stanford-oval/wikipedia huggingface dataset:
เจ้าพระขวัญ

| เจ้าพระขวัญ |
| --- | --- |
เจ้าฟ้า
ประสูติ: พ.ศ. 2231 กรุงศรีอยุธยา อาณาจักรอยุธยา
สิ้นพระชนม์: 7 เมษายน พ.ศ. 2246 (15 ปี) พระตำหนักหนองหวาย กรุงศรีอยุธยา อาณาจักรอยุธยา
ฝังพระศพ: วัดโคกพระยา
ราชวงศ์: บ้านพลูหลวง
พระบิดา: สมเด็จพระเพทราชา
พระมารดา: กรมหลวงโยธาทิพ   (หลักฐานร่วมสมัยว่ากรมหลวงโยธาเทพ)
ศาสนา: เถรวาท

ถูกกล่าวหา: อาจเป็นภัยต่อราชบัลลังก์
รับโทษ: สำเร็จโทษด้วยท่อนจันทน์
 
สมเด็จพระเจ้าลูกยาเธอ เจ้าพระขวัญ หรือ พระขวัญ เจ้าตรัสน้อย เป็นพระราชโอรสของสมเด็จพระเพทราชา และ กรมหลวงโยธาเทพ (พงศาวดารยุคหลังว่า กรมหลวงโยธาทิพ) ประสูติในปี พ.ศ. 2231 พระองค์มีผู้คนนับถือเป็นอันมากเพราะเป็นพระราชนัดดาในสมเด็จพระนารายณ์มหาราช ภายหลังพระองค์ทรงโดนสมเด็จกรมพระราชวังบวรฯ(ภายหลังคือสมเด็จพระเจ้าสุริเยนทราธิบดี)ลอบปลงพระชนม์อันเนื่องมาจากทรงเกรงว่าเจ้าพระขวัญอาจจะเป็นเป็นภัยต่อราชสมบัติของพระองค์ในภายภาคหน้า (ในหลักฐานร่วมสมัยว่าทรงคิดก่อการกบฏ)
พายุหมุนเขตร้อน

"ไซโคลน" เปลี่ยนทางมาที่นี่ สำหรับความหมายอื่น ดูที่ ไซโคลน (แก้ความกำกวม)
พายุเฮอริเคนอิสซาเบล (ปี 2003) เมื่อสังเกตจากสถานีอวกาศนานาชาติ ตาพายุ, กำแพงตาพายุ, และแถบฝนโดยรอบ ทั้งหมดเป็นลักษณะของพายุหมุนเขตร้อนในความหมายอย่างแคบ เห็นได้อย่างชัดเจนจากอวกาศ
พายุหมุนเขตร้อน เป็นระบบพายุที่หมุนอย่างรวดเร็ว มีลักษณะได้แก่ ศูนย์กลางความกดอากาศต่ำ การไหลเวียนของบรรยากาศระดับต่ำแบบปิด ลมกระโชกแรง และการจัดเรียงของพายุฟ้าคะนองแบบก้นหอยซึ่งให้เกิดฝนตกหนัก พายุหมุนเขตร้อนมีชื่อเรียกหลายชื่อขึ้นอยู่กับตำแหน่งบนโลกและกำลัง เช่น เฮอริเคน ไต้ฝุ่น พายุหมุนเขตร้อน พายุไซโคลน 
ดีเปรสชันเขตร้อน หรือเรียกเพียงพายุหมุน เฮอริเคนเป็นพายุหมุนเขตร้อนที่เกิดในมหาสมุทรแอตแลนติกและมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออกเฉียงเหนือ และไต้ฝุ่นเกิดในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือ ส่วนในมหาสมุทรแปซิฟิกใต้หรือมหาสมุทรอินเดีย พายุขนาดเท่า ๆ กันเรียกเพียง "พายุหมุนเขตร้อน" หรือ "พายุหมุนกำลังแรง"
คำว่า "เขตร้อน" หมายถึง บริเวณกำเนิดทางภูมิศาสตร์ของระบบเหล่านี้ซึ่งแทบทั้งหมดเกิดในทะเลเขตร้อน "พายุหมุน" หมายถึงลมที่เคลื่อนที่เป็นวงกลม โดยพัดรอบตาพายุ ณ ศูนย์กลางที่ปลอดลมและฝน และลมที่พัดในทิศทวมเข็มนาฬิกาในซีกโลกเหนือและตามเข็มนาฬิกาในซีกโลกใต้ ทิศทางการไหลเวียนดังกล่าวเกิดจากแรงคอริออลิส พายุหมุนเขตร้อนตรงแบบก่อตัวขึ้นเหนือแหล่งน้ำค่อนข้างอุ่นขนาดใหญ่ พายุเหล่านี้ได้พลังงานจากการระเหยของน้ำจากผิวมหาสมุทร ซึ่งสุดท้ายจะควบแน่นเป็นเมฆและตกลงเป็นฝนเมื่ออากาศชื้นลอยตัวขึ้นและเย็นตัวลงจนอิ่มตัว แหล่งพลังงานนี้ต่างจากพายุหมุนละติจูดกลาง เช่น นอร์เอสเตอร์และวินสตอร์มยุโรป (European windstorm) ซึ่งได้พลังงานมาจากความต่างของอุณหภูมิแนวนอนเป็นหลัก พายุหมุนเขตร้อนตรงแบบมีเส้นผ่านศูนย์กลางระหว่าง 100 ถึง 2,000 กิโลเมตร
ลมที่หมุนอย่างแรงของพายุหมุนเขตร้อนเป็นผลของการอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุมที่ส่งผ่านจากการหมุนของโลกเมื่ออากาศไหลเข้าข้างในสู่แกนหมุน ผลทำให้พายุหมุนเขตร้อนมักไม่เกิดภายใน 5° จากศูนย์สูตร พายุหมุนเขตร้อนแทบไม่ปรากฏในมหาสมุทรแอตแลนติกใต้เนื่องจากมีลมเฉือนพัดแรงตลอดเวลาและร่องความกดอากาศต่ำที่อ่อน เช่นเดียวกับที่ลมฝ่ายตะวันออกแอฟริกาและบริเวณที่มีความไร้เสถียรภาพของบรรยากาศซึ่งทำให้เกิดพายุหมุนในมหาสมุทรแอตแลนติกและทะเลแคริบเบียน ร่วมกับมรสุมเอเชียและแอ่งน้ำอุ่นแปซิฟิกตะวันตก เป็นลักษณะของซีกโลกเหนือและออสเตรเลีย
พื้นที่ชายฝั่งมีความเสี่ยงได้รับผลกระทบจากพายุหมุนเขตร้อนมากเป็นพิเศษเมื่อเทียบกับพื้นที่ในแผ่นดิน แหล่งพลังงานหลักสำหรับพายุหมุนคือน้ำอุ่นมหาสมุทร ฉะนั้นพายุจึงมักเกิดเมื่ออยู่เหนือหรือใกล้แหล่งน้ำ และอ่อนกำลังลงค่อนข้างรวดเร็วเมื่อพัดเข้าแผ่นดิน ความเสียหายแถบชายฝั่งอาจเกิดจากลมและฝนตกหนัก คลื่นทะเลสูง (เกิดจากลม) คลื่นพายุซัดฝั่ง (เกิดจากลมและการเปลี่ยนแปลงความกดอากาศอย่างรุนแรง) และโอกาจเกิดทอร์เนโด พายุหมุนเขตร้อนยังพัดพาอากาศจากพื้นที่ขนาดใหญ่และทำให้หยาดน้ำฟ้าซึ่งเป็นปริมาณน้ำในอากาศนั้น (เกิดจากความชื้นในบรรากาศและความชื้นที่ระเหยจากน้ำ) กระจุกตัวในพื้นที่เล็ก ๆ การแทนที่อากาศที่นำความชื้นด้วยอากาศที่นำความชื้นใหม่หลังความชื้นตกลงเป็นฝนแล้วอย่างต่อเนื่องนั้น ซึ่งก่อให้เกิดฝนตกหนักอย่างยิ่งและแม่น้ำล้นตลิ่งเป็นระยะทางสูงสุด 40 กิโลเมตรจากแนวชายฝั่ง เกินกว่าปริมาณน้ำที่บรรยากาศในท้องถิ่นมีอยู่ ณ ขณะหนึ่งมาก
โครงสร้างทางกายภาพ

