Geoloogia ! (0)

GEOLOOGIA – teadus Maa ehitusest, tema muutustest ja arengust, sealhulgas ka elu arengust maakeral.
Geoloogia peamiseks ülesandeks on selgitada Maa ülemiste kihtide nn. maakoore ehk litosfääri (kr. lithos -kivi, sphaira -kera) ehitus ja selle areng, maakoores esinevad kivimid ja nende vaatastikused suhted. Selleks on vaja teada protsesse, mis põhjustavad kivimite teket, muutusi ja hävimist.
Seega õpetab geoloogia meid vaatama ümbritsevat loodust, mõistma looduslike protsside põhjusi, avaldusvorme ja seaduspärasusi.
Geoloogia praktiline tähtsus – leida puhast vett ja maavarasid: naftat, kivlsütt, põlevkivi, maake, metalle , soolasid ja teisi keemilisi ühendeid.
Samuti on geoloogiat vaja tunda meie elukeskkonna planeerimise ja ehitamisega seonduvate küsimuste lahendamiseks.
Geoloogias kasutatakse kolme põhilist meetodit: vaatlust, katset ehk eksperimenti ja järeldust.
Katse ei ole geoloogias leidnud ulatuslikku rakendust.
Maakoort muutvad geoloogilised protsessid toimuvad nii ulatuslikus mastaabis ja nii pika aja vältel, et neid ei ole mõeldav katsetada laboratoorsetes tingimustes.
Seetõttu ongi geoloogias peamiseks meetodiks vaatlus ja faktide kogumine.
Nende andmete põhjal püstitatakse hüpoteesid millest arenevad erinevad teooriad maa arengust.
Maakera kui planeedi tekke küsimustes on geoloogia seotud astronoomia kosmoloogia ning füüsika ja keemiaga.
Elu tekkimise ja arenguga seoses ka bioloogiaga.
Seos geodeesia ning geograafiaga, mis uurivad maa kuju. Peale nende võib nimetada veel klimatoloogiat, hüdroloogiat, okeanograafiat, mullateadust.
Kokkuvõttes on geoloogia üheks lüliks loodusteaduses, mis tervikuna uurib meid ümbritseva maailma minevikku, olevikku ja arengut tulevikus.
I Geoloog1a ajalugu.
Geoloogia areng algas juba kauges minevikus ca 10000 aastat tagasi, kui maast ammutati olulisemad tootmisvahendid või tooraine nende valmistamiseks.
Kiviajal otsiti maapõuest primitiivseteks tööriistadeks sobivaid kivimitüüpe.
Pronksiajal toodeti neid tinast ja vasest .
Rauaajal lisandus raua tootmine.
Vanimad, kuni 600 aastat vanad kaevandused on säilinud Kesk-Aasias ja Hiinas.
Muinas Egiptuses kasutati püramiidide ehitusel puurimist.
Esimene mineraalide klassifikatsioon on koostatud tadziki arsti ja filosoofi Avitsenna poolt 11. sajandl alguses ja see püsis Euroopas kuni 18. sajandini.
Uzbeki õpetlane Al-Biruni koondas oma töödes idamaade maakide ja väärismetallide leiukohad.
Idast Euroopasse jõudis geoloogia vastavalt kultuuri arengule hiljem ning siin oli põhiliseks takistuseks keskaja kiriklik- feodaalne ideoloogia, mis surus maha iga eesrindliku katse seletada loodusnähtusi mittereligioossetelt positsioonidelt.
16 saj. Tuleb esile tõsta Leonardo da Vinci seisukohta mereliste organismide kivistunud jäänuste ja merede ning mandrite piiride muutlikkuse seostest.
17. saj. Juhtis taanlane Steno tähelepanu maakoore liikumistele ning merede transgressioonidele ning regresssioonidele.
18. saj. Euroopa teadlastest esimene oli Lomonossov, kes vaatles maa kihte kui looduslike protsesside tulemust ning andis seletuse tervele reale geoloogilistele protsessidele.
