۳-۲-۲ توفان‌های تندری جبهه ای
این توفان‌ها دسته مهم دیگری از توفان‌های تندری هستند و در هوای گرمی که بر روی شیب جبهه سرد صعود می‌کند تشکیل می‌شوند. اگر هوا در ابتدا ناپایدار باشد، ممکن است باعث شود که هوا تا ارتفاع زیادی بالا رود. توفان‌های جبهه ای ممکن است در هر زمان و هر فصلی اتفاق افتند، اما در بعد از ظهرهای تابستان که گرم شدن شدید هوا سبب ناپایداری هوای گرم در جلو جبهه سرد می‌شود، معمول تر هستند (علیزاده و همکاران، ۱۳۸۲).
تندرهای جبهه ای شدیدتر از تندرهای توده‌هوا هستند، زیرا در محل جبهه‌ها، سطح زمین به علت آسمان صاف جلو جبهه سرد خیلی گرم می‌شود و در اتمسفر نزدیک به سطح زمین مکانیسم صعود در مقیاس سینوپتیک^[۱۴] وجود دارد. از طرف دیگر چون با افزایش ارتفاع، سرعت باد نیز افزایش می یابد، ابرهای کومولوس ایجاد شده به جلو رانده می‌شوند و بارش نیز در قسمت پیشین سلول همرفتی و نه در داخل آن، رخ می‌دهد؛ بنابراین بارش از حرکت صعودی هوا نمی‌کاهد و در نتیجه، هم بر حرکت صعودی افزوده می‌شود (که گاه به ۱۰۰ کیلومتر در ساعت می رسد) و هم عمر تندر طولانی می‌شود.

(( اینجا فقط تکه ای از متن درج شده است. برای خرید متن کامل فایل پایان نامه با فرمت ورد می توانید به سایت feko.ir مراجعه نمایید و کلمه کلیدی مورد نظرتان را جستجو نمایید. ))

در هر دو نوع تندریاد شده باید توده‌هوای گرم و مرطوب با رطوبت نسبی بیش از ۷۵ درصد و ناپایداری کافی وجود داشته باشد. ارتفاع سطح تراکم نیز باید آن‌قدر پایین باشد که ضخامت لایه ابر به بیش از ۳۰۰۰ متر برسد. پایین بودن سطح تراکم به این جهت است که از طریق فرایند تراکم، مقدار زیادی انرژی آزاد می‌شود و سلول را تقویت می‌کند (کاویانی و علیجانی،۱۳۸۵).
در این پژوهش ملاک کار ما بر اساس تشکیل توفان‌های تندری نوع اول یعنی توفان‌های تندری توده‌هوا در ماه‌های گرم سال است که با بهره گرفتن از شاخص‌های ناپایداری به بررسی شرایط جوی منطقه آذربایجان طی دوره آماری (۱۹۹۰-۲۰۱۴) به بحث بارش‌های همرفتی پرداخته شده تا معلوم شود که چه میزان از این بارش‌های تندری سبب به وجود آمدن مخاطرات طبیعی این ناحیه را دربرمی گردد.
داده‌های موردنیاز برای این پژوهش
۳-۳ داده‌های جو بالا
این کمیت ها که به نام داده‌های جو بالا نام برده می‌شوند، شامل فشار، دما، رطوبت و سمت و سرعت باد می‌باشند و در ایستگاه‌های جو بالا اندازه گیری می‌شوند. این ایستگاه ها نوعی از ایستگاه‌های هواشناسی هستند که در آن‌ها، تعدادی از پارامترهای جوی مانند فشار، دما، رطوبت هوا و سمت و سرعت باد در لایه‌های مختلف بالای جو، به وسیله ارسال دستگاهی به نام رادیوسوند به درون اعماق جو اندازه گیری و به مراکز زمینی مخابره می‌شود که به این عمل عمق پیمایی یا سوندینگ^[۱۵] گفته می‌شود. در زیر تصویری از آئروگرام^[۱۶] وایسالا پلات شده جو بالا قرار داده شده است.
