为了测定大洋的流动，研究人员以及政府机构在世界各地放置了大量的浮标，建立了诸多的停泊监测站。这些浮标随洋流运动，并由人造卫星进行跟踪。每隔几天浮标向卫星发送数据，卫星再向地面接收站发送信号，在此信号被转化为各种信息，如经度、纬度、海洋表面温度等。科学家可以通过网络获得这些数据，并对浮标经过的区域及其特征进行绘图或示踪。停泊站也以类似的方式工作，不同的是它们只对一个地方的海水性质进行测定，如流速和温度。不久，科学家们就可以从空中对海洋的洋流和波浪进行测定。美国国家宇航局最近发射的QuickSCAT卫星携带一种海风风速仪，它可以利用微波雷达测量跟踪海风、波浪、海流。新的数据可望提高我们对大洋过程以及和海洋有关的天气现象如飓风和厄尔尼诺现象的了解。
为了精确地测定海水在水平和垂直方向的流动，如今海洋学家可以利用声波，通过固定在船上的声学多普勒流速计来测量。同样研究者可以利用特殊设计的漂流物测定深度。这类仪器中最新型的一种称为Argo，目前正被应用于跟踪测试海流，其探测深度可达2000米。释放后，Argo下沉到某一与其自身密度相当的目标深度，并在此停留10天，随后通过计算机的程序控制上升到水面，在此过程中记录相应海水的盐度和温度。到达水面后，Argo通过无线电通讯将其位置和测试数据传送到卫星，随后进入深海进行另一轮作业。科学家预计，Argo漂浮物可以连续工作即测试并传输信号4—5年。将这些表面漂浮物、卫星图像及其他的数据结合起来，科学家希望可以利用这些信息得出“气象图”，以提高人们对海洋以及它与大气的相互作用的认识，并为建立更加准确的天气变化计算机模型图提供帮助。
海洋传输带
全球海洋环流远比我们这里描述的复杂。海流无疑会受到干扰，加速，减慢，或者是有规则的转向。事实上，上个世纪最伟大的发现之一可能就是海洋内部的运动无论在时间还是在空间上都比以前想像的复杂得多。但这种运动仍不失为一种海洋传输带，或者可以说是传输热量的水中公路。表层水受到风力、压力及科氏力的作用，形成巨大的海洋环流，在这些环流中，热量由赤道流向极地。在高纬度地区，由于冰冷的空气和水、结冰过程以及风的蒸发作用，使新到达的表层水变冷，盐度变大。随着密度增大，表层水下沉向低纬度扩散，使整个海域充满了高浓度的冷的海水。海底水的运动经常受到海底山脊及柱状物的阻挡。但正如旅行者需要在冬天养精蓄锐一样，深水总是向热带地区运动，在此过程中一部分海水变暖上升到表面，重新进入环流，并再一次流向寒冷的北方。而一部分深水保留在大洋底部继续向南流去，与其他的深水混合，流向大洋盆地。海洋传输带赋予了地球另一种自然调节其热量分配的功能（第一种为风）。风流和水的环流消除了地球上的受热不均，使热的区域不至于不停地过度受热而极地不至于成为永久的冰层。
湾流
狭窄、迅速而连续的湾流，是最引入注目，也是最易观察到的海洋物理现象之一。对于亲身经历过这种湾流变化的人来说，它可能是一阵令人愉悦的轻风，也可能是吹起人的头发的波涛汹涌的大风浪。第一幅由本杰明·富兰克林和他的表弟福格绘制的湾流图向人们展示了这样一幅图景，大量的海水沿海岸流向北，从佛罗里达到北卡罗来纳，然后转向东一直穿过北大西洋。鉴于当时可以利用的海洋探测仪器不过只是一个温度计和一些航海日志，这已经是对湾流相当准确的描述了。如今，人们已经获得了大量关于湾流的信息，包括它形成的原因，流动过程，以及它对气候和海洋的影响。
墨西哥湾流宽约为50～75km，深度为2～3km，流速为3～10km／hr。据估计，在某些区域，墨西哥湾流输送的水量达70，000，000m3（3上标）／秒，是密西西比河输送量的1000倍。
关于湾流的最早的解释之一是由于季风不断地由东向西吹，水在南美洲靠近赤道的地方堆积，向低地势即南北方向流动。这个解释是正确的，但它不能完全解释为什么墨西哥湾流和其他西部边界流如太平洋的黑潮流域会如此狭窄而水流会如此迅速。海洋学家现在已经弄清了其他两种能促进大洋盆地西部边界流的因素。包括北大西洋在内的大洋环流略为向西偏移，因此水在其中部的堆积比西部陡峭。与在陆地上一样，坡度越大物体下落速度越快（在这里是水）。在北大西洋环流中水流从中间向右偏移（科氏效应）。坡度越陡的地方水流越快，在环流的西部海平面相对陡峭，其流速也越大。
