ผลต่างระหว่างรุ่นของ "พายุหมุนเขตร้อน"
บรรทัด 75: | บรรทัด 75: | ||
นักวิทยาศาสตร์คาดว่าพายุหมุนเขตร้อน แพร่พลังงานความร้อนออกในอัตรา 50 ถึง 200 [[จูล|เอ็กซ์ซาจูล]] (10<sup>18</sup> จูล) ต่อวัน<ref name="NOAA Question of the Month">{{cite web|url=http://www.aoml.noaa.gov/hrd/tcfaq/D7.html|title=NOAA FAQ: How much energy does a hurricane release?|date=August 2001|accessdate=June 30, 2009|publisher=[[National Oceanic & Atmospheric Administration]]}}</ref> เทียบเท่ากับประมาณ 1 เพตะวัตต์ (10<sup>15</sup> วัตต์) ซึ่งอัตราการปล่อยพลังงานนี้ 70 ครั้ง จะเทียบเท่ากับ[[การใช้พลังงานของโลก]]ของมนุษย์ 200 ครั้งของความสามารถผลิตกระแสไฟฟ้าทั่วโลก หรือเทียบได้กับการระเบิดของ[[ระเบิดนิวเคลียร์]]ขนาด 10 [[สมมูลทีเอ็นที|เมกะตัน]] ในทุกๆ 20 นาที<ref name="NOAA Question of the Month"/><ref name="UCAR">{{cite web|url=http://www.ucar.edu/news/features/hurricanes/index.jsp|title=Hurricanes: Keeping an eye on weather's biggest bullies.|date=March 31, 2006|publisher=[[University Corporation for Atmospheric Research]]|accessdate=May 7, 2009}}</ref> |
นักวิทยาศาสตร์คาดว่าพายุหมุนเขตร้อน แพร่พลังงานความร้อนออกในอัตรา 50 ถึง 200 [[จูล|เอ็กซ์ซาจูล]] (10<sup>18</sup> จูล) ต่อวัน<ref name="NOAA Question of the Month">{{cite web|url=http://www.aoml.noaa.gov/hrd/tcfaq/D7.html|title=NOAA FAQ: How much energy does a hurricane release?|date=August 2001|accessdate=June 30, 2009|publisher=[[National Oceanic & Atmospheric Administration]]}}</ref> เทียบเท่ากับประมาณ 1 เพตะวัตต์ (10<sup>15</sup> วัตต์) ซึ่งอัตราการปล่อยพลังงานนี้ 70 ครั้ง จะเทียบเท่ากับ[[การใช้พลังงานของโลก]]ของมนุษย์ 200 ครั้งของความสามารถผลิตกระแสไฟฟ้าทั่วโลก หรือเทียบได้กับการระเบิดของ[[ระเบิดนิวเคลียร์]]ขนาด 10 [[สมมูลทีเอ็นที|เมกะตัน]] ในทุกๆ 20 นาที<ref name="NOAA Question of the Month"/><ref name="UCAR">{{cite web|url=http://www.ucar.edu/news/features/hurricanes/index.jsp|title=Hurricanes: Keeping an eye on weather's biggest bullies.|date=March 31, 2006|publisher=[[University Corporation for Atmospheric Research]]|accessdate=May 7, 2009}}</ref> |
||
=== การไหลเวียนปฐมภูมิ: การไหลเวียนของลม === |
|||
กระแสการไหลเวียนปฐมภูมิในพายุหมุนเขตร้อนเป็นผลมาจาก[[โมเมนตัมเชิงมุม|การอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุม]]โดยการไหลเวียนทุติยภูมิ [[โมเมนตัมเชิงมุมสัมบูรณ์]]ของการหมุนของโลกคือ <math>M</math> โดย |
|||
:<math>M = \frac{1}{2}fr^2 + vr</math> |
|||
เมื่อ <math>f</math> คือค่า[[ความถี่คอริโอลิส]], <math>v</math> คือค่ามุมทิศ (กล่าวคือ การหมุน) ความเร็วลม และ <math>r</math> คือค่ารัศมีถึงแกนของการหมุน ในระยะแรกเริ่มที่ด้านขวามือเป็นส่วนประกอบของโมเมนตัมเชิงมุมของดาวเคราะห์ที่โครงการไปยังแนวตั้งท้องถิ่น (กล่าวคือ แกนของการหมุน) ระยะที่สองบนด้านขวามือเป็นโมเมนตัมเชิงมุมสัมพันธ์ของการไหลเวียนของมันเอง ที่เกี่ยวข้องกับแกนของการหมุนเวียน เพราะว่า ระยะโมเมนตัมเชิงมุมของดางเคราะห์จะหายไปที่บริเวณเส้นศูนย์สูตร (เมื่อ <math>f=0</math> ) พายุหมุนเขตร้อนจึงไม่ค่อย[[พายุหมุนเขตร้อน#การก่อตัว|ก่อตัว]]ภายในระยะ 5° จากศูนย์สูตร<ref name="BAMS Zhang 1988" /><ref>{{cite web|url=http://www.soest.hawaii.edu/GG/ASK/hurricanes.html|title=Hurricanes and the equator|author=Barnes, Gary|publisher=[[University of Hawaii]]|accessdate=August 30, 2013}}</ref> |
|||
ที่อากาศ ณ กระแสไหลเวียนขาเข้าระดับต่ำ มันจะเริ่มหมุนในลักษณะแบบพายุหมุน ตามกฎการอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุม ในทำนองเดียวกันนี้ ขณะที่กระแสอากาศที่หมุนอย่างเร็วในกระแสขาออกจะไหลออกไปใกล้กับโทรโพพอส มันจะมีการหมุนในลักษณะพายุหมุนที่ลดลง และในที่สุดจะมีการเปลี่ยนแปลงเข้าสู่รัศมีที่มีขนาดใหญ่พอ ส่งผลกับ[[แอนไทไซโคลน]]ในระดับบน ผลที่ได้คือ โครงสร้างแนวตั้งที่โดดเด่นของ[[พายุหมุน]]ที่แข็งแกร่ง ณ ระดับต่ำ และ[[แอนไทไซโคลน]]ที่แข็งแกร่งในระดับบนใกล้กับ[[โทรโพพอส]] จาก[[ลมร้อน|สมดุลลมร้อน]] นี้สอดคล้องกับระบบอบอุ่นในศูนย์กลางพายุในสภาพแวดล้อมที่ระดับความสูงทั้งหมด (กล่าวคือ "แกนอบอุ่น") จาก[[สภาวะสมดุลอุทกสถิต|สมดุลอุทกสถิต]] แกนอบอุ่นจะแปลตัวเป็นความกดอากาศที่ต่ำกว่า ณ ศูนย์กลางที่ทุกระดับความสูง ด้วยความกดอากาศสูงสุดที่อยู่ ณ พื้นผิว<ref name="MWR Frank 1977" /> |
