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[[Datei:(Manuscript painting of Heezen-Tharp World ocean floor map by Berann) 2.jpg|mini|hochkant=1.5|Blick auf die Ozeanböden der Erde. ([[Reliefkarte]] nach den Aufzeichnungen von [[Marie Tharp]] und [[Bruce C. Heezen|Bruce Heezen]] gemalt von [[Heinrich C. Berann|Heinrich Berann]])]]

Der '''Ozeanboden''' (auch ''[[Meer]]<nowiki/>esboden'' oder ''Meeresgrund'' genannt) ist der von [[Meerwasser]] bedeckte Teil der [[Lithosphäre]] der [[Erde]] und nimmt damit 71 % der [[Planet]]enoberfläche ein. Er besteht im Bereich des [[Kontinentalrand]]es aus [[Kontinentale Erdkruste|kontinentaler]], in den übrigen Bereichen aus [[Ozeanische Erdkruste|ozeanischer Erdkruste]].

Ozeanböden liegen im globalen Durchschnitt in etwa 3,8 km Tiefe unter dem [[Meeresspiegel]] (Kossinna, 1921). Den ausgedehnten und tiefen Meeresbecken steht eine viel geringere mittlere Höhe der [[Kontinent]]e gegenüber, die nur etwa 800 m beträgt, was an den ausgedehnten Flachländern liegt, die rund zehnmal so viel Fläche wie die [[Gebirge]] bedecken.

== Begrifflichkeit ==
Während allgemeinsprachlich unter ''Ozeanboden'' der mehr oder weniger feste Grund der Weltmeere, also der ''Meeresboden'', unabhängig von [[Marines Sediment|Sediment]]<nowiki />bedeckung und Beschaffenheit des [[Magmatisches Gestein|magmatisch entstandenen Untergrundes]], verstanden wird, ist der Ausdruck ''Ozeanboden'' (nicht jedoch ''Meeresboden'') in der [[Geologie]] und dort speziell im Zusammenhang mit der [[Plattentektonik]] weitgehend bedeutungsidentisch mit dem Ausdruck [[ozeanische Kruste]]. Das heißt, er bezieht sich nur auf die aus magmatischem Gestein bestehenden Anteile unterhalb einer ggf. vorhandenen Sedimentbedeckung und dabei nur auf solche Anteile mit einer chemischen Zusammensetzung, die der von sogenannten [[MOR-Basalt]]en entspricht.

== Das Relief der Ozeanböden ==
[[Datei:Earth surface NGDC 2000.jpg|mini|hochkant=1.5|[[Physische Karte|Physische Weltkarte]] mit Darstellung des Reliefs der Ozeanböden (World Data Center for Marine Geology & Geophysics, 2000). Unter anderem deutlich erkennbar die Schelfe und das Netz aus Mittelozeanischen Rücken.]]

=== Allgemeines ===
Der Meeresboden ist von seiner Beschaffenheit her gleichförmiger als das [[Landfläche|Festland]], denn er ist in deutlich geringerem Maße [[Erosion (Geologie)|Erosion]] ausgesetzt als große Teile der Festlandsoberfläche. Erosion am Meeresgrund erfolgt hauptsächlich durch [[Wasserwelle|Wellenbewegung]], Strömungen und durch [[Massenbewegung (Geologie)|Massenbewegungen]], geringumfänglich auch durch [[Eisberg]]e. Mithin wird vor allem die [[Tiefsee]] kaum durch Erosion beeinflusst.

Das großmaßstäbige Relief der Ozeanböden bzw. die Präsenz bestimmter Oberflächenformen steht in engem Zusammenhang mit der [[Plattentektonik]]. Zu diesen plattentektonisch bedingten Oberflächenformen gehören unter anderem die [[Mittelozeanischer Rücken|Mittelozeanischen Rücken]] und die [[Tiefseerinne]]n.

=== Vom Kontinentalschelf zur Tiefsee ===
Wie ein Gürtel säumt eine [[Flachsee]]-Region, der [[Schelf]], auch Festlandssockel genannt, die Festlandbereiche der [[Kontinent]]e. Der Schelf repräsentiert gedehnte und ausgedünnte kontinentale Kruste und erreicht üblicherweise nur wenige 100 m Tiefe. Seine Breite schwankt zwischen wenigen Kilometern und 1500 km im Arktischen Ozean vor [[Sibirien]]. Ein Beispiel für einen sehr ausgedehnten und tiefen Schelfbereich bietet [[Zealandia]] im Südwestpazifik.