ดูเพิ่ม: ตา (พายุหมุน)
พายุหมุนเขตร้อนเป็นบริเวณความกดอากาศค่อนข้างต่ำในชั้นโทรโพสเฟียร์ โดยการรบกวนความดันเกิดที่ระดับความสูงใกล้พื้นผิวมากที่สุด ความกดอากาศที่วัดได้จากศูนย์กลางพายุหมุนเขตร้อนเป็นค่าที่ต่ำที่สุดเป็นอันดับต้น ๆ ซึ่งสังเกตได้ ณ ระดับน้ำทะเล สิ่งแวดล้อมใกล้ศูนย์กลางพายุหมุนเขตร้อนอุ่นกว่าบริเวณโดยรอบในทุกละติจูด ฉะนั้น พายุหมุนเขตร้อนจึงเป็นระบบ "แกนอุ่น"
โครงสร้างทางกายภาพ > สนามลม

สนามลมใกล้พื้นผิวของพายุหมุนเขตร้อนมีลักษณะเป็นอากาศที่หมุนอย่างรวดเร็วรอบศูนย์กลางการไหลเวียนขณะที่ไหลเข้าด้านในอย่างรวดเร็วไปพร้อมกัน ส่วนอากาศที่ขอบด้านนอกของพายุอาจเกือบสงบ ทว่าเนื่องจากการหมุนของโลก อากาศจึงมีโมเมนตัมเชิงมุมสัมบูรณ์ไม่เป็นศูนย์ เมื่ออากาศไหลเข้าด้านในอย่างรวดเร็วจะเริ่มหมุนแบบพายุ (กล่าวคือ ทวนเข็มนาฬิกาในซีกโลกเหนือและตามเข็มนาฬิกาในซีกโลกใต้) เพื่ออนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุม อากาศที่รัศมีด้านในเริ่มลอยตัวสูงขึ้นสู่ระดับบนสุดของโทรโพสเฟียร์ รัศมีนี้ตรงแบบเกิดพร้อมกับรัศมีด้านในของกำแพงตา และมีลมใกล้พื้นผิวของพายุแรงสุด เรียก รัศมีที่อัตราเร็วลมสูงสุด (radius of maximum wind) เมื่ออากาศยกตัวสูงขึ้นจะไหลออกห่างจากศูนย์กลางพายุจะเกิดเป็นเมฆซีร์รัส
กระบวนการดังกล่าวข้างต้นส่งผลให้เกิดสนามลมที่เกือบสมมาตรตามแนวแกน คือ ที่ศูนย์กลางพายุความเร็วลมต่ำ และความเร็วลมจะเพื่มขึ้นอย่างรวดเร็วเมื่อห่างออกไปถึงรัศมีของความเร็วลมสูงสุด และค่อย ๆ สลายตัวออกไปตามรัศมีที่มีขนาดใหญ่ อย่างไรก็ตาม สนามของลมมักแสดงความผันแปรเชิงพื้นที่และเวลาเพิ่มอีกจากผลของกระบวนการเฉพาะถิ่น เช่น กัมมันตภาพพายุฟ้าคะนอง และความไม่เสถียรการไหลแนวนอน ส่วนในแนวตั้ง ลมจะมีความรุนแรงสุดใกล้ผิวและลดลงตามความสูงในชั้นโทรโพสเฟียร์
โครงสร้างทางกายภาพ > ตาและศูนย์กลาง

