Inhaltsverzeichnis

1.  Einleitung  4

1.1  Allgemeines: Definition Küsten, Lage und Ausdehnung der Küsten und  

  Küstenklassifikation  6

2.  Typische Formen der Mittelmeerküsten und die daran beteiligten  

  Prozesse  9

2.1  Ingressionsform überwiegend fluvialer Genese: Die Calanquen der  

  französischen Mittelmeerküste.  9

2.2  Verwitterungsformen: Tafoni und Honeycombs.  16

2.2.1  Entstehung mit Hartrindenbildung  20

2.2.2  Entstehung durch Salzsprengung  20

2.3  Tsunamigene Ablagerungen im Mittelmeer.  21

2.3.1  Sedimentologische Spuren: Dislozierte Blöcke, Blockreihen und  

  Blockwälle.  23

2.3.2  Lösungsansätze: Tsunami- oder Sturmwelle?  26

2.3.3  Vergleich der sedimentologischen Feldbefunde: Karibik und  

  westliches Mittelmeergebiet.  27

2.4  Sekundäre Verfestigungen (Zementation)  30

2.4.1  Beachrock  31

2.4.1.1  Definition „Beachrock“  32

2.4.1.2  Beachrock--Vorkommen  33

2.4.1.3  Die Genese von Beachrock: „Water table“- Theorie vs.  37

2.4.1.4  Beachrock als Meeresspiegelindikator?  41

2.4.2  Äolianite  42

2.4.2.1  Die quartären Äolianite von Ibiza, Formentera und Nord -  

  Menorca (Balearen)  44

2.5  Akkumulationsformen durch Brandungseinwirkung  50

2.5.1  Wellen, Bodenreibung und Brandung  50

2.5.2  Akkumulationsformen.  52

2.6  Abtragungsform durch mechanische Abrasion: Kliff  59

2.6.1  Typisierung.  62

2.6.2  Morphodynamik  66

2.6.3  Inaktivierung der Kliffe.  68

2

2.7  Biogene Abbau- und Aufbauformen und -vorgänge  72

2.7.1  Bioerosion.  75

2.7.2  Biokonstruktion  80

2.8  Anthropogene Eingriffe auf die Küsten  84

3.  Das Problem der Zonalität von Küstenformen und  

  Küstenformungsprozessen im Mittelmeergebiet  90

3.1  Das Mittelmeergebiet als Küstenzone  92

4.  Zusammenfassung  95

  Verzeichnis der Abbildungen  98

5.  Literaturverzeichnis  100

3

Abb. 1: Das Kornaten - Archipel in Mitteldalmatinen (Kroatien) (n. Drzic (Hrsg.): Lijepa nasa Hrvatska, S. 9)

1. Einleitung

Diese Examenarbeit wurde im Rahmen der Ersten Staatsprüfung für Lehrämter der Sekundarstufe I verfasst. Die Arbeit hat die typischen Formen und Formungsprozesse der mediterranen Küsten zum Schwerpunkt. Die meisten Formen, die wir an den Küsten des Mittelmeergebietes vorfinden, lassen sich gleichwohl auch außerhalb des mediterranen Küstengebietes antreffen. Beachrocks und Äolianite sind zahlreich an vielen Küsten im Mittelmeer verstreut. Aber auch tsunamigene Ablagerungen sind - vor allem im östlichen Mittelmeergebiet - ein fester Bestandteil der typischen Formen des Mittelmeers und finden somit auch in dieser Arbeit Berücksichtigung.

¹ Ludwig Ellenberg: Entwicklung der Küstenmorphodynamik in den letzten 20.000 Jahren. In: Geographische Rundschau, Band 1, Heft 35, S. 9

4

Verschiedene Akkumulationsformen gehören ebenso zu den Erscheinungen mediterraner Küstenformation. Aber vor allem sind es die biogenen Formationen, geschaffen durch Bioerosion und Biokonstruktion, welche die in ihrer Art wahrscheinlich typischsten Erscheinungsformen im Mittelmeergebiet darstellen. Dies führt uns direkt zum Problem der Zonalität von Küstenformen und Küstenformungsprozessen im Mittelmeergebiet; denn die biogenen Erscheinungen der Mittelmeerküste sind wohl die besten Indikatoren zur Bestimmung der Zonalität im Mittelmeergebiet.

Vorher erfahren wir noch etwas über die Definition des Begriffs Küste, die Lage und Ausdehnung und die Küstenklassifikation.

