Ilusa suve teisel poolel on meie meri supelrandades üsna soe, sageli paarkümmend kraadi või pisut enamgi. Vahel aga muutub vesi soojadel suvepäevadel jääkülmaks, kuigi päike kütab endiselt ja tuul ei ole kuigi tugev. Tegu on süvaveekerkega, nähtusega, mis teeb suvitajatele kindlasti meelehärmi, kuid mille tõttu on mereelustik paljudes maailma eri piirkondades rikkalik ja kalasaagid rammusad.

Päikesesoojus paneb liikuma nii vee meredes ja kui ka õhu atmosfääris. Nende erisuguste keskkondade dünaamikal on palju ühist ning mõlemaid nähtusi saab kirjeldada üsna sarnaste võrranditega.

Oluline erinevus mere ja atmosfääri dünaamika vahel tuleb ilmsiks vertikaalsuunaliste liikumiste iseärasustes. Kõige määravam on seejuures asjaolu, et atmosfääri soojendatakse altpoolt, merd ülalt. Suur osa Päikese soojuskiirgusest tungib läbi atmosfääri ja neeldub maapinnas. Soojenenud pind kütab selle kohal paiknevat õhku, mistõttu see paisub, muutub kergemaks ning üldjuhul hakkab kerkima ehk tekib konvektsioon. See on võrdlemisi sage nähtus ning tihtipeale ulatuvad võimsad tõusvad õhuvoolud kümmekonna kilomeetri kõrgusele, sestap on atmosfääri alumised kihid mitme kilomeetri paksuselt üsna homogeensed.

Meres on olukord teistsugune: eri kihid omavahel kuigi lihtsalt ei segune. Vee tihedus oleneb eelkõige temperatuurist ja soolsusest: mida soojem ja magedam vesi, seda kergem. Päikese kiirguse mõjul soojeneb mere pinnakiht märksa enam kui alumised kihid; vesi selles kihis on kergem, võrreldes sügavamal oleva veega.

Soolasisaldus muutub peamiselt sademete, aurumise ning jää tekkimise ja triivi tõttu. Vihm, lumi ja jõed toovad pinnakihti magedat vett ja teevad selle veelgi “hõredamaks”. Enamasti ei suuda isegi intensiivne aurumine pinnakihi soolsust nii palju suurendada, et selle vesi muutuks tihedamaks ning see sügavamale vajuks.

Ka talvel ei kipu veekihid segunema. Jahtumisel vee tihedus suureneb, kuid teatava piirini – merevee puhul oleneb maksimaalsele tihedusele vastav temperatuur soolsusest. Seejärel, veelgi enam jahtudes, hakkab vee tihedus hoopis vähenema ning jääkülm vesi püsib mere pinnal. Jää on aga mereveest tunduvalt magedam, mistõttu kiiresti külmuva mere puhul võib vahetult pakseneva jääkihi all tekkida üsna külm ja soolane, seega suure tihedusega veekiht, mis hakkab vajuma mere põhja. Selline mehhanism kombineerituna jäätriiviga Arktikast lõunapoolsetesse meredesse hoiab näiteks käigus Golfi hoovust.

Ookeanis suureneb vee tihedus põhja suunas ligikaudu 0,1 promilli võrra. Vertikaalne liikumine selles keskkonnas on tagasihoidlik ning enamjaolt kandub vesi edasi horisontaalsuunas.

Läänemeres muutub vee tihedus vertikaalsuunas kuni ühe promilli võrra. Põhjusi on siin mitu: jõgedest voolab merre väga palju magedat vett, sademete hulk ületab aurumise ja veevahetus maailmamerega on piiratud. Jääkiht on talviti enamasti õhuke ning püsib üldiselt vaid kindlatel merealadel. Seega tuleb näiteks Arktikale tüüpilist sukelduvat konvektsiooni Läänemeres harva ette. Nõnda on põhjalähedaste kihtide ja pinnakihi veevahetus väga aeglane, mistõttu Läänemere sügavamates osades sageli napib hapnikku.

