Структура ламинарного потока напоминает телескопическую конструкцию, в которой элементы движутся с различными скоростями, от покоящегося внешнего элемента (пристенный слой), до, наиболее быстро движущегося, центрального слоя. Между слоями находится межслой, в котором связи между молекулами жидкости постоянно разрываются и вновь восстанавливаются, возникает определённое динамическое равновесие. В этом природа вязкого трения в жидкости. В межслое слои жидкости скользят относительно друг друга.
По мере возрастания перепада давления на концах канала и увеличения числа Рейнольдса, ламинарный поток испытывает серию бифуркаций, когда число слоёв жидкости возрастает, а их толщина уменьшается. Этот процесс продолжается до достижения критического значения числа Рейнольдса. Телескопическая структура ламинарного потока позволяет построить динамическую модель возникновения вихрей турбулентности. По мере увеличения перепада давления и скорости ламинарного потока с некоторого момента динамическое равновесие в межслое не успевает восстанавливаться, и связи между слоями начинают разрушаться полностью. Так как процессы очень динамичны, то полный разрыв связей в межслое происходит не по всей площади межслоя, а в локальных зонах, ослабленных по каким-либо причинам (флуктуации, вибрации, изменение геометрии потока и т.д.). Вот почему в начальный период возникновения турбулентного движения вихри возникают и исчезают. Так называемая перемежаемость. В силу параболического закона скорости ламинарного потока, указывающего на то, что относительная скорость в межслое расположенном со стороны стенки больше чем в межслое расположенном со стороны центра, то быстрее преодолевается потенциальный барьер молекулярных связей с внешней стороны слоя, т.е. ближе к стенке. Чем больше относительная скорость, тем больше кооперативной энергии для преодоления сил сцепления. Так как с внутренней стороны слоя из-за меньшей относительной скорости потенциальный барьер не преодолен и остается напряженное связанное состояние, то возникают силы перпендикулярные скорости движения потока данного слоя и направленные во внутрь потока. Это приводит к возникновению вихрей, закручивающихся во внутрь потока, которые в свою очередь подчиняются закону сохранения момента импульса, с учётом диссипации. Возникает, в результате бифуркации, турбулентное движение, новая диссипативная структура. Таким образом, слоистая структура ламинарного потока позволяет объяснить механизм образования вихрей турбулентного движения при , то есть при таких числах Рейнольдса при которых кооперативная энергия потока достаточно велика, чтобы в локальных зонах межслоя полностью разрывать силы сцепления. Этот механизм позволяет понять закрутки не только по сторонам потока, но и снизу. При этом закрутка снизу происходит также против скорости потока.
Более подробно механизм образования телескопической структуры ламинарного потока и вихрей турбулентности рассмотрен в [8 и 9].
10). Рассмотрим причины возвратного движения течения Эль-Ниньо в Тихом океане. Огромная масса воды, нагретой в экваториальной зоне океана, обычно перемещается от берегов Южной Америки вдоль экватора в сторону Азии. Время от времени -- период от 2 до 9 лет -- поворачивает обратно и течет от Азии к Америке.
Прибрежные струйные течения вдоль восточного берега более медленные и широкие, чем струйные течения вдоль западного берега. По этой причине вода у восточных побережий прогревается сильнее, чем у западных. Исключение составляет лишь Гольфстрим. Выше мы объяснили этот феномен. Мы уже отмечали, что струйные течения вызывают крупномасштабные циркуляции. Вдоль экватора северная и южная циркуляции имеют линейные скорости, направленные в одну сторону - от Перу к Индонезии. Это вызвано тем, что вихри закручены в разные стороны. (См. Рис.2). Эти вихри в районе экватора в Тихом океане образуют Северное экваториальное и Южное экваториальное течения. Сливаясь вместе, они и дают течение Эль-Ниньо, текущее от Перу к Индонезии. Между Северным и Южным экваториальными течениями, строго по экватору, движется с запада на восток более холодное экваториальное противотечение. Будучи обычно более холодным, а значит и более тяжёлым, это течение опускается под Северное и Южное экваториальные течения, под Эль-Ниньо, текущие в противоположную сторону. Когда время от времени - период от 2 до 9 лет - воды струйного экваториального течения в районе Индонезии сильно прогреваются, они поднимаются вверх. Двигаясь по поверхности океана, струйное экваториальное течение расталкивает в стороны более слабые циркуляционные течения и создаётся впечатление о повороте Эль-Ниньо в обратную сторону. При этом мощный тепловой заряд переносится уже с запада на восток со всеми последствиями для атмосферы.
