- MOVIMENTOS RELATIVOS EM LINHAS DE CONVECÇÃO SEVERA ACOMPANHADAS PELA REGIÃO ESTRATIFORME

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1 Revista Brasileira de Meteorologia, v.15, n.2,87-102, MOVIMENTOS RELATIVOS EM LINHAS DE CONVECÇÃO SEVERA ACOMPANHADAS PELA REGIÃO ESTRATIFORME SANJAR ABDOULAEV, VALDO DA SILVA MARQUES, FRANCISCA MARIA ALVES PINHEIRO Laboratório de Engenharia e Exploração de Petróleo - UENF furnas.gov.br OLGA LENSKAIA Faculdade de Física -Universidade Federal de Pelotas RESUMO Os movimentos relativos nas Linhas de Convecção Severa (LCS) acompanhadas por região de precipitações estratiformes, utilizando=se de dados de radar Doppler obtidos no Sul do Brasil, são analisados em três referencias fixos: 1) em relação à terra; 2) em relação da velocidade média da LCS (SRW); e 3) em relação à velocidade de translação passiva de seus elementos com vento médio (MWR). Em relação à terra, dois máximos do movimento horizontal na troposfera média foram localizados na retaguarda da região estratiforme, e outro imediatamente atrás de região convectiva. Em relação 5 velocidade média da LCS, o movimento predominante direcionado a partir da frente da LCS para retaguarda, sendo observadas somente duas zonas de fluxo oposto separadas por uma vasta zona de estagnação. No referencial móvel com a velocidade da translação passiva, observou-se um fluxo de retaguarda a frente, largoe contínuo. Esse fluxo é inclinado em 1/10-1/20 a superfície, desce a troposfera média na região estratiforme, unindo, próximo da superfície com refluxo do ar frio na região de precipitações convectivas. A aplicação do SRW e MWR para casos de segmentação e confluência das LCS demonstra que o MWR é único referencial que possibilita adequadamente determinar o vetor de propagação futura do sistema convectivo. Palavras-chave: linhas de convecção severa, translação'passiva, jato de retaguarda. s ABSTRACT: RELATIVE MOTIONS IN SQUALL LINES ACCOMPANIED BY STRATIFORM REGION Single Doppler radar data associated with South Brazilian squall lines having trailing or leading stratiform region were analyzed with respect to a) fixed coordinate system i.e. ground relative; b) Storm Relative Wind coordinates (SRW) moving with mean velocity of squall line leading edge and c) Mean Wind Relative coordinates (MWR) moving with passive translation velocity of squall line elements. Twoground relative maximums of midtropospheric flow are observed one just after convective region and second one just after enhanced stratiform precipitation. The domination of front-to-rear flow, and weak rear-to-front motions separated by vast stagnation zone are observed in SRW coordinates. On MWR coordinates, continuos rear-to-front flow inclined with /20 to ground surface, was observed. This flow descends from the top of the middle troposphere penetrates the convective part of line and joins to the cold pool outflow. In both cases of positive or negative squall line propagation, the application of MWR coordinates shown the separation of rear to front flow from the front to rear one aloft by the zero motion surface. The MWR was used to follow storm evolution during the squall line segmentation and their confluence. Key-words: squall lines, passive translation, rear inflow jet - i. INTRODUÇÃO desenvolvimento, podem formar uma linha, com As observações dos sistemas precipitantes nas refletividade Z alta de dbz, referida aqui como latitudes médias e subtropicais feitas com radar revelam Linha de Convecção Severa (LCS), acompanhada pela que as tempestades convectivas, após algumas horas de zona de precipitações quase uniformes, de moderada à

2 Movimentos relativos em linhas de convecção severa acompanhadas pela região estratiforme fraca intensidade (1-10 d) e referida aqui como região estratiforme da LCS1. Nas seções verticais do radar feitas perpendicularmente às tais LCS (vide Fig. Ia), a convecção, confinada numa faixa de km, é composta de pequenas e grandes "torres" associadas a células de Cb nos vários estágios de vida. A estrutura vertical da nuvem estratiforme caracteriza-se por um máximo de refletividade de pequena extensão vertical (-1 km), i.é. "banda brilhante", surgindo numa altura pouco abaixo de 0 C em conseqüência da fusão dos cristais e flocos de neve, cobrindo horizontalmente de dezenas a centenas de quilômetros. A precipitação com banda brilhante é denominada com freqüência como máximo secundário da refletividade, por ser separada da parte convectiva pela zona de transição, de cerca de km de extensão. A refletividade baixa dessa zona, geralmente, está associada à corrente descendente da célula de Cb no último estágio de vida, quando as gotas maiores já se precipitaram. Analisando as observações do radar Doppler de 18 LCS, Smull e Houze (1987) demostraram que, além do movimento convectivo na região estratiforme, destacam-se dois fluxos de sentidos opostos: o fluxo ascendente direcionado da frente da LCS para a retaguarda do sistema na região estratiforme, e o fluxo potencialmente mais frio direcionado de trás para frente, descendo da região estrátiforme para a convectiva, referido aqui como Fluxo de Retaguarda da Frente (FRF, vide esquema dos fluxos adaptado de Houze et. al., 1989, nafig. la). Smull(1995) observou que o FRF, fortalecendo uma Zona Cumulifome do Ar Frio (de inglês "low-leve1 cold pool") nas camadas baixas da troposfera, e indiretamente, controla o movimento e a forma das LCS. Na série temporal da pressão registrada durante a passagem (Fig. lb) dessa zona, forma-se uma mesoalta notável durante até algumas horas. (b) -Q 2 o' 6 1% W 1' horas 4 $ e 2, 7-3, 3 Fig. 1 a) Esquema dos movimentos principais numa LCS de latitudes médias e subtropicais: 1- corrente.ssnvectiva ascendente e divergência das correntes convectivas no topo da tempestade; 2- correntes descendentes associadas à precipitação da região convectiva que divergem próximo à superfície numa frente de rajada (F); 3 - ascensão de mesoescala direcionada da frente para a retaguarda na região estratiforme; 4- fluxo descendente de retaguarda para a frente. Adaptado de Houze, et al., Os valores de velocidade da componente de translação e da linha são típicos no Rio Grande do Sul. b) assinatura típica da pressão durante a passagem da LCS com a região estratiforme contém a mesobaixa dianteira L antes do início da precipitação, mesoalta H durante a precipitação, depressão de esteira W com cessão de chuva. Os números apresentam os valores médios da variação em Mb observados no Rio Grande do Sul, durante 10 anos, Lenskaia e Abdoulaev, e Q LCS acompanhadas por nuvem estratiforme atingem, no Brasil, até 15 OS (vide e.g. Silva Dias, 1989) cujos inúmeros exemplos são apresentados em Congressos de Meteorologia.