ณ ศูนย์กลางของพายุหมุนเขตร้อนที่โตเต็มที่ อากาศจะจมลงมิใช่ลอยสูงขึ้น ในพายุที่มีกำลังแรงมากพออากาศอาจจมลงเหนือชั้นที่ลึกพอระงับการเกิดเมฆ ฉะนั้นจึงเกิด "ตา" ที่ปลอดโปร่ง ลมฟ้าอากาศในตาปกติสงบและปลอดเมฆ แม้ทะเลอาจมีคลื่นลมแรงมากได้ ปกติตามีรูปวงกลม และมีเส้นผ่านศูนย์กลาง 30–65 กิโลเมตร แต่ตาขนาดเล็กเพียง 3 กิโลเมตร และใหญ่ถึง 370 กิโลเมตรก็เคยพบมาแล้ว
ขอบรอบนอกของตาที่มีเมฆเรียก "กำแพงตา" กำแพงตาตรงแบบขนาดออกด้านนอกและสูงขึ้นคล้ายกับอัฒจันทร์สนามฟุตบอล ปรากฏการณ์นี้บางทีเรียก ปรากฏการณ์อัฒจันทร์ กำแพงตาเป็นที่ที่ความเร็วลมสูงสุดในพายุ อากาศยกตัวเร็วที่สุด และเมฆมีระดับความสูงสูงที่สุด และมีหยาดน้ำฟ้ามากที่สุด ความเสียหายจากลมที่หนักที่สุดเกิด ณ ที่ที่กำแพงตาของพายุหมุนเขตร้อนพัดผ่านแผ่นดิน
สำหรับตาในพายุที่อ่อนกว่าอาจถูกบดบังด้วยเมฆเต็มท้องฟ้าทึบศูนย์กลาง (central dense overcast) ซึ่งเป็นเมฆซีร์รัสระดับบนที่สัมพันธ์กับบริเวณที่มีกัมมันตภาพฟ้าคะนองรุนแรงที่กระจุกใกล้ศูนย์กลางของพายุเขตร้อน
กำแพงตาอาจแตกต่างกันตามเวลาในรูปของวัฎจักรการทดแทนกำแพงตา โดยเฉพาะอย่างยิ่งในพายุหมุนเขตร้อนที่รุนแรง แถบนฝนชั้นนอกสามารถจัดเป็นวงแหวนรอบนอกของพายุฟ้าคะนองที่เคลื่อนตัวเข้าอย่างช้าๆ ซึ่งเชื่อว่าแย่งความชื้นและโมเมนตัมเชิงมุมจากกำแพงตาหลัก เมื่อกำแพงตาหลักอ่อนกำลังลง พายุหมุนเขตร้อนจะอ่อนกำลังอย่างชั่วคราว สุดท้ายกำแพงตารอบนอกจะเข้ามาแทนที่กำแพงหลักท้ายวัฎจักร ในเวลานั้นพายุอาจกลับมามีความรุนแรงดังเดิม
โครงสร้างทางกายภาพ > การทวีกำลังแรงขึ้นอย่างรวดเร็ว

บทความหลัก: การทวีกำลังแรงขึ้นอย่างรวดเร็ว
ในบางโอกาสพายุหมุนเขตร้อนอาจผ่านกระบวนการเรียก "การทวีกำลังแรงขึ้นอย่างรวดเร็ว" ซึ่งในระยะดังกล่าว ความดันระดับน้ำทะเลต่ำสุดของพายุหมุนเขตร้อนลดลง 42 มิลลิบาร์ในช่วง 24 ชั่วโมง การเกิดการทวีกำลังแรงขึ้นอย่างรวดเร็วต้องมีหลายเหตุปัจจัยอยู่ก่อน อุณหภูมิน้ำต้องสูงมาก (30 °ซ ขึ้นไป) และน้ำที่อุณหภูมินี้จะต้องมีความลึกเพียงพอให้คลื่นไม่ยกน้ำที่เย็นกว่าสู่ผิว ลมเฉือนจะต้องต่ำ เพราะเมื่อลมเฉือนสูงการพาความร้อนและการไหลเวียนในพายุหมุนจะถูกรบกวน ปกติจะมีแอนตีไซโคลนในโทรโพสเฟียร์ชั้นบนเหนือพายุด้วยเช่นกัน สำหรับให้เกิดความดันผิวที่ต่ำอย่างยิ่ง อากาศจะต้องลอยตัวขึ้นอย่างรวดเร็วในกำแพงตาของพายุ และแอนตีไซโคลนชั้นบนจะช่วยพัดลมนี้ออกจากพายุหมุนอย่างมีประสิทธิภาพ
โครงสร้างทางกายภาพ > ขนาด

| ขนาดของพายุหมุนเขตร้อน> ROCI | ขนาดของพายุหมุนเขตร้อน> ประเภท |
| --- | --- |
น้อยกว่า 2 องศาละติจูด: เล็กมาก/แคระ
2 ถึง 3 องศาละติจูด: เล็ก
3 ถึง 6 องศาละติจูด: ปานกลาง
6 ถึง 8 องศาละติจูด: ใหญ่
มากกว่า 8 องศาละติจูด: ใหญ่มาก
มีตัววัดที่ใช้วัดขนาดของพายุหลายตัววัด ตัววัดที่นิยมใช้มากที่สุด ได้แก่ รัศมีที่อัตราเร็วลมสูงสุด รัศมีของความเร็วลม 34 นอต (กล่าวคือ แรงลมพายุ), รัศมีของไอโซบาร์ปิดนอกสุด (radius of outermost closed isobar หรือ ROCI) และรัศมีลมอันตรธาน ตัวชี้วัดอื่น ๆ ได้แก่ รัศมีที่สนามวอร์ทิซิตี (vorticity) สัมพัทธ์ของพายุหมุนลดลงเหลือ 1×10−5 ต่อวินาที
พายุหมุนเขตร้อนบนโลกมีขนาดแตกต่างกันได้มากตั้งแต่ 100–2000 กม. เมื่อวัดจากรัศมีลมอันตรธาน พายุหมุนเขตร้อนมีขนาดเฉลี่ยใหญ่สุดในแอ่งมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือและเล็กสุดในแอ่งมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออกเฉียงเหนือ ถ้ารัศมีของไอโซบาร์ปิดนอกสุดน้อยกว่า 2 องศาละติจูด (222 กม.) จะถือว่าเป็นพายุหมุนนั้นมีขนาด "เล็กมาก" หรือ "แคระ", ถ้ารัศมีอยู่ระหว่าง 3-6 องศาละติจูด (333-670 กม.) จะถือว่ามี "ขนาดปานกลาง" และถ้ามีรัศมีมากกว่า 8 องศาละติจูด จะถือว่าเป็นพายุหมุนที่มีขนาด "ใหญ่มาก" (888 กม.) การสังเกตบ่งชี้ว่า ขนาดมีความแปรผันน้อยกับตัวแปรอย่างความรุนแรงของพายุ (กล่าวคือ ความเร็วลมสูงสุด), รัศมีความเร็วลมสูงสุด, ละติจูด และความรุนแรงศักย์สูงสุด
ขนาดของพายุมีบทบาทสำคัญในการปรับความเสียหายอันเนื่องจากพายุ เมื่อปัจจัยอื่นเท่ากันพายุขนาดใหญ่จะมีผลกระทบเป็นบริเวณกว้างเป็นระยะเวลานานกว่า นอกจากนี้ สนามลมใกล้พื้นผิวขนาดใหญ่กว่าสามารถก่อกำเนิดคลื่นพายุซัดฟังขนาดใหญ่กว่าเนื่องจากมีระยะเหนือผิวน้ำที่ลมพัดผ่าน (fetch) ยาวกว่า มีระยะเวลานานกว่าและระดับน้ำชายฝั่งยกตัว (wave setup) ที่มากกว่า
การไหลเวียนชั้นบนของพายุเฮอริเคนที่รุนแรงขยายไปสู่ชั้นโทรโพสเฟียร์ได้ ซึ่งมีความสูงขั้นต่ำที่ 15,000-18,000 เมตร (50,000–60,000 ฟุต)
ฟิสิกส์และพลังงานศาสตร์

