พายุหมุนเขตร้อน

สำหรับความหมายอื่น ดูที่ ไซโคลน (แก้ความกำกวม)

พายุหมุนเขตร้อน เป็นระบบพายุที่หมุนอย่างรวดเร็ว มีลักษณะได้แก่ ศูนย์กลางความกดอากาศต่ำ การไหลเวียนของบรรยากาศระดับต่ำแบบปิด ลมกระโชกแรง และการจัดเรียงของพายุฟ้าคะนองแบบก้นหอยซึ่งให้เกิดฝนตกหนัก พายุหมุนเขตร้อนมีชื่อเรียกหลายชื่อขึ้นอยู่กับตำแหน่งบนโลกและกำลัง เช่น เฮอริเคน ไต้ฝุ่น พายุหมุนเขตร้อน พายุไซโคลน ดีเปรสชันเขตร้อน หรือเรียกเพียงพายุหมุน เฮอริเคนเป็นพายุหมุนเขตร้อนที่เกิดในมหาสมุทรแอตแลนติกและมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออกเฉียงเหนือ และไต้ฝุ่นเกิดในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือ ส่วนในมหาสมุทรแปซิฟิกใต้หรือมหาสมุทรอินเดีย พายุขนาดเท่า ๆ กันเรียกเพียง "พายุหมุนเขตร้อน" หรือ "พายุหมุนกำลังแรง"

พายุเฮอริเคนอิสซาเบล (ปี 2003) เมื่อสังเกตจากสถานีอวกาศนานาชาติ ตาพายุ, กำแพงตาพายุ, และแถบฝนโดยรอบ ทั้งหมดเป็นลักษณะของพายุหมุนเขตร้อนในความหมายอย่างแคบ เห็นได้อย่างชัดเจนจากอวกาศ

คำว่า "เขตร้อน" หมายถึง บริเวณกำเนิดทางภูมิศาสตร์ของระบบเหล่านี้ซึ่งแทบทั้งหมดเกินในทะเลเขตร้อน "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

ดูเพิ่มเติมที่: ตา (พายุหมุน)

 

แผนภาพโครงสร้างของเฮอริเคนซีกโลกเหนือ

พายุหมุนเขตร้อนเป็นบริเวณความกดอากาศค่อนข้างต่ำในชั้นโทรโพสเฟียร์ โดยการรบกวนความดันเกิดที่ระดับความสูงใกล้พื้นผิวมากที่สุด ความกดอากาศที่วัดได้จากศูนย์กลางพายุหมุนเขตร้อนเป็นค่าที่ต่ำที่สุดเป็นอันดับต้น ๆ ซึ่งสังเกตได้ ณ ระดับน้ำทะเล สิ่งแวดล้อมใกล้ศูนย์กลางพายุหมุนเขตร้อนอุ่นกว่าบริเวณโดยรอบในทุกละติจูด ฉะนั้น พายุหมุนเขตร้อนจึงเป็นระบบ "แกนอุ่น"

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

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

การทวีกำลังแรงขึ้นอย่างรวดเร็ว

ดูบทความหลักที่: การทวีกำลังแรงขึ้นอย่างรวดเร็ว

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

ขนาด

ขนาดของพายุหมุนเขตร้อน
ROCI	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

 

พายุหมุนเขตร้อนมีการไหลเวียนแบบหมุนเวียนคว่ำลงโดยที่อากาศไหลเข้าที่ระดับต่ำใกล้พื้นผิว ลอยตัวสูงขึ้นในเมฆฟ้าคะนอง และไหลออกที่ระดับสูงใกล้กับโทรโพพอส

สนามลมปริภูมิสามมิติในพายุหมุนเขตร้อนแยกได้เป็นสององค์ประกอบ คือ การไหลเวียนปฐมภูมิและการไหลเวียนทุติยภูมิ การไหลเวียนปฐมภูมิเป็นส่วนของการไหลที่หมุนวนซึ่งเป็นรูปวงกลมทั้งหมด ส่วนการไหลเวียนทุติยภูมิเป็นส่วนที่การไหลเวียนที่มีการหมุนเวียนคว่ำลง (เข้า-ขึ้น-ออก-ลง) อยู่ในทิศทางเป็นรัศมีและแนวตั้ง การไหลเวียนปฐมภูมิมีขนาดใหญ่กว่า เป็นส่วนใหญ่ของสนามลมพื้นผิว และเป็นสาเหตุของความเสียหายส่วนใหญ่ที่เกิดจากพายุ ส่วนการไหลเวียนทุติยภูมิช้ากว่าแต่ควบคุมพลังงานศาสตร์ของพายุ

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

การไหลเวียนปฐมภูมิ: การไหลเวียนของลม

กระแสการไหลเวียนปฐมภูมิในพายุหมุนเขตร้อนเป็นผลมาจากการอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุมโดยการไหลเวียนทุติยภูมิ โมเมนตัมเชิงมุมสัมบูรณ์ของการหมุนของดาวเคราะห์ ${\displaystyle M}$  หาค่าได้จาก

${\displaystyle M={\frac {1}{2}}fr^{2}+vr}$ 

เมื่อ ${\displaystyle f}$  คือค่าตัวแปรเสริมคอริออลิส, ${\displaystyle v}$  คือความเร็วลมอาซิมุท (กล่าวคือ การหมุน) และ ${\displaystyle r}$  คือ รัศมีถึงแกนการหมุน พจน์แรกฝั่งขวามือเป็นส่วนประกอบของโมเมนตัมเชิงมุมของดาวเคราะห์ซึ่งฉายสู่แนวตั้งท้องถิ่น (คือ แกนการหมุน) พจน์ที่สองฝั่งขวามือเป็นโมเมนตัมเชิงมุมสัมพัทธ์ของการไหลเวียนเองเมื่อเทียบกับแกนการหมุน เนื่องจากพจน์โมเมนตัมเชิงมุมของดาวเคราะห์หายไปที่ศูนย์สูตร (ทำให้ ${\displaystyle f=0}$ ) พายุหมุนเขตร้อนจึงแทบไม่ก่อตัวภายใน 5° จากศูนย์สูตร

เมื่ออากาศไหลเข้าในแนวรัศมีด้านในที่ระดับต่ำ อากาศจะเริ่มหมุนแบบพายุหมุนเพื่ออนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุม ในทำนองเดียวกัน เมื่ออากาศที่หมุนอย่างรวดเร็วไหลในแนวรัศมีออกด้านนอกใกล้โทรโพพอส การหมุนแบบพายุหมุนของอากาศจะลดลงและสุดท้ายจะเปลี่ยนแปลงสัญญาณที่รัศมีใหญ่พอ ส่งผลให้เกิดแอนตีไซโคลนที่ระดับสูงกว่า ผลลัพธ์คือโครงสร้างแนวตั้งที่มีลักษณะเป็นพายุหมุนกำลังแรงที่ระดับล่างและแอนตีไซโคลนกำลังแรงใกล้โทรโพพอส จากสมดุลลมความร้อน นี้สอดคล้องกับระบบที่อุ่นกว่าที่ศูนย์กลางเมื่อเทียบกับสิ่งแวดล้อมโดยรอบที่ทุกระดับความสูง (คือ "แกนอุ่น") จากสมดุลอุทกสถิต แกนอุ่นแปลงสภาพเป็นความดันที่ต่ำกว่าที่ศูนย์กลางที่ทุกระดับความสูง โดยความดันสูงสุดลดลงเมื่ออยู่ที่พื้นผิว

ความรุนแรงศักยะสูงสุด

การไหลเข้าอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุมเพียงบางส่วนเนื่องจากความเสียดทานพื้นผิว ฉะนั้นผิวทะเลที่ขอบเขตด้านล่างจึงเป็นทั้งบ่อเกิดและแหล่งปลายทางของพลังงานสำหรับระบบ ข้อเท็จจริงนี้นำไปสู่ทฤษฎีขอบเขตบนความเร็วลมแรงสุดที่พายุหมุนเขตร้อนสามารถมีได้ เนื่องจากการระเหยเพิ่มขึ้นเป็นเส้นตรงเทียบกับความเร็วลม (แบบเดียวกับที่การปีนขึ้นจากสระรู้สึกเย็นกว่าในวันที่มีลมแรง) มีผลป้อนกลับทางบวกต่อการป้อนพลังงานเข้าสู่ระบบ เรียก ผลป้อนกลับการแลกเปลี่ยนความร้อนผิวที่ลมเหนี่ยวนำ (Wind-Induced Surface Heat Exchange หรือ WISHE) ผลป้อนกลับนี้เป็นสิ่งชดเชยเมื่อการสลายตัวจากการเสียดทานซึ่งเพิ่มขึ้นด้วยกำลังสามของความเร็วลมมีขนาดใหญ่พอ ขอบเขตบนนี้เรียก "ความรุนแรงศักยะสูงสุด" คือ ${\displaystyle v_{p}}$  ตามสมการ

${\displaystyle v_{p}^{2}={\frac {C_{k}}{C_{d}}}{\frac {T_{s}-T_{o}}{T_{o}}}\Delta k}$ 

เมื่อ ${\displaystyle T_{s}}$  คือ อุณหภูมิพื้นผิวทะเล, ${\displaystyle T_{o}}$  คือ อุณหภูมิของกระแสอากาศขาออก (เคลวิน), ${\displaystyle \Delta k}$  คือ ความแตกต่างของเอนทัลปีระหว่างพื้นผิวและอากาศที่อยู่เหนือพื้นผิว (จูล/กิโลกรัม), และ ${\displaystyle C_{k}}$  และ ${\displaystyle C_{d}}$  คือ สัมประสิทธิ์การแลกเปลี่ยนพื้นผิว (ไร้มิติ) ของเอนทัลปีและโมเมนตัมตามลำดับ ค่าความแตกต่างของเอนทัลปีพื้นผิว-อากาศหาได้จาก ${\displaystyle \Delta k=k_{s}^{*}-k}$  เมื่อ ${\displaystyle k_{s}^{*}}$  คือ เอนทัลปีความอิ่มตัวของอากาศที่อุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลและความกดอากาศระดับน้ำทะเล และ ${\displaystyle k}$  คือ เอนทัลปีของอากาศชั้นขอบที่อยู่เหนือพื้นผิว

ความรุนแรงศักยะสูงสุดส่วนใหญ่เป็นฟังก์ชันของสิ่งแวดล้อมพื้นหลังอย่างเดียว (คือ ไม่มีพายุหมุนเขตร้อน) ฉะนั้นปริมาณนี้สามารถใช้ตัดสินว่าบริเวณใดของโลกสามารถรองรับพายุหมุนเขตร้อนที่กำลังมากหรือน้อยได้ และภูมิภาคเหล่านี้อาจมีความเปลี่ยนแปลงได้ตามเวลา โดยเจาะจงความรุนแรงศักยะสูงสุดมีสามองค์ประกอบ แต่ความแปรผันในปริภูมิและเวลาเกิดจากความผันแปรขององค์ประกอบผลต่างของเอนทัลปีพื้นผิว-อากาศ (${\displaystyle \Delta k}$ )

การแปลง

อาจมองพายุหมุนเขตร้อนว่าเป็นเครื่องจักรความร้อนที่แปลงพลังงานความร้อนรับเข้าจากพื้นผิวให้เป็นพลังงานกลที่สามารถใช้ทำงานกลต่อแรงเสียดทานพื้นผิว ที่สมดุล อัตราการผลิตพลังงานสุทธิในระบบต้องเท่ากับอัตราการสูญเสียพลังงานเนื่องจากการสลายจากแรงเสียดทานที่พื้นผิว คือ

${\displaystyle W}$ _เข้า ${\displaystyle =W}$ _ออก

อัตราการสูญเสียพลังงานต่อหน่วยพื้นที่ผิวจากแรงเสียดทานพื้นผิว ${\displaystyle W}$ _ออก หาได้จาก

${\displaystyle W}$ _ออก ${\displaystyle =C_{d}\rho |\mathbf {u} |^{3}}$ 

เมื่อ ${\displaystyle \rho }$  คือ ความหนาแน่นของอากาศใกล้พื้นผิว (กก./ม.³) และ ${\displaystyle |\mathbf {u} |}$  คือ ความเร็วของลมใกล้พื้นผิว (ม./วินาที)

อัตราการผลิตพลังงานต่อหน่วยพื้นที่ผิว ${\displaystyle W}$ _เข้า หาได้จาก

${\displaystyle W}$ _เข้า ${\displaystyle =\epsilon Q}$ _เข้า

เมื่อ ${\displaystyle \epsilon }$  คือ ค่าประสิทธิภาพของเครื่องจักรความร้อน และ ${\displaystyle Q}$ _เข้า คือ อัตรารวมของความร้อนรับเข้าระบบต่อหน่วยพื้นที่ผิว อาจถือให้พายุหมุนเขตร้อนเป็นเครื่องจักรความร้อนการ์โนต์ในอุดมคติ ซึ่งค่าประสิทธิภาพของเครื่องจักรความร้อนการ์โนต์ หาได้จาก

${\displaystyle \epsilon ={\frac {T_{s}-T_{o}}{T_{s}}}}$ 

และความร้อน (เอนทัลปี) ต่อหน่วยมวลหาได้จาก

${\displaystyle k=C_{p}T+L_{v}q}$ 

เมื่อ ${\displaystyle C_{p}}$  คือ ค่าความจุความร้อนของอากาศ, ${\displaystyle T}$  คือ อุณหภูมิของอากาศ, ${\displaystyle L_{v}}$  คือ ค่าความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ และ ${\displaystyle q}$  คือ ความเข้มข้นของไอน้ำ โดยองค์ประกอบแรกนั้นสอดคล้องกับความร้อนสัมผัส และองค์ประกอบที่สองนั้นสอดคล้องกับความร้อนแฝง

มีแหล่งรับความร้อนเข้าสองแหล่ง แหล่งหลักมาจากการรับความร้อนที่พื้นผิวซึ่งมาจากการระเหยเสียส่วนใหญ่ สมการอากาศพลศาสตร์ขนาดใหญ่สำหรับอัตรารับเข้าความร้อนต่อหน่วยพื้นที่ ณ พื้นผิว ${\displaystyle Q_{in:k}}$  หาได้จาก

${\displaystyle Q_{in:k}=C_{k}\rho |\mathbf {u} |\Delta k}$ 

เมื่อ ${\displaystyle \Delta k=k_{s}^{*}-k}$  เป็นผลต่างของเอนทัลปีระหว่างพื้นผิวมหาสมุทรและอากาศเหนือพื้นผิว แหล่งที่สองเป็นความร้อนสัมผัสภายในที่เกิดจากการสลายความเสียดทาน (เท่ากับ ${\displaystyle W}$ _ออก) ซึ่งเกิดขึ้นใกล้ผิวน้ำภายในพายุหมุนเขตร้อน และถูกนำกลับมาแปรใช้ใหม่ในระบบ

${\displaystyle Q_{in:friction}=C_{d}\rho |\mathbf {u} |^{3}}$ 

ดังนั้น อัตรารวมของการผลิตพลังงานสุทธิต่อหน่วยพื้นที่ผิวหาได้จาก

${\displaystyle W}$ _เข้า ${\displaystyle ={\frac {T_{s}-T_{o}}{T_{s}}}\left(C_{k}\rho |\mathbf {u} |\Delta k+C_{d}\rho |\mathbf {u} |^{3}\right)}$ 

โดยตั้ง ${\displaystyle W}$ _เข้า ${\displaystyle =W}$ _ออก และถือว่า ${\displaystyle |\mathbf {u} |\approx v}$  (กล่าวคือ ความเร็วลมหมุนเวียนเป็นหลัก) นำไปสู่ผลเฉลยสำหรับ ${\displaystyle v_{p}}$  ดังกล่าวข้างต้น การแปลงนี้สันนิษฐานว่าการรับเข้าพลังงานและการสูญเสียรวมภายในระบบสามารถประมาณค่าได้จากค่าของการรับเข้าและสูญเสียพลังงานรวมที่รัศมีความเร็วลมสูงสุด การแทรกพจน์ ${\displaystyle Q_{in:friction}}$  มีเพื่อคูณอัตรารวมความร้อนรับเข้าด้วยผลหาร ${\displaystyle {\frac {T_{s}}{T_{o}}}}$  ในทางคณิตศาสตร์ นี่มีผลของการแทนค่า ${\displaystyle T_{s}}$  ด้วย ${\displaystyle T_{o}}$  ในตัวส่วนของประสิทธิภาพการ์โนต์

คำนิยามอีกอย่างหนึ่งสำหรับความรุนแรงศักยะสูงสุด ซึ่งในทางคณิตศาสตร์จะเทียบเท่ากับสูตรข้างต้น คือ

${\displaystyle v_{p}={\sqrt {{\frac {T_{s}}{T_{o}}}{\frac {C_{k}}{C_{d}}}(CAPE_{s}^{*}-CAPE_{b})|_{m}}}}$ 

เมื่อ CAPE คือ พลังงานศักย์ใช้ได้การพา (Convective Available Potential Energy) และ ${\displaystyle CAPE_{s}^{*}}$  คือ CAPE ของพัสดุอากาศ (air parcel) ที่ยกจากความอิ่มตัวที่ระดับน้ำทะเลเมื่อเทียบกับการตรวจวัด (sounding) สิ่งแวดล้อม และ ${\displaystyle CAPE_{b}}$  คือ CAPE ของอากาศชั้นขอบ และจะมีการคำนวณทั้งสองคุณสมบัติที่รัศมีของความเร็วลมสูงสุด

