การกำเนิดพายุหมุนเขตร้อน

การกำเนิดพายุหมุนเขตร้อน คือการพัฒนาและทวีกำลังแรงขึ้นของพายุหมุนเขตร้อนในบรรยากาศ^[1] โดยกลไกที่เกิดขึ้นของการกำเนิดพายุหมุนเขตร้อน มีความแตกต่างกับกลไกการเกิดของการกำเนิดพายุหมุนละติจูดกลาง โดยการกำเนิดพายุหมุนเขตร้อนจะเกี่ยวข้องกับแกนอบอุ่น เนื่องจากการพาความร้อนอย่างมีนัยสำคัญในสภาวะแวดล้อมที่เหมาะสม^[2] ซึ่งต้องการความต้องการหลักหกประการ ได้แก่ อุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลที่อบอุ่นพอ ความไม่แน่นอนในชั้นบรรยากาศ ความชื้นสูงในโทรโพสเฟียร์ระดับต่ำถึงกลาง มีแรงคอริโอลิสอย่างเพียงพอในการพัฒนาของศูนย์กลางความกดอากาศต่ำ พื้นที่ระดับต่ำหรือหย่อมความกดอากาศต่ำที่มีอยู่เดิม และลมเฉือนแนวตั้งระดับต่ำ^[3]

เส้นทางเดินพายุหมุนเขตร้อนทั่วโลก ระหว่างปี พ.ศ. 2528 ถึง 2547 แสดงให้เห็นถึงบริเวณต่าง ๆ ที่พายุหมุนเขตร้อนมักพัฒนาขึ้น

พายุหมุนเขตร้อนมีแนวโน้มที่จะพัฒนาในช่วงฤดูร้อน แต่ก็ยังได้รับการตั้งข้อสังเกตกับแอ่งที่มีพายุเกิดมากที่สุด ซึ่งมีแนวโน้มในทุกเดือน วัฎจักรภูมิอากาศ อย่างเช่น ความผันแปรของระบบอากาศในซีกโลกใต้-เอลนีโญ (ENSO) และ ความผันแปรของแมดเดน-จูเลียน สามารถปรับระยะเวลาและความถี่ในการพัฒนาของพายุหมุนเขตร้อนได้^[4][5] ข้อจำกัดความรุนแรงของพายุหมุนเขตร้อน เกี่ยวข้องอย่างยิ่งกับอุณหภูมิของน้ำในระหว่างทางที่พายุเคลื่อนผ่าน^[6] โดยเฉลี่ยทั่วโลก มีพายุหมุนเขตร้อนในระดับพายุโซนร้อน 86 ลูกทุกปี ในจำนวนนั้นทวีกำลังเป็นพายุไต้ฝุ่น/พายุเฮอร์ริเคน 47 ลูก และ 20 ลูกเป็นพายุหมุนเขตร้อนที่มีความรุนแรง (อย่างน้อยมีความรุนแรงระดับ 3 ตามมาตราเฮอร์ริเคนแซฟเฟอร์–ซิมป์สัน)^[7]

ความต้องการสำหรับการก่อตัวของพายุหมุนเขตร้อน

เส้นไอโซเทิร์มแสดงความลึกของอุณหภูมิ 26 °ซ ในวันที่ 1 ตุลาคม พ.ศ. 2549

มีความต้องการหลักหกประการ ได้แก่ อุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลที่อบอุ่นพอ ความไม่แน่นอนในชั้นบรรยากาศ ความชื้นสูงในโทรโพสเฟียร์ระดับต่ำถึงกลาง มีแรงคอริโอลิสอย่างเพียงพอในการพัฒนาของศูนย์กลางความกดอากาศต่ำ พื้นที่ระดับต่ำหรือหย่อมความกดอากาศต่ำที่มีอยู่เดิม และลมเฉือนแนวตั้งระดับต่ำ^[3] แม้เงื่อนไขเหล่านี้เป็นสิ่งจำเป็นสำหรับการก่อตัวของพายุหมุนเขตร้อน พวกมันก็ไม่ได้รับประกันว่าจะมีพายุหมุนเขตร้อนก่อตัวขึ้นเสมอไป^[3]

