热带气旋（Tropical Cyclone, TC），是生成于热带或副热带洋面上，具有有组织的对流和确定的气旋性环流的非锋面性的天气尺度的涡旋的统称。它包括热带低压、热带风暴、强热带风暴、台风、强台风和超强台风。 [60]热带气旋常见于西太平洋及其临近海域（台风）、大西洋和东北太平洋（飓风）以及印度洋和南太平洋 [3]。
- 中文名
- 热带气旋
- 外文名
- Tropical Cyclone, TC
- 类 型
- 天气系统，气旋
- 出现地点
- 热带洋面，亚热带洋面
- 出现时间
- 夏季，秋季
- 持续时间
- 小于4周
- 伴随现象
- 中心低压，强风，降水
热带气旋广义上热带气旋的定义对气旋的强度没有要求，即无论热带气旋处于其生命史中的任何阶段，在广义上都可以被称为“热带气旋”；狭义的热带气旋仅包括处于发展和成熟阶段的强盛气旋，按中心最大风速，其强度必须超过气旋分级系统的最低标准 [11]。例如在大西洋，只有1分钟持续最大风速超过120 km/h的气旋系统会被分类为“严格的”热带气旋，即飓风，低于该标准的暖性气旋会被归于“热带低压（tropical depression）”和“热带风暴（tropical strom）” [11]。
热带气旋与温带气旋的水平（上）、垂直（下）结构差异 [12]作为联系，热带气旋进入温带洋面后有机会转变为温带气旋，温带气旋在少数情形下也可变性成为热带气旋 [12]。亚热带气旋在进入热带洋面并转变为暖核（warm core）结构后会被识别为热带气旋，但当热带气旋通过亚热带洋面时，只要其暖核结构不变，就不会被识别为亚热带气旋。
热带气旋包含大量不稳定能量并可能成为气象灾害，登陆的成熟期热带气旋带来范围显著的破坏性强风、大量降水并伴随有风暴潮、雷暴等次生灾害 [4]。存在于洋面的热带气旋是航运业的重大威胁。现代业务天气预报能够通过卫星遥感识别和观测热带气旋并结合数值天气预报对其发展和移动进行预报和预警 [14-15]。WMO的主要成员会对各海域的热带气旋进行命名并面向公众发布信息 [16-17]。
主条目：风眼
台风风眼图 [18]风眼尺寸的常见取值在50 km左右，随高度升高而增长，且北半球热带气旋的风眼直径通常小于南半球热带气旋 [20]。风眼大小的极端的例子包括1960年台风卡门（typhoon Carmen）的370 km和2005年飓风威尔玛（Hurricane Wilma）的3.7 km [21-22]。热带气旋的强度对风眼直径敏感，给定相同的热力和动力学条件，风眼直径小的热带气旋具有更高的最大潜在强度 [23]。
随着热带气旋生命阶段的变化，风眼的几何特征会发生改变。快速增强的热带气旋拥有小、清晰且高度对称的风眼，有时被称为“针孔眼（pinhole eye）”、成熟期热带气旋拥有对称的圆形风眼，且风眼被连续的眼墙包围，即“闭合眼（closed eye）” [24-25]。处于消亡期或发展不完全的热带气旋具有不规则的风眼，例如眼墙不闭合（open eye）、形态不对称或残片状的风眼 [25]。风眼的动态变化在热带气旋的业务天气预报中可作为参考 [24]。
并非所有的热带气旋都具有成熟期的风眼（闭合眼），按1989至2008年大西洋海域热带气旋的气候统计，60%的飓风个体具有清晰的风眼，且风眼首次出现时，热带气旋中心最大风速的平均值为29.8 m/s，即处于强度略低于1类飓风的阶段 [25]。
眼墙是围绕热带气旋风眼形成的塔状直展云系（cumuliform cloud），高度可由海平面伸展至流层顶，对热带海域而言，该高度约为15 km。眼墙内包含旺盛的对流活动并在对流层中层形成潜热释放。眼墙也是热带气旋内风速和单位降水率最大的区域，对眼墙的最大风速进行观测可以估计热带气旋的强度 [10]。
1997年的台风艾碧正在进行眼壁置换螺旋雨带
螺旋雨带是完全发展的成熟期热带气旋具有的结构，在本质上是热带气旋内除眼墙外所有对流系统的总和 [27]。螺旋雨带随气旋中心按正涡度方向旋转，切向速度随高度升高而减小，其内部包含不连续的对流性降水 [27]。近地面受螺旋云雨带影响的区域可能出现阵性降水和强风等天气现象，因此在天气预报中，螺旋雨带定义了外围大风区和降水区的位置 [28]。
