王林慧,史 潔 ,2,高會旺 ,2??

(1.中國海洋大學(xué)海洋環(huán)境與生態(tài)教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，山東 青島 266100;2.青島海洋科學(xué)與技術(shù)試點(diǎn)國家實(shí)驗(yàn)室 海洋生態(tài)與環(huán)境科學(xué)功能實(shí)驗(yàn)室，山東 青島 266237)

上升流將海洋次表層富含營養(yǎng)鹽的冷水帶到表層，對海洋生態(tài)系統(tǒng)有重要作用。秘魯上升流是四大東邊界上升流之一，周邊擁有全球著名的漁場，具有極高的生態(tài)與經(jīng)濟(jì)價值[1]。秘魯沿岸東南風(fēng)是形成秘魯上升流的主要動力因素，風(fēng)驅(qū)動產(chǎn)生上升流的機(jī)制：一是通過沿岸風(fēng)驅(qū)動表層海水產(chǎn)生強(qiáng)離岸Ekman流，次表層海水向岸補(bǔ)充，產(chǎn)生上升流；二是沿岸地形、海氣相互作用等因素導(dǎo)致風(fēng)應(yīng)力變化，產(chǎn)生負(fù)的風(fēng)應(yīng)力旋度，形成Ekman抽吸將次表層海水帶到表層[2-4]。

ENSO(El Nino and Southern Oscillation)，即厄爾尼諾與南方濤動，是大尺度準(zhǔn)周期性的氣候變化信號[5]。上升流的變化受 ENSO長周期大尺度信號的調(diào)制。特別是暖位相厄爾尼諾事件，常引起上升流的減弱。例如，呂宋冷渦年際變化與 ENSO 事件有很強(qiáng)相關(guān)性，厄爾尼諾造成 1998 年海盆夏季增暖持續(xù)至秋冬季節(jié)，阻止冬季呂宋上升流的形成[6]。秘魯沿岸上升流與赤道太平洋直接相連，與ENSO周期性氣候變化聯(lián)系更緊密。受ENSO年際變化信號影響，秘魯上升流區(qū)域初級生產(chǎn)力每2～7 a發(fā)生大幅下降[7]。

厄爾尼諾可以通過局地的大氣過程[8]，或者通過海洋內(nèi)部過程(如沿岸Kelvin波[9])等作用對局部海區(qū)產(chǎn)生影響?，F(xiàn)有研究多是通過上升流指標(biāo)與年際變化指數(shù)間的相關(guān)關(guān)系分析大尺度信號對秘魯上升流的影響[10]，但上升流變化的動力因素尚不清楚。2015—2016年是強(qiáng)厄爾尼諾事件，其SSTA(Sea Surface Temperature Anomaly，海溫異常)峰值超過1997/1998年[11]。在強(qiáng)厄爾尼諾之前的2014年，春季熱帶太平洋也呈現(xiàn)強(qiáng)SST(Sea Surface Temperature，海表溫度)增暖，Ludeschera[12]等據(jù)此預(yù)測2014年冬季會形成強(qiáng)厄爾尼諾事件，但最終暖異常未如預(yù)測發(fā)展[13]。本文利用數(shù)值模擬方法，分析2014—2016年秘魯上升流海溫與上升流強(qiáng)度的變化，并探討驅(qū)動上升流變化的影響因素。

1 模型配置與數(shù)據(jù)

本文采用的區(qū)域海洋模型ROMS(Regional Oceanic Modeling System)是基于Boussinesq近似和垂向靜力平衡假定的三維非線性海洋模式[14]。水平網(wǎng)格采用曲線正交坐標(biāo)系，垂向采用隨地形伸縮變化的s坐標(biāo)，垂向擴(kuò)散采用KPP(K-profile parameter)經(jīng)驗(yàn)公式[15]。模擬區(qū)域?yàn)?5.25°S～19.85°N，105.25°W～75.15°W，研究區(qū)域是秘魯上升流海區(qū)，陸架(水深小于200 m)較窄，陸坡陡峭，主體部分是水深在3 500～5 000 m的海盆(見圖1)。研究區(qū)域的Rossby變形半徑從邊界約50 km到赤道超過230 km[16]，故水平分辨率取為0.1°(約10 km)，可以滿足該區(qū)域中尺度渦、斜壓不穩(wěn)定波等的模擬要求。垂向分層為40層，上層網(wǎng)格加密，200 m內(nèi)網(wǎng)格達(dá)24層。水深地形數(shù)據(jù)來源于ETOPO1(1 arc)，是NGDC(National Geophysical Data Center)開發(fā)的(1/60(°))全球地形數(shù)據(jù)(https://www.ngdc.noaa.gov/mgg/global/global.html)。為減小壓強(qiáng)梯度的計(jì)算誤差，平滑水深數(shù)據(jù)h，令水深梯度△h/h小于0.3，確保模擬的準(zhǔn)確性與穩(wěn)定性。

