Do ruchów wody morskiej zaliczymy:
- prądy powierzchniowe i przydenne,
- prądy rozrywające,
- prądy dryfowe, gradientowe i gęstościowe,
- upwelling,
- fale wiatrowe,
- sejsze,
- wahania poziomu morza,
- pływy (przypływ i odpływ).

Nie ulega wątpliwości, że rozcieńczone, słonawe środowisko wód o słabym zasoleniu jest wyrazem ścierania się na obszarze Bałtyku wpływów oceanicznych z kontynentalnymi. Poniższy bilans wodny Bałtyku przedstawiono wraz z obszarem Cieśnin Duńskich

Przychód:
opad atmosferyczny 200 km³ (18,2%) .
dopływ wód lądowych 470 km³ (42,7%) .
dopływ wód M. Północnego 430 km³ (39,1%) .

Rozchód:
parowanie wody 180 km³ (16,4%) .
odpływ do M. Północnego 920 km³ (83,6%)

Z jednej strony, utrudniony dopływ wód słonych, które spodem przedostają się z Morza Północnego przez cieśniny (430 km³), z drugiej strony, wielki napływ wód słodkich z licznych rzek i opadów (670km³)— oto dwa przeciwstawne sobie czynniki zasadniczo, wpływające na reżim hydrologiczny i dynamikę Bałtyku.

Wiatry wywierają duży wpływ na dynamikę wód: wiejące od zachodu hamują odpływ wód przez Cieśniny, podnoszą ich poziom, sprzyjają krążeniu wód powierzchniowych w kierunku przeciwnym ruchowi wskazówek zegara. Natomiast wiatry kontynentalne, z kierunków przeważnie wschodnich, ułatwiają odpływ wód bałtyckich przez Cieśniny, obniżają poziom wody, który na Bałtyku jest kilkanaście centymetrów wyższy od poziomu wód Morza Północnego.

Spłycony rejon Cieśnin Duńskich spełnia funkcje progu oddzielającego wody bałtyckie od oceanicznych. Wymiana wód w niektórych miesiącach wzmaga się znacznie i obszar przejściowy rzadko pozostaje w ciągu roku przez dłuższy czas w stadium stagnacji (spoczynku). Występują tutaj dwa typy prądów: wyjściowe powierzchniowe prądy wysłodzonych wód z Bałtyku i wejściowe prądy przydenne, wprowadzające wody oceaniczne do Bałtyku. W spokojnej sytuacji synoptycznej i hydrograficznej w obszarze przejściowym napływ dołem wody słonej do Bałtyku odbywa się z trudem poprzez progi podwodne, w wyniku działania różnic gęstości wody. Górą zaś słonawe wody bałtyckie, zgodnie z nachyleniem powierzchni morza, wypływają do Morza Północnego. Dla napływu wód oceanicznych do Bałtyku w cieśninach muszą zaistnieć nie tylko przychylne warunki meteorologiczne, tzn. odpowiednio silne i długotrwale wiatry z kierunków zachodnich, lecz również korzystne warunki oceanograficzne.
Wypływ wód z Bałtyku przez Cieśniny Duńskie oparty jest również o pewne podstawy hydrodynamiczne. Wody frontów hydrograficznych mogą się przemieszczać, zanurzać w głąb, wychodzić na powierzchnie w zależności od sytuacji wywołanej przede wszystkim przejściem frontów meteorologicznych, i to tym bardziej, im gradient baryczny jest większy i panują silniejsze wiatry. Wypływ w całym pionie występuje na skutek silnych i długotrwałych wiatrów z sektora wschodniego. Wiatry te podnoszą poziom wód w zachodnich akwenach Bałtyku, a obniżają w Kattegacie i Skagerraku; w konsekwencji wzrasta wiec nachylenie zwierciadła wody od Bałtyku ku cieśninom, zwiększając w ten sposób wypływ. Jeśli wiatry wschodnie są zarówno silne, jak i długotrwale, to ich oddziaływanie może wyjątkowo zaznaczyć się w całym pionie bez względu na to, czy istniało uprzednio uwarstwienie. W lecie dochodzi w takim wypadku do zburzenia warstwy termokliny. Silne prądy wypływowe przemieszczają fronty hydrograficzne ku północy, a wiec front skagerracki osiąga północny Skagerrak, zaś front Bełtów widoczny jest w środkowym Kattegacie. Przeciętnie wziąwszy w sytuacjach wypływowych znajdujemy, idąc od powierzchni w kierunku dna, w poludniowo-zachodniej części Kattegatu, przy latarniowcu Kattegat SW, następujące wody: wody mieszane bałtycko-kattegackie, następnie wody Kattegatu, wody mieszane Kattegatu i Skagerraku, rzadko zaś czyste wody Skagerraku.

