Eesti geoloogiline ehitus

Allikas: Vikipeedia
Jump to navigation Jump to search

Geoloogiliselt kuulub Eesti ala Ida-Euroopa platvormi loodeossa. Ida-Euroopa platvorm piirneb vahetult Skandinaavia poolsaart ja Soome ala hõlmava Fennoskandia kilbiga. Eesti ala aluspõhi jaguneb struktuurselt kaheks, alus- ja pealiskorraks. Ehituses eraldub kolm tugevasti erinevat kompleksi:

Kristalne aluskord kujunes Proterosoikumis, settekivimiline pealiskord Paleosoikumis ja pinnakate Kainosoikumis Kvaternaari ajastul. Komplekse eraldavad üksteisest pikad ajavahemikud, millal Eesti ala oli maismaa ning settimise asemel toimusid valdavalt kulutusprotsessid, mille tulemusena hävitati suur osa varem tekkinud setetest.[1]

Ajalugu[muuda | muuda lähteteksti]

Eesti ala uurimise esimesed geoloogilised vaatlused tehti XVII sajandil. Tõsisemat uurimist alustas Tartu Ülikooli professor Otto Moritz Ludwig von Engelhardt (1779–1842) XIX sajandi algul. Professor Friedrich Schmidt (1832–1918) avaldas aastal 1858 esimese Eesti aluspõhja kaardi. Iseseisvunud Eesti Vabariigis jätkasid uuringuid esimene eesti soost geoloogia professor Hendrik Bekker (1891–1925), kes aastal 1923 avaldas "Ajaloolise geoloogia õpperaamatu" ja Armin Alexander Öpik (1898–1983). Nõukogude okupatsiooni perioodil oli geoloogiauuringutes buum, juhtivad geoloogid olid Artur Luha (1892–1953) ja Karl Orviku (1927–1981).[2]

Aluskord[muuda | muuda lähteteksti]

Next.svg Pikemalt artiklis Aluskord

Kristalset aluskorda on uuritud arvukate puuraukude abil, kuna Eesti alal see ei paljandu. Eesti ala paikneb Svekofennia aluskorraplokil, mis pärineb Proterosoikumist. Plokk on Paleoproterosoikumis eksisteerinud ookeani sulgumisel tekkinud kurrutusala. Ploki koostiseks on peamiselt tugevasti moondunud sette- ja vulkaanilised kivimid vanusega 1,8–1,9 miljardit aastat (Orosiri ajastust). Neid gneisse ja migmatiite läbistavad 1,54–1,67 miljardi aasta vanused (Paleo- ja Mesoproterosoikumi aegkondade üleminek) rabakivi-intrusioonid. Svekofenni orogeneesile järgnes Eesti alal umbes 1,3 miljardi pikkune kulutusperiood. Selle tulemusel murenes aluskorra pealispind kuni 100 meetri paksuselt. Eesti aluskorrakivimitele lähedase koostisega on ka valdavalt Soome ja Rootsi aluskorrast pärinevad arvukad rändrahnud, mille on Eestisse kandnud palju hilisem mandrijää. Kristalse aluskorra pealispind ja seda katvad settekivimikihid on 6–13 kraadiminutilise nurga all lõuna poole kaldu, mis tähendab kihtide 2–4 m langust 1 km kohta.[1]

Pealiskord[muuda | muuda lähteteksti]

Next.svg Pikemalt artiklis Eesti kronostratigraafiline skaala

Neoproterosoikumi lõpus (umbes 570 miljonit aastat tagasi) kattus Eesti ala veega. Sealt alates oli see mõnede vaheaegadega ligi 200 miljoni aasta kestel suhteliselt madalate šelfimerede võimuses. Merede valitsusaeg oli Eesti ala jaoks keeruline – veemassid kord tungisid peale, kord taandusid, vabastades endise merepõhja lühemaks või pikemaks ajaks. Aluspõhja settekivimeist pealiskorra moodustavad Ediacara, Kambriumi, Ordoviitsiumi, Siluri ja Devoni ajastute kivimid, mis tekkisid ajavahemikus umbes 360–540 miljonit aastat tagasi. Settekihindi kogupaksus ulatub 150 meetrist Soome lahe lõunarannikul kuni 600 meetrini Edela-Eestis (Ruhnul 770 m).[3]

