Türkische Leben und Kultur

Geografische Türkei

 

ZENTRALANATOLISCHES HOCHLAND

Gebiet der abflußlosen Becken

Der südliche Abschnitt Inneranatoliens besteht aus großen, abflußlosen Becken, flachen, zerschnittenen Tafeln und mäßig hohen, voralpidisch gefalteten kristallinen Gebirgsstöcken. Das Relief wird vor allem durch weite, tischartig flache, abflußlose Aufschüttungsbecken geprägt, deren zentrale Teile oft von seichten Salzseen oder Sümpfen eingenommen werden. Durch seine Binnenentwässerung unterscheidet sich der süd­liche Teil Zentralanatoliens von den benachbarten Gebieten im NW und NE, welche durch die beiden großen Flüsse Kizilirmak und Sakarya zum Schwarzen Meer hin entwässert werden. Neben einigen kleineren Becken sind die Konya-Ebene und die Becken des Tuz Gölü und Aksehir-Eber Gölü am bedeutendsten.

Das Gebiet der abflußlosen Becken wird im Süden durch das Taurusgebirge, im Westen durch den Emir dag und im Osten durch die hohen Vulkanberge Hasan dağı und Melendiz Dali sowie durch eine steile Bruchstufe begrenzt, welche am Ost­rand des Tuz Gölü-Beckens verläuft. Im Norden wird das Gebiet durch eine flache Schwelle aus neogenen Tafeln und Hügeln begrenzt.

Konya-Ebene

Die Konya-Ebene, bekannt als Weizenkammer der Türkei, weist eine E-W-Erstreckung von über 175 km und eine Breite von durchschnittlich 25-30 km auf. Ihre Fläche beträgt ungefähr 8000 km2. Die Höhe der fast tischartig flachen Ebene liegt bei 1000 m. Ihre nur einige Meter tiefer gelegenen Teile werden von periodischen Seen bzw. Sümpfen eingenommen. Ein sumpfartiger, flacher See, der durch den vom Beyşehir-See kommenden Bewässerungskanal Çarsamba gespeist wird, über­flutet im Winter und im Frühjahr periodisch.Der Sumpfsee von Akgöl nimmt die tieferen Flächen im W und N der Kreisstadt Eregli ein.

Die Konya-Ebene wird in ihrem östlichen Teil bei Karapınar durch eine Reihe hoher Vulkane, Karadag (2271 m) , Karacadag (1960 m) und Hasan dag (3253 m) , eingeengt und in die Ereğli-Ebene im Osten und die Konya-Ebene im Westen geteilt.

Es gibt wenige geomorphologische und geologische Arbeiten, die sich speziell mit der tektonischen Anlage und der morpho­logischen Entwicklung dieser großen geschlossenen Ebene be­fassen.Alle Autoren sind sich darin einig, daß die Konya-Ebene, ebenso wie das große Nachbarbecken Tuz Gölü durch junge tektonische Bewegungen angelegt worden sind. Während die angrenzenden Höhenzüge an der Wende Plio-Pleistozän emporgehoben wurden, ist der Beckenboden zurückgeblieben oder hat sich gesenkt. Die Spu­ren dieser gegensätzlichen tektonischen Bewegungen kann man am deutlichsten am Südrand der Ebene beobachten. Hier wird die Ebene durch die hohen Gebirgsketten des Taurus begrenzt. Entlang diesem Südrand dehnt sich zwischen den hohen Falten­rücken des Taurus und der Ebene ein mehr oder weniger brei­ter hügeliger Geländestreifen, der aus neogenen, wenig ver­festigten Mergeln und aus Sand- sowie Kalksteinen aufgebaut ist. Die Schichten dieser Neogensedimente liegen horizontal im Becken zwischen Konya und der Kreisstadt Çumra, sowie Karaman und bilden flache, etwa 50-100 m hohe Tafeln oder Hügel in der sonst tischartigen Ebene. Dagegen sind diesel­ben Schichten unmittelbar am Ebenenrand durch Verwerfungen stark gestört und nach S gebirgseinwärts in Höhen von etwa 1300-1500 in hochgeschleppt worden. Weiterhin liegen weiter im Osten bei Eregli die neogenen Ablagerungen an der Nord­abdachung des Taurus in 1200 m Höhe, tauchen dagegen beckeneinwärts unter die einige hundert Meter mächtigen Alluvionen ab. Beweis dafür ist der hohe Kalkgehalt des an eine tiefgreifende Verwerfung geknüpften Quellwassers bei Akhöyük.Ahnliche Beispiele kann man auch an den übrigen Beckenrändern verfolgen . Alle diese Beobachtungen deuten darauf hin, daß sich die Einsenkung des Beckens der großen Konya-Ebene nach der Ablagerung der pliozänen Süßwasserkalke des Beckenrandes, wahrscheinlich am Ende des Pliozäns und am Anfang des Quartärs vollzogen hat.

Die jungen tektonischen Bewegungen haben auch eine Reihe von Vulkanausbrüchen im Bereich des Konya-Beckens und in sei­ner nordöstlichen Nachbarschaft ausgelöst . Als Folgen dieses plio-pleistozänen Vulkanismus sind neben vielen vulkanischen Erscheinungen wie Maaren, Lockerkegeln und Aschenfelder die hohen Vulkankegel Karadag (2271 m), Hasan daği (3253 m) und Erciyas dag (3918 m) zu nennen, die in einer in NE-SW-Richtung verlaufenden großen Verwerfungslinie liegen.

Ausgehend von der Annahme, daß das abflußlose Becken von Konya während der Pluvialzeiten des Pleistozäns von Seen bedeckt gewesen war, haben insbesondere LOUIS (1958) und EROL (1969 a) terrassenmorphologische Untersuchungen in den Randzonen des Beckens durchgeführt und bewiesen, daß das Konya-Becken in jener Zeit tatsächlich Seen unterschiedli­cher Größe und Tiefe besessen hat. LOUIS  machte auf gut erhalten gebliebene Uferbrandungskerben in 1015 m, 15-20 m über der heutigen Ebene am Südfuße des Bozdag am Nordrand des Konya-Beckens aufmerksam. Ebensolche frische Brandungskerben hat er auch entlang dem Südrand der neogenen Kalktafel von Obruk festgestellt, welche die Konya-Ebene im Norden begrenzt. LOUIS fand weiterhin Reste von einigen Meter hohen langgezogenen Strandwällen und -haken in den nordwestlichen und nördlichen Randregionen bei den Dörfern -Pınarbasi- und Egribayat. Sowohl in diesen Strandwällen, als auch überall in den feinen, sandig-tonigen Ablagerungen des Beckens fand er reichlich Fossilien wie Dreissensia polimorpha, Dreissensia Buldurensis d’Archiac, welche auf das Vorhandensein von Süßwasserseen hindeuten. den verschiedenen Teilen der Ebene zeigen, beträgt die Mächtigkeit der Seeablagerungen bis zu 400 m, im Durch­schnitt jedoch 200-250 na. Sie ist in den oberen Schichten feinsandig-tonig ausgebildet und wird mit zunehmender Tiefe schotterig und kiesig.

Auf die Einzelheiten des Problems des alten Konya-Sees ging  ein. Er stellte deutliche Spuren von sechs Uferlinien des alten, allmählich ausgetrockneten Sees fest . Besonders gut ausgebildete und noch wenig zerstör­te Küstenformen wie Kliffe, Strandwälle und -haken beobach­tete der Autor im nordwestlichen und zentralen Teil der Ebene bei den Ortschaften Saricalar, Egribayat und Merdivenli. Er konnte von diesen Uferresten sechs deutliche Niveaus rekonstruieren und zwar in 1017 m, 1010 m, 1006 m, 1002 m, 1000 m und 996 m. Nach dem Fossilieninhalt der alten Uferab­lagerungen und nach einem Vergleich der erwähnten sechs Ni­veaus mit den Fundorten der prähistorischen Siedlungen Çatalhöyük bei Çumra und Dervişin Hani an der Straße von Konya nach Eregli und noch zwei Stellen am Südfuße des Bozdag kommt EROL zu der Annahme, daß die oberen drei Uferterrassen während der letzten Pluviale (Wurm) und des frühen Holozäns entstanden sind. Das 1002 m-Niveau datiert ungefähr in die Zeit zwischen 6750-6500 v. Chr.

Die alten Strandwälle von 1000 m und 996 m sind demnach als Zeugen noch späterer Stagnationsphasen des immer kleiner wer­denden alten Konya-Sees zu deuten. Die heutigen Sumpfseen, der Hotamis Gölü und der Akgöl sind wohl die Überreste des pluvialzeitlichen alten Konya-Sees.

Tuz Gölü-Becken

Im Norden der flachen neogenen Kalktafel von Obruk , welche die eben behandelte Konya-Ebene im Norden umsäumt, dehnt sich das große abflußlose Becken des Tuz Gölü (Salzsee) aus. Im Unterschied zur Konya-Ebene wird das Tuz gölü-Becken von

umgeben. Es wird ausschließlich aus den tertiären, v.a. aus neogenen wenig verfestigten, horizontal lagernden Mergeln, Sand- und Kalksteinen aufgebaut.

Das Becken, das einer seichten Pfanne ähnelt, wird von einem flachen Salzsee (= Tuz gölü) bedeckt. Während der Beckenboden im N, S und W allmählich mit sanft geböschten längen ansteigt, wird das Becken im E von einer steilen, über 125 km geradlinig in NNW-SSE verlaufenden Bruchstufe begrenzt. Nur am Hang dieser im Durchschnitt 200 m hohen Bruchstufe treten Mergel und Gipsformationen des Alttertiärs ‚Eozän, Oligozän) als schmaler Streifen unter den Mergeln, Sandsteinen und Konglomeraten des jüngeren Tertiärs auf. Im Osten dieser Randverwerfung breitet sich eine leicht wellige Einebnungsfläche pliozänen Alters aus, die sich von 1350 m  Westen auf 1200-1250 m im Osten allmählich abdacht .

Am West- und Südrand des Tuz gölü-Beckens sind die Spuren der jungen Tektonik nicht so deutlich ausgeprägt, wie dies am Ostrand der Fall ist. Die beiden Ränder sind von breiten Muldentälern stark zergliedert, so daß sich keine Randbrüche feststellen lassen. Man hat jedoch folgende Beobachtungen gemacht, die auf eine Einsenkung des großen Tuz gölü-Beckens indeuten:. Die sonst überall horizontal liegenden Süßwasserkalke des Obruk-Plateaus fallen entlang dem Südrand des Beckens gegen das Becken hin ein.. Die alte 20-25 m-Terrasse des Insuyu-Baches bei Cihanbeyli ist gegen den Tuz gölü hin stark verbogen.. In der westlichen Uferebene liegen auf den Alluvionen eine Anzahl von Kalksinterhügeln. Sie sind von Quellen abgela­gert worden, die an mehrere parallel in N-S, NE-SW-Richtung verlaufende, tiefgreifende Verwerfungen gebunden sind.

Das Becken des Tuz gölü weist eine nordsüdliche Länge von 110 km und eine Breite von 20-60 km auf. Es hat eine Flä­chenausdehnung von etwa 3500 km2. Davon werden 1100 km2 bzw. 1620 km2  vom Tuz gölü bedeckt. Er ist bis zu 2 m tief. Wegen seiner geringen Wassertiefe und den jahreszeitlich starken Niederschlags­schwankungen ändert sich die Flächengröße des Sees perio­disch. Bedingt durch sommerliche Trockenheit und hohe Tem­peraturen verdunstet das Seewasser in großen Mengen und daher bildet sich eine 10-30 cm dicke, reine Salzschicht am Ufer des im Sommer stark geschrumpften Sees.

Das Niveau des heutigen Seespiegels liegt in – 905 m . Ufermorphologische Studien von LOUIS und EROL bewiesen, daß der Tuz gölü während der Pluvialzeiten des Pleistozäns viel höhere Spiegelstände besessen hat. So hat EROL fünf Hochstände unterscheiden kön­nen. Die Spuren der alten, höheren Seespiegel sind jedoch nicht so frisch erhalten geblieben, wie es bei dem alten Konya-See der Fall ist. Es sind überwiegend Deltas und an­dere Uferablagerungsformen wie Strandwälle, welche zum größten Teil der späteren Abtragung zum Opfer gefallen sind.

Die Küstenlinie des höchsten Seespiegelniveaus des Tuz gölü liegen heute in 1015 m, also 110 m über dem heutigen Wasserstand. Die Fossilien, insbesondere Gastropoden und Ostracoden, welche in den zu diesem Niveau gehörenden Delta­ablagerungen bei Kepez (Kulu), Dereciküstü, Yenice Yayla-Tekmezar und Igdeli yayla gefunden worden sind, deuten auf ein _kühle_res und-regenreicheres Klima- als das -aktuelle hin. EROL (1970) ordnete dieses Hochniveau in das älteste Pluvial  ein .

Die nächsten darunter liegenden Uferspuren des alten Tuz golü liegen in 980 m, 955-950 m, 930 m und 920-908 m. Nach den allgemein georaorphologischen Charakterzügen einzelner Uferablagerungen, ihrem Fossilinhalt und den auf den Terras­senoberflächen entwickelten Böden rechnet EROL das 980-m-Niveau dem Mindel, das 955-950 m-Niveau dem Riss und das 930 m-Niveau dem Würm zu. Die unterste Uferterrasse von 920-908 m muß danach bei einer Stagnationsphase des während des Holozäns ständig kleiner werdenden Sees gebildet worden sein.

Die Frage, ob der Tuz gölü während seiner Hochstände einen Abfluß nach außen besaß, ist noch nicht geklärt. Nur Yalçınlar vermutet einen Abfluß auf Grund seiner Untersuchungen bei Damlacikeşigi im NE des Tuz gölü-Beckens. Dort fand er in 950-1000 m Höhe, im Bereich des niedrigsten Schwellenteils zwischen dem Tuz gölü-Becken und dem Kizilirmak-Fluß, Konglomerate, die sich aus Flußschottern zusammen­setzen und deren Anordnung eine Fließrichtung vom Tuz gölü-Becken zum Kizilirmaktal zeigen.

Becken der Seen von Akşehir und Eber .

Ein weiteres großes abflußloses Becken ist das des Akşehir gölü und des Eber gölü. Es liegt unmittelbar am Nordrand des Taurusgebirges, zwischen den hohen Sultan daglari (2531 m) und den Emir daglari (2066 m).

Der Gebirgszug der Sultan daglari, der entlang einer über 100. km geradlinig verlaufenden Verwerfung im Süden des Beckens, wandartig aufragt, ist ein altes Gebirgsmassiv, obwohl es in der jungen Faltengebirgszone des Taurus liegt. In seinem hohen zentralen Teil wird es aus altpaläozoischen Schiefern, Marmor und Quarziten aufgebaut, welche Spuren der kaledonischen Faltung zeigen. Darüber liegen diskordant permische Kalke, welche die flacheren Randbereiche der Sultan daglari einnehmen .

durch die Emir daglari (2066 m) und ihre südöstlichen Aus­läufer, den Aladag [1598 m) und den Gavur dagi (1667 m) umsäumt, die den Charakter eines Mittelgebirgsreliefs be­sitzen.

Im SE wird das Becken von neogenen Tafeln und Hügeln be­grenzt, welche durchschnittlich eine Höhe von 1150-1300 m haben und sich mit sanft geböschten Hängen 200-300 m über die Beckenebene erheben. Das Neogen wird hier durch ein dichtes Talnetz zerschnitten.

Nach NW setzt sich das Becken unter dem Namen Afyon ova fort. In diesem relativ engen Teil wird das Becken zusätzlich eingeengt durch die aus neogenen Ablagerungen bestehenden Hügel oder durch kleine, flache Kuppen des Grundgebirges, welche inselartig über die jungen Alluvionen des Beckenbo­dens aufragen.

Abgesehen von dem schmalen Abschnitt Afyon Ova, hat das Becken des Aksehir und Eber gölü eine NW-SE-Länge von unge­fähr 60 km und eine Breite von durchschnittlich 20 km. Der Beckenboden ist von mächtigen sandig-tonigen Alluvionen bedeckt. Der relativ tiefere zentrale Teil, der von den Sumpfseen von Aksehir und Eber eingenommen wird, liegt im Durchschnitt in 960 m Höhe. Die Randebenen der Seen steigen gegen die gebirgigen Randzonen allmählich bis auf 1025 m an. Hier breiten sich landwirtschaftlich fruchtbare Schwemmfä­cher und Schwemmkegel aus, die von den kleinen, meist perio­dischen Bächen aus den umliegenden Bergen aufgeschüttet worden sind. Unmittelbar vor dem steil aufragenden Sultan dagi beobachtet man alte, sehr wahrscheinlich pleistozäne Schwemmkegel, die heute einige Dekameter über der Akşehir-Ebene liegen und daher von den Wildbächen zerschnitten sind, so z.B. bei dem Dorf Ökes .

