川の煙
淡水と海水の混合
小鳥川の噴煙

河川プルームは、河川からの流出水と塩分を含んだ海水が混ざることで海に形成される淡水 塊である[1]。河川プルームは、世界の多くの地域の沿岸海域で形成される。河川プルームは一般に、急激な密度勾配で区切られた広くて浅い海表層を占める。河川プルームの面積は水深より3～5桁大きいため、流量が約1～10 m/sの小さな河川でも、水平空間範囲が約10～100 mの河川プルームを形成する。最大の河川によって形成される河川プルームの面積は、約100～1000 km 2である。世界の海洋への淡水流出量全体が比較的少ないにもかかわらず、河川プルームは海洋の棚面積の最大21％、すなわち数百万平方キロメートルを占める。[2]

河川プルームは淡水影響域(ROFI)と呼ばれることもあるが、この用語は複数の水源がその地域の淡水流入に加えられる地域、または浅く摩擦のある棚に対して使用することが好まれる。[1] ROFIと河川プルームは、時間的および空間的スケールで変動が異なっている。河川プルームは、河川からの流入によって沿岸海域に出現する浮力のある水塊として識別でき、日周から総観スケールで変化する。[3]この水塊の縁で混合が起こり、河川プルームに隣接した領域が形成される。この領域は外洋に比べて希釈され淡水であるが、明確な境界はない。この拡張された領域は淡水影響域ROFIと呼ばれる。[3]淡水流入の間接的な影響により、ROFI は河川プルームのダイナミクスと空間的範囲を組み込んでいるが、通常は季節、年、および十年スケールで評価される。[3]

プロセス

河川プルームは、地球規模および地域規模の陸海相互作用において重要な役割を果たしている。河川からの流出は、浮力、熱、陸源堆積物、栄養塩、そして人為的汚染物質を大量に海洋に供給する。河川プルームは、沿岸海域および棚海域における多くの物理的、生物学的、そして地球化学的プロセスに強い影響を与え、海水の成層、沿岸流、炭素循環および生物地球化学的循環、一次生産、そして海底地形などに影響を与える。[1]

河川プルームは、河口のサイズと形状、および河口と海洋からの強制の種類と変化に依存する、幅広い時間的および空間的スケールのプロセスの影響を受ける力学システムです。プルームによって海底デルタに堆積した堆積物とデルタの形状との間のフィードバックメカニズムにより、複雑なシステムが形成されます。この複雑さのため、粒子の動きと河川プルームの構造を定量的に予測できる一般的な単純な理論は（まだ）存在しません。[1] しかし、単純化された仮定を取り入れたいくつかの理論は、浮力の影響を受ける沿岸流の重要な側面を理解するのに役立っています。[4]流体力学で一般的に使用されているように、これらの複雑な流れの記述は、関連するプロセスを決定するためのスケーリング解析によって支援されます。個々の河川プルームの構造と規模を定義する主なパラメータは、淡水流量、潮汐エネルギー、海岸線の水深・形状、周囲の海流、風、そして地球の自転である。[1]

構造

重要なプロセス間のバランスは、プルーム内の位置によって変化します。以下の領域を区別することができます：発生源領域、リフトオフポイント、前面、近傍場領域。プルーム自体の外側ではあるものの、その影響範囲内には、中間場領域と遠方場領域があります。[1]

上空から見た河川プルームの模式図。Horner-Devine (2015)より改変。[1]

ソース領域

源流域または河口域では、河口からの淡水流入の浮力と運動量が、河川プルームの発生を決定づける主要な特性である。河川による成層と潮汐混合の競合が、河川プルームの特性を決定する。この競合は、（無次元の）河口リチャードソン数で捉えることができ、これは[5]で定義される。

R 私 E ＝ グラム r ′ 質問 r W E あなた t 私 d 1つの l 3 、 {\displaystyle Ri_{E}=g_{r}'{\frac {Q_{r}}{W_{E}u_{tidal}^{3}}},}

