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대개의 경우 해파는 입자들의 진동운동과는 다른 전진운동을 한다.

해파의 기복과 진동은 무질서하게 불규칙적인 모양일 수도 있고, 파장과 진동 주기가 뚜렷한 규칙적인 모양일 수도 있다. 후자의 경우 파도의 마루와 골이 진동하는 방향에 대해 직각방향으로 일정한 속도로 전진운동을 한다. 반면 정상파인 경우에 마디와 같은 곳에서는 수직적인 상하운동이 전혀 일어나지 않고 그 밖의 다른 곳에서는 수면이 일정한 주기로 수직운동을 한다.

해파를 조정하고 유지시키는 데는 2가지 물리적 작용이 존재한다.

대부분의 해파의 경우 중력은 수면의 어떤 변위를 원위치로 돌아오게 하는 복원력으로 작용한다. 원위치로 돌아올 때 얻어지는 운동 에너지는 유체를 원위치보다 지나치게 하여 결국 진동을 발생시킨다. 잔물결처럼 수면에서 아주 짧은 파장의 교란이 있는 경우에는 표면장력이 복원력으로 작용하여 표면이 팽팽한 얇은 막처럼 행동한다. 파장이 수㎜ 이하이면 표면장력이 운동에 우세하게 작용하는데 이를 표면장력파라 한다.

중력이 우세한 힘으로 작용하는 표면중력파는 파장이 10㎝ 이상이다. 중간 정도의 파장 범위에서는 표면장력과 중력 모두 복원력으로 중요하게 작용한다. 해파의 전파에 관한 수학적 이론을 보면, 파장에 비해 진폭이 작은 해파의 단면은 사인(sine) 곡선 모양을 이루는 것을 알 수 있다.

해파의 파장과 주기 사이에는 명확한 관계가 있고 이들은 해파의 전파속도를 결정한다. 파장이 긴 해파는 짧은 해파보다 전파속도가 빠르다. 이런 현상을 분산이라 한다. 수심이 파장의 1/20 이하이면, 장파장 중력파가 존재하고 파장은 주기에 정비례한다. 수심이 깊을수록 전파속도는 더욱 빨라진다(천해파). 표면장력파의 경우는 파장이 짧은 해파가 긴 해파보다 전파속도가 빠르다.

해파의 에너지는 원위치에서 상하방향으로 발생한 최대 변위인 진폭의 제곱에 비례한다.

위상(位相) 속도라 하는 마루와 골의 전파속도와, 군(群) 속도라 하는 해파에 전파된 에너지와 정보가 전달되는 속도와 방향 사이에는 명확한 구분이 있어야 함이 수학적인 분석으로 밝혀졌다. 분산이 없는 장파장의 해파에서는 두 속도가 같으나, 수심이 깊은 곳에서의 표면중력파는 군속도가 위상속도의 1/2밖에 되지 않는다. 그래서 어떤 한 지점에서 교란이 있은 후 사방으로 전파된 해파의 경우, 파면은 마루 전파속도의 1/2 정도의 속도로 전파된다.

이 경우에 마루는 파속(波束)을 관통한 후 파도의 전면부에서 사라진다. 표면장력파의 경우 군속도는 위상속도의 1.5배 정도이다. 진폭이 파장에 비해 큰 해파는 수학적 이론으로 쉽게 설명되지 않으며, 사인 곡선 모양의 파도 단면을 이루지 못한다. 골은 평탄해지고 마루는 위로 갈수록 날카로워져서 원뿔형의 해파를 이룬다. 수심이 깊은 곳에서 해파의 파고는 파장의 1/7로 제한된다. 해파가 이 높이에 가까워지면 마루는 흰 물결로 부서진다.

수심이 얕은 곳에서는 진폭이 큰 해파는 파괴되는데, 이것은 마루가 골보다 빠르게 진행하여 해파가 급경사로 상승하고 완만하게 하강하는 모양을 이루기 때문이다. 이런 파랑이 해변의 천해(淺海)로 전파해오면 그들은 모양이 부서질 때까지 가파른 모양을 이룬다.

해수면상의 해파는 바람에 의해 형성된다.

해파가 형성되는 동안 교란된 해수면은 불규칙적인 모양을 보이고 서로 다른 진동수를 지닌 수많은 진동운동을 한다. 해양학자들은 각기 다른 주기에서의 에너지 분포를 관찰하기 위해 해파 스펙트럼을 이용한다. 스펙트럼의 모양은 바람의 속도와 방향, 폭풍의 기간, 취송거리 등에 관련되어 있고 이런 정보는 해파의 예보에 이용된다. 폭풍이 지나간 후 해파는 분산되어 장주기 해파(약 8~20초)는 먼 거리까지 전파되고 단주기 해파는 내부마찰에 의해 소멸된다.