גל (מים)

במכניקת הזורמים, גל מים הוא תנודה מחזורית הנוצרת בגוף מים כגון ים, אגם או נהר. תנודות כאלו נוצרות כתוצאה מהשפעה של גורם חיצוני על גוף המים; למשל, גלי מים הנגרמים על ידי הרוח הם תוצאה של אינטראקציה המתחוללת בממשק שבין גוף המים לאטמוספירה. כמו בתופעות גליות אחרות, מרגע שנוצר הגל הוא ממשיך לנוע בכוחות עצמו מכוח האינרציה. הכוחות שמאפשרים את התקדמותם של גלי מים משתייכים כמעט באופן בלעדי לשני סוגים: כוח הכבידה (והתגלמויותיו הפיזיות השונות, כגון לחצים הידרוסטטיים וכוח הציפה) המשמעותי באורכי גל ארוכים, וכוחות תאחיזה קפילריים הפועלים בפני השטח של המים ומשמעותיים באורכי גל קצרים. בהתאם לכך נהוג לחלק גלי מים לשני סוגים: גלי כבידה וגלים קפילריים. גל כבידה נוצר כאשר מתחוללת הסחה של גוף המים ממצב שיווי המשקל שלו (המתקבל כאשר פני המים אחידים בגובהם); הכוחות המחזירים, ששואפים להביא את פני המים חזרה לשיווי משקל, הם תוצאה של הכבידה. גלי מים ארוכים הנגרמים על ידי הרוח הם דוגמה לגלי כבידה, כמו גם גלי צונאמי וגלי גאות ושפל. לעומת זאת, אדוות הנוצרות על פני המים כאשר זורקים עליהם אבן קטנה הן דוגמה לגלים קפילריים. גלי מים הם גלים מכניים שמתקדמים לאורך הממשק שבין המים לאוויר; את הכוח המחזיר מספקת הכבידה (כלומר נטייתו הטבעית של מפלס המים להתיישר). במסגרת התיאור של גלי מים ליניאריים ומישוריים בעלי אורך גל יחיד, אלמנטי הזורם נעים לא רק מעלה ומטה אלא במסלולים מעגליים: קדימה בנקודת השיא של המעגל ואחורה בנקודת השפל שלו (בהשוואה לכיוון התקדמות הגל). כתוצאה מכך, פני השטח של המים לא יוצרים גל סינוס מדויק, אלא דווקא צורה של טרוכואיד המתעקל בחדות רבה יותר בקרבת שיאי הגל – כפי שמתואר בתאוריית הגל הטרוכואידי. גלי מים הם על כן שילוב של גלים אורכיים וגלים רוחביים. כשגלים מתקדמים במים רדודים (כאשר העומק הוא פחות ממחצית אורך הגל) מסלולי אלמנטי הזורם נדחסים לכדי אליפסות. במציאות, עבור ערכים סופיים של אמפליטודת (גובה) גל, מסלולי האלמנטים אינם מעגלים מושלמים; במקום זאת, לאחר החליפה של כל שיא גל, החלקיקים מוסטים במקצת ממיקומיהם הקודמים, תופעה שידועה בשם המקצועי סחיפת סטוקס (Stokes drift). מאפיין הגל שקובע כמה משמעותית תהיה סחיפה זאת הוא תלילות הגל – היחס בין גובהו לאורך הגל שלו. למעשה, מצוף יבצע מסלול סגור בקירוב (עם סחיפה זניחה) רק עבור גלים בעלי תלילות נמוכה עד מתונה; למשל, במים רדודים, כאשר הגלים שמגיעים מהעומק גדלים בגובהם ומתכווצים באורכם, כלומר נעשים תלולים יותר, המצוף יחזור למיקום מוסט משמעותית ממיקומו ההתחלתי, כאשר ההיסט יהיה בכיוון התקדמות הגל – ייווצר מעבר מים נטו בכיוון התקדמות הגל. בסמוך לחוף, למים שנסחפים על ידי הגלים אין יכולת להתקדם יותר, והם חוזרים חזרה דרך הזרם הבוקע. ניתן גם לומר שהעובדה כי פרודות המים מוזחות במקצת עם כל השלמה של מעגל נובעת בבסיסה מהעובדה שכאשר נוצר הגל כתוצאה מפעולת הרוח, הרוח העבירה