4.13 Detekce a Monitorování Tsunami Vyvolané Moře Povrch-Proud Trysky na Kontinentálních Šelfů

Když vlny tsunami setkání strmé přechody na okrajích kontinentálních šelfů a na pobřeží, vlny se stávají nelineární, a zachování hybnosti ve vodním sloupci vytváří prcky (tj., trysky) mořské povrchové proudy v oblasti hloubky trhlin a mělké regionů. Jak diskutoval Barrick (1979), sinusová vlna tsunami se objevuje jako periodický povrchový proud. Jeho vlna orbitální rychlosti na povrchu transportuje mnohem kratší vlny vidět na radaru, čímž se okolní aktuální pole a produkuje jasný podpis zjistitelné radarem. Tsunami, které se předpokládá, že šíření kolmo do hloubky kontury, vytváří mořské hladině aktuální rychlosti, která se položí na pomalu se měnící okolní aktuální rychlost pozadí. Do jisté míry existuje a priori vzor velkých povrchových proudů, ke kterým dochází, když tsunami narazí na strmé bentické gradienty na okraji kontinentálního šelfu. Proudy Tsunami mají charakteristický podpis kvůli jejich soudržnosti na velké vzdálenosti, což jim umožňuje detekovat, když dorazí do oblasti radarového pokrytí (Lipa et al., 2006).

Barrick (1979) původně navrhl použití HF radarových systémů založených na pobřeží pro varování před tsunami. Radarové systémy HF v současné době pracují nepřetržitě z mnoha pobřežních míst po celém světě a monitorují povrchové proudy a vlny oceánu na vzdálenosti až 200 km. Pro každé umístění radaru HF je možné vypočítat vzor odezvy tsunami metodami numerického modelování (Lipa et al., 2006; Heron et al., 2008). Na aproximaci prvního řádu se předpokládá, že reakce mořských povrchových proudů na tsunami blížící se k kontinentálnímu šelfu je nezávislá na směru zdroje tsunami. Je to proto, jak již bylo zmíněno dříve, fronty vln tsunami jsou lomeny v hluboké vodě a přiblíží se k okraji police v malém rozsahu úhlů kolem ortogonálních. Tento předpoklad lze testovat pro každé místo numerickými výpočty poskytnutými Greenslade et al. (2007). Simulovat signály viděné radarem HF v případě tsunami směřující k pobřeží, Dzvonkovskaya et al. (2009) vypočítali tsunami vyvolané mořské hladině aktuální rychlost pomocí oceánografické HAMburg Police Model Oceánu (HAMSOM), pak převést do modulační signály a kolmé k měřené radarové signály zpětného rozptylu. HAMSOM zahrnuje tření a Coriolisovy podmínky, a tak může simulovat šíření vln z hlubin oceánu, aby police oblastech, kde nelineární procesy hrají důležitou roli. Po použití konvenčních technik zpracování signálu obsahují mapy proudu mořského povrchu rychle se měnící proudové rysy vyvolané tsunami, které lze porovnat s daty HAMSOM. V těchto mapách lze jasně pozorovat specifické radiální proudové podpisy tsunami, pokud je použito vhodné prostorové a časové rozlišení. Gurgel et al. (2011) popsal algoritmus detekce tsunami, který lze použít k vydání automatizované varovné zprávy o tsunami. Aktuální mapa mořského povrchu založená na těchto spektrech má vzorec, který se velmi rychle mění v oblasti police, než vlna tsunami dosáhne pláže. Na těchto mapách jsou jasně pozorovány specifické radiální proudové podpisy tsunami. Pokud je okraj police dostatečně daleko od pobřeží, může být první výskyt takových podpisů monitorován radarovým systémem HF dostatečně brzy, aby vydal varovnou zprávu o blížícím se tsunami. Aktuální odezva mořského povrchu se proto stává podpisem,který lze hledat v procesu analýzy dat. Heron et al. (2008) poskytly model výpočty mořské hladině aktuální vektorů, kdy první vlnu 26. prosince 2004, Indický Oceán tsunami setkal části na okraji kontinentálního šelfu Seychely Ostrov.