สนามลมปริภูมิสามมิติในพายุหมุนเขตร้อนแยกได้เป็นสององค์ประกอบ คือ การไหลเวียนปฐมภูมิและการไหลเวียนทุติยภูมิ การไหลเวียนปฐมภูมิเป็นส่วนของการไหลที่หมุนวนซึ่งเป็นรูปวงกลมทั้งหมด ส่วนการไหลเวียนทุติยภูมิเป็นส่วนที่การไหลเวียนที่มีการหมุนเวียนคว่ำลง (เข้า-ขึ้น-ออก-ลง) อยู่ในทิศทางเป็นรัศมีและแนวตั้ง การไหลเวียนปฐมภูมิมีขนาดใหญ่กว่า เป็นส่วนใหญ่ของสนามลมพื้นผิว และเป็นสาเหตุของความเสียหายส่วนใหญ่ที่เกิดจากพายุ ส่วนการไหลเวียนทุติยภูมิช้ากว่าแต่ควบคุมพลังงานศาสตร์ของพายุ
ฟิสิกส์และพลังงานศาสตร์ > การไหลเวียนทุติยภูมิ: เครื่องจักรความร้อนการ์โนต์

แหล่งพลังงานหลักของพายุหมุนเขตร้อน คือ ความร้อนจากการระเหยของน้ำจากพื้นผิวมหาสมุทรอุ่นที่ได้รับความร้อนจากแสงอาทิตย์ พลังงานศาสตร์ของระบบอาจมองเป็นอุดมคติว่าเป็นเครื่องจักรความร้อนการ์โนต์ของบรรยากาศ ขั้นแรก อากาศไหลเข้าใกล้พื้นผิวได้รับความร้อนส่วนใหญ่จากการระเหยของน้ำ (กล่าวคือ ความร้อนแฝงจำเพาะ) ที่อุณหภูมิพื้นผิวมหาสมุทรที่อุ่น (ระหว่างการระเหย มหาสมุทรจะเย็นลงส่วนอากาศจะอุ่นขึ้น) ขั้นสอง อากาศอุ่นไหลขึ้นและเย็นลงภายในกำแพงตา ขณะที่การอนุรักษ์ความร้อน (ความร้อนแฝงจำเพาะถูกแปลงเป็นความร้อนสัมผัสระหว่างการควบแน่น) ขั้นสาม อากาศไหลออกและเสียความร้อนผ่านการแผ่รังสีอินฟราเรดสู่ปริภูมิที่อุณหภูมิของโทรโพพอสที่หนาวเย็น ขั้นสุดท้าย อากาศทรุดตัวลงและอุ่นขึ้นที่ขอบนอกของพายุพร้อมกับอนุรักษ์ปริมาณความร้อนรวม ในขั้นแรกและขั้นที่สามมีอุณหภูมิเกือบเสมอ ส่วนขั้นที่สองและสี่เกือบไอเซนโทรปี (isentropic) การไหลแบบหุมนคว่ำเข้า-ขึ้น-ออก-ลงนี้เรียก การไหลเวียนทุติยภูมิ มุมมองแบบการ์โนต์แสดงขอบบนสุดของความเร็วลมสูงสุดที่พายุมีได้
นักวิทยาศาสตร์ประมาณการว่าพายุหมุนเขตร้อนปลดปล่อยพลังงานความร้อนในอัตรา 50 ถึง 200 เอ็กซ์ซาจูล (1018 จูล) ต่อวัน เทียบเท่ากับประมาณ 1 เพตะวัตต์ (1015 วัตต์) อัตราการปล่อยพลังงานนี้เทียบเท่ากับ 70 เท่าของการใช้พลังงานของโลกของมนุษย์และ 200 เท่าของสมรรถนะการผลิตกระแสไฟฟ้าทั่วโลก หรือเทียบได้กับการระเบิดของระเบิดนิวเคลียร์ขนาด 10 เมกะตัน ในทุก ๆ 20 นาที
ฟิสิกส์และพลังงานศาสตร์ > การไหลเวียนปฐมภูมิ: การไหลเวียนของลม

