Recommended
Recommended
More Related Content
What's hot
Viewers also liked
Viewers also liked (8)
Landschappelijk Nederland, H.J.A. Berendsen
- 1. Fysische geografie van Nederland © 2008 H.J.A. Berendsen. All rights of the producer and of the owner of the work digitally reproduced reserved. Unauthorized copying, lending, hiring, and broadcasting of this record is prohibited. Public performance for educational purposes is permitted, if the source is mentioned. Use of the data is restricted by copyright law. Alle rechten voorbehouden Het gebruik van plaatjes uit de powerpointpresentaties voor educatieve doeleinden is toegestaan, indien de bron wordt vermeld. Voor publikaties in welke vorm dan ook is vóóraf schriftelijke toestemming van de eindredacteur en de uitgever vereist (e.stouthamer@geo.uu.nl).
- 2. Fysische geografie van Nederland Geologie en geomorfologie Landschappen van Nederland Dr. H.J.A. Berendsen Universiteit Utrecht
- 3. Fysische Geografie van Nederland De vorming van het land - Inleiding in de geologie en de geomorfologie Fysisch-geografisch onderzoek - Thema’s en methoden Landschap in delen - Overzicht van de geofactoren Landschappelijk Nederland Koninklijke Van Gorcum, Assen
- 4. Landschappelijk Nederland H.J.A. BerendsenH.J.A. Berendsen
- 8. Fysisch-geografische landschappen naar Wetenschappelijke Atlas van Nederland, deel 16Berendsen 2008
- 10. Slagtand van een mammoet Foto: H.J.A. BerendsenBerendsen 2008
- 11. Berendsen 2008 naar hoogtekaart van Nederland, schaal 1 : 10.000
- 12. naar Rijks Geologische DienstBerendsen 2008
- 13. Berendsen 2008 naar Zagwijn & Van Staalduinen 1975
- 14. Berendsen 2008 naar Stiboka 1965 Schematische weergave van het voorkomen van drie lösspakketten
- 15. Berendsen 2008 naar De Bakker & Locher 1987
- 16. Foto: H.J.A. Berendsen Dal in het kalksteenplateau van Margraten Berendsen 2008
- 17. Holle weg in Zuid-Limburg Foto: H.J.A. BerendsenBerendsen 2008
- 18. Berendsen 2008 naar Stiboka 1965
- 19. Topografische Dienst, EmmenBerendsen 2008
- 20. Berendsen 2008 naar Zagwijn & Van Staalduinen 1975 Lössafzettingen in Zuid-Limburg
- 21. Foto: P.C. Beukenkamp Erosie op lössgronden Berendsen 2008
- 22. Afstroming op lössgronden Berendsen 2008 naar Pannekoek & Van Straaten 1982
- 24. Foto: H.J.A. Berendsen Knuppelbrug in de Grote Peel Berendsen 2008
- 25. Berendsen 2008 naar Stiboka 1965
- 26. Berendsen 2008 naar Stiboka 1965
- 28. Berendsen 2008 naar Zonneveld 1985
- 29. Berendsen 2008
- 30. Berendsen 2008 naar Stiboka 1976
- 31. Berendsen 2008 naar Stiboka 1976
- 32. Schematische doorsnede van een beekdal in Noord-Brabant Berendsen 2008 naar Stiboka 1965
- 34. Foto: H.J.A. BerendsenBerendsen 2008
- 37. Berendsen 2008
- 43. Berendsen2008 naar Maarleveld 1981 Stuwwallen en glaciale bekkens in Midden-Nederland
- 44. H.J.A. Berendsen De stuwwal bij Rhenen wordt aangesneden door de Rijn Berendsen 2008
- 45. Stuifzandgebieden van de VeluweBerendsen 2008 Stuifzandgebied bij Kootwijk in 1911
- 47. Berendsen 2008 naar Zonneveld 1985
- 48. Berendsen 2008 naar Zonneveld 1985
- 49. naar Maarleveld & Van der Schans 1961 Dekzandruggen in de Gelderse Vallei Berendsen2008
- 50. naar De Jong 1955 Berendsen2008 Schematische dwarsdoorsnede van het IJsseldal
- 51. naar De Jong 1955 Berendsen2008 Schematische dwarsdoorsnede van het IJsseldal
- 53. Flankesdorp langs de Utrechtse Heuvelrug Berendsen 2008 Topografische Dienst, Emmen
- 55. Schaapskooi uit het gebied van de flankesdorpen Foto: H.J.A. Berendsen Berendsen 2008
- 56. naar Van Ree 1993 Vegetatie ontwikkeling van het Hulshorsterzand Berendsen 2008
- 57. Geologische doorsnede door een deel van de Veluwe en het IJsseldal Berendsen 2008
- 59. naar Edelman & Maarleveld 1958Berendsen 2008 Glaciale landschapsvormen in Oost-Nederland
- 60. Dwarsprofiel van de Veluwe naar Ootmarsum naar Zonneveld 1985Berendsen 2008
- 61. Dwarsprofiel van de Veluwe naar Ootmarsum naar Zonneveld 1985Berendsen 2008
- 62. H.J.A. BerendsenBerendsen 2008 Urk Formatie Appelscha Formatie
- 63. Berendsen 2008 naar V.d. Akker, Knibbe & Maarleveld 1951
- 64. Veranderingen in landgebruik in het oostelijk zandgebied 1850 1990 Berendsen 2008 Topografische Dienst, Emmen
- 66. Afgesneden meanders van de Overijsselse Vecht H.J.A. BerendsenBerendsen 2008
- 68. Berendsen 2008 naar Van Heuveln 1965
- 69. naar Van Heuveln 1965Berendsen 2008
- 70. Bodem en geologie in het noordelijk zandgebied naar Zonneveld 1985Berendsen 2008
- 71. Bodem en geologie in het noordelijk zandgebied naar Zonneveld 1985Berendsen 2008
- 72. Foto: H.J.A. Berendsen Hunebed op het Drents plateau Berendsen 2008
- 73. Berendsen 2008 naar Van Heuveln 1965
- 74. Pingo-ruïnes op het Drents plateau Foto: H.J.A. BerendsenBerendsen 2008
- 75. Lage ruggen in het keileemplateau van Noord-Nederland Berendsen 2008 naar V.d. Berg & Beets 1987
- 76. Berendsen 2008 naar V.d. Berg & Beets 1987
- 77. naar Van Heuveln 1965 Keileem- voorkomen Berendsen 2008
- 78. naar Edelman 1950Berendsen 2008
- 79. Brinkesdorp Berendsen 2008 Topografische Dienst, Emmen
- 81. naar Van Duin & Van Wijk 1965Berendsen 2008
- 82. Topografische Dienst, EmmenBerendsen 2008 Veenkoloniale ontginningen
- 87. Hoogtekaart van het centrale rivierengebied naar De Bakker & Locher 1987Berendsen 2008
- 88. Loop van de Rijn in het Midden-Saalien naar Verbraeck 1984Berendsen 2008
- 89. Paleogeografie in het Vroeg-Weichselien naar Zagwijn 1975 Berendsen 2008
- 90. naar Berendsen & Stouthamer 2001Berendsen 2008 Kreftenheye afzettingen in het rivierengebied
- 91. Berendsen 2008
- 92. De terrassenkruising tussen de Kreftenheye Formatie en de Echteld Formatie naar De Bakker & Locher 1987 Berendsen 2008
- 93. naar Verbraeck 1970Berendsen 2008
- 94. Profielen door de donk van Minkeloos naar Verbraeck 1970Berendsen 2008
- 95. naar Verbraeck 1984Berendsen 2008
- 96. naar Pons & Schelling 1951Berendsen 2008 Laat-Glaciaal riviersysteem bij Nijmegen
- 97. Fragment van de topografische kaart, schaal 1 : 50.000, van de omgeving van Bergharen © Topografische Dienst, Emmen Berendsen 2008
- 98. naar Modderman 1955, uit Van de Ven 1993 Stroomruggen, kommen en oude bewoningskernen Berendsen 2008
- 99. Geomorfologische kaart naar Berendsen & Beukenkamp 1983 Berendsen 2008 Tekening: TNO
- 100. Geologisch profiel naar Berendsen & Beukenkamp 1983 Berendsen 2008 Tekening: TNO
- 101. Geologisch profiel naar Berendsen & Beukenkamp 1983Berendsen 2008
- 102. naar Berendsen & Beukenkamp 1984Berendsen 2008 Grondwaterstandsdaling in het Kromme Rijngebied
- 104. Foto: H.J.A. Berendsen Zand- en grindgaten langs de Gelderse IJssel bij Deventer Berendsen 2008
- 105. Nederzettingen van het gestrekte type in het rivierengebied naar Barends et al. 1986Berendsen 2008
- 106. Nederzetting, bestaande uit een geconcentreerde boerderijenzwerm Naar Barends et al. 1986 Berendsen 2008
- 107. Berendsen 2008
- 108. naar Stein in Berendsen red. 1986Berendsen 2008
- 109. naar Berendsen et al. 1995Berendsen 2008 Dwarsdoorsnede door het Land van Maas en Waal
- 111. Cope-ontginning Benschop Foto: H.J.A. Berendsen Berendsen 2008
- 112. naar Berendsen & Beukenkamp 1986Berendsen 2008
- 113. naar Berendsen & Beukenkamp 1986, gewijzigdBerendsen 2008
- 114. naar Pannekoek 1956Berendsen 2008 Veensoorten in West- Nederland
- 115. Berendsen 2008
- 116. Berendsen&Stouthamer2001 Berendsen2008 Riviersystemen in de Alblasserwaard en de Vijfheerenlanden
- 117. naar Weerts & Bierkens 1993Berendsen 2008
- 118. naar Stiboka 1965 Berendsen2008 Verbreiding van veen aan of nabij het oppervlak
- 119. naar Pons & Van Oosten 1974Berendsen 2008
- 120. naar De Bakker 1978Berendsen 2008
- 121. Berendsen 2008
- 122. naar Stiboka 1965Berendsen 2008 Getijdenkreken in het gebied rond Mijdrecht
- 123. Zakking van het maaiveld, verplaatsing van de bewoning en verandering van het landgebruik Naar Barends et al. 1986 Berendsen 2008
- 124. naar Stiboka 1965Berendsen 2008
- 125. naar Stiboka 1965 Bodemkundige landschappen in Zuid-Holland volgens de Nebokaart Berendsen 2008
- 129. Lithologie van vier boringen; één van deze boringen is verricht op het kaartje van de omgeving van Hoornaar (Figuur 8.17a). Berendsen 2008
- 131. Foto: P.C. BeukenkampBerendsen 2008 De Weerribben
- 132. naar Westhoff et al. 1971Berendsen 2008
- 134. Gemaaide rietvelden in De Wieden Foto: F. MullerBerendsen 2008
- 138. naar Pons et al., 1963 en Zagwijn 1986 Ontstaan van de Zuiderzee Berendsen 2008
- 139. naar Stiboka 1965Berendsen 2008
- 140. Het ontstaan van het meer Flevo Naar Stiboka 1965 Berendsen 2008
- 141. Inrichting van de polders Flevoland Berendsen 2008 Van Duin et al. 1985
- 142. Naar Van Duin et al. 1985 Te verwachten maaivelddaling in Flevoland rond 2070 Berendsen 2008
- 143. Foto: H.J.A. Berendsen Oogsttijd in de IJsselmeerpolders Berendsen 2008
- 147. Geologisch kaartje van het zuidwestelijk zeekleigebied Berendsen 2008
- 148. Berendsen 2008
- 149. Paleogeografische ontwikkeling van Zuidwest-Nederland Berendsen 2008
- 150. Reclamations in the SW Netherlands Berendsen 2008 Naar De Jong et al. 1960
- 151. Naar Stiboka 1965 Zout en brak water gebieden in het zuidwestelijk zeekleigebied Berendsen 2008
- 152. naar Beschrijving Waterstaatskaart 1971 naar Beschrijving Waterstaatskaart 1971Berendsen 2008 NASA Worldwind
- 153. Naar Bennema & Van der Meer 1952Berendsen 2008
- 154. Berendsen 2008
- 155. Overstroomd in 1953 Berendsen 2008
- 156. TopografischeDienst,Emmen Berendsen2008 Fragment van de topografische kaart schaal 1 : 50.000 van de omgeving van Middelharnis
- 157. Biesbos Foto: H.J.A. BerendsenBerendsen 2008
- 159. Naar Stiboka 1965Berendsen 2008
- 160. Naar Bennema & Van der Meer 1952 Miniatuur zoetwaterzak in kreekruggen Berendsen 2008
- 161. Foto: H.J.A. Berendsen Kreek in buitendijkse schorren bij Tholen Berendsen 2008
- 162. Foto: H.J.A. Berendsen Gerold stuk veen in een getijdenkreek in het Land van Saeftinghe Berendsen 2008
- 163. Berendsen 2008 Lithologisch profiel van kreekruggronden en poelgronden, met bijbehorende (grond)waterstanden, respectievelijk vóór en na ingrijpen van de mens
- 166. naar Pons & Van Oosten 1974Berendsen 2008
- 167. Naar Stiboka 1965Berendsen 2008
- 168. Naar Stiboka 1965Berendsen 2008
- 170. Naar Stiboka 1965Berendsen 2008
- 171. Inbraakgebied van de Lauwerszee Naar Roeleveld 1974Berendsen 2008
- 172. Inpolderingen van de Lauwerszee Naar Roeleveld 1974Berendsen 2008
- 173. Naar Barends et al. 1986Berendsen 2008
- 174. Naar Cnossen 1971 Hoogtekaart van Friesland Berendsen 2008
- 175. Naar Stiboka 1965Berendsen 2008
- 176. Naar Zonneveld 1986 Profiel door het noordelijk zeekleigebied Berendsen 2008
- 177. Naar Zonneveld 1986 Profiel door het noordelijk zeekleigebied Berendsen 2008
- 178. Verschillende typen terpen: a: Spijk: radiair verkavelde dorpsterp, b: Leens, c: Loppersum, d: Marsum D Berendsen 2008
- 181. Naar Pons & Van Oosten 1975 Berendsen 2008
- 182. Naar Pons & Van Oosten 1975Berendsen 2008
- 184. fotoarchief Stichting voor Bodemkartering Getijdengeul in het Waddengebied Berendsen 2008
- 185. Naar Stiboka 1965Berendsen 2008 Waddengebied bij Sciermonnikoog
- 186. Foto: P. Hoekstra Schoorwal bij Schiermonnikoog Berendsen 2008
- 188. Naar Zagwijn 1986 Berendsen2008 Ligging van de strandwallen in West-Nederland
- 189. Gedeeltelijk naar Hageman 1969Berendsen 2008
- 190. Gedeeltelijk naar Hageman 1969Berendsen 2008 Zeespiegelstijging en de vorming en ligging van strandwallen en duinen
- 191. Naar Stiboka 1965Berendsen 2008
- 192. Naar v.d. Meer 1952Berendsen 2008
- 193. Foto: H.J.A. BerendsenBerendsen 2008 Duinen aan de kust van Voorne
- 194. Zoetwaterzak onder de duinen Berendsen 2008
- 196. Topografische Dienst, EmmenBerendsen 2008
- 197. KLM Aerocarto Bloembollenteelt op de strandwallen bij Lisse Berendsen 2008
- 198. Berendsen 2008
- 199. Landschappelijk Nederland H.J.A. BerendsenH.J.A. Berendsen
- 200. Fysische Geografie van Nederland De vorming van het land - Inleiding in de geologie en de geomorfologie Fysisch-geografisch onderzoek - Thema’s en methoden Landschap in delen - Overzicht van de geofactoren Landschappelijk Nederland Koninklijke Van Gorcum, Assen
Editor's Notes
- Het studieobject van de fysische geografie van Nederland is het Nederlandse landschap, en de factoren die in dit landschap van betekenis zijn. De fysische geografie van Nederland houdt zich in principe met alle landschapsfactoren bezig, maar zal zich toch in eerste instantie concentreren op de conditionele factoren gesteente en reliëf (de geologie en de geomorfologie). In het tweede deel van het college komen de overige geofactoren aan de orde (bodem, water, plant, dier, mens), en tenslotte wordt de samenhang besproken in de fysisch-geografische landschappen van Nederland.
- De verplichte literatuur bestaat uit vier boeken, uitgegeven door Koninklijke Van Gorcum, Assen. De vorming van het land - Inleiding in de geologie en de geomorfologieISBN 978 90 232 4075 4 Fysisch-geografisch onderzoek - Thema’s en methodenISBN 978 90 232 4138 6 Landschap in delen - Overzicht van de geofactorenISBN 978 90 232 4149 2 Landschappelijk Nederland – De fysisch-geografische regio’sISBN 978 90 232 4148 5 De boeken zijn verkrijgbaar via de boekhandel en via de uitgever.
- Landschappelijk Nederland Auteur: Dr. H.J.A. Berendsen Uigever: Koninklijke Van Gorcum, Assen
- Inleiding. Het gaat er in dit boek vooral om een overzicht te geven van de verschillende landschapsfactoren in elke regio, en om de relaties te laten zien die er in elke regio bestaan tussen substraat en bodem, tussen substraat en waterhuishouding, en tussen landgebruik en de overige geofactoren. Per regio wordt kort ingegaan op de vormen in en het uiterlijk van het landschap, de ontwikkelingsgeschiedenis, de hydrologische situatie, de oorspronkelijke begroeiing en het huidige landgebruik, de bodem en de historisch-geografische ontwikkeling van nederzettingen en verkavelingen. De ontwikkelingsgeschiedenis en de historisch-geografische ontwikkeling zijn van belang, omdat vrijwel alle landschappen elementen bevatten uit vroegere perioden. Bij de behandeling van de regio’s ligt de nadruk sterk op de abiotische landschapsfactoren; per regio wordt een korte beschrijving gegeven van deze factoren; tevens worden de belangrijkste relaties tussen de landschapsfactoren weergegeven.
- Figuur 1.1Samenhang van de landschapsfactoren (naar Zonneveld 1985). Substraat en klimaat zijn in het landschap de zogenaamde conditionele factoren: zij stellen in het algemeen de hoofdlijnen vast, waarnaar het grondwater, de bodem, de vegetatie en de dierenwereld zich richten. Op de schaal van Nederland is het klimaat min of meer als uniform te beschouwen, hoewel er zelfs binnen een klein land als Nederland wel verschillen zijn tussen noord en zuid en tussen oost en west. De factor klimaat is echter nauwelijks een differentiërend criterium voor de indeling van Nederland in fysisch-geografische regio’s. Dit betekent natuurlijk niet, dat de factor klimaat over de tijd gezien constant is: in het verleden zijn immers grote klimaatveranderingen opgetreden, die hun sporen in het Nederlandse landschap hebben nagelaten. Grote, en zichtbare verschillen in het Nederlandse landschap hebben vrijwel steeds te maken met verschillen in substraat (gesteente en reliëf), bodem en waterhuishouding. Dit betekent, dat het substraat in feite voor een belangrijk deel bepalend is voor de onderverdeling van Nederland in fysisch-geografische regio’s, zoals die in dit boek worden gebruikt. Hoewel de genese (de ontstaanswijze van het substraat) een belangrijke rol speelt bij het begrijpen van de differentiatie die zich binnen Nederland voordoet, speelt de genese bij de indeling in de fysisch-geografische regio’s niet direkt een rol. Het zijn veel meer de verschillen in lithologie en reliëf die de indeling bepalen. Zo is er bijvoorbeeld voor gekozen de duinen weer te geven als een aparte regio, vanwege hun reliëf en hun lithologie, terwijl ze qua genese ook tot de zeekleigebieden zouden kunnen worden gerekend. Indien alleen de lithologie als criterium zou worden genomen, zou het meer voor de hand liggen om de kustduinen te rekenen tot de zandgebieden. Omdat lithologie, reliëf, bodem, waterhuishouding en klimaat in de duinen een eigen karakter hebben, worden de duinen als een aparte regio onderscheiden. De invloed van de mens op het landschap is een belangrijke factor, die zijn invloed ook doet gelden dwars over de natuurlijke grenzen van de fysisch-geografische regio’s heen: de ligging van nieuwe wegen, nieuwe stadsuitbreidingen en dergelijke vertoont vaak weinig of geen verband meer met het substraat. Verder is de oorspronkelijke begroeiing door de invloed van de mens geheel verdwenen. In grote lijnen bestaat er nog wel een verband tussen bodemgebruik en substraat, maar ook dat verband is (bijvoorbeeld door verbeterde ontwatering) aan veranderingen onderhevig.
- Figuur 1.2Fysisch-geografische regio’s van Nederland. De regio’s die hier worden onderscheiden, zijn grotendeels gebaseerd op de abiotische factoren in het landschap, maar ook de invloed van de mens speelt een rol. Een deel van het landschap is immers juist door de invloed van de mens ontstaan (bijvoorbeeld enkeerdgronden, droogmakerijen). De regio’s geven dan ook vooral een beeld van de omstandigheden, waarmee de mens, de flora en de fauna thans te maken hebben, en niet van de omstandigheden waarin de eerste bewoners Nederland aantroffen. De redenen om van de huidige situatie uit te gaan liggen enerzijds in het feit, dat het ‘natuurlijke landschap’ niet altijd (meer) nauwkeurig is te reconstrueren, terwijl anderzijds grote delen van Nederland nog in zee lagen op het moment dat de mens zijn intrede deed (denk aan Zeeland, de IJsselmeerpolders), of juist op dat moment nog uit land bestonden, en nu in zee liggen (denk aan de westelijke Waddenzee). De grenzen tussen de regio’s zijn niet steeds op grond van precies dezelfde criteria getrokken. Ook varieert de zichtbaarheid van de grenzen in het terrein: zo is de grens tussen het Midden-Nederlandse zandgebied en het rivierengebied nabij Rhenen zeer markant, terwijl de grens tussen het rivierengebied en het westelijk veengebied zeer geleidelijk verloopt. De invloed van de mens op het landschap is een belangrijke factor, die zijn invloed ook doet gelden dwars over de natuurlijke grenzen van de fysisch-geografische regio’s heen: de ligging van nieuwe wegen, nieuwe stadsuitbreidingen en dergelijke vertoont vaak weinig of geen verband meer met het substraat. Verder is de oorspronkelijke begroeiing door de invloed van de mens geheel verdwenen. In grote lijnen bestaat er nog wel een verband tussen bodemgebruik en substraat, maar ook dat verband is (bijvoorbeeld door verbeterde ontwatering) aan veranderingen onderhevig. Het is niet de bedoeling tot in detail in te gaan op de wijze van indeling van de regio’s; ook andere indelingen zijn mogelijk.
- Figuur 1.3Fysisch-geografische landschappen (naar Wetenschappelijke Atlas van Nederland, deel 16). De indeling in regio’s is verwant met de enigszins gedetailleerdere indeling in fysisch-geografische landschapstypen, die in de Wetenschappelijke Atlas van Nederland (Piket et al. 1987) is gepubliceerd, en die in deze figuur is weergegeven. In feite zijn de regio’s landschappen op een iets hoger agglomeratie niveau. De fysisch-geografische regio’s noch de ‘fysisch-geografische landschapstypen’ geven een beeld van de oorspronkelijke toestand van Nederland (de toestand die bestond vóórdat de mens zijn invloed deed gelden). Beide kaarten geven dus niet de natuurlijke landschappen van Nederland weer. Naast de term ‘natuurlijk landschap’ onderscheidt men ‘het potentiële landschap’. Dit is het landschap, zoals zich dat zou ontwikkelen wanneer de menselijke invloed geheel zou worden uitgeschakeld. De vegetatie die zich in dat landschap zou ontwikkelen wordt wel de potentiële natuurlijke vegetatie genoemd.
- Het Zuid-Limburgse lössgebied. Het Zuid-Limburgse lössgebied ligt tussen de schiervlakte van de Ardennen en de Roerdal Slenk. Het gebied wordt gekenmerkt door een voor Nederlandse begrippen sterk reliëf: het is een heuvelland met een hoogteligging variërend van ongeveer 60 - 320 m + NAP. Het hoogste punt is de Vaalserberg (321 m).
- Figuur 2.1Slagtand van een mammoet, gevonden in löss in groeve Belvédère bij Maastricht. Foto: H.J.A. Berendsen.
- Figuur 2.2Hoogtekaart van Limburg (naar hoogtekaart van Nederland, schaal 1 : 10.000). Het Zuid-Limburgse lössgebied ligt tussen de schiervlakte van de Ardennen en de Roerdal Slenk. Het gebied wordt gekenmerkt door een voor Nederlandse begrippen sterk reliëf: het is een heuvelland met een hoogteligging variërend van ongeveer 60 - 320 m + NAP. Het hoogste punt is de Vaalserberg (321 m). De ondergrond van het gebied bestaat uit een aantal door breuken begrensde schollen (horsten en slenken). De Feldbiss vormt de zuidelijke begrenzing van de Centrale Slenk. Nabij Sittard bedraagt het hoogteverschil bij de breuk circa 20 m.
- Figuur 2.3Geologisch kaartje van Zuid-Limburg, met weglating van het Kwartair (naar Rijks Geologische Dienst). De ondergrond van het gebied bestaat uit een aantal door breuken begrensde schollen (horsten en slenken). In de zuidelijke schollen is het produktief Carboon (het gedeelte van het Carboon dat steenkool bevat) in de loop van de geologische geschiedenis weggeërodeerd. Uit de geologische kaart (Figuur) blijkt, dat de gesteentelagen duiken naar het noorden. Het Carboon dagzoomt alleen in het Geuldal. Op het Carboon ligt een mariene kalksteen behorend tot de Krijtkalk-groep, uit het Boven-Krijt (deze omvat het Maastrichts, Kunrader en Gulpens Krijt), met daarop in de meeste gevallen Tertiaire mariene afzettingen (Figuur), waartussen een laag bruinkool voorkomt. Voor een deel zijn de Tertiaire afzettingen in een kustnabije omgeving ontstaan, zoals het miocene zilverzand, dat bij Heerlerheide aan het oppervlak voorkomt. Het zilverzand bestaat vrijwel geheel uit kwarts, en is bijzonder arm aan andere mineralen en aan organische stof. Het is daardoor geschikt als grondstof voor de glasindustrie. Onder warme omstandigheden is in het Tertiair een schiervlakte gevormd. De bovenste lagen van de kalksteen uit het Krijt zijn daarbij diep verweerd, waardoor alleen vuursteen overbleef. Tussen deze vuursteen komt in het zogenaamde vuursteeneluvium (verweringsprodukt van de kalksteen) vaak een rode klei voor, die waarschijnlijk het restant is van een red-yellow podzolbodem, die onder het warme Tertiaire klimaat ontstond. De Tertiaire schiervlakte is gedurende het Kwartair versneden tot een terrassenlandschap. De rivierterrassen van de Maas, die in het Kwartair zijn ontstaan bestaan uit enkele meters tot een tiental meters dikke pakketten grof zand en grind. Door tektonische opheffing van het gebied sneed de Maas zich steeds dieper in.
