EESTI MAAÜLIKOOL Põllumajandus- ja keskkonnainstituut Siim-Martin Tirmaste EESTI SÜGAVATE VÄIKEJÄRVEDE SOOJUSKIHISTUS JA GAASIREŽIIM KUI INIMMÕJU NING KLIIMAMUUTUSTE PEEGELDAJA THERMAL STRATIFICATION AND GAS REGIME AS A REFLECTOR OF HUMAN IMPACT AND CLIMATE CHANGE IN DEEP SMALL LAKES OF ESTONIA Bakalaureusetöö Vee ja maismaa ökosüsteemide rakendusbioloogia Juhendaja: MSc. Toomas Kõiv Tartu 2016
Eesti Maaülikool Bakalaureusetöö lühikokkuvõte Kreutzwaldi 1, Tartu 51014 Autor: Siim-Martin Tirmaste Õppekava: Vee ja maismaa ökosüsteemide rakendusbioloogia Pealkiri: Eesti sügavate väikejärvede soojuskihistus ja gaasirežiim kui inimmõju ning kliimamuutuste peegeldaja Lehekülgi: 78 Jooniseid: 16 Tabeleid: 11 Lisasid: 12 Osakond: Põllumajandus- ja Keskkonnainstituut Uurimisvaldkond: Limnoloogia Juhendaja: Toomas Kõiv Kaitsmiskoht ja aasta: Tartu, 2016 Kliimasoojenemine ja inimmõju on maailmas kutsunud esile arvukaid muutusi järvede kihistumises ja gaasirežiimis. Eestis pole muutusi väikejärvede kihistumises varem analüüsitud ja seega pole teada ka muutuste suunda ja põhjuseid. Töö eesmärgiks on välja selgitada, kas kihistus on väikejärvedes teravnenud, hapnikupuudus põhjakihis kasvanud ja milline roll on seejuures kliimal ning milline inimmõjul. Analüüsis on kasutatud Eesti kihistunud väikejärvede morfomeetrilisi ja seireandmeid ning erinevaid kliimanäitajaid. Tulemustes selgus, et uuritud järvedes on hüpolimnioni hapnikuolud oluliselt halvenenud ning järvi kus võib põhjakihis hapnikku leida on järel vaid mõni üksik. Kihistumise muutuste puhul puudub järvedel ühine trend, kuid leiti seos kihistumise stabiilsuse ja õhutemperatuuri vahel. Uurimusest järeldus, et kliima omas uuritud järvede puhul inimmõjust oluliselt suuremat rolli kihistuse tugevusele. Analüüsi tulemusi on võimalik rakendada tulevikus järvede ökoloogilise seisundi hindamisel ja prognoosimisel. Märksõnad: limnoloogia, stabiilsus, hapnik, hüpolimnion, muutused 2
Estonian University of Life Sciences Kreutzwaldi 1, Tartu 51014 Author: Siim-Martin Tirmaste Abstract of Bachelor s thesis Specialty: Applied biology of aquatic and terrestrial ecosystems Title: Thermal stratification and gas regime as a reflector of human impact and climate change in deep small lakes of Estonia Pages: 78 Figures: 16 Tables: 11 Appendixes: 12 Department: Institute of Agricultural and Environmental Sciences Field of research: Limnology Supervisors: Toomas Kõiv Place and date: Tartu, 2016 Global warming and the human impact has provoked various changes in the stratification of lakes and gas mode. Stratification changes in small Estonian lakes are unexplored in the past and therefore we do not know in which direction the developments have occurred and what is causing them. The work is intended to provide answers to questions on whether the stratification of the lakes has strengthened, the lack of oxygen in hypolimnion increased and what is the role of the climate and human impact behind it. The analysis includes morphometrical and monitoring data of the small stratified Estonian lakes and different climate variables. The results revealed that the oxygen conditions of hypolimnion in studied lakes have significantly deteriorated and only few stratified lakes, where oxygen can be found in the bottom layer, have remained. Stratification changes in the lakes had no common trend, however study identified relationships between air temperature and stratification stability. Study concluded that the climate has far more significant role in the strength of the stratification, than human impact has. In the future, the results of the analysis can be applied to the assessments of ecological conditions of lakes and their prognosis. Keywords: limnology, stability, oxygen, hypolimnion, changes 3
SISUKORD SISSEJUHATUS... 5 1. KIRJANDUSE ÜLEVAADE... 7 1.1. Järvede kihistumise olemus... 7 1.1.1. Soojuskihistus... 9 1.1.2. Keemiline kihistus... 13 1.1.3. Kihistumis-segunemistüübid... 14 1.2. Kliimategurid järvede kihistuse ja gaasirežiimi määrajatena... 19 1.2.1. Päikesekiirgus ja õhutemperatuur kihistuse määrajatena... 19 1.2.2. Päikesekiirgus ja õhutemperatuur gaasirežiimi määrajatena... 22 1.2.3. Tuul... 25 1.2.4. Sademed... 30 1.3. Inimmõju ja järvede kihistumise seosed... 31 1.3.1. Inimmõju roll kihistuse tekkimisel ja kadumisel... 31 1.3.2. Inimmõju gaasirežiimi muutjana kihistunud järvedes... 33 2. MATERJALID JA MEETODID... 35 2.1. Uuritud järvede asend ja iseloomustus... 35 2.2. Andmekogude päritolu ja uurimismeetodid... 42 2.3. Andmeanalüüs... 42 3. TULEMUSED... 44 3.1. Kihistumise iseloom ja stabiilsus... 44 3.2. Kihistuse stabiilsuse ja selle seosed õhutemperatuuri ning vee läbipaistvusega.. 48 3.3. Hapniku tingimused kihistunud järvedes... 52 4. ARUTELU... 54 4.1. Kihistumise iseärasused... 54 4.2. Kihistuse stabiilsus ja selle põhjused... 55 4.3. Hüpolimnioni hapnikuolud... 58 KOKKUVÕTE... 61 KASUTATUD KIRJANDUS... 63 SUMMARY... 69 4
SISSEJUHATUS Enamus maailma järvi paiknevad põhjapoolkeral lähisarktilises ja parasvöötmes, kuhu alla kuulub ka Eesti. Valdavalt on need järved väikese pindalaga ja suhteliselt madalad. Suure koguarvu, erinevate geograafiliste paiknemiste ja tekkeviiside tõttu on järvede mitmekesisus siiski väga suur ning nende seas leidub ka sügavaid järvi, mille veesammas pole seetõttu homogeenne. Olukorda kus veesambas esinevad üksteisega mittesegunevad kihid nimetatakse kihistumiseks. Selle nähtuse tekke taga seisavad vee tiheduse erinevused, mille põhjustajateks on enamasti veetemperatuur ja lahustunud ainete sisaldused. Globaalne kliimasoojenemine ei jäta mõjutamata ka järvi, kuna temperatuur on üks kihistumise võtmekomponentidest. Üldine temperatuuri tõus toob endaga kaasa kihistuse teravnemise, millele võivad järgneda järve talituslikud muutused, nagu näiteks hapnikurežiimi halvenemine. Teine järvi ja nende kihistust tugevalt mõjutav asbekt on otsene inimmõju, seda eeskätt reostuskoormuse suurenemise näol. Viimane ei ole ainult Eesti probleem, reostuskoormusest tingitud vee kvaliteedi ja üldine järvede seisundi halvenemine on ülemaailmne probleem, seda eriti kiirelt kasvava rahvaarvu valguses. Eesti järved olid kõige enam tasakaalust väljas 1970ndatel ja 1980ndatel aastatel, seda eelkõige Nõukogude Liidule omase hoolimatu põllumajanduskultuuri tõttu, kus väetiste kasutamisele ja reovete juhtimisele piiranguid praktiliselt polnud (Mäemets et al. 1994). Peale põllumajandusliku tegevuse langust hakkas paljude Eesti järvede seisund kiiresti paranema. 21. sajandil teatakse loodusest ja saadakse selle väärtustest aru rohkem kui kunagi varem, sellest hoolimata jätkub paljude järvede inimmõjust tingitud allakäik. Töö esimeses pooles antakse kirjandusel põhinev teoreetiline ülevaade gaasirežiimi ja kihistumise olemusest ning neid mõjutavaist tegureist. Teine, praktiline pool, koosnes kihistunud väikejärvede temperatuuri- ja hapnikuandmete kogumisest ning analüüsist koos kliimaandmetega. Analüüsis kasutatavad järvede andmed pärinevad riikliku keskkonnaseire väikejärvede alamprogrammist ja erinevatest lepingulistest uurimistöödest, mis on kogutud aastakümnete jooksul Eesti Maaülikooli Limnoloogiakeskuse (ja selle 5
asutuse eelkäijate) töötajate poolt. Töö eesmärgiks on anda vastused küsimustele, kas kihistus on väikejärvedes teravnenud, hapnikupuudus põhjakihis kasvanud ja milline roll on sellel kliimal, milline inimmõjul. Varasemalt puuduvad andmed Eesti väikejärvede kihistuse tugevustest ja nende muutustest. Antud andmeid oleks võimalik rakendada hindamaks järvede seisundit, muutusi ja nende võimalikke tulevikutrende. Töö hüpotees: Eesti sügavates väikejärvedes on veesamba kihistumine alates 1970ndatest aastatest tugevnenud ja hapnikupuudus hüpolimnionis suurenenud. Töö autor tänab meeldiva koostöö ja juhendamise eest Toomas Kõivu, kes aitas suunata töö käiku, jagas koostamiseks väärt nõuandeid ning materjale. 6
1. KIRJANDUSE ÜLEVAADE 1.1. Järvede kihistumise olemus Vähegi arvestamisväärse sügavusega järved pole üldjuhul kogu veesamba ulatuses homogeensed, vaid neis leidub piirkondi, mis erinevad füüsikaliste, keemiliste kui ka bioloogiliste parameetrite poolest (Boehrer & Schultze 2008). Selliste piirkondade teke on seotud erineva tihedusega veekihtide olemasolust ning nende leidumist nimetatakse kihistumiseks ehk stratifikatsiooniks. Kihistumise tekkel mängivad rolli nii veekogu välised kui sisemised tegurid. Sisemisteks mõjutajateks on lahustunud ainete hulk ning järve morfomeetrilised omadused, nagu sügavus ja laine ajutee pikkus (laine hoovõtu distants). Väga madalates järvedes, mille sügavus jääb alla 3 m, kihistumine üldjuhul tekkida ei saa (Kalff 2002), või on episoodiline. Erandiks võivad olla need parasvöötme järved, mille varjatus tuulte eest hoiab neid eemal välistest mõjuritest. Mida suurem on järvepeegel ja selle avatus tuultele, seda suuremat negatiivset mõju see kihistumisele avaldab. Väga suure laine ajutee korral ei pruugi ka mõõduka sügavusega järvedes kihistumist esineda (Kalff 2002). Lisaks mängivad kihistumise tekkel rolli pinna- ja põhjavee sisse- ning väljavoolud (Boehrer & Schultze 2008). Välisteks mõjuriteks on peamiselt ilmaga seotud tegurid nagu õhutemperatuur, päikesekiirgus, tuulekiirus, suund ja kestvus, õhumassi stabiilsus ning niiskus (Cohen 2003). Olenevalt kihistust mõjutavate parameetrite suurusest ja omavahelistest suhetest, saab leida selle tugevuse, ehk stabiilsuse (S). Järve stabiilsus näitab kui palju tööd on pinnaühiku kohta vaja teha, et lõhkuda kihistus ning tekitada veemassi täielik segunemine turbulentsete vooludega, ilma täiendava soojuse lahkumise või lisandumiseta. Sagedasti kasutatakse stabiilsuse arvutamiseks Schmidt-i valemit (1915): ( ), (1.1) 7
