סופות טרופיות מהוות אזורים בעלי לחץ נמוך בטרופוספרה, כאשר השינויים הגדולים ביותר בלחץ מתחוללים בגבהים נמוכים בסמוך לפני השטח. הלחצים הברומטריים שנמדדו במרכזן של סופות טרופיות הם בין הנמוכים ביותר שנמדדו אי פעם בגובה פני הים. התנאים השוררים בסמוך למרכז סופות טרופיות מתאפיינים בטמפרטורה גבוהה יותר מסביבתן בכל הגבהים, על כן סופות טרופיות נקראות גם מערכות ליבה חמה – במהלך סופה טרופית הטמפרטורה בשכבות הנמוכות של הטרופוספרה גבוהות מהרגיל ב־20 עד 50 מעלות צלזיוס. רחוק יותר ממרכז הסופה ובסמוך לקרקע, לעומת זאת, הטמפרטורה נמוכה בכמה מעלות מן הממוצע בזכות כיסוי העננות והמשקעים הרבים.
שדה הרוח.
שדה הרוח בסמוך לפני השטח של סופה טרופית מתאפיין בתנועת אוויר סיבובית מהירה סביב מרכז של סירקולציה תוך כדי שהוא זורם גם רדיאלית פנימה. בשפה החיצונית של הסופה, האוויר עשוי להיות רגוע באופן יחסי; אף על פי כן, עקב סיבוב כדור הארץ, לגושי האוויר שבשפה החיצונית יש תנע זוויתי מוחלט שונה מאפס. כשהאוויר זורם רדיאלית פנימה, הוא מתחיל להסתובב ציקלונית (נגד כיוון השעון בהמיספירה הצפונית ובכיוון השעון בהמיספירה הדרומית) כדי לשמר את התנע הזוויתי. הרוחות העזות המסתחררות סביב מרכז הסירקולציה הן למעשה תוצאה של ה"ניסיון" להשוואת לחצים, תוך כדי שכדור הארץ מסתובב במהירות על צירו - זרם האוויר שחותר להגיע למרכז הסופה מתערבל עם כיוון סיבוב כדור הארץ.
תופעה זו מוכרת בשם כוח קוריוליס - אפקט מדומה הנראה ככוח אמיתי. כיוון הסיבוב של הסופה נראה שונה בחצי הכדור הצפוני ובחצי הכדור הדרומי, אך הוא למעשה זהה - תמיד עם כיוון הסיבוב של כדור הארץ. קל יותר להמחיש זאת אם מדמיינים את סיבוב הכדור מזרחה: כאשר "מסתכלים" על הכדור במבט מעל הקוטב הצפוני, הסיבוב נראה נגד כיוון השעון. אך כאשר מדמיינים מבט מעל הקוטב הדרומי - הסיבוב נראה עם כיוון השעון. ברדיוס פנימי יותר, האוויר מתחיל לנסוק לקצה העליון של הטרופוספירה. הרדיוס הזה מתלכד עם הרדיוס הפנימי של חומת העין, ובו נעות הרוחות החזקות ביותר בסופה; בעקבות כך, רדיוס זה מכונה "רדיוס הרוחות המרביות". לאחר שהגיע למעלה, האוויר זורם החוצה ממרכז הסופה, תוך שהוא מפיק מסך של ענני צירוס.
התהליכים שהוזכרו מקודם מניבים שדה רוח שהוא כמעט בעל סימטריה גלילית: מהירויות הרוח נמוכות במרכז, מתחזקות במהירות בעוצמתן כאשר מתקדמים החוצה לרדיוס הרוחות המרביות, ואז דועכות בצורה הדרגתית יותר עם הרדיוס. עם זאת, שדה הרוח מפגין לעיתים קרובות התנהגות מורכבת יותר שכוללת השתנות במרחב ובזמן הודות לאפקטים של תהליכים מקומיים, כמו פעילותן של סופות רעמים ואי-יציבויות אופקיות בזרימה. בכיוון האנכי, הרוחות חזקות ביותר בסמוך לפני השטח ודועכות עם הגובה בתוך הטרופוספירה.
עין הסערה.
