vínculo=https://en.wikipedia.org/wiki/File:Global_tropical_cyclone_tracks-edit2.jpg|derecha|miniaturadeimagen|350x350px|Trayectorias mundiales de ciclones tropicales entre 1985 y 2005, indicando las zonas donde suelen desarrollarse los ciclones tropicales. La ciclogénesis tropical es el desarrollo e intensificación de un ciclón tropical en la atmósfera. Los mecanismos a través de los cuales se produce la ciclogénesis tropical son claramente diferentes de aquellos a través de los cuales se produce la ciclogénesis templada. La ciclogénesis tropical implica el desarrollo de un ciclón de núcleo cálido, debido a una convección significativa en un entorno atmosférico favorable.
Los ciclones tropicales tienden a desarrollarse durante el verano, pero se han observado en casi todos los meses en la mayoría de las cuencas. Ciclos climáticos como el El Niño-Oscilación del Sur (ENOS) y la oscilación de Madden y Julian modulan el calendario y la frecuencia de desarrollo de los ciclones tropicales. La intensidad máxima potencial es un límite de la intensidad de los ciclones tropicales que está fuertemente relacionado con las temperaturas del agua a lo largo de su trayectoria.
Cada año se forman en el mundo una media de 86 ciclones tropicales con intensidad de tormenta tropical. De ellos, 47 alcanzan una fuerza superior a 119 km/h y 20 se convierten en ciclones tropicales intensos (al menos de categoría 3 en la escala Saffir-Simpson).
Condiciones para la formación de ciclones tropicales vínculo=https://en.wikipedia.org/wiki/File:Depth26Cisotherm.png|miniaturadeimagen|350x350px|Profundidad de la isoterma de 26 °C el 1 de octubre de 2006. Hay seis condiciones fundamentales para la ciclogénesis tropical: temperaturas de la superficie del mar suficientemente cálidas (al menos 26,5 °C), inestabilidad atmosférica, alta humedad en los niveles bajos y medios de la troposfera, un nivel suficiente efecto Coriolis para sostener un centro de baja presión, un foco o perturbación preexistente en niveles bajos y cizalladura vertical baja del viento. Aunque estas condiciones son necesarias para la formación de ciclones tropicales, no garantizan que se forme un ciclón tropical.
Aguas cálidas, inestabilidad y humedad en niveles medios vínculo=https://en.wikipedia.org/wiki/File:Atlantic_hurricane_graphic.png|miniaturadeimagen|300x300px|Las olas de los vientos alisios en el océano Atlántico (zonas de vientos convergentes que se mueven lentamente siguiendo la misma trayectoria que el viento dominante) crean inestabilidades en la atmósfera que pueden dar lugar a la formación de huracanes. Normalmente, se considera que una temperatura oceánica de 26,5 °C a lo largo de al menos 50 metros de profundidad es la mínima para mantener un ciclón tropical. Estas aguas cálidas son necesarias para mantener el núcleo cálido que alimenta los sistemas tropicales. Este valor es muy superior a 16,1 °C, la temperatura media global de la superficie de los océanos.
Se sabe que los ciclones tropicales se forman incluso cuando no se dan las condiciones normales. Así, temperaturas del aire más frías a mayor altitud (por ejemplo, en el nivel de 500 hPa, o 5,9 km) pueden dar lugar a ciclogénesis tropicales con temperaturas del agua más bajas, ya que se requiere una determinada tasa de caída para forzar a la atmósfera a ser lo suficientemente inestable para la convección. En una atmósfera húmeda, esta tasa de caída es de 6,5 °C/km, mientras que en una atmósfera con menos del 100% de humedad relativa, la tasa de caída requerida es de 9,8 °C/km.
En el nivel de 500 hPa, la temperatura media del aire en los trópicos es de -7 °C, pero el aire en los trópicos suele estar seco a este nivel, lo que permite que el aire se enfríe a medida que se humedece, hasta alcanzar una temperatura más favorable que permita la convección. Se requiere una temperatura húmeda a 500 hPa en una atmósfera tropical de -13,2 °C para iniciar la convección si la temperatura del agua es de 26,5 °C y este requerimiento de temperatura aumenta o disminuye proporcionalmente en 1 °C en la temperatura de la superficie del mar por cada cambio de 1 °C a 500 hPa.
En un ciclón frío, las temperaturas a 500 hPa pueden descender hasta -30 °C, lo que puede iniciar la convección incluso en las atmósferas más secas. Esto también explica por qué la humedad en los niveles medios de la troposfera, aproximadamente en el nivel de 500 hPa, suele ser necesaria para su desarrollo. Sin embargo, cuando el aire seco se encuentra a la misma altura, las temperaturas a 500 hPa tienen que ser aún más frías, ya que las atmósferas secas requieren una mayor tasa de caída para generar inestabilidad que las atmósferas húmedas. A altitudes cercanas a la tropopausa, la temperatura media de 30 años (medida en el periodo que abarca de 1961 a 1990) fue de -77 °C. Un ejemplo reciente de ciclón tropical que se mantuvo sobre aguas más frías fue psilon de la temporada de huracanes del Atlántico de 2005.
Papel de la Intensidad Potencial Máxima (IPM) Kerry Emanuel creó hacia 1988 un modelo matemático para calcular el límite superior de intensidad de los ciclones tropicales a partir de la temperatura de la superficie del mar y los perfiles atmosféricos de las últimas ejecuciones de modelos globales. El modelo de Emanuel se denomina intensidad máxima potencial (IPM). Los mapas creados a partir de esta ecuación muestran las regiones en las que es posible la formación de tormentas tropicales y huracanes, basándose en la termodinámica de la atmósfera en el momento de la última ejecución del modelo. Esto no tiene en cuenta la cizalladura vertical del viento. vínculo=https://en.wikipedia.org/wiki/File:Hurricane_isabel_and_coriolis_force.jpg|miniaturadeimagen|300x300px|Representación esquemática del flujo alrededor de una zona de baja presión (en este caso, el huracán Isabel) en el hemisferio norte. La fuerza del gradiente de presión está representada por flechas azules, la aceleración de Coriolis (siempre perpendicular a la velocidad) por flechas rojas.