تصویر شماره (۳-۲) مربوط به آئروگرام وایسالا (VAISALA AEROGRAM)
رادیوسوندها از دستگاه‌های هواشناسی هستند که برای اندازه گیری دما، رطوبت، فشار، سمت و سرعت باد در جو بالا بکار می‌روند. دستگاه رادیوسوند از دو قسمت اصلی «سنجنده» و «فرستنده» تشکیل شده است. فرستنده‌ها پارامترهای اندازه گیری شده توسط سنجنده ها را به گیرنده‌ای که در سطح زمین قرار دارد، منتقل می کنند. رادیوسوندها گاهی به وسیله هواپیما و گاهی به وسیله راکت به جو فرستاده می‌شوند؛ اما معمولاً آن‌ها را به زیر بالون‌های هواشناسی که با گاز هیدروژن پر شده‌اند و تا ارتفاع ۲۰ تا ۳۰ کیلومتری صعود می نمایند، نصب و در جو رها می کنند. زمانی که رادیوسوند به ارتفاع تقریبی ۳۰ کیلومتری بالای سطح دریا می رسد، بالون می ترکد و رادیوسوند همراه با نخ و بالون ترکیده شده به طرف زمین پایین می‌افتد. از لحظه رها شدن تا ۲ ساعت پس از زمان پرتاب و در طول اوج گیری، رادیوسوند به‌طور ثابت، جریان پیوسته اطلاعات شامل دمای اتمسفر، رطوبت، فشار، سمت و سرعت باد در سطوح مختلف جو را از طریق شبکه ارتباط زمینی و ماهواره ای به تجهیزات خودکار گیرنده در سطح زمین می فرستد.
داده‌های حاصل از دیدبانی‌های جوی این ایستگاه ها همراه با داده‌های سایر ایستگاه‌های هواشناسی جمع آوری، تصحیح و بایگانی گردیدند تا به‌منظور مطالعات اقلیمی و پژوهش‌های مختلف هواشناسی بکار برده شوند. این داده‌ها مواد اولیه کار هواشناسان را بر روی ساختار قائم جو تشکیل می‌دهند. از مهم‌ترین کاربردهای این داده‌ها، پلات کردن آن‌ها بر روی نمودارهای ترمودینامیکی و استخراج اطلاعاتی است که برای تعیین پایداری و ناپایداری در اتمسفر و پیش‌بینی پدیده‌های همرفتی بکار می‌روند.
داده‌های حاصل از عمل سوندینگ با فرمت خاصی کد می‌شوند؛ بنابراین خروجی ایستگاه‌های جو بالا، گزارش کد شده ای است که به نام تمپ^[۱۷] معروف است. تمپ جو بالا بر اساس استانداردهای جهانی باید هر ۶ ساعت یک‌بار (۴ بار در شبانه روز) انجام شده و اطلاعات آن ثبت شده و در اختیار کاربران قرار گیرد. در ایران متأسفانه از این ۴ بار، فقط دو تمپ ساعات ۰۰ و ۱۲ به وقت UTC برای انجام در تعداد معدودی از ایستگاه‌ها مصوب شده که از این دو نیز، تمپ ساعت ۱۲ به ندرت انجام می‌گردد. یکی دیگر از اشکالات تأخیر زمانی در اختیار قرار دادن داده‌های جو بالا بر روی پایگاه‌های اطلاعاتی است، بطوریکه ملاحظه می گردد ۴۸ ساعت تأخیر زمانی وجود دارد؛ بنابراین به علت نقص آماری نمی‌توان همه اطلاعات لایه‌های مختلف جو را از آن بازیابی و دیاگرام اسکیوتی را رسم و شاخص‌های ناپایداری را استخراج کرد. برای رفع این مشکل، شاخص‌های ناپایداری و دیگر پارامترهای جو بالای مورد استفاده در این مطالعه، از پایگاه دپارتمان علوم جوی دانشگاه وایومینگ آمریکا گرفته شده‌اند. متأسفانه از آنجا که داده‌های جو بالای کشور ما به علت انجام نشدن تمپ جو بالا، ناقص می‌باشند، این سایت نیز در بایگانی خود اطلاعات مربوط به ایستگاه‌های جو بالای ایران را به‌طور کامل ندارد؛ و در آرشیو این پایگاه بیشتر سوندینگ ها مربوط به ساعت UTC^[18] ۰۰ بوده است.
۳-۳-۱ نحوی دست یابی به داده‌های جو بالا
سوندینگ های بکار رفته در این مطالعه با بهره گرفتن از دیاگرام ترمودینامیکی اسکیوتی ترسیم و شاخص‌ها و پارامترهای موردنیاز از آنها استخراج گردید. این نمودارها چنان طراحی شده‌اند که نیمرخ قائم دما و نقطه شبنم را برحسب ارتفاع در یک ایستگاه را نشان می‌دهند (مرادی،۱۳۸۵).
