更新时间：2024-03-16 13:53
西风带的形成主要是由地球的自转作用所致。西风带主要出现在赤道和中纬度地区。赤道西风带，有时出现在热带辐合带附近中、低层，带内扰动频繁，在印度洋和太平洋地区较为稳定深厚，与信风之间构成的辐合带是热带气旋的重要源地。
在夏半球上，尤其是在大陆上，有一个西风带插入在两个信风带之间。北半球夏季，当大陆上热力增温促使赤道低压槽向北移动时，非洲和南亚的西风系统非常明显。在非洲，西风厚度可达2-3公里，印度洋上可达5-6公里。它的北段就是所谓的“印度季风”。现在已经知道这是一种复杂的现象。其成因，部分是全球性的，部分是地区性的。赤道西风并不简单地只是另一半球的信风穿越赤道而转弯（由于科氏偏向力的改变）。因为平均来看，印度洋上6月和7月在2°—3°S，12月和1月在2°—3°N都有西风分量。在太平洋和大西洋上，赤道辐合带也并没有偏离赤道远到足以使赤道西风带得以发展。
赤道以南的高压和赤道以北的印度低压遥遥相对，赤道南侧为东南偏东或东南风，赤道以北则为印度低压南缘的西南偏西或西南风，即所谓的“赤道西风带”。这就是夏季赤道附近由东南信风转成西南季风的赤道气流缓冲带(或称“转换带”)，气流方向呈顺时针旋转(冬季呈反时针旋转，即由赤道北侧的东北风跨赤道向南转成西北风)。缓冲带轴线不一定与赤道相合，并且在缓冲带中还可出现天气尺度的涡旋。
当盛夏季节在低纬度地带(特别是在大陆上)，往往在南北半球信风带之间插入一个赤道西风环流。赤道西风在北半球夏季时在非洲和南亚是非常显著的。赤道西风的形成，一方面是由于行星风带的季节位移，使赤道低压槽北移(北半球)；另一方面是由于大陆上的加热作用，更助长了赤道低压槽的北移并在大陆上加强，致使南半球的东南信风跨越赤道后，转向形成西南风。这种西南风所伸及的高度在非洲为2—3公里，在印度洋可达5—6公里，印度洋北部的赤道西风就是印度的西南季风。
在北半球冬季时，赤道低压槽南移，北半球的东北信风跨过赤道到南半球时偏向左，形成西北风。这种现象在印度洋中最显著。1月份在澳大利亚北部、南印度洋和非洲出现一个连续的赤道西风区。在太平洋和大西洋表面广大地区，因赤道辐合带的位移离赤道不远，因此除一小部分区域外未能形成一个赤道西风区。
北半球的赤道西风区，在夏季盛行西南风，冬季盛行东北风。南半球的赤道西风区夏季盛行西北风，冬季盛行东南风。
赤道西风带是比较平直的风带，在它的上面除了经常发生的风速加强而形成季风潮外，还存在着一些波形扰动。
由阿拉伯海东移的浅槽
在南亚赤道西风带的上游，有一些很小的波动时常出现在阿拉伯海，它们在风场上有不连续的变化，在气压场上表现出一个浅槽·有八认为这种扰动的来源是先在非洲大陆西部有泠空气不断爆发，在南印度洋西岸不断有冷锋出现，当它们跨过赤道后，由阿拉伯海沿着赤道西风，以一个浅槽或风的切变线形式向东移动．每一个这样的扰动常可引起一次季风潮天气，风力加强，井伴有对流性活动。
印度的季风低压槽
在平均图上出现的印度季风低压槽是一个半永久性系统，它不但在平均图上有，在每日的低空形势图上也经常出现，它是赤道西风带上的一个明显的扰动。它随着赤道西风带北上和南撤，有明显的南北位移。它在印度东北部发展时，势力时常向东扩展到中印半岛，甚至能影响南海的天气。西南季风时期，在孟加拉湾和南海发生的热带低压有一些便是在这个季风低压槽上生成的。因此季风低压槽是一个很重要的赤道西风扰动。