พายุหมุนเขตร้อน
พายุหมุนเขตร้อน คือ ระบบพายุที่พัฒนามาจากศูนย์กลางของหย่อมความกดอากาศต่ำ, ลมแรง และการจัดเกลียวของพายุฝนฟ้าคะนอง ทั้งนี้ขึ้นกับสถานที่และความรุนแรง ซึ่งเกิดขึ้นบริเวณเขตร้อนของโลก ซึ่งมีชื่อเรียกต่างๆ กัน เช่น พายุเฮอร์ริเคน, พายุโซนร้อน, พายุไซโคลน, พายุดีเปรสชันเขตร้อน และพายุไซโคลนอย่างง่าย[1]
โดยทั่วไปรูปแบบพายุหมุนเขตร้อนจะมีขนาดใหญ่ขึ้นกับความสัมพันธ์กับน้ำอุ่น โดยพายุจะได้รับพลังงานผ่านการระเหยของน้ำบริเวณพื้นผิวมหาสมุทร ซึ่งในที่สุดน้ำเหล่านั้นจะควบแน่นอีกครั้งและเข้าไปอยู่ในกลุ่มเมฆและฝน เมื่ออากาศชื้นและความเย็นอิ่มตัว ซึ่งแหล่งพลังงานนี้จะแตกต่างกับพายุหมุนละติจูดกลาง ตัวอย่างเช่น นอร์อิสเทิร์น และพายุลมยุโรป ซึ่งได้รับพลังพลักดันหลักจากความแตกต่างของอุณหภูมิในแนวนอน โดยลมหมุนวนรอบอย่างรุนแรงของพายุหมุนเขตร้อนนั้นเป็นผลมาจากการอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุม ซึ่งเกิดจากสภาวะการหมุนรอบตัวเองของโลก ขณะที่อากาศไหลเข้ามาสู่แกนกลางของการหมุน ผลที่ตามมา คือ พายุมักไม่ค่อยเกิดขึ้นภายใน 5° จากศูนย์สูตร[2] พายุหมุนเขตร้อนโดยทั่วไปเส้นผ่านศูนย์กลางอยู่ที่ 100 - 4,000 กิโลเมตร
คำว่า พายุหมุน (หรือ<i data-parsoid='{"dsr":[2055,2065,2,2]}'>ไซโคลน) หมายถึง พายุหมุนตามธรรมชาติ ซึ่งลมจะพัดหมุนทวนเข็มนาฬิกาในซีกโลกเหนือ และจะพัดหมุนตามเข็มนาฬิกาในซีกโลกใต้ ซึ่งทิศทางตรงข้ามการของการไหลเวียนลม เป็นผลมาจากคอริโอลิส ส่วนคำว่า เขตร้อน หมายถึง แหล่งกำเนิดของพายุทางภูมิศาสตร์ ซึ่งเป็นรูปแบบพิเศษของทะเลในเขตร้อน
นอกจากลมแรงและฝนตก พายุหมุนเขตร้อนมีความสามารถในการสร้างคลื่นสูง และก่อให้เกิดความเสียหายจากน้ำขึ้นจากพายุ และทอร์นาโด ซึ่งมักจะลดลงอย่างรวดเร็วในช่วงที่พายุอยู่บนแผ่นดิน เนื่องจากถูกตัดขาดจากแหล่งพลังงานหลักของมัน จากเหตุผลนี้ ทำให้บริเวณชายฝั่งทะเล มักมีความเสี่ยงที่จะเกิดความเสียหายจากพายุหมุนเขตร้อนมากกว่า เมื่อเทียบกับในแผ่นดิน อย่างไรก็ตามในแผ่นดินเองก็เกิดความเสียหายได้จากน้ำท่วมบนแผ่นดิน จากฝนตกหนัก และน้ำขึ้นจากพายุสามารถก่อให้เกิดน้ำท่วมบนแผ่นดินได้กว้างถึง 40 กิโลเมตร จากชายฝั่งทะเล แม้ว่าพายุหมุนเขตร้อนจะส่งผลกระทบต่อประชากรมนุษย์มหาศาล แต่พายุยังสามารถช่วยบรรเทาภาวะภัยแล้งได้ พวกมันยังพาพลังงานความร้อนออกไปจากเขตร้อน ข้ามผ่านไปยังละติจูดในเขตอบอุ่น ซึ่งอาจมีบทบาทสำคัญในการปรับเปลี่ยนสภาวะภูมิอากาศในระดับภูมิภาคและระดับโลก
พายุหมุนเขตร้อนเป็นพื้นที่ของหย่อมความกดอากาศต่ำในบรรยากาศชั้นโทรโพสเฟียร์ ด้วยความกดอากาศขนาดใหญ่ที่สุดที่เกิดขึ้นในละติจูดต่ำใกล้พื้นผิว บนโลก ความกดอากาศจะถูกบันทึกไว้ที่ศูนย์กลางของพายุหมุนเขตร้อน โดยให้ที่ต่ำที่สุดที่สังเกตได้บริเวณเหนือระดับน้ำทะเล[3] สภาพแวดล้อมใกล้กับศูนย์กลางของพายุหมุนเขตร้อนจะอุ่นกว่าโดยรอบในทุกละติจูด ทำให้พวกมันมีลักษณะเป็น ระบบ"แกนอบอุ่น"[4]
ที่บริเวณใกล้พื้นผิว สนามของลมของพายุหมุนเขตร้อน มีลักษณะเป็นลมที่หมุนวนรอบศูนย์กลางหมุนเวียน ในขณะที่ไหลเข้ามาตามแนวรัศมี ที่ขอบด้านนอกของพายุ อากาศอาจจะค่อนข้างสงบ อย่างไรก็ตาม เนื่องมาจากการหมุนของโลก อากาศจึงจะไม่เป็นศูนย์จากโมเมนตัมเชิงมุมสัมบูรณ์
ที่กระแสอากาศขาเข้า เริ่มจากการหมุน (ทวนเข็มนาฬิกาในซีกโลกเหนือ และตามเข็มนาฬิกาในซีกโลกใต้) ตามหลักโมเมนตัมเชิงมุม ที่รัศมีด้านใน อากาศจะไหลขึ้นไปด้านบนของชั้นโทรโพสเฟียร์ ซึ่งรัศมีนี้มักจะไปประจวบกันที่ภายในตาพายุ และมีลมที่รุนแรงที่ใกล้พื้นผิวของพายุ จึงรู้จักกันในชื่อ รัศมีของความเร็วลมสูงสุด ()[5] เมื่ออากาศที่เบื้องบนไหลออกจากศูนย์กลางของพายุ จะกลายเป็นเมฆซีร์รัส[6]
กระบวนการดังกล่าวก่อนหน้าก่อนหน้าส่งผลลมในสนามลม เป็นลักษณะเกือบสมมาตรตามแนวแกน ความเร็วลมจะอยู่ในระดับต่ำที่ศูนย์กลางพายุ และจะเพื่มขึ้นอย่างรวดเร็วเมื่อออกไปถึงรัศมีของความเร็วลมสูงสุด และค่อยๆ สลายตัวออกไปตามรัศมีที่มีขนาดใหญ่ อย่างไรก็ตาม สนามของลมมักจะแสดงความแปรปรวนเชิงพื้นที่และเวลาที่เพิ่มขึ้น อันเนื่องมาจากผลกระทบของกระบวนการโลเคไลซ์ อย่างเช่น กิจกรรมพายุฝนฟ้าคะนอง และความไม่เสถียรการไหลในแนวนอน ส่วนในแนวตั้งความรุนแรงของลมจะอยู่พื้นผิว และค่อยๆ สลายไปตามความสูงของโทรโพสเฟียร์[7]
right|left|300px|HurrArthur720p|ภาพแอนิเมชัน NASA ของพายุเฮอร์ริเคนอูร์เทอร์เมื่อปี พ.ศ. 2557 แสดงถึงอัตราของฝนและโครงสร้างภายในจากข้อมูลทางดาวเทียมGPM ที่ศูนย์กลางของพายุหมุนเขตร้อนที่โตเต็มที่ อ่างของอากาศจะเพิ่มขึ้นมากกว่า สำหรับพายุที่มีความแข็งแกร่งเพียงพอ อากาศอาจจะจมลงในชั้นที่ลึกพอที่จะระงับการก่อตัวของเมฆ ดังนั้นจึงเกิด "ตา" ที่ชัดเจนขึ้น สภาพอากาศในตาพายุจะสงบเป็นปกติ และปราศจากเมฆ แม้ว่าน้ำทะเลที่อยู่ข้างล่างอาจจะมีความรุนแรงมาก[8] ลักษณะของตาปกติจะเป็นรูปทรงกลม และส่วนมากจะมีเส้นผ่านศูนย์กลาง 30 – 65 กิโลเมตร ถึงกระนั้น ตาขนาดเล็กเพียง 3 กิโลเมตร และขนาดใหญ่ถึง 370 กิโลเมตรก็เคยปรากฏให้เห็นมาแล้ว[9][10]
ที่ขอบด้านนอกของตามีเมฆที่เรียกว่า "กำแพงตา" ซึ่งกำแพงตามักจะขยายออกไปด้านนอกด้วยความสูง คล้ายกับอัฒจรรย์ของสนามฟุตบอล ปรากฏการณ์ที่เกิดขึ้นนี้บางครั้งเรียกว่าปรากฏการณ์อัฒจรรย์[11] กำแพงตา คือ พื้นที่ที่ความเร็วลมแรงที่สุดที่สามารถพบได้ อากาศที่เพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว เมฆขึ้นไปถึงระดับสูงสุดของมัน และฝนตกจะตกหนัก และถ้าบริเวณกำแพงตาพายุพัดผ่านแผ่นดินจะก่อให้เกิดความเสียหายอย่างมาก[8]
ในพายุที่มีความรุนแรงน้อย ตาของพายุอาจถูกบดบังด้วยเมฆที่หนาแน่น ซึ่งมีความเกี่ยวข้องกับเมฆระดับบน กับพื้นที่ที่มีกิจกรรมของพายุฝนฟ้าคะนองที่รุนแรงอยู่ใกล้กับศูนย์กลางของพายุหมุนเขตร้อน[12]
กำแพงตาอาจจะแตกต่างกันไปตามรูปแบบของวัฎจักรการทดแทนกำแพงตาพายุ โดยเฉพาะอย่างยิ่งในพายุหมุนเขตร้อนที่รุนแรง ในเรนแบนด์ชั้นนอก สามารถจัดเป็นวงแหวนรอบนอกของพายุที่เคลื่อนตัวเข้ามาอย่างช้าๆ ซึ่งเชื่อว่าได้แย่งความชื้นและโมเมนตัมเชิงมุมของกำแพงตาหลัก เมื่อกำแพงตาหลักอ่อนกำลังลง พายุหมุนเขตร้อนก็อ่อนกำลังอย่างชั่วคราว และกำแพงตารอบนอกที่สุดจะเข้ามาแทนที่กำแพงหลักในขั้นท้ายของวัฎจักร และเป็นเวลาที่พายุกลับมามีความรุนแรงดังเดิม[13]
"ความรุนแรง"ของพายุ หมายถึง ความเร็วลมสูงสุดของพายุ ซึ่งจะตรวจวัดเฉลี่ยใน 1 นาที หรือ 10 นาทีเป็นมาตรฐาน โดยอ้างอิงที่ความสูง 10 เมตร ตัวเลือกของการวัดลมโดยเฉลี่ย รู้จักกันดีในชื่อ การจัดระดับพายุ, การจัดระดับพายุหมุนเขตร้อนตามศูนย์พยากรณ์และแอ่งมหาสมุทร