دیاگرام اسکیوتی در محاسبه کمیت‌های مختلفی که رادیوسوند نمی‌تواند آن‌ها را اندازه گیری کند بکار می رود. روی این دیاگرام، دو نمودار دما و نقطه شبنم رسم می‌شود که سوندینگ نامیده شده و تصویر عمودی از شرایط اتمسفری در زمان دیدبانی ارائه کرده و اجازه محاسبات چندین کمیت مختلف ترمودینامیکی و شاخص ناپایداری موردنیاز پیش بینی ها را می‌دهد که در تشخیص و پیش‌بینی توفان تندری مفید می‌باشند. در این بخش قبل از معرفی این شاخص‌ها، ابتدا به معرفی نمودار SKEW-T پرداخته و در ادامه مبانی فیزیکی و نحوه محاسبه و دستیابی به هرکدام از شاخص‌ها و مهم‌ترین پارامترها، با بهره گرفتن از دیاگرام اسکیوتی تشریح خواهد شد. ابتدا فراوانی رخداد کدهای نام برده در ایستگاه سینوپتیک منطقه پژوهشی تعیین گردید.
۳-۴ معرفی نمودار SKEW-T Log P
در نمودار SKWE-T خطوط قهوه ای پر رنگ افقی نمایانگر خطوط فشار ثابت هستند که از ۱۰۵۰ هکتوپاسکال تا ۱۰۰ (hp)هکتوپاسکال ترسیم شده‌اند، فاصله بین این خطوط ۱۰ هکتوپاسکال می‌باشند.
خطوط دمای ثابت (هم دما): این خطوط نیز به رنگ قهوه ای می‌باشند که با خطوط هم فشار زاویه حدود ۴۵ درجه به سمت راست می سازند. فاصله هم‌دما ۱۰ درجه سلسیوس بوده و از ۴۰ – تا ۴۰ + در پایین نمودار درجه بندی شده‌اند.
خطوط دمای پتانسیل ثابت (آدیاباتیک^[۱۹] خشک): این خطوط نیز قهوه ای رنگ بوده که با خطوط فشار ثابت زاویه ای برابر ۴۵ درجه به سمت چپ می سازند، بنابراین زاویه بین دو خط دمای ثابت و آدیاباتیک خشک تقریباً ۹۰ درجه است. افت آهنگ بی دررو خشک، نرخ سرمایش (۱۰ درجه سلسیوس در هر کیلومتر) یک بسته‌هوا در حال صعود در حالت غیر اشباع را نشان می دهد. در نمودار SKEW-T، بی درروهای خشک کمی منحنی، خطوط یکپارچه شیب‌دار از سمت راست پایین به سمت چپ بالا می باشند. بی دررو خشک به ازای هر ۱۰ درجه سلسیوس در یک نقطه با هم دماها و هم فشار ۱۰۰۰ هکتوپاسکال، مشترک می شوند.
خطوط نسبت اختلاط (نسبت آمیزه): خطوطی سبز رنگ خط چین هستند که به صورت مستقیم با خطوط فشار ثابت زاویه ای برابر ۴۵ درجه به سمت راست می سازند، مقادیر نوشته شده روی آن‌ها بر حسب گرم بر کیلوگرم هوای خشک را نشان می‌دهند.
منحنی های بی دررو اشباع سبز پر رنگ ممتد: این خطوط در قسمت پایین نمودار به صورت قائم و در بالای نمودار به صورت منحنی هستند این خطوط را خطوط آدیاباتیک اشباع یا بی دررو اشباع می گویند که برحسب سانتی‌گراد هستند.
خط قهوه ای تک در نمودار، منحنی افت محیطی دما را نشان می‌دهد که در نقطه شکست آن در ارتفاع ۱۱ کیلومتری لایه تروپوسفر تمام می‌شود و لایه استراتوسفر شروع می‌شود.
