Litosfäär (0)

Selgus, et paljud maasisesed geoloogilised protsessid, sealhulgas maavärinad ja vulkanism , tükeldasid litosfääri suurteks plaatideks ehk laamadeks . Maa koos Merkuuri, Veenuse ja Marsiga kuulub Päikesesüsteemi „kiviste“ planeetide perre, mis on üles ehitatud põhiliselt hapniku- (O), räni- (Si) ja raua- (Fe) ühendite baasil. Kaugemad, nn hiidplaanedid (alates Jupiterist) koosnevad seevastu eelkõige vesinikust (H), heeliumist (He) ja teistest kergetest, põhiliselt gaasilises olekus olevaist elementidest. Kõigi Maa tüüpi planeetide siseehituses võib näha silikaatset koort, silikaat -oksiidset vahevööd ja ehedast rauast koosnevat tuuma. Maa kivimiline koor on meie planeedi unikaalse geoloogilise arengu tulemus. See on praegu 5-80 km paksune ning jaguneb kaheks erineva vanuse ja tekkeviisiga osaks – ookeaniliseks ja mandriliseks maakooreks. Ookeaniline maakoor moodustab maailmamere põhja ning koosneb kivimitest , mis on moodustunud vedeliku – basaltse magma – tardumisel . Ookeanilise maakoore kivimitel lasuvad süvamere setted . Mandriline maakoor moodustab mandreid ning koosneb mitmesugustest tard -, sette- ja moondekivimitest. Kuni 2900 km sügavuseni laiub kivimeteoriitide sarnastest kivimitest koosnev vahevöö. Selle ülaosas on mõnesaja km paksune plastiline astenosfäär. Tänapäevaks on selgunud , et astenosfäär kujutab endast vahevöö kivimite mõningase ülessulamise – s.o basaltse magma tekke – piirkonda. Maakoort koos astenosfääri peale jääva vahevöö osaga nimetatakse litosfääriks. Nikkelraua koostisega Maa tuum paikneb 2900-6378 km sügavusel ning jaguneb vedelaks välis- ja tahkeks sisetuumaks. Vedela metalli pöörisvoolud välistuumas tekitavad Maa dünaamilise magnetvälja. Litosfääri põhilisteks koostiselementideks on O, Si, Fe, Mg, Ca, Al, K ja Na. Tänapäevaks on Maalt leitud ligi 3600 eri liiki mineraale. Vaadeldes litosfääri elemendilist koostist, näeme, et selle keskkonna mineraalid on valdavalt silikaadid , st üles ehitatud eelkõige räni ja hapniku baasil. Kivim on mineraalide tugevalt kokku tsementeerunud kogum, mis looduses esineb kihi, tardunud laavavoolu või mõnd teist tüüpi kivimkehana. Kivimid jagatakse tekkeviisi järgi kolme suurde rühma: tard- ehk magma-, moonde- ja settekivimid . Tardkivimid tekivad Maa süvakoore ja vahevöö kivimite ülessulamisel tekkinud tulivedelast magmast kristalliseerumisel. Osa magmakivimeid – süvakivimid, tarduvad maakoores mitmesuguse suuruse ja kujuga lasunditena. Vulkaanilised ehk purskekivimid tekivad aga maapinnal vulkaanide kaudu välja voolanud laavast. Nii on ookenipõhja tüüpiliseks kivimiks must, palja silmaga nähtamatute kristallidega vulkaaniline kivim basalt, mandritel aga jämekristalne punasevärviline süvakivim graniit . Settekivimite teke algab maapinnal murenenud kivimitest pärit pudeda kruusa, liiva, savi ja setete kuhjumisega. Kivimiks saab sete alles kivistudes – mineraaliterade üksteisega tugeva liitumise protsessis. Maakoores, kõrgenenud rõhu ja temperatuuri tingimustes (üle 100 või 200 C) kristalliseeruvad settekivimid ja ka paljud tardkivimid ümber uuteks mineraalide kooslusteks – moondekivimiteks. Majanduslikku huvi pakkuvaid, metalle või nende ühendeid sisaldavaid kivimeid ja mineraale nimetatakse maakideks. Litosfäär liigendub mitmesuguse suurusega plaatideks ehk laamadeks, mis triivivad astenosfääril erineva kiirusega. Pindalalt võivad laamad olla väga erinevad: hiiglaslikest Euraasia ja Vaikse ookeani plaatidest kuni pisikeste Kookose , Anatoolia ja veelgi väiksemate laamadeni välja. 