Hoofdstuk 2. Fysische-geografie
2.4. Bodemgesteldheid
41 zijn oevers treedt en vervolgens slib op laaggelegen terrein afzet.86 Op basis van de omvang van de overstromingsvlakte is te zeggen dat de Berkel veelal buiten haar oevers is getreden. Dat heeft er ook voor gezorgd dat het oorspronkelijke pleistocene reliëf is afgevlakt en tot een zeer vlak terrein is verworden. De beekdalbodem met meanderruggen en geulen suggereert dat de Berkel hier een beweeglijke waterloop had, gezien deze geomorfologische eenheid ontstaat als een meanderende stroomgeul zich continue in laterale richting blijft verleggen. 87 Reliëfmatig kenmerkt deze eenheid zich door relatief hoge ruggen en lage geulen die elkaar afwisselen (Figuur 2.13).
Figuur 2.13. Schematische weergave van een beekdalbodem met meanderruggen en geulen, naar Wageningen University & Research 2019, R46 – Beekdalbodem met meanderruggen en geulen.
42 Figuur 2.14. Bodemsoorten binnen het onderzoeksgebied, gebaseerd op de bodemkaart.
Podzolgronden
Zo bevinden de bodemsoorten in de orde ‘Podzolgronden’ zich voornamelijk op pleistocene afzettingen. Deze podzolgronden kenmerken zich door een donkere humeuze bovengrond die dunner is dan vijftig centimeter (de A1-horizont).88 Daaronder bevindt zich een duidelijke, bleke grijsachtige uitspoelingslaag (de A2 of E-horizont), welke ontstaat doordat bepaalde bodembestanddelen in de A1-horizont in de loop der tijd uitspoelen.89 Onder de uitspoelingslaag komen de bestanddelen tot bezinking, wat leidt tot een donkerbruine of zwarte horizont (de B- horizont).90 Onder deze B-horizont bevindt zich tenslotte de C-horizont, ook wel het moedermateriaal genoemd, die bestaat uit zand dat tot dusverre nog niet onderhevig is geweest aan bodemvorming.91
Podzolgronden worden op basis van de vorm van de aanwezige organische stoffen in de
88 Kuipers 1984, p. 276.
89 Stiboka 1979, p. 65; Berendsen 2010, p. 306; Locher & De Bakker 1990, p. 66.
90 Stiboka 1979, p. 65; Berendsen 2010, p. 306.
91 Berendsen 2010, p. 306; Locher & De Bakker 1990, p. 58.
43 B-horizont onderverdeeld in moderpodzolen en humuspodzolen.92 Bij moderpodzolen zijn de organische stoffen geclusterd en zijn deze intensief vermengd met minerale bestanddelen. In humuspodzolen bevinden de organische stoffen zich als huidjes op en rondom de zandkorrels.93
Een verder onderscheid wordt gemaakt op basis van de aan- of afwezigheid van ijzerdeeltjes onder de B-horizont. In het geval van hydro(morfe)podzolen is het ijzer onder de directe invloed van hoog grondwater weggespoeld en bestaat het ingespoelde materiaal uitsluitend uit organische stoffen.94 Bij xeropodzolgronden bevinden zich daarentegen ijzerhuidjes in de B-horizont.95 De laar- en veldpodzolgronden binnen het onderzoeksgebied behoren beide tot de humuspodzolen en zijn hydromorf van aard.96
De onderverdeling tussen laar- en veldpodzolen wordt gemaakt op basis van de dikte van het humushoudende materiaal in de A1-horizont. Zo hebben laarpodzolen een dikkere laag (30 à 50 centimeter) en veldpodzolen een dunnere.97 De dikte van deze horizonten wordt bepaald door de duur en intensiteit van vroegere plaggenbemesting. De dikkere A1-horizonten van laarpodzolgronden wijzen dan ook op relatief oude ontginningen en de dunnere A1-horizonten van veldpodzolgronden wijzen op jonge ontginningen.98 Aangenomen wordt dat waar de veldpodzolgronden zich nu bevinden, zich vroeger heidevelden bevonden.99
De laarpodzolgronden binnen het onderzoeksgebied zijn fijnzandig van samenstelling, liggen relatief gespreid door het gebied en komen veelal voor in de omgeving van hoge zwarte enkeerdgronden. De veldpodzolgronden zijn leemarm en fijnzandig van samenstelling en komen in het algemeen voor in gebieden met duidelijke hoogteverschillen. Het moedermateriaal van beide gronden bestaat overwegend uit dekzand.100
