DESCARGAS À TERRA EM SISTEMAS DE MESOESCALA. PARTE 3. MONITORAMENTO DAS TEMPESTADES. Sanjar Abdoulaev * & Olga Lenskaia **

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1 DESCARGAS À TERRA EM SISTEMAS DE MESOESCALA. PARTE 3. MONITORAMENTO DAS TEMPESTADES Sanjar Abdoulaev * * Sistema de Meteorologia do Estado do Rio de Janeiro, UENF & Olga Lenskaia ** ** Faculdade de Física, UFPEL ABSTRACT Some severe storms have poor cloud-to-ground flashes density and can't be contoured adequately by timespace integration and clustering. To treat this problem it is developed of semi-automatic method of local storm tracking based on space-time scaling "knowledge" derived from operational experience with radar. An analysis of 155 tracked storm and 9 squall lines observed during 10 winter days of 1999 depict usefulness of the obtained data in nowcasting and mesoclimatology. The polarity space-time transformation as predictor of thunderstorm type and age is also discussed. 1. OBJETIVOS GERAIS Na parte 1 (Abdoulaev, Marques, Pinheiro, Martinez & Lenskaia. 2000a doravante P1) do trabalho foi demonstrado que o Campo Acumulado das Descargas (CAD) à terra com o período de renovação de dados de 1 e 1, ou de 2 em 2 horas visualiza as propriedades básicas do sistema de escala meso-á (>300 km, vida 7-9 horas): orientação, extensão e movimento com a mesma qualidade que as imagens de satélite. Entretanto a comparação da visualização das CAD e dados de radar demonstrou que nem todas as partes (Figura 6, P1) das estruturas de escala â maior (100 km, atividade 4-5 horas) e algumas aglomerações de escala â menor (30 km 1-1,5 hora) são visualizadas em CAD. O problema de ausência da "footprint" do sistema precipitante em CAD não é a atividade convectiva fraca ou tipo da precipitação ou tipo de polaridade dominante (compara as Fig.7 vs. Fig. 3 vs. Fig.6 em dias quando maior parte dos raios registradas foram positivos) mas é a complexa relação entre a dinâmica e a microfisíca do sistema de nuvens envolvida no fenômeno de descarga à terra (vide Abdoulaev et. al. 2000b doravante P2). Neste trabalho usando a experiência em "nowcasting" baseada nos dados convencionais e de radar tentamos elaborar os caminhos para um método sintético de aplicação de dados das descargas à terra em previsão de curtíssimo prazo dos fenômenos adversos. Particularmente nos tentamos a) acompanhar as trajetórias das tempestades locais b) estimar a velocidade de translação passiva c) detectar as linhas de convecção severa d) estimar o estágio de vida da tempestade em função da distribuição de polaridades das descargas. 2. MONITORAMENTO DAS TEMPESTADES a) bases de estudo Desde Thunderstorm Project liderados por Byers e Braham no final dos anos 40 sabe-se que o elemento principal da tempestade Cb vista no radar é uma célula de eco de precipitação, responsável por um máximo local de refletividade, geralmente deslocado com o vento na troposfera media denominado aqui como velocidade de translação passiva VTP. O eco das partículas de precipitações nas nuvens detectadas pelo radar aparece num lapso de minutos depois das primeiras descargas atmosféricas. Em media, a precipitação e a atividade elétrica numa célula duram 30 minutos e o volume onde ocorre geração da carga em célula do Cb pode ser apresentado por um cilindro com base de 4km de extensão, entre -5 e C (Mason, 1971). Estatísticas confiáveis (Konrad 1978, Mazin e Khargian, 1989) mostram que a célula de radar tem tempo de vida ~20 min e o diâmetro no Z= 40 (30) dbz em torno de 5(10) km. Em P2 foram relatadas varias observações da ligação entre a intensidade/polaridade e o tipo de tempestade. 1656

