根据成因不同，洋流可分为：由于海水密度分布不均而产生的梯度流。风对海面的摩擦作用而产生的风海流；由于海水的流失和相邻海区的海水补充空缺所形成的海流称为补偿流。其中垂直方向的补偿流又可分为上升流与下降流。

实际上，仅由单一原因产生的海流是极少的，多数海流是几个原因共同作用的结果。此外，在海洋学中，亦根据海流的温度性质将其划分为寒流和暖流。寒流是相对于周围的海水有较低温度的海流，而暖流则是相对于周围的海水有较高温度的海流。因此寒流的温度不一定比暖流的温度低，反之，亦然。寒流和暖流仅是一个相对概念，相对于其流经的海域的海水温度而言。

1．梯度流

为了更好地理解梯度流的成因，我们在这里引进两个概念：一是等压面，二是等势面（水平面）。等压面是压力处处相等的一个假想面，海面就可以近似地看作一个等压面。与等压力面垂直方向存在着压强梯度力，它作用于压力递减方向。由于海水压力随深度而递增，因此压强梯度力（D）垂直于等压面指向上方。而等势面也是一个假想的面，它与重力（g）方向垂直，海水沿此面运动时，重力不做功。如果没有其他外力影响，海水只受垂直向上的压强梯度力和垂直向下的重力影响。

当海水密度分布均匀时，海面与等势面平行，压强梯度力和重力在垂直方向抵消，此时海水处于静止状态。由于某种原因，造成等压面的倾斜(参见图5.1.1(a)）。这样，垂直与等压面的压强梯度力就产生了一个水平分量D1，D1就是梯度流形成的原动力。而梯度流一旦产生，就会受到地转偏向力的作用。在北半球，地转偏向力使运动的海水偏向流动方向的右侧，直到水平压强梯度力和地转偏向力平衡时，海流便趋于稳定。如图5.1.1(b)所示，当上述两个力平衡时，海水沿等压面上的等势线流动(等势线即为等压面与水平面的交线)。在北半球，读者面对流向看，等压面从左向右上倾斜。通常情况下，密度较低的海水，位于海流流向的右侧；密度较高的海水，则在它的左面。南半球反之。

等压面的倾斜可以由不同的原因引起。一种可能是由于外部因素变化引起的，如大气压力的变化、淡水在大河河口附近的堆积或呈楔形散布、风引起的增水或减水等，这种情况下形成的海流称为倾斜流；另一种可能是海水自身的盐度发生变化而引起的密度分布造成的，这种海流称为密度流。倾斜流与密度流的唯一区别在于前者的海流速度是上下一致的，而后者是上大下小。

2．风海流

风海流是在风的作用下而产生的风对海水的应力，包括风对海水的摩擦力和施加在海面迎风面上的压力而形成的一种稳定海流，是海流中比较重要的一种。在上面分析的梯度流中，摩擦力被忽略不计。但对于风海流而言，风对海水的摩擦作用是至关重要的。海水一般总是处在涡动状态，即小水块可以自由地从一个水层进入另一水层。当小水块由速度大的水层进入速度小的水层，同时将它的动量带进这一水层时，使这一水层的平均动量增加；当水块从速度小的水层进入速度大的水层时，速度大的水层的平均动量减少。正是由于海水的涡动摩擦，风才把能量传递给海水的表层及其以下各层，从而使海水沿着一定方向流动。

1893~1896年，海洋调查船“弗拉姆号”，在进行北冰洋调查时发现，漂浮在海面上的冰块并不是沿着风向移动，而是偏在风向之右20°~ 40°。这说明海流是偏于风向之右流动的。为什么为产生这种偏差呢？挪威海洋学家南森认为，这是地球自转引起的现象。他进一步指出，海面以下的水层，偏离的程度应更大些。根据南森的建议，瑞典物理学家艾克曼，第一个用数学分析的方法，对这个问题进行了理论上的研究，得出了著名的“艾克曼漂流理论”。

“艾克曼漂流理论”的基本假定是：(1)海洋是无限广阔的、海水是足够深的；(2)海洋不发生增水或减水现象、海水的密度是不变的；(3)海面上的风场是稳定的，且时间足够长到能形成恒定的流。在这种情况下，只有摩擦力起作用，那么，海流就是摩擦力与地转偏向力达到平衡时的海水流动状态。据此得出的结论是： (1)北半球表面流偏于风向之右（南半球偏左）45°，这个偏角与风速和流速无关。(2)风海流的流速和流向随深度发生变化。深度增加，流向不断右偏（南半球左偏），流速以指数规律递减。(3)风海流的流向随深度增加而逐渐向右偏转，到达某一深度H时，其流向与表面流流向相反，流速接近于零。这个深度称为风海流的作用深度。风海流的作用深度一般在大洋水深200~300m。(4)伴随着风海流，在其作用深度范围内，海水会被输向远方。风海流不是沿着风向运输海水，也不是沿着偏于风向之右45°运输，而是沿着与风垂直方向运输海水的。虽然风海流的表面流偏于风向的45°，但随着浓度的加深，海流的方向不断右偏，直至与表面流方向相反。因此，总体上看，海水水量运输方向是风向之右90°。

3．风海流的副效应

由于风海流的水量运输，就可以导致海岸附近的增水和减水现象，从而又产生相应的海流，这叫做风海流的副效应。风海流的副效应可以产生补偿流和倾科流。设想北半球有一海岸，风向大致与海岸平行，且海水密度随深度而增加。如果海岸位于风向的右方（图5.1.2(a)），风海流的水量运输，使得较轻的表层海水输向海岸，并在海岸附近发生堆积作用（图5.1.2(b)），而在离海岸较远的地方，较重的海水随着较轻海水的后面上升（图5.1.2(c)）。如果海岸位于风向的左方，则岸边较轻的表层海水向外输送，而较重的海水将在靠近海岸处上升，取代离岸的表层海水，这种向上升的水流，称为上升流。此外，海岸附近风的增水和减水效应，使得作为等压面的海面及其下的各等压面都发生了倾斜，从而形成与等压面倾斜相适应的倾斜流。

W．风向 T．海水运输方向 D，D+1，……．海面的等高线