열대 저기압

시리즈의 일부
열대 저기압
구조. 중심 고밀도 구름 발전 눈
영향들 지역별 경고 및 시계 폭풍 해일 준비 상태 대답
기후학과 추적 분지 기후변화의 영향 RSMC 스케일 관찰 예측 강우량 예보 강우 기후학 분지별 폭풍우
열대성 사이클론 이름 짓기 역사 역사 명칭 목록 사용 중지된 이름 목록:대서양, 태평양 허리케인, 태평양 태풍, 필리핀, 호주, 남태평양
열대성 저기압의 개요 열대성 저기압 포털
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열대 저기압은 저압 중심, 폐쇄된 저준위 대기 순환, 강풍 및 폭우 및/또는 돌풍을 일으키는 뇌우의 나선 배열로 특징지어지는 빠르게 회전하는 폭풍 시스템이다.열대 저기압은 위치와 강도에 따라 허리케인(/hhɪrɪknn, -ke/n/), 태풍(/taˈfufu/n/), 열대성 폭풍, 열대 저기압 또는 단순 사이클론 ^{[citation needed]}등 다양한 이름으로 불린다.허리케인은 대서양이나 북동 태평양에서 발생하는 강한 열대성 사이클론이고, 태풍은 북서 태평양에서 발생한다; 인도양, 남태평양 또는 (희귀한) 남대서양에서는 그에 상응하는 폭풍을 단순히 "열대성 사이클론"이라고 부르고, 인도양에서는 이러한 폭풍을 "세"라고도 부른다.'베레 사이클론 스톰'

"Tropical"은 거의 열대 바다에서만 형성되는 이러한 시스템의 지리적 기원을 나타냅니다."사이클론"은 바람이 북반구에서는 시계 반대 방향으로, 남반구에서는 시계 방향으로 불면서 중심 맑은 눈 주위를 돌며 원을 그리며 움직이는 것을 말한다.순환의 반대 방향은 코리올리 효과 때문이다.열대성 저기압은 일반적으로 비교적 따뜻한 물의 큰 몸 위에서 형성된다.그들은 해양 표면에서 물의 증발을 통해 에너지를 얻고, 습한 공기가 올라가고 포화상태로 냉각될 때 궁극적으로 구름과 비로 응축됩니다.이 에너지원은 주로 수평 온도 대비에 의해 추진되는 노이로스터 및 유럽 폭풍과 같은 중위도 사이클론 폭풍의 에너지원과 다르다.열대성 저기압은 일반적으로 직경이 100에서 2,000km 사이이다.매년 열대성 저기압은 북미, 호주, 인도, 방글라데시를 포함한 세계의 다양한 지역에 영향을 미친다.

열대 저기압의 강한 회전 바람은 공기가 회전축을 향해 안쪽으로 흐를 때 지구의 자전으로 인해 주어지는 각 운동량을 보존한 결과이다.그 결과, 적도에서 5° 이내에서는 거의 형성되지 않습니다.남대서양에서는 열대성 사이클론이 매우 드물다(가끔 발생하긴 하지만). 이는 지속적으로 강한 바람 전단(wind shear)과 약한 열대간 수렴대(intertropical convergence zone) 때문이다.반대로, 아프리카 동쪽 제트와 대기 불안정 지역은 대서양과 카리브해에서 사이클론을 발생시키고, 호주 근처의 사이클론은 아시아 몬순과 서태평양 온수지에서 발생하였다.

이러한 폭풍의 주요 에너지원은 따뜻한 바닷물입니다.따라서 이러한 폭풍은 일반적으로 물 위나 가까이 있을 때 가장 강하며 육지에서는 매우 빠르게 약해집니다.이로 인해 연안 지역은 내륙 지역에 비해 열대성 저기압에 특히 취약하다.해안 피해는 강풍과 비, 높은 파도(바람으로 인한), 폭풍 해일(바람과 심각한 압력 변화로 인한), 산란 토네이도의 가능성에 의해 발생할 수 있다.열대성 저기압은 넓은 지역에서 공기를 끌어들여 그 공기의 수분 함유량(물로부터 증발한 수분)을 훨씬 작은 지역의 강수량으로 집중시킨다.비 온 후에 습기를 머금은 공기가 보충되면 해안선에서 최대 40km(25mi)까지 수시간 또는 수일간 엄청난 폭우가 내릴 수 있으며, 이는 지역 대기가 한 번에 유지하는 물의 양을 훨씬 초과합니다.이로 인해 하천 범람, 육로 범람 및 넓은 지역에 걸친 국지적 물 제어 구조물의 일반적인 압도로 이어질 수 있다.비록 열대성 사이클론이 인구에 미치는 영향이 파괴적일 수 있지만, 이러한 주장은 논란의 여지가 있지만, 열대성 사이클론은 가뭄 상태를 완화시키는 역할을 할 수 있다.그들은 또한 열과 에너지를 열대지방에서 멀리 가져가 온대위도로 운반하는데, 이것은 지구 기후를 조절하는 데 중요한 역할을 한다.