Während der [[Kaltzeit]]en des [[Pleistozän]]s („Eiszeit“), als der globale [[Meeresspiegel]] deutlich niedriger lag als heute, lagen weite Teile der Schelfe trocken, sodass sich größere Ströme dort tief einschneiden konnten. Diese eiszeitlichen Flusstäler bestehen heute in Form sogenannter [[Submariner Canyon]]s fort und werden durch submarine Erosionsprozesse weiter geformt.

Auf die Schelfzonen folgen seewärts [[Kontinentalhang]] und Kontinentalfuß. Sie repräsentieren den Übergangsbereich zwischen kontinentaler und ozeanischer Kruste und reichen bis in eine Tiefe von 3500 bis 4000 m. Daran schließen in rund 4000 bis 5000 m Tiefe die [[Tiefseeebene]]n (vgl. auch [[Seebecken]]) an, die rund 50 % des Ozeanbodens einnehmen.

=== Mittelozeanische Rücken ===
Die [[Mittelozeanischer Rücken|Mittelozeanischen Rücken]], bilden mit einer Gesamtlänge von 60 000 km das längste zusammenhängende Gebirgssystem der Erde. Allein der [[Mittelatlantischer Rücken|Mittelatlantische Rücken]] ist über 15.000 km lang. Trotz ihres Namens verlaufen die Mittelozeanischen Rücken nicht zwangsläufig in der Mitte eines Ozeanbeckens. Als Paradebeispiel für einen exakt entlang der Längsachse des Ozeanbeckens verlaufenden Mittelozeanischen Rückens kann der Mittelatlantische Rücken dienen. Der [[Ostpazifischer Rücken|Ostpazifische Rücken]] hingegen liegt alles andere als „mittelozeanisch“. Dies kommt unter anderem dadurch zustande, dass der Atlantik als Ozeanbecken geologisch deutlich jünger ist als der Pazifik.

Die Mittelozeanischen Rücken ragen selten so weit auf, dass sie als Inseln an der Meeresoberfläche sichtbar werden. Ein Extremfall ist die ausgesprochen große Insel [[Island]], bei der mehrere geologische Phänomene zusammenwirken. Der Kamm der Mittelozeanischen Rücken ist auf seiner ganzen Länge von einer zentralen Grabenzone durchzogen. Kamm und Grabenzone sind vielfach durch querlaufende [[Verwerfung (Geologie)|Brüche]], die [[Transformstörung]]en, gegeneinander versetzt.

Die Mittelozeanischen Rücken sind das Ergebnis sehr ergiebiger vulkanischer Tätigkeit entlang der Naht jeweils zweier auseinanderstrebender [[Tektonische Platte|tektonischer Platten]] (divergente Plattengrenzen). Dort steigt [[basalt]]isches [[Magma]] aus dem [[Erdmantel]] auf und erstarrt zu neuem Meeresboden. Der entsprechende Prozess, wird als [[Ozeanbodenspreizung]] und das dabei primär gebildete Gestein wird als [[MOR-Basalt]] bezeichnet. Die Erscheinungsform der Spreizungszonen als submarine Gebirgsketten wird dadurch verursacht, dass der junge und tief im Krusteninneren noch warme Basalt eine geringere [[Dichte]] und mithin mehr [[Statischer Auftrieb|Auftrieb]] hat als der viele Millionen Jahre ältere und abgekühlte Basalt, der die Tiefseeebenen unterlagert.

=== Tiefseerinnen und Inselbögen ===
An bestimmten Stellen der Ozeane finden sich schmale, langgestreckte, bogenförmige Vertiefungen. Diese als [[Tiefseerinne]]n (veraltet ''Tiefseegräben'') bezeichneten Strukturen sind im Durchschnitt 40 km breit und 6 km tief. Dort liegen die tiefsten Stellen der Ozeane. In einigen dieser Rinnen liegt der Meeresboden in bis zu 11 km Tiefe.

