3.1. VA_1.8B

Merkwaardig genoeg is de ondergrond van de Vlaamse Ardennen gevormd op de bodem van een verdwenen zee. Vanaf ongeveer 58 miljoen jaar geleden, op een sokkel uit de Krijtperiode (± 65 miljoen jaar oud), werd in deze regio een opeenvolging van mariene sedimenten afgezet. Deze afzettingen dateren uit het Laat-Paleoceen tot het Laat-Eoceen, een periode die liep tot circa 37 miljoen jaar geleden (zie tabel 12).

De samenstelling van deze mariene sedimenten varieert van grove zanden tot fijne kleien, met daartussen silten. Ze zijn ontstaan uit het materiaal dat van nabijgelegen landmassa’s in zee werd gespoeld. De afwisseling tussen grove en fijne lagen is opvallend in de ondergrond van de Vlaamse Ardennen (zie tabel 13).

Zoals uitgelegd in Kader 5 onderscheiden zand, silt en klei zich door hun korrelgrootte. Zanddeeltjes variëren van 2 mm tot 50 micrometer (0,05 mm), silt van 50 tot 2 micrometer, en kleideeltjes zijn kleiner dan 2 micrometer. Omdat grotere korrels (zoals zand) meer energie vereisen om te worden getransporteerd, slaan ze sneller neer wanneer stromend water aan kracht verliest. Kleideeltjes blijven daarentegen lang in suspensie en bezinken pas in zeer stilstaand water. De korrelgrootte van een afzetting geeft dus inzicht in de energie van de oorspronkelijke afzettingsomgeving: zanden wijzen op kustnabije omstandigheden, kleien op diepere, rustige zeeën. De afwisseling tussen beide wijst op herhaalde verschuivingen van de kustlijn – transgressies waarbij de zee oprukte over het land, en regressies waarbij de zee zich terugtrok.

Volgens de geologische profielen bedraagt de totale dikte van de tertiaire mariene afzettingen in de Vlaamse Ardennen minstens 130 meter, met het dikste pakket op de Kluisberg. Deze afzettingen liggen niet horizontaal maar hellen licht af naar het noorden – de vermoedelijke ligging van de toenmalige zee. Daardoor bevindt de top van de lagen zich aan de zuidrand van de streek 20 tot 30 meter hoger dan aan de noordrand. Vrijwel overal worden de tertiaire lagen afgedekt door een dunne eolische laag van leem of zandleem uit het Kwartair.

De geologische kaart (Kaart 23) toont de tertiaire formaties waar deze het dichtst bij het oppervlak komen. Ook is de benaderde ligging van de top van de onderliggende Krijtformatie aangeduid in witte lijnen. De betekenis van deze zogenaamde isohypsen wordt toegelicht in Kader 10.
Kaart 24 situeert de geologische transecten op de geologische kaart.

KADER 10. Isohypsen: het ondergronds reliëf in kaart

Op topografische kaarten zijn isohypsen lijnen die punten met dezelfde hoogte boven zeeniveau verbinden. In een geologische context zijn het lijnen die punten verbinden waar een bepaald ondergronds oppervlak zich op dezelfde hoogte bevindt ten opzichte van zeeniveau. Wanneer dat oppervlak zich onder zeeniveau bevindt, wordt die hoogte vaak als een negatief getal weergegeven (bijvoorbeeld –100 m).

In deze gids verwijst de term specifiek naar de top van de Krijtsokkel: de bovenzijde van de krijtlagen waarop jongere tertiaire afzettingen rusten.

Boringen en boorkernen vormen de belangrijkste methode voor het bepalen van de grens tussen de Krijtsokkel en de bovenliggende Tertiaire afzettingen. Vooral de lithologische beschrijvingen en micropaleontologie (zoals foraminiferen en nanofossielen) laten toe de overgang tussen het Mesozoïcum en Cenozoïcum te dateren.

Door deze isohypsen in kaart te brengen, ontstaat een beeld van het ondergrondse landschap zoals het eruitzag vóór de afzetting van jongere sedimenten. In de Vlaamse Ardennen laat dat toe om de vorm van het oude krijtlandschap te reconstrueren: heuvelachtig, geërodeerd, en regionaal hellend. Een opvallend patroon is dat de isohypsen naar het noorden toe dieper liggen (tot 100-130 m diep) onder zeeniveau. Dit weerspiegelt het feit dat de Krijtsokkel daar dieper is begraven onder opeenvolgende lagen jongere sedimenten. In de zuidelijke randzones van het kaartgebied komt de top van het Krijt hoger (10-40 m beneden zeeniveau).