(黑框內(nèi)區(qū)域緯度為7°S～11°S，距離海岸150 km，用于秘魯上升流區(qū)域平均。The black box marks the upwelling domain from 7°S to 11°S and 150 km away from the coast,which is used to calculate the domain average.)
圖1 秘魯沿岸水深
Fig.1 Bathymetry along the Peru coast

側(cè)邊界流速、位溫、鹽度、海平面高度等采用CFSRv2(Climate Forecast System Research version2)月平均數(shù)據(jù)。海表大氣熱通量、水汽通量、風(fēng)應(yīng)力、海表溫度等品均采用6 h平均的CFSRv2大氣數(shù)據(jù)。海表采用熱通量矯正的方式避免造成海溫的漂移，本文中熱量校正的系數(shù)取為-35 W·m-2·K-1[17]。模型的初始場來自CFSRv2的2013年1月的月平均數(shù)據(jù)。在2013年海面及側(cè)邊界的強(qiáng)迫下，積分6年達(dá)到上層(1 000 m)海洋平衡，以2013年年末的模擬結(jié)果作為新的初始場，完成2014—2016年模擬。

文中用到的數(shù)據(jù)主要有：(1)CFSRv2 ，是由 NCEP (National Centers for Environmental Prediction，美國環(huán)境預(yù)報(bào)中心)提供的覆蓋全球的髙分辨率海氣耦合再分析數(shù)據(jù)。本文中使用時間分辨率為6 h大氣數(shù)據(jù)與月平均海洋數(shù)據(jù)，空間分辨率 0.5°×0.5°，時間范圍自2013—2016年；(2) OISST (Optimal Interpolation Sea Surface Temperature)是由美國國家海洋和大氣管理局提供的高分辨率混合分析SST數(shù)據(jù)(https://www.ncdc.noaa.gov/oisst)，時間分辨率為日平均，水平分辨率0.25°×0.25°。

2 結(jié)果與分析

2.1 厄爾尼諾年秘魯沿岸SST變化特征

流場、海面高度等模擬結(jié)果與觀測結(jié)果的比較驗(yàn)證可參見文獻(xiàn)[18]。本研究主要將分析過程中使用的海溫模擬結(jié)果與OISST的觀測數(shù)據(jù)進(jìn)行對比，驗(yàn)證模擬結(jié)果。圖2為2014—2016年8°S斷面SST異常的模擬結(jié)果(去除2008—2018年OISST氣候態(tài)SST季節(jié)變化)與OISST結(jié)果的比較。暖異常信號首先在秘魯近岸出現(xiàn)，并隨著時間推移向西發(fā)展。模擬結(jié)果與OISST均顯示在2014年4月秘魯近岸開始出現(xiàn)海溫正異常5、6月海溫異常值最大可達(dá)3℃，發(fā)展至冬季轉(zhuǎn)變?yōu)樨?fù)異常，未形成強(qiáng)厄爾尼諾。2015年春季出現(xiàn)的暖異常迅速發(fā)展形成強(qiáng)厄爾尼諾，并持續(xù)數(shù)月，SST最大正異常達(dá) 3.5℃。2016年4月暖異常信號開始減弱。通過對比模擬結(jié)果與OISST數(shù)據(jù)，模擬結(jié)果基本能再現(xiàn)2014—2016厄爾尼諾期間SST異常的變化過程。