92 Stiboka 1979, p. 66.
93 Stiboka 1979, p. 66; Locher & De Bakker 1990, p. 66.
94 Stiboka 1979, p. 66; Locher & De Bakker 1990, p. 66.
95 Kuipers 1984, p. 278.
96 Kuipers 1984, p. 278.
97 Stiboka 1979, p. 79.
98 Stiboka 1979, pp. 79, 86.
99 Stiboka 1979, p. 93.
100 Stiboka 1979, pp. 84, 87.
44 Dikke eerdgronden
Meer nabij de Berkel bevinden zich dikke eerdgronden. Dit zijn oude bouwlandgronden die zich kenmerken door een humushoudende bovenste A1 horizont die dikker is dan vijftig centimeter.101 Dikke eerdgronden worden ook wel enkeerdgronden genoemd.
Op basis van de diepte van het aanwezige grondwater wordt er een verdeling gemaakt tussen hoge en lage enkeerdgronden.102 De hoge enkeerdgronden worden op hun beurt op basis van de kleur van de humushoudende horizont onderverdeeld in bruine en zwarte hoge enkeerdgronden.103 Zwarte enkeerdgronden zijn ontstaan door bemesting met heideplaggen en de bruine variant door het gebruik van grasplaggen.104
Binnen het onderzoeksgebied bevinden zich binnen de classificering ‘dikke eerdgronden’
bijna uitsluitend hoge zwarte enkeerdgronden. Deze bevinden zich dikwijls naast veldpodzolgronden. Hoewel de bodems als zwarte enkeerdgronden zijn aangemerkt, kunnen de A1 horizonten van deze bodems ondanks de zwarte toplaag aan de onderkant bruin zijn. Aan de noordzijde van de Berkel zijn de hoge zwarte enkeerdgronden voornamelijk fijnzandig met een relatief lage leemsamenstelling. Ten zuiden zijn deze eveneens fijnzandig, maar kennen de bodems een hoger leemgehalte. De dikte van de humushoudende bovengrond loopt bij beide gronden uiteen van 50 tot 120 centimeter.105 De hoge zwarte enkeerdgronden liggen veelal op dekzandruggen en dekzandkoppen, waardoor ze relatief hoog in het landschap liggen.
Naast de vele hoge zwarte enkeerdgronden bevindt zich ten noordwesten van Rekken een enkele bodem die als hoge bruine enkeerdgrond is aangemerkt. De humushoudende laag van deze bodem varieert van 50 tot 120 centimeter.106 In de ondergrond van hoge bruine enkeerdgronden is veelal een humuspodzol tot ontwikkeling gekomen. Ten noordoosten van Eibergen bevindt zich nog een leemarm en zwak lemig, fijn zandige lage enkeerdgrond.
101 Stiboka 1979, p. 89; Kuipers 1984, p. 279.
102 Bij hoge enkeerdgronden staat de gemiddelde laagste grondwaterstand dieper dan 120 centimeter onder het maaiveld. Bij lage enkeerdgronden staat deze tussen de 80 en 120 centimeter onder het maaiveld, Stiboka 1979, p. 89.