Ausgehend von der Wechsellagerung der Ton-, Sand- und Kies­sedimente der mächtigen Beckenfüllung – mindestens 100 m

stufen am Südfuße der Emir daglari folgerte WENZEL (1932), daß die Seen von Aksehir und Eber, wie die oben behandelten großen Becken von Tuz gölü und Konya, einst höhere Wasser­stände gehabt haben. Die späteren Untersuchungen haben ge­zeigt, daß die beiden Seen, der Aksehir gölü und der Eber gölü, die heute 7 km voneinander entfernt liegen, im Pleistozän einen großen See bildeten, der während den Pluvialzeiten und im frühen Holozän unterschiedliche Hochstände gehabt hat. Die wissenschaftler haben am Nordost- und Ostrand des Beckens Uferspuren von Hochständen des Sees in 968 m, 970 m, 973 m, 975 m, 978 m und 980 m und am Becken­nordrand Küstenterrassen zwischen 970 und 1020 m festge­stellt. Die kiesig-sandigen Terrassenablagerungen enthalten reichlich Süßwasserfossilien, insbesondere Dreissensia-Arten, welche in den alten Küstenablagerungen vieler anatolischer Seen vorkommen und auf das Pleistozän hindeuten.

Die alten Terrassenniveaus des Aksehir und Eber gölü-Beckens sind bisher noch nicht zeitlich eingeordnet worden. Jedoch kann man die Hochstände dieser Seen mit denjenigen der Nach­barbecken, nämlich des alten Konya-Sees und des Tuz gölü korrelieren. So ist anzunehmen, daß die höheren Terrassen während der Pluvialzeiten desPleistozäns und die unteren Terrassen im frühen Holozän geformt worden sind.

Kalkplatte von Obruk

Das Neogen nimmt weite Gebiete des zentralen Anatolien ein. Es liegt überall diskordant auf den vorwiegend gefalteten älteren Schichten und über kristallinem Grundgebirge. Die Neogenschichten sind wenig gestört. Lediglich entlang den Störungszonen und in den Randzonen der großen Becken, wie des Tuz gölü-Beckens und des Konya-Beckens, sowie in der Umrahmung vereinzelt auftretender Gebirgsstöcke  sind sie schräggestellt, verbogen und gebrochen. Das Neogen besteht hauptsächlich aus wenig verfestigten sandig-tonigen Ablage­rungen, Mergeln und Kalksteinen, die sich in horizontaler Richtung faziell rasch verändern können.

des südlichen Inneranatolien überwiegend sandig, tonig oder mergelig entwickelt ist, hat es sich zwischen dem Tuz gölü-Becken und der Konya-Ebene in Kalkfazies ausgebildet. Diese überwiegend aus pliozänen Seekalken aufgebaute Platte von Obruk, auch „Obruk yayla“ genannt, bildet eine plattig-hü­gelige Schwelle zwischen den relativ tiefen Senkungsbecken des Tuz gölü und der Konya-Ebene.

Die neogene Kalkplatte von Obruk liegt zwischen 1020-1050 m; somit hat sie einen relativen Höhenunterschied von 120-150 zum Wasserspiegelniveau des Tuz gölü. Sie ist durch breite, trocken liegende, flache Täler zerschnitten, die vorwiegend nach Norden auf das Tuz gölü-Becken ausgerichtet sind. Ähn­lich wie diese Täler ist in die Kalkplatte eine Anzahl von seichten Poljen und Uvalas eingesenkt. Sie besitzen vorwie­gend talartig lange oder elliptische Umrisse. Die Länge und Breite dieser Karsthohlformen schwankt im Durchschnitt zwi­schen einigen hundert Metern und einigen Kilometern mit einer Tiefe von 50-100 m. Ihre Böden sind flach und von san­digem Residualton bedeckt.

Von Interesse sind eigenartige tiefe Dolinen mit ovalen Um­rissen, die in der Kalkplatte von Obruk vorkommen. Sie wer­den in dieser Region „Obruk“ genannt, woher auch der Name dieser Kalkplatte „Obruk yayla“ herrührt. Einige Dutzend Obruks kommen in der Nähe der Ortschaft Kizören etwa 40 km südlich des Tuz gölü vor. Die Formenelemente der Obruks äh­neln einander sehr. ERINC  hat diese Karstformen in karstmorphologischer Hinsicht eingehend untersucht. Die folgenden Angaben beruhen auf seiner Arbeit.

Eine der größten und am typischsten ausgebildeten ist der Obruk von Kizören . Er ähnelt einem riesigen Brunnen und hat einen kreisrunden- Umriß mit 230 m Durchmesser und eine Tiefe von 170 m. Er ist mit einem 145 m tiefen Süßwas­serkörper gefüllt, dessen Spiegel je nach Jahreszeit einige Meter schwanken kann. Dieser See, Obruk gölü genannt, wird anscheinend durch starke unterirdische Karstquellen gespeist.

 

Gebirgsland aus, das aus gefaltetem eozänem Flysch aufge­baut ist (Çal dag 1351 m bei Haymana, Ciftlik tepe 1100 m bei Polatli). Weiter im NE südlich von Ankara, erstrecken sich die Höhenzüge des aus permokarbonischem Marmor und Schiefer bestehenden Hacilar dagi (1350 m) und Dikmen tepeleri (1200 m), die allseitig von neogenen Hügeln umsäumt werden. Diese letztgenannten Berge und Höhenzüge zwischen Polatli und Haymana sind von den Nebenflüssen des Sakarya, dem Ankara cayi , dem Acı dere (bei Polatli) und dem Ilica su zerschnitten.

EROL  hat das Gebiet um Ankara unter beson­derer Berücksichtigung der Rumofflächen untersucht  . Er hat insgesamt drei Verebnungsflachen feststellen können. Der Autor hält es für wahrscheinlich, daß die schma­len Flächenreste, die auf den Gipfelregionen der höchsten Berge des Ankara-Gebietes vorkommen, ins Oligozän gehören. Eine solche Fläche oligozänen Alters liegt z.B. in 1700-1800 m Höhe auf dem Gipfel des Idris dagi (1892 m) im E von Ankara. Überwiegend liegen jedoch seiner Ansicht nach die präneogenen (oligozänen) Flächen unter den neogenen -See­ablagerungen oder den ebenso jungen vulkanischen Serien be­graben. Eine solche, von vulkanischen Gesteinen des Hüseyin-gazi dagi bedeckte fossile Abtragungsfläche, welche die darun­ter liegenden gefalteten paläozoischen Schichten schneidet, beobachtete EROL  bei der Ortschaft Kizilca 12 km östlich von Ankara. Die oligozänen Verebnungsflachen tragen eine mächtige rötliche Schutt- und Schotterserie, die von EROL im selben Gebiet beobachtet wurde. Die Gipfelfluren­des mäßig hohen Aydos dagi nördlich von Ankara und des Mihalic-cik-Gebirges- werden ebenfalls als oligozäne Verebnungsflachen gedeutet, die ihrer jüngeren Deckschichten entledigt worden sind.

Unterhalb des obersten Einebnungsstockwerkes findet man im Idris dag eine weitere schmale Ebenheit, die in 1400-1500 m Höhe liegt. Diese tritt in größerer Ausdehnung dann in den Gipfelregionen der mäßig hohen Gebirgszüge und -stocke unter­schiedlichster Gesteinsart und Struktur auf. Im Elina dagi südöstlich von Ankara z.B. schneidet die 1400 m-Fläche die gefalteten paläozoischen Schichten und Kalkbänke sowie die vulkanischen Gesteine. Sie trägt auch stellenweise eine mehr oder weniger mächtige sandig-schotterige alte Verwit­terungsdecke. EROL datiert die Bildung dieser Verebnungen in 1400 m ins ausgehende Miozän.

Weiter verbreitet als das jungmiozäne 1400 m-Niveau ist die durchschnittlich 1200-1300 m hohe Verebnungsflache des Mittelpliozäns in der Umgebung von Ankara. Sie ist im Ayaş-Gebirge im W von Ankara auf den altpliozänen (= pontischen), Säugetierfossilien führenden Schichten, in Höhe von 1300 m ausgebildet. Diese mittelpliozänen Flächen liegen in 1250 m auf dem Hacilar dagi im SW von Ankara, in 1250-1300 m im nördlichen Karyagdi dagi und Karbasan dagi; sie sind überall von Tälern bis über 100 m tief zerschnitten.

An den unteren Hangpartien der Berge und der hohen Hügel des Ankara-Gebietes hat EROL  relativ schmale, zu benachbarten Ebenen oder Tälern hin leicht geneigte, trep­penartig übereinanderliegende alte Gebirgsflußflachen beobachtet. Sie liegen in 1100-1200 m und schneiden neben den alten gefalteten Sedimenten und Vulkangesteinen auch die miozän bis altpliozänen horizontalen Schichtserien. Sie sind im allgemeinen mit einer 2-3 m mächtigen roten Bodendecke bedeckt. Diese Flächen datiert EROL ins obere Pliozän.

Undeutlich von dem erwähnten 1100-1200 m-Niveau abgesetzt schließen sich weitere ziemlich ebene Abtragungsflächen an, die in etwa 1000-1100 m liegen. Sie gehen dann mit einem deutlichen Hangknick in noch tiefer gelegene Aufschüttungs­ebenen oder Täler über— Diese untersten Abtragungsflächen sind in den horizontal liegenden, terrestrischen, vorwiegend groben Aufschüttungen der neogenen Becken entwickelt. Sie greifen nur in ihren oberen Partien in das anstehende Gestein über. Nach EROL sind sie am Ende des Pliozäns oder noch mächtige Bodendecke.

Abgesehen von den dargestellten Verebnungssystemen hat EROL  entlang den Tälern und an den Randbereichen der Aufschüttungsebenen Flußterrassensysteme festgestellt. Der Autor unterscheidet ein unteres und ein oberes Terrassen­system. Diesegliedern sich wiederum in verschiedene Niveaus. Die Reste des unteren Terrassensystems liegen im allgemeinen 5, 10 und 25 m über den heutigen Talauen und sind nach EROL während des Jungpleistozäns entstanden. Die Reste des obe­ren Terrassensystems finden sich etwa 45, 55, 70, 90 und 11o m über den rezenten Flußbetten und sind im Laufe des Altpleistozäns gebildet worden. Beide Terrassensysteme sind mehr oder weniger tief von Kerben oder Hangtälern zerschnit­ten. Die in früheren Arbeiten als vorneogene und neogene Rumpfflächen bezeichneten Verebnungsflachen und alten Flußterrassen in Zentralanatollen  nach Höhe und Genese gegliedert.

Auf Grund geomorphologischer Untersuchungen im westlichen Abschnitt des oberen Sakarya-Gebietes berichtet auch WIEGAND  von charakteristischen Hangformen, die in den Über­gangszonen zwischen jungen Aufschüttungsbecken und Gebirgen verbreitet vorkommen. Der Autor gliedert sie in zwei Teile: einen oberen steilen Teil und einen unteren flachen Teil (= Flußfläche) und nennt diese Erscheinung den „zweiteiligen Hang“. Der untere flache Teil des zweiteiligen Hanges setzt sich wiederum aus einem oberen Abtragungsbe­reich (= Pediment bzw. Glacis) und einem unteren Aufschüt­tungsbereich zusammen. Solche gut ausgebildeten Flußflächen beobachtete.WIEGAND  v . a.am. .Westrand, des Sivrihisar-Beckens und in den nordwestlichen bis westlichen Randzonen der großen Cifteler-Ebene zwischen den Ortschaften Kaymaz und Seyitgazi, ebenso in allen Randbereichen des Karaburan-Beckens nordlich von Sivrihisar. Alle oben erwähnten Gebirgs in ihren oberen, im anstehenden Gestein gebildeten Teilen (Pediment) von kleinen Wildbächen rückschreitend zerschnit­ten. Die Bildung dieser alten Bergfußflächen datiert WIEGAND ins Pliopleistozän.

 Gebiet des mittleren Kizilirmak

Die östliche Hälfte des zentralanatolischen Hochlandes un­terscheidet sich von den oben behandelten relativ schwach gegliederten Gebieten des oberen Sakarya und Konya dadurch, daß hier hohe Vulkanberge und ausgedehnte Lava- und Tuff­plateaus das Landschaftsbild beherrschen. Die bedeutendsten Vulkane sind von Norden her der Erciyas dag (3917 m), der Melendiz dagi (2727 m) und der Hasan dag (3255 m) . Gegen Norden, im Gebiet zwischen den Städten Kirsehir, Yozgat und Akdagmadeni verändert sich die Landschaft. Hier erheben sich über die weiten Lavaplateaus und neogenen Hügel die aus kristallinen und metarmorphen Gesteinen aufgebauten, mäßig hohen Bergstöcke und Bergmassive des Kervansaray (1667 m), Behrek dagi (1497 m) , Yazir dagi (1683 m) und Akdag (2272 m) , Durch dieses Gebiet des östlichen Inneranatolien fließt der mittlere Kizilirmak vorwiegend in einem Kastental, das hier einen berühmten Bogen, in älteren Arbeiten als Halys-bogen bezeichnet, bildet.

Das Gebiet des mittleren Kizilirmak wird im N durch die nordanatolische Gebirgskette, im S durch das Taurusgebirge, im E durch das Karsthügelland und die Karstplateaus des oberen Kizilirmak und im W durch das Tuz gölü-Becken und den Elmadag begrenzt.

Vulkanberge: Erciyas dag und Hasan dag

Inmitten einer ausgedehnten Vulkanlandschaft südlich des Kizilirmak-Bogens (Halysbogen) erheben sich zwei gewaltige Vulkankegel, der Erciyas dag (39 17 m) und Hasan dag (3253 m). Ihre Kegelform ist am besten erhalten in einer Reihe von Vulkanbergen, die an einer NE-SW verlaufenden Verwerfungslinie liegen und allgemein als „Vulkanberge Mittelanatoliens“ bekannt sind. Außer dem Erciyas dag und dem Hasan dag sind als weitere, relativ hohe Vulkane der Karadag (2271 m) , der Karacadag (1960 m) und der Melendiz dagi (2727 m) zu nennen.

Aus den Vulkangesteinen und Ablagerungen, die mit den fossilführenden Sedimentgesteinen der benachbarten Becken zusammen abgelagert sind, kann man schließen, daß der Vulkanismus des mittleren Kizilirmakgebietes schon im Eozän angefangen hat. Die Eruptionen haben mit Ruhepausen bis in die histori­sche Zeit angedauert, wobei die Hauptaktivität mit mächtiger Lavaförderung während des Pliozäns zu verzeichnen ist.

Der Erciyas dag (3917 m) , der höchste Berg Zentralanatoliens, besteht aus einem zentralen Hauptkegel und aus mehreren pa­rasitären Flankenkegeln . Die wichtigsten davon sind der Kartin dagi (2760 m) und der Göktepe (2445 m) im S, der Bozdag (2250 m) im E und der Lifos tepe (2509 m) im N. Der Hauptkegel des Erciyas besitzt keine Krater und trägt Spuren der pleistozänen Vergletscherung wie Kare, Moränen­wälle und einen schön ausgebildeten kleinen rezenten Gletscher.

Die meisten der erwähnten und viele nicht genannten Flanken­kegel, die aus Lavagestein und zum Teil auch aus vulkani­schen Lockermassen aufgebaut sind, besitzen Krater. Sie sind oft reihenweise entlang bestimmter Linien angeordnet, die vom Hauptgipfel des Erciyas radial ausgehen. Demnach werden diese parasitären Kegel von den Radialspalten aus aufgebaut, wie dies bei Stratovulkanen allgemein der Fall ist.

Die frisch erhalten gebliebenen Kraterformen der parasitären Kegel, die auf den ersten Blick erkennbaren Fließformen der seitlichen Lavaströme und Lavazungen zeigen die sehr jun­ge Vergangenheit der Eruptionen. Die jüngsten, vorwiegend andesitischen Lavagesteine und Lockermassen, die nach SOR  spätpleistozänes Alter haben, bedecken große Flächen an der südlichen und westlichen Fußzone des Erciyas. Die vulkanischen Aschen, Lapilli und Vulkanbomben, die an den nördlichen und v/estlichen Hängen auf den oben erwähnten Andesiten und auch auf dem gleichaltrigen Basalt liegen, sind noch jüngeren Alters, also Postpleistozän. Sie sind hauptsächlich aus den kleinen Parasitärvulkanen, dem Kükürt tepe, Çora gölü tepe, Sarigöl tepe und Kizil tepe gefördert worden. Die vulkanische Tätigkeit ist endgültig im historischen Altertum erloschen. Im 1. Jh. v. Chr. be­schreibt Strabo den Erciyas noch als einen „brennenden Berg“ .

Wie erwähnt, ist der Erciyas dag während des Pleistozäns vergletschert gewesen, und da sein Gipfel die heutige Schneegrenze (3550 m ) überschreitet, be­findet sich ein Kargletscher an der Nordostseite des Haupt­gipfels. Der „Müşker“ genannte Gletscher erstreckt sich mit starkem Gefalle zwischen 3700 und 3580 m und hat eine Länge von 500-5 50 m.Vor der Zunge des Müşker-Gletschers haben ERINC  und KLAER etwa sechs gut ausgeprägte Stirnmoränenwälle festgestellt, die hintereinander in einer Höhe zwischen 3150 m und 3040 m liegen. KLAER hat den untersten Moränen­wall ins Jahr 1850 und den obersten Stirnmoränenwall in den Zeitraum 1900-1920 datiert. Weit unterhalb dieser sehr jun­gen Stirnmoränen hat ERINC einen zum größten Teil zerstörten alten Stirnmoränenwall in etwa 2850 m sowie Seitenmoränen entlang dem oberen Trogtalrand, die sich bis zu 2500 m ins Tal hinab ziehen,beobachtet. Die beiden größten Ausdehnungen des Müşker-Gletschers rechnet der Autor der letzten Eiszeit zu.