3 F- + Sanjar Abdoulaev, Olga Lenskaia, Valdo da Silva Marques e Francisca Maria Alves Pinheiro Ainda que a importância do FRF para a dinâmica da LCS seja óbvia (vide. e.g. Houze, 1993), os mecanismos de surgimento deste fluxo, incluindo a interação dos movimentos em várias escalas, assim como - as condições do ambiente que influem na sua evolução e localização, são discutidos intensivamente desde que Weisman (1992) mostrou numericamente que o FRF pode formar-se em consequência dos gradientes de flutuabilidade, surgindo na parte convectiva da LCS devido à mudança na direção da corrente ascendente inicialmente vertical que, com o fortalecimento da zona de ar frio, gradualmente inclina-se na direção da retaguarda da LCS. O surgimento do FRF ocorre no estágio inicial do desenvolvimento da região estratiforme; neste sentido, é um fenômeno independente da existência da região estratiforme. O cisalhamento vertical do vento e a instabilidade convectiva (CAPE) do ambiente influem na localização do FRF, segundo o seguinte mecanismo: quando é moderado, o máximo de influxo na retaguarda da LCS ocorre próximo à superfície; quando o seu valor é grande, um núcleo do FRF se mantém elevado sobre a superfície na maior parte da região convectiva e da estratiforme. Braun e Houze (1997), considerando a variação do FRF ao longo da LCS observada em 10 e , durante o experimento PRESTORM (The Oklahoma-Kansas Preliminary Regional Experiment for Storm-Central), do ponto de vista das mudanças na escala sinótica, concluíram que existem duas razões para a intensificação do FRF: uma é interna, e.g. a evaporação e sublimação das partículas; a outra é determinada pela componente transversal à linha do vento ambienta1 que aumenta com o aprofundamento do cavado de pressão de grande escala na parte traseira da LCS. Do ponto de vista da escala da LCS de km, em processos de formação do FRF, não pode ser desprezada a força de Coriolis. As simulações de Skamarock et al. (1994), feitas para o Hemisfério Norte, mostraram que a localização do máximo do FRF ao longo da LCS depende da posição mútua entre regiões estratiforme e convectiva. Nas simulações que não incluem a força de Coriolis, aparecem LCS simétricas onde o FRF se localiza no centro da LCS. Nos casos em que se consideram esta força, as LCS adquiriram uma, - forma assimétrica, e a maior intensificação do FRF foi observada na direção ao norte do centro, como consequência do desenvolvimento do vórtice de mesoescala na troposfera média, na retaguarda da região convectiva. Enquanto a zona de ar frio, que gera a convecção, se desloca para o sul. Estudando as circulações nos sistemas de precipitação, surge uma questão importante sobre o referencial adequado para a análise destas circulações. O modelo conceitual da LCS, na Fig. la, por exemplo, é baseado numa análise dos fluxos dentro da LCS em sistema de coordenadas que se move com a velocidade média da linha (Storm Relative Wind coordinate system - SRW), determinada através da posição da parte dianteira da convecção. As observações de vários casos de linhas demonstram (Rassmusen, e Rutledge, 1993; Abdoulaev e Lenskaia, 1997), entretanto, que esta velocidade varia no tempo de um estágio de vida da LCS ao outro, dependendo, também, de duração do intervalo da medida. Para contornar estes e outros problemas ocorrendo no uso do SRW, apresenta-se uma análise dos movimentos relativos das linhas de convecção severas a partir das imagens instantâneas de radar e da velocidade radial, usando-se um referencial que se move com velocidade de translação passiva dos elementos das LCS, cujo valor e sentido permanecem inalterados durante várias horas. Este referencial permite analisar simultaneamente várias tempestades, ainda que estas possam deslocar-se com velocidades diferentes, devido aos seus próprios sentidos de propagação. A maior atenção no presente trabalho é dada para a aplicabilidade dos diferentes referenciais em análise da forma e a intensidade dos fluxos relativos nas LCS extremamente fortes e rápidas e, particularmente, para as características e localização do FRF e seus máximos e mínimos. Este artigo é baseado na análise das imagens de posição plana (PPI) e em seções verticais, num determinado azimute (RHI), obtidas pelo primeiro autor durante observações dos sistemas convectivos, nos anos de , operando o radar meteorológico DWSR- 88S2 (radar pseudo-coherente à magnetron de onda de 10,7 cm, fabricação do EEC, em 1988) instalado no Centro de Pesquisas Meteorológicas da Universidade Federal de Pelotas, 3 1 "43'S, 52" 18'W. A região de estudo e os métodos básicos de análise dos dados de radar são descritos por Abdoulaev et al. (1998). Para determinar o movimento e estrutura das zonas de precipitação convectiva ou estratiforme, foram usadas as PPI de refletividade Z com raios de abrangências km e elevações de antena do radar variando de O a 3", e RHI de Z com raios de km e elevações de antena do radar variando de O a 20, onde os valores da Z são divididos em níveis correspondentes a Z<29,29,40 (35), 45, 50, 55 (60), e >55 (60) dbz. Para analisar os

