在水平压强梯度力的作用下，海水将在受力的方向上产生运动。与此同时科氏力便相应起作用，不断地改变海水流动的方向，直至水平压强梯度力与科氏力大小相等方向相反取得平衡时，海水的流动便达到稳定状态。若不考虑海水的湍应力和其它能够影响海水流动的因素，则这种水平压强梯度力与科氏力取得平衡时的定常流动，称为地转流。
定义1：海洋学中与海水水平压强梯度相联系的一种海流。 所属学科： 大气科学（一级学科） ；应用气象学（二级学科）
定义2：水平压强梯度力和科氏力平衡条件下的海流。
所属学科： 海洋科技（一级学科） ；海洋科学（二级学科） ；物理海洋学（三级学科）。
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。等压面上相邻两点间的地势差，称为动力高度差。
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。
1）地转流流速大小与等压面和等势面的夹角的正切成正比，与科氏参量成反比；
2）沿两面的交线流动， 北半球流向偏在压强梯度力水平分力右方90度；
3）在北半球，面向流去的方向，右面等压面高，左面低。
4）内压场引起的等压面倾斜主要体现在海洋的上层，随深度增加而减小。外压场引起的等压面倾斜则直达海底。
为讨论简便起见，设等压面只沿直角坐标系的x轴方向倾斜，它与等势面的夹角为β，如图5－4所示。此时海水运动方程简化为（图1） 图1
第二式即为静力方程。由第一式直接可得（图2）
上述情况下，地转流向沿y轴方向，且在等压面与等势面的交线上流动。在北半球垂直于压强梯度力指向右方，当观测者顺流而立时，右侧等压面高，左侧低。即等压面自左下方向右上方倾斜。在南半球则与之相反。