单个热带气旋记录

2013年的台风海燕（Haiyan）是全球第一个德沃夏克分析法分析出170kt及T8.0的热带气旋，它也是机构认为的西太平洋地区最强的热带气旋。

2006年的飓风伊欧凯（Ioke）是中太平洋生成的最强的热带气旋，也是唯一一个在中太平洋生成并增强为五级飓风的热带气旋。同时它也是历史上气旋能级指数最高的热带气旋。

2015年的飓风帕特丽夏（Patricia）是历史上东太平洋出现的最强热带气旋，也是西半球出现过最强的热带气旋，中心气压低至872百帕。同时它也拥有温度最高的风眼。

2005年的飓风威尔玛（Wilma）是北大西洋出现过的最强热带气旋，中心气压低至882百帕。

1999年的气旋05B是孟加拉湾历史出现过的最强气旋。阿拉伯海出现过的最强气旋是气旋2007年的古努（Gonu）。

2004年的气旋加菲洛（Gafilo）是历史上南印度洋出现过的最强热带气旋，但是2015年的气旋尤尼斯（Eunice）可能拥有与之相近的强度。

2002年的气旋佐伊（Zoe）是历史上南太平洋斐济管辖区出现过的最强热带气旋，但是2005年的气旋奥拉夫（Olaf）从形态上看可能有与其相近甚至优于它的强度。

2006年的气旋莫妮卡（Monica）是澳大利亚管辖区出现过的最强气旋。

2004年的气旋卡塔琳娜（Catarina）是南大西洋首个也是唯一一个到达飓风强度的热带气旋。

1979年的台风泰培（Tip）拥有所有热带气旋中最大的环流，半径达1200km，而日本气象厅认为拥有最大风圈（注意与环流的区别）的台风是1997年的台风温妮（Winnie）。

1974年西南太平洋的热带气旋Tracy拥有所有热带气旋中最小的环流，半径仅60km。

1960年的台风卡门（Carmen）拥有热带气旋中最大的风眼，冲绳的雷达图直径达320km。

2008年南印度洋的气旋卡拉（Kara）拥有所有热带气旋中最小的风眼，直径小至2km。

1983年的台风弗雷斯特（Forrest）是官方认为增强最快的热带气旋，但2011年的台风梅花（Muifa）和2015年的飓风帕特丽夏（Patricia）可能拥有相近的增强速度。

1994年的飓风约翰（John）是官方认为维持时间最长的热带气旋，但1998年南半球的气旋卡特里娜-维克多-辛迪（Katrina-Victor-Cindy）拥有更长的持续时间，但中途减弱为热带扰动而不被机构承认。

1989年的台风安迪（Andy）拥有所有德法定义色阶中CDG成环的气旋中最低的平均云顶温度。

1961年的台风南希（Nancy）拥有所有五级热带气旋中最多的五级持续报数，多达21报。

1959年的台风维拉（Vera）是所有五级热带气旋中维持到最北部的一个，以五级台风的强度登陆日本。

1975年的台风琼恩（June）是第一个观测到有三重眼墙的热带气旋。之后观测到三层完整眼墙的热带气旋还有2001年东太平洋的飓风朱丽叶（Juliette）和2012年的台风布拉万（Bolaven）。

风季或多个热带气旋记录

1960年出现了唯一一次一个洋区内五个热带气旋同时活跃的情况。

1997年是西太平洋有史以来最活跃的风季，也是气旋能积指数最高的风季。

1998年是历史上西太平洋命名台风数最少的一年。

2005年是北大西洋最活跃的一年，打破最多命名风暴数、最多飓风等多项纪录。它也是北大西洋有史以来第一次用完一套命名表的风季。

2015年是中太平洋有史以来第一次有八个热带低压以上热带气旋生成，也是中太平洋第一年用完一轮临时扰动编号。同时中太平洋活跃过的热带气旋数量也创新高。2100433B

