Paleogeografische ontwikkeling van het landschap tussen Vecht en Eem

drs. S. Koopman


Inleiding

Het Gooi kent een diverse geschiedenis op het vlak van zowel geologie als bewoning. Gemodelleerd door de twee laatste ijstijden Saalien en Weichselien bood de omgeving een diverse habitat waar de prehistorische mens zich goed thuis voelde gezien de variëteit aan vondsten in het gebied. Zowel de geologie als de archeologie van het Gooi zijn uitvoerig gedocumenteerd in andere bronnen. In de geologische beschrijvingen zijn veelal geologische kaartjes, profielen en foto's opgenomen (zie bijvoorbeeld Ruegg (1989), Rappol & Soonius (1994) en Koopman et al. (2010)). Archeologie is goed beschreven in bijvoorbeeld Zeiler (1994), Wimmers en Van Zweden (1992) en in diverse verslagen van de AWN Afd. Naerdincklant. In deze documenten zijn veelal vondstkaartjes opgenomen waarop staat aangegeven waar voorwerpen uit welke tijdvakken gevonden zijn.

De ruimtelijke landschappelijke en geologische ontwikkeling van het Gooi door de tijd heen, ook wel paleogeografie genoemd, en de integratie hiervan met de archeologie zijn nog niet eerder beschreven op het schaalniveau van de regio. Op landelijke schaal zijn recent paleogeografische kaartjes gepubliceerd in het boek De ondergrond van Nederland (De Mulder et al., 2003); deze bieden echter geen gedetailleerde regionale informatie.

Het onderhavige artikel heeft tot doel een beschrijving te geven van de paleogeografische ontwikkeling van het Gooi in samenhang met de bewoningsgeschiedenis. Van het eind van het Saalien, het begin van het Holoceen en van de Hoge Middeleeuwen (rond 1000 nChr.) is een paleogeografische kaart vervaardigd en voorzien van toelichting. In de kaarten staat zowel een weergave van geologie en landschap weergegeven als een indicatie van de in die tijdvakken aanwezige bewoning.


Pre-Saalien en Saalien landschapsevolutie

Vóór het Saalien behoorde het Gooi tot het deltagebied van achtereenvolgens de Eridanosrivier en het Maas-Rijnsysteem. In de tijdspanne van zo'n 1 miljoen jaar geleden tot 160.000 jaar geleden evolueerde het sedimentatiemilieu geleidelijk van een kustnabije (pro)delta naar een volledig contintaal fluviatiel systeem. De oudste afzettingen die we in het Gooi tegenkomen behoren tot de Formaties van Peize en Waalre (Koopman et al., 2010), met een geschatte ouderdom van zo'n 1 miljoen jaar. Beide formaties komen vertand voor in het Gooi (De Mulder et al., 2003) hetgeen aantoont dat de regio geruime tijd in het grensgebied tussen de oostelijke en zuidelijke riviersystemen heeft gelegen.

In diverse ontsluitingen aan de oostzijde van de stuwwal van Laren-Blaricum zijn deze formaties aangetroffen met overeenkomstige faciëstypen. De sedimenten bestaan uit witte, kwartsrijke zanden, afgewisseld met blauwgrijze kleilagen, en komen geregeld voor zowel in flasergelaagdheid als wavy bedding. Dit wijst op een wisselende mariene en fluviatiele invloed. Dikke pakketten zand werden vooral afgezet bij grotere rivierafvoer. Onder condities van stagnerende rivierafvoer en langer durende dominante mariene invloed (waddenmilieu) zijn tot enkele tientallen centimeters dikke kleilagen afgezet. Sequenties van dunne kleilaagjes afgewisseld met dunne zandlaagjes duiden op getijdencycli in de buurt van de monding van een rivier.

Tegen het Midden-Pleistoceen kwam de regio definitief verder van de kustlijn te liggen en werden uitsluitend fluviatiele sedimenten afgezet. Deze behoren tot de Formaties van Sterksel en Urk (o.m. Ruegg, 1989; Cup en Vink, z.j.). In beide formaties komen zowel kleilagen alsook dikke pakketten zeer grof zand en grind voor, hetgeen een afwisselend voorkomen van meanderende en vlechtende riviersystemen aannemelijk maakt. Vlak voor de aanvang van de Saalien ijsbedekking bestond het landschap in de regio aldus uit een vlechtende rivierenvlakte van het Rijn-Maassysteem.