Außerdem werden wir merken, dass es noch viele Kontroversen in der Küstenmorphologie gibt (vgl. Kapitel 2.4.1.3 und 2.4.1.4). Eine der Ursachen ist sicherlich bedingt durch die Tatsache, dass die Küste der geomorphologischen Aspekte noch immer ein äußerst vernachlässigtes Forschungsgebiet ist (im Vergleich zur Geomorphologie des Festlandes), wenn auch sich in den letzten Jahren positive Veränderungen abgespielt haben. Auch die entsprechende Literatur im deutschsprachigen Raum ist kläglich, wobei auch hier im letzten Jahrzehnt deutliche Verbesserungen stattgefunden haben. Ende der 1980er Jahre lagen die geowissenschaftlichen Publikationen zum Thema „Meere und Küsten“ bei ca. 2,5 %, etwa zehn Jahre später hat sich der prozentuelle Anteil mehr als verdoppelt. 2

Beim Lesen dieser Arbeit wird auch offensichtlich, dass Vieles von der Akzeptanz neuer (bewiesener) Forschungsergebnisse abhängig ist (vlg. hierzu Kapitel 2.4.1.3) und zugleich, dass sich alte widerlegte Theorien nach wie vor halten und somit womöglich Forschungsergebnisse (zumindest teilweise) verfälschen.

Es wurde bewusst die geschichtswissenschaftliche Zitierweise gewählt, die es in diesem Fall ermöglichte, eine Reihe von Zusatzinformationen, die direkt oder indirekt mit dem Thema zusammenhängen, in diese Arbeit zu platzieren.

² Vlg. Dieter Kelletat: Physische Geographie der Küsten und Meere. Stuttgart/Leipzig ²1999. S. 3 & S. 6.

5

1.1 Allgemeines: Definition Küsten, Lage und Ausdehnung der

Küsten und Küstenklassifikation

Es ist äußerst schwierig eine präzise Definition von „Küste“ zu formulieren. Ebenso macht es wenig Sinn Küstenlinien auf einer Karte zu fixieren, da sich der Bereich des Wellenschlages ständig im Raum verändert und an offenen Meeren um viele zehner Kilometer verschieben kann. Folglich kann es in der Natur kein Normalnull (NN) noch ein Kartennull oder eine Hoch- und Niedrigwasserlinie geben, wie sie in den topographischen Karten eingezeichnet sind. Stattdessen gibt es sehr mobile Säume unterschiedlicher Breiten. Auch rechnerisch erfasste Wasserstände verändern sich bedeutend in wenigen Jahren. 3

Dennoch ist die wissenschaftliche Terminologie auf eine Definition angewiesen. Kelletat schlägt vor, für eine befriedigende Definition von Küste auch den Wirkungsbereich der Brandung mit einzubeziehen und nicht nur die Grenzen mit den unterschiedlichen Wasserständen. Der Einfluss der Brandungswirkung reicht in den Bereich hinaus, bei dem Salzwasserspritzer und Salzwasserspray einwirken (Indikatoren: Meso- und Kleinformen, Streifen besonderer Vegetationsbedeckung, fehlende terrestrische Bodenentwicklung) und nicht nur bis zu dem Bereich, wo gelegentliche Sturmflutereignisse Wellen befördern. Seewärts endet das Küstenmilieu nicht am allertiefsten vorkommenden Wasserstand, sondern etwas tiefer bzw. weiter, bis zu dem Bereich wo die Brandungswirkung unter Wasser spezielle Formen hervorbringen kann; dieser Bereich variiert von Küste zu Küste. Da die Wellenenergie sich in der Wassertiefe verliert, vermindern sich die geomorphologische Aktivitäten und verlieren auf dem küstennahen Unterwasserhang ihre Wirkung. 4

Auch Valentin definiert die gegenwärtige Küste als das Gebiet zwischen der obersten und äußersten landwärtigen und der untersten und äußersten seewärtigen Brandungswirkung ⁵ (s. Abb. 1).

³ Vgl. Dieter Kelletat: Küstenforschung. In: Geographische Rundschau, Band 1, Heft 39, S. 5.

⁴ Vgl. Kelletat: Physische Geographie der Küsten und Meere, S. 84f.

⁵ Vgl. Hartmut Valentin: Die Küsten der Erde. Beiträge zur allgemeinen und regionalen Küstenmorphologie. In: Petermanns Geographische Mitteilungen, Ergänzungsheft 246. Gotha 1952. S. 1ff.

