Het is de bodemkundige Güray die de naam Oer-IJ heeft geïntroduceerd. In zijn bodemkundige studie over de IJ-polders (Güray 1952) noemde hij de mariene, dus met de zee verbonden voorloper van het IJ-meer, het Oer-IJ. Deze voorloper van het IJ-meer was een getijdensysteem dat bij Castricum uitmondde in de Noordzee en waar het zeewater met iedere eb en vloed in- en uitstroomde.
Het Oer-IJ-getijdensysteem is in het midden van het Holoceen ontstaan. Het Holoceen is het huidige warme tijdvak na de laatste ijstijd, het Weichselien. Deze klimaatovergang vond ongeveer 11700 jaar geleden plaats. Aan het begin van het Holoceen stond de zeespiegel circa 35 m lager dan tegenwoordig. Een groot deel van de zuidelijke Noordzee lag toen nog droog en van zee-invloed in het huidige Nederlandse kustgebied was nog geen sprake. Het gebied van het Oer-IJ lag aan de zuidzijde van een oud verlaten rivierdal van de Rijn dat zich in de Saale-ijstijd – die ongeveer 150000 jaar geleden eindigde – had gevormd in de ondergrond van het middelste deel van Noord-Holland en Flevoland.
In de eerste helft van het Holoceen ging deze zeespiegelstijging relatief snel: tot 8000 jaar geleden met meer dan 1 m per eeuw. Daarna nam de snelheid geleidelijk af. In de laatste 4000 jaar was de stijging minder dan 1 m per duizend jaar. De afname was het gevolg van het wegvallen van de absolute zeespiegelstijging (de landijskappen van Noord-Amerika en Scandinavië waren volledig weggesmolten). Wat overbleef was bodemdaling ten gevolge van aardbevingen en de druk van het landijs, wat een relatieve zeespiegelstijging bleef veroorzaken met de lagere snelheid
Aan de landzijde van de naderende zee begon zich in de laagst gelegen delen van het dal veen te vormen, het Basisveen. De veenvorming was het gevolg van de stijging van het grondwater in de kustzone tot kort aan of net boven het maaiveld. De vernatting door grondwaterstijging werd veroorzaakt door kwelwater dat vanuit de hogere gelegen Pleistocene zandgronden naar de lager gelegen kustzone stroomde. Als gevolg van de voortzettende zeespiegelstijging, overstroomde het kustveenmoeras en raakte het Basisveen bedekt met uit zee afkomstige getijdensedimenten. De overstroming met zeewater van het Oer-Overijsselse Vechtdal in Noord-Holland gebeurde tussen 7250 en 6000 v.Chr. Rond 5500 v.Chr. was het dalsysteem veranderd in een groot getijdenbekken waar beken en riviertjes zoals de Overijsselse Vecht op uitmondden.
Tussen 5000 en 4000 v.Chr. was de snelheid van de relatieve zeespiegelstijging afgenomen tot 0,3 à 0,4 m per eeuw. De gemiddelde zeespiegel lag in die tijd rond de 5 m -NAP en de getijslag (verschil in de waterstand tussen eb en vloed) lag rond de 1,5 m. De randen van het getijdenbekken waren in die periode verder landinwaarts geschoven, maar door de afnemende snelheid van zeespiegelstijging begon het gebied wel gedeeltelijk dicht te slibben.
Omstreeks 3850 v.Chr. had het getijdenbekken zijn maximale omvang bereikt. Langs de randen van het bekken lagen hoog opgeslibde kwelders. Bij Swifterbant in de Flevopolder werden oeverwallen van de kwelderkreken zelfs bewoond. Door de aanvoer van beek- en rivierwater was het water daar in het kweldergebied zoet tot licht brak. Dit gebied kan omschreven worden als een zoetwatergetijdengebied, een landschap vergelijkbaar met de Biesbosch voor de afsluiting van het Haringvliet. In Noord-Holland werden de kweldergebieden pas later bewoond: in de Wieringermeer vanaf circa 2750 v.Chr. en bij Amsterdam vanaf 2400 v.Chr. Rond 2750 v.Chr. was de zeespiegelstijging verder afgenomen naar 0,2-0,3 m per eeuw en lag het gemiddelde zeeniveau rond 3,5 m -NAP. De balans tussen zeespiegelstijging en ophoging door afzetting was in het voordeel van sedimentatie omgeslagen.
Het getijdenbekken van Noord-Holland en Flevoland vulde zich geleidelijk steeds verder op, aan de zeewaartse zijde met zand en klei en in het slecht ontwaterende achterland vooral met kustveen. Dit leidde tot een westwaartse uitbreiding van de kwelders in het gebied en tot een verkleining van het getijdenvolume van de bekkens. Omdat de grootte van de getijdengeulen direct gekoppeld is aan het getijdenvolume, namen door de volumeverkleining ook de breedte en diepte van de geulen en de zeegaten in omvang af. In het getijdenachterland leidde de dichtslibbing van de geulen er toe dat de natuurlijke drainage in de kweldergebieden verslechterde. De vernatting met zoet water in de kwelders leidde weer tot extra opbouwmogelijkheden voor veen. Het areaal aan kustveengebieden kon daardoor sterk in omvang toenemen en zo raakte een zeer groot deel van Noord-Holland en Flevoland door veen bedekt.
