Kord laienedes, seejärel taandudes, kord soolase ookeaniga ühinedes, siis sellest jälle isoleerudes – niiviisi heitlikult areneva Läänemere voogudest on viimase 15 000 aasta jooksul aegamisi kerkinud Eestimaa. Pragune Läänemeri, mis Taani väinade kaudu on ühenduses maailmamerega, on mahutanud oma vee ookeanitasemest madalamal paiknevasse reljeefisüvendisse, Läänemere nõkku. Veesügavustesse peidetud Läänemere nõgu ja selle kujunemine on tulvil küsitavusi, millele siiani pole üheselt selgeid vastuseid. Neid tuleb otsida kaugemast geoloogilisest minevikust.

Läänemeri on geoloogilises mõttes väga noor veekogu. Selle setted, nende vanus, samuti rannajoone liikumine ning arenemisjärgud on hästi uuritud. Soolakaveelised merelised ja magedaveelised järvelised staadiumid on selgelt fikseeritud (# 1).
Läänemere teke seostub Pleistotseeni lõpus alanud kliima soojenemisega, mistõttu maismaad katnud ulatuslik jääkilp hakkas kiiresti sulama. See mõjutas Läänemere sündi ja arengut mitmeti.

Kuesta – (hisp. ´nõlv´) kulumisastang, ebasümmeetrilise ristlõikega seljak või mäeahelik, mis on tekkinud väikese ühesuunalise (homoklinaalse) kallakuga ja erisuguse kulumiskindlusega kihtidest koosneva ala pikaajalise erosiooni tagajärjel. Eesti tuntuimad kuestaastangud on Balti ja Siluri klint.

Erosiooni- ehk uuristusbaas – selle veekogu veetaseme kõrgus, millesse jõgi voolab. Erosioonibaasist madalamale ei saa vooluveekogu sängi uuristada. Näiteks Pärnu jõe erosioonibaas on Pärnu laht.

Isostaasia – Maad ümbritseva tahke sfääri (litosfääri) ja selle aluse, osaliselt ülessulanud ja plastiliselt käituva sfääri (astenosfääri) gravitatsiooniline tasakaal. Kui isostaatiline tasakaal on häiritud, jaotub astenosfääri aines ümber, s.o. isostaatiline korrektsioon, millega kaasnevad maakoore aeglased vertikaalsed liikumised. Tinglikult võib neid liikumisi võrrelda viskoosses vedelikus ujuva lauajupiga. Kui puule asetada raskus, vajub laud allapoole, selle eemaldamisel tõuseb aga taas aeglaselt üles.

Esiteks vabanes taanduvate Pleistotseeni liustike serva ees ala, kuhu kogunevast sulaveest hakkasid alul kujunema üksikud isoleeritud liustikujärved. Nende kasvamise ja liitumise järel tekkis aegamisi üks suur jääpaisjärv – Läänemere embrüo.
Teiseks tõstis liustikest lühikese ajaga vabanev suur veekogus tunduvalt veetaset maailmameres. On teada, et jäätumise maksimumi ajal umbes 18 000 aasta eest paiknes ookeani veetase nüüdsest ligi 130–140 meetrit madalamal.

Kolmandaks hakkas massiivse liustikukilbi survest vabanenud maakoor, mille paksus jäätumise keskmes Botnia lahe päraosas ulatus 3–3,5 km, kiiresti tõusma. Kerkimine oli seda kiirem, mida suurema raskuse all oli olnud jääst vabanenud ala, s.t. maapinna tõus Läänemere ümbruses suurenes lõunast põhja.

