พายุหมุนเขตร้อน

จากวิกิพีเดีย สารานุกรมเสรี
(เปลี่ยนทางจาก เฮอร์ริเคน)
สำหรับความหมายอื่น ดูที่ ไซโคลน (แก้ความกำกวม)
พายุเฮอร์ริเคนอิสซาเบล (พ.ศ. 2546) สังเกตจากสถานีอวกาศนานาชาติ แสดงให้เห็นถึงตาพายุ, กำแพงตา, และเรนแบนด์โดยรอบ, และลักษณะของพายุหมุนเขตร้อน ที่สามารถมองเห็นได้อย่างชัดเจนจากจากอวกาศ

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

เนื้อหา

โครงสร้างทางกายภาพ[แก้]

ดูบทความหลักที่: ตา (พายุหมุน)
พายุไต้ฝุ่นนาบี สังเกตจากสถานีอวกาศนานาชาติ เมื่อวันที่ 3 กันยายน พ.ศ. 2548

พายุหมุนเขตร้อนเป็นพื้นที่ของหย่อมความกดอากาศต่ำในบรรยากาศชั้นโทรโพสเฟียร์ ด้วยความกดอากาศขนาดใหญ่ที่สุดที่เกิดขึ้นในละติจูดต่ำใกล้พื้นผิว บนโลก ความกดอากาศจะถูกบันทึกไว้ที่ศูนย์กลางของพายุหมุนเขตร้อน โดยให้ที่ต่ำที่สุดที่สังเกตได้บริเวณเหนือระดับน้ำทะเล[3] สภาพแวดล้อมใกล้กับศูนย์กลางของพายุหมุนเขตร้อนจะอุ่นกว่าโดยรอบในทุกละติจูด ทำให้พวกมันมีลักษณะเป็น ระบบ"แกนอบอุ่น"[4]

สนามของลม[แก้]

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[แก้]

แผนภาพแสดงโครงสร้างของพายุเฮอร์ริเคนในซีกโลกเหนือ

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[แก้]

"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[แก้]

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[แก้]

ภาพแสดงการไหลเวียนลมของพายุหมุนเขตร้อนที่มีการไหลเข้าจากกระแสอากาศระดับต่ำใกล้พื้นผิว ขึ้นไปยังเมฆพายุฝนฟ้าคะนอง และไหลออกในระดับสูงใกล้กับโทรโพพอส[22]

ลักษณะปริภูมิสามมิติในสนามของลม สามารถแยกได้ออกเป็นสองส่วน คือ การไหลเวียนปฐมภูมิ และ การไหลเวียนทุติยภูมิ โดยการไหลเวียนปฐมภูมิเป็นส่วนที่การไหลเวียนที่มีการหมุนวนเป็นวงกลมอย่างหมดจด ส่วนการไหลเวียนทุติยภูมิเป็นส่วนที่การไหลเวียนที่มีการหมุนมากกว่า (เข้า-ขึ้น-ออก-ลง) ที่อยู่ในรัศมีและทิศทางในแนวตั้ง

การไหลเวียนปฐมภูมิมักมีลมที่พัดแรง และมักเป็นตัวหลักที่ก่อให้พายุสร้างความเสียหาย ในขณะที่การไหลเวียนทุติยภูมิ ลมจะพัดช้า แต่เป็นตัวควบคุมการพลังงานของพายุ

การไหลเวียนทุติยภูมิ: เครื่องจักรความร้อนการ์โนต์[แก้]

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[แก้]

กระแสการไหลเวียนปฐมภูมิในพายุหมุนเขตร้อนเป็นผลมาจากการอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุมโดยการไหลเวียนทุติยภูมิ โมเมนตัมเชิงมุมสัมบูรณ์ของการหมุนของโลกคือ M โดย

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

เมื่อ f คือค่าความถี่คอริโอลิส, v คือค่ามุมทิศ (กล่าวคือ การหมุน) ความเร็วลม และ r คือค่ารัศมีถึงแกนของการหมุน ในระยะแรกเริ่มที่ด้านขวามือเป็นส่วนประกอบของโมเมนตัมเชิงมุมของดาวเคราะห์ที่โครงการไปยังแนวตั้งท้องถิ่น (กล่าวคือ แกนของการหมุน) ระยะที่สองบนด้านขวามือเป็นโมเมนตัมเชิงมุมสัมพันธ์ของการไหลเวียนของมันเอง ที่เกี่ยวข้องกับแกนของการหมุนเวียน เพราะว่า ระยะโมเมนตัมเชิงมุมของดางเคราะห์จะหายไปที่บริเวณเส้นศูนย์สูตร (เมื่อ f=0 ) พายุหมุนเขตร้อนจึงไม่ค่อยก่อตัวภายในระยะ 5° จากศูนย์สูตร[2][26]

ที่อากาศ ณ กระแสไหลเวียนขาเข้าระดับต่ำ มันจะเริ่มหมุนในลักษณะแบบพายุหมุน ตามกฎการอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุม ในทำนองเดียวกันนี้ ขณะที่กระแสอากาศที่หมุนอย่างเร็วในกระแสขาออกจะไหลออกไปใกล้กับโทรโพพอส มันจะมีการหมุนในลักษณะพายุหมุนที่ลดลง และในที่สุดจะมีการเปลี่ยนแปลงเข้าสู่รัศมีที่มีขนาดใหญ่พอ ส่งผลกับแอนไทไซโคลนในระดับบน ผลที่ได้คือ โครงสร้างแนวตั้งที่โดดเด่นของพายุหมุนที่แข็งแกร่ง ณ ระดับต่ำ และแอนไทไซโคลนที่แข็งแกร่งในระดับบนใกล้กับโทรโพพอส จากสมดุลลมร้อน นี้สอดคล้องกับระบบอบอุ่นในศูนย์กลางพายุในสภาพแวดล้อมที่ระดับความสูงทั้งหมด (กล่าวคือ "แกนอบอุ่น") จากสมดุลอุทกสถิต แกนอบอุ่นจะแปลตัวเป็นความกดอากาศที่ต่ำกว่า ณ ศูนย์กลางที่ทุกระดับความสูง ด้วยความกดอากาศสูงสุดที่อยู่ ณ พื้นผิว[7]

ความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น[แก้]

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 v_p ตามสมการ

v_p^2 = \frac{C_k}{C_d}\frac{T_s - T_o}{T_o}\Delta k

เมื่อ T_s คือ อุณหภูมิของพื้นผิวทะเล, T_o คือ อุณหภูมิของกระแสอากาศขาออก (เคลวิน), \Delta k คือ ความแตกต่างระหว่างเอนทัลปีพื้นผิวและอากาศที่อยู่เหนือผิวน้ำ (จูล/กิโลกรัม), และ C_k และ C_d คือ ค่าสัมประสิทธิ์การถ่ายเท ของเอนทัลปีและโมเมนตัม ตามลำดับ[27] ค่าความแตกต่างของเอนทัลปีของอากาศที่พื้นผิวหาได้จาก \Delta k = k^*_s-k เมื่อ k^*_s คือ เอนทัลปีของอากาศที่อิ่มตัวที่อุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลและระดับความกอากาศที่ระดับน้ำทะเล และ k คือ เอนทัลปีของอากาศบริเวณชั้นที่อยู่เหนือผิวน้ำ

ความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น ส่วนใหญ่จะเป็นฟังก์ชันของสภาพแวดล้อมพื้นหลังเพียงอย่างเดียว (กล่าวคือ ไม่รวมตัวพายุหมุนเขตร้อนเองด้วย) ทำให้ปริมาณนี้สามารถใช้ในการตรวจสอบว่าภูมิภาคบนโลก สามารถนำไปสู่การพัฒนาของพายุหมุนเขตร้อนและไปถึงความรุนแรงที่กำหนดหรือไม่ และวิธีการที่ภูมิภาคเหล่านี้อาจนำไปสู่การพัฒนาในเวลาที่กำหนด[28][29] โดยเฉพาะ ความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น มีทั้งหมดสามองค์ประกอบ แต่มันแปรปรวนในพื้นที่และเวลา คือ ส่วนใหญ่เป็นผลมาจากความแปรปรวนของอากาศพื้นผิวตามองประกอบที่ต่างกันของเอนปิทัล (\Delta k)

แหล่งที่มา[แก้]

พายุหมุนเขตร้อน อาจถูกมองเป็นเครื่องจักรความร้อน ที่เปลี่ยนแปลงพลังงานความร้อนจากพื้นผิวให้เป็นพลังงานกล ที่สามารถนำมาใช้ในกลไกการทำงานกับแรงเสียดทานที่พื้นผิว ที่ภาวะสมดุล อัตราของการผลิตพลังงานสุทธิในระบบต้องเท่ากับ อัตราการสูญเสียพลังงานเนื่องจากการกระจายความเสียดทานที่พื้นผิว กล่าวคือ

Wเข้า  = Wออก

ซึ่งอัตราการสูญเสียพลังงานต่อหน่วยพื้นที่ผิวจากแรงเสียดทานพื้นผิว คือ Wออก ซึ่งหาได้จาก

Wออก  = C_d \rho |\mathbf{u}|^3

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

และอัตราการผลิตพลังงานต่อหน่วยพื้นที่ผิว คือ Wเข้า ซึ่งหาได้จาก

Wเข้า  = \epsilon Qเข้า

เมื่อ \epsilon คือ ค่าประสิทธิภาพของเครื่องจักรความร้อน และ Qเข้า คือ อัตรารวมของความร้อนที่เข้าสู่ระบบต่อหน่วยพื้นที่ผิว โดยอาจให้พายุหมุนเขตร้อนเป็นเครื่องจักรความร้อนการ์โนต์ในอุดมคติ ซึ่งค่าประสิทธิภาพของเครื่องจักรความร้อนการ์โนต์ หาได้จาก

\epsilon = \frac{T_s-T_o}{T_s}

และความร้อน (เอนทัลปี) ต่อหน่วยมวลหาได้จาก

k = C_pT + L_vq

เมื่อ C_p คือ ค่าความจุความร้อนของอากาศ, T คือ อุณหภูมิของอากาศ, L_v คือ ค่าความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ และ q คือ ความเข้มข้นของไอน้ำ โดยองค์ประกอบแรกนั้นสอดคล้องกับความร้อนที่เหมาะสม และองค์ประกอบที่สองนั้นสอดคล้องกับความร้อนแฝง

นั่นคือสองแหล่งที่มาของความร้อนขาเข้า แหล่งที่มาที่โดดเด่นคือ การที่ความร้อนเข้ามาจากพื้นผิว โดยสาเหตุหลักจากการระเหย ซึ่งสมการพลศาสตร์จำนวนมากสำหรับอัตราความร้อนต่อหน่วยพื้นที่ผิว คือ Q_{in:k} ซึ่งหาได้จาก

Q_{in:k} = C_k \rho |\mathbf{u}|\Delta k

เมื่อ \Delta k = k^*_s-k แสดงให้เห็นถึงความแตกต่างระหว่างเอนทัลปีของพื้นผิวมหาสมุทรและอากาศเหนือพื้นผิว แหล่งที่สองคือ ความร้อนที่เหมาะสมภายในที่เกิดจากการกระจายความเสียดทาน (เท่ากับ Wออก) ซึ่งเกิดขึ้นใกล้ผิวน้ำภายในพายุหมุนเขตร้อน และถูกนำกลับมาแปรใช้ใหม่ในระบบ

Q_{in:friction} = C_d \rho |\mathbf{u}|^3

ดังนั้น อัตรารวมของการผลิตพลังงานสุทธิต่อหน่วยพื้นที่ผิว หาได้จาก

Wเข้า  = \frac{T_s-T_o}{T_s}\left(C_k \rho |\mathbf{u}|\Delta k + C_d \rho |\mathbf{u}|^3\right)

โดยตั้ง Wเข้า  = Wออก และใช้ |\mathbf{u}| \approx v (กล่าวคือ ความเร็วลมหมุนเวียนที่โดดเด่น) นำไปสู่การแก้ปัญหาสำหรับ v_p ดังกล่าวข้างต้น นี้คือการอนุมานว่าทั้งหมดของความร้อนที่เข้า และการสูญเสียภายในระบบ ที่สามารถประมาณค่อาของรัศมีของความเร็วลมสูงสุดใด การรวมของ Q_{in:friction} ทำหน้าที่ในการคูณอัตรารวมความร้อนขาเข้า โดยปัจจัย \frac{T_s}{T_o} ในทางคณิตศาสตร์ นี่มีผลของการเปลี่ยน T_s กับ T_o ในส่วนของประสิทธิภาพการใช้คาร์โนต์

คำนิยามทางเลือกสำหรับความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น ซึ่งในทางคณิตศาสตร์จะเทียบเท่ากับ สูตรดังกล่าวข้างต้น คือ

v_p = \sqrt{\frac{T_s}{T_o}\frac{C_k}{C_d}(CAPE^*_s-CAPE_b)|_m}

เมื่อ CAPE คือ การไหลเวียนที่สามารถใช้พลังงานที่อาจจะเกิดขึ้น ซึ่งย่อมาจากคำในภาษาอังกฤษคือ Convective Available Potential Energy ซึ่ง CAPE^*_s คือ CAPE ของพัสดุที่ยกอากาศมาจากการอิ่มตัวของระดับน้ำทะเลในการอ้างอิงที่เสียงของสิ่งแวดล้อม และ CAPE_b คือ CAPE ของอากาศบริเวณขอบเขต และทั้งคู่จะมีการคำนวณปริมาณที่รัศมีของความเร็วลมสูงสุด[30]

