Mực nước biển

Mực nước biển là hiện tượng nước biển và nước sông thay đổi theo chu kỳ thời gian do các yếu tố thiên văn. Trong tiếng Hán-Việt, mực nghĩa là nước, còn biển chỉ sự thay đổi của nước khi dâng lên và rút xuống. Sự biến động của lực hấp dẫn từ Mặt Trăng (chủ yếu) và Mặt Trời (thứ yếu) trên bề mặt Trái Đất khi Trái Đất quay đã tạo ra hiện tượng nước dâng (dâng lên gọi là 'nước lớn') và nước rút (rút xuống tức 'nước ròng') vào những thời điểm cụ thể trong ngày.

Các đặc điểm

Các giai đoạn thay đổi của mực nước biển bao gồm:

• Nước dâng (triều dâng): khi mực nước biển tăng lên trong vài giờ, gây ngập lụt ở vùng gian triều.
• Đỉnh triều (triều cao): khi nước đạt đến mức cao nhất.
• Nước rút (triều xuống): khi mực nước biển giảm xuống trong vài giờ, làm lộ ra vùng gian triều.
• Đáy triều: khi nước giảm xuống mức thấp nhất.

Thủy triều tạo ra các dòng nước dao động gọi là dòng triều hoặc triều lưu. Thời điểm khi dòng triều ngừng chuyển động được gọi là nước chùng hoặc nước đứng (slack water).

Sau đó, thủy triều sẽ thay đổi hướng, dẫn đến sự thay đổi ngược lại. Nước đứng thường xuất hiện gần thời điểm đỉnh triều cao hoặc triều thấp, nhưng ở một số nơi, thời gian nước đứng có thể khác biệt đáng kể so với thời gian triều cao hoặc triều thấp.

Hiện tượng thủy triều phổ biến nhất là bán nhật triều hoặc nhật triều, tức là có hai lần nước lớn trong ngày với mức đỉnh không đều nhau; bao gồm mực nước lớn cao và mực nước lớn thấp trên biểu đồ triều. Tương tự, có hai lần nước ròng gồm nước ròng cao và nước ròng thấp.

Nguyên nhân

Hiện tượng thủy triều được gây ra bởi lực hấp dẫn của Mặt Trăng và lực ly tâm. Thủy quyển có dạng hình cầu dẹt, nhưng bị kéo lên ở hai bên tạo thành hình ellipsoid. Một đỉnh của ellipsoid đối diện với Mặt Trăng gọi là khu vực nước dâng cao thứ nhất (do lực hấp dẫn).

Mực nước triều đạt cực đại khi Mặt Trăng và Mặt Trời cùng nằm về một phía của Trái Đất, trong khi phía đối diện có mức triều thấp nhất.

Trong vật lý học, khái niệm thủy triều được mở rộng để chỉ sự khác biệt về lực hấp dẫn tác động lên các vật thể trong trường hấp dẫn.

Định nghĩa

Các mức nước từ cao nhất đến thấp nhất:

• Đỉnh triều thiên văn cao nhất (HAT, Highest astronomical tide) – Mức triều cao nhất có thể dự đoán. Các điều kiện khí tượng có thể làm gia tăng mức độ của HAT.
• Trung bình nước lớn triều cường (MHWS, Mean high water springs) – Trung bình của hai lần nước lớn trong những ngày triều cường.
• Trung bình nước lớn triều kém (MHWN, Mean high water neaps) – Trung bình của hai lần nước lớn trong những ngày triều kém.
• Mực nước biển trung bình (MSL, Mean sea level) – Trung bình của mực nước biển, hằng số trong một khoảng thời gian dài tại bất kỳ điểm nào.
• Trung bình nước ròng triều kém (MLWN, Mean low water neaps) – Trung bình của hai lần nước thấp trong những ngày triều kém.
• Trung bình nước ròng triều cường (MLWS, Mean low water springs) – Trung bình của hai lần nước thấp trong những ngày triều cường.
• Đỉnh triều thiên văn thấp nhất (LAT, Lowest astronomical tide) và Chuẩn hải đồ (CD, Chart Datum) – Mức triều thấp nhất có thể dự đoán. Các hải đồ hiện đại sử dụng nó làm chuẩn. Trong những điều kiện khí tượng nhất định, nước có thể rút xuống thấp hơn LAT, nghĩa là ít nước hơn mức chỉ trên hải đồ.

Các thành phần của thủy triều

Các thành phần của thủy triều là kết quả tổng hợp của nhiều yếu tố ảnh hưởng đến biến động thủy triều trong một khoảng thời gian nhất định. Các thành phần chủ yếu bao gồm sự quay của Trái Đất, vị trí của Mặt Trăng và Mặt Trời so với Trái Đất, độ cao của Mặt Trăng so với đường xích đạo của Trái Đất và độ sâu của nước. Các biến động trong thời gian dưới nửa ngày được gọi là 'thành phần điều hòa', trong khi các chu kỳ kéo dài nhiều ngày, tháng hoặc năm được gọi là 'thành phần thời gian dài'.

Lực thủy triều ảnh hưởng đến toàn bộ Trái Đất, nhưng chuyển động của phần đất rắn chỉ dao động ở mức xentimet. Ngược lại, khí quyển linh hoạt và dễ nén hơn nên bề mặt của nó di chuyển ở mức kilomet, phản ánh sự thay đổi của vùng áp suất thấp trong khí quyển.

Thành phần bán nhật của Mặt Trăng

Tại hầu hết các địa điểm, thành phần thủy triều lớn nhất là 'thành phần bán nhật của Mặt Trăng', hay còn gọi là thành phần thủy triều M2 (hoặc M₂). Chu kỳ của nó khoảng 12 giờ và 25,2 phút, tương đương với một nửa của ngày mặt trăng thủy triều, tức thời gian trung bình giữa hai điểm cao nhất của Mặt Trăng trên bầu trời, và là thời gian cần thiết để Trái Đất quay một vòng tương đối so với Mặt Trăng. Đồng hồ thủy triều đơn giản theo dõi thành phần này. Ngày mặt trăng dài hơn ngày Trái Đất do Mặt Trăng quay cùng hướng với sự quay của Trái Đất, tương tự như kim phút trên đồng hồ vượt qua kim giờ vào lúc 12h00 rồi lại vào khoảng 1h05½ mà không phải vào lúc 1h00.

Mặt Trăng quay quanh Trái Đất theo cùng hướng với sự tự quay của Trái Đất, nên cần khoảng 24 giờ 50 phút để Mặt Trăng trở lại cùng một vị trí trên bầu trời. Trong thời gian này, Mặt Trăng đã vượt qua đỉnh đầu (trung thiên) một lần và dưới chân một lần (tương ứng với các giờ 00:00 và 12:00). Do đó, chu kỳ thủy triều mạnh nhất ở nhiều nơi thường là khoảng 12 giờ 25 phút như đã nêu. Thời điểm triều cao nhất không nhất thiết phải trùng với lúc Mặt Trăng ở gần thiên đỉnh hoặc thiên để, nhưng chu kỳ thủy triều vẫn xác định thời gian giữa các triều cao.

Do lực hấp dẫn của Mặt Trăng giảm dần theo khoảng cách, nên lực tác động tại phía Trái Đất đối diện với Mặt Trăng mạnh hơn một chút so với mức trung bình, trong khi lực tác động ở phía xa Mặt Trăng yếu hơn một chút. Vì vậy, Mặt Trăng có xu hướng 'kéo giãn' Trái Đất theo chiều nối giữa hai thiên thể. Trái Đất rắn chỉ bị biến dạng nhẹ, nhưng nước biển, là chất lỏng, có khả năng di chuyển tự do hơn để phản ứng với lực thủy triều, đặc biệt là theo chiều ngang. Khi Trái Đất quay, cường độ và hướng của lực thủy triều thay đổi liên tục tại bất kỳ điểm nào trên bề mặt, mặc dù đại dương không bao giờ đạt trạng thái cân bằng hoàn toàn, lực thủy triều luôn thay đổi và gây ra các biến động nhịp nhàng trong mức nước biển.

Khi mỗi ngày có hai triều cao với độ cao khác nhau (và hai triều thấp cũng có độ cao khác nhau), mô hình này được gọi là bán nhật triều hỗn hợp.

Phạm vi biến đổi: Triều cường và Triều kém

Phạm vi bán nhật (chênh lệch độ cao giữa nước lớn và nước ròng trong khoảng nửa ngày) thay đổi theo chu kỳ hai tuần. Khoảng hai lần mỗi tháng, vào thời điểm trăng mới và trăng tròn khi Mặt Trời, Mặt Trăng và Trái Đất xếp thẳng hàng (cấu hình gọi là sóc vọng), lực thủy triều của Mặt Trời làm tăng cường lực thủy triều của Mặt Trăng. Phạm vi của thủy triều đạt mức tối đa; được gọi là triều cường (spring tide).

Khi Mặt Trăng ở vị trí thượng huyền hoặc hạ huyền, Mặt Trời và Mặt Trăng sẽ tạo thành góc 90° khi nhìn từ Trái Đất, khiến lực thủy triều của Mặt Trời làm giảm bớt phần nào lực thủy triều của Mặt Trăng. Vào những thời điểm này trong chu kỳ trăng, phạm vi của thủy triều ở mức thấp nhất, được gọi là triều kém hoặc triều nhược (neap tide).

