一种是：认为沙波的形成是河床组成的不均匀性与水流的不稳定性（脉动）的综合结果。

由于河床组成的不均匀性以及河底流速的脉动，在瞬时流速大的地方，细颗粒泥沙被掀起，在瞬时流速小的地方，这些被掀起的泥沙又沉积下来，从而形成沙波的雏形。这种雏形的沙波形态，进一步加剧水流的脉动，从而形成沙波。

另一种是：认为“沙波”与“交界面失去稳定形成波动”有关。

水流底部推移质泥沙，所在流程和上层水流含沙量不同，可以看成两层密度不同流体做相对运动，当相对运动达到一定程度，交界面就会失去稳定而产生波动，从而形成沙波。这与水面风成水波、沙漠中风成沙丘等现象类似。

（1）沙波是一种流水地貌。它的形成与形态与水流的脉动息息相关。流水脉动的不稳定性，带动泥沙运动的不稳定，从而造成了形态各异的沙波地貌。

（2）沙波有顺行沙波、逆行沙波之分。

（3）沙波顺着水流的方向运动，则为顺行沙波。此时迎水坡面为流水快，以流水侵蚀（搬运）作用为主；背水坡流面流速慢，以流水堆积作用为主。

（4）沙波逆着水流的方向运动，则为逆行沙波。此时迎水坡面（坡缓造成）流速慢，以流水堆积作用为主，背水坡面（坡陡造成）流速快，以流水侵蚀为主。在浅水区，水面受河床底部起伏影响呈波形，水流流速受上坡和下坡影响存在差异，进而导致沙波背水坡泥沙被侵蚀，而被侵蚀的泥沙会在下一个沙波的迎水坡堆积。

沙质河床随着水流强度的增加，泥沙运动及床面形态要经过以下几个不同的发展阶段。

(1)平整。水流达到一定强度后，泥沙颗粒开始运动，但床面仍保持平整。

(2)沙纹。泥沙起动后不久，少量颗粒在床面某些部位集聚，形成小丘，向前运动，同时增高、加长，最后连接成规则的沙纹。沙纹迎水面长而缓，背水面短而陡，两者水平长度之比约为2〜4，一般波高0.5〜2.0cm,最大不超过5cm，波长1〜15cm，一般不超过30cm，且与水深关系不大。在平面上有相互平行的，也有呈鱼鳞状或舌状排列的。

(3)沙垄。随着水流强度的增加，沙纹发展为沙垄。沙垄的纵剖面形状与沙纹相似，但尺寸较大，且与水深有密切关系，在不同的河流中，它所能达到的高度和长度也不同。在平面形态上，随着水流强度增加，自顺直发展到弯曲[图(c)]。当河底起伏较大时会引起水面变化，在沙垄波峰处水面降落，出现小波浪。当床面起伏很大时，波峰下游有水流分离现象，水面会产生漩涡和高含沙量带。

(4)沙垄消失。沙垄发展到一定高度后，如水流强度继续增加，波长逐渐增大，而波高不断减小，沙垄趋于衰减。

(5)动平整。河床再次恢复平整，但床面泥沙运动强度很大，且有泥沙悬浮。

(6)沙浪。水流强度进一步增加，接近或处于急流状态后，床面再次形成起伏的沙浪。沙浪形状比较对称，水面基本上与床面平行，没有分离现象，但有相应的起伏。沙浪运动方向有与水流方向一致的，称为顺行沙浪，也有与水流方向相反的，称为逆行沙浪。沙浪脊线在平面上不完全平行，它们的出现往往只占河宽的一部分。

(7)碎浪。沙浪在发展过程中水面波动愈来愈大，水面波幅可达河底沙浪振幅的1.5〜2.0倍，甚至水面波谷低于沙浪波峰，此时，水面波失去稳定而破碎并形成涌波。

(8)急滩和深潭。水流强度继续增加，床面起伏使河底成为急滩与深潭相间，急滩段水流属急流，深潭段水流属缓流，从急流到缓流通过水跃，整个外形徐徐向上游移动。