|||
=== ความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น === |
|||
เนื่องจากแรงเสียดทานที่พื้นผิว กระแสอากาศจึงไหลเข้ามาเพียงบางส่วนด้วยการอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุม ดังนั้น พื้นผิวน้ำทะเลจะมีการกระทำที่ขอบล่าง จึงเป็นทั้งแหล่ง (การระเหยของน้ำ) และอ่าง (แรงเสียดทาน) ของพลังงานของระบบ ความจริงสิ่งนี้จะนำไปสู่การดำรงอยู่ได้ของพายุโดยโยงไว้กับทฤษฎีเรื่องความเร็วลมอย่างรุนแรงที่พายุหมุนเขตร้อนสามารถบรรลุได้ เนื่องจากการเพิ่มขึ้นของการระเหยเป็นเส้นตรงกับความเร็วลม (เช่นเดียวกับการขึ้นจากสระว่ายน้ำในวันที่อากาศหนาวมากและมีลมพัดแรง) มีการเสนอข้อเสนอแนะในเชิงบวกต่อการป้อนพลังงานกับระบบของพายุ ที่เรียกว่า ข้อเสนอแนะการแลกเปลี่ยนความร้อนที่พื้นผิวชักนำให้เกิดลม ({{ภาษาอังกฤษ|Wind-Induced Surface Heat Exchange (WISHE)}})<ref name="JAS Emanuel 1986" /> ข้อเสนอนี้บอกว่าจะมีการชดเชยเมื่อมีการกระจายแรงเสียดทาน ซึ่งเพิ่มขึ้นกับลูกบาศก์ของความเร็วลมซึ่งจะมีขนาดใหญ่พอสมควร ขีดด้านบนจะเรียกว่า "ความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น" คือ <math>v_p</math> ตามสมการ |
|||
:<math>v_p^2 = \frac{C_k}{C_d}\frac{T_s - T_o}{T_o}\Delta k</math> |
|||
เมื่อ <math>T_s</math> คือ อุณหภูมิของพื้นผิวทะเล, <math>T_o</math> คือ อุณหภูมิของกระแสอากาศขาออก (เคลวิน), <math>\Delta k</math> คือ ความแตกต่างระหว่างเอนทัลปีพื้นผิวและอากาศที่อยูู่เหนือผิวน้ำ (จูล/กิโลกรัม), และ <math>C_k</math> และ <math>C_d</math> คือ [[ค่าสัมประสิทธิ์การถ่ายเทความร้อน|ค่าสัมประสิทธิ์การถ่ายเท]] ของเอนทัลปีและโมเมนตัม ตามลำดับ<ref name="Bister_Emanuel_1998_MAP">{{Cite journal | doi = 10.1007/BF01030791| title = Dissipative heating and hurricane intensity| journal = Meteorology and Atmospheric Physics| volume = 65| issue = 3–4| pages = 233| year = 1998| last1 = Bister | first1 = M.| last2 = Emanuel | first2 = K. A.}}</ref> ค่าความแตกต่างของเอนทัลปีของอากาศที่พื้นผิวหาได้จาก <math>\Delta k = k^*_s-k</math> เมื่อ <math>k^*_s</math> คือ เอนทัลปีของอากาศที่อิ่มตัวที่อุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลและระดับความกอากาศที่ระดับน้ำทะเล และ <math>k</math> คือ เอนทัลปีของอากาศบริเวณชั้นที่อยูู่เหนือผิวน้ำ |
|||
ความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น ส่วนใหญ่จะเป็นฟังก์ชันของสภาพแวดล้อมพื้นหลังเพียงอย่างเดียว (กล่าวคือ ไม่รวมตัวพายุหมุนเขตร้อนเองด้วย) ทำให้ปริมาณนี้สามารถใช้ในการตรวจสอบว่าภูมิภาคบนโลก สามารถนำไปสู่การพัฒนาของพายุหมุนเขตร้อนและไปถึงความรุนแรงที่กำหนดหรือไม่ และวิธีการที่ภูมิภาคเหล่านี้อาจนำไปสู่การพัฒนาในเวลาที่กำหนด<ref name="Emanuel_2000_MWR">{{cite doi | 10.1175/1520-0493(2000)128<1139:ASAOTC>2.0.CO;2}}</ref><ref name="Knutson_etal_2010_NG">{{Cite journal | doi = 10.1038/ngeo779| title = Tropical cyclones and climate change| journal = Nature Geoscience| volume = 3| issue = 3| pages = 157| year = 2010| last1 = Knutson | first1 = T. R. | last2 = McBride | first2 = J. L. | last3 = Chan | first3 = J. | last4 = Emanuel | first4 = K. | last5 = Holland | first5 = G. | last6 = Landsea | first6 = C. | last7 = Held | first7 = I. | last8 = Kossin | first8 = J. P. | last9 = Srivastava | first9 = A. K.| last10 = Sugi | first10 = M. }}</ref> โดยเฉพาะ ความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น มีทั้งหมดสามองค์ประกอบ แต่มัน[[พายุหมุนเขตร้อน#ค่าคุณลักษณะและความแปรปรวนในโลก|แปรปรวนในพื้นที่และเวลา]] คือ ส่วนใหญ่เป็นผลมาจากความแปรปรวนของอากาศพื้นผิวตามองประกอบที่ต่างกันของเอนปิทัล (<math>\Delta k</math>) |
|||
== ชนิดและการกำหนดชื่อพายุเขตร้อน == |