במרכזה של סופה טרופית מפותחת, האוויר שוקע במקום לנסוק. בעבור סופה חזקה מספיק, האוויר עשוי לשקוע מעל שכבה עמוקה מספיק באופן שמדכא היווצרות עננים, וכך נוצרת "עין הסערה" - עיגול סביב מרכז הסופה בקוטר של עד כמה עשרות קילומטרים ששורר בו שקט ושמש זורחת בו, אבל מסביבו נעות הרוחות העזות ביותר שעלולות לגרום את הנזקים החמורים ביותר. בעוד שמזג האוויר בעין הסערה רגוע ונינוח ונקי מעננים, הים עשוי להיות סוער ביותר; כך מתהווה מראה מוזר לעין של ים סוער ביותר ללא כל סיבה ניכרת לעין. העין היא בדרך כלל מעגלית ובעלת קוטר אופייני של 30–65 קילומטרים, אם כי יש לה תחום גדלים רחב כך שגם עיניים קטנות בעלות קוטר של 3 קילומטר וגדולות עד כדי קוטר של 370 קילומטר נצפו.
השפה החיצונית המעוננת של העין נקראת "חומת העין". חומת העין בדרך כלל מתרחבת עם הגובה, ומקבלת צורה שמזכירה אצטדיון כדורגל; תופעה זו ידועה כ"אפקט האצטדיון" (stadium effect). חומת העין היא האזור שבו מצויות מהירויות הרוח הגבוהות ביותר, האוויר נוסק במהירות הרבה ביותר, העננים נחים בגובה מרבי בשמיים, ונפילת המשקעים היא אינטנסיבית ביותר. נזקי הרוח הגדולים ביותר מתחוללים כאשר חומת העין של סופה טרופית חולפת מעל הקרקע.
פיזיקה ואנרגטיקה.
שדה הרוח התלת-ממדי בסופה טרופית ניתן לפירוק לשני מרכיבים: "סירקולציה ראשית" ו"סירקולציה משנית". הסירקולציה הראשית היא החלק הסיבובי של זרימת האוויר; היא לגמרי מעגלית. הסירקולציה המשנית מייצגת את חלק המפנה (פנימה-מעלה-החוצה-מטה) של הזרימה; היא בכיוונים הרדיאליים והאנכיים. הסירקולציה הראשית חזקה ונרחבת יותר, מהווה את חלק הארי של שדה הרוח בגובה פני הים, ואחראית לעיקר הנזקים שסופה טרופית גורמת, בעוד שהסירקולציה המשנית איטית יותר אך מושלת באנרגטיקה של הסופה.
הסירקולציה המשנית כמנוע קרנו עצום.
מקור האנרגיה הראשי של סופה טרופית הוא החום מהתאדותם של מים מפני השטח של אוקיינוס חמים, שקודם לכן חומם על ידי אור השמש. האנרגטיקה של מערכת הסופה כולה ניתן לאידיאליזציה כמנוע קרנו אטמוספירי. ראשית, אוויר הזורם בסמוך לפני הים צובר חום הודות להתאדות המים בטמפרטורה של פני האוקיינוס החמים (במהלך ההתאדות, האוקיינוס מתקרר והאוויר מתחמם). שנית, האוויר המחומם, שנמצא באזור בעל מפל טמפרטורה אטמוספירי שתומך בזרמי קונבקציה והיווצרות משקעים (כלומר באזור בו האוויר לא יציב), מטפס מעלה ומתקרר (תהליך הטיפוס מתחולל בתוך גבולות עין הסערה) בעודו משמר את תכולת החום הכוללת (החום הכמוס של אדי המים מומר לחום מורגש במהלך התעבותם). שלישית, האוויר זורם החוצה ומאבד חום דרך קרינה תת-אדומה לחלל בעוד הוא שומר על טמפרטורה קבועה שערכה עומד על טמפרטורת הטרופופאוזה הקרה. רביעית, האוויר מתמוכך בגבולה החיצוני של הסופה, תוך שהוא משמר את תכולת החום הכוללת. התהליך התרמודינמי כולו מצומד לפיכך לשני מאגרי חום: מאגר תחתון בטמפרטורת פני הים ומאגר עליון בטמפרטורת הטרופופאוזה. החלקים הראשון והשלישי של התהליך הם איזותרמיים, בעוד החלקים השני והרביעי הם איזנטרופיים. נקודת המבט של מנועי קרנו מאפשרת להטיל חסם עליון תאורטי למהירות הרוח המקסימלית שיכולה להתקבל במהלך סופה טרופית נתונה.
