Seismische Stratigrafie Van Het Midden En Laat Pleistoceen Van De Zuidelijke Noordzee Een Onderzoek Aan De Hand Van Hoge Resolutie Sparker Gegevens

SEISMISCHE STRATIGRAFIE VAN HET MIDDEN EN LAAT PLEISTOCEEN VAN DE ZUIDELIJKE NOORDZEE EEN ONDERZOEK AAN DE HAND VAN HOGE RESOLUTIE SPARKER GEGEVENS

Karel Uvin Stamnummer: 01502191

Promotor: Prof. dr. Marc De Batist Copromotor: Dr. Tine Missiaen

Jury: Nore Praet, Dr. Maikel De Clercq

Masterproef voorgelegd voor het behalen van de graad master in de richting geologie

Academiejaar: 2019-2020

Dankwoord Eerst en vooral zou ik graag prof. dr. Marc De Batist, dr. Tine Missiaen en dr. Ruth Plets willen bedanken voor de uitgebreide begeleiding die ik gedurende het hele proces van deze scriptie heb gekregen. Het was een plezier om samen met jullie aan deze laatste taak van mijn opleiding te mogen werken.

Verder zou ik ook nog Kurt Blom en Katleen Wils willen bedanken. Jullie hebben ervoor gezorgd dat ik het werk thuis kon verderzetten nadat de campus ontoegankelijk werd door het COVID-19 virus. Zonder jullie had de situatie er helemaal anders uitgezien.

Tot slot zou ik nog graag mijn ouders bedanken. Zoals altijd hebben jullie mij de juiste motivatie gegeven om dit eindwerk te schrijven. Bedankt voor de kans om te studeren, bedankt voor elke goede raad bij het afleggen van dit parcours en vooral bedankt voor de eindeloze steun die ik de voorbije vijf jaar van jullie gekregen heb.

Preambule Door de maatregelen die de federale regering getroffen heeft in het kader van de coronacrisis ten tijde van het schrijven van deze scriptie is de initiële planning voor deze scriptie gewijzigd.

Het originele onderzoek bestond uit twee delen: 1. Een analyse van reeds vergaarde data op campagnes van de RV Belgica in 2018 en 2019. 2. Deelname aan een campagne van de RV Belgica van 31/03/2020 tot en met 10/04/2020.

Door de coronamaatregelen hebben het BELSPO, het RBINS en de Belgische Marine besloten om de geplande campagne uit te stellen. De nieuwe datum valt buiten de werkperiode van deze scriptie. De scriptie is dus afgewerkt op basis van de reeds vergaarde data uit 2018 en 2019.

Deze preambule werd in overleg tussen de student en de promotor opgesteld en door beiden goedgekeurd.

Het verhaal van mijn onderzoek

De laatste loodjes van de opleiding, het laatste puzzelstuk in het diploma, de kroon op het werk. Onwaarschijnlijk hoe de vijf jaar van iemands studententijd zo snel voorbij kunnen vliegen. De talloze excursies, de eerste lessen “Inleiding tot de Geologie”, de eerste labo’s, … het lijkt allemaal slechts een paar maand geleden. Maar niets is minder waar. De afgelopen jaren hebben mijn collega studenten en ik samen een heus parcours afgelegd, waarvan de eindsprint in januari begon.

Aan het begin van deze opdracht had ik geen idee waar die naartoe zou gaan. Ik was een leek in het interpreteren van seismische data. Na een paar weken snuisteren in de dataset was ik dan ook niets wijzer geworden. Gelukkig kon ik rekenen op uitgebreide hulp van mijn begeleiders. Elke vergadering die ik met hen had, kreeg het idee van het onderzoek meer vorm. De grote uitdaging veranderde dan ook volledig. In het begin was dit namelijk om de eerste woorden op papier te krijgen. Naarmate de laatste weken naderden werd de uitdaging echter om een mooie afronding te vinden. Naarmate het werk vorderde, werd ik namelijk wijzer over het onderwerp en begonnen de puzzelstukjes in elkaar te vallen. Elke keer dat ik naar de seismische profielen keek ontdekte ik nieuwe dingen en elk gelezen artikel opende nieuwe deuren. Maar de onderzoeksmogelijkheden zijn bijna eindeloos en de tijd voor het schrijven van een masterproef is dat uiteraard niet. De grootste opgave bleek dus uiteindelijk verscholen te liggen in een oude Latijnse spreuk: “non multa sed multum”. Niet kwantiteit maar kwaliteit.

De belangrijkste les die ik geleerd heb tijdens het schrijven van dit eindwerk is om dingen een kans te geven. Het schrijven van een thesis was initieel een verplicht nummer voor mij. Een zekere persoon zei in januari echter tegen mij dat ik er een erezaak van moest maken. Deze uitspraak is blijven hangen, en gaandeweg heb ik het plezier van het onderzoeksleven ontdekt. Dit plezier heeft me ertoe gebracht om dit werk met trots af te ronden en te streven naar een niveau dat een master in de geologie waardig is.

Inhoudsopgave 1. Inleiding ...... 1 1.1. Onderzoeksvragen ...... 1 2. Literatuurstudie...... 1 2.1. Geografie ...... 1 2.1.1. De Noordzee ...... 1 2.1.2. De Zuidelijke Baai ...... 2 2.2. Paleogeografie van de Noordzee ...... 3 2.2.1. Het cyclische patroon van het Quartair ...... 3 2.2.2. Evolutie van het West-Europese landschap...... 4 2.2.3. Vroeg Pleistoceen ...... 5 2.2.4. Cromeriaan ...... 6 2.2.5. Elster ...... 6 2.2.6. Holstein ...... 7 2.2.7. Saale ...... 7 2.2.8. Eem ...... 8 2.2.9. Weichsel ...... 9 2.2.10. Holoceen...... 10 2.3. Paleo-afwatering ...... 11 2.3.1. Tunnelvalleien ...... 11 2.3.2. Paleorivieren ...... 11 2.4. Geologie ...... 12 2.4.1. Substraat ...... 12 2.4.2. Crag Group ...... 12 2.4.3. Southern North Sea Deltaic Group ...... 13 2.4.4. Dunwich Group ...... 13 2.4.5. California Glacigenic Group...... 13 3. Materiaal en Methodologie ...... 16 3.1. Seismiek ...... 16 3.1.1. Seismische bron ...... 16 3.1.2. Ontvanger ...... 17 3.2. Data-analyse en interpretatie ...... 18 4. Resultaten ...... 18 4.1. Seismische sequenties ...... 19 4.1.1. Seismische sequentie A ...... 19

4.1.2. Seismische sequentie B ...... 19 4.1.3. Seismische sequentie C ...... 19 4.1.4. Seismische sequentie D ...... 19 4.1.5. Seismische sequentie E ...... 19 4.1.6. Seismische sequentie F ...... 23 4.1.7. Seismische sequentie G ...... 23 4.1.8. Seismische sequentie H ...... 23 4.1.9. Seismische sequentie I ...... 23 4.2. Seismische facies ...... 23 4.3. Seismisch facies van de sequenties ...... 26 4.3.1. Sequentie A ...... 26 4.3.2. Sequentie B ...... 26 4.3.3. Sequentie C ...... 27 4.3.4. Sequentie D ...... 27 4.3.5. Sequentie E ...... 27 4.3.6. Sequentie F ...... 27 4.3.7. Sequentie G ...... 27 4.3.8. Sequentie H ...... 29 4.3.9. Sequentie I ...... 29 4.4. Insnijdingen ...... 29 4.4.1. Insnijdingen in sequentie E...... 29 4.4.2. Insnijdingen in sequentie F ...... 29 4.4.3. Insnijdingen in sequenties G & H ...... 30 5. Discussie ...... 33 5.1. Seismisch-stratigrafische onderverdeling...... 33 5.1.1. Seismische sequentie A – Red Crag Formatie ...... 33 5.1.2. Seismische sequenties B en C – Westkapelle Ground Formatie ...... 34 5.1.3. Seismische sequentie D – Smith’s Knoll Formatie ...... 35 5.1.4. Seismische sequentie E – Winterton Shoal Formatie ...... 35 5.1.5. Seismische sequenties F en G – Yarmouth Roads Formatie ...... 36 5.1.6. Seismische sequentie H – Brown Bank Formatie ...... 37 5.1.7. Seismische sequentie I - Holoceen ...... 37 5.1.8. Profielen BB04b_proc en AC03_Final ...... 38 5.2. Kanalen ...... 39 5.2.1. Kanalen in sequentie E ...... 39

5.2.2. Kanalen in sequentie F ...... 39 5.2.3. Kanalen in sequenties G en H ...... 40 5.3. Toekomstig onderzoek ...... 42 6. Conclusie ...... 43 7. Referentielijst...... 44 8. Bijlage ...... 49

1. Inleiding Het Pleistoceen is gedomineerd door een cyclisch patroon van glacialen (ijstijden) en interglacialen (tussenijstijden). De klimatologische omstandigheden van de glacialen waren gunstig voor het aangroeien van de toenmalige ijskappen. In het verhaal van de Noordzee spelen de Brits-Ierse en de Fennoscandische ijskappen een hoofdrol (respectievelijk BIIS en FIS, naar hun Engelse naam ‘British Irish Ice sheet’ en ‘Fennoscandian Ice Sheet’). Het groeien en krimpen van deze ijskappen heeft belangrijke gevolgen gehad voor de geomorfologie van het Noordzeebekken. Ten eerste zorgt de wereldwijde verplaatsing van water van oceaan naar ijskappen voor een sterke daling van de globale zeespiegel (Lambeck et al., 2002). In het geval van de Noordzee betekent dit dat bepaalde gebieden in de Noordzee niet meer door water bedekt waren, maar droog kwamen te liggen (Ballin, 2017; Dove et al., 2017; Emery et al., 2019). Een tweede effect is dat op afwateringspatronen van rivieren. In een droogliggende Noordzee verloopt de afwatering normaal volgens de gradiënt van de topografie, hetgeen impliceert dat de rivieren naar het noorden afwateren. Doorheen de geschiedenis zijn de BIIS en de FIS echter meerdere malen samengekomen, waardoor ze de noordwaartse afwatering van de rivieren verhinderden. In dat geval gingen de rivieren zuidwaarts afwateren. Het leeuwendeel van de informatie over de paleo-afwatering van Europa is afkomstig van het huidige vasteland. Er is veel minder informatie over de gebeurtenissen die zich afgespeeld hebben in wat vandaag de Noordzee is. Dit ligt aan het feit dat het moeilijker is om deze data te vergaren, maar ook omdat gletsjers, rivieren en getijden het paleolandschap grondig hervormd hebben. Belangrijke bronnen van informatie zijn seismische en bathymetrische data en boringen.

1.1. Onderzoeksvragen In deze scriptie wordt de Zuidelijke Baai, de regio tussen Groot-Brittannië en de Lage Landen, bestudeerd. Aan de hand van hoge resolutie sparker gegevens werd de ondergrond er in kaart gebracht. De onderzoeksvragen van deze scriptie focussen in de eerste plaats op de stratigrafische eenheden en hun individuele karakteristieken.

Primaire onderzoeksvragen:

- Welke stratigrafische eenheden zijn er te definiëren aan de hand van de hoge resolutie sparker data? Zijn deze stratigrafische eenheden te koppelen aan de algemene classificatie van de gekende lithostratigrafische formaties in deze regio? - Wat vertellen de seismische facies van deze stratigrafische eenheden ons over de afzettingsomstandigheden?

Secundaire onderzoeksvragen:

- Zijn er op de profielen paleokanalen te herkennen? Indien ja, hoe verhouden deze kanalen zich tot elkaar in tijd en ruimte en wat leren deze kanalen en hun invulling ons over de paleo- afwateringssystemen van de Zuidelijke Baai?

2. Literatuurstudie 2.1. Geografie 2.1.1. De Noordzee De Noordzee is gelegen op het continentaal plat van Europa. Ze wordt begrensd door Frankrijk, België, Nederland, Duitsland, Scandinavië en het Verenigd Koninkrijk. De Noordzee is op twee plaatsen verbonden met de Atlantische Oceaan: via Het Kanaal (Frans: La Manche, Engels: the English Channel) in het zuiden

en via de Noorse Zee in het noorden (Fig. 1). Over het algemeen wordt de Noordzee verdeeld in de zuidelijke (51°00’N – 53°30’N), de centrale (53°30’N – 57°50’N) en de noordelijke Noordzee (57°50’N – 62°00’N) (Fig. 1). De grenzen tussen deze drie gebieden zijn nooit officieel gedefinieerd en de bovenstaande coördinaten zijn dan ook louter indicatief. De Noordzee heeft een oppervlakte van 575 300 km2 en een gemiddelde diepte van 70 m (Huthnance, 1991). Het diepste punt van 700 m bevindt zich in het Skagerrak (Huthnance, 1991). Er monden verschillende rivieren uit in de Noordzee vanop het Britse eiland en vanop het Europese vasteland (Fig. 1). De Theems mondt langs de oostelijke rand van Groot-Brittannië uit in de zuidelijke Noordzee. Noord– Franse rivieren zoals de Somme en de Seine monden uit in Het Kanaal. De IJzer mondt uit bij Nieuwpoort langs de Belgische kust. In Nederland monden van zuid naar noord de Schelde, de Rijn en de IJssel uit in de zuidelijke Noordzee. De Maas voegt zich in de Rijndelta ter hoogte van ’s-Hertogenbosch. In Noord- Duitsland monden de Elbe, de Wezer en de Eems uit.

Figuur 1: Overzicht van de Noordzee. 1 = Atlantische Oceaan; 2a = noordelijke Noordzee, 2b = centrale Noordzee, 2c = zuidelijke Noordzee; 3 = Skagerrak; 4 = het Kanaal; 5 = Seine; 6 = Somme ; 7 = IJzer; 8 = Schelde; 9 = Maas; 10 = Rijn ; 11 = IJssel; 12 = Eems; 13 = Weser; 14 = Elbe; 15 = Theems.

2.1.2. De Zuidelijke Baai Het studiegebied van deze scriptie maakt deel uit van de Zuidelijke Baai van de Noordzee (Engels: Southern Bight) (Fig. 1), die een deel is van de zuidelijke Noordzee. Het is een ondiep gebied, gemiddeld 20 tot 40 m diep. Het bevat meerdere zandbanken die soms slechts 10 m onder het zeeniveau liggen (Huthnance, 1991) (Fig. 2). Deze zandbanken worden onderverdeeld in de ‘Flemish Bight Banks’, ‘Belgian-Dutch Continental Shelf Banks’, ‘Norfolk Banks’ en ‘Thames Estuary Banks’. De locatie van de zandbanken is gekoppeld aan de topografie en het karakter van de getijdestromen tijdens het Holoceen (Cameron et al., 1992). Op een bathymetrische kaart van de Zuidelijke Baai kan men tussen de zandbanken duidelijk sporen van een ingesneden vallei herkennen, het Axiale Kanaal (Hijma et al., 2012) (Fig. 2). Deze vallei werd ingesneden tijdens verschillende fases van lage zeespiegelstand tijdens het Quartair. In het zuidwesten sluit het Axiale

Kanaal aan bij het Lobourg Kanaal (Fig. 2), dat ook nog duidelijk zichtbaar is in de huidige bathymetrie van het Kanaal (Mellett et al., 2013). Hoe het Axiale Kanaal verder doorloopt naar het Noorden is minder duidelijk, omdat het daar bedekt wordt door de Norfolk Banks.

Figuur 2: Overzicht van het brede studiegebied. 1 = Norfolk Banks, 2 = Flemish Bight Banks, 3 = Thames Estuary Banks, 4 = Belgian-Dutch Continental Shelf Banks. LC= Lobourg Kanaal, AC = Axiaal Kanaal, NAC = Noordelijk Axiaal Kanaal.

2.2. Paleogeografie van de Noordzee 2.2.1. Het cyclische patroon van het Quartair Tijdens de laatste 2.58 miljoen jaar van de geologische geschiedenis is het klimaat van de Aarde gedomineerd door een cyclisch patroon van glacialen (ijstijden) en interglacialen (tussenijstijden). Een periode waarin één glaciaal en één interglaciaal verstrijken wordt beschouwd als een cyclus. De glacialen kunnen onderverdeeld worden in stadialen en interstadialen, respectievelijk koudere en warmere periodes. In het begin van het Quartair duurden de glaciaal-interglaciaal cycli ca. 40 000 jaar, in het latere deel van het Quartair duurden ze ca. 100 000 jaar (Nisancioglu, 2019). Deze twee periodes worden van elkaar gescheiden door een transitieperiode, de ‘Mid-Pleistocene Revolution’ (1.2 – 0.8 ka) (Gibbard en Cohen, 2015). De cycliciteit op zich kan verklaard worden door de Milanković parameters: i.e. veranderingen in de orbitale parameters van de Aarde ten opzichte van de Zon, zoals de obliquiteit van de aardas, de excentriciteit van de baan van de Aarde rond de zon en de precessie van de nachteveningen (Allaby, 2008; Hancock en Skinner, 2000). Deze cycliciteit kan herkend worden in mariene sedimenten in de vorm van zuurstofisotopen. Zuurstof heeft drie stabiele isotopen: 16O, 17O en 18O. Bij het verdampen van water, gaan de lichte isotopen makkelijker over naar de gasfase, terwijl de zwaardere isotopen eerder in de vloeibare fase blijven. Bij condensatie is het net omgekeerd, hier verlaten de zwaardere isotopen eerst de gasfase en blijven de lichte langer in de gasfase (Dansgaard, 1964, 1953). Wanneer er zich boven een oceaan dus wolken vormen, zullen die meer lichte isotopen bevatten dan het oceaanwater. Wanneer zo een wolk uitregent, blijven de

lichtste isotopen het langst aanwezig in de wolk. Dit heeft tot gevolg dat de ijskappen, gevormd door sneeuw die uit deze wolken valt, meer lichte isotopen bevatten ten opzichte van de oceanen. Bijgevolg bevatten oceanen tijdens ijstijden, wanneer de ijskappen groter zijn, meer zware isotopen (Dansgaard, 1964, 1953). Dit signaal van zuurstofisotopen is dus sterk gelinkt aan het globale ijsvolume en bijgevolg aan het verschil tussen glacialen en interglacialen. Het signaal is opgeslagen in oceanische sedimenten en heeft geleid tot een onderverdeling van het Quartair in verschillende “Marine Isotope Stages” of kortweg “MIS” (Lisiecki en Raymo, 2005) (Fig. 3). Deze MIS worden genummerd, waarbij even MIS wijzen op koude periodes, oneven op warme periodes. Deze onderverdeling is een standaard geworden om tijdsperiodes in het Quartair aan te duiden, vooral in marien/oceanografisch geologisch onderzoek. De verschillende koudere en warmere periodes in het Quartair hebben naast een MIS-nummering ook een -eigenlijk reeds veel eerder gedefinieerde- geochronologische (tijd) en chronostratigrafische (etage) naamgeving gekregen. Deze verschillen van regio tot regio, voornamelijk omdat het klimaat op regionale schaal niet altijd synchroon varieert. Zo is MIS 6 gekend als het Saale (Noord-Europa), het Wisconsin (Noord Amerika) of het Wolstoniaan (Groot-Brittannië) (Cohen en Gibbard, 2019) (Tabel 1).

