Geologia morza- licencjat.

1. Przyczyny i konsekwencje tektoniki płyt.

Hipoteza Wegenera- przyczyną dryfu kontynent są siły odśrodkowe związane z ruchem obrotowym Ziemi oraz siły pływowe.

Niektóre skały magmowe ( szczególnie bazalty) i osadowe gdy stygną i ulegają krystalizacji uzyskuja namagnesowanie zgodne z polem magnetycznym ziemi. Można dokonać pomiarów natężenie i kierunku dawnego pola magnetycznego i określić azymut na dany biegun magnetyczny i szerokość geograficzną na jakiej powstała dana skała (deklinacja i inklinacja magnetyczna)

W czasie zmiany położenia bieguna magnetycznego natężenia pola magnetycznego Ziemi stopniowo obniża się około dziesięciokrotnie w ciągu kilku tysięcy lat. W ostatnich 76 mln lat nastąpiło około 170 zmian położenia biegunów. Obecna orientacja trwa od 780 tys lat. Przeziały czasu pomiedzy zmianami był różne i istniały długie okresy o stałej orientacji pod czas kredy, ziemskie pole magnetyczne było stabilne a położenie biegunów takie jak obecne.

Stałe pole magnetyczne ale o odwróconej orientacji istniało przez około 50mln lat w permie.

Dowody paleomagnetyczne

Po obu stronach grzbietów śródoceanicznych, w lustrzanym układzie, występują biegnące równolegle pasy anomalii magnetycznych, na przemian dodatnich dodatnich ujemnych.

Pojawienie się tektoniki płyt

Prace badawcze po II wojnie światowej doprowadziły do wykrycia systemu grzbietów śródoceanicznych (wraz z systemem dolin ryftowych) i rowów oceanicznych oraz gujotów.

Teza Hessa: granitowe kontynenty nie przesuwają się po skorupie oceanicznej, ale przemieszcza się cała skorupa. Argumenty:

- gujoty to wyspy wulkaniczne zerodowane przez fale

- tempo sedymentacji w basenach oceanicznych szacowano na ok. 1cm/1000lat

- istnienie grzbietów śródoceanicznych

- strefy grzbietów charakteryzuje wysoki strumień ciepła

- fale sejsmiczne przechodząc przez grzbiety z nienaturalnie małą prędkością

- wzdłuż osiowej partii grzbietu przebiega dolina ryftowa

- bardzo często wokół grzbietów występują wulkany

hipoteza ta zakłada, że grzbiety to wąskie strefy gdzie jest dostarczany materiał z płaszcza, który wskutek przemian chemicznych tworzy skorupę oceaniczną. Nowoutworzony płasz ziemski przemieszcza się w następstwie wielkoskalowej konwekcji cieplnej spowodowanej naturalną radioaktywnością ziemi. W obrębie komórki konwekcyjnej lekki materiał skalny wynoszony jest do powierzchni, gdzie zastyga tworząc nowe partie skorupy. Następnie partie te odsuwają się na boki i tworzą ściany grzbietu.

Gdyby nie było spredingu to całe dno oceaniczne byłoby pokryte grubą warstwą osadów o naprzemiennym namagnesowaniu, sięgającym wstecz aż do prekambru.

SPREDING

Kiedy komórka konwekcyjna znajdzie się pod kontynentem, może dojśc do jego pęknięcia na dwa fragmenty i stałego odsuwanie się ich od siebie. W takim przypadku tworzy się grzbiet śródoceaniczny wokół którego występują rowy tektoniczne(Hess). Rów tektoniczny tworzy, blok skorupy pomiędzy uskokami, które powstały przez pęknięcie skorupy a następnie jej rozsunięcie. Przestrzeń między blokami wlewa się lawa, która zastyga na dnie rowu. Czasami wydostająca się wąskimi kanałami lawa tworzy stożki wulkaniczne. Bazalty o strukturze poduszkowej tworzone są przez lawy zastygające pop wodą.

SUBDUKCJA

Rowy oceaniczne są miejscami, gdzie płyty litosfery pogrążają się w astenosferze. W tych miejscach występują ujemne anomalie pola grawitacyjnego, a także wulkanizm i głębokie trzęsienia ziemi. Płyta tonie bo jest chłodniejsze a przez to cięższa niż częściowo upłynniona astenosfera i to właśnie ona powoduje trzęsienia ziemi.

