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    地球上的物體相對地球運動時，因受地球自轉(zhuǎn)的影響，在北半球總是有一個好像是與這物體運動相垂直，作用于運動物體右方（在南半球作用于左方）的力在作用著。這個力（即柯氏力）的的大小與物體運動的速度和所在緯度的正弦成正比?，F(xiàn)在，在我們所要處理的問題即在規(guī)模巨大同時變動卻緩慢的海水運動中，這個由地球自轉(zhuǎn)而產(chǎn)生的外觀上的力和海中水平壓強梯度力力二者幾乎完全處于平衡狀態(tài)。就某個水平面來看，因為由水平壓強梯度而產(chǎn)生的力和等壓線成直角，并從高壓指向低壓，所以沿等壓線，在北半球高壓部分將出現(xiàn)在運動物體右邊（南半球在左邊）。像這樣水平壓強梯度力與受地球自轉(zhuǎn)的影響而產(chǎn)生的力相平衡時海水的運動稱為地轉(zhuǎn)流。
    但是，另一方面，要是把周期最多不超過10秒，像由風(fēng)引起波浪那樣的運動所伴隨的壓力除掉不予考慮的話，那么海洋中某一點的壓強則由處在該點上面的海水的重量來決定。因此，海洋中某一點的水平壓強梯度可由處在該點之上的水的比容和厚度、以及其比容和厚度在水平方向上有多大變化來決定。就后者來說，厚度的變化等于海面的傾斜。實際上因為海面傾斜度很小1），所以至今還不能直接測定這種傾斜度。因此，即使從觀測能知道比容的分布情況，然而還是不能知道海中壓強的水平梯度。但是，在海中某一深層（例如1公里或2公里深處），假定不存在壓強的水平梯度的話（這相當(dāng)于假定該深度海水不作水平運動），那么這里的等壓面就是水平的。因為在該面（稱為基準面）以上某點的壓力比基準面上小，兩者之差就等于從這點到基準面間海水的重量，所以如圖1．4清楚表示的那樣，在輕水存在之處，等壓面（包括海面）向上鼓起，而在重水存在之處，等壓面向下凹陷（在基準面以下情況與此相反）。只要由觀測而弄清楚比容的水平梯度，這種隨隨等壓面的傾斜而產(chǎn)生的水平壓強梯度就能計算出來。因此，這就等于說也能知道地轉(zhuǎn)流了。

    一般說來，比容的水平梯度在海洋深層比起淺層來要小得多，海水的密度也有很大的變化。聯(lián)想到在這樣的深度壓強水平梯度比淺層也要小得多，因此可以這個深度作為計算地轉(zhuǎn)流的基準面。在比基準面淺的層中，在那些并不因深度之不同而其等比容面的傾斜方向?qū)l(fā)生變化的地方，可用基準面之上某厚度層內(nèi)的比容水平梯度的平均值（它決定該層上面的壓強梯度），代表該層上面的比容梯度。因此，任意深度的壓強梯度理所當(dāng)然要與該深度的比容梯度密切相關(guān)。沿水平面來看，因為輕水存在之處的壓力變大（圖1．4），所以地轉(zhuǎn)流近似地沿著該水平面內(nèi)的等比容線流動，而輕水在其右邊（北半球）流動著，結(jié)果在等比容線密的地方就流得快。比容既隨溫度、也隨鹽度而改變，可是在現(xiàn)實的海洋里，通常溫度的變化比起鹽度的變化來，對于比容的變化有著更大的效果。所以在以上的說明中，即使用溫度代替比容，分別以暖的代替輕的水，以寒冷的代替重的水，這在理論上也可以近似地成立。
    總之，海水比容（近似地說，溫度也同樣）的分布，以上述的機理，通過壓力，從力學(xué)的角度和海水的運動聯(lián)系在一起，所以假定在某深度海洋中壓力的水平梯度一旦消失或者發(fā)生變化（在該深度上流速發(fā)生變化也可導(dǎo)致相同的結(jié)論），那么由比容分布的觀測結(jié)果就能大體定量地了解海水在水平方向上運動的分量。
    基于這個原理，由觀測到的比容（直接測定的是溫度和鹽度），求得太平洋的海面海流，繪成圖1．5〔有關(guān)世界海洋的表面海流，匯總在斯托梅爾（H．Stommel，1965）的著作中圖96c）。圖中的等值線是假定在深度1公里處的等壓面為水平的情況下計算出來的。它也是投影在海面上的等高線。線上的數(shù)值大體上等于用米作單位表示的觀測值和某一定值的差。沿著等高線的箭頭表示地轉(zhuǎn)流的方向。大致說來，在中緯度具有中心，并在北半球以順時針方向；而在南半球以逆時針方向運動著的大型環(huán)流，構(gòu)成著太平洋的主要洋面海流。像北半球的黑潮和南半球的東澳大利亞海流那樣，構(gòu)成環(huán)流其西側(cè)部分的海流狹窄而快速（在大西洋也能觀測到由幾乎相同形式的環(huán)流組成的地轉(zhuǎn)流）。將這種在南、北兩半球上都以中緯度為中心的大型環(huán)流稱為反氣旋式渦旋2）。這樣的海面海流分布情況，一般說來，它與統(tǒng)計地求出的海流分布——由航行中船首所處的方位、相對于靜止水的航速推測的位置與實測位置之間是有差異的，把這些差異進行統(tǒng)計，所求出的海流分布一一的結(jié)果，相當(dāng)一致。直到最近，我們還忽視了在圖1．5所表示的、正想在下面加以敘述的海流，就是大體沿南緯10°左右，從索羅門群島到南美向東流動著的海流。其寬度跨緯度2－3°左右，流速不太大大，可是該海流處于以赤道為軸、且與北半球的赤道逆流（北赤道逆流）大體成對稱的位置上，被稱為南赤道逆流。

    海面以下的海流也能作同樣的計算，例例如由計算可以看到，若以1公里深度為基準面，則太平洋的δT＝125厘升／噸（太平洋的大部分海域深度為200－800米）面上的地轉(zhuǎn)流，流速小，并可知其以相同于海面上地轉(zhuǎn)流的流動方式流動著（Reid，1965）。關(guān)于要作比此更深的層上地轉(zhuǎn)流計算的問題，因其流速小，所以隨著選定的基準面的深度不同，計算結(jié)果也將各異，加之有關(guān)資料不足，因此，除流速較大的有限地點外，幾乎得不到能信得過的情報資料。

1）倘若水流的流速取1米／秒，那么對應(yīng)于該速度的海面傾斜度，在緯度30°的地方為7×10-4大小，即對100公里水平距離，僅僅升降0.7米。

2）北半球順時針方向環(huán)流和南半球反時針方向的環(huán)流都在它們的中心海面為最高。因此，在水平面上看的話，其壓力變得最高，所以才有這樣的稱呼。