熱帶氣旋:熱帶氣旋簡介,慣用稱呼,生成過程,結構,生成的動力,運動,消散,消散原因

熱帶氣旋（Tropical Cyclone, TC）是產生於熱帶和亞熱帶洋面上的中尺度或天氣尺度的暖性氣旋。可見於西太平洋及其臨近海域（颱風）、大西洋和東北太平洋（颶風）以及印度洋和南太平洋。

熱帶氣旋常見於夏秋兩季，其生命周期可大致分為生成、發展、成熟、消亡4個階段，其強度按中心風速被分為多個等級，在觀測上表現為龐大的渦旋狀直展雲系。成熟期的熱帶氣旋擁有暴風眼、眼牆、螺旋雨帶等巨觀結構，直徑在100至2000 km之間，中心最大風速超過30m/s，中心氣壓可降低至960 hPa左右，在垂直方向可伸展至對流層頂。未登入的熱帶氣旋可能維持2至4周直到脫離熱帶海域，登入的熱帶氣旋通常在登入後48小時內快速消亡。

熱帶氣旋的產生機制尚未完全探明，按歷史統計，溫暖的大洋洋面、初始擾動、較弱的垂直風切變和一定強度的Beta效應是熱帶氣旋生成的必要條件。在動力學方面，第二類條件性不穩定（CISK）理論能夠較好地解釋熱帶氣旋的生成和維持。此外，厄爾尼諾、MJO等周期信號，以及全球變暖也被認為與熱帶氣旋的生成頻率有關。

熱帶氣旋包含大量不穩定能量並可能成為氣象災害，登入的成熟期熱帶氣旋帶來範圍顯著的破壞性強風、大量降水並伴隨有風暴潮、雷暴等次生災害。存在於洋面的熱帶氣旋是航運業的重大威脅。現代業務天氣預報能夠通過衛星遙感識別熱帶氣旋的初期擾動並結合數值天氣預報對其發展和移動進行預報、觀測和預警。WMO的主要成員會對各海域的熱帶氣旋進行命名並面向公眾發布信息。

基本介紹

中文名：熱帶氣旋
外文名：Tropical Cyclone, TC
類型：天氣系統，氣旋
出現地點：熱帶洋面，亞熱帶洋面
出現時間：夏季，秋季
持續時間：小於4周
伴隨現象：中心低壓，強風，降水

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熱帶氣旋簡介

熱帶氣旋的體量是巨大的，以其輻散蓋的直徑來說，小的有300--400km，大的達1000--2000km。參與其中的物質是熱帶洋面上的空氣和水汽，水汽中蘊含的潛熱是其能量來源。熱帶氣旋強度的變化主要受水汽供給量的影響，水汽充足的環境中，熱帶氣旋生成的頻次相對高，發展和增強也較快；水汽不充足的洋面上，熱帶氣旋生成頻次很低，沒有生成就無所謂發展和增強了。所以，熱帶氣旋只在地球的幾個區域生成。如：東北太平洋熱帶、西北太平洋熱帶、西南太平洋、印度洋孟加拉灣附近、南印度洋、西北大西洋等熱帶、亞熱帶洋面生成。

當熱帶氣旋移到溫度較低的洋面上，便會因為水汽供應量的減少，而減弱消散，或失去熱帶氣旋的特性，轉化為溫帶氣旋。熱帶氣旋在北半球沿逆時針方向旋轉，在南半球以順時針旋轉。

伴隨熱帶氣旋的大風、大雨、風暴潮等可以造成嚴重的財產損失或人命傷亡；不過熱帶氣旋亦是大氣循環的一個組成部分，能夠將熱能由赤道地區帶往較高緯度地區。

慣用稱呼

不同的地區熱帶氣旋有不同的稱呼。人們稱西北太平洋及其沿岸地區（例如中國東南沿岸，韓國，香港，日本，台灣，越南，菲律賓等地）的熱帶氣旋為“颱風”，而大西洋和東北太平洋及其沿岸地區的熱帶氣旋則依強度稱為熱帶低氣壓、熱帶風暴或颶風（Hurricane）。氣象學上，則只有中心風力達到每秒18米或以上（颶風程度）的熱帶氣旋才會被冠以“颱風”或“颶風”等名字。

南半球在不導致誤會時，中間會採用“氣旋”（英語：Cyclone）一詞作“熱帶氣旋”（Tropical Cyclone）的簡稱。北印度洋地區則慣用“氣旋風暴”（英語：Cyclonic Storm）及相關分級稱呼熱帶氣旋。有傳大洋洲在19世紀30年代以前曾稱當地的熱帶氣旋為“威利威利”（Willy willy），但大洋洲氣象局否定。按現今大洋洲氣象局的用詞規範，“Willy willy”是指塵卷。

生成過程

熱帶氣旋生成過程目前還不是很清楚，這是氣象科學研究的重點之一。在全球各主要國家的眾多科學家近100年的觀察、觀測及數值模擬實驗等研究中，目前，熱帶氣旋的生命史分為：生成期、發展期、成熟期及消亡四個階段；而熱帶氣旋的生成分為兩個階段，即氣旋胚胎生成階段及發展階段。熱帶氣旋的能量來源是水汽，較大塊水汽在較大溫差條件下發生冷凝，將引發冷凝區域的低壓，以及由潛熱的升溫作用，促成區域上部的上升氣流加強。區域低壓和上升氣流的協同作用，會引發比冷凝區域大一倍或數倍區域內的擾動。這種擾動具有一定的渦旋特徵，但受到普遍存在的側向風的襲擾，加之垂直溫度梯度很小，平均為0.6-0.65℃/hm，絕大多數擾動不能發展成熱帶氣旋。也就是說，僅靠水汽運動+冷凝擾動生成熱帶氣旋的比率是非常低的。目前的研究認為，中層渦旋(MCV)與熱帶氣旋的生成和增強之間的關聯度是很大的。

結構

風眼

風眼是由風眼牆內壁包圍的中心部分。熱帶氣旋是一個自組織的旋轉系統，風眼牆及內壁是由科氏力、離心力及旋體旋轉的協同作用形成的。強度不大時，熱帶氣旋風眼的旋根部附近部分集聚著一些暖濕空氣，由於此時氣旋的抽吸力較小，由旋根部內傳的抽吸力分量也很小，無法將旋根部的暖濕空氣抽乾，強度不大的氣旋的風眼是很模糊的；強度較大時，氣旋的抽吸力也較大，由旋根部內傳的抽吸力分量也較大，把旋根部的暖濕空氣抽吸乾淨，置換為未來得及被加熱的由眼的上部下沉的較冷空氣。此時的風眼從頂部一貫到底，是一個非常清晰的眼。此時風眼中的空氣溫度較風眼牆稍低。