Kui piknokliin kaob. Pinnalähedast vett segavad tuul ja lained, nõnda kujuneb suve algul välja läbisegunenud veekiht. Seda pinnakihti ja sügavamal paiknevat vett eraldab termokliin, kus temperatuur sügavuse suurenedes kiiresti langeb. Termokliini kohal on väiksema ning selle all suurema tihedusega vesi (#1). Samasugused vertikaalsed erinevused tekivad siis, kui sügavamates kihtides on vesi soolasem. Erisuguse tihedusega veekihte lahutab siis halokliin.

Sageli aga ei tehta vahet, mis põhjusel vee tihedus muutub, ning niisugust vahekihti nimetatakse üldisemalt piknokliiniks. Meie kliimas tekib säärane kihistatus kevadel ja püsib mere sügavamates osades talveni. See teeb veevahetuse erisuguste kihtide vahel vaevaliseks, eriti suvel ja sügisel. Siiski on teatavates oludes veevahetus mõnikord võimalik. Seejuures on abiliseks enamasti tuul, mis võib panna vee liikuma nõnda, et pinnakihi vesi liigub mingist piirkonnast ära ning sügavamate kihtide külm ja suhteliselt soolane vesi kerkib tavapärasest palju kõrgemale. Vahel juhtub, et piknokliin kaob täielikult ja selline vesi tungib lausa pinnale. Seda nähtust nimetatakse klassikalises okeanoloogias süvaveekerkeks (ingl. upwelling), vahel ka tõusuhoovuseks. Vastand on pealisvee sukeldumine (ingl. downwelling), mille käigus võrdlemisi soe pinnakihi vesi kuhjub ühte piirkonda ning ulatub seal tunduvalt sügavamale kui tavaliselt.

Läänemeri on üsna madal ning süvaveekerke käigus tõuseb siin pinnale vesi paarikümne meetri sügavuselt. Avaookeanis on mõõtmed teised ning mõne autorid väidavad, et vesi võib pinnale tõusta isegi mitme kilomeetri sügavuselt.

Süvaveekerge ja pealisvee sukeldumine kui teineteist täiendavad nähtused on olulised ookeanide ja merede termohaliinse tsirkulatsiooni kujunemisel. Need määravad suuresti selle, kuidas erisuguse temperatuuri ja soolsusega vesi ümber paigutub.

Süvaveekerge paistab hästi silma suvel ja varasügisel. Sageli on pinnale tõusnud külm vesi parema läbipaistvusega ning toitainerikas, mistõttu mõneks ajaks muutuvad vee optilised omadused ning vahel hakkab elustik vohama. Seepärast on selle nähtuse teket ja arengut üsna lihtne nüüdisaegsete vahenditega jälgida, näiteks saab mere pinnakihi temperatuuri kohta väga hea ülevaate satelliidipiltidelt (vt. # 5 ja # 6). Seevastu pealisvee sukeldumist on üksjagu raske märgata. Seda saab kindlaks teha vaid mõõtes vee omadusi eri sügavustel ja erisugustes kohtades.

Küllap on mereelustiku jaoks pinnavee tungimine sügavustesse niisama vapustav sündmus kui süvaveekerge meie jaoks. Et aga inimestele ei seostu selle nähtusega midagi imelikku, käsitletakse pinnavee sukeldumist tunduvalt harvemini. Siiski on see oluline osa merede ja ookeanide ökosüsteemis, sest põhjakihtidesse pääseb palju enam hapnikku, kui seda jõuab difusiooni teel. Pinnakihtide vesi on aga tavaliselt toitainevaene, seetõttu ei hiilga kohad, kus pinnavee sukeldumist tuleb tihti ette, elustiku rikkuse poolest; kasu saavad vaid need elusolendid, kes vajavad võrdlemisi palju hapnikku.