น้ำอุ่น การไร้เสถียรภาพ และความชื้นที่ความสูงระดับกลาง

บทความหลัก: อัตราการลดลงของอุณหภูมิ

กระแสลมสินค้าภายในมหาสมุทรแอตแลนติก—พื้นที่ที่ลมเคลื่อนเข้าบรรจบกันอย่างช้า ๆ ตามแนวทางเดียวกับการพัดของลม—สร้างความไร้เสถียรภาพในบรรยากาศที่อาจนำไปสู่การก่อตัวของพายุเฮอร์ริเคน

โดยปกติ น้ำทะเลที่อุณหภูมิ 26.5 °ซ (79.7 °ฟ) ที่ทอดตัวตลอดแนวและมีความลึกอย่างน้อย 50 เมตร ถือว่าเป็นขั้นต่ำของการบำรุงรักษาเมโซไซโคลน (ระบบอากาศแบบหมุนวน) แบบพิเศษ นั้นคือพายุหมุนเขตร้อน^[3] น้ำอุ่นเหล่านี้มีความจำเป็นในการใช้บำรุงรักษาแกนอบอุ่นในฐานะเชื้อเพลิงของระบบ ซึ่งอุณหภูมินี้ดีกว่า 16.1 °ซ (60.9 °ฟ) ที่เป็นอุณหภูมิเฉลี่ยของพื้นผิวมหาสมุทรทั่วโลก^[8] อย่างไรก็ตาม ความต้องการเหล่านี้เป็นเพียงพื้นฐานทั่วไป เพราะถือว่าสภาพแวดล้อมโดยรอบบริเวณเป็นตัวเสนอโดยเฉลี่ย^{[ต้องการอ้างอิง]}

พายุหมุนเขตร้อนรู้จักจัดรูปแบบแม้ในสภาวะปกติที่ไม่อาจพบได้ ตัวอย่าง อากาศที่มีอุณหภูมิเย็นที่ระดับความสูงที่สูงขึ้น (เช่น ณ ระดับความสูง 500 hPa หรือ 5.9 กม.) สามารถก่อให้เกิดการกำเนิดพายุหมุนเขตร้อนที่อุณหภูมิน้ำทะเลต่ำกว่า ในขณะที่อัตราการลดลงของอุณหภูมิแน่นอน เป็นสิ่งจำเป็นที่จะทำให้ชั้นบรรยากาศเกิดความไม่เสถียรอย่างเพียงพอสำหรับการพาความร้อน ในชั้นบรรยากาศที่ชื้น อัตราการลดลงของอุณหภูมิคือ 6.5 °ซ/กม. ขณะที่ในชั้นบรรยากาศมีความชื้นสัมพัทธ์ต่ำกว่า 100% ความต้องการอัตราการลดลงของอุณหภูมิคือ 9.8 °ซ/กม.^[9]

ที่ระดับความสูง 500 hPa อุณหภูมิเฉลี่ยในชั้นบรรยากาศภายในเขตร้อนคือ −7°ซ (18°ฟ) แต่อากาศในเขตร้อนโดยปกติมักจะแห้งที่ระดับความสูงนี้ ทำให้อากาศปกติเป็นอุณหภูมิกระเปาะเปียก หรือเย็นจนมันชื้น เพื่อเป็นอุณหภูมิที่ดีขึ้นนั้นสามารถรองรับการพาความร้อนได้ อุณหภูมิกระเปาะเปียกที่ความสูง 500 hPa ในเขตร้อนคือ 26.5°ซ และอุณหภูมินี้ต้องการการเพิ่มขึ้นหรือลงลงตามส่วน 1°ซ ในอุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเล สำหรับ 1°ซ การเปลี่ยนแปลงที่ 500 hPa ภายใต้ไซโคลนอันหนาวเย็น อุณหภูมิที่ 500 hPa สามารถลดลงต่ำสุดไปได้ที่ −30°ซ ซึ่งสามารถชักนำการพาความร้อน แม้อยู่ในบรรยากาศที่แห้งแล้งที่สุด นอกจากนี้ยังอธิบายว่าทำไมความขื้นในระดับกลางของโทรโพสเฟียร์ ประมาณ 500 hPa นั้นเป็นความจำเป็นปกติสำหรับการพัฒนาพายุหมุน อย่างไรก็ตาม เมื่อพบอากาศแห้งที่ความสูงเดียวกัน อุณหภูมิที่ระดับ 500 hPa นั้นต้องการที่จะเย็นลงเป็นบรรยากาศที่แห้ง เพื่อให้เกิดอัตราการลดลงของอุณหภูมิ (Lapse rate) ขนาดใหญ่สำหรับความไม่แน่นอนกว่าบรรยากาศที่ชื้น^[10][11] ที่ความสูงใกล้กับโทรโพพอส ค่าอุณหภูมิโดยเฉลี่ย 30 ปี (ในการตรวจวัดในช่วงที่ครอบคลุมตั้งแต่ปี 2504 ถึง 2533) คือ −77°ซ (−132°ฟ)^[12] ตัวอย่างของพายุหมุนเขตร้อนในปัจจุบันที่รักษาตัวมันเองไว้บนน้ำที่เย็นได้คือ พายุเฮอร์ริเคนเอ็ปไซลอน ในฤดูพายุเฮอร์ริเคนแอตแลนติก พ.ศ. 2549^[13]

บทบาทของความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น (MPI)

เคอร์รี เอมานูเอล ศาสตราจารย์ด้านอุตุนิยมวิทยาชาวอเมริกัน ได้สร้างแบบจำลองทางคณิตศาสตร์ขึ้นเมื่อราวปี 2531 ในการคำนวณขีดจำกัดสูงสุดของความรุนแรงพายุหมุนเขตร้อน โดยตั้งอยู่บนอุณหภูมิพื้นผิวน้ำทะเลและโครงร่างเกี่ยวกับบรรยากาศ จากการดำเนินแบบจำลองโลกล่าสุด แบบจำลองของเอมานูเอลนี้เรียกว่า ความรุนแรงสูงสุดที่อาจจะเกิดขึ้น (Maximum potential intensity) หรือ MPI ซึ่งแผนที่ที่ถูกสร้างขึ้นจากสมการนั้น แสดงภูมิภาคที่พายุโซนร้อนและพายุหมุนเขตร้อนมีความเป็นไปได้ว่าจะก่อตัวขึ้น ขึ้นอยู่กับอุณหพลศาสตร์ของบรรยากาศในเวลาของการดำเนินแบบจำลองล่าสุด (เช่น 0000 หรือ 1200 UTC) โดยไม่ได้คำนึงถึงลมเฉือนแนวตั้ง^[14]

ผังแสดงของกระแสบริเวณรอบหย่อมความกดอากาศต่ำ (ในภาพคือพายุเฮอร์ริเคนอิซาเบล) ในซีกโลกเหนือ โดยแรงความดันลาดชันถูกแทนด้วยลูกศรสีน้ำเงิน ความเร่งของคอริออลิส (ตั้งฉากกับความเร็วเสมอ) แสดงด้วยลูกศรสีแดง

