Eesti Looduse fotovõistlus
2008/9



   Eesti Looduse
   viktoriin


   Eesti Looduse
   fotovõistlus 2012




   AIANDUS.EE

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

Pinnavormidest võib Eestimaa sümboliks vaieldamatult pidada Laadoga järvest kuni Ölandi lõunatipuni kulgeva Balti klindi võimsaimat maismaalõiku – Põhja-Eesti rannikut palistavat klinti. Kuigi sellest markantsest astangust on palju räägitud ja kirjutatud, ei ole klindi teke siiani üheselt selge.

Küllap paljudele seostub termin klint eelkõige mererannikut ääristava või selle läheduses paikneva järsu astanguga. Tegu on taani-rootsi päritolu sõnaga, mis Rootsi rannikumere saartel, Ojamaal (Högklint, Jungfryn Klint jt.) (# 2), Ölandil (Köpings Klint, Aboda Klint jt.) ning Taani idaosas (M¸ns Klint) tähistab kõrgete ja püstloodsete astangutega piiritletud rannikulõike. Tõenäoliselt on klint just sellises tähenduses ja neist piirkondadest levinud teistesse Läänemere ümbruse maadesse – Saksamaale, Hollandisse, Venemaale, Lätti jm.

Balti klint ja Läänemeri. Seega kätkeb klint endas üksjagu mere hõngu ja on loomulik, et Balti klindi teke seostub esmapilgul ennekõike Läänemere murrutusega. Säärast arusaama toetavad ka tormist räsitud rannikulõigud, kus mässavad, vastu klinti paiskunud lained on astangu jalamisse uuristanud sügavaid murrutuskulpaid ja langetanud kaldajärsakult suuri paeplaate (# 3). Ent piisab põgusast pilgust merekaardile ja see lihtne ning loogiline seletus Balti klindi kujunemisest haihtub.

Merepõhjast, alalt, mis pole eales Läänemere tasemest kõrgemale ulatunud ega seega olnud rahutute voogude meelevallas, kõrgub vastu seesama stoiliselt oma kulgu jätkav klindiastang. Viimased uurimused [6] on näidanud, et ka detailides erineb merealune Balti klint vähe maismaal nähtust. Jääajajärgne kulutus ja Läänemere murrutus on üle merepinna kerkinud aluspõhjaastanguid viimase jäätumise aegsete ja järgsete setete alt välja puhastanud, paiguti mõnevõrra ka kulutanud ja nihutanud.

Kui Balti klint seostuks meile pelgalt Läänemere murrutusliku astanguga, küllap siis tärkaks peagi kahtlus: kas selle merealust osa on üldse korrektne nimetada klindiks? Ta ei ole ju eales ääristanud Läänemere rannikut ega olnud selle murrutuse meelevallas. Ent geoloogias võib käsitada klindina mis tahes aluspõhjalist astangut, mille tekke- ja arenguprotsessid pole üheselt piiritletud [2]. Sestap on Laadoga kallastelt Ölandi lõunatipuni kulgev astang, nii maismaal kui ka mere all, ikka seesama Balti klint (# 4), ja tema algsel tekkel pole Läänemerega vähimatki pistmist. Olemegi taas jõudnud aastasadu diskussioone toitnud küsimuseni: milliste protsesside käigus on võrdlemisi tasase pinnamoega Läänemere-äärses regioonis kujunenud selline märkimisväärne pinnavorm?



Pea- ja kõrvalastangud: tektoonilise või kulutusliku tekkega? Balti klindi käsitlemisel on siiani enamasti lähtutud ühest, lubja- ja purdkivimite avamuste kontaktil asuvast kõige silmatorkavamast pinnavormist – klindi peaastangust. Selle ette ja taha jääb aga arvukalt väiksemaid astanguid ning terrasse, mida sagedasti vaadeldakse klindist eraldi seisvate reljeefivormidena. Viimasel ajal on tihti käsitletud peaastangut ja kõrvalastanguid koos – ühtse klindikompleksi ehk klindivööndina [5, 6] (# 5).

Sedalaadi ulatuslikud püstloodsed vormid võivad looduses teoreetiliselt tekkida kas maakoore plokkide tektoonilistel liikumistel vertikaalsihis või siis maapinda kulutavate erisuguste tegurite toimel. Neist võimalustest lähtudes on Balti klindi teket üle sajandi käsitlenud paljud teadlased [vt. 3, 5].

