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熱帯波（東風波、熱帯東風波、アフリカ東風波とも呼ばれる）は、 大西洋内およびその周辺に存在する気圧の谷の一種で、南北方向に伸びる比較的気圧の低い細長い領域であり、熱帯を東から西へ移動し、雲や雷雨の領域を引き起こします。[ 1 ]熱帯波は一般的に、赤道付近の熱帯および亜熱帯に沿って卓越する東風 によって西へ運ばれます。[ 2 ]熱帯波は、北大西洋および北東太平洋海域で熱帯低気圧の形成につながる可能性があります。熱帯波の研究は、気象データのグラフであるホフメラー図によって助けられます。[ 3 ]
西向きに移動する波は、亜熱帯および熱帯の前線帯の末端部からも発生することがあり、東風波と呼ばれることもあるが、厳密には熱帯波とは呼ばれない。これらは、熱帯波と多くの特徴を共有する、逆転した気圧の谷の一種である。
熱帯波は通常、北東から吹き下ろす、非常に乾燥した下降気流の領域に沿って発生します。気圧の谷が通過すると、風向きは南東に変わり、湿度が急激に上昇し、大気が不安定になります。これにより、広範囲にわたってにわか雨や雷雨が発生し、時には激しいものとなります。熱帯波が西へ移動するにつれて、にわか雨は徐々に弱まります。
大西洋では、対流との関連性に例外が生じる場合がある。熱帯低気圧の後には、サハラ砂漠気層（SAL）と呼ばれる乾燥した空気の塊が流れ込み、乾燥した気層の逆転層によって対流が抑制されるため、雲一つない晴天となることがある。さらに、SALに含まれる塵は太陽光を反射し、その下の空気を冷却する。
大西洋盆地の熱帯波は、東アフリカのスーダンまで東に発達する低気圧擾乱から発生し、[ 4 ]大陸を横断して大西洋に流れ込みます。これらはアフリカ東風ジェットによって発生または強化されます。アゾレス諸島付近を中心とする大規模な大洋横断高気圧セルまたは高気圧（アゾレス高気圧として知られる）の時計回りの循環により、東風波がアフリカの沿岸地域から北アメリカに向かって押し出されます。
熱帯波は、大西洋の熱帯低気圧の約60％、大西洋の強いハリケーン（カテゴリー3以上）の約85％の発生源である。 [ 5 ] [ 6 ]
熱帯低気圧は、時に熱帯波に弱まることがある。これは通常、上空の風のシアが強すぎる場合に起こる。上空のシアが弱まれば、再び発達する可能性がある。
熱帯波が急速に移動したり、十分に組織化されている場合、熱帯暴風雨の勢力を超える風速になることがあります。しかし、閉じた下層循環がない限り、熱帯暴風雨とはみなされません。2003年のハリケーン・クローデットはその一例で、閉じた下層循環が発達する前は、最初の波の風速は時速45マイル（時速72キロ）でした。
東太平洋の熱帯低気圧の中には、北アフリカを起源とする熱帯東風波動から形成されるものもあると示唆されている。[ 5 ]熱帯低気圧に発達した後、それらのシステムの中には、 2018年のハリケーン・レーンのように、中央太平洋に到達するものもある。[ 7 ]夏の間、熱帯波動は北へ伸びて米国南西部の砂漠地帯まで達し、モンスーン支配の期間中に激しい降雨をもたらすことがある。[ 8 ]
スクリーミングイーグルは、対流パターンがワシの頭に似ている熱帯波です。この現象は、上空の西風または地表の強い東風によるシア によって引き起こされます。これらのシステムは通常、赤道から緯度25度以内に位置しています。[ 9 ]これらの波には、にわか雨と最大47 km/h (29 mph)の突風を伴う地表風が伴います。これらは、 24 km/h (15 mph)の速度で海上を移動します。熱帯上層対流圏トラフの東に位置する場合、強い雷雨活動がこれらの特徴と関連している場合があります。[ 10 ]この用語は、1976年にハンク・ブランドリによって書かれた空軍の衛星解析ハンドブックで初めて公に見られました。 1969年、ブランドリは、この種の嵐がアポロ11号の当初の着水地点を脅かしていることを発見しました。[ 11 ]