לגל חלק מהתנע שלה, ולפיכך מתבקשת המסקנה כי גל הים אינו מהווה תנועה אוסצילטורית מושלמת אלא כולל גם תנועת העתקה קווית של פרודות המים, וזוהי גם המוטיבציה למונח של שטף התנע בגלי מים. כאשר העומק מתחת לפני השטח החופשיים עולה, רדיוס התנועה המעגלית יורד. בעומק ששווה למחצית אורך הגל λ, התנועה המסלולית דועכת לפחות מ-5% מערכה על פני המים. מהירות המופע של גל מים כבידתי היא – בעבור תנועה גלית מחזורית טהורה עם משרעת קטנה – מקורבת היטב על ידי: c = g λ 2 π tanh ⁡ ( 2 π d λ ) {\displaystyle c={\sqrt {{\frac {g\lambda }{2\pi }}\tanh \left({\frac {2\pi d}{\lambda }}\right)}}} כאשר c = מהירות המופע; λ = אורך הגל; d = עומק המים; g = תאוצת הכובד; במים עמוקים, כאשר d ≥ 1 2 λ {\displaystyle d\geq {\frac {1}{2}}\lambda } ו- 2 π d λ ≥ π {\displaystyle {\frac {2\pi d}{\lambda }}\geq \pi } , הטנגנס ההיפרבולי שואף ל- 1 {\displaystyle 1} , והמהירות c {\displaystyle c} היא בקירוב: c deep = g λ 2 π {\displaystyle c_{\text{deep}}={\sqrt {\frac {g\lambda }{2\pi }}}} . ביטוי זה קובע למעשה שגלים עם אורכי גל שונים נעים במהירויות שונות. הגלים המהירים ביותר בסערה הם אלו עם אורכי הגל הארוכים ביותר. כתוצאה, אחרי סערה, הגלים הראשונים שמגיעים אל החוף הם סוואלים בעלי אורך גל וזמן גדול. בעבור גלים שמתקדמים בעומק ביניים ובמים רדודים ניתן להשתמש במשוואות Boussinesq, המשלבות נפיצת תדירויות ואפקטים לא ליניאריים. אם אורך הגל ארוך מאוד בהשוואה לעומק המים, מהירות המופע ניתנת לקירוב על ידי: c shallow = lim λ → ∞ c = g d . {\displaystyle c_{\text{shallow}}=\lim _{\lambda \rightarrow \infty }c={\sqrt {gd}}.} נוסחה זאת מתארת במדויק את מהירות התקדמותם של גלי צונאמי באוקיינוס הפתוח. מצד שני, בעבור אורכי גל קצרים מאוד, מתח הפנים משחק תפקיד חשוב ומהירות המופע של גלי כבידה – קפילריים אלו במים עמוקים ניתנת לקירוב על ידי: c gravity-capillary = g λ 2 π + 2 π S ρ λ {\displaystyle c_{\text{gravity-capillary}}={\sqrt {{\frac {g\lambda }{2\pi }}+{\frac {2\pi S}{\rho \lambda }}}}} כאשר S = מתח הפנים בממשק שבין המים לאוויר; ρ {\displaystyle \rho } = צפיפות המים. כאשר מספר רכבות גלים מתקדמות, כפי שתמיד קורה בטבע, הגלים מתקדמים בחבילות. במים עמוקים החבילות מתקדמות במהירות חבורה שהיא מחצית ממהירות המופע. אילו היינו עוקבים אחרי גל בודד בחבילה, למשל על ידי עקיבה אחר נקודת שיא או שפל בפעימה המתקבלת, אז היינו רואים את הגל מופיע בזנב החבילה, גדל ולבסוף נעלם בחזית החבילה. זה נובע מכך שמהירות החבורה מייצגת את מהירות התקדמות המעטפת של חבילת הגלים, שהיא איטית יותר ממהירות ההתקדמות של כל גל בנפרד. כשעומק המים d {\displaystyle d} פוחת לקראת ההגעה לחוף, גובה הגל וכיוון התקדמותו משתנים בשל תהליכי ההחפה (shoaling) והשבירה (במובן האופטי של שבירה). כשגובה הגל גדל הוא עשוי