de vallei van de ninglinspo - ku leuven...manuel sintubin structural geology & tectonics group,...

Katholieke Universiteit Leuven

DE VALLEI VAN DE NINGLINSPO 500 MILJOEN JAAR ARDENSE GESCHIEDENIS

Manuel Sintubin

2004

Ninglinspo – een geologische wandeling

2

INHOUD

Voorwoord 3

Het Ninglinspogebied doorheen de geologische tijd 4

Enkele geologische weetjes 9

De geologie van het Ninglinspogebied 15

Een geologische wandeling 22

Oefening 30

Naslagwerken 31


3

De vallei van de Ninglinspo 500 miljoen jaar Ardense Geschiedenis

Een geologische wandeling

Manuel Sintubin

Structural Geology & Tectonics Group, Katholieke Universiteit Leuven, Redingenstraat 16, B-3000 Leuven [email protected]

VOORWOORD

De vallei van de Ninglinspo vormt een adembenemend kader voor een dagje uit. Vele Belgen, … en ook Nederlanders …, hebben dit prachtig stukje natuur dan ook reeds ontdekt. Maar ook op geologisch vlak heeft deze vallei veel te bieden. Elke rotspartij heeft een verhaal te vertellen. De vallei doorsnijdt zowel de basislagen van de Hercynische Ardennen als één van de Caledonische massieven, het Stavelot-Vennmassief. De vallei is dan ook het uitgelezen decor op de 500 miljoen jaar lange geschiedenis van de Ardennen te ontdekken. Het uitgesproken reliëf en de talloze rotspartijen laten bovendien ook toe te demonstreren hoe een geoloog in zijn natuurlijk laboratorium te werk gaat. Op een tocht langsheen diverse rotspartijen onthullen we beetje bij beetje stukjes van de geologische puzzel. Als volleerde speurders reconstrueren we tijdens deze geologische wandeling de geschiedenis door na te gaan wat de gesteenten ons allemaal te vertellen hebben, wat te achterhalen valt over de toenmalige landschappen, over toenmalige klimaatomstandigheden, .... Deze geologische wandeling is opgesteld naar aanleiding van een terreindag, georganiseerd door de Beroepsvereniging Leuvense Geologen op 1 april 2000, in het kader van de studiedag PALEOZOÏSCHE GEOLOGIE VAN DE ARDENNEN, gehouden op 18 maart 2000 te Leuven. Bovendien vormt deze geologische wandeling één van de initiatieven tijdens de tweejaarlijkse VLAAMSE WETENSCHAPSWEEK, georganiseerd door de Vlaamse Gemeenschap.

Leuven, 26 april 2004 Manuel Sintubin


4

HET NINGLINSPOGEBIED DOORHEEN DE GEOLOGISCHE TIJD

We stellen ons eerst eens de vraag wat er zich in het Ninglinspogebied, nu gelegen ergens rond de 50° noorderbreedte temidden van het Euraziatische continent, de laatste 500 miljoen jaar heeft afgespeeld, wat er allemaal gebeurd is sinds het Cambrium, toen het gebied ergens rond 60° zuiderbreedte gelegen was langsheen de noordwestkust van het supercontinent Gondwana (zie figuren 1 & 2).

De Caledonische geschiedenis

Tijdens het Cambrium, zo’n 500 miljoen jaar geleden, maakten onze contreien deel uit van het noordwestelijke kustgebied van Gondwana, het supercontinent opgebouwd uit Afrika, Zuid-Amerika, India, Australië en Antarctica. We situeerden ons ergens ter hoogte van westelijk Afrika op zo’n 60° zuiderbreedte. Dit kustgebied werd gedomineerd door een indrukwekkende, vulkanische bergketen, de Cadomische bergketen, die zich ontwikkeld had boven een subductiezone. Dit ganse noordwestelijke kustgebied van Gondwana was een actieve continentrand vergelijkbaar met de huidige westkust van de beide Amerika’s met de ontwikkeling van de Andes en de Cordillera. Kustnabije shelfafzettingen in voorboogbekkens werden in onze contreien afgezet (Devilliaan, Reviniaan). Tijdens het late Cambrium (~490 miljoen jaar geleden) was dit bekken op zijn diepst (zwarte fylladen van de La Gleize Formatie, zie verder). In het Vroege Ordovicium (~480 miljoen jaar geleden) moet de plaattektonische configuratie ter hoogte van de Cadomische bergketen veranderingen hebben ondergaan. Diverse continentale fragmenten werden één voor één afgescheurd. Avalonia1, het continentale fragment waarop wij ons bevinden, begint zijn drift naar het noorden. In die periode vult het sedimentaire bekken in onze contreien zich geleidelijk op, wat tot uitdrukking komt in de Salmiaansedimentatie. Tijdens het Ordovicium scheuren nog tal van continentale fragmenten af van de noordwestkust van Gondwana. Zo scheurt zo’n 470 miljoen jaar geleden Armorica2 af, en zet het de achtervolging van Avalonia in. De oceaan tussen Avalonia en Armorica is de Rheïsche Oceaan, tussen Armorica en Gondwana de Theïsche Oceaan. Tegen het einde van het Ordovicium (~450 miljoen jaar geleden) komt de noordwaartse drift van Avalonia ten einde wanneer de Tornquist Zee, de oceaan tussen Avalonia en Baltica gesloten wordt en het continentale fragment Avalonia aanmeert aan het noordelijke continent Baltica. We bevinden ons dan ergens tussen 30° en 40° zuiderbreedte. Ten tijde van dit aanmeren wordt in de Ardennen een eerste Caledonische bergketen gevormd (nu terug te vinden in de Ardense massieven: Stavelot, Serpont, Rocroi, Givonne). Ten noorden van deze bergketen (in het Brabantgebied) ging de sedimentatie echter verder. In het vroege Siluur (~425 miljoen jaar geleden) deed zich een Himalaya-type collisie voor tussen Baltica en Laurentia en wordt de noordelijke Iapetus Oceaan gesloten. Ook de westelijke Iapetus Oceaan tussen Avalonia en Laurentia begint in het noorden te sluiten (ter hoogte van Schotland). Deze oceaan, die als een rits wordt gesloten, zal pas zo’n 30 miljoen jaar later volledig gesloten zijn. Tijdens het vroegste Devoon wordt de Caledonische cyclus afgesloten. Zo’n ~420 miljoen jaar geleden wordt de Rheïsche Oceaan gesloten, wanneer Armorica aanmeert tegen Avalonia, dat dan al deel uitmaakt van de noordelijke continentale massa Laurussia. Kort daarop, bij het finaal samensmelten van de continentale fragmenten (zo’n 400 miljoen jaar geleden) ontstaat ook in het Brabantgebied een

1 Avalonia is opgebouwd uit West-Duitsland, Benelux, Noord-Frankrijk, Engeland, Zuid-Ierland, New Foundland en Avalon.

2 Armorica is opgebouwd uit Bretagne, Midden-Frankrijk en Midden-Europa.


5

bergketen, terwijl de Ardense massieven dan al lang volledig afgevlakt zijn. Ten zuiden van de Brabantse bergketen is immers de Hercynische cyclus al aangevat.

Figuur 1. 500 miljoen jaar Ardense geschiedenis. De gearceerde tijdvakken geven de perioden aan wanneer er geen sedimenten werden afgezet in het Ninglinspogebied.

De Hercynische geschiedenis

De eerste sedimenten in het Ninglinspogebied zijn van Lochkoviaanouderdom (zo’n 415 miljoen jaar oud). Terwijl de Caledonische cyclus afgesloten werd in het Brabantgebied was de Hercynische cyclus al aangevat in het, reeds volledig afgevlakte, Ardennengebied. Vanuit het zuiden won de Rhenohercynische Zee terrein en transgredeerde deze de zuidelijke continentrand van de Old Red Continent, opgebouwd uit Laurussia, Avalonia en andere continentale fragmenten afkomstig van Gondwana.