Esmane Läänemeri, mida tuntakse ka Balti jääpaisjärvena, hakkas tekkima Rootsi lõunaosas, kust on teada ligi 15 000 aasta vanused jääjärvesetted (# 1A, # 2) [5]. Madalama Öresundi piirkonna kaudu Taani-Rootsi vahel oli üha laieneval ja teiste omasugustega liituval liustikujärvel väljavool loodes paikneva mereni. Kuna maapinna kerkimiskiirus Öresundi piirkonnas ületas nii lõunapoolsete Balti jääpaisjärvealade kui ka maailmamere taseme tõusu, isoleerus väljavool jääpaisjärvest pikkamisi ja omandas üha enam võimsa kose iseloomu. Kerkiva maapinna ja suureneva sulaveekoguse tõttu tõusis aegamööda Balti jääpaisjärve tase ookeani suhtes ja järv laienes ühtesoodu ning tungis peale kerkest vähem mõjutatud lõunapoolsetele aladele.
Balti jääpaisjärvelise arengufaasi lõpetas aga umbes 11 600 aasta tagasi Billingeni katastroof. Siis vabanes taanduvate liustike alt Kesk- ja Lõuna-Rootsit läbiv Billingeni aluspõhjaline kõrgendik, mille põhjatipus avanes kiiresti madalduv ala. Sealt avanes järveveel otsetee Atlandi ookeani. Kiiresti tühjenevas jääpaisjärves langes veetase ühe-kahe aastaga ligi 25 meetrit [5].
Tekkinud uut, maailmamerega ühinenud ja ahenenud (Poolas taandus rannajoon kuni 40 km) veekogu tuntakse Läänemere arengus Joldiamere staadiumina (# 1B). Joldia-etapi esimesel poolel laienes ühendus ookeaniga sedavõrd, et sinna sisenes olulisel määral ookeanivett ja Läänemerest sai mõõduka soolsusega veekogu. Mandriliustiku survest vabaneva maa kerkimiskiirus ületas endiselt ookeanitaseme ja lõunapoolsete alade kerke, mistõttu Joldia-etapi teisel poolel hakkas selle ühendus ookeaniga järjest halvenema.

Koos väheneva soolase vee sissekandega sai Läänemerest umbes 10 700 aastat tagasi jälle maailmamerest peaaegu isoleeritud mageveekogu – Antsülusjärv (# 1C). Taanduvatest liustikest vabaneva sulavee toimel tõusis Antsülusjärve tase järgneva 500 aasta jooksul vähem kerkiva Läänemere lõunaosas maismaa suhtes ligi 20 meetrit [5]. Kuid Antsülusjärv ei tunginud laialdaselt maismaale peale mitte ainult selle lõunaosas, vaid see on ilmne ka kaugemal põhjas, sealhulgas Eestis. Ligikaudu 10 200 aastat tagasi aga pealetung ootamatult katkes ja Antsülusjärve veetase alanes järsult. Tõenäoliselt avanes Antsülusjärvest uus väljavool ookeani madalamal paiknevate ja vähima maakerkega Taani-Saksa alade kaudu. Kuna aga ookeani veetase oli Antsülusjärve omast endistviisi madalam, ei avanud uus ühendus märkimisväärset soolase ookeanivee juurdepääsu Läänemerre. Magedaveeline Antsülusjärve periood kestis veel ligi 1500 aastat, mil see umbes 8500 aasta eest katkes, sest kerkiv ookeanitase küündis juba Balti jääpaisjärve perioodist tuttava avara Öresundi väljavooluni.

Koos ulatusliku soolase vee sissekandega algas Läänemere arengus uus etapp. Sellest oli taas saanud riimveekogu. Ookeani kerkimise ja soolase vee sissekande põhjal eristuvad Läänemere hilisemas arengus selgelt veel kaks staadiumi, s.o. Litoriina- (# 1D) ja tänapäevane ehk Limneamere ajajärk. Litoriinamere aega iseloomustab Antarktika ja Põhja-Ameerika jääkilbi kiirest sulamisest ajendatud jätkuv ookeani taseme tõus ja ookeanivee sissetung Läänemerre. See tõi kaasa Läänemere soolsuse kasvu ja laialdase pealetungi maismaale. Veetaseme kerge ületas maapinna tõusu ka Eesti aladel, mistõttu siingi on Litoriinamere pealetung hästi jälgitav. Litoriinamere üldise pealetungi ja Läänemere soolsuse kasvus murdepunkt leidis aset umbes 6000 aasta eest [5]. Selle tingis ennekõike maailmamere taseme stabiliseerumine, mis vähendas veevahetust Taani väinade kaudu. Edaspidi vähenes Läänemere soolsus suuresti ka seetõttu, et kliima jahenes ühtviisi ja üldine sademete hulk suurenes.

