Me elame jääajas. Praegune “soojenemine”, mida stratigraafilise üksusena nimetatakse Holotseeniks, kuulub üldise jahenemise perioodi, mis on kestnud viimased ~2 miljonit aastat. Kuigi me räägime üha rohkem ja rohkem reaalselt ähvardavast globaalsest soojenemisest, siis ei ole välistatud, et praegu toimuv on üks väike ja lühike soojenemise sähvatus ning peagi saabub Eestisse jällegi liustik.

Kliima muutub pidevalt. Holotseeni klimaatilise optimumi ajal (Atlantiline periood ~8000-5000 BP) oli parasvöötme keskmine temperatuur 2-5°C kõrgem tänapäevasest. Viikingite avastusretked Gröönimaale ja ehk kaugemalegi said toimuda edukalt kuni 13. sajandini, millal algas jahenemine mida tuntakse "Väikese Jääajana" ning mis pani kasvama liustikud Alpides ja Skandinaavias/Gröönimaal. Väikese Jääaja liustike leviku maksimum saavutati 18.sajandi lõpus/19. sajandi päris alguses ja seal alates on toimunud pidev soojenemine. Miks? Millist rolli ja kas üldse on selles mänginud inimene?

Soojenemine ei ole ise-enesest "paha" või ebanormaalne nähtus. Kliimast ja liustikest rääkides tasub alati meeles pidada, et absoluutselt enamuse kogu geoloogilise ajast on Maa kliima olnud keskmistel laiuskraadidel soojem kui praegu ning normaalsetes tingimustes on polaaralad jäävabad. Küsimus on selle põhjustes...

Liustikel on olnud tähtis roll Eesti pinnamoe kujundamisel. Seepärast pöörame siin-ja-praegu nendele protsessidele kindlasti suuremat tähelepanu kui nt. kuskil Vahemere ääres elades.

Alljärgnev tekst ei ole mõeldud ammendava konspektina vaid põhimõistete koguna. Pikemalt lahti kirjutatud tekste saate aadressilt http://www.ut.ee/~arps/q_geoloogia.htm. Selle lehekülje teemade alajaotusest lugeda punkte 1, 2, 3, 5, 6 ja 7

Põhimõistete osas vaadake ka Tiit Hangu geomorfoloogia konspekti mäestiku- ja mandriliustike pinnavormide ja setete osa aadressil: http://www.ut.ee/~hang

# KRÜOSFÄÄR - s.o. Maa osa, kus valdav osa veest on tahkes olekus. Tänapäeval katavad liustikud umbes 15.8 miljonit km² maismaast, mis moodustab ligikaudu 10% kogu maismaa pindalast. Viimase jäätumise nn. Pleistotseeni jäätumise maksimumi ajal oli jää maht umbes 2.5 korda suurem kuid ka tänapäeval on liustikud ja polaarjää maailmamere järel mahult teine vee reservuaar sisaldades ~2% kogu Maal leiduvast veest.

Liustiku moodustumiseks peab olema piisaval palju tahkeid sademeid - lund, mis vähemaliselt osaliselt säiliks aastaringselt. Seda kontrollivad:

Tahkete sademete osakaal ja säilimine sõltub üsna otseselt antud ala aastasest keskmisest temperatuurist, mis langeb mõlemal poolkeral ekvaatorilt pooluste suunas kõrgematele laiuskraadidele liikudes ning reljeefi kõrguse suurenedes. Väga üldiselt väheneb reljeefis aastane keskmine temperatuur (kõigil teistel võrdsetel tingimustel) ~0.3°C 100 m kohta. Seega võiks Haanjas aastakeskmine olla teoreetiliselt ~1° võrra madalam kui Tallinnas.

Sõltuvalt nende kahe teguri - laiuskraad ja reljeefi kõrgus - vahekorrast või polaaraladel lumikate aastaringselt säilida meretasapinnal kuid nt. ekvaatoril on see võimalik vaid 5000 m kõrgusel üle merepinna. Laiuskraadi ja kõrguse kõrval kontrollivad lumekatte säilimist ka nt nõlvade ekspositsioon, sademete sesoonne jaotumus jn. Vastavalt sellele eristatakse kaks püsilumekatte piiri:

Liustikujää moodustumisel toimub algsete tahkete sademete (lume kristalliitide) ümberkristalliseerumine.

mis väljendub tiheduse suurenemises, poorsuse vähenemises ja jää kristalliitide mõõtmete kasvamises. Värskelt sadanud lume poorsus on ~80%, kuid liustikujääs on see vähenenud ~10%-ni

Liustikud toituvad (akumuleeruvad) reljeefis klimaatilisest/orograafilisest lumepiirist kõrgemal. Klimaatilisest lumepiirist allpool, kus ablatsiooni intensiivsus ületab akumulatsiooni toimub liustikujää sulamine.

