Capitolo 14 - I Processi Equatoriali

14.1 I Processi Equatoriali

I processi equatoriali sono importanti per comprendere l'influenza dell'Oceano sull'atmosfera e le fluttuazioni interannuali delle caratteristiche meteorologiche. Il sole riscalda i vasti spazi dell'oceano Pacifico tropicale e dell'oceano Indiano tropicale, facendo evaporare l'acqua. Quando l'acqua si condensa come pioggia, rilascia cosi' tanto calore che queste aree sono il motore principale che spinge la circolazione atmosferica (Figure 14.1). La pioggia che cade su aree estese eccede i tre metri all'anno (Figura 5.5), ed alcune regioni dell'Oceano ricevono piu' di 5 metri di pioggia all'anno. Per mettere i numeri in chiaro, cinque metri di pioggia all'anno rilasciano in media 400 W/m² di calore nell'atmosfera. Le correnti equatoriali modulano le interazioni, specialmente attraverso il fenomeno conosciuto come El Niño, con conseguenze globali. Qui di seguito descriviamo prima i processi equatoriali di base, poi la variabilita' anno per anno e l'influenza della variabilita' sulle caratteristiche meteorologiche.

Figura 14.1 Media del riscaldamento adiabatico dovuto alla pioggia, ed alla radiazione infrarossa e solare assorbita tra 700mb e 50mb dall'atmosfera durante Dicembre, Gennaio e Febbraio calculata dai dati ECMWF per il1983-1989. La maggior parte del calore e' dovuto al rilascio di calore latente dalla pioggia. Da Webster (1992).

14.1 I Processi Equatoriali

Le regioni tropicali sono caratterizzate da uno strato sottile, permanente, poco profondo di acqua calda, sopra un'acqua fredda piu' profonda. Rispetto a cio', la stratificazione verticale e' simile a quella estiva ad alte latitudini. Le acque di superfice sono piu' calde ad ovest (Figura 6.3) nella grande e calda piscina del Pacifico. Lo strato mescolato e' profondo ad ovest e poco profondo ad est (Figura 14.2).

Figura 14.2 La struttura termale,media dell'oceano Pacifico superficiale lungo l'equatore, dal nord della Nuova Guinea all'Ecuador calcolata dai dati Nel World Ocean Atlas 1998 (Immagine dal NOAA Pacific Marine Environmental Laboratory).

Il termoclino poco profondo ha importanti conseguenze. Gli Alisei del sud-ovest soffiano lungo l'equatore (Figura 4.4) sebbene tendono ad essere piu' forti nell'est. A Nord dell'equatore, Il trasporto di Ekman e' verso nord. A sud dell'equatore e' verso sud. La divergenza del flusso di Ekman causa upwelling all'equatore. Ad ovest, l'acqua sollevata e' calda. Ma ad est e' fredda perche' il termoclino e' poco profondo. Quest porta ad una lingua di acqua fredda alla superfice del mare che si estende dal sud America alla linea del cambio data. (Figura 6.3). La temperatura superficiale ad oriente e' bilanciata tra quattro processi:

1. La forza dell'upwelling, che e' determinata dalla componente verso est del vento.
2. La velocita' delle correnti verso est che porta acqua fredda dalla costa del Peru' e dell'Ecuador.
3. Il mescolamentonord-sud con acque piu' calde in entrambi i lati dell'equatore.
4. I flussi di calore attraverso la superfice marina lungo l'equatore.

Il gradiente est-ovest di temperatura all'equatore forza una circolazione dell'atmosfera lungo i paralleli, la circolazione di Walker. I temporali sulla calda piscina portano l'aria verso l'alto e l'aria che cade nell'est fornisce il flusso di ritorno alla superfice. Le variazioni nel gradiente di temperatura influenza la circolazione di Walker, che, in circolo, influenza il gradiente. Questo circolo puo' portare ad una instabilita', l'oscillazione sud di El-Niño (ENSO) discussa nella prossima sezione.

Figura 14.3 Correnti medie calcolate a 10m dal Modular Ocean Model forzato dai venti osservati e dai flussi medi di calore dal 1981 al 1994. Il modello, gestito dal National Center for Environmental Prediction del NOAA, assimila le temperature superficiali e sub-superficiali osservate. Da Behringer, Ji, e Leetmaa (1998).

Currenti Superficiali
La forte stratificazione confina la circolazione guidata dal vento allo strato mescolato e al termoclino alto. La teoria di Sverdrup e l'estensione di Munk, descritta in §11.1 ed in §11.3, spiegano le correnti superficiali nell'Atlantico, nel Pacifico, e nell'Indiano tropicali. Le correnti includono (Figura 14.3):

1. La controcorrente equatoriale nord tra 3°N e 10°N, che fluisce verso est con una velocita' superficiale tipica di 50 cm/s. La corrente e' centrata sulla banda dei venti deboli, le bonaccie (doldrums), intorno ai 5-10°N dove convergono, la zona tropicale di convergenza.
2. Le Correnti Nord e Sud Equatoriali che fluiscono verso occidente nella banda lungo l'equatore in entrambi i lati della controcorrente. Le correnti sono poco profonde meno di 200 m. La corrente nord e' debole, con una velocita' minore di circa 20 cm/s. La currente sud ha una velocita' massima intorno ai 100 cm/s, nella band tra 3°N e l'equatore.

Le correnti nell'Atlantico sono simili a quelle del Pacifico perche' gli alisei anche in quell'oceano convergono intorno ai 5°-10°N. La Corrente Sud Equatoriale in Atlantico continua verso nord lungo le coste del Brasile, dove e' conosciuta come la Corrente del Brasile settentrionale. Nell'Oceano Indiano, le bonaccie avvengono nell'emisfero sud e soltanto durante l'inverno dell'emisfero nord. Nell'emisfero nord, le correnti cambiano direzione con i venti del monsone.

C'e', comunque, molto di piu' sulla storia delle correnti equatoriali.

