正如本章开头所述，整个世界大洋都存在海流，并且其时空变化是连续的，通过它们把世界大洋有机地联系在一起。那么世界大洋环流是怎样产生？其基本特征又是怎样？以下将简要加以介绍。
5.5.1风生大洋环流
继埃克曼漂流理论之后，许多学者根据大洋上的实际风场特征，同时考虑到科氏力随纬度的变化这一事实以及大洋岸边的摩擦作用，模拟不同大洋形状，进行了各种实验，对整个世界大洋环流进行了研究。
早在1948年，斯托梅尔(H.Stommel)就根据海面上风应力并考虑到铅直湍切应力及科氏力等的平衡关系进行了研究。得出了如图5—12所示的均质大洋环流结构：图中(a)是科氏力为零或为常数的环流结构，而图中(b)是科氏力随纬度增高而增大时的环流结构。试验中，他假定大洋为等深的矩形，位于赤道一侧，风应力随纬度而变化，分别计算了三种不同平衡条件下的流场：(1)当科氏力为零时，即只考虑风应力与湍切应力平衡时的海流情形；(2)当科氏力为常数时的情况与(1)相似，即流线都是对称的，如图5—12中(a)；(3)考虑科氏力随纬度变化时，所得的流线型与大洋流场一个主要特征十分相似，如图5—12(b)，即在大洋西岸流线密集、流速大；而大洋东岸，流线稀疏、流速小。这种现象被称为洋流西向强化。
原因。北太平洋的黑潮，北大西洋的湾流以及印度洋的莫三比克海流均体现了这种西向强化的明显特征，即流幅窄、流速加快。
后来蒙克(W.H.Munk)等人又考虑了均质大洋边界侧向摩擦力的作用，视北太平洋为三角形大洋，获得了图5—13流线分布。它与北太平洋实测海流矢量流线图颇为相似，也指出了大洋环流的纬向分布与海面上平均风场的纬向分布相应。
5.5.2热盐环流
由风驱动形成的风生环流，主要表现在大洋的上层。由温、盐变化引起的环流常被称为热盐环流。相对而言，它在大洋中下层占主导地位。热盐环流相对风生环流而言其流动是缓慢的，但它是形成大洋的中下层温、盐分布特征及海洋层化结构的主要原因。可以说它具有全球大洋的空间尺度。
描述热盐环流的一种较为简单的模型是，把南北洋盆视为一套叠置在一起的“锅”，每个“锅”与等密度面(严格说是等位密面)一一对应。极地的高密冷水沿等密面下沉最深，中纬度的海水只能下沉到中等深度(图5—14)。当然实际海洋中的情况要复杂得多。
根据等密面上的温盐结构分析，可以确定由热盐作用引起的海水运动情况。由于大洋深处海水的温盐等特性取决于其源地的特性及其在运动过程中与周围海水混合的情况，因此可以追踪其源地的主要特性的分布与趋向，借以推断环流的运动与分布情况。这种方法称为核心层分析法。
典型的例子是分析横贯大西洋的地中海溢流的分布情况。由于地中海水的高盐(接近38.0)，尽管温度较高(接近13.0℃)，但仍具有较高的密度。温暖而高盐的地中海水跨过直布罗陀海槛溢入大西洋之后开始下沉，在下沉过程中与东北大西洋相对低温低盐而密度仍然较小的海水发生混合，大致在1100m的深度上混合水所受的重力和浮力平衡。此后，该高盐“核心”继续在北大西洋扩展散布。
根据海水性质的分析，世界大洋深处的海水主要是由表层海水下沉而形成的，其主要源地是北大西洋的格陵兰海、挪威海和南极大陆边缘的威德尔海等。以往人们认为由热盐作用所形成的大洋深处环流的速度是很小的(每天几毫米)，但近年来观测表明，并非所有深层环流速度都很缓慢。
G.乌斯特(Wüst)于1935年根据大西洋深处溶解氧含量的分布与地转流的计算指出，沿大洋西边较狭窄的地带内，在南半球存在着一支沿洋底向北运动速度较快的流动，在北半球则有沿西边在底层水之上向南的运动，后来中性浮子的观测证实了这一结论。
斯托梅尔提出了大洋热盐环流的一种模式，他认为由于海水体积的守恒性，高纬下沉的海水必然引起大洋内存在海水的上升运动。除了以后要提及的南极海面辐散带以外，他根据大洋主温跃层实际上是稳定的这一事实，提出了海水下沉是局部的，但上升运动遍及整个中低纬度海区。理由是低纬海区每年有净的热量收入，如果没有下面的冷水上升的补偿，则主温跃层会增深。
K.威尔特奇(1961)从数值上讨论了一种经向热盐环流，考虑海洋上层与表层的向极流，高纬海区高密水下沉，在深层向赤道方向散布，以及海水通过主温跃层上升，通过海洋上层热平衡的研究，推断上升的速度为(1～5)×10-7m/s。
假设水的输送率平均为45×106m3/s，则海洋热盐环流的总周期约为1000年左右，北大西洋约为500年，而北太平洋为2000年以上。