對流層的中部和上部西風帶大氣環流中波長為3000～8000公裡的波動。它是當西風氣流發生南北擾動時，由寇裡奧利力隨緯度變化的效應而產生的(見大氣波動)。長波的生命期約一周，是西風帶上大尺度的擾動，屬行星尺度的一種天氣系統，又稱行星波或羅斯比波。自從20世紀20年代無線電探空儀應用於高空氣象探測後，人們就發現瞭高空環繞極地運動的西風帶及其上的波動，1937年J.皮耶克尼斯首次辯認出作為半球現象的長波，1939年C.-G.羅斯比從理論上對長波的特性進行瞭研究，，並建立瞭長波理論。這個理論為後來數值天氣預報的發展奠定瞭基礎。長波的發生、發展、移動和變化，對天氣尺度系統（如氣旋、鋒等）的強弱、移向和移速，以及未來天氣的變化，都有十分重要的作用。因此，它是天氣形勢預報研究的重要系統之一。
特征 長波具有槽區冷、脊區暖的結構。在高空等壓面圖(見天氣圖)上，溫度波和高度波的位相相近。長波的強度隨高度而增加，在對流層頂最強。發展中的長波，其溫度波往往稍落後於高度波，位相一般落後將近四分之一波長。長波脊後面有暖平流，長波槽後面則有冷平流，這是造成長波槽和脊發展的主要原因（見大氣動力不穩定性）。由於長波是頻散波，在西風帶上遊，長波的能量以大於波動移動的速度傳到下遊，因此，可利用這個特征預報上遊長波向下遊發展的位置和強度。當長波槽和脊強烈發展時，振幅不斷加大，長波脊中出現的高壓中心有時從脊中切離出來而形成阻塞高壓。
長波和短波之間可以互相轉化。當溫度場和氣壓場配置適當時（槽後有冷平流，脊後有暖平流），短波可以逐漸發展成長波；反之，長波可減弱並分裂成短波，然後東移而消失。
移速 對流層的中上層，長波的波速c按羅斯比長波理論為
c=ū-βλ2/4π2
式中ū為基本緯向風速，β=2ωcosφ/RE為羅斯比參數，λ為波長，RE為地球半徑，ω為地球自轉角速度，φ為緯度。上式表明：①西風越強，長波移速越快，但移速總是小於西風風速。②在一定的西風風速下，長波的波長越長，移動速度越慢；波長越短，移速越快。③當西風風速和長波的波長達一定數值時，可使c=0，這時長波停滯，稱為靜止波，此時的波長稱靜止波長或臨界波長；當波長大於靜止波長時，c＜0，長波向西移動，出現倒退現象。④在波長和西風風速相同的情況下，緯度較高（β值小）的長波移速較快，緯度較低(β值大)的長波移速較慢。
與大氣環流和氣旋的關系 長波槽和脊在維持大氣環流方面，起著重要的作用。真正呈正弦波式的長波槽和脊是極其少見的。在槽和脊發展初期，槽線和脊線的走向大多呈東北—西南向。在槽和脊發展的同時，強西風中心（急流中心）一般由槽後移至槽前。由於槽前西南風遠強於槽後西北風，有利於將低緯盈餘的角動量輸送到中緯度和高緯度地區，以維持中緯和高緯地區的西風角動量（見大氣角動量平衡）。同時，由於槽前有暖平流、槽後有冷平流，有利於將熱量由低緯輸送到高緯，以維持全球熱量平衡。因此，長波槽和脊的活動，是維持大氣環流的一種重要機制。
冬季北半球繞極西風環流中，一般有4～5個長波。長波槽與地面氣旋族之間的典型關系，可用理想化的長波流型和低空環流系統配合的概略圖表示。氣旋族位於長波的槽前脊後，每個氣旋又和高空大氣短波相對應。從圖中可見疊加在長波上的短波擾動。由於它們的波長短，移速比長波快，所以同短波對應的地面氣旋，相對於長波是向前移動的，大體上受長波流型的氣流所牽引。由於長波同地面氣旋和鋒面的關系如此密切，所以長波移動和流型變化的預報，對天氣預報有重要的意義。
參考書目
E.帕爾門、C.W.牛頓著，程純樞等譯：《大氣環流系統》，科學出版社，北京，1978。(E.Palmén，C.W.Newton，Atmospheric Circulation Systems，Academic Press，New York，1969.)