2012/12



   Eesti Looduse
   fotovoistlus 2010




   AIANDUS.EE

Eesti Loodus
Artikkel EL 2008/9
Kuidas on tekkinud Balti klint?

Pinnavormidest vib Eestimaa smboliks vaieldamatult pidada Laadoga jrvest kuni landi lunatipuni kulgeva Balti klindi vimsaimat maismaaliku Phja-Eesti rannikut palistavat klinti. Kuigi sellest markantsest astangust on palju rgitud ja kirjutatud, ei ole klindi teke siiani heselt selge.

Kllap paljudele seostub termin klint eelkige mererannikut ristava vi selle lheduses paikneva jrsu astanguga. Tegu on taani-rootsi pritolu snaga, mis Rootsi rannikumere saartel, Ojamaal (Hgklint, Jungfryn Klint jt.) (# 2), landil (Kpings Klint, Aboda Klint jt.) ning Taani idaosas (Mns Klint) thistab krgete ja pstloodsete astangutega piiritletud rannikulike. Tenoliselt on klint just sellises thenduses ja neist piirkondadest levinud teistesse Lnemere mbruse maadesse Saksamaale, Hollandisse, Venemaale, Ltti jm.

Balti klint ja Lnemeri. Seega ktkeb klint endas ksjagu mere hngu ja on loomulik, et Balti klindi teke seostub esmapilgul ennekike Lnemere murrutusega. Srast arusaama toetavad ka tormist rsitud rannikuligud, kus mssavad, vastu klinti paiskunud lained on astangu jalamisse uuristanud sgavaid murrutuskulpaid ja langetanud kaldajrsakult suuri paeplaate (# 3). Ent piisab pgusast pilgust merekaardile ja see lihtne ning loogiline seletus Balti klindi kujunemisest haihtub.

Merephjast, alalt, mis pole eales Lnemere tasemest krgemale ulatunud ega seega olnud rahutute voogude meelevallas, krgub vastu seesama stoiliselt oma kulgu jtkav klindiastang. Viimased uurimused [6] on nidanud, et ka detailides erineb merealune Balti klint vhe maismaal nhtust. Jajajrgne kulutus ja Lnemere murrutus on le merepinna kerkinud alusphjaastanguid viimase jtumise aegsete ja jrgsete setete alt vlja puhastanud, paiguti mnevrra ka kulutanud ja nihutanud.

Kui Balti klint seostuks meile pelgalt Lnemere murrutusliku astanguga, kllap siis trkaks peagi kahtlus: kas selle merealust osa on ldse korrektne nimetada klindiks? Ta ei ole ju eales ristanud Lnemere rannikut ega olnud selle murrutuse meelevallas. Ent geoloogias vib ksitada klindina mis tahes alusphjalist astangut, mille tekke- ja arenguprotsessid pole heselt piiritletud [2]. Sestap on Laadoga kallastelt landi lunatipuni kulgev astang, nii maismaal kui ka mere all, ikka seesama Balti klint (# 4), ja tema algsel tekkel pole Lnemerega vhimatki pistmist. Olemegi taas judnud aastasadu diskussioone toitnud ksimuseni: milliste protsesside kigus on vrdlemisi tasase pinnamoega Lnemere-rses regioonis kujunenud selline mrkimisvrne pinnavorm?



Pea- ja krvalastangud: tektoonilise vi kulutusliku tekkega? Balti klindi ksitlemisel on siiani enamasti lhtutud hest, lubja- ja purdkivimite avamuste kontaktil asuvast kige silmatorkavamast pinnavormist klindi peaastangust. Selle ette ja taha jb aga arvukalt viksemaid astanguid ning terrasse, mida sagedasti vaadeldakse klindist eraldi seisvate reljeefivormidena. Viimasel ajal on tihti ksitletud peaastangut ja krvalastanguid koos htse klindikompleksi ehk klindivndina [5, 6] (# 5).

Sedalaadi ulatuslikud pstloodsed vormid vivad looduses teoreetiliselt tekkida kas maakoore plokkide tektoonilistel liikumistel vertikaalsihis vi siis maapinda kulutavate erisuguste tegurite toimel. Neist vimalustest lhtudes on Balti klindi teket le sajandi ksitlenud paljud teadlased [vt. 3, 5].

