DD ¼ DF=10 ¼ Z d dp=10: (7.28b)Its

DD ¼ DF=10 ¼ Z d dp=10: (7.28b)
Its relation to the geopotential height and steric
height anomalies is
10 DD ¼ 9:8 Z
0 ¼ gh
0
: (7.28c)
The quantities DD and Z
0
are often used
interchangeably, differing only by 2%. With
use of the dynamic meter, maps of dynamic
topography are close to the actual geometric
height of an isobaric surface relative to a level
surface; a horizontal variation of, say, 1 dyn m,
means that the isobaric surface has a horizontal
depth variation of about 1 m. Note that the geopotential
height anomaly more closely reflects
the actual height variation, so a variation of 1
dyn m would be an actual height variation
closer to 1.02 m.
Geostrophic velocities at one depth relative to
those at another depth are calculated using Eq.
(7.25) with geopotential anomalies, steric height
anomalies, or dynamic heights. In SI units, and
using dynamic meters for dynamic height, the
difference between the northward velocity v
and eastward velocity u at the pressure surface
p2 relative to the pressure surface p1 is
fðv2
 v1Þ ¼ 10 v DD=vx ¼ v DF=vx
¼ gvh
0
=vx (7.29a)
fðu2
 u1Þ ¼ 10 v DD=vy ¼ v DF=vy
¼ gvh
0
=vy (7.29b)
where the dynamic height or geopotential
anomalies are integrated vertically from p1 to
p2. The surface p1 is the reference level. (Comparison
of Eq. 7.29 with Eq. 7.23 shows that the
dynamic height and geopotential anomalies
are streamfunctions for the difference between
geostrophic flows from one depth to another.)
How is the velocity at the reference level
chosen? Since the strength of ocean currents
decreases from the surface downward in
many (but not all) regions, for practical
reasons, a deep level of no motion has often
been presumed. A much better alternative is
to use a “level of known motion” based on
direct velocity observations. Satellite altimetry
by itself is insufficient for the ocean’s mean
flow field because the spatial variations of
Earth’s geoid are vastly larger than the
ocean’s sea-surface height variations; the
GRavity and Earth Climate Experiment
(GRACE) is helping to resolve this geoid
problem. Modern practice requires that the
flow field that is defined by many density
profiles must satisfy overall constraints such
as mass conservation. The constraints then
help narrow the choices of reference level
velocities, which can be done formally (see
Wunsch, 1996). Ocean state estimation (data
assimilation), which merges observations
with an ocean model, is currently the focus
of most activity for construction of velocity
fields from density profiles.

Hasil (Bahasa Indonesia) 1:

DD ¼ DF = 10 ¼ Z d dp = 10: (7.28b)Hubungannya dengan tinggi geopotential dan sterikanomali tinggi adalah10 DD ¼ 9:8 Z0 ¼ gh0: (7,28 c)Jumlah DD dan Z0sering digunakansecara bergantian, berbeda hanya sebesar 2%. Denganmenggunakan meteran dinamis, maps dinamistopografi berada dekat dengan sebenarnya geometrisketinggian permukaan isobaric relatif terhadap tingkatpermukaan; variasi horisontal, mengatakan, 1 dyn m,berarti bahwa permukaan isobaric memiliki horisontalvariasi kedalaman sekitar 1 m. dicatat bahwa geopotentialanomali tinggi lebih dekat mencerminkanvariasi ketinggian yang sebenarnya, jadi variasi 1Dyn m akan menjadi variasi ketinggian sebenarnyadekat 1.02 m.Geostrophic kecepatan pada satu kedalaman relatiforang-orang di lain kedalaman dihitung menggunakan Eq.(7,25) dengan geopotential anomali, ketinggian sterikanomali, atau ketinggian yang dinamis. Dalam unit SI, danmenggunakan dinamis meter untuk dinamis tinggi,perbedaan antara Utara kecepatan vdan u Timur kecepatan pada permukaan tekananP2 relatif terhadap tekanan permukaan p1fðv2v1Þ ¼ 10 v DD = DF vx ¼ v = vx¼ gvh0= vx (7.29a)fðu2u1Þ ¼ 10 v DD = DF vy ¼ v = vy¼ gvh0= vy (7.29b)mana dinamis tinggi atau geopotentialanomali yang terintegrasi secara vertikal dari p1 untukP2. P1 permukaan adalah tingkat referensi. (PerbandinganEQ 7,29 dengan EQ 7,23 menunjukkan bahwaanomali tinggi dan geopotential yang dinamisyang streamfunctions perbedaan antarageostrophic mengalir dari kedalaman satu ke yang lain.)Bagaimana adalah kecepatan di tingkat referensidipilih? Sejak kekuatan arus lautpenurunan dari permukaan ke bawah dibanyak (tapi tidak semua) daerah, untuk praktisalasan, tingkat mendalam tidak ada gerakan telah seringtelah diduga. Adalah jauh lebih baik alternatifuntuk menggunakan "tingkat dikenal gerak" berdasarkanpengamatan langsung kecepatan. Satelit altimetrydengan sendirinya tidak mencukupi untuk berarti lautaliran lapangan karena variasi spasialGeoid bumi jauh lebih besar daripadavariasi ketinggian permukaan laut laut; TheGravitasi dan iklim bumi percobaan(Kasih karunia) membantu mengatasi geoid inimasalah. Praktek modern mengharuskanbidang aliran yang didefinisikan oleh berbagai kepadatanProfil harus memenuhi keseluruhan kendala sepertisebagai massa konservasi. Kendala kemudianmembantu mempersempit pilihan tingkat referensikecepatan, yang dapat dilakukan secara resmi (LihatWunsch, 1996). Samudra negara estimasi (dataasimilasi), yang menggabung diagram perioda pengamatandengan model laut, sedang fokussebagian kegiatan pembangunan kecepatanbidang dari kepadatan profil.

