Vulkanismus. Entstehung, Erscheinungsformen und postvulkanische Prozesse

Vulkanismus

Entstehung eines Vulkans

Im oberen Mantel bildet sich unter bestimmten Temperatur- und Druckverhältnissen eine Gesteinsschmelze, auch Magma genannt. Es sammelt sich zunächst in gewaltigen Magmakammern, die das umgebende Gestein auseinander drücken und teilweise schmelzen. Das Magma steht dabei unter einem enormen Druck. Durch Abkühlung, Druckentlastung und andere Vorgänge kommt es zur Entbindung der unter dem hohen Druck im Magma gelösten Gase. Solche Druckentlastungen treten vor allem in tektonischen Schwächezonen ein. Die Gase können dadurch zur Erdoberfläche Vordringen und dabei das Magma und andere Förderprodukte mitreißen.

Die vulkanischen Förderprodukte

Das Magma- Quelle der vulkanischen Förderprodukte: Die vulkanischen Förderprodukte leiten sich vom Magma (griech.= knetbare Masse) ab. Magma wird nur bei bestimmten Temperaturen und Druckverhältnissen im Erdmantel gebildet. Bei der Abkühlung und der damit verbundenen Erstarrung entstehen magmatische Gesteine auch Magmatite genannt. Erstarren magmatische Massen innerhalb der Erdkruste, so entstehen die Tiefengesteine oder Plutonite. Magma kann je nach Kieselsäure Gehalt basisch, intermediär oder sauer sein. Eines ihrer besonderen Merkmale ist es, dass sie Gase in gelöster Form enthält. Dringt Magma bis zur Erdoberfläche empor, so tritt es unter dem Namen Lava aus.

Die Laven: Der Begriff Lava leitet sich von dem italienischen Verb lavare- waschen ab. Lava hat einen geringeren Gasanteil als Magma, da das Gas bei der Eruption in Freiheit gesetzt wird. Die Temperatur einer ausfließenden Lava lässt sich aus ihrer Farbe ermitteln, wobei etwa folgende Temperaturwerte gelten: rotes glühen-540°C, dunkelrotes Glühen-650°C,hellrotes Glühen- 870°C,gelbliches Glühen-1100°C,beginnendes weißes Glühen-1260°C,weißes Glühen-1480°C. Auf Grund dieser Farbabstufungen lassen sich die Temperaturen der Laven mit einem einfachen Gerät messen, dem Pyrometer. Laven unterschiedlichen Gehaltes an SiO2 weisen sehr unterschiedliche Eigenschaften auf.

Die basaltischen Laven: Sie sind dunkelfarbig-grau, dunkelgrau bis schwarz. Die basischen Laven haben einen geringen Gehalt an SiO2. Dieser liegt unter 52%. Sie haben relativ hohe Gehalte an Magnesium- ,Eisen- und Kalziumoxiden. Die basaltischen Laven sind vorwiegend dünnflüssig, geben ihren Gasgehalt leicht ab und können als Ströme in kurzer Zeit große Strecken zurücklegen. Er ist der weitaus verbreitetste Typ, der in den Riftzonen der Mittelozeanischen Rücken sowie den Spaltenzonen der Tiefseebecken aus dem Tiefenbereich des oberen Erdmantels gefördert wird und die Ozeanböden bildet. Die sauren Laven: Die sauren Laven sind hochviskos, fließen äußerst langsam und geben ihren Gasgehalt sehr schwer ab. Dadurch entsteht ein Überdruck. Dementsprechend hat der saure Vulkanismus in der Regel einen explosiven Charakter. Der Kieselsäuregehalt übersteigt bei den sauren Laven 65%. Die intermediären Laven: Sie haben eine weitaus größere Bedeutung als die sauren. Ihr Kieselsäuregehalt liegt zwischen 52 und 65%. Die Viskosität ist relativ hoch und dadurch ist auch der andesitische Vulkanismus explosiv.

Nach der Beschaffenheit der Oberfläche werden zwei Lavatypen unterschieden. Der eine ist der „ Pahoehoe-Typ “, auch Strick- oder Seillava genannt. Er ist vor allem auf den Oberflächen basischer Laven entwickelt. Er entsteht dadurch, dass sich die noch fließende Lava mit einer Erstarrungshaut überzieht, die bei der weiteren Bewegung so zusammengeschoben wird, dass sie einem Teppich nebeneinander liegender Seile ähnelt.