Triều cường dẫn đến nước lớn cao hơn mức bình thường và nước ròng thấp hơn mức bình thường, thời gian nước đứng ngắn hơn mức trung bình và dòng triều mạnh hơn mức bình thường. Ngược lại, triều kém gây ra các điều kiện triều ít cực đoan hơn. Khoảng cách giữa một triều cường và một triều kém thường là khoảng 7 ngày.

Độ cao của Mặt Trăng

Khoảng cách thay đổi giữa Mặt Trăng và Trái Đất cũng ảnh hưởng đến độ cao của thủy triều. Khi Mặt Trăng ở gần nhất (tại điểm cận địa), phạm vi thủy triều sẽ tăng, và khi ở xa hơn (tại điểm viễn địa), phạm vi sẽ giảm. Mỗi 7 ⁄₂ chu kỳ trăng (từ trăng tròn đến trăng mới và trở lại trăng tròn), điểm cận địa sẽ trùng với một trăng mới hoặc trăng tròn, tạo ra triều cường với phạm vi thủy triều lớn nhất. Dù mạnh nhất, lực này vẫn yếu, gây ra sự khác biệt thủy triều chỉ vài xentimet.

Các thành phần khác

Những thành phần này bao gồm hiệu ứng hấp dẫn của Mặt Trời, độ nghiêng của xích đạo và trục tự quay của Trái Đất, độ nghiêng của mặt phẳng quỹ đạo của Mặt Trăng và hình dạng elip của quỹ đạo Trái Đất quanh Mặt Trời.

Thủy triều hỗn hợp phát sinh từ sự tương tác của hai sóng mẹ trong nước nông.

Giai đoạn và biên độ

Vì thành phần thủy triều M₂ thường chiếm ưu thế, pha hoặc giai đoạn của thủy triều, tính theo giờ sau thời điểm nước lớn, là một yếu tố quan trọng. Pha thủy triều cũng có thể được đo bằng độ, với 360° tương ứng với một chu kỳ thủy triều. Các đường đồng pha thủy triều không thay đổi được gọi là đường đồng pha thủy triều (cotidal line), tương tự như đường đồng mức trên bản đồ địa hình. Khi được vẽ dưới dạng bản đồ đồng pha thủy triều hoặc biểu đồ đồng pha thủy triều, các đường này cho thấy nơi nước lớn đồng thời đạt được từ bờ biển ra đại dương. Các đường đồng pha thủy triều di chuyển dọc theo bờ biển. Các thành phần pha bán nhật triều và pha dài được đo từ mực nước lớn và nước ngập triều tối đa. Điều này chỉ chính xác cho một thành phần thủy triều duy nhất.

Trong một đại dương hình tròn với đường bờ biển bao quanh, các đường đồng pha thủy triều hướng về phía trung tâm và hội tụ tại một điểm chung gọi là giao điểm thủy triều hoặc điểm amphidromos. Tại điểm amphidromos, pha thủy triều của nước lớn và nước ròng là đồng pha, với chuyển động thủy triều bằng không (trừ những trường hợp hiếm như quanh các đảo như New Zealand, Iceland và Madagascar). Chuyển động thủy triều thường giảm khi di chuyển ra xa các bờ biển lục địa, và các đường đồng pha thủy triều trở thành các đường đồng mức của biên độ không đổi, giảm xuống 0 tại điểm giao điểm thủy triều. Đối với bán nhật triều, giao điểm thủy triều có thể được coi là trung tâm của mặt đồng hồ, với kim giờ chỉ vào hướng của đường đồng pha thủy triều nước lớn, ngược lại với đường đồng pha thủy triều nước ròng. Nước lớn quay quanh giao điểm mỗi khoảng 12 giờ, theo hướng các đường đồng pha thủy triều nước lên và rời xa các đường đồng pha thủy triều nước xuống. Sự quay này, do hiệu ứng Coriolis, thường theo chiều kim đồng hồ ở Nam bán cầu và ngược chiều kim đồng hồ ở Bắc bán cầu. Chênh lệch pha so với thủy triều tham chiếu gọi là khoảng pha (epoch). Thủy triều tham chiếu là thành phần 'thủy triều cân bằng' giả định trên Trái Đất không có đất liền và được đo ở kinh độ 0° hay kinh tuyến Greenwich.

Tại Bắc Đại Tây Dương, các đường đồng pha thủy triều quay ngược chiều kim đồng hồ quanh giao điểm thủy triều dẫn đến việc thủy triều tại cảng New York xảy ra sớm hơn cảng Norfolk khoảng một giờ. Dưới mũi Hatteras, các lực thủy triều trở nên phức tạp hơn và khó dự đoán chính xác chỉ dựa vào các đường đồng pha thủy triều Bắc Đại Tây Dương.

Các khái niệm cơ bản

Phát triển lịch sử của lý thuyết thủy triều

Nghiên cứu về vật lý thủy triều đã đóng vai trò quan trọng trong sự phát triển của cơ học thiên thể, khi sự tồn tại của bán nhật triều được giải thích bởi lực hấp dẫn của Mặt Trăng. Sau đó, hiện tượng này được giải thích rõ hơn nhờ vào sự kết hợp của lực hấp dẫn từ cả Mặt Trăng và Mặt Trời.

Vào khoảng năm 150 TCN, Seleukos xứ Seleucia đã đưa ra lý thuyết cho rằng thủy triều là kết quả của ảnh hưởng của Mặt Trăng. Sự ảnh hưởng của Mặt Trăng đến các vùng nước cũng đã được nhắc đến trong Tetrabiblos của Ptolemy.

Trong tác phẩm De temporum ratione (Đoán định của Thời gian) được viết vào năm 725, Bede đã liên kết hiện tượng bán nhật triều và biến động của thủy triều với Mặt Trăng và các pha của nó. Bede chỉ ra rằng sự thay đổi của thủy triều diễn ra chậm khoảng 4/5 giờ mỗi ngày, tương tự như sự chuyển động của Mặt Trăng. Ông nhận thấy rằng trong một chu kỳ âm lịch (59 ngày), Mặt Trăng quay quanh Trái Đất 57 lần và có tổng cộng 114 lần thủy triều. Ông cũng phát hiện ra rằng chiều cao của thủy triều thay đổi theo từng tháng. Các đợt thủy triều gia tăng được gọi là malinae, trong khi các đợt giảm được gọi là ledones, và mỗi tháng được chia thành bốn phần với các đợt malinae và ledones xen kẽ. Ông cũng lưu ý tác động của gió trong việc ảnh hưởng đến thủy triều và nhận thấy thời gian thủy triều khác nhau tùy theo từng vị trí, với thủy triều đến sớm hơn ở phía bắc và muộn hơn ở phía nam. Bede giải thích rằng thủy triều 'rời khỏi những bờ biển này để tràn vào các bờ biển khác', nhấn mạnh rằng 'Mặt trăng báo hiệu sự dâng lên của thủy triều ở đây, và sự rút xuống của nó ở những khu vực khác cách xa khoảng một phần tư bầu trời'.

Kiến thức về thủy triều trong thời Trung Cổ chủ yếu dựa vào các công trình của các nhà thiên văn học Hồi giáo, những tác phẩm này được chuyển ngữ sang tiếng Latinh bắt đầu từ thế kỷ 12. Abu Ma'shar (khoảng năm 886) trong tác phẩm Introductorium in astronomiam (Giới thiệu về thiên văn học) đã chỉ ra rằng sự thay đổi của thủy triều là do ảnh hưởng của Mặt Trăng. Ông đã thảo luận về ảnh hưởng của gió và các pha của Mặt Trăng so với Mặt Trời đối với thủy triều. Vào thế kỷ 12, Nur ad-Din al-Bitruji (khoảng năm 1204) cho rằng thủy triều là kết quả của sự luân chuyển chung của các thiên thể.

Trong tác phẩm De spiegheling der Ebbenvloet (Thuyết về triều xuống và triều lên) năm 1608, Simon Stevin đã bác bỏ nhiều quan niệm sai lầm về triều xuống và triều lên vào thời điểm đó. Stevin đã chứng minh rằng sức hấp dẫn của Mặt Trăng là nguyên nhân chính gây ra thủy triều và đã trình bày rõ ràng các khái niệm về triều xuống, triều lên, triều cường và triều kém, nhấn mạnh rằng cần có thêm nghiên cứu để làm rõ vấn đề.

Vào năm 1609, Johannes Kepler đã chính xác đưa ra giả thuyết rằng lực hấp dẫn của Mặt Trăng gây ra hiện tượng thủy triều, dựa trên các quan sát và tương quan cổ xưa.

Trong tác phẩm Dialogo sopra i due massimi sistemi del mondo (Đối thoại về hai hệ thế giới chính) năm 1632, Galileo Galilei đã cố gắng giải thích hiện tượng thủy triều trong phần Đối thoại về thủy triều. Tuy nhiên, lý thuyết của ông không chính xác khi ông gán thủy triều cho sự chuyển động sóng sánh của nước do chuyển động của Trái Đất quanh Mặt Trời. Ông mong muốn cung cấp bằng chứng cơ học về sự chuyển động của Trái Đất, nhưng lý thuyết của ông về thủy triều đã bị tranh cãi. Galileo cũng đã từ chối lý thuyết của Kepler về thủy triều.

