METEOROLOGIA.

FALE WIATROWE- są jednymi z najczęściej rozchodzących się zaburzeń na powierzchni oceanów i mórz. Charakterystycznymi cechami tych zaburzeń są wielokrotne quasiokresowe odkształcenia powierzchni wody oraz przenoszenie energii bez znacznego przenoszenia materii. F.W. są rodzajem grawitacyjnych powierzchniowych fal poprzecznych występujących w krótkim przedziale czasu, a drgania odbywają się w kierunku prostopadłym do kierunku rozchodzenia się fali.

Przebieg falowania wiatrowego, jego wzrost, rozprzestrzeniania się, zanikanie zależą w głównej mierze od dynamicznego oddziaływania wiatru na powierzchnię morza. Falowanie wiatrowe- nie jest falowaniem ściśle okresowym, a ciąg falowy składa się z fal o różnych wartościach wysokości (h), okresu (T), i długości (λ). W falowaniu wiatrowym takimi głównymi parametrami układu generującego są: prędkość wiatru (W), czas działania wiatru (t_W) oraz rozciągłość działania wiatru nad powierzchnią wody (D_W).

R

O F

Dz

A

J E

E

D

F

A C

L B

A

0,1 1 1 10² 10³ 10⁴ 10⁵ 10⁶ 10⁷

T[s]

Rys. Schematyczny podział fal występujących na powierzchni mórz i oceanów w zależności od ich okresu.

A-F. kapilarne, B- F. wiatrowe wymuszone i swobodne, C- sejsze, D- tsunami, E- F.boryczne, F- F. pływowe.

ELEMENTY FALI- dla określenia parametrów fali posługujemy się następującymi jej elementami geometrycznymi i kinetycznymi: 1) wysokość fali (h)- różnica rzędnych pomiędzy sąsiadującymi grzbietami i dolinami. Połowa wysokości fali jest jej amplitudą. 2) długość fali (λ)- najkrótsza odległość między punktami znajdującymi się w jednakowej fazie przestrzennej, np.: miedzy dwoma sąsiednimi grzbietami. 3)okres fali (T)- przedział czasu miedzy przejściem dwóch kolejnych grzbietów (dolin) przez określony pion, w ciągu którego fala przejdzie odległość równą swej długości. 4)prędkość fazowa fali(c)- odpowiada drodze, którą przebywa dowolny punkt fali w jednostce czasu lub inaczej prędkość przemieszczania się grzbietu fali w kierunku jej rozprzestrzeniania się. c=λ/T. 5)stromość fali (ε=h/λ)- stosunek wysokości fali do jej długości. 6)kierunek fali (q)- kierunek, z którego nabiega fala do miejsca jej rejestracji. Kierunek fali mierzony jest w stopniach lub rumbach licząc od kierunku północy zgodnie z ruchem wskazówek zegara. 7)front fali- linia przechodząca przez szczyty grzbietu danej fali poprowadzona prostopadle do generalnego kierunku rozchodzenia się fali. 8)długość grzbietu fali (b)- długość grzbietu fali zgodna z kierunkiem jej frontu. 9)częstotliwość fali (f)- odwrotność okresu fali =1/T. 10)liczba falowa(k)- k=20π/λ. 11)prędkość kątowa fali (ω)- ω=2π/T.