热带气旋的螺旋雨带通常有“主雨带（principle rainband）”、“次级雨带（secondary rainband）”和“外围雨带（distant rainband）”之分 [28-29]。其中主雨带也被称为“内雨带（inner rainband）”，是螺旋雨带的主体部分，在气旋的运动过程中几乎与眼墙相对静止 [27]，在一些研究中被认为是热带气旋本体和环境的分界 [30]。次级雨带是围绕主雨带旋转的一组对流单体。外雨带可能沿气旋半径被逐步卷入主雨带中，也可能松散地组织在热带气旋周围 [27]。外围雨带是热带气旋最外侧的零星出现的对流系统的总和，在一些研究中也被称为“外围中尺度对流系统（Outer Mesoscale Convective System, OMCS）” [31]。
螺旋雨带具有复杂的中尺度结构，按雷达回波的观测结论，在中低层水平面内，螺旋雨带内侧气流背离气旋中心吹向雨带，且强度随高度升高而增强 [32]。螺旋雨带低层是强辐合区，伴随有近地面的外部气流汇入。辐合区的位置随高度偏离气旋中心且辐合强度随高度减弱，在对流层中上层转变为辐散。在沿气旋中心的剖面内，螺旋雨带包含二级垂直环流，其中上升气流位于雨带内侧（辐合区域）且随高度向外侧倾斜，并可能包含对流性强降水，下沉气流位于上升气流外侧，强度低于上升气流 [32]。
螺旋雨带中次级雨带的形成被认为由热带气旋内部涡旋罗斯贝波（vortex Rossby waves）的向外传播有关 [33]。螺旋雨带中主雨带的动力学机制尚未完全明确，数值模拟的结果表明，主雨带在确立后，会改变热带气旋的动力结构，并与眼墙的形成和置换有关 [34]。
外围大风区
热带气旋外部，包括外围雨带的所在区域可观测到强风，其覆盖范围被通称为“外围大风区”，按诊断参量可由“强风半径（gale wind radii）”定义 [35]。强风半径是热带气旋的直接天气影响范围，通常与热带气旋本身一样呈现对称形态 [36]。在热带气旋登陆时，由于下垫面的影响，强风半径内的风速和其范围会发生变化 [35]。
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 [37]；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） [29]。
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 [29]。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 [29]。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 [29]。
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 [38-39]，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 [40]。按一些特殊个例，超级台风泰培（super typhoon Tip）的直径达到了2200 km [41]，而热带风暴马可（Tropical Storm Marco）的直径仅有18.5 km [42]。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 [29]。
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） [43]，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 [10]。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 [10] [36]。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） [44]。