kus; A m järve pindala (cm 2 ); z sügavus (cm); Z m suurima sügavus (cm); Zg järve mahu keskkoht (cm) mõõdetuna veepinnast; A z järve pindala sügavusel z (cm 2 ); ρ z veetihedus sügavusel z (g cm -3 ). Kihtide segunemine saab toimuda kui väliste tegurite kineetiline energia on piisav, et ületada tiheduse erinevused kergema ülemise ja tihedama alumise veekihi vahel (Cohen 2003). Stabiilsuse varieeruvused on järvede lõikes väga suured, sõltudes paljuski geograafilisest asendist (joonis 1). Joonis 1. Veemassi (magevee) stabiilsuse sõltuvus veekogu geograafilisest paiknemisest (Lewis 1987) 8
Kõrgematel laiuskraadidel asuvatel järvedel on aastane temperatuurimuutuste amplituud suur, kuid muutused on valdavalt suhteliselt madalatel temperatuuridel, kus tihedusgradient muutub temperatuuritõusuga võrdlemisi vähe. Troopilistel aladel muutub aastane veetemperatuur vähem, aga tiheduse muutused 1 C kohta on kõrgema veetemperatuuri tõttu suuremad. Seetõttu paiknevad kõige stabiilsemad järved subtroopilistel aladel, laiuskraadidel 20 o -30 o (Lewis 1987). Parasvöötmesse jäävatel Eesti järvedel oleks eeldatav stabiilsus seetõttu üsna mõõdukas 1.1.1. Soojuskihistus Soojuskihistus on veesamba jaotumine eraldatud kihtideks erineva veetemperatuuri tõttu. Veetemperatuuri mõjutavad põhiliselt veekoguvälised tegurid nagu päikesekiirgus ja õhutemperatuur, millele lisanduvad soojusvahetus setete ja teiste veekogudega ning mitmed muud soojusülekande viisid (joonis 2). Joonis 2. Järve soojus- ja kiirgusbilansi komponendid (Meromiktilised järved 2012) 9
Tähtsaimaks soojusallikaks on vees neeldunud lühilaineline päikesekiirgus. Erandkorras võib soojus järve jõuda veel pikalainelise kiirgusena geotermaalsetest protsessidest (Ragotzkie 1978). See aga eeldab veekogu paiknemist vulkaaniliselt aktiivses piirkonnas. Veele on omased mitmed eripärased temperatuuriga seotud omadused, nagu tiheduse anomaalia ning väga suur erisoojus (Lampert & Sommer 2007). Tiheduse anomaalia seisneb selles, et tihedus ei vähene temperatuuri kasvul 0 o C lineaarselt, vaid saavutab suurima väärtuse temperatuuril 4 o C, täpsemalt 3,94 o C (Löffler 2003). Alates 4 o C kõrgematel temperatuuridel hakkab tihedus jällegi vähenema (joonis 3). Erinevused tiheduses kasvavad temperatuuri tõustes eksponentsiaalselt. Näiteks temperatuuri tõusul 24-25 o C on tiheduse erinevus 30 korda suurem kui temperatuuri muutusel 4-5 o C (Lampert & Sommer 2007). Teine oluline nüanss on järsult langev tihedus vee jäätumisel, mis on põhjustatud tekkivatest jääkristallidest, mille tihedus on 8,5 % väiksem kui veel 0 o C juures (Lampert & Sommer 2007). Tänu sellele anomaaliale ei lange 0 o C vesi veekogu põhja ega põhjusta seal jäätumist, vaid moodustub veekogu pinnale ning takistab selle edasist jahtumist. Maksimaalse tiheduse temperatuur langeb ka koos soolsuse ja hüdrostaatilise rõhu kasvuga, kuid magavete puhul on see üsna marginaalne. Joonis 3. Veetemperatuuri ja tiheduse sõltuvus (Beadle 1981) 10
Teine vee omapära on äärmiselt suur erisoojus (4,186 kj kg -1 K -1 ), mis jääb alla vaid gaasilisele amoniaagile ja vedelale vesinikule (Löffler 2003; Lampert & Sommer 2007). Selle tulemusena toimub soojusvahetus atmosfääri ja vesikeskkonna vahel väga aeglaselt ning arvestada tuleb viibeajaga, mille jooksul reageerib hüdrosfäär õhutemperatuuri muutustele. Tänu oma suurele erisoojusele on vesi väga stabiilne elukeskkond, kus muutused toimuvad aeglaselt (ka sesoonselt). Sõltuvalt veekogu suurusest ja mahust, avaldab see vette salvestunud soojusenergia näol märkimisväärset mõju kohalikule kliimale (Wetzel 2001). Peamiselt tänu halvale soojusjuhtivusele ja aeglasele soojusvahetusele, saavad järvedes esineda erinevate füüsikalis-keemiliste gradientidega veekihid, mis jaotatakse kolmeks (joonis 4). Pealmine, sesoonselt ja ka ööpäevaliselt, kõige suuremaid muutusi kandev kiht kannab nime epilimnion. See pindmine kiht on tugevalt mõjutatud päikesekiirgusest, kontaktist atmosfääriga ja soojuskaost pikalainelise kiirguse näol. Stabiilne on vaid püsivalt jääkaane all olevate ning ekvaatorile jäävate järvede pinnatemperatuur (Boehrer & Schultze 2008). Tuulte mõjul tekivad epilimnionis episoodiliselt segunemised, ning tänu sellele pole kihi paksus kihistumisperioodi vältel ühtlane, vaid kasvab läbi suve. Kihistumine kestab kuni sügisese vee jahenemiseni, mis päädib veemassi segunemisega (Wetzel 2001). Joonis 4. Tüüpiline suvine temperatuuriprofiil kihistunud parasvöötme järves (Lampert & Sommer 2007) 11
Kõige sügavamal, madalaima temperatuuriga ning välistest mõjuritest isoleeritud veekihti nimetatakse hüpolimnioniks. Epi- ja hüpolimnioni vahele jääb veel kolmas kiht, piirpinnana eksisteeriv metalimnion, kus toimub suurim veetemperatuuri langus ja tiheduse muutus (Lampert & Sommer 2007). Metalimnioni, ehk hüppekihi, täpseid piire määratakse praktikas mitmel viisil. Algse, E. A. Birge (1897) poolt, loodud definitsiooni kohaselt paiknevad metalimnioni piirid sügavusel, kus temperatuurimuutused on vähemalt 1 o C ühe meetri kohta. Metalimnioni osa, kus toimub suurim temperatuuri muutus, nimetatakse termokliiniks (Hutchinson 1957). See, suurimate tihedusgradientidega tasand, jagab järve sisuliselt kaheks, kuna tiheduse erinevuste tõttu on lahustunud ja hõljuvate ainete läbipääs äärmiselt keerukas. Enamikes järvedes on suuremate ainekoguste transport läbi termokliini vaid siis võimalik, kui osakeste suurus ja tihedus on piisavad tihedusgradiendi ületamiseks (Boehrer & Schultze 2008). Tänu parasvöötme kliima sesoonsetele muutustele, esineb sealses piirkonnas termiline tsüklilisus. Talvel on vahetult jääkihi all veetemperatuur 0 o C ligidal ja põhjakihis tavaliselt umbes 4 o C (Löffler 2003). Seda kutsutakse talviseks pöördkihistuseks. Kevadel, peale jääminekut, hakkab ülemine veekiht soojenema ja saavutab kiiresti põhjakihiga võrdse temperatuuri. Sel momendil on järves tiheduse erinevused väga väikesed, ning piisab nõrgast tuulest, et veemass ühtlaselt seguneks. Toimub kevadine tsirkulatsioon ning kujuneb homotermia (Hutchinson 1957). Kevadise segunemise kestus sõltub ilmaoludest ja järve omadustest, olles lühem väikestes ja tuulte eest varjatud järvedes. Suurtes ja avatud järvedes võib temperatuur tõusta isegi üle 10 o C, säilitades seejuures homotermia (Wetzel 2001). Soojade ning tuulevaiksete ilmadega hakkab vee pinnakiht kiiresti soojenema. Kõigest paar kraadi soojem vesi isoleerib veemassi ja takistab selle edasist segunemist (Boehrer & Schultze 2008). Sellest momendist algab suvine kihistumine. Hästi segatud epilimnioni temperatuur võib tõusta kiiresti suhteliselt kõrgele, hüpolimnion aga säilitab oma temperatuuri neid isoleerivale metalimnionile. Kuna segunemist põhjustava kineetilise energia (peamiselt tuul) suurus on piiratud, siis kandub soojus vaid nii sügavale, kui selle jaotamiseks energiat jagub (Boehrer & Schultze 2009). Suve jooksul kihistumise stabiilsus ja ka termokliini temperatuurigradient kasvavad. Lisaks toimub metalimnioni ja termokliini pidev laskumine sügavamale, kuna epilimnionis toimuv segunemine soojendab ning haarab endasse metalimnioni ülemise osa (Lampert & Sommer 2007). Sügise lähenedes, lühilainelise päikesekiirguse vähenedes ja 12
õhutemperatuuri langedes hakkab vee pindmine kiht jahtuma, kuid seejuures jätkab metalimnion koos termokliinga laskumist. Hüppekihi laskumine jätkub seetõttu, et epilimnioni jahenedes tihedusgradiendid vähenevad ja segunemine tuule toimel ulatub sügavamale. Lisaks võib jahtuv pinnakiht põhjustada konvektiivset segunemist (Martin 2014). Kui epilimnion on piisvalt jahtunud ja veesamba tiheduserinevused kadunud, saab tuulte mõjul toimuda sügisene segunemine, mille käigus saavutab järv homotermia (Lampert & Sommer 2007). Sellele järgneb jällegi talvine pöördkihistus ning ring algab uuesti. 1.1.2. Keemiline kihistus Kihistumise puhul mängivad rolli ka erinevad vees lahustunud ained, mis omakorda mõjutavad selle tihedust. Soolsuse ja vee tiheduse vahel on lineaarne seos. Soolsuse kasv 10 mg/l tõstab vee tihedust samaväärselt kui temparatuuri langus 5 o C kuni 4 o C (Lampert & Sommer 2007). Vee ioonkoostise ning ioonide summa kujundavad veevahetus jõgedega, aurumine, sademed ja mitmed veekogus toimuvad sisemised protsessid. Veekogu sisemistes protsessides on suur roll organismidel, kes eritavad, omastavad ja muundavad keemilisi ühendeid, mõjutades seeläbi nende kontsentratsioone vees. Paljudel juhtudel ületavad vee keemilised gradiendid temperatuurist põhjustatud tiheduse erinevused (Boehrer & Schultze 2008). Sügavate järvede ja madalate temperatuuride juures võivad ka väiksemad soolsuse gradiendid olla peamiseks kihistumise põhjustajaks. Soolsuse mõju tihedusele on sõltuv temperatuurist, olles madalamatel temperatuuridel pisut suurem kui soojemas vees. Selle tulemusel langeb suurema soolsuse juures maksimaalse tiheduse temperatuur ja 4 o C vesi võib katta madalama temperatuuriga kihte (Hausmann & Boehrer 2006). Jää sulades tekib soolajärve pinnale seda kattev mageveekiht. Võimalik on ka vastupidine soolsusgradient, mis tekib intensiivse aurustumise korral pinnakihis. Sellisel juhul katab järve soojem ning soolasem veekiht (Boehrer & Schultze 2009). 13
