень­шая — в маловодный 1975 г. (25 см).

Зарегулирование речного стока в бассейне Каспийского моря повлияло на сезонный ход уровня. В современных условиях половодье на Волге начинается на месяц-полтора раньше и проходит быстрее, чем до 50-х го­дов. Это приводит к более раннему наступлению среднемесячного макси­мума в годовом ходе уровня. Весенне-летние попуски речной воды вызы­вают некоторое сглаживание хода уровня в это воемя года, а зимние по­пуски, наоборот, приводят к повышению уровня. Таким образом, в целом в течение года ход уровня стал более плавным (см. рис. 3).

Большой научный и практический интерес представляет разработка прогнозов уровня моря. В настоящее время существует несколько методов. Во-первых, это так называемые климатические (гелиогеофизи-

ческие) прогнозы. Они основаны на физических моделях, связывающих колебания уровня Каспия или отдельных составляющих водного баланса с различными внешними факторами — температурой воздуха и другими метеорологическими характеристиками, атмосферной циркуляцией, сол­нечной активностью.

Многие авторы [Белинский, Калинин, 1946; Гире, 1971; Аполлов, Алексеева, 1959; Соскин, 1959; Эйгенсон, 1963; Антонов, 1963; и др.] проводили поиск этих закономерностей временных изменений уровня моря, обусловленных геофизическими и климатическими факторами. Однако климатический прогноз на длительное время для таких обширных территорий, как бассейн Каспия, продолжает оставаться одной из сложных и нерешенных проблем науки. Несмотря на то что наличие солнечно-земных связей в настоящее время признано, механизм этих связей и теоретическая сторона вопроса остаются во многом неясными. Зависимости между уровнем моря и характеристиками атмосферной циркуляции также далеко не всегда дают возможность получить прогноз на длительное время.

Ко второй группе прогнозов относятся вероятностно-статистические методы, суть которых состоит в вероятностном описании колебаний уровня исходя из представлений о порождающих их климатических и гидрологических факторах как о стохастических процессах [Крицкий и др., 1975]. Поскольку изменения водного баланса и уровня Каспия обус­ловлены взаимодействием двух основных факторов: поверхностного притока речных вод и видимого испарения (атмосферные осадки минус испарение),    то расчеты и моделирование рядов этих характерис­тик- позволяют исследовать изменчивость уровня моря как в естественных условиях формирования гидрологического режима, так и при различных его нарушениях.

Расчеты вероятных изменений уровня Каспийского моря на длитель­ную перспективу, основанные на воднобалансовом методе, выполнены многими исследователями [Калинин, 1968; Архипова и др., 1972; Смир­нова, 1972; Раткович и др., 1973; Шикломанов, 1976; и др.]. Полученные прогнозы хотя и отличаются друг от друга в количественном отношении, но сходны в том, что к концу столетия при средних гидрометеорологи­ческих условиях можно ожидать некоторого снижения уровня моря.

Основным затруднением разработки климатического направления прогнозов является то обстоятельство, что для построения надежных физических моделей необходимо найти такие определяющие внешние факторы, изменения которых опережали бы изменения уровня или состав­ляющих водного баланса на срок не менее заблаговременное™ прогноза. Найти такие факторы трудно, поэтому возникает необходимость экстра­поляции их, что представляет не менее сложную задачу, чем разработка самого метода сверхдолгосрочного прогноза уровня моря.

Вероятностно-статистические методы прогноза имеют более строгую теоретическую основу, чем климатические, но вероятностная форма полу­чаемых прогнозов, когда однозначно определяется календарный ход уровня при средних условиях притока и испарения и задается широкая полоса вероятных отклонений положения уровня в каждый год прогно­зируемого периода, затрудняет их практическое использование.

Таким образом, в настоящее время не существует достаточно надеж­ных методов прогнозирования ожидаемых изменений уровня Каспийского моря, что существенно затрудняет решение вопросов, связанных с эконо­микой и развитием народного хозяйства в бассейне моря. Разработка таких методов — одно из наиболее важных направлений исследований Каспия.

                                 ГИДРОЛОГИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА И ВОДНЫЕ МАССЫ.

