Адров, Н. М. Геономия: наука о Земле : учебник / Н. М. Адров. – Мурманск : Издательство МГТУ, 2010. – 285 с.

Пренебрегая изменением ускорения силы тяжести в зависимости от глубины океана и отклонений, связанных с неоднородностями распределения массы в земной коре, можно записать: g=-dr/dH, где Г - потенциал силы тяжести ( геопотенциал ), Н - глубина моря, измеряемая по отвесу. Если на частицу не действуют никакие силы кроме силы тяжести, то работа по перемещению её перпендикулярно линии отвеса равна нулю dr/dx=0, что определяет положение изопотенциальной поверхности (например, поверхности моря). Тогда на любой глубине "Н" потенциал силы тяжести равен - gH. Расстояние между изопотенциальными поверхностями, различающимися между собой на единицу геопотенциала, по предложению Бьёркнеса принято называть динамическим дециметром : 1 дин. дм = 1/9,81 = 1,02 геом. дм. Динамический дециметр представляет собой работу, которую надо совершить, чтобы переместить единицу массы по линии отвеса на расстояние 1/g. Для практических расчётов в океанологии принимают единицу, равную 10 дин. дм и называют её динамическим метром: D = 0,1 gH, где Н - глубина, измеряемая в геометрических метрах. Пользуясь этим соотношением, можно перевести геометрические глубины в динамические, при этом численные расхождения составляют до 2 % от глубины. Изменение гидростатического давления можно изобразить распределением плотности или удельного объёма с учётом поля силы тяжести. Гидростатическое давление в толще морской воды, измеренное в 2 4 дин/см на глубине Н определяется соотношением р = pgH 10 , где р - средняя по глубине плотность. При измерении давления в децибарах получается соотношение: р = pgH 10 . Отсюда давление через глубину, измеренную в дин. м, выражается формулой: р = pD. Следовательно, давление в 1 дб приблизительно равно давлению столба воды высотой в 1 дин. м. Поэтому давление на глубине Н м численно равно приблизительно этой глубине, выраженной в обычных, а не динамических метрах. Заменив среднюю плотность на средний удельный объем а , получим D = ар Согласно исходным допущениям, лежащим в основе геострофической модели океана, глобальные течения , к которым принадлежит Гольфстрим в Северной Атлантике и Куросио в Тихом океане, представляют собой пограничные взаимодействия между глобальными круговоротами вод и склоновыми водными массами. Следовательно, разность плотности воды 254