Olukorda, kus lahustunud ainete kontsentratsioonist tingitud tihedusgradient on piisavalt suur, et ülakihtides toimuv segunemine seda kaasata ei suuda, nimetatakse meromiksiaks. Vastavat segunemises mitte osalevat põhjakihti nimetatakse monimolimnioniks. Ülemine, segunev kiht ehk miksolimnion, võib seejuures talitleda nagu tavaline holomiktiline järv (Kalff 2002). Need kihid on omavahel eraldatud terava tihedusgradiendi, kemokliiniga. 1.1.3. Kihistumis-segunemistüübid Järvede kihistumist ja sellega kaasnevaid protsesse peegeldab kõige paremini kihistumisele vastandlik protsess segunemine. Vanima ja ilmselt ka täiuslikuma segunemistüüpide klassifikatsiooni loojateks on G. E. Hutchinson ja H. Löeffler (1956), kes kasutasid tüüpide eristamiseks järvede sesoonseid kihistumismustreid. Nende klassifikatsiooni kaks alustala on järvede kõrgus merepinnast ja geograafiline asend (joonis 5). Selle klassifikatsiooni järgi saab määrata segunemise tüübi vaid neil järvedel, mis on piisavalt sügavad hüpolimnioni kujunemiseks. Joonis 5. Järve segunemistüüpide levik, sõltuvalt laiuskraadist ja kõrgusest üle merepinna (Hutchinson & Löffler 1956) 14
Segunemistüübi põhjal saab järved jagada kolmeks: amiktilised, holomiktilised ja meromiktilised. Need kolm rühma jagunevad veel omakorda täpsemateks alamtüüpideks. Amiktilised järved on väga haruldased ning paiknevad pooluste lähedal või kõrgmäestikes, nagu Alpid ja Andid (Löffler 2003). Külma kliima tõttu on nad püsivalt jääkaane all, mistõttu nad praktiliselt ei segunegi. Täpsemad uuringud Antarktikas on siiski välja selgitanud, et ka neis järvedes toimub aeglane tsirkulatsioon (Cohen 2003). Sellegipoolest on selle mõju ja mastaabid väikesed, ning neid arvestatakse kui mitte segunevaid järvi. Holomiktilised järved segunevad täielikult vähemalt korra aastas, mil ühtlustub ka nende toitainete ja hapniku hulk veesambas (Lampert & Sommer 2007). Holomiktilised järved jagatakse laiaslaastus, sõltuvalt nende segunemise sagedusest, 4 alamtüübiks: mono-, oligo-, di- ja polümiktilisteks. Monomiktilistes järvedes toimub segunemine vaid korra aastas, ülejäänud osa aastast on nad kihistunud. Segunemine toimub, sõltuvalt järvest, tavaliselt kas suvel või talvel (Lampert & Sommer 2007). Külmades monomiktilistes järvedes, kus veetemperatuur ei tõuse praktiliselt kunagi üle 4 C, toimub segunemine suvel, kuna siis on ainuke jäävaba periood aastas. Kihistumine on jäävabal perioodil, tänu suhteliselt ühtlasele veetemperatuurile ja pinnakihi eksponeeritusele tuulte suhtes, praktiliselt välistatud (Moss 2010). Sellised järved asuvad polaaraladel või kõrgmäestikes, kusjuures lõunapoolkeral eksisteerivad neist vaid mõned üksikud. Lisaks on polaaralade ja parasvöötme piiril olemas monomiktiliste ja dimiktiliste järvede vahevormid. Neis järvedes sõltub segunemise tüüp konkreetse aasta ilmastikust. Soojades monomiktilistes järvedes ei lange veetemperatuur kunagi alla 4 C, ning neis toimub segunemine talvel. Sellised järved on levinud lähistroopilistel mägialadel, vahemerelises ja tugevalt ookeanidest mõjutatud kliimaga piirkondades (Löffler 2003). Oligomiktilised järved segunevad ebaregulaarselt ja harva, kui pinnatemperatuur teeb läbi suure languse (Cohen 2003). See eeldab nende paiknemist piirkondades, kus valitseb suhteliselt stabiilne temperatuur ja kõrge õhuniiskus, mis takistab pinnatemperatuuri jahenemist läbi aurumise. Seetõttu paiknevad enamus selliseid järvi madalatel laiuskraadidel, mis selliseid tingimusi pakuvad. Tavaliselt on need järved suured ja sügavad, omades suurt soojusmahtuvust, ning tuulte eest varjatud (Lampert & Sommer 2007). Nende faktorite tõttu ongi neis segunemine harv ja ebakorrapärane. 15
Dimiktilised järved omavad kevadist ja sügisest segunemist, mis vahelduvad suvise päripidise ning talvise pöördkihistumisega. Valdavalt paiknevad dimiktilised järved põhjapoolkeral, olles ka levinuimaks segunemise tüübiks Eestis. Eesti puhul toimuvad segunemised reeglina aprillis-mais ja oktoobris-novembris (Ott & Kõiv 1999). Selline segunemise tüüp on parasvöötmes kõige levinum kihistumise tüüp (Wetzel 2001). Polümiktilised järved on madalad, mistõttu ei teki neis tugevat ja püsivat kihistumist. Kogu veemass seguneb aasta jooksul korduvalt, kas tuulte mõjul või temperatuurikõikumistest tingituna. Lühikeste kihistumise perioodide vältel, mis võivad kesta paarist tunnist kuni mõne päevani, ei jõua termokliin ja tihedusgradiendid välja areneda ning jäävad nõrgaks (Tundisi & Tundisi 2012). Sellised järved on levinud enamasti troopilistel ja lähistroopilistel aladel või kuivades piirkondades, kus aurumise toimel veepind kiiresti jahtub (Cohen 2003). Nende esinemine on võimalik ka parasvöötme aladel, aga see eeldab tugevate tuulte olemasolu. Soodsates tingimustes võib segunemine olla isegi igapäevane. Sellisel juhul on üks võimalikke variante päevane veepinna soojenemine ja kihistumise tekkimine, ning öine jahtumine ja pinnakihi laskumise poolt tekitatud konvektiivne segunemine (Lampert & Sommer 2007). Meromiktiliste järvede puhul ei toimu kunagi veemassi täielik segunemine. Neile on omane, segunemisse mittekaasatav, kõrgete lahustunud ainete kontsentratsioonidega ja suure tihedusega põhjakiht, monimolimnion. Sealset akumulatsiooni soodustvad tegurid on hüdrostaatiline rõhk ning takistatud soojus-, gaasi- ja ainevahetus nii ülemise veekihi kui ka atmosfääriga. Hüdrostaatilise rõhu tõttu on sealne gaaside (CO 2, NH 3, CH 4 ja H 2 S) akumulatsioon märkimisväärselt suurem kui miksolimnionis (Halbwachs et al. 2004). Nimetatud gaaside hulga kasv võimendab omakorda keemilise kihistuse stabiilsust, soodustades raua ja mangaani akumuleerumist, mis täiendavalt suurendavad vee tihedust. Tänu isoleeritusele atmosfäärist, puudub monimolimnionis hapnik ning seal leidub rohkelt redutseeritud ühendeid, mis miksolimnionis oleksid keemiliselt ebastabiilsed ja oksüdeeritaks hapniku juuresolekul. Põhiliseks kihistumise teguriks meromiktsete järvede puhul on lahustunud ainetest, mitte temperatuurist, tingitud tiheduse erinevused (Tundisi & Tundisi 2012). Ülemise, seguneva kihi ehk miksolimnioni, ning monimolimnioni omavaheline üleminek toimub vaid mõnekümne sentimeetri paksuses kihis, mis moodustab nende vahele terava gradiendi. See gradient võib olla tingitud tihedusest, soolsusest või keemilisest erinevusest, 16
vastavalt nimetatakse neid pükno-, halo-, ning kemokliiniks (Boehrer & Schultze 2008). Enamasti kutsutakse seda gradienti üldistavalt kemokliiniks. Meromiksia saab tekkida kui tuulte mõju ja konvektsioon jäävad liiga nõrgaks, et segunemine ulatuks põhjani. Eeldused selleks loovad suured tihedusgradiendid, varjatus tuulte eest või morfomeetrilised ja hüdroloogilised iseärasused. Antud segunemistüübiga järved on maailmas suhteliselt haruldased, Eestis esindavad neid Kooraste Linajärv, Holstre Linajärv ja Kaussjärv (Ott & Kõiv 1999). Levinum alavorm sellest on tavaolukorras holomiktiline järv, mis on jätnud vahele ühe või mitu segunemisperioodi. Sellist situatsiooni kutsutakse osaliseks või mittetäielikuks meromiksiaks ja sellist tüüpi esindab Eestis näiteks Verevi järv. Holomiktiliste ja meromiktiliste järvede eristamise teeb keerukaks asjaolu, et ei ole olemas mingit kindlat ajalist määratlust kust maalt saab stratifikeeritud järve lugeda meromiktiliseks. Findenegg (1935) luges holomiktilisteks järved, mis segunesid vähemalt korra aastas. Mõnede autorite arvates peaks kihistus püsima aastaid või aastasadu, et seda meromiksiaks nimetada, kuid kindlaid ajalisi piire ei sätesta ka nemad (Tyler & Vyvermann 1995). Meromiksa jagatakse erinevateks tüüpideks selle põhjal, kuidas soolad monimolimnioni jõuavad. Kõige kiiremini tekib meromiksia, kui soolasesse vette tungib kiiresti magevesi. Antud juhul katab sissevoolanud kergem vesi, raskema soolase vee, ehk tekivad tiheduse erinevused epi- ja hüpolimnioni vahel. Vastupidine näide sellest on kui soolane vesi voolab magedasse vette ja hakkab põhjapoole laskuma (Hakala et al. 2004). Selliseid tekkeviise kutsutakse ektogeenseks meromiksiaks. Mõlemal juhul moodustub pinnale mageveekiht, mis katab soolasema vee. See on võimalik tänu asjaolule, et mineraalainete kontsentratsiooni suurenemine muudab vee tihedamaks. Ektogeenset meromiksiat kohtab kõige sagedamini mereäärsetes järvedes, kus ebakorrapäraste üleujutuste tõttu võib merevesi jõuda järve. Silmapaistvamaid näiteid sellisest protsessist on Must meri, kus 9000 aasta eest hakkas Vahemerest soolene vesi, toonasesse järve sisse tungima. Tänapäeval on Must meri, mille kemokliini soolsus on 18-22, suurim meromiktne veekogu maailmas (Löffler 2003). Kokku on meromiktseid järvi maailmas hetkel teada paarisaja ringis. Jääkatte tekkimisel muutub vesi vahetult jääkatte all lahustunud soolade poolest kontsentreeritumaks ja hakkab laskuma. Kõrge soolsusega järvedes võib madalatel temperatuuridel või jäätumisel toimuda näiteks naatriumsulfaadi sadenemine, mis settib kristallidena veekogu põhja (Rawson & Moore 1944). Veetemperatuuri tõustes need 17