热带高压定义

副热带高压，又称亚热带高压或副热带高气压，也叫做副热带高压脊，气象学名词，是指活跃于副热带地区的高压脊，分布于南北纬30°左右，是一股经常存在但位置不固定的温暖气团。

它的位置以及内里气流的流向可以影响到热带气旋的生成和走向。副热带高压所控制的地区往往会有干燥、少雨的炎热天气，是各地夏季高温热浪的其中一个主要导因。

2013年夏季，中国的上海、武汉等城市和南方地区普遍出现了罕见、持久的超过40℃的高温天气，这是因为中国大陆南部的大部分地区受到了西北太平洋副热带高压的控制。副热带高压所笼罩的地带称为副热带无风带或马纬度无风带。

热带高压成因

为动力成因，是为动力高压，行星尺度的系统。

热带高压活跃时段(太平洋)

每逢南北太平洋的夏季，即北半球的5月至8月，南半球的12月至2月。初时副热带高压一般会呈东西走向，其后会转向南北走向。 副热带高压在秋季转弱后，其温暖气流令原先被高压区覆盖的水域水温增加，使海面气压下沉而容易产生热带气旋。特别在北半球的9月和10月，热带气旋会在高水温的太平洋产生。 使到秋季会是热带气旋最常发生的季节，也解释了为什么夏季热带气旋的生成数量反而不及秋季。

热带高压影响下的气候

副热带高压影响下的气候一般是高温，且层结稳定，对流很不旺盛，所以降水较少。副热带高压的西部层结比较不稳定，东部相对稳定。所以副热带高压西部降水稍多，东部降水就比较少。

其影响的气候类型有：

热带干湿季气候：冬半年时，随着行星风系的季节移动，副热带高压控制此处，使得降雨减少，气候成干季。

热带沙漠气候：副热带高压常年控制此地区，故其气候终年高温干燥。

地中海型气候：夏季，随着行星风系的季节移动，副热带高压控制该气候区，成干季，所以地中海气候亦称副热带夏干气候。

亚热带季风气候和温带季风气候：夏季，北太平洋副高西进北抬，层结不稳定的西部散发出来的高温潮湿的气流在其北面与冷气团相遇，形成锋面(雨带)，带来夏半年的降水。但雨带南面的副高控制区往往高温降水稀少，如伏旱天气。

热带高压影响下的植被

具旱生结构，叶成针状，根系发达，多蜡质，以防止水分过度流失，并从地底吸收足够水分。如：地中海型气候区的副热带常绿硬叶林。

热带气旋天气尺度过程

热带气旋的路径主要受大尺度的引导气流影响，热带气旋的运动被前美国国家飓风中心主管尼尔·弗兰克博士（Dr. Neil Frank）形容为“叶子被水流带动”。

在南北纬大约20度左右的热带气旋主要被副热带高压（一个长年在海洋上维持的高压区）的引导气流引导而向西移，这样由东向西的气流称为信风。在北大西洋，热带气旋会被信风从非洲西岸引导至加勒比海及北美洲，而在东北太平洋，热带气旋会被信风引导到达太平洋中部直至引导气流减弱。东风波是这区域很多热带气旋的前身，而在印度洋和西太平洋，风暴的形成主要被热带辐合带和季风槽的季度变化影响，相对于大西洋和东北太平洋，东风波形成热带气旋的比例较小。

与中纬度西风带的作用

当热带气旋移到较高纬度，其围绕副高活动的路径会被位于高纬度的低压区所改变。当热带气旋向两极移近低压区，会逐渐出现偏东向量，这是热带气旋转向的过程。例如一个正向西往亚洲大陆移动的台风可能会因为中国或西伯利亚上空出现低压区而逐渐转向北方，继而加速转向东北，擦过日本的海岸。台风转向东北，是因为当其位于副高北缘，引导气流是从西往东。

