River plume

A river plume is a freshenedwater mass that is formed in the sea as a result of mixing of river discharge and saline seawater.^[1] River plumes are formed in coastal sea areas at many regions in the World. River plumes generally occupy wide-but-shallow sea surface layers bounded by sharp density gradients. The area of a river plume is 3-5 orders of magnitude greater than its depth; therefore, even small rivers with discharge rates ~1–10 m/s form river plumes with horizontal spatial extents ~10–100 m. Areas of river plumes formed by the largest rivers are ~100–1000 km². Despite the relatively small volume of total freshwaterrunoff to the World Ocean, river plumes occupy up to 21% of shelf areas of the ocean, i.e., several million square kilometers.^[2]

In some occasions river plumes are spoken of as regions of fresh water influence (ROFIs), although it is preferred to use this term for regions in which multiple sources add to the fresh water input of the zone or for shallow, frictional shelves.^[1]ROFIs and river plumes differ in the variation at temporal and spatial scales. The river plume can be identified as a buoyant water mass that emerges due to river discharge into the coastal ocean and varies over diurnal to synoptic timescales.^[3] At the edges of this water mass mixing takes place, creating a region adjacent to the river plume which is diluted and fresher compared to the open ocean, but does not have a clear boundary. This extended region is called the region of freshwater influence, ROFI.^[3] Due to the indirect influence of freshwater discharge, ROFIs incorporate the dynamics and spatial extent of the river plumes but are typically assessed on seasonal, annual, and decadal timescales.^[3]

Flussmündungen spielen eine wichtige Rolle bei den globalen und regionalen Wechselwirkungen zwischen Land und Ozean. Flussabflüsse führen dem Ozean große Mengen an Auftrieb , Wärme , terrigenen Sedimenten , Nährstoffen und anthropogenen Schadstoffen zu . Flussmündungen beeinflussen viele physikalische , biologische und geochemische Prozesse in Küsten- und Schelfmeergebieten maßgeblich, darunter die Schichtung des Meerwassers , Küstenströmungen , Kohlenstoff- und biogeochemische Kreisläufe , Primärproduktion und Meeresbodenmorphologie . ^{[ 1 ]}

Eine Flussfahne ist ein dynamisches System, das von Prozessen mit einem breiten Spektrum an zeitlichen und räumlichen Skalen beeinflusst wird. Diese hängen von der Größe und Form der Flussmündung sowie von Art und Variation der Einflüsse aus der Flussmündung und dem Ozean ab . Rückkopplungsmechanismen zwischen den von der Fahne im submarinen Delta abgelagerten Sedimenten und der Geometrie des Deltas führen zu einem komplexen System. Aufgrund dieser Komplexität existiert (noch) keine allgemeine, einfache Theorie, die eine quantitative Vorhersage der Partikelbewegung und der Struktur von Flussfahnen ermöglicht; ^{[ 1 ]} jedoch haben einige Theorien mit vereinfachten Annahmen zum Verständnis wichtiger Aspekte von durch Auftrieb beeinflussten Küstenströmungen beigetragen. ^{[ 4 ]} Wie in der Fluiddynamik üblich , wird die Beschreibung dieser komplexen Strömungen durch Skalierungsanalysen unterstützt , um die relevanten Prozesse zu bestimmen. Die wichtigsten Parameter, die die Struktur und den Umfang einer einzelnen Flussmündung bestimmen, sind Süßwasserzufluss , Gezeitenenergie , Küstenbathymetrie /-geometrie , umgebende Meeresströmungen , Wind und die Erdrotation . ^{[ 1 ]}

Das Verhältnis der wichtigsten Prozesse variiert je nach Position innerhalb der Plume. Folgende Regionen lassen sich unterscheiden: die Quellregion, der Abhebepunkt, die Front und die Nahfeldregion. Jenseits der Plume selbst, aber innerhalb ihres Einflussbereichs, befinden sich die Mittelfeldregion und die Fernfeldregion. ^{[ 1 ]}