De kernen van veengebieden konden als veenkussens tot enkele meters boven het toenmalige zeeniveau opgroeien. Door die hogere ligging werden deze venen niet meer overstroomd en alleen gevoed met voedselarm regenwater. Door de voedselarme condities vormde zich daar voedselarm (oligotroof) veen. De lager gelegen venen werden af en toe nog overstroomd met matig voedselrijk zee- en beekwater en zo ontstond mesotroof veen. Rond 2750 v.Chr. (Figuur 2.1.5) waren er alleen nog enkele openingen in de kust van West-Nederland. In Noord-Holland waren dit het West-Friese zeegat (ook wel Zeegat van Bergen genoemd) en het Oer-IJ.
De lokale rivieren, die in zee bleven uitmonden, hielden door hun waterafvoer de zeegaten open. Tussen deze zeegaten konden de strandwallen zich geleidelijk zeewaarts uitbouwen omdat er een overschot aan zand voor de kust beschikbaar was. Noord-Holland en Flevoland waren overwegend veengebieden geworden. Deze vernatting en verzoeting door gebrekkige natuurlijke drainage maakten een einde aan de neolithische bewoning in de overveende kweldergebieden.
Ook in het pleistocene achterland van het gebied ging de veenuitbreiding door. In randzones kwamen de binnenlandse veenmoerassen in verbinding met het kustveenmoeras, waardoor er een enorm groot veengebied ontstond. Deze gebieden voedden veenstroompjes waarvan een groot deel richting het Flevoland en het IJsselmeergebied afvloeide. Daar stagneerde dit drainagewater waardoor ondiepe meren ontstonden.
Vanaf 2750 v.Chr. nam de omvang van de meren toe door erosie van de veenranden als gevolg van golfwerking. Door de filterwerking van omliggende veengebieden was er een geringe aanvoer van zand en klei naar de meren. De meerbodemafzettingen bestaan vooral uit veendetritus: van de kant en in ondieptes afgeslagen organisch materiaal dat elders in het meer tot bezinking kwam.
Rond 1500 v.Chr. bedroeg de relatieve zeespiegelstijging nog maar 0.15 tot 0.2 m per eeuw en stond het gemiddeld zeeniveau op circa 2 m -NAP. De strandwallen en duinen voor de westkust van Nederland hadden zich verder zeewaarts uitgebreid. Er werd een lange kustbarrière gevormd die het achterliggende kustgebied van de zee afschermde. Door deze afscherming en verlanding van het getijdengebied werd de natuurlijke afwatering minder wat leidde tot een verdere uitbreiding van het kustveenmoeras. Grote delen van het voormalige getijdenlandschap van Noord-Holland werden overdekt met veen.
Het West-Friese zeegatsysteem (Zeegat van Bergen) en het Oer-IJ waren de laatste grote openingen in de kustbarrière van de Noord-Hollandse kust waar het getij nog kon binnendringen. Rond 1500 v.Chr. (Figuur 2.1.6) werd ook het West-Friese zeegatsysteem van de zee afgesneden door een gesloten strandwal. De afwatering van de Overijsselse Vecht verliep toen niet meer via dit zeegat omdat het noordelijke Flevomeer verbinding had gekregen met de Waddenzee.
Na 1400 v.Chr. was alleen het Oer-IJ nog open zeegat. Door de afsluiting van het West-Friese zeegat was in West-Friesland en Flevoland de getijdeninvloed volledig weggevallen. In Flevoland en het IJsselmeergebied werden deze veenmeren steeds groter als gevolg van doorgaande afkalving van de veenranden. Het noordelijke en zuidelijke Flevomeer waren gescheiden door een brede veenbrug. Het zuidelijke Flevomeer waterde nog af via het Oer-IJ.
Ontstaan van het Oer-IJ:
- 3000-2000 v.Chr.
Het Oer-IJ is als getijdensysteem rond 3000 v.Chr. ontstaan uit het zeegatsysteem van Haarlem-Amsterdam. Dit was het grote getijdensysteem dat in het midden van het Holoceen actief was ten zuiden van het huidige Noordzeekanaal. Door de grootschalige verlanding van het Noord-Hollandse getijdengebied had het veengebied zich na 3850 v.Chr. sterk kunnen uitbreiden. Door de overvening was rond 3000 v.Chr. langs de oude hoofdgeul Haarlem-Amsterdam nog een klein getijdensysteem over dat voor de natuurlijke afwatering van het achterland zorgde. Dit getijdensysteem, dat ingeklemd lag tussen de veengebieden van Zaanland en de Haarlemmermeer, is het Oer-IJ.