6

Abb.2: Terminologie im Küstengebiet (n. Valentin: Die Küsten der Erde, S. 3)

Das Litoral lässt sich in mindestens drei vertikale Streifen gliedern: ins Sublitoral, ins Eulitoral und ins Supralitoral (vgl. hierzu Kapitel 2.7).

Es war ebenfalls Valentin, der als erster eine bis heute gültige Fassung der

Küstenklassifikationen vorgenommen hat. Es handelt sich hierbei um eine Systematik der Küstenformen im Sinne einer voll genetischen Klassifikation, bei der die wesentlichsten Formungkräfte angesprochen werden (vgl. Abb. 2).

Abb. 3: Systematik der Küstenformen (nach Valentin: Die Küsten der Erde, S. 50)

7

Valentin unterscheidet zunächst in seiner kreisförmigen Darstellung der Küstenformungstypen in „vorgerückte“ und „zurückgewichene“ Küsten. Diese wiederum werden unterteilt in je zwei weitere Gruppen: Die vorgerückten in die aufgetauchten (durch Landhebung oder Regression des Meeres) und in die aufgebauten (durch marine, litorale, terrestrische und biogene Vorgänge). Die zurückgewichenen werden in untergetauchte (Landsenkung oder Transgression des Meeres) oder zerstörte (durch die Kraft der Brandung, subaerische Verwitterung und Abtragung, biogene Erosion, etc.) Gruppen unterteilt. 6

Auch eine Systematik der Küstengestaltstypen wurde von Valentin 1952 vorgenommen. Neben den bereits erwähnten Hauptgruppen unterteilt Valentin in weitere Untergruppen (z.B.: zurückgewichene Küsten=> untergetauchte Küsten=> fluviatil gestaltete Küsten=> junggefaltet=> Canale- oder Vallone/dalmatinischer Küstentyp), die dann die Küstengestaltstypen ausmachen. 7

Eine sinnvolle und aufschlussreichere Erweiterung von Valentins Systematik der Küstengestaltstypen, hat Kelletat vorgenommen (s. Abb. 3). In dieser Erweiterung finden wir unter anderem äolisch gestaltete Küsten (Dünentalküsten), in der erweiterten Version finden wir auch sekundäre Verfestigungen (Beachrock- und Äolianitküste), bedeutend für die Mittelmeerküsten (vgl. Kapitel 2.4), oder Kalkalgenbiohermata und Vermetiden-Biostromata und -Biohermata, äußerst wichtig hinsichtlich der Zonalität der Mittelmeerküsten (vgl. Kapitel 3.), u.a. Eindeutiger Vorteil solch einer Klassifikation ist die hierarchische Ordnung sowie die Einstufung der verschiedenen Küstentypen, aber auch von singulären Erscheinungen.

⁶ Vgl. Valentin: Die Küsten der Erde, S. 49 - 57.

⁷ Vgl. Valentin: Die Küsten der Erde, S. 55.

8

Abb. 4: Systematik der Küstengestaltstypen (erweitert nach Kelletat: Physische Geogragphie der Meere und Küsten S. 203)

2.Typische Formen der Mittelmeerküsten und die daran beteiligten Prozesse

2.1 Ingressionsform überwiegend fluvialer Genese: Die Calanquen der französischen Mittelmeerküste

Zwischen dem südöstlichen Teil von Marseille (Cap Croisette) und dem Badeort Cassis finden wir einen Küstenabschnitt, der einen für diese Region üblichen Buchtentyp ausweist. Es handelt sich hierbei um die so genannten les Calanques, lang gestreckte Talbuchten, die weit ins Land eingreifen, von 100 m (Calanques de la Mounine, s. Abb. 5) bis zu 1.400 m (Calanque de Port-Miou, s. Abb 6) und an dem oben erwähnten Küstenabschnitt am zahlreichsten sind.

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  Abb. 5: Die Calanque de la Mounine (nach Galas: Die Calanquen, Bild 2)  

  Abb. 6: Mündung der Calanque de Port-Miou (nach Galas: Die Calanquen, Bild 1)  

10

Prinzipiell sind es überflutete Unterläufe von im Kalk ausgebildeten Trockentälchen. Generell zählt man diese Art von Buchten zum Typ der Ingressionsküsten überwiegend fluvialer Genese ein. ⁸ Die verwechselnde Ähnlichkeit der Calanquen mit denen in Galizien, Südirland oder der Bretagne vorkommenden Rias führte Forscher zu der Annahme, dass die Calanquen eine Art Anfangsstadium der Rias seien. ⁹ Eine geringere Ingressionstiefe, das Fehlen von Gezeitenwirkung und das steilere Gefälle der ins Meer mündenden (in den meisten Fällen kein Wasser führenden) Täler, sind die Hauptunterschiede zwischen den Calanquen und den Rias ¹⁰ .

