Je ne suis pas familier avec les méthodes terrestres, mais pour les mesures globales, une méthode consiste à utiliser l'altimétrie par satellite (je suis plus familier avec la géodésie, mais beaucoup des mêmes satellites sont utilisés). Je pense que de nombreuses méthodes actuelles interpolent les courants mondiaux ou régionaux à partir d'un réseau clairsemé de bouées. Cependant, à mesure que davantage de satellites radar seront lancés, les mesures par satellite des courants de surface de la mer deviendront plus courantes.

L'altimétrie radar satellitaire à l'échelle mondiale mesure l'élévation moyenne de la surface de l'océan sur quelques kilomètres (la valeur exacte dépend de la longueur d'onde de la bande radar utilisée). Sur cette distance, les ondes s'annulent, la mesure est donc précise à quelques centimètres près. (Ceci est facilité en utilisant le mouvement du satellite pour améliorer l'image, appelé radar à synthèse d'ouverture (SAR).)

Les courants de surface dans l'océan sont directement liés à la pente de la surface de l'océan. (Encore une fois, aux échelles avec lesquelles nous travaillons, les vagues formées par le vent s'annulent.)

Une fois que vous avez un instantané précis de l'élévation de l'océan, vous pouvez calculer la direction et la magnitude de la surface courants. (Notez que ce ne sont que les courants de surface! Les courants océaniques profonds sont une matière totalement différente.)

C'est aussi ainsi que nous cartographions grossièrement le fond océanique depuis l'espace. (Par exemple, le vaste travail de Sandwell & Smith: http://topex.ucsd.edu/WWW_html/mar_topo.html)

L'élévation moyenne de la surface de l'océan par rapport à le centre de la Terre suit le géoïde (par définition).

Les monts sous-marins au fond de l'océan provoquent une pré-perturbation dans le géoïde au-dessus d'eux. L'eau se "rassemble" efficacement autour des monts sous-marins (ou plutôt, la surface de l'équipotentialité gravitationnelle "se rassemble" au-dessus du mont sous-marin).

En mesurant à plusieurs reprises la surface des océans (sur plusieurs années), nous pouvons supprimer l'effet des courants de surface et obtenir une image précise de ce à quoi ressemble le géoïde au-dessus de l'océan. Vous pouvez ensuite l'utiliser pour prédire les profondeurs d'eau au-dessus des océans à une échelle spatiale d'environ 1 kilomètre.

En fait, pour calculer les courants de surface, vous avez besoin de ces informations pour commencer. Les courants de surface sont calculés comme des écarts par rapport à cette mesure du géoïde.

Joe Kington a fourni une excellente réponse concernant la détection de l'espace.Torbjørn T. a souligné dans un commentaire que le site que j'ai lié pour le contexte a en fait une bonne explication ... donc après avoir légèrement rougi, je résumerai c'est ici. Les personnes ayant des connaissances plus spécialisées sont bien sûr les bienvenues pour élaborer ou corriger tout malentendu. Par ailleurs, j'ai été surpris de réaliser que les méthodes terrestres et spatiales sont des techniques entièrement différentes - alors peut-être que cela aurait dû être deux questions.

Il y a une bonne explication à http://www.codar.com/intro_hf_radar.shtml. En résumé:

La surface de la mer, complétée de vagues, agit d'une manière analogue à un réseau de diffraction. Lorsqu'il est éclairé par un radar HF, seule une fréquence spécifique est renvoyée dans la direction de l'émetteur, et cette fréquence spécifique correspond aux ondes d'une longueur d'onde particulière qui se déplacent directement vers ou à distance de l'émetteur. Cette longueur d'onde est celle qui est toujours présente dans l'océan (et, probablement, toujours présent à un certain niveau dans toutes les directions de déplacement?).

En supposant des eaux profondes, parce que nous connaissons la longueur d'onde et la fréquence de la vague, nous pouvons calculer sa vitesse. Nous pouvons également obtenir sa vitesse à partir du décalage doppler du retour radar. Toute différence entre les deux doit être due aux courants de surface.