Tiefseerinnen finden sich ausschließlich in sogenannten [[Subduktionszone]]n. Damit folgen sie einer anderen Form von [[Plattentektonik|Plattengrenzen]] der Erdkruste: Dort schieben sich schwerere ozeanische Krustenteile mit einigen Zentimeter pro Jahr unter leichtere kontinentale oder ozeanische Kruste (konvergente Plattengrenze). Die Tiefseerinnen repräsentieren dabei die Bereiche, an denen sich die Kruste der abtauchenden Platte abwärts biegt. Neben den Tiefseerinnen hat die Subduktion weitere Begleiterscheinungen. Dazu gehört ein ausgeprägter [[Vulkanismus]] auf der nicht-abtauchenden Platte, durch den sich bogenförmige [[vulkan]]ische Berg- oder Inselketten in unmittelbarer Nachbarschaft der Rinnen bilden. Im [[Pazifischer Ozean|Pazifik]], dem einzigen Ozean, an dessen Rändern ausgedehnte Subduktionszonen existieren, wird dieses Vulkankettensystem als „[[Pazifischer Feuerring]]“ bezeichnet.

Der tiefste Punkt des Pazifik sowie aller Ozeane befindet sich mit 11.022 m u. NN. im [[Marianengraben]] im Westpazifik. Die tiefste Stelle des [[Atlantischer Ozean|Atlantiks]] liegt mit 9219 m u. NN im [[Puerto-Rico-Graben]] am Ostrand der [[Karibik]], und die möglicherweise tiefste Stelle des [[Indischer Ozean|Indischen Ozeans]] liegt mit ca. 7450 m u. NN im [[Sundagraben]] vor [[Sumatra]] und [[Java (Insel)|Java]].

Noch ist nur ein Bruchteil der Lebensformen erforscht, die unter den extremen Bedingungen der Lichtlosigkeit und des hohen Drucks am Grund der Tiefseerinnen leben können. Weil bei der Subduktion auch fast alle [[Sedimente und Sedimentgesteine|Sedimente]] des Tiefseebodens verloren gehen oder zumindest stark tektonisch beansprucht werden, ist auch über die Lebewelt der ozeanischen Tiefsee vergangener Erdzeitalter relativ wenig bekannt.

=== Ozeanische Plateaus und Seamount-Ketten ===
Neben den Mittelozeanischen Rücken gibt es auch Unterwasserberge und -gebirge, die nicht unmittelbar mit der Plattentektonik zusammenhängen. Auch ihr Ursprung ist vulkanisch, aber dieser Vulkanismus wird durch einzelne [[Hotspot (Geologie)|Hot Spots]] („heiße Stellen“) im oberen Erdmantel hervorgerufen. Dadurch entstehen, zumeist fernab der Plattengrenzen, untermeerische basaltische Berge ([[Tiefseeberg|Seamounts]]) und Plateaus, die bis zur Meeresoberfläche hinaufwachsen können. Der [[Basalt]] unterscheidet sich chemisch geringfügig vom Basalt der Mittelozeanischen Rückens und wird als OIB-Basalt (''Ocean Island Basalt'') bezeichnet. Bekannte Beispiele für solche Berge und Plateaus bieten der [[Hawaii]]-Archipel im Zentral[[pazifik]] und das [[Kerguelenplateau]] im südlichen [[Indischer Ozean|Indischen Ozean]]. Der Hawaii-Archipel ist überdies nur der geologisch jüngste Abschnitt einer langgestreckten Insel- und Seamountkette, die im Laufe vieler Millionen Jahre in erster Linie durch die Drift der Pazifischen Platte über einen Hot Spot hinweg entstanden ist (siehe → [[Hawaii-Emperor-Kette]]).

=== Flach- und Binnenmeere ===
Die Böden der meisten [[Binnenmeer]]e sind relativ schwach gegliedert, wie man etwa an den Beispielen [[Ostsee]] (ein Schelf- bzw. Epikontinentalmeer) und [[Kaspisches Meer]] (ein isoliertes altes, tektonisch weitgehend ruhiges Ozeanbecken) beobachten kann. Eine Ausnahme bildet das [[Mittelmeer]]: Es ist ebenfalls der Rest eines alten Ozeanbeckens (siehe → [[Tethys (Ozean)|Tethys]]), liegt aber im tektonisch hochaktiven [[Spannung (Mechanik)|Spannungsfeld]] zwischen der [[Afrikanische Platte|Afrikanischen]] und [[Eurasische Platte|Eurasischen Platte]], das sich besonders im östlichen Mittelmeer manifestiert. Im Hellenischen Graben vor der Westküste des [[Peloponnes]] erreicht es rund 5000 Meter Tiefe, während es im Zentrum der [[Ägäis]] nur höchstens einige 100 m tief ist. Da sich Afrika stetig nach Norden bewegt, schließt sich das Mittelmeerbecken. Es wird daher in der geologischen Zukunft immer schmaler werden, verlanden und schließlich als ausgedehntes [[Faltengebirge]] herausgehoben werden.