De aard van de top van het Krijt is in de Vlaamse Ardennen niet volledig duidelijk. De Stratigrafische Tabel van Vlaanderen vermeldt enkel de Formatie van Houthem als vertegenwoordiger van het Krijt, maar in werkelijkheid gaat het in deze regio vermoedelijk om Maastrichtien-kalksteen, mogelijk met oudere Krijtafzettingen. Fossiele aanwijzingen ontbreken vaak, en de toewijzing aan de Formatie van Houthem is dan ook eerder een formele keuze dan een sluitende geologische interpretatie.

Tegelijk valt op dat in een groot deel van de centrale Vlaamse Ardennen geen isohypsen ingetekend zijn. Dat betekent niet noodzakelijk dat er geen reliëf in de ondergrond aanwezig is, maar wel dat er onvoldoende betrouwbare gegevens beschikbaar zijn om de positie van de Krijttop met voldoende zekerheid te reconstrueren. Dit kan te maken hebben met een gebrek aan diepe boringen, erosie van het Krijt of onduidelijkheid over de stratigrafische opbouw. Dergelijke lacunes illustreren de beperkingen van ondergrondmodellering in gebieden met een complexe geologische geschiedenis en beperkte datadekking.

In conclusie zijn Isohypsenkaarten waardevolle hulpmiddelen voor geologen en planners. Ze geven inzicht in het verloop van ondiepe geologische structuren, de dikte van sedimentpakketten, en mogelijke barrières of geleiders voor grondwaterstroming. In combinatie met stratigrafische kaarten helpen ze bij het reconstrueren van de paleogeografie van een regio – een onmisbare stap om het huidige landschap in zijn geologische context te begrijpen. Langs de andere kant geven ze een onvolledig beeld geven van de ondergrond – vooral waar boringen of dateringsgegevens ontbreken.

De belangrijkste tertiaire afzettingen in de Vlaamse Ardennen – van oud naar jong – behoren tot het Ieperiaan, Paniseliaan, Lediaan, Bartoniaan en Diestiaan (tabel 11). Deze formaties verschillen sterk in samenstelling en dikte:
• Ieperiaan – De dikste en meest verspreide afzettingen (110–125 m) behoren tot de formatie van Kortrijk en bestaan grotendeels uit klei. Binnen deze formatie zijn vooral het lid van Moen (30–45 m) en het lid van Saint-Maur (ca. 30 m) van belang. Naar het einde van het Ieperiaan toe neemt het zandgehalte toe, vooral in de formatie van Tielt.
• Paniseliaan – Deze periode wordt vertegenwoordigd door de formatie van Gent, die maximaal ca. 10 m dik is. De onderste lagen (vooral het lid van Merelbeke) zijn kleiig, terwijl de bovenste (het lid van Vlierzele) weer zandig zijn, soms met tussenlagen van zandsteen.
• Lediaan – De formatie van Lede bestaat uit zandige afzettingen, lokaal met kalkhoudende zandsteenbanken. De bekende Balegemse steen is afkomstig uit deze formatie. De dikte bedraagt maximaal 5–7 m.
• Bartoniaan – De formatie van Maldegem vertoont een afwisselend sedimentair patroon, met zowel zandige als kleiige lagen. In de Vlaamse Ardennen komt ze slechts voor op enkele heuvelruggen, o.a. tussen de Kluisberg en het Livierenbos, en ten zuiden van Zottegem. De dikte bedraagt tot 7 m.

Na het Bartoniaan treedt een geologisch hiaat op van minstens 10 miljoen jaar – een onderbreking in de afzettingsgeschiedenis, waarbij geen nieuwe lagen gevormd werden of oudere lagen zijn verdwenen door erosie.
Gedurende het Oligoceen (tussen 37 en 25 miljoen jaar geleden) werd de regio niet langer door zee bedekt en vond geen sedimentatie plaats. Pas in het Mioceen, tijdens het Diestiaan, keerde de zee tijdelijk terug.

• Diestiaan – De formatie van Diest bestaat uit heterogene, voornamelijk zandige afzettingen, met grindlagen en zandsteenbanken, rijk aan glauconiet. Ze wijzen op een energierijke kustomgeving. Het Diestiaan is de laatste periode waarin de Vlaamse Ardennen door zee overspoeld werden.

Na het Diestiaan werd het gebied definitief land, mede als gevolg van de Alpiene gebergtevorming. De zee trok zich terug, en het landoppervlak werd geleidelijk ingesneden door rivieren. Zachtere afzettingen erodeerden sneller dan hardere lagen, waardoor een reliëf ontstond waarin de best beschermde zones als heuveltoppen bleven uitsteken. Zo ontstond in het laat-Tertiair het eerste ruwe patroon van heuvels en valleien waarop het huidige landschap zich verder ontwikkelde. Kader 11 legt uit hoe dit proces van landschapsinversie verliep, en welke rol glauconiet daarbij speelde.