ในบางโอกาส พายุหมุนเขตร้อนอาจประสบกับเงื่อนไขทางอุตุนิยมวิทยา ที่เรียกว่า การทวีกำลังแรงขึ้นอย่างกะทันหัน หรือ ช่วงเวลาที่ความเร็วลมเฉลี่ยของพายุเพิ่มขึ้นอย่างมากและเกิดขึ้นอย่างรวดเร็ว โดยศูนย์เฮอร์ริเคนแห่งชาติสหรัฐอเมริกา ได้ให้คำนิยามเกี่ยวกับการทวีกำลังแรงขึ้นอย่างกะทันหัน ว่า การที่ความเร็วลมเฉลี่ยใน 1 นาทีของพายุหมุนเขตร้อน เพิ่มขึ้นอย่างน้อย 30นอต (35ไมล์/ชม.; 55กม./ชม.) ภายในระยะเวลา 24 ชั่วโมง[5] การที่การทวีกำลังแรงขึ้นอย่างกะทันหัน จะเกิดขึ้นได้นั้น จะต้องประกอบขึ้นจากหลายเงื่อนไขในพื้นที่นั้น คือ อุณหภูมิของน้ำจะต้องอุ่นอย่างมาก (ใกล้เคียงหรือมากกว่า 30°ซ, 86°ฟ), และอุณหภูมิของน้ำนี้ จะต้องมีช่วงที่ลึกมากพอที่คลื่นของน้ำที่เย็นกว่าจะไม่เข้ามาอยู่บนผิวน้ำ, ลมเฉือนจะต้องมีกำลังน้อย; เมื่อลมเฉือนมีกำลังมาก การพาความร้อน และการหมุนเวียนในพายุหมุนจะถูกทำให้กระจาย โดยปกติ แอนไทไซโคลน ในชั้นที่สูงกว่าของโทรโพสเฟียร์ เหนือพายุจะช่วยพายุให้ดีขึ้น —สำหรับหย่อมความกดอากาศที่ต่ำมากพอจะพัฒนา อากาศจะต้องเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วในกำแพงตาของพายุ และแอนไทโซโคลนที่อยู่เหนือขึ้นไปจะช่วยให้ช่องของอากาศนี้ออกห่างไปจากการพัฒนาของพายุ ทำให้พายุหมุนมีประสิทธิภาพ[14]
ตัวชี้วัดที่ใช้วัดขนาดของพายุนั้นมีความหลากหลาย แต่ที่นิยมใช้กันมากที่สุด คือ รัศมีของความเร็วลม 34 นอต (กล่าวคือ ลมพายุ), รัศมีของเส้นอากาศเท่านอกสุดที่ใกล้กัน () และรัศมีของลมที่หายไป[16][17] ตัวชี้วัดเพิ่มเติมคือ รัศมีของสนามวอร์ทิซิตี้สัมพัทธ์ของพายุหมุนที่ลดลงตาม 1×10−5 s−1[18]
บนโลก พายุหมุนเขตร้อนจะมีขนาดใหญ่ตั้งแต่ 100 - 2000 กม. โดยวัดจากรัศมีของลมที่หายไป โดยพายุขนาดใหญ่ที่สุดเฉลี่ย จะอยู่ในแอ่งมกาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกด้านเหนือ และที่เล็กที่สุดจะอยู่ในแอ่งมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออกด้านเหนือ[19] ถ้ารัศมีของเส้นอากาศเท่านอกสุดที่ใกล้กัน น้อยกว่า 2 องศาละติจูด (222 กม.) จะถือว่าเป็นพายุหมุนขนาด "เล็กมาก" หรือ "แคระ", ถ้ารัศมีอยู่ระหว่าง 3-6 องศาละติจูด (333-670 กม.) จะถือว่าเป็น "ขนาดโดยเฉลี่ย" และถ้ามีรัศมีมากกว่า 8 องศาละติจูด จะถือว่าเป็นพายุหมุนที่มีขนาด "ใหญ่มาก" (888 กม.)[15] มีการตั้งข้อสังเกตว่า ขนาดเป็นตัวแปรอย่างอ่อนกับความรุนแรงของพายุ (กล่าวคือ ความเร็วลมสูงสุด), รัศมีของความเร็วลมสูงสุด, ละติจูด และความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น[17][19]
ขนาดของพายุมีบทบาทสำคัญในการปรับความเสียหายที่เกิดจากพายุ บางครั้ง พายุขนาดใหญ่จะส่งผลกระทบกับพื้นที่ขนาดใหญ่เป็นระยะเวลานาน นอกจากนี้ สนามของลมขนาดใหญ่ใกล้พื้นผิว สามารถสร้างน้ำขึ้นจากพายุขนาดใหญ่ได้ เนื่องจากการรวมตัวกันของลม, มีระยะเวลานาน และมีการตั้งคลื่นที่มากขึ้น[20]
การไหลเวียนของอากาศด้านบนของพายุเฮอร์ริเคนที่รุนแรง สามารถยื่นออกไปสู่บรรยากาศชั้นโทรโพสเฟียร์ได้ ด้วยความสูงขั้นต่ำที่ 15,000-18,000 เมตร (50,000–60,000 ฟุต)[21]
ลักษณะปริภูมิสามมิติสนามของลมในพายุหมุนเขตร้อน สามารถแยกได้ออกเป็นสองส่วน คือ การไหลเวียนปฐมภูมิ และ การไหลเวียนทุติยภูมิ โดยการไหลเวียนปฐมภูมิเป็นส่วนที่การไหลเวียนที่มีการหมุนวนเป็นวงกลมอย่างหมดจด ส่วนการไหลเวียนทุติยภูมิเป็นส่วนที่การไหลเวียนที่มีการหมุนเวียนคว่ำลง (เข้า-ขึ้น-ออก-ลง) ที่อยู่ในรัศมีและทิศทางในแนวตั้ง
การหมุนเวียนปฐมภูมิมีขนาดใหญ่กว่า ครอบงำสนามของลมพื้นผิว และมักเป็นตัวหลักที่ก่อให้พายุสร้างความเสียหาย ในขณะที่การไหลเวียนทุติยภูมิ ลมจะพัดช้า แต่เป็นตัวควบคุมการพลังงานของพายุ
แหล่งพลังงานหลักของพายุหมุนเขตร้อน คือ การระเหยของน้ำจากพื้นผิวมหาสมุทร ซึ่งท้ายที่สุดการควบแน่นอีกครั้ง จะก่อให้เกิดเมฆและฝนตก เมื่ออากาศชื้นอบอุ่นขึ้นและเย็นตัวลงจะนำไปสู่การอิ่มตัว การพลังงานของระบบอาจจะเป็นอุดมคติดั่งเครื่องจักรความร้อนการ์โนต์ในชั้นบรรยากาศ[23] ขั้นแรก กระแสอากาศไหลเข้าที่อยู่ใกล้พื้นผิวจะได้รับความร้อนส่วนใหญ่จากการระเหยของน้ำ (กล่าวคือ ความร้อนแฝงจำเพาะ) ที่อุณหภูมิพื้นผิวมหาสมุทรที่อบอุ่น (ในระหว่างการระเหย มหาสมุทรจะเย็นส่วนอากาศจะอบอุ่น) ขั้นสอง อากาศที่อุ่นไหลขึ้นและที่เย็นลงภายในกำแพงตา ขณะที่การอนุรักษ์ความร้อน (ความร้อนแฝงจำเพาะจะถูกแปลงอย่างง่ายให้เป็นความร้อนที่เหมาะสมระหว่างการควบแน่น) ขั้นสาม กระแสอากาศไหลออกจะสูญเสียความร้อนไป ด้วยการแผ่รังสีความร้อนสู่ที่ว่างที่มีอากาศหนาวของโทรโพพอส ขั้นสุดท้าย การทรุดตัวของอากาศและความอบอุ่นด้านนอกของพายุขณะที่มีการอนุรักษ์เนื้อหาความร้อน โดยขาแรกและสามจะอยู่ใกล้ไอโซเทอร์มัล ขณะที่ขาสองและสี่จะอยู่ใกล้กระบวนการไอเซนโทรปิก นี่คือ เข้า-ขึ้น-ออก-ลง ของกระแสอากาศไหลออกเป็นที่รู้จักกันดีในการไหลเวียนทุติยภูมิ ในมุมมองของการ์โนต์แสดงให้เห็นถึงขอบบนสุดของความเร็วลมสูงสุดที่พายุสามารถบรรลุได้
นักวิทยาศาสตร์ประมาณการว่าพายุหมุนเขตร้อน แพร่พลังงานความร้อนออกในอัตรา 50 ถึง 200 เอ็กซ์ซาจูล (1018จูล) ต่อวัน[24] เทียบเท่ากับประมาณ 1 เพตะวัตต์ (1015วัตต์) ซึ่งอัตราการปล่อยพลังงานนี้ 70 ครั้ง จะเทียบเท่ากับการใช้พลังงานของโลกของมนุษย์ 200 ครั้งของความสามารถผลิตกระแสไฟฟ้าทั่วโลก หรือเทียบได้กับการระเบิดของระเบิดนิวเคลียร์ขนาด 10 เมกะตัน ในทุก ๆ 20 นาที[24][25]
กระแสการไหลเวียนปฐมภูมิในพายุหมุนเขตร้อนเป็นผลมาจากการอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุมโดยการไหลเวียนทุติยภูมิ โมเมนตัมเชิงมุมสัมบูรณ์ของการหมุนของโลกคือ M {\displaystyle M} โดย
M = 1 2 f r 2 + v r {\displaystyle M={\frac {1}{2}}fr^{2}+vr}
เมื่อ f {\displaystyle f} คือค่าความถี่คอริโอลิส, v {\displaystyle v} คือค่ามุมทิศ (กล่าวคือ การหมุน) ความเร็วลม และ r {\displaystyle r} คือค่ารัศมีถึงแกนของการหมุน ในระยะแรกเริ่มที่ด้านขวามือเป็นส่วนประกอบของโมเมนตัมเชิงมุมของดาวเคราะห์ที่โครงการไปยังแนวตั้งท้องถิ่น (กล่าวคือ แกนของการหมุน) ระยะที่สองบนด้านขวามือเป็นโมเมนตัมเชิงมุมสัมพันธ์ของการไหลเวียนของมันเอง ที่เกี่ยวข้องกับแกนของการหมุนเวียน เพราะว่า ระยะโมเมนตัมเชิงมุมของดางเคราะห์จะหายไปที่บริเวณเส้นศูนย์สูตร (เมื่อ f = 0 {\displaystyle f=0} ) พายุหมุนเขตร้อนจึงไม่ค่อยก่อตัวภายในระยะ 5° จากศูนย์สูตร[2][26]
ที่อากาศ ณ กระแสไหลเวียนขาเข้าระดับต่ำ มันจะเริ่มหมุนในลักษณะแบบพายุหมุน ตามกฎการอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุม ในทำนองเดียวกันนี้ ขณะที่กระแสอากาศที่หมุนอย่างเร็วในกระแสขาออกจะไหลออกไปใกล้กับโทรโพพอส มันจะมีการหมุนในลักษณะพายุหมุนที่ลดลง และในที่สุดจะมีการเปลี่ยนแปลงเข้าสู่รัศมีที่มีขนาดใหญ่พอ ส่งผลกับแอนไทไซโคลนในระดับบน ผลที่ได้คือ โครงสร้างแนวตั้งที่โดดเด่นของพายุหมุนที่แข็งแกร่ง ณ ระดับต่ำ และแอนไทไซโคลนที่แข็งแกร่งในระดับบนใกล้กับโทรโพพอส จากสมดุลลมร้อน นี้สอดคล้องกับระบบอบอุ่นในศูนย์กลางพายุในสภาพแวดล้อมที่ระดับความสูงทั้งหมด (กล่าวคือ "แกนอบอุ่น") จากสมดุลอุทกสถิต แกนอบอุ่นจะแปลตัวเป็นความกดอากาศที่ต่ำกว่า ณ ศูนย์กลางที่ทุกระดับความสูง ด้วยความกดอากาศสูงสุดที่อยู่ ณ พื้นผิว[7]