แรงคอริออลิส

บทความหลัก: แรงคอริออลิส

ระยะห่างน้อยที่สุด 500 กิโลเมตร (310 ไมล์) จากเส้นศูนย์สูตรนั้นเป็นปกติสำหรับความต้องการในการกำเนิดพายุหมุนเขตร้อน^[3] แรงคอริออลิสบอกให้รู้การหมุนบนกระแสอากาศ และเกิดเป็นลมเพื่อไหลไปทางความกดอากาศต่ำที่ถูกสร้างขึ้นโดยความหย่อมความกดอากาศต่ำที่มีอยู่ก่อน (Pre-existing disturbance) ในพื้นที่ขนาดเล็กมากหรือไม่มีแรงคอริออลิสอยู่ (เช่น ใกล้กับเส้นศูนย์สูตร) เฉพาะแรงบรรยากาศนัยสำคัญเท่านั้นที่สามารถเล่นกับแรงความดันลาดชัน (Pressure gradient force) ได้ (ความกดอากาศที่ต่างกันนั้นเป็นสาเหตุให้ลมพัดจากความกดอากาศสูงไปหาต่ำ^[15]) และแรงเสียดทานขนาดเล็ก ทั้งสองนี้อย่างใดอย่างหนึ่งจะไม่เป็นสาเหตุให้เกิดการหมุนในขนาดใหญ่สำหรับการก่อตัวของพายุหมุนเขตร้อน การดำรงอยู่ของแรงคอริออลิสอย่างมีนัยสำคัญจะเปิดทางให้เกิดการก่อตัวลมหมุนวนเพื่อให้บรรลุผลความสมดุลลมแนวลาด^[16] ความสมดุลเงื่อนไขนี้พบได้ในพายุหมุนเขตร้อนที่เจริญเต็มที่ นั่นจะช่วยความร้อนแฝงจำเพาะมุ่งไปใกล้กับแกนของพายุ นี่เป็นผลในบำรุงรักษาหรือการเพิ่มความรุนแรงของลมหมุนวน ถ้าปัจจัยในการก่อตัวอื่น ๆ นั้นว่าง^[17]

ลมเฉือนแนวตั้งกำลังอ่อน

บทความหลัก: ลมเฉือน

ลมเฉือนแนวตั้งที่มีความเร็วน้อยกว่า 10 ม./ว. (20 นอต) ระหว่างพื้นผิวกับโทรโพพอสนั้นเหมาะกับการก่อตัวของพายุหมุนเขตร้อน^[3] โดยลมเฉือนแนวตั้งที่มีกำลังอ่อนนี้จะทำให้พายุเติบโตได้อย่างรวดเร็วในแนวตั้งในอากาศ ซึ่งจะช่วยให้พายุก่อตัวและแข็งแรงขึ้น ถ้าลมเฉือนแนวตั้งมีกำลังแรงเกินไป พายุจะไม่สามารถโตขึ้นได้อย่างเต็มศักยภาพและพลังงานของมันจะเริ่มแผ่ขยายออกไป จนพื้นที่นั้นกว้างเกินกว่าที่พายุจะมีกำลังมากขึ้นได้^[18] ลมเฉือนสามารถ "พัด" ให้พายุหมุนเขตร้อนแยกออกจากกันได้^[19] เนื่องจากมันจะไปแทนที่แกนอบอุ่นระดับกลางจากการหมุนเวียนที่พื้นผิว และหยุดระดับกลางของโทรโพพอสซึ่งจะหยุดการพัฒนาของพายุ ในระบบขนาดเล็กกว่า การพัฒนาของการพาความร้อนซับซ้อนเมโซสเกล (Mesoscale convective complex) นัยสำคัญในสิ่งแวดล้อมที่ขาด สามารถส่งขอบเขตการไหลออกขนาดใหญ่พอออกไปเพื่อทำลายพื้นผิวของพายุหมุนได้ โดยลมเฉือนกำลังปานกลางนั้นสามารถนำไปสู่การพัฒนาทั้งขั้นต้นของการพาความร้อนซับซ้อน และความกดอากาศต่ำพื้นผิวคล้ายกับมิดละติจูดได้ แต่มันต้องลดความตึงลงเพื่อเปิดทางให้การกำเนิดพายุหมุนเขตร้อนนั้นดำเนินต่อ^[20]