暖心

暖心是風眼牆中溫度最高的一片或幾片區域。暖心的高溫度是由同段旋體中旋轉氣體的速差導致摩擦增熱造成的，而速差由同段外緣的冷凝強度決定。從氣旋的整體結構來看，暖心被稱作暖環更合適些。通常，在強度不大時，暖環的位置較低，位於500hPa附近，即5.5km附近；在強度較大時，氣旋可能有幾個暖環，最高的位於200—300hPa附近，即8.5—9.5km附近。

風眼牆（或稱眼壁）

包圍風眼的是圓桶狀的風眼牆，是熱帶氣旋旋轉動力形成的部位，是水汽冷凝釋放潛熱進而轉化為旋轉動能的部位，是氣旋的心臟。風眼牆內空氣+水汽的螺旋上升運動是非常強烈的，這是氣旋眼牆中最主要的氣體運動形式，相對來說，眼牆中的對流運動卻不是很大。眼壁可分為三段。

輻合段從水面0—4.5km段，主要起輸送水汽的作用。由中段形成的抽吸力沿眼壁下傳至旋根部並外傳，將外圍海面上的彌散水汽抽入旋體中，沿輻合段螺旋上升。當氣旋處於強勢狀，抽吸力是較大的，其少部分將由旋根部內傳，對眼內的空氣具有一定的抽吸作用。由於外部溫差條件不足，輻合段很少發生冷凝，所以，在該段水汽以螺旋上升運動為主。

冷凝段4.5—8km段，該段的外緣是水汽冷凝釋放潛熱並轉化為旋轉動能的執行段，是氣旋的心臟。該段承擔著維持氣旋運轉的三個作用：1、水汽冷凝潛熱轉化為旋轉動能，對旋體旋轉運動的維持和增速起主要作用。2、由冷凝潛熱增溫的氣體分子的熱運動速度很大，大量地加入到旋體當中，對旋體形成巨觀上的擠壓和聚攏的作用，即聚攏力，是維持氣旋旋柱的柱狀的根本原因。該段冷凝強度增大，則聚攏力增強，旋柱外緣及內壁直徑收小；冷凝強度減小，則聚攏力減弱，旋柱外緣及內壁直徑增大。3、潛熱增溫的氣體分子位能+該段高速旋轉的空氣摩擦產生熱的位能，形成氣旋向下的抽吸力及向上的推升力。

輻散段在強度較弱時，熱帶氣旋的7.5--8km以上是輻散部分；強度較強時，冷凝段將向上延伸到300-200hPa層，即8.5—9.5km高度。該段以上，水汽已很少，而冰晶逐步增多，冷凝幾乎不發生，聚攏作用減小，旋柱的柱狀結構逐步張開，形成傘狀的輻散蓋。

熱帶氣旋的爆發性增強及眼壁置換

很多的資料顯示，強度較大的熱帶氣旋的眼牆最高溫度在25℃以上，個彆強度很大的達30℃。這個溫度比海面水汽的溫度高，其維持高溫的熱量來源是冷凝潛熱的內傳。在整個眼牆上，冷凝強度最劇烈的部位就是眼牆內側溫度最高的部位。冷凝強度增大，聚攏力增大，外緣收縮程度較內壁收縮更大些，眼牆會變薄，即縮頸。由於氣旋是一個動態系統，暖心的增溫使眼牆中空氣旋速增大的同時，上升速度也增大，引起冷凝段向上延伸，冷凝最強段也上移。此時的氣旋表象則是，眼牆的冷凝段直徑收得很小，旋速增大，喇叭內口也收得很小。但縮頸的影響使該段的水汽通量將減少，限制縮頸段上部的冷凝，也就限制冷凝段向上延伸的尺度。短時間內，增溫和縮頸作用達到一個新的平衡。這個平衡階段，就是TC處於巔峰的階段，及爆發性增強階段。

處於爆發性增強階段的熱帶氣旋，需要較大的水汽通量來支撐。此時，氣旋的總高度明顯增高，可達11--12km，原因是相對較大的抽吸力將大量水汽抽吸進入眼牆，進而促使中段冷凝增強的同時，剩餘水汽繼續上行使冷凝段上移；由於抽吸力增大，氣旋中心低壓值也處於最低值；由於總冷凝強度增大，聚攏力也隨之增大，風眼牆的內眼及外壁均收得很小。處於這個階段時，相對應海面的水汽蒸發的速率小於氣旋的水汽通量。當該階段的氣旋維持一段時間後，造成海面上水汽的透支，部分乾空氣作為補充被吸入眼牆。這部分空氣上升至中段時，由於水汽的不足，使冷凝段的中上部冷凝強度急劇降低，引發以上部分局部崩散，原強勢狀風眼失去支撐的動力，游離在原來的位置，形成所謂的“內眼”。此時，氣旋的強度已大幅減弱，實際輻散段將較爆發性增強階段的高度降低，回歸到8km左右，甚至更低。處於低強度的氣旋將重新構築起眼牆結構，由於聚攏力較小，眼牆直徑較爆發性階段大出很多。這就是所謂的眼壁置換。較低強度氣旋的水汽通量較小，通過較小強度的維持後，與海面水汽蒸發量逐步達到平衡，環境條件合適的情況下，氣旋將重新轉強。眼壁置換是由於水汽通量的急劇降低引發的。

外散環流

從動力形成機制看，所有熱帶氣旋的輻散部分均是耗能部分，該部分的上升動力由中段冷凝段提供，不可能反過來對提供動力的部位有抽吸作用。這個特點和熱帶氣旋眼牆中的暖心結構有關，即輻散部分的最大推升力來自暖心。

生成的動力

美國國家大氣研究中心（National Center for Atmospheric Research）的科學家估計一個熱帶氣旋每天釋放5×10至2×10焦耳的能量，比所有人類的發電機加起來高200倍，或等於每20分鐘引爆一顆1000萬噸的核彈。

結構上來說，熱帶氣旋是一個由雲、風和雷暴組成的巨型的旋轉系統，它的基本能量來源是在高空水汽冷凝時汽化熱的釋放。所以，熱帶氣旋可以被視為由地球的自轉和引力支持的一個巨型的熱力發動機，另一方面，熱帶氣旋也可被看成一種特別的中尺度對流複合體（英語：Mesoscale Convective Complex），不斷在廣闊的暖濕氣流來源上發展。因為當水冷凝時有一小部分釋放出來的能量被轉化為動能，水的冷凝是熱帶氣旋附近高風速的原因。高風速和其導致的低氣壓令蒸發增加，繼而使更多的水汽冷凝。大部分釋放出的能量驅動上升氣流，使風暴雲層的高度上升，進一步加快冷凝。