Isaac Newton (1642-1727) là người đầu tiên lý giải rằng hiện tượng thủy triều xuất phát từ lực hấp dẫn của các thiên thể. Diễn giải của ông về thủy triều, cùng với nhiều hiện tượng khác, đã được công bố trong tác phẩm Principia (1687). Ông sử dụng lý thuyết hấp dẫn vạn vật của mình để giải thích rằng lực hấp dẫn của Mặt Trăng và Mặt Trời là nguyên nhân gây ra các lực tạo nên thủy triều.

Newton và các nhà khoa học trước Pierre-Simon Laplace đã tiếp cận vấn đề thủy triều từ góc độ của một hệ tĩnh (thuyết cân bằng). Họ đã đưa ra một phép tính gần đúng để mô tả các hiện tượng thủy triều có thể xảy ra trong một đại dương lý thuyết bao phủ toàn bộ Trái Đất. Dù vậy, lực tạo thủy triều (hoặc thế năng tương ứng) chỉ là một phần trong thuyết này, không phải là kết quả cuối cùng; thuyết cũng cần xem xét phản ứng động lực của Trái Đất đối với các lực tác động, chịu ảnh hưởng bởi độ sâu đại dương, sự tự quay của Trái Đất và các yếu tố khác.

Năm 1740, Viện Hàn lâm Khoa học Pháp tại Paris đã trao giải cho bài tiểu luận lý thuyết về thủy triều xuất sắc nhất. Daniel Bernoulli, Leonhard Euler, Colin Maclaurin và Antoine Cavalleri đã cùng nhận giải thưởng này.

Maclaurin đã áp dụng lý thuyết của Newton để chỉ ra rằng một quả cầu nhẵn với đại dương đủ sâu dưới tác động của lực thủy triều từ một vật thể gây biến dạng sẽ có hình dạng gần giống hình bầu dục ba chiều, với trục chính hướng về vật thể gây biến dạng. Ông cũng là người đầu tiên mô tả các hiệu ứng của sự tự quay của Trái Đất trong chuyển động. Euler phát hiện rằng thành phần chiều ngang của lực thủy triều, không phải thành phần chiều dọc, là yếu tố quyết định đối với sự hình thành thủy triều. Năm 1744, Jean le Rond d'Alembert đã nghiên cứu các phương trình thủy triều trong khí quyển không bao gồm sự tự quay của Trái Đất.

Vào năm 1770, con thuyền ba buồm HMS Endeavour của James Cook đã bị mắc cạn tại Rạn san hô Great Barrier. Các nỗ lực để làm nổi con thuyền trong các đợt thủy triều kế tiếp đều thất bại, nhưng một đợt thủy triều sau đó đã nâng nó lên một cách dễ dàng. Trong khi con thuyền được sửa chữa ở cửa sông Endeavour, Cook đã quan sát các hiện tượng thủy triều trong suốt 7 tuần. Ông nhận thấy rằng vào lúc triều kém, cả hai đợt thủy triều trong ngày đều tương tự nhau, nhưng vào lúc triều cường, mức nước đã tăng 7 feet (2,1 m) vào buổi sáng và 9 feet (2,7 m) vào buổi chiều.

Pierre-Simon Laplace đã phát triển một hệ thống các phương trình vi phân riêng phần để mô tả dòng chảy ngang của đại dương và chiều cao bề mặt của nó, tạo thành nền tảng của thuyết động lực học thủy triều. Các phương trình này của Laplace vẫn được sử dụng cho đến ngày nay. William Thomson, Nam tước Kelvin thứ nhất, đã cải tiến các phương trình của Laplace bằng cách sử dụng các thuật ngữ độ xoáy, dẫn đến việc mô tả các sóng bị mắc kẹt gần bờ, được gọi là sóng Kelvin.

Các nhà khoa học khác, bao gồm Kelvin và Henri Poincaré, đã tiếp tục phát triển lý thuyết của Laplace. Dựa trên những tiến bộ này cùng với thuyết Mặt Trăng của E. W. Brown mô tả chuyển động của Mặt Trăng, Arthur Thomas Doodson đã phát triển và công bố vào năm 1921 phiên bản hiện đại đầu tiên của thuyết năng lượng tạo ra thủy triều dưới dạng hài hòa, phân tích 388 tần số thủy triều. Nhiều phương pháp của ông vẫn được áp dụng.

Lực

Lực thủy triều được tạo ra bởi một thiên thể lớn (như Mặt Trăng) trên một hạt nhỏ nằm trên hoặc trong một thiên thể rộng lớn (như Trái Đất) là sự khác biệt giữa lực hấp dẫn của Mặt Trăng tác động lên hạt và lực hấp dẫn mà hạt đó sẽ nhận nếu nằm ở trung tâm của Trái Đất.

Mặc dù lực tác động của một thiên thể lên Trái Đất giảm theo bình phương khoảng cách của nó, lực thủy triều cực đại lại giảm theo lập phương của khoảng cách này. Nếu lực thủy triều do mỗi thiên thể gây ra bằng với lực hấp dẫn toàn phần của nó (mặc dù thực tế không phải vậy, do sự rơi tự do của toàn bộ Trái Đất thay vì chỉ các đại dương về phía thiên thể) thì một mô hình khác về lực thủy triều sẽ được thấy, ví dụ như ảnh hưởng từ Mặt Trời mạnh hơn nhiều so với từ Mặt Trăng: Lực hấp dẫn của Mặt Trời lên Trái Đất mạnh hơn trung bình 179 lần so với Mặt Trăng, nhưng do khoảng cách trung bình từ Mặt Trời đến Trái Đất gấp 389 lần khoảng cách từ Mặt Trăng đến Trái Đất, nên trường hấp dẫn của Mặt Trời yếu hơn. Lực thủy triều của Mặt Trời chỉ bằng khoảng 46% của lực thủy triều Mặt Trăng. Gia tốc thủy triều của Mặt Trăng (dọc theo trục Trái Đất - Mặt Trăng, ở bề mặt Trái Đất) vào khoảng 1,1 × 10 g, trong khi gia tốc thủy triều của Mặt Trời (dọc theo trục Mặt Trời - Trái Đất, ở bề mặt Trái Đất) vào khoảng 0,52 × 10 g, với g là gia tốc hấp dẫn ở bề mặt Trái Đất. Sao Kim có tác động lớn nhất trong số các hành tinh khác, tương đương 0,000113 lần tác động của Mặt Trời, do đó tác động thủy triều của các hành tinh trong hệ Mặt Trời có thể coi là không đáng kể. Hệ thống Trái Đất, Mặt Trăng và Mặt Trời là một ví dụ điển hình cho bài toán ba vật thể và không có biểu thức toán học đóng chính xác cho sự phụ thuộc lẫn nhau của chúng.

Bề mặt đại dương gần như là một bề mặt đẳng thế (bỏ qua các dòng hải lưu), còn được gọi là geoid. Do lực hấp dẫn cân bằng với gradient thế năng, không có lực tiếp tuyến nào trên bề mặt này, khiến đại dương ở trạng thái cân bằng hấp dẫn. Khi xem xét ảnh hưởng của các thiên thể lớn như Mặt Trăng và Mặt Trời, chúng có trường hấp dẫn mạnh nhưng giảm dần theo khoảng cách và làm thay đổi hình dạng của bề mặt đẳng thế trên Trái Đất. Biến dạng này có định hướng không gian cố định theo thiên thể ảnh hưởng. Sự tự quay của Trái Đất tạo ra chu kỳ thủy triều hàng ngày. Bề mặt đại dương di chuyển do thay đổi của đẳng thế thủy triều, tăng khi thế năng thủy triều cao, xảy ra tại các điểm gần nhất và xa nhất so với Mặt Trăng. Khi đẳng thế thủy triều thay đổi, bề mặt đại dương không còn khớp với nó, dẫn đến sự dịch chuyển rõ ràng theo hướng dọc. Bề mặt lúc đó trải qua một dốc xuống theo hướng mà đẳng thế đã gia tăng.

Các phương trình thủy triều của Laplace

Độ sâu của đại dương nhỏ hơn nhiều so với chiều ngang của chúng. Vì vậy, phản ứng với lực thủy triều có thể được mô hình hóa bằng các phương trình thủy triều của Laplace, với các đặc điểm sau:

1. Vận tốc dọc (hoặc xuyên tâm) không đáng kể và không có gió đứt dọc - đây là dòng chảy thành lớp.
2. Lực chỉ nằm ngang (tiếp tuyến).
3. Hiệu ứng Coriolis xuất hiện dưới dạng lực quán tính ảnh hưởng theo hướng ngang của dòng chảy và tỷ lệ thuận với vận tốc.
4. Tốc độ thay đổi chiều cao bề mặt tỷ lệ thuận với sự phân kỳ âm của vận tốc nhân với độ sâu. Do vận tốc ngang kéo giãn hoặc nén ép đại dương như một lớp, dung lượng tương ứng sẽ mỏng đi hoặc dày lên.

