4.13 detectarea și monitorizarea jeturilor de curent de suprafață induse de Tsunami la rafturile continentale

când valurile tsunami întâlnesc pante abrupte la marginile rafturilor continentale și la coastă, valurile devin neliniare, iar conservarea impulsului în coloana de apă produce jeturi (adică jeturi) de curenți de suprafață marină în zone de discontinuități de adâncime și regiuni puțin adânci. După cum sa discutat de Barrick (1979), un val de tsunami sinusoidal apare ca un curent periodic de suprafață. Viteza sa orbitală de undă la suprafață transportă undele mult mai scurte văzute de radar, adăugându-se câmpului de curent ambiental și producând o semnătură clară detectabilă de radar. Tsunami-ul, care se presupune că se propagă perpendicular pe contururile de adâncime, produce viteze de curent de suprafață ale mării care se suprapun pe fundalul vitezei curentului ambiental care variază lent. Într-o anumită măsură, există un model a priori de curenți mari de suprafață care apar atunci când un tsunami întâlnește pante abrupte bentonice la marginea unui platou continental. Curenții de Tsunami au o semnătură caracteristică datorită coerenței lor pe distanțe mari, permițându-le astfel să fie detectate atunci când ajung în zona de acoperire radar (Lipa și colab., 2006).Barrick (1979) a propus inițial utilizarea sistemelor radar HF bazate pe țărm pentru avertizarea de tsunami. Sistemele radar HF funcționează în prezent continuu din multe locații de coastă de pe glob, monitorizând curenții și valurile de suprafață ale oceanului până la distanțe de până la 200 km. Pentru fiecare locație radar HF, este posibil să se calculeze un model de răspuns la tsunami prin metode de modelare numerică (Lipa și colab., 2006; Heron și colab., 2008). La o aproximare de ordinul întâi, se presupune că răspunsul curenților de suprafață ai mării la tsunami-ul care se apropie de platoul continental este independent de direcția sursei tsunami-ului. Acest lucru se datorează faptului că, așa cum am menționat mai devreme, fronturile valurilor tsunami sunt refractate în apă adâncă și se vor apropia de marginea raftului într-un interval mic de unghiuri în jurul ortogonalului. Această ipoteză poate fi testată pentru fiecare site prin calcule numerice furnizate de Greenslade și colab. (2007). Pentru a simula semnalele văzute de radarul HF în cazul unui tsunami care călătorește spre coastă, Dzvonkovskaya și colab. (2009) a calculat viteza curentului de suprafață a mării indusă de tsunami folosind modelul Oceanografic HAMburg Shelf Ocean (HAMSOM), apoi l-a transformat în semnale modulante și suprapuse la semnalele radar măsurate înapoi. HAMSOM implică fricțiunea și Termenii Coriolis și astfel poate simula propagarea undelor din oceanul adânc în zonele de raft în care procesele neliniare joacă un rol important. După aplicarea tehnicilor convenționale de procesare a semnalului, hărțile actuale ale suprafeței mării conțin caracteristicile actuale induse de tsunami în schimbare rapidă, care pot fi comparate cu datele HAMSOM. Semnăturile curente de tsunami radial specifice pot fi observate în mod clar în aceste hărți, dacă se utilizează rezoluția spațială și temporală adecvată. Gurgel și colab. (2011) a descris un algoritm de detectare a tsunamiului care poate fi utilizat pentru a emite un mesaj automat de avertizare de tsunami. Harta actuală a suprafeței mării bazată pe aceste spectre are un model care se schimbă foarte repede în zona raftului înainte ca valul tsunami să ajungă pe plajă. Semnăturile curente specifice tsunami radiale sunt observate în mod clar în aceste hărți. Dacă marginea raftului este suficient de departe de coastă, prima apariție a unor astfel de semnături poate fi monitorizată de un sistem radar HF suficient de devreme pentru a emite un mesaj de avertizare despre un tsunami care se apropie. Prin urmare, răspunsul curent al suprafeței mării devine o semnătură care poate fi căutată în procesul de analiză a datelor. Heron și colab. (2008) au furnizat calcule model ale vectorilor curenți de suprafață a mării atunci când primul val al tsunami-ului din Oceanul Indian din 26 decembrie 2004 a întâlnit o secțiune a marginii platoului continental al insulei Seychelles.