Der andere Typ ist die Aa-Lava. Er entsteht auf langsam abfließende Lavaströme, deren dickerer Kruste in scharfkantige Blöcke zerbricht. Die kantigen Blöcke können Größen im Dezimeterbereich aufweisen, sie können aber auch Hausgröße erreichen.

Zu Gestein erstarrte Laven zeigen meist eine „intergranulare“ oder auch „porphyrische“ Struktur. Erste ist typisch für erstarrte Basaltlaven, bei denen aus der Schmelze leistenartig auskristallisierte , miteinander verschränkte basische Kalknatronfeldspäte in einem Haufwerk von Pyroxen eingelagert sind. Die porphyrische Struktur dagegen ist typisch für intermediäre und saure Laven. Sie zeigen gut ausgebildete Mineralkristalle die in einer Grundmasse liegen.

Die vulkanischen Lockerprodukte: Neben der Emission von Gas- und Dampfwolken und dem Ausfluss glühender Lavaströme gehört der Ausstoß von Lockermaterial in Form von vulkanischen Bomben, Lapilli und Asche dazu. Für vulkanische Förderprodukte dieser Art wird auch der Name Tephra angewendet. Dabei handelt es sich um explosiv „zerspratzte“ Lava, aber auch um Fragmente von Gesteinen, die bei vulkanischen Eruptionen aus den Wänden der Förderkanäle herausgerissen werden. Die ausgeworfenen Fragmente können In allen Größenordnungen auftreten, von riesigen Blöcken bis zu feinsten Staubpartikeln. Wenn sich das Auswurfsmaterial von zerspratzter Lava ableitet, ist dafür der Begriff „Pyroklastika“ gebräuchlich. Im Flug erstarrende Fetzten heißer Lava die meist als Brocken auf den Hang des Vulkans fallen bezeichnet man als Schlacken. Als vulkanische Bomben bezeichnet man Lavafetzen die in glühendem Zustand hoch in die Luft geschleudert werden, sich während des Fluges kugelig oder auch spindelförmig abrunden und mit einer festen Erstarrungskruste überzogen sind. Zu den Pyroklastika wird auch der Bimsstein gerechnet. Er entsteht aus sauren Laven, deren Gasgehalt sehr groß ist. Das Gewicht des Bimssteins ist derart gering, dass er auf dem Wasser schwimmen kann. So kommt es dazu, dass der Bimsstein fast an allen Küsten zu finden ist. Kleine Lavafragmente oder Fremdgesteinstrümmer nennt man „Lapilli“. Lapilli ist durch rapide Expansion von Gasen zerstiebte Lava aber auch vulkanische Asche bzw. Staub. Bei der vulkanischen Asche handelt es sich nicht um Verbrennungsrückstände, sondern um Naturglas- und Kristallsplitter. Eine besondere Erscheinung unter den vulkanischen Lockerprodukten ist „Peles Haar“. Man versteht darunter feine, hauchdünne Glasfäden die durch den Wind weggetrieben werden. Die Bezeichnung geht auf die hawaiische Göttin Pele zurück, deren Wohnstätte der Sage nach der Halemaumau-Krater sein soll.

Gliederung der Vulkane

Linearvulkane: Bei den Linearvulkanen benutzt das Magma als Aufstiegsweg an die Erdoberfläche eine tiefreichende Spalte bzw. Spaltenzone. Basisches Magma tritt an der Erdoberfläche als dünnflüssige Lava aus. Sind die Fördermengen sehr groß, so kann die ausfließende Lava ausgedehnte Landstriche überfluten. Alles was sich in den Weg stellt wird dabei vernichtet. Es entstehen Lavaebenen. Dabei wird die Morphologie und auch das Flussnetz ganzer Landschaften verändert. Nach Abschluss des Spaltenergusses wird die Spalte durch das darin erstarrende Fördermaterial „versiegelt“ und meist nicht wieder aktiv. Jedoch können sich entsprechende Ergüsse durch Aufreißen von Parallelspalten im selben Gebiet wiederholen und deckenartig übereinander stapeln. Spaltenergüsse sind auf dem Meeresboden, besonders im Bereich der Riftzonen, eine Allgemeinerscheinung und die verbreitetste Art des Vulkanismus überhaupt. Auch die kontinentalen Flut- bzw. Plateaubasalte gehören dieser Kategorie an. Ist die Fördermenge gering, bilden sich Basaltdecken von begrenztem Ausmaß.