กระแสการไหลเวียนปฐมภูมิในพายุหมุนเขตร้อนเป็นผลมาจากการอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุมโดยการไหลเวียนทุติยภูมิ โมเมนตัมเชิงมุมสัมบูรณ์ของการหมุนของดาวเคราะห์  M หาค่าได้จาก
เมื่อ  f คือค่าตัวแปรเสริมคอริออลิส,  v คือความเร็วลมอาซิมุท (กล่าวคือ การหมุน) และ  r คือ รัศมีถึงแกนการหมุน พจน์แรกฝั่งขวามือเป็นส่วนประกอบของโมเมนตัมเชิงมุมของดาวเคราะห์ซึ่งฉายสู่แนวตั้งท้องถิ่น (คือ แกนการหมุน) พจน์ที่สองฝั่งขวามือเป็นโมเมนตัมเชิงมุมสัมพัทธ์ของการไหลเวียนเองเมื่อเทียบกับแกนการหมุน เนื่องจากพจน์โมเมนตัมเชิงมุมของดาวเคราะห์หายไปที่ศูนย์สูตร (ทำให้  f=0) พายุหมุนเขตร้อนจึงแทบไม่ก่อตัวภายใน 5° จากศูนย์สูตร
เมื่ออากาศไหลเข้าในแนวรัศมีด้านในที่ระดับต่ำ อากาศจะเริ่มหมุนแบบพายุหมุนเพื่ออนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุม ในทำนองเดียวกัน เมื่ออากาศที่หมุนอย่างรวดเร็วไหลในแนวรัศมีออกด้านนอกใกล้โทรโพพอส การหมุนแบบพายุหมุนของอากาศจะลดลงและสุดท้ายจะเปลี่ยนแปลงสัญญาณที่รัศมีใหญ่พอ ส่งผลให้เกิดแอนตีไซโคลนที่ระดับสูงกว่า ผลลัพธ์คือโครงสร้างแนวตั้งที่มีลักษณะเป็นพายุหมุนกำลังแรงที่ระดับล่างและแอนตีไซโคลนกำลังแรงใกล้โทรโพพอส จากสมดุลลมความร้อน นี้สอดคล้องกับระบบที่อุ่นกว่าที่ศูนย์กลางเมื่อเทียบกับสิ่งแวดล้อมโดยรอบที่ทุกระดับความสูง (คือ "แกนอุ่น") จากสมดุลอุทกสถิต แกนอุ่นแปลงสภาพเป็นความดันที่ต่ำกว่าที่ศูนย์กลางที่ทุกระดับความสูง โดยความดันสูงสุดลดลงเมื่ออยู่ที่พื้นผิว
ฟิสิกส์และพลังงานศาสตร์ > ความรุนแรงศักยะสูงสุด

การไหลเข้าอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุมเพียงบางส่วนเนื่องจากความเสียดทานพื้นผิว ฉะนั้นผิวทะเลที่ขอบเขตด้านล่างจึงเป็นทั้งบ่อเกิดและแหล่งปลายทางของพลังงานสำหรับระบบ ข้อเท็จจริงนี้นำไปสู่ทฤษฎีขอบเขตบนความเร็วลมแรงสุดที่พายุหมุนเขตร้อนสามารถมีได้ เนื่องจากการระเหยเพิ่มขึ้นเป็นเส้นตรงเทียบกับความเร็วลม (แบบเดียวกับที่การปีนขึ้นจากสระรู้สึกเย็นกว่าในวันที่มีลมแรง) มีผลป้อนกลับทางบวกต่อการป้อนพลังงานเข้าสู่ระบบ เรียก ผลป้อนกลับการแลกเปลี่ยนความร้อนผิวที่ลมเหนี่ยวนำ (Wind-Induced Surface Heat Exchange หรือ WISHE) ผลป้อนกลับนี้เป็นสิ่งชดเชยเมื่อการสลายตัวจากการเสียดทานซึ่งเพิ่มขึ้นด้วยกำลังสามของความเร็วลมมีขนาดใหญ่พอ ขอบเขตบนนี้เรียก "ความรุนแรงศักยะสูงสุด" คือ  v_{p} ตามสมการ
เมื่อ  T_{s} คือ อุณหภูมิพื้นผิวทะเล,  T_{o} คือ อุณหภูมิของกระแสอากาศขาออก (เคลวิน),  \Delta k คือ ความแตกต่างของเอนทัลปีระหว่างพื้นผิวและอากาศที่อยู่เหนือพื้นผิว (จูล/กิโลกรัม), และ  C_{k} และ  C_{d} คือ สัมประสิทธิ์การแลกเปลี่ยนพื้นผิว (ไร้มิติ) ของเอนทัลปีและโมเมนตัมตามลำดับ ค่าความแตกต่างของเอนทัลปีพื้นผิว-อากาศหาได้จาก  \Delta k=k_{s}^{*}-k เมื่อ  k_{s}^{*} คือ เอนทัลปีความอิ่มตัวของอากาศที่อุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลและความกดอากาศระดับน้ำทะเล และ  k คือ เอนทัลปีของอากาศชั้นขอบที่อยู่เหนือพื้นผิว
ความรุนแรงศักยะสูงสุดส่วนใหญ่เป็นฟังก์ชันของสิ่งแวดล้อมพื้นหลังอย่างเดียว (คือ ไม่มีพายุหมุนเขตร้อน) ฉะนั้นปริมาณนี้สามารถใช้ตัดสินว่าบริเวณใดของโลกสามารถรองรับพายุหมุนเขตร้อนที่กำลังมากหรือน้อยได้ และภูมิภาคเหล่านี้อาจมีความเปลี่ยนแปลงได้ตามเวลา โดยเจาะจงความรุนแรงศักยะสูงสุดมีสามองค์ประกอบ แต่ความแปรผันในปริภูมิและเวลาเกิดจากความผันแปรขององค์ประกอบผลต่างของเอนทัลปีพื้นผิว-อากาศ ( \Delta k)
ฟิสิกส์และพลังงานศาสตร์ > ความรุนแรงศักยะสูงสุด > การแปลง