ปฏิกิริยาร่องความกดอากาศต่ำที่เป็นประโยชน์

แรงเฉือนของลมเฉือนแนวตั้งที่อยู่ในระดับจำกัด อาจส่งผลดีต่อการก่อตัวของพายุหมุนเขตร้อนได้ เมื่อร่องความกดอากาศต่ำชั้นบนหรือหย่อมความกดอากาศชั้นบนที่มีขนาดใกล้เคียงกับหย่อมความกดอากาศต่ำกำลังแรง ซึ่งระบบจะสามารถถูกคัดท้าย (steered) โดยระบบที่อยู่ในชั้นบนให้เข้าสู่พื้นที่ที่มีการลู่ออกขึ้นสู่ด้านบนที่ดีกว่าได้ ซึ่งสามารถทำให้เกิดการพัฒนาขึ้นของพายุต่อไป โดยลมหมุนชั้นบนที่มีกำลังอ่อนจะเป็นผลที่ดีในปฏิกิริยาที่เป็นประโยชน์นี้ ทั้งนี้มีหลักฐานว่าพายุหมุนเขตร้อนที่ถูกกระทำโดยลมเฉือนกำลังอ่อนในตอนแรก จะพัฒนาได้รวดเร็วกว่าพายุหมุนเขตร้อนที่ไม่ถูกพัดเฉือน แม้ว่าการนั้นจะนำมาซึ่งความรุนแรงสูงสุดโดยความเร็วลมสูงสุดที่อ่อนกว่า และความกดอากาศต่ำที่สุดที่สูงกว่าก็ตาม^[21] กระบวนการเช่นนี้ยังเป็นที่รู้จักในชื่อ การบารอคลินิกอินิชิเอชัน (baroclinic initiation) ของพายุหมุนเขตร้อนอีกด้วย โดยเป็นการเคลื่อนอย่างช้า ๆ (trailing) ของลมหมุนชั้นบนและร่องความกดอากาศต่ำชั้นบน ซึ่งสามารถทำให้เกิดช่องกระแสอากาศไหลออกเพิ่มเติมได้ และช่วยให้เกิดกระบวนการการทวีกำลังแรงขึ้น การพัฒนาของหย่อมความกดอากาศต่ำนี้ สามารถช่วยสร้างหรือทำให้ร่องหรือหย่อมความกดอากาศต่ำชั้นบนลึกขึ้นได้ เนื่องจากกระแสอากาศไหลออกที่ออกมาจากการพัฒนาของตัวหย่อมความกดอากาศต่ำหรือพายุหมุนเขตร้อนเอง^[22][23]

มีหลายกรณีที่ร่องความกดอากาศต่ำละติจูดกลางขนาดใหญ่ สามารถช่วยในการก่อตัวของพายุหมุนเขตร้อนได้ เมื่อกระแสลมกรดชั้นบนผ่านไปทางด้านตะวันตกเฉียงเหนือของการพัฒนาของระบบ ซึ่งจะช่วยให้เกิดการลู่ออกขึ้นสู่ด้านบน และการไหลเข้าที่พื้นผิวเพื่อหมุนพายุหมุนเขตร้อน ปฏิสัมพันธ์ประเภทนี้มักเกี่ยวข้องกับความกดอากาศต่ำที่มีอยู่แล้วในกระบวนการเลี้ยวกลับ (recurvature)^[24]

เวลาในการก่อตัว

ค่าสูงที่สุดของกิจกรรมทั่วโลก

ในทั่วโลก กิจกรรมพายุหมุนเขตร้อนจะถึงค่าสูงสุดในช่วงฤดูร้อน เมื่ออุณหภูมิของน้ำทะเลอุ่นที่สุดในแต่ละแอ่ง อย่างไรก็ตาม แต่ละแอ่งจะมีรูปแบบฤดูกาลเป็นของตัวเอง ในระดับโลก เดือนพฤษภาคมเป็นเดือนที่มีกิจกรรมน้อยที่สุด ขณะที่เดือนกันยายนจะเป็นช่วงที่มีกิจกรรมมากที่สุด^[25]

ในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ ฤดูพายุเฮอร์ริเคนจะปรากฏขึ้นอย่างชัดเจนตั้งแต่วันที่ 1 มิถุนายน ถึง 30 พฤศจิกายน โดยมีช่วงที่มีกิจกรรมมากสุดในปลายเดือนสิงหาคมถึงเดือนตุลาคม^[26] ค่าสูงสุดทางสถิติของฤดูพายุเฮอร์ริเคนแอตแลนติกอยู่ในวันที่ 10 กันยายน^[25] ส่วนในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออกเฉียงเหนือ มีกรอบเวลาของกิจกรรมที่กว้างกว่า แต่ก็อยู่ในช่วงเวลาอันใกล้เคียงกับมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ^[25] ส่วนในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกสามารถเห็นพายุหมุนเขตร้อนได้ตลอดทั้งปี มีค่ากิจกรรมน้อยที่สุดในเดือนกุมภาพันธ์ และค่ามากสุดในเดือนกันยายน^[25] ส่วนในแอ่งมหาสมุทรอินเดียเหนือ โดยทั่วไปแล้วจะมีพายุได้ในช่วงเดือนเมษายนถึงธันวาคม โดยมีค่ามากสุดในเดือนพฤษภาคมและพฤศจิกายน^[25]