Tabel 1: Chronostratigrafische onderverdeling van het Pleistoceen naar Cohen en Gibbard (2019). De periode van het Cromeriaan tot en met het Saale wordt ook het Midden Pleistoceen genoemd, de periode van het Eem en het Weichsel het Laat Pleistoceen. Ouderdom (ka) Noordwest Europa Groot-Brittannië MIS Glaciaal/Interglaciaal … - 11.4 Holoceen Holocene 1 Interglaciaal 11.4 - 109 Weichsel Devensian 5d - 2 Glaciaal 109 - 135 Eem Ipswichian 5e Interglaciaal 135 - 370 Saale Wolstonian 10 - 6 Glaciaal 370 - 410 Holstein Hoxnian 11 Interglaciaal 410 - 480 Elster Anglian 12 Glaciaal 480 - 800 Cromeriaan Cromerian 19 - 13 Afwisselend 800 - 2580 Vroeg Pleistoceen Early Pleistocene 100 - 19 Afwisselend

Figuur 3: Zuurstofisotopen vertonen het cyclische patroon van het Quartair volgens Lisiecki en Raymo (2005). De Mid- Pleistocene Revolution is duidelijk zichtbaar tussen 1.2 en 0.8 Ma. De onderste balk geeft de onderverdeling volgens magnetische polariteit weer.

2.2.2. Evolutie van het West-Europese landschap Omdat vanaf het Midden Pleistoceen de glaciaal-interglaciaal cycli langer werden, kon op het Britse eiland de BIIS zich verder uitbreiden naar het zuiden. Op het Europese vaste land kon de FIS hetzelfde doen. Zoals hierboven reeds vermeld konden de BIIS en de FIS naar elkaar toe groeien, waarbij er soms een verbinding tussen de twee ijskappen ontstond over wat vandaag de noordelijke Noordzee is (Fig. 1). Dit had het belangrijke gevolg dat er geen noordelijke afwatering naar de Atlantische Oceaan mogelijk was. Dit gebeurde tijdens het Elster, het Saale en het Weichsel. Deze glaciaties hadden dan ook een grondige reorganisatie van de afwateringssystemen van de omringende landmassa’s tot gevolg (Gibbard en Cohen, 2008; Gibbard en Lewin, 2016). Dit driedelig model wordt vaak gebruikt als kapstok om de geschiedenis van de laatste 500

ka voor te stellen. De laatste jaren is er steeds meer bewijs dat het verhaal gecompliceerder is dan deze drie glaciaties (bv. Stewart en Lonergan, 2011). In deze scriptie wordt echter toch het driedelige model gehanteerd. Dit wegens de duidelijkheid ervan en het gebrek aan een uniform, nieuw model. In volgende paragrafen wordt de Quartaire geschiedenis van West-Europa besproken met al.s doel de seismische data en de interpretatie ervan in een bredere context te kunnen plaatsen.

2.2.3. Vroeg Pleistoceen In het begin van het Pleistoceen zagen de kustlijnen van het West-Europese vasteland en Groot-Brittannië er behoorlijk anders uit dan vandaag. Regio’s zoals het Welsh Hoogland (Wales), het Armoricaans Massief (Noord-Frankrijk), het Fennoscandisch Hoogland (Scandinavië) en Rijnland Massief (Ardennen, Eiffel) waren toen hooglanden, waardoor Europa een totaal verschillend afwateringspatroon kende dan het huidige (Gibbard en Cohen, 2015). Het belangrijkste gegeven van deze periode is dat de Noordzee en Het Kanaal nog niet verbonden waren, maar gescheiden werden door een landbrug: de Weald-Artois anticline (Fig. 4). De zeespiegel varieerde met ongeveer 50 m tussen glacialen en interglacialen (Gibbard en Cohen, 2015).

In Groot-Brittannië stroomde de Theems ten noorden van deze barrière richting het Noordzeebekken. De Theems lag in deze periode tientallen kilometers verder naar het noorden. Ze liet hier een spoor na in de vorm van de ‘Thames-Medway paleovallei’ (Bridgland en D’Olier, 1995). Op het Europese vasteland stroomden de Schelde, de Maas en de Rijn in de richting van het Noordzeebekken, ook ten noorden van de barrière. Ten zuiden van de barrière mondden de Seine en de Somme uit langs de Europese kant (Gibbard en Cohen, 2015) en een paleorivier, de Solent, langs Britse kant (Fig. 4).

Figuur 4: Drainage in noordwest Europa tijdens het Vroeg Pleistoceen (naar Gibbard en Lewin, 2016)

Het Kanaal had nog niet zijn huidige vorm, omdat het nog gedurende het volledige Quartair onder invloed zou staan van de Solent, de Somme, de Seine en tal van kleinere rivieren (Toucanne et al., 2009a). De grootste toevoer van water richting de Noordzee kwam op dit moment echter van het Baltische Riviersysteem, ook de Eridanos genoemd. Deze rivier was een voorloper van de huidige Elbe en Wezer, maar hield op te bestaan tijdens het Pleistoceen (Gibbard en Cohen, 2015).

2.2.4. Cromeriaan Deze periode wordt ook wel het ‘vroeg Midden Pleistoceen” genoemd, en tijdens deze periode werden de afzettingen van ‘the Cromerian Stage’ of ‘the Cromerian Complex’ gevormd (Hijma et al., 2012). Het eerste glaciaal waarbij de ijskappen significant uitbreidden, heet het Don (ca. 650 ka), maar van een vergroeiing van de BIIS en de FIS was nog geen sprake op dit moment (Gibbard en Cohen, 2015).

Tijdens het Midden Pleistoceen werd de Rijndelta steeds belangrijker in het zuidelijke Noordzeebekken. De Rijndelta domineerde de volledige centrale en zuidelijke Noordzee (Gibbard en Cohen, 2015). Het merendeel van de rivieren uit Groot-Brittannië en het vasteland van Europa bleven dezelfde weg volgen als tijdens het Vroeg Pleistoceen. Ten zuiden van de Weald-Artois anticline mondden de Seine en de Somme uit in de Kanaalrivier (Gibbard en Cohen, 2015).

2.2.5. Elster Tijdens deze periode, ca. 450 ka geleden, konden de FIS en de BIIS met elkaar vergroeien, waarbij ze een complex van glaciale sedimenten afzetten. Het oudste van deze sedimenten is het Diamict van Happisburgh, waarvan er ontsluitingen te vinden zijn langs de kust tussen Overstrand en Happisburgh (GB) (Lee et al., 2004). Het bevat voornamelijk lokale, Britse lithologieën (regio Happisburgh), maar ook erratica afkomstig uit Noorwegen. Dit diamict wordt bedekt door een lacustriene rithmiet (naar alle waarschijnlijkheid varven, maar bij gebrek aan bewijs voor jaarlijkse afzetting wordt de overkoepelende term ‘rithmiet’ gebruikt (Gibbard en Cohen, 2015)). Andere bewijzen voor het samenvoegen van de BIIS en FIS zijn gevonden in sandur afzettingen in het oosten van Groot-Brittannië en in de wijdverspreide tunnelvalleien (zie 2.3.1) in de centrale Noordzee (Hijma et al., 2012). De uitbreidende ijskappen schuurden valleien uit van honderden meters diep en kilometers breed (Kristensen et al., 2007; Sejrup et al., 2009).

De eerdergenoemde lacustriene sedimenten wijzen op de aanwezigheid van een proglaciaal meer (Fig. 5). Dit vormde zich als gevolg van een dubbele blokkade van de Britse en Europese afwateringssystemen die uitmondden in het Noordzeebekken. In het noorden was er de samengevoegde ijskap, in het zuiden de Weald-Artois anticline. De afmetingen van dit meer zijn onzeker, maar een oppervlakte van 140 000 km2 (i.e. ongeveer twee keer de oppervlakte van het Victoria Meer in Afrika) is niet uitgesloten (Murton en Murton, 2012). Het waterpeil zou mogelijk 30 m boven het hedendaagse zeeniveau gestaan hebben (Gibbard en Cohen, 2015). In dit geval zou het meer delen van België en Nederland bedekt hebben (Gibbard en Cohen, 2015). Sporen hiervan werden tot op heden nog niet gevonden. Door de dubbele blokkade van de afwateringssystemen bleef het waterpeil van het meer stijgen. Op het moment dat het meer begon te overspoelen in het zuiden, werd er een insnijding gemaakt in de kalksedimenten van de Weald-Artois anticline en werd een grote hoeveelheid water en sediment naar het zuiden afgevoerd. Volgens Collier et al. (2015) en Gupta et al. (2017, 2007) gebeurde deze overspoeling op een catastrofale manier, met grote watervallen met ‘plunge pools’. Op dat moment ontstond de Kanaalrivier, het begin van de Straat van Dover (Frans: Pas de Calais) en tevens de eerste connectie tussen de Noordzee en Het Kanaal (Gibbard en Cohen, 2015). Dit gebeurde volgens verschillende auteurs tijdens het glaciaal maximum van het Elster (Cohen et al., 2014; Collier et al., 2015; Gupta et al., 2007). Sedimenten in de Golf van Biskaje getuigen van een massale afstroming vanuit de Kanaalrivier tijdens dit glaciaal maximum (Toucanne et al., 2009b). Een alternatieve hypothese stelt een langdurige, graduele afwatering en erosie voor. De langdurige hypothese kan echter de ‘plunge pools’ van Gupta et al. (2017) niet verklaren.

De Theems, de Schelde en de IJzer stroomden tijdens het Elster af naar de Kanaalrivier. De Maas en de Rijn bleven tijdens het Elster naar het noorden stromen. Er is geen bewijs van een Rijn-Maas vallei die rechtstreeks richting de Kanaalrivier zou gestroomd hebben in deze periode (Hijma et al., 2012). De Theems werd tijdens het glaciaal maximum van het Elster door de ijskap naar het zuiden geduwd tot in haar huidige positie (Bridgland en D’Olier, 1995) (Fig. 5).

Figuur 5: Het Europese afwateringspatroon tijdens het Elster (naar García-Moreno, 2017). A: voor het doorbreken van de Weald-Artois rug, grenzen van het proglaciaal meer naar Gibbard en Cohen (2015). B: Na het doorbreken van de Weald-Artois rug, grenzen van het proglaciale meer en afwateringspatroon van de rivieren gehypothyseerd door Garçia Moreno (2017). LC = Lobourg Kanaal.

2.2.6. Holstein Tijdens het Holstein vond er een transgressie plaats, met afzetting van mariene en estuariene sedimenten. Er zijn uit deze periode ook lacustriene sedimenten bewaard gebleven (Praeg, 1996). De afzettingen uit het Holstein zijn afgezet in depressies gevormd door de FIS en BIS tijdens het Elster (Turner, 2000). De transgressie was niet zozeer het gevolg van een eustatische zeespiegelstijging, maar wel van de aanwezigheid van een uitzonderlijk grote post-glaciale depressie die nog niet isostatisch gecompenseerd was (Sarnthein et al., 1986). Deze isostatische compensatie speelde pas tijdens het Holsteinian Climatic Optimum een rol, en induceerde op dat moment een regressie (Sarnthein et al., 1986). De correlatie van het Holstein met MIS 11 is nog steeds een onderwerp van discussie (Toucanne et al., 2009a). Het wordt naargelang de auteur gecorreleerd met MIS 11, 9 of 7.

2.2.7. Saale Rond 190 ka vond een nieuwe transitie naar een kouder klimaat plaats, waarbij de ijskappen opnieuw begonnen uit te breiden (Peeters et al., 2015). In het noorden voegden de BIIS en FIS zich terug samen tijdens de Drenthe en Warthe stadialen (deel van MIS 6, respectievelijk van 175 tot 160 ka en van 150 tot 140 ka) (Gupta et al., 2007), waarbij wederom de noordelijke afwateringsroute naar de Atlantische oceaan geblokkeerd werd. In de zuidelijke Noordzee blokkeerde een nieuwe topografische barrière de zuidwaartse afvoer naar de Atlantische Oceaan. De oorsprong van deze barrière is op heden niet duidelijk. Ze was mogelijk deel van een ‘forebulge’ als gevolg van glacio-isostatische effecten op het Noordzeebekken (De Clercq, 2018). Een andere optie is dat ze bestond uit oude glaciale morenes (Gibbard en Lewin, 2016). Deze

barrière lag enkele tientallen kilometers ten noordoosten van de Weald-Artois anticline. Deze condities zorgden voor het ontstaan van een nieuw proglaciaal meer, gelijkaardig aan het meer uit het Elster (Fig. 6). De aanwezigheid van kleivarven is een bewijs voor de aanwezigheid van dit meer (Hijma et al., 2012). De hoeveelheid sedimentafvoer van Het Kanaal naar de Golf van Biskaje tijdens het Drenthe stadiaal is van dezelfde grootteorde als tijdens het Elster, wat wijst op het overstromen van het proglaciaal meer rond 160 ka. Het is echter niet zeker of dit in één keer of gradueel gebeurd is (García-Moreno, 2017). De erosie van de landbrug is opgehouden op het moment dat de noordelijke barrière geopend werd door het progressief smelten van de BIIS en FIS. Een bijkomende factor is een verlegging van de Theems door het uitbreiden van de BIIS, waardoor de Theems ten zuiden van de landbrug ging uitmonden (Gibbard en Cohen, 2015). Een belangrijk verschil tussen de erosie van de landbrug tijdens het Elster en het Saale is dat de lithologieën van de landbruggen niet gelijk waren. Tijdens het Elster was er sprake van erosie van geconsolideerde kalkstenen (krijt met silexbanken), terwijl in het Saale ofwel de Eocene London Clay ofwel morene- afzettingen werden geërodeerd. Tijdens deze laatste periode ging de erosie gemakkelijker en bijgevolg sneller.

Het Rijn-Maas riviersysteem voegde zich hoogstwaarschijnlijk samen met een proglaciaal riviersysteem langs de zuidelijke rand van de FIS, waarbij het een vlechtend riviersysteem vormde dat uitmondde in de Kanaalrivier (Gibbard en Lewin, 2016; Peeters et al., 2015). De Belgische en Engelse rivieren gingen uitmonden op hun huidige locatie als een gevolg van de glacio-isostatische bewegingen in het gebied (De Clercq, 2018). De overgang van het afwateringssysteem naar de zuidelijke afwateringsroute is nooit volledig bewezen, bij gebrek aan data in de zuidelijke Noordzee zelf (García-Moreno, 2017). Het Saale liep op zijn einde rond 130 ka. Vanaf dan werd de zuidelijke Noordzee weer ingenomen door de oceaan ten gevolge van een warmer klimaat (Kaspar et al., 2005) en een stijgende zeespiegel (Kopp et al., 2009).

Figuur 6: Het Europese afwateringspatroon tijdens het Saale (naar García-Moreno, 2017). A: tijdens het Drenthe, voor het openen van de zuidelijke afwateringsroute. B: tijdens het Warthe, voor het openen van de noordelijke afwateringsroute. LC = Lobourg Kanaal.

2.2.8. Eem De temperaturen tijdens het Eem waren iets hoger dan die van het Holoceen (Turner, 2000). Tijdens het Eem had de kustlijn van de Zuidelijke Baai voor het eerst een morfologie gelijkaardig aan de hedendaagse (Gibbard en Lewin, 2016). Het zeeniveau stond ongeveer even hoog als vandaag of misschien iets hoger

(Busschers et al., 2005) en er is sprake van een echt Brits eiland, eerder dan een schiereiland (Hijma et al., 2012). De hogere zeespiegelstand heeft de Straat van Dover verbreed, door kust- en getijdenerosie (García- Moreno, 2017), maar deze hoogstand duurde slechts 6000 jaar (Gibbard en Cohen, 2015). Het Eem was in totaal van relatief korte duur (slechts 12 000 jaar).

Na het terugtrekken van de FIS, ging de Rijn een noordelijke route volgen richting een depressie die het gevolg was van glaciale erosie, de huidige IJsselvallei, en vormde er een delta . De Maas bleef haar route door westelijk Nederland vervolgen (Busschers et al., 2005). Tijdens deze periode werden er dikke pakketten van mariene en deltaïsche sedimenten afgezet in de Vlaamse Baai (Engels: Flemish Bight) (Cameron et al., 1992). Na dit korte interglaciaal volgde een gestage daling van de zeespiegel, waarbij de Rijndelta kon uitbreiden over de vlakte van de Noordzee (Gibbard en Cohen, 2015).

2.2.9. Weichsel Tijdens het laatste glaciaal maximum stond de globale zeespiegel ongeveer 120 m lager dan vandaag (Gibbard en Cohen, 2015). De reconstructies van de FIS tijdens deze periode zijn niet zeker in het Noordzeegebied. Clark et al. (2012) stelden twee scenario’s op hiervoor. Het ene stelt een vroege (27 ka) en complete ontbinding van het ijs op de Noordzee voor, met een latere periode (17 ka) van heraangroei in de zuidelijke Noordzee en langs de oostkust van Groot-Brittannië. Het andere stelt een continue aanwezigheid van een ijskap voor in de zuidelijke Noordzee vanaf 27 ka, met een heraangroei verder naar het zuiden van 19 ka tot 17 ka. Het recente Britice Chrono project sluit zich aan bij het tweede model (Evans et al., 2019) en vermoedt dat er slechts één fase van aangroeiing was tijdens het Weichsel. De uiterste grens van de ijskap wordt meestal gelegd bij de rand van de Bolders Bank Formatie en de zuidelijke limiet van glaciale tunnelvalleien (Dove et al., 2017). Patton et al. (2017) maakten een gedetailleerde beschrijving van het gedrag van de Europese ijskappen. Zij opperen dat er een opbouw van de ijskappen was tussen 37 en 19 ka. Vanaf 23 ka zouden de eerste tekenen van krimpende ijskappen opgetreden zijn. Vanaf dit punt tot op heden zijn de ijskappen gekrompen met af en toe korte periodes van aangroei.

