Thực đơn
Thủy_triều
Từ thời cổ đại, quan sát và thảo luận về thủy triều đã ngày càng tinh tế, ban đầu đánh dấu sự lặp lại hàng ngày, sau đó là mối quan hệ của thủy triều với Mặt Trời và Mặt Trăng. Pytheas đã du hành đến Quần đảo Anh vào khoảng năm 325 TCN và dường như là người đầu tiên gắn triều cường với pha mặt trăng.
Vào thế kỷ II TCN, nhà thiên văn học Babylon là Seleukos xứ Seleucia đã mô tả chính xác hiện tượng thủy triều nhằm hỗ trợ cho thuyết nhật tâm của ông.[47] Ông đưa ra giả thuyết chính xác rằng thủy triều là do Mặt Trăng gây ra, mặc dù ông tin rằng sự tương tác được trung gian bởi pneuma. Ông lưu ý rằng thủy triều thay 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 hấp dẫn của mặt trăng và chiều cao của thủy triều phụ thuộc vào vị trí của Mặt Trăng so với Mặt Trời.[48]
Naturalis Historia của Pliny Già đối chiếu nhiều quan sát thủy triều, ví dụ, triều cường là một vài ngày sau (hoặc trước) trăng tròn và trăng mới và là cao nhất quanh các điểm phân (xuân phân, thu phân), mặc dù Pliny Già lưu ý nhiều mối quan hệ mà hiện nay được coi là huyền ảo. Trong Geographia (Địa lý), Strabo đã mô tả các thủy triều trong vịnh Ba Tư có phạm vi lớn nhất của chúng khi mặt trăng ở xa nhất với mặt phẳng xích đạo. Tất cả điều này mặc cho biên độ tương đối nhỏ của các thủy triều bồn địa Địa Trung Hải (Dòng chảy mạnh qua eo biển Euripus và eo biển Messina làm Aristotle bối rối).
Philostratus đã thảo luận về thủy triều trong Quyển 5 sách Cuộc đời của Apollonius xứ Tyana. Philostratus đề cập đến mặt trăng, nhưng gán các thủy triều cho các "linh hồn". Ở châu Âu vào khoảng năm 730, Bede đã mô tả cách thủy triều dâng trên một bờ biển của quần đảo Anh trùng với sự rút xuống ở nơi khác và mô tả sự tiến triển thời gian của nước lớn dọc theo vùng bờ biển Northumbria.
Bảng thủy triều đầu tiên ở Trung Quốc được ghi nhận vào năm 1056 chủ yếu dành cho du khách muốn xem nước triều lớn nổi tiếng ở sông Tiền Đường. Bảng thủy triều đầu tiên được biết đến ở Anh được cho là của John Wallingford, người đã chết khi làm tu viện trưởng tu viện St. Albans khoảng năm 1213-1214, dựa trên nước lớn xảy ra 48 phút muộn hơn mỗi ngày và 3 giờ sớm hơn tại cửa sông Thames ở London.[49]
William Thomson, Nam tước Kelvin thứ nhất, đã chỉ đạo phân tích sóng hài hệ thống đầu tiên bắt đầu vào năm 1867. Kết quả chính là việc xây dựng máy dự báo thủy triều sử dụng một hệ thống ròng rọc để cộng sáu hàm thời gian hài hòa với nhau. Nó được "lập trình" bằng cách đặt lại các bánh răng và xích để điều chỉnh pha và biên độ. Các cỗ máy tương tự đã được sử dụng cho đến thập niên 1960.[50]
Ghi chép mực nước biển đã biết đầu tiên của một chu kỳ triều cường – triều kém được thực hiện vào năm 1831 tại Bến tàu Navy ở cửa sông Thames. Nhiều cảng lớn có các trạm đo mức nước triều tự động vào năm 1850.
