概念
赤道波包括大氣開爾文波（東傳）、混合羅斯貝－重力波（西傳），低緯羅斯貝波（東風波，西傳）以及慣性－重力波（東傳）。
關於“赤道波”的分析
赤道波這一概念是帕爾默根據四十年代中太平洋馬紹爾群島地區所觀測到的資料提出的。他認為這些波是一種與近赤道地區東風氣流中的輻合區有關的擾動，並給出了一個簡單模式。但是他並沒有作進一步的分析研究。以後，由其是自從六十年代有了衛星雲圖以來，國內外先後有人對此作過評述，但多數對這種波的存在是懷疑的，或者基本上是否定的。
研究選用1979年全球大氣試驗中，我國在162°E附近的觀測船所獲得的資料，以及日本地球靜止氣象衛星雲圖和熱帶天氣圖，對赤道波進行分析。在太平洋的赤道波不僅存在，而且是赤道地區的一種多見的天氣系統；它出現的頻數與季節密切相關，且是在一定的大型環境流場下發生的；它的天氣分布是隨其出現的季節和結構不同而存在著顯著差異。
觀測事實
圖1將0—5°N、160—165°E之間的東風氣流中，從1000毫巴向上至少 伸展到850毫巴的槽線，定義為赤道波。附表中列出了1979年1—6月熱帶太平洋上觀測到的赤道波的個例簡況。可以看出，第一，在1、2、5、6月不連續的83天觀測中，有12個赤道波活動，其中1、2月份的44天中只出現了3個，平均近15天1個；5、6月份的39天中則出現了9個，平均4天多就有1個，最頻繁時，每天或隔天就有1個(如5月1、3、5、21、12日)；5、6月份的頻數約為1、2月份的3倍。第二，這些波向上伸展的高度差異甚大，在1、2月比較淺薄，都只達850毫巴高度；而5、6月份則有一半以上的伸展到了700毫巴以上，其中最深厚的抵達500毫巴。第三，比較淺薄的波軸都是垂直的，而較深厚的波則既有垂直的，也有傾斜的。
赤道波出現的三種流塌形勢
圖2圖1是5月1日00時(世界時，下同)熱帶海平面天氣 圖。在10°N—10°S、150°E以西的近赤道地區，南、北半球各有一條赤道輻合帶，兩者近於平行，北面的一條比南面的一條偏西一些。在此雙輻合帶以東的洋面上，為寬廣的、來自南北半球的偏東風氣流所占據。在這種地面流場形勢下，在向南面赤道輻合帶里匯合的偏東信風中，正好在赤道附近有一個赤道波。
另一種赤道波出現的流場形勢如圖2所示。在10°N—10°S之間完全為偏東風所代替；北半球150°E以東的赤道附近，南北半球信風輻合明顯，並有一條信風輻合帶，6月7日的赤道波就在這條信風輻合帶上。這類赤道波占83天中所觀測到的總波數的50%。可見，赤道附近的這種信風槽，是赤道波發生的一種重要流場形勢。
圖3第三種出現赤道波的流場形勢如圖3所示。這是北半球冬季、 南半球夏季的一種典型形勢；北半球冷風空氣很強，20°N以南南洋面上盛行東北信風；有一條較強的赤道輻合帶偏於南半球，位於14—16°S之間；緩衝帶在赤道附近。該日就在緩衝帶北側的東風(或東東南風)與東北風切變處生成了一個赤道波。
6月1—8日，上述觀測船活動在0—3°N、161—165°E區域內，觀測到了3個赤道波。從圖可見，依波軸的垂直分布，大體可分為垂直和傾斜兩類。
（1）垂直類
圖4
圖5以6月1日為例，從波頂到1000毫巴層，赤道波波頂達600毫巴附近，槽線垂直向下。速輻合，例如在700毫巴上波軸附近有風前為4米/秒。 濕舌(用T—Td值表示濕度)從波底沿波軸附近向上伸至400毫巴以上。該波動產生的積雲對流區位於波軸附近〔見圖5a)，與濕度場的分布是一致的。5月份出現的這類波在風場特點和天氣分布上都和垂直類構造相似；1、2月份出現的這種波，其天氣表現不如5、6月份(即過渡季節)的清楚。從6月1日這個波的波頂再向上，到200毫巴，除500毫巴上的風向氣旋性切變不明顯外，400毫巴以上有一個深厚的東風倒槽疊加其上，估計這可能是一塊上部正渦度區。這一點與辛普森(Simpson)等論述過的一種“熱帶波模式”類似。但其它8個波的上方基本上不存在這樣一塊正渦度區。至於此類波中各個波的伸展高度相差如此之大(見表1)，可能與對流層內東風層的垂直厚度有關。如6月1—8日，對流 層內東風層在250毫巴以下，相應赤道波頂至少高達6的毫巴左右；而1、2月對流層內東風層最高的也只達到700毫巴附近，這期間的波頂都只達到850毫巴。