2.2 厄爾尼諾年秘魯上升流溫度垂直分布的變化特征

圖3為秘魯沿岸海溫隨時間與深度的變化(見圖1黑框內(nèi)區(qū)域平均)。秘魯上升流區(qū)海溫垂直分布受短波輻射影響具有顯著的季節(jié)變化，北半球冬季(12～2月)短波輻射強(qiáng)，表層SST超過23 ℃，等溫線下凹；夏季(6～8月)短波輻射弱，海表溫度降低至18 ℃，等溫線向上抬升。受厄爾尼諾影響，2014—2016年有顯著年際差異。2014年春季(3～5月)海溫異常增暖，2月等溫線抬升的趨勢中止，表現(xiàn)為迅速下沉；夏季等溫線開始抬升，溫度逐漸降低，9月溫度達(dá)到最低；10月溫度開始緩慢升高。2015年與2014年海溫變化相似，春季增溫顯著，但夏季降溫較弱，與2014、2016年相比，海溫升高約2 ℃。2016年春季未出現(xiàn)增暖，等溫線從春季開始一直緩慢抬升，夏季海溫相對較低。

圖2 2014—2016年8°S斷面SST異常的(a)模擬結(jié)果與(b)OISST觀測數(shù)據(jù)Fig.2 Longitude-time plots of SST anomaly at 8°S from (a) ROMS simulation results and (b) OISST observation data from 2014 to 2016

圖3 秘魯沿岸海溫隨時間與深度的變化 (圖1黑框內(nèi)區(qū)域平均)Fig.3 The time-depth cross-section of temperature along Peru coast (Averaged in the sampling domain in Fig.1)

2.3 厄爾尼諾年秘魯上升流溫度變化特征的原因分析

圖4(a)為2014—2016年秘魯沿岸海溫的日變化率隨深度與時間的變化圖(見圖1黑框內(nèi)區(qū)域平均)。上混合層(0～25 m)海溫日變化呈現(xiàn)高頻波動，冬季海溫的日變化率多為正值，而夏季多為負(fù)值?；旌蠈酉碌暮厝兆兓逝c上混合層間存在顯著差異，2014與2015年3月海溫日變化率量值超過0.1 ℃/d，并持續(xù)3個月。6～8月呈現(xiàn)較強(qiáng)的降溫，2014年8月日變化率為-0.1 ℃/d。

(1)

公式1為熱傳導(dǎo)方程，通過計(jì)算秘魯上升流區(qū)域各項(xiàng)熱力學(xué)過程對海溫的貢獻(xiàn)，可以分析2014—2016年海溫變化的原因。熱量收支方程左邊第一項(xiàng)為海溫的時間變化項(xiàng)，等式右邊第一項(xiàng)為緯向平流對海溫的貢獻(xiàn)，第二項(xiàng)為經(jīng)向平流的作用，第三項(xiàng)為垂向?qū)α鞯淖饔茫谒捻?xiàng)為垂向湍擴(kuò)散，第五項(xiàng)為凈熱通量的貢獻(xiàn)(包含表層熱通量以及短波輻射的透射增溫)。垂向湍擴(kuò)散與熱通量項(xiàng)合并，體現(xiàn)大氣海洋間熱量交換對海溫的影響。緯向平流、經(jīng)向平流與垂向平流的貢獻(xiàn)之和為總的流場貢獻(xiàn)。最后一項(xiàng)為水平擴(kuò)散項(xiàng)，該項(xiàng)量值相比其他項(xiàng)小2個量級，因此可以忽略。

圖4為秘魯沿岸(見圖1黑框區(qū)域平均)各項(xiàng)熱力學(xué)過程對海溫的貢獻(xiàn)隨水深與時間的變化。上混合層內(nèi)(約25 m)平流(見圖4(b))令海溫降低，湍混合(見圖4(c))將吸收的大氣熱量向下傳輸，減弱平流的作用。混合層下，湍擴(kuò)散與熱通量的作用隨水深增大而減弱，海溫的時間變化(見圖4(a))與平流對海溫的貢獻(xiàn)相似，說明混合層下平流是海溫變化的主導(dǎo)因素。由于上升流的作用，垂向湍擴(kuò)散與熱通量在多數(shù)時間表現(xiàn)為吸收熱量，僅在6～8月部分時間表層失熱。平流呈現(xiàn)顯著的年際差異，2014、2015年春季(3～5月)厄爾尼諾發(fā)展階段呈現(xiàn)顯著的增溫，2016年厄爾尼諾衰退期，平流增溫作用較弱。