Các điều kiện biên cho thấy không có sự di chuyển ngang qua bờ biển và đáy đại dương không bị ma sát.

Hiệu ứng Coriolis (lực quán tính) làm cho các dòng chảy gần xích đạo bị lệch về phía tây, trong khi các dòng chảy ra xa xích đạo bị lệch về phía đông, dẫn đến việc các sóng có thể bị mắc kẹt gần bờ biển. Cuối cùng, khái niệm tiêu tan có thể được đưa vào, tương tự như độ nhớt.

Biên độ và chu kỳ thời gian

Biên độ lý thuyết của thủy triều đại dương do Mặt Trăng gây ra có thể đạt tới khoảng 54 xentimét (21 in) ở mức cao nhất, giả sử đại dương có độ sâu đồng đều và không có đất liền, với Trái Đất quay ổn định theo quỹ đạo của Mặt Trăng. Thủy triều do Mặt Trời gây ra có biên độ lý thuyết khoảng 25 xentimét (9,8 in) (46% so với Mặt Trăng) với chu kỳ 12 giờ. Khi triều cường, hai yếu tố này kết hợp lý thuyết tạo thành biên độ 79 xentimét (31 in), trong khi triều kém giảm xuống còn 29 xentimét (11 in). Do quỹ đạo elip của Trái Đất quanh Mặt Trời và quỹ đạo của Mặt Trăng quanh Trái Đất, biên độ thủy triều có thể dao động ± 8% đối với Mặt Trăng và ±5% đối với Mặt Trời. Khi Mặt Trời và Mặt Trăng ở vị trí gần nhất và thẳng hàng trong kỳ trăng mới, biên độ lý thuyết có thể đạt tới 93 xentimét (37 in).

Biên độ thực tế thường khác biệt đáng kể không chỉ vì sự thay đổi độ sâu và các chướng ngại vật lục địa, mà còn do sự truyền sóng trên đại dương có chu kỳ tự nhiên tương tự như chu kỳ tự quay của Trái Đất. Nếu không có đất liền, sóng bề mặt với bước sóng dài cần khoảng 30 giờ để truyền dọc theo xích đạo nửa vòng quanh Trái Đất (ví dụ, chu kỳ tự nhiên của thạch quyển Trái Đất khoảng 57 phút). Cả sự nâng hạ đáy đại dương do thủy triều và sức hấp dẫn của thủy triều đều đóng vai trò quan trọng và làm phức tạp thêm phản ứng của đại dương đối với các lực thủy triều.

Hao tán

Với chu kỳ khoảng 12,42 giờ do các lực thủy triều từ Mặt Trăng điều khiển, ngắn hơn nhiều so với chu kỳ tự nhiên của đại dương, hiện tượng cộng hưởng phức tạp xảy ra. Điều này, cộng với các hiệu ứng ma sát, làm tăng thời gian trễ trung bình là 11 phút giữa hiện tượng nước lớn và vị trí của Mặt Trăng trên thiên đỉnh. Thời gian trễ này tương đương với một góc khoảng 3 độ giữa Mặt Trăng, tâm Trái Đất và mực nước lớn trung bình toàn cầu.

Trong hệ Mặt Trăng - Trái Đất (không tính đến Mặt Trời tại thời điểm này), trừ khi trục tự quay của cả hai thiên thể vuông góc với mặt phẳng quỹ đạo, các dao động sẽ xuất hiện. Những dao động này góp phần vào sự hao tán của thủy triều.

Sự hao tán do biến dạng dao động bên trong Trái Đất từ lực thủy triều Mặt Trăng là nhỏ so với sự hao tán trong đại dương và biển của Trái Đất, chỉ chiếm khoảng 2% mức giảm năng lượng tự quay của Trái Đất.

Sự không đồng bộ này là đặc điểm của hệ Trái Đất – Mặt Trăng. Do đó, ngoài các phồng thủy triều đối diện nhau với kích thước tương đương, còn có hiện tượng thủy triều cân bằng và các dao động bề mặt, thường gọi là thủy triều động học, đặc trưng bởi nhiều tần số sóng hài cũng được thiết lập.

Các dao động thủy triều trên Trái Đất tiêu tán năng lượng trung bình khoảng 3,75 terawatt, trong đó khoảng 98% là do chuyển động của thủy triều đại dương.

Hao tán xảy ra khi các dòng thủy triều lớn tác động đến các dòng chảy nhỏ hơn, gây ra sự hao tán hỗn loạn. Lực cản từ thủy triều tạo ra mô-men xoắn trên Mặt Trăng, dần dần chuyển động lượng góc vào quỹ đạo của nó, làm gia tăng khoảng cách giữa Mặt Trăng và Trái Đất. Mô-men xoắn ngược chiều trên Trái Đất làm giảm tốc độ tự quay của nó. Qua thời gian địa chất, Mặt Trăng đã cách xa Trái Đất khoảng 3,8 xentimét (1,5 in)/năm, dẫn đến sự gia tăng độ dài ngày. Trong 600 triệu năm qua, độ dài ngày đã tăng khoảng 2 giờ. Nếu tốc độ giảm là không đổi, điều này có nghĩa là 70 triệu năm trước, ngày đã ngắn hơn 1%, tương đương với việc tăng thêm khoảng 4 ngày mỗi năm.

Độ sâu

Hình dạng của bờ biển và đáy đại dương ảnh hưởng đến cách thức thủy triều lan truyền, vì vậy không có quy luật đơn giản nào để dự đoán thời gian nước lớn từ vị trí của Mặt Trăng trên bầu trời. Các yếu tố ven biển như độ sâu và hình dạng bờ biển làm cho dự đoán thủy triều trở nên phức tạp; thời gian và chiều cao của nước lớn thực tế có thể khác với dự đoán do ảnh hưởng của hình thái bờ biển. Tuy nhiên, mối quan hệ giữa độ cao của Mặt Trăng và thời gian triều cao hay triều thấp tại một vị trí cụ thể là tương đối ổn định và có thể dự đoán được. Ví dụ, tại Norfolk, Hoa Kỳ, triều cao có thể dự đoán xảy ra khoảng 2,5 giờ trước khi Mặt Trăng đạt đỉnh đầu.

Các khối đất và bồn địa đại dương hoạt động như những rào cản, hạn chế sự di chuyển tự do của nước trên toàn cầu, do đó hình dạng và kích thước của chúng ảnh hưởng đến các tần số thủy triều. Kết quả là, các mẫu thủy triều trở nên đa dạng. Chẳng hạn, ở Hoa Kỳ, bờ biển phía đông chủ yếu có chế độ bán nhật triều, tương tự như bờ biển Đại Tây Dương của châu Âu, trong khi bờ biển phía tây thường là thủy triều hỗn hợp.

Quan sát và dự đoán

Lịch sử

Từ thời kỳ cổ đại, việc quan sát và phân tích thủy triều đã trở nên tinh vi hơn, bắt đầu từ việc ghi nhận sự lặp lại hàng ngày của chúng, rồi đến mối liên hệ của thủy triều với Mặt Trời và Mặt Trăng. Vào khoảng năm 325 TCN, Pytheas đã thực hiện chuyến thám hiểm đến Quần đảo Anh và dường như là người đầu tiên liên kết hiện tượng triều cường với các pha của Mặt Trăng.

Vào thế kỷ II TCN, nhà thiên văn học Babylon Seleukos xứ Seleucia đã mô tả chính xác hiện tượng thủy triều nhằm hỗ trợ lý thuyết nhật tâm của mình. Ông đã đưa ra giả thuyết chính xác rằng thủy triều được gây ra bởi Mặt Trăng, mặc dù ông tin rằng nó được trung gian bởi pneuma. Ông cũng nhận thấy rằng thủy triều biến đổi theo thời gian và cường độ ở các khu vực khác nhau trên thế giới. Theo Strabo (1.1.9), Seleukos là người đầu tiên liên kết thủy triều với lực hấp dẫn của Mặt Trăng, và cho rằng chiều cao của thủy triều phụ thuộc vào vị trí của Mặt Trăng so với Mặt Trời.

Cuốn Naturalis Historia của Pliny Già so sánh nhiều quan sát về thủy triều, chẳng hạn như triều cường xảy ra vài ngày sau (hoặc trước) trăng tròn và trăng mới, và đạt đỉnh quanh các điểm phân (xuân phân, thu phân). Mặc dù Pliny Già đã ghi nhận nhiều mối quan hệ mà hiện nay được xem là huyền bí, nhưng trong Geographia (Địa lý), Strabo đã mô tả các thủy triều trong vịnh Ba Tư có biên độ lớn nhất khi Mặt Trăng ở xa mặt phẳng xích đạo. Tất cả điều này xảy ra mặc dù biên độ của thủy triều trong khu vực Địa Trung Hải tương đối nhỏ (Dòng chảy mạnh qua eo biển Euripus và eo biển Messina đã khiến Aristotle bối rối).

Philostratus đã đề cập đến hiện tượng thủy triều trong Quyển 5 của cuốn Cuộc đời của Apollonius xứ Tyana. Mặc dù ông có nhắc đến Mặt Trăng, nhưng ông lại gán hiện tượng thủy triều cho các 'linh hồn'. Vào khoảng năm 730 ở châu Âu, Bede đã mô tả sự tương đồng giữa hiện tượng triều cường trên một bờ biển của Quần đảo Anh và sự rút nước ở nơi khác, đồng thời theo dõi sự thay đổi của triều dâng dọc theo bờ biển Northumbria.