Piki randa puhuv tuul. Läänemere kontekstis käsitatakse süvaveekerget ja pinnavee sukeldumist kui üsna kitsalt piiritletud vee liikumise viise. Meil üldlevinud definitsiooni järgi tekib süvaveekerge siis, kui tuulega tekitatud merehoovus viib ranna lähedalt pinnavee eemale. Tugev maatuule tõttu eemaldub soojenenud pinnakiht sageli rannast ja meretuul kuhjab selle teise rannaossa. Kui vett kantakse ära pikalt rannalõigult, ei piisa vee juurdevoolust naaberaladelt. Tekkinud “tühimiku” katab mõne aja pärast süvaveekerge.

Kuid mõnevõrra on ehk ootamatu, et maa- ja meretuule osa süvaveekerke ning pinnavee sukeldumise tekkes on üsna väike, eriti meie kandis (mõnes piirkonnas on siiski teisiti, näiteks Uus-Meremaal, vt. allpool). Suurema osa süvaveekergetest põhjustavad meil hoopis piki randa puhuvad tuuled.

Vesi liigub tuulega peaaegu samas suunas vaid siis, kui tuul puhub madala, mõne meetri sügavuse mereala kohal. Sügavamates kohtades on tuule ning merehoovuse suunad suuresti erinevad ja tihti võib tugev meretuul tekitada hoopis piki randa suunatud hoovuse. Seda tingib asjaolu, et liikumisi Maa pinnal mõjutab veel Maa pöörlemise tõttu tekkiv Coriolise jõud. Põhjapoolkeral püüab see igat liikuvat eset või nähtust suunata paremale, lõunapoolkeral vasakule; näiteks Coriolise jõu tõttu ei liigu õhk mitte madalrõhkkonna keskme poole, vaid ringikujuliselt ümber selle.

Merehoovusi ja tuuli võivad tekitada mitut laadi mehhanismid, mis ühtlasi määravad ära nende hoovuste ning tuulte omadused. Tugevad tuuled kaasnevad tavaliselt tugevate tsüklonitega. Neid sünnitavad nn. mahujõud, näiteks õhurõhk, mis mõjutab ühel ajal ja üsna ühtmoodi suuri õhumasse ning paneb sünkroonselt liikuma paljude kilomeetrite paksuse atmosfäärikihi. Seepärast on tuule suund eri kõrgustel üsna ühesugune ja maapinna lähedal muutub see vaid pinna ebatasasuse tõttu. Tuulega tekitatud merehoovused kujunevad aga hoopis teisiti, sest tuul pääseb mõjutama vaid veepinda. Algul läheb liikvele üsna õhuke veekiht, mille paksus on võrreldav lainete kõrgusega. Coriolise jõud kallutab tekkinud hoovust põhjapoolkeral tuule suunast paremale. Pinnakihi liikumine haarab mõne aja pärast kaasa selle all paikneva veekihi, mis kaldub omakorda veel enam paremale. Seega, mida sügavam veekiht, seda suurema nurga all tuule suuna suhtes see voolab. Pinnakihis on erinevus ligikaudu 45 kraadi ja sadakonna meetri sügavusel on tegu juba vastuvooluga (# 2). Säärast liikumist nimetatakse Ekmani spiraaliks.

Nõnda tekkiva vee liikumise keskmine suund on tuule suunaga peaaegu risti. Seetõttu kannab piki randa puhuva tuulega tekitatud hoovus vett kas ranna poole või rannast eemale, olenevalt tuule suunast. Läänemere avaosas ja Soome lahel valitsevad suviti edela- ja läänetuuled, mis kannavad pinnakihi vee Rootsi ja Soome poolt Eesti ranniku suunas (# 3). Vaid märtsis ja aprillis võivad domineerida idakaarte tuuled, kuid sel ajal on vesi Läänemeres võrdlemisi hästi läbi segunenud ning süvaveekerge jääb märkamata (aga see ei tähenda, et seda ei oleks). Siit ka lihtne selgitus 2006. aasta augustis Eesti põhjarannikul suplusvee ebameeldivalt külmaks muutnud nähtuse kohta. Erinevalt tavapärasest puhus mõõdukas tuul mõnda aega idakaarest ja muidu Soome lõunarannikul tavapärane süvaveekerge tekkis mõneks ajaks meie ranna lähedal (#7).

