2.2 De regio’s en hun landschappelijke ontwikkeling

Deelregio’s

Holoceen Noord-Nederland kent een duidelijke landschappelijke geleding die onlosmakelijk verbonden is met de morfologie (geometrie) van de pleistocene ondergrond.⁴⁹ [49] In deze paragraaf worden de gewestelijke namen gehanteerd zoals die in de Vroege Middeleeuwen zijn ontstaan en sindsdien worden gebruikt. Formeel is dat niet juist omdat die indeling aansluit bij de landschappelijke situatie van dat moment. Tijdens de laatste ijstijden zijn door ijswerking (stuwing) en erosie hogere ruggen en dalen ontstaan. Via de dalsystemen stroomden aan het einde van de laatste ijstijd (het Weichselien) lokale rivieren zoals de Vlie, Boorne, Hunze en Fivel naar zee. Bij de beschrijving van het gebied is het gebruikelijk om met Westergo in het westen te beginnen en met Fivelgo in het oosten te eindigen. Daardoor bestaat ten onrechte weinig aandacht voor het grote gebied dat zich uitstrekt tussen Westergo en het voor erosie resistente, pleistocene hoog van Texel.⁵⁰ [50] Lenselink & Koopstra 1994. Voor Texel en omgeving: zie Woltering 1994 en 1996-1997. In de IJzertijd en de Romeinse IJzertijd strekte zich hier ter weerszijden van de Vliestroom een omvangrijk wad- en kweldergebied uit, dat ongetwijfeld intensief werd gebruikt en bewoond. Al op 16de-eeuwse kaarten maakte men zich op basis van klassieke bronnen een voorstelling van dit gebied. Ook op recente paleogeografische kaarten figureert het,⁵¹ [51] Zagwijn 1986; De Mulder et al. 2003. hoewel het gebied en zijn ontwikkeling door een gebrek aan gegevens nooit in detail te reconstrueren zal zijn. Dit door de zee verzwolgen gebied zal uitdrukkelijk moeten worden meegenomen in beschouwingen zaken als over erosie- en sedimentatiegeschiedenis, de kolonisatiegeschiedenis, de verkeersgeografische structuur en het agrarisch-economische potentieel van Noord-Nederland. Op kleinere schaal geldt hetzelfde voor het Dollardgebied, waar een flink stuk oever van de beneden-Eems in de Late Middeleeuwen ten prooi viel aan het water en het oude bewoningspatroon alleen nog met behulp van schriftelijke bronnen kan worden gereconstrueerd.

De beschrijving van de verschillende deelregio’s en hun landschappelijke ontwikkeling is gebaat bij een meer omvattend Noord-Nederlands perspectief. Tot in de late prehistorie werd de ontwikkeling van het Noord-Nederlandse kustgebied bepaald door de postglaciale, wereldwijde zeespiegelstijging. Als gevolg hiervan werden de pleistocene rivierdalen van de Boorne, Hunze en Fivel door de zee overstroomd en veranderden deze riviersystemen in mariene getijdenbekkens. Door de mariene verdrinking en de vernatting in het omliggende gebied (veenvorming) werden oude mesolithische en neolithische bewoningsmogelijkheden op de lager liggende pleistocene gronden in Noord Nederland successievelijk vernietigd.

Ongeveer vijfduizend jaar geleden vertraagde de stijging van de zeespiegel. De mariene getijdenbekkens van de Boorne, Hunze en Fivel slibden geleidelijk aan dicht en er kwam er een einde aan de mariene verdrinking van het achterland. Tussen de kustlijn (die tijdens het midden-Holoceen iets ten noorden van de huidige Waddeneilanden lag) en het pleistocene achterland ontstond een gevarieerd landschap van eilanden, wadden, kwelders, venen en uitlopers van de hoge zandgronden (‘pleistocene koppen’). De oeverwallen langs rivieren en kwelders boden nieuwe mogelijkheden voor bewoning die in de Late Bronstijd en deVroege IJzertijd voor het eerst werden benut. Vanaf dat moment (en tot op de dag van vandaag) is het gebied vrijwel ononderbroken bewoond geweest. Van regio tot regio bestaan er echter forse verschillen in de bewoningsgeschiedenis. Een geschiedenis van het terpengebied is dan ook altijd de optelsom van de geschiedenissen van de individuele regio’s.