เนื่องจากแรงเสียดทานที่พื้นผิว กระแสอากาศจึงไหลเข้ามาเพียงบางส่วนด้วยการอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุม ดังนั้น พื้นผิวน้ำทะเลจะมีการกระทำที่ขอบล่าง จึงเป็นทั้งแหล่ง (การระเหยของน้ำ) และอ่าง (แรงเสียดทาน) ของพลังงานของระบบ ความจริงสิ่งนี้จะนำไปสู่การดำรงอยู่ได้ของพายุโดยโยงไว้กับทฤษฎีเรื่องความเร็วลมอย่างรุนแรงที่พายุหมุนเขตร้อนสามารถบรรลุได้ เนื่องจากการเพิ่มขึ้นของการระเหยเป็นเส้นตรงกับความเร็วลม (เช่นเดียวกับการขึ้นจากสระว่ายน้ำในวันที่อากาศหนาวมากและมีลมพัดแรง) มีการเสนอข้อเสนอแนะในเชิงบวกต่อการป้อนพลังงานกับระบบของพายุ ที่เรียกว่า ข้อเสนอแนะการแลกเปลี่ยนความร้อนที่พื้นผิวชักนำให้เกิดลม ()[23] ข้อเสนอนี้บอกว่าจะมีการชดเชยเมื่อมีการกระจายแรงเสียดทาน ซึ่งเพิ่มขึ้นกับลูกบาศก์ของความเร็วลมซึ่งจะมีขนาดใหญ่พอสมควร ขีดด้านบนจะเรียกว่า "ความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น" คือ v p {\displaystyle v_{p}} ตามสมการ
v p 2 = C k C d T s − T o T o Δ k {\displaystyle v_{p}^{2}={\frac {C_{k}}{C_{d}}}{\frac {T_{s}-T_{o}}{T_{o}}}\Delta k}
เมื่อ T s {\displaystyle T_{s}} คือ อุณหภูมิของพื้นผิวทะเล, T o {\displaystyle T_{o}} คือ อุณหภูมิของกระแสอากาศขาออก (เคลวิน), Δ k {\displaystyle \Delta k} คือ ความแตกต่างระหว่างเอนทัลปีพื้นผิวและอากาศที่อยู่เหนือผิวน้ำ (จูล/กิโลกรัม), และ C k {\displaystyle C_{k}} และ C d {\displaystyle C_{d}} คือ ค่าสัมประสิทธิ์การถ่ายเท ของเอนทัลปีและโมเมนตัม ตามลำดับ[27] ค่าความแตกต่างของเอนทัลปีของอากาศที่พื้นผิวหาได้จาก Δ k = k s ∗ − k {\displaystyle \Delta k=k_{s}^{*}-k} เมื่อ k s ∗ {\displaystyle k_{s}^{*}} คือ เอนทัลปีของอากาศที่อิ่มตัวที่อุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลและระดับความกอากาศที่ระดับน้ำทะเล และ k {\displaystyle k} คือ เอนทัลปีของอากาศบริเวณชั้นที่อยู่เหนือผิวน้ำ
ความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น ส่วนใหญ่จะเป็นฟังก์ชันของสภาพแวดล้อมพื้นหลังเพียงอย่างเดียว (กล่าวคือ ไม่รวมตัวพายุหมุนเขตร้อนเองด้วย) ทำให้ปริมาณนี้สามารถใช้ในการตรวจสอบว่าภูมิภาคบนโลก สามารถนำไปสู่การพัฒนาของพายุหมุนเขตร้อนและไปถึงความรุนแรงที่กำหนดหรือไม่ และวิธีการที่ภูมิภาคเหล่านี้อาจนำไปสู่การพัฒนาในเวลาที่กำหนด[28][29] โดยเฉพาะ ความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น มีทั้งหมดสามองค์ประกอบ แต่มันแปรปรวนในพื้นที่และเวลา คือ ส่วนใหญ่เป็นผลมาจากความแปรปรวนของอากาศพื้นผิวตามองประกอบที่ต่างกันของเอนปิทัล ( Δ k {\displaystyle \Delta k} )
พายุหมุนเขตร้อน อาจถูกมองเป็นเครื่องจักรความร้อน ที่เปลี่ยนแปลงพลังงานความร้อนจากพื้นผิวให้เป็นพลังงานกล ที่สามารถนำมาใช้ในกลไกการทำงานกับแรงเสียดทานที่พื้นผิว ที่ภาวะสมดุล อัตราของการผลิตพลังงานสุทธิในระบบต้องเท่ากับ อัตราการสูญเสียพลังงานเนื่องจากการกระจายความเสียดทานที่พื้นผิว กล่าวคือ
W {\displaystyle W} เข้า = W {\displaystyle =W} ออก
ซึ่งอัตราการสูญเสียพลังงานต่อหน่วยพื้นที่ผิวจากแรงเสียดทานพื้นผิว คือ W {\displaystyle W} ออก ซึ่งหาได้จาก
W {\displaystyle W} ออก = C d ρ | u | 3 {\displaystyle =C_{d}\rho |\mathbf {u} |^{3}}
เมื่อ ρ {\displaystyle \rho } คือ ความหนาแน่นของอากาศใกล้พื้นผิว (กก./ม.3) และ | u | {\displaystyle |\mathbf {u} |} คือ ความเร็วของลมใกล้พื้นผิว (ม./ว.)
และอัตราการผลิตพลังงานต่อหน่วยพื้นที่ผิว คือ W {\displaystyle W} เข้า ซึ่งหาได้จาก
W {\displaystyle W} เข้า = ϵ Q {\displaystyle =\epsilon Q} เข้า
เมื่อ ϵ {\displaystyle \epsilon } คือ ค่าประสิทธิภาพของเครื่องจักรความร้อน และ Q {\displaystyle Q} เข้า คือ อัตรารวมของความร้อนที่เข้าสู่ระบบต่อหน่วยพื้นที่ผิว โดยอาจให้พายุหมุนเขตร้อนเป็นเครื่องจักรความร้อนการ์โนต์ในอุดมคติ ซึ่งค่าประสิทธิภาพของเครื่องจักรความร้อนการ์โนต์ หาได้จาก
ϵ = T s − T o T s {\displaystyle \epsilon ={\frac {T_{s}-T_{o}}{T_{s}}}}
และความร้อน (เอนทัลปี) ต่อหน่วยมวลหาได้จาก
k = C p T + L v q {\displaystyle k=C_{p}T+L_{v}q}
เมื่อ C p {\displaystyle C_{p}} คือ ค่าความจุความร้อนของอากาศ, T {\displaystyle T} คือ อุณหภูมิของอากาศ, L v {\displaystyle L_{v}} คือ ค่าความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ และ q {\displaystyle q} คือ ความเข้มข้นของไอน้ำ โดยองค์ประกอบแรกนั้นสอดคล้องกับความร้อนที่เหมาะสม และองค์ประกอบที่สองนั้นสอดคล้องกับความร้อนแฝง
นั่นคือสองแหล่งที่มาของความร้อนขาเข้า แหล่งที่มาที่โดดเด่นคือ การที่ความร้อนเข้ามาจากพื้นผิว โดยสาเหตุหลักจากการระเหย ซึ่งสมการพลศาสตร์จำนวนมากสำหรับอัตราความร้อนต่อหน่วยพื้นที่ผิว คือ Q i n : k {\displaystyle Q_{in:k}} ซึ่งหาได้จาก
Q i n : k = C k ρ | u | Δ k {\displaystyle Q_{in:k}=C_{k}\rho |\mathbf {u} |\Delta k}
เมื่อ Δ k = k s ∗ − k {\displaystyle \Delta k=k_{s}^{*}-k} แสดงให้เห็นถึงความแตกต่างระหว่างเอนทัลปีของพื้นผิวมหาสมุทรและอากาศเหนือพื้นผิว แหล่งที่สองคือ ความร้อนที่เหมาะสมภายในที่เกิดจากการกระจายความเสียดทาน (เท่ากับ W {\displaystyle W} ออก) ซึ่งเกิดขึ้นใกล้ผิวน้ำภายในพายุหมุนเขตร้อน และถูกนำกลับมาแปรใช้ใหม่ในระบบ
Q i n : f r i c t i o n = C d ρ | u | 3 {\displaystyle Q_{in:friction}=C_{d}\rho |\mathbf {u} |^{3}}
ดังนั้น อัตรารวมของการผลิตพลังงานสุทธิต่อหน่วยพื้นที่ผิว หาได้จาก
W {\displaystyle W} เข้า = T s − T o T s ( C k ρ | u | Δ k + C d ρ | u | 3 ) {\displaystyle ={\frac {T_{s}-T_{o}}{T_{s}}}\left(C_{k}\rho |\mathbf {u} |\Delta k+C_{d}\rho |\mathbf {u} |^{3}\right)}
โดยตั้ง W {\displaystyle W} เข้า = W {\displaystyle =W} ออก และใช้ | u | ≈ v {\displaystyle |\mathbf {u} |\approx v} (กล่าวคือ ความเร็วลมหมุนเวียนที่โดดเด่น) นำไปสู่การแก้ปัญหาสำหรับ v p {\displaystyle v_{p}} ดังกล่าวข้างต้น นี้คือการอนุมานว่าทั้งหมดของความร้อนที่เข้า และการสูญเสียภายในระบบ ที่สามารถประมาณค่อาของรัศมีของความเร็วลมสูงสุดใด การรวมของ Q i n : f r i c t i o n {\displaystyle Q_{in:friction}} ทำหน้าที่ในการคูณอัตรารวมความร้อนขาเข้า โดยปัจจัย T s T o {\displaystyle {\frac {T_{s}}{T_{o}}}} ในทางคณิตศาสตร์ นี่มีผลของการเปลี่ยน T s {\displaystyle T_{s}} กับ T o {\displaystyle T_{o}} ในส่วนของประสิทธิภาพการใช้คาร์โนต์
คำนิยามทางเลือกสำหรับความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น ซึ่งในทางคณิตศาสตร์จะเทียบเท่ากับ สูตรดังกล่าวข้างต้น คือ
v p = T s T o C k C d ( C A P E s ∗ − C A P E b ) | m {\displaystyle v_{p}={\sqrt {{\frac {T_{s}}{T_{o}}}{\frac {C_{k}}{C_{d}}}(CAPE_{s}^{*}-CAPE_{b})|_{m}}}}
เมื่อ CAPE คือ การไหลเวียนที่สามารถใช้พลังงานที่อาจจะเกิดขึ้น ซึ่งย่อมาจากคำในภาษาอังกฤษคือ Convective Available Potential Energy ซึ่ง C A P E s ∗ {\displaystyle CAPE_{s}^{*}} คือ CAPE ของพัสดุที่ยกอากาศมาจากการอิ่มตัวของระดับน้ำทะเลในการอ้างอิงที่เสียงของสิ่งแวดล้อม และ C A P E b {\displaystyle CAPE_{b}} คือ CAPE ของอากาศบริเวณขอบเขต และทั้งคู่จะมีการคำนวณปริมาณที่รัศมีของความเร็วลมสูงสุด[30]
บนโลก ค่าคุณลักษณะอุณหภูมิสำหรับ T s {\displaystyle T_{s}} คือ 300 เคลวิน และสำหรับ T o {\displaystyle T_{o}} คือ 200 เคลวิน สอดคล้องกับค่าประสิทธิภาพเครื่องยนต์คาร์โนต์ ϵ = 1 / 3 {\displaystyle \epsilon =1/3} , อัตราส่วนของพื้นผิวสัมประสิทธิ์การแลกเปลี่ยน C k / C d {\displaystyle C_{k}/C_{d}} มักจะถูกใช้เป็น 1 อย่างไรก็ตาม สังเกตว่าค่าสัมประสิทธิ์แรงต้าน C d {\displaystyle C_{d}} มักถูกกำหนดด้วยความเร็วลมและอาจลดลงด้วยความเร็วลมสูงสุดในชั้นขอบ ของพายุหมุนเขตร้อนเต็มวัย[31] นอกจากนี้ ค่า C k {\displaystyle C_{k}} อาจจะแตกต่างกันที่ความเร็วลมสูงสุด เป็นผลมาจากละอองน้ำทะเล ที่ระเหยขึ้นมาภายในชั้นขอบ[32]
ค่าคุณลักษณะของความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น v p {\displaystyle v_{p}} คือ 80 เมตร/วินาที อย่างไรก็ตาม ปริมาณนี้จะแตกต่างกันอย่างมีนัยสำคัญกับทั่วพื้นที่อากาศและเวลา โดยเฉพาะอย่างยิ่งในแต่ละรอบวัฎจักรฤดูกาล ซึ่งอาจแปรได้ในช่วง 0 ถึง 100 เมตร/วินาที[30] ความแปรปรวนนี้เป็นสาเหตุหลักของความแปรปรวนในสมดุลพื้นผิวเอนทัลปี ( Δ k {\displaystyle \Delta k} ) เช่นเดียวกับโครงสร้างทางอุณหพลศาสตร์ของชั้นบรรยากาศโทรโพสเฟียร์ ซึ่งถูกควบคุมโดยการเปลี่ยนแปลงขนาดใหญ่ของสภาพภูมิอากาศในเขตร้อน ซึ่งกระบวนการเหล่านี้ จะถูกมอดูเลตโดยปัจจัยต่าง ๆ ประกอบด้วย อุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเล (และการเปลี่ยนแปลงพื้นฐานของมหาสมุทร), ความเร็วลมใกล้พื้นผิวที่พื้นหลัง, และโครงสร้างแนวตั้งของรังสีความร้อนในชั้นบรรยากาศ[33] ซึ่งธรรมชาติของการมอดูเลตนี้มีความซับซ้อน โดยเฉพาะอย่างยิ่งกับสภาพภูมิอากาศที่ผ่านมา (ทศวรรษหรือมากกว่านั้น) ในช่วงเวลาสั้น ความแปรปรวนในความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้นมึความเชื่อมโยงกันทั่วไประหว่างอุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลจากค่าเฉลี่ยในเขตร้อน ซึ่งเป็นพื้นที่ที่มีน้ำอุ่นที่มีความสามารถในทางอุณหพลศาสตร์อย่างมากกับพายุหมุนเขตร้อน กว่าบริเวณที่มีอุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลเย็นกว่า[34] อย่างไรก็ตาม ความสัมพันธ์นี้เป็นอิทธิพลทางอ้อมของการเปลี่ยนแปลงขนาดใหญ่ของเขตร้อน ส่วนอิทธิพลโดยตรงของอุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลใน v p {\displaystyle v_{p}} จะอ่อนกว่าเมื่อนำมาเปรียบเทียบ
การเคลื่อนตัวผ่านของพายุหมุนเขตร้อนเหนือมหาสมุทร ทำให้มหาสมุทรชั้นบนเย็นขึ้นอย่างมีนัยสำคัญ ซึ่งจะมีผลต่อการพัฒนาของพายุหมุนเขตร้อนในภายหลัง การระบายความร้อนนี้ มีสาเหตุหลักมาจากลมที่ขับเคลื่อนด้วยการผสมของน้ำเย็นจากในห้วงลึกของมหาสมุทรกับน้ำด้านบนที่อุ่นกว่า ซึ่งส่งผลกระทบกับการพัฒนาของพายุซึ่งจะนำไปสู่การอ่อนกำลังลง การระบายความร้อนเพิ่มเดิม อาจจะเกิดขึ้นในรูปแบบของน้ำเย็นจากน้ำฝนที่ตกลงมา (เป็นเพราะในชั้นบรรยากาศที่เย็นขึ้นในระดับที่สูงขั้น) นอกจากนี้การมีเมฆปกคลุม ยังมีบทบาทสำคัญในกระบวนการระบายความร้อนในมหาสมุทรด้วย โดยการปกป้องพื้นผิวมหาสมุทรจากแสงอาทิตย์โดยตรงก่อนและเล็กน้อยหลังจากพายุเคลื่อนผ่านไป ซึ่งผลกระทบทั้งหมดนี้สามารถรวมกันเป็นผลผลิตให้อุณภูมิพื้นผิวน้ำทะเลลดลงอย่างมาก ในพื้นที่ขนาดใหญ่และในเวลาเพียงไม่กี่วัน[35]
ศูนย์อุตุนิยมวิทยาชำนัญพิเศษประจำภูมิภาคทั้งหกศูนย์ทั่วทั้งโลก ซึ่งถูกกำหนดโดยองค์การอุตุนิยมวิทยาโลก จะเป็นผู้รับผิดชอบสำหรับการติดตามพายุและออกประกาศที่เกี่ยวข่องต่าง ๆ, การเตือนภัย, และคำแนะนำที่เกี่ยวข้องกับพายุหมุนเขตร้อนในพื้นที่รับผิดชอบของตน นอกจากนี้ยังมีอีกหกศูนย์เตือนภัยพายุหมุนเขตร้อน ซึ่งจะส่งข้อมูลต่าง ๆ ไปยังภูมิภาคที่มีขนาดเล็กลงไป[41]
ซึ่งทั้งศูนย์อุตุนิยมวิทยาชำนัญพิเศษประจำภูมิภาคและศูนย์เตือนภัยพายุหมุนเขตร้อน ไม่ได้เป็นองค์กรเดียวที่ส่งข้อมูลคำเตือนพายุหมุนเขตร้อนออกสู่สาธารณะ ศูนย์เตือนไต้ฝุ่นร่วม จะออกคำแนะนำสำหรับแอ่งทั้งหมด (ยกเว้นแอ่งแอตแลนติกเหนือ) ซึ่งเป็นไปตามจุดประสงค์ของรัฐบาลสหรัฐอเมริกา[42] ส่วนสำนักงานบริหารบรรยากาศ ธรณีฟิสิกส์ และดาราศาสตร์แห่งฟิลิปปินส์ จะออกคำแนะนำและใช้ชื่อพายุของตนเอง สำหรับพายุหมุนเขตร้อนที่เคลื่อนเข้าใกล้ประเทศฟิลิปปินส์ภายในแอ่งแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือ เพื่อปกป้องชีวิตและทรัพย์สินของประชาชน[43] ส่วนศูนย์เฮอร์ริเคนแคนาดา จะออกคำแนะนำสำหรับพายุเฮอร์ริเคนหรือเศษที่เหลือของพายุสำหรับพลเมืองแคนาดา เมื่อพายุนั้น ๆ จะส่งผลกระทบต่อประเทศแคนาดา[44]
ในวันที่ 26 มีนาคม พ.ศ. 2547 พายุไซโคลนคาตารินา ก่อตัวขึ้นเป็นครั้งแรกในมหาสมุทรแอตแลนติกใต้ ซึ่งเป็นที่โดดเด่นในบราซิล ด้วยความเร็วลมเทียบเท่าประเภทที่ 2 ในมาตราเฮอร์ริเคนแซฟเฟอร์–ซิมป์สัน ในฐานะที่พายุลูกนี้เป็นพายุหมุนที่เกิดขึ้นนอกเหนืออำนาจหน้าที่ของศูนย์เตือนภัย ทำให้อุตุนิยมวิทยาบราซิลเป็นผู้ตรวจสอบเป็นครั้งแรกกับระบบที่เป็นพายุหมุนนอกเขตร้อนอย่างเต็มตัว แต่ภายหลังถูกจัดให้อยู่ในประเภทพายุหมุนเขตร้อน[45]
ทั่วโลก กิจกรรมพายุหมุนเขตร้อนมักมีจุดสูงสุดในช่วงปลายฤดูร้อน เมื่อความแตกต่างระหว่างอุณหภูมิที่สูงขึ้นและอุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเล อย่างไรก็ตาม แต่ละแอ่งจะมีลักษณะเฉพาะของรูปแบบแต่ละฤดูของตนเอง ในระดับโลก เดือนพฤษภาคม เป็นเดือนที่มีกิจกรรมน้อยที่สุด ในขณะที่เดือนกันยายน เป็นเดือนที่มีกิจกรรมสูงที่สุด และเดือนพฤศจิกายน เป็นเพียงเดือนเดียวที่ทุกแอ่งพายุหมุนเขตร้อนมีการใช้งานพร้อมกัน[46]
ในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ ฤดูพายุหมุนเขตร้อน จะเกิดขึ้นต่างกันในช่วงวันที่ 1 มิถุนายน ถึง 30 พฤศจิกายน และจะเกิดขึ้นอย่างรวดเร็วในช่วงปลายเดือนสิงหาคมถึงตลอดเดือนกันยายน[46] ซึ่งจากสถิติของฤดูพายุเฮอร์ริเคนแอตแลนติกที่สูงที่สุด คือวันที่ 10 กันยายน ทางตะวันออกเฉียงเหนือของมหาสมุทรแปซิฟิก จะมีขอบเขตของระยะเวลาที่มีกิจกรรมกว้างขึ้น แต่ก็อยู่ในกรอบเวลาที่คล้ายกับมหาสมุทรแอตแลนติก[47] สำหรับในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือสามารถพบพายุหมุนเขตร้อนได้ตลอดทั้งปี โดยจะมีช่วงที่ต่ำสุดอยู่ในเดือนกุมภาพันธ์และเดือนมีนาคม และมากที่สุดในช่วงต้นเดือนกันยายน ในแอ่งมหาสมุทรอินเดียเหนือ มักพบพายุมากที่สุดในช่วงเดือนเมษายนถึงเดือนธันวาคม และจะมีช่วงสูงที่สุดในเดือนพฤษภาคมถึงเดือนพฤศจิกายน[46] ในซีกโลกใต้ ฤดูพายุหมุนจะเริ่มต้นในวันที่ 1 กรกฎาคม และจะยาวครอบคลุมข้ามปี ซึ่งมักจะเกิดพายุขึ้นตั้งแต่ 1 พฤศจิกายน ไปจนถึงสิ้นเดือนเมษายน และมีช่วงที่พายุเกิดมากที่สุดในช่วงกลางเดือนกุมภาพันธ์ ถึงต้นเดือนมีนาคม[46][48]
การก่อตัวของพายุหมุนเขตร้อนเป็นหัวข้อการวิจัยอย่างต่อเนื่องอย่างกว้างขวาง และยังไม่เป็นที่แน่ชัด[49] ในขณะที่มีหกปัจจัยที่ดูเหมือนจะเป็นสิ่งจำเป็นโดยทั่วไป ในบางครั้งอาจไม่จำเป็นต้องมีทุกเงื่อนไข ในสถานการณ์ส่วนใหญ่ อุณหภูมิน้ำทะเล จะต้องมีอย่างน้อย 26.5 °ซ และต้องมีช่วงอุณหภูมิจากผิวน้ำลึกลงไปไม่น้อยกว่า 50 เมตร[50] น้ำที่อุณหภูมินี้จะก่อให้เกิดความไม่เสถียรในบรรยากาศพอที่จะรักษาความร้อนและพายุฝนฟ้าคะนอง[51] อีกปัจจัยหนึ่งคือการระบายความร้อนอย่างรวดเร็วที่ความสูง ซึ่งช่วยให้เกิดการปล่อยตัวของความร้อนของการควบแน่นของพลังของพายุหมุนเขตร้อน[50] ความชื้นสูงก็เป็นอีกสิ่งจำเป็น โดยเฉพาะอย่างยิ่งในบรรยากาศชั้นโทรโพสเฟียร์ในระดับต่ำถึงปานกลาง เมื่อมีการจัดการความชื้นที่ดีในชั้นบรรยากาศ ก็จะเป็นเงื่อนไขที่ดีที่ทำให้เกิดการก่อตัวของหย่อมความกดอากาศต่ำ[50] ลมเฉือนจำนวนน้อยก็มีความจำเป็น ถ้าลมเฉือนที่มีความรุนแรงจะก่อกวนการไหลเวียนลมของพายุ[50] พายุหมุนเขตร้อนโดยทั่วไปจะต้องมีก่อตัวพื้นที่มากกว่า 555 กม. หรือ 5 องศาละติจูดจากเส้นศูนย์สูตร ซึ่งจะทำให้ผลจากแรงคอริโอลิสมีผลต่อการเบนของลมพัดเข้าหาศุนย์กลางการไหลเวียน[50] สุดท้าย พายุหมุนเขตร้อนที่ก่อตัวต้องการรูปแบบของหย่อมความกดอากาศต่ำที่มีอยู่ก่อนแล้ว ซึ่งพายุหมุนเขตร้อนจะพัฒนาขึ้นได้อย่างเป็นธรรมชาติ[50]ละติจูดที่ต่ำและระดับที่ต่ำทางตะวันตก ช่วยให้เกิดการระเบิดของลมด้วยการผันผวนของแมดเดน-จูเลียน สามารถสร้างเงื่อนไขที่ดีสำหรับการกำเนิดพายุหมุนเขตร้อน โดยแนวคิดเริ่มของหย่อมความกดอากาศต่ำ[52]
รูปแบบของพายุหมุนเขตร้อนส่วนมากในโลก มักเป็นวงของกิจกรรมพายุฝนฟ้าคะนองที่อยู่ใกล้กับบริเวณเส้นศูนย์สูตร ซึ่งเรียกว่า แนวปะทะแห่งเขตร้อน (Intertropical Front; ITF), ร่องความกดอากาศต่ำ (Intertropical Convergence Zone; ITCZ) หรือร่องมรสุม[53][54][55] อีกหนึ่งแหล่งที่สำคัญของความไม่มั่นคงในชั้นบรรยากาศพบได้ในคลื่นกระแสลมฝ่ายตะวันออก (Tropical wave) ที่นำไปสู่การพัฒนาประมาณ 85% ของพายุหมุนเขตร้อนที่รุนแรงในมหาสมุทรแอตแลนติก และส่วนมากในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออก[56][57][58] ซึ่งส่วนใหญ่มักอยู่ในช่วงระหว่าง 10 ถึง 30 องศาละติจูดจากเส้นศูนย์สูตร[59] และ 87% ในรูปแบบที่ไม่ห่างจาก 20 องศาเหนือหรือใต้[60][61] เพราะผลจากแรงคอริโอลิส ซึ่งเริ่มต้นและรักษาเสถียรภาพการหมุนของมัน พายุหมุนเขตร้อนจึงไม่ค่อยก่อตัวภายใน 5 องศาจากเส้นศูนย์สูตร ซึ่งผลที่ได้จะทำให้พายุอ่อนแอ[60] อย่างไรก็ตาม พายุหมุนเขตร้อนยังคงมีพายุที่สามารถก่อตัวในแนวนี้ได้ คือ พายุโซนร้อนฮัวเหมย และพายุไซโคลนอัคนี ในปี พ.ศ. 2544 และ 2547 ตามลำดับ[62][63]
การเคลื่อนตัวของพายุหมุนเขตร้อน มักเป็นผลร่วมของสองเงื่อนไข คือ "การสตีริง" (พวงมาลัย) โดยลมสิ่งแวดล้อมพื้นหลัง และ "เบตาดริฟท์"[64]
พวกมาลัยสิ่งแวดล้อมเป็นคำเรียกที่โดดเด่น แนวคิดคือ การเคลื่อนตัวของพายุเกี่ยวข้องกับสภาพของสิ่งแวดล้อมพื้นหลัง คล้ายกับ "การดำเนินไปตามกระแส"[65] ทางกายภาพ สนามของลมในบริเวณใกล้เคียงของพายุหมุนเขตร้อนอาจแตกออกเป็นสองส่วน หนึ่ง คือการไหลเวียนที่เกี่ยวข้องกับพายุเอง และสอง คือการไหลเวียนพื้นหลังขนาดใหญ่ของสภาพแวดล้อมของพายุที่ฝังอยู่ ด้วยวิธีนี้ การเคลื่อนตัวของพายุหมุนเขตร้อนอาจจะเป็นตัวแทนในลำดับพื้นฐานที่ไหลในสิ่งแวดล้อมของพายุให้เคลื่อนไปในสิ่งแวดล้อมท้องถิ่น การไหลในสิ่งแวดล้อมนี้เรียกว่า "การไหลพวงมาลัย"
ในทางสภาพภูมิอากาศวิทยา พายุหมุนเขตร้อนจะถูกพัดจากทิศตะวันออกไปทางตะวันตก ด้วยลมสินค้าในด้านทางเส้นศูนย์สูตรของสันอากาศกึ่งเขตร้อน—เป็นพื้นที่ความกดอากาศสูงถาวรทั่วโลกเหนือมหาสมุทรในพื้นที่กึ่งเขตร้อน[65] ในเขตร้อนของมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือและแปซิฟิกตะวันออกเฉียงเหนือ เริ่มจากลมค้าท้ายคลื่นกระแสลมตะวันออก จากทางทิศตะวันตกจากชายฝั่งแอฟริกาไปยังทะเลแคริบเบียน, อเมริกาเหนือ และลงสู่มหาสมุทรแปซิฟิกกลางในที่สุด ก่อนที่กระแสลมจะกระทบออกไป[57] กระแสลมเหล่านี้เป็นสารตั้งต้นในการก่อตัวของพายุหมุนเขตร้อนจำนวนมากในภูมิภาคนี้[56] ในทางตรงกันข้าม ในมหาสมุทรอินเดีย และแปซิฟิกตะวันตก ในทั้งสองซีกโลก การกำเนิดพายุหมุนเขตร้อน ได้รับอิทธิพลจากคลื่นกระแสลมตะวันออกน้อย และอื่น ๆ ซึ่งส่วนใหญ่จะเป็นไปตามฤดูกาลของแนวร่องความกดอากาศต่ำและร่องมรสุม[66] นอกจากนี้ การเคลื่อนตัวของพายุหมุนเขตร้อนสามารถได้รับอิทธิพลจากระบบอากาศชั่วคราว เช่น พายุหมุนนอกเขตร้อนได้ด้วย
นอกเหนือจากพวงมาลัยสิ่งแวดล้อม พายุหมุนเขตร้อนมีแนวโน้มที่จะดริฟท์อย่างช้า ๆ ไปทางขั้วโลกและทางตะวันตก การเคลื่อนไหวลักษณะนี้จะเรียกว่า "เบต้าดริฟท์" การเคลื่อนไหวในลักษณะนี้เกิดจากการทับซ้อนของการแสน้ำที่ไหลวน เช่น พายุหมุนเขตร้อนที่อยู่ในสภาพแวดล้อมที่แรงคอริโอลิมีผลต่างกันไปตามแต่ละละติจูด เช่น ที่บนทรงกลมหรือเบต้าเพลน โดยที่มันจะถูกเหนี่ยวนำโดยทางอ้อมจากตัวพายุเอง ซึ่งเป็นผลของการป้อนกลับระหว่างการไหลวนของพายุหมุนและสิ่งแวดล้อมของมัน
ทางกายภาพ การไหลเวียนของพายุหมุนของพายุแนวนอน อากาศในสิ่งแวดล้อม ด้านขั้วโลกทางตะวันออกของทิศตะวันตกของเส้นศูนย์สูตร เพราะอากาศจะต้องอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุม การกำหนดค่าการไหลนี้ก่อให้เกิดพายุหมุนวงกลมเคลื่อนไปทางเส้นศูนย์สูตรและเคลื่อนไปทางทิศตะวันตกของศูนย์กลางพายุ และแอนไทไซโคลนเคลื่อนไปทางขั้วโลกและเคลื่อนไปทางทิศตะวันออกของศูนย์กลางพายุ การไหลรวมในลักษณะวงกลมเหล่านี้ทำให้พายุเคลื่อนไปทางแนวนอนอย่างช้า ๆ ไปทางขั้วโลกและทิศตะวันตก ผลกระทบนี้ยังคงเกิดขั้น แม้ว่าจะมีการไหลเวียนของสิ่งแวดล้อมจะเป็นศูนย์
องค์ประกอบที่สามของการเคลื่อนตัวของพายุที่เกิดขึ้นค่อนข้างบ่อย เกี่ยวข้องกับการมีปฏิสัมพันธ์กับพายุหมุนเขตร้อนหลายลูก เมื่อพายุหมุนเขตร้อนเคลื่อนตัวเข้าใกล้กับพายุหมุนเขตร้อนอีกลูก ศูนย์กลางของพวกมันจะเริ่มโคจรเป็นวงจรระหว่างกันและกัน ทั้งนี้ขึ้นอยู่กับระยะห่างของพวกมันและความรุนแรงของทั้งคู่ กระแสลมวนทั้งคู่ก็อาจโครจรรอบ ๆ อีกระบบหนึ่ง หรือไม่ก็อาจไหลเป็นเกลียวผสานเข้าไปในจุดศูนย์กลาง เมื่อกระแสลมวนทั้งคู่มีขนาดไม่เท่ากัน กระแสลมวนที่ใหญ่กว่าจะมีแนวโน้มที่จะเป็นผู้ครองปฏิสัมพันธ์ และกระแสลมวนที่เล็กกว่าจะโคจรรอบตัวมัน ซึ่งปรากฏการณ์นี้เรียกว่า ปรากฏการณ์ฟุจิวะระ ซึ่งตั้งตามชื่อผู้ค้นพบคือ ซะคุเฮย์ ฟุจิวะระ[67]
