波浪是由风引起的水的波动。当风吹拂在静止的水面上，摩擦力会形成水面的褶皱，导致水质点偏离其静止位置；而地球引力导致的水的压力，却会使水面产生恢复静止位置的加速度；流体的惯性又使水偏离静止位置，如此振荡往复，产生了波浪运动。

波浪、气流与压强

风吹过波峰时，气流自身的离心力会降低该局部水面的气压（，见图），使波峰更高；风吹过波谷时，气流导致的向心力将增大对局部水面的气压（），使波谷更低。由此导致波高增大。

风对波浪的压强是非对称的。波浪迎风侧的风压强大于背风侧压强，使得波浪产生与风向相同的运动，称为波浪运动。风速和风向不均匀，导致波的方向和波频率不均匀。浪表面的运动可以表示为：

    （1）

式中为随机波波面高度，为波向、波浪角频率的波幅分量，，为所测海域理论上可能出现的波浪最大周期，为波数，与波浪角频率存在着关系，为水深，为方向的距离度量，为相位角。和均为大数，根据分析精度要求或测量仪器分辨率给出。

上式说明，波浪是不同波高和相位的规则波的叠加而成的水体运动。对任一指向方向的规则波来说，为相位角， 简谐波的本质是相位变化造成的运动，故称之为相位运动。海面上的宏观波浪，包括引潮力导致的潮波、海啸引起的地震津波，均为相位运动。

对于规则波，其相位角为。显然，该规则波的波峰处于

    （2）

假设下一时刻，波峰由走到，即

    （3）

（3）式与（2）式之差为

    （4）

所以，波峰沿轴运动的速度（即波速）为

    （5）

通过（6）式计算可知，波速非常惊人。周期为6秒、波高为2米的波浪，由（5）式计算出来的波速达到9.37米/秒，而实际上，由波浪理论求得，其波浪中水质点的最大运动速度仅为1.05米/秒。

当波速小于风速，图中的压强关系才存在，波浪处于增长阶段。当波速接近风速，风压的驱动力就下降了。如果不考虑不同频率的波之间的干扰，波高波速也就不再增大了。波浪进入成熟阶段。由此可知，较强的风形成的波浪具有较大的波高、波长、波周期以及波速。

风浪的复杂性在于，风还会在已有波浪上产生新的波浪，这些新生波浪叠加在已有波浪上，使风浪含有不同波高和周期的波，是各种规则波形成的混合波，称为随机波。

波浪具有非线性。当波高达到一定程度，波浪的非线性便不可忽略了——随机波中各频率的波会衍生出“和频波”和“差频波”这些不同于自身频率的波；其中， 差频波还会产生与风同方向的流。其部分差频波的波速远超过其他波，传向远方，形成了波的色散。而和频波通常是短波。这些波混杂于刚生成的波浪，在风的作用下逐渐长大。

当风速和风向发生了变化，新生的波浪周期和方向与原有波不同，形成多方向波。原有波会按照原来的方向和周期运动，产生散射，波高逐渐下降；新生的波浪会逐渐取代原有波浪。

由以上给出风造浪的过程可知，风浪的大小取决于三个因素:

一是风速以及风持续的时间。风推着波浪向相同方向运动，不断地向波浪输入能量，使波速不断加快，波长和波高不断增大。风持续时间越长，输入波浪的能量越大。

二是风对波浪的作用距离。在大洋中，风对波浪的作用距离长达几千千米，远远超过波浪成熟（即波浪不再增大）所需要的距离。因此可以在大洋中部看到巨大的波浪。但如果风的作用距离只有200千米左右，即使风再大，也只会使波峰不断地破碎，只产生流，造不出大浪。原因在于，海面上的风的主要运动是水平方向的，仅其局部湍流具有铅垂方向分量，其量级很小。风要有效地将自己的能量输入波浪，只能在水表面的切矢量与风的速度矢量之间产生夹角，才能对水表面产生压强，推动水面运动，将能量输入。但从波浪的力学机理显示，正常的波浪，都很小。所以，如果风作用距离不够，是无法产生大的波浪的。

三是离海边的距离。在海岸附近，波浪会因为水深变浅而发生折射，使波浪出现倒卷而破碎，以致消失。对于非正对海岸的波浪，也会因岸边水浅而发生折射，将方向逐渐转向岸边。最终结果是距海岸越近，浪越小；离岸越远，波浪越大。故无论什么风向，近岸处的波浪都不大。