Issuu

Toelichting

Quartairge logische Kaart

lad

bij de

AARSCHOT

ar tb Ka

24 Depotnummer: D/2007/3241/001 Isbn: 978-90-403-026313 Nur: 905

Kaart en tekst opgemaakt door:

Frieda Bogemans tekst in samenwerking met:

Marc Van Molle

Vlaamse overheid Dienst Natuurlijke Rijkdommen

Vrije Universiteit Brussel 2007

Verkoopadres: Vlaamse overheid Dienst Natuurlijke Rijkdommen Koning Albert II-laan 20 bus 20 1000 Brussel Verkoopprijs: 12 euro, verzendingskosten inbegrepen

INHOUD 1 INLEIDING.............................................................................................................................. 1 1.1 Geografische situering.................................................................................................... 1 1.2 Geomorfologie in het kader van de quartairkartering................................................ 4 2 METHODIEK.......................................................................................................................... 6 2.1 Inleiding........................................................................................................................... 6 2.2 Kartering op basis van archiefgegevens en beperkte terreinverkenning.................. 6 2.3 Indeling van quartaire afzettingen . ............................................................................. 6 2.4 Het gebruik van de quartairgeologische kaarten........................................................ 6 3 QUARTAIRGEOLOGISCHE SITUERING......................................................................... 7 3.1 Situering van de waarnemingspunten.......................................................................... 7 3.2 Isohypsen van de top van het tertiair substraat........................................................... 7 3.3 Dikte van het quartaire afzettingen.............................................................................. 7 4 QUARTAIRGEOLOGISCHE KARTEERBARE EENHEDEN......................................... 9 4.1 Midden-pleistocene fluviatiele afzettingen: de formatie van de Schelde................... 9 4.2 Fluviatiele afzettingen daterend van het Saaliaan: de formatie van Nieuwenrode.. 9 4.3 Fluviatiele afzettingen daterend van het Weichseliaan: de formatie van Zemst...... 9 Het lid van het Bos van Aa........................................................................................................10 Het lid van Lembeke..................................................................................................................10

4.4 Eolische afzettingen daterend van het Weichseliaan: de formatie van Gent.......... 10 4.5 De tardiglaciale en holocene fluviatiele afzettingen....................................................11 4.6 Tardiglaciale en holocene hellingsafzettingen.............................................................11 4.7 Tardiglaciale en holocene eolische afzettingen........................................................... 12 5 PROFIELTYPENKAART..................................................................................................... 13 5.1 Inleiding......................................................................................................................... 13 5.2 De profieltypenkaart..................................................................................................... 13 6 DE PROFIELEN.................................................................................................................... 17 6.1 Profiel I: Grote Nete - Demer....................................................................................... 17 6.2 Profiel II ........................................................................................................................ 17 6.3 Profiel III, IV en V ....................................................................................................... 18 7 QUARTAIRGEOLOGISCHE EVOLUTIE VAN HET KARTERINGSGEBIED......... 19 8 BIBLIOGRAFIE.................................................................................................................... 22

Voorwoord Deze uitgave is gebaseerd op het technisch verslag horende bij de quartairgeologische kaart opgemaakt in 2001. Nieuwe tussentijdse ontwikkelingen zijn niet opgenomen in deze uitgave.

1 INLEIDING 1.1 Geografische situering

Nederland

Het karteringsgebied is terug te vinden op de topografische kaart Aarschot nr. 24 schaal 1/50 000. Het beslaat twee provincies (figuur 1): de provincie Antwerpen in het noorden, de provincie Brabant in het zuiden.

Antwerpen

Brugge Gent

24 Hasselt

SintKatelijneWaver

24/1 Berlaar 59W

24/2 59E

HeistOp-Den-Berg

Hulshout

Dijle

Keerbergen 24/5 74W

Begijnen dijk 24/6 74E

Tremelo

Haacht

50 km

24/4 60E

Aarschot er

Dem

Bekkevoort

Rotselaar Tielt-Winge

Herent 0

Scherpenheuvel Zichem 24/8 er Dem 75E

24/7 75W

Dijl

Leu vens ev aa Kampenhout rt

Herselt

Putte

Bonheiden

Boortmeerbeek

24/3 Westerlo 60W t Ne e t o r G

Lier

Holsbeek

5 km

Figuur 1: situering van het karteringsgebied. De topografie varieert van minder dan +10m tot ongeveer +85m TAW. Het laagste punt (+6m) is gelegen in de Dijlevallei te Bonheiden. Plaatsen boven de +80m komen frequent voor in het zuidoostelijke gedeelte van het karteringsgebied zoals te Bekkevoort en te Tielt. Doorheen het karteringsgebied lopen drie belangrijke rivieren: de Grote Nete, de Demer en de Dijle. De Grote Nete en de Demer nemen het noordoostelijke en centraal oostelijk gedeelte in. De waterscheidingskam tussen beide bekkens wordt gevormd door een reeks heuvels die zich uitstrekken van Langdorp tot Averbode (Baeyens, 1960). In het westen wordt het hydrografisch net bepaald door de Dijle die ter hoogte van Werchter samenvloeit met de Demer. In het karteringsgebied komt in een centrale gordel landduinen voor waarvan het duinencomplex van Rijmenam - Keerbergen het meest gekende is. Nochtans nemen de duinen aanwezig ten noorden van de Demer eveneens een belangrijke oppervlakte in. Strikt geografisch gesproken is het karteringsgebied onderverdeeld in 4 streken (Gysels, 1993): • in het noordoosten vormen de Zuiderkempen een komvormige depressie die naar het westen toe is geopend. De topografie ligt doorgaans beneden de +20m TAW. Het gebied maakt deel uit van de Lage en Middelhoge Zandgronden; • de Antwerpse Groentestreek in het noordwesten (de driehoek Antwerpen - Mechelen - Lier). De topografie ligt doorgaans tussen +10 en +20m, enkele lokale opduikingen niet te na gesproken.

Inleiding 3

• het Hageland in het centrale en oostelijk deel maakt deel uit van het landschap van heuvels met zandleemgrond. Het reliëf is sterk wisselend gaande van vlakkere delen tot delen met steile hellingen; • de Brabantse Groentestreek in het zuidwestelijke gedeelte (in de driehoek Mechelen - Leuven - Brussel) vormt het overgangsgebied tussen Laag- en Midden- België. Op de as Peutie - Melsbroek - Nederokkerzeel - Herent ligt een steilrand die van +32m daalt naar +20m en de overgang vormt tussen enerzijds het Zand- en Zandleemgebied en anderzijds het Leemgebied (Paepe en Vanhoorne, 1967). De dominante grondsoorten in het karteringsgebied zijn de zand-, lemig zand-, licht zandleem- en zandleemgronden. Alleen in het meest zuidwestelijk gedeelte komen leemgronden voor, meestal in associatie met zandleemgronden. De korrelgrootteverdeling van de verschillende grondsoorten wordt gegeven in tabel 1. Grondsoort

Zand

Silt

Klei

Zand Lemig zand Lichte zandleem Zandleem Leem Klei Zware klei

90 % 75 % 60 % 30 % 5% 35 % 15 %

8% 20 % 35 % 60 % 85 % 35 % 35 %

2% 5% 5% 10 % 10 % 30 % 50 %

Tabel 1: gemiddelde korrelgroottesamenstelling van de grondsoorten (Ameryckx, 1974). Op de bodemassociatiekaart van België onderscheiden Tavernier en Maréchal (1959) voor wat het karteringsgebied betreft, de associatie van het zandgebied Vlaanderen, de associatie van de Zuiderkempen, de associatie van het lemige zandgebied, de associatie van het noordelijk Hageland en tenslotte de associatie van het zandleemgebied: De associatie van het zandgebied Vlaanderen is beperkt tot de regio Keerbergen - Rijmenam waar continentale duinen en een relatief dik pakket eolisch materiaal aanwezig is. De associatie van de Zuiderkempen is begrensd tussen Lier en Heist op den Berg door de Nete en tussen Aarschot en Kermt door de Demer. Het gebied wordt gekenmerkt door eolische afzettingen die rechtstreeks op het tertiair substraat rusten. De associatie van het lemig zandgebied (lemig zand en lichte zandleem) vormt de overgangszone naar meer lemige gronden. Het reliëf is er licht golvend en loopt maximaal op tot +50m. Deze associatie is zowel aanwezig in de regio Putte - Heist-op-den-Berg als Aarschot - Scherpenheuvel (ten zuiden van de Demer). De associatie van het noordelijke Hageland is verbonden aan de Diestiaanse heuvelruggen waar het tertiair substraat op zeer geringe diepte aanwezig is, gelegen ten zuiden van de associatie van het lemig zandgebied. De associatie van de zandleemgronden is aanwezig ten zuiden en ten westen van de Dijle. Het zandleempakket is doorgaans beperkt in dikte.