20. sajandi keskpaigas selgus, et kõikides ookeanides kulgeb paljudest ahelikuga ristuvaist, aga üksteisega paralleelsetest lõhedest tükeldatud võimas mäeahelike süsteem, mida nimetatakse ookeani keskahelikuks. See ongi koht, kus vahevöö sügavusest ülesliikuva tulikuuma ainese tõusuvoolused põhjustavad ookeanilise maakoore rebenemist ja laamade teineteisest eemaldumist. Siit algab keskahelikust lähtuv ookeanilaamade külgsuunaline lahknemine ehk spreeding . Lõhesid mööda tungib maakoore magma, tardub seal ja tekivad ookeanilist maakoort moodustavad kivimid. Tasapisi kerkivad neist veealused vulkaanilised mäeahelikud. Maakoore venituspingete tõttu moodustub siin vaheldumisi vajunud ja kerkinud kivimplokkidega pangasmäestik ning esineb arvukalt paari kilomeetri sügavuse koldega maavärinaid. Praegusaja ookeanid on geoloogilises mõttes väga noored. Ookeanipõhjas lasuvad kivimid on nooremad kui 180 miljonit aastat, mandreilt leitud Maa vanimate kivimite vanus küünib aga kuni 4 miljardi aastani. Erinevused tulenevad sellest, et laienemise käigus jahtunud ja settimise teel paksenenud ookeaniline litosfäär vajub lihtsalt läbi astenosfääri vahevöösse ja seega hävib. Ookeanilise laama vaheöösse vajumine algab süviku tekkega ookeani ääres. Vahevöösse vajuva laama kivimid sulavad osaliselt üles ja tekkinud magmast moodustub süviku kõrvale ookeani põhjale vulkaanide rida – vulkaaniline saarkaar . Kui ookeaniline laam „ upub “ vahevöösse vastu mandri serva , siis tekib mandri äärele vulkaaniline mäestik. Ookeanilise laama vahevöösse vajumist tähistavad maavärinate kolded , mis võivad paikneda kuni 670 km sügavusel. Kogu ookeanilaama kivimite mass ei kao jäljetult laama sukeldumisel vahevöösse. Osa kivimeid „kraabitakse“ vajumise käigus ookeaniliselt koorelt maha mandriääre külge. Siia liituvad ka mitmesuguste kivimite ülessulamisel tekkinud magmadest tarduvad kivimid. Maapõues kulgeb ka kõikide kivimite moone. Niisuguste protsesside tulemusena kasvabki ookeanipõhja vahevöösse vajumise piirkonnas ookeanilise litosfääri ja vahevöö ülaosa kivimite arvelt uus mandriline maakoor. See on graniitsete kivimite rikas ja varasematest kivimitest väiksema tihedusega, niisis ka kergem maakooreosa ja vahevöösse „uppumatu“. Ookeani keskaheliku magmalise aktiivsuse vaibumine subduktsiooniprotsesside jätkumisel mandrilistel äärtel viib ookeaninõo ahenemiseni. Selle protsessi äärmuslikuks juhuks on ookeaninõo sulgumine mandriliste ookeaniäärte põrkumise protsessis. Nii aktiivseid ookeaniääri kui mandriliste laamade põrkumise piirkondi iseloomustavad maapinnal kurdmäestikud. On selgunud, et pika geoloogilise aja jooksul triivides liituvad mandrilised laamad üksteisega hiid - ehk superkontinendiks. Selline hiidmanner võib ühtse tervikuna püsida 200-400 miljonit aastat ja laguneb siis uuesti mandrite „kildudeks“, mille vahele tekivad ookeanid. Nii ookeanides kui mandritel võib leida vulkaane , mis tähistavad süvavahevööst pärit kuumade kivimite ülessulamiskollete tõusukohti Maa pinnale – nn kuumi täppe. Kuumad täpid paiknevad vahevöös laamade piiridest sõltumatult ega tee kaasa laamatriive. Kui kuuma täpi kohalt triivib üle suhteliselt väikese paksusega ookeanilaam , siis tekitab kuum täpp pika aja jooksul sellele kohale vulkaanide aheliku, kusjuures tekkinud vulkaanid on erineva vanusega. Kui kuum täpp paikneb aga paksu ja raskelt läbitava mandrilise laama all, siis tekitab see maakoorelaama võlvkerke ja sulatab