熱帶氣旋因此能夠取得足夠的能量自給自足，這是一個正回授的循環，使得只要暖濕氣流和較高的水溫可以維持，越來越多的能量便會被熱帶氣旋吸收。其他因素例如空氣持續地不均衡分布也會給予熱帶氣旋能量。地球的自轉使熱帶氣旋旋轉並影響其路徑，這就是科里奧利力的作用。綜合以上敘述，使熱帶氣旋形成的因素包括一個預先存在的天氣擾動、高水溫、濕潤的空氣和在高空中相對較低的風速。如果適合的環境持續，使熱帶氣旋正反饋的機制借著大量的能量吸收被啟動，熱帶氣旋就可能形成。

深層對流作為一種驅動力是熱帶氣旋與其他氣旋系統的主要分別，因為深層對流在熱帶氣候地區中最強，所以熱帶氣旋大多在熱帶地區生成。相對地，中緯度氣旋的主要能量來源是大氣中的已存在的水平溫度梯度。如果熱帶氣旋要維持強度，就必須留在溫暖的海面上，使正反饋機製得以持續。因此，當熱帶氣旋移入內陸，強度便會迅速減弱。

當熱帶氣旋經過一片海洋，該處海域的表面溫度會下降，從而影響熱帶氣旋後來的發展。溫度的下降主要是因為熱帶氣旋帶來的大風使海水翻滾，海底較冷的海水湧上。較涼的雨水的下降、雲層的遮蔽使海洋減少吸收太陽的輻射，也是表面海水溫度下降的原因。以上因素相輔相成，會使一大片海洋的表面溫度在幾天內急劇下降。

生成的條件

熱帶氣旋的生成和發展需要海溫、大氣環流和大氣層三方面的因素結合。熱帶氣旋的能量來自水蒸氣凝結時放出的潛熱。對於熱帶氣旋的形成條件，至今尚在研究之中，未被完全了解。一般認為熱帶氣旋的生成須具備6個條件，但熱帶氣旋也可能在這6個條件不完全具備的情況下生成。

海水的表面溫度不低於攝氏26.5℃，且水深不少於50米。這個溫度的海水造成上層大氣足夠的不穩定，因而能維持對流和雷暴。
大氣溫度隨高度迅速降低。這容許潛熱被釋放，而這些潛熱是熱帶氣旋的能量來源。
潮濕的空氣，尤其在對流層的中下層。大氣濕潤有利於天氣擾動的形成。
需在離赤道超過五個緯度的地區生成，否則科里奧利力的強度不足以使吹向低壓中心的風偏轉並圍繞其轉動，環流中心便不能形成。
不強的垂直風切變變，如果垂直風切變變過強，熱帶氣旋對流的發展會被阻礙，使其正反饋機制未能啟動。
一個預先存在的且擁有環流及低壓中心的天氣擾動。
中對流層的大氣不能太乾燥，相對濕度必須大於40~50個百分點。

生成的地點

大多數熱帶氣旋在熱帶輻合帶形成，熱帶輻合帶是在全球熱帶地區出現的雷暴活動區。

熱帶氣旋在海水溫度高的地區生成，通常在27℃以上。它們在海洋的東部產生，向西移動，並在移動的過程中增強。這些系統大部分在南北緯10至30度之間形成，而有87%在20度以內形成。因為科里奧利力給予並維持熱帶氣旋的旋轉，熱帶氣旋鮮有在科里奧利力最弱的南北緯五度之內生成。但熱帶氣旋也有可能在這個地區形成，例如2001年的熱帶風暴畫眉和2004年的熱帶氣旋阿耆尼。

由溫帶氣旋或亞熱帶氣旋轉成

如果溫帶氣旋能夠成功脫離鋒面，並獲得部分熱帶氣旋的特性，可以被分類為亞熱帶氣旋。若擁有更多熱帶氣旋的特性，可以被分類為熱帶氣旋。例子如颱風白海豚。

運動

引導氣流（駛流）

熱帶氣旋的路徑主要受大尺度的引導氣流影響，熱帶氣旋的運動被前美國國家颶風中心主管尼爾·弗蘭克博士（Dr. Neil Frank）形容為“葉子被水流帶動”。

在南北緯大約20度左右的熱帶氣旋主要被副熱帶高壓（一個長年在海洋上維持的高壓區）的引導氣流引導而向西移，這樣由東向西的氣流稱為信風。在北大西洋，熱帶氣旋會被信風從非洲西岸引導至加勒比海及北美洲，而在東北太平洋，熱帶氣旋會被信風引導到達太平洋中部直至引導氣流減弱。東風波是這區域很多熱帶氣旋的前身，而在印度洋和西太平洋，風暴的形成主要被熱帶輻合帶和季風槽的季度變化影響，相對於大西洋和東北太平洋，東風波形成熱帶氣旋的比例較小。

科里奧利力

科里奧利力（簡稱科氏力），是慣性系統（空氣流動為直線運動）在非慣性系統（地球自轉為旋轉運動）上移動而產生的一種現象。科氏力並非真實存在，而是對於一個位在非慣性系統上觀察者而言，會認為慣性系統的行進路徑發生偏移，因而假想出一個加速度，此加速度乘上物體質量便成為一個假想力。雖然科氏力只需要地球自轉就可以產生，不過考慮地球的球體形狀，需要加入一個與緯度有關的

係數：

其中

為緯度；

為角速度。因此地球上的科里奧利加速度為：

其中v為地球自轉速度的水平分量。由此公式可知緯度愈高，科里奧利加速度愈大，在赤道則為零（因此赤道上通常不會生成熱帶氣旋。

科氏力在地球上的特例稱做地轉偏向力，對氣旋運動的影響主要有兩個，一方面決定了氣旋系統的旋轉方式；另一方面則是決定氣旋的前進方向。

當空氣沿氣壓梯度進入低壓中心，由於大氣流動與地球自轉方式的差異，會使大氣流動發生一定程度的偏離。在北半球，當低壓中心以北的空氣南移，會向與地球自轉相反的方向（西方）偏離；其以南的空氣北移時則會向地球自轉的方向（東方）偏離，而南半球空氣偏離的方向相反。因為科氏力與空氣向低壓中心的速度相垂直，這便創造了氣旋系統旋轉的原動力：北半球的氣旋逆時針方向轉動，南半球的氣旋則順時針方向轉動。