William Whewell lần đầu tiên lập bản đồ các đường đồng pha thủy triều kết thúc bằng một biểu đồ gần như toàn cầu vào năm 1836. Để làm cho các bản đồ này thống nhất, ông đưa ra giả thuyết về sự tồn tại của các giao điểm thủy triều, nơi các dòng thủy triều gặp nhau giữa đại dương. Các điểm không có thủy triều này đã được xác nhận bằng đo đạc vào năm 1840 bởi Thuyền trưởng Hewett R. N., từ những phép đo âm thanh cẩn thận ở Biển Bắc.[28]
Các lực thủy triều do Mặt Trăng và Mặt Trời tạo ra các sóng rất dài di chuyển khắp đại dương theo các đường được chỉ ra trong biểu đồ đồng pha thủy triều. Thời điểm mà đỉnh sóng chạm tới một cảng khi ấy đưa ra thời gian nước lớn tại cảng. Thời gian để sóng di chuyển quanh đại dương cũng có nghĩa là có sự chậm trễ giữa các pha của Mặt Trăng và ảnh hưởng của chúng đối với thủy triều. Chẳng hạn, triều cường và triều kém ở Biển Bắc là hai ngày sau trăng mới/trăng tròn và trăng thượng huyền/hạ huyền. Điều này được gọi là tuổi của thủy triều.[51][52]
Độ sâu đại dương ảnh hưởng rất lớn đến thời gian và chiều cao chính xác của thủy triều tại một điểm bờ biển cụ thể. Có một số trường hợp tột độ; vịnh Fundy ở bờ biển phía đông Canada, thường được tuyên bố là có thủy triều cao nhất thế giới vì hình dạng, độ sâu và khoảng cách từ rìa thềm lục địa.[53] Các đo đạc thực hiện tháng 11 năm 1998 tại Burntcoat Head trong vịnh Fundy đã ghi lại phạm vi tối đa 16,3 mét (53 ft) và giá trị cực đại dự đoán là 17 mét (56 ft).[54][55] Các phép đo tương tự được thực hiện vào tháng 3 năm 2002 tại lưu vực sông Leaf, vịnh Ungava ở phía bắc Quebec cho các giá trị tương tự (cho phép 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).[54][55] Vịnh Ungava và vịnh Fundy nằm cách xa tương tự từ rìa thềm lục địa, nhưng vịnh Ungava không bị các khối băng trôi che phủ trong khoảng 4 tháng mỗi năm trong khi vịnh Fundy hiếm khi đóng băng.
Southampton tại Vương quốc Anh có nước lớn hai đỉnh do sự tương tác giữa các thành phần thủy triều M2 và M4.[56] Portland có nước ròng hai đáy vì lý do tương tự. Thủy triều M4 được tìm thấy dọc theo bờ biển phía nam Vương quốc Anh, nhưng ảnh hưởng của nó có thể thấy rõ nhất trong đoạn giữa đảo Wight và đảo Portland do thủy triều M2 là thấp nhất trong khu vực này.
Do các chế độ dao động của Địa Trung Hải và biển Baltic không trùng với bất kỳ chu kỳ ảnh hưởng thiên văn đáng kể nào nên thủy triều lớn nhất nằm gần các kết nối hẹp của chúng với Đại Tây Dương. Các thủy triều cực nhỏ cũng xảy ra vì lý do tương tự ở vịnh Mexico và biển Nhật Bản. Ở những nơi khác, như dọc theo bờ biển phía nam Australia, các thủy triều thấp có thể là do sự hiện diện của giao điểm thủy triều gần đó.
Thuyết hấp dẫn của Isaac Newton trước tiên cho phép giải thích lý do tại sao nói chung có hai thủy triều chứ không phải một mỗi ngày và mang lại hy vọng cho sự hiểu biết chi tiết về lực và hành vi thủy triều. Mặc dù có vẻ như thủy triều có thể được dự đoán thông qua kiến thức đủ chi tiết về các tác động thiên văn tức thời, thủy triều thực tế tại một địa điểm nhất định được xác định bởi các lực thiên văn được tích lũy bởi vùng nước trong nhiều ngày. Ngoài ra, các kết quả chính xác sẽ đòi hỏi kiến thức chi tiết về hình dạng của tất cả các bồn địa đại dương - độ sâu và hình dạng đường bờ biển của chúng.