Paleogeografie

Al in het midden van de 15de eeuw bestond in Nederland het besef dat het kustgebied van de Noordzee sinds het begin van de jaartelling aan forse veranderingen onderhevig was geweest.⁵² [52] Zie de ‘paleogeografische’ bijkaart in de kaart van Ortelius’ kaart van de Nederlanden (1579). Deze bijkaart gaat terug op een kopie van Sibrandus Leo van een manuscript-kaart van Joachim Hopper, een Fries in dienst van de Spaanse koning. Uit die tijd dateren ook de eerste kaarten die een indruk proberen te geven van het Nederlandse grondgebied in de Romeinse tijd. Zij vormen de basis voor een paleogeografische traditie, waarin de Nederlandse geologie zich tot op de dag van vandaag wezenlijk onderscheidt van de omringende landen.

Voor Noord-Nederland zijn tegenwoordig paleogeografische reconstructies beschikbaar die in grote lijnen de genese van dit kustgebied schetsen vanaf het einde van de laatste ijstijd tot aan het moment van de bedijking. Daarnaast zijn van verschillende deelgebieden (Texel, Westergo en de Lauwerszee) gedetailleerde paleogeografische kaarten beschikbaar die de landschappelijke ontwikkelingen documenteren in de late prehistorie en protohistorie.⁵³ [ 53] Griede 1978; Fokkens 1991 en 1998; Knol 1993; Woltering 2000; Vos 1999; Groenendijk & Vos 2002(a). Bij de productie van deze paleogeografische kaarten is aansluiting gezocht bij de nieuwste ontwikkelingen in de studie van het Nederlandse kustgebied.

Kustgenese: van trans- en regressie naar erosie en sedimentatie

Tot voor kort werd de vorming van het Nederlandse kustlandschap in hoofdzaak verklaard door de combinatie van twee externe - gebiedsonafhankelijke - factoren: de postglaciale, relatieve zeespiegelstijging en de fluctuaties in deze zeespiegelstijging. De schommelingen in de zeespiegelstijging zouden in het hele Nederlandse kustgebied een cyclische opeenvolging van trans-en regressieve fasen hebben veroorzaakt. De laatste jaren is echter met recht gepleit voor een bredere procesmatige benadering van de holocene kustgenese: de ontwikkeling van de verschillende (Nederlandse) kustregio’s wordt nu opgevat als het resultaat van de wisselwerking tussen de relatieve zeespiegelstijging, de vorm van de pleistocene rivierdalen, de aanvoer van sediment en - vanaf de laatste fase van het Holoceen - het ingrijpen van de mens.⁵⁴ [54] Beets, Van der Spek & Van der Valk 1994; Beets & Van der Spek 2000; Vos 2001(a); 2001(b); 2002(a); 2002(b). Onlangs heeft Behre (2003) een nieuw beeld geschetst van de postglaciale zeespiegelstijging en de ontwikkelingen in de laatste drie millennia, geduid in termen van trans- en regressies. Daarbij moet echter de kanttekening gemaakt worden dat het hier gaat om fasering die alleen geldig is voor de Duitse Bocht. Een vergelijking met de opeenvolging van trans- en regressieve periodes in verschillende Nederlandse kustgebieden maakt namelijk duidelijk dat ze niet samenvallen (mond. meded. Vos (TNO-NITG); zie ook Vos & Kiden 2005). Het probleem is dat men buiten Nederland niet bekend is met de Nederlandse ‘afrekening’ met het trans-/regressie-model (zie ook hoofdstuk West-Nederland in de Late Prehistorie). Daarbij moet worden bedacht dat de aanvoer van sediment op haar beurt wordt bepaald door een drietal factoren die meestal een lokale en regionale variatie laten zien: de beschikbaarheid van sediment, de horizontale en verticale ruimte voor afzetting en het transportmechanisme. Het ‘procesmatige’ model is ook voor het Noord-Nederlandse onderzoek uiterst vruchtbaar omdat zo de aanzienlijke variatie in landschappelijke ontwikkeling tussen de diverse deelregio’s beschreven kan worden.