Своеобразие условий формирования гидрологической структуры вод Каспийского моря определяется его замкнутостью, внутриматериковым положением, большой меридиональной протяженностью, воздействием речного стока, конфигурацией берегов и рельефом морского дна.

Замкнутость моря исключает адвекцию вод из других бассейнов, пред­определяет формирование „структуры вод Каспия путем взаимодействия процессов, происходящих в самом водоеме. Расположение моря глубоко внутри материка Евразии обусловливает значительное воздействие таких внешних факторов, как тепловое и динамическое состояние атмосферы и речной сток. Вытянутость моря в меридиональном направлении более чем на 10° создает большие климатические различия между отдельными его частями, сильнее всего проявляющиеся в зимний сезон. Сложный рельеф дна моря (глубоководные котловины, разделенные порогом, многочисленные острова и банки) влияет на особенности циркуляции вод и характер водообмена. Так, Апшеронский порог ограничивает водо-обмен между котловинами Среднего и Южного Каспия, способствуя фор­мированию в каждой из них своеобразной гидрологической структуры.

В целом гидрологическая структура вод моря создается путем взаимо­действия процессов горизонтальной и вертикальной турбулентности и циркуляции вод, вызываемых различными факторами — полем ветра, потоками тепла и массы через поверхность моря, полем плотности, влия­нием конфигурации берегов. Гидрологические условия в разных частях моря существенно зависят также от водообмена между ними.

Сезонные изменения гидрологических условий в Каспийском море весь­ма значительны, хотя они неодинаковы по акватории и в общем умень­шаются в направлении с севера на юг. В Северном Каспии большая величи­на сезонных изменений теплового состояния вод определяется резкой кон-тинентальностью климата, а солености — сосредоточением здесь основного количества поступающих в море речных вод. По направлению на юг влия­ние этих факторов уменьшается. Кроме того, больший объем водных масс Среднего и Южного Каспия делает режим этих частей моря более устой­чивым по отношению к внешним воздействиям, чем мелководного Север­ного Каспия.

Зимой, благодаря климатическим различиям между северными и южны­ми районами моря, температура воды на поверхности изменяется от О— 0,5° у кромки льда до 10,0—10,7° на юге моря. При этом у запад­ного берега моря температура воды ниже благодаря переносу на юг холод­ных вод с севера, а вдоль восточного берега выше в связи с поступлением на север более теплых южнокаспийских вод. Вертикальные термические различия в толще вод зимой малы вследствие интенсивного развития процессов конвективного перемешивания.

Летом, наоборот, климатические условия над акваторией моря квази­однородные и горизонтальные температурные различия водных масс в це­лом меньше, чем зимой. В августе на большей части акватории температура воды на поверхности находится в пределах от 22—23 до 26—27°. Лишь в районе у восточного берега Среднего Каспия в июле—августе часто об­разуется обширная зона отрицательных аномалий температуры воды (до 16—11°). Ее образование связано со сгонным эффектом частых в летнее время и устойчивых северо-западных ветров, приводящим к выходу на поверхность более холодных вод промежуточных слоев. Эти воды выде­ляются также по своим химическим и биологическим характеристикам.

При интенсивном прогреве моря весной на нижней границе слоя ветро­вого перемешивания образуется термоклин, достигающий максимального развития в августе .Существование в летний сезон резко выра­женного термоклина вблизи от поверхности моря ограничивает распростра­нение термохалинных возмущений в глубинные слои воды. С началом осеннего охлаждения и развитием конвективного перемешивания термоклин разрушается, и в море снова формируется "зимний" тип распределения температуры со значительной однородностью ее по глубине и большими различиями в верхнем слое. Наибольшие годовые разности температуры воды на поверхности моря - до 20° - наблюдаются в его северных райо­нах, а также у восточных берегов Южного Каспия, что обусловлено интен­сивным летним прогревом и зимним охлаждением мелководий. Для центральной части Южного Каспия характерны наименьшие изменения темпе­ратуры в течение года, соответствующие небольшим сезонным климати­ческим различиям. У западного и восточного берегов Среднего Каспия, в районах апвеллинга, величина годовой разности температуры на поверх­ности уменьшается на 14—15°.