להפוך לבלתי יציב, כאשר שיא של הגל נע מהר יותר מהשפל שלו. הדבר גורם לשבירת הגל ולהיווצרות תבניות זרימה טורבולנטיות בקדמת הגל. את התנועה של גלי מים ניתן לנצל כדי ללכוד חלק מהאנרגיה שלהם. צפיפות האנרגיה (ליחידת שטח) של גל סינוס תלויה בצפיפות המים ρ {\displaystyle \rho } , תאוצת הכבידה g {\displaystyle g} וגובה הגל H {\displaystyle H} (אשר שווה לפעמיים משרעת הגל a {\displaystyle a} בעבור גלים "רגילים") באופן הבא: E = 1 8 ρ g H 2 = 1 2 ρ g a 2 {\displaystyle E={\frac {1}{8}}\rho gH^{2}={\frac {1}{2}}\rho ga^{2}} מהירות ההתקדמות של אנרגיה זו היא מהירות החבורה. הגלים נוצרים על פני הים במפגש שבין האוויר לבין המים. הרוח דוחפת את המים בכיוון תנועתה. אנרגיית התנועה של הרוח גורמת למולקולות המים לנוע בתנועה מעגלית, כאשר רדיוס המעגל בו הן נעות הוא הקובע את גובהו של הגל (תנועה זו מתוארת באיור 1, כאשר הקו הכחול הוא חתך הגל, והמעגלים הם מסלולי תנועת מולקולות המים). למעשה, כאשר הגל אינו תלול במיוחד, מה שזז במים הוא איננו חומר אלא הפרעה. האנרגיה עוברת ולא המים. את הדבר ניתן לראות אם נסתכל במצוף של חכה. הוא אומנם עולה ויורד וזז קדימה ואחורה, אולם בחלוף הגל על פניו הוא חוזר למקומו ההתחלתי. שלושה גורמים משפיעים על התפתחות הגלים: עוצמת משב הרוח: ככל שהרוח חזקה יותר היא מעבירה יותר אנרגיה למים, ויתפתחו גלים גבוהים יותר. משך זמן משב הרוח: תחילה יוצרת הרוח גלים קטנים, ההולכים וגובהים. נדרש זמן עד שהם מגיעים לגובהם המקסימלי. אורך משב הרוח: קרוב לחוף ממנו נושבת הרוח נוצרים גלים קטנים יותר, ההולכים וגובהים עם ההתרחקות מהחוף. בים שהגיע למלוא התפתחותו ייווצר גודל הגל התאורטי המרבי האפשרי בעבור רוח בחוזק, משך, ומרחק נשיבה נתונים. חשיפה נוספת של הגלים לרוח המסוימת הזאת יכולה לגרום רק לשחיקה של האנרגיה עקב השבירה של פסגות הגלים והופעתו של "קצף לבן". גלים באזור נתון הם באופן טיפוסי בעלי גיוון רחב של גבהים. לצרכים של דיווח מזג אוויר ואנליזה מדעית של סטטיסטיקת גלי הרוח, הגובה האופייני במהלך משך זמן נתון מבוטא בדרך כלל באמצעות גודל הנקרא גובה גל משמעותי (significant wave height). ערך זה מייצג את הגובה הממוצע של השליש העליון (הגבוה ביותר) של הגלים במשך זמן נתון (שבדרך כלל נבחר היכן שהוא בטווח שבין 20 דקות ל-12 שעות), או במערכת ספציפית של גלים או סערה. גובה הגל המשמעותי הוא גם הערך ש"צופה מנוסה" (למשל מלח מצוות של ספינה) יאמוד מתצפית ויזואלית של מצב הים. עקב השונות הגבוהה של גובהי הגלים, הגלים האינדיבידואליים הגבוהים ביותר הם בהסתברות גבוהה מעט פחות מפעמיים גובה הגל המשמעותי בעבור יום נתון של סערה. שלושה סוגים שונים של גלי רוח מתפתחים במשך הזמן: גלים קפילריים, או אדוות. גלי סערה (seas). סוואלים. 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. פרק זה לוקה בחסר. אנא תרמו לוויקיפדיה והשלימו אותו. ייתכן שתמצאו פירוט בדף השיחה. 