Quy trình hiện tại để phân tích thủy triều theo phương pháp phân tích sóng hài được William Thomson giới thiệu vào thập niên 1860. Nó dựa trên nguyên tắc cho rằng các thuyết thiên văn về chuyển động của Mặt Trời và Mặt Trăng xác định một lượng lớn các tần số thành phần, và ở mỗi tần số, có một thành phần lực có xu hướng tạo ra chuyển động thủy triều, nhưng ở mỗi địa phương thì thủy triều phản ứng tại mỗi tần số với biên độ và pha đặc thù với địa phương đó. Vì thế, tại mỗi nơi thì độ cao của thủy triều được đo trong một khoảng thời gian đủ dài (thường là trên một năm trong trường hợp một cảng mới chưa được nghiên cứu trước đó) để cho phép phân biệt phản ứng ở mỗi tần số tạo ra thủy triều quan trọng bằng cách phân tích và trích xuất các hằng số thủy triều cho một lượng đủ các thành phần mạnh nhất đã biết đến của các lực thủy triều thiên văn để cho phép dự đoán thủy triều thực tế. Độ cao thủy triều được dự kiến là tuân theo lực thủy triều, với biên độ và độ trễ pha không đổi cho từng thành phần. Do tần số và pha của thiên văn có thể được tính toán một cách chắc chắn, nên độ cao của thủy triều vào các thời điểm khác có thể được dự đoán một khi phản ứng với các thành phần hài hòa của các lực tạo thủy triều được tìm thấy.
Các mẫu hình chính trong thủy triều là:
Thủy triều thiên văn cao nhất là triều cường điểm cận địa khi cả Mặt Trời và Mặt Trăng ở gần Trái Đất nhất.
Khi phải đối mặt với một hàm thay đổi định kỳ, cách tiếp cận tiêu chuẩn là sử dụng chuỗi Fourier, một dạng phân tích sử dụng các hàm hình sin như một tập hợp cơ sở, có tần số không, một, hai, ba v.v. lần tần số của một chu kỳ cơ bản cụ thể. Các bội số này được gọi là sóng hài của tần số cơ bản 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 phù hợp với hành vi được mô hình hóa, tương đối ít số hạng điều hòa cần được thêm vào. Các đường quỹ đạo rất gần tròn, vì vậy các biến động hình sin phù hợp với thủy triều.
Để phân tích độ cao thủy triều, cách tiếp cận chuỗi Fourier trên thực tế phải được thực hiện công phu hơn so với việc sử dụng một tần số duy nhất và các sóng hài của nó. Các mẫu thủy triều được tách thành nhiều đường hình sin với nhiều tần số cơ bản, tương ứng (như trong thuyết mặt trăng) với nhiều tổ hợp khác nhau của các chuyển động của Trái Đất, Mặt Trăng và các góc xác định hình dạng và vị trí của quỹ đạo của chúng.
Do đó, đối với thủy triều, phân tích sóng hài không giới hạn ở các sóng hài của một tần số.[57] Nói cách khác, các hòa âm là bội số của nhiều tần số cơ bản chứ không phải chỉ là tần số cơ bản của cách tiếp cận chuỗi Fourier đơn giản hơn. Biểu diễn của chúng dưới dạng một chuỗi Fourier chỉ có một tần số cơ bản và các bội số nguyên của nó sẽ yêu cầu nhiều số hạng và có thể bị giới hạn nhiều trong phạm vi thời gian mà nó có thể là hợp lệ.