103 Kuipers 1984, p. 279.
104 Stiboka 1979, p. 58; Schelling et al. 1967, p. 26.
105 Stiboka 1979, pp. 94, 95.
106 Stiboka 1979, p. 92.
45 Dunne eerdgronden
Tussen de dikke eerdgronden bevinden zich (dunne) eerdgronden. Deze kenmerken zich door een donkere A1-horizont die 15 tot 50 centimeter dik is en door de ontbrekende inspoelingslaag.107 Binnen het onderzoeksgebied zijn alle eerdgronden hydromorf van aard, en dus spreken we van hydro(morfe)-eerdgronden. Dat houdt in dat zich bij deze bodems -net als bij de hydro-podzolen- geen ijzerhuidjes op de zandkorrels onder de A1-horizont bevinden.
De hydro-eerdgronden worden op basis van het moedermateriaal onderverdeeld in hydro-zandeerdgronden en hydro-kleieerdgronden. De hydro-zandeerdgronden worden dan weer op basis van het voorkomen van roestplekken onderverdeeld in beekeerdgronden en gooreerdgronden.108
Beekeerdgronden zijn vanaf het maaiveld tot ongeveer 80 cm diepte roestig, met de sterkste roestverschijnselen op 50 à 60 centimeter diepte.109 Ze hebben meestal een zwarte A1- horizont, maar een enkele keer zijn ze bruin van kleur. Binnen het onderzoeksgebied zijn deze gronden overwegend te vinden in de doorlopende laagten tussen de hoger gelegen podzolgronden en enkeerdgronden en bestaan ze uit lemig fijn zand. Het moedermateriaal van beekeerdgronden bestaat meestal uit zand dat minder fijn is dan de bovengrond. Dieper dan 80 centimeter is het zand vaak kalkrijk.110 De beekeerdgronden zijn meestal de oude graslanden.111
Gooreerdgronden hebben eveneens een zwarte humeuze A1, maar zijn slechts deels en vaak ook helemaal niet roestig.112 Deze gronden hebben een sterk tot zeer sterk lemig, fijnzandige samenstelling en hebben een humushoudende, dikwijls niet-roestige, bovengrond die qua dikte varieert van 15 tot 25 centimeter.113 In het noordoosten van het onderzoeksgebied, waar zich ondiep aan de oppervlakte oude klei bevindt, ligt in het droogdal op de vereffeningsrest-vlakte een gooreerdgrond. Tussen de sterk lemige bovengrond en de
107 Stiboka 1979, p. 97.
108 Schelling et al. 1967, p. 27; Stiboka 1984, p. 97.
109 Stiboka 1984, p.98.
110 Stiboka 1984, p. 98.
111 Kuipers 1984, p. 280; Schelling et al. 1967, p. 27.
112 Stiboka 1984, p. 101.
113 Stiboka 1984, p. 101.
46 oude klei is soms een dunne laag leemarm of zwak lemig zand aanwezig.114 In het westen ligt een reeks gooreerdgronden. Deze bevinden zich voornamelijk tussen de veldpodzolgronden.
Van de hydro-kleieerdgronden bevinden zich binnen het onderzoeksgebied leek- en woudeerdgronden. Deze gronden hebben een sterk humeuze, vaak roestige, bovengrond met een dikte die veelal rond de 20 centimeter ligt. Plaatselijk zijn de bovengronden moerig.115 De C- horizont bestaat overwegend uit zavel en de diepe ondergrond bestaat meestal uit matig fijn of zeer fijn zand, dat op grotere diepte kalkrijk kan zijn.116 Deze gronden bevinden zich in de (zij)dalen van de Berkel en in laagten tussen de dekzanden en tonen een sterke correlatie met beekdalbodems. Binnen de gebieden waar deze bodemsoort voorkomt waren veelal broekgebieden die in gebruik waren als hooiland te vinden.