Hasil (Bahasa Indonesia) 2:

? DD ¼ DF = 10 ¼ Z d dp = 10: (7.28b)
Hubungannya dengan ketinggian geopotensial dan sterik
anomali tinggi adalah
10 DD ¼ 9: 8 Z
0 ¼ gh
0
: (7.28c)
Kuantitas DD dan Z
0
sering digunakan
secara bergantian, hanya berbeda 2%. Dengan
menggunakan meteran yang dinamis, peta dinamis
topografi yang dekat dengan geometris yang sebenarnya
ketinggian permukaan relatif isobarik ke tingkat
permukaan; variasi horizontal, katakanlah, 1 dyn m,
berarti bahwa permukaan isobarik memiliki horisontal
variasi kedalaman sekitar 1 m. Perhatikan bahwa geopotensial
tinggi anomali lebih dekat mencerminkan
variasi ketinggian yang sebenarnya, sehingga variasi dari 1
dyn m akan menjadi variasi ketinggian yang sebenarnya
lebih dekat ke 1,02 m.
geostropik kecepatan pada satu kedalaman relatif terhadap
orang-orang di kedalaman lain dihitung menggunakan Persamaan.
(7.25 ) dengan anomali geopotensial, tinggi sterik
anomali, atau ketinggian dinamis. Dalam satuan SI, dan
menggunakan meter dinamis untuk tinggi dinamis,
perbedaan antara kecepatan v utara
dan timur kecepatan u pada permukaan tekanan
p2 relatif terhadap p1 permukaan tekanan
fðv2
? v1Þ ¼ 10 v DD = vx ¼? v = vx DF
¼ gvh
0
= vx (7.29a)
fðu2
? u1Þ ¼? 10 v DD = vy ¼ v DF = vy
¼? gvh
0
= vy (7.29b)
di mana ketinggian dinamis atau geopotensial
anomali terintegrasi secara vertikal dari p1 ke
p2. The p1 permukaan tingkat referensi. (Perbandingan
dari Persamaan. 7.29 dengan Persamaan. 7.23 menunjukkan bahwa
ketinggian dinamis dan anomali geopotensial
adalah streamfunctions untuk perbedaan antara
arus geostropik dari satu kedalaman yang lain.)
Bagaimana kecepatan pada tingkat referensi
yang dipilih? Karena kekuatan arus laut
menurun dari permukaan ke bawah dalam
banyak (tetapi tidak semua) daerah, karena praktis
alasan, tingkat mendalam tidak ada gerak sering
telah dianggap. Alternatif yang lebih baik adalah
dengan menggunakan "tingkat gerak yang dikenal" berdasarkan
pengamatan kecepatan langsung. Satelit altimetri
dengan sendirinya tidak cukup untuk rata-rata laut ini
medan aliran karena variasi spasial
geoid bumi yang jauh lebih besar daripada
variasi ketinggian permukaan laut samudera; yang
gravitasi dan Percobaan Earth Iklim
(GRACE) membantu untuk menyelesaikan geoid ini
masalah. Praktik modern mensyaratkan bahwa
medan aliran yang didefinisikan oleh banyak kepadatan
profil harus memenuhi kendala keseluruhan seperti
konservasi massa. Kendala kemudian
membantu mempersempit pilihan tingkat referensi
kecepatan, yang dapat dilakukan secara formal (lihat
Wunsch, 1996). Estimasi laut negara (data
asimilasi), yang menggabungkan pengamatan
dengan model laut, saat ini fokus
dari sebagian besar kegiatan untuk pembangunan kecepatan
bidang dari profil kepadatan.