6

Onmiddellijk na het aanmeren van Armorica, ontstond ter hoogte van de sutuur tussen Armorica en Avalonia een nieuw sedimentair bekken. Een nieuwe riftfase werd geïnitieerd, mogelijk in een achterboogconfiguratie boven een noordwaartse subductie ten zuiden van Armorica. Deze rifting was bovendien succesvol. Nieuwe oceaankorst werd immers in deze marginale Rhenohercynische Zee gevormd. Deze zee was echter geen lang leven beschoren. Zo’n 395 miljoen jaar geleden, tijdens het vroegste Emsiaan, kende het zijn maximale omvang. Reeds in het vroegste Midden Devoon (~390 miljoen jaar geleden) startte een nieuwe convergentiefase en sloot geleidelijk de Rhenohercynische Zee. Ondertussen ontwikkelde zich in onze contreien een sedimentair bekken in een passieve-continentrandsituatie. Ter hoogte van de Ardennen resulteerde dit in een belangrijke sedimentatie tijdens het Onder Devoon. Deze verandering wordt in relatie gebracht met de aanvang van de collisie van Gondwana met de zuidrand van Armorica en dus met de sluiting van de Theïsche Oceaan. Met de aanvang van het Midden Devoon (~390 miljoen jaar geleden) start de opbouw van de complexe Varistische gebergteketen in Centraal Europa (Massif Central in Frankrijk, Boheems Massief in Duitsland en Tsjechië). In onze contreien vat een postrift shelfsedimentatie aan. Tijdens het vroege Viseaan (~340 miljoen jaar geleden) doen zich de eerste tekenen, onder de vorm van een flyschsedimentatie, voor van de ontwikkeling van een bergketen ter hoogte van de Rijnse en Ardense massieven. Deze bergketen zal zich geleidelijk naar het noorden uitbreiden tot uiteindelijk zo’n 290 miljoen jaar geleden, op het einde van het Carboon, ook de Ardennen volledig geïncorporeerd zijn in deze Varistische bergketen.

Figuur 2. Het plaattektonische verhaal van Avalonia tijdens het Paleozoïcum – van in het Cambrium, zo’n 500 miljoen jaar geleden, tot in het Carboon, zo’n 300 miljoen jaar geleden. De horizontale lijn vormt de evenaar. Onze contreien zijn aangeduid met een bol.

De Post-Varistische geschiedenis

Tegen het einde van het Perm (~250 miljoen jaar geleden) was de Varistische bergketen reeds in belangrijke mate afgebroken en was de Ardennen zo goed als volledig afgevlakt. Tijdens die periode lagen we te midden van het supercontinent Pangaea ergens tussen de 20° à 30° noorderbreedte en


7

werden her en der kleine slenkstructuren gevormd, zoals de Malmédy Graben, opgevuld met dieproodgekleurde conglomeraten. Sindsdien kennen onze contreien voornamelijk een geschiedenis van opheffing, verwering en erosie (zie figuur 3). Deze geschiedenis staat enerzijds in relatie met de opening van de Atlantische Oceaan en anderzijds in relatie met de Alpiene bergvorming. Tweemaal nog zal de zee het Ninglinspogebied overstromen en sedimenten achterlaten. De eerste transgressie doet zich voor op het einde van het Krijt. Zo’n 80 miljoen jaar geleden (Campaniaan) wordt een afgevlakt eiland, gelegen ter hoogte van de Hoge Venen, geleidelijk overstroomd. De harde Cambrische kwartsieten, die we nu terugvinden op het Hautes-Fagnes-Plateau (zie verder), vormden immers een residueel reliëf. Tegen het Maastrichtiaan (zo’n 65 miljoen jaar geleden) is het ganse eiland overstroomd. Bij het begin van het Tertiair start een nieuwe continentale cyclus. De Krijtafzettingen worden weggeërodeerd. Wat achterblijft zijn de silexkeien. Op de hoogste toppen van de Ardennen vinden we dan ook deze silexkeien terug. De tweede transgressie doet zich voor tijdens het vroegste Oligoceen. Tijdens het Rupeliaan (~30 miljoen jaar geleden) wordt het gebied voor een laatste maal overspoeld.

Figuur 3. Het verhaal van de laatste 80 miljoen jaar met de vorming van het Hautes-Fagnes Plateau (naar Gullentops, 1997). Vanaf het Chattiaan (~25 miljoen jaar geleden) start de opheffing van het gebied van de Hoge Venen. Dit valt samen met een versnelde activatie van de Rijn Rift. De Hoge Venen bevinden zich dan ook aan


8

de rand van deze rift. Deze opheffing van de “slenkschouder” (zie figuur 4) gebeurt langs verschillende breuken. Zo ontwikkelt zich centraal in het Plateau van de Hoge Venen een horststructuur, waardoor de Baraque Michel nog uitsteekt ten opzichte van het plateau. Eén van deze breuken, de Hockay Breuk, is nog steeds actief. Naast een historische aardbeving, die op 18 september 1692 zware schade toebracht in het gebied rond Verviers en zelfs voelbaar was tot in Engeland, kende deze breuk een verhoogd microseismische activiteit tussen oktober 1989 en april 1990.

Figuur 4. Bij de vorming van een slenk door inzakking worden de randen van de slenk opgeheven. Het Plateau van de Hoge Venen bevindt zich op zo’n slenkschouder.


9

ENKELE GEOLOGISCHE WEETJES

In de loop van de wandeling zal je geconfronteerd worden met diverse termen uit het geologische jargon. Het is dan misschien ook aangewezen enkele hiervan eerst wat te verduidelijken.

De geologische kaart

Een geologische kaart is eigenlijk een doorsnede door een driedimensionaal gestructureerd geologisch massief. Deze doorsnede wordt veroorzaakt door het aardoppervlak. Bij het opstellen van de geologische kaart is het dan ook noodzakelijk rekening te houden met de topografie. Dit is des te meer het geval wanneer de topografie zeer geaccidenteerd is zoals in het Ninglinspogebied. Dit leidt vaak tot grillige patronen, een gegeven dat vaak verwaarloosd wordt bij het intekenen van geologische kaarten. Twee voorbeelden die van toepassing zijn in het Ninglinspogebied, en meer specifiek op de verbreiding van het Quarreux conglomeraat (zie verder): (1) al naargelang de helling van de lagen ten opzichte van de topografie zal de zone waarover deze laag

ontsloten is sterk verschillen (zie figuur 5). Ligt de laag evenwijdig aan de topografie, dan zal je deze laag over een groot gebied terugvinden. Ligt de laag loodrecht op de topografie, dan kan je de juiste stratigrafische dikte van de laag inschatten.

Figuur 5. De wijze waarop de topografie een geologische laag doorsnijdt is bepalend voor de verbreiding van deze laag op de geologische kaart. (2) de wijze waarop een laag afhelt geeft aanleiding tot specifieke patronen in een vallei, de

zogenaamde V-regel (zie figuur 6): (a) staat een laag verticaal, dan vertoont deze geen V-patroon op de geologische kaart bij het dwarsen van een vallei; (b) ligt een laag horizontaal, dan zal de laag op de geologische kaart de hoogtelijnen volgen; (c) als de laag in dezelfde richting afhelt als de valleivloer (stroomafwaarts), dan zal een V-patroon ontstaan, waarbij de V wijst in de richting waarin de laag afhelt; (d) als de laag in de tegenovergestelde richting afhelt dan de valleivloer (stroomopwaarts), dan zal een V-patroon ontstaan, waarbij de V weerom wijst in de richting waarin de laag afhelt.

Een geologische kaart is verder een interpretatie. Met éénzelfde gegevensbestand zijn vaak verschillende geologische interpretaties mogelijk, zonder dat één van deze interpretatie fout is. Dit gegevensbestand kan van allerlei aard zijn: ontsluitingen, boringen, luchtfoto’s, satellietbeelden, seismische profielen, geofysische metingen (aeromagnetisme, graviteitanomalieën), …. Het is dan de taak van de geoloog een extrapolatie te maken tussen alle waarnemingspunten om zo tot een geologisch coherente en zinvolle interpretatie, de geologische kaart, te komen.