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 [10]。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 [10]。
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 [36]。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 [36]。
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 [45]。
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年) [46]、Fujita (1952年) [47]、Holland (1980年) [48]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 [11]。
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 [45]。
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4.5-8km区间，该区间也被称为热带气旋的“冷凝段”或“暖心” [45]。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 [45]。
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 [45]。
比湿熵（specific humidity entropy）是热带气旋观测研究中被使用的能量参量 [49]：
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 [51]。
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 [52]。
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 [53]，这里给出Emanuel (1994)中最大潜在风速的估计 [53-54]：
热带气旋生成过程还不是很清楚，这是气象科学研究的重点之一。在全球各主要国家的众多科学家近100年的观察、观测及数值模拟实验等研究中，热带气旋的生命史分为：生成期、发展期、成熟期及消亡四个阶段；而热带气旋的生成分为两个阶段，即气旋胚胎生成阶段及发展阶段。热带气旋的能量来源是水汽，较大块水汽在较大温差条件下发生冷凝，将引发冷凝区域的低压，以及由潜热的升温作用，促成区域上部的上升气流加强。区域低压和上升气流的协同作用，会引发比冷凝区域大一倍或数倍区域内的扰动。这种扰动具有一定的涡旋特征，但受到普遍存在的侧向风的袭扰，加之垂直温度梯度很小，平均为0.6-0.65℃/hm，绝大多数扰动不能发展成热带气旋。也就是说，仅靠水汽运动+冷凝扰动生成热带气旋的比率是非常低的。研究认为，中层涡旋(MCV)与热带气旋的生成和增强之间的关联度是很大的。
美国国家大气研究中心（National Center for Atmospheric Research）的科学家估计一个热带气旋每天释放5×10至2×10焦耳的能量，比所有人类的发电机加起来高200倍，或等于每20分钟引爆一颗1000万吨的核弹。
热带气旋模拟图热带气旋因此能够取得足够的能量自给自足，这是一个正回授的循环，使得只要暖湿气流和较高的水温可以维持，越来越多的能量便会被热带气旋吸收。其他因素例如空气持续地不均衡分布也会给予热带气旋能量。地球的自转使热带气旋旋转并影响其路径，这就是科里奥利力的作用。综合以上叙述，使热带气旋形成的因素包括一个预先存在的天气扰动、高水温、湿润的空气和在高空中相对较低的风速。如果适合的环境持续，使热带气旋正反馈的机制借着大量的能量吸收被启动，热带气旋就可能形成。