Kuid tnapeval ei ole heski Balti klindi ligus leitud murrangule viitavaid tendeid ja sraseid ulatuslikke vertikaalmurranguid pole teada ka tema lhikonnas. Klindivndis laialt levinud 18 kilomeetri laiused, 20100 kilomeetri pikkused, 520-meetrise amplituudiga ja valdavalt kirde-edela- vi phja-lunasuunalised joonelised rikkevndid on ennekike fleksuurilaadsed painded, mis ristuvad selgelt ida-lne sihis kulgeva klindiastanguga.

Pdes klindi algset teket selgitada kulutuslike tegurite jgede, mere ja liustike toimega, siis tuleb kindlalt krvale jtta mandriliustikud. Teadaolevalt liikusid loodes ja phjas paiknenud jtumiskeskmest lhtunud liustikukeeled kagu-luna sihis ehk risti le klindi. Praegusaegsed klindilahed maismaal vi liustikusetete ning pinnavormidega tidetud laiad merealused orundid (# 6) veenavad meid heselt selles, et liustikud on hoopis klinti kulutanud. Vaidlusi on tekitanud pigem ksimus, kuivrd nad esialgset, jajaeelset klindiastangut on mber kujundanud ja seda lunasse nihutanud. Mnede autorite arvamuse jrgi oli see mrkimisvrne. Niteks Werner Giere on vitnud, et jajaeelne klint Soome lahe idaosas asus hoopis kusagil Ttarsaarte, Lavansaare ja Seiskari joonel [1].

Andmed Lnemere keskosa kohta nitavad, et liustike kulutusest peaaegu puutumata klindi ligud vahelduvad ulatuslike glatsiaalsete orunditega (# 6), mis suuresti kattuvad varasemate jeorgude vi tektooniliste rikkevnditega. Srane reljeef, ennekike orundid, on liustike purustusjudu osaliselt suunanud. Sellele asjaolule on thelepanu pranud ka Avo Miidel [3]: ta phjendab klindiastangu vhest kulutust selle kohal paiknenud liustike aktiivse tegevuse lhiajalisusega. Samas oletab Avo Miidel, et esialgu klindi taha pidama jnud liustik pigem kasvas, kui liikus kiirelt le klindi. Hiljem hakkas jtumiskeskmes suurenev surve selle all olevat maapinda ja liustiku allosa j liikumisele vastassuunda kallutama. Sestap ei letanudki liustiku phi kunagi klinti, vaid hoopis konserveeris selle pikaks ajaks mitme kilomeetri paksuse j alla.

Kuigi Balti klindi teke pole seotud murrangutega, on selle geograafiline asukoht, teke ja areng siiski sltunud piirkonna geostruktuurist. Paiknedes juba varajases Proterosoikumis konsolideerunud kontinentaalsel plokil Ida-Euroopa kraatonil jb klint kahe suure regionaalse struktuuri, Balti kilbi ja Ida-Euroopa platvormi siirdealale (# 7). Samamoodi kui Balti kilbi lunanlva kristalliinse aluskorra pealispinnal laskuvad ka seda katvad settekivimid 1015 minutit lunasse. Peale lauge kallakuse iseloomustab kilbi nlva katvat ja lunasuunas paksenevat settekompleksi erosioonile vastupidavate ning kergesti kulutatavate kivimkihtide vaheldumine lbilikes. Srane kivimilis-struktuurne ehitus soodustab kestva erosiooni puhul kuestareljeefi kujunemist (# 9).



Balti klint kui osa kuestareljeefist. Kuestareljeef Balti kilbi lunanlval tuli ilmsiks juba 19. sajandi lpul koostatud Eesti phja-lunasuunalistel geoloogilistel lbiligetel. Hilisemad uurimused on nidanud, et selline reljeef on iseloomulik kogu Ida-Euroopa lauskmaa loodeosale. Kige ilmekamalt on aga asmmeetrilised kuestaorundid Balti kilbi lunanlval esile tulnud viimaste aastakmnete kestel Lnemere keskosas tehtud uurimistde kigus [6]. Piki Eel-Kambriumi, Ordoviitsiumi ja Siluri avamusi nrgalt lunasse ja edelasse laskuvad platood ning neid lahutavad, Balti ja Siluri klinte hlmavad astangu-terrassissteemid moodustuvad phja-luna sihis vahelduvate kuestaorundite lauge phja- ja jrsu lunaveeru (# 6 ja # 8). Selline selgus lubab rhutada kahte, varemgi korduvalt mainitud, kuid teenimatult tagaplaanile jnud tsiasja: Balti klint on ainult ks, ent kige mrkimisvrsem alusphjaline astang he kuestaorundi jrsu lunaveeru astangu-terrassissteemis; nimetatud ssteem on aga osa regiooni kuestareljeefist. Nii merealune alusphjareljeef kui ka Siluri klindi detailsem ehitus viitab ka sellele, et Balti ja Siluri klint ning nendega kaasnevad astangu- ja terrassissteemid on kaks vrdvrset, hesuguse geneesi ning hel geoloogilisel ajajrgul tekkinud regionaalse kuestareljeefi elemendid.