lahustuvad ja piisava koguse soolade kogunemisel võib järve põhjakihti kujuneda monimolimnioni näol keemiline gradient või kasvab juba olemasoleva meromiksia stabiilsus (Hammer 1994). Ektogeenne meromiksia võib kaasneda ka inimtegevusega, näiteks talvise teede soolamisega järve vahetus läheduses või alepõletamisega selle valgalal (Wetzel 2001). Näiteks metsamaa asendamine põllumajandusmaaga võib kaasa tuua kasvava partikulaarse ja lahustunud Na, Mg, Ca ja K transpordi järve (Cronan 2009). Lõuna-Soome näitel on põllumajandusaladelt tulenev toitainete kogus pinnaühiku kohta umbes 10 korda suurem, kui metsaga kaetud aladelt (Ekholm et al. 2000). Samuti võib meromiksia olla põhjustatud tööstusheitvetest. Austriast pärineb just selline näide, kus kohalik tööstusettevõte on enam kui 100 aasta jooksul lasknud sadu tonne lahustunud sooladega rikastunud vett Traunsee järve, põhjustades selle meromiktilisuse (Löffler 2003). Kreogeenne meromiksia on ektogeense meromiksia alamtüübiks, kus põhjaallikate kaudu siseneb järve süvakihtidesse stabiilselt mineraalaineterikast ja tihedamat vett, mis loob tugevad soolsuse gradiendid (Hakala 2004). Selliseid järvi võib suhteliselt palju leida Euroopast, näiteks maarijärved Saksamaal, Eifeli mäestikus, aga ka Alaska siseosast, kus väikestesse ja sügavatesse järvedesse toovad soolast vett põhjaallikad. Eriti mineraalaineterikas põhjavesi võib järve jõuda vulkaaniliselt aktiivsetes piirkondades (Wetzel 2001, Hakala 2004). Paljude kreogeenselt meromiksete järvede stabiilsus sõltub rauaringest. Sellistel juhtudel kannab põhjavesi rauarikast vett järve, kus Fe2+ oksüdeerub Fe3+ ning sadestub. Sobivate tingimuste juures toimub raua redutseerumine ja lahustumine monimolimnionis, kus see tõstab vee tihedust ja stabiliseerib kihistust (Boehrer & Schultze 2008). Sarnaselt toimib ka mangaaniringe, kuid selle mõju on oluliselt väiksem kui rauaringel. Järved, kus keemilisegradiendi moodustumisel mängib juhtrolli mangaaniringe, on suhteliselt haruldased (Hongve 1997). Harilikult on tiheduse erinevused mikso- ja monimolimnioni vahel põhjustatud soolsusest või raua ja vesinikkarbonaatide hulgast (Boehrer & Schultze 2009). Biogeense ehk endogeense meromiksia puhul pärinevad monimolimnioni mineraalained põhjakihis toimunud orgaanilise aine lagunemisprotsessidest (Lampert & Sommer 2007). Seetõttu saavad toitaineterikkamates järvedes tekkida suuremad keemilised gradiendid. Hapnikupuuduse tõttu kasutatakse monimolimnionis orgaanilise aine lagundamiseks 18
oksüdeerijatena sulfaate ja nitraate (Boehrer & Schultze 2008). Protsessi lõppproduktidena tekivad CO 2 ja HCO 3-, mis akumuleeruvad põhjakihis ning suurendavad selle tihedust. Vee tiheduse osas mängivad rolli lisaks veel raua- ja mangaaniringe ning sulfaatide ja kaltsiidi sadenemine (Boehrer & Schultze 2009). Üldjuhul ei kasva lagunemisest tingitud mineraalainete hulk stagnatsiooniperioodil nii suureks, et see takistaks kevadist või sügisest segunemist. Erandjuhtudeks on väikese pindalaga ja suure sügavusega järved, millede puhul tuule mõju jääb väikeseks ja segunemine võib vahele jääda. Sellise protsessi kordumise tulemusena võib lahustunud ainete kontsentratsioon tõusta piisavalt kõrgeks, et tekiks püsiv meromiksia (Lampert & Sommer 2007). Parasvöötme kontinentaalse kliimaga aladel, kus esinevad karmid talved, võib biogeenne meromiksia tekkida ka väikestes, kuid mõõduka sügavusega järvedes, eeldusel et nad on tuulte eest varjatud (Wetzel 2001). Peaaegu kõik väga sügavad ekvatoriaalsed järved, nagu Tanganjika või Njassa, on endogeense meromiksiaga (Löffler 2003). 1.2. Kliimategurid järvede kihistuse ja gaasirežiimi määrajatena 1.2.1. Päikesekiirgus ja õhutemperatuur kihistuse määrajatena Praktiliselt kogu Maal saada olev energia pärineb päikeselt. Maale langev kiirgus koosneb otsesest (otseselt päikeselt tulev) ja hajuskiirgusest (taevavõlvi helendus). Lühema lainepikkusega kiirgusvahemik neeldub atmosfääris ning seepärast jõuab maapinnani vahemik 300-3000 nm (Lampert & Sommer 2007). Selle vahemiku saab omakorda jagada kolmeks: ultravioletkiirgus (300-380 nm), nähtavvalgus (380-750nm) ja infrapunakiirgus (750-3000 nm). Nähtavvalguse alla kuulub ka fotosünteetiliselt aktiivne kiirgus (PAR), mis jääb vahemikku 400-700 nm ja on ökosüsteemide primaarproduktsioonis võtmetähtsusega. Atmosfääris neeldumise ja hajumise käigus väheneb valguse intensiivsus ja muutub selle spektraalne koostis. Keskmiselt jõuab maa atmosfäärini päikesekiirtega risti asetsevale pinnale kiirgusvoog 1373 W/m 2 ehk 1,97 kcal cm -2 min -1, seda suurust nimetatakse solaarkonstandiks (Hickey et al. 1982). 19
Päikesekiirguse tagasipeegeldumise suurus veepinnalt sõltub kiirte langemise nurgast ja lainetuse tugevusest. Päikesekiirte langemise nurk muutub pidavalt kogu päeva jooksul, lisaks sõltub see veel aastaajast ja geograafilisest laiusest. Aastast kiirgussummat laiuskraaditi kirjeldab joonis 6. Joonis 6. Aastane kiirgussumma sõltuvalt laiuskraadist (Wetzel 2001) Mida madalamal päike horisondi kohal on, seda suurem osa tema kiirgusest peegeldub. Tagasipeegeldumise suurust saab arvutada Fresneli võrrandist:, (1.2.) kus; R tagasipeegeldumine (%); α langemisnurk vertikaali suhtes; γ murdumisnurk vertikaali suhtes. Veepinnaga risti langevate päikesekiirte puhul on tagasipeegeldumine 2 %, nurga suurenedes see aeglaselt kasvab. Alates 50 kraadist madalamatel nurkadel suureneb peegeldumine järsult (Wetzel 2001). Kesk-Euroopas peegeldub suvel veepinnal tagasi umbes 3 % ja talvel umbes 14 % otsesest päikesekiirgusest. Tugeva pinnalainetuse korral võib teatud tingimustel tagasipeegeldumine kasvada 30-40 % (Lampert & Sommer 2007). 20
Valguse neeldumise ja hajumise tõttu vees, toimub valguse vertikaalne nõrgenemine, ehk ekstinktsioon. Hajumine toimub vee ja selles lahustunud ainete molekulidelt, hõljumilt ja fütoplanktonilt (Martin & McCutcheon 1999). Tähtsamateks veesisese valguskliima kujundajateks on humiinained ( nn. kollane aine), millele tähtsuselt järgnevad fütoplankton ja klorofülli mittesisaldav heljum (Arst & Nõges 1998). Sügavuti on valguse nõrgenemine eksponentsiaalne, sõltudes konkreetse veekogu lahustunud ainete ja hõljumi sisaldusest. Puhta vee ekstinktsioonikoefitsient on umbes 0,03-0,04 m -1 (Verdiun et al. 1976). Valgus paneb vees paika piirid, kus ja kui intensiivselt saab toimuda fotosüntees, millest omakorda sõltuvad CO 2 ja O 2 kontsentratsioonid. Veekogu pealmist osa, kus on fotosünteesiks piisavalt valgust, nimetatakse eufootiliseks kihiks. Vees neeldunud päikesekiirgus muutub soojuseks ning soojusrežiim määrab järve temperatuuri, kihistumise ja segunemise. Need omakorda panevad paika veekogu toitainete jaotumise, gaasirežiimi ja elustiku paiknemise. Pindmises meetrises veekihis muundub soojuseks üle poole vette tunginud lühilainelisest kiirgusest. Soojuskiirguse väljumine veest toimub aga vaid pealmises, mõne sentimeetri paksuses pinnakihis (Wetzel 2001). See loob olukorra, kus pindmine, atmosfääriga kontaktis olev ja kiirgusele avatud veekiht saab pidevalt soojusenergiat juurde, mille tulemusel peaks pinnavee temperatuur tõusma. Kui päikesekiirgus jõuab põhjani, võib setetes toimuda soojuse salvestamine ja eraldamine (Martin 2014). Eriti teravaks võib temperatuurikihistus kujuneda tumedaveelistes järvedes, kus pinnatemperatuur võib tõusta isegi 30 C, seejuures põhjakihi temperatuur jääb enamasti 4 o C juurde (Ott & Kõiv 1999). Jahedamate ja soojemate ilmade vaheldumine võib kaasa tuua mitmekordsete termokliinide tekke. Jahedamast ilmast tingitud veepinna jahenemine võib kaasa tuua selle laskumise, kuid täielikku segunemist siiski ei toimu. Kui jahedamale perioodile järgneb päikesepaisteline ilm ja veepind soojeneb kiiresti, siis võib tekkida teine, nn. väike termokliin (Wüest & Lorke 2009). Tekkinud termokliin asub suhteliselt pinna lähedal ja on võrdlemisi ebapüsiv. Konvektsioon on soojuse edasikandmine tänu vee liikumistele raskusjõu toimel. Piisab vaid paarikraadisest temperatuurierinevusest, et takistada veemassi segunemist (Wetzel 2001). Kuna molekulaarsel tasandil on vee soojusjuhtivus äärmiselt aeglane, siis ilma segunemiseta soojus alumistesse kihtidesse ei jõua. Mida suuremaks kasvavad veekihtide tiheduse erinevused, seda rohkem on vaja energiat, et neid omavahel segada. 21
Õhutemperatuuri langus (ka öine) ning intensiivne aurumine langetavad veepinna temperatuuri, mille tulemusel see hakkab laskuma, tekitades konvektiivse segunemise. Üldjuhul on sellise segunemise mõju väike ja see ei küündi sügavamale kui 3 m (Wetzel 2001). Vastupidine protsess esineb peale jää sulamist, kui umbes 0 o C veepinna temperatuur hakkab tõusma ning tingituna vee tiheduseanomaaliast laskub soojenev vesi põhja poole. Eesti kliima puhul on üks temperatuuri mõjutavatest faktoritest NAO (Põhja-Atlandi ostsillatsioon) indeks. Antud indeksi suurus sõltub õhurõhkudest Islandi miinimumi ja Asoori maksimumi vahel, mis omakorda mõjutavad läänetuulte tugevust. Positiivse NAO indeksi korral valitsevad Põhja-Euroopas soojad talved ja jahedad suved, negatiivse indeksi korral on olukord jällegi vastupidine (Hurrell & Deser 2010). 1.2.2. Päikesekiirgus ja õhutemperatuur gaasirežiimi määrajatena Hapnik pärineb eufootilises kihis toimuvast fotosünteesist või difundeerub atmosfäärist, kusjuures esimene neist on veeökosüsteemide jaoks olulisem. Le Chatelier printsiibi järgi on gaaside lahustuvus vees pöördvõrdeline temperatuuriga (joonis 7). Joonis 7. Veetemperatuuri ja lahustunud hapniku omavaheline seos (Dodds 2002) 22
