Kilomeetrite pikkuselt või paksuselt laiuva liustiku sinakad varjudemängud peegelduvad kaugele. Seistes silmitsi tohutu jäämassiga, tunnetame küll tema jäist võimsust ja ohtlikkust, kuid nägemata jääb see, mis toimub tema sees ja all. Kunagiste liustike olemasolust ja tegevusest annavad tunnistust vaid kuhjatud setted, deformeeritud kihid või siledaks kulutatud kaljupinnad.

Eestimaa on korduvalt olnud mandriliustike meelevallas, viimati umbes 13 000–25 000 aastat tagasi, kui meie piirkonda kattis kuni 2,5 kilomeetri paksune liustik. Tõenäoliselt nühiti iga jäätumisega maha kiht aluspõhjakivimeid ja kuhjus teatud hulk setteid. Iga järgnev jääkilp aga kandis ära suurem osa eelmise liustiku maha jäetud setteist. Seepärast on meie andmed varasemate jääaegade kohta üsna lünklikud, põhinedes vaid üksikutel setteleidudel. Teadmiste tühimik täidetakse tavaliselt loogilise järeldusega: kui meist lõuna ja ida poole jäävatel aladel on vanemate liustikusetete olemasolu tõestatud, siis pidi ka Eestimaad tol perioodil katma mandrijää.

Liustiku ja aluspinna koostöö. Liustikujää liikumise põhiolemus on lihtne: see toimub raskusjõu mõjul. Jääkupli keskmise ja paksema osa ülemiste kihtide survel liiguvad jää alumised kihid keskosast radiaalselt äärealade poole, moodustades laialivalguvaid jäävoolusid ja -keeli. Jääl võimaldavad liikuda libisemine aluspõhjal, liustikusisesed lõhed ja aluspinna deformeerumine.

Just liustiku survel aluspinnale tekivadki mitmesugused liustikujää surverikked ehk glatsiotektoonilised deformatsioonid. Selle, kui laialdaselt ja kui suurelt on liustik setteid/kivimeid deformeerinud, määravad nii liustiku kui ka aluspinna omadused ning nende omavaheline vastastikune toime. Eestimaa on valdavalt peaaegu kõikidel jääaegadel olnud kulutusala. Seetõttu on säilinud glatsiotektoonilised deformatsioonid näiteks Lätimaa vastavate struktuuridega võrreldes suhteliselt väiksemamõõtmelised.

Liustikujää surverikked, nagu mitmesugused kurrud, painded, murrangud ja pealenihked, ei erine palju maakoore tektoonilisel liikumisel tekkivatest “tõelistest” tektoonilistest struktuuridest. Aktiivne liikuv liustik tekitab surverikkeid kas liustikuserva ees (proglatsiaalsed rikked) või liustiku all (subglatsiaalsed rikked) [1]. Pealetungiva liustiku serv võib toimida buldooserina, lükates enda ees pudedat settematerjali ja kuhjates selle vallikujuliseks otsamoreeniks. Selle pärast on setted lükatud kurdudesse või üksteise peale, samuti võivad olla sinna surutud suured aluspõhjakivimite pangased. Nii on tekkinud näiteks Saaremaa keskkõrgustik, Kambja ja Misso otsamoreenid ning Sinimäed. (JOONIS1)

Liikuva liustiku all deformeeruvad nii settematerjal kui ka liustiku alumised kihid. Iseloomulikud on mitmesugused liikumissuunalised venitusrikked, näiteks peaaegu horisontaalseks venitatud painded ja ülekallutatud kurrud. Sulava mitteliikuva üksikuteks pangasteks lagunenud liustiku ehk irdjää tingimustes tekivad deformatsioonid põhiliselt jääpangaste enda raskusjõu mõjul või jää sulamisega kaasnevates settevooludes ja avalõhede täidetes. Sellised ulatuslikud irdjääväljad laiusid mandrijää hääbudes näiteks Otepää ja Haanja kõrgustikel.

Kui mattunud jääpangased sulavad, deformeeruvad setted pinnase läbivajumise tõttu. Niisugust nähtust nimetatakse glatsiokarstiks. Liustike moonutatud settekompleksi paksus võib ulatuda mõnest sentimeetrist paarisaja meetrini, kusjuures liustikuesised surverikked on harilikult mitu korda suuremad kui liustikualused või irdjää tekitatud deformatsioonid.

Jäätekkelised deformatsioonid Eesti kaardil. Eestis on glatsiotektoonilisi deformatsioone nii aluspõhjakivimite ülemistes kihtides kui ka pudedas pinnakattes [6, 7]. Aluspõhja glatsiotektoonilisi lasumusrikkeid on hulganisti Põhja-Eesti klindi piirkonnas ja Kirde-Eestis [2]. Klindiastang oli tõsine takistus mandrijää liikumisteel ning tõenäoliselt jäid liustiku põhjakihid selle vägeva seina ette pidama, seda osaliselt purustades ja muljudes. Üle klindi liikunud jäälaamal oli lihtne haarata klindi servast mõned lubjakivipangased ja kanda need lõuna poole.

Kirde-Eestis soodustas surverikete teket ka varem tektooniliselt lõhenenud ja plokkideks jaotunud aluspõhi, mida liustikul oli üsna kerge purustada ning liigutada. Puhuti polegi võimalik teha vahet tektoonilise ja glatsiotektoonilise tekkega struktuuride vahel.

