Veel Lääne-Saaremaa Vesiku kihtidest: probleeme põhikivimeis

Print Friendly, PDF & Email

Eelmistes Vesiku-lugudes olid jutuks selle omanäolise paelasundi vahekihtide ja basaalse kihindi eripärad (Einasto 2011, 2012). Järgnevalt vaatleme põgusalt Vesiku kihtide põhikivimi ehituse iseärasusi ja puudutame seni selgusetuid settimisega seotud probleeme selles laguunses keskkonnas Lääne-Saaremaa kohal umbes 425 miljonit aastat tagasi.

Baltika mandripank triivis koos tema edelaserval paikneva Paleobalti ääremerega noil kaugetel aegadel kusagil praeguse Indoneesia kohal troopikas. Tänapäevaste lõunapoolkera mandrite ühendus – Gondvana hiidmanner – asus lõunapoolusel, kus aperioodiliste tsüklitena kestis mandrijäästumine üle 30 miljoni aasta (Kaljo jt 2003). Jäästumise maksimumid toimusid ordoviitsiumi ja siluri ajastu piiril ning vara- ja hilissiluri piiril, põhjustades ookeanipinna languse üle 100 m keskmisest madalamale, madalmerede kestva kuivaksjäämise ja liikide väga ulatusliku väljasuremise isegi avaookeani planktoni kooslustes (nn interregnumid, vt Jaeger 1976).

Vesiku kihid moodustusid teise ülalnimetatud jäästumis-maksimumi (sensu lato) ühel jäävaheajal, kui madalmeredes eelneva kestvama settelünga ajal kuivaks jäänud Paleobalti mere kaldalähedane laudtasane paepõhi ujutati taas üle õhukese, kõigest mõne meetri sügavuse veekihiga. Saaremaa kohal laius siis vaid lõunasse avanev madal laht, kuhu loodest suubus veerikas jõgi, mis magestas mõnel määral lahe vee, luues soodsad elutingimused ürgvähilistele (Einasto 1967, Эйнасто 1968).

Avamerest oli see laguunilaadne laht eraldatud Kolka kohal paikneva kitsa rifi barjääriga. Sellistes tingimustes toimus Vesiku kihtidele iseloomuliku, kogu geoloogilises ajaloos kaunis erandliku lubija dolomudade vahelduva settekoosluse kujunemine (Нестор, Эйнасто 1977).

Veel Lääne-Saaremaa Vesiku kihtidest
Foto 1. Kipi puursüdamik, sügavus 37,17–37,27 m, lihv: Ussikirjaline dolomiitjas savikas lubjakivi püriidistunud koproliitide (mudasööjate ekskrementide) ja väikeste veeristega (kihid 1, 3, 6) ning detriitjas-purrulise puhtama lubjakivi katkendlike vahekihtidega (kihid 2 ja 5), samuti tumedama ussikirjalise domekivi õhukeste vahekihtidega (kihid 1, 4 ja 7). Lasum (kiht 8) on puhas tombuline lubjakivi. Kahel tasemel (kihtide 2 ja 7 all ja peal) esinevad ebatasased püriitsed taskutega katkestuspinnad. Iseloomulik varjatud šelfi le
Setete erandlik kooslus

Selles madalveelises laguunis moodustunud erandliku settekoosluse põhikomponentideks olid:

  1. pruunikashall selgelt horisontaallainjas mikrokihiline, suure möllisisaldusega* lubjakas savine dolomuda, millest kivistumisel moodustus lubjakas mölljas* domekivi (domeriit)** ehk Eurypterusdomekivi (nimetus tuleneb ürgvähiliste koosluse juhtkivistise nimetusest);
  2. helehall ühtlane nõrgalt dolomiidikas lubimuda, mis kivistudes tekitas mudalise mikrokristallilise dolomiidika lubjakivi (fotod 2, 3, 4).

Lisaks esinevad õhukesed (enamasti alla 1 cm) läätsjad peeneteralise tombulis-detriitse puhta lubjakivi kaltsiitse tsemendiga vahekihid, tekkelt tempestiidid-tormisetted, mille alumine pind on terav, kulutusjälgedega, ülemine aga siirdeline, moodustades koos 1. 2. lasumiga elementaarse tsükliidi – ühe settimistsükli vältel kujunenud kihindi (komplekskihi, foto 2).