Typy subdukcji:

- dwie płyty oceaniczne

Równolegle do rowów oceanicznych występują łańcuchy wysp wulkanicznych. Wyspy te powstają przez wynoszenie ku powierzchni lekkiego materiału astenosfery w postaci magmy.

Konwergencja- ruch zbieżny płyt, który prowadzi do powstania strefy silnie zdeformowanych skał w pasie pomiędzy basenem przedrukowym a rowem oceanicznym. Występujące tam skały to osady den oceanicznych i fragmenty bazaltowej skorupy oceanicznej (zdartej z subdukowanej płyty).

MELANŻ- mieszanina bezładnych i zdeformowanych skał

- płyta oceaniczna i kontynentalna

gęstsza (cięższa) płyta oceaniczna podsuwa się pod płytę kontynentalną i ulega subdukcji. Lekki materiał skalny powstały wskutek subdukcji, przemieszcza się ku powierzchni tworząc wulkany.

Linia andezytowi- wąski pas wulkanów wylewających lawy andezytowe (oc. Spokojny)

- dwie płyty kontynentalne

nie ulegają one pogrążeniu (gęstość mniejsza od materii płaszcza). Wskutek tego oddziaływania następuje miażdżenie i deformowanie materiału skalnego co prowadzi do powstania łańcuchów górskich (Himalaje, Alpy)

Przyczyny przemieszczania się płyt:

- ruch konwekcyjny materii w obrębie astenosfery

- wypływ magmy w strefach spredingu

- pogrążanie się schłodzonych, względnie ciężkich płatów litosfery w astenosferze

Od subdukującej płyty odrywa się płat litosfery, który pogrąża się w astenosferze, aż po kilkuset milionach lat ulega roztopieniu. Powstała w ten sposób magma zasadowa jest lżejsza od otaczającej magmy ultrazasadowej i jest wynoszona do góry.

WIEK DNA

Wiek dna oceanicznego rośnie wraz z odległością od ośrodków spredingu. Żaden fragment dzisiejszego dna nie powstał wcześniej niż w mezozoiku (nie wcześniej niż 200mln lat temu).

Rodzaje kontaktu między płytami:

- strefa spredingu (granica dywergentna lub akreacyjna)

- strefa subdukcji (granica konwergentna lub konsumpcyjna)

- strefa uskoków transformacyjnych (konserwatywna)

WZGLĘDNY RUCH PŁYT

Wszystkie płyty są w ruchu, rozsuwają się od stref spredigu w tempie 1-24 cm/rok (średnie tempo ok. 5-6 cm/rok)

PRZYCZYNY CYKLICZNOŚCI ZLODOWACEŃ

Cykle milankowicza:

- zmiany kształtu elipsy orbity

- nachylenie osi obrotu ziemi

- precesja osi obrotu ziemi

Z powodu zmian mimośrodu orbity, nachylenia osi ziemskiej oraz precesji następują regularne wahania ilości ciepła słonecznego słonecznego różnym czasie i na różnych szerokościach geograficznych, efekt: cykliczne zlodowacenia (glacjały) i krótkie okresy ociepleń (interglacjały)

HISTORIA OCHŁODZENIA

36-32mln lat temu- przełom eocen i oligocen:

-otwarcie cieśniny drake’a

- powstanie prądu wokółantarktycznego

- ochłodzenie klimatu na Antarktydzie

- pierwsze lodowce na Antarktydzie

- obniżenie poziomu oceanu

16mln lat temu- miocen:

- prawdopodobnie na skutek zmian konfiguracji dna oceanu

- zmiana cyrkulacji wód głębinowych na Atlantyku, dopływ głębinowych, ale cieplejszych wód z północnego Atlantyku spowodował wzrost parowania- wzrost opadów na Antarktydzie