Ediacara[muuda | muuda lähteteksti]

Ediacara on kronostratigraafiline üksus (ladestu) ning geokronoloogiline üksus (ajastu). Ediacara vastab ajavahemikule 635–542 miljonit aastat tagasi. Ediacara on Proterosoikumi noorim ajastu. Ediacarale eelneb Krüogeen ning järgneb Kambrium. Varem (enne 2004) nimetati Kambriumile eelnevat Proterosoikumi kõige hilisemat osa Vendiks. Sellel terminil pole siiski kunagi Rahvusvahelise Geoloogiaühingu tunnustust olnud. Samuti ei lange kokku Vendi ning Ediacara alumine piir, mistõttu ei saa öelda, et Vend nimetati ümber Ediacaraks. Ladestu on nime saanud paiga järgi Lõuna-Austraalias.[2]

Ediacara ladestu Eesti alal ei paljandu, samuti on avamus väga kitsas. Valdavateks kivimiteks on purdkivimid (liivakivid, aleuroliidid ja savid). Ladestu alumise osa moodustavad punakaspruunid hematiitse tsemendiga halvasti ümardunud polümineraalsed liivakivid ja aleuroliidid. Ladestu ülemine osa koosneb valkjashallist valdavalt hästi ümardunud kvartsliivakivist ja -aleuroliidist. Mõlemas osas esineb savi vahekihte. Ladestu maksimaalne paksus Narva kohal (123 m), kust edela suunas ladestu õheneb ja Hiiumaa-Vändra-Võru joonest edela suunas puudub. Eesti alast ida pool on ladestu paksem. Esineb akritarhide ja vetikate kivistisi. Ediacara ajastul asendus maismaaline settimine veelisega. Eesti ala paiknes rannalähedases piirkonnas, millest ida poole jäi suur veekogu.[2]

Kambrium[muuda | muuda lähteteksti]

Next.svg Pikemalt artiklis Kambrium
Udria klint Eesti põhjarannikul on Kambriumi liivakivide paljand

Kambrium vastab ajavahemikule 542–488 miljonit aastat tagasi. Ediacarale järgnes Eesti alal miljoneid aastaid kestnud kulutusperiood. Vara-Kambriumi keskel (umbes 542–520 miljonit aastat tagasi) kuhjusid platvormil levinud normaalsoolsusega šelfimeres laial alal savid, mille tulemusel tekkis kuulus Lontova sinisavi. Vaatamata suurele vanusele pole sinisavi siiani konsolideerunud, mis näitab ala väga stabiilset arengut. Pärast kulutusperioodi tekkisid aleuriidi- ja liivakivikihid. Kesk- ja Hilis-Kambriumis valdasid Eesti alal peamiselt kulutusperioodid, seetõttu setted puuduvad. Noorimates kihtides settelis-biogeenne fosforiit. Kambriumi ladestu avamus on Põhja-Eestis klindi jalamil, leviala üle kogu Eesti, välja arvatud Mõniste kerkel. Ladestu koosneb liivakividest, aleuroliitidest, aleuriitsavidest ja savidest. Ladestu paksus Lõuna-Eestis on alla 50 m, ladestu pakseneb põhja ja lääne suunas, kuni 150 meetrini Saaremaal. Kambriumi kivimid viitavad jahedavõitu kliimale, need kõik koosnevad purd- või saviainest ehk mandrilt kantud mehaanilisest murendist. Hilis-Ediacarast kuni Vara-Kambriumi lõpuni triivis Baltika manner kõrgetelt polaarlaiustelt tasapisi ekvaatori suunas, läbides tolleaegse parasvöötme. Triiv algas lõunapooluselt, kus ümber pooluse koondunud ürg-Gondwana mandrikilbist eraldusid tulevaste kontinentide tuumaosad.[4] Kivistisi leidub suhteliselt palju: kambrilised, molluskid, lülijalgsed ja akritarhid. Maavaradest esineb sinisavi, fosforiiti, liiva ja põhjavett.[2]