อาจมองพายุหมุนเขตร้อนว่าเป็นเครื่องจักรความร้อนที่แปลงพลังงานความร้อนรับเข้าจากพื้นผิวให้เป็นพลังงานกลที่สามารถใช้ทำงานกลต่อแรงเสียดทานพื้นผิว ที่สมดุล อัตราการผลิตพลังงานสุทธิในระบบต้องเท่ากับอัตราการสูญเสียพลังงานเนื่องจากการสลายจากแรงเสียดทานที่พื้นผิว คือ
อัตราการสูญเสียพลังงานต่อหน่วยพื้นที่ผิวจากแรงเสียดทานพื้นผิว  Wออก หาได้จาก
เมื่อ  \rho  คือ ความหนาแน่นของอากาศใกล้พื้นผิว (กก./ม.3) และ  |\mathbf {u} | คือ ความเร็วของลมใกล้พื้นผิว (ม./วินาที)
อัตราการผลิตพลังงานต่อหน่วยพื้นที่ผิว  Wเข้า หาได้จาก
เมื่อ  \epsilon  คือ ค่าประสิทธิภาพของเครื่องจักรความร้อน และ  Qเข้า คือ อัตรารวมของความร้อนรับเข้าระบบต่อหน่วยพื้นที่ผิว อาจถือให้พายุหมุนเขตร้อนเป็นเครื่องจักรความร้อนการ์โนต์ในอุดมคติ ซึ่งค่าประสิทธิภาพของเครื่องจักรความร้อนการ์โนต์ หาได้จาก
และความร้อน (เอนทัลปี) ต่อหน่วยมวลหาได้จาก
เมื่อ  C_{p} คือ ค่าความจุความร้อนของอากาศ,  T คือ อุณหภูมิของอากาศ,  L_{v} คือ ค่าความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ และ  q คือ ความเข้มข้นของไอน้ำ โดยองค์ประกอบแรกนั้นสอดคล้องกับความร้อนสัมผัส และองค์ประกอบที่สองนั้นสอดคล้องกับความร้อนแฝง
มีแหล่งรับความร้อนเข้าสองแหล่ง แหล่งหลักมาจากการรับความร้อนที่พื้นผิวซึ่งมาจากการระเหยเสียส่วนใหญ่ สมการอากาศพลศาสตร์ขนาดใหญ่สำหรับอัตรารับเข้าความร้อนต่อหน่วยพื้นที่ ณ พื้นผิว  Q_{in:k} หาได้จาก
เมื่อ  \Delta k=k_{s}^{*}-k เป็นผลต่างของเอนทัลปีระหว่างพื้นผิวมหาสมุทรและอากาศเหนือพื้นผิว แหล่งที่สองเป็นความร้อนสัมผัสภายในที่เกิดจากการสลายความเสียดทาน (เท่ากับ  Wออก) ซึ่งเกิดขึ้นใกล้ผิวน้ำภายในพายุหมุนเขตร้อน และถูกนำกลับมาแปรใช้ใหม่ในระบบ
ดังนั้น อัตรารวมของการผลิตพลังงานสุทธิต่อหน่วยพื้นที่ผิวหาได้จาก
โดยตั้ง  Wเข้า  =Wออก และถือว่า  |\mathbf {u} |\approx v (กล่าวคือ ความเร็วลมหมุนเวียนเป็นหลัก) นำไปสู่ผลเฉลยสำหรับ  v_{p} ดังกล่าวข้างต้น การแปลงนี้สันนิษฐานว่าการรับเข้าพลังงานและการสูญเสียรวมภายในระบบสามารถประมาณค่าได้จากค่าของการรับเข้าและสูญเสียพลังงานรวมที่รัศมีความเร็วลมสูงสุด การแทรกพจน์   Q_{in:friction} มีเพื่อคูณอัตรารวมความร้อนรับเข้าด้วยผลหาร  {\frac {T_{s}}{T_{o}}} ในทางคณิตศาสตร์ นี่มีผลของการแทนค่า  T_{s} ด้วย  T_{o} ในตัวส่วนของประสิทธิภาพการ์โนต์
คำนิยามอีกอย่างหนึ่งสำหรับความรุนแรงศักยะสูงสุด ซึ่งในทางคณิตศาสตร์จะเทียบเท่ากับสูตรข้างต้น คือ
เมื่อ CAPE คือ พลังงานศักย์ใช้ได้การพา (Convective Available Potential Energy) และ  CAPE_{s}^{*} คือ CAPE ของพัสดุอากาศ (air parcel) ที่ยกจากความอิ่มตัวที่ระดับน้ำทะเลเมื่อเทียบกับการตรวจวัด (sounding) สิ่งแวดล้อม และ  CAPE_{b} คือ CAPE ของอากาศชั้นขอบ และจะมีการคำนวณทั้งสองคุณสมบัติที่รัศมีของความเร็วลมสูงสุด
ฟิสิกส์และพลังงานศาสตร์ > ความรุนแรงศักยะสูงสุด > ค่าลักษณะเฉพาะและการผันแปรบนโลก

อุณหภูมิลักษณะเฉพาะบนโลกสำหรับ  T_{s} คือ 300 เคลวิน และสำหรับ  T_{o} คือ 200 เคลวิน สอดคล้องกับค่าประสิทธิภาพการ์โนต์  \epsilon =1/3 อัตราส่วนของสัมประสิทธิ์การแลกเปลี่ยนที่พื้นผิว  C_{k}/C_{d} ตรงแบบคิดเป็น 1 อย่างไรก็ตาม การสังเกตเสนอว่าค่าสัมประสิทธิ์แรงต้าน  C_{d} แปรผันตามความเร็วลมและอาจลดลงที่ความเร็วลมสูง ๆ ในชั้นขอบของพายุหมุนเขตร้อนที่มีขนาดเต็มที่ นอกจากนี้  C_{k} อาจแตกต่างกันที่ความเร็วลมสูงเป็นผลมาจากซีสเปรย์ (sea spray) หรืออนุภาคละอองที่เกิดจากมหาสมุทร ต่อการกลายระเหยในชั้นขอบ
ค่าลักษณะเฉพาะของความรุนแรงศักยะสูงสุด  v_{p} คือ 80 เมตรต่อวินาที (290 กม./ชม.) อย่างไรก็ตาม ปริมาณนี้แปรผันอย่างมีนัยสำคัญตามปริภูมิและเวลา โดยเฉพาะอย่างยิ่งในแต่ละวัฎจักรฤดูกาล ซึ่งมีได้ตั้งแต่ 0 ถึง 100 เมตรต่อวินาที (360 กม./ชม.) ความแปรปรวนนี้มีสาเหตุหลักมาจากความแปรปรวนในภาวะขาดสมดุลเอนทัลปีพื้นผิว ( \Delta k) เช่นเดียวกับโครงสร้างทางอุณหพลศาสตร์ของโทรโพสเฟียร์ซึ่งถูกควบคุมโดยพลวัตขนาดใหญ่ของสภาพภูมิอากาศเขตร้อน กระบวนการเหล่านี้ถูกปรับด้วยปัจจัยต่าง ๆ ได้แก่ อุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเล (และพลวัตมหาสมุทรพื้นเดิม), ความเร็วลมใกล้พื้นผิวที่พื้นหลัง, และโครงสร้างแนวตั้งของการแผ่รังสีความร้อนในบรรยากาศ สภาพของการปรับนี้มีความซับซ้อน โดยเฉพาะอย่างยิ่งต่อสเกลเวลาสภาพภูมิอากาศที่ผ่านมา (หลักหลายทศวรรษหรือมากกว่านั้น) ในช่วงเวลาสั้นกว่านั้น ความแปรปรวนของความรุนแรงศักยะสูงสุดปกติเชื่อมโยงกับการเลี่ยนแปลงของอุณหภูมิผิวน้ำทะเลจากค่าเฉลี่ยเขตร้อน โดยภูมิภาคที่มีน้ำค่อนข้างอุ่นมีสถานะอุณหพลศาสตร์ที่สามารถคงไว้ซึ่งพายุหมุนเขตร้อนมากกว่าภูมิภาคที่มีน้ำค่อนข้างเย็นมากกว่ามาก ทว่า ความสัมพันธ์นี้เป็นความสัมพันธ์โดยอ้อมผ่านทางพลวัตขนาดใหญ่ของเขตร้อน เมื่อเทียบกันแล้วอุณหภูมิผิวน้ำทะเลสัมบูรณ์มีอิทธิพลโดยตรงอ่อนต่อ  v_{p}
ฟิสิกส์และพลังงานศาสตร์ > อันตรกิริยากับมหาสมุทรชั้นบน