ค่าลักษณะเฉพาะและการผันแปรบนโลก

อุณหภูมิลักษณะเฉพาะบนโลกสำหรับ ${\displaystyle T_{s}}$  คือ 300 เคลวิน และสำหรับ ${\displaystyle T_{o}}$  คือ 200 เคลวิน สอดคล้องกับค่าประสิทธิภาพการ์โนต์ ${\displaystyle \epsilon =1/3}$  อัตราส่วนของสัมประสิทธิ์การแลกเปลี่ยนที่พื้นผิว ${\displaystyle C_{k}/C_{d}}$  ตรงแบบคิดเป็น 1 อย่างไรก็ตาม การสังเกตเสนอว่าค่าสัมประสิทธิ์แรงต้าน ${\displaystyle C_{d}}$  แปรผันตามความเร็วลมและอาจลดลงที่ความเร็วลมสูง ๆ ในชั้นขอบของพายุหมุนเขตร้อนที่มีขนาดเต็มที่ นอกจากนี้ ${\displaystyle C_{k}}$  อาจแตกต่างกันที่ความเร็วลมสูงเป็นผลมาจากซีสเปรย์ (sea spray) หรืออนุภาคละอองที่เกิดจากมหาสมุทร ต่อการกลายระเหยในชั้นขอบ

ค่าลักษณะเฉพาะของความรุนแรงศักยะสูงสุด ${\displaystyle v_{p}}$  คือ 80 เมตรต่อวินาที (290 กม./ชม.) อย่างไรก็ตาม ปริมาณนี้แปรผันอย่างมีนัยสำคัญตามปริภูมิและเวลา โดยเฉพาะอย่างยิ่งในแต่ละวัฎจักรฤดูกาล ซึ่งมีได้ตั้งแต่ 0 ถึง 100 เมตรต่อวินาที (360 กม./ชม.) ความแปรปรวนนี้มีสาเหตุหลักมาจากความแปรปรวนในภาวะขาดสมดุลเอนทัลปีพื้นผิว (${\displaystyle \Delta k}$ ) เช่นเดียวกับโครงสร้างทางอุณหพลศาสตร์ของโทรโพสเฟียร์ซึ่งถูกควบคุมโดยพลวัตขนาดใหญ่ของสภาพภูมิอากาศเขตร้อน กระบวนการเหล่านี้ถูกปรับด้วยปัจจัยต่าง ๆ ได้แก่ อุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเล (และพลวัตมหาสมุทรพื้นเดิม), ความเร็วลมใกล้พื้นผิวที่พื้นหลัง, และโครงสร้างแนวตั้งของการแผ่รังสีความร้อนในบรรยากาศ สภาพของการปรับนี้มีความซับซ้อน โดยเฉพาะอย่างยิ่งต่อสเกลเวลาสภาพภูมิอากาศที่ผ่านมา (หลักหลายทศวรรษหรือมากกว่านั้น) ในช่วงเวลาสั้นกว่านั้น ความแปรปรวนของความรุนแรงศักยะสูงสุดปกติเชื่อมโยงกับการเลี่ยนแปลงของอุณหภูมิผิวน้ำทะเลจากค่าเฉลี่ยเขตร้อน โดยภูมิภาคที่มีน้ำค่อนข้างอุ่นมีสถานะอุณหพลศาสตร์ที่สามารถคงไว้ซึ่งพายุหมุนเขตร้อนมากกว่าภูมิภาคที่มีน้ำค่อนข้างเย็นมากกว่ามาก ทว่า ความสัมพันธ์นี้เป็นความสัมพันธ์โดยอ้อมผ่านทางพลวัตขนาดใหญ่ของเขตร้อน เมื่อเทียบกันแล้วอุณหภูมิผิวน้ำทะเลสัมบูรณ์มีอิทธิพลโดยตรงอ่อนต่อ ${\displaystyle v_{p}}$ 

อันตรกิริยากับมหาสมุทรชั้นบน

 

แผนภูมิแสดงว่าอุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลในอ่าวเม็กซิโกลดลงเมื่อพายุเฮอริเคนแคทรีนาและริตาเคลื่อนผ่าน

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

แอ่งขนาดใหญ่และศูนย์เตือนภัยที่เกี่ยวข้อง

ดูบทความหลักที่: แอ่งพายุหมุนเขตร้อน และ ศูนย์อุตุนิยมวิทยาชำนัญพิเศษประจำภูมิภาค

แอ่งพายุหมุนเขตร้อนและศูนย์เตือนภัยอย่างเป็นทางการ
แอ่ง	ศูนย์เตือนภัย	พื้นที่รับผิดชอบ
ซีกโลกเหนือ
มหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ มหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออก	ศูนย์เฮอริเคนแห่งชาติสหรัฐ ศูนย์เฮอริเคนแปซิฟิกกลางสหรัฐ	เหนือศูนย์สูตร, ชายฝั่งแอฟริกาถึง 140°ต.ต. เหนือศูนย์สูตร, 140°ต.ต.-180
มหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตก	สำนักอุตุนิยมวิทยาญี่ปุ่น	เส้นศูนย์สูตร-60°น., 180-100°ต.อ.
มหาสมุทรอินเดียเหนือ	กรมอุตุนิยมวิทยาแห่งอินเดีย	เหนือศูนย์สูตร, 100°ต.อ.-45°ต.อ.
ซีกโลกใต้
มหาสมุทรอินเดียตะวันตกเฉียงใต้	เมโทฟรานซ์เรอูว์นียง	ศูนย์สูตร-40°ต., 55°ต.อ.-90°ต.อ.
ภูมิภาคออสเตรเลีย	สำนักอุตุนิยมวิทยา ภูมิอากาศวิทยาและธรณีฟิสิกส์แห่งอินโดนีเซีย ราชการลมฟ้าอากาศแห่งชาติปาปัวนิวกีนี สำนักงานอุตุนิยมวิทยาออสเตรเลีย	ศูนย์สูตร-10°ต., 90°ต.อ.-141°ต.อ. ศูนย์สูตร-10°ต., 141°ต.อ.-160°ต.อ. 10°ต.-36°ต., 90°ต.อ.-160°ต.อ.
มหาสมุทรแปซิฟิกใต้	กรมอุตุนิยมวิทยาฟีจี ราชการอุตุนิยมวิทยานิวซีแลนด์	ศูนย์สูตร-25°ต., 160°ต.อ.-120°ต.ต. 25°ต.-40°ต., 160°ต.อ.-120°ต.ต.

มีศูนย์อุตุนิยมวิทยาชำนัญพิเศษประจำภูมิภาคหกศูนย์ทั่วโลก องค์การอุตุนิยมวิทยาโลกเป็นผู้กำหนดองค์การเหล่านี้และรับผิดชอบต่อการติดตามและการออกข่าวประกาศ คำเตือน และข้อแนะนำเกี่ยวกับพายุหมุนเขตร้อนในพื้นที่รับผิดชอบที่ได้รับมอบหมาย นอกจากนี้ ศูนย์เตือนไต้ฝุ่นเขตร้อนอีกหกแห่งเป็นผู้ให้สารสนเทศแก่ภูมิภาคระดับเล็กกว่า

องค์การที่ทำหน้าที่ให้สารสนเทศเกี่ยวกับพายุหมุนเขตร้อนแก่สาธารณะนอกจากศูนย์อุตุนิยมวิทยาชำนัญพิเศษประจำภูมิภาคและศูนย์เตือนพายุหมุนเขตร้อนแล้วยังมีศูนย์เตือนไต้ฝุ่นร่วมที่ออกข้อแนะนำในทุกแอ่งยกเว้นแอ่งแอตแลนติกเหนือเพื่อจุดประสงค์ของรัฐบาลสหรัฐ องค์การบริหารบรรยากาศ ธรณีฟิสิกส์ และดาราศาสตร์แห่งฟิลิปปินส์ออกคำแนะนำและใช้ชื่อพายุหมุนเขตร้อนที่เคลื่อนเข้าใกล้ประเทศฟิลิปปินส์ภายในแอ่งแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือเพื่อปกป้องชีวิตและทรัพย์สินของพลเมือง ศูนย์เฮอริเคนแคนาดาออกคำแนะนำสำหรับพายุเฮอริเคนหรือเศษที่เหลือของพายุสำหรับพลเมืองแคนาดาเมื่อพายุนั้นมีผลกระทบต่อประเทศแคนาดา

วันที่ 26 มีนาคม 2004 เฮอริเคนคาตารินาเป็นพายุหมุนในมหาสมุทรแอตแลนติกใต้ลูกแรกเท่าที่มีบันทึก โดยพัดเข้าภาคใต้ของประเทศบราซิลด้วยลมเทียบเท่าระดับ 2 ตามมาตราเฮอริเคนแซฟเฟอร์–ซิมป์สัน เนื่องจากเป็นพายุที่ก่อตัวนอกอำนาจของศูนย์เตือนภัยอื่น ทีแรกนักอุตุนิยมวิทยาชาวบราซิลจึงถือว่าระบบนี้เป็นพายุหมุนนอกเขตร้อน แต่ภายหลังจัดเป็นพายุหมุนเขตร้อน

การก่อตัว

ดูบทความหลักที่: การกำเนิดพายุหมุนเขตร้อน

 

แผนที่เส้นทางเดินพายุของพายุหมุนเขตร้อนตั้งแต่ปี 1985–2005 ซึ่งมหาสมุทรแปซิฟิกฝั่งตะวันตกของเส้นแบ่งเขตวันสากลเป็นบริเวณที่มีพายุหมุนเขตร้อนก่อตัวมากที่สุดในบรรดาแอ่งทั้งหมด ขณะที่ซีกโลกใต้ระหว่างทวีปแอฟริกาและลองติจูด 160˚ต.ต. แทบไม่มีกัมมันตภาพของพายุหมุนเลย

 

แผนที่เส้นทางเคลื่อนตัวของพายุหมุนเขตร้อนทั้งหมดตั้งแต่ปี 1945 ถึง 2006 เส้นโครงแผนที่คงพื้นที่

กัมมันตภาพของพายุหมุนเขตร้อนทั่วโลกมีจุดสูงสุดในช่วงปลายฤดูร้อน เมื่อผลต่างระหว่างอุณหภูมิของอากาศด้านบนและอุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลสูงสุด อย่างไรก็ดี แต่ละแอ่งจะมีแบบรูปตามฤดูกาลของมันเอง ในมาตราส่วนระดับโลก เดือนพฤษภาคมเป็นเดือนที่มีกัมมันตภาพน้อยที่สุด ในขณะที่เดือนกันยายนเป็นเดือนที่มีกัมมันตภาพสูงที่สุด และเดือนพฤศจิกายนเป็นเดือนเดียวที่แอ่งพายุหมุนเขตร้อนทุกแอ่งมีกัมมันตภาพพร้อมกัน

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	เริ่มฤดู	สิ้นสุดฤดู	จำนวนพายุหมุนเขตร้อน	อ้างอิง
แอตแลนติกเหนือ	1 มิถุนายน	30 พฤศจิกายน	12.1
แปซิฟิกตะวันออก	15 พฤษภาคม	30 พฤศจิกายน	16.6
แปซิฟิกตะวันตก	1 มกราคม	31 ธันวาคม	26.0
มหาสมุทรอินเดียเหนือ	1 มกราคม	31 ธันวาคม	12
มหาสมุทรอินเดียตะวันตก-ใต้	1 กรกฎาคม	30 มิถุนายน	9.3
ภูมิภาคออสเตรเลีย	1 พฤศจิกายน	30 เมษายน	11.0
แปซิฟิกใต้	1 พฤศจิกายน	30 เมษายน	7.1
ทั่วโลก			94.1

ปัจจัย

 

คลื่นในลมค้าในมหาสมุทรแอตแลนติก อันเป็นพื้นที่ลมบรรจบที่เคลื่อนตามเส้นทางเดียวกันเป็นลมที่พบมากที่สุด (prevailing wind) ก่อให้เกิดการขาดเสถียรภาพในบรรยากาศซึ่งอาจนำไปสู่การก่อตัวของเฮอริเคน

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

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)

การชี้ทางแวดล้อม

การชี้ทางแวดล้อมเป็นพจน์หลัก แนวคิดคือการชี้ทางแทนการเคลื่อนที่ของพายุเนื่องจากลมที่มีมากที่สุดและภาวะแวดล้อมอย่างกว้างอื่น ๆ คล้ายกับ "ใบไม้ที่ถูกพาไปตามกระแสธาร" ในทางกายภาพ ลมหรือสนามการไหลในบริเวณใกล้เคียงพายุหมุนเขตร้อนอาจถือว่ามีสองส่วน คือ กระแสที่สัมพันธ์กับพายุเอง และการไหลสิ่งแวดล้อมพื้นหลังขนาดใหญ่ซึ่งพายุเกิดขึ้น ในทำนองนี้ การเคลื่อนที่ของพายุหมุนเขตร้อนอาจแทนลำดับแรกง่าย ๆ เป็นการเคลื่อนที่แนวนอนของพายุจากการไหลของสิ่งแวดล้อมในท้องถิ่น การไหลของสิ่งแวดล้อมนี้มีศัพท์ว่า "การไหลชี้ทาง" (steering flow)

ในวิชาภูมิอากาศวิทยา พายุหมุนเขตร้อนถูกนำพาไปทางทิศตะวันตกส่วนใหญ่จากลมค้าที่พัดจากตะวันออกสู่ตะวันตกที่อยู่ฝั่งเส้นศูนย์สูตรของขอบกึ่งเขตร้อน ซึ่งเป็นบริเวณความกดอากาศสูงต่อเนื่องเหนือมหาสมุทรกึ่งเขตร้อนของโลก ในมหาสมุทรเขตร้อนแอตแลนติกเหนือและแปซิฟิกตะวันออกเฉียงเหนือ ลมค้าชี้ทางคลื่นตะวันออกเขตร้อนไปทางตะวันตกจากชายฝั่งแอฟริกาสู่ทะเลแคริบเบียน ทวีปอเมริกาเหนือและสุดท้ายสู่มหาสมุทรแปซิฟิกกลางก่อนคลื่นสลายไป คลื่นตะวันออกเขตร้อนเป็นเหตุตั้งต้นของพายุหมุนเขตร้อนหลายลูกในบริเวณนี้ ในทางตรงข้าม ในมหาสมุทรอินเดียและแปซิฟิกตะวันตกทั้งในซีกโลกเหนือและใต้ การเกิดพายุหมุนเขตร้อนได้รับอิทธิพลจากคลื่นตะวันออกเขตร้อนน้อยกว่า แต่ได้รับอิทธิพลจากการเคลื่อนที่ตามฤดูกาลของร่องความกดอากาศต่ำและร่องมรสุมมากกว่า นอกจากนี้ การเคลื่อนที่ของพายุหมุนเขตร้อนยังได้รับอิทธิพลจากระบบลมฟ้าอากาศชั่วครู่ได้ เช่น พายุหมุนนอกเขตร้อน

การเลื่อนบีตา

นอกเหนือจากการชี้ทางแวดล้อม พายุหมุนเขตร้อนยังมีแนวโน้มเลื่อนอย่างช้า ๆ ไปทางขั้วและทางทิศตะวันตก เป็นการเคลื่อนที่ที่เรียก "การเลื่อนบีตา" การเคลื่อนที่ดังนี้เกิดจากการซ้อนทับของกระแสวน เช่น พายุหมุนเขตร้อน กับสิ่งแวดล้อมซึ่งแรงคอริออลิสแปรผันตามละติจูด เช่น บนทรงกลมหรือระนาบบีตา การเคลื่อนที่นี้ถูกพายุเองชักนำโดยอ้อม คือเป็นผลของการป้อนกลับระหว่างการไหลแบบพายุหมุนของพายุและสิ่งแวดล้อม

ในทางกายภาพ การไหลเวียนแบบพายุหมุนของพายุทำให้พัดอากาศในแนวนอนซึ่งลมแวดล้อมไปทางขั้วทางตะวันออกของศูนย์กลางและไปทางเส้นศูนย์สูตรทางตะวันตกของศูนย์กลาง เนื่องจากอากาศต้องอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุม โครงแบบการไหลนี้จึงชักนำวงกลมไซโคลนไปทางเส้นศูนย์สูตรและทางตะวันตกของศูนย์กลางพายุ และวงกลมแอนตีไซโคลนไปทางขั้วและทางตะวันออกของศูนย์กลางพายุ การไหลของวงกลมสองวงรวมกันทำให้มีการเคลื่อนในแนวนอนของพายุอย่างช้า ๆ ไปทางขั้วและทางทิศตะวันตก ผลนี้เกิดขึ้นแม้มีการไหลแวดล้อมเป็นศูนย์

อันตรกิริยาของพายุหลายลูก

ดูเพิ่มเติมที่: ปรากฏการณ์ฟุจิวะระ

องค์ประกอบที่สามของการเคลื่อนที่ซึ่งเกิดค่อนข้างน้อยได้แก่อันตรกิริยาของพายุหมุนเขตร้อนหลายลูก เมื่อพายุหมุนสองลูกเข้าใกล้กัน ศูนย์กลางของพายุทั้งสองจะเริ่มโคจรแบบพายุหมุนรอบจุดหนึ่งระหว่างสองระบบ กระแสวนทั้งสองนี้อาจโคจรรอบกันและกันหรืออาจเวียนก้นหอยเข้าสู่จุดศูนย์กลางและรวมเป็นพายุลูกเดียวก็ได้ขึ้นอยู่กับระยะห่างการแยกและกำลัง เมื่อกระแสวนสองกระแสมีขนาดไม่เท่ากัน กระแสวนขนาดใหญ่กว่ามักชนะอันตรกิริยานี้ และกระแสวนขนาดเล็กกว่าจะโคจรรอบกระแสวนขนาดใหญ่กว่า ปรากฏการณ์นี้เรียก ปรากฏการณ์ฟุจิวะระ ซึ่งได้ชื่อตามซะคุเฮย์ ฟุจิวะระ

อันตรกิริยากับลมตะวันตกละติจูดกลาง

ดูเพิ่มเติมที่: ลมตะวันตก

 