Lipa et al. (2006) prokázal, že radarové systémy HF Doppler, které jsou dnes v provozu, jsou schopny detekovat proudy tsunami a poskytovat důležité informace ještě před nárazem, když je sousední kontinentální šelf široký. Heron et al. (2008) zjistili, že HF Dopplerův radar je dobře podmíněná pozorovat povrch současné výbuchy na okraji kontinentálního šelfu a dát varování, 40 minut až 2 hodiny, když police je 50 až 200 km široký. Při použití radarové technologie HF však existuje kompromis mezi přesností měření rychlosti povrchového proudu a časovým rozlišením. Výhodu v poměru S / N lze získat z předchozí znalosti prostorového vzoru stříká na okraji kontinentálního šelfu. Ukázal to Heron et al. (2008), že phased array HF Dopplerův radar nasazen v Velký Bariérový Útes v Austrálii (kde police hloubka je asi 50 m) a provoz v rutinní způsob pro mapování povrchu moří proudy lze vyřešit povrchový proud stříká z tsunami ve vlně období v rozmezí 5-30 minut a v rozmezí vlnových délek větší než asi 6 km. Bylo zjištěno, že tato síť je dobře podmíněna pro použití jako monitor malých i větších tsunami a má potenciál přispět k pochopení vzniku tsunami.

když Dopplerův radar pracuje ve svém rutinním režimu mapování proudu na hladině moře, každá stanice zaznamenává časovou řadu v průměru (několik minut) ve vhodném intervalu odběru vzorků (řekněme 10 minut). V tomto režimu radar může detekovat pouze s vlnou tsunami období větší než dvojnásobek vzorkovací interval (Nyquist je vzorkovací kritérium). Jinými slovy, pokud je interval vzorkování 10 minut, radar by detekoval pouze tsunami s vlnovou periodou delší než 20 minut. Nicméně, pokud HF Dopplerův radar má být použit pro detekci tsunami vyvolané zvětšený povrch moře stávající trysky (vytvořené v hloubce nespojitosti) pro výstražné účely, radar bude muset být přepne do „režimu pohotovosti“ provozu, pravděpodobně po seismické alert. Lipa a kol. (2006) navrhli, že v případě, že hrozba tsunami, tsunami watch software (produkující aktuální rychlosti a místní vlnu informace na mnoha HF radary v provozu kolem pobřeží na světě) mohl běžet souběžně (v pozadí), aktivace varování před tsunami. Tyto informace by byly k dispozici místním orgánům a byly by neocenitelné, kdyby mezinárodní komunikace selhala nebo byla ve svých předpovědích příliš obecná. Globální modely mohou být nedostatečné pro lokalizované oblasti, pro které dostupná batymetrie nemusí mít odpovídající rozlišení. Kromě toho, když je epicentrum zemětřesení blízko pobřeží, nemusí být dostatek času na aktivaci mezinárodního komunikačního řetězce. V takových případech by místní systémy poskytovaly jediné předběžné varování. Takový systém může také zmírnit problémy s falešným poplachem, které trápí stávající systémy sledování tsunami. Počítačové modely predikce a včasného varování režimy se vztahují pouze na tsunami generované zemětřesením; VYSOKOFREKVENČNÍ radarové sítě by také být schopni rozpoznat tsunami generované podvodní rockslides a přílivové nudí.

podle Heron et al. (2008), nejvíce efektivní nástroj „režimu pohotovosti“ provozu bude pomáhat varování sítě vyplněním mezery mezi deep-ocean senzory a pobřežního moře-hladinoměry a, zejména, vyhnout se falešné poplachy, protože jeho vysoká citlivost ve srovnání s ostatními senzory. Lze však očekávat, že tsunami bude obtížnější zjistit, zda je malá nebo zda jsou rychlosti proudu na pozadí způsobené přílivy, větry nebo gradienty hustoty ve sledované oblasti velké a rychle se měnící. Pro úkol detekce tsunami lze rychlosti proudu pozadí považovat za druh „šumu v pozadí“, který je třeba odstranit, aby se získaly proudy vyvolané tsunami jasněji.

nejlepší způsob, jak zvládnout tuto obtíž, je použít oceánografický model k simulaci tohoto „šumu pozadí“.“Aby se výsledek modelu udržel blízko skutečně měřených oceánských proudů, může být „veden“ použitím techniky asimilace dat (Gurgel et al., 2011). V terénní aplikaci by byla pro každé místo vyžadována studie proveditelnosti založená na radarové vysílací frekvenci a s přihlédnutím k typickým současným režimům pro umístění, kromě batymetrie. Je třeba zdůraznit, že pokud oceánografické radary se používají pro tsunami detekce, musí být provozován ve vysoké časové (2 min) a prostorové (1.5–2.0 km) režim rozlišení, aby měl nejlepší citlivost a byl schopen vyřešit rychle se měnící podpisy tsunami. Gurgel et al. (2011) zjistili, že proudový proud vyvolaný vlnou tsunami zcela zmizí v době větší než 25 minut. Popsali návrh nového algoritmu pro automatickou detekci tsunami pomocí přístupu constant false alarm rate (CFAR).