Im benachbarten östlichen Kar und dem dazugehörigen Trogtal befindet sich ein kleiner Firnfleck (3250-3300 m) und davor ein einige hundert Meter langer Blockgletscher, dessen Ober­fläche frische Fließgirlanden aufweist . Nach ihren glazialmorphologisehen Beobachtungen im Erciyas dag sind sich beide Autoren darin einig, daß die eiszeitliche Schneegrenze in diesem Bereich Zentralanatoliens wenig über 3000 m gelegen haben muß.

Der Hasan dag (3253 m), welcher nach dem Erciyas dag der zweithöchste Vulkanberg Inneranatoliens ist, erhebt sich etwa 2300 m über die ihn umgebenden Ebenen von Eregli im S und Aksaray im N. Weil der Hauptkegel des Hasan dag haupt­sächlich aus den Eruptionen des zentralen Kraters aufgebaut wird und die parasitären Vulkane nur geringe Höhen erreichen, besitzt der Hasan dag eine viel ausgeprägtere Kegelform als der Erciyas. Der Gipfel wird zum größten Teil von einem fast kreisrunden Krater eingenommen, der einen Durchmesser von 150-200 m und eine Tiefe von etwa 70 m hat. Durch den Krater­rand, der nach Süden aufgebrochen ist, sind die jüngsten Lavamassen abgeflossen .

Nach Form und Gesteinsaufbau stellt der Hasan dag einen typischen Stratovulkan dar. Einige Talaufschlüsse zeigen die Schichtung, die von unten nach oben aus mächtigen Aschen, aus andesitischen Gesteinen, gebietsweise vermischt mit Lockermassen, und aus Basalt besteht . Während die nördliche Fußzone des Hasan dag von hel­len Aschen, Tuffen, Lapilli und Andesitblöcken bedeckt ist, umschließen im S und W breite gewaltige Basaltströme, die eindeutig vom Hauptkrater her kommen, den Fuß des markanten Berges und setzen sich mit steiler Stirn gegen die Eregli-Ebene ab. Diese Basalte, die anscheinend während der letzten Tätigkeit des Hasan dag gefördert wurden, haben jungpleistozänes Alter .

Neben den großen Vulkanen kommen in der südwest-nordöstlich verlaufenden breiten Vulkanzone Südost-Zentralanatoliens zwischen den Stadten Kayseri und Karaman einige Dutzende vulkanischer Hohl- bzw. Vollformen vor, wie z.B. Vulkankegel mit oder ohne Krater und Maare (Explosionskrater). Je nach Entstehungsalter und Materialzusammensetzung sind ihre ur­sprünglichen Formen mehr oder weniger gut erhalten. Beson­ders gehäuft und formenreich kommen diese vulkanischen Erscheinungen östlich von Karapınar im Westen und nordöstlich des Kasan dag vor. In beiden Fällen handelt es sich um eini­ge gut ausgebildete Explosionskrater unterschiedlicher Größe, welche durch Grundwasser gespeiste kleine Seen enthalten, z.B. den Acigöl, den Meke gölü bei Karapmar und den Acigöl nördlich des Hasan dag.

Die vulkanischen Aschen, die aus den Kratern der Erciyas und Hasan dag hauptsächlich während des Altpliozäns ausgeworfen wurden, sind nicht nur am Aufbau der beiden hohen Hauptkegel beteiligt, sondern sind durch den Wind besonders nach N und W bis zu 100 km weit getragen worden und haben sich als mäch­tige TuffSedimente in Seen und in Tälern abgelagert. Eine solche TuffSedimentation fand 50-70 km östlich des Erciyas bei Ürgüp statt. Die hellgrauen Tuffe von Ürgüp nehmen eine Fläche von etwa 160 km  ein und sind stellenweise 300-350 m mächtig. Da diese mächtigen, ziemlich weichen Tuffe südlich der Straße von Nevsehir – Ürgüp von einer jüngeren dünnen Andesitschicht bedeckt sind, haben sich hier durch die denudativ-erosive Abtragung, wahrscheinlich während des Pleistozäns, sehr schöne und sehr mannigfaltige Erdpydamiden ent­wickelt. Die frühen Christen, hauptsächlich Byzantiner, ha­ben ihre Wohnungen und Kirchen in diese weichen Tuffe ge­hauen. Wegen der Erdpyramiden und der byzantinischen Fels­ruinen ist diese Gegend zu einem der vielbesuchten Touristen­zentrum Anatoliens geworden.

Ein großer- Teil der vom Wind verfrachteten Vulkanaschen und die dünnflüssigen Laven, welche in ganz unregelmäßigen Ab­ständen während des Neogen vom Erciyas- und Hasan dag-Vulkan gefördert wurden, sind in den benachbarten Seen mit tonigSeesedimente mit Tuff- oder Lavaeinlagerungen, die horizon­tal liegen, nehmen eine ausgedehnte Fläche von ungefähr 12000 km2 zwischen dem Erciyas dag und Hasan dag im SE und den Ortschaften Acipmar, Mucur, Kizilkoca im NW ein. Die Mächtigkeit dieser Schichtfolge kann gebietsweise einige hundert Meter erreichen.

Abgesehen von einigen aus kristallinen und metamorphen Gesteinen bestehenden Rumpfgebirgen wie dem Yazir dagi (1685 m), dem Keklicekli dagi (1350 m) und dem Kargin dagi (1500 m) prägen hier ausgedehnte basaltische und stellenweise andesitische Lavaplateaus die Landschaft. Nördlich des Kizilirmak-Tales liegen diese Plateauflächen in 1000-1100 m und südlich davon in 1200-1500 m Höhe. Sie sind gebietsweise von Tälern stark zerschnitten und in einzelne Tafeln geglie­dert worden, wie es v.a. östlich von Aksaray der Fall ist.

Das mittelanato1ische Grundgebirge

Die ausgedehnten, ziemlich einheitlichen Lavaplateaus und die flachwelligen tertiären Hügelländer werden innerhalb…des Kizilirmakbogens vereinzelt von Gebirgsstocken und Höhenzügen unterbrochen. Sie erheben sich inselartig bis 1500-1600 m im W und 1900-2100 m im E über die umliegenden, im Durchschnitt 1100-1250 m hohen Plateaus und Hügel. Die wichtigsten Gebirgs-stocke bzw. Gebirgsmassive sind von W nach E der Beherek dagi (1497 m) , der Kargasekmez dagi (1627 m) , der Kökenes dagi

(1524 m), der Yazir dagi (1683 m) und das Akdag-Massiv (2272 m).

Alle Berge sind Horstschollen des einst einheitlichen mittelanatolischen Grundgebirges, das auch als „Kirsehir-Massiv“ und in alten Arbeiten als „Halysmasse“ bekannt ist. Sie sind hauptsächlich aus metamorphen und kristallinen Gesteinen aufgebaut. Unter den metamorphen Gesteinen ist ein massiger, grobkristalliner, weißer Marmor am weitesten verbreitet.

Das alpidische Gebirgssystem wird in der Türkei durch zwei alte kristalline Massive, das Menderes-Massiv im W und das Mittelanatolische Massiv in zwei Gebirgsgürtel geteilt. Es sind dies die Nordanatolische Gebirgsschwelle im N und das Taurusgebirge im S. Beide erstrecken sich als geschlossene Gebirgszonen in W-E-Richtung und umgeben das zentral- und Ostanatolische Hochland.

Das Taurusgebirge taucht bruchartig mit sehr steilen Hängen aus der Agäis und dem Mittelmeer zwischen den Golfen von Mandalya und Antalya auf und zieht sich als ein 50 – 100 km breiter Gebirgsstreifen nach E bis zur persisch-irakischen Grenze hin. Ihre Fortsetzung findet diese junge Gebirgszone im iranischen Zägrosgebirge.

Die westlich-östliche Ausdehnung des Taurus von der SW-Küste der Türkei bis zur persisch-irakischen Grenze beträgt 2000 km Im Verlauf dieser langen Erstreckung buchten die Gebirgs­ketten bogenähnlich nach N und S aus, so daß der Taurus in Anatolien eine weitgespannte, liegende S-Form bildet. In Ostanatolien dringt er in einem großen Bogen nach N bis Erzurum und Erzincan vor, wo er mit dem nordanatolischen Gebirgsgürtel in Berührung kommt. Ahnlich buchtet er in seinem mittleren Abschnitt zwischen den Städten Adana und Antalya weit nach S ins Mittelmeer aus. Der bogenförmige Verlauf des Taurusgebirges wurde zweifellos mit durch die Lage der alten Kristallinmassive und des afro-arabischen Schildes und ihre entgegengesetzten Bewegungen während der Orogenese dieses jungen Gebirgsgürtels verursacht.

Die tektonische Entwicklung des Taurus verlief zusammengefaßt folgendermaßen  vom Altpaläozoikum bis ins Jungtertiär war die Tethys-Geosynklinale ein Sedimentationsraum, aus dem das taurische Faltengebirge hervorgegangen ist. Die ersten gebirgsbildenden Bewegungen sind während das Jura und der Kreide zu verzeichnen; sie dauern mit zu­nehmender Intensität bis ins Tertiär an. Die stärksten Fal­tungen vollzogen sich am Ende der Kreide (Laramische Phase) und während des Oligozäns (Pyrenäische Phase). Nach der orogenetischen Phase tauchte der Taurus, in großen Teilen mit seiner heutigen Form übereinstimmend, aus dem Tethysmeer auf. Die weit nach S zurückgewichene Tethys transgredierte das Taurusgebirge im Miozän erneut weitgehend. Am Ende des Miozäns setzten im Taurus die epirogenetischen Bewegungen ein und dauerten, unterbrochen von Ruheperioden, bis ins mittlere Pleistozän an; so gelangten die miozänen Ablage­rungen bis in Höhen von über 2.2oo m NN. Während bestimmte Teile des Taurus wie die Bey daglari (3070 m) im West-Taurus; der Medetsiz (3524 m) im Mittel-Taurus und die Cilo daglari (4168 m) im Ost-Taurus, durch diese jüngsten tektonischen Bewegungen in beträchtliche Höhen gehoben wurden, senkten sich andere Abschnitte zu großen Becken und langgezogenen Gräben ein. So das Becken des Burdur Sees oder die Graben­zone des Ecemis-Korridors zwischen dem Ost- und Mittel-Taurus .

Nach morphostrukturellern Bau und orohydrographischen Gegeben­heiten bietet der Gebirgsgürtel des Taurus in seinem etwa 2000 km langen Verlauf kein einheitliches Bild. Selbst die Richtung der Gebirgsketten ändert sich viermal. In manchen Regionen zeigt der Taurus den Aspekt einer Mittelgebirgs­landschaft, in anderen Gebieten den Charakter einer unpas­sierbaren Hochgebirgslandschaft. Um den taurischen Gebirgs­gürtel geographisch zu erfassen, wurde er anläßlich des 1. Geographen Kongresses 1941 in Ankara  haupt­sächlich nach morphologischen Gesichtspunkten in 3 Großab­teilungen gegliedert: 1. West-Taurus, 2. Mittel-Taurus, 3. Ost-Taurus.

A1s Grenze zwischen dem West-Taurus und dem Mittel-Taurus wurde eine Verbindung vom Manavgat (bei Alanya) über den südlichen Rand der Sugla Ebene bzw. des Sugla Sees zum Carşamba Fluß bis zu seiner Mündung in die Konya Ebene festgelegt. Diese Teilung ist jedoch weder von den Geographen och von den Geologen voll anerkannt worden, da sie eine ehr oder wenig willkürliche Grenze darstellt und weder durch Unterschiede im geologisch-tektonischen Aufbau noch m morphologischen Bild gerechtfertigt ist.

stattdessen möchte ich hier als Begrenzung eine vom Egridir See über den Kovada See zum Aksu Fluß verlaufende Linie ziehen. Sie begleitet den deutlichen Knick, den die Taurus-Ketten hier machen und der als die „Kurve von Isparta“ benannt ist. Westlich davon verlaufen die Gebirgsketten NNE -SW bis NE – SW; im E erstrecken sie sich dagegen in SSW – SE – Richtung. Im W der Kurve von Isparta herrscht ein Gleichgewicht zwischen Gebirgsblöcken und Beckenlandschaftsn. Demgegenüber bilden im Mittel-Taurus die hohen Gebirgsketten ziemlich gleichmäßige und langgezogene Reihen, denen Ich die vereinzelt vorkommenden Karstbecken unterordnen, Auch in geologisch-tektonischer Hinsicht bestehen deutliche unterschiede beiderseits der Grenze. Im Mittel-Taurus endeten die gebirgsbildenden Bewegungen weitgehend am Ende des Ligozäns; dagegen fanden im West-Taurus bis Ende des Miozäns kräftige Faltungen, begleitet von Auf- und Überschiebungen, statt.

Der West-Taurus stößt im S an das Mittelmeer und im W an das Agäische Meer, während er im NW und N durch das Kristal-.nmassiv von Menderes abgeschlossen wird. Hier verläuft die Grenze vom Golf von Mandalya über die Städte Milas und Denizli zur Nordspitze des Egridir Sees..

Auf Grund der erwähnten Störung der Gebirgsketten im West-Taurus durch die in dichter Folge eingeschalteten Becken und gesprochen werden. Im allgemeinen weisen die Berge des West-Taurus eine durchschnittliche Höhe von 1750 – 2000 m auf; einige Massive steigen über 2000 m an (Honas dagi 2571 m im N, Kizilca dagi 2591 m, Elmali dagi 2490 m zwischen den Ebenen von Kestel und Elmali) und zwei Massive überragen selbst noch diese Höhen (Bey daglari 3070 m und Akdag 3015 m)

Im West-Taurus finden sich über ein Dutzend Becken und Ebe­nen unterschiedlicher Größe, die zum Teil abflußlos sind und in beträchtlichen Höhen liegen. In ihrer Anlage zeigen sie einige Abweichungen untereinander. Die ausgedehnten und

tiefen Becken im N, u.a. die Becken des Burdur Sees (854 m,500 km ) und des Acigöl Sees (890 m, 450 km2), gehen ein­deutig auf tektonische Einsenkungen zurück . Eine beträchtliche Anzahl von Ebenen mit unregelmäßigem Umriß, die sich im mittleren Abschnitt des West-Taurus häu­fen, sind Karstpoljen, wie z.B. das Poljesystem von Kestel

(800 m, 520 km2,  das Elmali Polje (1050 m,400 km2) und das Polje von Mugla (800 m, 645 km2). Einige Becken im West-Taurus wie die große Ebene von Acipayam (900 m, 600 km2) und die Ebene von Tavas (950 m, 250 km2) sind durch fluviatile Ausräumung der lockeren Tertiärablage­rungen geschaffen worden.

Die geomorphologisehe Untersuchung des West-Taurus ist ziemlich lückenhaft und auf einige Regionen beschränkt. Auch die geologisch-tektonisehen Forschungen sind erst in den letzten Jahren gebietsweise vervollständigt worden (u.a. . Daher wird im folgenden nur auf die Ge­biete des West-Taurus eingegangen, über die ausreichend Unterlagen vorliegen. Es handelt sich dabei um a) die hohen Bergmassive des Akdag und der Bey daglari, b) die tektonischen Becken des Burdur Sees und des Acigöl, c) das Poljesystem von Kestel und d) die Travertinebene von Antalya.

 

Akdağ und Bey dağlari

Zwischen dem großen Poljebecken von Elmali im E und dem meridonal verlaufenden Esme Tal ragen aus einer N – S ge­richteten Gebirgskette einzelne hohe Gipfel wie der Eren dagi (2439 m), Yumru dagi (2731 m) und Akdag (3015 m) auf. Der höchste und südlichste Gipfel des Akdag war während der Glaziale vergletschert.

Der Akdag (= weißer Berg) ist hauptsächlich aus weißgrauen Kalkgesteinen aufgebaut. In den Gipfelbereichen findet sich weißer Resifakalk der Kreide; in den unteren Partien geht er in massigen Kalk mit Hornsteineinlagen des älteren Mesozoi­kums über. Das mächtige Kalkmassiv des Akdag liegt als Deck­scholle auf den viel jüngeren Flyschschichten des Eozäns auf. In Höhen zwischen 1500 – 2000 m umsäumen mächtige Flyschablagerungen allseitig die unteren Hangpartien des Akdag. Nur im N ist der Flysch als schmaler Korridor in einem W – E verlaufenden Graben, dem Terlibelen Pass, aufgeschlos­sen. Nördlich des Grabens von Terlibelen setzt sich der Deckenbau des Akdag in der Lykischen Decke über 1000 km nach N fort. Östlich des Grabens liegt die mesozoische Kalkdecke zum Teil auch auf miozänem Flysch, was auf ein relativ jun­ges Alter der Deckentektonik in diesem Raum des West-Taurus hindeutet .