ค่าคุณลักษณะและความแปรปรวนในโลก[แก้]

บนโลก ค่าคุณลักษณะอุณหภูมิสำหรับ T_s คือ 300 เคลวิน และสำหรับ T_o คือ 200 เคลวิน สอดคล้องกับค่าประสิทธิภาพเครื่องยนต์คาร์โนต์ \epsilon = 1/3, อัตราส่วนของพื้นผิวสัมประสิทธิ์การแลกเปลี่ยน C_k/C_d มักจะถูกใช้เป็น 1 อย่างไรก็ตาม สังเกตว่าค่าสัมประสิทธิ์แรงต้าน C_d มักถูกกำหนดด้วยความเร็วลมและอาจลดลงด้วยความเร็วลมสูงสุดในชั้นขอบ ของพายุหมุนเขตร้อนเต็มวัย[31] นอกจากนี้ ค่า C_k อาจจะแตกต่างกันที่ความเร็วลมสูงสุด เป็นผลมาจากละอองน้ำทะเล ที่ระเหยขึ้นมาภายในชั้นขอบ[32]

ค่าคุณลักษณะของความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น v_p คือ 80 เมตร/วินาที อย่างไรก็ตาม ปริมาณนี้จะแตกต่างกันอย่างมีนัยสำคัญกับทั่วพื้นที่อากาศและเวลา โดยเฉพาะอย่างยิ่งในแต่ละรอบวัฎจักรฤดูกาล ซึ่งอาจแปรได้ในช่วง 0 ถึง 100 เมตร/วินาที[30] ความแปรปรวนนี้เป็นสาเหตุหลักของความแปรปรวนในสมดุลพื้นผิวเอนทัลปี (\Delta k) เช่นเดียวกับโครงสร้างทางอุณหพลศาสตร์ของชั้นบรรยากาศโทรโพสเฟียร์ ซึ่งถูกควบคุมโดยการเปลี่ยนแปลงขนาดใหญ่ของสภาพภูมิอากาศในเขตร้อน ซึ่งกระบวนการเหล่านี้ จะถูกมอดูเลตโดยปัจจัยต่าง ๆ ประกอบด้วย อุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเล (และการเปลี่ยนแปลงพื้นฐานของมหาสมุทร), ความเร็วลมใกล้พื้นผิวที่พื้นหลัง, และโครงสร้างแนวตั้งของรังสีความร้อนในชั้นบรรยากาศ[33] ซึ่งธรรมชาติของการมอดูเลตนี้มีความซับซ้อน โดยเฉพาะอย่างยิ่งกับสภาพภูมิอากาศที่ผ่านมา (ทศวรรษหรือมากกว่านั้น) ในช่วงเวลาสั้น ความแปรปรวนในความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้นมึความเชื่อมโยงกันทั่วไประหว่างอุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลจากค่าเฉลี่ยในเขตร้อน ซึ่งเป็นพื้นที่ที่มีน้ำอุ่นที่มีความสามารถในทางอุณหพลศาสตร์อย่างมากกับพายุหมุนเขตร้อน กว่าบริเวณที่มีอุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลเย็นกว่า[34] อย่างไรก็ตาม ความสัมพันธ์นี้เป็นอิทธิพลทางอ้อมของการเปลี่ยนแปลงขนาดใหญ่ของเขตร้อน ส่วนอิทธิพลโดยตรงของอุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลใน v_p จะอ่อนกว่าเมื่อนำมาเปรียบเทียบ

ปฏิสัมพันธ์กับมหาสมุทรด้านบน[แก้]

แผนภูมิแสดงการลดลงของอุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลในอ่าวเม็กซิโก เมื่อพายุเฮอร์ริเคนแคทรีนา และ ริตา เคลื่อนผ่านไป

การเคลื่อนตัวผ่านของพายุหมุนเขตร้อนเหนือมหาสมุทร ทำให้มหาสมุทรชั้นบนเย็นขึ้นอย่างมีนัยสำคัญ ซึ่งจะมีผลต่อการพัฒนาของพายุหมุนเขตร้อนในภายหลัง การระบายความร้อนนี้ มีสาเหตุหลักมาจากลมที่ขับเคลื่อนด้วยการผสมของน้ำเย็นจากในห้วงลึกของมหาสมุทรกับน้ำด้านบนที่อุ่นกว่า ซึ่งส่งผลกระทบกับการพัฒนาของพายุซึ่งจะนำไปสู่การอ่อนกำลังลง การระบายความร้อนเพิ่มเดิม อาจจะเกิดขึ้นในรูปแบบของน้ำเย็นจากน้ำฝนที่ตกลงมา (เป็นเพราะในชั้นบรรยากาศที่เย็นขึ้นในระดับที่สูงขั้น) นอกจากนี้การมีเมฆปกคลุม ยังมีบทบาทสำคัญในกระบวนการระบายความร้อนในมหาสมุทรด้วย โดยการปกป้องพื้นผิวมหาสมุทรจากแสงอาทิตย์โดยตรงก่อนและเล็กน้อยหลังจากพายุเคลื่อนผ่านไป ซึ่งผลกระทบทั้งหมดนี้สามารถรวมกันเป็นผลผลิตให้อุณภูมิพื้นผิวน้ำทะเลลดลงอย่างมาก ในพื้นที่ขนาดใหญ่และในเวลาเพียงไม่กี่วัน[35]

แอ่งขนาดใหญ่และศูนย์เตือนภัยที่เกี่ยวข้อง[แก้]

แอ่งพายุหมุนเขตร้อนและศูนย์เตือนภัยอย่างเป็นทางการ
แอ่ง ศูนย์เตือนภัย พื้นที่รับผิดชอบ
ซีกโลกเหนือ
มหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ
มหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออก
ศูนย์เฮอร์ริเคนแห่งชาติแห่งสหรัฐอเมริกา
ศูนย์เฮอร์ริเคนแปซิฟิกกลางแห่งสหรัฐอเมริกา
ทางเหนือของเส้นศูนย์สูตร, ชายฝั่งอเมริกาถึง 140°ตะวันตก
ทางเหนือของเส้นศูนย์สูตร, 140°ตะวันตก-180
[36]
มหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตก สำนักอุตุนิยมวิทยาญี่ปุ่น เส้นศูนย์สูตร-60°เหนือ, 180-100°ตะวันออก [37]
มหาสมุทรอินเดียเหนือ กรมอุตุนิยมวิทยาแห่งอินเดีย ทางเหนือของเส้นศูนย์สูตร, 100°ตะวันออก-45°ตะวันออก [38]
ซีกโลกใต้
ใต้-ตะวันตกของ
มหาสมุทรอินเดีย
เมโทฟรานซ์เรอูว์นียง เส้นศูนย์สูตร-40°ใต้, 55°ตะวันออก-90°ตะวันออก [39]
ภูมิภาคออสเตรเลีย สำนักอุตุนิยมวิทยา ภูมิอากาศและธรณีฟิสิกส์แห่งอินโดนีเซีย
สำนักงานบริการสภาพอากาศแห่งชาติปาปัวนิวกีนี
สำนักงานอุตุนิยมวิทยาแห่งออสเตรเลีย
เส้นศูนย์สูตร-10°ใต้, 90°ตะวันออก-141°ตะวันออก
เส้นศูนย์สูตร-10°ใต้, 141°ตะวันออก-160°ตะวันออก
10°ใต้-36°ใต้, 90°ตะวันออก-160°ตะวันออก
[40]
มหาสมุทรแปซิฟิกใต้ ศูนย์บริการอุตุนิยมวิทยาฟิจิ
สำนักบริการอุตุนิยมวิทยานิวซีแลนด์
เส้นศูนย์สูตร-25°ใต้, 160°ตะวันออก-120°ตะวันตก
25°ใต้-40°ใต้, 160°ตะวันออก-120°ตะวันตก
[40]

ศูนย์กลางอุตุนิยมวิทยากำหนดขอบเขตส่วนภูมิภาคทั้งหกศูนย์ทั่วทั้งโลก ซึ่งถูกกำหนดโดยองค์การอุตุนิยมวิทยาโลก จะเป็นผู้รับผิดชอบสำหรับการติดตามพายุและออกประกาศที่เกี่ยวข่องต่าง ๆ, การเตือนภัย, และคำแนะนำที่เกี่ยวข้องกับพายุหมุนเขตร้อนในพื้นที่รับผิดชอบของตน นอกจากนี้ยังมีอีกหกศูนย์เตือนภัยพายุหมุนเขตร้อน ซึ่งจะส่งข้อมูลต่าง ๆ ไปยังภูมิภาคที่มีขนาดเล็กลงไป[41]

ซึ่งทั้งศูนย์กลางอุตุนิยมวิทยากำหนดขอบเขตส่วนภูมิภาคและศูนย์เตือนภัยพายุหมุนเขตร้อน ไม่ได้เป็นองค์กรเดียวที่ส่งข้อมูลคำเตือนพายุหมุนเขตร้อนออกสู่สาธารณะ ศูนย์เตือนไต้ฝุ่นร่วม จะออกคำแนะนำสำหรับแอ่งทั้งหมด (ยกเว้นแอ่งแอตแลนติกเหนือ) ซึ่งเป็นไปตามจุดประสงค์ของรัฐบาลสหรัฐอเมริกา[42] ส่วนสำนักงานบริหารบรรยากาศ ธรณีฟิสิกส์ และดาราศาสตร์แห่งฟิลิปปินส์ จะออกคำแนะนำและใช้ชื่อพายุของตนเอง สำหรับพายุหมุนเขตร้อนที่เคลื่อนเข้าใกล้ประเทศฟิลิปปินส์ภายในแอ่งแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือ เพื่อปกป้องชีวิตและทรัพย์สินของประชาชน[43] ส่วนศูนย์เฮอร์ริเคนแคนาดา จะออกคำแนะนำสำหรับพายุเฮอร์ริเคนหรือเศษที่เหลือของพายุสำหรับพลเมืองแคนาดา เมื่อพายุนั้น ๆ จะส่งผลกระทบต่อประเทศแคนาดา[44]

ในวันที่ 26 มีนาคม พ.ศ. 2547 พายุไซโคลนคาตารินา ก่อตัวขึ้นเป็นครั้งแรกในมหาสมุทรแอตแลนติกใต้ ซึ่งเป็นที่โดดเด่นในบราซิล ด้วยความเร็วลมเทียบเท่าประเภทที่ 2 ในมาตราเฮอร์ริเคนแซฟเฟอร์–ซิมป์สัน ในฐานะที่พายุลูกนี้เป็นพายุหมุนที่เกิดขึ้นนอกเหนืออำนาจหน้าที่ของศูนย์เตือนภัย ทำให้อุตุนิยมวิทยาบราซิลเป็นผู้ตรวจสอบเป็นครั้งแรกกับระบบที่เป็นพายุหมุนนอกเขตร้อนอย่างเต็มตัว แต่ภายหลังถูกจัดให้อยู่ในประเภทพายุหมุนเขตร้อน[45]

การก่อตัว[แก้]

แผนที่เส้นทางเดินพายุของพายุหมุนเขตร้อนตั้งแต่ พ.ศ. 2528 - 2548 ซึ่งมหาสมุทรแปซิฟิกอยู่ทางตะวันตกของเส้นแบ่งเขตวันสากล ซึ่งจะเป็นบริเวณที่มีพายุหมุนเขตร้อนก่อตัวมากที่สุดในบรรดาแอ่งทั้งหมด ในขณะที่บริเวณมหาสมุทรแอตแลนติกทางใต้ของเส้นศูนย์สูตร เป็นพื้นที่ที่เกือบไม่มีกิจกรรมพายุหมุนใด ๆ เลย
แผนที่ของเส้นทางเดินพายุหมุนเขตร้อนตั้งแต่ปี พ.ศ. 2488 - 2549 ซึ่งเป็นการแสดงแผนที่แบบเท่าเทียม

ทั่วโลก กิจกรรมพายุหมุนเขตร้อนมักมีจุดสูงสุดในช่วงปลายฤดูร้อน เมื่อความแตกต่างระหว่างอุณหภูมิที่สูงขึ้นและอุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเล อย่างไรก็ตาม แต่ละแอ่งจะมีลักษณะเฉพาะของรูปแบบแต่ละฤดูของตนเอง ในระดับโลก เดือนพฤษภาคม เป็นเดือนที่มีกิจกรรมน้อยที่สุด ในขณะที่เดือนกันยายน เป็นเดือนที่มีกิจกรรมสูงที่สุด และเดือนพฤศจิกายน เป็นเพียงเดือนเดียวที่ทุกแอ่งพายุหมุนเขตร้อนมีการใช้งานพร้อมกัน[46]

เวลา[แก้]

ในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ ฤดูพายุหมุนเขตร้อน จะเกิดขึ้นต่างกันในช่วงวันที่ 1 มิถุนายน ถึง 30 พฤศจิกายน และจะเกิดขึ้นอย่างรวดเร็วในช่วงปลายเดือนสิงหาคมถึงตลอดเดือนกันยายน[46] ซึ่งจากสถิติของฤดูพายุเฮอร์ริเคนแอตแลนติกที่สูงที่สุด คือวันที่ 10 กันยายน ทางตะวันออกเฉียงเหนือของมหาสมุทรแปซิฟิก จะมีขอบเขตของระยะเวลาที่มีกิจกรรมกว้างขึ้น แต่ก็อยู่ในกรอบเวลาที่คล้ายกับมหาสมุทรแอตแลนติก[47] สำหรับในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือสามารถพบพายุหมุนเขตร้อนได้ตลอดทั้งปี โดยจะมีช่วงที่ต่ำสุดอยู่ในเดือนกุมภาพันธ์และเดือนมีนาคม และมากที่สุดในช่วงต้นเดือนกันยายน ในแอ่งมหาสมุทรอินเดียเหนือ มักพบพายุมากที่สุดในช่วงเดือนเมษายนถึงเดือนธันวาคม และจะมีช่วงสูงที่สุดในเดือนพฤษภาคมถึงเดือนพฤศจิกายน[46] ในซีกโลกใต้ ฤดูพายุหมุนจะเริ่มต้นในวันที่ 1 กรกฎาคม และจะยาวครอบคลุมข้ามปี ซึ่งมักจะเกิดพายุขึ้นตั้งแต่ 1 พฤศจิกายน ไปจนถึงสิ้นเดือนเมษายน และมีช่วงที่พายุเกิดมากที่สุดในช่วงกลางเดือนกุมภาพันธ์ ถึงต้นเดือนมีนาคม[46][48]

ค่าเฉลี่ยและความยาวฤดูกาล
แอ่ง เริ่มฤดู สิ้นสุดฤดู พายุ
โซนร้อน
พายุหมุนเขตร้อน อ้างอิง
แอตแลนติกเหนือ 1 มิถุนายน 30 พฤศจิกายน 12.1 6.4 [49]
แปซิฟิกตะวันออก 15 พฤษภาคม 30 พฤศจิกายน 16.6 8.9 [49]
แปซิฟิกตะวันตก 1 มกราคม 31 ธันวาคม 27.0 17.0 [49]
มหาสมุทรอินเดียเหนือ 1 มกราคม 31 ธันวาคม 4.8 1.5 [49]
มหาสมุทรอินเดียตะวันตก-ใต้ 1 กรกฎาคม 30 มิถุนายน 9.3 5.0 [49][39]
ภูมิภาคออสเตรเลีย 1 พฤศจิกายน 30 เมษายน 11.0 [50]
แปซิฟิกใต้ 1 พฤศจิกายน 30 เมษายน 7.4 4 [51]
ทั่วโลก 1 มกราคม 31 ธันวาคม 86.0 46.9 [49]

ปัจจัย[แก้]

คลื่นในลมสินค้าในมหาสมุทรแอตแลนติก—เป็นพื้นที่ที่ลมบรรจบกันและเคลื่อนไปตามเส้นทางลมที่แพร่ออก—ลักษณะนี้สร้างความไม่เสถียรในบรรยากาศที่อาจนำไปสู่การก่อตัวของพายุเฮอร์ริเคน

การก่อตัวของพายุหมุนเขตร้อนเป็นหัวข้อการวิจัยอย่างต่อเนื่องอย่างกว้างขวาง และยังไม่เป็นที่แน่ชัด[52] ในขณะที่มีหกปัจจัยที่ดูเหมือนจะเป็นสิ่งจำเป็นโดยทั่วไป ในบางครั้งอาจไม่จำเป็นต้องมีทุกเงื่อนไข ในสถานการณ์ส่วนใหญ่ อุณหภูมิน้ำทะเล จะต้องมีอย่างน้อย 26.5 °ซ และต้องมีช่วงอุณหภูมิจากผิวน้ำลึกลงไปไม่น้อยกว่า 50 เมตร[53] น้ำที่อุณหภูมินี้จะก่อให้เกิดความไม่เสถียรในบรรยากาศพอที่จะรักษาความร้อนและพายุฝนฟ้าคะนอง[54] อีกปัจจัยหนึ่งคือการระบายความร้อนอย่างรวดเร็วที่ความสูง ซึ่งช่วยให้เกิดการปล่อยตัวของความร้อนของการควบแน่นของพลังของพายุหมุนเขตร้อน[53] ความชื้นสูงก็เป็นอีกสิ่งจำเป็น โดยเฉพาะอย่างยิ่งในบรรยากาศชั้นโทรโพสเฟียร์ในระดับต่ำถึงปานกลาง เมื่อมีการจัดการความชื้นที่ดีในชั้นบรรยากาศ ก็จะเป็นเงื่อนไขที่ดีที่ทำให้เกิดการก่อตัวของหย่อมความกดอากาศต่ำ[53] ลมเฉือนจำนวนน้อยก็มีความจำเป็น ถ้าลมเฉือนที่มีความรุนแรงจะก่อกวนการไหลเวียนลมของพายุ[53] พายุหมุนเขตร้อนโดยทั่วไปจะต้องมีก่อตัวพื้นที่มากกว่า 555 กม. หรือ 5 องศาละติจูดจากเส้นศูนย์สูตร ซึ่งจะทำให้ผลจากแรงคอริโอลิสมีผลต่อการเบนของลมพัดเข้าหาศุนย์กลางการไหลเวียน[53] สุดท้าย พายุหมุนเขตร้อนที่ก่อตัวต้องการรูปแบบของหย่อมความกดอากาศต่ำที่มีอยู่ก่อนแล้ว ซึ่งพายุหมุนเขตร้อนจะพัฒนาขึ้นได้อย่างเป็นธรรมชาติ[53]ละติจูดที่ต่ำและระดับที่ต่ำทางตะวันตก ช่วยให้เกิดการระเบิดของลมด้วยการผันผวนของแมดเดน-จูเลียน สามารถสร้างเงื่อนไขที่ดีสำหรับการกำเนิดพายุหมุนเขตร้อน โดยแนวคิดเริ่มของหย่อมความกดอากาศต่ำ[55]

สถานที่[แก้]

รูปแบบของพายุหมุนเขตร้อนส่วนมากในโลก มักเป็นวงของกิจกรรมพายุฝนฟ้าคะนองที่อยู่ใกล้กับบริเวณเส้นศูนย์สูตร ซึ่งเรียกว่า แนวปะทะแห่งเขตร้อน (Intertropical Front; ITF), ร่องความกดอากาศต่ำ (Intertropical Convergence Zone; ITCZ) หรือร่องมรสุม[56][57][58] อีกหนึ่งแหล่งที่สำคัญของความไม่มั่นคงในชั้นบรรยากาศพบได้ในคลื่นกระแสลมฝ่ายตะวันออก (Tropical wave) ที่นำไปสู่การพัฒนาประมาณ 85% ของพายุหมุนเขตร้อนที่รุนแรงในมหาสมุทรแอตแลนติก และส่วนมากในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออก[59][60][61] ซึ่งส่วนใหญ่มักอยู่ในช่วงระหว่าง 10 ถึง 30 องศาละติจูดจากเส้นศูนย์สูตร[62] และ 87% ในรูปแบบที่ไม่ห่างจาก 20 องศาเหนือหรือใต้[63][64] เพราะผลจากแรงคอริโอลิส ซึ่งเริ่มต้นและรักษาเสถียรภาพการหมุนของมัน พายุหมุนเขตร้อนจึงไม่ค่อยก่อตัวภายใน 5 องศาจากเส้นศูนย์สูตร ซึ่งผลที่ได้จะทำให้พายุอ่อนแอ[63] อย่างไรก็ตาม พายุหมุนเขตร้อนยังคงมีพายุที่สามารถก่อตัวในแนวนี้ได้ คือ พายุโซนร้อนฮัวเหมย และพายุไซโคลนอัคนี ในปี พ.ศ. 2544 และ 2547 ตามลำดับ[65][66]

การเคลื่อนตัว[แก้]

การเคลื่อนตัวของพายุหมุนเขตร้อน มักเป็นผลร่วมของสองเงื่อนไข คือ "การสตีริง" (พวงมาลัย) โดยลมสิ่งแวดล้อมพื้นหลัง และ "เบตาดริฟท์"[67]

พวงมาลัยสิ่งแวดล้อม[แก้]

พวกมาลัยสิ่งแวดล้อมเป็นคำเรียกที่โดดเด่น แนวคิดคือ การเคลื่อนตัวของพายุเกี่ยวข้องกับสภาพของสิ่งแวดล้อมพื้นหลัง คล้ายกับ "การดำเนินไปตามกระแส"[68] ทางกายภาพ สนามของลมในบริเวณใกล้เคียงของพายุหมุนเขตร้อนอาจแตกออกเป็นสองส่วน หนึ่ง คือการไหลเวียนที่เกี่ยวข้องกับพายุเอง และสอง คือการไหลเวียนพื้นหลังขนาดใหญ่ของสภาพแวดล้อมของพายุที่ฝังอยู่ ด้วยวิธีนี้ การเคลื่อนตัวของพายุหมุนเขตร้อนอาจจะเป็นตัวแทนในลำดับพื้นฐานที่ไหลในสิ่งแวดล้อมของพายุให้เคลื่อนไปในสิ่งแวดล้อมท้องถิ่น การไหลในสิ่งแวดล้อมนี้เรียกว่า "การไหลพวงมาลัย"

ในทางสภาพภูมิอากาศวิทยา พายุหมุนเขตร้อนจะถูกพัดจากทิศตะวันออกไปทางตะวันตก ด้วยลมสินค้าในด้านทางเส้นศูนย์สูตรของสันอากาศกึ่งเขตร้อน—เป็นพื้นที่ความกดอากาศสูงถาวรทั่วโลกเหนือมหาสมุทรในพื้นที่กึ่งเขตร้อน[68] ในเขตร้อนของมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือและแปซิฟิกตะวันออกเฉียงเหนือ เริ่มจากลมค้าท้ายคลื่นกระแสลมตะวันออก จากทางทิศตะวันตกจากชายฝั่งแอฟริกาไปยังทะเลแคริบเบียน, อเมริกาเหนือ และลงสู่มหาสมุทรแปซิฟิกกลางในที่สุด ก่อนที่กระแสลมจะกระทบออกไป[60] กระแสลมเหล่านี้เป็นสารตั้งต้นในการก่อตัวของพายุหมุนเขตร้อนจำนวนมากในภูมิภาคนี้[59] ในทางตรงกันข้าม ในมหาสมุทรอินเดีย และแปซิฟิกตะวันตก ในทั้งสองซีกโลก การกำเนิดพายุหมุนเขตร้อน ได้รับอิทธิพลจากคลื่นกระแสลมตะวันออกน้อย และอื่น ๆ ซึ่งส่วนใหญ่จะเป็นไปตามฤดูกาลของแนวร่องความกดอากาศต่ำและร่องมรสุม[69] นอกจากนี้ การเคลื่อนตัวของพายุหมุนเขตร้อนสามารถได้รับอิทธิพลจากระบบอากาศชั่วคราว เช่น พายุหมุนนอกเขตร้อนได้ด้วย

เบต้าดริฟท์[แก้]

นอกเหนือจากพวงมาลัยสิ่งแวดล้อม พายุหมุนเขตร้อนมีแนวโน้มที่จะดริฟท์อย่างช้า ๆ ไปทางขั้วโลกและทางตะวันตก การเคลื่อนไหวลักษณะนี้จะเรียกว่า "เบต้าดริฟท์" การเคลื่อนไหวในลักษณะนี้เกิดจากการทับซ้อนของการแสน้ำที่ไหลวน เช่น พายุหมุนเขตร้อนที่อยู่ในสภาพแวดล้อมที่แรงคอริโอลิมีผลต่างกันไปตามแต่ละละติจูด เช่น ที่บนทรงกลมหรือเบต้าเพลน โดยที่มันจะถูกเหนี่ยวนำโดยทางอ้อมจากตัวพายุเอง ซึ่งเป็นผลของการป้อนกลับระหว่างการไหลวนของพายุหมุนและสิ่งแวดล้อมของมัน

ทางกายภาพ การไหลเวียนของพายุหมุนของพายุแนวนอน อากาศในสิ่งแวดล้อม ด้านขั้วโลกทางตะวันออกของทิศตะวันตกของเส้นศูนย์สูตร เพราะอากาศจะต้องอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุม การกำหนดค่าการไหลนี้ก่อให้เกิดพายุหมุนวงกลมเคลื่อนไปทางเส้นศูนย์สูตรและเคลื่อนไปทางทิศตะวันตกของศูนย์กลางพายุ และแอนไทไซโคลนเคลื่อนไปทางขั้วโลกและเคลื่อนไปทางทิศตะวันออกของศูนย์กลางพายุ การไหลรวมในลักษณะวงกลมเหล่านี้ทำให้พายุเคลื่อนไปทางแนวนอนอย่างช้า ๆ ไปทางขั้วโลกและทิศตะวันตก ผลกระทบนี้ยังคงเกิดขั้น แม้ว่าจะมีการไหลเวียนของสิ่งแวดล้อมจะเป็นศูนย์

ปฏิสัมพันธ์กับพายุหลายลูก[แก้]

