エストニアの地質

エストニアの地質学は、エストニアの岩石、鉱物、水、地形、地質史を研究する学問です。地殻は東ヨーロッパクラトンの一部で、約20億年前の古原生代に形成されました。エストニアでは浅い海洋環境が優勢で、オイルシェールやリン鉱石などの有機物から豊富な天然資源を生産していました。中生代と新生代の大部分は岩石記録によく保存されていませんが、更新世の氷河作用により深い谷が堆積物で埋まり、小川の流路が変わり、広大な湖と泥炭地の景観が残りました。^[1]

エストニアは東ヨーロッパクラトンの一部であり、大陸地殻の平均厚さは40〜64キロメートルです。地殻は、約20億年前の 古原生代後期のスヴェコフェニアン造山運動の間に固まりました。

結晶質基盤岩と上部の岩石の接触部は、南に緩やかに傾斜している。エストニア北岸の後期原生代および前期・中期古生代堆積岩は、厚さ100～200メートルで、リガ湾および南東部では500～800メートルに達する。バルト向斜およびモスクワ向斜は、ロシア台地内の深く埋もれた構造で、堆積層は3～5キロメートルに及ぶ。これらはラトビア鞍部でつながっており、ラトビア鞍部はより浅く、堆積層は2キロメートルである。先カンブリア時代の岩石はエストニアのどこにも露出していないが、地表下に存在する。^[2]

オイルシェールとリン酸塩鉱物の露頭鉱山の人工露頭を除き、古生代の岩石の露頭は、いくつかの河川の渓谷、バルト海の海岸の崖、およびヴォルツヤルフ湖とペイプシ湖の岸辺でのみ発見されています。

オルドビス紀とシルル紀の間、エストニアでは浅い海洋環境が優勢で、後にオイルシェールを生成した有機物に富んだ黒色炭酸塩頁岩が堆積しました。サンゴ礁の石灰岩と背礁のドロマイトが炭素質頁岩の材料となりました。シルル紀の堆積作用は海面の低下中に起こり、堆積物の堆積に中断をもたらしました。

デボン紀初期には堆積作用が続きました。オールドレッド砂岩は、カレドニア造山運動中にフェノスカンジア大陸平原に剥がれ落ちた砂とシルトから、中期デボン紀に沿岸海洋環境で堆積しました。いくつかの炭酸塩岩がデボン紀の南東部を覆っていました。

堆積岩には膨大な化石が保存されており、タルトゥ大学と地質学研究所には数万点の標本が収集されている。腕足動物、軟体動物、三葉虫、貝虫、コケムシ、筆石、ストロマトポロイドの化石が特に一般的である。^{[3]エストニアの天然資源のほとんどは、貝殻から形成された}クケルサイトとリン光石の鉱床を含む化石の残骸から形成されている。

デボン紀を通じて、エストニアを含むバルティカ大陸は南極から赤道の北に移動し、氷河に関連した海面変動の影響を受けた。弱い地域的な地殻変動による岩石の変形により、背斜褶曲と岩石内の流体移動が起こり、交代作用によるドロマイト石灰岩、亜鉛鉱化、硫化鉛鉱床が生成された。ヒーウマー島のケルドラ隕石は4億5500万年前の小惑星衝突によって形成され、エストニアには岩盤に直径110メートル未満の小さな隕石クレーターが3つある。^[4]

エストニアでは中生代および新生代の大部分の証拠がほとんど残っていません。しかし、第四紀の最後の 250 万年間の堆積物と地形が広範囲に残っています。

エストニア西部の平野は、第四紀の堆積物の薄い層で覆われている。バルト海とフィンランド湾は、岩盤の比較的深い浸食地形で、ヴォルツヤルフ湖とペイプシ湖の盆地も同様で、更新世に氷河によって深くなった。氷河期の前と氷河期の間には、バルト海とフィンランド湾を結ぶ海面下 145 メートルまでの深い谷のネットワークが形成されていた。しかし、最近の堆積作用によって古い谷は見えなくなり、現在の地形の主要部分としては現れていない。