Meremurrutusega klindi teket phjendada pole ige. Klindiastangute selge seos kuestareljeefiga aitab paremini mista, miks nii Balti kui ka Siluri klindi algsel tekkel ei ole midagi hist meremurrutusega. Phjus peitub ennekike asjaolus, et kuestaorundi areng saab olla seotud ksnes jgede erosiooni ja nlvaprotsessidega.

Balti klindi jelise tekke versioonis ei ole tegelikult midagi uut ja isegi klinti kujundanud, Soome lahe phjas voolanud je nimigi rg-Neeva on paljudele tuttav. rgjele viitavad paljud sinna suubuvad, sgavale alusphjakivimitesse likunud ja klinti lbivad maetud orundid Phja-Eestis (Harku kuni -145 m). Senini on aga vastuoluliseks jnud arusaam, kuidas sai rg-Neeva, mis kihtide kallakusest tttu pidevalt kljeerosiooni toimel lunasse nihkus, samal ajal kujundada nii piki kristalliinsete kivimite avamust nrgalt lunasse kallutatud Soome lahe phja (kuestaorundi lauge veeru) kui ka Balti klinti hlmava astangu-terrassissteemi. Testi, srase ssteemi teke sellisel moel on vga raskesti seletatav, mistttu ongi Balti klindi algse tekke selgitamisel abi otsitud mere murrutusest [5].

Samas viitab ha enam fakte aina selgemalt jgede ulatuslikule erosioonile Balti kilbi lunanlval ja selle seotusele siin kujunenud kuestareljeefiga. Ka tegelikkuses oleks raske ette kujutada, kuidas saanuks meri htaegu murrutada ja vormida Balti ja Siluri klinti hlmavaid astangu- ja terrassissteeme kuestaorundite jrskudel veerudel. Isegi kui arvukad terrassid oleksid murrutusliku pritoluga, ei tohiks need abrasiooniterrassile omaselt langeda mitte astangute poole, vaid nendest hoopiski eemale svamere poole. Siiani pole ka teada, milline merebassein geoloogilisest minevikust vinuks klinti kujundada.

Mereranniku, seal valitsevate protsesside ja moodustuvate reljeefivormide ilme mravad suuresti ra maapinna ning meretaseme vastastikuste muutuste suund ja kiirus. Jrsud astangud iseloomustavad rannikuliku, kus vimas murdlainetus pseb vahetult ligi le merepinna krguvale vi kerkivale, tugevatest ja nlvapsivatest kivimitest koosnevale maismaale (# 10). Oludes, kus maapinna liikumised ja meretaseme muutused on tasakaalus, tekib murrutuse toimel taanduva rannaastangu ette kergelt mere poole kallutatud abrasiooniterrass. Maapinna kerkel vi meretaseme langusel jb kujunenud rannaastang ja selle esine terrass maismaale (# 11). Kui madalamal tasemel areneb seejrel uus astang ja abrasiooniterrass, tekibki rannaastangute ja terrasside ssteem.

Olles kujunenud Kambriumi ja Ordoviitsiumi kivimitesse, on phjast lunasse kerkiv Balti klint neist kivimitest noorem. Uurimused on kindlalt nidanud, et hiljem siin laiunud Siluri-Devoni meri paiknes klindist lunas ega saanud seetttu kuidagi Balti klinti murrutada. Alates Kesk-Devonist kaugele lunasse taandunud meri ning selle setete iserasused ja leitud organismide kooslused vlistavad aga mere olemasolu Balti klindi lhikonnas jrgneva 400 miljoni aasta kestel. Siinne piirkond sattus kontinentaalsete kulutusprotsesside meelevalda.