ดูเพิ่มเติมที่: ปรากฏการณ์ฟุจิวะระ

องค์ประกอบที่สามของการเคลื่อนตัวของพายุที่เกิดขึ้นค่อนข้างบ่อย เกี่ยวข้องกับการมีปฏิสัมพันธ์กับพายุหมุนเขตร้อนหลายลูก เมื่อพายุหมุนเขตร้อนเคลื่อนตัวเข้าใกล้กับพายุหมุนเขตร้อนอีกลูก ศูนย์กลางของพวกมันจะเริ่มโคจรเป็นวงจรระหว่างกันและกัน ทั้งนี้ขึ้นอยู่กับระยะห่างของพวกมันและความรุนแรงของทั้งคู่ กระแสลมวนทั้งคู่ก็อาจโครจรรอบ ๆ อีกระบบหนึ่ง หรือไม่ก็อาจไหลเป็นเกลียวผสานเข้าไปในจุดศูนย์กลาง เมื่อกระแสลมวนทั้งคู่มีขนาดไม่เท่ากัน กระแสลมวนที่ใหญ่กว่าจะมีแนวโน้มที่จะเป็นผู้ครองปฏิสัมพันธ์ และกระแสลมวนที่เล็กกว่าจะโคจรรอบตัวมัน ซึ่งปรากฏการณ์นี้เรียกว่า ปรากฏการณ์ฟุจิวะระ ซึ่งตั้งตามชื่อผู้ค้นพบคือ ซะคุเฮย์ ฟุจิวะระ[70]

ปฏิสัมพันธ์กับลมตะวันตกของละติจูดกลาง[แก้]

ดูเพิ่มเติมที่: ลมตะวันตก
เส้นทางเดินพายุของพายุไต้ฝุ่นโอค แสดงให้เห็นถึงการเคลื่อนที่โค้งบริเวณใกล้ ๆ กับชายฝั่งญี่ปุ่นในฤดูกาล 2549

แม้ว่าพายุหมุนเขตร้อนมักจะเคลื่อนจากทิศตะวันออกไปทางทิศตะวันตกในเขตร้อน การเคลื่อนที่อาจเลื่อนขึ้นไปทางขั้วโลกและไปทางทิศตะวันออกอย่างใดอย่างหนึ่ง ขณะที่มันเคลื่อนไปทางทิศตะวันตกของแนวสันกึ่งเขตร้อน หรืออื่น ๆ หากมีปฏิสัมพันธ์กับการไหลเวียนในละติจูดกลาง เช่น กระแสเจ็ตสตรีม หรือ พายุหมุนนอกเขตร้อน การเคลื่อนไหวในลักษณะนี้เรียกว่า "การโค้งอีกครั้ง" ซึ่งโดยทั่วไปจะเกิดขึ้นใกล้กับขอบด้านตะวันตกของแอ่งมหาสมุทรขนาดใหญ่ ที่โดยทั่วไปกระแสลมกรดซึ่งเป็นองค์ประกอบของการเคลื่อนไปทางขั้วโลกและพายุหมุนนอกเขตร้อนซึ่งเป็นเรื่องปกติ[71] ตัวอย่างเช่น พายุไต้ฝุ่นโอค ในปั พ.ศ. 2549[72]

การขึ้นฝั่ง[แก้]

การขึ้นฝั่งอย่างเป็นทางการ คือ เมื่อจุดศูนย์กลางของพายุ (จุดศูนย์กลางการหมุนเวียนลม ไม่ใช่บริเวณขอบของพายุ) เคลื่อนผ่านชายฝั่งทะเล[5] โดยอาจมีเงื่อนไขว่าพายุต้องอยู่บริเวณหาดและบทแผ่นดินก่อนที่จะขึ้นฝั่ง ในความเป็นจริง พายุหมุนเขตร้อนสามารถก่อให้เกิดลมแรงบนแผ่นดินได้โดยที่ไม่ได้ขึ้นฝั่ง[5] ถ้าเกิดเหตุการณ์นี้ขึ้น ก็บอกได้ว่าพายุได้ก่อผลกระทบทางตรงต่อชายฝั่ง เป็นผลมาจากความแคบของความหมาย สำหรับการเตรียมพร้อมรับสถานการณ์ฉุกเฉิน การดำเนินการควรจะกระทำให้เรียบร้อยก่อนที่ลมแรงหรือฝนตกหนักจะมาถึง[5]

การสลายตัว[แก้]

ปัจจัย[แก้]

พายุโซนร้อนแฟรงก์ลิน เป็นตัวอย่างของพายุหมุนเขตร้อนที่ได้รับผลกระทบจากลมเฉือนที่รุนแรง ในแอ่งพายุเฮอร์ริเคนแอตแลนติกเหนือ ในระหว่างปี พ.ศ. 2548

พายุหมุนเขตร้อนมีรูปแบบลักษณะการสลายตัวที่แตกต่างกัน ลักษณะแรกคือ หากพายุหมุนเขตร้อนเคลื่อนตัวขึ้นฝั่งบนแผ่นดิน เหตุนี้จึงทำให้มันต้องการน้ำอุ่นเพื่อให้ตัวเองมีอำนาจต่อไป เมื่อพายุขึ้นฝั่งมันจะอ่อนกำลังลงอย่างรวดเร็ว[73] พายุที่มีความรุนแรงส่วนมากจะสูญเสียความรุนแรงอย่างมากและรวดเร็ว หลังจากที่มันเคลื่อนขึ้นฝั่ง และทำให้ระบบของความกดอากาศต่ำไม่เป็นระเบียบภายในหนึ่งวันหรือสองวัน หรืออีกลักษณะหนึ่ง คือการวิวัฒนาการไปเป็นพายุหมุนนอกเขตร้อน มีโอกาสที่พายุหมุนเขตร้อนจะงอกใหม่ถ้าระบบได้รับการบริหารจัดการเมื่อกลับเข้าสู่น้ำอุ่นในที่เปิดอีกครั้ง ตัวอย่างเช่น พายุเฮอร์ริเคนอีวาน ถ้าระบบปกคลุมอยู่เหนือภูเขา แม้จะเป็นเพียงเวลาสั้น ๆ จะเป็นการเร่งการอ่อนกำลังลงไปได้อีก[74] พายุจำนวนมากอ่อนกำลังลงหรือสลายตัวลงจำนวนมาก ในพื้นที่ที่มีลักษณะภูมิประเทศเป็นภูเขา โดยพายุหมุนเขตร้อนปลดปล่อยความชื้นออกมา ในรูปของฝนตกกระหน่ำ[75] ซึ่งอาจนำมาซึ่งการเกิดน้ำท่วม ดินโคลนถล่มที่ร้ายแรง เช่น กรณีของพายุเฮอร์ริเคนมิทซ์ พ.ศ. 2541[76] เมื่อปราศจากพื้นผิวน้ำทะเลที่อบอุ่น พายุก็ไม่สามารถมีชีวิตอยู่ได้[77]

พายุหมุนเขตร้อนสามารถสลายตัว เมื่อมันเคลื่อนตัวอยู่เหนือผิวน้ำที่มีนัยสำคัญ ที่อุณหภูมิ 26.5°ซ (79.7°ฟ) เนื่องจากพายุจะสูญเสียคุณลักษณะทางเขตร้อนไป เช่น แกนอบอุ่นพร้อมด้วยพายุฝนฟ้าคะนองใกล้กับศูนย์กลาง และจะเริ่มกลายเป็นส่วนที่เหลือของหย่อมความกดอากาศต่ำ ส่วนที่เหลือของระบบอาจจะยังคงอยู่ต่อไปในอีกไม่กี่วันก่อนจะสูญหายไป กลไกการสลายตัวลักษณะนี้พบมากที่สุดในแอ่งมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออกเฉียงเหนือ[78] การอ่อนกำลังลงหรือสลายตัวอาจเกิดขึ้นได้ถ้าระบบเผชิญกับลมเฉือน ซึ่งจะทำให้การพาความร้อนและเครื่องจักรความร้อนเคลื่อนออกจากจุดศูนย์กลางไป ซึ่งลักษณะนี้จะทำให้พายุหมุนเขตร้อนสิ้นสุดการพัฒนาลง[79] นอกจากนี้ การมีปฏิสัมพันธ์กับแถบหลักของลมตะวันตก โดยวิธีการควบรวมกับพื้นที่ด้านหน้า สามารถทำให้พายุหมุนเขตร้อนวิวัฒนาการเป็นพายุหมุนนอกเขตร้อนได้ โดยการเปลี่ยนผ่านนี้จะใช้เวลา 1–3 วัน[80] แม้ว่าในท้ายที่สุด พายุหมุนเขตร้อนจะกลายเป็นพายุหมุนนอกเขตร้อนหรือสลายตัวไป มันก็ยังคงสามารถมีแรงลมอยู่ในระดับพายุโซนร้อน (หรือในบางครั้งมีแรงลมในระดับพายุไต้ฝุ่น/พายุเฮอร์ริเคน) ได้ และยังสามารถทำให้มีปริมาณน้ำฝนตกสะสมได้หลายนิ้ว ในมหาสมุทรแปซิฟิกและมหาสมุทรแอตแลนติก พายุหมุนเขตร้อนที่อยู่ในละติจูดสูงดังกล่าวในบางครั้งอาจมีความรุนแรงมาก และอาจมีความแรงของลมในระดับพายุไต้ฝุ่น หรือ พายุเฮอร์ริเคน เมื่อพวกมันเคลื่อนอยู่ทางชายฝั่งด้านตะวันตกของสหรัฐอเมริกา ซึ่งปรากฏการณ์เหล่านี้ยังสามารถส่งผลกระทบต่อทวีปยุโรป ซึ่งรู้จักในนาม 'พายุลมทวีปยุโรป' ตัวอย่างเช่น ส่วนที่เหลือของพายุเฮอร์ริเคนไอริสที่กลายเป็นพายุลมในปี พ.ศ. 2538[81] ตัวของพายุหมุนเองยังสามารถควบรวมกับหย่อมความกดอากาศต่ำอื่น ๆ กลายเป็นหย่อมความกดอากาศต่ำขนาดใหญ่ได้ ซึ่งนี่สามารถสร้างเสริมให้ระบบได้ แม้ว่าจะไม่ได้อยู่ในสถานะพายุหมุนเขตร้อนอีกต่อไป[79] จากการศึกษาในยุค พ.ศ. 2543 ได้ให้สมมติฐานว่าฝุ่นละอองจำนวนมากสามารถช่วยลดความรุนแรงของพายุหมุนเขตร้อนลงได้[82]

ผลกระทบ[แก้]

พายุหมุนเขตร้อนที่อยู่ในทะเลสามารถทำให้เกิดคลื่นขนาดใหญ่, ฝนตกหนัก, น้ำท่วมและลมแรง, รบกวนการขนส่งสินค้าระหว่างประเทศ และสามารถทำให้เรืออัปปางได้[83] พายุหมุนเขตร้อนจะทำให้ความเย็นเบื้องหลังในน้ำถูกกระตุ้น ซึ่งเป็นสาเหตุที่ทำให้ภูมิภาคนั้นแย่ต่อพายุหมุนเขตร้อนที่ตามมา[35] สำหรับบนแผ่นดิน ลมแรงสามารถทำให้เกิดความเสียหายหรือทำลายยานพาหนะ, อาคาร, สะพาน และวัตถุอื่น ๆ ที่อยู่ภายนอก ซึ่งเปลี่ยนเศษซากปรักหักพังให้กลายเป็นขีปนาวุธร้ายแรงในอากาศได้ สำหรับน้ำขึ้นจากพายุ เป็นการเพิ่มขึ้นของระดับน้ำทะเลอันเนื่องมาจากพายุหมุนเขตร้อน นี่คือผลกระทบที่ร้ายแรงที่สุดอันมาจากพายุหมุนเขตร้อนบนแผ่นดิน ในอดีต 90% ของการเสียชีวิตโดยพายุหมุนเขตร้อน[84] การหมุนเป็นวงกว้างของพายุหมุนเขตร้อนในการพัดขึ้นฝั่ง และลมเฉือนในแนวตั้งที่ขอบของพายุอาจพัดเป็นทอร์นาโด และพายุทอร์นาโดยังสามารถเป็นผลมาจากกำแพงตาซึ่งจะมีอยู่จนกว่าจะพัดขึ้นแผ่นดิน[85]

ผ่านมากว่าสองศตวรรษ พายุหมุนเขตร้อนก่อให้เกิดการเสียชีวิตของผู้คนกว่า 1.9 ล้านคนทั่วโลก พื้นน้ำอันเนื่องมาจากการเกิดน้ำท่วมนำไปสู่การระบาดของโรค คือเอื้อต่อการเจ็บป่วยที่มียุงเป็นพาหะนำโรค อีกทั้งผู้อพยพยังไปอยู่รวมกันในที่พักอาศัยที่แออัด ยิ่งเพิ่มความเสี่ยงต่อการแพร่กระจายของโรค[84] พายุหมุนเขตร้อนยังส่งผลอย่างมีนัยสำคัญต่อโครงสร้างพื้นฐาน นำไปสู่ภาวะไฟฟ้าดับ การพังทะลายของสะพาน และยังขัดขวางการพยายามบูรณะฟื้นฟูอีกด้วย[84][86] ดังเช่นพายุไต้ฝุ่นเกย์ ที่ส่งผลกระทบอย่างหนักต่อภาคใต้ของประเทศไทย ทั้งเกิดฝนตกหนัก น้ำท่วม รวมถึงเรืออัปปางจำนวนมากในอ่าวไทย[87] หรือพายุโซนร้อนแฮเรียตที่เคลื่อนตัวขึ้นฝั่งบริเวณแหลมตะลุมพุก ที่ส่งผลให้มีผู้เสียชีวืต 935 คน บ้านเรือนพังเสียหายกว่า 5 หมื่นหลัง รวมมูลค่าความเสียหายกว่า 1 พันล้านบาท[87]