另一个促成墨西哥湾流的原因比较复杂，但是我们将它与科氏效应的变化联系起来就变得比较简单了。科氏力随着纬度增加而增加，所以向极地运动的水团越向北受科氏力的影响越大。这样就使水团产生顺时针的旋转。因此在北大西洋的西部，由于旋转的速度和水自身的流速同向，水流加强。在大洋盆地的东部边界环流向着赤道，随着纬度降低科氏力的影响减小产生反时针的旋转流，这样东部水流方向与旋转流相反，流速相对较慢。三种因素一风引起的水团堆积，环流的偏移使西部更陡峭以及科氏力随纬度增大而加强一综合起来在西部产生了湾流之类的增强流。总体上来说，西部边界流往往流得快而急，流域深而窄，而东部边界则流速慢，流域宽浅呈发散状。
就像一条古老的河流，湾流向着东北蜿蜒而去，有时产生弯曲或形成环流。在河流中，若水流因强烈的弯曲而从主流中分离开时，通常会形成牛轭湖u形河流。同样在湾流中，强烈的弯曲或小环流也能从主流中脱离出来，形成新的环流。湾流的小环流通常包含有暖水或冷水的中心，这些中心被主流的边缘水包围。当它向北弯曲断裂形成环时，称之为暖水环，它的直径通常在100～200km之间，其中心水为来自马尾藻海的亚热带暖水和顺时针环流中较冷的外围水。当向南弯曲时则形成以冷水为中心的逆时针环流。关于大洋表面温度和颜色的卫星图像可以展示墨西哥湾流环的图景。颜色上的差异是由于湾流北部的浮游植物较为丰富而南部贫乏。在同一时间里可以有10个或更多的环，各自缓慢地向西流，历时约四个半月。最终这些小环流与主流融为一体从视线中消失。人们可以利用海水的颜色，温度和盐度或者收集到的不同的生物，来判别所处湾流的位置及小环流的情况。
湾流对天气也有着重要的影响。它是一个重要的热量传输者，将热从赤道传到极地，并将热量传送到美国的东海岸陆地以及欧洲的西部沿岸。甚至在科德角沿岸发现了由于湾流偏向带人的热带鱼。再向北，在暖水和拉布拉多寒流冷水相遇的地方，海面和陆地上都会形成浓厚的雾。这两股海流的混合形成了世界上产量最为丰富的渔场之一——格兰德滩。湾流向北输送含盐的暖水，也有助于北大西洋深层水的形成以及北部高纬度地区冰雪的形成。
虽然我们对湾流的认识比当初绘制这些海图的人详细的多，仍然有很多问题有待于进一步的研究。现在科学家正在对湾流进行进一步的研究，期望弄清为什么它会形成小环流，这些小环流在大洋混合中的作用，环流如何随时间变化以及究竟有多少水和热量从低纬度传向了高纬度地区（构造天气模型的关键信息）等等之类的问题。
波浪
风吹过大洋的表面不仅产生水流还有波浪——不断翻滚前进的浪峰，展示着其巨大的动力和源源不断的能量。并且它也在不断变化着。很少有其他海洋现象能有波浪之间如此的相似。任何一个在海边居住或在船上的人都对波浪非常熟悉，也知道它最终以浪花拍岸结束。在没有波浪时大海平静得如一面镜子，正如寂静夏天的湖面。而当它们出现的时候，则可能是滔天巨浪，或暴风雨来临的狂乱的突变。波浪是冲浪者的幸运，对航行者则是逆境，也使海滩遭受浩劫。表面上看来，波浪将水输送到岸边，事实上水在不断地上下运动，几乎没有前进或后退。波浪是能量不断由大海向岸边流动的体现。
实际上有两种力量导致了波浪的上下运动：扰动力和恢复力。扰动力包括风，地震，滑坡，小行星影响，大气压力的变化以及不同密度液体的混合。恢复力则包括重力和表面张力。当你向湖面或池塘扔一颗小石子时，一圈小波浪会以同心圆向外传播。这颗小石子就是一种扰动力，当它和水面相撞时，运动的能量（扔石子时所施加）由石子传递给水面，波浪作为一种恢复力由此产生。恢复力是由重力还是表面张力产生取决于石子的大小，无论何者都有尽力使水面恢复原状的趋势。
干扰力将水堆积成或大或小的水团。产生这种堆积即浪峰的水来自相邻的水团。当浪峰上升时相邻的水面则到达最低点。这时重力作为一种恢复力开始对浪峰产生作用，使之向下到达水平面。由于惯性，下降的水堆超过了原来的平面形成新的浪谷，下降的水迫使相邻的水向下一个浪谷移动形成新的浪峰。于是相邻的浪峰变成浪谷，浪谷变成浪峰，这样波浪沿着水面传播。
如果对波浪中水团的运动进行跟踪，其运动状况将是：随着波峰到达，上升，向前传递，随后向下到达波谷，波谷经过后恢复原状。这种水的循环式的运动产生了波浪，并使人产生水在向前运动的错觉。只有当浪峰的高度比浪谷的深度大时，水才会有轻微的向前运动，否则它只会在原地周而复始地上下运动。
