2016 年和1998 年長江中下游梅雨季風環流異同點及物理機制對比分析

鮑媛媛

國家氣象中心，北京 100081

1 引言

我國屬于典型而又復雜的季風氣候，季風異常是暴雨洪澇和高溫干旱等災害性天氣的重要原因。大量的研究表明，海陸熱力差異作為驅動季風的根本因素在季風建立和維持中起著至關重要的作用（Li et al., 2017; 丁一匯等, 2018），青藏高原作為一個巨大的抬升熱源對亞洲季風有重要影響（Duan et al.,2013; Wu et al., 2015; 吳國雄等, 2018;姚秀萍等, 2019; 張鎮宏等, 2019），而青藏高原雪蓋是影響其熱力強度的關鍵因素（朱玉祥等, 2009;Bao et al., 2010; 段安民等, 2018）。此外，ENSO循環作為海氣相互作用的強信號對季風環流和中國天氣氣候異常也起著極其重要的作用（Weng et al.,2011; Kitoh, 2017; 宗海鋒, 2017; 薛峰等, 2018;Shan et al.,2018; Zhang et al., 2018; 張宏杰等, 2018;唐顥蘇等, 2019）。上述研究為我國夏季旱澇氣候預測提供了重要理論依據。但截至目前，大多研究是針對氣候預測需要，采用氣候學統計方法在年際差異分析的基礎上對某一主要因素的分析或者敏感試驗，且研究方向多為“氣候因子”對后期環流和旱澇事件的遙相關影響分析。

雖然西北太平洋副熱帶高壓（以下簡稱副高）、南亞高壓、西南季風等季風環流成員作為我國夏季天氣變化的直接影響系統，每一個中短期預報員每天都要面對，但對許多預報員而言，季風仍然是一個氣候概念，極少有人去分析青藏高原熱力作用、ENSO 等“氣候因子”對具體天氣過程的影響。近年來，10～30 天延伸期天氣預報或次季度預報已成為國際氣象科學研究新熱點領域。新興的延伸期預報或次季度預報在時效上介于中期預報和短期氣候預測之間，氣候因子對大氣環流的影響相對于中期預報更為重要。但長期以來氣候預測和中短期預報分屬不同業務體系，造成天氣學與氣候學相融合的延伸期天氣過程機理研究嚴重缺乏，因而影響了預報業務發展。

1997～1998 年，赤道東太平洋發生了一次超強厄爾尼諾事件。大量研究揭示了該事件對夏季長江全流域性大洪水和嫩江、松花江流域特大洪澇災害的影響（李維京, 1999; 陳烈庭, 2001; 王欽等,2012）。2014～2016 年，赤道中東太平洋發生了一次1951 年以來強度最強持續時間最長的厄爾尼諾事件，峰值強度超過1997～1998 年（袁媛等,2016; 翟盤茂等, 2016）。國家氣候中心在2016 年3 月基于該事件預測了汛期長江流域異常多雨。汛期來臨前，國家氣象中心（中央氣象臺）多次組織學術交流和中期延伸期預報會商，與1998 年進行對比。實況表明，2016 年長江中下游確實出現了異常強降雨，但雨帶變化與1998 年有較大差異。對此，郭棟等（2016）分析認為，1997/1998 年厄爾尼諾事件中赤道西太平洋海溫明顯偏冷，而2015/2016 年基本表現為偏暖，可能是造成1998年6～7 月副高較2016 年同期偏西偏南的原因。袁媛等（2017 年）分析認為是前冬至春季海溫距平分布、青藏高原積雪等不同引起的。上述兩位主要基于月平均資料進行氣候學診斷分析，能揭示海洋和青藏高原積雪等對大氣環流和降水的遠期影響。但是，由于缺少對兩次事件發展過程的詳細對比分析，不能完全揭示造成降水時空差異，特別是雨帶過程變化差異的物理原因。