Bảng thủy triều đầu tiên ở Trung Quốc được ghi nhận vào năm 1056, chủ yếu dành cho du khách muốn quan sát hiện tượng triều lớn nổi tiếng ở sông Tiền Đường. Bảng thủy triều đầu tiên được biết đến ở Anh thuộc về John Wallingford, người qua đời khi làm tu viện trưởng tại St. Albans vào khoảng năm 1213-1214. Ông đã căn cứ vào sự thay đổi của triều cường, xảy ra muộn hơn 48 phút mỗi ngày và sớm hơn 3 giờ tại cửa sông Thames ở London.

William Thomson, Nam tước Kelvin đầu tiên, đã dẫn dắt nghiên cứu sóng hài vào năm 1867. Kết quả đáng chú ý là việc phát triển một máy dự báo thủy triều, sử dụng hệ thống ròng rọc để kết hợp sáu hàm thời gian hài hòa. Máy được 'lập trình' bằng cách điều chỉnh các bánh răng và xích để thay đổi pha và biên độ. Các thiết bị tương tự đã được sử dụng cho đến những năm 1960.

Ghi chép sớm nhất về mức nước biển theo chu kỳ triều cường – triều kém được thực hiện vào năm 1831 tại Bến tàu Navy ở cửa sông Thames. Đến năm 1850, nhiều cảng lớn đã lắp đặt các trạm đo mức nước triều tự động.

William Whewell lần đầu tiên lập bản đồ các đường đồng pha thủy triều và công bố một biểu đồ gần như toàn cầu vào năm 1836. Để thống nhất các bản đồ này, ông đã giả định sự tồn tại của các điểm giao nhau của thủy triều, nơi các dòng thủy triều gặp nhau giữa các đại dương. Những điểm không có thủy triều này đã được xác nhận vào năm 1840 bởi Thuyền trưởng Hewett R. N., thông qua các phép đo âm thanh tỉ mỉ ở Biển Bắc.

Thời gian

Các lực thủy triều từ Mặt Trăng và Mặt Trời tạo ra những sóng dài di chuyển khắp đại dương theo các đường được thể hiện trong biểu đồ đồng pha thủy triều. Thời điểm đỉnh sóng đến cảng xác định thời gian nước lớn tại đó. Sự di chuyển của sóng quanh đại dương dẫn đến độ trễ giữa các pha của Mặt Trăng và ảnh hưởng của chúng lên thủy triều. Ví dụ, triều cường và triều kém ở Biển Bắc thường xảy ra hai ngày sau trăng mới/trăng tròn và trăng thượng huyền/hạ huyền. Điều này được gọi là tuổi của thủy triều.

Độ sâu của đại dương có ảnh hưởng lớn đến thời gian và chiều cao của thủy triều tại một điểm bờ biển cụ thể. Một ví dụ nổi bật là vịnh Fundy ở bờ biển phía đông Canada, được biết đến với triều cường cao nhất thế giới do hình dạng, độ sâu và khoảng cách từ rìa thềm lục địa. Các phép đo thực hiện vào tháng 11 năm 1998 tại Burntcoat Head trong vịnh Fundy ghi nhận phạm vi tối đa lên tới 16,3 mét (53 ft) và giá trị cực đại dự đoán là 17 mét (56 ft). Các đo đạc tương tự vào tháng 3 năm 2002 tại lưu vực sông Leaf, vịnh Ungava ở phía bắc Quebec cho kết quả tương tự (với sai số đo), phạm vi tối đa là 16,2 mét (53 ft) và giá trị cực đại dự đoán là 16,8 mét (55 ft). Vịnh Ungava và vịnh Fundy có khoảng cách tương tự từ rìa thềm lục địa, nhưng vịnh Ungava không bị băng trôi che phủ trong khoảng 4 tháng mỗi năm trong khi vịnh Fundy hiếm khi đóng băng.

Southampton ở Vương quốc Anh có hiện tượng nước lớn với hai đỉnh do sự tương tác giữa các thành phần thủy triều M₂ và M₄. Tương tự, Portland có hiện tượng nước ròng với hai đáy. Thủy triều M₄ xuất hiện dọc theo bờ biển phía nam Vương quốc Anh, nhưng ảnh hưởng rõ ràng nhất được quan sát giữa đảo Wight và đảo Portland do thủy triều M₂ có cường độ thấp nhất ở khu vực này.

Do các chế độ dao động của Địa Trung Hải và biển Baltic không đồng bộ với bất kỳ chu kỳ thiên văn quan trọng nào, thủy triều lớn nhất thường xảy ra gần các điểm kết nối hẹp với Đại Tây Dương. Các thủy triều cực nhỏ cũng xuất hiện tương tự ở vịnh Mexico và biển Nhật Bản. Ở những khu vực khác, như bờ biển phía nam Úc, các thủy triều thấp có thể do sự hiện diện của các giao điểm thủy triều gần đó.

Phân tích

Thuyết hấp dẫn của Isaac Newton đã mở ra khả năng giải thích lý do tại sao thường có hai lần thủy triều mỗi ngày thay vì một. Nó cũng mang lại triển vọng cho việc hiểu rõ hơn về lực và hành vi của thủy triều. Mặc dù có thể dự đoán thủy triều dựa trên các tác động thiên văn tức thời, nhưng thực tế, thủy triều tại một địa điểm cụ thể phụ thuộc vào sự tích lũy của các lực thiên văn qua nhiều ngày. Để đạt được kết quả chính xác, cần có hiểu biết chi tiết về hình dạng của tất cả các bồn địa đại dương, bao gồm độ sâu và hình dạng bờ biển.

Phương pháp phân tích sóng hài để nghiên cứu thủy triều, do William Thomson giới thiệu vào những năm 1860, dựa trên nguyên lý rằng các lý thuyết thiên văn về chuyển động của Mặt Trời và Mặt Trăng tạo ra nhiều tần số thành phần. Mỗi tần số này có một thành phần lực tạo ra chuyển động thủy triều, và mỗi địa phương phản ứng với các tần số này theo biên độ và pha đặc thù của nó. Do đó, cần đo độ cao thủy triều trong một khoảng thời gian dài (thường là một năm cho cảng mới) để phân biệt phản ứng của từng tần số. Phân tích và trích xuất các hằng số thủy triều từ các thành phần mạnh nhất của lực thủy triều thiên văn cho phép dự đoán thủy triều thực tế. Độ cao thủy triều dự kiến tuân theo lực thủy triều, với biên độ và độ trễ pha không thay đổi cho từng thành phần. Vì tần số và pha của các yếu tố thiên văn có thể được tính toán chính xác, độ cao thủy triều vào các thời điểm khác có thể được dự đoán khi phản ứng với các thành phần hài hòa của các lực tạo thủy triều đã được xác định.

Các mẫu hình chính trong thủy triều bao gồm:

• Biến động theo chu kỳ hai lần mỗi ngày.
• Sự khác biệt giữa hai lần thủy triều trong một ngày.
• Chu kỳ của triều cường và triều kém.
• Biến động theo năm.

Thủy triều thiên văn cao nhất xảy ra khi cả Mặt Trời và Mặt Trăng ở gần Trái Đất nhất trong chu kỳ của chúng.

Để phân tích một hàm có sự thay đổi định kỳ, phương pháp phổ biến là sử dụng chuỗi Fourier. Đây là phương pháp phân tích bằng cách sử dụng các hàm hình sin như là một tập hợp cơ sở, với tần số từ không, một, hai, ba, v.v. lần tần số của một chu kỳ cơ bản. Các bội số của tần số cơ bản này được gọi là sóng hài, và quá trình này được gọi là phân tích sóng hài hay phân tích [hàm] điều hòa. Nếu tập hợp cơ sở của các hàm hình sin mô phỏng đúng hành vi cần phân tích, thì chỉ cần thêm một số ít số hạng điều hòa. Do các đường quỹ đạo gần như tròn, các biến động hình sin rất phù hợp để mô tả thủy triều.

Khi phân tích độ cao thủy triều, phương pháp chuỗi Fourier phải được áp dụng một cách chi tiết hơn so với việc chỉ sử dụng một tần số duy nhất và các sóng hài tương ứng. Các mẫu thủy triều được phân tích thành nhiều hàm hình sin với các tần số cơ bản khác nhau, tương ứng với nhiều tổ hợp của chuyển động của Trái Đất, Mặt Trăng và các góc xác định hình dạng và vị trí của quỹ đạo của chúng, như trong thuyết mặt trăng.

Vì vậy, phân tích sóng hài cho thủy triều không chỉ bao gồm các sóng hài của một tần số duy nhất. Thực tế, các hòa âm là bội số của nhiều tần số cơ bản chứ không phải chỉ tần số cơ bản của chuỗi Fourier đơn giản. Biểu diễn chúng dưới dạng chuỗi Fourier chỉ với một tần số cơ bản và các bội số nguyên của nó sẽ cần nhiều số hạng hơn và có thể bị hạn chế trong phạm vi thời gian mà nó có thể áp dụng.