- Figuur 2.4Rivierterrassen van de Maas in Zuid-Limburg (naar Zagwijn & Van Staalduinen 1975). De oudste terrassen liggen in het zuidoosten. Dit hangt samen met de tektonische kanteling die Zuid-Limburg gedurende het Kwartair heeft ondergaan. De Tertiaire schiervlakte is gedurende het Kwartair versneden tot een terrassenlandschap. De rivierterrassen van de Maas, die in het Kwartair zijn ontstaan bestaan uit enkele meters tot een tiental meters dikke pakketten grof zand en grind. Door tektonische opheffing van het gebied sneed de Maas zich steeds dieper in. Op relatief korte tijdschalen (103 - 105 jaren) is vooral de invloed van klimaatveranderingen belangrijk geweest. Door deze klimaatveranderingen (en de daarmee samenhangende zeespiegelbewegingen) trad een voortdurende afwisseling op tussen perioden van insnijding (voornamelijk tijdens interglacialen) en accumulatie (voornamelijk tijdens glacialen). Deze afwisseling leidde in combinatie met de tektonische opheffing tot het ontstaan van 31 terrasniveaus in het Maasdal. Doordat het gebied tevens enigszins kantelde, bleven vooral aan de zuidoost kant van het Maasdal de terrassen bewaard.
- Figuur 2.5Schematische weergave van het voorkomen van drie lösspakketten in een groeve bij Sittard (naar Stiboka 1965). De bovenste löss is een homogene lössafzetting die tot een diepte van 2 à 3 m ontkalkt is. De middelste löss is veel meer gelaagd en bevat ook grijze banden waarin kleine slakkenhuisjes voorkomen. Aan de bovenzijde bevat de middelste löss een kryoturbaat verstoorde laag. De bovenste en middelste lösspakketten stammen uit het Weichselien. De onderste löss, die stamt uit het Saalien, is rijker aan klei en is stugger dan de bovenliggende pakketten. Aan de bovenzijde hiervan bevindt zich een goed ontwikkeld bodemprofiel, de zogenaamde Rocourt-bodem.
- Figuur 2.6Dwarsdoorsnede door een asymmetrisch droog dal in het lössgebied (naar De Bakker & Locher 1987). Merk op, dat op de hellingen terrasachtige vormen voorkomen, gescheiden door de zogenaamde ‘graften’. In het lössgebied komen vele asymmetrische droge dalen voor. De dalen zijn gevormd onder periglaciale condities, toen de ondergrond bevroren was en het water dus gedwongen was langs het oppervlak af te stromen. De asymmetrie is het gevolg van verschillen in gelifluktie op de beide dalwanden (zie het boek ‘De vorming van het land - Inleiding in de geologie en de geomorfologie’, Hoofdstuk 7). Door gelifluktie en afspoeling zijn de dalen gedeeltelijk opgevuld met colluvium (samengespoelde löss). Kenmerkend voor de dalhellingen zijn de zogenaamde graften. Dit zijn steile wandjes op de plaats van perceelsscheidingen. Ze zijn ontstaan door een combinatie van vroegere landbouwmethoden en erosie. Bij het ploegen werd de grond binnen elk hellend perceel van de hoge naar de lage zijde gewerkt. Dit leidde tot terrasachtige hellingen. Vaak bevinden zich houtwallen met meidoorns op de graften.
- Figuur 2.7Dal in het kalksteenplateau van Margraten (foto H.J.A. Berendsen). In het lössgebied komen vele asymmetrische droge dalen voor. De dalen zijn gevormd onder periglaciale condities, toen de ondergrond bevroren was en het water dus gedwongen was langs het oppervlak af te stromen. De asymmetrie is het gevolg van verschillen in gelifluktie op de beide dalwanden (zie het boek ‘De vorming van het land - Inleiding in de geologie en de geomorfologie’, Hoofdstuk 7). Door gelifluktie en afspoeling zijn de dalen gedeeltelijk opgevuld met colluvium (samengespoelde löss). Kenmerkend voor de dalhellingen zijn de zogenaamde graften. Dit zijn steile wandjes op de plaats van perceelsscheidingen. Ze zijn ontstaan door een combinatie van vroegere landbouwmethoden en erosie. Bij het ploegen werd de grond binnen elk hellend perceel van de hoge naar de lage zijde gewerkt. Dit leidde tot terrasachtige hellingen. Vaak bevinden zich houtwallen met meidoorns op de graften.
- Figuur 2.8Holle weg in Zuid-Limburg (foto H.J.A. Berendsen). Een merkwaardig verschijnsel, dat men in Limburg veel ziet, vormen de zogenaamde 'holle wegen'. Door langdurig gebruik (berijding) en afspoeling hebben de wegen vaak bijna vertikale wanden gekregen.
- Figuur 2.9Rivieren, beken en kanalen in Limburg (naar topografische kaart van Nederland). De afwatering is in het Zuid-Limburgse heuvelgebied gericht naar het noordwesten; de belangrijkste rivieren zijn de Geul, de Geleenbeek, en de Rode beek, die allemaal afwateren op de Maas. Bij Maastricht mondt de Jeker in de Maas uit. De Geul en de Jeker kunnen grote afvoeren niet snel genoeg verwerken, en treden daardoor vrijwel jaarlijks buiten hun oevers. De Maas is tussen Borgharen en Maasbracht niet bevaarbaar. Tussen beide plaatsen is het Julianakanaal gegraven, waarin sluizen zijn aangebracht bij Borgharen, Born, Roosteren en Maasbracht.
- Figuur 2.10Fragment van de topografische kaart 1 : 50.000, met het versneden kalkplateau bij Valkenburg. © Topografische Dienst, Emmen.
- Figuur 2.11Het voorkomen van dikke lössafzettingen in Zuid-Limburg (naar Zagwijn & Van Staalduinen 1975). Op de plateaus bereikt de löss een aanzienlijke dikte. Op de hellingen vindt erosie vaak plaats tot op de harde briklaag (B-horizont), die vervolgens enigszins een bescherming tegen erosie kan bieden. De bodems, waarvan de A-laag is verdwenen, worden op de Nebokaart aangeduid als 'onthoofde lössgronden', in de klassificatie van De Bakker & Schelling (1966) zijn dit bergbrikgronden.
- Figuur 2.12Erosie op lössgronden (foto: P.C. Beukenkamp). Al naar gelang de helling van het terrein kan onderscheid worden gemaakt in: 1.Oppervlakkige erosie, die beperkt is tot de bouwvoor. Dit komt voor in weinig hellende terreinen (< 4%), met korte hellingen. 2.Rill-erosie, gekenmerkt door veel smalle geultjes, die door het afstromend water zijn ontstaan, op hellingen van 4-8 %. 3.Geul-erosie, gekenmerkt door diepe geulen met steile wanden, die door insnijding steeds groter worden. Geul-erosie komt vooral voor op hellingen van meer dan 8 %, maar kan ook op minder steile hellingen voorkomen (De Roo 1993).
- Figuur 2.13Maximale percentages van de regenval die tijdens een enkele regenbui oppervlakkig afstromen op lössgronden met een verschillende begroeiing (naar Pannekoek & Van Straaten 1982). De mate waarin erosie door regenval optreedt is afhankelijk van de intensiteit, de hoeveelheid en de frequentie van de neerslag, en van de helling (steilheid, lengte, vorm) van het terrein. Daarnaast speelt de begroeiing een belangrijke rol. Dit komt tot uiting in de Figuur, waarin het percentage oppervlakkig afstromend water is weergegeven op een bodem met verschillende begroeiing, en bij gelijke neerslag en terreinhelling. Onder natuurlijke omstandigheden, waarbij de helling is begroeid met eikenbos, stroomt maar een zeer gering percentage neerslag over het oppervlak af; indien deze begroeiing wordt verwijderd neemt het percentage oppervlakkig afstromend water snel toe, waardoor ook de kans op erosie toeneemt. Op verlaten akkers, braakliggende grond, en op akkers, met voren loodrecht op de hoogtelijnen dringt nog maar zeer weinig neerslag in de grond. Het relatieve bodemverlies kan op akkers een factor 4000 hoger zijn dan op eikenbos. De mate van bodembedekking is dus van groot belang voor maatregelen ter bestrijding van erosie: op weiland treedt aanzienlijk minder erosie op dan op akkers. Ook de bodembehandeling kan een factor van grote betekenis zijn. Een verbetering van de structuur kan soms worden verkregen door bekalking of organische bemesting. Het gebruik van kopersulfaat houdende drijfmest is echter nadelig gebleken, omdat hierdoor de regenwormen, die de porositeit van de grond op peil houden, worden vergiftigd. Ook de fosfaten in de drijfmest zijn ongunstig. Zij leiden tot dispersie van de klei en dragen zo bij aan structuurverval van de bodem. Voorts treedt een verslechtering op door berijding. De laatste jaren is het probleem van de bodemerosie door het gebruik van zwaardere landbouwmachines dan ook toegenomen.
- Het zuidelijk zandgebied is een relatief vlak gebied, dat nooit door het landijs bedekt is geweest. Op enkele plaatsen zijn in westelijk Noord-Brabant wel grote granietblokken gevonden, onder meer bij Oudenbosch, Gastel, Moerstraten en Steenbergen, die vroeger wel werden toegeschreven aan het landijs. Het betreft hier echter gesteenten, die waarschijnlijk ingevroren waren in ijsschotsen en òf door de Rijn zijn aangevoerd, òf met smeltwaterstromen zijn meegevoerd vanaf de rand van het Saale-landijs in Midden-Nederland. In het noorden en westen wordt het zuidelijk zandgebied begrensd door Holocene mariene afzettingen (tussen Steenbergen en Waalwijk) en door fluviatiele afzettingen (tussen Waalwijk en Grave). Grote hoogteverschillen komen in het zuidelijk zandgebied niet voor. Het terrein helt in het algemeen af van zuidoost (35 - 40 m + NAP) naar noordwest (circa 2,5 m + NAP).
- Figuur 3.1Knuppelbrug in de Grote Peel. Foto: H.J.A. Berendsen. Het woord Peel is afgeleid van het romeinse ‘Locus paludosus’ = moerasgebied. Reeds in de Romeinse tijd bestonden er ‘knuppelbruggen’ waardoor men drassige plaatsen kon oversteken.
- Figuur 3.2Hoogtelijnenkaart van het zuidelijk zandgebied (naar Stiboka 1965). Grote hoogteverschillen komen in het zuidelijk zandgebied niet voor. Het terrein helt in het algemeen af van zuidoost (35 - 40 m + NAP) naar noordwest (circa 2,5 m + NAP). De Roerdalslenk komt in het hoogtelijnenpatroon duidelijk tot uiting, evenals de Peelhorst en de rug van Alphen-Gilze.
- Figuur 3.3Nabij het oppervlak voorkomende afzettingen in Noord-Brabant en Limburg (naar Zonneveld 1955 en de Nebokaart). Lithostratigrafie naar De Mulder et al. (2003). Het gebied kan op geologische en geomorfologische gronden worden onderverdeeld in: 1.het noordelijk deel van Limburg, ten oosten van de Maas. Dit gebied ligt vrij hoog. Het bestaat uit dekzand, liggend op Pleistocene rivierterrassen. Nabij Venlo en Roermond komt de Sterksel Formatie voor, die op Duits gebied op een hoogte ligt van 50 - 70 m + NAP. Ten noorden van Boxmeer liggen aan de oostzijde van de Maas grote rivierduincomplexen uit de Late Dryas op rivierafzettingen van de Maas (Beegden Formatie). 2.de Peelhorst. In dit als gevolg van tektonische bewegingen hoog gelegen gebied ligt een betrekkelijk dunne laag dekzand op Pleistoceen rivierzand. Het rivierzand behoort tot de Beegden Formatie (Figuur 3.3), en (ten noorden van de vroegere samenvloeiing van Rijn en Maas) tot de Kreftenheye Formatie. De grindrijke rivierafzettingen komen in het noordelijk deel van de Peelhorst voor binnen 1,2 m - mv. Onder de Beegden Formatie ligt de ondoorlatende Waalre Formatie, met daaronder op een diepte van circa 25 m kleiige Tertiaire afzettingen. 3.de Roerdalslenk. In de Roerdalslenk is het dekzandpakket (Boxtel Formatie) vaak meer dan 15 m dik, soms zelfs 45 m; de oudere afzettingen zijn als gevolg van tektonische bodemdaling tot grote diepte weggezakt. Plaatselijk komt aan het oppervlak löss voor. Er komen enkele zeer grote dekzandruggen voor met een zuidwest-noordoost richting (Figuur 3.3). De dekzandruggen zijn vaak wat grover dan de oudere, leemhoudende dekzanden. 4.de rug van Alphen - Gilze - Rijen. Hier ligt een dunne laag dekzand (Boxtel Formatie) op grindhoudende zanden van de Sterksel Formatie. De rug vormt de waterscheiding tussen de riviertjes in westelijk Noord-Brabant en die in de Roerdalslenk. 5.westelijk Noord-Brabant. In dit gebied komen fijnzandige of kleiige Oud-Pleistocene afzettingen van de Waalre Formatie voor, onder een maximaal enkele meters dikke laag dekzand van de Boxtel Formatie. De bovenste kleilaag, die van Waalien-ouderdom is, beïnvloedt de waterhuishouding op dezelfde wijze als de keileem dat doet in Noord-Nederland. De beekdalen zijn over het algemeen ingesneden tot in de kleilaag onder het dekzand. Deze dalen zijn daardoor betrekkelijk smal, en de dalhellingen zijn steil. In het westen wordt het gebied begrensd door een steil klif, dat ten zuiden van Bergen op Zoom 40 m hoog is. Dit klif is waarschijnlijk gevormd is door mariene erosie in het Eemien, toen de zeespiegel hoger stond dan thans.
- Figuur 3.4Peelrandbreuk bij Uden (Foto: H.J.A. Berendsen). Het hoogteverschil tussen horst en slenk bedraagt hier circa 5 m.
- Figuur 3.5Geheel (A) en gedeeltelijk (B) door dekzand gemaskeerde terreintrede (naar Zonneveld 1985). De Peelrandbreuk is goed in het terrein waarneembaar, onder meer nabij Uden, ondanks het feit dat de breuklijn gedeeltelijk is gemaskeerd door dekzand. De breuk is nog steeds actief; op diverse plaatsen zijn in de loop der tijd kleine aardbevingen waargenomen. Er zijn zelfs al berichten over aardbevingen uit de Karolingische tijd (650 - 900 AD). In 1932 vonden er op 20, 21, 26 en 28 november bevingen plaats, die op enkele plaatsen schade aanrichtten. Ook in 1960 en in 1971 vonden voelbare bevingen plaats. De meest recente aardbeving dateert van 13 april 1992, toen nabij Roermond een beving plaatsvond met een kracht van 5.8 op de schaal van Richter.
- Figuur 3.6Rivieren en beken in het zuidelijk zandgebied (naar topografische kaart van Nederland). Het patroon van de beken verraadt de ligging van de Roerdal Slenk, die fungeert als een verzamelbekken. De Aa, Dommel, Beerze en Reusel zijn de belangrijkste beken die zorgen voor de afwatering van de Roerdal Slenk in noordwestelijke richting. Ook aan de Maas is de ligging van de Peelhorst te zien. Tussen Sittard en Roermond (in de Roerdal Slenk) is het Maasdal bijvoorbeeld veel breder dan tussen Roermond en Venlo (op de omhoog komende Peelhorst). Ten westen van Grave vertoonde de Maas op de Peelhorst oorspronkelijk zeer grote meanders. Ook dit hangt samen met de tektonische beweging langs de breuken. De meanders zijn rond 1930 door de mens afgesneden, waardoor het effect thans minder opvallend is. De verhanglijnen van de stroomgordels die de breuken kruisen, vertonen een knik ter plaatse van de breuken. De knik is groter, naarmate de stroomgordels ouder zijn. Hieruit kan worden geconcludeerd, dat de breuken de laatste 10.000 jaar steeds actief zijn gebleven. Ook tijdens de vorming van de Kreftenheye Formatie moeten er bewegingen langs de Peelrandbreuk zijn opgetreden. Dit blijkt uit het feit, dat op de Peelhorst in de Maaskant de Wijchen Laag (een kleilaag uit het Allerød-interstadiaal) ontbreekt. De loop van de kleinere beken is beïnvloed door de ligging van ZW-NO geöriënteerde dekzandruggen. Veenvorming in de Peel houdt verband met de ligging van dit gebied op de waterscheiding, en de natte omstandigheden in de breukzone (wijstverschijnselen).
- Figuur 3.7 Het ontstaan van wijstgronden langs de Peelrandbreuk (naar Stiboka 1976). Het grondwater stroomt van de grofzandige Veghel Formatie naar de lager gelegen fijnzandige Twente Formatie, die minder goed doorlatend is. Daardoor treedt stuwing op; de grondwaterstand wordt bij de breuk verhoogd. Het water komt in contact met de lucht, en oxydatie van de opgeloste ijzerverbindingen leidt tot de vorming van een ijzeroerbank. Hierdoor wordt de afstroming nog verder bemoeilijkt, waardoor de zone rond de breuk zeer nat blijft (wijstgronden).
- Figuur 3.7 Het ontstaan van wijstgronden langs de Peelrandbreuk (naar Stiboka 1976). Lithostratigrafie naar De Mulder et al. (2003). Langs de Peelrandbreuk treedt stuwing op van de grondwaterstroom, die vanaf de Peelhorst naar de Roerdalslenk gericht is. Deze grondwaterstroom gaat van de grofzandige Beegden Formatie over in de veel minder goed doorlatende fijnzandige Boxtel Formatie. Het gevolg hiervan is een opstuwing van het grondwater nabij de breuk. Het water komt hier in contact met de lucht, waardoor de opgeloste ijzerverbindingen oxyderen en een ijzeroerbank ontstaat. Deze belemmert de afstroming nog meer. Het gevolg is, dat langs de Peelrandbreuk vochtige, zogenaamde wijstgronden voorkomen. Op vele plaatsen komt het nabij de Peelrandbreuk daardoor tot veenvorming.
- Figuur 3.8Schematische doorsnede van een beekdal in Noord-Brabant (naar Stiboka 1965). Lithostratigrafie naar De Mulder et al. (2003). De bodems op de dekzanden vertonen een zonering van hoog naar laag. Deze zonering hangt niet alleen samen met het reliëf, maar ook met de waterhuishouding en de invloed van de mens. Hoge delen: haarpodzolgronden In de mineraalarme dekzanden en stuifzanden is het bodemleven weinig intensief. De omzetting van organische stof wordt door humificatie gedomineerd, waarbij vooral amorfe humus (niet-gestructureerde organische stof) wordt gevormd. De amorfe humus bevindt zich als dunne coatings rondom de minerale delen. Als gevolg van podzolering ontstaan in dit milieu humuspodzolen. Een voorbeeld hiervan zijn de haarpodzolgronden, die voorkomen op de hoge mineraalarme dekzandgronden, die enkele duizenden jaren als heidevelden in gebruik zijn geweest. Veel heidevelden zijn sinds het eind van de vorige eeuw beplant met naaldhout. Zowel heide als naaldhout leveren zeer zuur strooisel, waardoor de podzolering, die in het mineraalarme materiaal toch al gemakkelijk plaatsvindt, nog wordt bevorderd. Vochtiger milieu: veldpodzolgronden In lager gelegen, vochtiger dekzandgebieden, waar de grondwaterstand een deel van het jaar invloed heeft op de bodemvorming, komen hydropodzolgronden voor. Een voorbeeld zijn de veldpodzolgronden, die op de 1 : 250.000 kaart een zeer grote oppervlakte innemen; ze komen zowel voor op een groot deel van de Peelhorst als op de lager gelegen dekzanden in de Roerdalslenk. Het zijn podzolgronden met gleyverschijnselen in de ondergrond en podzolering in het bovenste deel van het profiel. Kenmerkend is de zogenaamde ‘humuspodzol-B’, een horizont met een zeer laag gehalte aan ijzer. Op de wat lagere delen met een wat rijker substraat komen ook laarpodzolgronden voor. Beekdalen: beekeerdgronden en gooreerdgronden In gebieden, waar het grondwater dicht onder het oppervlak staat, kan geen podzolering optreden. In dat geval zijn redoxprocessen dominant. De bodems, die hier voorkomen zijn beekeerdgronden en gooreerdgronden (hydrozandgronden met een minerale eerdlaag maar met een verschillende mate van hydromorfie). Natste milieus: broekeerdgronden In de natste milieus komen broekeerdgronden voor. Het zijn hydrozandgronden met een moerige eerdlaag die het gevolg is van een beperkte afbraak van organische stof. De broekeerdgronden vormen de overgang naar de veengronden.
- Figuur 3.9Kransakkeresdorp ten zuidoosten van Valkenswaard. © Topografische Dienst, Emmen. Budel (Noord-Brabant) is een typisch voorbeeld van een kransakkeresdorp. De eerste aanleg van een esdorp bestond uit het aanleggen van een driehoekig plein, de plaatse, langs de zijden waarvan de boerderijen werden gebouwd. De plaatse bleef een open ruimte, waarin een drenkvijver werd aangelegd. In de omgeving werd de grond ontgonnen. Doordat de ontginners dicht bij hun bouwland wilden wonen, ontstonden langs de uitvalswegen nieuwe vestigingen, vaak eindigend op -straat, -steeg of -eind. Op deze manier kregen de esdorpen een spinnewebvormig patroon. De groei van deze gehuchten langs een straat is zeer karakteristiek voor de Brabantse esdorpen. Omdat aan alle zijden van de essen bewoning voorkomt spreekt men van kransakkeresdorpen (of kransesdorpen). Kenmerkend is, dat de nederzettingen vaak geen sterk ontwikkelde kern hebben. Vaak staat er een kerk tussen verspreid liggende solitaire boerderijen. Als gevolg van moderne bebouwing is de oorspronkelijke structuur van de kransakkeresdorpen vaak lastiger te herkennen.
- Figuur 3.10Esdek op dekzand. Foto: H.J.A. Berendsen. In gebieden waar in de potstal vooral bosstrooisel en graszoden werden gebruikt, vindt men een opgebracht esdek met een bruine kleur. In gebieden waar vooral heideplaggen als strooisel werden gebruikt heeft de bovengrond van de esdekken een zwarte kleur. In het voorjaar, wanneer het land pas geploegd is, is dit verschil in kleur goed te zien. Het kleurverschil is een differentiërend criterium in de bodemklassificatie van De Bakker & Schelling (1966). Er wordt onderscheid gemaakt in bruine en zwarte enkeerdgronden. Hoewel de dikte van het esdek varieert, zijn de esdekken in het zuidelijk zandgebied over het algemeen dikker dan in het noordelijk zandgebied. Vroeger werd daaraan de conclusie verbonden, dat de esdekken in het zuidelijk zandgebied ouder zouden zijn. Dit is echter niet juist gebleken. Er zijn namelijk nog andere factoren die de 'ophogingssnelheid' bepalen, zoals de aard van het materiaal waarmee de mest werd vermengd, de natuurlijke vruchtbaarheid, en de nabijheid van de boerderijen.
- Figuur 3.11Fragment van de topografische kaart, schaal 1 : 50.000 van Natuurreservaat De Grote Peel. © Topografische Dienst, Emmen. Het veen van het Peelgebied was meestal 2 à 3 m dik. Het wordt volgens Zagwijn & Van Staalduinen (1975) gerekend tot de Griendtsveen Formatie. In de nieuwe indeling van De Mulder et al. (2003), vormen de afzettingen een ‘Member’ (Laagpakket) van de Boxtel Formatie. Voor een belangrijk deel is het veen tot stand gekomen door de groei van het veenmos, een plant die tot 42 maal zijn eigen gewicht aan water kan vasthouden. Het gebied werd vanouds gekenmerkt door het ontbreken van opgaand bos. Door de ontwatering van de omgeving is het steeds droger geworden, waardoor het bos zich in de laatste decennia sterk heeft uitgebreid. In het Nationale Park De Grote Peel tracht Staatsbosbeheer de boomgroei zoveel mogelijk tegen te gaan door de grondwaterstand hoog te houden, en door de heidevelden te laten begrazen door schapen.
- Figuur 3.11Fragment van de topografische kaart, schaal 1 : 50.000 van Natuurreservaat De Grote Peel. © Topografische Dienst, Emmen. Het veen van het Peelgebied was meestal 2 à 3 m dik. Het wordt volgens Zagwijn & Van Staalduinen (1975) gerekend tot de Griendtsveen Formatie. In de nieuwe indeling van De Mulder et al. (2003), vormen de afzettingen een ‘Member’ (Laagpakket) van de Boxtel Formatie. Voor een belangrijk deel is het veen tot stand gekomen door de groei van het veenmos, een plant die tot 42 maal zijn eigen gewicht aan water kan vasthouden. Het gebied werd vanouds gekenmerkt door het ontbreken van opgaand bos. Door de ontwatering van de omgeving is het steeds droger geworden, waardoor het bos zich in de laatste decennia sterk heeft uitgebreid. In het Nationale Park De Grote Peel tracht Staatsbosbeheer de boomgroei zoveel mogelijk tegen te gaan door de grondwaterstand hoog te houden, en door de heidevelden te laten begrazen door schapen.
- Figuur 3.12Lithologie van vier boringen uit verschillende landschapstypen in het zuidelijk zandgebied. Elke boring is karakteristiek voor één van de verschillende landschappen, die op grond van geologie en geomorfologie kunnen worden onderscheiden (er zijn geen twee boringen in hetzelfde landschapstype verricht, en één boring ligt in het Maasdal). De lithostratigrafische opbouw van alle boringen is verschillend. Naast de boringen zijn de (huidige) grondwaterstanden aangegeven. Zet de boringen in de juiste volgorde van west naar oost. a.4, 3, 1, 2, 5 b.5, 4, 3, 1, 2 c.2, 3, 1, 4, 5 d.5, 1, 3, 4, 2 Antwoord: De lithostratigrafische opbouw van alle boringen is verschillend; dit zal dus ook tot uiting komen in de lithologische opbouw. Boring 1 bestaat geheel uit fijn zand. Dit is waarschijnlijk dekzand, dus deze boring ligt waarschijnlijk in de Roerdal Slenk. Boring 2 bevat dekzand op klei; dit komt voor in het westen van Noord-Brabant (Twente Formatie op Kedichem Formatie). Boring 3 bevat fijn (dek)zand op grof zand. Deze boring moet dus liggen op de rug van Alphen - Gilze - Rijen òf op de Peelhorst. In het eerste geval behoort het grove zand tot de Sterksel Formatie, in het tweede geval tot de Veghel Formatie. Boring 4 is hetzelfde als boring 3, alleen staat de grondwaterstand zeer hoog. Deze boring zal dus nabij de Peelrandbreuk liggen, op de Peelhorst. Dit betekent dat boring 3 op de rug Alphen - Gilze - Rijen moet liggen. Boring 5 bestaat geheel uit klei, en moet wel in het Maasdal liggen. Van west naar oost gaande vinden we dus de boringen 2, 3, 1, 4, 5. Dit betekent, dat alternatief c juist is.
- Figuur 3.13De bodems op de dekzanden vertonen een zonering van hoog naar laag. Deze zonering hangt niet alleen samen met het reliëf, maar ook met de waterhuishouding en de invloed van de mens. Het eerste werden de middelhoge zandgronden in gebruik genomen. Vanaf het Neolithicum ontstonden hier de eerste akkers. Het bos werd gekapt en gebruikt als brandhout.
- Figuur 3.13De bodems op de dekzanden vertonen een zonering van hoog naar laag. Deze zonering hangt niet alleen samen met het reliëf, maar ook met de waterhuishouding en de invloed van de mens. Het eerste werden de middelhoge zandgronden in gebruik genomen. Vanaf heet Neolithicum ontstonden hier de eerste akkers. Het bos werd gekapt en gebruikt als brandhout.
