2.3.3 风海流理论
1）埃克曼无限深海漂流理论
南森（Nansen）于1902年观测到北冰洋中浮冰随海水运动的方向与风吹方向不一致，他认为这是由于地转效应引起的。后来由埃克曼从理论上进行了论证，提出了漂流理论，奠定了风海流的理论基础。
在北半球稳定风场长时间作用在无限广阔、无限深海的海面上；海水密度均匀，海面（等压面）是水平的；不考虑科氏力随纬度的变化；只考虑由铅直湍流导致的水平摩擦力，且假定铅直湍流黏滞系数为常量。
在上述假定条件下，排除了引起地转流的水平压强梯度力，排除了海洋陆地边界的影响，这种流动仅是由风应力通过海面，借助于水平湍切应力向深层传递动量而引起的海水的运动，在运动过程中同时受到科氏力的作用，由于海面无限宽广，风场稳定且长时间作用，因此，当摩擦力与科氏力取得平衡时，海流将趋于稳定状态。
2）浅海风海流的基本特征
实际海洋的深度是有限的，特别在浅海中海底的摩擦作用必须考虑，这就导致了它与无限深海漂流结构的差异。图2-8给出了不同水深情况下风海流矢量在平面上的投影。可以看出，水深越浅，从上层到下层的流速矢量越是趋近风矢量的方向。
图2-8 浅海风海流矢量平面投影
3）上升流与下降流
上升流是指海水从深层向上涌升，下降流是指海水自上层下沉的铅直向流动。实际的海洋是有界的，且风场也并非均匀与稳定。因此，风海流的体积运输必然导致海水在某些海域或岸边发生辐散或辐聚。由于连续性，又必然引起海水在这些区域产生上升或下沉运动，继而改变了海洋的密度场和压力场的结构，从而派生出其他的流动。有人把上述现象称为风海流的副效应。
由无限深海风海流的体积运输可知，与岸平行的风能导致岸边海水最大的辐聚或辐散，从而引起表层海水的下沉或下层海水的涌升，而与岸垂直的风则不能。当然对浅海或与岸线成一定角度的风而言，其与岸线平行的分量也可引起类似的运动。例如，秘鲁和美国加利福尼亚沿岸分别为强劲的东南信风与东北信风，沿海岸向赤道方向吹，由于漂流的体积运输使海水离岸而去，因此下层海水涌升到海洋上层，形成了世界上有名的上升流区。尽管上升流速很小，但由于它的常年存在，将营养盐不断地带到海洋表层，有利于生物繁殖。因此，上升流区往往是有名的渔场，如秘鲁近岸就是世界有名的渔场之一。
在赤道附近海域，由于南信风跨越赤道，所以在赤道两侧所引起的海水体积运输方向相反而离开赤道，从而引起了赤道表层海水的辐散，形成上升流。大洋中由于风场的不均匀也可产生升降流。大洋上空的气旋与反气旋也能引起海水的上升与下沉。例如，台风（热带气旋）经过的海域的确观测到“冷尾迹”，即由于下层低温水上升到海面而导致的降温。在不均匀风场中，漂流体积运输不均会产生表层海水辐散与辐聚及气旋风场中的上升流，如图2-9所示。
图2-9 北半球不均匀风场中表层辐散辐聚与气旋风场中的上升流
4）近岸流的基本特征
在比较陡峭的近岸，如果水深大于摩擦深度的两倍，当风沿岸边吹（或有沿岸分量）时，则近岸海流自表至底可能存在三层流动结构，即表层流、中层流和底层流，如图2-10所示。
图2-10 一种近岸流系模型
表层流包括由风直接引起的纯漂流（它的厚度在摩擦深度范围内）和由于漂流导致的海水体积运输所造成的海面倾斜，由这一外压场派生出一支自表至底与岸边平行的倾斜流，两者合并形成表层流。由以前讨论已知，倾斜流的流速流向，除在底层受到海底摩擦作用的范围内，是不随深度变化的，因此中层流是单纯的倾斜流。在底摩擦层内的流动称为底层流，它是由于倾斜流受到海底摩擦而形成的。底层流所受到的水平压强梯度力相同，但所受的海底摩擦力却随离海底的高度的增大而逐渐变小，它与海面风应力引起漂流时效应相仿，与近地面风受地面摩擦而形成的结构相同，即越近海底其方向越靠近形成倾斜流的压强梯度力的方向，流速越小，在海底为零。在底摩擦层上界则与倾斜流（中层流）相一致。