4 Movimentos relativos em linhas de convecção severa acompanhadas pela região estratiforme movimentos horizontais relativos dentro das LCS, foram usadas as imagens RHI da velocidade radial V, com resolução de *3 ms' em formato de 120x120 pixels captando o plano vertical da extensão horizontal até 120 km e vertical até 15 krn (a análise de qualidade de imagens PPI e RHI, tais como mostradas na Fig. 4, vide Abdoulaev e Lenskaia, 1998). Como dados complementares, foram utilizados, também, os registros de vento, de temperatura, de pressão e de precipitação da Estação Agroclimatológica EMBRAPmFPel (Pelotas) e imagens dos satélites GOES-8 e TIROSN de várias fontes disponíveis. a) Velocidade de translação passiva e velocidade da LCS. O tipo de sistema de precipitação foi identificado de acordo com sua forma bidimensional e intensidade das regiões precipitantes no estágio de desenvolvimento máximo (vide Abdoulaev et. al., 1998). Os sistemas são considerados como Linhas de Convecção Severa, se suas tempestades com valores de Z superiores a 55 dbz formam uma banda maior do que 200 km, sendo que arelação entre os eixos da banda I %. Os elementos menores das LCS são células de Cbs identificadas na PPI durante min como núcleos do eco de radar quase-circular de diâmetro de 5 a 10 km (i. é células de radar). Foi estabelecido que as células se deslocam aproximadamente com velocidade do vento na troposfera média (camada de 700 a 500 hpa, vide Houze e Hobbs, 1982). Assim, toda LCS está submetida, durante sua evolução, a um movimento inercial com velocidade de seus elementos denominada Velocidade de Translação Passiva (VTP). A partir das imagens PPI da Z é possível determinar essa velocidade, calculando a velocidade média do movimento das células ou seguindo o deslocamento de alguns dos fragmentos do campo de refletividade especialmente escolhidos. A Fig. 2, adaptada de Abdoulaev et. al., 1998, mostra a aplicação deste método para um caso de confluência de LCS com algumas tempestades na sua vanguarda, no dia Ainda que as tempestades possuam velocidades diferentes, os fragmentos das estruturas F1 e F2 (Fig. 2a) conservam sua forma durante a confluência (Fig. 2b, d). A direção e o valor da VTP são facilmente estimados através da superposição adequada das imagens, preservando-se as Fl e F2 (Fig. 20, e é quase igual à velocidade média das células (1 8,3 ms de 3 15"). O valor médio da velocidade de translação passiva, estimado para o intervalo de 1-1,5 horas, geralmente não varia durante toda a evolução da LCS (-6 horas), refletindo a conservação do movimento de escala sinótica na atmosfera média. A linha de tempestades, além de se deslocar com a translação, possui uma propagação devido ao aparecimento das células convectivas na direção normal e paralela ao eixo da LCS. Na imagem composta (Fig. 20, feita no referencial móvel com a translação, é fácil identificar novas áreas surgindo na frente da LCS. A velocidade da LCS, usualmente determinada pela velocidade da região convectiva de fortes gradientes na direção normal ao eixo, depende fortemente dos intervalos temporal e espacial da medida (vide discussão em e.g. Rassmusen e Rutledge, 1993; Abdoulaev e Lenskaia, 1997,1998, e item 3.1 a). 'Durante 1 s de 250 pulsos de largura de 2x 10 % no modo de refletividade a 934 pulsos de largura de O,8x 10 s no modo de velocidade, e potência de pico nominal 500 KW, são irradiados por antena de polarização horizontal de 3,6 m de diâmetro, formando um feixe 2,1. A refletividade e fase Doppler dos sinais, que voltam de alvos meteorológicos ao receptor de sensibilidade de -138 dbm baseado no osciladores coerente (COHO) e estabilizado (STALO), são produzidos, na freqüência vídeo, em processador RVP-5 do SIGMET (amplificadores logarítmico e linear com detector de fase em regime "pair-pulse processing".

5 Sanjar Abdoulaev, Olga Lenskaia, Valdo da Silva Marques e Francisca Maria ~Ives Pinheiro Fig. 2 Etapas de determinação da Velocidade de Translação Passiva durante a confluência das tempestades: a) escolha dos fragmentos característicos do campo de refletividade F 1 e F2; b) - e) acompanhamento dos fragmentos F1 e F2 nos PPI da refletividade; f) superposição das imagens a), c) e d) para cálculo da VTP. A VTP é calculada dividindo a distância entre as posições do radar 1 e 3 (38 km) pelo intervalo de tempo (34 min). b) Velocidade radial e jato de mesoescala Com se sabe, a velocidade radial V, extraída da variação de fase do eco de radar é o valor médio ponderado pela potência das velocidades do movimento dos hidrometeoros ao longo do feixe do radar. Numa - dada altitude, os hidrometeoros são levados pelo vento advectado pela componente horizontal U na direção a, movendo-se verticalmente com velocidade W-V,, como resultado da queda livre V, e movimento ascendente C. (descendente) do ar W. Considerando que os valores da V, são positivos, quando o movimento ocorre na direção do radar, a V, pode ser expressa como resultante das projeções de U, V,, e W na direção do raio, caracterizado pelos ângulos de elevação 8 e azimute cp. A contribuição do movimento vertical para a V,, nos ângulos de elevação até 20" é menosprezada (Houze, 1993 p.124 ). Assim, as RHIs feitas perpendicularmente aos sistemas de mesoescala de precipitações bidimensionais podem ser usadas para o cálculo dos movimentos verticais a partir da integração da equação da continuidade (Abdoulaev e Lenskaia, 1998), supondo-se ausência da divergência da componente do vento ao longo do eixo da LCS. Por exemplo, Chapman e Browning