배경

열대 저기압은 전 ^[1][2]세계 열대 또는 아열대 해역의 온열 코어, 비전방 시놉틱 스케일 저기압 시스템을 총칭하는 용어이다.이 시스템은 일반적으로 깊은 대기 대류 및 ^[1]지표면의 닫힌 바람 순환에 의해 둘러싸인 명확한 중심을 가지고 있다.

역사적으로 열대성 사이클론은 수천 년 동안 전 세계에서 발생했으며, 기록된 가장 초기의 열대성 사이클론 중 하나는 기원전 ^[3]4000년경에 서호주에서 발생한 것으로 추정됩니다.하지만, 20세기 동안 위성 사진을 이용할 수 있게 되기 전에, 이러한 시스템들 중 많은 것들이 ^[4]육지나 배가 우연히 그것을 마주치지 않는 한 감지되지 않았다.

오늘날, 매년 평균 80에서 90개의 명명된 열대성 사이클론이 전 세계에서 형성되는데, 그 중 절반 이상이 65kn 이상의 ^[4]허리케인 강풍을 일으킨다.일반적으로 열대 저기압은 35kn(65km/h; 40mph)을 초과하는 평균 표면 바람이 ^[4]관측되면 형성된 것으로 간주된다.이 단계에서는 열대 저기압은 자생적으로 발생하며 환경의 ^[4]도움 없이 계속 강해질 수 있다고 가정한다.

2021년 네이처 지오사이언스에 실린 연구 리뷰 기사에 따르면 해들리 ^[5]순환의 기후 온난화에 대응하여 열대성 사이클론의 지리적 범위가 극지방으로 확대될 것이라고 결론지었다.

분류 및 명명

명명 및 강도 분류

전 세계적으로 열대성 사이클론은 위치(열대성 사이클론 분지), 시스템 구조 및 강도에 따라 다양한 방식으로 분류된다.예를 들어 북대서양과 동태평양 분지에서는 풍속이 65kn(120km/h; 75mph) 이상인 열대성 사이클론을 허리케인이라고 하며, 서태평양이나 ^[6][7][8]북인도양에서는 태풍 또는 심각한 사이클론 폭풍이라고 부른다.남반구 내에서는 남대서양, 남서 인도양, 호주 지역 또는 ^[9][10]남태평양에 위치하는 것에 따라 허리케인, 열대 저기압 또는 심각한 열대 저기압으로 불린다.

명명

열대성 저기압을 식별하기 위해 이름을 사용하는 관행은 수년 전으로 거슬러 올라가며, 공식적으로 이름을 ^[11][12]짓기 전에 그들이 치는 장소나 물건의 이름을 따서 이름이 붙여졌다.현재 사용되는 시스템은 일반인이 ^[11][12]쉽게 이해하고 인식할 수 있는 간단한 형태로 혹독한 기상 시스템을 긍정적으로 식별한다.기상 시스템에 개인 이름을 처음 사용한 공적은 일반적으로 1887년과 ^[11][12]1907년 사이에 시스템을 명명했던 퀸즐랜드 정부 기상학자 클레멘트 워게에게 돌아간다.기상 시스템을 명명하는 이 시스템은 후에 Wragge가 은퇴한 후 몇 년 동안 사용되지 않게 되었고, ^[11][12]서태평양을 위해 제2차 세계 대전 후반에 부활했습니다.이후 북대서양과 남대서양, 동부, 중부, 서부, 남태평양 분지와 호주 지역 및 ^[12]인도양에 대한 정식 명칭 체계가 도입되었다.

현재 열대성 저기압은 12개의 기상 서비스 중 하나에 의해 공식적으로 명명되었으며 예보, 시계 및 ^[11]경고에 관한 기상 캐스터와 일반 대중 간의 의사소통을 용이하게 하기 위해 평생 그 이름을 유지한다.이 시스템은 일주일 이상 지속될 수 있고 동시에 같은 분지에서 여러 번 발생할 수 있기 때문에 어떤 폭풍이 설명되고 ^[11]있는지에 대한 혼동을 줄일 수 있을 것으로 생각됩니다.이름은 발생 ^[6][8][9]지역에 따라 1분, 3분 또는 10분 지속 풍속이 65km/h(40mph) 이상인 사전 결정된 목록에서 순서대로 지정된다.그러나 기준은 분지마다 다르며, 일부 열대 저기압은 서태평양에서 명명된 반면 열대 저기압은 남반구 내에서 ^[9][10]명명되기 전에 중심 주변에서 상당한 양의 강풍이 발생해야 한다.북대서양, 태평양 및 호주 지역에 있는 중요한 열대성 저기압의 이름은 명명 목록에서 삭제되고 다른 ^[6][7][10]이름으로 대체됩니다.전 세계에서 발달하는 열대성 저기압은 이들을 ^[10][13]감시하는 경고 센터에 의해 두 자리 숫자와 접미사 문자로 구성된 식별 코드가 할당된다.