Hästi uuritud Läänemere, õigemini tema veemasside tekke, arengu ja soolsuse lugu jääb aga justkui poolikuks. Selles ei räägita sõnagi liustike alt vabanenud ja mere alla jäänud alast, seal paiknenud ulatuslikust maakooresüvendist, selle tekkest ega reljeefist. Kuid niiviisi on üht merd raske ette kujutada.
Neid küsimusi käsitledes kaob aga ühene selgus, kuna nii uurimisobjekt ja sellega koos ka suurem osa tõendusmaterjalist on maetud Läänemere voogude kättesaamatustesse sügavustesse. See annab ainest paljudele oletustele ja arvamustele. Ühtsed ollakse vaid arusaamas, et Läänemere alla jääva madala reljeefiga ala tekke ja arengulool on vähe seost geoloogilises ajaskaalas vaid sekundi murdosades mõõdetava Läänemere veemasside eksistentsiga. See maakooresüvend tekkis ja elas suuresti oma elu ammu enne Läänemere sündi. Veelgi enam, veidike kaugemast geoloogilisest lähiminevikust, umbes 120–90 000 aasta eest, on teada, et see nõgu oli täitunud Läänemere eellase Eemi mere vetega.

Läänemeri on tüüpiline ðelfimeri, s.t. kujutab endast kontinendil paiknevat ja maailmamerest üle ujutatud madala reljeefiga ala. Seda reljeefisüvendit maakoores nimetatakse tihti ka Läänemere nõoks, mis viitab justkui ühtse päritolu ja geneesiga pinnavormile. Kuid juba põgus pilk kaardile tekitab kahtlusi, kas tänapäeva Läänemere keskosa ja sellest eri suundadesse sopistuvad Botnia, Soome ja Liivi laht moodustavad ühtsete geoloogiliste protsesside tulemusel kujunenud nõo (# 3). Kahtlusi süvendab veelgi tutvumine Läänemere eri piirkondade geoloogia ja põhja ehitusega. Läänemere põhjareljeefi liigestatus, selle kiire sügavuste varieeruvus on tingitud arvukatest pinnavormidest: süvikutest, astangutest, platoodest, orunditest jmt., mille ehituses peegelduvad selgelt eriaegsete ja eri tüüpi geoloogiliste protsesside jäljed.
Enamik neist jälgedest annab tunnistust kestvatest kulutusprotsessidest, harva tuleb ette tektooniliselt laskunud maakooreplokke. Neist tähelepanuväärseim on Gotlandist põhja jääv, idast, läänest ja põhjast peaaegu vertikaalsete murrangseintega piiritletud Landsorti süvik, kusjuures läänesein laskub püstloodis ligi 200 m (# 3, # 4). Siin on mõõdetud ka Läänemere suurim sügavus (459 m).

Tektoonika rolli Läänemere nõo kujunemisel ei saa hinnata pelgalt üksikute, murrangutest kantud struktuuridega/pinnavormidega. Samaväärset, sageli isegi olulisemat rolli võivad ðelfimere nõo kujunemisel etendada maakoore isostaatilised liikumised. Ent nende osakaalu on raske kindlaks teha. Nimelt püüdleb jäik litosfäär, mille ülemise osa hõlmab maakoor, koos selle alla jääva osaliselt ülessulanud ja plastilise astenosfäärikihiga kõikjal gravitatsioonilise ehk isostaatilise tasakaaluseisundi poole. See tähendab, et kui koormus mingile maakoorepiirkonnale suureneb või väheneb (nt. liustike toimel) või on ajendiks maasisesed protsessid, hakkab litosfäärialune plastiline astenosfäär pikkamööda ümber paiknema ja maapind selles piirkonnas aeglaselt vajuma või kerkima. Ühelt poolt võib meri tekkida juba üksnes selliselt vajunud ala üleujutamisel, teiselt poolt hoogustab mis tahes maakoore liikumine kohe ka seal toimivate erosiooniprotsesside kulgu. See omakorda aitab kaasa kulutusnõgude, -orgude, -platoode jms. pinnavormide kujunemisele.
Et siinne maakoor võib olla väga liikuv ja isostaatilise tasakaalu kergesti kaotada, sellest annavad tunnistust ka eespool kirjeldatud liustike survest vabanenud Läänemere-regiooni siiani jätkuv glatsio-isostaatiline kerkimine (jäätumise keskmes Botnia lahe päraosas tänini 8–9 mm aastas). Massiivsete mandriliustike survel paiknes maakoor jäätumise keskmes Rootsi põhjaosas võrreldes tänapäevaga tõenäoliselt umbkaudu 800 meetrit ja Eesti loodeosas umbes 250 meetrit madalamal (# 5). Kuid kindlasti ei ole algse Läänemere nõo tekke põhjuseks liustike tõttu alla vajutatud maakoor. Esiteks ei kajastu ei Läänemere nõgu ega ka selle põhjareljeef põrmugi regiooni jääajajärgses maakoorekerkes. Teiseks pole see nõgu ju praegusajal, kui maakoore kerkimine mere lõunaosas on juba suuresti hääbumas, kusagile kadunud.