üles ka mandrilise maakoore kivimeid. Võlvkerke laes tekivad venituspinged ideaaljuhul kolmeharulise rebendi – kontinentaalse rifti, mille rebendorge laiendavad veel maapinna erosiooni- ja nõlvade langatusprotsessid. Rebendeid mööda tõusebki pangasmäestiku reljeefiga ja vulkaanidega kontinentaalne rift . Mandrilist laama suudab rebestada kas väga suure soojusenergiaga vahevöö ülessulamiskolle või mitme kolde kooslus – seetõttu areneb kontinentaalne rift Maa pinnal mitmeharuliselt leviva geostruktuurina. Sel viisil – alates kuumast täpist ja kontinentaalsest riftistumisest kuni ookeanilise rifti tekkeni – toimubki mandriliste laamade lõhkumine ja uute ookeaninõgude moodustumine. Viimased teevad läbi laienemise ja ahenemise ning sulguvad lõpuks oma mandriliste äärte triivi tulemusena. Erinevalt ookeanilisest litosfäärist ei vaju mandrilise koorega laamaosad vahevöösse. Seetõttu on Maa geoloogilise arengu käigus mandrilise koore mass kogu aeg kasvanud ja planeedi pikk geoloogiline ajalugu on jäädvustunud eelkõige mandrilise maakoore kivimeisse. Vulkaan kujutab endast maakoorde tekkinud lõõri, lõhet või nende süsteemi, mida mööda magma, purustatud kivimite ja gaaside massid paiskuvad maapinnale. Vulkaan ehk „tuldpurskav“ mägi on oma nime saanud Rooma tulejumalalt Vulcanuselt. Oma seisundilt võivad vulkaanid olla kas kustunud – inimajaloo vältel mitte pursanud , suikuvad – ajutise purskerahu seisundis olevad, või aktiivsed – pidevalt või mõne(kümne) aastase vahega tegutsevad. Vulkaane leidub eelkõige litosfääri laamade piiraladel – massiliselt on neid ookeanide keskahelikes ja laamade ookeanipõhja vahevöösse vajumise vööndeis. Vulkaanid võivad esineda ka laamade sisealadel nii kuuma täpi kui kontinentaalse rifti piirkonnas. Vulkaane toidavad magmakolded, mis tekivad eri kivimite ülessulamisel ja on erineva ränisisaldusega. Geoloogid väljandavad traditsiooniliselt magma ja sellest tardunud kivimite ränisisaldust ränidioksiidi (SiO2) protsendina kivimite massist. Astenosfääris tekkiva aluselise (basaltse) magma ränisisaldus kõigub 35% ja 52% SiO2 vahel. Ränisetteid sisaldava ookeanilise koore ülessulamisel tekib 52-65% SiO2 sisaldusega keskmine (andesiitne) magma. Liiva- ja savikivimiterikkast mandrilisest koorest tekib aga 65-70% SiO2 sisaldav happeline (graniitne) magma. Vulkaani kuju, ehitus ja purskeprotsessi iseloom on tihedalt seotud teda toitva magma omadustega. Kilpvulkaanid tekivad räni- ning gaasidevaesest väikese viskoossusega basaltsest magmast. See on hästi liikuv magma, mis voolab suhteliselt rahulikult maapinnale, valgub pikkade laamavooludena laiali ja „ehitab“ lameda vulkaanikoonuse. Sageli murrab magma end maapinnale ka pealõõrist hargnevaid lõhesid mööda, ehitades nende peale vulkaani nõlvadele parasiitseid šlakikoonuseid. Kõik ookeanide vulkaanid on kilpvulkaanid. Kihtvulkaanid tekivad ränist ja gaasidest rikastunud ning märgatavalt suurema viskoossusega, vaevaliselt voolavast andesiitsest ja eriti graniitsest magmast. Laavavoolud on sellistel vulkaanidel lühikesed ja harvad või puuduvad üldse. Laava tardub sageli klaasja, massiliselt eralduvate gaasimullide tõttu väga tühikuterikka kivimi pimsina. Selline magma tardub sageli juba vulkaani lõõris, moodustades seal nn laavakorke, mille alla kuhjuvad järjest suureneva rõhu all kuumad gaasid. Kriitilise rõhupiiri ületamise korral toimub plahvatuslik vulkaanipurse , mille käigus vulkaanikoonused purunevad ja õhku paiskuvad suured gaasipilved ning purustatud