강렬함

이 섹션은 확장해야 합니다.여기에 추가하시면 도움이 됩니다. (2021년 4월)

기록된 가장 강력한 폭풍은 1979년 북서 태평양에서 발생한 태풍 팁으로, 최저 기압 870hPa(26inHg), 최대 지속 풍속 165kn(85m/s; 306km/h; 190mph)^[14]에 도달했다.2015년 허리케인 패트리샤에서 기록된 최대 지속 풍속은 185kn(95m/s; 343km/h; 213mph)으로 서반구에서 기록된 ^[15]사이클론 중 가장 강력했다.

강도에 영향을 미치는 요인

열대성 저기압이 형성되고 강화되기 위해서는 따뜻한 해수면 온도가 필요하다.일반적으로 허용되는 최소 온도 범위는 26–27°C(79–81°F)이지만, 여러 연구에서 최소 25.5°C(77.9°^[16][17]F)의 낮은 온도를 제안했다.해수면 온도가 높을수록 강도 상승 속도가 빨라지고 때로는 급격한 ^[18]강도 상승도 일어난다.열대성 사이클론 열 잠재력이라고도 알려진 높은 해양 열 함량은 폭풍을 더 높은 ^[19]강도로 만들 수 있습니다.급격한 강도를 경험하는 대부분의 열대성 저기압은 낮은 ^[20]값이 아니라 높은 해양 열 함량을 가진 지역을 가로지르고 있다.높은 해양 열 함량 값은 열대 저기압의 통과로 인한 해양 냉각을 상쇄하는 데 도움이 될 수 있으며, 이러한 냉각이 ^[21]폭풍에 미치는 영향을 제한할 수 있다.더 빠르게 움직이는 시스템은 낮은 해양 열 함량 값으로 더 높은 강도로 강화될 수 있습니다.느리게 움직이는 시스템은 동일한 ^[20]강도를 달성하기 위해 더 높은 해양 열 함량 값을 요구합니다.

열대 저기압의 해양 통과는 바다의 상층부를 실질적으로 냉각시키는 과정으로,^[22] 상승으로 알려져 있으며, 이는 이후의 사이클론 발달에 부정적인 영향을 미칠 수 있다.이러한 냉각은 주로 바닷속 깊은 곳의 찬물과 따뜻한 지표수가 바람에 의해 혼합되면서 발생합니다.이 효과는 부정적인 피드백 프로세스를 초래하여 추가적인 개발을 저해하거나 약화를 초래할 수 있습니다.추가 냉각은 떨어지는 빗방울로 인해 차가운 물의 형태로 이루어질 수 있습니다(이것은 대기가 더 높은 고도에서 더 차가워지기 때문입니다).구름 덮개는 또한 폭풍 통과 전후의 직사광선으로부터 해면을 보호함으로써 바다를 냉각시키는 역할을 할 수 있다.이 모든 효과가 합쳐져 불과 며칠 ^[23]만에 넓은 지역에 걸쳐 해수면 온도가 극적으로 떨어질 수 있다.반대로, 바다의 혼합은 지구 ^[24]기후에 잠재적인 영향을 미치면서 더 깊은 물에 열을 주입하는 결과를 초래할 수 있다.

수직 윈드 시어는 시스템의 ^[25]중심에서 습기와 열을 이동시킴으로써 열대 저기압의 강도에 부정적인 영향을 미친다.낮은 수준의 수직 윈드시어가 강화에 가장 적합한 반면, 강한 윈드시어는 ^[26][27]약화를 유도한다.열대 저기압의 핵에 유입되는 건조한 공기는 대기 대류를 감소시키고 폭풍 구조에 ^[28][29][30]비대칭을 초래함으로써 발전 및 강도에 부정적인 영향을 미친다.대칭적이고 강한 유출은 국지적 ^[31][32][33]윈드시어를 완화함으로써 다른 시스템에서 관측된 것보다 더 빠른 강도 상승률로 이어진다.유출의 약화는 열대성 ^[34]사이클론 내의 레인밴드의 약화와 관련이 있다.