Eesti silmapaistvaim glatsiotektooniline deformatsioon ja rändpangas on Vaivara Sinimäed. Siiski on avaldatud ka kahtlust, kas tegemist on liustiku kätetööga. Ulatusliku tasase reljeefiga paeplatoolt kerkib kolmest künkast koosnev viie kilomeetri pikkune ahelik, mille kunagist ajaloolis-strateegilist tähtsust peaks teadma iga koolipoiss. Küngaste rida on tegelikult otsamoreen, mis koosneb hiiglaslikest, kohati vertikaalsesse asendisse surutud või painutatud lubjakivi pangastest ning nende vahele surutud moreenist [3]. Liustik võis need pangased kaasa haarata näiteks klindi servast ja lükata praegusesse asendisse või hoopiski deformeerida oletatava tektoonilise rikke kohal üles nihutatud lubjakiviplokke.

Kirde-Eestis levinud Kambriumi savidiapiirid (üles surutud kuplikujulised kurrud) võivad samuti olla tekkinud liustiku raskuse ja surve mõjul klindile ning klindieelsel alal paiknevatele Kambriumi savidele [5].

Aluspõhjaline rändpangas on ka Kunda Lammasmäe tuum ning selletaolisi rändpangaseid on Kaarel Orviku kirjeldanud veel Laagna, Puhkova ja Narva ümbruses [4]. Hiljutise geoloogilise kaardistamise käigus avastati taas üks suurem rändpangas, Tapa Männikumägi (Kalle Suuroja ja Kuldev Ploomi suulised andmed). Selle põhjanõlv on nüüdseks, pärast lubjakivi kaevandamise lõpetamist silutud ja kasutusel suusarajana.

Pudedas pinnakattes võib glatsiotektoonilisi surverikkeid leida peaaegu kõikjalt, eelkõige aga liustiku servavööndeid tähistavates otsamoreenides ja radiaalsetes oosides. Silmapaistvad ja tuntud liustiku kujundatud pinnavormid on voored. Enamasti tekib voorte kujunemisprotsessis liikuva liustiku ja aluspinna vahele deformeerunud settekiht. Selle paksus võib olla väga kõikuv: mõnest sentimeetrist mõne meetrini. Samas leidub ka voori, eriti meie lõunanaabrite voorestikes (näiteks Burtnieki), mille sisu on läbivalt väga tugevasti deformeerunud.

Viimased Vooremaa-uuringute järgi on liustiku sulaveesetetest koosnevate voorte vanemate tuumikute ja voorte kujunemise käigus kuhjunud moreeni vaheline pind enamasti väga terav, kuigi deformeeritud on moreeni alumine osa, mis sisaldab liiva-kruusa pesasid ja läätsi alumisest settekompleksist.

Kuidas muutis mandrijää Edela-Eestis Häädemeeste lähedal asuva Arumetsa savilasundi ülemise nelja meetri paksuse kihi struktuuri, on veel esialgu mõistatus.

Tegemist on settelasundiga, mis täidab sügavat liivakivisse lõikunud orundit ega avaldu reljeefis positiivse pinnavormina. Orundit täitev savi erineb ümbritsevast liivakivist geotehniliste omaduste poolest. Seetõttu allusid pehmemad plastsemad savi-aleuriidikihid kergemini liustiku survele kui kõvem ja jäigem liivakivi. Esialgsed õietolmuanalüüsid näitavad, et savilasundi ülemise osa vanus on umbes eelviimase ehk Holsteini jäävaheaaja aegne (350 000–430 000 aastat tagasi). Seega võisid setteid deformeerida isegi viimase kahe mandrijäätumise liustikud.

Uurida on veel palju. Mida detailsem on piirkonna geoloogiline uuritus, seda rohkem on ilmnenud ka glatsiotektoonilisi nähtusi. Näiteks on arvukate puuraukude põhjal selgunud, et paljusid jäävaheaegseid setteid (Rõngu, Karuküla, Kõrveküla läbilõigetes) on hilisem mandrijää väga tugevalt ja ehk isegi korduvalt deformeerinud. Arvatavasti on praeguseks kaardistatud glatsiotektoonilised rikked vaid väike osa olemasolevaist ja olnuist. Kestvate loodusprotsesside, eelkõige aga intensiivse maakasutuse tõttu pole paljud neist enam nähtavad, samas aga võivad avaneda uued huvitavad läbilõiked.

Palju huvipakkuva materjali võib ilmselt leida Otepää ja Haanja kõrgustikelt või Vooremaa voorte sisemusest. Leidub ju seal paksude kihtidena mitme jäätumise setteid, mis on seni jäänud meie silme eest peidetuks.

1. Hart, Jane K.; Boulton, Geoffrey S. 1991. The interpretation of glaciotectonic and glaciodepositional processes within the glacial environment. – Quaternary Science Review 10: 335–350.

2. Heinsalu, Ülo 1970. Aluspõhja glatsiotektoonilisi lasumusrikkeid Kirde-Eestis. – Eesti Loodus 21 (2): 118–120.

3. Мийдел, Аво и др. 1969. К вопросу о происхождении Вайвараских Синих гор (северо-восточная Эстония). – Известия АН ЭССР. Химия. Геология 18 (4): 370–376.

4. Orviku, Karl 1930. Die Glazialschollen von Kunda-Lammasmägi und Narva-Kalmistu (Eesti). – LUS Aruanded 36: 1–12.

5. Орвику, Карл 1960. Некоторые вопросы геоморфологии Эстонии. АН СССР, Геоморфологическая комиссия, Москва: 1–17.

6. Rattas, Maris; Kalm, Volli 1999. Classification and areal distribution of glaciotectonic features in Estonia. – Geological Quarterly 43 (2): 177–182.

7. Rattas, Maris; Kalm, Volli 2004. Glaciotectonic deformation pattern in Estonia. – Geological Quarterly 48 (1): xx–xx.

Maris Rattas (1965) on Tartu ülikooli geoloogia instituudi teadur.

Volli Kalm (1953) on Tartu ülikooli geoloogia instituudi rakendusgeoloogia õppetooli professor.