10

Figuur 6. De V-regel, of hoe de wijze waarop een geologische laag helt bepalend is voor de doorkomst van die laag doorheen een vallei. Bij het opstellen van een geologische kaart kunnen verschillende accenten worden gelegd. Zo kan men specifiek aandacht besteden aan de bodems (bodemkaarten), of aan de structuren (structurele of tektonische kaarten), …. Hier, voor het Ninglinspogebied spreken we over een afgedekte kaart. Het is als het ware dat we het ganse gebied ontdaan hebben van al zijn bodems, Quartaire en Tertiaire bedekking en enkel overblijven met de Paleozoïsche ondergrond. Om een geologische kaart te maken moeten we aandacht besteden aan twee belangrijke zaken. Enerzijds moeten we trachten een lithostratigrafische kolom op te stellen. De verschillende kleurbanden op de geologische kaart zijn hiervan de uitdrukking. Anderzijds moeten we de structuren geometrisch trachten te vatten. Zo zien we dat elke geologische kaart vergezeld is van een stratigrafische kolom alsook van geologische profielen. Dit zijn tweedimensionale secties doorheen de ondergrond, die de bedoeling hebben samen met de geologische kaart de driedimensionale geometrie van het geologische massief duidelijk naar voren te brengen.

De lithostratigrafische kolom

Aan de hand van de lithostratigrafische kolom trachten we de opeenvolging van lagen weer te geven op de manier waarom ze zijn afgezet tijdens de ontwikkeling van het sedimentaire bekken. Het is dan ook


11

de regel dat de oudste lagen onderaan te vinden zijn en de jongste lagen bovenaan. Voor elke laag wordt minutieus zijn karakteristieken, zoals dikte, kleur, lithologie, aanwezigheid van specifieke kenmerken (sedimentaire structuren, mineralen, fossielen, …), enz. opgetekend. We kiezen dan ook ontsluitingen waar we vrij continue secties hebben zonder dat deze door plooi- of breukstructuren verstoord zijn. In sterk vervormde massieven, zoals in het Stavelot-Vennmassief, zal het dan ook moeilijk zijn dergelijke secties te vinden, zodat het opstellen van een gedetailleerde lithostratigrafische kolom vaak onmogelijk wordt. Alleen al de sterk interne vervorming (o.v.v. een gesteentesplijting) laat vaak niet toe een juiste inschatting te maken van de dikte van de pakketten. Het is natuurlijk ook evident dat we nergens een sectie zullen vinden waar de opeenvolging van alle lagen uit een gebied terug te vinden is. We moeten dan ook verschillende secties aan elkaar trachten te koppelen aan de hand van referentiehorizonten die we op verschillende secties terugvinden. Hierbij moeten we natuurlijk rekening houden dat laagpakketten lateraal sterk kunnen veranderen in zowel dikte als interne opbouw. De specifieke opeenvolging van verschillende lithologieën met verschillende karakteristieken laat bovendien toe iest te zeggen over het paleomilieu waarbinnen de lagen zijn afgezet. Eénmaal de opeenvolging gekend is, gaan we verschillende laagpakketten samenvoegen in formaties. Dit zijn lithostratigrafische eenheden, waarbinnen de lagen karakteristieken hebben (bv. rode kleuring) die verschillend zijn van deze in boven- en onderliggende formaties. Een formatie is bovendien een eenheid die op een kaart met een schaal van 1/25000 nog in te tekenen valt. Elke formatie krijgt een naam. Vaak is dat van de plaats waar een sectie te vinden is die het best de karakteristieken van deze formatie weergeeft. Karakteristieke onderdelen binnenin een formatie worden vaak omschreven met een eigen naam. Zo wordt het basisconglomeraat in het Ninglinspogebied, behorende tot de Marteau Formatie, omschreven als het Quarreux Conglomeraat. De lithostratigrafische kolom is een belangrijk instrument bij het geologisch karteren. Zij laat immers toe de geometrie in een gebied te doorgronden. Bovendien laat zij toe af te leiden of belangrijke breuken voorkomen. Breuken geven meestal aanleiding tot verdubbelingen van de lithostratigrafische opeenvolging of tot het verdwijnen van stukken in de lithostratigrafische opeenvolging. In een lithostratigrafische kolom kunnen we enkel een relatieve ouderdom bepalen van een laagpakket. We weten dat de jongste lagen steeds boven oudere lagen worden afgezet en dus hoger in de lithostratigrafische kolom voorkomen. Om exact te weten wanneer de lagen zijn afgezet, moeten we ofwel een beroep doen op de fossielinhoud (biostratigrafie) ofwel een absolute ouderdomsbepaling (chronostratigrafie) doorvoeren. Hierbij dienen we tevens in rekenschap te brengen dat de fossielinhoud niet alleen bepaald wordt door de biologische evolutie maar tevens door milieufactoren (continentaal, ondiep marien, diep marien, zuiver water, troebel water, …). Anderzijds heeft een lithostratigrafische eenheid niet noodzakelijk overal dezelfde ouderdom. Zo weten we dat het basisconglomeraat van het Devoon in het zuiden van België een stuk ouder is dan hetzelfde basisconglomeraat in de omgeving van de Ninglinspo.

Structuren

Naast het uitzoeken van de lithostratigrafische opeenvolging van de lagen, moeten we ook trachten de geometrische opbouw van het geologische massief te achterhalen. We vertrekken hierbij van het Horizontaliteitsprincipe3, d.w.z. we gaan ervan uit dat alle lagen horizontaal zijn afgezet. Van zodra de lagen niet meer horizontaal voorkomen, hebben er zich vervormingen voorgedaan. Laagpakketten kunnen gekanteld worden. Laagpakketten kunnen gebroken of geplooid worden. Om de geometrie te achterhalen gaan we nu meten hoe de lagen georiënteerd zijn. Hiervoor gebruiken we het kompas. Enerzijds meten we de oriëntatie ten opzichte van het magnetische noorden van de snijlijn tussen het laagvlak en het horizontale vlak (dit noemen we de strekking). Anderzijds meten we de maximale helling van het laagvlak (loodrecht op de strekking). Een laagvlak met een oriëntatie van

3 Het Horizontaliteitsprincipe is voor het eerst beschreven door Nicholas Steno in de 17e eeuw.


12

N30E50S heeft een strekking ten opzichte van het noorden van 30° naar het oosten. Loodrecht op deze richting helt de laag 50° af naar het zuiden (zie figuur 7).

Figuur 7. De wijze waarop we de oriëntatie van een laag opmeten. We meten de hoek tussen het magnetische noorden en de snijlijn van het vlak met het horizontale vlak – de strekking – en de maximale helling.

Plooien Plooien zijn niets meer dan gekromde laagvlakken. Daar waar de kromming maximaal is, spreken we over de scharnierzone van een plooi, daar waar de kromming minimaal is van de flank van een plooi. De plaats op het laagvlak van de maximale kromming noemen we de scharnierlijn of plooias. Verbinden we nu de plooiassen van de opeenvolgende lagen, dan vormen we een vlak, het assenvlak. Zowel plooias als assenvlak kunnen verschillende oriëntaties hebben. Een plooias kan horizontaal gelegen zijn, of wegduiken onder een hoek. Dit heeft natuurlijk zijn effect op het patroon waarin de lagen voorkomen op een geologische kaart (zie Ninglinspogebied). Een assenvlak kan verticaal staan. Dan hebben we te maken met “rechte” symmetrische plooien. Het assenvlak kan echter ook afhellen. Dan hebben we te maken met asymmetrische plooien. We spreken dan over overhellende plooien. De richting waarin deze plooien overhellen, noemen we de vergentie van een plooi. Deze valt meestal samen met de tektonische transportrichting. Bij plooien onderscheiden we antiformen van synformen. Een antiform gaat open naar onderen, een synform naar boven. Kennen we de stratigrafische opeenvolging dan spreken we van een anticline en syncline. In de kern van een anticline vindt men de oudste lagen, in de kern van een syncline de jongste lagen.

Gesteentesplijting De vorming van een gesteentesplijting is het gevolg van een interne reorganisatie in het gesteente onder invloed van een externe, al of niet tektonische, druk. Een gesteentesplijting komt het vaakst voor in kleirijke gesteenten, die in belangrijke mate zijn opgebouwd uit plaatvormige micamineralen. Deze mineralen gaan zich heroriënteren zodat ze loodrecht komen te liggen op de belangrijkste compressierichting. De gesteentesplijting staat dan ook altijd loodrecht op de belangrijkste compressierichting. Ook in minder kleirijke gesteenten vinden we een gesteentesplijting. Deze is dan het resultaat van een drukoplossingsproces, waarbij onder invloed van de druk mineralen zoals kwarts gaan oplossen. Minder oplosbare materiaal blijft achter en vormt de gesteentesplijting. Voor het geologisch karteren gebruiken we de gesteentesplijting echter enkel als een geometrisch hulpmiddel. Gesteentesplijting ontwikkelt zich namelijk evenwijdig aan het assenvlak van een plooi. Daarom spreken we ook van een assenvlaksplijting. Het voorkomen van een assenvlaksplijting laat ons twee geometrische afleidingen toe (zie figuur 8).