=== Alter der Ozeanböden ===
[[Datei:Age of oceanic lithosphere.png|mini|hochkant=1.2|Weltkarte mit Verzeichnung des Alters der Ozeanböden. Man beachte das zumindest im Atlantik nahezu perfekt spiegelsymmetrische Muster der Krustenstreifen gleichen Alters.]]
Die bei Tiefbohrungen im Meeresboden vorgefundene heutige ozeanische Kruste (d. h. der Ozeanböden im engeren, plattentektonischen Sinn) ist, basierend auf [[Radiometrische Datierung|radiometrischen Datierungen]], überwiegend in den erdgeschichtlichen Zeitabschnitten [[Jura (Geologie)|Jura]], [[Kreide (Geologie)|Kreide]] und im [[Känozoikum]] entstanden. Dass nur in Ausnahmefällen ältere Kruste erhalten ist, liegt daran, dass die an den [[Ozeanbodenspreizung|ozeanischen Spreizungszonen]] kontinuierlich gebildete Kruste in den [[Subduktionszone]]n wieder vernichtet wird (siehe [[#Tiefseerinnen und Inselbögen|oben]]). Die schwache, aber messbare durch das Erdmagnetfeld erzeugte [[Remanenz|Magnetisierung]] der ozeanischen Kruste wird dabei genutzt, um das Alter von Gesteinen zu bestimmen, die nicht radiometrisch datierbar sind (vgl. → [[Magnetostratigraphie]]).

== Sedimente der Ozeanböden ==
[[Datei:2018 Gulf of Mexico Brine Pool.jpg|mini|hochkant=1.2|Ein [[unbemanntes Unterwasserfahrzeug]] auf dem aus marinen Sedimenten bestehenden Meeresgrund des [[Golf von Mexiko|Golfs von Mexiko]] in 1067 m Tiefe]]
{{Hauptartikel|Marines Sediment}}
Ozeanböden sind meist mit Tiefsee-[[Sedimente und Sedimentgesteine|Sedimenten]] bedeckt, deren Mächtigkeit im Durchschnitt 800 m beträgt, aber im Extremfall zwischen 0 und 5 km schwankt. Den marinen Lebensraum auf und in diesen Sedimenten bezeichnet man als [[Benthal]].
Da Ozeanböden sich ständig von den [[Mittelozeanischer Rücken|mittelozeanischen Rücken]] her erneuern und an den Ozeanrändern in den [[Subduktionszone]]n wieder abtauchen, nimmt die Sedimentmächtigkeit mit zunehmender Entfernung zu den Rücken zu. Die Ablagerungen unterteilt man je nach Wassertiefe in Flachmeer- und Tiefseeablagerungen. Grob vereinfacht gilt, dass die Größe der Sedimentpartikel abnimmt, je weiter man sich von der Küste entfernt.

=== Flachmeerablagerungen ===
Das Flachmeer umfasst den vom Ozean überspülten Teil des Kontinentalsockels, auch [[Schelf|Kontinentalschelf]] genannt. Dieser Bereich wird durch [[Brandung]], [[Gezeiten]] und [[Meeresströmung|Strömung]] teilweise stark bewegt. Dort bestehen die Sedimente auch aus [[Sand]]en und [[Kies]]en, in den [[Tropen]] auch in bedeutendem Umfang aus [[Calciumcarbonat|karbonatischem]] Material (z. B. [[Korallenriff]]e).

=== Tiefseeablagerungen ===
Weit mehr als die Hälfte des Meeresbodens besteht aus Tiefseeablagerungen. Diese sogenannten Hochseeschlämme enthalten fast ausschließlich sehr feinkörniges Material und bestehen aus [[Tonmineral|Ton]]<nowiki />partikeln und karbonatischen und/oder [[Siliciumdioxid|silikatischen]] Resten von [[Mikroplankton|Mikro- und Nanoplankton]].

