Características microfísicas da precipitação convectiva e estratiforme associadas à oscilação de larga-escala no sudoeste da Amazônia

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1 Características icrofísicas da precipitação convectiva e estratifore associadas à oscilação de larga-escala no sudoeste da Aazônia Rachel Ifanger Albrecht 1 Maria Assunção Faus da Silva Dias 1, ABSTRACT The distinction between convective and stratifor precipitation profiles around various precipitating systes existent in tropical regions is very iportant to the global atospheric circulation, which is extreely sensitive to vertical latent heating distribution. In South Aerica, the convective activity responds to the Intraseasonal Oscillation (OIS). This work analyzes data fro a disdroeter, a radar profiler and a polarietric radar, installed in the Ji-Paraná airport, RO, Brazil, for the field experient WETAMC/LBA & TRMM/LBA, in January and February of The ethodology is based on the partition of the precipitation into convective and stratifor, and the classification of hydoeteors by fuzzy logic systes. The icrophysical analysis of the periods with the presence or the absence of the South Atlantic Convergence Zone (ZCAS), associated to the IOS, showed a large difference in type, size and icrophysical processes of hydroeteor growth in each wind regie: periods without a ZCAS presented ore intense convection, leading strong processes of the precipitation growth in both convective and stratifor types; during periods with a well established ZCAS, there were sall precipitating systes, with a less convective feature, siilarly to those fro onsoon regions in their active phase. RESUMO A diferenciação entre a precipitação convectiva e estratifore dentre os diversos sisteas de precipitação existentes na região tropical é uito iportante para a circulação atosférica global, sendo extreaente sensível à distribuição vertical de calor latente. Na Aérica do Sul, a atividade convectiva responde à Oscilação Intrasazonal (IOS). Este trabalho analisa dados de u disdrôetro, u radar de apontaento vertical e u radar polariétrico instalados e Rondônia, Brasil, para o experiento de capo WETAMC/LBA & TRMM/LBA, e Janeiro e Fevereiro de A etodologia se concentra na partição da precipitação entre convectiva e estratifore e na classificação de hidroeteoros pela lógica fuzzy. A análise dos períodos correspondentes à presença ou não da Zona de Convergência Atlântico Sul (ZCAS), associada á OIS, ostrou ua grande diferença no tipo, taanho e processos icrofísicos de cresciento de hidroeteoros e cada 1 Universidade de São Paulo Rua do Matão, 16 - São Paulo, SP - Tel. (11) <rachel@aster.iag.usp.br> Centro de Previsão de Tepo e Estudos Cliáticos Rodovia Presidente Dutra, k 39 - Cachoeira Paulista, SP - Tel. (1) <assuncao@cptec.inpe.br>

2 período: períodos nos quais não há a ZCAS, há convecção ais intensa, resultando e intensos processos de foração da precipitação tanto convectivo quanto estratifore; já os períodos nos quais há ua be estabelecida ZCAS, os sisteas precipitantes são de enor intensidade co características enos convectivas, típicos de regiões onçônicas e sua fase ativa. Palavras-chave: distribuição de taanho de gotas, precipitação convectiva, precipitação estratifore, disdrôetro, radar, classificação de tipos de hidroeteoros. INTRODUÇÃO U elhor entendiento das variações do clia sobre os trópicos na escala de tepo intrasazonal e interanual requer u estudo detalhado dos padrões anôalos doinantes da circulação atosférica nessa região. Na escala de tepo intrasazonal, os padrões de convecção e larga-escala pode ser representados pelas anoalias de radiação de onda longa eergente (ROLE). Essas anoalias possue ua grande coponente quase-periódica estudada por vários autores [Wang e Rui, 1990; Kousky e Kayano, 1994]. A relação entre a convecção Aazônica e os padrões da larga-escala te sido vastaente investigada. Gandu e Silva Dias (1998) ostrara através de estudos de odelage que a fonte tropical de calor da Aazônia e sua extensão para o sudeste, conhecida coo Zona de Convergência do Atlântico Sul (ZCAS), estão acopladas co outras fontes tropicais de calor, de tal fora que perturbações geradas por ua delas afeta a outra e ua escala de tepo intrasazonal. No sudoeste da Aazônia, a oscilação intrasazonal durante a estação chuvosa foi detectada por Rickenbach et al. (00) nos eses de Janeiro e Fevereiro de 1999: e 850 hpa ficou evidente a oscilação da coponente zonal do vento entre as direções leste e oeste, associada à aproxiação de frentes frias vindas do sul da Aérica do Sul. A udança na direção do vento caracterizou alterações na convecção, sendo que as principais características nos regies de ventos de leste (oeste) fora alta (baixa) fração convectiva co uitos (poucos) relâpagos e sisteas relativaente pequenos (grandes) [Rickenbach et al., 00]. As udanças na atividade convectiva da precipitação afeta a distribuição vertical de calor latente, sendo uito iportante para o balanço de calor e propagação de ondas atosféricas disparadas pela convecção [Gandu e Silva Dias, 1998]. Coo os regies de ventos de larga-escala define a evolução da convecção na região sudoeste da Aazônia, sua caracterização do ponto de vista icrofísico é uito iportante. Neste sentido, este trabalho trata da identificação dos principais processos icrofísicos, associados às udanças nos sisteas precipitantes, atribuídos às oscilações intrasazonais nos trópicos. Esta identificação se baseia nas propriedades da precipitação convectiva e estratifore, utilizando dados disdroétricos e de radar coletados durante o experiento WETAMC-LBA & TRMM-LBA.