Kuid tänapäeval ei ole üheski Balti klindi lõigus leitud murrangule viitavaid tõendeid ja sääraseid ulatuslikke vertikaalmurranguid pole teada ka tema lähikonnas. Klindivööndis laialt levinud 1–8 kilomeetri laiused, 20–100 kilomeetri pikkused, 5–20-meetrise amplituudiga ja valdavalt kirde-edela- või põhja-lõunasuunalised joonelised rikkevööndid on ennekõike fleksuurilaadsed painded, mis ristuvad selgelt ida-lääne sihis kulgeva klindiastanguga.

Püüdes klindi algset teket selgitada kulutuslike tegurite – jõgede, mere ja liustike toimega, siis tuleb kindlalt kõrvale jätta mandriliustikud. Teadaolevalt liikusid loodes ja põhjas paiknenud jäätumiskeskmest lähtunud liustikukeeled kagu-lõuna sihis ehk risti üle klindi. Praegusaegsed klindilahed maismaal või liustikusetete ning pinnavormidega täidetud laiad merealused orundid (# 6) veenavad meid üheselt selles, et liustikud on hoopis klinti kulutanud. Vaidlusi on tekitanud pigem küsimus, kuivõrd nad esialgset, jääajaeelset klindiastangut on ümber kujundanud ja seda lõunasse nihutanud. Mõnede autorite arvamuse järgi oli see märkimisväärne. Näiteks Werner Giere on väitnud, et jääajaeelne klint Soome lahe idaosas asus hoopis kusagil Tütarsaarte, Lavansaare ja Seiskari joonel [1].

Andmed Läänemere keskosa kohta näitavad, et liustike kulutusest peaaegu puutumata klindi lõigud vahelduvad ulatuslike glatsiaalsete orunditega (# 6), mis suuresti kattuvad varasemate jõeorgude või tektooniliste rikkevöönditega. Säärane reljeef, ennekõike orundid, on liustike purustusjõudu osaliselt suunanud. Sellele asjaolule on tähelepanu pööranud ka Avo Miidel [3]: ta põhjendab klindiastangu vähest kulutust selle kohal paiknenud liustike aktiivse tegevuse lühiajalisusega. Samas oletab Avo Miidel, et esialgu klindi taha pidama jäänud liustik pigem kasvas, kui liikus kiirelt üle klindi. Hiljem hakkas jäätumiskeskmes suurenev surve selle all olevat maapinda ja liustiku allosa jää liikumisele vastassuunda kallutama. Sestap ei ületanudki liustiku põhi kunagi klinti, vaid hoopis „konserveeris” selle pikaks ajaks mitme kilomeetri paksuse jää alla.

Kuigi Balti klindi teke pole seotud murrangutega, on selle geograafiline asukoht, teke ja areng siiski sõltunud piirkonna geostruktuurist. Paiknedes juba varajases Proterosoikumis konsolideerunud kontinentaalsel plokil – Ida-Euroopa kraatonil – jääb klint kahe suure regionaalse struktuuri, Balti kilbi ja Ida-Euroopa platvormi siirdealale (# 7). Samamoodi kui Balti kilbi lõunanõlva kristalliinse aluskorra pealispinnal laskuvad ka seda katvad settekivimid 10–15 minutit lõunasse. Peale lauge kallakuse iseloomustab kilbi nõlva katvat ja lõunasuunas paksenevat settekompleksi erosioonile vastupidavate ning kergesti kulutatavate kivimkihtide vaheldumine läbilõikes. Säärane kivimilis-struktuurne ehitus soodustab kestva erosiooni puhul kuestareljeefi kujunemist (# 9).