Der glaziale Formenschatz der Gipfelpartien bezeugt die Vergletscherung des Akdag-Massivs während der Eiszeiten. Die Karnischen und glazialen Trogtäler wurden zunächst von LOUIS  von den Gipfeln der Bey dagiari aus festgestellt. Daraufhin wurde der Akdag von Glazialmorphologen wie ONDER und MESSERLI  untersucht.

Im Uyluk tepe (3015 m) als dem höchsten Gipfel des Akdag be­findet sich auf der nordexponierten Seite in 2800 m Höhe vor einer etwa 200 m hohen Felswand das größte Kar . Es öffnet sich in ein schön ausgebildetes Trogtal, das Taşlı Tal, das mit steiler Böschung auf das Niveau eines in in etwa 2000-1900 m am unteren Rand dieser Plateauebenheit mit Moränenwällen endet. Der mehrgliedrige Endmoränenkranz zeigt den stufenweisen Rückzug des Taşli Tal-Gletschers. „In den höheren Bereichen bezeichnen zahlreiche Moränen­reste, Rundbuckel und Gletscherschliffe den ehemaligen Gletscherlauf. In ca. 2400 m setzen auf beiden Talseiten mächtige Ufermoränen des Maximalstandes ein und senken sich kontinuierlich bis zum prächtigen mehrgliedrigen End­moränenkranz auf 2200 bis 2000 m ab“ .

Auf der Nordwestseite des Gipfels hat MESSERLI 5 Kare ausge­macht, die sich in zwei gut entwickelte Trogtäler öffnen. Seitenmoränenwälle, die in 2500 m beginnen und bis zu den in ca. 2000 m gelegenen Endmoränen verlaufen, begleiten beide durch Gletscher geformten Täler.

Auch in den Osthang des Uyluk tepe sind einige Kare und Nivationsformen eingetieft. Da jedoch hier kurz vor den Karnischen ein N – S gerichteter steiler Felsabbruch ein­setzt, konnte sich kein Talgletscher entwickeln.

Nur noch sehr undeutlich ausgebildete Nivationsformen sind auf der südexponierten Flanke des Uyluk tepe festzustellen.

Aufgrund seiner glazialmorphologischen Beobachtungen behaup­tet MESSERLI , daß die Gletscherformen des Akdag von der würmeiszeitlichen Vergletscherung herrühren und die re­gionale Schneegrenze damals in ca. 2500-2550 m gelegen habe. Im Gegensatz dazu geben ONDE  für den Akdag einen Schneegrenzwert von. 2200-2300 m und PLANHOL (1953) von 2200 m an.

Etwa 60 km vom Akdag entfernt liegt im E das hohe Bergmassiv der Bey daglari, das einen über 50 km langen, NNE – SSW ver­laufenden geschlossenen Gebirgskörper bildet. Im W fällt es mit glatten, wenig zertalten Hängen zu den hochgelegenen Poljeebenen von Müren und Elmali ab. Ebenfalls jäh senken sich Die Bey dağları nach E gegen den Oberlauf des Alakir Flusses ab. Über diesen beachtlichen Steilabfällen dehnt sich ein leicht welliges, kuppiges Gelände aus, das in ca. 2300-2500 m liegt und eine N – S-Länge von 25 km und eine Breite von ca. 8 km besitzt (LOUIS 1944). Nur einzelne Gipfel überragen das Hochland um 200-400 m.

Der gesamte Gebirgskomplex der Bey daglari ist aus vorwie­gend geschichteten Kalken der oberen Kreide aufgebaut, die in höheren Partien leicht gefaltet oder auch flach lagern und an den westlichen und östlichen Flanken nach außen steil abfallen.

Das Hochland in 2300-2500 m ist stark verkarstet, worauf die Wasserarmut der Bey daglari zurückzuführen ist. Während sich in den Steilhängen des Gebirges keine Karstformen bil­den konnten, sind die hohen Gipfelregionen von Dolinen, Uvalas und langgezogenen Karstmulden übersät. Karren konn­ten sich nicht entwickeln.

Im zentralen Teil des leicht welligen Hochplateaus erhebt sich der Gipfel des Kizlar sivrisi (in neueren Karten auch als Akdag bezeichnet) mit 3070 m zur höchsten Spitze des West-Taurus. Der Kizlar sivrisi ist während der Würmeiszeit vergletschert gewesen. LOUIS (1944) hat an seinem nordex­ponierten Hang einige flache Karnischen beobachtet, deren Sohlen in 2500-2700 m liegen und infolge der enormen Schutt­bildung des stark bröckeligen Kalkes mit Material angefüllt sind. Eine weite Mulde davor diente als Sammelbecken für die aus den Kar- und Nivationsnischen kommenden Gletscher. Wenn auch undeutlich entwickelt, kann man doch an Rundhöcker und Moränenwülste erinnernde Glazialformen erkennen. Etwa 4 km tiefer liegen nach einem steilen Abfall deutlich ausge­bildete Endmoränenwälle in etwa 1800 m Höhe,- Am Fuß—des west­lich exponierten Hanges des Kizlar sivrisi sind unter rezen­ten Schuttmassen Moränenwälle zu finden, die bis auf 1900 m hinabreichen. Aus diesen verschiedenen Beobachtungen folgert LOUIS, daß die regionale Schneegrenze während der letzten ist.

MESSERLI (1967) möchte dagegen aufgrund seiner Untersuchun­gen die eiszeitliche Schneegrenze in diesem Gebiet bei 2450-2550 m festlegen.

Tektonische Becken des West-Taurus

Der nördliche Teil des West-Taurus wird charakterisiert durch ausgedehnte und tiefe tektonische Becken, die teils weite, flache Aufschüttungsebenen bilden wie z.B. die Sandikli ovasi und Dinar ovasi, teils von Seen und Sumpfseen, u.a. Burdur Gölü, Acigöl, eingenommen werden. Im folgenden beschränke ich mich auf die Behandlung der Becken des Burdur Sees und des Acigöl.

Burdur See

Eines der am jüngsten entstandenen Becken des West-Taurus ist das des Burdur Sees. Im S wird es von den „Gölcük-Burdur-Seeablagerungen“ pliozänen Alters umgeben, welche im allge­meinen aus wenig verfestigtem Sand, Ton sowie vulkanischen Aschen und Tuffen bestehen und flach liegen. Auf diesen neogenen Seeschichten erstreckt sich vom Südrand des Burdur See Beckens gegen NE bis zum Hangfuß der Besparmak dagları ein leicht welliges Gelände in einer Höhe von 1150-1250 m, das EROL (1975) für eine Abtragungsfläche hält, deren Entste­hung er ins Postpleistozän datiert. Ahnliche Verebnungen wurden in derselben Höhe, jedoch mit geringerer Ausdehnung schon früher von einigen Autoren auf verschiedenen Seiten des Beckens beobachtet . Da die bedeutende Verwerfungslinie am Südrand des Burdur Sees die jungen Gölcük-Burdur-Seeablagerungen und die da­rauf gebildete -Abtragungsfläche schneidet, muß die Anlage der Verwerfung bzw. die Entstehung des Südrandes des heuti­gen Burdur-Beckens noch jünger sein .

Alle diese Beobachtungen zeigen die junge tektonische An­lage des Burdur See-Beckens. Überdies deuten das starke Erdbeben von Burdur-Dinar 1914 und das von Burdur 1968 darauf hin, daß dieser Teil des Taurusgebirgssystems tek-tonisch noch nicht zur Ruhe gekommen ist.

Die 52 km lange Längsachse des Beckens ist NE-SW gerichtet, parallel zum allgemeinen Verlauf des West-Taurus. Seine Breite schwankt zwischen 8.5-14 km.

Die zentralen tieferen Teile des Beckenbodens werden von einem etwa 180 km2 großen Bittersee bedeckt, der nach der an seinem Südrand gelegenen Provinzhauptstadt Burdur be­zeichnet ist. Der Burdur See ist 35 km lang und 4 – 9 km breit. Der Seespiegel liegt heute in 854 m nach der neuen topographischen Karte 1:25000 (in älteren Karten und dem­entsprechend in früheren Arbeiten wurde der Seespiegel mit 845 m oder 850 m angegeben). Dies ist der tiefste Stand seit seiner Entstehung im oberen Pleistozän. Die zum größ­ten Teil erhaltenen höheren Küstenspuren und die mächtigen Seeablagerungen mit Fossilien weisen darauf hin, daß der frühere Burdur See einst einen Höchststand von 945 – 950 m besaß, so daß er den gesamten Beckenboden bedeckte. Der See erstreckte sich zu jener Zeit über 55 km vom Yarasli See im SW bis zur Baradiz Schwelle im NE.

Alle Autoren stimmen darin überein, daß der See seinen Höchststand während der Würm-Pluvialzeit erreicht hatte und die tiefer gelegenen Küstenterrassen postpluvial oder sogar noch jünger sind . Die eingehendsten Untersuchungen der Terrassensysteme- des Burdur Sees hat EROL durchgeführt. Er gliedert die Küsten­terrassen in eine höhere und eine tiefere Terrassengruppe . In der höheren Gruppe sind zwei deutlich ausgeprägte Niveaus in Hone von 945 – 950 m und 930 -935 m zu beobachten. Die Spuren des höchsten Seespiegelstandes in 945 – 950 m sind auf allen Seiten zu verfolgen, vornehmlich im höher gelegenen Stadtteil von Burdur, an den Hängen des Dorfes Çendik, im S des Beckens bei den Dörfern Hacilar, Karacel und Düver sowie als guterhaltenes Küstenkliff ent­lang dem gesamten Nordostrand.des Beckens an den Steilhängen der Sögüt daglari (1918 m), die aus mesozoischen Kalk- und eozänen Mergelsteinen aufgebaut sind. Im NE bei Baradiz trennt eine Schwelle in etwa 945 -950 m das Burdur Becken von der Isparta Ebene. Auch auf dieser Schwelle liegen Seeablagerungen vom Hochstand des Burdur Sees. Daraus fol­gern COHEN und EROL (1969), daß der Burdur See einen Abfluß zum Isparta Becken besaß. Nach dem Fossilinhalt und aufgrund archäologischer Funde bei Baradiz  datieren die genannten Forscher die höchsten Küstenterrassen in die Wurm-Zeit.

Die niedrige Terrasse der höheren Gruppe in 930 – 935 m ist undeutlich und nur stellenweise ausgebildet. In den Küsten­dünen dieses Niveaus kommen in den Sandgruben an der Straße Hacilar – Yariköy reichlich Dreissensiaschalen vor, wonach dieses Küstenniveau dem vorausgehenden Postpluvial zugerech­net worden ist.

Die tiefere Terrassengruppe besteht aus 3 Niveaus in 895 m, 880 m und 870 – 868 m. Während der ihnen zugehörigen Phase hatte der Burdur See seinen Abfluß eingebüßt und verwandelte sich in einen Bittersee. Eine Serie von Küstenhaken der tieferen Terrassengruppe sindin den Höhen von 900 – 875 m in der Nähe von Ertepe und Kokulu tepe westlich des Dorfes Yariköy zu finden. Durch alte Schwemmkegel und örtliche Abrasionsformen sind die alten Küstenniveaus am nördlichen und südlichen Beckenrand zu verfolgen. Mittels  Funden von Keramikscherben in der Basis des Aufschüttungsbodens beim Dorf Suludere und mit Hilfe eines neolithischen Siedlungsplatzes unter der alten Schotterterrasse des Bozcay Baches bei Hacilar

sind diese hohen Spiegelstände des Burdur Sees dem mittleren Holozän zugeschrieben worden. Die dadurch belegte rasche, in Phasen abgelaufene Schrumpfung des Burdur Sees seit dem Würm ist ohne Zweifel auf die zunehmende Aridität des Klimas bei gleichbleibenden Zwischenperioden zurückzuführen. Auch der Einfluß der jungen tektonischen Einsenkung des Becken­bodens, die wahrscheinlich heute noch andauert, darf dabei nicht außer Acht gelassen werden.

Acigöl

Das Acigöl Becken liegt wie das des Burdur Sees mit seiner NE – SW Längsachse parallel zu den Taurusketten. Der zen­trale Teil des Beckenbodens wird von einem bitteren See = Acigöl bedeckt, dessen Größe je nach Jahreszeit stark schwankt. Das Becken ist 45 km lang, 9 – 12 km breit und sein Boden liegt im Durchschnitt in 850 m NN.

Im NE und SW wird das Becken von Hügeln begrenzt, die aus horizontal oder monoklinal liegenden neogenen Sand- und Mergelschichten bestehen und allmählich aus dem Beckenbo­den ansteigen. Demgegenüber erheben sich die dem Becken zugewandten Hänge des Gemic dagi (1741 m) und des Yandag (2033 m) im SE und des Maymun dagi (1689 m) im NW sehr steil. Die Hänge sind meist mit Schuttkegeln bedeckt. Ent­lang der beckenseitigen Abdachung ist eine deutliche Milonitisierung des meosozoisehen Kalksteins zu beobach­ten. Dieser Befund deutet ebenso wie der kilometerlange geradlinige Verlauf der Ränder darauf hin, daß der NW-und SE-Rand des Acigöl-Beckens durch Verwerfungen vorge­zeichnet wurde . Die örtliche Schrägstellung der neogenen (pliozänen) Sedimente (Sand, Ton und Süß­wasserkalke) am westlichen Beckenrand beweist die sehr junge Einsenkung des Beckens, wie es auch im benachbarten Becken des Burdur Sees der Fall ist.

Während der Acigöl See in der niederschlagsreichen Jahres­zeit eine Fläche von 156 km  einnimmt, schrumpft er in den dadurch taucht der Seeboden als breite Tonebene mit einer dünnen Salzschicht auf.

einige von ERINC beobachtete Hinweise führen zu dem Schluß, daß der Acigöl während des Pleistozäns (vermutlich Würm) einen 30 – 35 in höheren Spiegelstand als heute gehabt haben muß. 2 km östlich des Dorfes Dazkir wurde anläßlich von Straßenbauarbeiten eine Sandgrube in einer Höhe von 870 m aufgeschlossen. Der Struktur, der Zusammensetzung und dem Fossilinhalt zufolge gehört dieses Sandlager einer Küsten­ablagerung, wahrscheinlich Küstendünen, an. In etwa der­selben Höhenlage sind an den Hängen des Gemic dagi, des Yandag im SE und des Maymun dagi im NW deutliche tote Steilküsten zu sehen. Von dem Dorf Çardak im W des Beckens zieht sich westwärts bis zum Dorf Bozkurt eine Reihe von Schwemmfächern hin, die etwa 40 – 50 m über dem heutigen Beckenniveau liegen und die zum Teil von jüngeren Tälern zerschnitten sind .

Mit großer Wahrscheinlichkeit hatte der pleistozäne Acigöl durch das breite Trockental bei der Ortschaft Bozkurt, einen Abfluß zum Büyük Menderes hin. Die Sohle des Trockentals liegt in 870 m.

Poljebecken

Ein Blick auf die neue Geologische Karte der Türkei 1:500000 macht deutlich, daß der West-Taurus nach Gesteinsaufbau, Tektonik und Morphologie ein äußerst unruhiges Bild bietet. Im vorausgehenden Kapitel wurde die junge Einbruchstektonik und ihre Äußerung in der Morphologie dargestellt. Die Verteilung der Gesteine zeigt große Unregelmäßigkeiten. Hauptsächlich drei Gesteinsformationen sind am Aufbau des West-Taurus beteiligt: mesozoische Karbonatgesteine, basi­sche Intrusiva und junge, aus Mergel und Sandstein bestehen­de Deckschichten des Jungtertiärs. Flächenmäßig nehmen diese Formationen ungefähr gleich große Areale ein.

trotz der relativ geringen Verbreitung der karbonatischen Gesteine ist der West-Taurus gekennzeichnet durch die Viel­zahl seiner intramontanen Karstbecken, v.a. Poljen.

Poljesystem von Kestel

Durch seine große Ausdehnung (520 km2) und seine karstmor­phologische Vielseitigkeit nimmt das Poljesystem von Kestel eine besondere Stellung innerhalb der Poljebecken des West-Taurus ein. Als Ganzes betrachtet, weist es wie die umrah­menden hohen Gebirgsketten: Katrancik dağ’ı(2328 m) im W und Yanartas dagi (1513 m), Cubuk dagi (1625 m) im E NNE-SSW-Erstreckung auf. Wie der Name besagt, ist das Poljesystem von Kestel kein einheitliches Becken, sondern be­steht aus einer Folge von mehreren Ebenen. So setzt sich das Poljesystem aus 6 Poljen zusammen, die untereinander durch Verengungen oder Pässe verbunden sind. Die folgende Aufstellung gibt ihre jeweilige Fläche und Höhe über NN an:boşver

Das Poljesystem von Kestel hat sich entlang einer großen Überschiebungslinie entwickelt. Längs des ganzen Westrandes liegen die mesozoischen Kalkmassive des Katrancik dagi und des Domuz dagi auf den viel jüngeren Tertiärformationen -Eozän-Flysch, Miozän-Molasse. Es handelt sich hierbei um die Ostfront der Lykien-Decke. Von der Oberschiebungslinie zu den ebenen Poljeböden von Zivint, Kestel und Celtikci sind mehrere Verwerfungen zu beobachten. Im Gegensatz zu dem aus miozänen Molasseschichten gebildeten West- und Nordwestrand wird die östliche und südöstliche Begrenzung des Poljesystems aus autochtonen Massivkalken des älteren Mesozoikums und gut geschichteten, äußerst verkarstungsfähigen Kalken der Kreide gebildet. Dieser Rand ist überall steil und gliedert sich in zahlreiche Ausbuchtungen und halbinselartige Bergsporne. Die meisten Wasserschlucklöcher befinden sich auf dieser Seite, direkt am Fuß der steilen Kalkhänge oder wenige Meter davor. Die Entwässerung des oberirdisch abflußlosen Poljesystems wird durch diese randlichen Ponore unterschiedlicher Größe ermöglicht. Die wichtigsten Ponore mit der größten Schluck­kapazität liegen in der Bucht nördlich des Dorfes Bogazköy. Sie entwässern die südlichen Teilebenen des Poljesystems. Die nördlichen Teilebenen werden durch die Ponore am Nord­fuß des Kiragan dagi, südlich des Dorfes Kestel, entwässert.