Läänemere-aluse maakoore pingetest, vertikaalliikumistest ning merega üleujutamisest on teada fakte kogu regiooni pikast geoloogilisest ajaloost. Eelkambriumist on tuntud piki murranguid laskunud maakooreplokid ehk alangulaadsed vormid Botnia lahe pära- ja keskosast, Ålandi ja Landsorti süvikute alt (# 3), mida täidavad 1,3–1,4 miljardi aasta vanused Jotniumi kvartsiidid. Nende vormide jooneline paiknemine piki Botnia lahte on andnud alust oletada, et need on tekkinud piki üht, tektooniliselt mobiilset ja aktiivset nn. Botnia-Balti vööndit. Hilisemas geoloogilises ajaloos viitavad selle vööndi vajumisele nii piki seda toimunud mere pealetung Vara-Kambriumis kui ka merelise basseini sügavnemine Gotlandi ümbruses Ordoviitsiumi ja Siluri vahetusel.
Hilis-Permis, kui Läänemerest lõunasse jääval alal kulmineerus Hertsüünia kurrutus, akumuleerusid Skandinaavias maakoore venituspinged, mille toimel muutusid Botnia lahe, Botnia ja Ålandi mere alangulaadsed maakooreosad taas aktiivseks ja laskusid. Seda tõendab fakt, et kristalliinsete kivimite avamusalal on ainult nende struktuuride sisemuses säilinud Kambriumi-Ordoviitsiumi kivimid. Mujal jäid need kivimid kättesaadavaks hilisemale, Devoni-järgsele erosiooniperioodile. Kuna need struktuuriosad tulevad selgelt esile ka tänapäeva Läänemere põhjareljeefis, on alust arvata, et nende aktiviseerumine ja laskumine on aset leidnud ka geoloogilises lähiminevikus. Niisamuti on ka Balti-Botnia vöönd ilmselt mänginud suurt rolli nüüdse Läänemere nõo üldise erosioonipildi kujunemisel.
Läänemere regiooni pikaajalisest vajumisest ja ulatusliku, merest üle ujutatud nõo tekkest jutustavad ka siin maakoort moodustavad Ordoviitsiumi-Siluri kivimid, nende leviku, paksuste, koostiste ja faunistiliste tunnuste ajalis-ruumilised muutused. Vajumine oli tingitud Baltica ja Laurentia laama lähenemisest ja Kaledoniidide kurdmäestiku tekkest Skandinaavias. Merest üleujutatud ulatuslikke maakoorepaineid tuleb sageli ette just kerkivate mäestike naabruses. Tekkinud nõgu, mille sügavaim keskosa (Balti sünekliis) jäi tänapäeva Läänemere lõunaossa, täideti suures osas Kaledoniididest kantud setetega juba Siluris (Siluri setete paksus üle 3 km).
Pärast laamade põrkumist ja regiooni märgatavat kerkimist Siluri ja Devoni vahetusel hakkas pikkamööda kerkiva ja täituva nõo põhjaserv ning koos sellega ka seda katnud meri taanduma lõunasse. Paleosoikumi lõpuks oli suurem osa tänapäevasest Läänemerest taas erosiooni räsida ja tasandada olev maismaa. Üksnes selle kagunurgas, Leedu ja Poola ranniku läheduses leidus mereline nõgu, väiksemate maismaaperioodidega vaheldudes, kuni hilise Kainosoikumini (Neogeenini). Samal ajal olid aga Skandinaavias ja temaga piirnevatel aladel juba kümneid miljoneid aastaid aset leidnud intensiivsed kulutusprotsessid, mille osa nüüdse Läänemere nõo kujunemisel ja ehituses on märkimisväärne.

