Toelichting_kaart_3_9_Maarle_Arendonk.pdf

Toelichting

bij de

Quartairgeologische kaart

Kaartblad

3-9

Maarle - Arendonk Depotnummer: D/2005/3241/184 Isbn: 90-403-0234-0 Nur: 905

Kaart en tekst opgemaakt door: Frieda Bogemans Vrije Universiteit Brussel

2005

Verkoopadres: Vlaamse overheid.

Dienst Natuurlijke Rijkdommen.

Koning Albert II-laan 20 bus 20.

1000 Brussel.

Verkoopprijs: 12 euro, verzendingskosten inbegrepen.

1 INHOUDSOPGAVE VOORWOORD.............................................................................................................................. 4 1 KENNISMAKING MET HET KARTERINGSGEBIED..................................................... 5 1.1 Geomorfologie en geografische aspecten........................................................................................5 1.2 Tektoniek...........................................................................................................................................7

2 METHODIEK........................................................................................................................... 9 2.1 Inleiding.............................................................................................................................................9 2.2 Kartering op basis van archiefgegevens en beperkte terreinverkenning....................................9 2.3 Indeling van quartaire afzettingen..................................................................................................9 2.4 Het gebruik van de quartairgeologische kaarten..........................................................................9

3 QUARTAIRGEOLOGISCHE SITUERING........................................................................ 10

3.1 Situering van de waarnemingspunten..........................................................................................10 3.2 Isohypsen van de top van het tertiair substraat...........................................................................11 3.3 Dikte van de quartaire afzettingen................................................................................................12

4 QUARTAIRGEOLOGISCHE KARTEERBARE EENHEDEN........................................ 13 4.1 Inleiding...........................................................................................................................................13 4.2 De Formatie van Merksplas..........................................................................................................13 4.3 De Groep van de Kempen..............................................................................................................13

4.4 4.5 4.6 4.7 4.8 4.9

4.3.1 De Formatie van Malle........................................................................................................................13 4.3.1.1 Het Lid van Brasschaat..........................................................................................................14 4.3.1.2 Het Lid van Vosselaar.............................................................................................................14 4.3.2 De Formatie van Weelde......................................................................................................................14 4.3.2.1 Het Lid van Rijkevorsel..........................................................................................................14 4.3.2.2 Het Lid van Beerse.................................................................................................................15 4.3.2.3 Het Lid van Turnhout.............................................................................................................15

De Formatie van Ravels.................................................................................................................16 Het Lid van Lommel......................................................................................................................17 Het Complex van Meer...................................................................................................................18 De Formatie van Gent....................................................................................................................18 De tardiglaciale en holocene fluviatiele afzettingen.....................................................................19 De tardiglaciale en holocene eolische afzettingen........................................................................19

5 DE PROFIELTYPEKAART.................................................................................................. 20 5.1 Inleiding...........................................................................................................................................20 5.2 De profieltypekaart.........................................................................................................................20

6 HET PANEELDIAGRAM..................................................................................................... 25 7 DE QUARTAIRGEOLOGISCHE EVOLUTIE VAN HET KARTERINGSGEBIED...................................................................................... 26 8 BIBLIOGRAFIE..................................................................................................................... 28

VOORWOORD. De quartairgeologische kaart Arendonk-Maarle is opgesteld in opdracht van het ministerie van de Vlaamse Gemeenschap, afdeling Natuurlijke Rijkdommen en Energie (ANRE).

Dit kaartblad is qua nummering, begrenzing en naamgeving volledig conform met de bestaande topografische kaart op schaal 1/50 000.

Bij de quartairgeologische kaart horen drie bijkaarten en één paneeldiagram. De eerste bijkaart is een stippenkaart waarop de lokalisatie van de gebruikte boringen is weergegeven. Daar het voor de kaartgebruiker van belang is de aard van de boringen te kennen, wordt op deze stippenkaart een onderscheid gemaakt tussen de boringen die tot in het tertiair substraat reiken en deze die slechts een beperkt deel van de quartaire afzettingen omvatten. Op de twee volgende bijkaarten is het verloop van enerzijds de top van het tertiair substraat en anderzijds de dikte van de quartaire afzettingen weergegeven. Op beide kaarten bedraagt het hoogteverschil tussen de contourlijnen 5 m. De quartair­ geologische kaart is zo opgevat dat zowel de laterale als verticale spreiding van de verschillende quartaire afzettingen zijn voorgesteld. Ieder onderscheiden quartaire afzetting is gedefinieerd volgens zijn ontstaanswijze en zijn sedimentologische opbouw.

De ANRE heeft in de loop van de kartering een aantal gestoken boringen tot een diepte van 30m laten uitvoeren teneinde een beter inzicht in de opbouw van de quartaire sequentie te verkrijgen. Onze dank gaat naar instellingen zoals de afdeling Geotechniek te Gent, de Universiteit Gent en de Katholieke Universiteit Leuven die de bestaande gegevens over dit kaartblad ter beschikking stelden. De Katholieke Universiteit Leuven heeft ons de mogelijkheid gegeven een aantal gestoken boringen, die in het kader van de tertiairkartering zijn uitgevoerd, te bestuderen. Met W. Westerhoff en W. Dobma (TNO) zijn discussies gevoerd over de geologische opbouw in het Nederlands - Belgisch grensgebied.

Dit boekje is gebaseerd op het technisch verslag dat werd opgeleverd samen met de quartair­geologische kaart in 1998.

4 Voorwoord

1 KENNISMAKING MET HET KARTERINGSGEBIED. 1.1 Geomorfologie en geografische aspecten.

Het karteringsgebied ligt in het grensgebied met Nederland. Zowel de noordelijke als de oostelijke kant grenst aan de Nederlandse provincie Noord Brabant. Het gebied in kwestie is terug te vinden op de topografische kaarten Maarle nr 3 en Arendonk nr 9 (schaal 1/50 000) (Fig.1). Het Belgisch grondgebied op deze kaartbladen strekt zich uit van Maarle in het noorden tot Arendonk en Postel in het zuiden. In het uiterst zuidoostelijk hoekje van het kaartblad komt nog een stukje Belgisch grondgebied voor, Borkel Brug genaamd.

Fig. 1: Situering van het karteringsgebied.

Geografisch is merendeel van het karteringsgebied gelegen in de Antwerpse Kempen, ook Noorderkempen genoemd.

Het meest zuidoostelijk deel van het karteringsgebied maakt deel uit van de Limburgse Kempen. Geomorfologisch staat de Antwerpse Kempen gekend als de Kempense laagvlakte, de Limburgse Kempen als het Kempens plateau. De Kempense laagvlakte wordt in het westen begrensd door de Scheldepolders. Het contact met de Scheldepolders wordt geaccentueerd door een steilrand of talud. De steilrand, voornamelijk aanwezig op Nederlands grondgebied, loopt duidelijk waarneembaar van Zandvliet over Ossendrecht naar Bergen-op-Zoom en eindigt te Kladde alwaar hij in de ondergrond verdwijnt (Westerhoff & Dobma, 1995). Deze steilrand staat ook gekend als de “Brabantse Wal� (Gysels, 1993). Volgens Westerhoff & Dobma (1995) is de steilrand ontstaan door fluviatiele processen vanaf het MiddenPleistoceen vanuit het Scheldebekken.

Kennismaking met het karteringsgebied 5

Het Kempens plateau wordt door Gysels (1993) het landschap van de puinwaaier van de Maas genoemd. Wouters & Vandenberghe (1994) omschrijven het Kempens plateau als een waaiervormige in reliëf staande morfologische eenheid. Smal in het zuiden, breed in het noorden en doorgaans vlak. De grens in het oosten valt samen met de Maasvallei en wordt gekarakteriseerd door een steilrand. De westelijke begrenzing is minder geprononceerd maar toch nog duidelijk zichtbaar in het landschap. Het Plateau van de Kempen gaat in het noorden geleidelijk over in de Laagvlakte volgens een zachthellende topografie. In noordwestelijke richting helt het af gaande van 104 m TAW te Lanaken tot ongeveer 50 m te Lommel (Gysels, 1993).

Hydrografisch behoort het karteringsgebied tot het Maasbekken en Schelde - Netebekken. Het waterscheidingvlak is in het centrale gedeelte van het karteringsgebied gelegen en is bepalend voor het verloop van het reliëf in het gebied.

De waterscheidingslijn loopt van Kievit over Klaverberg, Kruisberg, Hoge Vijverbos tot de Bladelse Heide (Baeyens, 1974 a & b). Het noorden wordt gedraineerd door het Maasbekken met de Aa als voornaamste waterloop. De topografie daalt in noordelijke richting, gaande van ongeveer +40 m TAW in het zuiden tot + 20 m in het noorden. Het zuidelijk deel van het karteringsgebied wordt afgewaterd door het Schelde - Netebekken. De topografie daalt van het noordoosten naar het zuidwesten, waar eveneens waarden van ± 20 m TAW zijn opgetekend. Vele waterlopen die momenteel het gebied doorkruisen blijken op basis van de Ferrariskaarten (1777) recent te zijn, uitgezonderd de Wamp, de Looieindse Nete en de Zwarte Nete.

Het reliëf van het karteringsgebied is bijna vlak, op enkele duinencomplexen na. Deze duinencomplexen zijn o.a samen met het stuifzandmassief van Kalmthout en door verstuivingen allerhande gevormd en gedurende het Holoceen verder geëvolueerd (De Ploey, 1961). Het stuifzandmassief van Kalmthout is ontstaan als gevolg van deflatie van droogliggende delen van de “Pré-Schelde” vallei en door verstoven dekzanden. De opgewaaide sedimenten zijn door zuidwestelijke winden getransporteerd en vervolgens afgezet wat onder andere geleid heeft tot de vorming van het massief te Poppel. Zoals al hierboven is aangestipt hebben in een latere fase, namelijk het Holoceen, eveneens verstuivingen plaatsgehad. Deze verstuivingen waren voornamelijk het gevolg van de ontbossingen die tijdens de VroegMiddeleeuwen zijn aangevangen en die later, door intensifiëring van de landbouw, een belangrijke uitbreiding hebben gekend. Vele duinen zijn echter in de loop ter tijd genivelleerd, in cultuur gebracht of bebost (Baeyens, 1974 a).

Opvallend in het karteringsgebied zijn de zogenaamde plaggengronden. Het zijn gronden met een diepe antropogene humus A-horizont. Hun ontstaan is een gevolg van plaggenbemesting, eolische verstuivingen en bewerking van de landbouwgrond. De plaggenbemesting gebeurde in de Kempen doorgaans door het steken van heide- en grasplaggen die na gebruik in de stallen samen met de dierlijke mest op de akkers werden uitgevoerd. Volgens Bastiaens & Verbruggen (1996) werd de plaggenbemesting gebruikt om uitputting van de grond tegen te gaan. Grote landbouwoppervlakten waren namelijk ingepalmd door de belangrijke schapenteelt waardoor geen extra grond voor akkerbouw kon vrijgemaakt worden. Zeer intensieve akkerbouw was dus nodig op de van nature weinig vruchtbare zandgronden. Het plaggensteken zelf heeft verstuiving in de hand gewerkt omdat hierdoor het bodem of begroeiingshorizont verdween.