เส้นทางของพายุไต้ฝุ่นอีโอเก แสดงการเลี้ยวกลับนอกชายฝั่งญี่ปุ่นในปี 2006

แม้ตรงแบบพายุหมุนเขตร้อนเคลื่อนที่จากทิศตะวันออกไปตะวันตกในเขตร้อน แต่เส้นทางของพายุอาจเลื่อนไปทางขั้วและทางทิศตะวันออกได้เมื่อพายุเคลื่อนผ่านแกนขอบกึ่งเขตร้อน หรือมีอันตรกิริยากับการไหลละติจูดกลาง เช่น ลมกรดหรือพายุหมุนนอกเขตร้อน การเคลื่อนที่นี้ที่เรียก "การเลี้ยวกลับ" (recurvature) มักเกิดใกล้กับขอบตะวันตกของแอ่งมหาสมุทรขนาดใหญ่ อันเป็นที่ซึ่งลมกรดตรงแบบมีองค์ประกอบพัดไปทางขั้วและพบพายุหมุนนอกเขตร้อนได้บ่อย ตัวอย่างการเลี้ยวกลับของพายุหมุนเขตร้อนได้แก่ พายุไต้ฝุ่นอีโอเกในปี 2006

การขึ้นฝั่ง

ดูเพิ่มเติมที่: รายการสถิติพายุหมุนเขตร้อน และ การกำเนิดพายุหมุนเขตร้อน

การขึ้นฝั่งของพายุหมุนเขตร้อนเกิดเมื่อศูนย์กลางพื้นผิวของพายุเคลื่อนเหนือแนวชายฝั่ง บุคคลอาจประสบสภาพพายุบนฝั่งและในแผ่นดินหลายชั่วโมงก่อนพายุขึ้นฝั่ง อันที่จริง พายุหมุนเขตร้อนสามารถปล่อยลมกำลังแรงสุดเหนือพื้นดินโดยที่ยังไม่ทันขึ้นฝั่งก็ได้ NOAA ใช้คำว่า "พัดถล่มโดยตรง" เพื่ออธิบายเมื่อสถานที่หนึ่ง ๆ (ฝั่งซ้ายของตา) ตกอยู่ในรัศมีลมเร็วที่สุด (หรือสองเท่าของรัศมีนั้นหากอยู่ฝั่งขวามือ) ไม่ว่าตาของเฮอริเคนขึ้นฝั่งหรือไม่

ความเปลี่ยนแปลงที่เกิดจากเอลนีโญ–ความผันแปรของระบบอากาศในซีกโลกใต้

พายุหมุนเขตร้อนส่วนใหญ่ก่อตัวทางด้านข้างขอบกึ่งเขตร้อนใกล้เส้นศูนย์สูตร แล้วเคลื่อนตัวไปทางขั้วผ่านแกนขอบนั้นก่อนวกกลับเข้าสู่เข็มขัดหลักของลมตะวันตก เมื่อตำแหน่งของขอบกึ่งเขตร้อนมีการเลื่อนเนื่องจากเอลนีโญ เส้นทางของพายุหมุนเขตร้อนเป็นประจำจะเลื่อนตามไปด้วย พื้นที่ทางทิศตะวันตกของประเทศญี่ปุ่นและเกาหลีมักได้รับผลกระทบจากพายุหมุนเขตร้อนช่วงเดือนกันยายนถึงพฤศจิกายนน้อยกว่ามากระหว่างเอลนีโญและช่วงปีปกติ ระหว่างปีเอลนีโญ จุดแตกหักในขอบกึ่งเขตร้อนมักอยู่ใกล้ 130°ต.อ. ซึ่งเอื้อต่อกลุ่มเกาะญี่ปุ่น นอกจากนี้ เกาะกวมมีโอกาสได้รับผลกระทบจากพายุหมุนเขตร้อนเพิ่มขึ้นหนึ่งในสามเมื่อเทียบกับค่าเฉลี่ยระยะยาว มหาสมุทรแอตแลนติกเขตร้อนมีกัมมันตภาพลดลงเนื่องจากลมเฉือนแนวตั้งเพิ่มขึ้นทั่วบริเวณระหว่างปีที่เกิดเอลนีโญ ระหว่างปีลานีญา การก่อตัวของพายุหมุนเขตร้อน ตลอดจนตำแหน่งของขอบกึ่งเขตร้อน เลื่อนไปทางทิศตะวันตกผ่านมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกซึ่งเพิ่มความเสี่ยงพายุขึ้นฝั่งในประเทศจีนและพายุในประเทศฟิลิปปินส์มีความรุนแรงสูงขึ้นมาก

การสลายตัว

ปัจจัย

 

พายุโซนร้อนแฟรงกลิน เป็นตัวอย่างพายุหมุนเขตร้อนที่ถูกลมเฉือนรุนแรงในแอ่งพายุเฮอริเคนแอตแลนติกเหนือระหว่างปี 2005

พายุหมุนเขตร้อนสามารถยุติการมีคุณลักษณะเขตร้อนได้หลายทาง ทางหนึ่งคือหากพายุเคลื่อนผ่านแผ่นดินซึ่งทำให้พายุขาดน้ำอุ่นซึ่งจำเป็นต้องใช้เพื่อรักษาพลังงาน จึงอ่อนกำลังอย่างรวดเร็ว พายุกำลังแรงส่วนใหญ่เสียกำลังอย่างรวดเร็วมากหลังขึ้นฝั่งและกลายเป็นหย่อมความกดอากาศต่ำที่ไม่เป็นระเบียบภายในหนึ่งถึงสองวัน หรือพัฒนาเป็นพายุหมุนนอกเขตร้อน มีโอกาสที่พายุหมุนเขตร้อนสามารถฟื้นกำลังคืนมาหากพายุสามารถกลับสู่น้ำอุ่นเปิด เช่น เฮอริเคนอีวาน หากพายุค้างอยู่เหนือภูเขาแม้เป็นเวลาสั้น ๆ จะยิ่งอ่อนกำลังเร็วขึ้นอีก การเสียชีวิตและได้รับบาดเจ็บจากพายุจำนวนมากเกินในภูมิประเทศภูเขาเมื่อพายุที่อ่อนกำลังปลดปล่อยความชื้นออกมาเป็นฝนเชี่ยว ฝนตกนี้อาจทำให้เกิดอุทกภัยและโคลนถล่มที่ทำให้ถึงแก่ชีวิตได้ เช่นในกรณีของเฮอริเคนมิตช์รอบประเทศฮอนดูรัสในเดือนตุลาคม 1998 พายุไม่อาจอยู่ได้หากปราศจากน้ำพื้นผิวที่อุ่น

พายุหมุนเขตร้อนสามารถสลายตัวเมื่อพายุเคลื่อนผ่านน้ำที่มีอุณหภูมิต่ำกว่า 26.5 °ซ. มาก อุณหภูมิน้ำต่ำจะทำให้พายุสูญเสียลักษณะเขตร้อน เช่น แกนอบอุ่นที่มีพายุฟ้าคะนองใกล้ศูนย์กลาง และกลายเป็นบริเวณความกดอากาศต่ำคงค้าง ระบบคงค้างเหล่านี้อาจอยู่ได้นานหลายวันก่อนเสียอัตลักษณ์ไป กลไกการสลายตัวนี้พบบ่อยที่สุดในมหาสมุทรแปซิฟิกเหนือทางตะวันออก การอ่อนกำลังหรือการสลายตัวยังอาจเกิดได้หากพายุเผชิญกับลมเฉือนแนวตั้ง ทำให้การพาความร้อนและเครื่องจักรความร้อนเคลื่อนออกห่างจากศูนย์กลาง ซึ่งกระบวนการดังกล่าวปกติยุติการพัฒนาของพายุหมุนเขตร้อน นอกจากนี้อันตรกิริยาของพายุกับเข็มขัดหลักของลมตะวันตกโดยการรวมกับเขตแนวปะทะใกล้เคียงอาจทำให้พายุหมุนเขตร้อนกลายสภาพเป็นพายุหมุนนอกเขตร้อน การเปลี่ยนผ่านนี้อาจใช้เวลา 1–3 วัน แม้หลังจากพายุหมุนเขตร้อนได้ชื่อว่าเป็นพายุหมุนนอกเขตร้อนหรือสลายตัวไปแล้ว ยังสามารถมีลมแรงพายุเขตร้อน (หรือบางทีเป็นแรงเฮอริเคน/ไต้ฝุ่น) และทำให้ฝนตกหลายนิ้ว ในมหาสมุทรแปซิฟิกและแอตแลนติก พายุหมุนที่เกิดในเขตร้อนในละติจูดสูงสามารถมีความรุนแรงได้และบางทีอาจยังคงความเร็วลมกำลังเฮอริเคนหรือไต้ฝุ่นได้เมื่อพายุไปถึงชายฝั่งตะวันตกของทวีปอเมริกาเหนือ ปรากฏการณ์เหล่านี้ยังมีผลต่อทวีปยุโรปได้ ที่ซึ่งได้ชื่อว่า วินด์สตอร์มยุโรป ส่วนคงค้างของเฮอริเคนไอริสเป็นตัวอย่างของวินสตอร์มยุโรปในปี 1995 พายุหมุนยังสามารถถรวมกับบริเวณความกดอากาศอื่นได้ กลายเป็นหย่อมความกดอากาศต่ำขนาดใหญ่ขึ้น การนี้สามารถเสริมกำลังระบบผลลัพธ์ แม้ระบบนี้จะไม่เป็นพายุหมุนเขตร้อนอีกต่อไป การศึกษาในคริสต์ทศวรรษ 2000 ทำให้เกิดสมมติฐานว่าฝุ่นปริมาณมากลดกำลังของพายุหมุนเขตร้อนได้

การสลายพายุด้วยฝีมือมนุษย์

ในคริสต์ทศวรรษ 1960 และ 1970 รัฐบาลสหรัฐพยายามทำให้พายุเฮอริเคนอ่อนกำลังลงในโครงการสตอร์มฟิวรีโดยการโปรยสารเคมีใส่พายุบางลูกด้วยซิลเวอร์ไอโอไดด์ คาดกันว่าการโปรยจะทำให้น้ำเย็นสุดขั้วในแถบฝนชั้นนอกเแข็งตัว ทำให้กำแพงตาชั้นในพังลงและลดความรุนแรงของลมได้ ลมของเฮอริเคนเด็บบีซึ่งเป็นพายุลูกหนึ่งที่ถูกโปรยในโครงการสตอร์มฟิวรีลดลงถึงร้อยละ 31 แต่เด็บบีกลับมามีกำลังดังเดิมหลังเที่ยวบินโปรยสองเที่ยว ก่อนหน้านี้ในปี 1947 เกิดภัยพิบัติเมื่อเฮอริเคนทางทิศตะวันออกของแจ็กสันวิลล์ รัฐฟลอริดา เปลี่ยนทิศทางกระทันหันหลังถูกโปรยสารเคมี และพัดถล่มซาวันนาห์ รัฐจอร์เจีย เนื่องจากมีความไม่แน่นอนสูงเกี่ยวกับพฤติกรรมของพายุเหล่านี้ รัฐบาลกลางจึงไม่อนุมัติปฏิบัติการโปรยสารเคมีเว้นแต่พายุเฮอริเคนนั้นมีโอกาสขึ้นฝั่งภายใน 48 ชั่วโมงน้อยกว่าร้อยละ 10 ซึ่งลดจำนวนพายุทดสอบที่เป็นไปได้อย่งามาก โครงการดังกล่าวถูกยกเลิกหลังพบว่าวัฏจักรการทดแทนกำแพงตาเกิดขึ้นตามธรรมชาติในเฮอริเคนกำลังแรง ทำให้เกิดข้อสงสัยต่อผลลัพธ์ของความพยายามครั้งก่อน ๆ ปัจจุบันเป็นที่ทราบกันว่าซิลเวอร์ไอโอไดด์ไม่น่าจะมีผลใดเพราะปริมาณน้ำเย็นสุดขั้วในแถบฝนของพายุหมุนเขตร้อนมีต่ำเกินไป

มีการเสนอแนวทางอื่นในเวลาต่อมา รวมทั้งการทำให้น้ำเย็นภายใต้พายุหมุนเขตร้อนโดยการลากภูเขาน้ำแข็งเข้าสู่มหาสมุทรเขตร้อน ความคิดอื่นมีตั้งแต่การทำให้มหาสมุทรปกคลุมด้วยสารที่ยับยั้งการระเหย การหย่อนน้ำแข็งปริมาณมากเข้าสู่ตาพายุในขั้นแรก ๆ เพื่อให้ความร้อนแฝงถูกน้ำแข็งดูดกลืนไปแทนที่ถูกเปลี่ยนเป็นพลังงานจลน์ซึ่งจะเป็นเชื้อสำหรับวงวนการป้อนกลับเชิงบวก หรือการทำให้พายุหมุนสลายไปด้วยอาวุธนิวเคลียร์ โครงการเซอร์รัสเป็นความพยายามโยนน้ำแข็งแห้งใส่พายุหมุน แนวทางเหล่านี้ล้วนประสบปัญหาเหนืออื่นใดประการเดียวกันคือ พายหุมุนเขตร้อนมีขนาดใหญ่เกินไปและมีอายุยืนเกินกว่าที่เทคนิคทำให้พายุอ่อนกำลังเหล่านี้จะใช้ปฏิบัติได้จริง

ผลกระทบ

 

ความเสียหายจากพายุเฮอริเคนแคทรีนาในกัลฟ์พอร์ต

พายุหมุนเขตร้อนกลางทะเลก่อให้เกิดคลื่นทะเลสูง ฝนตกหนัก อุทกภัยและลมแรง รบกวนการขนส่งทางเรือระหว่างประเทศและบางทีทำให้เรืออัปปาง พายุหมุนเขตร้อนกวนน้ำเหลือเป็นร่องน้ำเย็นไว้เบื้องหลังซึ่งทำให้บริเวณนั้นมีโอกาสเกิดพายุหมุนเขตร้อนน้อยลง ส่วนในแผ่นดินกระแสลมแรงอาจทำให้เสียหายซึ่งหรือทำลายยานพาหนะ สิ่งปลูกสร้าง สะพานและวัตถุนอกอาคารอย่างอื่น เปลี่ยนเศษหลุดหลวมให้เป็นแรงโปรเจกไทล์ลอยได้ที่อาจทำให้ถึงแก่ชิวิต คลื่นพายุซัดฝั่ง หรือระดับน้ำทะเลที่เพิ่มขึ้นเนื่องจากพายุหมุน ตรงแบบเป็นผลกระทบที่เลวร้ายที่สุดจากพายุหมุนเขตร้อนที่กำลังพัดขึ้นฝั่ง โดยในอดีตคิดเป็นร้อยละ 90 ของยอดผู้เสียชีวิตจากพายุหมุนเขตร้อน การหมุนกว้าง ๆ ของพายุหมุนเขตร้อนที่กำลังพัดขึ้นฝั่งและลมเฉือนแนวตั้งที่รอบนอกของพายุทำให้เกิดทอร์เนโด ทอร์เนโดยังอาจเกิดจากผลของเมโสวอร์เท็กซ์กำแพงตา (eyewall mesovortices) หรือกระแสวนขนาดเล็ก ซึ่งคงอยู่จนพายุขึ้นฝั่ง

กว่าสองศตวรรษที่ผ่านมา พายุหมุนเขตร้อนเป็นเหตุให้มีผู้เสียชีวิตประมาณ 1.9 ล้านคนทั่วโลก บริเวณน้ำนิ่งขนาดใหญ่ที่เกิดจากอุทกภัยนำไปสู่โรคติดเชื้อ ตลอดจนส่งเสริมให้เกิดการเจ็บป่วยที่มียุงเป็นพาหะ ผู้อพยพที่แออัดในที่อยู่อาศัยเพิ่มความเสี่ยงการแพร่กระจายโรค พายุหมุนเขตร้อนรบกวนโครงสร้างพื้นฐานอย่างสำคัญ นำไปสู่ไฟฟ้าดับ สะพานพังถล่ม และขัดขวางความพยายามบูรณะ โดยเฉลี่ยอ่าวเม็กซิโกและชายฝั่งตะวันออกของสหรัฐมีมูลค่าความเสียหายจากพายหมุนประมาณ 5,000 ล้านดอลลาร์สหรัฐทุกปี ความเสียหายจากพายุหมุนเขตร้อนส่วนใหญ่ (ร้อยละ 83) เกิดจากเฮอริเคนรุนแรงตั้งแต่ระดับ 3 ขึ้นไป ทว่า เฮอริเคนระดับ 3 ขึ้นไปคิดเป็นเพียงประมาณหนึ่งในห้าของพายุหมุนที่ขึ้นฝั่งทุกปี

แม้พายุหมุนก่อให้เกิดความเสียหายมหาศาลต่อชีวิตและทรัพย์สินส่วนบุคคล แต่พายุหมุนอาจเป็นปัจจัยสำคัญของภาวะหยาดน้ำฟ้าในที่ที่พายุมีผลกระทบนั้น เนื่องจากพายุอาจนำหยาดน้ำฟ้าไปยังภูมิภาคที่แห้งแล้ง พายุหมุนเขตร้อนยังช่วยธำรงสมดุลความร้อนของโลกโดยการเคลื่อนย้ายอากาศเขตร้อนที่อุ่นชื้นไปยังละติจูดกลางและบริเวณขั้วโลก และการวางระเบียบการไหลเวียนเทอร์โมฮาลีน (thermohaline circulation) ผ่านการลอยตัว คลื่นพายุซัดฝั่งและลมเฮอริเคนอาจเป็นอันตรายต่อสิ่งปลูกสร้างที่มนุษย์สร้างขึ้น แต่ยังกวนน้ำของชะวากทะเลชายฝั่งซึ่งตรงแบบเป็นท้องที่เพาะพันธุ์ปลาที่สำคัญ การทำลายล้างจากพายุหมุนเขตร้อนทำให้เกิดการบูรณะซึ่งเพิ่มมูลค่าของทรัพย์สินในท้องถิ่น