6 92 Movimentos relativos em linhas de convecção severa acompanhadas pela região estratiforme (1998) consideram as elevações de 10" suficientemente pequenas para o calculo do cizalhamento do vento a partir dos RHIs da velocidade, não levando em conta o movimento vertical. Da mesma forma, os RHIs da V, com O's maiores que 10 podem ser usados para as estimativas qualitativas da estrutura de zonas frontais. Realmente, a contribuição do movimento extremo, tal como de 20 ms ',no valor da V, obtida no topo da tempestade de alutura de 10 km, situada a 30 km do radar (ângulo O -1 89, é aproximadamente igual a 6 ms '. Deve ser notado que a mesma contribuição do fluxo horizontal, U=20 ms I, corresponde ao ângulo (a-<p)=72", ou seja, quando o RHI é feito quase perpendicularmente ao U próximo a V, = O. Geralmente, na região estratiforme, os movimentos verticais são da ordem 1 m/s e não superam 10 ms' (Houze, 1993), por isso nos RHIs feitos com elevação O até 15' (sen O < 0,25) sua contribuição não ultrapassa o valor de 3 ms ', menos que a metade da diferença entre os contornos da V, (6,25 ms 8). Para que a contribuição dos movimentos verticais pudesse ser desprezada, foram utilizados somente RHI e PPI da V, feitos com elevação O < 15". Considerou-se como possível a ocorrência do jato de mesoescala quando a mudança da velocidade radial ao longo da direção do raio do radar é superior a 6,25 msl e quando o tamanho horizontal da zona onde ocorreu esta aceleração, foi maior do que 10 km, ou seja, maior que a escala de uma célula convectiva. c) Apresentação dos movimentos relativos Usando os RHIs da V, feitos no plano perpendicular ao eixo da LCS, podem ser obtidos os movimentos do ar em relação ao deslocamento da parte convectiva. Subtraindo-se do campo da V, a velocidade deste deslocamento, construiu-se um sistema de coordenadas utilizado largamente (Houze, 1993; Browning, 1990 e etc.), denominada "Storm Relative Wind" (SRW). Para criar um outro referencial, em vez de velocidade da tempestade, usa-se a projeção da velocidade de translação no plano do RHI da V,, sendo que a translação não é necessariamente perpendicular à LCS. A denominação deste sistema de coordenadas como Mean Wind Relative (MWR) reflete o fato de que a VTP se aproxima da velocidade do vento na troposfera média. No MWR, os movimentos relativos nulos correspondem às tais áreas no RHI da V, onde a velocidade radial tem o mesmo módulo e sentido que a componente do vetor de translação passiva nesse azimute. 3. RESULTADOS Neste capítulo, mostra-se que existe uma diferença importante na descrição física da estrutura vertical dos movimentos que pode ser deduzida, utilizando-se do referencial MWR na interpretação dos RHIs perpendiculares à LCS. Os resultados de aplicação da MWR e da SRW para as 2 linhas de convecção severa bidimensionais, com propagação normal positiva e negativa, em situações mais complexas com segrnentação da LCS e mudança de orientação, e confluência das tempestades, são mostrados em seguida. 3.1 LCS Quase bidimensional a) Descrição Na Fig. 3, é apresentada a evolução de 3 LCS (A, B e C) durante o dia no setor quente do ciclone que se deslocava basicamente de oeste para leste com velocidades diferentes. A LCS A surgiu por volta das 16 horas locais e desiocou-se mais rápido (22-28 ms'), atingindo em seguida as Linhas B e C, muito mais lentas (14-17 e ms', respectivamente). No seu estágio maduro, a Linha A passou pela região de Pelotas entre 21 e 22 horas locais e foi acompanhada por rajadas de 22 ms'. Lembrando que as células dos Cbs (Fig. 2f) foram transladadas com velocidade de 18 ms ' de 315" a 135" fazendo um ângulo de 45" com a direção do eixo da LCS; neste instante, a região convectiva deveria ser transladada de 270" a 90" com 12,7 ms'. Entretanto, a LCS deslocava-se em média com velocidade de 24,4ms1 tendo a propagação normal naquela direção igual a 24,4-12,7=11,7 ms' (notamos que a linha deslocava com ms' no intervalo até 21 horas, e com ms ' a partir de confluência com a linha C e formação de segmento meridional, Fig. 3 g, h). As LCS cuja propagação na direção da VPT é maior de 3 ms ', formando na sua retaguarda uma vasta região das precipitações estratiformes pós-convectivas, são classificadas por Abdoulaev e Lenskaia, 1998, como "super-rápidas"', pois movem-se mais rapidamente do que são transladadas. Recentemente, classificação semelhante à de Abdoulaev e Lenskaia, 1998, foi apresentada por Parker e Johnson, 1999, onde 3 tipos de LCS são divididos para linhas com região estratiforme na retaguarda e vanguarda, e linhas com região estratiforme paralela.

7 Sanjar Abdoulaev, Olga Lenskaia, Valdo da Silva Marques e Francisca Maria Alves Pinheiro Fig. 3 Série de imagens PPI das LCS no dia : a) estágio inicial das LCS A, B, C, ao Sul do radar, observa-se um sistema convectivo em dissipação que existiu desde às 1 lh30; b) - d) confluência de A e B; e) -h) estágio maduro da LCS ABC. Fragmento c) mostra a superposição das imagens infravermelhas de satélite GOES-8 (1800) e do radar (1758). Círculos mostram o raio de 240 e 480 km do radar em relação a fronteira do Rio Grande do Sul. Fragmento (i) mostra as posições da região convectiva da LCS no estágio maduro, linhas tracejadas são os vetores de deslocamento da LCS, no intervalo 22h14-23h06. Hora local. Após uma hora da última confluência, a LCS A (Fig. 4b) apresenta-se como uma linha reta de Cb numa distância cerca de 15 km a oeste do radar, separada da região estratiforme por uma zona de transição de precipitações fracas. No PPI da velocidade radial ao leste do radar, é vista uma área com núcleos de velocidade alta direcionada para o radar. Este núcleo surge quando a velocidade ultrapassa o valor da velocidade radial máxima de 25 ms' que pode ser medida univocamente. Obviamente, este núcleo com altitude de 500 m é formado por velocidades superiores a 3 1 ms' associadas à corrente de densidade. Essa. corrente, formando uma cúpula, é movida pela diferença da densidade do ar frio e da densidade do ar ambienta1 relativamente quente e úmido. Ao norte - noroeste do radar na altitude de 2-3 km, podem ser vistos fortes gradientes da velocidade radial da ordem de 102 s1 causados pela convergência dos fluxos na LCS. Outra aceleração das correntes com velocidades superiores a 31 ms', no sentido de retaguarda a frente da LCS, observa-se na parte da região estratiforme mais distante do radar numa altitude de 4 km (Fig. 4a). b) Jato estratiforme e jato convectivo Considerando o campo das velocidades no plano perpendicular à LCS (Fig. 4a) no sistema de coordenadas não-móveis, observa-se que o fluxo direcionado da retaguarda à frente da LCS se intensifica da superfície até os níveis médios de 2 a 4 km, onde alcança valores de ms'. Em seguida, as velocidades diminuem até 6-12 ms no topo das nuvens. Esta distribuição do vento horizontal gera um par de vorticidade horizontal: positiva abaixo do nível do vento máximo e negativa acima do eixo deste jato. Foram observados (a distribuição da vorticidade em LCS em relação à propagação foi estudada por Abdoulaev e Lenskaia; 1997, 1998) dois locais de vorticidade intensa: um na parte de trás da região estratiforme e outro próximo à região convectiva. As

