Když se v mělké oblasti unáší útvar plovoucího ledu (obvykle ledovec nebo fragment ledového ledu ), ponořená část (kýl) tohoto ledu se někdy dotýká dna vody. Poté začne sediment škrábat a ponechávat v něm rýhu - to je fenomén drhnutí (Wadhams 2000, Weeks 2010, kap. 13). I když je tento jev nejčastěji pozorován v mořích a oceánech, je také pozorován v řekách a jezerech (Noble and Comfort 1982, Grass 1984).
Při pohledu z povrchu je drhnutí mořského dna plovoucím ledem velmi diskrétní proces. Přítomnost sedimentů zabudovaných do ledu je jednou ze vzácných indikací (Weeks 2010, s. 391). Informace, které se člověk pokusí získat z těchto drážek, zahrnují: hloubku, šířku, délku a orientaci (King 2011, Barrette 2011). Důležitým parametrem je také četnost prohledávání (počet rýh generovaných v daném sektoru za určité časové období). K získání tohoto druhu dat používáme plavidla vybavená zařízením používaným k mapování mořského dna, včetně ultrazvukových sirén , jako jsou boční nebo multibeam sonar (Weeks 2010, s. 392). Tyto průzkumy se někdy provádějí několikrát - toto se nazývá opakované mapování - po dobu, která se pohybuje od jednoho do několika let (Blasco et al. 1998, Sonnichsen et al. 2005).
Brázdy vyplývající z ledové drti se mohou táhnout několik kilometrů. V severní Kanadě a na Aljašce je jejich hloubka 5 m (Been et al. 2008). Obecně však zůstává menší než 1 m. Z hlediska plánování pobřežních prací se „extrémní událost“ nazývá brázda, jejíž hloubka přesahuje 2 m. Pokud jde o šířku těchto brázd, pohybuje se od několika metrů do několika set metrů (Héquette et al. 1995, Oickle et al. 2006). Na severozápad od Svalbardu v Severním ledovém oceánu se nacházejí v nejhlubších vodách: mezi 450 až 850 m (Weeks 2010, s. 395). Předpokládá se, že jde o zbytky pleistocénu před několika tisíci lety, kdy byla hladina moře nižší. V Beaufortově moři v severní Kanadě brázda, jejíž hloubka je 8,5 m, prochází mořským dnem asi padesát kilometrů po trajektorii, která není vždy rovná. Tento jev, který je pozorován ve vodách s různou hloubkou od 40 do 50 m (Blasco et al. 1998), se předpokládá, že pochází z doby kolem 2000 let.
Existují dva typy ledových útvarů odpovědných za prohledávání: ledovce (z ledovce ) a mořský led (patřící k ledu ).
Vzhledem k tomu, že ledovec pochází z ledovce , je podobný svým fyzikálním a mechanickým vlastnostem ledu v jezerech a řekách. Důvodem je, že na rozdíl od mořského ledu tento led není solný: je vyroben ze sladké vody , a proto pochází z atmosférických srážek ( déšť nebo sníh ). Sladkovodní led je materiál ledových štítů , ledových čepic , ledových bariér a ledovců . Působení gravitace způsobuje, že tyto masy ledu proudí dolů. V oblastech, kde se tento led dostává k moři, se však v závislosti na topografii rozpadá, což je proces známý jako „ otelení “; výsledné fragmenty jsou ledovce . Tyto ledovce , které sahají do moře (dále jen police ledu ) jsou také předmětem otelení . V tomto případě budou mít ledovce tabulkový tvar, který může dosáhnout několika kilometrů - jsou to „ledové ostrovy“. Pokud se přiblíží k pobřeží, mohou tyto ledové útvary vytvářet brázdy, které představují „extrémní události“ (zmiňované výše).
Je to v podstatě zmrzlá mořská voda. Tento led je porézní, a proto fyzicky méně odolný než sladkovodní led. Představuje smečku , jejíž vnitřní dynamika je velmi složitá (Haas 2003, Weeks 2010, kap. 12). Působením větru a proudů se mořský led láme a hromadí a vytváří tlakové vyvýšeniny nebo vyvýšeniny , často dlouhé a zvlněné. Tlakové hřebeny integrované do břehů ledu nebo kry jsou ponořená část těchto útvarů zodpovědná za dobrou část odmašťování mořského dna v oblastech, kde moře zamrzá, a vzorec vytvořených rýh souvisí s pohyby ledová pokrývka jako celek.