科氏力也使氣旋系統在沒有強引導氣流影響下移向兩極。熱帶氣旋向兩極旋轉的部分會受科氏力影響輕微增加向兩極的分量，而其向赤道旋轉的部分則會被輕微增加向赤道的分量。在地球上越接近赤道科氏力會越弱，所以科氏力影響熱帶氣旋向兩極的分量會較向赤道的分量為多。因此，在沒有其他引導氣流抵消科氏力的情況下，北半球的熱帶氣旋一般會向北移動，而南半球的熱帶氣旋則會向南移動。

角動量守恆

科氏力雖然決定了氣旋旋轉的方向，但其高速旋轉的主要動力卻非科氏力，而是角動量守恆的結果：空氣從遠大於氣旋範圍的區域抽入低氣壓中心，由於旋轉半徑減小而角動量不變，因此導致氣旋旋轉時的角速度大大地增加。

熱帶氣旋雲系最明顯的運動是向著中心的，而角動量守恆原理也使外部流入的氣流，在接近低氣壓中心的時候會逐漸加速。當氣流到達中心之後會開始向上、向外流動，因此高層的雲系也會向外流出（輻散）。這是源於已經釋放濕氣的空氣在高空從熱帶氣旋的“煙囪”被排出。輻散使薄的捲雲在高空形成，並在熱帶氣旋外部旋轉，這些捲雲可能就是熱帶氣旋來臨的首個警號。

除了熱帶氣旋本身的旋轉，角動量守恆也影響了氣旋的移動路徑。低緯度地區的地球自轉半徑較大，因此氣體流動的偏移較小；高緯度地區的地球自轉半徑較小，所以氣體流動的偏移較大。這樣的力量也是熱帶氣旋在北半球往北移動，南半球往南移動的原因之一。

與中緯度西風帶的作用

當熱帶氣旋移到較高緯度，其圍繞副高活動的路徑會被位於高緯度的低壓區所改變。當熱帶氣旋向兩極移近低壓區，會逐漸出現偏東向量，這是熱帶氣旋轉向的過程。例如一個正向西往亞洲大陸移動的颱風可能會因為中國或西伯利亞上空出現低壓區而逐漸轉向北方，繼而加速轉向東北，擦過日本的海岸。颱風轉向東北，是因為當其位於副高北緣，引導氣流是從西往東。

藤原效應

藤原效應或稱雙台效應，是指兩個或多個距離不遠的氣旋互相影響的狀態，往往會造成熱帶氣旋移動方向或速度的改變。藤原效應常見的影響依照熱帶氣旋之間的強弱程度不同而大致分為兩種：若兩個熱帶氣旋有強弱差距，則較弱者會繞著較強者的外圍環流作旋轉移動（在北半球為逆時針旋轉，南半球則是順時針旋轉），直到兩者距離大到藤原效應消失，或到兩者合併為止。如果兩個熱帶氣旋的強弱差不多，則會以兩者連線的中心為圓心，共同繞著這個圓心旋轉，直到有其他的天氣系統影響，或其中之一減弱為止。

登入

登入”的官方定義是風暴的中心（環流的中心，而非邊緣）越過海岸線，但在熱帶氣旋登入前數小時，沿岸和內陸地區已會有風暴的狀況。因為熱帶氣旋風力最強的位置不在中心，即使熱帶氣旋沒有登入，陸地上也可能感受到其最強的風力。

消散

消散原因

熱帶氣旋一般在以下情況減弱消散，或喪失熱帶特性。

移入陸地。因為失去維持能量的溫暖海水，而迅速減弱消散。絕大部分的強烈熱帶氣旋登入後一至兩天即變成組織鬆散的低壓區。但是若果能夠重新移到溫暖的洋面上，它們可能會重新發展。移經山區的熱帶氣旋可以在短期內迅速減弱。
在同一海面上滯留過久，翻起海平面30米以下較涼海水，熱量吸乾，使表面水溫下降，無法維持強度，熱帶氣旋因而減弱。
移入水溫低於26攝氏度的海洋，這會使熱帶氣旋失去其特性（中心附近的雷暴和暖心結構），減弱為低壓區。這是東北太平洋熱帶氣旋消散的主因。
遇上強烈垂直風切變，對流組織受破壞。
與西風帶的作用，例如與鄰近的鋒面融合，這使熱帶氣旋轉化為溫帶氣旋，這個過程會持續一至三日。但就算熱帶氣旋完成轉化，很多時候它們仍能維持熱帶風暴的風力和一定程度的降水。在太平洋和大西洋，由熱帶氣旋轉化而成的溫帶氣旋有時風力會達到颶風的水平，嚴重影響美國西岸或歐洲。2006年的颱風伊歐凱就是這樣的一個例子。
弱的熱帶氣旋被另一低壓區影響，受破壞而成為非氣旋性雷暴，或被另一個較強的熱帶氣旋吸收。

人工消散

在1960至1970年代，美國政府曾嘗試以人工的方式使熱帶氣旋減弱。方法是以碘化銀使熱帶氣旋螺旋雲帶的水分過度冷卻，令內部眼牆崩塌而降低其強度。1969年的颶風黛比（Hurricane Debbie）風速因此而下降了30%，但在人工減弱後，該颶風的強度很快便恢復。在1947年，一個位於美國佛羅里達州傑克遜維爾以東的颶風被人工減弱後，突然改變路徑，吹襲了喬治亞州的沙瓦納，釀成災難。因為被人工減弱的風暴有太大的不定性，聯邦政府禁止對在48小時內有10%以上機率登入的熱帶氣旋進行人工減弱，因而大大減少了此後可能的實驗風暴數目。因為發現眼壁置換會在較強的熱帶氣旋自然發生，此計畫最終被放棄。因為被過度冷卻的水分比例太少，以碘化銀人工減弱熱帶氣旋的成效不是十分的大。

其他曾被提出的人工減弱熱帶氣旋的方案包括：

以巨大的冰塊降低熱帶氣旋所經過海面的海水溫度；
在風眼結構形成的初期向其丟下大量冰塊以吸收熱帶氣旋放出的潛熱，阻止潛熱轉化為動能；
以抑制蒸發的物質覆蓋海洋；
用核武炸掉熱帶氣旋；
向熱帶氣旋丟下乾冰。

但這些方案都面對一個問題：熱帶氣旋的體積太大使它們難以實行。

颱風的影響

負面影響

成熟的熱帶氣旋釋放的功率可達6x10瓦，在海上的熱帶氣旋引起滔天巨浪，狂風暴雨。有時會令船隻沉沒，國際航運受影響。但是熱帶氣旋以登入陸地時所造成的破壞最大，主要的直接破壞包括以下三點：

