Eesti geoloogiline ehitus

Allikas: Vikipeedia
Mine navigeerimisribale Mine otsikasti

Eesti asub Ida-Euroopa platvormi loodeosas. Ida-Euroopa platvorm külgneb Eesti läheduses Fennoskandia kilbiga, mis hõlmab Skandinaavia poolsaart ja Soomet.

Eesti aluspõhi jaguneb kaheks: alus- ja pealiskorraks. Ehituses on eristatav kolm väga erinevat kompleksi:

Kristalne aluskord on kujunenud proterosoikumis, settekivimiline pealiskord paleosoikumis ja pinnakate kainosoikumi kvaternaari ajastul. Tekke poolest eraldavad neid komplekse üksteisest pikad ajavahemikud, mil Eesti ala oli maismaa ning settimise asemel oli valdav kulutus, mis hävitas suure osa varem tekkinud setteist.[1]

Ajalugu[muuda | muuda lähteteksti]

Esimesed geoloogilised vaatlused tehti XVII sajandil. Tõsisemalt võetavat 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 avaldas aastal 1923 "Ajaloolise geoloogia õpperaamatu" ja Armin Alexander Öpik (1898–1983). Nõukogude okupatsiooni ajal oli geoloogiauuringute 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, sest Eestis see ei paljandu. Eesti paikneb Svekofennia aluskorraplokil, mis pärineb proterosoikumist. Plokk on paleoproterosoikumis olnud ookeani sulgumisel tekkinud kurrutusala. Plokk koosneb enamikus tugevasti moondunud sette- ja vulkaanilistest kivimeist, mille vanus on 1,8–1,9 miljardit aastat (orosiri ajastust). Neid gneisse ja migmatiite läbistavad 1,54–1,67 miljardi aasta vanused (kui oli paleoproterosoikumi üleminek mesoproterosoikumiks) rabakivi-intrusioonid. Svekofenni orogeneesile järgnes umbes 1,3 miljardi aasta pikkune kulutus. Selle tulemusel murenes aluskorra pealispind kuni 100 meetri ulatuses. Eesti aluskorrakivimeile lähedase koostisega on ka eelkõige Soome ja Rootsi aluskorrast pärit 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 meetrist 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 ning oli mõne vaheajaga ligi 200 miljonit aastat võrdlemisi 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 on tekkinud 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, olles proterosoikumi noorim ajastu. Ediacarale eelnes krüogeen ning järgnes kambrium. Varem (enne 2004) nimetati kambriumile eelnenud proterosoikumi kõige hilisemat osa vendiks. Rahvusvaheline Geoloogiaühing pole aga seda kunagi tunnustanud. 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 Eestis ei paljandu, samuti on ladestu avamus väga kitsas. Valdavad on purdkivimid (liivakivid, aleuroliidid ja savid). Ladestu alumise osa moodustavad punakaspruunid hematiitse tsemendiga halvasti ümardunud polümineraalsed liivakivid ja aleuroliidid. Ladestu ülemine osa koosneb valkjashallist, enamikus hästi ümardunud kvartsliivakivist ja -aleuroliidist. Mõlemas osas esineb savi vahekihte. Ladestu on kõige paksem Narva kohal (123 m). Ladestu õheneb sealt edela suunas ning puudub Hiiumaa-Vändra-Võru joonest edela suunas. Eestist ida pool on ladestu paksem. Esineb akritarhide ja vetikate kivistisi. Ediacara ajastul asendus maismaaline settimine veelisega. Eesti ala paiknes siis 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 kulutus. Vara-kambriumi keskel (umbes 542–520 miljonit aastat tagasi) kuhjusid platvormile tunginud normaalsoolsusega šelfimeres laial alal savid, mille tulemusel tekkis kuulus Lontova sinisavi. Vaatamata suurele vanusele pole sinisavi siiani konsolideerunud. See näitab ala väga stabiilset arengut. Pärast kulutust tekkisid aleuriidi- ja liivakivikihid. Kesk- ja hiliskambriumis olid Eesti alal ülekaalus eeskätt kulutusperioodid, mistõttu setted puuduvad. Noorimates kihtides settelis-biogeenne fosforiit. Kambriumi ladestu avamus on Põhja-Eestis klindi jalamil, leviala aga üle Eesti, välja arvatud Mõniste kerkel. Ladestu koosneb liivakividest, aleuroliitidest, aleuriitsavidest ja savidest. Ladestu paksus on Lõuna-Eestis alla 50 m. Ladestu pakseneb põhja ja lääne suunas, kuni 150 meetrini Saaremaal. Kambriumi kivimid viitavad jahedavõitu kliimale, koosnedes purd- või saviainest ehk mandrilt kantud mehaanilisest murendist. Hilis-ediacarast kuni vara-kambriumi lõpuni triivis Baltika manner kõrgetelt polaarlaiustelt tasapisi ekvaatori suunas, läbides tollase parasvöötme. Triiv algas lõunapooluselt, kus ümber pooluse koondunud Ürg-Gondwana mandrikilbist eraldusid tulevaste mandrite tuumikud.[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 katnud madal šelfimeri ulatus Moskva piirkonnast kuni Poola ja Lääne-Skandinaaviani, kus ta avanes Iapetuse ookeani.[5] Ordoviitsiumi ladestu avamus paikneb vööndina Põhja-Eesti klindist lõunas. Ladestu leviala on Põhja-Eesti klindist lõunas peaaegu kõikjal Eestis, välja arvatud Mõniste kerge. Ladestu leviala jääb ka Eestist väljaspoole itta ja lõunasse. Ladestu on kõige paksem Kesk-Eestis (180 m).