La Sotto Corrente Equatoriale: Osservazioni
Soltanto a pochi metri sotto la superfice all'equatore, c'e' una forte corrente che scorre verso est, la sotto corrente equatoriale, L'ultima grande corrente oceanica ad essere scoperta. Eccovi la storia:

Nel Settembre 1951, a bordo di una nave da ricerca della U. S. Fish and Wildlife Service, pescando con i palangari a sud delle Hawaii, Fu notato che l'attrezzo sommerso derivava costantemente verso est. L'anno successivo Cromwell, in compagnia di Montgomery e Stroup, capeggio' una spedizione per investigare sulla distribuzione verticale della velocita' orizzontale all'equatore. Usando boe superficiali ed a varie profondita' alla deriva, Poterono stabilire la presenza, vicino all'equatore nel Pacifico centrale, di una corrente forte, poco larga, verso est nella parte bassa dello strato superficiale del termoclino (Cromwell, et al., 1954). Pochi anni dopo la Scripps Eastropic Expedition, sotto la guida di Cromwell, trovo' la corrente che si estendeva verso est fino alle isole Galapagos ma non era presente tra quelle isole ed il continente del Sud America.

La corrente e' notevole, anche se conparata al trasporto della Corrente della Florida, la sua presenza era ignota appena dieci anni fa'. Tuttora, ne la sorgente ne' il sua ultima destinazione sono stati ancora stabiliti. Nessuna teoria della circolazione oceanica prediceva la sua esistenza, e soltanto ora che tali teorie sono modificate per tener conto delle importanti caratteristiche del suo flusso.
— Warren S. Wooster (1960).

L'evidenza di una Sotto Corrente Equatoriale era stata notata da Buchanan, Krümmel, Puls, e altri nell'Atlantico (Neumann, 1960).

Tuttavia, non era stata data attenzione a loro. Altre precedenti tracce riguardanti questa sottocorrente erano state menzionate da Matthäus (1969). Cosi' la vecchia esperienza che dice che le scoperte che non attraggono l'attenzione dei contemporanei, semplicemente non esistono; diventa ancora piu' ovvia.
— Dietrich et al., (1980).

Bob Arthur (1960) ha riassunto i maggiori aspetti del flusso:

1. Il flusso superficiale puo' essere diretto verso occidente a velocita' di 25-75 cm/s;
2. La corrente si inverte ad una profondita' da 20 m a 40 m;
3. La sotto corrente verso oriente si estende fino ad una profondita' di 400 m con un trasporto massimo di 30 Sv = 30 × 10⁶ m³/s;
4. Il nucleo della massima velocita' verso est (0.50 m/s - 1.50 m/s) sale da una profondita' di 100 m at 140°W a 40 m at 98°W, quindi si inabissa;
5. La sotto-corrente appare essere simmetrica all'equatore e diventa molto piu' sottile e debole a 2°N e 2°S.

In sostanza, la sotto corrente equatoriale del Pacifico e' un nastro di dimensioni 0.2 km × 300 km × 13,000 km (Figura 14.4).

Figura 14.4 Sezione trasversale della Sotto Corrente Equatoriale del Pacifico calcolata dal Modular Ocean Model con l'assimilazione dei dati di superfice (Vedi §14.5). La sezione e' la media dal 160°E al 170°E da gennaio 1965 a dicembre 1999. Le aree punteggiate stanno viaggiando verso ovest. Da Nevin Fuckar.

Sotto Corrente Equatoriale: Teoria
Sebbene non abbiamo ancora una completa teoria per la sotto corrente, dobbiamo avere una chiara comprensione dei processi piu' importanti che agiscono nelle regioni equatoriali. Pedlosky (1996), nel suo eccellente capitolo sulla Dinamica Equatoriale del Termoclino: La Sotto Corrente Equatoriale, sottolinea che i bilanci dinamici di base usati alle medie latitudini non valgono vicino e all'equatore.

Vicino l'equatore:

1. Il parametro di Coriolis diventa molto piccolo, andando a zero propio all'equatore:
   
   

   (14.1)

   
   qui φ e' la latitudine, β = ∂f/∂ y ≈ 2Ω/R vicino l'equatore, e y = Rφ
2. La vorticita' planetaria f e' anche piccola, e l'avvezione della vorticita' relativa non puo' essere ignorata. Cosi' il bilancio di Sverdrup (11.7) deve essere modificato.
3. Il bilancio geostrofico e della vorticita' decadono quando la distanza L dall'equatore lungo i meridiani e' , dove β = ∂ f/∂y. Se U = 1 m/s, allora L = 200 km or 2° di latitudine. Lagerloe et al., (1999), usando correnti misurate, mostra che le correnti vicine all'equatore possono descritte dal bilancio geostrofico per |φ| > 2.2°. Loro mostrano anche che il flusso ancora piu' vicino all'equatore puo' essere descritto usando l' approssimazione di β-plane f = βy.
4. Il bilancio geostrofico per le correnti lungo i paralleli lavorano bene vicino l'equator because f and ∂ζ/∂y → 0 come φ → 0, dove ζ e' la topografia della superfice marina.

L'acqua sollevata lungo l'equatore prodotta dalla pompa di Ekman non e' la parte di un flusso a due dimensioni in un piano nord-sud, lungo i meridiani. Invece il flusso e tridimensionale. l'acqua tende a fluire lungo i contorni di densita' costante (le superfici delle isopicne), che sono vicine a quelle di temperatura costante nella Figura 14.2. L'acqua fredda entra nella sottocorrente nel lontano Pacifico occidentale, si muove verso est lungo l'equatore, e come procede si avvicina alla superfice. Notare, per esempio, che la isoterma di 25°C entra nella sottocorrente ad una profondita' di circa 125 m nel Pacifico occidentale a 170°E e raggiunge la superfice a 125°W nel Pacifico orientale.

Il bilancio geostrofico lungo i meridiani vicino l'equatore fornisce la velocita' delle correnti lungo i paralleli, ma non spiega che cosa forza la sotto corrente. Una teoria molto semplificata per la sotto corrente e' basata sul bilancio dei gradienti di pressione lungo l'equatore. Lo sforzo del vento spinge l'acqua verso occidente, producendo il termoclino profondo e la vasta zona calda sempre ad ovest. l'approfondimento del termoclino causa alla topography della superfice marina ζ di essere piu' alto ad occidente, assumendo che il flusso sotto il termoclino sia debole. In tal modo c'e' un gradiente di pressione verso est lungo l'equator negli strati superficiali ad una profondita' di poche centinaia di metri. Il gradiente di pressione verso est alla superfice e' bilanciato dallo sforzo del vento T_x, (strato A della Figurae 14.5), cosi' ρ T_x = -∂p/∂x.

Figura 14.5 Sinistra: Schema della sezione trasversale del termoclino e della topografia della superfice marina lungo l'equatore. Destra: gradiente di pressione verso est nel Pacifico centrale causato dalla distribuzione della densita' mostrata a sinistra.