どこ

どこ

  • グラム r ′ ＝ グラム （ Δ ρ / ρ 0 ） {\displaystyle g'_{r}=g(\Delta \rho /\rho _{0})} 淡水の河川水と塩水の海水の密度差による重力加速度である。
  • 質問 r {\displaystyle Q_{r}} 川の流量は、
  • W E {\displaystyle W_{E}} 河口の幅、そして
  • あなた t 私 d 1つの l {\displaystyle u_{tidal}} 潮汐速度です。

河口リチャードソン数が大きい（すなわち）ということは、潮汐の影響よりも淡水作用が優勢であることを示しており、河川プルームの発達が期待できる。[1] R 私 E ≫ 1 {\displaystyle Ri_{E}\gg 1}

離陸地点

河口域のリチャードソン数が大きい場合（多くの場合、強い河川力の影響）、プルームの先端は底部から剥離します。この剥離が発生する位置はリフトオフポイントと呼ばれ、近距離場の陸側端を決定します。この点は、表層移流する河川プルームにおいて重要です。[6] [7]

近傍場領域

近傍場では、プルームの運動量は浮力よりも大きい。このバランスは（無次元の）フルード数で表され、近傍場では 1 よりも大きく、超臨界流れを示している。リフトオフポイントと近傍場の外側の境界であるプルーム前面はどちらも臨界流れ条件（）によって特徴付けられ、近傍場領域の流れはジェットに似た特徴を示している。[8]運動量バランスは順圧および傾圧圧力勾配、乱流せん断応力、および流れの加速によって支配されている。流れの減速は主に、プルームと周囲の海洋との界面におけるせん断応力によって引き起こされる。近傍場領域が存在しない場合もある。これは、例えば、河口の幅がロスビー変形半径に比べて大きい場合であり、淡水の流入は遠方場プルームとして河口から出ていく。潮汐が大きい場合、近距離プルームは潮汐プルームとも呼ばれます。[9] F r ＝ あなた / グラム h 、 {\displaystyle Fr={u}/{\sqrt {gh}},} F r ＝ 1 {\displaystyle Fr=1} L R ＝ グラム h / f {\displaystyle L_{R}={\sqrt {gh}}/{f}}

中盤地域

近距離慣性ジェットが地衡流または風駆動過程が支配的な流れに変化する領域が中域である。中域の運動量バランスは、地球の自転（コリオリ効果）、流線内部の圧力勾配、そして時には求心加速度によって支配される。発生源からの流出流の初期の運動量は失われ、風の強制（風の強制が小さい場合は地球の自転）が徐々に最も重要なパラメータとして作用するようになる。その結果、流れの速度、方向、そして拡散パターンが変化する。風の強制の影響が小さい場合、流出流は循環バルジを形成することがあるが[1] [6]、野外観測ではそのような特徴を示す証拠は乏しい。[10]

遠距離場領域

発生源からさらに離れたところに遠方場があり、そこではプルームは流出運動量の記憶をすべて失っています。遠方場の運動量バランスは、地球の自転（コリオリの力）、浮力、風の強制、および底部応力によって支配されます。遠方場は、発生源から数百キロメートル離れた広い領域を覆うことができます。遠方場領域の日周および半日周変動は一般に潮汐、風の強制による総観変動、および河川流量による季節変動によって左右されます。強い風の強制と強い流れがない場合、遠方場のプルームは、伝播するケルビン波の方向への比較的淡水の流れとして振舞うことができます。この例はライン川ROFIで観察でき、そこでは河川プルームをオランダ沿岸に沿って追跡することができます。[11]この沿岸流の性質は、浅い海では流が水柱全体を占め、その動きは海底摩擦の影響を受けるため、また表面を移流するプルームの垂直方向のサイズが水深よりも小さい場合には異なります。[1] [6]