מדענים מעריכים שסופה טרופית משחררת אנרגיית חום בקצב שבין 50 ל-200 אקסג'אול (formula_1 ג'אול) ליום, הספק ששקול ל-formula_2 ואט. קצב שחרור האנרגיה הזה שקול ל-70 פעמים צריכת האנרגיה העולמית של בני אדם ול-200 פעמים צריכת האנרגיה החשמלית העולמית, או לפיצוץ פצצת גרעין בעוצמה של 10 מגהטון כל 20 דקות.
העוצמה הפוטנציאלית המרבית.
הודות לחיכוך עם פני הים, הזרימה פנימה משמרת רק באופן חלקי את התנע הזוויתי. לפיכך, הממשק אטמוספירה-פני ים מתפקד הן כמקור (התאדות) והן כבור (חיכוך) עבור האנרגיה במערכת. עובדה זאת מובילה לקיום של חסם עליון תאורטי על הרוח החזקה ביותר שסופה יכולה להכיל. מכיוון שקצב האידוי של מים מפני הים גובר ליניארית עם מהירות הרוח (בדיוק כשם שיציאה מבריכה מרגישה קרה בהרבה כאשר מנשבת רוח), מתקבל משוב חיובי לקלט האנרגיה למערכת. מצד שני, השחיקה האנרגטית עקב החיכוך בממשק בין הים לאטמוספירה גדלה לפי החזקה השלישית של מהירות הרוח, כך שבמהירות רוח גבוהה מספיק שני האפקטים מאזנים זה את זה. החסם העליון המתקבל על מהירות הרוח ידוע כ"עוצמה פוטנציאלית מרבית", formula_3, והוא נתון בנוסחה:
כאשר formula_5 היא טמפרטורת פני הים, formula_6 היא טמפרטורת הטרופופאוזה, formula_7 הוא ההבדל באנתלפיה בין פני השטח לבין האוויר, ו־formula_8 ו־formula_9 הם מקדמי התחלופה המשטחיים של האנתלפייה והתנע, בהתאמה. ההפרש בין אנתלפיית האוויר לפני המים נלקח כ־formula_10 כאשר formula_11 היא אנתלפיית הרוויה של האוויר בטמפרטורת פני הים ובלחץ ששורר בפני הים (כלומר האנתלפייה עבור גוש אוויר לח בעל לחות יחסית של 100%) ו־formula_12 היא האנתלפייה של שכבת הגבול של האוויר (שבאה במגע עם פני הים).
העוצמה הפוטנציאלית המרבית היא בעיקרה פונקציה של סביבת הרקע בלבד (כלומר הסביבה ללא הסופה הטרופית), ולכן הגודל הפיזיקלי התאורטי הזה (העוצמה הפוטנציאלית המרבית) משמש כדי לקבוע אלו אזורים על כדור הארץ יכולים לתמוך בסופות טרופיות בעוצמה נתונה, ואיך האזורים התומכים הללו יכולים להשתנות עם הזמן. באופן ספציפי, לעוצמה הפוטנציאלית המרבית יש שלושה רכיבים מרחביים, אבל השתנותה במרחב ובזמן היא בעיקר הודות להשתנות של הבדלי האנתלפייה בין פני הים לאוויר formula_7.
גזירה.
ניתן לראות בסופה טרופית סוג של מנוע חום שממיר אנרגיית חום הנקלטת מפני הים לאנרגיה מכנית בדמות הזרימה הסיבובית של האוויר (הסירקולציה הראשית) כנגד החיכוך עם פני הים. בשיווי משקל, קצב התפוקה האנרגטי במערכת משתווה לקצב אובדן האנרגיה עקב חיכוך בפני השטח, כלומר
קצב אובדן האנרגיה ליחידת שטח עקב החיכוך, formula_15, הוא
כאשר formula_17 היא צפיפות האוויר, ו־formula_18 היא מהירות הרוח בסמוך לפני השטח.
קצב הפקת האנרגיה ליחידת שטח, formula_19, הוא
כאשר formula_21 היא נצילות מנוע החום ו־formula_22 הוא הספק היצירה של חום ליחידת שטח. בהינתן שסופה טרופית ניתנת לאידיאליזציה כמנוע קרנו, הנצילות של מנוע קרנו ניתנת בנוסחה
חום (אנתלפייה) ליחידת מסה ניתן בנוסחה
כאשר formula_25 הוא קיבול החום של האוויר, formula_26 היא טמפרטורת האוויר, formula_27 הוא החום הכמוס של האידוי, ו־formula_28 הוא ריכוז אדי המים. האיבר הראשון באגף ימין מייצג את החום המורגש (sensible heat) והאיבר השני את החום הכמוס.