אדוות מופיעות על פני מים חלקים כאשר הרוח מנשבת, אך הן דועכות מהר כשהרוח מפסיקה. הכוח המחזיר שמאפשר להן להתקדם הוא מתח הפנים. גלי סערה הם תנועות בקנה מידה גדול יותר, לעיתים קרובות בלתי סדירות, שנוצרות תחת רוחות ממושכות. גלים אלו נוטים להתקיים במשך זמן ארוך בהרבה, גם אחרי שהרוח דעכה, והכוח המחזיר שמאפשר להם להתקדם הוא כוח הכבידה. כאשר הגלים הללו מתרחקים מהאזור בו נוצרו, הם מתפצלים באופן טבעי לקבוצות בעלות כיוון ואורך גל משותף. חבילות הגלים שנוצרות באופן הזה נקראות סוואלים (swells). לעיתים קרובות סוואלים נעים בכיוון שונה מכיוון הרוח המקומית, זאת שכן רצפים סדירים כאלה של גלי ים אינם נוצרים על ידי הרוח המקומית, אלא על ידי מערכות מזג אוויר מרוחקות, בהן רוח נשבה במשך זמן לאורך מרחק נשיבה (fetch) גדול.
"גלי פרא" יחידניים (לעיתים נקרא גם "גל משוגע" או "גל מפלצתי") הגבוהים בהרבה משאר הגלים במצב הים (sea state) יכולים להיווצר. גלים כאלו הם שונים מגאות, הנגרמים על ידי כוחות המשיכה הכבידתיים של הירח והשמש, גלי צונאמי הנגרמים על ידי רעידות אדמה תת-מימיות, או גלים שנוצרים על ידי פיצוץ תת-מימי או פגיעת מטאוריטים - לכל אלו יש אורך גל גדול הרבה מאשר גלי פרא.
המנגנון של היווצרות גלי ים על ידי הרוח.
גלי ים נוצרים כתוצאה מהעברת אנרגיה מהאטמוספירה לפני האוקיינוס, כאשר הגורם המתווך הוא הרוח. גלי כבידה-קפילריים משחקים תפקיד מרכזי במנגנון שאחראי ליצירת גלים על ידי הרוח. ישנם שני מנגנונים שונים שמתארים את התהליך הזה, שנקראים על שם החוקרים שהגו אותם, Phillips ו- Miles.
המנגנון של Phillips מדמה את מצבו הראשוני של האוקיינוס כים שטוח, בעוד רוח טורבולנטית מנשבת מעל פני המים. כאשר זרימה היא טורבולנטית, הדבר מתבטא בשדה מהירות אקראי "המורכב" על פני זרם ממוצע ראשי (בניגוד לזרימה למינרית, בה תנועת הזורם מסודרת וחלקה). שדה המהירות האקראי מייצר מאמצים משתנים (נורמליים ומשיקיים) שפועלים על הממשק שבין המים לאוויר. המאמץ הנורמלי, או הלחץ המתנודד, פועל ככוח מאלץ (בדיוק כמו שדוחפים נדנדה). אם התדירות ומספר הגל formula_16 של הכוח המאלץ הזה תואם מוד ויברציה טבעי של גל הכבידה הקפילרי (כלומר כאשר מספר הגל והתדירות מתאימים ליחס הנפיצה של גל הכבידה הקפילרי), אז מתפתחת תהודה בין הגל לרוח, והגל גדל באמפליטודה שלו. כמו באפקטים אחרים של תהודה, האמפליטודה של הגל הזה גדלה באופן ליניארי בזמן. גם כאשר מאפייני שדה המהירות המקומי אינם תואמים במדויק את יחס הנפיצה, עדיין קיימת תהודה חלקית בין הגל לרוח, וקצב הגידול מתואר על ידי עקומת התהודה.
כעת הממשק שבין המים לאוויר ניחן במידה מסוימת של חספוס אודות לגלי הכבידה הקפילריים, ושלב שני בתהליך גידול הגל מתחיל. הגל שנוצר באופן ספונטני על פני המים מקיים אינטראקציה עם זרימת האוויר הטורבולנטית הממוצעת באופן שתואר על ידי Miles. התהליך שהוא הציע אנלוגי לאי-יציבות קלווין הלמהולץ, והמנגנון שהוא תיאר נקרא מנגנון השכבה הקריטית. שכבת אוויר קריטית נוצרת בין גובה פני הים לגובה בו מהירות הגל המתפתח "c" שווה למהירות הרוח הממוצעת "U". כיוון שהזרימה טורבולנטית, הפרופיל הממוצע שלה הוא לוגריתמי, ו-Miles מצא שקצב העברת האנרגיה מהרוח לפני המים יחסי לעקמומיות של פרופיל המהירות של הרוח בנקודה בה מהירות הרוח הממוצעת משתווה למהירות הגל (בחלק העליון של השכבה הקריטית). האספקה של האנרגיה לממשק גורמת לאמפליטודה של הגל לגדול בזמן. כמו במקרים אחרים של אי-יציבות ליניארית, קצב הגידול של ההפרעה בשלב זה הוא מעריכי בזמן.