本文將基于逐日資料采用天氣學診斷方法詳細分析2016 年和1998 年我國東部主雨帶變動過程，分析此兩年季風環流異同點及其對主雨帶的影響。并通過對比分析此兩年亞太地區大氣熱力結構、熱帶對流、熱源、海溫等過程性變化的異同點，探討青藏高原熱力作用、海溫異常等傳統意義上的“氣候因子”的區域性階段性變化對季風環流和主雨帶延伸期尺度變化的影響和機制，為延伸期和次季度業務預報提供思路。

2 資料和方法

本文所用資料包括：（ 1）NCEP/NCAR（National Center for Environmental Prediction/National Center for Atmospheric Research）2016 年和1998 年6～8月逐日平均風、位勢高度、溫度、比濕等氣象要素及其多年平均再分析資料（2.5°×2.5°）；（ 2）NOAA（National Oceanic and Atmospheric Administration）2016 年 和1998 年6～8 月 逐 日OLR（Outgoing Longwave Radiation）及其多年平均資料；（ 3）NOAA 2016 年和1998 年逐日平均海溫距平；（ 4）國家氣象中心2016 年和1998 年全國2435 個站點降水資料。熱源按照Yanai et al.（1973）提供的公式計算。文中涉及的地圖是基于國家測繪地理信息局標準地圖服務網站下載的審圖號為GS（2016）1600號的中國地圖和GS（2016）1567 號世界地圖制作，底圖無修改。

3 降雨時空分布對比

按國家氣候中心梅雨監測標準，2016 年長江中下游6 月19 日入梅，7 月21 日出梅。1998 年長江中下游有兩段梅雨期，分別出現在6 月12～27日（第1 段梅雨）、7 月17 日至8 月2 日（第2段 梅 雨）。圖1 為2016 年 和1998 年 的6 月1 日至8 月20 日中國東部地區107.5°～120°E 平均日降雨量的緯度—時間剖面圖。可見，2016 年夏季長江中下游梅雨期間僅在6 月19 日至7 月7 日出現了持續性強降雨過程（圖1a），強降水中心出現在沿江一帶，湖北東部、安徽南部、江西北部等地大部地區累計降雨量有600～800 mm，部分地區超過800 mm（圖2a）。7 月8～10 日，梅雨出現中斷。11 日至21 日，雖然再次出現降雨，但降雨強度大為減弱。因此，我們將6 月19 日至7 月7日稱為2016 年長江中下游梅雨集中期。

1998 年兩段梅雨期均為持續性強降雨過程（圖1b），強降雨中心均出現在江南北部（圖2b、c），較2016 年梅雨雨帶偏南。第1 段梅雨，湖南東北部、江西北部、福建西北部、浙江西南部等地累計降雨量有600～900 mm、局部1000 mm 以上。第2 段梅雨，強降雨出現在湖北東部、安徽南部、江西北部等地，降雨量有400～600 mm、局部800 mm以上。以下將主要針對2016 年梅雨集中期和2018年兩段梅雨期的季風環流異同點和物理機制作對比分析。

圖1 （a）2016 年和（b）1998 年的6 月1 日至8 月20 日107.5°～120°E 平均日降雨量（單位：mm）的緯度—時間剖面Fig. 1 Latitude-time profile of average daily precipitation (units: mm) along 107.5°-120°E from June 1 to August 20 in (a) 2016 and (b) 1998

圖2 （a）2016 年梅雨集中期和1998 年（b）第1 段、（c）第2 段梅雨期累計降雨量（單位：mm）Fig. 2 Accumulated precipitation (units: mm) during Meiyu concentrated period in (a) 2016, and (b) the first and (c) the second period of Meiyu in 1998