ในซีกโลกใต้ กิจกรรมพายุหมุนเขตร้อนโดยทั่วไปจะเริ่มขึ้นในเดือนพฤศจิกายน และจะจบลงในวันที่ 30 เมษายน กิจกรรมของซีกโลกใต้จะมากที่สุดในช่วงกลางเดือนกุมภาพันธ์ถึงต้นเดือนมีนาคม^[25] กิจกรรมของพายุหมุนเขตร้อนในซีกโลกใต้จะอยู่บริเวณตั้งแต่แนวชายฝั่งทวีปแอฟริกาตอนใต้ไปทางตะวันออก จนถึงทวีปอเมริกาใต้ แต่พายุหมุนเขตร้อนเป็นเหตุการณ์ที่หาพบได้ยากในมหาสมุทรแปซิฟิกใต้ และในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออกเฉียงใต้ไกล^[27]

ค่าเฉลี่ยและความยาวฤดูกาล
แอ่ง	เริ่มฤดู	สิ้นสุดฤดู	จำนวนพายุหมุนเขตร้อน	อ้างอิง
แอตแลนติกเหนือ	1 มิถุนายน	30 พฤศจิกายน	14.4	[28]
แปซิฟิกตะวันออก	15 พฤษภาคม	30 พฤศจิกายน	16.6	[28]
แปซิฟิกตะวันตก	1 มกราคม	31 ธันวาคม	26.0	[28]
มหาสมุทรอินเดียเหนือ	1 มกราคม	31 ธันวาคม	12	[29]
มหาสมุทรอินเดียตะวันตกเฉียงใต้	1 กรกฎาคม	30 มิถุนายน	9.3	[28][30]
ภูมิภาคออสเตรเลีย	1 พฤศจิกายน	30 เมษายน	11.0	[31]
แปซิฟิกใต้	1 พฤศจิกายน	30 เมษายน	7.1	[32]
ทั่วโลก			96.4

ดูเพิ่ม

• การพยากรณ์พายุหมุนเขตร้อน
• คลื่นรอสบี
• พายุหมุนเขตร้อน
• คลื่นอากาศในเขตร้อน
• ร่องมรสุม