แม้ว่าพายุหมุนเขตร้อนมักจะเคลื่อนจากทิศตะวันออกไปทางทิศตะวันตกในเขตร้อน การเคลื่อนที่อาจเลื่อนขึ้นไปทางขั้วโลกและไปทางทิศตะวันออกอย่างใดอย่างหนึ่ง ขณะที่มันเคลื่อนไปทางทิศตะวันตกของแนวสันกึ่งเขตร้อน หรืออื่น ๆ หากมีปฏิสัมพันธ์กับการไหลเวียนในละติจูดกลาง เช่น กระแสเจ็ตสตรีม หรือ พายุหมุนนอกเขตร้อน การเคลื่อนไหวในลักษณะนี้เรียกว่า "การโค้งอีกครั้ง" ซึ่งโดยทั่วไปจะเกิดขึ้นใกล้กับขอบด้านตะวันตกของแอ่งมหาสมุทรขนาดใหญ่ ที่โดยทั่วไปกระแสลมกรดซึ่งเป็นองค์ประกอบของการเคลื่อนไปทางขั้วโลกและพายุหมุนนอกเขตร้อนซึ่งเป็นเรื่องปกติ[68] ตัวอย่างเช่น พายุไต้ฝุ่นโอค ในปั พ.ศ. 2549[69]
การขึ้นฝั่งอย่างเป็นทางการ คือ เมื่อจุดศูนย์กลางของพายุ (จุดศูนย์กลางการหมุนเวียนลม ไม่ใช่บริเวณขอบของพายุ) เคลื่อนผ่านชายฝั่งทะเล[5] โดยอาจมีเงื่อนไขว่าพายุต้องอยู่บริเวณหาดและบนแผ่นดินก่อนที่จะขึ้นฝั่ง ในความเป็นจริง พายุหมุนเขตร้อนสามารถก่อให้เกิดลมแรงบนแผ่นดินได้โดยที่ไม่ได้ขึ้นฝั่ง[5] ถ้าเกิดเหตุการณ์นี้ขึ้น ก็บอกได้ว่าพายุได้ก่อ<i data-parsoid='{"dsr":[56188,56205,2,2]}'>ผลกระทบทางตรง</i>ต่อชายฝั่ง เป็นผลมาจากความแคบของความหมาย สำหรับการเตรียมพร้อมรับสถานการณ์ฉุกเฉิน การดำเนินการควรจะกระทำให้เรียบร้อยก่อนที่ลมแรงหรือฝนตกหนักจะมาถึง[5]
พายุหมุนเขตร้อนมีรูปแบบลักษณะการสลายตัวที่แตกต่างกัน ลักษณะแรกคือ หากพายุหมุนเขตร้อนเคลื่อนตัวขึ้นฝั่งบนแผ่นดิน เหตุนี้จึงทำให้มันต้องการน้ำอุ่นเพื่อให้ตัวเองมีอำนาจต่อไป เมื่อพายุขึ้นฝั่งมันจะอ่อนกำลังลงอย่างรวดเร็ว[70] พายุที่มีความรุนแรงส่วนมากจะสูญเสียความรุนแรงอย่างมากและรวดเร็ว หลังจากที่มันเคลื่อนขึ้นฝั่ง และทำให้ระบบของความกดอากาศต่ำไม่เป็นระเบียบภายในหนึ่งวันหรือสองวัน หรืออีกลักษณะหนึ่ง คือการวิวัฒนาการไปเป็นพายุหมุนนอกเขตร้อน มีโอกาสที่พายุหมุนเขตร้อนจะงอกใหม่ถ้าระบบได้รับการบริหารจัดการเมื่อกลับเข้าสู่น้ำอุ่นในที่เปิดอีกครั้ง ตัวอย่างเช่น พายุเฮอร์ริเคนอีวาน ถ้าระบบปกคลุมอยู่เหนือภูเขา แม้จะเป็นเพียงเวลาสั้น ๆ จะเป็นการเร่งการอ่อนกำลังลงไปได้อีก[71] พายุจำนวนมากอ่อนกำลังลงหรือสลายตัวลงจำนวนมาก ในพื้นที่ที่มีลักษณะภูมิประเทศเป็นภูเขา โดยพายุหมุนเขตร้อนปลดปล่อยความชื้นออกมา ในรูปของฝนตกกระหน่ำ[72] ซึ่งอาจนำมาซึ่งการเกิดน้ำท่วม ดินโคลนถล่มที่ร้ายแรง เช่น กรณีของพายุเฮอร์ริเคนมิทซ์ พ.ศ. 2541[73] เมื่อปราศจากพื้นผิวน้ำทะเลที่อบอุ่น พายุก็ไม่สามารถมีชีวิตอยู่ได้[74]
พายุหมุนเขตร้อนสามารถสลายตัว เมื่อมันเคลื่อนตัวอยู่เหนือผิวน้ำที่มีนัยสำคัญ ที่อุณหภูมิ 26.5°ซ (79.7°ฟ) เนื่องจากพายุจะสูญเสียคุณลักษณะทางเขตร้อนไป เช่น แกนอบอุ่นพร้อมด้วยพายุฝนฟ้าคะนองใกล้กับศูนย์กลาง และจะเริ่มกลายเป็นส่วนที่เหลือของหย่อมความกดอากาศต่ำ ส่วนที่เหลือของระบบอาจจะยังคงอยู่ต่อไปในอีกไม่กี่วันก่อนจะสูญหายไป กลไกการสลายตัวลักษณะนี้พบมากที่สุดในแอ่งมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออกเฉียงเหนือ[75] การอ่อนกำลังลงหรือสลายตัวอาจเกิดขึ้นได้ถ้าระบบเผชิญกับลมเฉือน ซึ่งจะทำให้การพาความร้อนและเครื่องจักรความร้อนเคลื่อนออกจากจุดศูนย์กลางไป ซึ่งลักษณะนี้จะทำให้พายุหมุนเขตร้อนสิ้นสุดการพัฒนาลง[76] นอกจากนี้ การมีปฏิสัมพันธ์กับแถบหลักของลมตะวันตก โดยวิธีการควบรวมกับพื้นที่ด้านหน้า สามารถทำให้พายุหมุนเขตร้อนวิวัฒนาการเป็นพายุหมุนนอกเขตร้อนได้ โดยการเปลี่ยนผ่านนี้จะใช้เวลา 1–3 วัน[77] แม้ว่าในท้ายที่สุด พายุหมุนเขตร้อนจะกลายเป็นพายุหมุนนอกเขตร้อนหรือสลายตัวไป มันก็ยังคงสามารถมีแรงลมอยู่ในระดับพายุโซนร้อน (หรือในบางครั้งมีแรงลมในระดับพายุไต้ฝุ่น/พายุเฮอร์ริเคน) ได้ และยังสามารถทำให้มีปริมาณน้ำฝนตกสะสมได้หลายนิ้ว ในมหาสมุทรแปซิฟิกและมหาสมุทรแอตแลนติก พายุหมุนเขตร้อนที่อยู่ในละติจูดสูงดังกล่าวในบางครั้งอาจมีความรุนแรงมาก และอาจมีความแรงของลมในระดับพายุไต้ฝุ่น หรือ พายุเฮอร์ริเคน เมื่อพวกมันเคลื่อนอยู่ทางชายฝั่งด้านตะวันตกของสหรัฐอเมริกา ซึ่งปรากฏการณ์เหล่านี้ยังสามารถส่งผลกระทบต่อทวีปยุโรป ซึ่งรู้จักในนาม 'พายุลมทวีปยุโรป' ตัวอย่างเช่น ส่วนที่เหลือของพายุเฮอร์ริเคนไอริสที่กลายเป็นพายุลมในปี พ.ศ. 2538[78] ตัวของพายุหมุนเองยังสามารถควบรวมกับหย่อมความกดอากาศต่ำอื่น ๆ กลายเป็นหย่อมความกดอากาศต่ำขนาดใหญ่ได้ ซึ่งนี่สามารถสร้างเสริมให้ระบบได้ แม้ว่าจะไม่ได้อยู่ในสถานะพายุหมุนเขตร้อนอีกต่อไป[76] จากการศึกษาในยุค พ.ศ. 2543 ได้ให้สมมติฐานว่าฝุ่นละอองจำนวนมากสามารถช่วยลดความรุนแรงของพายุหมุนเขตร้อนลงได้[79]
พายุหมุนเขตร้อนที่อยู่ในทะเลสามารถทำให้เกิดคลื่นขนาดใหญ่, ฝนตกหนัก, น้ำท่วมและลมแรง, รบกวนการขนส่งสินค้าระหว่างประเทศ และสามารถทำให้เรืออัปปางได้[80] พายุหมุนเขตร้อนจะทำให้ความเย็นเบื้องหลังในน้ำถูกกระตุ้น ซึ่งเป็นสาเหตุที่ทำให้ภูมิภาคนั้นแย่ต่อพายุหมุนเขตร้อนที่ตามมา[35] สำหรับบนแผ่นดิน ลมแรงสามารถทำให้เกิดความเสียหายหรือทำลายยานพาหนะ, อาคาร, สะพาน และวัตถุอื่น ๆ ที่อยู่ภายนอก ซึ่งเปลี่ยนเศษซากปรักหักพังให้กลายเป็นขีปนาวุธร้ายแรงในอากาศได้ สำหรับน้ำขึ้นจากพายุ เป็นการเพิ่มขึ้นของระดับน้ำทะเลอันเนื่องมาจากพายุหมุนเขตร้อน นี่คือผลกระทบที่ร้ายแรงที่สุดอันมาจากพายุหมุนเขตร้อนบนแผ่นดิน ในอดีต 90% ของการเสียชีวิตโดยพายุหมุนเขตร้อน[81] การหมุนเป็นวงกว้างของพายุหมุนเขตร้อนในการพัดขึ้นฝั่ง และลมเฉือนในแนวตั้งที่ขอบของพายุอาจพัดเป็นทอร์นาโด และพายุทอร์นาโดยังสามารถเป็นผลมาจากกำแพงตาซึ่งจะมีอยู่จนกว่าจะพัดขึ้นแผ่นดิน[82]
ผ่านมากว่าสองศตวรรษ พายุหมุนเขตร้อนก่อให้เกิดการเสียชีวิตของผู้คนกว่า 1.9 ล้านคนทั่วโลก พื้นน้ำอันเนื่องมาจากการเกิดน้ำท่วมนำไปสู่การระบาดของโรค คือเอื้อต่อการเจ็บป่วยที่มียุงเป็นพาหะนำโรค อีกทั้งผู้อพยพยังไปอยู่รวมกันในที่พักอาศัยที่แออัด ยิ่งเพิ่มความเสี่ยงต่อการแพร่กระจายของโรค[81] พายุหมุนเขตร้อนยังส่งผลอย่างมีนัยสำคัญต่อโครงสร้างพื้นฐาน นำไปสู่ภาวะไฟฟ้าดับ การพังทะลายของสะพาน และยังขัดขวางการพยายามบูรณะฟื้นฟูอีกด้วย[81][83] ดังเช่นพายุไต้ฝุ่นเกย์ ที่ส่งผลกระทบอย่างหนักต่อภาคใต้ของประเทศไทย ทั้งเกิดฝนตกหนัก น้ำท่วม รวมถึงเรืออัปปางจำนวนมากในอ่าวไทย[84] หรือพายุโซนร้อนแฮเรียตที่เคลื่อนตัวขึ้นฝั่งบริเวณแหลมตะลุมพุก ที่ส่งผลให้มีผู้เสียชีวืต 935 คน บ้านเรือนพังเสียหายกว่า 5 หมื่นหลัง รวมมูลค่าความเสียหายกว่า 1 พันล้านบาท[84]