In Noord-Nederland vormde de zeewaartse kant van de eilanden en de achter de eilanden gelegen wadvlaktes de belangrijkste bron van sediment voor de getijdenbekkens.⁵⁵[55] Groenendijk & Vos 2000, 60. De erosie van deze zones leidde tot een landwaartse beweging van de eilanden. Het geërodeerde sediment dat via de getijstromen naar de getijdenbekkens werd getransporteerd leidde ertoe dat de bekkens ondieper werden en dat de kwelders aan de achterzijde aangroeiden. Vanaf het midden-Holoceen werd het gebied waar de zee vrij in- en uit kon stromen door deze verlanding geleidelijk aan kleiner. Omdat de getijslag (getijdenamplitude) in de loop van het Holoceen steeds groter werd,⁵⁶ [56] Vos & Van Kesteren, 2000. ging het totale getijvolume in het Noord Nederlandse getijdengebied (= de hoeveelheid water die tijdens eb en vloed in en uit het getijdensysteem stroomt) niet sterk achteruit. Omdat het getijvolume niet wezenlijk kleiner werd, nam ook de totale grootte van de getijdengeulen en zeegaten niet af. Door de landwaartse verplaatsing van de kustlijn (deze kwam in het Laat-Holoceen ter hoogte van de huidige Waddeneilanden te liggen) en de zeewaartse verplaatsing van de kweldergebieden in de getijdenbekkensystemen kwamen de zeewaartse kwelders steeds dichter tegen de kustlijn en de grote zeegatsystemen aan te liggen. Hierdoor namen de energetische condities tijdens extreem hoogwater in deze kweldergebieden toe. De kwelderafzettingen die zich langs de getijdenkreken en de waddengebieden vormden werden daardoor in de loop van het Holoceen (vanaf ca. 2000 tot 1000 v.Chr) steeds zandiger (‘klei met kronkelige zandlaagjes’). Als gevolg daarvan ontwikkelden zich betrekkelijk zandige en hoge kwelderruggen langs de zeewaartse kwelderranden, ook wel kwelderwallen genoemd. Vanaf de Bronstijd breidden deze zandige kwelders zich - in de getijdenbekkens van de Boorne (Westergo), Hunze en Fivel - in (noordelijke) horizontale en verticale richting uit over de wadvlaktes. Hoog opgeslibde kwelders die minder dan vijftig dagen per jaar overstroomden – zogeheten middenkwelders – waren geschikt voor bewoning, maar dan alleen op terpen: bewoning van vlaknederzettingen was in dit milieu uitgesloten.

Tot slot moet hier aandacht besteed worden aan de ontwikkelingen in de meer zuidelijke gebieden die niet direct tot het kustgebied gerekend hoeven te worden, maar waarvan de geschiedenis sterk bepaald wordt door de kustgenese: de pleistocene gebieden van Friesland, Groningen en Drenthe die in de loop der tijd met veen overdekt raakten. Hoewel de uiteindelijke, volmiddeleeuwse veenverspreiding op basis van bodemkundige en historische kaarten en naamkundig onderzoek kan worden gereconstrueerd is het betrekkelijk moeilijk het holocene proces van vernatting van de zandgronden en de opvolgende overvening te reconstrueren.⁵⁷ [57] Zie Fokkens 1998, 46-55. Voor een dergelijk reconstructie staan twee wegen open. In de eerste plaats een empirische: het verzamelen en ‘plotten’ van C14-gedateerde veenvoorkomens. In de tweede plaats een modelmatige: een vergelijking van het Pleistocene oppervlak met de zeespiegelcurve.⁵⁸ [58] Op de paleogeografische kaarten van Knol 1993, Fokkens 1998, Vos (i.e. de NOaA-generatie van de Zagwijn-kaarten (oorspronkelijk 1986)) en Spek 2004 zijn beredeneerde reconstructies te vinden van de verspreiding en genese van het veen in Noord-Nederland. Het is van groot belang dat nieuwe ontsluitingen van veenpakketen, juist ook van kleine veenrestanten in verder geheel verveende gebieden, goed worden bemonsterd, beschreven en gedateerd.