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 ( ω , k ) {\displaystyle \scriptstyle \left(\omega ,k\right)} 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. 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: כשהגלים נעים ממים עמוקים למים רדודים, צורתם משתנה (גובה הגלים גדל, מהירותם פוחתת). תהליך זה נקרא החפת גלים (wave shoaling). חוק גרין מתאר איך גובה הגל במים רדודים משתנה כתלות בעומק המים המקומי. 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. תהליך זה 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 שתהליכים אלו קשורים בשינוי המרחבי במהירות המופע, ובגלל שמהירות המופע משתנה גם בהתאם לזרם המים הנוכח בסביבת הגלים – בשל אפקט דופלר – אותם התהליכים של שבירה ושינוי בגובה הגל מתרחשים גם בשל שינויים 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). במים רדודים (כאשר עומק המים קטן בהרבה מאורך הגל), גל "נשבר" כשעומק המים הוא 80% מגובה הגל ושהמרחק בין הגלים לבין הגובה שלהם הוא 1 ל-7, 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 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. 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: ( tan ⁡ α ) n ( H / L 0 ) m {\displaystyle {\frac {(\tan \alpha )^{n}}{(H/L_{0})^{m}}}} . ניסויים בתעלות גלים מלמדים כי n = 2 m {\displaystyle n=2m} , כלומר שאם מגדילים את שיפוע הקרקעית פי 2, יש לייצר גלים תלולים פי 4 כדי לקבל החזרה זהה שלהם. שבירה של גלי מים יכולה להתרחש בכל מקום שבו האמפליטודה מספיקה, כולל באמצע האוקיינוס. אף על פי כן, היא נפוצה למדי בחופים שכן גובה הגלים מוגבר באזור של המים הרדודים יותר (משום שמהירות החבורה נמוכה יותר שם). ישנם ארבעה סוגים של גלים נשברים – אלו הם גלים נשפכים (spilling), גלים צוללים או גלי צינור (plunging), גלים קורסים (collapsing), וגלים גואים (surging), כאשר הפרמטר חסר הממדים שמכתיב איזה סוג שבירה יתרחש כתלות במאפייני החוף נקרא מספר איריברן (Iribarren number), ומוגדר כך: ξ = tan ⁡ α H / L 0 {\displaystyle \xi ={\frac {\tan \alpha }{\sqrt {H/L_{0}}}}} , כאשר α היא זווית השיפוע של קרקעית החוף, H הוא גובה הגל ו-L0 הוא אורך הגל במים עמוקים. עבור טווחי ערכים שונים של הפרמטר מתקבלים סוגי שבירה שונים. להלן מתוארים כל אחד מסוגי השבירה האפשריים: כאשר לקרקעית האוקיינוס יש שיפוע מתון, הגל יהפוך תלול יותר ויותר עד שהשיא שלו ייהפך לבלתי יציב, מה שמביא להופעת שכבת מים לבנה וטורבולנטית הנשפכת במורד פני הגל. תהליך זה ממשיך כל עוד הגל מתקרב אל החוף, והאנרגיה של הגל נשחקת בהדרגה בטורבולנציה שמתפתחת. מסיבה זו, גלים נשפכים נשברים במשך זמן ארוך יותר מאשר סוגי משברים אחרים, ושבירתם נחשבת עדינה יותר משל גלים אחרים. תנאי רוח אונשור מערערים את יציבות הגלים ומקדימים את עיתוי תהליך השבירה, ובכך מגדילים את