Sotto poche decine di metri nello strato B, l'influenza dello sforzo del vento e' piccola, ed i gradienti di pressione sono sbilanciati, portando ad una accelerazione del flusso verso est: la sotto corrente equatoriale. Dentro questo strato, il flusso accelera fino a quando il gradiente di pressione e' bilanciato dalle forze di attrito che tendono a rallentare la corrente. Alle profondita' sotto poche centinaia di metri nello strato C, il gradiente di pressione verso est e' troppo debole per produrre una corrente, ∂p/∂x ≈ > 0.

La forza di Coriolis mantiene la sotto corrente equatoriale centrata sull'equatore. Se il flusso devia verso nord, la forza di Coriolis deflette la corrente verso sud. Accade il contrario se il flusso devia verso sud.

14.2 La Circolazione Equatoriale Variabile: El-Niño/La-Niña

Gli alisei sono notevolmente stazionari, tuttavia variano da mese a mese e da anno ad anno, specialmente nel Pacifico occidentale. Una importante sorgente della variabilita' sono le onde di Madden-Julian nell'atmosfera (McPhaden, 1999). Se gli alisei ad ovest si indeboliscono o addirittura si invertono, il sistema aria-mare nelle regioni equatoriali puo' essere thrown in un altro stato chiamati El-Niño. Questa rottura del sistema equatorial del Pacifico modifica la meteorologia di tutto il globo.

Sebbene il significato attuale del termine El-Niño denota la rottura dell'intero sistema equatoriale del Pacifico, il term e' stato usato nel passato per descrivere molti processi differenti. Questo causa un po' di confusione. Per ridurre la confusione, ascoltate una piccola storia.

Una Piccola Storia
Molti anni fa', diciamo nel 1800', il termine fu applicato alle conditioni al largo delle coste del Peru'. Il seguente passo e' tratto dall'introductione dell'eccellente libro di Philander (1990): El-Niño, La-Niña, and the Southern Oscillation:

Nell'anno 1891, il Señor Dr. Luis Carranza della Geographical Society di Lima, scrisse un piccolo articolo sul Bolletino di quella Society, richiamando l'attenzione sul fatto che una contro-corrente che fluiva da nord a sud, era stata osservata tra i porti di Paita e Pacasmayo.

I marinai di Paita, che frequentemente navigavano lungo la costa su piccole barche, sia a nord che a sud di quel porto, chiamavano questa contro-corrente "El Niño" (Gesu' bambino) perche' si manifestava subito dopo il Natale.

Poiche' questa contro-corrente e' stat notata in differenti occasioni, e il suo apparire lungo le coste peruviane e' stato concomitante alla pioggia a latitudini dove spesso non piove mai per lungo tempo, io desidero, con la presente, richiamare l'attenzione, dei distinti geografi qui riuniti, su questo fenomeno, che, indubbiamente, esercita una grande influenza sulle condizioni climatiche di questa parte del mondo.
— firmato Señor Frederico Alfonso indirizzato a Pezet durante il Sesto Congresso Geografico Internazionale tenutosi a Lima Peru' 1895.

I Peruviani notarono che in alcuni anni la corrente El Niño era piu' forte del normale, e penetrava ulteriormente a sud, e che questo era associato a piogge pesanti in Peru. Questo accadeva nel 1891 quando (di nuovo dal libro di Philander)

... E' stato visto che, quasi ogni estate qui e la' c'e' una traccia della corrente lungo la costa, in quel anno fu' cosi' visibile, ed i suoi effetti furono cosi' palpabili che grandi alligatori morti e tronchi di alberi furono portati giu' fino a Pacasmayo dal nord, e che la temperature di quella porzione del Peru' ??? suffered such a change ??? portata dalla calda corrente che bagnava la costa. ...
— Señor Frederico Alfonso Pezet.

...il mare e' pieno di meraviglie, la terra forse anche di piu'. Ma piu' di tutti e' il deserto che diventa un giardino .... Il suolo e' impregnato da pesanti acquazzoni, e entro poche settimane l'intera zona e' coperta da una abbontante pastura. Il naturale aumento dei fiocchi e' praticamente raddoppiato ed il cotone puo' crescere in posti dove negli altri anni la vegetazione sembrava impossibile.
— Da Mr. S. M. Scott e Mr. H. Twiddle riportato da Murphy (1926).

El-Niño del 1957 fu ancora piu' eccezionale. Cosi' tanto da attrarre l'attenzione dei meteorologi e degli oceanografi di tutto il bacino del Pacifico.

Dall'autunno del 1957, la barriera corallina dell'isola Canton, a memoria di uomo sempre desolata e secca, era lussureggiante con pianticelle appena cresciute di alberi tropicali e piante rampicanti.

Uno e' incline a selezionare gli eventi di questo isolato atollo come il compendio dell'anno, perfino qui', in un remoto angolo del Pacifico, vasti e concertati spostamenti nell'oceano e nell'atmosfera hanno forgiato drammatici cambiamenti.

Altrove nel Pacifico, si sa' che l'anno era stato uno di quelli con straordinari eventi climatici. Le Hawaii ebbero il primo tifone registrato; the seabird-killing El Niño visited the Peruvian coast; il ghiaccio ando' fuori da Point Barrow piu' in anticipo nella storia; e nel lato occidentale del Pacifico, la stagione delle piogge tropicali si attardo' sei settimana dopo il termine abituale.
—Sette e Isaacs (1960)

Soltanto dopo pochi mesi dall'evento, nel 1958, un distinto gruppo di oceanografi e di meteorologi si riuniva a Rancho Santa Fe, San Diego, per cercare di capire il Cambiamento dell'Oceano Pacifico nel 1957 e nel 1958. Li', forse per la prima volta, comincio' la sintesi degli eventi meteorologici con le osservazioni oceanografiche, che portarono alla nostra attuale comprensione di El-Niño.

Mentre gli oceanografi erano principalmente interessati al Pacifico equatoriale orientale ed a El-Niño, i meteorologi erano particolarmente interessati al Pacifico tropicale occidentale, all'Oceano Indiano tropicale, ed, a quello che chiamavano la "Oscillazione del Sud" (Southern Oscillation). Hildebrandsson, i Lockyer ??, e Sir Gilbert Walker aveva notato nelle prime decadi del 1900', che le fluttuazioni di pressione di tutta la regione sono fortemente correlate con molte altre regione del mondo (Figura 14.6). Poiche' le variazioni nella pressione sono associate con i venti e le precipitazioni, vollero scoprire se la pressione in una regione poteva essere usata per predire la meteorologia in altre regioni usando le correlazioni.

