地转流(卷名：大气科学 海洋科学 水文科学)
geostrophic current
在忽略湍流摩擦力作用的较深的理想海洋中，由海水密度分布不均匀所产生的水平压强梯度力与水平地转偏向力平衡时的海流。虽然它和埃克曼漂流都是理想化的海流，但都能近似地反映海水的一些运动规律。例如：较厚的大洋下层水中的海流，近似于地转流；在较薄的大洋上层水中，同时存在着地转流和埃克曼漂流。这两种流动同为大洋的基本流动。
要直接测量海洋的水平压强梯度力是很难的，但是可以引进地势的概念，间接加以计算。设想在较深海洋中的某水层，其等压面和地势面重合，则在这个面上的地转流的速度为零。称这个面为无运动面。在它上方的其他等压面上，任何点的地势为
式中αSTp为海水的现场比容;P 为压强；P1为无运动面上的海水的压强；P2为所考虑的等压面上海水的压强；角码S 和T 分别表示盐度和热力学温度。等压面上相邻两点间的地势差，称为动力高度差。海兰-汉森公式：
式中υ为地转流的流速（米/秒）;(ΔD)1和(ΔD)2分别为同一等压面上相距l 米的两点上的动力高度（动力米）；φ =2ωsinφ为科里奥利参量，ω为地转角速度，φ为纬度。这个计算过程称为海洋动力计算。实际上，要测定大范围海域中各点的流速是困难的，但要测定此海域中各点的海水比容是办得到的，而且由这些比容按动力计算法求得的地转流，又与较深海洋的下层海水的流动近似，故可以用这种海流的动力计算，代替较深层海流的测定。具体应用时，将某个等压面（例如海面）上相对于无运动面的动力高度相等的点连成等动力高度线，作成动力高度图。这样，地转流将沿这种等动力高度线流动（图1）。故可以通过两条等动力高度线之间的距离和各点的纬度，计算出各点的地转流速。
海流动力计算方法虽然简便，但无运动面的深度很难确定。通常人为地设某较大的深度处的流速为零。例如：大洋的这个深度通常取为2000米，深海则取为800～1000米。A.德凡特提出：在海面以下，以两测站间的动力高度差的值几乎不随深度变化的平面，作为无运动面。
1977年，H.M.施托梅尔和F.朔特观察到在较深的海洋下层中，流速的水平分量像埃克曼螺旋那样随深度旋转(图2)，因而提出β-螺旋的概念。通过各测站的等密度面的高度h 的水平变化量hx和hy在深度z 处的值hxz、hyz和科里奥利参量φ 及其水平变化率β等数据，确定无运动面的位置，即通过公式
uhxz+υ(hy-βz/φ)z=0作出hx和(hy-βz/φ)随深度变化的曲线，取其几乎为零的深度作为无运动面的深度。式中u和υ 分别为流速在x 方向和у 方向的分量。
在较浅的海洋中不存在无运动面，故无法计算地转流。为了解决这个问题，中国学者于1979年提出的海洋动力计算公式，不必人为地假定无运动面，就能计算深海和浅海的地转流的速度。
参考书目
A.Defant，PhysicalOceanography，Pergamon Press.Oxford，1961.