Kui liustikujää akumulatsioon ja ablatsioon on tasakaalus siis liustiku maht on püsiv ning näiteks oruliustike alumine serv püsib enam-vähem ühel kõrgusel. Kui akumulatsiooni osakaal suureneb siis liustiku maht kasvab ja liustiku serv nihkub edasi (liustik tungib peale). Kui abaltsiooni intensiivsus ületab akumulatsiooni intensiivsuse siis liustiku maht väheneb ning vastavalt liustiku serva asend taandub.

Liustikujää omandab kõrgematel rõhkudel plastsed omadused. Seega, kui liustikujää ja lasuva firni/lume paksus ja vastav litostaatiline rõhk alumistele jääkihtidele ületab mingi kriitilise piiri, siis hakkab liustikujää plastselt liikuma/laiali valguma. Tegelikult on plastse voolamise (sensu stricto) osatähtsus liustike liikumisel praktiliselt tühine. Liustiku plastsel voolamisel ei nihku üksteise suhtes mitte vee molekulid vaid liustikujää kristalliidid ehk teisisõnu on tegemist makrotasandi plastilise voolamisega.

Väga tähtsat rolli mängib liustike liikumisel jää rõhuline lahustumine, mis tekitab kristalliitide pinnale veekile, mis oluliselt hõlbustab kristalliitide nihkumist ja teatud tingimustel võib rõhulisel lahustumisel moodustunud veekile/veega küllastunud liustikujää kiht põhjustada liustikujää massiivset plokilist liikumist.

* LIUSTIKE LIIKUMISKIIRUS - võib varieeruda suurtes piirides sõltuvalt liustiku tüübist (oru-, mandriliustik), jää temperatuurist (soojad, külmad liustikud) ja reljeefist. Üksikute jäävoolude/jääkeelte liikumiskiirus võib ulatuda 400-800 m/aastas (0.3-2.3 m/ööpäevas). Tavaliselt on mandriliustike liikumiskiirus alla 100 m/aastas (5-30 m/aastas). Jäävaringute liikumiskiirus võib ulatuda 5-7 m/tunnis. Mandriliustike liikumiskiirus on suurim liustikukupli keskosas kus lasuvate kihtide surve on suurim ning jää liigub laminaarselt voolavate keeltena keskosast radiaalselt laiali.

* LIUSTIKULÕHED: Plastiliselt või sellele lähedaselt käitub ainult liustiku alumine osa ning liikumisel tekkivate pingete tõttu on liustike haprate deformatsioonidega pealispind (40-50 m paksune kiht) lõheline. Sõltuvalt tekkesituatsioonist eristatakse:

# KULUTUSNÕOD ja VAGUMUSED - tavaliselt suuremõõtmelised mandriliustike liikumisel kulutatud süvendid laiad/madalad orundid, nt Võrtsjärve/Peipsi nõgu

Primaarne liustikusete on moreen, mis sisaldab osakesi savist, aleuriidist ja liivast alates kuni suurte rändkivide/rahnudeni ning on sorteerimata. Moreen liigitatakse vastavalt nende geneesile asendile liustikukeele suhtes (kujunemiskoht).

Primaarsed moreenid on moodustunud vahetult liustiku tegevusena ning nende puhul eristatakse:

Sekundaarsed moreenid moodustuvad tavaliselt väljaspool liustiku keha ning võivad olla osaliselt sorteeritud

1) moreentasandikud on valdavalt moreenist koosnevad lainjad moreenkatted. Moreentasandikke moodustav moreenkate on tavaliselt kahekihilise ehitusega - alumise osa moodustab liustiku all moodustunud ja transporditud põhimoreen ning selle peal lasub reeglina savikam ablatsioonimoreeni kiht.

2) otsmoreenid - moreenist koosnevad vallid , piklikud künkad, mis asetsevad risti liustiku liikumissuunaga. Otsmoreenid markeerivad kunagisi liustiku serva-asendeid ning neid iseloomustab asümmeetriline ristlõige (liustikupoolne nõlv on järsk ning liustikualune nõlv lauge). Otsmoreenid moodustuvad kas (a) liustiku pealetungil nn survelised otsmoreenid või (b) liustikserva taandumisseisakul (nn kuhjelised otsmoreenid) .