열대성 저기압의 크기는 열대성 저기압이 얼마나 빨리 강해지는지에 영향을 미친다.작은 열대성 저기압은 큰 ^[35]열대성 저기압보다 빠르게 강해지는 경향이 있다.두 열대 저기압 사이의 상호작용을 수반하는 후지와라 효과는 시스템의 대류 구성을 줄이고 수평 윈드시어를 ^[36]발생시킴으로써 약화되고 궁극적으로 두 열대 저기압 중 약한 쪽의 소멸을 초래할 수 있다.브라운오션 효과는 포화 ^[37]토양에서 잠열을 방출하여 많은 양의 비가 내린 경우, 상륙 후 열대 저기압의 강도를 유지하거나 증가시킬 수 있다.지형적 리프트는 열대 저기압의 눈이 산 위로 이동할 때 대류의 강도를 크게 증가시켜,^[38] 사이클론을 억제하고 있던 경계층을 파괴할 수 있다.

형성

열대성 사이클론은 여름에 발달하는 경향이 있지만, 거의 매달 대부분의 열대성 사이클론 분지에서 발견되고 있다.ENSO와 매든-줄리안 진동과 같은 기후 주기는 열대 저기압의 ^[39][40]발생 시기와 빈도를 조절한다.적도 양쪽에 있는 열대성 저기압은 일반적으로 북동쪽이나 ^[41]남동쪽에서 바람이 부는 열대간 수렴대에서 유래한다.이 저기압의 넓은 영역 내에서, 공기는 따뜻한 열대 바다 위에서 가열되고 분리된 구획으로 상승하며, 이는 천둥 같은 ^[41]소나기를 형성하게 됩니다.이 소나기들은 매우 빠르게 소멸되지만, 큰 ^[41]뇌우 군집으로 뭉칠 수 있습니다.이것은 따뜻하고 습하며 빠르게 상승하는 공기의 흐름을 만들고,^[41] 지구의 자전과 상호작용하면서 순환적으로 회전하기 시작합니다.

이러한 뇌우 더 발전할 몇가지 요인에 27°C의 해수면 온도가(81°F)과 낮은 수직풍 시어는 대류권, 충분한 코리올리의 힘은 저압 센터를 개발하고, pre-exi의 중간 수준으로 낮은의 system,[41][42]이 대기의 불안정, 높은 습도 환경이 요구된다.lo 쏘W 레벨의 포커스 또는 ^[42]장애.열대 저기압의 강도는 ^[43]그 경로를 따라 물의 온도와 강하게 관련되어 있다.열대성 폭풍의 강도를 가진 열대성 사이클론은 전 세계적으로 연평균 86개의 열대성 사이클론이 형성된다.그 중 47개는 119km/h(74mph) 이상의 강도에 도달하고, 20개는 강한 열대성 사이클론이 된다(사피르-심슨 ^[44]척도로는 최소한 범주 3).

강화

때로는 열대성 사이클론의 최대 지속 바람이 24시간 ^[45]이내에 30 kn(56 km/h; 35 mph) 이상 증가하는 기간인 급속강화(rapid instruction)로 알려진 과정을 거칠 수 있다.마찬가지로 열대성 저기압의 급속한 심화는 24시간 이내에 시간당 1.75hPa(0.052inHg) 또는 42hPa(1.2inHg)의 최소 해수면 압력 감소로 정의된다. 폭발적 심화는 최소 12시간 동안 표면 압력이 시간당 2.5hPa(0.074inHg) 감소할 때 발생한다.s.^[46] 급속한 강화가 일어나려면 몇 가지 조건이 충족되어야 한다.수온은 매우 높아야 하며(30°C(86°F)에 가깝거나 그 이상) 수온은 파도가 표면까지 차오르는 일이 없도록 충분히 깊어야 한다.한편, 열대성 사이클론 열 잠재력은 사이클론 강도에 영향을 미치는 비-지하 해양학 매개변수 중 하나이다.윈드시어는 반드시 낮아야 한다. 윈드시어가 높으면 사이클론 내의 대류와 순환이 중단된다.일반적으로 폭풍 위 대류권 상층의 고기압도 존재해야 한다. 극도로 낮은 표면 압력이 발달하려면 폭풍의 안벽에서 공기가 매우 빠르게 상승해야 하며, 상층 고기압은 사이클론으로부터 공기를 효율적으로 ^[47]내보내는 데 도움이 된다.그러나 허리케인 엡실론과 같은 일부 사이클론은 상대적으로 좋지 ^[48][49]않은 조건에도 불구하고 빠르게 강해졌다.

소산

열대성 저기압은 열대성 특성을 약화시키거나 소멸시키거나 잃을 수 있는 여러 가지 방법이 있다.여기에는 상륙, 차가운 물 위로 이동, 건조한 공기와 마주치거나 다른 기상 시스템과의 상호작용이 포함된다. 그러나 시스템이 열대 특성을 소멸하거나 상실하면 환경 조건이 ^[50][51]좋아지면 그 잔존물이 열대 사이클론을 재생시킬 수 있다.