2 Sabe-se que as tempestades unicelulares com uma célula ordinária de vida curta, geralmente não são muito severas, enquanto as tempestades que evoluem como uma super- célula de vida longa > 1 hora são mais destrutivas. A tempestade mais freqüente é a multicelular quando num momento observam-se varias células ordinárias no estágio de vida diferente. Existem também tempestades "híbridas" que num momento apresentam-se como multicelular e em outro como supercélula. A tempestades locais geralmente duram de 1 à 1,5 hora. O aparecimento de novas células do lado de células que estão de dissipando geralmente leva a tempestade à se desviar da VTP. Na Fig.1 é mostrada a posição da tempestade em 3 instantes seguidos separados por cerca de 15 minutos. Devido à distribuição (Fig.1) predominante dos ventos de nível baixo B ( Mb) e médio ( mb) no hemisfério norte (sul) durante ocorrência da tempestade, as novas células na tempestade (roxo) geralmente aparecem de lado direito das maduras (vermelho escuro), desviam à direita (esquerda) da VTP. b) CAD e escala temporal e espacial A aplicação de dados de localização de descargas para fins meteorológicos exige a acumulação de dados durante o tempo adequado para visualizar o sistema de mesoescala. Nesta acumulação de dados de raios foi escolhido o intervalo de 15 min, que de um lado corresponde aproximadamente ao tempo de vida de uma célula de radar, e de outro lado satisfaz as condições de menor tempo de vida da tempestade estimada em 1 hora. O uso de menores tempos também é restrito pela diminuição da resolução espacial fora da região de alta eficiência (RAED, Parte 1). A resolução das imagens CAD usadas para determinar o deslocamentos é de 2,17'W 1.95'S correspondendo na latitude de Porto Alegre à precisão da localização da CG de 3.5 km neste local (como foi dito na Parte 1 a precisão de localização dos CG aumenta até 300 m nos estados sudeste, e consequentemente a resolução lá pode ser maior que a escolhida aqui, e é adequada para a região do RS e SC.), corresponde ao diâmetro de 2 à 5 km do núcleo da célula de radar contornada por Z~43 dbz ( Fig.1 p. 518 de Mazin e Khargian, 1989). O vetor de deslocamento das tempestades foi obtido comparandose as posições das tempestades nas duas ou mais imagens seguintes do Campo Acumulado das Descargas (CAD) geradas a cada 15 minutos. Para facilitar a escolha da tempestade a ser acompanhada os pixels iniciais foram multiplicados em cluster 5 5 ( km 2 ) e foram consideradas como tempestade áreas ininterruptas iguais ou superiores à 2 cluster (na maioria dos casos foram observados mais de 3-4 cluster na tempestade) existentes nos dois CAD seguidos. Numa imagem de vídeo (Fig. 2) foram combinados 2 5 CAD, com cores respectivas ao tempo de acumulação e o vetor de deslocamento foi automaticamente computado posicionando o cursor no centro da tempestade. 1657

3 c) simulação da previsão Todos os procedimentos de determinação da velocidade foram feitos em regime de simulação da previsão sem análise precedente da amostra total e dados de radar, e satélite. Baseando-se nas observações de radar das tempestades multicelulares e suas células, foi escolhido como intervalo básico de acompanhamento da tempestade o intervalo de 1 hora, dividido em 4 intervalos seguidos de 15 minutos. O acompanhamento foi prolongado (até 3 horas) quando as trajetórias das tempestades eram mais complexas para fazer a medida da velocidade. A continuação do intervalo de acompanhamento entretanto foi 73±33 minutos, ou seja é próximo para intervalo básico significando particularmente a duração maior das tempestades. Durante a simulação da previsão do deslocamento das tempestades, existiam intervalos de 1 a 3 horas (170±90 min) sem possibilidade de determinar com confiança as trajetórias dos núcleos compactos de atividade das descargas à terra. Na fig.2 são mostradas as medidas feitas para o caso 2 quando as tempestades foram localizadas na fronteira da região das Missões, RGS com a província argentina Missiones, cujo deslocamento médio foi de 323 com 68 km/h. É importante notar que em varias ocasiões, o campo das descargas começou a ficar "difuso": com varias descargas que apareceram "caoticamente". Os campos nestas instantes, freqüentemente, foram salvos, filtrando-se as descargas positivas e sem corrente, acumulando geralmente só as descargas negativas. Na figura 2 b podemos ver que as tempestades foram localizadas na região onde há atividade de descargas negativas. Em geral as trajetórias foram determinadas de 60 à 100% do tempo de observação, 85% em media. (Tab. 1). No total durante 10 dias foram localizadas 155 das tempestades que satisfizeram às exigências (as tempestades que confluíram