De monding van het Oer-IJ lag rond 3000 v.Chr. ter hoogte van de Velserbroek. Door kuststromingen schoof het Oer-IJ-zeegat in noordelijke richting op. Rond 2500 v.Chr. was de monding bij Driehuis-Velsen-Zuid komen te liggen. Aan de zuidkant van het zeegat ontstond bij in het gebied van de Velserbroek een strandvlakte met lage kustduintjes die in het Laat Neolithicum werden bewoond. De neolithische mens was ook aanwezig in het getijdengebied langs de hoofdgeul. Ter hoogte van de Afrikahaven in het Amsterdamse havengebied zijn een vuurstenen schraper en pijlpunt gevonden die rond 3200 v.Chr. gedateerd zijn. Noordelijk van het zeegat had zich een strandwal gevormd tussen Velsen-Noord en Uitgeest. Achter deze gesloten kustbarrière was een groot veengebied ontstaan. Door de bescherming tegen de zee kon zich daar lokaal hoogveen gaan vormen. Dit voedselarme veen groeide hoog op (‘veenkussens’) en was voor zijn watervoorziening volledig afhankelijk van regenwater dat arm aan voedingsstoffen was.
Westelijk van de strandwal Uitgeest-Akersloot-Alkmaar had zich rond 2500 v.Chr. een grote strandvlakte gevormd. Deze werd aan de zeezijde begrensd door de strandwal van Limmen-Heiloo. Aan de noordkant van Uitgeest waren nog twee kleine openingen in de strandwal. Via deze openingen waterden veenriviertjes als de Stierop (bij Groot Dorregeest) en de Slikker-Die (bij Klein Dorregeest) af op de Noordzee. Net als de duintjes in de Velserbroek was ook de strandwal tussen Velsen-Noord en Uitgeest-Akersloot in het Neolithicum bewoond. Bij Klein Dorregeest zijn klokbekervondsten gedaan (2500-2000 v.Chr.) en bij de Hoogdorperweg in Heemskerk zijn artefacten en ploegsporen aangetroffen uit het Laat Neolithicum en Vroege Bronstijd.
Vorming nieuw zeegat ten zuiden van Assum:
- 2000-1500 v.Chr.
Rond 2000 v.Chr. had de kustlijn zich aangepast. De strandwallen en strandvlakte tussen Limmen en Akersloot waren verder in westelijke richting uitgebouwd. Daarentegen werd de strandwal zuidelijk van Uitgeest geërodeerd. Bij Assum ten zuiden van Uitgeest zijn strandoverslagafzettingen (washovers) gevonden die er op duiden dat de strandwal daar bij storm met zand werd overspoeld. De verzwakking van de strandwal bij Assum maakte het mogelijk dat er tussen 2000 en 1900 v.Chr. een grote doorbraak plaatsvond in het veengebied van de Noorderbuitendijkenpolder.
Deze doorbraakgeul kreeg verbinding met de hoofdgeul bij Velsen. Door deze verbinding ontstond een nieuwe hoofdgeul die de nieuwe monding van het Oer-IJ werd. Het oude zeegat bij Velsen verloor zijn functie en zandde geleidelijk dicht. Door de aftakking kreeg de nieuwe hoofdgeul tussen Assum en Velsen zijn karakteristieke gebogen vorm (‘ganzennek’). Langs de geul ontstond een nieuw getijdengebied dat reikte tot aan de westelijke rand van de Assendelver- en Uitgeesterbroekpolder. Daar werd een kleidek over het veen afgezet.
Ontstaan van de Oer-IJ-monding bij Castricum:
-1500-850 v.Chr.
Tussen 1500 en 650 v.Chr. schoof door aanzanding de kustlijn tussen Beverwijk-Heemskerk en Limmen-Heiloo in westelijke richting op. Door deze verplaatsing van de kustlijn aan de noord- en zuidzijde van de Oer-IJmonding ontstond er een nieuw getijdengebied met geulen en wadden in de Castricummerpolder (gebied tussen Heemskerk en Limmen). De vergroting van het Oer-IJ-getijdensysteem was dus niet het gevolg van een zee-inbraak maar door stapsgewijze kustuitbouw: zeewaartse verplaatsing van de kustlijn aan weerszijden van de monding bij Castricum.
Rond 1500 v.Chr. liep de hoofdgeul in de Castricummerpolder nog ter hoogte van kasteel Marquette. Door noordwaarts gerichte kuststroming werd zand getransporteerd langs de kust en bouwde de strandwal zich bij Bakkum uit. Daardoor zandde de Marquettegeul geleidelijk dicht en werd vanaf 1000 v.Chr. de Dye de hoofdgeul van het Oer-IJ. In de Uitgeesterbroekpolder en Assendelverpolder ontstonden rond 1000 v.Chr. ondiepe meren in het overgangsgebied tussen de kwelders en het veenmoeras. Deze meren hadden via kreken verbinding met het getijdengebied. De afzettingen, bestaan uit humeuze, organogene kleien die rijk zijn aan mosselkreeftjes (Ostracoda) en wadslakjes (Hydrobia). Het voorkomen van deze organismen wijst op een brak afzettingsmilieu.