kivimitükkide, tuha ja laavatilkade segu. Sellise materjali mahasadamisel moodustuvad paakunud kivimmassi – tuffi kihid. Mandritel ja laamade vahevöösse vajumise piirkondades paiknevad vulkaanid on enamasti kihtvulkaanid. Tugevate pursete käigus võib vulkaani lõõri toitva magmakolde lagi sisse vajuda, mille tagajärjel tekib mitme(kümne)km läbimõõduga langatuslik hiidkraater – kaldeera . Kaldeera võib tekkida ka plahvatuslikul vulkaanipurskel mäetipu laialipaiskumise tagajärjel. Tegutsevate vulkaanide „suitsu“ uurimine näitab, et selle gaaside seas on esikohal veeaur. Hulgaliselt eraldub veel mürgist süsinik- ja vääveldioksiidi ning N, Cl, F jt. ühendeid. Väga laastavad võivad olla ka vulkaanilised mudavoolud – lahaarid, mis tekivad vulkaani tipus silmapilkselt sulavate lume ja liustike vete segunemisel vulkaanilise materjaliga . Aktiivsete vulkaanide sisemuses liikuva magma poolt tekitatud maavärinad ei ole iseenesest katastroofilised, küll aga põhjustavad nad nõlvadel oleva pinnase liikumisi, varinguid jms. Vulkaani aktiivsus ei lõpe selle purskeprotsessi vaibudes . Aastakümneid, isegi aastasadu pärast purset võivad maa seest välja tõusta kuumad, kollast väävlit sadestavad gaasijoad – fumaroolid või teatud rütmiga purskuva kuuma vee ja auru sambad – geisrid . Põhimõtteliselt on vulkaanipurkeid võimalik ette ennustada, kuid nende täpsus võib kõikuda mõnest tunnist nädalateni. Aktiivsete või ärkavate vulkaanide juures viiakse läbi mitut liiki vaatlusi. Soojusmonitooringul mõõdetakse satelliitidelt infrapunase kiirguse sensoritega vulkaani koonuse pinnatemperatuuri ja jälgitakse maapinnalt põhjavete seisundimuutusi. Seismilistel vaatlustel registreeritakse vulkaanialuse magma liikumisest tingitud maavärinate sagedust ja intensiivsust. Vulkaani kraatri kohal õhus mõõdetakse SO2 ja CO2 sisaldust. Samuti mõõdetakse mõne mm täpsusega maapinna kõrguse muutusi – vulkaani tipu kerkimist ja nõlvade kaldenurki. Vulkanism ei ole aga ainult keskkonnale hävitavalt mõjuv looduslik nähtus. Vulkaanilise päritoluga pinnas on väga viljakas tänu mineraalainete kõrgenenud sisaldusele. Ehe hõbe, kuld ja vask ning paljude metallide sulfiidid on maavaradena sadenenud vulkaanilistest gaasidest või kuumadest vesilahustest. Maa geoloogilise mineviku uurimine näitab, et kogu Maa atmosfäär ja ookeanide vesi on alguse saanud juba vähemalt 3,5 miljardit aastat tagasi tegutsenud vulkaanidest. Maavärinad on maapinna vibratsioon ja nihked , mis tekivad maapinna kivimites kuhjunud elastsete pingete lahendumise protsessis koos kivimite rebenemisega. Koht maapõues, kust algab kivimite rebestumine – maavärina murrang, kannab nimetust maavärina kolle ( fookus ). Vahetult kolde kohal olevat maapinnal asuvat paika nimetatakse maavärina keskmeks (epitsentriks). Murrangu tekkega kivimitest vabanevad elastsed pinged levivad maavärina koldest eemale seismiste lainetena. Eristatakse keha-(ruumi-) ja pinnalaineid. Esimesed levivad maapõues kerapinnalaadsete frontidena nagu helilained õhus, teised aga piki maapinda epitsentrist eemale nagu veelained vettevisatud kivist. Pinnalained levivad kehalainetest aeglasemalt ja sumbuvad maapõues sügavuse suurenedes nagu veelained meres. Kehalainete seas eristatakse kiiremaid P- laineid ehk pikilaineid, mis levivad keskkonda liikumise suunas kokkusurutavate ja väljavenitatavate impulssidena, ning aeglasemaid S-laineid ehk ristilaineid, mis levivad keskkonda liikumissuunaga risti deformeerivate impulssidena. Ka pinnalaineid on