== ชนิดและการกำหนดชื่อพายุเขตร้อน == |
รุ่นแก้ไขเมื่อ 22:48, 14 กันยายน 2558
บทความนี้ไม่มีการอ้างอิงจากแหล่งที่มาใด |
ส่วนหนึ่งของชุดธรรมชาติ |
สภาพอากาศ |
---|
พายุหมุนเขตร้อน คือ ระบบพายุที่พัฒนามาจากศูนย์กลางของหย่อมความกดอากาศต่ำ, ลมแรง และการจัดเกลียวของพายุฝนฟ้าคะนอง ทั้งนี้ขึ้นกับสถานที่และความรุนแรง ซึ่งเกิดขึ้นบริเวณเขตร้อนของโลก ซึ่งมีชื่อเรียกต่างๆ กัน เช่น พายุเฮอร์ริเคน, พายุโซนร้อน, พายุไซโคลน, พายุดีเปรสชันเขตร้อน และพายุไซโคลนอย่างง่าย[1]
โดยทั่วไปรูปแบบพายุหมุนเขตร้อนจะมีขนาดใหญ่ขึ้นกับความสัมพันธ์กับน้ำอุ่น โดยพายุจะได้รับพลังงานผ่านการระเหยของน้ำบริเวณพื้นผิวมหาสมุทร ซึ่งในที่สุดน้ำเหล่านั้นจะควบแน่นอีกครั้งและเข้าไปอยู่ในกลุ่มเมฆและฝน เมื่ออากาศชื้นและความเย็นอิ่มตัว ซึ่งแหล่งพลังงานนี้จะแตกต่างกับพายุหมุนละติจูดกลาง ตัวอย่างเช่น นอร์อิสเทิร์น และพายุลมยุโรป ซึ่งได้รับพลังพลักดันหลักจากความแตกต่างของอุณหภูมิในแนวนอน โดยลมหมุนวนรอบอย่างรุนแรงของพายุหมุนเขตร้อนนั้นเป็นผลมาจากการอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุม ซึ่งเกิดจากสภาวะการหมุนรอบตัวเองของโลก ขณะที่อากาศไหลเข้ามาสู่แกนกลางของการหมุน ผลที่ตามมา คือ พายุมักไม่ค่อยเกิดขึ้นภายใน 5° จากศูนย์สูตร[2] พายุหมุนเขตร้อนโดยทั่วไปเส้นผ่านศูนย์กลางอยู่ที่ 100 - 4,000 กิโลเมตร
คำว่า พายุหมุน (หรือไซโคลน) หมายถึง พายุหมุนตามธรรมชาติ ซึ่งลมจะพัดหมุนทวนเข็มนาฬิกาในซีกโลกเหนือ และจะพัดหมุนตามเข็มนาฬิกาในซีกโลกใต้ ซึ่งทิศทางตรงข้ามการของการไหลเวียนลม เป็นผลมาจากคอริโอลิส ส่วนคำว่า เขตร้อน หมายถึง แหล่งกำเนิดของพายุทางภูมิศาสตร์ ซึ่งเป็นรูปแบบพิเศษของทะเลในเขตร้อน
นอกจากลมแรงและฝนตก พายุหมุนเขตร้อนมีความสามารถในการสร้างคลื่นสูง และก่อให้เกิดความเสียหายจากน้ำขึ้นจากพายุ และทอร์นาโด ซึ่งมักจะลดลงอย่างรวดเร็วในช่วงที่พายุอยู่บนแผ่นดิน เนื่องจากถูกตัดขาดจากแหล่งพลังงานหลักของมัน จากเหตุผลนี้ ทำให้บริเวณชายฝั่งทะเล มักมีความเสี่ยงที่จะเกิดความเสียหายจากพายุหมุนเขตร้อนมากกว่า เมื่อเทียบกับในแผ่นดิน อย่างไรก็ตามในแผ่นดินเองก็เกิดความเสียหายได้จากน้ำท่วมบนแผ่นดิน จากฝนตกหนัก และน้ำขึ้นจากพายุสามารถก่อให้เกิดน้ำท่วมบนแผ่นดินได้กว้างถึง 40 กิโลเมตร จากชายฝั่งทะเล แม้ว่าพายุหมุนเขตร้อนจะส่งผลกระทบต่อประชากรมนุษย์มหาศาล แต่พายุยังสามารถช่วยบรรเทาภาวะภัยแล้งได้ พวกมันยังพาพลังงานความร้อนออกไปจากเขตร้อน ข้ามผ่านไปยังละติจูดในเขตอบอุ่น ซึ่งอาจมีบทบาทสำคัญในการปรับเปลี่ยนสภาวะภูมิอากาศในระดับภูมิภาคและระดับโลก
โครงสร้างทางกายภาพ
พายุหมุนเขตร้อนเป็นพื้นที่ของหย่อมความกดอากาศต่ำในบรรยากาศชั้นโทรโพสเฟียร์ ด้วยความกดอากาศขนาดใหญ่ที่สุดที่เกิดขึ้นในละติจูดต่ำใกล้พื้นผิว บนโลก ความกดอากาศจะถูกบันทึกไว้ที่ศูนย์กลางของพายุหมุนเขตร้อน โดยให้ที่ต่ำที่สุดที่สังเกตได้บริเวณเหนือระดับน้ำทะเล[3] สภาพแวดล้อมใกล้กับศูนย์กลางของพายุหมุนเขตร้อนจะอุ่นกว่าโดยรอบในทุกละติจูด ทำให้พวกมันมีลักษณะเป็น ระบบ"แกนอบอุ่น"[4]
สนามของลม
ที่บริเวณใกล้พื้นผิว สนามของลมของพายุหมุนเขตร้อน มีลักษณะเป็นลมที่หมุนวนรอบศูนย์กลางหมุนเวียน ในขณะที่ไหลเข้ามาตามแนวรัศมี ที่ขอบด้านนอกของพายุ อากาศอาจจะค่อนข้างสงบ อย่างไรก็ตาม เนื่องมาจากการหมุนของโลก อากาศจึงจะไม่เป็นศูนย์จากโมเมนตัมเชิงมุมสัมบูรณ์
ที่กระแสอากาศขาเข้า เริ่มจากการหมุน (ทวนเข็มนาฬิกาในซีกโลกเหนือ และตามเข็มนาฬิกาในซีกโลกใต้) ตามหลักโมเมนตัมเชิงมุม ที่รัศมีด้านใน อากาศจะไหลขึ้นไปด้านบนของชั้นโทรโพสเฟียร์ ซึ่งรัศมีนี้มักจะไปประจวบกันที่ภายในตาพายุ และมีลมที่รุนแรงที่ใกล้พื้นผิวของพายุ จึงรู้จักกันในชื่อ รัศมีของความเร็วลมสูงสุด (อังกฤษ: radius of maximum winds)[5] เมื่ออากาศที่เบื้องบนไหลออกจากศูนย์กลางของพายุ จะกลายเป็นเมฆซีร์รัส[6]
กระบวนการดังกล่าวก่อนหน้าก่อนหน้าส่งผลลมในสนามลม เป็นลักษณะเกือบสมมาตรตามแนวแกน ความเร็วลมจะอยู่ในระดับต่ำที่ศูนย์กลางพายุ และจะเพื่มขึ้นอย่างรวดเร็วเมื่อออกไปถึงรัศมีของความเร็วลมสูงสุด และค่อยๆ สลายตัวออกไปตามรัศมีที่มีขนาดใหญ่ อย่างไรก็ตาม สนามของลมมักจะแสดงความแปรปรวนเชิงพื้นที่และเวลาที่เพิ่มขึ้น อันเนื่องมาจากผลกระทบของกระบวนการโลเคไลซ์ อย่างเช่น กิจกรรมพายุฝนฟ้าคะนอง และความไม่เสถียรการไหลในแนวนอน ส่วนในแนวตั้งความรุนแรงของลมจะอยู่พื้นผิว และค่อยๆ สลายไปตามความสูงของโทรโพสเฟียร์[7]