Er zijn hypotheses die ook in deze periode de aanwezigheid van een proglaciaal meer opperen (Fig. 7) (Clark et al., 2012). De Kanaalrivier had tijdens deze periode mogelijk een zeer grote aanvoer vanuit het noorden (García-Moreno, 2017). Het is mogelijk dat tussen 30 ka en 18 ka de Scandinavische en Noord-Duitse rivieren zoals de Elbe, de Wezer en de Eems naar het zuiden stroomden en uitmondden in de Kanaalrivier, maar er is ook bewijs voor het tegendeel. Hierover kan dus geen definitief besluit genomen worden op heden (Hijma et al., 2012; Toucanne et al., 2009b). Het is echter ook mogelijk dat er een afwatering was vanuit een proglaciaal meer ter hoogte van de Deens-Duitse grens. Noord-Duitse rivieren zouden dan op hun beurt in dit meer uitgemond zijn (García-Moreno, 2017; Patton et al., 2017; Sejrup et al., 2016). Het gebied met afwezigheid van zandbanken, gelegen tussen de Norfolk Banks en de Flemish Bight Banks wordt beschouwd als de regio waar tijdens het Laatste Glaciaal Maximum afwatering heeft plaatsgevonden vanuit dergelijk proglaciaal meer (Sejrup et al., 2016; Toucanne et al., 2010). De grote hoeveelheid sedimentaanvoer tussen 18.3 en 17 ka in de Golf van Biskaje wijst erop dat het afsmelten van de FIS zijn hoogtepunt toen bereikte. Vanaf 17 ka daalde de sedimentaanvoer opnieuw door een periode van heraangroei (Toucanne et al., 2009a). Op het einde van het Weichsel vond een sterke opwarming plaats tussen 14.9 – 12.9 ka BP. Deze fluctuatie heet de Bølling-Allerød oscillatie en veroorzaakte een periode met sterke afsmelting van de ijskappen (Patton et al., 2017). Op 12.9 ka BP begon het Jonge Dryas, een fase waarbij het opnieuw plots kouder werd en ijskappen weer konden aangroeien (Anderson et al., 2013). Dit is het laatste stadiaal voor het Holoceen en eindigde ca. 11.7 ka geleden.

Tijdens deze periode gingen de Rijn en de Maas terug hun route van tijdens het Saale volgen (Busschers et al., 2005). Ze mondden net zoals de Theems uit in het Axiale Kanaal (Busschers et al., 2007). Zoals reeds

vermeld werden de Duitse rivieren waarschijnlijk naar het zuiden omgeleid (Toucanne et al., 2010). De lage zeespiegel veroorzaakte een sterke insnijding van de rivieren, waarbij de afzettingen in de riviervalleien herwerkt werden. Er zijn meerdere mariene, glaciale en fluviatiele formaties afgezet in de Noordzee tijdens deze fase. In de Straat van Dover bleef hier slechts weinig van over, maar in de zuidelijke Noordzee bleven redelijk wat van deze formaties bewaard onder de bedekking van het Holoceen (García-Moreno, 2017). De laatste grote insnijdingsfase vond plaats tijdens MIS 3 tot MIS 2 (Hijma et al., 2012).

Figuur 7: Het Europese afwateringspatroon tijdens het Weichsel (naar García-Moreno, 2017) LC = .Lobourg Kanaal, AC = Axiaal Kanaal, NAC = Noordelijk Axiaal Kanaal.

2.2.10. Holoceen De transgressie van het Holoceen begon ongeveer 11 400 jaar geleden en bereikte het huidige zeeniveau tussen 7000 en 6000 jaar geleden (Sturt et al., 2013). Na het begin van het Holoceen, vond de Preboreale Oscillatie plaats, een periode met een gemiddelde temperatuurdaling van 1 tot 2 °C (Crombé, 2018). Na het Preboreaal hervatte de zeespiegelstijging. Dit had een aangroei van veenafzettingen en de vorming van oeverwal-afzettingen langs de kustlijnen tot gevolg (Crombé, 2018; Hijma et al., 2012, 2009). De voortdurende aggradatie had tot gevolg dat de diepte van de meeste kanalen sterk gereduceerd werd. In sommige riviersystemen waren deze veranderingen reeds voelbaar in het Jonge Dryas (12.9 – 11.7 ka). Afzetting van organisch materiaal, transformaties van vlechtende naar meanderende rivieren en ontstaan van moerassen waren de voornaamste gevolgen tussen het Jonge Dryas en het Boreaal (Crombé, 2018). Uit veenafzettingen leidde men af dat de Straat van Dover overstroomde tussen 8000 en 7500 BP (Sturt et al., 2013). Tijdens het ‘8.2 ka event’ (een periode met een snelle en globale temperatuursdaling) kende de Nederlandse kustlijn een snelle zeespiegelstijging (2.11 ± 0.89 m te Rotterdam volgens Clarke et al., 2004; Ellison et al., 2006; Hijma en Cohen, 2010) en ook de Storegga Slide Tsunami 8100 ± 1000 BP veroorzaakte een catastrofale, in plaats van een gestage, overspoeling van Doggerland (Sturt et al., 2013). Doggerland werd tussen 8000 en 6000 BP voorgoed verdronken onder de zeespiegel. Tijdens deze periode moet er een

transformatie van estuaria en moerassen naar open zee hebben plaatsgevonden (Sturt et al., 2013). In de Golf van Biskaje is er extreem weinig afzetting van sediment vanaf 7000 BP omdat de Kanaalrivier getransformeerd werd naar een open zee (Toucanne et al., 2009a). Tussen 4000 en 500 BP vertraagde de stijging van de zeespiegel en werd de huidige topografie vastgelegd (Sturt et al., 2013).

2.3. Paleo-afwatering 2.3.1. Tunnelvalleien In de Noordzee zijn er verschillende tunnelvalleien (‘tunnel valleys’) die getuigen van een zuidwaartse afwatering van subglaciaal smeltwater (Benvenuti et al., 2018; Kristensen et al., 2007). Ze bevinden zich op plaatsen waar zich vroeger een ijskap bevond en vormden zich normaal gezien parallel met de beweging van het ijs. Volgens Benvenuti et al. (2018) zijn ze gevormd ‘door glacifluviale processen in een subglaciale en/of ijs-marginale tot proglaciale omgeving’. Van Der Vegt et al. (2012) hanteren een iets preciezere definitie: ‘Tunnelvalleien zijn het resultaat van erosieve processen door smeltwater die voorkomen onder continentale ijskappen’. Het is algemeen aanvaard dat de vorming gekoppeld is aan water onder overdruk, omdat de thalweg van deze valleien onduleert. Deze overdruk kan door twee modellen verklaard worden. Het eerste model gaat uit van een catastrofale afvoer van geaccumuleerd smeltwater (bv. uit een subglaciaal meer). Het tweede is gebaseerd op een evenwichtssituatie tussen aan- en afvoer van smeltwater. De catastrofale hypothese is problematisch omdat er geen bewijs is voor de aanwezigheid van grote subglaciale meren die hiervoor vereist zijn (Van Der Vegt et al., 2012). Gezien de vereiste van een grote hoeveelheid smeltwater is het waarschijnlijker dat deze processen plaatsvonden tijdens het smelten van de ijskappen (Kristensen et al., 2007; Van Der Vegt et al., 2012). Tunnelvalleien komen meestal voor in omgevingen met een zachter substraat. Ze eindigen vaak aan een ‘outwash fan’, morene of delta. Diepte (10 tot 400 m), lengte (1 tot ≥ 100 km) en breedte (10 m tot 5 km) van de tunnelvalleien in de Noordzee zijn variabel. De diepte:breedte verhouding bevindt zich meestal rond 1:100. In doorsnede zijn ze hetzij U- of V-vormig (Van Der Vegt et al., 2012). Ze zijn opgevuld met sedimenten die het resultaat zijn van erosie van de Noordzeebodem (Benvenuti et al., 2018), zoals glaciofluviaal, glaciolacustrien en glaciomarien zand, silt, klei en glaciale till (Long et al., 1988). De processen die hiervoor verantwoordelijk zijn zijn zeer variabel (Van Der Vegt et al., 2012). De belangrijkste onderverdeling is die tussen primaire opvulling (door dezelfde processen als diegene die verantwoordelijk zijn voor de erosie) en secundaire opvulling (door processen die onafhankelijk zijn van de erosieve processen) (Van Der Vegt et al., 2012). In de Noordzee vertonen de meeste tunnelvalleien dezelfde twee seismische facies. Het onderste is structuurloos, chaotisch of onderbroken. Het bovenste vertoont een goede gelaagdheid (Praeg, 2003). Deze typerende tweeledige onderverdeling wordt vaak gekoppeld aan sedimenten van de Swarte Bank Formatie (Praeg, 2003).

2.3.2. Paleorivieren Veel valleistructuren worden vaak direct geïnterpreteerd als tunnelvalleien, terwijl dit niet de enige optie is (Prins en Andresen, 2019). Het verschil tussen paleorivieren en tunnelvalleien kan bepaald worden via het karakter van de thalweg, de diepte:breedte verhouding, de morfologie van bovenaf gezien (vlechtend, meanderend, anastomoserend) of de geometrie van de opvulling (Prins en Andresen, 2019). Gibling (2006) heeft een uitgebreide analyse gemaakt van de morfologieën van rivieren in 2D en 3D. Typische fluviatiele morfologieën zijn hoefijzermeren, meanders, glij-oevers of ‘scroll bars’. Net zoals bij tunnelvalleien kan de invulling van de paleoriviervallei tijdens of na het ontstaan van de insnijding plaatsvinden. In het geval van ons studiegebied is enige voorzichtigheid vereist bij de interpretatie van tunnelvalleien en paleorivieren, aangezien het mogelijk is dat rivieren de depressies van oudere tunnelvalleien volgen. Dit is bijvoorbeeld het geval in de oostelijke Noordzee (Prins en Andresen, 2019). Onderzoek naar paleorivieren gebeurt grotendeels aan de hand van bathymetrische en seismische data.

2.4. Geologie De Zuidelijke Baai van de Noordzee telt vele geologische formaties die tijdens het Quartair afgezet zijn. Het zou voorbij het doel van deze scriptie zijn om elke formatie in detail te bespreken. Daarom wordt hieronder een overzicht gegeven van de vier belangrijkste groepen waar deze formaties deel van uitmaken (naar Stoker et al., 2011). Om verwarring te voorkomen wordt de Engelse naam van de formaties en groepen gebruikt. Ook het substraat (i.e. het eerste harde gesteente) wordt kort besproken. Een volledig overzicht van alle Quartaire formaties kan gevonden worden in Tabel 2. De formaties die in de seismische profielen voorkomen worden verder besproken onder ‘5. Discussie’.

2.4.1. Substraat De Eocene sedimenten in het studiegebied (Fig. 8) dateren voornamelijk uit het Ypresiaan en Lutetiaan. Het Bartoniaan en Priaboniaan zijn grotendeels afwezig (Cameron et al., 1992). Tijdens het Ypresiaan en het Lutetiaan vond er een uitgebreide mariene incursie plaats in de Noordzee (Cameron et al., 1992). De sedimenten van het Oligoceen (Fig. 8) bedekken het Eoceen op discordante wijze. De afzettingen van het Rupeliaan zijn deels geërodeerd ten gevolge van een zeespiegeldaling op het einde van deze periode. Het Chattiaan is afwezig in het studiegebied (Cameron et al., 1992). Ondanks een uitgebreide transgressie tijdens het midden Mioceen is er weinig bewijs voor de aanwezigheid van Miocene sedimenten in het studiegebied (Cameron et al., 1992). Het Plioceen bevindt zich voornamelijk ten oosten van het studiegebied (Fig. 8). De grens tussen het Plioceen en het Pleistoceen is controversieel in dit gebied, voornamelijk door een gebrek aan distinctieve fossielassemblages (Cameron et al., 1992). Vermoedelijk zijn er afzettingen die als Pleistoceen gedateerd zijn, maar in feite tot het Plioceen behoren.

Figuur 8: Substraat in het studiegebied. Naar BGS (2020).

2.4.2. Crag Group In het oosten van Engeland is deze groep gedefinieerd als bestaande uit ondiep marien en estuarien zand, grind en klei, afgezet op de zuidwestelijke flank van het Noordzeebekken (McMillan, 2005). Het zand heeft een donkergroene kleur door de prominente aanwezigheid van glauconiet. Het grind bestaat grotendeels uit chert, maar bovenaan in de groep kan er tot 10% kwartsiet afkomstig uit Wales aanwezig zijn. Offshore is enkel de Red Crag Formatie te vinden als deel van de Crag Group (Stoker et al., 2011). Deze formatie is

volgens seismische data maximum 70 m dik en heeft een lensvorm (Cameron et al., 1992). Deze formatie heeft een laat Pliocene tot Vroeg Pleistocene ouderdom (3.2 Ma – 2.4 Ma). Ze werd gedateerd aan de hand van planktonische foraminiferen (Neogoloboquadrina atlantica) (Stoker et al., 2011). Ze bedekt grotendeels de London Clay Formatie op discordante wijze (Cameron et al., 1992) en wordt op haar beurt discordant bedekt door de Westkapelle Ground Formatie van de Southern North Sea Deltaic Group (Cameron et al., 1992).

2.4.3. Southern North Sea Deltaic Group Zoals de naam doet vermoeden bestaat deze groep bijna volledig uit mariene (pro)delta afzettingen. Enkel de Crane Formatie met herwerkte sedimenten voldoet niet aan deze regel (Cameron et al., 1992; Stoker et al., 2011). De Smith’s Knoll en IJmuiden Formatie zijn elkaars lateraal equivalent (Cameron et al., 1992). De sedimenten van deze delta’s werden respectievelijk aangevoerd vanuit zuidoost Engeland en vanuit Nederland. In eerste instantie progradeerden de delta’s naar elkaar toe. Het kleine Engelse systeem progradeerde naar het oosten en het grotere Nederlandse systeem naar het westen. Op het moment dat de delta’s elkaar ontmoetten, vond een noordwaartse progradatie plaats (Stoker et al., 2011). In het noorden gaat deze groep over in de Zulu Group. Seismisch gezien kunnen drie afzettingsomstandigheden onderscheiden worden: prodelta, delta front en delta top (Cameron et al., 1992). In het zuiden zijn de formaties lensvormig en seismisch van elkaar te onderscheiden, naar het noorden toe wiggen ze uit en wordt seismisch onderscheid moeilijk door parallele grens- en interne reflectoren (Cameron et al., 1992). De grenzen tussen de verschillende groepen vertegenwoordigen eustatische zeespiegeldalingen en zijn gelinkt aan klimaatschommelingen (Cameron et al., 1992). De ouderdom van deze groep is Vroeg Pleistoceen. Geografisch gezien komt de Southern North Sea Deltaic Group voor tussen ongeveer 56-52° N en 0.5-3.5° O. Ze wordt bedekt door de diachrone basis van de Yarmouth Roads Formatie, die deel is van de Dunwich Group (Cameron et al., 1992).

2.4.4. Dunwich Group Net zoals de Crag Group bevat ook de Dunwich Group offshore slechts één formatie: de Yarmouth Roads Formatie. Deze formatie is een delta-afzetting, afgezet door rivieren die noordwaarts stroomden over de Southern North Sea Deltaic Group. In het noorden gaat ook deze formatie over in de Zulu Group (Stoker et al., 2011). Op het land is de Dunwich Group gedefinieerd als fluviatiel grind met kleinere hoeveelheden klei en silt (McMillan, 2005). De terrassen die men vandaag terugvindt op het land geven de evolutie van de denudatieprocessen van de brongebieden van deze rivieren weer. Een groot deel van deze terrassen is geërodeerd of vervormd door latere overliggende ijskappen die de California Glacigenic Group hebben afgezet (Stoker et al., 2011). Geografisch gezien bevindt de Dunwich Group zich in hetzelfde gebied als de Southern Norh Sea Deltaic Group. De Yarmouth Roads Formatie is afgezet tijdens het Cromeriaan (Cameron et al., 1992) en wordt op een discordante wijze bedekt door de California Glacigenic Group.

2.4.5. California Glacigenic Group Deze groep bevat alle glacigene formaties in de zuidelijke Noordzee met een ouderdom vanaf het Elster tot Weichsel. De glacigene formaties worden soms onderbroken door regionale mariene afzettingen die dateren uit interglacialen. Deze mariene afzettingen zijn ook deel van de California Glacigenic Group. De afzettingsomstandigheden verschillen van formatie tot formatie. Subglaciale, glaciolacustriene, glaciofluviale, periglaciaal eolische, mariene of getijdenafzettingen zijn allemaal mogelijke faciës. De noordelijke grens van deze groep wordt afgebakend aan de hand van de bewegingsrichting van het ijs en het localiseren van de zuidelijke rand van de ijskap. De groep bevat 16 formaties. De oudste formatie in deze groep is de Swarte Bank Formatie, die discontinu verspreid is en diepe tunnelvalleien opvult. De Swarte Bank Formatie is ingesneden in de Southern North Sea Deltaic Group en de Dunwich Group (Stoker et al., 2011).

Tabel 2: De formaties besproken onder ‘2.4 Geologie’. *Referenties:; (1) = Arcadis Germany GmbH and Geo-Engineering.org GmbH, 2018; (2) = Stoker et al., 2011; (3) = Cameron et al., 1992; (4) = Gatliff et al., 1994; (5) = Aldiss, 2014, (6) = Praeg, 2003, (7) = FUGRO, 2017, (8) = Shelby et al., 2009, (9) = (Henriet en De Moor, 1989. De lithologische beschrijvingen van de formaties zijn lokaal en op basis van boringen in het studiegebied van het specifieke onderzoek naarwaar verwezen wordt. Geen van deze beschrijvingen gaat op als een uniforme definitie voor de volledige formatie. **De Red Crag Formatie en de London Clay dateren van voor de MIS periodes. ***Formaties met meerdere namen. MIS nummering naar Stoker et al., 2011.