Lipa și colab. (2006) a demonstrat că sistemele radar Doppler HF în funcțiune astăzi sunt capabile să detecteze curenții de tsunami și să furnizeze informații vitale cu mult înainte de impact, când platoul continental adiacent este larg. Heron și colab. (2008) a constatat că radarul Doppler HF este bine condiționat pentru a observa exploziile de curent de suprafață la marginea platoului continental și a da un avertisment de 40 de minute până la 2 ore când raftul are o lățime de 50 până la 200 km. Cu toate acestea, în utilizarea tehnologiei radar HF, există un compromis între precizia măsurătorilor vitezei curentului de suprafață și rezoluția timpului. Un avantaj în raportul S / N poate fi obținut din cunoașterea prealabilă a modelului spațial al stropilor de la marginea platoului continental. A fost arătat de Heron și colab. (2008) că radarul Doppler cu matrice fazată Hf desfășurat în Marea Barieră de corali din Australia (unde adâncimea raftului este de aproximativ 50 m) și care funcționează într-un mod de rutină pentru cartografierea curenților de suprafață ai mării poate rezolva scurgerile de curent de suprafață de la tsunami în intervalul perioadei de undă 5-30 minute și în intervalul de lungime de undă mai mare de aproximativ 6 km. Această rețea se dovedește a fi bine condiționată pentru a fi utilizată ca monitor al tsunami-urilor mici, precum și mai mari și are potențialul de a contribui la înțelegerea genezei tsunami-ului.

când radarul Doppler funcționează în modul său de rutină de cartografiere a suprafeței mării, fiecare stație înregistrează o serie de timp medie (câteva minute) la un interval de eșantionare convenabil (să zicem, 10 minute). În acest mod, radarul ar putea detecta doar tsunami cu perioade de undă mai mari de două ori intervalul de eșantionare (criteriul de eșantionare al lui Nyquist). Cu alte cuvinte, dacă intervalul de eșantionare este de 10 minute, radarul ar detecta doar tsunami cu o perioadă de undă mai mare de 20 de minute. Cu toate acestea, dacă radarul Doppler Hf urmează să fie utilizat pentru detectarea jeturilor de curent de suprafață marite induse de tsunami (generate la discontinuități de adâncime) în scopuri de avertizare, radarul ar trebui să fie trecut la un „mod de alertă” de funcționare, probabil în urma unei alerte seismice. Lipa și colab. (2006) a sugerat că, în cazul unei amenințări de tsunami, tsunami watch software (producând viteze actuale și informații despre undele locale la numeroasele Radare HF în funcțiune în jurul coastelor lumii) ar putea rula în paralel (în fundal), activând un avertisment de tsunami. Aceste informații ar fi disponibile autorităților locale și ar fi de neprețuit dacă comunicările internaționale eșuează sau sunt prea generale în predicțiile lor. Modelele globale pot fi inadecvate pentru zonele localizate pentru care batimetria disponibilă poate să nu aibă o rezoluție adecvată. În plus, atunci când un epicentru al cutremurului este aproape de țărm, este posibil să nu existe suficient timp pentru activarea lanțului internațional de comunicare. În astfel de cazuri, sistemele locale ar oferi singura avertizare prealabilă. Un astfel de sistem poate atenua, de asemenea, problemele de alarmă falsă care afectează sistemele de ceas tsunami existente. Modelele de predicție computerizată și schemele de avertizare timpurie se aplică numai tsunami-urilor generate de cutremure; rețelele radar HF ar putea, de asemenea, să detecteze tsunami-urile generate de alunecările de roci subacvatice și găurile de maree.

potrivit lui Heron și colab. (2008), cea mai eficientă utilitate a unui „mod de alertă” de operare ar fi asistarea rețelei de avertizare prin umplerea decalajului dintre senzorii oceanelor adânci și indicatoarele de nivel costier și, în special, evitarea alarmelor false din cauza sensibilității sale ridicate în comparație cu alți senzori. Cu toate acestea, este de așteptat ca un tsunami să fie mai dificil de detectat dacă este mic sau dacă vitezele curentului de fond datorate mareelor, vânturilor sau gradienților de densitate din zona monitorizată sunt mari și variază rapid. Pentru sarcina de detectare a tsunami-ului, vitezele curentului de fundal pot fi considerate un fel de „zgomot de fond” care trebuie eliminat pentru a obține mai clar curenții induși de tsunami.

cel mai bun mod de a face față acestei dificultăți este să folosiți un model Oceanografic pentru a simula acest „zgomot de fundal”.”Pentru a menține rezultatul modelului aproape de curenții oceanici măsurați efectiv, acesta poate fi „ghidat” prin aplicarea unei tehnici de asimilare a datelor (Gurgel și colab., 2011). Într-o aplicație de teren, ar fi necesar un studiu de fezabilitate pentru fiecare locație, pe baza frecvenței de transmisie radar și ținând cont de regimurile curente tipice pentru locație, pe lângă batimetrie. Trebuie subliniat faptul că, dacă radarele oceanografice sunt utilizate pentru detectarea tsunami–ului, acestea trebuie să fie operate într-un timp temporal (2 min) și spațial (1,5-2.0 km) modul de rezoluție pentru a avea cea mai bună sensibilitate și pentru a putea rezolva semnăturile tsunami în schimbare rapidă. Gurgel și colab. (2011) au descoperit că o semnătură jet de curent de suprafață a mării indusă de tsunami dispare complet la momente de integrare mai mari de 25 de minute. Ei au descris o propunere pentru un nou algoritm pentru detectarea automată a tsunami-urilor folosind o abordare constantă a ratei de alarmă falsă (CFAR).