- Figuur 3.13De bodems op de dekzanden vertonen een zonering van hoog naar laag. Deze zonering hangt niet alleen samen met het reliëf, maar ook met de waterhuishouding en de invloed van de mens. In de Middeleeuwen bestond het systeem van plaggenbemesting. Heideplaggen werden, vermengd met schapenmest op de akkers gebracht, waardoor de essen (enkeerdgronden) ontstonden. Er vond verschraling plaats van de hoge zandgronden. Het bos maakte hier geleidelijk plaats voor heide; waar overbeweid werd ontstonden stuifzandgebieden. Ook het bos op de lage zandgronden werd gekapt, deze gronden waren te nat voor akkerland, en werden gebruikt als weiland.
- Figuur 3.13De bodems op de dekzanden vertonen een zonering van hoog naar laag. Deze zonering hangt niet alleen samen met het reliëf, maar ook met de waterhuishouding en de invloed van de mens. Waardoor kwam er een einde aan het landbouwsysteem met schapenbemesting? Het systeem van plaggenbemesting kwam rond 1880 tot een einde door verschillende oorzaken: 1. De uitvinding van kunstmest; daardoor werden de schapen overbodig voor de mestvoorziening. 2. De import van wol uit o.a. Australië, daardoor werd het houden van schapen minder rendabel. 3. De landbouwcrisis in Europa, waardor het akkerland plaats maakte voor weiland. 4. De behoefte aan mijnbouw in Limburg (om mijngangen in de steenkolenmijnen te stutten; naaldhout kraakt voordat het breekt!) leidde er toe dat men de hogere zandgronden ging herbeplanten met naaldbossen. In recente tijd is een eutrofiëring opgetreden van zowel de lager als de hoger gelegen zandgronden, als gevolg van (over)bemesting. Daardoor zijn veel planten die typerend zijn voor de schrale zandgronden verdwenen. De verlaging van de grondwaterstanden door kanalisatie van beken heeft ertoe geleid dat de hoge zandgronden de neiging hebben te verdrogen.
- Het Midden-Nederlands zandgebied. Het meest opvallende kenmerk van het Midden-Nederlandse zandgebied is het voorkomen van relatief hoge stuwwallen, die in het Saalien (circa 150.000 jaar geleden) door het landijs zijn gevormd.
- Figuur 4.1Stuwwallen en ijssmeltwaterafzettingen in het Midden-Nederlandse zandgebied (naar Maarleveld 1981). De hoogste toppen van de stuwwallen reiken tot 110 m + NAP. Op de stuwwallen zijn plaatselijk grote zwerfstenen en keileemresten aangetroffen, waaruit blijkt, dat het landijs tot op de stuwwallen heeft gelegen. De stuwwallen omsluiten glaciale bekkens met een diepte van circa 125 m. Hieruit volgt, dat het ijs circa 110 + 125 = 235 m dik moet zijn geweest. De maximale uitbreiding van het landijs valt ongeveer samen met de lijn Haarlem - Nijmegen; ten zuiden hiervan komen geen stuwwallen voor. De stuwwallen bestaan overwegend uit grofzandige en grindrijke fluviatiele afzettingen van Rijn en Maas, die al vóór de landijsbedekking in Nederland aanwezig waren. Het zijn met name de Urk, Sterksel en Kedichem Formaties, die in Midden-Nederland gestuwd zijn. De Maas-componenten zijn betrekkelijk schaars. Ze zijn herkenbaar in het fijne grind aan het voorkomen van onder meer Burnot-conglomeraat en vuursteen. Vooral in de Veluwe-stuwwallen komen ook ‘witte zanden’ voor van de Enschede en Harderwijk Formatie. Daarnaast zijn incidenteel ook glaciofluviale afzettingen mee gestuwd. Deze zijn herkenbaar aan een bijmenging van circa 5 % ‘noordelijke’ (uit Scandinavië afkomstige) componenten in het fijne grind. De diepe glaciale bekkens, die voorkomen in de ondergrond van de Gelderse Vallei en in het dal van de Gelderse IJssel, zijn reeds in het Saalien voor het grootste deel opgevuld met glaciolacustriene afzettingen.
- Figuur 4.2De stuwwal bij Rhenen wordt aangesneden door de Rijn (foto H.J.A. Berendsen). Waarschijnlijk werd de stuwwal bij Rhenen reeds in het Saalien door de Rijn aangesneden. Ook in het Holoceen is de stuwwal hier nog ondergraven door de Rijn, waardoor de Grebbeberg een steile helling heeft.
- Figuur 4.3Stuifzandgebied bij Kootwijk in 1911. In het Holoceen zijn op vele plaatsen zandverstuivingen opgetreden, die hebben geleid tot de vorming van uitgestrekte stuifzandgebieden. Vaak is door verstuiving van de hogere delen en opvulling van de lagere delen een omkering van het reliëf opgetreden. Veel van de zandverstuivingen zijn thans door herbebossing en natuurlijke opslag van de vegetatie vastgelegd.
- Figuur 4.4Ontwikkeling van het stuifzandlandschap uit het dekzandlandschap (naar Schelling 1955). Vaak is door verstuiving van de hogere delen en opvulling van de lagere delen een omkering van het reliëf opgetreden. Daardoor zijn zogenaamde stuifzandforten ontstaan. Vooral in het Nationale Park de Hoge Veluwe is dit verschijnsel goed te zien. Ook komen zogenaamde randwallen voor. Dit zijn soms tot 50 m hoge, langgerekte stuifzandruggen, die aan de randen van stuifzandgebieden liggen. Ze zijn ontstaan op plaatsen waar het stuivende zand vastliep in de vegetatie. Door herbebossing zijn de meeste stuifzanden thans gestabiliseerd. De stuifzanden worden op de geologische kaart schaal 1 : 600.000 gerekend tot de Kootwijk Formatie. Voorbeelden van grote stuifzandgebieden zijn het Hulshorster zand, het Kootwijkse zand, het Harskamper zand en het Stroese zand.
- Figuur 4.5Bodem en geologie in een dwarsprofiel van Zeist naar Deventer (naar Zonneveld 1985). Het Midden-Nederlandse zandgebied kan op grond van geologische en geomorfologische kenmerken worden onderverdeeld in vier gebieden: 1.De Utrechtse Heuvelrug en de stuwwallen van het Gooi, bestaande uit gestuwde midden- en oud-Pleistocene zanden (Sterksel Formatie, Urk Formatie, Kedichem Formatie). Het hoogste punt ligt bij de Amerongse Berg op circa 70 m + NAP. De noordoostzijde van de Utrechtse Heuvelrug is steil. Aan de vlakkere (zuid)westzijde van de stuwwallen liggen sandrs, die vaak verbonden kunnen worden met ijssmeltwaterdalen. 2. De Gelderse Vallei, een glaciaal bekken, dat door het ijs is uitgediept en in de ondergrond van Zuidelijk Flevoland een diepte bereikt van meer dan 125 m - NAP. Onderin het bekken ligt keileem, daarop liggen glaciofluviale afzettingen en glaciolacustriene afzettingen behorend tot de Drente Formatie. Op een diepte tussen 40 m - NAP en 10 m - NAP komen brakwater afzettingen voor uit het Eemien. In het Weichselien is het bekken verder opgevuld met fluvioperiglaciale afzettingen en met dekzand (Twente Formatie). 3.De Veluwe, een complex van stuwwallen, met glaciofluviale afzettingen. De grootste stuwwal loopt van Hattem naar het zuiden tot Arnhem. Het hoogste punt is de Zijpenberg (110 m + NAP), maar er komen verschillende andere hoge toppen voor: Torenberg (107 m), Aardmansberg (106 m), Waterberg (96 m) en Galgenberg (104 m). Deze grote hoogten zijn het gevolg van het feit, dat hier gedurende meerdere fasen stuwing is opgetreden vanuit oostelijke richting. De overige stuwwallen van de Veluwe zijn nauwelijks hoger dan 50 m. De stuwwallen van de Veluwe bestaan in hoofdzaak uit sedimenten van de Rijn. In noordelijke richting komen meer afzettingen voor die gedurende het Pleistoceen zijn gevormd door het uit het oosten afkomstige Eridanos riviersysteem (vroeger bekend onder de naam Baltische Oerstroom). Deze afzettingen bestaan uit witte zanden, met een hoog restkwartsgehalte, Ze behoren tot de Enschede Formatie en de Harderwijk Formatie. 4.Het IJsseldal. Het IJsseldal is in eerste aanleg net als de Gelderse Vallei een glaciaal bekken, dat is uitgediept tot maximaal 125 m - NAP. Het bekken is in het Saalien opgevuld met een dunne laag keileem, met daarop glaciofluviale afzettingen en glaciolacustriene afzettingen behorend tot de Drente Formatie. In het Eemien zijn hierop door de Rijn fluviatiele afzettingen neergelegd (Kreftenheye Formatie), waarna in het Weichselien dekzand (Twente Formatie) werd afgezet. In het jongste deel van het Holoceen (na 2000 BP) is tenslotte de huidige loop van de IJssel tot stand gekomen.
- Figuur 4.5Bodem en geologie in een dwarsprofiel van Zeist naar Deventer (naar Zonneveld 1985). Lithostratigrafie naar De Mulder et al. (2003). Het Midden-Nederlandse zandgebied kan op grond van geologische en geomorfologische kenmerken worden onderverdeeld in vier gebieden: 1.De Utrechtse Heuvelrug en de stuwwallen van het Gooi, bestaande uit gestuwde Midden- en Oud-Pleistocene zanden (Sterksel Formatie, Urk Formatie, Waalre Formatie). Het hoogste punt ligt bij de Amerongse Berg op circa 70 m + NAP. De noordoostzijde van de Utrechtse Heuvelrug is steil. Aan de vlakkere (zuid)westzijde van de stuwwallen liggen sandrs, die vaak verbonden kunnen worden met ijssmeltwaterdalen. De stuwwallen van het Gooi eindigen abrupt tegen het IJsselmeer. Hier is door erosie van de vroegere Zuiderzee een deel verdwenen. 2.De Gelderse Vallei, een glaciaal bekken, dat door het ijs is uitgediept en in de ondergrond van Zuidelijk Flevoland een diepte bereikt van meer dan 125 m - NAP. Onderin het bekken ligt keileem, daarop liggen glaciofluviale afzettingen en glaciolacustriene afzettingen behorend tot de Drente Formatie (Figuur 4.5). Op een diepte tussen 40 m - NAP en 10 m - NAP komen brakwater afzettingen voor uit het Eemien (Eem Formatie). In het Weichselien is het bekken verder opgevuld met fluvioperiglaciale afzettingen en met dekzand (Boxtel Formatie). Het dekzand dat aan het oppervlak ligt in het lage deel van de Gelderse Vallei, is gekenmerkt door het voorkomen van paraboolvormige dekzandruggen, die ontstaan zijn vóór het Allerød-interstadiaal (Figuur 4.6). Merk op, dat de Rijn sinds de ijsbedekking in het Saalien nooit door de Gelderse Vallei heeft gestroomd. 3.De Veluwe, een complex van stuwwallen, met glaciofluviale afzettingen. De grootste stuwwal loopt van Hattem naar het zuiden tot Arnhem. Het hoogste punt is de Zijpenberg (110 m + NAP), maar er komen verschillende andere hoge toppen voor: Torenberg (107 m), Aardmansberg (106 m), Waterberg (96 m) en Galgenberg (104 m). Deze grote hoogten zijn het gevolg van het feit, dat hier gedurende meerdere fasen stuwing is opgetreden vanuit oostelijke richting. De overige stuwwallen van de Veluwe zijn nauwelijks hoger dan 50 m. De stuwwallen van de Veluwe bestaan in hoofdzaak uit sedimenten van de Rijn. In noordelijke richting komen meer afzettingen voor die gedurende het Pleistoceen zijn gevormd door het vanuit het oosten afkomstige Eridanos riviersysteem (vroeger de Baltische Oerstroom genoemd). De afzettingen bestaan uit witte zanden, die worden gerekend tot de Appelscha Formatie en de Peize Formatie. Zie ook het boek ‘De vorming van het land - Inleiding in de geologie en de geomorfologie’, Hoofdstuk 6. 4.Het IJsseldal. Het IJsseldal is in eerste aanleg net als de Gelderse Vallei een glaciaal bekken, dat is uitgediept tot maximaal 125 m - NAP. Het bekken is in het Saalien opgevuld met een dunne laag keileem, met daarop glaciofluviale afzettingen en glaciolacustriene afzettingen behorend tot de Drente Formatie. In het Eemien zijn hierop door de Rijn fluviatiele afzettingen neergelegd (Kreftenheye Formatie), waarna in het Weichselien dekzand (Boxtel Formatie) werd afgezet. In het jongste deel van het Holoceen (na 2000 jaren BP) is tenslotte de huidige loop van de IJssel tot stand gekomen.
- Figuur 4.6Dekzandruggen in de Gelderse Vallei (naar Maarleveld & Van der Schans 1961). Lithostratigrafie naar De Mulder et al. (2003). In de Gelderse Vallei is de Boxtel Formatie ongeveer 10 - 20 m dik. Aan het oppervlak komen paraboolvormige dekzandruggen voor, die gevormd zijn vóór het Allerød-interstadiaal door westelijke winden. Dekzandruggen uit het Laat-Glaciaal komen onder meer voor aan de zuidwest kant van de Utrechtse Heuvelrug. Ze hebben een ZW-NO oriëntatie, en een hoogte van 1-2 m. Bij zuidwestenwinden werd in het Laat-Glaciaal ook langs de randen van de steile stuwwallen dekzand afgezet. Daardoor komen relatief hooggelegen dekzanden voor uit de Jonge Dryas aan de ‘binnenzijde’ van de stuwwallen rond de Gelderse Vallei.
- Figuur 4.7Schematische dwarsdoorsnede van de Noord-Veluwe door het IJsseldal naar de Holterberg (naar De Jong 1955). Het IJsseldal is in eerste aanleg net als de Gelderse Vallei een glaciaal bekken, dat is uitgediept tot maximaal 125 m - NAP. Het bekken is in het Saalien opgevuld met een dunne laag keileem, met daarop glaciofluviale afzettingen en glaciolacustriene afzettingen behorend tot de Drente Formatie. In het Eemien zijn hierop door de Rijn fluviatiele afzettingen neergelegd (Kreftenheye Formatie), waarna in het Weichselien dekzand (Twente Formatie) werd afgezet. In het jongste deel van het Holoceen (na 2000 BP) is tenslotte de huidige loop van de IJssel tot stand gekomen.
- Figuur 4.7Schematische dwarsdoorsnede van de Noord-Veluwe door het IJsseldal naar de Holterberg (naar De Jong 1955). Lithostratigrafie naar De Mulder et al. (2003). Het IJsseldal is in eerste aanleg net als de Gelderse Vallei een glaciaal bekken, dat is uitgediept tot maximaal 125 m - NAP. Het bekken is in het Saalien opgevuld met een dunne laag keileem, met daarop glaciofluviale afzettingen en glaciolacustriene afzettingen behorend tot de Drente Formatie. In het Eemien zijn hierop door de Rijn fluviatiele afzettingen neergelegd (Kreftenheye Formatie), waarna in het Weichselien dekzand (Boxtel Formatie) werd afgezet. In het jongste deel van het Holoceen (na 2000 jaren BP) is tenslotte de huidige loop van de IJssel tot stand gekomen.
- Figuur 4.8Verkavelingspatroon in de Gelderse Vallei, ten noorden van de stuwwal bij Ede. © Topografische Dienst, Emmen. Merk op, dat het laaggelegen dekzandgebied is gekenmerkt door kleine, onregelmatig gevormde percelen (kampen) en een sterk verspreide bewoning. In de Gelderse Vallei, waar de hydrologische omstandigheden op korte afstand sterk wisselen, komen geen grote akkercomplexen voor. Hier overheerste de individuele occupatie, waardoor kleine percelen ontstonden, met een afwisseling van grasland en akkerland. Vaak zijn de percelen omgeven door heggen of hakhout. Men spreekt van een kampenlandschap. De bewoning in dit gebied is sterk verspreid. De natte delen van de Gelderse Vallei hebben een opstrekkende verkaveling gekregen. In dit gebied komen vele 'broek' en 'veen' namen voor. De percelen worden ook hier vaak gescheiden door heggen; de noordelijke grens van de heggen valt vrijwel samen met de 0 m hoogtelijn. De lage, vochtige gronden zijn in gebruik als grasland.
- Figuur 4.9Verkavelingspatroon aan de zuidwestkant van de Utrechtse Heuvelrug (flankesdorpen). © Topografische Dienst, Emmen. Evenals in het zuidelijk zandgebied ontstonden de eerste nederzettingen op de middelhoge zandgronden, aan de randen van de stuwwallen. In de Karolingische tijd werd de basis gelegd voor het ontstaan van de zogenaamde 'flankesdorpen'. Voorbeelden hiervan zijn Bussum, Baarn, Leersum, Amerongen, Elst, en de nederzettingen tussen Lunteren en Wageningen. In deze dorpen stonden de huizen langs één kant van het akkerbouwcomplex (de es). Meestal hebben de dorpen een brink, waar het vee - dat tegen de avond van de weidegronden naar huis werd gedreven - te drinken kreeg.
- Figuur 4.9Verkavelingspatroon aan de zuidwestkant van de Utrechtse Heuvelrug (flankesdorpen). © Topografische Dienst, Emmen. Evenals in het zuidelijk zandgebied ontstonden de eerste nederzettingen op de middelhoge zandgronden, aan de randen van de stuwwallen. In de Karolingische tijd werd de basis gelegd voor het ontstaan van de zogenaamde 'flankesdorpen'. Voorbeelden hiervan zijn Bussum, Baarn, Leersum, Amerongen, Elst, en de nederzettingen tussen Lunteren en Wageningen. In deze dorpen stonden de huizen langs één kant van het akkerbouwcomplex (de es). Meestal hebben de dorpen een brink, waar het vee - dat tegen de avond van de weidegronden naar huis werd gedreven - te drinken kreeg.
- Figuur 4.10Schaapskooi uit het gebied van de flankesdorpen (foto H.J.A. Berendsen). De heidevelden, die op de stuwwallen lagen, zijn in Midden-Nederland sinds het einde van de vorige eeuw herbebost met voornamelijk naaldbos. De sporen van het vroegere landbouwsysteem zijn echter hier en daar nog in het huidige cultuurlandschap waarneembaar, bijvoorbeeld in de omgeving van Doorn, Leersum en Amerongen, waar nog schaapskooien staan, die stammen uit de periode van het potstallensysteem, waarbij de mest, vermengd met heideplaggen op de landbouwgronden (essen) werd gebracht. Daardoor zijn dikke enkeerdgronden ontstaan, die een meer dan 50 cm dikke, donkere humeuze bovenlaag (A1 horizont) hebben.
- Figuur 4.11Vegetatie ontwikkeling van het Hulshorsterzand tussen 1900 en 1971 (naar Van Ree, 1993). De oppervlakte actief stuifzand is sterk afgenomen, ten gunste van heide en bos. De oorzaak hiervan is een combinatie van nieuwe aanplant (vaak van naaldbomen) en natuurlijke opslag van de vegetatie.
- Figuur 4.12Geologische doorsnede door een deel van de Veluwe en het IJsseldal. In de doorsnede zijn met de letters A, B en C drie verschillende formaties aangegeven. 1. Welke formaties zijn dit? 2.Waar zal in de figuur kwelwater aan de dag treden? 3.Geef in de figuur aan op welke plaatsen haarpodzolgronden, laarpodzolgronden en veldpodzolgronden zullen voorkomen. Antwoord: 1.A = Kreftenheye Formatie, B = Twente Formatie, C = Betuwe Formatie. 2.Kwelwater treedt vooral aan de dag in het laagst gelegen deel van het dekzandgebied, tussen Apeldoorn en de IJssel. 3.De haarpodzolgronden liggen bovenop de stuwwal, de laarpodzolgronden op de overgang naar het dekzand, en de veldpodzolgronden op het lager gelegen, nattere dekzand.
- Het Oostelijk zandgebied. Het oostelijk zandgebied is het gebied ten oosten van de rivierklei van de Gelderse IJssel en de Oude IJssel. De noordgrens valt vrijwel samen met de Overijsselse Vecht.
- Figuur 5.1Glaciale landschapsvormen in Oost-Nederland (naar Edelman & Maarleveld 1958 en geologische kaart van Nederland schaal 1 : 50.000, blad 28 O). Het oostelijk zandgebied heeft een aantal kenmerken van het zuidelijk, het Midden-Nederlands en het noordelijk zandgebied, maar er zijn ook enkele verschillen. In de eerste plaats is het gebied gekenmerkt door een sterk verbrokkeld reliëf: op korte afstanden komen grote verschillen voor in hoogteligging, bodemtypen en waterhuishouding. Het gebied helt in grote lijnen gezien af van ongeveer 40 m bij de Nederlands - Duitse grens naar circa 2 m + NAP in het Salland. Lokaal komen geïsoleerde heuvels en heuvelruggen voor tot een maximale hoogte van 85 m (de Tankenberg in Twente).
- Figuur 5.2Dwarsprofiel van de Veluwe naar Ootmarsum (naar Zonneveld 1985). De meest oostelijke stuwwallen van het oostelijk zandgebied (bij Oldenzaal en Tubbergen) bestaan gedeeltelijk uit fijnzandige en kleiige mariene afzettingen uit het Eoceen, Oligoceen en Mioceen. Vooral de oligocene lagen bevatten zeer zware, donker gekleurde kleien. De Tertiaire afzettingen liggen in dit gebied op geringe diepte onder het maaiveld, en konden daardoor meegestuwd worden. Als gevolg van de stuwing liggen ze thans enkele tientallen meters boven NAP. Het oostelijk zandgebied kan op grond van geologie en geomorfologie worden onderverdeeld in: 1.Het Vechtdal. Het Vechtdal strekt zich uit over een breedte van enkele kilometers ter weerszijden van de huidige meanderende rivier. De rivier ligt in het vroegere oerstroomdal van de Vecht, dat opgevuld is met glaciofluviale afzettingen uit het Saalien en dekzand uit het Weichselien. In het Holoceen heeft de rivier enkele decimeters klei en leem afgezet. Plaatselijk komt soms veen voor. 2.Het stuwwallengebied van Twente en Salland. De stuwwallen bestaan, net als in Midden-Nederland, voor het grootste deel uit grofzandige, grindrijke, gestuwde fluviatiele sedimenten, hoewel plaatselijk ook gestuwde kleilagen voorkomen. In de oostelijke stuwwallen komen kleiige mariene afzettingen uit het Tertiair voor. De Tertiaire kleien hebben vaak een groene kleur door de aanwezigheid van het mineraal glauconiet. Ten oosten van Holten liggen glaciofluviale afzettingen aan het oppervlak. Tussen de geïsoleerd liggende stuwwallen liggen brede dekzandgebieden, met een afwisseling van ruggen en vlakten. 3.Het dekzandgebied van Salland en de Achterhoek. Het dekzand bedekt hier de Kreftenheye-afzettingen die sinds het Saalien zijn gevormd in het dal van Rijn en IJssel. Kenmerkend voor het Salland zijn grote, langgerekte, west-oost georiënteerde dekzandruggen. Verder naar het zuidoosten is het terrein over het algemeen vlakker en vochtiger. Hier en daar is in het Holoceen veen gevormd. 4.Het gebied rond Winterswijk, dat geologisch gezien behoort tot het bekken van Münster. De westgrens van dit gebied loopt ongeveer langs de lijn Eibergen - Groenlo - Lichtenvoorde - Aalten. In dit gebied komen Tertiaire kleien en mesozoïsche gesteenten (kalksteen) op geringe diepte voor. Het reliëf wordt voornamelijk bepaald door het voorkomen van keileem (Drente Formatie), dat is afgedekt met een circa 1 m dikke laag dekzand. De beekdalen zijn diep ingesneden, soms tot in de mesozoïsche gesteentelagen.
- Figuur 5.2Dwarsprofiel van de Veluwe naar Ootmarsum (naar Zonneveld 1985). Lithostratigrafie naar De Mulder et al. (2003). Het oostelijk zandgebied kan op grond van geologie en geomorfologie worden onderverdeeld in: 1.Het Vechtdal. Het Vechtdal strekt zich uit over een breedte van enkele kilometers ter weerszijden van de huidige meanderende rivier. De rivier ligt in het vroegere oerstroomdal van de Vecht, dat opgevuld is met glaciofluviale afzettingen uit het Saalien en dekzand uit het Weichselien. In het Holoceen heeft de rivier enkele decimeters klei en leem afgezet. Plaatselijk komt soms veen voor. 2.Het stuwwallengebied van Twente en Salland. De stuwwallen bestaan, net als in Midden-Nederland, voor het grootste deel uit grofzandige, grindrijke, gestuwde fluviatiele sedimenten, hoewel plaatselijk ook gestuwde kleilagen voorkomen. In de oostelijke stuwwallen komen kleiige mariene afzettingen uit het Tertiair voor. De Tertiaire kleien hebben vaak een groene kleur door de aanwezigheid van het mineraal glauconiet. Ten oosten van Holten liggen glaciofluviale afzettingen aan het oppervlak. Tussen de geïsoleerd liggende stuwwallen liggen brede dekzandgebieden, met een afwisseling van ruggen en vlakten. 3.Het dekzandgebied van Salland en de Achterhoek. Het dekzand bedekt hier de Kreftenheye-afzettingen die sinds het Saalien zijn gevormd in het dal van Rijn en IJssel. Kenmerkend voor het Salland zijn grote, langgerekte, west-oost georiënteerde dekzandruggen. Verder naar het zuidoosten is het terrein over het algemeen vlakker en vochtiger. Hier en daar is in het Holoceen veen gevormd (bijvoorbeeld Het Goor). 4.Het gebied rond Winterswijk, dat geologisch gezien behoort tot het bekken van Münster. De westgrens van dit gebied loopt ongeveer langs de lijn Eibergen - Groenlo - Lichtenvoorde - Aalten. In dit gebied komen Tertiaire kleien en Mesozoïsche gesteenten (kalksteen) op geringe diepte voor. Het reliëf wordt voornamelijk bepaald door het voorkomen van keileem (Drente Formatie), dat is afgedekt met een circa 1 m dikke laag dekzand. De beekdalen zijn diep ingesneden, soms tot in de Mesozoïsche gesteentelagen.
- Figuur 5.3Gestuwde lagen van de Urk Formatie (links, bruine zanden) en de Appelscha Formatie (vroeger: Enschede Formatie; rechts, witte zanden). Foto: H.J.A. Berendsen. In de stuwwallen is (op dezelfde wijze als in Midden-Nederland) verschubbing opgetreden. Dit blijkt uit het feit, dat in een boring soms twee- of driemaal dezelfde afzettingen voorkomen, tussen oudere sedimentlagen. In het algemeen komen in noordoostelijke richting meer gestuwde afzettingen voor van het Eridanos riviersysteem (Baltische Oerstroom: Appelscha en Peize Formaties).
- Figuur 5.4Kaartje van de afzettingen in het Salland (naar V.d. Akker, Knibbe & Maarleveld 1951). In het grootste deel van het oostelijk zandgebied bestaat het oppervlak uit dekzand en fluvioperiglaciale afzettingen (Boxtel Formatie). Het reliëf is gekenmerkt door vlakke, afvoerloze depressies en dekzandkopjes, afgewisseld met langgerekte ruggen. Plaatselijk komen smalle stroken beekafzettingen (Boxtel Formatie; Singraven Laagpakket) voor. Langgerekte dekzandruggen, met een west-oost oriëntatie komen vooral voor in het Salland, ten oosten van de IJssel tussen Deventer en Zwolle.