Intermediäres Fördermaterial verbunden mit gemischt explosiv - effusiven Eruptionen, bildet Staurücken; saure, zähflüssige Schmelzen aber neigen zur Explosivität. Ein Beispiel für eine explosive Spalteneruption intermediären Materials bot der Tarawera- Ausbruch auf Neuseeland. Auf einem etwa 1100m langen, aus vulkanischen Gestein bestehenden Rücken, begann zunächst eine Explosion an einer Stelle. Weitere folgten an anderen Stellen, schließlich barst der ganze Bergrücken. Eine Spalte von 14,5km Länge riss auf, und heftige Explosionstätigkeit setzte ein. Gefördert wurde explosiv zersprengtes saueres Altmaterial, dazu Aschen, andesitische Schlacken und Lavafetzen. Die Aschen bedeckten ein Gebiet von 200 000km².

Ein Ergebnis von Linearausbrüchen besonderer Art sind Explosionsgräben bzw. Explosionsspalten. Sie entstehen dann, wenn sich in tieferen Bereichen von Förderspalten größere Mengen an Gas aus dem Magma befreit haben und ein großer Überdruck entstanden ist, dass in der Spalte das „Dach“ weggesprengt wird. Beispiel dieser Art ist die Eldgja- Spalte in Südisland. Dort wurde durch eine gewaltige Explosion ein schmaler Graben von 30km Länge aufgerissen, wobei etwa 9km³ Lockerstoffe gefördert wurden.

Eine in der Gegenwart kaum bekannte Erscheinung ist die Entstehung riesiger vulkano- tektonischer Depressionen- Einbruchsgebiete, die von Förderspalten umgrenzt werden, aus denen mächtige Glutwolken mit rhyolithischem Material herausquollen, das sich in Form ausgedehnter Ingnimbritdecken abschied und verschweißte. Durch das dabei im Untergrund entstehende Raumdefizit sank die von den Förderspalten umgebene Scholle der Erdkruste ab. Ein bekanntes Beispiel solcher vulkano- tektonischen Depressionen ist der Tobasee.

Zentralvulkane: Als Förderweg für die vulkanischen Produkte tritt bei den Zentralvulkanen an die Stelle der Spalte der Schlot, eine Röhre, die vom magmatischen Herd zur Erdoberfläche führt. Ihr oberes Ende ist der Krater, eine Kelch- oder auch kesselförmige Erweiterung des Schlotes. Im Idealfall befindet sich der Krater auf dem Gipfel der ihn umgebenden Aufschüttungen vulkanischer Förderprodukte und wird bei häufiger Förderung und damit verbundener Vergrößerung des Vulkans zunehmend höher verlegt. Krater können aber auch exzentrische Positionen einnehmen; bei manchen Vulkanen können mehrere Krater auftreten. Bei sehr großen Vulkanbauten, wie dem Ätna auf Sizilien, können die Hänge mit zahlreichen kleineren, mitunter Hunderten von „ Nebenkratern “ oder „ parasitären Kratern “ bedeckt sein, deren Zufuhrkanäle vom Hauptschlot oder auch direkt aus dem magmatischen Herd abzweigen und die mitunter sogar unabhängig vom Hauptkrater tätig werden. Bei jedem Ausbruch entstehen neue parasitäre Krater, während die anderen inaktiv werden. Die Krater verändern fast bei jedem Ausbruch ihre Gestalt. Explosive Eruptionen erweitern sie, aufdringende Lava füllt sie wieder aus. Durch Aktivitäten im Schlot kann sich auch zwischen den Eruptionen der Kraterboden heben und senken. Durch sehr zähe Laven können sich in Kratern Staukuppen bilden, die ihn ausfüllen oder sogar kuppelartig überragen und den Förderweg verschließen. Verschlüsse dieser Art können zur Ursache katastrophaler Explosivausbrüche werden.