De meren waren rond 700-650 v.Chr. alweer voor het grootste deel opgevuld met sediment. De natuurlijke afwatering verliep via kleine restgeultjes die zich in de meerafzettingen hadden gevormd. Nederzettingssporen uit de Midden Bronstijdperiode zijn alleen gevonden op de hoger gelegen strandwallen. Voor het getijden- en veenrandgebied is dat niet het geval. Het ontbreken van archeologisch vondstmateriaal betekent dat deze gebieden in de Midden Bronstijd waarschijnlijk niet bewoond zijn geweest.
Fase van beperkte zee-invloed:
- 800-650 v.Chr.
De getijdenactiviteit in het Oer-IJ nam tussen 850 en 650 v.Chr. af. De getijslag werd kleiner en de gemiddelde hoogwater- en maximale stormvloedwaterstanden namen in hoogte af. Deze rustige periode in de Oer-IJ-geschiedenis blijkt uit het geologisch onderzoek tijdens archeologische opgravingen in de Broekpolder en Assendelverpolder. In de Broekpolder zijn op de overgang van de kwelderwal naar het getijdengebied rietbegroeiing en landslakken waargenomen, duidend op zoetere omstandigheden. Ook was de humeuze kwelderbodem uit die tijd geploegd. In de Assendelverpolder komen plaatselijk in het veenrandgebied voedselarme veentjes (‘veenkussens’) voor binnen het voedselrijke rietveenlandschap. Deze veenkussens zijn gedateerd in de Late Bronstijd. Dat voedselarme (oligotrofe) veen zich kon vormen in de veenrandzone, betekende dat het rietveen daar niet meer werd overstroomd bij stormvloeden en dus dat het maximale stormvloedniveau niet zo hoog meer reikte als in de periode daarvoor. Het strandwallen- en duingebied werd ook in de Late Bronstijd bewoond.
Het aangrenzende kweldergebied werd tijdens deze rustige fase gebruikt als akkerland. De ploegsporen die uit die tijd gevonden zijn in de Broekpolder en de Velserbroekpolder tonen dit aan.Rond 650 v.Chr. – op de overgang van de Late Bronstijd naar de Vroege IJzertijd – werd er ook gewoond in het veenrandgebied van de Assendelverpolders. Prehistorische boerderijen zijn aangetroffen op de kleine voedselarme veenkussens die zich in het veenrandgebied hadden ontwikkeld. Deze hoger gelegen veenlocaties waren in die tijd goede vestigingsplaatsen indien het veen ontwaterd werd door natuurlijke kreken en gegraven sloten en greppels.
Het gegeven dat de getijdenactiviteit tijdens de Late Bronstijd in het Oer-IJ afnam is lastig te verklaren. Het kan zijn dat de veranderingen in de geometrische vorm van het Oer-IJ een oorzaak is geweest. De vorming van het getijdengebied in de Castricummerpolder kan de inkomende getijgolf gedempt hebben en zodoende gezorgd hebben voor een getijdenreductie in het gebied van de Broekpolder en Assendelverpolders. Ook de extra weerstand die de inkomende getijgolf ondervond van de gebogen ‘ganzennekstructuur’ van de hoofdgeul kan van invloed zijn geweest. Wat de exacte reden van de lagere getijdenwaterstanden tussen 800 en 650 v.Chr. geweest moge zijn, ze hebben de woon- en werkcondities in de kwelders en veenrandgebied bevorderd.
Actieve mariene fase:
- 650-400 v.Chr.
In de periode na 650 v.Chr. nam de getijdeninvloed in het Oer-IJ weer toe. De stormvloedhoogten kwamen op een hoger niveau te liggen en daardoor werden de veenrandgebieden in de Assendelverpolders en Uitgeesterbroekpolder periodiek bij extreem hoogwater overstroomd. Als gevolg daarvan werd daar een kleidek over het veen afgezet. Ook de Vroege IJzertijdnederzetting op het voedselarme veenkussen in de Assendelverpolders werd overstroomd en bedekt met een kwelderkleilaag. In het zich uitbreidende kweldergebied sneden getijdenkreken zich in het onderliggende veen. Waar ze de veenmeren doorsneden, eroderen ze de eerder gevormde meerafzettingen van organische oorsprong. Een doorsnede van een getijdenkreek was ontsloten in de tunnelbouwput De Kleis onder het spoor bij Uitgeest. Aan de basis van de kreekafzettingen waren geërodeerde veenbrokken afgezet. Ook werd daar een gezonken eiken kano aangetroffen. De dendrochronologische datering van de kano gaf aan dat de basis van de kreekafzettingen een ouderdom hadden van circa 600 v.Chr.
