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。
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
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1，000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湾暖流。墨西哥湾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，盛行风向将一些地区例如赤道世界洋流的分布规律附近的太平洋海区、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。从前面的章节中，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。
地球潮汐示意图大洋底层
海洋的底层，覆盖着大量的沉淀物。形成这些沉淀物的途径是多种多样的。陆地岩石的风化、海洋动物的残骸、海水中的化学反应、来自大气层的微粒、外太空的粒子流等等，都是海底沉积物的来源。其中由大量海洋生物尸体形成的沉积物被称为海底软泥。软泥因其形成的深度不同而拥有不同的性质，其中在3，000米以上水域形成的多为钙质软泥，而在深于3，000米的海底，硅质软泥则占主导地位。因此，如果在某片海底发现了海底软泥物质，则说明该海底上方的海域中存在着或曾经存在过海洋生命。
深海海底中的沉积物主要来源于大陆上岩石的分解
深海海底中的沉积物主要来源于大陆上岩石的分解。风化、侵蚀等作用使得大陆上的岩石分解成粉尘状的微粒，这些微粒通过风和河流的搬运作用来到海洋中。其中大部分沉积物会最终停留在水深较小的大陆架上，但是少部分会一直深入到大洋区中才开始沉降。深海海底沉积物的形成过程是极其缓慢的，其厚度平均每1，000年增长1厘米。而在大陆架上，由于沉淀来源丰富，其沉积速度相对较快一些，大约是每1，000年增加50厘米。
在大洋中的不毛之地——深渊区的海底上，覆盖着一层薄薄的沉积物。这层沉积物的学名叫海底黏土。由于深度的原因，海底黏土的沉积速度缓慢到每1，000年只增加1毫米的程度。海底黏土的质地极其细腻，由于组成微粒过于细小，这种红棕色的黏土触感类似柔软的黄油。通常，若某海域的海底存在较厚的深海黏土，那么可以断定该海域中海洋生命的数量非常少，抑或是由于该地区海水深度实在太深，生物残骸形成的沉淀物在沉降的过程中就已经完全溶解。深海黏土在太平洋的深海海底上有着广泛的分布。
在大洋深处的海底，常常出现长达数百千米的镁结核分布区。虽然深海镁结核的形成机理至今也没有明确的答案，但是科学家们断定它们是某种深海化学反应的产物。也有一些学派推测镁结核的形成与海底热泉有关。从热泉喷口中喷涌而出的热水富含矿物质，也许是它们通过某种未知的机制凝结成了海底镁结核。
独特的海洋环境
大体来说，大洋区是一个生命贫瘠的地带，但是其中也不乏一些具有独特性质的深海环境。这些独特的环境犹如大洋中的绿洲，虽然许多只有足球场大小，但是这些“海洋绿洲”中生活着的生命数量却百倍于它们周围的普通深海。通常，这些生命繁荣的海域间存在着一些共同点。例如，在这些绿洲海域的海底，常常存在着特殊的地质结构而使正常的深海水流发生了改变。扭曲的深海流常常使某片海底形成集中的沉淀区，或上升流区。深海流的作用深深地影响了该区域的种群结构。沉淀集中的区域是深海穴居生物的天堂，而上升流从海底带来的大量营养物质更为浅水居住者们提供了丰富的食物。通常，这些“海底绿洲”出现在深海热泉、海底山脉或深水珊瑚礁等特殊海底结构的附近。
海底热泉系统最显著的标志是一个类似烟囱一样的热水喷口——烟柱（a），从烟柱中不断地喷涌出富含硫化氢的热水（b）。热泉喷口附近生存的生物多种多样，其中包括管蠕虫（c）、巨人蚌（d）、巨型蛤蜊（e）、深海蟹（f）以及视力已经退化的短尾蟹（g）在一些存在地质活动的海床（如海底火山区、大洋扩张区）周围，会形成一些地热喷口。1977年，科学家在加拉帕戈斯群岛附近找到了第一个地热喷口。随后，数以百计的类似结构被一一探明位置。在中洋脊和其他一些地质活动频繁的地区，炽热的岩浆逐渐向海床表面涌动。在这些地区的海床上，海水会渗入地壳的裂缝中，直至最终被裂缝底部的岩石所阻挡。这些岩石与其下方的岩浆紧密接触，温度非常高。在海水下渗的过程中，裂缝中高浓度的硫化氢以及一些其他矿物质会大量进入水中。最终这些富含矿物质的海水会被裂缝底部的热岩石加热到约380℃。高温使水体积急剧膨胀并重新由裂缝中喷出，这一过程就形成了深海热泉。尽管水的正常沸点是100℃，但是深海热泉中喷出的水却因深海强大的水压而并没有沸腾。这是因为液体的沸点会随着压力的升高而升高，海底强大的水压使得水的沸点大大升高，以至在380℃的高温下仍能保持液态。