3 Precipitação convectiva versus estratifore As diferenças icrofísicas entre precipitação estratifore e convectiva estão presentes na agnitude dos ovientos verticais dentro das nuvens e na escala de tepo dos processos icrofísicos da foração da precipitação. Precipitação estratifore existe quando o oviento vertical no interior da nuve satisfaz a condição w < < (1) onde w é a velocidade vertical do vento e v t é a velocidade terinal das partículas de neve (~1-3 s - 1 ) [Houghton, 1968]. Nestas condições, partículas de gelo nas regiões ais altas da nuve deve precipitar, pois não pode ser sustentadas ou carregadas para cia pelos ovientos verticais, enquanto cresce. Nos processos convectivos, os ovientos verticais são da orde de w ~1-10 s -1 ou ais, igualando ou excedendo as velocidades terinais típicas dos cristais de gelo. v t Figura 1. Modelo conceitual da trajetória da precipitação e ovientos verticais édios de u SCM. Asteriscos representa hidroeteoros e os círculos cheios a intensidade de precipitação (círculos grandes - precipitação intensa; circulos pequenos - precipitação fraca). Adaptado de Biggerstaff e Houze (1993) Toda precipitação estratifore está relacionada co processos de foração de gelo. O principal processo de cresciento de cristais de gelo e SCM é a agregação, pois os cristais individuais não possue peso suficiente para descender e sobreviver até a superfície, ou seja, necessita colidir e se agregar. Outros processos de gelo coo a nucleação, o cresciento por deposição e a acreção tabé produze grandes concentrações de gelo. Ua grande parte destas partículas de gelo são advectadas da região convectiva e não precipita perto das correntes ascendentes e descendentes convectivas (Figura 1). O processo de agregação é iportante nas regiões de correntes ascendentes e geralente ocorre antes que os cristais descenda a níveis ais quentes (~-10 C). Cresciento por deposição e acreção tabé ocorre na região da corrente ascendente de eso-escala, coo ostra a Figura 1. Quando precipita, os hidroeteoros da região estratifore passa pela caada de degelo (região e torno de T~0 C), derrete e

4 eventualente há a quebra e gotas enores, logo nessa região tabé ocorre uita agregação. Essa caada de degelo é vista por u radar coo ua região horizontal de altas refletividades, chaada de banda brilhante, e tabé é identificada por édias intensidades de precipitação (Figura 1). DADOS E METODOLOGIA Os instruentos escolhidos para a análise icrofísica da precipitação e sua relação co a oscilação intrasazonal fora u disdrôetro Joss-Waldvogel (JWD), u radar de apontaento vertical (RAV) de 915 MHz e o radar polariétrico S-POL 3, instalados no estado de Rondônia durante o experiento WET-AMC/LBA & TRMM/LBA 4 [Silva Dias et al., 00]. A área do experiento e o local destes instruentos estão na Figura. Os dados destes instruentos fora divididos e analisado e tipos precipitação convectiva e estratifore de acordo co Tokay e Short (1996), Willias et al. (1995) e Steiner et al. (1995). A análise dos tipos de hidroeteoros foi feita a partir da classificação de hidroeteoros pela lógica fuzzy desenvolvida por Zrnic et al. (001). Estes étodos são breveente descritos abaixo. Figura. Localização do JWD, RAV e SPOL, para o experiento de capo WETAMC/LBA & TRMM/LBA Método de Tokay e Short (1996) para análise dos dados do JWD Este étodo consiste nua distribuição gaa de taanho de gotas: N ( D) = N D exp( ΛD) 0 () onde N 0 ( ), Λ ( -1 ) e são calculados a partir do étodo dos oentos, onde o xth +x+ 1 ( ) ( Λ ) oento é dado por M = N Γ ( + x + 1) x 0 /. Assi, usando o 3 o, 4 o e 6 o oentos, os 3 National Center for Atospheric Research 4 Ua descrição detalhada do experiento pode ser encontrada e Silva Dias et al. (00).

5 parâetros da DSD gaa são obtidos da seguinte fora: 11G 8 = 1 1/ 3 [ G( G + 8) ] M 4,G = ( G) M 3 M 6 (3) N 0 Λ = Γ ( + 4) M (4) Λ = ( + 4) ) M M = (5 D onde D (=M 4 /M 3 ) é o diâetro édio ponderado pela assa e G é o terceiro oento do espectro 3 de assa noralizado por D. O diâetro édio voluétrico D0 é definido coo para ua distribuição gaa: D π w D N w π ρ 1 3 ( D) dd = ρ D N( d ) dd = LWC (6) D0 = D = (7) Λ Λ A distinção entre precipitação convectiva e estratifore é dada através de pulos de N 0 descritos por Wadvogel (1974). Assi, a classificação da precipitação e convectiva e estratifore é dada por: N = 4 R (8) 0 10 onde todos os pontos acia desta curva são classificados coo convectivos e os abaixo coo estratifores. As variáveis integrais de precipitação taxa de precipitação R(h-1) e refletividade Z (dbz) são dadas por: R = 6π 10 v( D) D N( D) dd (9) = 10log D N( D) dd 0 onde v(d) é a velocidade terinal e cs -1 da gota de diâetro D (). Z 10 (10) 0 Método de Willias et al. (1995) para análise dos dados do RAV Utilizando édias de 30 inutos de perfis verticais de u RAV coincidentes co precipitação detectada por u pluviôetro ao lado, este étodo classifica a precipitação e estratifore, ista convectiva/estratifore, convectiva profunda e convectiva rasa, estabelecendo liites para gradiente vertical de velocidade Doppler (DVG, s -1 k -1 ) entre 3.5 e 5 k de altura, áxia largura espectral (MSW, s -1 ) acia de 7 k de altura e velocidade Doppler (V, s -1 ) acia de 5 k de altura: Estratifore Mista Conv. Profunda Conv. Rasa DVG >.0 DVG >.0 V -0.5 V > -0.5 MSW <.5 MSW.5 Método de Steiner et al. (1995) para análise dos dados do SPOL Este étodo é baseado na estrutura horizontal do capo de refletividade, co 3 critérios: I. Intensidade: Qualquer pixel co Z 40 dbz é autoaticaente classificado coo convectivo.