em LCS consideradas abaixo). c) vida da tempestade O acompanhamento de 1 hora da tempestade em CAD seguidos de 15 minutos significa que o corresponde ao intervalo de medida de velocidade pode ser 45 minutos, entretanto os intervalos de medida as vezes 30 ou até 15 minutos devido a) as zonas das tempestades diferentes começam confluir não possibilitando resolução clara da tempestade pré-escolhido b) a tempestade estava difluindo ou c) diminuiu abruptamente sua área. O tempo médio da medida assim (Tab. 1) foram entre 35 e 45 minutos, com media ponderada de 40 minutos. Este tempo pode ser considerado como a estimativa inferior de tempo de atividade elétrica da tempestades na amostra. Este tempo é menor que o da vida media de 2 horas das tempestades locais de intensidade extrema observadas com radar durante o verão no Rio Grande do Sul (Abdoulaev et. al., 2000 doravante ASL2000). Ao mesmo tempo o tamanho mínimo de 35 km das áreas de atividade elétrica é pouco maior que o tamanho médio de 25 km observado nos dados de radar. Esses desacordos temporais e espaciais entre tempestades vistas no radar e em descargas à terra eram esperados. Observa-se (vide e.g. Houze, 1993 p ) que o primeiro eco da célula de radar com Z= 5-10 dbz (geralmente observado entre 0 0 C e C) não é acompanhada pelas descargas dentro de nuvem IC. IC aparecem após o crescimento do eco em até C., e se intensificam com continuação do crescimento da altura da tempestade. Os raios de nuvem à terra começam só 5-10 min depois do máximo das IC, quando o crescimento da 1658

4 altura máxima do eco terminou, e a altura do eco com Z= começa a diminuir. A maior ocorrência de descarga à terra em células maduras e se dissipando corresponde ao fato que nas tempestades severas o máximo da atividade elétrica é deslocada para a retaguarda da tempestade relativamente o máximo da Z (Kachurin, 1985). Lembrando que o tempo de existência total (Gagin et all, 1985) da célula convectiva é de minutos, e a maior porção de vida minutos a célula gasta para alcançar sua altura máxima de 8-9 km. Todos os dados onde segue-se que as CG aparecem depois de E assim as tempestades que foram acompanhadas durante 40 minutos em dados de raios à terra podem ter eco de radar convectivo cerca de minutos. Área de raios no CAD entretanto pode ser maior que a área da precipitação devido aos raios que ocorrem na bigorna das tempestades. d) velocidade media das tempestade (VMT) A direção e a velocidade do deslocamento dos núcleos de atividade elétrica num dia podem variar muito. Na Fig.3a são mostradas as velocidades medidas numa zona de instabilidade na região de São Paulo e Rio de Janeiro no dia 23/03/99. Ainda que em geral tempestades se movem do continente para o oceano, observam-se tempestades indo de NW para SE, e de SW para NE. Uma tempestade observada no oceano, próximo ao litoral, deslocou-se para o continente na direção oposta à todas. Comparando-se as colunas 6-7 da Tab.1 onde são apresentados valores médios aritméticos (MA) do azimute e velocidade podemos perceber a variação das velocidades durante dia. O desvio padrão da velocidade varia até 21 km/h, e do azimute até 52º. Nos dias com velocidades maiores (Fig. 3b, Tab. 1) a variação da direção diminui em relação aos dias quando velocidades foram inferiores, mas a variação da velocidade continua grande. Os valores da velocidade média vetorial (MV colunas 8-9) ou simplesmente a velocidade media das tempestades (VMT) é próxima dos valores da MA, e naturalmente, apresenta menores taxas. Em dois casos a diferença entre os valores MV e MA em direção e velocidade supera 10º e 10 km/h respetivamente, significando as maiores variações de propagação. Nas estimavas das velocidades media das tempestades é conveniente usar os valores MA e MV juntos. e) aplicação da velocidade da tempestade e VMT Alem de aplicação das trajetórias em estudos mesoclimáticos determinando as zonas de risco de tempestades analogamente ao trabalho Abdullaev et all., 1994, ASL2000 a importância da VMT para previsão esta em sua ligação com a velocidade de translação passiva (VTP): baseando-se nos dados de radar (ASL2000) foi demonstrado que entre VMT e VTP existe