6 Kennismaking met het karteringsgebied

1.2 Tektoniek.

Het karteringsgebied is gelegen in het grensgebied van het zogenoemde ‘Rijn Graben riftsysteem’. Tektoniek heeft in dit gebied een rol gespeeld tijdens de quartairgeologische evolutie en heeft bijgevolg een stempel gedrukt op de quartairgeologische opbouw.

Het Rijn Graben riftsysteem is ontstaan tijdens het Tertiair als reactie op de Alpiene gebergtevorming (Geluk, 1990).

Tektonische eenheden die direct het karteringsgebied beïnvloeden zijn de zogenaamde Oostelijke en Westelijke Kempense blokken. Het zijn gebieden met een middelmatige subsidentie west en zuidwest van de slenk gelegen (Geluk et al., 1994). Het totale dalingsgebied is begrensd door het Massief van Brabant, de Ardennen en de Eifel in het zuidwesten en het Rijn Massief in het oosten.

Door het karteringsgebied lopen vier breuken (Fig. 2) met name; de Poppel breuk (Vandenberghe, ?, 1982), de Rauw breuk* (Demyttenaere & Laga, 1988; Gullentops & Vandenberghe, 1995; Vandenberghe, ?, 1982), de Reusel breuk (Gullentops & Vandenberghe, 1995; Wouters & Vandenberghe, 1994) en de breuk van Grote Brogel (Demyttenaere & Laga, 1988) . Deze breuken zijn steil en hellen naar het oosten (Gullentops & Vandenberghe, 1995). Samen met de breuk van Neeroeteren vormt de breuk van Grote Brogel de noordoostelijke rand van het huidige Kempens plateau (Demyttenaere & Laga, 1988).

Fig. 2: Lokalisatiekaart van de breuken in het karteringsgebied.

* In Nederland de Hoge Mierde breuk genoemd.

Kennismaking met het karteringsgebied 7

Volgens Vandenberghe (?, 1982) volgt de Poppel breuk volledig in het noorden de Belgisch - Nederlandse landsgrens, komt vanaf Maarle op Belgisch grondgebied waar ze vervolgens zuidoostwaarts loopt om in de omgeving van Appelenberg (NL) opnieuw in Nederland terecht te komen. De breuk van Poppel komt opnieuw in BelgiĂŤ ter hoogte van de Moeren waar ze approximatief het kanaal Dessel-Schoten volgt. De Rauw breuk, evenals de overige breuken, komt enkel in het zuidoosten van het karteringsgebied voor. De Rauw Breuk loopt vanaf het Klein Reuzel Bos dwars door Postel, richting Mol. Volgens Vandenberghe is de breuk van Poppel niet meer actief geweest na het Vroeg - Pleistoceen. De meer oostelijk gelegen breuken zoals de Rauw breuk (Hoge Mierde breuk) en de Reusel breuk in het karteringsgebied en de nog verder gelegen Grote Brogel breuk en Feldbiss - Riel breuk bleven nog actief tot na het Vroeg-Pleistoceen. Toch blijkt dat na het Cromeriaan geen breukactiviteit meer is opgetreden in het karteringsgebied. Dit element is duidelijk zichtbaar op het paneeldiagram (p. 25, fig. 15). Jongere tektonische activiteiten buiten het karteringsgebied zijn wel opgetekend langs de Feldbiss - Riel breuk die actief is gebleven tot ongeveer in het Saaliaan. Een nog verdere activiteit tijdens het Laat - Pleistoceen lijkt volgens dezelfde auteur weinig waarschijnlijk. De spronghoogte langsheen de Rauw breuk bedraagt ter hoogte van de Witherenheide een drietal meter in het quartair. Een meer uitgesproken niveauverschil langs deze breuk is aanwezig in de tertiaire afzettingen op het zuidelijk aanpalend kaartblad Mol (nr 17), meer bepaald in de Formatie van Mol waar het compartiment ten oosten van de breuk 15 m is weggezakt (Gullentops & Vandenberghe, 1995). Langs de breuk van Grote Brogel vertonen niet alleen de tertiaire afzettingen grote spronghoogtes (Demyttenaere & Laga, 1988) maar is op de diktekaart van het quartair langsheen de breuk eveneens een uitgesproken effect zichtbaar (Gullentops & Vandenberghe, 1995). Dit fenomeen is ook zichtbaar langs de breuk van Reusel waar in de quartaire afzettingen belangrijke spronghoogtes zijn waargenomen (zie bijlage 3).

Vermits het karteringsgebied buiten het actief subsidentiegebied van de Roerdalslenk valt, is de sedimentatiedikte van de quartaire sedimenten beperkt gebleven. In de actieve slenk loopt de dikte van het quartaire sedimentenpakket echter op tot 200 m.

Kennismaking met het karteringsgebied

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 profieltypekarteringsmethode. Deze methode werd ontwikkeld door De Jong & Hageman (1960) voor de Holocene mariene afzettingen en door Bogemans (1988, 1991 en 1994) 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 verdere nuttige informatie. 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 de Databank Ondergrond Vlaanderen verzameld.

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 onder- 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.

Methodiek 9

3 QUARTAIRGEOLOGISCHE SITUERING. 3.1 Situering van de waarnemingspunten (fig. 3).

De quartairgeologische kaart is gebaseerd op de archiefgegevens van de Belgische Geologische Dienst, op gegevens afkomstig van Belgische instituten en instellingen, op terreinwaarnemingen en op gestoken boringen beschreven door de auteur. Uit de archieven werden die boringen gebruikt met een volledige quartaire sequentie, boringen die informatie verschaffen omtrent minstens twee karteringseenheden of boringen die informatie geven omtrent een bepaalde afzetting die lokaal zeer beperkt is.

De boringen zijn zeer onregelmatig verspreid. Er bestaan grote arealen waar geen enkele boring tot in het tertiair substraat reikt.

Fig. 3: Situering van de waarnemingspunten.

10 Quartairgeologische situering

3.2 Isohypsen van de top van het tertiair substraat (fig. 4).

Algemeen geldt de opmerking dat de contourkaarten, zowel deze met de top van het tertiair substraat als met de dikte van het quartaire afzettingen, zijn opgemaakt op basis van een zeer gering aantal gegevens. Een aansluiting met het westelijk aanpalend kaartblad (Turnhout) is niet evident aangezien ook op dit kaartblad gegevens in de grensstrook ontbreken. Wat het oostelijk deel van het kaartblad Arendonk betreft, met name Borkel Brug, is de top van het tertiair substraat niet geconstrueerd aangezien geen enkel boorgegeven tot op het Tertiair reikt.

Algemeen wordt een dalende trend van het tertiair substraat noordwaarts vastgesteld. Meer in detail blijkt dat de noordelijke helft van het karteringsgebied in oostelijke en westelijke richting daalt met een approximatief NNW ZZO centraal gelegen hoger deel. Vanaf het centraal deel van het kaartblad en verder zuidwaarts lopen de isolijnen subparallel en grosso modo zuidwest - noordoost, met uitzondering van enkele kleine depressies. Rond Postel duikt het tertiair substraat echter op. Opvallend is de invloed van de breuk van Reusel op het verloop van de isolijnen van de top van het tertiair substraat. Ten oosten van de breuk is de top van het tertiair substraat beduidend lager gelegen.

Fig. 4: Isohypsen van de top van het tertiair substraat.

Quarttairgeologische situering 11

3.3 Dikte van de quartaire afzettingen (fig. 5).

De quartaire afzettingen in hun totaliteit nemen qua dikte toe van zuid naar noord. In analogie met het verloop van het tertiair substraat worden de quartaire afzettingen in de noordelijke helft van het karteringsgebied dikker in oostelijke en westelijke richting. In de zuidelijke helft van het karteringsgebied wordt een systematische afname van de omvang van het quartair pakket vastgesteld. De dikte daalt zelfs tot beneden de 5 m* in de omgeving van Postel. Ten oosten van Postel, richting Nederland, neemt de dikte opnieuw toe, met bovendien een belangrijke toename ten oosten van de breuk van Reusel. In het gebied Borkel Brug is geen enkele isolijn getekend aangezien de beschikbare archiefgegevens niet dieper reiken dan 2 m en bijgevolg waardeloos zijn voor dit type van kaart. Recent is door de ANRE een boring te Borkel Brug tot op een diepte van 30m uitgevoerd maar die bereikte evenmin de basis van het Quartair. De contourkaart zal slechts kunnen vervolledigd worden na het verkrijgen van nieuwe bruikbare gegevens.

Fig. 5: Dikte van de quartaire afzettingen.

*  alle posities worden uitgedrukt in TAW ( Tweede Algemene Waterpassing).

12 Quartairgeologische situering

4 QUARTAIRGEOLOGISCHE KARTEERBARE EENHEDEN. 4.1 Inleiding.

Het Quartair, meer bepaald het Pleistoceen, is oorspronkelijk gedefinieerd in Noordwest-Europa als de periode waarin “koude invloeden” duidelijk hun stempel op de afzettingen hebben gedrukt (Lyell, 1839). Het Quartair is dan ook met een koude fase aangevangen die gedateerd is op 2,6 miljoen jaar. Deze fase wordt o.a gekenmerkt door het verdwijnen van de subtropische planten, door veranderingen van de zoogdieren, door de aanwezigheid van schelpen en andere organismen in de Noordzee die vandaag nog enkel in koudere gebieden voorkomen. Al deze veranderingen vallen quasi samen met de omkering van het aardmagnetisch veld, de Gauss - Matuyama genoemd.

Het debat omtrent de aanvang van het Quartair wordt reeds decennia gevoerd. Volgens de International Union of Geological Sciences (IUGS, 2000) vangt het Quartair 1,81 miljoen jaar geleden aan. Deze bepaling is evenwel slechts gebaseerd op de studie van mariene sedimenten in Zuid-Italië (Aguirre & Pasini,1985).

Op basis van deze elementen gebruiken vele Noordwest-Europese quartairgeologen, incluis de auteur, de oorspronkelijke definiëring van het Quartair. Trouwens in de “plenary sessie van het ICS te Kyoto in 1992” is gebleken dat de sterke stroming binnen de groep van quartairgeologen om de ondergrens van het Quartair te herdefiniëren naar de vroegere grens van ongeveer 2,6 miljoen jaar resultaten boekt. Een gezamenlijke groep van specialisten uit het Quartair en het Neogeen onderzoeken het probleem opnieuw.

