东风波

东风波（East dispute）是指副热带高气压偏向低纬一侧的东风气流，在自东向西运动时，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。在北半球东风波上的波峰称为“东风槽”，习惯上也称为“东风波”。由于气流辐合，水汽充沛，常易产生阵雨或雷雨。我国夏秋季东南沿海一带常受来自太平洋的东风波影响。

夏季，随着西太平洋副热带高压的北抬，并逐渐形成稳定的东西带状，在其南侧的东风气流中，常有一些天气尺度的波动西移，即东风波。东风波是副热带高压南侧东北信风带中的波动，在气压场上是一个东北——西南向的倒槽，槽前（西）为东北风，槽后（东）为东南风。波长一般为1000～2000公里，长者达4000～5000公里。东风波比较深厚，在500百帕以上对流层高层也很明显，移动速度约为21千米/小时。根据统计，东风波中约有25％可能发展成为台风。

发生机制在早期，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）。

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。

西太平洋东风波大多发生于西太平洋东部，平均波长约2000公里，每天约以 7个经度的速度西移。这种东风波直接发展成台风的次数并不多，但当它向西移经热带辐合带北侧时，常促使热带辐合带内发生台风。根据1971年R.J.里德的研究结果，西太平洋东部的东风波向上可扩展到300百帕的高度，在850百帕高度上，经向风力最强，振幅为6米／秒。在300百帕等压面以上，为反气旋式环流。最大上升运动发生于波槽附近，该处的低空气流辐合，在400百帕等压面以上辐散,波槽附近低空是冷性的（中心温度比周围低）,在500百帕等压面以上，变为暖性。从卫星云图可以看到，东风波的云系常为倒逗点状涡旋云系。在西太平洋东部地区，东风波波轴一般是随高度向东倾斜的。当它向西移到西太平洋西部时，波轴逐渐变为随高度向西倾斜，与此同时，坏天气区也随之移向波前。一般认为，这种变化主要是由基本气流铅直切变的变化而引起的。在东部地区，低空为东风,高空常为西风；而在西部地区,低空常为西风（或弱东风），高空为东风（或强东风）。

对流层上部东风波在低空季风盛行区（如西太平洋西反气旋空东风波产生的坏天气并不强烈，一般发生于波前。这类高空东风波可以影响中国华南及南海地区。

西南季风之上的东风波出现在西南季风之上，5-12km，强度随高度增强。东风波风速随高度增强。 低层槽前辐合，槽后辐散。高层相反。坏天气出现在槽前及槽区附近。