深层对流作为一种驱动力是热带气旋与其他气旋系统的主要分别，因为深层对流在热带气候地区中最强，所以热带气旋大多在热带地区生成。相对地，中纬度气旋的主要能量来源是大气中的已存在的水平温度梯度。如果热带气旋要维持强度，就必须留在温暖的海面上，使正反馈机制得以持续。因此，当热带气旋移入内陆，强度便会迅速减弱。
当热带气旋经过一片海洋，该处海域的表面温度会下降，从而影响热带气旋后来的发展。温度的下降主要是因为热带气旋带来的大风使海水翻滚，海底较冷的海水涌上。较凉的雨水的下降、云层的遮蔽使海洋减少吸收太阳的辐射，也是表面海水温度下降的原因。以上因素相辅相成，会使一大片海洋的表面温度在几天内急剧下降。
生成的条件
热带气旋的生成和发展需要海温、大气环流和大气层三方面的因素结合。热带气旋的能量来自水蒸气凝结时放出的潜热。热带气旋的形成条件未被完全了解。一般认为热带气旋的生成须具备6个条件，但热带气旋也可能在这6个条件不完全具备的情况下生成。
- 海水的表面温度不低于摄氏26.5℃，且水深不少于50米。这个温度的海水造成上层大气足够的不稳定，因而能维持对流和雷暴。
- 一个预先存在的且拥有环流及低压中心的天气扰动。
- 中对流层的大气不能太干燥，相对湿度必须大于40~50个百分点。
生成的地点
热带气旋在海水温度高的地区生成，通常在27℃以上。它们在海洋的东部产生，向西移动，并在移动的过程中增强。这些系统大部分在南北纬10至30度之间形成，而有87%在20度以内形成。因为科里奥利力给予并维持热带气旋的旋转，热带气旋鲜有在科里奥利力最弱的南北纬五度之内生成。但热带气旋也有可能在这个地区形成，例如2001年的热带风暴画眉和2004年的热带气旋阿耆尼。
由温带气旋或亚热带气旋转成
消散原因
热带气旋一般在以下情况减弱消散，或丧失热带特性。
- 移入陆地。因为失去维持能量的温暖海水，而迅速减弱消散。绝大部分的强烈热带气旋登陆后一至两天即变成组织松散的低压区。但是如果能够重新移到温暖的洋面上，它们可能会重新发展。移经山区的热带气旋可以在短期内迅速减弱。
- 在同一海面上滞留过久，翻起海平面30米以下较凉海水，热量吸干，使表面水温下降，无法维持强度，热带气旋因而减弱。
- 移入水温低于26摄氏度的海洋，这会使热带气旋失去其特性（中心附近的雷暴和暖心结构），减弱为低压区。这是东北太平洋热带气旋消散的主因。
- 遇上强烈垂直风切变，对流组织受破坏。
- 弱的热带气旋被另一低压区影响，受破坏而成为非气旋性雷暴，或被另一个较强的热带气旋吸收。
人工消散
在1960至1970年代，美国政府曾尝试以人工的方式使热带气旋减弱。方法是以碘化银使热带气旋螺旋云带的水分过度冷却，令内部眼墙崩塌而降低其强度。1969年的飓风黛比（Hurricane Debbie）风速因此而下降了30%，但在人工减弱后，该飓风的强度很快便恢复。在1947年，一个位于美国佛罗里达州杰克逊维尔以东的飓风被人工减弱后，突然改变路径，吹袭了佐治亚州的沙瓦纳，酿成灾难。因为被人工减弱的风暴有太大的不定性，联邦政府禁止对在48小时内有10%以上机率登陆的热带气旋进行人工减弱，因而大大减少了此后可能的实验风暴数目。因为发现眼壁置换会在较强的热带气旋自然发生，此计划最终被放弃。因为被过度冷却的水分比例太少，以碘化银人工减弱热带气旋的成效不是十分的大。
其他曾被提出的人工减弱热带气旋的方案包括：
- 以巨大的冰块降低热带气旋所经过海面的海水温度；
- 以抑制蒸发的物质覆盖海洋；
但这些方案都面对一个问题：热带气旋的体积太大使它们难以实行。
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。
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
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。
角动量守恒