Im Quellgebiet oder im Ästuarbereich sind Auftrieb und Impuls des aus dem Ästuar einströmenden Süßwassers die dominierenden Eigenschaften, die die Entstehung der Flussfahne bestimmen. Das Zusammenspiel zwischen flussbedingter Schichtung und Gezeitenmischung prägt die charakteristischen Eigenschaften der Flussfahne. Dieses Zusammenspiel lässt sich durch die (dimensionslose) Richardson-Zahl des Ästuars erfassen , die wie folgt definiert ist ^{[ 5 ].}

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

Wo

• Die reduzierte Schwerkraft ist die Gravitationsbeschleunigung, die durch den Dichteunterschied zwischen Süßwasser aus Flüssen und salzhaltigem Meerwasser entsteht .${\displaystyle g'_{r}=g(\Delta \rho /\rho _{0})}$
• ${\displaystyle Q_{r}}$ist der Flussabfluss ,
• ${\displaystyle W_{E}}$ist die Breite der Flussmündung , und
• ${\displaystyle u_{tidal}}$ist die Gezeitengeschwindigkeit.

Wo

• ${\displaystyle g'_{r}=g(\Delta \rho /\rho _{0})}$ist die Gravitationsbeschleunigung aufgrund des Dichteunterschieds zwischen Süßwasser aus Flüssen und salzhaltigem Meerwasser .
• ${\displaystyle Q_{r}}$ist der Flussabfluss ,
• ${\displaystyle W_{E}}$ist die Breite der Flussmündung , und
• ${\displaystyle u_{tidal}}$ist die Gezeitengeschwindigkeit.

Eine hohe Richardson-Zahl im Ästuar (d. h. ) deutet darauf hin, dass Süßwasserprozesse im Vergleich zum Gezeiteneinfluss dominieren , und man kann mit der Entwicklung einer Flussmündung rechnen. ^{[ 1 ]}${\displaystyle Ri_{E}\gg 1}$

Bei starker Flussströmung, oft verbunden mit einer hohen Richardson-Zahl im Ästuar , löst sich die Front der Strömungsfahne vom Meeresboden . Die Position dieser Strömungsablösung wird als Abhebepunkt bezeichnet und markiert die landseitige Grenze des Nahfelds. Dieser Punkt ist insbesondere bei oberflächennahen Flussströmungsfahnen von Bedeutung. ^{[ 6 ] [ 7 ]}

Im Nahfeld ist der Impuls der Strömung größer als ihr Auftrieb . Dieses Gleichgewicht wird durch die (dimensionslose) Froude-Zahl dargestellt , die im Nahfeld größer als eins ist und somit auf überkritische Strömung hinweist . Sowohl der Ablösepunkt als auch die äußere Grenze des Nahfelds, die Strömungsfront, sind durch kritische Strömungsbedingungen ( ) gekennzeichnet, und die Strömung im Nahfeld weist Merkmale auf, die einem Strahl ähneln. ^{[ 8 ]} Die Impulsbilanz wird von barotropen und baroklinen Druckgradienten , turbulenten Scherspannungen und der Strömungsbeschleunigung dominiert . Die Strömungsverlangsamung wird hauptsächlich durch die Scherspannungen an der Grenzfläche der Strömung zum umgebenden Ozean verursacht . In manchen Fällen existiert kein Nahfeld. Dies ist beispielsweise der Fall, wenn die Breite der Flussmündung im Verhältnis zum Rossby-Radius der Deformation groß ist und der Süßwasserzufluss die Flussmündung als Fernfeldströmung verlässt . Bei starken Gezeiten wird die Nahfeld-Plume auch als Gezeitenplume bezeichnet. ^{[ 9 ]}${\displaystyle Fr={u}/{\sqrt {gh}},}$${\displaystyle Fr=1}$${\displaystyle L_{R}={\sqrt {gh}}/{f}}$

Der Bereich, in dem der Nahfeld-Trägheitsstrahl in eine Strömung übergeht, in der geostrophische oder windgetriebene Prozesse dominieren, wird als Mittelfeld bezeichnet. Die Impulsbilanz des Mittelfelds wird maßgeblich von der Erdrotation ( Corioliskraft ), quer zur Strömung verlaufenden internen Druckgradienten und mitunter der Zentripetalbeschleunigung bestimmt. Der anfängliche Impuls des Ausflusses von der Quelle geht verloren, und die Windanregung (bzw. die Erdrotation bei geringer Windanregung ) gewinnt allmählich an Bedeutung als wichtigster Parameter. Infolgedessen ändert die Strömung ihre Geschwindigkeit, Richtung und Ausbreitungsmuster. Bei geringem Windeinfluss kann es vorkommen, dass sich im Ausfluss eine rezirkulierende Ausbuchtung bildet; ^{[ 1 ] [ 6 ]} Feldbeobachtungen dazu sind jedoch selten. ^{[ 10 ]}