- spadek poziomu oceanu

6mln lat temu- późny miocen

- początki zamykania się cieśniny panamskiej

- zmiany w cyrkulacji powierzchniowej i głębinowej na północnym Atlantyku

- silne ochłodzenie klimatu

- rozrost lądolodu na Antarktydzie- brak na półkuli N

- obniżenie się poziomu oceanu

- zamknięcie cieśniny gibraltarskiej- wysuszenie morza śródziemnego (epizod mesyński)

3,5-3mln lat temu

- ostateczne zamknięcie przesmyku panamskiego

- zmiana cyrkulacji na N-atlantyku, prąd zatokowy przenosi ciepłe wody ku N

- wzrost opadów na N-atlantyku

- początek rozwoju lądolodów na półkuli N

900tys lat temu:

- początek występowania glacjałów glacjałów i interglacjałów (cykliczny rozwój i zanik lądolodów)

1. Budowa geologiczna, rzeźba dna oceanu.

Szelf – część przybrzeżna dna morskiego do 0k. i tworząca na ogół powierzchnię wyrównaną, której nachylenie wynosi 1,5^o – 2 ^o. Z geologicznego punktu widzenia szelf jest podwodnym przedłużeniem powierzchni kontynentów. Charakterystyczną cechą jest występowanie w obszarach szelfowych dawnych linii brzegowych, podwodnych przedłużeń dolin rzecznych, zatopionych tarasów morskich oraz innych form rzeźby pochodzenia kontynentalnego i przybrzeżnomorskiego. Szelf przechodzi w zbocze kontynentalne.

Typy genetyczne szelfów:

A – abrazyjno – akumulacyjny

B – powstały na skutek zatopienia siedliska i ścięcia abrazyjnego wyspy w pobliżu morza otwartego

C – abrazyjny, którego poszczególne części zostały utworzone przy różnych poziomach morza;

D – akumulacyjno – osadowy

E – powstały w wyniku transgresji i zatopienia syneklizy kontynentalnej

Rozmieszczenie osadów na szelfie wg F. P Sheparda

- układ przeważający: materiał piaszczysty, muły

- przy działalności dużych rzek: muły, materiał piaszczysty

ponadto:

osady organiczne

gliny morenowe, piaski fluwioglacjalne, iły zastoiskowe

Czasami obserwuje się brak osadów współczesnych na szelfach.

Skłon – strome nachylenie powierzchni 7^o – 16^o i więcej. Skłon kończy się na głębokości ok. . Zbocza skłonu mają charakter nachylonych równin, progów, poprzecinanych kanionami podwodnymi.

Typy morfologiczne

Stroma powierzchnia z kanionami podmorskimi

Strome skarpy i równe powierzchnie przypominające tarasy

Spokojne, wygładzone formy i małe nachylenie

Typy genetyczne

fleksura kontynentalna

uskoki schodowe

pojedynczy uskok z płaszczyzną uskokową łagodnie nachyloną

zbocze akumulacyjne.

Podnóże skłonu kontynentalnego - zbocze kontynentalne kończy się podłożem mającym kształt nachylonej lekko falistej równiny, występującej na głębokości 4000 – 5000. Obszar podnóża cechuje największa miąższość osadów luźnych. Uwzględniając tę miąższość, a także falisty kształt powierzchni, można by przypuszczać, że podnóże kontynentalne jest utworzone wyłącznie przez akumulację osadów. Łagodnie falisty charakter powierzchni podnóża wynika z obecności połączonych ze sobą podmorskich stożków napływowych prądów zawiesinowych i zsuniętych mas osadów, które tworzą ciągły pas akumulacyjny.

Powierzchnia zbocza jest urozmaicona głębokimi wcięciami, przebiegającymi zwykle prostopadle do jego krawędzi i podnóża. Głębokość tych wcięć wynosi, około . Zbocza ich są kręte, a profil V – kształtny. Górną część kanionu stanowi zazwyczaj wydłużone, łagodne obniżenie wcięte w osady piaszczyste, lecz już na niewielkiej głębokości ok. 10- jego zbocza stają się skaliste i urwiste. Wiele z nich stanowi trasy prądów zawiesinowych i drogi, którymi zostają przenoszone osady piaszczyste ze strefy brzegu morskiego. Większość z nich znajduje się na przedłużeniu dolin rzecznych, np. Rzeki Hudson, Nigru, Gangesu, czy Indusu. Najdłuższy na świecie kanion podmorski występuje w przedłużeniu rzeki Kongo.