Tijdens het "hoogtepunt" van het Saalien, corresponderend met MIS-6 (De Mulder et al., 2003) bereikte het landijs ook de regio en bedekte het gebied ten oosten en ten noorden van het Gooi. Tijdens verschillende stuwingsfasen, minimaal 2, zijn toen de Gooise stuwwallen gevormd. Tijdens de eerste fase werden de stuwwallen van Hilversum, Hollandse Rading, Baarn en waarschijnlijk ook Muiderberg gevormd. Mogelijk is tijdens deze fase ook het noordelijk deel van de stuwwal Huizen-Blaricum ontstaan. De eerste stuwingsfase reikte tot maximaal zo'n 50 meter diepte (Ruegg en Koopman, 2010) en stuwde sedimenten op uit de Formaties van Urk en Sterksel. Tijdens en na de stuwing traden smeltfasen op waarbij sterke erosie van de stuwwallen optrad en op grote schaal sandrafzettingen zijn gedeponeerd. Als gevolg daarvan vertonen de stuwwallen uit de eerste fase een sterk versneden morfologie, ontstaan door afvoer van ijssmeltwater via dalen door de stuwwallen heen. Onder meer onder de Aardjesberg loopt zo'n dal, opgevuld met minimaal 15 meter smeltwaterafzettingen (Koopman et al., 2010), daarnaast vinden we nog enkele dalen ten zuidoosten van Hilversum en ten westen en ten oosten van Muiderberg (zie voor dit laatste o.m. een kaartje in Visscher, 1999). Waarschijnlijk is ook de sandrvlakte van Bussum grotendeels na de eerste stuwingsfase ontstaan. De morfologie van het zuidoosten van Bussum toont de vorm van een fandelta met de apex ten zuidoosten van Bussum. Daar is nu echter geen laagte te zien waar het smeltwater doorheen gekomen zou kunnen zijn. Het lijkt er dan ook op dat het bijbehorende ijssmeltwaterdal verdwenen is tijdens de tweede stuwingsfase. Het landijs rukte nogmaals op en vormde de stuwwalboog Laren-Blaricum-Huizerhoogt. De tweede stuwingsfase reikte duidelijk dieper dan de eerste: zo'n 70 - 80 meter (Ruegg en Koopman, 2010) , als gevolg waarvan in deze fase ook de Formaties van Peize en Waalre (zie foto 1) zijn meegestuwd. De uit deze fase resulterende heuvels zijn gemiddeld ook hoger (toppen 25-30 meter +NAP) dan de heuvels uit de eerste stuwingsfase (toppen 15-25 meter +NAP). Tijdens deze fase overreed het landijs eerder gevormde smeltwaterafzettingen en werd waarschijnlijk ook het keileemplateau van de Aardjesberg en Hilversum-Noord gevormd. Het is onduidelijk of er een derde hoofdfase is geweest in het Gooi. Vroeger werd dit wel vermoed (Maarleveld, 1953), maar op basis van de veldwaarnemingen van de afgelopen jaren zijn hier geen overtuigende aanwijzingen voor.

Tijdens de smeltfasen werden tussen de stuwwallen en de ijsrand op diverse plekken kame-afzettingen gevormd (Ruegg en Koopman, 2010). Deze zijn afgezet in een milieu met stagnerend water, en bevatten bijvoorbeeld delta's, kleilagen en onduidelijk gelaagde zanden. Zulke afzettingen vinden we in een zoom ten oosten van de stuwwal van Hilversum en ten oosten van de stuwwal van Laren-Blaricum.

Op diverse plekken zijn er aanwijzingen voor (kleinschalige) fluctuaties in de ijsbedekking. In het centrum van Hilversum vinden we bijvoorbeeld op meerdere plekken gestuwde bekkenafzettingen, en aan de Erfgooiersstraat in Hilversum zijn gestuwde en daarna overreden smeltwaterafzettingen aangetroffen. Na de tweede stuwingsfase trok het landijs zich definitief terug en vond de overgang plaats naar het Eemien.


Paleogeografie aan het einde van het Saalien

Het geheel van ijsbewegingen en de erosie en sedimentatie door smeltwater hadden aan het eind van het Saalien een complexe voetafdruk achtergelaten in het landschap van Gooi en Vechtstreek. In zijn algemeenheid is het regionale landschap rond die tijd te duiden als een postglaciaal landschap, in de basis gemodelleerd door landijs, met overvloedig aanwezig afsmeltend ijs en smeltwater. Hedendaagse analogieën van dit landschap vinden we in gebieden als Spitsbergen, Groenland of Alaska.

Het Gooi en het Eemland zullen aan het eind van het Saalien nog geruime tijd onder invloed van het terugtrekkende ijs hebben verkeerd, waarbij glaciolacustriene en kame-afzettingen zijn gevormd op plekken waar het smeltwater stagneerde. Tijdens het definitief terugtrekken van het ijs stroomde het smeltwater in zuidwestelijke richting weg door dalen tussen de stuwwallen van Hilversum, Hooge Vuursche en Baarn. Daarnaast was er waarschijnlijk ook afwatering ten westen en oosten van Muiderberg. De Aardjesberg bij Hilversum was aan het eind van het Saalien een hoog, zodat daar, in tegenstelling tot eerdere momenten, geen grootschalige afwatering meer plaatsvond. Het smeltwater kwam uiteindelijk uit in de riviertakken van het Maas-Rijnsysteem, die aan het eind van het Saalien door het uiterste zuidwesten van het onderzoeksgebied stroomden. Landschappelijk gezien bestond het aandachtsgebied aan het einde van het Saalien van oost naar west uit:

-Ter plaatse van het Eemland en het oosten van het Gooi een glaciaal bekken met stagnerend en afsmeltend ijs, met plaatselijk vorming van meren.

-Ter plaatse van het Gooi en bij Muiderberg een landschap met meerdere heuvelruggen, op verschillende plaatsen gescheiden door relatief diepe ijssmeltwaterdalen. Het resterende smeltwater stroomde via deze dalen naar het zuidwesten weg. Tussen de heuvelruggen in als een opvallende hoogte het keileemplateau van de Aardjesberg en Hilversum-Noord.

-Westelijk van het Gooi bestond het landschap uit een naar het west-zuidwesten hellende smeltwatervlakte ("braidplain"), een kale vlakte bestaande uit zand en grind, waar het smeltwater in talloze ondiepe en sterk mobiele geulen wegstroomde.

-Naar het west-zuidwesten toe, richting Nederhorst den Berg en Vreeland, ging deze vlakte geleidelijk over in de vlechtende riviervlakte van het Maas-Rijnsysteem.