1.2 Geomorfologie in het kader van de quartairkartering Zoals al in vorige paragraaf is aangestipt wordt het karteringsgebied gekenmerkt door een sterk gevarieerde morfologie. Het meest in het oog springend is het sterk golvende gedeelte van de heuvels van het Hageland, gelegen in het zuidoosten, dat bestaat uit langgerekte zuidwest - noordoost gerichte heuvelrijen waarvan de hellingen doorgaans steil zijn en waarvan de maximale hoogte schommelt rond de +80m. In noordelijk richting neemt de continuïteit van de heuvelruggen af en ontstaan een reeks geïsoleerde heuveltoppen. Nog verder noordwaarts is de oostelijke uitloper van de Vlaamse Vallei aanwezig. Het centraal westelijk deel wordt gekenmerkt door een relatief vlak gebied dat eveneens deel uitmaakt van de oostelijke uitloper van de Vlaamse Vallei en dat zowel in het noorden als in het zuiden begrensd wordt door een zacht oplopend reliëf. Het noordelijk deel wordt echter gekarakteriseerd door enkele centraal gelegen heuvelcomplexen (term Vandenberghe, 1977) met een maximale hoogte van ongeveer +50m (de Beerzelberg). Hierdoor daalt de topografie opnieuw naar het noorden toe. Geomorfologisch staat dit gebied gekend als de Subcuesta van Heist-op-den-Berg (De Moor en Pissart, 1992) en liggen bovenvernoemde heuvels op de rug van deze subcuesta. In het zuidwesten van het karteringsgebied stijgt het reliëf gestaag tot een maximale hoogte van +33m in de omgeving van Nederokkerzeel. Dit gebied maakt deel uit van het glacis van Okkerzeel. De heuvelruggen van het Hageland zijn opgebouwd uit de formatie van Diest. De formatie van Diest bestaat uit grof glauconiethoudend tot glauconietrijk zand met limonietzandsteenbanken. Volgens Gullentops (1957) en Gullentops en Wouters (1996) zijn de zuidwest - noordoost georiënteerde parallelle heuvels het gevolg van de reeds bestaande

4 Inleiding

morfologie op het moment van afzetting van de formatie van Diest. In deze omgeving bestaat de formatie van Diest uit een reeks zandbanken die zijn afgezet voor de kust. Latere fluviatiele erosie heeft de geulen die bestonden tussen de zandbanken verder uitgediept waardoor een meer uitgesproken reliëf is ontstaan. Volgens De Moor en Pissart (1992) vormen de heuvels van het Hageland een belangrijke barrière die de oostelijke uitloper van de Vlaamse Vallei dwarst, waardoor de regressieve erosie vanuit die uitloper sterk bemoeilijkt wordt. De Vlaamse Vallei kan beschreven worden als een grote depressie hoofdzakelijk van fluviatiele oorsprong die grotendeels beneden het huidige zeeniveau is geërodeerd. De depressie is het breedst ten noorden van Gent, wordt daar ook het kerngebied van de Vlaamse Vallei genoemd en bereikt er op vele plaatsen een diepte beneden de -15m TAW. Ten zuiden van Gent is deze depressie opgesplitst in een aantal vertakkingen die quasi alle belangrijke rivieren van het Scheldebekken tot een zeker niveau stroomopwaarts omvatten. Deze vertakkingen worden de uitlopers van de Vlaamse Vallei genoemd in navolging van Hacquart en Tavernier (1946). Omdat de definiëring van de Vlaamse Vallei zowel stratigrafisch als genetisch een lange voorgeschiedenis kent, vinden we het opportuun om een kort overzicht te geven van de literatuur hieromtrent. Al in 1896 stelt Mourlon vast dat het mariene facies van het Flandrien verder landinwaarts is uitgestrekt dan voordien werd aangenomen. De verst verwijderde plaats van de littorale zone is Dendermonde, waar nog steeds schelprijk flandriens zand wordt aangetroffen. Een jaar nadien, in 1897 vestigt Rutot de aandacht op het feit dat ten noorden van Gent het Quartair zeer dik is. Hij beschouwt deze sedimenten als een estuariumproduct afgezet tijdens de flandriaanse transgressie. Aan de omgeving zelf geeft hij de benaming “Golfe de Gand”. Briquet (1906) meent echter dat de omvang van de mariene invasie beperkter is gebleven dan dat zijn voorgangers beweren. De mariene oorsprong van de quartaire sedimenten in de zogenaamde “Golfe de Gand” wordt voor het eerst in vraag gesteld door Lorie in 1910. Hij opteert voor een fluviatiel afzettingsmilieu in plaats van een estuarien en vervangt de term “Golfe de Gand” door “la Vallée Gantoise”. Halet (1922) gaat in zijn redenering nog een stap verder en beschouwt de quartaire sedimenten ten noorden van de lijn Brugge - Gent - Dendermonde eveneens als fluviatiel, wat niet wegneemt dat hij de aanwezigheid van mariene en estuariene afzettingen aan de basis niet uitsluit. Hij constateert naast een toename van de dikte in westnoordwestelijke richting tevens een verrijking van de sedimenten met estuariene en mariene faunarelicten in dezelfde richting. Deze elementen situeert hij in een omgeving onder deltaïsche invloed waar één of meerdere grote rivieren uitmonden en die langzamerhand verzandt. De term zoals we die nu kennen is ingevoerd door Tavernier in 1943. Volgens deze auteur (Tavernier, 1943, 1946) zou de Vlaamse Vallei echter grotendeels opgevuld zijn met driftmateriaal en slechts gedeeltelijk met fluviatiele afzettingen. De uitschuring van de Vlaamse Vallei zelf heeft volgens Paepe et al., (1981) plaatsgehad tijdens het Midden-Cromeriaan. De Moor (1963, 1981) beschouwt de vorming van de Vlaamse Vallei echter als polygenetisch en polychronisch. Het palaeothalwegen complex is volgens de auteur ontstaan voor het Holsteiniaan. Tijdens het Vroeg-Holsteiniaan zou een uitschuring hebben plaatsgehad, gevolgd door een opvulling. De brede en wijde vorm alsook het diep uitgeschuurde karakter van de Vlaamse Vallei dateert dan van het Saaliaan. Tijdens het Vroeg-Eemiaan zijn estuariene condities voelbaar geweest tot 30 km ten oosten en ten zuiden van Gent. De geschiedenis van de Vlaamse Vallei eindigt tijdens het Weichseliaan met een quasi volledige opvulling. De ontstaansgeschiedenis van de oostelijke uitloper is niet volledig conform aan deze van de Vlaamse Vallei s.s. Tijdens het Saaliaan (Bogemans, 1988, 1993; Verbruggen, 1999) was er enkel een embryonale vorm van de uitloper aanwezig, breder in sommige arealen dan de uiteindelijke vorm, maar in diepte nog beperkt. Het is pas in het LaatPleistoceen of bij de overgang van het Midden-Pleistoceen - Laat-Pleistoceen dat de maximale uitschuring heeft plaatsgehad waardoor een diepere maar ook een nauwere uitloper ontstond. Analoge situatie wordt aangetroffen in de zuidelijke uitloper van de Vlaamse Vallei die de Schelde en de Leie in het Kortrijkse omvat. Volgens De Moor en Pissart (1992) is de Subcuesta van Heist-op-den-Berg het meest oostelijke gedeelte van de Cuesta van de Klei van Boom. Ook bij deze Subcuesta komt de morfologische rug niet overeen met het structurele oppervlak. De formatie van Boom dagzoomt enkel aan de zuidrand, het topvlak van de Cuesta wordt ingenomen door de formatie van Berchem en de formatie van Diest. Opvallend is het feit dat in de omgeving van de zuidoostelijke cuestarand de Grote Nete plotseling afbuigt naar het noorden in plaats van verder zuidwaarts te vloeien via het dal van Booischot naar de uitloper van de Vlaamse Vallei. In het karteringsgebied blijkt dat het glacis van Okkerzeel een complex geheel vormt van verschillende subvlakten die door zeer zachte hellingen van elkaar gescheiden zijn (De Smedt, 1973; terreinwaarnemingen). Onze waarnemingen wijzen hier op het bestaan van opeenvolgende terrassen. Meer informatie wordt in de volgende hoofdstukken gegeven.

Inleiding 5

2 METHODIEK naar Frank Mostaert, Marc Van Molle en Frieda Bogemans.

2.1 Inleiding De kartering van het Quartair in Vlaanderen op schaal 1/50 000 werd uitgevoerd volgens de profieltypenmethode. Deze methode werd ontwikkeld door De Jong & Hageman (1960) voor de holocene mariene afzettingen en door Bogemans (1988) toepasbaar gemaakt voor quartaire continentale afzettingen en later uitgebreid voor alle quartaire afzettingen (Bogemans, 1998). De profieltypenmethode laat toe om op een tweedimensionale kaart de driedimensionale opbouw van het Quartair weer te geven. Voor het Quartair van Vlaanderen bestaat geen definitief, volledig en aanvaard formeel stratigrafisch classificatiesysteem. Wel is er een internationaal vrij goed aanvaarde chronostratigrafische indeling beschikbaar en werd met een publicatie van Gullentops et al. (2001) een aanzet gegeven tot een lithostratigrafie van de Belgische quartaire afzettingen. Met deze laatste indeling is in de karteringsperiode tot 2002 geen rekening gehouden.

2.2 Kartering op basis van archiefgegevens en beperkte terreinverkenning De opmaak van de quartairkaarten wordt vooraf gegaan door de inventarisatie van basisgegevens en een doorgedreven literatuurstudie. Het betreft vooral informatie van ontsluitingen, boringen, geotechnische sonderingen, geofysische prospectie, aangevuld met informatie uit reeds uitgevoerde studies. De kwaliteit van de basisgegevens is zeer divers, de spreiding onregelmatig en alle informatie is daarenboven niet even goed toegankelijk. De karteerders dienen een inzicht te hebben in de evoluerende stratigrafische inzichten die tot stand kwamen gedurende een periode van meer dan honderd jaar. De waarnemingen worden in een databank verzameld: de Databank Ondergrond Vlaanderen. De eerste interpretatiestap is het onderscheiden van de quartaire afzettingen van de onderliggende tertiaire of oudere afzettingen. Dit impliceert ook kennis van deze afzettingen. Vervolgens dienen de geĂŻdentificeerde quartaire afzettingen te worden ingedeeld op basis van de kenmerken van de afzettingen.

2.3 Indeling van quartaire afzettingen Op basis van specifieke lithologische en eventueel sedimentologische kenmerken worden de basisgegevens ingedeeld in karteerbare eenheden, gekenmerkt door een duidelijke ondergrens en bovengrens. Een karteerbare eenheid kan ofwel lithologisch homogeen zijn (vb. zand) ofwel samengesteld zijn (vb. kleiig/zandig complex). Van elke eenheid wordt de genese en de chronostratigrafische positie bepaald. Op deze manier wordt op wetenschappelijke wijze een redelijk aantal karteerbare eenheden gedefinieerd. Elke karteerbare eenheid krijgt een unieke code. Het bepalen van karteerbare eenheden gebeurt per kaartblad wat uiteraard gevolgen heeft voor de kaartaansluitingen en eigenlijk vrij nefast is bij de digitale exploitatie van de kaarten. In de begeleidende tekst van het kaartblad (hoofdstuk 4) worden de karteerbare eenheden gecorreleerd met de lithostratigrafische indeling opgesteld door Gullentops et al., (2001).