Figura 14.6 Coefficienti di Correlazione delle medie annuali della pressione al livello del mare con la pressione a Darwin, Australia. --- Coefficienti < - 0.4. Da Trenberth e Shea (1987).

I primi studi trovarono che i due centri piu' forti della variabilita' erano vicino a Darwin,( Australia) ed a Tahiti. Le fluttuazioni a Darwin erano opposte a quelle a Tahiti, ed assomigliavano ad una oscillazione. Inoltre, i due centri avevano forti correlazioni con la pressione in aree lontane dal Pacifico. Walker battezzo' le fluttuazioni la Oscillazione del Sud.

L'Indice delle Oscillazioni del Sud e' la pressione al livello del mare di Tahiti meno la pressione al livello del mare di Darwin (Figura 14.7) normalizzato con la deviazione standard della differenza. L'indice e' collegato agli alisei. Quando l'indice e' alto, il gradiente di pressione tra est e ovest nel Pacifico tropicale e' grande, e gli alisei sono forti. Quando l'indice e' negativo, gli alisei sono deboli.

Figure 14.7 Indice delle Oscillazione del Sud normalizzato dal 1951 al 1999. L'indice normalizzto e' l'anomalia della pressione a Tahiti diviso per la sua deviazione standard meno l'anomalia della pressione a livello del mare a Darwin diviso per la sua deviazione standard quindi la differenza e' divisa per la deviazione standard della differenza. Le medie sono calcolate dal 1951 al 1980. I valori mensili dell'indece e' stato lisciato con una media mobile di 5 mesi. Gli eventi forti di El Niño sono datati 1957–58, 1965–66, 1972–73, 1982–83, 1997–98. Dati del NOAA.

Le connessioni tra l'Oscillazione del Sud ed El-Niño fu trovata subito dopo l'incontro del Rancho Santa Fe. Ichiye e Petersen (1963) e Bjerknes (1966) notarono la relazione tra le temperature equatoriali del Pacific durante El Niño del 1957 e le fluttuazioni degli alisei associate con l'Oscillazione del Sud. La teoria fu ulteriormente sviluppata da Wyrtki (1975).

Poiche' El-Niño e l'Oscillazione del Sud sono cosi fortemente collegate, il fenomeno e' spesso referenziato come El Niño Southern Oscillation abbreviato come ENSO. Piu' recentemente, l'oscillazione e' riferita come El-Niño/La-Niña, dove La-Niña e' detta la fase positiva dell'oscillazione quando gli alisei sono forti, e la temperatura dell'acqua nella regione equatoriale orientale e' molto fredda.

La Definizione di El Niño
Philander (1990) fece notare che ogni El-Niño e' unico, con temperatura, pressione e precipitazioni differenti. Qualcuno e' forte, altri sono deboli. Cosi', esattamente quali eventi meritano di essere chiamati El-Niño? Studi recenti basati sui dati COADS mostrano che il miglior indicatore di El-Niño e' l'anomalia della pressione al livello del mare nel Pacifico equatoriale orientale da 4°S a 4°N e da 108°W a 98°W (Harrison e Larkin, 1998). Si correlates meglio con le temperature della superfice marine del Pacifico centrale che con l'indice dell'Oscillazione del Sud. Percio' l'imprtanza di El-Niño non e' esattamente proporzionale all'Indice dell'Oscillazione delSud - il forte El-Niño del 1957-58 nella Figura 7, ha segnale piu' piccolo di El-Niño del 1965-66, che invece era piu' debole.

Trenberth (1997), basandosi sulle discussioni fatte nel Programma su "Climate Variability and Predictability", raccomanda che questi sconvolgimenti del sistema equatoriale nel Pacifico si dovrebbero chiamare El- Niño soltanto quando ?? 5-month running mean of sea-surface temperature anomalies ?? nella regione 5°N - 5°S, 120°W - 170°W eccede 0.4°C per almeno sei mesi.

Cosi', El-Niño, che comincio' la sua storia come una modifica nella corrente al largo del Peru' dopo Natale, e' diventato un gigante. Ora significa la rottura del sistema oceano-atmosfera sopra l'intero Pacifico equatoriale.

La Teoria di El-Niño
Wyrtki (1975) fornisce una chiara,moderna descrizione di El-Niño.

Durante i due anni che precedono El-Niño, nel Pacifico centrale sono presenti alisei eccessivamente forti da su-est. Questi forti venti intensificano il gyre sub-tropicale del Pacifico Sud, rafforzando la Corrente Equatoriale Sud, ed aumentando la pendenza est-ovest del livello marino sollevando l'acqua del Pacifico equatoriale occidentale. Appena lo sforzo del vento nel Pacifico centrale diminuisce, l'acqua accumulata fluisce verso est, probabilmente nella forma di un'onda equatoriale di Kelvin. Questa onda porta all'accumulazione di acqua calda a largo del Peru' e dell'Equador ed ad una depressione dell'abituale termoclino poco profondo. In fondo, El-Niño e' il risultato della risposta del Pacifico equatoriale alla forzante atmosferica degli alisei.

Qualche volta gli alisei nel Pacifico occidentale non soltanto si indeboliscono, ma addirittura invertono direzione per poche settimaneal mese, producendo i westerly wind bursts che rapidamente approfondiscono il termoclino. Lo sprofondare del termoclino lancia un onda di Kelvin che si propaga verso oriente ed una onda di Rossby che si propaga verso occidente. (Se vi state chiedendo, Che cosa sono le onde di Kelvin e di Rossby? Rispondero' fra breve. Per favore siate pazienti.)

L'onda di Kelvin affossa il termoclino quando si muove verso est, e porta l'acqua calda verso est. Entrambi i processi causano un approfondimento delllo strato mescolato (mixed layer) nel Pacifico equatoriale orientale pochi mesi dopo l'onda e' lanciata nel Pacifico occidentale. Il termoclino piu' profondo nell'est ferma la risalita delle acque fredde, e le temperature superficiali al largo di Ecuador e Peru salgono di 2 - 4°. L'acqua calda riduce il contrasto di temperatura tra est ed ovest, riducendo ulteriormente gli alisei ed accellerando lo sviluppo di El-Niño.

Con il tempo, la zona calda si propaga verso est, arrivando alla fine al 140°W (Figura 14.8). Inoltre, l'acqua si riscalda ad oriente lungo l'equatore a causa dell'upwelling di acqua calda, ed alla ridotta avvezione di acqua fredda da est dovuta agli alisei deboli.