垂向?qū)α鲗氐呢暙I(xiàn)呈現(xiàn)兩層結(jié)構(gòu)(見圖4(f))。在秘魯沿岸東南風(fēng)驅(qū)動下，表層至水深140 m內(nèi)是上升流，令海溫降低；140 m之下是下沉流(見圖5(b)所示140 m之下海溫水平梯度與表層上升流相反)，令海溫升高。受垂向?qū)α鞯挠绊?，緯向平流對海溫的貢獻(xiàn)具有三層結(jié)構(gòu)(見圖4(d))。緯向平流將上升流帶來的下層冷水向西輸運(yùn)，因此表層離岸流令海溫降低?；旌蠈拥字了罴s140 m的向岸運(yùn)動，將副熱帶太平洋海盆的暖水帶到秘魯沿岸，令海溫升高；140 m之下由于下沉流的影響，緯向平流使得海溫降低。經(jīng)向平流的海溫的貢獻(xiàn)與緯向平流的作用相互平衡(見圖4(e))。表層經(jīng)向平流的貢獻(xiàn)為正，說明表層秘魯寒流雖然來自高緯度海區(qū)，但由于上升流區(qū)溫度較低，對海溫的貢獻(xiàn)為正值；下層秘魯潛流(表層20 m以下沿著陸架向極地的流，最大流速位于100～150 m，流速約15 cm/s[19])令海溫降低；水深140 m之下秘魯潛流的貢獻(xiàn)是增溫。

2014—2016年海溫的年際變化主要由平流和垂向?qū)α鞯淖兓?，湍擴(kuò)散與熱通量項(xiàng)并無顯著的差異(見圖4(c))。2014與2015年春季(3～5月)，水平流動(緯向流與經(jīng)向流之和)帶來的熱量增多(見圖4(d)、(e))、上層(0～140 m)上升流帶來的冷水減少以及下層(>140 m)下沉流的增強(qiáng)(見圖4(f))，令整個水柱表現(xiàn)出顯著增暖。2014年夏季(6～8月)與春季相比，平流帶來熱量減少、上升流增強(qiáng)，阻礙了春季海溫正異常的繼續(xù)發(fā)展。2015年夏季(6～8月)混合層下25～120 m水平流動的增暖效應(yīng)比2014年夏季高(2014、2015年夏季，平流分別令海溫升高1.9和2.8 ℃)，是造成2015年海溫正異常持續(xù)的原因。2016年春季平流未出現(xiàn)明顯的增暖效應(yīng)，海溫正異常開始減弱。

圖4 熱力學(xué)過程各項(xiàng)深度-時間分布Fig.4 Depth-time cross-section of heat budgets averaged in the Peru upwelling domain

2.4 上升流強(qiáng)度的時間變化及影響因素

圖5(a)是2014—2016年平均SST水平梯度的空間分布，正值表征上升流影響的區(qū)域。秘魯沿岸的上升流沿著海岸由南至北可達(dá)4°S，向西可影響至離岸約150 km的海域，最大的溫度梯度出現(xiàn)在近岸，約5 ℃/100 km。S斷面(見圖1)海溫水平梯度的垂向分布可以看到垂直方向上升流的影響范圍呈倒三角形，平均影響深度約140 m(見圖5(b))。在140 m之下以及靠近陸坡區(qū)域，海溫呈現(xiàn)負(fù)梯度說明這部分區(qū)域受下沉流控制[21]。秘魯沿岸80°W以西，混合層底至140 m次表層海溫的水平梯度多為正值，是由于熱帶東太平洋負(fù)風(fēng)應(yīng)力旋度引起的等溫線抬升。

(黑線為海溫梯度1×10-5 ℃/m的等值線。The black line is the 1×10-5 ℃/m isoline.)圖5 2014—2016年平均SST水平梯度空間分布(a)與S剖面海溫水平梯度的垂向分布(b)Fig.5 The 2014—2016 three-year mean SST gradient spatial distribution (a) and the vertical distribution of temperature gradient along S section (b)

本研究以溫度水平梯度1℃/100 km(1×10-5℃/m)為標(biāo)準(zhǔn)確定秘魯上升流的影響區(qū)域，計(jì)算秘魯沿岸7°S～11°S的上升流體積(見圖6(a)),體積增加說明該段時間上升流增強(qiáng)，體積下降說明上升流減弱。2014年2～4月上升流體積擴(kuò)大，5月開始收縮，6月上升流區(qū)域達(dá)到全年最小值，7月上升流體積逐漸增大，10月上升流體積達(dá)到全年最大值。2015年上升流體積的變化與2014年類似，不同在于夏季上升流體積增大較弱。2016年相對2014、2015年上升流變化較小，春季上升流體積顯著減少的現(xiàn)象消失。通過將上升流的體積與垂向流速w(圖1黑框內(nèi)區(qū)域，水深25～120 m垂向平均，經(jīng)10日平滑)的時間變化進(jìn)行對比(見圖6(a))，可以看出上升流體積能體現(xiàn)上升流強(qiáng)度的變化，但體積變化滯后于垂向流速約45 d(滯后相關(guān)系數(shù)最大約50%，主要是由于溫度梯度還受熱力學(xué)過程的影響)。