13

(1) De assenvlaksplijting snijdt de laagvlakken in de flanken van de plooi. Deze snijlijn, wat we de intersectielineatie noemen, ligt evenwijdig aan de plooias van de plooi. Dit betekent dat we, wanneer we de scharnierzone van een plooi niet in ontsluiting kunnen waarnemen, toch de oriëntatie van de plooi kunnen afleiden. Enerzijds geeft de assenvlaksplijting de oriëntatie weer van het assenvlak. Anderzijds geeft de intersectielineatie de oriëntatie weer van de plooias.

(2) De hoekrelatie tussen gelaagdheid en assenvlaksplijting laat toe af te leiden of lagen in stratigrafisch normale of overhellende positie gelegen zijn, m.a.w. in welke richting we jongere lagen terugvinden. Dit noemen we de structurele polariteit. Als de assenvlaksplijting steiler helt dan de gelaagdheid, dan weten we dat de lagen een normale structurele polariteit hebben, dus dat jongere lagen nog steeds bovenop oudere lagen gelegen zijn. Helt de assenvlaksplijting echter zwakker dan de gelaagdheid, dan hebben de lagen een inverse structurele polariteit, wat betekent dat jongere lagen onder oudere lagen gelegen zijn.

Figuur 8. De geometrische relatie tussen geplooide laagvlakken en de assenvlaksplijting.

Discordantie Op basis van bio- en/of chronostratigrafische ouderdomsbepaling kunnen we afleiden of we in onze lithostratigrafische opeenvolging tijdshiaten hebben. Dit kunnen perioden zijn waarbinnen geen sedimenten zijn afgezet (stratigrafisch hiaat), of waarbinnen sedimenten weggeërodeerd zijn (disconformiteit). Het kan ook zijn dat laagpakketten tijdens een gebergtevorming een vervorming hebben ondergaan en dus gekanteld, geplooid en/of gebroken zijn. Als vervolgens door erosie het gebergte afgevlakt wordt en opnieuw overstroomd wordt en nieuwe sedimentpakketten worden afgezet, is een hoekdiscordantie gevormd. Dergelijke hoekdiscordanties zijn belangrijke referentiehorizonten, omdat zij juist een belangrijke scheiding vormen tussen verschillende tektonische cycli. Ter hoogte van de Ninglinspo scheidt de discordantie de Caledonische van de Hercynische cyclus.


14

Een discordantie laat ook toe de tussenliggende gebergtevorming relatief te dateren. Deze bergvorming is zowiezo jonger dan de jongste sedimenten die voorkomen onder de discordantie en ouder dan de oudste sedimenten boven de discordantie.

Overschuivingsbreuken Breuken zijn vlakken waarbij gesteentemassieven ten opzichte van elkaar verschuiven. Als bij een steilstaande breuk het bovenliggende blok relatief naar onderen schuift ten opzichte van het onderliggende blok, dan spreken we over een normaalbreuk. Schuift het bovenliggende blok relatief naar boven ten opzichte van het onderliggende blok, dan spreken we van een opschuivingsbreuk. Hebben we een verticale breuk waarlangs twee blokken langs elkaar schuiven, dan spreken we van een laterale schuifbreuk. Overschuivingsbreuken, tenslotte, zijn zwakhellende breuken waarbij een gesteentemassief over een ander massief is geschoven. Vaak zien we dan dat oudere gesteentemassieven dan bovenop jongere gesteentemassieven gelegen zijn.


15

DE GEOLOGIE VAN HET NINGLINSPOGEBIED

De Ninglinspo is een bijrivier van de Amblève. Zij ontspringt op het plateau in de omgeving van Vert Buisson (~420m hoogte) en mondt uit in de Amblève te Sédos (~160m). Het riviertje vertoont dus een uitgesproken verval en is verantwoordelijk voor een jong reliëf. Zo’n viertal kilometers naar het zuiden vinden we een gelijkaardig valleitje, gevormd door de insnijding van de Chefna. Beide valleitjes vertellen éénzelfde geologisch en geomorfologische verhaal. Beide valleien geven dan ook met hun jong reliëf de unieke mogelijkheid de geologie van dit gebied te ontrafelen.

Figuur 9. Het langwerpige Hautes-Fagnes-Plateau, dat langs alle zijden wordt ingesneden. De valleien van de Ninglinspo en de Chefna bevinden zich aan het westelijke uiteinde van het plateau. De Baraque-Michel-Horst (BM) steekt uit boven het plateau (Gullentops, 1986). Het plateau vormt het meest westelijk uiteinde van langwerpige Hautes-Fagnes-Plateau (Gullentops, 1986), beter gekend onder de naam La Vecquée, dat te vervolgen is tot aan de Baraque Michel (675m) en het Signal de Botrange (694m), het hoogste punt in België (zie figuur 9). Opvallend is dat gans het Hautes-Fagnes-Plateau dezelfde, relatief harde, kwartsietische gesteenten (La Venne-Coo Formatie (Rv3/4), zie verder) in de ondergrond heeft. Dit is ook het geval ter hoogte van de valleien van de Ninglinspo en de Chefna. Anderzijds is het opvallend dat zowel de Ninglinspo als de Chefna hun vallei uitgeschuurd hebben in dezelfde, eerder zachte, zwarte fylladen (La Gleize Formatie (Rv5), zie verder). Een geologische verklaring hiervoor zullen we verderop trachten te geven. Pas in de omgeving van de monding van beide riviertjes, om en bij de Amblèvevallei, wordt de geologie wat minder monotoon, doordat diverse gesteenten van Devoonouderdom, gelegen boven de Caledonische discordantie, ontsloten zijn. De Amblèvevallei tussen Nonceveux en Lorcé vormt een bijzonder geologisch studiegebied omdat de vallei ongeveer evenwijdig loopt met de westelijke rand van het het Stavelot-Vennmassief, één van de Onder-Paleozoïsche sokkelmassieven ontsloten in de Ardennen (zie figuur 11). Bekijken we het op een nog grotere schaal, dan zien we dat deze westelijke randzone van het Stavelot-Vennmassief deel uitmaakt van een N10E-georiënteerde band, van Maastricht tot voorbij Neufchâteau, waarin zich tal van geologische bijzonderheden voordoen. Deze band noemen we het Ourthe Lineament. De geologische betekenis van dit lineament blijft nog steeds een open vraag. Op schaal van gans de Varistische Ardennen (zie figuur 10) bevindt het Ninglinspogebied zich aan de oostrand van het Dinant Synclinorium, op zich deel van het Ardennen Allochtoon, een grote overschuivingsnappe, die naar het noorden is overschoven op de Brabantsokkel en zijn Paleozoïsche deklagen (het Brabant Parautochtoon) langsheen de Midi-Condroz-Eifel Overschuiving. Niet ver van het Ninglinspogebied vinden we een bijzondere tektonisch element, het Venster van Theux, dat eigenlijk een doorkijkgat is doorheen het Ardennen Allochtoon.


16

Figuur 10. De geologische kaart van de Ardennen. Het Ninglinspogebied bevindt zich aan de westelijke rand het van het Caledonische Stavelot-Vennmassief.

Concentreren we ons nu op de geologie van de vallei van de Ninglinspo. Hierbij richten we onze aandacht op enerzijds lithostratigrafische en anderzijds geometrisch-structurele aspecten van het gebied. Figuur 11. Een gedetaileerde geologische kaart van de westelijke rand van het Stavelot-Vennmassief, met aanduiding van de valleien van de Ninglinspo en de Chefna (naar Geukens, 1999).

