Morze Bałtyckie jest szelfowym, śródlądowym zbiornikiem wodnym. Jego powierzchnia wynosi 415 266 km2, średnia głębokość 55 m a objętość 21 721 km3. Należy ono do najpłytszych i najmniejszych mórz na Ziemi. Jednocześnie jest najmłodszym morzem Oceanu Atlantyckiego.
Morfologia dna Morza Bałtyckiego jest bardzo zróżnicowana. Warunkuje ją głównie budowa geologiczna, tektonika i działalność czynników morskich zwłaszcza falowania i prądów. Na dnie Morza Bałtyckiego wydzielono następujące jednostki strukturalno – morfologiczne:
a) szelf przybrzeżny – jest łagodnie opadającym do głębokości około 200 m przybrzeżnym fragmentem dna zalanym przez morze. Obejmuje południowo – zachodnią cześć dna Bałtyku wraz z wyspą Bornholm, strefy przybrzeżne części południowej i południowo – wschodniej morza oraz znaczną część Zatoki Botnickiej.
b) równiny pagórkowate – zajmują znaczną część dna Bałtyku Środkowego, Bałtyku Południowego oraz środkową część Zatoki Fińskiej.
c) równiny akumulacyjne, dna kotlin – w głębszych partiach obu głębi gotlandzkich.
W rzeźbie dennej można wyróżnić dwie zasadnicze odmiany:
a) rzeźba abrazyjno – akumulacyjna – występuje w strefie wpływu falowania.
b) rzeźba akumulacyjna - w strefie dna morskiego z obfitym dopływem materiału osadowego.
Natomiast wśród form morfologicznych dna Morza Bałtyckiego można wyróżnić 4 typy genetyczne rzeźby:
a) przybrzeżne równiny akumulacyjno – abrazyjne (do głębokości 50 m) z podtypami:
- równiny abrazyjne miejscami z zachowanymi formami akumulacyjnymi lub erozyjnymi;
- równiny abrazyjne nachylone;
- równiny akumulacyjno – abrazyjne z reliktami rzeźby erozyjnej i pasm morenowych.
Stanowią one pasy o różnej szerokości i przylegają do lądu oraz otaczają wyspy. Największe obszary zajmują u południowych wybrzeży Finlandii, na zachód od wybrzeży zachodniej Estonii i dalej ku południowi aż po północny kraniec półwyspu Sambia. Abrazyjne części równin przybrzeżnych wypreparowane są w utworach różnego wieku – u południowych wybrzeży w utworach plejstoceńskich, natomiast w części północnej w utworach starszego podłoża, np. w skalach prekambryjskich wzdłuż wybrzeży szwedzkich, w skałach dolnego paleozoiku wokół wyspy Gotlandii i Olandii oraz w sąsiedztwie wybrzeży estońskich.
b) równiny progowe – nachylone monoklinalnie, z predysponowaną rzeźbą erozyjno – denudacyjna, występują w Depresji Środkowobałtyckiej. Spotykamy tu wyraźne progi – questy, zwane też glintami, wypreparowane w skałach z okresu ordowiku, syluru i dewonu. Rzeźba questowa dna występuje najwyraźniej w obrębie Głębi Północnogotlandzkiej i północnej części Głębi Wschodniogotlandzkiej, skąd dochodzi aż do wylotu Zatoki Finskiej.
c) równiny akumulacyjne kotlin podwodnych subhoryzontalne. Są one typowe dla południowej części Morza Bałtyckiego, gdzie zajmują południową część dna Głębi Wschodniogotlandzkiej, południową i środkową część Zatoki Ryskiej, Kotlinę Zatoki Gdańskiej i Głębi Gdańskiej, Rynnę Słupską oraz Kotlinę Bornholmską. Peryferyjne części wymienionych akwenów zbudowane są zwykle z subhoryzontalnych równin podwodnych, natomiast ich części centralne mają płaskie dno.
d) równiny akumulacyjno-abrazyjne – pagórkowate z predysponowaną rzeźbą glacjalną pasm morenowych. Stanowią najczęściej przedłużenie przybrzeżnych równin w kierunku morza, otaczając równiny akumulacyjne kotlin podwodnych oraz równiny questowe. Rozwinięte są one najbardziej na południe od Gotlandii, gdzie tworzą rozległe ławice podwodne: Ławicę Hoburg i Ławicę Środkową.