Balti klint kui osa kuestareljeefist. Kuestareljeef Balti kilbi lõunanõlval tuli ilmsiks juba 19. sajandi lõpul koostatud Eesti põhja-lõunasuunalistel geoloogilistel läbilõigetel. Hilisemad uurimused on näidanud, et selline reljeef on iseloomulik kogu Ida-Euroopa lauskmaa loodeosale. Kõige ilmekamalt on aga asümmeetrilised kuestaorundid Balti kilbi lõunanõlval esile tulnud viimaste aastakümnete kestel Läänemere keskosas tehtud uurimistööde käigus [6]. Piki Eel-Kambriumi, Ordoviitsiumi ja Siluri avamusi nõrgalt lõunasse ja edelasse laskuvad platood ning neid lahutavad, Balti ja Siluri klinte hõlmavad astangu-terrassisüsteemid moodustuvad põhja-lõuna sihis vahelduvate kuestaorundite lauge põhja- ja järsu lõunaveeru (# 6 ja # 8). Selline selgus lubab rõhutada kahte, varemgi korduvalt mainitud, kuid teenimatult tagaplaanile jäänud tõsiasja: Balti klint on ainult üks, ent kõige märkimisväärsem aluspõhjaline astang ühe kuestaorundi järsu lõunaveeru astangu-terrassisüsteemis; nimetatud süsteem on aga osa regiooni kuestareljeefist. Nii merealune aluspõhjareljeef kui ka Siluri klindi detailsem ehitus viitab ka sellele, et Balti ja Siluri klint ning nendega kaasnevad astangu- ja terrassisüsteemid on kaks võrdväärset, ühesuguse geneesi ning ühel geoloogilisel ajajärgul tekkinud regionaalse kuestareljeefi elemendid.



Meremurrutusega klindi teket põhjendada pole õige. Klindiastangute selge seos kuestareljeefiga aitab paremini mõista, miks nii Balti kui ka Siluri klindi algsel tekkel ei ole midagi ühist meremurrutusega. Põhjus peitub ennekõike asjaolus, et kuestaorundi areng saab olla seotud üksnes jõgede erosiooni ja nõlvaprotsessidega.

Balti klindi jõelise tekke versioonis ei ole tegelikult midagi uut ja isegi klinti kujundanud, Soome lahe põhjas voolanud jõe nimigi – Ürg-Neeva – on paljudele tuttav. Ürgjõele viitavad paljud sinna suubuvad, sügavale aluspõhjakivimitesse lõikunud ja klinti läbivad maetud orundid Põhja-Eestis (Harku kuni -145 m). Senini on aga vastuoluliseks jäänud arusaam, kuidas sai Ürg-Neeva, mis kihtide kallakusest tõttu pidevalt küljeerosiooni toimel lõunasse nihkus, samal ajal kujundada nii piki kristalliinsete kivimite avamust nõrgalt lõunasse kallutatud Soome lahe põhja (kuestaorundi lauge veeru) kui ka Balti klinti hõlmava astangu-terrassisüsteemi. Tõesti, säärase süsteemi teke sellisel moel on väga raskesti seletatav, mistõttu ongi Balti klindi algse tekke selgitamisel abi otsitud mere murrutusest [5].

Samas viitab üha enam fakte aina selgemalt jõgede ulatuslikule erosioonile Balti kilbi lõunanõlval ja selle seotusele siin kujunenud kuestareljeefiga. Ka tegelikkuses oleks raske ette kujutada, kuidas saanuks meri ühtaegu murrutada ja vormida Balti ja Siluri klinti hõlmavaid astangu- ja terrassisüsteeme kuestaorundite järskudel veerudel. Isegi kui arvukad terrassid oleksid murrutusliku päritoluga, ei tohiks need abrasiooniterrassile omaselt langeda mitte astangute poole, vaid nendest hoopiski eemale – süvamere poole. Siiani pole ka teada, milline merebassein geoloogilisest minevikust võinuks klinti kujundada.

Mereranniku, seal valitsevate protsesside ja moodustuvate reljeefivormide ilme määravad suuresti ära maapinna ning meretaseme vastastikuste muutuste suund ja kiirus. Järsud astangud iseloomustavad rannikulõiku, kus võimas murdlainetus pääseb vahetult ligi üle merepinna kõrguvale või kerkivale, tugevatest ja nõlvapüsivatest 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 või meretaseme langusel jääb kujunenud rannaastang ja selle esine terrass maismaale (# 11). Kui madalamal tasemel areneb seejärel uus astang ja abrasiooniterrass, tekibki rannaastangute ja terrasside süsteem.

Olles kujunenud Kambriumi ja Ordoviitsiumi kivimitesse, on põhjast lõunasse kerkiv Balti klint neist kivimitest noorem. Uurimused on kindlalt näidanud, et hiljem siin laiunud Siluri-Devoni meri paiknes klindist lõunas ega saanud seetõttu kuidagi Balti klinti murrutada. Alates Kesk-Devonist kaugele lõunasse taandunud meri ning selle setete iseärasused ja leitud organismide kooslused välistavad aga mere olemasolu Balti klindi lähikonnas järgneva 400 miljoni aasta kestel. Siinne piirkond sattus kontinentaalsete kulutusprotsesside meelevalda.