2.4 Het gebruik van de quartairgeologische kaarten De quartairgeologische kaarten geven indicaties over de opbouw van het Quartair op een schaal 1/50.000. Dit betekent dat de resolutie van de kaarten onvoldoende is om bijvoorbeeld gedetailleerde informatie op perceelsniveau af te leiden tenzij daar toevallig ook kwalitatief goede boorgegevens voor handen zijn. Voor aanleg van infrastructuur zullen de kaarten indicaties geven maar verder gedetailleerd geologisch onderzoek niet uitsluiten. Het is dan ook raadzaam om de kaarten te gebruiken in combinatie met de stippenkaart (kaart met de lokalisatie van de waarnemingen) om een idee te krijgen over de precisie.

6 Methodiek

3 QUARTAIRGEOLOGISCHE SITUERING 3.1 Situering van de waarnemingspunten De kaart is in eerste instantie gebaseerd op bestaande gegevens. Deze gegevens zijn duidelijk onevenredig verdeeld over het karteringsgebied. Vermits op de profieltypenkaart de volledige quartaire sequentie wordt voorgesteld, zijn het aantal gegevens met informatie over gans de sequentie van essentieel belang. Volledige boorgegevens, aangeduid met een zwart ingekleurde cirkel, zijn enkel in voldoende mate beschikbaar in het golvende landschap van het Hageland en in het noordwesten. In de uitloper van de Vlaamse Vallei, incluis in de stroomopwaartse valleien, en in het zuidwesten wordt slechts in beperkte gevallen het tertiair substraat bereikt.

3.2 Isohypsen van de top van het tertiair substraat Uit de isohypsenkaart blijkt dat de morfologie van de top van het tertiair substraat sterk golvend is in het zuidoostelijke gedeelte van het karteringsgebied (het Hageland). Deze morfologie is het resultaat van herhaaldelijke fluviatiele insnijdingen waaraan ook hellingsprocessen gekoppeld waren. Een duidelijk afgezwakte kopie wordt aangetroffen in het noordwestelijk deel waar nog slechts enkele verhevenheden voorkomen. In het zuidwestelijk deel echter wordt de morfologie van de top van het tertiair substraat gekenmerkt door een langzaam oplopend reliĂŤf in zuidwestelijk richting. De afbakening van de oostelijke uitloper van de Vlaamse Vallei gebeurt op basis van de 0 m isolijn. Het verloop van deze isolijn toont een brede depressie ter hoogte van Bonheiden waarna ze in oostelijk richting versmalt om vervolgens in twee vertakkingen op te splitsen. Een noordelijke vertakking loopt over Grootlo naar Houtvenne. De zuidelijke vertakking is aanmerkelijk breder en loop van Keerbergen in zuidoostelijke richting over Werchter naar enerzijds Betekom en anderzijds Rotselaar. Beide vertakkingen zijn stroomopwaarts te vervolgen met de +5m isolijn. De noordelijke vertakking is opgesplitst in een zijarm richting Westerlo en een andere zijarm richting Lage Beemden. De zuidelijke vertakking volgt zowel de vallei van de huidige Dijle als deze van de Demer stroomopwaarts.

3.3 Dikte van het quartaire afzettingen Allereerst moet opgemerkt worden dat de boorgegevens vanaf de jaren 1960 grotendeels bestaan uit een monstername interval van minimum 4m. Dit impliceert dat bij dunne quartaire afzettingen de effectieve grens niet met zekerheid kan bepaald worden. Bij dikkere quartaire sequenties wordt het probleem verschoven naar de exacte afbakening van de karteereenheden, wat natuurlijk geen invloed heeft bij het opstellen van de diktekaart. De quartaire diktekaart toont een sterk variĂŤrend dikteverloop afhankelijk van de lokalisatie. De grootste diktes, die kunnen oplopen tot een 17m, worden aangetroffen in de uitloper van de Vlaamse Vallei. In de stroomopwaarts gelegen vertakkingen zijn de diktes doorgaans beperkt tot 12m en minder. Aanmerkelijk geringere diktes zijn aanwezig in het zuidoosten, het noorden en het zuidwesten. In het golvende landschap van het Hageland wordt een dikte van 2.5m over het algemeen niet bereikt. In de overige gebieden is de dikte doorgaans beperkt tot minder dan 5m, met uitzondering van het Kastanjebos in de omgeving van Doren waar de dikte kan oplopen tot iets minder dan 10m.

Geologische situering 7

4 QUARTAIRGEOLOGISCHE KARTEERBARE EENHEDEN 4.1 Midden-pleistocene fluviatiele afzettingen: de formatie van de Schelde Sedimentologische kenmerken en genese Over het algemeen zijn de beschikbare boorbeschrijvingen zeer summier. Toch is gebleken dat deze afzettingen opgebouwd zijn uit enkele fining-up cycli. Zo een cyclus bestaat onderaan uit een grindpakket, waarin silexen veruit primeren en waarin geen stratificatie wordt waargenomen. Hierop volgt een zandafzetting, doorgaans grofkorrelig, met een schuine gelaagdheid. Niettegenstaande de beperktheid van de gegevens, kunnen deze sedimenten met zekerheid gesitueerd worden in een fluviatiele paleo-omgeving die gedomineerd werd door ondiepe geulen waarin op bepaalde tijdstippen zeer grof materiaal getransporteerd werd en waar de sedimenten vervolgens, bij afname van de energetische toestand, sedimenteerden in de geulen als geul- of bankafzetting. De afzettingen zijn doorgaans minder dan 2m dik. Stratigrafie De formatie van de Schelde is gedefinieerd door Paepe en Vanhoorne (1976) als zijnde alle terrasafzettingen in het Scheldebekken die een interfluviale positie innemen (p 20), daterend vanaf het Laat - Menapiaan tot en met het Holsteiniaan. In de Nationale Subcommissie van de quartaire Lithostratigrafie (Gullentops et al., 2001) is de “formatie van de Schelde” door “groep van de Schelde” vervangen, en omvat ze alle fluviatiele sedimenten in het Schelde bekken die ouder zijn dan het Tardiglaciaal. In deze tekst wordt de “formatie van de Schelde” in haar oorspronkelijke betekenis gebruikt, de maximale ouderdom is niet weerhouden.

4.2 Fluviatiele afzettingen daterend van het Saaliaan: de formatie van Nieuwenrode Sedimentologische kenmerken en genese De dikte van deze afzettingen is doorgaans minder dan 2m met uitzondering van de afzettingen ter hoogte van het Kastanjebos waar de dikte oploopt tot 5m en meer. • Uit de archiefgegevens en de terreinwaarnemingen is gebleken dat de afzettingen die beperkt zijn in dikte, opgebouwd zijn uit één of meerdere fining - up cycli waarvan de basis bestaat uit grind, al dan niet in een kleiige of zandige matrix gevolgd door een zandig facies dat doorgaans nog grindelementen bevat. Dit type van afzetting komt op drie opeenvolgende niveaus voor (zie dwarsprofielen III, IV, V in bijlage). Het hoogteverschil tussen twee opeenvolgende niveaus bedraagt telkens enkele meters. Het hoogste niveau is gelegen in het zuiden, het laagste in het noorden. • In de dikkere afzettingen domineren de fijnere klastische sedimenten. Onder fijn klastisch materiaal wordt zand maar ook leem verstaan waarvan de dikte tot meerdere meters kan oplopen. De basis bestaat uit grindrijk materiaal. De fluviatiele afzettingen van de eerste groep zijn eigen aan ondiepe grindrijke vlechtende lopen. De tweede groep behoort tot een fluviatiel systeem waarvan de breedte/diepte verhouding kleiner is, stabieler en minder energierijk. Een verdere definiëring van het fluviatiele systeem is momenteel niet mogelijk. Stratigrafie Naar analogie van de afzettingen op de kaartbladen Mechelen (nr. 23) en Geraardsbergen (nr. 30), zowel op geomorfologisch als op sedimentologisch vlak, worden alle afzettingen in kwestie gerekend tot de formatie van Nieuwenrode. Deze afzettingen worden op basis van de huidige kennis in het Saaliaan geplaatst (Bogemans, 1988, 1993; Verbruggen, 1999).

4.3 Fluviatiele afzettingen daterend van het Weichseliaan: de formatie van Zemst Volgens de huidige gegevens worden in het karteringsgebied twee facies onderscheiden; namelijk het grindrijke zandige facies - lid van het Bos van Aa genoemd- en het zandfacies dat de benaming lid van Lembeke draagt. Het lid van Lembeke vormt in het karteringsgebied steeds een onderdeel van de sequentie. Met de verbreiding van het lid van het Bos van Aa moet omzichtig omgesprongen worden omdat precies in de uitloper van de Vlaamse Vallei en de stroomopwaarts gelegen depressies de boringen doorgaans geen informatie verschaffen aangaande gans de quartaire sequentie zodat niet achterhaald kan worden waar precies het lid van het Bos van Aa wel of niet aanwezig is. Bijgevolg hebben we wat de kartering betreft, geopteerd voor een overkoepelende term nl. de formatie van Zemst, waarin beide

Quartairgeologische karteerbare eenheden 9

leden vervat zijn. De dikte van de afzettingen varieert van een paar meters tot meer dan 15m. Het gemiddelde is om en bij 10m. Sedimentologische kenmerken en genese

Het lid van het Bos van Aa

Deze afzettingen bestaan uit een opeenvolging van meerdere cycli. Een cyclus vangt ofwel aan met grind zonder enige stratificatie of met grind in een zandmatrix waarin de schuine gelaagdheid primeert. Superposerend ligt een zandafzetting, fijn tot grof van korrel. De horizontale, de schuine en de trogvormige gelaagdheid zijn dominant. Het topfacies bestaat uit fijn zand, uit leem of uit klei waarin vegetatierijke of humeuze laagjes courant voorkomen of uit een alternatie van grovere en fijnere lagen. Op basis van de steeds terugkerende kenmerken zijn deze afzettingen toe te schrijven aan een diepe grindrijke vlechtende riviertype (Miall, 1996). Dit type wordt door Miall (1977, 1978, 1981, 1996) omschreven als een vlechtende rivier waarvan de actieve geulen goed afgebakend zijn en waarin hogere topografische niveaus bestaan waarop gedeeltelijke of volledige inactieve geulen aanwezig zijn. De grofste sedimenten zijn gedeponeerd in de diepste geulen. De hoge niveaus kunnen dicht begroeid zijn waardoor fijn materiaal tijdens overstromingen wordt vastgehouden.