แม้ว่าพายุหมุนจะก่อให้มียอดผู้เสียชีวิตและความเสียหายต่อทรัพย์สินส่วนบุคคลเป็นจำนวนมาก แต่บางกรณีพายุหมุนก็เป็นปัจจัยสำคัญในหยาดน้ำฟ้าที่แฝงอยู่ในพื้นที่ที่มันส่งผลกระทบ โดยอาจนำมาซึ่งการเกิดฝนตกในภูมิภาคที่แห้งแล้ง[85] พายุหมุนเขตร้อนยังช่วยรักษาสมดุลความร้อนทั่วโลกโดยการนำพาความร้อน โดยนำอากาศร้อนชื้นไปยังละติจูดกลางและบริเวณขั้วโลก[86] และโดยการควบคุมการไหลเวียนของเทอร์โมฮาไลน์ในร่องน้ำผุด[87] น้ำขึ้นจากพายุและลมจากพายุหมุนเขตร้อนอาจทำลายโครงสร้างที่มนุษย์สร้างขึ้น แต่ยังกระตุ้นน้ำบริเวณชะวากทะเล ซึ่งเป็นสถานที่ที่พันธุ์ปลาสำคัญอยู่ พายุหมุนเขตร้อนยังทำลายการกระตุ้นการฟื้นฟูมูลค่าทรพัย์สินในท้องถื่น[88]
เมื่อพายุหมุนเขตร้อนขึ้นฝั่งจากมหาสมุทร เกลือจะถูกนำไปยังน้ำจืดจำนวนมากและทำให้ความเค็มของน้ำเพิ่มขึ้นสูงเกินไปกว่าสิ่งมีชีวิตบางส่วนจะทนได้ บางสิ่งอาจสามารถรับมือกับความเค็มและหมุนเวียนมันกลับลงสู่มหาสมุทร แต่บางอย่างก็ไม่สามารถอยู่ได้หรือไม่มีแหล่งน้ำจืดขนาดใหญ่พอจะแทนที่ เพราะเหตุนี้ บางสายพันธุ์ของพืชและสัตว์จะตายลงเนื่องจากความเค็มที่เกินมาก[89] นอกจากนี้ พายุหมุนเขตร้อนสามารถทำให้เกิดสารพิษและกรดบนแผ่นดินเมื่อมันพัดขึ้นฝั่ง น้ำท่วมสามารถรับสารพิษจากการรั่วไหลและยังปนเปื้อนกับพื้นดินที่มันเคลื่อนผ่านไป สารพิษเป็นอันตรายมากกับคนและสัตว์ในพื้นที่ น้ำท่วมยังสามารถจัดประกายจากน้ำมันที่รั่วไหลออกมาได้ด้วยซึ่งอันตรายมาก[90]
พายุหมุนเขตร้อนที่รุนแรงสร้างความท้าทายโดยเฉพาะอย่างยิ่งกับการสังเกตการณ์ เนื่องจากเป็นปรากฏการณ์ทางทะเลที่อันตราย และสถานีตรวจอากาศที่มีอยู่น้อยในพื้นที่ที่มีพายุอยู่ โดยทั่วไป การสังเกตการณ์บนพื้นผิวจะมีอยู่เฉพาะกรณีที่พายุเคลื่อนตัวผ่านบริเวณที่เป็นเกาะ หรือชายฝั่งทะเล หรือถ้ามีเรืออยู่บริเวณนั้น การตรวจวัดแบบเรียลไทม์ มักถูกนำมาใช้ในบริเวณรอบนอกของพายุหมุน ซึ่งเป็นพื้นที่ที่มีสภาพเป็นภัยพิบัติน้อยกว่าและความแข็งแกร่งที่แท้จริงของพายุไม่สามารถประเมินได้ สำหรับเหตุนี้ มีทีมงานนักอุตุนิยมวิทยาที่ไปอยู่บริเวณเส้นทางการเคลื่อนตัวของพายุหมุนเขตร้อน ซึ่งช่วยในการประเมินความแข็งแกร่งของมันได้ขณะขึ้นฝั่ง[91]
พายุหมุนเขตร้อนที่อยู่ห่างจากฝั่งจะถูกติดตามโดยดาวเทียมตรวจอากาศ ซึ่งจับภาพช่วงแสงที่มองเห็นได้และอินฟราเรดจากอวกาศ ซึ่งปกติจะทำในทุก ๆ ครึ่งชั่วโมงถึงสี่ชั่วโมง พายุที่อยู่ใกล้พื้นดินสามารถสังเกตได้โดยใช้เรดาร์ตรวจอากาศ เรดาร์ยังมีบทบาทสำคัญทั่วพื้นดิน โดยการแสดงที่ตั้งของพายุและแสดงความรุนแรงได้ในเวลาหลายนาที[92]
การวัดการกำเนิดในแบบเรียลไทม์ สามารถนำมาได้โดยการส่งเที่ยวบินลาดตระเวนพิเศษเข้าไปในบริเวณพายุหมุนเขตร้อน ในแอ่งแอตแลนติกเที่ยวบินที่เข้าไปเป็นเที่ยวบินประจำการโดยรัฐบาลสหรัฐอเมริกาโดยเป็นนักล่าพายุเฮอร์ริเคน[93] อากาศยานที่ใช้คือ ล็อกฮีด ดับเบิลยูซี-130 เฮอร์คิวลีส และล็อกฮีด ดับเบิลยูพี-3ดี โอไรออน ซึ่งเป็นอากาศยานเทอร์โบสี่เครื่องยนต์ อากาศยานเหล่านี้จะบินตรงเข้าสู่พายุหมุนเขตร้อนและใช้เครื่องมือวัดโดยตรงและการตรวจวัดระยะไกล และเครื่องบินยังส่งดร๊อปซอนด์จีพีเอสลงในพายุหมุนเขตร้อน ซึ่งอุปกรณ์เหล่านี้จะวัดอุณหภูมิ ความชื้น ความกดอากาศ และโดยเฉพาะอย่างยิ่งลมระหว่างที่ระดับการบินและพื้นผิวมหาสมุทร ในยุคใหม่ในการณ์สังเกตการณ์พายุเหล่านี้โดยใช้แอโรโซนด์ ซึ่งเป็นโดรนอากาศยานขนาดเล็ก การปฏิบัติภารกิจขนาดนี้ยังประสบความสำเร็จในแอ่งมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกเช่นเดียวกัน นี้แสดงให้เห็นถึงวิธีการใหม่ในการตรวจสอบพายุหมุนเขตร้อนที่ระดับความสูงไม่มาก ที่นักบินที่เป็นมนุษย์ไม่ค่อยกล้าเข้าไป[94]
เพราะแรงของพายุมีผลต่อเส้นทางเดินของพายุหมุนเขตร้อน การคาดการณ์ที่ถูกต้องขึ้นอยู่กับการกำหนดตำแหน่งและความแข็งแกร่งของพื้นที่ความกดอากาศต่ำและความกดอากาศสูง และการทำนายว่าพื้นที่ดังกล่าวจะมีการเปลี่ยนแปลงที่ส่งผลต่อช่วงชีวิตของระบบพายุหมุนเขตร้อน ชั้นไหลเวียนที่ลึกหรือความเร็วลมเฉลี่ยผ่านระดับความลึกของโทรโพสเฟียร์ ซึ่งเหล่านี้ถือว่าเป็นเครื่องมือที่ดีที่สุดในการกำหนดทิศทางและความเร็ว ถ้าหากพายุถูกเฉือนอย่างมีนัยสำคัญ จะใช้การวัดความเร็วลมที่ระดับความสูงที่ด่ำกว่า ณ ความกดอากาศพื้นผิว 70 กิโลปาสกาล (3,000 เมตร หรือ 9,800 ฟุตเหนือระดับน้ำทะเล) ซึ่งผลที่ได้จะดีกว่าการคาดการณ์ การพยากรณ์ในเขตร้อนยังพิจารณาในระยะสั้นเพื่อตรวจสอบความถูกต้องที่มากกว่าในระยะยาว[95] ความพิวเตอร์ความเร็วสูงและซอฟต์แวร์แบบจำลองที่มีความซับซ้อนช่วยให้นักพยากรณ์สามารถผลิตแบบจำลองคอมพิวเตอร์ การผสมผสานแบบจำลองการพยากรณ์ด้วยความเข้าใจที่มากขึ้นในความรุนแรงและกฎของพายุหมุนเขตร้อน เช่นเดียวกับ ความมั่งคั่งของข้อมูลจากดาวเทียมที่โคจรรอบโลกและเซ็นเซอร์ต่าง ๆ ทำให้นักวิทยาศาสตร์สามารถเพิ่มความถูกต้องแม่นยำในการพยากรณ์ในช่วงหลายทศวรรษที่ผ่านมา[96] อย่างไรก็ตาม นักวิทยาศาสตร์ที่ไม่มีความชำนาญในการพยากรณ์ความรุนแรงของพายุหมุนเขตร้อน[97] อาจทำให้เกิดการขาดการปรับปรุงการพยากรณ์ความรุนแรง ประกอบกับการซับซ้อนของระบบ และความเข้าใจที่ไม่สมบูรณ์ต่อปัจจัยที่มีผลต่อการพัฒนาของพวกเขา
พายุหมุนเขตร้อนถูกจำแนกประเภทออกเป็นสามกลุ่มหลัก ตามระดับความรุนแรง ได้แก่ พายุดีเปรสชันเขตร้อน, พายุโซนร้อน และกลุ่มที่สามจะมีความรุนแรงที่สุดซึ่งจะมีชื่อเรียกต่างกันไปตามแต่ภูมิภาค ตัวอย่างเช่น พายุโซนร้อน ในแอ่งมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือที่ทวีกำลังแรงสูงสุดในระดับพายุหมุนเขตร้อนในมาตราโบฟอร์ต จะถูกเรียกว่า พายุไต้ฝุ่น (typhoon) ในขณะที่บริเวณแอ่งแปซิฟิกตะวันออกหรือแอ่งแอตแลนติกเหนือจะเรียกพายุดังกล่าวว่า พายุเฮอร์ริเคน (hurricane)[5] ทั้งคำว่า "พายุไต้ฝุ่น" และ "พายุเฮอร์ริเคน" ไม่ได้ถูกนำมาใช้ในซีกโลกใต้หรือแอ่งมหาสมุทรอินเดียแต่อย่างใด ในแอ่งเหล่านั้น จะเรียกพายุดังกล่าวว่า พายุไซโคลน พายุไซโคลนเขตร้อน พายุไซโคลนกำลังแรง หรือ พายุไซโคลนอันมีความรุนแรงมาก
ตามที่ได้ระบุไว้ดังตารางด้านล่าง แต่ละแอ่งจะใช้คำเรียกเฉพาะที่แตกต่างกันไป ซึ่งทำให้สามารถเปรียบเทียบความแตกต่างระหว่างแต่ละแอ่งได้ยาก ในมหาสมุทรแปซิฟิก พายุเฮอร์ริเคนจากมหาสมุทรแปซิฟิกกลางด้านเหนือ บางครั้งก็เคลื่อนผ่านเส้นเมอริเดียนที่ 180 องศาเข้าสู่มหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือจะกลายเป็นพายุไต้ฝุ่น (เช่นพายุเฮอร์ริเคน/พายุไต้ฝุ่นกิโล ในฤดู พ.ศ. 2558) ซึ่งมีการตั้งข้อสังเกตว่าพายุไต้ฝุ่นจะมีความเร็วลมสูงสุดใน 1 นาทีมากกว่า 67 เมตรต่อวินาที (m/s) และถ้ามากกว่า 150 ไมล์/ชม. (240 กม./ชม.) จะถูกศูนย์เตือนไต้ฝุ่นร่วมเรียกว่า พายุซูเปอร์ไต้ฝุ่น[98]