Alles Pleistotseeni-aegse Eemi mere (120 00090 000 aasta eest) setete leiud Lnemere nost ja maetud orgudest viitavad taas merele, mis ulatus Balti klindini. sna keeruline on aga ette kujutada, kuidas sai sedavrd lhikese aja jooksul kujuneda ulatuslik rannaastang (Balti klint) ning selle ette lauge, klindiastangu poole kallutatud kilomeetrite laiune murrutusterrass. Veel vhem tenoline tundub vimalus, et selle ajavahemiku jooksul saanuks tekkida ulatuslik astangu- ja terrassissteem, mille ks osa Balti klint tegelikult ju on. Selliste suurejooneliste pinnavormide tekke eeldus on peale pikaajaliste, hel tasandil stabiliseerunud murrutusetappide (mil kujunesid eritasandilised abrasiooniterrassid) ka jrkjrguline erosioonibaasi vi tektoonilise reiimi muutus. Kuigi usutav pole ka vimalus, et selline maapinna ja meretaseme suhtelise krguse astmeline muutus saanuks toimuda lhiajalise jvaheaja kestel taanduva liustiku ette moodustunud merebasseinis.



Balti klint kui maapinda likunud je astang. Uuretes, kanalites ja jesngides voolav vesi vib aktiivselt maapinda erodeerides ajapikku kujundada suurejoonelisi pinnavorme. Nii nagu mereranniku puhul, oleneb ka kujuneva jeoru vlisilme piirkonna kivimilisest koostisest , tektoonilistest liikumistest ning meretaseme muutustest. Esimene mrab ra kivimite vastupanuvime erosioonile ja nlvapsivuse, maapinna ja meretaseme muutustest oleneb aga erosioonibaas ja kulutuse intensiivsus. Mida suurem on maapinna ja meretaseme krguste vahe, seda suurem on maapinda kulutava vooluvee kineetiline energia; sedamda on suurem ka jgede phjaerosioon ning seda kiiremini ja sgavamale maapinda likuvad jeorud.

Nnda kaasneb maapinna kerke ja/vi meretaseme langusega alati tugevam phjaerosioon, mistttu jeorg kiirelt sveneb. Kujunevate oruveerude kallakus ja ristiprofiili kuju oleneb siinjuures kivimite nlvapsivusest. Kvadesse nlvapsivatesse kivimitesse tekivad kanjonid, pehmetesse aga V-kujulised orundid. Kui lbilikes nlvapsivuselt kontrastsed kihid vahelduvad, siis je V-kujulises ristiprofiilis vahelduvad ka jrskude ja laugete nlvadega ligud. Seevastu meretaseme kerkimine ja/vi maapinna vajumine, samamoodi nagu pikaajalised tasakaalustatud tektoonilis-eustaatilised tingimused vhendavad jgede phja- ja kiirendavad kljeerosiooni. Niisuguse arengu kigus tekivad jgedele meandrid ning sngi mber hakkab kujunema lai ja tasane orulamm.

Kui aga maapind kerkib vi/ja meretase langeb jrk-jrgult, siis vahelduvad jgede arengus phja- ja kljeerosiooni etapid ajapikku kujuneb astangulis-terrassiline jeorg. Enamasti tekivad sellised veerud kummalgi pool jesngi, kuid teatavate phja- ja kljeerosiooni tingimuste kombineerumisel vib astangulis-terrassiline reljeef areneda ainult oru hel veerul. Sestap on priski tenoline, et jrk-jrgult tektooniliselt kerkivasse Balti kilbi lunanlva likuvatel jgedel kujunesid esialgu astangulis-terrassilised oruveerud. Kuestaorund, nagu selle lauge phja- ja jrsk astangulis-terrassiline lunaveergi eristusid ksteisest selgelt alles hilisema erosiooni ja nlvaprotsesside kigus (# 9). Phjaveer lamenes, lunaveer aga silitas suuresti oma esialgse astmelis-terrassilise ehituse. Selline erinevus tuleneb orunlvade kivimkihtide ja nlvade kallakuste omavaheliste suhete erinevusest.