- Figuur 5.5Fragment van de topografische kaart 1 : 50.000, van de omgeving van Aalten. © Topografische Dienst, Emmen. Veen komt voor in het dekzandgebied (“Het Goor”). Kenmerkend zijn ook de eenmans-essen. Doordat de hoogteverschillen op korte afstand sterk wisselen, is het landgebruik sterk versnipperd. Dit geldt vooral voor het oostelijk deel van de Achterhoek (Dinxperlo, Aalten, Winterswijk, Ruurlo, Groenlo), voor Twente (bijvoorbeeld ten noorden van Borne) en voor het Salland (bijvoorbeeld ten noordoosten van Deventer). Hoewel het weiland overal overheerst, komen er vele kleine akkers voor in deze gebieden. Er wordt voornamelijk mais geteeld ten behoeve van de veehouderij. Kenmerkend is ook de sterk verspreide bewoning.
- Figuur 5.5Fragment van de topografische kaart 1 : 50.000, van de omgeving van Aalten. © Topografische Dienst, Emmen. Veen komt voor in het dekzandgebied (“Het Goor”). Kenmerkend zijn ook de eenmans-essen.
- Figuur 5.6Afgesneden meanders van de Overijsselse Vecht (foto: H.J.A. Berendsen).
- Het Noordelijk zandgebied. Het noordelijk zandgebied omvat de provincie Drenthe, en een deel van de provincies Overijssel, Friesland en Groningen. De noordgrens ligt daar, waar de Pleistocene zandafzettingen wegduiken onder het Holocene pakket, dat bestaat uit veen en/of mariene afzettingen. Het gebied kan als volgt worden onderverdeeld: 1.Het Drents plateau. Het plateau helt af in noordwestelijke richting. In het oosten komen enkele langgerekte ruggen voor, met een ZZO-NNW oriëntatie. De meest oostelijke is de Hondsrug, waarin nabij Emmen stuwingsverschijnselen voorkomen. In het westen hebben de ruggen een ZW-NO richting. De ruggen met een ZW-NO richting zijn (gedurende het Saalien) het eerst gevormd onder de ijskap. Van den Berg & Beets (1987) verklaren de ruggen met een ZO-NW richting door aan te nemen dat een ijslob zich een weg heeft gebaand tussen twee doodijspakketten door. Daarbij zouden de stuwwallen nabij Winschoten en Coevorden 'gedrumliniseerd' zijn, terwijl onder de ijskap drumlinachtige vormen ontstonden. De richting waarin deze zogenaamde Munsterland-ijslob zich bewoog, kan mede worden afgeleid uit het voorkomen van subglaciale dalen en eskers in Oost-Nederland en Duitsland. 2.Het Hunzedal. Het Hunzedal vormt de oostelijke begrenzing van het Drents Plateau. Het is een oerstroomdal dat in het Saalien gevormd is door een smeltwaterrivier, die door een doodijslandschap stroomde. Reeds in het Saalien is het dal gedeeltelijk opgevuld met smeltwaterafzettingen en gelifluktiemateriaal, waarna in het Eemien in het noordelijk deel van het dal zeeklei werd afgezet. In het Weichselien werd de zeeklei bedekt met een dikke laag dekzand (Boxtel Formatie). Het Holoceen is hier gekenmerkt door het op grote schaal optreden van hoogveenvorming. Dit veen is geheel afgegraven voor de turfwinning. Het is het gebied van de zogenaamde veenkoloniën. Alleen in het uiterste zuidoosten en op Duits grondgebied komt nog een stukje onafgegraven hoogveen voor. 3.Oost-Groningen. In dit iets hoger gelegen gebied liggen de (overreden) stuwwalresten van Schildwolde, Winschoten, en Onstwedde, op de overgang naar het zeekleigebied. De in een boog gerangschikte stuwwalresten bestaan uit een kern van keileem. De boog wijst op een aanvoerrichting van het Saale-landijs vanuit het noordoosten. De vorm van de keileembulten lijkt op die van drumlins. Om die reden veronderstelt men dat het ijs de stuwwallen hier heeft ‘overreden’. Op veel plaatsen is de keileem bedekt met een dunne laag dekzand.
- Figuur 6.1Hoogtekaart van Drenthe (naar Van Heuveln 1965). Het hoogste punt van het Drents plateau ligt nabij Emmen, op circa 25 m + NAP. Het gebied helt af naar het noordwesten en westen. Het bestaat grotendeels uit een keileemplateau, dat ligt tussen twee reeksen van lage stuwwallen, die stammen uit het Saalien. Met de naam keileemplateau wordt het gebied bedoeld, waar de keileem aan of nabij het oppervlak voorkomt.
- Figuur 6.2Stuwheuvels in Noord-Nederland (naar Ter Wee 1962). Gedurende het Saalien werden twee reeksen van lage stuwwallen gevormd, waartussen het keileemplateau ligt. De noordelijke reeks stuwwallen omvat de geïsoleerd liggende stuwheuvels van Schildwolde - Winschoten - Onstwedde; de zuidelijke reeks omvat de stuwheuvels van Coevorden - Steenwijk - het Gaasterland - Wieringen en Texel. Duidelijk is, dat de genoemde stuwwallen gevormd zijn door ijslobben die vanuit het (noord-)oosten naar het zuidwesten bewogen. De stuwwalresten in het zuiden van het gebied (bij Coevorden, Zuidwolde, Vollenhove, Steenwijk, Gaasterland) bevatten gestuwde pakketten keileem. Waarschijnlijk zijn de stuwwallen hier overreden ('gedrumliniseerd') door het ijs. De dikte van de keileem kan sterk wisselen; plaatselijk worden in de heuvels 15 m dikke lagen aangetroffen. Opvallend is, dat in de heuvels keileemtypen voorkomen, die elders in Nederland zeldzaam zijn: zogenaamde schollenkeileem. Meestal onderscheidt men grijze en rode keileem; de grijze keileem wordt het meest aangetroffen. De rode keileem ligt vaak op de grijze, en moet daarom jonger zijn. De keilemen verschillen niet alleen van kleur, maar ook van zwaarte, kalkgehalte en van grind-samenstelling. De rode keileem, die een hoger lutumgehalte heeft, en een hoog percentage kalksteen bevat in het fijne grind, komt alleen plaatselijk voor, en wordt schollenkeileem genoemd. Rode keileem komt onder meer voor in het Gaasterland (Oude Midumer Klif). De dikte van de keileem is meestal gering (een uitzondering vormen de stuwheuvels van de reeks Coevorden - Steenwijk). Na de afzetting heeft de keileem op veel plaatsen langdurig aan het oppervlak gelegen. Daardoor is verwering en bodemvorming opgetreden; een deel van het verweerde materiaal is door water en wind afgevoerd. Het zandige residu van de keileem, dat ontstaat na de verwering en het verlies van de fijnere deeltjes, wordt soms aangeduid als keizand. Vaak bevat dit materiaal vuurstenen. De grote keien, die vaak in de grondmorene voorkomen, zijn in het Neolithicum voor een groot deel gebruikt voor de bouw van hunebedden, en in recente tijd voor dijkversteviging of voor tuinversiering.
- Figuur 6.3Bodem en geologie in het noordelijk zandgebied (naar Zonneveld 1985). Tijdens het Eemien drong de zee het diepe Hunzedal en het dal van de Drentse Aa binnen. Op een diepte van circa 15 - 30 m komen hier kleiige brakwaterafzettingen voor, behorend tot de Eem Formatie. In het Weichselien is op de keileem van de Drente Formatie een dekzandpakket afgezet (Twente Formatie) met in het algemeen een dikte van 0,5-2 m. In tegenstelling tot vroegere opvattingen, neemt men thans aan dat het dekzand grotendeels een lokale herkomst heeft. Plaatselijk komen stuifzanden voor (Kootwijk Formatie). In het Hunze-dal is gedurende het Holoceen een enkele meters dik pakket hoogveen (Griendtsveen Formatie) ontstaan. Het veen is voor de turfwinning vrijwel geheel afgegraven. Resten van de bovengrond van het veen (de bolster) zijn met het onderliggende dekzand vermengd, waardoor moerige podzolgronden zijn ontstaan (vroeger bekend als ‘dalgronden’).
- Figuur 6.3Bodem en geologie in het noordelijk zandgebied (naar Zonneveld 1985). Lithostratigrafie naar De Mulder et al. (2003). Tijdens het Eemien drong de zee het diepe Hunzedal en het dal van de Drentse Aa binnen. Op een diepte van circa 15 - 30 m komen hier kleiige brakwaterafzettingen voor, behorend tot de Eem Formatie. In het Weichselien is op de keileem van de Drente Formatie een dekzandpakket afgezet (Boxtel Formatie) met in het algemeen een dikte van 0,5-2 m. In tegenstelling tot vroegere opvattingen, neemt men thans aan dat het dekzand grotendeels een lokale herkomst heeft. Plaatselijk komen stuifzanden voor (Kootwijk Laagpakket van de Boxtel Formatie). In het Hunze-dal is gedurende het Holoceen een enkele meters dik pakket hoogveen (Griendtsveen Laagpakket van de Nieuwkoop Formatie) ontstaan. Het veen is voor de turfwinning vrijwel geheel afgegraven. Resten van de bovengrond van het veen (de bolster) zijn met het onderliggende dekzand vermengd, waardoor moerige podzolgronden zijn ontstaan (vroeger bekend als ‘dalgronden’). Het noordelijk zandgebied kan worden onderverdeeld in: 1.Het Drents plateau. Het plateau helt af in noordwestelijke richting. In het oosten komen enkele langgerekte ruggen voor, met een ZZO-NNW oriëntatie. De meest oostelijke is de Hondsrug, waarin nabij Emmen stuwingsverschijnselen voorkomen. In het westen hebben de ruggen een ZW-NO richting. De ruggen met een ZW-NO richting zijn (gedurende het Saalien) het eerst gevormd onder de ijskap. Van den Berg & Beets (1987) verklaren de ruggen met een ZO-NW richting door aan te nemen dat een ijslob zich een weg heeft gebaand tussen twee doodijspakketten door. Daarbij zouden de stuwwallen nabij Winschoten en Coevorden gedrumliniseerd zijn, terwijl onder de ijskap drumlinachtige vormen ontstonden. De richting waarin deze zogenaamde Munsterland-ijslob zich bewoog, kan mede worden afgeleid uit het voorkomen van subglaciale dalen en eskers in Oost-Nederland en Duitsland. 2.Het Hunzedal. Het Hunzedal vormt de oostelijke begrenzing van het Drents Plateau. Het is een oerstroomdal dat in het Saalien gevormd is door een smeltwaterrivier, die door een doodijslandschap stroomde. Reeds in het Saalien is het dal gedeeltelijk opgevuld met smeltwaterafzettingen en gelifluktiemateriaal, waarna in het Eemien in het noordelijk deel van het dal zeeklei werd afgezet. In het Weichselien werd de zeeklei bedekt met een dikke laag dekzand (Boxtel Formatie). Het Holoceen is hier gekenmerkt door het op grote schaal optreden van hoogveenvorming (Nieuwkoop Formatie, Griendtsveen Laagpakket). Dit veen is geheel afgegraven voor de turfwinning. Het is het gebied van de zogenaamde veenkoloniën. Alleen in het uiterste zuidoosten en op Duits grondgebied komt nog een stukje onafgegraven hoogveen voor. 3.Oost-Groningen. In dit iets hoger gelegen gebied liggen de (overreden) stuwwalresten van Schildwolde, Winschoten, en Onstwedde, op de overgang naar het zeekleigebied. De in een boog gerangschikte stuwwalresten bestaan uit een kern van keileem. De boog wijst op een aanvoerrichting van het Saale-landijs vanuit het noordoosten. De vorm van de keileembulten lijkt op die van drumlins. Om die reden veronderstelt men dat het ijs de stuwwallen hier heeft ‘overreden’. Op veel plaatsen is de keileem bedekt met een dunne laag dekzand.
- Figuur 6.4Hunebed op het Drents plateau. Foto: H.J.A. Berendsen. Archeologische vondsten op het Drents plateau wijzen erop, dat de mens reeds zeer vroeg in dit gebied aanwezig was. In ieder geval waren in het Laat-Weichselien (Paleolithicum), maar mogelijk al veel eerder, rendierjagers van de zogenaamde Hamburg-cultuur in dit gebied aanwezig. Ook van de iets jongere Tjonger-cultuur (Allerød-interstadiaal) zijn vele sporen gevonden. De jongere archeologische perioden, het Mesolithicum en het Neolithicum zijn eveneens vertegenwoordigd. In het Neolithicum werden in Drenthe de hunebedden gebouwd.
- Figuur 6.5Voorkomen van potklei binnen 1,25 m onder het maaiveld (Van Heuveln 1965). Nabij Roden in het noorden van Drenthe komt zogenaamde potklei voor binnen 1,25 m-mv. De potklei is een meestal zwart gekleurde, kalkrijke glaciolacustriene afzetting, die rijk is aan organische stof. De potklei behoort tot de Peelo Formatie. In veel gevallen komt de Peelo Formatie voor in diepe geulen, die zijn opgevuld met deze glaciolacustriene afzettingen, daterend uit het Elsterien. In de ‘geologische overzichtsprofielen door Nederland’ (bijlage bij Zagwijn & Van Staalduinen 1975) heeft de onderkant van de Peelo Formatie een zeer onregelmatig uiterlijk als gevolg van deze diep ingesneden geulen. De diepste geulen liggen nabij Appelscha, Zuidlaren, Hoogezand en Scheemda; ze reiken tot meer dan 100 m -NAP. Nabij Surhuisterveen in Friesland is gestuwde potklei waargenomen (Cnossen & Heijink 1958). De stuwing heeft waarschijnlijk in het Saalien plaatsgevonden.
- Figuur 6.6Pingo-ruïnes op het Drents plateau (foto H.J.A. Berendsen). Een opvallend kenmerk van het noordelijk zandgebied is het voorkomen van vele zogenaamde dobben: kleine meertjes en vennen, die omgeven zijn door een zandige randwal. Het zijn voor een deel pingo-ruïnes (zie voor de wijze van vorming het boek ‘De vorming van het land - Inleiding in de geologie en de geomorfologie’, Hoofdstuk 7). Pingo-ruïnes zijn ronde depressies in het zandlandschap, die een diepte kunnen bereiken van meer dan 10 m. Ze zijn ontstaan door het afsmelten van pingo’s: heuveltjes met een ijskern. In het Weichselien werden in het noordelijk zandgebied enkele honderden pingo’s gevormd. Het afsmelten van de pingo’s vond plaats in het laatste deel van het Pleniglaciaal, tussen 19.000 en 14.000 BP of nog iets later; de oudste veenlagen in de dobben zijn doorgaans van Bølling-interstadiale ouderdom (circa 13.000 BP). Bij de Stokersdobbe in Drenthe werd onder de randwal veen aangetroffen met een ouderdom van circa 18.000 jaar, waaruit blijkt dat de afsmelting van de pingo na dit tijdstip moet hebben plaatsgevonden.
- Figuur 6.7Lage ruggen in het keileemplateau van Noord-Nederland (naar V.d. Berg & Beets 1987). De ruggen zijn ontstaan als gevolg van de beweging van het landijs in het Saalien. De NO-ZW gerichte ruggen zijn ouder dan de ZO-NW georiënteerde ruggen.
- Figuur 6.8De Hondsrug ijsstroom (naar Van den Berg & Beets 1987). Gedurende het Saalien werden twee reeksen van lage stuwwallen gevormd, waartussen het keileemplateau ligt. Duidelijk is, dat deze stuwwallen gevormd zijn door ijslobben die vanuit het (noord-)oosten naar het zuidwesten bewogen. Aan het eind van het Saalien drong een grote ijslob het dal van de Hunze binnen vanuit het noordwesten. Deze ‘Hondsrug ijsstroom’ baande zich volgens Van den Berg & Beets (1987) een weg door een doodijsgebied, en vormde drumlins, eskers en subglaciale dalen op Duits gebied en in oostelijk Nederland. De oorzaak van de veranderde richting van de ijsstroom is nog niet duidelijk; mogelijk komt dit doordat het landijs van Scandinavië en dat van de Britse eilanden elkaar raakte in het Noordzeegebied, waardoor het ijs in noordelijke en zuidelijke richting moest uitwijken (Rappol 1991).
- Figuur 6.9Verbreiding van keileem nabij het oppervlak op het Drents plateau (naar Van Heuveln 1965). De keileem heeft een belangrijke invloed op de afwatering, ook op plaatsen waar zij niet aan het oppervlak ligt. De keileem belemmert het vertikaal wegzakken van het grondwater, en heeft daardoor gedurende het Holoceen op vele plaatsen aanleiding gegeven tot veenvorming.
- Figuur 6.10Ontstaan van zogenaamde dalgronden (naar Edelman 1950). In de bodemklassificatie van De Bakker & Schelling (1966) worden deze gronden aangeduid als meerveengronden of als moerige zandgronden. Vooral op de waterscheidingen en in de dalen is veen gevormd. Hoogveen werd op grote schaal gevormd in het Hunzedal, tussen Groningen en Schoonebeek. Daarnaast kwamen grote hoogveengebieden voor bij Hoogeveen, Smilde en bij Heerenveen. Door de turfwinning is vrijwel al het hoogveen verdwenen. Vanaf circa 1600 begon de grootschalige veenontginning in Noord-Nederland. De verschillende methoden van veenafgraving die in de loop der eeuwen zijn gehanteerd hebben in het noordelijk zandgebied geleid tot een grote variatie in bodemtypen. In het begin werd het veen geheel weggegraven, waardoor naderhand een vrijwel onbruikbare bodem overbleef. Later werd dit beter, maar pas aan het einde van de 19e eeuw werd vastgelegd, hoe het afgegraven gebied moest worden opgeleverd. De grote ontgonnen veengebieden in het zuidoosten van Drenthe en in het Hunzedal zijn omgezet in akkerland. Dit gebeurde door de voor turfwinning onbruikbare bolster opzij te zetten, en na de vervening te vermengen met het onderliggende dekzand (Figuur). Daardoor ontstond een bodemtype, dat in oudere bodemklassifikatie systemen (Edelman 1950, Stiboka 1965) wordt aangeduid als dalgrond. Hoewel het bodemprofiel van de dalgronden in detail grote verschillen kan vertonen, zijn deze gronden in het algemeen zeer geschikt voor akkerbouw. In het begin werd in dit gebied vooral rogge en haver verbouwd. Nadat in 1845 in Nederland de aardappelziekte was opgetreden, bleek dat de grond ook zeer geschikt was voor de aardappelteelt. In verband hiermee ontwikkelde zich de aardappelmeelindustrie, die omstreeks 1930 haar hoogtepunt beleefde. Overproduktie en het optreden van aardappelmoeheid hebben ertoe geleid, dat het areaal van de aardappelteelt sterk is ingekrompen, ten gunste van de verbouw van tarwe en gerst. Rogge en haver, die omstreeks 1930 circa 45 % van de oppervlakte bouwland in beslag namen, werden extra bemest om een hogere stroproduktie te verkrijgen ten behoeve van de strokartonindustrie. De rogge is in dit gebied inmiddels geheel verdwenen, ten gunste van bieten en snijmais.
- Figuur 6.11Esdorpen op het Drents plateau © Topografische Dienst, Emmen. Op de overgang van de hoge naar de lage gebieden, waar de waterhuishouding het gunstigst was voor akkerbouw, zijn enkeerdgronden en laarpodzolgronden ontstaan. Ook hier houdt de zonering van de bodemtypen verband met het vroegere landbouwsysteem, waarbij de schapen werden gehouden op de hoog gelegen heidevelden ('het veld'). De akkers, die de vorm hadden van grote essen, lagen rondom de (brink)esdorpen. Kenmerkend voor dit gebied is het voorkomen van met eiken beplante houtwallen, die oorspronkelijk dienden als veekering. Opvallend is, dat de enkeerdgronden niet voorkomen op keileem; mogelijk waren deze gronden te vochtig of kon men het bos op de keileemgronden moeilijk rooien.
- Figuur 6.11Esdorpen op het Drents plateau © Topografische Dienst, Emmen. Indien het esdek zwart gekleurd is, is het ontstaan als gevolg van bemesting met heideplaggen. Bruine esdekken wijzen op het gebruik van plaggen van een betere kwaliteit. Deze zijn meestal vermengd met wat klei, en afkomstig van minder schrale gronden. Door dit systeem van bemesting werd de bodemvruchtbaarheid sterk verbeterd. Het humeuze dek was in staat meer water vast te houden, waardoor het gevaar van verdroging werd opgeheven. Tevens kwamen de gronden hoger boven het grondwater te liggen, zodat men ook minder last had van te hoge grondwaterstanden. De essen zijn, evenals elders in Nederland, scherp begrensd, omdat de ophoging perceelsgewijs plaatsvond. In veel gevallen zijn ze ook begrensd door wildwallen: houtwallen met een dichte begroeiing (in het Friese Woudengebied bijvoorbeeld van meidoorns) om het wild buiten de akkers te houden. In Drenthe zijn de essen veel groter dan elders in Nederland. Het meestal zwart gekleurde esdek is echter over het algemeen dunner, in vele gevallen zelfs dunner dan 50 cm, waardoor ze in bodemkundige zin niet als enkeerdgronden worden aangemerkt. Het esdek is echter meestal humeuzer, waarschijnlijk omdat meer 'zuivere mest' en relatief minder zand op de akkers werd gebracht. Deze akkerbouwcomplexen lagen rondom de dorpen, die een duidelijke kern hadden. De boerderijen waren enigszins losjes gegroepeerd rond een brink. Men spreekt dan van brinkesdorpen.
- Figuur 6.12Veenkoloniale nederzettingstypen (naar Van Duin & Van Wijk 1965). Bij de aanleg van de veenkoloniën is met verschillende methoden geëxperimenteerd (veenkoloniën met één enkel hoofdkanaal, koloniën met een hoofdkanaal en een achterdiep, of met twee evenwijdige hoofdkanalen. De koloniën hebben gemeen, dat alle bewoning langs de kanalen is geconcentreerd. De afmetingen van de ontginningsblokken kunnen sterk verschillen; in dit opzicht is er een groot verschil met de cope-ontginningen. De hoofdas van de ontsluiting vormde het Winschoterdiep (begin van aanleg: 1612). Aan dit kanaal ontstond in 1621 de oudste veenkolonie Sappemeer. Vanuit het kanaal werden vervolgens kanalen in zuidelijke richting gegraven, waardoor het veengebied geleidelijk werd ontsloten. Loodrecht op de ontsluitingsvaarten werden kleinere kanalen gegraven, de zogenaamde 'wijken'. De wijken dienden om het te vervenen complex droog te leggen en om de gestoken turf af te voeren. Verder leverde het uitgraven van de wijken zand op, dat gebruikt werd voor de bezanding van het restveen. Op de topografische kaart zijn de wijken duidelijk te herkennen. De afstand tussen de wijken werd bepaald door de turfwinning. Als de afstand te groot werd, moesten de arbeiders de turf over een te grote afstand verplaatsen (met de kruiwagen!). Een kleine afstand tussen de wijken bracht echter hoge kosten van de wijkaanleg met zich mee. In Groningen en Drenthe varieert de afstand meestal tussen 160 en 200 m; in Friesland komen veel grotere verschillen voor. Over het algemeen is de afstand in de jongere ontginningen steeds groter. Het vervoer van de turf naar de Hollandse steden werd via de stad Groningen geleid. De compagniën moesten hiervoor betalen; de stad zorgde voor de aanleg van hoofdvaarten, sluizen en dergelijke. De feitelijke turfwinning, inclusief de aanleg van wijken, sloten en dergelijke werd door de compagniën zelf geregeld. Mede daardoor zien de veenkoloniën er in hun hoofdstructuur gelijkvormig uit, maar vertonen ze in detail een grote variatie.
- Figuur 6.13Fragment van de topografische kaart van Nederland, met veenkoloniale ontginningen © Topografische Dienst, Emmen. Na verloop van tijd werden de verveningen steeds grootschaliger, en werd het veen uit steeds verder weg gelegen gebieden gebruikt. Vooral in de zestiende en zeventiende eeuw nam de behoefte aan brandstof in de Hollandse steden sterk toe. Steenfabrieken werkten met op turf gestookte ovens, evenals bierbrouwerijen, zoutziederijen, blekerijen, ververijen, kalkbranderijen, etc. In West-Nederland (vooral in Amsterdam) vormden zich speculatieve ondernemingen, vennootschappen (compagniën) die het kapitaal verschaften voor de turfwinning in de hoogveengebieden. De eerste georganiseerde vervening vond omstreeks 1550 plaats in de Gelderse Vallei; vrij snel daarna begonnen de compagnieverveningen van Groningen, Friesland en Drenthe. In de zestiende, zeventiende en achttiende eeuw is in het gebied van de veenkoloniën veel veen afgegraven. In de zeventiende en achttiende eeuw werd het land vervolgens ontgonnen. Pas in 1819 werd vastgelegd, dat de bolster en het grauwveen opzij moesten worden gezet. Vervolgens werd het zwartveen gestoken, waarna de bolster moest worden teruggezet op het dekzand of op het restveen. Op de bolster werd een laag dekzand gestort (afkomstig uit de gegraven wijken) van 10-15 cm dikte. Deze werd gemengd met de bolster. Op die manier ontstond een goede teeltlaag. De aldus ontstane gronden worden op de Nebokaart aangegeven als dalgronden, zie Figuur 6.10. Volgens deze methode is in een groot gebied veen afgegraven, waarna het land vervolgens door de akkerbouw in gebruik kon worden genomen. In 1895 werden ook voorschriften uitgevaardigd betreffende de dikte van de af te graven veenlaag, het doorspitten van restveenpakketten, de egalisatie van de ondergrond, het opruimen van kienhout en het gelijkmatig verdelen van de bolster.
- Figuur 6.13Fragment van de topografische kaart van Nederland, met veenkoloniale ontginningen © Topografische Dienst, Emmen. Na verloop van tijd werden de verveningen steeds grootschaliger, en werd het veen uit steeds verder weg gelegen gebieden gebruikt. Vooral in de zestiende en zeventiende eeuw nam de behoefte aan brandstof in de Hollandse steden sterk toe. Steenfabrieken werkten met op turf gestookte ovens, evenals bierbrouwerijen, zoutziederijen, blekerijen, ververijen, kalkbranderijen, etc. In West-Nederland (vooral in Amsterdam) vormden zich speculatieve ondernemingen, vennootschappen (compagniën) die het kapitaal verschaften voor de turfwinning in de hoogveengebieden. De eerste georganiseerde vervening vond omstreeks 1550 plaats in de Gelderse Vallei; vrij snel daarna begonnen de compagnieverveningen van Groningen, Friesland en Drenthe. In de zestiende, zeventiende en achttiende eeuw is in het gebied van de veenkoloniën veel veen afgegraven. In de zeventiende en achttiende eeuw werd het land vervolgens ontgonnen. Pas in 1819 werd vastgelegd, dat de bolster en het grauwveen opzij moesten worden gezet. Vervolgens werd het zwartveen gestoken, waarna de bolster moest worden teruggezet op het dekzand of op het restveen. Op de bolster werd een laag dekzand gestort (afkomstig uit de gegraven wijken) van 10-15 cm dikte. Deze werd gemengd met de bolster. Op die manier ontstond een goede teeltlaag. De aldus ontstane gronden worden op de Nebokaart aangegeven als dalgronden, zie Figuur 6.10. Volgens deze methode is in een groot gebied veen afgegraven, waarna het land vervolgens door de akkerbouw in gebruik kon worden genomen. In 1895 werden ook voorschriften uitgevaardigd betreffende de dikte van de af te graven veenlaag, het doorspitten van restveenpakketten, de egalisatie van de ondergrond, het opruimen van kienhout en het gelijkmatig verdelen van de bolster.