Alles Pleistotseeni-aegse Eemi mere (120 000–90 000 aasta eest) setete leiud Läänemere nõost ja maetud orgudest viitavad taas merele, mis ulatus Balti klindini. Üsna keeruline on aga ette kujutada, kuidas sai sedavõrd lühikese aja jooksul kujuneda ulatuslik rannaastang (Balti klint) ning selle ette lauge, klindiastangu poole kallutatud kilomeetrite laiune murrutusterrass. Veel vähem tõenäoline tundub võimalus, et selle ajavahemiku jooksul saanuks tekkida ulatuslik astangu- ja terrassisüsteem, mille üks osa Balti klint tegelikult ju on. Selliste suurejooneliste pinnavormide tekke eeldus on peale pikaajaliste, ühel tasandil stabiliseerunud murrutusetappide (mil kujunesid eritasandilised abrasiooniterrassid) ka järkjärguline erosioonibaasi või tektoonilise reþiimi muutus. Kuigi usutav pole ka võimalus, et selline maapinna ja meretaseme suhtelise kõrguse astmeline muutus saanuks toimuda lühiajalise jäävaheaja kestel taanduva liustiku ette moodustunud merebasseinis.



Balti klint kui maapinda lõikunud jõe astang. Uuretes, kanalites ja jõesängides voolav vesi võib aktiivselt maapinda erodeerides ajapikku kujundada suurejoonelisi pinnavorme. Nii nagu mereranniku puhul, oleneb ka kujuneva jõeoru välisilme piirkonna kivimilisest koostisest , tektoonilistest liikumistest ning meretaseme muutustest. Esimene määrab ära kivimite vastupanuvõime erosioonile ja nõlvapüsivuse, maapinna ja meretaseme muutustest oleneb aga erosioonibaas ja kulutuse intensiivsus. Mida suurem on maapinna ja meretaseme kõrguste vahe, seda suurem on maapinda kulutava vooluvee kineetiline energia; sedamööda on suurem ka jõgede põhjaerosioon ning seda kiiremini ja sügavamale maapinda lõikuvad jõeorud.

Nõnda kaasneb maapinna kerke ja/või meretaseme langusega alati tugevam põhjaerosioon, mistõttu jõeorg kiirelt süveneb. Kujunevate oruveerude kallakus ja ristiprofiili kuju oleneb siinjuures kivimite nõlvapüsivusest. Kõvadesse nõlvapüsivatesse kivimitesse tekivad kanjonid, pehmetesse aga V-kujulised orundid. Kui läbilõikes nõlvapüsivuselt kontrastsed kihid vahelduvad, siis jõe V-kujulises ristiprofiilis vahelduvad ka järskude ja laugete nõlvadega lõigud. Seevastu meretaseme kerkimine ja/või maapinna vajumine, samamoodi nagu pikaajalised tasakaalustatud tektoonilis-eustaatilised tingimused vähendavad jõgede põhja- ja kiirendavad küljeerosiooni. Niisuguse arengu käigus tekivad jõgedele meandrid ning sängi ümber hakkab kujunema lai ja tasane orulamm.

Kui aga maapind kerkib või/ja meretase langeb järk-järgult, siis vahelduvad jõgede arengus põhja- ja küljeerosiooni etapid – ajapikku kujuneb astangulis-terrassiline jõeorg. Enamasti tekivad sellised veerud kummalgi pool jõesängi, kuid teatavate põhja- ja küljeerosiooni tingimuste kombineerumisel võib astangulis-terrassiline reljeef areneda ainult oru ühel veerul. Sestap on üpriski tõenäoline, et järk-järgult tektooniliselt kerkivasse Balti kilbi lõunanõlva lõikuvatel jõgedel kujunesid esialgu astangulis-terrassilised oruveerud. Kuestaorund, nagu selle lauge põhja- ja järsk astangulis-terrassiline lõunaveergi eristusid üksteisest selgelt alles hilisema erosiooni ja nõlvaprotsesside käigus (# 9). Põhjaveer lamenes, lõunaveer aga säilitas suuresti oma esialgse astmelis-terrassilise ehituse. Selline erinevus tuleneb orunõlvade kivimkihtide ja nõlvade kallakuste omavaheliste suhete erinevusest.