Ka paljudes ookeani rannikul olevates piirkondades on süvaveekerge ja pinnavee sukeldumine tekkinud atmosfääri ja ookeani tsirkulatsioonis mõnda aega muutumatult püsinud olude tõttu. Klassikaline pikka aega ühest suunast puhuvate tuulte näide on passaadid, mille tõttu on süvaveekerge üldiselt tavaline teatavatel laiuskraadidel kontinentide läänerannikutel. Kuid süvaveekerge ja pinnavee sukeldumine on seotud ka sääraste ulatuslike nähtustega nagu El Niño ja La Niña. Kui La Niña faasi ajal on Peruu rannikul peaaegu kogu aeg süvaveekerke jaoks soodsad olud, siis El Niño puhul on tuule suund teistsugune: sinna kuhjub hoopis soe pinnavesi ning kaluritele on need aastad katastroofilised. Näiteks 1972. a. El Niño ajal jätkunud intensiivne kalapüük laostas kohaliku anšoovise asurkonna, mis oli süvaveekerke lakkamise tõttu nagunii tugeva surve all. Samas lahkuvad või hukkuvad El Niño ajal ka röövkalad, mistõttu kalavarud taastuvad selles kandis väga ruttu.

Mitte ainult rannas. Rannas puhuv tuul pole ainus tegur, mis kirjeldatud nähtusi tekitab. Avaookenis tekib süvaveekerge vahel siis, kui näiteks veealune mägi suunab hoovuse kõrvale. Sageli muutub hoovus siis ebastabiilseks ja laguneb suurte keeriste jadaks. Kui kaks samas suunas pöörlevat keerist on lähestikku, liiguvad veemassid mõnedes kohtades üksteisest eemale. Üsna tihti tõuseb nende vahele vesi sügavamatest kihtidest. Sellistes kohtades kihab elu ning need on justkui toitaine- ja kalarikkad oaasid avaookeanis (ehkki üldiselt on ookeani bioproduktiivsus võrdlemisi tagasihoidlik).

Süvaveekerget põhjustavad ka tugevad tsüklonid. Nende suur liikumiskiirus toob sageli kaasa pahandusi pigem merel ja rannas, näiteks oli niisugune 2005. aasta jaanuaritorm. Kui aga tsükloni liikumiskiirus on alla 7–8 km/t, tekitab ringikujuliselt liikuv tuul omapärase pinnahoovuse. Õhk liigub tsüklonis vastupäeva, seega on tuulega tekitatud Ekmani transport igal pool suunatud tsükloni südamest eemale. Nii liigub ka pinnavesi pikemat aega paigal püsiva tsükloni keskmest kaugemale. Madalrõhkkonna tsentris tekib süvaveekerge ning mere pinnakihi temperatuur langeb. Mingist hetkest alates ei soodusta mereveest tulev soojus enam tsükloni arengut ning see hakkab tasapisi nõrgenema. Seetõttu on üldjuhul ohtlikud vaid kiiresti liikuvad troopilised tsüklonid: need, mis jäävad seisma, ei arene orkaanideks. Pinnavee sukeldumine on aga tavaline aeglaselt liikuvate antitsüklonite keskosas, kus sooja veekihi paksus on sageli palju suurem kui naaberaladel.