Noch weiter vom Quellgebiet entfernt liegt das Fernfeld, in dem die Strömung jegliche Erinnerung an den Ausflussimpuls verloren hat. Die Impulsbilanz des Fernfelds wird von der Erdrotation ( Corioliskraft ), dem Auftrieb , dem Wind und der Bodenreibung dominiert. Das Fernfeld kann große Gebiete umfassen, bis zu Hunderte von Kilometern von seinem Ursprung entfernt. Die tages- und halbtageszeitliche Variabilität des Fernfelds wird im Allgemeinen von den Gezeiten , die synoptische Variabilität vom Wind und die saisonale Variabilität vom Flussabfluss bestimmt. Bei fehlendem starkem Wind und starken Strömungen kann sich die Fernfeldströmung wie eine Strömung relativ süßen Wassers in Richtung einer sich ausbreitenden Kelvin-Welle verhalten . Beispiele hierfür lassen sich im Rhein- ROFI beobachten , wo die Strömung entlang der gesamten niederländischen Küste verfolgt werden kann. ^{[ 11 ]} Der Charakter dieser Küstenströmung unterscheidet sich bei flachen Meeren, wenn die Strömung die gesamte Wassersäule durchdringt und ihre Bewegung durch die Bodenreibung beeinflusst wird , sowie bei einer von der Oberfläche herangetragenen Strömung, deren vertikale Ausdehnung geringer ist als die Wassertiefe. ^{[ 1 ] [ 6 ]}

Auf der einfachsten und idealisierten Ebene lassen sich Flussfahnen in oberflächennahe und bodennahe Fahnen einteilen . [ 6 ] ^{[ 12 ] Eine Fahne gilt} als bodennah, wenn sie die gesamte Wassersäule von der Oberfläche bis zum Meeresboden ausfüllt . In diesem Fall ist ihre Schichtung aufgrund starker Advektion über die gesamte Wassersäule , insbesondere in Bodennähe , hauptsächlich horizontal . Eine oberflächennahe Fahne interagiert nicht mit dem Meeresboden , da ihre vertikale Ausdehnung geringer ist als ihre Tiefe. In diesem Fall ist die Fahne hauptsächlich vertikal geschichtet . Die Unterscheidung zwischen diesen beiden (idealisierten) Arten von Flussfahnen kann anhand einer Reihe von Parametern erfolgen, wie sie von Yankovsky und Chapman in ihrer Arbeit von 1997 festgelegt wurden. ^{[ 6 ]} Die Entfernung, bis zu der die Süßwasser- Flussfahne durch Prozesse an der Oberfläche über den Schelf transportiert wird, ist gegeben durch

${\displaystyle y_{s}={\frac {2}{f}}{\sqrt {\frac {3g'h_{0}+v_{i}^{2}}{2g'h_{0}+v_{i}^{2}}}},}$

Wo

• ${\displaystyle v_{i}}$ist die Einströmgeschwindigkeit aus dem Quellgebiet und dem Nahfeldstrahl.
• ${\displaystyle f}$ist die Corioliskraft,
• ${\displaystyle g'}$ist der Auftrieb, und
• ${\displaystyle h_{0}}$ist die Tiefe der Wassersäule an der Mündung des Flusses / Ästuars .

Bis zum Abhebepunkt „spürt“ die Flussfahne noch den Meeresboden; man spricht daher von bodenadvezierten Flussfahnen, und die relevanten Prozesse der Bodendynamik müssen berücksichtigt werden. ^{[ 13 ]} Die vertikalen Ausdehnungen der von den größten Flüssen der Welt gebildeten Flussfahnen betragen 10–20 m, während die meisten Flussfahnen weniger als einige Meter groß sind. Folglich sind die meisten Flussfahnen weltweit oberflächenadveziert; das heißt, der bodenadvezierte Anteil nahe der Flussmündung vor dem Abhebepunkt ist bei diesen Fahnen deutlich kleiner als der oberflächenadvezierte Anteil. Flussfahnen mit großen bodenadvezierten Anteilen werden hauptsächlich von großen Flüssen gebildet, die in flache Meeresgebiete münden, wie beispielsweise die Wolgafahne im nördlichen Kaspischen Meer .