Figura 14.8 Anomalie della temperatura superficiale del mare (in °C) durante un tipico El-Niño ottenute mediando i dati dai El-Niño tra il 1950 ed il 1973. I mesi sono dopo l'inizio dell'evento. Da Rasmusson e Carpenter (1982).

Le acque calde lungo l'equatore orientale indicono le aree di pioggia pesante a muoversi verso est dalla Melanesia alle Fiji al Pacifico centrale. Essenzialmente, la maggiore fonte di calore per la circolazione atmosferica si muove da ovest al Pacifico centrale, e l'intera atmosfera risponde al cambiamento. Bjerknes (1972), descrivendo l'interazione tra l'oceano e l'atmosfera sopra il Pacifico equatoriale orientale concludeva:

Nel caso dell'Oceano freddo (1964) l'atmosfera ha uno strato stabile ben pronunciato tra 900 e 800 mb, che ostacola la convezione e le precipitazioni, e nel caso caldo (1965) il calore fornito dall'Oceano elimina la stabilita' dell'atmosfera ed attiva la pioggia. ... Un effetto collaterale del diffuso riscaldamento della fascia tropicale dell'atmosfera mette in luce l'aumento di scambio del momento angolare con il nastro sub-tropicale adiacente, secondo la quale il jet sub-tropicale occidentale si allunga .. . Si puo' mostrare che la variabilita' del calore e dell'umidita' fornita dal Pacifico equatoriale al motore termico dell'atmosfera globale, ha un "far-reaching large-scale effects".

Sono questi gli eventi molto lontani che rendono El-Niño cosi' importante. Poche persone si preoccupano del riscaldamento dell'acqua a largo del Peru' vicino al Natale, invece molte persone sono preoccupate dei cambiamenti globali del tempo. El-Niño e' importante perche' influisce su tutta l'atmosfera.

Dopo che l'onda di Kelvin raggiunge la costa dell'Ecuador, in parte e' riflessa come un'onda di Rossby che si propaga verso occidente, in parte si propaga verso nord e sud come un'onda di Kelvin intrappolata dalla costa trasportando acqua calda alle alte latitudini. Per esempio, durante El Niño del 1957, l'onda di Kelvin che si propagava verso nord produsse una inusuale acqua calda al largo della California, e raggiunse anche l' Alaska. Questo riscaldamento della costa occidentale dell'America del Nord influenzo' ulteriormente il clima del Nord America, specialmente in California.

Come l'onda di Kelvin si muove lungo la costa, forza altre onde di Rossby che si muovono ad occidente attraverso il Pacifico con la velocita' che dipende dalla latitudine (14.4). La velocita' e' molto bassa dalle medie alle alte latitudini ed e' la piu' veloce all'equatore. Li' l'onda riflessa torna indietro come uno sprofondamento del termoclino, raggiungendo il Pacifico centrale un anno dopo. In maniera simile, l'onda di Rossby che si propaga verso ovest, lanciata all'inizio di El Niño verso ovest, si riflette sull'Asia e ritorna nel Pacifico centrale come un'onda di Kelvin, di nuovo circa un anno dopo. ??????

El Niño finisce quando le onde di Rossby riflesse dall'Asia e dall'Ecuador si incontrano nel Pacifico centrale circa un anno dopo l'inizio di El Niño (Picaut, Masia, e du Penhoat, 1997). Le onde spingono la massa calda alla superfice verso occidente. Allo stesso tempo, l'onda di Rossby riflessa dal confine occidentale spinge il termoclino del Pacifico centrale a diventare poco profondo quando le onde raggiungono il Pacifico centrale. A questo punto ogni rafforzamento degli alisei produce upwelling di acqua fredda ad oriente, che aumenta il gradiente di temperatura est-ovest, che aumenta gli alisei, che aumentano l'upwelling (Takayabu et al. 1999). Il sistema e' allora rigettato nella fase di La Niña con forti alisei, e una lingua molto fredda lungo l'equatore ad oriente.

La Niña tende a stare piu' a lungo di El Niño, ed il ciclo completo da La-Niña a El-Niño e ritorno dura circa tre anni. Il ciclo non e' esatto ed El Niño ritorna ad intervalli di 2-7 anni, con una media di quattro anni (Figura 14.7).

Onde Equatoriali di Rossby e di Kelvin
Le onde di Kelvin e di Rossby sono il modo dell'Oceano di reagire ai cambiamenti delle forzanti come i colpi di vento occidentali. Gli aggiustamenti accadono come onde di corrente e di livello marino che sono influenzate dalla gravita', dalla forza di Coriolis f, e dallavariazione nord-sud della forza di Coriolis ∂f/∂y = b. Ci sono molti generi di queste onde con distribuzione spaziale, frequenze, lunghezze d'onda, velocita' e direzione di propagazione. Se la gravita' e f sono le forze che ripristinano l'equilibrio, le onde sono dette di Kelvin e di Poincare'. Se b e' la sola forza di ripristino, le onde sono dette onde planetarie. Un tipo importante di onda planetaria e' quella di Rossby.

Due tipi di onde sono particolarmente importanti per El-Niño: le onde interne di Kelvin e le onde di Rossby. Entrambi i tipi di onda possono avere modi che sono confinati ad una regione stretta nord-sud centrata sull'equatore. Queste sono le onde intrappolate sull'equatore. Entrambe esistono in forme leggermente differenti a latitudini piu' alte.

La teoria delle onde di Kelvin e di Rossby e' oltre lo scopo di questo libro, e quindi diremo che cosa sono senza derivare tutte le propieta' di queste onde. Se siete interessati potete trovare i dettagli in Philander (1990): Chapter 3; Pedlosky (1987): Chapter 3; e Apel (1987): §6.10 - 6.12. Se sapete poco delle onde, la loro lunghezza d'onda, la velocita' di fase e di gruppo, saltate al capitolo 16 e leggete il §16.1.

La teoria per le onde equatoriali e' basata su un semplice, modello a due strati di un oceano (Figura 14.9). Poiche' l'Oceano tropicale ha un sottile e caldo strato superficiale sopra un brusco termoclino, tale modello va bene per approssimare questa regione.

Figura 14.9 Shema di modello a due strati dell'oceano equatoriale usato per calcolare le onde planetarie di questa regione. Da Philander (1990).