エストニア北部の氷河堆積物の厚さは 5 メートル未満で、石灰岩とドロマイトが広がる国土の一部はカルスト地形で、氷河作用の痕跡はほとんど残っていません。ハーニャ高原とオテパア高原には最大 100 メートルの氷河堆積物があり、南部のアブヤ渓谷では最大 207 メートルの氷河堆積物があります。第四紀の地質学者は、間氷期の花粉群によって区切られた 5 つの主要な氷河堆積層を定義しています。

モレーンは、ラーネ＝サーレマー終端モレーンのように、長さが数十キロメートル、高さが 50 メートルを超えるものも少なくありません。カメ平原やエスカーも一般的で、特にパンディヴェレ高原と西エストニア低地で多く見られます。氷河の後退は約 13,000 年前に始まり、約 11,000 年前に終了しました。しかし、この地域の氷でせき止められた湖とアイソスタシーの回復は、さらに数千年にわたって地形学において重要な役割を果たしました。バルト氷湖は、ヨルディア海、アンキュリウス湖、リトリナ海に取って代わられ、その後リムネア海が続きました。エストニアの土地は、わずか 2,450 年の間に 65 メートル隆起し、過去 10,000 年間でさらに 50 メートル隆起しました。

氷河の後退により川の谷が形成され、南部の川の20～40パーセントの削り取りは氷河後退後の短期間に起こった。エストニアには1500の湖と20,000の泥炭地があるが、湖の数は完新世の初めには3倍あった。^[5]

エストニアのオイルシェールは経済の主要部分であり、1950年代、60年代、70年代、80年代、90年代初頭を通じて、地質学者はオイルシェール資源を広範囲に探査し、1980年に生産がピークを迎えました。リン鉱石の採掘も1980年代を通じてエストニアで重要な活動であり、 1987年にはエストニア国民が採掘活動の拡大に反対し、ロシアの採掘者がさらにこの地域に派遣されるという暗黙の脅威が生じた、いわゆるリン鉱石戦争を引き起こしました。マールドゥの主要なリン鉱石鉱山は、環境への影響により1991年に閉鎖されました。

エストニアには 165,000 の湿原（20,000 の泥炭地を含む）があり、それぞれの面積は 1 ヘクタール以上です。そのうち約 1,500 は商業的に重要で、そのほとんどの厚さは 3 〜 7 メートルで、ハーニャ高原では最大 16.7 メートルです。湖の白亜は、高酸性の中和や美術材料として使用されることがあります。エストニアには、結晶質基盤岩に鉄鉱石、黄鉄鉱、海緑石、鉛や亜鉛の硫化鉱石もあります。タリン近郊の花崗岩は、道路工事のためによく採​​掘されます。

エストニアにはカンブリア紀、デボン紀、第四紀の粘土も豊富に存在し、陶磁器やセメントに広く使用されています。石灰岩は化学、パルプ、製紙、建築石材、ガラス産業の原料としても使用され、ドロマイトは石材の化粧材として使用されることもあります。ギュッチャ湖泥は121の湖に存在し、その埋蔵量は最大30億立方メートル、ヴァルスカ湖には4500万トンの大きな鉱床があります。湖泥は医療目的や肥料として使用できます。^[6]

エストニアの地質学者は、国内の地形を記録した「太古の自然の書」を作成した。サーレマー島のカーリ隕石クレーターは、1937年に認定されて以来、保護対象となった最初の地質遺跡である。

科学アカデミーの地質学研究所は 1947 年に組織され、その後 1957 年にエストニア地質調査所と地質学研究所が設立されました。1950 年代以降、エストニアの組織は堆積層に何万ものボーリング孔を掘削し、場合によっては結晶質の基盤岩の 500 メートル以上の深さまで到達しました。

エストニア地質調査所は、1975 年までに古生代の岩盤と第四紀の堆積物の地図作成を完了しました。それ以降、水文地質学、地形学、工学地質学、さらには地質生態学の地図も完成しました。1990 年まで、地質学に関する出版物はすべてロシア語で書かれていました。

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