Nghiên cứu chiều cao thủy triều bằng phân tích sóng hài được bắt đầu bởi Laplace, William Thomson và George Darwin. A. T. Doodson đã mở rộng công việc của họ, giới thiệu ký hiệu Số Doodson để thiết lập hàng trăm số hạng sinh ra. Kể từ đó cách tiếp cận này đã trở thành tiêu chuẩn quốc tế, và các biến chứng phát sinh như sau: lực gây thủy triều về cơ bản được đưa ra như là tổng của một số số hạng. Mỗi số hạng có dạng
A cos ( ω t + p ) {\displaystyle A\cos \,(\omega t+p)}trong đó A là biên độ, & omega; là tần số góc thường được tính theo độ mỗi giờ tương ứng với t được 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 thứ hai cho Mặt Trời. Pha p của sóng hài đầu tiên cho số hạng Mặt Trăng được gọi là khoảng thủy triều mặt trăng hoặc khoảng nước lớn. Bước tiếp theo là điều chỉnh các số hạng điều hòa do hình dạng elip của các quỹ đạo. Theo đó, giá trị của A không phải là hằng số mà thay đổi theo thời gian, một chút, xung quanh một con số trung bình. Thay thế nó bằng A (t) trong đó A là một đường hình sin khác, tương tự như chu kỳ và chu kỳ của thuyết Ptolemy. Theo đó,
A ( t ) = A ( 1 + A a cos ( ω a t + p a ) ) {\displaystyle A(t)=A{\bigl (}1+A_{a}\cos \,(\omega _{a}t+p_{a}){\bigr )}}có nghĩa là một giá trị trung bình A với một biến thể hình sin về độ lớn Aa, với tần số ωa và pha pa. Do đó, số hạng đơn giản bây giờ là tích số của hai thừa số cosin:
A [ 1 + A a cos ( ω a t + p a ) ] cos ( ω t + p ) {\displaystyle A{\bigl [}1+A_{a}\cos \,(\omega _{a}t+p_{a}){\bigr ]}\cos \,(\omega t+p)}Với bất kỳ x và y nào ta có
cos x cos y = 1 2 c o s ( x + y ) + 1 2 cos ( x − y ) {\displaystyle \cos x\cos y={\textstyle {\frac {1}{2}}}\ cos\,(x+y)+{\textstyle {\frac {1}{2}}}\cos \,(x-y)}thì rõ ràng là một số hạng đa hợp liên quan đến tích số của hai số hạng cosin, với mỗi số hạng có tần số riêng của chính chúng là y hệt như ba số hạng cosin đơn giản được thêm vào ở tần số ban đầu và cả ở các tần số là tổng và hiệu của hai tần số của số hạng tích số (Ba chứ không phải hai số hạng, do biểu thức tổng thể là ( 1 + cos x ) cos y {\displaystyle (1+\cos x)\cos y} ). Xem xét thêm rằng lực thủy triều tại một vị trí cũng phụ thuộc vào việc Mặt Trăng (hay Mặt Trời) ở trên hoặc dưới mặt phẳng xích đạo và các thuộc tính này có chu kỳ riêng của chính chúng cũng là vô ước với ngày và tháng, và rõ ràng là có nhiều tổ hợp sinh ra. Với sự lựa chọn cẩn thận các tần số thiên văn cơ bản, số Doodson diễn giải các bổ sung và khác biệt cụ thể để tạo thành tần số của mỗi số hạng cosin đơn giản.
Dự đoán thủy triều là tổng của các bộ phận hợp thành.Lưu ý rằng thủy triều thiên văn không bao gồm các hiệu ứng thời tiết. Ngoài ra, những thay đổi đối với các điều kiện địa phương (di chuyển bờ cát, nạo vét miệng cảng v.v.) so với những điều kiện phổ biến tại thời điểm đo đạc ảnh hưởng đến thời gian và biên độ thực tế của thủy triều. Các tổ chức trích dẫn "thủy triều thiên văn cao nhất" cho một số vị trí có thể cường điệu con số này như một yếu tố an toàn để đề phòng các bất định phân tích, khoảng cách từ điểm đo đạc gần nhất, các thay đổi kể từ lần quan sát cuối cùng, sụt lún mặt đất v.v. để ngăn ngừa trách nhiệm khi một công trình kỹ thuật bị tràn qua. Cần có sự quan tâm đặc biệt khi đánh giá kích thước của "sự tràn dâng thời tiết" bằng cách trừ thủy triều thiên văn từ thủy triều quan sát được.