In de Broekpolderopgraving (1999) kwamen wadafzettingen voor die lagen op de rand van oudere kwelderwalafzettingen. Dat intergetijden- op supragetijdensedimenten liggen, wijst er op dat de getijslag (verschil tussen eb en vloed) in het Oer-IJ groter was geworden en dat het gemiddelde hoogwaterniveau was gestegen.
De 14C-gedateerde slijkgapers, een tweekleppig schelpdier genomen uit de wadsedimenten, gaven een ouderdom van rond de 500 v.Chr. Er zijn verschillende verklaringen mogelijk dat tussen 650 en 400 v.Chr. de getijdenenergie in het Oer-IJ toenam en dat daardoor het extreem hoogwater (maximale stormvloedniveau) en gemiddeld hoogwater in het getijdensysteem op een hoger niveau kwamen te liggen. Een sturende factor kan de verhoogde waterafvoer uit het achterland zijn geweest. Door de grotere per tijdseenheid doorstromende hoeveelheid water werden de geulen breder. Dit had tot gevolg dat de inkomende getijgolf door de wijdere opening minder bodemweerstand ondervond. Het getijdenwater kon daardoor makkelijker en verder het getijdensysteem binnendringen en dat leidde in de Broekpolder, Uitgeesterbroek en Assendelverpolders tot verhoogde waterstanden.
Een vergrote waterafvoer uit het achterland kan verklaard worden door de aanvoer van Rijnwater. Rond 800 v.Chr. kreeg de Rijn via de Utrechtse Vecht verbinding met de zuidelijke Flevomeren en deze meren waterden af via het Oer-IJ. Het Oer-IJ werd daarmee de meest noordelijke riviertak van de Rijn en kan vanaf die tijd een estuarium genoemd worden. De Rijnverbinding is dus ouder dan 650 v.Chr. maar het kan zijn dat pas vanaf die tijd de grotere waterafvoeren vanuit de Vecht en Flevomeren naar de Oer-IJ-monding stroomde en pas toen de geulvergroting plaats vond. Andere mechanismen, die bij de vergroting van de getijdenactiviteit een rol hebben gespeeld, zijn vergroting van de ‘getijdenaccommodatieruimte’ en ‘autocompactie’. Door de vergroting van de getijslag en de (beperkte) zeespiegelstijging (circa 10 cm per eeuw) wordt accommodatieruimte voor het getijdenwater vergroot. De hoeveelheid water die iedere eb en vloed in en uit het Oer-IJ stroomde (het ‘getijdenprisma’), nam daardoor toe.
Omdat er een rechtlijnig verband bestaat tussen de grootte van de getijdenprisma en de omvang van de geulen, namen ook de geulen in grootte toe. Door de geulvergroting werd de bodemweerstand voor de inkomende getijgolf minder waardoor de accommodatieruimte en getijdenprisma ook weer groter werden en de geulen verder in omvang toenamen. Dit zich zelfversterkende transgressieve landwaarts gerichte proces kan nog verder versterkt worden door inklinking van het veen (transgressie en regressie staan voor een toenemende en afnemende zee-invloed in een getijsysteem). Wanneer kwelderklei op slap veen wordt afgezet, klinkt het veen in onder het gewicht van de kleilaag en dat leidt tot bodemdaling. Die bodemdaling vergroot weer de accommodatieruimte van het getijdensysteem. Veenbodemdaling kan ook veroorzaakt zijn door de mens die op de overgang van de Late Bronstijd door Vroege IJzertijd in het veengebied van het zuidelijk deel van de Assendelverpolders woonde en werkte.
De sloten en greppels die nodig waren om het veengebied droog en begaanbaar te maken hebben daar zeker geleid tot bodemdaling. De maximale diepte van de geulen in het mondingsgebied van de Castricummerpolder bedroeg zo’n 11 m. Opvallend is dat de hoofdgeul tussen Velsen en Amsterdam veel dieper is, namelijk tussen de 20 en 24 m. Door de beperkte geulbreedte was het oppervlak van de ‘natte geuldoorsnede’ daar wel kleiner dan die van de hoofdgeul De Dye in het mondingsgebied. Dat de hoofdgeul tussen Velsen en Amsterdam in de Midden IJzertijd zo diep en smal was hangt samen met de samenstelling van de ondergrond. Naast de geul bestonden de afzettingen uit klei en veen. Onder de geul waren vooral zanden aanwezig bestaande uit oudere getijdenafzettingen van het Zeegat van Haarlem en het pleistocene zand uit de laatste ijstijd. Omdat de kleien en venen minder erosiegevoelig waren dan de onderliggende zanden, zocht de geul bij een toenemende waterafvoer de ruimte in de diepte en minder in de breedte. In het mondingsgebied was dit niet het geval, daar bestonden de zijdelingse (laterale) geulafzettingen ook hoofdzakelijk uit zand.