Die Calanquen der Kalkmassive von z. B. Marseilleveyre und Puget haben durch denselben gewundenen Verlauf eine Ähnlichkeit mit kleineren Rias, wobei die Calanquen in ihrer Tiefe zunehmen, sich meerwärts erweitern und ihre Tiefen bis zu 20 m zunehmen können (etwa in den Mündungen von Calanques de Sormiou, Port-Miou, u. a.).

Die Hänge sind durch die Arbeit des Meeres zu meterhohen Kliffs umgestaltet worden und zwar vom Mündungsbereich bis in die landwärtigen Enden. Eine weitere Auffälligkeit ist die Herausarbeitung einer häufig auf lange Strecken zu beobachtenden Hohlkehle auf der Basis des Kliffs, die auf Salzwasserverkarstung zurückzuführen ist.

Wie bei den Rias, erfolgt die Umgestaltung der Calanquen (aber auch der „Calas“ ¹¹ ) allein durch die Wirkung der Meereskräfte, welche laut Galas die Bezeichnung einer „Talbucht“ rechtfertigt. 12

⁸ Vgl. Kelletat: Physische Geographie der Küsten und Meere, S. 111ff.

⁹ Vgl. Dieter Gallas: Die Calanquen der provencalischen Küste zwischen Cap Croisette und Cassis, In: Geographische Rundschau 21, Braunschweig 1969, S. 420.

¹⁰ Rias sind Meeresbuchten, die aus einem langen Flusstal hervorgegangen sind, das durch Transgression des Meeres unter Wasser gesetzt wurde. Vgl. hierzu Hartmut Leser (Hrsg.): Diercke-Wörterbuch Allgemeine Geographie. München 1997. S. 707. Einen präzisen, anschaulichen Kurzüberblick über den Riaküstentyp und weiterführende Literatur gibt Kelletat: Physische Geographie der Küsten und Meere, S.111f.

¹¹ Vgl. Kelletat: Physische Geographie der Küsten und Meere. S. 113.

¹² Vgl. Galas: Die Calanquen. S. 420.

11

Im Gegensatz zu den Rias fehlt in den Calanquen der als Verlandungsbereich

gekennzeichnete fluvio-marine Übergang, zudem besitzen landwärtige

Fortsetzungen ein wesentlich größeres Gefälle und ein unausgeglichenes, z. T. ungleichsinniges Längsprofil. 13

Das heutige Erscheinungsbild der Calanquen ist auf den postglazialen Meeresanstieg zurückzuführen, der Flandrischen Transgression, welche das heutige Niveau um 2 - 3 m überschritten haben soll. 14

Durch das Fehlen der hochgelegenen Strandterrassen (bedingt durch interglaziale Meereshochstände) in diesem Küstengebiet lässt sich die Genese der Calanquen nicht in das Ältere Pleistozän zurückverfolgen. Für die Calanque de Callelongue, de la Mounine, de Marseilleveyre, de Port-Pin und de Port-Miou (s. Abb. 7) darf man annehmen, dass durch den Wechsel von Tiefenerosions- und Überflutungsphasen thalassostatische Talentwirkungverantwortlich ist.

Abb. 7: Übersicht der Calanquen-Küste (nach Galas: Die Calanquen, S. 421)

¹³ Ebd.

¹⁴ Die Flandrische Transgression ist eine Abfolge von marinen Prozessen im Holozän. Es handelt sich um eine Abfolge von mehreren Transgressionphasen, die durch Ruheperioden (zum Teil mit Regressionsbewegungen) unterbrochen wurden. Vgl. hierzu Hartmut Leser (Hrsg.): Diercke-Wörterbuch Allgemeine Geographie. München 1997, S. 212.

12

Der ebene Boden des die Fortsetzung dieser Calanquen bildenden Tales überragte das Niveau des Mittelmeeres um einige Meter. Am landwärtigen Ende der Talbucht der Calanque de Marseilleveyre findet man kliffartige, im Schutt ausgebildete Aufschlüsse, die die Existenz einer mächtigen Talfüllung beweisen. Auch an den Flanken der Calanque sind z. T. stark zementierte Reste sichtbar.