Auch bei den Zentralvulkanen hängt die Form von der Fließfähigkeit und dem Gasreichtum des Fördermaterials ab. Basische, dünnflüssige und sehr heiße Laven breiten sich vom zentralen Förderkanal sehr schnell weithin aus. Durch vielfache Übereinanderstapelung solcher Lavaströme entstehen flache, oft große Areale überbauende Schildvulkane, deren Flanken eine sehr geringe Neigung aufweisen(3 bis 6°). Der Basisdurchmesser erreicht den 20fachen Betrag der Höhe. Die Krater der Schildvulkane sind meist ausgedehnte flache Kessel mit steilen Wänden. Beispiele für solche Schildvulkane findet man im ozeanischen Bereich. Sichtbar sind sie jedoch an den wenigen Stellen, wo sie hinausgewachsen sind wie auf Island und Hawaii.

Zentralvulkane, die eine gemischt effusiv- explosive Tätigkeit aufweisen, sind im Idealfalle Kegelberge, die aus einer Wechselfolge von effusiv geförderten Lavaströmen und explosiv geförderten Lockerstoffen wie Lapilli, Aschen, Bomben und Schlacken bestehen. Wegen ihres schichtigen Aufbaus bezeichnet man sie auch als Stratovulkane. Sind jedoch am Aufbau der Kegelberge nur Lockerstoffe beteiligt, so spricht man von Aufschüttungskegeln. Mit der Zunahme des Kieselsäuregehaltes der Förderprodukte nimmt auch der explosive Auswurf an Lockerstoffen zu oder- wie es Rittmann ausdrückt- der Explosivindex E. Er versteht darunter den prozentualen Anteil der Lockerstoffe am geförderten Gesamtmaterial. So unterscheidet er bei den Vulkanen lavareiche Typen (E=1...33), intermediäre oder normale Typen (E=34...66) und Typen bei denen Lockermassen überwiegen (E=67...90 und darüber). Diese Werte können nur als Mittelwerte angesehen werden.

Der Neigungswinkel eines Stratovulkans ist von der Art des geförderten Materials abhängig. Feine Aschen und Schlacken kommen bei etwa 30-35° zur Ruhe. Da sie vom Krater aus weiter hinweggetragen werden können als gröberes Material, lagern sie sich gewöhnlich an den tieferen Hängen des Kegels an, während sich gröberes Material in der näheren Umgebung des Kraters unter Winkeln von 40° und darüber anhäuft. Typische Kegelberge dieser Art finden sich in fast allen Vulkangebieten der Erde, die den Gürteln der Subduktionszonen oder dem kontinentalen Riftvulkanismus angehören. Caldera: ist ein Kraterkessel, der meist um ein vielfaches größer ist als der ursprüngliche Ausbruchskrater. Meist entstehen Caldera durch den Zusammenbruch unterirdischer Magmenkammern, nachdem durch einen Ausbruch diese Kammern geleert wurden. Es gibt aber auch Calderen die durch Wegsprengung eines Vulkangipfels entstanden sind. In der Caldera kann später wieder ein neuer Vulkan nachwachsen.

Zusammengesetzte Vulkanbauten: Es gibt Vulkane die eine komplizierteren Bauart haben, als die zuvor beschriebenen. Es gibt, zusammengestzte Vulkane, die nicht nur in mehreren Entwicklungsetappen entstanden sind, sondern bei denen sich im Laufe der Zeit auch die chemische Zusammensetzung der Förderprodukte geändert hat. Ein gutes Beispiel für einen zusammengesetzten Vulkan bietet uns der Vesuv. Nach Rittmann lassen sich beim Vesuv vier Bildungsphasen unterscheiden:

1. Ursomma, bestehend aus trachytischen zähflüssigen Lavaströmen oder Staukuppen;
2. Altsomma, ein relativ lavaarmer Stratovulkan aus phono - lithischen Leuzittephriten;
3. Jungsoma, ein Stratovulkan mit Lavaströmen, Radialgängen
und Mantelsills(flache Lagergänge), dessen Entwicklung durch die Eruption im Jahre 79 beendet wurde.
4. heutiger Vesuv, ein ziemlich lavareicher Stratovulkan; Ähnliche Entwicklungen gelten auch für viele andere Vulkane.