Aegamisi kerkivasse Balti kilbi lõunanõlva lõikuva jõe astangute kõrgus ja kallakus, samuti terrasside laius olenes siinsete kivimite koostisest ning vahelduvate põhja- ja küljeerosiooni etappide pikkusest ja intensiivsusest. Kõvadesse lubjakividesse kujunenud astangud olid madalamad ja järsuseinalisemad, terrassid aga kitsamad võrreldes vastavate reljeefivormidega liivakivides ja savides. Balti klindi peaastang lubjakivide ning liivakivide-savide avamuste kontaktil erineb mitmeti karbonaat- või purdkivimitesse tekkinud astangutest. Varasematest, ainult lubjakividesse kujunenud kõrvalastangustest oli peaastang tunduvalt kõrgem; hilisemate, liivakividesse-savidesse tekkinud astangutega võrreldes aga palju nõlvapüsivam ja erosiooni eest paremini kaitstud. Nende asjaolude tõttu on Balti klindi peaastang ka paremini säilinud ja silmatorkavam kui kõrvalastangud.

Läänemere all, kus kuestaorundid eristuvad kõige selgemalt (# 6), on hästi jälgitav, et piir Siluri klindi poole (lõunasse) laskuva kuestaplatoo ja Balti klindi poole (põhja) laskuva astangu- ja terrassisüsteemi vahel paikneb Ordoviitsiumi-Siluri piirikihtides (# 5). Nii mere all kui ka maismaal eristuvad Ordoviitsiumi lubjakivi kompleksis kõige selgemini kolm astangulist taset: Porkuni, Rakvere ja Jõhvi. Seevastu klindiesisel liiva- ja savikivimite avamusel ei ole maismaal ja mere all ühiseid astangulisi tasemeid. See on seotud ida-lääne sihis märkimisväärselt muutuva Kambriumi-Vendi kihtide litoloogiliste omaduste ja paksusega, samuti purdkivimite palju väiksema erosioonikindluse ja nõlvapüsivusega. Kalle Suuroja [5] on Virumaal eristanud kõige püsivamad astangud Ordoviitsiumi fosforiidilasundi, Tiskre liivakivi (Kambrium I) ja Lükati liivakivi – Lontova sinisavi tasemel (Kambrium II). Neist on ulatuslik, ühe kuni viie kilomeetri laiune terrass seotud üksnes Kambriumi I liivakivi astanguga.



Hilisem nõlvade erosioon ja kuestaplatoo areng. Ühtaegu maapinda lõikuva jõeoruga hakkasid selle nõlvadel arenema kulutusprotsessid, mille ilme oli põhja- ja lõunaveerul üsna erinev. Põhjaveerul, kus orunõlva ja selle kivimikihtide kallakussuund ühtisid, sai mööda kivimikihte liikuv vooluvesi takistamatult valguda alla jõesängi kogu kujuneva oruveeru ulatuses. See soodustas laialdast nõlvaerosiooni ja piki kihipindu arenevaid nõlvaprotsesse, ennekõike maalihkeid. Kui erosioon jõudis geoloogilises läbilõikes kulutuskindla kihini, hakkas mööda seda arenema ulatuslik kuestaplatoo. Nõnda kujunes Balti klindi esisel alal kuestaplatoo piki kristalliinsete kivimite pealispinda.

Ent kujuneva orundi lõunaveeru ja selle kivimikihtide vastupidine kallakus raskendas vee ulatuslikku liikumist piki kihipindu jõeoru suunas, pärssides seeläbi seal ka ulatuslikku erosiooni ja nõlvaprotsesse. Seepärast kulus lõunaveer palju vähem ja selle astangud olid püsivamad. Voolu- ja pinnasevesi valgus pigem terrassidel avanevaid ja lõunasse kallutatud kihte mööda oruveerule vastupidises suunas, mistõttu hakkas terrassi lõunast piiritleva astangu ette tekkima voolus. Nende protsesside tõttu ongi varasemad jõeterrassid piki erosioonikindlat kihti lõunasuunas kallutatud, astangu ette kogunev vooluvesi uuristas aga terrassi orulaadse süvendi (# 12). Kui vesi lubjakivist läbi tungis, eemaldus terrass erosioonilise jäänukina klindist, nihutades ajapikku ka klindi peaastangut tunduvalt lõuna poole (# 8).