KADER 11. De rol van glauconiet in de opbouw van het Vlaamse Ardennenlandschap

Glauconiet is een groen, ijzerrijk fyllosilicaat dat ontstaat uit de verwering van mica’s zoals muscoviet en biotiet. Het vormt zich traag in ondiepe mariene afzettingen, onder reducerende omstandigheden en bij een hoge toevoer van mineralen. Zulke milieus komen typisch voor aan de rand van continentale platformen, in gematigd-warme tot tropische zeeën op 150–300 m diepte. Glauconiet wordt gemakkelijk aangetast door chemische verwering: het brokkelt snel af door zijn bladstructuur en is gevoelig voor ontbinding.

Hoewel glauconiet ook voorkomt in oudere mariene afzettingen zoals die van het Bartoniaan, Lediaan en Paniseliaan, speelt het in het Diestiaan een bijzondere rol bij de ontwikkeling van het huidige reliëf van de Vlaamse Ardennen. De verwering van glauconiet heeft bijgedragen tot de vorming van harde ijzerzandsteenbanken. Deze resistente lagen boden bescherming tegen erosie en vormden zo de basis voor een proces van reliëfsinversie.

Tijdens de Alpiene gebergtevorming werd het gebied opgeheven, en de mariene Diestiaan-afzettingen kwamen droog te liggen. In het warme, vermoedelijk regenrijke klimaat ontwikkelde zich bodemvorming in de zandige, glauconietrijke sedimenten. Onder een zuur, vegetatierijk dek begon het glauconiet te verweren. Daarbij kwamen ijzer en klei vrij, die via zuurstofrijk regenwater naar diepere bodemlagen en de grondwatertafel doorsijpelden. Daar, in een meer reducerend milieu, sloegen ijzerionen neer als bruin- tot zwartkleurige Fe³⁺-mineralen zoals goethiet (FeOOH) en hematiet (Fe₂O₃). Samen met ingespoelde klei vormden ze een cement dat zandkorrels aan elkaar bond tot compacte ijzerzandsteen (Dusar & De Ceukelaire, 2014).

Dit proces vertoont opvallende gelijkenissen met de vorming van plinthiet en petroplinthiet in tropische gebieden. Daar ontstaan ijzerrijke bodemlagen in permanent vochtige depressies, waar wisselende oxidatie- en reductieomstandigheden de ophoping van sesquioxiden bevorderen. Aanvankelijk vormt zich plinthiet: een stevig maar nog niet hard substraat. Wanneer het klimaat droger wordt, of het grondwaterpeil daalt, hardt plinthiet onomkeerbaar uit tot petroplinthiet — ook wel ijzersteen of lateriet genoemd. Tijdens dit verhardingsproces kristalliseren amorfe ijzerverbindingen tot vaste aggregaten, onder meer via de ontwatering van goethiet tot hematiet (Driessen et al., 2001).

Zulke bodems komen veel voor in Afrika, in overgangsgebieden tussen regenwoud en savanne. Als erosie het omringende, zachtere materiaal wegsnijdt, blijven deze verharde zones overeind als verhogingen in het landschap. Na verloop van tijd ontstaat zo een reliëfomkering: wat ooit een depressie was, komt topografisch hogerop (figuur 18).

Een gelijkaardig proces kan ook de Vlaamse Ardennen gevormd hebben. Bij de Diestiaan-zanden leverde de verwering van glauconiet ijzer voor de vorming van sesquioxide-rijk cement in natte depressies. Door opheffing van het landschap konden deze zones verharden tot ijzerzandsteenbanken. De omliggende tertiaire kleien en zanden waren minder resistent en werden later grotendeels weg geërodeerd. Wat overbleef waren de verharde zones — de toppen van het huidige reliëf.

Toch is dit model niet onomstreden. Van Ranst & De Coninck (1982) stelden dat de grote ijzerconcentraties in de ijzerzandstenen van de formatie van Diest niet volledig te verklaren zijn door verwering van het glauconiet in de onderliggende zanden. Mogelijk bevond zich boven de huidige zandsteenbanken nog een aanvullende ijzerrijke laag, inmiddels verdwenen door erosie. Niettemin blijven de beschreven processen — bodemvorming, mobilisatie van ijzer, verharding en erosie — een plausibele verklaring voor de vorming van de ijzerzandsteenbanken en de daaruit voortvloeiende reliëfsinversie.

Meer over glauconiet:
https://www.sciencedirect.com/topics/earth-and-planetary-sciences/glauconite
http://archives.datapages.com/data/tgs/digest/data/033/033001/282_tgs330282a.htm
https://en.wikipedia.org/wiki/Glauconite