- Figuur 6.13Fragment van de topografische kaart van Nederland, met veenkoloniale ontginningen © Topografische Dienst, Emmen. Na verloop van tijd werden de verveningen steeds grootschaliger, en werd het veen uit steeds verder weg gelegen gebieden gebruikt. Vooral in de zestiende en zeventiende eeuw nam de behoefte aan brandstof in de Hollandse steden sterk toe. Steenfabrieken werkten met op turf gestookte ovens, evenals bierbrouwerijen, zoutziederijen, blekerijen, ververijen, kalkbranderijen, etc. In West-Nederland (vooral in Amsterdam) vormden zich speculatieve ondernemingen, vennootschappen (compagniën) die het kapitaal verschaften voor de turfwinning in de hoogveengebieden. De eerste georganiseerde vervening vond omstreeks 1550 plaats in de Gelderse Vallei; vrij snel daarna begonnen de compagnieverveningen van Groningen, Friesland en Drenthe. In de zestiende, zeventiende en achttiende eeuw is in het gebied van de veenkoloniën veel veen afgegraven. In de zeventiende en achttiende eeuw werd het land vervolgens ontgonnen. Pas in 1819 werd vastgelegd, dat de bolster en het grauwveen opzij moesten worden gezet. Vervolgens werd het zwartveen gestoken, waarna de bolster moest worden teruggezet op het dekzand of op het restveen. Op de bolster werd een laag dekzand gestort (afkomstig uit de gegraven wijken) van 10-15 cm dikte. Deze werd gemengd met de bolster. Op die manier ontstond een goede teeltlaag. De aldus ontstane gronden worden op de Nebokaart aangegeven als dalgronden, zie Figuur 6.10. Volgens deze methode is in een groot gebied veen afgegraven, waarna het land vervolgens door de akkerbouw in gebruik kon worden genomen. In 1895 werden ook voorschriften uitgevaardigd betreffende de dikte van de af te graven veenlaag, het doorspitten van restveenpakketten, de egalisatie van de ondergrond, het opruimen van kienhout en het gelijkmatig verdelen van de bolster.
- Figuur 6.14Vier kaartjes met een oppervlakte van 9 km2. Welk kaartje hoort bij de veenkoloniën? © Topografische Dienst, Emmen. Antwoord: Kaartje c; dit is te zien aan het voorkomen van kanalen met zijsloten (wijken) die gegraven werden om de turf af te voeren. Kaartje a is kenmerkend voor een droogmakerij (‘modern rationele verkaveling’), b voor een landaanwinning (kweldergebied) langs de Groningse kust (langgerekte percelen loodrecht op de kust), en d voor een droogmakerij in het Zuiderzeegebied (grote blokvormige percelen, met windsingels om de boerderijen).
- Het Rivierengebied. Het rivierengebied bestaat uit fluviatiele afzettingen van de Rijn en de Maas uit het Laat-Weichselien en het Holoceen. Tot het rivierengebied wordt hier ook het Maasdal met de jongste Maasterrassen gerekend. Nabij de Duitse grens zijn de holocene afzettingen circa 1,5 m dik. In westelijke richting neemt deze dikte toe tot ruim 20 m nabij de huidige Nederlandse kust.
- Figuur 7.1Hoogtekaart van het centrale rivierengebied (naar De Bakker & Locher 1987). Vanaf de Duitse grens tot de Nederlandse kust bedraagt het gemiddelde verhang van de Rijn ongeveer 9,5 cm/km; het verval is ongeveer 13 m. Het reliëf in het rivierengebied is gering. De hoogteverschillen tussen oeverwallen en kommen bedragen hoogstens enkele meters. In de uiterwaarden komen wel grotere hoogteverschillen voor, maar deze zijn meestal het gevolg van vergraving. De dijken zijn door hun grote hoogte (tot circa 6 m boven de naaste omgeving) de meest in het oog springende reliëf elementen.
- Figuur 7.2Loop van de Rijn in het Midden-Saalien (naar Verbraeck 1984). Bij de maximale uitbreiding reikte het ijs tot op en over de stuwwallen. De getekende gestuwde zone is ontstaan in meer dan één stuwingsfase. Gedurende het Saalien ontstonden in de huidige Betuwe stuwwallen. Langs het ijsfront stroomden de Rijn en de Maas, die een pakket afzettingen neerlegden, dat wordt gerekend tot de Kreftenheye-1 afzettingen. De stuwwallen werden door de Rijn voor een deel snel weer geërodeerd; ze zijn thans alleen nog in de ondergrond te herkennen aan het voorkomen van gestuwde pakketten Vroeg- en Midden-Pleistocene fluviatiele afzettingen, keileem, en glaciofluviale afzettingen. Gedurende het Vroeg-Weichselien bestonden er twee Rijnarmen: één door het dal van de Gelderse IJssel en één door de Betuwe.
- Figuur 7.3Paleogeografie in het Vroeg-Weichselien (naar Zagwijn 1975). Gedurende het Vroeg-Weichselien bestonden er twee Rijnarmen: één door het dal van de Gelderse IJssel en één door de Betuwe. In de rest van Nederland lag dekzand aan de oppervlakte, met uitzondering van de hoog gelegen stuwwallen.
- Figuur 7.4Kreftenheye-6 afzettingen in het rivierengebied (naar Berendsen & Stouthamer 2001). De Kreftenheye-6 afzettingen uit het Jonge Dryas stadiaal bevinden zich op een lager niveau (terras X) dan de Pleniglaciale Kreftenheye-5 afzettingen (Laagterras). De Jonge Dryas rivierlopen zijn op de kaart in een donkerder kleur paars aangegeven. Nabij Rotterdam kruisen het Pleniglaciale terras en Terras X. De precieze ligging van de lopen is hier niet bekend. In het Laat-Weichselien bestond de Rijnloop door het IJsseldal niet meer.
- Figuur 7.5Verbreiding van oude en jonge rivierkleigronden volgens de Nebokaart (Stiboka 1965). De jonge rivierkleigronden behoren tot de Betuwe Formatie. De oudere rivierkleigronden behoren, althans voor een groot deel, tot de Kreftenheye Formatie. De rivierklei uit het Allerød-interstadiaal wordt gerekend tot de Wijchen Laag (behorend tot de Kreftenheye Formatie). In het oostelijk deel van het rivierengebied liggen deze afzettingen thans nog aan het oppervlak (op oudere bodemkaarten worden ze aangegeven als 'oude rivierklei').
- Figuur 7.6De terrassenkruising tussen de Kreftenheye Formatie en de Echteld Formatie nabij Nijmegen (naar De Bakker & Locher 1987). Lithostratigrafie naar De Mulder et al. (2003). De overgang van netto insnijding naar netto accumulatie in het rivierengebied is de 'terrassenkruising'. De terrassenkruising schoof in de loop van het Holoceen langzaam in oostelijke richting op, in samenhang met de relatieve zeespiegelstijging. Ten oosten van de terrassenkruising zijn rivierterrassen gevormd; hier liggen de Holocene afzettingen van de Echteld Formatie op een lager niveau dan de Pleistocene Kreftenheye-afzettingen. In de rest van het rivierengebied is de Kreftenheye Formatie bedekt door de Echteld Formatie.
- Figuur 7.7Profiel door een rivierduin (donk) in de Alblasserwaard (de Schoonenburgsche heuvel). Naar Verbraeck (1970). Lithostratigrafie naar De Mulder et al. (2003). De rivierduinen, die bijvoorbeeld in de Alblasserwaard door de Holocene bedekking heensteken en tot aan het oppervlak reiken (donken), zijn gevormd in het Jonge Dryas-stadiaal. Ze liggen dus doorgaans op de Laat-Glaciale kleilaag (Wijchen Laag) op het Laagterras.
- Figuur 7.8Profielen door de donk van Minkeloos (naar Verbraeck 1970). De rivierduinen, die bijvoorbeeld in de Alblasserwaard door de Holocene bedekking heensteken en tot aan het oppervlak reiken (donken), zijn gevormd in het Jonge Dryas-stadiaal. Ze liggen dus doorgaans op de Laat-Glaciale kleilaag (Wijchen Laag) op het Laagterras.
- Figuur 7.9Het voorkomen van rivierduinen (donken) in de Alblasserwaard (naar Verbraeck et al. 1973). Rivierduinen uit de Jonge Dryas komen in het gehele rivierengebied voor. Ze liggen vrijwel altijd op de leemlaag uit het Allerød-interstadiaal (Wijchen Laag), en zijn gevormd op het Laagterras, buiten het dal van de Jonge-Dryas rivieren.
- Figuur 7.10Vlechtend riviersysteem uit het Laat-Glaciaal nabij Nijmegen en het voorkomen van oude en jonge rivierklei (respectievelijk behorend tot de Wijchen Laag en de Betuwe Formatie). Naar Pons & Schelling (1951). Nabij Nijmegen liggen de pleniglaciale afzettingen van het Laagterras op geringe diepte onder het maaiveld. De restgeulen van het vlechtende riviersysteem zijn nog in het terrein te herkennen. Langs de Maas zijn de rivierduinen zeer goed ontwikkeld; ze vormen een langgerekte reeks ten oosten van de Maas vanaf Venlo tot Bergharen in het Land van Maas en Waal. De rivierduinen hebben door uitwaaiing (aan het einde van de Jonge Dryas en mogelijk ook nog in het begin van het Holoceen) een paraboolvorm gekregen.
- Figuur 7.11Fragment van de topografische kaart 1 : 50.000 van de omgeving van Bergharen (Land van Maas en Waal). © Topografische Dienst, Emmen. De paraboolvorm van het rivierduin bij Bergharen is op de kaart te herkennen aan de ligging van de wegen. Tussen Winssen en Bergharen ligt een komgebied, met veel weilanden. Langs de Waal liggen oeverwallen met daarop veel boomgaarden.
- Figuur 7.12Stroomruggen en kommen in het centrale rivierengebied (naar Stiboka 1973). De oude bewoningskernen liggen steeds op stroomruggen (eventueel op de daarbij behorende crevasse-afzettingen) of op rivierduinen.
- Figuur 7.13aGeomorfologisch kaartje van het Kromme Rijngebied (naar Berendsen & Beukenkamp 1983). Er zijn hier enkele grote riviersystemen te onderscheiden, die zijn aangegeven in het geologisch profiel behorend bij het kaartje. Het oudste riviersysteem heeft de Werkhoven stroomrug gevormd. De andere grote stroomruggen in dit gebied, de Houten stroomrug en de Kromme Rijn stroomrug, zijn later gevormd.
- Figuur 7.13bGeologisch profiel van het Kromme Rijngebied (naar Berendsen & Beukenkamp 1983). Er zijn hier enkele grote riviersystemen te onderscheiden, die zijn aangegeven in het geologisch profiel. Het oudste riviersysteem heeft de Werkhoven stroomrug gevormd. De andere grote stroomruggen in dit gebied, de Houten stroomrug en de Kromme Rijn stroomrug, zijn later gevormd. De breuken in de ondergrond vormen het verlengde van de Peel Horst. Door Stouthamer & Berendsen (2000) is aannemelijk gemaakt, dat deze breuken in het Holoceen de loop van de rivieren beïnvloed hebben (met name door het optreden van avulsies).
- Figuur 7.13bGeologisch profiel van het Kromme Rijngebied (naar Berendsen & Beukenkamp 1983). Er zijn hier enkele grote riviersystemen te onderscheiden, die zijn aangegeven in het geologisch profiel. Het oudste riviersysteem heeft de Werkhoven stroomrug gevormd. De andere grote stroomruggen in dit gebied, de Houten stroomrug en de Kromme Rijn stroomrug, zijn later gevormd. De breuken in de ondergrond vormen het verlengde van de Peel Horst. Door Stouthamer & Berendsen (2000) is aannemelijk gemaakt, dat deze breuken in het Holoceen de loop van de rivieren beïnvloed hebben (met name door het optreden van avulsies).
- Figuur 7.14Grondwaterstandsdaling in het Kromme Rijngebied (naar Berendsen & Beukenkamp 1984). Het grondwaterpiel is tussen 1915 en 1940 ongeveer 1 m lager geworden als gevolg van de verlaging van de waterstanden op de Lek. Dit hangt samen met de verruiming van de Nieuwe Waterweg. In 1952 werd het Amsterdam-Rijnkanaal gegraven. Dit zorgde in de direkte omgeving opnieuw voor een grondwaterstandsverlaging van circa 2 m, waardoor vele boomgaarden het loodje legden. Dit kanaal ligt zo diep, dat veel water van de nabijgelegen stroomruggen in het kanaal vloeit. Vooral de kersenboomgaarden kregen daardoor last van verdroging. Tegenwoordig wordt 's zomers ten behoeve van de landbouw water omhoog gepompt vanuit het Amsterdam-Rijnkanaal. Vele boomgaarden in het Kromme Rijngebied verdwenen dus lang voordat de crisis in de fruitteelt ook in de rest van Nederland toesloeg. In de periode 1960-1970 trad overal in Nederland als gevolg van gewijzigde landbouweconomische verhoudingen een snelle achteruitgang op van de fruitteelt. Veel hoogstamboomgaarden werden gerooid; dit werd nog gestimuleerd door een premiestelsel. Daarvoor in de plaats kwam grasland. Sinds circa 1980 vindt weer een opleving plaats van de fruitteelt door de aanleg van grootschalig beheerde laagstamboomgaarden.
- Figuur 7.15Stroomrug- en komontginning bij Buren. Erichem is een voorbeeld van een gefrustreerd (incompleet) esdorp met geconcentreerde bebouwing. © Topografische Dienst, Emmen. Een kromme sloot, die langs de kerk loopt, ligt in de restgeul van de Erichem stroomgordel. Op de buitenbocht-oeverwal ten zuiden van het dorp waaiert de verkaveling uit. De 'hem' (heem, heim) namen dateren uit de Karolingische tijd. De stroomruggen waren in deze tijd verkaveld in blokken met een onregelmatige vorm. De nederzettingen hadden het karakter van brink- of esdorpen. Rondom de dorpen lag op de hoogste delen de es, de lagere delen waren als weiland in gebruik. Bij deze esdorpen ontbrak de woeste grond, waarop men de schapen liet grazen. Om deze reden worden deze esdorpen wel aangeduid als 'incompleet' of 'gefrustreerd'.
- Figuur 7.16Zand- en grindgaten langs de Gelderse IJssel bij Deventer. Foto: H.J.A. Berendsen. Op veel plaatsen is zand en grind gewonnen uit de kronkelwaarden van de grote rivieren. Daardoor zijn grote plassen ontstaan.
- Figuur 7.17Nederzettingen van het gestrekte type in het rivierengebied (situatie circa 1825). Naar Barends et al. 1986.
- Figuur 7.18Nederzetting, bestaande uit een geconcentreerde boerderijenzwerm (Andelst, circa 1830). Naar Barends et al. 1986.
- Figuur 7.19De traverse van de Beerse Maas. Vanaf de Beerse overlaten stroomde bij hoge waterstanden het Maas-water door de Maaskant, via ’s-Hertogenbosch naar de Amer (naar Stein in Berendsen Red. 1986). Bij hoge afvoer van de Maas werd bijna de helft van het water afgevoerd via de Beerse Maas door de Maaskant naar de mond van de Dieze, of via de Baardwijksche overlaat naar de Amer. Daardoor had de omgeving van ‘s-Hertogenbosch vaak wateroverlast. Ook de Bommelerwaard was een gebied dat ernstig te lijden had van overstromingen. Indien de Waal hoog water had stroomde een aanzienlijk deel daarvan in de Maas via de overlaten van Heerewaarden. Bij zeer hoge waterstanden liepen alle kaden in het gebied tussen Rossum en Heerewaarden over. De Maas ontving hierdoor vaak meer water dan de rivier zelf al afvoerde. Daar kwam nog bij, dat de Maas bij Woudrichem (via de huidige Afgedamde Maas) in de Waal uitmondde, en bij hoge waterstanden van de Waal zijn water dus niet kwijt kon. Deze situatie heeft eeuwenlang de afvoer van Maaswater en de afwatering van de gebieden langs de Maas ernstig belemmerd. Hieraan kwam pas een einde na het graven van de Bergsche Maas, waardoor de Maas een eigen uitmonding naar zee kreeg, en de gelijktijdige sluiting van de overlaten bij Heerewaarden en de afdamming van de Afgedamde Maas.
- Figuur 7.20Overzicht van de rivierverleggingen van Maas en Waal rond de Bommelerwaard (naar Stein in Berendsen Red. 1986). In de eerste helft van de Middeleeuwen stroomde de Maas via het zogenaamde Oude Maasje naar zee. Waal en Maas stonden nabij Heerewaarden met elkaar in verbinding. In de loop van de Middeleeuwen, of misschien zelfs al in de Romeinse tijd ontstond een zijtak van de Maas in noordelijke richting, van Well via Wijk en Veen naar Andel, en vandaar naar het westen via de Alm. Waarschijnlijk omstreeks de 12e eeuw, kwam de verbinding tot stand tussen de Maas en de Waal bij Woudrichem, waardoor de Alm dichtslibde. Het water uit de Waal, dat bij Heerewaarden in de Maas vloeide, kwam nu via een omweg weer terug in de Waal. Dit betekende een ernstige verslechtering van de afwatering van beide rivieren; zowel het Waal- als het Maaswater werd hierdoor opgestuwd. Vanaf het einde van de Middeleeuwen spitsten de veranderingen zich toe op het gebied rond Heerewaarden. In de 18e eeuw werd besloten om twee van de drie verbindingen tussen Waal en Maas bij Heerewaarden te sluiten. Pas aan het einde van de 19e eeuw kwam er werkelijk verbetering in de afwateringstoestand, als gevolg van de uitvoering van een veelomvattend plan. In 1856 werd het oude kanaal van St. Andries afgesloten door de bouw van een schutsluis. De overlaatkaden werden geleidelijk verhoogd. Tussen 1851 en 1860 werd door verruiming van een bestaande kil de Nieuwe Merwede aangelegd, een nieuw riviergedeelte tussen Hardinxveld en het Hollands Diep. De Waal kon hierdoor beter afwateren naar zee. Vervolgens werden Waal en Maas gescheiden. Dit gebeurde door een combinatie van maatregelen, namelijk: • het leggen van een dam in de Maas bij Andel, • het sluiten van de overlaten bij Heerewaarden door de aanleg van een nieuwe dijk (1904), en • het aanleggen van een zelfstandige uitmonding van de Maas van Heusden naar de Amer: de Bergsche Maas (1904). De Maas benedenstrooms van Grave werd tussen 1931 en 1937 verbeterd; de Maasbedding werd met 1/3 bekort, waardoor het water sneller afgevoerd werd naar zee. Er werden drie grote bochten afgesneden, waaronder die bij Alem. Ook werden de overlaten van de Beerse Maas gesloten (1942).
- Figuur 7.21Dwarsdoorsnede door het Land van Maas en Waal (naar Berendsen et al. 1995). Waaraan kan men in de getekende dwarsdoorsnede zien op welk moment de profiellijn de terrassenkruising vormde tussen Laagterras en Holocene afzettingen? Antwoord: Een datering van de oudste Holocene afzettingen in de kommen geeft aan wanneer hier de Holocene sedimentatie begon. Op dat moment lag de profiellijn op de terrassenkruising. In dit geval is dat in het Subboreaal (de overgang van riviersysteem 5 naar 6 is de overgang van netto insnijding naar netto accumulatie).
- Het Westelijk veengebied. Het westelijk veengebied wordt in het noorden en oosten ruwweg begrensd door een denkbeeldige lijn van Bergen - Alkmaar - Hoorn - Naarden - De Bilt - Culemborg - Geldermalsen - Zaltbommel - ‘s-Hertogenbosch. De zuidgrens ligt ongeveer langs de lijn Afgedamde Maas - Beneden Merwede - Rotterdam - Delft. In het westen wordt de grens gevormd door de strandwallen en duinen. De overgangen naar het rivierengebied en het zuidwestelijk zeekleigebied zijn geleidelijk, en in het terrein niet overal duidelijk waarneembaar.
- Figuur 8.1Cope-ontginning Benschop. Foto: H.J.A. Berendsen. Na de bedijking konden de lager gelegen (bos)veengebieden worden ontgonnen. De inklinking leidde echter al snel tot problemen, totdat rond 1450 een aanzienlijke verbetering van de afwatering plaatsvond door de inzet van de windwatermolen. De nederzettingen in het bosveengebied zijn streekdorpen, die bij de cope-ontginningen (1000-1300 AD) zijn ontstaan. Als ontginningsbasis werd bij de cope-ontginningen gebruik gemaakt van de oeverwallen van riviertjes en veenstromen. In andere gevallen werd een kanaal gegraven, dat als ontginningsbasis dienst deed. Voorbeelden van zeer langgerekte dorpen zijn Benschop - Polsbroek en Molenaarsgraaf - Bleskensgraaf. Het meest karakteristieke verkavelingspatroon van de cope-ontginningen bestaat uit langgerekte percelen van gelijke lengte (circa 1250 m) en breedte (circa 113 m), met bewoning op de kavels. Afwijkingen van dit patroon komen voor als gevolg van het kronkelen van riviertjes. Soms bleven stukken land met een onregelmatige vorm over, die op het laatst als een restontginning werden uitgegeven. Een voorbeeld hiervan is de Polder Blokland bij Montfoort (blokland = afgesloten land). De cope-ontginningen zijn vaak te herkennen aan de namen, waarin ‘cop’ of ‘koop’ voorkomt: Benschop, Gerverscop, Boskoop, Nieuwkoop.
- Figuur 8.2West-Nederland in het Holoceen (naar Berendsen & Beukenkamp 1986). Lithostratigafie volgens Zagwijn & Van Staalduinen (1975). De zeespiegelstijging heeft bij het ontstaan van dit gebied een belangrijke rol gespeeld. De afzettingen die in relatie tot de zeespiegelstijging zijn gevormd, worden gerekend tot de Westland Formatie. Deze formatie omvat in het westelijk veengebied naast het Basisveen, dat hier voorkomt op een diepte van 6 - 20 m-mv, de mariene Afzettingen van Calais, het Hollandveen, en de mariene Afzettingen van Duinkerke. Gedurende het Atlanticum en het Vroeg-Subboreaal werden bij transgressies de Afzettingen van Calais gevormd. Door insnijding van getijdekreken is daarbij het Basisveen op veel plaatsen weggeërodeerd. Dit geldt vooral voor een groot deel van Noord-Holland, bijvoorbeeld het gebied tussen Alkmaar en Schagen, de Wieringermeerpolder, en de Haarlemmermeerpolder. Elders werd het Basisveen bedekt met kleiige en zandige mariene afzettingen. De mariene afzettingen komen voor in het gebied ten westen van de lijn Muiden - Gouda - Rotterdam. Ten oosten hiervan ging de veenvorming gedurende het gehele Holoceen door. Het Basisveen kan hier niet meer worden onderscheiden, omdat het veen niet verschilt van het jongere Hollandveen, dat tot aan de voet van de stuwwallen van het Gooi voorkomt. In het Midden-Subboreaal ontstond achter een strandwallensysteem een lagune, waarin op grote schaal veenvorming kon optreden. Naarmate de strandwallen hoger en breder werden, kreeg de zee steeds minder frequent toegang tot het gebied achter de strandwallen. Dit leidde tot de vorming van een enkele meters dikke veenlaag op de mariene Afzettingen van Calais. Op de aanvankelijk nog brakke kwelderafzettingen ontwikkelde zich eerst eutroof rietveen. Indien daarna geen overstromingen meer plaatsvonden en het veen dus uitsluitend was aangewezen op de aanvoer van regenwater, werd het milieu snel oligotroof. Daardoor konden zich onafhankelijk van het grondwater oligotrofe veenmosvenen ontwikkelen. Een deel van het veen werd bij de latere transgressies, waarbij de Afzettingen van Duinkerke werden gevormd, weer weggeslagen. Dit gebeurde echter vooral in het zuidwestelijk zeekleigebied, in het noordelijk zeekleigebied en in het Zuiderzeegebied. De oudste inbraken in het veengebied dateren van ongeveer 1500 BC, toen de zee de monding van de Vecht bij Bergen binnendrong. Dit was de inleiding tot grootschalige erosie van het veengebied en de vorming van het Oer-IJ. De meren die daarbij werden gevormd, zijn ten dele opgevuld met mariene sedimenten.
- Figuur 8.2West-Nederland in het Holoceen (naar Berendsen & Beukenkamp 1986, gewijzigd). Lithostratigrafie naar De Mulder et al. (2003). De zeespiegelstijging heeft bij het ontstaan van dit gebied een belangrijke rol gespeeld. De mariene afzettingen die binnen de huidige kustlijn voorkomen, worden gerekend tot de Naaldwijk Formatie. In de kustvlakte worden twee laagpakketten onderscheiden: het Walcheren Laagpakket (de bovenste zeeklei-afzettingen) en het Wormer Laagpakket (de onderste zeeklei-afzettingen). De Naaldwijk Formatie komt vertand voor met veen van de Nieuwkoop Formatie (= Broek Formatie cf. Berendsen 1982). De Basisveen Laag is de onderste veenlaag, die ligt op Pleistocene afzettingen. Het veen is voor een groot deel ontstaan als gevolg van diffuse kwel, in combinatie met de stijging van de zeespiegel. De Basisveen Laag, die voorkomt op een diepte van 6 - 20 m-mv, wordt alleen onderscheiden als er mariene afzettingen op liggen. Elders spreekt men van het Hollandveen Laagpakket. De indeling van Zagwijn & Van Staalduinen (1975), waarin de Westland Formatie werd onderscheiden, die werd onderverdeeld in een groot aantal eenheden, waaronder de mariene Afzettingen van Calais, het Hollandveen, en de mariene Afzettingen van Duinkerke is thans verlaten. Ook het idee, dat de mariene afzettingen ontstaan zouden zijn als gevolg van min of meer synchrone transgressies en regressies is niet juist gebleken (zie ook het boek: ‘De vorming van het land – Inleiding in de geologie en de geomorfologie’, Hoofdstuk 9). Het Wormer Laagpakket is vooral gedurende het Atlanticum en het Vroeg-Subboreaal gevormd. Door insnijding van getijdekreken is daarbij de Basisveen Laag op veel plaatsen weggeërodeerd. Dit geldt vooral voor een groot deel van Noord-Holland, bijvoorbeeld het gebied tussen Alkmaar en Schagen, de Wieringermeerpolder, en de Haarlemmermeerpolder. Elders werd de Basisveen Laag bedekt met kleiige en zandige mariene afzettingen. De mariene afzettingen komen voor in het gebied ten westen van de lijn Muiden - Gouda - Rotterdam. Ten oosten hiervan ging de veenvorming gedurende het gehele Holoceen door. De Basisveen Laag kan hier niet meer worden onderscheiden, omdat het veen niet verschilt van het Hollandveen Laagpakket, dat tot aan de voet van de stuwwallen van het Gooi voorkomt. In het Midden-Subboreaal ontstond achter een strandwallensysteem een lagune, waarin op grote schaal veenvorming kon optreden. Naarmate de strandwallen hoger en breder werden, kreeg de zee steeds minder frequent toegang tot het gebied achter de strandwallen. Dit leidde tot de vorming van een enkele meters dikke veenlaag op het Wormer laagpakket. Op de aanvankelijk nog brakke kwelderafzettingen ontwikkelde zich eerst eutroof rietveen. Indien daarna geen overstromingen meer plaatsvonden en het veen dus uitsluitend was aangewezen op de aanvoer van regenwater, werd het milieu snel oligotroof. Daardoor konden zich onafhankelijk van het grondwater oligotrofe veenmosvenen ontwikkelen. Een deel van het veen werd bij de latere inbraken van de zee, waarbij het Walcheren Laagpakket werd gevormd, weer weggeslagen. Dit gebeurde vooral in het zuidwestelijk zeekleigebied, in het noordelijk zeekleigebied en in het Zuiderzeegebied. De oudste inbraken in het veengebied dateren van ongeveer 1500 BC, toen de zee de monding van de Vecht bij Bergen binnendrong. Dit was de inleiding tot grootschalige erosie van het veengebied en de vorming van het Oer-IJ. De meren die daarbij werden gevormd, zijn ten dele opgevuld met mariene sedimenten. In Noord-Holland ten noorden van het Oer-IJ begon de afbraak van het veengebied pas omstreeks 1000 AD. Dit hing samen met de uitbreiding van de Zuiderzee. Daarbij ontstonden in Noord-Holland vele grote meren, zoals de Purmer, de Wormer, de Schermer en de Beemster. Ook is als gevolg van doorbraken van de Zuiderzeedijk nog veel erosie opgetreden. Achter de Hollandse kust komt het Walcheren Laagpakket alleen voor in de monding van de Oude Rijn bij Katwijk. Hier dateren de mariene afzettingen uit de periode vóór circa 1200 AD, toen de monding bij Katwijk door duinvorming van de zee werd afgesloten. In de rest van Noord- en Zuid-Holland bleven de strandwallen en het erachter liggende veen voor erosie gespaard. Wel is na circa 1400 AD veel veen afgegraven of gebaggerd ten behoeve van de turfwinning.
