mini|Die lichten Wacholderbestände in den sommer-trockenen Gipskarst-Gebieten von İmranlı signalisieren eine typische dem Klima angepasste Vegetation. Ein Drittel der Gesamtfläche der Türkei besteht aus Karstgebieten. Im Vergleich zu den Karstregionen in Carbonatgesteinen ist die entsprechende Fläche in Gipsformationen relativ klein, wobei die meisten von ihnen in Zentralanatolien liegen. Die Gipssedimente stammen im Allgemeinen aus dem Oligozän und dem Miozän und wurden in terrestrischen Umgebungen wie Seen, Stränden und seichtem Meer oder Sabcha abgelagert. Obwohl es Gipsvorkommen in Regionen bei Ankara, Çankırı, Çorum, Kırşehir und Kayseri in Zentralanatolien gibt, treten die am weitesten verbreiteten und dicksten Folgen (mehr als 750 m dick) östlich von Sivas auf. Gipsschichten in anderen Regionen treten zumeist als dünne Lagen mit Zwischenbändern aus Ton, Mergel und Sandstein auf. Mit Ausnahme einiger Gebiete südlich von Çankırı haben sich daher in diesen Gebieten im Gips keine auffälligen Karstformen entwickelt. Dagegen stößt man in der Nähe von Hafik, Zara und İmranlı auf den massiven Gipssequenzen des Oligozän-Miozäns östlich von Sivas auf signifikant gut entwickelte Karren, Lösungsdolinen, Einsturzdolinen, blinde Täler, Karstquellen, Ponore, Höhlen und Poljen. Die in dieser Region typischen kontinentalen klimatischen Bedingungen mit einer nicht gerade üppigen durchschnittlichen jährlichen Niederschlagsmenge von 424 mm reichen für eine eindrucksvolle Verkarstung der Landschaft offenbar aus, denn die Niederschläge fallen im kalten, schneereichen Winterhalbjahr hauptsächlich konzentriert im Frühjahr, während die Sommer trocken und heiß sind. Die lichten Wacholderbestände in den sommer-trockenen Gipskarst-Gebieten z. B. von İmranlı signalisieren somit auch eine entsprechend typische dem Klima angepasste Vegetation.
Lagesituation Das Gebiet des oberen Kızılırmak im Nordosten der Türkei, insbesondere östlich von Sivas, gehört zu den wichtigsten Gipskarstgebieten in der Türkei. Das Zentrum dieses Gebietes umfasst innerhalb des Sivas-Tertiärbeckens hydrologisch die Region des oberen Kızılırmak-Beckens im östlichen Inneranatolien zwischen Sivas und İmranlı, das sich mit einer Fläche von ca. 2140 km² bei wechselnder Breite von bis zu 55 km über 280 km erstreckt. Dieses im Norden vom Sivas-Überschiebungsgürtel begrenzte Becken bildete sich zwischen den Tauriden im Südosten, den Pontiden im Norden und dem Kırşehir-Massiv im Westen aufgrund der Schließung des nördlichen Zweigs der Neo-Tethys während der späten Kreidezeit bis zum frühen Paläozän. Nach neuesten Untersuchungen von 2006 hat sich das Sivas-Becken dabei auf einem Sockel der ozeanischen Kruste aus ophiolitischen Sedimenten des nördlichen Zweigs der Neo-Tethys gebildet. Die Basis des Beckens stellt demnach hauptsächlich eine Nahtzone dar, die zwischen dem Bogen des Pontus und dem Deckgebirge des Taurus als ein intrakontinentales Becken hauptsächlich nach der Schließung des nördlichen Zweigs der Neo-Tethys entwickelt wurde und jüngere tektonische Kollisionsprozesse in Zentralanatolien begleitete.