Aegamisi kerkivasse Balti kilbi lunanlva likuva je astangute krgus ja kallakus, samuti terrasside laius olenes siinsete kivimite koostisest ning vahelduvate phja- ja kljeerosiooni etappide pikkusest ja intensiivsusest. Kvadesse lubjakividesse kujunenud astangud olid madalamad ja jrsuseinalisemad, terrassid aga kitsamad vrreldes vastavate reljeefivormidega liivakivides ja savides. Balti klindi peaastang lubjakivide ning liivakivide-savide avamuste kontaktil erineb mitmeti karbonaat- vi purdkivimitesse tekkinud astangutest. Varasematest, ainult lubjakividesse kujunenud krvalastangustest oli peaastang tunduvalt krgem; hilisemate, liivakividesse-savidesse tekkinud astangutega vrreldes aga palju nlvapsivam ja erosiooni eest paremini kaitstud. Nende asjaolude tttu on Balti klindi peaastang ka paremini silinud ja silmatorkavam kui krvalastangud.

Lnemere all, kus kuestaorundid eristuvad kige selgemalt (# 6), on hsti jlgitav, et piir Siluri klindi poole (lunasse) laskuva kuestaplatoo ja Balti klindi poole (phja) laskuva astangu- ja terrassissteemi vahel paikneb Ordoviitsiumi-Siluri piirikihtides (# 5). Nii mere all kui ka maismaal eristuvad Ordoviitsiumi lubjakivi kompleksis kige selgemini kolm astangulist taset: Porkuni, Rakvere ja Jhvi. Seevastu klindiesisel liiva- ja savikivimite avamusel ei ole maismaal ja mere all hiseid astangulisi tasemeid. See on seotud ida-lne sihis mrkimisvrselt muutuva Kambriumi-Vendi kihtide litoloogiliste omaduste ja paksusega, samuti purdkivimite palju viksema erosioonikindluse ja nlvapsivusega. Kalle Suuroja [5] on Virumaal eristanud kige psivamad astangud Ordoviitsiumi fosforiidilasundi, Tiskre liivakivi (Kambrium I) ja Lkati liivakivi Lontova sinisavi tasemel (Kambrium II). Neist on ulatuslik, he kuni viie kilomeetri laiune terrass seotud ksnes Kambriumi I liivakivi astanguga.



Hilisem nlvade erosioon ja kuestaplatoo areng. htaegu maapinda likuva jeoruga hakkasid selle nlvadel arenema kulutusprotsessid, mille ilme oli phja- ja lunaveerul sna erinev. Phjaveerul, kus orunlva ja selle kivimikihtide kallakussuund htisid, sai mda kivimikihte liikuv vooluvesi takistamatult valguda alla jesngi kogu kujuneva oruveeru ulatuses. See soodustas laialdast nlvaerosiooni ja piki kihipindu arenevaid nlvaprotsesse, ennekike maalihkeid. Kui erosioon judis geoloogilises lbilikes kulutuskindla kihini, hakkas mda seda arenema ulatuslik kuestaplatoo. Nnda kujunes Balti klindi esisel alal kuestaplatoo piki kristalliinsete kivimite pealispinda.

Ent kujuneva orundi lunaveeru ja selle kivimikihtide vastupidine kallakus raskendas vee ulatuslikku liikumist piki kihipindu jeoru suunas, prssides seelbi seal ka ulatuslikku erosiooni ja nlvaprotsesse. Seeprast kulus lunaveer palju vhem ja selle astangud olid psivamad. Voolu- ja pinnasevesi valgus pigem terrassidel avanevaid ja lunasse kallutatud kihte mda oruveerule vastupidises suunas, mistttu hakkas terrassi lunast piiritleva astangu ette tekkima voolus. Nende protsesside tttu ongi varasemad jeterrassid piki erosioonikindlat kihti lunasuunas kallutatud, astangu ette kogunev vooluvesi uuristas aga terrassi orulaadse svendi (# 12). Kui vesi lubjakivist lbi tungis, eemaldus terrass erosioonilise jnukina klindist, nihutades ajapikku ka klindi peaastangut tunduvalt luna poole (# 8).



Aeg, mil voolas Balti klinti vorminud jgi. Vga soodne aeg jgede arenguks Balti kilbi lunanlval oli Kesk-Devoni jrgne kontinentaalne periood. Paraku ei ole sellest ajast Balti klindi mbrusesse jnud kivimimaterjali, mistttu on siinseid tpseid geoloogilisi olusid ja protsesse ning seega ka reljeefi arengut ja muutusi vimatu taastada. Kll aga saame tugineda naaberaladelt prinevatele faktidele ja nende phjal tehtud ldistustele.