8 94 Movimentos relativos em linhas de convecção severa acompanhadas pela região estratiforme acelerações do vento correspondentes, causando os de trás da região estratiforme, pode ser vista na Fig. 4a. máximos do movimento horizontal nos níveis médios da Outro máximo de 25 ms-', associado ao jato convectivo, troposfera, são denominados de Jato Estratiforme e Jato encontra-se na zona de transição entre região convectiva Convectivo, respectivamente. A formação do jato e estratiforme. Na Fig. 4 a, observa-se que a altitude do estratiforme que alcança de 31 ms-i numa zona de jato estratiforme, variando de 4 a 8 km, é superior àquela maiores gradientes horizontais de refletividade na parte do jato convectivo observado a 4,5 km. Fig. 4 Manifestação do Jato Estratiforme (JE) e Jato Convectivo (JC) numa LCS "super-rápida" bidimensional, dia Imagens RHI (a) e PPI (b) de velocidade radial (V) e refletividade (Z). A LCS, nesse instante, deslocava-se com 24.5 ms-' de 270' a 90". c) Movimentos relativos A velocidade constante do sistema de coordenadas não influi na descrição dos movimentos em termos de vorticidade ou divergência, mas é importante na análise de fluxos relativos. Realmente, se considerarmos os movimentos no sistema de coordenadas que move-se com velocidade da LCS, ms-' (i.é em SRW), no instante que foi feita a imagem mostrada na Fig. 4, somente as áreas que possuam velocidades superiores a 25 ms-' indicaram o movimento na direção do radar, ou seja, o Fluxo de Retaguarda à Frente no SRW. Os jatos estratiforme e convectivo, neste referencial, aparecem no RHI como duas áreas distintas. O valor máximo do movimento relativo não é maior do que 11 e 6 ms-' nos jatos estratiforme e convectivo, respetivamente, sendo que a área do último praticamente desaparece. O fluxo oposto à FRF é direcionado de frente para a retaguarda, ocupando no SRW todas as áreas com velocidades inferiores a 25 ms-'. A zona onde os valores da velocidade radial são próximas de 25 ms-', forma uma extensa área de movimentos relativos quase nulos, denominada como zona de estagnação dos movimentos.

9 Sanjar Abdoulaev, Olga Lenskaia, Valdo da Silva Marques e Francisca Maria Alves Pinheiro A consideração do fluxo relativo em referencial MWR dá um resultado diferente. A zona de movimentos nulos em relação a componente da VPT =12,7 ms ' (Fig. 4a), corresponde aproximadamente ao contorno da - velocidade radial de 12,5 ms'. Como a camada destes movimentos tem espessura relativamente pequena, denomina-se linha de movimentos relativos nulos. Essa linha é inclinada da parte traseira da região estratiforme para frente, diminuindo sua altura em cerca de 33-4 km I80 km. Na altitude de 5 km (próximo da região convectiva) e de 9 km (parte traseira da região estratiforme), o movimento relativo nulo separa o fluxo de retaguarda a frente do fluxo oposto direcionado da frente para a retaguarda. O FRF atinge valores de 13 e 19 msl nos jatos convectivo e estratiforme, respectivamente. d) Análise de movirncntos nas LCS de propagação positiva e negativa A diferença física entre as coordenadas MWR e SRW revela-se quando os movimentos relativos tomam formas das linhas de corrente. Na Figura 5 e 6, são mostradas as linhas de corrente obtidas a partir do cálculo dos movimentos horizontal e vertical feitos para LCSl e LCS2 (vide Fig. 7 e Fig. 8 de Abdoulaev e Lenskaia, 1998). Na Fig. 5a, as linhas de corrente em SRW são construídas quando a velocidade média da LCSl de 25 ms8 é subtraída do campo do vento. Neste exemplo, quase todo o fluxo é direcionado de frente para trás, e somente em três regiões o fluxo é contrário: no topo da tempestade na "bigorna" ( x variando de - 10 a 20 km), e no refluxo (XN-20 km) escapando da região convectiva (abaixo de 1 km de altitude, este refluxo atinge a velocidade de 31 msx ) e, naturalmente, na retaguarda da região estratiforme, onde se tem o máximo do jato entre x=-85 e x=-128 km. Contrastando com a Fig. 5a, o fluxo de retaguarda a frente, na Fig. 5b, no MWR construído em relação à componente da VPT, é igual a 12,5 ms8, é um fluxo contínuo, intenso e largo, atingindo altitudes de 8,5 km (x=-110, -120 km) e penetra até a parte dianteira (x=o km) da LCS. Uma vantagem especial do MWR é que ele "detecta" o movimento circular transladado com o vento. Se no SRW, as linhas de corrente, na região estratiforme, são parecidas com o movimento ondulatório, no MWR, essas ondas se transformam em vórtices, significando a presença das circulações fechadas. Na região convectiva, no MWR, ocorreu uma "verticalização" da estrutura que separa as áreas de velocidades verticais opostas. distância (km) fal distância (krn) ~Z,S~S-I (b) Fig. 5 Movimentos relativos na LCS "super-rápida", do dia , apresentadas através das linhas de corrente a) no sistema SRW móvel com velocidade da LCS de 25 ms '; b) no sistema MWR móvel com velocidade de translação passiva de 12,5 ms '. O sentido do movimento é da esquerda para a direita. Contornos de refletividade são dados em dbz.

10 Movimentos relativos em linhas de convecção severa acompanhadas pela região estratiforme distância (km) (a) distância Fig. 6. Movimentos relativos na LCS superlenta, do dia , apresentados através das linhas de corrente (a) no referencial SRW móvel com velocidade média da LCS de 11,l msl; b) no referencial MWR móvel com velocidade de translação passiva de 15,5 msi. O sentido do movimento é da esquerda para a direita. Contornos de refletividade são dados em ~ BZ As vantagens da visualização dos movimentos relativos no MWR também se revelam nas LCS, cuja propagação é oposta a componente normal de translação ( i.é. as LCS classificadas por Abdoulaev e Lenskaia, 1998, como LCS de propagagão normal negativa ou "lentas", pois o deslocamento das LCS do que aquele, se fosse caso de pura translação). Nas LCS "superlentas", cuja propagação maior que 3 msl, mesmo como nas "super-rápidas7', desenvolve-se uma vasta região estratiforme que se desloca na frente da região convectiva. Na Fig. 6, são mostradas as linhas de corrente na LCS que se desenvolveu no litoral da Lagoa dos Patos, no dia Esta LCS moveu-se para sudeste, com velocidade de cerca de 11 ms8, enquanto a componente de translação passiva nessa direção a LCS foi de 153 rnls. Ainda que o valor de propagação normal média (11,lmsl-15,5 msl = -4,6 msa) foi duas vezes menor do que a propagação no caso anterior, o efeito da verticalização das correntes no MWR (Fig. 6b) também está presente. Ainda que a zona de estagnação, no SRW, não é observada, o fluxo direcionado da região estratiforme para a convectiva confina-se em altitudes de até 4 km. No MWR, dentro da região com refletividade Z > 30 dbz, este fluxo é inclinado na proporção de cerca de 3:20 e ocupa um espaço da superfície até 6 km. Na nuvem estratiforme, como no caso da LCS "super-rápida", a linha de movimentos relativos nulos é elevada, alcançando altitudes de 5-6 km e representada por uma corrente de vórtices. 3.2 LCS com mudança da direção do movimento (LCS3). A possibilidade de aplicação do MWR não se restringe as LCS bidimensionais tais como LCSl e LCS2. Na Fig. 7, são mostrados os PPIs da refletividade obtidas durante a noite, no dia , quando a LCS3 "super-rápida", inicialmente bidimensional deslocando-se de 225' para 45kom velocidade de ms ' (Fig. 7 a, b), passando por Pelotas às 21 horas locais com rajadas de 15 msl, perde sua forma bidimensional durante um intervalo do tempo relativamente curto, cerca de 1 hora, sofrendo divisão de uma LCS (Fig. 7 c, d) para segmentos lineares longos com diferentes orientações.