De hoogteverschillen in dit postglaciale landschap waren aanmerkelijk groter dan nu. De dalen tussen de stuwwallen waren enkele meters tot soms wel 15 meter dieper dan nu (TNO, 2011a, diverse boringen tussen Hilversum, Baarn, Soest; Koopman et al., 2010, waarnemingen te Hilversum, Blaricum, Baarn). In het Eemland lag het maaiveld, gevormd door de bodem van het al deels opgevulde glaciale bekken, bijna 35 meter lager dan nu (TNO, 2011a, boring bij de Eemmonding). De smeltwatervlakte ten westen van het Gooi, overgaand in de riviervlakte van Maas en Rijn, liep af tot 10 tot 15 meter beneden het huidige maaiveld (RGD, 1988). Eerder onderzoek heeft aangetoond dat stuwwallen direct tot 20% inzakken (relaxatie) als de ondersteunende\stuwende werking van het landijs wegvalt (van der Wateren, 1985). Grondradaronderzoek op de Veluwe liet bovendien zien dat 15-20 m oppervlakteverlaging (denudatie) heeft plaatsgevonden, grotendeels tijdens het Weichselien (Bakker, 2004). De maximale hoogteverschillen tussen de toenmalige stuwwaltoppen en de lager gelegen gebieden bedroegen waarschijnlijk zo'n 75 tot 100 meter, tegen zo'n 30 tot 35 meter nu. De hoogteverschillen zijn na het Saalien aanzienlijk genivelleerd door enerzijds erosie van de stuwwallen en anderzijds opvulling van het glaciale bekken en Holocene aggradatie in de vechtstreek en het Eemland.


   
Kaart 1: Paleogeografische kaart van het einde van het Saalien.


Eemien en Weichselien landschapsevolutie

Bij aanvang van het Eemien lag er aldus een reliëfrijk landschap met een glaciaal bekken, diverse stuwwallen met dalen ertussen, en een vlakte van smeltwaterafzettingen, naar het zuidwesten toe geleidelijk overgaand in de riviervlakte van het Rijn-Maassysteem. De invloedssfeer van dit riviersysteem, dat gedurende het Saalien gefunctioneerd heeft als ijsrandrivier, trok zich gedurende het Eemien terug naar het zuidwesten (Van Balen en Busschers, 2010). In het grootste deel van het aandachtsgebied vond in het Eemien dan ook geen sedimentatie plaats. Het Eemland vormt hierop een uitzondering. Tijdens het Eemien stond de zeespiegel rond of iets boven het huidige niveau, en de zee bedekte een groot gedeelte van het Eemland. De kustlijn volgde de contouren van het glaciale bekken, en liep vanaf de noordoostpunt van Huizen naar het zuiden, tussen de Wakkerendijk en de A27, en boog vervolgens bij Baarn af naar het oosten (reconstructie op basis van TNO, 2011a). Tijdens de Eemien transgressie is een pakket mariene kleien en zanden afgezet van maximaal zo'n 20 meter dik. Het westelijk deel van het aandachtsgebied kwam niet onder mariene invloed. De (geërodeerde) stuwwallen tussen Muiden en het Gooi lagen dusdanig hoog, enkele meters beneden NAP versus zo'n 14 meter -NAP voor de top van de Eemien afzettingen, dat de kustlijn ten noorden van de stuwwallen bleef en vanaf Huizen in een boog via Almere naar het oosten van Amsterdam liep. De hogere gronden waren tijdens het Eemien begroeid, zeer waarschijnlijk met bos. Mede daardoor, en vanwege de afwezigheid van grote rivieren in de regio, kwamen de geologische processen praktisch tot stilstand, en zijn er uit die tijd geen afzettingen bekend, behoudens veen- en bodemvorming. Een tamelijk aaneengesloten veenpakket (gerekend tot de Formatie van Woudenberg) komt voor op de mariene afzettingen en loopt deels de (nu begraven) lagere stuwwalflanken op. Ook moet er bodemvorming zijn opgetreden op de hogere delen van de stuwwallen, maar hiervan zijn geen overblijfselen gevonden. De bodems zijn door de Weichselien denudatie volledig geërodeerd.


Kaart 2: Reconstructie van de kustlijn tijdens het Eemien. De rode lijn geeft de positie van de kustlijn weer. De bruine kleur geeft het stuwwallengebied aan. De gele kleur geeft ongestuwd gebied weer.

Tijdens het Weichselien daalde de zeespiegel en werd het aanzienlijk kouder. Tijdens de koudste perioden verdween de vegetatie en kregen periglaciale processen de overhand. Harde winden zorgden voor de afzetting van dekzand in vrijwel de gehele regio. Daarnaast werden lokaal afzettingen gevormd door sneeuwsmeltwater. Alleen op de stuwwallen is geen dekzand afgezet. Op de stuwwallen trad juist erosie op door deflatie en door het afstromen van sneeuwsmeltwater over de flanken van de stuwwallen. Dit heeft geleid tot de vorming van droogdalen, waarvan op de Westerheide en in de omgeving van het Bikbergerbos mooie voorbeelden te vinden zijn. Zeer lokaal zijn ook afzettingen aangetroffen die door solifluctie beïnvloed zijn (Koopman et al., 2010). In het algemeen hebben de geologische processen van het Weichselien geleid tot een sterke afvlakking van het reliëf.