เมื่อเฮอริเคนขึ้นฝั่งจากมหาสมุทรมีการนำเกลือเข้าสู่บริเวณน้ำจืดหลายที่และเพิ่มระดับความเค็มทำให้ที่อยู่อาศัยบางแห่งไม่สามารถรับได้ บ้างสามารถรับมือเกลือได้และแปรรูปเกลือกลับสู่มหาสมุทร แต่บ้างไม่สามารถปลดปล่อยน้ำพื้นผิวส่วนเกินได้เร็วพอหรือไม่มีแหล่งน้ำจืดใหญ่พอทดแทน ด้วยเหตุนี้จึงมีพืชพรรณบางสปีชีส์ตายเนื่องจากเกลือเกิน นอกจากนี้เฮอริเคนยังสามารถพาพิษและกรดเข้าฝั่งเมื่อขึ้นฝั่งได้ น้ำอุทกภัยสามารถรับเอาพิษจากการรั่วไหลต่าง ๆ และทำให้แผ่นดินที่อุทกภัยไหลผ่านปนเปื้อน พิษนี้เป็นอันตรายอย่างยิ่งต่อพืช สัตว์และสิ่งแวดล้อมโดยรอบในพื้นที่ น้ำอุทกภัยยังสามารถก่อให้เกิดการรั่วไหลของน้ำมันที่อันตรายได้

การเตรียมการและการรับมือ

การเตรียมการเฮอริเคนครอบคลุมถึงการปฏิบัติและการวางแผนก่อนพายุหมุนเขตร้อนพัดถล่มเอลดความเสียหายและการบาดเจ็บจากพายุ ความรู้เรื่องพายุหมุนเขตร้อนที่พัดถล่มในพื้นที่ช่วยวางแผนสำหรับความเป็นไปได้ในอนาคต การเตรียมการอาจรวมถึงการเตรียมของปัจเจกบุคคลเช่นเดียวกับความพยายามร่วมมือกันของรัฐบาลหรือองค์การอื่น การเฝ้าติดตามพายุระหว่างฤดูกาลพายุหมุนเขตร้อนช่วยให้ปัจเจกบุคคลทราบภัยคุกคามปัจจุบัน ศูนย์อุตุนิยมวิทยาชำนัญพิเศษประจำภูมิภาคและศูนย์เตือนไต้ฝุ่นเขตร้อนให้สารสนเทศและการพยากรณ์ปัจจุบันเพื่อช่วยให้ปัจเจกบุคคลสามารถตัดสินใจได้ดีที่สุด

การรับมือเฮอริเคนเป็นการรับมือภัยพิบัติที่เกิดหลังเฮอริเคน กิจกรรมที่ผู้ตอบสนองภัยเฮอริเคนปฏิบัติได้แก่การประเมิน การฟื้นฟูและการทำลายสิ่งปลูกสร้าง การเก็บกวาดเศษขยะ การซ่อมแซมโครงสร้างพื้นฐานทั้งที่อยู่บนพื้นดินและในทะเล และบริการสาธารณสุขรวมทั้งปฏิบัติการค้นหาและกู้ภัย ทีมผู้ตอบสนองภัยเฮอริเคนต้องมีการประสานงานในทุกระดับตั้งแต่เอกชนจนถึงรัฐบาลกลาง ข้อมูลขององค์การพร้อมปฏิบัติการในภัยพิบัติอาสาสมัครแห่งชาติ (National Voluntary Organizations Active in Disaster) ระบุว่า อาสาสมัครผู้ตอบสนองภัยที่มีศักยภาพควรเข้าร่วมกับองค์การที่มีการจัดตั้งเป็นกิจจะลักษณะและไม่ควรไปด้วยตนเอง เพื่อให้มีการฝึกและสนับสนุนอย่างเหมาะสมเพื่อลดอันตรายและความเครียดจากงานดังกล่าว

ผู้ตอบสนองภัยเฮอริเคนเผชิญอันตรายหลาประการ ทั้งอาจได้รับสิ่งปนเปื้อนทางเคมีและชีวภาพ ได้แก่ สารเคมีที่เก็บไว้ สิ่งปฏิกูล ศพมนุษย์ และการเติบโตของเชื้อราที่ได้รับการส่งเสริมจากอุทกภัย เช่นเดียวกับแร่ใยหินและตะกั่วซึ่งอาจพบได้ในสิ่งปลูกสร้างอายุมาก การบาดเจ็บที่พบได้บ่อยเกิดจากการตกจากที่สูง เช่น ตกบันไดหรือจากพื้นผิวหลายชั้น จากไฟฟ้าดูดในพื้นที่ที่ถูกน้ำท่วม รวมทั้งจากพลังงานย้อนกลับจากเครื่องปั่นไฟฟ้าพกพา หรือจากอุบัติเหตุยานยนต์ การอยู่เป็นกะนานและไม่เป็นกิจวัตรอาจทำให้เกิดการอดนอนและความล้า เพิ่มความเสี่ยงการบาดเจ็บ และคนงานอาจประสบความเครียดทางจิตซึ่งเกิดจากอุบัติเหตุ นอกจากนี้ ความเครียดจากความร้อนก็เป็นข้อกังวลเพราะคนงานมักได้รับอุณหภูมิร้อนชื้น สวมเสื้อผ้าและอุปกรณ์ป้องกัน และมีงานที่ต้องใช้แรงมาก

การสังเกตการณ์และการพยากรณ์

การสังเกตการณ์

 

มุมมองตะวันตกดินบริเวณแนวแถบเมฆฝนของพายุเฮอริเคนอีซีดอร์ ถ่ายที่ความสูง 7,000 ฟุต (2,100 เมตร)

พายุหมุนเขตร้อนกำลังแรงเป็นความท้าทายที่มากเป็นพิเศษต่อการสังเกตการณ์ เพราะเป็นปรากฏการณ์ในมหาสมุทรที่อันตราย และสถานีตรวจอากาศที่มีค่อนข้างกระจัดกระจายมักตั้งอยู่ ณ จุดเกิดพายุน้อย โดยทั่วไปการสังเกตการณ์ภาคพื้นดินมีได้เฉพาะเมื่อพายุพัดผ่านเกาะหรือบริเวณชายฝั่ง หรือมีเรืออยู่แถบนั้น ปกติมีการวัดเวลาจริงในรอบนอกของพายุหมุนที่ซึ่งสภาพมีการทำลายล้างน้อยกว่าและไม่สามารถประเมินกำลังที่แท้จริงของพายุได้ ด้วยเหตุนี้จึงมีคณะนักอุตุนิยมวิทยาที่เคลื่อนเข้าสู่เส้นทางของพายุหมุนเขตร้อนเพื่อช่วยประเมินกำลังของพายุหมุน ณ จุดขึ้นฝั่ง

พายุหมุนเขตร้อนที่อยู่ห่างจากแผ่นดินจะมีดาวเทียมตรวจอากาศเฝ้าติดตาม ซึ่งจับภาพช่วงแสงที่มองเห็นได้และอินฟราเรดจากอวกาศ ปกติมีช่วงห่างถึงครึ่งชั่วโมงถึงสิบห้านาที เมื่อพายุเคลื่อนมาถึงแผ่นดินจะสามารถสังเกตได้ด้วยเรดาร์สภาพอากาศดอปเปลอร์ที่ตั้งอยู่บนพื้นดิน เรดาร์มีบทบาทสำคัญในช่วขึ้นฝั่งโดยแสดงตำแหน่งของพายุและความรุนอรงได้ทุก ๆ ไม่กี่นาที

การวัดในตำแหน่งในเวลาจริงสามารถทำได้โดยส่งเที่ยวบินลาดตระเวนที่มีอุปกรณ์พิเศษเข้าสู่พายุหมุน ในแอ่งแอตแลนติก นักล่าเฮอริเคนของรัฐบาลสหรัฐเป็นผู้ขับเที่ยวบินเหล่านี้เป็นประจำ อากาศยานที่ใช้ได้แก่ ดับเบิลยูซี-130 เฮอร์คิวลิสและดับเบิลยูพี-3ดี ออริออนส์ ซึ่งเป็นอากาศยานขนส่งสินค้าแบบใบพัดสี่เครื่องยนต์ อากาศยานเหล่านี้บินโดยตรงเข้าสู่พายุหมุนและวัดโดยตรงและการรับรู้จากระยะไกล และเครื่องบินยังปล่อยดรอปซอนด์จีพีเอส (dropsonde) เข้าไปในพายุหมุนเขตร้อน อุปกรณ์เหล่านี้ทำหน้าที่วัดอุณหภูมิ ความชื้น ความกดอากาศ และโดยเฉพาะอย่างยิ่งลมระหว่างระดับเที่ยวบินและพื้นผิวมหาสมุทร ยุคใหม่ของการสังเกตการณ์พายุเฮอริเคนเริ่มเมื่อมีการใช้แอโรโซนด์ ซึ่งเป็นอากาศยานโดรนขนาดเล็กที่ขับจากระยะไกล บินผ่านพายุโซนร้อนโอฟีเลียขณะพายุพัดผ่านชายฝั่งตะวันออกของรัฐเวอร์จิเนียระหว่างฤดูกาลเฮอริเคนปี 2005 มีภารกิจที่คล้ายกันสำเร็จลุล่วงในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตก วิธีนี้เป็นวิธีใหม่สำหรับการตรวจดูพายุที่ระดับความสูงต่ำที่นักบินมนุษย์ไม่กล้า

 

แนวโน้มข้อผิดพลาดในการทำนายเส้นทางพายุหมุนเขตร้อนลดลงโดยทั่วไปชัดเจนตั้งแต่คริสต์ทศวรรษ 1970

การพยากรณ์

เนื่องจากแรงที่มีผลต่อเส้นทางพายุหมุนเขตร้อน การทำนายเส้นทางที่แม่นยำจึงขึ้นอยู่กับการระบุตำแหน่งและกำลังของบริเวณความกดอากาศสูงและบริเวณความกดอากาศต่ำ และทำนายว่าบริเวณเหล่านี้จะเปลี่ยนแปลงตลอดชีวิตของระบบพายุเขตร้อนอย่างไร การไหลเฉลี่ยชั้นลึก หรือลมเฉลี่ยตลอดความลึกของชั้นโทรโพสเฟียร์ ถือเป็นอุปกรณ์ดีที่สุดในการตัดสินทิศทางและความเร็วของเส้นทาง หากพายุถูกเฉือนอย่างสำคัญจะทำให้การใช้การวัดความเร็วลมที่ระดับความสูงต่ำ เช่น พื้นผิวความกดอากาศ 70 กิโลปาสคาล (3,000 เมตรหรือ 9,800 ฟุตเหนือระดับน้ำทะเล) ทำนายได้ดีขึ้น นักพยากรณ์อากาศเขตร้อนยังพิจารณาปรับลดการส่ายในระยะสั้นของพายุเพื่อให้ตัดสินแนววิถีระยะยาวได้แม่นยำขึ้น คอมพิวเตอร์ความเร็วสูงและซอฟต์แวร์จำลองที่ซับซ้อนทำให้นักพยากรณ์อากาศผลิตแบบจำลองคอมพิวเตอร์สามารถทำนายเส้นทางของพายุหมุนเขตร้อนได้โดยอาศัยตำแหน่งในอนาคตและกำลังของระบบความกดอากาศสูงและต่ำ การรวมแบบจำลองการพยากรณ์เข้ากับความเข้าใจของแรงที่กระทำต่อพายุหมุนเขตร้อนที่เพิ่มขึ้น ตลอดจนคลังข้อมูลจากดาวเทียมที่โคจรรอบโลกและตัวสัมผัสอื่น นักวิทยาศาสตร์ยิ่งมีความแม่นยำในการพยากรณ์เส้นทางในช่วงทศวรรษหลัง ๆ มากขึ้น อย่างไรก็ดี นักวิทยาศาสตร์ยังมีทักษะในด้านการทำนายความรุนแรงของพายุหมุนเขตร้อนไม่เพียงพอ การขาดการพัฒนาการพยากรณ์ความรุนแรงมีสาเหตุจากควรมซับซ้อนของพายุหมุนเขตร้อนและความไม่เข้าใจปัจจัยที่มีผลต่อการพัฒนาของพายุ ตำแหน่งของพายุหมุนเขตร้อนใหม่และสารสนเทศพยากรณ์อากาศสามารถหาได้อย่างน้อยทุกสิบสองชั่วโมงในซีกโลกใต้ และอย่างน้อยทุกหกชั่วโมงในซีกโลกเหนือจากศูนย์อุตุนิยมวิทยาชำนัญพิเศษประจำภูมิภาคและศูนย์เตือนพายุหมุนเขตร้อน

การจำแนกประเภท ศัพทวิทยา และการตั้งชื่อ

การจำแนกความรุนแรง

ดูบทความหลักที่: มาตราพายุหมุนเขตร้อน

 

พายุหมุนเขตร้อนสามลูกในฤดูพายุไต้ฝุ่นแปซิฟิกปี 2006 ณ การพัฒนาต่าง ๆ พายุลูกที่อ่อนกำลังที่สุด (ซ้าย) มีรูปทรงกลมพื้นฐานเท่านั้น พายุที่กำลังแรงขึ้นมา (ขวาบน) มีแถบก้นหอยและมีการรวมเข้าศูนย์กลางมากขึ้น ส่วนพายุที่กำลังแรงที่สุด (ขวาล่าง) มีตาพายุแล้ว

มีการจำแนกพายุหมุนเขตเขตร้อนออกเป็นสามกลุ่มหลักตามความรุนแรง ได้แก่ ดีเปรสชันเขตร้อน พายุโซนร้อนและกลุ่มพายุที่รุนแรงกว่ากลุ่มที่สาม ซึ่งกลุ่มนี้จะมีชื่อเรียกแตกต่างกันตามภูมิภาค ตัวอย่างเช่น เมื่อพายุหมุนเขตร้อนในแอ่งแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือมีลมถึงกำลังเฮอริเคนตามมาตราโบฟอร์ต จะเรียก "ไต้ฝุ่น" เมื่อพายุหมุนเขตร้อนมีความเร็วลมระดับเดียวกันในแอ่งแปซิฟิกตะวันออกเฉียงเหนือหรือในแอ่งแอตแลนติกเหนือ จะเรียก "เฮอริเคน" ส่วนในซีกโลกใต้หรือมหาสมุทรอินเดียจะไม่ใช้ทั้งคำว่า "เฮอริเคน" หรือ "ไต้ฝุ่น" แต่จะเรียกว่า ไซโคลน ไซโคลนกำลังแรง หรือไซโคลนกำลังแรงมากแทน

แอ่งต่าง ๆ ใช้ระบบศัพทมูลวิทยาต่างกันดังแสดงในตารางด้านล่าง ซึ่งทำให้การเปรียบเทียบระหว่างแอ่งต่าง ๆ ทำได้ยาก ในมหาสมุทรแปซิฟิก เฮอริเคนจากแอ่งแปซิฟิกเหนือตอนกลางบางทีข้ามเส้นเมริเดียนที่ 180 องศาไปยังแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือทำให้กลายเป็นไต้ฝุ่น (เช่น เฮอริเคน/ไต้ฝุ่นอิโอเกะในปี 2006) และน้อยครั้งที่จะเกิดเหตุการณ์ตรงกันข้าม ทั้งนี้ ควรสังเกตด้วยว่าไต้ฝุ่นที่มีความเร็วลมที่พัดต่อเนื่อง 1 นาทีมากกว่า 67 เมตรต่อวินาที หรือ 240 กิโลเมตรต่อชั่วโมง ศูนย์เตือนไต้ฝุ่นร่วมจะเรียกว่า "ซูเปอร์ไต้ฝุ่น"

ศูนย์เฮอริเคนแห่งชาติ ศูนย์เฮอริเคนแปซิฟิกกลาง และศูนย์เตือนไต้ฝุ่นร่วมยังเฝ้าติดตามและตั้งชื่อให้บริเวณที่ได้รับความสนใจ (หรือเรียกอินเวสต์) เพื่อมองหากัมมันตภาพที่อาจกลายเป็นพายุหมุนได้ แม้ไม่ใช่ระบบพายุหมุนเขตร้อน (หรือนอกเขตร้อน) ตามความหมายอย่างเคร่งครัดก็ตาม โดยบางทีมีการจำแนกระบบเหล่านี้เป็นพายุหมุนเขตร้อนที่อาจเกิดได้เป็นหมวดที่สี่อย่างไม่เป็นทางการ

พายุหมุนเขตร้อนที่อาจเกิด

หากความผันผวนในเขตร้อน (ที่ยังไม่พัฒนาเป็นดีเปรสชันเขตร้อน) หนึ่งสามารถยังให้เกิดภาวะพายุหมุนเขตร้อนหรือเฮอริเคนในแผ่นดินภายใน 48 ชั่วโมง ศูนย์เฮอริเคนแห่งชาติ ศูนย์เฮอริเคนแปซิฟิกกลาง และศูนย์เตือนไต้ฝุ่นร่วมจะจัดเป็นพายุหมุนเขตร้อนที่อาจเกิด (potential tropical cyclone)

พายุดีเปรสชันเขตร้อน

พายุดีเปรสชันเขตร้อน หรือ บริเวณความกดอากาศต่ำเขตร้อน เป็นการผันผวนเขตร้อนซึ่งมีการไหลเวียนพื้นผิวที่นิยามอย่างชัดเจนด้วยความเร็วลมพัดต่อเนื่องสูงสุดน้อยกว่า 34 นอต (63 กิโลเมตรต่อชั่วโมง) ภายในซีกโลกใต้ พายุดีเปรสชันสามารถมีแรงพายุหรือลมกำลังแรงกว่าในหนึ่งจตุภาคขึ้นไปได้ แต่ต้องไม่อยู่ใกล้ศูนย์กลาง