Esmane soodus aeg jgede erosiooniks Balti kilbi lunanlval tekkis aga juba Kesk-Devoni-eelsel ajal, mil Siluri ja Devoni vahetusel kulmineerunud Kaledoonia kurrutuse tttu hakkas regioon kerkima ja kulutus intensiivistuma. Tolle perioodi markantne erosioonivorm, ligi 60 kilomeetri pikkune ja kohati 3540 meetri krgune Vara-Devoni jeorgu thistav Wesenbergi astang avastati Kesk-Devoni setete alt Narva-Luuga madalikult. Erinevalt Balti klindi eelsest reljeefist, mis langeb lne suunas, madaldub reljeef Wesenbergi astangu ees itta. On sna keeruline ette kujutada, et htaegu oli peaaegu samas kohas korraga kaks vastassuunas voolanud jge. Seetttu ei sobi Balti klindi tekke aeg kuidagi Vara-Devonisse ning on raske nustuda arvamusega, et tnapevase kuestareljeefi phijooned Baltikumis prinevad sellest perioodist [1].

Kaledoonia kurrutuse ajal Eestist vahetult loodesse kerkinud krgmestik (# 7) mras suuresti ra ka meie ala geostruktuurse ldplaani ja geoloogiliste protsesside iseloomu jrgnevaks 350 miljoni aastaks. Kerkinud mgedest ja Balti kilbilt alguse saanud jed kulgesid le kilbi nlvaalade, meist lunakaartesse jvate settebasseinide poole. Kui mitte arvestada ala mningast tektoonilist aktiviseerumist Hertsnia kurrutuse kulmineerumise ajel Permis, siis oli Balti kilbi lunanlval hilises Paleosoikumis ja Mesosoikumis tegu valdavalt jeliste kulutusprotsessidega. Sedamda, kuidas maakoore kerkimine ja pinged vaibuva orogeneesi tttu jrele andsid, kaotasid ka kulutusprotsessid jrk-jrgult oma tugevust.

Paraku ei ole tpselt teada, milline oli tolle perioodi jgede kulg ja mis tpi oli kujunev reljeef. Meist lunasse ja kagusse jvad ulatuslikud Kesk- ja Hilis-Devoni deltalasundid viitavad selgelt siinsetest aladest le voolanud samasuunalistele jgedele. Hilisemad, lunasse ja edelasse jvad settebasseinid annavad jgede kulgemiseks aga erisuguseid vimalusi: need visid voolata ka ida-lne sihis. Kuid arvestades pikka kulutusperioodi ja Hilis-Kriidi paleogeograafiat, asus Balti klindi ala Mesosoikumi lpus ilmselt kaugel sisemaal, kujutades endast tenoliselt paarsada meetrit le merepinna krguvat, vhe liigestatud tasandikku. Kuid olnuks siinse reljeefi ldilme milline tahes, on jrgnevate sndmuste valgusel raske uskuda, et sellest tnini midagi silinud oleks.

Balti kilbi uus tektoonilise elavnemise ja geostruktuursete muutuste etapp on seotud juba Mesosoikumis alanud Pangaea superkontinendi lagunemisega. Riftistumine ja Atlandi ookeani avanemine phjasuunas tingis Kainosoikumi alul, umbes 50 miljoni aasta eest, peaaegu 350 miljonit aastat koos/lhestikku psinud Phja-Ameerika, Grnimaa ja Skandinaavia eraldumise ksteisest. Kui need sndmused olid Neogeenis, umbes 2325 miljoni aasta eest, haripunkti judnud, hoogustus Balti kilbi kerkimine ja Phjamere alade vajumine. Tollal tekkinud geostruktuurne ldplaan on olnud aluseks ka tnapeva Lnemere regiooni valglate ja jgede ssteemi kujunemisele.