風(fēng)應(yīng)力是形成上升流的主要動力因素。以往的研究通過計(jì)算沿岸風(fēng)應(yīng)力產(chǎn)生Ekman輸送(見公式2)與風(fēng)應(yīng)力旋度產(chǎn)生Ekman抽吸(見公式3)來估計(jì)風(fēng)應(yīng)力產(chǎn)生的垂向流速。τa是風(fēng)應(yīng)力τ的沿岸分量；ρ為海水密度取值1 013 kg/m3；f為科氏力參數(shù)(7°S～11°S平均為1.5×10-5/s)。沿岸風(fēng)應(yīng)力驅(qū)動離岸Ekman流，在近岸區(qū)域產(chǎn)生輻散。沿岸風(fēng)應(yīng)力影響的離岸尺度稱為LC。LC長度的計(jì)算存在爭議，部分研究認(rèn)為，LC為第一斜壓Rossby半徑[22]，秘魯沿岸變形半徑為100～150 km[16]。Marchesiello與Estrade[23]認(rèn)為在淺水上升流區(qū)域，表層Ekman層與底層Ekman層有重疊，LC應(yīng)該是水平湍擴(kuò)散影響到的離岸尺度(見公式4)。AH為水平湍擴(kuò)散系數(shù)，量值50～100 m2/s，可得到LC量級為Ο(10 km)。秘魯沿岸水深大、陸坡陡峭，表層Ekman與底層Ekman層分離，上升流影響深度可達(dá)140 m，水平尺度150 km(見圖6(b))。沿岸風(fēng)應(yīng)力影響的尺度LC更符合Rossby變形半徑，本文中LC取值150 km。

(2)

(3)

(4)

由公式(2)計(jì)算得到沿岸風(fēng)應(yīng)力產(chǎn)生的垂向流速(見圖6(b))，在夏季強(qiáng)度最大，冬季最小，全年來看沿岸風(fēng)應(yīng)力對上升流有促進(jìn)作用。在2014—2016年厄爾尼諾期間沒有顯著的年際差異。通過風(fēng)應(yīng)力計(jì)算的垂向流速與模擬得到的垂向流速對比，可以看出風(fēng)應(yīng)力在夏季產(chǎn)生的垂向流速與模擬垂向流速的變化相似，但春季兩者變化相反；2014、2015年春季風(fēng)應(yīng)力計(jì)算結(jié)果為弱的上升流，但模擬的垂向流速為負(fù)，為強(qiáng)下沉流。根據(jù)公式(3)，風(fēng)應(yīng)力渦度產(chǎn)生的垂向流動(見圖6(c))，與沿岸風(fēng)應(yīng)力的結(jié)果相似，全年多數(shù)時間會產(chǎn)生上升流。沿岸風(fēng)應(yīng)力與風(fēng)應(yīng)力旋度的作用均不能解釋2014和2015年春季的下沉流。這說明秘魯沿岸上升流不僅受風(fēng)應(yīng)力變化的影響，可能受海洋內(nèi)部其他因素的影響。

(5)