6 II. Picos: Todo pixel não classificado coo convectivo no critério acia e que excede a intensidade édia de ua região de 11 k (Z fundo ) de raio e pelo enos Z tabé é classificado coo convectivo: Z = 10, se Z fundo < 0 dbz 10 /180, se 0 < 4.43 dbz Z fundo Z fundo 0, se Z fundo 4.43 dbz III. Área ao redor: Para cada pixel identificado coo convectivo, por u dos dois critérios acia, todos os pontos ao redor deste dentro de u raio dependente da intensidade de Z fundo [Figura 6 de Steiner et al. (1995)] tabé é classificado coo convectivo. Método de Zrnic et al. (001) para classificação de hidroeteoros pela lógica fuzzy Este étodo de classificação de hidroeteoros consiste e particionar o espaço 6-D das variáveis polariétricas e sub-seqüências nas quais cada ua possa ser associada a u único tipo de hidroeteoro. O espaço 6-D é particionado a particionado pela veracidade Ψ j de u tipo de hidroeteoro j: Ψ j = N i= 1 N i= 1 p P i p i ji onde N é o núero de variáveis observadas, P ij é a função peso para o hidroeteoro do tipo j na sub-seqüência da variável i, e p i é ua constante que fornece o peso de ua variável na classificação fuzzy. As funções peso de Zrnic et al. (001) são funções trapezodais, ou seja, cresce ou decresce linearente entre os valores 0 e 1. Vide Zrnic et al. 001 para ais detalhes. (11) RESULTADOS Classificação da precipitação e convectiva e estratifore a) Disdrôetro O disdrôetro JWD coletou 86 de precipitação acuulada e 4330 inutos de observação. Ua distribuição de taanho de gotas gaa (Equação??) foi ajustada para cada aostra de chuva coletada pelo JWD, calculando-se os parâetros, N 0 e Λ, coo descrito na seção anterior. Após o cálculo destes parâetros, analisou-se cada evento de precipitação separadaente (u total de 78), verificando a presença dos pulos de D ' Seguindo o eso étodo de Tokay e Short (1996) (referido coo TS deste ponto e diante), a seguinte relação para classificação da precipitação entre convectiva e estratifore é sugerida (A. Tokay, counicação pessoal 003): 0.5 D = 1.0R (1)

7 sendo que valores acia desta curva são classificados coo estratifores e abaixo convectivos, para R<5h -1, pois ua taxa de precipitação aior que este valor dificilente é estratifore, sendo classificada autoaticaente coo convectiva. (a) (b) Figura. DSDs edidas pelo JWD separada e convectiva e estratifore de acordo co a Equação 1. (a) D versus R, e (b) N 0 versus R, sendo que as linhas indica as respectivas equações indicadas nos gráficos. Através da relação D XR da Equação 1, as aostras de precipitação do JWD fora separadas e convectiva e estratifore neste trabalho. A Figura a ostra as aostras do JWD classificadas coo convectiva ou estratifore nu gráfico de N 0 XR destacando a antiga equação de separação proposta por TS, e a Figura b ostra esta classificação nu gráfico de D XR. Nesta figura fica evidente que a separação feita por ua relação entre N 0 e R, se possível, deve ser odificada, sendo deslocada para baixo, diinuindo o coeficiente angular. Os períodos de ZCAS tivera u ligeiro auento do núero de aostras convectivas e relação aos períodos de NZCAS, as o total acuulado para cada tipo de precipitação foi idêntico (78 e 79%, respectivaente, para precipitação convectiva). Estes valores concorda co as porcentagens de precipitação convectiva e estratifore encontradas e regiões tropicais por vários autores, coo por exeplo, TS obtivera 74% convectivo e 6% estratifore no tepo e 68% convectivo e 3% estratifore na chuva acuulada, e Atlas et al. (000), através de espectros de gotas edidos diretaente dentro das nuvens, ostrou que 7% da precipitação acuulada é de orige convectiva 5. Nota-se tabé que as proporções da precipitação acuulada convectiva e estratifore dos períodos de ZCAS e NZCAS são iguais, concordando co Halverson et al. (00), que encontrara diferenças nos tipos predoinantes de precipitação dos regies de E (convectivo) e W (estratifore), as co igual volue desta. Na Tabela 1 estão as porcentagens dos espectros de gotas coletados pelo disdrôetro, divididos por intensidades de precipitação para os regies de ZCAS e NZCAS. As porcentagens de taxas de precipitação convectivas (estratifores) oderadas a intensas ( R < 10 h -1 ) dos 5 Abos trabalhos fora realizados co dados do região do Pacífico Tropical.

8 períodos de ZCAS são aiores (enores) que dos períodos de NZCAS. Poré, observa-se que as aiores diferenças entre os períodos de ZCAS e NZCAS ocorre e taxas de precipitação R < 1 h -1 e R 0 h -1 : o regie de ZCAS possui ais taxas de precipitação uito leve e enos taxas de precipitação uito altas que o regie de NZCAS. Para avaliar a significância das diferenças entre os períodos de ZCAS e NZCAS das proporções da Tabela 1, foi realizado o teste t- student para a significância de igualdade de duas proporções. Neste teste assuiu-se u intervalo de confiança de 95% (ou erro de 5%) para a hipótese de aostras co proporções iguais convectiva e estratifore e cada período. O resultado do teste das proporções de taxas de precipitação divididas por intensidade ostrou que as aostras estratifores dos períodos de ZCAS e NZCAS são diferentes para taxas de precipitação R < 0 h -1, enquanto que as aostras convectivas dos períodos de ZCAS e NZCAS são diferentes soente para taxas de precipitação uito leves ( R < 1h -1 ) e uito intensas ( R 0 h -1 ). Tabela 1. Porcentagens dos espectros de gotas classificados coo convectivos e estratifores para os regies de ZCAS e NZCAS e para todo o período, divididos por intensidades de taxas de precipitação R. estratifore convectivo R (h -1 ) todo ZCAS NZCAS todo ZCAS NZCAS R R R R R 0 R As Figuras 4 e 5 ostra as distribuições dos parâetros da DSD gaa,, N 0 e Λ, e parâetros integrais de precipitação, D, R e Z, para os regies de ventos de NZCAS e ZCAS respectivaente. Observa-se que os parâetros de fora estratifores estão deslocados para a esquerda e relação aos convectivos para abos os períodos, sendo que a distribuição estratifore do regie NZCAS é ais larga e ais deslocada para a esquerda que o eso do regie de ZCAS. Os parâetros de intersecção N 0 te ua distribuição be ais larga e co u grande pico e valores enores para o regie de NZCAS e abos os tipos de precipitação convectiva e estratifore. As esas distribuições para o regie de ZCAS são ais concentradas e valores édios de N 0. As distribuições dos parâetros de curvatura Λ possue as esas características das distribuições de N 0. Já a distribuição dos diâetros édio ponderados pela assa D é be ais larga para o caso o regie de NZCAS e abos tipos de precipitação. A esa distribuição para o regie de ZCAS está deslocada e concentrada à esquerda, tendo boa parte de $D_$ entre