แม้ว่าพายุหมุนจะก่อให้มียอดผู้เสียชีวิตและความเสียหายต่อทรัพย์สินส่วนบุคคลเป็นจำนวนมาก แต่บางกรณีพายุหมุนก็เป็นปัจจัยสำคัญในหยาดน้ำฟ้าที่แฝงอยู่ในพื้นที่ที่มันส่งผลกระทบ โดยอาจนำมาซึ่งการเกิดฝนตกในภูมิภาคที่แห้งแล้ง[88] พายุหมุนเขตร้อนยังช่วยรักษาสมดุลความร้อนทั่วโลกโดยการนำพาความร้อน โดยนำอากาศร้อนชื้นไปยังละติจูดกลางและบริเวณขั้วโลก[89] และโดยการควบคุมการไหลเวียนของเทอร์โมฮาไลน์ในร่องน้ำผุด[90] น้ำขึ้นจากพายุและลมจากพายุหมุนเขตร้อนอาจทำลายโครงสร้างที่มนุษย์สร้างขึ้น แต่ยังกระตุ้นน้ำบริเวณชะวากทะเล ซึ่งเป็นสถานที่ที่พันธุ์ปลาสำคัญอยู่ พายุหมุนเขตร้อนยังทำลายการกระตุ้นการฟื้นฟูมูลค่าทรพัย์สินในท้องถื่น[91]

เมื่อพายุหมุนเขตร้อนขึ้นฝั่งจากมหาสมุทร เกลือจะถูกนำไปยังน้ำจืดจำนวนมากและทำให้ความเค็มของน้ำเพิ่มขึ้นสูงเกินไปกว่าสิ่งมีชีวิตบางส่วนจะทนได้ บางสิ่งอาจสามารถรับมือกับความเค็มและหมุนเวียนมันกลับลงสู่มหาสมุทร แต่บางอย่างก็ไม่สามารถอยู่ได้หรือไม่มีแหล่งน้ำจืดขนาดใหญ่พอจะแทนที่ เพราะเหตุนี้ บางสายพันธุ์ของพืชและสัตว์จะตายลงเนื่องจากความเค็มที่เกินมาก[92] นอกจากนี้ พายุหมุนเขตร้อนสามารถทำให้เกิดสารพิษและกรดบนแผ่นดินเมื่อมันพัดขึ้นฝั่ง น้ำท่วมสามารถรับสารพิษจากการรั่วไหลและยังปนเปื้อนกับพื้นดินที่มันเคลื่อนผ่านไป สารพิษเป็นอันตรายมากกับคนและสัตว์ในพื้นที่ น้ำท่วมยังสามารถจัดประกายจากน้ำมันที่รั่วไหลออกมาได้ด้วยซึ่งอันตรายมาก[93]

การสังเกตการณ์และการพยากรณ์[แก้]

การสังเกตการณ์[แก้]

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

พายุหมุนเขตร้อนที่รุนแรงสร้างความท้าทายโดยเฉพาะอย่างยิ่งกับการสังเกตการณ์ เนื่องจากเป็นปรากฏการณ์ทางทะเลที่อันตราย และสถานีตรวจอากาศที่มีอยู่น้อยในพื้นที่ที่มีพายุอยู่ โดยทั่วไป การสังเกตการณ์บนพื้นผิวจะมีอยู่เฉพาะกรณีที่พายุเคลื่อนตัวผ่านบริเวณที่เป็นเกาะ หรือชายฝั่งทะเล หรือถ้ามีเรืออยู่บริเวณนั้น การตรวจวัดแบบเรียลไทม์ มักถูกนำมาใช้ในบริเวณรอบนอกของพายุหมุน ซึ่งเป็นพื้นที่ที่มีสภาพเป็นภัยพิบัติน้อยกว่าและความแข็งแกร่งที่แท้จริงของพายุไม่สามารถประเมินได้ สำหรับเหตุนี้ มีทีมงานนักอุตุนิยมวิทยาที่ไปอยู่บริเวณเส้นทางการเคลื่อนตัวของพายุหมุนเขตร้อน ซึ่งช่วยในการประเมินความแข็งแกร่งของมันได้ขณะขึ้นฝั่ง[94]

พายุหมุนเขตร้อนที่อยู่ห่างจากฝั่งจะถูกติดตามโดยดาวเทียมตรวจอากาศ ซึ่งจับภาพช่วงแสงที่มองเห็นได้และอินฟราเรดจากอวกาศ ซึ่งปกติจะทำในทุก ๆ ครึ่งชั่วโมงถึงสี่ชั่วโมง พายุที่อยู่ใกล้พื้นดินสามารถสังเกตได้โดยใช้เรดาร์ตรวจอากาศ เรดาร์ยังมีบทบาทสำคัญทั่วพื้นดิน โดยการแสดงที่ตั้งของพายุและแสดงความรุนแรงได้ในเวลาหลายนาที[95]

การวัดการกำเนิดในแบบเรียลไทม์ สามารถนำมาได้โดยการส่งเที่ยวบินลาดตระเวนพิเศษเข้าไปในบริเวณพายุหมุนเขตร้อน ในแอ่งแอตแลนติกเที่ยวบินที่เข้าไปเป็นเที่ยวบินประจำการโดยรัฐบาลสหรัฐอเมริกาโดยเป็นนักล่าพายุเฮอร์ริเคน[96] อากาศยานที่ใช้คือ ล็อกฮีด ดับเบิลยูซี-130 เฮอร์คิวลีส และล็อกฮีด ดับเบิลยูพี-3ดี โอไรออน ซึ่งเป็นอากาศยานเทอร์โบสี่เครื่องยนต์ อากาศยานเหล่านี้จะบินตรงเข้าสู่พายุหมุนเขตร้อนและใช้เครื่องมือวัดโดยตรงและการตรวจวัดระยะไกล และเครื่องบินยังส่งดร๊อปซอนด์จีพีเอสลงในพายุหมุนเขตร้อน ซึ่งอุปกรณ์เหล่านี้จะวัดอุณหภูมิ ความชื้น ความกดอากาศ และโดยเฉพาะอย่างยิ่งลมระหว่างที่ระดับการบินและพื้นผิวมหาสมุทร ในยุคใหม่ในการณ์สังเกตการณ์พายุเหล่านี้โดยใช้แอโรโซนด์ ซึ่งเป็นโดรนอากาศยานขนาดเล็ก การปฏิบัติภารกิจขนาดนี้ยังประสบความสำเร็จในแอ่งมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกเช่นเดียวกัน นี้แสดงให้เห็นถึงวิธีการใหม่ในการตรวจสอบพายุหมุนเขตร้อนที่ระดับความสูงไม่มาก ที่นักบินที่เป็นมนุษย์ไม่ค่อยกล้าเข้าไป[97]

การลดลงของแนวโน้มข้อผิดพลาดในการคาดการณ์เส้นทางของพายุหมุนเขตร้อนสามารถเห็นได้อย่างชัดเจนตั้งแต่ปี พ.ศ. 2513 (ค.ศ. 1970)

การพยากรณ์[แก้]

เพราะแรงของพายุมีผลต่อเส้นทางเดินของพายุหมุนเขตร้อน การคาดการณ์ที่ถูกต้องขึ้นอยู่กับการกำหนดตำแหน่งและความแข็งแกร่งของพื้นที่ความกดอากาศต่ำและความกดอากาศสูง และการทำนายว่าพื้นที่ดังกล่าวจะมีการเปลี่ยนแปลงที่ส่งผลต่อช่วงชีวิตของระบบพายุหมุนเขตร้อน ชั้นไหลเวียนที่ลึกหรือความเร็วลมเฉลี่ยผ่านระดับความลึกของโทรโพสเฟียร์ ซึ่งเหล่านี้ถือว่าเป็นเครื่องมือที่ดีที่สุดในการกำหนดทิศทางและความเร็ว ถ้าหากพายุถูกเฉือนอย่างมีนัยสำคัญ จะใช้การวัดความเร็วลมที่ระดับความสูงที่ด่ำกว่า ณ ความกดอากาศพื้นผิว 70 กิโลปาสกาล (3,000 เมตร หรือ 9,800 ฟุตเหนือระดับน้ำทะเล) ซึ่งผลที่ได้จะดีกว่าการคาดการณ์ การพยากรณ์ในเขตร้อนยังพิจารณาในระยะสั้นเพื่อตรวจสอบความถูกต้องที่มากกว่าในระยะยาว[98] ความพิวเตอร์ความเร็วสูงและซอฟต์แวร์แบบจำลองที่มีความซับซ้อนช่วยให้นักพยากรณ์สามารถผลิตแบบจำลองคอมพิวเตอร์ การผสมผสานแบบจำลองการพยากรณ์ด้วยความเข้าใจที่มากขึ้นในความรุนแรงและกฎของพายุหมุนเขตร้อน เช่นเดียวกับ ความมั่งคั่งของข้อมูลจากดาวเทียมที่โคจรรอบโลกและเซ็นเซอร์ต่าง ๆ ทำให้นักวิทยาศาสตร์สามารถเพิ่มความถูกต้องแม่นยำในการพยากรณ์ในช่วงหลายทศวรรษที่ผ่านมา[99] อย่างไรก็ตาม นักวิทยาศาสตร์ที่ไม่มีความชำนาญในการพยากรณ์ความรุนแรงของพายุหมุนเขตร้อน[100] อาจทำให้เกิดการขาดการปรับปรุงการพยากรณ์ความรุนแรง ประกอบกับการซับซ้อนของระบบ และความเข้าใจที่ไม่สมบูรณ์ต่อปัจจัยที่มีผลต่อการพัฒนาของพวกเขา

การจำแนกประเภท ศัพท์เฉพาะ และการตั้งชื่อ[แก้]

การจำแนกประเภทความรุนแรง[แก้]

ดูบทความหลักที่: สเกลพายุหมุนเขตร้อน
พายุหมุนเขตร้อนสามลูกในฤดูพายุไต้ฝุ่นแปซิฟิก พ.ศ. 2549 ในแต่ละขั้นตอนของการพัฒนา ที่อ่อนแอที่สุด (ทางซ้าย) แสดงให้เห็นเพียงรูปทรงพื้นฐานลักษณะกลม พายุที่แข็งแกร่ง (บนขวา) แสดงให้เห็นถึงแถบเกลียวของแนวเมฆฝนและศุนย์รวมที่เพิ่มขึ้น ในขณะที่พายุที่แข็งแกร่งที่สุด (ขวาล่าง) มีการพัฒนาของตา

พายุหมุนเขตร้อนถูกจำแนกประเภทออกเป็นสามกลุ่มหลัก ตามระดับความรุนแรง ได้แก่ พายุดีเปรสชันเขตร้อน, พายุโซนร้อน และกลุ่มที่สามจะมีความรุนแรงที่สุดซึ่งจะมีชื่อเรียกต่างกันไปตามแต่ภูมิภาค ตัวอย่างเช่น พายุโซนร้อน ในแอ่งมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือที่ทวีกำลังแรงสูงสุดในระดับพายุหมุนเขตร้อนในมาตราโบฟอร์ต จะถูกเรียกว่า พายุไต้ฝุ่น (typhoon) ในขณะที่บริเวณแอ่งแปซิฟิกตะวันออกหรือแอ่งแอตแลนติกเหนือจะเรียกพายุดังกล่าวว่า พายุเฮอร์ริเคน (hurricane)[5] ทั้งคำว่า "พายุไต้ฝุ่น" และ "พายุเฮอร์ริเคน" ไม่ได้ถูกนำมาใช้ในซีกโลกใต้หรือแอ่งมหาสมุทรอินเดียแต่อย่างใด ในแอ่งเหล่านั้น จะเรียกพายุดังกล่าวว่า พายุไซโคลน พายุไซโคลนเขตร้อน พายุไซโคลนกำลังแรง หรือ พายุไซโคลนอันมีความรุนแรงมาก

ตามที่ได้ระบุไว้ดังตารางด้านล่าง แต่ละแอ่งจะใช้คำเรียกเฉพาะที่แตกต่างกันไป ซึ่งทำให้สามารถเปรียบเทียบความแตกต่างระหว่างแต่ละแอ่งได้ยาก ในมหาสมุทรแปซิฟิก พายุเฮอร์ริเคนจากมหาสมุทรแปซิฟิกกลางด้านเหนือ บางครั้งก็เคลื่อนผ่านเส้นเมอริเดียนที่ 180 องศาเข้าสู่มหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือจะกลายเป็นพายุไต้ฝุ่น (เช่นพายุเฮอร์ริเคน/พายุไต้ฝุ่นกิโล ในฤดู พ.ศ. 2558) ซึ่งมีการตั้งข้อสังเกตว่าพายุไต้ฝุ่นจะมีความเร็วลมสูงสุดใน 1 นาทีมากกว่า 67 เมตรต่อวินาที (m/s) และถ้ามากกว่า 150 ไมล์/ชม. (240 กม./ชม.) จะถูกศูนย์เตือนไต้ฝุ่นร่วมเรียกว่า พายุซูเปอร์ไต้ฝุ่น[101]

พายุดีเปรสชันเขตร้อน[แก้]