Erscheinungsformen des Vulkanismus

Die Neue Globaltektonik gibt uns die Möglichkeit, die verschiedenartigen Erscheinungsformen des Vulkanismus in ihrem Mechanismus einzuordnen. Es lassen sich folgende Gruppen ausgliedern:

1. Vulkanismus der ozeanischen Riftzonen
2. Ozeanischer Intraplattenvulkanismus
3. Vulkanismus der Subduktionszonen
4. Kontinentaler Riftvulkanismus

Vulkanismus der ozeanischen Riftzonen: Der größte Teil der Erdoberfläche, die Böden der Ozeane, weisen einen anderen Bau auf als die Kontinente. Sie bestehen aus basischen vulkanischem Gestein, dass in den erdumspannenden ozeanischen Riftzonen aus dem Bereich des oberen Erdmantels als Magma aufsteigt. Es wird beiderseits der ozeanischen Lithosphäre angefügt und seitlich abgedrängt. Es entfernt sich dann langsam von den Riftzonen und nach einer Existenz von ca. 200 Mill. Jahren in Subduktionszonen vor Kontinentalrändern oder vorgelagerten Inselbögen wird es wieder vom Erdmantel assimiliert. Die in den ozeanischen Riftzonen geförderten Schmelzen gehören jenen Basaltvarianten an, die man als Tholeiite bezeichnet. Sie erstarren am Meeresboden vorwiegend als Pillowlaven.

Ozeanischer Intraplattenvulkanismus: Der ozeanische Vulkanismus ist nicht nur auf die Riftzonen beschränkt, sondern auch innerhalb der ozeanischen Anteile der Lithosphärenplatten eine weit verbreitete Erscheinung. Er macht sich an solchen Stellen bemerkbar, wo vulkanische Förderprodukte in solchen Massen angehäuft worden sind, dass sie den Meeresspiegel überragen und einzelne Inseln oder ganze Inselgruppen bilden.

Als Schulbeispiel des ozeanischen Intraplattenvulkanismus gilt der Eruptionstyp der gewaltigen hawaiischen Schildvulkane Mauna Loa und Kilauea. Ausbrüche werden in der Regel von einer Serie von Erderschütterungen angekündigt. Die eigentliche Eruption besteht darin, dass aus sich öffnenden Spalten basaltische Lava relativ ruhig ausfließt. Die Lava ist wie beim ozeanischen Riftvulkanismus dünnflüssig und gibt ihren Gasgehalt leicht ab.

Die Ausbrüche beginnen damit, dass aus sich öffnenden Spalten infolge plötzlicher Druckentlastung die aufsteigende Lava aufzuschäumen beginnt und darin enthaltene Gase anfangs in der Weise expandieren, dass sie zahlreiche Lavafontänen erzeugen, die sich zu regelrechten „Feuergardinen“ zusammenschließen können. Dann werden aber mehr oder weniger große Lavafluten ausgestoßen, die in Strömen fließen und nach ihrer Erstarrung den mächtigen Lavaschilden weitere Volumenanteile hinzufügen. Die Eruptio nen können ein paar Tage, aber auch bis zu ein paar Monate dauern. Beim ozeanischen Intraplattenvulkanismus ändert sich, mit zunehmender Entfernung von den Mittelozeanischen Rücken, der chemische Bestand der die Inseln bildenden Lava. Untersuchungen an Inseln scheinen dafür zu sprechen, dass ein zyklischer Bildungsverlauf stattfindet.

Die Inselbildung ist in drei Phasen unterteilt:

1.Phase: In dieser ersten Phase werden gewaltige Mengen an schwach alkalischer Lava gefördert. Diese erste Förderungsphase kann 90% des gesamten Inselvolumens ausmachen und wird durch ein Erosionsstadium beendet.
2.Phase: Hier werden stark alkalische Laven gefördert. Ihr Volumen ist wesentlich geringer, die Eruptionen erfolgen langsam und in größeren Zeitabständen. Es folgt wieder ein Erosionsstadium.
3.Phase: Es werden noch geringere Mengen an extrem alkalischer Laven gefördert. Diese Untersättigung an Kieselsäure wird durch Verlagerung des partiellen Aufschmelzens in immer tiefere Bereiche des oberen Erdmantels erklärt.

Vulkanismus der Subduktionszonen: Gab es bei den zuvor beschriebenen Formen vulkanischer Aktivität Ähnlichkeiten, so ändert sich an jenen Stellen der Erde, wo sich ozeanische Lithosphäreplatten unter kontinentale Plattenränder oder diesen vorgelagerte Inselb ögen hinabschieben, das Bild völlig. Das betrifft sowohl die Förderprodukte als auch den Fördermechanismus und die Vulkanbauten. Der Vulkanismus der Subduktionszonen ist das „Idealbild“ des Vulkanismus. Die vorherrschenden Vulkanbauten sind Kegelberge, deren Gipfel von einem oder mehreren Kratern gekrönt sind. Bei dieser Art von Vulkanismus unterscheiden wir einen hochexplosiven Typ, einen gemischt explosiv- effusiven Typ und einen gem äß igten Typ.