Prądy zawiesinowe (turbitytowe) są, poruszającymi się z dużą prędkością, strumieniami mułu, piasku i wody spływającej ze stoku. Podczas spływu ich prędkość rośnie, a niesiony przez nie materiał eroduje szlak transportu osadów. Prądy zawiesinowe powodowane są trzęsieniami ziemi lub zbytnim obciążeniem stromych stoków. Prądy te niosące ogromne masy osadów mogą osiągać prędkość przy stężeniu materiału 300 km/m³. docierając do dna basenu oceanicznego strumień zwalnia i rozprasza się, a niesiony materiał opada. Dzięki dużej prędkości i przemieszczaniu się ruchem turbulentnym prądy zawiesinowe transportują ogromne ilości materiału o różnej wielkości. Depozycja materiału na dnie prowadzi do powstania uziarnionych frakcjonalnie – warstwy grubszego materiału są przykre kolejnymi warstwami o malejącej ku górze wielkości ziarna. Osady o takim rozkładzie uziarnienia nazwane są turbidytami.

STREFA PRZEJŚCIOWA

• Głębokie baseny mórz przybrzeżnych – rzeźba dna równinna. Na ogół są to równiny płaskie, czasem pagórkowate. Występują tu niekiedy grzbiety podwodne 2450 – .

• Łuki wyspowe – strome wzniesienia dna przebiegające liniowo i uwieńczone wyspami. W pewnych przypadkach wzniesienia te osiągają znaczną szerokość, w pozostałych przypadkach, wzniesienie takie dochodzi do kilkudziesięciu km szerokości, a większa jego część jest ukryta pod wodą.

• Rowy oceaniczne – są elementami odgradzającymi strefę przejściową od basenu oceanicznego. Rowy są obniżeniami, w których znajdują się największe głębie oceaniczne (27 rowów oceanicznych, z których 5 przekracza głębokość ) [Rowy: Kurylski, Japoński, Aleucki, Filipiński, Mariański (z Głębią Challengera – ) , Chilijski, Peruwiański (Chilijsko – Peruwiański), Środkowoamerykański, Jawajski, Puerto Rico, Kajmanów, Sandwich Południowy, Tonga, Nowohebrydzki, Kermadec, Sundajsko – Jawajski, Witiazia, Zachodniomelanzyjski, Indzu – Bonin, Volcano, Rukiu (Nansej)].

GRZBIETY ŚRÓDOCEANICZNE

Różne hipotezy tłumaczą powstawanie grzbietów oceanicznych w zależności od budowy geologicznej, struktur warstw, rodzaju skał i rzeźby. Według Hessa wylewy lawy poprzez podłużne szczeliny w dnie morskim miały dać początek grzbietom o bardzo urozmaiconej rzeźbie, nietkniętej czynnikami zewnętrznymi, które dużą rolę odgrywają na lądzie w kształtowaniu rzeźby. Ostatnie badania wykazują, że szczeliny takie faktycznie istnieją oraz że grzbiety śródoceaniczne to wąskie strefy, gdzie jest dostarczana materia z płaszcza, która poddana przemianom chemicznym, tworzy skorupę oceaniczną. Materiał tworzący płaszcz przemieszcza się w następstwie wielkoskalowej konwekcji cieplnej. Płaszcz podzielony jest na komórki konwekcyjne, w których lekki materiał jest wynoszony do powierzchni, gdzie zastyga. Źródłem ciepła powodującego powstanie prądów cieplnych jest naturalna radioaktywność Ziemi. System grzbietów jest, więc całkowicie wulkaniczny i składa się z law o składzie bazaltowym, charakterystycznym dla skorupy basenu oceanicznego.

Grzbiety śródoceaniczne ujawniają w swej partii osiowej podwyższony strumień cieplny średnio 2-3 razy wyższy od tła oraz ujemną anomalię grawitacyjną. Badania przebiegu fal sejsmicznych dowodzą, że pod cienką skorupą występują skały o obniżonych prędkościach. Samą strefę osiową wyznacza pas aktywności wulkanicznej i sejsmicznej. Ogniska trzęsień ziemi występują nie głębiej niż i są to tzw. Trzęsienia płytkie.