Groep Formatie MIS Seismisch Facies* Lithologie* Afzettingsmilieu Southern Bight 1 Onduidelijk karakter. Onderste Fijn- tot mediumgrofkorrelig, geelbruin Marien. (2) grens is een undulerend zand met lokale kleilaagjes. 1-5% grind oppervlak, semi-parallel met aan de basis. (1) de zeebodem. (1) Elbow/Naaldwijk*** 1 Discontinue reflectoren, Fijnkorrelig blauwgrijs kleiig zand met Ondiepe getijde- of variabele amplitude.(7) geïntercaleerde klei. (1) kustafzetting. (2) Hirundo 2 / Roodbruine ontkalkte klei. (2) Glaciolacustrien tot glaciomarien. (2) Sunderland Ground 2 / Roodbruine, proglaciale silt/klei. (3) Subglaciaal tot proglaciaal: glaciolacustrien tot glaciomarien. (2) Botney Cut 2 Onder: akoestisch amorf Roodbruin diamict (= Bolders Bank) in het Subglaciaal: Boven: parallel gelaagd. (4) onderste deel. Zachte, gelamineerd, lokaal glaciolacustrien tot met keitjes, glaciolacustriene tot glaciomarien. (2) glaciomariene silt/klei. (3) Twente/Boxtel*** 2 Homogeneen met lokaal Goed gesorteerd, fijnkorrelig, eolisch Periglaciaal: eolisch. (2) subparallelle reflectoren. (1) periglaciaal zand. (1) Well Ground 3 / Periglaciale, fluviale zand. (2) Proglaciaal: fluviaal. (2) Dogger Bank 2-3 Interne reflectoren beter Diamict rijk aan klei. Duidelijke stratificatie Proglaciaal: CaliforniaGlacigenic geordend dan in de Bolders en laminatie. (3) Glaciomarien tot Bank. (3) glaciolacustrien. (2) Bolders Bank 2-3 Chaotisch tot slecht geordende Rood- tot grijsbruin diamict. Over het Subglaciaal: interne reflectoren. (3) algemeen massief. Lokale gelaagdheid terrestrisch. (2) van zand en vervormingsstructuren. (3) Brown Bank 4-5 Parallel. (1) Gedeeltelijk geconsolideerd. Grijsbruin Marien tot lacustrien. (2) siltige klei en fijn zand. Veel bioturbatie en lokaal cryoturbatie. (1) Eem 5 Voornamelijk chaotisch, lokaal Medium grof zand, silt en siltig zand. Rond Marien. (2) schuin hellend. Onderste 5% schelpen. Lokaal 1-5% grind. (1) reflectoren hebben hoge amplitude. (1) Tea Kettle Hole 6-10 / Periglaciaal, eolisch zand. (2) Periglaciaal eolisch. (2)

Cleaverbank/Drente 6-10 / Marien proglaciaal diamict met klasten uit Proglaciaal *** het oosten en dinoflagellaten. (3) glaciomarien. (2) Egmond Ground 11 Persistente tabulaire Fijn zand met schelpen en lokaal veen. (1) Marien. (2) geometrie. (3) Sand Hole 11 Op elkaar gepakt, parallelle en Gelamineerde klei. Lokaal rijk in Marien, lagune. (2) vlakke reflectoren. (3) dinoflagellaten of foraminiferen. (3) Swarte Bank 12 Facies A: chaotisch, Glaciaal diamict en glaciofluviaal zand. (2) Subglaciaal: ongestructureerd, glaciolacustrien tot onderbroken. (6) glaciomarien. (2) Facies B: duidelijke gelaagdheid. (6) (1) Yarmouth Roads Pre-12 Chaotisch. Fijn- tot mediumkorrelig zand met Non marien fluviaal tot

variabele frequentie aan kleilaminaties. (1) getijde-afzetting. (2) Dunwich

Batavier 21-62 / Grijze klei en siltige klei met Marien. (Pro)delta. (2) zandlaminaties. (4) (2)

Aurora 22-62 Divergent, vlak, Afwisselend glauconithoudend fijnkorrelig Marien. (Pro)delta. nonsigmoidaal. (3) zand en grijze klei. (4) Outer Silver Pit 22-62 Divergent, vlak, Fijnkorrelig, licht kalkhoudend zand. (3) Marien. (Pro)delta. (2) nonsigmoidaal. (3) Markhams Hole 22-62 Divergent, vlak, Fijnkorrelig, glauconiethoudend, Marien. (Pro)delta. (2) nonsigmoidaal. (3) kalkhoudend, kleiïg zand. (3) Winterton Shoal 22-62 In het algemeen structuurloos, Fijn- tot mediumkorrelig zand met kleine Marien. (Pro)delta. (2) lokaal hellend. (1) klei-intercalaties. (1) IJmuiden 63-95 Parallel. (3) Afwisselend zand en klei. (3) Marien. (Pro)delta. (2) Smith’s Knoll 63-95 Divergent, hellend. (3) Kleiig, fijnkorrelig, glauconietzand. Lokaal Marien. (Pro)delta. (2) zand met glimmers. (3) Southern North SeaDeltaic Crane 63-95 Hellend naar het zuidoosten. (3) Grof zand met verweerde schelpen. (3) / Westkapelle 63– Divergent, vlak, Siltige klei met fijnkorrelig glauconietzand. Marien. (Pro)delta. (2) 103 nonsigmoidaal. (3) (3)

Red Crag ** Continue reflectoren met hoge Marien zand met schelpen, mariene kiezel. Hoog energetisch

amplitude.(8) Sigmoidaal, (3) ondiep marien. (2)

Crag tangentiaal-schuin en parallel- schuin prograderend. (9)

3. Materiaal en Methodologie Voor deze scriptie werden uitsluitend seismische profielen bestudeerd. Deze werden opgenomen tijdens twee campagnes van de RV Belgica in 2018 en 2019. Tijdens deze campagnes werden respectievelijk 21 en 51 profielen opgenomen. Alle profielen zijn opgenomen met een sparker bron.

3.1. Seismiek Reynolds (2011) hanteert volgende definitie voor seismiek: ‘Seismiek is gebaseerd op het uitzenden van een kunstmatig seismisch signaal vanuit een bron op een exact gekend tijdstip. Dit signaal plant zich voort door de ondergrond en zal gereflecteerd worden en naar het oppervlak terugkeren. Daar wordt het signaal geregistreerd door een ontvanger. De tijd tussen het uitzenden en ontvangen van de seismische golven geeft informatie over de structuur en fysische eigenschappen van de ondergrond.’ In het geval van mariene seismiek worden de bron en de ontvanger achter of naast een schip gesleept bij het opnemen van een profiel. Op de grens tussen twee lagen met een verschillende akoestische impedantie (i.e. de zeebodem) wordt een deel van het akoestische signaal gereflecteerd. Het overige deel van het akoestisch signaal penetreert dieper in de ondergrond.

3.1.1. Seismische bron De data die in deze scriptie behandeld worden zijn vergaard met een sparker bron. Een standaard sparker bestaat uit een condensator die ontlaadt door een frame met elektroden (of tips). Door de ontlading ontstaat een elektrische boog tussen de elektroden en het frame die het zeewater ioniseert. Hierdoor vormen zich waterstofgasbubbels die vervolgens imploderen en zo een drukgolf of akoestische puls creëren (Reynolds, 2011). Het is belangrijk dat de uitgezonden puls een goede ‘vorm’ heeft. Dit betekent dat de amplitude hoog moet zijn, het aantal oscillaties klein en de totale pulslengte kort, en dit om een luid en scherp signaal te creëren. Bij een sparker is de puls zeer afhankelijk van de gegenereerde energie en het aantal en de configuratie van de elektroden. Meer elektroden leiden tot een hogere amplitude en een kortere pulslengte (Reynolds, 2011).

Bij de keuze van de seismische bron dient er een voortdurende “trade-off” te gebeuren tussen verticale resolutie en penetratie. De verticale resolutie bepaalt tot in welk detail men reflectoren van elkaar kan onderscheiden. Deze mate van detail kan ook uitgedrukt worden door de detectielimiet, i.e. ‘de minimum dikte van een laag die ontstaan geeft aan een identificeerbare reflectie’ (Reynolds, 2011). Hoe hoger de frequentie van het bronsignaal, des te beter de verticale resolutie zal zijn, maar dit betekent ook dat het signaal minder diep zal penetreren in de ondergrond. Bij een lagere frequentie is het net omgekeerd. Het niveau van penetratie kan echter ook verbeterd worden door de energie van het uitgezonden signaal te vergroten.

De sparker die tijdens de campagne van 2018 gebruikt werd is een toestel dat door het Renard Centre of Marine Geology (RCMG) ontworpen werd: de Centipede Sparker (± 300 elektroden). Tijdens de campagne van 2019 werd een 360-tip GSO sparker gebruikt, ontworpen door Geophysical Services Offshore (GSO).

Tabel 3: De belangrijkste eigenschappen van sparker bronnen. De Centipede en GSO sparker hebben een hogere frequentie dan de algemene sparkers. Dit leidt tot een betere verticale resolutie, maar er wordt sterk ingeleverd op vlak van penetratie. Gegevens van pinger, boomer en algemene sparker naar John M. Reynolds (2011), gegevens Centipede sparker en 360-tip GSO sparker naar Zurita Hurtado en Missiaen (2016). Bron Frequentie (Hz) Verticale resolutie (m) Penetratie (m) Sparker (algemeen) 200 - 1500 2 - 3 ≥ 1000 Centipede sparker 800 - 1200 > 0.35 < 50 360-tip GSO sparker 1000 - 1200 > 0.50 <200

3.1.2. Ontvanger Nadat het seismische signaal uitgezonden door de bron in de ondergrond gereflecteerd is, wordt het geregistreerd in hydrofonen. Een hydrofoon bestaat uit twee piëzo-elektrische keramische schijfjes die een elektrisch signaal genereren wanneer er druk op wordt uitgeoefend. De hydrofonen zijn gegroepeerd in een kabel (zgn. streamer) die, net zoals de bron, achter het schip wordt gesleept (Reynolds, 2011). Bij het vergaren van de data voor deze scriptie werd een streamer gebruikt met 10 hydrofonen gecombineerd in 1 enkel kanaal (zgn. ‘single channel streamer’). Tussen datasets die met exact dezelfde apparatuur verzameld zijn, kan een verschil in kwaliteit zitten. Dit kan een gevolg zijn van weersomstandigheden, waterdiepte, lithologie en post-processing van de dataset. Het post-processen bij de gebruikte data bestond uit een geometriecorrectie, frequentiefilter, deiningsfilter, amplitudecorrectie en getijdencorrectie. De data van 2018 hebben een betere kwaliteit dan die van 2019, omdat de weersomstandigheden gunstiger waren op het moment van de metingen in 2018.

Wanneer het gegenereerde signaal meer dan een keer gereflecteerd is, spreekt men van een ‘multiple’. Er wordt een onderscheid gemaakt tussen ‘ghosts’ en ‘long-path multiples’ (Fig. 9). ‘Ghosts’ treden op wanneer een signaal direct van de bron naar het zeeoppervlak gaat waar het gereflecteerd wordt (‘source ghosts’) of wanneer een reeds gereflecteerd signaal naar het zeeoppervlak gaat en daar gereflecteerd wordt (‘receiver ghosts’). Een combinatie van beide is ook mogelijk (‘source-receiver ghosts’). Het signaal van de sparker is in de dataset soms verdubbeld door het ‘ghosting effect’, wat het signaal minder scherp maakt en de interpretatie bemoeilijkt. ‘Long-path multiples’ treden op wanneer een gereflecteerd signaal wordt teruggekaatst door het wateroppervlak alvorens door de hydrofoon te worden opgepikt (nr.7 in Fig. 9). Deze zeebodemecho’s of ‘multiples’ komen overal in de dataset voor. Interpretatie van structuren onder de multiple is vaak moeilijk door de interactie van het signaal van de plaatselijke structuren met dat van de multiple.

Figuur 9: Basisprincipes van mariene seismiek. 1 = moederschip, 2 = streamer, 3 = akoestische bron, 4 = ontvanger, 5 = reflectie op zeebodem, 6 = reflectie op onderliggende lagen, 7 = long path multiple van de zeebodem.

3.2. Data-analyse en interpretatie Om de seismische data te analyseren werd het softwarepakket ‘ Kingdom Advanced® (versie 2019 – 64-bit 13.0 Build 120) gebruikt. Een belangrijke toepassing in Kingdom is de mogelijkheid om horizonten aan te duiden. In deze scriptie werd deze functie gebruikt om de verschillende facies en insnijdingen af te bakenen. Het is verder ook mogelijk om kruisende profielen naast elkaar te leggen. Deze laatste methode is meermaals gebruikt om reflectoren te volgen over verschillende profielen en om een 3D-interpretatie vlotter te doen verlopen.

De visuele inspectie van de seismische data via Kingdom verliep volgens de basisregels van seismische stratigrafie zoals beschreven door Mitchum et al. (1977). In alle profielen werden de seismische sequenties en seismische facies-eenheden gedefinieerd. Een seismische sequentie is ‘de onderverdeling van een seismische sectie in verschillende pakketten met concordante reflecties, die gescheiden zijn door discontinue oppervlakken met systematische terminaties’ (Mitchum et al., 1977). Een seismische facies-eenheid is ‘een groep seismische reflecties waarvan de parameters (configuratie, amplitude, continuïteit, frequentie en intervalsnelheid) -en dus het seismische facies- verschillen van een aangrenzende groep’ (Mitchum et al., 1977). Het analyseren van de verschillende seismische facies maakt het niet enkel mogelijk om seismische facies-eenheden te definiëren, maar ook om deze facies aan bepaalde afzettingsomstandigheden te koppelen. Dit laatste is gebeurd aan de hand van vergelijking met andere datasets of met eerdere beschrijvingen van het seismische facies van de betreffende stratigrafische formaties.

Figuur 10: Algemene duiding bij de interpretatie van seismische data (Mellett et al., 2013). Gebaseerd op Mitchum et al. (1977).

4. Resultaten De dataset is seismisch-stratigrafisch onderverdeeld in negen seismische sequenties op basis van seismisch-stratigrafische criteria (i.e. reflectorbeëindigingen tegen de boven- en ondergrens van de sequentie: toplap, onlap, downlap of truncatie). Van oud naar jong geeft dit sequenties A tot en met I. Tussen sommige sequenties werd het onderscheid gemaakt op basis van een duidelijk verschil in seismisch facies. In volgende paragrafen worden eerst de negen seismische sequenties besproken. Vervolgens wordt er dieper ingegaan op de verschillende seismische facies die in het studiegebied geïdentificeerd zijn en waar deze facies zich bevinden in de negen seismische sequenties. Naast het identificeren en uitkarteren van de negen seismische sequenties, werd er ook bijzondere aandacht besteed aan het identificeren en uitkarteren van insnijdingen. Voor een kaart met aanduiding van de locatie van de getoonde profielen zie bijlage.

4.1. Seismische sequenties 4.1.1. Seismische sequentie A Deze sequentie is enkel in het zuidwesten van de dataset terug te vinden. Ze helt naar het noordnoordoosten (Fig. 11). Intern gezien hebben de reflectoren ook een schijnbare helling naar het noordnoordoosten op een prograderende wijze. De ondergrens van de sequentie wordt bepaald door de bovenzijde van een bundel parallelle, naar het noordoosten hellende reflectoren. De prograderende reflectoren eindigen in downlap op deze ondergrens. De bovengrens van de sequentie wordt bepaald door de onderzijde van een bundel parallelle, naar het noordoosten hellende reflectoren. Het is mogelijk dat deze bovengrens een erosief karakter heeft. De prograderende reflectoren lijken immers afgesneden te worden door de bovenliggende sequentie B. Het is echter niet uit te sluiten dat dit het effect is van een gebrek aan resolutie om de dunner wordende lagen te visualiseren. Deze sequentie is slechts op één profiel (Fig. 11) boven de zeebodemmultiple te zien, wat de observatiemogelijkheden voor de interne structuren beperkt.

4.1.2. Seismische sequentie B Seismische sequentie B bedekt sequentie A door middel van onlap en helt naar het noordoosten (Fig. 11). De ondergrens van de sequentie is duidelijk door de discordantie met sequentie A. De bovengrens wordt gevormd door de onderzijde van reflectoren met een hoge amplitude uit seismische sequentie C. Lokaal wordt deze sequentie doorsneden door een erosieve structuur. Sequentie B is enkel lokaal geïdentificeerd in het zuidwesten van de dataset.

4.1.3. Seismische sequentie C Sequentie C helt naar het noordoosten (Fig. 11, Fig.12). In het zuidwesten bedekt ze de onderliggende sequentie B door middel van truncatie, naar het noordoosten toe zijn sequentie B en sequentie C concordant. De ondergrens wordt bepaald door een reflector met een hoge amplitude (zie 4.1.2). De bovengrens wordt bepaald door de bovenzijde van een reflector met hoge amplitude. Er is een duidelijke discordantie tussen sequentie C en sequentie D. In het westen wordt sequentie C bedekt door sequentie E. Hier is de grens moeilijk te bepalen door de gelijkenis tussen de facies van de sequenties.

4.1.4. Seismische sequentie D Sequentie D helt naar het noordoosten en bedekt sequentie C door middel van downlap. De ondergrens wordt bepaald door een reflector met een hoge amplitude en een duidelijke discordantie tussen sequentie C en sequentie D (zie 4.2.3) (Fig. 12). De bovengrens van sequentie D wordt bepaald door de onderzijde van een reflector met hoge amplitude, die deel uitmaakt van sequentie E. Deze reflector bedekt sequentie D op discordante wijze. Sequentie D kan ook onder de zeebodemmultiple getraceerd worden. Ze gaat naar het noordoosten toe over in parallelle, continue reflectoren met een hoge amplitude. Uiteindelijk wordt het onmogelijk om de formatie verder te volgen door de visualisatieproblemen die de multiple met zich meebrengt.

4.1.5. Seismische sequentie E Sequentie E bedekt sequentie D door middel van onlap (Fig. 11, Fig. 12) en helt naar het noordoosten De sequentie wigt uit van het zuidwesten naar het noordoosten. De ondergrens wordt bepaald door een reflector van hoge amplitude, die de onderliggende sequentie D discordant bedekt (zie 4.1.5). De bovengrens wordt bepaald door een duidelijk verschil in seismische facies en een sterke reflector. Sequentie E wordt immers bedekt door een eenheid met een distinctief chaotisch facies

Figuur 11: Sectie van profiel BB04b_proc (zuid-noord). Boven: origineel, onder: met aanduiding van de seismische eenheden. Grijs = onderzijde A, donkerpaars = bovenzijde A, groen = bovenzijde B, rood = bovenzijde C, geel = bovenzijde D, magenta = bovenzijde E, zalmroze = bovenzijde F, bordeaux = bovenzijde G, fluogroen = bovenzijde H, zwart = zeebodem, zwarte stippellijn = zeebodemmultiple.

Figuur 12: Sectie van profiel AC03_Final. Boven: origineel, onder: met aanduiding van de seismische eenheden. Rood = bovenzijde C; geel = bovenzijde D; magenta = bovenzijde E; zalmroze = bovenzijde F; bordeaux = bovenzijde G; fluogroen = bovenzijde H; zwart= bovenzijde I, zeebodem; zwarte stippelllijn = zeebodemmultiple.