Landschappelijke dynamiek: Westergo

Op regionaal niveau tekenen zich aanzienlijke variaties af in het hierboven beschreven patroon van erosie en sedimentatie. Deze variatie werd bepaald door de aan- of afwezigheid van sediment, de lokale energetische condities en het ingrijpen van de mens. Westergo is een mooi voorbeeld. Voor dit gebied beschikken we over de meest gedetailleerde beschrijving van de geologisch-landschappelijke ontwikkeling.⁵⁹ [59] Fokkens 1998; Vos 1999. Een betekenisvol begin kan hier gevonden worden in het moment dat door de vermindering van de zeespiegelstijging een situatie ontstond waarbij de kustlijn zich niet langer terugtrok en er sprake was van een opvulling van het erachter gelegen getijdenbekken. Door sedimentatie groeiden kwelders in een noordelijk richting uit over de wadvlakten; in het achterland werd zware klei of knipklei afgezet. Vanaf ca. 700 v.Chr. waren er in het Oude Land (het zuidelijke deel van Westergo) middenkwelders beschikbaar die zich leenden voor een eerste bewoning op terpen.

Aanvankelijk bestond Westergo in feite uit twee delen: één ten westen en één ten oosten van een V-vormig bekken. Tijdens de hele pre- en protohistorie was er aan de oostzijde sprake van een hogere en meer zandiger opslibbing dan aan de westzijde. Dit is terug te voeren op verschillen in energetische condities waaronder sedimentatie plaatsvond. Het westelijke deel lag tijdens storm in de luwte van de Grienderwaard. Daardoor waren daar de golven (golfenergie) van de Waddenzee minder krachtig en bezonk daar relatief veel fijnkorrelig sediment. Zo’n bescherming ontbrak aan de oostzijde. Dit kweldergebied was tijdens noordwesterstormen blootgesteld aan een sterke golfaanval, golven die via het Friese zeegat vanuit de Noordzee binnen kwamen. Als gevolg van de hoog-energetische condities kwam tijdens storm in de kwelderrandzone van het oosten van Westergo veel zandig materiaal tot bezinking.

Zoals hierboven beschreven werd, breidde Westergo zich in de loop van de IJzertijd en de Romeinse (IJzer-)tijd geleidelijk aan uit in noordelijke richting. Hierbij ontstonden successievelijk nieuwe kwelderwallen die zich leenden voor bewoning.⁶⁰[60] Voor het ontstaan van kwelderwallen, zie Vos 1999. Op basis van gidsartefacten is de stapsgewijze kolonisatie van deze wallen goed te volgen.⁶¹ [61] De Langen et al. 1997(a); 1997(b); 1997(c); De Langen & Hommes 1998; De Langen & Nierstrasz 1998. Tussen 250 en 500 n.Chr. raakte het gehele getijdenbassin van Westergo opgevuld en groeide uit tot een uitgestrekt middelhoog kweldergebied. In de loop van de Middeleeuwen verdwenen de sedimentatieverschillen tussen de oostelijke en westelijke helft geleidelijk aan door de erosie van de Grienderwaard. Langs de noordelijke rand van Westergo ontstond één grote afsluitende kwelderwal.

In de protohistorische ontwikkeling van Westergo tekenen zich twee belangrijke factoren af. Tussen de derde en vijfde eeuw raakte de kust hier zo hoog opgeslibd dat alle kreken uit het achterland verstopt raakten. De afwateringsrichting keerde daardoor om en oriënteerde zich vanaf dat moment op de getijdensystemen van de Marne en de Middelzee. Door de voortgang in de zeespiegelstijging en de ontwatering (exploitatie door de mens) kwamen grote delen van het veen- en kleigebied van zuidelijk Westergo steeds lager te liggen. Daardoor kon de zee via beide systemen steeds makkelijker het land binnendringen. In de loop van de 8ste-10de eeuw resulteerde de bodemdaling en de daarmee gepaard gaande vergroting van de komberging-(of getijvolume) in het diep uitslijten van brede getijdengeulen tot ver in het binnenland. Zelfs tot Sneek was de getijdengeulvergroting merkbaar; daar maakte de Marne contact met de Middelzee.⁶²[62] Vos 2001; 2002(a) ; 2002(b). Vanaf de 10de eeuw werd de opslibbing door mariene sedimentatie geleidelijk aan belangrijker dan de vergroting van de komberging door bodemdaling; langzaamaan slibde het achterland weer hoog op. Grote delen van Westergo (en Oostergo) werden in de daarop volgende periode bedijkt. In zo’n vijfhonderd jaar tijd raakte de Middelzee tussen de nieuwe dijken langzaam aan volledig opgevuld.

