风浪是指当地风产生，且一直处在风的作用之下的海面波动状态；涌浪则指海面上由其他海区传来的或者当地风力迅速减小、平息，或者风向改变后海面上遗留下来的波动。
风浪和涌浪是海面上最引人注目的波动。风浪的特征往往波峰尖削，在海面上的分布很不规律，波峰线短，周期小，当风大时常常出现破碎现象，形成浪花。涌浪的波面比较平坦，光滑，波峰线长，周期、波长都比较大，在海上的传播比较规则。
观测表明，在海洋中风浪和涌浪会单独存在，但往往同时存在，它们的传播方向也往往不同。有经验的观测者很容易把它们区分开来。
6.6.1风浪的成长与消衰
风浪的成长与消衰主要地取决于对能量的摄取与消耗之间的平衡关系。
风向海面输送能量能够引起海流，同时也会引起波动，关于波动如何从风中摄取能量而成长的机制，目前尚无统一而确定的论断。一般认为，由于风对海面的扰动，首先引起毛细波(波纹)，这就为风进一步向海面输送能量提供了必要的粗糙度。然后通过风对波面的压力，继续向波动提供能量，使其不断成长。与此同时，由于海水的内摩擦等使能量损耗。当波浪传至浅水或岸边时，由于海底摩擦或者发生破碎时，使能量损失殆尽，波浪消失。对能量的摄取与消耗的关系本书不作详细讨论。
一、风浪成长与风时、风区的关系
常言道“风大浪高”，“无风不起浪”，这是对风与浪关系的一种描述。但这只是部分正确。人所共知，小小的水湾中，哪怕再大的风也决不会掀起汪洋大海中那种惊涛骇浪，因为它受到了水域的限制。另外，即便是在辽阔的海洋中，短暂的风也不会产生滔天巨浪。可见风浪的成长与大小，不是只取决于风力，而是与风所作用水域的大小和风所作用时间的长短有密切关系。
为此，我们引进风时和风区两个概念，以便于对风浪成长的讨论。所谓风时，系指状态相同的风持续作用在海面上的时间；所谓风区，是指状态相同的风作用海域的范围。习惯上把从风区的上沿，沿风吹方向到某一点的距离称为风区长度，简称为风区。当然，风浪的成长还与其他因子有关，例如海洋水深、地形、岸线形状等。在此我们仅就风时、风区与其成长的关系加以描述。
如图6-13所示，假定风速一定的风沿0x方向吹，0点为风区上沿，0A为风区内某点A的风区长度。观察A点风浪成长以及其他各处风浪成长的过程。
假定，当风开始作用于海面上时，风区内各点都同时产生尺寸相同的一系列波浪，以相同的速度沿x方向传播，在传播过程中分别从风中摄取相同的能量而以相同的尺度增长。在这种前提下，不难理解，不同时刻在A点观察到的波浪都是从风区上沿不同地点传播而来的。离A点越近的波浪到达A点所用的时间越短，传播过程中从风中摄能量也越少，因此尺度也越小，反之，离A点距离越远的波浪传至A点时其尺度越大。离A点最远的波浪是从风区上沿产生的，当它传播至A点后，此时A点的风浪尺度便达到了理论上的最大值，亦即再不会随时间的增加而增大了，达到了定常状态。同样，A点向风区上沿方向的波浪均比A点更早的达到了定常状态。而向风区下沿方向的波浪还将随时间的增长而继续增大，故称为过渡状态。定常状态波浪的尺度是越靠近风区上沿越小，过渡状态的波浪尺度则是相同的。但当A点达到定常状态时，随着时间的推移，定常状态区域会继续向风区下沿方向移动，过渡状态区的波浪尺度同时继续增大。
根据上述讨论可见，在定常风的作用下，对应于风区内某点，风浪达到定常状态所用的时间是一定的，这段时间称为最小风时。或者说，对应于某一风区(长度)，风浪成长至理论上最大尺度所经历的最短时间称为最小风时。其实从讨论开始的假设条件知，这段时间就是风区上沿所产生的波浪传播至某点经历的时间，因此不同风区，对应于不同的最小风时，当实际风时大于最小风时时，波浪为定常状态，反之为过渡状态。
同理，当实际风时一定时，当然对应于某一风区(长度)内的波浪达到定常状态，此一风区长度称为最小风区。因此最小风区的定义为，对应于某一风时，风浪成长至理论上最大尺度所需要的最短距离。当实际风区小于最小风区时风浪为定常状态，反之为过渡状态。
以上讨论了风浪成长与风时、风区的关系，提出了最小风时与最小风区的概念，以及如何利用它们对风浪状态进行判断。同时可以看出，定常状态的波浪只受制于风区，而过渡状态的风浪则只受制于风时。