Het lid van Lembeke

De zandige textuur is het algemene kenmerk van het lid van Lembeke. Grind is weinig belangrijk en komt, indien aanwezig, doorgaans voor als ‘channel lag’. De korrelgrootte van het zand varieert van fijn tot medium, uitzonderlijk grof met een overheersing van halffijn. Naast de hierboven beschreven gemeenschappelijk kenmerken kunnen grosso modo twee belangrijke afzettingstypes onderscheiden worden. • Het eerste type wordt gekarakteriseerd door meerdere fining-up cycli. Een cyclus bestaat merendeels uit zand gevolgd door een topfacies waarvan de textuur fijner is. • In het tweede type is zand totaal overheersend en afgezet volgens een acyclisch patroon. Elementen zoals glauconiet, gerolde nummulieten, schelpfragmenten en houtfragmenten zijn aanwezig. Het eerste type van afzettingen is eigen aan diepe permanente vlechtende systemen daar waar het tweede type behoort tot de ondiepe permanente zandig vlechtende systemen (Miall, 1996). Stratigrafie De benaming formatie van Zemst is ingevoerd door Paepe en Vanhoorne (1976) ter definitie van de fluviatiele afzettingen die op de bodem van de diepe valleien van Laag- en Midden–België voorkomen en is later door Bogemans (1988, 1993) in meerdere leden opgesplitst. De afzettingen worden gesitueerd in het Weichseliaan. De grindrijke afzettingen zijn het oudst.

4.4 Eolische afzettingen daterend van het Weichseliaan: de formatie van Gent Sedimentologische kenmerken en genese Het betreft eolische afzettingen waarvan de dikte maximaal oploopt tot een vijftal meter. Een homogeen afzettingspakket is algemeen verspreid, zandig in het Dekzandgebied, zandlemig in het Overgangsgebied. In sommige regio’s komt onder het homogene pakket een alternerend complex voor, opgebouwd uit ritmisch gelaagde zand- en leemlagen. De respectieve lagen hebben duidelijk onderscheidbare laagvlakken, subhorizontaal en onregelmatig van karakter. De zandlagen bevatten in het gebied doorgaans glauconietkorrels. In het golvende gebied van het Hageland gebeurt de opeenvolging van beide facies over geringe diktes. Zowel het homogene pakket als het alternerende complex bevat keienvloeren. Het alternerende complex is ontstaan als gevolg van de sedimentatie op besneeuwde, op natte en op vochtige plaatsen en waar secundaire verplaatsingen, zoals massabewegingen en afvloeiingen zijn opgetreden. De homogenisering van de eolische afzettingen is toe te schrijven aan een algemene verdroging van het klimaat. Volledigheidshalve moet vermeld worden dat in het uiterste zuidwesten van het karteringsgebied de eolische afzettingen bestaan uit loess. Strikt genomen gaat het hier dus om afzettingen die behoren tot het lid van Brabant. Gezien echter de afzettingen doorgaans beperkt zijn tot een meter en minder en ze binnen een sequentie dikwijls in associatie met zandleemafzettingen voorkomen, ontbreekt een typische loesssequentie. Hierdoor zijn deze siltafzettingen geïncorporeerd in de formatie van Gent. Op de kaart is de pedologische grens tussen de zogenaamde zandleem- en leemgebieden wel aangeduid.

10 Quartairgeologische karteerbare eenheden

Stratigrafie De formatie van Gent is geïntroduceerd door Paepe en Vanhoorne in 1976 om alle eolische afzettingen gevormd tijdens het Weichseliaan te definiëren, met inbegrip van deze die lokaal zijn herwerkt.

4.5 De tardiglaciale en holocene fluviatiele afzettingen Wat de kartering betreft, is de afbakening van de holocene en tardiglaciale afzettingen in eerste instantie gebeurt aan de hand van een samenbundeling van welbepaalde bodemeenheden, aangetroffen op de overeenkomstige bodemkaarten, aangevuld en geverifieerd met geologische data afkomstig uit de archieven en van terreinwaarnemingen. In het zuidwestelijk deel van het kaartblad zijn deze fluviatiele afzettingen afgebakend aan de hand van het werk van De Smedt (1973). Sedimentologische kenmerken en genese Aangezien vanaf het Tardiglaciaal de rivieren hun huidig meanderend geulpatroon en hun huidige positie hebben ingenomen, worden de tardiglaciale en de holocene fluviatiele afzettingen als een geheel beschouwd. De dikte van deze afzettingen schommelt in het karteringsgebied van enkele tientallen centimeters tot 5m en op sommige plaatsen zelfs meer. Uit de detailstudies van De Smedt (1973) en Vandenberghe (1977) blijkt dat de desbetreffende fluviatiele afzettingen van Dijle, Grote Nete en Demer verschillen qua textuur. Daarenboven ontbreken tardiglaciale afzettingen nagenoeg in de Dijlevallei (De Smedt, 1973). De tardiglaciale afzettingen zijn geulafzettingen die bestaan uit lemig of zandig materiaal, afhankelijk van het sedimentatiegebied, waarin plantenresten en/of kalktuf kunnen voorkomen (De Moor, 1974; De Smedt, 1973; Huybrechts, 1985; Mijs et al., 1983; Vandenberghe, 1977). De holocene sequentie vangt aan met veen of organisch materiaal, al dan niet doorspekt met kalktuf. Het veen is in een latere fase gestikt door de accumulatie van klastisch materiaal. Specifiek bestaan deze klastische sedimenten in de Dijlevallei uit kleiig leem en leem, in de Demervallei uit lemige kleihoudend zand (De Smedt, 1973) en in de vallei van de Grote Nete uit overwegend klei (Vandenberghe, 1977). Massale ontbossingen zijn de aanleiding geweest voor een hernieuwde sedimentatiefase die in de Demervallei lemig zandig tot zandig lemig alluvium heeft opgeleverd. Langsheen de Dijle zijn zandige leem en leem afgezet (De Smedt, 1973), langs de Grote Nete, kleirijk venig zand met onderaan een sterke ijzeraanrijking (Vandenberghe, 1977). Stratigrafie De Nationale Subcommissie voor de quartaire Lithostratigrafie heeft de term formatie van Arenberg voorgesteld voor de fluviatiele afzettingen daterend van het Tardiglaciaal en het Holoceen.

4.6 Tardiglaciale en holocene hellingsafzettingen Naar analogie met de holocene en tardiglaciale fluviatiele afzettingen gebeurt de afbakening van het colluvium op de quartairgeologische kaart in eerste instantie op basis van de desbetreffende typerende bodemeenheden die aangeduid zijn op de verschillende bodemkaarten. Daar waar gedetailleerde boorbeschrijvingen voorhanden zijn wordt de oorspronkelijke afbakening geverifieerd en aangepast indien nodig. Sedimentologische kenmerken en genese Deze afzettingen zijn in eerste instantie gebonden aan de reliëfrijke omgeving die het zuidoostelijk deel van het karteringsgebied omvat. In deze omgeving zijn de sedimenten in kwestie afgezet langs het lagere delen van de valleiwanden en langs de randen van de alluviale vlaktes waar ze buiten de actieradius van de waterlopen liggen. Hoewel op basis van de archiefgegevens slechts sporadisch de diepteafbakening exact kan bepaald worden, blijkt dat de afzettingen in kwestie doorgaans minder dan anderhalve meter dik zijn. De afzettingen bestaan doorgaans uit geelbruine zandleem, in mindere mate lemig zand en worden gekenmerkt door een diffuse gelaagdheid. Op sommige plaatsen is houtskool duidelijk aanwezig. Glauconiethoudend zandig materiaal kan voorkomen naar de basis toe. Colluvium is het product van hellingsbewegingen allerhande, gaande van solifluctie tot afspoeling met kleine geulvorming. Stratigrafie De Nationale Subcommissie voor de quartaire Lithostratigrafie heeft de term formatie van de Ardennen voorgesteld voor de desbetreffende afzettingen. Deze term overkoepelt alle soorten hellingsafzettingen gevormd gedurende gans het Quartair. Exacte dateringen voor wat het karteringsgebied betreft, ontbreken volledig. Ideale omstandigheden voor de vorming van deze afzettingen waren waarschijnlijk aanwezig in het Tardiglaciaal en het Subatlanticum.