In de periode van de verhoogde activiteit van de zee in het Oer-IJ tussen 650 en 400 v.Chr. vonden er op de strandwal Limmen-Heiloo grote zandverstuivingen plaats. Door de wind getransporteerde zand van de strandwal werd als een dikke plaat over het oostelijk gelegen veengebied afgezet. De strandwal werd daardoor een grote brede zandrug. Een deel van het zand kan ook afkomstig zijn uit het Oer-IJ. Door de geulverdieping en verbreding van de hoofdgeul kwam er in het mondingsgebied zand beschikbaar dat kan zijn overgeslagen aan de noordzijde van de geul bij Limmen. Een andere oorzaak van grote verstuivingen kan de bodemverstoring van de mens geweest zijn. Zeker is dat al vanaf het Laat Neolithicum op de strandwal en de randen daarvan op uitgebreide schaal geakkerd werd en dat deze verstoringen leidden tot zandverstuivingen.
De kustlijn ten noorden en zuiden van de monding breidde zich door aanzanding verder zeewaarts uit. Door de noordelijk gerichte zandstromingen langs de kust ontstond aan de kant van de monding een nieuwe strandwal die uiteindelijk het Oer-IJ na 400 v.Chr. zou afsluiten. Tussen 650 en 400 v.Chr. werd alleen in het strandwallen en duingebied gewoond. Door de verhoogde mariene activiteit waren de kwelder- en randveengebieden minder aantrekkelijk. Sporen van menselijke activiteit zijn tot nu toe in deze gebieden niet aangetroffen.
Opslibbing en sluiting van het zeegat:
400-200 v.Chr.
Na 400 v.Chr. kwam er een einde aan de verhoogde mariene invloed in het Oer-IJ en begon het estuarium geleidelijk te verlanden. Aanwijzingen hiervoor zijn met name gevonden in de Assendelverpolders. Het stuifmeelonderzoek, uitgevoerd in het kader van opgravingen in de jaren ’60, liet zien dat vanaf 400 v.Chr. de voedselarme veengroei in de polders sterk toeneemt. Dit voedselarme veen is ook aangetoond in opgravingsputten aan de noordzijde van de Assendelverpolders. Daar was dit veen voor een deel afgegraven door de mens ten behoeve van de brandstofvoorziening. Het voorkomen van dit veen is wel beperkt, mede doordat een groot deel ook verdwenen is door oxidatie. De uitbreiding van de voedselarme veenvorming wijst erop dat vanaf 400 v.Chr. de maximale stormvloedhoogte in het estuarium is verlaagd en dat grote delen van het veenrandgebied niet meer worden overstroomd. De afnemende invloed van de zee in het veenrandgebied en de kwelders maakten het gebied toegankelijker voor de mens.
Aanwijzingen dat de mens daadwerkelijk in het gebied van de Assendelverpolders aanwezig was, blijkt uit de vondsten van aardewerk uit de Midden IJzertijd die gedaan zijn in het kwelderkleidek en in een restgeulvulling van een getijdenkreek. Het geo-archeologisch onderzoek in het Noord-Hollands Duinreservaat heeft laten zien dat het zeegat rond 400 v.Chr. al voor meer dan de helft gesloten was door de vorming van een strandwal met lage duinen. Rond 200 v.Chr. was de afsluiting van het Oer-IJ-zeegat compleet en was de eb- en vloedwerking in het estuarium geheel verdwenen. Permanente nederzettingen uit de Late IJzertijd die gevonden zijn in het verlande inter getijdengebied van de Castricummerpolder en op de kwelders van de Broekpolder, Uitgeesterbroek- en Assendelverpolders vormen hiervoor het bewijs.
De verklaring voor de definitieve verzanding en afsluiting van het Oer-IJ-zeegat is het ontstaan van een nieuwe zee-opening in het achterland richting de Waddenzee.
Het noordelijke en zuidelijke Flevomeer, waar de Utrechtse en Overijsselse Vecht in uitmondden, hadden verbinding met elkaar gekregen en konden zo via het Vlie op de Noordzee afwateren. Door deze nieuwe zee-opening verloor het Oer-IJ zijn afwateringsfunctie. De hoofdgeul werd daardoor in het mondingsgebied niet meer opengehouden door uitstromend water en zandde geleidelijk dicht. Omdat het begin van het verlandingsproces in het Oer-IJ rond 400 v.Chr. is gedateerd, wordt de noordelijke zee-opening – en het ontstaan van de Zuiderzee – ook rond die tijd geplaatst. Via de Utrechtse Vecht en de Amstel-Angstel was er in de Vroeg Romeinse tijd een goede waterverbinding tussen de intensief bewoonde Oer-IJ-regio en de Oude Rijn bij Utrecht.
