4.13 Detecção e Monitoramento de Tsunami-Induzida da Superfície do Mar, Correntes de Jatos em plataformas Continentais

Quando ondas do tsunami encontrar declives acentuados nas extremidades das plataformas continentais e o litoral, as ondas se tornam não-linear e conservação do momento na coluna de água produz esguichos (i.é., jatos) da superfície do mar correntes em áreas de profundidade de descontinuidades superficiais e regiões. Como discutido por Barrick (1979), uma onda sinusoidal de tsunami aparece como uma corrente de superfície periódica. Sua velocidade orbital de onda na superfície transporta as ondas muito mais curtas vistas pelo radar, adicionando ao campo de corrente ambiente e produzindo uma assinatura clara detectável pelo radar. O tsunami, que se supõe propagar perpendicular aos contornos de profundidade, produz velocidades de corrente da superfície do mar que se sobrepõem ao fundo da velocidade de corrente ambiente que varia lentamente. Em algum grau, há um padrão a priori de grandes correntes de superfície que ocorrem quando um tsunami encontra gradientes bentónicos íngremes na borda de uma plataforma continental. As correntes de Tsunami têm uma assinatura característica devido à sua coerência em grandes distâncias, permitindo assim que sejam detectadas quando chegam à área de cobertura de radar (Lipa et al., 2006).Barrick (1979) originally proposed the use of shore-based HF radar systems for tsunami warning. Sistemas de radar HF atualmente operam continuamente a partir de muitos locais costeiros ao redor do globo, monitorando correntes e ondas de superfície oceânica para distâncias de até 200 km. Para cada localização de radar HF, é possível calcular um padrão de resposta ao tsunami por métodos de modelagem numérica (Lipa et al., 2006; Heron et al., 2008). Para uma aproximação de primeira ordem, assume-se que a resposta das correntes de superfície do mar ao tsunami que se aproxima da plataforma continental é independente da direção da fonte do tsunami. Isto porque, como mencionado anteriormente, as frentes de onda tsunami são refratadas em águas profundas e se aproximarão da borda da prateleira dentro de uma pequena gama de ângulos em torno ortogonal. Este pressuposto pode ser testado para cada sítio através de cálculos numéricos fornecidos por Greenslade et al. (2007). Para simular os sinais vistos pelo radar HF em caso de um tsunami que viaja em direção à costa, Dzvonkovskaya et al. (2009) calculated the tsunami-induced sea surface current velocity using the oceanographic HAMburg Shelf Ocean Model (HAMSOM), then converted it into modulating signals and superposed to the measured radar backscatter signals. HAMSOM envolve o atrito e os Termos de Coriolis e, assim, pode simular a propagação de ondas do oceano profundo para áreas de prateleira onde os processos não lineares desempenham um papel importante. Após a aplicação de técnicas convencionais de processamento de Sinais, os mapas atuais da superfície do mar contêm as características atuais induzidas pelo tsunami, que podem ser comparadas com os dados de HAMSOM. As assinaturas específicas da Corrente de tsunami radial podem ser claramente observadas nestes mapas, se for utilizada uma resolução espacial e temporal adequada. Gurgel et al. (2011) described a tsunami detection algorithm that can be used to issue an automated tsunami warning message. O mapa atual da superfície do mar baseado nestes espectros tem um padrão que muda muito rapidamente na área de plataforma antes da onda tsunami chegar à praia. As assinaturas de corrente de tsunami radial específicas são claramente observadas nestes mapas. Se a borda da prateleira estiver suficientemente longe da costa, a primeira aparição de tais assinaturas pode ser monitorada por um sistema de radar HF o suficiente para emitir uma mensagem de alerta sobre um tsunami que se aproxima. A resposta à corrente da superfície do mar torna-se, portanto, uma assinatura que pode ser procurada no processo de análise de dados. Heron et al. (2008) forneceram modelos de cálculos dos vectores correntes da superfície do mar quando, na primeira vaga do maremoto de 26 de dezembro de 2004, o Oceano Índico encontrou uma secção da borda da plataforma continental da ilha das Seicheles.