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。 [57]
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。
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。
强烈的热带气旋伴有狂风、暴雨、巨浪和风暴潮，活动范围很广，具有极大的破坏力，是一种灾害性天气系统。 [59]成熟的热带气旋释放的功率可达6x10瓦，在海上的热带气旋引起滔天巨浪，狂风暴雨。有时会令船只沉没，国际航运受影响。但是热带气旋以登陆陆地时所造成的破坏最大，主要的直接破坏包括以下三点：
热带气旋也为登陆地造成若干间接破坏，包括：
- 破坏基建系统：热带气旋可能破坏道路，输电设施等等，阻碍救援的工作。
- 农业：风、雨可能破坏鱼、农产物，导致粮食短缺。
- 盐风：海水的盐分随著热带气旋引起的巨浪被带到陆上，附在农作物的叶面可导致农作物枯萎，附在电缆上则可能引起漏电。
- 加强季风寒流或大陆反气旋强度：当热带气旋遇上相当强烈的大陆寒流时，两者之间的气压梯度增加，后者会吸收热带气旋的能量，使寒流增强。
1987年11月至12月间，西太平洋的台风莲娜在南中国海北部遇上当时最强烈的西伯利亚寒流（北风潮），使香港的气温由摄氏26度急速下降至8度，创下香港气候观测史上最大的24小时降温纪录，导致冬季提早降临。
雨水
热带气旋所造成的人命损失是无法估量的，但是热带气旋亦为干旱地区带来重要的雨水。不少地区的每年雨量中的重要部分都是来自热带气旋。例如东北太平洋的热带气旋为干旱的墨西哥和美国西南带来雨水；日本甚至全年近半的雨量都是来自热带气旋。
热量平衡
热带气旋亦是维持全球热量和动量平衡分布的一个重要机制。热带气旋把太阳投射到热带，转化成海水热量的能量，带到中纬度及接近极地的地区。热带气旋亦作为一强烈涡旋扰动，把赤道所积存的东风角动量输送往中纬度地区的西风带内。
减低污染
热带气旋强劲的风力，可以吹散高污染地区的污染物，减轻高污染地区的污染程度。
观测强烈的热带气旋一直以来对人类都是一个很大的挑战。因为它们主要在海洋上活动，位于陆上的气象站大多不能够提供实测数据，在地面的观测一般只有当热带气旋经过岛屿或沿岸地区才有可能。但就算热带气旋接近气象站，气象站也一般只能提供风暴较外围的实时数据，因为如果当强烈的风暴过于接近，气象站的监测设施会被强风摧毁。
在飓风艾斯多尔螺旋雨带内的日落景色在世界其他地区并没有侦察机监测风暴。远洋热带气旋的路径主要从气象卫星拍摄，一般每半小时或四分一小时更新的可见光和红外线卫星云图追踪；强度则透过德沃夏克分析法从云图评估。当风暴接近沿岸地区，陆地上每分钟更新的多普勒雷达回波图像便对热带气旋的定位扮演重要角色。
热带气旋的移动受外力影响，所以要准确地预测其路径，便要知道邻近的高压和低压系统的位置和强度，以及它们将会如何改变并影响热带气旋。由超级电脑和精密的情景模拟软件组成的电脑数值模式，就能够透过电脑模拟做到这一点，从而预测热带气旋的路径。结合这些数值模式与人类对影响热带气旋外力的认识，以及气象卫星和其他感应器，近数十年来科学家对热带气旋路径预测的准确率正逐渐提高；但科学家表示，因为气象学界对影响热带气旋发展的因素了解仍未全面，所以他们对于预测热带气旋的强度较没有把握。
现时世界上共有六个区域专责气象中心（英语：Regional Specialised Meteorological Centre，简称RSMC），这些组织负责追踪所属区域内的热带气旋并发出热带气旋公报和警告；另外还有五个热带气旋警报中心（英语：Tropical Cyclone Warning Centre，简称TCWC）为较小的地区提供资讯。除区域专责气象中心和热带气旋警报中心外，其它有关机构，例如美国的联合台风警报中心会为除北大西洋外全球的热带气旋作出发布；中国气象局也会为位于国际换日线以西的北太平洋的热带气旋作出发布；加拿大飓风中心会为影响加拿大的热带气旋或热带气旋的残余发出公报。