Figuur 13: Locatie van de seismische sequenties (aangeduid in blauw). 22

4.1.6. Seismische sequentie F Deze sequentie is dunner in het zuidwesten, waar ze sequentie E bedekt, en wigt uit naar het noordoosten (Fig. 11, Fig. 12). De ondergrens van de sequentie wordt bepaald door het verschil in seismisch facies tussen sequentie E en sequentie F. De bovengrens wordt bepaald door de bovenzijde van een sterke reflector met een noordoostelijke helling. Deze reflector is lokaal onderbroken. Naar het zuidwesten toe botst de reflector tegen de zeebodem. Vanaf dit punt wordt de bovengrens van sequentie F naar het zuidwesten toe bepaald door een faciesovergang van een chaotisch naar gestructureerd facies.

4.1.7. Seismische sequentie G Deze sequentie bestaat uit seismische facies die veel gemeenschappelijke kenmerken hebben met de onderliggende sequentie F. De twee sequenties worden echter gescheiden door een sterke reflector met een hoge amplitude (zie 4.1.7) (Fig. 11, Fig. 12). De bovengrens van sequentie G wordt bepaald door de onderzijde van een reflector met hoge amplitude, die deel uitmaakt van sequentie H. Er is ook een duidelijk verschil tussen het chaotisch seismisch facies in sequentie G en het gestructureerde seismische facies in de bovenliggende sequentie H. De sequentie bevat meerdere insnijdingen.

4.1.8. Seismische sequentie H Deze ondergrens van deze sequentie is gebaseerd op een sterke reflector en een verschil in seismische facies (zie 4.1.7) (Fig. 11, Fig. 12). Sequentie H kan lateraal grofweg in twee gedeeld worden. In het deel ten westen van 3°30’ O is de sequentie zeer dun, zodat het met de resolutie van de seismische data bijna niet onderscheiden kan worden van de bovengenoemde duidelijke reflector. De reflector varieert tussen parallel en golvend en heeft altijd een hoge amplitude. Ten oosten van 3°30’ O kan wel over een echte sequentie gesproken worden. De bovengrens van sequentie H wordt bepaald door een verschil in seismisch facies tussen sequentie H en de bovenliggende sequentie I. Het facies van sequentie H heeft immers een hogere amplitude dan het facies van sequentie I. Sequentie H wordt vaak onderbroken door insnijdingen. De top van deze insnijdingen kan gelijk met de bovengrens, middenin of aan de ondergrens van sequentie H liggen.

4.1.9. Seismische sequentie I Dit is de jongste sequentie die kan onderscheiden worden in de dataset. Ze komt voor net onder de zeebodemreflector (Fig. 12). De ondergrens wordt bepaald door een verschil in seismisch facies tussen sequentie H en sequentie I (4.1.8). Omdat sequentie I dun is, zijn de interne structuren niet overal duidelijk zichtbaar (Fig. 12). Zeker niet op de plaatsen waar sequentie H en de zeebodemreflector elkaar naderen. De bovengrens van deze sequentie wordt bepaald door de zeebodemreflector. Bovenop deze sequentie bevinden zich lokaal migrerende zandgolven.

4.2. Seismische facies Er zijn veertien verschillende seismische facies gedefinieerd in de dataset (F1 tot en met F14) (Fig. 14). De facies worden in ‘4.3 Seismisch facies van de sequenties’ gebruikt om de seismische sequenties verder onder te verdelen. Omdat een bepaald facies kan gebruikt worden om meerdere facies-eenheden in verschillende seismische sequenties te beschrijven worden de seismische facies hier eerst apart besproken.

F1: Continue, parallel-schuin-hellende (‘parallel oblique’, Fig. 10) reflectoren met een middelmatige tot hoge frequentie. De reflectoren hebben voornamelijk een lage amplitude. Lokaal zijn er soms een aantal hogere amplitude reflectoren aanwezig.

F2: Gekenmerkt door (sub)parallelle, continue reflectoren met middelmatige amplitude. De reflectoren vertonen een lichte helling en een middelmatige frequentie.

F3: Gekenmerkt door (sub)parallelle, continue, hellende reflectoren met een middelmatige frequentie. Dit facies heeft een zeer lage amplitude, die het facies op sommige plaatsen een bijna transparant karakter geeft.

F4: Subparallelle, continue reflectoren met een hoge amplitude en een middelmatige frequentie. Lokaal zijn er reflectoren met een golvend karakter aanwezig. Het facies lijkt op F2, maar de amplitude is hoger in F4 en het golvende karakter prominenter.

F5: Het voornaamste kenmerk van dit facies is het parallelle, continue karakter van de reflectoren. Andere kenmerken zijn de hellende reflectoren, de lage amplitude en de hoge frequentie. Op de west-oost profielen is de helling van de reflectoren het sterkst en vertonen ze een tangentieel-schuin-hellend karakter. Het prograderende karakter is minder prominent op de zuid-noord profielen (Opgelet: het voorbeeld van F5 dat in Fig. 14a getoond wordt is afkomstig van een zuid-noord profiel).

F6: Subparallelle reflectoren met een hoge amplitude en lage frequentie. Er zijn zowel continue als discontinue reflectoren aanwezig. Het facies varieert lateraal en kan ook een parallel karakter vertonen.

F7: Een chaotisch facies dat meerdere discontinue bundels van reflectoren met een variërende amplitude bevat. De frequentie van de reflectoren in deze bundels is laag en hun hellingsrichting en hellingsgraad volledig willekeurig.

F8: Een chaotisch, korrelig facies met hoge amplitude reflectoren die een willekeurige helling en een middelmatige tot hoge frequentie hebben. Lokaal kan de amplitude van de reflectoren sterk dalen.

F9: Golvende reflectoren met een licht discontinu karakter. De reflectoren hebben een hoge amplitude en een middelmatige frequentie. Dit facies is soms moeilijk te onderscheiden van facies F10.

F10: Gekenmerkt door subparallelle tot golvende reflectoren met een hoge amplitude en een lage frequentie.

F11: Parallelle, continue reflectoren met een middelmatige frequentie. De amplitude is laag tot middelmatig en varieert verticaal.

F12: Een facies met een korrelige textuur en (sub)parallelle of golvende reflectoren met een lage tot middelmatige amplitude. Dit facies wordt geassocieerd met de opvulling van enkele diepe insnijdingen.

F13: Een reeks ‘parallel draperende (‘parallel draped’, Fig. 10), continue reflectoren, met een hoge amplitude en een hoge frequentie. geassocieerd met de opvulling van insnijdingen.

F14: Een prograderend facies bestaande uit continue reflectoren met een hoge amplitude en een hoge frequentie. dat geassocieerd wordt met de opvulling van insnijdingen.

Figuur 14a: De verschillende facies in de dataset. De voorbeelden zijn afkomstig van profiel BB04b_proc (noord - zuid).

Figuur 14b: De verschillende facies in de dataset. De voorbeelden van facies F9 – F11 zijn afkomstig van profiel BB06_proc ((oost-west). Facies F12 – F14 van profiel BB04b_proc (noord - zuid).

4.3. Seismisch facies van de sequenties 4.3.1. Sequentie A Sequentie A bestaat volledig uit facies F1. De prograderende reflectoren hellen schijnbaar naar het noordnoordoosten en vormen een hoekdiscordantie met de bovenliggende sequentie B (Fig. 11).

4.3.2. Sequentie B Sequentie B bevat twee verschillende facies, meerbepaald F2 en F3, die elkaar zowel lateraal als verticaal afwisselen. De overgang tussen de facies is gradueel (Fig. 11).

4.3.3. Sequentie C Het seismische facies in sequentie C varieert zowel lateraal als verticaal tussen F2, F3, F4, en F5 (Fig. 15). Door deze afwisseling tussen de seismische facies heeft de sequentie soms een onoverzichtelijk karakter. Facies F4 is het dominantst aanwezig in vergelijking met de andere facies. Facies F5 komt voor in lenzen. De progradatierichting van de reflectoren in facies F5 is naar het noordoosten. Lokaal wordt sequentie C onderbroken door een insnijding die ingevuld is met facies F12.

4.3.4. Sequentie D Deze sequentie bestaat volledig uit facies F5 (Fig. 15). Er is een duidelijk verschil tussen de zuid-noord doorsnede (Fig. 11) en de west-oost doorsnede (Fig. 12, Fig. 15). Op de zuid-noord profielen zijn de interne reflectoren quasi parallel met de onder- en bovengrens van de sequentie. De frequentie van de reflectoren is middelmatig op de zuid-noord profielen. Op de west-noord profielen is het prograderende karakter van deze sequentie duidelijker. De reflectoren zijn frequenter aan de bovenkant van de sequentie en wiggen uit naar de onderkant toe, waar ze quasi parallel worden met de ondergrens.

4.3.5. Sequentie E Sequentie E bestaat voornamelijk uit facies F6. In het zuidwesten zijn het subparallelle en discontinue karakter van facies F6 prominent aanwezig. Naar het noordoosten toe wordt de sequentie dikker en maakt facies F6 gradueel plaats voor facies F5 (Fig. 15). Het noordoostelijke deel van de sequentie dat uit facies F5 bestaat is verdeeld in verschillende prograderende sub-eenheden. Deze zijn op de eerste plaats van elkaar te onderscheiden door discordante grenzen, maar ook door plotse verschillen in amplitude.

4.3.6. Sequentie F Het onderscheid tussen sequentie F en de onderliggende sequentie E is gebaseerd op een duidelijk verschil in seismisch facies tussen deze twee sequenties. Sequentie F wordt gedomineerd door twee verschillende chaotische facies (Fig. 15). Het onderste deel van de sequentie bestaat uit facies F7 en bevat meerdere insnijdingsstructuren. De insnijdingen zijn ingevuld met facies F12 of facies F3. Door het chaotische karakter van facies F7 is het echter niet altijd eenvoudig om insnijdingsstructuren te onderscheiden van geomorfologische structuren. Lokaal gaat het facies naar boven toe gradueel over naar facies F8.

4.3.7. Sequentie G Sequentie G bevat drie verschillende seismische facies. Het onderste deel van de sequentie bestaat meestal uit facies F7 (Fig. 11, Fig. 12), en wordt van sequentie F gescheiden door een sterke reflector (zie 4.1.6). Facies F7 gaat naar boven toe gradueel over in facies F8 (Fig. 15) of facies F9. Het bovenste deel van de sequentie vertoont een laterale variatie tussen facies F8 en F9. Naar het noorden toe wordt de amplitude van F8 vaak zwakker, waardoor het herkennen van structuren onmogelijk wordt. In het oosten van de dataset zijn er gebieden waar de sequentie volledig uit facies F9 bestaat (Fig. 16). Op deze plaatsen is het onderscheid met de bovenliggende sequentie H soms moeilijk te bepalen. Ook in het oosten van de dataset zijn er soms sterke reflectoren die naar het noordoosten toe hellen en de sequentie lijken op te delen. Er is echter geen noemenswaardig verschil tussen de facies onder- en boven deze reflectoren. Sequentie G bevat meerdere insnijdingen ingevuld met hetzij F12, F13 of F14.

Figuur 15: Sectie van profiel AC01_Final. Boven = origineel, onder = met aanduiding van de sequenties en hun bijhorend seismisch facies. Rood = bovenzijde C, geel = bovenzijde D, magenta = bovenzijde E, zalmroze = bovenzijde F, bordeaux = bovenzijde G, zwart = zeebodemreflector, zwarte stippellijn = zeebodemmultiple.

Figuur 16: Sectie van profiel BB06b_proc. Boven = origineel, onder = met aanduiding van de sequenties en hun bijhorend seismisch facies. Bordeaux = bovenzijde G; fluogroen = bovenzijde H; zwart = bovenzijde I, zeebodemreflector; zwarte stippellijn = zeebodemmultiple. 28

4.3.8. Sequentie H Deze sequentie bestaat uit facies F10. Het westelijke deel van de sequentie is zeer dun, waardoor het facies vaak niet te definiëren is. Soms is de sequentie lokaal iets dikker en kan facies F10 gedefinieerd worden. In het oostelijke deel is de sequentie dikker en is het facies (F10) duidelijk herkenbaar (Fig. 16).

4.3.9. Sequentie I Sequentie I bestaat uit facies F11. Deze sequentie is vaak zeer dun, en op deze plaatsen is het facies van de sequentie niet te definiëren (Fig. 16).

4.4. Insnijdingen De insnijdingen zijn onderverdeeld op stratigrafische wijze. Ze kregen de naam van de jongste sequentie waarin ze voorkomen. Een insnijding die bijvoorbeeld door sequentie H, G en F snijdt valt onder de klasse “H”. In volgende paragrafen worden enkele voorbeelden van insnijdingen getoond die representatief zijn voor een groter geheel van insnijdingen.

4.4.1. Insnijdingen in sequentie E Er is maar één insnijding die met zekerheid aan sequentie E is toe te wijzen (Fig. 18). Deze insnijding is uniek, omdat ze door zowel sequentie E, D, C als B snijdt. De insnijding komt voor in het zuiden van het studiegebied (± 52°30’ N). Over het algemeen is er in de invulling een min of meer divergent facies te herkennen. De interne structuur is echter vertroebeld door de korreligheid van het facies (F12). De schuine reflectoren gaan in het noorden over naar F6 in sequentie E, wat het doet lijken alsof sequentie E de depressie deels heeft ingevuld. Aan de zuidkant van de insnijding is de overgang eerder abrupt.

Er is nog één andere structuur die mogelijks met sequentie E verwant is. Deze structuur ligt ten zuiden van de bovengenoemde insnijding en snijdt door sequentie C en sequentie B. Ze is ingevuld met een seismisch facies dat sterk lijkt op dat van de bovengenoemde insnijding. De topografie helt echter naar het zuiden op deze plaats waardoor het niet mogelijk is om te zeggen of de volledige insnijdingsstructuur nog aanwezig is (Fig. 11, uiterst zuid). Het is mogelijk dat deze structuur tot sequentie E behoort, maar dat sequentie E op deze plaats verwijderd is door erosie.

4.4.2. Insnijdingen in sequentie F Alle insnijdingen die aan deze sequentie zijn toegekend bevinden zich volledig in sequentie F. Door het typische chaotische karakter van sequentie F zijn er veel structuren die kunnen verward worden met insnijdingen, omdat ze door hun willekeurige ligging kunnen overkomen als een ingevulde insnijding. De meeste insnijdingen in deze sequentie hebben een breedte van 3-4 km (Fig. 19). Deze breedte is echter wel afhankelijk van de richting van doorsnede. Ze zijn opgevuld met een prograderend facies, F14. De amplitude van dit facies verschilt van insnijding tot insnijding, maar is in de meeste gevallen laag (Fig. 19, noorden). Op de zuid-noord profielen is de schijnbare richting van progradatie naar het noorden, op de west-oost profielen naar het oosten. Dit impliceert een algemeen progradatiepatroon naar het noordoosten toe. De meeste insnijdingen vertonen maar één opvullingsfase.

Het insnijdingscomplex op Fig. 20 is een ingewikkelde samenstelling van seismische facies die getuigen van verschillende periodes, elk met specifieke afzettingsomstandigheden. Niveau 1, 3 en 7 hebben een zeer lage amplitude en een parallelle gelaagdheid. Niveau 2, 4, 9 en 10 vertonen ook een parallelle gelaagdheid, maar met een hogere amplitude. Deze invulling is ‘parallel-draperend’. Niveau 5 en niveau 8 zijn allebei prograderend, van oost naar west, ingevuld. Tot slot is er niveau 6, dat het chaotische facies F7 van vertoont. Dit insnijdingscomplex is op verschillende seismische profielen te herkennen.

4.4.3. Insnijdingen in sequenties G & H In sequenties G en H zijn er een veertigtal insnijdingen geïdentificeerd, variërend van enkele tientallen meters tot enkele kilometers breed. Over het algemeen zijn deze insnijdingen prograderend opgevuld (Fig. 21) in een tot drie fases. De invulling van de insnijdingen bestaat uit facies F12, F13 of F14. De insnijdingen snijden nergens dieper in dan sequentie G, op één uitzondering na. Alle insnijdingen bevinden zich aan de ondergrens van sequentie H of hoger, en er is geen enkele insnijding die niet door sequentie G snijdt. De insnijdingen in sequenties G en H worden tezamen besproken, omdat het onderscheid tussen insnijdingen die door sequentie H snijden en insnijdingen die gedeeltelijk met sequentie H zijn opgevuld niet altijd duidelijk is. De insnijdingen zijn verspreid over het hele studiegebied (Fig. 17). Enkele van deze insnijdingen zijn op verschillende seismische profielen te herkennen.

Figuur 17: Verspreiding van de insnijdingen in de verschillende seismische sequenties. Insnijdingen aangeduid in het wit op de seismische profielen.

Figuur 18: Sectie van profiel BB04b_proc. Links = origineel, rechts = met aanduiding van insnijdingen en sequenties. Groen = bovenzijde B, rood = bovenzijde C, geel = bovenzijde D, magenta = bovenzijde E, zwart = zeebodemreflector, zwarte stippellijn = zeebodemmultiple, blauwe stippellijn = insnijding.

Figuur 19: Sectie van profiel BB04b_proc. Links = origineel, rechts = met aanduiding van insnijdingen en sequenties. Geel = bovenzijde D, magenta= bovenzijde E, zalmroze = bovenzijde F, bordeaux = bovenzijde G, fluogroen = bovenzijde H, zwart = zeebodemreflector, blauwe stippellijn = insnijding.

Figuur 20: Samensgestelde sectie van profiel BB03a_proc en BB03b_proc. Links = origineel, rechts = met aanduiding van insnijdingen en sequenties. Zalmroze = bovenzijde F; bordeaux = bovenzijde G; fluogroen = bovenzijde H; zwart = bovenzijde I, zeebodemreflector; zwarte stippellijn = zeebodemmultiple; blauwe stippellijn = insnijding.

Figuur 21: Sectie van profiel BB05a_proc. Links = origineel, rechts = met aanduiding van insnijdingen en sequenties. Bordeaux = bovenzijde G, fluogroen = bovenzijde H, zwart = zeebodemreflector, zwarte stippellijn = zeebodemmultiple, blauwe stippellijn = insnijding. 32

5. Discussie 5.1. Seismisch-stratigrafische onderverdeling De hierboven uitgewerkte verdeling in seismische sequenties kan nu vergeleken worden met eerdere beschrijvingen, kaarten en seismische profielen uit het studiegebied. Op die manier kan de bovenstaande seismische stratigrafie gekoppeld worden aan de officiële onderverdeling die in de literatuur gebruikt wordt (Tabel 2). Een eerste kapstok bij deze vergelijking is een noord-zuid georiënteerd profiel van (Cameron et al., 1992) (Fig. 22). Omdat het profiel in de nabijheid ligt van het seismische profiel BB04b_proc, kan het hiermee vergeleken worden. Een tweede kapstok zijn drie profielen van Henriet en De Moor (1989) uit de regio tussen 2°E - 4°E en 52°N – 53°N (zie bijlage). Profiel YY’ van Henriet en De Moor (1989) (Fig. 23) biedt goede vergelijkingsmogelijkheden met de west-oost profielen uit de dataset.