Diese Schuttfüllung ist wahrscheinlich das Ergebnis einer Periode der letzten Kaltzeit gewesen. Der Schutt der anderen Calanquen in diesem Küstenabschnitt ist wahrscheinlich durch eine feuchtere Phase wieder beseitigt worden. Dass der Schutt der Calanque de Marseilleveyre nicht beseitigt wurde, liegt daran, dass die Entwässerung nicht mehr im alten Bett erfolgte und der Bach sich eine neue Mündung suchte (s. Abb. 8). Die Schuttbildung geht vermutlich auf ein periglaziales Klimageschehen zurück. Darüber hinaus vermutet man, dass die Calanque de Marseilleveyre schon im letzten Interglazial existierte und die Talbuchten nicht nur auf eine Tiefenerosionsphase zurückzuführen sind. 15

Abb. 8: Morphologische Skizze der Calanque de Marseilleveyre (n. Galas: Die Calanquen, S. 422)

¹⁵ Vgl. Galas: Die Calanquen. S. 421f.

13

Die Größe der Talbuchten steht in keinem Verhältnis zur Länge, in die sie mündenden Täler. Diese Tatsache führte Forscher wie A. Berard zur Schlossfolgerung, dass nicht alle, wenngleich die meisten, Calanquen fluviatiler Anlage sein können. 16

Laut Galas sind diese nicht fluviatilen angelegten Calanquen auf einen karsthydrographischen Ursprung zurückzuführen. Untermauert wird diese Annahme durch das Beispiel der canyonähnlich eingetieften Calanque d’En-Vau, deren landwärtige Fortsetzung eine dolinenartige Hohlform die lokale Erosionsbasis für die dort mündenden Täler bildet und belegt, dass Talbildungs- und Kalklösungsprozesse nebeneinander vorkommen können. Die Länge der steilen landwärtigen Fortsetzungen der Calanque de Sormiou (s. Abb. 9) und Morgiou beträgt etwas mehr als 1 km, dagegen erreichen die fluviatil angelegten Calanquen von Port-Miou, Port-Pin und En-Vau Längen von 2 - 3,4 km. 17

Abb. 9: Die (sehr breite) Calanque de Sormiou (n. Galas: Die Calanquen, Bild 4)

¹⁶ Vgl. Galas: Die Calanquen. S. 422.

¹⁷ Ebd.

14

Ähnlich verhält es sich mit den vielen „Calas“ ¹⁸ im Mittelmeergebiet (z. B. in Italien, Spanien). Auch hierbei ist meist noch eine fluviatile Grundlage zu erkennen, wobei die Umgestaltung durch maritime Kräfte bereits fortgeschritten ist. 19

Einen anderen Typ der Cala finden wir auf der maltesischen Insel Gozo. Ellenberg typisiert ihn als den „tektonischen Qala“. ²⁰ Es wird beschrieben, dass an der Ostspitze der 67 km² großen Insel fünf schmale Buchten im Fels zu finden sind, die stark an Calas erinnern. Eminent unterschiedlich ist jedoch das Fehlen eines dazugehörigen Tales. Somit kann die Bucht nicht durch fluviatile Ausformung und anschließendes Ertrinken des Unterlaufs erklärt werden. Das Entstehen lässt sich somit nur durch tektonische Krustenzerrungen erklären, die im östlichen Teil der Insel besonders stark waren. Solche tektonischen Calas kommen nur im Osten der Insel vor (s. Abb. 10). 21

Abb. 10: Tektonisches Cala im Osten von Gozo (nach Ellenberg: Die Küsten von Gozo, S. 152)

¹⁸ Galas schlägt für die auf den Balearen vorkommenden kleinen gedrungenen, häufig halbkreisförmigen Buchten als „Cala“ und die längeren, sich landwärts verengenden Talbuchten als „Calanque“ zu bezeichnen.

¹⁹ Vgl. Kelletat: Physische Geographie der Meere und Küsten. S. 113.

²⁰ Ellenberg verwendet offensichtlich die englische Schreibweise für den Buchtentyp „Cala“.

²¹ Vgl. Ludwig Ellenberg: Die Küsten von Gozo. In: Essener Geographische Arbeiten, 6, Paderborn 1983, S. 151f.

