Bathymetrische Vermessung und Strömungsfeldbeobachtung

Eine besondere Herausforderung im Küsten-Management stellt die Überwachung der sandigen Küsten dar. Hier interagieren Menschen mit den dynamischen Prozessen des Meeres mit dem Strand und unternehmen zu dessen Sicherung Maßnahmen wie zum Beispiel Sandaufspüllung. Die Eingriffe des Menschen in die Natur müssen allerdings durch intensive Beobachtungen kontrolliert werden. Der Anstieg von Sand im Küsten-System bedeutet zum einen die Erhaltung des Sandgebietes, zum anderen haben aber die Beobachtungen der Kräfte ergeben, dass durch diese Belastung Erosion, Transport und Ablagerung von Sand bewirkt werden können. Hierfür reicht es nicht aus Beobachtungen als Zeitserien von physikalischen Parametern an einzelnen Überwachungspunkten zu veranschlagen. Es erfordert flächenhafte Beobachtungen, um Auffälligkeiten im System zu identifizieren und diese Prozesse ihrer Herkunft zuzuweisen, die beispielsweise entweder gelegentlich durch Stürme oder durch die kontinuierlichen Kräfte des Gezeiten-Zyklus zu Stande kommt. Im folgenden Artikel beschreiben wir die Methoden der Radarhydrographie, die es erlauben flächenabdeckend und dauerhaft sowohl die Kräfte in der See als auch deren Auswirkungen auf die Bathymetrie zu erfassen. Diese Mikrowellen-Radar-Techniken verwenden die gebräuchliche lokale Schwerewellen Dispersion. Das Forschungsgebiet der Salzsand liegt am nördlichen Ende der Insel Sylt in der Deutschen Bucht. In diesem Bericht präsentieren wir die Berechnungen der Bathymetrie und des Strömungsfeldes anhand der Visualisierung der Wellenrückstreuung unter Verwendung des marinen Radars.

Die Zeitserien dieser Radarbilder können lokal invertiert werden, solange die lineare Wellentheorie gültig ist und die Oberflächenwellen-Dispersion gilt. Der verwendete Algorithmus ist unter dem Synonym "Dispersive Surface Classificator" (DiSC) bekannt. Die Methode wurde von der Abteilung für Radarhydrographie des Helmholtz-Zentrums Geesthacht entwickelt und ist als kommerzielles Produkt von Vision 2 Technology GmbH lizensiert, einem Partner des Geesthachter Innovations-und Technologie-Zentrum (GITZ). Die Methode basiert auf der linearen Wellentheorie, die es erlaubt, durch die Verfolgung der Wellenberge in Raum und Zeit, auf die Parameter der Wassertiefe und des Strömungsvektors zu schließen.

Eine detaillierte Beschreibung über die Ableitung des Dispersionsverhältnisses wird in Senet et al., (2008 [5]) gegeben. Die Analyse der Bildsequenzen des inhomogenen Wellenfeldes liefert eine Reihe von physikalischen Parametern, abgebildet auf einer lokalen räumlichen Skala. Die grundlegende Idee der Methode ist es, dass die Wellen in flachen Gewässern ihr Ausbreitungsverhalten lokal verändern (Phase, Geschwindigkeit und Wellenanzahl) und damit ebenfalls die lokale Bathymetrie abbilden. Der gleiche Mechanismus kommt bei den lokalen Strömungen zum tragen, die ebenfalls von DiSC berechnet werden können.

Die Wassertiefe und der Strömungsvektor sind freie Parameter, die die Dispersion beeinflussen (siehe Bild 5). Ein wichtiges Merkmal dieser Anwendung ist, dass das Radar nicht kalibriert werden muss, da die Wellenhöhe die Dispersion der Wellen nicht beeinflusst. Anhand der dreidimensionalen Radar Beobachtung wird das dreidimensionale Wellenanzahl-Frequenz-Spektrum durch eine Fourier-Transformation bestimmt. Als Nächstes wird die Form der tatsächlichen Dispersion durch Angleichen an die ermittelten Werte der Dispersion bestimmt. Abweichungen werden verwendet, um die lokale Wassertiefe und den Strömungsvektor zu ermitteln; siehe Senet et al., (2007 [6]). Die lokalen Ergebnisse werden zu räumlichen hydrographischen Parameter-Karten zusammengesetzt.