Niektóre części tego systemu górskiego mają blisko grani dolinę ryftową. Ryft ten jest szczególnie typowy dla Grzbietu Śródatlantyckiego. Miejscami grzbiety śródoceaniczne są przesunięte wzdłuż form górzystych zwanych strefami rozłamów. Te strefy uskoków charakteryzują się obecnością linijnych form wulkanicznych, biegnących prostopadle do systemu grzbietów. Dzielą wypiętrzenia i grzbiety oceaniczne na bloki, poprzesuwane względem siebie. Przesunięcia te różnią się, ponieważ uwarunkowane są różną prędkością prostopadłego od osi rozrostu przemieszczania skorupy oceanicznej. W pierwszej fazie rozrastania się dna oceanicznego jest symetryczne, na co wskazuje równomierny rozkład pasmowych anomalii magnetycznych. Następnie spreding dna odbywał się nierównomiernie, co wpływało na powstawanie uskoków.

Wiadome jest, że biegunowość ziemskiego pola magnetycznego ulegała zmianie w czasie. Ponadto, badania pola magnetycznego na ocenach wykazały, że po obu stronach grzbietów śródoceanicznych występują w lustrzanym układzie, biegnące równolegle pasy anomalii pola magnetycznego na przemian ujemnych i dodatnich. Roztopiony bazalt wnikał w szczeliny ryftowe i zastygał. Gdy zawierająca minerały, w skład których wchodziło żelazo lawa krzepła zostawała namagnesowana zgodnie z istniejącym ówcześnie ziemskim polem magnetycznym.

Uskoki transformacyjne można uważać za ogromne uskoki przesuwcze. Uskoki te tworzą się na skutek znacznych różnic ciśnień w strefach grzbietów śródoceanicznych, czego wynikiem jest odrywanie się niektórych fragmentów nowo powstałej skorupy od innych, przemieszczających się wolniej. Ruch wzdłuż uskoków transformacyjnych jest przyczyną występujących tu często trzęsień ziemi.

Wiek i miąższość osadów rośnie wraz z odległością od grzbietu. Osady zdeponowane najbliżej grzbietu mają małą miąższość, ponieważ spoczywają na młodej skorupie oceanicznej, gdzie jeszcze nie zdążyła powstać gruba pokrywa skał osadowych. Skorupa oceaniczna znajdująca się w większej odległości od osi grzbietu jest starsza, więc przykryta grubszą warstwą osadów.

1. Źródła dopływu materiału osadowego do mórz i oceanów.

1. Osady morskie- typy, geneza, charakterystyka litologiczna i rozprzestrzenianie.

a) Typy

Tab.1: Klasyfikacja osadów morskich (wg Biezrukowa, Lisicyna, Pietielina, Skorniakowej, 1961)

Grupy genetyczne	Podgrupy genetyczne	Osady	Zawartość CaCO3 lub autogenicznej krzemionki	Skład granulometryczny
Terygeniczne	Terygeniczne	Terygeniczne Gór lodowych	-	Gruz skalny, otoczaki, żwiry,
			-	Piaski, muły, pelity
Organoge-niczne	Wapienie	Otwornicowe	> 30% CaCO3	Piaski, muły, pelity
		Koralowe Muszlowe	-	Skały wapienne zwięzłe, otoczakowo-żwirowe, piaszczyste, mułowe
			-
		Pteropodowe	-	Żwiry, piaski, muły
	Krzemionkowe	Radiolariowe, słabo krzemionkowe	> 5% CaCO3	Muły, pelity
		Okrzemkowe, słabo krzemionkowe	10 - 30% CaCO3	Muły, pelity
		Okrzemkowe krzemionkowe	>30% CaCO3	Muły, pelity
	Krzemionkowo- wapienne	Okrzemkowo - otwornicowe	>10% SiO2 i >30% CaCO3	Muły, pelity
		Radiolariowo - otwornicowe	>5% SiO2 i >30% CaCO3	Muły, pelity
Poligeniczne	-	Czerwony ił głębokowodny	-	Pelity (iły)
Wulkaniczne	-	Wulkaniczne	-	Piaski, muły
Chemiczne	-	Żelazisto-manganowe	-	Konkrecje, naskorupienia
		Fosforytowe	-	Konkrecje, naskorupienia
		Glaukonitowe	-	Piaski, muły

W zależności od wielkości ziaren wyróżnia się następujące typy osadów:

• Psefity (ponad ) – żwir, otoczaki, głazy, bloki

• Psamity (0,1 – ) – piaski,

• Aleuryty (0,01 – ) – muły,

• Pelity (poniżej ) – muły ilaste, iły.

