大洋中海水的持續運動形成了諸如海浪、風、洋流、潮汐等海洋過程。海浪是海洋特有的現象，看起來像一條條由水組成的脊在海麵平行移動。事實上，海水並不隨浪尖移動方向運動。海浪是在水麵傳播的一種橫波，水分子隻在原地做上下的往返運動而不隨波前進。海浪的運動的軌道為一個扁長的橢圓。大多情況下，海浪由海麵的風引起，正所謂“無風不起浪”。由於海浪使表麵海水進行垂直運動，有效地促成了表層海水的相互混合。
盡管海水不會沿著海浪運動的方向運動，但是在海中還是存在著水體大規模遷移的運動。海洋表層的水，以巨大的規模、相對穩定的速度，緩慢地沿著一定的方向有規律的不斷地流動，稱為洋流，也叫海流。洋流驅使著海水不斷地在大洋中運動，時而潛入深海，時而浮出水麵。由於洋流經曆的路程是非常長，一個水分子可能要用近1000年的時間才能環繞地球一次。
風推動著占海水總量近10％的表層海水沿著全球風帶的方向運動。這種以風為動力的洋流叫做風海流。其中，最著名的是將赤道附近的溫暖海水帶向大西洋北部的墨西哥暖流。墨西哥暖流對於氣候的貢獻是顯著的，倘若沒有這個暖水的輸送過程，大西洋中喜愛暖水環境的生物便不會像現在這樣繁榮，而且北美東部和歐洲西部的氣候也不會像現在這樣溫暖。風海流使得海洋表層的海水運動這種過程，有效地增加了海洋環境中的營養物質含量。在一年中的特定季節，盛行風向使得將一些地區例如赤道附近的太平洋海區、南北美洲的西海岸等地區等的表層海水向大洋中心運動。由於表層海水的流失，下層海水不得不“上泛”形成補償流。上泛的深層海水將海底豐富的營養物質帶到海麵，為生活在這裏的光合作用生物提供了繁衍所需的營養，並且為該區域的魚類、貝類、海鳥等提供了豐富的食物。
與海洋表麵的風海流不同，深水洋流並不依靠風力。密度的差異導致了水體之間的相互運動，這一過程就形成了深海海水的大規模運動。從前麵內容中，我們了解到密度與溫度和鹽度息息相關。我們把溫度因素簡稱為“熱”，把鹽度因素簡稱為“鹽”，因此海底密度流又叫做熱鹽循環。在兩極附近，表麵的海水被寒冷的空氣冷卻，導致密度的上升。而結冰過程令鹽度增大，更加劇了密度的上升。最終，兩極附近的表層海水會因為密度過大而開始下沉。盡管水體下沉的速率非常緩慢（約1.2厘米／天），但是其下沉總量卻非常驚人。由兩極為起點的深海密度流在水下不斷地向赤道海域流動，並且最終在低緯地區上浮形成上升流。
潮汐是大量海水的規律性運動。盡管在水深較小的沿岸海域，潮汐的現象更加顯著並且容易觀察，但事實上潮汐作用對整個海洋都產生著影響。在深海中，由潮汐引起的海水運動不如沿岸淺水地區強烈。但是某些海底潮水的能量可以加速海底洋流的循環過程。例如，由風推動的表層暖流到達極地地區後，被極地上空的寒冷空氣冷卻下沉，之後又以深海洋流的方式重新向赤道方向進發。當深海流到達赤道附近時，便在深海潮汐的幫助下與上層低密度的水體混合，使得總體密度降低並重新上浮至海洋表層。