18saj. Edasiviivaks jõuks said kaks koolkonda -neptunistid ja plutonistid
Neptunistid eesotsas A. Werner'iga, väitsid, et kõik kivimid: nii graniidid, gneisid, basaldid kui ka liivad , savid ja lubjakivid tekkisid ookeanides settimise tagajärjel.
Plutonistid sotlase D. Button 'iga eesotsas lugesid, et primaarsed kivimid tekkisid maasiseste jõudude tagajärjel (vulkaanist välja pursanud magma hangumisel), hilisema purunemise ja ümbrpaigutuse tulemusena tekkisid nn. sekundaarsed kivimid.
Kivimite vanuse hindamise meetod töötati välja samaaegselt inglase Smithi ja prantslase Cuvier poolt 18. ja 19. sajandi vahetusel. Smith koostas esimese geoloogilise kaardi.
Cuvier'd loetakse paleontoloogia rajajaks. Ta võttis kasutusele katastroofide õpetuse, mille kohaselt kogu orgaaniline maailm on korduvalt katastroofide tagajärjel hukkunud ja seejärel uuesti ilmunud uute vormide näol.
Pärast Ch. Darwini töö "Liikide tekkimine" ilmumist 1859 . a. Hakati tõsist tähelepanu pöörama väljasurnud organismide süstemaatilisele uurimisele.
II MAA KUJU, SUURUS, EHITUS JA FÜÜSIKALISED
OMADUSED.
Andmeid Maa mõõtmete kohta:
ekvator1aalne läbimõõt 2a ~ 12.756,5 km,
polaarne läbimõõt 2c K 12.71J,7 km,
meridiaani plkkus -40.008,6 km,
ekvaatori plkkus = 40.075,7 km,
pindala -510.10 km t
maht -1.080.10 km ,
mase -5.976. 1027 g, ~
Maa keskmine tihedus =5,52 g/cm. Iseloomulik on tiheduse suurenemine Maa sügavuse suunas, mis on tingitud aine elastsest
kokkusurumisest.
Maakoor ei ole ühtlane oma tiheduselt ega paksuselt. Võib eraldada kahte tüüpi, okeaanilist ja kontinentaalset, maakoort. Maakoor on paksem mandritel kõrgmägede kohal kuni 80 km.
Ookeani nõgudes on ta õhem - Vaikse ookeani põhjapoolses osas vaid 10 km paks.
LITOSFÄÄR
Maakoore ülemine osa, eriti mandrite kohal, koosneb happelistest kivimitest –seda nimetatakse graniitseks kihiks, mille paksus on kuni 50 km.
Ookeanide põhjas graniitne kiht osaliselt puudub.
Graniitse kihi all asuvad aluselise koostisega kivimid mistõttu seda kihti kutsutakse basaltseks. Basaltse kihi paksus on suurim (kuni 3O km) mandriliste taeandike piires, ookeanide alal ta paksue väheneb märgatavalt (10-15 km).
Seega koosneb maakoor e. litosfäär graniitsest ja basaltsest kihist ehk nn. sial -vööst (Si – räni ja Al - alumiinium)
peridotiitne vöö JA TUUM
Litosfäärile järgneb ultraaluseliste kivimite vöö – peridotiitne mis koosneb ränist ja magneesiumist. Selle vöö paksuseks loetakse umbes 900 km. Selles sügavuses ilmneb aine elastsus (Mohhorovitshi pind). Vööd 900 km kuni 2900 km-ni nimetatakse vahevööks, sügavamal asub nn. tuum, kus 5100 km sügavusel asub välistuuma ja sisetuuma vaheline eralduspind mida nimetatakse tuuma piiriks .
Temeratuur
Keskmiselt iga 100 m kohta tõuseb temperatuur umbes 3 kraadi võrra. Sellist temperatuuri tõusu nimetatakse geotermiliseks gradiendiks. Tegelikkuses on geotermiline gradient muutuv suurus ja sõltub ala geoloogilisest ehitusest, kõikudes 0-25° 100 m kohta. Suurim on see tegutsevate vulkaanide alal, suhteliselt väiksem rahuliku geoloogilise ehitusega piirkondades. Samuti väheneb geotermiline gradient sügavuse suunas pidevalt, kuni muutub nulliks. Maakoore alumisel piiril on temperatuur ca 900-1000°C piires. Maa tuuma piiril - 2000 –2500 kraadi. Maa südamikus ei ületa igal juhul 10 000 kraadi.
