河川のプルーム

源流または河口域では、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する主要な特性です。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します。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、これは次のように定義されます^{[ 5 ]。}

${\displaystyle Ri_{E}=g_{r}'{\frac {Q_{r}}{W_{E}u_{tidal}^{3}}},}$

どこ

• 重力の低下${\displaystyle g'_{r}=g(\Delta \rho /\rho _{0})}$は、淡水河川水と塩水海水の密度差による重力加速度です。
• ${\displaystyle Q_{r}}$河川流量は、
• ${\displaystyle W_{E}}$は河口の幅であり、
• $u_{tidal}}$は潮汐速度です。

どこ

• ${\displaystyle g'_{r}=g(\Delta \rho /\rho _{0})}$は、淡水河川水と塩水海水の密度差による重力加速度です。
• ${\displaystyle Q_{r}}$河川流量は、
• ${\displaystyle W_{E}}$は河口の幅であり、
• $u_{tidal}}$は潮汐速度です。

大きな河口リチャードソン数（すなわち${\displaystyle Ri_{E}\gg 1}$これは、淡水プロセスが潮汐の影響に比べて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 ]}

河川からの強い強制力、特に大きな河口リチャードソン数の場合、プルームの先端が底面から分離します。この流れの分離が発生する位置はリフトオフポイントと呼ばれ、近接場の陸側の境界を決定します。この点は、表面移流河川プルームにおいて重要です。^{[ 6 ] [ 7 ]}

近接場では、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る。${\displaystyle Fr={u}/{\sqrt {gh}},}$そして、近傍領域では 1 より大きく、超臨界流を示している。離陸点と近傍領域の外側境界であるプルームフロントは、いずれも臨界流条件 (${\displaystyle Fr=1}$）近場領域の流れはジェットに似た特徴を示します。^{[ 8 ]}運動量バランスは順圧および傾圧の圧力勾配、乱流せん断応力、および流れの加速によって支配されます。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ます。場合によっては、近場領域が存在しないこともあります。これはたとえば、河口の幅がロスビー変形半径に比べて大きい場合です。${\displaystyle L_{R}={\sqrt {gh}}/{f}}$淡水の流入は河口から遠方までプルームとして流れ出ます。潮汐が大きい場合、近距離のプルームは潮汐プルームとも呼ばれます。^{[ 9 ]}

近場慣性ジェットが地衡流または風駆動プロセスが支配的な流れに移行する領域は、中場領域です。中場の運動量バランスは、地球の自転（コリオリ効果）、流れの横方向の内部圧力勾配、および場合によっては求心加速度によって支配されます。発生源からの流出の初期運動量は失われ、風の強制力（または風の強制力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引き継がれます。その結果、流れは速度、方向、および拡散パターンを変えます。風の強制力の影響が小さい場合、流出は再循環する膨らみを形成することがあります。^{[ 1 ] [ 6 ]}しかし、そのような特徴のフィールド観測の証拠は乏しいです。^{[ 10 ]}

発生源からさらに離れた遠方域では、プルームは流出運動量の記憶を完全に失っています。遠方域の運動量バランスは、地球の自転（コリオリ効果）、浮力、風の強制力、および海底応力によって支配されます。遠方域は、発生源から数百キロメートルにも及ぶ広大な範囲を覆うことがあります。遠方域の日周変動および半日周変動は、一般的に潮汐によって、総観規模の変動は風の強制力によって、季節変動は河川流量によって支配されます。強い風の強制力や強い海流がない場合、遠方域のプルームは、伝播するケルビン波の方向に沿って比較的淡水の流れとして振る舞うことがあります。この例は、ライン川のプルームがオランダ沿岸全体に沿って追跡できるライン川ROFIで観察できます。^{[ 11 ]}この沿岸流の性質は、浅い海域で流が水柱全体を占め、その動きが海底摩擦の影響を受ける場合と、垂直方向の大きさが水深よりも小さい表面移流プルームの場合とで異なる。^{[ 1 ] [ 6 ]}

底面移流プルームは、しばしば大きな流量条件を特徴とし、一般的に風の強制力やそれに伴う移流や混合の影響を受けにくい。^{[ 6 ]}このタイプの移流は底面エクマン輸送によって駆動され、淡水または汽水の河川流出を密度とともに駆動する。$\displaystyle \rho _{i}}$速度${\displaystyle v_{i}}$幅の広い河口から${\displaystyle L}$そして深さ${\displaystyle h_{0}}$棚を横切る前線帯へ。これは右の図に示されています。前線帯が海岸から十分に離れている場合、熱風力学によって全体積流量が河口から遠ざかることがあります。海岸線を横切る位置$y_b$は沿岸流の幅を表し、平衡深度は${\displaystyle h_{b}}$プルームが海底から分離する地点は、一定の海底傾斜を持つ平衡条件下で計算することができる。${\displaystyle s}$による

${\displaystyle h_{b}={\sqrt {\frac {2fv_{i}h_{0}}{g'}}}}$

${\displaystyle y_{b}={\frac {h_{0}}{s}}({\sqrt {\frac {2fLv_{i}}{g'h_{0}}}}-1)}$[ ^{6 ]​}

これは、以下の場合にのみ有効であることに注意してください。${\displaystyle h_{b}>h_{0}}$。 いつ${\displaystyle h_{b}<h_{0}}$底部のエクマン層は河川流出を沖合に輸送することができず、別のプロセスが伝播を支配する。その場合、表面移流プルームのみが見られる。^{[ 6 ] [ 7 ]}

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。${\displaystyle h_{b}<h_{0}}$が満たされます。表面移流プルームは、「河川プルーム構造」の項で説明されているように、典型的な河川プルームの構造を持ちます。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、風力やコリオリ効果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、底面エクマン層の形成など、底面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$y_b$物理的な根拠がないため、このアプローチでは無視できる。^{[ 6 ] [ 7 ]}