11). Течение Западных ветров или антарктическое циркумполярное течение движется в сторону вращения Земли, т.е. также как и экваториальные противотечения. Это медленное течение. Оно огибает материк Антарктида за 16 лет. Его скорость по данным [26] лежит в пределах 0,3 - 0,5 м/сек. При этом оно имеет самый большой массовый расход и огромное поперечное сечение, порядка 1300 километров. Если бы это течение было циркуляционным, т.е. вызывалось бы силами сцепления вращающегося материка, то эта скорость была бы в обратную (относительно) сторону и течение не обгоняло, а отставало бы от береговой линии. О невозможности ветровой природы океанических течений мы достаточно подробно говорили выше. Автору представляется, что данное течение вызвано конфигурацией береговой линии Антарктиды. Если мы посмотрим на материк Антарктида, то увидим, что имеются два больших меридиональных выступа. Это западный берег моря Росса, длиной порядка 800 км. и западный берег Антарктического полуострова, длиной порядка 1500 км. Эти размеры сопоставимы с поперечными размерами течения Западных ветров. Именно этими двумя лопатками Антарктида и создаёт гидравлический подпор, который преобразуется в скоростной напор струйного течения. Находясь вблизи полюса и имея невысокие линейные скорости, названные береговые линии создают небольшой подпор. Это и является причиной не высокой скорости течения Западных ветров. Такова же природа и циркуляции в Северном Ледовитом океане.
12).Данный факт с учётом вышесказанного объясняется наиболее просто. Стационарность общей картины океанических течений обеспечивается стационарностью суточного вращения Земли.
3.2 Придонные океанические течения
Выше мы высказали и попытались обосновать связь поверхностных течений в океанах с суточным вращением Земли. Но, что бы быть последовательными, необходимо объяснить и по возможности предсказать, локализацию и глубинных циркуляций океанов под воздействием указанного механизма.
Первым рассмотрел задачу абиссальной циркуляции Стоммел, он попытался оценить баланс расхода воды в океане ниже 2000 метров. “В северное полушарие из южного приносится часть вод Южного пассатного течения. Стоммел, подсчитав расход вод через различные широты, пришёл к выводу, что дополнительное количество воды, приносимое в Северную Атлантику поверхностными течениями, может уходить в южное полушарие только на глубинах. И действительно, далеко к югу от экватора у дна (выделено автором)
обнаруживается вода, по температуре и солёности близкая к воде в районе опускания вблизи Гренландии. В других же океанах происхождение придонных вод (выделено автором) не оставляет сомнений: они образовались в Антарктике.” “Схема глубоководной циркуляции Стоммела, перенесённая на карту Мирового океана, изображена на рис.34. Глубинные северо-атлантические воды переходят в южное полушарие, отдавая центральным районам Атлантики лишь часть своего объёма. Эти воды на широте мыса Доброй Надежды сливаются с антарктическими водами из моря Уэдделла в один поток и устремляются на восток в южную часть Индийского и Тихого океанов”. [24]. Зоны конвергенции (опускания вод) связываются с термохалинными эффектами. Зоны дивергенции глубинных вод связывают с тем, что глубинные потоки наталкиваются на возвышенности дна или прибрежные участки. Приведём ещё один абзац из замечательной книги Толмазина Д.М. “В 1967 году Д. Сваллоу и Л. Уортингтон для исследования глубинного противотечения тщательно выбрали район, вычислив место, где максимум глубинного градиента давления находится в стороне от Гольфстрима. Все девять буёв, спущенных на глубины от 1500 до 3000 метров (выделено автором), дрейфовали на юг и юго-запад со скоростью от 1 до 18 см/сек. Сомнений быть не могло: противотечение под Гольфстримом существует! Оно оказалось таким же узким, как и поверхностный поток. Гипотеза Стоммела блестяще подтвердилась.”
У автора данной статьи возникают большие сомнения относительно возможности возникновения поверхностных океанических течений под воздействием климатических факторов. Ну а распространение энергии этих эффектов ещё и на глубинные течения выглядит совсем уж не правдоподобно. Трудно представить узкое струйное течение с указанной выше скоростью, протяжённостью в половину экватора, в условиях усиленной диссипации окружающих вод. Трансконтинентальные газопроводы, газовая среда которых имеет гораздо меньшую диссипацию, требуют через несколько сотен километров, работы дожимных компрессорных станций. Нужна какая-то сверх отрицательная вязкость, если не вечный двигатель, чтобы климатические фактора порождали глубинные придонные течения.
Рассмотрим абиссальные течения с позиций гипотезы связывающей океанические течения с суточным вращением Земли, с энергией вращения Земли.
Глубина океана на три порядка меньше диаметра Земли. В связи с этим гидравлический подпор, создаваемый набегающей береговой линией, с глубиной можно принять величиной постоянной. На поверхности у западного берега в районе экватора, как установлено экспериментально, подпор составляет 30 сантиметров (). В первом приближении таковым будет подпор на всём западном береговом склоне у экватора до самого дна. Тем не менее, существует физическая разница между напором на поверхности океана и на глубине океана. На поверхности океана потенциальная энергия подпора это гравитационная энергия и складывается она из гидростатического веса столба жидкости плюс атмосферное давление. На глубине огромное гидростатическое давление не позволяет создавать гравитационный подпор и кинетическая энергия, получаемая от вращающейся твёрдой земной составляющей, превращается в потенциальную энергию межмолекулярного сжатия. Градиенты потенциальной энергии и на поверхности и в глубине океана есть сила. Сила при определённых условиях, порождает течения водных масс. Рассмотрим рисунок-4, что бы выяснить, как формируется градиент потенциальной энергии, а соответственно и сила в меридиональном направлении. В верхней части рисунка изображен меридиан северного полушария, идущий вдоль западного берега Атлантического океана.