4.2 De Formatie van Merksplas.

Sedimentologische kenmerken en genese.

De dikte schommelt van 2 m tot meer dan 15 m. Twee faciës, afgezet in een getijden omgeving, worden in deze afzettingen onderscheiden.

Het eerste voorkomend faciës bestaat uit grijs medium tot grof heteromorf zand, mogelijk grindhoudend, met silteuze en kleiige lensvormige intercalaties, brokken en lagen organisch materiaal en houtfragmenten. Het geheel is glauconiethoudend.

Het tweede voorkomend faciës bestaat uit halffijn tot grof zand, met een dominantie van halffijn zand. Silteuze tot kleiige lagen komen in beperkte mate voor. Opvallend is de aanwezigheid van schelpfragmenten van o.a. Pygocardia, Corbula. De schelpfragmenten zijn soms herleid tot gruis.

Stratigrafie.

Gulinck (1962) heeft deze afzettingen gedefinieerd als de zanden van Merksplas. In de publicaties van De Meuter en Laga (1976) en Paepe en Vanhoorne (1976) worden deze afzettingen voor het eerst de Formatie van Merksplas genoemd.

Auteurs zoals De Meuter en Laga (1976), Paepe en Vanhoorne (1976), Kasse (1988), Laga et al. (2001) en Gullentops et al. (2001) plaatsen de Formatie van Merksplas in het Laat-Plioceen en het Pretigliaan.

4.3 De Groep van de Kempen.

De Groep van de Kempen is een lithostratigrafische term die vijf leden bevat. In stratigrafische volgorde komt van onder naar boven het Lid van Brasschaat, het Lid van Vosselaar, het Lid van Rijkevorsel, het Lid van Beerse en het Lid van Turnhout voor. Lithostratigrafisch worden het Lid van Brasschaat en het Lid van Vosselaar in de Formatie van Malle ondergebracht. De drie andere leden vormen de Formatie van Weelde. Het Lid van Rijkevorsel en het Lid van Turnhout zijn reeds lang gekend onder de benaming kleien en zanden van de Kempen en worden trouwens van oudsher geëxploiteerd ten behoeve van de grofkeramische industrie. Opmerkelijk is echter dat in gans het karteringsgebied de klei niet wordt ontgonnen niettegenstaande de ondergrond op bepaalde plaatsen zich hiervoor uitstekend leent.

4.3.1 De Formatie van Malle.

Op basis van de huidige beschikbare gegevens is het meestal onmogelijk om een onderscheid te maken tussen het Lid van Brasschaat en het Lid van Vosselaar. De meeste boringen zijn spoelboringen met een groot monstername interval waardoor de typische sedimentaire kenmerken van de afzettingen van het Lid van Vosselaar ontbreken. Bijgevolg is voor deze kartering geopteerd om op formatieniveau te werken. Omwille van de volledigheid worden de twee leden toch afzonderlijk omschreven. De omschrijving is voornamelijk gestoeld op de gedetailleerde studie uitgevoerd in het westelijk aanpalend gebied (Bogemans, 1999).

Quartairgeologische karteerbare eenheden 13

4.3.1.1 Het Lid van Brasschaat.

Sedimentologische kenmerken en genese.

De afzettingen bestaan doorgaans uit zeer fijn tot halffijn zand, alhoewel op sommige plaatsen grover zand wordt aangetroffen. In het zand kunnen kleiige en/of silteuze lagen voorkomen waarvan de dikte varieert van minder dan een centimeter tot meerdere meters. Vegetatieresten, veenspikkels, veenbrokken en houtfragmenten komen voor evenals mica’s en in mindere mate glauconietkorrels.

Twee sedimentatiemodellen worden onderscheiden binnen het getijde gedomineerd estuarium (Bogemans, 1999). Het eerste en meest voorkomend sedimentatiemodel is opgebouwd uit zandbanken (intertidal sand bodies) of zandwadden. Het tweede model bestaat uit een opeenvolging van verschillende wadtypes, in een trapsgewijze opeenvolging, en geulen, de laatste al dan niet met banken (Dalrymple et al., 1990).

Stratigrafie.

Gulinck heeft in 1962 dit zandig complex omschreven en gedefinieerd als “de zanden van Brasschaat”, zonder dat hij er evenwel een specifieke stratigrafische betekenis aan verbond. In navolging van Gulinck wordt dit zandig complex het Lid van Brasschaat genoemd. Het Lid van Brasschaat komt geïntercaleerd tussen de Formatie van Merksplas en de overige leden van de Groep van de Kempen voor. Aan de Formatie van Merksplas wordt een Pliocene tot Pretigliaan ouderdom gegeven (De Meuter & Laga, 1976, Kasse, 1988, Paepe & Vanhoorne, 1976, Laga et al., 2001, Gullentops et al., 2001). Een Tigliaan, mogelijk Pretigliaan ouderdom voor het Lid van Brasschaat is dan ook het meest waarschijnlijke.

4.3.1.2 Het Lid van Vosselaar.

Sedimentologische kenmerken en genese.

Deze afzettingen bestaat uit meerdere fining–up cycli. Een cyclus bestaat voor het grootste gedeelte uit fijn tot halffijn slecht gesorteerd zand en sporadisch uit zeer fijn zand. Het topfaciës van een cyclus bestaat uit fijn klastisch materiaal gaande van fijn zand tot klei dat soms venig of vegetatierijk is. Verschillende types van kriskrasgelaagdheid vormen samen met convoluties en andere deformatiestructuren de typerende sedimentaire structuren van deze afzettingen.

De hierboven omschreven afzettingen zijn gevormd in een permanente zandige verwilderde rivier (Miall, 1985, Miall, 1992, Miall, 1996) Stratigrafie.

Het bestaan van deze afzettingen is pas duidelijk geworden na het uitvoeren van gestoken boringen in de jaren ’90. De afwezigheid in de literatuur ervoor is niet verwonderlijk aangezien deze afzettingen in spoelboringen bijna onmogelijk te onderscheiden zijn van het Lid van Brasschaat. Genetisch is deze eenheid in een continentale omgeving afgezet. In het kader van de quartairkartering was het dus noodzakelijk een nieuwe stratigrafische eenheid in te voeren op lidniveau. Aangezien reeds een reeks geografische namen zoals Rijkevorsel, Beerse en Turnhout in vroegere publicaties werden geïntroduceerd (Van Straelen, 1920, Dricot, 1961, Paepe & Vanhoorne, 1970, 1976) is er geopteerd voor het Lid van Vosselaar die een typelokaliteit vormt voor deze specifieke sedimentaire eenheid (Gullentops et al., 2001).

Gelet op de positie van het Lid van Vosselaar in de stratigrafische sequentie en het continentaal karakter ervan is een Tigliaan ouderdom het meest waarschijnlijke. Meer specifiek zou de ouderdom overeenkomen met de TB pollenzone van Zagwijn (1963, 1985 en 1989). De pollenzone werd in recente studies in Nederland bevestigd (De Mulder et al., 2003).

4.3.2 De Formatie van Weelde.

4.3.2.1 Het Lid van Rijkevorsel.

Sedimentologische kenmerken en genese.

Aan de zuidelijke rand van zijn verspreidingsareaal schommelt de dikte tussen 2 à 5 m, in het centraal en noordelijk gedeelte loopt de dikte op tot 10 m en meer.

Het Lid van Rijkevorsel bestaat uit een kleiig/zandig micahoudend complex dat naargelang de lokaliteit meer klei of meer zand bevat. In het centraal gedeelte van het karteringsgebied primeren de kleiige afzettingen, in het noorden de zandige sedimenten. Opvallend is de bijna totale afwezigheid van kleiige sedimenten ten noordoosten van Arendonk.

In een dominant kleiig complex bestaan de afzettingen voornamelijk uit grijze tot blauwgrijze niet kalkhoudende klei, al dan niet silteus. De kleiafzettingen zijn ofwel massief gelaagd of bevatten zandige en/of grof silteuze insluitsels in de vorm van lenzen of golvende laagjes. De aanwezige zandlagen zijn beperkt in dikte. In een dominant zandig complex is het zand zeer fijn tot halffijn. Soms wordt in het basisgedeelte intercalaties van grover zand al dan niet met kleine silexkeitjes aangetroffen. Vegetatieresten en houtfragmenten komen in zowel de kleiige als de zandige afzettingen in beperkte mate voor. In een klein gebied ten zuidwesten van Poppel bestaat het onderste gedeelte van het Lid van 14 Quartairgeologische karteerbare eenheden

Rijkevorsel uit kalkrijke siltafzettingen. Analoge afzettingen zijn al waargenomen en bestudeerd in de omgeving van Ballematen, gesitueerd op het westelijk aanpalend kaartblad (Bogemans, 1999). Deze afzettingen vullen grotendeels een depressie, uitgeschuurd in de Formatie van Malle op.

De afzettingen behoren tot een getijde gedomineerd estuarium. In het centraal en zuidelijk gedeelte van het karteringsgebied zijn ze gesedimenteerd tussen het fluviatiel geïnduceerde gebied en de opper stroomregime zandwadden (Dalrymple et al., 1990). De noordelijk zandige afzettingen behoren toe aan de zandwadzone volgens Dalrymple et al. (1990) .

Lithostratigrafie.

Het Lid van Rijkevorsel is stratigrafisch gedefinieerd door Paepe & Vanhoorne (1970 en 1976). De aanwezigheid van Azolla tegliensis wijst op een Tigliaan ouderdom (Florschütz, 1938, Zagwijn, 1963, Kasse, 1988 en 1990).

4.3.2.2 Het Lid van Beerse.

Op het kaartblad wordt het Lid van Beerse slechts in één boring, die is uitgevoerd in opdracht van de ANRE in 1998, aangetroffen; namelijk in de omgeving van de Lage Mierdse Weg. De afbakening van het verbreidingsareaal van het Lid van Beerse is dan ook zeer onnauwkeurig. De dikte van het Lid van Beerse bedraagt in de boring een viertal meter.

Sedimentologische kenmerken en genese.

In deze boring worden meerdere fining-up cycli waargenomen (Fig. 6). De lengte van een cyclus varieert van minder dan een 0,5 m tot meer dan 1 m. De grofste fractie binnen een cyclus bestaat uit fijn zand. Binnen de zandafzetting komen insluitsels van grovere zandkorrels voor. De stratificatie varieert van horizontaal, licht schuin tot golvend. Verschillende vervormingsstructuren zoals ontwateringsstructuren, afschuivingstructuren en convoluties komen voor. Typisch is de grote concentratie van vegetatierestjes. De vegetatierestjes komen samen met klastische sedimenten of verticaal georiënteerd voor, dus bewaard in hun groeipositie. Het topfaciës van een cyclus bestaat uit materiaal gaande van zeer fijn zand tot klei, steeds humeus tot venig.

