גל (מים)
מאפייני גלי מים

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={\sqrt {{\frac {g\lambda }{2\pi }}\tanh \left({\frac {2\pi d}{\lambda }}\right)}}
כאשר
במים עמוקים, כאשר  d\geq {\frac {1}{2}}\lambda  ו- {\frac {2\pi d}{\lambda }}\geq \pi , הטנגנס ההיפרבולי שואף ל- 1, והמהירות  c היא בקירוב:
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_{\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_{\text{gravity-capillary}}={\sqrt {{\frac {g\lambda }{2\pi }}+{\frac {2\pi S}{\rho \lambda }}}}
כאשר
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 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  \rho , תאוצת הכבידה  g וגובה הגל  H (אשר שווה לפעמיים משרעת הגל  a בעבור גלים "רגילים") באופן הבא:
E={\frac {1}{8}}\rho gH^{2}={\frac {1}{2}}\rho ga^{2}
מהירות ההתקדמות של אנרגיה זו היא מהירות החבורה.