Es fällt auf, daß in der Fußzone der steilen Kalkhänge längs des buchtenreichen Südrandes des Kestel-Poljes und im Ponorenbereich südlich der Ortschaft Kestel die Alluvialdecke nur sehr dünn ist (einige Meter). Darunter liegen stark ver­karstete und flach geköpfte Kalkschichten. Demgegenüber er­reicht die Alluvialdecke in den zentralen Teilen der Poljebecken einige 100 m Mächtigkeit (281 m im Zentrum des Kestel-Poljes) .

Diese Befunde, wie steile, zum Teil unterhöhlte Kalkhänge, zahlreiche Ponore, tiefe Randausbuchtungen, von einer Verebnung gekappte Kalkschichten unter dünner Alluvialdecke und sich darüber erhebende Karstinselberge  beweisen, daß sich das Polje von Kestel entlang seiner Südbegrenzung im Ponorenbereich südlich von Kestel durch randliche Ver­karstung der Kalkhänge im Sinne von LOUIS (1956) vergrößert hat. Das Ausmaß der rückwärtigen Ausdehnung des Polje auf Kosten der Kalkumrahmung ist sehr unterschiedlich. Sie beträgt beim Dorf Uğurluköy am Südrand über 1 km, während sie im Ponorenbereich südlich von Kestel 150 – 250 m nicht über­schreitet .

weitert worden. Deutliche Spuren der randlichen Verkarstung sind in folgenden Bereichen der Nachbarpoljen zu beobachten: im buchtenreichen Ostrand der Anbahan ovasi im nördlichen Abschnitt des Zivint-Poljes; am Südrand des Kizilkaya-Pol-jes; am Südrand der Bozova südlich und westlich des Dorfes Yazir; am Ostrand des Bademagaci-Poljes.

Eine Vergrößerung des Poljesystems von Kestel durch Korro­sion geht gegenwärtig anscheinend nur im Ponorenbereich südlich des Dorfes Kestel vor sich, wo der nördliche Kalk­rand des Kiragan dagi mindestens 4-5 Monate mit dem Wasser des periodischen Karstsees von Kestel in Berührung steht und wo aktive Ponore liegen. Daher muß angenommen werden, daß die korrosive Erweiterung der Teilpoljen im Bereich der oben erwähnten Orte hauptsächlich während der Pluvialzeiten und wahrscheinlich auch vorher stattgefunden hat.

‚Vergleicht man die korrosiv erweiterten Teile der einzelnen Poljen mit ihrer Gesamtausdehnung, wird deutlich, daß die Korrosionsprozesse bei der Anlage und weiteren Entwicklung der Poljebecken einen nur unbedeutenden Anteil hatten. Unter­suchungen haben gezeigt , daß bei der Entste­hung des Poljesystems tektonische Bewegungen und fluviatile Abtragungs- und Ausräumungsprozesse die wichtigste Rolle gespielt haben.

Es wurde bereits darauf hingewiesen, daß die westliche Be­grenzung des Poljesystems von Kestel von Überschiebungen und sehr jungen Verwerfungen vorgezeichnet wurde. Parallel zu dieser Störungslinie verläuft eine zweite wichtige Bruch­zone, die den Ostrand der langgestreckten Bozova-Ebene bil­det. Ebenso sind die Entstehung des Ostrandes des Kestel-Poljes, der westlichen und südlichen Ränder des Bademagaci-Poljes, der Südgrenze des Celtikci-Poljes eindeutig tekto-nischen Ursprungs. Das ausgedehnte Berginassiv des Kiragan dagi (1380 m), das sich inselartig mit steilen Hängen mitten ebenso wie der Aladag (1168 m) im nördlichen Teil des Kestel-Poljes. Somit ist das Poljesystem von Kestel zum größten Teil als ein tektonisches Grabensystem anzusehen.

Die Untersuchung des Gesteinsaufbaus der die Poljen umge­benden Berge und der Poljeböden zeigt, daß miozäne Molasse­ablagerungen im Gebiet weitverbreitet auftreten. Sie beste­hen aus wenig verfestigten Sand-, Mergel- und Schotterschich­ten und sind ziemlich erosionsanfällig. Zum Teil bilden die Molasseablagerungen des Miozäns den gesamten Rand der Polje­becken (z.B. bei den westlichen Umrahmungen der Poljen von Celtikci, Kestel und Zivint) oder sie kommen als Erosions­reste in kleinen Arealen an den den Becken zugewandten Berg­hängen vor. Teilweise liegen sie unter den jungen Aliuvionen in den Beckenböden. Aus dieser großen Verbreitung der mio-zänen Molasseablagerungen kann geschlossen werden, daß sie einst die Poljebecken weitgehend plombiert haben. Sie sind dann entweder infolge junger Brüche mit den Beckenböden tief ein­gesunken oder durch Flüsse abgetragen worden. Die Ausräumung der Molassesedimente setzte sehr wahrscheinlich mit der tek-tonischen Hebung des Taurus während des Pliozäns ein und vollzog sich ohne Zweifel oberirdisch, durch die heute trocken liegende breite Talung von Döşemealti Boğazi am Südostrand des Bademagaci-Poljes . Das Poljesystem von Kestel büßte vermutlich gegen Ende des Pliozäns seinen oberirdischen Abfluß durch Abriegelung in­folge der unterschiedlichen Vertikalbewegungen des Polje-bodens von Bademağaci und seiner südlichen Umrahmung, des Mercimek dagi, ein. Die Abriegelung des Poljesystems be­wirkte in den Pluvialzeiten des Pleistozäns eine starke Wiederaufschüttung der ausgeräumten Becken bzw. eine Über­flutung der Poljeböden. Wegen der Abdichtung der Poljeböden durch mächtige lehmig-sandige Aliuvionen wurden die Polje­becken nur randlich durch Korrosion erweitert.

Pliozäns und hauptsächlich während des Pleistozäns führte zum Verlust der oberirdischen Entwässerung und zur Entwick­lung eines unterirdischen Karstwassersystems. Wie in zahl­reichen anderen Karstbecken des West-Taurus wurde  nur noch durch große Ponore unterirdisch entwässert. Die bikarbonat­reichen unterirdischen Wasser traten als starke Karstquellen etwa in Höhe des Meeresniveaus aus, wie z.B. die Kirk-göz Quellen im N von Antalya. So entstanden während des Pleistozäns durch die Ausfällung des CaCo, aus den Lösungswässern die breiten, mächtigen Travertinterrassen in der Ebene von Antalya.

Travertinterrassen von Antalya

Im E werden die Terrassen begrenzt durch das Meridionaltal des Aksu, im S durch die nördlichen Steilküsten des Golfs von Antalya. Sie dehnen sich von diesen Grenzen nach N und W bis zum Fuß der äußersten Gebirgskette des Taurus, dem Katran dagi (1552 m) aus. Mit einer NS-Erstreckung von 35 km und einer westöstlichen Breite von durchschnittlich 20 km bedecken die Travertinterrassen von Antalya eine Fläche von über 650 km2. Die sichtbare Mächtigkeit der Travertinablagerungen beträgt bei Düden batığı über 130 m; darunter liegen ungefaltete Sand-, Ton- und Mergelschichten des Pliozäns .

Die im N gelegene höchste Terrassenoberfläche befindet sich in einer Höhe von 260 – 300 m, die mittlere in 190 – 200 m und die untere in 50 – 100 m . Die Terrassenflä­chen werden von durchgehenden, steilen Stufen voneinander getrennt. Die untere Terrasse (50 – 100 m) wird durch die 40 – 50 m hohe, aus Travertin bestehende Steilküste des Golfs von Antalya begrenzt. Es wurde festgestellt, daß sich die Travertine noch ins Meer hinein fortsetzen.

Mit den Travertinterrassen von Antalya haben sich verschie­dene Geologen und Geographen beschäftigt .

 Über das Alter der Travertinablagerungen, die Bildungsweise und das Alter der Terrassen herrscht jedoch keine Einigkeit. Die Ablagerung der Kalktuffe ist nach HETZE und PENCK jungquartär bis aktuell, während sie nach den neueren Untersuchungen von DARKOT u. ERINC  und PLANHOL im Pleistozän stattgefunden haben soll. Übereinstimmend nehmen die Autoren an, daß die Travertine durch die Quellwasser der starken Karstquellen von Kirkgöz am Nordende der höchsten Terrasse, am Fuße der nördlichen Kalkumrahmung, abgelagert wurden. Heute verschwindet das Quellwasser in kurzer Entfernung von den Austrittstellen in den mächtigen Travertinschichten, um 10 km weiter südlich auf der unteren Terrassenfläche aus dem Quelltopf Düden başı wieder auszutreten. Als großer Bach, Duden suyu, fließt das Wasser nach S zum Mittelmeer hin ab . TIETZE (1885) u.a. nehmen an, daß sich der Quellaustritt von Kirkgöz und der Flußlauf des Düden suyu während des Altquartärs oft verlegt haben; nur so können die ausgedehnten, mächtigen Travertine abge­lagert worden sein.

Im wesentlichen sind drei Ansichten zur Bildungsweise des Terrassensystems auf den mächtigen Kalktuffablagerungen zu nennen. PHILIPPSON  und VAUMAS  knüpfen die Ent­stehung der Terrassen an Verwerfungen und Flexuren. Nach der Vorstellung von TIETZE  und PENCK  wurden die Travertine auf der sich in Phasen hebenden Abrasionsebe­ne stufenähnlich abgelagert. Dagegen erklären DARKOT & ERINC  und ERINC die Bildung durch: 1. Ablagerung der mächtigen Kalktuffe auf den jungpliozänen, wenig verfestig­ten Sand- und Mergel schichten, 2. Herauspräparierung der Terrassen durch normale subaerische Prozesse in der sich phasenhaft hebenden Küstenzone. 2. Mittel-Taurus

Im Meridian des Egridir Sees und des Aksu Flusses schwenken die SW – NE gerichteten westtaurischen Gebirgsketten scharf nach NW – SE um. Diese Biegungszone der Gebirgszüge ist in der erdwissenschaftlichen Literatur als „Kurve von Isparta bekannt. Östlich der Kurve erstrecken sich die Ketten regel­mäßig nach SE bis zum miozänen Molassebecken von .Mut, wo der Gebirgsgürtel in einem weiten Bogen nach NE abbiegt und in dieser Richtung weit in das Innere Ostanatoliens vor­dringt. Zwischen dem Vulkan Erciyas dag in Zentralanatolien und der Küstenstadt Mersin am Mittelmeer wird der Gebirgsgürtel von einer 2 – 5 km breiten Tiefenzone, dem „Tekirgraben“ (FRECH  1916) bzw. dem „Ecemis-Korridor“ gequert. Innerhalb der über 3000 m hohen Gebirgsstocke bildet der Ecemiş-Korridor mit seinen Höhen um 1000 m eine deutliche morphologische Unterbrechung. Auch in geologischer Hinsicht stellt diese Längsfurche eine Zäsur dar. Beidseitig von ihr wird das Hochgebirge aus gefalteten, überwiegend karbonatischen Gesteinsschichten des .Mesozoikums und des Paläozoikums aufgebaut, wohingegen der hügelige Boden der Ecemiş-Grabenzone von ungefalteten, grobklastischen Tertiär­ablagerungen gebildet wird. Als Mittel-Taurus wird in dieser Arbeit der Abschnitt des Taurus bezeichnet, der von der Kurve von Isparta und dem Ecemis-Korridor begrenzt wird.

Der Mittel-Taurus stellt in seinen angegebenen Grenzen nach Lage und Ausdehnung in etwa das Gleichgewicht zwischen dem West-Taurus und Ost-Taurus her, wenn man den langgezogenen taurischen Gebirgszug als Ganzes ins Auge faßt. So beträgt die Länge des West-Taurus vom südlichen Agäischen Meer bis zur Isparta-Kurve etwa 340 km, die des Mittel-Taurus zwi­schen der Kurve von Isparta und dem Ecemiş-Korridor unge­fähr 450 km und die des Ost-Taurus bis zur irakischen Grenze, wo der Taurus ins Zagros Gebirge übergeht, etwa 960 km.

Im Gegensatz zum West -Taurus, der durch zahlreiche Becken seine Kettengebirgseigenschaften nahezu eingebüßt hat, zeigt der Mittel-Taurus ein kompaktes, geschlossenes Kettengebirgsbild. Im v/estlichen und östlichen Abschnitt des Mittel-Taurus dominieren langgestreckte, regelmäßige Gebirgszüge und dazwischen liegende langgezogene Tiefenlinien, während im mittleren Bereich hohe Plateaus das Landschaftsbild prägen. Morphostrukturell läßt sich der Ostabschnitt des Mittel-Taurus noch weiter in drei Sektoren unterteilen:

Der südliche Sektor, welcher sich zwischen der Fußzone der hohen Bolkar daglari (Medetsiz 3524 m) im N und der Mittel­meerküste erstreckt, besitzt eher MitteIgebirgscharakter mit einem strukturbedingten Flächensystem. Die allmählich nach S absteigenden Ebenen sind von kurzen Küstentälern stark zergliedert (u.a. Sorgun deresi, Karakiz deresi, Karaoglan deresi, Dalak deresi, Delice deresi). Der Unter­grund wird hier aus flach bis monoklinal gestellten merge­lig-sandigen Molasseschienten des Miozäns gebildet. Nahe der Küste zieht sich parallel zu ihr ein 2 – 5 km breiter Kalkkrustenstreifen hin, der über den miozänen Molasseab­lagerungen, Hangschuttmassen und auf den Bergfußflächen liegt und von jungen Tälern tief zerschnitten ist. Die Kalkkrusten, die wenige Zentimeter bis einige Meter dick sein können, kommen auch in den Deltaebenen der Flüsse Seyhan und Ceyhan verbreitet vor; es sind junge Bildungen, die sich sehr wahrscheinlich, auch noch unter den heutigen Klimabedingungen entwickeln.

Als mittlerer Sektor ragt eine Hochgebirgszone auf, die aus mehreren, sich in SW – NE – Richtung erstreckenden Gebirgszügen, den Bolkar daglari, besteht. Die Höhe dieses Komplexes steigt allmählich von W nach E vom Bolkardede Tepe (2718 m) über den Yildiz Tepe (3134 m) und Aydos dagi (3430 m) zum Medetsiz Tepe (3524 m) an. Die Gipfel der Bolkar daglari waren während der Eiszeiten stark vergletschert (LOUIS 1944). Der Gebirgskomplex wird hauptsächlich aus paläozoisch – altmesozoischen schiefrig-kristal1 inen Kalken und grobkristallinem Marmor aufgebaut, die sehr stark ge­faltet sind.

Nördlich schließt sich ein Mittelgebirgsabschnitt an, der weiter im N hügeligen Charakter annimmt. Zwischen den Städ­ten Eregli und Ulukuşla wird dieser Sektor aus mäßig gefal­teten Flyschablagerungen des Alttertiärs und aus schrägge­stellten, sandig-tonigen neogenen Süßwasserschichten aufge­baut. Letztere tauchen unter die jungen Alluvionen der abflußlosen Becken Zentralanatoliens, die Ebene von Eregli und die Ebene von Karahisar, ab.

Plateau von Taşeli

Der mittlere Abschnitt des Mittel-Taurus wird nahezu einheit­lich von mächtigen, weitgehend flachlagernden Molassesedi­menten miozänen Alters gebildet. Diese bestehen aus wechseln­den Lagen von insgesamt über 700 m mächtigen Mergeln, Sand­steinen und Kalken. Sie liegen diskordant auf den gefalteten älteren Schichten des Mesozoikums und Paläozoikums. Die unge­falteten, regional nur schräggestellten Molasseablagerungen sind durch die postorogenen Vertikalbewegungen im Pliozän in Höhen von durchschnittlich 1.5oo – 2.000 m gehoben worden; da­rauf folgte eine starke fluviatile Zertalung und kräftige Verkarstung. Der Göksu Fluß schneidet sein Tal tief in die meist klastischen Sedimente des Miozäns ein.

Von der starken fluviatilen Abtragung wurden zwei ausgedehnte strukturbedingte Ebenheiten herauspräpariert; eine davon liegt unmittelbar im Einzugsbereich des Göksu in einer Höhe von 500 – 750 m auf den Kalkschichten des mittleren Miozäns. Sie ist durch Täler reich gegliedert.