Fig. 6: Illustratie van de lithologische en sedimentologische opbouw van de afzettingen eigen aan het Lid van Beerse (boring B3).

Deze afzettingen zijn fluviatiel. De onderscheiden architecturale elementen zijn: bank- en/of bermafzettingen (benches deposits) en overstromingsvlakteafzetting. In een volledige sequentie bestaat het Lid van Beerse uit fluviatiele sedimenten in het basisgedeelte en eolische sedimenten bovenaan (Bogemans, 1999). Eolische sedimenten zijn in de boring niet aangetroffen.

Stratigrafie.

Stratigrafisch is het Lid van Beerse gedefinieerd door Paepe & Vanhoorne (1970, 1976). Dricot heeft in 1961 het “Beersiaan” ingevoerd voor de glaciale periode waarin het Lid van Beerse is afgezet. Een exacte tijdsindicatie geeft de auteur niet. Kasse (1988, 1990, 1993) plaatst op basis van de pollenassociaties en de periglaciale indicatoren het Lid van Beerse in het TC4 van het Tigliaan.

4.3.2.3 Het Lid van Turnhout.

Sedimentologische kenmerken en genese.

Algemeen wordt een toename van de dikte vastgesteld in noordelijke richting gaande van enkele meters in het zuiden tot 10 m meer in het noorden van het karteringsgebied.

Het Lid van Turnhout bestaat uit een kleiig/zandig micahoudend complex waarvan de verhouding klei zand varieert binnen het karteringsgebied. Er heerst een algemene trend van verzanding naar het noorden toe en ten noordoosten van Arendonk zijn de afzettingen nagenoeg volledig zandig. De kleiige afzettingen zijn grijs tot blauwgrijs van kleur.

Ze komen voor als een massief geheel of met discontinue en continue zandlaagjes. Bioturbaties komen voor evenals één of meerdere begroeiings- of bodemhorizonten.

De zandafzettingen zijn zeer fijn tot halffijn van korrel. De stratificaties binnen deze afzettingen zijn soms verstoord door bioturbaties, microbreuken en vervormingen. Klei en silt zijn aanwezig in de vorm van laagjes, lenzen en keien.

Quartairgeologische karteerbare eenheden 15

De hierboven omschreven sedimenten maken deel uit van een getijde gedomineerd estuarium. Meer bepaald zijn ze afgezet in een gebied gaande van de zuiver estuariene zone tot de getijde beïnvloedde fluviatiele zone (Dalrymple et al., 1990).

Lithostratigrafie.

Het Lid van Turnhout is stratigrafisch gedefinieerd door Paepe en Vanhoorne (1970, 1976). De aanwezigheid van Azolla tegliensis wijst eveneens op een Tigliaan ouderdom (Florschütz, 1938, Zagwijn, 1963, Kasse, 1988, 1990).

4.4 De Formatie van Ravels.

Sedimentologische kenmerken en genese.

De dikte varieert van 3 tot meer dan 16 m, met een gemiddelde van minder dan 10 meter. Een belangrijke diktetoename wordt vastgesteld ten oosten van de breuk van Reusel.

De Formatie van Ravels bestaat uit afzettingen van fluviatiele oorsprong. In het karteringsgebied worden in de Formatie van Ravels twee faciësmodellen onderscheiden. Een eerste faciësmodel bestaat uit een opeenvolging van verschillende cycli die grotendeels zijn opgebouwd uit bruingrijs tot grijsbruin fijn tot halffijn zand. Deformatiestructuren evenals kleine vorstscheuren en breuken zijn algemeen.

Zo een cyclus verfijnt naar boven toe met al dan niet venig materiaal aan de top of vertoont duidelijke sporen van bodemvorming en/of begroeiing in het topgedeelte (Fig. 7).

Het tweede faciësmodel bestaat uit grijs fijn tot medium zand, soms grover in combinatie met wat grind aan de basis (Fig. 8). Kenmerkend is dat naast de kwartskorrels waaruit de zandfractie is opgebouwd ook zwarte korrels aanwezig zijn. Uit microscopisch onderFig. 7: Lithologische en sedimentologische opbouw van de Formatie van Ravels (cyclische afzettingen - boring 18 E146).

16 Quartairgeologische karteerbare eenheden

Fig. 8: Lithologische en sedimentologische opbouw van de Formatie van Ravels (acyclische afzettingen - boring B1)

zoek, uitgevoerd door Vandenberghe et al. (1986), blijkt dat deze korrels silexfragmentjes zijn. In tegenstelling tot de voorgaande afzettingsvorm wordt er geen cycliciteit waargenomen. Deze afzettingen zijn in Nederland gedefinieerd als de Alphen zanden (Vandenberghe & Krook, 1981 en Vandenberghe et al. ,1986).

Stratigrafie.

Vermits tot op heden weinig gedetailleerde gegevens beschikbaar zijn omtrent de verschillende faciës is het opportuun in het kader van de quartairkartering om alles samen te bundelen en lithostratigrafisch op formatieniveau, de primaire lithostratigrafische eenheid volgens Hedberg (1976) en Salvador (1994), te werken. Deze afzettingen zijn naar één van de typelokaliteiten genoemd, met name Ravels. In Nederland waren ze gekend als de Formatie van Kedichem (Zagwijn & Van Staalduinen, 1975). In de nieuwe stratigrafische indeling zijn ze ondergebracht in de Formatie van Stamproy (De Mulder et al., 2003). Het is een grotere eenheid die alle eolische en lokaal terrestrische afzettingen omvat daterend van het Vroeg-Pleistoceen, mogelijk Laat-Plioceen. De afzettingen in de betekenis van de Formatie van Kedichem worden in Nederland chronostratigrafisch gesitueerd vanaf het begin van het Eburoniaan tot het einde van het Baveliaan (Kasse, 1988, Zagwijn & De Jong, 1983-1984).

4.5 Het Lid van Lommel.

Fig. 9: Lithologische en sedimentologische Sedimentologische kenmerken en genese. opbouw van de Lid van Lommel De dikte is meestal beperkt tot minder dan 10 m, enkel te Borkel (boring B6).

Brug loopt de dikte op tot meer dan 25 m.

De afzettingen bestaan voornamelijk uit medium tot zeer grof zand, al dan niet met grind.

Typerende mineralen naast kwarts zijn mica’s en bontgekleurde mineralen van roze, geel en groen. Het grind bestaat voornamelijk uit kwartsiet, kwarts, leisteen en silex en in mindere mate uit ander Paleozoisch gesteente. Sporadisch zijn laagjes van zeer fijn tot fijn zand, silt en klei aanwezig. De afzettingen van het Lid van Lommel bestaan uit cyclische afzettingen en in mindere mate uit acyclische.

In de cyclische afzettingen (Fig. 9) wordt een verfijning naar boven toe vastgesteld. Medium tot zeer grof zand al dan niet met grind aan de basis gevolgd door medium zand met weinig of geen keien. Een fijner topfaciës is slechts sporadisch bewaard. Dit type van afzetting is eigen aan een opeenvolging van fluviatiele banken en geulen die echter ontwikkeld zijn op onderscheiden topografische niveaus (Miall, 1977, 1978, 1996). De erosieve werking tussen twee cycli blijkt groot geweest te zijn.

De acyclische afzettingen bestaan uit een opeenvolging van lagen zonder dat die een specifieke volgorde hebben. Dit type van afzetting wordt gevormd wanneer geulen en banken mekaar opvolgen in een topografisch weinig uitgesproken omgeving (Miall, 1977, 1978, 1996). De sedimentologische kenmerken van het Lid van Lommel wijzen naar een fluviatiele omgeving met een vlechtend rivierpatroon waarin verschillende architecturale modellen zijn ontstaan.

Stratigrafie.

Het Lid van Lommel is geïntroduceerd door de werkgroep Quartaire Lithostratigrafie (Gullentops et al., 2001) en behoort samen met het Lid van Bochelt tot de Formatie van Sterksel. De Formatie van Sterksel is gedefinieerd in Nederland door Doppert en Zonneveld (1955).

Quartairgeologische karteerbare eenheden 17

4.6 Het Complex van Meer.

Sedimentologische kenmerken en genese.

Het Complex van Meer, waarvan de dikte gemiddeld 5 Ă 7m bedraagt, vormt in het karteringsgebied een vrij uniform geheel. Het bestaat doorgaans uit fijn zand, soms met enkele intercalaties van zeer fijn of medium zand (Fig. 10).

Fig. 10: Lithologische en sedimentologische opbouw van het Complex van Meer (boring 18 W 292).

In het geheel komen banden en zones voor van lemig tot leemhoudend materiaal. Grove kwartskorrels worden aangetroffen, afgezet in een laag of verspreid over het geheel. Aan de basis komt grind, evenals kleilensjes courant voor.

Het grind bestaat meestal uit kwarts, silex en/of kwartsiet, al dan niet in combinatie met grof zand. Het Complex van Meer wordt verder getypeerd door kleiige/lemige laagjes die mogelijk venig zijn, vegetatieresten in de vorm van spots of laminae en vorstscheuren.

De hierboven beschreven sedimentaire kenmerken wijzen op een afzetting door een ondiep fluviatiel systeem, waarschijnlijk met een tijdelijk karakter (Luttrell, 1993, McKee et al., 1967, Miall, 1996). De aanwezige vorstscheuren wijzen op koude omstandigheden op het moment van de vorming van het Complex van Meer.

Stratigrafie.

Omwille van de grote complexiteit van deze fluviatiele afzettingen op de kaartbladen Meerle - Turnhout is in het kader van de quartairkartering geopteerd om te werken op niveau van Complex (Hedberg, 1976, Salvador, 1994). Naar de typelokaliteit wordt deze sequentie het Complex van Meer genoemd.

4.7 De Formatie van Gent.

Sedimentologische kenmerken en genese.

Het betreft zandige eolische afzettingen, ook dekzanden genoemd. In het geheel worden twee subeenheden onderscheiden: Een homogeen afzettingspakket dat algemeen verspreid is en een alternerend complex dat lokaal aanwezig is. Het homogeen pakket ligt steeds bovenaan de sequentie en bestaat uit massief tot horizontaal gelaagd fijn zand met discontinue grofkorrelige laagjes. Het alternerend complex is opgebouwd uit ritmisch gelaagde zand- en leemlagen. De respectievelijke lagen hebben duidelijk onderscheidbare laagvlakken, subhorizontaal en onregelmatig van

18 Quartairgeologische karteerbare eenheden

karakter. Adhesiestructuren vormen de dominante stratificatie. Keienvloeren en vorstscheuren komen op verschillende niveaus binnen de eolische afzettingen voor.