11 97 Sanjar Abdoulaev, Olga Lenskaia, Valdo da Silva Marques e Francisca Maria Alves Pinheiro Fig. 7 Segmentação da LCS super-rápida, no dia , observada em raio 120 km de Pelotas. Nota que fragmentos g), e f) são PPI em 240 km enquanto os outros, em 120 km. O fenômeno de segmentação causada pela propagação variável, ao longo da LCS "super-rápidas", é observado frequentemente. Nesses casos, interpretação física dos movimentos, no SRW, é difícil, pois houve mudanças significativas na velocidade e direção do movimento. Mesmo no início da observação (2 1 :2 1-21:36 horas locais), quando a linha ainda não se segmentou, o máximo local da velocidade radial na região convectiva encontra-se no plano perpendicular ao eixo da LCS, como esperado, enquanto outro máximo de 25 ms', nos níveis médios da troposfera da região estratiforme (Fig. 8a), é localizado em azimute 268,5", constituindo um ângulo de 45" com a orientação da LCS. O fluxo nesse máximo, constituindo somente 11,5" com a direção da translação de 280" (16 ms'), superando em 9 ms', pode ser considerado como jato estratiforme. Como no caso dalcs1, esse jato encontrase na divisão da região estratiforme em duas partes imediatamente atrás da zóna de refletividade maior. - Nota-se que, neste caso, a banda brilhante é composta de núcleos cuja Z máxima alcança 55 dbz que, em 5-10 dbz, é maior comparando com a Z na região estratiforme, nos casos anteriores. Obviamente, a região estratiforme, nesse caso, é formada por "células geradoras" (Houze, 1993). O d,sfa"nclá, km (a, Fig. 8 Manifestação do Jato Estratiforme (E) e Jato Convectivo (JC) numa LCS com segmentação: a) posição do E no estágio inicial da segmentação; b) posições JE, JC e Cabeça de Corrente (CC) de densidade (numa distância de cerca de 110 krn do radar) no estágio final da segrnentação. Linha tracejada corresponde à Linha de Movimentos Nulos no MWR. As setas maiores no topo da figura indicam o sentido de movimento em MWR. Código das velocidade e refletividade mesmo que na Fig. 4.

12 Movimentos relativos em linhas de convecção severa acompanhadas pela região estratiforme Por volta das 23 horas, a região convectiva (Fig. 7g) adquire de novo sua forma quase linear; entretanto, com uma orientação meridional, o que se distingue da orientação inicial de NW a SE. Em outras palavras, só depois de uma hora e meia, o eixo da LCS ficou orientado perpendicularmente à direção inicial do máximo de jato estratiforme. Os valores e gradientes de velocidade radial (Fig. 8b) na direção normal ao segmento principal da linha são moderados, em comparação com os da LCS 1, porém a estrutura vertical dos movimentos é semelhante. Do mesmo modo como na linhas bidimensionais, são observados os máximos de velocidade radial a cerca de 19 ms' na troposfera média na retaguarda da região estratiforme e na zona de transição que podem ser atribuídos aos jatos estratiforme e convectivo, respectivamente. A área do jato convectivo une-se com um forte refluxo da região convectiva atingindo 25 ms' sob a célula principal. Acima deste refluxo, observa-se um influxo para LCS associado a forte convergência na vanguarda da tempestade. Porquanto a velocidade da linha variou entre 18 e 21 ms' durante as observações, as grandes áreas com os mesmos valores da velocidade radial significam, no SRW, a estagnação do movimento, sem os indícios de jatos. Por outro lado, as velocidades radiais nestas áreas são maiores pelo menos em 5-10 ms ' do que a componente de VPT igual a 15,3 ms', refletindo, em MWR, a presença do fluxo de retaguarda à frente. Observa-se também a coerência entre a força relativa dos jatos analisados no MWR e os valores de propagação das LCSI e LCS3. A velocidade máxima relativa (>I8 ms ') no Jato Estratiforme e na parte dianteira de refluxo da LCS 1 é duas vezes maior do que a mesma da LCS3 (9-10 ms'), satisfazendo à mesma relação entre propagação média da LCS I (1 1,7 ms ') e propagação dalcs3 (6 ms '). 3.3 Intensidade do FRF e os fenômenos adversos A interpretação dos movimentos de mesoescala possibilita localizar os fenômenos adversos que acompanham a passagem da LCS. Na Figura 9 a,b, são mostrados o vento máximo, pressão e temperatura superficiais observados durante a passagem das LCS 1 e LCS3 sobre a estação meteorológica localizada 17 krn ao SW do radar. As rajadas máximas de 22 e 15 ms' coincidem com a passagem de mesobaixa da pressão dianteira quando ocorre um salto de pressão seguida pela mesoalta associada às precipitações fortes e a passagem do jato convectivo. A mesoalta de pressão é acompanhada pela depressão de esteira (de inglês wakelow) onde ocorre uma nova rajada do vento, porém de menor intensidade. Por outro lado, nossas e outras observações (e.g. Stumpf et. al, 1991) revelam que, algumas vezes, as rajadas do vento nesta depressão superam significativamente aquelas associadas à passagem da frente de rajada na vanguarda da LCS. I /O1/96 tempo, horas LST 12/01196 (2) tempo, horas LST P) Fig. 9 Gráficos de pressão (P), temperatura (T) e vento (V) durante passagem das LCS super-rápidas acompanhadas por região estratiforme: a) no dia ; b)