- Figuur 8.3Het veengebied in Noord- en Zuid-Holland (naar Pannekoek 1956). Het westelijk veengebied is tot stand gekomen in het Holoceen. Tot in de vroege Middeleeuwen maakte het deel uit van een veel groter veengebied, dat zich achter een reeks strandwallen uitstrekte van Vlaanderen tot in Noordwest-Duitsland. Het grotendeels ombrogene veen werd slechts op enkele plaatsen doorsneden door rivieren, met aan weerszijden stroken rietveen en bosveen. In Zuidwest-Nederland en in het Waddengebied is het veen door mariene erosie verloren gegaan. De waterstanden in de rivieren werden beïnvloed door eb en vloed, de stroomsnelheden waren laag. Nabij de rivieren werd in een smalle strook vaak nog wat klei afgezet. Op wat grotere afstand van de rivieren werd geen klei meer afgezet. Wel werd het water in de kommen regelmatig ververst, waardoor hier alleen eutrofe veensoorten tot ontwikkeling konden komen (vooral bosveen). Op nog grotere afstand van de rivieren kon zich oligotroof veen (hoogveen) ontwikkelen. In West-Nederland is het hoogveen afgegraven; aan het oppervlak komt thans laagveen of oude zeeklei voor. De dichter bij de rivieren gelegen bosveengebieden zijn in het algemeen onaangetast gebleven, omdat bosveen ongeschikt is voor de turfbereiding: het levert bij verbranding teveel as op.
- Figuur 8.4De IJ-boezem curca 3500-3000 yr BP (naar Poelman 1966). De Vecht stond via de IJ-boezem in verbinding met de zee. Deze rivierloop bestond waarschijnlijk al vanaf ongeveer 4000 jaren BP. Door overstromingen vanuit het Oer-IJ en de Vecht ontstonden enkele meren in het veengebied, waarin verslagen veen (meermolm) werd afgezet. Een voorbeeld hiervan is het Horstermeer ten zuiden van Weesp. De toevoer van brak water leidde in deze omgeving tot de vorming van rietveen en rietzeggeveen. Omstreeks 1000 AD werd een oude Vechtloop, die van Breukelen via Oud-Aa, Nieuwer-Ter-Aa, Loenersloot, Abcoude, Weesp en Muiden liep, verlaten. De nieuwe loop via Vreeland, Nigtevecht en Weesp heeft oeverwallen, die beïnvloed zijn door eb- en vloedbewegingen vanuit de steeds verder in omvang toenemende Zuiderzee.
- Figuur 8.5Anastomoserende riviersystemen in de Vijfheerenlanden en de Alblasserwaard (naar Berendsen & Stouthamer 2001). Van ongeveer 7000 tot 3500 jaar geleden bestond er een ‘recht-anastomoserend’ riviersysteem in de Alblasserwaard en de Lopikerwaard. Deze smalle rivierlopen, die nu meestal bedekt zijn met een veenpakket, zijn als gevolg van differentiële klink vaak nog in het landschap te zien. De riviergeulen waren sterk vertakt, en ze hadden vele crevasse-afzettingen. Karakteristiek is een zeer grote lithologische afwisseling op korte afstand.
- Figuur 8.6Dwarsdoorsnede met meanderende en anastomoserende riviersystemen (naar Weerts & Bierkens 1993). Meanderende rivieren (Spijk stroomgordel) hebben een regelmatige geometrie van de oeverafzettingen; anastomoserende rivieren (Gorkum en Schaik stroomgordels) zijn gekenmerkt door vele crevasse-afzettingen. Anastomoserende rivieren kwamen in dit gebied voor tot circa 4000 BP.
- Figuur 8.7Verbreiding van hoog- en laagveen in Nederland (naar Stiboka 1965). Het hoogveen dat oorspronkelijk zowel in ‘hoog Nederland’ als in het laaggelegen West-Nederland voorkwam, is als gevolg van de turfwinning geheel verdwenen.
- Figuur 8.8Ontstaan van een trekgat met zetwal (naar Pons & Van Oosten 1974). Door het baggeren van veen ontstonden trekgaten of petgaten, die zich door afslag aan de oevers konden uitbreiden tot grote plassen. In de omgeving van Amsterdam (Waterland) was de kwaliteit van de turf slecht door de aanwezigheid van zout in het veen (afkomstig van overstromingen vanuit de Zuiderzee). Hier ontstonden daarom geen grote, georganiseerde verveningen. Elke boer maakte op zijn eigen grond een trekgat in de lengterichting van de percelen. De onbruikbare bovengrond werd in de sloot gedeponeerd; de strook tussen de sloot en het trekgat fungeerde als zetwal of legakker. Hier werd de bagger uitgespreid, tot turven gesneden en te drogen gelegd. Soms werd dezelfde werkwijze enkele keren herhaald om dieper gelegen veenlagen te verturven. Door deze zogenaamde ‘wilde verveningen’ ontstond een sterk verbrokkeld landschap met veel open water, en trekgaten in diverse stadia van verlanding. Dergelijke gebieden zijn ongeschikt gebleken voor landbouwkundige doeleinden; voor recreatie zijn ze echter zeer aantrekkelijk.
- Figuur 8.9Droogmakerijen op de kaartbladen 30 Oost, 31 West en 31 Oost (naar De Bakker, 1978). Uit de figuur blijkt, dat de meeste droogmakerijen langs de Oude Rijn stammen uit de periode 1650-1850. Tussen de droogmakerijen liggen vaak smalle stroken onvergraven (meestal eutroof) veen langs kleine riviertjes. Deze stroken onvergraven veen staan bekend als ‘bovenland’ (Noord- en Zuid-Holland) of ‘bovenveen’ (Noord-Nederland). Hier heeft men het veen laten zitten, omdat er bebouwing aanwezig was, of omdat het veen ongeschikt was voor turfbereiding.
- Figuur 8.10Droogmakerijen en bedijkingen in Noord-Holland (naar Pons & Van Oosten 1974). Droogmakerijen zijn kenmerkende elementen van het gebied, hoewel het veen hier meestal thans ontbreekt. Ze liggen zeer laag: tot meer dan 6 m - NAP. Daardoor is de ontwatering geheel kunstmatig. Door de diepe ontwatering van de zeeklei, die thans aan het oppervlak ligt, is het slootpeil in de droogmakerijen veel lager dan in de (hoger liggende) veengebieden.
- Figuur 8.11Eb- en vloedkreken in het gebied van de Ronde Venen bij Mijdrecht (naar Stiboka 1965). Waar de vervening op grote schaal en meer gereglementeerd plaatsvond, zoals in Rijnland en Amstelland, ontstonden grote plassen, die soms door afslag aan de oevers nog aanzienlijk groter werden. Een voorbeeld hiervan is het Haarlemmermeer, dat door afslag aan de oevers is ontstaan uit drie grote meren: het Haarlemmermeer, het Spieringmeer, en het Leidse meer. In de periode tussen 1550 en 1900 werden de meeste meren en plassen successievelijk drooggelegd; geleidelijk werden daarbij steeds diepere plassen drooggemalen. Daardoor ontstonden de droogmakerijen, waarin meestal de Afzettingen van Calais aan het oppervlak liggen. Nabij Mijdrecht zijn de getijdekreken in de Afzettingen van Calais goed in kaart gebracht. Als gevolg van egalisatie zijn de kreken steeds moeilijker in het veld te zien.
- Figuur 8.12Schematische voorstelling van de zakking van het maaiveld na de ontginning, en de daarmee samenhangende verplaatsing van de bewoning en de verandering in het landgebruik (naar Barends et al. 1986). De eerste cope-ontginningen van het hoogveen vonden al vóór de bedijking plaats. Door het graven van sloten werd het veen enigszins ontwaterd, en verdroogde de bovenzijde van het veen. Hierdoor bleek het zelfs mogelijk enige tijd akkerbouw te bedrijven op de relatief hooggelegen veengebieden. Door de ontwatering trad echter al snel inklinking en oxydatie van het veen op, waardoor het grondwaterpeil relatief steeg. Op de duur was het niet meer mogelijk het grondwaterpeil voldoende te verlagen, zodat het gebied te nat werd voor bouwland, en overgeschakeld moest worden op weiland. Soms werden dieper het veengebied in nieuwe akkers aangelegd, hetgeen zelfs gepaard ging met een verplaatsing van de boerderijen. Op vele plaatsen is het maaiveld als gevolg van de ontwatering 2 à 3 m gedaald in 1000 jaar.
- Figuur 8.13Meermolm en restveen in de droogmakerijen (naar Stiboka 1965). In vele gevallen is er ook in de overige droogmakerijen nog een dunne laag restveen (veen dat ongeschikt was voor turfbereiding) of een laag meermolm (verslagen veen) op het Wormer Laagpakket aanwezig. Meermolm komt als gevolg van de overheersende westenwinden vooral voor aan de (zuid-)westkant en noordkant van de droogmakerijen: het werd door de onderstroom in de plassen naar het (zuid-)westen of noorden vervoerd. Ten oosten van de Vecht werden de meeste plassen niet drooggemalen. De zandige ondergrond (Boxtel Formatie in de indeling van De Mulder et al. 2003) leidt hier tot sterke kwel, waardoor drooglegging te hoge kosten met zich mee zou brengen.
- Figuur 8.14Bodemkundige landschappen in Zuid-Holland volgens de Nebokaart (Stiboka 1965). In deze figuur tekent zich duidelijk de overgang af van het westelijke veengebied naar het zuidwestelijk zeekleigebied.
- Figuur 8.15Fragment van de topografische kaart schaal 1 : 50.000; cope-ontginningen in de Alblasserwaard. © Topografische Dienst, Emmen. De gegraven ‘Molenaarsgraaf’ vormt de ontginningsbasis, waarlangs nu aan weerskanten een weg ligt. De boerderijen staan op de percelen, die allemaal in principe dezelfde lengte en breedte hebben. Het ontginningspatroon is tot stand gekomen tussen 1000 en 1300.
- Figuur 8.16Regelmatige blokvormige verkaveling in de droogmakerijen. © Topografische Dienst, Emmen. Zowel de nederzettingen als het verkavelingspatroon in de droogmakerijen zijn betrekkelijk jong. Het verkavelingspatroon op het Wormer Laagpakket (vroeger: Afzettingen van Calais) is rechthoekig en regelmatig van aard. De verkavelingsblokken zijn relatief groot, en vaak in gebruik als akkerland. Dit geldt in het bijzonder voor de westelijke droogmakerijen, waar de ondergrond veel zandiger is.
- Figuur 8.17a Kaartje van de omgeving van Hoornaar (© Topografische Dienst, Emmen). Op het kaartje is een boring verricht. De lithologie van vier boringen is weergegeven in Figuur 8.17b. Welke van de vier boringen is op het kaartje verricht?
- Figuur 8.17b Lithologie van vier boringen; één van deze boringen is verricht op het kaartje van de omgeving van Hoornaar (Figuur 8.17a).
- Het Noordelijk veengebied. Het noordelijk veengebied omvat de overgang tussen het noordelijk zeekleigebied en het noordelijk zandgebied (in hoofdzaak dus de kop van Overijssel, Zuidwest-Friesland, en midden-Groningen).
- Figuur 9.1De Weerribben (foto: P.C. Beukenkamp). De Weerribbben (thans een natuurgebied) is een door turfwinning ontstaan plassengebied met trekgaten. In dit gebied overheerste het oligotrofe veen. De Beulaker- en Belterwiede zijn meren, die door erosie aan de oevers sterk vergroot zijn. De Beulakerwiede verkreeg zijn huidige uitbreiding na inbraken van de Zuiderzee in 1776 en 1825. Daarbij gingen enkele dorpen verloren.
- Figuur 9.2Veensoorten in Noordwest-Overijssel (naar Westhoff et al. 1971). Het noordelijk veengebied vertoont wat zijn ontstaanswijze betreft, grote overeenkomsten met het West-Nederlandse veengebied. De belangrijkste oorzaak van de veenvorming was de Holocene zeespiegelstijging en de daaraan gekoppelde stijging van het grondwaterniveau. Het Hollandveen ligt direct op dekzand van de Boxtel Formatie. In feite vormde het gebied tot omstreeks het begin van de jaartelling één geheel met het westelijk veengebied. De scheiding tussen beide veengebieden kwam tot stand door de vorming en verdere uitbreiding van het meer Flevo in de Romeinse tijd. In tegenstelling tot West-Nederland en het Zuiderzeegebied, bleef in het noordelijk veengebied het veen voor mariene erosie gespaard. Wel is langs de randen van de voormalige Zuiderzee een dunne laag (enkele decimeters) klei op het veen afgezet. Deze laag wigt landinwaarts snel uit. In veel gevallen begon de veenvorming in het Holoceen vanuit de beekdalen, die vaak een ondergrond van keileem hebben; hier werd eutroof veen gevormd; in veel gevallen moerasbosveen. Op wat grotere afstand van de rivieren komt mesotroof zeggeveen voor, terwijl op nog grotere afstand van de rivieren overstromingen geen rol meer speelden. Hier gaat het veen over in veenmosveen. Een dergelijke opeenvolging vindt men bijvoorbeeld in Noordwest-Overijssel, waar buiten de beekdalen het milieu al gauw oligotroof werd. Laterale uitbreiding van het veen is er de oorzaak van, dat in Noord-Nederland het veen direkt op de dekzandondergrond (al dan niet met een podzolprofiel) voorkomt.
- Figuur 9.3Fragment van de topografische kaart schaal 1 : 50.000, van Noordwest-Overijssel. © Topografische Dienst, Emmen. Op de flanken van het Drents plateau kon het veen ‘droog verveend’ worden, dat wil zeggen: het veen werd ontwaterd en daarna gestoken. In het laag gelegen veengebied werd het veen gebaggerd; op beperkte schaal is dit doorgegaan tot omstreeks 1970. De bolster of bonkaarde werd in de sloten gestort, waardoor zetwallen ontstonden. Hierop werd de turf te drogen gelegd. Soms gebeurde dit ook op ribben: stroken met een geheel ongestoord profiel. De door turfwinning ontstane waterplassen worden trek- of petgaten genoemd. Door de begroeiing in de petgaten trad op de duur verlanding op. De dichte wortelzone van riet en biezen noemt men kragge.
- Figuur 9.4Gemaaide rietvelden in De Wieden (foto: F. Muller). Het riet in De Wieden wordt jaarlijks gemaaid en verkocht als dakbedekking, maar op sommige plaatsen laat men overjarig riet staan, ten behoeve van rietvogels.
- Het Zuiderzeegebied. Tot het Zuiderzeegebied worden gerekend: het IJsselmeer, de IJsselmeerpolders, de randgebieden van de vroegere Zuiderzee, inclusief de IJsseldelta en de monding van de Eem.
- Het Zuiderzeegebied. Tot het Zuiderzeegebied worden gerekend: het IJsselmeer, de IJsselmeerpolders, de randgebieden van de vroegere Zuiderzee, inclusief de IJsseldelta en de monding van de Eem. In de randgebieden van de Zuiderzee hebben zich onder invloed van golven en wind nabij Nijkerk en Kampen zwak ontwikkelde kwelderwallen gevormd, die bestaan uit zandige, kalkrijke klei; daarachter ligt zwaardere kalkloze klei, en verder landinwaarts klei op veen. De klei neemt landinwaarts in dikte af. Deze gronden komen alleen voor langs de zuidelijke en (noord)oostelijke randen van de Zuiderzee.
- Figuur 10.1Het Zuiderzeegebied. Met uitzondering van de Proefpolder Andijk (1927) en de Wieringermeer (1930), die nog in een zout milieu zijn aangelegd, zijn de grote IJsselmeerpolders aangelegd na de totstandkoming van de Afsluitdijk (Figuur 10.1): Noordoostpolder (1937-1942), Oostelijk Flevoland (1950-1957), Zuidelijk Flevoland (1959-1968). De Markerwaard is gedeeltelijk voorzien van een ringdijk, maar zal voorlopig niet worden drooggelegd. Merk op, dat de afzettingen in de Wieringermeerpolder gerekend worden tot het Wormer Laagpakket, en niet tot het Walcheren Laagpakket.
- Figuur 10.2Het ontstaan van de Zuiderzee in enkele fasen. A: Laat Atlanticum (4300 - 2400 BC); B: Vroeg-Subboreaal (3000-2500 BC); C: Midden-Subboreaal (1900 BC); D: Vroeg-Subatlanticum (300 BC - 0 AD); E: Subatlanticum (300- 750 AD). Naar Pons et al., 1963 en Zagwijn 1986. De Holocene ontwikkeling van het gebied is in grote lijnen te vergelijken met die van West-Nederland. Op het Pleistocene zand is een dunne laag Basisveen gevormd. Daarop ligt het Wormer Laagpakket, voorheen beschreven als Beemster-afzettingen, die qua ouderdom overeenkomen van de Afzettingen van Calais. Landinwaarts van de mariene Beemster-afzettingen lag een groot veenmoeras, dat door erosie werd aangetast. Daardoor werd een dikke laag detritus gevormd, bestaande uit afgeslagen veen. Na een relatief rustige periode werd in het Midden-Subboreaal de Cardium-klei afgezet in het westelijk deel van het Zuiderzeegebied. Deze klei komt qua ouderdom ongeveer overeen met de Calais-IV en Duinkerke-0 fase (begin ongeveer 2000 BC). De rest van het Zuiderzeegebied bleef tijdens het Subboreaal deel uitmaken van het grote West-Nederlandse veengebied. Tijdens inbraken van de zee werden vanuit West-Friesland en vanuit het zogenaamde Oer-IJ (dat bij Castricum in verbinding stond met de zee) gaten geslagen in het veen, waardoor zeeboezems ontstonden. De veenafslag leidde ertoe, dat op de bodem van deze zeeboezems opnieuw verslagen veen (veenslik, detritus, gyttja) werd afgezet, de Jonge detritus gyttja. In het Oer-IJ is het pakket detritus enkele meters dik. De nauwe verbindingen met de zee slibden geleidelijk aan weer dicht, maar in het veengebied bleven enkele meren bestaan. Door erosie aan de oevers konden deze zich zelfs uitbreiden, waardoor in de Romeinse tijd het meer Flevo ontstond. Dit meer breidde zich in de Middeleeuwen verder uit tot het Almere, dat tot circa 1250 bestond. In dit meer werd mineraal materiaal toegevoerd vanuit de IJ-boezem, waardoor in brak water de Almere-afzettingen werden gevormd, die bestaan uit siltig materiaal met een korrelgrootte van 2-16 µm (sloef). Daarna ontstond er een verbinding via de Waddenzee met de Noordzee, waardoor het milieu vanaf circa 1500 AD (weer) zout werd, en de Zuiderzee ontstond. In de Zuiderzee werd een laag jonge zeeklei afgezet, die van noord naar zuid zwaarder van textuur wordt (meer klei, minder zand). Dit is het resultaat van golfslag en stroming. Het meeste zeezand werd afgezet in het gebied tussen Stavoren en Enkhuizen, waar als gevolg van de geringere breedte van de Zuiderzee de stroomsnelheden groter waren. Langs de rand van de Zuiderzee vond vaak een menging plaats met oudere, Pleistocene afzettingen, waardoor het zandgehalte langs de kust weer toeneemt. Bij Urk en De Voorst (Noordoostpolder) komt zand voor, dat afkomstig is van erosie van glaciale afzettingen (keileem).
- Figuur 10.3NW-ZO Profiel door Oostelijk Flevoland (naar Stiboka 1965). Het Pleistocene zand in de ondergrond van Oostelijk Flevoland bestaat overwegend uit dekzand. Hierop ligt het Basisveen, dat bedekt wordt met het Wormer Laagpakket (voorheen beschreven als Beemster Afzettingen, te correleren met de Afzettingen van Calais). Tijdens inbraken van de zee werden vanuit West-Friesland en vanuit het zogenaamde Oer-IJ (dat bij Castricum in verbinding stond met de zee) gaten geslagen in het Hollandveen, waardoor zeeboezems ontstonden. De veenafslag leidde ertoe, dat op de bodem van deze zeeboezems opnieuw verslagen veen (veenslik, detritus, gyttja) werd afgezet, de Jonge detritus gyttja. In het Oer-IJ is het pakket detritus enkele meters dik. Deze afzettingen zijn in een zoetwatermeer gevormd. Daarop liggen de klastische Almere-afzettingen, die naar boven toe overgaan in de zoutwaterafzettingen van de Zuiderzee.
- Figuur 10.4Het ontstaan van het meer Flevo (naar Stiboka 1965). Door golfafslag in een veenmeer ontstond in de Romeinse tijd het meer Flevo. Dit meer breidde zich in de Middeleeuwen verder uit tot het Almere, dat tot circa 1250 bestond. In dit meer werd mineraal materiaal toegevoerd vanuit de IJ-boezem, waardoor in brak water de Almere-afzettingen werden gevormd, die bestaan uit siltig materiaal met een korrelgrootte van 2-16 µm (sloef). Daarna ontstond er een verbinding via de Waddenzee met de Noordzee, waardoor het milieu vanaf circa 1500 AD (weer) zout werd, en de Zuiderzee ontstond. In de Zuiderzee werd een laag jonge zeeklei afgezet, die van noord naar zuid zwaarder van textuur wordt (meer klei, minder zand). Dit is het resultaat van golfslag en stroming. Het meeste zeezand werd afgezet in het gebied tussen Stavoren en Enkhuizen, waar als gevolg van de geringere breedte van de Zuiderzee de stroomsnelheden groter waren.
- Figuur 10.5Inrichting van de polders Flevoland (naar Van Duin et al. 1985). De oorspronkelijke bedoeling was, de IJsselmeerpolders uitsluitend in te richten voor de landbouw. Na de Tweede Wereldoorlog veranderden de inzichten echter, en als gevolg van de veranderde economische omstandigheden en de toename van de urbanisatie moesten de oorspronkelijke plannen worden bijgesteld. De Figuur geeft een overzicht van de inrichting van de polder Flevoland. Naast de agrarische bestemming vallen de steden Almere en Lelystad op. Rond de steden en langs de oostrand van de polder komen uitgestrekte bosgebieden voor (Almeerder Hout, Gelderse Hout, Overijsselse Hout, Hulkesteinse Bos, Horsterwold, Harderbos, Revebos). Naarmate de latere polders gereed kwamen, vond een verschuiving van het landgebruik plaats, van vrijwel alleen landbouw naar meer bos en stedelijke bebouwing. De grond is uitstekend geschikt voor landbouw, een voorwaarde is wel dat de waterbeheersing goed is.
- Figuur 10.6De te verwachten maaivelddaling in Flevoland rond 2070 (naar Van Duin et al. 1985). Omdat de bodem nog weinig gelegenheid heeft gehad om te rijpen, zal in de komende eeuw nog een aanzienlijke inklinking optreden. Op sommige plaatsen zal deze circa 1,5 m bedragen. De bodems in de IJsselmeerpolders behoren tot de hydromorfe vaaggronden; het zijn overwegend kalkrijke poldervaaggronden en nesvaaggronden (kleiig, met een ongerijpte ondergrond). Ook komen kalkrijke vlakvaaggronden voor.
- Figuur 10.7Oogsttijd in de IJsselmeerpolders. Foto: archief Universiteit Utrecht. Het verkavelingspatroon bestaat uit grote, rechthoekige blokken.
- Figuur 10.8Verkavelingspatroon in de Noordoostpolder (fragment van de topografische kaart, schaal 1 : 50.000). © Topografische Dienst, Emmen. Met uitzondering van Urk, Schokland, Marken en Wieringen dateren alle nederzettingen in de IJsselmeerpolders uit de 20e eeuw. Het verkavelingspatroon bestaat uit grote, rechthoekige blokken. De boerderijen zijn vaak omgeven door windsingels. De blokvormige percelen in de Wieringermeerpolder hebben overwegend een grootte van 250 x 800 m.
- Figuur 10.8Verkavelingspatroon in de Noordoostpolder (fragment van de topografische kaart, schaal 1 : 50.000). © Topografische Dienst, Emmen. Met uitzondering van Urk, Schokland, Marken en Wieringen dateren alle nederzettingen in de IJsselmeerpolders uit de 20e eeuw. Het verkavelingspatroon bestaat uit grote, rechthoekige blokken. De boerderijen zijn vaak omgeven door windsingels. De blokvormige percelen in de Wieringermeerpolder hebben overwegend een grootte van 250 x 800 m.
- Het Zuidwestelijk zeekleigebied. Het zuidwestelijk zeekleigebied omvat de zeekleiafzettingen in Zeeland, de Zuidhollandse eilanden, Noordwest-Brabant, de Biesbos en het Westland. De eilanden liggen over het algemeen tussen 0 en 2 m + NAP; alleen op plaatsen waar veen in de ondergrond voorkomt ligt het landoppervlak beneden NAP. De laagste delen liggen op circa 2 m - NAP.