Het alternerend complex is in eerste instantie ontstaan ingevolge de eolische sedimentatie op besneeuwde, op natte of op vochtige plaatsen (Hunter, 1973, 1980; Kocurek & Fielder, 1982; Schwan, 1986, 1988 en Dijkmans & Koster, 1987). In een latere fase hebben zich secundaire verplaatsingen voorgedaan, waarbij massabewegingen, afvloeiingen maar ook verticale bewegingen hebben plaatsgehad. De homogene karakter van de eolische afzettingen bovenaan is toe te schrijven aan een algemene verdroging van het klimaat naar het glaciaal optimum toe. In deze omgeving primeerden de zuiver eolische processen.

Stratigrafie.

De Formatie van Gent is geïntroduceerd door Paepe & Vanhoorne in 1976 om alle eolische afzettingen, gevormd tijdens het Weichseliaan te definiëren, inclusief deze die lokaal zijn herwerkt.

4.8 De tardiglaciale en holocene fluviatiele afzettingen.

Sedimentologische kenmerken en genese.

Aangezien vanaf het Tardiglaciaal de rivieren hun huidig geulpatroon en hun huidige positie in het landschap hebben ingenomen, is het opportuun om de tardiglaciale fluviatiele afzettingen gezamenlijk met de holocene fluviatiele afzettingen te behandelen. Gelet op het beperkt aantal gegevens in de beekvalleien is de afbakening van de holocene en tardiglaciale fluviatiele afzettingen gebeurd aan de hand van de samenbundeling van bodemeenheden waarin het fluviatiel karakter primeert. De fluviatiele afzettingen zijn vrij uniform, ze bestaan uit zandige tot lichte zandleemgronden zonder profielontwikkeling (Baeyens, 1973, 1974a & b). Naast klastisch materiaal is er veen aanwezig, zowel in de valleien als in de lage delen van het landschap buiten de alluviale vlaktes zoals in de Moeren te Postel. Dit veen is gegroeid vanaf de laatste fase van het Atlanticum (3000 BC) tot de Romeinse tijd (Mullenders & Coremans, 1964).

Het veen aanwezig in de alluviale vlaktes is op de profieltypekaart ondergebracht in de karteereenheid ‘Holocene en Tardiglaciale fluviatiele afzettingen’. Het overige veen is op de profieltypekaart als een aparte eenheid voorgesteld.

Stratigrafie.

De Nationale Subcommissie voor Quartaire Lithostratigrafie heeft de term Formatie van Arenberg voorgesteld voor de fluviatiele afzettingen (Gullentops et al., 2001).

4.9 De tardiglaciale en holocene eolische afzettingen.

Gelet op het nagenoeg ontbreken van enig detail in de beschikbare boorgegevens wordt de verbreiding van deze eolische afzettingen bijna 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 bestaan uit goed gesorteerd zand. Op basis van pollenanalysen is gebleken dat ze in het LaatGlaciaal en het Holoceen zijn gesedimenteerd (De Ploey, 1961; Munaut, 1967; Munaut & Paulissen, 1973; Vandenberghe, 1977; Van Mourik, 1987 a & b, 1988). Omtrent de precieze genese van de Laat-Glaciale windafzettingen is er geen eensgezindheid in de literatuur. Sommigen interpreteren ze als zuiver dekzand (Heijnens & Tijssen, 1982; Paepe & Vanhoorne, 1967; Van der Sluijs & Maarleveld, 1963), anderen als stuifzanden (duinzanden) (De Ploey, 1961; Paulissen & Munaut, 1969) of nog anderen als een combinatie van beiden (Haest, 1985; Koster, 1982; Vandenberghe, 1985). Holocene eolische afzettingen, waarvan het merendeel gevormd tijdens het Subatlanticum, worden unaniem als stuifzanden geïnterpreteerd. De vorming van deze afzettingen wordt toegeschreven aan de massale ontbossing en het gebruik maken van plaggen in de landbouw. Door het steken van plaggen verdwijnt het bodem of begroeiingshorizont waardoor uitwaaiingen gemakkelijker gebeuren. In het gebied hebben zich in deze eolische afzettingen of aan de top ervan podzolen ontwikkeld.

Stratigrafie.

De Nationale Subcommissie voor de Quartaire Lithostratigrafie heeft de term Formatie van Hechtel voorgesteld voor de Tardiglaciale en Holocene eolische afzettingen.

Quartairgeologische karteerbare eenheden 19

5 DE PROFIELTYPEKAART. 5.1 Inleiding.

De quartairgeologische opbouw van het karteringsgebied wordt op grafische wijze voorgesteld door middel van een profieltypekaart. Een profieltypekaart stelt naast de laterale variaties van de afzettingen eveneens de verticale veranderingen in de quartairgeologische opbouw voor. Door de verticale opbouw van de quartaire afzettingen op de kaart 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 profieltypes ingevoerd. Deze profieltypes zijn niets anders dan een weergave van de verschillende quartairgeologische sequenties die worden aangetroffen in het karteringsgebied.

5.2 De profieltypekaart.

Bij de opmaak van deze kaart zijn 12 karteereenheden gebruikt. Alle karteereenheden, uitgezonderd diegene die dateren uit het Tardiglaciaal en/of het Holoceen, zijn lithostratigrafisch benoemd. De Holocene en/of Tardiglaciale karteereenheden worden aangeduid volgens hun genese. Een eolische, een fluviatiele en een moerassige omgeving die niet rechtstreeks gebonden is aan de alluviale vlakte van een rivier of beek worden onderscheiden.

De gebruikte lithostratigrafische eenheden zijn van oud naar jong: de Formatie van Merksplas, de Formatie van Malle, het Lid van Rijkevorsel, het Lid van Beerse, het Lid van Turnhout, de Formatie van Ravels, het Lid van Lommel, het Complex van Meer en tenslotte de Formatie van Gent.

De hierboven opgesomde lithogenetische en lithostratigrafische eenheden vormen de bouwstenen van de verschillende profieltypes. M.a.w. een profieltype is gedefinieerd aan de hand van een welbepaalde opeenvolging van lithogenetische en/of lithostratigrafische eenheden. Om een profieltypekaart echter leesbaar te houden, is het wenselijk om het aantal eenheden per profieltype te beperken tot acht (Mengling & Vinken, 1975). Het maximum aantal eenheden is in sommige profieltypes bereikt.

Volgens deze karteringsmethode worden meerdere profieltypes samengebundeld in een complex* dat meteen de hoogste rang in de hiërarchie van het karteringsysteem heeft (Barckhausen et al., 1977). Een complex bestaat uit een opeenvolging van de lithostratigrafische eenheden op het niveau van groep, formatie en complex en van twee eenheden die worden onderscheiden in de Holocene en/of Tardiglaciale faciës. Bij de defininitie van de complexen zijn de fluviatiele afzettingen en het organogeen materiaal eigen aan moerasgronden samengebundeld. Voor wat dit kaartblad betreft werden er 28 complexen ingevoerd (fig. 11). Dit zeer hoge aantal is het gevolg van de sterk wisselende opbouw van de quartaire ondergrond in de streek.

* Het begrip “complex” gebruikt in de profieltypekarteringsmethode heeft een verschillende betekenis dan de term “Complex” gebruikt in de lithostratigrafie.

20 Profieltypekaart

Fig. 11: Samenstelling van de complexen GF

GF MC

GF LL

GF MC RF

GF LL RF

GF KG

GF MC KG

GF RF KG

GF LL RF KG

GF KG MF

HE GF

HE GF MC

HE GF LL

HE GF LL RF

HE GF KG

HE GF MC KG

HE GF RF KG

HE GF KG MF

HE GF RF KG MF

HE GF LL RF KG MF

HA GF MC

HA GF KG

HA GF MC KG

HA GF KG MF

HA GF RF KG MF

HA GF LL RF KG MF

GF RF KG MF

GF LL RF KG MF

HA Holocene en Tardiglaciale fluviatiele afzettingen en veensedimenten.

HE Holocene en Tardiglaciale duinafzettingen.

GF Formatie van Gent.

MC Complex van Meer.

LL Lid van Lommel.

RF Formatie van Ravels.

KG Groep van de Kempen.

MF Formatie van Merksplas.

Een profieltype, dat de tweede rangorde heeft in het karteringsysteem, bestaat uit een opeenvolging van eenheden, op voorwaarde natuurlijk dat een verdere opsplitsing mogelijk is, die lager in rang zijn dan deze gebruikt voor de definitie van complexen. Bijgevolg bestaat een profieltype uit een opeenvolging van leden of uit lithostratigrafische eenheden hoger in rang indien deze laatste niet opsplitsbaar zijn. In de profieltypes zal bijgevolg niet de Groep van de Kempen voorgesteld worden naar het Lid van Turnhout, het Lid van Beerse, het Lid van Rijkevorsel en de Formatie van Malle. De overige lithostratigrafische eenheden op formatieniveau zijn echter op basis van de huidige gegevens en de stand van het onderzoek (nog) niet opsplitsbaar. Aangezien precies deze eenheden (dus deze die niet behoren tot de Groep van de Kempen) juist grote delen van het karteringsgebied innemen, zal de verdere opsplitsing per complex in profieltypes in aantal beperkt blijven.

Aangezien de profieltypes de bouwstenen van de profieltypekaart zijn, is het dan ook van belang dat ze op een duidelijke en onmiskenbare manier grafisch worden voorgesteld. Ieder profieltype wordt grafisch weergegeven door een kolom die bestaat uit een aantal blokken met gelijke afmetingen. Eén zo een blok komt overeen met één van de onderscheiden karteereenheden en wordt voorzien van een code die eigen is aan één van de eenheden. In de legende worden de codes bondig omschreven (fig. 12). 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, dan wordt het blok blank gelaten zodat de kaartlezer onmiddellijk de afwezigheid van één of meerdere eenheden kan vaststellen (fig. 13). Uit dit alles blijkt echter dat een profieltype geen informatie verschaft over de dikte. Dit is doelbewust gebeurd daar dit bijkomende gegeven het aantal profieltypes drastisch zou doen toenemen waardoor de profieltypekaart moeilijk leesbaar zou worden.

Profieltypekaart 21

22 Profieltypekaart

Fig. 12: Voorstelling van de symbolen en een bondige omschrijving

Op de kaart zelf worden enkel de profieltypes voorgesteld en niet de complexen daar de eerstgenoemde de meest gedetailleerde weergave zijn van de quartaire opbouw. Cartografisch vormt een profieltype een polygoon op de kaart die voorzien is van een nummer, een kleurnuance en in sommige gevallen een signatuur. Verschillende tinten binnen een kleur (de kleur symboliseert het complex waartoe een profieltype behoort), variëren van licht naar donker naargelang de complexiteit van een profieltype. Hoe lichter de kleur hoe minder eenheden binnen een profieltype, hoe donkerder de kleur hoe meer eenheden en bijgevolg hoe complexer de opbouw van een profieltype. Indien eenzelfde aantal eenheden voorkomen speelt de stratigrafische positie een rol in de nummering, dus ook in de bepaling van de tint.