correlação maior que 0.8. e em diapasão das VTP até 50 km/h a VMT 0.5VTP km/h. A direção da VTP pode ser deduzida da VMT também. Devido à propagação em torno de 20 km/h, o vetor de velocidade de uma tempestade individual desvia da VTP em media de (Abdoulaev, et al., 2000). Cerca de 60% de todas as tempestades observadas desviam da VTP para a esquerda e 30% para a direita. A VMT desviou da direção da VTP 17 a esquerda. Este valor pode ser considerado seguro pois não observou-se nenhuma preferencia do aparecimento das tempestades moveis à esquerda ou à direita versus a direção da VTP, conservando a proporção de 63 à 65%, e de 28 à 30%, respetivamente. Mais do que isso a mesma proporção provavelmente é valida para toda a faixa das latitudes durante o verão sul, por exemplo Amirat et. al,1985 relatam que em 57% desvio das tempestades do vento no 500 HPa em província de Transvaal (África do Sul) é para esquerda e em 27% para direita. Importante notar que os valores da VTP superiores à 50 km/h em geral são raros em sistemas não lineares de verão, e no sistemas de precipitação de inverno estudados aqui as velocidades de translação são maiores. Além disso a maioria dos sistemas de mesoescala foram de estrutura interna linear (vide Parte 1), ou de precipitação estratiformes associados às frentes e ciclones cujas VTP também são maiores que os sistemas não lineares. Junto com a diferença natural entre os dados de radar e raios podemos esperar assim que as estimativas da VTP pelo valor da VMT podem ser diferentes daquela no verão. A comparação feita para 10 intervalos de observações independentes estimando a VMT em dados de raios e VTP das imagens PPI do radar demonstrou a esperança (em 7 casos a diferença da velocidade foi menor que 15 km/h e em 8 o desvio da direção foi menor que 15º) que em trabalho futuro nos consigamos obter a correlação significativa entre estimativas das VTP obtidas em campos de descargas e dados de radar. 1659

5 Alem da estimativa de translação das tempestades os valores da componente longitudinal e latitudinal (Fig.3b) da VMT podem ser usados para monitoramento diário da mudança do fluxo principal de escala grande. Por exemplo, poderia ser vista a lenta diminuição (Tab.1 colunas 10-11) da componente meridional durante a passagem do cavado e sistemas frontais (episódio de 26/07/99 à 29/07/99) com um novo aumento durante a passagem frontal no dia 30/07/ LINHAS DE CONVECÇÃO SEVERA a) monitoramento Alem das tempestades locais foram monitoradas as estruturas na forma de linha continua (linha da tempestade) que num instante tinha extensão superior a cerca de 5 cluster num sentido (100 km) e extensão no mínimo de 3 vezes menor em direção perpendicular. A velocidade de deslocamento foi calculada (Fig.4) posicionando-se o cursor no eixo da linha nos CAD subsequentes. Na fig. 4a a velocidade foi determinada para os vetores 1 e 2 ( de 270, 55km/h), enquanto o vetor 3 é a trajetória da tempestade local oceânica, e o vetor 4 usado para medição do deslocamento (308, 70 km/h) da atividade ao longo da LCS. Simulando a "nowcasting" nos observamos que o acompanhamento de LCS geralmente não apresenta dificuldades para o operador, e 2-3 medidas são suficientes para alcançar a confiança que a velocidade media pode ser determinada. No total foram feitas 57 medidas em 9 linhas de convecção (Tab.2) durante 56 horas de observação. O seja em media as LCS foram acompanhadas mais de 6 horas. b) rajadas Observando (exceto em dois casos) que as velocidades das LCS não variam muito, a velocidade da LCS medida no instante anterior (e.g. Fig. 4a) poderia ser usada para previsão de nova posição dentro de cerca 4 horas posteriores. Por exemplo (Fig.4b) a linha atinge a divisa do estados de São Paulo e Minas Gerais duas horas depois da instantes na Fig.4a). A variação da velocidade da LCS indica que a linha se move não só como componente da translação mas também tem a propagação normal variável. As LCS com valores de propagação maiores de 3 m/s são acompanhadas (propagação normal positiva) ou lideradas por região estratiforme (propagação normal negativa). A maioria das LCS de propagação normal positiva "super-rápidas" aumentam