Nghiên cứu về chiều cao thủy triều thông qua phân tích sóng hài bắt đầu với các nhà khoa học như Laplace, William Thomson và George Darwin. A. T. Doodson đã phát triển công trình của họ, đưa ra ký hiệu Số Doodson để xác định hàng trăm số hạng sinh ra. Phương pháp này đã trở thành tiêu chuẩn quốc tế, trong đó lực thủy triều được coi là tổng của nhiều số hạng, mỗi số hạng có dạng

$A\cos (\mathrm{\omega <!--\; \omega \; -->}t+p)$

Trong đó, A là biên độ, & omega; là tần số góc, thường được tính theo độ mỗi giờ với t là thời gian tính bằng giờ và p là độ lệch pha so với trạng thái thiên văn tại thời điểm t = 0. Có một số hạng cho Mặt Trăng và một số hạng khác cho Mặt Trời. Pha p của sóng hài đầu tiên cho số hạng Mặt Trăng được gọi là khoảng thủy triều mặt trăng hay khoảng nước lớn. Bước tiếp theo là điều chỉnh các số hạng điều hòa theo hình dạng elip của các quỹ đạo. Vì vậy, giá trị của A không phải là hằng số mà thay đổi theo thời gian, xung quanh một giá trị trung bình. Thay thế nó bằng A (t) với A là một hàm hình sin khác, tương tự như chu kỳ và chu kỳ của thuyết Ptolemy.

$A\left(t\right)=A(1+A_a\cos ({\mathrm{\omega <!--\; \omega \; -->}}_{a}t+p_a))$

Điều này có nghĩa là một giá trị trung bình A cộng với một biến thể hình sin có biên độ A_a, với tần số ω_a và pha p_a. Vì vậy, số hạng đơn giản giờ đây là tích của hai thừa số cosin:

$A[1+A_a\cos ({\mathrm{\omega <!--\; \omega \; -->}}_{a}t+p_a)]\cos (\mathrm{\omega <!--\; \omega \; -->}t+p)$

Đối với bất kỳ giá trị nào của x và y, ta có

$\cos <!--\; \; -->x\cos <!--\; \; -->y=\frac{1}{2}cos(x+y)+\frac{1}{2}\cos (x-<!--\; -\; -->y)$

Điều này cho thấy rằng một số hạng phức tạp liên quan đến tích của hai số hạng cosin, với mỗi số hạng có tần số riêng biệt, giống như ba số hạng cosin đơn giản được thêm vào ở tần số gốc, cũng như các tần số tổng và hiệu của hai tần số của số hạng tích. Ba số hạng chứ không phải hai, vì biểu thức tổng thể là $(1+\cos <!--\; \; -->x)\cos <!--\; \; -->y$. Hơn nữa, lực thủy triều tại một vị trí còn phụ thuộc vào việc Mặt Trăng (hoặc Mặt Trời) nằm trên hoặc dưới mặt phẳng xích đạo và các yếu tố này có chu kỳ riêng biệt của chúng, không giống như chu kỳ ngày và tháng, tạo ra nhiều tổ hợp khác nhau. Bằng cách chọn các tần số thiên văn chính xác, số Doodson giải thích các bổ sung và biến thể cụ thể để xác định tần số của mỗi số hạng cosin đơn giản.

Lưu ý rằng thủy triều thiên văn không bao gồm ảnh hưởng của thời tiết. Những thay đổi về điều kiện địa phương, như di chuyển cát hay nạo vét cảng, so với điều kiện phổ biến vào thời điểm đo có thể làm thay đổi thời gian và biên độ thực tế của thủy triều. Các tổ chức công bố 'thủy triều thiên văn cao nhất' tại một số địa điểm có thể phóng đại con số để phòng ngừa các yếu tố không chắc chắn như khoảng cách từ điểm đo, thay đổi kể từ quan sát cuối cùng, sụt lún mặt đất, v.v., nhằm tránh trách nhiệm khi xảy ra tràn. Cần chú ý đặc biệt khi xác định kích thước của 'sự tràn dâng do thời tiết' bằng cách trừ đi thủy triều thiên văn từ mức thủy triều quan sát.

Phân tích dữ liệu Fourier trong chu kỳ 19 năm (Giai đoạn Dữ liệu Thủy triều Quốc gia tại Hoa Kỳ) sử dụng các tần số gọi là thành phần điều hòa thủy triều. Khoảng thời gian 19 năm được chọn vì các vị trí của Trái Đất, Mặt Trăng và Mặt Trời lặp lại gần như chính xác trong chu kỳ Meton 19 năm, đủ dài để bao gồm cả thành phần thủy triều của mặt trăng 18,613 năm. Phân tích này có thể thực hiện chỉ dựa vào kiến thức về 'chu kỳ' mà không cần hiểu chi tiết về toán học, do đó, các bảng thủy triều đã được xây dựng trong nhiều thế kỷ.

Các biên độ và pha kết quả có thể được dùng để dự đoán mức thủy triều dự kiến. Chúng thường bị chi phối bởi các thành phần gần 12 giờ (các thành phần bán nhật triều), nhưng cũng có các thành phần chính gần 24 giờ (nhật triều). Các thành phần dài hơn có chu kỳ 14 ngày hoặc hai tuần, hàng tháng và nửa năm. Bán nhật triều chủ yếu chi phối các vùng bờ biển, trong khi một số khu vực như biển Đông và vịnh Mexico chủ yếu bị ảnh hưởng bởi nhật triều. Ở những khu vực bán nhật triều, các thành phần chính như M2 (mặt trăng) và S2 (mặt trời) có sự khác biệt nhỏ, khiến cho pha và biên độ của thủy triều tổng hợp thay đổi theo chu kỳ hai tuần.

Trong đồ thị M2 trên, mỗi đường đồng pha của thủy triều lệch một giờ so với các đường bên cạnh, và các đường dày hơn biểu thị thủy triều trong pha cân bằng tại Greenwich. Các đường xoay quanh điểm giao của thủy triều theo hướng ngược chiều kim đồng hồ ở Bắc bán cầu, dẫn đến sự lan truyền của thủy triều M2 từ bán đảo Baja California đến Alaska và từ Pháp đến Ireland theo hướng bắc. Ở Nam bán cầu, sự lan truyền là theo chiều kim đồng hồ. Ngược lại, thủy triều M2 lan truyền theo hướng ngược chiều kim đồng hồ xung quanh New Zealand do các đảo hoạt động như một con đập, tạo ra sự khác biệt về độ cao thủy triều ở các mặt đối diện của đảo (thủy triều lan truyền theo hướng bắc ở phía đông và theo hướng nam ở bờ biển phía tây, như dự đoán lý thuyết).

Tại eo biển Cook, có ngoại lệ khi các dòng thủy triều định kỳ liên kết giữa nước lớn và nước ròng. Nguyên nhân là do các đường đồng pha thủy triều 180° xung quanh các điểm giao của thủy triều là ngược pha, tức là nước lớn và nước ròng xảy ra ở các đầu đối diện của eo biển Cook. Mỗi thành phần thủy triều có mô hình biên độ, pha và điểm giao thủy triều riêng biệt, do đó mẫu M2 không thể áp dụng cho các thành phần thủy triều khác.

Ví dụ về tính toán

Vì Mặt Trăng di chuyển quanh Trái Đất và cùng chiều với sự quay của Trái Đất, điểm trên Trái Đất cần phải xoay xa hơn một chút để theo kịp, dẫn đến thời gian giữa các bán nhật triều không phải là 12 giờ mà là 12,4206 giờ, tức là cần thêm hơn 25 phút. Hai đỉnh triều thường không bằng nhau. Mỗi ngày, hai nước lớn xen kẽ nhau về chiều cao tối đa: nước lớn thấp (dưới 3 ft), nước lớn cao (trên 3 ft), và trở lại nước lớn thấp. Tương tự với nước ròng.

Khi Trái Đất, Mặt Trăng và Mặt Trời thẳng hàng (Mặt Trời – Trái Đất – Mặt Trăng hoặc Mặt Trời – Mặt Trăng – Trái Đất), ảnh hưởng của hai lực chính kết hợp để tạo ra triều cường. Ngược lại, khi góc giữa Mặt Trăng – Trái Đất – Mặt Trời gần 90 độ, kết quả là triều kém. Khi Mặt Trăng di chuyển trên quỹ đạo của nó, nó từ từ chuyển từ phía bắc xích đạo sang phía nam xích đạo. Sự thay đổi trong chiều cao của nước lớn trở nên nhỏ hơn, cho đến khi chúng bằng nhau (tại điểm phân của Mặt Trăng trên đường xích đạo), sau đó lại phát triển trở lại theo chiều ngược lại, tăng dần đến mức chênh lệch tối đa rồi suy yếu dần.