Die Methode wird in Abbildung 1 beschrieben und die wichtigsten Schritte der Analyse werden hier noch einmal näher beschrieben:

• Erhaltung des komplexen 3D-Bild FFT-Spektrums,

• Filter-Techniken für das komplexen Spektrum, um das Wellensignal von Störgeräuschen zu trennen; im Gegensatz zur globalen Methode, bei der das Kraftspektrum gefiltert wird,

• Richtungs- und Dispersionstrennung des komplexen-Wertespektrums in spektrale Gefäße auf 2D-Ebene mit einer Wellenanzahl konstanter Frequenz,

• eine 2D inverse Fast-Fourier-Transformation (FFT 2D-1) der spektralen Behälter, wodurch die komplexen-Werte, in eine räumliche Komponente-Karten im Raum-Frequenzbereich liefern,

• Berechnung räumlicher Karten der lokalen Wellenzahlen, von den Ein-Komponente Bildern mit konstanter Frequenz ausgehend,

• Zusammensetzung der ein-Komponente-lokalen-Wellenanzahl Karten mit konstanter Frequenz zu einem lokalen 3D-Spektrum und

• Berechnung räumlicher hydrographischer Parameter-Karten aus dem lokalen 3Dspektrum.


Das Ergebnis des DiSC's ist die momentane lokale Tiefe, die Bathymetrie, und die Abschätzung des Strömungsfeldes. Abbildung 2a und 2b zeigen die gemittelte Bathymetrie über einen Gezeiten-Zyklus hinweg, jeweils vor und nach einem Sturm (Windbedingungen 8-9 Bft.). Die beiden Karten haben ein gemeinsames Niveau, das über Pegelmessungen korrigiert wird.

Die Differenz des Sedimentvolumens zwischen Beginn und Ende des Sturms, das unter diesen Bedingungen als das Nettosedimentwachstum des Forschungsgebietes herangezogen werden kann, wird auf 50.000m3, mit ± 10% bestimmt. Im Allgemeinen ist die These, eines konstanten Unterschieds zwischen den beiden Zeiträumen, über dem Meeresspiegel, nicht stark genug, und verringert die Genauigkeit der Berechnung.

Abbildung 3 zeigt ein Beispiel des Strömungsfeldes, in der gleichen Gegend wie oben. Die Windbedingungen liegen etwa bei 5 Beaufort und der Zeitpunkt der Datenerfassung ist der 12. Juli 2001. Nahe der Küste im flachen Wasser ist die lineare Dispersion bei den beobachteten Wellen nicht mehr gültig. Die Fehler bei den ermittelten Strömungsvektoren nehmen daher zu.

Die Methode, das Oberflächenströmungsfeld horizontal zu scannen wurde in der Gruppe für Radarhydrographie entwickelt. Es verwendet zwei kohärente Radargeräte, um hochauflösende Strömungsvektorkarten zu erzeugen. Analog zum ADCP ist diese Methode Radar Doppler Current Profiler genannt worden. Es besteht aus zwei Radarsystemen, von denen die eine Antenne dauerhaft auf 45 ° nach vorne und andere 45 ° in Richtung des Hecks ausgerichtet sind und dadurch einen Schnittwinkel von über 90 ° erzeugt wird. Obwohl keine langen Wellen auf die radialen Doppler-Geschwindigkeiten einwirken, summieren sich die Windreibung und die Oberflächenströmung. Mit Hilfe des Doppler-Effekts berechnen wir die radialen Geschwindigkeiten des zurückgestreuten Signals für jede Radarzelle (Länge 7,5 m). Integriert man die Radardaten über eine Sekunde ergibt sich eine theoretische Geschwindigkeitsauflösung von 1,5 cm/s für die radialen Messungen. Die Schiffsbewegungen werden durch die Verwendungen eines PDGPS kompensiert. Die lokalen Auswirkungen der momentanen Windreibung werden durch zusätzliche Messungen mit gestoppten Schiff und radialen Messungen in alle Himmelsrichtungen in 10° Schritten bestimmt und ausgeglichen. Eine automatische Qualitätskontrolle filtert routinemäßig fehlerhafte Daten aus den Ergebnissen heraus. Während des nächsten Prozessierungsschrittes wird der volle Oberflächenströmungsvektor durch die Verrechnung der beiden Komponenten in ein geo-kodiertes Gitter, mit einem Raster von bis zu 10m, bestimmt.