Pöördelised sündmused algasid umbes 50 miljonit aastat tagasi. Kainosoikumis alanud Põhja-Atlandi avanemisega kaasnes Skandinaavia regiooni ulatuslik kerkimine, mistõttu maailmameri siinsete alade suhtes taandus ja laskus madalamale. Erosioonibaasi alanemine oli ajend, miks kerkivas Skandinaavias ja selle nõlvaaladel, s.t. ka praeguse Läänemere piirkonnas, hoogustusid taas kulutusprotsessid. Sestap kujunes siin Pleistotseeni jäätumise alguseks (1,8 miljoni aasta eest) välja ulatuslik, sügavale maakoorde lõikunud jõgedevõrk.
Kainosoiliste jõgede armid on Eesti aluspõhjareljeefis siiani hästi säilinud. Suurem osa neist on nähtamatud, olles maetud Pleistotseeni jäätumise aegsete ja järgsete setete alla. Tuntumad on arvukad Põhja-Eestis Soome lahte suunduvad mattunud orundid, millest sügavaim, Harku, jääb 145 meetrit allapoole nüüdset meretaset. Enim silmatorkavad selleaegsed pinnavormid on aga klindiastangud, mis markeerivad asümmeetriliste kuestaorundite järsemaid lõunapervi.
Nii kujutab ka Soome lahe nõgu endast suuresti Balti klindi ees voolanud kainosoilise jõe, Ürg-Neeva kulutuse toimel tekkinud nõrgalt lõunasse kallutatud kuestaplatood. Kuid siinse regiooni reljeefi kuestalaadne põhiplaan on raskesti hoomatav maismaal. See-eest valitsevad nõrgalt lõunaedelasse kallutatud kuestaplatood ja neid lahutavad Balti ja Siluri klindiastangud täielikult Läänemere-aluses reljeefis (# 4). Neid vorminud jõed suubusid aga madalamal paikneva Botnia-Balti vööndi ja piki seda voolanud Eridanose jõe poole [11].
Eridanose jõgi oli suurim Skandinaaviast Euroopa põhjaosa poole voolanud jõgi Kainosoikumis. Praeguseks on küll leitud Põhja-Poola ja Põhjamere vaheliselt alalt suurtes kogustes Skandinaaviast pärinevat kainosoilisi deltasetteid [8], kuid peaaegu midagi pole säilinud ja teada neid sinna kandnud Eridanose voolusängist ja selle täpsemast kulgemisteest. Võib vaid oletada, et kui selliseid jälgi üldse leidub, on need varjatud Botnia lahe voogude alla. Niisamuti võib arvata, et just siitkaudu laskusid lõuna poole võimsad Pleistotseeni liustikud, mis on algset Eridanose sängi tundmatuseni muutnud.