移流

最も基本的かつ理想的なレベルでは、河川プルームは表層移流型と底層移流型に分類できる。[6] [12]プルームが表層から海底まで水柱全体を占める場合、そのプルームは底層移流型とみなされる。この場合、特に海底付近では、水柱全体にわたる強い移流の結果として、その成層は主に水平方向となる。表層移流プルームは、垂直方向のサイズが水深よりも小さいため、海底と相互作用しない。この場合、プルームは主に垂直方向に成層する。これら2つの（理想的な）タイプの河川プルームの区別は、ヤンコフスキーとチャップマンが1997年の論文で設定した一連のパラメータを評価することによって行うことができる。[6]淡水河川プルームが表層でのプロセスによって棚を越えて輸送される 距離は、

y s ＝ 2 f 3 グラム ′ h 0 + v 私 2 2 グラム ′ h 0 + v 私 2 、 {\displaystyle y_{s}={\frac {2}{f}}{\sqrt {\frac {3g'h_{0}+v_{i}^{2}}{2g'h_{0}+v_{i}^{2}}}},}

どこ

  • v 私 {\displaystyle v_{i}} はソース領域と近傍場ジェットからの流入速度であり、
  • f {\displaystyle f} コリオリの力は、
  • グラム ′ {\displaystyle g'} 浮力であり、
  • h 0 {\displaystyle h_{0}} 河口の水柱の深さです。

噴出点までは、プルームはまだ底を「感じ」ており、これは底流プルームと呼ばれ、底流のダイナミクスを含む関連プロセスを考慮する必要がある。[13]世界中の大河で形成されるプルームの垂直スケールは10～20メートルであるのに対し、ほとんどのプルームの垂直スケールは数メートル未満である。その結果、世界のほとんどのプルームは表面移流型である。つまり、これらのプルームの噴出点前の河口付近の底流移流部分は、表面移流部分よりもはるかに小さい。大きな底流移流部分を持つプルームは、主にカスピ海北部のヴォルガプルームのように浅い海域に流入する大河川によって形成される。

底を移流するプルーム

底部移流した河川プルームの模式図（上面図）。Yankovsky and Chapman (1997) [6]より改変。
底を移流する河川プルームの模式図（側面図）。Yankovsky and Chapman (1997) [6]より改変。

底を移流するプルームは、流量が多いという特徴を持つことが多く、一般的に風の強制やそれに伴う移流・混合の影響をあまり受けません。[6]このタイプの移流は、底質エクマン輸送によって駆動されます。エクマン輸送は、淡水または汽水の河川流出物を、幅と深さのある河口から棚を横切る前線帯まで、密度と速度で移動させます。これは右の図に示されています。前線帯が海岸から十分離れている場合、熱風力学によって河口から全流量が運び去られる可能性があります。沿岸流の幅を示す岸を横切る位置と、プルームが底から離れる平衡深度は、一定の底部傾斜を持つ平衡条件で次のよう に計算できます。 ρ 私 {\displaystyle \rho_{i}} v 私 {\displaystyle v_{i}} L {\displaystyle L} h 0 {\displaystyle h_{0}} y b {\displaystyle y_{b}} h b {\displaystyle h_{b}} s {\displaystyle s}

h b ＝ 2 f v 私 h 0 グラム ′ {\displaystyle h_{b}={\sqrt {\frac {2fv_{i}h_{0}}{g'}}}}

y b ＝ h 0 s （ 2 f L v 私 グラム ′ h 0 − 1 ） {\displaystyle y_{b}={\frac {h_{0}}{s}}({\sqrt {\frac {2fLv_{i}}{g'h_{0}}}}-1)} . [6]

これは、下層のエクマン層が河川流出物を沖合へ輸送できず、別のプロセスが伝播を支配する場合にのみ有効であることに注意してください。その場合、表層を移流したプルームのみが観察されます。[6] [7] h b > h 0 {\displaystyle h_{b}>h_{0}} h b < h 0 {\displaystyle h_{b}{h_{0}}

表面移流プルーム

表面を移流した河川プルームの模式図（上面図）。Yankovsky and Chapman (1997) [6]より改変。
表面を移流した河川プルームの模式図（側面図）。Yankovsky and Chapman (1997) [6]より改変。