Aangezien in een bepaald gedeelte van het karteringsgebied het aantal boorgegevens zeer beperkt is en niet met zekerheid kan gesteld worden of een eenheid geheel of gedeeltelijk afwezig is, dan wordt in de profieltypes naast de eenheid in kwestie het symbool “*” aangebracht. Dit symbool wijst op de mogelijke afwezigheid van die eenheid (fig. 12 en 13). Gelet op het beperkte aantal gegevens en daarenboven de slechte kwaliteit van de gegevens op dit kaartblad is de aanwezigheid van bepaalde eenheden in sommige arealen, zoals het Complex van Meer en de Formatie van Ravels, niet met zekerheid vast te stellen. Toch zijn er indicatoren die hun aanwezigheid doen vermoeden. Om deze lacune op te vangen zijn er extra profieltypes gecreëerd waarin de mogelijke aanwezigheid van een welbepaalde eenheid is aangeduid. Het profieltype in kwestie draagt het analoge nummer als het corresponderende profieltype zonder die specifieke eenheid, met dit verschil dat het voorzien is van een accent. Voorbeeld het profieltype 40’. De eenheid zelf die mogelijk aanwezig is, wordt in de kolom grafisch aangeduid met “∆” (fig. 13). De tint is analoog aan deze met het corresponderende nummer (wel zonder accent) met dit verschil dat de polygoon voorzien is van een arcering.

Fig. 13: Illustratie van de profieltypes.

Profieltypekaart 23

Om de karteereenheden beter te kunnen situeren wordt eveneens een litho- en chronostratigrafische tabel in de legende gevoegd (fig. 14).

Fig. 14: Litho- en chronostratigrafische tabel.

24 Profieltypekaart

6 HET PANEELDIAGRAM. Voor dit kaartblad is een paneeldiagram opgesteld waarbij de boringen ongeacht hun lokalisatie volgens verschillende richtingen verbonden worden. Hierdoor worden de laterale variaties van verschillende karteereenheden volgens een ruimtelijk aspect over een gebied weergegeven en niet uitsluitend volgens een dwarssectie. Daarenboven worden de drie dimensies (x, y, z) verwerkt in het diagram. De horizontale schaal bedraagt 1/50 000, de verticale schaal 1/500.

De grote overdrijving van de verticale schaal was nodig om het diagram leesbaar te houden.

Uit dit paneeldiagram blijkt duidelijk dat de Formatie van Merksplas uitwigt in zuidelijke richting. De Formatie van Malle ontbreekt in het centraal zuidelijk en zuidoostelijk deel van het karteringsgebied. Waar de quartaire sequentie dun is, zijn de afzettingen beperkt tot eolische en fluviatiele afzettingen daterend van het Laat en Laat-Midden - Pleistoceen. Opvallend is dat in het zuiden het Lid van Lommel enkel ten oosten van de Breuk van Rauw voorkomt. In het noorden daarentegen is het Lid van Lommel eveneens aanwezig ten westen van de Breuk van Poppel, alhoewel aanmerkelijk dunner. Duidelijk is dat de breuken niet meer actief waren op het moment dat de eolische afzettingen behorende tot de Formatie van Gent, zijn afgezet.

Fig. 15: Paneeldiagram.

Paneeldiagram 25

7 DE QUARTAIRGEOLOGISCHE EVOLUTIE VAN HET KARTERINGSGEBIED. In het karteringsgebied is een dik pakket van oud - quartaire sedimenten afgezet en bewaard. Het onderste en ook grootste gedeelte van het pakket is algemeen gekend als de kleien en zanden van de Kempen. Lithostratigrafisch worden deze afzettingen als de Groep van de Kempen aangeduid. De Groep bestaat uit een opeenvolging van estuariene en continentale afzettingen. Deze opeenvolging is het resultaat van zeespiegelveranderingen die klimatologisch bepaald zijn. Het bovenste gedeelte van de oud - quartaire sedimenten is ontstaan in een zuiver fluviatiele omgeving waarin grote variaties in het sedimentatiemilieus optraden als gevolg van veranderende rivierpatronen.

Het sedimentair milieu was weinig verschillend in het Laat-Plioceen en de aanvangsperiode van het Pleistoceen (Zagwijn, 1974; Zagwijn & Doppert, 1978; Zagwijn, 1989). Het grootste gedeelte van het karteringsgebied stond onder invloed van de getijden.

Bij de aanvang van het Tigliaan was in het gebied een getijde gedomineerd estuarium aanwezig. De accumulatie van de estuariumsedimenten greep in het grootste gedeelte van het karteringgebied plaats wanneer de stijging van het zeeniveau reeds was afgezwakt en de sedimentaanvoer bepalend werd voor de sedimentaire opbouw. Dit fenomeen is reeds in meerdere estuaria waargenomen en in model gebracht door o.a. Knight & Dalrymple (1975); Woodroffe et al.(1989); Dalrymple et al., (1990); Allen (1990); Nicols et al., (1991) en Woodroffe et al., (1993). Het is inderdaad zo dat wanneer een estuarium zijn meest landinwaartse positie bereikt heeft, de opvulling van het estuarium start en een sequentie zoals aangetroffen in het karteringsgebied ontstaat (Nicols & Biggs, 1985; Dalrymple et al., 1992). In dit gebied heeft op sommige momenten een dominante zuidoostelijke aanvoer van sedimenten plaatsgehad. Het afgezette zand is dan doorgaans grover en kwartsrijker zodat een herwerking van de afzettingen van de Formatie van Mol verondersteld wordt. Een fluviatiele invloed was namelijk steeds aanwezig in het estuarium. De afzettingen in kwestie, die lithostratigrafisch met het Lid van Brasschaat worden aangeduid, zijn afgezet tijdens één oscillerende beweging van het zeeniveau.

Volgens Bogemans (1999) heeft zich reeds op het einde van de afzetting van het Lid van Brasschaat een zeeniveaudaling voorgedaan en zich nadien doorgezet. In een eerste fase is geen bijzonder ingrijpende erosie opgetreden maar wel een accumulatie van fluviatiele sedimenten. In deze fluviatiele omgeving primeerde de vorming van transversale banken (Smith, 1971 en 1972). Dit gegeven en de beperkte dikte van de afzettingen per sedimentatiecyclus wijzen op het vlechtend karakter van het fluviatiel systeem. Dit geheel is beschreven door Miall (1985, 1992, 1996) als zijnde een zandig vlechtend systeem dat actief is over gans het jaar. Op de banken die bij laagwaterstand boven het wateroppervlak kwamen te liggen, werd fijn klastisch materiaal afgezet. Daar het grootste gedeelte van het fijn klastisch topfaciës bewaard is gebleven, kan het dominerend proces in dit sedimentair milieu enkel accumulatie zijn. De afzettingen zijn lithostratigrafisch als het Lid van Vosselaar gedefinieerd.

De accumulatie van de estuariene en fluviatiele afzettingen is dus volgens een continu proces verlopen zonder noemenswaardige erosie tussenin.

Op basis van de studie van het westelijk aanpalend gebied is duidelijk gebleken dat het Lid van Vosselaar beperkt is tot het zuidelijk deel van het gebied. Het ontbreken in het noordelijk deel is toegeschreven aan het wegruimen van het faciës door zogenaamde “zijdelingse erosie” (Bogemans, 2005). Dit fenomeen treedt volgens auteurs zoals Howard et al. (1968) op wanneer de rivier zijn basisniveau, in dit geval het zeeniveau, heeft bereikt. Volgens Zagwijn (1979, 1989) was de kustlijn in deze periode inderdaad in de noordelijke omgeving gelegen.

In een klein gebied ten zuidwesten van Poppel zijn sedimenten van een volgende zeespiegelstijging bijna volledig gevrijwaard. De accumulatie van sedimenten is reeds gestart tijdens een fase waarin het zeeniveau nog snel aan het stijgen was. Het estuarium had nog een beperkte verbreiding. In het kleine gebied ten zuidwesten van Poppel was een meanderende-estuariene omgeving aanwezig. Vervolgens is een groot gedeelte van het karteringsgebied ingenomen door het estuarium. Slikwadden en zandwadden zijn ontstaan in het noorden. In het zuiden zijn voornamelijk slikwadden en/of overstromingsvlaktes samen met geulen en kronkelwaarden gevormd. Tijdens deze fase heeft het estuarium zijn meest landinwaartse positie bereikt. Al de geaccumuleerde afzettingen maken deel uit van het Lid van Rijkevorsel.

Op basis van de sedimentaire submilieus waaruit het Lid van Brasschaat en het Lid van Rijkevorsel zijn opgebouwd, blijkt dat de kustlijn tijdens de vorming van het Lid van Rijkevorsel verder noordwestwaarts was gelegen dan tijdens de accumulatie van het Lid van Brasschaat. Deze hypothese stemt duidelijk overeen met de paleogeografische reconstructies van het Noordzeebekken gepubliceerd in 1989 door Zagwijn.

Een verlaging van het zeeniveau was ook nu de aanleiding tot de introductie van een zuiver fluviatiele omgeving.

Deze omgeving is later geëvolueerd naar een eolische omgeving waarin vervolgens nog een verdere verdroging en verkoeling is opgetreden. Cryoturbaties, vorstscheuren en prints van segregatieijs zijn dan ook typisch in het boven26 Quartairgeologische evolutie van het karteringsgebied

ste gedeelte van de eolische afzettingen. Zowel de fluviatiele als de eolische afzettingen zijn in het Lid van Beerse vervat. Opvallend evenwel is het fragmentarisch voorkomen van dit lid. Dit fenomeen kan verklaard worden door het optreden van zowel zijdelingse als verticale erosie (Howard et al., 1968). Het centraal deel van het karteringsgebied waar het Lid van Beerse bewaard is gebleven, was waarschijnlijk boven het (erosief) basisniveau gelegen. Hier greep enkel verticale erosie plaats waardoor het Lid van Beerse fragmentarisch bewaard is gebleven. Het noordelijk gelegen gedeelte lag waarschijnlijk nabij zeeniveau waardoor zijdelingse erosie een grotere impact had en de afzettingen nagenoeg volledig zijn weggeruimd. Het ontbreken van het Lid van Beerse in het zuidelijk gedeelte van het karteringsgebied is het gevolg van erosie die later gedurende het Quartair heeft plaatsgehad.