Aeg, mil voolas Balti klinti vorminud jõgi. Väga soodne aeg jõgede arenguks Balti kilbi lõunanõlval oli Kesk-Devoni järgne kontinentaalne periood. Paraku ei ole sellest ajast Balti klindi ümbrusesse jäänud kivimimaterjali, mistõttu on siinseid täpseid geoloogilisi olusid ja protsesse ning seega ka reljeefi arengut ja muutusi võimatu taastada. Küll aga saame tugineda naaberaladelt pärinevatele faktidele ja nende põhjal tehtud üldistustele.

Esmane soodus aeg jõgede erosiooniks Balti kilbi lõunanõlval tekkis aga juba Kesk-Devoni-eelsel ajal, mil Siluri ja Devoni vahetusel kulmineerunud Kaledoonia kurrutuse tõttu hakkas regioon kerkima ja kulutus intensiivistuma. Tolle perioodi markantne erosioonivorm, ligi 60 kilomeetri pikkune ja kohati 35–40 meetri kõrgune Vara-Devoni jõeorgu tähistav Wesenbergi astang avastati Kesk-Devoni setete alt Narva-Luuga madalikult. Erinevalt Balti klindi eelsest reljeefist, mis langeb lääne suunas, madaldub reljeef Wesenbergi astangu ees itta. On üsna keeruline ette kujutada, et ühtaegu oli peaaegu samas kohas korraga kaks vastassuunas voolanud jõge. Seetõttu ei sobi Balti klindi tekke aeg kuidagi Vara-Devonisse ning on raske nõustuda arvamusega, et tänapäevase kuestareljeefi põhijooned Baltikumis pärinevad sellest perioodist [1].

Kaledoonia kurrutuse ajal Eestist vahetult loodesse kerkinud kõrgmäestik (# 7) määras suuresti ära ka meie ala geostruktuurse üldplaani ja geoloogiliste protsesside iseloomu järgnevaks 350 miljoni aastaks. Kerkinud mägedest ja Balti kilbilt alguse saanud jõed kulgesid üle kilbi nõlvaalade, meist lõunakaartesse jäävate settebasseinide poole. Kui mitte arvestada ala mõningast tektoonilist aktiviseerumist Hertsüünia kurrutuse kulmineerumise ajel Permis, siis oli Balti kilbi lõunanõlval hilises Paleosoikumis ja Mesosoikumis tegu valdavalt jõeliste kulutusprotsessidega. Sedamööda, kuidas maakoore kerkimine ja pinged vaibuva orogeneesi tõttu järele andsid, kaotasid ka kulutusprotsessid järk-järgult oma tugevust.

Paraku ei ole täpselt teada, milline oli tolle perioodi jõgede kulg ja mis tüüpi oli kujunev reljeef. Meist lõunasse ja kagusse jäävad ulatuslikud Kesk- ja Hilis-Devoni deltalasundid viitavad selgelt siinsetest aladest üle voolanud samasuunalistele jõgedele. Hilisemad, lõunasse ja edelasse jäävad settebasseinid annavad jõgede kulgemiseks aga erisuguseid võimalusi: need võisid voolata ka ida-lääne sihis. Kuid arvestades pikka kulutusperioodi ja Hilis-Kriidi paleogeograafiat, asus Balti klindi ala Mesosoikumi lõpus ilmselt kaugel sisemaal, kujutades endast tõenäoliselt paarsada meetrit üle merepinna kõrguvat, vähe liigestatud tasandikku. Kuid olnuks siinse reljeefi üldilme milline tahes, on järgnevate sündmuste valgusel raske uskuda, et sellest tänini midagi säilinud oleks.

Balti kilbi uus tektoonilise elavnemise ja geostruktuursete muutuste etapp on seotud juba Mesosoikumis alanud Pangaea superkontinendi lagunemisega. Riftistumine ja Atlandi ookeani avanemine põhjasuunas tingis Kainosoikumi alul, umbes 50 miljoni aasta eest, peaaegu 350 miljonit aastat koos/lähestikku püsinud Põhja-Ameerika, Gröönimaa ja Skandinaavia eraldumise üksteisest. Kui need sündmused olid Neogeenis, umbes 23–25 miljoni aasta eest, haripunkti jõudnud, hoogustus Balti kilbi kerkimine ja Põhjamere alade vajumine. Tollal tekkinud geostruktuurne üldplaan on olnud aluseks ka tänapäeva Läänemere regiooni valglate ja jõgede süsteemi kujunemisele.