Ordoviitsium[muuda | muuda lähteteksti]

Kukersiit ehk Eesti põlevkivi
Next.svg Pikemalt artiklis Ordoviitsium

Ordoviitsiumile vastab ajavahemik 488–444 miljonit aastat tagasi. Ordoviitsiumi alguses, umbes 488 miljonit aastat tagasi, paiknes Baltika manner lõunapoolkera parasvöötmes. Ajastu jooksul triivis manner troopilistele laiuskraadidele. Mandrit kattev madal šelfimeri ulatus Moskva piirkonnast kuni Poola ja Lääne-Skandinaaviani, kus ta avanes Iapetuse ookeani.[5] Kambriumi ladestu avamus paikneb Põhja-Eesti klindi peal laia vööndina. Ladestu leviala on Põhja-Eesti klindist peaaegu kõikjal lõuna pool, välja arvatud Mõniste kerkel. Ladestu maksimaalne paksus on Kesk-Eestis (180 m). Ladestu leviala on ka Eestist idas ja lõunas. Ladestu jaguneb kolmeks ladestikuks, Ülem-, Kesk- ja Alam-Ordoviitsiumiks. Ladestu koostis on purdkivimid (liivakivid, aleuroliidid, savid, argilliidid ja osa fosforiidilasundist), karbonaatkivimid (lubjakivid, merglid, dolomiidid ja liivalubjakivid) ja kukersiit. Valdav osa ladestust koosneb karbonaatkivimitest. Kukersiiti leidub Kesk- ja Ülem-Ordoviitsiumi piirikihtides. Kukersiidi ehk Eesti põlevkivi leviala paikneb Paldiski pankrannalt Loode-Venemaani, lõunasse Pärnu-Mustvee jooneni. Kukersiidi kihtide kogupaksus on kuni 2,9 m. Argilliidid sisaldavad vähesel määral (30–300 g/t) uraani. Ordoviitsiumi lubjakivid võivad olla mitut eri värvi neis lisandina leiduvate mineraalide tõttu (kukersiit-pruun, püriit-tumehall, glaukoniit-roheline, hematiit-punane, götiit-roostepruun). Ladestu lubjakivid laialt kasutuses ehitusmaterjalina. Ladestu avamusalal leidub mitmeid karstialasid.[2]

Kambriumile omapärane lünklik purdsetete (liivakivid, savid, kiltsavid) settimine jätkus ka Ordoviitsiumi alguses. Hilisemal perioodil setetesse ilmunud tumedad orgaanikarikkad savikivimid (diktüoneemaargilliit) on ariidsema kliima indikaatorid. Oluliseks sündmuseks Eesti ala arengus oli karbonaatse settimise algus umbes 485 miljonit aastat tagasi Vara-Ordoviitsiumis. Ordoviitsiumi mere veetase oli kõrgeim ajastu keskel, siis moodustusid tugevasti savikad lubjakivid ja merglid. Kesk-Ordoviitsiumi meres on eristatavad kaldast eri kaugusele jäänud eri sügavusega vööndid, vööndite eristamise aluseks on settekivimite ja fossiilide koosseis.[6]