Quartairgeologische karteerbare eenheden 11

4.7 Tardiglaciale en holocene eolische afzettingen Gelet op het nagenoeg ontbreken van enig detail in de beschikbare boorgegevens, alsook de grote monstername intervals is de verbreiding van deze eolische afzettingen quasi uitsluitend bepaald aan de hand van de bestaande bodemkaarten en de literatuur. Slechts sporadisch is een aanpassing gebeurd op basis van de bestaande gegevens. Sedimentologische kenmerken en genese De eolische afzettingen ten noorden van de Dijle vallei bestaan doorgaans uit halffijn zand, schuin gelaagd met op sommige plaatsen de ontwikkeling van een B-horizont. Zoals Vandenberghe (1977) al heeft beschreven worden in het gebied ten noorden van de Demer twee verschillende facies binnen deze afzettingen aangetroffen. Een eerste facies is qua samenstelling analoog aan deze ten noorden van de Dijle. Het tweede echter bevat glauconiet en ijzerzandsteenkorrels, beide afkomstig uit de formatie van Diest. De dikte van deze afzettingen varieert van een 0.5m tot meerdere meters. Stratigrafie De Nationale Subcommissie voor de quartaire Lithostratigrafie heeft de term formatie van Hechtel voorgesteld voor de tardiglaciale en holocene afzettingen. Op basis van pollenanalysen is gebleken dat duinafzettingen in zowel het Laat-Glaciaal als in het Holoceen, gespreid van het Atlanticum tot heden, hebben plaatsgehad (Munaut, 1967; Munaut en Paulissen, 1973; Vandenberghe, 1977; Van Mourik, 1987 a en b, 1988). De meest recente eolische afzettingen zijn doorgaans het gevolg van een verstoring van het plaatselijke vegetatiedek, een verstoring die zowel een natuurlijke als een antropogene oorsprong kan hebben. Het is wel een feit dat de menselijk verstoringen van de natuurlijke omgeving de eolische processen nog verder hebben geĂŻntensifieerd (Heyse en De Moor, 1979; Van Mourik, 1987 a en b, 1988; Zagwijn, 1986).

12 Quartairgeologische karteerbare eenheden

5 PROFIELTYPENKAART 5.1 Inleiding De quartairgeologische structuur van het karteringsgebied wordt op grafische wijze voorgesteld door middel van een profieltypenkaart. De profieltypenkaart stelt naast de laterale variaties van de facies eveneens de verticale opbouw van het quartairgeologische afzettingen voor. Door de verticale opbouw weer te geven wordt bijgevolg een driedimensionaal beeld gecreëerd. Om dit driedimensionale beeld op een tweedimensionaal vlak mogelijk te maken, een kaart blijft namelijk een tweedimensionale voorstelling, worden er een reeks van profieltypes ingevoerd. Deze zijn niets anders dan een weergave van de verschillende quartairgeologische sequenties die worden aangetroffen in het karteringsgebied. Ieder profieltype vormt een polygoon op het kaartblad. Binnen die polygoon vindt men eenzelfde quartairgeologische opbouw.

5.2 De profieltypenkaart Zoals reeds hierboven vermeld zijn de profieltypes de pijlers van de profieltypenkaart. Een profieltype is gedefinieerd aan de hand van een welbepaalde opeenvolging van de karteereenheden. Om een profieltypenkaart echter leesbaar te houden is het van belang dat het aantal eenheden waaruit een profieltype bestaat niet meer dan acht bedraagt (Mengling en Vinken, 1975). Het maximale aantal, dat bij deze kartering daadwerkelijk per profieltype wordt gebruikt is drie. Op deze kaart worden acht karteereenheden onderscheiden, waarvan vier daterend uit het Midden- en Laat-Pleistoceen, drie uit het Holoceen en/of het Tardiglaciaal en één die ongedefinieerd is in de tijd. Deze eenheid omvat de tertiaire en/of herwerkte tertiaire afzettingen. Bovenvernoemde karteereenheden vormen de bouwstenen van de profieltypes. Een profieltypenkaart is echter hiërarchisch opgebouwd. Op het hoogste niveau worden er complexen onderscheiden (Barchhausen et al., 1977) die dan op hun beurt worden onderverdeeld in één of meerdere profieltypes. Het bepalings criterium van een complex in dit karteringsgebied is de welbepaalde opeenvolging van de onderscheiden sedimentaire paleomilieus. Op het kaartblad wordt slechts twee sedimentaire milieus onderscheiden namelijk het eolische en lokale milieu enerzijds en het fluviatiele milieu anderzijds. Op basis van dit principe worden vier complexen ingevoerd (figuur 2). Een complex bestaat op zijn beurt uit één of meerdere profieltypes. Binnen die 4 complexen worden 14 profieltypes onderscheiden. Complex 1

Complex 2

Complex 3

Complex 4

F EL F

EL F

EL: afzettingen van eolische en lokale oorsprong F: fluviatiele afzettingen Figuur 2: Overzicht van de ingevoerde complexen. Een bijkomend profieltype los van de complexen is ingevoerd om die sequentie weer te geven waar het tertiair substraat op zeer geringe diepte voorkomt. De toplaag bestaat doorgaans uit herwerkt Tertiair materiaal, al dan niet in combinatie met eolische sedimenten die doorgaans zelf verplaatst zijn.

Profieltypenkaart 13

v v v v v

Duinafzettingen bestaande uit fijn tot halffijn zand. Lemig zandig tot zandlemig materiaal zonder profielontwikkeling, ontstaan door hellingsprocessen. Fluviatiele afzettingen met een textuur variërend van klei tot zand, mogelijk veen ontwikkeld. Zandige tot zandlemige eolische afzettingen, homogeen bovenaan, mogelijk gevolgd door een alternatie van zand- en leemlagen. Analoge afzettingen als hierboven beschreven maar met veel herwerkt tertiair materiaal in het basisgedeelte. Vlechtende rivierafzettingen, zandig (zeer fijn tot grof) van natuur met mogelijkerwijze in het basisgedeelte grind. Fluviatiele afzettingen bestaande uit zand tot grind. Terrasafzettingen bestaande uit zand en/of grind. Tertiaire afzettingen, mogelijk herwerkt aan de top. Lithostratigrafische eenheid mogelijkerwijze afwezig. Lithostratigrafische eenheid mogelijkerwijze aanwezig. Terrasafzettingen bestaande uit zand en/of grind. Pedologische grens tussen het zand- en zandleemgebied. Pedologische grens tussen het zandleem- en leemgebied.

Fig. 3: voorstelling van de codes en een bondige omschrijving ervan. Omdat de profieltypes het karteringselement bij uitstek zijn, is het dan ook van belang dat ze op een duidelijke en onmiskenbare grafische manier worden voorgesteld. Ieder profieltype wordt bijgevolg grafisch weergegeven door een kolom die bestaat uit een aantal blokken met gelijke afmetingen. Eén zo een blok komt overeen met één van de karteereenheden. Ieder blok wordt voorzien van een code die eigen is aan één van de acht eenheden. In de legende worden de codes bondig omschreven (figuur 3). Bovendien heeft ieder gecodeerde blok een specifieke plaats in de kolom. Wanneer een eenheid niet wordt aangetroffen in een profieltype, dus niet voorkomt in de geologische sequentie wordt het blok blank gelaten zodat de kaartlezer onmiddellijk de afwezigheid van één of meerdere eenheden kan vaststellen (figuur 4). Een profieltype verschaft over het algemeen geen informatie over de dikte van de verschillende eenheden. Met het oog op de toepasbaarheid van de kaart op geotechnisch vlak is wel een opsplitsing gemaakt wanneer een sequentie enkel uit pleistocene eolische sedimenten bestaat, al dan niet gemengd met tertiaire relicten aan de basis. Een opsplitsing in <1,2m en >1,2m is ingevoerd. Hoewel op de profieltypenkaart enkel de profieltypes zijn voorgesteld en niet de complexen, spelen de complexen een rol bij de kaartvoorstelling. Het is precies het complex dat de kleur bepaalt. Binnen een kleur worden meerdere tinten (kleurnuances) onderscheiden, variërend van licht naar donker. Profieltypes, die op de kaart polygonen vormen, worden gevisualiseerd door die kleurnuances. Om enige verwarring te vermijden wordt aan ieder profieltype een nummer toegekend wat dan overeenkomt met een bepaalde kleurennuance. Hoe lichter de kleur hoe minder karteerbare eenheden binnen een profieltype, hoe donkerder de kleur hoe meer eenheden of hoe ouder en bijgevolg hoe complexer de opbouw van een profieltype.

14 Profieltypenkaart

Fig. 4: Voorstelling van de profieltypes.

De terrasrestanten die enkel als een puntgegeven worden voorgesteld, worden aangeduid met het symbool “∆”. Gelet op het feit dat de gegevens in bepaalde delen van het karteringsgebied zeer summier en/of schaars zijn, zijn er twee symbolen ingevoerd om de lacune aan informatie op te vangen. Op sommige plaatsen in het karteringsgebied zijn afzettingen mogelijk aanwezig. Deze mogelijke aanwezige karteereenheid wordt voorgesteld door “□”. Anderzijds blijkt dat op sommige plaatsen door de impact van lokale processen een karteereenheid afwezig kan zijn. Hiervoor wordt het symbool “*” gebruikt.

Profieltypenkaart 15

16 De profielen

6 DE PROFIELEN et

De vijf opgestelde profielen zijn zo opgevat dat ze een overzicht geven van de quartairgeologische opbouw in het karteringsgebied. Het opmaken van een profiel doorheen het golvende landschap van het Hageland lijkt niet opportuun te zijn gezien het quartair dek toch meestal beperkt is tot maximum enkele meters.

N Grote

De grote discrepantie van de hoogteschaal tegenover de lengteschaal op de profielen is noodzakelijk om de relatief dunne quartaire afzettingen grafisch te kunnen voorstellen.

Dem

Aarschot

Dijle er

Dem

V III Dijl e

IV 0

5 km

Fig 5: Overzicht profielen

6.1 Profiel I: Grote Nete - Demer Profiel I vangt aan ten noorden van de Grote Nete en loopt via Booischot en Begijnendijk naar Aarschot. Deze dwarssectie illustreert duidelijk het ontbreken van enige pleistocene afzettingen in de ondergrond van de huidige Grote Nete vallei. Uit het profiel blijkt trouwens dat in het gebied niet ĂŠĂŠn grote depressie aanwezig is maar verschillenden, die echter onderling verbonden zijn (niet zichtbaar op het profiel). Alle aanwezige fluviatiele afzettingen behoren tot de formatie van Zemst, daterend van het Laat-Pleistoceen.

6.2 Profiel II Dit profiel heeft tot doel opnieuw het bestaan van de verschillende depressies te illustreren, ditmaal dwars op het voorgaande profiel.

B37

B33

B18

B258

B252 B219 B218

B38 B154

B274

Nete

NNW B189 B271

B169

Demer

m 20

A175 A103

Profiel I

A318 ?

