在忽略湍流摩擦力作用的較深的理想海洋中，由海水密度分佈不均勻所產生的水平壓強梯度力與水平地轉偏向力平衡時的海流。雖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運動規律。例如：較厚的大洋下層水中的海流，近似於地轉流；在較薄的大洋上層水中，同時存在着地轉流和埃克曼漂流。這兩種流動同為大洋的基本流動。
要直接測量海洋的水平壓強梯度力是很難的，但是可以引進地勢的概念，間接加以計算。設想在較深海洋中的某水層，其等壓面和地勢面重合，則在這個面上的地轉流的速度為零。稱這個面為無運動面。在它上方的其他等壓面上，任何點的地勢為
式中αSTp為海水的現場比容;P 為壓強；P1為無運動面上的海水的壓強；P2為所考慮的等壓面上海水的壓強；角碼S 和T 分別表示鹽度和熱力學温度。等壓面上相鄰兩點間的地勢差，稱為動力高度差。
海蘭-漢森公式：
式中υ為地轉流的流速（米/秒）;(ΔD)1和(ΔD)2分別為同一等壓面上相距l 米的兩點上的動力高度（動力米）；φ =2ωsinφ為科里奧利參量，ω為地轉角速度，φ為緯度。這個計算過程稱為海洋動力計算。
實際上，要測定大範圍海域中各點的流速是困難的，但要測定此海域中各點的海水比容是辦得到的，而且由這些比容按動力計算法求得的地轉流，又與較深海洋的下層海水的流動近似，故可以用這種海流的動力計算，代替較深層海流的測定。具體應用時，將某個等壓面（例如海面）上相對於無運動面的動力高度相等的點連成等動力高度線，作成動力高度圖。這樣，地轉流將沿這種等動力高度線流動（圖1）。故可以通過兩條等動力高度線之間的距離和各點的緯度，計算出各點的地轉流速。
海流動力計算方法雖然簡便，但無運動面的深度很難確定。通常人為地設某較大的深度處的流速為零。例如：大洋的這個深度通常取為2000米，深海則取為800～1000米。A.德凡特提出：在海面以下，以兩測站間的動力高度差的值幾乎不隨深度變化的平面，作為無運動面。
1977年，H.M.施託梅爾和F.朔特觀察到在較深的海洋下層中，流速的水平分量像埃克曼螺旋那樣隨深度旋轉(圖2)，因而提出β-螺旋的概念。通過各測站的等密度面的高度h 的水平變化量hx和hy在深度z 處的值hxz、hyz和科里奧利參量φ 及其水平變化率β等數據，確定無運動面的位置，即通過公式
uhxz+υ(hy-βz/φ)z=0
作出hx和(hy-βz/φ)隨深度變化的曲線，取其幾乎為零的深度作為無運動面的深度。式中u和υ 分別為流速在x 方向和у 方向的分量。
在較淺的海洋中不存在無運動面，故無法計算地轉流。為了解決這個問題，中國學者於1979年提出的海洋動力計算公式，不必人為地假定無運動面，就能計算深海和淺海的地轉流的速度。
參考書目nt，PhysicalOceanography，Pergamon rd，1961.