พายุโซนร้อน

พายุโซนร้อน เป็นระบบพายุฟ้าคะนองกำลังแรงที่เป็นระเบียบ โดยมีการไหลเวียนพื้นผิวและความเร็วลมพัดต่อเนื่องสูงสุดที่นิยามไว้ระหว่าง 34 นอต (63 กม./ชม.) ถึง 64 นอต (119 กม./ชม.) เมื่อถึงจุดนี้ รูปทรงแบบพายุหมุนเฉพาะเริ่มปรากฏขึ้น แม้ปกติจะยังไม่พบตา หน่วยงานลมฟ้าอากาศของรัฐบาลเริ่มตั้งชื่อให้ระบบที่มีความรุนแรงระดับนี้ (จึงเป็นพายุที่มีชื่อ) แม้พายุโซนร้อนจะมีความรุนแรงน้อยกว่าเฮอริเคนมากแต่ยังก่อให้เกิดความเสียหายหนักได้ แรงเฉือนของลมสามารถพัดให้วัสดุก่อสร้างปลิวได้ และวัตถุลอยไปกับอากาศอาจก่อให้เกิดความเสียหายต่อสายส่งไฟฟ้า หลังคาและวัสดุติดผนัง ส่วนภัยที่อันตรายกว่าได้แก่ฝนตกหนักแล้วทำให้เกิดอุทกภัยในแผ่นดิน

ไต้ฝุ่นหรือเฮอริเคน

ดูบทความหลักที่: พายุเฮอริเคนแอตแลนติก, พายุเฮอริเคนแปซิฟิก และ ไต้ฝุ่น

เฮอริเคนหรือไต้ฝุ่น (บางทีเรียกง่าย ๆ ว่า พายุหมุนเขตร้อน ซึ่งไม่เหมือนกับดีเปรสชันหรือพายุ) เป็นระบบที่มีความเร็วลมพัดต่อเนื่องอย่างน้อย 64 นอต (119 กม./ชม.) ขึ้นไป พายุหมุนความรุนแรงระดับนี้มักมีตา ซึ่งเป็นบริเวณที่ฟ้าลมค่อนข้างสงบ (และมีความกดอากาศต่ำสุด) ณ ศูนย์กลางการไหลเวียน ตามักมองเห็นได้ในภาพถ่ายดาวเทียมเป็นจุดวงกลมปลอดเมฆขนาดเล็ก ส่วนที่ล้อมรอบตาคือ กำแพงตา ซึ่งเป็นพื้นที่กว้างประมาณ 16 ถึง 80 กิโลเมตรซึ่งมีพายุฟ้าคะนองรุนแรงที่สุดและลมไหลเวียนรอบศูนย์กลางพายุ มีการประมาณว่าความเร็วลมพัดต่อเนื่องสูงสุดในพายุหมุนเขตร้อนอยู่ที่ประมาณ 185 นอต (95 ม./วินาที หรือ 340 กม./ชม.)

ตารางเปรียบเทียบความรุนแรงของพายุหมุนเขตร้อน
มาตรา โบฟอร์ต	ความเร็วลมต่อเนื่อง 1 นาที (NHC/CPHC/JTWC)	ความเร็วลมต่อเนื่อง 10 นาที (WMO/JMA/MF/BOM/FMS)	แปซิฟิกตะวันออกเฉียงเหนือและ แอตแลนติกเหนือ NHC/CPHC	แปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือ JTWC	แปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือ JMA	มหาสมุทรอินเดียเหนือ IMD	มหาสมุทรอินเดียตะวันตกเฉียงใต้ MF	ออสเตรเลียและแปซิฟิกใต้ BOM/FMS
0–7	<32 นอต (59 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	<28 นอต (52 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	พายุดีเปรสชันเขตร้อน	พายุดีเปรสชันเขตร้อน	พายุดีเปรสชันเขตร้อน	พายุดีเปรสชัน	พื้นที่ของอากาศแปรปรวน	การแปรปรวนของลมในเขตร้อน/ พายุดีเปรสชันเขตร้อน/ บริเวณความกดอากาศต่ำเขตร้อน
7	33 นอต (61 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	28–29 นอต (52–54 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)				พายุดีเปรสชันหมุนเร็ว	การแปรปรวนของลมในเขตร้อน
8	34–37 นอต (63–69 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	30–33 นอต (56–61 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	พายุโซนร้อน	พายุโซนร้อน			พายุดีเปรสชันเขตร้อน
9–10	38–54 นอต (70–100 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	34–47 นอต (63–87 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)			พายุโซนร้อน	พายุไซโคลน	พายุโซนร้อนกำลังปานกลาง	พายุไซโคลน ระดับ 1
11	55–63 นอต (102–117 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	48–55 นอต (89–102 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)			พายุโซนร้อนกำลังแรง	พายุไซโคลนกำลังแรง	พายุโซนร้อนกำลังแรง	พายุไซโคลน ระดับ 2
12+	64–71 นอต (119–131 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	56–63 นอต (104–117 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	พายุเฮอริเคนระดับ 1	พายุไต้ฝุ่น
	72–82 นอต (133–152 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	64–72 นอต (119–133 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)			พายุไต้ฝุ่น	พายุไซโคลน กำลังแรงมาก	พายุไซโคลน	พายุไซโคลนกำลังแรง ระดับ 3
	83–95 นอต (154–176 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	73–83 นอต (135–154 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	พายุเฮอริเคนระดับ 2
	96–97 นอต (178–180 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	84–85 นอต (156–157 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	พายุเฮอริเคนขนาดใหญ่ ระดับ 3
	98–112 นอต (181–207 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	86–98 นอต (159–181 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)				พายุไซโคลนกำลังแรง อย่างมาก	พายุไซโคลนรุนแรง	พายุไซโคลนกำลังแรง ระดับ 4
	113–122 นอต (209–226 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	99–107 นอต (183–198 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	พายุเฮอริเคนขนาดใหญ่ ระดับ 4
	123–129 นอต (228–239 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	108–113 นอต (200–209 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)						พายุไซโคลนกำลังแรง ระดับ 5
	130–136 นอต (241–252 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	114–119 นอต (211–220 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)		พายุซูเปอร์ไต้ฝุ่น		พายุซูเปอร์ไซโคลน	พายุไซโคลนรุนแรงมาก
	>137 นอต (254 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	>120 นอต (220 กิโลเมตรต่อชั่วโมง)	พายุเฮอริเคนขนาดใหญ่ ระดับ 5

รากศัพท์คำเรียกพายุ

 

ไทเป 101 ท่ามกลางพายุไต้ฝั่นเมื่อปี 2005

คำว่า ไต้ฝุ่น (typhoon) ในภาษาอังกฤษ เป็นคำเรียกพายุปัจจุบันในแอ่งแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือ ซึ่งอาจมาจากภาษาอาหรับ ว่า ตูฟาน (ţūfān; طوفان) (ใกล้เคียงกับภาษาฮินดี, อูรดู และเปอร์เซีย) ซึ่งแปลว่า ควัน หรืออาจมาจากภาษากรีกว่า ไทฟอน (Typhon; Τυφών) ซึ่งเป็นขื่อของอสูรกายจากเทพปกรณัมกรีกที่เกี่ยวข้องกับพายุ อีกทั้งคำเหล่านี้ยังคล้ายคลึงกับภาษาจีน ว่า ไตเฟิง (ภาษาจีนกลาง: táifēng; 台风) (fēng แปลว่า ลม) และในภาษากวางตุ้งมาตรฐาน ว่า ไตฟุง (ภาษาจีนดั้งเดิม: toifung; 颱風) ส่วนคำว่า ไต้ฝุ่น ในภาษาไทยนั้น พจนานุกรม ฉบับราชบัณฑิตยสถาน พ.ศ. 2554 ระบุว่าคำนี้เป็นคำยืมจากภาษาจีน

คำว่า เฮอริเคน (hurricane) ที่ใช้ในแอ่งแอตแลนติกเหนือรวมถึงมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออกมาจากคำว่า อูรากัน (huracán) ในภาษาสเปน ซึ่งเป็นชื่อเทพเจ้าแห่งพายุของชาวการิบ/ไตโน ทรงพระนามว่า ฮูรากัน (Juracán) นักวิชาการเชื่อว่าเทพเจ้านี้บางส่วนรับมาจากพระเจ้าผู้สร้างของชาวมายัน ฮูรากัน ชาวมายาเชื่อว่าพระองค์เป็นผู้ทรงสร้างแผ่นดินแห้งขึ้นมาจากกระแสน้ำเชี่ยว เชื่อว่าต่อมาเป็นผู้ทำลาย "ชาวป่า" ที่เป็นบรรพบุรุษของ "ชาวข้าวโพด" (maize) ด้วยพายุและอุทกภัยขนานใหญ่ อูรากัน ยังเป็นที่มาของคำว่า ออร์กัน (orcan) ซึ่งเป็นคำที่ใช้เรียกวินสตอร์มยุโรปที่มีความรุนแรงเป็นพิเศษอีกคำหนึ่ง

การกำหนดเลข

พายุหมุนเขตร้อนและพายุหมุนนอกเขตร้อนเกือบทุกลูกจะได้รับกำหนดเลขจากศูนย์เตือนภัยซึ่งได้รับมอบหมายให้เฝ้าติดตามพายุนั้น แม้ไม่ทวีความรุนแรงขึ้นจนมีชื่อที่กำหนดให้อย่างเป็นทางการ

ตัวอย่างเช่น ระบบใด ๆ ไม่ว่าจะเป็นเขตร้อน กึ่งเขตร้อนหรือมีแนวโน้มว่าเป็นเขตร้อน ที่ก่อตัวขึ้นในแอ่งแอตแลนติกและแปซิฟิกเหนือ ตลอดจนระบบที่ถิอกำเนิดในพื้นที่อื่น (อย่างไม่เป็นทางการ) ซึ่งรัฐบาลสหรัฐให้ความสนใจ จะได้รับกำหนดเลขพายุหมุนเขตร้อน (หรือเรียกสั้น ๆ ว่า เลข TC) จากศูนย์เฮอริเคนแห่งชาติ ศูนย์เฮอริเคนแปซิฟิกกลาง และศูนย์เตือนภัยไต้ฝุ่นร่วม เลข TC เป็นเลขสองหลัก (นับเริ่มจาก "01" ในปี/ฤดูกาลใหม่แล้วไล่ไปเรื่อย ๆ) ตามด้วยตัวอักษรซึ่งใช้กับแอ่งที่กำเนิด (เช่น "E" สำหรับแปซิฟิกตะวันออก "C" สำหรับแปซิฟิกดลาง และ "W" สำหรับแปซิฟิกตะวันตก) ทั้งนี้ ยกเว้นแอ่งแอตแลนติกเหนือ เลขมักสะกดเป็นคำอ่านในภาษาอังกฤษ (เช่น "ONE" ซึ่งบางครั้งใส่อักษรแอ่งที่กำเนิดตามหลัง เช่น "ONE-E")

ตัวอย่างเลข TC ได้แก่ PTC 08 สำหรับพายุหมุนเขตร้อนที่อาจเกิดในแอ่งแอตแลนติกเหนือEIGHT, TD 21E สำหรับดีเปรสชันเขตร้อนในแอ่งแปซิฟิกตะวันออก TWENTYONE-E, และ SD 03C สำหรับพายุดีเปรสชันกึ่งเขตร้อน THREE-C ระบบพยากรณ์พายุหมุนเขตร้อนอัตโนมัตจำกัดเด็ดขาดให้สูงสุดที่ "49" ทว่า NHC และ CPHC ปกติจำกัดค่าไว้ที่ "30" นอกจากนี้จะไม่นำเลข TC กลับมาใช้ใหม่จนปี/ฤดูกาลใหม่ ระบบการกำหนดเลขนี้คล้ายกับระบบที่ใช้กับอินเวสต์ ยกเว้นอินเวสต์จะได้รับกำหนดเลขตั้งแต่ "90" ถึง "99" (ซึ่งมีการหมุนเวียนและนำกลับมาใช้ใหม่ในปี/ฤดูกาลเดียวกัน) และเจาะจงคำนำหน้า "L" สำหรับระบบในแอ่งแอตแลนติกเหนือ

การกำหนดเลขพายุหมุนเขตร้อน
แอ่ง	ศูนย์เตือน	รูปแบบ	ตัวอย่าง
แอตแลนติกเหนือ	NHC	nn (nnL)​	06 (06L)
แปซิฟิกตะวันออกเฉียงเหนือ (ต.อ. ของ 140°ต.ต.)		nnE	09E
แปซิฟิกกลางเหนือ (ต.อ. ของเส้นแบ่งเขตวันสากล, ต.ต. ของ 140°ต.ต.)	CPHC	nnC	02C
แปซิฟิกตะวันตกเฉีงยเหนือ (ต.ต. ของเส้นแบ่งเขตวันสากล)	JMA	yynn (nn, Tyynn)​	1330 (30, T1330)
	JTWC	nnW	10W
อินเดียเหนือ (อ่าวเบงกอล)	IMD	BOB nn	BOB 03
	JTWC	nnB	05B
อินเดียเหนือ (ทะเลอาหรับ)	IMD	ARB nn	ARB 01
	JTWC	nnA	02A
อินเดียตะวันตกเฉียงใต้ (ต.ต. ของ 90°ต.อ.)	MFR	nn (REnn)​	07 (RE07)
อินเดียตะวันตกเฉียงเหนือ & ภูมิภาคออสเตรเลีย (ต.ต. ของ 135°ต.อ.)	JTWC	nnS	01S
ภูมิภาคออสเตรเลีย (ต.อ. ของ 90°ต.อ., ต.ต. ของ 160°ต.อ.)	BOM	nnU	08U
ภูมิภาคออสเตรเลีย & แปซิฟิกใต้ (ต.อ. ของ 135°ต.อ.)	JTWC	nnP	04P
แปซิฟิกใต้ (ต.อ. ของ 160°ต.อ.)	FMS	nnF	11F
แอตแลนติกใต้	NRL, NHC	nnQ	01Q
	UKMet	nnT	02T
หมายเหตุ: NHC ไม่ผนวกคำเสริมท้ายใด ๆ ต่อเลข TC ของพายุหมุนในแอ่งแอตแลนติกเหนือ แต่ JTWC และราชการลมฟ้าอากาศนอกสหรัฐอย่าง UKMet ผนวกคำเสริมท้าย L ที่ ATCF นิยาม เพื่อหลีกเลี่ยงความกำกวมกับเลขจากศูนย์เตือนภัยที่กำลังเฝ้าติดตามแอ่งอื่น (NHC ใช้คำเสริมท้ายสำหรับระบบที่ไม่ใช่พายุหมุนอื่นในแอ่งแอตแนติกเหนือ เช่น อินเวสต์) yy เป็นเลขสองตัวท้ายของปีและมักละไว้ในภาษาอื่นนอกจากภาษาอังกฤษ คำเสริมหน้า T ใช้เฉพาะกับข้อมูลเส้นทางและรายงานเทคนิคดีที่สุดจาก JMA เท่านั้น MFR กำหนดคำเสริมหน้า RE เฉพาะสำหรับหน้าข้อมูลเส้นทางดีทีสุดเท่านั้น เดิมเว็บไซต์ Australia Severe Weather เพิ่มคำเสริมหน้า MFR- กับเลขพายุหมุนที่ MFR ติดตาม (เช่น "MFR-07") เพื่อแยกกับเลข JTWC แต่ปัจจุบันเลิกใช้แล้ว แม้ NHC ไม่ออกคำเตือนแก่แอ่งแอตแลนติกใต้ แต่อดีตเคยติดตามระบบพายุหมุนในแอ่งดังกล่าว โดยร่วมมือกับกองอุตุนิยมวิทยาทางทะเลของ NRL แม้ UKMet ไม่ออกคำเตือนแก่แอ่งแอตแลนติกได้ แต่ได้กำหนดคำเสริมท้าย T แก่พายุในแอ่งดังกล่าวนับแต่ปี 2004 แต่เฉพาะกับพายุหมุนที่ไม่มีข้อมูลเส้นทางของสหรัฐเท่านั้น

การตั้งชื่อ

ดูบทความหลักที่: การตั้งชื่อพายุหมุนเขตร้อน

แบบแผนการตั้งชื่อเพื่อเรียกพายุหมุนเขตร้อนมีมาช้านาน โดยตั้งชื่อพายุตามสถานที่หรือสิ่งต่าง ๆ ที่พายุพัดถล่มก่อนเริ่มการตั้งชื่ออย่างเป็นทางการ ระบบการตั้งชื่อที่ใช้ในปัจจุบันมีทำให้มีการระบุระบบลมฟ้าอากาศรุนแรงอย่างสั้น ๆ ซึ่งสาธารณะสามารถเข้าใจและตระหนักได้เร็ว คลีเมนต์ ลินด์ลีย์ แรกกี (Clement Lindley Wragge) นักอุตุนิยมวิทยารัฐบาลควีนส์แลนด์เป็นผู้ริเริ่มการตั้งชื่อพายุด้วยชื่อบุคคลระหว่างปี 1887 ถึง 1907 ระบบการตั้งชื่อระบบลมฟ้าอากาศนี้ต่อมาเลิกใช้ไปหลายปีหลังแรกกีเกษียณ จนกระทั่งถูกรื้อฟื้นในครึ่งหลังของสงครามโลกครั้งที่สองในแปซิฟิกตะวันตก ต่อมามีแผนการตั้งชื่ออย่างเป็นทางการสำหรับแอ่งแอตแลนติกเหนือและใต้ แอ่งแปซิฟิกตะวันออก กลาง ตะวันตกและใต้ ตลอดจนภูมิภาคออสเตรเลียและมหาสมุทรอินเดีย