Zur geologisch-tektonischen Einordnung links|mini|318x318px|Die beiden kartographischen Darstellungen informieren über die geologisch-tektonische Situation des Beckens von Sivas in der Türkei unter besonderer Berücksichtigung der Gipskarst-Region zwischen Sivas und Zara. mini|Bereits südlich von Sivas gibt es eine deutliche Häufung von Dolinenfeldern im Gipskarst, so z. B. nördlich von Şarkışla am 1570 m hohen Yassıbel-Pass in den nördlichen Ausläufern der İncebel Dağları zwischen Kayadibi und Sivas. Ein Blick auf eine geologische Karte der Türkei macht deutlich, dass die Gebiete mit Evaporiteinlagen (u. a. Gipskarstgebiete) bereits 70 km südsüdwestlich von Sivas einsetzen und sich über weitere mehr als 100 km von Sivas nach Osten hinziehen. Und ein Blick auf die Satellitenbilder in Google Earth bestätigt mehrfach Teilregionen südlich von Sivas mit deutlichen Häufungen von Dolinenfeldern, so z. B. nördlich von Şarkışla am 1570 m hohen Yassıbel-Pass in den nördlichen Ausläufern der İncebel Dağları zwischen Kayadibi und Sivas. Das zentrale Sivas-Becken ist ein langes und breites Tertiärbecken, das sich hauptsächlich auf einer ophiolitischen Naht der Neo-Tethis (älteres östliches Mittelmeerbecken) zwischen den taurischen Deckgebirgen im Süden und dem anatolisch-pontischen Gebirgsgürtel im Norden als intra-kontinentale Senke entwickelte, während sich der nördliche Zweig der Neo-Tethys im frühen Tertiär zu schließen begann, um anschließend während einer tektonischen Verformungsphase in der späten pliozän-quartären Zeit unter Nord-Süd-gerichtetem Druck verformt zu werden. Die randlichen Fundamente dieser großen tektonischen Senke bestehen an ihrem West-Nordwest-Rand aus paläozoischen Metamorphiten, die das östliche Ende des Kırşehir-Massivs bilden, sowie am südlichen Rand aus Karbonaten der oberen Trias- bis Oberkreideformationen des östlichen Endes des Taurusgürtels. Die nördlichen Ränder bestimmen metamorphe und ophiolitische Fazies der Pontiden (Çamlıbel Dağları).
Das Sivas-Becken ist sowohl in Längs- als auch in Querrichtung asymmetrisch und ist durch seitliche Verwerfungszonen gekennzeichnet. Die Sedimentfüllung besteht aus Molasse, einer dicken, flach-marinen und kontinentalen Abfolge zwischen Maastricht und Tertiär mit flachen marinen Zwischenbetten. Während des fortgesetzten intrakontinentalen gegeneinander gerichteten Drucks mehrerer Plattenteile (Konvergenz, gegeneinander gerichtete Drift von Kontinentalplatten) wurde das Sivas-Becken in kleine Teilbecken zerlegt, die an einem oder beiden Rändern durch Verwerfungen begrenzt sind. Solche Unterbecken sind z. B. die geologischen Teilbecken von Pazarcık-Yıldızeli, Akçakışla-Düzyayla, Şarkışla-Celalli, Akkışla-Altınyayla, İmranlı und İşhanı.
Ausschlaggebend für die Bildung der Gipskarstgebiete von Sivas war dabei die Şarkışla-Celalli-Mulde. Dieses Becken wird im Norden von der Verwerfungszone des oberen Kızılırmak und im Süden von der Deliler-Tecer-Verwerfungszone und der Tecer-Überschiebung begrenzt. Die untersten Ebenen der Beckenfüllung bestehen aus Tiefsee-Kalksteinen der Oberkreide (Maastricht) bis zum Paläozän, die nach oben in paläozäne basaltische Laven und eozäne klastische Gesteine übergehen. Im Osten überlagern mit lokalen Unregelmäßigkeiten klastische Gesteine des unteren Miozäns oder neritische Carbonate ältere Einheiten und gehen nach oben in Salztonebenen (meist Gips) über, wobei es im Westen Basalteinlagerungen innerhalb der terrestrischen Ablagerungen des mittleren Miozäns gibt. Diese Fazies weist auf einen allmählichen Übergang zwischen einem kontinentalen Niveau des Oligozäns und dem frühen Miozän hin und auf einen allmählichen Wechsel der Fazies zwischen östlichen und westlichen Beckenpartien. Als dominante Gesteinsfolgen, die aus sedimentären und metamorphen Gesteinen bestehen, deren Alter vom Paläozoikum bis zum Quartär reicht, treten im Zentralen Sivas-Becken in der Regel folgende Formationen auf (von alt nach jung / unten nach oben):
Die Karaçayır-Formation des oberen Paläozoikums bis zum unteren Mesozoikum umfasst Gesteinsschichten mit verschiedenen Arten von Schiefern, Marmor und Quarzit. Die Gülandere-Formation des früh-mittleren Eozäns besteht hauptsächlich aus Gesteinsschutt (Sandstein, Tonstein, Schlickstein) und teilweise fossilen Kalksteinen. Die Kemah-Formation des unteren miozänen Kömür-Fazies, die auch Carbonat- und Kohleschichten enthält, besteht aus Sandstein-Tonstein-Schlammstein im Wechsel. Die Hafik-Formation des mittleren und oberen Miozän, hauptsächlich Gips mit Zwischenschichten von Steinsalz (Natriumchlorid, Halit) und Ton, bedeckt große Flächen und bildet das ausschlaggebende Gipskarst-Sediment. Die Pliozän-Zöhrep-Formation als stratigraphisch jüngste/oberste Fazies besteht aus in Tonstein und Kalkstein eingebettetem Konglomerat und Sandstein. Darüber folgte allerdings noch mancherorts das Quartär mit Travertin- und anderer Alluvial-Bedeckung.