Landschappelijke dynamiek: Oostergo en overige regio’s

Jammergenoeg heeft Oostergo sinds het promotieonderzoek van Griede weinig in de belangstelling gestaan van geologen.⁶³[63] Griede 1978. Het verschil in ontwikkeling met Westergo is opmerkelijk, maar niet onverklaarbaar. De ontwikkeling van Oostergo is namelijk voor een belangrijk deel bepaald door het feit dat in de ondergrond geen pleistoceen dalsysteem voorkomt maar juist een pleistocene rug (kop) - een uitloper van het Drents Plateau. Terwijl de getijdenbekkens van de Boorne en de Hunze tijdens het vroeg-Subatlanticum verlandden, werden in die tijd de veengebieden – die zich op de hooggelegen pleistocene zandgronden van Oostergo hadden gevormd – juist overstroomd door de zee en vormden zich daar nieuwe kweldergebieden. Hier was dus sprake van een laatprehistorische en protohistorische uitbouw van de kwelderkust (ten koste van het veengebied) in landwaartse richting. Door landwaartse kwelderuitbouw in de gebieden met de pleistocene koppen in de ondergrond en de zeewaartse uitbouw van de kwelders in de getijdenbekkens in het vroeg-Subatlanticum ontstond er in de Romeinse tijd een min of meer rechte, oost-west lopende kwelderkustlijn, grenzend aan het waddengebied van de Noord-Nederlandse Waddenzee. In het gebied van de latere Lauwerszee, Middag/Humsterland en Hunsingo, is de ontwikkeling goed te vergelijken met Westergo.⁶⁴[64] Groenendijk & Vos 2000. Ook hier speelt een diep in de ondergrond gelegen beekdal een prominente rol, namelijk dat van de Hunze. Rond 1500 v.Chr. kwamen in de V-vormige monding van de Hunze de eerste kwelders tot ontwikkeling. Deze breidden zich in een periode van duizend jaar geleidelijk aan uit in noordwaartse richting. Rond het begin van de jaartelling was daardoor ook hier sprake van een rechte, lijnvormige overgang tussen kwelder en wad, parallel aan de eilanden aan de kust. Deze lijn verschoof in de paar eeuwen daarna nog iets in noordwaartse richting. In het Hunze-kweldergebied deden zich later (in de 8ste eeuw en daarna) weer zeer ingrijpende veranderingen voor. Voortgaande zeespiegelstijging en antropogene maaiveldverlaging in de veen- en kleigebieden hadden een omvangrijke mariene transgressie tot gevolg, waardoor de Lauwerszee ontstond.⁶⁵[65] Zie Groenendijk & Vos 2000, 60-61 voor de wijze waarop antropogene maaiveldverlaging en mariene transgressie een onomkeerbaar proces van erosie veroorzaakten dat pas na vier- tot zeshonderd jaar stopte. De vorming van dit mariene inbraaksysteem vertoonde grote parallellen met de genese van de Middelzee.

Vanaf de 11de eeuw werd ook hier het verlandingsproces door opslibbing weer belangrijker dan de antropogeen beïnvloede bodemdaling. Mede daardoor kwam in de kwelderrandgebieden de bedijking op gang. De indijking van het gehele geïnundeerde gebied werd pas ver in de 20ste eeuw definitief voltooid. De bouw van de zeesluizen bij Zoutkamp in 1877 vormde een keerpunt; het betekende het definitieve einde van de mariene invloed in het achterland via het Reitdiep (eertijds zelfs merkbaar tot in de stad Groningen).