TYPY I POSTACIE FALOWANIA WIATROWEGO. A) F. wiatrowe- falowanie kształtowane w stadium przekazywania energii od wiatru do wody. Stadium to zwane jest często przez nawigatorów `'żywą falą wiatrową''. Nawietrzny skłon fali jest dłuższy od zawietrznego, a przy dużych prędkościach wiatru i przy szkwałach może wystąpić załamywanie się fal (grzywacze) i odrywanie oddzielonych cząstek wody w postaci pyłu wodnego. B) Falowanie wiatrowe swobodne: falowanie to występuje w czasie, gdy prędkość wiatru zmaleje do wartości mniejszej od prędkości fazowej fali(W<c). Falowanie przebiegać będzie wówczas pod przeważającym wpływem sił ciężkości. Idealnym typem fali swobodnej wiatrowej jest tzw. fala martwa, która przekroczyła obszar generującego pola wiatrowego i przemieszcza się na akwenie, gdzie wiatr nie występuje. Fala swobodna wiatrowa ma zawsze bardziej regularny kształt niż fala wiatrowa i jest zwykle od niej dłuższa. C) Falowanie mieszane- falowanie, przy którym jednocześnie obserwuje się fale wiatrowe i fale swobodne wiatrowe. Można to obserwować przy szybkiej zmianie kierunku wiatru.

W ZALEŻNOŚCI OD POSTACI OBSERWOWANEGO FALOWANIA MOŻNA WYRÓŻNIĆ:

A) Fale kapilarne: zmarszczki wody i drobne fale występujące przy bardzo słabym wietrze. Odległość pomiędzy zmarszczkami mierzona jest w centymetrach. Ta postać występuje w pierwszym stadium rozwoju falowania. B) Falowanie dwuwymiarowe: regularne falowanie, przy którym obserwuje się tylko jeden system fal wiatrowych lub fal swobodnych wiatrowych z wyraźnie wyróżnionymi kolejnymi grzbietami i dolinami fali. Taki rodzaj falowania można spotkać w strefach pasatowych. C) Falowanie trójwymiarowe: najczęściej występujące falowanie na morzach i oceanach, przy którym występuje wzajemne przesunięcie grzbietów fal. D) Falowanie interferencyjne złożony układ jednocześnie występujących dwóch lub kilku systemów fal. Interferencję fal wyraźnie można obserwować w strefie brzegowej i basenach portowych przy udziale fal odbitych. Trochoida- to krzywa utworzona przez ślad punktu leżącego wewnątrz toczącego się koła po płaszczyźnie poziomej. Tę krzywą przyjęto dla teoretycznego rozpatrzenia zjawiska. Fala trochoidalna jest niesymetryczna względem linii określającej poziom morza przed falowaniem. Z właściwości trochoidy można wyznaczyć główne elementy fali: długość (λ), okres (T), prędkość fazową (c), prędkość kątową (ω). Energia fali trochoidalnej: fala trochoidalna jest niesymetryczna względem linii określającej poziom morza przed falowaniem. Środki orbit, po których krążą cząstki w trakcie falowania znajdują się powyżej tej linii i tworzą tzw.;średni poziom falowy morza. Z geometrii trochoidy wynika, różnica poziomów: η=πr₀²/λ; gdzie r₀- promień orbity cząstek, które przed falowaniem znajdowały się na powierzchni morza. Z tej wartości wynika potencjalna energia cząstki wody za okres obrotu na orbicie: E_p=πgr²/ λ.

TRANSFORMACJA FAL W STREFIE BRZEGOWEJ: Generalnie, przy falowaniu podchodzącym do brzegu grzbiety fal układają się w przybliżeniu równolegle do brzegu. Przechodząc na coraz mniejsze głębokości fale przekazują swą energię coraz mniejszej masie wody, a jednocześnie opór tarcia o dno absorbuje pewną część energii. Przy stopniowo malejącej głębokości zmniejsza się długość i prędkość fali. Istotną fazą procesu rozpraszania energii jest jednakże zjawisko załamania fali, ponieważ występują wówczas duże straty energii w wyniku turbulentnrj dyfuzji pędu. Strefę, w której to zjawisko zachodzi nazywamy strefą przyboju. W tej strefie głębokość morza jest równa pewnej głębokości krytycznej dla danych parametrów fali (H_k). W strefie przyboju- ruch orbitalny cząstek cieczy staje się nierównomierny. W wyniku tarcia o dno cząstki wody będące w fazie odpowiadającej dolnej części orbity (dolina fali) mają zdecydowanie mniejsze prędkości od cząstek znajdujących się na grzbiecie fali. W ten sposób naruszone zostają warunki stabilności na swobodnej powierzchni wody. Cząstki wody na grzbiecie fali, poruszające się z dużą prędkością, zostają wytrącone ze swych orbit, wyprzedzają dotychczasowy profil fali tworząc załamanie powierzchniowe obserwowane na morzu jako białe grzywacze.