Głębokość morza	Typy morfologiczne	Odległość od brzegu
1. Osady głębokomorskie	iły czerwone, muły radiolariowe, muły okrzemkowe, muły globirynowe, muły pteropodowe	I. Osady pelagiczne
	muły niebieskie, muły czerwone, muły zielone, muły wulkaniczne, muły i piaski koralowe	II. Osady terygeniczne (blisko od brzegu na dużych i małych głębokościach)
2. Osady przybrzeżne (między izobatą ok. a linią odpływu)	okruchy skał (kamienie), otoczaki, żwiry, piaski, muły
3. Osady litoralne (między linią przepływu i odpływu)	kamienie, otoczaki, żwiry, piaski, muły

b) rozprzestrzenianie na dnie oceanicznym.

- Dyferencjacja – różnicowanie, segregacja materiału w wodzie.

- Prędkość opadania cząstki w cieczy jest uzależniona od ich wielkości i głównej siły sprawczej (siły ciężkości), gęstości, lepkości (Prawo Stokesa).

- Materiał osadowy przenoszony jest przez:

• Sedymentacje normalną

• Przydenne prądy abysalne

• Osuwiska podwodne – przesuwają materiał do podnóża skłonu

• Potoki zawiesinowe

• Prądy pływowe

• Stałe prądy oceaniczne

• Wynoszenie materiału osadowego strugami prądów rzecznych w strefę przybrzeżną

• Prądy rozrywające

• Poprzeczne przemieszczenie falowe

• Wzdłużbrzegowe prądy falowe i wiatrowe

- Rozmieszczenie frakcji osadowej w zbiornikach:

• Oceanicznym

  1. żwir – w strefie litoralnej

  2. piasek

  3. muły (aleurytowa) – max na skłonie kontynentalnym

  4. f. ilasta (pelitowa) – max w części głębokiego oceanu (w centrum)

• Płytkie jezioro

1. żwir – brak

2. piasek – w części płytkowodnej, przy brzegu

3. f. aleurytowa – max przy brzegu

4. f. pelitowa – max w centralnej części zbiornika

- Wpływ na rozprzestrzenianie się osadów mają:

• odległość od źródła dostawy

• warunki środowiska sedymentacyjnego

• tempo produkcji

• transport i depozycja

• różnorodność składu

- Poziom kompresji węglanowej ok. .

- Tempa sedymentacji wybranych akwenów:

• Zatoka Gdańska: 0,8 - 1,2 mm/rok

• Bałtyk Właściwy: 0,08 – 0,14 mm/rok

• Głębia Gotlandzka: 1 – 1,3 mm/rok

• Zatoka Botnicka: do 1,9 mm/rok

- Morze Śródziemne: 40 - 200 mm/1000 lat

• Morze Ochockie – 25 – 30 mm/1000 lat

• Basen Kurylski – 100 – 500 mm/1000 lat

• Morze Czarne : 100 – 400 mm/1000 lat (przy brzegu), 12 – 40 mm/rok ( w części centralnej)

• Morze Kaspijskie: od ujemnego na południu, do 6000 mm/1000 lat na zachodzie

• Zatoka Paria: do 10 000 mm/1000 lat

1. Postglacjalna ewolucja Morza Bałtyckiego.

• Płytkie, stosunkowo młode – powstałe w epoce lodowcowej, położone na szelfie kontynentalnym morze śródlądowe.

• Powstało ono około 12 000 lat p.n.e. na skutek połączenia jezior zastoiskowych istniejących przed czołem cofającego się lodowca skandynawskiego. Bałtyckie Jezioro Lodowe kilkakrotnie zmieniało swoje granice. Okresowo miało nawet połączenie z wodami Morza Północnego.