Najbardziej stały na Bałtyku jest prąd niezależny od wiatrów. Płynie on z północy na południe wzdłuż szwedzkich brzegów, podczas gdy prądy u brzegów południowych i wschodnich zależą w dużym stopniu od wiatrów. W związku jednak z przewaga wiatrów zachodnich obserwujemy u południowych brzegów najczęściej prądy od zachodu na wschód, a u wschodnich brzegów z południa na północ. Prądy powierzchniowe Bałtyku z zaznaczeniem dominującej roli wiatrów zachodnich i wschodnich

Prąd rozrywający jest typowym zjawiskiem w strefie brzegowej podczas falowania. Są to wąskie, najczęściej kilkudziesięcio-metrowej szerokości, szybkie strumienie wody, płynące od lądu w kierunku morza. Czasami są one tak szybkie, że pływak nie ma możliwości powrotu do lądu. Znajomość tego zjawiska jest niezbędna przy pływaniu po sfalowanym morzu. Zamiast tracić siły na płynięcie pod prąd należy popłynąć równolegle do brzegu, aby wypłynąć ze strefy prądu rozrywającego

Prąd dryfowy wywołany jest siłami tarcia powietrza o powierzchnie morza. Stanowi wiec turbulentną wymianę pędu miedzy morzem i atmosfera, w formie postępowego przepływu masy wodnej. Prądy dryfowe (wiatrowe) są prądami powierzchniowymi w odróżnieniu od prądów gradientowych, występujących na skutek różnic w ciśnieniu hydrostatycznym w kierunku przeważnie przeciwnym niż prądy dryfowe. Inna przyczyna prądów w Bałtyku są różnice w zasoleniu i temperaturze wód, zwane prądami gestościowymi. Występują one przede wszystkim w Cieśninach Duńskich i na akwenach rozgraniczających poszczególne baseny bałtyckie.
Prądy dryfowe nie poruszają się zgodnie z kierunkiem wiatru, ale pod wpływem siły Coriolisa, są odchylane w prawo (półkula północna)od kierunku, w którym wieje wiatr. Prądy te są odpowiedzialne za zjawisko, którego świadkami co rocznie są plażowicze. W słoneczne gorące dni temperatura wody, która poprzedniego dnia wynosiła 20^oC, spada gwałtownie do 8-10^oC. Zjawisko to nosi nazwę upwellingu i jest spowodowane przez wypływ spod termokliny zimnych wód prze brzegu. Występuje ono, gdy wieje wiatr wzdłuż brzegu, z kierunku wschodniego lub północno-wschodniego. Powoduje on odpływ wód powierzchniowych od brzegu. W miejsce tych wód napływają zimne wody spod termokliny. Zjawisko to może trwać kilka dni i ustępuje po zmianie kierunku wiatru.

Falowanie wiatrowe jest zewnętrznym przejawem doskonalej wymiany pędu i energii pomiędzy morzem i atmosferą. Pole fal wiatrowych na morzu występuje w postaci nieregularnie sfalowanej powierzchni. Falowanie wiatrowe nie jest falowaniem okresowym, lecz procesem losowym tak w czasie, jak i w przestrzeni .
Morze Bałtyckie należy do mórz niespokojnych, burzliwych, ma fale krótka, stroma, nagła, szybko narastająca. Kapitanowie statków przyzwyczajeni do długiej i połogiej fali oceanicznej, określają fale bałtycka jako przykrą i niebezpieczną.
Najgroźniejszym zjawiskiem na morzu jest fala sztormowa. Utrudnia ona żeglugę, jest niebezpieczna dla jednostek pływających, niszczy umocnienia brzegowe, a nawet budowle hydrotechniczne.
Średnie elementy fali bałtyckiej:

Stan morza, wygląd powierzchni morskiej i nasilenie falowania określa się zasadniczo wizualnie, czasem z użyciem perspektometru w oparciu o specjalną dziewięciostopniową skale, dostosowana do warunków Morza Bałtyckiego. Stopniem skali „0" (zero) określa się powierzchnie morza gładką jak lustro, przy stanie 3 morze jest sfalowane, miejscami występują baranki. Przy stanie 5 rozpoczyna się sztorm, przy stanie 7 morze jest bardzo wzburzone, wierzchołki fal załamują się i słychać uderzenia przyboju. Rzadko występuje stan morza 9, kiedy góry i wały wodne zakrywają żeglarzowi horyzont, a widzialność dochodzi do minimum.

Fale wewnętrzne „sejsze” powstają w głębi morza na granicznych powierzchniach rozwarstwienia wód na skutek oddziaływania różnych sił zewnętrznych i wewnętrznych.
Jeśli się pominie oddziaływanie siły Coriolisa, to w Bałtyku występują sejsze wewnętrzne, mające ten sam okres jak sejsze powierzchniowe, lecz krótszą długość. Drugi rodzaj sejszy wewnętrznych, o identycznych długościach jak powierzchniowe, lecz o dłuższych okresach, występuje głównie w jeziorach, również jednak w morskich zatokach dostatecznie głębokich.

W zależności od przyczyn wywołujących fale wewnętrzne długości fal w morzach i oceanach mogą być rzędu kilku metrów, lecz również kilkuset kilometrów, okresy zaś mogą trwać od kilku minut do kilku lat.