Miotseenist kuni Kvaternaarini domineeris Lnemere regioonis jgi, mida tuntakse Balti, viimasel ajal rohkem ka Eridanose jena. Saanud alguse Balti kilbilt, kandis see oma vee koos kilbilt prineva rikkaliku purdmaterjaliga lbi praegusaegse Lnemere keskosa ning suubus Poola ja Saksamaa phjaosa ning Phjamere alasid katnud settebasseini (# 10). Je algsel suudmealal Phja-Poolas hakkas ligi 25 miljoni aasta eest arenema ulatuslik delta, mida seal leiduva merevaigu tttu on Vana-Kreeka mdi Helios ja Phateon jrgi hakatud nimetama Eridanose deltaks. Tituvas settebasseinis nihkus deltaala vhehaaval lne poole, judes umbes 12 miljoni aasta eest tnapevase Phjamere lunaossa (# 10), kust laialdaselt alalt on leitud poolteise kilomeetri paksune, Kesk-Miotseeni (10,7 mln. a.) kuni Kesk-Pleistotseeni (umbkaudu 1,0 mln. a.) vanusega deltasetete kompleks [4]. Eridanose deltasetete Skandinaavia pritolu kinnitavad neis leiduvate raskete mineraalide fraktsiooni ja kvartsi iserasused, aga ka Vara-Pleistotseenis siia fluviaalsete jpangastega kantud rndrahnud. Pleistotseenis alanud mandrijtumisega algas ilmselt ka Eridanose ltete hbumine. Liustike vahelduva pealetungi ja taandumise tttu kadus umbkaudu 0,71 miljoni aasta eest Eridanose voolutee aga tielikult.



Eridanose jljed Lnemeres. Eespool kirjeldatud Neogeeni-aegse delta setete Skandinaavia pritolu viitab lbi Lnemere keskosa voolanud suurele jele. Paraku on Eridanose sng tnapevaks suuresti kulutatud ja faktid selle vimalike kulgemisteede kohta Lnemere- alustel aladel vga napid. Ilmselgelt on korduvalt peale tunginud ja taandunud massiivsed Pleistotseeni liustikud phjustanud siinse maakoore ulatuslikke vertikaalseid liikumisi ning muutnud seelbi oluliselt regiooni jtumiseelseid krgussuhteid. Veelgi enam, tingituna liustike keelte erinevatest massidest ja ka maakoore ehituse iserasustest vis nende liikumiste amplituud ka Balti kilbi lunanlva piires tugevasti varieeruda. Seetttu pole vimalike lunasse suunduvate vooluteede otsimisel abi ka praegusaegsetest krgussuhetest.

Tenoliselt thistab Eridanose kulgu phjas Botnia laht, kus paiknevad Kesk-Proterosoikumis ja Hilis-Paleosoikumis elavnenud ja murrangutega piiritletud alangulaadsed struktuurid (# 7). Botnia lahe piirkond ilmutas tektoonilist aktiivsust samuti Kambriumi-Siluri kestel, mjutades korduvalt siis Balti kilbi lunanlva katnud mere paleogeograafilis-fatsiaalseid iserasusi. Arvatakse, et siitkaudu kulgeb nn. Botnia-Balti tektooniliselt aktiivne vnd (# 4) ehk struktuurne leminekuala Ida-Euroopa kraatoni re- ja sisealade vahel. Oletatavasti on laamade vastastikusest liikumisest ja kokkuprgetest tekkinud regionaalsed maakoorepinged just siinses vndis pika geoloogilise ajaloo vltel jrele andnud. Regiooni tektoonilisel aktiviseerumisel Neogeenis vis siitkaudu kulgeda struktuurselt madalam ala, mille phja moodustuski Eridanose sng.

Srase suunaga, reljeefis madalam Eridanose orund oli kahtlemata soodne liikumistee hiljem lunasse laskuvatele Pleistotseeni liustikele. Siitkaudu liikunud jkeeltele viitavad piki Ojamaa idarannikut kulgevad suured liustikutekkelised orundid ja liustikealuse survevee kujundatud isoleeritud alusphjareljeefi svikud (Fr, Gotland jt.; # 6). Samuti asub siin ks ulatuslikum Lnemere-alune glatsiaalsetete kuhjevormide vnd, mille osa on ka Gotska Sandni saar (# 14).

Seega pole kahtlust, et lunasse liikunud Pleistotseeni liustikud rsisid tugevasti Eridanose sngi ja phjustasid maakooreliikumisi, muutes htaegu ka selle krgussuhteid. Sestap on palju vaieldud Eridanose vimaliku jtku le Botnia lahest lunasse: kas rgjgi suundus ida vi lne poolt Ojamaad. Kuna Balti ja Siluri klint kui Eridanose lisajgesid mrgistavad oletatavad astangud ulatuvad Ojamaa lnerannikule (# 4, # 6), ei teki algul kahtlust, et Eridanos ji Ojamaa ja Rootsi mandriosa vahele. Kuid liikudes siitkaudu kaugemale lunasse, hbuvad htaegu alusphjareljeefi tusuga ka mlemad klindiastangud. See aga on andnud ainest oletusteks, et landist ja Ojamaast lnde jvaid klindiastanguid visid kujundada hoopis phja suunduvad jed [2]. Kui nnda, siis pidid need jed hinema Ojamaast ida poolt kulgeva Eridanosega kusagil Landsorti sviku lhedal.