STADIA ROZWOJU FALOWANIA WIATROWEGO: 1) falowanie rozwijające się, nieustalone, gdy ilość przekazywanej energii jest większa od ilości energii traconej przez falę E_W> E_M. Pod wpływem wiatru następuje wzrost energii fali w czasie i wzrost strumienia energii wzdłuż drogi jego działania. 2)Falowanie ustalone w pełni rozwinięte, przy którym fale osiągnęły maksymalne rozmiary przy danej prędkości wiatru i zmieniają się jedynie w zależności od rozciągłości działania wiatru X. Zachodzi wówczas równość E_W=E_M. 3)Falowanie zanikające, przy którym w miarę czasu jego trwania następuje zmniejszanie się wysokości fal E_W< E_M.

CZYNNIKI WPŁYWAJĄCE NA ROZMIAR FAL WIATROWYCH NA OTWARTYM MORZU:

1) Prędkość wiatru (W)—prędkość wiatru ma oczywisty wpływ na rozmiary wytwarzanych fal. Parametr prędkości zawsze będzie odzwierciedlany we wzorach empirycznych i wszelkich nomogramach.

Efekt oddziaływania prędkości wiatru zależy także od tego jakie jest aktualne stadium falowania i jaka prędkość fali. Przy wzroście prędkości wiatru najbardziej intensywny wzrost elementów fal obserwuje się w okresie dużej różnicy pomiędzy prędkością wiatru i fal.

2) Długotrwałość działania wiatru (t)- ponieważ przekazywanie energii od wiatru do wody odbywa się w czasie, więc przy stałej prędkości i stałym kierunku wiatru rozmiary fal zależą od długotrwałości jego działania. 3) Kierunek wiatru (KW)- na akwenach oceanicznych i morskich kierunek wiatru często bywa nie zgodny z kierunkiem falowania. Przyczyną takich różnic jest fakt, że kierunek falowania wiatrowego zmienia się znacznie wolniej od kierunku wiatru. 4) Rozbieg wiatru (D)

na wzrost elementów fal wpływa tzw. Rozbieg wiatru, czyli droga, wzdłuż której wiatr nad powierzchnią wody zachowuje stały kierunek.

Rozbieg wiatru zwany też rozciągłością działania wiatru, ogrywa dużą rolę, jeżeli na danym akwenie rozwija się sztorm na niewielkiej przestrzenni, lub wiatr wieje na niewielkiej przestrzeni od brzegu.

FALE POCHODZENIA WIATROWEGO: 1)falowanie wiatrowe: jest silnym zaburzeniem na powierzchni mórz i oceanów. Takie zaburzenie z chwilą osłabnięcia lub zaniku czynnika generującego zachowuje swą naturę przynajmniej przez pewien okres czasu dzięki siłom bezwładności. Następstwem falowania wiatrowego jest falowanie swobodne pochodzenia wiatrowego. W tym stadium falowania istotny udział w kształtowaniu profilu fali i jej elementów posiada przyspieszenie ziemskie i tarcie wewnątrz cieczy, a nie wiatr. 2) fala martwa: określa zwykle dwuwymiarowe falowanie występujące w okresie ciszy, gdy widoczne wyraźnie są grzbiety fal i kierunek ich przemieszczania się. 3) Rozkołys morza: termin ten stosuje się wtedy gdy bardzo trudno jest określić geometryczne elementy fali swobodnej, choć jest ona odczuwalna dla okrętu. Za rozkołys można też uważać bardzo długie fale swobodne pochodzenia wiatrowego przekraczające długości 800m czy nawet 1000m i możliwe do określenia jedynie poprzez pomiar okresu fali.