Põhimõtteliselt tekivad süvaveekerkega sarnased nähtused paljudes geofüüsikalistes süsteemides, kus aine liigub peamiselt kihiliselt. Nii arvatakse näiteks, et süvaveekerke taolised nähtused on olulised nii tähtede pinnakihis (kuigi sealseid liikumisi kujundab peamiselt tähe sisemuses toimuvatest termotuumareaktsioonidest pärinev energia) kui ka Maa vahekihis paikneva magma voolamisel. Lahknevate hoovustega on võrreldavad ka eri suunas liikuvad kontinendid: nende üksteisest kaugenemisel tekkiva tühimiku täidab Maa vahekihist pärinev materjal, mis on meile mõnikord nähtav vulkaanilise aktiivsusena.

Süvaveekerge võib lõhkuda või ehitada. Kuigi meie kandis on pikka aega rannaga risti puhuv tuul ebaharilik, on see mõnes kohas täiesti tavaline, näiteks keskmise suurusega saartel avaookeanis. Sellistes piirkondades võib süvaveekerkel olla oluline mõju põhjasetete liikumisele. Juhul, kui tugevale maatuulele lisanduvad kõrged lained (Läänemerel on see võimatu), annab süvaveekerke-hoovus sääraste lainete mõjule oma osa juurde. Näiteks Uus-Meremaal domineerivad edelatuuled ning Vaikse ookeani poole avatud kirderannikul on sageli tugev tuul suunatud maalt merele ka siis, kui randa saabuvad kaugete tormide tekitatud kõrged lained. Neis randades ulatub üsna madal liivase põhjaga kaetud mereala vahel paari kilomeetri kaugusele veepiirist. Madalas vees paneb tugev tuul pinnakihi vee liikuma peaaegu tuule suunas. Coriolise jõud mõjutab seda hoovust mõnevõrra, kuid Ekmani spiraal nii madalas vees välja ei kujune ning tugev maatuul viib pinnaveekihi rannast eemale. Avamerele liikuva hoovuse kiirus on ligikaudu 2–3% tuule kiirusest; kui tuul puhub 20 m/s, liigub hoovus kiirusega 40–60 cm/s. Mõne meetri sügavuses vees ulatub selline hoovus ligikaudu poole sügavuseni. Kuna rand ei saa kuivaks jääda, toob vastav kompensatsioonihoovus – süvaveekerke mõneti ebaharilik versioon – randa vett sügavamatest kihtidest ning merepõhja lähedal kujuneb välja peaaegu niisama kiire voolamine ranna suunas. Madalas vees on see päris tugev hoovus, mis lükkab murdlainetega liikuma pandud liiva nagu buldooser. Sedaviisi kantakse uskumatult suur kogus liiva luidetevahelistesse läbipääsudesse jõgede suudmetes, kus sageli paiknevad aga parimad looduslikud sadamakohad.

Professor Terry Healy Waikato ülikoolist on kirjeldanud üht säärast juhtu Mangawhai jõesuudmes. See on väike loode suunas avatud suudmelaht ehk estuaar Uus-Meremaa Põhjasaare loodeosas, ligikaudu sada kilomeetrit Aucklandist põhja pool (vt. fotot). Jõgi voolab seal kilomeetri jagu rööbiti rannaga ning on merest eraldatud paarisaja meetri laiuse luiteahelikuga. Kõigepealt lõhkus tugev torm 1978. aastal luidetesse ava, mida 1987. aastal Bola-nimeline tsüklon laiendas. Aastal 1990 täitus jõesuue, mis oli ka sissepääs sadamasse, paar päeva kestnud tugeva maatuule ja kõrge ummiklainetuse tõttu lõplikult liivaga ning jõgi murdis luiteahelikust läbi hoopis teisest kohast. Sadamasse jäi lõksu sadakond laeva, kuid see oli pisiasi merre pääseva heitvee kõrval: vana jõesuudme lähedale oli suunatud kohaliku linna heitvesi, mis oli tollal veel kehvasti puhastatud. Tõusu-mõõna hoovused olid seal varem kui tualetiharja ja loputusvee kombinatsioon, mis kogu lahesuuet kaks korda päevas korralikult puhastas.