Dòng chảy

Việc phân tích ảnh hưởng của thủy triều lên dòng chảy triều phức tạp hơn và dữ liệu thu thập cũng khó khăn hơn. Trong khi chiều cao thủy triều là một chỉ số đơn giản áp dụng cho một khu vực rộng, dòng chảy triều lại có cả cường độ và hướng, cả hai đều có thể thay đổi đáng kể theo độ sâu và trên các khoảng cách ngắn do sự khác biệt về độ sâu. Mặc dù việc đo lường ở trung tâm kênh nước là cách tốt nhất, nhưng các nhà hàng hải thường gặp khó khăn vì thiết bị đo dòng cản trở giao thông. Dòng chảy trong một kênh cong vẫn chỉ là dòng chảy đó, mặc dù hướng của nó thay đổi liên tục theo kênh. Điều thú vị là dòng chảy triều lên và triều xuống thường không hoàn toàn đối diện nhau. Hướng dòng chảy được quyết định bởi hình dạng của kênh ngược dòng thay vì kênh xuôi dòng. Tương tự, các xoáy nước chỉ có thể hình thành theo một hướng dòng chảy.

Phân tích dòng chảy triều có cách tiếp cận tương tự như phân tích thủy triều: trong trường hợp đơn giản, tại một địa điểm cụ thể, dòng chảy triều lên thường theo một hướng và dòng chảy triều xuống theo một hướng khác. Vận tốc triều lên có dấu dương, trong khi vận tốc triều xuống có dấu âm. Phân tích được thực hiện như thể chúng là các chiều cao thủy triều.

Trong các tình huống phức tạp hơn, các dòng chảy triều lên và triều xuống chính không chiếm ưu thế. Thay vào đó, hướng và biên độ của dòng chảy tạo ra một hình elip trong một chu kỳ thủy triều (trên biểu đồ cực) thay vì dọc theo các đường dòng chảy triều lên và triều xuống. Trong trường hợp này, phân tích có thể được thực hiện theo các cặp hướng, với các hướng chính và phụ vuông góc. Một cách tiếp cận khác là xử lý các dòng chảy triều như các số phức, vì mỗi giá trị có cả biên độ và hướng.

Thông tin về dòng thủy triều thường xuất hiện trên các biểu đồ hàng hải, được trình bày dưới dạng bảng tốc độ và phương hướng của dòng chảy theo từng giờ, với các bảng riêng biệt cho triều cường và triều kém. Thời gian được so sánh với nước lớn tại các cảng, nơi hành vi thủy triều gần giống như trong mô hình, mặc dù nó có thể ở rất xa.

Giống như dự đoán chiều cao thủy triều, các dự đoán dòng chảy triều chỉ dựa vào các yếu tố thiên văn mà không kết hợp điều kiện thời tiết, và điều này có thể làm thay đổi hoàn toàn kết quả.

Dòng chảy thủy triều qua eo biển Cook giữa hai đảo chính của New Zealand rất đặc biệt, với sự tương phản rõ rệt giữa thủy triều hai bên eo biển: nước dâng ở một bên đồng thời với nước ròng ở phía bên kia. Sự thay đổi chiều cao thủy triều gần như bằng không ở trung tâm eo biển khiến dòng chảy trở nên mạnh mẽ. Mặc dù triều dâng thường diễn ra theo một hướng trong 6 giờ và ngược lại trong 6 giờ, một đợt dâng cụ thể có thể kéo dài từ 8 đến 10 giờ, với nước dâng ngược dần suy yếu. Trong các điều kiện thời tiết cực đoan, nước dâng ngược có thể bị vượt qua hoàn toàn, dẫn đến dòng chảy tiếp tục theo cùng một hướng qua 3 chu kỳ nước dâng hoặc hơn.

Một yếu tố phức tạp khác trong mô hình dòng chảy của eo biển Cook là ở phía nam (như tại Nelson), thủy triều tuân theo chu kỳ triều cường – triều kém phổ biến hai tuần một lần, tương tự như ở phía tây của quốc gia này. Ngược lại, mô hình thủy triều phía bắc chỉ có một chu kỳ mỗi tháng, cũng như ở phía đông, như ở Wellington và Napier.

Biểu đồ thủy triều của eo biển Cook cung cấp thông tin về thời gian và chiều cao của nước lớn và nước ròng cho đến tháng 11 năm 2007; các giá trị này không phải từ đo đạc trực tiếp mà được tính toán từ các thông số thủy triều dựa trên đo đạc nhiều năm trước. Biểu đồ hàng hải của eo biển Cook cũng chứa thông tin về dòng chảy triều. Ví dụ, phiên bản tháng 1 năm 1979 cho tọa độ 41° 13’9” nam 174°29’6” đông (tây bắc mũi Terawhiti) đề cập đến thời gian cho Westport, trong khi ấn bản tháng 1 năm 2004 đề cập đến Wellington. Gần mũi Terawhiti ở đoạn giữa eo biển Cook, sự thay đổi chiều cao của thủy triều gần như bằng không trong khi dòng chảy triều đạt cực đại, đặc biệt là gần xoáy nước Karori nổi tiếng. Bên cạnh tác động của thời tiết, các dòng chảy thực tế qua eo biển Cook còn chịu ảnh hưởng của sự chênh lệch độ cao thủy triều giữa hai đầu eo biển và như đã thấy, chỉ có một trong hai triều cường ở đầu tây bắc của eo biển (gần Nelson) có triều cường đối ứng ở đầu đông nam (Wellington), khiến hành vi không tuân theo cảng tham chiếu nào cả.

Phát điện

Năng lượng thủy triều có thể được khai thác bằng hai phương pháp: lắp đặt tuabin trong dòng chảy triều hoặc xây dựng các ao hồ để chứa/thoát nước qua tuabin. Trong trường hợp đầu tiên, năng lượng phụ thuộc hoàn toàn vào biên độ và thời gian của dòng chảy triều. Tuy nhiên, các dòng chảy tốt nhất có thể không khả dụng do các tuabin có thể gây cản trở giao thông thủy. Trong trường hợp thứ hai, chi phí xây dựng các đập ngăn nước là rất lớn, làm phá vỡ chu trình nước tự nhiên và gây gián đoạn giao thông thủy. Dù vậy, với nhiều ao hồ, năng lượng có thể được tạo ra vào các thời điểm được chọn. Đến nay, có rất ít hệ thống phát điện thủy triều được lắp đặt (như La Rance tại Saint Malo, Pháp), và việc triển khai gặp rất nhiều khó khăn. Bên cạnh các vấn đề môi trường, chống chịu ăn mòn và ô nhiễm sinh học cũng đặt ra nhiều thách thức kỹ thuật.

Những người ủng hộ năng lượng thủy triều khẳng định rằng, khác với hệ thống điện gió, mức sản lượng điện từ thủy triều có thể dự đoán với độ chính xác cao, trừ khi có yếu tố thời tiết. Dù một số hệ thống có thể hoạt động trong hầu hết các chu kỳ thủy triều, thực tế các tuabin thường mất hiệu quả khi vận hành ở tốc độ thấp. Công suất khai thác từ một dòng chảy tỷ lệ thuận với lập phương của tốc độ dòng chảy, vì vậy khoảng thời gian có thể tạo ra công suất cao thường rất ngắn.

Hoa tiêu

Dòng chảy triều đóng vai trò quan trọng trong công tác hoa tiêu; nếu không được cung cấp đầy đủ, có thể dẫn đến sai sót lớn về vị trí. Độ cao thủy triều cũng rất quan trọng, ví dụ, nhiều con sông và cảng có các cồn cát ngầm nông ở lối vào, cản trở tàu thuyền có mớn nước lớn khi triều thấp.

Trước khi có sự xuất hiện của hoa tiêu tự động, việc tính toán ảnh hưởng của thủy triều là rất quan trọng đối với các sĩ quan hải quân. Chứng nhận kiểm tra của các đại úy trong Hải quân Hoàng gia Anh đã chỉ ra rằng sĩ quan trong tương lai có thể 'điều chỉnh thủy triều'.

Thời gian và tốc độ dòng chảy của thủy triều có thể được tìm thấy trong các biểu đồ thủy triều hoặc tập bản đồ dòng chảy triều. Những biểu đồ này thường được đóng thành bộ, mỗi biểu đồ thể hiện một giờ duy nhất giữa một nước lớn và một nước lớn khác (không tính thêm 25 phút kéo dài) và chỉ ra dòng chảy triều trung bình trong giờ đó. Mũi tên trên biểu đồ cho thấy hướng và tốc độ dòng chảy trung bình (thường tính bằng hải lý trên giờ) cho cả triều cường và triều kém. Nếu không có biểu đồ thủy triều, hầu hết các biểu đồ hàng hải có các 'hình thoi thủy triều' liên kết các điểm trên biểu đồ với một bảng cho biết hướng và tốc độ dòng chảy triều.

Quy trình chuẩn để khắc phục ảnh hưởng của thủy triều đối với hoa tiêu bao gồm (1) tính toán vị trí bằng 'đoán định vị trí' (DR, Dead Reckoning) dựa trên khoảng cách và hướng di chuyển, (2) đánh dấu trên biểu đồ (bằng một dấu chéo giống như dấu cộng), và (3) vẽ một đường thẳng từ DR theo hướng thủy triều. Khoảng cách mà thủy triều đã làm di chuyển thuyền dọc theo đường này được tính bằng tốc độ thủy triều, giúp xác định 'vị trí ước tính' (EP, Estimated Position), thường được đánh dấu bằng một dấu chấm trong hình tam giác.