Ninglinspo


17

Lithostratigrafie

Cambrium De twee oudste lithostratigrafische eenheden vinden we terug onder de discordantie en maken deel uit van het Caledonische Stavelot-Vennmassief. De afzettingen zijn van Boven-Cambriumouderdom (~500 miljoen jaar oud). De oudste van de twee eenheden bestaat voornamelijk uit, vaak sterk dooraderde, donker groengrijze, kwartsieten. Deze kwartsieten behoren tot de La Venne-Coo Formatie, dat overeenkomt met de Reviniaan-3 & -4 eenheden (Rv3/4), zoals gekend van de oude geologische kaarten. De jongste van de twee eenheden is voornamelijk opgebouwd uit zwarte fylladen en is gekend als de La Gleize Formatie, dat overeenkomt met de Reviniaan-5 eenheid (Rv5). Dit pakket zwarte fylladen weerspiegelt een relatief diep en rustig afzettingsmilieu. Tijdens het late Cambrium is het sedimentaire bekken op zijn diepst. Tijdens het Ordovicium zal het sedimentaire bekken geleidelijk opgevuld worden, wat tot uitdrukking komt in de Salmiaanafzettingen.

Figuur 12. De lithostratigrafische kolom van het Ninglinspogebied.

Devoon Eénmaal boven de discordantie vinden we de jongste Devoonafzettingen terug (~410 miljoen jaar oud). Deze Devoonafzettingen vormen de meest oostelijke rand van het Dinant Bekken. De nieuwe, Hercynische, sedimentaire cyclus vangt aan met een conglomeratisch pakket, gekend onder de naam Quarreux Conglomeraat. Kenmerkend voor dit conglomeratisch pakket is het zeer discontinue voorkomen langsheen de randen van het Stavelot-Vennmassief (alsook van de andere Ardense massieven), de uitgesproken diktevariatie, alsook het uitgesproken verschil in interne opbouw. Doorgaans zijn deze conglomeraten slecht gesorteerd, wat betekent dat ze vrij snel zijn afgezet, bijvoorbeeld onder de vorm van puinkegels. Naar afzettingsmilieu moeten we ons het gebied voorstellen als een kustnabije, wijde alluviale vlakte met tal van verwilderde rivieren en puinkegels langsheen de flanken van de restanten van het Caledonische gebergte. Het ganse Stavelot-Vennmassief vormde mogelijk een eiland. Het Quarreux Conglomeraat vormen de basis van de Marteau Formatie. Deze formatie vormt de oudste lithostratigrafische eenheid van de Devono-Carboon sequentie in het noordelijk deel van het Dinant Bekken. Stratigrafisch maakt het deel uit van het Lochkoviaan, wat in onze contreien beter gekend is als het Gedinniaan. De Marteau Formatie valt in de eerste plaatst op


18

door zijn bordeauxrode kleuring. Zij is opgebouwd uit een afwisseling van zandige en meer schieferige niveau’s. De formatie in zijn geheel vertoont tevens sterke dikte- en faciesveranderingen in het gebied. De interne opbouw van de Marteau Formatie, de afwezigheid van mariene fossielen, de relatieve rijkdom aan continentale microflora, wijst op continentaal afzettingsmilieu. We bevinden ons nog steeds in die wijde alluviale vlakte, doorsneden met verwilderde rivieren. Zo komen ook hogerop in de Marteau Formatie conglomeratische niveau’s voor. Vele aanwijzingen (bv. uitdrogingsscheuren) geven aan dat deze vlakte geregeld droog kwam te liggen. Op geregelde tijden werd deze dan overspoeld ten gevolge van zware regens. Paleogeografisch bevinden we ons immers ten tijde van het vroegste Devoon dicht bij de evenaar in tropische tot semi-ariede klimatologische omstandigheden. Vandaar ook de uitgesproken roodkleuring van de sedimenten. Denk maar aan de diepe roestbruine laterietbodems in de tropen. Vaak echter is het dieprode materiaal groengevlekt. Hieraan hebben deze afzettingen dan ook vaak de naam schistes bigarés te danken. Deze groenkleuring is het gevolg van een diagenetische ontkleuring door de reductie van het ijzer. Ook vinden we in de Marteau Formatie vaak calcietnodullen, die echter vaak opgelost zijn en dan holten achterlaten. Ook deze nodullen worden in verband gebracht met de semi-ariede omstandigheden waarbij uitdamping aanleiding gaf tot de vorming van kalkkorsten. Met de tijd zakte het gebied weg en veranderde het paleomilieu eerder naar delta en kustnabije mariene omstandigheden. Dit afzettingsmilieu resulteerde in de grijsbruine zanden van de Bois D’Ausse Formatie4. Stratigrafisch bevinden we ons dan reeds in het late Lochkoviaan en het vroege Pragiaan (het oude Siegeniaan) (~400 miljoen jaar geleden). Uiteindelijk wordt het paleomilieu weer ondieper en komen we tegen het einde van het Pragiaan (~395 miljoen jaar geleden) terug in eerder continentale omstandigheden, vergelijkbaar met deze ten tijde van het vroegste Lochkoviaan. Dit komt onder andere tot uitdrukking in de geleidelijke terugkeer van de bordeauxrode kleuring in zowel de Nonceveux Formatie als de Acoz Formatie.

Structuren

Discordantie Een belangrijke structureel-geometrisch element in het Ninglinspogebied is de Caledonische discordantie. Deze scheidt de Caledonische geschiedenis, gekenmerkt door de ontwikkeling van een sedimentaire bekken tijdens het Cambrium en Ordovicium, alsook door de Caledonische gebergtevorming, van de Hercynische geschiedenis, beginnend met de ontwikkeling van het Devono-Carboon sedimentaire bekken en eindigend met de Varistische gebergtevorming (~300 miljoen jaar geleden). Ter hoogte van de Ninglinspo (ontsluiting 3) scheidt de discordantie lagen van Cambriumouderdom (~500 miljoen jaar oud) van lagen van Lochkoviaanouderdom (~410 miljoen jaar oud). We zitten dus met een tijdspanne van ongeveer 90 miljoen jaar, waarbinnen we de Caledonische gebergtevorming moeten situeren. Elders in het Stavelot-Vennmassief vinden we echter Salmiaanafzettingen terug, die erop wijzen dat de afzettingen in het sedimentaire bekken zich hebben voorgedaan tot ongeveer 460 miljoen jaar geleden). Dit brengt de tijdspanne terug tot zo’n 50 miljoen jaar. Rekening houdend met waarnemingen ter hoogte van o.a. het Caledonische Sambre-et-Meuse Massief wordt algemeen aanvaard dat de Caledonische bergvorming in de Ardennen zich heeft voorgedaan zo’n 450 miljoen jaar geleden, tijdens het Caradoc (Midden-Ordovicium).

Plooien Het Ninglinspogebied is gekenmerkt door het voorkomen van een regelmatige plooitrein5, ontstaan tijdens de Varistische gebergtevorming. Deze plooitrein is opgebouwd uit stoelplooien met enerzijds

4 De Bois d’Ausse Formatie is ontsloten in de Ninglinspovallei in de onmiddellijke omgeving van de Taverne Les Bruyères. Ook verder naar het noorden, langsheen de weg naar Remouchamps vinden we deze formatie terug.

5 Een plooitrein is een opeenvolging van plooien.


19

zwak-naar-het-westen-afhellende (30°), NS-georiënteerde, flanken en anderzijds steile (verticaal-hellend) tot lichtjes overhellende (steil-naar-het-zuiden-afhellende (80°)), EW-georiënteerde, flanken. Samen met deze plooien heeft er zich een assenvlaksplijting ontwikkeld. Deze assenvlaksplijting helt steil af naar het zuiden. Samen met de typische opbouw van de plooitrein betekent dit dat de ganse structuur een noordvergentie vertoont, m.a.w. asymmetrisch is naar het noorden. Bovendien vertonen deze plooien nog een relatief sterke duiking naar het westen (30°). De golflengte van deze plooitrein varieert tussen de 100 à 200m.