Lisaks eraldub soojusenergia radioaktiivsete ainete lagunemisel ning
keemilistel reaktsioonidel, gravitatsioonienergia, päikeselt saadav energia.
III GeoloogilisEd distSipliinid
1. Ajalooline geoloogia.
Käsitleb maakoore ja orgaanilise elu arengut käsitlevaid distsipliine.
Paleontoloogia õpib looma- ja taimeorganismide kivistunud jäänuste põhjal tundma looduse arengut geoloogilise aja vältel. Paleontoloogiliste andmete põhjal on võimalik määrata kivimite suhtelist vanust . Paleontoloogilistele andmetele tuginvad suhteline geoloogiline ajaarvestus ja geoloogilise ajaloo perioodid.
Stratigraafia tegeleb kivimite kihtide ajaliste korrelatsioonide ja vanuse määramisega.
Faatsieste õpetus uurib settekivimite tüüpide tekkimise füüsilis-geograafilisi tingimusi.
Paleogeograafia ülesandeks on välja selgitada geoloogilises minevikus esinenud tingimusi ja nende füüsilis-geograafilisi muutusi ning tugineb peamiselt eelnimetatud teadustele.
2. Teadusharud, mie uurivad maakoore ainelist koosseisu.
Mineraloogia - teadus looduslikest keemilistest ühenditest - mineraalidest , nende kooslusest, kujust ,füüsikalistest omadustest, tekkest ja muutustest.
Kristallograafia uurib mineraalide kristalset struktuuri, kristallide füüsikalisi omadusi, kristallide tekkemehhanismi ja muutuste protsesse.
Petrograafia teadus kivimite tekkest, koostisest, ehitusest ja levikust.
Litoloogia tegeleb settekvimite ja moodustiste uurimisega.
Geokeemia uurib Maa keemilist koosseisu, keemiliste elementide jaotust, levikut ja migratsiooni maakoores.
3. Dünaamiline geoloogia.
Siia kuuluvad teadusharud, mis uurivad maapinnal või
maakoores toimuvaid liikumisi , protsesse ja nende dünaamikat.
Geotektoonika uurib liikumisi maakoores ja sellega kaasnevaid deformatsioone.
Struktuurgeoloogia käsitleb kivimite paigutust ja lasuvust
Vulkanoloogia uurib vulkaanide ehitust ja vulkaaniliste protsesside iseloomu ning põhjuseid.
Seismoloogia analüüsib maavärisemiste iseloomu, levikut ja põhjuseid.
Geomorfoloogia uurib maapinnal toimuvaid geoloogilisi protsesse, mis põhjustavad pinnavormide kujunemist ja muutumist.
Meregeoloogia jälgib kaasaegsete ookeanite, merede ning mandrite vahelisi vahekordi, uurib ranna ja merepõhja ehitust, arengut, kaaeaegseid merelisi setteid.
4. Rakenduegeoloogilised distsipliinid.
Maavarade õpetus käsitleb nii metalsete kui ka mittemetalsete maarete leviku ja esinemise seaduspärasusi.
Hüdrogeoloogia uurib põhjavete teket, omadusi, esinemise tingimusi.
Maakoor koosneb vett sisaldavatest ja vett pidavatest kihtidest. Eristatakse 1.Pinnavett – ookeanid , mered , jõed, järved, sood
2. Põhjavett, mis peitub maapõues
Põhjavee kihte nimetatakse horisontideks või lademeteks.
Kõige ülemist põhjavee horisonti kutsutakse pinnaseveeks.
