4.13 upptäckt och övervakning av Tsunamiinducerade havsytan-Strömstrålar vid kontinentala hyllor

När tsunamivågor möter branta lutningar vid kanterna av kontinentala hyllor och vid kusten blir vågorna olinjära, och bevarande av momentum i vattenkolonnen producerar sprutar (dvs. strålar) av havsytan strömmar vid områden med djupavbrott och grunda regioner. Som diskuterats av Barrick (1979) framträder en sinusformad tsunamivåg som en periodisk ytström. Dess vågomloppshastighet vid ytan transporterar de mycket kortare vågorna som ses av radaren, lägger till det omgivande strömfältet och producerar en tydlig signatur som kan detekteras av radaren. Tsunamin, som antas sprida sig vinkelrätt mot djupkonturerna, producerar havsytans strömhastigheter som överlappar den långsamt varierande omgivande strömhastighetsbakgrunden. Till viss del finns det ett a priori-mönster av stora ytströmmar som uppstår när en tsunami möter branta bentiska gradienter vid kanten av en kontinentalsockel. Tsunamiströmmar har en karakteristisk signatur på grund av deras koherens över stora avstånd, vilket gör att de kan upptäckas när de anländer till radardäckningsområdet (Lipa et al., 2006).

Barrick (1979) föreslog ursprungligen användningen av landbaserade HF-radarsystem för tsunamivarning. HF-radarsystem arbetar för närvarande kontinuerligt från många kustplatser runt om i världen och övervakar havsytströmmar och vågor till avstånd på upp till 200 km. För varje HF-radarplats är det möjligt att beräkna ett tsunamiresponsmönster med numeriska modelleringsmetoder (Lipa et al., 2006; Heron et al., 2008). Till en första ordningens approximation antas svaret från havsytströmmarna till tsunamin som närmar sig kontinentalsockeln vara oberoende av riktningen för källan till tsunamin. Detta beror på att tsunamivågfronter, som tidigare nämnts, bryts i djupt vatten och kommer att närma sig hyllkanten inom ett litet antal vinklar runt ortogonala. Detta antagande kan testas för varje plats genom numeriska beräkningar som tillhandahålls av Greenslade et al. (2007). För att simulera signalerna som ses av HF radar i händelse av en tsunami som reser mot kusten, dzvonkovskaya et al. (2009) beräknade den tsunamiinducerade havsytans strömhastighet med hjälp av oceanografiska HAMburg Shelf Ocean Model (HAMSOM), omvandlade den sedan till modulerande signaler och överlagras till de uppmätta radarns backscatter-signaler. HAMSOM involverar friktions-och Coriolis-termerna och kan därmed simulera vågutbredning från djuphavet till hyllområden där olinjära processer spelar en viktig roll. Efter att ha tillämpat konventionella signalbehandlingstekniker innehåller havsytans strömkartor de snabbt föränderliga tsunamiinducerade strömfunktionerna, som kan jämföras med HAMSOM-data. De specifika radiella tsunamiströmsignaturerna kan tydligt observeras i dessa kartor, om lämplig rumslig och tidsmässig upplösning används. Gurgel et al. (2011) beskrev en tsunamidetekteringsalgoritm som kan användas för att utfärda ett automatiserat tsunamivarningsmeddelande. Havsytans nuvarande karta baserad på dessa spektra har ett mönster som förändras mycket snabbt i hyllområdet innan tsunamivågen når stranden. Specifika radiella tsunamiströmsignaturer observeras tydligt i dessa kartor. Om hyllkanten är tillräckligt långt utanför kusten kan det första utseendet på sådana signaturer övervakas av ett HF-radarsystem tillräckligt tidigt för att utfärda ett varningsmeddelande om en närmar sig tsunami. Havsytans nuvarande svar blir därför en signatur som kan letas efter i dataanalysprocessen. Heron et al. (2008) har tillhandahållit modellberäkningar av havsytan nuvarande vektorer när den första vågen av 26 December 2004, tsunamin i Indiska Oceanen stötte på en del av kanten av kontinentalsockeln på Seychellerna.

