热带气旋的云系是其动力学特征的固有表现，一般地，对流活动产生的直展云系在热带气旋的生成和发展阶段具有处于中心地位 ；进入成熟期后，热带气旋也已直展云系为主，其内部包含有旋转的强上升气流和相对较弱的下沉气流。层云可见于热带气旋的风眼，其垂直高度在边界层顶附近，上方是顶部下沉气流。眼墙云以积云族为主，垂直高度可达对流层顶，卫星云图表现为中心密集云团区（Central Dense Overcast, CDO） 。
眼墙云在形态上受到气旋内部梯度风平衡， 以及边界层内中性层结气流斜向输送的影响，通常按一定坡度向外伸展，并间歇性地受到其下方由湿静力能驱动的浮力抬升的作用而产生动态变化 。主雨带和次级雨带由对流单体组成，在云系方面也以塔状积云为主，其内部包含翻转上升气流（overturning updrafts）和稳定的下沉气流 。眼墙置换发生时，主雨带和眼墙的云系会发生合并。外围雨带的云系与一般意义上中尺度对流系统内的云系具有相同特征，在形态上由涡旋动力学主导并包含以积雨云为代表的强降水云系 。
热带气旋的空间尺度具有明显的动态变化，一般地，在近地面和对流层中下层，例如700 hPa等压面层，热带气旋可能是一个100 km尺度的中尺度系统或1000 km尺度的天气尺度系统 ，其运动被认为受到5000 km以上行星尺度波动和引导气流的影响 。按一些特殊个例，超级台风泰培（super typhoon Tip）的直径达到了2200 km ，而热带风暴马可（Tropical Storm Marco）的直径仅有18.5 km 。热带气旋在一些研究中被认为是”升尺度”的过程，即预先存在的天气尺度气旋性扰动和对流尺度的能量、涡度特征相叠加 。
在时间尺度方面，热带气旋在登陆前通常能存在数周，属于中尺度系统中能长期维持的类型，但少数个例，例如维持了31天的飓风约翰（Hurricane John） ，在时间尺度上可能超过锋面气旋等天气尺度系统。此外，考虑热带气旋变性为温带气旋的情形，其按天气影响估计（而非系统本身）的时间尺度可能更长。
在水平风场方面，热带气旋在近地面和对流层下层是一个强正涡度中心，其水平风分量在北半球为逆时针方向、在南半球为顺时针方向，且有气流携带水汽和热量向风眼辐合 。在对流层上层，热带气旋内的气流向外辐散，并由科氏力作用形成负涡度的外散环流 。在一些研究中，热带气旋近地面水平辐合、对流层上层水平辐散的垂直结构被分别称为TC流入层（TC inflow layer） 和TC流出层（TC outflow layer） 。
热带气旋风眼内的水平风速很小，其极大值在眼墙内取得，通常超过30 m/s。在眼墙之外，热带气旋的水平风速沿半径递减 。热带气旋由风眼中心到最大风速区域的水平距离被称为最大风速半径（Radius of Maximum Wind, RMW）。热带气旋风速极大值所处的高度约为海平面上方300 m，原因是热带气旋的水平风速会由于摩擦作用在近地面产生损失；且在高度大于300 m时，热带气旋的环流结构减弱了水平气压梯度和风速 。
在垂直风场方面，热带气旋的风眼内存在缓慢的下沉运动，垂直风速在0.1m/s左右，眼墙和主雨带的上升运动强于下沉运动，其中上升运动风速的极大值区与对流层中层眼墙内潜热加热的极大值区基本重合，风速的极大值为5-10 m/s，与强对流活动相对应 。眼墙内的气块在上升过程中由于水平风速随高度降低，其路径呈螺旋状以满足角动量守恒。热带气旋的外围区域可见下沉气流，量级在0.01至0.1 m/s 。
在气压方面，热带气旋在近地面是一个闭合的低压中心，中心最低气压通常在960 hPa以下，作为极端个例的超级台风泰培，其测得的中心最低气仅有870 hPa。在观测研究中，热带气旋与周围环境的气压差（pressure-deficit）可作为其垂直结构的表征。一般地，在近地面至对流层下层的2-4 km高度区间，热带气旋中心的气压差随高度几乎不变，但影响范围（半径）扩大，因此气压梯度随高度减弱。在对流层中层及以上，由于环境气压随高度的指数递减，热带气旋的气压差逐渐降低，并在TC流出层下方趋近于0 。
热带气旋内的风压参量基本满足梯度风平衡关系，在此基础上有研究提出了通过有限的气压观测估计热带气旋风场的经验方法或数学模型，例如Takahashi (1939) 、Fujita (1952) 、Holland (1980) 等。在业务天气预报中，热带气旋的风压参量可以作为其观测强度的指标，此时通常取连续的1分钟或10分钟内热带气旋的最大风速作为参考 。
参见：暖心结构
热带气旋内温湿参量的分布被认为与其动力学机制有关。由于热带气旋是包含水汽冷凝的天气系统，观测中可用的温湿参量包括等效位势温度扰动（equivalent potential temperature perturbation）、比湿扰动（specific humidity perturbation）和密度扰动（density perturbation），3者都是热带气旋内外温湿参量的差值 。
在垂直方向，热带密度扰动的极大值和气旋比湿扰动的极小值在TC流入层附近取得，原因是TC流入层的水平辐合与水汽抽吸作用。热带气旋比湿扰动和等效位势温度扰动的极大值在对流层中层取得，通常在4.5-8 km区间，该区间也被称为热带气旋的“冷凝段”或“暖心” 。原因是由TC流入层输送的湿空气在该区间集中达到饱和并发生冷凝，冷凝伴随的潜热释放加热了热带气旋的内部大气 。
在水平方向，热带气旋密度扰动的极大值位于风眼内，影响半径较小。等效位势温度扰动和比湿扰动的极值位于眼墙内，影响半径通常与热带气旋自身半径相当 。
比湿熵（specific humidity entropy）是热带气旋观测研究中被使用的能量参量 ：
按热力学观点，热带气旋是一个开放系统，其比湿熵有多个源汇项，其中主要的源是热带气旋下方温暖洋面，主要的汇是边界层和TC流出层的能量耗散，其它次要的不可逆因子包括降水的蒸发、湍流混合等 。
对流有效位能（Convective Available Potential Energy, CAPE）是热带气旋研究中另一个被使用的能量参量。探空观测表明，热带气旋内可逆过程CAPE（reversible CAPE）和假绝热过程CAPE（pseudo-adiabatic CAPE）的量级在1E3左右，夹卷过程CAPE（entraining CAPE）的量级在1E2左右，CAPE的极值在RMW附近取得。热带气旋中心附近顺切变（downshear）区域的CAPE高于逆切变（upshear）区域 。
热带气旋的温湿和能量参量可被用于分析其最大潜在强度（Maximum potential intensity, MPI）。MPI定义了一个热带气旋在给定的热力学条件下能够达到的最低气压和最大风速 ，这里给出Emanuel (1994)中最大潜在风速的估计 ：