• Ok. 10 000 lat temu wskutek obniżenia wód Jeziora Lodowego powstało Morze Yoldiowe (pierwszy prawdziwie morski, silnie zasolony zbiornik wodny pra-Bałtyku. W literaturze naukowej określa się go mianem Morza Yoldia (nazwa od mięczaka Yoldia arctica). Morze to przetrwało zaledwie kilkaset lat, ale wywarło duży wpływ na rozwój pomorskich krajobrazów. Wszystkie rzeki, w tym również Wisła, znacznie pogłębiły wówczas swe doliny. Przyczyną tego zjawiska był bardzo niski poziom wód Morza Yoldia. Znajdował się on aż o 40- poniżej obecnego, a pomorski brzeg był wysunięty około na północ w porównaniu z linią brzegową istniejącą współcześnie).

• Po około 1100 latach zostaje przerwane połączenie z wodami oceanicznymi – powstaje Jezioro Ancylusowe (Ancylys fluviatilis) (decydowały ruchy skorupy ziemskiej i zmiany klimatyczne. Początkowo, wskutek powolnego wznoszenia się Półwyspu Skandynawskiego. Bałtyk utracił połączenie z Morzem Północnym i przez pewien czas znowu był jeziorem. Postępujące w kolejnych tysiącleciach ocieplenie klimatu sprzyjało jednak stałemu podnoszeniu się poziomu morskich wód. Morze Yoldiowe izolowane od oceanu, szybko przekształciło się w słodkowodne jezioro).

• Okres ancylusowy trwał ok. 1400 lat.

• Ok. 7 700 lat temu powstało szerokie połączenie Jeziora Ancylusowego z Morzem Północnym i powstało Morze Litorynowe (Littorina littorea) (Około 6000 lat p.n.e. pra-Bałtyk ponownie stał się morzem. Dla pomorskich krajobrazów ważnym etapem jego rozwoju była zwłaszcza transgresja Morza Litorynowego, która nastąpiła około 4800 lat p.n.e. Przebieg linii brzegowej Morza Litorynowego był nieco inny niż obecnie. W okolicach współczesnej Zatoki Gdańskiej morze to znajdowało się trochę bardziej na północ, zaś w środkowej części polskiego wybrzeża sięgało dalej na południe. Poziom morza był wyższy o około od obecnego. Wtargnięcie Morza Litorynowego spowodowało wielkie zmiany w krajobrazie polodowcowym. Zbudowane z glin morenowych i piasków wodnolodowcowych kępy znalazły się na drodze niszczącej działalności fal, czyli abrazji. Zaczęły się tworzyć strome wybrzeża, zwane klifami. Intensywnemu niszczeniu klifów sprzyjał zarówno wysoki poziom Morza Litorynowego, jak i wielkie urozmaicenie linii brzegowej. Przed tysiącami lat wyglądała ona zupełnie inaczej niż dzisiejsza. Pełno w niej było zatok powstałych przez zalanie pradolin, dolin i innych zagłębień oraz półwyspów. Morze Litorynowe nie tylko niszczyło, ale i budowało wybrzeża. Płynący wzdłuż jego brzegów prąd, czyli dryft przybrzeżny przenosił materiał pochodzący ze zniszczonych klifów. Na Pomorzu wschodnim dryft ten skierowany jest w stronę wschodnią. W okolicach Przylądka Rozewie prąd załamuje się i traci wiele ze swej pierwotnej energii. Utrata siły nośnej powoduje akumulację wleczonego materiału. Już w okresie Morza Litorynowego zaczęły, więc powstawać wyspy, które w późniejszym czasie połączyły się w piaszczyste półwyspy, ze względu na swój kształt nazywane kosami)

• Wzrost zasolenia akwenu.

• Ok. 5 100 lat temu podnosi się dno pod Cieśninami Duńskimi, a cieśniny zwężają się. Powstaje Morze Limnaea (Limnaea o?).

• Ok. 2. 300 lat temu powstaje Morze Mya (Mya arenaria) i okres ten trwa do dziś.