sua velocidade dos estágios iniciais para o estagio maduro (Abdoulaev e Lenskaia, 1997). Como podemos ver em dois casos (27/2807 e 29/07) estas variações alcançaram 20 km/h e provavelmente foram as LCS com região estratiforme. A velocidade da LCS também é importante na determinação das ventanias associadas com brusco salto de pressão durante passagem da LCS. Goff, 1976 mostrou que o valor da velocidade media C da LCS é menor que a componente do vento normal u n à LCS no ar frio atras da LCS,C=0.67u n. Nas outras observações (Shmeter, 1987, p.108) o coeficiente foi maior em torno de Observações de radar das LCS no Rio Grande do Sul (Abdoulaev e Lenskaia, 1998) demonstram que correlatando com coeficiente maior 0.8 a velocidade máxima de rajada Umax (em m/s) é proporcional à velocidade media C da LCS (Umax = 0.8C+2 m/s), que por sua vez é menor por alguns m/s que a velocidade máxima no "núcleo da cabeça" da frente de rajada determinada nas seções verticais da velocidade radial Doppler. Assim estabelecendo o coeficiente regional entre a velocidade da LCS derivada de 1660

6 1661 dados dos raios/radar e o valor máximo de rajada poderiam ser determinadas as posições das ventanias e o valor das rajadas. 4. POLARIDADE DE DESCARGAS À TERRA VS. EVOLUÇÃO DA TEMPESTADE Para a previsão, a posição futura da LCS importante saber na qual estagio de vida fazemos as medidas e até quando podemos extrapolar a posição da LCS. Nos observamos que em certos casos a mudança da polaridade de negativa para positiva significa o futuro desaparecimento da linha em dados de raio. Na figura 5 a-c são mostradas os CAD consecutivos da LCS durante 18:00-23:00 GMT no dia 23/03/99 (aquela que foi acompanhada na fig.4) podemos ver a rápida transformação das tempestades de polaridade negativa (Fig. 5 a) para linha da convecção (LC) para polaridade positiva (Fig.5b) dominante e desaparecimento total (Fig.5 c). A segunda negativas/positivas/desaparecimento é valida também para tempestade A. Aparentemente a conversão das polaridade levou à dissipação das tempestades (Fig.5). Entretanto a questão polaridade vs. severidade dos sistemas ainda é aberto, e provavelmente envolve não só estágios de vida, mas o tipo de tempestade também. MacGorman et al., 1993 b por exemplo observaram que a inversão contraria de polaridade positiva para negativa transforma as tempestade de granizo ou de baixas precipitações em tempestades de alta eficiência de precipitação. Entretanto também observamos que mesmo quando as positivas dominam algumas tempestades severas eles são ausentes nas outras no mesmo dia. Na Fig. 6 a é mostrado um exemplo de campo acumulado de raios e imagens PPI de radar durante o estágio de maior refletividade das linhas de convecção severa (LCS) no dia 31/08/99 (Fig.6b). A maior parte dos raios sem registro de corrente (marcadas por quadrados) concentra-se à noroeste de uma linha A e aparentemente são de amplitude mais baixa que os raios positivos (cruzes vermelhos) também presentes nesta região. Outra LCS B teve maiores refletividades (Z>60 dbze) entretanto tem menor quantidade de raios associada com convecção e maior quantidade com vasta região estratiforme ao SE da LCS. Como em P1 nota-se que células com Z>55 dbz produziram poucos raios. É importante notar que as linhas A e B aparentemente tem propagações normais opostas entre se / cisalhamento de vento dentro da LCS distintos (Abdoulaev e Lenskaia, 1996, 1997, 1998 a, b, 1999, Abdoulaev et al., 1999, Parker e Johnson, 1999, Abdoulaev et al., 2000 em publicação no RBMet) que podem levar aos diferentes mecanismos de separação de carga e polarizações das LCS e regiões estratiformes. IÉ importante observar que a distribuição espacial com prevalência das raios positivos à NW da LCS A está de acordo com os dados de MacCorman et al., 1993b observando que a dominância das +CG ocorre à W ou NW da região com CG. Em contraste, outras observações nossas (vide Fig.6, Parte 2) demonstraram em 8 de 9 casos da CG ao oeste da região dos raios positivos. Num futuro próximo, baseado nos dados de arquivo, apresentaremos mais resultados sobre polaridade preferencial vs. organização de sistemas de mesoescala.

