Biển kín
Những biển kín với độ sâu nước lớn (h > 1000 m) như Địa Trung Hải và Biển Đỏ có biên độ thủy triều nhỏ trong phạm vi 0,1 đến 0,5 m bởi hai lý do. Trước hết quy mô độ dài quá nhỏ để trọng lực gây ra chênh lệch mực nước đáng kể tại các biên (< 0,1 m/1000 km). Thứ hai, lối vào của biển kín quá nhỏ để năng lượng thủy triều đại dương vào đủ.
Khi quy mô độ dài của một biển kín lớn nhiều hơn quy mô bề rộng, có thể phát sinh một hệ thống dao động sóng đứng đơn giản, làm cho biên độ lớn nhất có độ lớn là 0,5 m tại biên xa nhất của thuỷ vực (ˆ0,5 m).
Mặc dầu biên độ thủy triều nói chung nhỏ, có thể phát sinh dòng thủy triều mạnh (1 đến 2 m/s) trong những lòng dẫn hẹp tách khỏi những thuỷ vực với mực nước khác nhau (Eo biển Messina, Italy).
Biển ven thềm lục địa
Thủy triều trong những biển ven bờ với độ sâu hạn chế từ 200 m ngoài khơi đến 10 m gần bờ phát sinh bởi những sóng triều bắt nguồn từ đại dương. Khi một sóng dài từ đại dương tiếp cận biển thềm lục địa, nó sẽ một phần truyền trên thềm lục địa và một phần phản xạ ngược lại đại dương (xem Mục 8.3.2). Hướng lan truyền sóng sẽ thay đổi tại mép thềm lục địa do hiệu ứng khúc xạ. Sự thay đổi hướng là đáng kể do độ sâu giữa thềm lục địa (= 200 m) và đại dương (= 4000 m) khác nhau tương đối lớn. Nước nông cũng xuất hiện làm tăng đáng kể độ cao sóng. Vậy, độ lớn thủy triều trên thềm lục địa thường cao hơn trong đại dương. Hiện tượng quan trọng nhất trên thềm lục địa là hiệu ứng phản xạ tại những biên đất và hiệu ứng Coriolis do sự quay của Trái đất. Những hiệu ứng trọng lực nhỏ, không đáng kể trong những biển ven bờ bởi vì những quy mô ngang quá nhỏ. Sóng tắt dần và biến dạng đáng kể trong những khu vực nước nông gần bờ.
Những hiệu ứng phản xạ và Coriolis làm phát sinh những hệ thống vô triều. Hình 8.35 cho thấy hai hệ thống vô triều trong Biển Bắc phát sinh bởi thủy triều bán nhật. Thủy triều lớn nhất là 5 m xuất hiện nơi sóng Kelvin chuyển động xuống hướng nam dọc bờ nước Anh, là biên xa điểm vô triều nhất.
Độ lớn lớn nhất của thủy triều bán nhật nói chung xuất hiện trong những biển thềm lục địa nửa kín do sự phát sinh những hệ thống sóng đứng. Độ lớn trung bình triều cường hơn 10 m đã quan sát được trong vịnh Fundy, Canada; vịnh Malo, Pháp và Lòng dẫn Bristol, nước Anh. Độ lớn nhật triều lớn nhất (6 m) đã quan sát được trong Biển Đông.
Dòng triều nói chung có cùng đặc trưng như biến đổi mực nước địa phương (bán nhật hoặc toàn nhật). Trong trường hợp một sóng tiến, vận tốc dòng chảy trung bình độ sâu là tuyến tính với độ cao mặt nước địa phương (uc/h0). Như vậy, không có lệch pha (u= 0 m/s với = 0 và u uˆ với = ˆ). Trong trường hợp một hệ thống sóng
đứng, vận tốc dòng chảy lớn nhất gần những điểm nút (vô triều) khi mặt nước nằm ngang (xem mục 8.4). Trong nước nông, sự tắt dần và sự biến dạng sóng trở nên ngày càng quan trọng, tạo ra sự lệch pha đáng kể giữa vận tốc dòng chảy và mực nước.
Hình 8.35. Những hệ thống vô triều trong Biển Bắc (những đường đồng triều theo giờ, độ lớn thủy triều tính bằng mét)
Dòng chảy mạnh nhất (1 đến 2 m/s) xuất hiện trong những lòng dẫn hẹp nối hai hệ thống thủy triều khác nhau đáng kể về mực nước tại hai đầu lòng dẫn (dòng chảy thẳng). Dòng triều trung bình độ sâu trong biển có độ lớn khoảng 0,5 m/s. Vectơ dòng chảy trong biển quay theo kiểu ê-líp với hai lớn nhất và hai giá trị nhỏ nhất xấp xỉ nhau, như trong hình 8.36 (dòng chảy cong). Khi những thành phần x và y của vectơ dòng chảy tại một vị trí đặc trưng được lấy trung bình chu trình thủy triều, thường thấy một dòng dư trong cả hai hướng (đường cong vectơ không khép kín, hình 8.36). Những hiệu ứng thực tế này có thể tăng lên do ảnh hưởng của dòng chảy mật độ hoặc của dòng chảy gió. Những dòng dư liên quan đến thủy triều tương đối nhỏ (< 0,1 m/s), nhưng chúng quan trọng đối với sự vận chuyển vật chất khác nhau như sét, bùn, chất thải, hóa chất. Về cơ bản, những dòng dư phát sinhdo sự tương tác của dòng triều với địa hình đáy (các bờ cát) và hình thế bờ (mũi đất, đảo), tạo ra những bức tranh lệch hướng và hoàn lưu nghịch. Như vậy, hướng quay của vectơ dòng chảy tại một vị trí đặc trưng không chỉ phụ thuộc vào hiệu ứng phản xạ và hiệu ứng Coriolis, mà còn vào những hiệu ứng hình học và địa hình. Trên thềm lục địa hướng quay ở ngoài khơi (nước sâu) được kiểm soát chủ yếu bởi phản xạ và lực Coriolis, tạo nên sự quay ngược chiều kim đồng hồ trên bán cầu Bắc (hình 8.34 và 8.35).