Сезонные изменения температуры в глубинных слоях моря зависят от развития процессов конвективного перемешивания. В Среднем Каспии сезонные различия температуры наиболее существенны в слое толщиной около 200 м, в Южном Каспии — в слое до 100 м, что связано с развитием здесь зимней вертикальной циркуляции. В суровые зимы, когда конвекция распространяется до больших глубин, понижение температуры может охватывать более значительную толщу воды, а в Среднем Каспии оно до­ходит • до дна. В придонных слоях Среднего Каспия температура равна 4,5-5,0, Южного - 5,7-6,0°.

На меридиональном разрезе вдоль 51° в.д.  максимальные величины годовой разности температуры воды присущи верхнему слою толщиной 30—40 м . Наименьшие сезонные изменения темпера­туры (0,2—0,3°) в Среднем Каспии отмечаются в промежуточном слое 75—300 м. В Южном Каспии слой минимальной сезонной изменчивости (менее 0,1°) находится значительно глубже — от 350 до 650 м.

Характерную особенность рассматриваемого разреза представляет уве­личение годовой разности температуры воды вдоль северного склона впадины и в придонных слоях Среднего Каспия, вплоть до Апшеронского порога. Это связано с влиянием процесса плотностного сто­ка в зимнее время холодных вод по северному склону среднекаспийской впадины в ее придонные слои. В Южном Каспии, вдоль склона Апшерон­ского порога и в придонных слоях также прослеживается некоторое воз­растание величин изменчивости температуры.

Таким образом, распределение величин годовой изменчивости темпе­ратуры воды в Среднем и Южном Каспии свидетельствует о том, что наи­большие сезонные изменения отмечаются в верхнем слое, а также в при­донных горизонтах и вдоль склонов глубоководных впадин, а в глубинной толще вод, особенно в южной части моря, они малы.

Пространственные изменения солености воды больше всего в Северном Каспии, где она возрастает от 0,1—0,2°/о о вблизи устьев Волги и Урала до 10—12°/о о на границе со Средним Каспием.

В глубоководных частях моря соленость на поверхности увеличивается в целом с севера на юг и с запада на восток. Такое распределение соленос­ти связано с опресняющим влиянием речного стока вдоль западного побе­режья и осолонением вод у восточного берега, в условиях полного отсут­ствия здесь пресного стока и интенсивного испарения. В откры-тых райо­нах моря соленость редко выходит за пределы 12,7-13,2°/оо. Вертикаль­ное .распределение солености в Среднем и Южном Каспии весьма однород­ное — от поверхности до дна ее увеличение не превышает десятых долей промилле .

Изменения солености в различных районах моря от сезона к сезону не отличаются той однонаправленностью, которая присуща изменениям тем­пературы. Так, от весны к лету на всей акватории Южного Каспия соленость возрастает вследствие увеличения испарения. В то же время в Среднем Каспии, где проявляется влияние опресненных северокаспийских вод, соленость на большей части акватории понижается.

Изменения солености от ноября к февралю носят противоположный характер. В Южном Каспии соленость уменьшается, а в Среднем возраста­ет, что объясняется условиями водообмена между этими частями моря. В это время года более соленые южнокаспийские воды поступают в сред­нюю часть моря, а в южную выносятся менее соленые среднекаспийские воды.

Максимальные величины годовой разности солености на поверхности, превышающие 1% о, отмечаются на северной границе Среднего Каспия и в приустьевых районах. На акватории открытого моря они весьма малы и составляют в среднем 0,2—0,4° /оо

Величины годовой разности солености на разрезе по меридиану 51 в.д. показывают, что в толще вод они в основном не превышают 0,2—0,3°/оо Минимальные величины изменчивости (0,1°/оо и менее) свойственны глубинным слоям бассейнов. На склонах Апшеронского порога годовые изменения солености больше, что связано с интенсивным водообменом между Средним и Южным Каспием через Апшеронский порог.