Le onde di Kelvin intrappolate all'equatore sono non-dispersive, con velocita' di gruppo:

(14.2)

g' e la gravita' ridotta, ρ₁, ρ₂ sono le densita' sopra e sotto il termoclino, e g e' la gravita'. Le onde di Kelvin intrappolate si propagano soltanto verso est. Notare, che c e' la velocita' di fase e di gruppo di un'onda di gravita', interna e con acqua poco profonda. E' la massima velocita' a cui una perturbazione puo' viaggiare lungo il termoclino.

Valori tipici delle quantita' nella (14.2) sono:

All'equatore, le onde di Kelvin si propagano verso est ad una velocita' fino a 3 m/s, e attraversano il Pacifico in pochi mesi. Le currenti associate con l'onda sono dovunque verso est con una componente nord-sud (Figura 4.10).

Figura 14.10 Sinistra: Correnti orizzontali associate con onde equatorialmente intrappolate generate da uno spostamento a forma di campana del termoclino. Destra: Spostamento del termoclino dovuto alle onde. Le figure mostrano che dopo 20 giorni, il disturbo iniziale e' stato separato in due onde di Rossby che si propagano verso est (right). Da Philander et al. (1984).

Le onde di Kelvin si possono propagare anche verso i poli come onda intrappolata lungo la costa orientale di un bacino oceanico. La loro velocita' di gruppo e' data ancora dalla (14.3), e sono confinate alla zona costiera con uno spessore x = c / ( b y ).

Le importanti onde di Rossby all'equatore hanno frequenze molto minori della frequenza di Coriolis. Possono viaggiare soltanto verso occidente. La velocita' di gruppo e':

(14.3)

Le onde piu' veloci viaggiano verso occidente ad una velocita' di circa 0.8 m/s. Le correnti associate con le onde sono quasi in bilancio geostrofico nei due vortici controrotanti sull'equatore (Figura 14.10).

Lontano dall'equatore, anche le onde di Rossby a bassa-frequenza ed a onda lunga viaggiano soltanto verso occidente, e le correnti associate con le onde sono ancora in bilancio quasi geostrofico. La velocita' di gruppo dipende fortemente dalla latitudine:

(14.4)

La dinamica delle onde nella regione equatoriale differisce notevolmente dalla dinamica alle medie-latitudini. Le onde ??? barocline ???sono molto piu' veloci, ed anche la risposta dell'oceano ai cambiamenti nella forza del vento sono molto piu' veloci alle medie-latitudini. Per le onde planetarie all'equatore, possiamo parlare di una guida d'onda equatoriale.

Ora, ritorniamo a El Niño ed ai suoi " far-reaching large-scale effects."

14.3 Le Teleconnessioni di El-Niño

Le teleconnessioni sono statisticamente delle correlazioni significative tra eventi meteorologici che avvengono in luoghi differenti della Terra. La figura 14.11 mostra le teleconnessioni globali principali associate con le El-Niño Southern Oscillation (ENSO). Essa mostra che ENSO e' una perturbazione atmosferica che influenza l'intero Pacifico.

Figura 14.11 Schema delle regioni che ricevono un aumento di pioggia (linee tratteggiate) o siccita' (linee piene) durante un evento di El-Niño. Lo (0) indica che il regime delle piogge e' cambiato durante l'anno in cui El-Niño inizia, il (+) indica che e' cambiato l'anno dopo l'inizio di El-Niño. Da Ropelewski e Halpert (1987).

L'influenza di ENSO e' esercitata attraverso la convezione nel Pacifico equatoriale. Lo spostamento dell'area della pioggia intensa verso est, perturba la pressione atmosferica (Figura 14.12) ed influenza la posizione del jet-stream ad alte latitudini. Questa sequenza di eventi porta ad una certa predicibilita' delle caratteristiche della stagione sul Nord America, Brasile, Australia, Sud Africa ed altre regioni.

Le perturbazioni di ENSO alle medie latitudini ed al sistema del tempo tropicale porta a drammatici cambiamenti nelle precipitazioni in alcune regioni (Figura 14.12). Quando la cella convettive migra verso est lungo l'equatore, porta pioggia abbondante alle isole del Pacifico centrale normalmente aride. La mancanza di pioggia nel Pacifico occidentale porta la siccita' in Indonesia e nell'Australia.

Figura 14.12 Cambiando lo schema della convezione nel Pacifico equatoriale durante un El-Niño, sorgono delle anomalie di pressione nell'atmosfera (linne piene) che influenzano l'atmosfera extra-tropicale. Da Rasmusson e Wallace (1983).

Un Esempio: La Variabilita' delle Precipitazioni del Texas
La Figura 14.11 mostra una visione global delle teleconnssioni. Zoomiamo in una regione, il Texas, che scelgo soltanto perche' abito li'. La figura globale mostra che la regione dovrebbe avere precipitazioni piu' alte della norma nella stgione invernale dopo l'inizio di El-Niño. Quindi, ho correlato le precipitazioni mediate annualmente per lo stato del Texas all'indice delle Oscillazioni del Sud (Figure 14.13). Gli anni umidi corrispondono a quelli di El-Niño nel Pacific equatoriale. Durante El-Niño, la convezione normalmente si trova nel Pacifico equatoriale occidentale e si muove verso est entro il Pacifico centrale equatoriale. Il jet sub-tropicale si muove anche verso est, portando l'umidita' tropicale attraverso il Messico fino al Texas ed alla valle del Mississippi. I fronti freddi invernali interagiscono con l'alto livello di umidita' per produrre inverni piovosi dal Texas verso est.

Figura 14.13 Correlazione delle precipitazioni mediate annualmente su tutto il Texas in funzione dell'indice delle Oscillazioni del Sud mediato annualmente. Da Stewart (1994).

14.4 Osservando El Niño

Il Pacifico equatoriale e tropicale e' una vasta e remota area raramente visitata da navi. Per osservare la regione il Pacific Marine Environmental Laboratory del NOAA ha posizionato una griglia di boe per misurare le variabili oceanografiche e meteorologiche (Figura 14.14). La prima boa fu posizionata con successo nel 1976 da David Halpern. Da quel semplice inizio, nuovi ormeggi sono stati aggiunti alla griglia, nuovi strumenti sono stati aggiunti agli ormeggi, ed i mooring sono stati migliorati. Il programma e' ora evoluto nel Tropical Atmosphere Ocean (TAO) una griglia di circa 70 ormeggi di oceano profondo sparsi sull'Oceano Pacifico equatoriale tra 8°N e 8°S da 95°W a 137°E.