4) Fale swobodne: pochodzenia wiatrowego, istnieją dzięki energii nagromadzonej w falach wiatrowych, a pojawiają się wówczas, gdy ilość przekazywanej energii jaką fala traci na tarcie wewnętrzne czyli E_W<E_M.

OBSZARY NA OCEANACH OBJĘTE FALOWANIEM WIATROWYM: 1) obszar cyklogenezy (prawie całe akweny położone na północ i południe od granicy wiatrów pasatowych). 2)strefa wiatrów pasatowych i strefa równikowa. 3)obszar intensywnej fali martwej w obszarze cyklogenezy (charakteryzuje się on dużymi ilościami silnych sztormów). 4) strefa zbieżności wiatrów.

STATYSTYCZNY ROZKŁAD WYSOKOŚCI FAL WIATROWYCH W NIŻU BARYCZNYM: najniższe wysokości fal występują w centrum niżu. Najczęściej wysokie falowanie związane jest ze strefą frontu chłodnego i obszarem zajmowanym przez powietrze chłodne za tym frontem. Po wyjściu niżu barycznego z kontynentu amerykańskiego na Atlantyk wzrost falowania zwykle zaczyna się w sektorze północnym lub zachodnim. W drugim i trzecim dniu oddziaływania wiatrów tego niżu na powierzchnię wód oceanu falowanie przyjmuje maksymalne rozmiary. Wówczas pole to najczęściej znajduje w sektorze zachodnim lub południowym niżu. Jest to zgodne z położeniem frontu chłodnego i strefy silnych wiatrów za tym frontem oraz czasem oddziaływania wiatru na powierzchnię oceanu. Część niżów barycznych szybko przemieszczających się w kierunku Europy nie zdąży wytworzyć maksymalnego falowania w swym sektorze wschodnim, a także północnym z uwagi na fakt, że niż znajduje się już na kontynencie europejskim, zanim front chłodny zdąży przemieścić się w te obszary niżu lub sam niż zostaje zokludowany i maleje jego intensywność.

PRAWIDŁOWOŚCI ROZKŁADU I ZMIENNOŚCI PÓL FALOWANIA:

1) w centrach układów niskiego i wysokiego ciśnienia wysokości fal są najmniejsze dla danego układu. 2) intensywny niż baryczny wytwarza maksymalne pola falowania w drugim i trzecim dniu oddziaływania na powierzchnię oceanu, a centrum pola maksymalnego falowania najczęściej znajduje się za frontem chłodnym. 3)obszar dużego falowania. Związany z układem głębokiego niżu barycznego najczęściej ma kształt zbliżony do elipsy. 4) szybko przesuwający się układ niskiego ciśnienia `'pociąga'' za sobą wytworzone przez siebie pole falowania niezależnie od tego, czy kierunek rozchodzenia się fal wiatrowych jest czy nie jest zgodny z kierunkiem przemieszczania się układu. 5)intensywny stacjonarny układ niskiego ciśnienia położony w środkowej części oceanu wytwarza wokół centrum duże falowanie, obejmując większą część oceanu, a maksymalne wysokości fal występują od strony układów wysokiego ciśnienia. 6) w przypadku występowania wieloukładowego pola ciśnienia nad oceanem pole maksymalnego falowania powstaje w strefie środkowej pomiędzy przeciwnymi układami barycznymi (zagęszczenie izobar). 7) intensywny układ wysokiego ciśnienia nad centralnym obszarem oceanu powoduje nieznaczne falowanie, obejmujące wówczas większą część oceanu. 8) szybko przemieszczający się układ wysokiego ciśnienia powoduje rozbicie nawet silnego pola falowania i prowadzi do znacznego zmniejszenia się wysokości fal na danym akwenie.