kahte liiki. Rayleigh' lained panevad maapinna lainetama vertikaalsuunaliselt nagu merepinna . Love'i lained aga võngutavad maapinda horisontaalselt , risti laine levikusuunaga. Maavärinate iseloomulikke parameetreid – asukohta , kolde sügavust, maavärina intensiivsust, maapõue rõhkude suundi – hinnatakse seismograafi abil, mis registreerib maapinna võnkumise ja selle põhjustanud seismilised lained seismogrammina. Eri tüüpi laamapiiridel tekivad erineva koldesügavusega maavärinad. Ookeanide keskahelikes rebitakse üksteisest lahti õhukesed litosfäärilõigud, mis hakkavad külgsuunas veidi erineva kiirusega triivima. Sellistes litosfäärilõikudes kuhjunud mehaanilised pinged vabanevad arvukate madalate, paari km sügavuse koldega maavärinatena. Seevastu laamade vahevöösse vajumise vööndeis jäävad maavärinate kolded maainna vahetust lähedusest kuni maks. 670 km sügavuseni, kus neid Maal üldse tekib. Suhteliselt maapinnalähedase, aga ka kuni kümnete kilomeetrite sügavuse koldega maavärinad tekivad ka mandrite põrkumise ning kuuma täpi ja kontinentaalse rifti piirkondades. Viimastes loob maavärinaid sageli magmakollete lagede sissevajumine. Kõiki kivimmaterjali liikumisi nõlval raskusjõu mõjul nimetatakse nõlvaprotsessiks. Need protsessid toimuvad erineva kiirusega, sõltuvalt nõlva kaldest ja materjalist ehk geoloogilisest ehitusest, ning nende tagajärjeks on nõlva kuju (morfoloogia) muutumine. Gravitatsioonijõu mõjul toimuvad nõlvaprotsessid neljal viisil. Väga kiired protsessid on varisemine ja libisemine. Varisemise korral langevad, hüplevad või veerevad kivimiosakesed vabalt nõlva jalami suunas. See on väga kiire protsess eelkõige mäestikupiirkonnas. Eeldusteks on intensiivne murenemine ja suur nõlvakalle. Libisemise korral liiguvad terved settekehad või kivimiplokid mööda kindlat lihkepinda nii, et settekehas või kivimplikis endas eritilisi muutusi ei toimu. Libisemise tagajärjel toimuvad maalihked , mis sõltuvad nõlvakaldest, ala geoloogilise ehituse omapärast ja pinnase niiskussisaldusest. Maalihete looduslikku tekkimist soodustab kivimikihtide kallakus nõlva suunas, kergesti deformeeruvate setete (savi) lamamine monoliitsete kivimite all ja vett mitte läbilaskvate setete (liiv) all. Varisemise ja maalihkeid esineb sagedasti mäestikupiirkondades. Aeglased nõlvaprotsessid on pinnase voolamine ja nihkumine. Erinevalt libisemisest ei saa voolamine (solifunktsiooni) korral kindlat materjali liikumise pinda eristada ning aineosakesed liiguvad nõlvast alla voolates ka üksteise suhtes, mis tähendab, et materjal voolavas pinnases seguneb. Nihkumine on nõlvaprotsessidest kõige aeglasem ja selle toimumiseks ei piisa ainult gravitatsioonijõust.
Murenemine on kivimite purunemine ja mineraalide muutumine maismaa pindmises osas temperatuuri, vee, õhu ja elusorganismide toimel. Murenemisprotsessid kulgevad reaalajas koos ja üheaegselt selliselt , et nende osamõju ei ole võimalik üksteisest eristada. Murenemise käigus kivimid peenestuvad: kaljudest saavad rahnud, neist kivid, kruus, liiv ning pehmematest mineraalidest koosnevatest liivateradest lõpuks savi. Mullateaduses nimetatakse peenemaks pindmiseid murenenud kivimeid lähtekivimiks, sest sellesse hakkab kogunema mullatekkeks vajalikku tolmu ja niiskust. Murenemine on kivimite purunemine ja mineraalide muutumine temperatuuri, õhu, vee ja organismide toimel.
Murenemiskoorik – Maismaapinna kiht, kus toimub murenemine.
Füüsikaline murenemine
rabenemine
Keemiline murenemine
porsumine