9 0.4 e 1.7. Observa-se tabé que a distribuição de D convectiva é deslocada para esquerda e relação à estratifore devido à ocorrência das aiores gotas na precipitação convectiva. Já a distribuição da taxa de precipitação R para o regie de NZCAS é ais larga para abos os tipos de precipitação, possuindo grande parte de sua distribuição convectiva acia de 10 h -1, sendo que o eso não ocorre co o regie de ZCAS. Nos períodos de ZCAS, as precipitações convectivas possue taxas édias e as estratifores possue taxas pequenas. Coportaento seelhante é observado para a refletividade Z: ua parte considerável da distribuição convectiva do regie de NCAS está acia de 40 dbz e do regie de ZCAS abaixo de 30 dbz, e, ainda, não há refletividade estratifore acia de 40 dbz para o regie de ZCAS. (a) (b) (c) (d) (e) (f) Figura 4. Distribuições dos parâetros da DSD gaa (a), (b) N 0, (c) Λ, e parâetro integrais de precipitação (d) D, (e) R e (f) Z, para os períodos de NZCAS, divididos e convectivo (preenchido) e estratifore (vazio) pela Equação 1. Para avaliar a significância das diferenças das édias dos parâetros da distribuição de taanho de gotas ( N 0 e Λ) e das édias das variáveis integrais de precipitação (Z, R e D ) dos períodos de ZCAS e NZCAS, foi aplicado o teste de t-student para igualdade de duas édias, nu intervalo de confiança de 95%. Este teste foi aplicado para as édias convectiva e estratifore de cada período, e foi verificado que as édias das variáveis integrais de precipitação são diferentes, ou seja, os períodos de ZCAS e NZCAS possue édias aostrais destas variáveis estatisticaente distintas. Os parâetros da distribuição gaa de gotas possue diferenças e suas édias, entre os períodos de ZCAS e NZCAS, no parâetro de fora convectivo e nos parâetros de curvatura dos dois tipos de precipitação. Os parâetros de intersecção N 0 convectivos e estratifores dos dois períodos não possue diferenças estatisticaente

10 significativas, ocorrendo o contrário para os parâetros de curvatura Λ. (a) (b) (c) (d) (e) (f) Figura 5. Distribuições dos parâetros da DSD gaa (a), (b) N 0, (c) Λ, e parâetro integrais de precipitação (d) D, (e) R e (f) Z, para os períodos de ZCAS, divididos e convectivo (preenchido) e estratifore (vazio) pela Equação 1. b) Radar de apontaento vertical O étodo de classificação do tipo de precipitação de Willias et al. (1995) (referido coo WL deste ponto e diante) foi aplicado para os dados coletados pelo radar de apontaento vertical (RAV) e alta resolução (espaçaento de 105 entre aostras co áxia altura de 10 k) (vide INTRODUÇÃO para detalhes). Neste trabalho são considerados perfis instantâneos de Z, V e SW variáveis e não édias de 30 inutos coo utilizado por WL. Assi, observou-se que para os períodos de NZCAS e ZCAS as porcentagens de precipitação estratifore fora, respectivaente, de 50 e 58%, convectiva profunda de 43 e 41%, e as diferenças entre esses dois períodos se concentra nas precipitações istas e estratifores 7 e 1%. A classificação de WL se portou uito diferente da classificação de TS aplicada aos dados do JWD. Para investigar a razão das diferenças entre o étodo de WL e TS, fora ontados histograas de freqüência cuulativa por altura (HFCPA) 6 para os perfis de refletividade Z do RAV a partir da classificação destes dois étodos (não ostrado). Notou-se que tanto WL quanto TS classifica alguns perfis estratifores (presença de banda brilhante) coo convectivos. Logo, veos que os liites de velocidade vertical e largura espectral para a detecção da banda brilhante utilizados por WL coete alguns equívocos de classificação de perfis instantâneos 7. Já no caso da 6 A freqüência cuulativa por altura é definida coo o núero de ocorrências de classes de ua variável (no caso Z, V e SW) e cada altura, dividido pelo núero total de aostras analisadas vezes 100 (unidades e %). 7 A édia de perfis de precipitação co duração de 30 inutos, suaviza os perfis dessas variáveis.