Hochexplosiver Vulkanismus : In dieser Gruppe gehören alle Vulkane, die sich durch extreme Explosivität auszeichnen. Die Förderprodukte sind ausschließlich Lockerstoffe wie Aschen, Lapilli, Bomben und Schlacken. Ein Beispiel dafür ist der Mont Pelee.

Gemischt-explosiv-effusiver Vulkanismus: Die zu diesem Typ zu rechnenden Vulkane sind in den Subduktionsbereichen der Erde fast überall anzutreffen. Explosiver Auswurf von Lockermaterial und effusiver Ausfluss von Lavaströmen treten nebeneinander oder miteinander auf, so dass vorwiegend Kegelberge Entstehen, die aus einer Wechselfolge von vulkanischem Lockermaterial und Lavaströmen aufgebaut sind. Zu den klassischen Vulkanen dieses Typs gehören der Vesuv und der Ätna.

Gemäßigter Vulkanismus : Der gemäßigte Vulkanismus weist eine geringe, aber in manchen Fällen ständige Aktivität auf. Als Musterbeispiel wird der Inselvulkan Stromboli angesehen.

Kontinentaler Riftvulkanismus: Neben dem Vulkanismus der Subduktionszonen, der an konvergierende Plattengrenzen gebunden ist, weisen die Kontinente eine weitere, völlig anders geartete Form des Vulkanismus auf: den der kontinentalen Riftzonen. Es sind Zonen der Krustendehnung, gekennzeichnet durch tiefreichende, weithin verfolgbare Spaltensysteme, die magmatischen Schmelzen aus dem Bereich des oberen Erdmantels den Aufstieg ermöglichen. Im Landschaftsbild zeichnen sie sich als grabenartige Einsenkungen langgestreckter, schmaler Leistenschollen kontinentaler Erdkruste ab. Das eindrucksvollste Beispiel ist das System der Ostafrikanischen Gräben (Rift-valleys).

Postvulkanische Prozesse

Während der Vulkanausbrüche, in den Ruhepausen, beim abklingenden Vulkanismus und lange Zeit nach dem Aufhören der vulkanischen Aktivität spielen vulkanische Exhalationen, Geiser- und Quellentätigkeit eine bedeutende Rolle. Im Stadium des Erlöschens eines Vulkans bzw. des Auskühlens des vulkanischen Herdes, das sich unter Umständen Millionen von Jahren hinziehen kann, bezeichnet man diese Erscheinungen als nach- oder postvulkanisch. Vulkanische Exhalationen: Bei den tätigen Vulkanen herrscht sehr selten Ruhe. Aus Spalten und Kanälchen werden Wasserdampf und Gase abgeschieden, die teils ruhig, teils aber auch heftig zischend oder laut pfeifend aus den Lavaströmen oder Anhäufungen der Lockerprodukte entweichen. Diese Gasaustritte bezeichnet man als „ Fumarole “. Wasserdampf ist der wesentliche Bestandteil dieser Fumarole.

Geiser und heiße Quellen: Wenn in der „Nachbarschaft“ aktiver Vulkane, oberflächennahes zirkulierendes Wasser aufgeheizt wird kommt es zu vulkanischen Sekundärerscheinungen. Erscheinungen dieser Art sind Geiser und heiße Quellen. Voraussetzung dafür ist ein Oberflächen nahes Wasserreservoir. Der Mechanismus läuft so ab, dass das Wasser im Reservoir bis zum Sieden erhitzt wird. Dabei sammelt sich Wasserdampf über dem im knieförmigen Abschnitt befindlichen Wasser an. Schließlich wird der damit verbundene Überdruck so groß, dass die über der Dampfansammlung stehende Wassersäule explosiv ausgeschleudert wird. Dabei kommt es zum Abfall des Dampfdruckes und der Prozess beginnt von neuem. Somit erweist sich als charakteristische Besonderheit der Geiser die periodische Wiederholung der Ausbrüche von Wasserfontänen.