Hapniku adsorbtsioonikoefitsient vee suhtes on normaalrõhul (1 atm) ja 0 o C juures 0,04898, ehk hapniku lahustuvus 1 liitris vees on 10,29 ml/o 2. Le Chatelier printsiibi ja bioloogiliste protsesside tõttu toimuvad vees suured ööpäevased ja aastaajalised hapnikusisalduse muutused, seda eriti epilimnionis. Suveperioodil on fotosüntees intensiivsem ja hapniku toodetakse rohkem, kuid samas on hapniku lahustuvus soojemas vees väiksem ning bioloogilised protsessid tarbivad rohkem hapnikku. Öösel, kui fotosüntees ei toimu, tarvitavad ka taimed hapnikku, mis aitab kaasa selle kontsentratsiooni langusele. Hapniku kontsentratsiooni ööpäevase kõikumise suurus, sõltub veekogu toitelisusest, olles tasakaalustatum oligotroofsetel järvedel (joonis 8). Joonis 8. Ööpäevane hapnikukontsentratsiooni mutus oligo- ja eutroofsetes järvedes (Wetzel 2001) Erinevate troofsustega järvedel on erinevad hapnikujaotused. Oligotroofses järves on suvine hapnikujaotus määratud peamiselt füüsikaliste tegurite poolt. Soojaveelises epilimnionis on hapniku lahustuvus väiksem, mistõttu on hapniku kontsentratsioonid sügavamates kihtides kõrgemad (joonis 9). Looduses harva esineva, ortograadse profiili korral on hapniku küllastusaste pidevalt 100 % lähedal (Wetzel 2001). Eutroofsetes järvedes esineval klinograadsel profiilil on hapnikusisaldus kõrgem epilimnionis, kus ööpäevaselt toimuvad suured hapnikusisalduse kõikumised. Päeval, intensiivse fotosünteesi ajal, võib seal tekkida mitmesaja protsendiline hapniku 23
üleküllastus, misjärel öösel see jälle langeb (Williams 2001). Hüpolimnionis kasutatakse bioloogiliste protsesside käigus hapnikuvarud kiiresti ära ja seal kujuneb välja hapnikupuudus (joonis 10). Anoksiline hüpolimnion ei ole eutroofses järves üldiselt püsiv nähtus ja peale veesamba täielikku segunemist jõuab hapnik uuesti põhjakihti (Stewart et al. 2009). Joonis 9. Ortograadne hapnikuprofiil oligo - Joonis 10. Klinograadne hapnikuprofiil troofses järves (Wetzel 2001) eutroofses järves (Wetzel 2001) Sügavate järvede anaeroobsetest põhjasetetest võib eralduda suurtes kogustes metaani ja süsihappegaasi (Vincent 2009). Anoksilises põhjakihis võib metaani kontsentratsioon olla isegi tuhandeid kordi kõrgem kui järve hapnikurikastes osades (Bastviken 2009). Talvel võib nende gaaside oksüdeerumine vähendada hapnikusisaldust süvikute kohal. Seda olukorda tugevdavad ka põhja pidi süvikute poole suunatud gradienthoovused, mis süvikute kohal tekitavad tõusvaid voole ja muudavad kihistumise iseloomu (Wetzel 2001). Hapnikudefitsiit on hapniku kontsentratsiooni langus võrreldes küllastuskontsentratsiooniga ajavahemikus, mis on möödunud kihistumisperioodi algusest, ning sisuliselt näitab see hapnikutarbe kiirust. Hapnikudefitsiit esineb sagadasti jääkatteperioodil, reostunud veekogudes ja põhjalähedastes kihtides. Suvel, kui lagunemise protsessid on piisavalt intensiivsed, võib järv jääda ummuksisse. Järvedes, kus produktsioon on võrdne, ei pruugi suure hüpolimnioniga järves toimuv lagunemine omada erilist mõju lahustunud hapniku kontsentratsioonile, samas kui madalates järvedes võib 24
hapnik sootuks kaduda (Lampert & Sommer 2007). Sellist kihistumise kaasust võib lugeda igati positiivseks. 1.2.3. Tuul Tuule mõju järvele sõltub selle kiirusest ning kestvusest, järve sügavusest, laine ajuteest, avatusest tuultele ja vee füüsikalistest omadustest. Tuule liikumine veepinnal tekitab hõõrdejõu, mis kannab energia tuulelt üle veele. Mida suurem on tuulekiirus ja laine ajutee, seda suurem energia üle kantakse (Martin 2014). Veekihtide segunemine saab toimuda kui tuule poolt tekitatud kineetiline energia on piisav, et ületada tiheduse erinevused kergema ülemise ja tihedama alumise kihi vahel (Cohen 2003). Kineetilise energia piiratuse tõttu saab vesi seguneda vaid teatud piirini. Kihtide ülese segunemise käigus toimub nende vaheline soojuse, gaaside ja lahustunud ainete vahetus, üldjuhul jääb tuule poolt tekitatud segunemine siiski epilimnioni piiridesse. Tugeva tuule ja madala järve korral võib selle mõju avalduda ka kuni põhjani, põhjustades seal näiteks setete resuspensiooni. Veekeskkonna segunemise puhul on oluline roll viskoossusel. Viskoosust võiks defineerida kui sisehõõrde mõõtu, mis on põhjustatud vedelike omadusest takistada oma molekulide liikumist üksteise suhtes. Viskoossus on negatiivses sõltuvuses temperetuurist, langedes vahemikus 0-25 C peaaegu kaks korda, lisaks mängib rolli ka vees olev lahustunud ainete hulk (Lampert & Sommer 2007). Väiksem viskoossus tähendab väiksemat energiahulka mida on vaja vee liigutamiseks, ehk soojema vee segunemine toimub seeläbi kergemini. Difusiivselt ja molekulaarsel tasandil kuluks soojuse edasikandeks, vertikaalselt 1 m võrra, umbes kuu aega (Boehrer & Schultze 2008). Seega peab soojuse edasikanne sügavamate kihtideni toimuma muude protsessidega, nagu segunemisega tuulte mõjul, veetiheduse (raskuse) erinevustega või sissevooludest põhjustatud turbulentsidega. Õhu liikumistest põhjustatud hoovused on ühesuunalised voolud, veepinnal või selle all, millel puudub lainetele omane perioodiline võnkumine. Järvede hoovused on tavaliselt ebapüsivad, tekkides sesoonselt või peale mingit keskkonna mõjurit, eeskätt tuult. 25
Kihistumine võimendab voolu horisontaalset transporti ja segunemist, luues kindlatel sügavustel nii-öelda kanalid, mida mööda hoovused liiguvad (Imboden & Wüest 1995). Kuigi võib näida, et veemass liigub edasi koos pinnalainega, siis nii see tegelikult ei ole, vastasel juhul peaks veepinnal ujuv objekt liikuma edasi nagu jõevooluga. Lainetuse mõjul liiguvad vee pinnakihi osakesed tsükloidselt, mööda vertikaalset tasandit, läbides täistiiru iga laine möödudes (joonis 11). Lühikeste pinnalainete mõju nõrgeneb sügavuti kiiresti ja nende roll avaldub märkimisväärselt vaid madalates veekogudes ja kaldavööndis. Laine mõju nõrgenemine sügavuse suunas toimub eksponentsiaalselt ja vähenemise kiirus oleneb lainepikkusest, mitte aga kõrgusest. Laine kõrgus ja periood on sõltuvad tuulekiirusest, kestvusest ja laine ajuteest (Martin 2014). Väikestes järvedes ei mõjuta järve sügavus olulisel määral laine kõrgust ega pikkust, suurtes seevastu suurenevad mõlemad koos järve sügavusega. Maksimaalne lainekõrgus on proportsionaalne laine ajuteega, sõltudes veel lisaks tuulekiirusest ja kestusest. Laine liikumiskiirus on proportsionaalne ruutjuurega lainepikkusest. Madalasse vette jõudnuna muutub lainekiirus sõltuvaks sügavusest ja aeglustub. Kiiruse vähenemine toob kaasa lainepikkuse ja kõrguse kahanemise. Laine madalas vees edasi liikumisel toimub järsk laine kõrguse tõus ja moodustub murdlaine. Laine murdub kui kõrguse ja pikkuse suhe on ¾, ning tekkiv tuuleenergia ülejääk hajub turbulentsina (Wetzel 2001). Joonis 11. Osakeste liikumine pinnalainetes (Dodds 2002 järgi) Lainetusest tekkiv turbulents avaldub sageli veemassi hajusa liikumisena, mis ei ühti tuule või laine suunaga. Alates tuule tugevusest 2-3 m/s, koondub turbulentne liikumine 26
pindmises kihis heeliksikujulisteks spiraalvooludeks, tekib Langmuiri tsirkulatsioon. Vee pöörlemissuund on kahes kõrvutiasetsevas heeliksis vastupidine, mistõttu tekivad heeliksite vahekohtadesse divergentsi (voolu lahknemise) ja konvergentsi (voolude koondumise) piirkonnad. Neisse kogunevad pinnal ujuvad osaksesed ja pindaktiivsed ained, moodustades lainefrondiga ristuvaid vahuvööte. Selline vee liikumine tekib igas arvestatava suurusega järves. Pinnalainetusest energiat saav Langmuiri tsirkulatsioon on peamine epilimnioni turbulentse läbisegamise mehhanism (Wetzel 2001). Kahe erineva tihedusega ja teineteise suhtes liikuva veekihi piirpinnal tekivad turbulentsi tõttu lühikesed siselained (joonis 12). Kui pinnalaine suurust pärsib vee ja atmosfääri suur tiheduse erinevus, siis siselainete puhul on, väikeste tiheduse erinevuste tõttu, nende kõrgus oluliselt suurem (Martin 2014). Siselainete kõrgus võib ületada pinnalainete oma isegi 10 kordselt, Baikali järves on fikseeritud isegi 75 m amplituudiga siselaineid (Cole 1975). Lühikestel siselainetel on, oma võimaliku ulatuse tõttu, tähtis roll soojuse ülekandes epi- ja hüpolimnioni vahel. Nõnde mõju veekihtide segunemisele on määratud lainete ulatusest ja järve morfomeetriast. Joonis 12. Lühikeste siselainete kujunemine (Mortimer 1974) Tuulte mõju puhul on oluline ka nende suund, sest paljudes paikades on püsivad ühesuunalised tuuled, mis kallutavad veepinda ja koos sellega ka järve tihedusgradiente (joonis 13). Pinnavesi koguneb tuulealusesse külge ja sügavam vesi tõmmatakse 27