大風：颶風級的風力足以損壞以至摧毀陸地上的建築、橋樑、車輛等。特別是在建築物沒有被加固的地區，造成破壞更大。大風亦可以把雜物吹到半空，使戶外環境變成非常危險。
風暴潮：因為熱帶氣旋的風及氣壓造成的水面上升，可以淹沒沿海地區，倘若適逄天文高潮，危害更大。風暴潮往往是熱帶氣旋各種破壞之中奪去生命最多的。（注意：風暴潮有別於海嘯，風暴潮（英語：Storm surge）是風暴的低氣壓及狂風所引發的持續性巨浪，海嘯（英語：Tsunami）是海底地震所產生的短暫漸進式巨浪，並向陸地沿岸衝過去。）
大雨：熱帶氣旋可以引起持續的傾盆大雨。在山區的雨勢更大，並且可能引起河水泛濫，土石流及山泥傾瀉。

熱帶氣旋也為登入地造成若干間接破壞，包括：

疾病：熱帶氣旋過後所帶來的積水，以及下水道所受到的破壞，可能會引起流行病。
破壞基建系統：熱帶氣旋可能破壞道路，輸電設施等等，阻礙救援的工作。
農業：風、雨可能破壞魚、農產物，導致糧食短缺。
鹽風：海水的鹽分隨著熱帶氣旋引起的巨浪被帶到陸上，附在農作物的葉面可導致農作物枯萎，附在電纜上則可能引起漏電。
加強季風寒流或大陸反氣旋強度：當熱帶氣旋遇上相當強烈的大陸寒流時，兩者之間的氣壓梯度增加，後者會吸收熱帶氣旋的能量，使寒流增強。

1987年11月至12月間，西太平洋的颱風蓮娜在南中國海北部遇上當時最強烈的西伯利亞寒流（北風潮），使香港的氣溫由攝氏26度急速下降至8度，創下香港氣候觀測史上最大的24小時降溫紀錄，導致冬季提早降臨。

正面影響

雨水

熱帶氣旋所造成的人命損失是無法估量的，但是熱帶氣旋亦為乾旱地區帶來重要的雨水。不少地區的每年雨量中的重要部分都是來自熱帶氣旋。例如東北太平洋的熱帶氣旋為乾旱的墨西哥和美國西南帶來雨水；日本甚至全年近半的雨量都是來自熱帶氣旋。

熱量平衡

熱帶氣旋亦是維持全球熱量和動量平衡分布的一個重要機制。熱帶氣旋把太陽投射到熱帶，轉化成海水熱量的能量，帶到中緯度及接近極地的地區。熱帶氣旋亦作為一強烈渦旋擾動，把赤道所積存的東風角動量輸送往中緯度地區的西風帶內。

減低污染

熱帶氣旋強勁的風力，可以吹散高污染地區的污染物，減輕高污染地區的污染程度。

觀測與預報

觀測

觀測強烈的熱帶氣旋一直以來對人類都是一個很大的挑戰。因為它們主要在海洋上活動，位於陸上的氣象站大多不能夠提供實測數據，在地面的觀測一般只有當熱帶氣旋經過島嶼或沿岸地區才有可能。但就算熱帶氣旋接近氣象站，氣象站也一般只能提供風暴較外圍的實時數據，因為如果當強烈的風暴過於接近，氣象站的監測設施會被強風摧毀。

配有氣象監測設備的偵察飛機也會被派往熱帶氣旋的中心提取實測數據，在大西洋，當熱帶氣旋出現後美國政府會定時派遣偵察機作監測。這些偵察機配備直接和遙感裝置讀取讀數，還有投落送的設備，量度高空和海平面的風速、氣壓、溫度和濕度。

在2005年，一架無人駕駛的偵察機被派往監測熱帶風暴奧菲利亞。無人駕駛偵察機可飛往更低的高度監測風暴而不用擔心機師的安全。

在世界其他地區並沒有偵察機監測風暴。遠洋熱帶氣旋的路徑主要從氣象衛星拍攝，一般每半小時或四分一小時更新的可見光和紅外線衛星雲圖追蹤；強度則透過德沃夏克分析法從雲圖評估。當風暴接近沿岸地區，陸地上每分鐘更新的都卜勒雷達回波圖像便對熱帶氣旋的定位扮演重要角色。

預測

熱帶氣旋的移動受外力影響，所以要準確地預測其路徑，便要知道鄰近的高壓和低壓系統的位置和強度，以及它們將會如何改變並影響熱帶氣旋。由超級電腦和精密的情景模擬軟體組成的電腦數值模式，就能夠透過電腦模擬做到這一點，從而預測熱帶氣旋的路徑。結合這些數值模式與人類對影響熱帶氣旋外力的認識，以及氣象衛星和其他感應器，近數十年來科學家對熱帶氣旋路徑預測的準確率正逐漸提高；但科學家表示，因為氣象學界對影響熱帶氣旋發展的因素了解仍未全面，所以他們對於預測熱帶氣旋的強度較沒有把握。

預報中心

現時世界上共有六個區域專責氣象中心（英語：Regional Specialised Meteorological Centre，簡稱RSMC），這些組織負責追蹤所屬區域內的熱帶氣旋並發出熱帶氣旋公報和警告；另外還有五個熱帶氣旋警報中心（英語：Tropical Cyclone Warning Centre，簡稱TCWC）為較小的地區提供資訊。但區域專責氣象中心和熱帶氣旋警報中心不是唯一向大眾發布熱帶氣旋訊息的機構，例如美國的聯合颱風警報中心會為除北大西洋外全球的熱帶氣旋作出發布；中國氣象局也會為位於國際換日線以西的北太平洋的熱帶氣旋作出發布；加拿大颶風中心會為影響加拿大的熱帶氣旋或熱帶氣旋的殘餘發出公報。

各海域及世界氣象組織監測機構
北大西洋	美國國家颶風中心
東北太平洋	美國國家颶風中心
北太平洋中部	中太平洋颶風中心
西北太平洋	日本氣象廳
北印度洋	印度氣象局
西南印度洋	法國氣象局（留尼旺島）
南及西南太平洋	斐濟氣象部、紐西蘭氣象部、巴布亞紐幾內亞氣象部、澳洲氣象局
東南印度洋	澳洲氣象局

盛行地區

主要源地

幾乎所有的熱帶氣旋都是在赤道南北30緯度以內的範圍內生成。當中大約87%是在南北緯20度之內。因為地轉偏移力弱小的關係，南北緯10度以內形成熱帶氣旋的機會較少，但並非罕見，歷來最接近赤道的熱帶氣旋出現於2001年12月底的颱風畫眉，在新加坡和馬來西亞之間由東向西穿越，成為有紀錄以來首個吹襲新加坡的颱風。

