Cộng hưởng thủy triều

Bách khoa toàn thư mở Wikipedia
Buớc tưới chuyển hướng Bước tới tìm kiếm
Thủy triều tại bến cảng Portishead của Kênh Bristol. Một ví dụ về cộng hưởng thủy triều.

Trong hải dương học, sự cộng hưởng thủy triều xảy ra khi thủy triều kích thích một trong những chế độ cộng hưởng của đại dương.[1] Hiệu ứng này nổi bật nhất khi thềm lục địa rộng khoảng một phần tư bước sóng. Sau đó, một làn sóng thủy triều có thể được củng cố bằng sự phản xạ giữa bờ biển và rìa thềm, kết quả tạo ra một phạm vi thủy triều rộng hơn nhiều ở bờ biển.

Các ví dụ nổi tiếng về hiệu ứng này được tìm thấy trong Vịnh Fundy, nơi thủy triều cao nhất thế giới được tìm thấy và trong Kênh Bristol. Ít được biết đến là Vịnh Lá, một phần của Vịnh Ungava gần lối vào Eo biển Hudson (Canada), nơi có thủy triều tương tự như Vịnh Fundy.[2] Các khu vực cộng hưởng khác có thủy triều lớn bao gồm Thềm Patagonia và trên thềm lục địa ở phía tây bắc Australia.[3]

Hầu hết các vùng cộng hưởng cũng chịu trách nhiệm cho các phần lớn của tổng lượng năng lượng thủy triều tiêu tan trong các đại dương. Dữ liệu đo độ cao vệ tinh cho thấy thủy triều M2 tiêu tan khoảng 2,5 TW, trong đó 261 GW bị mất trong khu phức hợp Vịnh Hudson, 208 GW trên các thềm châu Âu (bao gồm cả kênh Bristol), 158 GW trên thềm Tây Bắc Úc, 149 GW ở Hoàng Hải và 112 GW trên thềm Patagonia.[4]

Thang đo của cộng hưởng[sửa | sửa mã nguồn]

Tốc độ của sóng dài trong đại dương được đưa ra, với một xấp xỉ tốt, bởi, trong đó g là gia tốc của trọng lực và h là độ sâu của đại dương.[5][6][7] Đối với thềm lục địa điển hình với độ sâu 100 m, tốc độ xấp xỉ 30 m/s. Vì vậy, nếu thời kỳ thủy triều là 12 giờ, một thềm bước sóng quý sẽ có chiều rộng khoảng 300 km.

Với một thềm hẹp hơn, vẫn có sự cộng hưởng nhưng nó không khớp với tần số của thủy triều và do đó ít ảnh hưởng đến biên độ thủy triều. Tuy nhiên, hiệu ứng vẫn đủ để giải thích một phần lý do tại sao thủy triều dọc theo bờ biển nằm sau thềm lục địa thường cao hơn ở các đảo ngoài khơi trong đại dương sâu thẳm (một trong những giải thích thêm một phần là Định luật Green). Cộng hưởng cũng tạo ra dòng thủy triều mạnh và đó là sự nhiễu loạn do dòng chảy gây ra cho một lượng lớn năng lượng thủy triều tiêu tan trong các khu vực đó.

Trong đại dương sâu thẳm, nơi độ sâu thường là 4000 m, tốc độ của sóng dài tăng lên xấp xỉ 200 m / s. Sự khác biệt về tốc độ, khi so sánh với thềm, chịu trách nhiệm cho sự phản xạ ở rìa thềm lục địa. Tránh xa sự cộng hưởng, điều này có thể làm giảm năng lượng thủy triều di chuyển lên thềm. Tuy nhiên, gần tần số cộng hưởng, mối quan hệ pha, giữa các sóng trên thềm và trong đại dương sâu thẳm, có thể có tác dụng hút năng lượng lên thềm.

Tốc độ tăng của sóng dài trong đại dương sâu có nghĩa là bước sóng thủy triều có trật tự 10.000 km. Vì các lưu vực đại dương có kích thước tương tự, chúng cũng có khả năng cộng hưởng.[8][9] Trong thực tế, cộng hưởng đại dương sâu rất khó quan sát, có thể là do đại dương sâu mất năng lượng thủy triều quá nhanh so với các thềm cộng hưởng.

Xem thêm[sửa | sửa mã nguồn]

  • Seiche
  • Severn Barrage (đề xuất cho Kênh Bristol).
  • Sóng đứng
  • Bộ cộng hưởng khoang

Tham khảo[sửa | sửa mã nguồn]

  1. ^ Tidal Hydrodynamics 
  2. ^ O'Reilly, C.T.; Solvason, R.; Solomon, C. (2005). “Where are the World's Largest Tides”. BIO Annual Report: 2004 in Review (Biotechnol. Ind. Org., Washington, D. C.): 44–46. 
  3. ^ Webb, D.J. (1976). “A Model of Continental-shelf Resonances”. Deep-Sea Research 23: 1–15. Bibcode:1976DSROA..23....1W. doi:10.1016/0011-7471(76)90804-4. 
  4. ^ Egbert, G.D.; Ray, R. (2001). “Estimates of M2 tidal dissipation from TOPEX/Poseidon altimeter data”. Journal of Geophysical Research. 106 (C10): 22475–22502. Bibcode:2001JGR...10622475E. doi:10.1029/2000JC000699. 
  5. ^ Segar, D.A. (2007). Introduction to Ocean Science. New York: W.W. Norton. tr. 581+. 
  6. ^ Knauss, J.A. (1997). Introduction to Physical Oceanography. Long Grove, USA: Waveland Press. tr. 309. 
  7. ^ Defant, A. (1961). Introduction to Physical Oceanography II. Oxford: Pergamon Press. tr. 598. 
  8. ^ Platzman, G.W.; Curtis, G.A.; Hansen, K.S.; Slater, R.D. (1981). “Normal Modes of the World ocean. Part II: Description of Modes in the Period Range 8 to 80 Hours”. Journal of Physical Oceanography 11 (5): 579–603. Bibcode:1981JPO....11..579P. doi:10.1175/1520-0485(1981)011<0579:NMOTWO>2.0.CO;2. 
  9. ^ Webb, D.J. (1973). “Tidal Resonance in the Coral Sea”. Nature 243 (5409): 511. Bibcode:1973Natur.243..511W. doi:10.1038/243511a0.