열대 저기압은 26.5°C(79.7°F)보다 훨씬 차가운 물 위를 이동할 때 소멸될 수 있다.이는 중심 부근에 뇌우를 동반한 따뜻한 중심핵과 같은 열대성 폭풍을 없애기 때문에 저기압의 잔존 지역이 된다.잔여 시스템은 정체성을 잃기 전에 며칠 동안 지속될 수 있습니다.이 소멸 메커니즘은 북태평양 동부에서 가장 흔합니다.폭풍우가 대류 및 열 엔진이 중심에서 멀어지게 하는 수직 윈드시어를 경험하는 경우에도 약화 또는 소멸이 발생할 수 있다. 이는 일반적으로 열대 ^[52]저기압의 개발을 중단한다.또한, 인근 전방 영역과 병합하여 서풍의 주요 띠와의 상호작용으로 열대 저기압이 온대 저기압으로 진화할 수 있다.이 이행에는 1~^[53]3일이 소요될 수 있습니다.

열대성 사이클론이 상륙하거나 섬 위를 지나가면, 특히 산악 ^[54]지형을 만나면 순환이 중단되기 시작할 수 있다.시스템이 넓은 육지에 상륙하면 따뜻하고 습한 해양 공기의 공급이 차단되고 건조한 대륙 ^[54]공기로 유입되기 시작합니다.이는 육지 지역의 마찰 증가와 함께 열대 저기압의 ^[54]약화 및 소멸로 이어진다.산악지대에서는 시스템이 빠르게 약해질 수 있지만, 평지에서는 순환이 중단되어 ^[54]소멸될 때까지 2~3일 정도 지속될 수 있습니다.

수년간 열대성 ^[55]저기압을 인위적으로 수정하기 위해 고려된 많은 기술들이 있다.이러한 기술에는 핵무기 사용, 빙산으로 바다를 식히는 것, 거대한 팬으로 육지에서 폭풍을 불어내는 것, 그리고 선별된 폭풍에 드라이아이스나 ^[55]요오드화은을 뿌리는 것이 포함되어 있다.그러나 이러한 기법은 열대성 ^[55]사이클론의 지속 시간, 강도, 전력 또는 크기를 인식하지 못한다.

강도 평가 방법

열대 저기압의 강도를 평가하기 위해 지표면, 위성, 항공을 포함한 다양한 방법이나 기술을 사용한다.정찰기는 시스템의 ^[4]바람과 압력을 확인하는 데 사용할 수 있는 정보를 수집하기 위해 특수 기구를 갖춘 열대성 사이클론 주위를 날아다닌다.열대성 저기압은 다양한 높이에서 다른 속도의 바람을 가지고 있다.비행 수준에서 기록된 바람은 ^[56]지표면의 풍속을 구하기 위해 변환될 수 있다.선박 보고서, 육상 관측소, 중간자, 해안 관측소, 부표와 같은 지표 관측은 열대 저기압의 강도나 ^[4]진행 방향에 대한 정보를 제공할 수 있다.풍압관계(WPR)는 풍속에 기초한 폭풍의 압력을 결정하는 방법으로 사용된다.WPR을 ^[57][58]계산하기 위해 몇 가지 다른 방법과 방정식이 제안되었습니다.열대성 사이클론 기관은 각각 자체 고정 WPR을 사용하므로 동일한 시스템에 ^[58]대한 추정치를 발행하는 기관 간에 부정확성이 발생할 수 있다.ASCAT는 MetOp 위성이 열대 저기압의 ^[4]풍장 벡터를 매핑하는 데 사용하는 산란계이다.SMAP는 L-밴드 방사선계 채널을 사용하여 해수면에서 열대성 사이클론의 풍속을 결정하며, 산란계 기반 및 기타 방사선계 기반 ^[59]계측기와 달리 고강도 및 폭우 조건에서 신뢰할 수 있는 것으로 나타났다.

드보락 기법은 열대 저기압의 분류와 강도 결정에 큰 역할을 한다.경고 센터에서 사용되는 이 방법은 1970년대에 Vernon Dvorak에 의해 개발되었으며 열대 저기압 강도 평가에 가시 및 적외선 위성 이미지를 모두 사용한다.드보락 기법은 "T-numbers" 척도를 사용하며, T1.0에서 T8.0까지 from 단위로 스케일링한다.각 T번호에는 강도가 할당되어 있으며 T번호가 클수록 시스템이 강함을 나타냅니다.열대성 사이클론은 T-값을 결정하고 ^[60]폭풍의 강도를 평가하기 위해 곡선 밴딩 특성, 전단, 중심 밀도 구름 및 눈을 포함한 패턴 배열에 따라 기상 캐스터에 의해 평가된다.기상 위성 연구 협력 기관은 고급 드보락 기술(ADT)과 SATCON과 같은 자동화된 위성 방법을 개발하고 개선하기 위해 일한다.많은 예측 센터에서 사용되는 ADT는 적외선 정지 위성 이미지와 드보락 기술에 기초한 알고리즘을 사용하여 열대 저기압의 강도를 평가한다.ADT는 강도 제약 규칙에 대한 변경과 적외선 영상에 ^[61]눈이 나타나기 전에 강도가 안정되는 것을 방지하는 내부 구조를 기반으로 하는 마이크로파 이미지의 사용을 포함하여 기존의 드보락 기술과 많은 차이점을 가지고 있다.SATCON은 다양한 위성 기반 시스템과 마이크로파 사운더의 추정을 각 개별 추정치의 강점과 결점을 고려하여 드보락 기법보다 신뢰할 ^[62][63]수 있는 열대 저기압 강도의 합의 추정을 도출한다.