Het dekzand is afgezet op verschillende momenten in het Weichselien, vooral tijdens het Pleniglaciaal (midden-Weichselien) en de Jonge Dryas. De sedimenten uit het Pleniglaciaal bestaan uit leemhoudend dekzand: fijn zand afgewisseld met dunne leemlaagjes. Dat wijst op afzetting onder relatief vochtige omstandigheden, waarbij ook seizoenswisselingen een rol hebben gespeeld (Schwan, 1988). Het dekzand is veelal vlakgelaagd, waaruit blijkt dat het is afgezet in grote open vlakten bij hoge windsnelheden. Plaatselijk zijn lage duinen aangetroffen. Ook komen er in het lemig dekzand nogal eens vorstwiggen of polygoonstructuren voor, een aanwijzing voor perioden met extreme koude. Het leemhoudend is middels een veelal erosief contact gescheiden van een opliggend pakket zandig dekzand. Op veel plaatsen in het Gooi is onderin dit pakket zandig dekzand de Laag van Usselo waargenomen, een bodemhorizont uit het Allerød-interstadiaal. Tijdens deze iets warmere periode bedekten uitgestrekte dennenbossen de regio, en kon enige bodemvorming op gang komen. Na het Allerød manifesteerde zich een zeer markante periode in de geologische historie van de regio. De Jonge Dryas brak aan. Deze duurde van zo'n 11.000 - 10.000 jaar voor heden. Tijdens deze periode nam de eolische activiteit enorm toe. Harde, zeer koude winden zorgden voor grootschalige zandverplaatsing. In deze periode werden vooral aan de oostkant van de stuwwallen dikke pakketten zand afgezet. Op diverse plekken in Blaricum is een zandpakket van twee tot drie meter dik waargenomen bovenop de Laag van Usselo, in Baarn op één plek zelfs vier meter (Koopman et al., 2010). Aan de westkant van het Gooi is de bedekking over het algemeen dunner en bedraagt daar gemiddeld één tot twee meter.

Het zandig dekzand komt als vlakgelaagd type voor, maar plaatselijk zijn ook grote duincomplexen gevormd, zowel lengteduinen als paraboolduinen. Een bekend voorbeeld is de Lange Heul bij Bussum, een lengteduin waaronder zich de Laag van Usselo bevindt (Ruegg, 1989). In de polders bij Eemnes komt, verborgen onder het veen, ook zo'n duinencomplex voor met een lengte van maar liefst zes kilometer (zie b.v. Brombacher en Hoogendoorn, 2000, en AHN-Viewer) en een hoogte van twee tot drie meter.



Kaart 3: Waarnemingen van de Laag van Usselo in het Gooi. De rode kruisjes geven plekken aan waar de laag is waargenomen.


Paleogeografie aan het begin van het Holoceen

Aan het begin van het Holoceen stond de zeespiegel duidelijk lager dan tegenwoordig, en daarmee ook de grondwaterstand. Een groot deel van ons gebied was in die tijd een met bos begroeid dekzandlandschap, vergelijkbaar met bijvoorbeeld het oostelijk deel van de Gelderse Vallei. Het dekzandlandschap was een licht golvend landschap, waarin op diverse plaatsen duinen voorkwamen. Het vroeg-Holocene landschap kende alleen regionale afwateringssystemen. De Vecht bestond nog niet. In de Vechtstreek waren zeer waarschijnlijk geen watergangen aanwezig. De Eem was wel al aanwezig. In tegenstelling tot nu lag de Eem in een dal. Dit dal bevond zich op ongeveer dezelfde plek als de huidige loop van de Eem, en liep verder door via Almere naar de kweldergebieden in het westen van het land. Zo'n 5000-7000 jaar geleden groeide er op de hogere plekken in het Eemdal een open bos bestaande uit berk, grove den en hazelaar, met heide als ondergroei. Plaatselijk kwam ook veenmos voor. In de lagere delen kwam broekbos voor met wilg en els (pollenanalyse zuidoosten van Almere, 6000-8000 kalenderjaren BP; Makaske et al., 2002; een pollenanalyse bij Soest (Visscher, 1991) leverde vergelijkbare resultaten op). In het Eemdal waren omvangrijke duinencomplexen aanwezig. De stuwwallen van het Gooi staken boven het dekzand uit en waren eveneens begroeid met open bos. Ter plaatse van de Vechtstreek zette het dekzandlandschap zich voort, met duinencomplexen bij het Naardermeer, Nieuw-Loosdrecht, Kortenhoef en Nederhorst den Berg.


   
Kaart 4: Paleogeografie aan het begin van het Holoceen.


Holocene landschapsevolutie

Op de hogere gronden van het Gooi waren de paleogeografische veranderingen in het Holoceen beperkt. Van belang is het ontstaan van de eerste zandverstuivingen, mogelijk al te dateren zo'n 4000 jaar BP (J. Sevink, 2011, mond. med.; Fanta en Siepel, 2010), en daarmee synchroon lopend met de opkomst van de eerste heidevelden in de Bronstijd.

In de Vechtstreek en het Eemland staat het Holoceen geheel in het teken van de voortdurend stijgende grondwaterspiegel. Hierdoor kon veen gaan groeien en uiteindelijk raakten grote delen van het dekzandlandschap in de regio bedekt met veen. In dit veen ontstonden enkele meren, daarnaast werd het veen doorsneden door rivieren. Bij de paleogeografische ontwikkeling is een groot verschil zichtbaar tussen de westzijde en de oostzijde van het Gooi. Als eerste bespreek ik nu de landschapsevolutie van de Vechtstreek.