Mõne nädalaga kujunes olukord vana jõesuudme lähedal katastroofiliseks. Vastavad ametkonnad polnud seesuguse probleemiga kokku puutunud ja arvasid, et vana jõesuudme lahtikaevamine on loodusjõududega kujundatud uue rannajoone muutmine, mille jaoks – nagu Eestiski – on tarvis eriluba, tööde projekti, eelarveraha jne. Kohalikud inimesed, kelle jaoks olukord kippus eluohtlikuks, hakkasid 1991. aastal omal käel vana jõesuuet süvendama. Kuigi oma tegevusega rikkusid nad seadust, kuulutati nad kangelasteks, kelle auks on püstitatud ka mälestustahvel. Et aga süvendamise õige aeg oli tollal mööda lastud, läks algse olukorra taastamine päris kalliks ning tööd kestsid üle viie aasta. Säärane üritus on Uus-Meremaa ajaloos üks väheseid, kus formaalne seaduserikkumine tunnistati tagantjärele õigeks.

Pinnale kerkiv vesi toob kaasa muutusi. Sügaval paiknev vesi on mereelustiku jaoks üsna ebasoodne keskkond: seal on puudus nii valgusest kui ka hapnikust. Küll aga on sügavamates veekihtides võrdlemisi palju toitu mitmesuguste mikroorganismide jaoks. Eriti toitainerikas on keskkond rannanõlva sügavamas osas, kus vesi lahustab mere põhjast toitaineid ja haarab kaasa orgaanilist ollust. Viktor Žurbase arvutused näitavad, et 21.–29. juulil 1999 Soome lõunarannikul aset leidnud süvaveekerge tõi pinnakihti ligikaudu 420 tonni fosforit (Läänemere mereteaduse kongress Rostockis, ettekanne 21.03.2007). Kui selline vesi jõuab mere pinnale, kus on hapnikku ja valgust piisavalt, on see pärast teatavat soojenemist paradiis fütoplanktoni jaoks, kes on omakorda söögiks suurematele organismidele. Seetõttu on kohad, kus süvaveekerge on üsna sagedane nähtus, näiteks Peruu rannik, Araabia mere rannad, Lõuna-Aafrika läänerannik või Uus-Meremaa idarannik ning Kalifornia rannad, tuntud oma kalarikkuse poolest. Paraku võib ka nii juhtuda, et esimestena saavad toitainetele jaole mürgised sinivetikad. Siis on süvaveekerge hoopis stardipauk sinivetikate vohangule, mis võib rannasuve päriselt ära rikkuda [5].

Ka Jaan Laanemets jt. on oma uuringute põhjal näidanud, et süvaveekerkega ülemistesse veekihtidesse toodavate toitainete hulk võib sinivetikad vohama panna. Kuid selle adekvaatne prognoos on võimalik vaid siis, kui eeldatavad süvaveekerke parameetrid on varem teada [1]. Huvitaval kombel kaasneb sinivetikate vohamine meie kandis eelkõige kevadel, kuni juuni keskpaigani aset leidnud süvaveekergetega [2]. Muidugi sünnivad säärased vohangud teatava ajanihkega: kulub paar või kolm nädalat, mille jooksul pinnakiht jälle soojeneb [7].

Süvaveekerkest mõjutatud piirkonnas võivad järsult muutuda ka õhu ning mere vahelise energiavahetusega seotud näitajad. Näiteks Soome lahes mõjutab keskmisest ulatuslikum süvaveekerge kuni kaht kolmandikku veepeegli pindalast. Otsene mõju seisneb vee nii püst- kui ka rõhtsihis ümberpaiknemises, mistõttu kandub muudesse rannaosadesse ja avamerele teistsuguse temperatuuriga vesi; samuti viiakse edasi tähelepanuväärne kogus soola ja toitaineid. Lembit Talpsepa arvates on just sagedaste süvaveekergete tõttu Soome lahe keskosa pinnavee soolsus suhteliselt madal.

