Onda di Tsunami
4.13 il Rilevamento e il Monitoraggio degli Tsunami-Indotta del Mare, Correnti Getti piattaforme Continentali
Quando le onde di tsunami incontro pendenze ai bordi delle piattaforme continentali e costiere, le onde diventano non lineari e di conservazione della quantità di moto nella colonna d’acqua produce schizza (cioè, getti di mare correnti superficiali in aree di discontinuità di profondità poco profonda e regioni. Come discusso da Barrick (1979), un’onda sinusoidale di tsunami appare come una corrente periodica di superficie. La sua velocità orbitale d’onda sulla superficie trasporta le onde molto più corte viste dal radar, aggiungendo al campo di corrente ambientale e producendo una chiara firma rilevabile dal radar. Lo tsunami, che si presume si propaghi perpendicolarmente ai contorni della profondità, produce velocità di corrente della superficie del mare che si sovrappongono allo sfondo della velocità della corrente ambientale che varia lentamente. In una certa misura, c’è un modello a priori di grandi correnti superficiali che si verificano quando uno tsunami incontra ripide pendenze bentoniche sul bordo di una piattaforma continentale. Le correnti tsunami hanno una caratteristica caratteristica a causa della loro coerenza su grandi distanze, consentendo così di essere rilevate quando arrivano nell’area di copertura radar (Lipa et al., 2006).
Barrick (1979) propose originariamente l’uso di sistemi radar HF a terra per l’allarme tsunami. I sistemi radar HF attualmente operano continuamente da molte località costiere in tutto il mondo, monitorando le correnti e le onde superficiali dell’oceano fino a distanze fino a 200 km. Per ogni posizione radar HF, è possibile calcolare un modello di risposta allo tsunami con metodi di modellazione numerica (Lipa et al., 2006; Heron et al., 2008). Per un’approssimazione del primo ordine, si presume che la risposta delle correnti superficiali del mare allo tsunami che si avvicina alla piattaforma continentale sia indipendente dalla direzione della fonte dello tsunami. Questo perché, come accennato in precedenza, i fronti d’onda dello tsunami sono rifratti in acque profonde e si avvicineranno al bordo dello scaffale entro una piccola gamma di angoli intorno ortogonali. Questa ipotesi può essere testata per ogni sito mediante calcoli numerici forniti da Greenslade et al. (2007). Per simulare i segnali visti dal radar HF in caso di uno tsunami che viaggia verso la costa, Dzvonkovskaya et al. (2009) ha calcolato la velocità di corrente della superficie del mare indotta dallo tsunami usando il modello oceanografico HAMburg Shelf Ocean Model (HAMSOM), quindi l’ha convertita in segnali modulanti e sovrapposta ai segnali di retrodiffusione radar misurati. HAMSOM coinvolge i termini di attrito e Coriolis e quindi può simulare la propagazione delle onde dall’oceano profondo alle aree di ripiano in cui i processi non lineari svolgono un ruolo importante. Dopo aver applicato tecniche di elaborazione del segnale convenzionali, le mappe correnti della superficie del mare contengono le caratteristiche correnti indotte dallo tsunami in rapida evoluzione, che possono essere confrontate con i dati di HAMSOM. Le specifiche firme di corrente tsunami radiali possono essere chiaramente osservate in queste mappe, se viene utilizzata una risoluzione spaziale e temporale appropriata. Gurgel et al. (2011) ha descritto un algoritmo di rilevamento tsunami che può essere utilizzato per emettere un messaggio di avviso tsunami automatizzato. La mappa corrente della superficie del mare basata su questi spettri ha uno schema che cambia molto rapidamente nell’area degli scaffali prima che l’onda dello tsunami raggiunga la spiaggia. Specifiche firme di corrente tsunami radiali sono chiaramente osservate in queste mappe. Se il bordo dello scaffale è sufficientemente lontano dalla costa, la prima apparizione di tali firme può essere monitorata da un sistema radar HF abbastanza presto da emettere un messaggio di avviso su uno tsunami in avvicinamento. La risposta corrente della superficie del mare diventa quindi una firma che può essere cercata nel processo di analisi dei dati. Heron et al. (2008) hanno fornito calcoli modello di vettori di corrente di superficie del mare quando la prima ondata del 26 dicembre 2004, lo tsunami dell’Oceano Indiano ha incontrato una sezione del bordo della piattaforma continentale dell’isola delle Seychelles.