Zo'n 7000 jaar geleden steeg de zeespiegel snel, en daardoor ook de grondwaterspiegel. Ten westen van de vecht (Abcoude) ontstond het eerste veen (Van Geel en Bos, 2007). Ongeveer 5500 jaar geleden bedekte het veen het gehele westen van de Vechtstreek. Nog verder naar het westen lag een kwelder- en waddengebied (Bos, 2010; De Mulder et al., 2003). Uit karteringen (RGD, 1988) en pollendiagrammen (De Jong, 1968; Bos, 2010) blijkt dat de veensuccessie zeer wisselend begon. Op sommige plekken werd als basisveen gyttja afgezet, een organisch sediment dat wordt afgezet in oppervlaktewater. Op andere plekken begon de successie met veenmosveen of bosveen. In de gehele Vechtstreek werd deze eerste fase opgevolgd door het ontstaan van een pakket mesotroof veen, vooral zeggeveen. In dit veen ontstonden al vrij snel (kwel)meren, vooral daar waar de toevoer van kwelwater uit het Gooi het sterkst was. Rond 3.500 jaar geleden waren deze meren zeker aanwezig (Bos, 2010; Natuurmonumenten, z.j.; De Gans, 2010; Verbers, 2007). Hun exacte positie is onduidelijk. De Gans et al. (2010) projecteren zo'n 2500 jaar BP oermeren ten westen van het huidige Naardermeer en Horstermeer. Bos (2010) projecteert zo'n 3500 jaar BP een groot meer (het Aetschveldsche meer) ten westen van het huidige Naardermeer, en het Horstermeer op de plaats van de huidige Horstermeerpolder. Verbers (2007) projecteert zo'n 4000 jaar BP meren op de plaats van het huidige Naardermeer en de Horstermeerpolder. Op basis van de boorgegevens uit de diverse publicaties lijkt het meest aannemelijk dat er oorspronkelijk ten westen van het Naardermeer en de Horstermeerpolder meren ontstaan zijn. Voor het Horstermeer is dit onlangs extra onderbouwd door boorgegevens van de locatie Overmeer (Hebinck, 2010), westelijk van de Horstermeerpolder, waarbij in alle boringen een ruim drie meter dikke kleivulling werd aangetroffen op veen. De dikte van deze kleilaag is veel groter dan die van de door de Vecht s.s. afgezette kleilagen, die ter plaatse van Nederhorst den Berg een kleine meter dik zijn (Bos, 2010). Deze klei moet dus wel in een meer afgezet zijn.

Waterhuishouding en landschap veranderden ingrijpend met de komst van het Vecht-Angstel riviersysteem. Vanaf zo'n 5500 jaar geleden ontstond in de aggraderende Rijn-Maasdelta het Kromme Rijnsysteem. Bij Wijk bij Duurstede vond een avulsie plaats en er ontstond een stroomgordel die via Utrecht naar het westen liep. Tussen 3000 en 2500 jaar geleden ontstond er in deze stroomgordel bij Utrecht een naar het noorden lopende vertakking, die het Angstel-Vechtsysteem ging vormen. Hierbij vormde zich eerst zo rond 2600 jaar BP de Angstel, en rond 2270 jaar BP de Vecht (Weerts et al., 2002); volgens Bos (2010) ontstond het Vechtsysteem al rond 2970 jaar voor heden. Ook hier blijkt dat de exacte datering van gebeurtenissen lastig is. Zo trad er volgens dateringen vermeld in RGD (1988) reeds rond 3700 jaar BP klastische sedimentatie op bij Vreeland, waarbij rivierklei afgezet zou zijn door de Vecht. Tevens zijn er volgens RGD (1988) rond die tijd al aanwijzingen zichtbaar voor een toenemende invloed van Rijnwater. Mogelijk is het Vechtsysteem dus al ouder. Echter, volgens Berendsen & Stouthamer (2001) zijn deze dateringen te oud, veroorzaakt door erosie van het veen onder de oeverwallen. Een interessante vraag is, in hoeverre er vóór de avulsie vanuit de Kromme Rijn al een veenrivier aanwezig was als voorloper van de Vecht. Aangezien rond 5500 BP al vrijwel de gehele Vechtstreek met veen bedekt was, is het zeer waarschijnlijk dat zich ten tijde van de Vecht-Angstelavulsie al een drainagesysteem had gevormd in het veen. Daarnaast is het aannemelijk dat het rivierwater een voorkeur had voor bestaande waterlopen (zoals ook opgemerkt door Vervloet, 2007), echter op basis van de huidige kennis kan dit nog niet worden bewezen. Hoe dan ook zorgde het nieuwe riviersysteem voor een sterke toename van de klastische sedimentatie in het gebied. Complexen van stroomgordelafzettingen en komafzettingen ontstonden in en op het veen, en in de aanwezige meren werden grootschalige crevassecomplexen en meeropvullingen gevormd. Het Horstermeer en het Naardermeer zijn ondanks deze sedimentatieprocessen wel steeds als open water blijven bestaan (o.m. De Gans, 2010), maar zoals hiervoor al bleek is de exacte positie lastig te reconstrueren, mede in verband met erosie in de meren (I. Bos, 2011, mond. med.). Het lijkt er dus op dat de voorlopers van Horstermeer en Naardermeer verder naar het westen lagen dan tegenwoordig, en dat de meren door erosie (oeverafslag) aan de oostoevers in de loop der tijd naar het oosten migreerden. Hierbij raakten de meren in het westen geleidelijk opgevuld door sedimentatie vanuit de Vecht. Zo beschrijft De Gans (2010) hoe het Naardermeer vóór de Romeinse tijd westelijk van de huidige Vecht lag (ten westen van Uitermeer), en in een tijdsbestek van zo'n 1700 jaar naar zijn huidige positie is gemigreerd. De oostoever van het meer is hierbij verplaatst over een afstand van ongeveer drie kilometer. Het verloop van de Vecht tussen Nigtevecht en Uitermeer laat dit migratieproces mooi zien. Oorspronkelijk mondde de Vecht bij Nigtevecht uit in het meer. Bij de oostwaartse migratie van het meer volgde de monding van de Vecht de meeroever, waardoor de Vecht vanaf Nigtevecht een loop in noordoostelijke richting kreeg. De uitstroom van de Vecht is hierbij steeds nabij Weesp blijven liggen.

