太阳的光线
海洋就如一个巨大的、弯曲的传输带，不断运送着温暖的表层水及冰冷的洋底水。受气候影响及重力压力的驱动，它也是一个不断吸收和给与的过程。其一切运动的源动力来自太阳。
地球上的风是一个由来已久的现象，也是一个基本要素。它传递着热量，产生波浪并驱动大洋表面的洋流。风是由于太阳强烈而不均匀的热输入而引起的。这个过程以太阳光线进入地球大气圈作为开始。在这里，太阳光线（能量）被臭氧层、云层、灰尘及各种气体吸收、反射或散射。穿透大气层到达地球表面的太阳光线又一次被吸收、反射或散射。吸收太阳光较多的地方变暖，而吸收较少或易反射地区则保持低温。地球表面不同的温度导致了大气的上升或下沉，由此产生了风。
太阳光线到达地球过程的状况取决于光线的波长。太阳能以光的形式表现出来，携带着热量，同时以波的形式传播。在大气及海洋中，波长（两个能峰之间的距离）较长的光线易于被粒子吸收，而短波则发生散射。蓝光的波长很短，我们经常可以看到它的散射现象——明净的天空呈现出蔚蓝色。红光和黄光波长较长，而蓝光和绿光波长较短。日落时天空呈现的红色和金黄色则是由于天空中尘埃和其他粒子对长波的散射引起的。相似的过程也发生在大洋中，使之呈现蔚蓝色。当光线到达大洋表面时，水分子及海水中其他物质易于吸收长波光而散射短波光，这样，蓝光和绿光被散射穿透至大洋深处而红光和黄光则被吸收。倘若有人在SCUBA潜水至20米左右不慎受伤，从伤口流出的血液将是令人恐怖的蓝绿色（有过这种经历的人一定会对红光吸收的概念印象尤其深刻）。若水下有强光照射血又会还原为红色，去掉强光，血又会呈现蓝绿色。在海洋深处所有的红光都被吸收，我们无法看到红色。滨海地区，由于沉积物颗粒及有机质对绿光和黄光的反射和散射使大海呈现出绿色或褐色。
地球表面另一个决定太阳光是否被吸收或反射的因素是表面的反射性。在高纬度地区冰雪的颜色较浅，能反射大部分的太阳光线使该地区保持寒冷，就像一件浅色的衬衫。反之，在颜色较深的地球表面，如大洋表面，太阳光线大部分被吸收而导致变暖。在表层1米的深度之内，大约有65％的到达大洋表面的可见光被吸收，使表层水温升高。海洋是一个大的天然储热器，不仅吸收入射的太阳光线还能保持其热量。相对海洋而言，未被冰雪覆盖的陆地能更迅速地受热或冷却。
滨海地区，帆板运动爱好者及水手们都知道海面上风向的变化会引起有规律的海风。白天，陆地比周围的海水更快的受热，陆地上的受热空气变稀薄并上升，被海面上较冷的空气取代，到正午或下午时分就会产生由海面吹向陆地的风；晚上，陆地比海洋更迅速的冷却，陆地上的冷空气下沉，而海面上相对较暖的空气却是上升的，于是产生相反的风向，即由陆地吹向海面。在热带地区，由于夜间相对温暖的海洋表面空气和水气上升形成白色的松软的云层。
大部分穿过大气层到达地球表面的太阳光线都是短波，长波光线被大气云层、尘埃和气体所吸收。地球吸收热量的同时也向外放出热量，因此一部分到达地球的太阳光线能被反射回大气层中。地球反射的光为长波，它们进入大气后被云层、尘埃、气体吸收。对地球反射的长波的吸收使大气进一步受热，这就是我们所熟知的温室效应。二氧化碳是大气中长波辐射的主要吸收者，地球上一系列导致二氧化碳释放的人类活动如化石燃料的燃烧、森林砍伐等，都可能引起温室效应，导致气候变暖。
此外，太阳光线到达地面的角度也会影响地面接收能量的多少。地球是圆的，到达其表面的太阳光线随曲率的变化而变化。在赤道上，太阳垂直照射，而在两极及高纬度地区太阳以较大的倾斜角照射，使光线分散在较大的面积上，因此赤道地区的受热远远大于两极地区。由于受热和极地的强反射性是纬度的不同造成的，那么为什么没有出现过热的赤道地区和永远被冰雪覆盖的极地呢？
现在回到我们关于地球上的风的问题上来。到此，答案应该很清楚了：全球风的模式由东向西是由于科氏力作用的影响。做一个简单的总结：地球表面不同的受热状况导致了上升、下降或平流的大气运动状态，受科氏力的影响产生了大规模的由东向西的风流模式。在赤道及南北纬30°区域，风流相当微弱。在这些地区，空气的垂直运动多于水平运动。水手们常常选择在赤道地区的无风带经过数小时的煎熬，等待有利于航行的风。南北纬30°被称为副热带无风带，由于缺少风，水手们常常将马赶下水以减轻船的载重，因此这个地带也被戏称为“下马纬度带”。