pinnapoole tuulepoolses otsas. Selle tulemusena muutub väikestes ja keskmistes järvedes, termokliin tuulealuses küljes teravamaks ja tuulepoolses osas nõrgemaks (Mortimer 1974). Vertikaalne vee liikumine põhjustab ülemise veekihi ümberpaigutust, tuues kaasa nii upkui ka downwellingu. Selle käigus võidakse transportida suuri toitainetekoguseid põhjakihist ülemistesse kihtidesse. Samuti võib, tänu anoksilise põhjakihi vee jõudmisele veesambasse, langeda sealne hapnikukontsentratsioon. C. J. Brown i järves, Ohios, mõõdeti peale suure tormi tekitatud upwellingut pinnakihi lahustunud hapniku kontsentratsiooniks vaid 2 mg/l (Ford & Johnson 1986). Joonis 13. Püsiva, ühesuunalise tuule tõttu tekkinud vee liikumised kihistunud järves (Lake Windermere, Inglismaa). Tuule aluses küljes laskub epilimnion ja termokliin muutub teravamaks. Joonise IV osas on välja toodud järve temperatuuriprofiil (Mortimer 1961) Tuulte raugemisel püüavad kihid, tänu gravitatsioonile, taastada oma algset asetust, kuid inertsi tõttu lähevad nad tasakaaluasendist üle, tekivad pikad seisulained ehk seišid. Suurimad pinnaseišid on fikseeritud Erie järves, kus lainete kõrgus ulatus 2 meetrini, ning nende periood, ehk laine sagedus, 14 tunnini. Hõõrdejõudude tõttu jäävad lained igal perioodil väiksemaks, kuni lõpuks lakkavad. Perioodi pikkuse (t) saab arvutada võrrandist: 28
, (1.3.) kus; l - järve läbimõõt tuule suunal (m); h - keskmine sügavus (m); g - raskuskiirendus (9,81 m/s 2 ). Peale tuulte lakkamist tekivad termilise kihistumise tasakaalustamise käigus sisešeisid. Kõige paremini on vaadeldavad hüppekihi kõikumised. Veekihtide tiheduse erinevused on kordades väiksemad kui vee ja õhu tiheduse erinevused, mistõttu on siseseiši periood ja amplituud märgatavalt suurem kui pinnaseiši oma. Siseseiši periood (t) on arvutatav võrrandist:, (1.4.) kus; l - järve läbimõõt tuule suunal; d e - epilimnioni tihedus; d h - hüpolimnioni tihedus; z e - epilimnioni paksus; z h - hüpolimnioni paksus g - raskuskiirendus (9,81 m/s 2 ). 29
Siseseišides võib termokliini kõikumise amplituud ulatuda üle 10 m ja perioodi pikkus kuni 900 tunnini. Suurte amplituudi kõikumiste korral võivad tekkida, tihedusgradiente ületavad, märkimisväärsed segunemised (Plisnier et al. 1999). 1.2.4. Sademed Keskmistel ja madalatel laiuskraadidel ületab aastane sademete hulk aurumise, lähistroopikas on üldiselt vastupidi. Põhja-Euroopas on sademete hulk mõjutatud NAO indeksi suurusest, olles suurem kui indeks on positiivne (Hurrell & Deser 2010). Sademed võivad laias laastus esineda vihma, rahe, lume või uduna. Sõltuvalt piirkonna atmosfäärireostusest, varieerub ka sademete keemiline koostis. Üldjuhul on sademed jahedamad kui veepind, seetõttu võib tugeva saju korral tekkida pinnakihi jahenemise ning laskumise tõttu konvektiivne segunemine. Väiksema stabiilsusega järvedes võib tugev vihmasadu lõhkuda olemasoleva kihistuse, kuid enamasti ei oma sademete poolt tekitatud segunemine laiaulatuslikku mõju ning selle toime jääb epilimnioni piiridesse. Olukord kus sajule järgneb päikesepaisteline ilm, võib kaasa tuua mitmekordse termokliini tekke. Tekkinud, suhteliselt pinnalähedane, hüppekiht on võrreldes metalimnioniga ebapüsiv ja õhuke. Olenevalt veekogu soolsusest, langetavad sademed pinnakihi soolsust ja läbi selle ka tihedust, mille tulemusena võib kihistumine teravneda (Löffler 2003). Jahedama veepinnatemperatuuri tõttu suureneb hapniku lahustuvus, lisaks toimub sademete langemisel veepinnale viimase aereerimine, mistõttu võib tugev vihmasadu suurendada hapniku kontsentratsiooni pinnakihis. 30
1.3. Inimmõju ja järvede kihistumise seosed 1.3.1. Inimmõju roll kihistuse tekkimisel ja kadumisel Kui jätta vastuargumendid kõrvale ning tunnistada vähemalt mingilgi määral inimese osalust globaalses kliimasoojenemises, siis omab temperatuuri tõus laialdast mõju järvede kihistumisele. Aastase keskmise atmosfääri temperatuuri tõusul tekib järvedele jää hiljem ning läheb verem, see tähendab jäävaba perioodi pikenemist. 2007. a. loodud Intergovernmental Panel on Climate Change raporti kohaselt on viimase 150 aasta jooksul järvede ja jõgede jää tekkimine nihkunud 5,8 ± 1,6 päeva hilisemaks, ning jää minek 6,5 ± 1,2 päeva varasemaks (Climate Change 2007). Uuringud on näidanud, et temperatuuri tõus on seotud vaid talve ja kevade soojenemisega (Jaagus et al. 2002). Vaatamata talve lühenemisele ei muutu kevaded siiski oluliselt soojemaks, kuna meie laiuskraadil määrab soojade ilmade püsivuse päikese käik. Seega saab iseloomulikumaks pikem ja suhteliselt jahe kevad (Kõiv & Ott 2003). Just kevade soojenemine on eriti ilmekas olnud 1950ndatest aastatest alates, mis on ühtlasi ka limnoloogiliste uuringute alguseks Eestis (Ott & Kõiv 1999). Parasvöötme järvede pinnaveetemperatuuri tõusule aitab kaasa, lühemast jääperioodist suurenenud soojusvahetus läbi konduktsiooni ja päikeskiirguse intensiivsem mõju veesambale. Soojem ja kergem pinnaveekiht takistab soojuse transporti, läbi turbulentse segunemise, järve põhjakihti. Mida soojemaks muutub ülemine veekiht, seda tugevamaks muutub kihistumine, ning seda raskem on vee segunemine väliste mõjurite toimel. Suurema soojuse koguse kinnipidamisel ülemises veekihis, väheneb alumisele veekihile saada olev soojus, mille tulemusena võib põhjakihi vesi isegi jahedamaks muutuda (Vincent 2009). Kõrgetel laiuskraadidel, võib soojenemine viia muutusteni kihistumise režiimis. Sügavad, polaaralade monomiktsed järved võivad muutuda tänu lisanduvale suvisele kihistumisele dimiktilisteks (Vincent 2009). Soojenenud veepinnalt võib suureneda aurumine, mis vähendab temperatuuritõusu efekti. Kliimasoojenemise üheks tagajärjeks loetakse tormide sagenemist, mis võib omada ulatuslikku mõju segunemise protsessides. Lisaks suurendab tuule mõju pinnakihi segunemisele pikenenud jäävaba periood (Vincent 2009). Juhtudel, kus inimene kasutab intensiivselt veekogu sissevoolu vett, võib aeglustuda järve veevahetus, hullematel juhtudel võib oluliselt kahaneda ka selle maht. Araali mere pindala 31
on kahanendud, võrrelduna 1960. aastaga, enam kui 5 korda ja seda tänu tema sissevoolude suuremahulise kasutamisega põldude niisutamiseks (Micklin 2007). Järve veetaseme langus võib olla tingitud lähedal asuvate kaevanduste tegutsemisest, nagu on juhtunud Kurtna järvistus (Vaasma 2015). Järve sügavuse vähenemine võib kaasa tuua olukorra, kus kihistus kaob ja segunemine toimub kogu veesambas. Väiksema sissevoolu korral tekib suudmes ka vähem turbulentset segunemist. Üldjuhul on vooluvesi jahedam kui järve pinnakiht, kuhu see voolab, mistõttu hakkab see põhja poole laskuma. Sissevoolu nõrgenedes tekib järves vähem konvektiivset segunemist, mille tagajärjeks võib olla kihistuse stabiilsuse suurenemine. Soolajärvede puhul võib mageda sissevoolu kahanemine viia kihistuse nõrgenemiseni, kuna järve kattev kergem mageveekiht jääb õhemaks ja gradiendid nõrgenevad (Wetzel 2001). Keemilised gradiendid tekivad orgaanilse aine lagundamisel, mille käigus rikastub vesi mineraalainetega. Toitainete poolest rikkamates järvedes saavad seetõttu tekkida suuremad keemilised gradiendid. Toiteainete lisandumine inimmõjul võib viia osalise või täieliku meromiksia tekkimiseni. Liigse reostuskoormuse korral akumuleeruvad toitained põhjakihti, tekitades keemilise gradiendi ning segunemises mitte osaleva kihi, monimolimnioni (Boehrer & Schultze 2009). Sealsetes anaeroobsetes tingimustes langeb fosfori ja ammooniumi kinnipidamisvõime setetes, mille tulemusel võivad nende kontsentratsioonid tõusta (Nõges et al. 2012). Põhiline toitainetekoormus tuleneb fosforist ja lämmastikust, mis pärineb eelkõige põllumajandusest, inimasustustest ja tööstustest. Peamiselt, nende eelpool mainitud faktorite tõttu, on kihistumine Eesti järvedes muutunud oluliselt tugevamaks. Kõige enam olid Eesti järved tasakaalust väljas 1970ndatel ja 1980ndatel aastatel, kui kontrollimatu väetiste kasutuse ja reovete mõju tõttu toimus intensiivne eutrofeerumine (Mäemets et al. 1994). Peale põllumajandusliku tegevuse langust hakkas paljude järvede seisund kiiresti paranema. Eesti puhul on paljude järvede troofsus tõusnud tänu linaleotusele, mille käigus lisandusid vette suured kogused toitaineid, mis akumuleerusid põhjakihtides (nt. Kooraste ja Holstre Linajärv). Kliimamuutuste ja antropogeensete toitainete lisandumise tõttu liiguvad paljud järved meromiksia kujunemise kursil (Bonhomme et al. 2011). 32
1.3.2. Inimmõju gaasirežiimi muutjana kihistunud järvedes Kliimasoojenemisest tingitud liustikujää ning lumikatte vähenemine on toonud kaasa sissevoolude nõrgenemise, mis omab potensiaalselt ulatuslikku mõju järve seisundile. Biwa järves on sissevool mäestike lumikatte sulamisest vähenenud ja toonud kaasa külmade põhjavoolude kadumise ning seeläbi on katkenud põhjakihi varustamine hapnikuga (Vincent 2009). Jää- ja lumikatte perioodi lühenemine järvedel loob vees paremad kiirgusolud, sh. ka fotosünteetiliselt aktiivse kiirguse (PAR), tänu millele intensiivistub fotosüntees ning suureneb primaarproduktsioon. Toiteainete kättesaadavuse korral võivad toimuda hapnikurežiimi muutvad vetikaõitsengud, mille tõttu suurenevad veesambas, eriti epilimnionis, ööpäevased hapnikukontsentratsioonide kõikumised. Kui päeval võib epilimnionis esineda tugev hapniku üleküllastus, siis hüpolimnionist võib suurenenud biomassi lagunemise tõttu hapnik sootuks kaduda. Eesti väiksemates ( 15 ha), kuid sügavates ( 8 m) järvedes on enamasti 2/3 veesambast ilma hapnikuta, Vellavere Külajärves isegi kuni 88 % (Ott & Kõiv 1999). Inimtegevusega kaasnenud troofsuse tõus võib oligotroofse järve viia eutroofsesse seisundisse, mille tõttu muutub järve hapnikuprofiil ortograadsest klinograadseks. Ideaalset olukorda, kus hapnikusisaldus on kogu veesambas lähedane küllastusele, Eestis enam ei esine (Ott & Kõiv 1999). Varasem suvine kihistumine vähendab toitainete transporti setetest ja põhjakihist eufootilisse tsooni, mistõttu võib fotosünteesi käigus tekkida toitainete limitatsioon. Toitainete kontsentratsioonide tõus, eesotsas fosforiga ning põhjakihis, võib järvedes kaasa tuua anoksilised tingimused (Vincent 2009). Nendes tingimustes intensiivistub denitrifikatsioon, mille käigus nitraadid redutseeritakse ja vabastatakse atmosfääri N 2, NO või N 2 O-na, ning lämmastiku kontsentratsioon võib vees väheneda. Eutroofse järve kihistumise korral, võivad põhjakihis akumuleeruda suured kogused CO 2, H 2 S, NH 3 ja CH 4 (Boehrer & Schultze 2009). Süsihappegaasi sisaldus langeb kevadel ja suvel, sügisel hakkab see uuesti tõusma, ning maksimumi saavutab talvel (Wetzel 2001). Väävelvesiniku (H 2 S) esinemine sõltub vee ph-st ja on võimalik vaid madala ph korral, vastasel juhul saavutavad ülekaalu sulfiidid. Väävelvesiniku teke veekogudes on täielikult biogeenne protsess, mida viivad läbi erinevad bakterid, redutseerides sulfaate või lagundades orgaanilist väävlit. Kuna väävlibakterite poolt toodetud H 2 S moodustub rangelt 33