=== Mikroplastik ===
Laut der möglicherweise ersten wissenschaftlichen Schätzung, basierend auf einer berechneten durchschnittlichen Masse von [[Mikroplastik]] pro cm³ in internationalen Studien, befanden sich Stand 2020 ca. 14 Mio. Tonnen Mikroplastik in den Meeresböden, was etwas über der geschätzten Menge an [[Plastikmüll in den Ozeanen]] lag.<ref>{{cite news |first1=Tiffany |last1=May |url=https://www.nytimes.com/2020/10/07/world/australia/microplastics-ocean-floor.html |title=Hidden Beneath the Ocean’s Surface, Nearly 16 Million Tons of Microplastic |work=The New York Times |date=2020-10-07 |language=en}}</ref><ref>{{cite news |url=https://phys.org/news/2020-10-million-tonnes-microplastics-sea-floor.html |title=14 million tonnes of microplastics on sea floor: Australian study |language=en |work=phys.org |access-date=2020-11-09}}</ref><ref>{{cite journal |first1=Justine |last1=Barrett |first2=Zanna |last2=Chase |first3=Jing |last3=Zhang |first4=Mark M. Banaszak |last4=Holl |first5=Kathryn |last5=Willis |first6=Alan |last6=Williams |first7=Britta D. |last7=Hardesty |first8=Chris |last8=Wilcox |title=Microplastic Pollution in Deep-Sea Sediments From the Great Australian Bight |journal=Frontiers in Marine Science |volume=7 |doi=10.3389/fmars.2020.576170 |issn=2296-7745 |date=2020 |url=https://www.frontiersin.org/articles/10.3389/fmars.2020.576170/full |language=en |access-date=2020-11-09}}</ref>

Laut einer Anfang April 2024 im Fachmagazin ''Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers'' veröffentlichten Studie der australischen Wissenschaftsbehörde [[CSIRO]] und der kanadischen [[University of Toronto]] befinden sich zwischen geschätzt drei und elf Mio. Tonnen Plastikmüll auf den Ozeanböden, davon ca. die Hälfte (46 %) oberhalb von 200 Metern Wassertiefe, der Rest in den Meerestiefen von bis zu 11.000 Metern. Die [[Plastikverschmutzung auf dem Meeresboden]] könne demzufolge bis zu 100-fach stärker sein als die an der Meeresoberfläche; Ozeanböden seien damit langfristige Deponien bzw. Reservoire den größten Teil der maritimen Plastikvermüllung, was durch die in der kalten Umgebung stark verlangsamte Kunststoff-Zersetzung verschärft werde – hier mangelt es am dafür nötigen [[Sauerstoff]] und der entsprechenden [[Ultraviolettstrahlung]].<ref>{{Internetquelle |autor=Badische Zeitung |url=https://www.badische-zeitung.de/tonnenweise-plastik-auf-dem-meeresgrund |titel=Tonnenweise Plastik auf dem Meeresgrund |datum=2024-04-08 |sprache=de |abruf=2024-04-08}}</ref><ref>{{Internetquelle |autor=CSIRO |url=https://www.csiro.au/en/news/All/News/2024/April/Ocean-floor-a-reservoir-for-plastic-pollution-world-first-study-finds |titel=Ocean floor a 'reservoir' for plastic pollution, world-first study finds |sprache=en |abruf=2024-04-08}}</ref><ref>{{Literatur |Autor=Xia Zhu, Chelsea M. Rochman, Britta Denise Hardesty, Chris Wilcox |Titel=Plastics in the deep sea – A global estimate of the ocean floor reservoir |Sammelwerk=Deep Sea Research Part I: Oceanographic Research Papers |Band=206 |Datum=2024-04 |Seiten=104266 |DOI=10.1016/j.dsr.2024.104266 |Online=[https://linkinghub.elsevier.com/retrieve/pii/S0967063724000360 Online] |Abruf=2024-04-08 |Sprache=en}}</ref>

== Geschichte der Ozeanbodenforschung ==
Die systematische Erforschung der Meeresböden begann mit Tiefenmessungen, die seit 1922 mit [[Echolot]] durchgeführt wurden. Dabei sendet man während der Fahrt [[Schallwelle]]n zum Meeresboden, die dort reflektiert und als [[Echo]] von einem Empfänger aufgezeichnet werden.