13 Sanjar Abdoulaev, Olga Lenskaia, Valdo da Si1 va Marques e Francisca Maria Alves Pinheiro 99 Johnson e Hamilton (1988) propuseram que a maior redução da pressão ocorre na parte de trás da região estratiforme quando a contribuição do esfriamento devido à sublimação e evaporação é menor do que o aquecimento adiabático no jato descendente (i.é. jato estratiforme), atribuindo o centro de depressão com as zonas de maior descendência (i.é. máximos do jato). Ao mesmo tempo, foi observado que a depressão de esteira pode conter dois centros de queda da pressão aguda acompanhando duas partes da região estratiforme com precipitações relativamente intensas. A ligação provável entre a intensidade das precipitações pós-convectivas e a profundidade da depressão na retaguarda da LCS, leva à conclusão sobre a possibilidade de surgimento da depressão múltipla quando a estrutura da nuvem estratiforme não é homogênea, e as precipitações relativamente intensas misturam-se com as áreas de precipita@es amenas e fracas. Porquanto, as maiores velocidades no jato estratiforme ocorrem imediatamente atrás da parte da nuvem de forte Z na banda brilhante e onde a região estratiforme se divide em duas partes separadas por zona de precipitação fraca ou nenhuma (Fig. 8a e Fig. 1 de Abdoulaev e Lenskaia; 1998). A depressão múltipla associada a estas partes pode ser acompanhada por dois máximos do jato. Porém a falta das observações na superfície, apropriadas para análise de escala mesobeta ( km) na região de estudo, não permite relacionar com precisão a posição do máximo de jato ou as posições dos segmentos da região estratiforme com a localização do(s) centro(s) da depressão de esteira. Além da segmentação das áreas de precipitação, não devem ser excluídas, também, outras causas da depressão múltipla. Por exemplo, Wicker e Skamarock (1996) observaram, numa simulação numérica, que no interior da depressão de esteira, associada ao sistema de mesoescala em ambiente com grande cisalhamento do vento, surgem zonas transientes de maiores gradientes de pressão numa escala menor que a depressão principal. A avaliação da localização de depressão e das rajadas associadas complica-se devido a uma grande diferença entre o modelo conceitual bidimensional e a natureza tridimensional das LCS. Foi observado (Abdoulaev e Lenskaia, 1998) que a maioria das linhas "super-rápidas" são assimétricas nos estágios finais de maturidade. Neste estágio, a zona de gradientes máximos na depressão pode ser afastada em relação ao centro da região estratiforme (Johnson, 1996). A passagem da depressão de esteira associada à LCS assimétrica (Fig. 3h), provavelmente provocou surgimento de uma linha de convergência atrás da região estratiforme Avaliaqão dos sistemas de coordenadas A análise comparativa dos fluxos relativos nas LCS "super-rápidas", feita em SRW, dá impressão da uniformidade das LCS: quase todo o fluxo é dirigido de frente para a retaguarda e tem uma vasta zona de estagnação dos movimentos. O aparecimento das zonas de estagnação não foi uma surpresa, pois segundo a afirmação de Houze, 1993 (p ), mais da metade das LCS estudadas contém zonas de estagnação que preferencialmente surgem 'em LCS tropicais. O FRF forte foi observado somente nas LCS de latitudes médias sobre a superfície da terra. Importante notar que a decisão sobre a existência do FRF depende da escolha da velocidade do sistema de coordenadas. Foi demonstrado que, nas LCS1 e LCS3 de propagação positiva e LCS2 de propagação negativa, a presença do FRF torna-se mais evidente, usando o referencial móvel com a velocidade de translação passiva (i.é. MWR). De fato, a estrutura dos movimentos nas LCS 1 e LCS3 satisfaz ao modelo explícito (Fig. 1) somente quando consideramos essas linhas no sistema de coordenadas MWR. Foi notado que a possibilidade de observar a inclinação do FRF visualizado em MWR tem importância na determinação da intensidade e do tempo de vida da LCS. De acordo com a hipótese de Rotunno et a1.(1988), as condições ótimas para a produção dos fortes movimentos ascendentes são criadas quando há um balanço entre a vorticidade horizontal negativa gerada pela refluxo do ar frio das células convectivas próximo à superfície e a vorticidade positiva do vento ambiental na troposfera baixa. Baseando-se nessa hipótese, Weisman (1992) concluiu que, se o FRF desce próximo à superfície, vai aumentar a vorticidade negativa, perturbando o balanço e diminuindo a intensidade de convecção. No caso do FRF elevado, aumenta a vorticidade positiva do vento ambiental, o que vai acarretar na força e longevidade da LCS. Em certos casos, a aplicação do SRW é absolutamente impossível. Isso ocorre quando as velocidades das tempestades observadas simultaneamente são diferentes, por exemplo, durante a confluência das tempestades de propagação negativa com a vanguarda da LCS principal de propagação positiva no dia (vide Fig. 2). Um sistema complexo de circulação, visto no RHI (Fig. 10), impede a distinção clara dos influxos e refluxos entre as tempestades. A velocidade da LCS C medida na última