11 classificação de TS, Atlas et al. (000) apontara esse étodo coo abíguo, pois o espectro de gotas estratifore é coposto de dois tipos: 1) pequenas concentrações de gotas grandes co Z relativaente grande, que crescera por agregação acia da zona de degelo, e ) grandes concentrações de gotas pequenas, que crescera por riing 8 e nenhua agregação acia da zona de degelo 9. Coo as classificações da precipitação de WL e TS se ostrara inadequadas, houve a necessidade de se criar ua nova classificação. A principal característica da precipitação estratifore é a presença da banda brilhante, ou seja, u perfil vertical de refletividade praticaente constante até a base da banda brilhante, a partir da qual a refletividade cresce rapidaente até u valor áxio e então decresce até o topo dessa caada de altas refletividades. Já a precipitação convectiva é caracterizada por altas refletividades da superfície até altos níveis, praticaente constantes. Outra diferença entre a precipitação convectiva e a estratifore é a largura espectral: na precipitação convectiva há ais turbulência. Assi, para quantificar as características descritas acia, fora calculados o quadrado das diferenças de Z, V e SW entre aostras consecutivas de 3.5 a 5 k de altura, divido pela diferença de altura entre as aostras, e então fora calculadas as édias dessas diferenças quadráticas (MDQ) para cada perfil 10. Ou seja: onde X X = 5.0k h= 3.5k [ X ( h+ h) X ( h) ] h é a édia das diferenças quadráticas da variável X (Z, V ou SW) e h é a diferença de altura entre as aostras. A distinção da precipitação entre convectiva e estratifore foi obtida epiricaente a partir da evolução teporal de Z, V e SW, atribuindo liites a estas édias para precipitação estratifore e precipitação convectiva, coo ostra as Figuras 7b, 7c e 7d. Observa-se que a presença das características da banda brilhante fica nítida se estabelecidos alguns valores liites para Z, V e SW, representados pelas linhas tracejadas. Logo, os liites das MDQs usadas na classificação da precipitação e convectiva ou estratifore são 11 : Z V SW Estratifore > < < db s 4 s V SW Convectivo A partir desta nova classificação observou-se que os períodos de ZCAS fora be ais Z db s 4 s Colisão entre partícula de gelo e partícula líquida, que congela ao entrar e contato co o cristal. 9 Lebrar que Z é proporcional à sexta potência do diâetro das gotas (Equação 10). 10 O quadrado da diferença entre aostras foi utilizado para quantificar a agnitude desta diferença, se se preocupar co o sinal da esa. 11 Deve-se enfatizar que estes valores são validos apenas para aostras co resolução vertical de 105.

12 estratifores que os de NZCAS (66% e 44% das aostras, respectivaente). O total de precipitação convectiva acuulada no período de NZCAS é cerca de 15% aior que nos períodos de ZCAS, apesar do enor núero do total de aostras de NZCAS, o que caracteriza sisteas precipitantes ais convectivos nos períodos NZCAS. O teste t-student para a significância de igualdade de duas proporções, nu intervalo de confiança de 95% (ou erro de 5%), rejeitou a hipótese de igualdade de proporções entre ZCAS e NZCAS. Logo, pode-se concluir que o regie de NZCAS é ais convectivo que o regie de ZCAS. (a) (b) (c) (d) (e) (f) Figura 7. (a) Aostras de Z, MDQs de (b) Z, (c) V e (d) SW, (e) aostras estratifores e (e) aostras convectivas de Z, abas classificadas pelo MDQ para o regie de ventos de E. As linhas tracejadas e (b), (c) e (d) indica os liites de WL. As Figuras 8 e 9 ostra HFCA de Z, V e SW para os períodos de ZCAS e NZCAS, classificados coo estratifore e convectiva, respectivaente, utilizando o étodo da édia das diferenças quadráticas. Nos períodos de ZCAS, as refletividades concentra-se entre 15 e 35 dbz abaixo da região de degelo e entre 10 e 0 dbz acia dessa região, indicando que os perfis de Z são uito parecidos entre si durante as precipitações estratifores dos períodos de ZCAS. Já nos períodos de NZCAS, a distribuição desses esos perfis é ais larga tanto abaixo quanto acia da banda brilhante: acia da banda brilhante há grandes concentrações de valores e aproxiadaente 0 dbz, e entre 6 e 8.5 k de altura há três grupos de concentrações e torno de 15, 0 e 5 dbz. Isto indica que nos períodos de NZCAS há vários graus de intensidade dos processos de foração e cresciento de hidroeteoros acia de 6 k de altura. Os perfis do grupo de concentração de Z>0 dbz nesta região pode ser explicados através de fortes correntes ascendentes da região convectiva, que advecta hidroeteoros para altos níveis da porção

13 convectiva para a estratifore, ua vez que os períodos de NZCAS aparenta ser ais convectivos. A grande concentração de refletividades e torno de 5 dbz entre o topo da banda brilhante e ~6 k sugere que há eficientes processos de agregação e tabé de riing nesta região. Abaixo da banda brilhante, há grande variabilidade de Z, sendo que a aior parte está acia de 5 dbz. A grande variabilidade dos perfis de Z ostra que os períodos de NZCAS tê diferentes intensidades dos processos de foração e cresciento de hidroeteoros, sendo que estes processos talvez seja enos intensos nos períodos de ZCAS. Os perfis de velocidade vertical estratifores (Figuras 8b) dos períodos de ZCAS possue aior concentração dos perfis entre ~-6 e -4 s -1 abaixo da banda brilhante, enquanto que os períodos de NZCAS (Figura 8e) tê suas aiores concentrações de -5 a -7 s -1, o que pode ser u indício de gotas aiores 1, ou de correntes descendentes de eso-escala ais intensas 13. Acia da banda brilhante, nos períodos de NZCAS, há u pouco ais de variabilidade da velocidade vertical, que está associada aos perfis de Z nessa região. A distribuição da largura espectral SW abaixo da banda brilhante é praticaente idêntica nos dois períodos. Há soente algua diferença entre estas distribuições na região acia da banda brilhante. Os períodos de NZCAS tê ua distribuição de SW u pouco ais larga acia da banda brilhante, o que tabé está associada às características dos perfis de Z dos períodos de NZCAS discutidas acia. (a) (b) (c) (d) (e) (f) Figura 8. Histograas de freqüência cuulativa por altura de precipitações estratifores de perfis verticais de (a) Z, (b) V e (c) SW para o períodos de ZCAS; (d), (e) e (f) ide à (a), (b) e (c), respectivaente, poré para períodos de NZCAS. Classificação pelo étodo da édia das diferenças quadráticas. 1 pois gotas aiores te ua aior velocidade terinal (Equação??). 13pois a velocidade do RAV é a convolução das velocidades dos hidroeteoros e da velocidade do ar.