表面移流プルームは、前述の条件が満たされたときに発生します。表面移流プルームは、河川プルームの構造のセクションで説明したように、河川プルームの典型的な構造を持ちます。河口付近の領域では、河川流出の初期運動量が支配的なメカニズムであり、その後、風力やコリオリの力などの他のプロセスが支配的になります。表面移流プルームでは、底部エクマン層の発達など、底部との相互作用に関するプロセスは関係ありません。したがって、定義されたパラメータは物理的な根拠がないため、このアプローチでは無視できます。[6] [7] h b < h 0 {\displaystyle h_{b}{h_{0}} y b {\displaystyle y_{b}}

中間プルーム

流入水深が水深よりも浅く、かつ底部エクマン層が河川流量を輸送する距離が表層流が河川流量を輸送する距離よりも短い場合（ ）、中間プルームが見られる。中間プルームでは、両方の領域が見られる。当然のことながら、底部移流域は河口付近に、表層移流域は沖合に見られる。これらの領域はリフトオフポイントによって区分される。[6] [7] h 0 {\displaystyle h_{0}} h b {\displaystyle h_{b}} y b < y s {\displaystyle y_{b}

このアプローチは、パラメータを無次元化することでさらに一般化できます。無次元パラメータには、異なる項の大きさを評価することで、関連するプロセスのダイナミクスを簡素化できるという利点があります。河川プルームの場合、無次元パラメータは、基本的な分類とそれらの異なるダイナミクスにさらなる方向性を与えます。最も重要な2つの無次元数は、浮力の相対的な重要性を表すバーガー数と、移流の相対的な重要性を表すロスビー数です。 これらを整理すると、以下の無次元の岸辺距離とが得られます。 S ＝ グラム ′ h 0 / （ f L ） {\displaystyle S={\sqrt {g'h_{0}}}/(fL)} R o ＝ v 私 / （ f L ） {\displaystyle Ro=v_{i}/(fL)} はい b {\displaystyle Y_{b}} はい s {\displaystyle Y_{s}}

はい s ＝ 2 （ 3 S 2 + R o 2 ） 2 S 2 + R o 2 {\displaystyle Y_{s}={\frac {2(3S^{2}+Ro^{2})}{\sqrt {2S^{2}+Ro^{2}}}}}

はい b ＝ h 0 s L （ 2 R o S − 1 ） {\displaystyle Y_{b}={\frac {h_{0}}{sL}}({\frac {\sqrt {2Ro}}{S}}-1)} 。

無次元パラメータについても、上で述べたものと同じ状況が成り立つ。底部移流プルーム（, ）は一般にバーガー数が小さいため、浮力は比較的重要ではない。表面移流プルーム（）は一般にバーガー数が大きいため、浮力が重要である。さらに、ロスビー数はプルームが表面移流プルームに分類されるか、中間プルームに分類されるかを示す。バーガー数と比較してロスビー数が比較的大きい場合、浮力と比較して移流が重要であり、少なくとも部分的な底部移流が発生することを示し、中間プルームの発生が予測される。[6] [12] h b > h 0 {\displaystyle h_{b}>h_{0}} はい b > はい s {\displaystyle Y_{b}>Y_{s}} h b < h 0 {\displaystyle h_{b}{h_{0}}

上記の方式は理想的なケース、つまり、外部からの力が働かずに理想的な水深と海岸線 を持つ海に流れ込む河川のプルームを対象に開発されたことに注意してください。

潮汐の変化

河川プルームは、日周から総観スケールにわたって変化する。[3]この範囲の時間スケールで、最も重要な周期的変動は潮汐周期内にあり、潮汐周期（毎日）と春小潮周期（2週間ごと）を区別することができる。[14]この潮汐速度の大きさと方向の順圧変動により、河川プルームの強度と安定性に変動が生じる。[7]これは、河川流量と潮汐混合との間の競合からすでに明らかであり、河口リチャードソン数 （無次元）で表され、これは河川プルームが特定のシステムで発達できるかどうかを一般的な方法で評価するために使用される。[5]潮汐ダイナミクスにより、次の河川プルームの一般的なダイナミクスが導かれる。 R 私 E ＝ グラム r ′ 質問 r / W E あなた t 私 d 1つの l 3 {\displaystyle Ri_{E}=g_{r}'{Q_{r}}/W_{E}u_{潮汐}^{3}}