4 季風環流異常變化特征對比

圖3 為2016 年梅雨集中期和1998 年兩段梅雨期環流形勢及距平圖。可見，3 段梅雨期季風環流有諸多相似之處：副高偏強偏西，南亞高壓偏強偏東，從孟加拉灣到南海西南季風偏弱。3 段梅雨季風環流的差異表現在：2016 年梅雨集中期副高西段和南亞高壓東段（圖3a）均較1998 年兩段梅雨期（圖3b、c）偏北；2016 年梅雨期，索馬里急流明顯偏強，孟加拉灣至南海越赤道氣流大體接近常年（圖3d）；1998 年兩段梅雨期，赤道印度洋至南海越赤道氣流無明顯異常（圖3e、f）。此外，2016 年梅雨集中期，中高緯度為3 阻型，1998 年兩段梅雨期中高緯為雙阻型；3 段梅雨期，青藏高原附近均為高壓脊，以2016 年梅雨集中期高壓脊最強，1998 年第2 段梅雨期最弱，青藏高原北部地區甚至為位勢高度負距平（圖3f）。3 段梅雨期，華北東部到江淮東部一帶均為冷槽，以2016 年最淺，1998 年第2 段梅雨期最深。3 段梅雨期，長江中下游均處于南亞高壓東北象限氣流發散處；雖然西南季風偏弱，但強大的副高持續穩定地將西南季風引導至江南至華南北部，使得這一帶西南暖濕氣流偏強，與冷槽引導的北方南下干冷空氣在長江中下游輻合，在高層輻散形勢配合下形成強降雨。2016 年梅雨集中期，副高和南亞高壓均最北，冷槽最淺，因而雨帶最北。

副高西段（110°～130°E 平均）脊線和南亞高壓東段（110°～120°E 平均）脊線所在緯度的逐日演變曲線（圖4a、b）顯示，這兩年，副高和南亞高壓脊線兩者變化趨勢基本一致。2016 年6 月中旬開始，副高脊線逐漸北抬，6 月19 日接近多年平均值，梅雨開始。7 月4～7 日，由于該年第1號臺風“尼伯特”（Nepartak，超強臺風）在菲律賓以東及臺灣東南部洋面活動，副高有所北抬，達到28°N 附近。6 月19 日至7 月7 日，850 hPa 季風涌在30°N 附近擺動（圖4c），長江中下游出現持續性強降雨過程。7 月8～9 日，“尼伯特”先后在臺灣及福建東部沿海登陸，且北方冷空氣出現間歇，梅雨集中期結束。7 月中旬，副高脊線明顯南落到20°～23°N，但由于中高緯度為移動性槽脊，沒有冷空氣持續影響長江中下游地區，副高強度也相對較弱，因而雖然處在梅雨期，但降雨不強，且不持續。7 月22 日之后，副高脊線再次北抬，達到30°N 以北，長江中下游整個梅雨期結束。至8月底前，副高較常年顯著偏北，主雨帶再也沒能南退到長江中下游。

圖4 （a）2016 年和（b）1998 年6 月1 日至8 月20 日西北太平洋副熱帶高壓（副高）西段脊線（紅色實線）及南亞高壓東段脊線（黑色實線）所在緯度的時間序列（紅色、黑色虛線分別為相應多年平均）；（c）和（d）分別為此兩年沿107.5°～120°E 平均850 hPa 風矢量和假相當位溫θse（等值線和陰影；單位：K）的時間—緯度剖面Fig. 4 Time series of the latitudes of the western Pacific subtropical high (WPSH) western ridge (red solid line) and the South Asia high (SAH)eastern ridge (black solid line) from June 1 to August 20 in (a) 2016 and (b) 1998 (Dotted lines represent climatological mean); (c) and (d) are respectively the latitude-time profile of winds and potential pseudo-equivalent temperature θse (contours and shading, units: K) along 107.5°-120°E

1998 年，副高脊線于6 月12 日北抬到19°～20°N，至6 月27 日均穩定少變；江南北部出現持續性季風涌（圖4d），由此帶來第1 段梅雨。6月28 日，副高脊線北抬至25°N，第1 段梅雨結束。7 月17 日，副高脊線南落至23°N 以南，直至8月2 日，較常年偏南達5～12 個緯距，最南達到18°N 附近。江南北部至漢水下游出現持續性季風涌，由此帶來第2 段梅雨。在此期間，江淮及江南東北部地區由于冷槽過于偏深，為冷氣團控制，降水較弱。8 月3 日后，副高脊線北抬，至8 月中旬，一直在25°～28°N 之間擺動，與常年同期相比仍偏南；處于副高西部和北部外圍的長江上游及黃淮出現強降雨過程。