Het Horstermeer is op een soortgelijke wijze ontstaan met een aanvankelijke ligging rond 2700 jaar voor heden ter plaatse van Vreeland (De Gans, 2010; RGD, 1988), en vervolgens een migratie naar het noordoosten, waarbij er vanaf zo'n 1500 jaar geleden sedimentatie begon in het westelijk deel van de huidige Horstermeerpolder (De Gans, 2010). Mogelijk bestond het Horstermeer in eerste instantie uit een aantal kleinere meren (RGD, 1988), die pas later aaneengroeiden tot één groot meer. De activiteit van het Vechtsysteem begon volgens Bos (2010) al vanaf 2200 jaar BP af te nemen, doordat er steeds minder Rijnwater via deze route werd afgevoerd, en rond 1300 jaar BP was de fluviatiele invloed zodanig afgenomen dat er veen kon gaan groeien over de fluviatiele afzettingen. Volgens Weerts et al. (2003) nam zo rond 1700 jaar geleden de fluviatiele invloed duidelijk af. Na het stoppen van de fluviatiele activiteit diende de Vecht uitsluitend nog voor de afvoer van lokaal water uit de omringende veengebieden. Daarmee eindigde voorlopig ook de grootschalige klastische sedimentatie in het gebied, en vanaf dat moment kreeg veengroei weer de overhand. Er ontstond een afwisselend veenlandschap met zeggevenen, bosvenen en oligotrofe venen (veenmosveen). De zeggevenen ontstonden vooral in een brede zone westelijk van het Gooi, onder de invloed van het uittredende kwelwater (Van Raam, 1979). Eutroof veen, bosveen dat zich vormt in elzenbroekbossen, ontstond vooral langs de loop van de Vecht. Ter plaatse van de huidige plassengebieden (Loosdrechtse, Ankeveense en Kortenhoefse plassen) ontstonden na verloop van tijd oligotrofe hoogvenen, met een begroeiing van veenmossen en heidesoorten. Deze venen verhieven zich enkele meters boven het omringende landschap en breidden zich tijdens het Subatlanticum uit tot de randen van het Gooi (De Bont, 2009; Vervloet, 2010). Het Horstermeer en Naardermeer waren steeds in dit veenlandschap aanwezig, en in deze meren werd klei afgezet. Bij het Naardermeer is hierbij al vanaf de Romeinse tijd de invloed van brak water zichtbaar (De Gans et al., 2010), hetgeen duidt op inbraken vanuit de Zuiderzee. In het Horstermeer is de invloed van brak water afwezig. Dit landschap handhaafde zich tot zo'n 1000 jaar geleden de grote veenontginningen begonnen.

Het Eemland heeft een geheel andere ontwikkeling doorgemaakt. In tegenstelling tot de Vechtstreek heeft hier geen grootschalige fluviatiele activiteit plaatsgevonden. Er was alleen sprake van lokale afwatering via de Eem. De Eem bestond al vanaf het begin van het Holoceen en stroomde toen in een dekzandlandschap dat 1 - 4 meter beneden NAP lag, het diepst bij de huidige Eemmonding. Vanaf 5000-4000 jaar BP (zie b.v. Visscher, 1991) begon er in het Eemland veen te groeien. Al vrij snel daarna kwam het noordelijk deel van het Eemland onder de invloed van het getijdengebied dat zich had ontwikkeld ter plaatse van het huidige IJsselmeer en de Flevopolders. In boorkernen zien we dit terug in de aanwezigheid van enkele kleiige lagen, enkele tientallen centimeters boven het Pleistocene dekzand. Na deze kortstondige estuariene incursie nam de veengroei weer de overhand. In het grootste deel van het Eemland ontwikkelden zich zeggevenen met berken (Vervloet, 2007) en veenmoshoogvenen (Vervloet, 2007; De Bont, 2009). Langs de Eem kwam ook bosveen voor (Vervloet, 2007). Om de landschapsevolutie van het Eemland gedetailleerder te onderzoeken is door de auteurs een booronderzoek uitgevoerd nabij de kruising Stammeweg - Zuid Ervenweg. Hierbij zijn drie boringen geplaatst op de flank van een begraven duin. Op basis van deze boringen is een profiel geconstrueerd dat de geologische ontwikkelingen goed weergeeft (zie de foto van de steekkernen, het profiel en het AHN-beeld). Onderin het profiel vinden we het Laat-Weichselien dekzand. Het dekzandoppervlak loopt sterk op van zuidoost naar noordwest. Het profiel toont een hoogteverschil van ruim 2 meter over een horizontale afstand van 50 meter. De top van het lengteduin is in het terrein nog zichtbaar als een flauwe bolling in de akkers. Ook verraadt het duin zich door sloten die dichtgeslibd zijn op de plek waar ze het duin doorkruisen. Plaatselijk was in de boringen nog een paleobodem te herkennen. Delen van een podzolprofiel waren zichtbaar. Direct op het dekzand ligt zeggeveen, gevolgd door een pakket van zo'n 75 cm dik met eveneens een zeggeveenlaag en twee kleiige veenlagen. Deze kleiige veenlagen dateren uit het Subboreaal (zo'n 3850 jaar BP; TNO, 2011b ), een periode waarin de kustlijn zich snel landinwaarts verplaatste en de zee haar maximale uitbreiding bereikte. Het Eemland kwam toen tijdelijk onder perimariene invloed. In de loop van het Subboreaal en gedurende het Subatlancicum breidde het veen zich weer sterk uit en verdween de mariene invloed. Het Eemland was opnieuw een moerasgebied waarin zeggesoorten dominant waren, maar ook riet, lisdodde en berken- en/of elzenbomen groeiden er, getuige de plantenresten in de steekkernen. Het bovenste veenpakket is ruim een meter dik en wordt afgedekt door een laag zeeklei van een halve meter dik. Deze laag dateert van na 1170. Middenin de zeeklei is een zandige laag aanwezig. Deze is waarschijnlijk ontstaan door inwaaiing van zand vanaf de top van het duin. Het vermoeden bestaat dat deze zandige laag, gezien zijn positie middenin de kleilaag, gecorreleerd is met een zeer droge periode in de Late Middeleeuwen of begin Nieuwe Tijd, een periode waarin de verstuivingen in Nederland op hun hoogtepunt waren. Diverse auteurs zijn van mening dat, naast overexploitatie door de mens en daling van de grondwaterstand door veenontginningen, het vóórkomen van droge perioden ook een rol heeft gespeeld bij het ontstaan van de Nederlandse zandverstuivingen (Fanta en Siepel, 2010). De waarnemingen in dit profiel ondersteunen dit idee. Overexploitatie was in het extensief gebruikte Eemland erg onwaarschijnlijk, terwijl het goed aannemelijk is dat tijdens een periode met weinig neerslag de top van het duin (die toendertijd verder boven het maaiveld uitstak dan nu) uitgedroogd raakte met lokale verstuiving als gevolg. Na de stuiffase raakte het duin weer verder bedekt met zeeklei, dit is zichtbaar in de bovenste 30 cm van het profiel. De meest recente kleiafzetting vond plaats in 1916, toen het zeewater tot in de kerk van Eemnes-Binnen kwam (Vervloet, 2007).