潮汐周期

プルーム成層における潮汐変動。干満流の潮汐ひずみと洪水流の潮汐混合。

潮汐周期は、満潮期（陸側への流れ）と干潮期（海側への流れ）から構成されます。[15]河川流量 が一定である場合、干潮時には安定した成層構造が、洪水時には不安定な成層構造が見られます。 [11]これは右図に模式的に示されています。洪水時には不安定な成層構造によって生じる混合が成層構造を弱め、効率的な河川プルームの移流を阻害します。[11]これは河口のリチャードソン数が低い状況で発生します。 質問 r {\displaystyle Q_{r}}

干潮時には成層が強化されます。これにより、海面付近で安定した状態と強い移流が生じます。[11]質量保存則により、この状況では海底付近で陸側への流れが強化されます。このプロセスは潮汐ひずみと呼ばれます。開放海岸の場合、2次元効果が作用し始めます。エクマン 圧輸送は、干潮時には湧昇を、満潮時には沈降を引き起こします。 [5]したがって、これらの傾圧 湧昇効果は、干潮時に栄養塩や堆積物を海岸に向かって輸送する原因となります。[11]

春夕周期

河川プルームの成層における大潮と小潮の両極端の模式図。Valle-Levinson (2010) [4]より改変。

大潮から小潮までの周期にわたって、潮汐周期にわたる傾圧効果は、潮汐ひずみまたは潮汐混合の増加を増幅し、促進します。[11]大潮は、比較的大きな潮汐振幅と潮汐流速度が特徴です。[15]これにより、完全な潮汐周期にわたって潮汐混合が増加し、成層が弱まります。[11]一部の地域では成層が完全に消えてよく混合されたシステムになり、これらのシステムは一部の時間のみ河川プルームを取り込むことができます。[7]外洋システムでは、大潮の状況により、一般に浮力のある河川プルームからの沈下効果が増大し、堆積物と栄養素の海への輸送が増加します。[11]

小潮は、潮汐振幅と潮流速度が比較的低いことが特徴です。[15]この状況では、潮汐混合の減少と潮汐サイクル中の差動流量の増加により、引き潮時に観測される潮汐ひずみ効果がより大きくなります。[11]潮汐ひずみ効果がより強くなるため、小潮の状況では、一般的に海底近くの陸側への流れが増加し、それに伴い沿岸湧昇効果が増加するという特徴があります。 [11]極端な場合には、 2019年1月30日にスケベニンゲン近郊の海岸で発生したヒトデの大量漂着事故のように、海岸への大規模な堆積につながる可能性があります。[16]

自然の例

フレーザー川

フレーザー川の煙

表面移流プルームの一例として、フレーザー川のプルームが挙げられます。フレーザー川のプルームは、宇宙から明瞭に観測できるあらゆる力学領域を含んでいます。初期のジェット状の構造は徐々に沖合に向かうにつれて遠距離プルームへと移行し、コリオリの力によって北半球で予想されるように右方向に偏向します。同様の河川プルームとしては、コロンビア川、ナイアガラ川、ハドソン川などがあります。[1] [9]

アマゾン川

アマゾン川の煙

アマゾン川のプルームは、地球の自転が影響を与えない河川プルームの一例です。高い流量、それに伴う流出量の運動量、そして赤道緯度のため、プルームの力学は主に内部フルード数によって特徴付けられます。周囲の流れがプルームを河口から運び去ります。[1] [13]同様のプルームは赤道沿いの他の場所でも見られます。

マージー川

マージー川の煙

リバプール湾河口におけるマージー川のプルームの挙動は、底質移流プルームと非常に類似している。[17]これは、海底と海底摩擦が流れに強い影響を与え、これが沿岸拡散と長さスケールを左右するためである。このタイプのプルームは、北海のライン川河口など、縁海や棚海でよく見られる。[1] [18]

参照

参考文献

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