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5—9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。表5—1表示流矢量与风矢量夹角α与水深h同摩擦深度D之比值的关系。当h/D＞0.5时，则与无限深海的情况相似。理论计算表明当h/D＞2时，则可作为无限深海的情况处理。

表5-1偏向角α与h/D的关系

5.4.3风海流的体积运输

虽然由风引起海水流动的速度大小和方向各层都不相同，但自表面至流动消失处的海水总运输量可由下列积分计算。

在x与y方向上，垂直通过单位宽度，自表面至流动消失处的体积运输总量分别为

式(5-36)说明，无限深海漂流的体积运输只在x方向上存在，也就是说，在北半球海水的体积运输方向与风矢量垂直，且指向右方。在南半球则相反。

浅海风海流的体积运输，在x与y方向上都存在，其运输方向偏离风矢量的角度小于90°，且水深越浅，偏角越小。

5.4.4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，从而派生出其它的流动。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。当然对浅海而言，与岸线成一定角度的风，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。又如非洲西北沿岸及索马里沿岸(西南季风期间)，由于同样原因，都存在着上升流。上升流一般来自海面下200～300m的深度，上升速度十分缓慢，通常为10-5量级(m/s)，自60年代开始，直接采用铅直海流计测量的结果，所得流速要大些。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。所以上升流区往往是有名的渔场，例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。表层海水的辐散与辐聚与风应力的水平涡度有关，其关系为

当散度为正值时，海水辐散，产生上升流；当散度为负值时，海水辐聚，产生下降流。

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)经过的海域表层观测到“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，漂流体积运输不均所产生的表层海水辐散与辐聚，以及气旋风场中上升流的产生如图5—10所示。

5.4.5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，当风沿岸边吹时(或有沿岸分量)，则近岸海流自表至底可能存在三层流动结构：表层流、中层流和底层流(图5-11).

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，两者合成形成表层流。由前讨论已知，倾斜流的流速流向，除在底层由于受到海底摩擦作用而不随深度变化，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。