Линейная скорость точек меридиана при вращении Земли определяется формулой: ; (3). Где: - угловая скорость вращения Земли. Остальные величины - радиус Земли и угол наклона радиуса к оси вращения. Гидравлический напор создаётся относительной скоростью между набегающей сушей и инертной водной массой. Выше мы вычислили величину относительной скорости в 2,4 м/сек. Эта величина получена исходя из экспериментально установленной разности уровней океана в 60 сантиметров между западным и восточным берегами океана по экватору. Для получения относительной линейной скорости в (3) нужно ввести коэффициент понижения k=2,4/460. 460м/сек - это линейная скорость вращения поверхности суши на линии экватора. Следовательно ; (4).
Скоростной гидравлический напор вдоль западного берега океана с учётом (4) определяется формулой:
; (5).
В (5): - плотность воды, R-радиус Земли, , а угол .
Из (5) видно, что гидравлический напор по меридиану изменяется от экватора к полюсу, следовательно, существует меридиональная сила, равная градиенту напора из (5). Градиент напора вызывает гидравлический поток массы. Относительная скорость берега по отношению к водной массе снижается от максимальной у экватора до нуля у полюсов согласно (5). Если вычислить градиент напора из (5) вдоль меридиана или по оси вращения, то получим тригонометрическую зависимость. Эта зависимость показывает, что максимальный градиент напора будет в средних широтах (севернее мыса Хаттерас), где как раз Гольфстрим имеет максимальную скорость и полноводность. Это вытекает из рисунков 4 а и б, а также из формулы (5) и связано со свойствами шаровой поверхности. Вначале, начиная от экватора расстояние до оси вращения, а, следовательно, и напор в (5) меняются медленно. В средней полосе расстояние до оси вращения начинает резко уменьшаться, вызывая заметное увеличение градиента напора. В северных широтах градиент снова снижается. Несмотря на то, что расстояние до оси вращения продолжает резко снижаться, абсолютные величины напора малы (стремятся к нулю), что снижает градиент напора.
На рисунке-4б качественно (без соблюдения масштаба) изображён график изменения напоров по набегающим и убегающим, по отношению к водным массам, твёрдых частей Земли. Причём не зависимо от того находится это на поверхности или в глубине океана. Пунктирными стрелками изображены силы, равные градиентам напора и порождаемые ими течения.
Теперь, исходя из эпюры гидравлических напоров (Рис.4), попытаемся изобразить картину течений Атлантического океана. На Рис.5а изображены поверхностные течения, на Рис.5б глубинные течения Атлантического океана. Физика возникновения глубинных течений не отличается от поверхностных. Но на картину глубинных течений решающее влияние оказывает Срединно-Атлантический хребет. Срединно-Атлантический хребет [29], имеет высоту от одного до двух километров со дна океана. С точки зрения придонной гидродинамики он делит придонные области Атлантического океана на две симметричные части (западную и восточную), в которых возникают симметричные картины придонных течений. Этим картина придонных течений отличается от картины поверхностных течений. Ещё одной особенностью является наличие градиента давления между, убегающим западным и набегающим восточным, склонами Срединно-Атлантического хребта. Это должно порождать достаточно интенсивные течения с востока на запад в седловинах хребта. На Рис.5б эти течения условно обозначены жирными стрелками в районе экватора. Хотя возможность этих течений видимо пресекается высотой Срединно-Атлантического хребета.
В Тихом океане нет четко выраженной с точки зрения гидродинамики хребтового поднятия в областях спрединга. По этой причине картина глубинных течений Тихого океана мало отличается от картины поверхностных течений. Можно видимо с достаточной
уверенностью, говорить о наличии струйных течений в областях субдукции, где формируются глубоководные меридиональные желоба, например, Марианский желоб.
В Индийском океане сформировалась сложная система океанических хребтов, что не позволяет говорить даже о качественной картине.
А вот глубинное течение вокруг Антарктиды видимо совершенно совпадает с течением Западных ветров, что наряду с наложением южных океанических циркуляций, в совокупности с огромными водными просторами, и делает течение Западных ветров столь мощным.
Наличием глубинных циркуляций объясняется факт переноса вод Северного Ледовитого океана к берегам Антарктиды. Когда холодное Лабродорское течение при встрече со вторичным Гольфстримом оттесняется на глубину, то здесь захватывается глубинными циркуляциями. Часть вод Лабродорского течения выносится ими к Антарктиде.