Abbildung 4 zeigt ein Beispiel für eine geo-kodierte RDCP Strömungskarte mit einer Rasterauflösung von 100m während der Ebbphase. Ein Wirbel mit einem Durchmesser von etwa einer nautischen Meile zeigt den nach Westen gerichteten Abfluss auf der nördlichen Seite der Rinne und einen nach Osten gerichteten Gegenstrom auf der Südseite. Der Vergleich der ADCP Strömungsdaten (siehe Abbildung 5), die gleichzeitig während derselben Profilfahrt erhoben wurden und den mit dem RDCP berechneten Richtungspfeilen demonstrieren, dass diese neue Messmethode funktioniert.

Um die volle räumliche Auflösung des RDCP Messytems zeigen zu können muss die berechnete Strömung in ihre Komponeten Betrag und Richtung gesplitet werden. Abbildungen 6a) und 6b) zeigen die Geschwindigkeit und Richtung des Oberflächenströmungsfeldes innerhalb des Tiedebeckens "Lister Tief" (dasselbe Profil wie in Abb.4). Über den Sanddünen am Meeresboden, die mit der Ebbströmung wechselwirken, beobachten wir eine Beschleunigung über den Gipfeln der Dünen und eine Verlangsamung, an den Stellen, an denen sich der Querschnitt weitet. Das ADCP-Profil in Abbildung 5 stellt diese Zusammenhänge in einer vertikalen Querschnittskarte dar. Die erwähnten Gebiete mit Beschleunigung und Verlangsamung über den Sanddünen sind sowhl in den horizontalen, als auch in den vertikalen Geschwindigkeitskomponenten sichtbar.

Ein Modell zur Schätzung der Bodenschubspannung (BSS) wurde entwickelt, um die Auswirkungen des Strömungsfeldes gegenüber dem Sand-Regime zu berechnen. Als Input benötigt dieses Modell die Oberflächenströmung, die Bathymetrie und die Korngröße des Sediments. Unter den Bedingungen einer homogenen Wassersäule, rauhes Meeresbodens und keiner Dünung, können die Auswirkungen der Gezeiten Strömungen auf den Meeresboden berechnet werden. Die Basis des Modells ist das Taylor-Gesetz, das zeigt, dass wir die Strömungsgeschwindigkeit in einer Tiefe der Wassersäule berechnen können, wenn wir die Geschwindigkeit in einer anderen Tiefe der Wassersäule kennen. Wenn wir also den Oberflächenströmungsvektor kennen, kennen wir auch die Geschwindigkeit in der Wassersäule in der Nähe des Meeresbodens. Das RDCP liefert die Geschwindigkeit der Oberflächenströmung innerhalb eines breiten Streifens parallel zum Schiff.
Das ADCP liefert einen vertikalen Abschnitt, um die Rotation des Strömungsvektors mit zunehmender Tiefe aufzuzeigen. Die bathymetrischen Daten hingegen liefern die lokale Wassertiefe und das Gefälle des Geländes. Die Steigung ist wichtig für die Form-Drag-Komponente der Schubspannungsgleichung, die wiederum die resultierende Spannung dominiert.
Die rauhe Seebodenbedingung ist notwendig für die Berechnungen der bodennahen Strömung. Über einem glatten Meeresgrund wären die Veränderungen in der Strömungsgeschwindigkeit im untersten Abschnitt linear, anstatt logarithmisch.


Es werden zwei Möglichkeiten, die Bodenschubspannung darzustellen angewandt:


1. den absoluten Wert der Bodenschubspannung und

2. die Differenz zwischen diesem Wert und der kritische Bodenschubspannung.


Die zweite Möglichkeit ist bei der Lokalisierung von Bereichen von Nutzen, in denen eine Seebettbewegung mit hoher Wahrscheinlichkeit initialisiert wird. Bis jetzt können wir nur zeigen, dass eine Bewegung initieret wird, allerdings können wir keine Vermutungen über die Verlagerung des Materials abgeben. So können wir nur über potentielle Erosion oder Ablagerung sprechen. Die homogene Wassersäule wurde durch wiederholte CTD-Messungen in der Umgebung verifiziert.