Phân tích dữ liệu Fourier kỹ càng trong chu kỳ 19 năm (Giai đoạn Dữ liệu Thủy triều Quốc gia ở Hoa Kỳ) sử dụng các tần số được gọi là thành phần điều hòa thủy triều. Mười chín năm được ưa thích vì các vị trí tương đối của Trái Đất, Mặt Trăng và Mặt Trời lặp lại gần như chính xác trong chu kỳ Meton 19 năm, là đủ dài để bao gồm thành phần thủy triều giao điểm mặt trăng 18,613 năm. Phân tích này có thể được thực hiện bằng cách chỉ sử dụng kiến thức về "chu kỳ" tác động mà không có sự hiểu biết chi tiết về đạo hàm toán học, điều đó có nghĩa là các bảng thủy triều hữu ích đã được xây dựng trong nhiều thế kỷ.[58]
Các biên độ và pha kết quả sau đó có thể được sử dụng để dự đoán thủy triều dự kiến. Chúng thường bị chi phối bởi các thành phần gần 12 giờ (các thành phần bán nhật), nhưng cũng có các thành phần chính gần 24 giờ (nhật). Các thành phần dài hạn hơn là 14 ngày hoặc hai tuần, hàng tháng và nửa năm. Bán nhật triều chi phối vùng bờ biển, nhưng một số khu vực như biển Đông và vịnh Mexico chủ yếu là nhật triều. Trong các khu vực bán nhật triều, các thành phần chu kỳ chính M2 (mặt trăng) và S 2 (mặt trời) khác nhau một chút, vì thế các pha tương đối, và do đó biên độ của thủy triều tổng hợp, thay đổi hai tuần một lần (chu kỳ 14 ngày).[59]
Trong đồ thị M2 ở trên, mỗi đường đồng pha thủy triều khác nhau một giờ so với các đường bên cạnh và các đường dày hơn chỉ ra thủy triều trong pha cân bằng tại Greenwich. Các đường xoay quanh giao điểm thủy triều ngược chiều kim đồng hồ ở Bắc bán cầu, vì thế từ bán đảo Baja California đến Alaska và từ Pháp đến Ireland thủy triều M2 lan truyền về phía bắc. Ở Nam bán cầu hướng này là theo chiều kim đồng hồ. Mặt khác, thủy triều M2 lan truyền ngược chiều kim đồng hồ xung quanh New Zealand, nhưng điều này là do các đảo có vai trò như là một con đập và cho phép các thủy triều có độ cao khác nhau ở các mặt đối diện của các đảo (Thủy triều lan truyền theo hướng bắc ở phía đông và theo hướng nam trên bờ biển phía tây, như dự đoán lý thuyết).
Ngoại lệ là tại eo biển Cook, nơi các dòng thủy triều định kỳ liên kết nước lớn với nước ròng. Điều này là do các đường đồng pha thủy triều 180° xung quanh các giao điểm thủy triều là ngược pha nhau, ví dụ nước lớn đối diện với nước ròng ở mỗi đầu eo biển Cook. Mỗi thành phần thủy triều có một mô hình biên độ, pha và các giao điểm thủy triều khác biệt, do đó các mẫu M2 không thể sử dụng được cho các thành phần thủy triều khác.
Do Mặt Trăng di chuyển trên quỹ đạo xung quanh Trái Đất và cùng chiều với sự tự quay của Trái Đất, nên một điểm trên Trái Đất phải xoay xa hơn một chút để đuổi kịp, vì thế thời gian giữa các bán nhật triều không phải là 12 mà là 12,4206 giờ, tức là phải mất thêm trên 25 phút nữa. Hai đỉnh triều nói chung không bằng nhau. Hai nước lớn mỗi ngày xen kẽ về chiều cao tối đa: nước lớn thấp (dưới 3 ft), nước lớn cao (trên 3 ft), và một lần nữa lại là nước lớn thấp. Tương tự như vậy đối với nước ròng.