강도 측정 기준

누적 사이클론 에너지(ACE), 허리케인 서지 지수, 허리케인 심각도 지수, 전력 소산 지수(PDI), 통합 운동 에너지(IKE)를 포함한 여러 강도 메트릭이 사용된다.ACE는 시스템이 수명 동안 소비한 총 에너지의 메트릭입니다.ACE는 시스템이 열대 폭풍 강도 이상이고 열대 ^[64]또는 아열대인 한 6시간마다 사이클론의 지속 풍속 제곱을 합산하여 계산한다.PDI의 계산은 본질적으로 ACE와 유사하지만, 풍속이 ^[65]제곱이 아니라 제곱이라는 점이 가장 큰 차이입니다.허리케인 서지 지수는 폭풍 해일로 인한 잠재적 피해의 지표이다.폭풍 풍속과 기후학적 값(74mph)의 배당을 제곱한 다음, 그 양에 허리케인-힘 바람의 반지름과 기후학적 값(96.6km(60.0mi))의 배당을 곱하여 계산한다.이는 다음과 같이 방정식 형식으로 나타낼 수 있습니다.
$\displaystyle \leftfrac {v}{33m/s}\right)^{2}\times \leftfrac {r}{96.6km}\right},$
여기서 v는 폭풍의 풍속이고 r은 허리케인-강풍 ^[66]반지름입니다.허리케인 심각도 지수는 시스템에 최대 50점을 할당할 수 있는 척도이다. 최대 25점은 강도에서 나오는 반면, 나머지 25점은 폭풍의 바람장 ^[67]크기에서 오는 것이다.IKE 모델은 바람, 파도, 해일을 통해 열대 저기압의 파괴력을 측정합니다.계산은 다음과 같습니다.

$\displaystyle \int _{Vol}{\frac {1}{2}}pu^{2}d_{v},}$
여기서 p는 공기의 밀도, u는 지속적인 표면 풍속 값, d는_v 부피 ^[67][68]요소입니다.

구조.

눈과 중심

성숙한 열대성 저기압의 중심에서 공기는 상승하지 않고 가라앉는다.충분히 강한 폭풍우의 경우, 공기가 구름 형성을 억제할 수 있을 정도로 깊은 층 위로 가라앉아 맑은 "눈"을 만들 수 있습니다.눈 속의 날씨는 보통 평온하고 대류 구름이 없지만, 바다는 매우 ^[69]격렬할 수 있다.눈은 일반적으로 원형이며 지름이 30-65km(19-40mi)이지만, 3km(1.9mi)에서 370km(230mi)만큼 큰 눈이 ^[70][71]관찰되었다.

흐린 눈의 바깥쪽 가장자리는 "눈벽"이라고 불립니다.안벽은 일반적으로 높이와 함께 바깥쪽으로 확장되어 아레나 축구 경기장과 유사하다. 이러한 현상을 "스타디움 효과"^[71]라고 부르기도 한다.안벽은 가장 빠른 풍속이 발견되고, 공기가 가장 빠르게 상승하며, 구름이 가장 높은 고도에 도달하고, 강수량이 가장 많은 곳이다.가장 큰 바람 피해는 열대성 사이클론의 안벽이 ^[69]육지를 통과할 때 발생한다.

약한 폭풍의 경우, ^[72]눈은 열대 저기압의 중심 부근에 강한 뇌우 활동이 집중된 영역과 연관된 상부 레벨의 권상층 구름에 의해 가려질 수 있다.

안벽은 시간이 지남에 따라 특히 강한 열대성 저기압에서 안벽 교체 주기의 형태로 변할 수 있습니다.외부 비대는 천천히 안쪽으로 이동하는 뇌우의 외부 고리 모양으로 형성될 수 있는데, 이것은 일차 안벽의 습기와 각운동량을 빼앗는 것으로 여겨진다.1차 안벽이 약해지면 열대성 저기압은 일시적으로 약해진다.외측 안벽은 결국 주기가 끝날 때 1차 안벽을 대체하며, 이때 폭풍이 원래 ^[73]강도로 되돌아갈 수 있습니다.

