熱帶地區低空信風和高空東風氣流中由東向西移動的一種波狀擾動，屬熱帶天氣系統。東風波所經過的地方一般伴有降水和壞天氣。東風波的發展，往往可促使颶風或颱風的發生，它是熱帶地區研究得較早和較多的天氣系統之一。
發生機制 在早期，根據低空資料，認為東風波是冷空氣輻合上升而周圍暖空氣輻散下沉的冷性系統，其發展所需的擾動動能是由基本氣流取得的，因而是一個正壓發展過程。後來發現在許多情況下下，東風波也可以是暖性的，波動處有暖空氣上升，擾動動能可取自有效位能，因而存在斜壓性發展的過程。特別是在東風波有瞭一定發展而產生降水後，由於水汽的凝結潛熱釋放加熱，使系統的擾動有效位能增加，而轉換為擾動動能。因此，東風波早期的發展機制，主要是正壓發展機制，而在其形成後斜壓發展機制便不能忽視（見正壓大氣、斜壓大氣）。
大西洋西部的東風波 大西洋西部對流層低層信風中的東風波，最早人們認為是在加勒比海地區發生的。1945年，H.裡爾首次總結出一個模型。這類東風波水平波長約2000～4000公裡，平均以每小時20公裡的速度向西移動，最大強度出現於700～500百帕等壓面之間。波的軸線隨高度向東傾斜，波軸後方的東南氣流中，有低空氣流輻合，而且有上升運動，常出現壞天氣；在波軸前方的東北氣流中，有低空氣流輻散，而且有下沉氣流，天氣晴朗。到60年代，通過衛星雲圖的分析，人們發現大西洋西部的東風波（如加勒比海東風波），有許多起源於非洲西部。西非的東風波在自東向西橫越大西洋時，可以發展而產生颶風，也可改變結構。通過1974年大西洋熱帶試驗(GATE)的觀測，發現西非東風波水平波長約2500公裡，移速每天5～7個經度，一個波動經過一個地點約需經歷3～4天。西非東風波的最大氣旋式渦度出現於650百帕的等壓面上，在300百帕等壓面以上，為反氣旋式急流，其最大的渦度出現在200百帕等壓面上。西非的東風波和加勒比海東風波不同，波軸隨高度向西傾斜，最大上升氣流經常出現於離波軸不遠的前方(西側)700百帕等壓面上，上升速度平均約1～2厘米/秒，在上升氣流區出現壞天氣和降水。
西太平洋東風波 大多發生於西太平洋東部，平均波長約2000公裡，每天約以7個經度的速度西移。這種東風波直接發展成臺風的次數並不多，但當它向西移經熱帶輻合帶北側時，常促使熱帶輻合帶內發生臺風。根據1971年R.J.裡德的研究結果，西太平洋東部的東風波向上可擴展到300百帕的高度，在850百帕高度上，經向風力最強，振幅為6米／秒。在300百帕等壓面以上，為反氣旋式環流。最大上升運動發生於波槽附近，該處的低空氣流輻合，在400百帕等壓面以上輻散，波槽附近低空是冷性的（中心溫度比周圍低），在500百帕等壓面以上，變為暖性。從衛星雲圖可以看到，東風波的雲系常為倒逗點狀渦旋雲系。在西太平洋東部地區，東風波波軸一般是隨高度向東傾斜的。當它向西移到西太平洋西部時，波軸逐漸變為隨高度向西傾斜，與此同時，壞天氣區也隨之移向波前。一般認為，這種變化主要是由基本氣流鉛直切變的變化而引起的。在東部地區，低空為東風，高空常為西風；而在西部地區，低空常為西風（或弱東風），高空為東風（或強東風）。
對流層上部東風波 在低空季風盛行區（如西太平洋西部地區），經常發生一種隻存在於高空東風氣流中的東風波，一般在400～200百帕間最清楚。由於東風隨高度加強，波軸一般也隨高度向西傾斜。高空東風波產生的壞天氣並不強烈，一般發生於波前。這類高空東風波可以影響中國華南及南海地區。