ปัจจุบันราชการอุตุนิยมวิทยาหนึ่งในสิบเอ็ดแห่งเป็นผู้ตั้งชื่อพายุหมุนเขตร้อน พายุหมุนจะใช้ชื่อเดิมตลอดช่วงชีวิตเพื่อให้นักพยากรณ์อากาศและสาธารณชนทั่วไปสื่อสารกันง่ายขึ้นเกี่ยวกับการพยากรณ์ การเฝ้าดูและคำเตือน เนื่องจากพายุสามารถกินเวลาได้ตั้งแต่หนึ่งสัปดาห์หรือกว่านั้น และสามารถมีพายุมากกว่าหนึ่งลูกเกิดพร้อมกันในแอ่งเดียวกันได้ ชื่อจึงลดความสับสนว่ากำลังอธิบายถึงพายุลูกใด ชื่อที่กำหนดให้พายุนั้นมาจากรายการที่รวบรวมไว้ล่วงหน้าที่มีความเร็วลมพัดต่อเนื่อง 1, 3 และ 10 นาทีเกิน 65 กม./ชม. ขึ้นอยู่กับแอ่งที่พายุกำเนิด ทว่า มาตรฐานแตกต่างกันไปในแต่ละแอ่ง โดยมีการตั้งชื่อพายุดีเปรสชันเขตร้อนบางลูกในแอ่งแปซิฟิกตะวันตก ส่วนในซีกโลกใต้พายุหมุนนั้นจะต้องมีลมกำลังพายุปริมาณมากพอสมควรรอบศูนย์กลางก่อนได้รับตั้งชื่อ ชื่อของพายุหมุนเขตร้อนที่สำคัญในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ แปซิฟิกและภูมิภาคออสเตรเลียจะมีการถอนออกจากรายชื่อแล้วใส่ชื่อใหม่เข้าไปแทน

พายุหมุนเขตร้อนที่มีชื่อเสียง

พายุหมุนเขตร้อนที่ก่อให้เกิดการทำลายล้างสุดขีดนั้นพบได้น้อย แต่เมื่อเกิดแล้วอาจก่อให้เกิดความเสียหายอย่างมากและมีผู้เสียชีวิตและบาดเจ็บได้นับหลายพันคน

พายุหมุนโภลาปี 1970 ถือเป็นพายุหมุนเขตร้อนที่มียอดผู้เสียชีวิตสูงสุดเท่าที่มีบันทึก ซึ่งเป็นเหตุให้มีผู้เสียชีวิตประมาณ 300,00 คนหลังพัดถล่มบริเวณสามเหลี่ยมปากแม่น้ำคงคาซึ่งมีประชากรหนาแน่นของประเทศบังกลาเทศเมื่อวันที่ 13 พฤศจิกายน 1970 คลื่นพายุซัดฝั่งที่รุนแรงเป็นสาเหตุที่ทำให้ยอดผู้เสียชีวิตสูง แอ่งพายุหมุนอินเดียเหนือเป็นแอ่งที่มียอดผู้เสียชีวิตสูงสุดมาช้านาน ส่วนที่อื่น พายุไต้ฝุ่นนีนาเป็นเหตุให้มีผู้เสียชีวิตเกือบ 100,000 คนในปี 1975 เนื่องจากพายุ 100 ปีซึ่งทำให้เขื่อนแตก 62 เขื่อนรวมทั้งเขื่อนป่านเฉียว เฮอริเคนใหญ่ปี 1780 เป็นเฮอริเคนแอตแลนติกเหนือที่มีผู้เสียชีวิตสูงสุดเท่าที่มีบันทึก โดยมีผู้เสียชีวิตประมาณ 22,000 คนในเลสเซอร์แอนทิลลีส พายุหมุนเขตร้อนไม่จำเป็นต้องมีกำลังแรงเป็นพิเศษจึงจะก่อให้เกิดความเสียหายที่สำคัญ โดยเฉพาะอย่างยิ่งหากสาเหตุการเสียชีวิตเกิดจากฝนตกหรือดินโคลนถล่ม พายุหมุนเขตร้อนเทลมาในเดือนพฤศจิกายน 1991 คร่าชีวิตหลายพันคนในประเทศฟิลิปปินส์ แม้พายุไต้ฝุ่นกำลังแรงสุดที่เคยขึ้นฝั่งเท่าที่มีบันทึกได้แก่ พายุไต้ฝุ่นไห่เยี่ยนในเดือนพฤศจิกายน 2013 ซึ่งก่อให้เกิดการทำลายล้างเป็นวงกว้างในเขตซีลางังคาบีซายาอัน และคร่าชีวิตอย่างน้อย 6,300 คนในประเทศฟิลิปปินส์ประเทศเดียว ในปี 1982 พายุดีเพรสชันเขตร้อนซึ่งสุดท้ายกลายเป็นเฮอริเคนพอลคร่าชีวิตประมาณ 1,000 คนในอเมริกากลาง

มีการประเมินว่าเฮอริเคนฮาร์วีย์และเฮอริเคนแคทรีนาเป็นพายหมุนเขตร้อนที่ก่อความเสียหายมากที่สุดในสหรัฐแผ่นดินใหญ่ ซึ่งทั้งสองลูกก่อความเสียหายประเมินไว้ 125,000 ล้านดอลลาร์สหรัฐ พายุฮาร์วีย์เป็นเหตุให้มีผู้เสียชีวิตอย่างน้อย 90 คนในเดือนสิงหาคม 2017 หลังขึ้นฝั่งในรัฐเท็กซัสเป็นเฮอริเคนระดับ 4 เฮอริเคนแคทรีนามีการประเมินว่าเป็นพายหมุนเขตร้อนที่ก่อความเสียหายมากที่สุดเป็นอันดับสองของโลก โดยคิดเป็นมูลค่าความเสียหาย 81,200 ล้านดอลลาร์สหรัฐ (มูลค่าปี 2008) โดยมีความเสียหายโดยรวมประเมินไว้เกิน 100,000 ล้านดอลลาร์สหรัฐ (มูลค่าปี 2005) พายุแคทรีนาเป็นเหตุให้มีผู้เสียชีวิตอย่างน้อย 1,836 คนหลังพัดถล่มรัฐลุยเซียนาและมิสซิสซิปปีเป็นพายุใหญ่ในเดือนสิงหาคม 2005 เฮอริเคนมารีอาเป็นพายุหมุนเขตร้อนที่ก่อความเสียหายสูงสุดเป็นอันดับสามในประวัติศาสตร์สหรัฐ โดยมีความเสียหายรวมมูลค่า 91,610 ล้านดอลลาร์สหรัฐ (มูลค่าปี 2017) และมีมูลค่าความเสียหายที่ 68,700 ล้านดอลลาร์สหรัฐ (มูลค่าปี 2012) เฮอริเคนแซนดีเป็นพายุหมุนเขตร้อนที่ก่อความเสียหายมากที่สุดเป็นอันดับสี่ในประวัติศาสตร์สหรัฐ เฮอริเคนแกลวิสตันปี 1900 เป็นภัยธรรมชาติที่มียอดผู้เสียชีวิตสูงสุดในสหรัฐ โดยคร่าชีวิตประชาชนประเมินไว้ระหว่าง 6,000 ถึง 12,000 คนในแกลวิสตัน รัฐเท็กซัส เฮอริเคนมิตช์คร่าชีวิตประชาชนกว่า 10,000 คนในอเมริกากลาง นับเป็นเฮอริเคนแอตแลนติกที่มียอดผู้เสียชีวิตสูงสุดเป็นอันดับสองในประวัติศาสตร์ เฮอริเคนอีนีกีในปี 1992 เป็นพายุรุนแรงที่สุดที่พัดถล่มรัฐฮาวายในประวัติศาสตร์เท่าที่มีบันทึก โดยพัดถล่มคาไวเป็นเฮอริเคนระดับ 4 คร่าชีวิตประชาชน 6 คน และก่อความเสียหาย 3,000 ล้านดอลลาร์สหรัฐ เฮอริเคนที่ทำลายล้างสูงในแปซิฟิกตะวันออก ได้แก่ พอลลีนและเคนนา ซึ่งทั้งสองลูกก่อความเสียหายรุนแรงหลังพัดถล่มประเทศเม็กซิโก ในเดือนมีนาคม 2004 ไซโคลนกาฟิลพัดถล่มประเทศมาดากัสการ์ตอนเหนือเป็นไซโคลนกำลังแรง ทำให้มีผู้เสียชีวิต 74 คน มีผู้ได้รับผลกระทบกว่า 200,000 คนและเป็นไซโคลนที่ร้ายแรงที่สุดที่พัดถล่มมาดากัสการ์ในรอบกว่า 20 ปี

พายุกำลังแรงสุดเท่าที่เคยมีบันทึก ได้แก่ ไต้ฝุ่นทิปในมหาสมุทรแปซิฟิกทางตะวันตกเฉียงเหนือในปี 1979 ซึ่งมีความดันต่ำสุด 870 เฮกโตปาสคาล (25.69 นิ้วปรอท) และมีความเร็วลมสูงสุดที่บริเวณใกล้ศูนย์กลาง 165 น็อตหรือ 310 กิโลเมตรต่อชั่วโมง (85 เมตรต่อวินาที) ความเร็วลมสูงสุดที่บริเวณใกล้ศูนย์กลางที่มากที่สุดเท่าที่มีบันทึก คือ 185 น็อตหรือ 346 กิโลเมตรต่อชั่วโมง (95 เมตรต่อวินาที) ในเฮอริเคนแพทริเซียในปี 2015 ซึ่งเป็นพายุหมุนกำลังแรงสุดเท่าที่มีบันทึกในซีกโลกตะวันตก ไต้ฝุ่นแนนซีในปี 1961 ก็มีบันทึกความเร็วลม 185 น็อตหรือ 346 กิโลเมตรต่อชั่วโมง แต่งานวิจัยสมัยหลังชี้ว่าความเร็วลมจากคริสต์ทศวรรษ 1940 ถึง 1960 วัดได้สูงกว่าจริง และไม้ถือว่าเป็นพายุที่มีความเร็วลมสูงสุดเท่าที่มีบันทึกอีกต่อไป เช่นเดียวกับลมกรรโชกระดับผิวที่เกิดจากไต้ฝุ่นพากาที่ถล่มเกาะกวมในปลายปี 1997 มีบันทึกที่ 205 น็อตหรือ 378 กิโลเมตรต่อชั่วโมง (105 เมตรต่อวินาที) แต่การอ่านค่าดังกล่าวถูกปฏิเสธเพราะเครื่องวัดความเร็วลม (anemometer) ได้รับความเสียหายจากพายุ องค์การอุตุนิยมวิทยาโลกยืนยันว่าเกาะแบร์โรว์ (ควีนส์แลนด์) เป็นสถานที่ซึ่งมีลมกรรโชกที่ไม่เกิดจากทอร์เนโดความเร็วสูงสุดที่ 408 กิโลเมตรต่อชั่วโมง เมื่อวันที่ 10 เมษายน 1996 ระหว่างพายุหมุนเขตร้อนกำลังแรงโอลิเวีย

นอกจากไต้ฝุ่นทิปเป็นพายุหมุนเขตร้อนที่รุนแรงที่สุดที่มีบันทึกตามค่าความดัน ยังเป็นพายุหมุนขนาดใหญ่สุดเท่าที่มีบันทึกด้วย โดยมีลมกำลังพายุหมุนเขตร้อน (tropical storm-force winds) เส้นผ่านศูนย์กลาง 2,170 กิโลเมตร พายุเล็กที่สุดในบันทึก ได้แก่ พายุเขตร้อนมาร์โก ซึ่งก่อตัวระหว่างเดือนตุลาค 2008 และขึ้นฝั่งในรัฐเบรากรุซ ประเทศเม็กซิโก มาร์โกก่อกำเนิดลมกำลังพายุหมุนเขตร้อนเส้นผ่านศูนย์กลาง 37 กิโลเมตรเท่านั้น

เฮอริเคนจอห์นเป็นพายุหมุนเขตร้อนที่กินเวลานานที่สุดในบันทึก โดยกินเวลา 31 วันในปี 1994 ทว่าก่อนมีภาพถ่ายดาวเทียมในปี 1961 พายุหมุนเขตร้อนหลายลูกได้รับการประเมินระยะเวลาต่ำกว่าจริง เฮอริเคนจอห์นยังเป็นพายุหมุนเขตร้อนที่มีการติดตามยาวนานที่สุดในซีกโลกเหนือเท่าที่มีบันทึก ซึ่งมีระยะทาง 13,280 กิโลเมตร ไซโคลนเรวาในฤดูกาลแปซิฟิกใต้และภูมิภาคออสเตรเลียปี 1993–94 มีระยะทางที่ถูกสังเกตยาวที่สุดในซีกโลกใต้ เป็นระยะทางกว่า 8,920 กิโลเมตรระหว่างเดือนธันวาคม 1993 และมกราคม 1994

แนวโน้มกัมมันตภาพระยะยาว

 

วัฏจักรหลายทศวรรษแอตแลนติกนับแต่ปี 1950 โดยใช้พลังงานพายุหมุนสะสม (ACE)

 

ซีรีส์เวลาความผันแปรหลายทศวรรษแอตแลนติก ปี 1856–2013

จำนวนพายุในมหาสมุทรแอตแลนติกเพิ่มขึ้นนับแต่ปี 1995 แต่ไม่มีแนวโน้มทั่วโลกชัดเจน จำนวนพายุหมุนเขตร้อนทั่วโลกต่อปีอยู่ระหว่าง 87 ± 10 ลูก ทว่า ความสามารถของนักภูมิอากาศวิทยาในการวิเคราะห์ข้อมูลระยะยาวในแอ่งบางแอ่งถูกจำกัดจากการขาดข้อมูลในอดีตที่น่าเชื่อถือในบางแอ่ง ส่วนใหญ่ในซีกโลกใต้ ขณะที่สังเกตว่าจำนวนพายุหมุนเขตร้อนที่มีการระบุในภูมิภาคใกล้ออสเตรเลียมีแนวโน้มลดลงอย่างสำคัญ (โดยอาศัยข้อมูลคุณภาพสูงและพิจารณาอิทธิพลของเอลนีโญ-ความผันแปรของระบบอากาศในซีกโลกใต้แล้ว) นอกจากนั้น มีหลักฐานบางส่วนว่าพายุหมุนมีความรุนแรงเพิ่มขึ้น เคอร์รี อีมานูเอลระบุว่า "บันทึกกัมมันตภาพของเฮอริเคนทั่วโลกแสดงแนวโน้มเพิ่มขึ้นทั้งความเร็วลมสูงสุดและระยะเวลาของเฮอริเคน พลังงานที่ปลดปล่อยจากเฮอริเคนโดยเฉลี่ย (เมื่อพิจารณาเฮอริเคนทั่วโลกแล้ว) ดูเหมือนเพิ่มขึ้นประมาณร้อยละ 70 ในช่วงราว 30 ปีหลัง สอดคล้องกับความเร็วลมสูงสุดที่เพิ่มขึ้นร้อยละ 15 และระยะเวลาของพายุเพิ่มขึ้นร้อยละ 60"

พายุแอตแลนติกก่อให้เกิดความเสียหายเป็นเงินมากขึ้น โดยประจักษ์จากข้อเท็จจริงว่าพายุที่ก่อให้เกิดมูลค่าความเสียหายมากที่สุดในสหรัฐห้าในสิบลูกเกิดขึ้นหลังปี 1990 ข้อมูลขององค์การอุตุนิยมวิทยาโลกระบุว่า "ผลกระทบทางสังคมที่เพิ่มขึ้นจากพายุหมุนเขตร้อนในช่วงปีหลังส่วนใหญ่เกิดจากมีความหนาแน่นของประชากรและโครงสร้างพื้นฐานในพื้นที่ชายฝั่งเพิ่มขึ้น" นักรัฐศาสตร์ พิเอลเกและคณะ (2008) ปรับมาตรฐานความเสียหายจากเฮอริเคนในสหรัฐตั้งแต่ปี 1900–2005 เป็นค่าปี 2005 และพบว่าไม่พบแนวโน้มความเสียหายสัมบูรณ์เพิ่มขึ้น คริสต์ทศวรรษ 1970 และ 1980 มีความโดดเด่นเพราะมีปริมาณความเสียหายต่ำมากเมื่อเทียบกับทศวรรษอื่น คริสต์ทศวรรษ 1996–2005 เป็นทศวรรษที่มีมูลค่าความเสียหายสูงสุดเป็นอันดับสองใน 11 ทศวรรษหลัง รองจากคริสต์ทศวรรษ 1926–1935

พื้นที่ชายฝั่งหลางแห่งมีประชากรเบาเบางระหว่างท่าเรือขนาดใหญ่มีสาเหตุส่วนหนึ่งเพราะภัยเฮอริเคน ทั้งนี้ ก่อนมีการท่องเที่ยวด้วยรถยนต์ ฉะนั้น อาจไม่มีการวัดเฮอริเคนส่วนที่รุนแรงที่สุดที่พัดถล่มชายฝั่งในบางโอกาส ผลการทำลายเรือและการขึ้นฝั่งห่างไกลรวมกันจำกัดจำนวนเฮอริเคนรุนแรงในบันทึกทางการอย่างมากก่อนยุคอากาศยานสำรวจเฮอริเคนและอุตุนิยมวิทยาด้วยดาวเทียม แม้บันทึกแสดงว่ามีจำนวนและกำลังของเฮอริเคนรุนแรงเพิ่มขึ้น แต่ผู้เชี่ยวชาญยังข้องใจกับข้อมูลชั้นต้นนี้