۳-۴-۱ سطح تراکم هوای بالا رونده LCL^[20]
سطحی است که بسته‌هوای مرطوب غیر اشباع با دمای T و فشار P به صورت آدیاباتیک خشک باید به آن سطح صعود کند تا اشباع شود. اهمیت کاربردی سطح تراکم صعود در دو مورد است. یکی در تعیین پایه ابر که مشخص می‌کند هوا چقدر به صعود نیاز دارد تا ابر تولید شود؛ و دیگری در شرایط ناپایداری است که ارتفاع پایین تر آن، زمان بیشتر و موقعیت بهتری را برای تشکیل و رشد ابر و ناپایداری در اختیار بسته‌ هوا قرار می‌دهد و احتمال وقوع توفان را بیشتر می‌کند.
برای به دست آوردن LCL از روی نمودار SKEW-T، ابتدا از دمای نقطه شبنم در سطح زمین، خطی موازی با خطوط نسبت آمیزه اشباع به سمت بالا رسم می نماییم. سپس از نقطه دمای خشک در سطح فشاری مورد نظر، خطی موازی با خطوط بی‌درروی خشک به سمت بالا رسم می نماییم. سطحی که این دو خط همدیگر را قطع می کنند، سطح تراکم هوای صعود LCL کننده است
طریقه محاسبه این سطح از روی SKEW-T به صورت زیر است:
از نقطه Td به موازات خطوط نسبت اختلاط و از نقطه T به موازات خطوط آدیاباتیک خشک بالا رفته، محل برخورد این دو خط سطح فشاری LCL است.
۳-۴-۲ سطح تراکم همرفتی (سطح تراکم جابجایی عمودی CCL^[21])
سطحی است که در آن بسته‌هوای اشباع شده متراکم می‌شود و بخار آب موجود در بسته‌هوا به‌صورت قطرات آب ظاهر می گردد، به بیان دیگر این سطح محل تشکیل ابرهای جوششی است و طریقه محاسبه CCL به صورت زیر است.
از نقطه Td به موازات خطوط نسبت اختلاط بالا رفته تا منحنی دمای محیط را قطع کند سطح فشاری مورد نظر سطح CCL است.
سطح CCL نسبت به LCL ارتفاع بالاتری دارد زیرا قبل از اینکه یک بسته تنها به علت شناوری مثبت صعود کند، سطح باید تا یک دمای کافی گرم شود. گرم شدن سطح باعث کاهش رطوبت نسبی شده و نیاز به صعود بیشتر بسته قبل از وقوع تراکم دارد.
شکل ( ۳-۳) روش تعیین و بر روی نمودار اسکیوتی (هوشنگ قائمی-هواشناسی عمومی, )
۳-۴-۳ سطح همرفت آزاد LFC^[22]
این سطح، سطحی است که اگر هوا تحت هر شرایطی (آزاد یا واداشته) به آن برسد، از آن پس آزادانه صعود خواهد کرد، زیرا انرژی لازم برای صعود را به صورت پتانسیل در خود دارا است. طوری که هرچه بالاتر می رود، پتانسیل انرژی آن افزایش می یابد. این صعود تا وقتی که انرژی نهفته ناشی از تراکم بخارآب و رها شدن گرمای نهان تبخیر، به دلیل افت رطوبت جو کاهش یابد، ادامه خواهد داشت. برای پیدا کردن آن از روی نمودار SKEW-T به صورت زیر عمل خواهیم پرداخت.