PRZYCZYNY WAHAŃ POZIOMU WÓD: 1) przyczyny hydrologiczne i meteorologiczne (klimatyczne)- parowanie, opad atmosferyczny, dopływ rzek, topnienie lub tworzenie się lodów, zmiany rozkładu gęstości mas wodnych, wymiana wód gruntowych z wodami mórz i oceanów, zmiany ciśnienia atmosferycznego i wiatrów (cyrkulacja atmosfery). 2) przyczyny natury kosmicznej- pływotwórcze siły Księżyca, Słońca i planet

3) Przyczyny geologiczne- drgania sejsmiczne i wybuchy wulkanów, zjawiska osuwiskowe w osadach dennych, epejrogeniczne systematyczne pionowe ruchy skorupy ziemskiej.

Stosowanie do działających przyczyn można wyróżnić krótkookresowe i długookresowe wahania poziomu morza oraz jego zmiany wiekowe. Wahania krótkookresowe charakteryzują się znacznymi wartościami amplitud i mają wielkie znaczenie dla bezpieczeństwa żeglugi, wywierają też niekiedy katastrofalny wpływ na wybrzeża, infrastrukturę i życie ludzkie. Do tej grupy wahań należą spiętrzenia sztormowe, fala sejsmiczne, tzw. tsunami, pływy.

ŚREDNI POZIOM MORZA I JEGO ZMIANY W WIELOLECIU: jako średni miesięczny, średni roczny czy średni wieloletni poziom morza rozumie się średnią wartość arytmetyczną wyliczoną z wszystkich odczytów wykonanych z łaty wodowskazowej lub z zapisu moreografu (planimetrowanie powierzchni ) za okres uśrednienia.

SEZONOWE ZMIANY POZIOMU MORZA: za sezonowe przyjmuje się zmiany położenia średniego poziomu wód w przeciągu roku i należy je wiązać z ilością wód w danym akwenie.

KRÓTKOOKRESOWE WAHANIA POZIOMU MÓRZ: za krótkookresowe , uznaje się zmiany poziomu obserwowane w przedziale kilkunastu minut do kilku dni. Te krótkookresowe wahania poziomu wód są głównie spowodowane tzw. falami długimi: fala pływu, fala tsunami, fala baryczna, sejsze oraz tarcie wiatru o powierzchnię wody wywołujące spiętrzenia i obniżanie poziomu poprzez prądy wiatrowe.

TSUNAMI: długie fale morskie związane z przyczynami sejsmicznymi.

Skala intensywności tsunami w/g Ismamura:

m=0—podniesienie poziomu wód do 1m w strefie brzegowej

m=1—podniesienie poziomu wód do 2m. Obserwuje się wyraźny dryf

statku.

m=2—podniesienie zwierciadła wody rzędu 4-6m. Widoczne zniszcze

nia nadbrzeży, portów i strefy brzegowej.

m=3—wzrost poziomu wód rzędu 10-20m.

m=4—wysokość zmian poziomu wód do 30m.

Rozprzestrzenianie się fal tsunami: przeciętne tsunami przemieszczające się na oceanie składa się z grupy 3-9 fal większych oraz szeregu fal drobnych. Wszystkie one posiadają bardzo wielką długość (λ) i okres (T). Energia tsunami wraz z przebywaną odległością rozproszona jest na pokonanie sił lepkości cieczy, tarcie o dno oraz na wprowadzanie w proces falowy wzrastającej objętości cieczy, szczególnie dla fal rozchodzących się kołowo. Tym niemniej fale tsunami przechodzą tysiące mil zachowując jeszcze znaczną energię. Przy słabych tsunami (0 i 1) szybko zanika amplituda fali.

FALA BARYCZNA I JEJ WPŁYW NA KSZTAŁTOWANIE SIĘ WAHAŃ POZIOMU MORZA: falę tę można rozumieć jako poduszkę wodną pod cyklonem tropikalnym lub niżem barycznym przemieszczającą się wraz z tym układem ciśnienia po powierzchnio oceanu lub morza.