Sügaval lasuv põhjavesi on enamasti surveline tänu peal lasuvate kivimite kaalule ja tektoonilistele pingetele maakoores. Surveline ehk. artesiaalne vesi võib mööda lõhelisi kivimeid tõusta mitusadad meetrit kõrgemale oma algupärasest lasumissügavusest. Vee liikumist maakoores nimetatakse filtratsiooniks. Kivimite filtratsiooni omadust iseloomustatakse vee liikumiskiirusega ajaühiku vältel ja seda nimetatakse veejuhtivuseks ehk filtratsioonimooduliks, mõõdetakse cm/sek, m/ööpäevas.
Ineenergeoloogia ülesandeks on rakendada geoloogia andmeid ehitustõõdel, uurib pinnaste ja kivimite füüsikalis-mehhaanilisi omadusi, tugevust, kokkusurutavust.
Geoloogiline kaardistamine on geoloogiliste uurimistööde ja maavarade otsimise peamiseks meetodiks,
Tootmistehnilised geoloogilised distsipliinid - kaevandusgeoloogia, mäeasjandus, puurimistööd
IV KIVIMID
Kivimite all mõistetakse maakoort moodustavaid mineraalide agregaate. Vastavalt tekkeviisile jagatakse kivimid kolme suurde rühma:
1. Tardkivimid , mis on tekkinud magma või laava tardumisel
2. Metamorfiidid ehk moondunud kivimid mis tekivad kõrge temperatuuri ja rõhu tingimustes maakoore sügavustes
3. Settekivimid
Maakoore kivimilises koosseisus moodustavad 95% tardkivimid, 4% metamorfsed ja 1% settekivimid.
SETTEKIVIMID.
Tard -ja metamorfsed kivimid on ülemises osas enamasti kaetud suurema või väiksema paksusega settekivimite korraga. Nii tuleb pindalaliselt 75% maakoorest settekivimite arvele, mis iseloomustavad maakoore kõige ülemist osa.
Settekivimid on tekkinud magmaliste ja metamorfsete, osaliselt ka vanemate settekivimite arvel.
Settekivimite tekkel etendavad määravat osa eksogeensed protsessid, nende kujunemine on seotud ühelt poolt litosfääri, teiselt poolt aga atmosfääri, hüdrosfääri ja biosfääri vastastikuse mõjutusega.
Tard- ja metamorfsed kivimid ei ole tasakaalus maapinnal valitsevate tingimustega. Nad murenevad ja lagunevad, kusjuures mateeria ümberjaotumisel kujunevad nende arvel uued, maapinnal valitsevate tingimustega tasakaalus olevad mineraalid ja kivimid.
Mateeria pidev ringkäik ja ümberpaigutumine ilmneb maapinnal kõikjal, kusjuures pidevale purustamisele alluvad ka varasemad settekivimid.
Peenestatud materjal (kruus, liiv, savi) kantakse tuule või voolava vee poolt nõgudesse või veekogudesse , kus ta settib kihtidena.
Värskelt kuhjunud settematerjali iseloomustab pudedus, kobedus, mistõttu nendest räägitakse ka kui settepinnastest.
Setete kõvastumine, tsementeerumine, üleminek settekivimiteks on
pidev ja väga pikaajaline protsess.
Settekivimitele olulisemaks iseloomulikuks tunnuseks on kihilisus, mis osutab setete kuhjumise perioodilisusele või rütmilisusele. Teiseks sisaldavad settekivimid mitmesuguste loomade või taimede kivistunud jäänuseid – fossiile. Fossiilide alusel rakendatakse geoloogilist ajaarvestust.
Settekivimite klassifikatsioon ja kirjeldus.
Settekivimite klassifitseerimisel võib lähtuda kas tekketingimustest või mineraloogilisest koostisest.
Geneetilises klassifikatsioonis eraldatakse kolme rühma:

mehhaanilised ehk purdkivimid ,

keemilised settekivimid

orgaanilised settekivimid.
Tihti on settekivimite kujunemisel osalenud erinevad protsessid koos. Näiteks savide tekkel toimuvad mehhaaniline kulutamine ja keemiline protsess, lubjakivide moodustumine on seotud ühelt poolt keemilise ühendite väljasadestumisega vesilahustest, teiselt poolt aga mitmesuguste loomorganismide ja taimede elutegevusega.