Na Bałtyku, jako morzu śródlądowym mającym nieznaczne przypływy i odpływy, wiatry są ponadto jednym z głównych czynników wahań poziomu morza, który często przekracza l m w porównaniu z normalnym. Poziom Bałtyku jest nieco wyższy od poziomu Morza Północnego, i tak w Bałtyku Środkowym o ok. 30 cm , w Bałtyku Południowym o ok. 20 cm, w Kattegacie zaś o 10 cm. W Gdańsku średni roczny stan wody jest niższy od stanu w Kemi nad Zatoka Botnicką o 18,4 cm, a wyższy o 7,9 cm od Gedser.

Stosujemy w naszym kraju niwelacje do poziomu zera amsterdamskiego (NN = -500 cm), wprowadzoną niegdyś przez hydrograficzną służbę niemiecką oraz od lat pięćdziesiątych uwzględnione odniesienie do poziomu zera Kronsztadu (-508 cm). Powierzchnia morza miedzy Kronsztadem a Świnoujściem znajduje się na poziomie wyższym w Kronsztadzie przeciętnie o 16 cm. Amplituda wahań poziomu morza bałtyckiego, czyli różnica miedzy maksymalnym a minimalnym stanem wody, wynosi u polskich wybrzeży od 3,4 m w Kołobrzegu do 2,7 m w Gdańsku, ale wyższa jest w wąskich zatokach i cieśninach, jak np. w Małym Bełcie na stacji Assens wynosi 510 cm.
Wielka ilość wód wlewana rzekami zakłóca równowagę poziomową pomiędzy obu morzami — Bałtykiem i Morzem Północnym — połączonymi cieśninami Bałtyk ma stale poziom wody o kilkanaście centymetrów wyższy. To znaczy, że ma bilans wód dodatni. Jest to pierwotna przyczyna powstawania prądu wyprowadzającego wody Bałtyku na zewnątrz do oceanu, a pośrednio i przeciwnego, kompensacyjnego, wprowadzającego dołem do Bałtyku wody z Cieśnin Duńskich.

Pływy w Morzu Bałtyckim wykazują małą amplitudę w porównaniu z morzami szeroko otwartymi na oddziaływanie przypływów i odpływów oceanicznych. Jednakże prądy pływowe i wahania poziomu, wynikłe z tych pozornie słabych sił na Bałtyku, nakładają się na siebie i kumulują energie w tym wąskim zbiorniku morskim. Razem z innymi ruchami wód, wywołanymi różnymi czynnikami (anemobarycznymi, falowaniem wewnętrznym, sejszami), stwarzają złożony system ruchów wód, trudnych do rozdzielenia i pomiarów. Zazwyczaj w odstępach kilkunastoletnich zdarzają się nawet tak gwałtowne napory prądów powietrznych, że przesuwane przez nie masy wodne mogą ie. spiętrzać do poziomu 3 m ponad normalny, zalewać brzegi i wyrządzać znaczne szkody. Są to tzw. przypływy burzowe, tworzące się niejednokrotnie w wyniku długotrwałych wiatrów z kierunków zachodnich i po raptownej ich zmianie na inne, zwłaszcza północne kierunki.
Tak wiec na Bałtyku ścierają się bardzo wyraźnie wpływy oceaniczne z kontynentalnymi, widoczne tak w kierunkach wiatrów i ich ustosunkowaniu się, jak i w prądach. Przejściowość klimatu wynika z położenia morza. W różnych sezonach obserwujemy zmienny na ogół układ ciśnienia atmosferycznego, który w sumarycznym rocznym ujęciu pozwala jednak stwierdzić przewagę wpływów oceanicznych nad kontynentalnymi. Okres letnio-jesienny cechuje przewaga wiatrów oceanicznych, wiosną rośnie wpływ wiatrów wschodnich, zimą zaś — zależnie od ilościowego stosunku wiatrów oceanicznych do kontynentalnych — bywa to łagodniejsza, to bardziej surowa. Przewaga wiatrów zachodnich nad wschodnimi zaznacza się szczególnie na Bałtyku południowym i środkowym, wtedy bowiem przechodzą główne tory niżów barycznych, przynoszących latem ochłodzenie powietrza, zimą zaś jego ocieplenie, wraz z towarzysząca najczęściej tym zmianom dżdżystą, pochmurną pogodą. W przeciwieństwie do Bałtyku południowego, otwartego od zachodu, podlegającego bardziej atlantyckim wpływom, rejon północny — Botnicki odznacza się klimatem subarktycznym, o zimach ostrych i krótkiej letniej, z reguły chłodnej, porze roku. Niże atlantyckie omijają ten rejon, ponieważ jest odgrodzony od Atlantyku wysokim masywem Gór Skandynawskich. Odbicie dwoistości klimatycznej Bałtyku, jego borealnego i subarktycznego charakteru w obu rejonach: południowym i północnym, dostrzeżemy również w rozmieszczeniu i składzie fauny, tak wyrznie przecież uzależnionej od wpływów termicznych.