Figuur 13. Het structureel-geometrische profiel doorheen het Ninglinspogebied. De verschillende ontsluitingen van de geologische wandeling zijn aangeduid. In dit opzicht verschilt de stijl van deze plooitrein met de stijl van de plooien die we nog geen 10km naar het westen (ter hoogte van Aywaille) terugvinden in het meer centrale deel van het Dinant Synclinorium. Daar vinden we open, rechtopstaande, plooien die volledig symmetrisch zijn en dus geen vergentie vertonen. Bovendien duiken deze plooien nog nauwelijks. Tenslotte is de golflengte van de plooitrein een stuk groter dan ter hoogte van het Ninglinspogebied (~5km). Zowel naar plooistijl als naar de ontwikkeling van de gesteentesplijting moeten we ons bovendien afvragen hoe deze zich heeft voorgedaan tijdens de Caledonische gebergtevorming, en hoe deze structuren zich dan gedragen hebben tijdens de Varistische gebergtevorming. Het moet duidelijk zijn dat het niet eenvoudig is een oude gebergtevorming te ontwarren in een gebied dat vervolgens nog een gebergtevorming heeft ondergaan. Dit heeft binnen de Belgische geologische gemeenschap dan ook al tot heel wat verhitte discussies geleid. De vraag is eigenlijk in hoeverre de structuren (plooien, gesteentesplijting, breuken, …) waargenomen in het Caledonische massief het gevolg zijn van de Caledonische of Varistische gebergtevorming. Twee voorbeeldjes! Neem de gesteentesplijting in de zwarte fylladen van de La Gleize Formatie (ontsluitingen 3 & 5), dan zien we dat deze in oriëntatie opvallend gelijkt op deze in de Marteau Formatie. Deze laatste is zeker het gevolg van de Varistische gebergtevorming. En deze in de Cambrische fylladen dan? Of neem de plooistijl in de kwartsieten van de La Venne-Coo Formatie. Ook deze zijn qua stijl en oriëntatie zeer gelijkaardig aan deze in het Devoon.


20

Breuken Op twee verschillende schalen vinden we in het Ninglinspogebied overschuivingsbreuken6 terug. Ter hoogte van de westelijke valleiwand van de Ninglinspo (ontsluiting 3) is de overhellende flank van de La Chaudière Syncline doorbroken door twee overschuivingsbreukjes, met elk een verplaatsing van enkele tientallen meters. Deze overschuivingsbreukjes hebben hoogstwaarschijnlijk dezelfde oriëntatie als de gelaagdheid in de normale flank van de syncline (NS-georiënteerd en 30° naar het westen afhellend). Eénmaal in de Devoonformaties verdwijnen ze dan ook in een schuifbeweging tussen de lagen onderling. Ook in de Cambrische fylladen zijn deze breukjes waarschijnlijk niet ver te vervolgen, omdat hier de verplaatsing op een plastische manier wordt opgenomen. Op de schaal van gans het Ninglinspogebied (alsook van het Chefnagebied) zien we dat het plateau in belangrijke mate opgebouwd is uit de Cambrische kwartsieten van de La Venne-Coo Formatie. De oudste gesteente komen overal het hoogst voor (ontsluiting 6). We veronderstellen dat gans het gebied is overschoven door een belangrijke overschuivingsnappe, opgebouwd uit Cambrische kwarsieten. De Ninglinspo heeft dan een vallei door deze nappe uitgeschuurd zodat we kunnen zien wat er onder deze nappe aanwezig is. Deze overschuiving snijdt dan ook alle onderliggende structuren af. Ook de Varistische plooitrein wordt afgesneden, wat impliceert dat deze overschuivingsbreuk zich ontwikkeld heeft ten tijde van de Varistische gebergtevorming. Deze structurele interpretatie is echter ook gebaseerd op het discontinu voorkomen van het Devoonconglomeraat. Daar waar geen conglomeraat te vinden is, veronderstellen we de doorkomst van de overschuivingsbreuk. Rekening houdend met het afzettingsmilieu van deze conglomeraten, dat resulteert in een belangrijk laterale dikte- en faciesvariatie, is dit natuurlijk een gevaarlijke interpretatie. Het ontbreken van de conglomeraten zou immers ook kunnen verklaard worden zuiver en alleen op basis van zijn sedimentologische karakteristieken. Maar, als we op de schaal van het ganse Stavelot-Vennmassief kijken, dan kadert de structurele interpretatie, m.a.w. het voorkomen van een belangrijke Varistische overschuivingsbreuk, duidelijk in een groter geheel waarbij langsheen de noordelijke frontzone van het Stavelot-Vennmassief verschillende van dergelijke overschuivingsbreuken te herkennen zijn (Theux, Eupen, Venn & Xhoris Overschuivingen). Zo zien we dat gans het Hautes-Fagnes-Plateau opgebouwd is door de Cambrische kwartsieten, die gelegen zijn in een overschuivingsnappe, naar het noorden overschoven langsheen de Eupen Overschuiving. Omdat deze configuratie zich ook voordoet ter hoogte van de Ninglinspo (en de Chefna) veronderstellen we dat ook hier de Eupen Overschuiving ontsloten is.

6 Een overschuivingsbreuk is een zwakhellende tot horizontaalliggende breuk waarbij het bovenliggende gesteentemassief over het onderliggende gesteentemasseif wordt overschoven.


21

Figuur 14. De geologische kaart van het Ninglinspogebied. De verschillende ontsluitingen van de geologische wandeling zijn aangeduid.


22

EEN GEOLOGISCHE WANDELING

De geologische wandeling beperkt zich tot de westelijke oever van de Ninglinspo (zie figuur 15). Daar is de grootste lithologische en structurele diversiteit waar te nemen. We vertrekken aan de Taverne Les Bruyères en volgen de weg die ons in de vallei van de Ninglinspo leidt.Ter hoogte van de Cascade La Chaudière ontdekken we de Marteau Formatie alsook de La Chaudière Syncline (ontsluitingen 1 & 2). Verder naar het zuiden bestuderen we de discordantie met het Caledonische Stavelot-Vennmassief, waar we de eerste maal het basisconglomeraat (Quarreux Conglomeraat) tegenkomen (ontsluiting 3). We klimmen dan hogerop naar Rocher Crahay, volledig opgebouwd door het Quarreux Conglomeraat (ontsluiting 4). De tocht leidt ons verder naar het zuiden op de scheidingskam tussen de vallei van de Ninglinspo en de vallei van de Amblève. We duiken het Stavelot-Vennmassief in en bestuderen de Cambrische gesteenten (ontsluitingen 5 & 6). De wandeling eindigt op het uitzichtpunt Drouet, waar we een mooi uitzicht hebben over de vallei van de Ninglinspo en het Plateau van de Hoge Venen (ontsluiting 6).

Figuur 15. De topografische kaart van het Ninglinspogebied. De verschillende ontsluitingen van de geologische wandeling zijn aangeduid.


23

Ontsluiting 1 – Cascade La Chadière

Hier aan de waterval bestuderen we de Marteau Formatie. We herkennen op de ontsluiting aan de overzijde van de Ninglinspo de afwisseling van zandsteenbanken en meer schieferige banken. Ook de bordeauxrode kleur is overal rondom de waterval duidelijk zichtbaar.

Het gebankte voorkomen geeft bovendien aan hoe deze lagen georiënteerd zijn. Ze hellen af naar het westen. Bekijken we de ontsluitingen rondom ons, dan kunnen we nog wat geometrische en structurele elementen herkennen. De laagvlakken kan je soms herkennen door de groenkleuring. In de meer schieferige niveau’s herkennen we bovendien de gesteentesplijting. Deze heeft een andere oriëntatie dan de gelaagdheid. Zij helt af naar het zuiden. De helling is steiler dan deze van de gelaagdheid. Uit deze gelaagdheid-splijting-relatie kunnen we twee geometrische conclusies trekken: (1) de lagen hebben een normale structurele polariteit, d.w.z. de bovenzijde van de lagen is weldegelijk de stratigrafische bovenzijde van de lagen; (2) de snijlijn tussen de gelaagdheid en de gesteentesplijting, de intersectielineatie, geeft aan hoe de plooien georiënteerd zijn; deze snijlijn is immers evenwijdig aan de plooias. We kunnen dus afleiden dat de plooien in dit gebied naar het westen wegduiken.

Ontsluiting 2 – Cascade La Chadière

We steken het brugje over. De alomtegenwoordige roodkleuring verraadt dat we nog steeds lopen op gesteenten behorende tot de Marteau Formatie. Kijken we naar de overzijde van de Ninglinspo, dan zien we mooi de relatie tussen de gelaagdheid, die tot uitdrukking komt door de zandsteenbanken, en de gesteentesplijting in de meer schieferige niveau’s.