3) voored on on peamiselt moreenist koosnevad positiivsed, liustiku liikumissuunas väljavenitatud seljandikulaadsed pinnavormid. Tavaliselt on voored mõnesaja meetri pikkused ja mõne(kümne) meetri kõrgused ning reeglina on nende pikkuse ja laiuse suhe 2/1-le (varieerub 4/1 kuni 10/1). Voori võib olla väga erineva kujuga, neil võib olla ka nt. aluspõhja/aluskorra kivimitest tuum ning nende koostises võivad domineerida sulamisvete setted. Voored võivad esineda üksikult, kuid tavaliselt moodustavad nad rühmi - voorestike (nt. Saadjärve voorestik, Kolga-Jaani, Türi jt. voorestikud)

Liustike sorteeritud setete ja nende pinnavormide teke on seotud liustike sulamisega. Liustike sulamisvete setted on rohkem või vähem sorteeritud ja esindatud valdavalt kruusade/liivade või siis seisvates veekogudes (viir-)savidega. Morfoloogiliselt eristatakse kahte tüüpi sulamisvete pinnavorme: 1) erosioonilised ja 2) akumulatiivsed. Akumulatiivsete pinnavormide (setete) korral tehakse vahet voolavaveeliste e. glatsifluviaalsetel (jääjõgede) ja glatsilimnilistel (jääjärvede) setetel ning pinnavormidel

Erosioonilistest pinnavormidest on olulisimad mitmesugused liustikusulamisvete äravoolukanalid ja uuristusorud (ürgorud). Mandriliustike servalal moodustuvad tihti liustikuliikumissuunaga samasuunalised jääalused erosioonilised kanalid mida mööda liigub liustiku pinnalt infiltreeruvast surveline sulamisvesi, mis käitub samasuguselt põhjaveega (nn radiaalsed voolukanalid). Sulamisvete kanalid võivad moodustuda ka piki liustikuserva esist (marginaalsed voolukanalid)

Saarkõrgustikud on omapärased positiivsed pinnavormide kompleksid, mis on peamiselt iseloomulikud mandriliustike abrasiooni- ja akumulatsiooniala üleminekuvööndile Mandriliustikud jagunevad erinevateks liustikuvooludeks ja nendevahelisteks jäälahkmealadeks. Eesti liustikulise pinnamoe kujunemisel on määravaks olnud kaks suuremat - Läänemere ja Peipsi jäävoolud, millede vahele jäi üle Pandivere kõrgustiku kulgenud jäälahkmeala. Jäälahkmealadega on seotud isoleeritud, saarekujulise paigutusega kõrgustike nn. saarkõrgustike esinemine. Saarkõrgustikud jagunevad (a) aluspõhjalisteks jäälahkmekõrgustikeks (n. Pandivere) ja (b) akumulatiivseteks kõrgustikeks (n. Haanja, Otepää)

Igikelts on aastaringselt külmunud olekus säiluv pinnas. Tänapäeval katab igikelts ~25.4 miljonit km², millest 24.9 miljonit km² jääb põhjapoolkerale Siberisse ja Põhja-Ameerikasse. Suurim igikeltsa levila on Siberis, kus pideva igikeltsa levila ulatub peaaegu 50° laiuskraadini ja katkendlikult leviv kelts kuni 45° laiuskraadini. Siberis ulatub maksimaalne igikeltsa paksus kuni 1000-1500 m. Arktilises Kanadas ja Alaskal on igikeltse levik piiratum ulatudes laiuseliselt küll üle kontinendi kui pidevana vaid 60-55° laiuskraadi-ni ja katkendlikult u. veel 5° lõuna poole. Suurim paksus, 610 m, on mõõdetud Alaskal.. Väiksemaid igikeltsa laike on ka nii Skandinaavia kui ka Alpi, Pürenee ja nt ka Tatrate/Karpaatide mäeahelikes, kuid need on pisikesed ja väikese paksusega.

Igikeltsa teket kontrollib tasakaal maapinnatemperatuuri (ehk maapinnalähedase õhutemperatuuri) ja maasisese soojusvoo vahel. Olulist rolli mängivad ka ala kõrgus (altituud), kivimite setendite litoloogia ja taimestik, kui määrav tingimus igikeltsa tekkeks on pideva lumekatte ja ka liustiku jää puudumine. Viimased toimivad sisuliselt isolaatorina külma välisõhu eest (NB! liustiku alune ei pea olema väga külm.... pigem 0°C lähedal). seepärast on igikeltsa levik ja paksus suurimad periglatsiaalsetel aladest Ida-Siberis kus Kvaternaari jäätumiste ajal ei kujunenud ei liustikukilpi ega ka väga paksu lumikatet (miks?)