크기

스톰 크기를 측정하기 위해 일반적으로 사용되는 다양한 메트릭이 있습니다.가장 일반적인 메트릭에는 최대 바람의 반지름, 34-노트(17m/s; 63km/h; 39mph) 바람의 반지름(즉, 강풍력), 최외측 폐쇄형 이소바(ROCI)의 반지름 및 소멸 ^[74][75]바람의 반지름이 포함된다.추가 지표는 사이클론의 상대 소용돌이장이 1×^[71]10초로⁻⁵⁻¹ 감소하는 반지름이다.

열대성 사이클론의 크기 설명
ROCI(직경)	유형
위도 2도 미만	초소형/소형
위도 2~3도	작은.
위도 3~6도	중간/평균/보통
위도 6~8도	큰.
위도 8도 이상	매우[76] 크다

지구에서 열대성 사이클론은 소멸되는 바람의 반경으로 측정하면 100-2,000km(62-1243mi)의 광범위한 크기에 걸쳐 있다.이들은 평균적으로 북서 태평양 유역에서 가장 크고 북동 태평양 ^[77]유역에서 가장 작습니다.가장 바깥쪽 폐쇄된 이소바의 반경이 위도 2도(222km(138mi) 미만인 경우 사이클론은 "매우 작음" 또는 "미드겟"이다.위도 3~6도(333–670km(207–416mi)의 반지름은 "평균 크기"로 간주된다."매우 큰" 열대성 저기압의 반경은 8도 이상이다.^[76]관측 결과에 따르면 크기는 폭풍 강도(즉, 최대 풍속), 최대 바람 반지름, 위도 및 최대 잠재 ^[75][77]강도와 같은 변수와 약하게 상관된다.태풍 팁은 직경 2,170 km (1,350 mi)의 열대성 폭풍우를 동반한 역사상 가장 큰 사이클론이다.기록된 가장 작은 폭풍은 직경 ^[78]37km(23mi)의 열대성 폭풍 마르코(2008)이다.

움직임.

열대 저기압(즉, "트랙")의 이동은 일반적으로 배경 환경 바람에 의한 "스티어링"과 "베타 드리프트"^[79]라는 두 가지 용어의 합으로 근사된다.1994년 ^[80][81]북반구 열대성 사이클론 중 가장 긴 궤적인 13,280 km (8,250 mi)를 이동한 기록상 가장 긴 열대성 사이클론인 허리케인 존과 같은 일부 열대성 사이클론은 먼 거리를 이동할 수 있다.

환경 스티어링

환경 스티어링은 열대성 ^[82]사이클론의 움직임에 주된 영향을 미칩니다.이는 "하천을 따라 나르는 나뭇잎"^[83]과 유사하게, 우세한 바람과 다른 더 넓은 환경 조건에 의한 폭풍의 움직임을 나타냅니다.

물리적으로 열대 사이클론 근처의 바람 또는 흐름장은 폭풍 자체와 관련된 흐름과 환경의 ^[82]대규모 백그라운드 흐름의 두 부분으로 처리될 수 있다.열대성 저기압은 환경의 ^[84]대규모 백그라운드 흐름 내에서 현탁된 국소적 소용돌이 최대치로 취급할 수 있다.이와 같이 열대성 사이클론 운동은 국지적인 ^[85]환경 흐름에 의한 폭풍의 이류로 1차적으로 표현될 수 있다.이러한 환경 흐름을 "스티어링 흐름"이라고 하며 열대 저기압 운동에 ^[82]대한 주요 영향이다.조향 흐름의 강도와 방향은 사이클론 근처에서 수평으로 부는 바람의 수직적 통합으로 근사할 수 있으며, 바람이 발생하는 고도에 따라 가중치가 부여된다.바람은 높이에 따라 달라질 수 있기 때문에 조향 흐름을 정확하게 결정하는 것은 어려울 수 있습니다.

배경 바람이 열대 사이클론의 움직임과 가장 관련이 있는 압력 고도를 "조향 수준"^[84]이라고 한다.더 강한 열대 저기압의 움직임은 더 낮은 대류권의 좁은 범위에서 평균된 배경 흐름과 더 많은 상관관계가 있는 약한 열대 저기압에 비해 대류권의 ^[86]더 두꺼운 부분에 평균된 배경 흐름과 더 관련이 있다.윈드 시어와 잠열 방출이 있을 때 열대성 사이클론은 잠재적 소용돌이성이 가장 ^[87]빠르게 증가하는 지역으로 이동하는 경향이 있다.