Lipa et al. (2006) ha dimostrato che i sistemi radar Doppler HF in funzione oggi sono in grado di rilevare le correnti dello tsunami e fornire informazioni vitali ben prima dell’impatto, quando la piattaforma continentale adiacente è ampia. Heron et al. (2008) ha scoperto che il radar Doppler HF è ben condizionato per osservare le raffiche di corrente superficiale al bordo della piattaforma continentale e dare un avvertimento di 40 minuti a 2 ore quando lo scaffale è largo da 50 a 200 km. Tuttavia, nell’uso della tecnologia radar HF, vi è un compromesso tra la precisione delle misurazioni della velocità di superficie e la risoluzione temporale. Un vantaggio nel rapporto S/N può essere ottenuto dalla conoscenza preliminare del modello spaziale degli schizza al bordo della piattaforma continentale. È stato dimostrato da Heron et al. (2008) che il radar Doppler phased array HF schierato nella Grande Barriera Corallina in Australia (dove la profondità dello scaffale è di circa 50 m) e che opera in modo sistematico per mappare le correnti superficiali del mare può risolvere gli schizzi di corrente superficiale da tsunami nell’intervallo del periodo d’onda 5-30 minuti e nell’intervallo di lunghezza d’onda superiore a Questa rete è risultata essere ben condizionata per l’uso come monitor di tsunami piccoli e grandi e ha il potenziale per contribuire alla comprensione della genesi dello tsunami.
Quando il radar Doppler opera nella sua modalità di mappatura corrente della superficie del mare di routine, ogni stazione registra una serie temporale media (pochi minuti) a un comodo intervallo di campionamento (ad esempio, 10 minuti). In questa modalità il radar potrebbe rilevare solo tsunami con periodi d’onda superiori al doppio dell’intervallo di campionamento (criterio di campionamento di Nyquist). In altre parole, se l’intervallo di campionamento è di 10 minuti, il radar rileverebbe solo tsunami con un periodo d’onda superiore a 20 minuti. Tuttavia, se il radar doppler HF deve essere utilizzato per il rilevamento di getti di corrente di superficie marina ingranditi indotti dallo tsunami (generati a discontinuità di profondità) a scopo di avvertimento, il radar dovrebbe essere passato a una “modalità di allarme” di funzionamento, presumibilmente a seguito di un allarme sismico. Lipa et al. (2006) ha suggerito che in caso di minaccia di tsunami, il software tsunami watch (che produce velocità attuali e informazioni sulle onde locali presso i numerosi radar HF in funzione intorno alle coste del mondo) potrebbe funzionare in parallelo (in background), attivando un allarme tsunami. Queste informazioni sarebbero disponibili per le autorità locali e sarebbero inestimabili se le comunicazioni internazionali fallissero o fossero troppo generiche nelle loro previsioni. I modelli globali possono essere inadeguati per aree localizzate per le quali la batimetria disponibile potrebbe non essere di risoluzione adeguata. Inoltre, quando un epicentro del terremoto è vicino alla riva, potrebbe non esserci abbastanza tempo per attivare la catena di comunicazione internazionale. In tali casi, i sistemi locali fornirebbero l’unico avvertimento preventivo. Un tale sistema può anche alleviare i problemi di falsi allarmi che affliggono i sistemi di orologi tsunami esistenti. I modelli di previsione al computer e gli schemi di preallarme si applicano solo agli tsunami generati dai terremoti; le reti radar HF sarebbero anche in grado di rilevare gli tsunami generati da rocce sottomarine e fori di marea.
Secondo Heron et al. (2008), l’utilità più efficace di una “modalità di allarme” di funzionamento sarebbe nell’aiutare la rete di allarme colmando il divario tra i sensori di profondità oceaniche e gli indicatori di livello del mare costiero e, in particolare, nell’evitare falsi allarmi a causa della sua elevata sensibilità rispetto ad altri sensori. Tuttavia, è prevedibile che uno tsunami sarà più difficile da rilevare se è piccolo o se le velocità correnti di fondo dovute a maree, venti o gradienti di densità nell’area monitorata sono grandi e variano rapidamente. Per il compito di rilevamento dello tsunami, le velocità di corrente di fondo possono essere considerate una sorta di” rumore di fondo ” che deve essere rimosso per ottenere le correnti indotte dallo tsunami in modo più chiaro.
Il modo migliore per gestire questa difficoltà è usare un modello oceanografico per simulare questo “rumore di fondo.”Per mantenere il risultato del modello vicino alle correnti oceaniche effettivamente misurate, può essere “guidato” applicando una tecnica di assimilazione dei dati (Gurgel et al., 2011). In un’applicazione sul campo, sarebbe necessario uno studio di fattibilità per ogni posizione, basato sulla frequenza di trasmissione radar e tenendo conto dei regimi attuali tipici per la posizione, oltre alla batimetria. Va sottolineato che se i radar oceanografici vengono utilizzati per il rilevamento dello tsunami, devono essere azionati in un tempo elevato (2 min) e spaziale (1,5–2.0 km) modalità di risoluzione al fine di avere la migliore sensibilità ed essere in grado di risolvere il rapido cambiamento tsunami firme. Gurgel et al. (2011) hanno scoperto che una firma del getto di corrente sulla superficie del mare indotta dallo tsunami scompare completamente a tempi di integrazione superiori a 25 min. Hanno descritto una proposta per un nuovo algoritmo per il rilevamento automatico degli tsunami utilizzando un approccio CFAR (Constant False Alarm Rate).
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