תהליך Phillips-Miles ממשיך עד שמצב שיווי משקל מושג, או עד הרוח מפסיקה להעביר אנרגיה לגלים.
סוגי גלים נוספים.
ישנם גם גלים הנוצרים כתוצאה מאירועים סייסמיים בלב האוקיינוס, כמו רעידת אדמה, התמוטטות מסות של אדמה, או התפרצות הר געש תת-ימי. גלים אלו נקראים גלי צונאמי. סוג אחר של גלים הוא גלי הגאות והשפל, שהגורמים להם הם כוחות המשיכה של הירח, השמש וכדור הארץ.
גל שנוצר יכול לנוע ברחבי האוקיינוס למרחקים גדולים ביותר. למעשה מהרגע שגל נוצר הוא ממשיך כמעט באין מפריע עד שהוא מגיע לחוף.
באופן כללי, ניתן לסווג גלי מים על פי אורך הגל האופייני שלהם, סוג הכוח שמייצר אותם, והכוח המחזיר שפועל בהתקדמות הגל. להלן מופיעה טבלה המפרטת את סוגי הגלים ומאפייניהם:
התנהגות הגלים בהגיעם אל חוף חולי.
החפת גלים ושינוי כיוונם.
כשהגלים נעים ממים עמוקים למים רדודים, הצורה שלהם משתנה (גובה הגלים גדל, מהירותם פוחתת). תהליך זה נקרא החפת גלים (wave shoaling). החוק שמתאר איך גובה הגל במים רדודים משתנה כתלות בעומק המים המקומי נקרא חוק גרין.
שבירה (refraction) של גלים היא התהליך שמתחולל בעת שחזיתות הגלים מיישרות עצמן לכיוון קווי העומק כתוצאה מההגעה שלהן (וכניסתם לעומקי מים משתנים) בזווית חדה יחסית לקווי העומק. עומקים משתנים וזווית כניסה חדה של הגלים יגרמו לחלקים שונים של חזיתות הגלים לנוע במהירויות מופע שונות, כאשר חלקי החזית שנעים במים עמוקים יותר מתקדמים מהר יותר מאלו שנעים במים רדודים. התהליך הזה מביא להתעקמות חזיתות הגלים (ראו גם חוק סנל), והוא ממשיך עד אשר חזיתות הגלים הופכות (כמעט) מקבילות לקווי העומק. הקרניים המייצגות את התקדמות הגלים - קווים ניצבים לחזיתות הגלים אשר ביניהם זורם שטף אנרגיה קבוע - יתכנסו ויתבדרו בהתאם לפרופיל הקרקעית בחוף. לפיכך, אנרגיית הגלים בין הקרניים תעלה בצפיפותה כאשר הקרניים יתכנסו, והתוצאה היא גידול משמעותי בגובה הגלים.
כיוון שהתהליכים הללו קשורים בשינוי המרחבי במהירות המופע, ובגלל שמהירות המופע משתנה גם בהתאם לזרם המים הנוכח בסביבת הגלים - אודות לאפקט דופלר - אותם התהליכים של שבירה ושינוי בגובה הגל מתרחשים גם אודות לשינויים בזרמי המים. במקרה שגל פוגש בזרם ים נגדי הוא הופך "תלול יותר", כלומר גובהו גדל בעוד אורכו מתקצר, בדומה לתהליך ההחפה שעוברים גלים כאשר עומק המים פוחת (ראו גם אינטראקציית גל-זרם).
שבירת הגל.