   
Kaart 5: Paleogeografie rond het jaar 1000 AD.


Paleogeografie en archeologie in de Hoge Middeleeuwen (1000 Nchr.)

Ten opzichte van het begin van het Holoceen had het landschap zo tegen 1000 Nchr. een flinke transformatie ondergaan. Grote delen van het oorspronkelijke droge dekzandlanschap waren veranderd in natte veengebieden met rivieren en meren. Aan de westzijde van het Gooi stroomde de Vecht door een strook van bosveen, en bevonden zich meren. Het Naardermeer lag westelijker dan nu, ter plaatse van het huidige Uitermeer, en was kleiner dan het huidige Naardermeer. Het Horstermeer lag eveneens westelijker, en bevond zich ter plaatse van Overmeer. Langs de Vecht slingerde een strook voedselrijk bosveen. Verder naar het oosten ging dit over in omvangrijke oligotrofe hoogvenen, die uitwigden tegen de Gooise zandgronden. Aan de oostzijde van het Gooi lag langs de Eem een smalle strook bosveen. Verder naar het westen ging dit over in zegge-berkenveen, en richting het Gooi uiteindelijk in veenmosveen. De hoogvenen bevonden zich vooral ten westen van de Zomerdijk. Op de hoge gronden van het Gooi was een groot deel van de bossen reeds gekapt en waren heidevelden ontstaan. Plaatselijk, bijvoorbeeld op de plek van het huidige Laarder Wasmeer, waren zandverstuivingen aanwezig. Het veen rondom het Gooi had een ruimere verspreiding dan tegenwoordig. De maximale hoogte tot waar het veen rond 1000 NChr. tegen de hogere gronden was opgekropen was waarschijnlijk zo'n 3 meter +NAP (Wimmers & Van Zweden, 1992). In het zuiden reikte het veen bijvoorbeeld tot in de buurt van Lage Vuursche, waar we nu een stuifzandlandschap vinden. Daarnaast strekte het veen zich verder naar het noorden uit dan nu. Ook ter plaatse van de huidige mondingen van Vecht en Eem bevonden zich veenmoerassen. Rond het jaar 1200 trad een belangrijke landschappelijke transformatie op in de veengebieden. De venen werden ontgonnen en in cultuur genomen. Het ontginningsproces is goed beschreven door bijvoorbeeld De Bont (2010) en Vervloet (2007, 2010). Na de ontginning daalde het maaiveld, dit werd veroorzaakt door de oxydatie en inklinking van het veen. Hierdoor werden de veengebieden gevoeliger voor overstromingen vanuit de Zuiderzee. Daarnaast ontstond er rond die tijd een open verbinding tussen de Noordzee en de Zuiderzee. Hierdoor nam de overstromingsfrequentie sterk toe. De eerste grootschalige overstroming was in 1170, en daarna zouden er nog vele volgen tot de aanleg van de Afsluitdijk in 1932. Als gevolg hiervan is in een groot deel van het Eemland een zeekleidek aanwezig op het veen. Ook in het noordelijk deel van de Vechtstreek is op veel plaatsen jonge zeeklei afgezet. De mens heeft daarna nog een aanzienlijke rol gespeeld in de vorming van het regionale landschap. Landschapselementen zoals de Gooise zandverstuivingen en afzandingen, en de plassengebieden in de Vechtstreek hebben (grotendeels) antropogeen handelen als oorzaak en zijn heden ten dage nog markant aanwezig in onze fraaie omgeving.


   
Kaart 6: Huidige paleogeografie.