5 季風環流異同點成因分析

5.1 亞太熱力結構對比

圖5 為3 段梅雨期大氣中高層（300～500 hPa）平均溫度及其距平。可見，3 段梅雨期亞太大氣暖中心均位于青藏高原南部至孟加拉灣北部，比多年平均明顯偏強，青藏高原至江南、華南呈大范圍溫度正距平，因而對于南亞高壓偏強偏東有利（Qian et al., 2002; Liu et al., 2004; 彭麗霞等, 2016）。同時，南亞高壓偏強偏東對副高偏強偏西也有利（劉還珠等, 2006; 余丹丹等, 2014）。顯然，溫度正距平不僅與高壓脊控制下冷空氣勢力弱有關，也與中緯度西風帶暖平流、南亞和東南亞反氣旋暖平流以及青藏高原及附近地區熱源有關。此外，江南、華南一帶溫度正距平與梅雨凝結潛熱釋放也有關。2016年梅雨集中期（圖5a）和1998 年第1 段梅雨期（圖5b），青藏高原北部均為龐大的高壓脊和強位勢高度正距平（見圖3a、b、d、e），溫度正距平更明顯；其中，又以2016 年最為顯著，同時該年東亞槽也最淺，因而南亞高壓最強最北，副高西段也最強最北。1998 年第2 段梅雨期（圖5c），青藏高原北部高壓脊較淺，500 hPa 位勢高度為負距平（見圖3c、f），冷空氣勢力較強，受高緯度冷平流影響最為顯著，呈溫度負距平，暖中心偏南；此外，東部冷槽也最深；因此，南亞高壓明顯偏南，副高也顯著偏南。從逐日演變來看（圖略），3 段梅雨的開始和結束過程中，副高脊線的變動多與青藏高原大氣中上層溫度變化有關，其中1998 年偏早入梅主要是因為青藏高原處于暖脊控制下，呈強的溫度正距平，南亞高壓加強北跳，副高受其吸引北抬，并西伸至青藏高原東南部，脊線達到入梅的標準（圖略）。

圖5 300～500 hPa 平均溫度（黑色等值線，單位：°C）及其距平（陰影）、平均風（矢量，單位：m s-1）。（a）2016 年梅雨集中期，1998 年（b）第1 段和（c）第2 段梅雨期。紅色線為多年平均溫度-13°C 等值線Fig. 5 300-500 hPa mean temperature (black contours, units: °C) and its anomalies (shaded), mean wind (vectors, units: m s-1): (a) Meiyu concentrated period in 2016, and (b) the first and (c) the second period of Meiyu in 1998. The red lines are climatological mean temperatures of -13°C

2016 年梅雨集中期，赤道印度洋至赤道太平洋大氣中高層溫度均較常年同期偏高0.5°C～1°C。70°E 以西印度半島西北部至阿拉伯海北部溫度正距平在1.5°C～2°C 之間，高于同經度赤道洋面，因而，索馬里越赤道氣流和西南季風偏強；70°E以東印度洋東部至印度尼西亞群島溫度正距平與同經度孟加拉灣北部至南海北部一帶溫度正距平大體相當，越赤道氣流無明顯傾向性偏差。1998 年兩段梅雨期，赤道印度洋西段溫度正距平較弱，對應同經度印度半島西北部至阿拉伯海北部溫度正距平也較弱；印度洋東部至印度尼西亞群島溫度正距平相對較明顯，達到了0.5°C～1°C，但與同經度孟加拉灣北部至華南一帶溫度正距平也大體相當；因此，從赤道印度洋至印度尼西亞群島越赤道氣流均接近常年。

