Glatsioisostaatiline maakerge

Glatsioisostaatiline maakerge on neotektooniline glatsioisostaasiast tingitud litosfääri vertikaalsihiline liikumine üles, tekitades maapinna kerkimise. Mandrijää survel surutakse pealmised maakoorekihid allapoole ja pärast jää sulamist hakkavad allavajunud kihid surve vabanemise tõttu taas kerkima. Sellist kerkimisprotsessi nimetatakse kompensatsiooniliseks kerkeks, neotektooniliseks maatõusuks ja maakerkeks. Maapinna kerkimine Eestis, eelkõige Loode-Eestis, on tingitud glatsioisostaatilisest maakerkest. Maakerke põhjustab maapinna kohal olev mandrijää või liustiku sulamine eeldusega, et enne on jäämasside surve tõttu maapind alla vajunud. Maakerge sõltub jääkihi raskusest (mida paksem jääkiht, seda raskem) ja selle ajalisest kestvusest maapinna peal. Mida raskem on liustik, seda intensiivsemalt tõuseb maakoor pärast jää sulamist . Seetõttu on maakerge jäätumiskeskuste piirkonnas alati kõige intensiivsem, kuna sealne jääkilp on kõige paksem. Mida kauem püsib jääkiht maapinna kohal, seda aeganõudvam on maakerke protsess pärast jääkihi sulamist – see võib kesta aastatuhandeid. Pärast liustiku sulamist on maakerge alguses alati kõige intensiivsem, ajapikku protsess aga aeglustub. Viimasel jääajal (Weichseli jäätumise ajal) kujunes üks Euraasia jäätumisala jäätumiskeskusi Skandinaavia mäestiku keskosas, Fennoskandias (umbes 70 000 aastat tagasi). Moodustus mandriliustik, mis jagunes erisugusteks liustikuvooludeks, mis täitsid ka Läänemere nõo . Tervet Skandinaaviat kattis mõne kilomeetri paksune jääkilp, mille raskus hakkas litosfääri alla suruma. Massiivne mandriliustik saavutas oma maksimumi ligi 15 000 aastat tagasi, kui jää keskmine paksus oli umbes 1,3 kilomeetrit . Pärast maksimumi saavutamist hakkas kliima aegamisi soojenema ja tõi endaga kaasa mandriliustiku sulamise. Skandinaavia piirkonnalt kadus jääkilp ning algas maakerke protsess. Kõige intensiivsem maakerge sai alguse ja toimub ka nüüdisajal Fennoskandia piirkonnas (Botnia lahe lõunaosas), kuna seal oli jäätumiskeskuse tõttu jää kõige paksem. Fennoskandias on maapind kerkinud alates jää lõplikust sulamisest ligi 280 meetrit. Nüüdisajal tõuseb seal maapind ligi 9 mm aastas . Läänemere ümbruse ebaühtlane tõus kestab siiani. Jääaja tõttu valdasid ka Eesti territooriumi paksud ja laiad liustikud (sadadest meetritest kuni mõne kilomeetrini kõrged). Eesti reljeefi kujunemise määrasid Peipsi ja Läänemere liustikuvoolud. Neid lahutas jäälahkmeala Pandivere kõrgustiku juures . Liustikujää osutus aga oma suure laiuse ja paksuse tõttu väga raskeks koormaks, mis põhjustaski maakoore aeglase vajumise. Pärast jääkoorma sulamist (umbes 12 000 aastat tagasi) hakkas maa taas kerkima, ja see tähistab maakerke algust Eestis. Pärast mandrijää sulamist (12 600 aastat tagasi) kerkis Loode-Eestis maakoor H. Kesseli ja A. Miideli arvutuste kohaselt esimese 3000 aasta jooksul ligi 65 meetrit. Järgnevad 9600 aastat kerkis piirkond aga ainult 50 meetrit. Tallinna ümbruses oli kerkimise kiirus vastavalt 26,5 mm ja 4,2 mm aastas. Weichseli jäätumine ei ole olnud ainuke jääaeg, mille tõttu liustikud maapinda alla surusid. Enne jääaegu oli Eesti maapind hetkeseisust veidi kõrgem – jääaegadel maapind vajus, aga jäävaheaegadel (näiteks praegu) kerkis. Jäävaheaegadel ei ole saavutatud maapinna endist taset, mis oli enne jääaegu – glatsioisostaatiline maakerge pole olnud piisavalt suur, et oleks taastunud jääajaeelne maapinna kõrgus, mistõttu maakerge toimub Eestis siiani . Seda näitavad näiteks puuraukude andmed Harkus ja Vääna-Jõesuus. Maatõus, rannajoone taandumine, uute poolsaarte ja saarte teke jätkub Madal-Eestis praegugi. Näiteks Loode-Eestis rannalähedased saared poolsaarestuvad ja lahesopid maastuvad . Eesti looderannikul on maapind kerkinud alates jää lõplikust sulamisest ligikaudu 100–110 meetrit, Tartu ümbruses umbes 20–25 meetrit. Praegu kerkib maa nimetatud