24

Wat verder naar het zuiden, op de oostelijke helling van de vallei, vertonen deze lagen plots een andere oriëntatie. De gelaagdheid helt steil af naar het zuiden. Kijken we wat meer in detail, dan is het zelfs mogelijk de gesteentesplijting te herkennen. Ook deze helt af naar het zuiden, maar veel zwakker dan de gelaagdheid. Hieruit besluiten we dat de lagen zich in een overhellende positie bevinden, d.w.z. dat de huidige onderzijde van de laag stratigrafisch eigenlijk de bovenzijde is van de laag. De oriëntatie van de snijlijn tussen gelaagdheid en gesteentesplijting is echter nog steeds dezelfde als deze in ontsluiting 1. We bevinden ons nu in de zuidelijke, overhellende, flank van de La Chaudière Syncline. Ontsluiting 1 bevindt zich in de noordelijke, normale, flank van dezelfde syncline. De plooias van deze syncline, evenwijdig aan de snijlijn tussen gelaagdheid en gesteentesplijting, duikt 30° naar het westen. Deze gesteentesplijting vormt bovendien het assenvlak van deze syncline. Door het opmeten van gelaagdheid en

splijting in beide flanken van deze plooi kennen we nu de volledige oriëntatie en vorm van deze plooi, zonder dat we eigenlijk de scharnierzone van deze plooi hebben gezien.

Ontsluiting 3

We steken de Ninglinspo over en vervolgen onze weg naar het zuiden langsheen de grote weg. Ter hoogte van het dennenbos richten we onze aandacht op de volgende ontsluiting. Van noord naar zuid herkennen we eerst, door de roodkleuring, verschillende banken van de Marteau Formatie. De oriëntatie van zowel gelaagdheid als splijting is dezelfde als deze in ontsluiting 2. We bevinden ons nog


25

steeds in de overhellende flank van de La Chaudière Syncline. Stratigrafisch onder deze lagen vinden we een 2 à 3 meter dikke bank opgebouwd uit samengekitte keien. Dit is het Quarreux Conglomeraat. Deze conglomeratische bank vormt de basis van de Devoonsedimentatie en is dus rechtstreeks op de discordantie gelegen. Let op de dikte van deze conglomeraatbank, alsook op de grootte van de keien! Eénmaal ten zuiden van deze conglomeraatbank bevinden we ons onder de discordantie, dus in het Caledonische Stavelot-Vennmassief. In de helling vinden we zwarte fylladen. Deze behoren tot de La Gleize Formatie en zijn dus van Cambriumouderdom (~500 miljoen jaar oud). In deze zwarte fylladen herkennen we enkel een gesteentesplijting. In dit fijnkorrelige materiaal, resultaat van een trage en rustige sedimentatie, is de gelaagdheid moeilijk te herkennen. Stroomopwaarts is dit het materiaal waarin de Ninglinspo zijn vallei heeft uitgeschuurd. Juist onder de discordantie vertoont dit Cambrische materiaal een zekere roodkleuring. Dit is mogelijk het resultaat van de bodemwerking toen het afgevlakte massief boven zeeniveau gelegen was juist voor de sedimentatie van de conglomeraten.

Figuur 16. Het geologische profiel van de oostelijke flank van Rocher Crahay. Ontsluitingen 3 en 4.

Als geoloog vraag je je bij het opstellen van een geologische kaart steeds af hoe een mogelijke referentiehorizont te vervolgen is. Deze conglomeraatbank, en dus ook de discordantie, kan dienst doen als zo’n referentiehorizont in het Ninglinspogebied. Bij het vervolgen van deze bank moeten we natuurlijk rekening houden met de oriëntatie van deze bank, met de oriëntatie van de plooistructuur, alsook met het reliëf. Dit betekent dus dat we deze conglomeraatbank ter hoogte van de Ninglinspo zelf zuidelijker zouden moeten terugvinden en dat we deze bank ook zouden moeten terugvinden aan de andere zijde van de Ninglinspo, ongeveer op dezelfde hoogte (zie V-regel, hogerop). Op de helling naar boven toe, richting Rocher Crahay, zou deze bank bovendien mooi te vervolgen moeten zijn naar het noorden toe. Is dit niet zo dan is het verloop van deze conglomeraatbank mogelijk verstoord. Zo zien we dat deze conglomeraten niet voorkomen ter hoogte van de Ninglinspo, noch op ongeveer dezelfde hoogte op de oostelijke valleiwand. Op de westelijke valleiwand, boven de ontsluiting, blijkt de conglomeraatbank ook moeilijk te vervolgen. We keren terug op onze passen en gaan terug noordwaarts. Op de westelijke valleiwand zien we nog twee rotsmassieven uitsteken. Deze rotsmassieven zijn weerom opgebouwd uit conglomeraten en de eerste niveau’s van de Marteau Formatie. Het lijkt erop dat de overhellende conglomeraatbank opgebroken is en dat er stukken ervan naar het noorden zijn verschoven (zie figuur 16).


26

Ontsluiting 4 – Rocher Crahay

We klimmen de westelijke valleiwand op, richting Rocher Crahay. Eénmaal boven vinden we het Quarreux Conglomeraat terug. Juist ten noorden van deze conglomeraten vinden we, zoals te verwachten, de rode lagen van de Marteau Formatie terug. Proberen we deze conglomeraten te koppelen met deze van ontsluiting 3, dan stuiten we op enkele problemen. In de eerste plaats bevinden we ons veel te ver naar het noorden ten opzichte van ontsluiting 3. Rekening houdend met de aanwezigheid van de twee geïsoleerde rotsmassieven op de westelijke valleiwand, wordt de hypothese van de verschoven conglomeraatbank bevestigd. De overhellende flank van de La Chaudière Syncline is dus doorbroken door twee, zwakhellende, overschuivingsbreuken, die zorgen voor een noordwaartse verplaatsing van de conglomeraatbank. We zien bovendien dat het conglomeraatpakket snel van oriëntatie verandert. In plaats van steil af te hellen naar het zuiden (overhellende flank), helt het pakket zwak naar het westen, een oriëntatie vergelijkbaar met deze ter hoogte van de waterval (ontsluiting 1). We bevinden ons dus in de scharnierzone van een anticline. In de kern van deze anticline verwacht je dan ook materiaal van onder de discordantie. We vinden inderdaad zwarte fylladen van Cambriumouderdom terug.

Volgen we het conglomeraatpakket naar het zuiden, dan zien we dat dit pakket weerom plooit. We passeren een synclinaal scharnier. Het pakket staat nu zo goed als verticaal en vormt de indrukwekkende, uitstekkende rotspartij van Rocher Crahay.


27

Ondertussen is er zeker al iets anders opgevallen aan dit conglomeraatpakket. Het is immers veel dikker dan de conglomeraatbank waargenomen in ontsluiting 3. Bovendien zijn de keien waaruit het pakket is opgebouwd veel groter. We hebben dus een enorme variatie in opbouw van éénzelfde horizont. Hiervoor dient de verklaring te worden gezocht in de sedimentaire voorgeschiedenis van deze conglomeraten. Zoals reeds vermeld, bevinden we ons ten tijde van het vroegste Devoon (zo’n 410 miljoen jaar terug) in een continentale omgeving, gekenmerkt door wijde kustnabije alluviale vlakten doorsneden door verwilderde rivieren. In zo’n omgeving is het dan ook te verwachten dat van de éne plaats naar de andere de opbouw van de afgezette sedimenten zeer snel veranderen. Deze slecht gesorteerde, grove conglomeraten zijn eigenlijk het resultaat van puinkegels, gekenmerkt door belangrijke laterale dikte- en faciesveranderingen. Dit discontinu voorkomen en laterale variaties maakt het geologisch karteren er natuurlijk niet makkelijker op.