Figura 14.14 Tropical Atmosphere Ocean TAO la griglia di boe gestite dal Pacific Marine Environmental Laboratory del NOAA con l'aiuto del Giappone, Korea, Taiwan, e Francia.

La griglia e' diventata pienamente operativa nel Dicembre 1994, e continua ad evolversi. Il lavoro necessario per progettare e calibrare gli strumenti, posizionare i mooring, e processare i dati e' coordinato attraverso il progetto TAO. E' uno sforzo multi-nazionale che vede la partecipazione degli Stati Uniti, Giappone, Korea, Taiwan, e Francia con sede al Pacific Marine Environmental Laboratory a Seattle, Washington.

I mooring del TAO misurano la temperature dell'aria, l'umidita' relativa, la velocita' del vento superficiale, la temperatura della superfice marina, e le temperature alle quote da 10m giu' fino a 500m. Cinque ormeggi posizionati all'equatore a 110°W, 140°W, 170°W, 165°E, and 147°E sono equipaggiati anche con Acoustic Doppler Current Profiler (ADCP) per misurare le correnti superficiali da 10m a 250m. I moorings sono progettati per operare per circa un anno prima di essere recuperati e riposizionati annualmente. I dati sono trasmessi dalla griglia attraverso il sistema ARGOS, ed i dati sono elaborati e resi disponibili quasi in tempo reale. Tutti i sensori sono calibrati prima del posizionamento e dopo il recupero.

I dati del TAO sono uniti con quelli degli altimetri del Jasin ed ERS-2 per ottenere una misura ancora piu' comprensiva di El-Niño. Le osservazioni degli altimetri posti su Jasin e Topex/Poseidon sono stati particolarmente utili perche' potevano produrre mappe accurate del livello marino ogni 10 giorni. Le mappe hanno fornito visioni dettagliate dello sviluppo del El-Niño del 1997-98 quasi in tempo reale che sono state riportate in tutto il mondo. Le osservazioni (figura 10.6) mostrano un alto livello del mare che si propaga da ovest verso est, con un picco pronunciato nel Pacifico equatoriale orientale nel Novembre 1997. Inoltre, i dati del satellite sono stati estesi oltre la zona del TAO per includere l'intero Pacifico tropicale. Questo ha permesso agli oceanografi di guardare alle influenze extra-tropicali di El-Niño.

Le quantita' di pioggia sono misurate dal Tropical Rainfall Measuring Mission della NASA, che e' stato espressamente progettato per osservare la pioggia. E' stato lanciato il 27 Novembre 1997, ed e' equipaggiato con cinque strumenti: il primo radar da satellite per le precipitazioni, un radiometro a microonde con cinque frequenze, uno scanner per il visibile e l'infrarosso, un sistema per l'energia irradiata dalle nuvole e dalla terraferma, e un sensore per le immagini dei lampi. Lavorando insieme, gli strumenti forniscono i dati necessari a produrre mappe mensili della pioggia tropicale mediata su aree di 500km per 500km con una accuratezza del 15%. La griglia e' globale tra ± 35° di latitudine. Inoltre, i dati del satellite sono usati per misurare il calore latente rilasciato nell'atmosfera dalla pioggia, fornendo in questo modo un continuo monitoraggio del riscaldamento dell'atmosfera ai tropici.

14.5 La Previsione di El-Niño

L'importanza di El-Niño sullo schema meteorologico globale ha prodotto molti progetti per prevedere gli eventi nel Pacifico equatoriale. Diverse generazioni di modelli sono state implementate, ma l'abilita' della previsione non e' sempre aumentata. I modelli lavorano bene per pochi anni, poi falliscono. Lo sbaglio e' seguito da modelli migliorati, ed il ciclo continua. Cosi', i modelli migliori nel 1991 fallirono la predizione dei deboli El-Niño del 1993 e del 1994 (Ji, Leetma, and Kousky, 1996). Il miglior modello della meta' degli anni 90' falli' la previsione dell'inizio del forte El-Niño del 1997-1998 sebbene un nuovo modello sviluppato al Centers for Environmental Prediction fece la migliore previsione dello sviluppo dell'evento. In generale, piu' il modello e' sofisticato, migliori sono le previsioni (Kerr, 1998).

Nel seguito riferiamo alcuni dei lavori piu' recenti per migliorare le previsioni. Per semplicita' , descriviamo le tecniche usate dal National Centers for Environmental Prediction (Ji, Behringer, and Leetma, 1998). Ma Chen et al., (1995), Latif et al., (1993), e Barnett et al., (1993), tra gli altri, hanno tutti sviluppato modelli per utili previsioni.

I Modell iAtmosferici
Come possiamo modellare bene i processi atmosferici sopra il Pacifico? Per rispondere a questa domanda, il Atmospheric Model Intercomparison Project del World Climate Research Program (Gates, 1992) comparo' gli output dal 1979 al 1988 di 30 differenti modelli numerici dell'atmosfera. La variabilita' nei Tropici: da Sinottico a scale temporali Intra-stagionali il sotto progetto e' particolarmente importante perche' documentava l'abilita' di 15 modelli atmosferici di circolazione generale per simulare la variabilita' osservata nell'atmosfera tropicale (Slingo et al., 1995).

I modelli includevanod several operated by government weather forecasting centers, including the model used for day-to-day forecasts by the European Center for Medium-Range Weather Forecasts.

I primi risultati indicano che nessuno dei modelli era capace di riprodurre tutte le variabilita' stagionali importanti dell'atmosfera tropicale su scale temporali da 2 ad 80 giorni. I modelli con debole attivita' intra-stagionale tendevano ad avere un debole ciclo annuale. Molti modelli sembravano simulare alcuni importanti aspetti della variabilita' interannuale incluso El Niño. La lunghezza delle serie temporali era, comunque, troppo corta per fornire risultati conclusivi sulla variabilita' interannuale.

I risultati del sub studio implicano che i modelli numerici della circolazione atmosferica generale hanno bisogno di essere migliorati se devono essere usati per studiare la variabilita' tropicale e la risposta dell'atmosfera ai cambiamento dell'oceano tropicale. Alcuni dei miglioramenti sono venuti dalle nuove conoscenze raggiunte dal COARE.