anaeroobse protsessi käigus, siis suuremate koguste väävelvesiniku akumuleerumiseks peab hüpolimnion olema anoksiline (Lampert & Sommer 2007). Kihistunud rohketoiteliste järvede hüpolimnioni koguneb stagnatsiooniperioodidel tihti suurtes kogustes väävelvesinikku, mis sealt segunemise ajal vabaneb. Vee-elustikule on H 2 S äärmiselt mürgine ja seda juba ka väikestest kogustes. Sulfiidide (S 2- ) hulk ja nende dünaamika on tihti määratud järves esinevatest raua- ja mangaanivarudest, kuna nende sulfiidid on lahustumatud, mistõttu need sadenevad välja. Raua puhul reageerib setetest vabanenud Fe 2+ väävelvesinukuga, mille tulemusel moodustub lahustumatu raudsulfiid (Wetzel 2001). 34
2. MATERJALID JA MEETODID 2.1. Uuritud järvede asend ja iseloomustus Bakalaureusetöös vaatluse all olnud järved võib jagada kahte rühma. Esimese ja kõige arvukama grupi moodustasid 80 termiliselt või keemiliselt kihistunud järve, kus uuriti hüpolimnioni hapnikusisalduse muutusi aastakümnete lõikes. Siia rühma olid põhimõtteliselt haaratud kõik kihistunud Eesti väikejärved, mille kohta leidus hapnikuandmeid erinevates andmebaasides. Teise grupi moodustasid 12 väikejärve (tabel 1), mis paiknesid Lõuna- ja Kagu-Eestis (joonis 14) ning kuulusid A. Mäemetsa (1976, 1977) poolt eristatud limnoloogilises rajoneeringus Kõrg-Eesti eutroofsete ja Kagu-Eesti oligo- ja düstroofsete järvede valdkonda. Järvede valikul oli esmaseks kriteeriumiks suviseks püsivaks kihistumiseks piisav sügavus ning limnoloogiliste tüüpide mitmekesisus. Järvede kirjeldamisel on lähtutud A. Mäemetsa (1977) andmetest, riikliku seire ja Võrtsjärve Limnoloogiakeskuse andmebaasidest. Tabel 1. Uuritud järvede morfomeetrilised ja tüpoloogilised andmed Järv Registrikood Suurim sügavus (m) Keskmine sügavus (m) Pindala (ha) Maht (m³) Pikkus (m) Suurim laius (m) Limnoloogiline tüüp Kaussjärv VEE2140200 22 7,3 1,86 151 000 180 145 Kalgiveeline eutroofne Nohipalo VEE2129700 12,5 6,2 7 320 914 375 250 Oligotroofne Valgjärv Nohipalo VEE2129800 8,9 3,9 222 854 000 890 390 Atsidotroofne Mustjärv Pappjärv VEE2137900 16 6,15 4,95 304 600 370 225 Hüpertroofne Rõuge Ratasjärv VEE2140100 19 8,5 7,24 622 000 585 225 Kalgiveeline eutroofne Rõuge Suurjärv VEE2140300 38,5 11,9 14,9 2 175 000 585 300 Kalgiveeline eutroofne Saadjärv VEE2065300 25 8 701 55 810 000 6000 1840 Kalgiveeline eutroofne 35
Tabel 1 järg. Järv Registrikood Suurim sügavus (m) Keskmine sügavus (m) Pindala (ha) Maht (m³) Pikkus (m) Suurim laius (m) Limnoloogiline tüüp Tõugjärv VEE2140000 17 7,6 5,42 411 700 370 195 Kalgiveeline eutroofne Vellavere VEE2092500 24,5 6,9 4,05 277 400 280 200 Hüpertroofne Külajärv Verevi VEE2093200 11 3,6 12,98 462 900 950 320 Hüpertroofne järv Verijärv VEE2138100 19,2 6,3 24,2 1 520 000 1190 400 Kalgiveeline eutroofne Viisjaagu järv VEE2092400 13 7,4 28,8 1 905 000 750 450 Kalgiveeline eutroofne Joonis 14. Uuritud järvede asukohad kaardil Kaussjärv Kaussjärv on Rõuge alevikus asuv väga sügav loode-kagu suunas ovaalne järveke, mille kaldad on lausad, välja arvatud idapoolne, kus asub üsna kõrge metsane mägi. Veepeeglit ümbritseb õõtsik, mis katkeb vaid kagukalda sissevoolu lähedal, kuhu oja on kandnud 36
hulga liiva ning võimaldanud rajada hea ujumiskoha. Nähtavasti on Kaussjärv varem, paar meetrit kõrgema veeseisu puhul, moodustanud Suurjärvega ühise veekogu. Jäävabal perioodil läbib järve pisike kiirevooluline oja, mis talvel külmub peaaegu põhjani ja vee juurdevool enam-vähem lakkab (Mäemets 1977). Tänu varjatud asukohale ürgorus ja suurele sügavusele ei pääse tuul Kaussjärve vett segama. Seepärast on järve vesi nii temperatuuri kui ka keemilise koostise suhtes erakordselt teravalt ja püsivalt kihistunud. Vesi ei segune järves põhjani isegi mitte kevadise ja sügisese täissegunemise ajal. Nagu näitavad korduvad uurimised, on süvakihtide vesi järve ka erakordselt külm. Kaussjärve hüdrokeemilisi näitajaid ja läbipaistvust kirjeldab tabel 2. Tabel 2. Kaussjärve keskmised suvised hüdrokeemilised näitajad ja keskmine suvine vee läbipaistvus Veekiht üld-p üld-n COD Cr Läbipaistvus (mg/m 3 ) (mg/m 3 ) (mg/m 3 ) (mgo/l) (m) Pind 29 5 1512 36 1,7 Põhi 96 79,6 2396 30 PO 4 - Nohipalo Mustjärv Glatsiaalse tekkega Nohipalo Mustjärv paikneb Palumaa maastikurajooni põhjaosas, Põlva maakonnas ja kuulub Peipsi alamveskonda. Järv on põhja-lõuna suunas pikliku, pisut kõvera kujuga ning sügavaim koht jääb järve põhjaossa. Järve ümbritsevad põhjast, läänest ja edelast mõhnad, mujal on kaldad soostunud ning liivased. Küngastel kasvab nõmmemets, madalamates kohtades soostuv männi-segamets. Valgala pindala on 9,7 km 2 ja veevahetus intensiivne - umbes 3 korda aastas. Ümbruskonnast pärineva rabavee tõttu on vesi punakaspruun ja väga väikese läbipaistvusega. Huumushapete sisaldumise tõttu on vee ph madal (3-4) ning ioonkoostisest puuduvad vesinikkarbonaadid (EELIS 2016). Nohipalo Mustjärv kuulub limnoloogilise rajoneeringu (Mäemets 1976) järgi Kagu-Eesti vähe- ja huumustoiteliste järvede hulka ning esindab tüüpilist atsidotroofset järve (Ott ja Kõiv 1999). 37
Nohipalo Valgjärv Haanja kõrgustiku kirdejalamil asuv Nohipalo Valgjärv paikneb Nohipalo Mustjärvest 0,5 km põhja pool. Naabrusest hoolimata on need järved väga erineva iseloomuga. Kujult on see söllijärv ovaalne, mille pikitelg jääb põhja-lõuna suunda. Kaldail paiknevad mõhnad, kohati ka tasase reljeefiga liivane ala ning kogu järv on ümbritsetud okasmetsaga. Toitainetevaene keskkond tagab väga väikese soostumise ja järve oligotroofsuse. Kuuekümnendatel oli, Eesti järved (1968) andmete põhjal, tegemist toona Eesti kõige oligotroofsema ja suurima läbipaistvusega järvega. Läbivoolu puudumise tõttu toitub järv sademetest ning põhjaveest. 1980ndatel alanes, seoses Meenikunno raba kuivendamisega, järves veetase 0,8 m. Vee ph on 5-6 ja väga madala mineraal- ning orgaaniliste ainete sisaldusega (EELIS 2016). Pappjärv Omapärase kolmnurkse kujuga Pappjärv paikneb Võru linna lõunapiiril, Võru-Vastseliina maantee ääres. Järv on lagedate kallastega, mille idakaldal on suvilad. Sügavaim koht on järve keskosast veidi lääne pool. Kaldad on võrdlemisi kõrged ja kõvad, paiguti liivased, paiguti mudased. Tegemist on umbjärvega, mis toitub sademetest ja nähtavasti üsna rohketest põhjaallikatest. Oletada tuleb varjatud äravoolu, kuna nähtav väljavool puudub (Mäemets 1977). 18. sajandi algusest kuni 20. sajandi keskpaigani oli Pappjärv stabiilse seisundiga heledaveelise kihistunud kalgiveelise järve looduslikele tingimustele iseloomulik veekogu. 1960ndatel muutus järve ökoloogiline kvaliteet väga halvaks lõuna kaldal asunud asfalditehasest ja väetisetsisternidest lähtunud ning teesoola ladustamisest tingitud reostusest (Heinsalu & Alliksaar 2009). Paarikümne aasta vältel oli tegemist hüpertroofse veekoguga. Viimase kümne aastaga on järve pindmise veekihi ökoloogiline seisund paranenud ja saavutamas väga hea kvaliteediga veekogu klassi. Hüppekihist allpool on vesi endiselt küllastunud toitainete ja tõenäoliselt ka ohtlike ainetega. 38
Rõuge Ratasjärv Haanja kõrgustiku lääneosas Rõuge alevikus asuv Ratasjärv on loode-kagu suunas pikliku kujuga. Sügavaim koht paikneb järve laiema, kaguosa, keskelt veidi lääne pool. Edelakallas on metsane, erakordselt järsk ja kõrge, kirdekallas on laugem, kaetud põldudega. Paiguti ümbritseb veepeeglit soostunud riba, kirdekalda keskosas on ka veidi liivast kaldavöödet. Järv on üsna tugeva veevahetusega, tõenäoliselt toitub ka allikaist (Mäemets 1977). Rõuge Suurjärv Eesti sügavaim järv, Rõuge Suurjärv, paikneb Haanja kõrgustiku loodenõlval, Rõuge ürgorus. Kujult on järv ovaalne, kagu-loode suunas piklik ja väga väikese liigestatusega. Kaldad on kagus ja loodes madalad, külgedel lausad, süvenemine toimub ühtlaselt. Põhi on valdavalt mudane, erandina vaid mõned kaldaalad. Suurjärve puhul on tegemist läbivoolujärvega, milles veevahetus toimub umbes 4 korda aastas (EELIS 2016). Ümbruskonna pinnakatteks on enamasti savikas moreen, esineb ka fluvioglatsiaalset liiva ja kruusa. Järve ümbritsevad niidud, võsa ja mõned majapidamised. Saadjärv Loode-kagu suunas piklik Saadjärv paikneb Vooremaa lõunaosas ja on sealsetest järvedest suurim. Järv jaguneb kaheks osaks - kagupoolseks Suurjärveks ning loodepoolseks, kitsamaks, Tabivere ehk Voldi järveks (Mäemets 1968). Suurjärve kaldad on valdavalt liivased-kruusased, Tabivere omad on enamasti ümbritsetud õõtsikuga. Kaldalähedane põhi on Suurjärves liivane, savikas või kruusane, kohati ka kivine ning esineb ka karbiosakestest koosnevat merglit. Loode osa põhi on kaetud valdavalt taimestikuga. Alates 5-6 m sügavusest on põhi mudane (Mäemets 1968). Järvel on väga aeglane veevahetus kuid leidub arvukalt põhjaallikaid ning vesi on suhteliselt hea läbipaistvusega. Ümbritsevad voored on suures osas kaetud põllumajandusmaaga, lõunakaldal paikneb ka elamuid. 39