SSE A218 A7/1

0 -5 5m 500m

Profiel II SW

NE B103

10 5 0

?? ?

B244

B245

B229 B226

B179

B259

B8 B196

B231 B232 B219

25 15

Holocene en Tardiglaciale eolische afzettingen Holocene en Tardiglaciale fluviatiele afzettingen Formatie van Gent Formatie van Zemst basis onbekend

? 5m 500m

De profielen 17

6.3 Profiel III, IV en V Deze drie profielen illustreren enerzijds het bestaan van de verschillende terrassen en anderzijds de relatie terrassen - uitloper van de Vlaamse Vallei. Profiel III is het meest noordelijk gelegen van de drie. Het betreft ĂŠĂŠn en hetzelfde terras dat aanwezig is zowel langs de linker- als rechteroever van de Dijle. Dit terras is op verschillende plaatsen ingesneden door de Dijle. De ontstane depressie is nadien opgevuld met fluviatiele afzettingen daterend van het Laat-Pleistoceen. Profiel IV is zuidelijker gelegen en illustreert het bestaan van de verschillende terrassen en hun afzettingen. In totaal worden er zeven niveaus onderscheiden, het laagst gelegene daterend van het Laat-Pleistoceen, en behorend tot de uitloper van de Vlaamse Vallei. Profiel V dwarst de twee voorgaande. Het toont de verschillende terrasniveaus en de relatie met de uitloper van de Vlaamse Vallei. Profiel III

H-HB9

H121 H179

H110 H111

H-A19B3

R27 R140 R25

R141

R136

R102

R119 ?

Dijle

5 0 5m 500m

H119 H22

H-HB46

20 15

H144/0

E R30

R103

R23 ?

R87

Dijle R156 R157

H145/9

Profiel IV

10 5 0 5m 500m

Profiel V

H171

H57 ?

H56 ?

H151 H91

H155 H150

N H121/0

H145/10

5 0 -5 5m 500m

18 De profielen

Holocene en Tardiglaciale fluviatiele afzettingen Formatie van Gent Formatie van Zemst Formatie van Nieuwenrode Formatie van de Schelde basis onbekend

7 QUARTAIRGEOLOGISCHE EVOLUTIE VAN HET KARTERINGSGEBIED Zoals al meerdere malen is aangestipt ligt het karteringsgebied in de randzone van de meest oostelijke uitloper van de Vlaamse Vallei. Dit houdt in dat de evolutie in bepaalde delen van het karteringsgebied bepaald is geweest door de aanzet en uiteindelijke vorming van de uitloper van de Vlaamse Vallei, terwijl in andere delen differente fenomenen hun stempel op de evolutie hebben gedrukt. Toch zijn deze fenomenen gekoppeld aan de ontwikkeling van de uitloper. Sedimentologisch betekent dit dat de quartaire sequentie in sommige delen gedomineerd is door fluviatiele afzettingen daar waar op andere plaatsen eolische en lokale afzettingen veruit primeren. De oudste quartaire sedimenten die tot nu toe zijn aangetroffen, zijn fluviatiele afzettingen en bevinden zich in het zuidwestelijk deel van het karteringsgebied als terrasafzettingen, waarvan de basissen op ongeveer +22m en + 20m gelegen zijn. Ze zijn beide afgezet door een riviertype met multipele maar ondiepe geulen die op bepaalde tijdstippen zeer sterk energetisch waren gelet op de keien en grof zand die zijn gesedimenteerd. Deze afzettingen zijn echter enkel aanwezig als geïsoleerde spots zodat de loop van de respectievelijke stromen, laat staan de morfologie van het landschap in die periode, niet kan gereconstrueerd worden. Gezien geen enkele datering voorhanden is, kan enkel met zekerheid gesteld worden dat deze terrassen in het Midden-Pleistoceen zijn gevormd. Bovenvernoemde fluviatiele restanten zijn niet uniek in het gebied. Ze worden opnieuw gevolgd door terrasafzettingen, ditmaal verspreid over een groter gebied. De terrasafzettingen behoren tot verschillende niveaus (figuur 5), het hoogste niveau meest zuidelijk gelegen, het laagste het meest noordelijk. Hoewel in het huidige landschap ( + 20m) niet zichtbaar, bestaat het gebied van Winksele - Delle tot Wijgmaal uit twee terrasniveaus, namelijk één gesitueerd op ± 18m en een ander op ±12m*. Het niveau van ± 12m wordt gevormd door een smalle, diepe depressie die E –W georiënteerd is tot Winksele - Delle waarna ze licht afbuigt in noordwestelijk richting. Het verdere verloop van de depressie is bij gebrek aan gegevens momenteel niet te reconstrueren. Deze depressie is opgevuld met grindrijke fluviatiele afzettingen in het basisgedeelte gevolgd door fijnere klastische sedimenten. Na opvulling van deze depressie heeft een hernieuwde naar wel beperkte insnijdingfase plaatsgehad waardoor de noordrand van de vroegere depressie is weggeruimd. De afzetting die daar op volgt is eigen aan een totaal verschillend systeem dan deze actief in de diepere depressie. Het type rivier is best vergelijkbaar met deze van de hoger gelegen terrasniveaus. Tot waar de afzettingen zich noordelijk uitstrekte is niet te achterhalen gezien het fluviatiele systeem verantwoordelijk voor de daaropvolgende insnijdingen en accumulaties zich steeds in noordelijke richting heeft verplaatst. Dus de fluviatiele afzettingen in het noordelijk deel zijn opnieuw ingesneden, ditmaal tot een niveau van ongeveer +12 à +13m. De westelijke uitschuringsgrens reikt tot de omgeving van Kampenhout, de oostelijke tot Wezemaal. Maar vooraleer opnieuw een insnijding plaatsgrijpt, zorgt een verwilderd systeem voor de afzetting een sedimentpakket van grof materiaal. Een vierde niveau ontstaat door uitschuring tot een diepte van +8 à +10m gevolgd door accumulatie. Zowel de oostelijke als westelijke verbreiding van dit fluviatiele systeem is in deze fase beperkter gebleven. m 26 24 22 20 18 16 14 12 10 8 6 zandige en fijnere klastische afzettingen grintrijke afzettingen Fig. 5: Schematische voorstelling van de terrassen. Dit heel zuidwestelijk deel van het karteringsgebied moet gezien worden, met uitzondering van de diepere depressie tussen Winksele - Delle en Wijgmaal, als een opeenvolging – steeds lager en steeds noordelijker gesitueerd - van relatief brede vlaktes waarin grindrijke verwilderde rivieren actief waren. Heel dit zuidwestelijke gebied illustreert de voorgeschiedenis van de uitloper van de Vlaamse Vallei en getuigt daarenboven van de belangrijkheid van de “paleoDijle” tijdens die periode. * Hiermee wordt steeds de basis van de fluviatiele sedimenten bedoeld.