5.2 熱帶對流

研究表明，熱帶對流加熱可能是聯系亞洲季風與ENSO 的關鍵因素（Ju and Slingo, 1995; Huang et al., 2012）。黃榮輝和孫鳳英（1994）研究表明，西太平洋暖池對流活動對副高異常活動有重要影響。在中期預報中，熱帶對流或者臺風是否活躍也是判斷副高發展動向的重要依據。2016 年梅雨集中期（圖6a）和1998 年第1 段梅雨期（圖6b），南海南部、印度尼西亞群島、菲律賓群島及以東洋面均為明顯偏強的對流區，與副高偏強偏西一致，其中2016 年梅雨期對流區更北，副高也更北。1998年第2 段梅雨期（圖6c），南海大部、菲律賓群島附近對流偏弱，對流偏強區域位于赤道印度洋東部、印度尼西亞群島，較常年ITCZ（Intertropical Convergence Zone）顯著偏南，副高也顯著偏南。

110°～140°E 平均OLR 及其距平的緯度—時間剖面顯示（圖7），2016 年ITCZ（圖7a）與副高脊線（見圖4a）變化趨勢基本一致。6 月16 日開始，ITCZ 非常活躍，副高北抬，隨后梅雨開始；至7 月4 日，ITCZ 北界維持在16°N 左右，副高脊線維持少變。7 月5～7 日后，由于“尼伯特”的活動，ITCZ 北抬，副高脊線北抬。7 月中旬，ITCZ 明顯偏弱，副高偏南。7 月下旬開始，ITCZ再次活躍，副高顯著偏北。

1998 年入梅時ITCZ 并不活躍（圖7b），副高脊線北抬主要受南亞高壓影響。6 月下旬中后期，ITCZ 加強北抬，從而副高北抬，第1 段梅雨結束。7 月中旬中后期，ITCZ 明顯減弱南落，副高變化與之一致，由此出現第2 段梅雨。8 月初，ITCZ再次加強北抬，但較常年仍偏南，副高脊線也偏南，這種偏南趨勢一致維持到8 月中旬。

圖7 （a）2016 年及（b）1998 年6 月1 日至8 月20 日110°～140°E 平均OLR（等值線，單位：W m-2）及其距平（陰影，單位：W m-2）的緯度—時間剖面Fig. 7 Latitude-time profile of OLR (contours, units: W m-2) and its anomalies (shaded, units: W m-2) along 110°-140°E from June 1 to August 20 in(a) 2016 and (b) 1998

5.3 熱源

整層積分的大氣視熱源及其距平以及視水汽匯及其距平（圖8）顯示，3 段梅雨期，印度尼西亞群島附近對流偏強區域（見圖6）均為偏強視熱源和視水汽匯。2016 年梅雨集中期，對流最強范圍最大，視熱源和視水汽匯也最強，范圍最大，最為偏北，其北側達到了南海及菲律賓中部及以東洋面（圖8a、d）；該熱源的存在對副高偏強偏西以及偏北非常有利（劉屹岷等, 1999）。1998 年兩段梅雨期，視熱源正距平（圖8b、c）和視水汽匯正距平（圖8e、f）位置均較2016 年梅雨期集中期偏南，第2 段梅雨期偏南尤為顯著，有利于副高西段偏南。

圖8 整層積分的視熱源（等值線，單位：W m-2）及其距平（陰影）：（a）2016 年梅雨集中期，1998 年（b）第1 段和（c）第2 段梅雨期；（d-f）為相應視水汽匯（等值線，單位：W m-2）及其距平（陰影）Fig. 8 Full-level integrated heat source (contours, units: W m-2) and its anomalies (shaded): (a) Meiyu concentrated period in 2016; (b) the first and(c) the second period of Meiyu in 1998; (d-f) the respective moisture sink (contours, units: W m-2) and its anomalies (shaded)

