河口域の水循環

河口域の水循環は、河川の流入、潮汐、降雨量と蒸発、風、湧昇、渦、嵐などの海洋現象によって制御されます。河口域の水循環パターンは、垂直混合と成層化の影響を受け、滞留時間と露出時間に影響を与える可能性があります 。

水の滞留時間は、特に人為的なストレスから河口の健康状態を決定する重要な変数です。急速なフラッシングにより、河口での堆積物の蓄積や溶存酸素の枯渇に十分な時間がないことが保証されます。したがって、十分にフラッシングされた河口は、十分にフラッシングされていない河口よりも本質的に堅牢です。^{[1]滞留時間は、}重金属、溶解栄養素、浮遊物質、藻類ブルームなど、河口の健康に影響を与える可能性のある 他のパラメータにも影響します。 ^[2]

滞留時間を計算する簡単な方法は、単純な古典的な河口モデルを使用することです。このモデルは、河口の概念を理解するのに役立ちますが、時間と空間が粗くなります。古典的な河口には、次のコンポーネントがあります。1)流量Q _fおよび塩分S _f (通常S _f = 0 ) による淡水流入、2) 流量Q _inおよび塩分S ₀による海洋流入、および 3) 流量Q _outおよび塩分S ₁による海洋への流出。水の流入と流出は、質量が保存されるため等しくなります。 塩も保存されるため、塩分の流入と流出のフラックスも等しくなります。地下水の流入と蒸発を無視すると、連続方程式は次のようになります。

Q _in S ₀ + Q _f S _f = Q _out S ₁

滞留時間Tは河口内の淡水の量を川の流量で割ったもので、次のように近似できる。^[1]

T = (Vol/ Q _f )(1 - S ₁ / S ₀ - S _f / S ₀ )

ここで、Vol は河口内の水の総量です。

滞留時間は、水粒子が河口から出ていくのにかかる時間を考慮しますが、干潮時に河口から出た水粒子の一部は、満潮時にシステムに再び入る可能性があります。水粒子が河口で過ごし、二度と戻らなくなるまでの時間を露出時間と呼びます。水粒子が干潮時に出て、満潮時に戻ってくる場合、露出時間は滞留時間よりもはるかに長くなる可能性があります。河口に戻る水粒子の数と出ていく水粒子の数の比率は、戻り係数rと呼ばれます。

曝露時間を定量化するために、河口の外側の水循環を決定する必要がある。しかし、河口付近の循環は、河口と外水の間で起こる潮汐混合プロセスのために複雑である。海岸が岬で険しい場合、渦、ジェット、よどみ帯からなる複雑な流れ場のモザイクが発生し、河口の外側の循環パターンがさらに複雑になる。^[1]

オーストラリアのミッショナリー湾のように、複数の潮汐河川に流れ込むデルタや湿地の場合、干潮時に1つの河川から流れ出た水が満潮時に別の河口に流れ込むことがあります。^[3] 一連の河口がある場合、満潮時に1つの河口からの潮流が別の河口に再び流れ込むと、長い露出時間（個々の河口よりも長い）が発生します。ただし、岬のある険しい海岸沿いでは、河口の水と外水の混合が激しくなることがあります。河口の水が河口を出ると、沿岸水域に流されるため、露出時間と滞留時間はほぼ同じです。^[4]

場合によっては、潮汐周期を通じて河口の河口を横切る体積、塩分、温度のフラックスを測定できる。このデータを使用して、(1- r )を計算できる（rは戻り係数）。これは、干潮時に河口から流出する水の量V _TP（平均潮汐プリズム体積）のうち、システムに再流入する前に沿岸水と入れ替わる割合に等しい。r = 1の場合、同じ水が河口に再流入しており、r = 0の場合は、干潮時に河口から流出した河口水が、満潮時に河口に入る沿岸水と入れ替わっている。^[1] 露出時間τ'は次のように推定される。

_τ ' =河口T_潮汐/ (1- r ) _V TP

Vestuary_は平均河口容積として定義され、 T _tideは潮汐周期です。 ^[5]

潮汐現象中に河口を通過する汽水の総流量は、河川流入量よりもかなり高い（10～100倍）場合が多い。そのため、測定が正確でない場合、純流量の推定値は信頼できないものとなる。リターン係数の直接測定は、湧昇、渦の通過、嵐などの不安定な海洋現象によって複雑になることが多く、リターン係数の正確な直接測定が成功することはまれである。^[1]