风和水
从图面上来看，海洋是由一系列的水层堆积而成的，相互之间通过摩擦力连接。大洋表面的风扰动着表层水以及与之相连的内层水。随着深度增加，水层受风的作用力越来越弱，每一层水的运动越来越小，以至到了某一深度，几乎就没有由风直接引起的水的运动。这种情况通常发生在100～200米处。从表面到受风力影响小的深度的这一区域称为混合层。同样，若我们将地球简化，也不考虑自转的话，大洋表面的海流将与风向保持一致。然而，我们必须再一次考虑科氏力的作用。
19世纪90年代，海洋学家南森领导了一次穿越北极冰层的探险考察，所用的是一种特殊的被称为Fram的航行器。这艘船实际上被冻到冰层中并能随之漂移。经过漫长而寒冷的一年时间的考察和数次历险，他观察到冰的运动并不与风向平行，正如预想的那样，其运动方向比风向偏移20°～40°。随后，一个研究生埃克曼被要求找出一种理论来解释为什么冰和水的运动相对风而言向右偏移（在北半球）。令人吃惊的是，他几乎在一夜之间就找到了如下的解释：海洋中，当每一部分的大洋水受到风力作用的同时，也受到科氏力的作用。在北半球，每一水层均向右偏，形成向下的螺旋，即我们今天所指的埃克曼涡流。如果将整个混合层的运动方向平均起来，净输送方向将与风向成向右90°的偏移（南半球向左），称之为埃克曼输送。埃克曼输送对大陆边缘海意义重大，因为它能产生近岸上升流。
近岸上升流
在某些地区，风向与海岸平行。埃克曼输送导致表层水离岸运动，为补偿离岸的表层水，富含营养的下层冷水上升，这就是近岸上升流。近岸上升流区域是海岸中最肥沃的区域之一。在这里，浮游植物利用上升流带来的营养进行光合作用，大量生长繁殖。只要上升流持续，浮游动物及较小的鱼类就能依靠不断更新的食物大量繁殖。在南美洲西海岸的秘鲁，向北的风产生的上升流使该地区成为世界上最丰富的渔场之一。近岸上升流也出现在夏季的加州沿岸及非洲的东北沿岸，当发生严重的厄尔尼诺现象时，近岸上升流下沉，主要的渔场将受到毁灭性的打击。
上升流也发生在赤道地区的海域以及最南端的海域（南极北部）。赤道附近，由东向西的信风及埃克曼输送导致表层水向南北偏移，远离赤道，由下至上的富含营养的冷水上升，在赤道附近形成一个窄窄的富含营养的生物带。
海洋旋转流
由风驱动的大洋表层水运动以及陆地分布影响的共同作用使大洋表层水沿着一系列的大环流方向运动，称之为旋转流。这些环流表明了世界大洋不同的内部特征，它们在赤道处分离，在大气和海洋的热输送中扮演着重要的角色。北大西洋环流能很好地说明该系统的形成及其运行状况。
北大西洋北半部的风吹向东，南半球风向向西。令所有研究海洋学的学生感到困惑的是，一直以来关于风的命名的争论：海洋学家根据风和海流的去向来命名，而气象学家则依据其来源命名。这样由东吹来的信风对气象学家而言是东风，对海洋学家却是西风。由于风在北大西洋的北部从西吹来，而在南部从东吹来，科氏力和埃克曼输送导致表层水向北大西洋的中部输送。这些表层水的集中导致了它在中部的堆积，这个地区就是我们所熟知的马尾藻海。
海洋表层能形成环形的山峰或山谷来驱动海流的运动。通过卫星测高仪，我们现在能准确地测量海洋表层高度相对较小的变化。海洋表面高度的测量表明，在马尾藻海的中部，大约有一米高的水层堆积。漂浮的物质，比如塑料，焦油，马尾藻，漂浮的海藻都聚集在海水集中的马尾藻海中部。在历史上，正是由于马尾藻在北大西洋形成厚密的丛簇，因此将其命名为马尾藻海。
马尾藻可以自由漂浮在海洋表面或者附着在较浅的暖水海域。细长的草莓形状的小须使之能漂浮在水面上。很多小的海洋生物就生活在这些马尾藻丛中，他们在海洋表面很难附着到其他生物上，因此不易受到保护。马尾藻鱼由于其颜色和形状都和马尾藻极其相似，人们很难将它们和马尾藻分开。虽然体形很小，马尾藻鱼却是一种很凶猛的捕食者，其个体之间的竞争也极为激烈。若将两条鱼放在一只鱼缸里，很快就会只剩下一条。通过吞食其同伴，剩下的那条鱼的体形很快就能达到它原来的两倍大。令人惊奇的飞鱼也是马尾藻海中比较常见的鱼类，这种鱼能浮出水面，在水面上轻松地滑行，用他们的尾巴作为桨，而其伸出来的鳍则作为翅膀。人们已经知道，飞鱼可以到达船的甲板上，通过敞开的舷窗，进入通气孔，甚至扑到正在熟睡的人的脸上。