Figuur 22: Profiel naar Cameron et al. (1992). RCG = Red Crag Group, WK = Westkapelle Ground, SK = Smith’s Knoll, IJ = IJmuiden Ground, WN = Winterton Shoal, MKH = Markham’s Hole, OSP = Outer Silver Pit, YM = Yarmouth Roads, SBK = Swarte Bank, EG = Egmond Ground, BNB = Brown Bank, TN = Twente. De Holocene bedekking is weggelaten.

Figuur 23: Profiel naar Henriet en De Moor (1989). WK = Westkapelle Ground, SK = Smith’s Knoll, IJ = IJmuiden Ground, WN = Winterton Shoal, YM = Yarmouth Roads.

5.1.1. Seismische sequentie A – Red Crag Formatie De lage tot middelmatige amplitude en de continuïteit van de reflectoren, alsook de schijnbare noordnoordoostelijke richting van progradatie van deze sequentie duiden op een prograderend afzettingsmilieu met sedimentaanvoer vanuit het zuiden. Het parallel-schuin-hellende facies duidt op energetische afzettingsomstandigheden met grote sedimentaanvoer, weinig tot geen subsidentie van het bekken en stilstand van de zeespiegel (Mitchum et al., 1977). De lage tot middelmatige amplitudes duiden op een beperkt contrast (in dichtheid en seismische voortplantingssnelheid) tussen de verschillende lagen, wat op zijn beurt een vrij uniforme lithologische samenstelling impliceert. Dit seismisch facies komt overeen met de beschrijving van de Red Crag Formatie volgens Henriet en De Moor (1989). Zij vermelden echter niets over de continuïteit van de reflectoren. Het patroon kan volgens Henriet en De Moor (1989) naast parallel-schuin-hellend ook sigmoïdaal of tangentieel-schuin-hellend zijn. De meeste reflectoren hellen

volgens Henriet en De Moor (1989) naar het noordwesten. Dit spreekt de geobserveerde noordnoordoostelijke progradatie tegen. Deze schijnbare progradatierichting is echter geobserveerd op profiel BB04b_proc, dat van het zuidzuidwesten naar het noordnoordoosten loopt. Op de andere profielen is de interne structuur, en bijgevolg de progradatierichting, van sequentie A moeilijk zichtbaar door de visualisatieproblemen ten gevolge van de zeebodemmultiple. Al deze factoren in rekening genomen is het dus niet uitgesloten dat de algemene progradatierichting inderdaad naar het noordwesten is. Op het profiel van Cameron et al. (1992) is te zien dat de Red Crag Formatie de eerste Pleistocene afzetting is in het zuiden van het gebied. In 4.1.1. werd vermeld dat de bovenste reflectoren afgesneden lijken te zijn en dat sequentie A mogelijks een erosieve bovengrens heeft. Dit komt ook overeen met wat beschreven is voor de Red Crag Formatie, die een discordante grens heeft met de bovenliggende formaties van de Southern North Sea Deltaic Group, meestal de Westkapelle Ground Formatie (Cameron et al., 1992; Henriet en De Moor, 1989; Stoker et al., 2011).

De Red Crag Formatie is een ondiep-mariene formatie met schelpenzand en grind en heeft een laat Pliocene tot Vroeg Pleistocene ouderdrom (Cameron et al., 1992). Ze bedekt discordant de London Clay Formatie (Eoceen). Volgens Cameron et al. (1992) en de BGS (2020) (Fig. 8) bestaat het pre-Pleistocene pakket in het zuiden van ons studiegebied uit Eocene afzettingen. De beschikbare dataset levert echter onvoldoende informatie over dit pakket om dit te bevestigen.

5.1.2. Seismische sequenties B en C – Westkapelle Ground Formatie De lage tot middelmatige amplitude en de continuiteit van de reflectoren in sequentie B wijzen op een continue afzetting van redelijk uniforme lithologie onder vrij rustige omstandigheden. Omdat de sequentie bovenop de Red Crag Formatie ligt, maakt ze naar alle waarschijnlijkheid deel uit van de Westkapelle Ground Formatie. Henriet en De Moor (1989) beschrijven het seismisch facies van de Westkapelle Ground Formatie als “reflectoren van lage tot middelmatige amplitude, parallel of licht divergent, en lateraal continu tot over 40 km”. Dit komt overeen met onze beschrijving van sequentie B. Ze vermelden ook dat er lokaal een transgressieve onlap op de onderliggende Cenozoïsche lagen kan voorkomen, wat overeenkomt met de waargenomen onlap van sequentie B op sequentie A. Het profiel van Cameron (1992) (Fig. 22), profiel YY’ van Henriet en De Moor (1989) (Fig. 23) en geologische kaarten van de Westkapelle Ground Formatie (Cameron et al., 1992) bevestigen dat deze voorkomt waar sequentie B werd waargenomen.

Het amplitudeverschil tussen sequentie B en sequentie C wijst op een lithologisch verschil tussen de twee sequenties. De discontinuiteit van de reflectoren in sequentie C wijst op een afzettingsmilieu met een wisselende energie (Mitchum et al., 1977). Het lokale voorkomen van F5 vertelt ons dat er periodes waren waarin een noordoostwaartse progradatie heeft plaatsgevonden. De lokale prograderende eenheden komen overeen met de beschrijving van Henriet en De Moor (1989) van sub-eenheden in de westelijke Westkapelle Ground Formation met een progradatie naar het oostnoordoosten, wat iets energetischere afzettingsomstandigheden in het westen impliceert. Sequentie C wordt ook geïnterpreteerd als een deel van de Westkapelle Ground Formation.

De Westkapelle Ground Formatie werd afgezet tijdens de grootste transgressie van het Vroeg Pleistoceen in de Zuidelijke Baai (Henriet en De Moor, 1989), meerbepaald tijdens het Praetigliaan en het Tigliaan (Cameron et al., 1992). Ze is de oudste formatie van de Southern North Sea Deltaic Group en getuigt van sedimentaanvoer vanuit Groot-Brittannië naar het uitbreidende deltacomplex in de Zuidelijke Baai.

5.1.3. Seismische sequentie D – Smith’s Knoll Formatie Het typerende parallelle en tangentieel-schuin-hellende, continue, lage tot middelmatige amplitude facies van sequentie D wijst op een stabiel afzettingsmilieu met een rustige, noordoostwaartse progradatie. Het seismische facies komt overeen met de beschrijving van de Smith’s Knoll Formatie volgens Henriet en De Moor (1989). Zij wijzen erop dat in het zuiden van de formatie de bovengrens duidelijk is door een reflector van hoge amplitude, iets wat ook in sequentie D wordt waargenomen. De formatie gaat lateraal over in een facies met parallelle tot licht divergente, continue reflectoren met een hoge amplitude (Henriet en de Moor, 1989). Dit komt overeen met het deel van sequentie D dat in de dataset onder de zeebodemmultiple te vervolgen is. Henriet en de Moor (1989) associëren het seismische facies met een prodelta-afzetting. De Smith’s Knoll Formatie gaat naar het noordoosten lateraal over in de IJmuiden Ground Formatie (Cameron et al., 1992; Henriet en De Moor, 1989). De seismische grens tussen de twee formaties is niet te zien ten noorden van 52°50’ N, omdat de facies te gelijkend worden (Cameron et al., 1992; Henriet en De Moor, 1989). Ook in onze dataset is dergelijke grens niet geobserveerd, mogelijks door het feit dat de zeebodemmultiple de lichte verschillen vertroebelt. Op het profiel van Cameron (1992) (Fig. 22) en profiel YY’ van Henriet en De Moor (1989) (Fig. 23) is tevens te zien hoe de IJmuiden Formatie pas op een diepte tussen 200 en 300 m voorkomt.

De Smith’s Knoll en IJmuiden Formatie zijn respectievelijk de 2e en 3e formatie in de afzetting van de Southern North Sea Deltaic Group (Tabel 2), en zijn beide geassocieerd met open-shelf mariene afzettingsomstandigheden. Ze getuigen van een kantelpunt in de verhouding van de sedimentaanvoer tussen de Britse de Europese zijde. Tijdens de afzettingsperiode van de Smith’s Knoll Formatie (zie Tabel 2) werd de Britse sedimentaanvoer geleidelijk aan ondergeschikt aan de Europese (Cameron et al., 1992). Dit was een gevolg van de zeewaartse uitbreiding van de Rijn, de Maas en de Noord-Duitse rivieren (Henriet en De Moor, 1989), waardoor een regressie plaatsvond (Cameron et al., 1992).

5.1.4. Seismische sequentie E – Winterton Shoal Formatie De discordantie tussen sequentie D en sequentie E wijst op een nieuwe stratigrafische eenheid. Sequentie E is de jongste sequentie in de dataset die een prograderend facies vertoont, en is de jongste sequentie die deel uitmaakt van de Southern North Sea Deltaic Group in ons studiegebied. Volgens het profiel en de geologische kaarten van Cameron et al. (1992) en de beschrijvingen van Henriet en De Moor (1989) is dit de Winterton Shoal Formatie (MIS 22-62, Stoker et al., 2011). De Winterton Shoal Formatie progradeert naar het westnoordwesten. Sequentie E progradeert echter naar het noordoosten. Dit is mogelijks te wijten aan het feit dat de plaatsen waar sequentie E geobserveerd is aan de Britse zijde van het deltacomplex liggen, en dus meer onder invloed stonden van de Britse sedimentaanvoer. Dit is ook te zien op kaarten van Cameron et al. (1992) waarop de richting van de sedimentaanvoer gereconstrueerd is. Sequentie E vertoont naast een prograderend karakter ook reflectoren van hoge amplitude, een ander kenmerk van de Winterton Shoal Formatie (Henriet en De Moor, 1989). Het voorkomen van de prograderende eenheden van lage amplitude in het noordoosten van sequentie E wordt ook beschreven door Henriet en De Moor (1989), die dit fenomeen koppelen aan de Britse sedimentaanvoer.

Een belangrijk verschil tussen sequentie E en de profielen waarop de Winterton Shoal Formatie beschreven is, is de uitkartering in het zuidwesten van de sequentie/formatie. Volgens het profiel van Cameron (1989) en het zuid-noord geöriënteerde profiel XX’ van Henriet en De Moor (1989) bedekt de Winterton Shoal Formatie de Smith’s Knoll Formatie slechts gedeeltelijk. Sequentie E (Winterton Shoal Formatie) bedekt sequentie D (Smith’s Knoll Formatie) echter volledig en bedekt zelfs een deel van sequentie C (Westkapelle Ground Formatie) (Fig. 11, Fig. 12, Fig. 16). Er is geen contact tussen de Westkapelle Ground Formatie en de Winterton Shoal Formatie beschreven in de literatuur. Een mogelijke verklaring kan gevonden worden in

het uitwiggen van sequentie E van het zuidwesten naar het noordoosten. De sequentie is in het zuidwesten dun en bestaat er vaak enkel uit de hoge amplitude reflectoren die de onder- en bovengrens van de sequentie bepalen. Het is echter mogelijk dat deze reflectoren niet tot sequentie E behoren, maar enkel op een scherp lithologisch contrast tussen sequentie C en sequentie F of tussen sequentie D en sequentie F wijzen.

De Winterton Shoal Formatie is de 4e formatie in de afzetting van de Southern North Sea Deltaic Group (Tabel 2). Ze getuigt van de dominante Europese sedimentaanvoer en de verandering van de progradatierichting naar het noorden (Cameron et al., 1992). Voorheen progradeerden het Britse en Europese deltasysteem naar elkaar toe. De Winterton Shoal Formatie is de jongste formatie van de Southern North Sea Deltaic die in de dataset te zien is. De jongere Markham’s Hole, Outer Silver Pit, Aurora en Batavier Formaties werden ten noorden van het studiegebied afgezet.

5.1.5. Seismische sequenties F en G – Yarmouth Roads Formatie Er is een duidelijk verschil tussen de seismische facies van sequenties B tot en met E en die van de bovenliggende sequenties. Sequentie F is gescheiden van de prograderende sequentie E door een reflector met hoge amplitude. De facies van sequentie F en sequentie G zijn gelijkaardig, ze zijn immers allebei chaotisch. Dit chaotische facies komt overeen met de Yarmouth Roads Formatie (Tabel 2). Henriet en De Moor (1989) vermelden dat er op sparker data soms kleinschalige, slecht zichtbare kanalen te zien zijn. FUGRO (2017) vermeldt ook de aanwezigheid van overlappende kanalen die de Yarmouth Roads Formatie een onoverzichtelijk karakter geven. De kanalen die in sequentie F te zien zijn, zijn verschillend in grootte en hun doorsneden gaan van enkele 100 m bij kanalen tot enkele km bij de kanaalcomplexen. Sequentie F en sequentie G zijn echter wel verschillend en worden gescheiden door een discontinue reflector. Deze grens is mogelijks wat door Cameron et al. (1992) beschreven wordt als de “…sporadische, subhorizontale, eerder discontinue reflectoren die waarschijnlijk oude afzettingsoppervlakken zijn, gecontroleerd door het lokale zeeniveau”. In dat geval moet er een pauze en/of een verschil in afzettingsomstandigheden geweest zijn tussen sequentie F en sequentie G. De Yarmouth Roads Formatie wordt seismisch geïnterpreteerd als een complex van delta-top afzettingen met meerdere afzettingsmilieus (Cameron et al., 1992). Het verschil tussen sequentie F en sequentie G kan hieraan gelinkt worden. De bovenkant van de formatie is vervormd door de ijskappen tijdens het Saale (FUGRO 2017). De Yarmouth Roads Formatie is afgezet tijdens het Cromeriaan (Henriet en De Moor, 1989) en wigt uit naar het oosten.

Op Fig. 24 is te zien dat de Eem Formatie ook in een deel van het studiegebied is afgezet. Deze formatie is jonger dan de Yarmouth Roads Formatie (Tabel 2) en zou dus bovenop de Yarmouth Roads Formatie te zien moeten zijn. Seismisch gezien wordt de Eem Formatie beschreven als structuurloos of met lage amplitude, subhorizontale reflectoren. De formatie is mogelijks niet geobserveerd omdat het onderscheid met de chaotische Yarmouth Roads Formatie niet te maken is. Er zijn in sequentie G inderdaad meerdere plaatsen waar het seismisch facies lokaal een zeer lage amplitude heeft, waardoor de interne structuur moeilijk te observeren is. Het is dus mogelijk dat het hier om delen van de Eem Formatie gaat. Tijdens de surveys in 2018 en 2019 werden naast sparker data ook zeer hoge resolutie seismische data met een verticale resolutie tot 5-10 cm opgenomen (multi-transducer parametric echosounder (MTPES) data). Baten (2019) analyseerde deze MTPES data in de regio van de Brown Bank (i.e. de zandbank, niet te verwarren met de gelijknamige formatie). Hij beschrijft in deze regio de aanwezigheid van de Eem Formatie tussen de Yarmouth Roads Formatie en de Brown Bank Formatie. Het gaat hier om een lokaal voorkomen onder de vorm van grote lenzen, de formatie is dus niet continu. De interpretatie van sequentie G als de Yarmouth Roads Formatie komt overigens ook overeen met de interpretatie van Baten (2019) aan de hand van de MTPES data. De Eem Formatie werd tijdens de transgressie van het Eem afgezet en is 5 – 20 m dik . Ze gaat van onder naar boven gradueel over van een marien naar brak marien afzettingsmilieu (Henriet en De Moor, 1989).

5.1.6. Seismische sequentie H – Brown Bank Formatie Deze sequentie bevat 2 delen. Het deel ten westen van 3°30’ O bestaat enkel uit een reflector van hoge amplitude die sequentie F en sequentie G scheidt van de bovenliggende sequenties. Deze reflector is waarschijnlijk het gevolg van het scherpe lithologische contrast tussen de Yarmouth Roads Formatie en de bovenliggende Holocene bedekking. Ten oosten van 3°30’ O is sequentie H dikker. De hoge amplitude, de goede gelaagdheid en de beperkte dikte komen overeen met de beschrijving van Brown Bank Formatie volgens Henriet en De Moor (1989). De Brown Bank Formatie is echter niet enkel ten oosten van 3°30’ O afgezet (Fig. 24). De verdikkingen van de sequentie in het westelijke deel van sequentie H zijn waarschijnlijk ook deel van de Brown Bank Formatie. De interpretatie van sequentie H als de Brown Bank Formatie komt overeen met interpretatie van Baten (2019) aan de hand van de MTPES data.

De Brown Bank Formatie werd afgezet in een ondiepe, afgesloten lagune tijdens de overgang van het Eem naar het Weichsel (Cameron et al., 1992). Ze getuigt van de zeespiegeldaling tijdens het Weichsel.

Figuur 24: Geologische kaart van de Brown Bank Formatie en Eem Formatie in de Zuidelijke Baai (naar Cameron et al., 1992).

5.1.7. Seismische sequentie I - Holoceen Op basis van eliminatie wordt sequentie I geïnterpreteerd als een composiet van Holocene sedimenten. Gezien sequentie I zo goed als overal boven de Yarmouth Roads Formatie ligt moet ze jonger dan het Cromeriaan zijn. De Swarte Bank (Elster), Egmond Ground (Holstein), Tea Kettle Hole (Saale) en Cleaver Bank Formatie (Saale) voldoen aan deze eis, maar deze formaties zijn enkel ten noorden van het studiegebied afgezet. Waar de Brown Bank Formatie geïdentificeerd is, is sequentie I met zekerheid jonger dan deze formatie. De Kreftenheye (laat Weichsel), Bolders Bank (laat Weichsel), Well Ground (laat

Weichsel), Botney Cut (laat Weichsel – vroeg Holoceen) en Twente Formatie (Weichsel tot vroeg Holoceen) voldoen aan deze eis. De Twente, Well Ground en Kreftenheye Formatie zijn echter enkel te herkennen op seismische profielen met een zeer hoge resolutie (Cameron et al., 1992). Geen van deze drie formaties werd door Baten (2019) geobserveerd. De Bolders Bank Formatie is een till die werd afgezet door de ijskappen tijdens het Weichsel. De Botney Cut Formatie is de invulling van tunnelvalleien uit het Weichsel. Reconstructies van de zuidelijke limiet van de ijskap tijdens het Weichsel volgens Carr et al. (2006), Clark et al. (2018) en Sejrup et al. (2009) plaatsen de limiet van de ijskap ten noorden van ons studiegebied. De formaties zijn immers nooit zo zuidelijk geïdentificeerd.