Tõugjärv Võru maakonnas, Haanja kõrgustiku lääneosas paiknev Tõugjärv jääb Rõuge alevikust umbes 0,5 km loode poole. Südamekujuline järv on põhja-lõuna suunas orienteeritud ning sügavaim koht on jääb keskosast veidi põhja poole. Kõrged kaldad on idas ja põhjas kaetud metsa, läänes põlluga, vahetu kaldaserv on mudane või õõtsikuline. Tõugjärve puhul on tegemist keskmise veevahetusega läbivoolujärvega, mis tõenäoliselt saab vett ka allikaist (Mäemets 1977). 19. sajandi keskpaigas toimus Tõugjärve kiire eutrofeerumine, kuid järv suutis 20. sajandi alguseks oma seisundi taastuda. Tänasel päeval on järve vee kvaliteet sarnane sellega mis see oli 15. sajandil (Heinsalu & Alliksaar 2009). Vellavere Külajärv Vellavere külajärv asub Elva orundis, Elvast umbes 4 km põhja pool. Järv on ida-lääne suunas ovaalne, kõrgete kallastega idas ja lõunas, mujal soiste ja mudastega, mis kaetud võsa ning põõsastikuga. Veepeeglit ääristab õõtsikuriba, kaugemal asuvad ümberringi põllud. Järv süveneb väga järsult, eriti ida- ja põhjakalda all, sügavaim koht on praktiliselt järve keskel. Põhja katab omapärane mudatüüp, nn. düüjütja - sapropeel, mis sisaldab ka turbamulda. Tegu on umbjärvega, kuhu voolab palju allikaid (Mäemets 1977). Verevi järv Verevi järv paikneb Ugandi lavamaa läänepoolses osas, Elva linnas. Kujult on järv põhjalõuna suunas piklik ning laiem lõunaosast, kuhu jäävad ka selle suurimad sügavused. Kitsas ning kohati kinnikasvav põhjaosa on umbes 500 m pikkune ning 50 m laiune. Läänest ja põhjast piirneb järv soise alaga, mistõttu on sealsed kaldad soostunud ja mudased. Idakaldal esineb seevastu kõva ning liivast põhja. Lõuna ja kagu serva ümbritsevad luitestunud mõhnad, kus kasvab männi-kuuse-kase segamets, mis ulatub ka järve lääne kallastele. Kirdes paiknevad Elva linna elamud. Järv on väikese valgalaga ning aeglase veevahestusega. Verevi järve loetakse osaliselt meromiktseks, kuna viimastel aastatel on kevadine segunemine ära jäänud ja tsirkulatsioon on toimunud vaid sügiseti 40
(Kangro et al. 2005). Kevadise segunemise vahele jäämisel lasub kandev roll suurtel toitainete kogustel hüpolimnionis (tabel 3). Tabel 3. Verevi järve keskmised suvised hüdrokeemilised näitajad ja keskmine suvine vee läbipaistvus Veekiht Elektri juhtivus (ms/cm) CODCr (mgo/l) üld-p (mg/m 3 ) üld-n (mg/m 3 ) Läbipaistvus Pind 477 27 50 1035 2,2 Põhi 702 40 895 7280 (m) Verijärv Haanja kõrgustikul paiknev Verijärv asub kahe lühikese oru liitumiskohas, mistõttu on järve põhjaosa piklik kirde-edela ja lõunaosa kagu-loode suunas. Järve järsud, kohati 20 m kõrgused kaldad on kaetud metsaga, lõunaosas ka põllumaa ja majapidamistega. Kallastel domineerivad liiv ja savikad kruusad, otstes, eriti põhjaosas, esineb soostumist. Järv on nõrga veevahetusega, kuid esineb rohkesti kalda- ja põhjaallikaid (Mäemets 1968). Viisjaagu järv Kagu-Eesti lavamaal, Elva orundi keskosas, paikneva Viisjaagu järve kuju on suhteliselt ovaalne, pikiteljega põhja-lõuna suunas. Järve lõunaosa ümbritseb soine mets, ülejäänut soostunud kaldavööndit piiravad võsa ja niidud, lisaks paiknevad kallastel ka mõned majapidamised. Lääne pool on kaldad järsud ja liivased, mujal lausad või madalad ning mudased/turbased. Viisjaagule on omased nõrk veevahetus ja väike valgala. Ümbruskonnast suubub järve mitmeid kraave ja allikasooni, kaldaallikaid esineb eriti rohkesti läänekaldal. 1930ndatel alandati järve veetaset umbes 1 m võrra, praeguseks on veetase, tänu väljavoolu ummistumise tõttu, uuesti tõusnud (Mäemets 1968). 41
2.2. Andmekogude päritolu ja uurimismeetodid Limnoloogilised andmed pärinevad riikliku keskkonnaseire väikejärvede alamprogrammist ja erinevatest lepingulistest uurimistöödest, mis on kogutud aastakümnete jooksul Eesti Maaülikooli Võrtsjärve Limnoloogiakeskuse (ja selle eelkäijate) töötajate poolt. Järvede morfomeetrilised andmed pärinevad raamatust Zur Morphometrie einiger Seen Eestis (Riikoja 1930) või Keskkonnaregistri avalikust andmebaasist. Töö autor osales 2015 aastal Nohipalo järvede batümeetriliste andmete kogumisel. Ilmastikuandmed pärinevad Riigi Ilmateenistuse ja Statistikaameti keskkonnaseiret kajastavatest andmebaasidest. NAO indeksid arvutas Jim Hurrell koostöös National Center for Atmospheric Research-ga. NAO andmed on kättesaadavad The National Center for Atmospheric research kodulehelt: https://climatedataguide.ucar.edu/climate-data/hurrellnorth-atlantic-oscillation-nao-index-station-based (12.05.2016). Vee füüsikalis-keemiliste näitajate hindamisel on kasutatud üldlevinud limnoloogilisi meetodeid, mis siiski aastakümnete jooksul mõneti muutunud on. Veeproovid on kogutud ja mõõtmised tehtud järve sügavaimast punktist. Vee läbipaistvus on mõõdetud valge, 30 cm läbimõõduga Secchi kettaga ning väljendatud täpsusega 0,1 m. Veetemperatuuri on varasematel aastakümnetel mõõdetud elavhõbe-termomeetriga proovikogumisanumast, hiljem in situ elektromeetriliselt termistoridel põhinevate anduritega. Vees lahustunud hapniku sisaldust on määratud vanemates veeproovides Winkleri meetodi alusel, alates 1970ndatest aastatest on valdavaks saanud elektrokeemiline mõõtmine galvaaniliste ja optilise anduritega hapnikumõõtjatega. Hapniku- ja temperatuuriandmeid on kogutud reeglina meetrise intervalliga, kuid 1950ndate aastate ja kohati ka hilisemad mõõtmised sisaldavad vaid kolme mõõtmist veesamba kohta. Hüpolimnioni hapnikusisaldust mõõdeti ühe meetri kõrgusel veekogu põhjast. 2.3. Andmeanalüüs Kasutada olnud andmekogud sisaldasid kirjed praktiliselt kogu aasta kohta, kuid kihistumise käigus moodustuvate erineva tihedusega veekihtide (epi-, meta- ja 42
hüpolimnion) eristamiseks ja nende iseloomustamiseks analüüsiti vaid andmeid maist kuni septembrini (kaasa arvatud). Metalimnioni eristamisel oli kriteeriumiks temperatuurimuutus vähemalt 1 C meetri kohta (Birge 1897). Veesamba stabiilsuse arvutamisel kitsendati valikut veelgi, kasutades vaid juuni, juuli ning augusti andmeid, kuna siis on kihistumine reeglina välja kujunenud ja paremini vaadeldav. Mais ja septembris on stratifikatsiooni olemasolu liialt sõltuv konkreetse aasta ilmaoludest. Hapnikuandmete analüüsil oli suurima valimiga esindatud 1980ndate aastate periood (59 järve). Väikseima valimiga oli 1960ndad, kus oli kasutada vaid 11 järve andmed. Kuigi analüüsis osalenud järvede koguarv on suhteliselt suur ja esinduslik, siis pole ka nende järvede andmeread pidevad. Uuritud järvede hulgas leiduvad ka mõned sellised, mille kohta pärinevad andmed vaid ühest või kahest kümnendist. Kuna aga töö eesmärk oli uurida üldiselt Eesti kihistunud järvede hapnikurežiimi muutusi, siis kaasati ning uuriti kõiki kättesaadavaid andmeid, et säilitada võimalikult suur valim, jättes järve individuaalsuse tähelepanuta. Hüpolimnion loeti järves hapnikuvabaks kui hapnikusisaldus oli alla 1 mg/l. Kihistuse stabiilsuste (Schmidt 1915, 1928) arvutamiseks kasutati programmi R jaoks kirjutatud skripti (rlakeanalyzer). Stabiilsus on arvutatud vaid veetemperatuuri alusel ning puudulike andmete tõttu pole arvesse võetud lahustunud ainete sisaldusest põhjustatud vee tiheduse kasvu ja selle mõju kihistusele. Eelkõige puudutab see Verevi ja Kaussjärve tulemusi, kus stabiilsusnäitajad on tõenäoliselt mõnevõrra suuremad. Ülejäänud järvede puhul oli lahustunud ainete sisalduse mõju marginaalsem või lausa ebaoluline. Erinevate veekihtide (epi-, meta- ja hüpolimnion) asendi, paksuse ja sügavuse leidmisel kasutati tabelarvutusprogrammi MS Excel. Stabiilsuste, epi-, metalimnioni paksuste, termokliini sügavuste ja mõõtmiste kuude keskmiste temperatuuride muutuste arvutamiseks kasutati programmi R. Lisaks õhutemperatuuri andmetele kõrvutati kihistumise stabiilsuse andmeid ka Põhja- Atlandi ostsillatsiooni (NAO) indeksiga, kasutades märtsi-aprilli-mai ja aprilli-mai-juuni tripleteid, mis peaksid soojuskihistuse ja selle stabiilsusega kõige tihedamalt seotud olema. 43
3. TULEMUSED 3.1. Kihistumise iseloom ja stabiilsus Uuritud järvede puhul hakkas temperatuurigradient välja kujunema üldiselt mais (joonis 15) ja kadus enamasti septembri lõpus või oktoobris. Joonis 15. Verevi järve maikuu (29.04-29.05.2013) temperatuurijaotus (Verevi poijaama automaatseire andmete põhjal) Epilimnionile oli üldjuhul omane pidev laienemine kogu vegetatsiooniperioodi jooksul (tabel 4), kuid osade järvede puhul saavutati epilimnioni suurim paksus juba maikuu jooksul, olles seotud pigem algava kihistumise väljakujunemisega. Enamikel, uuritud järvedest, pärinevad suurimad epilimnioni paksused 1970ndast aastakümnest (tabel 5). Stabiilseima epilimnioni paksusega oli Rõuge Suurjärv, aastakümnete lõikes kõikusid väärtused enim Saadjärvel. Kahe järve puhul on epilimnioni paksuse vähenemine olnud märkimisväärne, Nohipalo Valgjärvel 3,2 m ja Saadjärvel 2,7 m (tabel 10). Viimasel erinesid samade kuude tulemused isegi üle 10 m (tabel 4). Kihi õhenemisest hoolimata on see Saadjärvel, 44