במים רדודים (כאשר עומק המים קטן בהרבה מאורך הגל), גל "נשבר" כשעומק המים הוא 80% מגובה הגל, מכיוון שהקרקע הרדודה מפריעה לתנועה המעגלית של פרודות המים היוצרת אותו. במקומות בהם החוף חולי ויש גלים הקרקעית אינה ישרה אלא גלית כתוצאה מתנועת הגלים. החלקים הרדודים יותר נקראים שרטון והעמוקים יותר "תעלה". כשגל המגיע מהים נתקל בשרטון הוא "נשבר" והופך לקצף. לאחר השבירה גובה הגל יורד ומגיע לתעלה, בה הוא ממשיך להתקדם משום שעומק המים עמוק יותר משליש גובהו, ומגיע לשרטון הבא, שם הוא נשבר שוב וחוזר חלילה עד ההגעה לקו החוף.
כאשר קו החוף כמעט אנכי, הגלים לא נשברים, אלא דווקא מוחזרים. מרבית האנרגיה נשמרת כאשר הגל מוחזר אל הים הפתוח. תבניות התאבכות נגרמות כתוצאה מהסופרפוזיציה של הגלים הפוגעים והגלים המוחזרים, והסופרפוזיציה יכולה לגרום לאי-יציבות מקומית כאשר שיאים מצטלבים, כך שהשיאים הללו יכולים להישבר אודות לאי-יציבות זאת (בעוד הגלים הפוגעים והגלים המוחזרים לא אמורים להישבר, הגל השקול שנוצר - הסכום שלהם - עשוי להיות בעל תלילות גבוהה מדי מכדי להישאר יציב).
זרם נסיגה (Rip current).
זרם הנסיגה (החזרה) הוא זרם של מים החוזר מכיוון החוף אל כיוון הים.
כשגלים מגיעים לחוף הם מביאים איתם הרבה מים. מים אלה חוזרים לעומק דרך הזרם הנסיגה. במקום בו נמצא זרם הנסיגה המים יותר עמוקים מכיוון שהזרם סוחף איתו חול לעומק. בזרם הנסיגה הגלים יותר נמוכים.
שבירת גלים.
גל נשבר (breaking wave), המכונה גם משבר (breaker), הוא גל אשר האמפליטודה שלו מגיעה לערך קריטי שבו תהליך מסוים מתחיל להתרחש שגורם לכמויות גדולות של אנרגיית גל להפוך לאנרגיה קינטית של טורבולנציה. בנקודה זו, מודלים פיזיקליים פשוטים יחסית שמתארים את הדינמיקה של הגלים הופכים לעיתים קרובות לבלתי תקפים, במיוחד אלו שמניחים התנהגות ליניארית.
עם זאת, מודל ההתנהגות הליניארית משמש לעיתים קרובות כקירוב ראשוני להתנהגות הגל, וישנם פיתוחים מתמטיים-פיזיקליים רבים שנעזרים בקירוב כזה לצורך ניבוי פרמטרים שונים של הגל (כגון גובה הגל ותלילותו, מידת האסימטריה של הפרופיל שלו, אופי השבירה שלו וכו') בתלות בפרמטרים של החוף בו הוא נשבר (כגון שיפוע קרקעית החוף). תובנה בסיסית מסוימת על הקשר בין שיפוע החוף לשבירת הגל ניתנת להשגה מהסתכלות על שני מקרי קצה: האחד הוא זווית שיפוע של 0 מעלות (עומק קבוע), והשני הוא של זווית שיפוע של 90 מעלות (כשהחוף הוא למעשה מעין קיר). במקרה הראשון הגל פשוט מתקדם באין מפריע, ואילו במקרה השני נסיוננו מלמד שהגל יוחזר מן הקיר, ובמשרעת זהה (כלומר גם כן ללא איבוד אנרגיה). בין שני מקרי הקצה הללו יש מנעד שלם של התנהגויות של הגל, המערב אפקטים פיזיקליים רבים; בפרט ניתן להסיק כי קיימת זווית שיפוע מסוימת בה הספק האנרגיה האובדת עקב אפקטים של שחיקה (אנרגיה שאובדת דרך טורבולנציה לחום) הוא מקסימלי, דבר שמתבטא למשל בשבירה פתאומית של הגל ובהיווצרות "גלי צינור".
עם זאת, גם כאשר החוף תלול מאוד (ולכאורה אמורה להתקבל החזרה כמעט מלאה) עדיין תיתכן שבירה חזקה אם הגל תלול מספיק. במילים אחרות, הגודל שבאמת קובע מהווה יחס מהצורה: formula_17. ניסויים בתעלות גלים מלמדים כי formula_18, כלומר שאם מגדילים את שיפוע הקרקעית פי 2, יש לייצר גלים תלולים פי 4 כדי לקבל החזרה זהה שלהם.
סוגי גלים נשברים.