Lipa et al. (2006) visade att HF Doppler-radarsystem som är i drift idag kan upptäcka tsunamiströmmar och ge viktig information långt före påverkan, när den intilliggande kontinentalsockeln är bred. Heron et al. (2008) fann att HF Doppler radar är väl konditionerad för att observera ytströmsprängningarna vid kanten av kontinentalsockeln och ge en varning om 40 minuter till 2 timmar när hyllan är 50 till 200 km bred. Men vid användning av Hf-radarteknik finns det en avvägning mellan precisionen av ytströmhastighetsmätningar och tidsupplösning. En fördel i S / N-förhållandet kan erhållas från tidigare kunskaper om det rumsliga mönstret för sprutorna vid kanten av kontinentalsockeln. Det visades av Heron et al. (2008) att den fasade arrayen HF Doppler-radaren utplacerad i Great Barrier Reef i Australien (där hylldjupet är cirka 50 m) och arbetar på ett rutinmässigt sätt för kartläggning av havsytströmmar kan lösa ytström sprutar från tsunamier i vågperiodområdet 5-30 minuter och i våglängdsområdet större än ca 6 km. Detta nätverk visar sig vara väl konditionerat för användning som en bildskärm av små såväl som större tsunamier och har potential att bidra till förståelsen av tsunami genesis.

När dopplerradar arbetar i sitt rutinmässiga havsytan nuvarande kartläggning läge, varje station registrerar en tids genomsnitt (några minuter) tidsserie vid ett bekvämt samplingsintervall (säg, 10 minuter). I detta läge kunde radaren bara upptäcka tsunamier med vågperioder större än dubbelt så mycket som provtagningsintervallet (Nyquists provtagningskriterium). Med andra ord, om provtagningsintervallet är 10 minuter, skulle radaren bara upptäcka tsunamier med en vågperiod större än 20 minuter. Men om HF Doppler-radaren ska användas för detektering av tsunamiinducerade förstorade havsytströmstrålar (genererade vid djupavbrott) för varningsändamål, skulle radaren behöva bytas till ett ”varningsläge” för drift, förmodligen efter en seismisk varning. Lipa et al. (2006) föreslog att i händelse av ett tsunamihot skulle Tsunami watch-programvara (som producerar nuvarande hastigheter och lokal våginformation vid de många HF-radarna i drift runt världens kustlinjer) kunna köras parallellt (i bakgrunden) och aktivera en tsunamivarning. Denna information skulle vara tillgänglig för lokala myndigheter och skulle vara ovärderlig om internationell kommunikation misslyckas eller är för allmän i sina förutsägelser. Globala modeller kan vara otillräckliga för lokaliserade områden för vilka den tillgängliga badymetri kanske inte har tillräcklig upplösning. Dessutom, när ett skalv epicentrum ligger nära stranden, kan det finnas otillräcklig tid för den internationella kommunikationskedjan att aktiveras. I sådana fall skulle lokala system ge den enda förvarningen. Ett sådant system kan också lindra de falska larmproblem som plågar befintliga tsunami watch-system. Datormodeller och system för tidig varning gäller endast tsunamier som genereras av jordbävningar; HF-radarnät skulle också kunna upptäcka tsunamier som genereras av bergskred under vattnet och tidvattenborrningar.

enligt Heron et al. (2008) skulle det mest effektiva verktyget med ett ”varningsläge” för drift vara att hjälpa varningsnätet genom att fylla klyftan mellan djuphavssensorer och kustnära havsnivåmätare och i synnerhet att undvika falska larm på grund av dess höga känslighet jämfört med andra sensorer. Det kan dock förväntas att en tsunami blir svårare att upptäcka om den är liten eller om bakgrundsströmhastigheterna på grund av tidvatten, vindar eller densitetsgradienter i det övervakade området är stora och snabbt varierande. För uppgiften att upptäcka tsunami kan bakgrundsströmhastigheterna betraktas som ett slags ”bakgrundsbrus” som måste tas bort för att få de tsunamiinducerade strömmarna tydligare.

det bästa sättet att hantera denna svårighet är att använda en oceanografisk modell för att simulera detta ”bakgrundsbrus.”För att hålla modellresultatet nära de faktiskt uppmätta havsströmmarna kan det” styras ” genom att tillämpa en dataassimileringsteknik (Gurgel et al., 2011). I en fältapplikation skulle en genomförbarhetsstudie krävas för varje plats, baserad på radaröverföringsfrekvens och med hänsyn till de typiska nuvarande regimerna för platsen, förutom badymetri. Det måste betonas att om oceanografiska radar används för tsunamidetektering, måste de drivas i en hög tidsmässig (2 min) och rumslig (1,5–2.0 km) upplösningsläge för att få bästa känslighet och kunna lösa de snabbt föränderliga tsunamisignaturerna. Gurgel et al. (2011) har funnit att en tsunamiinducerad havsytan nuvarande jet signatur försvinner helt vid integrationstider större än 25 min. De beskrev ett förslag till en ny algoritm för automatisk detektering av tsunamier med hjälp av en konstant falsklarmshastighet (CFAR).