每年地球總共平均有80個熱帶氣旋生成，主要產地有：

1、北太平洋西部

包括南海，影響地區包括中國南岸和東岸、菲律賓、韓國、香港、朝鮮、日本、台灣、越南、太平洋上各島，偶爾間中也可以越過中南半島或馬來半島而影響寮國、緬甸、馬來西亞、新加坡、印尼蘇門答臘、婆羅洲北部、泰國、印度東岸及孟加拉或是越過朝鮮半島和日本列島影響俄羅斯的遠東地區。每年西北太平洋生成的熱帶氣旋占全球約1\3。中國的沿岸是全球最多熱帶氣旋登入的地方；而每年也有六至七個熱帶氣旋登入菲律賓。

2、北太平洋東部

第二多生產熱帶氣旋地區，影響地區包括墨西哥、夏威夷、太平洋上島國，罕有情況下可影響下加利福尼亞，及中美洲的北部地區。

3、北大西洋

包括加勒比海、墨西哥灣。每年生成數目差距很大，由一個至超過20個不等，每年平均大約有10個生成。主要影響美國東岸及墨西哥灣沿岸各州、墨西哥及加勒比海各國，間中影響可達委內瑞拉和加拿大。2005年的颶風文斯更以熱帶低氣壓的強度登入西班牙，這個熱帶氣旋是有紀錄以來唯一個個登入歐洲的大西洋風暴。

4、南太平洋西部

主要影響澳大利亞北部及大洋洲各國，有時也可能影響澳大利亞南部及紐西蘭。

5、北印度洋

包括孟加拉灣和阿拉伯海，主要在孟加拉灣生成。北印度洋的風季有兩個巔峰：一個在季風開始之前的4月和5月，另一個在季風結束後的10月和11月。影響印度、孟加拉、斯里蘭卡、泰國、緬甸和巴基斯坦等國，有時更會影響阿拉伯半島。

6、南印度洋東部

影響印尼及澳大利亞西部。

7、南印度洋西部

主要影響馬達加斯加、莫三比克、模里西斯、留尼旺島、坦尚尼亞、葛摩和肯亞等地。

罕見源地

以下地區海洋很少會生成熱帶氣旋：

南大西洋

由於較低的海水溫度、強烈的垂直風切變，至今只曾發現有五個熱帶氣旋在南大西洋形成，比較著名的是吹襲巴西的熱帶氣旋卡塔琳娜。

東南太平洋

該區因為強烈的垂直風切變，至今未有發現有熱帶氣旋生成。

高緯度地區

低水溫和長期強烈的垂直風切變使熱帶氣旋難以生成。

十分接近赤道的海域

赤道地區地轉偏向力較小，難以形成熱帶氣旋的旋轉動力。例如在2001年影響新加坡的熱帶風暴畫眉（當地定為熱帶低氣壓），和2004年於北印度洋生成的氣旋阿耆尼，都是罕見的近赤道颱風。畫眉生成的緯度位於北緯1.5度，阿耆尼更是破紀錄的北緯0.7度。阿耆尼的生成是一個謎，有待科學家探究。

生成時間

熱帶氣旋主要在夏季後期生成，因為海水溫度在這個時候最高。但在確切的生成時間上，每個海域都有其獨有的季度變化。綜合全球而言，9月是熱帶氣旋最活躍的月份，而5月則是最不活躍的月份。

北太平洋西部全年皆有熱帶氣旋，但活動以二月最少，八月至九月初最多。
北大西洋及北太平洋東部則主要集中在6-11月。
南半球的熱帶氣旋在十月底開始，至五月左右結束，當中以二月中至三月初是高峰。

風季的長度和生成的熱帶氣旋平均數目（單位：個）

區域	風季開始月份	風季結束月份	熱帶風暴（風速大於34節）	熱帶氣旋（風速大於63節）	3級以上熱帶氣旋（風速大於95節）
西北太平洋	4月	1月	26.7	16.9	8.5
南印度洋	10月	5月	20.6	10.3	4.3
東北太平洋	5月	11月	16.3	9.0	4.1
北大西洋	6月	11月	10.6	5.9	2.0
西南太平洋	10月	5月	10.6	4.8	1.9
北印度洋	4月	12月	5.4	2.2	0.4

分級

熱帶氣旋的強度一般根據平均風速評定，世界氣象組織（WMO）建議使用接近風暴中心海平面上十米之十分鐘平均風速。但美國的國家颶風中心和聯合颱風警報中心，以及中國的中國氣象局，分別採用一分鐘和二分鐘平均風速計算熱帶氣旋中心持續風力。根據美國和中國的定義所測量到的平均風速，會比聯合國定義的稍高。其中一分鐘與十分鐘平均風速的近似換算公式為：十分鐘平均風速=一分鐘平均風速乘以0.88。

不同的地區對熱帶氣旋也有不同的分級方法，在美國，颶風會根據薩菲爾-辛普森颶風等級（SSHS）按強度分為一至五級。

各個氣象機構對不同強度熱帶氣旋的分級：

熱帶氣旋分級（全部換算至十分鐘平均風速）
蒲福氏風級十分鐘平均風速（節）北印度洋
印度氣象部西南印度洋
法國氣象局澳大利亞
澳洲氣象局西南太平洋
斐濟氣象局西北太平洋
日本氣象廳西北太平洋
聯合颱風警報中心東北太平洋及
北大西洋
國家颶風中心中太平洋颶風中心
0–6 <28 低氣壓熱帶擾動
7 28—29 深度低氣壓熱帶低氣壓
30—33 熱帶風暴熱帶風暴
8–9 34–47 氣旋性風暴中度熱帶風暴熱帶氣旋（一級）熱帶氣旋熱帶風暴
10 48–55 強烈氣旋性風暴強烈熱帶風暴熱帶氣旋（二級）強烈熱帶風暴
11 56–63 颱風颶風（一級）
12 64–72 非常強烈的氣旋性風暴熱帶氣旋強烈熱帶氣旋（三級）颱風
73–85 颶風（二級）
86–89 強烈熱帶氣旋（四級）強烈颶風（三級）
90–99 強烈熱帶氣旋
100–106 強烈颶風（四級）
107-114 強烈熱帶氣旋（五級）
115–119 非常強烈的熱帶氣旋超級颱風
>120 超級氣旋性風暴強烈颶風（五級）
根據中國氣象局“關於實施熱帶氣旋等級國家標準”的通知，熱帶氣旋按底層中心附近最大風速劃分為六個等級，“颱風”僅是其中之一。
一、熱帶低壓，底層中心附近最大平均風速10.8—17.1米/秒，即風力為6—7級；
二、熱帶風暴，底層中心附近最大平均風速17.2—24.4米/秒，即風力8—9級；
三、強熱帶風暴，底層中心附近最大平均風速24.5—32.6米/秒，即風力10—11級；
四、颱風，底層中心附近最大平均風速32.7－41.4米/秒，即12—13級；
五、強颱風，底層中心附近最大平均風速41.5—50.9米/秒，即14—15級；
六、超強颱風，底層中心附近最大平均風速≥51.0米/秒，即16級或以上。