（2）傾斜類
表16月4日和7日的赤道波結構屬傾斜類(圖4)。它們的共同特點是：波軸在垂直方向上向東或向西傾斜，並且傾斜最明顯的只是在某一厚度內，而其餘 層次傾斜並不明顯。如4日的波，波軸自西向東傾斜，最大傾斜在850—700毫巴之間；而7日的波，軸向自東向西傾斜，最大傾斜在1000—850毫巴之間。波後的風速輻合明顯。如4日的波，700毫巴上波軸附近為東南風4米/秒，而波後緊靠波軸的位置風速為8米/秒；7日的一個波也類似，在850毫巴上，在波軸附近和波後風速分別為10米/秒和12米/秒。濕舌都位於波後，而伸展到400毫巴左右。它測船觀測資料作出的時一空剖面圖。從圖可見，它們的雲系分布如圖5b、c所示，主要的積雲對流區在波軸後部，波軸附近是晴空區，波軸前的雲量比波軸後的雲量少得多。這可能是由於這種波的輻合上升運動主要在波軸後面的緣故。另外，與7日的波相伴隨的雲量比4日的波的雲量要多，這除了前者比後者表現得更深厚外，也許還與它們的波軸傾斜方向不同有關。
在水平方向上，赤道波的振幅向北減弱較快，估計它的振幅只有2—5個緯距。如6月1日在2°25'N附近測得的赤道波，在其北面約3個緯距處的91356站對此波就沒有反映。可見赤道波向北減弱的速度比帕爾默模式中所示的還要快，而它的壞天氣分布與模相比差異更大。所以帕爾默提出的赤道波模式需進一步研究。
研究結論
從上述分析得出以下初步結論:：（1）赤道波是一種對流層中、下層有天氣意義的天氣系統。在北半球160—165°E的近赤道地區，這種波的發生頻數，在過渡季節遠大於隆冬。
（2）赤道波向上伸展的高度各不相同。有的波頂只伸展到850毫巴，有的則可抵達500毫巴。其差異主要是對流層內東風層的厚度不同造成的。
（3）赤道波的波軸在空間分布上有垂直和傾斜之分。垂直波表現為波軸附近輻合明顯，濕舌沿波軸向上伸展，雲和降水主要在軸線附近，傾斜波輻合主要在波軸後部，濕舌也落後于波軸，雲和降水主要在波後，波軸附近反而為少雲區。
赤道波、赤道反氣旋與颱風的移動
了解颱風移動的路徑，掌握颱風未來的動向，是每個颱風研究者所關注的。它不僅可以使人們提早做好防台措施，避免颱風帶來的災害性破壞，減少人員傷亡和國家財產損失，而且還可以進行有針對性的、有側重的防範，減少防台資金的投入。許多氣象工作者為此做了大量的工作，也取得了相當可喜的成果。但由於颱風活動的複雜性，尤其是一些路徑異常的颱風，尋找新的預報因子，發現新的預報機制，仍為颱風研究的重點。
表2 1987—1991年8月，距我國大陸八個緯度以內的颱風研究以1987—1991年8月，距我國大陸八個緯度以內的颱風為研 究對象。通過統計該時段內南海颱風（見表2）發現北行或打轉的颱風有2個，占13.3；西北行的颱風有4個，占26.7；西行（包括西北西行）的颱風9個，占60。因此知道8月份是西太平洋副熱帶高壓發展最強盛的時期。九月開始南退，但它對我國華南地區的控制仍占主導地位，強大的副高系統，一方面給南海颱風提供了較強的偏東引導氣流，另一方面阻擋了颱風的北上，故造成8、9月份南海颱風西行為主。
但此期間還有北行、西北行颱風出現，而且，發現我國東部海區，北行轉向和西北行颱風數量也不少，這又是什麼引發的呢？以下著重分析了在此期問颱風西北行、北行的環境場特徵，尋找影響颱風路徑的原因，重點放在赤道波、赤道反氣旋這兩個天氣系統來討論。
赤道波介紹
赤道波是低緯地區一種具有天氣尺度的波動，由於長期以來，人們研究印度季風較多，而赤道波所處的低緯地區，高度場表現又不明顯，所以不常為人們所關注。通過對1987—1991年颱風的分析發現，赤道波是一種比較常見、穩定的低緯大氣系統，它對西南季風的加強、颱風路徑的異常都有一定的影響。據統計，僅1991年9月就有四個颱風受至赤道波的影響。