从喷口中涌出的过热海水与大洋中寒冷的水接触时会急剧冷却。因此，溶解在过热水中的矿物质会大量析出，而围绕着喷口形成形状如烟囱一般的沉积层，叫做烟柱。喷口周围的“烟囱”沉积速度非常快，通常，这些烟柱的高度每天可以增长约30厘米。最后，烟柱由于沉积得太高而在其自身重力的作用下倒塌，并从喷口周围开始新一轮的沉积。“烟囱”结构的一般高度在10~20米，不过其中有一个叫做“哥斯拉”的海底烟柱居然有15层楼约50米那么高；其喷口直径更是达到了惊人的12米。地热喷口的寿命很短，不过当一个喷口寿终正寝后，常常会有新的喷口生成。
海底黑烟囱示意图在海底热泉的海水中，常常溶解有硫化氢。硫化氢是一种具有臭鸡蛋气味的剧毒化学物质，对于大多数生物体来说，它的毒性不亚于氰化物。除硫化氢外，热泉海水中还存在着诸如铁、锌、铜等重金属离子，如果含量大到一定程度，这些金属离子也具有毒性。尽管环境中存在着以上这些有毒的化学物质，热泉系统却依然生机勃勃。实际上，正是有毒的硫化氢为喷口周围的生命提供着生存所需的能量。海底的一些细菌从硫化氢的化学反应中获得能量，而这些细菌则是海底热泉系统食物链的开端。
与地热喷口类似的海底环境中容易形成碳氢化合物的沉积区。例如在大陆坡上会有少量石油、甲烷和硫化氢等沉淀渗入海底沉积物中。在水深较大的地区，由于温度很低，甲烷会开始冻结而形成水合甲烷固体，有些文献又把它称为可燃冰。在这些类热泉生态系统中，沉积于海底的碳氢化合物和硫化氢为化能细菌们提供了充足的食物。
除热泉系统外，海底山脉也是一种富饶的海底环境。海底山是海底火山的一种，它们多出现于地理活动频繁的板块边缘地带。另外，存在于板块内的岩浆包也能形成海底山。海底山在形态和结构上都近似于陆地上的火山。它们都存在着基岩外露、山谷、火山具有的沉淀积累层等特点。大部分海底山是仍能喷出岩浆的活火山，此外也有一些休眠火山。在阿拉斯加湾附近海域，就存在着一个海底山脉区，其中最高的一座休眠火山高达3，000米。
海底山脉
首个被发现的海底山是戴维森山，它位于美国加利福尼亚州蒙特里城的西南方向193.1千米的海底。该山形成于1，200万年前，现已沉寂的戴维森山由斑驳的火山岩构成，它的顶部覆盖着一层已经沉积多年的火山灰。戴维森山是美国海域最大的海底山水生系统，其周围的水域承载着大量的海洋生命，其中包括相当数量的抹香鲸和信天翁。
一般来说，珊瑚礁多形成于水深较小的热带海区，不过在某些深海中也存在着一些冷水珊瑚礁。与热带海区的珊瑚礁不同，深海珊瑚礁基本不需要光照条件。深海珊瑚动物和数种海绵在海底组成了密实的泥隆堆。这些隆堆能有效锁住海洋中的沉淀物，为周围海域提供了适合鱼类和无脊椎动物生活的环境。
1998年，科学家们在苏格兰海岸线西北的海床上发现了数百个泥隆堆。这片被命名为“达尔文之丘”的海底丘陵带为深海珊瑚虫和海绵提供了肥沃的附着基。该丘陵带的平均水深为1，000米，占地50平方千米。其中每个隆堆高约5米，宽约100米。隆堆的形状类似一个逗号，主体为圆形，并有一个向西南方向伸出的近百米长的水滴形“尾巴”。与本小节介绍的其他深海环境一样，海底泥隆堆也是一种独特的海底结构。
海底泥隆堆也是一种独特的海底结构
1999年，美国南佛罗里达大学的科学家们在佛罗里达西海岸的一座水底岛屿——普雷山脊处发现了一种珊瑚礁。直到2004年，科学家们才确定了这一发现的真实性。这一发现之所以令人震惊，主要是因为它是地球上唯一生活在深海却仍能进行光合作用的珊瑚礁。
大洋区是地球上最大的生物栖息地，但是人类对其的探索和理解至今仍非常有限。通过对海洋表层海水和浅水海域的研究，我们获得了大量关于海洋中物理和化学条件的知识，同时也了解了许多海洋生命的生活习性。但是，在对更辽阔和更遥远海域探索所遇到的种种困难，阻碍了人类前进的脚步，使得大洋区仍然是人类科学版图上的一块空白。
深海的海底从大陆坡的急剧下降处开始。在大陆坡的底端，常存在着由沉淀物累积而成的一个小上升坡，叫做大陆隆。大陆隆更远处的海床主要由深海平原组成，广阔的深海平原上常常出现深海丘陵或者海底山。海盆的中央被中洋脊分开，中洋脊是一条环绕全球的海底火山地震带，它肩负着生成新的地壳的任务。
与对待大洋中的其他环境一样，我们用盐度、温度、密度、光照、压力、洋流、波浪、潮汐等因素的特性来描述深水环境。盐度与温度协同作用，决定了海水的密度。两极寒冷而高盐的海水由于密度大而下沉进入深海，并且在海底向赤道方向运动。通过这种下沉过程，冷水把溶解于其中的氧气逐渐带向深海，使得海中各个深度都有生物的存在。同时，这种下沉过程也引发了全球海洋中的热盐循环过程。在大洋表层，海水在风力的推动下形成了风海流，表面洋流的运动使得表面的海水得到充分的混合。