Bodengetriebene Strömungen zeichnen sich oft durch hohe Abflussmengen aus und reagieren im Allgemeinen weniger empfindlich auf Windeinflüsse und die damit einhergehende Advektion und Vermischung. ^{[ 6 ]} Diese Art der Advektion wird durch den bodennahen Ekman-Transport angetrieben , der den Süß- oder Brackwasserabfluss eines Flusses mit bestimmter Dichte und Geschwindigkeit aus einer Ästuarregion mit bestimmter Breite und Tiefe zur Frontalzone über den Schelf transportiert. Dies ist in der Abbildung rechts dargestellt. Befindet sich die Frontalzone weit genug vom Ufer entfernt, kann die thermische Winddynamik den gesamten Volumenstrom vom Ästuar wegtransportieren. Die küstennahe Position , die die Breite der Küstenströmung angibt, und die Gleichgewichtstiefe, in der sich die Strömung vom Meeresboden ablöst, lassen sich unter Gleichgewichtsbedingungen mit einer bestimmten Bodenneigung berechnen.${\displaystyle \rho _{i}}$${\displaystyle v_{i}}$${\displaystyle L}$${\displaystyle h_{0}}$${\displaystyle y_{b}}$${\displaystyle h_{b}}$${\displaystyle s}$

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

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

Dies gilt nur , wenn die bodennahe Ekman-Schicht den Flussabfluss nicht seewärts transportieren kann und ein anderer Prozess die Ausbreitung bestimmt. In diesem Fall findet man nur eine an der Oberfläche advektierte Fahne. ^{[ 6 ] [ 7 ]}${\displaystyle h_{b}>h_{0}}$${\displaystyle h_{b}<h_{0}}$

Oberflächenadvezierte Strömungen entstehen, wenn die zuvor definierte Bedingung erfüllt ist. Eine solche Strömung weist die typische Struktur einer Flussfahne auf, wie im Abschnitt „ Flussfahnenstruktur“ beschrieben . Im Mündungsgebiet ist der anfängliche Impuls des Flussabflusses der dominierende Mechanismus, danach übernehmen andere Prozesse wie Windeinwirkung und Corioliskraft die Oberhand. Bei einer oberflächenadvezierten Strömung sind Prozesse der Wechselwirkung mit dem Meeresboden, wie die Ausbildung einer bodennahen Ekman-Schicht, irrelevant. Daher kann der definierte Parameter in diesem Ansatz vernachlässigt werden, da er keine physikalische Grundlage besitzt. ^{[ 6 ] [ 7 ]}${\displaystyle h_{b}<h_{0}}$${\displaystyle y_{b}}$

Ist die Zuflusstiefe geringer als die Tiefe und die Transportdistanz der bodennahen Ekman-Schicht für den Flussabfluss geringer als die Transportdistanz des Oberflächenabflusses ( ), so entsteht eine intermediäre Strömungsfahne. In einer solchen intermediären Strömungsfahne können beide Strömungsregime auftreten. Der bodennahe Abschnitt befindet sich naturgemäß näher an der Ästuarmündung, der oberflächennahe Abschnitt weiter draußen. Der Abhebepunkt trennt die beiden Bereiche. ^{[ 6 ] [ 7 ]}${\displaystyle h_{0}}$${\displaystyle h_{b}}$${\displaystyle y_{b}<y_{s}}$

Der Ansatz lässt sich durch die Dimensionslosmachung der Parameter weiter verallgemeinern. Dimensionslose Parameter vereinfachen die Dynamik der relevanten Prozesse, indem sie die Größenordnung verschiedener Terme bewerten. Im Fall von Flussmündungen liefert dies weitere Anhaltspunkte für die grundlegende Klassifizierung und ihre unterschiedliche Dynamik. Die beiden wichtigsten dimensionslosen Kennzahlen sind die Burger-Zahl , die die relative Bedeutung des Auftriebs ausdrückt , und die Rossby-Zahl , die die relative Bedeutung der Advektion ausdrückt . Durch Umgruppierung ergeben sich die folgenden dimensionslosen küstenparallelen Distanzen :${\displaystyle S={\sqrt {g'h_{0}}}/(fL)}$${\displaystyle Ro=v_{i}/(fL)}$${\displaystyle Y_{b}}$${\displaystyle Y_{s}}$