Ontsluiting 5

We vervolgen onze tocht naar het zuiden. De heuvelrug ten westen van ons is nog steeds opgebouwd uit het conglomeraatpakket, dat weerom zwak afhelt naar het westen. We hebben dus sinds het begin van ontsluiting 4 een anticlinaal, synclinaal en weerom anticlinaal scharnier gepaseerd. De algemene plooistijl, ook waargenomen ter hoogte van de waterval (ontsluitingen 1 & 2) wordt nu duidelijk. We hebben een afwisseling van verticale of steil-naar-het-zuiden-afhellende (lichtjes overhellend) EW-verlopende flanken (ontsluiting 2, 3 & 4) met zwak-naar-het-westen-afhellende, normale, NS-verlopende flanken (ontsluiting 1, 4 & 5). Deze stijl van plooien noemen we stoelplooien. Deze stoelplooien duiken weg naar het westen. Dit maakt dat, als we éénzelfde laag wensen te vervolgen doorheen deze plooistructuur van noord naar zuid, we deze steeds meer naar het westen zullen terugvinden. Dit is inderdaad zo met de conglomeraten op de westelijke valleiwand van de Ninglinspo. We volgen verder de scheidingskam tussen de vallei van de Ninglinspo en de vallei van de Amblève. Deze scheidingskam vertoont een depressie. Eénmaal we deze depressie bereiken, is het conglomeraat ter hoogte van de heuvelrug verdwenen. Een synclinale plooi zorgt voor een nieuwe steile flank in de plooitrein. De conglomeraatbank is te vervolgen naar het westen op de oostelijke valleiwand van de Amblève. Het is dan ook duidelijk dat de morfologie van de heuvelrug die we gevolgd hebben, in belangrijke mate bepaald is door de aanwezigheid van het dikke conglomeraatpakket. Ter hoogte van deze depressie vinden we in kleine ontsluitingen de zwarte fylladen van de La Gleize Formatie. Deze fylladen vertonen nog steeds een uitgesproken gesteentesplijting. De gelaagdheid is niet te herkennen.

Ontsluiting 6 – Point de vue Drouet

We beginnen onze klim naar het uitzichtpunt Drouet. In kleine ontsluitingen in het pad vinden we eerst nog steeds de zwarte fylladen. Vanaf een zekere hoogte vinden we een ander materiaal, namelijk grijsgroen, vaak dooraderde, kwartsieten. Dit zijn de kwartsieten van de La Venne-Coo Formatie. Ook deze zijn van Cambriumouderdom, maar ouder dan de zwarte fylladen van de La Gleize Formatie. Bovendien vinden we in verschillende kleine ontsluitingen kleine plooitjes terug in deze kwartsietische banken, wat mogelijk wijst op een sterke vervorming. Eénmaal boven vinden we rond het uitzichtpunt, en ook langs de weg, verschillende ontsluitingen van het sterk geplooide kwartsietische materiaal van de La Venne-Coo Formatie. Hier moeten we ons nu de vraag stellen hoe het komt dat het oudste materiaal het hoogst gelegen is, en zelfs overal op ongeveer dezelfde hoogte. En dit is niet enkel hier het geval, maar ook overal rondom de vallei van de Ninglinspo. Stroomopwaarts, voor de Ninglinspo zijn diepe vallei begint uit te schuren, stroomt deze op deze Cambrische kwartsieten. Ook in het Chefnagebied nemen we ditzelfde patroon waar. Eigenlijk heeft het ganse plateau van de Hoge Venen deze kwartsieten in de ondergrond. We verklaren deze geologische situatie door de aanwezigheid van een bijna horizontaal liggende overschuivingsbreuk, die het oudste materiaal over gans het gebied heeft overschoven. De vallei van de Ninglinspo heeft gezorgd dat we kunnen zien wat er onder deze overschuivingsbreuk terug te vinden is.


28

Deze overschuivingsbreuk, die we lokaal de La Chaudière Overschuiving hebben genoemd, is eigenlijk een segment van een veel belangrijkere overschuivingsbreuk, de Eupen Overschuiving, die over gans de noordelijke randzone van het Stavelot-Vennmassief te vervolgen is. De bovenliggende overschuivingsnappe bestaat in hoofdzaak uit Cambrische kwarstieten van de La Venne-Coo Formatie.

Het uitzichtpunt biedt ons ook de mogelijkheid de vallei van de Ninglinspo zowel stroomafwaarts als stroomopwaarts te overschouwen. Bovendien hebben we een mooi zicht op het vlakke plateau van de Hoge Venen. Zoals vermeld in de inleiding, bevinden we ons hier aan het noordwestelijk uiteinde van het Hautes-Fagnes-Plateau dat te vervolgen is naar het oosten (La Vecquée) tot voorbij de Baraque Michel en de Signal de Botrange (zie figuur 9). Dit plateau is eigenlijk de restant van de schiervlakte, die zo’n 250 miljoen jaar geleden is ontstaan bij het afvlakken van de Varistische bergketen. Slechts tweemaal, tijdens het Laat Krijt en het Vroeg Oligoceen is dit plateau nog overstroomd. Sinds ongeveer 25 miljoen jaar kent dit plateau een belangrijke opheffing (zie figuur 3). De laatste 5 miljoen jaar (sinds het Plioceen) is deze opheffing nog versneld. Samen met een relatieve zeespiegeldaling gaf dit aanleiding tot het uitschuren van diepe valleien aan de randen van het plateau. Hier eindigt de geologische wandeling. We vervoegen het startpunt, de Taverne Les Bruyères, langsheen de weg die afdaalt langs de oostelijke valleiwand van de Amblève. Een aandachtige wandelaar zal tijdens deze terugtocht de verschillende lithologieën, de Cambrische kwartsieten en fylladen, de conglomeraten en de rode Devoonformaties, terug herkennen.

Figuur 17. De geologische profielen doorheen Rocher Crahay (ontsluiting 4) en Point de vue Drouet (ontsluiting 6) van in de Amblèvevallei tot in de Ninglinspovallei.


29

Figuur 18. Gedetailleerde geologische kaart van het Ninglinspogebied met aanduiding van de verschillende ontsluitingen.


30

OEFENING

Teken op deze doorsnede doorheen de Ninglinspovallei tussen ontsluiting 1 en ontsluiting 4 de verschillende gesteentetypes in, alsook de structurele elementen zoals gelaagdheid en gesteentesplijting. Tracht vervolgens de waarnemingen in de verschillende ontsluitingen met elkaar te verbinden.


31

NASLAGWERKEN

BLESS, M.J.M. ET AL. 1990. The Stavelot Massif from Cambrian to recent. A survey of the present state of knowledge. Annales de la Société Géologique de Belgique 113, 53-73.

CAMELBEECK, T. 1997. The study of active faults in “stable continental Europe”: examples in the Roer Graben and in the Belgian seismic active zone. Aardkundige Mededelingen 8, 35-38.

GEUKENS, F. 1999. Notes accompagnant une révision de la carte structurale du Massif de Stavelot. Aardkundige Mededelingen 9, 183-190.

GODEFROID, J. ET AL. 1994. Les formations du Dévonien Inférieur du Massif de la Vesdre, de la Fenêtre de Theux et du Synclinorium de Dinant (Belgique, France). Mémoires pour servir à l’Explication des Cartes Géologiques et Minières de la Belgique 38, 144pp.

GOEMAERE, E. ET AL. 1997. Sédimentologie des Formations de Marteau, du Bois d’Ausse et de la partie inférieure de la Formation d’Acoz (Dévonien Inférieur) dans l’est de la Belgique, au bord nord du Massif de Stavelot. Memoirs of the Geological Survey of Belgium 42, 168pp.

GULLENTOPS, F. 1986. The Maastrichtian sea level rise. Annales de la Société Géologique de Belgique 109, 363-365.

GULLENTOPS, F. 1997. Uplift of the Hautes Fagnes. Aardkundige Mededelingen 8, 95-98. HANCE,L., DEJONGHE, L. & STEEMANS, P. 1992. Stratigraphie du Dévonien Inférieur dans le Massif de

la Vesdre (Belgique). Annales de la Société Géologique de Belgique 115, 119-134. PICKERING, K.T. & SMITH, A.G. 1997. The Caledonides. In: VAN DER PLUIJM, B.A. & MARSHAK, S. Earth

Structure. An introduction to structural geology and tectonics. McGraw-Hill, 435-444. SINTUBIN, M. & MATTHIJS, J. 1998. Structural implications of the geometry of the western margin

of the Lower Paleozoic Stavelot Massif in the Ninglinspo area (Nonceveux, Belgium). Aardkundige Mededelingen 9, 97-110.

de vallei van de ninglinspo - ku leuven...manuel sintubin structural geology & tectonics group,...

Documents