大洋中海水的持续运动形成了诸如海浪、风、洋流、潮汐等海洋过程。海浪是海洋特有的现象，看起来像一条条由水组成的脊在海面平行移动。事实上，海水并不随浪尖移动方向运动。海浪是在水面传播的一种横波，水分子只在原地做上下的往返运动而不随波前进。海浪的运动的轨道为一个扁长的椭圆。大多情况下，海浪由海面的风引起，正所谓“无风不起浪”。由于海浪使表面海水进行垂直运动，有效地促成了表层海水的相互混合。
尽管海水不会沿着海浪运动的方向运动，但是在海中还是存在着水体大规模迁移的运动。海洋表层的水，以巨大的规模、相对稳定的速度，缓慢地沿着一定的方向有规律的不断地流动，称为洋流，也叫海流。洋流驱使着海水不断地在大洋中运动，时而潜入深海，时而浮出水面。由于洋流经历的路程是非常长，一个水分子可能要用近1000年的时间才能环绕地球一次。
风推动着占海水总量近10％的表层海水沿着全球风带的方向运动。这种以风为动力的洋流叫做风海流。其中，最著名的是将赤道附近的温暖海水带向大西洋北部的墨西哥暖流。墨西哥暖流对于气候的贡献是显著的，倘若没有这个暖水的输送过程，大西洋中喜爱暖水环境的生物便不会像现在这样繁荣，而且北美东部和欧洲西部的气候也不会像现在这样温暖。风海流使得海洋表层的海水运动这种过程，有效地增加了海洋环境中的营养物质含量。在一年中的特定季节，盛行风向使得将一些地区例如赤道附近的太平洋海区、南北美洲的西海岸等地区等的表层海水向大洋中心运动。由于表层海水的流失，下层海水不得不“上泛”形成补偿流。上泛的深层海水将海底丰富的营养物质带到海面，为生活在这里的光合作用生物提供了繁衍所需的营养，并且为该区域的鱼类、贝类、海鸟等提供了丰富的食物。
与海洋表面的风海流不同，深水洋流并不依靠风力。密度的差异导致了水体之间的相互运动，这一过程就形成了深海海水的大规模运动。从前面内容中，我们了解到密度与温度和盐度息息相关。我们把温度因素简称为“热”，把盐度因素简称为“盐”，因此海底密度流又叫做热盐循环。在两极附近，表面的海水被寒冷的空气冷却，导致密度的上升。而结冰过程令盐度增大，更加剧了密度的上升。最终，两极附近的表层海水会因为密度过大而开始下沉。尽管水体下沉的速率非常缓慢（约1.2厘米／天），但是其下沉总量却非常惊人。由两极为起点的深海密度流在水下不断地向赤道海域流动，并且最终在低纬地区上浮形成上升流。
潮汐是大量海水的规律性运动。尽管在水深较小的沿岸海域，潮汐的现象更加显著并且容易观察，但事实上潮汐作用对整个海洋都产生着影响。在深海中，由潮汐引起的海水运动不如沿岸浅水地区强烈。但是某些海底潮水的能量可以加速海底洋流的循环过程。例如，由风推动的表层暖流到达极地地区后，被极地上空的寒冷空气冷却下沉，之后又以深海洋流的方式重新向赤道方向进发。当深海流到达赤道附近时，便在深海潮汐的帮助下与上层低密度的水体混合，使得总体密度降低并重新上浮至海洋表层。