- Figuur 11.1Geologisch kaartje van het zuidwestelijk zeekleigebied (naar Stiboka 1965). De Pleistocene afzettingen, die onder het Holocene dek voorkomen, behoren in het grootste deel van het gebied tot de Boxtel Formatie (dekzand uit het Weichselien). Langs de grens met België, in Zeeuws-Vlaanderen, komt dekzand aan het oppervlak voor. In Zeeuws-Vlaanderen zijn ook dekzandruggen herkenbaar, die een hoogteverschil van 1-2 m veroorzaken. Enkele ervan lopen door tot in het Land van Saeftinge. De hoog liggende Pleistocene afzettingen zorgden ervoor, dat de loop van de Schelde pas in het Subatlanticum via de Westerschelde in westelijke richting kon afbuigen. Het dekzand-oppervlak helt af in noordwestelijke richting, en ligt bij Schouwen op ongeveer 16 m -NAP. Tussen Schouwen en Hoek van Holland lag in het Laat-Weichselien het rivierdal van Rijn en Maas. Hier komt de Kreftenheye Formatie in de ondergrond voor. De Holocene afzettingen in het zuidwestelijk zeekleigebied, die behoren tot de Naaldwijk Formatie, omvatten naast het Basisveen, het Wormer Laagpakket, het Hollandveen Laagpakket, en het Walcheren Laagpakket. In getijdengeulen bereiken de Holocene afzettingen een dikte van 40 m. Over het algemeen is het Holocene pakket echter zelden dikker dan 20 m. De geologische ontwikkeling in het zuidwestelijk zeekleigebied is in hoge mate bepaald door de relatieve zeespiegelstijging, in combinatie met de getijden. De getijamplitude in de zee-armen is groot, als gevolg van stuwing van de vloedstroom. Daarnaast heeft de ligging van de mondingen van de grote rivieren (Rijn, Waal, Maas, Schelde) de morfologische ontwikkeling in sterke mate beïnvloed. Tot in het Vroeg-Subboreaal werd het Wormer Laagpakket gevormd, bij een open kust. De afzettingen reikten in het Atlanticum tot ver ten oosten van de huidige kustlijn. De bovenkant van deze afzettingen ligt thans op circa 4 m - NAP. Hieruit volgt, dat in de gebieden, waar het Pleistocene oppervlak hoger ligt, geen Wormer Laagpakket kan voorkomen. De afzettingen zijn onderin overwegend zandig, en bovenin kleiiger. De klei is niet gerijpt (‘slap’), en is bovenin gekenmerkt door het voorkomen van veel rietwortels. De rietvegetatie vertegenwoordigt het begin van veenvorming op grote schaal in het Subboreaal. Na de vorming van het Wormer Laagpakket ontstond in het Midden-Subboreaal een nagenoeg gesloten kustbarrière van strandwallen, die ter hoogte van Goeree iets ten westen van de huidige kustlijn lag. Achter de strandwallen ontstond een groot veengebied, waardoorheen de Schelde naar zee liep via de huidige Oosterschelde. Op grotere afstand van de rivieren speelde regenwater een belangrijke rol bij de veenvorming. Hier werd het milieu al snel oligotroof. Dit blijkt uit de opeenvolging van veensoorten: onderin het veenpakket wordt kleiig rietveen aangetroffen (eutroof), met daarop zeggeveen (mesotroof) met resten van els en berk, en bovenin mosveen, met resten van wollegras en heide (oligotroof). Het milieu veranderde dus in het Subboreaal van brak naar zoet, en vervolgens van eutroof naar oligotroof. De dikte van de subboreale veenlaag wisselt sterk. Waar het veen uitwigt tegen het dekzand bedraagt de dikte slechts enkele decimeters; in Tholen wordt een dikte bereikt van 2,5 m. Waar het veen niet is weggegraven, bedraagt de huidige dikte gemiddeld ongeveer 1 m. Na circa 1000 BC werd de strandwal plaatselijk doorbroken waardoor het veengebied tot ver landinwaarts werd aangetast door inbraken van de zee (vorming van het Walcheren Laagpakket). Een groot deel van het veen werd echter pas in de Vroege Middeleeuwen weggeslagen of vanuit de kreken bedekt met klei. De oudere afzettingen werden bij deze inbraken grotendeels opgeruimd. Het Walcheren Laagpakket, dat daarbij tot stand kwam, ligt thans overal aan het oppervlak. Alleen op Schouwen komt het Wormer Laagpakket nog aan of vlak onder het oppervlak voor. Het veen dat niet werd weggeslagen, werd met zout water doordrenkt. In de Middeleeuwen werd dit veen op grote schaal weggegraven voor zoutwinning (selnering of moernering).
- Figuur 11.2Dekzandruggen in Zeeuws-Vlaanderen (naar geologische kaart van Nederland, schaal 1: 50.000, blad Zeeuws-Vlaanderen). In Zeeuws-Vlaanderen zijn dekzandruggen herkenbaar met een ZW-NO oriëntatie.
- Figuur 11.3Paleogeografische ontwikkeling van Zuidwest-Nederland (naar Van den Berg 1993). De Schelde heeft tot zeer lang een loop gevolgd door de huidige Oosterschelde. Pas rond 1400 AD nam de Honte, de latere Westerschelde, in belang toe.
- Figuur 11.4Landaanwinningen in Zuidwest-Nederland (naar De Jong et al. 1960). De mens heeft een belangrijke rol gespeeld bij de totstandkoming van het gebied. Door het in- en aandijken van natuurlijke opwassen is uiteindelijk het huidige landschap tot stand gekomen.
- Figuur 11.5Gebieden die onder invloed van zout en brak water zijn ontstaan in het zuidwestelijk zeekleigebied (naar Stiboka 1965). De begroeide, natuurlijke aanslibbingen die buitendijks voorkomen, en die slechts bij de hoogste stormvloeden overstromen, worden schorren genoemd, of gorzen indien zij voorkomen in het brakwatergebied van Zuid-Holland. De gebieden, die alleen bij laag water droogvallen, en die weinig of niet begroeid zijn heten slikken, of zandplaten indien zij voorkomen in het brakwatergebied. In Noord-Nederland kent men equivalenten van de schorren en slikken; daar worden ze respectievelijk kwelders en wadden genoemd. In genetische zin kunnen schorren, gorzen en kwelders dus als synoniemen worden beschouwd, evenals wadden, (zand)platen en slikken. De wadden, zandplaten en slikken bestaan op geringe diepte uit zand. De schorren, gorzen en kwelders bestaan uit klei of zavel, waarbij de korrelgrootte naar beneden toeneemt.
- Figuur 11.6Oudland en Nieuwland in het zuidwestelijk zeekleigebied (naar Beschrijving Waterstaatskaart 1971). De klei-op-veen gebieden, die na het begin van de jaartelling niet zijn aangetast door erosie staan bekend als het Oudland. Voor een groot deel van het Oudland is het kleidek jonger dan 1200 AD. De gebieden die tijdens de Duinkerke III transgressies zijn ontstaan, en die na 1200 werden ingedijkt, vormen het Nieuwland. Deze bodemkundig-landschappelijke indeling die al werd gemaakt door Edelman (1950) is ook nu nog bruikbaar. Het Oudland is een gebied waar de oude, met zand opgevulde geulen thans als kreekruggen hoog in het landschap liggen. De veen- en klei-op-veengebieden zijn sterk ingeklonken, en vormen de laagste delen: de zogenaamde poelen. De differentiële klink heeft de oorspronkelijke reliëfverschillen versterkt. De kreekruggen en poelen zijn in bijna alle opzichten te vergelijken met de oeverwallen en kommen van het rivierengebied. De op- en aanwassen die na circa 1200 AD ontstonden in de getijdegeulen en langs de kust, werden daarna successievelijk ingedijkt. Dit nieuwe ingedijkte land (ontstaan bij de inbraken vanaf circa 800 na Chr.), bestaat uit zandige, kalkrijke sedimenten. Het wordt gerekend tot het Nieuwland. Hier is al het veen in de ondergrond door erosie verdwenen, zodat differentiële klink hier niet kon optreden, laat staan reliëfinversie. De (overigens zeer onregelmatig optredende) inbraken van de zee werden na de bedijking in de hand gewerkt, doordat in het Oudland vele diepe gaten in het veen waren gegraven ten behoeve van de selnering.
- Figuur 11.7Ontwikkeling van een kreekrug (schematisch). a: insnijding van de kreek in het veen; b: opvulling van de kreek en afzetting van klei op het veen; c: verlanding van de geul; d: reliëf na ontwatering en inklinking (naar Bennema & Van der Meer 1952).
- Figuur 11.8Bodemkaartje van een Oudlandpolder. Dichtgeslibd kreeksysteem met smalle vertakkingen bij Yerseke (naar Edelman 1950). Op Schouwen, Walcheren, Zuid-Beveland, Tholen en in het Westland bestaan nog gebieden, die als Oudland moeten worden beschouwd. Het Oudland moet als gevolg van de lage ligging van de poelgronden continu bemalen worden. Het veen in het Oudland bevat veel zout als gevolg van overstromingen door de zee. Ook het water in de poldersloten is ’s zomers brak, en als drinkwater voor het vee niet bruikbaar.
- Figuur 11.9De Deltawerken. De laatste grote overstromingsramp in het zuidwestelijk zeekleigebied vond plaats op 1 februari 1953. Daarbij werden circa 600 bressen in de dijken geslagen; 100 gaten waren zo groot dat eb en vloed er vrij spel door hadden; 200.000 hectare land liep onder water (Figuur). Bij de stormvloed verloren 1835 mensen het leven, en moesten er 72.000 worden geëvacueerd. Naar aanleiding van deze ramp werd het reeds bestaande Deltaplan versneld uitgevoerd, dat voorzag in afsluiting van de zeegaten, waardoor de kustlijn met 800 km zou worden verkort (de totale kustlengte bedraagt nu 850 km, tegen circa 3000 km in de zestiende eeuw). Op vele plaatsen herinneren 'inlagen' (nieuwe dijken of slaperdijken landinwaarts van de zeedijk) en 'welen' (wielen) aan de strijd tegen het water. De hydrologische situatie in het deltagebied is sterk gewijzigd na de voltooiing van het Deltaplan. De afsluiting van de zeegaten begon bij de kleinere zeegaten; na verloop van tijd werden steeds moeilijker werken gerealiseerd. Het eerst werd het Veerse Gat aan twee zijden afgesloten (1961), daarna de Grevelingen (1964), het Volkerak (1969), het Haringvliet (1971), het Brouwershavense Gat (1972) en als laatste de Oosterschelde (1986). In het oorspronkelijke Deltaplan zouden alle zeearmen in zoetwaterbekkens worden veranderd. Dit plan is niet uitgevoerd, vanwege milieukundige bezwaren en vanwege de belangen van de visserij. De Grevelingen is (stilstaand) zout water gebleven. In de Oosterschelde is de getijdenbeweging grotendeels gehandhaafd door een stormvloedkering aan te leggen, die alleen bij zware storm wordt gesloten. De laatste werken betroffen de aanleg van de Oesterdam in de Oosterschelde, waardoor een getijloze scheepvaartverbinding tussen Rotterdam en Antwerpen kon worden gerealiseerd. Tenslotte is een stormvloedkering in de Nieuwe Waterweg aangelegd (1996).
- Figuur 11.10Fragment van de topografische kaart schaal 1 : 50.000 van de omgeving van Middelharnis. © Topografische Dienst, Emmen. Op de kaart zijn verschillende stadia van aandijking te zien (Nieuwlandpolders). Buitendijks liggen slikken, die gevormd zijn in de tijd dat in het Haringvliet nog een zoute getijdenbeweging bestond. Het Nieuwland heeft in ieder geval bij eb een natuurlijke afwatering, omdat het tot boven gemiddeld hoogwater is opgeslibd. De afwatering kan bij eb dus plaatsvinden door middel van uitwateringssluizen. De niet-verlande kreken zijn opgenomen in het afwateringssysteem. De grootste kreken doen daarbij dienst als boezem. Vaak is het water in de binnengedijkte kreken brak of zout.
- Figuur 11.11Rietgorzen en grienden in de Biesbos. Foto: H.J.A. Berendsen De Biesbos is een zoetwatergetijdendelta. Na de aantasting van het veen bij de St. Elizabeth’s vloed in 1421 vond de opslibbing plaats in een brak milieu, met rietgorzen, doorsneden door getijdegeulen. De gorzen zijn te vergelijken met de schorren, en liepen alleen bij de hoogste waterstanden onder.
- Figuur 11.12Oudland van de Yerseke Moer (Fragment van de topografische kaart schaal 1 : 25.000, bladen 48 F en 49 A, 1984 en 1980). © Topografische Dienst, Emmen. In het Oudland komt oorspronkelijk op de hoog gelegen kreekruggen akkerland voor; ook de oude dorpen en wegen liggen steeds op de kreekruggen. De laag gelegen poelgronden zijn vanouds als weiland in gebruik. De verhouding tussen akkerland en weiland was ongeveer 1 : 1. Bij de ruilverkaveling van het Oudland is de oorspronkelijke situatie echter sterk gewijzigd. Het land is op grote schaal geëgaliseerd. Als gevolg van het egaliseren heeft een deel van de poelgronden een enigszins kalkhoudende bovengrond gekregen. Deze gronden zijn niet alleen geschikt voor grasland, maar ook wel voor bouwland. Ook de diepere ontwatering heeft een deel van deze gronden geschikt gemaakt voor de akkerbouw. Het wegennet is uitgebreid en de afwatering is sterk verbeterd.
- Figuur 11.13Verbreiding van de Jonge Zeekleigronden in Zuid-Holland, volgens de Nebokaart. Naar Stiboka (1965). Landschappelijk wordt het zeekleigebied ingedeeld in jonge zeekleigronden (het Nieuwland), ontwikkeld in het Walcheren Laagpakket (~ de Afzettingen van Duinkerke), en oude zeekleigronden (het Oudland), ontwikkeld in het Wormer Laagpakket (~ de Afzettingen van Calais).
- Figuur 11.14Miniatuur zoetwaterzak in kreekruggen (naar Bennema & V. d. Meer 1952). Het Oudland raakte vanaf de 6e eeuw (Walcheren) respectievelijk de 9e eeuw (Zuid-Beveland) mondjesmaat bewoond. Vooral in de 12e en 13e eeuw breidde de bevolking zich sterk uit. De bewoning en het grondgebruik beperkten zich aanvankelijk tot de kreekruggen: deze gronden lagen relatief hoog en waren geschikt voor akkerbouw; men kon er bovendien zoet water verkrijgen, doordat zich in de zandige kreekopvullingen een miniatuur-zoetwaterzak vormde.
- Figuur 11.15Kreek in buitendijkse schorren bij Tholen (foto H.J.A. Berendsen).
- Figuur 11.16Gerold stuk veen in een getijdenkreek in het Land van Saeftinghe (foto H.J.A. Berendsen).
- Figuur 11.17Lithologisch profiel van kreekruggronden en poelgronden, met bijbehorende (grond)waterstanden, respectievelijk vóór en na ingrijpen van de mens.
- Het noordelijk zeekleigebied. Het noordelijk zeekleigebied omvat het zeekleigebied van Groningen, Friesland, de kop van Noord-Holland en de Waddeneilanden. Onder de Holocene afzettingen ligt vrijwel steeds dekzand (Boxtel Formatie). In Friesland en Groningen ligt onder het dekzand een keileempakket, behorend tot de Drente Formatie. De bovenkant van de Pleistocene afzettingen ligt langs de kust van Groningen op circa 15 à 20 m - NAP; in Friesland varieert de diepteligging van 3 à 6 m - NAP in het westen tot 9 m - NAP in het noordoosten.
- Figuur 12.1Getijdenkreken op Texel. Foto: I. Metz.
- Figuur 12.2Noord-Holland in het Saalien, Eemien en Weichselien (naar Pons & Van Oosten 1974). Op enkele plaatsen komen in het zeekleigebied enclaves van gestuwde afzettingen voor, die waarschijnlijk door het ijs zijn overreden. Dit zijn de stuwwallen van het Gaasterland, Wieringen, Texel en de omgeving van Winschoten. In het noordwesten van Friesland en in de kop van Noord-Holland komt de Eem Formatie onder het dekzand voor.
- Figuur 12.3Onderverdeling van het zeekleigebied van Groningen en Friesland (naar Stiboka 1965). Gedurende het begin van het Holoceen was de ontwikkeling van de Nederlandse kust overal ongeveer dezelfde. Het Basisveen, dat zich op de Boxtel Formatie bevindt, heeft zich landinwaarts uitgebreid tot op de flanken van het Drents Plateau. Als gevolg van de hoge ligging van het Pleistocene oppervlak reikt het Wormer Laagpakket in het noordelijk zeekleigebied niet erg ver landinwaarts en bovendien komt het slechts in een beperkt gebied voor. Bij de vorming van de jongere mariene afzettingen werd het Basisveen in de geulen in het noordelijk deel van het gebied weggeërodeerd. Omdat Wormer Laagpakket en Walcheren Laagpakket vaak niet kunnen worden onderscheiden, wordt de Naaldwijk Formatie in dit deel van Nederland niet verder onderverdeeld. Gedurende het Subboreaal (omstreeks 2200 BC) werd achter het strandwallensysteem, dat ter plaatse van de huidige Waddeneilanden lag, op grote schaal veen gevormd, evenals in de rest van Nederland. Toch bleven er onder andere ter plaatse van de Middelzee en het Hunzedal steeds inhammen van de zee bestaan, van waaruit periodiek zeeklei op het veen kon worden afgezet. Dit heeft geleid tot een afwisseling van klastische sedimenten en veen. Tijdens de jongste inbraken van de zee werd het strandwallensysteem grotendeels verwoest en drong de zee, evenals in Zuidwest-Nederland, ver landinwaarts door, waardoor een groot deel van het veen weer werd weggeërodeerd. Verder landinwaarts raakte het vrijwel overal met een vrij dikke laag klei bedekt. De kustontwikkeling in Noord-Nederland verschilde vanaf circa 3500 yr BP sterk van die in West-Nederland, waar de zee vrijwel niet kon doordringen, dankzij het bestaan van een beschermende strandwal. Het noordelijk zeekleigebied is vrijwel geheel na 3500 yr BP tot stand gekomen. Het noordelijke zeekleigebied vertoont ten opzichte van Zuidwest-Nederland enkele belangrijke verschillen. In het zuidwesten werd de ontwikkeling bepaald door de getijdenwerking en het voorkomen van riviermondingen; in het noorden, waar de getijverschillen in de ondiepe Waddenzee klein zijn, waren wind en golven bepalend voor de ontwikkeling. Het gebied wordt ingedeeld in: 1. de randgebieden van de Waddenzee, 2. het jonge, bedijkte landschap (hoog gelegen), met akkerbouw, 3. het lager gelegen oude landschap, dat in gebruik is als akkerland en weiland, 4. het klei-op-veen landschap, dat het laagst ligt, en uitsluitend als weiland wordt gebruikt, 5. de Kop van Noord-Holland, een gebied dat hoofdzakelijk bestaat uit ingedijkte kwelders en wadplaten (Nieuwland).
- Figuur 12.4Zuid-Noord profiel door het Lage- en Hogeland van Groningen (naar Stiboka 1965). Het jonge, bedijkte landschap bestaat uit jonge, zavelige en kalkrijke kwelderwallen, afgewisseld met kalkrijke kleiige laagtes. De hoogteligging neemt af naar het zuiden, waardoor de ontwatering van het ‘Lage Midden’ moeilijk is. De jonge kwelders langs de kust werden in de afgelopen eeuwen regelmatig ingedijkt tot lange, smalle, evenwijdig aan de kust liggende polders.
- Figuur 12.5Fragment van de topografische kaart van het kustgebied van Friesland. Terpdorpen op jonge kwelderwallen en buitendijkse kwelders. © Topografische Dienst, Emmen. De dorpen met de namen ‘werd’, ‘wierd’ of ‘woerd’ wijzen op opgehoogde woonplaatsen (terpen). De terpen liggen op kwelderwallen evenwijdig aan de kust. De hoge kwelderwallen zijn in gebruik als akkerland. Buitendijks liggen kwelders, die alleen bij zeer hoge waterstanden onderlopen. Vroeger werden deze buitendijkse gebieden na verloop van tijd ingepolderd, daardoor is veel land gewonnen.
- Figuur 12.6Mariene ingressies in de Middeleeuwen in Groningen (naar Stiboka 1965). Vooral in de Middeleeuwen vonden op grote schaal inbraken van de zee plaats, waardoor het veen en delen van de eerder gevormde zeeklei werden weggeslagen. Daardoor ontstonden grote zeeboezems, zoals de Middelzee, Lauwers, Hunze, Fivel en de Eems, die ver landinwaarts drongen. Deze zeeboezems werden echter snel ondieper en verzandden, waarna ze grotendeels werden ingedijkt. De snelle dichtslibbing van de Middelzee houdt waarschijnlijk verband met een vergroting van de komberging in de Zuiderzee. De aanvoer van water naar de Middelzee en andere zeeboezems nam daardoor af, waardoor het milieu rustiger werd en opslibbing zeer snel kon plaatsvinden. Alleen de Dollard (de jongste zeeboezem) is nog niet geheel verzand, maar deze is tussen 1597 en 1924 als gevolg van successievelijke indijkingen wel belangrijk kleiner geworden.
- Figuur 12.7aInbraakgebied en inpolderingen van de Lauwerszee (naar Roeleveld 1974). Bij de Lauwerszee zijn enkele inpolderingen bekend uit de 14e en 15e eeuw; de belangrijkste inpolderingen vonden echter plaats tussen 1794 en 1877. In 1969 is de Lauwerszee door een dijk afgesloten van de Waddenzee.
- Figuur 12.7bInbraakgebied en inpolderingen van de Lauwerszee (naar Roeleveld 1974). Bij de Lauwerszee zijn enkele inpolderingen bekend uit de 14e en 15e eeuw; de belangrijkste inpolderingen vonden echter plaats tussen 1794 en 1877. In 1969 is de Lauwerszee door een dijk afgesloten van de Waddenzee.
- Figuur 12.8Verschillende terpengeneraties in Friesland en Groningen (naar Barends et al. 1986). Op de kwelderwallen en kreekruggen komen veel terpen voor. Sommige terpen waren al rond 500 BC bewoond. De meeste dateren echter uit het begin van de jaartelling, toen de bevolkingsdichtheid was toegenomen, en toenemende overstromingen rond 300 AD de ophoging van de bewoningsplaatsen noodzakelijk maakte. Eén van de hoogste terpen is Hogebeintum (7 m + NAP). Tussen 300 AD en 800 AD nam de bevolkingsdichtheid af, en werd in vrijwel het gehele kleigebied, met uitzondering van de jonge inpolderingen en de zeeboezems, een 0,5-1,0 m dikke laag klei afgezet. Er zijn vier verschillende generaties terpen te onderscheiden die samenhangen met de bewoonbaarheid van het gebied: rond 500 BC, 200 BC, en 700 AD zijn vele terpen gebouwd, en ook na 1000 gebeurde dit nog. Nieuwe generaties terpen ontstonden in samenhang met de zeewaartse uitbreiding van de kwelders. Ezinge behoort bij de terpen van de eerste generatie. De ophoging van de terpen lijkt vooral te hebben plaatsgevonden in perioden waarin de zee het land vaker binnendrong. In deze perioden werden geen nieuwe woonplaatsen gesticht, wel werden oude terpen opgehoogd. In perioden met weinig overstromingen werden dan weer nieuwe terpen gebouwd op een jongere kwelder. Een deel van de oude terpen is door de voortdurende opslibbing geheel met zeeklei bedekt geraakt. De fasering van de terpen vertoont in werkelijkheid meer overlapping dan het plaatje suggereert: de indeling in generaties is sterk bepaald door de afwisseling van ‘transgressies’ en ‘regressies’ die men in de periode 1950-1975 meende te kunnen onderscheiden. Het idee van transgressies en regressies is thans verlaten (zie ook Berendsen 2004, De vorming van het land).
- Figuur 12.9Hoogtekaart van Friesland (naar Cnossen 1971). Het klei-op-veen landschap ligt het laagst, en wordt geheel als weiland gebruikt. Een klein deel van de hoge kuststrook van Groningen en Friesland kan bij eb direkt op de Waddenzee afwateren. Het lage midden van beide provincies ligt beneden NAP; hier is dan ook continu bemaling nodig. De Friese meren spelen in dit gebied een belangrijke rol als boezem. In tijden van droogte worden de polders vanuit de boezems van water voorzien. Verder zijn de meren van belang voor de scheepvaart en recreatie. Bijna de gehele provincie Friesland watert uiteindelijk af op het IJsselmeer, Groningen op de Waddenzee. Gemalen bevinden zich bij Stavoren, Lemmer, bij het Lauwersmeer, langs het Reitdiep en bij Delfzijl. In droge zomers wordt water ingelaten uit het IJsselmeer.
- Figuur 12.10 en 12.11Hoogtekaart van Groningen (naar Stiboka 1965), en verhouding bouwland/weiland in Groningen (naar Stiboka 1965). Het "Hogeland" van Groningen behoort tot het jonge landschap. Het hoge kustgebied is gekenmerkt door kalkrijke kwelderwallen. Deze bestaan uit lichte sedimenten. Ze zijn geschikt voor akkerland. Ook op de kalkarme zavelgronden van het oude landschap is akkerbouw mogelijk. De verder landinwaarts en lager gelegen kalkloze kleigronden zijn, evenals het ‘Lage Midden’ dat bestaat uit klei-op-veen, in gebruik als weiland.
- Figuur 12.12Profiel door het noordelijk zeekleigebied (naar Zonneveld 1986). Lithostratigrafie volgens Zagwijn & Van Staalduinen (1975).
- Figuur 12.12Profiel door het noordelijk zeekleigebied (naar Zonneveld 1986). Lithostratigrafie naar De Mulder et al. (2003). Het noordelijk zeekleigebied omvat het zeekleigebied van Groningen, Friesland, de kop van Noord-Holland en de Waddeneilanden. Onder de Holocene afzettingen ligt vrijwel steeds dekzand (Boxtel Formatie). In Friesland en Groningen ligt onder het dekzand een keileempakket, behorend tot de Drente Formatie. De bovenkant van de Pleistocene afzettingen ligt langs de kust van Groningen op circa 15 à 20 m - NAP; in Friesland varieert de diepteligging van 3 à 6 m - NAP in het westen tot 9 m - NAP in het noordoosten.
- Figuur 12.13Verschillende typen terpen: a: radiair verkavelde dorpsterp van Spijk (Groningen), ca. 1820. De ossenweg aan de rand van de terp is hier slechts gedeeltelijk aanwezig. Rond de kerk is nog een afzonderlijke ringweg aangelegd. b: Leens. Voorbeeld van een terp met een rechthoekige of blokvormige structuur (naar Waterbolk & Boersma 1976), c: Loppersum. Voorbeeld van een handelsterp (naar ROB), d: luchtfoto van een terpdorp (Marsum). Er zijn drie typen terpen te onderscheiden: 1.ronde terpen, ontstaan uit een aantal aan elkaar gegroeide huisterpen (Figuur a). In het centrum lag op de kruin een zoetwatervijver; later werd hier vaak de kerk gebouwd. De boerderijen lagen in een cirkel rond de vijver, met het woongedeelte bovenaan en de stal op de flank van de terp met de achterzijde naar de ringweg gericht. Soms is de radiaire structuur ook in het verkavelingspatroon in de omgeving te herkennen. Voorbeelden zijn Biessum, Middelstum, Toornwerd, Tjeintgum, Foudgum. Het zijn in veel gevallen de oudste terpen. 2.terpen met een rechthoekige structuur (Figuur b). Deze komen vooral (maar niet alleen) voor op terpen van de derde generatie (Leens, Ulrum, Wehe). 3.lange, smalle terpen met één of twee in de lengterichting lopende wegen, waarlangs de huiskavels liggen (Figuur c). Ze liggen meestal langs een water en behoren tot de derde generatie. Ze worden ook wel handelsterpen genoemd, omdat de bevolking hoofdzakelijk uit ambachtslieden en handelaren bestond. Voorbeelden zijn Stedum, Loppersum, Oldenboorn. Naast de dorpsterpen komen verspreid in het land ook huisterpen voor, waarop slechts één boerderij staat. Deze kunnen uit iedere bewoningsperiode dateren. Vooral in de vorige eeuw zijn vele terpen geheel of gedeeltelijk afgegraven. De terpaarde heeft een hoog fosforgehalte en is daardoor geschikt als meststof. De vruchtbare grond werd daarom verkocht en in het zandgebied als mest gebruikt.