ตาและศูนย์กลาง
ที่ศูนย์กลางของพายุหมุนเขตร้อนที่โตเต็มที่ อ่างของอากาศจะเพิ่มขึ้นมากกว่า สำหรับพายุที่มีความแข็งแกร่งเพียงพอ อากาศอาจจะจมลงในชั้นที่ลึกพอที่จะระงับการก่อตัวของเมฆ ดังนั้นจึงเกิด "ตา" ที่ชัดเจนขึ้น สภาพอากาศในตาพายุจะสงบเป็นปกติ และปราศจากเมฆ แม้ว่าน้ำทะเลที่อยู่ข้างล่างอาจจะมีความรุนแรงมาก[8] ลักษณะของตาปกติจะเป็นรูปทรงกลม และส่วนมากจะมีเส้นผ่านศูนย์กลาง 30 – 65 กิโลเมตร ถึงกระนั้น ตาขนาดเล็กเพียง 3 กิโลเมตร และขนาดใหญ่ถึง 370 กิโลเมตรก็เคยปรากฏให้เห็นมาแล้ว[9][10]
ที่ขอบด้านนอกของตามีเมฆที่เรียกว่า "กำแพงตา" ซึ่งกำแพงตามักจะขยายออกไปด้านนอกด้วยความสูง คล้ายกับอัฒจรรย์ของสนามฟุตบอล ปรากฏการณ์ที่เกิดขึ้นนี้บางครั้งเรียกว่าปรากฏการณ์อัฒจรรย์[11] กำแพงตา คือ พื้นที่ที่ความเร็วลมแรงที่สุดที่สามารถพบได้ อากาศที่เพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็ว เมฆขึ้นไปถึงระดับสูงสุดของมัน และฝนตกจะตกหนัก และถ้าบริเวณกำแพงตาพายุพัดผ่านแผ่นดินจะก่อให้เกิดความเสียหายอย่างมาก[8]
ในพายุที่มีความรุนแรงน้อย ตาของพายุอาจถูกบดบังด้วยเมฆที่หนาแน่น ซึ่งมีความเกี่ยวข้องกับเมฆระดับบน กับพื้นที่ที่มีกิจกรรมของพายุฝนฟ้าคะนองที่รุนแรงอยู่ใกล้กับศูนย์กลางของพายุหมุนเขตร้อน[12]
กำแพงตาอาจจะแตกต่างกันไปตามรูปแบบของวัฎจักรการทดแทนกำแพงตาพายุ โดยเฉพาะอย่างยิ่งในพายุหมุนเขตร้อนที่รุนแรง ในเรนแบนด์ชั้นนอก สามารถจัดเป็นวงแหวนรอบนอกของพายุที่เคลื่อนตัวเข้ามาอย่างช้าๆ ซึ่งเชื่อว่าได้แย่งความชื้นและโมเมนตัมเชิงมุมของกำแพงตาหลัก เมื่อกำแพงตาหลักอ่อนกำลังลง พายุหมุนเขตร้อนก็อ่อนกำลังอย่างชั่วคราว และกำแพงตารอบนอกที่สุดจะเข้ามาแทนที่กำแพงหลักในขั้นท้ายของวัฎจักร และเป็นเวลาที่พายุกลับมามีความรุนแรงดังเดิม[13]
ความรุนแรง
"ความรุนแรง"ของพายุ หมายถึง ความเร็วลมสูงสุดของพายุ ซึ่งจะตรวจวัดเฉลี่ยใน 1 นาที หรือ 10 นาทีเป็นมาตรฐาน โดยอ้างอิงที่ความสูง 10 เมตร ตัวเลือกของการวัดลมโดยเฉลี่ย รู้จักกันดีในชื่อ การจัดระดับพายุ, การจัดระดับพายุหมุนเขตร้อนตามศูนย์พยากรณ์และแอ่งมหาสมุทร
ในบางโอกาส พายุหมุนเขตร้อนอาจประสบกับเงื่อนไขทางอุตุนิยมวิทยา ที่เรียกว่า การทวีกำลังแรงขึ้นอย่างกะทันหัน หรือ ช่วงเวลาที่ความเร็วลมเฉลี่ยของพายุเพิ่มขึ้นอย่างมากและเกิดขึ้นอย่างรวดเร็ว โดยศูนย์เฮอร์ริเคนแห่งชาติสหรัฐอเมริกา ได้ให้คำนิยามเกี่ยวกับการทวีกำลังแรงขึ้นอย่างกะทันหัน ว่า การที่ความเร็วลมเฉลี่ยใน 1 นาทีของพายุหมุนเขตร้อน เพิ่มขึ้นอย่างน้อย 30 นอต (35 ไมล์/ชม.; 55 กม./ชม.) ภายในระยะเวลา 24 ชั่วโมง[5] การที่การทวีกำลังแรงขึ้นอย่างกะทันหัน จะเกิดขึ้นได้นั้น จะต้องประกอบขึ้นจากหลายเงื่อนไขในพื้นที่นั้น คือ อุณหภูมิของน้ำจะต้องอุ่นอย่างมาก (ใกล้เคียงหรือมากกว่า 30 °ซ, 86 °ฟ), และอุณหภูมิของน้ำนี้ จะต้องมีช่วงที่ลึกมากพอที่คลื่นของน้ำที่เย็นกว่าจะไม่เข้ามาอยู่บนผิวน้ำ, ลมเฉือนจะต้องมีกำลังน้อย; เมื่อลมเฉือนมีกำลังมาก การพาความร้อน และการหมุนเวียนในพายุหมุนจะถูกทำให้กระจาย โดยปกติ แอนไทไซโคลน ในชั้นที่สูงกว่าของโทรโพสเฟียร์ เหนือพายุจะช่วยพายุให้ดีขึ้น —สำหรับหย่อมความกดอากาศที่ต่ำมากพอจะพัฒนา อากาศจะต้องเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วในกำแพงตาของพายุ และแอนไทโซโคลนที่อยู่เหนือขึ้นไปจะช่วยให้ช่องของอากาศนี้ออกห่างไปจากการพัฒนาของพายุ ทำให้พายุหมุนมีประสิทธิภาพ[14]
ขนาด
ขนาดของพายุหมุนเขตร้อน | |
---|---|
ROCI | ประเภท |
น้อยกว่า 2 องศาละติจูด | เล็กมาก/แคระ |
2 ถึง 3 องศาละติจูด | เล็ก |
3 ถึง 6 องศาละติจูด | ปานกลาง/โดยเฉลี่ย |
6 ถึง 8 องศาละติจูด | ใหญ่ |
มากกว่า 8 องศาละติจูด | ใหญ่มาก[15] |
ตัวชี้วัดที่ใช้วัดขนาดของพายุนั้นมีความหลากหลาย แต่ที่นิยมใช้กันมากที่สุด คือ รัศมีของความเร็วลม 34 นอต (กล่าวคือ ลมพายุ), รัศมีของเส้นอากาศเท่านอกสุดที่ใกล้กัน (อังกฤษ: Radius of outermost closed isobar (ROCI)) และรัศมีของลมที่หายไป[16][17] ตัวชี้วัดเพิ่มเติมคือ รัศมีของสนามวอร์ทิซิตี้สัมพัทธ์ของพายุหมุนที่ลดลงตาม 1×10−5 s−1[18]