Ladestu jaguneb kolmeks ladestikuks, ülem-, kesk- ja alam-ordoviitsiumiks. Ladestu koostises on purdkivimid (liivakivid, aleuroliidid, savid, argilliidid ja osa fosforiidilasundist), karbonaatkivimid (lubjakivid, merglid, dolomiidid ja liivalubjakivid) ning kukersiit. Valdav osa ladestust koosneb karbonaatkivimeist. Kukersiiti leidub kesk- ja ülem-ordoviitsiumi piirikihtides. Kukersiidi ehk Eesti põlevkivi leviala on Paldiski pankrannikult Loode-Venemaani ning lõuna suunas Pärnu-Mustvee jooneni. Kukersiidi kihtide kogupaksus on kuni 2,9 m. Argilliidid sisaldavad vähesel määral (30–300 g/t) uraani. Ordoviitsiumi lubjakivid võivad olla eri värvi neis lisandina leiduvate mineraalide tõttu (kukersiit pruun, püriit tumehall, glaukoniit roheline, hematiit punane, götiit roostepruun). Ladestu lubjakive kasutatakse ulatuslikult ehitusmaterjalina. Ladestu avamusel on mitu karstiala.[2]

Kambriumile omapärane lünklik purdsetete (liivakivid, savid, kiltsavid) settimine jätkus ka ordoviitsiumi alguses. Hilisemal perioodil setetesse ilmunud tumedad orgaanikarikkad savikivimid (diktüoneemaargilliit) viitavad kuivemale kliimale. Oluline sündmus oli karbonaatse settimise algus vara-ordoviitsiumis umbes 485 miljonit aastat tagasi. Mere veetase oli kõrgeim ordoviitsiumi ajastu keskel, mil moodustusid tugevasti savikad lubjakivid ja merglid. Kesk-ordoviitsiumi meres on eristatavad kaldast eri kaugusele jäänud eri sügavusega vööndid, vööndite eristamise alus on settekivimite ja fossiilide koosseis.[6]