พายุดีเปรสชันเขตร้อน เป็นการจัดระเบียบของเมฆและพายุฝนฟ้าคะนองที่กำหนดไว้ โดยมีความเร็วลมสูงสุดโดยเฉลี่ยใกล้พื้นผิวน้อยกว่า 34 นอต (63 กม./ชม.) ระบบจะยังไม่มีตา และไม่มีการจัดระบบหรือรูปร่างการหมุนเกลียวที่มีประสิทธิภาพ อย่างไรก็ตาม ระบบหย่อมความกดอากาศต่ำที่มีอยู่แล้วจึงมีชื่อว่า "ดีเปรสชัน"[102] ในฟิลิปปินส์ พายุดีเปรสชันเขตร้อนจะได้รับชื่อ หากก่อตัวหรือเคลื่อนตัวผ่านพื้นที่รับผิดชอบของฟิลิปปินส์[103]

พายุโซนร้อน[แก้]

พายุโซนร้อน เป็นการจัดระบบของพายุฝนฟ้าคะนองที่แข็งแกร่งขึ้นด้วยความเร็วลมสูงสุดโดยเฉลี่ยระหว่าง 34 นอต (63 กม./ชม.) ถึง 64 นอต (119 กม./ชม.) ที่จุดนี้ รูปทรงของพายุหมุนเขตร้อนที่โดดเด่นจะเริ่มพัฒนาขึ้น แม้ว่าตามักจะไม่ปรากฏให้เห็น หน่วยงานบริการสภาพอากาศของรัฐบาลจะกำหนดชื่อให้กับระบบพายุที่มีความรุนแรงในระดับนี้[102] ถึงแม้ว่าพายุโซนร้อนจะมีความรุนแรงน้อยกว่าพายุไต้ฝุ่น แต่มันก็สามารถสร้างความเสียหายอย่างมีนัยสำคัญได้ แนวลมเฉือนสามารถที่จะพัดออกไปได้ และวัตถุที่ลอยไปมาในอากาศอาจก่อให้เกิดความเสียหายกับสายไฟ หลังคา และผนังได้ ความอันตรายจะมากขึ้นจากฝนที่ตกหนักทำให้เกิดน้ำท่วมในแผ่นดิน[104]

พายุไต้ฝุ่น หรือ พายุเฮอร์ริเคน[แก้]

พายุไต้ฝุ่น หรือ พายุเฮอร์ริเคน (บางครั้งก็ถูกเรียกว่าพายุหมุนเขตร้อน เมื่อเทียบกับพายุดีเปรสชันหรือพายุโซนร้อน) คือระบบที่มีความเร็วลมอย่างน้อย 34 เมตรต่อวินาที (66 นอต) หรือ 119 กม./ชม. (74 ไมล์/ชม.)[102] ที่ระดับความรุนแรงนี้จะมีการพัฒนาของตาพายุ ซึ่งเป็นพื้นที่ที่ลมสงบ (และความกดอากาศต่ำที่สุด) อันเป็นศูนย์กลางของการไหลเวียน ภาพถ่ายดาวเทียมจะปรากฏให้เห็นตาพายุขนาดเล็ก ลักษณะกลม และไร้เมฆ รายรอบด้วยกำแพงตาพายุ มีขนาดประมาณ 16 กิโลเมตร (9.9 ไมล์) ถึง 80 กิโลเมตร (50 ไมล์) ซึ่งพายุฝนฟ้าคะนองที่รุนแรงและกระแสลมไหลเวียนจะหมุนโดยรอบศูนย์กลางนี้ของพายุ ความเร็วลมสูงสุดโดยเฉลี่ยที่เคยบันทึกได้สูงที่สุดอยู่ที่ 85 เมตรต่อวินาที (165 นอต) หรือ 314 กิโลเมตรต่อชั่วโมง (195 ไมล์/ชม.)[105]

ตารางเปรียบเทียบความรุนแรงของพายุหมุนเขตร้อน[106][107]
มาตรา
โบฟอร์ต
ลมเฉลี่ยใน 1 นาที ลมเฉลี่ยใน 10 นาที แปซิฟิกตะวันออกเฉียงเหนือและ
แอตแลนติกเหนือ
NHC/CPHC
แปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือ
JTWC
แปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือ
JMA
มหาสมุทรอินเดียเหนือ
IMD
มหาสมุทรอินเดียตะวันตกเฉียงใต้
MF
ออสเตรเลียและแปซิฟิกใต้
BOM/FMS[108]
0–7 <32 นอต (37 ไมล์/ชม.; 59 กม./ชม.) <28 นอต (32 ไมล์/ชม.; 52 กม./ชม.) พายุดีเปรสชันเขตร้อน พายุดีเปรสชันเขตร้อน พายุดีเปรสชันเขตร้อน พายุดีเปรสชัน พื้นที่ของอากาศแปรปรวน การแปรปรวนของลมในเขตร้อน/
พายุดีเปรสชันเขตร้อน/
บริเวณความกดอากาสต่ำเขตร้อน
7 33 นอต (38 ไมล์/ชม.; 61 กม./ชม.) 28–29 นอต (32–33 ไมล์/ชม.; 52–54 กม./ชม.) พายุดีเปรสชันหมุนเร็ว การแปรปรวนของลมในเขตร้อน
8 34–37 นอต (39–43 ไมล์/ชม.; 63–69 กม./ชม.) 30–33 นอต (35–38 ไมล์/ชม.; 56–61 กม./ชม.) พายุโซนร้อน พายุโซนร้อน พายุดีเปรสชันเขตร้อน
9–10 38–54 นอต (44–62 ไมล์/ชม.; 70–100 กม./ชม.) 34–47 นอต (39–54 ไมล์/ชม.; 63–87 กม./ชม.) พายุโซนร้อน พายุไซโคลน พายุโซนร้อนกำลังปานกลาง พายุไซโคลน
ระดับ 1
11 55–63 นอต (63–72 ไมล์/ชม.; 102–117 กม./ชม.) 48–55 นอต (55–63 ไมล์/ชม.; 89–102 กม./ชม.) พายุโซนร้อนกำลังแรง พายุไซโคลนกำลังแรง พายุโซนร้อนกำลังแรง พายุไซโคลน
ระดับ 2
12+ 64–71 นอต (74–82 ไมล์/ชม.; 119–131 กม./ชม.) 56–63 นอต (64–72 ไมล์/ชม.; 104–117 กม./ชม.) พายุเฮอร์ริเคนระดับ 1 พายุไต้ฝุ่น
72–82 นอต (83–94 ไมล์/ชม.; 133–152 กม./ชม.) 64–72 นอต (74–83 ไมล์/ชม.; 119–133 กม./ชม.) พายุไต้ฝุ่น พายุไซโคลน
กำลังแรงมาก
พายุไซโคลน พายุไซโคลนกำลังแรง
ระดับ 3
83–95 นอต (96–109 ไมล์/ชม.; 154–176 กม./ชม.) 73–83 นอต (84–96 ไมล์/ชม.; 135–154 กม./ชม.) พายุเฮอร์ริเคนระดับ 2
96–97 นอต (110–112 ไมล์/ชม.; 178–180 กม./ชม.) 84–85 นอต (97–98 ไมล์/ชม.; 156–157 กม./ชม.) พายุเฮอร์ริเคนขนาดใหญ่ระดับ 3
98–112 นอต (113–129 ไมล์/ชม.; 181–207 กม./ชม.) 86–98 นอต (99–113 ไมล์/ชม.; 159–181 กม./ชม.) พายุไซโคลนกำลังแรงมาก พายุไซโคลนรุนแรง พายุไซโคลนกำลังแรง
ระดับ 4
113–122 นอต (130–140 ไมล์/ชม.; 209–226 กม./ชม.) 99–107 นอต (114–123 ไมล์/ชม.; 183–198 กม./ชม.) พายุเฮอร์ริเคนขนาดใหญ่ระดับ 4
123–129 นอต (142–148 ไมล์/ชม.; 228–239 กม./ชม.) 108–113 นอต (124–130 ไมล์/ชม.; 200–209 กม./ชม.) พายุไซโคลนกำลังแรง
ระดับ 5
130–136 นอต (150–160 ไมล์/ชม.; 240–250 กม./ชม.) 114–119 นอต (131–137 ไมล์/ชม.; 211–220 กม./ชม.) พายุซูเปอร์ไต้ฝุ่น พายุซูเปอร์ไซโคลน พายุไซโคลนรุนแรงมาก
>137 นอต (158 ไมล์/ชม.; 254 กม./ชม.) >120 นอต (140 ไมล์/ชม.; 220 กม./ชม.) พายุเฮอร์ริเคนขนาดใหญ่ระดับ 5

แหล่งที่มาของคำเรียกพายุ[แก้]

ไทเป 101 ยืนหยัดสู้กับพายุไต้ฝุ่นใน พ.ศ. 2548

คำว่า ไต้ฝุ่น (typhoon) เป็นคำที่ใช้กันในปัจจุบันนี้ในแอ่งแปซิฟิกตะวันตกเฉียงเหนือ ซึ่งที่มาอาจมาจากภาษาอาหรับ ว่า ตูฟาน[109] (ţūfān; طوفان) (ใกล้เคียงกับภาษาฮินดี, อูรดู และเปอร์เซีย) ซึ่งแปลว่า ควัน[109] ในทางกลับกันอาจมาจากภาษากรีก ว่า ไทฟอน (Typhon; Τυφών) ซึ่งเป็นขื่อของอสูรกายจากเทพปกรณัมกรีกที่เกี่ยวข้องกับพายุ[110] หรืออาจเกี่ยวข้องกับภาษาโปรตุเกส ว่า ตูเฟา (tufão) ซึ่งใช้เรียกพายุไต้ฝุ่นในภาษาโปรตุเกส ซึ่งมีที่มาจากคำว่า ไทฟอน[111] อีกทั้งคำเหล่านี้ยังคล้ายคลึงกับภาษาจีน ว่า ไตเฟิง (ภาษาจีนกลาง: táifēng; 台风) (fēng แปลว่า ลม) และในภาษากวางตุ้งมาตรฐาน ว่า ไตฟุง[109] (ภาษาจีนดั้งเดิม: toifung; 颱風) คำว่า ไทฟู (taifū; 台風) ในภาษาญี่ปุ่น และคำว่า แทพุง (taepung; 태풍) ในภาษาเกาหลี

คำว่า เฮอร์ริเคน (hurricane) เป็นคำที่ใช้ในแอ่งแอตแลนติกเหนือ รวมถึงมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออก มาจากคำว่า อูรากัน (huracán) ซึ่งเป็นคำในภาษาสเปน ซึ่งเป็นชื่อเทพแห่งพายุของชาวการิบ/ไตโน ที่ชื่อว่า ฮูรากัน (Juracán) นักวิชาการเชื่อว่าชื่อพระเจ้านี้ มีส่วนที่ได้มาจากพระเจ้าผู้สร้างชาวมายัน ฮูรากัน เป็นชื่อเทพเจ้าที่ได้รับการนับถือโดยชนเผ่ามายา ซึ่งเชื่อว่าเป็นผู้ทำให้เกิดแผ่นดินแห้งขึ้นมาจากกระแสน้ำเชี่ยว และยังเชื่อว่าเป็นผู้ทำลาย "ชาววูเดน" และยังเชื่อว่าเป็นบรรพบุรุษของ "ชาวมายเซ" ซึ่งมากับพายุและอุทกภัย[112][113] อูรากัน ยังเป็นที่มาของคำว่า ออร์กัน (orcan) ซึ่งเป็นคำที่ใช้โดยเฉพาะสำหรับพายุลมยุโรปที่มีความรุนแรง[113]

การตั้งชื่อ[แก้]

การตั้งชื่อให้กับพายุหมุนเขตร้อนเมื่อย้อนกลับไปหลายปีก่อน จะเป็นการตั้งชื่อตามสถานที่หรือสิ่งที่มันโจมตี ก่อนจะเริ่มมีการตั้งชื่ออย่างเป็นทางการ[114][115] ระบบการตั้งชื่อที่ใช้ในปัจจุบันมีการระบุตัวตนในเชิงบวกต่อระบบของสภาพอากาศในช่วงสั้น ๆ ซึ่งจะเข้าใจได้ง่ายและเป็นที่ยอมรับของสาธารณขน[114][115] สำหรับการใช้ชื่อตัวบุคคลกับระบบสภาพอากาศในครั้งแรกเกิดขึ้นในรัฐบาลแห่งรัฐควีนแลนด์ เมื่อคลีเมนต์ แรกกี นักอุตุนิยมวิทยาได้ตั้งชื่อให้กับระบบพายุในช่วงระหว่างปี พ.ศ. 2430 - 2450[114][115] ซึ่งระบบการตั้งชื่อลักษณะนี้ต่อมาได้ลงลงไปเรื่อย ๆ และเลิกใช้ไปหลังจากแรกกีเกษียณอายุไป กระทั่งถึงคราวสงครามโลกครั้งที่สอง ระบบนี้ถูกนำกลับมาใช้อีกครั้งสำหรับบริเวณมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตก[114][115] ซึ่งต่อมาได้ถูกนำไปใช้อย่างเป็นทางการในทางเหนือและใต้ของมหาสมุทรแอตแลนติก, ทางตะวันออก ตอนกลาง ทางตะวันตกและทางใต้ของมหาสมุทรแปซิฟิกรวมถึงภูมิภาคออสเตรเลียและมหาสมุทรอินเดีย[115]

