4.13 wykrywanie i monitorowanie wywołanych Tsunami strumieni powierzchniowych prądów na Szelfach kontynentalnych

gdy fale tsunami napotykają strome gradienty na krawędziach szelfów kontynentalnych i na wybrzeżu, fale stają się nieliniowe, a zachowanie pędu w słupie wody wytwarza tryskające (tj. strumienie) prądy powierzchniowe morza w obszarach nieciągłości głębokości i płytkich regionach. Jak omówił Barrick (1979), sinusoidalna fala tsunami pojawia się jako okresowy prąd powierzchniowy. Jego prędkość orbitalna fal na powierzchni przenosi znacznie krótsze fale widziane przez radar, dodając do pola prądu otoczenia i wytwarzając wyraźną sygnaturę wykrywalną przez radar. Tsunami, które zakłada się propagować prostopadle do konturów głębokości, wytwarza prędkości prądu powierzchni morza, które nakładają się na powoli zmieniającym się tle prędkości prądu otoczenia. Do pewnego stopnia istnieje wzór a priori dużych prądów powierzchniowych, które występują, gdy tsunami napotyka strome gradienty benthic na krawędzi szelfu kontynentalnego. Prądy Tsunami mają charakterystyczną sygnaturę ze względu na ich spójność na dużych odległościach, dzięki czemu można je wykryć, gdy dotrą do obszaru zasięgu radaru(Lipa et al., 2006).

Barrick (1979) pierwotnie zaproponował użycie systemów radarowych HF na lądzie do ostrzegania przed tsunami. Systemy radarowe HF działają obecnie w sposób ciągły z wielu miejsc przybrzeżnych na całym świecie, monitorując prądy powierzchniowe i fale oceanu na odległość do 200 km. Dla każdej lokalizacji radaru HF można obliczyć wzór odpowiedzi tsunami za pomocą metod modelowania numerycznego (Lipa et al., 2006; Heron i in., 2008). W przybliżeniu pierwszego rzędu zakłada się, że reakcja prądów powierzchniowych morza na tsunami Zbliżające się do szelfu kontynentalnego jest niezależna od kierunku źródła tsunami. Dzieje się tak dlatego, jak wspomniano wcześniej, fronty fal tsunami są załamywane w głębokiej wodzie i zbliżają się do krawędzi półki w małym zakresie kątów wokół prostopadłościanu. Założenie to można przetestować dla każdego miejsca za pomocą obliczeń numerycznych dostarczonych przez Greenslade et al. (2007). Aby symulować sygnały widziane przez radar HF W przypadku tsunami podróżujących w kierunku wybrzeża, Dzvonkovskaya et al. (2009) obliczył indukowaną przez tsunami prędkość prądu powierzchniowego morza za pomocą Oceanograficznego modelu Hamburga Shelf Ocean (HAMSOM), a następnie przekształcił go w sygnały modulujące i nałożony na zmierzone sygnały rozproszenia wstecznego radaru. HAMSOM wiąże się z pojęciami tarcia i Coriolisa, dzięki czemu może symulować propagację fal z głębokiego oceanu do obszarów szelfowych, w których nieliniowe procesy odgrywają ważną rolę. Po zastosowaniu konwencjonalnych technik przetwarzania sygnałów, mapy prądu powierzchniowego morza zawierają szybko zmieniające się cechy prądu wywołanego tsunami, które można porównać do danych HAMSOM. Na tych mapach można wyraźnie zaobserwować specyficzne sygnatury prądów promieniowych, jeśli zostanie zastosowana odpowiednia rozdzielczość przestrzenna i czasowa. Gurgel i in. (2011) opisał algorytm wykrywania tsunami, który może być użyty do wydania automatycznego komunikatu ostrzegawczego tsunami. Aktualna mapa powierzchni morza oparta na tych widmach ma wzór, który zmienia się bardzo szybko w obszarze szelfu, zanim fala tsunami dotrze do plaży. Specyficzne sygnatury prądów promieniowych tsunami są wyraźnie obserwowane na tych mapach. Jeśli krawędź półki znajduje się wystarczająco daleko od wybrzeża, pierwsze pojawienie się takich sygnatur może być monitorowane przez system radarowy HF wystarczająco wcześnie, aby wysłać komunikat ostrzegawczy o zbliżającym się tsunami. W związku z tym reakcja prądu powierzchniowego staje się znakiem rozpoznawczym, którego można szukać w procesie analizy danych. Heron i in. (2008) dostarczyły modelowe obliczenia wektorów prądu powierzchniowego morza, gdy pierwsza fala tsunami na Oceanie Indyjskim 26 grudnia 2004 napotkała odcinek krawędzi szelfu kontynentalnego Wyspy Seszele.