Het bovenste kleiig - zandig complex, gekend als het Lid van Turnhout, is karakteristiek voor de finale fase van een transgressie wanneer het estuarium zijn meest landinwaartse positie heeft bereikt. Accumulatie greep eerst plaats in de vorm van voornamelijk zandwadden in die gebieden waar het Lid van Beerse was weggeruimd. In een latere fase toen zo goed als het hele gebied onder rechtstreekse invloed lag van het estuarium werden er slikwadden, overstromingsvlakte- en/of schorre afzettingen gedeponeerd in het zuiden, zand- en slikwadden in het noorden. Pollenanalysen (Alam, 1989), kleistructuren analysen (Sethi, 1989; Wartel et al., 1997) en kleimineralogische evenals geochemische studies (De Weerdt et al. 1998) bevestigen dat in het zuiden en het centraal gedeelte van het westelijk aanpalend gebied alternerend brak- en zoetwater condities voorkwamen. Volgens Zagwijn (1974, 1979, 1989) is de kustlijn tijdens deze fase verder noordwestwaarts gemigreerd, wat bevestigd wordt op basis van de gereconstrueerde paleomilieus.

Vanaf het Eburoniaan zijn in het karteringsgebied fluviatiele systemen actief, die evenwel in natuur sterk variĂŤren in de tijd en van plaats tot plaats. Zowel meanderende als verwilderde rivieren zijn tijdens deze lange periode actief.

Op basis van de aanwezige zware mineralen blijkt dat de afzettingen in de beginfase uitsluitend afkomstig waren van rivieren uit Centraal BelgiĂŤ, dus uit het Scheldebekken. Vanaf het Menapiaan is er ook toevoer vanuit het Maasbekken en Rijnbekken merkbaar (Kasse, 1988).

Bij de aanvang van het Baveliaan neemt de breukactiviteit toe evenals de daaraan gekoppelde opheffing van de westelijke blok van de Centrale Graben. Dit heeft geresulteerd in een dikker fluviatiel pakket ten oosten van de aanwezige breuken. De aanvoer van sedimenten gebeurde toen en ook in de daaropvolgende fase vanuit het Rijnbekken en het Maasbekken. Tijdens de meest westelijke verbreidingsfase van de Rijn wordt het meest oostelijk deel van het karteringsgebied ingenomen waarbij de afzettingen van het Lid van Lommel zijn gesedimenteerd.

In tussentijd waren de rivieren van het Scheldebekken begonnen hun benedenlopen in te snijden (Kasse, 1988; Zagwijn & Doppert, 1978).

Op het einde van het Midden-Pleistoceen is de algemene fluviatiele erosie gestopt en zijn er opeenvolgende accumulatie- en erosiefasen opgetreden. De laatste belangrijke fluviatiele uitdieping heeft plaatsgehad tijdens het LaatPleistoceen waarna de gevormde valleien zijn opgevuld met fluviatiele afzettingen. Als gevolg van een toenemende verdroging op het einde van het Midden-Weichseliaan nam de impact van de windwerking toe. Tijdens de beginfase ervan 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 . Binnen het stroomgebied van de toenmalige waterlopen zorgde dit voor een extra sedimenttoevoer. Naarmate het klimaat steeds droger werd, namen de eolische processen de bovenhand waardoor bijna 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. Tijdens deze fase waren de fluviatiele processen minimaal.

Aan dit sedimentatiepatroon kwam een eind in het Tardiglaciaal. Het Tardiglaciaal wordt gekenmerkt door een beduidende opwarming van het klimaat, op enkele koude fasen na. Tijdens deze koude fasen treden er verstuivingen en eolische sedimentatie op. Belangrijk is de hervatting van de fluviatiele activiteit met in de eerste fase de uitdieping van de huidige valleien. Beken en rivieren nemen een meanderend patroon aan. Ingevolge ontbossingpraktijken gedurende het Holoceen, beperkt in de Vroeg - Middeleeuwen, later massaal, grepen verstuivingen plaats en werden op sommige plaatsen opnieuw eolische sedimenten geaccumuleerd. In onbeschermde gebieden grijpen de dag van vandaag nog steeds verstuivingen plaats.

Quartairgeologische evolutie van het karteringsgebied 27

8 BIBLIOGRAFIE.

A

Aguirre, E & Pasini, G. (1985). The Pliocene - Pleistocene boundary: Episodes, 8, p 116- 120.

Alam, SH. (1989). Palynological studies of the Lower Pleistocene deposits in the Campine Area, Northern Belgium: Brussel, Final Report, 66p.

Allen, J.R.L. (1990). The Severn Estuary in southwest Britain: its retreat under marine transgression, and fine-sediment regime: Sedimentary Geology, 66, p 13-28.

B

Baeyens, L. (1973). Verklarende tekst bij het kaartblad Arendonk 18W: Gent, Centrum voor Bodemkartering, 78p.

Baeyens, L. (1974a). Verklarende tekst bij de kaartbladen Maarle 4W en Poppel 9W: Gent, Centrum voor Bodemkartering.

Baeyens, L. (1974b). Verklarende tekst bij de kaartbladen Postel 18E & Nieuwehoef 19W: Gent, Centrum voor Bodemkartering, 65p.

Baeyens, L. (1975). Verklarende tekst bij de kaartbladen Overpelt 32E & Neerpelt 19E: Gent, Centrum voor Bodemkartering, 83p.

Barckhausen, J., Preuss, H. & Streif, H. (1977). Ein lithologisches Ordnungprinzip für das Küstenholozän und seine Darstellung in Form von Profiltypen: Geologisches Jahrbuch, A44, p 45-74.

Bastiaens, J. & Verbruggen, C. (1996). Fysische en socio-economische achtergronden van het plaggenlandbouw­ systeem in de Antwerpse Kempen: Tijdschrift voor ecologische geschiedenis, 1, p 26-32.

Bogemans, F. (2005). Toelichting bij de quartairgeologische kaart: kaartblad 2 - 8, Meerle - Turnhout: ministerie van de Vlaamse Gemeenschap, afdeling Natuurlijke Rijkdommen en Energie, ISBN 90-403-0221-9, 42p.

Bogemans, F. (1991). Quaternary thematic mapping of continental deposits: a tool in land-use planning (Belgium): Acta Geologica Taiwanica, 29, p 139-147.

Bogemans, F. (1994). The Usefulness of Quaternary Thematic Maps in Land-Use Planning: Lüttig, G.W. (Ed.) Aggregates - Raw Materials Giants, Erlangen, p 263-275.

Bogemans, F. (1998). The utility of Quaternary thematic maps in the exploitation and the preservation of the natural environment: Bobrowsky, P.P. (Ed) Aggregate Resources, Rotterdam, Balkema, p 147-156.

Bogemans, F. (1999). The Campine Clays and Sands in Northern Belgium: a depositional model related to sea level fluctuations: Contr. Tert. Quatern. Geol., 36, p 59 – 72.

Bogemans, F. (1988). Thematische kwartairgeologische voorstellingen als toepassingsmodellen in de economische ontwikkeling: Brussel, doctoraatsverhandeling, 208p.

D

Dalrymple, R.W., Knight, R.J., Zaitlin, B.A. & Middleton, G.V. (1990). Dynamics and facies model of a macrotidal sand-bar complex, Cobequid Bay - Salmon River Estuary (Bay of Fundy): Sedimentology, 37, 4, p 577-612.

Dalrymple, R.W., Zaitlin, B.A. & Boyd, R. (1992). Estuarine facies models: conceptual basis and stratigraphic implications: Jour. Sed. Petrology, 62, 6, p 1130-1146.

De Meuter, F.J. & Laga, P.G. (1976). Lithostratigraphy and biostratigraphy based on benthonic foraminifera of the Neogene deposits in Northern Belgium: Bull. Belg. Ver. Geologie, 85, 4, p 133-152.

De Mulder, F.J., Geluk, M.C., Ritsema, I., Westerhoff, W.E. & Wong, Th.E (eds) (2003). De ondergrond van Nederland: Nederlandse Organisatie voor Toegepast-Natuurwetenschappelijk Onderzoek TNO, 379p.

Demyttenaere, R. & Laga, P. (1988). Breuken en isohypsenkaarten van het Belgisch gedeelte van de Roerdal slenk: Prof. Paper, 234, 20 p & 9 bijlagen.

De Ploey, J. (1961). Morfologie en Kwartair-stratigrafie van de Antwerpse Noorderkempen: Acta Geographica Lovaniensia, 1, 130p.

De Weerdt, L., Muchez, Ph., Viaene, W. & Kasse, C. (1998). Clay mineralogical and geochemical study of the PlioPleistocene Kempen Formation in northern Belgium: Aardk. Mededel., 9, p 51-60.

Dijkmans, J.W.A. & Koster, e.a. (1987). Eolische verschijnselen in (actuele) periglaciale milieu’s: K.N.A.G. geografisch Tijdschrift, 21, p 152-167.

28 Bibliografie

D

Doppert, J.W.Chr. & Zonneveld, J.I.S. (1955). Over de stratigrafie van het fluviatiele Pleistoceen in W. Nederland en Noord-Brabant: Mededeling Geologische Stichting, 8, p 13-30.

F

Florschütz, F. (1938). Die beiden Azolla-Arten des Niederländischen Pleistozäns: Rec. Trav. bot. Néerl., XXXV, p 932-945.

G

Dricot, E.M. (1961). Microstratigraphie des Argiles de Campine: Bull. Soc. belge Géol., 70, 2, p 113-141.

Geluk, M. (1990). The Cenozoic Roer Valley Graben, Southern Netherlands: Meded. Rijks Geol. Dienst, 44-4, p 66-72.

Geluk, M., Duin, E.J.Th., Dusar, M., Rijkers, R.H.B., van den Berg, M.W. & van Rooijen, P. (1994). Stratigraphy and tectonics of the Roer Valley Graben: Geologie & Mijnbouw, 73, p 129-141.

Gulinck, M. (1962). Essai d’une carte géologique de la Campine. Etat de nos connaissances sur la nature des terrains néogènes recoupés par sondages: Mém. Soc. belge Géol., 6, p 30-39.

Gullentops, F. & Vandenberghe, N. (1995). Toelichtingen bij de geologische kaart van België, Vlaams Gewest Kaartblad 17 Mol: 64p.

Gullentops, F., Bogemans, F., De Moor, G., Paulissen, E. & Pissart, A . (2001). Quaternary lithostratigraphic units (Belgium) : Geologica Belgica, 4, p153-164.

Gysels, H. (1993). De landschappen van Vlaanderen en Zuidelijk Nederland: Leuven, Garant, 414.

H

Haest, R. (1985). Invloed van het Weichsel-Glaciaal op de geologie van de Noorderkempen: Leuven, Doctoraatsverhandeling, 292p.