从全球各地历年热带风暴发生的情况看，在南北两个半球上，北半球发生的次数多于南半球。西北太平洋热带气旋主要出现在北纬5-25℃之间，其中以北纬10 -20度为最多，也就是赤道以北、菲律宾以东的西太平洋海区。 [63]
在西北太平洋地区，全年每个月，都可能有热带气旋出现。热带气旋出现最多的月份为公历7-10月，近50年资料统计，在这几个月出现的总数占全年总数的68％，也就是说有一半以上台风是发生在7-l0月，其中尤以8月为最盛期，其次是9月，1-4月出现次数较少，2月为最少。此外在南海生成或从太平洋移进南海的热带气旋，9-10月是其旺季。 [63]
西北太平洋海区出现的台风，有1／4左右会在我国登陆，也就是每年平均有7个，最多年份可达12个，最少年份为3个；登陆时间多在7-9月，在这3个月中登陆的台风占3／4，最早登陆可出现在5月初，最晚为12月初；登陆的地区几乎遍及我国整个沿海地区，主要集中在浙江以南沿海，其中登陆次数最多的是广东沿海，约占1／3，依次是台、海南、福建、浙。 [63]
几乎所有的热带气旋都是在赤道南北30纬度以内的范围内生成。当中大约87%是在南北纬20度之内。因为地转偏移力弱小的关系，南北纬10度以内形成热带气旋的机会较少，但并非罕见，历来最接近赤道的热带气旋出现于2001年12月底的台风画眉，在新加坡和马来西亚之间由东向西穿越，成为有纪录以来首个吹袭新加坡的台风。
每年地球总共平均有80个热带气旋生成，主要产地有：
1、北太平洋西部
1985年至2005年期间生成的热带气旋路径图2、北太平洋东部
第二多生产热带气旋地区，影响地区包括墨西哥、夏威夷、太平洋上岛国，罕有情况下可影响下加利福尼亚，及中美洲的北部地区。
3、北大西洋
包括加勒比海、墨西哥湾。每年生成数目差距很大，由一个至超过20个不等，每年平均大约有10个生成。主要影响美国东岸及墨西哥湾沿岸各州、墨西哥及加勒比海各国，间中影响可达委内瑞拉和加拿大。2005年的飓风文斯更以热带低气压的强度登陆西班牙， 这个热带气旋是有纪录以来唯一个个登陆欧洲的大西洋风暴。
4、南太平洋西部
主要影响澳大利亚北部及大洋洲各国，有时也可能影响澳大利亚南部及新西兰。
5、北印度洋
包括孟加拉湾和阿拉伯海，主要在孟加拉湾生成。北印度洋的风季有两个巅峰：一个在季风开始之前的4月和5月，另一个在季风结束后的10月和11月。影响印度、孟加拉、斯里兰卡、泰国、缅甸和巴基斯坦等国，有时更会影响阿拉伯半岛。
6、南印度洋东部
影响印尼及澳大利亚西部。
7、南印度洋西部
以下地区海洋很少会生成热带气旋：
- 南大西洋
- 东南太平洋
该区因为强烈的垂直风切变，至今未有发现有热带气旋生成。
- 高纬度地区
低水温和长期强烈的垂直风切变使热带气旋难以生成。
- 十分接近赤道的海域
赤道地区地转偏向力较小，难以形成热带气旋的旋转动力。例如在2001年影响新加坡的热带风暴画眉（当地定为热带低气压），和2004年于北印度洋生成的气旋阿耆尼，都是罕见的近赤道台风。画眉生成的纬度位于北纬1.5度，阿耆尼更是破纪录的北纬0.7度。阿耆尼的生成是一个谜，有待科学家探究。
热带气旋主要在夏季后期生成，因为海水温度在这个时候最高。但在确切的生成时间上，每个海域都有其独有的季度变化。综合全球而言，9月是热带气旋最活跃的月份，而5月则是最不活跃的月份。
- 北太平洋西部全年皆有热带气旋，但活动以二月最少，八月至九月初最多。
- 北大西洋及北太平洋东部则主要集中在6-11月。
- 南半球的热带气旋在十月底开始，至五月左右结束，当中以二月中至三月初是高峰。
区域 | 风季开始月份 | 风季结束月份 | 热带风暴 （风速大于34节） | 热带气旋 （风速大于63节） | 3级以上热带气旋（风速大于95节） |
|---|---|---|---|---|---|
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 |
东北太平洋 | 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 |