Quartairgeologische evolutie 19

De Smedt (1973) heeft aan meerdere terrassen een naam gegeven. Het terras op + 18m noemt hij het terras van Doren, dat van +12m het terras van Tildonk. Het terras van Tildonk beschouwt hij als mogelijk daterend van het Saaliaan, de diepe depressie in het gebied Winksele - Delle en Wijgmaal situeert hij in het Weichseliaan. Wat de depressie betreft, is een Weichseliaan ouderdom uitgesloten juist omwille van zijn positie in het landschap. Het basisniveau is op + 12m gelegen daar waar alle afzettingen daterend uit het Weichseliaan in de oostelijke uitloper van de Vlaamse Vallei en de stroomopwaarts gelegen “Dijledepressie” beduidend dieper gelegen zijn. Als enige mogelijke verklaring zou een fluviatiel systeem met zeer sterk verval kunnen ingeroepen worden. Zowel de dieptegegevens als de sedimentologische kenmerken van de fluviatiele afzettingen maken deze hypothese onmogelijk. Op basis van de huidige gegevens en de recente bevindingen aangaande de opbouw van het Saaliaan (Urban et al., 1991; Urban, 1995) wordt de vorming van de verschillende niveaus tijdens het Saaliaan gesitueerd. De aanwezigheid van 4 niveaus binnen het Saaliaan wordt toegeschreven aan de kleinschaligheid van het fluviatiele systeem. Het is een gekend element dat kleine systemen niet alleen sneller reageren op veranderingen van externe factoren (Chorey en Kennedy, 1971; Howard, 1982; Schumm, 1977) maar zich ook insnijden in plaats van hun planimetrie aan te passen (Anderson en Calver, 1977). In kleinere systemen zullen dus meer maar ook korter op elkaar volgende niveaus voorkomen dan in grote systemen. Trouwens, fluviatiele bekkens registreren op verschillende wijze klimaatsveranderingen, ene door herhaaldelijke insnijdingen, anderen door ononderbroken opvullingen (Mol et al., 2000). Het laagste terras wordt ook in het Saaliaan geplaatst vermits de grindrijke afzettingen van Weichseliaan ouderdom in de diepste delen van de uitloper aanwezig zijn, dus nooit op een niveau van +8 à +10m in dit gebied. Hoewel enkel in het zuidwestelijk deel van het karteringsgebied midden–pleistocene sedimenten zijn gevrijwaard, is het evident dat in de overige arealen waar de uitloper van de Vlaamse Vallei is gevormd soortgelijke fluviatiele activiteiten hebben plaatsgehad. Verschillend is wel dat ze binnen de uiteindelijke uitloper van de Vlaamse Vallei moeten gesitueerd geweest zijn, gezien geen enkel restant tot op heden is waargenomen. Het steeds verlagen van de lokale erosiebasis als gevolg van fluviatiele processen heeft in de aanpalende gebieden samen met lokale processen voor denudatie gezorgd. Dit fenomeen heeft zich gedurende gans het Quartair doorgezet. In het Hageland heeft dit geresulteerd in een nog meer uitgesproken golvend landschap dan oorspronkelijk bij de afzetting van de formatie van Diest het geval was. De relatief vlakke gebieden in het noorden interpreteert Vandenberghe (1977) als pedimenten ontstaan tijdens verschillende periglaciale periodes. In het Laat-Pleistoceen wordt de uitloper van de Vlaamse Vallei en de daaraan verbonden stroomopwaarts gelegen depressies in hun uiteindelijke vorm uitgeschuurd. Zoals al uit de isohypsenkaart van de top van het tertiair substraat is gebleken, betreft het een complex geheel van verschillende depressies waarvan sommige onderling verbonden zijn. Daarenboven blijkt dat de Grote Nete tijdens het Laat-Pleistoceen verbonden was met de oostelijke uitloper van de Vlaamse vallei. Dit impliceert dat de rivier in kwestie in een totaal andere richting vloeide dan momenteel het geval is. Volgens Vandenberghe (1977) zijn de verschillende depressies in het noordoostelijke en centraal oostelijk deel van het karteringsgebied het gevolg van meerdere loopsveranderingen van de Demer gespreid over verschillende fazen gedurende het Weichseliaan. Op basis van de sedimentologische kenmerken van de opvullingfacies in de verschillende depressies blijkt echter dat in alle depressies identieke afzettingen aanwezig zijn. De basisafzettingen bestaan uit grindrijk zand gevolgd door zandige afzettingen die op sommige plaatsen silteuze intercalaties bevatten. De vallei van de toenmalige Grote Nete, de vallei van de Demer en de verbindende depressies bestonden dus gelijktijdig en waren actief gedurende gans het Weichseliaan. Gezien echter de vallei van de Demer nauw was, zal bij overvloedige aanvoer van water en puin - wat tijdens bepaalde perioden van het Weichseliaan frequent voorkwam - een overvloei naar de Grote Nete plaatsgehad hebben. Vele obstakels voor een doorbraak waren niet aanwezig gelet op de weinig hoge waterscheidingskam tussen beide bekkens. Hoewel momenteel slechts weinige gegevens voorhanden zijn, blijkt wel dat de grindrijke zandafzettingen niet de volledige depressiebodems bedekken, wat duidelijk illustreert dat het verantwoordelijke fluviatiele systeem lateraal beperkter was dan het daaropvolgende. Een identiek fenomeen wordt teruggevonden in zowel de aanpalende uitloper van de Zenne als in de rest van de uitlopers van de Vlaamse Vallei. Op basis van paleontologische gegevens worden de grindrijke zandafzettingen geplaatst in het Vroeg-Weichseliaan. Een bevestiging wordt gevonden in een ERS (Electron Spin Resonance) datering, uitgevoerd op een maaltand afkomstig van een mammoet aangetroffen in dit type van afzetting. De tijdsindicatie is 129 000 BP (Germonpré et al., 1993). Deze grindrijke zandafzettingen zijn afkomstig van een vlechtend systeem dat gekenmerkt was door enkele diepe geulen met grindrijke banken enerzijds en door verscheidene topografische niveaus anderzijds. Op de laag gelegen topografische niveaus waren steeds geulen actief waarin relatief grof materiaal werd afgezet, op de hogere niveaus echter greep voornamelijk sporadisch sedimentatie van fijn materiaal plaats. Dit alles wordt gesitueerd in een open steppe omgeving met lokale boomrijke gebieden (Bogemans, 1988; Germonpré, 1988). Het is ondermeer op de hoger gelegen niveaus binnen het fluviatiele systeem dat de vegetatie goed ontwikkeld was. Een algemene verkoeling was al opgetreden waarbij seizoensgebonden zeer koude fazen optraden. Permafrost was echter niet ontwikkeld (Bogemans, 1988; Mol et al., 2000). Zowel de sedimentologische kenmerken als de paleontologische gegevens vormen een indicatie van nog steeds vochtige klimaatsomstandigheden. 20 Quartairgeologische evolutie

Tijdens de beginfase van het Midden-Weichseliaan heeft een belangrijke uitschuring plaatsgehad. Het getransporteerde fluviatiele materiaal is beduidend fijner geworden, wat een algemene afname van de energetische toestand van de rivieren kan betekenen. Sedimentologische en paleontologische gegevens wijzen op een algemene verkoeling en verdroging van de omgeving, wat bovenvernoemde stelling enkel kan steunen. Het geheel moet gesitueerd worden in een open steppe omgeving waarin tijdens bepaalde fasen permafrost heerste. Het grootste deel van de bewaarde afzettingen zijn gesedimenteerd door een riviertype dat bestond uit brede maar ondiepe geulen die over gans de depressie voorkwamen en waarin wijde banken aanwezig waren die enkel bij laag water zichtbaar waren. Tijdens piekdebieten was gans de actieve depressiebodem gevuld met water. In de loop van deze sedimentatiefase is de verhouding breedte/ diepte van de geulen toegenomen. Het hierboven beschreven riviertype heeft wel als gevolg gehad dat een relatief vlak reliëf is ontstaan. Slechts sporadisch worden onder deze afzettingen cyclische afzettingen aangetroffen die eigen zijn aan een fluviatiel systeem dat bestond uit multipele geulen en banken. Sommige van die banken zijn verder geëvolueerd tot zandplaten en eilanden waardoor meerdere topografische niveaus zijn ontstaan. De sedimenten afgezet op de hogere niveaus zijn in belangrijke mate opgebouwd uit fijn klastisch materiaal. Uit de sedimentaire kenmerken blijkt daarenboven dat de hogere niveaus relatief stabiel waren. Gedurende bepaalde perioden van het jaar was het aantal actieve geulen in dit riviertype dan ook zeer beperkt. Op het einde van het Midden-Weichseliaan waren de rivieren nog slechts tijdelijk en kortstondig actief. Tijdens deze episode werd zowel de erosie als de accumulatie grotendeels bepaald door de windwerking, en dit over gans het karteringsgebied. Bij de aanvang greep de eolische sedimentatie meestal plaats op een sneeuwrijk, nat of vochtig oppervlak. Tijdens de dooiperioden van deze fase waren de hellingen onderhevig aan belangrijke afvloeiingen en massabewegingen (type gelifluctie). Binnen het stroomgebied van de toenmalige waterlopen zorgde dit voor een extra sedimenttoevoer. Naarmate de omgeving steeds droger werd, namen de eolische processen de bovenhand waardoor quasi zuivere eolische afzettingen zijn ontstaan. De textuur van deze afzettingen is bepaald door de afstand van het sedimentatiegebied ten opzichte van het brongebied evenals door de hoogteligging van de sedimentatieplaats. Deze afzettingen zijn algemeen verspreid en dekken als het ware het landschap af. In het randgebied langsheen de uitloper van de Vlaamse Vallei en de stroomopwaarts te vervolgen depressies modelleerden lokale processen het landschap tijdens het Vroeg- en Midden-Weichseliaan. De omgevingsfactoren wijzigden drastisch bij de aanvang van het Tardiglaciaal. Het Tardiglaciaal wordt gekenmerkt door een beduidend warmer en vochtiger worden van het klimaat. Alleen tijdens twee korte koudere fazen van het Tardiglaciaal (het Ouder en het Jonger Dryas) treden er nog lokale verstuivingen en eolische sedimentatie op. Door de klimaatswijziging worden de fluviatiele processen in het Tardiglaciaal opnieuw belangrijk. Tijdens deze periode trad ondermeer de loopsverandering van de Grote Nete op. Deze loopsverandering is tot stand gekomen door een doorbraak en dit waarschijnlijk als gevolg van de sterke afname van de afvloeiingshelling in de opgevulde uitloper van de Vlaamse Vallei. Bij o.a. een daling van de helling, bij veranderingen in debiet en bij een stijging van de sedimentaanvoer treden doorbraken op (Jones en Schumm, 1999; Aslam en Blum, 1999; Mowzova en Smith, 1999). Eveneens opvallend voor deze periode is het bestaan van twee afzonderlijke lopen van respectievelijk de Demer en de Dijle doorheen gans het karteringsgebied en waarbij twee ingesneden meandergordels zijn ontstaan. Één in het noordelijk deel en behorend tot de vroegere Demer en één in het zuiden behorend tot de Dijle (De Smedt, 1973) . Volgens De Smedt (ibid.) heeft de Demer deze noordelijke loop al verlaten vanaf het Preboreaal, dus vanaf de aanvang van het Holoceen, als gevolg van de sterke ophoging van zijn zandige bedding waardoor een overloop naar een lager gelegen gebied zich opdrong. Nabij Scharent vervoegde de Demer de Dijle. Vanaf het einde van het Boreaal tot het Subboreaal werden er klastische sedimenten afgezet soms doorspekt met venig materiaal. In het Subatlanticum, ten tijde van de ontbossingen, is dan opnieuw een loopsverandering tot stand gekomen. Dijle en Demer nemen de oude, noordelijk gelegen Demervallei in. Dit is niet verwonderlijk gezien de massale ontbossingen een enorme toevloed aan suspensiemateriaal afkomstig uit het zuiden hebben teweeggebracht waardoor belangrijke alluviale aggradatie plaatsgreep, welke een sterke afname van de hellingsgraad teweegbracht. In een dergelijke omstandigheid wordt een oude loop gemakkelijk opnieuw ingenomen zeker wanneer die uit gemakkelijk erodeerbaar materiaal bestaat zoals zand (Mowzova en Smith, 1999). Bij reoccupatie van een oude loop zullen quasi geen afzettingen in de overstromingsvlakte plaatsgrijpen naar enkel langs de stroom, wat bevestigd wordt door de aanwezige oeverwallen. In de latere fase van het Holoceen treden er nog lokale verstuivingen op.

Quartairgeologische evolutie 21

8 BIBLIOGRAFIE

Ameryckx, J., 1974. Algemene bodemkunde: Gent, van Melle N.V.,191p Anderson M.G. en Calver A., 1977. On the persistance of landscape features formed by a large flood: Transactions of the Institute of British Geographers, New Series 2, 243-254. Aslam A. en Blum M.D., 1999. Contrasting styles of Holocene avulsion, Texas Gulf Coastal Plain, USA: in Smith, N.D. and Rogers, J., (eds) Fluvial Sedimentology VI, Blackwell Science, 193-209.