Viimane Läänemere nõgu ja selle reljeefi kujundanud tähtis tegur – Pleistotseeni liustike kulutav tegevus. Liustikud on agarad kulutajad, tekitades uusi, süvendades ning voolides ümber vanu pinnavorme. Mõningate arvamuste kohaselt on üle meie ala liikunud suurimad liustikevoolud siinset reljeefi isegi kuni 100 meetrit madalamaks kulutanud. Skandinaavia mägedest Põhjamere suunas laskunud oruliustike (# 6) vormitud U-kujulistes ruhiorgudes (# 7), millest tänapäevaks on maailmamere tõusust tingitud üleujutuse tõttu saanud fjordid (# 8), arvatakse keskmine kulutuse ulatus olevat isegi ligi 250 meetrit.
Üle Läänemere-alade lõunasse laskunud liustike kulutusjäljed, kas siis jääkriimude (# 9), silekaljude, kaljuvoorte (Kirbla, Kesselaiu jt.), voorte (Saadjärve voorestik) või kulutusnõgude (Võrtsjärve) ja -vagumustena (Peipsi-Pihkva), on hästi teada ka kõikjalt Eestist. Suuresti liustike kulutuse tõttu on kujundatud ka nn. klindilahed ehk Põhja Eesti klinti lõikunud arvukad lahesopid, mis annavad ilme Lahemaa rahvuspargile.
Samataolised, nii Balti kui ka Siluri klinti lõikunud orundid ja „lahesopid” eristuvad selgelt ka Läänemere all (# 4). Mida kaugemale Eestist ja lähemale Rootsi rannikule, seda avaramaks ja sügavamaks muutuvad liustike vormitud orundid, kuni Gotlandi läheduses pole algsest klindiastangust enam suurt midagi alles. Just siitkaudu jätkasid teed kaugemale lõunasse piki Botnia lahte laskunud liustikud. Seda tõendavad ka siin leiduvad, kohati üle 100 meetri paksud, sageli ahelikena paiknevad liustikusetetest tekkinud kuhjevormid. Ühe sellise veepealse osana kerkib Läänemerest Gotska Sandöni saar (# 10).
Kuid ilmselt ei piirdunud siitkaudu liikunud liustikud üksnes aluspõhjakivimite mehaanilise kulutuse ja setete kuhjega. Gotlandi läheduses leidub nii Balti kui ka Siluri klindi ees isoleeritud, selge väljavooluta aluspõhjanõgusid, tuntuim on Fårö süvik (# 4). Samalaadseid süvikuid leidub ka piki Gotlandi idarannikut lõunasse liikudes (Gotlandi, Slupski).
Selliste nõgude kujundamisel võis peale liustike mehaanilisele kulutuse olulist rolli mängida ka nende alla kogunenud sulavesi. On teada, et jäämasside suure surve alla sattunud veel on tähtis osakaal liustiku aluse kivimite lõhustamisel, tekkinud setete transportimisel ja kuhjamisel. Selle tõttu tekivad liustikualustes kivimites suuremad nõod ja vaondid, liustiku serva lähedastes survelise sulavee väljavoolukohtades aga orundid ja kanalid. Vahetult liustikuserva all ja ees kuhjuvad setted ja sageli kujunevad joonelised kuhjelised pinnavormid (oosid). Seda tüüpi orundeid ja oosilaadseid moodustisi on täheldatud ka Gotlandist vahetult kirdesse jäävate Siluri klindi esiste süvikute (Fårö) lõunaküljel [9].

Üks ilmekaim liustikulis-kulutuslike protsesside vormitud Läänemere osa on kaheldamatult Liivi lahe nõgu (# 11, # 12). Siitkaudu üle Saaremaa Riia poole liikunud nn. Riia liustikuvoolu kulutusejäljed ja kuhjevormid on hästi uuritud lahte ümbritseval maismaal [10]. Kuid parim Liivi lahe nõo liustikulis-kulutusliku tekke tõend on selle põhjareljeef. Loode-kagusuunas välja venitatud nõo sügavaimas keskosas eristub selgelt ligi 70 km pikkune ja 15 km laiune glatsiaalne kulutusvagumus. Sellega rööbiti kulgeb liustike voolitud voorelaadne, ligi 50 km pikkune ja keskosas 8–10 km laiune, ümbritseva merepõhja suhtes 50–60 m kõrgusele küündiv aluspõhjaline pinnavorm (# 11, # 12). Nii nagu tüüpilistel voortel on sellel leivapätsi meenutav kuju, enam-vähem sümmeetriline ristprofiil (# 11) ja selgelt asümmeetriline pikiprofiil – tema liustikupoolne loodeots on selgelt kõrgem ja järsem (# 11).
Üle merepinna ulatuv voore keskosa moodustab Ruhnu saare, millest laugelt lõunasse laskuvat madalat veealust osa tuntakse Gretamadalana. Vähe on teada Liivi lahe liustike-eelsest reljeefist. Üks selle relikte on ilmselt Ruhnut ja Greatamadalat lahutav, kirde-edelasuunaline 15 km pikkune ja kohati üle 2 km laiune kanalilaadne süvend. Selles, arvatavasti kunagise jõeoru jäänukis, suureneb meresügavus ümbritseva ala suhtes järsult 5–6 meetrilt kuni ligi 40 meetrini.