การเคลื่อนผ่านของพายุหมุนเขตร้อนเหนือมหาสมุทรทำให้มหาสมุทรชั้นบน ๆ เย็นขึ้นอย่างมากซึ่งมีอิทธิพลต่อการพัฒนาของพายุหมุนเขตร้อนในภายหลังได้ การระบายความร้อนนี้มีสาเหตุหลักจากการผสมน้ำเย็นจากลมผสมน้ำเย็นจากมหาสมุทรชั้นลึดกับน้ำผิวทะเลที่อุ่น ผลนี้ทำให้เกิดกระบวนการป้อนกลับเชิงลบซึ่งสามารถยับยั้งการก่อตัวในอนาคตหรือนำไปสู่การอ่อนกำลังลง การเย็นลงเพิ่มเติมอาจมาในรูปของน้ำเย็นจากฝนตก (เพราะบรรยากาศที่ระดับสูงมีความเย็นกว่า) เมฆปกคลุมอาจมีส่วนในการลดอุณหภูมิของมหาสมุทรจากการบังผิวมหาสมุทรจากแสงอาทิตย์โดยตรงก่อนและช่วงสั้น ๆ หลังพายุพัดผ่าน ผลเหล่านี้ทั้งหมดอาจรวมกันทำให้อุณหภูมิผิวน้ำทะเลลดลงอย่างรวดเร็วเป็นบริเวณกว้างภายในไม่กี่วัน ในทางกลับกัน การผสมน้ำทะเลสามารภทำให้มีการเพิ่มความร้อนในน้ำชั้นลึกและอาจมีผลต่อสภาพภูมิอากาศโลก
การก่อตัว

บทความหลัก: การกำเนิดพายุหมุนเขตร้อน
กัมมันตภาพของพายุหมุนเขตร้อนทั่วโลกมีจุดสูงสุดในช่วงปลายฤดูร้อน เมื่อผลต่างระหว่างอุณหภูมิของอากาศด้านบนและอุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลสูงสุด อย่างไรก็ดี แต่ละแอ่งจะมีแบบรูปตามฤดูกาลของมันเอง ในมาตราส่วนระดับโลก เดือนพฤษภาคมเป็นเดือนที่มีกัมมันตภาพน้อยที่สุด ในขณะที่เดือนกันยายนเป็นเดือนที่มีกัมมันตภาพสูงที่สุด และเดือนพฤศจิกายนเป็นเดือนเดียวที่แอ่งพายุหมุนเขตร้อนทุกแอ่งมีกัมมันตภาพพร้อมกัน
การก่อตัว > เวลา

ในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ ฤดูพายุหมุนเขตร้อนหนึ่งกินเวลาตั้งแต่วันที่ 1 มิถุนายนถึง 30 พฤศจิกายน และมีกัมมันตภาพสูงสุดตั้งแต่ปลายเดือนสิงหาคมและตลอดเดือนกันยายน จุดสูงสุดทางสถิติของฤดูกาลเฮอริเคนแอตแลนติกตรงกับวันที่ 10 กันยายน ทางตะวันออกเฉียงเหนือของมหาสมุทรแปซิฟิกมีช่วงเวลากัมมันตภาพกว้างกว่า แต่ยังอยู่ในกรอบเวลาใกล้เคียงกับฤดูกาลของมหาสมุทรแอตแลนติก สำหรับมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือพบพายุหมุนเขตร้อนตลอดปี โดยมีน้อยที่สุดในเดือนกุมภาพันธ์และมีนาคม และสูงสุดในต้นเดือนกันยายน ในแอ่งมหาสมุทรอินเดียเหนือพบพายุในช่วงเดือนเมษายนถึงเดือนธันวาคมบ่อยครั้งที่สุด และมีช่วงสูงที่สุดในเดือนพฤษภาคมและเดือนพฤศจิกายน ในซีกโลกใต้ ฤดูพายุหมุนเริ่มในวันที่ 1 กรกฎาคมและกินเวลาตลอดปีโดยครอบคลุมฤดูกาลพายุหมุนเขตร้อนซึ่งมีตั้งแต่วันที่ 1 พฤศจิกายนจนถึงสิ้นเดือนเมษายน โดยมีช่วงเกิดพายุมากที่สุดในกลางเดือนกุมภาพันธ์ถึงต้นเดือนมีนาคม
| ค่าเฉลี่ยและความยาวฤดูกาล> แอ่ง | ค่าเฉลี่ยและความยาวฤดูกาล> เริ่มฤดู | ค่าเฉลี่ยและความยาวฤดูกาล> สิ้นสุดฤดู | ค่าเฉลี่ยและความยาวฤดูกาล> จำนวนพายุหมุนเขตร้อน | ค่าเฉลี่ยและความยาวฤดูกาล> อ้างอิง | ค่าเฉลี่ยและความยาวฤดูกาล>  |
| --- | --- | --- | --- | --- | --- |
| แอตแลนติกเหนือ | 1 มิถุนายน | 30 พฤศจิกายน | 14.4 |  |  |
| แปซิฟิกตะวันออก | 15 พฤษภาคม | 30 พฤศจิกายน | 16.6 |  |  |
| แปซิฟิกตะวันตก | 1 มกราคม | 31 ธันวาคม | 26.0 |  |  |
| มหาสมุทรอินเดียเหนือ | 1 มกราคม | 31 ธันวาคม | 12 |  |  |
| มหาสมุทรอินเดียตะวันตกเฉียงใต้ | 1 กรกฎาคม | 30 มิถุนายน | 9.3 |  |  |
| ภูมิภาคออสเตรเลีย | 1 พฤศจิกายน | 30 เมษายน | 11.0 |  |  |
| แปซิฟิกใต้ | 1 พฤศจิกายน | 30 เมษายน | 7.1 |  |  |
| ทั่วโลก | ทั่วโลก | ทั่วโลก | 96.4 |  |  |
การก่อตัว > ปัจจัย

