De vorming van het landschap

Tot voor kort werd gedacht dat er een zeer grote correlatie was tussen de zandbanken voor de Vlaamse kust in de Noordzee en de Hagelandse heuvelruggen. Zij zouden ontstaan zijn als parallel aan mekaar gelegen zandbanken in de zg. Diestiaanzee. Tijdens het opkomen en het terugtrekken van de Diestiaanzee werd de zg. Formatie van Diest afgezet die bestond uit fijn tot grof glauconiethoudend zand met daartussen dunne laagjes kleiafzettingen.

De oost-noordoost georiënteerde getijdenstromingen van deze zee zorgden er voor dat de glauconietzandafzettingen mooi geallineerd en identiek georiënteerd werden. Tegelijkertijd werden er diepe geulen geslagen in oudere afzettingen. De grootste van dergelijke depressies, het dal van Houwaart, zou het gehele Hageland van west tot oost doorsnijden.

Toen aan het einde van het Mioceen deze zee dan geleidelijk wegtrok uit het gebied, kwamen de glauconietzandbanken boven water te liggen. Vermits glauconiet zeer ijzerrijk is, oxideerde dit ijzer door het contact met de lucht. De uitgeloogde ijzerroest (limoniet) sloeg neer volgens de schuine gelaagdheid van het zand. Hier klitte het met zandkorrels aaneen en verhardde in compacte bruin-zwarte platen. De ijzerzandsteenbanken vormden een moeilijk erodeerbare kap in het landschap die de zandbanken tegen verdere erosie beschermde terwijl de sedimenten tussen de banken dieper werden geërodeerd. Na verloop van tijd zouden de erosiebestendige Diestiaan zandbanken zich steeds hoger boven de tussenliggende depressies profileren.

 

Deze hypothese, die wel de zichtbare structuren zou kunnen verklaren, wordt echter niet ondersteund door de diepere geologische structuur en de reconstructie van de toenmalige kustlijn. De meest recente these weerlegt echter de stelling dat de heuvelruggen ontstaan zijn door de blootlegging van een onderzees landschap maar stelt dat zij een gevolg zijn van onder andere een zeer oude bodemvorming onder een warm klimaat.

Zo zou in het noordoosten van het toenmalig vlakke en laaggelegen (groot-)Limburg de aarde een 10 miljoen jaar geleden wegzakken in een scheur doorheen die aardkorst die uiteindelijk de bedding van de Rijn zou vormen. Als gevolg daarvan waterden ook de plaatselijke rivieren af in de richting van deze verzakkingszone. Vanuit centraal België stroomde de ‘Hagelandse Rivier’ recht naar het noordoosten en schuurde op deze manier een vallei uit van meer dan 100 m diep.

Door de stijging van de zeespiegel zou dit rivierdal volledig onder water komen te staan en zou tussen Kortenberg en Leuven, richting Westerlo tot Beringen, de zogenaamde ‘Hagelandse Golf’ gevormd worden. Glauconiethoudend zeezand zou zeer snel op de bodem van dit dal afgezet worden.

Rond circa 8 miljoen jaar geleden zou deze ‘Hagelandse Golf’ volledig door sediment opgevuld raken en inactief worden. Tegelijkertijd gebeurt er een kanteling van het land (Nederland zakt en de Ardennen en de Eifelregio komen hoger te liggen) waardoor het vroegere stroombekken van de ‘Hagelandse Golf’ in reliëf komt te liggen. Heden ten dage wordt deze beweging nog gereflecteerd in de van zuid naar noord afnemende hoogte van de heuvelruggen, zo zal Pellenberg met zijn 105 m het hoogste punt van het Hageland vormen terwijl de gemiddelde hoogte in Averbode slechts 50 m bedraagt.

Door de opheffing kwam het land droog te staan en werd het onderhevig aan bodemvorming. De groene glauconietkorrels in het zand vallen uit elkaar tot kleine kleideeltjes en oplosbare ijzerhydroxiden. Waterdoorsijpeling voert deze deeltjes mee tot aan de grondwatertafel waar de waterbeweging plots zo sterk vertraagt dat het ijzerhydroxide als limonietcement neerslaat tussen de zandkorrels. Men kan dus stellen dat de ijzerzandsteenbanken verdichte inspoelingslagen zijn van diepe bodems die tijdens een eerder warme en vochtige periode zo een 2 miljoen jaar geleden gevormd zouden zijn.

Wegens de schaars begroeide bodem kreeg de wind later tijdens de IJstijden (sinds 700.000 jaar) gemakkelijk vat op de ondergrond, werden grote hoeveelheden zand en leem verplaatst en werden zo de ijzerzandsteenheuvels scherper geprofileerd. Het werden getuigenheuvels waarvan de toppen refereren naar een vroeger bestaand loopoppervlak. Hun hellingen zijn steil omdat de top bestaat uit een ijzerzandsteenkap, terwijl hun basis gevormd wordt uit eroderend zand dat nog niet de kans heeft gekregen samen te klitten tot ijzerzandsteen.

 Tertair-geologische kaart van Assent en omgeving (© DOV en RAAP)

Op de Hermansheuvel kunnen twee profieltypes in zandleemafzetting herkend worden. Op het vergrote deel van het plateau ligt een dik zandleempakket op het tertiaire substraat terwijl deze afzetting langs de zuidelijke flank veel dunner is. Dit is te wijten aan erosieprocessen die dateren van na de laatste ijstijd. Het klimaat verbeterde, maar de bodem was tot op grote diepte bevroren. Hierdoor kon het water niet in de grond trekken en was er een sterke erosie. De erosiedalen in de zuidelijke helling van de Hermansheuvel staan via een oost-west georiënteerd dal aan de Zuidelijke voet van de Hermansheuvel in verbinding met het dal van de Begijnenbeek. De aanwezigheid van dit dal en dat van de Begijnenbeek heeft er mede voor gezorgd dat de zuidwesthoek van de Hermansheuvel sterk geprononceerd is en in de prehistorie zeer geschikt was voor een aardwerk.