จำนวนและกำลังของพายุเฮอริเคนแอตแลนติกอาจมีวัฏจักรนาน 50–70 ปี หรือเรียก ความผันแปรหลายทศวรรษแอตแลนติก นีเบิร์กและคณะสร้างภาพใหม่ซึ่งกัมมันตภาพของเฮอริเคนใหญ่แอตแลนติกย้อนไปถึงค้นคริสต์ศตวรรษที่ 18 และพบว่ามีห้าช่วงเวลาที่มีเฮอริเคนใหญ่โดยเฉลี่ย 3–5 ลูกต่อปีและกินเวลา 40–60 ปี และมีหกช่วงเวลาที่มีเฮอริเคนใหญ่โดยเฉลี่ย 1.5–2.5 ลูกต่อปีและกินเวลา 10–20 ปี ช่วงเวลาเหล่านี้สอดคล้องกับความผันแปรหลายทศวรรษแอตแลนติก ความผันแปรหลักทศวรรษซึ่งสัมพันธ์กับการแผ่รังสีดวงอาทิตย์เป็นสาเหตุให้ส่งเสริมหรือลดจำนวนเฮอริเคนใหญ่ 1–2 ลูกต่อปีมาโดยตลอด

แม้พายุเฮอริเคนพบบ่อยขึ้นนับแต่ปี 1995 แต่มีฤดูกาลเฮอริเคนจำนวนน้อยที่มีจำนวนพายุเกินปกติระหว่างปี 1970–94 เกิดเฮอริเคนทำลายล้างบ่อยตั้งแต่ปี 1926 ถึง 1960 ซึ่งรวมเฮอริเคนนิวอิงแลนด์ใหญ่หลายลูก มีพายุหมุนเขตร้อนแอตแลนติกก่อตัว 21 ลูกในปี 1933 ซึ่งเป็นสถิติปีที่เกิดพายุหมุนเขตร้อนมากที่สุดอยู่จนปี 2005 ซึ่งเกิดพายุ 28 ลูก พายุหมุนเขตร้อนเกิดไม่บ่อยระหว่างฤดูกาล 1900–25 ทว่ามีพายุรุนแรงหลายลูกก่อตัวขึ้นระหว่างปี 1870–99 ระหว่างฤดูกาลปี 1887 มีพายุหมุนเขตร้อนก่อตัว 19 ลูก ในจำนวนนี้เป็นสถิติ 4 ลูกเกิดขึ้นระหว่างวันที่ 1 ถึง 11 พฤศจิกายนทวีกำลังแรงขึ้นเป็นเฮอริเคน ทว่า เกิดเฮอริเคนน้อยในคริสต์ทศวรรษ 1840 ถึง 1860 ทว่ามีหลายลูกพัดถล่มในต้นคริสต์ศตวรรษที่ 19 รวมทั้งพายุปี 1821 ที่พัดถล่มนครนิวยอร์กโดยตรง ผู้เชี่ยวชาญด้านลมฟ้าอากาศในอดีตบางคนกล่าวว่า พายุเหล่านี้อาจมีกำลังแรงถึงระดับ 4 ทีเดียว

ฤดูกาลเฮอริเคนกัมมันต์เหล่านี้มีมาก่อนดาวเทียมครอบคลุมแอ่งแอตแลนติก ก่อนเริ่มยุคดาวเทียมในปี 1960 พายุหมุนเขตร้อนหรือเฮอริเคนจะไม่ถูกตรวจพบเว้นเสียแต่อากาศยานสำรวจไปพบเข้า หรือเรือรายงานว่าแล่นผ่านพายุ หรือพายุพัดถล่มแผ่นดินที่มีประชากรอยู่อาศัย

บันทึกตัวแทนที่อาศัยการวิจัยการศึกษาตะกอนพายุในอดีต (paleotempestology) เปิดเผยว่ากัมมันตภาพเฮอริเคนใหญ่ตามชายฝั่งอ่าวเม็กซิโกแปรผันในมาตรเวลาเป็นศตวรรษถึงสหัสวรรษ เฮอริเคนใหญ่ไม่กี่ลูกพัดถล่มชายฝั่งระหว่าง 3000–1400 ปีก่อน ค.ศ. และอีกครั้งระหว่างสหัสวรรษล่าสุด ช่วงสงบเหล่านี้คั่นด้วยระยะกัมมันต์สูงระหว่าง 1400 ปีก่อน ค.ศ. และปี 1000 เมื่อชายฝั่งอ่าวถูกเฮอริเคนมหันตภัยพัดถล่มบ่อยครั้งและมีโอกาสที่พายุขึ้นฝั่งเพิ่มขึ้น 3–5 เท่า ความผันแปรรอบสหัสวรรษนี้เกิดจากการเลื่อนตำแหน่งระยะยาวของอะซอสไฮ (Azores High) ซึ่งอาจเชื่อมโยงกับการเปลี่ยนแปลงความเข้มของความผันแปรในแอตแลนติกเหนือ

สมมุติฐานอะซอสไฮมีว่า คาดหมายว่าจะมีรูปแบบตรงกันข้ามระหว่างชายฝั่งอ่าวเม็กซิโกและชายฝั่งแอตแลนติก ในยุคสงบ ตำแหน่งของอะซอสไฮที่อยู่ทางตะวันออกเฉียงเหนือมากกว่าจะจทำให้เฮอริเคนถูกเคลื่อนเข้าสู่ชายฝั่งแอตแลนติกมากขึ้น ระหว่างช่วงกัมมันต์สูง เฮอริเคนจะถูกเคลื่อนเข้าสู่ชายฝั่งอ่าวมากขึ้นเมื่ออะซอสไฮเลื่อนไปอยู่ในตำแหน่งทางตะวันตกเฉียงใต้มากขึ้นใกล้แคริบเบียน การเลื่อนของอะซอสไฮสอดคล้องกับหลักฐานภูมิอากาศบรรพกาลซึ่งแสดงว่าภูมิอากาศที่แห้งกว่าในเฮติเกิดขึ้นกะทันหันระหว่าง 3,200 ปี ¹⁴C ก่อนปัจจุบัน และการเปลี่ยนแปลงสู่ภูมิอากาศที่ชื้นมากขึ้นในเกรตเพลนส์ระหว่างปลายสมัยโฮโลซีน เมื่อความชื้นจากหุบมิสซิสซิปปีถูกดึงขึ้นไปผ่านชายฝั่งอ่าวเม็กซิโก ข้อมูลชั้นต้นจากชายฝั่งแอตแลนติกเหนือดูสนับสนุนสมมติฐานอะซอสไฮ บันทึกตัวแทน 3,000 ปีจากทะเลสาบชายฝั่งในเคปค้อดระหว่าง 500–1000 ปีที่ผ่านมา ไล่เลี่ยกับที่ชายฝั่งอ่าวเป็นช่วงสงบของสหัสวรรษก่อน

การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ

รายงานของไอพีซีซีปี 2007 สังเกตการเปลี่ยนแปลงที่เห็นได้หลายประการในภูมิอากาศ ได้แก่ องค์ประกอบของบรรยากาศ อุณหภูมิเฉลี่ยของโลก ภาวะมหาสมุทร เป็นต้น รายงานสรุปว่า ความรุนแรงของพายุหมุนเขตร้อนที่เพิ่มขึ้นนี้มากกว่าที่แบบจำลองภูมิอากาศทำนายไว้ นอกจากนี้ รายงานยังพิจารณาว่ามีความเป็นไปได้ที่ความรุนแรงของพายุจะยิ่งเพิ่มขึ้นตลอดคริสต์ศตวรรษที่ 21 และประกาศว่ามีโอกาสว่ามนุษย์มีส่วนให้ความรุนแรงของพายุหมุนเขตร้อนมากขึ้นบ้างมากกว่าไม่มีส่วน

พี.เจ. เว็บสเตอร์และคณะเผยแพร่บทความในวารสาร ไซเอินซ์ เมื่อปี 2005 โดยพิเคราะห์ "การเปลี่ยนแปลงจำนวน ระยะเวลาและความรุนแรงของพายุหมุนเขตร้อน" ในช่วง 35 ปีที่ผ่านมา ซึ่งเป็นช่วงที่มีข้อมูลดาวเทียมแล้ว ข้อค้นพบหลักของผู้ประพันธ์มีว่า แม้จำนวนพายุหมุนลดลงทั่วโลกยกเว้นมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ แต่มีพายุหมุนกำลังแรงมากจำนวนและเป็นสัดส่วนเพิ่มขึ้น

การศึกษาเมื่อปี 2006 ขององค์การบริหารมหาสมุทรและบรรยากาศแห่งชาติระบุว่า "เฮอริเคนกำลังแรงสุดในสภาพภูมิอากาศปัจจุบันอาจเทียบไม่ได้กับเฮอริเคนที่กำลังแรงยิ่งกว่าในศตวรรษหน้าเมื่อสภาพภูมิอากาศของโลกอุ่นขึ้นจากระดับแก๊สเรือนกระจกในบรรยากาศที่สูงขึ้น"

การศึกษาของเคอร์รี เอ็มมานูเอลแห่งสถาบันเทคโนโลยีแมสซาชูเซ็ตส์ลงวารสาร เนเจอร์ เมื่อปี 2008 ชี้ว่าปรากฏการณ์โลกร้อนมีโอกาสเพิ่มความรุนแรงแต่ลดความถี่ของกัมมันตภาพเฮอริเคนและพายุหมุน เขาระบุว่าอานุภาพของเฮอริเคนที่อาจเกิดขึ้นซึ่งวัดด้วยกำลัง ระยะเวลาและความถี่ของเฮอริเคนรวมกัน "มีความแปรผันอย่างสูงกับอุณหภูมิผิวทะเลเขตร้อน โดยสะท้อนสัญญาณสภาพภูมิอากาศที่มีบันทึกอย่างดี รวมทั้งความผันแปรหลายทศวรรษในแอตแลนติกเหนือและแปซิฟิกเหนือ และปรากฏการณ์โลกร้อน" เอ็มมานูเอลพยากรณ์ว่า "ความสูญเสียที่เกิดจากเฮอริเคนจะเพิ่มขึ้นในคริสต์ศตวรรษที่ยี่สิบเอ็ดอย่างสำคัญ"

งานวิจัยที่รายงานในวารสาร เนเจอร์ ฉบับประจำวันที่ 3 กันยายน 2008 พบว่า พายุหมุนเขตร้อนกำลังแรงที่สุดกำลังทวีความรุนแรงยิ่งขึ้น โดยเฉพาะอย่างยิ่งพายุเหนือมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือและอินเดีย ความเร็วลมของพายุหมุนเขตร้อนกำลังแรงสุดเพิ่มขึ้นจากเฉลี่ย 225 กม./ชม. ในปี 1981 เป็น 251 กม./ชม. ในปี 2006 โดยที่อุณหภูมิของมหาสมุทรเฉลี่ยทั่วโลกเหนือบริเวณซึ่งเป็นที่ก่อตัวของพายุหมุนเขตร้อนเพิ่มขึ้นจาก 28.2 °ซ เป็น 28.5 °ซ ในช่วงเวลานี้

การศึกษาในปี 2017 ซึ่งศึกษาผลรวมจากอุทกภัย คลื่นพายุซัดฝั่งและอุทกภัยบนดิน (แม่น้ำ) และทำนายว่าจะเพิ่มขึ้นเนื่องจากปรากฏการณ์โลกร้อน

ประเภทของพายุหมุนที่เกี่ยวข้อง

นอกจากพายุหมุนเขตร้อนแล้ว ยังมีพายุหมุนอีกสองประเภทในสเปกตรัมชนิดพายุหมุน พายุหมุนชนิดดังกล่าว ที่เรียกพายุหมุนนอกเขตร้อนและพายุหมุนกึ่งเขตร้อน อาจเป็นขั้นหนึ่งซึ่งพายุหมุนเขตร้อนผ่านระหว่างการก่อตัวหรือการสลายตัว พายุหมุนนอกเขตร้อนเป็นพายุหมุนซึ่งได้รับพลังงานจากผลต่างของอุณหภูมิแนวนอนซึ่งตรงแบบพบในละติจูดสูง พายุหมุนเขตร้อนสามารถกลายเป็นพายุหมุนนอกเขตร้อนได้เมื่อพายุนั้นเคลื่อนสู่ละติจูดสูงขึ้นหากแหล่งพลังงานของมันเปลี่ยนจากความร้อนที่ปลดปล่อยจากการควบแน่นเป็นผลต่างของอุณหภูมิระหว่างมวลอากาศ ขณะเดียวกันพายุหมุนนอกเขตร้อนก็สามารถแปรสภาพเป็นพายุหมุนกึ่งเขตร้อน และเป็นพายุหมุนเขตร้อนอีกทอดหนึ่งได้ แม้พบน้อยกว่าแบบแรก เมื่อสังเกตจากอวกาศ พายุนอกเขตร้อนมีลักษณะรูปแบบเมฆ "รูปจุลภาค" พายุหมุนนอกเขตร้อนยังอาจเป็นอันตรายได้เมื่อศูนย์กลางความกดอากาศต่ำก่อให้เกิดลมแรงและคลื่นทะเลสูง

พายุหมุนกึ่งเขตร้อนเป็นระบบลมฟ้าอากาศซึ่งมีคุณลักษณะบางประการเหมือนพายุหมุนเขตร้อนและบางประการเหมือนพายุหมุนนอกเขตร้อน พายุดังกล่าวสามารถก่อตัวได้ในละติจูดแถบกว้าง ตั้งแต่ศูนย์สูตรจนถึง 50° แม้พายุหมุนกึ่งเขตร้อนมีลมกำลังเฮอริเคนน้อยครั้ง แต่อาจกลายสภาพเป็นพายุหมุนเขตร้อนโดยสภาพเมื่อแกนพายุอุ่นขึ้น จากจุดยืนปฏิบัติการ พายุหมุนเขตร้อนไม่ถือว่ากลายเป็นกึ่งเขตร้อนระหว่างการเคลื่อนผ่านนอกเขตร้อน

วัฒนธรรมสมัยนิยม

ในวัฒนธรรมสมัยนิยม พายุหมุนเขตร้อนปรากฏอยู่ในสื่อหลายประเภท รวมทั้งภาพยนตร์ หนังสือ โทรทัศน์ ดนตรีและเกมอิเล็กทรอนิกส์ สื่อเหล่านี้มักพรรณนาพายุหมุนเขตร้อนที่เป็นเรื่องแต่งขึ้นทั้งหมดหรืออิงจากเหตุการณ์จริ ตัวอย่างเช่น นวนิยาย สตอร์ม ของจอร์จ ริปลีย์ สจวร์ต หนังสือขายยอดเยี่ยมซึ่งจัดพิมพ์ในปี 1941 เชื่อว่ามีอิทธิพลต่อนักอุตุนิยมวิทยาในการตัดสินใจกำหนดชื่อเพศหญิงแก่พายุหมุนเขตร้อนแปซิฟิก อีกตัวอย่างหนึ่งได้แก่เฮอริเคนใน เดอะเพอร์เฟกต์สตอร์ม ซึ่งอธิบายเหตุการณ์เพอร์เฟกต์สตอร์มปี 1991 จมเรือแอนเดรียเกล เฮอริเคนสมมติมีการนำเสนอในบางส่วนของโครงเรื่องซีรีส์อย่าง เดอะซิมป์สันส์ และ ซีเอสไอ: ไมแอมี ภาพยนตร์ วิกฤติวันสิ้นโลก (The Day After Tomorrow) มีการกล่าวถึงพายุหมุนเขตร้อนจริงหลายลูก และนำเสนอพายุอาร์กติก ซึ่งเป็นพายุหมุนเขตร้อน "คล้ายเฮอริเคน" แฟนซี