Lipa et al. (2006) demonstrou que os sistemas de radar Doppler HF actualmente em funcionamento são capazes de detectar correntes de tsunami e de fornecer informações vitais muito antes do impacto, quando a plataforma continental adjacente é ampla. Heron et al. (2008) descobriu que o radar Doppler HF está bem condicionado para observar as rajadas de corrente de superfície na borda da plataforma continental e dar um aviso de 40 minutos a 2 horas quando a plataforma é de 50 a 200 km de largura. No entanto, no uso da tecnologia de radar HF, há um trade-off entre a precisão das medições de velocidade da Corrente de superfície e resolução de tempo. Uma vantagem na Relação S/N pode ser obtida a partir do conhecimento prévio do padrão espacial dos esguichos na borda da plataforma continental. Foi mostrado por Heron et al. (2008) que o phased array HF radar Doppler implantado na Grande Barreira de Corais, na Austrália (onde a profundidade de prateleira é de cerca de 50 m) e operacional em uma rotina caminho para o mapeamento da superfície do mar, as correntes podem resolver corrente de superfície esguicha de tsunamis no período da onda intervalo de 5-30 minutos e na faixa de comprimento de onda maior do que cerca de 6 km. Esta rede está bem condicionada para ser utilizada como um monitor de tsunamis pequenos e maiores e tem potencial para contribuir para a compreensão da gênese do tsunami.quando o radar Doppler opera no seu modo de mapeamento de corrente da superfície do mar de rotina, cada estação regista uma série de tempo Média (alguns minutos) num intervalo de amostragem conveniente (digamos, 10 minutos). Neste modo, o radar poderia detectar apenas tsunamis com períodos de onda superiores ao dobro do intervalo de amostragem (critério de amostragem de Nyquist). Em outras palavras, se o intervalo de amostragem for de 10 minutos, o radar detectaria apenas tsunamis com um período de onda superior a 20 minutos. No entanto, se o radar Doppler HF for usado para a detecção de jatos de corrente no mar amplificados induzidos pelo tsunami (gerados em descontinuidades de profundidade) para fins de alerta, o radar teria de ser mudado para um “modo de alerta” de operação, presumivelmente após um alerta sísmico. Lipa et al. (2006) sugeriu que, em caso de ameaça de tsunami, o software tsunami watch (produzindo velocidades atuais e informações de ondas locais nos muitos radares HF em operação ao redor das linhas costeiras do mundo) poderia funcionar em paralelo (em segundo plano), ativando um alerta de tsunami. Esta informação estaria à disposição das autoridades locais e seria inestimável se as comunicações internacionais falhassem ou fossem demasiado gerais nas suas previsões. Modelos globais podem ser inadequados para áreas localizadas para as quais a batimetria disponível pode não ser de resolução adequada. Além disso, quando um epicentro do terremoto está perto da costa, pode não haver tempo suficiente para a cadeia de comunicação internacional ser ativada. Em tais casos, os sistemas locais forneceriam o único aviso prévio. Tal sistema também pode aliviar os problemas de falso alarme que assolam os sistemas de vigilância do tsunami existentes. Modelos de previsão computacional e esquemas de alerta precoce aplicam-se apenas a tsunamis gerados por terremotos; redes de radar HF também seriam capazes de detectar tsunamis gerados por deslizamentos subaquáticos e marés.de acordo com Heron et al. (2008), a utilidade mais eficaz de um “modo de alerta” de operação consistiria em ajudar a rede de alerta, preenchendo a lacuna entre os sensores de profundidade e os indicadores de nível costeiro do mar e, em particular, em evitar falsos alarmes devido à sua elevada sensibilidade em relação a outros sensores. No entanto, é de esperar que um tsunami seja mais difícil de detectar se é pequeno ou se as velocidades da Corrente de fundo devido a marés, ventos ou gradientes de densidade na área monitorada são grandes e rapidamente variáveis. Para a tarefa de detecção do tsunami, as velocidades atuais de Fundo podem ser consideradas uma espécie de” ruído de fundo ” que precisa ser removido para obter as correntes induzidas pelo tsunami mais claramente.

A melhor maneira de lidar com esta dificuldade é usar um modelo Oceanográfico para simular este “ruído de fundo.”Para manter o resultado do modelo perto das correntes oceânicas realmente medidas, ele pode ser “guiado” através da aplicação de uma técnica de assimilação de dados (Gurgel et al., 2011). Numa aplicação de campo, seria necessário um estudo de viabilidade para cada local, com base na frequência de transmissão por radar e tendo em conta os regimes correntes típicos da localização, para além da batimetria. É preciso enfatizar que se radares oceanográficos são usados para detecção de tsunamis, eles têm que ser operados em um alto temporal (2 min) e espacial (1,5–2.0 km) modo de resolução, a fim de ter a melhor sensibilidade e ser capaz de resolver as assinaturas de tsunami em rápida mudança. Gurgel et al. (2011) descobriram que uma assinatura de corrente de jato na superfície do mar induzida pelo tsunami desaparece completamente em tempos de integração maiores que 25 minutos. Eles descreveram uma proposta para um novo algoritmo para detecção automática de tsunamis usando uma constante abordagem de falso alarme (CCAR).