但是，当风时与风区足够长与足够大时，风浪尺寸是否会无限增长呢？回答是否定的。因为波浪在成长过程达到一定尺度后，由于内摩擦等原因所消耗的能量比它摄取的能量增加得快，当摄取与消耗的能量达到平衡时，波浪尺寸便不再增大。此时的风浪称为充分成长状态，达到充分成长状态所对应的风时与风区，称为充分成长的风时与风区。图6-14为风速15m/s，波浪成长与风时、风区的关系。
二、涌浪的传播
当海面的风力迅速减小、平息或风向改变后，海面上遗留下来的波动将不会从原来的风场中继续摄取能量，但波动不会立即消失。它们在原来海区继续传播，甚至传至其他海区，经过漫长路程和时间而慢慢消衰。此时的波动称为涌浪。
涌浪在传播过程中的显著特点是波高逐渐降低，波长、周期逐渐变大，从而波速变快。这一方面由于内摩擦作用使其能量不断消耗所致，另一方面是由于在传播过程中发生弥散和角散所致。
前已提及，实际的海浪可视为是由许多不同波长、不同周期和振幅的分波组成，这些组成部分在传播过程中，波长大的速度快，波长短的速度慢，于是使原来叠加在一起的波动分散开来，这种现象称为弥散。
又由于各个分波的传播方向也不尽一致，在传播过程中向不同方向分散开来，这种现象称为角散。正是由于上述种种原因使其波高不断降低。
由于弥散，波速快、波长大的跑在前面，因此，传播距离越远，波长大、周期长的涌浪越占优势地位。但波高却变得更小，以致在海上难以看到它，然而当它传播到浅水或近岸时，波高又继而增大，波长减小，常常以波群的形式出现，形成猛烈的拍岸浪，表现出惊人的能量，它是冲蚀岸滩的活跃因子之一，对岸边建筑物破坏性很大，但到此也就结束了它的生命。
由于涌浪传播的速度很快，常在风暴系统到来之前先行到达。如果某地开始观测到周期很大而波高极小甚至极难察觉的涌浪到来，继而周期逐渐变小，浪高继续增大，则意味着风暴可能向本地袭来。因此人们把这种涌称为先行涌。有时甚至可在风暴到来之前几天内出现。
涌浪的传播距离十分惊人，据调查，北太平洋加利福尼亚西南沿岸，夏季缓缓而有力的拍岸浪，竟是由1×104km以外的南极大陆附近的大洋风暴产生的波动传播而来的涌浪所致。
涌浪在传播过程中比较准确地遵守c2=gλ/2π的关系，但传至近岸浅水时，更接近于长波的性质。
6.6.2浅海和近岸海浪
当波浪传至浅水及近岸时，由于水深及地形、岸形的变化，无论其波高、波长、波速及传播方向等都会产生一系列的变化。诸如波向的折射、波高增大从而能量集中，波形卷倒、破碎和反射、绕射等。对海岸工程、海岸地貌的变化均具有重大影响。
一、波速、波长的变化
由前讨论已知，波速、波长、水深的关系为
角标号“0”表示深水情况的值(下同)，比较以上二式得
观测表明，当波浪传至浅水和近岸时，其周期最为保守。设T=T0，因此
该式描述了波浪传入浅水后，波速、波长与水深h或相对水深h/λ0的关系见图6—15。
可见，当水深逐渐变浅时，其波速、波长都逐渐变小。
二、波向的折射
波浪传入浅水后，由于波速和地形的影响，导致波向发生转折。图6—16中，设EF为等深线，两边的水深与波速分别为h1、c1与h2、c2，且h1＞h2，c1＞c2。等深线两边，两波向线的距离分别为AB与A′B′，与等深线的交角分别为α1与α2。波浪经过dt时间后A点移动了AA′=c1dt的距离，而B点移动了BB′=c2dt的距离。
从图中可见，
合并上二式得
因为c1＞c2所以sinα1＞sinα2，即α1＞α2。说明波峰线AB由水深h1跨过等深线进入水深h2的过程中，有逐渐与等深线平行的趋势，也就是波向线与等深线逐渐垂直的趋势。这正是在海岸上观察从外传来的波浪，到达近岸时波峰线总是大致与海岸平行的原因。
不难推论，在海底凸出的海岬处，由于上述折射的原因，波向线产生辐聚，而在凹进的海岸处，波向线辐散，见图6—17。因此在海岬处常出现较大的波浪，而在海湾处相对较小。
三、波高的变化
波浪传入浅水后的波高变化不但与水深、波速有关，而且与波向的折射也有密切关系。
设波浪传入浅水后的周期不变，两波向线铅直剖面间的能量守恒(不考虑由于摩擦因子引起的能量消耗)。因此，单位时间内跨过两波向线之间与其垂直的两断面的能量应该相等，即
EncL=E0n0c0L0
式中E为单位水面下铅直水柱内的能量，L为两波向线间的距离，nc=cg为群速，为能量的传播速度。脚标“0”为深水情况。