Efecto Coriolis
Generalmente se necesita una distancia mínima de 500 km del ecuador (unos 4,5 grados desde el ecuador) para que se produzca una ciclogénesis tropical. El efecto Coriolis aporta rotación al flujo y surge cuando los vientos empiezan a fluir hacia la presión más baja creada por la perturbación preexistente. En zonas donde el efecto Coriolis muy leve o inexistente (por ejemplo, cerca del Ecuador), las únicas fuerzas atmosféricas significativas en juego son la fuerza del gradiente de presión (la diferencia de presión que hace que los vientos soplen de alta a baja presión) y una fuerza de fricción menor; estas dos por sí solas no causarían la rotación a gran escala necesaria para la ciclogénesis tropical. La presencia significativa de efecto Coriolis permite que el vórtice en desarrollo alcance el equilibrio de gradiente de viento, una condición de equilibrio que se encuentra en los ciclones tropicales más desarrollados y que permite que el calor latente se concentre cerca del núcleo de la tormenta; esto da como resultado el mantenimiento o la intensificación del vórtice si otros factores de desarrollo son neutros.
Perturbación a bajo nivel Ya sea una depresión en la Zona de Convergencia Intertropical (ZCI), una onda tropical, un frente amplio en superficie o un límite de flujo de salida, se requiere un factor de bajo nivel con suficiente vorticidad y convergencia para iniciar la ciclogénesis tropical. Incluso con condiciones perfectas en niveles superiores y la inestabilidad atmosférica requerida, la falta de un foco en superficie impedirá el desarrollo de convección organizada y una baja en superficie. Los ciclones tropicales pueden formarse cuando circulaciones más pequeñas dentro de la Zona de Convergencia Intertropical se unen y fusionan.
Cizalladura vertical del viento débil vínculo=https://en.wikipedia.org/wiki/File:Paulette_2020-09-10_1200Z.png|miniaturadeimagen|Tormenta tropical Paulette en 2020, con su centro de bajo nivel parcialmente expuesto debido a la fuerte cizalladura del viento.|300x300px Una cizalladura vertical inferior a 10 m/s (20 kn) entre la superficie y la tropopausa favorece el desarrollo de los ciclones tropicales. Una cizalladura vertical más débil hace que la tormenta crezca más rápido verticalmente en el aire, lo que ayuda a que la tormenta se desarrolle y se fortalezca. Si la cizalladura del viento es demasiado fuerte, la tormenta no puede elevarse a su máximo potencial y su energía se dispersa en un área demasiado grande para que la tormenta se fortalezca. Una fuerte cizalladura del viento puede soplar el ciclón tropical, ya que desplaza el núcleo cálido de nivel medio de la circulación superficial y seca los niveles medios de la troposfera, deteniendo el desarrollo. En sistemas más pequeños, el desarrollo de un complejo convectivo de mesoescala significativo en un entorno de cizalladura puede enviar un límite de flujo de salida lo suficientemente grande como para destruir el ciclón de superficie. Una cizalladura moderada del viento puede provocar el desarrollo inicial del complejo convectivo y una baja en superficie similar a la de las latitudes medias, pero debe disminuir para permitir que continúe la ciclogénesis tropical.
Interacciones favorables de la vaguada Una cizalladura vertical del viento limitada puede ser positiva para la formación de ciclones tropicales. Cuando una vaguada de niveles superiores o una baja de niveles superiores tiene aproximadamente la misma escala que la perturbación tropical, el sistema puede ser dirigido por el sistema de niveles superiores hacia una zona con mejor difluencia en el aire, lo que puede provocar un mayor desarrollo. Los ciclones superiores más débiles son los mejores candidatos para una interacción favorable. Hay pruebas de que los ciclones tropicales con cizalladura débil se desarrollan inicialmente más rápido que los ciclones tropicales sin cizalladura, aunque esto se produce a costa de un pico de intensidad con velocidades de viento mucho más débiles y una presión mínima más alta. Este proceso también se conoce como iniciación baroclínica de un ciclón tropical. El arrastre de ciclones superiores y vaguadas superiores puede causar canales de flujo de salida adicionales y ayudar en el proceso de intensificación. Las perturbaciones tropicales en desarrollo pueden ayudar a crear o profundizar vaguadas superiores o bajas superiores en su estela debido al chorro de salida que emana de la perturbación/ciclón tropical en desarrollo.
Hay casos en los que grandes vaguadas de latitudes medias pueden ayudar a la ciclogénesis tropical cuando una corriente en chorro de niveles superiores pasa al noroeste del sistema en desarrollo, lo que ayudará a la divergencia en el aire y a la afluencia en la superficie, haciendo girar el ciclón. Este tipo de interacción se asocia más a menudo con perturbaciones que ya están en proceso de recurvatura.
Épocas de formación vínculo=https://en.wikipedia.org/wiki/File:WorldwideTCpeaks.gif|miniaturadeimagen|350x350px|Picos de actividad en todo el mundo. En todo el mundo, la actividad ciclónica tropical alcanza su punto álgido a finales del verano, cuando las temperaturas del agua son más cálidas. Sin embargo, cada cuenca tiene sus propios patrones estacionales. A escala mundial, mayo es el mes menos activo, mientras que septiembre es el más activo.