paikades vastavalt ligi 2-3 ja 0 mm aastas. Kõige õhema jääkatte piir on kujunenud üle Kagu-Eesti, seetõttu ka vajumine ja kerkimine on olnud seal kõige väiksem. Eestis kerkib nüüdisajal maapind kõige intensiivsemalt Loode-Eestis. Kõige intensiivsemalt toimub maakerge Kõpus – umbes 3 mm aastas. Kirde- ja edelaosas kerkimisamplituudid vähenevad. Maakerke tõttu on mitmed Lääne-Eesti laiud aja jooksul kujunenud poolsaarteks või seljandikeks lähedal asuval mandril. Sellest hoolimata kutsutakse neid Eestis endiselt laidudeks, näiteks Puhtulaid Virtsu poolsaare lõunaosas (alates 19. sajandist on maakerke tõttu poolsaar) ning Jürilaid ja Peedulaid, mis asuvad Virtsu ja Puhtu vahel . Maakerke tõttu on tekkinud ka Osmussaar, mis kerkis merepinnast 2000–3000 aastat tagasi. Nüüdisajal kerkib maapind saarel umbes 2-3 mm aastas. Tänu maakerkele leidub Eestis nüüdisrannast kaugel maismaal vanu rannamoodustisi, näiteks Kõpu poolsaare rannavallid ja luited. Rannavallid on seal tekkinud tormide tõttu, mida maakerge ajapikku maismaale kannab – rannajoone taganemisega tekivad samal ajal uued rannavallid ja protsess kordub. Maakerke tõttu on Eestis mõnest saarest moodustunud poolsaar, näiteks Kopli ja Paljassaare poolsaar, mis on kunagi merest kerkinud saared. Maakerke tõttu on need liitunud mandriga ja muutunud poolsaarteks, mille pindala pidevalt suureneb. Kunagise Kopli saare keskosa tõusis kõige enne. Umbes 4750 aastat tagasi kerkisid mitmed laiud, mis ligikaudu 4250 aastat tagasi ühinesid Kopli saareks. Umbes 2000 aastat tagasi liitus kunagine saar mandriga ja muutus poolsaareks. Kopli poolsaare laienemine ei ole kunagi lakanud ja toimub tänaseni. Viimase aastatuhandega on saare pindala suurenenud nii lääne kui ka ida suunas. Erandiks on tipp poolsaare otsas, mis taandub mandri poole – seda murrutavad tugevad lained. Paljassaare jagunes esialgu kaheks – Suur-Paljassaare ja Väike-Paljassaare. Esialgu kerkis väike laid Suur-Paljassaare kohal umbes 2700 aastat tagasi. Suure- ja Väikse-Paljassaare kerkimine algas alles 1000 aastat tagasi – tol ajal oli poolsaare asemel hoopis kaks kitsast saart. Heino Gustavsoni järgi liideti kunagised saared mandriga aastatel 1912–1917 , sest sadama rajamise käigus täideti saare ja Kopli vaheline väin. Olgugi et maakerkel oli oluline põhjus, miks saared poolsaarestusid, mängis olulist rolli ka inimtegevus (kaid, sadamad ja nende ehitamine), kuna see kiirendas poolsaarestumise protsessi märgatavalt. Maakerke mõõtmisel kasutatakse geodeetilisi, okeanograafilisi ning GPS-meetodeid. Geodeetilist meetodit kasutatakse maakerke uurimiseks rannikualadest kaugemal iga 20 aasta tagant. Arvutatakse maakoore tõus geoidi suhtes, maakoore tõus ellipsoidi suhtes ja maakoore tõusu keskmise merepinna suhtes. Okeanograafilise meetodiga leitakse kõigepealt ranniku üksikute punktide abil merepinna kõrguse andmed. Nende kaudu arvutatakse merepinna keskmine kõrgus ning pikaajaliste vaatlustulemustega leitakse selle põhjal maakerke absoluutne liikumiskiirus. GPS-meetodi puhul teevad tööd GPS-i püsijaamad, mis uurivad maatõusu. GPS-meetod on kõige populaarsem ja efektiivsem. Averin, A. (26.10.2016). "Sentimeetreid loendades". Eesti geoloog. Vaadatud 22.10.2018.[alaline kõdulink] Raukas, A. (1995). Eesti Loodus. Tallinn. Lk 71-73. Arold, I. (2005). Eesti maastikud. Tartu. Lk 20-22. Maran, K. (20.01.2017). "Norra teadlased leidsid selgituse Eestitki katnud hiiglasliku jääkilbi tekkimisele". Postimees. Vaadatud 22.10.2018. Kuresoo, R. (2015). Muutuv Eesti loodus. Tartu. Lk 142-144. Laan, M. (29.09.2016). "Osmussaar". Eesti geoloog. Vaadatud 22.10.2018. Saarse, L. ja Vassiljev J. (2008/10). "Kopli ja Paljassaare poolsaar olid veel hiljaaegu saared". Eesti Loodus. Vaadatud 23.10.2018. {{netiviide}}: kontrolli kuupäeva väärtust: |Aeg= (juhend) Torim, A. (2008). "Maakoore liikumiste uurimine Eestis". Vaadatud 23.10.2018.[alaline kõdulink]