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

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

Die gleichen oben beschriebenen Regime gelten auch für die dimensionslosen Parameter. Bodenadvektionen ( , ) weisen im Allgemeinen kleine Burger-Zahlen auf , weshalb der Auftrieb relativ unbedeutend ist. Oberflächenadvektionen ( ) weisen im Allgemeinen große Burger-Zahlen auf , weshalb der Auftrieb eine wichtige Rolle spielt. Die Rossby-Zahl gibt zudem an, ob die Plume als oberflächenadvektionen oder als intermediäre Plume klassifiziert wird. Eine im Vergleich zur Burger-Zahl relativ große Rossby-Zahl deutet darauf hin, dass die Advektion wichtiger ist als der Auftrieb und zumindest eine teilweise Bodenadvektion ermöglicht, sodass eine intermediäre Plume zu erwarten ist. ^{[ 6 ] [ 12 ]}${\displaystyle h_{b}>h_{0}}$${\displaystyle Y_{b}>Y_{s}}$${\displaystyle h_{b}<h_{0}}$

Zu beachten ist, dass das oben beschriebene Schema für idealisierte Fälle entwickelt wurde: nämlich für Flussmündungen ohne äußere Einflüsse, die in ein Meer mit idealisierter Bathymetrie und Küstenlinie münden.

Flussfahnen variieren über tageszeitliche bis synoptische Zeitskalen. ^{[ 3 ]} In diesem Zeitbereich liegt die wichtigste periodische Variation innerhalb des Gezeitenzyklus, wobei ein täglicher Gezeitenzyklus und ein zweiwöchentlicher Spring-Nipp-Zyklus unterschieden werden können. ^{[ 14 ]} Diese barotrope Variation in Stärke und Richtung der Gezeitengeschwindigkeit führt zu Schwankungen in der Stärke und Stabilität der Flussfahne. ^{[ 7 ]} Dies wird bereits durch das Zusammenspiel von Flussabfluss und Gezeitenmischung deutlich, das in der (dimensionslosen) Ästuar- Richardson-Zahl erfasst wird . Diese dient dazu, allgemein zu beurteilen, ob sich in einem bestimmten System eine Flussfahne entwickeln kann. ^{[ 5 ]} Die Gezeitendynamik führt zu folgender allgemeiner Dynamik von Flussfahnen. ${\displaystyle Ri_{E}=g_{r}'{Q_{r}}/W_{E}u_{tidal}^{3}}$

Ein Gezeitenzyklus besteht aus einer Hochwasserperiode (landwärts gerichteter Wasserstrom) und einer Ebbeperiode (seewärts gerichteter Wasserstrom). ^{[ 15 ]} Bei konstantem Flussabfluss herrscht während der Ebbe eine stabile Schichtung , während der Hochwasserperiode hingegen eine instabile. [ ^{11 ] Dies} ist in der Abbildung rechts schematisch dargestellt. Die während der Hochwasserperiode aufgrund der instabilen Schichtung auftretende Durchmischung schwächt die Schichtung und beeinträchtigt die effiziente Advektion der Flussfahne ^{[ 11 ]} und tritt bei niedrigen Richardson-Zahlen im Ästuar auf . ${\displaystyle Q_{r}}$

Bei Ebbe verstärkt sich die Schichtung . Dies führt zu stabilen Bedingungen und starker Advektion an der Oberfläche. ^{[ 11 ]} Aufgrund der Massenerhaltung erfordert diese Situation verstärkte landwärts gerichtete Strömungen in Bodennähe. Dieser Prozess wird als Gezeitenverdrängung bezeichnet . An offenen Küsten spielen zweidimensionale Effekte eine Rolle. Der barokline Ekman-Transport verursacht Auftrieb bei Ebbe und Abtrieb bei Flut. ^{[ 5 ]} Daher können diese baroklinen Auftriebseffekte dazu führen, dass Ebbe Nährstoffe und Sedimente küstennah transportiert. ^{[ 11 ]}