Kuid otsides Eridanosele vljavoolu ida poolt Ojamaad, satume samasugustele krgussuhetest tulenevatele takistustele. Peale eespool mainitud vljavooluta alusphjaliste svikute on ka siitkaudu Eridanosele letamatu tke kaugemal lunas kerkiv alusphjareljeef. Seega, et kuidagi selgitada Eridanose kulgu Phjamere piirkonda jva deltaalani, kskik kas ida vi lne poolt Ojamaad, tuleks mrkimisvrselt kergitada Lnemere phjaosa Anders Martinssoni arvates le paarisaja meetri [2]. Samas ei ole ida-lne sihis voolanud Eridanose lisajgede jaoks selliseid, maakooreliikumistest tingitud selgeid takistusi ndses alusphjareljeefis. Praeguste andmete phjal vib vita, et sellesuunaliste jgede tummad tunnistajad nii Balti kui ka Siluri klint (# 6) suundusid mlemad Ojamaa lnepoolsele kljele. Sedaviisi ei saanud Eridanose teekond kuidagi kulgeda Ojamaast ida poolt.



Soome laht ja Balti klint hsti silinud rg-Neeva jnukid. Kui liustike liikumisteega htivat Eridanost saab ndisajal seostada ksnes Botnia lahe ja Ojamaast lnde jvate klindiastangutega, siis sellega ristuva rg-Neeva kulgu thistab nii maismaal kui ka mere all Balti klint ja selle esine kuestaorund. Lunasse laskunud liustikud ei ole klinti tielikult tasandanud isegi kige ulatuslikumas, Ojamaast kirdesse jvas eksaratsioonilises orundis (# 6). Liustike vhest ja vaid selekteerivat rolli kuestavormide kulutamisel testab ka hsti silinud Siluri klint ja selleesine kuestaorund Lnemere keskosas.

Ida-lnesuunalised kuestavormid kajastavad vga hsti Ojamaa lnepoolsele kljele suubunud jgede pikaajalist erosiooni. Neogeenis madalamal paiknenud Botnia-Balti mobiilsele vndile ja selle suunas voolanud jgede ida-lne sihis kasvavale kulutusjule viitab aga mitu aspekti: Vendi-Kambriumi kivimite avamus lnesuunas kitseneb, kristalliinsete kivimite oma aga laieneb; Balti klindi ja Ordoviitsiumi-Siluri lademete avamusjoonte ida-lnesihiline orientatsioon Eesti mandriosas on Lnemere all kirde-loodesihilisem; kuestareljeef on kige selgemalt vlja kujunenud Lnemere all.



1. Giere, Werner 1938. Die Enstehung der Ostsee. Schriften der Albertus-Universitt. Naturwissenschaftliche Reihe. Bd I. Knigsberg/Berlin (gedr. Tilsit).

2. Martinsson, Anders 1958. The submarine topography of the Baltic Cambro-Silurian area. Bull. Geol. Inst., Uppsala 38: 1135.

3. Miidel, Avo 1992. Phja-Eesti klindi pritolu. Eesti Loodus 43 (2): 7681.

4. Overeem, Irina et al. 2001. The late Cenozoic Eridanos delta system in the Southern North Sea Basin: a climate signal in sediment supply? Basin Research 13: 293312.

5. Suuroja, Kalle 2005. Phja-Eesti klint. Eesti Geoloogia Keskus, Tallinn.

6. Tuuling, Igor; Troon, Marko; Tilk, Kaidi 2007. Balti klint Lnemere all: Gotska Sandnist Hiiumaani. Rmt: Puura, Ivar jt. (toim.) XXX Eesti loodusuurijate pev. Klindialade loodus: 1737.



Igor Tuuling
28/11/2012
26/11/2012
05/10/2012
09/07/2012
26/06/2012
26/06/2012
22/05/2012

Mis see on?
E-posti aadress:
Liitun:Lahkun: 
Serverit teenindab EENet