在热带或副热带海洋上发生的气旋性涡旋称为热带气旋，是热带天气中的主要影响系统。与温带气旋相比，其内部结构、形状、移动方向及其发展能量来源等方面均不同。热带气旋区域内的风速以近中心为最大，世界气象组织以近中心最大风速的大小将热带气旋划分为四个等级：热带低压10.8-17.1米/秒(6-7级)，热带风暴17.2-24.4米/秒(8-9级)，强热带风暴24.5-32.6米/秒(10-11级)，台风32.7米/秒以上(12级)。 [59]
热带气旋的强度一般根据平均风速评定，世界气象组织（WMO）建议使用接近风暴中心海平面上十米之十分钟平均风速。但美国的国家飓风中心和联合台风警报中心，以及中国的中国气象局，分别采用一分钟和二分钟平均风速计算热带气旋中心持续风力。根据美国和中国的定义所测量到的平均风速，会比联合国定义的稍高。其中一分钟与十分钟平均风速的近似换算公式为：十分钟平均风速=一分钟平均风速乘以0.88。
各个气象机构对不同强度热带气旋的分级：
- 热带气旋分级（全部换算至十分钟平均风速）
- 蒲福氏风级 十分钟平均风速（节） 北印度洋
- 印度气象部 西南印度洋
- 法国气象局 澳大利亚
- 澳洲气象局 西南太平洋
- 斐济气象局 西北太平洋
- 日本气象厅 西北太平洋
- 联合台风警报中心 东北太平洋及
- 北大西洋
- 国家飓风中心 中太平洋飓风中心
- 0–6 <28 低气压 热带扰动
- 7 28—29 深度低气压 热带低气压
- 30—33 热带风暴 热带风暴
- 8–9 34–47 气旋性风暴 中度热带风暴 热带气旋（一级） 热带气旋 热带风暴
- 11 56–63 台风 飓风（一级）
- 12 64–72 非常强烈的气旋性风暴 热带气旋 强烈热带气旋（三级） 台风
- 73–85 飓风（二级）
- 86–89 强烈热带气旋（四级） 强烈飓风（三级）
- 90–99 强烈热带气旋
- 100–106 强烈飓风（四级）
- 107-114 强烈热带气旋（五级）
- 115–119 非常强烈的热带气旋 超级台风
- >120 超级气旋性风暴 强烈飓风（五级）
- 一、热带低压，底层中心附近最大平均风速10.8—17.1米/秒，即风力为6—7级；
- 二、热带风暴，底层中心附近最大平均风速17.2—24.4米/秒，即风力8—9级；
- 三、强热带风暴，底层中心附近最大平均风速24.5—32.6米/秒，即风力10—11级；
- 四、台风，底层中心附近最大平均风速32.7－41.4米/秒，即12—13级；
- 五、强台风，底层中心附近最大平均风速41.5—50.9米/秒，即14—15级；
- 六、超强台风，底层中心附近最大平均风速≥51.0米/秒，即16级或以上。
热带气旋的分级的强弱与热带气旋所造成的破坏并没有必然关系。不同于评估地震所造成影响的麦加利地震烈度，现时对热带气旋的分级只会考虑其风速。较弱的热带气旋可以比较强的造成更大的破坏，这主要取决于其他外在因素，如受影响区域的地形、热带气旋带来的总雨量等。
热带气旋在不同地区有不同的称呼。在加勒比海和中美洲，人们称它为“飓风”；在孟加拉湾、阿拉伯海、印度洋和南太平洋部分海区，称它为“气旋”或“热带气旋”；在西北太平洋地区（中国和日本），习惯称它为“台风”；澳大利亚则称其为“威力威利”。 [60-61]
在我国，当西北太平洋地区和南海海域（即赤道零度以北、东经180°以西的洋面上）出现了热带气旋，且其中心附近最大风力又在8级或8级以上时，就给编上一个序号。序号由4位阿拉伯字组成：左边两位数字是年份，右边两位数字是该气旋的序列（号次）。例如0407、0408，前边的04是指2004年，后面的07、08则分别表示当年的第7号和第8号台风。 [61]
编号的顺序按其发生的先后来决定。如果在同一天内上述海域中有两个或两个以上“热带气旋”生成，则按“先西后东”（经度读数由小到大）的顺序编号。如果在同一天内同一经度上有好几个“气旋”产生，则按“先北后南”的原则（纬度读数由大到小）分别编号。 [61]