I Modelli dell'Oceano
La nostra abilita' nel comprendere El-Niño dipende anche dalla nostra abilita' a modellare la circolazione oceanica del Pacifico equatoriale. Poiche' dobbiamo fornire ai modelli le condizioni iniziali usate per la previsione, devono essere capaci di assimilare le misure aggiornate del Pacifico insieme ai flussi di calore ed i venti superficiali forniti dai modelli atmosferici. Le misure includono i venti alla superfice marina dagli scatterometri e dalle boe ancorate, la temperatura superficiale dai dataset ottimamente interpolati (vedi §6.6), le termperature sotto la superfice dalle boe TAO e dai lanci di XBT, ed il livello marino dagli altimetri dei satelliti e dai mareografi delle isole.

Ji, Behringer, and Leetma (1998) al National Centers for Environmental Prediction hanno modificato il modello Oceanico Modulare del Laboratorio di Dinamica dei Fluidi Geofisici per applicarlo al Pacifico tropicale (vedi §15.4 per maggiori dettagli su questo modello). Il domino si cui lavora e' il Pacifico tra 45°S e 55°N e da 120°E a 70°W. La risoluzione lungo la longitudine e' 1.5.° La risoluzione lungo la latitudine e' 1/3° entro 10° dall'equatore, che aumenta ad 1° verso i poli fino a 20° di latitude. Ha 28 livelli in profondita', con 18 livelli nei primi 400 m per risolvere lo strato mescolato ed il termoclino. Il modello e' forzato dai venti medi da Hellerman e Rosenstein (1983), le anomalie nel campo del vento dalla Florida State University, ed i flussi di calore medi da Oberhuber (1988). Il modello assimila la temperatura sub-superficiale dalla griglia del TAO e dagli XBT, e la temperatura superficiale dal dataset della interpolazione ottimale mensile (Reynolds e Smith, 1994).

L'output del modello e' un'analisi dell'oceano, del campo di density e di corrente che si adatta meglio agli stessi dati usati per l'analisi (Figure 14.3 e 14.4). L'output e' usata per forzare un modello accoppiato oceano-atmosfera che produce le previsioni.

Modelli Accoppiati
I modelli accoppiati sono modelli atmosferici e oceanici separati che si passano le informazioni solo attraverso il confine comune alla superfice marina, unendo in questo modo i due processi di calcolo. L'accoppiamento puo' essere fatto in un solo verso, dall'atmosfera, oppure nei due versi, in e out dell'oceano. Nello schema usato dal National Centers for Environmental Prediction del NOAA il modello oceanico e' lo stesso "Modular Ocean Model" descritto sopra. Questo e' accoppiato ad una versione a bassa risoluzione del modello di previsione globale, di medio-range gestito dal National Centers (Kumar, Leetmaa, e Ji, 1994). Le anomalie dello sforzo del vento, del calore, e dei flussi di acqua dolce calcolati dal modello atmosferico sono aggiunti ai valori medi annuali dei flussi, e le somme sono usate per guidare il modello oceanico. Le temperature della superfice marina calcolate dal modello oceanico sono usate per guidare il modello atmosferico da 15°N a 15°S.

Come la potenza di calcolo diminuisce di costo, i modelli diventano sempre piu' complessi. La tendenza e' verso modelli globali accoppiati capaci di includere altri sistemi accoppiati oceano-atmosfera oltre a ENSO. Si ritorna al problema discusso in §15.6 dove abbiamo descritto i modelli globali accoppiati.

Modelli Statistici
i modelli statistici sono basati sull'analisi delle caratteristiche meteopologiche del Pacifico usando i data passati di molte decadi. L'idea di base e' che se lo schema di funzionamento attuale e' simile a quello del passato, allora lo schema attuale si evolvera' come ha fatto nelle volte passate. Per esempio, se i venti e le temperature nel Pacifico tropicale sono simili ai venti ed alle temperature di poco prima El-Niño del 1976, allora possiamo aspettarci un El-Niño simile che comincia in un futuro molto prossimo.

Previsioni
In generale, i modelli accoppiati oceano-atmosfera producono le previsioni migliori. Le previsioni includono non soltanto gli eventi nel Pacifico ma anche le conseguenze globali di El-Niño. Le previsioni sono giudicate in due modi:

1. Usando le correlazioni tra le anomalie della temperatura superficiale marina media dell'area e le anomalie della temperatura osservate nel Pacifico equatoriale orientale. Di solito, l'area e' da 170°W a 120°W tra 5°S e 5°N. Le previsioni utili hanno correlazioni superiori a 0.6.
2. Usando la differenza quadratica media tra le temperature superficiali del mare osservate e previste della stessa area.

La previsione di El-Niño molto forte del 1997 e' stata studiata con molta attenzione. Jan Van Oldenborg et al (2005) e Barnston et al (1999) trovarono che nessun modello previde con successo l'inizio prematuro di El-Niño nel tardo 1996 e all'inizio del 1997. Il primo formale annuncio di El Niño fu fatto nel maggio 1997. Ne' alcun modello predisse la grandi anomalie della temperatura osservate nel Pacifico equatoriale orientale fino a che l'area era gia' calda. Non c'e' una chiara distinzione tra l'accuratezza della dinamica o la statistica delle previsioni. ????

14.6 Concetti Importanti

1. I processi equatoriali sono importanti perche' il calore rilasciato dalla formazione della pioggia nelle regioni equatoriali guida una parte importante della circolazione atmosferica della Terra.
   
   
2. Le correnti equatoriali ridistribuiscono il calore. La variavilita' inter-annuale delle currenti e delle temperature nel Pacifico equatoriale modula la forzante oceanica dell'atmosfera.
   
   
3. I cambiamenti nella dinamica equatoriale causano i cambiamenti nella circolazione atmosferica.
   
   
4. El Niño causa i piu' grandi cambiamenti nella dinamica equatoriale. Durante El Niño, gli alisei si indeboliscono nel Pacifico occidentale, il termoclino diventa meno profondo ad ovest. Questo porta alla generazione di un onda di Kelvin lungo l'equatore in direzione est, che approfondisce il termoclino nel Pacifico orientale. La parte calda ad occidente si muove verso oriente attraverso il Pacifico centrale, e le aree con pioggia intensa tropicale si muovono con la parte calda.
   
   
5. Come risultato di El Niño, la siccita' si manifesta nell'area dell'Australia settentrionale e dell'Indonesia, e le inondazioni accadono ad occidente, nel sud America tropicale. Le variazioni nella circolazione atmosferica influenzano aree piu' distanti attraverso le teleconnessioni.
   
   
6. Le Previsioni del El Niño sono fatte usando modelli numerici accoppiati oceano-atmosfera. Le previsioni appaiono avere una accuratezza utile per 3–6 mesi in anticipo, principalmente pero', dopo l'inizio del El Niño.