Plateaufläche in etwa 1500 – 1750 m. Sie entwickelte sich auf den horizontal lagernden Kalkschichten des Altmiozäns und ist nur schwach zertalt.

Beide Plateaus sind stark verkarstet. Am deutlichsten aus­geprägt und am häufigsten anzutreffen sind Dolinen; oft sind Übergangs formen von Dolinen zu Uvalas zu beobachten, dagegen treten Poljen und Karren zurück. Neben tiefen Schacht- und breiten Pfannendolinen dominieren Trichterdolinen unterschiedlicher Tiefe und Breite. In einer 1 km“ großen Fläche, etwa 30 km östlich der Küstenstadt Gazipasa, wurden im Luftbild 240 Trichterdolinen gezählt . Sie besitzen meist ovalen Grundriß mit regelmäßigen Hängen. An ihrem Boden haben sie oft felsige Schlucklöcher; manchmal wird er auch von durchlässiger Residualton- und Ge-steinsschuttmischung bedeckt. Die Trichter sind im Durch­schnitt 60 m breit und 25 m tief, aber es kommen auch nicht selten Großdolinen mit 150 m Breite und 75 m Tiefe vor.

Die Dolinen liegen meist Rand an Rand dicht nebeneinander, so daß linienhafte Dolinenreihen oft nur schwer zu unter­scheiden sind. Jedoch wurden bei genauer Betrachtung auf der oben erwähnten Karstfläche vier Dolinenreihen innerhalb

einer Fläche von etwa 3 km2 festgestellt. Sie liegen in ei­ner talartigen Vertiefung, die mehrere Kurven beschreibt. Dies weist darauf hin, daß die Entwicklung der Dolinenreihen nicht an Verwerfungslinien, sondern vielmehr an alte Flußtäler gebunden ist.

Die Verkarstung des Plateaus von Taseli erfolgte weitgehend im Pleistozän, in dem die miozänen Kalkformationen und Mo­lassesedimente maximal über 2000 m in ihre heutige Höhe ge­hoben wurden. Während der Pluvialzeiten ging die Verkarstung sicher schneller und intensiver vor sich als heute.

Der westliche Abschnitt des Mittel-Taurus, der sich vom Karstplateau von Taşeli bis zur Kurve von Isparta ausdehnt, wird charakterisiert durch hohe Faltengebirgszüge, die in mehreren Reihen geschart in NW – SE Richtung verlaufen. Die höchsten Ketten erreichen Höhen von 2000 m bis über 2500 m. In 1000 – 1200 m liegen die Böden der Synklinalmulden und der kleinen, teilweise geschlossenen Becken. Die zentralen Hochgebirgsketten des Mittel-Taurus südlich des großen Beysehir Sees und des Karstsees von Sugla werden aus über 1500 in mächtigen mesozoischen, meist kretazischen Kalkstei­nen aufgebaut. Sie sind stark gefaltet und zum Teil überein­ander geschoben. BLUMENTHAL  hat in diesem Be­reich drei große Schuppensysteme festgestellt. Die Decken­struktur der Beyşehir – Hoyran Zone schließt sich diesem Be­reich im N an. Hier liegen paläozoische Karbonatgesteine auf den Flyschschichten des Eozäns. Dies deutet auf eine kräfti­ge junge Orogenese hin .

Dieses tektonisch sehr beanspruchte Gebiet des Mittel-Taurus ist intensiv verkarstet. Hier finden sich die ausgedehnte­sten und wildesten Karstreliefs ganz Anatoliens. Durch Dolinen- und Karrenbildung sind weite Teile dieses Geländes so gut wie unpassierbar. Zwischen den von Karren und Dolinen überzogenen Gebirgszügen sind hier und da langgezogene Poljeebenen anzutreffen, unter denen als bedeutenste und typisch­ste die Kembos ovasi (15 km x 1-1,5 km), Eynif ovasi (15 x 1-1,5 km), Akseki ovasi (5 x 1 km), Cimi ovasi (3 x 0,5 km) und die Sugla gölü ovasi (20 x 20 km) zu nennen sind. Anlage und Entwicklungsstadien der Poljebecken der Karstzone des Mittel-Taurus werden am Beispiel des Akseki-Poljes und des Çimi-Poljes erläutert.

Poljen von Akseki und Çimi

Die beiden benachbarten Potjen befinden sich auf halbem Weg zwischen den Städten Beysehir und Alanya. Sie liegen innerhalb der stark verkarsteten, von Dolinen- und Karren-Feldern bedeckten Gebirgsketten. Das Poljebecken von Akseki, das eine 3reite von 0,5 – 1,5 km und eine Länge von 5 km aufweist, erstreckt sich von NNW nach SSE parallel zur all­gemeinen Richtung der Gebirgszüge. Das Çimi-Polje zeigt mit einer Länge von 3 km bei einer Breite von 0,5 km eine tal­artig in NW-SE Richtung gestreckte Form. Im N begleitet der Gebirgszug des Maman dagi (1669 m) , Sakarya tepe (1503 m) und Ulukaya tepe (1493 m) die Becken. Diese Kette ist ein Teil der großen Akseki-Schuppe . Die höheren Gebirgspartien bestehen aus massigen Kalkschich­ten des Mesozoikums (ungegliedert). Darunter liegen die viel jüngeren eozänen Flyschschichten. Der aus Wechsellagen von Mergel und Sandstein aufgebaute Flysch tritt streifenartig an den den Poljen zugekehrten unteren Hangpartien dieses nördlichen Randgebirges auf. Der Boden des Poljes von Akseki wird zum größten Teil aus Flysch gebildet, dessen Schicht­köpfe gekappt und eingeebnet worden sind. Die Berge, die die Poljen im S umgeben, werden ausschließlich aus gut ge­schichtetem, reinem Kalkstein der Kreide aufgebaut. Sie steigen bis 1400 m auf.

Die Böden der Poljebecken (Akseki-Polje 1020 m NN, Cimi-Polje 1200 – 1250 m NN), die durch eine 50 – 60 m hohe Schwel­le voneinander getrennt sind, zeigen sich, abgesehen von einigen Humi, recht eben. Sie werden von bis zu 10 m mäch­tigen, sandig-tonigen Alluvionen bedeckt, die durch Wild­bäche aus der Flyschzone der nördlichen Poljeumrahmungen eingespült wurden. Die Mächtigkeit des Aufschüttungsmaterials nimmt gegen die südliche Kalkumrahmung hin merklich ab. Das Vorkommen zahlreicher Humi und Ponore in den südlichen Rand­bereichen läßt den Schluß zu, daß hier unter einer dünnen Alluvialdecke Kalke anstehen. Da sich die Ponore entlang den Südrändern beider Poljen hinziehen und das sandig-tonige Material von N her eingeschwemmt wird, ist die Poljefläche schwach von N nach S abgedacht. Infolgedessen sammeln sich die den Poljen zugeführten Wildwässer in den südlichen Tei­len der Poljeflachen, um dort in den Ponoren und Kalkspalten am Hangfuß zu verschwinden. Da das Wasser bei diesem Fließ­vorgang den Kalkhang seitlich kräftig löst , sind die Fußpartien des Kalkhanges wandartig versteilt oder sogar unterhöhlt.

Die Karstinselberge (Humi), die zahlreich in den südlichen und südwestlichen Randbereichen des Akseki-Poljes vorkom­men, beweisen, daß sich das Akseki-Polje entlang seinem Südrand durch Karstprozesse beträchtlich erweitert hat. Mit einem Abstand von 125 m liegen die Humi beim Dorf Hüsamettin und in der Gegend der Obstgärten von Akseki am wei­testen vor dem Kalkrand. Dies beweist, daß der Poljerand hier durch laterale Lösungsvorgänge mindestens 125 m zurück­verlegt wurde . Ebenso hat das Polje von Çimi eine korrosive Erweiterung an seinem Südrand erfahren (LOUIS 1956).

Es ist unmöglich, die Bildung beider Poljen als Ganze auf seitliche Karstlösungsprozesse zurückzuführen. Die geköpften Flyschschichten, die besonders im Poljeboden von Akseki weite Flächen einnehmen, zeigen, daß fluviatile AbtragungsVorgänge bei der Entstehung der Poljefläche die größte Rolle gespielt haben.,Diese Erscheinung und die Karsttäler (boğaz) im un­mittelbaren Randgebirge um die Poljebecken lassen vermuten, daß einst in diesem Raum ein reguläres Flußsystem entwickelt war, das später durch Verkarstung zerstört wurde . Heute haben die beiden benachbarten Poljebecken ihren Talcharakter gänzlich verloren; die Cimi ovasi wird insge­samt und die Akseki ovasi zum größten Teil durch die zahlrei­chen Ponore an den stark verkarsteten südlichen Randzonen der Poljen unterirdisch entwässert.

Eigene Beobachtungen  in verschiedenen Poljen und poljeartigen Ebenen des Mittel-Taurus wie SuĞla ovası, Cevizli ovasi, Keçili ovasi und Degirmen ovasi haben die Ergebnisse und Folgerungen von LOUIS  zur Frage der Bildung anderer Karstebenen des Mittel-Taurus wie der Kirli — ovasi (20 km südlich des Beysehir Sees), Kembos ovasi und Eynif ovasi bestätigt; die Poljebecken liegen in Talungen, in Synklinalzonen oder auch in Senkungszonen, die offensicht­lich einst -durch Flüsse oberirdisch entwässert wurden. Südlich der stark verkarsteten zentralen Hochgebirgszone schließt sich im Westsektor eine miozäne Mittelgebirgsland­schaft an, die bis dicht zur Mittelmeerküste vorstößt. Sie ist auf den horizontal bis subhorizontal lagernden Molasse­schichten des Miozäns (Sandstein, Mergel und Konglomerate) entwickelt und durch zahlreiche Küstenflüsse kräftig zertalt. Durch ihre dichte Waldbedeckung unterscheidet sich die Mittelgebirgszone von dem im N gelegenen waldarmen bzw. kahlen Hochkarstgebiet.

Im Gegensatz zum westlichen Küstenbereich weist der östliche Küstenabschnitt von Alanya bis Anamur Hochgebirgscharakter auf. Diese hohe Randgebirgszone wird hauptsächlich aus her­zynisch gefalteten, während der alpidischen Orogenese stark dislozierten und metamorphisierten Formationen (Schiefer und Marmor) paläozoischen Alters aufgebaut. Sie steigt auf weiten Strecken mit äußerst steilen Hängen aus dem Mittel­meer auf und erreicht nordwärts in kurzer Entfernung von der Küste beträchtliche Höhen (Akdag 2461 m, Gökdag 2339 m) . Die Mittelmeerküste ist hier größtenteils von Flexuren und Verwerfungen vorgezeichnet .

ARDOS  konnte im westlichen Sektor besonders zwischen den Küstenstädten Alanya und Serik zwei fluviatile und vier marine Terrassen feststellen. Beide Flußterrassen, die obere in 58 – 72 m, die untere in 25 – 30 m, sind in den mio-pliozänen Molasseschichten entwickelt. Die Terrassen­flächen sind von jungen Alluvionen bedeckt und fallen beide mit 3  – 4  gegen das Meer ab. Sie sind von breiten Mulden­tälern weitgehend unterteilt. Da die Oberfläche der 58 – 72 m-Terrasse deutlich die Schichten des jüngsten Pliozäns (Villa-franchien) schneidet, folgert ARDOS, daß die fluviatile Hochterrasse mindestens während des Mindel/Riss-Interglazials (Sizilien II), in dem das Meeresniveau 60 – 70 m über dem heutigen Spiegel anzusetzen ist, durch seitliche Erosion der Küstenflüsse entstanden ist. Die untere Terrasse (25 – 30 m)

bildete sich dann wahrscheinlich wahrend des Riss/Würm Interslazials.

Die marinen Küstenterrassen, die zwischen den im N liegenden Fluvialterrassen und der heutigen Küstenlinie treppenförmig absteigen, werden aus marinen Küstenablagerungen aufgebaut und nehmen weite Flächen zwischen den Bächen Alara cay und Karpuz cay bei Manavgat ein . Basierend auf ihrem Fossilinhalt und in Korrelation mit den in derselben Höhe gelegenen Terrassensystemen anderer Mittelmeerländer sind die Terrassen wie folgt gegliedert.

Die weitgehend ungestörten Strukturen und Höhenlagen der 2 fluviatilen und 4 marinen Küstenterrassen lassen den Schluß zu, daß sie sehr wahrscheinlich in Abhängigkeit von den negativen Spiegelschwankungen des Mittelmeeres seit der zweiten Hälfte des Pleistozäns entwickelt worden sind.

Der nördliche Abschnitt des westlichen Mittel-Taurus setzt sich hauptsächlich aus einer Folge von Becken- und neogenen Mittelgeblrgslandschaften zusammen. Nur zwei hohe Gebirgs-massive, die Sultan daglari (2500 m) und der Erenler dağı (2319 m) ragen beträchtlich darüber empor. Der Erenler dagi, ein Vulkanberg tertiären Alters, nimmt eine große Fläche zwischen der weiten Konya Ebene im E und den Seen von Beysehir und Sugla im W ein. Die Sultan daglari sind ein präalpidisch gefaltetes Gebirgsmassiv, das mauerartig am Südrand des Aksehir Gölü-Beckens emporsteigt und sich über 100 km in NW – SE Richtung erstreckt.

Rings um diese Hochgebirgsstöcke breitet sich ein Berg- und Mittelgebirgsland in durchschnittlich 1250 – 1350 m aus. Nördlich des Beysehir Sees und südwestlich der Konya Ebene wird das Bergland aus flachlagernden, sandig-tönigen Neogenablagerungen mit Kalksteineinschaltungen aufgebaut. Es ist dicht von meist trockenen Kerb- und Muldentälern durchsetzt.

Zwischen dieser Randgebirgszone im N und der stark verkar­steten zentralen Hochgebirgszone sind drei große Seebecken eingeschaltet: Egridir See, Beysehir See und Sugla See.

Während die Längsachse des Beckens des Beysehir Sees (mit 712 km2 der drittgrößte See der Türkei) und des Sugla Sees

parallel den Gebirgszügen in NW – SE Richtung verlaufen, erstreckt sich der Egridir See (mit 450 km“ viertgrößter See der Türkei) in N – S Richtung in der Knickzone zwischen den Gebirgszügen des West-Taurus und des Mittel-Taurus.

Das Becken des Egridir Sees (916 m Seespiegelniveau) liegt in einer Grabenzone und wird von den steil aufragenden Hochgebirgen des Gelincik dagi (2800 m), Davraz dagi (2635 m) im W und der Dedegöl daglari (2347 m) im E be­grenzt. Sie bestehen weltgehend aus gebankten, mesozoischen Kalken und sind stark verkarstet. Das Egridir gölü-3ecken setzt sich nach S in einem 2 km breiten Längsgraben noch 23 km geradlinig fort. Die tiefst gelegenen Teile im südli­chen Randbereich dieser Längsfurche werden von dem kleinen Kovada See eingenommen, der vom Egridir See gespeist wird.

Der Südrand des Kovada Sees ist kräftig verkarstet. Der See wird durch zahlreiche Düden (Ponore) unterirdisch entwäs­sert. Neben dem oberirdischen Abfluß zum Kovada See besitzt der Egridir See auch bedeutende unterirdische Entwässerungs möglichkeiten durch Ponore , deren Lage allerdings noch nicht genau festgestellt wurde .

Der Beysehir See wird Im W durch den hohen Karstberg Anamas dagi (2992 m) begrenzt, der sich entlang einem geradlinig verlaufenden Bruch wandartig über die Seefläche erhebt. Im S, E und N wird das Seebecken von neogenem Hügel- und Berg­land umgeben. Der See, dessen Spiegel in 1122 m liegt, hat im SE einen Abfluß, der über die Sugla-Ebene in die abfluß finden sich eine größere Anzahl Ponore, die die Entwässe­rung des Sees unterirdisch ermöglichen (LAHN 1948). Infolge der unter- und oberirdischen Entwässerung ist das Wasser des Sees süß.

Vom Beysehir See-Becken erreicht man über ein hügeliges Re­lief die weiter südlich gelegene Sugla-Ebene, deren zentra­le Teile von einem periodisch wasserführenden Karstsee, dem Sugla gölü, eingenommen werden. Die zwischen beiden See­becken gelegenen neogenen Seeablagerungen zeigen, daß beide Becken während des Neogens eine Einheit darstellten.

Im N und E wird die Sugla-Ebene vom vulkanischen Gebirgs-massiv des Erenler dagi (2334 m) umrandet, während sie im W und SW vom stark verkarsteten Küpe dagi (2320 m) begrenzt wird, der wie seine südliche Fortsetzung mit steilen Hängen über die Ebene aufragt. Abgesehen von den weit ins Karstge­birge eingreifenden Ausbuchtungen von Çatmakaya, Susuz und Kecili yaylasi, verläuft dieser Rand der Sugla-Ebene grob betrachtet geradlinig von SSE nach NNW. Er ist durch einen Randbruch bedingt.