为什么要采取“先北后南”和“先西后东”的原则来编列序号呢？这是因为：发生在西北太平洋洋面上的热带风暴，其活动（行进）路线都是从源地向西或向西北方向逐渐靠近我国东部沿海，故在影响的时序上，西部（或南海北部）的热带气旋一般要先于东部（或南部）的热带气旋到达或掠过我国东部沿海，并继续北上或东移入海。 [61]
编了号的热带气旋（热带风暴），由于行进路线上的变异，不一定都会影响我国东部沿海或在我国东部沿海省区（如广东、福建、台、浙等）登陆。但是，影响我国的热带风暴一定是在编号之内。 [61]
为了与相关国际组织接轨，便于各国交流，统一台风的名称叫法，台风委员会于1998年12月1日至7日在菲律宾马尼拉举行的第31届会议上作出了这样的决议：从2000年1月1日起，采用具有亚洲风格的名字对西北大西洋和南海生成的热带气旋进行命名，同时保留原有热带气旋编号。 [61]
热带气旋命名表由世界气象组织台风委员会第31届会议讨论通过，相关的业务程序从2000年1月1日开始执行。命名表共有140个名字，分别由亚太地区的柬埔寨、中国、朝鲜、中国香港、中国澳门、日本、老挝、马来西亚、密克罗尼西亚联邦、菲律宾、韩国、泰国、美国和越南14个国家和地区提供，每个国家和地区各提供10个名字。这140个名字分成10组，每组里14个名字（每个国家和地区提供1个名字），按每个国家和地区的字母顺序依次排列，命名表按顺序循环使用。中国提供的名字是：“龙王”、“玉兔”、“风神”、“杜鹃”、“海马”、“悟空”、“海燕”、“海神”、“电母”和“海棠”。 [60-61]
命名表按顺序命名，循环使用；命名表共有五列，每列分两组，每组里的名字按每个成员的字母顺序依次排列。
对造成特别严重灾害的热带气旋，台风委员会成员可以申请将该热带气旋使用的名字从命名列表中删去（改名字成为某个灾害特别严重的热带气旋的专有命名），也可以因为其他原因申请删除名字。每年的台风委员会届会将审议台风命名表，将用新的命名代替已删去的命名。 [60]
热带气旋（台风）对于全球人类来说，是一项特殊的资源，它在危害人类的同时，也在保护人类。热带气旋（台风）给人类送来了淡水资源，大大缓解了全球水荒。另外，热带气旋（台风）还使世界各地冷热保持相对均衡。赤道地区气候炎热，若不是热带气旋（台风）驱散这些热量，热带会更热，寒带会更冷，温带也会从地球上消失。 [62]
气象学家认为，一个热带气旋的强度，或一个风季的活跃程度，都不能归咎于单一因素，如全球变暖或其他自然环境的变化。但热带气旋的强度和出现频率的长期趋势，却可能从统计数字中看到端倪。美国国家海洋及大气管理局地球物理流体力学实验室（Geophysical Fluid Dynamics Laboratory）曾作出一个模拟，得出这样的结论：“大气中持续增加的温室气体含量使全球气候变暖，这可能使下一世纪热带气旋的强度比现时最强的还要猛烈”。
在《自然》杂志的一篇文章中，克里·伊曼纽尔（Kerry Emanuel）认为热带气旋的潜在破坏力（包括热带气旋的强度、维持时间和频率），与热带地区海平面度和全球变暖有着莫大关系。他并预计在21世纪，热带气旋所造成的损失会大幅增加。而P·J·韦伯斯特（P.J. Webster）等则在《科学》杂志上发表了一篇文章，指出过去十年除北大西洋外，其他海域热带气旋出现的次数均有所减少，但达到四级或五级飓风强度的热带气旋数目则大量增加。
在排除飓风产生因素中风的角色后，研究人员计算出，每升高摄氏0.5度，飓风的活动增加40%。
单个热带气旋记录
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）。 [58]
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。
2023年2月6日，“弗雷迪”在印度尼西亚附近被编号。 [64]
截至2023年3月9日，“弗雷迪”生命史已经有32天，超过1994年太平洋飓风“约翰”的生命史纪录，成为有气象记录以来全球最长寿的热带气旋（原纪录John，持续时间31天）。 [64]