บนโลก พายุหมุนเขตร้อนจะมีขนาดใหญ่ตั้งแต่ 100 - 2000 กม. โดยวัดจากรัศมีของลมที่หายไป โดยพายุขนาดใหญ่ที่สุดเฉลี่ย จะอยู่ในแอ่งมกาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกด้านเหนือ และที่เล็กที่สุดจะอยู่ในแอ่งมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออกด้านเหนือ[19] ถ้ารัศมีของเส้นอากาศเท่านอกสุดที่ใกล้กัน น้อยกว่า 2 องศาละติจูด (222 กม.) จะถือว่าเป็นพายุหมุนขนาด "เล็กมาก" หรือ "แคระ", ถ้ารัศมีอยู่ระหว่าง 3-6 องศาละติจูด (333-670 กม.) จะถือว่าเป็น "ขนาดโดยเฉลี่ย" และถ้ามีรัศมีมากกว่า 8 องศาละติจูด จะถือว่าเป็นพายุหมุนที่มีขนาด "ใหญ่มาก" (888 กม.)[15] มีการตั้งข้อสังเกตว่า ขนาดเป็นตัวแปรอย่างอ่อนกับความรุนแรงของพายุ (กล่าวคือ ความเร็วลมสูงสุด), รัศมีของความเร็วลมสูงสุด, ละติจูด และความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น[17][19]
ขนาดของพายุมีบทบาทสำคัญในการปรับความเสียหายที่เกิดจากพายุ บางครั้ง พายุขนาดใหญ่จะส่งผลกระทบกับพื้นที่ขนาดใหญ่เป็นระยะเวลานาน นอกจากนี้ สนามของลมขนาดใหญ่ใกล้พื้นผิว สามารถสร้างน้ำขึ้นจากพายุขนาดใหญ่ได้ เนื่องจากการรวมตัวกันของลม, มีระยะเวลานาน และมีการตั้งคลื่นที่มากขึ้น[20]
การไหลเวียนของอากาศด้านบนของพายุเฮอร์ริเคนที่รุนแรง สามารถยื่นออกไปสู่บรรยากาศชั้นโทรโพสเฟียร์ได้ ด้วยความสูงขั้นต่ำที่ 15,000-18,000 เมตร (50,000–60,000 ฟุต)[21]
ฟิสิกส์และการพลังงาน
ลักษณะปริภูมิสามมิติในสนามของลม สามารถแยกได้ออกเป็นสองส่วน คือ การไหลเวียนปฐมภูมิ และ การไหลเวียนทุติยภูมิ โดยการไหลเวียนปฐมภูมิเป็นส่วนที่การไหลเวียนที่มีการหมุนวนเป็นวงกลมอย่างหมดจด ส่วนการไหลเวียนทุติยภูมิเป็นส่วนที่การไหลเวียนที่มีการหมุนมากกว่า (เข้า-ขึ้น-ออก-ลง) ที่อยู่ในรัศมีและทิศทางในแนวตั้ง
การไหลเวียนปฐมภูมิมักมีลมที่พัดแรง และมักเป็นตัวหลักที่ก่อให้พายุสร้างความเสียหาย ในขณะที่การไหลเวียนทุติยภูมิ ลมจะพัดช้า แต่เป็นตัวควบคุมการพลังงานของพายุ
การไหลเวียนทุติยภูมิ: เครื่องจักรความร้อนการ์โนต์
แหล่งพลังงานหลักของพายุหมุนเขตร้อน คือ การระเหยของน้ำจากพื้นผิวมหาสมุทร ซึ่งในที่สุดการควบแน่นอีกครั้ง จะก่อให้เกิดเมฆและฝนตก เมื่ออากาศชื้นอบอุ่นขึ้นและเย็นตัวลงจะนำไปสู่การอิ่มตัว การพลังงานของระบบอาจจะเงียบสงบในฐานะที่เป็นเครื่องจักรความร้อนการ์โนต์ในชั้นบรรยากาศ[23] ขั้นแรก อากาศที่ไหลอยู่ใกล้พื้นผิวจะได้รับความร้อนส่วนใหญ่จากการระเหยของน้ำ (กล่าวคือ ความร้อนแฝงจำเพาะ) ที่อุณหภูมิพื้นผิวมหาสมุทรที่อบอุ่น (ในระหว่างการระเหย มหาสมุทรจะเย็นส่วนอากาศจะอบอุ่น) ขั้นสอง อากาศที่อุ่นขึ้นและที่เย็นอยู่ในกำแพงตา ขณะที่การอนุรักษ์ความร้อน (ความร้อนแฝงจำเพาะจะถูกแปลงอย่างง่ายให้เป็นความร้อนที่เหมาะสมระหว่างการควบแน่น) ขั้นสาม อากาศขาไหลออกจะสูญเสียความร้อนไป ด้วยการแผ่รังสีความร้อนสู่อวกาศ ที่อากาศหนาวของโทรโพพอส ขั้นสุดท้าย การทรุดตัวของอากาศและความอบอุ่นด้านรอบนอกของพายุขณะที่มีการอนุรักษ์เนื้อหาความร้อน โดยขั้นแรกและขั้นสามจะอยู่ใกล้ไอโซเทอร์มัล ขณะที่ขั้นสองและขั้นสี่จะอยู่ใกล้กระบวนการไอเซนโทรปิก ส่วนเข้า-ขึ้น-ออก-ลง เป็นที่รู้จักกันดีในการไหลเวียนทุติยภูมิ ในมุมมองของการ์โนต์แสดงให้เห็นถึงขอบบนสุดของความเร็วลมสูงสุดที่พายุสามารถบรรลุได้
นักวิทยาศาสตร์คาดว่าพายุหมุนเขตร้อน แพร่พลังงานความร้อนออกในอัตรา 50 ถึง 200 เอ็กซ์ซาจูล (1018 จูล) ต่อวัน[24] เทียบเท่ากับประมาณ 1 เพตะวัตต์ (1015 วัตต์) ซึ่งอัตราการปล่อยพลังงานนี้ 70 ครั้ง จะเทียบเท่ากับการใช้พลังงานของโลกของมนุษย์ 200 ครั้งของความสามารถผลิตกระแสไฟฟ้าทั่วโลก หรือเทียบได้กับการระเบิดของระเบิดนิวเคลียร์ขนาด 10 เมกะตัน ในทุกๆ 20 นาที[24][25]
การไหลเวียนปฐมภูมิ: การไหลเวียนของลม
กระแสการไหลเวียนปฐมภูมิในพายุหมุนเขตร้อนเป็นผลมาจากการอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุมโดยการไหลเวียนทุติยภูมิ โมเมนตัมเชิงมุมสัมบูรณ์ของการหมุนของโลกคือ โดย
เมื่อ คือค่าความถี่คอริโอลิส, คือค่ามุมทิศ (กล่าวคือ การหมุน) ความเร็วลม และ คือค่ารัศมีถึงแกนของการหมุน ในระยะแรกเริ่มที่ด้านขวามือเป็นส่วนประกอบของโมเมนตัมเชิงมุมของดาวเคราะห์ที่โครงการไปยังแนวตั้งท้องถิ่น (กล่าวคือ แกนของการหมุน) ระยะที่สองบนด้านขวามือเป็นโมเมนตัมเชิงมุมสัมพันธ์ของการไหลเวียนของมันเอง ที่เกี่ยวข้องกับแกนของการหมุนเวียน เพราะว่า ระยะโมเมนตัมเชิงมุมของดางเคราะห์จะหายไปที่บริเวณเส้นศูนย์สูตร (เมื่อ ) พายุหมุนเขตร้อนจึงไม่ค่อยก่อตัวภายในระยะ 5° จากศูนย์สูตร[2][26]