14 Nas precipitações do tipo convectiva (Figura 8), os perfis de Z para o período de NZCAS possue ua distribuição ais larga que os esos dos períodos de ZCAS. Nos períodos de NZCAS, há ua aior concentração de perfis aiores que 5 dbz, se estendendo da superfície até altos níveis (~9 k), sendo que de 6 a 9.5 k de altura as aiores concentrações estão entre 15 e 0 dbz. Nos períodos de ZCAS, os perfis são ais rasos co as aiores concentrações entre 15 e 5 dbz, de 3 k de altura até a superfície. A distribuição dos perfis de velocidade vertical V dos períodos de NZCAS é uito aior que a dos períodos de ZCAS, a qual possui aiores concentrações entre -4 e -6 s -1 e baixos níveis e ~-1 s -1 e altos níveis. A distribuição dos perfis de largura espectral SW acopanha a distribuição da velocidade, sendo que nos períodos de NZCAS ela é be aior que a dos períodos de ZCAS. Ou seja, as precipitações convectivas dos períodos de NZCAS aparenta ser ais profundas e ais turbulentas. (a) (b) (c) (d) (e) (f) Figura 9. Histograas de freqüência cuulativa por altura de precipitações convectivas de perfis verticais de (a) Z, (b) V e (c) SW para o períodos de ZCAS; (d), (e) e (f) ide à (a), (b) e (c), respectivaente, poré para períodos de NZCAS. Classificação pelo étodo da édia das diferenças quadráticas. c) Radar S-Pol O radar S-Pol operou do dia 10 ao dia 16 de Janeiro durante parte do dia e a partir do dia 17 de Janeiro a operação foi durante todo o dia. Mas, houvera casos e que a varredura do radar não era copleta para acopanhar a operação do avião de icrofísica Citation II. Na análise apresentada abaixo, fora consideradas todas as varreduras incopletas ou copletas. A classificação da precipitação e convectiva ou estratifore de Steiner et al. (1995) foi aplicada a estes dados para CAPPIs de 3 k de altura. Observou-se que o os períodos de ZCAS

15 tivera cerca de 9% a ais de cobertura total da área do radar, sendo que que esta diferença está concentrada na precipitação estratifore, a qual te 7% da cobertura nos períodos de NZCAS contra 16% dos períodos de ZCAS. Ou seja, os períodos de ZCAS tê ua aior área de cobertura de nuvens sendo, e sua aioria, estratifore. Figura 10. Diferença entre os HFCPA de Z de NZCAS e ZCAS (nesta orde), para os perfis verticais classificados coo convectivos e estratifores pelo étodo de Steiner et al. (1995). As Figuras 10, 11, 1, 13 e 14 ostra a diferença entre os histograas de freqüência cuulativa por altura (HFCPA) de NZCAS e os de ZCAS (nesta orde) para a refletividade Z, refletividade diferencial ZDR, fase diferencial específica KDP, razão de depolarização linear LDR e coeficiente de correlação RHO, respectivaente. Nota-se na Figura 10 que os perfis verticais de Z convectivos e estratifores de NZCAS possue refletividades ais altas (diferenças positivas entre os histograas), sendo que os perfis convectivos concentra as aiores diferenças abaixo de 4 k de altura. Na região de fase ista (4 a 6 k de altura) da precipitação estratifore há u segundo pico enos intenso de diferenças entre os perfis verticais dos dois períodos. Esta diferença provavelente se deve às diferentes intensidades dos processos de agregação e riing dos períodos de ZCAS e NZCAS. Figura 11. Diferença entre os HFCPA de ZDR de NZCAS e ZCAS (nesta orde), para os perfis verticais classificados coo convectivos e estratifores pelo étodo de Steiner et al. (1995). As diferenças entre os perfis verticais de ZDR (Figura 11) dos períodos de ZCAS e NZCAS para a precipitação convectiva indica que os períodos de NZCAS tê espectros ais largos, indicados pelas diferenças positivas abaixo de 4 k de altura, entre 0.5 e 3 db. Mais diferenças positivas encontra-se entre 5 e 15 k, caracterizando os períodos de NZCAS co aior conteúdo

16 de água líquida nessa região, associado à fortes correntes ascendentes que carrega gotas supercongeladas até altos níveis. Os perfis verticais estratifores de ZCAS e NZCAS difere nas larguras de seus espectros acia e abaixo de 5 k: NZCAS possui espectro u pouco ais largo abaixo deste nível e o período de ZCAS possui espectro largo acia deste nível. As diferenças positivas acia de 5 k tabé pode ser indicativos de diferentes intensidades nos processos de agregação na foração da precipitação estratifore. Figura 1. Diferença entre os HFCPA de KDP de NZCAS e ZCAS (nesta orde), para os perfis verticais classificados coo convectivos e estratifores pelo étodo de Steiner et al. (1995). A Figura 1 ostra que os períodos de NZCAS tê espectros ais largos de KDP na precipitação do tipo convectiva, co valores altos de até k -1. Estes altos valores de KDP são indicativos de altas taxas de precipitação, logo os períodos de NZCAS estaria associado à altas taxas precipitação, concordando co os resultados obtidos pelas análises do JWD e RAV. Os perfis estratifores desta variável do períodos de ZCAS e NZCAS se ostra uito seelhantes. Figura 13. Diferença entre os HFCPA de LDR de NZCAS e ZCAS (nesta orde), para os perfis verticais classificados coo convectivos e estratifores pelo étodo de Steiner et al. (1995). Figura 14. Diferença entre os HFCPA de RHO de NZCAS e ZCAS (nesta orde), para os perfis verticais classificados coo convectivos e estratifores pelo étodo de Steiner et al. (1995). Observa-se na Figura 13 que os espectros estratifores de LDR dos períodos de ZCAS