Põhja-Eesti alal paiknes Ordoviitsiumi mere madalaim kaldalähedasem vöönd, kus moodustusid lubisetted. Lõuna-Eesti ala oli basseini sügavam osa, seal settisid sügavamale merele omased savikad setendid. Parasvöötmele omase savilisandiga lubimuda settimine kestis läbi Kesk- ja varase Hilis-Ordoviitsiumi. Hilis-Ordoviitsiumis oli Baltika kontinent triivinud troopilise vööndi lähedale ja setetes hakkas valdama soojaveelise tekkega ülipeen puhas lubimuda. Kontinendi triivi lõunapoolkera parasvöötmest troopikasse markeerib korallide, kihtpoorsete ja vanimate riffmoodustiste ilmumine. Ordoviitsiumi lõpus langes merevee tase 50–100 meetrit, mida põhjustas umbes 440 miljonit aastat tagasi toimunud nn Sahara jääaeg lõunapooluse lähistel paikneval Gondwana mandril.[5]

Silur[muuda | muuda lähteteksti]

Next.svg Pikemalt artiklis Silur
Eesti kuulsamaid Siluri paljandeid Panga pank Saaremaal

Silurile vastab ajavahemik 444–416 miljonit aastat tagasi. Nagu Ordoviitsiumis, jätkas Baltika kontinent triivi lõunapoolkeralt põhja suunas ja Siluri alguseks jõudis ekvaatorile. Veelgi soojemas kliimas viibimise tõttu jätkus soojaveeliste lubisetete moodustumine veelgi intensiivsemalt. Basseini setetega täitumise tõttu meri kitsenes ja säilis vaid endise Ordoviitsiumi basseini telgmises (sügavamas) osas, ulatumata Eesti alast ida poole. Ajastu alguses mere veetase kõikus. Mere veetase tõusis märgatavalt Vara-Siluri keskel, kui hakkasid tekkima sügavaveelisele keskkonnale omased merglid või mergelsavid. Vara-Siluri lõpul madaldus meri järsult, seda näitab sügavveeliste savikate merglite asendumine puhaste madalveeliste lubjakividega. Siluri ajastu keskel põrkas Baltika kontinent kokku Laurentia kraatoniga (tänapäevase Põhja-Ameerika osa) ja see aeglustas kontinendi triivi põhja suunas. Kokkupõrkest peale hakkas meri lõplikult taanduma tänapäevase edela suunas. Mere taandumiste ajal tekkisid väga madala vee setendid, milles on jälgitavad kuivalõhed ja leidub mageveeliste eurüpteriidide ja lõuatute kivistisi. Esines ajutisi mere pealetunge, kuid Siluri lõpuks taandus meri Eesti alalt täielikult.[7]

Siluri ladestu jaguneb neljaks ladestikuks: Přidoli, Ludlow, Wenlock ja Llandovery. Siluri läbilõige on paikseim Sõrves (436m) ja ühtlasi on ka kõige täielikum. Siluri kivimid on väga vahelduva iseloomuga, valdavalt karbonaatkivimid (lubjakivid, merglid, domeriidid ja dolomiidid) ja purdsetendid (savid ja argilliidid). Lubjakivid sarnanevad keemilise koostise poolest Ordoviitsiumi lubjakividega, kuid erinevad kivististe poolest. Võhma ümbruses Adavere lademe dolomiitides leidub galeniidi kristalle. Siluri avamusalale on omased alvarid.[2]

Devon[muuda | muuda lähteteksti]

Next.svg Pikemalt artiklis Devon
Härma müür Piusa jõel on Devoni liivakivide paljand