ที่อากาศ ณ กระแสไหลเวียนขาเข้าระดับต่ำ มันจะเริ่มหมุนในลักษณะแบบพายุหมุน ตามกฎการอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุม ในทำนองเดียวกันนี้ ขณะที่กระแสอากาศที่หมุนอย่างเร็วในกระแสขาออกจะไหลออกไปใกล้กับโทรโพพอส มันจะมีการหมุนในลักษณะพายุหมุนที่ลดลง และในที่สุดจะมีการเปลี่ยนแปลงเข้าสู่รัศมีที่มีขนาดใหญ่พอ ส่งผลกับแอนไทไซโคลนในระดับบน ผลที่ได้คือ โครงสร้างแนวตั้งที่โดดเด่นของพายุหมุนที่แข็งแกร่ง ณ ระดับต่ำ และแอนไทไซโคลนที่แข็งแกร่งในระดับบนใกล้กับโทรโพพอส จากสมดุลลมร้อน นี้สอดคล้องกับระบบอบอุ่นในศูนย์กลางพายุในสภาพแวดล้อมที่ระดับความสูงทั้งหมด (กล่าวคือ "แกนอบอุ่น") จากสมดุลอุทกสถิต แกนอบอุ่นจะแปลตัวเป็นความกดอากาศที่ต่ำกว่า ณ ศูนย์กลางที่ทุกระดับความสูง ด้วยความกดอากาศสูงสุดที่อยู่ ณ พื้นผิว[7]
ความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น
เนื่องจากแรงเสียดทานที่พื้นผิว กระแสอากาศจึงไหลเข้ามาเพียงบางส่วนด้วยการอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุม ดังนั้น พื้นผิวน้ำทะเลจะมีการกระทำที่ขอบล่าง จึงเป็นทั้งแหล่ง (การระเหยของน้ำ) และอ่าง (แรงเสียดทาน) ของพลังงานของระบบ ความจริงสิ่งนี้จะนำไปสู่การดำรงอยู่ได้ของพายุโดยโยงไว้กับทฤษฎีเรื่องความเร็วลมอย่างรุนแรงที่พายุหมุนเขตร้อนสามารถบรรลุได้ เนื่องจากการเพิ่มขึ้นของการระเหยเป็นเส้นตรงกับความเร็วลม (เช่นเดียวกับการขึ้นจากสระว่ายน้ำในวันที่อากาศหนาวมากและมีลมพัดแรง) มีการเสนอข้อเสนอแนะในเชิงบวกต่อการป้อนพลังงานกับระบบของพายุ ที่เรียกว่า ข้อเสนอแนะการแลกเปลี่ยนความร้อนที่พื้นผิวชักนำให้เกิดลม (อังกฤษ: Wind-Induced Surface Heat Exchange (WISHE))[23] ข้อเสนอนี้บอกว่าจะมีการชดเชยเมื่อมีการกระจายแรงเสียดทาน ซึ่งเพิ่มขึ้นกับลูกบาศก์ของความเร็วลมซึ่งจะมีขนาดใหญ่พอสมควร ขีดด้านบนจะเรียกว่า "ความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น" คือ ตามสมการ
เมื่อ คือ อุณหภูมิของพื้นผิวทะเล, คือ อุณหภูมิของกระแสอากาศขาออก (เคลวิน), คือ ความแตกต่างระหว่างเอนทัลปีพื้นผิวและอากาศที่อยูู่เหนือผิวน้ำ (จูล/กิโลกรัม), และ และ คือ ค่าสัมประสิทธิ์การถ่ายเท ของเอนทัลปีและโมเมนตัม ตามลำดับ[27] ค่าความแตกต่างของเอนทัลปีของอากาศที่พื้นผิวหาได้จาก เมื่อ คือ เอนทัลปีของอากาศที่อิ่มตัวที่อุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลและระดับความกอากาศที่ระดับน้ำทะเล และ คือ เอนทัลปีของอากาศบริเวณชั้นที่อยูู่เหนือผิวน้ำ
ความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น ส่วนใหญ่จะเป็นฟังก์ชันของสภาพแวดล้อมพื้นหลังเพียงอย่างเดียว (กล่าวคือ ไม่รวมตัวพายุหมุนเขตร้อนเองด้วย) ทำให้ปริมาณนี้สามารถใช้ในการตรวจสอบว่าภูมิภาคบนโลก สามารถนำไปสู่การพัฒนาของพายุหมุนเขตร้อนและไปถึงความรุนแรงที่กำหนดหรือไม่ และวิธีการที่ภูมิภาคเหล่านี้อาจนำไปสู่การพัฒนาในเวลาที่กำหนด[28][29] โดยเฉพาะ ความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น มีทั้งหมดสามองค์ประกอบ แต่มันแปรปรวนในพื้นที่และเวลา คือ ส่วนใหญ่เป็นผลมาจากความแปรปรวนของอากาศพื้นผิวตามองประกอบที่ต่างกันของเอนปิทัล ()
ชนิดและการกำหนดชื่อพายุเขตร้อน
พายุหมุนเขตร้อนเริ่มต้นการก่อตัวจากหย่อมความกดอากาศต่ำกำลังแรงซึ่งอยู่เหนือผิวน้ำทะเล ในบริเวณเขตร้อนและเป็นบริเวณที่กลุ่มเมฆจำนวนมากรวมตัวกันอยู่โดยไม่ปรากฏการหมุนเวียนของลม หย่อมความกดอากาศต่ำกำลังแรงนี้ เมื่ออยู่ในสภาวะที่เอื้ออำนวยก็จะพัฒนาตัวเองต่อไป จนปรากฏระบบหมุนเวียนของลมอย่างชัดเจน ในซีกโลกเหนือทิศของลมเวียนเป็นวนทวนเข็มนาฬิกาเข้าสู่ศูนย์กลางของพายุ พายุหมุนในแต่ละช่วงของความรุนแรงจะมีคุณสมบัติเฉพาะตัวและเปลี่ยนแปลงไปตามสภาวะแวดล้อม ความเร็วลมในระบบหมุนเวียนทวีกำลังแรงขึ้นเป็นลำดับ กล่าวคือ ในขณะเป็นพายุดีเปรสชันความเร็วลมสูงสุดใกล้ศูนย์กลางมีค่าไม่เกิน 34 นอต ในขณะที่เป็นพายุโซนร้อนความเร็วลมสูงสุดใกล้ศูนย์กลางมีค่าอยู่ระหว่าง 34 – 64 นอต และในขณะเป็นพายุหมุนเขตร้อนหรือไต้ฝุ่น ความเร็วลมสูงสุดใกล้ศูนย์กลางจะมีค่าตั้งแต่ 64 นอตขึ้นไป ดังนั้นสามารถแบ่งชนิดของพายุเขตร้อนได้ดังนี้