17 possue ais concentrações positivas dessa variável e valores acia de -0 db (diferenças negativas na figura). Esta característica abaixo de 4 k indica aiores concentrações de precipitação co baixa concentração de gotas grandes nos períodos de ZCAS, que está associada ao pico de concentrações positiva e 5 k. Este pico corresponde ao degelo de hidroeteoros no nível de 0 C, logo nos períodos de ZCAS os agregados de cristais de gelo e neve pode ser u pouco aiores que os de NZCAS. Há tabé u pico positivo de diferenças e torno de -5 db e baixos nívies, que pode estar associado à aior ocorrência de gotas enores de até de diâetro [Straka et al., 000] no período de NZCAS. Já os perfis de $LDR$ da precipitação convectiva dos períodos de ZCAS e NZCAS tê as principais diferenças na região de fase ista. As diferenças negativas nessa região entre -6 e -15 db pode ser indicativos grande quantidade de gotas supercongeladas ou granizos pequenos [Straka et al., 000]. As diferenças positivas entre estes períodos acia de 7 k de altura entre -6 e -15 db pode ser indicativos de ua aior quantidade de cristais de gelo nessa região das nuvens nos períodos de NZCAS, o que inclui gelo orientado na vertical, sendo ua característica de sisteas convectivos co alto capo elétrico [Bringi e Chandrasekar, 001]. Esta é ua característica se sisteas convectivos profundos. As diferenças entre os perfis verticais de RHO (Figura 14) dos períodos de ZCAS e NZCAS para a precipitação convectiva indica que os períodos de ZCAS possue processos de fase ista ais intensos (valores negativos entre 3 e 6 k), enquanto que os processos de fase de gelo pode ser ais intensos nos períodos de NZCAS (valores positivos entre 7 e 15 k de altura). Estes valores positivos das diferenças entre os histograas de RHO acia de 5 k, entre 0.9 e 1.0, indica que os períodos de NZCAS tende a ter processos de fase de gelo ais intensos, e provavelente ais granizos. No caso da precipitação estratifore, os valores negativos das diferenças entre os coeficientes de correlação de NZCAS e ZCAS, para valores abaixo de 0.9, indica que os processos associados à presença da banda brilhante pode ser ais intensos nos períodos de NZCAS, pois hidroeteoros e degelo possue baixos valores de RHO. Acia de 7 k observa-se diferenças positivas, que pode estar associadas às intensas correntes ascendentes convectivas que advecta hidroeteoros para a região estratifore da nuve. Classificação de tipos de hidroeteoros Os dados coletados pelo radar S-POL fora utilizados para a classificação de hidroeteoros pela lógica fuzzy através de funções trapezodais bidiensionais de Zrnic et al. (001). Este étodo cobina as cinco variáveis polariétricas Z, ZDR, KDP, LDR e RHO e a teperatura, resultando e u único tipo de hidroeteoro. Este étodo divide as diensões dessas variáveis e funções peso que são axiizadas na região de validade do hidroeteoro, resultando e u destes tipos de hidroeteoros: chuva leve, chuva oderada, chuva forte, chuva co gotas grandes, chuva+granizo, granizo, granizo pequeno, neve seca, neve úida, gelo horizontal e gelo vertical. Optou-se por

18 utilizar u único perfil édio de teperatura ao invés de todas as radiossondagens lançadas e períodos próxios às varreduras do radar. O otivo de tal escolha foi evitar a introdução de ruídos nesta análise. Assi, o perfil de teperatura utilizado na classificação foi obtido através da édia dos perfis de teperatura das radiossondagens do sítio localizado na Fazendo Nossa Senhora (10.75S 6.37W), a cerca de 40 k do radar S-POL, realizadas durante o experiento WETAMC/LBA. A Figura 15a ostra as porcentagens de hidroeteoros por altura para os tipos de hidroeteoros classificados pelo étodo de Zrnic et al. (001), para todo o período de aostrage do radar S-POL. Observa-se que esta classificação apresentou alguns resultados duvidosos. Prieiraente, os tipos chuva oderada, chuva doinada por gotas grandes e cristais de gelo orientados na vertical não obtivera nenhua classificação dos conjunto de variáveis polariétricas. Isto deve ter ocorrido devido ao doínio destes hidroeteoros nas funções peso bidiensionais: os doínios destes hidroeteoros são sub-doínios de outros hidroeteoros e todas as variáveis polariétricas. Por exeplo, os doínios da chuva oderada e da chuva doinada por gotas grandes estão e parte nos doínios da chuva leve e chuva forte, e o doínio dos cristais de gelo orientados na vertical são exataente os esos dos cristais de gelo orientados na horizontal, exceto para a função peso de KDP. O tipo de hidroeteoro chuva+granizo teve apenas 0.01% de classificação, e regiões abaixo de 5 k, tabé devido ao seu sub-doínio se sobrepor aos doínios de chuva forte e granizo. E segundo lugar, este étodo classificou ua considerável porção de neve seca e gelo horizontal abaixo de 4 k de altura, onde a teperatura se encontra acia de 0 C. Ele tabé classificou hidroeteoros coo neve úida e granizo pequeno de 1 a 18 k de altura: nessa região a teperatura é enor que -45 C, logo é fisicaente ipossível haver água líquida, e granizos são partículas uito pesadas para alcançare alturas acia de 15 k. Na região e torno de 5 k de altura, observa-se que há picos de porcentagens nos tipos neve úida e granizo pequeno. Provavelente, estes dois tipos de hidroeteoros se confunde na classificação pois seus sub-espaços nas funções peso uitas vezes se sobrepõe. Poré, pode ser interpretado coo u indício da variação do capo de refletividade e, conseqüenteente, indicativo de banda brilhante. Abaixo de 5 k de altura, 60 a 80% das classificações fora de chuva leve, 1% de chuva forte e.5% de granizo. Acia desta altura, 60 a 80% das classificações fora de gelo horizontal. Considerando que, no geral, teos água na fase líquida abaixo de 0 C e água na fase sólida acia deste nível, estas classificações estão coerentes, salvos os erros apontados acia. As Figuras 15b a 15h ostra as porcentagens desta classificação de hidroeteoros por altura, divididos e períodos de ZCAS e NZCAS. Observa-se que os perfis verticais de porcentagens de todos os hidroeteoros destes períodos são seelhantes entre si. Poucas diferenças ocorre e relação às fases líquida e sólidas da água: há 5% a ais de chuva leve abaixo de 3 k