Mehhaanilised ehk purdkivimid.
Purdkivimid on tekkinud kivimite murenemisproduktide mehhaanilisel diferentsatsioonil tuule, mandrijää võl voolava vee poolt. Purdkivimid võivad olla pudedad (purdsetted) või tsementeerunud.
Veerised ja kruus tekivad purdmaterjali veelisel transpordil või murdlainetuse tegevuse tulemusel rannikul.
Liivadena klassifitseeritakse pinnast terasuurusega 0,1-1 mm.
Tsementeerunud liivad on tuntud liivakividena. Tsementeerivaks aineks liivakivides on räni, savi, karbonaadid ( kaltsiit . dolomiit) või raua ühendid.
Aleuriidid on liivadest peenema koostisega, 0,01-0,1 mm terasuurusega. Eesti keeles kutsutakse neid ka mölliks (liivsavid-saviliivad).
Nad on tavaliselt settinud rahulikus veelises keskkonnas.
Aja jooksul tsementeerunud aleuriite nim. aleuroliitideks.
Savid sisaldavad pinnaseosi, mis on väiksemad kui 0,01 mm.
Keemilised setted
Soolad . Peamiseks allikaks on merevesi, tekivad laguunsetes madalaveelistes tingimustes (kips, haliit, sulfaadid jne.)
Lubi . Nende teke on seotud kaltsiumbikarbonaadi väljasadestumisega allikates .
Dolomiitidest loetakse keemiliste setete hulka primaarsed settelised dolomiidid.
Orgaanilised settekivimid.
Turvas , pruunsüsi, kivisüsi ja põlevkivi, mis on tekkinud orgaanilise aine lagunemise, kõdunemise ja hilisema kokkusurumise tulemusena.
Biokeemilised kivimid.
Selles rühmas on kõige levinumateks karbonaatsed settekivimid: lubjakivid, dolomiidid, merglid ja kriit. Nende koosseisus esineb suurel hulgal mitmesuguste organismide skelette.
Lubjakivid võivad tekkida mitmesugustes tingimustes - nii mageveekogudes kui ka soolakates basseinides. Kõige enam on levinud merepõhjas settinud lubjakivid. Nad kujunevad sooja kliimavöötme meredes kus vee sügavus ei ületa 300 meetrit.
Dolomiidid tekivad esialgsete lubjakivide dolomitiseerumise arvel.
V EESTI ALUSPõHJA GEOLOOGIA
GEOLOOGILISE EHTUSE PÕHIJOONED
Eesti asetseb Ida-Euroopa (Vene) platvormi loodeosas. Ida-Euroopa platvormiks nimetatakse geoloogias Skandinaavia , Uraali, Kaukasuse , Krirnmi ja Karpaatide mäestike vahele jäävat lauskmaad.
Aluspõhi jaguneb struktuurses mõttes kahte erineva ehituse ja koostisega ossa.
Sügavama aluskorra moodustavad tugevasti kurrutatud eelkambriumi tard- ja moondekivimid . Nende kulutatud ja murenemiskoorikuga kaetud pinnal lamavad üldiselt rõhtsa lasumusega pealiskorra settekivimid, mis siin tekkisid osalt eelkambriumis (vendiumi ajastul), peamiselt aga kambriumi, ordoviitsiumi, siluri ja devoni ajastul.
Devoni ladestust nooremaid aluspõhja kihte Eestis ei esine.
Aluspõhja kivimeid katab kvaternaari ladestu setteist koosnev pinnakate , mis koosneb jäälistest, jääjõelistest, jääjärvelistest, järvelistest ja meresetetest. Valdavalt on need liiv- ja savipinnased. Soostunud aladel leidub ka rohkesti turvast ja allikalupja.
Aluskorra struktuuride tektooniline areng Iõppes Ida-Euroopa platvormil põhiliselt enne pealiskorra kihtide kujunemist, kuigi ka hilisema geoloogilise ajaloo vältel on teatud piirkondades esinenud tema pangaselist liikurnist .