河口の水の滞留時間は、塩分濃度と温度の変化による密度の違いによって決まる河口内の循環に依存します。密度の低い淡水は塩水の上に浮き、暖かい水は冷たい水（4 °C 以上）の上に浮きます。その結果、表面近くの水と底近くの水は異なる軌道を描くことになり、滞留時間も異なります。

鉛直混合は、塩分濃度と温度が上から下までどれだけ変化するかを決定し、水循環に大きな影響を与えます。鉛直混合は、表面から下への風力による混合、下から上への境界生成乱流（河口および海洋境界混合）による混合、および潮汐、風、河川流入によって駆動される水流によって引き起こされる乱流混合による内部混合の3つのレベルで発生します。^[1]

垂直混合により、さまざまな種類の河口循環が発生します。

これらの河口は、淡水の上層と塩水の底層の間に、はっきりとした密度の界面があることが特徴です。このシステムでは河川水が優勢で、潮汐の影響は循環パターンにほとんど影響しません。淡水は海水の上に浮かんでおり、海に向かって移動するにつれて徐々に薄くなります。密度の高い海水は河口の底に沿って上っていき、くさび形の層を形成し、陸に向かって移動するにつれて薄くなります。2つの層の間に速度差が生じると、せん断力によって界面で内部波が発生し、海水が淡水と上方に混合されます。 ^{[6]一例として、}ミシシッピ川の河口があります。^[要出典]

潮汐力が増加すると、河口域の循環パターンに対する河川流の制御は支配的ではなくなる。 流れによって引き起こされる乱流混合により、中程度の成層状態が作り出される。乱流渦が水柱を混ぜ、密度境界を越えて両方向に淡水と海水の物質移動を引き起こす。そのため、上部と下部の水塊を隔てる境界面は、表面から底部にかけて徐々に塩分濃度が増加する水柱に置き換えられる。しかし、2層の流れは依然として存在し、塩分濃度勾配は中深度で最大となる。部分的に成層化した河口域は、通常、浅くて広く、塩分楔河口域よりも幅と深さの比率が大きい。^[6]例としては、テムズ川がある。^[要出典]

これらの河口では、河川流量に比べて潮流が大きく、その結果、水柱はよく混合され、垂直方向の塩分勾配は消失します。激しい乱流混合と渦流効果により、淡水と海水の境界は消滅します。垂直方向に均質な河口の幅と深さの比率は大きく、限られた深さにより海底で十分な垂直方向のせん断が生じ、水柱が完全に混合されます。河口の潮流が乱流混合を引き起こすほど強い場合、垂直方向に均質な状態がしばしば発生します。^[6]

フィヨルドは高度に成層化した河口の例です。フィヨルドは、シルのある盆地で、蒸発量を大幅に上回る淡水が流入します。海洋水は中間層で流入し、淡水と混ざります。その結果生じた汽水は、表層に排出されます。ゆっくりと流入する海水は、シルを越えてフィヨルドの底（深層）に沈み、時折の嵐で洗い流されるまで、水は停滞したままになります。^[1]

逆河口は、蒸発量が淡水の流入量を大幅に上回る乾燥気候で発生します。塩分濃度最大帯が形成され、河川水と海洋水の両方が表面近くをこの帯に向かって流れます。^[7] この水は下方に押し下げられ、海側と陸側の両方の方向に底に沿って広がります。最大塩分濃度は非常に高い値に達することがあり、滞留時間は数か月に及ぶことがあります。これらのシステムでは、塩分濃度最大帯が栓のように機能し、河口水と海洋水の混合を妨げ、淡水が海に到達しないようにします。高塩分水は海側に沈み、河口から出ます。^{[8] [9]}

逆河口は、降水量の多い湿潤気候でも発生し、沿岸地域への淡水流入量は河口の海側端で多くなります。バンクーバー島南東海岸のサーニッチ入江 (フィヨルド) がその例です。ここでは、フィヨルドの近くでフィヨルドの外側にあるフレーザー川とカウチン川からの淡水流入量が、フィヨルドに流れ込む小河川からの流入量より多くなります。その結果、フィヨルド内の循環は非常に弱くなり、通常は河口の正循環の逆になります。