3 段梅雨期間，青藏高原視熱源均偏強，對其上空溫度正距平有利。其中，青藏高原南部為明顯視熱源和視水汽匯，對流也偏強（見圖6），說明凝結潛熱在熱源中占據重要地位；而青藏高原北部對流偏弱，視水汽匯也偏弱，說明熱源以感熱為主。2016 年梅雨集中期和1998 年第1 段梅雨期間，青藏高原北部熱源正距平較弱，顯然，大氣中高層溫度顯著偏高跟暖脊和暖平流輸送關系更為密切。1998 年第2 段梅雨期，青藏高原北部為弱熱源負距平，跟較強的溫度負距平也不匹配，溫度偏低主要由冷平流造成。

圖6 平均OLR（等值線，單位：W m-2）及其距平（陰影，單位：W m-2）：（a）2016 年梅雨集中期, 1998 年（b）第1 段和（c）第2 段梅雨期Fig. 6 Mean OLR (contours, units: W m-2) and its anomalies (shaded, units: W m-2): (a) Meiyu concentrated period in 2016, (b) the first and (c) the second period of Meiyu in 1998

2016 年梅雨集中期，阿拉伯海北部對流顯著偏強區域對應顯著偏強的視熱源和視水汽匯，對流凝結潛熱釋放在這一帶形成強溫度正距平（見圖5a），且高于同經度赤道地區；因而，索馬里越赤道氣流明顯偏強。即使在索馬里急流偏強的情況下，受強大副高影響，孟加拉灣至南海一帶西南季風仍然偏弱。1998 年兩段梅雨期，印度半島中北部對流和熱源與同經度赤道印度洋西部無顯著差異，溫度距平也相當，索馬里急流接近常年同期。

5.4 海溫異常對比

圖9 為3 段梅雨期實時海溫距平分布。可見，3 段梅雨期，海溫距平有相似之處，在印度尼西亞群島周邊海域均為海溫正距平，對應對流和熱源均偏強，對副高偏強偏西有利。2016 年梅雨期集中期（圖9a），赤道西太平洋海溫正距平相對于1998 年兩個梅雨期（圖9b、c）強度更強、范圍更大，對流和熱源也更強、范圍更大，副高也最強最北；赤道印度洋西部海溫呈明顯負距平，而阿拉伯海北部海溫呈顯著正距平，對流和熱源明顯偏強，大氣中高層溫度明顯偏高，對應索馬里越赤道氣流明顯偏強。

圖9 （a）2016 年梅雨集中期，1998 年（b）第1 段和（c）第2 段梅雨期海溫距平（單位：°C）Fig. 9 SST anomalies (units: °C): (a) Meiyu concentrated period in 2016; (b) the first period of Meiyu in 1998; (c) the second period of Meiyu in 1998

110°～140°E 平均海溫距平的緯度-時間剖面顯示，2016 年5 月末至6 月上中旬，南海中南部海域、菲律賓中南部以東洋面有海溫正距平加強（圖10a），隨后這一帶地區在6 月中旬后期有明顯的對流發展，引起副高的加強北抬，長江中下游入梅。6 月中旬至7 月上旬，南海東北部海域、菲律賓呂宋島以北及臺灣以東洋面、臺灣海峽洋面出現海溫正距平的顯著增強，對 “尼伯特” 發展成為超強臺風，并登陸臺灣、福建極為有利。臺風登陸也造成了梅雨集中期的結束和梅雨的中斷。7 月第4 候開始，南海、菲律賓以東洋面及東海海域海溫正距平顯著增強，隨后，對流趨于活躍；7 月21 日之后，副高脊線逐步北抬，整個梅雨期結束；8 月上旬之后，這一帶海溫正距平的影響更加凸顯，ITCZ 加強北抬，副高顯著偏強偏北。

1998 年第1 段梅雨后，海溫正距平區域無明顯變化，只是強度有所增強，南海中南部海域和菲律賓中南部以東洋面海溫正距平增加明顯（圖10b），有利于副高西段偏南和第2 段梅雨出現。直到8 月初之后，南海北部海域和菲律賓北部及以東洋面海溫正距平繼續維持并加強，副高西段強大，脊線北抬，但仍較常年略偏南，其西北部外圍長江上游出現強降雨過程，再次給長江帶來洪峰。