Batymetrie Bałtyku przedstawia mapa. Zaznaczono również na niej 7 głębi bałtyckich:
1. Głębia Arkońska (50 m)
2. Głębia Bornholmska (105 m)
3. Głębia Gdańska (118 m)
4. Głębia Gotlandzka (249 m)
5. Głębia Landsort (459 m) – najgłębsze miejsce Bałtyku.
6. Głębia Alandzka (405 m)
7. Głębia Botnicka (294 m).
Powstanie Bałtyku wiąże się z deglacjacją lądolodu skandynawskiego. Około 15,5 tys. lat temu krawędź lądolodu znalazła się około 100 km na północ od wybrzeża polskiego. Przed czołem lądolodu w zagłębieniu terenu gromadziły się wody roztopowe, które utworzyły Bałtyckie Jezioro Lodowe. Przez dużą część roku było zamarznięte, a latem pływały po nim góry lodowe. Miało ono powierzchnię około 300 tys. km2 i leżało 30 m powyżej powierzchni ówczesnego oceanu. Jednak poziom wody w Jeziorze był 20 do 50 m niższy niż obecnie.
Dalsze topnienie lądolodu powoduje, około 12 tys. lat temu, przepełnienie jeziora, powstanie przesmyku w okolicy Środkowej Szwecji (w miejscu obecnych jezior Wener, Wetter, Hjälmar i Melar) i odpływ wody Bałtyckiego Jeziora Lodowego do oceanu. Odpływ wód jeziora do oceanu spowodował zmniejszenie jego powierzchni. Ciągłe topnienie lądolodu powodowało podnoszenie poziomu oceanu i napływ słonych wód oceanicznych do Bałtyku. Słonowodne środowisko jest dobrym siedliskiem organizmów morskich, w tym bardzo obficie małża Yoldia arctica. Od jego nazwy nadano zbiornikowi wodnemu w tym okresie nazwę Morze Yoldiowe. Stan ten trwał około 1tys. lat.
Skorupa ziemska pozbawiona ciężaru lądolodu zaczyna się podnosić i połączenie Morza Yoldiowego z oceanem zostaje przerwane. Morze znów przekształca się w jezioro nazwane Jezioro Ancylusowe od ślimaka Ancylus fluviatilis, który zasiedlił wody zbiornika. Poziom wody przewyższa poziom oceanu i wody z Jeziora odpływają rzekami do oceanu.
Około 9,5 tys. lat temu wskutek podniesienia poziomu Oceanu Światowego wody oceaniczne zaczynają przedostawać się przez Cieśniny Duńskie do jeziora. Staje się ono coraz bardziej słone. To stadium rozwoju Bałtyku nazwano Morze Litorynowe od nazwy ślimaka morskiego Littorina littorea.
Około 5,5 tys. lat temu i rozpoczął się współczesny etap rozwoju Bałtyku. Skorupa ziemska w okolicy Cieśnin Duńskich podniosła się, co utrudniło wymianę wody z Morzem Północnym. Spowodowało to zmniejszenie zasolenia Bałtyku. Stale, choć bardzo wolno, obserwuje się wycofywanie morza z obszarów położonych an północy, a wkraczanie na obszary lądu na południu. To stadium rozwoju Bałtyku nosi nazwę Morze Mya. Ten piaskołaz Mya arenaria przywędrował do Bałtyku z zachodnich wybrzeży oceanu Atlantyckiego i znalazł tu dogodne warunki bytowania.