Devonile vastab ajavahemik 416–359 miljonit aastat tagasi. Baltika mandri põrkumine Laurentiaga (Põhja-Ameerikaga) Siluris, mis sulges Iapetuse ookeani ning sellele järgnenud Skandinaavia mäestiku orogenees ja areng Devonis on Eesti ala arenguloos pöördelise tähtsusega. Need sündmused muutsid täielikult mereliste basseinide levikut ja settimist. Varasem peamiselt karbonaatne settimine asendus terrigeense settimisega. Devoni ajastul asus Eesti ala ekvatoriaalsetel laiuskraadidel (jätkates triivi põhja suunas), seetõttu valdasid ala ariidsed klimaatilised tingimused. Kuna settematerjali juurdekanne Skandinaavia mäestikust oli suur, oli ka settimine kiire.[8] Devoni ladestike avamused kulgevad idakirde- ja lääneedela-sihiliste vöönditena lõuna pool Pärnu-Mustvee joont. Eraldiseisev avamus asub Narva jõe keskjooksul, mis on ülejäänud avamusega ühenduses Venemaa kaudu. Noorimate Devoni kihtide avamusala on Eesti kagunurgas. Ladestu jaguneb kolmeks ladestikuks: Ülem-, Kesk- ja Alam-Devon. Alam-Devoni lademed paiknevad vaid Kagu-Eestis ega ulatu tänapäevase avamusalani. Eesti alal on valdavalt Kesk-Devoni leviala. Ladestu maksimaalne paksus on Kagu-Eestis (üle 400 m), Eestist lõuna poole on veel paksem. Paljanduv läbilõike osa algab Kesk-Devoni Pärnu lademega. Ladestu koosneb peamiselt purdkivimitest (liivakivid, aleuroliidid ja savid), vähesel määral karbonaatkivimeid (dolomiidid, domeriidid ja lubjakivid). Lähinaabruses Läti ja Venemaa aladel leidub ka kipsi, mis on ariidse kliima indikaator. Eraldiseisev Narva lade koosneb savidest ning dolomiitidest. Ülem-Devoni lademeis leidub savide ja dolomiitide kõrval ka lubjakive, kuid lademe kihtide paiknemisala on Eestis väga väike. Devoni ajastul piirnes Eesti ala kõrbega, meri paiknes ida ja kagu pool. Devoni setetes leidub kalade, käsijalgsete, taimejäänuste ja spooride kivistisi.[2]

Pinnakate[muuda | muuda lähteteksti]

Hilis-Devonist (üle 360 miljonit aastat tagasi) kuni Kvaternaari alguseni (2,588 miljonit aastat tagasi) valitseb Eesti alal peaaegu 360 miljoni aasta pikkune settelünk ehk setted puuduvad. Selle perioodi kohta otsesed andmed puuduvad, kuid kaudsete andmete järgi on võimalik järeldusi teha. Devoni järel toimus maismaastumine. Permist Triiaseni kestis ulatuslik kulutus. Modelleerides on jõutud järgnevate järeldusteni: Põhja-Eesti alal oli Karboni ajastul 400–1000 m rohkem settekivimeid, millest enamus kulutati Permi ja Triiase ajastul. Juurast Paleogeenini toimus maapinna tasandumine. Maismaale kujunes Paleogeeni lõpus jõgede võrgustik, millest on tänapäevani säilinud mattunud orud ja tänapäeva maastikul välja paistvad ürgorud. Hiljem on maapinda jääaegadel pealetungivate liustike poolt kulutatud.[2]

Kvaternaar[muuda | muuda lähteteksti]

Next.svg Pikemalt artiklis Kvaternaar
Kunstniku nägemus Kvaternaari maksimaalsest jäätumisest

Kvaternaarile vastab ajavahemik 2,588 miljonit aastat tagasi kuni tänapäev. Kvaternaari ajastu jaguneb kaheks ajastikuks, Pleistotseeniks 2,588 miljonit kuni 11500 cal 14C aastat BP ja Holotseeniks 11500 cal 14C aastat BP kuni tänapäev. Kvaternaari ajastu ja Holotseeni ajastik kestavad praegu. Kvaternaari tunnusteks on kliima jahenemise järsk kiirenemine, kliima tsükliline muutlikkus (jääajad ja jäävaheajad), maailmameretaseme kõikumine kuni 150 meetrit, glatsiaalsed setted ja pinnavormid. Lisaks inimese evolutsioon ja ränded.