Vaaggronden
Vaaggronden zijn gronden die nog maar korte tijd onderhevig zijn aan bodemvorming.117 Ze vertonen dan ook geen duidelijke profielontwikkeling, hebben geen duidelijke horizonten en ook geen typisch donkere bovengrond.118 De meeste onder water afgezette kleigronden bestaan direct na de afzetting uit slappe, natte blauwgrijze modder.119 Als deze gronden worden ingedijkt veranderen de omstandigheden, waardoor deze slappe modder kan rijpen tot een stevige bruingrijze grond.120 Een vaaggrond verwordt dan tot een hydro(klei)vaaggrond.
Binnen de hydrovaaggronden worden drie groepen onderscheiden, namelijk gronden met 1) een veenondergrond, 2) een ondergrond van slappe klei, of 3) een zonder veenlagen of een slappe laag in de ondergrond.121 Deze laatste variant wordt een poldervaaggrond genoemd.
Binnen het onderzoeksgebied hebben ze een A1-horizont van 15 à 20 centimeter dik die veelal grijsbruin tot rossig bruin is en in verhouding tot de C-horizont een gering contrast bevat.122 De
114 Stiboka 1984, p. 102.
115 Stiboka 1984, p. 106.
116 Stiboka 1984, p. 106.
117 Schelling et al. 1967, p. 18.
118 Kuipers 1984, p. 227.
119 Kuipers 1984, p. 216; Schelling et al. 1967, p. 28.
120 Kuipers 1984, p. 216; Schelling et al. 1967, p. 28.
121 Schelling et al. 1967, pp. 28, 29.
122 Stiboka 1984, p. 108.
47 bovengrond kan ijzerrijk zijn, en kan zelfs brokken ijzeroer bevatten.123 De poldervaaggronden behoorden tot aan de beekverbeteringen en bekadingen tot het inundatiegebied van de Berkel.124 Deze bodems bevinden zich dan ook binnen de beekdaloverstromingsvlakte.
Overige gronden
Tot slot bevinden zich in het hoge oosten van het onderzoeksgebied nog een tweetal gronden die tot de categorie ‘overige gronden’ behoren. Het gaat hier om gronden met een donkere bovenlaag van 20 à 35 centimeter, veelal gevolgd door een laag dekzand, waarna de tertiaire klei voorkomt. Binnen zowel de zand- als kleilagen kan podzolering voorkomen.125
2.5 Natuurlijke watersysteem
In de loop der eeuwen is het karakter van het watersysteem binnen het onderzoeksgebied door menselijke activiteit gemodificeerd. Dat heeft in dergelijke mate plaatsgevonden dat er van een natuurlijk watersysteem geen sprake meer is. Desondanks kan de oorspronkelijke waterhuishouding op supraregionaal niveau door middel van eerder uitgevoerd onderzoek gereconstrueerd worden. Het watersysteem binnen het onderzoeksgebied wordt gereconstrueerd aan de hand van een analyse van de hoogtekaart en de geomorfologische kaart.
Pleistoceen
De regio rondom het onderzoeksgebied wordt gedomineerd door de Berkel. Deze is tijdens het Weichselien ontstaan en was toen een smeltwaterrivier met een inconsistente steile piekafvoer.126 Deze inconsistente afvoer zorgde ervoor dat de Berkel waarschijnlijk een vlechtende vorm had. Vlechtende rivieren hebben meerdere ondiepe geulen die zich herhaaldelijk splitsen en dan weer bij elkaar komen.127
Een dal afkomstig uit het Laat-Pleniglaciaal (ca. 15.000 jaar geleden), een periode waarin
123 Stiboka 1984, p. 108.
124 Stiboka 1984, p. 109.
125 Stiboka 1984, p. 110.
126 Cohen et al. 2009, p. 84.
127 Jongmans et al. 2013, p. 379; Cohen et al. 2009, p. 40.
48 de grootste smeltwaterafvoerpieken optraden, wijst erop dat de Berkel in vroegere tijden een aanzienlijk grotere afvoercapaciteit had dan tegenwoordig.128 Dat blijkt eveneens uit een (ongepubliceerd) intern onderzoek van waterschap Rijn en IJssel, waarin een indicatie wordt gegeven over de afvoercapaciteit en de omvang van het stroomgebied van de Berkel van voordat deze is aangetast door de mens.129 Zo blijkt uit hydrologische berekeningen dat het meest voorkomende debiet in het Weichselien 800 tot 900 m³ per seconde moet zijn geweest.