- พายุดีเปรสชัน (Depression) ความเร็วลมใกล้ศูนย์กลางสูงสุด 34 นอต (17 เมตร/วินาที) (63 กิโลเมตร/ชั่วโมง) เป็นพายุหมุนเขตร้อนในระยะเริ่มก่อตัวหรือกำลังอ่อนกำลังลง[30]
- พายุโซนร้อน (Tropical Storm) ความเร็วลมใกล้ศูนย์กลางสูงสุด 34-64 นอต (17-32 เมตร/วินาที) (63-117 กิโลเมตร/ชั่วโมง) เป็นพายุหมุนเขตร้อนที่มีกำลังแรงกว่าดีเปรสชัน[31]
- พายุหมุนเขตร้อน ความเร็วลมใกล้ศูนย์กลางสูงสุด 64-129 นอต (17 เมตร/วินาที) (118-239 กิโลเมตร/ชั่วโมง) เป็นพายุหมุนที่มีกำลังสูงสุด
พายุหมุนเขตร้อนซึ่งก่อตัวในมหาสมุทรแปซิฟิกและมีความแรงของลมสูงสุดใกล้ศูนย์กลางพายุมากกว่า 33 นอต จะเริ่มมีการกำหนดชื่อเรียก โดยองค์การอุตุนิยมวิทยาโลกได้จัดรายชื่อเพื่อเรียกพายุหมุนเขตร้อนซึ่งก่อตัวในมหาสมุทรแปซิฟิกไว้เป็นสากล เพื่อทุกประเทศในบริเวณนี้ใช้เพื่อเรียกพายุหมุนเขตร้อนซึ่งก่อตัวขึ้น โดยเรียงตามลำดับให้เหมือนกัน
ตั้งแต่ปี พ.ศ. 2543 เป็นต้นมา ได้เกิดระบบการตั้งชื่อพายุเป็นภาษาพื้นเมืองของแต่ละประเทศสมาชิกในแถบมหาสมุทรแปซิฟิกตอนบนและแถบทะเลจีนใต้ 14 ประเทศ ได้แก่ กัมพูชา จีน เกาหลีใต้ ฮ่องกง ญี่ปุ่น มาเลเซีย ไมโครนีเซีย ฟิลิปปินส์ สหรัฐอเมริกา เวียดนาม และไทย โดยนำชื่อมาเรียงเป็น 5 สดมภ์ เริ่มจากกัมพูชาจนถึงเวียดนามในสดมภ์ที่ 1 เมื่อหมดแล้วให้เริ่มขึ้นสดมภ์ที่ 2 ถึง 5 แล้วจึงเวียนมาเริ่มที่สดมภ์ 1 อีกครั้ง จนกว่าจะมีการกำหนดชื่อพายุครั้งใหม่อีก
ประเทศไทยได้รับผลกระทบจาก พายุหมุนเขตร้อน ที่ก่อตัวในบริเวณมหาสมุทรแปซิฟิก และพายุหมุนเขตร้อนที่ก่อตัวในบริเวณมหาสมุทรอินเดีย ซึ่งเราเรียกว่า ไซโคลน แม้พายุหมุนเขตร้อนที่ก่อตัวในบริเวณมหาสมุทรอินเดียจะไม่เข้าสู่ประเทศไทยโดยตรง แต่ก็สามารถก่อความเสียหายต่อประเทศไทยได้เช่นกัน เมื่อทิศการเคลื่อนที่เข้าสู่บริเวณใกล้ประเทศไทยทางด้านตะวันตก ในกรณีของพายุหมุนเขตร้อนซึ่งก่อตัวในมหาสมุทรแปซิฟิกและทะเลจีนใต้นั้นจะเคลื่อนที่เข้าสู่ประเทศไทยในบริเวณต่างๆ ของประเทศแตกต่างกันตามฤดูกาล
ลักษณะเฉพาะ
พายุไซโคลนหรือพายุหมุนเขตร้อนซึ่งจะต้องมีความเร็วลมมากกว่า 64 นอต (32 เมตร/วินาที , 74 ไมล์/ชั่วโมง หรือ 118 กิโลเมตร/ชั่วโมง) ขึ้นไป และมักจะมี “ตา” ซึ่งเป็นบริเวณที่ลมค่อนข้างสงบและมีความกดอากาศค่อนข้างต่ำอยู่กลางวงหมุน ตาพายุนี้จะเห็นได้ชัดเจนจากภาพถ่ายดาวเทียมเป็นวงกลมเล็กที่ไม่มีเมฆ รอบตาจะมีกำแพงล้อมที่มีขนาดกว้างประมาณ 16-80 กิโลเมตร เป็นบริเวณที่มีพายุฝนและลมหมุนที่รุนแรงมากหมุนวนรอบๆ ตา
การเคลื่อนตัวของเมฆรอบศูนย์กลางพายุก่อตัวเป็นรูปขดวงก้นหอยที่เด่นชัด แถบหรือวงแขนที่อาจยื่นโค้งเป็นระยะที่ยาวออกไปได้มากในขณะที่เมฆถูกดึงเข้าสู่วงหมุน ทิศทางวงหมุนเข้าสู่ศูนย์กลางของพายุขึ้นอยู่กับตำแหน่งที่เกิดว่าอยู่ ณ ส่วนใดของซีกโลกดังกล่าวแล้ว หากอยู่ซีกโลกเหนือ พายุจะหมุนทวนเข็มนาฬิกา ด้านซีกโลกใต้จะหมุนตามเข็มนาฬิกา ความเร็วสูงสุดของพายุหมุนเขตร้อนที่เคยวัดได้มีความเร็วมากกว่า 85 เมตร/วินาที (165 นอต, 190 ไมล์/ชั่วโมง, 305 กิโลเมตร/ชั่วโมง) พายุที่รุนแรงมากและอยู่ในระยะก่อตัวช่วงสูงสุดบางครั้งอาจมีรูปร่างของโค้งด้านในแลดูเหมือนอัฒจรรย์สนามแข่งขันฟุตปอลได้ ปรากฏการณ์ที่เกิดขึ้นบางครั้งในลักษณะเช่นนี้เรียกว่า “ปรากฏการณ์อัฒจรรย์” (stadium effect)
วงหมุนที่เกิดผนังตาพายุจะเกิดตามปกติเมื่อพายุมีความรุนแรงมาก เมื่อพายุแรงถึงขีดสุดก็มักจะเกิดการหดตัว ของรัศมีกำแพงตาพายุเล็กลงถึงประมาณ 8-24 กิโลเมตร (5-15 ไมล์)ซึ่งบางครั้งอาจไม่เกิด ถึงจุดนี้เมฆฝนอาจก่อตัวเป็นแถบอยู่ด้านนอกแล้วค่อยๆ เคลื่อนตัวเข้าวงในแย่งเอาความชื้นและแรงผลักดันหรือโมเมนตัมจากผนังตาพายุ ทำให้ความรุนแรงลดลงบ้าง (ความเร็วสูงสุดที่ผนังลดลงเล็กน้อยและความกดอากาศสูงขึ้น) ในที่สุดผนังตาพายุด้านนอกก็จะเข้ามาแทนผนังในจนหมด ทำให้พายุกลับมามีความเร็วเท่าเดิม แต่ในบางกรณีอาจกลับเร็วขึ้นได้ แม้พายุหมุนจะอ่อนตัวลงที่ปลายผนังตาที่ถูกแทนที่ แต่ที่จริงแล้วการเพิ่งผ่านปรากฏการณ์ลักษณะนี้ในรอบแรกและชะลอการเกิดในรอบต่อไป เป็นการเปิดโอกาสให้ความรุนแรงสะสมตัวเพิ่มขึ้นอีกได้ถ้ามีสภาวะที่เหมาะสม
ดูเพิ่ม
อ้างอิง
- ↑ "The only difference between a hurricane, a cyclone, and a typhoon is the location where the storm occurs". noaa.gov. สืบค้นเมื่อ October 1, 2014.