根據(jù)流體守恒公式，可得到公式(5)。垂向流速可由兩部分組成，風(fēng)應(yīng)力驅(qū)動的Ekman輸運(yùn)產(chǎn)生的輻散作用、地轉(zhuǎn)流的輻散作用(見公式6)。在大洋，地轉(zhuǎn)流一般處于地轉(zhuǎn)平衡過程，因此地轉(zhuǎn)流的輻散作用可忽略；近岸存在強(qiáng)的底摩擦作用，地轉(zhuǎn)流的輻散作用不可忽略。Marchesiell與 Estrade[23]提出向岸地轉(zhuǎn)流(以向岸為正方向)能減弱上升流，向岸的地轉(zhuǎn)流產(chǎn)生垂向流速，滿足公式(7)。Marchesiello與Estrade[23]研究的是南太平洋中New Caledonia島西側(cè)上升流，該區(qū)域地轉(zhuǎn)流多垂直于岸，因此忽略沿岸地轉(zhuǎn)流vG的作用，僅考慮公式(7)中uG的作用。秘魯上升流區(qū)，沿岸的秘魯潛流流速很大，不可忽略，可得到公式(8)，其中LA為底摩擦影響的沿岸尺度。本文假設(shè)LA與LC尺度量級一致，取LA與LC相同量值150 km，近似估計(jì)地轉(zhuǎn)流輻散產(chǎn)生的作用。圖6(d)為混合層下25～120 m的地轉(zhuǎn)流產(chǎn)生的垂向流速的變化。向岸的地轉(zhuǎn)流產(chǎn)生弱的下沉流。2014、2015年春季增強(qiáng)的秘魯潛流產(chǎn)生強(qiáng)的下沉流，是形成厄爾尼諾期間年際變化的主要因素。

dzdydx，

(6)

(7)

(8)

圖6 (a)秘魯上升流體積 (b)秘魯沿岸風(fēng)應(yīng)力驅(qū)動的垂向流速與秘魯沿岸水深25～120 m平均的垂向流速的模擬結(jié)果(數(shù)據(jù)經(jīng)10日平滑去除高頻波動)以及(c)風(fēng)應(yīng)力旋度產(chǎn)生的平均垂向流速 (d)混合層下25～120 m平均的向岸地轉(zhuǎn)流與沿岸地轉(zhuǎn)流產(chǎn)生的日平均垂向流速Fig.6 (a) The volume of Peru upwelling，(b) The vertical velocity derived from alongshore wind stress and the simulated vertical velocity averaged in depth of 25～120 m along Peru coast (10-day smoothing to remove high-frequency fluctuations)，(c) The vertical velocity from wind stress curl and (d) The vertical velocity derived from the cross-shore current and along-shore current averaged in depth of 25～120 m

3 結(jié)語

本文通過數(shù)值模擬的方法，研究2014—2016年強(qiáng)厄爾尼諾事件過程中，秘魯上升流的變化特征及其影響因子。2014年秘魯沿岸春季海溫正異常，主要源于水平流動帶來的熱量增多與上升流冷卻作用的減弱；2014年夏季水平流動增溫作用減弱，上升流增強(qiáng)，阻礙了春季海溫正異常的繼續(xù)發(fā)展。2015年春季海溫變化過程與2014年類似，但夏季平流增暖效應(yīng)持續(xù)，上升流作用被抑制，海溫正異常持續(xù)至2016年。2016年春季，平流增暖遠(yuǎn)小于2014與2015年，海溫正異常開始減弱。

通過海洋溫度的水平梯度明確上升流的范圍，計(jì)算了秘魯上升流的體積。秘魯沿岸上升流區(qū)域平行于海岸，向北可達(dá)4°S，離岸約150 km遠(yuǎn)；垂直方向上呈倒三角形，影響深度平均約140 m。上升流體積作為間接指標(biāo)可以再現(xiàn)上升流強(qiáng)度的變化，但體積的變化與垂向流速的變化間存在時間滯后性。秘魯上升流體積變化滯后于垂向流速約45 d。

2014—2016年的多數(shù)時間內(nèi)，模擬的秘魯沿岸垂向流速與風(fēng)應(yīng)力公式計(jì)算的垂向流速之間具有一致性，特別是夏季，秘魯上升流增強(qiáng)與風(fēng)應(yīng)力增大有關(guān)。2014、2015年春季，風(fēng)應(yīng)力計(jì)算的垂向流速均為弱上升流，但秘魯沿岸出現(xiàn)強(qiáng)下沉流，形成這一現(xiàn)象的主要原因是該段時間秘魯潛流增強(qiáng)，潛流與地形相互作用產(chǎn)生輻散作用，形成下沉流。2014—2016年秘魯沿岸風(fēng)應(yīng)力沒有顯著的年際差異，厄爾尼諾期間，秘魯潛流是形成秘魯上升流年際差異的主要原因。秘魯潛流影響上升流的內(nèi)部機(jī)制尚不清晰。未來可以通過更多數(shù)值試驗(yàn)，分析潛流對上升流影響的物理機(jī)制。