ในปัจจุบันพายุหมุนเขตร้อนมีการตั้งชื่ออย่างเป็นทางการ โดยหนึ่งในสิบเอ็ดศูนย์บริการอุตุนิยมวิทยาและจะเป็นผู้รักษาชื่อเหล่านั้นตลอดชีวิตของมัน เพื่อความสะดวกในการติดต่อสื่อสารระหว่างนักพยากรณ์ และประชาชนทั่วไปเกี่ยวกับการพยากรณ์ การสังเกต และการเตือนภัย[114] เนื่องจากระบบพายุสามารถใช้ได้ในระยะเวลาหนึ่งสัปดาห์หรือนานกว่านั้น และยังสามารถมีหลายระบบพายุเกิดขึ้นในแอ่งเดียวกันเวลาเดียวกันได้ด้วย โดยการตั้งชื่อจะช่วยลดความสับสนระหว่างการพุดถึงพายุแต่ละลูก[114] รายชื่อที่ถุกตั้งเก้บไว้จะถูกนำมาใช้กับพายุที่มีความเร็วลมสูงสุดเฉลี่ยในหนึ่ง สาม หรือสิบนาที มากกว่า 65 กม./ชม. (40 ไมล์/ชม.) ขึ้นอยู่กับแอ่งที่พายุก่อตัว[36][116][39] อย่างไรก็ตาม มาตรฐานที่ต่างกันจากแต่ละแอ่งถึงแอ่ง ด้วยพายุดีเปรสชันเขตร้อนบางลูกอาจได้รับการตั้งชื่อในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตก ขณะที่พายุหมุนเขตร้อนจะต้องมีลมแรงเกิดขึ้นรอบศูนย์กลางก่อนที่จะได้รับการตั้งชื่อในซีกโลกใต้[39][40] สำหรับชื่อที่มีนัยสำคัญในมหาสมุทรแอตแลนติก มหาสมุทรแปซิฟิก และภูมิภาคออสเตรเลียจะถูกปลดออกและตั้งชื่ออื่นมาแทนที่[36][37][40]

ความเปลี่ยนแปลงอันเนื่องมาจากความผันแปรของระบบอากาศในซีกโลกใต้-เอลนีโญ[แก้]

รูปแบบของพายหมุนเขตร้อนส่วนมากมักจะก่อตัวด้านใกล้กับเส้นศูนย์สูตร แล้วจึงค่อย ๆ เคลื่อนตัวเข้าหาด้านขั้วโลกโดยอาศัยแถบลมตะวันตก[117] เมื่อแนวลิ่มกึ่งเขตร้อนมีการเปลี่ยนแปลงตำแหน่งไปเนื่องจากเอลนีโญ ดังนั้นจึงส่งผลต่อเส้นทางเดินพายุหมุนเขตร้อน พื้นที่ทางตะวันตกของประเทศญี่ปุ่นและเกาหลีจะประสบกับพายุน้อยกว่าในเดือนกันยายน–พฤศจิกายน ในช่วงที่เอลนีโญส่งผลกระทบและปีที่อยู่ในภาวะเป็นกลาง ในช่วงภาวะเอลนีโญ จะแบ่งลิ่มกึ่งเขตร้อนที่ใกล้เส้น 130°ตะวันออก ซึ่งจะเป็นประโยชน์ต่อหมู่เกาะญี่ปุ่น[118] ส่วนกวมจะได้รับผลกระทบมากขึ้นเป็นหนึ่งในสาม ซึ่งมากกว่าค่าเฉลี่ยระยะยาว[119]

ในมหาสมุทรแอตแลนติกจะมีประสบการณ์ที่ซึมเศร้าเนื่องมาจากลมเฉือนทั่วทั้งภูมิภาคในช่วงเอลนีโญ[120]

ในช่วงปีลานีญา พายุหมุนเขตร้อนจะก่อตัวในตำแหน่งของลิ่มกึ่งเขตร้อนซึ่งเคลื่อนไปทางตะวันตกทั่วมหาสมุทรแปซิฟิก ซึ่งเป็นการเพิ่มความเสี่ยงภัยคุกคามให้แก่ประเทศจีน และความรุนแรงที่มากขึ้นในฟิลิปปินส์[118]

ชนิดและการกำหนดชื่อพายุเขตร้อน[แก้]

พายุหมุนเขตร้อนเริ่มต้นการก่อตัวจากหย่อมความกดอากาศต่ำกำลังแรงซึ่งอยู่เหนือผิวน้ำทะเล ในบริเวณเขตร้อนและเป็นบริเวณที่กลุ่มเมฆจำนวนมากรวมตัวกันอยู่โดยไม่ปรากฏการหมุนเวียนของลม หย่อมความกดอากาศต่ำกำลังแรงนี้ เมื่ออยู่ในสภาวะที่เอื้ออำนวยก็จะพัฒนาตัวเองต่อไป จนปรากฏระบบหมุนเวียนของลมอย่างชัดเจน ในซีกโลกเหนือทิศของลมเวียนเป็นวนทวนเข็มนาฬิกาเข้าสู่ศูนย์กลางของพายุ พายุหมุนในแต่ละช่วงของความรุนแรงจะมีคุณสมบัติเฉพาะตัวและเปลี่ยนแปลงไปตามสภาวะแวดล้อม ความเร็วลมในระบบหมุนเวียนทวีกำลังแรงขึ้นเป็นลำดับ กล่าวคือ ในขณะเป็นพายุดีเปรสชันความเร็วลมสูงสุดใกล้ศูนย์กลางมีค่าไม่เกิน 34 นอต ในขณะที่เป็นพายุโซนร้อนความเร็วลมสูงสุดใกล้ศูนย์กลางมีค่าอยู่ระหว่าง 34 – 64 นอต และในขณะเป็นพายุหมุนเขตร้อนหรือไต้ฝุ่น ความเร็วลมสูงสุดใกล้ศูนย์กลางจะมีค่าตั้งแต่ 64 นอตขึ้นไป ดังนั้นสามารถแบ่งชนิดของพายุเขตร้อนได้ดังนี้

  1. พายุดีเปรสชัน (Depression) ความเร็วลมใกล้ศูนย์กลางสูงสุด 34 นอต (17 เมตร/วินาที) (63 กิโลเมตร/ชั่วโมง) เป็นพายุหมุนเขตร้อนในระยะเริ่มก่อตัวหรือกำลังอ่อนกำลังลง[121]
  2. พายุโซนร้อน (Tropical Storm) ความเร็วลมใกล้ศูนย์กลางสูงสุด 34-64 นอต (17-32 เมตร/วินาที) (63-117 กิโลเมตร/ชั่วโมง) เป็นพายุหมุนเขตร้อนที่มีกำลังแรงกว่าดีเปรสชัน[122]
  3. พายุหมุนเขตร้อน ความเร็วลมใกล้ศูนย์กลางสูงสุด 64-129 นอต (17 เมตร/วินาที) (118-239 กิโลเมตร/ชั่วโมง) เป็นพายุหมุนที่มีกำลังสูงสุด
การกระจายตัวของพายุหมุนเขตร้อนของโลกระหว่าง พ.ศ. 2528 - พ.ศ. 2548

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[แก้]

พายุไซโคลนหรือพายุหมุนเขตร้อนซึ่งจะต้องมีความเร็วลมมากกว่า 64 นอต (32 เมตร/วินาที , 74 ไมล์/ชั่วโมง หรือ 118 กิโลเมตร/ชั่วโมง) ขึ้นไป และมักจะมี “ตา” ซึ่งเป็นบริเวณที่ลมค่อนข้างสงบและมีความกดอากาศค่อนข้างต่ำอยู่กลางวงหมุน ตาพายุนี้จะเห็นได้ชัดเจนจากภาพถ่ายดาวเทียมเป็นวงกลมเล็กที่ไม่มีเมฆ รอบตาจะมีกำแพงล้อมที่มีขนาดกว้างประมาณ 16-80 กิโลเมตร เป็นบริเวณที่มีพายุฝนและลมหมุนที่รุนแรงมากหมุนวนรอบๆ ตา

โครงสร้างของพายุหมุนเขตร้อน

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[แก้]

อ้างอิง[แก้]