Teatavas mõttes peegeldab tuule vertikaalne struktuur õhu ja veepinna temperatuuride vahet. Kui see vahe peaks muutuma, siis teisenevad ka tuule omadused. See omakorda mõjutab impulsi ja kineetilise energia ülekannet õhult merele ehk hoovuste ja lainete kujunemise olusid. Loomulikult muutub ka õhu ja vee vahelise soojuse ülekande intensiivsus. Kui võrdlemisi sooja vee asemel on ühtäkki meres peaaegu jääkülm vesi, kahaneb aurumine tunduvalt ning väheneb vee pinnalt lähtuv pikalaineline soojuskiirgus. Säärased muutused tulevad nähtavale pilvede struktuuri kaudu [6]. Soe vesi teatavasti ajapikku “kütab” alumisi õhukihte, mis soojenedes tõusevad ning seega ventileerivad mere pinna lähedal paiknevat õhku.

Kuna süvaveekerge tekib tuule mõjul, on sellega kaasnev tuulevaikus suhteliselt ebatavaline. Siiski võib see mõnikord juhtuda. Tuule vaibudes jahtub maa või mere pinnal olev õhk kiiresti, selles olev niiskus kondenseerub ning tekib udu. Niisugune udu on tavaline ka meie külmal tuuletul augusti- või septembriõhtul. Irene Suomi kirjeldas üht kõige markantsemat seda tüüpi situatsiooni Läänemere mereteaduse kongressil Rostockis. Pühapäev, 8. september 2002 oli päikeseline ja soe, kuid õhtupoolikul tekkis Helsingi lähedal merel nii paks udu, et paljud laevad jäid hätta ning isegi liiklus Kustanmiekka väinas keelati. Sääraseid ilmaolusid tingis süvaveekerge Soome lahe põhjarannikul. Seekord juhtus aga nii, et tuul vaibus pärast süvaveekerget (vt. # 5).

Süvaveekerkeid uuritakse aina põhjalikumalt. Teaduskirjanduses on Läänemere süvaveekerget esimest korda kirjeldanud Alexander von Humboldt. Ta juhtus erakordselt külma pinnavee peale, kui 1834. aasta augustis reisis aurulaevaga Stettinist (nüüd Szczecin) Königsbergi (Kaliningrad) ja tagasi.

Praegusajaks on Läänemere süvaveekerkeid analüüsivaid artikleid tippklassi teadusajakirjades ilmunud üle poolesaja. Eesti rannikumeredes juhtunud seikadest on kõige põhjalikumalt vaadeldud 1986. juunis Hiiumaa lähedal olnud võrdlemisi tagasihoidlikku sündmust, mille tõttu suurenes mikroorganismide hulk peaaegu kümme korda [4]. Süvaveekerke põhjustas tollal varasuve jaoks ebatavalisest suunast, põhjaloodest, puhunud tugev tuul.

Üle kahe aastakümne tagasi alustatud teadusuuringuid on jätkatud nii Tartu ülikooli Eesti mereinstituudis kui ka Tallinna tehnikaülikooli meresüsteemide instituudis. Jaan Laanemetsa ning tema Eesti ja Soome kolleegide tööd selles valdkonnas on maailmas kõrgelt hinnatud.

Andreas Lehmann ja Kai Myrberg märkisid oma ülevaates Läänemere mereteaduse kongressil Rostockis tänavu märtsis, et kuigi süvaveekerge on Läänemeres tavaline, ei ole selle füüsikalisi põhjusi ammendavalt kirjeldatud, samuti pole piisavalt analüüsitud selle nähtuse mõjusid. Poola kolleegide andmeil on Läänemere lõunaosas Hel’i poolsaare lähedal süvaveekerke tõttu langenud veetemperatuur isegi 14 kraadi (Maria Szymelfenig jt., ettekanne Läänemere mereteaduse kongressil Rostockis, 21.03.2007). Möödunud aasta augustis muutus merevee temperatuur Tallinna lahel peaaegu niisama järsult. Meie kandis ei saagi süvaveekerge suuremaid temperatuurimuutusi kaasa tuua, sest suvel tõuseb pinnavee temperatuur harva üle 20 kraadi ning tõusuhoovusega saabuva vee soojus ületab üldjuhul 5–6 kraadi.