از تراز فشاری LCL موازی خطوط آدیاباتیک اشباع بالا رفته تا جای که منحنی دمای محیط را قطع کند چنین سطح فشاری را LFC گویند.(شکل ۳-۴)
۳-۴-۴سطح تعادل EL
بسته‌هوا بالاتر از سطح همرفت آزاد LFC در اثر انرژی جنبشی حرکت عمودی، هنوز تمایل به صعود دارد. سطحی که در آن دمای بسته‌هوا و محیط مساوی شده و بسته دیگر شناوری ندارد، سطح تعادل نامیده می‌شود. این سطح معمولاً نزدیک سطح تروپوپاز واقع می‌شود بالای آن، بسته‌هوا سردتر (چگال تر) از هوای اطراف است و آزادانه صعود نمی‌کند. برای به دست آوردن آن از CCL به موازات خط بی‌درروی اشباع حرکت کرده تا منحنی دمای محیط را قطع کند نقطه به دست آمده EL نام دارد، این شاخص بیانگر جای است که قله ابر قرار دارد.(شکل۳-۴)
۳-۴-۵ تعیین ناحیه مثبت و منفی
روی یک نمودار ترمودینامیکی مانند اسکیوتی، می‌توان ناحیه معینی را متناسب با مقدار خاصی از انرژی بسته‌هوایی که به‌طور عمودی و بی دررو حرکت می‌کند، در نظر گرفت. وقتی که یک بسته‌هوا می‌تواند به‌طور آزادانه صعود کند، به علت اینکه این بسته در لایه ای است که در آنجا بی‌درروی که دنبال می‌کند از محیط اطراف گرم‌تر است. هرگاه از سطح LFC به موازات خطوط آدیاباتیک اشباع بالا رفته اگر منحنی دمای محیط را قطع کند، مساحت بسته بین سطح LFC و قسمت بالا را ناحیه مثبت و مساحت بین LFC و ناحیه پایین را ناحیه منفی می نامند, ناحیه مثبت مشخص کننده ناپایداری است که هرچه این مساحت بیشتر باشد بر شدت ناپایداری افزوده می‌شود که با انرژی پتانسیل در دسترس متناسب است و به انرژی جنبشی حرکت بسته قابل تبدیل است. یک بسته‌هوای صعود کننده در این ناحیه مثبت، خود را گرم‌تر از هوای اطراف یافته و به صعود آزادانه خود ادامه می‌دهد. این مناطق، نواحی ناپایدار قابل ملاحظه هستند و مناطقی هستند که ابرهایی با توسعه عمودی زیاد می‌تواند در آنجا تشکیل شوند.
شکل (۳-۴) روش تعیین سطح همرفت آزاد LFC، سطح تعادل EL (هوشنگ قائمی, هواشناسی عمومی)
۳-۴-۶ مفهوم پایداری و شاخص‌های ناپایداری
مفهوم پایداری در اتمسفر به‌صورت میزان مقاومت یک توده‌هوا در مقابل حرکات صعودی بیان می‌شود. اگر خصوصیات فیزیکی هوا اعم از دما، رطوبت و چگالی دارای ماهیتی باشند که مانع حرکت صعودی هوا شوند، چنین توده‌هایی را توده‌هوای پایدار^[۲۳]گویند. در مقابل اگر ویژگی‌های فیزیکی توده‌هوا، سبب سهولت حرکات قائم هوا شوند، توده‌هوا ناپایدار^[۲۴]نامیده می‌شود (موسوی بایگی و اشرف،۱۳۸۸). در حالتی که دمای بسته و محیط اطراف آن برابر باشد، محیط اطراف ازنظر پایداری خنثی است (مرادی،۱۳۸۵).
مهم‌ترین نقش را در پایداری و ناپایداری یک توده‌هوا، رابطه بین افت آهنگ دمای توده و افت آهنگ دمای محیط(ELR) اطراف آن توده به عهده دارد. اگر افت آهنگ دمای محیط بیشتر از افت آهنگ دمای توده در حالت بی درو، باشد هوا ناپایدار و اگر کمتر از آن باشد، هوا پایدار است. وقتی قسمتی از هوای یک منطقه گرم می‌شود، مولکول‌های هوای گرم شده از تحرک زیادی برخوردار شده و در نتیجه باعث انبساط توده‌هوا می‌شوند و مولکول‌های هوای اطراف را جهت جایگزینی می رانند که این امر، باعث مصرف انرژی مولکول ها می گردد. اگر توده ‌هوای صعود کننده با محیط اطراف خود تبادل انرژی نداشته باشد، انرژی لازم جهت انبساط توده‌ هوا باید از خود آن تأمین شود و بدین ترتیب بخشی از انرژی ناشی از آن به انرژی جنبشی و پتانسیل تبدیل شده و سبب سرد شدن درونی توده‌هوا می گردد که به این نوع سرد شدن، سرد شدن بی دررو گفته می‌شود. تغییر درجه حرارت توده‌هوای خشک و غیر اشباع در این حالت، افت آهنگ بی دروی خشک ^[۲۵]نامیده و با ^[۲۶]نشان داده می‌شود. با کاهش دما، هوا کم کم به نقطه شبنم رسیده و اشباع می‌شود. پس از آن، مقداری از بخارآب درون هوای در حال صعود متراکم شده و گرمای نهان تبخیر آن آزاد می‌شود. بنابراین روند سرد شدن توده‌هوای اشباع در حال صعود بی درو، کمتر از حالتی است که هوا غیر اشباع است. در این شرایط، تغییر دما در هر صد متر ارتفاع را افت آهنگ بی دررو اشباع ^[۲۷]می گویند و با ^[۲۸]نشان داده می‌شود. افت آهنگ بی دررو اشباع، همیشه از افت آهنگ خشک کم تر بوده و با توجه به دمای هوا متغیر است (موسوی بایگی و اشرف،۱۳۸۸). بنابراین بررسی توزیع قائم دمای محیط که در نمودارهای ترمودینامیکی رسم می‌شود، به سادگی می‌توان پایداری یا ناپایداری جوی را که به همراه رطوبت ترازهای زیرین و مکانیسم بالاروی مناسب، سبب شکل گیری توفان تندری می‌شود، با بهره گرفتن از شاخص‌های ناپایداری که در ادامه شرح داده می‌شوند، تشخیص داد.