הסבירות להיווצרות גלים נשפכים. לגלים נשפכים מתאים מספר איריברן ξ < 0.5 {\displaystyle \xi <0.5} . גלי צינור נוצרים כאשר קרקעית האוקיינוס תלולה או שהיא בעלת שינויי עומק פתאומיים, כמו אלו שגורמים שוניות או שרטונים. השיא של הגל הופך תלול בהרבה מאשר זה של גל נשפך, לאחר מכן הופך אנכי, ואז מתערבל על עצמו וצולל אל תוך השפל של הגל, תוך שהוא משחרר את רוב האנרגיה שלו בבת אחת בפגיעה אלימה יחסית. גל צינור נשבר תוך שחרור אנרגיה רבה בהרבה מאשר גל נשפך הגבוה ממנו משמעותית. הגל יכול גם ללכוד ולדחוס אוויר תחת הלשון שלו, מה שיוצר את קול "הפצפוץ" המקושר אל הגלים הללו. כאשר הגלים גבוהים מספיק, קול זה יכול להישמע אפילו על ידי אנשים ששוהים בחוף. תנאי רוח מסוג אופשור מאפשרים לגל להתקרב יותר אל החוף מבלי להישבר, ובכך מגדילים את הסיכוי לשבירה מאוחרת, פתאומית ואלימה יותר – ועל כן מגדילים את הסבירות להיווצרות גלי צינור. אם חזית הגל אינה מקבילה לחוף (או לקרקעית שלו), חלק הגל שמגיע למים הרדודים ראשון יישבר ראשון, ומקטע השבירה ינוע רוחבית לאורך פני הגל כאשר הגל מתקדם. זהו ה"צינור" שגולשים מקצועיים מנסים כל כך לתפוס. הגולש בדרך כלל מנסה להישאר בסמוך או מתחת ללשון המתרסקת, תוך שהוא מנסה להישאר "עמוק" ככל האפשר בתוך הצינור ובד בבד להישאר בעל היכולת להישאב קדימה ולצאת מהצינור לפני שהוא נסגר. גל צינור שהחזית שלו מקבילה לחוף יכול להישבר לכל אורכו בבת אחת, מה שהופך אותו לבלתי ניתן לרכיבה ומסוכן. גולשים מקצועיים נזהרים בדרך כלל מלהיקלע בסמוך לגלים אלו. לגלי צינור מתאים מספר איריברן 0.5 < ξ < 3.3 {\displaystyle 0.5<\xi <3.3} . גלים קורסים הם הכלאה בין גלים נשפכים וגלי צינור, בכך ששיא הגל אינו נשבר באופן מלא, אולם חלקה התחתון של ערימת המים שמהווה את הגל כן נעשה תלול יותר וקורס, מה שמביא ליצירת קצף לבן. משברים אלו הם תוצאה של גלים עם זמן מחזור ארוך ובעלי תלילות נמוכה, או חופים תלולים למדי (מספר איריברן שלהם הוא הגבוה ביותר). גלם אלו למעשה אינם נשברים כלל אלא מציפים את החוף, ממש כשם שהגאות מציפה את החוף. החלק החזיתי והשיא של הגל נשארים חלקים באופן יחסי עם מעט קצף או בועות, כך שנוצר אזור גלישה צר למדי, והם אינם מועילים במיוחד לגולשים מקצועיים. בחופים תלולים במיוחד, האנרגיה של הגל עשויה להיות מוחזרת על ידי הקרקעית בחזרה אל האוקיינוס, מה שיגרום להיווצרות גלים עומדים. לגלים גואים מתאים מספר איריברן ξ > 3.3 {\displaystyle \xi >3.3} . תאוריית הגלים של איירי שובר גלים גל פרא גלישת גלים הפקת אנרגיה מגלי הים מאיר ברק, למה נוצרים גלים בים?, במדור "שאל את המומחה" באתר של מכון דוידסון לחינוך מדעי, 14 ספטמבר 2010 אורן פרבר, להיכנס ולצאת מהים בשלום, מתוך "מדע ושאר רוח" מילון למונחי גלי הים (1973), באתר האקדמיה ללשון העברית Tom Garrison (2009). Oceanography: An Invitation to Marine Science (7th Edition). Yolanda Cossio. ISBN 978-0495391937.