การก่อตัวของพายุหมุนเขตร้อนเป็นหัวข้อการวิจัยกว้างขวางยังดำเนินอยู่ และยังไม่เป็นที่เข้าใจทั้งหมด แม้ดูเหมือนว่ามีหกปัจจัยที่ดูเหมือนมีความจำเป็นต่อการก่อตัวของพายหมุนเขตร้อนโดยทั่วไป แต่บางทีพายุก็ก่อตัวขึ้นโดยไม่ครบตามภาวะดังกล่าวทั้งหมด อุณหภูมิน้ำทะเลจะเท่ากับหรือสูงกว่า 26.5 °ซ และอุณหภูมิดังกล่าวต้องถึงระดับลึกจากผิวน้ำไม่น้อยกว่า 50 เมตรในสถานการณ์ส่วนใหญ่ น้ำที่อุณหภูมินี้จะทำให้เกิดความไม่เสถียรในบรรยากาศที่อยู่เหนือผิวน้ำพอคงไว้ซึ่งการพาความร้อนและพายุฟ้าคะนอง สำหรับพายุเปลี่ยนผ่านเขตร้อน (เช่น เฮอริเคนโอฟีเลีย ปี 2017) มีการเสนอว่าอุณหภูมิน้ำไม่ต่ำกว่า 22.5 °ซ
อีกปัจจัยหนึ่งคือการเย็นตัวอย่างรวดเร็วตามความสูงซึ่งทำให้เกิดการปลดปล่อยความร้อนการควบแน่นซึ่งเป็นแหล่งพลังของพายุหมุนเขตร้อน ความชื้นสูงเป็นอีกปัจจัยหนึ่ง โดยเฉพาะอย่างยิ่งในบรรยากาศชั้นโทรโพสเฟียร์ระดับต่ำถึงปานกลาง เมื่อมีความชื้นสูงในบรรยากาศภาวะจะเอื้อต่อการเกิดการแปรปรวนมากกว่า ปริมาณลมเฉือนน้อยเป็นปัจจัยที่จำเป็นเพราะลมเฉือนแรงเป็นการรบกวนการไหลเวียนของพายุ พายุหมุนเขตร้อนโดยทั่วไปก่อตัวห่างจากเส้นศูนย์สูตรมากกว่า 555 กม. หรือ 5 องศาละติจูด ซึ่งทำให้แรงคอริออลิสเบนลมที่พัดเข้าสู่ศูนย์กลางความกดอากาศต่ำและก่อให้เกิดการไหลเวียน ข้อสุดท้าย พายุหมุนเขตร้อนที่ก่อตัวจำเป็นต้องมีระบบลมฟ้าอากาศที่ถูกรบกวนอยู่ก่อนแล้ว พายุหมุนเขตร้อนจไม่ก่อตัวหากไม่มีปัจจัยเหล่านี้ ละติจูดต่ำและลมตะวันตกเฉียบพลันระดับต่ำที่สัมพันธ์กับการผันผวนแมดเดน–จูเลียนสามารถสร้างภาวะที่เอื้อต่อการเกิดพายุหมุนเขตร้อนโดยเป็นการเริ่มความแปรปรวนในเขตร้อน
การก่อตัว > สถานที่

พายุหมุนเขตร้อนส่วนใหญ่ก่อตัวในแถบกัมมันตภาพพายุฟ้าคะนองทั่วโลกใกล้เส้นศูนย์สูตร เรียก แนวปะทะในเขตร้อน (Intertropical Front) ร่องความกดอากาศต่ำ (Intertropical Convergence Zone) หรือร่องมรสุม แหล่งที่มาของการขาดเสถียรภาพในบรรรยากาศที่สำคัญอีกแหล่งหนึ่งพบในคลื่นทะเลเขตร้อน ซึ่งส่งผลให้เกิดการพัฒนาเป็นพายุหมุนเขตร้อนกำลังแรงประมาณร้อยละ 85 ในมหาสมุทรแอตแลนติก และพายุหมุนเขตร้อนส่วนใหญ่ในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออก พายุส่วนมากก่อตัวระหว่างละติจูด 10 ถึง 30 องศาจากเส้นศูนย์สูตร และร้อยละ 87 ไม่เกิน 20 องศาเหนือหรือใต้ สาเหตุที่พายุหมุนเขตร้อนแทบไม่ก่อตัวหรือเคลื่อนตัวภายใน 5 องศาจากเส้นศูนย์สูตรนั้นเนื่องจากแรงคอริออลิสทำให้เกิดการเริ่มต้นและคงรักษาการหมุนของพายุ ซึ่งเส้นศูนย์สูตรมีกำลังของแรงดังกล่าวอ่อนที่สุด ทว่า ก็มีโอกาสที่ระบบพายุหมุนเขตร้อนก่อตัวภายในขอบเขตนี้เช่นกัน ตัวอย่างเช่น พายุหมุนเขตร้อนฮวาเหม่ย์และพายุไซโคลนอัคนีในปี 2001 และ 2004 ตามลำดับ
การเคลื่อนตัว

การเคลื่อนตัวของพายุหมุนเขตร้อนตรงแบบประมาณว่าเป็นผลรวมของสองพจน์ ได้แก่ "การชี้ทาง" (steering) โดยลมแวดล้อมพื้นหลัง และ "การเลื่อนบีตา" (beta drift)