Khi Trái Đất, Mặt Trăng và Mặt Trời thẳng hàng (Mặt Trời – Trái Đất – Mặt Trăng hay Mặt Trời – Mặt Trăng – Trái Đất) thì 2 ảnh hưởng chính kết hợp với nhau để tạo ra triều cường; khi 2 lực đối lập nhau như khi góc tạo thành bởi Mặt Trăng – Trái Đất – Mặt Trời gần 90 độ thì kết quả là triều kém. Khi Mặt Trăng di chuyển trên quỹ đạo của nó, nó thay đổi từ phía bắc xích đạo sang phía nam xích đạo. Sự xen kẽ trong chiều cao của nước lớn trở nên nhỏ hơn, cho đến khi chúng là như nhau (tại điểm phân của Mặt Trăng thì nó nằm trên đường xích đạo), sau đó phát triển trở lại nhưng trái cực, tăng dần tới khác biệt tối đa và sau đó lại suy yếu dần một lần nữa.
Ảnh hưởng của thủy triều đối với dòng chảy triều khó phân tích hơn và dữ liệu cũng khó thu thập hơn. Chiều cao thủy triều là một con số đơn giản áp dụng đồng thời cho một vùng rộng. Một dòng chảy triều 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 độ sâu cục bộ. Ngoài ra, mặc dù tâm của kênh nước là nơi đo lường hữu ích nhất nhưng các nhà hàng hải lại phản đối do thiết bị đo đạc dòng gây cản trở đường thủy. Một dòng chảy tiến theo một kênh cong vẫn chỉ là dòng chảy đó, mặc dù hướng của nó thay đổi liên tục dọc theo kênh. Điều ngạc nhiên là dòng chảy triều lên và dòng chảy triều xuống thường là không theo hướng ngược nhau. Hướng dòng chảy được xác định bởi hình dạng của kênh ngược dòng chứ không phải hình dạng của kênh xuôi dòng. Tương tự, các xoáy nước chỉ có thể hình thành theo một hướng dòng chảy.
Tuy nhiên, phân tích dòng chảy triều là tương tự như phân tích thủy triều: trong trường hợp đơn giản, tại một địa điểm nhất định, dòng chảy triều lên chủ yếu theo một hướng và dòng chảy triều xuống là theo hướng khác. Các vận tốc triều lên có dấu dương, và các vận tốc triều xuống có dấu âm. Phân tích được tiến hành 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 dòng chảy định ra một hình elip trong một chu kỳ thủy triều (trên một biểu đồ cực) thay vì dọc theo các đường dòng chảy triều lên và triều xuống. Trong trường hợp này, phân tích có thể tiến hành dọc theo các cặp hướng, với các hướng chính và phụ vuông góc. Một cách khác là xử lý các dòng thủy triều như là các số phức, do mỗi giá trị có cả biên độ và hướng.
Thông tin dòng thủy triều thường được thấy nhiều nhất trên các biểu đồ hàng hải, được trình bày dưới dạng bảng tốc độ và phương vị dòng chảy theo từng giờ, với các bảng tách biệt cho triều cường và triều kém. Thời gian là tương đối so với nước lớn tại một số cảng nơi hành vi thủy triều là tương tự 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 thủy triều chỉ dựa trên các yếu tố thiên văn mà không kết hợp với điều kiện thời tiết, và điều này có thể thay đổi hoàn toàn kết quả.