Aluskorra pealispind on Põhja- ja Kesk-Eestis üldiselt väikese lõunasuunalise kallakusega.
Lõuna-Eestis Mõniste ümbruses aga tõuseb uuesti kõrgemale. Selline lasumus määrab pealiskorra kihtide samasuguse kallakuse.
Aluskorra pealispinna lasumissügavusest lähtudes eritletakse platvormidel tektoonilisi suurvorme - kilpe ja sünekliise. Kilbiks nimetatakse platvormi suurt positiivset tektoonilist struktuuri, millel pealiskord puudub või on väga väikese paksusega.
Ida-Euroopa platvormi põhjaosas asetsev Balti kilp on maapinnal avanevate kurrutatud eelkambriumiliste tard- ja moondekivimite suur massiiv . Ta hõlmab valdava osa Fennoskandiast, Koola poolsaare ja Karjala.
Loodes , Norra ja Rootsi aladel külgneb Balti kilp vanapaleozoilise
kaledoonia kurrutusvööndiga. Idas ja lõunas laskuvad kilbi nõlvad laugjalt sügavamale ja on kaetud vendiumi, kambriumi, ordoviitsiumi ja siluri settekivimitega.
Seega asetseb Põhja-ja Kesk-Eesti Balti kilbi lõunanõlval.
Platvormi suuri negatiivseid struktuure nimetatakse sünekliisideks. Põhja- Leedust üle Läti Edela-Eestisse ulatuv aluskorra nõgu kannab Balti sünekliisi nime.
Eestist kaugemal, ida pool, paikneb teine, Moskva sünekliis.
Nimetatud tektooniliste suurvormide areng mõjutas ja suunas kõiki geoloogilisi protsesse Eesti alal eelkambriumist paleozoikumi keskpaigani.
Paleogeograafiliselt oli Eesti vendiumi ajastust devoni ajastuni ca 550-350 milj. aastat tagasi Baltoskandiat katnud laiutise epikontinentaalse merelise basseini põhjaosaks. Põhjast, idast ja lõunast piiras seda basseini Fennosarmaatia maismaa (põhjas Balti, lõunas Ukraina kilp). Selle basseini sügavus ja sedimentatsiooni iseloom sõltusid täielikult aluskorra ülalnimetatud tektooniliste põhielementide arengust.
Füüsikalis-geograafilised tingimused isegi nii väikese ala piires, nagu seda on Eesti, olid küllaltki erinevad. Kõige suuremad muutused Eesti paleogeograafias leidsid aset vendiumi ajastu alguses, kui meie alale tungis meri ja siluri ning devoni ajastu vahetusel, mil mereline bassein taandus läände ja Eesti muutus valdavalt mandriliseks.
Kuigi Eesti pealiskorras on mitmeid suuri lünki, pole setete ladestumise ajutisele katkemisele tavaliselt kaasnenud kihtide lasumuse muutumist ehk geotektoonilisi liikumisi. Peamiselt on nee olnud mere transgressioonidest ja regressioonidest (pealetungidest ja taandumistest) põhjustatud lüngad.
Varasemast geotektoonikast räägivad lõhed millega on liigestatud kogu aluspõhi. Lõhed on valdavalt loode-kagu- ja kirde-edela-suunalised. Sageli
on lõhed mineraliseerunud, mis lubab selgitada nende arengukäiku. Lõhede täitematerjali uuringud on näidanud, et lõhede suund ei ole seotud nende vanusega, vaid ette määratud aluskorra vanade murranguriketega. Lõhede laienemine toimus mitme etapi vältel, mida iseloomustavad kindlad mineraalide kooslused . Tekkelt on kõnealused lõhed üldlevinud seisukoha järgi rebenemislõhed, mis kujunesid peamiselt maakoore plokkide vertikaalse liikumise tõttu.
Kirde-Eestis on avastatud tektooniline rikkevöönd - Ahtme rike . See esineb ordoviisiumi kihtides, eeskätt Kukruse lademes, süvakarstist haaratud purustusvööndite ja fIeksuurina (s.o. muidu rõhtsate kihtide astangulise paindena).