Veel Lääne-Saaremaa Vesiku kihtidest
Foto 2. Kipi puursüdamik, sügavus 35,12–35,21 m, lihv: Kolme kivimtüübi mikrotsükliline vaheldumine. Eletsükliidi alumine kihike on teraline tombulis-detriitne veeristega tormisete (2, 4, 6–7, 12), keskmine – mikrokristalliline muda- kuni tombuline lubjakivi (5, 8, 10, 13, 15, 17), ülemine – pruun Eurypterus-domekivi, mis 1. ja 16. kihina on säilinud vaid jäänukina, 6. ja 13. kihi pealt on see täiesti kulutatud (või polegi settinud?). Seitsmenda kihikese tekitanud torm on lamamis põhjustanud kihikeste nihke (libisemispind on selgelt jälgitav 5. kihikese sees), lükates 5. kihikese ühe „mikropanga” 7. kihikese sisse. Selle tormisette-kihikese ülemisel pinnal on orienteeritult kaanekumerusega üles karpvähiliste õhukesed karbipoolmed. Mustad triibud vasemal tähistavad tormide tekitatud kulutuspindu, millistest mõninga lünga tunnused on 1. ja 13. kihikese suuremat kulutust markeerivad pinnad

Kahe põhikivimi selgepiiriline õhukesekihiline vaheldumine ja sageli ka horisontaalsuunalised siirded pidevate üleminekutega, samas selged kulutuspinnad, mis lamavaisse kihtidesse põikselt lõikuvad, kinnitavad kivimite settimisaegsete struktuuride ja tekstuuride väga head säilumist, oluliselt erinevaid tekketingimusi eeldavate kivimite – lubjakivi ja domekivi – kiire vaheldumise primaarsust, esmapilgul paradoksaalse paekoosluse reaalsust. Rõhutagem: domekivis on alati kaltsiidilisand 5–15% (möllisisaldus 45–53%) ja lubjakivis on püsivalt dolomiidilisand 5–9%, kus mölli hulk jääb alla 30% (Эйнасто 1970, tabel 2 lk 51). Lubja- ja dolokivi selline segakivimina harvaesinev vaheldumine on uurijate tähelepanu äratanud juba ammu (Einasto 2010, 2012).

Lubi- ja dolomuda üheaegse settimise probleemid

Dolomiit on sedimentoloogidele probleemne mineraal, sest laboratoorselt on selle settimist raske uurida, tänapäevased analoogid varasemate geoloogiliste perioodide laialt levinud dolomudadele aga puuduvad, piirdudes vaid kõrge soolsusega laguunide või ajutiste veekogudega ariidseis kliimatingimustes (Pärsia lahe lõunarannik, Shark-Bay ja Coorong Austraalias, vt Tucker 1990), mis Saaremaa ja Kesk-Eesti siluri laguunsete domekivide tekkemudeliteks ei sobi. Suure savi- ja möllisisaldusega domekivi settimiskeskkonda Maurice Tucker oma monograafilises käsitluses ei puuduta, kuigi vanaaegkonnas oli savirikas setteline dolomuda laia levikuga. Esmakordselt iseloomustas sellist tüüpi dolomuda settimiskeskkonda Roman Heckeri paleoökoloogia koolkond Fargona oru paleogeenis, seostades mikrokihilise domekivi tekkimise suure jõe deltalähedaste tingimustega (Осипова 1956; Геккер jt 1962). Dolomiidi tekkeprotsess ise – magneesiumi allikas settebasseinis – on jäänud tänaseni selgusetuks.

Järgnevalt vaatleme Vesiku kihtide paekooslust mõnede näidete varal samast Kipi puursüdamikust, alustades settimise järgnevuses sügavamalt. Südamiku uurimisel selgus põhikomponentide vaheldumises üldine tendents lubjakivi vähenemisele ja domekivi suurenemisele, kuni Eurypterus-domekivi täieliku domineerimiseni Vesiku kihtide ülaosas. Erilist huvi pakuvad neis palades ilmnevad tsüklilise settimise tagajärjed ja kihilisuserikked, mis seotud veel mittekõvastunud setete libisemistega ilmselt tormide tulemusel, millega kaasnes settepinna mõningane kulutus ja peeneteralise settematerjali pealekanne avamerepoolsest madalikutsoonist (fotod 2, 3).

Veel Lääne-Saaremaa Vesiku kihtidest
Foto 3. Kipi puursüdamik, sügavus 34,95–35,05 m, lihv: Kahe põhikivimtüübi vaheldumine, kus selgelt nähtavad kihilisuserikked osalt kõvastunud, aga veel pehmes olekus olnud sette nihkumised lamami suhtes. Vasemal on tähistatud tervena säilinud kihindid ja nende piirid ning veerised (V). Nihe on põhjustanud põrke- ja paindevööndis sette oksüdeerumise (heledad viirud). Nihke- ja põrkepinnad II/III ja III/IV kihindi vahel on hästi jälgitavad: Nihkele järgnes settepaus, mil kujunes püriidistunud kaksik-katkestuspind IV kihindi lael. Lünga ajal sattusid ka püriidistunud mudalubjakivi veerised libisemisega sündinud süvendisse

Analoogilised kihirikked on kõige paremini paljandunud Saaremaa idapoolsematel Anikaitse ja Hülge pangal (Einasto 1961). Võttes arvesse ka sette pealispinnal säilinud ja mudakorra alla mattunud „pisikraatreid” (foto 4), võib suure tõenäosusega oletada, et Vesiku kihtide põhikivim kujunes siluriaegse Balti mere Kaarma lahe tõusu-mõõna vööndis. Sellist tüüpi kaldalähedased setted on geoloogilises minevikus säilinud haruharva.