7 5. CONCLUSÃO Este trabalho, continuando os trabalhos P1 e P2, é relacionado com o desenvolvimento das bases de previsão de curtíssimo prazo usando dados de descargas à terra entre outros (radar e satélite). Foram particularmente desenvolvidos e apresentados: um método semi-automático de monitoramento das tempestades locais e linhas de convecção severa a possibilidade de determinação da velocidade de translação passiva de dados dos raios a possibilidade de uso de dados em previsão e mesoclimatologia uma breve discussão sobre o uso de transformação das polaridades na determinação do estagio e tipo das sistemas de mesoescala 7.AGRADECIMENTOS O surgimento deste parte de trabalho foi incentivado e amplamente apoiada pelo Coordenador do SIMERJ, Dr. Valdo da Silva Marques e pela Dr. ª Francisca Maria Alves Pinheiro. Agradecemos à Sr. ª Elza Correia Sucharov, Sr. Honório Matheus dos Santos Filho, Sr. Eduardo Fernandes Afonso Martinez, Sr.ª Catherine Farias no SIMERJ/SBMet que apoiaram as varias etapas de trabalho e a elaboração final do texto. As discussões e trabalho em conjunto do primeiro autor com Dr. Anatoli Starostin (UFPel) influenciaram muito no desenvolvimento das idéias neste artigo. Agradeçemos ao Sr.ª Simone A. Garcia e Sr. Ortiz F. Araujo, Luiz A. R. Assunção (FURNAS) que incentivaram a apresentação da parte deste trabalho no I Workshop do Rede Integrada de Detecção das Descargas Atmosféricas (RIDAT). Agradecemos todos os funcionários e professores da UFPel que apoiaram o trabalho dos autores no Centro de Pesquisas Meteorológicas (CPMet) da UFPel durante o período de 09/ /2000. Os autores agradecem aos consultores do CNPq pelo apoio ao processo /95-5. S.A. agradece aos amigos Darci Casarin e Aleksandr Zhelnin, cujos exemplos de ser Homem de Fé ajudaram muito em momentos de fraqueza. Aos amigos e familiares cujo apoio incentivou a continuação deste trabalho. 8. REFERÊNCIAS ABDOULAEV, S., 1994: Zonas de Convergência Superficial do vento (ZCS) de escala meso-beta e aglomerações de Cb. Parte 2 : Evolução das aglomerações de Cb próximo das ZCS estacionárias., VIII Congresso Brasileiro De Meteorologia, II Congresso Latino-Americano E Ibérico De Meteorologia, Belo Horizonte, 18 A 25 de Outubro de 1994,V.2. P

8 ABDOULAEV S., 1998: Movimentos Em Sistemas Convectivos De Mesoescala Lineares Acompanhados Por Precipitações Estratiformes. Parte 2. Linhas De Convecção Severa, Prepr. X Congresso Brasileiro De Meteorologia, VII da Flismet, Brasília, DF, De 26 A 30 De Outubro, Meteorologia De Mesoescala, Publicação Em Cd,, 5 Paginas ABDOULAEV, S. AND O. LENSKAIA, 1996: Linear Mesoscale Convective System In Southern Brasil. 