Dat is zo’n tien maal hoger dan dat van de huidige Berkel, die een maximale afvoer van 78m³ per seconde aan kan.130 Het vroegere stroomgebied wordt berekend op ca. 9000 km², wederom zo’n tien maal groter dan dat van de huidige Berkel, dat ongeveer 950 km² bedraagt.131
De Berkel mondde destijds uit in het IJsseldal, dat toen bestond uit een complex van kleinere, vlechtende smeltwaterrivieren.132 Eerder, in het Eemien (130 duizend tot 115 duizend jaar geleden), stroomde de Rijn in dit dal.133 Toenemende sedimentatie en glacio-isostatische opheffing hebben er echter voor gezorgd dat de Rijn het IJsseldal geleidelijk heeft verlaten en westwaarts is gaan stromen (Figuur 2.15).134
128 Cohen et al. 2009, p. 84.
129 Van Empel 2021, p. 18.
130 Waterschap Rijn en IJssel, 2022. Afvoerkarakteristieken.
131 Waterschap Rijn en IJssel, 2022. Samenvatting.
132 Cohen et al. 2009, p. 96.
133 Stouthamer et al. 2020, p. 191.
134 Stouthamer et al. 2020, p. 208; Cohen et al. 2009, p. 95; Glacio-isostatische opheffing is het omhoog komen van de bodem door het smelten van landijs.
49 Figuur 2.15. Ontwikkelingen van riviersystemen in Nederland vanaf ca. 145.000 jaar geleden tot 9000 jaar
geleden, naar Cohen et al. 2009, Figuur 5.
Hoewel het lange tijd onduidelijk is geweest of het Berkelwater zijn weg vervolgde naar het noorden of naar het zuiden, is het waarschijnlijk dat de Berkel, maar ook de Oude IJssel, vanaf de verlegging van de Rijn ging fungeren als een zijrivier daarvan (zie Figuur 2.16).135 Dat vermoeden is gebaseerd op het gegeven dat de Berkel vanaf het
wegvallen van de Rijn in eerste instantie nog een noordwaarts gerichte spoelwaaier afzette, maar dat in het Laat-Pleniglaciaal een zuidwestelijk gerichte waaier actief werd.136 De vanaf toen inactieve noordelijke waaier raakte toen bedekt met dekzand.
Figuur 2.16. Hypothetische reconstructie van de afwateringssituatie in het IJsseldal in het Holoceen van voor de IJsselavulsie. Het gebied tussen het huidige Zutphen en Doetinchem bestaat uit dekzandruggen en scheidt de waterlopen van elkaar, naar Van Beek 2009, Figuur 6.4.
135 Cohen et al. 2009, p. 84; Van Beek 2009, p. 146.
136 Cohen et al. 2009, p. 84.
50 Holoceen
In het Holoceen kregen rivieren over het algemeen een meer meanderende vorm (zie Figuur 2.17).137 Dat was het gevolg van verscheidene factoren. Zo ontwikkelde de vegetatie zich door de temperatuurstijging waardoor de sedimentlast veranderde en de beken een door regenval gedomineerd afvoerregime kregen met minder grote, maar meer frequente piekafvoeren.138
Figuur 2.17. Verschillen tussen riviertypen, naar Cohen et al.
2009, Figuur 9.