- ↑ 2.0 2.1 doi:10.1175/1520-0477(1998)079<0019:TCAGCC>2.0.CO;2
This citation will be automatically completed in the next few minutes. You can jump the queue or expand by hand - ↑ Symonds, Steve (November 17, 2003). "Highs and Lows". Wild Weather. Australian Broadcasting Corporation. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิมเมื่อ October 11, 2007. สืบค้นเมื่อ March 23, 2007.
{{cite news}}
: ไม่รู้จักพารามิเตอร์|deadurl=
ถูกละเว้น แนะนำ (|url-status=
) (help) - ↑ 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.
- ↑ 5.0 5.1 National Hurricane Center (March 25, 2013). "Glossary of NHC Terms". United States National Oceanic and Atmospheric Administration's National Weather Service. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิมเมื่อ April 1, 2014. สืบค้นเมื่อ April 1, 2014.
{{cite web}}
: ไม่รู้จักพารามิเตอร์|deadurl=
ถูกละเว้น แนะนำ (|url-status=
) (help) - ↑ Marine Meteorology Division. "Cirrus Cloud Detection" (PDF). Satellite Product Tutorials. Monterey, CA: United States Naval Research Laboratory. p. 1. สืบค้นเมื่อ June 4, 2013.
- ↑ 7.0 7.1 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.
- ↑ 8.0 8.1 National Weather Service (October 19, 2005). "Tropical Cyclone Structure". JetStream — An Online School for Weather. National Oceanic & Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009.
- ↑ Pasch, Richard J.; Eric S. Blake, Hugh D. Cobb III, and David P. Roberts (September 28, 2006). "Tropical Cyclone Report: Hurricane Wilma: 15–25 October 2005" (PDF). National Hurricane Center. สืบค้นเมื่อ December 14, 2006.
{{cite web}}
: CS1 maint: multiple names: authors list (ลิงก์) - ↑ doi:10.1175/1520-0493(1999)127<0137:ATCWAV>2.0.CO;2
This citation will be automatically completed in the next few minutes. You can jump the queue or expand by hand - ↑ doi:10.1175/1520-0493(1999)127<0581:AHSO>2.0.CO;2
This citation will be automatically completed in the next few minutes. You can jump the queue or expand by hand - ↑ American Meteorological Society. "AMS Glossary: C". Glossary of Meteorology. Allen Press. สืบค้นเมื่อ December 14, 2006.
- ↑ Atlantic Oceanographic and Hurricane Research Division. "Frequently Asked Questions: What are "concentric eyewall cycles" (or "eyewall replacement cycles") and why do they cause a hurricane's maximum winds to weaken?". National Oceanic and Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ December 14, 2006.
- ↑ Diana Engle. "Hurricane Structure and Energetics". Data Discovery Hurricane Science Center. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิมเมื่อ 2008-05-27. สืบค้นเมื่อ 2008-10-26.
- ↑ 15.0 15.1 "Q: What is the average size of a tropical cyclone?". Joint Typhoon Warning Center. 2009. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009.
- ↑ "Global Guide to Tropical Cyclone Forecasting: chapter 2: Tropical Cyclone Structure". Bureau of Meteorology. May 7, 2009. สืบค้นเมื่อ May 6, 2009.
- ↑ 17.0 17.1 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.
- ↑ 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 - ↑ 19.0 19.1 Merrill, Robert T (1984). "A comparison of Large and Small Tropical cyclones". Monthly Weather Review. American Meteorological Society. 112 (7): 1408. Bibcode:1984MWRv..112.1408M. doi:10.1175/1520-0493(1984)112<1408:ACOLAS>2.0.CO;2.
- ↑ 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. doi:10.1175/2008JPO3727.1.
- ↑ doi:10.1175/1520-0493(1970)098<0749:TATATL>2.3.CO;2
This citation will be automatically completed in the next few minutes. You can jump the queue or expand by hand - ↑ แม่แบบ:Cite webrl=http://wind.mit.edu/~emanuel/anthro2.htm
- ↑ 23.0 23.1 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 - ↑ 24.0 24.1 "NOAA FAQ: How much energy does a hurricane release?". National Oceanic & Atmospheric Administration. August 2001. สืบค้นเมื่อ June 30, 2009.
- ↑ "Hurricanes: Keeping an eye on weather's biggest bullies". University Corporation for Atmospheric Research. March 31, 2006. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009.
- ↑ Barnes, Gary. "Hurricanes and the equator". University of Hawaii. สืบค้นเมื่อ August 30, 2013.
- ↑ Bister, M.; Emanuel, K. A. (1998). "Dissipative heating and hurricane intensity". Meteorology and Atmospheric Physics. 65 (3–4): 233. doi:10.1007/BF01030791.
- ↑ 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 - ↑ 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.
- ↑ http://tmd.go.th/met_dict_disp.php?id=391
- ↑ http://tmd.go.th/met_dict_disp.php?id=421