7th Conference On Mesoscale Processes, Reading, United Kingdom, 9-13 Setember, 1996, ABDOULAEV, S., O. LENSKAIA, 1997: South Brazilian Squall Lines: Variations Of Propagation. Prepr. of 28th Conference on Radar Meteorology, Austin, 7-12 September 1997, ABDOULAEV, S., LENSKAIA O.1998A: Evolução das Linhas de Convecção Severa. Parte 1. Classificação. Revista Brasileira Meteorologia, v.13, n2, p ABDULLAEV, S. M., AND O. LENSKAIA, 1998b: Evolutional Classification Of Mesoscale Squall Lines. Meteorology And Hidrology, 3: ABDOULAEV S., O. LENSKAIA, 1998 C: Uso de radar em localização das rajadas de vento na superfície. Anais X congresso Brasileiro de Meteorologia, VIII da FLISMET, Brasília, DF, de 26 a 30 de outubro, Meteorologia de Radar, publicação em CD, 5 paginas ABDOULAEV, S., O. LENSKAIA, AND A. ZHELNIN, 1999: Mean Wind Relative Motions And Typical Evolution Of Mesoscale Convective Systems Having Complex Organization. Prep. 8 th Conf. On Mesoscale Proc., Boulder, Colorado, P1.5 Pp ABDOULAEV, S., O. LENSKAIA, 1999: Structure Of Motions In Linear Mesoscale Convective Systems Accompanied By Stratiform Region. Prep. 8 th Conf. On Mesoscale Proc., Boulder, Colorado, P1.4, Pp ABDOULAEV S., STAROSTIN, A. E O. LENSKAIA, 2000: Tempestades em Sistemas não Lineares de Convecção. XI congresso Brasileiro de Meteorologia, 50115_1. ABDOULAEV, S., O. LENSKAIA, V. S. MARQUES, F. M. A. PINHEIRO Movimentos Relativos Em Linhas De Convecção Severa Acompanhadas Pela Região Estratiforme., Rev. Bras. 1999, Cadastrado 33/99 ABDOULAEV, S., V. DA SILVA MARQUES, F. M. A. PINHEIRO, E. A.MARTINEZ & O. LENSKAIA, 2000 Descargas à terra em sistemas de mesoescala. Parte 1. Campos acumulados das descargas vs. radar e satélite, 50115_5. ABDOULAEV, S., V. DA SILVA MARQUES, F. M. A. PINHEIRO, E. A.MARTINEZ & O. LENSKAIA, 2000 Descargas à terra em sistemas de mesoescala. Parte 2. Variação da Intensidade da Tempestade vs. polaridade de descargas _6. ADMIRAT P., GOYER G. G., WORRIW L., CARTE E.A., ROOS D., LOSOWSKI E.R. A 1985: Comparative study of hailstrorms in Switzerland, Canada and South Africa. J. of Climatology, 1985, v. 5, n.1 p KONRAD T.G.1978: Statistical models of summer rainshowers derived from fine-scale radar observation. J. Appl. Meteorol., 1978, v.17, p GOFF, R.C., 1976: Vertical structure of thunderstrom outflows. Mon.Wea.Ver, 104, n11, SHMETER, S. M., 1987: Thermodynamics and Physics of Convective Clouds. Gidrometizdat, Leningrado, URSS, pp. 286 KACHURIN, L.G., 1985: Methods of meteorological measurements. Gidrometeoizdat, Leningrado, URSS, p.p GAGIN A., ROSENFELD D., LOPEA R.E., 1985: The relationship between height and precipitation characteristics of summer time convective cells in South Florida. J. Atmos. Sci., v.42, n1, p MACGORMAN, D.R., D.W. BURGESS, C.D. MORGENSTERN,1993B: Positive cloud-to-ground lighntning in tornadic storms and hailstorms. Joint 17 th. Conference on Severe Local Storms and Conference on Atmospheric Electricity.AMS, October 4-8,1993 St.Luis, Missouri US, J34-J39 HOUZE, 1993: Cloud dynamics. Academic. Press., London, p.p MASON, B. J. 1971:The Physics of Clouds. Oxford University Press. Pp MAZIN, I. P AND A. KH. KHRGIAN, Oblaka e oblachnaia atmosfera. (Handbook of Clouds and Cloudy Atmosphere.) Hydrometizdat, Leningrado. 646 p.p. PARKER M.D. AND R. H. JOHNSON, 1999: On the Organization of Midlatitude Mesoscale Systems., 8 th Conf.on Mesoscale Process., Boulder, Colorado 28June-1 July,1999. P