分級系統限制

熱帶氣旋的分級的強弱與熱帶氣旋所造成的破壞並沒有必然關係。不同於評估地震所造成影響的麥加利地震烈度，現時對熱帶氣旋的分級只會考慮其風速。較弱的熱帶氣旋可以比較強的造成更大的破壞，這主要取決於其他外在因素，如受影響區域的地形、熱帶氣旋帶來的總雨量等。例如2006年太平洋颱風季的強烈熱帶風暴碧利斯，儘管強度弱，但因為其範圍廣闊，在登入中國後於內陸地區造成廣泛而持續的強降水，竟帶來244.48億元人民幣的直接經濟損失；相反，有許多遠較碧利斯強烈的熱帶氣旋因為未有登入或在人跡罕至的地方登入，甚至因為其覆蓋範圍或風圈小，所以沒有造成太大的破壞。

命名及編號

因為海洋上可能同時出現多個熱帶氣旋，為了減少混亂，當熱帶氣旋達到熱帶風暴的強度時，各氣象機構便會對其作出命名。熱帶氣旋會根據各個區域不同的命名表命名，這些命名表是由世界氣象組織的委員或各區負責預測熱帶氣旋的機構制訂。當熱帶氣旋被退役，新的名字會被選出作替補。

命名方法

熱帶氣旋的命名方法在各區有所不同。

北大西洋及東北太平洋

在北大西洋及東北太平洋地區，男性和女性的名字會依英文字母排列，交替作為熱帶氣旋的名字。每個風季首個風暴名字的性別也會每年交替。六個命名表會被預先制訂，每個命名表每六年會被使用一次。在大西洋，“Q”、“U”、“X”、“Y”和“Z”不會被用作名字的起首字母；在東北太平洋，“Q”和“U”不會被用作名字的起首字母。這樣，在每個命名表中，大西洋會有21個名字，而東北太平洋則會有24個名字。當熱帶氣旋在某地區造成嚴重破壞，該地區可要求將其退役。然後受影響的地區會提出一個同性別的新的名字作替補（一般會選擇與被退役氣旋相同語言的名字）。

當一個風季內大西洋生成的熱帶風暴超過21個，或東北太平洋生成的熱帶風暴超過24個，命名表的名字會被用盡。之後生成的熱帶風暴會以希臘文字母命名。2005年大西洋颶風季首次出現這個情況。到目前為止還沒有以希臘文字母命名的熱帶氣旋造成嚴重破壞而要面臨退役，所以要如何處理這個情況仍為未知之數。

北太平洋中部

在北太平洋中部，熱帶氣旋的命名表由位於夏威夷的中太平洋颶風中心負責制訂。四份由夏威夷語名字組成的命名表正在使用。不同於大西洋及東北太平洋，北太平洋中部的風暴命名表不會每年變更。

西北太平洋及南中國海

在西北太平洋及南中國海海域（指赤道以北，國際日期變更線以西海域），熱帶氣旋的命名表由世界氣象組織颱風委員會制訂。共有五份命名表分別由14個委員國各提供兩個名字組成，名字會由所提供國家的英文國名順序使用。不同於大西洋及東北太平洋，名稱循環使用（即用完140個後名稱，回到第一個重新開始）。早在20世紀初至中期，由日本開始，已自行為區內的熱帶氣旋編配一個4位數字編號，編號首2位為年份，後2位為該年順序號。例如0312，即2003年第12號熱帶氣旋。而美國海軍則為整個太平洋內的熱帶低氣壓編配一個兩位數字編號（後來改成兩位數字加上英文字母）。

為減少混亂，日本在1981年獲委託為每個西北太平洋及南海區域內的達到熱帶風暴強度的熱帶氣旋編配一個國際編號，但容許其他地區繼續自行給予編號。自此，在大部分國際發布中，發布機構會把國際編號放在括弧內（JTWC除外）。但是，各氣象機構有時對熱帶氣旋的編號會有差別，主要是因為其對熱帶氣旋強度的評估有所不同。例如在2006年風季，中國氣象局曾對一個未被日本氣象廳命名的風暴（中國氣象局的0614）作出編號，因此在餘下的風季，前者的編號都比後者的多出一個。

當熱帶氣旋在某地區造成嚴重破壞，該地區可要求將其退役。為該熱帶氣旋起名的颱風委員會成員會再提一個名字作替補。例如中國和香港會由市民作出提名，再選出若干優勝名字，提交世界氣象組織確認選擇其中一個名字。

南太平洋及東南印度洋

澳州氣象局為澳大利亞制訂一個熱帶氣旋命名表，依英文字母順序排列，交替使用男性和女性的名字。斐濟和巴布亞紐幾內亞也會為該區提供名字。

西南印度洋

世界氣象組織西南印度洋熱帶氣旋委員會（Tropical Cyclone Committee for the South-West Indian Ocean）會為西南印度洋制訂命名表。在2005年10月在波札那哈博羅內舉行的會議，委員會為2006-07年度和2007-08年度的風季各制訂了一個命名表，由模里西斯、馬拉威、莫三比克、納米比亞、塞席爾、南非、史瓦濟蘭、辛巴威、坦尚尼亞、波札那、葛摩、賴索托和馬達加斯加提供名字。當熱帶氣旋在東經55度以西達到“中度熱帶風暴”的強度，位於馬達加斯加的熱帶氣旋警告中心就會為該系統命名。當熱帶氣旋在東經55度及東經90度之間達到“中度熱帶風暴”的強度，位於模里西斯的熱帶氣旋警告中心就會為該系統命名。

北印度洋

印度地球科學部的印度氣象局新德里颱風中心命名，而在該地區的熱帶低氣壓的編號都以A/B字母作結。風暴名字由孟加拉、印度、馬爾地夫、緬甸、阿曼、巴基斯坦、斯里蘭卡、泰國等8個國家提供。

