东风波

东风波在早期，根据低空资料，认为东风波是冷空气辐合上升而周围暖空气辐散下沉的冷性系统，其发展所需的扰动动能是由基本气流取得的，因而是一个正压发展过程。后来发现在许多情况下，东风波也可以是暖性的，波动处有暖空气上升，扰动动能可取自有效位能，因而存在斜压性发展的过程。特别是在东风波有了一定发展而产生降水后，由于水汽的凝结潜热释放加热,使系统的扰动有效位能增加，而转换为扰动动能。因此，东风波早期的发展机制，主要是正压发展机制，而在其形成后斜压发展机制便不能忽视（见正压大气、斜压大气）。

“东风波”是一种天气系统。在副热带高压南侧对流层中下层的东风气流中，常存在一个槽或气旋性曲率最大区，呈波状形式自西向东移动。这种波动出现并活动在东风气流中，故泛称为东风波。东风波有时可发展成热带低压，有的则可发展成为台风。东风波移至大陆后，都会减弱消失，一般影响到东南沿海。

东风波大西洋西部的东风波 大西洋西部对流层低层信风中的东风波，最早人们认为是在加勒比海地区发生的。1945年，H.里尔首次总结出一个模型。这类东风波水平波长约2000～4000公里，平均以每小时20公里的速度向西移动，最大强度出现于700～500百帕等压面之间。波的轴线随高度向东倾斜，波轴后方的东南气流中，有低空气流辐合，而且有上升运动，常出现坏天气；在波轴前方的东北气流中，有低空气流辐散，而且有下沉气流，天气晴朗。到60年代，通过卫星云图的分析，人们发现大西洋西部的东风波（如加勒比海东风波），有许多起源于非洲西部。西非的东风波在自东向西横越大西洋时，可以发展而产生飓风，也可改变结构。通过1974年大西洋热带试验(GATE)的观测，发现西非东风波水平波长约2500公里，移速每天5～7个经度，一个波动经过一个地点约需经历3～4天。西非东风波的最大气旋式涡度出现于650百帕的等压面上，在300百帕等压面以上，为反气旋式急流，其最大的涡度出现在200百帕等压面上。西非的东风波和加勒比海东风波不同，波轴随高度向西倾斜，最大上升气流经常出现于离波轴不远的前方(西侧)700百帕等压面上，上升速度平均约1～2厘米/秒，在上升气流区出现坏天气和降水。

在热带对流层中层或低层的东风带中，常常可以看到一些波状的天气系统自东向西移动，这些系统称为热带东风波。据分析，这种波动的最大振幅有时出现在对流层的高层，有时出现在对流层的低层。其起源可以是高层对流层的一个冷性低压或中纬度低槽向赤道方向伸展的反映，也可以是低纬度的气旋向极地方向个展引起的弯曲。人们发现北半球夏季在大部分热带地区有东风波的活动，如西非、东大西洋、加勒比海、东太平洋、西太平洋、东南亚和印度等地区。东风波的波长平均为3000km，週期约为3至6天，其移动速度为18至43km/h。

东风波有两个主要活动区。一为非洲、大西洋到加勒比海。这里的东风波起源于非洲大陆，是由于撒哈拉沙漠南侧对流层中上部东风急流的正压不稳定所产生的，故也称为非洲彼伏扰动。其轴线和后部有猛烈辐合上升，云系呈逗点状，稼人大西洋中西部和加勒比海后，有些可发展成为热带风暴。另一为中西太平洋和我国东南部。这一地区的东风波有两种：一种沿25一30°N西移，坏天气主要在彼轴后部，影响日本和我国台湾、福建和浙江等省，带来强烈的飑线和暴雨天气。另一种则在 25°N以南活动，这里低层的西雨季风强盛，放东风波只存在于对流层中上部，在400—200hPa面上最清楚，其坏天气多在波轴前方。