（1）赤道波的形成發展和移動
過去人們多認為赤道波是由印度季風槽的西南氣流引起低緯波動而產生，故有“赤道波隱藏於季風槽中”一說，如果上述說法成立，那么赤道波的生成應與西南氣流的加強有關。但事實上，在赤道波生成過程中，西南氣流有加強（1987年8月11日的赤道波）也有減弱，可見赤道波的生成與西南氣流關係不大。通過流場分析，發現赤道波與赤道緩衝帶受低緯地區低壓系統攏動有關。我們知道，形成赤道緩衝帶越赤道氣流的主要通道集中在125—115°E和110—115°E附近，而越赤道氣流可形成順時針的高壓環流，當低緯有較強低槽擾動時，在兩個越赤道氣流的主要通道之間常常被低槽截斷，故形成關島以西至菲律賓以南、南海南部至孟加拉灣南部為閉合高壓或高壓脊，中部為一低槽控制的赤道波系統。赤道波的生命史在5—6天之間。低緯大氣系統在高層偏東氣流的引導下，為自東向西移動。
（2）赤道波的結構
赤道波存在於500hpa以下的中、低層空間200hPa。以8711號颱風赤道波為例，由於低緯地區記錄偏少，我們以赤道波西部高壓中心為參照點，對500hPa、高度場、700hPa、溫度場分別製作合成圖。由高度場合成圖可以看到明顯的高一低一高波動結構，波長在3500km左右，兩高壓中心強度都很強。溫度場合成圖與高度場配合較好，為深厚冷渦、暖高，系統比較穩定，東部高壓的北部暖區為颱風和西太平洋副高引起；西部高壓北部的暖區為印度西南暖濕氣流輸送引發，其地面為降水區，有凝結潛熱的釋放，使高空變暖。赤道波南側溫度偏低，為澳洲冷高越赤道輸送的結果。溫度場波長為3100km左右，與高度場基本一致，與康洛弗提出的赤道波平均波長3100km左右基本吻合。
（3）赤道波對颱風路徑的影響
赤道波形成後，一方面可以引起影響颱風的系統發生改變，另一方面也可以直接參與對颱風路徑的影響。
①赤道波西部高壓的西南氣流，為印度季風槽的建立和加強創造了條件。而它與印度季風槽相疊加，進一步使西南氣流加強，可影響至我國華東地區，這對我國大陸西風槽的加深，西太平洋副高的東退減弱，都起了一定的促進作用，進而對颱風路徑產生影響。如8711號颱風，隨著赤道波的形成，西部高壓脊與季風槽疊加，使西南氣流加強。
②赤道波西部高壓強盛時，將阻擋南海颱風的西行，而其較強的西南氣流，尤其當低層西南風出現平均12m/s以上時，如9116號颱風，將促使南海颱風右偏，進而使原來西行為主的颱風轉為西北行為主。
③赤道波形成後，冷槽與東部高壓，也為我國東部海區提供了較強西南氣流，這對西太平洋颱風在該地區發生右轉仍至東北行提供了條件。
赤道反氣流
熱帶輻合帶的向赤道側出現的反氣旋天氣系統，在適當條件下，可形成閉合的高壓中心，即赤道反氣旋。赤道反氣旋也是一種低緯地區常見的天氣系統。有資料顯示7—9月，在15—10°N，90—140°E範圍內，平均每年山現赤道反氣旋達22個。我們研究的主要是影響我國的天氣系統，故也主要著眼於90—140°E之間、赤道以北的赤道反氣旋。
（1）赤道反氣旋的生成
通過1987—1991年8、9月份天氣圖分析發現，赤道反氣旋的生成主要有三種方式。
①赤道緩衝帶生成赤道反氣旋
表31987年8月由赤道緩衝帶生成的赤道反氣旋統計赤道反氣旋的生成，多數與赤道緩衝帶有關，僅1987年8月就有 這種赤道反氣旋7個（見表3），此類赤道反氣旋為澳洲冷高東北側強東南氣流越過赤道發生轉向，生成赤道緩衝帶，赤道緩衝帶北伸的高壓脊發生斷烈而形成的。
②副高南撤斷裂產生赤道反氣旋
從天氣學原理角度出發，當西風槽加深，並伴有強大冷空氣東移時，由於冷平流的不斷注入，西太平洋副高將減弱，東退南撤，南撤的副高脊在15°N以南發生斷裂，則生成赤道反氣旋，如1991年9月18日，菲律賓以東洋面。
③恢復性填塞生成赤道反氣旋