Hình 8.36. Hình ê-líp dòng chảy với vectơ theo giờ
Hướng dòng chảy theo định nghĩa là hướng mà dòng chảy đang đến (hợp một góc với phía Bắc). Như vậy, hướng dòng chảy 90o có nghĩa là dòng chảy hướng về phía Đông.
Giả thiết dòng chảy đồng nhất (không có biến đổi nhiệt độ và độ muối), những dòng triều cho thấy có cấu trúc thẳng đứng nhỏ, trừ nơi gần đáy. Lớp bị ảnh hưởng bởi đáy biển được gọi là lớp biên benthic với bề dày từ 50 tới 100 m. Điều này có nghĩa là hiệu ứng ma sát đáy lan rộng đến mặt nước tại nhiều vị trí trên thềm lục địa. Cũng có những biến đổi nhỏ của hướng dòng chảy theo độ sâu, bởi vì những biến đổi vận tốc theo độ sâu quá nhỏ để gây ra những biến đổi đáng kể của lực Coriolis. Trên cơ sở này, có thể biểu thị dòng triều trong biển đồng nhất bằng cách áp dụng hợp lý phương pháp trung bình độ sâu.
Tính toán biến đổi mực nước và vận tốc dòng chảy như một hàm của thời gian đòi hỏi phái áp dụng mô hình số. Giả thiết điều kiện đồng nhất (không phân tầng), những phương trình cơ bản để mô tả là các phương trình (5.2.11), (5.4.49) và (5.4.50).
Nói chung, cách tiếp cận là áp dụng một mô hình toàn bộ quy mô lớn với kích thước lưới thô (hàng kilômet) để tính toán sự lan truyền sóng thủy triều, trong khi một mô hình chi tiết quy mô nhỏ với một kích thước lưới tinh (hàng trăm mét) được sử dụng để dự đoán vận tốc dòng chảy chi tiết trong khu vực quan tâm. Cách tiếp cận kết hợp này gọi là mô hình lưới lồng, có lợi thế là số liệu biên của mô hình chi tiết thỏa mãn phương trình liên tục.
Hiệu chỉnh mô hình thường thực hiện bằng việc áp dụng những giá trị khác nhau của hệ số Chezy và hệ số phát tán (xáo trộn) ngang (K) cho đến khi phù hợp tốt với dữ liệu đo đạc có được. Phân bố vận tốc và mực nước dọc theo biên cũng có thể sử dụng để
hiệu chỉnh. Xáo trộn ngang quan trọng nhất gần những ô dòng chảy bởi vì nó điều khiển sự truyền động lượng chất lỏng và khối lượng (trầm tích) từ dòng chảy chính đến ô dòng chảy. Thông thường, hệ số xáo trộn ngang được giả thiết không đổi theo độ sâu. Đa số các thông tin tham khảo liên quan tới hệ số phát tán (K), hệ số này khác với hệ số nhớt rối (f). Hệ số phát tán thường xác định từ mô hình toán học tích phân theo độ sâu, được áp dụng để mô tả thí nghiệm thải màu bằng cách điều chỉnh hệ số phát tán. Theo cách này hệ số phát tán phản ánh tất cả những hiệu ứng có thể có như vận chuyển đối lưu bởi dòng thứ cấp và những hiệu ứng đối lưu liên quan đến thủ tục lấy trung bình độ sâu.
Như vậy, phải trả giá cho việc đơn giản hóa bằng cách đưa ra hệ số phát tán liên quan chủ yếu đến hệ thống dòng chảy đang xét. Độ lớn của hệ số phát tán có thể xác định từ mô phỏng toán học thí nghiệm thải màu ở hiện trường. Đánh giá bậc đại lượng có thể nhận được từ các công thức và đồ thị giới thiệu trong tài liệu tham khảo. Một số thông tin về hệ số phát tán được Okubo (1971) đưa ra, ông là người đã khảo sát lại các số liệu liên quan đến sự lan truyền ngang của chất thải màu tức thời trong những lớp xáo trộn phía trên của dòng chảy biển và cửa sông. Không nhận được sự khác nhau giữa xáo trộn ngang và dọc vì những bức tranh phân bố màu rất không đều. Quy mô độ dài phát tán được xác định tuỳ tiện là đường kính của một vòng tròn tương đương, trong đó 95 % màu bao phủ trong thời gian quan sát. Okubo trình bày hệ số phát tán ngang hiệu quả là một hàm của quy mô độ dài phát tán (l).
Một vài giá trị tiêu biểu là:
l = 102 m K = 10-1 m2/s l = 103 m K = 100 m2/s l = 104 m K = 101 m2/s
Xáo trộn ngang trong lớp trượt tự do có thể đánh giá bằng:
K = 0,01 bu
với b = bề rộng ngang của lớp trượt tự do, và u = chênh lệch vận tốc qua lớp trượt tự do (~ 1 m/s). Những giá trị K tiêu biểu cho dòng chảy nước nông nằm trong phạm vi 0,1 đến 1 m2/s.