15

Die Formgruppe der Calanquen sind unter anderem auch an den Küsten des Promontorio del Garango in Apulien vorzufinden. Auch in diesem Gebiet kann man die Öffnung der Buchten ausschließlich der Brandung des postglazialen hohen Meeresspiegels zuschreiben, da nur bis zur vertikalen Reichweite der gegenwärtigen Wellen der Schutt völlig beseitigt wurde, an den höheren Hängen ist er noch als die Buchten begleitende Leiste in Mächtigkeiten bis zu einigen Metern seewärts absinkend, erhalten.

Kelletat reiht die Calanquen in Apulien als einen Sonderfall ein, da Spuren der Verkarstung wegen des dafür ungeeigneten Gesteins in den Hohlformen fehlen. Zusätzlich lassen sich exhumierte, verborgene Felsleisten am Buchtausgang erkennen, welche auf die bereits erwähnte Flandrische Transgression zurückzuführen ist. 22

2.2 Verwitterungsformen: Tafoni und Honeycombs

Der Begriff Tafoni (Einzahl: Tafone) stammt aus dem korsischen Dialekt und ist dem Substantiv Fenster gleichzusetzen. Allerdings kann keine Rede von gewöhnlichen Fenstern sein. Es entstehen vielmehr Höhlungen, weswegen man von „Höhlungsverwitterung“ sprechen könnte.

Das Entstehen von Tafoni oder Verwitterungslöcher ist an dem Prozess der Abtragung von Verwitterungsrinden gebunden. Verwitterungsrinden sind meist nur wenige Millimeter dicke Ausscheidungen von Mineralstoffen, vor allem Eisen- und Manganoxiden, an freiliegenden Gesteinsoberflächen. Zirkulierendes Sickerwasser tritt an die Oberfläche des Gesteins, verdunstet und setzt seine Lösungsfracht dort ab. Die Rinde selbst ist relativ hart, das unter ihr liegende Gestein oft durch die chemische Verwitterung zermürbt. Wird dann die Rinde stellenweise zerstört, transportiert die Abtragung (durch Wasser und Wind) das mürbe Gestein dahinter aus, und es entstehen Tafoni. Verwitterungsrinden treten häufig in ariden Gebieten auf, bevorzugt auf kristallinen Gestein. 23

Für die auf der französischen Mittelmeerinsel Korsika vorkommenden Erscheinungen spielen bei der Zerstörung der Rinde die im Hochsommer plötzlich hereinbrechende Gewitterregen eine bedeutende Rolle.

²² Vgl. Dieter Kelletat: Beiträge zur regionalen Küstenmorphologie des Mittelmeerraumes, Garango/Italien und Peloponnes/Griechenland. In: Zeitschrift für Geomorphologie, N.F., Ergänzungsheft, 19, Berlin 1974. S. 37f.

²³ Vgl. Frank Ahnert: Einführung in die Geomorphologie, Stuttgart 1999, S. 117.

16

Durch das schnelle Abkühlen und die sich daraus ergebende Kontraktion des überhitzen Gesteins werden die Gesteinsschalen rissig und mürbe und zerfallen schließlich. Ist der Verwitterungsprozess bereits weiter fortgeschritten, stehen die Restschalen und Restformen bis zu ihrer endgültigen Zerstörung wie Skelette in der Landschaft. 24

Auch so genannte Honeycombs oder Wabenverwitterungsformen, also wabenartige Höhlungen, findet man auf Korsika an dem gleichen Gestein, wenngleich wesentlich seltener, allerdings in regelmäßigen Abständen und kleinförmiger. Der Übergang zwischen beiden Formen ist fließend und der grundsätzliche Verwitterungsvorgang mit dem der Tafoni vergleichbar. Die Verbreitung der Tafoniformen erstreckt sich fast über den gesamten Inselbereich von Korsika.

Ihr Vorkommen ist sowohl in Küstennähe als auch in Höhen von bis zu 1.500 m zu finden, wobei hier eine generelle Abnahme festzustellen ist. ²⁵ Weitere Tafoni und Honeycombsbildungen im Mittelmeer befinden sich in die vom Kelletat untersuchten Gebiete von Kreta und Santorin. ²⁶ Kelletat legte mit seinen Untersuchungen auf Kreta und Santorin (s. Abb. 11 & 12) einen Beitrag zum Alter von Tafoni und Honeycombs ab. Er konstatiert, dass für die Ausbildung von sehr kräftigen Waben- und Tafonierscheinungen ein Zeitraum von wenigen Jahrtausenden, z. T. auch Jahrhunderten ausreichend ist. Dies bezeugen jung aus dem Meer aufgetauchte Teilgebiete oder erst in historischer Zeit geschaffene Vulkanoberflächen, womit jedes höhere Alter ausgeschlossen ist.