Rike levib kirde-edela-suunaliselt 35 km pikkusel alal. Tema laius on 1- 2 km. Rikke kagutiib asub loodetiivast kuni 15 m madalamal.
Sonda-Uljaste piirkonna magnetomeetriline kaardistamine tõestas seal juba varem tuntud pealiskorra vertikaalse liikumise otsese seose magnetiliste anomaaliatega mis räägib samuti tektoonilisest aktiivsusest paleosoikumi ajal.
ALUSKORD
Eesti aluskord jaguneb kaheks suureks erivanuseliseks Edela-Eesti ja Kirde-Eesti massiiviks. Nendevaheliseks piiriks on Loode-Eesti rannikult üle Põltsamaa Pihkva järve läänekaldale kulgev süvamurrangute süsteem (joon.). See on aluskorra põhilisi piire Eestis. Edela-Eesti massiiv jätkub lõunas edasi Põhja-Lätisse.
ARHEOZOIKUM
Arheozoikumi aegkonna kivimid on esindatud Edela-Eesti massiiviga, mis koosneb väga vanadest (rohkem kui 2,5-2,6 miljardit aastat) kivinditest. Need on vanuselt võrreldavad Balti kilbi kirdeosas paljanduvate Koola ja Valge mere seeria kivimitega. Viimaste vanuseks on määratud umbes 3,3 miljardit aastat. Et selle seeria alumine osa Balti kilbil ei paljandu , pole ka tema alumise piiri vanus teada.
Lähtekivimite koostise poolest on Edela-Eesti massii võrdlemisi ühetaoline, kuid kivimite moondeastme erinevuste tõttu jagatakse nad Lääne-Eesti gneissideks ja Lõuna-Eesti granuliitideks.
PROTEROZOIKUM
Kirde-Eesti massiiv koosneb alamproterozoikumi aegkonda kuuluvatest moondekivimitest, mis on Rootsis ja Edela-Soomes levivate svekofenniidide kurrutusvööndi otseseks jätkuks. 1,9 miljardit aastat tagasi haaras suurt osa Balti kilbi territooriumist Svekofenni kurrutus , millega kaasnes mägede teke.
Seejärel, umbes 1,7-1,6 miljardit aastat tagasi, oli see ala ka intensiivse süvamagmatismi (plutonismi) areeniks, mil kujunesid graniitsed intrusiivid. Edasi järgnes vähemalt 0,7-0,8 miljardit aastat kestnud kulutusperiood. Ürgmäestike ahelikele toimisid mitmesugused geoloogilised välisjõud ning mäed kulutati. Neist säilisid vaid kunagiste ahelike tuumad , mis kattusid murenemiskoorikuga. Hilisproterozoikumis kujunesid ka süvamurrangute süsteemid, mis liigestasid Balti kilbi paljudeks plokkideks .
KAMBRIUM
Paleozoilise ladekonna basaalne osa - kambriumi ladestu -ei ole Eesti
aluspõhjas täielik. Enam-vähem terviklikult, suuremate lünkadeta, on esindatud vaid alamkambriumi ladestik. Lääne- ja Lõuna-Eestis Iasub sellel veel küll liivakive, kuid nende täpsem vanus pole esialgu päris selge.
Hiliskambriumis ei toimunud setete ladestumist terves Baltikumis.
Arvestades, et ka vendiumi ja kambriumi ajastu vahetust markeerib Baltikumis settelünk, siis võib öelda, et paleozoiline aegkond algas Ida-Euroopa platvormi loodeosas tektooniliselt väga ebastabiilses olukorras.
Kõrvuti merega kaetud aladega Ievisid laialdased mandrilised piirkonnad. Üldse kuhjus kambriumi ajastul setteid Baltoskandiast osaliselt katnud laiutises meres Norra ja Rootsi aladelt üle Poola, Baltikumi ning kirdes Valge mereni.
Põhjas haaras see meri osalt ka Balti kilbi lõunapiirkondi, lõunas aga ulatus Ukraina kilbini ja ümber viimase kuni Musta mereni. Ligikaudselt näitab selle vana mere ulatust hilisemaist kulutusist säilinud kambriumi setendite praegune levila.