- Figuur 12.14Fragment van de topografische kaart, schaal 1 : 50.000. Terpdorpen langs het Reitdiep. © Topografische Dienst, Emmen. Ezinge behoort bij de terpen van de eerste generatie. De ophoging van de terpen lijkt vooral te hebben plaatsgevonden in perioden waarin de zee het land vaker binnendrong. In deze perioden werden geen nieuwe woonplaatsen gesticht, wel werden oude terpen opgehoogd. In perioden met weinig overstromingen werden dan weer nieuwe terpen gebouwd op een jongere kwelder.
- Figuur 12.15Fragment van de topografische kaart, schaal 1 : 50.000. Terpen aan weerszijden van het Reitdiep op kwelderwallen. De Wolddijk (in het oosten op het kaartje) omsluit een voormalig veengebied. © Topografische Dienst, Emmen. Ten oosten van het Reitdiep zijn de perceelsvormen op een opmerkelijke wijze aangepast aan de terreingesteldheid. In het dal van de rivier is een blokverkaveling aanwezig, die aansluit bij de riviermeanders. Op de oeverwal, die een min of meer regelmatige blokverkaveling heeft, ligt een reeks terpen. Het lager gelegen knipkleigebied achter de oeverwal heeft een strokenverkaveling. Hier komt veelvuldig het toponiem ‘mieden’ (meeden) voor, een naam die wijst op het gebruik van deze grond als weide- en hooiland. Ook de ligging van de wegen (op de oeverwallen) vertoont in dit gebied een duidelijke relatie met de terreingesteldheid.
- Figuur 12.16Schematische weergave van de opbouw van het noordelijk zeekleigebied (naar Pons & Van Oosten 1974). Morfologisch bestaat het kustgebied in Noord-Nederland uit een systeem van zandige strandwallen met duinen op de Waddeneilanden. Achter het diepe zeegat ligt een waddengebied met geulen en onbegroeide wadplaten of slikken, met aan de randen hiervan (kleiige) kwelders, en verder landinwaarts een veengebied. Aan beide kanten van het zeegat wordt veel zand afgezet in de zogenaamde ebdelta (aan de zeezijde) en de vloeddelta (aan de landzijde), ook wel buiten- respectievelijk binnendelta genoemd. Tussen de zich verplaatsende geulen van deze delta’s ontstaan hoge zandplaten, die alleen bij zeer hoge waterstanden overstroomd raken. Ze bestaan uit fijn tot matig grof zand met schelpen of schelpfragmenten. Verder landinwaarts zijn de zandplaten fijnzandiger en lager. Verder van de wadgeulen af wordt zavel of lichte klei afgezet op de kwelders. Hier komt ook een zouttolerante vegetatie voor, bestaande uit zeegras, slijkgras en zeekraal. Wanneer de kwelders niet meer dagelijks overstromen raken ze begroeid met lage kruiden (kweldergras). Kenmerkend voor de kwelders is het voorkomen van vele sterk kronkelende kreken met oeverwallen. De lagere delen van de kwelders bestaan uit zware klei, en zijn vergelijkbaar met de kommen in het rivierengebied. De kwelders slibben op tot iets boven gemiddeld hoog water, en raken dus alleen overstroomd bij springvloed of bij storm. In een brak of bijna zoet milieu zijn de afzettingen tussen gemiddeld laag water en gemiddeld hoog water begroeid met riet en/of biezen. Deze zogenaamde rietgorzen bestaan uit een vrijwel homogene klei, en zijn soms niet te onderscheiden van kwelderafzettingen. De rietgorsafzettingen vormen een gunstig milieu voor de vorming van katteklei, wanneer er onvoldoende CaCO3 aanwezig is (zie het boek ‘Landschap in delen - Overzicht van de geofactoren’). Door een inbraak van de zee ontstaat achter de strandwallen een zeeboezem, een binnenzee, die bij eb niet droogvalt. Hier komen zogenaamde ‘onderwater-afzettingen’ tot stand. De kleiige of zandige sedimenten bevatten soms organisch materiaal. Enkele kleine riviertjes met smalle, kleiige of zavelige oeverwallen monden via de zeeboezem uit in het waddengebied. De oeverwallen zijn vaak zeer kleiig (‘zwaar’), omdat de sedimentatie plaats vindt tijdens de kentering bij hoog water. Op dat moment zijn de stroomsnelheden laag. Buiten het direkte bereik van de zee liggen veengebieden. Veenvorming vindt slechts plaats in zoet water; alleen rietveen kan ontstaan in enigszins brak water. Afhankelijk van de grondwaterstand en de voedselrijkdom van het milieu ontstaat rietveen, zeggeveen, bosveen of veenmosveen. De lithologische opbouw van het gebied wordt in de Figuur geïllustreerd aan de hand van boringen, die op diverse punten in het gebied zijn verricht. De profielopbouw van de boringen is weergegeven in de lithologische kolommen 1 t/m 14. Naast de boringen zijn de fluctuaties van het (grond)waterniveau schematisch aangegeven, door middel van de gemiddeld hoogste en de gemiddeld laagste grondwaterstanden. De figuur geeft derhalve een goed overzicht van de relatie tussen morfologie, lithologie, en (grond)waterstand. Ook de begroeiing is gedeeltelijk in de Figuur verwerkt.
- Figuur 12.16Schematische weergave van de opbouw van het noordelijk zeekleigebied (naar Pons & Van Oosten 1974). Morfologisch bestaat het kustgebied in Noord-Nederland uit een systeem van zandige strandwallen met duinen op de Waddeneilanden. Achter het diepe zeegat ligt een waddengebied met geulen en onbegroeide wadplaten of slikken, met aan de randen hiervan (kleiige) kwelders, en verder landinwaarts een veengebied. Aan beide kanten van het zeegat wordt veel zand afgezet in de zogenaamde ebdelta (aan de zeezijde) en de vloeddelta (aan de landzijde), ook wel buiten- respectievelijk binnendelta genoemd. Tussen de zich verplaatsende geulen van deze delta’s ontstaan hoge zandplaten, die alleen bij zeer hoge waterstanden overstroomd raken. Ze bestaan uit fijn tot matig grof zand met schelpen of schelpfragmenten. Verder landinwaarts zijn de zandplaten fijnzandiger en lager. Verder van de wadgeulen af wordt zavel of lichte klei afgezet op de kwelders. Hier komt ook een zouttolerante vegetatie voor, bestaande uit zeegras, slijkgras en zeekraal. Wanneer de kwelders niet meer dagelijks overstromen raken ze begroeid met lage kruiden (kweldergras). Kenmerkend voor de kwelders is het voorkomen van vele sterk kronkelende kreken met oeverwallen. De lagere delen van de kwelders bestaan uit zware klei, en zijn vergelijkbaar met de kommen in het rivierengebied. De kwelders slibben op tot iets boven gemiddeld hoog water, en raken dus alleen overstroomd bij springvloed of bij storm. In een brak of bijna zoet milieu zijn de afzettingen tussen gemiddeld laag water en gemiddeld hoog water begroeid met riet en/of biezen. Deze zogenaamde rietgorzen bestaan uit een vrijwel homogene klei, en zijn soms niet te onderscheiden van kwelderafzettingen. De rietgorsafzettingen vormen een gunstig milieu voor de vorming van katteklei, wanneer er onvoldoende CaCO3 aanwezig is (zie het boek ‘Landschap in delen - Overzicht van de geofactoren’). Door een inbraak van de zee ontstaat achter de strandwallen een zeeboezem, een binnenzee, die bij eb niet droogvalt. Hier komen zogenaamde ‘onderwater-afzettingen’ tot stand. De kleiige of zandige sedimenten bevatten soms organisch materiaal. Enkele kleine riviertjes met smalle, kleiige of zavelige oeverwallen monden via de zeeboezem uit in het waddengebied. De oeverwallen zijn vaak zeer kleiig (‘zwaar’), omdat de sedimentatie plaats vindt tijdens de kentering bij hoog water. Op dat moment zijn de stroomsnelheden laag. Buiten het direkte bereik van de zee liggen veengebieden. Veenvorming vindt slechts plaats in zoet water; alleen rietveen kan ontstaan in enigszins brak water. Afhankelijk van de grondwaterstand en de voedselrijkdom van het milieu ontstaat rietveen, zeggeveen, bosveen of veenmosveen. De lithologische opbouw van het gebied wordt in de Figuur geïllustreerd aan de hand van boringen, die op diverse punten in het gebied zijn verricht. De profielopbouw van de boringen is weergegeven in de lithologische kolommen 1 t/m 14. Naast de boringen zijn de fluctuaties van het (grond)waterniveau schematisch aangegeven, door middel van de gemiddeld hoogste en de gemiddeld laagste grondwaterstanden. De figuur geeft derhalve een goed overzicht van de relatie tussen morfologie, lithologie, en (grond)waterstand. Ook de begroeiing is gedeeltelijk in de Figuur verwerkt.
- Het Waddengebied. Het waddengebied is eigenlijk geen landschap, maar meer een ‘zeeschap’. Toch wordt het hier als een aparte regio behandeld, vanwege zijn unieke karakter. In veel opzichten kan het waddengebied beschouwd worden als het meest natuurlijke landschapstype in Nederland, waar de geologische processen van opbouw en afbraak nog min of meer hun gang kunnen gaan. In de afgelopen eeuwen hebben de eilanden ten oosten van Terschelling zich in oostelijke richting verplaatst. Een belangrijke oorzaak hiervoor is de oostwaartse stroming langs de Noordzeekust, waardoor aan de westzijde van de eilanden erosie plaatsvond en aan de oostzijde sedimentatie. Daarnaast spelen de overheersende westenwinden een rol. Als gevolg van de oostwaartse drift zal het eiland Rottumeroog op de duur verdwijnen in de Westereems.
- Figuur 13.1Luchtfoto van het Waddengebied (fotoarchief Stichting voor Bodemkartering). Het Waddengebied bestaat uit zeven eilanden met daartussen zeegaten. Via de 11-50 m diepe zeegaten tussen de eilanden komt bij vloed het water de Waddenzee binnen; bij eb stroomt het weer naar buiten. Aan de zeezijde van de zeegaten bevinden zich daardoor grote ebgetijdendelta’s.
- Figuur 13.2Lutumgehalte van de bovengrond in het Waddengebied tussen Schiermonnikoog en de vroegere Lauwerszee (naar Stiboka 1965). Voor de in- en uitstroom van het water bestaan verschillende geulstelsels. Vloedgeulen zijn veelvuldig aanwezig en hebben een relatief kleine doorsnede. Ebgeulen daarentegen zijn doorgaans groter, omdat de uitstroom geconcentreerd plaatsvindt. Midden op de Waddenzee vormen zich tussen de eilanden en het vasteland grote ondieptes op die plekken waar de vloedstromen (die tussen de verschillende eilanden door de Waddenzee binnendringen) elkaar ontmoeten. Omdat de vloedstroom in verband met de circulatie van het water in de zuidelijke Noordzee steeds vanaf het westen het gebied binnen komt, liggen de ondiepten meer aan de oostzijde achter de eilanden. Deze ondiepten vormen zich op het wantij: de plaatsen waar de horizontale waterstroming vrijwel gelijk is aan nul, en waar alleen een vertikale waterbeweging optreedt door eb en vloed. Via de wantijen is het mogelijk bij laag water naar de eilanden te lopen. Als gevolg van het nagenoeg ontbreken van horizontale stroomsnelheden wordt op het wantij het zwaarste sediment afgezet.
- Figuur 13.3Schoorwal bij Schiermonnikoog. Foto: P. Hoekstra. Wordt een zeegat verkleind, dan zal het kombergingsgebied versneld dichtslibben; er ontstaat een balansverschil tussen de aanvoer bij vloed en de afvoer bij eb. Een deel van het benodigde sediment wordt dan geleverd door de ebgetijdendelta, die te groot is voor de kleiner geworden doorvoer en derhalve geërodeerd wordt. Eenzelfde proces vindt plaats als het kombergingsgebied (bijvoorbeeld als gevolg van menselijk ingrijpen) kleiner wordt gemaakt. Het zeegat kan dan minder water kwijt tijdens vloed, en zal daardoor smaller en/of ondieper worden. Vervolgens wordt de ebgetijdendelta kleiner omdat de stroming door het zeegat afneemt. Een mooi voorbeeld hiervan is het Friese Zeegat tussen Engelmansplaat en Schiermonnikoog. Door afsluiting van de Lauwerszee is het kombergingsgebied verkleind, het zeegat versmald, en de ebgetijdendelta in omvang afgenomen. In samenhang hiermee vormt zich aan de westkant van Schiermonnikoog thans een soort schoorwal met een lagune. In dit geval wordt de schoorwal dus niet gevormd door kustdrift, maar door de (lokale) afbraak van een buitendelta.
- Het duingebied. Het duingebied omvat het strand, de Jonge Duinen, die langs vrijwel de gehele Nederlandse kust voorkomen, en de oude strandwallen en duinen, die aan de oostzijde van de Jonge Duinen voorkomen in Noord- en Zuid-Holland (Figuur 14.1). Op de Zeeuwse en Zuidhollandse eilanden en op de Waddeneilanden komen duinen voor die genetisch samenhangen met de duinen langs de Hollandse kust.
- Figuur 14.1Ligging van de strandwallen in West-Nederland (naar Zagwijn 1986). De strandwallen zijn het best ontwikkeld langs de Hollandse kust tussen Den Haag en Haarlem. De strandwallengordel werd in Midden-Nederland oorspronkelijk op drie plaatsen onderbroken door riviermondingen: bij Egmond (monding van de Utrechtse Vecht), bij Katwijk (monding van de Oude Rijn) en bij Hoek van Holland (monding van de Maas). Bij alle drie de mondingen zijn de strandwallen gedeeltelijk ten prooi gevallen aan erosie; ze worden namelijk scheef aangesneden door de huidige kustlijn. In Noord-Nederland verschilde de situatie sterk van die in West-Nederland. Vooral in de oostelijke wadden waar het Pleistocene oppervlak relatief laag ligt, drong de zee al vroeg in het Atlanticum binnen. De strandwallen vertoonden hier voortdurend openingen, waarachter een waddengebied bestond. Ten noorden van Bergen zijn de Jonge duinzanden kalkarm. Het kalkgehalte bedraagt hier 0,5 - 2 %. Alleen op de eilanden Texel en Schiermonnikoog zijn de duinen wat rijker aan kalk. Ten zuiden van Bergen zijn de Jonge Duinen kalkrijk (kalkgehalte 2-10 %). Walcheren vormt een uitzondering; hier is het kalkgehalte laag.
- Figuur 14.2Verband tussen de zeespiegelstijging en de vorming en ligging van strandwallen en duinen voor de Hollandse kust (naar Hageman 1969, gewijzigd). Lithostratigrafie naar Zagwijn & Van Staalduinen (1975). Tijdens de periode van snelle zeespiegelstijging in het Atlanticum werden ten westen van de huidige kustlijn waarschijnlijk al strandwallen gevormd. Deze werden bij een snel stijgende zeespiegel echter na korte tijd weer afgebroken, waarna verder naar het oosten nieuwe strandwallen werden opgebouwd. Vanaf circa 5000 BP werd deze tendens onderbroken en werden de strandwallen niet meer afgebroken, maar trad een westwaartse aangroei op van het strandwallensysteem. Daardoor werd een serie kustparallelle strandwallen gevormd, waarbij steeds een jongere strandwal ten westen van de oudere werd gevormd. Dit hangt samen met een verminderde snelheid van de zeespiegelstijging. De strandwallen worden, in samenhang met de nog wel doorgaande relatieve zeespiegelstijging, hoger in westelijke richting. Doordat ze gevormd werden op stormvloedhoogte, liggen ze enigszins boven de zeespiegelcurve. Omdat de breedte van het strandwallensysteem door deze zeewaartse aangroei toenam, kreeg de zee minder frequent toegang tot de achterliggende lagune, waar verzoeting optrad onder invloed van overstromingen van de rivieren. Het gevolg hiervan was een sterke veenontwikkeling in het Midden-Subboreaal in het achter de strandwallen gelegen gebied. Ook in de strandvlakten, tussen de strandwallen in werd veen (meestal zeggeveen) gevormd. De strandwallen liggen (wanneer ze niet zijn afgegraven) doorgaans op een hoogte van 4 à 5 m + NAP, terwijl de strandvlakten steeds beneden NAP liggen. Op de strandwallen ontstonden onder invloed van de aanlandige wind lage duinen, tot een hoogte van maximaal ongeveer 10 m + NAP. Resten van deze duinen zijn nog te zien nabij de Keukenhof bij Lisse. De strandwalvorming duurde tot enkele eeuwen vóór het begin van de jaartelling (op enkele plaatsen ging de vorming ervan nog door tot in de Romeinse tijd). De kustlijn lag toen ten westen van de huidige kust. Vanaf circa 1000 AD vond een belangrijke verandering plaats: er trad kustafslag op, die gepaard ging met een versteiling van het kustprofiel. De oorzaak hiervan is nog niet geheel duidelijk. Mogelijk hangt het samen met inbraken van de zee in Zuidwest- en Noord-Nederland en met de verzanding van de Oude Rijn, waardoor de buitendelta van deze rivier ten prooi viel aan erosie. In ieder geval kwam vanaf dat moment meer zand ter beschikking, waardoor de Jonge Duinen konden worden gevormd. Deze bereiken plaatselijk een hoogte van 30-50 m. Kenmerkend is het voorkomen van grote paraboolduinen. De Jonge Duinen liggen in Midden-Nederland gedeeltelijk over de Oude Duinen heen. Dit heeft te maken met de ontbossing van de Oude Duinen, waardoor het Jonge Duinzand zich verder landinwaarts kon uitbreiden. Omstreeks 1600 was de vorming van de Jonge Duinen voltooid. In het zuidwesten en noorden van Nederland zijn de Oude Duinen door erosie nagenoeg geheel verdwenen.
- Figuur 14.2Verband tussen de zeespiegelstijging en de vorming en ligging van strandwallen en duinen voor de Hollandse kust (naar Hageman 1969, gewijzigd). Lithostratigrafie naar De Mulder et al. (2003). Tijdens de periode van snelle zeespiegelstijging in het Atlanticum werden ten westen van de huidige kustlijn waarschijnlijk al strandwallen gevormd. Deze werden bij een snel stijgende zeespiegel echter na korte tijd weer afgebroken (zie het boek ‘De vorming van het land - Inleiding in de geologie en de geomorfologie’, Hoofdstuk 9), waarna verder naar het oosten nieuwe strandwallen werden opgebouwd. Vanaf circa 5000 jaren BP werd deze tendens onderbroken en werden de strandwallen niet meer afgebroken, maar trad een westwaartse aangroei op van het strandwallensysteem. Daardoor werd een serie kustparallelle strandwallen gevormd, waarbij steeds een jongere strandwal ten westen van de oudere werd gevormd. Dit hangt samen met een verminderde snelheid van de zeespiegelstijging. De strandwallen worden, in samenhang met de nog wel doorgaande relatieve zeespiegelstijging, hoger in westelijke richting. Doordat ze gevormd werden op stormvloedhoogte, liggen ze enigszins boven de zeespiegelcurve. Omdat de breedte van het strandwallensysteem door deze zeewaartse aangroei toenam, kreeg de zee minder frequent toegang tot de achterliggende lagune, waar verzoeting optrad onder invloed van overstromingen van de rivieren. Het gevolg hiervan was een sterke veenontwikkeling in het Midden-Subboreaal in het achter de strandwallen gelegen gebied. Ook in de strandvlakten, tussen de strandwallen in werd veen (meestal zeggeveen) gevormd. De strandwallen liggen (wanneer ze niet zijn afgegraven) doorgaans op een hoogte van 4 à 5 m + NAP, terwijl de strandvlakten steeds beneden NAP liggen. In lithostratigrafische zin wordt thans geen indeling in ‘Jonge duinzanden’ en ‘Oude duin- en strandzanden’ meer gemaakt (De Mulder et al. 2003). Deze afzettingen worden thans ondergebracht in de Naaldwijk Formatie. Binnen de Naaldwijk Formatie onderscheidt men het Zandvoort Laagpakket, dat bestaat uit strandzanden, die vaak rijk zijn aan schelpen, en het Schoorl Laagpakket, bestaande uit duinzanden, die geen schelpen bevatten. Op grond van dit criterium kunnen deze lithostratigrafische eenheden gemakkelijk van elkaar worden onderscheiden. Dit in tegenstelling tot de indeling van Zagwijn & Van Staalduinen (1975), waarbij het criterium ‘ouderdom’ een rol speelde bij het onderscheiden van de Oude en de Jonge Duinen.
- Figuur 14.3Schematische dwarsdoorsnede van een strandwal. Na afzanding liggen de kalkrijke afzettingen weer vlak onder het oppervlak (naar Stiboka 1965). De Oude Duinen en strandwallen zijn vrijwel geheel in gebruik voor de tuinbouw (met name bloembollenteelt). Door het afgraven van de strandwallen tot circa 0 m + NAP zijn de kalkrijke afzettingen in de oude strandwallen weer dicht aan het oppervlak gekomen. Veen, dat in de strandvlakten tussen de strandwallen in voorkwam, is grotendeels verwijderd. Daardoor is een gebied ontstaan, dat bij uitstek geschikt is voor de bloembollenteelt.
- Figuur 14.4Korrelgrootte-samenstelling van strandwalzand (naar V.d. Meer 1953). De Oude Duinen en strandwallen zijn gemakkelijk bewerkbare gronden met een zeer uniforme korrelgrootte, die rijk zijn aan kalk, waarin gemakkelijk een constant grondwaterpeil is te handhaven, en die gemakkelijk kunnen worden 'gekeerd'.
- Figuur 14.5Duinen aan de kust van Voorne. Foto: H.J.A. Berendsen. De zogenaamde Jonge Duinen bereiken plaatselijk een hoogte van 30-50 m. De Jonge Duinen zijn vaak pas relatief kort begroeid. Het meest voorkomende bodemtype op de droge gronden behoort hier tot de duinvaaggronden. Op laaggelegen, natte plaatsen komen vlakvaaggronden voor. Dit is bijvoorbeeld het geval op plaatsen waar de wind stuifkuilen heeft uitgeblazen tot vlak boven het grondwaterniveau. Ook komen hydrozandeerdgronden voor, op plaatsen waar een minerale of moerige eerdlaag aanwezig is (beekeerdgronden en broekeerdgronden).
- Figuur 14.6Zoetwaterzak onder de duinen. In de duinen vindt de afwatering ondergronds plaats. Er heeft zich onder de duinen een zoetwaterzak gevormd, die wordt gebruikt voor de drinkwatervoorziening van de Randstad. Om het reservoir op peil te houden en de waterafname te kunnen vergroten wordt rivierwater geïnfiltreerd bij Wassenaar, Haarlem en Castricum.
- Figuur 14.7Fragment van de topografische kaart van Nederland, schaal 1 : 50.000, van de afgegraven strandwallen en Oude duinen bij Lisse en Sassenheim. Ten oosten van Sassenheim ligt de Haarlemmermeerpolder. © Topografische Dienst, Emmen.
- Figuur 14.8Het Oude duinlandschap bij Hillegom. Fragment van de topografische kaart 1 : 25.000. © Topografische Dienst, Emmen. De Oude Duinen en strandwallen zijn vrijwel geheel in gebruik voor de tuinbouw (met name bloembollenteelt). Door het afgraven van de strandwallen tot circa 0 m + NAP zijn de kalkrijke afzettingen in de oude strandwallen weer dicht aan het oppervlak gekomen. Veen, dat in de strandvlakten tussen de strandwallen in voorkwam, is grotendeels verwijderd. Daardoor is een gebied ontstaan, dat bij uitstek geschikt is voor de bloembollenteelt. Het zijn gemakkelijk bewerkbare gronden met een zeer uniforme korrelgrootte, die rijk zijn aan kalk, waarin gemakkelijk een constant grondwaterpeil is te handhaven, en die gemakkelijk kunnen worden 'gekeerd'. Bovendien ligt het gebied gunstig ten opzichte van Schiphol, en heeft het relatief weinig te lijden van nachtvorst. Alleen in de Keukenhof, en bij de grote buitenplaatsen tussen Bennebroek en Heemstede zijn delen van het oorspronkelijke landschap bewaard gebleven. De buitenplaatsen, die omgeven zijn met veel bossen en waterpartijen, werden vanaf de zeventiende eeuw gesticht op vrijwel alle strandwallen.
- Figuur 14.9Bloembollenteelt op de strandwallen bij Lisse (foto KLM Aerocarto). In de Oude Duinen en strandwallen vindt de ontwatering plaats door brede, evenwijdig lopende watergangen, die vroeger gebruikt werden voor het afvoeren van het zand. Het water wordt via weteringen geloosd op boezems in het achterland, bijvoorbeeld op de ringvaart van de Haarlemmermeer. In het gebied van de Oude Duinen is het in verband met de bloembollenteelt van cruciaal belang dat de grondwaterstand nauwkeurig kan worden geregeld.
- Figuur 14.10Lithologie en grondwaterstanden van vijf boringen loodrecht op de kust bij Haarlem. In de Figuur is de lithologie gegeven van 5 boringen, die loodrecht op de kust zijn verricht in het gebied ten zuiden van Haarlem. De hoogteligging van de boringen is weergegeven boven de kolommen. Naast de boringen zijn de (huidige) grondwaterstanden aangegeven. Zet de boringen in de juiste volgorde van west naar oost. a.1,5,4,2,3 b.4,1,3,2,5 c.5,1,4,2,3 d.4,1,5,2,3 Antwoord: Boring 1 ligt hoog (10.8 m) en ligt dus op de duinen. Boring 2 ligt beneden NAP. Onder klei en veen zit kalkrijk zand; dit moet een oude strandwal zijn of zeezand. Boring 3 bestaat uit klei op veen, en ligt laag. Deze boring moet verder landinwaarts liggen. Boring 4 ligt net boven NAP; dit gebied loopt bij hoge waterstanden onder. Deze boring moet dus op het strand liggen. Boring 5 ligt hoger en bestaat uit duinzand op kalkrijk strandzand. Een mogelijke volgorde van west naar oost is dus: 4, 5, 1, 2, 3, maar dat alternatief zit er niet bij. 5 kan ook op de Oude duinen liggen, in dat geval zou de volgorde 4, 1, 5, 2, 3 juist moeten zijn. Het juiste antwoord is dus d. Eventueel kunnen ook 1 en 5 nog omgewisseld worden, als 5 tegen de duinvoet aan ligt, maar dat alternatief zit er ook niet bij.
- Landschappelijk Nederland Auteur: Dr. H.J.A. Berendsen Uigever: Koninklijke Van Gorcum, Assen
- De verplichte literatuur bestaat uit vier boeken, uitgegeven door Koninklijke Van Gorcum, Assen. De vorming van het land - Inleiding in de geologie en de geomorfologieISBN 978 90 232 4075 4 Fysisch-geografisch onderzoek - Thema’s en methodenISBN 978 90 232 4138 6 Landschap in delen - Overzicht van de geofactorenISBN 978 90 232 4149 2 Landschappelijk Nederland – De fysisch-geografische regio’sISBN 978 90 232 4148 5 De boeken zijn verkrijgbaar via de boekhandel en via de uitgever.