5.1.8. Profielen BB04b_proc en AC03_Final In bovenstaande paragrafen werden de seismische sequenties gekoppeld aan eerder beschreven stratigrafische formaties. Dit biedt de mogelijkheid om profiel BB04b_proc (Fig. 11) en profiel AC03_Final (Fig. 12) vlot te vergelijken met het profiel van Cameron (1992) (Fig. 22) en profiel YY’ van Henriet en De Moor (1989) (Fig. 23). Fig. 25 en Fig. 26 zijn respectievelijk een voorstelling van profiel BB04b_proc en profiel AC03_Final, waarop bovenstaande interpretatie is toegepast. Op deze figuren is duidelijk te zien dat de seismische data dezelfde geologische structuur weergeven zoals beschreven in eerdere literatuur (i.e. Cameron et al., 1992; Henriet en De Moor, 1989).

Figuur 25: Interpretatie van profiel BB04b_proc (Fig. 11) volgens de beschreven stratigrafie in het studiegebied. A – G = sequentie A – sequentie G, RCG = Red Crag Formation, WK = Westkapelle Ground Formation, SK = Smith’s Knoll Formation, WN = Winterton Shoal Formation, YM = Yarmouth Roads Formation, zwarte schaduw = zeebodemmultiple, blauw = insnijding.

Figuur 26: Interpretatie van profiel AC03_Final (Fig. 12) volgens de beschreven stratigrafie in het studiegebied. C – I = sequentie C – sequentie I, WK = Westkapelle Ground Formatie, SK = Smith’s Knoll Formatie, WN = Winterton Shoal Formatie, YM = Yarmouth Roads Formatie, BNB = Brown Bank Formatie, zwarte schaduw = zeebodemmultiple.

5.2. Kanalen De insnijdingen die in ‘4.4 Insnijdingen’ besproken zijn werden geïnterpreteerd als kanalen. Nu de seismische sequenties gekoppeld zijn aan de stratigrafie van het studiegebied, kunnen deze kanalen een plaats krijgen in tijd en ruimte. Op basis daarvan kunnen de kanalen gebruikt worden voor reconstructies van het afwateringspatroon ten tijde van hun insnijding.

5.2.1. Kanalen in sequentie E Bovenstaande stratigrafie in acht genomen snijdt de insnijding op Fig. 19 door de Smith’s Knoll (sequentie D) en de Westkapelle Ground Formatie (sequentie C) en is ze deels ingevuld ten tijde van de Winterton Shoal Formatie (MIS 22-62). Langs de zuidelijke zijde van het kanaal is de overgang tussen de Winterton Shoal Formatie (sequentie E) en de invulling van het kanaal zeer abrupt. Dit doet vermoeden dat het kanaal ook door een deel van de Winterton Shoal Formatie snijdt. Dit plaatst de insnijding van het kanaal in de periode MIS 22-62. Het is op basis van de ene doorsnede niet te bepalen of het hier om een tunnelvallei of een paleorivier gaat. Een tunnelvallei is onwaarschijnlijk, aangezien er zich in deze periode geen ijskap in ons studiegebied bevond (Toucanne e.a., 2009b). De hypothese dat het om een paleorivier gaat is echter ook problematisch. Het studiegebied bevond zich namelijk nog steeds in het afzettingsmilieu van een grote, mariene rivierdelta. Een mogelijke verklaring ligt in een globale eustatische zeespiegeldaling tussen MIS 22- 28 ten gevolge van een globale glaciatie (Kitamura en Kawagoe, 2006). Deze zeespiegeldaling kan Britse rivieren toegelaten hebben om zich in te snijden in de mariene delta-afzettingen. De insnijding zou dan ingevuld zijn op het moment dat de zeespiegel terug begon te stijgen.

5.2.2. Kanalen in sequentie F Door de chaotische facies in de Yarmouth Roads Formatie (sequentie F en sequentie G) zijn de grenzen van de kanalen er moeilijk te definiëren. Dit heeft tot gevolg dat eenzelfde kanaal op verschillende profielen moeilijk terug te vinden is. Er is slechts 1 kanaalcomplex (Fig. 20) dat met zekerheid over verschillende profielen vervolgd kan worden. Het kanaalcomplex is herkenbaar omdat het erg breed is, een kenmerkende U-vorm heeft en meerdere insnijdingsfasen vertoont (het is echter niet mogelijk om de verschillende insnijdingsfasen over de profielen heen aan elkaar te koppelen). Dit maakt het mogelijk om een hypothese

Figuur 27: Hypothese voor de afwatering via de kanalen die geïdentificeerd zijn in de Yarmouth Roads Formatie. Kanalen aangeduid in het wit op de seismische profielen. Blauwe lijn = afbakening van de afwateringsroute.

te maken over de paleoafwatering. De Yarmouth Roads Formatie heeft een diachrone basis en is afgezet in de loop van het Cromeriaan. Het is dus moeilijk om de kanalen concreet in de tijd te plaatsen. Op Fig. 27 is een reconstructie te zien van de afwatering, gemaakt op basis van het vervolgen van kanalen die op verschillende profielen herkenbaar zijn. Het moet echter gezegd worden dat de profielen kilometers uit elkaar liggen en het hier slechts om een algemene richting gaat. De andere kanalen in sequentie F zijn niet distinctief genoeg om dergelijke reconstructie te maken.

5.2.3. Kanalen in sequenties G en H Van de vele kanalen die in sequenties G en H gevonden zijn, zijn er enkele over verschillende profielen vervolgbaar. Op Fig. 28 is een reconstructie te zien van een afwateringspatroon langs deze kanalen. Ook hier gaat het maar om een algemene richting, aangezien de profielen ver uit elkaar liggen.

Figuur 28: Hypothese voor de afwatering via de kanalen die geïdentificeerd zijn in de Yarmouth Roads Formatie en de Brown Bank Formatie. Kanalen aangeduid in het wit op de seismische profielen. Blauwe lijn = afbakening van de afwateringsroute.

Groep 1 bevindt zich in de zandbankvrije regio tussen de Norfolk Banks en de Flemish Bight Banks. Sejrup et al. (2016) en Toucanne et al. (2010) koppelen deze regio aan de zuidwaartse afstroming van een proglaciaal meer ten noorden van deze regio tijdens het Weichsel. García-Moreno (2017) koppelt dit aan de potentiële aanwezigheid van een begraven paleovallei, het Noordelijke Axiaal Kanaal (NAC) (Fig. 2). De kanalen van groep 1 snijden volledig door sequentie H en deels door sequentie G (Fig. 20). Het gaat hier echter wel om één van de dunnere afzettingen van sequentie H, die niet met zekerheid te definiëren zijn als Brown Bank Formatie (Weichsel). Indien sequentie H hier effectief de Brown Bank Formatie is, dateert deze groep uit het Weichsel of een jongere periode.

Groep 2 bevindt zich meer naar het zuidoosten en bestaat uit twee kanalen. Het westelijke kanaal snijdt volledig door sequentie H en deels door sequentie G. Voor dit kanaal geldt dezelfde redenering als bij groep 1. Als sequentie H de Brown Bank Formatie is, dateert dit kanaal van tijdens of na het Weichsel. Het oostelijke kanaal bevindt zich net onder seqeuntie H. Het is dus een insnijding die van voor de afzetting van sequentie H dateert. Die periode kan het Saale zijn. Maar zelfs indien sequentie H de Brown Bank Formatie is, kan de insnijding uit het Weichsel dateren, als ze van voor de afzetting van de Brown Bank Formatie in deze regio dateert.

Bij groep 3, 4 en 5 is het onderscheid tussen de Yarmouth Roads Formatie en de Brown Bank Formatie moeilijk. Ze lijken zich deels door de Brown Bank Formatie te snijden, wat de kanalen in het Weichsel plaatst.

De hypothese dat er in het Weichsel een proglaciaal meer zou bestaan hebben oppert dat de afwatering van dergelijk meer via de zandbankvrije regio tussen de Norfolk Banks en de Flemish Bight Banks zou hebben plaatsgevonden (García-Moreno, 2017; Sejrup et al., 2009; Toucanne et al., 2009b) (Fig. 29). García-Moreno (2017) noemt dit de ‘EWE outflow’, naar de Noord-Duitse rivieren de Eems, de Elbe en de Weser. Het noordelijke deel van profiel BB04b_proc loopt recht door deze regio en er zijn op dit deel van het profiel meerdere kanalen geïdentificeerd (Fig. 17). Ook groep 1 bevindt zich in deze regio. De combinatie van deze kanalen zou dus een bevestiging kunnen leveren van de hypothese dat hier in de periode van het Weichsel afwatering heeft plaatsgevonden. Dit impliceert niet noodzakelijk dat het om één grote rivier, i.e. het Noord Axiale Kanaal, gaat. Het is immers ook mogelijk dat het hier om een riviersysteem gaat dat uit meerdere kleinere rivieren bestaat die naar het zuiden samenkomen in het Noord Axiale Kanaal. Het feit dat de topografie in de regio zo sterk geëffend is, is wel makkelijker te verklaren door de aanwezigheid van één grote rivier of door een dens riviersysteem. Ook de hypothese van het proglaciale meer moet nog steeds getest worden. De geobserveerde kanalen hoeven niet per se te wijzen op de afwatering vanuit een proglaciaal meer. Het is evengoed mogelijk dat het hier gaat om een rechtstreekse zuidwaartse afwatering van de Noord-Duitse rivieren gaat, zonder de aanwezigheid van een proglaciaal meer. De aanwezigheid van deze kanalen bevestigt in ieder geval de aanwezigheid van een zuidwaarts afwateringssysteem, wat al gepostuleerd werd op basis van de topografie in deze regio.

De kanalen in sequentie G en sequentie H die zich niet in de regio tussen de Norfolk Banks en de Flemish Bight Banks bevinden liggen voornamelijk verspreid over het oostelijke deel van het studiegebied (Fig. 17). Groep 2-4 geven aan dat de algemene richting van deze kanalen via een noord-zuid as ligt. Gezien de algemene trend van de Noord-Duitse en Nederlandse rivieren om naar het zuiden af te wateren tijdens het Weichsel gaan we ervan uit dat de geobserveerde kanalen ook een noord-zuid afwatering representeren. Er is echter een gebrek aan een coherentie tussen de verschillende kanalen. Dit heeft deels te maken met de afstand tussen de seismische profielen waarop de kanalen geobserveerd zijn, maar er kan ook de hypothese gesteld worden dat het hier om een riviersysteem gaat dat uit meerdere kleinere rivieren bestaat. Deze rivieren bevinden zich in elk geval te veel naar het noorden om deel uit te maken van het Rijn-Maas systeem. Bovendien zou men dan verwachten dat ze eerder een oost-west afwateringspatroon voorstellen. Vermoedelijk gaat het hier dus om een riviersysteem dat zijn aanvoer kreeg van de Noord-Duitse rivieren, mogelijks met de tussenkomst van een proglaciaal meer, en naar het zuiden stroomde.

Figuur 29: Overzicht van de afwateringsstructuren in de Zuidelijke Baai. Volle lijnen = kanalen waargenomen in de bathymetrie en/of seismische data; stippellijnen = hypotheses over de afwatering tijdens het Weichsel op basis van de bathymetrie en/of seismische data. Naar García-Moreno (2017): donkerblauw = kanalen jonger dan de EWE outflow; oranje = kanalen ouder dan de EWE outflow; lichtblauw = Holoceen kanaal; zwarte volle lijnen = Noordelijk “Inner” Axiaal Kanaal (Naic); zwarte stippellijnen = hypothetische vervolging van het Naic. Op basis van deze scriptie: witte stippellijnen = hypothetische vervolging van het Naic, magenta = kanalen in sequenties G en H.

5.3. Toekomstig onderzoek De stratigrafie van het gebied kan nog verder in detail gebracht worden door vergelijking met seismische profielen uit andere stratigrafische studies uit het gebied. De Britse Geologische Dienst beschikt ook over een databank met boringen uit het gebied. Deze kunnen gebruikt worden om te kijken of de seismische interpretatie overeenkomt met de lithologie.

De seismische informatie in grote studies die de volledige Quartaire stratigrafie van de Zuidelijke Baai beschrijven is vaak beperkt. De structurele informatie van de seismische data vormt een belangrijke aanvulling in dit plaatje.

Het onderscheid tussen de Yarmouth Roads Formatie en de jongere formaties is op de sparker data niet altijd duidelijk. Tijdens de surveys in 2018 en 2019 werden ook zeer hoge resolutie seismische data met een verticale resolutie tot 5-10 cm opgenomen (MTPES data). Deze data kan gebruikt worden om de kanalen in sequentie G en sequentie H beter te definiëren in de tijd.

De noordelijke kanalen van sequentie G & H, meerbepaald groep 1, zijn bewijs van afwatering naar het Axiaal Kanaal. Van deze regio zijn op heden echter weinig seismische profielen beschikbaar. De hypothese dat er in deze regio tijdens het Weichsel een belangrijke afwateringsroute van een proglaciaal meer in het noorden naar het Kanaal in het zuiden bestond moet nog steeds gestaafd worden met concrete bewijzen. Een reeks van seismische profielen langs deze potentiële afwateringsroute kan hier een doorbraak in geven. Meerdere oost-west georiënteerde profielen zouden kunnen uitsluiten of de geobserveerde kanalen op profiel BB04b_proc een riviersysteem vormen of eerder deel zijn van één en dezelfde grote rivier, i.e. het Noord Axiaal Kanaal.

6. Conclusie De Zuidelijke Baai is een belangrijke bron van informatie voor reconstructies van afwateringspatronen tijdens het Pleistoceen. De stratigrafie van deze regio is reeds uitvoerig beschreven aan de hand van boringen. De huidige generatie van seismische bronnen en ontvangers kan deze stratigrafie aanvullen met belangrijke structurele informatie.

Het bleek mogelijk om de bestaande stratigrafie van het studiegebied te koppelen aan de seismische data. Volgende formaties uit het studiegebied werden geïdentificeerd en in kaart gebracht: de Red Crag Formatie, de Westkapelle Ground Formatie, de Smith’s Knoll Formatie, de Winterton Shoal Formation, de Yarmouth Roads Formatie en de Brown Bank Formatie. De helling, locatie en interne structuur van deze formaties komt overeen met de evolutie van de Britse en Europese rivierdelta’s zoals beschreven in de literatuur. De resolutie van de sparker data was niet voldoende om de Eem Formatie te onderscheiden van de Yarmouth Roads Formatie en de Brown Bank Formatie. De formaties uit het Holoceen zijn ook niet van elkaar onderscheidden. Dit gebrek kan echter aangevuld worden met de reeds opgenomen zeer hoge resolutie MTPES data.

Er zijn verschillende kanalen teruggevonden, zowel op het niveau van de Winterton Shoal Formatie, de Yarmouth Roads Formatie als de Brown Bank Formatie. De kanalen in de Yarmouth Roads Formatie en de Brown Bank Formatie bieden waardevolle informatie over de afwateringssystemen in de Zuidelijke Baai tijdens het Weichsel. Ten eerste bewijzen ze het bestaan van een afwateringsroute in de zandbankvrije regio tussen de Norfolk Banks en de Flemish Bight Banks. Deze afwateringsroute is mogelijks een deel van het Noord Axiaal Kanaal. Ze vind haar oorsprong ofwel in een proglaciaal meer dat gevoed werd door de Noord- Duitse rivieren of door rechtstreekse afwatering van de Noord-Duitse rivieren. Om deze afwateringsroute beter in kaart te brengen kan de beschikbare dataset aangevuld worden met west-oost profielen die de geïdentificeerde kanalen kruisen en met profielen ten noorden van de huidige data. Ten tweede bewijzen de geïdentificeerde kanalen in het oosten van de dataset de aanwezigheid van een afwateringssysteem van het noorden naar het zuiden in deze regio. Het bleek moeilijk om deze kanalen aan elkaar te koppelen, maar volgende zaken konden afgeleid worden uit de beschikbare informatie: i) het gaat hier waarschijnlijk om een riviersysteem dat bestond uit meerdere kleinere rivieren en ii) het water van deze rivieren werd aangevoerd vanuit het noorden, hetzij uit een proglaciaal meer of rechtsreeks van de Noord-Duitse rivieren.

De vastgestelde stratigrafie vormt een belangrijke sleutel tot het ontcijferen van de afwatering in de Zuidelijke Baai tijdens het Weichsel. De vaststelling uit deze scriptie kunnen in de toekomst verder aangevuld worden met een combinatie van sparker- en MTPES-data. Op deze manier kunnen de hypotheses over de rol van het Noord Axiaal Kanaal en de aanwezigheid van een proglaciaal meer getest worden.