Der Karstsee der Sugla ovasi breitet sich im Zentrum und in den etwas tiefer gelegenen südlichen Teilen der Ebene aus. Das zentrale Gebiet der Ebene ist ständig sumpfig. Der Sugla See schwillt periodisch in einem 7-15 jährigen Rhythmus an und nimmt eine Fläche von etwa 200 km2 ein. Der See wird durch Zuflüsse vom Beysehir See und von starken Karstquel­len, die am Fuß des verkarsteten Westrandes entspringen, gespeist. Die Entwässerung des Sees erfolgt bis zu einem bestimmten Niveau durch seinen Abfluß Çarşamba cay im Ost­rand. Bei der Trockenlegung des Sees spielen jedoch zahl­reiche, am Westrand des Seebeckens gelegene Ponore die Hauptrolle. Der Mechanismus durch den der Sugla See an­steigt und trockenfällt, ist bisher noch nicht geklärt wor­den. Eigenen Untersuchungen zufolge, war der heutige Sugla See während des Pleistozäns und bis in historische Zeit

Subsidenzzone. Die bis 250 m mächtigen,wenig …gen lakustrisch-fluviatilen Konglomerate und anderen kla­stischen Gesteinsformationen des Plio-Pleistozäns und die Molasseschichten des Miozäns sind durch den Tigris und seine Nebenflüsse schwach zertalt worden. Die Höhen des hügeligen Geländes schwanken zwischen 600 m und 700 m. Nur im nördli­chen Teil bei Hazro ragt der Yumrutaş dagi (1576 m) als Horst über die einheitliche Hügellandschaft auf; an seinen Flanken sind bis zum Gipfel die Gesteinsserien vom Quartär bis zum Devon gürtelartig aufgeschlossen . Der Formenschatz der Plateauregion im S zeigt weitgehende Übereinstimmung mit dem der Kalkplateaus des mittleren Firat, Auch hier wird die Plateaufläche durch die 250 – 350 m mächtigen, horizontal bis subhorizontal lagernden Nummulitenkalke des Eozäns gebildet. Im N in der Nachbarzone des Hügellandes von Batman und Bismil steigt die Höhe des Pla­teaus auf ca. 1000 m an und senkt sich gegen S zur syrischen Grenze hin allmählich auf 500 – 600 m ab. Im SW bei Mardin schaltet sich zwischen das Plateau des oberen Dicle und das vulkanische Karacadag‘ Massiv der sich von W nach E er­streckende Mazi dagi (1238 m) ein. Er besteht aus älteren Formationen (bis Präkambrium) und erhebt sich als Horst aus den jüngeren Deckschichten. Er wird daher als Bestandteil des Afro-Arabischen Schildes angesehen. Die Plateaufläche ist einerseits durch den Tigris und seine Zuflüsse, zum an­deren durch Karsthohlformen, vor allem Dolinen, zerstückelt worden.

Östlich des tiefen und engen Durchbruchs des Diele bis zu den hohen Taurusketten (Körkandil daglari 3831 m) sind die Kalk- und Mergelschichten des Paläo-Eozäns gefaltet und durch starke Bruchtektonik auf Höhen von 1500 – 1750 m gehoben worden. Entsprechend der kräftigen Hebung wurde das Gebirgsland von den Nebenflüssen des Diele tief zerschnitten.

 

WESTANATOLIEN UNO THRAKIEN

Ganz anders als die bisher behandelten Gebiete wird die Westtürkei vor allem durch tiefe Grabensysteme und eingerumpfte alte Gebirgsschollen charakterisiert. Daneben fallen auch die monoklinalen bis ebenen Strukturformen des Neogens und die ausgedehnten jungen Vulkanlandschaften mit Mittelgebirgs-bis Gebirgscharakter auf.

Die Westgrenze dieses Raumes bildet das inselreiche Agäische Meer. Da hier die Strukturlinien der Gebirgs- und Graben­systeme in E-W-Richtung streichen, ist die N-S verlaufende Küste sehr stark zerlappt. Im N endet das Gebiet mit der regelmäßig ausgebildeten Küste des Schwarzen Meeres, im Sü­den wird es durch die Gebirgszüge des West-Taurus umrahmt. Dagegen ist die Ostgrenze des Gebietes sehr wenig ausge­prägt, da hier, abgesehen von einigen teils isolierten, teils geschlossenen Bergstöcken, die neogenen Plateauland­schaften Zentralanatoliens und des ägäischen Gebietes unge­stört ineinander eingreifen. Die zwar meist isoliert stehen­den, mit ihrer jeweiligen NNW-SSE-Richtung jedoch eine Reihe bildenden Gebirgsstöcke und Gebirgszüge zwischen den Provinzstädten Afyon und Bilecik können als geomorphologi-sche Grenze zwischen den weitgespannten Hochebenen Inneranatoliens im E und den von Flüssen stark gegliederten Neagentafeln im W betrachtet werden. Von S nach N liegen in dieser Gebirgsreihe, die als „Inner-Westanatolische Gebirgsschwelle“ bekannt ist, der Catmak dagi (1754 m), Murat dagi (2312 m), Türkmen dagi (1829 m) , Domanic dagi ( 2048m) und Uludag (2343 m).

Nördlich der Provinzhauptstadt Eskisehir wurde das tiefe Durchbruchstal des Sakarya als die nordöstliche Abgrenzung der Westtürkei angenommen, obwohl die Morphostruktur zu bei­den Seiten des Sakarya tales keine großen Unterschiede zeigt Während an der Ostflanke des Durchbruchstales die Gebirgs-züge des westlichen Pontus geschlossener und gedrängter er­scheinen, ist das Gebirgsrelief an seiner Westflanke durch die Senkungsbecken des östlichen Marmara Meeres uneinheitli­cher gestaltet.

Innerhalb der genannten Grenzen können in der West-Türkei nach morphostrukturellen Gesichtspunkten fünf Reliefeinhei-ten unterschieden werden, die in sich noch weiter zu unter­gliedern sind. Es sind von S nach N: 1. Menderes-Massiv, 2. Inner-westanatolische Schwelle, 3. Südliches Marmara Meer-Gebiet und Biga-Halbinsel, 4. Östliches Marmara Meer-Gebiet und Kocaeli-Halbinsel, 5. Thrakien.

 Menderes-Massiv

Das Menderes-Massiv ist eines der ältesten Gebirgsmassive und nimmt eine Fläche von ca. 150 x 100 km im mittleren und südlichen Teil des ägäischen Gebietes ein. Das Substrat un­terlag verschiedenen Metamorphisierungsprozessen.Der Grad der Metamorphose nimmt vom Kern nach außen allmählich ab. Ebenso wird das Alter der Metamorphose vom Zentrum gegen die Flanken geringer. Die Augengneise, die den Kern des Menderes-Massivs bilden und in einem kleinen Areal im zentralen Teil des ausgedehnten Gneisdomes aufgeschlossen sind, wurden nach BRINKMANN  im Ordoviz metamorphisiert. Die Gnei­se, Quarzite und Marmore, die den Kern mit Augengneisen schalenförmig in breiten Zonen umhüllen, wurden in den herzyni­schen und alpidischen Gebirgsbildungsphasen metamorphisiert. KETIN behauptet dagegen, daß sich die Faltung und die Metamorphisierung des Menderes-Massivs erst während der alpidischen Orogenese vollzogen habe.

Wie seine Faltung und Metamorphisierung ist die junge epirogenetische Entwicklung des Menderes-Massivs vielfältig. Besonders seit Anfang des Neogens wölbte sich das Kristallinmassiv in verstärktem Ausmaß domartig aus seiner nicht metamorphen Gesteinshülle paläozoischen bis tertiären Alters auf. Als Folge der en bloc Hebung stieg der größte Teil des Massivs bis auf 1500 m auf, in kleineren Arealen sogar bis über 2000 m (Bozdag 2159 m bei Salihli, Babadag 2300 m bei Denizli). Gleichzeitig mit dem Hebungsvorgang kam es zu Einbiegungen und breiten, langgezogenen Einsenkungen, die bis heute andauern . Neben verschiedenen kleineren haben vor allem drei bedeutende, in E-W-Richtung verlaufende, 5 – 20 km breite, bis ca. 150 km lange Gräben das alte Kri­stallinmassiv in vier große Gebirgsschollen geteilt . Die Senkungszonen, die nach den in sie eingebetteten Flüssen benannt werden, sind von S nach N der Büyük Mende-res-Graben, der Kücük Menderes-Graben und der Gediz-Graben. Die über die tiefen Senkungsgebiete aufragenden Gebirgs-komplexe, die meist Mittel- bis Hochgebirgscharakter zei­gen, sind an der südlichsten Flanke des Menderes-Massivs u.a. die Mentese daglari (Topcambaba tepe 1792 m) und der Babadag‘ (2300 m) ; zwischen dem Büyük Menderes-Graben und dem Gediz-Graben der Cevizli dagi (1647 m) und der Bozdag

(2159 m) sowie nördlich des Gediz-Grabens der Umurbey dağ(1555 m) und der Demirci dagi (1120 m).Die morphologische Entwicklung des Menderes-Massivs und be­sonders die Verebnungsflachen, die auf den durch die tektonischen Becken getrennten Gebirgsschollen in verschiedenen Höhen vorkommen, waren Gegenstand  vieler Untersuchungen, stellte, gestützt auf vorausgehende Studien, die morphologische Entwicklung der Verebnungsflachen im Ein­zugsbereich des Kücük Menderes und die sehr junge Einsen­kung der Talebene desselben Flusses seit dem Neogen fest: Das Kücük Menderes-Massiv, zwischen dem Gediz-Graben im N und dem Tal des Büyük Menderes im S gelegen, wurde bis zum Beginn des Neogens in eine ausgedehnte Fastebene eingerumpft. Mit einer Aufwölbung trat das Massiv ins Neogen ein, während sich seine nördlichen und südlichen Flanken absenkten. Das Neogen einschließlich dem Pont, war tektonisch eine stabile Periode. Das Grundgebirge wurde auf Kosten der etwas ver­stellten Rumpfflächen stark denudiert. Das vom Grundgebirge abgetragene Material wurde in den sich allmäh­lich bildenden Randsenken abgelagert, so im Gediz-Graben im N und im Büyük Menderes-Graben, die noch keine Verbin­dung mit dem Meer besaßen.

An der Wende Mio-Pliozän begann eine Dislokationsperiode, in der die neogene Fastebene disloziert und aufgewölbt wurde. Ebenso sind die neogenen Süßwasserschichten in den Randbe­reichen der Aufwölbung verworfen und eingebogen worden. Die Seen und Sümpfe verschwanden zum größten Teil. Diese unstabile Phase wurde im Pliozän von einer Ruheperiode abge­löst. Von den Randsenken aus setzte eine erneute Abtragung ein, die über die miozänen Schichten randlich ins Grundge­birge eingegriffen hat. Die pliozänen Einebnungsflächen kommen heute in kleinen Resten in Höhe von 200 – 500 m in der Umgebung von Izmir, zwischen Söke und Kusadasi und im N der Ebene von Manisa vor.

„Durch erneute Hebungen im Altquartär wurden diese pliozänen Einebnungsflachen, die ursprünglich in geringen Meereshöhen gelegen waren, gehoben und schräggestellt. Diese Bewegungen bedingten das Einschneiden der alten Flußtäler, was eine intensive Schutt- und Schotterführung zur Folge hatte. Unge­heure Schutt- und Schottermassen wurden durch diese ver­stärkte Erosion aus den Gebirgen abtransportiert und an den Talausgängen und den Rändern der geschlossenen Becken als zusammengewachsene mächtige Schuttfächer und Schotterflächen abgelagert, die als Tmolos-Schutt bekannt sind“

 

Beginn des Neogens In eine ausgedehnte Fastebene eingerumpft. Mit einer Aufwölbung trat das Massiv ins Neogen ein, während sich seine nördlichen und südlichen Flanken absenkten. Das Neogen einschließlich dem Pont, war tektonisch eine stabile Periode. Das Grundgebirge wurde auf Kosten der etwas ver­stellten Rumpfflächen stark denudiert . Das vom Grundgebirge abgetragene Material wurde in den sich allmäh­lich bildenden Randsenken abgelagert, so im Gediz-Graben im N und im Büyük Menderes-Graben, die noch keine Verbin­dung mit dem Meer besaßen.

An der Wende Mio-Pliozän begann eine Dislokationsperlode, in der die neogene Fastebene disloziert und aufgewölbt wurde. Ebenso sind die neogenen Süßwasserschichten In den Randbe­reichen der Aufwölbung verworfen und eingebogen worden. Die Seen und Sümpfe verschwanden zum größten Teil. Diese unstabile Phase wurde im Pliozän von einer Ruheperiode abge­löst. Von den Randsenken aus setzte eine erneute Abtragung ein, die über die miozänen Schichten randlich ins Grundge­birge eingegriffen hat. Die pliozänen Einebnungsflächen kommen heute in kleinen Resten in Höhe von 200 – 500 m in der Umgebung von Izmir, zwischen Söke und Kusadasi und im N der Ebene von Manisa vor,

„Durch erneute Hebungen im Altquartär wurden diese pliozänen Einebnungsflachen, die ursprünglich in geringen Meereshöhen gelegen waren, gehoben und schräggestellt. Diese Bewegungen bedingten das Einschneiden der alten Flußtäler, was eine intensive Schutt- und Schotterführung zur Folge hatte. Unge­heure Schutt- -und Schottermassen wurden durch diese ver­stärkte Erosion aus den Gebirgen abtransportiert und an den Tal ausgangen und den Rändern der geschlossenen Becken als zusammengewachsene mächtige Schuttfächer und Schotterflächen abgelagert, die als Tmolos-Schutt bekannt sind.

Die Schuttbildung und Akkumulation an den Beckenrändern wurde durch die intensiven Ein- und Aufwölbungen abgeschlossen. Die Bozdaglari (2159 m) und Aydın daglari (Hacetdede tepe 1831 in) gelangten in ihre heutigen Höhenlagen, die neogenen Seeablagerungen und der Tmolos-Schutt wurde mitgehoben und verworfen; demgegenüber sanken der Gediz-Graben und der Büyük-Menderes-Graben weiter ein. Dementsprechend folgte erneut eine Phase verstärkter Flußerosion, die die Entstehung der jüngsten Terrassen zur Folge hatte , die in die Tmolos-Schuttmassen eingebettet erscheinen. Nach ERIN£ haben diese letzten tektonischen Vorgänge gegen Ende der letzten Interglaziale stattgefunden. Auch die Anlage des Grabens des Kücük Menderes, in dem kein  Tmolos-Schutt vor­kommt, fällt in diese abschließende, tektonisch sehr lebhafte Phase .

Von kleinen Abweichungen abgesehen, führen die Studien von YALfINLAR über die Verebnungen im Bereich des Menderes-Massivs fast zu demselben Schluß. Die Verebnungsreste, die in 1800 – 2000 m auf dem Babadag liegen und an seiner Südflanke in Höhen von 1400 – 1450 m auf den miozänen Ablage­rungen entwickelt sind, seien dem oberen Miozän bzw. dem Pliozän zuzuordnen. Analoge Verebnungsflachen sind in unter­schiedlichen Höhenlagen auch auf dem Çökelz dagi (1734 m) bei Pamukkale-Denizli anzutreffen .

Untersuchungen von PHILIPPSON  und ERINÇ  im Menderes-Massiv und in seiner Küstenzone zum Ägäischen Meer haben ergeben, daß seit den letzten starken Bewegungen der Erdkruste in der Riß/Würm-Zwischeneis zeit- kräftige_ Abtragungs-Prozesse am Werk waren. Abgelagert wurden die aus den Gebir­gen abtransportierten Materialien in den langgezogenen, tie­fen Grabenbecken des Büyük Menderes, des Kücük Menderes

und des Gediz, von denen die beiden letzteren in der letzten Zwischeneiszeit noch geschlossen waren. Das Ägäische Meer war gerade zu dieser Zeit in diesen Bereich vorgedrungen und besaß ein um 7 – 8 m höheres Spiegelniveau als gegenwär­tig, wie die Küstenterrassen und Brandungskehlen in der Nähe der Mündung des Kücük Menderes, in der Umgebung von Ilica bei Çesme und in der Umgebung von Foca beweisen. Das Niveau kann man dem Monastrien (Spätmonastrien) gleichsetzen . Die darauf folgende Meeresspiegelsenkung um bis zu 90 m während der letzten Eiszeit beschleunigte die Tiefenerosion der Flüsse. Auch die Anzapfungen der bis dahin geschlossenen Gräben von Gediz und des Kücük Menderes durch Küstenflüsse erfolgte im Laufe der Würmeiszeit. Die Seen und Sümpfe fielen trocken, die Ablagerungen in den Gräben wurden zum Teil ausgeräumt und die Tmolos-Schuttmassen an den Gebirgsfußzonen tiefer zerschnitten.

Der nacheiszeitliche Anstieg des Meeresspiegels, der als flandrische Transgression bekannt ist, führte zum heutigen morphologischen Bild der Küstenzone. Das Ägäische Meer drang entlang den Gräben und Tälern tief in das Festland ein. Diese wurden später erneut mit Ablagerungen aufgefüllt und zu großen Deltaebenen umgestaltet.

Deltaebene des Kücük Menderes

Sie besitzt eine E-W-Erstreckung von 11 km und eine Breite von 2 – 5 km und wurde durch die Aufschüttung des Kücük Menderes gebildet. Ein Zehntel der Ebene werden von peren­nierenden und periodischen Seen eingenommen (Alman gölü, Gebe Kilise, Akgöl, Çakalbogaz, Çovasir). Im NE ist die Deltaebene durch ein enges Durchbruchstal mit dem Kücük Menderes Graben verbunden. Im N und S wird sie von bis zu 300– 400 m hohen Bergen umrahmt.