พายุดีเปรสชันเขตร้อน เป็นการจัดระเบียบของเมฆและพายุฝนฟ้าคะนองที่กำหนดไว้ โดยมีความเร็วลมสูงสุดโดยเฉลี่ยใกล้พื้นผิวน้อยกว่า 34 นอต (63 กม./ชม.) ระบบจะยังไม่มีตา และไม่มีการจัดระบบหรือรูปร่างการหมุนเกลียวที่มีประสิทธิภาพ อย่างไรก็ตาม ระบบหย่อมความกดอากาศต่ำที่มีอยู่แล้วจึงมีชื่อว่า "ดีเปรสชัน"[99] ในฟิลิปปินส์ พายุดีเปรสชันเขตร้อนจะได้รับชื่อ หากก่อตัวหรือเคลื่อนตัวผ่านพื้นที่รับผิดชอบของฟิลิปปินส์[100]
พายุโซนร้อน เป็นการจัดระบบของพายุฝนฟ้าคะนองที่แข็งแกร่งขึ้นด้วยความเร็วลมสูงสุดโดยเฉลี่ยระหว่าง 34 นอต (63 กม./ชม.) ถึง 64 นอต (119 กม./ชม.) ที่จุดนี้ รูปทรงของพายุหมุนเขตร้อนที่โดดเด่นจะเริ่มพัฒนาขึ้น แม้ว่าตามักจะไม่ปรากฏให้เห็น หน่วยงานบริการสภาพอากาศของรัฐบาลจะกำหนดชื่อให้กับระบบพายุที่มีความรุนแรงในระดับนี้[99] ถึงแม้ว่าพายุโซนร้อนจะมีความรุนแรงน้อยกว่าพายุไต้ฝุ่น แต่มันก็สามารถสร้างความเสียหายอย่างมีนัยสำคัญได้ แนวลมเฉือนสามารถที่จะพัดออกไปได้ และวัตถุที่ลอยไปมาในอากาศอาจก่อให้เกิดความเสียหายกับสายไฟ หลังคา และผนังได้ ความอันตรายจะมากขึ้นจากฝนที่ตกหนักทำให้เกิดน้ำท่วมในแผ่นดิน[101]
พายุไต้ฝุ่น หรือ พายุเฮอร์ริเคน (บางครั้งก็ถูกเรียกว่าพายุหมุนเขตร้อน เมื่อเทียบกับพายุดีเปรสชันหรือพายุโซนร้อน) คือระบบที่มีความเร็วลมอย่างน้อย 34 เมตรต่อวินาที (66 นอต) หรือ 119 กม./ชม. (74 ไมล์/ชม.)[99] ที่ระดับความรุนแรงนี้จะมีการพัฒนาของตาพายุ ซึ่งเป็นพื้นที่ที่ลมสงบ (และความกดอากาศต่ำที่สุด) อันเป็นศูนย์กลางของการไหลเวียน ภาพถ่ายดาวเทียมจะปรากฏให้เห็นตาพายุขนาดเล็ก ลักษณะกลม และไร้เมฆ รายรอบด้วยกำแพงตาพายุ มีขนาดประมาณ 16 กิโลเมตร (9.9 ไมล์) ถึง 80 กิโลเมตร (50 ไมล์) ซึ่งพายุฝนฟ้าคะนองที่รุนแรงและกระแสลมไหลเวียนจะหมุนโดยรอบศูนย์กลางนี้ของพายุ ความเร็วลมสูงสุดโดยเฉลี่ยที่เคยบันทึกได้สูงที่สุดอยู่ที่ 85 เมตรต่อวินาที (165 นอต) หรือ 314 กิโลเมตรต่อชั่วโมง (195 ไมล์/ชม.)[102]
คำว่า ไต้ฝุ่น (typhoon) เป็นคำที่ใช้กันในปัจจุบันนี้ในแอ่งแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือ ซึ่งที่มาอาจมาจากภาษาอาหรับ ว่า ตูฟาน[103] (ţūfān; طوفان) (ใกล้เคียงกับภาษาฮินดี, อูรดู และเปอร์เซีย) ซึ่งแปลว่า ควัน[103] ในทางกลับกันอาจมาจากภาษากรีก ว่า ไทฟอน (Typhon; Τυφών) ซึ่งเป็นขื่อของอสูรกายจากเทพปกรณัมกรีกที่เกี่ยวข้องกับพายุ[104] หรืออาจเกี่ยวข้องกับภาษาโปรตุเกส ว่า ตูเฟา (tufão) ซึ่งใช้เรียกพายุไต้ฝุ่นในภาษาโปรตุเกส ซึ่งมีที่มาจากคำว่า ไทฟอน[105] อีกทั้งคำเหล่านี้ยังคล้ายคลึงกับภาษาจีน ว่า ไตเฟิง (ภาษาจีนกลาง: táifēng; 台风) (fēng แปลว่า ลม) และในภาษากวางตุ้งมาตรฐาน ว่า ไตฟุง[103] (ภาษาจีนดั้งเดิม: toifung; 颱風) คำว่า ไทฟู (taifū; 台風) ในภาษาญี่ปุ่น และคำว่า แทพุง (taepung; 태풍) ในภาษาเกาหลี
คำว่า เฮอร์ริเคน (hurricane) เป็นคำที่ใช้ในแอ่งแอตแลนติกเหนือ รวมถึงมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออก มาจากคำว่า อูรากัน (huracán) ซึ่งเป็นคำในภาษาสเปน ซึ่งเป็นชื่อเทพแห่งพายุของชาวการิบ/ไตโน ที่ชื่อว่า ฮูรากัน (Juracán) นักวิชาการเชื่อว่าชื่อพระเจ้านี้ มีส่วนที่ได้มาจากพระเจ้าผู้สร้างชาวมายัน ฮูรากัน เป็นชื่อเทพเจ้าที่ได้รับการนับถือโดยชนเผ่ามายา ซึ่งเชื่อว่าเป็นผู้ทำให้เกิดแผ่นดินแห้งขึ้นมาจากกระแสน้ำเชี่ยว และยังเชื่อว่าเป็นผู้ทำลาย "ชาววูเดน" และยังเชื่อว่าเป็นบรรพบุรุษของ "ชาวมายเซ" ซึ่งมากับพายุและอุทกภัย[106][107] อูรากัน ยังเป็นที่มาของคำว่า ออร์กัน (orcan) ซึ่งเป็นคำที่ใช้โดยเฉพาะสำหรับพายุลมยุโรปที่มีความรุนแรง[107]
การตั้งชื่อให้กับพายุหมุนเขตร้อนเมื่อย้อนกลับไปหลายปีก่อน จะเป็นการตั้งชื่อตามสถานที่หรือสิ่งที่มันโจมตี ก่อนจะเริ่มมีการตั้งชื่ออย่างเป็นทางการ[108][109] ระบบการตั้งชื่อที่ใช้ในปัจจุบันมีการระบุตัวตนในเชิงบวกต่อระบบของสภาพอากาศในช่วงสั้น ๆ ซึ่งจะเข้าใจได้ง่ายและเป็นที่ยอมรับของสาธารณขน[108][109] สำหรับการใช้ชื่อตัวบุคคลกับระบบสภาพอากาศในครั้งแรกเกิดขึ้นในรัฐบาลแห่งรัฐควีนแลนด์ เมื่อคลีเมนต์ แรกกี นักอุตุนิยมวิทยาได้ตั้งชื่อให้กับระบบพายุในช่วงระหว่างปี พ.ศ. 2430 - 2450[108][109] ซึ่งระบบการตั้งชื่อลักษณะนี้ต่อมาได้ลงลงไปเรื่อย ๆ และเลิกใช้ไปหลังจากแรกกีเกษียณอายุไป กระทั่งถึงคราวสงครามโลกครั้งที่สอง ระบบนี้ถูกนำกลับมาใช้อีกครั้งสำหรับบริเวณมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตก[108][109] ซึ่งต่อมาได้ถูกนำไปใช้อย่างเป็นทางการในทางเหนือและใต้ของมหาสมุทรแอตแลนติก, ทางตะวันออก ตอนกลาง ทางตะวันตกและทางใต้ของมหาสมุทรแปซิฟิกรวมถึงภูมิภาคออสเตรเลียและมหาสมุทรอินเดีย[109]
ในปัจจุบันพายุหมุนเขตร้อนมีการตั้งชื่ออย่างเป็นทางการ โดยหนึ่งในสิบเอ็ดศูนย์บริการอุตุนิยมวิทยาและจะเป็นผู้รักษาชื่อเหล่านั้นตลอดชีวิตของมัน เพื่อความสะดวกในการติดต่อสื่อสารระหว่างนักพยากรณ์ และประชาชนทั่วไปเกี่ยวกับการพยากรณ์ การสังเกต และการเตือนภัย[108] เนื่องจากระบบพายุสามารถคงอยู่ได้ในระยะเวลาหนึ่งสัปดาห์หรือนานกว่านั้น และยังสามารถมีหลายระบบพายุเกิดขึ้นในแอ่งเดียวกันเวลาเดียวกันได้ด้วย โดยการตั้งชื่อจะช่วยลดความสับสนระหว่างการพูดถึงพายุแต่ละลูก[108] รายชื่อที่ถูกตั้งเก็บไว้จะถูกนำมาใช้กับพายุที่มีความเร็วลมสูงสุดเฉลี่ยในหนึ่ง สาม หรือสิบนาที มากกว่า 65 กม./ชม. (40 ไมล์/ชม.) ขึ้นอยู่กับแอ่งที่พายุก่อตัว[36][110][39] อย่างไรก็ตาม มาตรฐานที่ต่างกันจากแต่ละแอ่ง ทำให้พายุดีเปรสชันเขตร้อนบางลูกอาจได้รับการตั้งชื่อในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตก ขณะที่พายุหมุนเขตร้อนจะต้องมีลมแรงเกิดขึ้นรอบศูนย์กลางก่อนที่จะได้รับการตั้งชื่อในซีกโลกใต้[39][40] สำหรับชื่อที่มีนัยสำคัญในมหาสมุทรแอตแลนติก มหาสมุทรแปซิฟิก และภูมิภาคออสเตรเลียจะถูกปลดออกและตั้งชื่ออื่นมาแทนที่[36][37][40]
รูปแบบของพายหมุนเขตร้อนส่วนมากมักจะก่อตัวด้านใกล้กับเส้นศูนย์สูตร แล้วจึงค่อย ๆ เคลื่อนตัวเข้าหาด้านขั้วโลกโดยอาศัยแถบลมตะวันตก[111] เมื่อแนวลิ่มกึ่งเขตร้อนมีการเปลี่ยนแปลงตำแหน่งไปเนื่องจากเอลนีโญ ดังนั้นจึงส่งผลต่อเส้นทางเดินพายุหมุนเขตร้อน พื้นที่ทางตะวันตกของประเทศญี่ปุ่นและเกาหลีจะประสบกับพายุน้อยกว่าในเดือนกันยายน–พฤศจิกายน ในช่วงที่เอลนีโญส่งผลกระทบและปีที่อยู่ในภาวะเป็นกลาง ในช่วงภาวะเอลนีโญ จะแบ่งลิ่มกึ่งเขตร้อนที่ใกล้เส้น 130°ตะวันออก ซึ่งจะเป็นประโยชน์ต่อหมู่เกาะญี่ปุ่น[112] ส่วนกวมจะได้รับผลกระทบมากขึ้นเป็นหนึ่งในสาม ซึ่งมากกว่าค่าเฉลี่ยระยะยาว[113]
ในมหาสมุทรแอตแลนติกจะมีประสบการณ์ที่ซึมเศร้าเนื่องมาจากลมเฉือนทั่วทั้งภูมิภาคในช่วงเอลนีโญ[114]
ในช่วงปีลานีญา พายุหมุนเขตร้อนจะก่อตัวในตำแหน่งของลิ่มกึ่งเขตร้อนซึ่งเคลื่อนไปทางตะวันตกทั่วมหาสมุทรแปซิฟิก ซึ่งเป็นการเพิ่มความเสี่ยงภัยคุกคามให้แก่ประเทศจีน และความรุนแรงที่มากขึ้นในฟิลิปปินส์[112]
การตั้งชื่อพายุหมุนเขตร้อน