Die erste gedruckte, noch sehr detailarme [[Bathymetrie|bathymetrische]] Karte eines größeren ozeanischen Bereiches erschien aber bereits 1853 auf der Grundlage von Lotmessungen des US-amerikanischen Forschungsschiffes ''Dolphin'' unter dem späteren Konteradmiral [[Samuel Rhoads Franklin]]. Die ''Dolphin'' sollte den Zentral[[atlantik]] nach einer geeignete Route für die Verlegung eines [[Seekabel#Telegrafenkabel|transatlantischen Telegrafenkabels]] erkunden.<ref>[https://oceanexplorer.noaa.gov/history/readings/vicissitudes/vicissitudes.html ''1852: Vicissitudes of Ocean Exploration.''] NOAA Ocean Explorer, abgerufen am 31. Oktober 2019.</ref>

Später versuchten Forscher selbst in größere Tiefen abzutauchen. So erreichten [[Jacques Piccard]] und [[Don Walsh]] mit einem Tauchschiff im [[Marianengraben]] eine Tiefe von 10 916 m.

Die sehr bekannte [[Physische Karte|physische Weltkarte]], die auch das Relief der Ozeanböden einschließt, wurde, wahrscheinlich 1977, vom österreichischen Grafiker [[Heinrich C. Berann]] gezeichnet. Grundlage der Karte waren die ab 1957 laufenden ozeanographischen Kartierarbeiten der Geowissenschaftler vom [[Lamont-Doherty Earth Observatory]] [[Marie Tharp]] und [[Bruce C. Heezen]].<ref>[https://lccn.loc.gov/2010586277 ''Manuscript painting of Heezen-Tharp "World ocean floor" map by Berann.''] Scan der Karte auf der Internetpräsenz der Library of Congress, abgerufen am 26. Oktober 2019.</ref><ref>[https://lccn.loc.gov/2006629258 ''Heezen-Tharp map and papers collection.''] Internetpräsenz der Library of Congress, abgerufen am 31. Oktober 2019.</ref>

2017 galten nur 6 % des Meeresbodens als ausreichend kartiert. Bis 2030 sollen nun alle verfügbaren Informationen über den Meeresboden gesammelt und in einer nahtlosen digitalen Karte des Weltmeeres zusammengeführt werden. Auf der Ozeandekaden-Konferenz der Vereinten Nationen 2024 in Barcelona haben das GEOMAR [[Helmholtz-Zentrum für Ozeanforschung Kiel]] und das Projekt Seabed 2030 der [[General Bathymetric Chart of the Oceans]] eine Absichtserklärung hierfür unterzeichnet.<ref>Pressemitteilung 29/2024 von GEOMAR Helmholtz-Zentrum für Ozeanforschung Kiel, 10.04.2024 </ref>

== Literatur ==
* Laura Tretheway: ''Bis zum Grund der Welt'', Mareverlag, Hamburg 2025, ISBN 978-3-86648-763-5
* Roger Hekinian: ''Sea Floor Exploration. Scientific Adventures Diving into the Abyss.'' Springer, Cham u. a. 2014, ISBN 978-3-319-03202-3.
* [[Hans-Günter Gierloff-Emden]]: ''Fernerkundung der Gestalt des Meeresbodens.'' In: ''Geowissenschaften in unserer Zeit.'' Bd. 1, Nr. 6, 1983, {{ISSN|0723-0834}}, S. 191–197, {{doi|10.2312/geowissenschaften.1983.1.191}}

== Siehe auch ==
* [[Internationale Meeresbodenbehörde]]
* [[Meeresbergbau]]
* [[Wilson-Zyklus]]

== Weblinks ==
{{Wiktionary}}
* {{DNB-Portal|4129066-5}}
* {{Webarchiv |url=https://www.c-f-v-siemens-og.de/home/projekte/vulkanismus/gruppe2.htm |wayback=20100629215433 |text=Mittelatlantik und Vulkantypen}} auf [[Island]]
* {{Webarchiv |url=https://www.geysir.com/deutsch/natur/geologie/1.2.phtml |wayback=20100404090956 |text=Die Entstehung Islands; mit Bild}}

== Einzelnachweise ==
<references responsive />

{{Normdaten|TYP=s|GND=4129066-5|LCCN=sh85093880|NDL=00564649}}

[[Kategorie:Meereskunde]]
[[Kategorie:Meeresgeologie]]
[[Kategorie:Erdkruste]]

Ozeanboden - Versionsgeschichte

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