Veel Lääne-Saaremaa Vesiku kihtidest
Foto 4. Kipi puursüdamik, sügavus 37,80 m. Lubjakivi vahekihi konarlik pealispind sagedaste „pisikraatritega”, mis kujutavad endist ilmselt gaasimullide väljumisavasid hajutatud orgaanilist ainet sisaldavast settest ajutiselt (võib-olla anomaalselt tugeva mõõna ajal) vee alt vabanenud merepõhjas, kus muda polnud jõudnud kõvastuda

Tänan TTÜ Geoloogia Instituudi peavarahoidjat Ursula Toomi, fotograaf Gennadi Baranovit ja Tallinna Tehnikakõrgkooli haridustehnoloogi Egle Kampust tehnilise abi eest.

Mõisted

* möll ehk silt ehk aleuriit – sete, terasuurusega 0,01–0,1 mm liiva ja savi vahel (Pettijohn 1949), kivistunult möllkivi või siltkivi (siltstone), aleuroliit. Autor eelistab seni eesti geoloogilises kirjanduses vene keele mõjul kasutatud aleuriidile lühemat inglise keeleruumis kasutatavat terminit silt, millest on sobivam moodustada erineva sisalduse tähistamiseks tuletisi siltikas, siltjas ja siltne; teisalt on õigem eestikeelse termini laiem kasutuselevõtt.

** Autor (Einasto 2005) on süsteemsuse huvides teinud ettepaneku eristada setteid kivimitest nii, et eesti keeles peaksid kõik kivimid, nagu paekivi, lubjakivi, liivakivi, lõppema -kivi’ga:

SETE: lubimuda/lubiliiv; dolomuda/dololiiv; mergel; domel; savi

KIVIM: lubjakivi dolokivi merkivi domekivi savikivi

Kirjandus
  1. Einasto, R. 1961. Geoloogi pilguga Kübassaares. – Eesti Loodus, nr 1, lk 38–42.
  2. Einasto, R. 1967. Eurüpteriidide elu- ja mattumistingimustest. – VIII Eesti looduseuurijate päeva ettekannete teesid / ENSV T A. Loodusuurijate Selts. Tartu, lk 88–90.
  3. Einasto, R. 2005. Tallinna ehituspaestiku läbilõige Paldiskis. – TTK Toimetised, nr 6, lk 30–36.
  4. Einasto, R. 2010. Roman Hecker – Ontika ranna poisist paleoökoloogia rajajaks. – Loodusesõber, nr 3, lk 32–34.
  5. Einasto, R. 2011. Vaadates kivi sisse. Vesiku kihtide paljandis Elda poolsaare läänerannal Saaremaal. – Keskkonnatehnika, nr 8, lk 39–41.
  6. Einasto, 2012. Vaadates kivi sisse. Läänesaaremaa Vesiku kihtide eripärasid uudistamas. – Keskkonnatehnika, nr 1, lk 42–45.
  7. Jaeger, H. 1976. Das Silur und Unterdevon vom thüringischen Typ in Sardinien und seine regional geologische Bedeutung. – Nova acta leopold. Bd. 45, N 224, S 263–299.
  8. Kaljo, D., Martma, T., Männik, P., Viira, V. 2003. Implications of Gondwana glaciations in the Baltic late Ordovician and Silurian and a carbon isotopic test of environmental cyclicity. – Bulletin de la Societe Geologique de France 174 (1), 59–66.
  9. Pettijohn, F. J. 1949. Sedimentary rocks. New York.
  10. Tucker, M. 1990. Dolomites and dolomitization models. – Carbonate sedimentology / Eds M. Tucker & V. Wright. Blackwell sci publ, pp 365–400.
  11. Нестор, Х., Эйнасто, Р. 1977. Фациально-седиментологическая модель силурийского Палеобалтийского периконтинентального бассейна. В кн. Фации и фауна силура Прибалтики, Инст. Геол. АН Эст. ССР, Tallinn, lk 89–116.
  12. Геккер, Р. Ф., Осипова, А. И.., Бельская, Т. Н. 1962. Фeрганский залив палеогенового моря Средней Азии. Кн. 1, Москва, Изд. АН СССР, 335 с.
  13. Осипова А. И. 1956. Условия образования доломитов в Ферганском заливе палеогенового моря. Труды ГИН АН СССР, вып 4.
  14. Эйнасто, Р. 1968. Фациальные и палеогeoграфические условия образования эуриптеровых доломитов (силур Прибалтики). – Международный геологический конгресс, ХХIII сессия: докл сов геологов: Генезис и классификaция осадочных пород. Moskva: Nauka, lk 68–74.
  15. Эйнасто, Р. 1970. Первичные доломиты. Силур Эстонии. Инст. Геол. АН Эст. ССР; под ред Д. Кальо. Tallinn: Valgus, lk 46–55.

Artikli autor on Rein Einasto

Artikkel ilmus ajakirjas Keskkonnatehnika 2/2012, lk 44–46

close