14 Movimentos relativos em linhas de convecção severa acompanhadas pela região estratiforme hora é direcionada de oeste para leste e igual a ms e a da LCS A é de ms', por isso é impossível escolher apropriadamente uma única velocidade para aplicar o SRW. Ao mesmo tempo, subtraindo a componente da VPT (neste caso é igual a 18xcos(3 15'- 280")=14,7 msl), os fluxos associados em ambas as tempestades são claramente visualizados em MWR. Por exemplo, as velocidades relativas negativas (distantes de O a 55 km do radar) marcam um forte refluxo da tempestade C. Este refluxo, ocupando a camada desde a superfície até 4 km de altitude na região de fortes gradientes de refletividade, sustenta uma zona (localizada de 55 a 60 km) onde se observa a transformação das velocidades relativas positivas em quase nulas, o que significa a mudança do influxo em movimento vertical ascendente. O 60 ' 120 dk fin cía, krn Fig. 10 Aplicação do MWR no início da confluência das tempestades, no dia : Na RHI da refletividade (Z), são mostradas a tempestade da LCS C e da LCS A (veja Fig. 3). Abaixo a direita, estão representados os valores da velocidade no sistema de coordenadas fixo (GR) e no sistema de coordenadas móvel com VTP de 14,7 ms (MWR). Dados de radar Doppler obtidos operacionalmente no Rio Grande do Sul foram usados para análise dos.movimentos nas LCS acompanhadas por região de precipitações estratiformes. Essa análise mostrou que o uso do sistema de coordenadas associado ao movimento da parte dianteira da região convectiva (i.é. SRW) nem sempre reflete as importantes diferenças entre as LCS. Usando esse referencial nas Linhas de Convecção Severa "super-rápidas", o fluxo de retaguarda à frente (FRF) localiza-se em alguns locais, ou mesmo não existe, formando uma vasta zona de movimentos relativos nulos (i.é. zona de estagnação). Quando a propagação da LCS é aposta à translação, o FRF, no SRW, se confina na camada próxima à superficie. Por outro lado, se considerarmos os movimentos relativamente à translação passiva (i. é. referencial MWR), a zona de estagnação não é observada. Em vez disso, pode ser vista uma superfície de velocidades nulas que separa os fluxos opostos da LCS. O FRF, em MWR, inicia-se na parte de trás da RE e inclinado de 1:20-1:10 à superfície da terra, alcançando aparte dianteira da convecção, onde se junta com refluxo de ar frio formado da corrente de densidade que escapa da LCS. Foram observados dois elementos-do FRF: um jato da região estratiforme ('jato estratiforme), que aparece na retaguarda da região estratiforme, e outro jato convectivo que surge na proximidade da zona de transição entre a região convectiva e a estratiforme. O jato estratiforme foi intenso, largo e elevado, superando as velocidades do jato convectivo cujo máximo local se confina na zona de transição. Esta observação prevê uma certa independência da intensidade entre jatos, e o jato estratiforme não pode ser considerado como uma simples extensão do jato convectivo para a região estratiforme. O máximo do jato estratiforme localiza-se na divisão da região estratiforme em duas partes e nem sempre é perpendicular ao eixo da LCS. O máximo local do jato aparece imediatamente atrás da parte mais intensa da precipitação estratiforme em alturas correspondentes à camada de fusão da neve, em "células geradoras" ou um pouco acima dessa camada, mas a relação evidente entre a intensidade das precipitações estratiformes e a força do influxo ainda não foi possível de estabelecer. Como a velocidade do jato estratiforme é igual ou maior do que o valor máximo da velocidade observada na "cabeça" da frente de densidade, pode-se pressupor que a velocidade relativa no jato será maior quando a propagação for maior. O máximo da. velocidade radial no jato pode ser considerado como estimativa superior das rajadas observadas na superfície. Observa-se uma certa coincidência entre a passagem do máximo do jato estratiforme e o - aparecimento da depressão de esteira, nos registros de pressão, causado pelo aquecimento do

15 Sanjar Abdoulaev, Olga Lenskaia, Valdo da Silva Marques e Francisca Maria Alves Pinheiro perpendicular ao eixo da LCS. O máximo local do jato aparece imediatamente atrás da parte mais intensa da precipitação estratiforme em alturas correspondentes à camada de fusão da neve, em "células geradoras" ou um pouco acima dessa camada, mas a relação evidente entre a intensidade das precipitações estratiformes e a força do influxo ainda não foi possível de estabelecer. Como a velocidade do jato estratiforme é igual ou maior do que o valor máximo da velocidade observada na "cabeça" da frente de densidade, pode-se pressupor que a velocidade relativa no jato será maior quando a propagação for maior. O máximo da velocidade radial no jato pode ser considerado como estimativa superior das rajadas observadas na superfície. Observa-se uma certa coincidência entre a passagem do máximo do jato estratiforme e o aparecimento da depressão de esteira, nos registros de pressão, causado pelo aquecimento do ar subsidente. Em termos de aplicabilidade operacional, observa-se uma vantagem principal do MWR para a visualização dos fluxos sobre outras coordenadas. O MWR é baseado na subtração da velocidade de translação, que se conserva no tempo, e uma vez determinada, pode ser usada em qualquer instante posterior. Usando o MWR, podemos determinar os valores de fluxos e refluxos relativos, em seguida estimar quais zonas das LCS serão transladadas passivamente com a tendência de dissipação, e quais estão em desenvolvimento (e.g. o caso de segmentação da linha convectiva). Em contraste, o SRW, baseado na determinação da velocidade média da tempestade, além de variar no tempo, sendo fonte de erros adicionais, frequentemente é um valor procurado na previsão. No caso dos sistemas complexos (e.g. durante confluência das tempestades), o MWR pode ser aplicado para diversas tempestades simultaneamente encontradas no plano da RHI, conservando o sentido físico da direção dos influxos e refluxos em cada tempestade. 5. AGRADECIMENTOS Este trabalho foi desenvolvido com apoio decisivo do CNPq (Grant ). Os autores agradecem.z ao Dr. Bradly Smull (NSSL), que ajudou a complementar as fontes bibliográficas, ao pessoal da Estação Agrometeorológica EMBRAPAIUFPel e CPMET, pelo - fornecimento dos dados convencionais, e aos dois revisores anônimos pelas sugestões construtivas. \ ABDOULAEV, S., LENSKAIA, O. South squall lines: variations of propagation. In: CONFERENCE ON RADAR METEREOLOGY, 28, 1997, Austin. Proceedings... p ABDOULAEV, S., LENSKAIA O., Evolução das linhas de convecção severa. Parte 1. Classificação. Rev. Bras. Meteorol., v.13, n.2, p.15-36, ABDOULAEV, S., STAROSTIN, A., LENSKAIA, O., GOMES, R. G. Sistemas de mesoescala de recipitações no Rio Grande do Sul. Parte 1: Classificação dos Sistemas de mesoescala de precipitações. Rev. Bras. Meteorol., v. 13, n.2, p ,1998. BRAUN, S.A., HOUZE, R.A. The evolution of June 1985 PRE-STORM squall line: Initiation, development of rear inflow and dissipation. Mon. Wea. Rev., v.125, p , 1997 BROWNING, K.A. Organization and interna1 structure of synoptic and mesoscale precipitation systems in midlatitudes. in Radar in Meteorology: Battan Memorial and 40th anniversary Radar Meteorology Conference, AMS, Boston, D. Atlas Editor., p ,1990. CHAPMAN, D., BROWNING, K.A. Use of wind-shear display for Doppler radar data. Bull. Am. Meteorol. Soc., v. 79, n.12, p HOUZE, JR. A. Cloud dynamics. Academic Press, ~. (International Geoph. Series, 53). HOUZE, JR.A., HOBBS, P.V. Organization and structure of precipitation cloud system. In SALTZMAN, B. (Ed). Advances in geophysics. Academic. Press, V. 24, p HOUZE, JR.A., RUTLEDGE, S.A, BIGGERSTAFF, M.1, SMULL, B.F. Interpretation of Doppler weather radar displays of midlatitude mesoscale convective systems. Bull. Am. Meteorol. Soc., v. 70, p ,1989.