기후학적으로 열대성 저기압은 주로 아열대 ^[83]해역의 적도 쪽에서 부는 동서 무역풍에 의해 서쪽으로 이동한다.열대 북대서양과 북동 태평양에서 무역풍은 열대성 동파를 아프리카 해안에서 서쪽으로 카리브해, 북미, 그리고 궁극적으로 ^[88]파도가 가라앉기 전에 중앙 태평양으로 향하게 합니다.이 파도는 이 ^[89]지역 내의 많은 열대성 저기압의 전조이다.이와는 대조적으로, 양쪽 반구의 인도양과 서태평양에서는 열대성 사이클로제네이션은 열대성 동파의 영향을 덜 받고, 열대간 수렴대와 몬순 ^[90]기압골의 계절적 이동에 의해 영향을 더 많이 받는다.중위도 기압골과 넓은 몬순 회전과 같은 다른 기상 시스템도 조향 ^[86][91]흐름을 변경함으로써 열대 저기압의 움직임에 영향을 미칠 수 있다.

베타 드리프트

환경 조향과 더불어 열대 저기압은 "베타 드리프트"^[92]라고 알려진 운동인 극과 서쪽으로 표류하는 경향이 있습니다.이러한 움직임은 열대 저기압과 같은 소용돌이가 구면이나 베타 ^[93]평면과 같이 위도에 따라 변화하는 환경에 중첩되기 때문입니다.베타 드리프트와 관련된 열대 저기압 운동 성분의 크기는 1-3m/s(3.6-10.8km/h; 2.2-6.7mph) 사이이며, 더 강한 열대 저기압과 더 높은 위도에서 더 큰 경향이 있다.그것은 폭풍의 사이클론 흐름과 ^[94][92]그 환경 사이의 피드백의 결과로 폭풍 자체에 의해 간접적으로 유도된다.

물리적으로 폭풍의 사이클론 순환은 중심에서 동쪽으로, 중심에서 서쪽으로 적도 방향으로 환경 공기를 유입시킨다.공기는 각운동량을 보존해야 하기 때문에, 이 흐름 구성은 폭풍 중심에서 적도 방향으로 서쪽으로, 그리고 폭풍 중심에서 극 방향으로 동쪽으로 고기압 회전을 유도합니다.이 회오리들의 결합된 흐름은 폭풍을 천천히 극과 서쪽으로 이류시키는 역할을 한다.이 효과는 환경 흐름이 ^[95][96]0인 경우에도 발생합니다.베타 드리프트가 각운동량에 직접적으로 의존하기 때문에, 열대 저기압의 크기는 베타 드리프트의 움직임에 영향을 미칠 수 있다. 베타 드리프트는 작은 열대 ^[97][98]저기압보다 큰 열대 저기압의 움직임에 더 큰 영향을 미친다.

다중 스톰 상호작용

비교적 드물게 발생하는 운동의 세 번째 요소는 여러 열대 저기압의 상호작용을 수반한다.두 개의 사이클론이 서로 접근하면, 그 중심은 두 시스템 사이의 한 지점을 중심으로 사이클론 궤도를 돌기 시작할 것이다.이격 거리와 강도에 따라 두 소용돌이는 단순히 서로 궤도를 돌거나 중심점으로 소용돌이쳐 합쳐질 수 있습니다.두 소용돌이의 크기가 동일하지 않을 경우, 큰 소용돌이가 상호작용을 지배하고 작은 소용돌이가 그 주위를 공전하는 경향이 있습니다.이 현상은 ^[99]후지와라 사쿠헤이의 이름을 따서 후지와라 효과라고 불립니다.

중위도 편서풍과의 상호작용

열대 저기압은 일반적으로 열대지방에서 동쪽에서 서쪽으로 이동하지만, 그 궤도는 아열대 능선 축의 서쪽으로 이동할 때 극과 동쪽으로 이동하거나 제트 기류나 온대 저기압과 같은 중위도 흐름과 상호작용할 때 이동할 수 있다."반복"이라고 불리는 이 움직임은 제트 기류가 일반적으로 극방향 구성 요소를 가지며 온대성 사이클론이 일반적인 ^[100]주요 해양 분지의 서쪽 가장자리 근처에서 흔히 발생한다.열대성 사이클론 재발의 예로는 2006년 ^[101]태풍 이오케가 있다.

형성지역 및 경고센터

열대성 사이클론 분지와 공식 경보 센터
분지	경고 센터	담당 분야	메모들
북반구
북대서양	미국 국립 허리케인 센터	적도 북쪽, 아프리카 연안 – 140°W	[6]
동태평양	미국 중부 태평양 허리케인 센터	적도 북쪽, 140~180°W	[6]
서태평양	기상청	적도 – 60°N, 180~100°E	[7]
북한 인도양	인도 기상청	적도 북쪽으로, 100–40°E	[8]
남반구
서남부 인도양	메테오-프랑스 재결합	적도 – 40°S, 아프리카 연안 – 90°E	[9]
오스트레일리아 지역	인도네시아 기상·기후· 지구물리학청(BMKG)	적도 – 10°S, 90~141°E	[10]
	파푸아뉴기니 국립 기상국