Echter hadden de meeste beken in ieder geval aan het begin en in het midden van het Holoceen waarschijnlijk geen duidelijk afgebakende stroomgebieden, omdat aan het einde van het Weichselien delen van het landschap waren dicht gestoven.139 Hierdoor raakte het oorspronkelijke afwateringspatroon verstopt. Door de gebrekkige afvoer ontstonden in het beekdal drassige vlakten en ondiepe meren met een begroeiing van natte broekbossen en moerasvegetaties.140 De vegetatie had een remmende werking op de waterafvoer, wat tot verdere vernatting leidde.141 Hoewel ook de afvoer van de Berkel geremd werd, getuigt een dal met een breedte van 1000 tot 1250 meter dat de afvoer en dynamiek van de rivier aan het begin van het Holoceen nog altijd aanzienlijk groter was dan tegenwoordig.142
Vanaf het Atlanticum nam het verhang van de rivieren verder af en gingen ook de grondwaterstanden omhoog.143 Dat kwam doordat de zeespiegel als gevolg van het smelten van de ijskappen steeg. Het water werd sterk gebufferd door de broekbossen, die als spons fungeerden. Het is waarschijnlijk dat beken in deze periode nauwelijks meanderden. Door de
137 Neefjes et al. 2011, p. 41; Van Beek 2009, p. 144.
138 Van Beek 2009, p. 144; Cohen et al. 2009, p. 39.
139 Willemse 2008, p. 96.
140 Neefjes et al. 2011, p. 41.
141 Willemse 2008, p. 96.
142 Van Beek 2009, pp. 205, 214
143 Willemse 2008, p. 96.
51 dichte vegetaties zal er namelijk weinig erosie zijn geweest.144 Langs de bovenlopen van beken ontstond onder invloed van voedselarm regenwater broekveen en veenmos. Zo ontwikkelde zich stroomopwaarts van de Berkel een veenkussen, waardoor het water niet alleen naar de benedenloop van de Berkel, maar ook diffuus naar kleinere beken zoals de Hunnepe en de Regge vervoerde.145
In sommige beekdalen werd in het Holoceen door kwelwater gevoed mesotroof broek- en zeggeveen gevormd.146 Echter toont een profiel van een kalkloze poldervaaggrond – zie ook subparagraaf 2.4.4 – dat er ondanks de aanwezigheid van moerasvegetaties en broekbossen in het beekdal geen bewijs is voor de vorming van broek- en zeggeveen (Figuur 2.18). De opbouw betreft namelijk op een diepte van 120 tot 50 centimeter voornamelijk zandige afzettingen, gevolg door een 5 centimeter dikke laag ijzeroer. Daarbovenop bevindt zich beekklei.
Figuur 2.18. Profiel van een kalkloze poldervaaggrond ten westen van Lochem, naar Stiboka, aanhangsel 2, analyse nr. 34.
144 Willemse 2008, p. 96.
145 Cohen et al 2009, p. 86.
146 Pinkert 2017, p. 34.
52 In het Laat-Holoceen, meer specifiek rond de Laat-Romeinse tijd of de Vroege Middeleeuwen (de datering is nog onderhevig aan discussie) breekt de reeks dekzandruggen tussen het huidige Zutphen en Doetinchem door, waardoor een nieuwe noordwaarts stromende waterweg ontstaat; een eerdere versie van de IJssel.147 De exacte oorzaak van deze ‘IJsselavulsie’
is nog onduidelijk, maar een van de hypothesen is dat dit het gevolg is van een grote Rijnoverstroming, die optrad bij een extreme afvoer. Vanaf dit moment vervolgt het Berkelwater niet langer zijn weg naar het zuidwesten, maar stroomt deze met de IJssel mee naar het noorden.
Eibergen-Rekken
De in paragraaf 2.3 besproken fluviatiele geomorfologische eenheden zijn een aanwijzing met betrekking tot het natuurlijke stroomgebied van de Berkel binnen het onderzoeksgebied. Deze eenheden lopen in de breedte – dus van noord naar zuid - zodanig uiteen dat het duidelijk is dat de Berkel eertijds ten noorden en ten zuiden ten opzichte van haar huidige positie heeft gestroomd.
