第一部份: 影響熱帶氣旋移動的因素及機制簡要
三. 引導氣流的天氣系統
接下來，我們談談形成及支配引導氣流的天氣系統，他們就是高低氣壓---反氣旋和氣旋
1.副熱帶高氣壓
赤道風和副極地低壓上升後下沉而形成的深厚高壓稱為副熱帶高氣壓，集結在太平洋上。對於大尺度風的支配，它於2000至6000米高空最為明顯，因此我們特別留意750及500hPa的高空天氣圖。在北半球，風從副熱帶高氣壓呈順時針方向流出，於是，北面形成西風帶，南面則是東風帶。因此，它可以說是對一個熱帶氣旋的路徑起了決定性影響，熱帶氣旋通常會繞過副熱帶高壓脊外圍移動。
觀測上，我們最留意500hPa天氣圖中的副高活動，5880位勢米代表副高，在衛星雲圖中，特別無雲而晴朗的地區亦是副高的所在。
值得留意的是，副熱帶高壓脊和熱帶氣旋間也可能出現互相影響的關係。例如，當熱帶氣旋在副熱帶高壓脊南側，自東向西移動時，熱帶氣旋的高層流出場會成為一支下沉氣流加強副熱帶高壓脊，形成一正反饋(Positive Feebback)而使副熱帶高壓脊隨之西伸，因而熱帶氣旋得以繼續西移。不過，太平洋副熱帶高壓脊的西伸幅度也受一些因素所限，因此，熱帶氣旋也有移至其西南側的時候；而統計上，這時候副熱帶高壓脊也會隨之東退。這種互動現象在西風帶平直及沒有大幅波動時才會較為明顯。
2.大陸性反氣旋
多出現於秋冬兩季，強盛於地面至二三千米高空，大陸性反氣旋由中國大陸向東至東南移動並帶來東北風，往往比高空的引導氣流更有影響力。地面偏北風加上高空引導氣流東風帶或西風帶得出的合力 (Resultant Force)就使熱帶氣旋繞過大陸性反氣旋的南部向西南偏西移動。
大陸性反氣旋亦會使西風帶南下，如果長波槽掠過，就會使熱帶氣旋繞過反氣旋東側向東北移動。也有可能是低層中心跟隨低層東北風的引導而西移，高層中心跟隨高層氣流東移；這種現象叫高低層中心的分離，會引致熱帶氣旋的急速減弱，1987年的颱風蓮娜(NINA)就是一個經典的例子。
3.高空冷心低氣壓
高空冷心低氣壓在一般情況是活躍於10000米(~200hPa)或以上的高空的，因此其對熱帶氣旋的引導作用不大。但亦有情況，是高空冷心低氣壓發展強烈而延伸至較低高度，如500hPa較為常見。此情況下，高空冷心低氣壓亦會直接引導熱帶氣旋的移動。熱帶氣旋是會繞著冷心低壓外圍作逆時針方向移動的，但因高空冷心低氣壓本身也俱移動性，而且壽命較短，因此實際情況一般會較為複雜。
4.熱帶氣旋間的引導--籐原效應
藤原效應(Fujiwhara effects)是指當兩股熱帶氣旋互相靠近時對它們兩者本身移動之相互影響，而出現這影響的原因是因為它們是兩個旋渦，而他們所出現的輻合氣流直接成為對方的引導氣流。
一般來說，當兩股熱帶氣旋之相互距離在1000至1200公里、或經度10度以內時，藤原效應便會發生（但實際上還要視乎兩股熱帶氣旋的大小及質量而定），但在個別情況下亦可不發生。
藤原效應發生時，常見的情況有以下三類:
1.主導體牽引較弱者移動
比較強勁的那股熱帶氣旋(主導體)會影響那股比它弱的熱帶氣旋的移動方向，這時比較強的那股熱帶氣旋會另那股比它弱的熱帶氣旋繞著它的環流反時針旋轉（因為北半球的熱帶氣旋是反時針方向旋轉的。但在南半球.，由於熱帶氣旋是順時針方向旋轉，因此情況相反），直至大對小的影響力減弱為止。若主導本身亦受著大範圍的引導氣流影響，則較弱的熱帶氣旋對主導體的影響會很小，可以假設是主導體單方面牽扯著弱熱帶氣旋走。
(例子:2000年的桑美和寶霞)
2.兩者合并
如果條件適合的話，比較強勁的那股熱帶氣旋還會把小的熱帶氣旋吸收/合并，情況就如1999年初的瑪姬把南海的低壓區吸收一樣（但要距離夠接近，及那股弱的熱帶氣旋不受其他天氣系統影響其移動才行）
3.兩者互旋
如果兩者強度差不多，那麼，兩者便會互相圍繞一個共同中心旋轉，直至兩者受到其他天氣系統影響其移動，或其中一方減弱為止，才會脫離互相影響的局面。
(例子:2000年的瑪莉亞和派比安)
此外，有時兩者會互相排斥，或是一個跟一個而行，甚至乎二合為一（但這情況比較罕見，通常發生於熱帶風暴或以下之熱帶氣旋），又甚至可以出現一些意想不到的情況。
籐原效應另外一個較明顯的例子就是1986年的韋恩了。