Однородное распределение солености в глубоководных частях Каспий­ского моря — важная черта его гидрологической структуры, обусловли­вающая ее сезонную изменчивость главным образом за счет температуры. Именно температура воды, при мало изменяющейся солености, определя­ет основные особенности поля плотности в зимний и летний сезоны и вли­яет на вертикальную устойчивость вод, особенно в верхних слоях. В глу­бинных и придонных слоях моря, где изменения гидрологических характе­ристик малы, в формировании поля плотности возрастает роль солености.

Как показывает распределение условной плотности на поверхности моря в феврале и августе, ее изменения по акватории моря малы — от 0,5 усл. ед. зимой до 1,5 усл. ед. летом. В феврале плотность в Среднем Каспии более 11,0 усл. ед., а в Южном — около 10,5 усл. ед. В августе зна­чения плотности уменьшаются в среднем на 3 усл. ед., что и составляет величину годовых изменений плотности на поверхности моря.

Следует отметить однонаправленное влияние сезонных изменений тем­пературы и солености на плотность в Среднем Каспии и их противополож­ное влияние в Южном Каспии. Увеличение речного стока в период поло­водья по времени совпадает с прогревом поверхностных слоев воды и совместное влияние этих факторов способствует уменьшению плотности верхнего слоя воды в Среднем Каспии в весенне-летний сезон. В зимнее время наблюдается усиление поступления более соленых южнокаспийских вод в среднюю часть моря и дальнейшее их охлаждение. Оба фактора вызы­вают увеличение плотности вод в Среднем Каспии.

В Южном Каспии в летний сезон осолонение поверхностных слоев воды при испарении и интенсивный прогрев оказывают противоположное влияние на изменения плотности воды. Зимой поступление в южную часть моря менее соленых среднекаспийских вод снижает эффект повышения плот­ности вод в процессе зимнего охлаждения. К тому же и само охлаждение вод в Южном Каспии существенно меньше, чем в Среднем.

Небольшая вертикальная стратификация Каспийского моря по соленос­ти и плотности - один из основных факторов, создающих благоприятные условия для развития конвективного перемешивания во всей толще его вод. Перемешивание верхних слоев моря, как отмечалось, происходит благодаря активно развитой зимней вертикальной циркуляции. В переме­шивании и вентиляции глубинных слоев важную роль играет плотностной сток из северных мелководных районов моря. Высокая плотность образу­ющихся здесь зимой вод позволяет им стекать до самых больших глубин среднекаспийской впадины и далее, переливаясь через Апшеронский порог, поступать в глубинные слои южной части моря. В придонном слое Южного Каспия перемешивание происходит также за счет конвекции, Возбуждае­мой тепловым потоком от дна моря.

Сравнение распределения плотности на разрезе по меридиану 51° в.д., в феврале и августе показывает, что зимой увеличение плотности проис­ходит практически во всей толще вод. В летнее время небольшое повыше­ние плотности отмечается в придонных слоях Южного Каспия, что может служить подтверждением постепенного поступления в этот бассейн вод с высокой плотностью, образовавшихся зимой в Среднем Каспии.

Зимняя вертикальная циркуляция и плотностной сток вод обеспечива­ют достаточное насыщение глубинных слоев кислородом и вызывают ком­пенсационный подъем глубинных вод, обогащенных биогенными вещест­вами, в верхний слой моря. Эти процессы создают благоприятные условия для формирования высокой биологической продуктивности в Среднем и Южном Каспии.

По совокупности физико-химических и биологических характеристик вод в Каспийском море были выделены следующие водные массы: северо­каспийская, верхняя каспийская, глубинная среднекаспийская и глубинная южнокаспийская.

