海浪从深海向浅海区涌来，继而直奔海岸，此时在海底地形的影响下产生变形和折射，进而成为碎浪，涌到岸上。当水深变浅时，波浪的陡度变大，此时微幅波理论已不再适用，必须采用有限振幅波理论，如果波浪的斜率继续变大，则会达到某一临界状态，一旦超过这个临界值，便出现碎浪，将此过程称为淡水碎浪(shoaling)。
波浪在浅水中将减速，如果波浪以一定的角度接近海岸则将产生折射现象。一般来说，沿着理想的水深一致的笔直海岸，波浪的前端将趋向于与海岸线平行，但任何海岸线和海底轮廓线的不规则，都将引起波浪的折射和不规则。举例而论，在有海脊垂直于海岸的情况下，浅水效应出现得更快，朝着海脊产生很大的折射。波浪趋向于沿海底轮廓线排列。在海脊两边的波浪存在一个朝向海脊的合成运动。波浪能量向海脊的集中导致波浪和碎浪变高、变大。若水下有山谷垂直于海岸，则波浪将产生分支，导致波浪或碎浪减弱。海岸线的弯曲程度有类似的影响，凸状区域成为波浪能量的汇聚区域，出现大的碎浪，而凹状区域由于波浪的能量已经在波浪接近海岸时消散，碎浪较少。在一定的条件下，海流也能引起波浪的折射。这在感潮河口特别显著。当波浪遭遇相反方向运动的海流，将变得更高而周期更短，这导致波浪起伏的海面，通常伴有碎浪。当波浪和
海流运动方向一致时，波浪的波高降低，周期变长。
波浪的反射则往往在波浪以一定角度遭遇海流时发生。波浪的反射图，在计划两栖作战行动中非常有用，通常在海图或航空照片的帮助下绘制。当计算机设备可用时，利用计算机程序能更快更精确地绘制反射图表。
在深水区域，涌通常以规则的、平滑的波动形式在海面传播。当到达浅水区域，波浪周期保持不变，但波速降低。降低的大小可以忽略直到水深是波长的一半，这时波浪开始“感受”海底，波高发生轻微的降低，紧接着快速上升。如果波浪垂直于笔直的、坡度一致的海岸传播，波浪将变得更高更短，同时也变得陡峭，波峰更狭窄。当波峰的速度超过波浪的速度，波浪前部变得比后部更加陡峭。这一过程随着水深降低不断加速，一旦波浪变得极不稳定，就向前倾倒形成碎浪。
碎浪通常分为3种。溢出型碎浪(SpillingBreaker)经过一段相当的距离逐渐破碎。卷浪型碎浪(P1unging Breaker)趋向于卷曲并在单独的碰撞中破碎。汹涌型碎浪(Surging Breaker)向上竖起，涌向海岸但没有溢出和卷曲，即使没有真正的破碎也被列人碎浪。碎浪种类取决于海岸的陡度和波浪到达浅水前的陡度长波在较大水深处破碎，具有较高的碎浪波高。陡峭的海岸同样增加碎浪波高。如果波浪以锐角接近海岸，碎浪波高将更小。陡峭的海岸坡度更容易形成卷浪型和汹涌型碎浪。在波浪破碎以后，随着上冲的海水冲上海岸，将产生向海的回流(返回的水称为回流)。回流将进一步减小波浪底部的速度，进而加速了波浪的破碎。这种现象随着回流速度或深度的增加而加剧。波浪破碎点的静水水深大约是平均碎浪高度的1.3倍。
拍岸浪随海岸的位置和时间而变化。位置的变化常常意味着海底轮廓线的变化，并受前文讨论过的反射影响。在同一个地点，波浪的波高和周期不断变化，一群大浪通常跟随着几个小浪。
由于拍岸浪直接与接近海岸的波浪的波高、海底构造有关，如果拥有足够的数据和掌握其原理，就可以预报不同时间拍岸浪的状态。一般来说，波浪和涌的波高可以通过风的数据进行预报，海底结构资料有时可根据大比例尺海图获得。如果已知详细的海底构造，沿岸轻微的拍岸浪区域已经能较准确地预报。当然，拍岸浪预报可能出现重大的误差，因为海域可能存在着由几百英里以外的未知风暴形成的涌。