退役

如當前被命名的熱帶氣旋對生命或財產造成重大傷亡和損失的。國際氣象組織會討論決定，是否將其從循環名單中刪除，再由原來這個名稱的國家重新提交新的名稱，而提供名字的地區亦可自行要求更換名字。新的名字必須獲國際氣象組織該區域的委員會全體通過。

與全球變暖

氣象學家認為，一個熱帶氣旋的強度，或一個風季的活躍程度，都不能歸咎於單一因素，如全球變暖或其他自然環境的變化。但熱帶氣旋的強度和出現頻率的長期趨勢，卻可能從統計數字中看到端倪。美國國家海洋及大氣管理局地球物理流體力學實驗室（Geophysical Fluid Dynamics Laboratory）曾作出一個模擬，得出這樣的結論：“大氣中持續增加的溫室氣體含量使全球氣候變暖，這可能使下一世紀熱帶氣旋的強度比現時最強的還要猛烈”。

在《自然》雜誌的一篇文章中，克里·伊曼紐爾（Kerry Emanuel）認為熱帶氣旋的潛在破壞力（包括熱帶氣旋的強度、維持時間和頻率），與熱帶地區海平面度和全球變暖有著莫大關係。他並預計在21世紀，熱帶氣旋所造成的損失會大幅增加。而P·J·韋伯斯特（P.J. Webster）等則在《科學》雜誌上發表了一篇文章，指出過去十年除北大西洋外，其他海域熱帶氣旋出現的次數均有所減少，但達到四級或五級颶風強度的熱帶氣旋數目則大量增加。

伊曼紐爾和韋伯斯特都認為海平面溫度對熱帶氣旋的發展十分重要，但什麼因素導致海平面溫度上升，卻仍為未知數。在大西洋，海平面溫度的上升可能是因為全球變暖，也可能只是由於該海域水溫的自然波幅（通常以50至70年為周期）。

2007年，倫敦大學學院班費德防災研究中心的兩位英國學者桑德茲和李亞當，透過觀察美利堅合眾國在1965年至2005年之間每年颶風的氣象數據，並將之與50年間的平均值比較。指出自1996年來，颶風數目每年增至八個。颶風登入美國變得越來越頻繁，統計顯示，大約每3年會增加一個。

在排除颶風產生因素中風的角色後，研究人員計算出，每升高攝氏0.5度，颶風的活動增加40%。

熱帶氣旋紀錄

單個熱帶氣旋記錄

2013年的颱風海燕（Haiyan）是全球第一個德沃夏克分析法分析出170kt及T8.0的熱帶氣旋，它也是機構認為的西太平洋地區最強的熱帶氣旋。

2006年的颶風伊歐凱（Ioke）是中太平洋生成的最強的熱帶氣旋，也是唯一一個在中太平洋生成並增強為五級颶風的熱帶氣旋。同時它也是歷史上氣旋能級指數最高的熱帶氣旋。

2015年的颶風帕特麗夏（Patricia）是歷史上東太平洋出現的最強熱帶氣旋，也是西半球出現過最強的熱帶氣旋，中心氣壓低至872百帕。同時它也擁有溫度最高的風眼。

2005年的颶風威爾瑪（Wilma）是北大西洋出現過的最強熱帶氣旋，中心氣壓低至882百帕。

1999年的氣旋05B是孟加拉灣歷史出現過的最強氣旋。阿拉伯海出現過的最強氣旋是氣旋2007年的古努（Gonu）。

2004年的氣旋加菲洛（Gafilo）是歷史上南印度洋出現過的最強熱帶氣旋，但是2015年的氣旋尤尼斯（Eunice）可能擁有與之相近的強度。

2002年的氣旋佐伊（Zoe）是歷史上南太平洋斐濟管轄區出現過的最強熱帶氣旋，但是2005年的氣旋奧拉夫（Olaf）從形態上看可能有與其相近甚至優於它的強度。

2006年的氣旋莫妮卡（Monica）是澳大利亞管轄區出現過的最強氣旋。

2004年的氣旋卡塔琳娜（Catarina）是南大西洋首個也是目前唯一一個到達颶風強度的熱帶氣旋。

1979年的颱風泰培（Tip）擁有所有熱帶氣旋中最大的環流，半徑達1200km，而日本氣象廳認為擁有最大風圈（注意與環流的區別）的颱風是1997年的颱風溫妮（Winnie）。

1974年西南太平洋的熱帶氣旋Tracy擁有所有熱帶氣旋中最小的環流，半徑僅60km。

1960年的颱風卡門（Carmen）擁有熱帶氣旋中最大的風眼，沖繩的雷達圖中直徑達320km。

2008年南印度洋的氣旋卡拉（Kara）擁有所有熱帶氣旋中最小的風眼，直徑小至2km。

1983年的颱風弗雷斯特（Forrest）是官方認為增強最快的熱帶氣旋，但2011年的颱風梅花（Muifa）和2015年的颶風帕特麗夏（Patricia）可能擁有相近的增強速度。

1994年的颶風約翰（John）是官方認為維持時間最長的熱帶氣旋，但1998年南半球的氣旋卡特里娜-維克多-辛迪（Katrina-Victor-Cindy）擁有更長的持續時間，但中途減弱為熱帶擾動而不被機構承認。

1989年的颱風安迪（Andy）擁有所有德法定義色階中CDG成環的氣旋中最低的平均雲頂溫度。

1961年的颱風南希（Nancy）擁有所有五級熱帶氣旋中最多的五級持續報數，多達21報。

1959年的颱風維拉（Vera）是所有五級熱帶氣旋中維持到最北部的一個，以五級颱風的強度登入日本。

1975年的颱風瓊恩（June）是第一個觀測到有三重眼牆的熱帶氣旋。之後觀測到三層完整眼牆的熱帶氣旋還有2001年東太平洋的颶風朱麗葉（Juliette）和2012年的颱風布拉萬（Bolaven）。

風季或多個熱帶氣旋記錄

1960年出現了唯一一次一個洋區內五個熱帶氣旋同時活躍的情況。

1997年是西太平洋有史以來最活躍的風季，也是氣旋能積指數最高的風季。

1998年是歷史上西太平洋命名颱風數最少的一年。

2005年是北大西洋最活躍的一年，打破最多命名風暴數、最多颶風等多項紀錄。它也是北大西洋有史以來第一次用完一套命名表的風季。

2015年是中太平洋有史以來第一次有八個熱帶低壓以上熱帶氣旋生成，也是中太平洋第一年用完一輪臨時擾動編號。同時中太平洋活躍過的熱帶氣旋數量也創新高。

熱帶氣旋