شاخص های ناپایداری
۳-۵-۱-۱ شاخص ناپایداری شوالتر(SI)^[29]:
این شاخص توسط آلبرت شوالتر ارائه شده و بر اساس ضرایب مختلف موجود در تغییرات ابر کومولونیمبوس و همچنین بر مبنای مفهوم ناپایداری پتانسیلی پایه گذاری شده است. اساس این شاخص بر رابطه بین دمای خشک و نقطه شبنم تراز ۸۵۰ و دمای خشک ۵۰۰ هکتوپاسکال قرار داشته و با بهره گرفتن از معادله (۲-۱) مورد محاسبه قرار می‌گیرد.
(۲-۱) SI=T500 – TR
در معادله فوق : SI شاخص ناپایداری شوالتر, T500 دمای بسته‌هوا در سطح ۵۰۰ هکتوپاسکال و TR مقدار دما در محل تلاقی سطح ۵۰۰ هکتوپاسکال با خطی که از سطح تراکم صعود همرفتی (سطحی است که تراکم بخار آب بر اثر حرکات همرفتی هوا در آن دیده می‌شود) به موازات بی دررو مرطوب در نمودار ترمودینامیکی رسم شده (دمای حقیقی بسته‌هوا) هستند. این شاخص تفاوت دمای محیط و دمای بسته‌هوا در تراز ۵۰۰ هکتوپاسکال در شرایطی که فرض شود بسته اولیه در سطح ۸۵۰ (mb)میلی باری قرار داشته باشد، است. لذا فرض اساسی شاخص شوالتر بر این است که ناپایداری در بین سطوح ۸۵۰ تا ۵۰۰ (hp)هکتوپاسکال روی می‌دهد. شاخص مذکور پایداری کلی را برای توده‌های هوا بیان کرده و امکان ناپایداری را بین ترازهای ۸۵۰ تا ۵۰۰ (hp)هکتو پاسکال را مورد محاسبه قرار می‌دهد؛ اما اگر رطوبت در ترازهای پایین تر از ۸۵۰ هکتوپاسکال قرار داشته باشد و یا زمانی که مرز جبهه یا وارونگی قوی دما بین لایه‌های ۸۵۰ تا ۵۰۰ هکتوپاسکال وجود داشته باشد, این شاخص نمی‌تواند نمایانگر ناپایداری باشد. آشکارسازی این که ناپایداری در کدام یک سطوح جوی انجام گرفته, با بهره گرفتن از نمودارهای ترمودینامیک SKEW-T به راحتی انجام پذیر است. برای ترسیم, قرائت و تفسیر نمودار شوالتر, ابتدا با بهره گرفتن از دما و دمای نقطه شبنم ۸۵۰ هکتوپاسکال,LCL تعیین می‌شود. سپس از LCL خطی موازی با نزدیک‌ترین بی دررو اشباع تا نقطه ای که در تراز ۵۰۰ هکتوپاسکال را قطع کند، ترسیم می‌گردد. دمای قرائت شده در آن تراز برابر خواهد بود بادمای بسته‌هوا در تراز ۵۰۰(hp)هکتو پاسکال که با TR نشان داده می‌شود.
تصویر (۳-۵) نحوی محاسبه شاخص شوالتر از سایت met office
مقیاس طبقه بندی شاخص شوالتر برای تعیین ناپایداری و احتمال وقوع توفان به شرح جدول (۳-۱) است.
جدول ۳-۱مقیاس شاخص شوالتر برای تعیین میزان ناپایداری و احتمال وقوع توفان (زاهدی و چوبدار ,۱۳۸۶)