Põhja-Eesti alal paiknes ordoviitsiumis mere madalaim kaldalähedasem vöönd, kus moodustusid lubisetted. Lõuna-Eesti alal oli meri sügavam, seal settisid sügavamale merele omased savikad setendid. Parasvöötmele omase savilisandiga lubimuda settimine kestis kogu kesk- ja varases hilis-ordoviitsiumis. Hilis-ordoviitsiumis oli Baltika kontinent triivinud troopilise vööndi lähedale, setetes hakkas valdama soojaveelise tekkega ülipeen puhas lubimuda. Kontinendi triivi lõunapoolkera parasvöötmest troopikasse näitab korallide, kihtpoorsete ja vanimate riffmoodustiste ilmumine. Ordoviitsiumi lõpus langes merevee tase 50–100 meetrit. Seda 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 jõudis siluri alguseks ekvaatorile. Veelgi soojemas kliimas viibimise tõttu jätkus veelgi intensiivsem soojaveeliste lubisetete moodustumine. Meri kitsenes basseini setetega täitumise tõttu. Meri säilis üksnes endise ordoviitsiumi basseini telgmises (sügavamas) osas, ulatumata Eesti alast ida poole. Ajastu alguses mere veetase kõikus. Mere veetaseme märgatav tõus oli vara-siluri keskel, mil hakkasid tekkima merglid või mergelsavid, mis on omased sügavaveelisele keskkonnale. Vara-siluri lõpul madaldus meri järsult, seda näitab sügavaveeliste savikate merglite asendumine puhaste madalaveeliste lubjakividega. Siluri ajastu keskel põrkas Baltika kontinent kokku Laurentia kraatoniga (tänapäevase Põhja-Ameerika osa), 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 kus 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 paksim ja ühtlasi kõige täielikum Sõrves (436m). Siluri kivimid on väga vahelduva iseloomuga, valdavad 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 mereliste basseinide levikut ja settimist täies ulatuses. Varem domineerinud karbonaatne settimine asendus terrigeense settimisega. Devoni ajastul asus Eesti ala ekvatoriaalsetel laiuskraadidel (jätkates triivi põhja suunas), seetõttu valdasid ariidsed kliimaolud. Et settematerjali juurdekanne Skandinaavia mäestikust oli suur, siis oli ka settimine kiire.[8]

Devoni ladestike avamused kulgevad idakirde- ja lääneedela-sihiliste vöönditena Pärnu-Mustvee joonest lõunas. Eraldine avamus asub Narva jõe keskjooksul, mis on ülejäänud avamusega ühenduses Venemaa kaudu. Noorimate devoni kihtide avamus on Eesti kagunurgas. Ladestu jaguneb kolmeks ladestikuks: ülem-, kesk- ja alam-devon. Alam-devoni lademed paiknevad üksnes Kagu-Eestis ega ulatu avamuseni. Eestis on ülekaalus kesk-devoni leviala. Ladestu on kõige paksem Kagu-Eestis (üle 400 m), kuid Eestist lõuna poole veelgi paksem. Paljanduv läbilõike osa algab kesk-devoni Pärnu lademega. Ladestu koosneb eeskätt purdkivimitest (liivakivid, aleuroliidid ja savid), vähesel määral on karbonaatkivimeid (dolomiidid, domeriidid ja lubjakivid). Lähinaabruses Läti ja Venemaa aladel leidub ka kipsi, mis on ariidse kliima tunnus. Eraldi paiknev 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 põhjal on võimalik järeldusi teha. Devoni järel toimus maismaastumine. Permist triiaseni kestis ulatuslik kulutus.

Modelleerides on jõutud järgmiste järeldusteni: 1) Põhja-Eesti alal oli karboni ajastul 400–1000 m rohkem settekivimeid, millest enamus kulutati permi ja triiase ajastul; 2) juurast paleogeenini maapind tasandus; 3) paleogeeni lõpus kujunes maismaale jõgede võrgustik, millest on tänaseni säilinud mattunud orud ja nüüdsel maastikul välja paistvad ürgorud; 4) hiljem on jääaegadel pealetunginud liustikud maapinda kulutatud.[2]

Kvaternaar[muuda | muuda lähteteksti]

Next.svg Pikemalt artiklis Kvaternaar
Kunstniku nägemus kvaternaari maksimaalsest jäätumisest

Kvaternaari ajastu algas 2,588 miljonit aastat tagasi. Ajastu jaguneb kaheks ajastikuks, pleistotseeniks 2,588 miljonit kuni 11 500 cal 14C aastat BP ja holotseeniks 11 500 cal 14C aastat BP kuni tänapäev. Kvaternaari ajastu ja holotseeni ajastik kestavad ka praegu. Kvaternaari tunnused on kliima jahenemise järsk kiirenemine, kliima tsükliline muutlikkus (jääajad ja jäävaheajad), maailmameretaseme kõikumine kuni 150 meetri ulatuses, glatsiaalsed setted ja pinnavormid. Peale nende veel 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 700–335 tuhat cal 14C a. BP
  • Holstein – jäävaheaeg 335–326 tuhat cal 14C a. BP
  • Saale – jääaeg 326–125 tuhat cal 14C a. BP
  • Eem – jäävaheaeg 125–110 tuhat cal 14C a. BP
  • Weichsel – jääaeg 110–11,6 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 nüüdisaegseist, 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.