Kaartbewerking: drs. A.E. Pfeifer

Literatuurlijst
AHN-Viewer, 2011; www.ahn.nl/viewer
Bakker, M.A.J., (2004). The internal structure of Pleistocene push moraines. Proefschrift, University of London, 177 pp.
Balen, R.T. van, en F.S. Busschers, 2010; Human presence in the central Netherlands during early MIS 6 (~170-190 Ka): evidence from early Middle Palaeolithic artefacts in ice-pushed Rhine-Meuse sediments. NJG-Geologie en Mijnbouw 89-1.
Berendsen, H.J.A., en WE. Stouthamer (2001); Palaeogeographic development of the Rhine-Meuse delta, The Netherlands. Koninklijke Van Gorcum, Assen.
Bont, C. de (2009); Vergeten land: ontginning, bewoning en waterbeheer in de westnederlandse veengebieden (800-1350). Dissertatie, Alterra Scientific Contributions nr. 27.
Bos, I. (2010); Distal delta plain successions. Architecture and lithofacies of lake fills and organics in the Holocene Rhine-Meuse delta, The Netherlands. Proefschrift vakgroep Fysische geografie, UU.
Brombacher, A.A., en W. Hoogendoorn (2000); Aardkundige waarden in de provincie Utrecht. Uitgave Provincie Utrecht.
Cup, C., en A.P.A. Vink (geen jaartal bekend); Geologische en geomorfologische verschijnselen in het Gooi.
Fanta, J., en H. Siepel, red. (2010); Inland drift sand landscapes. KNNV Uitgeverij, Utrecht.
Gans, W. de, F. Bunnik en G. van Wirdum (2010); Het Naardermeer: een bijzondere en complexe ontstaansgeschiedenis. Grondboor en Hamer 2010-1.
Geel, B. van, en I. Bos (2007); Paleo-ecologisch onderzoek naar beginnende veenvorming bij Abcoude. In: Beenakker, J.J.M., Horsten, F.J., Kraker, A.M.J. de, en H. Renes (red.), Landschap in ruimte en tijd, Aksant.
Hebinck, K.A. (2010); Een verkennend archeologisch inventariserend veldonderzoek door middel van boringen voor het Sportpark Overmeer-Zuid te Overmeer, gemeente Wijdemeren (NH). ARC-rapporten 2010-66, ARC.
Jong, J. de (1968); Pollenanalytisch onderzoek van een boring te Uit3ermeer (Utrecht a/d/ Vecht). Rapportnr. 508, Paleobotanische afdeling, Rijks Geologische Dienst, Haarlem.
Koopman, S., en A.E. Pfeifer (2010); IJsranddynamiek en kryoturbatie in Hilversum. Grondboor en Hamer 2010-6.
Koopman, S., G.H.J Ruegg en A.E. Pfeifer (2010); Goois Geologisch InformatieSysteem versie 3.2. Website:
http://www.ivngooi.nl/ggis/index.htm.
Maarleveld, G.C., (1953); Standen van het landijs in Nederland. Boor en Spade VI.
Makaske, B., D. van Smeerdijk, J. Mulder en T. Spek (2002); De stijging van de waterspiegel nabij Almere in de periode 5300-2300 v. Chr. Alterra rapport 478.
Mulder, E.F.J. de, M.C. Geluk, I. Ritsema, W.E. Westerhoff en T.E. Wong (2003); De ondergrond van Nederland. NITG-TNO.
Natuurmonumenten, z.j.; Presentatie Aardkundig Monument het Naardermeer.
Raam, J. van (1979); Tussen Gooi en Vecht 1: bodem en water. Gewest Gooi en Vechtstreek en Instituut voor Systematische Plantkunde Universiteit Utrecht.
Rappol, M., en C.M. Soonius (1994); In de bodem van Noord-Holland, geologie en archeologie. Lingua Terrae.
RGD (1988); Geologische kaart van Nederland 1:50.000 blad 31O (Utrecht Oost)
Ruegg, G.H.J. (1995); Kwartaire wordingsgeschiedenis van, en ontsluitingen in het Gooi. Grondboor en Hamer 1995 nr. 3/4.
Ruegg, G.H.J. (2000); Landijs en poolwoestijn, hoogtepunten uit het ontstaan van het Gooi. Tussen Vecht en Eem jaargang 18, p. 19 t/m p.26.
Ruegg, G.H.J. (2009); Nieuwe geologische gegevens uit het Gooi. Grondboor en Hamer 2009 nr. 2.
Ruegg, G.H.J., & S. Koopman, (2010); Stuwwalfasering en kame-afzettingen in het Gooi. Grondboor en Hamer 2010
nr. 3.
Schwan, J. (1988); Sedimentology of coversands in northwestern Europe: a study on Weichselien to early Holocene aeolian sand sheets in England, The Netherlands and the Federal Republic of Germany. Proefschrift VU.
Verbers, A. (2007); Het Naardermeer, het eerste natuurmonument van Nederland. Grondboor en Hamer 2007-1.
TNO (2011a); www.dinoloket.nl, TNO Geologische Dienst van Nederland. DGM-1.1 - REGIS II.1-boringen.
TNO (2011b); www.dinoloket.nl, paleogeografische kaarten, TNO Geologische Dienst van Nederland.
Vervloet, J. (2010); Een natte bedoening, de middeleeuwse veenontginningen in het Vechtgebied. In: Water, geschiedenis en actualiteit. VVG/TVE.
Visscher, H. (1991); Eemland, een archeologische kartering, inventarisatie en waardering. RAAP Rapport 40, Stichting RAAP, Amsterdam.
Visscher, H.A. (1999); Aardkundig waardevolle landschappen van Noord-Holland, kaartbijlagen. Aflevering D2h van de serie natuur en landschap.
Weerts, H., P. Cleveringa en M. Gouw (2002); De Vecht/Angstel, een riviersysteem in het veen. Grondboor en Hamer 2002 nr 3/4.