Barckhausen J., Preuss H. en Streif H., 1977. Ein lithologisches Ordnungsprinzip für das Küstenholozän und seine Darstellung in Form von Profiltypen : Geologisches Jahrbuch, A44, 45-74. Baeyens L., 1960. Verklarende tekst bij het kaartblad Rotselaar 74E: Gent, Centrum voor Bodemkartering, 96p. Baeyens L., 1960. Verklarende tekst bij het kaartblad Westerlo 60E: Gent, Centrum voor Bodemkartering, 74p. Baeyens L., 1962. Verklarende tekst bij het kaartblad Booischot 60W: Gent, Centrum voor Bodemkartering, 90p. Baeyens L., 1960. Verklarende tekst bij het kaartblad Haacht 74W: Gent, Centrum voor Bodemkartering, 115p. Baeyens L., 1960. Verklarende tekst bij het kaartblad Putte 59W: Gent, Centrum voor Bodemkartering, 117p. Baeyens L. en Scheys G., 1958. Verklarende tekst bij het kaartblad Aarschot 75W: Gent, Centrum voor Bodemkartering, 88p. Baeyens L. en Scheys G., 1958. Verklarende tekst bij het kaartblad Scherpenheuvel 75E: Gent, Centrum voor Bodemkartering, 82p. Bogemans F., 1988. Thematische kwartairgeologische voorstellingen als toepassings-modellen in de economische ontwikkeling: Brussel, doctoraatverhandeling, 208p. Bogemans F., 1993. Quaternary geological mapping on basis of sedimentary properties in the eastern branch of the Flemish Valley: Toelichtende Verhandeling voor de Geologische en Mijnkaarten van België, 35, 49p. Briquet A., 1906. Contribution à l'étude des origines du réseau hydrographiques du nord de la Belgique : Bull. Soc. Belge de Géol, 20, 71-82.

C D

Chorley R.J. en Kennedy B.A., 1971. Physical geography : a system approach : London, Prentice-Hall, 370p. De Moor G., 1963. Bijdrage tot de kennis van de fysische landschapsvorming in Binnen-Vlaanderen: Bull. Soc. Belge d'Etudes Géogr., 32, 329-433. De Moor G., 1974. De afzetting van Dendermonde en haar betekenis voor de jong-kwartaire evolutie van de Vlaamse Vallei: Nat.Wetensch., 56, 44-75. De Moor G., 1981. Periglacial deposits and sedimentary structures in the Upper Pleistocene infilling of the Flemish Valley: Biuletyn Peryglacjalny, 28, 277-291. De Moor G. en Pissart A., 1992. Het reliëf: in Denis, j. (ed.), Geografie van België, Brussel, Gemeentekrediet, 129215. De Smedt P., 1973. Paleogeografie en Kwartair-geologie van het confluentiegebied Dijle-Demer. Acta Geographica Lovaniensia, 11, 141p.

Germonpré M., 1989. De Boven-Pleistocene zoogdieren uit de oostelijke uitloper van de Vlaamse Vallei (België): Brussel, doctoraatsverhandeling, deel I 234p. Germonpré M., Bogemans F., Van Neer W. en Grün R., 1993. The dating of two pleistocene mammal assemblages from the Flemish Valley, Belgium: Contr.Tert.Quatern.Geol., 143-153. Gullentops F., 1957. L’origine des collines du Hageland: Bull. Soc. Belge Géol., 66, p 81-85. Gullentops F., Bogemans F., De Moor G., Paulissen E. en Pissart A., 2001. Quaternary lithostratigraphic units (Belgium): Gelogica Belgica, 4, 153-164.

22 Quartairgeologische evolutie

G H

Gysels H., 1993. De landschappen van Vlaanderen en Zuidelijk Nederland. Leuven, Garant, 414p. Hacquart A. en Tavernier R., 1946. Excursions géologiques en Campine: Bull. Soc. Belge de Géol., 55, 452-478. Halet F., 1922. Le Quaternaire dans le Nord de la Flandre belge: Bull Soc. Belge de Géol., 32, 152-162. Heyse I. en De Moor G., 1979. Morphology of Würm Lateglacial and Holocene deposits in the Flemish valley (North Belgium: Acta Univ. Qul., 82-3,121-131. Howard A.D., 1982. Equilibrium and time scale in geomorphology: application to sand-bed alluvial streams: Earth Surface Processes and Landforms, 7, 303-325. Huybrechts W., 1985. Morfologische evolutie van de riviervlakte van de Mark (Geraardsbergen) tijdens de laatste 20.000 jaar: Brussel, doctoraatsverhandeling, 250 p.

Jones L.S. en Schumm S.A., 1999. Causes of avulsion: an overview: in Smith, N.D. and Rogers, J. (eds) Fluvial Sedimentology VI, Blackwell Science, 171-178.

Lorie J., 1910. Le Diluvium de l'Escaut: Bull. Soc. Belge de Géol., Paléont. en d'Hydro., Mémoires, XXIV, 335413.

Miall A.D., 1977. A review of the braided-river depositional environment: Earth Science Review, 13, 1-62. Miall A.D., 1978. Lithofacies types and vertical profile models in braided river deposits: a summary: in Fluvial Sedimentology, Miall. A.D. (ed.); Calgary, Alberta, Canadian Society of Petroleum Geologists, 597-604. Miall A.D., 1981. Analysis of fluvial depositional systems: presented at the American Association of Petroleum Geologists, 75 p. Miall A.D., 1985. Architectural element analysis: a new method of facies analysis applied to fluvial deposits: Earth Science Reviews, 22, 261-308. Miall A.D., 1996. The geology of fluvial deposits: Berlin, Springer, 582p. Mijs M., Gullentops F., Janssens P., Wuytack M.J. en Stinissen H., 1983. De holocene evolutie van de alluviale vlakte van de Beneden-Schelde: Ts. Belg. Ver. Aardr. Studies, 1, 7-33. Mol J., Vandenberghe J. en Kasse C., 2000. River response to variations of periglacial climate in mid-latitude Europe: Geomorphology, 33, 131-148. Mourlon M., 1896. Les mers quaternaires en Belgique, d'après l'étude stratigraphique des dépôts flandriens et campiniens et de leurs relations avec les couches tertiaires pliocènes : Bull. de l'Acad. roy., 32, 671-711. Morozova G.S. en Smith N.D., 1999. Holocene avulsion history of the lower South Saskatchewan fluvial system, Cumberland Marshes, Saskatchewan-Manitoba, Cananda: in Smith, N.D. en Rogers, J. (Eds) Fluvial Sedimentology VI, Blackwell Science, 231-249. Munaut A., 1967. Recherches paléo-ecologiques en Basse et Moyenne Belgique: Acta Géographica Lovaniensia, 6, 191p. Munaut A. en Paulissen E., 1973. Evolution et Paléo-écologie de la vallée de la Petite Nèthe au cours du Post-Wurm (Belgique): An. De la Soc. Géol. de Belgique, 96, 301-348.

Paepe R. en Vanhoorne R., 1967. The stratigraphy and palaeobotany of the Late Pleistocene in Belgium: Toelicht. Verhand. Geologische Kaart en Mijnkaart van België, 8, 96p. Paepe R. en Vanhoorne R., 1976. The Quaternary of Belgium in its relationship to the stratigraphical legend of the geological map: Toelicht. Verhand. Geologische kaart en Mijnkaart van België, 18, 38 p. Paepe R., Baeteman C., Mortier R. en Vanhoorne R., 1981. The marine pleistocene sediments in the Flanderian area: Geologie en Mijnbouw, 321-330.

Bibliografie 23

R S

Rutot A., 1897. Les origins du Quaternaires en Belgique: Bull. Soc. Belge de Géol., XI, Mém., 1-140. Schumm S.A., 1977. The fluvial system: New York, London, Sydney, Toronto, John Wiley and Sons, 338 p. Tavernier R., 1943. De kwartaire afzettingen in België: Natuurwet. Tijdsch., 25, 121-137. Tavernier R., 1946. L'évolution du Bas Escaut au Pleistocène supérieur: Bull. Soc. Belge de Géol., 55, 106-125. Tavernier R. en Maréchal R., 1959. De bodemassociatiekaart van België: Nat. Wet. Tijdschrift, 41, 161-204.

Urban B., 1995. Palynological evidence of younger Middle Pleistocene Interglacials (Holsteinian, Reinsdorf and Schöningen) in the Schöningen open cast lignite mine (eastern Lower Saxony, Germany): Mededelingen Rijks Geologsiche Dienst, 52, 175-194. Urban B., Lenard R., Mania D. en Albrecht B., 1991. Mittelpleistozän im Tagebau Schöningen, Ldkr. Helmstedt: Zetischr. Der Deutschen Geom. Gesellschaft, 142, 351-372.

Vandenberghe J., 1977. Geomorfologie van de Zuiderkempen. Koninklijke Academie voor Wetenschappen, Letteren en Schone Kunst van België, 140, 166p. Van Mourik J., 1987a. Het stuifzand van Heeswijk - Dinther: KNAG. Geografisch Tijdschrift, XXI, 327-337. Van Mourik J., 1987b. Laat-Glaciaal veen en Subatlantisch stuifzand bij de Peelrandbreuk tussen Nistelrode en Uden: KNAG. Geografisch Tijdschrift, XXI, 421-436. Van Mourik J., 1988. De ontwikkeling van een stuifzandgebied: in Van Mourik, J. (ed), Landschap in beweging, Amsterdam, Fysisch Geografisch en Bodemkundig Lab., Fac. Ruimtelijke wetenschappen, 5-42. Verbruggen C., 1999. Quaternary palaeobotanical evolution of Northern Belgium: Geologica Belgica, 2, 99-110.

Zagwijn W.H., 1986. Nederland in het Holoceen: ‘s-Gravenhage, Rijksgeologische Dienst, 46p.

24 Bibliografie