גל (מים)

גלים באוקיינוס

הגל הגדול בסמוך לקאנאגאווה - הדפס עץ מעשה ידי אמן ההדפסים היפני קצושיקה הוקוסאי

איור 1: תנועת פרודת מים בגל ים.
A - במים עמוקים.
B - במים רדודים (קרקעית הים נמצאת בנקודה B). התנועה המעגלית הופכת לאליפטית עם ירידת עומק הים.
1 - כיוון התקדמות הגל.
2 - פסגה.
3 - שפל.

תרשים תעלה וריף

תרשים זרם בוקע.

גל הוא תנודה מחזורית של מים הנוצרת בגוף מים כגון ים, אגם או נהר.

גלי ים הנוצרים על ידי הרוח

הגלים נוצרים על פני הים במפגש שבין האוויר לבין המים. הרוח דוחפת את המים בכיוון תנועתה. אנרגיית התנועה של הרוח גורמת לפרודות 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 פרודות 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 אמנם עולה ויורד וזז קדימה ואחורה, אולם בחלוף הגל על פניו הוא חוזר למיקומו ההתחלתי. ההנחה שמצוף מבצע מסלול סגור (חוזר למיקומו ההתחלתי) נכונה בקירוב רק עבור גלים בעלי תלילות מתונה; במים רדודים, כאשר הגלים שמגיעים מהעומק נעשים תלולים יותר, המצוף חוזר למיקום מוסט ממיקומו ההתחלתי, כאשר ההיסט הוא בכיוון התקדמות הגל. תופעה זאת, שמובחנת יותר במים רדודים (כמו אלו שבסמוך לחוף), אך יכולה להתרחש גם במים עמוקים, ידועה כסחיפת סטוקס (Stokes drift), ומתבטאת במעבר מים נטו (בכיוון התקדמות הגל) בכל מחזור של הגל; במילים פשוטות, הגלים "מביאים" עמם מים נוספים לחוף, שחוזרים חזרה דרך הזרם הבוקע.

שלושה גורמים משפיעים על התפתחות הגלים:

1. עוצמת נשיבת הרוח: ככל שהרוח חזקה יותר היא מעבירה יותר אנרגיה למים ויתפתחו גלים גבוהים יותר.
2. משך זמן הנשיבה: תחילה יוצרת הרוח גלים קטנים, ההולכים וגובהים. נדרש זמן עד שהם מגיעים לגובהם המקסימלי.
3. אורך נשיבה: קרוב לחוף ממנו נושבת הרוח נוצרים גלים קטנים יותר, ההולכים וגובהים עם ההתרחקות מהחוף.

לעיתים גל שנוצר בעומק הנקרא גל גיבוע (swell) יכול לנוע בכיוון שונה מכיוון הרוח המקומית. לעיתים רבות הגלים בחוף והרוח איננה בכיוונים זהים (אנו יורדים לחוף והגלים באים ממערב והרוח ממזרח). הרוח שנושבת בכיוון הפוך יכולה ליצור גלים בכיוון נשיבתה יותר בעומק הים בתנאי שיהיו לה מספיק עוצמה, זמן נשיבה ואורך נשיבה.

סוגי גלים נוספים

ישנם גם גלים הנוצרים כתוצאה מאירועים סיסמיים 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.

התנהגות הגלים בהגיעם אל חוף חולי

שבירת 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.

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.

המנגנון של היווצרות גלי ים על ידי הרוח

פרק זה לוקה בחסר. אנא תרמו למכלול והשלימו אותו.

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.

היווצרות גל רוח. מאמצי הלחיצה והגזירה שמפעילה הרוח המנשבת גורמים למשטח פני הים להיות גבנוני. השפלים של הגל מתאימים לאזורים של לחץ גבוה, ואילו השיאים מתאימים לאזור של לחץ נמוך.

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 $\scriptstyle \left(\omega ,k\right)$ 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 לינארי 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 לינארית, 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.

ראו גם

• תאוריית הגלים של איירי
• שובר גלים
• גל פרא
• גלישת גלים

קישורים חיצוניים

• 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"