Dòng chảy thủy triều qua eo biển Cook giữa hai đảo chính của New Zealand là đáng chú ý, vì thủy triều ở hai bên eo biển gần như đối pha nhau, vì thế nước lớn ở một bên là đồng thời với nước ròng ở phía bên kia. Các dòng chảy mạnh sinh ra với sự thay đổi chiều cao thủy triều gần như bằng không ở tâm eo biển. Tuy nhiên, mặc dù triều dâng thường chảy theo một hướng trong 6 giờ và theo hướng ngược lại trong 6 giờ, nhưng một đợt dâng cụ thể có thể kéo dài 8 hoặc 10 giờ với nước dâng ngược bị suy yếu đi. Trong các điều kiện thời tiết đặc biệt dữ dội, nước dâng ngược có thể bị vượt qua hoàn toàn để dòng chảy tiếp tục theo cùng một hướng qua 3 chu kỳ nước dâng hoặc hơn thế.
Một điều phức tạp thêm nữa với mô hình dòng chảy của eo biển Cook là thủy triều ở phía nam (ví dụ tại Nelson) tuân theo chu kỳ triều cường – triều kém phổ biến là hai tuần một lần (cũng như được thấy dọc theo phía tây của quốc gia này), nhưng mô hình thủy triều phía bắc chỉ có một chu kỳ mỗi tháng, cũng như ở phía đông: Wellington và Napier.
Biểu đồ thủy triều của eo biển Cook chỉ ra thời gian và chiều cao nước lớn và nước ròng, cho đến tháng 11 năm 2007; đây là các giá trị không phải từ đo đạc mà thay vì thế được tính toán từ các thông số thủy triều có nguồn gốc từ các đo đạc nhiều năm trước. Biểu đồ hàng hải của eo biển Cook cung cấp 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 khét tiếng. Ngoài tác động của thời tiết, các dòng chảy thực tế qua eo biển Cook chịu ảnh hưởng của chênh lệch độ cao thủy triều giữa hai đầu eo biển và như có thể thấy, chỉ một trong hai triều cường ở đầu tây bắc của eo biển (gần Nelson) có triều cường đối ứng ở đầu đông nam (Wellington), nên hành vi kết quả không tuân theo cảng tham chiếu nào cả.
Năng lượng thủy triều có thể thu được bằng hai cách: đưa tuabin nước vào dòng chảy triều hoặc xây dựng các ao hồ nhận/thoát nước thông qua một tuabin. Trong trường hợp đầu tiên, lượng năng lượng hoàn toàn được xác định bởi biên độ và thời gian của dòng chảy triều. Tuy nhiên, các dòng chảy tốt nhất có thể không có sẵn vì các tuabin sẽ cản trở tàu thuyền. Trong trường hợp thứ hai, chi phí xây dựng các đập ngăn nước là rất tốn kém, các chu trình nước tự nhiên bị phá vỡ hoàn toàn, giao thông thủy cũng bị gián đoạn. Tuy nhiên, với nhiều ao hồ, năng lượng có thể được sinh ra tại các thời điểm được lựa chọn. Cho đến nay, có rất ít hệ thống được lắp đặt để phát điện thủy triều (nổi tiếng nhất là La Rance tại Saint Malo, Pháp) nhưng gặp rất nhiều khó khăn. Bên cạnh các vấn đề môi trường, chỉ đơn giản là chống chịu ăn mòn và ô nhiễm sinh học đã đặt ra nhiều thách thức kỹ thuật.
Những người ủng hộ điện thủy triều chỉ ra rằng, không giống như các hệ thống điện gió, mức độ phát điện có thể dự đoán được khá tin cậy, ngoại trừ các tác động thời tiết. Trong khi một số hệ thống phát điện là có thể đối với hầu hết các chu kỳ thủy triều thì trên thực tế các tuabin mất tính hiệu quả ở các tốc độ vận hành thấp hơn. Vì công suất khả dụng từ một dòng chảy là tỷ lệ thuận với lập phương của tốc độ dòng chảy nên thời gian có thể tạo ra công suất cao là ngắn ngủi.
Thực đơn
Thủy_triềuLiên quan
Tài liệu tham khảo
WikiPedia: Thủy_triều