Lipa i in. (2006) wykazał, że działające dziś systemy radarowe HF dopplerowskie są zdolne do wykrywania prądów tsunami i dostarczania istotnych informacji na długo przed uderzeniem, gdy sąsiedni szelf kontynentalny jest szeroki. Heron i in. (2008) stwierdził, że radar dopplerowski HF jest dobrze przystosowany do obserwacji impulsów prądu powierzchniowego na skraju szelfu kontynentalnego i daje ostrzeżenie o 40 minut do 2 godzin, gdy szelf ma szerokość 50 do 200 km. Jednak w zastosowaniu technologii radarowej HF istnieje kompromis między precyzją pomiarów prędkości prądu powierzchniowego a rozdzielczością czasową. Przewaga w stosunku S / N może być uzyskana z wcześniejszej wiedzy na temat przestrzennego wzoru strug na krawędzi szelfu kontynentalnego. Wykazano to przez Heron et al. (2008) że phased array HF Doppler radar rozmieszczony w Wielkiej Rafie Koralowej w Australii (gdzie głębokość półki wynosi około 50 m) i działający w rutynowy sposób do mapowania prądy powierzchniowe morza może rozwiązać strumienie prądu powierzchniowego z tsunami w zakresie okresu fali 5-30 minut i w zakresie długości fali większej niż około 6 km. Sieć ta jest dobrze przystosowana do użytku jako monitor małych i większych tsunami i ma potencjał, aby przyczynić się do zrozumienia genezy tsunami.

gdy radar dopplerowski działa w rutynowym trybie mapowania prądu powierzchni morza, każda stacja rejestruje uśrednione w czasie (kilka minut) szeregi czasowe w dogodnym odstępie próbkowania (powiedzmy 10 minut). W tym trybie radar mógł wykrywać tylko tsunami z okresami fal większymi niż dwukrotność interwału próbkowania (kryterium próbkowania Nyquista). Innymi słowy, jeśli przerwa próbkowania wynosi 10 minut, radar wykryje tylko tsunami z okresem fali większym niż 20 minut. Jednakże, jeśli radar dopplerowski HF ma być używany do wykrywania wywołanych tsunami powiększonych strumieni prądu powierzchniowego morza (generowanych przy nieciągłościach głębokości) w celach ostrzegawczych, radar musiałby zostać przełączony na „tryb alarmowy” działania, prawdopodobnie po alarmie sejsmicznym. Lipa i in. (2006) zasugerował, że w przypadku zagrożenia tsunami, oprogramowanie Tsunami watch (wytwarzające aktualne prędkości i lokalne informacje o falach na wielu radarach HF działających wokół linii brzegowych świata) może działać równolegle (w tle), aktywując Ostrzeżenie przed tsunami. Informacje te byłyby dostępne dla władz lokalnych i byłyby nieocenione, gdyby komunikacja międzynarodowa zawiodła lub była zbyt ogólna w swoich przewidywaniach. Modele globalne mogą być niewystarczające dla obszarów zlokalizowanych, dla których dostępna batymetria może nie być odpowiedniej rozdzielczości. Ponadto, gdy epicentrum trzęsienia jest blisko brzegu, może być niewystarczająco dużo czasu na aktywację międzynarodowego łańcucha komunikacyjnego. W takich przypadkach systemy lokalne byłyby jedynym ostrzeżeniem z wyprzedzeniem. Taki system może również złagodzić problemy z fałszywymi alarmami, które nękają istniejące systemy zegarków tsunami. Komputerowe modele przewidywania i systemy wczesnego ostrzegania mają zastosowanie tylko do tsunami generowanych przez trzęsienia ziemi; sieci radarowe HF byłyby również w stanie wykryć Tsunami generowane przez podwodne zjeżdżalnie skalne i odwierty pływowe.

według Herona i in. (2008) najskuteczniejszą użytecznością „trybu ostrzegania” działania byłoby wspomaganie sieci ostrzegawczej poprzez wypełnienie luki między czujnikami głębinowymi a przybrzeżnymi miernikami poziomu morza, a w szczególności unikanie fałszywych alarmów ze względu na wysoką czułość w porównaniu z innymi czujnikami. Jednak należy się spodziewać, że tsunami będzie trudniejsze do wykrycia, jeśli jest mały lub jeśli prędkości prądu tła z powodu pływów, wiatrów lub gradientów gęstości w monitorowanym obszarze są duże i szybko się zmieniają. W celu wykrycia tsunami, prędkości prądu tła można uznać za rodzaj „szumu tła”, który należy usunąć, aby uzyskać prądy wywołane tsunami wyraźniej.

najlepszym sposobem radzenia sobie z tą trudnością jest użycie modelu Oceanograficznego do symulacji tego „szumu tła.”Aby utrzymać wynik modelu blisko faktycznie zmierzonych prądów oceanicznych, można go „kierować”stosując technikę asymilacji danych (Gurgel et al., 2011). W przypadku zastosowania w terenie, oprócz batymetrii, konieczne byłoby opracowanie studium wykonalności dla każdej lokalizacji, w oparciu o częstotliwość transmisji radarowej i z uwzględnieniem typowych reżimów prądowych dla danej lokalizacji. Należy podkreślić, że jeśli radary Oceanograficzne są używane do wykrywania tsunami, muszą być eksploatowane w wysokiej temporalnej (2 min) i przestrzennej (1,5–2.0 km) tryb rozdzielczości, aby mieć najlepszą czułość i być w stanie rozwiązać szybko zmieniające się sygnatury tsunami. Gurgel i in. (2011) odkryli, że wywołany tsunami prąd powierzchniowy Jet podpis znika całkowicie w czasach integracji większych niż 25 min. Opisali propozycję nowego algorytmu automatycznego wykrywania Tsunami przy użyciu podejścia Constant false alarm rate (cfar).