19 de altura e cerca de 3% a ais de gelo horizontal entre 6 e 17 k de altura no períodos de ZCAS. Nos períodos de NZCAS, há 5% a ais de neve úida de 6 a 1 k de altura, poré deve-se lebrar que a presença deste tipo de hidroeteoro neste intervalo de alturas é duvidoso, ocorrendo o eso co o granizo pequeno acia de 15 k e a neve seca abaixo de 5 k de altura. (a) (b) (c) (d) (e) (f) (g) (h) CL = chuva leve CF = chuva forte GR = granizo GP = granizo pequeno NS = neve seca NU = neve úida GH = gelo horizontal Figura 15. (a) Porcentagens de hidroeteoros por altura utilizando a classificação de hidroeteoros pela lógica fuzzy co as funções peso bidiensionais de Zrnic et al. (001). (b) a (h) Porcentagens de hidroeteoros indicados por altura, divididos e períodos de ZCAS e NZCAS, utilizando a as funções peso bidiensionais de Zrnic et al. (001). CONSIDERAÇÕES FINAIS E CONCLUSÕES Cobinando as classificações de tipos de precipitação aplicadas ao disdrôetro e ao RAV, verificou-se que estes dois étodos possuía falhas. Assi, u novo étodo de classificação baseado na édia das diferenças quadráticas de aostras consecutivas de refletividade Z, velocidade V e largura espectral SW deste radar foi desenvolvida, obtendo ótios resultados. Este étodo ostrou que os perfis verticais do RAV sugere diferentes intensidades dos processos de agregação e riing entre os períodos de ZCAS e NZCAS, sendo que os períodos de NZCAS ostrara ter espectros estratifores ais largos, que pode estar associados a intensos processos

20 de agregação na região acia do nível de 0 C. A análise do JWD utilizando a classificação do radar de apontaento vertical ostrou que os períodos de NZCAS tivera a aior precipitação acuulada (170 ), sendo que 86% desta foi de orige convectiva (15% a ais do que nos períodos de ZCAS), concordando co os resultados de Halverson et al. (00). As diferenças entre ZCAS e NZCAS dos perfis verticais das variáveis polariétricas do radar S-Pol concentrara-se na precipitação do tipo estratifore e região da banda brilhante: períodos de ZCAS tê tendência a tere processos icrofísicos ais intensos na região da banda brilhante e abaixo dela, enquanto que os períodos de NZCAS tê estes processos ais intensos na região de fase ista e gelo, associadas às intensas correntes ascendentes da região convectiva que advecta hidroeteoros para a região de precipitação estratifore. No caso da precipitação convectiva, os períodos de NZCAS tende a ter aior atividade na região de fase ista, co provável aior foração de granizo. A classificação de hidroeteoros pela lógica fuzzy esteve liitada pela baixa resolução dos volues do radar utilizada. A interpolação das variáveis do radar para ua grade de baixa resolução pode resultar e valores de ZDR, KDP e RHO pouco representativos, pois estes tê u espectro liitado de valores. Assi, através dos dados do JWD, do radar de apontaento vertical e do radar S-POL, instalados no estado de Rondônia para o experiento de capo WETAMC/LBA & TRMM/LBA, foi possível analisar a detalhada estrutura icrofísica, associada à u padrão ais convectivo dos regies de ventos de leste e a u padrão ais estratifore dos regies de ventos de oeste, relacionados co a oscilação intrasazonal (OIS) presente durante o período do experiento. A análise icrofísica dos regies convectivos associados à OIS ostrara ua grande diferença no tipo, taanho e processos icrofísicos de cresciento de hidroeteoros e cada período regido pela presença ou não da Zona de Convergência Atlântico Tropical (ZCAS). AGRADECIMENTOS Os autores agradece: à FAPESP pelo suporte financeiro desta pesquisa, e aos Drs. Carlos A. Morales, Ali Tokay e Alexander Ryzhkov pelas discussões e inforações concedidas. REFERENCIAS Biggerstaff e Houze Jr., 1993: J. Atos. Sci., 50, Steiner et al., 1995: J. Appl. Meteor., 34, Bringi e Chandrasekar, 001: Polarietric Doppler Straka et al, 000: J. Appl. Meteor., 39, Weather Radar - Principals and Applications, Cabridge University Press, New York, 636pp. Gandu e Silva Dias, 1998: J. Geophys. Res., 103, D6, Tokay e Short, 1996: J. Appl. Meteor., 35, Halverson et al. 00: Mon. Wea. Rev., 130, Waldvogel, 1974: J. Atos. Sci., 31, Houghton, 1973: J. Appl. Meteor., 7, Wang e Rui, 1990: Meteor. Atos. Phys., 44, Kousky e Kayano, 1994: J. Cliate, 7, Willias et al., 1995: J. Atos. Ocea. Technol., 1, Rickenbach et al. 00: J. Geophys. Res., 107, doi: Zrnic et al., 001: J. Atos. Ocea. Technol., 18, Silva Dias et al., 00: J. Geophys. Res., 107, doi:10.109