De genese van de Fivelboezem is in grote lijnen vergelijkbaar met de kustontwikkeling in het Boorne-bekken (Westergo) en het Hunze-bekken (Middag/Humsterland). Ook hier zien we de geleidelijke zeewaartse ‘verkweldering’ van het getijdenbekken en de bekkenmonding.⁶⁶ [66] Miedema 1990 en 1999/2000. Alleen vond hier de definieve verlanding (‘verkweldering’) van het hele systeem later plaats dan in het Boorne- en Hunze- bekken. In de Fivelboezem moest een groter zeegat gesloten worden dan in de Hunzemonding, wat tot de vorming van langer en breder uitgebouwde haakwallen leidde. Karakteristiek is hier het overheersende oostwaartse sedimenttransport, dat in de luwte van de haakwallen vooral de westoever van het Fivel-estuarium deed aangroeien. Het is opmerkelijk is dat zich hier in de loop van de Vroege Middeleeuwen geen mariene transgressie van enige omvang voltrok (elders werden die door natuurlijke en antropogene factoren veroorzaakt). De Fivelboezem was en bleef in die tijd voor het grootste deel een waddengebied. Een antropogeen gestuurde transgressieve ontwikkeling vond wel verder oostelijk plaats, in het Dollardgebied; hier manifesteerde het zich echter pas tussen de 14de en het begin van de 16de eeuw. Ten oosten van het stroomgebied van de Fiemel/Oude Ae vormde zich toen de Dollardboezem. De ingrediënten voor de vorming van een nieuwe zeeboezem waren echter al voorhanden. Ten oosten van de weinig erosieve kleizone van het dal van de Oude Ae lag namelijk een uitgestrekt veengebied, van de beneden-Eems slechts gescheiden door een smalle kleistrook: de oeverwalzone. De veenontginningen die vanaf de 9de eeuw van start gingen, leidden uiteindelijk tot een enorme maaivelddaling met navenante problemen voor de afwatering, zelfs zo dat het spuien bij laag water problemen ging opleveren.⁶⁷[67] Casparie & Molema 1990. De vorming van de zeeboezem ging gepaard met de opruiming van ca. 11 km Eemsoever en een groot deel van het achterliggende veengebied, waarin alleen het zogeheten schiereiland van Winschoten, een keileemhoogte, gespaard bleef. De geologie en bodemvorming in het Dollardgebied zijn uitvoerig beschreven door De Smet;⁶⁸ [68] De Smet 1961. sindsdien is er geen wezenlijk nieuw onderzoek verricht. Veel onduidelijkheid bestaat nog over de ouderdom van de ‘Eemsklei’ die in verdronken beekdalen plaatselijk onder de Dollardklei voorkomt. De Smet noch Roeleveld kaderen de sedimentatieperiode van deze klei bevredigend in; de datering ervan beweegt zich heel ruim tussen het einde van het 3e millennium en de Vroege Middeleeuwen. Een betere geologische inkadering zou de mogelijkheden voor een landschapsreconstructie en een reconstructie van de vestigingsfactoren voor de mens aanzienlijk kunnen verbeteren.⁶⁹ [69] Zie ook de deelstudie ‘Oude Ae’ in Groenendijk 1997(a).

Relevante onderzoeksvragen

In toekomstig onderzoek zal op basis van geologische en archeologische gegevens een nauwkeurig beeld verkregen moeten worden van zowel de stijging van de zeespiegel in de beide millennia rond het begin van de jaartelling als van de trends in getijdenamplitude en (extreme) stormvloedhoogtes. De laatste – die afhankelijk zijn van de lokale topografie en morfologie – kunnen mede op basis van de woonniveau’s op de terpen worden vastgesteld:⁷⁰ [70] Vos 1999. de hoogte daarvan biedt namelijk een aanwijzing voor de hoogtes die men op basis van generatielange ervaring als veilig beschouwde.⁷¹ [71] Van Giffen gaf in feite al een vroege aanzet voor absolute hoogtebepalingen van woonniveaus met zijn ‘archeologische verkenmerken’ (Van Giffen 1930). De curves voor gemiddeld en extreem hoog water moeten in combinatie met paleogeografische kaarten gebruikt worden voor simulaties van de effecten van overstromingen op het gebied. De effecten van klink, compactie, zout- en gaswinning moeten in deze problematiek worden betrokken.