1) fale baryczne charakteryzują się fazami dodatnią i ujemną. Wiatr w obszarach płytkowodnych o kierunku prostopadłym do linii brzegowej spiętrza lub obniża poziom wód zgodnie z kierunkiem swego działania.

2) we wschodniej części niżu barycznego w większym stopniu przejawia się dynamiczny wpływ fali barycznej. W części zachodniej wysoki poziom wód podtrzymywany jest najczęściej piętrzącym działaniem wiatru. 3) Podejście grzbietu fali barycznej do brzegu zgodne co do kierunku z dryfowym działaniem wiatru, powoduje wyjątkowo silne wezbrania sztormowe. 4) duży wpływ na charakter wahań poziomu morza (amplituda i czas wystąpienia) ma tor niżu i jego odległość od wybrzeża. Maksymalny dynamiczny wpływ fali barycznej występuje wówczas, gdy tor niżu lub cyklonu tropikalnego przebiega wzdłuż wybrzeża. Duże znaczenie posiadają wówczas warunki lokalne. 5) udział fali barycznej i wiatru w ostatecznym przebiegu wahań poziomu morza uzależniony jest od prędkości przemieszczania się układu ciśnienia i jego głębokości.

SEJSZA- sejszami nazywamy wahania własne wód w zbiorniku zamkniętym lub półzamkniętym. Zwykle sejsze występują w wyniku oddziaływania postępujących fal długich (tsunami, fale baryczna), która przenikając do danego zbiornika przekształcają się. najistotniejszym elementem sejszy jest jej okres T= 2L/ n*(gH)^1/2

gdzie: L- długość basenu, n- ilość węzłów, H- głębokość średnia akwenu Bardzo charakterystyczną cechą sejsz są linie węzłów. Są to te miejsca, w których nie zachodzi zmiana poziomu morza, a jednocześnie występuje tam maksymalna prędkość prądów powierzchniowych.

ZASOLENIE: wody morskie zawierają znaczne ilości rozpuszczanych soli. W oceanografii zasolenie, czyli zawartość soli w wodzie morskiej, określa się w gramach na litr (g/l) w liczbowo odpowiada zasoleniu w promilach (%).

Średnie zasolenie wód oceanu światowego wynosi 35%₀, czyli w litrze wody morskiej znajduje się około 35g rozpuszczonych soli. Na znacznych przestrzeniach oceanów zasolenie zmienia się stosunkowo słabo w granicach ± 2%₀ -3%₀, natomiast silne aniony zasolenia obserwuje się w morzach i to tym silniejsze, im bardziej utrudniona jest wymiana wód miedzy danym morzem, a wodami oceanicznymi. Bez względu jednak na wielkość zasolenia skład chemiczny zasolenia tj. rodzaje występujących związków i ich wzajemne proporcje są stałe.

Ze względu na dominację w zasoleniu soli kuchennej oraz duży udział siarczanów smak wody jest słono- gorzki.

MORZE ŚRÓDZIEMNE: na wsch. od Gibraltaru zasolenie wynosi

37%₀. We wsch. części w pobliżu wybrzeży Libanu przekracza 39%₀.

MORZE CZERWONE: w pn. części zasolenie przekracza 42%₀ , w Zatoce Perskiej wynosi 40%₀. Przyczyną wzrostu zasolenia jest w tym przypadku parowanie, które doprowadza do koncentracji soli w wodzie morskiej. MORZE BAŁTYCKIE: średnie zasolenie wynosi 8- 7%₀, w pn. i wsch .krańcach (Zat. Botnicka i Fińska) spada poniżej 3%₀

MORZE CZARNE i AZOWSKIE: do, których wpada wiele pełnowodnych rzek (Don, Dniepr, Dunaj, Dniestr, Kubań, Rioni), przez co zasolenie w centralnej części M. Czarnego wynosi 16- 18%₀

Oprócz soli w wodzie morskiej rozpuszczona jest zawsze pewna ilość gazów. Najważniejszymi gazami jest tlen (O₂), azot (N₂), dwutlenek węgla (CO₂) i siarkowodór (H₂S).