Permanente bewoning Oer-IJ-estuarium:
-200 v.Chr.-250
In de Late IJzertijd en Vroeg Romeinse tijd werd, naast het strandwallengebied, het gehele voormalige getijdengebied en de randzone van het veengebied bewoond (Figuur 2.1.12). Het veenrandgebied westelijk van Krommenie en Assendelft was goed toegankelijk omdat het werd ontwaterd met langgerekte sloten die aangesloten waren op de oude hoofdgeul. Door de afsluiting van het zeegat kon de hoofdgeul niet meer direct afwateren op zee. De natuurlijke afwatering verliep na de afsluiting in omgekeerde richting: via de oude geulverbinding tussen Velsen en Amsterdam richting Flevomeren en Waddenzee. Ook was er een goede waterverbinding met de al eerder genoemde Oude Rijn, de toenmalige grens van het Romeinse Rijk, de limes. Deze waterverbinding naar Velsen was goed bevaarbaar getuige de aanwezigheid van een grote haven bij het Romeinse castellum Flevum (25-50). Hierover wordt in een van de volgende hoofdstukken nader bericht. De afsluitende strandwal voor de kust werd nog incidenteel overstroomd tijdens extreme stormen. Dit blijkt uit de overslaggronden achter de strandwal die gevonden zijn aan de noordzijde van de Zanderij bij Castricum. Deze washovers bestaan uit zandige schelpenbanken die liggen op getijdenafzettingen (op een niveau rond de 0,5 m -NAP).
Uitbouw kustlijn en veenvorming in Oer-IJ achterland:
- 250-950
Na 250 ontstonden er in het verlande Oer-IJ-gebied problemen met de afwatering. De geulen van het oude natuurlijke afwateringssysteem slibden dicht waardoor waterafvoer via de sloten bemoeilijkt werd (Figuur 2.1.13). In de verlande kweldergebieden leidde dit tot hernieuwde veengroei. Ook in de lage delen van het voormalige gebied tussen eb en vloed startte de veengroei. In het voormalige kwelder- en veenrandgebied kon het veen wel 1 tot 2 m opgroeien en door die hoogte ontwikkelde daar zich daar voedselarm veen. In de lagere delen van het voormalige Oer-IJ bleef het veen voedselrijk (eutroof) en bestond overwegend uit rietveen. Van het ‘post-Romeinse’ veen is thans niet veel meer over. Door latere ontginningen is door een lagere grondwaterstand het overgrote deel van dit veen geoxideerd. Het veen is alleen nog aanwezig daar waar dit in de bodem afgeschermd was tegen zuurstofindringing. Dit is bijvoorbeeld gebeurd bij het middeleeuwse kerkje aan de Kaaik (Kayk) in de Assendelverpolder. Door het gewicht van de kerk is daar het post-Romeinse veen onder het grondwaterniveau gedrukt en daardoor niet aangetast door oxidatie. Het veen dat niet beschermd was tegen zuurstofindringing is vrijwel volledig verdwenen. Daar is alleen nog een zwarte veenrest van enkele centimeters dik overgebleven onder de middeleeuwse afdekkende kleilaag: de oxidatielaag.
De grootschalige middeleeuwse veenontginningen maakten een einde aan de post-Romeinse veenvorming in Noord-Holland. In de Oer-IJ-regio startte deze in de 10e eeuw langs de Kaaik in de Assendelverpolders. De veenontginningen breidden zich snel uit en in de 12e eeuw waren de veengebieden van vrijwel heel Noord-Holland door de mens in cultuur gebracht. De inham voor de kust bij Castricum aan Zee – de zeewaartse monding van het voormalige Oer-IJ – zandde in de Romeinse tijd en Vroege Middeleeuwen geleidelijk geheel dicht en ging deel uitmaken van het strandwallenen duinengebied. Door deze aanzanding ontstond er tussen IJmuiden en Egmond een rechte kustlijn. Het wegvallen van de stroming na de afsluiting van het Oer-IJ-zeegat had tot gevolg dat de dwarsdoorsnede van de hoofdgeul veel te groot was geworden voor de kleinere waterhoeveelheid in de Romeinse tijd. Daardoor werd de basis van de geul opgevuld met sediment. Dit materiaal kwam voor een groot deel van de geulranden. De golfwerking was verantwoordelijk voor de erosie van de venige en kleiige geulranden. Het opgevulde geulmateriaal bestond daardoor uit slap kleiige en organogeen sediment. Door de afslag langs de randen werd het geulsysteem wel steeds breder en waardoor uiteindelijk uit de geul het IJ-meer ontstond. Aan de kust werden op het oudere strandwallenlandschap duinen gevormd. Deze Oude Duinen varieerden in hoogte van 2 tot 4 m. In het duingebied vonden vanaf de IJzertijd tot in de Middeleeuwen continue zandverstuivingen plaats. Deze verstuivingen waren met name het gevolg van duinbodemverstoringen door de mens. Daar waar men akkerde werd de beschermende duinvegetatie vernietigd en vonden – na de oogst – in de herfst en winter zandverstuivingen plaats. Het bodemonderzoek in bouwputten in het Noord-Hollands duinreservaat heeft laten zien dat er voortdurend in meer of mindere mate zandtransport plaatsvond.