Tafoni die aufgrund ihrer Lage ins Pleistozän eingereiht werden könnten, sind weder nach Verbreitung noch Intensität der Ausbildung entwickelter als die jungholozänen Erscheinungen. 27

²⁴ Vgl. W. Klear: Verwitterungsformen im Granit auf Korsika. In: Petermanns Geographische Mitteilungen, Ergänzungsheft, 261, Heidelberg 1956, S. 48.

²⁵ Vgl. Klear: Verwitterungsformen, S. 42.

²⁶ Vgl. Dieter Kelletat: Studies on the Age of Honeycombs and Tafoni Features. In: Catena 7, Braunschweig 1980. S. 317-325.

²⁷ Vgl. Kelletat: Studies and Tafoni Features, S. 317.

17

  Abb. 11: Tafoni-Vorkommen in pliozänen Konglomeraten im Westen Kretas (n. Kelletat:  

  Studies of Honeycombs, Foto 4)  

  Abb. 12: Tafoni-Vorkommen auf der Caldera-Wand, Santorin (n. Kelletat: Studies on  

  Honeycombs, Foto 9)  

18

Auch in der Region von Paphos (Zypern) finden wir Tafoni, die sich hierfür relativ gut datieren lassen. Zahlreiche künstliche Wände wurden in den Äolianiten angelegt (zwecks Grabbauten u. ä.), die etwas mehr als 2.000 Jahre alt sind. Dadurch kann man das maximale Alter der Felswände und die notwendige Zeit für Tafonibildungen erschließen. Kelletat datiert, dass die dort ansässigen Tafoni in weniger als 1.000 Jahren entstehen können, einige von ihnen sogar in 200 bis 300 Jahren. 28

Von der Tafonierung bleibt kaum eine Gesteinart verschont; die Vielfalt ist sehr groß: Paläozoische und mesozoische Sandsteine und Kalksandsteine, neogene Konglomerate, quartäre marine Sedimente, würmzeitliche Glacisfanglomerate oder Äolianite, verschiedene jungpleistozäne und holozäne Vulkanite (Laven, Schlacken, Aschen, Tuffe und Bimse). Für den gesamten Mittelmeerbereich ist eine Zunahme von Häufigkeit und Qualität der Formenausbildung bei den jungen Tafoni in Richtung zu stärker ariden Verhältnissen zu erkennen.

Zusätzlich lässt sich eine Tendenz erkennen, dass immer mehr weniger geeignete Steine von diesem Prozess erfasst werden. 29

Über die Entstehung bzw. Bildungsbedingungen von Tafoni wird schon seit mehr als 100 Jahren diskutiert, ohne zu einem annährend akzeptablen, einheitlichen Konsens zu gelangen.

Höllerman unterscheidet im Wesentlichen zwischen drei Möglichkeiten der Tafoni-Entstehung:

1. Mechanische Verwitterung als unmittelbare Temperaturverwitterung durch Temperatur- und Volumenschwankungen kürzester Periode,

verstärkt durch eine Mikrozirkulation der Luft in den Höhlungen; 2. Mechanische Verwitterung durch Hydratationssprengung von Salzen; 3. Chemische Verwitterung mit Hartrindenbildung an der Oberfläche und Kernverwitterung. 30

²⁸ Vgl. Dieter Kelletat & Gerhard Schellmann(Hrsg.): Küstenforschung auf Zypern. Tsunami-Ereingnisse und chronostratigraphische Untersuchungen. In: Essener Geographische Arbeiten 32, Essen 2001, S. 34.

²⁹ Ebd.

19

Auch für Kreta und Santorin kann man den chemischen Prozess der Verwitterung mit Hartrindenbildung, aber vor allem den Prozess der mechanischen Verwitterung durch Hydratationssprengung von Salzen, als Entstehungserklärung annehmen. 31

2.2.1 Entstehung mit Hartrindenbildung

An Gesteinsblöcken mit Hartrinden fehlen Tafoni oft auf den der Sonne bzw. dem Wind abgewandten Flächen, die unter dem Einfluss der Schattenverwitterung stehen, da die dort aufgrund der geringen Verdunstung länger anhaltende Feuchtigkeit die chemische Verwitterung begünstigt bzw. intensiviert. Diese Schattenverwitterung führt zur Tafonisierung des durch die Kernverwitterung bereits zermürbten Gesteins.