ดูเพิ่ม

• การตั้งชื่อพายุหมุนเขตร้อน

อ้างอิง

1. "What is the difference between a hurricane, a cyclone, and a typhoon?". OCEAN FACTS. National Ocean Service. สืบค้นเมื่อ December 24, 2016.
2. Henderson-Sellers, A.; Zhang, H.; Berz, G.; Emanuel, K.; Gray, W.; Landsea, C.; Holland, G.; Lighthill, J.; Shieh, S.L.; Webster, P.; McGuffie, K. (1998). "Tropical Cyclones and Global Climate Change: A Post-IPCC Assessment". Bulletin of the American Meteorological Society. 79: 19–38. Bibcode:1998BAMS...79...19H. doi:10.1175/1520-0477(1998)079<0019:TCAGCC>2.0.CO;2.
3. Landsea, Chris (13 July 2005). "Why doesn't the South Atlantic Ocean experience tropical cyclones?". Atlantic Oceanographic and Meteorlogical Laboratory. National Oceanographic and Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ 9 June 2018.
4. Symonds, Steve (November 17, 2003). "Highs and Lows". Wild Weather. Australian Broadcasting Corporation. คลังข้อมูลเก่า เก็บจาก แหล่งเดิม เมื่อ October 11, 2007. สืบค้นเมื่อ March 23, 2007. Unknown parameter |deadurl= ignored (help)
5. Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory; Hurricane Research Division. "Frequently Asked Questions: What is an extra-tropical cyclone?". National Oceanic and Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ March 23, 2007.
6. National Hurricane Center (2016). "Glossary of NHC/TPC Terms". United States National Oceanic and Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ April 30, 2016.
7. Marine Meteorology Division. "Cirrus Cloud Detection" (PDF). Satellite Product Tutorials. Monterey, CA: United States Naval Research Laboratory. p. 1. สืบค้นเมื่อ June 4, 2013.
8. Frank, W. M. (1977). "The structure and energetics of the tropical cyclone I. Storm structure". Monthly Weather Review. 105 (9): 1119–1135. Bibcode:1977MWRv..105.1119F. doi:10.1175/1520-0493(1977)105<1119:TSAEOT>2.0.CO;2.
9. National Weather Service (October 19, 2005). "Tropical Cyclone Structure". JetStream – An Online School for Weather. National Oceanic & Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009.
10. Pasch, Richard J.; Eric S. Blake; Hugh D. Cobb III; David P. Roberts (September 28, 2006). [[[:แม่แบบ:NHC TCR url]] "Tropical Cyclone Report: Hurricane Wilma: 15–25 October 2005"] Check |url= value (help). National Hurricane Center. สืบค้นเมื่อ December 14, 2006.
11. Annamalai, H.; Slingo, J.M.; Sperber, K.R.; Hodges, K. (1999). "The Mean Evolution and Variability of the Asian Summer Monsoon: Comparison of ECMWF and NCEP–NCAR Reanalyses". Monthly Weather Review. 127 (6): 1157–1186. Bibcode:1999MWRv..127.1157A. doi:10.1175/1520-0493(1999)127<1157:TMEAVO>2.0.CO;2.
12. American Meteorological Society. "AMS Glossary: C". Glossary of Meteorology. Allen Press. สืบค้นเมื่อ December 14, 2006.
13. Atlantic Oceanographic and Hurricane Research Division. . National Oceanic and Atmospheric Administration. คลังข้อมูลเก่า เก็บจาก แหล่งเดิม เมื่อ December 6, 2006. สืบค้นเมื่อ December 14, 2006. Unknown parameter |deadurl= ignored (help)
14. "National Weather Service Glossary". United States National Oceanic and Atmospheric Administration's National Weather Service. สืบค้นเมื่อ December 13, 2015.
15. Diana Engle. . Data Discovery Hurricane Science Center. คลังข้อมูลเก่า เก็บจาก แหล่งเดิม เมื่อ May 27, 2008. สืบค้นเมื่อ October 26, 2008.
16. "Q: What is the average size of a tropical cyclone?". Joint Typhoon Warning Center. 2009. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009.
17. "Global Guide to Tropical Cyclone Forecasting: chapter 2: Tropical Cyclone Structure". Bureau of Meteorology. May 7, 2009. สืบค้นเมื่อ May 6, 2009.
18. Chavas, D. R.; Emanuel, K. A. (2010). "A QuikSCAT climatology of tropical cyclone size". Geophysical Research Letters. 37 (18): n/a. doi:10.1029/2010GL044558.
19. doi:10.1175/1520-0493(1999)127<2992:SOTCAI>2.0.CO;2
    This citation will be automatically completed in the next few minutes. You can jump the queue or expand by hand
20. Merrill, Robert T (1984). "A comparison of Large and Small Tropical cyclones". Monthly Weather Review. American Meteorological Society. 112 (7): 1408–1418. Bibcode:1984MWRv..112.1408M. doi:10.1175/1520-0493(1984)112<1408:ACOLAS>2.0.CO;2.
21. Irish, J.L.; Resio, D.T.; Ratcliff, J.J. (2008). "The Influence of Storm Size on Hurricane Surge". Journal of Physical Oceanography. 38 (9): 2003–2013. Bibcode:2008JPO....38.2003I. doi:10.1175/2008JPO3727.1.
22. Waco, D.E. (1970). "Temperatures and Turbulence at Tropopause Levels over Hurricane Beulah (1967)". Monthly Weather Review. 98 (10): 749–755. Bibcode:1970MWRv...98..749W. doi:10.1175/1520-0493(1970)098<0749:TATATL>2.3.CO;2.
23. Emanuel, Kerry (February 8, 2006). "Anthropogenic Effects on Tropical Cyclone Activity". Massachusetts Institute of Technology. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009.
24. doi: 10.1175/1520-0469(1986)043<0585:AASITF>2.0.CO;2
    This citation will be automatically completed in the next few minutes. You can jump the queue or expand by hand
25. "NOAA FAQ: How much energy does a hurricane release?". National Oceanic & Atmospheric Administration. August 2001. สืบค้นเมื่อ June 30, 2009.
26. "Hurricanes: Keeping an eye on weather's biggest bullies". University Corporation for Atmospheric Research. March 31, 2006. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009.
27. Barnes, Gary. "Hurricanes and the equator". University of Hawaii. สืบค้นเมื่อ August 30, 2013.
28. Bister, M.; Emanuel, K. A. (1998). "Dissipative heating and hurricane intensity". Meteorology and Atmospheric Physics. 65 (3–4): 233. doi:10.1007/BF01030791.
29. doi: 10.1175/1520-0493(2000)128<1139:ASAOTC>2.0.CO;2
    This citation will be automatically completed in the next few minutes. You can jump the queue or expand by hand
30. Knutson, T. R.; McBride, J. L.; Chan, J.; Emanuel, K.; Holland, G.; Landsea, C.; Held, I.; Kossin, J. P.; Srivastava, A. K.; Sugi, M. (2010). "Tropical cyclones and climate change". Nature Geoscience. 3 (3): 157. doi:10.1038/ngeo779.
31. Bister, M. (2002). "Low frequency variability of tropical cyclone potential intensity 1. Interannual to interdecadal variability". Journal of Geophysical Research. 107. doi:10.1029/2001JD000776.
32. Powell, M. D.; Vickery, P. J.; Reinhold, T. A. (2003). "Reduced drag coefficient for high wind speeds in tropical cyclones". Nature. 422 (6929): 279. Bibcode:2003Natur.422..279P. doi:10.1038/nature01481. PMID 12646913.
33. Bell, M. M.; Montgomery, M. T.; Emanuel, K. A. (2012). "Air–Sea Enthalpy and Momentum Exchange at Major Hurricane Wind Speeds Observed during CBLAST". Journal of the Atmospheric Sciences. 69 (11): 3197. Bibcode:2012JAtS...69.3197B. doi:10.1175/JAS-D-11-0276.1.
34. Emanuel, K.; Sobel, A. (2013). "Response of tropical sea surface temperature, precipitation, and tropical cyclone-related variables to changes in global and local forcing". Journal of Advances in Modeling Earth Systems. 5 (2): 447. doi:10.1002/jame.20032.
35. doi: 10.1175/1520-0442(2000)013<4378:MTPIAS>2.0.CO;2
    This citation will be automatically completed in the next few minutes. You can jump the queue or expand by hand
36. D'Asaro, Eric A. and Black, Peter G. (2006). "J8.4 Turbulence in the Ocean Boundary Layer Below Hurricane Dennis" (PDF). University of Washington. สืบค้นเมื่อ February 22, 2008.CS1 maint: multiple names: authors list (link)
37. Fedorov, Alexey V.; Brierley, Christopher M.; Emanuel, Kerry (February 2010). "Tropical cyclones and permanent El Niño in the early Pliocene epoch". Nature (ภาษาอังกฤษ). 463 (7284): 1066–1070. doi:10.1038/nature08831. ISSN 0028-0836.
38. RA IV Hurricane Committee (PDF). Regional Association IV Hurricane Operational Plan 2015 (รายงาน). World Meteorological Organization. https://www.wmo.int/pages/prog/www/tcp/documents/OPERATIONALPLAN2015_en_final.pdf. เรียกข้อมูลเมื่อ November 8, 2015. 
39. WMO/ESCP Typhoon Committee (March 13, 2015). Typhoon Committee Operational Manual Meteorological Component 2015 (Report No. TCP-23). World Meteorological Organization. pp. 40–41. https://www.wmo.int/pages/prog/www/tcp/documents/TCP-23EDITION2015.pdf. เรียกข้อมูลเมื่อ March 28, 2015. 
40. WMO/ESCAP Panel on Tropical Cyclones (June 8, 2015). Tropical Cyclone Operational Plan for the Bay of Bengal and the Arabian Sea 2015 (Report No. TCP-21). World Meteorological Organization. pp. 11–12. https://www.wmo.int/pages/prog/www/tcp/documents/TCP-21Edition2015_final.pdf. เรียกข้อมูลเมื่อ March 29, 2015. 
41. RA I Tropical Cyclone Committee (November 9, 2012). Tropical Cyclone Operational Plan for the South-West Indian Ocean: 2012 (Report No. TCP-12). World Meteorological Organization. pp. 11–14. Archived from the original on March 29, 2015. https://www.wmo.int/pages/prog/www/tcp/documents/TCP-12-WMO-TD-577-rev-2012_121495_en.pdf. เรียกข้อมูลเมื่อ March 29, 2015. 
42. RA V Tropical Cyclone Committee (5 May 2015) (PDF). List of Tropical Cyclone Names withdrawn from use due to a Cyclone's Negative Impact on one or more countries (Tropical Cyclone Operational Plan for the South-East Indian Ocean and the Southern Pacific Ocean 2014). World Meteorological Organization. pp. 2B-1 - 2B-4 (23 - 26). https://www.wmo.int/pages/prog/www/tcp/documents/TCP24_RAVOpPlan_2014_final.pdf. เรียกข้อมูลเมื่อ 6 May 2015. 
43. "Regional Specialized Meteorological Center". Tropical Cyclone Program (TCP). World Meteorological Organization. April 25, 2006. สืบค้นเมื่อ November 5, 2006.
44. "Joint Typhoon Warning Center Mission Statement". Joint Typhoon Warning Center. November 9, 2007. คลังข้อมูลเก่า เก็บจาก แหล่งเดิม เมื่อ April 9, 2008. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009. Unknown parameter |deadurl= ignored (help)
45. "Mission Vision". Philippine Atmospheric, Geophysical and Astronomical Services Administration. February 24, 2008. คลังข้อมูลเก่า เก็บจาก แหล่งเดิม เมื่อ February 24, 2009. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009.
46. "Canadian Hurricane Center". Canadian Hurricane Center. February 24, 2008. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009.
47. Marcelino, Emerson Vieira; Isabela Pena Viana de Oliveira Marcelino; Frederico de Moraes Rudorff (2004). "Cyclone Catarina: Damage and Vulnerability Assessment" (PDF). Santa Catarina Federal University. สืบค้นเมื่อ December 24, 2006.CS1 maint: multiple names: authors list (link)
48. Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory, Hurricane Research Division. "Frequently Asked Questions: When is hurricane season?". National Oceanic and Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ July 25, 2006.
49. McAdie, Colin (May 10, 2007). "Tropical Cyclone Climatology". National Hurricane Center. สืบค้นเมื่อ June 9, 2007.
50. "Tropical Cyclone Operational Plan for the Southeastern Indian Ocean and the South Pacific Oceans" (PDF). World Meteorological Organization. March 10, 2009. สืบค้นเมื่อ May 6, 2009.
51. Hurricane Research Division. "Frequently Asked Questions: What are the average, most, and least tropical cyclones occurring in each basin?". National Oceanic and Atmospheric Administration's Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory. สืบค้นเมื่อ December 5, 2012.
52. http://www.rsmcnewdelhi.imd.gov.in/images/pdf/publications/annual-rsmc-report/rsmc-2018.pdf
53. National Climate Prediction Centre (October 14, 2013). "2013/14 Australian Tropical Cyclone season outlook". Australian Bureau of Meteorology. สืบค้นเมื่อ October 14, 2013.
54. Regional Specialised Meteorological Centre Nadi – Tropical Cyclone Centre (RSMC Nadi – TCC) Area of Responsibility (AOR)] (รายงาน). Fiji Meteorological Service. October 11, 2019. Archived from the original on October 11, 2019. . เรียกข้อมูลเมื่อ October 11, 2019. 
55. Ross., Simon (1998). Natural Hazards (Illustrated ed.). Nelson Thornes. p. 96. ISBN 978-0-7487-3951-6. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009.
56. Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory, Hurricane Research Division. "Frequently Asked Questions: How do tropical cyclones form?". National Oceanic and Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ July 26, 2006.
57. Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory, Hurricane Research Division. "Frequently Asked Questions: Why do tropical cyclones require 80 องศาฟาเรนไฮต์ (27 องศาเซลเซียส) ocean temperatures to form?". National Oceanic and Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ July 25, 2006.
58. Ron McTaggart-Cowan; Canada Emily L.; Jonathan G. Fairman Jr.; Thomas J. Galarneau Jr.; David M. Schultz (2015). "Revisiting the 26.5°C Sea Surface Temperature Threshold for Tropical Cyclone Development". doi:10.1175/BAMS-D-13-00254.2. Cite journal requires |journal= (help)
59. Kikuchi, Kazuyoshi; Wang, Bin; Fudeyasu, Hironori (2009). "Genesis of tropical cyclone Nargis revealed by multiple satellite observations" (PDF). Geophysical Research Letters. 36 (6): L06811. Bibcode:2009GeoRL..3606811K. doi:10.1029/2009GL037296.
60. Korek, Fritz (November 21, 2000). . Marine Knowledge Centre. คลังข้อมูลเก่า เก็บจาก แหล่งเดิม เมื่อ December 11, 2008. สืบค้นเมื่อ May 6, 2009. Unknown parameter |deadurl= ignored (help)
61. . Philippine Atmospheric, Geophysical and Astronomical Services Administration. 2008. คลังข้อมูลเก่า เก็บจาก แหล่งเดิม เมื่อ September 2, 2012. สืบค้นเมื่อ May 6, 2009. Unknown parameter |deadurl= ignored (help)
62. DeCaria, Alex (2005). . ESCI 344 – Tropical Meteorology. Millersville University. คลังข้อมูลเก่า เก็บจาก แหล่งเดิม เมื่อ May 7, 2008. สืบค้นเมื่อ February 22, 2008.
63. Avila, L.A.; Pasch, R.J. (1995). "Atlantic Tropical Systems of 1993". Monthly Weather Review. 123 (3): 887–896. Bibcode:1995MWRv..123..887A. doi:10.1175/1520-0493(1995)123<0887:ATSO>2.0.CO;2.
64. Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory, Hurricane Research Division. . National Oceanic and Atmospheric Administration. คลังข้อมูลเก่า เก็บจาก แหล่งเดิม เมื่อ July 18, 2006. สืบค้นเมื่อ July 25, 2006. Unknown parameter |deadurl= ignored (help)
65. Landsea, C.W. (1993). "A Climatology of Intense (or Major) Atlantic Hurricanes". Monthly Weather Review. 121 (6): 1703–1713. Bibcode:1993MWRv..121.1703L. doi:10.1175/1520-0493(1993)121<1703:ACOIMA>2.0.CO;2.
66. Dowdy, A.J.; Qi, L.; Jones, D.; Ramsay, H.; Fawcett, R.; Kuleshov, Y. (2012). "Tropical Cyclone Climatology of the South Pacific Ocean and Its Relationship to El Niño–Southern Oscillation". Journal of Climate. 25 (18): 6108–6122. Bibcode:2012JCli...25.6108D. doi:10.1175/JCLI-D-11-00647.1.
67. Neumann, Charles J. . Global Guide to Tropical Cyclone Forecasting. Bureau of Meteorology. คลังข้อมูลเก่า เก็บจาก แหล่งเดิม เมื่อ June 2, 2011. สืบค้นเมื่อ December 12, 2006. Unknown parameter |deadurl= ignored (help)
68. Henderson-Sellers; และคณะ (October 8, 2002). "Tropical Cyclones and Global Climate Change: A Post-IPCC Assessment". National Oceanic and Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009.
69. "Monthly Global Tropical Cyclone Summary, December 2001". Gary Padgett. Australian Severe Weather Index. สืบค้นเมื่อ May 6, 2009.
70. "Annual Tropical Cyclone Report 2004" (PDF). Joint Typhoon Warning Center. 2006. สืบค้นเมื่อ May 6, 2009.
71. doi:10.1175/1520-0469(1983)040<0328:TCMEIP>2.0.CO;2
    This citation will be automatically completed in the next few minutes. You can jump the queue or expand by hand
72. Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory, Hurricane Research Division. "Frequently Asked Questions: What determines the movement of tropical cyclones?". National Oceanic and Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ July 25, 2006.
73. DeCaria, Alex (2005). . ESCI 344 – Tropical Meteorology. Millersville University. คลังข้อมูลเก่า เก็บจาก แหล่งเดิม เมื่อ May 7, 2008. สืบค้นเมื่อ February 22, 2008.
74. "Fujiwhara effect describes a stormy waltz". USA Today. November 9, 2007. สืบค้นเมื่อ February 21, 2008.
75. "Section 2: Tropical Cyclone Motion Terminology". United States Naval Research Laboratory. April 10, 2007. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009.
76. Powell, Jeff; และคณะ (May 2007). "Hurricane Ioke: 20–27 August 2006". 2006 Tropical Cyclones Central North Pacific. Central Pacific Hurricane Center. สืบค้นเมื่อ June 9, 2007.
77. Joint Typhoon Warning Center (2006). "3.3 JTWC Forecasting Philosophies" (PDF). United States Navy. สืบค้นเมื่อ February 11, 2007.
78. Wu, M.C.; Chang, W.L.; Leung, W.M. (2004). "Impacts of El Niño–Southern Oscillation Events on Tropical Cyclone Landfalling Activity in the Western North Pacific". Journal of Climate. 17 (6): 1419–1428. Bibcode:2004JCli...17.1419W. CiteSeerX 10.1.1.461.2391. doi:10.1175/1520-0442(2004)017<1419:IOENOE>2.0.CO;2.
79. Pacific ENSO Applications Climate Center. "Pacific ENSO Update: 4th Quarter, 2006. Vol. 12 No. 4". สืบค้นเมื่อ March 19, 2008.
80. Rappaport, Edward N. (1999). "Atlantic Hurricane Season of 1997" (PDF). Monthly Weather Review. 127 (9): 2012–2026. Bibcode:1999MWRv..127.2012R. doi:10.1175/1520-0493(1999)127<2012:AHSO>2.0.CO;2.
81. . National Hurricane Center. National Oceanic and Atmospheric Administration. February 25, 2008. คลังข้อมูลเก่า เก็บจาก แหล่งเดิม เมื่อ May 6, 2009. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009. Unknown parameter |deadurl= ignored (help)
82. "Tropical Cyclones Affecting Pilbara". Bureau of Meteorology. สืบค้นเมื่อ July 19, 2015.
83. Yuh-Lang Lin, S. Chiao, J.A. Thurman, D.B. Ensley, and J.J. Charney. Some Common Ingredients for heavy Orographic Rainfall and their Potential Application for Prediction.. Retrieved April 26, 2007.
84. National Hurricane Center (1998). . คลังข้อมูลเก่า เก็บจาก แหล่งเดิม เมื่อ February 16, 2014. สืบค้นเมื่อ April 20, 2006.

สิงหาคม 03, 2021