Miotseenist kuni Kvaternaarini domineeris Läänemere regioonis jõgi, mida tuntakse Balti, viimasel ajal rohkem ka Eridanose jõena. Saanud alguse Balti kilbilt, kandis see oma vee koos kilbilt pärineva rikkaliku purdmaterjaliga läbi praegusaegse Läänemere keskosa ning suubus Poola ja Saksamaa põhjaosa ning Põhjamere alasid katnud settebasseini (# 10). Jõe algsel suudmealal Põhja-Poolas hakkas ligi 25 miljoni aasta eest arenema ulatuslik delta, mida seal leiduva merevaigu tõttu on Vana-Kreeka müüdi „Helios ja Phateon“ järgi hakatud nimetama Eridanose deltaks. Täituvas settebasseinis nihkus deltaala vähehaaval lääne poole, jõudes umbes 12 miljoni aasta eest tänapäevase Põhjamere lõunaossa (# 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 päritolu kinnitavad neis leiduvate raskete mineraalide fraktsiooni ja kvartsi iseärasused, aga ka Vara-Pleistotseenis siia fluviaalsete jääpangastega kantud rändrahnud. Pleistotseenis alanud mandrijäätumisega algas ilmselt ka Eridanose lätete hääbumine. Liustike vahelduva pealetungi ja taandumise tõttu kadus umbkaudu 0,7–1 miljoni aasta eest Eridanose voolutee aga täielikult.



Eridanose jäljed Läänemeres. Eespool kirjeldatud Neogeeni-aegse delta setete Skandinaavia päritolu viitab läbi Läänemere keskosa voolanud suurele jõele. Paraku on Eridanose säng tänapäevaks suuresti kulutatud ja faktid selle võimalike kulgemisteede kohta Läänemere- alustel aladel väga napid. Ilmselgelt on korduvalt peale tunginud ja taandunud massiivsed Pleistotseeni liustikud põhjustanud siinse maakoore ulatuslikke vertikaalseid liikumisi ning muutnud seeläbi oluliselt regiooni jäätumiseelseid kõrgussuhteid. Veelgi enam, tingituna liustike keelte erinevatest massidest ja ka maakoore ehituse iseärasustest võis nende liikumiste amplituud ka Balti kilbi lõunanõlva piires tugevasti varieeruda. Seetõttu pole võimalike lõunasse suunduvate vooluteede otsimisel abi ka praegusaegsetest kõrgussuhetest.

Tõenäoliselt tähistab Eridanose kulgu põhjas 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, mõjutades korduvalt siis Balti kilbi lõunanõlva katnud mere paleogeograafilis-fatsiaalseid iseärasusi. Arvatakse, et siitkaudu kulgeb nn. Botnia-Balti tektooniliselt aktiivne vöönd (# 4) ehk struktuurne üleminekuala Ida-Euroopa kraatoni ääre- ja sisealade vahel. Oletatavasti on laamade vastastikusest liikumisest ja kokkupõrgetest tekkinud regionaalsed maakoorepinged just siinses vööndis pika geoloogilise ajaloo vältel järele andnud. Regiooni tektoonilisel aktiviseerumisel Neogeenis võis siitkaudu kulgeda struktuurselt madalam ala, mille põhja moodustuski Eridanose säng.

Säärase suunaga, reljeefis madalam Eridanose orund oli kahtlemata soodne liikumistee hiljem lõunasse laskuvatele Pleistotseeni liustikele. Siitkaudu liikunud jääkeeltele viitavad piki Ojamaa idarannikut kulgevad suured liustikutekkelised orundid ja liustikealuse survevee kujundatud isoleeritud aluspõhjareljeefi süvikud (Fårö, Gotland jt.; # 6). Samuti asub siin üks ulatuslikum Läänemere-alune glatsiaalsetete kuhjevormide vöönd, mille osa on ka Gotska Sandöni saar (# 14).