Bei gleich bleibender Windrichtung erfolgt die Tafonierung des Gesteins im Windschatten, charakteristisch sind deshalb die seitlichen Öffnungen. Bei stark wechselnder Windrichtung bzw. bei allgemein geringer Luftbewegung ist die Feuchtigkeit an der Auflagefläche des Gesteins am größten. Die Schattenverwitterung höhlt das Gestein quasi von unten her aus. Aushöhlungen nehmen oft einen großen Teil des Gesteinskörpers ein. 32

2.2.2 Entstehung durch Salzsprengung

Am intensivsten sind Tafoni an periodisch-feuchten, kräftig überwehten Küstengebieten entwickelt, in denen an der Gesteinsoberfläche Befeuchtung mit Abtrocknung wechselt, also sporadisch mikroklimatische Aridität herrscht. 33

Frenzel beschreibt die Tafoni als eine charakteristische Erscheinung der mediterranen Küstengebiete und schlussfolgert, dass die Tafonierung im Mittelmeer vorwiegend durch mechanische Verwitterung des Gesteins durch Salzsprengung entsteht. 34

³⁰ Peter Höllermann: Formen kavernöser Verwitterung („Tafoni“) auf Teneriffa. In: Catena 2, Gießen 1975, S. 399.

³¹ Vgl. Kelletat: Studies and Tafoni Features, S. 317.

³² Vgl. Herbert Wilhelmy: Geomorophologie in Stichworten. II Exogene Morphodynamik, Hirt 1990, S. 26.

³³ Herbert. Wilhemly: Klima-Geomorphologie in Stichworten, Hirt 1974. S. 153.

³⁴ G. Frenzel: Studien an mediterranen Tafoni. In: Neues Jahrbuch für Geologie und Paläontologie, Abhandlungen 122, 1965, S. 318.

20

Das Tafoni-Phänomen kann zwar mit chemischer Zersetzung verbunden sein, doch diese muss als Zugabe gewertet werden. 35

Aus feuchter Seeluft ausgeschiedene Salze, die an der Oberfläche austrocknen, können durch erneute Wasserzunahme eine Volumenszunahme von 30 bis sogar 100 % erreichen. 36

Der dadurch resultierende hohe Druck übt eine Sprengwirkung auf das Gestein aus und führt zur Lockerung des Gesteins und schließlich zum Gesteinszerfall. Sonnenhitze und Trockenheit bewirken ein Zurückfließen der Lösung. Dieser

Prozess wiederholt sich. Das heißt folglich, dass das Salz einen bestimmten Vorgang bewirkt, ohne sich selbst zu verbrauchen. ³⁷ Da in unmittelbarer Nähe des Meeres am meisten Salz an der

Gesteinsoberfläche angelagert wird, ist es nahe liegend, dass die Salzsprenung hier am intensivsten ist.

Die tafonisierten Gesteinspartien zeigen im Spritzwasserbereich nach oben oder zur Meerseite hin, da an diesen Stellen das salzhaltige Wasser angepeitscht wird.

Mit zunehmender Entfernung vom Meer bzw. mit zunehmender Meereshöhe nimmt der Salzgehalt der Luft und somit auch der Salzgehalt an der Oberfläche der Tafoni ab, folglich ist auch die Intensität der Tafonisierung von der Küste sinkend. 38

2.3 Tsunamigene Ablagerungen im Mittelmeer

Spätestens seit der Tragödie in Asien im Dezember 2004 ist den Menschen auf der Welt der Begriff Tsunami bekannt. Der Terminus selber kommt aus dem japanischen und bedeutet „Hafenwelle“ ³⁹ .

Doch nicht nur im Pazifik (oder im oben erwähnten Fall im Indischen Ozean) sind Spuren von Tsunami vorhanden, sondern auch im Mittelmeer finden wir solche, besonders im Östlichen Mittelmeer. Dies mag nicht verwundern, da es allgemein bekannt ist, dass das Östliche Mittelmeer das seismisch aktivste Gebiet Europas ist. Die Folge sind Erdbeben und Tsunami. Im Prinzip können

³⁵ Vgl. Frenzel: Studien Tafoni, S. 316.

³⁶ Vgl. Wilhemly: Geomorphologie in Stichworten, S. 19.

³⁷ Vgl. Frenzel: Studien Tafoni, S. 321.

³⁸ Vgl. Frenzel: Studien Tafoni, S. 318ff.

³⁹ Tsu=Hafen, Nami=Welle. Das Wort „Tsunami“ gilt auch für die plurale Bezeichnung!

21