Im Verlauf eines Spring-Nipp-Zyklus verstärken sich die baroklinen Effekte und begünstigen entweder eine erhöhte Gezeitenbelastung oder eine verstärkte Durchmischung. ^{[ 11 ]} Springfluten zeichnen sich durch relativ große Gezeitenamplituden und Gezeitenströmungsgeschwindigkeiten aus. ^{[ 15 ]} Dies führt zu einer verstärkten Durchmischung über den gesamten Gezeitenzyklus und einer abgeschwächten Schichtung . ^{[ 11 ]} In manchen Gebieten verschwindet die Schichtung vollständig , sodass ein gut durchmischtes System entsteht, in dem Flussmündungen nur zeitweise aufgenommen werden können. ^{[ 7 ]} In Küstengewässern führen Springfluten im Allgemeinen zu verstärkten Abwärtsströmungen durch die aufsteigende Flussmündung, wodurch der Transport von Sedimenten und Nährstoffen in Richtung Meer zunimmt . ^{[ 11 ]}

Nipptiden zeichnen sich durch relativ geringe Tidenamplituden und Gezeitenströmungsgeschwindigkeiten aus. ^{[ 15 ]} Diese Situation begünstigt den Gezeiten-Dehnungseffekt, wie er bei Ebbe beobachtet wird, aufgrund der verringerten Gezeitenmischung und des erhöhten Strömungsunterschieds über einen Gezeitenzyklus . ^{[ 11 ]} Aufgrund des stärkeren Gezeiten-Dehnungseffekts sind Nipptidenbedingungen im Allgemeinen durch eine verstärkte landwärts gerichtete Strömung in Bodennähe und damit verbundene verstärkte Küstenauftriebseffekte gekennzeichnet . ^{[ 11 ]} In Extremfällen kann dies zu großen Ablagerungen am Strand führen , wie beispielsweise dem Massenstrandereignis von Seesternen an der Küste bei Scheveningen am 30. Januar 2019. ^{[ 16 ]}

Ein Beispiel für eine durch Oberflächenströmung verlagerte Plume ist die Fraser-River- Plume . Diese Plume umfasst alle dynamischen Bereiche und ist aus dem Weltraum deutlich sichtbar. Die anfängliche, jetartige Struktur wandelt sich allmählich in eine weiter draußen liegende Plume um, die – wie auf der Nordhalbkugel zu erwarten – aufgrund des Coriolis-Effekts nach rechts abgelenkt wird . Weitere ähnliche Fluss-Plumes sind die des Columbia River , des Niagara River und des Hudson River . ^{[ 1 ] [ 9 ]}

Die Amazonas- Flussfahne ist ein Beispiel für eine Flussfahne, bei der die Erdrotation keine Rolle spielt. Aufgrund des hohen Abflusses , des entsprechenden Impulses des Ausflusses und der äquatorialen Breite wird die Dynamik der Fahne hauptsächlich durch die interne Froude-Zahl charakterisiert . Umgebende Strömungen transportieren die Fahne von der Mündung weg. ^{[ 1 ] [ 13 ]} Ähnliche Fahnen finden sich auch an anderen Stellen entlang des Äquators .

Die Dynamik der Mersey- Flussfahne an der Mündung der Liverpool Bay weist große Ähnlichkeit mit einer bodennahen Strömungsfahne auf. ^{[ 17 ]} Dies ist auf den starken Einfluss des Meeresbodens und der Bodenreibung auf die Strömung zurückzuführen, wodurch die küstenparallele Ausbreitung und die Längenskala bestimmt werden. Derartige Strömungsfahnen finden sich häufig in Randmeeren und Schelfmeeren , beispielsweise in der Nordsee an der Rheinmündung . ^{[ 1 ] [ 18 ]}

• Rauchfahne (Fluiddynamik)
• Region mit Süßwassereinfluss

• Steven Lohrenz. „Flussfahnenprozesse und -dynamik“ . School for Marine Science and Technology, University of Massachusetts, Dartmouth . Abgerufen am 13. Februar 2021 .