Seega pole kahtlust, et lõunasse liikunud Pleistotseeni liustikud räsisid tugevasti Eridanose sängi ja põhjustasid maakooreliikumisi, muutes ühtaegu ka selle kõrgussuhteid. Sestap on palju vaieldud Eridanose võimaliku jätku üle Botnia lahest lõunasse: kas ürgjõgi suundus ida või lääne poolt Ojamaad. Kuna Balti ja Siluri klint kui Eridanose lisajõgesid märgistavad oletatavad astangud ulatuvad Ojamaa läänerannikule (# 4, # 6), ei teki algul kahtlust, et Eridanos jäi Ojamaa ja Rootsi mandriosa vahele. Kuid liikudes siitkaudu kaugemale lõunasse, hääbuvad ühtaegu aluspõhjareljeefi tõusuga ka mõlemad klindiastangud. See aga on andnud ainest oletusteks, et Ölandist ja Ojamaast läände jäävaid klindiastanguid võisid kujundada hoopis põhja suunduvad jõed [2]. Kui nõnda, siis pidid need jõed ühinema Ojamaast ida poolt kulgeva Eridanosega kusagil Landsorti süviku lähedal.

Kuid otsides Eridanosele väljavoolu ida poolt Ojamaad, satume samasugustele kõrgussuhetest tulenevatele takistustele. Peale eespool mainitud väljavooluta aluspõhjaliste süvikute on ka siitkaudu Eridanosele ületamatu tõke kaugemal lõunas kerkiv aluspõhjareljeef. Seega, et kuidagi selgitada Eridanose kulgu Põhjamere piirkonda jääva deltaalani, ükskõik kas ida või lääne poolt Ojamaad, tuleks märkimisväärselt kergitada Läänemere põhjaosa – Anders Martinssoni arvates üle paarisaja meetri [2]. Samas ei ole ida-lääne sihis voolanud Eridanose lisajõgede jaoks selliseid, maakooreliikumistest tingitud selgeid takistusi nüüdses aluspõhjareljeefis. Praeguste andmete põhjal võib väita, et sellesuunaliste jõgede tummad tunnistajad – nii Balti kui ka Siluri klint (# 6) – suundusid mõlemad Ojamaa läänepoolsele küljele. Sedaviisi ei saanud Eridanose teekond kuidagi kulgeda Ojamaast ida poolt.



Soome laht ja Balti klint – hästi säilinud Ürg-Neeva jäänukid. Kui liustike liikumisteega ühtivat Eridanost saab nüüdisajal seostada üksnes Botnia lahe ja Ojamaast läände jäävate klindiastangutega, siis sellega ristuva Ürg-Neeva kulgu tähistab nii maismaal kui ka mere all Balti klint ja selle esine kuestaorund. Lõunasse laskunud liustikud ei ole klinti täielikult tasandanud isegi kõige ulatuslikumas, Ojamaast kirdesse jäävas eksaratsioonilises orundis (# 6). Liustike vähest ja vaid selekteerivat rolli kuestavormide kulutamisel tõestab ka hästi säilinud Siluri klint ja selleesine kuestaorund Läänemere keskosas.

Ida-läänesuunalised kuestavormid kajastavad väga hästi Ojamaa läänepoolsele küljele suubunud jõgede pikaajalist erosiooni. Neogeenis madalamal paiknenud Botnia-Balti mobiilsele vööndile ja selle suunas voolanud jõgede ida-lääne sihis kasvavale kulutusjõule viitab aga mitu aspekti: Vendi-Kambriumi kivimite avamus läänesuunas kitseneb, kristalliinsete kivimite oma aga laieneb; Balti klindi ja Ordoviitsiumi-Siluri lademete avamusjoonte ida-läänesihiline orientatsioon Eesti mandriosas on Läänemere all kirde-loodesihilisem; kuestareljeef on kõige selgemalt välja kujunenud Läänemere all.



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

2. Martinsson, Anders 1958. The submarine topography of the Baltic Cambro-Silurian area. – Bull. Geol. Inst., Uppsala 38: 11–35.

3. Miidel, Avo 1992. Põhja-Eesti klindi päritolu. – Eesti Loodus 43 (2): 76–81.

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: 293–312.

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

6. Tuuling, Igor; Troon, Marko; Tilk, Kaidi 2007. Balti klint Läänemere all: Gotska Sandönist Hiiumaani. Rmt: Puura, Ivar jt. (toim.) XXX Eesti loodusuurijate päev. Klindialade loodus: 17–37.



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

Loe Uudistajat
E-posti aadress:
Liitun:Lahkun: 
Serverit teenindab EENet