圖10 （a）2016 年及（b）1998 年5 月1 日至8 月10 日110°～140°E 平均海溫距平的緯度—時間剖面Fig. 10 Latitude-time profile of SST anomalies along 110°-140°E from May 1 to August 10 in (a) 2016 and (b) 1998

6 結論和討論

本文對比分析了兩個強厄爾尼諾事件次年

2016 年和1998 年長江中下游梅雨季風環流變化異同點，探討了造成異同點的物理機制，得出以下結論：

（1）2016 年梅雨集中期和1998 年兩段梅雨期季風環流具有諸多共同特點：副高偏強偏西，南亞高壓偏強偏東，孟加拉灣到南海西南季風偏弱。此外，3 段梅雨期，華北東部到江淮均有冷槽維持。副高持續將西南季風引導至長江中下游形成偏強西南暖濕氣流，并與冷槽干冷空氣輻合，在高層輻散形勢配合下形成強降雨。2016 年梅雨集中期，副高西段脊線和南亞高壓東段脊線均較1998 年兩段梅雨期明顯偏北，東部冷槽最淺，因而雨帶偏北；之后，無持續冷空氣南下，7 月下旬之后副高和南亞高壓脊線北抬，較常年同期明顯偏北，因而未能出現第2 段梅雨集中期。1998 年，入梅偏早，7 月中旬后期至8 月初，副高脊線顯著偏南，因而出現第2 段持續性梅雨強降雨過程。

（2）中高緯度環流對青藏高原熱力條件的影響以及東部冷槽活動是造成季風環流異同點的重要因素。3 段梅雨期，青藏高原附近均為高壓脊控制。受暖平流及高原熱源、梅雨凝結潛熱等因素影響，青藏高原到江南、華南一帶均呈現大范圍強溫度正距平，有利于南亞高壓偏強偏東、副高偏強偏西。2016 年梅雨集中期，青藏高原附近暖脊最強、東部冷槽最淺，因而南亞高壓脊線和副高脊線最北。1998 年7 月下旬至8 月初，青藏高原附近高壓脊最淺，高原北部為高度負距平，冷空氣勢力偏強，溫度偏低，東部槽偏深，有利于副高和南亞高壓脊線偏南。

（3）實時海溫是造成季風環流變化異同點的另一重要因素。3 段梅雨期，印度尼西亞群島附近洋面均為海溫正距平，對應對流和熱源偏強，對副高偏強偏西有利。2016 年梅雨集中期，印度尼西亞群島附近海溫正距平范圍更大，對流和熱源更強范圍更大，對副高偏強以及偏北有利；梅雨集中期的結束與南海東北部海域、菲律賓呂宋島以北及臺灣以東洋面、臺灣海峽洋面出現海溫正距平顯著增強引起超強臺風“尼伯特”登陸臺灣、福建有關。7 月第4 候之后，南海、菲律賓以東洋面及東海海域海溫正距平增強，對流活躍，有利于副高在7 月下旬進一步北抬。1998 年第1 段梅雨后，海溫正距平區域無明顯變化，只是強度有所增強，有利于副高持續偏南。

從上述分析可知，雖然2016 年和1998 年同為超強厄爾尼諾事件次年，但是中高緯度環流形勢以及實時海溫的不同時空分布特征等因素造成了不同的季風環流和梅雨雨帶變化特征。在ENSO 大背景下，實時海溫的區域性差異及階段性變化，中高緯度環流對青藏高原及附近地區熱力結構的影響等細節是氣候預測難以掌握的，是影響氣候趨勢準確度的重要因素，但卻是延伸期預報的著眼點和切入點以及價值所在。因此，延伸期天氣預報不能只分析數值模式的環流和要素產品，也需要將“青藏高原熱力作用”、ENSO 等傳統觀念中的“氣候因子”的階段性和區域性特色變化分析引入日常預報技術流程，形成天氣學和氣候學相融合的延伸期預報思路，這才是延伸期天氣預報區別于中短期預報的本質特色。