อ้างอิง

1. ภูมิอากาศวิทยาและอุตุนิยมวิทยาอาร์กติก (Arctic Climatology and Meteorology). "ความหมายของการกำเนิดพายุหมุน". ศูนย์ข้อมูลหิมะและน้ำแข็งแห่งชาติ. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิมเมื่อ 2006-08-30. สืบค้นเมื่อ 20 ตุลาคม ค.ศ. 2006. {{cite web}}: ตรวจสอบค่าวันที่ใน: |accessdate= (help)
2. โกลเดนเบิร์ก, สตัน (13 สิงหาคม ค.ศ. 2004). "พายุหมุนนอกเขตร้อนคืออะไร (What is an extra-tropical cyclone?)". คำถามที่พบบ่อย: พายุเฮอร์ริเคน, พายุไต้ฝุ่น และพายุไซโคลน. ห้องปฏิบัติการด้านอุตุนิยมวิทยาและสมุทรศาสตร์แอตแลนติก, แผนกงานวิจัยพายุเฮอร์ริเคน. สืบค้นเมื่อ 30 สิงหาคม ค.ศ. 2008. {{cite web}}: ตรวจสอบค่าวันที่ใน: |accessdate= และ |date= (help)
3. แลนด์ซี, คริส. "พายุหมุนเขตร้อนก่อตัวอย่างไร (How do tropical cyclones form?)". คำถามที่พบบ่อย: พายุเฮอร์ริเคน, พายุไต้ฝุ่น และพายุไซโคลน. ห้องปฏิบัติการด้านอุตุนิยมวิทยาและสมุทรศาสตร์แอตแลนติก. สืบค้นเมื่อ 25 กรกฎาคม ค.ศ. 2006. {{cite web}}: ตรวจสอบค่าวันที่ใน: |accessdate= (help)
4. แลนด์ซี, คริสโตเฟอร. "เอกสารการแปรปรวนในสภาพภูมิอากาศของพายุหมุนเขตร้อน (AOML Climate Variability of Tropical Cyclones paper)". ห้องปฏิบัติการด้านอุตุนิยมวิทยาและสมุทรศาสตร์แอตแลนติก. สืบค้นเมื่อ 23 กันยายน ค.ศ. 2010. {{cite web}}: ตรวจสอบค่าวันที่ใน: |accessdate= (help)
5. "ความแปรผันของแมดเดน-จูเลียน". UAE. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิมเมื่อ 2012-03-09. สืบค้นเมื่อ 23 กันยายน ค.ศ. 2010. {{cite web}}: ตรวจสอบค่าวันที่ใน: |accessdate= (help)
6. เบิร์ก, รอบบี. "พายุหมุนเขตร้อนที่รุนแรงในความสัมพันธ์กับเอสเอสทีและการแปรปรวนของความชื้น:" (PDF). RSMAS (มหาวิทยาลัยไมอามี. สืบค้นเมื่อ 23 กันยายน ค.ศ. 2010. {{cite web}}: ตรวจสอบค่าวันที่ใน: |accessdate= (help)
7. คริส แลนด์ซี (4 มกราคม ค.ศ. 2000). "ตารางการแปรปรวนสภาพภูมิอากาศ — พายุหมุนเขตร้อน". ห้องปฏิบัติการด้านอุตุนิยมวิทยาและสมุทรศาสตร์แอตแลนติก, สำนักงานบริหารมหาสมุทรและบรรยากาศแห่งชาติ. สืบค้นเมื่อ 19 ตุลาคม ค.ศ. 2006. {{cite web}}: ตรวจสอบค่าวันที่ใน: |accessdate= และ |date= (help)
8. แมตต์ เมนน์ (15 มีนาคม ค.ศ. 2000). "อุณหภูมิพื้นผิวทะเลและเฉลี่ยบนแผ่นดินในระยะยาว (Global Long-term Mean Land and Sea Surface Temperatures)". ศูนย์ข้อมูลภูมิอากาศแห่งชาติ. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิมเมื่อ 2002-12-19. สืบค้นเมื่อ 19 ตุลาคม ค.ศ. 2006. {{cite web}}: ตรวจสอบค่าวันที่ใน: |accessdate= และ |date= (help)
9. Kushnir, Yochanan. "The Climate System". EESC. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิมเมื่อ 2020-05-20. สืบค้นเมื่อ 24 กันยายน ค.ศ. 2010. {{cite web}}: ตรวจสอบค่าวันที่ใน: |accessdate= (help)
10. John M. Wallace & Peter V. Hobbs (1977). Atmospheric Science: An Introductory Survey. Academic Press, Inc. pp. 76–77.
11. Chris Landsea (2000). "Climate Variability of Tropical Cyclones: Past, Present and Future". Storms. Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory. pp. 220–41. สืบค้นเมื่อ October 19, 2006.
12. Dian J. Gaffen-Seidel, Rebecca J. Ross and James K. Angell (November 2000). "Climatological characteristics of the tropical tropopause as revealed by radiosondes". National Oceanic and Atmospheric Administration Air Resources Laboratory. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิมเมื่อ May 8, 2006. สืบค้นเมื่อ October 19, 2006.
13. Lixion Avila (December 3, 2005). "Hurricane Epsilon Discussion Eighteen". National Hurricane Center. สืบค้นเมื่อ December 14, 2010.
14. Kerry A. Emanuel (1998). "Maximum Intensity Estimation". Massachusetts Institute of Technology. สืบค้นเมื่อ October 20, 2006.
15. Department of Atmospheric Sciences (October 4, 1999). "Pressure Gradient Force". University of Illinois at Urbana-Champaign. สืบค้นเมื่อ October 20, 2006.