可改写为
大于1，说明能量集中，波高增大。当波向线辐散时，即L0＜L，折射因子小于1，波高减小。射折因子的大小说明了由波向转折而引起波高变化的部分。见图6-17。
参照式(6-20)，可得
显然它是相对水深h/λ的函数。D随相对水深的变化如图6—18所示。由图可以看出，当波浪从深水(h/λ≥0.5)传入浅水时，由于因子D的影响，将使波高略有降低，然后随相对深度的减小而迅速增大，实验证明了这种趋势。这是由于刚进入浅水后海底摩擦起主要作用所致。
综合上述两个因子对波高的影响，可见波浪传到近岸，波高的变化完全取决于能量的变化。一般而言，后者作用比前者大，但在海岬与海湾处，由于波向转折，其影响对波高变化往往起着明显的作用。
四、波浪的破碎、沿岸流与离岸流
在海洋中风大时，波陡达到一定值，波浪开始破碎。而当海浪传到浅水后，由于波长变短，波高增大，波陡迅速增大，波浪也可发生破碎。由于海底摩擦作用以及于波峰处，水深大，从而相速也大，而在波谷处，由于水深小，相速也小，导致波面变形。当波峰前的坡度很大时，便发生卷倒现象，在岸边形成拍岸浪，导致破碎。有时海洋中的浅滩，沙洲，暗礁区之上，波浪也常常出现破碎现象，此称为溢浪。有经验的航海者对这种现象十分了解。
当波浪在近岸破碎时，能把相当多的水量带入破碎区，这些海水最终会经过破碎带重新返回到海洋中，从而形成了所谓的离岸流。尽管所维持的时间往往只有几分钟，所涉及的距离只有破碎带的2～8倍，但其流速却相当大，有时可达1.5m/s以上，海滨的游泳者可明显的感觉到。海岸和海底形状影响着离岸流的分布情况，对于平直且海底坡度大致相同的海岸，所形成的离岸流大致是等距的，如图6—19所示。离岸流之间顺岸边的流动称为沿岸流。在海岸弯曲的岸边如海岬处，波浪辐聚，水量增多，它们沿海岬两边向海湾处流动，离岸流往往在湾的中部形成。如图6—20所示。
沿岸流与离岸流，对海岸泥沙的搬运起着重要作用。例如青岛第一海水浴场在离岸不远的地方存在着比近岸一侧水深较小的浅滩，可能就与离岸流有关。
五、反射与绕射
当波浪遇到比较陡峭的海岸时，会发生反射而形成驻波，在港湾、码头常会见到这种情况，但范围不会太大。当波浪遇到障碍物时，例如岛屿、海岬、防波堤等，它可以绕到障碍物遮挡的后面水域去，这种现象称为绕射。当然，由于能量的侧向扩散，所以绕射后的波高明显减小。假如绕射前的波高为H0，绕射后的波高为H，则K=H/H0或H=KH0，K称为绕射系数，它可以通过模拟实验得到，以便为一些海岸工程提供依据。
6.6.3海浪的随机性与海浪谱
海面上的波浪高低不等，长短不齐，此起彼伏，瞬息万变，杂乱无章，似无规律可循。利用简单波动的理论已无法说明它。
但早在50年代初，人们就采用了将海浪视为由许多振幅、频率、方向、位相不同的简单波动叠加这一观点和方法，对海浪进行研究。规定这些简单波动的振幅或位相是随机量，从而叠加的结果也是随机的。
海浪的总能量E是由全部各组成波提供的，其中频率为σ的组成波所提供的能量，以其相当量S(σ)表示，故S(σ)代表海浪中能量相对于组成波频率σ的分布。它被称为海浪频谱或能谱。由于组成波的传播方向不同，因此不同组成波的能量以S(σ，θ)或F(σ，θ)来描述，有时称其为方向谱。
海浪谱的具体表达形式不少，它们多是半理论、半经验的，是借助于各种观测方法获得的海面起伏资料，经过谱分析后所得到的一些S(σ)随σ的分布曲线，然后对这些曲线进行拟合而给出数学表达式。
图6—21上的六条曲线是在不同风速下充分成长的P—M谱。其特点是风速愈大，谱形曲线下的面积愈大，即总能量愈大，能量显著部分的位置向低频方向移动，说明海面的波高与周期亦随风速的增大而增大；曲线上的任一点都对应频率为σ的组成波应具有的能量，能量的显著部分集中在某一频率范围内。
著名物理海洋学家、中国科学院院士文圣常教授等通过理论研究，提出了理论风浪谱模型，它在我国的海洋石油开发、航运、海岸工程、国防和海浪预报等工作中被广泛采用。1990年又提出了改进的理论风浪谱，经实验检验、试报，效果良好。
另外还有人从海浪能量外观分布的观点出发，提出了外频谱。但此谱与通常的海浪谱在概念上是不同的。