Nach Untersuchungen in den frühen 1960er Jahren durch Fikret Kurtmann lag das spätere Gipskarstgebiet zwischen Sivas und Zara während der Kreidezeit noch in der Geosynklinale der Neo-Tethis. Während der laramischen Gebirgsbildung am Ende der Kreidezeit wurde das Gebiet zum ersten Male festländisch, lag während des Paläozäns in einem seichten Meer, wurde im frühen Eozän wieder zu einer kontinentalen Geosynklinale vertieft, in die – begleitet von untermeerischen magmatischen Prozessen – mächtige eozäne Flyschs und Andesitlaven sedimentiert wurden. Zum Ende des Eozäns wurde das Gebiet wieder als Festland herausgehoben und erhielt im nachfolgenden Oligozän unter ariden Klimabedingungen Sedimente von bunten Sandsteinen und Gips sowie Salzablagerungen. Mit Ende des Oligozäns bis zum bis Ende des mittleren Miozäns wird der Raum stellenweise erneut vom Neo-Tethismeer überflutet, das Kalk direkt auf der Gipsserie sedimentiert. Danach wurde das Gebiet stellenweise mit Seen versehen und bekam festländisches Aussehen, um am Ende des oberen Miozäns zu seinen rezenten Strukturen gefaltet und im Pliozän einem deutlich feuchteren Klima ausgesetzt zu werden, wobei sich Konglomeratschichten und travertinische Kalklagen sedimentierten.
Gipskarstgebiet um Hafik und Zara links|mini|500x500px|Die Karte zeigt die Überblicks-Situation der wichtigsten geomorphologischen Gegebenheiten der zentralen Gipskarst-Region von Sivas (Türkei). Der dominierende Gesteinstyp der Hafik-Formation besteht aus weißem, beigem und grauem Gips mit stellenweise dünnen bis mitteldicken Schichten, meist massiv, häufig gefaltet und mit Scherzonen an der Basis. Obwohl die Dicke der gipshaltigen Einheiten der Hafik-Formation erheblich variiert, erreicht sie an einigen Stellen bis zu 750 m. Die in einem Gebiet von über 100 km Länge und 10–20 km Breite dominierende Gipsfazies zwischen der Provinzhauptstadt Sivas im Westen und der Kreisstadt İmranlı im Osten bestimmt mit ihren Karstformen auffällig auch das Landschaftsbild zwischen Hafik und Zara. Die dortigen gipsführenden Formationen sind keinesfalls einheitlich gelagert und zeigen unter anderem eine wiederholte Wechsellagerung von Gips, rotem Sandstein und Mergel, die von Kurtmann in den 1960er Jahren genauer dokumentiert wurde und die sich in Lagunen und seichten Binnenseen entwickelt haben muss, was auf ein heißes und trockenes Klima hindeutet. links|mini|In die Gipskarst-Schichten des Oligo-Miozäns, wie hier bei Zara, hat der Kızılırmak mit seinem Oberlauf auf über 100 km Länge ein breites Tal eingetieft. In diese rötlich-farbigen Schichtserien des Oligo-Miozäns hat der Kızılırmak mit seinem Oberlauf auf über 100 km Länge ein breites Tal eingetieft und erhält dabei zahlreiche Nebenflüsse. Daher ist der Kızılırmak ständig rötlich-trüb gefärbt, was ihm auch den Namen Kızılırmak (Roter Fluss) eingebracht hat, wobei das Wasser wegen des hohen Anteils an gelösten Natrium- und Kalium-Verbindungen einen bitteren Geschmack hat.
Cemal Arif Alagöz gliedert das Gebiet des oberen Kızılırmak in topographischer und karstmorphologischer Hinsicht in zwei Großeinheiten, in "die hohen Gipsplateaus" und "die untere Karstfläche".
Die hohen Gipsplateaus erstrecken sich zwischen Hafik und İmranlı auf einer Länge von über 50 km mit einer Breite von etwa 5 km und erreichen Höhen von 1550 bis 1650 m. Nur einige aus widerständigem Sandstein und Kalkmergel bestehende Härtlinge ragen über die gefalteten oligozän-miozänen Gesteinsschichten sehr unterschiedlicher Zusammensetzung des wenig gegliederten und im Pliozän flächenhaft erodierten (denudierten) Plateaus.