Da am Südostrand der Deltaebene die bekannte Ruinenstadt Ephesos (Efes) liegt und zwischen der jungen morphologischen Entwicklung der Deltaebene und den historischen Vorgängen eine enge Beziehung besteht, wurde das Gebiet von zahlrei­chen Archäologen und Erdwissenschaftlern untersucht. Die Studien von GRUND (1906) und PHILIPPSON (1918) sind u.a. zu erwähnen. Die junge Anlage des Deltagrabens und die nacheiszeitliche Aufschüttung des Deltas wurden zuletzt von DARKOT und ERINÇ sowie von ERINÇ detail­liert untersucht.

Nach ERINÇ erfolgte die Bildung der Deltaebene des Kücük Menderes folgendermaßen:

Die Anlage der „Selcuk-Senke“, in der die Deltaebene des Kücük Menderes liegt, hat sich sehr wahrscheinlich nach der Bildung der pliozänen Verebnungen, also während des Pleistozäns, vollzogen. Die von der Senkung unbeeinflußt gebliebenen Verebnungsreste sind in dem neogenen Hügelland und dem paläozoischen Grundgebirge rings um die Deltaebene in Höhen zwischen 300 – 400 m zu sehen. Eine noch jüngere Abtragungsfläche, die sich während einer kurzen Ruheperiode im Pleistozän entwickelte, ist in der Umgebung der Kreisstadt Selcuk an den dem Delta zugekehrten Hängen des Alaman dagi im N in 200 – 300 m zu beobachten. Sie wird regional von mächti­gem Terra rossa Boden und von den Schuttablagerungen des Pleistozäns bedeckt. Die Höhen dieser beiden Verebnungs-flächen verdeutlichen die Stärke der tektonischen Vorgänge seit Anfang des Quartärs.

Während des Meeresspiegelhochstandes im Riß/Würm-Intergla-zial (Monastrien II) drang das Ägäische Meer in den Selcuk-Graben bis zum Gebekilise See, nach GRUND  sogar bis zum Ostende des Deltagrabens ein. Die fossilen Brandungs­kehlen und Küstenablagerungen dieser Meerestransgression hat ERINÇ in der Umgebung von Igdeli und Heybeli, GRUND (1906) am Nordrand des Gebekilise. Sees in 7 m Höhe festgestellt .

Die junge Hebung (um 200 -300 m)der Gebirgsumrahmung und die bis 90 m betragende Absenkung des Meeresspiegels verur­sachte in der letzten Eiszeit eine starke Flußerosion und Tieferlegung der Talböden sowohl im Gebirgsbereich als auch im Grabenbereich. Die Küstenbäche schnitten den Graben­boden tiefer als das heutige Meeresniveau ein. Bei Belevi, nördlich von Selcuk, zapfte ein Bach rückschreitend das innere Grabenbecken des Kücük Menderes, bzw. den Torbali-ödemis-Graben an und entleerte das bisher von Sümpfen und Seen bedeckte Becken.

Bei der erneuten Transgression des Meeres nach der Würmeis­zeit (Flandrien) überflutete das Ägäische Meer den gesamten, in der Regressionsperiode tief zerschnittenen Selcuk-Gra-ben bis zum Durchbruchstal von Belevi. Damit setzte die Auf­schüttung des Golfs von Selcuk durch Bäche und besonders durch den Kücük Menderes wieder ein. Während der Kücük Mende­res sein Delta vor seiner Mündung zwischen dem Selcuk und der Insel Kurutepe bildete, bauten die Küstenströme den ersten Küstenhaken zwischen Igdeli und Heybeli auf, so daß sich der Golf in einen Lagunensee verwandelte.

Xach historischen Quellen befand sich die Golfküste im 7. Jh. v. Ch. in der Nähe der Kultstätte Artemisia bei Selcuk. Infolge der starken Zuschüttung des Golfes verlagerte sich die Küste bis zum 3. Jh. v. Ch. vier km nach W bis zur heutigen Mündung des Akgöl in den Kücük Menderes. Im Jahre 286 v. Ch. mußte die Stadt Ephesos an ihren zweiten Platz südlich des Akgöl verlegt werden. Die Hafenanlagen wurden 2 km nördlich der Stadt an der Küste des damaligen Lagunen­sees gebaut. Im 1. und 2. Jh. n. Ch. mußten das stark zuge­schüttete Flußbett des Kücük Menderes und der Lagunensee mit der Hafenanlage von Ephesos häufig ausgeräumt werden, um die Durchfahrt der—Schiffe zu ermöglichen. Deswegen wurde_ in der Zeit Hadrians (2. Jh. n. Ch.) der Kücük Menderes bei Igdeli mit Hilfe eines Kanals quer durch die Wälle der Küstenhaken mit dem Meer verbunden .Zu dieser Zeit war also die Deltaebene zum größten Teil gebildet. Nur die nördliche, stark zerlappte Randzone des Selcuk-Grabens, die nur langsam zugeschüttet wird, blieb bis heute mit klei­nen und seichten Seen und Sümpfen (Alaman gölü, Gebekilise gölü, Cokalbogazi gölü und Çovasir gölü) erhalten.

Büyük Menderes-Graben und das Delta des Büyük Menderes

Als der längste Einbruch Westanatoliens erstreckt sich der Büyük Menderes-Graben ungefähr 200 km bei einer Breite von 2 – 15 km in E-W-Richtung . In seinem Ostende bei Denizli wird er durch die relativ niedrigen, aus Neogenablagerungen aufgebauten Schwellen (250 – 400 m über der Grabenebene) von den Einbruchsbecken der Seenregion und des Acigöl Beckens der Ebene von Civril-Baklan getrennt. Die Grabenebene steigt von der Mündung des Flusses gegen E sehr schwach an; erst 170 km landeinwärts erreicht sie bei Sariköy 130 m.

Der Büyük Menderes-Graben durchzieht den südlichen Teil des alten Kristallinmassivs von Menderes ohne Rücksicht auf dessen herzynische Strukturlinien und teilt es in zwei Gebirgsschollen: den Cevizli daği (1647 m) und Hacetdede tepe (1831 m) im N, die Mentese daglari (Teke dagi 1276 m), Topcambaba dagi (1792 m) und Babadag (2300 m) im S. Während der südliche Gebirgssaum glatt über die Grabenebene aufragt, steigt der nördliche, durch junge Staffelbrüche  allmählich und treppenförmig an. Hier bilden die neogenen Seeablagerungen und die noch jüngeren Tmolos-Schutt-massen (pleistozän nach ERINÇ, die mit sehr jungen, zum Teil aktuellen Brüchen durchsetzt sind, eine Verebnungszone, die 100 – 300 m über die Ebene aufragt 1918) .

Zwischen den Städtchen Söke und Bagarasi beginnt die Mündung; ebene des Büyük Menderes Flusses; sie zieht sich 45 km in SW-Richtung bis zum Ägäischen Meer . Die Oberfläche dieser Deltaebene liegt größtenteils wenige Meter über dem Meeresspiegel. Wie die Deltaebene des Kücük Menderes ist sie junger, überwiegend historischer Entstehung; die Aufschüt­tung des Deltas vollzieht sich gegenwärtig noch in vollem Umfang.

Die Entwicklung der Deltaebene des Büyük Menderes wurde zu­letzt von GÖNEY  eingehend untersucht, wobei er für die Vorgänge in historischer Zeit auf die geographischen Beschreibungen von STRABO  zurückgriff. Nach dem reichen Fossilinhalt in den marinen Ablagerungen, die GÖNEY (1973) bei den Ortschaften Özbas, Akcakya und Nalbantlar festgestellt hat, reichte das Meer in der flan­drischen Transgression bis in die Gegend des Städtchens Söke, das heute etwa 32 km von der Küste entfernt ist. STRABO hat das rasche Vorschreiten des Deltas und die häufi­gen Flußbettänderungen des Büyük Menderes und deren Einflüs­se auf die Kulturen deutlich und eingehend beschrieben (Jones 1917 – 35). Im  5. Jh.v. Ch. lag die ionische Stadt Myus an der Meeresküste. Die Hafenstadt Priene blieb nach einigen Jahrhunderten (1. Hälfte des 1. Jh. n. Ch.) etwa 7,3 km von der Küste entfernt. In der Zeit STRABO’s (1. Jh. n. Ch.) lag die Stadt Myus, die sich im 5. Jh. v. Ch. noch an der Küste befand, etwa 5,5 km im Inneren der Delta-ebene. Das bedeutet, daß die Deltaebene durch die rasche Aufschüttung des Büyük Menderes seinerzeit etwa 1 km in ei­nem Jahrhundert vorwachsen konnte. Im 1. Jh. n. Ch. besaß der Golf von Latmos, der heutige 3afa gölü, eine offene Ver­bindung zum Meer, der Büyük Menderes mündete bei Priene im N des Deltas ins Meer.

Im 3. Jh. n. Chr. hatte der Golf von Latmos allmählich seine direkte Verbindung zum Meer eingebüßt; dadurch verlor die am Golf gelegene Hafenstadt Heracleia ihre Bedeutung. Im 14. Jh. war das Delta des Büyük Menderes bis zu der Halbin­sel, an deren Spitze die Stadt und ihre Hafenanlagen lagen, nach W fortgeschritten. Als im Jahre 1333 die Seldschuken die Stadt Milet eroberten, konnten die Schiffe bis in den Hafen gelangen. Schon im 15. Jh. war der Hafen von Milet, heute Balat, völlig verschüttet. In der zweiten Hälfte des 17. Jh. verlief die Küste nach den Berichten des bekannten Reisenden EVLIYA ÇELEBI  etwa zwischen der Insel Batnaz (Batmaz) und dem Dorf Balat neben den Ruinen von Milet. Aus den Karten und Beschreibungen geht hervor, daß die Deltaküste, abgesehen von kleinen Mündungsverände­rungen, ihren heutigen Verlauf schon in der zweiten Hälfte des 19. Jh. erreicht hatte . Nachdem das Delta in das offene Meer gelangt war, wurde sein Vorschreiten nach W durch die Küstenströme und Wellen weitgehend gestoppt.

Gediz-Graben und das Delta des Gediz

Die neben dem Büyük Menderes-Graben bedeutende Einbruchs­senke des Gediz-Grabens teilt den nördlichen Abschnitt des kristallinen Menderes-Massivs in zwei Gebirgsschollen. Wäh­rend die südliche, die Bozdaglar (2159 m), als ein geschlos­senes Gebirgsmassiv erscheint, ist der nördliche Bereich des Grundgebirges durch neogene Becken und Verwerfungen gestört und zerstückelt.

Der Gediz-Graben ist 140 km lang und zwischen 5 und 12 km breit; er erstreckt sich etwa in E-W-Richtung. Seine östliche Hälfte durchfließt bis zur Stadt Salihli der kleine Fluß Alaşehir Çayı. Erst gegenüber von Salihli tritt der wasser­reiche Gediz von N her aus einem engen Erosionstal in die Grabenebene ein. Der Gediz fließt in der Einbruchs­ebene nach W bis zum Ende des Grabens bei Muradiye, wo er durch ein enges Durchbruchstal seine Mündungsebene nördlich des Golfs von Izmir erreicht.

Der westliche und mittlere Abschnitt des Gediz-Grabens zeich­net sich durch mehrfache Verzweigungen aus. In der Höhe von Salihli führt eine Nebensenke nach NW, die Ebene von Göl-marmara, in deren tiefer gelegenem Zentrum sich der Marmara-See (70 m) befindet. Ober eine aus neogenen Seeablagerungen bestehende Schwelle gelangt man weiter im NW in die Ebene von Akhisar. So ist wegen der Hügel und des in die neogenen und pleistozänen Schichten eingebetteten Tales des Gördük cayi leicht wellig. Eine zweite Nebensenke öffnet sich vom Hauptgraben gegenüber der Provinzhauptstadt Manisa nach NE, die Ebene von Saruhanli. Eine weitere Abzweigung dringt bei Turgutlu nach W ein.

Ebenso wie im Büyük Menderes-Graben ist auch im Gediz-Graben zwischen dem hohen Grundgebirge und der tiefen flachen Gra­benebene eine Vorhügelzone eingeschaltet, die aus unverfestigten neogenen Sedimenten und den pleistozänen Tmolos-Schuttmassen aufgebaut ist. Beide Formationen sind durch Verwerfungen stark gestört. Sie bezeugen das vorneogene Alter des Gedizeinbruches und gleichzeitig auch die junge quartare Fortführung der Grabenbildung. Daß dieses Gebiet der Türkei immer noch von Erdbeben heimge­sucht wird, ist ein Hinweis auf bis heute stattfindende Graben- und Gebirgsbildung.

Westlich Muradiye bei Manisa tritt der Gediz, die breite Grabenebene verlassend, in ein Durchbruchstal ein, das er in das aus neogenen vulkanischen Gesteinen bestehende Gebir­ge eingesägt hat. Nach ERINÇ  wurde dieses Durch­bruchstal im Präflandrien gebildet. Vorher war die Schwelle Yamanlar dagi (1076 m) und Dumanli dagi (1091 m) die Wasser­scheide zwischen dem Gediz-Graben und der Senke von Menemen. Der Gediz-Graben war ein geschlossenes Becken, dessen Boden von Seen und Sümpfen bedeckt war. Erst gegen Ende der Würm­eiszeit, in der der Meeresspiegel 90 m tiefer lag, zapfte östlich Degirmendere bei Menemen ein kleiner kurzer Küsten-fluß durch sein Rückschreiten einen anderen, in das geschlos­sene Becken von Gediz mündenden Fluß an. Als Anzapfungsstelle betrachtet ERINÇ den scharfen Knick auf halber Strecke des Durchbruchstales, wo das Tal auch am engsten erscheint.

Die Anzapfung des geschlossenen Grabenbeckens von Gediz ist nach ERINÇ der Beginn zur Bildung des Gedizdeltas. Die Deltaebene nimmt gegenwärtig eine Fläche von ungefähr 400 km2 ein; ein Fünftel dieser Fläche liegt dem Autor zufolge, be­sonders in der küstennahen Zone, unter Lagunenseen und Sümpfen.

Gestützt auf historische Quellen und eigene detaillierte Geländeuntersuchungen konnte ERINÇ feststellen, daß der Gediz während des Aufbaus seiner Deltaebene 6-mal sein Flußbett verlegt hatte. Plinius (1. Jh.) berichtet nach Quellen früherer Autoren, daß bis zur Zeiten­wende der Gediz von dem Durchbruchstal von Menemen aus direkt nach W flöß und in der Nähe von Üctepeler (= drei Hügel), die in jener Zeit Inseln im Meer waren, mündete. ERIKÇ hat im W der Deltaebene drei alte Flußbetten festgestellt. Die Spuren des ältesten konnte er zwischen den Üctepeler und der Ortschaft Tuzculu kartieren. Er bezeichnete es als das Mirmekes-Flußbett. Die anderen beiden sind das Maltepe-Flußbett im N des Hügels Tasli tepe (125 m) und das Değirmentepe-Bett im S desselben Hügels. Aufgrund des Erhaltungs­zustandes dieser alten Flußbetten vermutet ERINÇ, daß das Maltepe-Flußbett älter sei als das von Degirmen.

Es ist noch nicht geklärt, wann der Gediz sein nach W gerichtetes Bett verließ und, sich mit einem scharfen Bogen bei der Stadt Menemen nach S wendend, in den Golf von Izmir floß. Aufgrund seiner Beobachtungen glaubt ERINC, daß die grundsätzliche Richtungsänderung des Flusses kurz vor der Zeitenwende stattgefunden haben kann.

Wie im W hat ERINÇ auch im S drei alte Flußläufe konstatiert, die im Vergleich zu den westlichen ihre Form gut bewahrt haben. Das jüngste davon ist das Pelikan-Bett, das mit zahl­reichen Windungen zwischen der Pelikan-Spitze und der Ort­schaft Menemen verläuft. Bis 1886 benutzte der Gediz dieses Flußbett und schüttete sein Delta im Golf von Izmir ziemlich rasch auf. Um eine Abriegelung der Bucht, an der die wirt­schaftlich wichtige Hafenstadt Izmir liegt, zu verhindern, wurde der Gediz durch einen Damm zwischen Menemen und Maltepe nach W in eines seiner früheren Flußbetten geleitet.

Einer Karte aus dem Reisebuch  des bekannten türki­schen Reisenden Evliya Çelebi ist zu entnehmen, daß der Gediz im 16. Jh. 1 km westlich der Vorstadt Karsiyaka bei Izmir ins Meer mündete. Ein noch älteres Flußbett als das von Karsiyaka hat ERINÇ einige km westlich des jüngsten Flußbettes Pelikan festgestellt. Es erstreckt sich zwischen der Kakola-Spitze und dem Dorf Susali.

Trotz der Umleitung des wasserreichen Gediz im Jahr 1886 wächst das Delta durch die Aufschüttung des Flusses und Neu­bildung von Nehrungen langsam aber ständig vor und bildet deshalb eine Gefahr für die Hafenstadt izmir.

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