7. Referentielijst Aldiss, D., 2014. The stratigraphical framework for the Palaeogene successions of the London Basin, UK. Open Rep. OR/14/008 88. Allaby, M., 2008. A dictionary of earth sciences. Oxford University Press. Anderson, D.E., Goudie, A.S., Parker, A.G., 2013. Global Environments through the Quaternary, First Edit. ed. Oxford University Press. Arcadis Germany GmbH, Geo-Engineering.org GmbH, 2018. Geological Desk Study: Hollandse Kust (west) Wind Farm Zone. Ballin, T.B., 2017. Rising waters and processes of diversification and unification in material culture: the flooding of Doggerland and its effect on north-west European prehistoric populations between ca. 13 000 and 1500 cal BC. J. Quat. Sci. 32, 329–339. https://doi.org/10.1002/jqs.2834 Baten, A., 2019. The Late Pleistocene To Early Holocene Geology of the Brown Bank Area in the Dutch North Sea. Benvenuti, A., Šegvić, B., Moscariello, A., 2018. Tunnel valley deposits from the southern North Sea – material provenance and depositional processes. Boreas 47, 625–642. https://doi.org/10.1111/bor.12292 BGS, 2020. BGS - GeoIndex Offshore [WWW Document]. URL http://mapapps2.bgs.ac.uk/geoindex_offshore/home.html# (geraadpleegd 4.30.20). Bridgland, D.R., D’Olier, B., 1995. The Pleistocene evolution of the Thames and Rhine drainage systems in the southern North Sea Basin. Isl. Britain a Quat. Perspect. Geol. Soc. Spec. Publ. 96, 27–45. Busschers, F.S., Kasse, C., van Balen, R.T., Vandenberghe, J., Cohen, K.M., Weerts, H.J.T., Wallinga, J., Johns, C., Cleveringa, P., Bunnik, F.P.M., 2007. Late Pleistocene evolution of the Rhine-Meuse system in the southern North Sea basin: imprints of climate change, sea-level oscillation and glacio-isostacy. Quat. Sci. Rev. 26, 3216–3248. https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2007.07.013 Busschers, F.S., Weerts, H.J.T., Wallinga, J., Cleveringa, P., Kasse, C., de Wolf, H., Cohen, K.M., 2005. Sedimentary architecture and optical dating of Middle and Late Pleistocene Rhine-Meuse deposits - Fluvial response to climate change, sea-level fluctuation and glaciation. Geol. en Mijnbouw/Netherlands J. Geosci. 84, 25–41. https://doi.org/10.1017/s0016774600022885 Cameron, T.D.J., Crosby, A., Balson, P.S., Jeffery, D.H., Lott, G.K., Bulat, J., D.J., H., 1992. United Kingdom offshore regional report: the geology of the southern North Sea. HMSO for the British Geological Survey, London. Carr, S.J., Holmes, R., van der Meer, J.J.M., Rose, J., 2006. The Last Glacial Maximum in the North Sea Basin: micromorphological evidence of extensive glaciation. J. Quat. Sci. 21, 131–153. https://doi.org/10.1002/jqs.950 Clark, C.D., Ely, J.C., Greenwood, S.L., Hughes, A.L.C., Meehan, R., Barr, I.D., Bateman, M.D., Bradwell, T., Doole, J., Evans, D.J.A., Jordan, C.J., Monteys, X., Pellicer, X.M., Sheehy, M., 2018. BRITICE Glacial Map, version 2: a map and GIS database of glacial landforms of the last British-Irish Ice Sheet. Boreas 47, 11-e8. https://doi.org/10.1111/bor.12273 Clark, C.D., Hughes, A.L.C., Greenwood, S.L., Jordan, C., Sejrup, H.P., 2012. Pattern and timing of retreat of the last British-Irish Ice Sheet. Quat. Sci. Rev. 44, 112–146. https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2010.07.019 Clarke, G.K.C., Leverington, D.W., Teller, J.T., Dyke, A.S., 2004. Paleohydraulics of the last outburst flood from glacial Lake Agassiz and the 8200 BP cold event. Quat. Sci. Rev. 23, 389–407. https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2003.06.004 Cohen, K.M., Gibbard, P.L., 2019. Global chronostratigraphical correlation table for the last 2.7 million years, version 2019 QI-500. Quat. Int. 500, 20–31. https://doi.org/10.1016/j.quaint.2019.03.009

Cohen, K.M., Gibbard, P.L., Weerts, H.J.T., 2014. North Sea palaeogeographical reconstructions for the last 1 Ma. Geol. en Mijnbouw/Netherlands J. Geosci. https://doi.org/10.1017/njg.2014.12 Collier, J.S., Oggioni, F., Gupta, S., García-Moreno, D., Trentesaux, A., De Batist, M., 2015. Streamlined islands and the English Channel megaflood hypothesis. Glob. Planet. Change 135, 190–206. https://doi.org/10.1016/j.gloplacha.2015.11.004 Crombé, P., 2018. Abrupt cooling events during the Early Holocene and their potential impact on the environment and human behaviour along the southern North Sea basin (NW Europe). J. Quat. Sci. 33, 353–367. https://doi.org/10.1002/jqs.2962 Dansgaard, W., 1964. Stable isotopes in precipitation. Tellus 16, 436–468. https://doi.org/10.1111/j.2153- 3490.1964.tb00181.x Dansgaard, W., 1953. The Abundance of O18 in Atmospheric Water and Water Vapour. Tellus 5, 461–469. https://doi.org/10.1111/j.2153-3490.1953.tb01076.x De Clercq, M., 2018. Drowned landscapes of the Belgian Continental Shelf 225. Dove, D., Evans, D.J.A., Lee, J.R., Roberts, D.H., Tappin, D.R., Mellett, C.L., Long, D., Callard, S.L., 2017. Phased occupation and retreat of the last British–Irish Ice Sheet in the southern North Sea; geomorphic and seismostratigraphic evidence of a dynamic ice lobe. Quat. Sci. Rev. 163, 114–134. https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2017.03.006 Ellison, C.R.W., Chapman, M.R., Hall, I.R., 2006. Surface and deep ocean interactions during the cold climate event 8200 years ago. Science (80-. ). 312, 1929–1932. https://doi.org/10.1126/science.1127213 Emery, A.R., Hodgson, D.M., Barlow, N.L.M., Carrivick, J.L., Cotterill, C.J., Phillips, E., 2019. Left High and Dry: Deglaciation of Dogger Bank, North Sea, Recorded in Proglacial Lake Evolution. Front. Earth Sci. 7, 1–27. https://doi.org/10.3389/feart.2019.00234 Evans, D.J.A., Roberts, D.H., Bateman, M.D., Ely, J., Medialdea, A., Burke, M.J., Chiverrell, R.C., Clark, C.D., Fabel, D., 2019. A chronology for North Sea Lobe advance and recession on the Lincolnshire and Norfolk coasts during MIS 2 and 6. Proc. Geol. Assoc. 130, 523–540. https://doi.org/10.1016/j.pgeola.2018.10.004 FUGRO, 2017. FUGRO - Geophysical Site Investigation Survey. Dutch Continental Shelf, North Sea. Hollandse Kust (noord) Wind Farm Zone Survey 2017. Report No. GH216-R3. García-Moreno, D., 2017. Origin and geomorphology of Dover Strait and southern North Sea palaeovalleys and palaeo- Oorsprong en geomorfologie van de Straat van Dover Straat en de paleovalleien en paleodepressies van de zuidelijke Noordzee . Gatliff, R.W., Richards, P.C., Smith, K., Graham, C.C., McMormac, M., Smith, N.J.P., Long, D., Cameron, T.D.J., Evans, D., Stevenson, A.G., Bulat, J., Ritchie, J.D., 1994. United Kingdom offshore regional report: the geology of the Central North Sea. HMSO for the British Geological Survey, London. Gibbard, P., Cohen, K.M., 2008. Global chronostratigraphical correlation table for the last 2.7 million years. Episodes 31, 243–247. https://doi.org/10.18814/epiiugs/2008/v31i2/011 Gibbard, P.L., Cohen, K.M., 2015. Quaternary evolution of the North Sea and the English Channel. Proc. Open Univ. Geol. Soc. 1, 63–74. Gibbard, P.L., Lewin, J., 2016. André Dumont medallist lecture 2014: Filling the North Sea Basin: Cenozoic sediment sources and river styles. Geol. Belgica 19. https://doi.org/10.20341/gb.2015.017 Gibling, M.R., 2006. Width and Thickness of Fluvial Channel Bodies and Valley Fills in the Geological Record: A Literature Compilation and Classification. J. Sediment. Res. 76, 731–770. https://doi.org/10.2110/jsr.2006.060 Gupta, S., Collier, J.S., Garcia-Moreno, D., Oggioni, F., Trentesaux, A., Vanneste, K., De Batist, M., Camelbeeck, T., Potter, G., Van Vliet-Lanoë, B., Arthur, J.C.R., 2017. Two-stage opening of the Dover Strait and the origin of island Britain. Nat. Commun. 8, 1–12. https://doi.org/10.1038/ncomms15101

Gupta, S., Collier, J.S., Palmer-Felgate, A., Potter, G., 2007. Catastrophic flooding origin of shelf valley systems in the English Channel. Nature 448, 342–345. https://doi.org/10.1038/nature06018 Hancock, P.L., Skinner, B.J., 2000. Oxford companion to the earth. Oxford University Press. Henriet, J.P., De Moor, G., 1989. The Quaternary and Tertiary Geology of the Southern Bight, North Sea. Minist. Econ. Aff. Belgian Geol. Surv. Hijma, M.P., Cohen, K.M., 2010. Timing and magnitude of the sea-level jump preluding the 8200 yr event. Geology 38, 275–278. https://doi.org/10.1130/G30439.1 Hijma, M.P., Cohen, K.M., Hoffmann, G., Van Der Spek, A.J.F., Stouthamer, E., 2009. From river valley to estuary: The evolution of the Rhine mouth in the early to middle Holocene (western Netherlands, Rhine- Meuse delta). Geol. en Mijnbouw/Netherlands J. Geosci. 88, 13–53. https://doi.org/10.1017/S0016774600000986 Hijma, M.P., Cohen, K.M., Roebroeks, W., Westerhoff, W.E., Busschers, F.S., 2012. Pleistocene Rhine- Thames landscapes: Geological background for hominin occupation of the southern North Sea region. J. Quat. Sci. 27, 17–39. https://doi.org/10.1002/jqs.1549 Huthnance, J.M., 1991. Physical oceanography of the North Sea. Ocean Shorel. Manag. 16, 199–231. https://doi.org/10.1016/0951-8312(91)90005-M Kaspar, F., Kühl, N., Cubasch, U., Litt, T., 2005. A model-data comparison of European temperatures in the Eemian interglacial. Geophys. Res. Lett. 32, 1–5. https://doi.org/10.1029/2005GL022456 Kitamura, A., Kawagoe, T., 2006. Eustatic sea-level change at the Mid-Pleistocene climate transition: New evidence from the shallow-marine sediment record of Japan, in: Quaternary Science Reviews. Pergamon, pp. 323–335. https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2005.02.009 Kopp, R.E., Simons, F.J., Mitrovica, J.X., Maloof, A.C., Oppenheimer, M., 2009. Probabilistic assessment of sea level during the last interglacial stage. Nature 462, 863–867. https://doi.org/10.1038/nature08686 Kristensen, T.B., Huuse, M., Piotrowski, J.A., Clausen, O.R., 2007. A morphometric analysis of tunnel valleys in the eastern North Sea based on 3D seismic data. J. Quat. Sci. 22, 801–815. https://doi.org/10.1002/jqs.1123 Lambeck, K., Esat, T.M., Potter, E.K., 2002. Links between climate and sea levels for the past three million years. Nature 419, 199–206. https://doi.org/10.1038/nature01089 Lee, J.R., Booth, S.J., Hamblin, R.J.O., Jarrow, A.M., Kessler, H., Moorlock, B.S.P., Morigi, A.N., Palmer, A., Pawley, S.M., Riding, J.B., Rose, J., 2004. A new stratigraphy for the glacial deposits around Lowestoft, Great Yarmouth, North Walsham and Cromer, East Anglia, UK. Bull. Geol. Soc. Norfolk 53, 3–60. Lisiecki, L.E., Raymo, M.E., 2005. A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ 18O records. Paleoceanography 20, 1–17. https://doi.org/10.1029/2004PA001071 Long, D., Laban, C., Streif, H., Cameron, T.D.J., Schüttenhelm, R.T.E., 1988. The sedimentary record of climatic variation in the southern North Sea in the past three million years; evolution of climatic variability in the North Atlantic region; a discussion. Philisophical Trans. R. Soc. London, Biol. Sci. Serie B, 523– 537. McMillan, A.A., 2005. A provisional Quaternary and Neogene lithostratigraphical framework for Great Britain. Netherlands J. Geosci. - Geol. en Mijnb. 84, 87–107. https://doi.org/10.1017/S0016774600022988 Mellett, C.L., Hodgson, D.M., Plater, A.J., Mauz, B., Selby, I., Lang, A., 2013. Denudation of the continental shelf between Britain and France at the glacial-interglacial timescale. Geomorphology 203, 79–96. https://doi.org/10.1016/j.geomorph.2013.03.030 Mitchum, R.M., Vail, P.R., Sangree, J.B., 1977. Seismic stratigraphy and global changes of sea level, part 6: Stratigraphic interpretation of seismic reflection patterns in depositional sequences. Seism. Stratigr. - Appl. to Hydrocarb. Explor. Murton, D.K., Murton, J.B., 2012. Middle and Late Pleistocene glacial lakes of lowland Britain and the

southern North Sea Basin. Quat. Int. 260, 115–142. https://doi.org/10.1016/j.quaint.2011.07.034 Nisancioglu, K.H., 2019. Plio-pleistocene glacial cycles and milankovitch variability, 3de ed, Encyclopedia of Ocean Sciences. Elsevier Inc. https://doi.org/10.1016/B978-0-12-409548-9.11406-X Patton, H., Hubbard, A., Andreassen, K., Auriac, A., Whitehouse, P.L., Stroeven, A.P., Shackleton, C., Winsborrow, M., Heyman, J., Hall, A.M., 2017. Deglaciation of the Eurasian ice sheet complex. Quat. Sci. Rev. 169, 148–172. https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2017.05.019 Peeters, J., Busschers, F.S., Stouthamer, E., 2015. Fluvial evolution of the Rhine during the last interglacial- glacial cycle in the southern North Sea basin: A review and look forward. Quat. Int. 357, 176–188. https://doi.org/10.1016/j.quaint.2014.03.024 Praeg, D., 2003. Seismic imaging of mid-Pleistocene tunnel-valleys in the North Sea Basin-high resolution from low frequencies. J. Appl. Geophys. 53, 273–298. https://doi.org/10.1016/j.jappgeo.2003.08.001 Praeg, D., 1996. Morphology, stratigraphy and genesis of buried Mid-Pleistocene tunnel-valleys in the Southern North Sea Basin 1, 207. Prins, L.T., Andresen, K.J., 2019. Buried late Quaternary channel systems in the Danish North Sea – Genesis and geological evolution. Quat. Sci. Rev. 223. https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2019.105943 Reynolds, J.M., 2011. An Introduction to Applied and Environmental Geophysics 2nd Edition, John Wiley & Sons, Ltd. Wiley. Sarnthein, M., Stremme, H.E., Mangini, A., 1986. The holstein interglaciation: Time-stratigraphic position and correlation to stable-isotope stratigraphy of deep-sea sediments. Quat. Res. 26, 283–298. https://doi.org/10.1016/0033-5894(86)90090-6 Sejrup, H.P., Clark, C.D., Hjelstuen, B.O., 2016. Rapid ice sheet retreat triggered by ice stream debuttressing: Evidence from the North Sea. Geology 44, 355–358. https://doi.org/10.1130/G37652.1 Sejrup, H.P., Nygård, A., Hall, A.M., Haflidason, H., 2009. Middle and Late Weichselian (Devensian) glaciation history of south-western Norway, North Sea and eastern UK. Quat. Sci. Rev. 28, 370–380. https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2008.10.019 Shelby, I., Henden, E., Jones, D.L., 2009. Outer Thames Estuary Regional Environmental Characterisation [WWW Document]. URL https://www.researchgate.net/publication/303522903_Outer_Thames_Estuary_Regional_Environmen tal_Characterisation (geraadpleegd 4.23.20). Stewart, M.A., Lonergan, L., 2011. Seven glacial cycles in the middle-late Pleistocene of northwest Europe: Geomorphic evidence from buried tunnel valleys. Geology 39, 283–286. https://doi.org/10.1130/G31631.1 Stoker, M.S., Balson, P.S., Long, D., Tappin, D.R., 2011. An overview of the lithostratigraphical framework for the Quaternary deposits on the United Kingdom continental shelf. Br. Geol. Surv. Res. Rep. RR/11/03, 48. Sturt, F., Garrow, D., Bradley, S., 2013. New models of North West European Holocene palaeogeography and inundation. J. Archaeol. Sci. 40, 3963–3976. https://doi.org/10.1016/j.jas.2013.05.023 Toucanne, S., Zaragosi, S., Bourillet, J.F., Cremer, M., Eynaud, F., Van Vliet-Lanoë, B., Penaud, A., Fontanier, C., Turon, J.L., Cortijo, E., Gibbard, P.L., 2009a. Timing of massive “Fleuve Manche” discharges over the last 350 kyr: insights into the European ice-sheet oscillations and the European drainage network from MIS 10 to 2. Quat. Sci. Rev. 28, 1238–1256. https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2009.01.006 Toucanne, S., Zaragosi, S., Bourillet, J.F., Gibbard, P.L., Eynaud, F., Giraudeau, J., Turon, J.L., Cremer, M., Cortijo, E., Martinez, P., Rossignol, L., 2009b. A 1.2 Ma record of glaciation and fluvial discharge from the West European Atlantic margin. Quat. Sci. Rev. 28, 2974–2981. https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2009.08.003 Toucanne, S., Zaragosi, S., Bourillet, J.F., Marieu, V., Cremer, M., Kageyama, M., Van Vliet-Lanoë, B.,

Eynaud, F., Turon, J.L., Gibbard, P.L., 2010. The first estimation of Fleuve Manche palaeoriver discharge during the last deglaciation: Evidence for Fennoscandian ice sheet meltwater flow in the English Channel ca 20-18 ka ago. Earth Planet. Sci. Lett. 290, 459–473. https://doi.org/10.1016/j.epsl.2009.12.050 Turner, C., 2000. The Eemian interglacial in the North European plain and adjacent areas. Geol. en Mijnbouw/Netherlands J. Geosci. 79, 217–231. https://doi.org/10.1017/s0016774600023660 Van Der Vegt, P., Janszen, A., Moscariello, A., 2012. Tunnel valleys: Current knowledge and future perspectives. Geol. Soc. Spec. Publ. 368, 75–97. https://doi.org/10.1144/SP368.13 Zurita Hurtado, O., Missiaen, T., 2016. Scientific results on (sub-) seafloor offshore imaging: WP 1.3.4, IWT SBO PROJECT 120003 “SEARCH” Archaeological heritage in the North Sea. WP1.3.4 Scientific results on (sub-) seafloor offshore imaging 71.

8. Bijlage 8.1. Locatie van de getoonde figuren

8.2. Locatie van het profiel van Cameron (1992) en de profielen van Henriet en De Moor (1989)

Rood = Profiel Cameron (1992)

Blauw = Profielen Henriet en De Moor (1989)

Wit = profiel BB04b_proc uit de dataset

8.3. Profielen Henriet en De Moor (1989) 8.3.1. XX’

RCG = Red Crag Formatie; WK = Westkapelle Ground Formatie; SK = Smith’s Knoll Formatie; WN = Winterton Shoal Formatie; YM = Yarmouth Roads Formatie

8.3.2. YY’

WK = Westkapelle Ground Formatie; SK = Smith’s Knoll Formatie; IJ = Ijmuiden Ground formative; WN = Winterton Shoal Formatie; YM = Yarmouth Roads Formatie; qh = Holocene bedekking

8.3.3. ZZ’

RCG = Red Crag Formatie; WK = Westkapelle Ground Formatie; SK = Smith’s Knoll Formatie; IJ = Ijmuiden Ground Formatie; WN = Winterton Shoal Formatie; YM = Yarmouth Roads Formatie