Läänemeres ilmneb süvaveekerge enamasti mõnekümne kuni saja kilomeetri pikkusel rannalõigul. Kui külm vesi on juba pinnal, hakkab see edasi liikuma nii nagu pinnavesi ikka. Kuna hoovuste liikumine on siin väga keerukas, ulatuvad külma vee keeled rannikust 20–50 kilomeetri kaugusele.

Süvaveekerke käigus tõuseb vesi ülespoole üpris aeglaselt, mõne meetri võrra päevas. Ka Ekmani spiraali ja rannast eemale suunatud hoovuse teke võtab aega. Seepärast saab külm vesi tungida lausa pinnale vaid siis, kui soodsad tuuleolud kestavad vähemalt poolteist kuni kaks päeva. Tavaliselt tekib Läänemere ühe ranna ääres süvaveekerge ja teisel pool pealisvee sukeldumine (#4). Ühtaegu arenevad mõlema ranna lähedal intensiivsed hoovused, mis viivad edasi ligikaudu niisama palju vett, nagu voolab Läänemerre kõigist suubuvatest jõgedest korraga.

Süvaveekerke ning pinnavee sukeldumise omaduste tundmine ning oskus nendega kaasnevaid muutusi arvestada on tähtis paljudes valdkondades, sealhulgas isegi globaalse soojenemise uuringutes ja vastavate mõõtmiste interpreteerimises. Kui näiteks valitsev tuulesuund peaks muutuma, mõjutab see ka süvaveekerke sagedust ning intensiivsust. See aga võib tekitada mulje, nagu oleks selles piirkonnas lokaalne jahenemine. Kui säärast olukorda ei arvesta, võib mere pinnakihi temperatuuri igati korrektse mõõtmise põhjal teha valed järeldused. Kui aga pinnavee sukeldumine mingil põhjusel sageneb, toob see endaga kaasa merevee soojenemise kuni võrdlemisi sügavate kihtideni välja. Maailmamerd tervikuna käsitledes tähendab see ookeani veetaseme tõusu vee soojuspaisumise tõttu.

Autor tänab dr. Tiit Kutserit Eesti mereinstituudist, Kai Myrbergi Soome mereinstituudist ning Maria Gästgifvarsi ja Kati Tahvoneni Soome keskkonnainstituudist satelliidipiltide eest.

1. Laanemets, Jaan et al. 2006. A fuzzy logic model to describe the cyanobacteria Nodularia spumigena blooms in the Gulf of Finland, Baltic Sea. – Hydrobiologia 554: 31–45.

2. Lilover, Madis-Jaak; Laanemets, Jaan 2006. A simple tool for the early prediction of the cyanobacteria Nodularia spumigena bloom biomass in the Gulf of Finland. – Oceanologia 48 (SI): 213–229.

3. Myrberg, Kai et al. 2006. Itämeren fysiikka, tila ja tulevaisuus. Helsinki.

4. Nõmmann, Sulev et al. 1991. Plankton distribution during a coastal upwelling event off Hiiumaa, Baltic Sea – impact of short-term flow field variability. – Continental Shelf Research 11 (1): 95–108.

5. Sellner, Kevin G. et al. 2003. Harmful algal blooms: causes, impacts and detection. – Journal of Industrial Microbiology & Biotechnology 30 (7): 383–406.

6. Telford, James W. 2000. Marine stratus clouds: Changing liquid-water and temperature structure. – Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society A126 (566): 1789–1813.

7. Vahtera, Emil et al. 2005. Effect of upwelling on the pelagic environment and bloom-forming cyanobacteria in the western Gulf of Finland, Baltic Sea. – Journal of Marine Systems 58 (1–2): 67–82.