通過分析發現有些赤道反氣旋在其生成過程中，颱風和熱帶氣旋構成的熱帶輻合帶在赤道反氣旋生成之前就存在，赤道反氣旋生成之後，其與西太平洋副熱帶高壓中心重疊，熱帶輻合帶仍存在，隨著熱帶氣旋、颱風的急速西行、北上，關島附近的低壓帶消失，生成了赤道反氣旋。顯然，由於熱帶副合帶的阻擋，西太平洋副高無法南落生成赤道反氣旋，而赤道反氣旋南部赤道附近又為東北氣流控制，而非東南越赤道氣流，所以也不是赤道緩衝帶生成赤道反氣旋。那么，這種赤道反氣旋是如何生成的呢？我們注意到其生成之前，關島附近有較為深厚的低壓系統，隨著該低壓系統的快速移出或消失，原低壓系統地區，就會出現高壓系統的恢復、堵塞，於是形成了赤道反氣旋。
（2）赤道反氣旋的結構及其移動
①赤道反氣旋是一種空間尺度約為1000km左右，一般持續幾天的大氣尺度系統，它在中、低層較明顯高層看不出來，中低空溫壓場對應一致，高壓中心軸線向北傾斜，對應暖區，尤其其北側為暖中心，這與北側西太平洋副高和熱帶輻合帶中的颱風活動有關係。
②赤道反氣旋在高層偏東氣流的引導下，有自西向東移動的趨勢，考慮到其生成的不同特點，又可主要分為西北型與西一西南型兩類。
A.西北型
當赤道反氣旋由赤道緩衝帶生成時，由於其生成特點是南半球氣流越赤道北上轉向而形成，具有北上趨勢，其西部又有越赤道氣流引起的西南氣流，使赤道反氣旋移動發生有偏，形成西北行（包括偏北行）。如1987年8月中旬緩衝帶北伸，於菲律賓東南部生成赤道反氣旋，向北西行，18日與西伸副高合併，於南海北部消失。
B.西—西南型
這類赤道反氣旋多由西太平洋副高南退斷裂產生，具有南下趨勢，故赤道反氣旋西行或西南行，常與赤道緩衝帶合併。如1987年8月下旬副高南落，23日於850hPa出現赤道反氣旋，偏西行，至26日與赤道緩衝帶合併，消失於孟加拉灣。
（3）赤道反氣旋對颱風發生髮展及移動路徑的影響
我們知道越赤道氣流形成緩衝帶是赤道反氣旋形成的一個主要原因，而越赤道氣流主要通道有兩條：一是在125—130°E附近，在菲律賓東南轉向成西南氣流；二是在110—115°E附近的加里曼丹島上空越過赤道，在南海南部轉向成西南氣流。故赤道反氣旋也以該兩地為多，我們稱菲律賓東南的赤道反氣旋為東赤道反氣旋，加里曼丹島上空的為西赤道反氣旋。
過去人們就赤道反氣旋對颱風的影響的研究以西赤道反氣旋為多，對東赤道反氣旋則涉及較少。通過1987—1991年颱風資料的分析發現，東赤道反氣旋對颱風的影響也是很重要的。
①東赤道反氣旋的生成，與北面副高配合，使關島至菲律賓的熱帶副合帶加深，反氣旋北部西南氣流有利於該熱帶副合帶內擾動的產生，進而有利於颱風的發生與發展。如9120號颱風，1991年9月19日開始通過赤道反氣旋與西太平洋副高之間的熱帶副合帶，強度加強，9月23日移出時，中心風速由40m/s增至55m/s。
②西北型東赤道反氣旋的生成，會促使赤道緩衝帶振幅加大，有利於誘發或加強赤道波，進而對颱風路徑的異常產生影響，如8711號颱風，8月25日緩衝帶生成東赤道反氣旋，26日低層赤道波振副加大，東赤道反氣旋中心北上，台灣、菲律賓的西南氣流加強，颱風於30日轉為北上，之後東北行。
③東赤道反氣旋對颱風也有引導作用。當副高相對較弱，而東赤道反氣旋較強時，在西南氣流引導下，颱風會發生轉向。如8921號颱風，1989年9月12日08時颱風移至台灣北部，500、700、850hPa各層高度場都可見到副高脊線在颱風北側，但比較弱。500hPa上西風帶平直，無大的西風槽脊活動，若不考慮東赤道反氣旋的作用，颱風應仍以西北移動為主，但850hPa天氣圖上，颱風東南部有一較強赤道反氣旋，並給颱風提供了12m/s以上的西南氣流。9月12日20時，颱風開始東北行，直至消失。
④東赤道反氣旋西北行至南海附近時，同樣可以作為西赤道反氣旋，對颱風路徑產生影響。
研究結論
（1）當南海南部有赤道波生成，並達到一定強度（850百帕有12米秒以上的西南氣流）時，能使颱風路徑右偏，甚至出現北一東北行。
（2）赤道反氣旋有兩類（西赤道反氣旋、東赤道反氣旋），東赤道反氣旋對颱風的生成有促進作用，並對颱風路徑右偏、甚至北一東北行有影響。