Hedberg, H.D. (ed.) (1976). International stratigraphic guide: New York, London, John Wiley & Sons, 200p.

Heijnens, M.H.L.G. & Tijssen, J.M. (1982). Influence of the development of a Weichselian coversand ridge on the drainage of a river valley in Noord-Brabant (the Netherlands), a geomorphological and palynological study: Geologie & Mijnbouw, 61, p 191-199.

Howard, A.D., Fairbridge, R.W. & Quinn, J.H. (1968). Terraces, fluvial - introduction: in The encyclopedia of geomorphology, Fairbridge, R.W. (ed.), Stroudsburg, Hutchinson & Ross, Inc., p 1117-1124.

Hunter, R.E. (1973). Pseudo-crosslamination formed by climbing adhesion ripples: Jour. Sed. Petrology, 43, p 11251127.

Hunter, R.E. (1980). Quasi-planar adhesion stratification. An eolian structure formed in wet sands: Jour. Sed. Petrology, 50, p 263-266.

I K

International Union of Geological Sciences (IUGS) (2000). International stratigraphic chart: ISBN 0 9340423 22 4.

Kasse, K. (1988). Early-Pleistocene tidal and fluviatile environments in the southern Netherlands and Northern Belgium: Amsterdam, Doctoraatsverhandeling, 190p.

Kasse, K. (1990). Lithostratigraphy and provenance of the Early-Pleistocene deposits in the southern Netherlands and northern Belgium: Geologie & Mijnbouw, 69, p 327-340.

Kasse, K. (1993). Periglacial environments and climatic development during the Early Pleistocene Tiglian stage (Beerse Glacial) in northern Belgium: Geologie & Mijnbouw, 72, p 107-123.

Koster, E.A. (1982). Terminology and lithostratigraphic division of (surficial) sandy eolian deposits in the Netherlands: an evaluation: Geologie & Mijnbouw, 61, p 121-129.

Kocurek, G. & Fielder, G. (1982). Adhesion structures: Jour. Sed. Petrology, 52, p 1229-1241.

L

Laga, P., Louwye, S. & Geets, S. (2001). Paleogene and Neogene lithostratigraphic units (Belgium): Geologica Belgica, 4, p 135-152.

Luttrell, P.R. (1993). Basinwide sedimentation and the continuum of paleoflow in an ancient river system: Kayenta Formation (Lower Jurassic), central portion Colorado Plateau: Sediment. Geol., 85, p 411-434.

Bibliografie 29

M

McKee, E.D., Crosby, E.J. & Berryhill, H.L.Jr. (1967). Flood deposit, Bijou Creek, Colorado, June 1965: Jour.

Sediment. Petrol., 37, p 829-851.

Miall, A.D. (1977). A review of the braided-river depositional environment: Earth Science Reviews, 13, p 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, Canadian Society of Petroleum Geologists, p 597-604.

Miall, A.D. (1985). Archetectural element analysis: a new method of facies analysis applied to fluvial deposits: Earth Science Reviews, 22, p 261-308.

Miall, A.D. (1992). Alluvial deposits in Facies Models, response to sea level change, Walker, R.G. & James, N.P. (eds.): Geological Association of Canada, p 119-142.

Miall, A.D. (1996). The Geology of Fluvial deposits: Berlin, Springer, 582p.

Munaut, A. (1967). Recherches paléo-ecologiques en Basse et Moyenne Belgique: Acta Géographica Lovaniensia, 6, 191p.

Munaut, A. & Paulissen, E. (1973). Evolution et Paléo-écologie de la vallée de la Petite Nèthe au cours du PostWurm (Belgique): An. de la Soc. Géol. de Belgique, 96, p 301-348.

Mullenders, W. & Coremans, M. (1964). Recherches palynologiques à la tourbière “De Moeren” à Postel: Acta Geographica Lovaniensia, III, p 305-327.

N

Nicols, M.M. & Biggs, R.B. (1985). Estuaries: in Coastal sedimentary environments, Davis, R.A. (ed.), New York, Springer-Verlag, p 77-186.

P

Paepe, R. & Vanhoorne, R. (1967). The stratigraphy and palaeobotany of the Late Pleistocene in Belgium: Toelicht.

Verhand. Geologische kaart en Mijnkaart van België, 8, 96p.

Nicols, M.M., Johnson, G.H. & Peebles, P.C. (1991). Modern sediments and facies model for a microtidal coastal plain estuary, the James Estuary, Virginia: Jour. Sed. Petrology, 61, 6, p 883-899.

Paepe, R. & Vanhoorne, R. (1970). Stratigraphical position of periglacial phenomena in the Campine Clay of Belgium, based on palaeobotanical analysis and palaeomagnetic dating: Bull. Belg. Ver. Geol., 79, p 201-211.

Paepe, R. & Vanhoorne, R. (1976). The Quaternary of Belgium in its relationship to the stratigraphic legend of the geological map: Toelicht. Verhand. Geologische kaart en Mijnkaart van België, 18, 38p.

Paulissen, E. & Munaut, A. (1969). Un horizon blanchâtre d’age Bølling à Opgrimbie: Acta Géographica Lovaniensia, 7, p 65-91.

S

Salvador, A. (Ed.) (1994). International stratigraphic guide: Geological Society of America, 214p.

Schwan, J. (1986). The origin of horizontal alternating bedding in Weichselian aeolian sands in Northwestern Europe: Sedimentary Geology, 49, p 73-108.

Schwan, J. (1988). The structure and genesis of Weichselian to Early Holocene aeolian sand sheets in Western Europe: Sedimentary Geology, 55, p 197-232.

Sethi, P.S. (1989). A comparative study of limnic, estuarine and marine sediments, on the basis of micro-structures and on the use of clay-fabric as a tool for Quaternary lithofacies interpretation: Brussel, Final Report, part I., 63p.

Smith, N.D. (1971). Transverse bars and braiding in the Lower Platte River, Nebraska: Geol. Soc. Am. Bull., 82, p 3407-3420.

Smith, N.D. (1972). Some sedimentological aspects of planar cross-stratification in a sandy braided river: Jour. Sed. Petrology, 42, p 624-634.

V

Vandenberghe, J. (1977). Geomorfologie van de Zuiderkempen. Koninklijke Academie voor Wetenschappen, Letteren en Schone Kunst van België, 140, 166p.

Vandenberghe, J. (?). Pleistocene stratigrafie en kartering in het Belgisch-Nederlands grensgebied tussen Tilburg en Turnhout.

30 Bibliografie

V

Vandenberghe, J. (1982). Geoelectric investigations of a fault system in Quaternary deposits: Geophysical Prospecting, 30, p 879-897.

Vandenberghe, J. (1985). Paleoenvironment and stratigraphy during the Late Glacial in the Belgian-Dutch Border Region: Quaternary Research, 24, p 23-38.

Vandenberghe, J. & Krook, L. (1981). Stratigraphy and genesis of Pleistocene deposits at Alphen (Southern Netherlands): Geologie & Mijnbouw, 60, p 417-426.

Vandenberghe, J., Krook, L. & Van der Valk, L. (1986). On the provenance of the Early-Pleistocene fluvial system in the southern Netherlands: Geologie & Mijnbouw, 65, p 3-12.

Van der Sluijs, P. & Maarleveld, G.C. (1963). Dekzandruggen uit de jonge Dryastijd in Zeeuws-Vlaanderen: Boor en Spade, p 21-26.

Van Mourik, J. (1987a). Het stuifzand van Heeswijk - Dinther: KNAG. Geografisch Tijdschrift, XXI, p 327-337.

Van Mourik, J. (1987b). Laat-Glaciaal veen en Subatlantisch stuifzand bij de Peelrandbreuk tussen Nistelrode en Uden: KNAG. Geografisch Tijdschrift, XXI, p 421-436.

Van Mourik, J. (1988). De ontwikkeling van een stuifzandgebied: in Landschap in beweging, Van Mourik, J. (ed) Amsterdam, Fysisch Geografisch en Bodemkundig Lab., Fac. Ruimtelijke wetenschappen, p 5-42.

Van Straelen, V. (1920). Sur la présence des restes de mammifères dans les argiles de la Campine: Bull. Soc. belge Géol., 30, p 80-82.

W

Wartel, S., Sethi, P.S. & Bogemans, F. Clay fabric as an indicator of cyclic changes in an estuarine palaeoenvironment - Lower Pleistocene, northern Campine Area, Belgium: Bull Koninklijk Belgisch Instituut voor Natuurwetenschappen, aardwetenschappen, vol 66, p 193-202.

Westerhoff, W & Dobma, W. (1995). Landschap en geologie van de Brabantse Wal: Grondboor & Hamer, 49, p 72-73.

Woodroffe, C.D., Chappell, J., Thom, B.G. & Wallensky, E. (1989). Depositional model of a macrotidal estuary and floodplain, South Alligator River, Northern Australia: Sedimentology, 36, 5, p 737-756.

Woodroffe, C.D., Mulrennan M.E. & Chappell, J. (1993). Estuarine infill and coastal progradation, southern van Diemen Gulf, northern Australia: Sedimentary Geology, 83, p 257-275.

Wouters, L. & Vandenberghe, N. (1994). Geologie van de Kempen. Een Synthese: Brussel, Niras, 208p.

Z

Zagwijn, W.H. (1963). Pollen-analytic investigations in the Tiglian of the Netherlands: Meded. Geol. Stichting, 16, p 49-71.

Zagwijn, W.H. (1974). The palaeogeographic evolution of the Netherlands during the Quaternary: Geologie & Mijnbouw, 53, p 369-385.

Zagwijn, W.H. (1979). Early and Middle Pleistocene coastlines in the southern North Sea basin: in The Quaternary History of the North Sea, Oele, E., Schüttenhelm, R.T.E. & Wiggers, A.J. (eds.), Acta Univ. Ups. Symp. Univ. Ups. Annum Quingentesimun Celebrantis, 2, p. 31-42.

Zagwijn, W.H. (1989). The Netherlands during the Tertiairy and Quaternary: A case history of Coastal Lowland evolution: Geologie & Mijnbouw, 68, p 107-120.

Zagwijn, W.H. & Van Staalduinen (eds.) (1975). Toelichting bij de geologische overzichtskaarten van Nederland: Haarlem, Rijks Geologische Dienst, 134p.

Zagwijn, W.H. & Doppert, J.W. (1978). Upper Cenozoic of the Southern North Sea Basin: Palaeoclimatic and palaeogeographic evolution: Geologie & Mijnbouw, 57, p 577-588.

Zagwijn, W.H. & De Jong, J. (1983-1984). Die Interglaziale von Bavel und Leerdam und ihre stratigraphische Stellung im Niederländischen Früh-Pleistozän: Meded. Rijks Geol. Dienst, 37, 3, p 155-159.

Bibliografie 31