Северокаспийская водная масса занимает северную часть моря. Ее объ­ем незначителен (менее 1% от общего .объема моря), но она оказывает существенное влияние на гидрологические и биологические процессы всего моря. Основные условия формирования северокаспийской водной массы- влияние обильного речного стока и мелководность северной части моря. За южную границу северокаспийской водной массы можно условно принять изогалину 11°/о о- Температура северокаспийской водной массы изменяется в широких пределах — от 0 зимой до 25° летом. Зимой боль­шая часть акватории Северного Каспия покрыта льдом, температура воды подо льдом почти равна температуре замерзания. Летом большая часть северокаспийской воды хорошо прогрета от поверхности до дна и имеет температуру выше 23—24°. Соленость северокаспийской воды понижен­ная даже относительно солености всего Каспийского моря. По направле­нию от устьев Волги и Урала на юг соленость ее увеличивается от 0,1— 0,2 до 10—11 °/оо. Поскольку это возрастание солености происходит посте­пенно, между северокаспийской и верхней каспийской водными массами существует довольно широкая переходная зона. Средняя соленость северокаспийской водной массы значительно изменяется в зависимости от мно­голетних колебаний волжского стока. В периоды опреснения средняя соленость равна 4-5°/оо в периоды осолонения — 9—11°/оо. Вертикаль­ные градиенты солености наблюдаются главным образом в западном районе, наиболее подверженном влиянию речного стока. В остальных рай­онах вертикальные градиенты гидрологических характеристик весьма малы.

В формировании верхней каспийской водной массы главную роль игра­ют процессы зимнего охлаждения и перемешивания и летнего прогрева, а также динамические процессы в верхнем слое моря (волнение, ветровые течения, сгонные явления, внутренние волны). Нижняя граница этой вод­ной массы определяется глубиной распространения зимней вертикальной циркуляции и располагается в Среднем Каспии в слое 150—200 м, в Юж­ном — 50—150 м. На нижней границе происходит существенное пониже­ние содержания кислорода и уменьшение вертикальных градиентов тем­пературы. В летней модификации выделяется хорошо прогретый и пере­мешанный верхний слой толщиной 20—30 м, ограниченный снизу резким термоклином. Соленость верхней каспийской водной массы в большинстве случаев равна 12,7—13,0°/оо- Эта водная масса отличается высоким содер­жанием кислорода: в верхнем слое — от 7,5—8,0 зимой до 6,0—6,5 мл/л летом, на нижней границе содержание кислорода не менее 4,5—5,5 мл/л.

Глубинные водные массы формируются главным образом в зимние месяцы в результате плотностного стока холодных вод из северных райо­нов моря, а также с восточного шельфа. Эти воды опускаются в придонные слои среднекаспийской котловины, а переливаясь через Апшеронский по­рог, поступают и в южно каспийскую впадину. В суровые зимы в форми­ровании глубинных вод принимает участие и зимняя вертикальная цирку­ляция. Глубинные каспийские водные массы имеют следующие средние термохалинные характеристики: среднекаспийская (250—300 м — дно) — температура 3,9—5,2°, соленость 12,7—13,0°/о о, содержание кислорода 3,0—5,5 мл/л; южнокаспийская (100—150 м — дно) — температура 5,7—6,3°, соленость 12,8—13,1°/оо» содержание кислорода 2,0— 3,5 мл/л. Анализ изменчивости термохалинных характеристик глубинных водных масс по­казывает, что вся толща вод моря находится в подвижном состоянии, что имеет первостепенное значение для такого замкнутого водоема, как Кас­пийское море.

Заключение.

Таким образом, современный водный режим Каспийского моря в течение периода инструментальных наблюдений существенно изменялся. Начиная с 1882 по 1977 г., несмотря на отдельные флуктуации уровень моря прак­тически непрерывно падал и в отдельные годы это падение превышало 30 см. Значительное снижение уровня моря было тесно связано с особенностями развития климатических процессов. Начиная с конца про итого столетия климат постепенно теплел, что повлияло на процессы, определяю­щие водообмен на поверхности суши.

В последние же годы Уровень Каспия возрастает. Пока нет общепризнаной гипотезы, объясняющей это явление. Если этот процесс и будет продолжаться, то часть астраханской области окажется под водой. Возникнет необходимость строительства дамб,  плотин. Но такая угроза возникнет не раньше чем через 100 лет.

Список используемой литературы.

1. С. И  Варущенко «Изменение режима Каспийского моря и бессточных водоемов в    палеовремени. М. Наука 1987.

2. Каспийское море: гидрология и гидрохимия. М. Наука 1986.

3. Каспий-настоящее и будущее. Тез. докл. Международной конф. Астрахань.

4. Касынов А. Г. «Каспийское море» Л. 1987.

5. Крицкий С. К. «Колебания уровня Каспийского моря» М. Наука 1975.