• Rabenemine on kivimite mehaaniline peenendumine ilma keemilismineraloogilise koostise muutusteta, mida põhjustavad temperatuuri kõikumised ja kivimi pragudes oleva vee jäätumine.
  
• Rabenemine on eriti intensiivne seal, kus temperatuuri kõikumise ulatus ja sagedus on suur.
  

• Porsumine on kivimis olevate elementide reageerimine vee, hapniku, süsihappegaasiga ning keemiliste saasteainetega.
  
• Porsumise käigus vabanevad vajalikud toiteelemendid ( mineraalained ), mida saavad kasutada taimed ja mikroorganismid .
  
• Keemiline murenemine toimub intensiivselt palavas ja niiskes kliimas.
  

Looduses, murenemise tagajärjel, tekivad setted ja muld ning muutub pinnamood . Muld on omakorda elukohaks paljudele organismidele, tänu mulla viljakusele saavad kasvada taimed, mis on toiduks nii loomadele kui inimestele. Taimed saavad mulda kinnituda, nende juurestik hoiab neid püsti. Muld toimib ka ökosüsteemis filtrina, puhastades vett ja õhku. Muld on asendamatu loodusvara ja põllumajanduse peamine tootmisvahend.

Lähtekivimi murenemisel tekib mulla mineraalne osa. See annab mullale mineraalse aluse ja määrab tema füüsikalised ja keemilised omadused: lõimise, õhu ja niiskuse sisalduse, soojenemis kiiruse, ning toitainete rikkuse.

Kliimast sõltub murenemise kiirus, see kas ülekaalus on füüsikaline või keemiline murenemine ning milline on murenemise lõppsaadus. Sademetest ja temperatuurist sõltub mullal kasvav taimestik , mis määrab omakorda aineringe ning mulla orgaanilise aine koostise ja hulga. Kliimast sõltub ka mullasisene bioloogiline aktiivsus.

Reljeef mõjutab mulla vee ja soojusrežiimi, ainete ümberpaigutumist. Lõunapoolsed mäenõlvad soojenevad ja kuivavad kiiremini, põhjapoolsemad aeglasemalt. Järskudelt nõlvadelt kantakse mullakiht nõlva jalamile.

Taimede lagunemisel tekib mulla orgaaniline osa, mida nimetatakse huumuseks, see sisaldab taimekasvuks vajalikke elemente: süsinikku, lämmastikku ja väävlit ning hoiab kinni ka vett.

Taimede ja mullaelustiku koostegevuse tulemusena toimub mulla huumushorisondis (mullakihtidest kõige ülemine kiht) aktiivne biogeokeemiline aineringe. Mullaorganismid segavad mulda ning eritavad ainevahetuse käigus sinna mitmesuguseid aineid.

Aja jooksul muutub mullakiht tavaliselt paksemaks, vesi kannab aineid ümber, nii kujunevad mullahorisondid. Mida noorem on muld, seda rohkem sõltuvad tema omadused lähtekivimist.
Külmas ja niiskes kliimas, kus mulla teke on aeglane, on mullad väga tundlikud inimtegevusele ja taastuvad ning vabanevad saasteainetest väga aeglaselt. Palavas kliimas võib vale põlluharimine mullad sootuks hävitada (metsade üleraie, erosioon , pinnase kivistumine). Muldade liigniisutamisega võivad mullad soolduda.