Om de mogelijke positie van de Berkel in het Weichselien te reconstrueren zijn de hoogteverschillen op de AHN geanalyseerd (Figuur 2.19). De rivier heeft relatief zichtbare geulen of laagtes uitgesleten. Echter zullen dit niet allemaal paleogeulen zijn. Daarom is de nabije aanwezigheid van dekzandruggen sterk meegewogen. De Berkel had in het Weichselien namelijk een vlechtende vorm. Als vlechtende rivieren in de koude winter droog kwamen te liggen, dan stoof de bedding op.148 Het fijnste zand verplaatste zich over grote afstanden, maar het grovere stuifzand hoopte zich langs de geulen en dalranden op in de vorm van uitgestrekte ruggen.149
147 Cohen et al 2009, p. 105; Van Beek 2009, pp. 145, 146.
148 Smeenge 2020, p. 116.
149 Willemse 2008, p. 92.
53 Figuur 2.19. Mogelijke paleogeulen van de Berkel afgebeeld op de AHN3. De rivier zal grilliger van vorm
zijn geweest dan de reconstructie doet vermoeden.
Dit Laat-Pleistocene vlechtende watersysteem zal voornamelijk gevoed zijn door smeltwater afkomstig vanuit het hogere Duitse plateau, maar de droogdalen ten noordoosten van Rekken wijzen er ook op dat er vanuit het Oost-Nederlands Plateau smeltwater werd aangevoerd.
Gedurende het Holoceen kreeg de Berkel op den duur één meanderende hoofdbedding.
Echter zal de overgang van een vlechtend systeem naar een enkele meanderende bedding zeer geleidelijk zijn gegaan. Aan het begin en in het midden van het Holoceen raakte het watersysteem namelijk sterk verstopt en vernatte het beekdal. In deze periode zal de Berkel diffuus door allerlei natte vegetaties hebben gelopen. Het is niet duidelijk of de rivier in deze periode al de Pleistocene vlechtende paleogeulen heeft verlaten. Aangezien de afvoer in deze periode minder was dan in het Pleistocene is dat wel denkbaar. Echter is het waarschijnlijk dat het water deze paleogeulen bij extreem hoge afvoer wel weer opzocht, waardoor ze weer water gingen voeren en sedimenten gingen afzetten. Dat was het geval in het Dinkeldal in Noordoost- Twente, een gebied met een relatief vergelijkbaar landschap.150
Het gegeven dat de transformatie van vlechtend naar meanderend geleidelijk heeft plaatsgevonden, in combinatie met de mogelijkheid dat paleogeulen uit het Weichselien bij extreem hoge afvoer mogelijk weer actief werden, maakt het moeilijk in te schatten waar de
150 Smeenge, 2020.
54 hoofdbedding van de Berkel zich in het Holoceen bevond. Echter zijn aan de hand van de AHN wel twee dalen te onderscheiden die sterk doen vermoeden dat de later ontstane hoofdstroom van de Berkel hier in ieder geval heeft gelegen (Figuur 2.20).
Figuur 2.20. Scherp afgetekende stroomdalen op de AHN 3.
Van het oostelijke stroomdal kan dat aan de hand van HISGIS bevestigd worden. De ruimtelijke gegevens in HISGIS zijn gebaseerd op kadastrale minuutplans die rond 1832 zijn ingemeten door landmeters. Zodoende zijn deze ruimtelijke gegevens relatief nauwkeurig. De Berkel van 1832 is aan de hand van deze data ingetekend en weergegeven op de geomorfologische kaart en de topografische kaart (Figuur 2.21 en Figuur 2.22). Deze versie van de Berkel vertegenwoordigt een relatief natuurlijke loop, omdat er voor 1832 nog geen grootschalige Berkelverbeteringen uitgevoerd zijn. Oudere historische kaarten zijn helaas van dermate lage ruimtelijke nauwkeurigheid dat de exacte ligging van vóór 1832 lastig is te bepalen.