Jonge Duinen en grote hoogveenmoerassen:
- 950-1800
Vanaf de 10e-11e eeuw werd vrijwel het gehele Oude Duinenlandschap overstoven door grote paraboolduinen. Deze Jonge Duinen konden wel enkele tientallen meters hoog worden. Door de migratie van de paraboolduinen ontstonden aan lijzijde van het duin uitblazings- of egalisatievlakten. De Breesaap is een voorbeeld van een dergelijke vlakte. Bij de uitblazing werden de toppen van de Oude Duinen geërodeerd en het daarbij vrijkomende zand stimuleerde de vorming van de Jonge Duinen. Er zijn verschillende drijvende krachten die de vorming van de Jonge Duinen zouden kunnen hebben veroorzaakt. In de eerste plaats zijn dat de menselijke ontginningen van het duinlandschap aan het einde van de Vroege Middeleeuwen. In die tijd werd het duingebied intensief bewoond en bewerkt door de mens. Wanneer grote duinen zich vormen kan er een zichzelf versterkend verstuivingsproces ontstaan. De duinvorming verstoort de vegetatie waardoor er een groter zandoppervlak ontstaat hetgeen het zandtransport weer groter maakt. Naast deze oorzaken worden ook een groot zandaanbod vanuit zee en klimaatverandering genoemd die een rol hebben gespeeld bij het optreden van de grote zandverstuivingen.
Door kusterosie (versteiling van het onderwaterkustprofiel) kan zand zijn vrijgekomen voor de duinvorming. Klimaatverandering (bijvoorbeeld verdroging) zou de vegetatie negatief beïnvloed kunnen hebben. Het blijft echter de vraag of de klimaatschommelingen groot genoeg waren in de Middeleeuwen om de vegetatie te doen verdwijnen. In samenhang met de andere factoren zou deze klimaatfactor wel van invloed kunnen zijn geweest. Vanaf de 11e eeuw werd het gehele veengebied van de Zaanstreek in cultuur gebracht. Door een goede ontwatering via de gegraven sloten konden de hooggelegen venen tot in de 14e eeuw gebruikt worden als akkerland. Door de kunstmatige ontwatering klonk het veen echter sterk in. Omdat door de ontwatering zuur stof in de bodem kon doordringen oxideerde de veenbodem aan de lucht. Het maaiveld van de veengebieden zakte daardoor tot aan of onder het zeeniveau. De laaggelegen venen konden tot de 17e eeuw ontwaterd worden op het IJ-meer via sluizen die met laagwater werden opengezet. Vanaf de 17e eeuw waren de veengebieden zo sterk gedaald dat windmolens moesten worden ingezet om de veenpolders droog te houden.
De menselijke invloed liet niet alleen door ontginningen de veenbodem sterk dalen, ook door afgraving van veen ten behoeve van de brandstofvoorziening verdween er veen langs natuurlijke en kunstmatige waterlopen. Daar vormde zich kleine meertjes die door golfslag (windwerking) steeds groter en groter werden. Zo ontstonden er uiteindelijk meren zoals de Purmer, Schermer en de Wormer. Ook het IJ-meer nam door afkalving langs de randen van het meer steeds verder in omvang toe. Rond 1400 was er een groot ondiep meer ontstaan en had het zijn maximale omvang bereikt. Het grootste deel van de Noord-Hollandse veenmeren werd in de 17e eeuw met behulp van windmolens weer drooggemalen. De financiële beleggingen van de rijke kooplieden uit Amsterdam speelden daar een belangrijke rol in. De Haarlemmermeer (1852) en het IJ-meer (1872) werden pas in de 19e eeuw drooggelegd door middel van stoomgemalen.
Verstedelijking en vorming van ‘zanddijk’ langs kustlijn:
- 1800 tot heden
Vóór 1800 vormden paraboolduinen de kustlijn. Tussen de hoge duinen kwamen laagtes voor. Deze duinvalleien, die bij storm periodiek onder water liepen, zijn te vergelijken met die van het Slufterlandschap op Texel. In de 19e eeuw kwam er verandering in deze situatie. Door het plaatsen van windschermen aan de duinvoet om zand te vangen voor de kustbescherming en het beplanten van deze nieuwe duinaanwas met helm ontstond een hoog, gesloten duinfront langs de kust, de zogenaamde ‘zanddijk’ (Figuur 2.1.14). De grootste – mensgestuurde – landschapsverandering achter de duinen was de inpoldering van het IJ-meer.
Direct na de drooglegging werd in het drooggevallen meer het Noordzeekanaal aangelegd (1876). De eveneens omvangrijke landschappelijke verandering in de 20e eeuw was de verstedelijking. Hoewel door de stadsuitbreidingen en de aanleg van industrieterreinen de natuurlijke landschapspatronen voor een groot deel werden verstoord, zijn in de Castricummerpolder, Uitgeesterbroekpolder, Assendelverpolders en IJ-polder veel van de karakteristieke oude landschapselementen van het Oer-IJ nog bewaard gebleven. Op de AHN (Actueel Hoogtebestand Nederland) -hoogtekaart zijn die nog fraai te zien.