1. Andrén, Thomas 2003. Baltiska Issjön – eller hur det började. – Havsutsikt 1: 4–5.
2. Andrén, Thomas 2003. Yoldiahavet – en viktig parentes. – Havsutsikt 2: 6–7.
3. Andrén, Thomas 2003. Ancylussjön – fortfarande ett mysterium. – Havsutsikt 3: 8–9.
4. Andrén, Thomas 2004. Littorinahavet – en salt historia. – Havsutsikt 1: 8–9.
5. Björck, Svante 2008. The late Quaternary development of the Baltic Sea. In The BACC Author Team (Eds.): Assessment of climate change for the Baltic Sea Basin, Springer-Verlag. Berlin, Heidelberg: 398–407.
6. Körtzinger, Arne 2003. Lecture in “Biogeochemie ausgewählter Meeresgebiete”, SS 2003. (University of Kiel, Germany)
7. Lumi, Evelin 2007. Liivi lahe põhjaosa põhjareljeefi mudel ja selle iseloomustus. TÜ Geoloogia Instituudi ülemastmetöö. Tartu.
8. Overeem, Irina et al., 2001. The late Cenozoic Eridanos delta system in the Southern North Sea Basin; a climate signal in sediment supply? – Basin Research13: 293–312.
9. Tilk, Kaidi 2006. Siluri klint, selle geoloogia ja geomorfoloogia Läänemere all seismilise pidevsondeerimise andmetel. Magistritöö. Taru Ülikooli Geoloogia Instituut.
10. Tsyrulnikov, Arkady et al., 2008. Streamlined topographical features in and around the Gulf of Riga as evidence of Late Weichselian glacial dynamics. – Geological Quarterly 52, 1: 81–89.
11. Tuuling, Igor 2008. Kuidas on tekkinud Balti klint? – Eesti Loodus 59 (9): 470–478.

Igor Tuuling (1957) on geoloog, töötab Tartu ülikooli geoloogiaosakonnas vanemteadurina.

# 1. Läänemere arengustaadiumid Andréni järgi: A – Balti jääpaisjärv vahetult enne Billingeni katastroofi umbkaudu 11 600 aastat tagasi [1]; B – Joldiameri 11 400–11 300 aasta eest [2]; C – Antsülusjärv umbes 10 300 aastat tagasi [3]; D – Litoriinameri ligikaudu 7000 aasta eest [4].

# 2. Kas midagi samalaadset nagu tänapäeval Patagoonias võis näha ka Pleistotseenis meie aladel? Kohati 70 m kõrguse ja ligi 5 km pikkuse Perito Moreno liustiku keele ees lainetab jääpaisjärv. Fotod: Igor Tuuling

# 3. Läänemeri paikneb enamjaolt Eelkambriumis konsolideerunud jäigal maakooreplokil, Ida-Euroopa kraatonil, selle kerkinud osa Balti kilbi lõunanõlval.

# 4. Läänemere keskosa aluspõhjareljeefis ilmnevad eri aegadel ja eri protsesside toimel tekkinud pinnavormid: Kainosoikumi kuestareljeef ida-läänesuunaliste klindiastangute ja platoodega, Pleistotseeni põhja-lõunasuunalised liustikuorundid ja nõod ning geoloogilises lähiminevikus aktiveerunud vanad eelkambrilised alangu-langatussüvikud.

# 5. Skandinaavia vabanemisel üle kolme kilomeetri paksuse jääkilbi alt vallandunud regiooni iostaatilise tasakaaluseisundi korrektsioon ja selle tõttu kuni tänapäevani aset leidva maakooreliikumiste ulatus meetrites [6]. Valge joonega on tähistatud jääkilbi kunagised piirid.

# 6. Oruliustike kulutava tegevuse tõttu tekivad U-kujulised ruhiorud. Franz-Josefi liustik Uus-Meremaa Lõunasaarel.

# 7. Oruliustike kulutusel tekkinud ruhiorg, mille täitumisel merega tekivad fjordid. Clintoni jõe org Milford Soundi matkarajal Uus Meremaa Lõunasaarel.

# 8. Ruhiorgude täitumisel ookeaniveega tekivad kohati püstloodsete seintega kitsad ja looklevad fjordid. Milford Sound on Uus-Meremaa Lõunasaarel asuva Fjordidemaa kuulsaim fjord.

# 9. Turu saarestikus asuva graniitse kalju pind, mille liustik on siledaks poleerinud ja jääkriimudega katnud.

# 10. Gotska Sandön. Merest kerkinud ja suuresti meremurrutusest töödeldud liustikulis-kuhjevormist tekkinud saare rannikuilme on väga mitmekesine: veeriselistest järsakrannikutest kuni kamardunud ja liikuvate luiteliivadeni.

# 11. Joonis 5. Liivi lahe batümeetria kaart [10] koos voorelaadse pinnavormi piki- ja ristprofiilide asukohtadega.

# 12. Liivi lahe nõo kõrgusmudel [10].