马尾藻海中，由于海水不断地向中间堆积产生压力梯度，致使表层以下的水向外流动。由于下部的水向外流动，科氏力开始产生作用，运动的水向右偏移。表层水堆积一向外流动一混合层以下向右偏移这一过程导致了在北大西洋北部产生巨大的顺时针环流。同样的情形也发生在南大西洋，不同的是此时科氏力向左，环流方向为逆时针方向。大洋环流也发生在太平洋和印度洋，尽管印度洋体系受到季风的影响。在南极周围，因为没有陆地的边界阻挡，环流可以环绕整个南半球。此外在向西的赤道环流的下方有一股逆流，如果不包括墨西哥湾流及太平洋湾流之类的边界流，典型的海洋表面环流黑潮其速度大约为8公里／小时。
深海环流
正如风驱动着大洋表面的运动，重力驱动着深海的运动。大洋的平均深度约为4000米（2．5英里），大洋的大部分处于混合层以下。人们对浅海环流有了相当的认识，而深海的运动仍是不解之谜。在大洋表面及混合层中，研究者利用浮标和静止流速仪测定流速。在此深度以下则利用海平面高度、重力及压力差来测算速度。但在更深的深海，测定流速相当困难。事实上，我们对整个海洋总体积的90％仍然知之甚少。
深海水运动缓慢，受重力的驱动并随海水密度的变化而变化。海水温度越低盐度越大其密度越大。在大部分海域，海水盐度和温度的改变发生在表面，即海洋和空气相互作用的界面。当寒流经过或有冷的空气团取代暖空气时海水会变冷。而海水的蒸发或形成海冰则会导致盐度变大。如果海水密度的增加达到了一定程度，就会缓慢下沉，直到其密度趋于一致或者一直沉到海底。
几乎所有的深海水都是由于高纬度地区冷却或结冰形成的。迄今为止，产生大部分海底水的区域位于北大西洋的格陵兰岛南部。在这里，温暖含盐的墨西哥湾流和环绕格陵兰岛向南的冷水混合。它们相遇产生的大量的冷盐水向下喷流并在大西洋深处扩散，这就是人们所知的北大西洋深层水，它们几乎填满了整个大西洋。科学家们已经对其流经赤道和南半球深处进行了示踪。在南极附近，北大西洋深层水和环绕南极的环流混合，注入太平洋和印度洋。只有少量的底层水是在太平洋或印度洋形成的，大部分来自大西洋。冬天在南极冰山带以下形成密度极高的海水。这里的水，盐度高温度低，一直沉到海底，扩散，向北流去，其上方则是密度较小的流向南的北大西洋深层水。而海底山脊的阻挡使南极的底层水通常能够停留在大西洋。北极的冬天也能形成冷的底层水，但是周围大陆以及海底山脊使之只能停留在北极大洋盆地。
在深海，海水混合的方式极少，因此各水团都独立运动。每一水团有其独特的性质，比如温度、盐度、溶解氧、硅含量等。通过鉴别不同深度海水的这些特征，海洋学家可以对水团的运动进行示踪。最常用的一种深海海水取样方法是利用一种特殊的装置尼尔森瓶。
尼尔森瓶是一种很普通也很便宜的装置（尽管将它置人深海花费甚高）。这种瓶通常由厚的：PVC管形材料制成，系到一根绳缆上，单独作为一个取样器或者与其他仪器一起放人海中。放置过程中，瓶底和瓶口都是敞开的。到达取样的深度时，通过一种类似扳机的机械装置放出瓶盖，使之紧紧地吸在瓶口上。在较大的取样系统中，这一操作过程是通过计算机来完成的，但只有一个或几个尼尔森瓶时，通常用一个重物作为导拉索，将它夹在绳缆上随瓶下沉来引发机械装置，随后即可取出装满了水的采样瓶。在应用这种取样瓶时，必须注意保证其正确放置和启动引发装置。同样，由于瓶子被盖上时的力极大，在操作的时候不慎碰到了扳机是很危险的。应用CTD及大量的尼尔森瓶在不同的深度，研究者可以在取样后进行随后的化学分析，对同一水柱不同深度的海水进行分析鉴定。
在深水和表层水之间是大洋的中间层。在某些地方水团形成后流人中间层，夹在暖的表层水和冷的底层水之问。在地中海由于强烈的蒸发产生高盐度的中间层暖水流经直布罗陀海峡，其上方则是含盐较少的表层水。虽然是暖水，地中海水由于其高盐度，在达到北大西洋后能下沉到1000米的深度，直到与那里的冷水的密度一致。夹在大洋的表层水和底层水之间，地中海的中间层海水形成液体的“雪崩”四处扩散。最近的研究表明，该水层与墨西哥湾流相似，它在北大西洋蜿蜒而流形成涡状的小圈流，称为涡流。科学家们将这种地中海该涡流戏称为“中间派”，已经对其在中间层缓慢的堆积运动跟踪研究了7年。