热带气旋运动学

科里奥利力（简称科氏力），是惯性系统（空气流动为直线运动）在非惯性系统（地球自转为旋转运动）上移动而产生的一种现象。科氏力并非真实存在，而是对于一个位在非惯性系统上观察者而言，会认为惯性系统的行进路径发生偏移，因而假想出一个加速度，此加速度乘上物体质量便成为一个假想力。虽然科氏力只需要地球自转就可以产生，不过考虑地球的球体形状，需要加入一个与纬度有关的

其中

其中v为地球自转速度的水平分量。由此公式可知纬度愈高，科里奥利加速度愈大，在赤道则为零（因此赤道上通常不会生成热带气旋。

科氏力在地球上的特例称做地转偏向力，对气旋运动的影响主要有两个，一方面决定了气旋系统的旋转方式；另一方面则是决定气旋的前进方向。

当空气沿气压梯度进入低压中心，由于大气流动与地球自转方式的差异，会使大气流动发生一定程度的偏离。在北半球，当低压中心以北的空气南移，会向与地球自转相反的方向（西方）偏离；其以南的空气北移时则会向地球自转的方向（东方）偏离，而南半球空气偏离的方向相反。因为科氏力与空气向低压中心的速度相垂直，这便创造了气旋系统旋转的原动力：北半球的气旋逆时针方向转动，南半球的气旋则顺时针方向转动。

科氏力也使气旋系统在没有强引导气流影响下移向两极。热带气旋向两极旋转的部分会受科氏力影响轻微增加向两极的分量，而其向赤道旋转的部分则会被轻微增加向赤道的分量。在地球上越接近赤道科氏力会越弱，所以科氏力影响热带气旋向两极的分量会较向赤道的分量为多。因此，在没有其他引导气流抵消科氏力的情况下，北半球的热带气旋一般会向北移动，而南半球的热带气旋则会向南移动。

角动量守恒

科氏力虽然决定了气旋旋转的方向，但其高速旋转的主要动力却非科氏力，而是角动量守恒的结果：空气从远大于气旋范围的区域抽入低气压中心，由于旋转半径减小而角动量不变，因此导致气旋旋转时的角速度大大地增加。

热带气旋云系最明显的运动是向着中心的，而角动量守恒原理也使外部流入的气流，在接近低气压中心的时候会逐渐加速。当气流到达中心之后会开始向上、向外流动，因此高层的云系也会向外流出（辐散）。这是源于已经释放湿气的空气在高空从热带气旋的“烟囱”被排出。辐散使薄的卷云在高空形成，并在热带气旋外部旋转，这些卷云可能就是热带气旋来临的首个警号。

除了热带气旋本身的旋转，角动量守恒也影响了气旋的移动路径。低纬度地区的地球自转半径较大，因此气体流动的偏移较小；高纬度地区的地球自转半径较小，所以气体流动的偏移较大。这样的力量也是热带气旋在北半球往北移动，南半球往南移动的原因之一。

热带气旋藤原效应

藤原效应或称双台效应，是指两个或多个距离不远的气旋互相影响的状态，往往会造成热带气旋移动方向或速度的改变。藤原效应常见的影响依照热带气旋之间的强弱程度不同而大致分为两种：若两个热带气旋有强弱差距，则较弱者会绕着较强者的外围环流作旋转移动（在北半球为逆时针旋转，南半球则是顺时针旋转），直到两者距离大到藤原效应消失，或到两者合并为止。如果两个热带气旋的强弱差不多，则会以两者连线的中心为圆心，共同绕着这个圆心旋转，直到有其他的天气系统影响，或其中之一减弱为止。

热带气旋登陆

登陆”的官方定义是风暴的中心（环流的中心，而非边缘）越过海岸线，但在热带气旋登陆前数小时，沿岸和内陆地区已会有风暴的状况。因为热带气旋风力最强的位置不在中心，即使热带气旋没有登陆，陆地上也可能感受到其最强的风力。