流入深度が${\displaystyle h_{0}}$深さよりも小さい${\displaystyle h_{b}}$、また、底部のエクマン層が河川流量を輸送する距離は、表面プロセスが河川流出を輸送する距離よりも小さい。$\displaystyle y_{b}<y_{s}}$）中間プルームが見られる。中間プルームでは両方の状態が見られる。当然ながら、底層移流部分は河口付近に、表面移流部分は沖合に見られる。リフトオフポイントがこれらの領域を区切る。^{[ 6 ] [ 7 ]}

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。無次元パラメータは、さまざまな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単純化できるという利点があります。河川プルームの場合、基本的な分類とそのさまざまなダイナミクスについて、より明確な方向性を示します。最も重要な2つの無次元数は、バーガー数です。${\displaystyle S={\sqrt {g'h_{0}}}/(fL)}$浮力の相対的な重要性を表すロスビー数${\displaystyle Ro=v_{i}/(fL)}$これは移流の相対的な重要性を表しています。再編成すると、次の無次元の横断距離が得られます。${\displaystyle Y_{b}}$そして${\displaystyle Y_{s}}$:

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

${\displaystyle Y_{b}={\frac {h_{0}}{sL}}({\frac {\sqrt {2Ro}}{S}}-1)}$。

上記で説明したのと同じ体制が、無次元パラメータにも当てはまります。底面移流プルーム（${\displaystyle h_{b}>h_{0}}$、${\displaystyle Y_{b}>Y_{s}}$) は一般的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 (${\displaystyle h_{b}<h_{0}}$一般的に、プルームはバーガー数が大きいため、浮力が重要になります。さらに、ロスビー数は、プルームが表面移流プルームか中間プルームかを示します。バーガー数に比べてロスビー数が比較的大きいということは、浮力に比べて移流が重要であり、少なくとも部分的な底面移流が発生するため、中間プルームが期待できることを示しています。^{[ 6 ] [ 12 ]}

上記の手法は理想化されたケースを想定して開発されたものであることに注意してください。つまり、外部からの強制力がない河川のプルームが、理想化された海底地形と海岸線を持つ海に流れ込む場合を想定しています。

潮汐サイクルは、満潮期（陸側への流れ）と干潮期（海側への流れ）から構成される。^{[ 15 ]}一定の河川流量の場合${\displaystyle Q_{r}}$干潮時には安定した成層が見られ、満潮時には不安定な成層が見られる。 ^{[ 11 ]}これは右の図に模式的に示されている。不安定な成層によって満潮時に発生する混合は成層を弱め、効率的な河川プルームの移流を弱め^{[ 11 ]} 、河口リチャードソン数が低い状況で発生する。

干潮時には成層が強化される。これにより、安定した状態となり、表面で強い移流が生じる。^{[ 11 ]}質量保存の法則により、この状況では海底付近で陸側への流れが強化される必要がある。このプロセスは潮汐歪みと呼ばれる。開けた海岸の場合、二次元効果が作用し始める。傾圧エクマン輸送により、干潮時には湧昇、満潮時には沈降が生じる。 ^{[ 5 ]}したがって、これらの傾圧湧昇効果により、干潮時に栄養塩や堆積物が海岸に向かって運ばれる可能性がある。^{[ 11 ]}

大潮と小潮のサイクルでは、潮汐サイクルにおける傾圧効果が増幅され、潮汐による歪みの増加または潮汐による混合の増加が促進されます。^{[ 11 ]}大潮は、比較的大きな潮汐振幅と潮汐流速が特徴です。^{[ 15 ]}これにより、潮汐サイクル全体にわたって潮汐による混合が増加し、成層が弱まります。^{[ 11 ]}一部の地域では成層が完全に消失し、よく混合されたシステムとなり、これらのシステムは、河川プルームを一部の時間しか取り込むことができません。^{[ 7 ]}外洋沿岸システムでは、一般的に大潮の状態は、浮力のある河川プルームからの下降効果の増加につながり、堆積物と栄養塩の海側への輸送が増加します。^{[ 11 ]}

小潮は、潮位振幅と潮流速度が比較的低いことが特徴です。^{[ 15 ]}この状況は、潮汐混合の減少と潮汐サイクルを通じた差動流の増加により、干潮時に見られるような潮汐歪み効果を促進します。^{[ 11 ]}潮汐歪み効果が強いため、小潮の状態は一般的に、海底付近の陸側への流れの増加とそれに伴う沿岸湧昇効果の増加によって特徴付けられます。^{[ 11 ]}極端な場合、これは海岸への大規模な堆積につながる可能性があり、例えば、 2019年1月30日にスヘフェニンゲン近郊の海岸で発生したヒトデの大量漂着イベントなどが挙げられます。 ^{[ 16 ]}

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には、宇宙から明瞭に視認できるすべての動的領域が含まれています。初期のジェット状の構造は、徐々に沖合の遠方場プルームへと移行し、北半球ではコリオリ効果により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 ]}

アマゾン川のプルームは、地球の自転が影響しない河川プルームの一例です。流量が多く、流出の運動量が大きく、赤道付近の緯度であるため、プルームのダイナミクスは主に内部フルード数によって特徴づけられます。周囲の流れがプルームを河口から遠ざけます。^{[ 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。

リバプール湾の河口におけるマージー川のプルームのダイナミクスは、海底移流プルームと非常によく似ている。^{[ 17 ]}これは、流れに対する海底と海底摩擦の強い影響によるものであり、これが沿岸方向への広がりと長さスケールを制御している。このタイプのプルームは、北海のライン川河口など、縁海や大陸棚海域でよく見られる。^{[ 1 ] [ 18 ]}