16. G.P. King (November 18, 2004). "Vortex Flows and Gradient Wind Balance" (PDF). University of Warwick. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิม (PDF)เมื่อ 2007-11-29. สืบค้นเมื่อ October 20, 2006.
17. Kepert, Jeffrey D. (2010). "Tropical Cyclone Structure and Dynamics". ใน Johnny C.L. Chan, Jeffrey D Kepert (บ.ก.). Global Perspectives on Tropical Cyclones: From Science to Mitigation (PDF). Singapore: World Scientific. ISBN 978-981-4293-47-1. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิม (PDF)เมื่อ 2011-06-29. สืบค้นเมื่อ February 2, 2011.
18. "Hurricanes: a tropical cyclone with winds > 64 knots". University of Illinois. 2006. สืบค้นเมื่อ 24 March 2014.
19. Department of Atmospheric Sciences (DAS) (1996). "Hurricanes". University of Illinois at Urbana-Champaign. สืบค้นเมื่อ August 9, 2008.
20. University of Illinois (October 4, 1999). Hurricanes. Retrieved 2008-08-17.
21. M. E. Nicholls & R. A. Pielke (เมษายน 1995). "A Numerical Investigation of the Effect of Vertical Wind Shear on Tropical Cyclone Intensification" (PDF). 21st Conference on Hurricanes and Tropical Meteorology of the American Meteorological Society. Colorado State University. pp. 339–41. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิม (PDF)เมื่อ กันยายน 9, 2006. สืบค้นเมื่อ ตุลาคม 20, 2006.
22. Clark Evans (January 5, 2006). "Favorable trough interactions on tropical cyclones". Flhurricane.com. สืบค้นเมื่อ October 20, 2006.
23. Deborah Hanley; John Molinari & Daniel Keyser (October 2001). "A Composite Study of the Interactions between Tropical Cyclones and Upper-Tropospheric Troughs". Monthly Weather Review. 129 (10): 2570–84. Bibcode:2001MWRv..129.2570H. doi:10.1175/1520-0493(2001)129<2570:ACSOTI>2.0.CO;2. ISSN 1520-0493.
24. Eric Rappin & Michael C. Morgan. "The Tropical Cyclone — Jet Interaction" (PDF). University of Wisconsin, Madison. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิม (PDF)เมื่อ กันยายน 7, 2006. สืบค้นเมื่อ ตุลาคม 20, 2006.
25. Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory, Hurricane Research Division. "Frequently Asked Questions: When is hurricane season?". National Oceanic and Atmospheric Administration. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิมเมื่อ May 5, 2009. สืบค้นเมื่อ July 25, 2006.
26. Kaye, Ken (September 9, 2010). "Peak of hurricane season". Sun Sentinel. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิมเมื่อ 2012-05-10. สืบค้นเมื่อ 23 September 2010.
27. Chris Landsea (July 13, 2005). "FAQ: Why doesn't the South Atlantic Ocean experience tropical cyclones?". NOAA. สืบค้นเมื่อ May 14, 2009.
28. 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.
29. http://www.rsmcnewdelhi.imd.gov.in/images/pdf/publications/annual-rsmc-report/rsmc-2018.pdf
30. RA I Tropical Cyclone Committee (November 9, 2012). Tropical Cyclone Operational Plan for the South-West Indian Ocean: 2012 (PDF) (Report No. TCP-12). World Meteorological Organization. pp. 11–14. เก็บ (PDF)จากแหล่งเดิมเมื่อ March 29, 2015. สืบค้นเมื่อ March 29, 2015.
31. "Australian Tropical Cyclone Outlook for 2019 to 2020". Australian Bureau of Meteorology. 11 October 2019. เก็บจากแหล่งเดิมเมื่อ 14 October 2019. สืบค้นเมื่อ 14 October 2019.
32. 2019–20 Tropical Cyclone Season Outlook [in the] Regional Specialised Meteorological Centre Nadi – Tropical Cyclone Centre (RSMC Nadi – TCC) Area of Responsibility (AOR) (PDF) (Report). Fiji Meteorological Service. October 11, 2019. เก็บ (PDF)จากแหล่งเดิมเมื่อ October 11, 2019. สืบค้นเมื่อ October 11, 2019.