GĘSTOŚĆ WODY MORSKIEJ: gęstością wody morskiej nazywamy stosunek masy pewnej objętości wody morskiej do masy takiej samej objetości wody destylowanej o temperaturze +4⁰C (277K) i oznaczamy symbolem S=t/4. Gęstość wody morskiej zależy od dwóch czynników: temperatury i zasolenia. Im większe jest zasolenie wody morskiej, tym jej gęstość jest większa, gdyż woda w jednostce objętości zawiera więcej soli, które są cięższe od wody destylowanej. Przez to woda o większym zasoleniu ma większą gęstość od wód słabiej zasolonej. Średnia gęstość wód oceanicznych wynosi ok.1025 przy zasoleniu 35%₀ i temperaturze 17,5 ⁰C (290,5K).

ZLODZENIE: lody zajmują 6% oceanów. Na powierzchni Oceanu Spokojnego występują różne postaci lodów, możemy je podzielić na lody pochodzenia morskiego (lody morskie) i lody pochodzenia lądowego (lody lądowe). Lody morskie- powstają w wyniku zamarzania wody morskiej, gdy jej temperatura spadnie poniżej temperatury zamarzania. Temperatura krzepnięcia wody morskiej jest ze względu na jej zasolenie niższa od temperatury wody słodkiej i obniża się wraz ze wzrostem zasolenia.

Działanie ciepła, prądów, wiatrów i falowanie może doprowadzić do łamania jednolitej powłoki lodowej na drobniejsze fragmenty. Powstać mogą przy tym pola lodowe, czyli fragmenty lodu o względnie równej powierzchni, których najmniejsza średnica jest większa od 20m i kra, czyli fragmenty lody o średnicy mniejszej od 20m.

Lód morski znajduje się stale w ruchu, tylko jego niewielkie fragmenty na stałe zespolone z brzegiem i noszące nazwę przylepy są nieruchome.

Lody lądowe- powstają na obszarze lądów. Są to lody rzeczne, wynoszone przez rzeki do morza, oraz lody lodowcowe, zwane niekiedy kontynentalnymi.

Lody lodowcowe powstają z odłamujących się części lodowców spływających do morza oraz fragmentów lodowców szelfowych. Są to bryły lodu słodkowodnego, często gigantycznych rozmiarów, które noszą NAZWĘ GÓR LODOWYCH.

Góry lodowe dzielimy na: piramidalne, stołowe, kopulaste, oraz góry lodowe zerodowane.

1) góry lodowe piramidalne: powstają z obłamywania się lodowców dolinnych lub rozpadu gór stołowych. Mają one wysmukły kształt i ostro zarysowany wierzchołek. Ich wysokość ponad poziom morza wynosi od kilkunastu do ponad 100m. 2)Góry stołowe: powstają na skutek obłamywania się lodowców szelfowych występujących u wybrzeży Antarktydy. Mają one stromo pionowe ściany w rozległą płaską lub słabe nachyloną powierzchnię wierzchołka. Średnie wzniesienie nad lustro wody wynosi od 30 do 60m. Rozmiary poziome gór stołowych są większe od gór piramidalnych, zazwyczaj przekraczają 200m.

3) góry lodowe kopulaste; charakteryzują się na ogół gładkimi, zaokrąglonymi ścianami, zaokrąglonym wierzchołkiem. Są to góry lodowe, które na skutek topnienia utraciły stateczność i przewróciły się, w związku z czym wynurzyła się ich gładka obrobiona przez wodę, część podwodna. 4)góry zerodowane; to góry lodowe, które na skutek długotrwałego oddziaływania czynników niszczących (słońca, wiatru, falowania) przybierają fantazyjne kształty np.gory-doki, zamki, bramy.

---