风是引起大海中波浪的主要因素。向水面投掷小石子时，能量的传播通过对水的挤压实现，而风引起的能量传播则是通过提升或压缩水平面来实现——就像旗帜飘在风中表面产生的褶皱。首先，风吹过表面产生细小的褶皱，这样产生了不平衡的表面更易于风对水面的作用。如果风持续地吹，这些小褶皱逐渐变大最终产生大的波浪。起初它们短而陡峭似乎来自各个1方向，称之为风浪，当波浪从生成区向远处分散传播时变成滚动的小丘，称为涌。涌的产生是因为较长的波浪比较短的波浪传播快，这样从同一波源产生的波浪在传播中分成了不同的类别，先行到达的是较长的较快的一组，随后是较短较慢的一组。当波浪到达岸边后，可以依据长波组和短波组之间的距离判断波源离岸的距离。
海洋表面的浪高取决于风的强度和持久性、水的深度以及风吹过的水面面积。通常，在较长的风区上吹过的强风将产生较高的波浪。波浪进入浅水时，底层水受到海底的摩擦，会有以下3个结果产生：波浪变短，变慢，变高。从概念上我们假设波浪底部变慢而顶部水的速度保持不变，这种情况下，波浪产生堆积而变陡，顶部水压倒了底部水，发生断裂。从本质上讲，波浪被它自己的脚绊倒了。
波浪在岸边破裂的形状取决于其高度、长度以及岸的倾角。浪在岸边破裂的同时也将能量带到岸边，波浪越高能量越大。在坡度比较平缓的海岸，波浪往往溢出，在整个激浪带逐渐地释放能量；而在较陡的海岸，波浪迅速倾泻而下，形成巨大的漩涡，在很小的区域内迅速地释放能量。如果海底非常陡峭，波浪可能直接向前并不破裂，因为相对于海底它们并不陡峭。在冬天或者暴风雨时，波浪尤其高而短，断裂时释放出更多的能量，由此引起大面积的海岸侵蚀。
波浪遇到海岸或海墙时也会发生发射，也可能在障碍物周围或深度变化的地方发生弯曲或折射。在深度的变化平行于海岸线的海岸，波浪的行为变得十分有趣，它总是试图侵蚀较高的地区而填平低洼的区域。当一系列波浪到达沿岸时，到达浅水的那一部分其速度首先变慢，其余部分则保持原有的速度。所以，波浪在较浅的区域会扭曲或打转，并使整个波浪的速度变慢。当你站在悬崖边或在低空飞行时很容易观察到波浪经过悬崖、桥墩或者是浅水区的情形。这就是波浪的折射，它使波浪在伸出海岸的较浅区域如岬角处集中，而在较深的海域如海湾处分散。这样，波浪在较长的时间里不断地侵蚀岬角，并将沉积物输送到海湾，从而使海岸变得平坦。
裂流
波浪到达海岸时也可以产生裂流，有时也被误称为裂潮。不慎卷入裂流的游泳者可能会被大海吞没。但是当人们了解裂流的特征后，就可以找到求生的办法。当波浪向岸边传播时，一系列的波峰线或波谷线平行海岸。冲浪者都知道，波浪的高度沿着这条线发生变化。波浪冲击海岸时，浪峰击岸处发生水的堆积，这些水由高处流向低处，然后流向大海，形成裂流。外海的海底地形通常控制着裂流的产生。同样，向海的水流经过海滩或者冲浪带的障碍物时也可以形成裂流。裂流虽然很危险，但其发生的范围很小。在与裂流抗争时，游泳者应沿着侧面或对角线游，而不应该逆流而上。
波浪也可以引起回转流，尤其在陡峭的海滩，从而形成沿岸流。回转流通常是波浪带到岸边的水回流向大海而引起的。波浪以一定的角度撞击海滩，就会形成微弱的沿岸流。沿岸流并不具危险性，但它们在沿岸泥沙的搬运中起着重要的作用。与岸平行的海流通常会给构筑沿岸防波堤造成麻烦。防波堤是一种垂直于海滨的人工构筑物，用来防止沿岸泥沙的流失。然而，泥沙在防波堤的一边堆积的同时会导致另一边受到侵蚀。正如一个人的河滩变得越来越宽敞时，他的邻居的河滩则会逐渐变小甚至消失。
每年，人们要花费上千万元来防止海岸侵蚀，但是海岸沉积物的流失是海洋自身运动的自然结果。比如在很多地方，冬天强烈频繁的波浪将大量的泥沙从海滩冲刷到离岸处形成沙洲，而到了夏天，相对较为平和的海浪又将泥沙搬运回海滩。有趣的是，某一海滩在冬天消失的话，一定能在下一个夏季得以恢复。对离岸沙洲的挖掘或者是人工构筑物都可能破坏这种自然平衡，从而导致海滩泥沙的流失。我们永远也不可能完全杜绝这种海岸侵蚀，因为它是大海运动的一种形式。虽然可以通过沙滩再造，构筑海墙沙洲，沙滩绿化等方法暂时减缓这种流失，但是一旦流失开始发生，就有可能会再次发生。我们所有的最好的办法就是更好地了解海岸带大海的运动规律，找出与其自然规律相适应的解决方法，而不是徒劳无功地去阻止其自然运动。