  1. "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. 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
  3. Symonds, Steve (November 17, 2003). "Highs and Lows". Wild Weather (Australian Broadcasting Corporation). Archived from the original on October 11, 2007. สืบค้นเมื่อ March 23, 2007. 
  4. 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. 5.0 5.1 5.2 5.3 5.4 5.5 National Hurricane Center (March 25, 2013). "Glossary of NHC Terms". United States National Oceanic and Atmospheric Administration's National Weather Service. Archived from the original on April 1, 2014. สืบค้นเมื่อ April 1, 2014.  อ้างอิงผิดพลาด: ป้ายระบุ <ref> ไม่สมเหตุสมผล มีนิยามชื่อ "NHC_glossary" หลายครั้งด้วยเนื้อหาต่างกัน
  6. Marine Meteorology Division. "Cirrus Cloud Detection" (PDF). Satellite Product Tutorials. Monterey, CA: United States Naval Research Laboratory. p. 1. สืบค้นเมื่อ June 4, 2013. 
  7. 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. 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. 
  9. 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. 
  10. 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
  11. 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
  12. American Meteorological Society. "AMS Glossary: C". Glossary of Meteorology. Allen Press. สืบค้นเมื่อ December 14, 2006. 
  13. 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. 
  14. Diana Engle. "Hurricane Structure and Energetics". Data Discovery Hurricane Science Center. Archived from the original on 2008-05-27. สืบค้นเมื่อ 2008-10-26. 
  15. 15.0 15.1 "Q: What is the average size of a tropical cyclone?". Joint Typhoon Warning Center. 2009. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009. 
  16. "Global Guide to Tropical Cyclone Forecasting: chapter 2: Tropical Cyclone Structure". Bureau of Meteorology. May 7, 2009. สืบค้นเมื่อ May 6, 2009. 
  17. 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. 
  18. 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. 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. 
  20. 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. 
  21. 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
  22. แม่แบบ:Cite webrl=http://wind.mit.edu/~emanuel/anthro2.htm
  23. 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. 24.0 24.1 "NOAA FAQ: How much energy does a hurricane release?". National Oceanic & Atmospheric Administration. August 2001. สืบค้นเมื่อ June 30, 2009. 
  25. "Hurricanes: Keeping an eye on weather's biggest bullies.". University Corporation for Atmospheric Research. March 31, 2006. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009. 
  26. Barnes, Gary. "Hurricanes and the equator". University of Hawaii. สืบค้นเมื่อ August 30, 2013. 
  27. Bister, M.; Emanuel, K. A. (1998). "Dissipative heating and hurricane intensity". Meteorology and Atmospheric Physics 65 (3–4): 233. doi:10.1007/BF01030791. 
  28. 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
  29. 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. 
  30. 30.0 30.1 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. 
  31. 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. 
  32. 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. 
  33. 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. 
  34. 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
  35. 35.0 35.1 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. 
  36. 36.0 36.1 36.2 RA IV Hurricane Committee (March 13, 2015). Regional Association IV (North America, Central America and the Caribbean) Hurricane Operational Plan 2014 (Report No. TCP-30). World Meteorological Organization. pp. 30–31, 101–105. https://www.wmo.int/pages/prog/www/tcp/documents/OPERATIONALPLAN2014_en_final.pdf. เรียกข้อมูลเมื่อ March 28, 2015. 
  37. 37.0 37.1 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. 
  38. RSMC — Tropical Cyclones New Delhi (2010). Report on Cyclonic Disturbances over North Indian Ocean during 2009. India Meteorological Department. pp. 2–3. Archived from the original on April 5, 2010. http://www.webcitation.org/5om5T4KLY. เรียกข้อมูลเมื่อ May 24, 2011. 
  39. 39.0 39.1 39.2 39.3 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. 13–14. 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.  อ้างอิงผิดพลาด: ป้ายระบุ <ref> ไม่สมเหตุสมผล มีนิยามชื่อ "SWIO_TCOP" หลายครั้งด้วยเนื้อหาต่างกัน
  40. 40.0 40.1 40.2 40.3 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. 
  41. "Regional Specialized Meteorological Center". Tropical Cyclone Program (TCP). World Meteorological Organization. April 25, 2006. สืบค้นเมื่อ November 5, 2006. 
  42. "Joint Typhoon Warning Center Mission Statement.". Joint Typhoon Warning Center. November 9, 2007. Archived from the original on April 9, 2008. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009. 
  43. "Mission Vision". Philippine Atmospheric, Geophysical and Astronomical Services Administration. February 24, 2008. Archived from the original on February 24, 2009. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009. 
  44. "Canadian Hurricane Center". Canadian Hurricane Center. February 24, 2008. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009. 
  45. 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. 
  46. 46.0 46.1 46.2 46.3 Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory, Hurricane Research Division. "Frequently Asked Questions: When is hurricane season?". National Oceanic and Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ July 25, 2006. 
  47. McAdie, Colin (May 10, 2007). "Tropical Cyclone Climatology". National Hurricane Center. สืบค้นเมื่อ June 9, 2007. 
  48. "Tropical Cyclone Operational Plan for the Southeastern Indian Ocean and the South Pacific Oceans". World Meteorological Organization. March 10, 2009. สืบค้นเมื่อ May 6, 2009. 
  49. 49.0 49.1 49.2 49.3 49.4 49.5 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. 
  50. National Climate Prediction Centre (October 14, 2013). "2013/14 Australian Tropical Cyclone season outlook". Australian Bureau of Meteorology. สืบค้นเมื่อ October 14, 2013. 
  51. RSMC Nadi – Tropical Cyclone Centre (October 18, 2012). "2012/13 Tropical Cyclone Season Outlook in the Regional Specialised Meteorological Centre Nadi – Tropical Cyclone Centre Area of Responsibility". Fiji Meteorological Service. สืบค้นเมื่อ December 5, 2012. 
  52. Ross., Simon (1998). Natural Hazards. (Illustrated ed.). Nelson Thornes. p. 96. ISBN 978-0-7487-3951-6. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009. 
  53. 53.0 53.1 53.2 53.3 53.4 53.5 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. 
  54. Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory, Hurricane Research Division. "Frequently Asked Questions: Why do tropical cyclones require 80 °F (27 °C) ocean temperatures to form?". National Oceanic and Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ July 25, 2006. 
  55. Kikuchi, Kazuyoshi; Wang, Bin; Fudeyasu, Hironori (2009). "Genesis of tropical cyclone Nargis revealed by multiple satellite observations". Geophysical Research Letters 36 (6): L06811. Bibcode:2009GeoRL..3606811K. doi:10.1029/2009GL037296. 
  56. Korek, Fritz (November 21, 2000). "Marine Meteorological Glossary". Marine Knowledge Centre. สืบค้นเมื่อ May 6, 2009. 
  57. "Formation of Tropical Cyclones". Philippine Atmospheric, Geophysical and Astronomical Services Administration. 2008. สืบค้นเมื่อ May 6, 2009. 
  58. DeCaria, Alex (2005). "Lesson 5 – Tropical Cyclones: Climatology.". ESCI 344 – Tropical Meteorology. Millersville University. Archived from the original on May 7, 2008. สืบค้นเมื่อ February 22, 2008. 
  59. 59.0 59.1 doi:10.1175/1520-0493(1995)123<0887:ATSO>2.0.CO;2
    This citation will be automatically completed in the next few minutes. You can jump the queue or expand by hand
  60. 60.0 60.1 Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory, Hurricane Research Division. "Frequently Asked Questions: What is an easterly wave?". National Oceanic and Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ July 25, 2006. 
  61. doi:10.1175/1520-0493(1993)121<1703:ACOIMA>2.0.CO;2
    This citation will be automatically completed in the next few minutes. You can jump the queue or expand by hand
  62. 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. doi:10.1175/JCLI-D-11-00647.1. 
  63. 63.0 63.1 Neumann, Charles J. "Worldwide Tropical Cyclone Tracks 1979–88". Global Guide to Tropical Cyclone Forecasting. Bureau of Meteorology. สืบค้นเมื่อ December 12, 2006. 
  64. Henderson-Sellers (October 8, 2002). "Tropical Cyclones and Global Climate Change: A Post-IPCC Assessment". National Oceanic and Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009. 
  65. "Monthly Global Tropical Cyclone Summary, December 2001". Gary Padgett. Australian Severe Weather Index. สืบค้นเมื่อ May 6, 2009. 
  66. "Annual Tropical Cyclone Report 2004". Joint Typhoon Warning Center. 2006. สืบค้นเมื่อ May 6, 2009. 
  67. 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
  68. 68.0 68.1 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. 
  69. DeCaria, Alex (2005). "Lesson 5 – Tropical Cyclones: Climatology.". ESCI 344 – Tropical Meteorology. Millersville University. Archived from the original on May 7, 2008. สืบค้นเมื่อ February 22, 2008. 
  70. "Fujiwhara effect describes a stormy waltz". USA Today. November 9, 2007. สืบค้นเมื่อ February 21, 2008. 
  71. "Section 2: Tropical Cyclone Motion Terminology". United States Naval Research Laboratory. April 10, 2007. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009. 
  72. Powell, Jeff (May 2007). "Hurricane Ioke: 20–27 August 2006". 2006 Tropical Cyclones Central North Pacific. Central Pacific Hurricane Center. สืบค้นเมื่อ June 9, 2007. 
  73. "Subject : C2) Doesn't the friction over land kill tropical cyclones?". National Hurricane Center. National Oceanic and Atmospheric Administration. February 25, 2008. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009. 
  74. "Tropical Cyclones Affecting Pilbara". Bureau of Meteorology. สืบค้นเมื่อ July 19, 2015. 
  75. 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.
  76. National Hurricane Center (1998). "Hurricane Mitch Tropical Cyclone Report". สืบค้นเมื่อ April 20, 2006. 
  77. Shay, L. K.; Elsberry, R. L.; Black, P. G. (1989). "Vertical Structure of the Ocean Current Response to a Hurricane". Journal of Physical Oceanography 19 (5): 649. doi:10.1175/1520-0485(1989)019<0649:VSOTOC>2.0.CO;2. 
  78. Edwards, Jonathan. "Tropical Cyclone Formation". HurricaneZone.net. Archived from the original on February 21, 2007. สืบค้นเมื่อ November 30, 2006. 
  79. 79.0 79.1 Chang, Chih-Pei (2004). East Asian Monsoon. World Scientific. ISBN 981-238-769-2. OCLC 61353183. 
  80. United States Naval Research Laboratory (September 23, 1999). "Tropical Cyclone Intensity Terminology". Tropical Cyclone Forecasters' Reference Guide. สืบค้นเมื่อ November 30, 2006. 
  81. Rappaport, Edward N. (November 2, 2000). "Preliminary Report: Hurricane Iris: 22–4 August September 1995". National Hurricane Center. สืบค้นเมื่อ November 29, 2006. 
  82. Hamilton, Jon (September 5, 2008). "African Dust Linked To Hurricane Strength". All Things Considered. NPR. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009. 
  83. Roth, David and Cobb, Hugh (2001). "Eighteenth Century Virginia Hurricanes". NOAA. สืบค้นเมื่อ February 24, 2007. 
  84. 84.0 84.1 84.2 Shultz, J. M.; Russell, J.; Espinel, Z. (2005). "Epidemiology of Tropical Cyclones: The Dynamics of Disaster, Disease, and Development". Epidemiologic Reviews 27: 21. doi:10.1093/epirev/mxi011. 
  85. Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory, Hurricane Research Division. "Frequently Asked Questions: Are TC tornadoes weaker than midlatitude tornadoes?". National Oceanic and Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ July 25, 2006. 
  86. Staff Writer (August 30, 2005). "Hurricane Katrina Situation Report #11" (PDF). Office of Electricity Delivery and Energy Reliability (OE) United States Department of Energy. สืบค้นเมื่อ February 24, 2007. 
  87. 87.0 87.1 สาราณุกรมไทยสำหรับเยาวชนฯ. "สถิติพายุหมุนเขตร้อนที่เข้าสู่ประเทศไทย". เว็บไซต์สาราณุกรมไทยสำหรับเยาวชนฯ. สืบค้นเมื่อ 25 ธันวาคม พ.ศ. 2558. 
  88. National Oceanic and Atmospheric Administration. 2005 Tropical Eastern North Pacific Hurricane Outlook.. Retrieved May 2, 2006.
  89. National Weather Service (October 19, 2005). "Tropical Cyclone Introduction". JetStream — An Online School for Weather. National Oceanic & Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ September 7, 2010. 
  90. Emanuel, Kerry (July 2001). "Contribution of tropical cyclones to meridional heat transport by the oceans". Journal of Geophysical Research 106 (D14): 14771–14781. Bibcode:2001JGR...10614771E. doi:10.1029/2000JD900641. 
  91. Christopherson, Robert W. (1992). Geosystems: An Introduction to Physical Geography. New York: Macmillan Publishing Company. pp. 222–224. ISBN 0-02-322443-6. 
  92. Doyle, Thomas (2005). "Wind damage and Salinity Effects of Hurricanes Katrina and Rita on Coastal Baldcypress Forests of Louisiana". สืบค้นเมื่อ February 13, 2014. 
  93. Cappielo, Dina (2005). "Spills from hurricanes stain coast With gallery - Houston Chronicle". Houston Chronicle. สืบค้นเมื่อ February 12, 2014. 
  94. Florida Coastal Monitoring Program. "Project Overview". University of Florida. Archived from the original on May 3, 2006. สืบค้นเมื่อ March 30, 2006. 
  95. "Observations". Central Pacific Hurricane Center. December 9, 2006. สืบค้นเมื่อ May 7, 2009. 
  96. 403rd Wing. "The Hurricane Hunters". 53rd Weather Reconnaissance Squadron. สืบค้นเมื่อ March 30, 2006. 
  97. Lee, Christopher. "Drone, Sensors May Open Path Into Eye of Storm". The Washington Post. สืบค้นเมื่อ February 22, 2008. 
  98. "Influences on Tropical Cyclone Motion". United States Navy. สืบค้นเมื่อ April 10, 2007. 
  99. National Hurricane Center (May 22, 2006). "Annual average model track errors for Atlantic basin tropical cyclones for the period 1994–2005, for a homogeneous selection of "early" models". National Hurricane Center Forecast Verification. National Oceanic and Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ November 30, 2006. 
  100. National Hurricane Center (May 22, 2006). "Annual average official track errors for Atlantic basin tropical cyclones for the period 1989–2005, with least-squares trend lines superimposed". National Hurricane Center Forecast Verification. National Oceanic and Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ November 30, 2006. 
  101. Bouchard, R. H. (April 1990). "A Climatology of Very Intense Typhoons: Or Where Have All the Super Typhoons Gone?" (PPT). Archived from the original on March 16, 2007. สืบค้นเมื่อ December 5, 2006. 
  102. 102.0 102.1 102.2 National Weather Service (September 2006). "Hurricanes ... Unleashing Nature's Fury: A Preparedness Guide" (PDF). National Oceanic and Atmospheric Administration. Archived from the original on February 26, 2008. สืบค้นเมื่อ December 2, 2006. 
  103. Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory, Hurricane Research Division. "Frequently Asked Questions: What are the upcoming tropical cyclone names?". National Oceanic and Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ December 11, 2006. 
  104. "Storm Damage Center". สืบค้นเมื่อ November 6, 2014. 
  105. อ้างอิงผิดพลาด: ป้ายระบุ <ref> ไม่ถูกต้อง ไม่มีการกำหนดข้อความสำหรับอ้างอิงชื่อ AOML_FAQ_E1
  106. National Hurricane Center. Subject: A1) "What is a hurricane, typhoon, or tropical cyclone?" Retrieved on 2008-02-25.
  107. Bureau of Meteorology. "Global Guide to Tropical Cyclone Forecasting". Retrieved on 2008-02-25.
  108. แม่แบบ:Cite techreport
  109. 109.0 109.1 109.2 สำนักงานราชบัณฑิตยสภา (31 กรกฎาคม พ.ศ. 2551). "ไต้ฝุ่น (๓๑ กรกฎาคม ๒๕๕๑)". เว็บไซต์สำนักงานราชบัณฑิตยสภา. สืบค้นเมื่อ 25 ธันวาคม พ.ศ. 2558. 
  110. "Typhoon". The American Heritage Dictionary of the English Language (4th ed.). Dictionary.com. 2004. สืบค้นเมื่อ December 14, 2006. 
  111. "Disaster Controlled Vocabulary (VDC)" (PDF). Centro Regional de Información sobre Desastres. Archived from the original on February 26, 2008. สืบค้นเมื่อ January 24, 2008. 
  112. Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory, Hurricane Research Division. "Frequently Asked Questions: What is the origin of the word "hurricane"?". National Oceanic and Atmospheric Administration. สืบค้นเมื่อ July 25, 2006. 
  113. 113.0 113.1 Read, Kay Almere; Jason González (2000). Handbook of Mesoamerican Mythology. Oxford: ABC-CLIO. p. 200. ISBN 1-85109-340-0. OCLC 43879188. 
  114. 114.0 114.1 114.2 114.3 114.4 114.5 Smith, Ray (1990). "What's in a Name?". Weather and Climate (The Meteorological Society of New Zealand) 10 (1): 24–26. Archived from the original on November 29, 2014. 
  115. 115.0 115.1 115.2 115.3 115.4 Dorst, Neal M (October 23, 2012). "They Called the Wind Mahina: The History of Naming Cyclones" (PPTX). Hurricane Research Division, Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory. National Oceanic and Atmospheric Administration. p. Slides 8–72. 
  116. อ้างอิงผิดพลาด: ป้ายระบุ <ref> ไม่ถูกต้อง ไม่มีการกำหนดข้อความสำหรับอ้างอิงชื่อ NIO_TCOP
  117. Joint Typhoon Warning Center (2006). "3.3 JTWC Forecasting Philosophies". United States Navy. สืบค้นเมื่อ February 11, 2007. 
  118. 118.0 118.1 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. doi:10.1175/1520-0442(2004)017<1419:IOENOE>2.0.CO;2. 
  119. Pacific ENSO Applications Climate Center. "Pacific ENSO Update: 4th Quarter, 2006. Vol. 12 No. 4". สืบค้นเมื่อ March 19, 2008. 
  120. Rappaport, Edward N. (1999). "Atlantic Hurricane Season of 1997". Monthly Weather Review 127 (9): 2012. Bibcode:1999MWRv..127.2012R. doi:10.1175/1520-0493(1999)127<2012:AHSO>2.0.CO;2. 
  121. http://tmd.go.th/met_dict_disp.php?id=391
  122. http://tmd.go.th/met_dict_disp.php?id=421