Eesti ala korduvalt katnud liustik kulutas aluspõhja pinda umbes 30–70 meetrit vähemaks. Mandrijää kulutavat mõju on näha silekaljude, jääkriimude, kaljuvoorte ja jääkulutusnõgude näol. Kvaternaari glatsiaalsed setted on moreen, kruus, liiv, aleuriit ja savi. Maavaradena leiavad kasutust kruus, liiv ja savi.[2]

Kvaternaaris toimunud suuremad jäätumised ja jäävaheajad nende Põhja-Euroopas kasutatavate nimedega:

  • Elster – jääaeg 335–700 tuhat cal 14C a. BP
  • Holstein – jäävaheaeg 326–335 tuhat cal 14C a. BP
  • Saale – jääaeg 125–326 tuhat cal 14C a. BP
  • Eem – jäävaheaeg 110–125 tuhat cal 14C a. BP
  • Weichsel – jääaeg 11,6–110 tuhat cal 14C a. BP

Viimase Weichseli jäätumise liustiku taandumine Eesti aladelt toimus staadiumites.

  • Haanja staadium 15 700–14 700 cal 14C a. BP
  • Otepää staadium 14 700–14 500 cal 14C a. BP
  • Sakala staadium ~14 000 cal 14C a. BP
  • Pandivere staadium > 13 800 cal 14C a. BP
  • Palivere staadium 12 800–12 700 cal 14C a. BP

Holotseeni võib pidada pärast Weichseli jäätumist saabunud jäävaheajaks.

Liustikest jäid Eesti pinnamoodi maha mitmed pinnavormid (otsamoreenid, voored, mõhnad jne).

Liustike sulaveest moodustus tänapäevase Läänemere nõkku veekogu, mis oma olemust korduvalt muutis.

Igas arengujärgus veetase langes ja taanduvast rannajoonest jäid maha mitmed rannamoodustised (rannavallid, astangud, terrassid ja rändrahnude kogumikud), mis on tänapäeval kergesti äratuntavad. Liustiku taandumisel on maakoor vabanenud kuni 2 km paksuse liustiku koormusest ja kerkib kuni 3 mm aastas.[2]

Pleistotseeni organismid ei erinenud oluliselt nüüdisaegsetest, aga selgroogsete faunas oli Pleistotseeni alguses veel rohkesti Neogeeni loomi (näiteks mõõkhambuline tiiger, hipparion), kes elasid koos Kvaternaarile eriomaste liikidega. Paljud karmi kliimaga kohastunud liigid (näiteks mammut, karvane ninasarvik) on tänapäevaks välja surnud.[9]

Viited[muuda | muuda lähteteksti]

  1. 1,0 1,1 Mare Isakar: "Eesti geoloogiline ehitus ja arengulugu" TÜ geoloogiamuuseumi koduleht, 2003.
  2. 2,0 2,1 2,2 2,3 2,4 2,5 2,6 2,7 2,8 2,9 Raukas, A., Teedumäe, A.: "Geology and Mineral Resources of Estonia", 1997.
  3. Mare Isakar: "Eesti geoloogiline ehitus ja arengulugu, Pealiskord" TÜ geoloogiamuuseumi koduleht, 2003.
  4. Mare Isakar: "Eesti geoloogiline ehitus ja arengulugu, Kambrium" TÜ geoloogiamuuseumi koduleht, 2003.
  5. 5,0 5,1 Mare Isakar: "Eesti geoloogiline ehitus ja arengulugu, Ordoviitsium" TÜ geoloogiamuuseumi koduleht, 2003.
  6. Männil, 1966; Jaanusson, 1995
  7. Mare Isakar: "Eesti geoloogiline ehitus ja arengulugu, Silur" TÜ geoloogiamuuseumi koduleht, 2003.
  8. Mare Isakar: "Eesti geoloogiline ehitus ja arengulugu, Devon" TÜ geoloogiamuuseumi koduleht, 2003.
  9. Mare Isakar: "Eesti geoloogiline ehitus ja arengulugu, Kvaternaar" TÜ geoloogiamuuseumi koduleht, 2003.