Kambriumi ladestu koosneb terves Baltikumis terrigeensetest settekivimitest - eeskätt rohekashallist või sinakashallist savist ehk sinisavist, aleuroliitsest savist, valkjashallist aleuroliidist ja liivakivist. Savi leiab kasutust telliste valmistamisel, elekroonikatööstuses, ehituses.
Ordoviitsium
Ordoviitsiumi ladestu läbilõikes valdavad karbonaatsed kivimid -mitmesuguse savikusega lubjakivid ja merglid. Ainult vanim osa ladestust on esindatud terrigeensete, mittekarbonaatsete kivimitega (aleuroliitne liivakivi , aleuroliit, argilliit , savi, glaukoniitliivakivi , glaukoniitlubiliivakivi). Vastavad setted kujunesid mandrile pealetungivas madalmeres.
Ordoviitsiumi ladestu kogupaksus kõigub 70-183 m piires, olles suurim Kesk-Eestis ja vähenedes sealt edela, lõuna ning ida suunas.
Ordoviitsiumi ladestul on Eestis suur rakenduslik tähtsus - ta peidab endas meie olulisimaid maardeid.
Ehituskivina on leidnud hindarnist eeskätt Väo, Vasalemma ja Voore kihistu lubjakivid
Tsemendi tooraineks on lubjakive murtud möödunud sajandi seitsmekümnendaist aastaist . Lubjakivist tehakse killustikku.
Siluri
Siluri ladestu koosneb peamiselt karbonaatsetest kivimitest -lubjakividest, dolomiitidest ja merglitest.
Ladestu kogupaksus on suurim Saaremaal Sõrve säärel, ulatudes Ohesaare puuraugus 436 meetrini.
Pikima kasutamisajalooga on ehituskivi. Veel praegu võib Varbola maalinna vallis näha samanimelise kihistu lubjakivi
Lubjakivi on kasutatud juba vähemalt 13. sajandist alates. Nii on sellest kivist ehitatud Paide ja Haapsalu vanad rajatised, sealhulgas Haapsalu piiskopilinnus, aga ka paljud maaehitised. Tuntuimad paemurrud asetsevad Tallinnas (Väo), Haapsalu lähedal ( Ungru ja Pusku), Märjamaa ümbruses (Orgita) ning Paides (Mündi).
DEVONI LADESTU
Devoni ladestu on Eesti aluspõhja noorimaks osaks. Devoni kihid levivad peamiselt Lõuna-Eestis. Nende avamus algab Ruhnu ja Kihnu saarega ning mandril Pärnu lahe ümbrusega. Avamuse põhjapiir jääb mandril umbes Pämu ja Navesti jõe ning Võrtsjärve põhjakalda-Mustvee joonele. Sellest piirist põhja pool asetseb veel terve rida avamuse jääksaari, millest kaks on suuremad -üks Tootsi ümbruses ja teine Narva jõe keskjooksul .
Devoni ajastuga algas Eesti alal täiesti uus arenguetapp , rnille vältel senine mereline olustik asendus osaliselt mandrilisega.
Siluri ja devoni ajastu vahetusel ca 400 milj. aastat tagasi toimus kulutusprotsess, kus hilisem mere pealetung hävitas isegi mandrilised setted.
Samal ajal muutus oluliselt ka põhjapoolkera mandrite üldine paleogeograafia - Põhja-Ameerika ja Ida-Euroopa seni eraldiasetsenud mandrid liitusid siluri ja devoni ajastu vahetusel üheks Euroameerika mandriks. See mäeteke tõi kaasa Ida-Euroopa platvorrni loodealade üldise kerkimise ja mere taandumise lõuna suunas.
Jõed voolasid meie alale peamiselt Balti kilbilt (Soomest), kus purdsetete lähtekivimiteks olid tard-ja moondekivimid.
Devoni ladestu kogupaksus on Kagu-Eestis kuni 450 m.
Maaretest leidub meie devonis tööstuslikuks kasutamiseks sobivat savi ja klaasiliiva.