Các biểu đồ hàng hải hiển thị 'độ sâu biểu đồ' của nước tại các điểm cụ thể với 'đo hồi âm' và sử dụng các đường đồng mức độ sâu để mô tả hình dạng của bề mặt ngầm dưới nước. Các độ sâu này được quy chiếu theo một 'chuẩn hải đồ', thường là mực nước ở thủy triều thiên văn thấp nhất có thể (mặc dù cũng có thể sử dụng các mốc khác, đặc biệt là trong lịch sử, và thủy triều có thể thấp hơn hoặc cao hơn vì lý do khí tượng), do đó độ sâu nước tối thiểu có thể trong chu kỳ thủy triều. 'Độ cao khô cạn' cũng có thể được hiển thị trên biểu đồ, đó là độ cao của đáy biển lộ ra khi thủy triều thiên văn thấp nhất.

Các bảng thủy triều cung cấp thông tin về chiều cao và thời gian của nước lớn và nước ròng hàng ngày. Để tính toán độ sâu thực tế của nước, cần cộng thêm độ sâu biểu đồ vào mức thủy triều đã công bố. Đối với các thời điểm khác, có thể sử dụng các đường cong thủy triều được công bố cho các cảng lớn để suy ra độ sâu. Nếu không có đường cong chính xác, quy tắc mười hai có thể được sử dụng. Quy tắc này giả định sự thay đổi độ sâu trong 6 giờ giữa nước ròng và nước lớn như sau: giờ thứ nhất − 1/12, giờ thứ hai − 2/12, giờ thứ ba − 3/12, giờ thứ tư − 3/12, giờ thứ năm − 2/12, giờ thứ sáu − 1/12.

Khía cạnh sinh học

Sinh thái gian triều

Sinh thái học gian triều nghiên cứu các hệ sinh thái nằm giữa mực nước ròng và nước lớn dọc theo bờ biển. Khi nước ròng, khu vực gian triều lộ ra ngoài (hoặc nổi lên), còn khi nước lớn, khu vực này bị ngâm trong nước (hoặc chìm). Các nhà sinh thái học gian triều tập trung vào sự tương tác giữa các sinh vật trong khu vực này và môi trường xung quanh chúng, cũng như giữa các loài khác nhau. Các tương tác quan trọng nhất có thể thay đổi tùy thuộc vào loại quần xã gian triều, với các phân loại chính dựa vào các loại chất nền như bờ đá hoặc đáy mềm.

Sinh vật gian triều sống trong một môi trường thay đổi liên tục và thường rất khắc nghiệt, và chúng đã phát triển các cơ chế thích nghi để đối phó và tận dụng những điều kiện này. Một đặc điểm nổi bật là phân đới dọc, trong đó quần xã sinh vật được chia thành các dải ngang với các loài cụ thể tại mỗi độ cao khác nhau của mực nước ròng. Khả năng chịu đựng sự thiếu nước xác định giới hạn trên của loài, trong khi sự cạnh tranh với các loài khác quy định giới hạn dưới của nó.

Con người khai thác các vùng gian triều để thu hoạch thực phẩm và giải trí. Tuy nhiên, khai thác quá mức có thể gây tổn hại nghiêm trọng đến các khu vực này. Các tác động do con người khác như sự xâm nhập của các loài xâm lấn và biến đổi khí hậu cũng gây ảnh hưởng tiêu cực đáng kể. Các khu bảo tồn biển có thể được thiết lập để bảo vệ các khu vực này và hỗ trợ nghiên cứu khoa học.

Nhịp sinh học

Chu kỳ thủy triều xảy ra khoảng hai tuần một lần có ảnh hưởng lớn đến các vùng gian triều và sinh vật biển. Do đó, nhịp sinh học của chúng thường theo chu kỳ này. Nhiều động vật khác, bao gồm động vật có xương sống, cũng cho thấy các nhịp tương tự, như thai nghén và ấp trứng. Ở con người, chu kỳ kinh nguyệt kéo dài khoảng một tháng âm lịch, một bội số chẵn của chu kỳ thủy triều. Những sự tương đồng này gợi ý về nguồn gốc chung của tất cả các loài động vật từ tổ tiên biển.

Thủy triều khác

Khi các dòng chảy triều di chuyển qua các vùng đáy đại dương không đồng đều, chúng tạo ra các sóng nội tại với tần số tương ứng với thủy triều. Những sóng này được gọi là thủy triều nội tại.

Các vùng nông trong những khu vực nước rộng có thể trải qua các dòng chảy triều quay, trong đó dòng chảy liên tục thay đổi hướng và hoàn thành một vòng quay đầy đủ trong khoảng thời gian 12 ⁄₂ giờ (ví dụ: bãi cạn Nantucket).

Ngoài các thủy triều đại dương, các hồ lớn cũng có thể bị ảnh hưởng bởi các thủy triều nhỏ hơn, và thậm chí các hành tinh cũng có thể chịu triều khí quyển và triều Trái Đất rắn. Đây là các hiện tượng cơ học liên tục. Hai hiện tượng đầu tiên xảy ra trong các chất lưu, trong khi hiện tượng thứ ba ảnh hưởng đến lớp vỏ rắn mỏng của Trái Đất bao quanh phần bên trong bán lỏng của nó (với nhiều sự thay đổi khác nhau).

Thủy triều hồ

Các hồ lớn như Superior và Erie có thể trải qua các thủy triều cao từ 1 đến 4 cm (0,39 đến 1,6 in), tuy nhiên, chúng có thể bị ảnh hưởng bởi các hiện tượng khí tượng khác như triều giả. Thủy triều trong hồ Michigan thường nằm trong khoảng từ 1,3 đến 3,8 cm (0,5 đến 1,5 in) hoặc có thể lên tới 4,4 cm (1+3⁄4 in).

Độ lớn của thủy triều trong các hồ này quá nhỏ, đến mức các yếu tố khác lớn hơn hoàn toàn che khuất chúng, vì vậy những hồ này thường được coi là không có thủy triều.

Triều khí quyển

Triều khí quyển trên bề mặt đất và ở độ cao hàng không là rất nhỏ, bị che khuất bởi các ảnh hưởng thời tiết quan trọng hơn. Triều khí quyển phát sinh từ cả lực hấp dẫn và nhiệt, là yếu tố chính ở độ cao khoảng 80 đến 120 kilômét (50 đến 75 mi); trên mức đó, mật độ phân tử quá thấp để duy trì hành vi của chất lưu.

Triều Trái Đất

Triều Trái Đất, hay còn gọi là triều đất rắn, ảnh hưởng đến toàn bộ khối lượng Trái Đất và hoạt động tương tự như một con quay hồi chuyển lỏng với lớp vỏ rất mỏng. Lớp vỏ Trái Đất di chuyển (vào/ra, đông/tây, bắc/nam) để phản ứng với lực hấp dẫn của Mặt Trăng và Mặt Trời, thủy triều đại dương và tải trọng khí quyển. Mặc dù ảnh hưởng của nó không đáng kể đối với hầu hết các hoạt động của con người, biên độ bán nhật triều của triều đất rắn có thể đạt khoảng 55 cm (22 in) tại xích đạo – trong đó 15 cm (5,9 in) là do Mặt Trời – và điều này rất quan trọng trong hiệu chuẩn GPS và đo đạc VLBI. Các đo đạc góc thiên văn chính xác yêu cầu phải biết tốc độ tự quay của Trái Đất và chuyển động địa cực, cả hai đều bị ảnh hưởng bởi triều Trái Đất. Biên độ bán nhật triều M₂ của triều Trái Đất gần như đồng pha với Mặt Trăng, với độ trễ khoảng 2 giờ.

Triều thiên hà

Triều thiên hà là các lực thủy triều do các thiên hà tác động lên các ngôi sao trong chính chúng và các thiên hà vệ tinh quay quanh chúng. Các lực triều thiên hà có thể ảnh hưởng đến đám mây Oort của Hệ Mặt Trời, được cho là nguyên nhân gây ra 90% các sao chổi chu kỳ dài.

Con người và thủy triều

Người xưa sống gần sông và biển thường dựa vào chu kỳ của thủy triều (nước lên và nước xuống) để sinh sống. Nhờ vào hiện tượng thủy triều, họ đã học cách khai thác hải sản như tôm, cua, cá, ... để phục vụ cho nhu cầu của mình.

Thủy triều đã góp phần quan trọng vào những chiến thắng lịch sử trên sông Bạch Đằng, năm 938 dưới sự lãnh đạo của Ngô Quyền trước quân Nam Hán và năm 1288 dưới triều đại nhà Trần khi đối đầu với quân Nguyên-Mông. Ngày nay, con người đã tận dụng thủy triều cho nhiều mục đích công nghiệp như sản xuất điện, ngư nghiệp để khai thác hải sản, và nghiên cứu khoa học trong lĩnh vực thủy văn.

Thủy triều và thuật ngữ trong tiếng Việt

Trong các chu kỳ thủy triều, ngày khi nước dâng cao nhất được gọi là nước phát, tương ứng với nước lớn trong tuần trăng mới. Ngược lại, ngày khi mực nước không tăng nhiều (khoảng 15 ngày sau nước phát) gọi là nước sính, tương ứng với nước lớn trong tuần trăng rằm.