Een modelstudie van teleconnecties en hun tropische herkomst

The atmosphere is a sensitive and highly variable system and its state is crucial for the evolution and well being of all life on Earth. From the ever-recurring changes of the seasons to the most unpredicted extreme weather phenomena, the more we unravel the nature and mechanisms of the physical processes that govern this delicate but powerful system, the more we can benefit and advance towards better extended range forecasts and better understanding of the climate change signals. The atmosphere often reacts vigorously to changes of its state and a local perturbation can influence the weather patterns sometimes even in the most remote regions. Some of those vast spanning patterns are recurring and persisting and are called teleconnections. The extratropical teleconnections can be understood in terms of large-scale waves in the velocity eld of the atmosphere, such as the Rossby waves. The tropical teleconnections involve Rossby waves, as well as atmospheric and oceanic Kelvin waves and strong atmosphere-ocean interactions. The objective of this dissertation is to better understand the interactions between the tropical forcing of Rossby waves and the tropical and extratropical response, with a focus on teleconnections that relate to the Indian Ocean, either directly or indirectly, as studies have shown that even the weather in Europe is influenced by variations in the Indian Ocean. The propagation of Rossby waves is strongly influenced by the presence of a jet stream, that can act as a waveguide and enable a rapid transfer of wave energy around the hemisphere. Major jet streams are found in the upper troposphere of both hemispheres and they are characterized by fast and relatively narrow belts of westerly winds in the extra-tropics. The entrapment of a Rossby wave along the jet stream disturbs its zonal character, creating large meanders that are known as the major ridges and troughs of the midlatitudes, and influences strongly the weather as we know it, by steering air masses and weather systems. However, not all jets are able to trap and guide Rossby waves efficiently. Then, what are the characteristics of a jet stream that make it an efficient guide for Rossby waves? The simplest model to address this question is a one-layer model that describes the dynamics of a barotropic atmosphere, i.e. an atmosphere in which the density of the air only depends on pressure and in which surfaces of constant pressure are also surfaces of constant temperature. In this thesis we applied the barotropic vorticity equation to upper-tropospheric conditions and we systematically assessed the ability of idealized zonal jet streams to guide Rossby wave energy. The idealized jet streams had a Gaussian meridional prole and differed in width, speed and in meridional location. Rossby wave energy was generated by steady, idealized (sub-)tropical vorticity sources. These investigations led to the conclusion that a jet stream becomes a more eficient waveguide when it becomes faster and narrower. The response becomes maximum when the stationary zonal wave number is an integer and the wave propagates around the hemisphere. The zonal wave number becomes smaller when the jets are faster or when the jets are positioned closer to the poles. Finding strong evidence from observations to assert these findings proved not easy as the signal-to-noise ratio in the atmosphere is quite low. Nonetheless some observational support was found by analyzing observed wave-zonal ow relationships. Among the most prominent extratropical teleconnections is the North Atlantic Oscillation (NAO). The NAO is a large north-south sea level pressure dipole over the North Atlantic that is related to changes in the position and strength of the jet stream and a displacement of the storm tracks. Depending on the state of the dipole the NAO is in a positive or negative phase with the positive phase corresponding to a stronger jet stream and more storms that propagate into central and Northern Europe and the negative phase corresponding to a weaker jet stream with storms detected towards Southern Europe. During the positive phase the winters in Central and Northern Europe and Southeast USA are milder and wetter, while winters are drier and colder in Southern Europe, Northeast Canada and Greenland. Opposite weather conditions occur during the negative phase. The modification of the jet stream in each phase impacts the waveguiding properties and hence influences the formation and propagation characteristics of the Rossby waves. The NAO variability is primarily due to extratropical dynamics, such as breaking waves associated with extratropical weather systems, but is also influenced by Rossby waves generated at lower latitudes that propagate into the extratropics. In this thesis we assessed the influence of these signals on the NAO variations. We set out to quantify the contribution of tropical and extratropical atmospheric forcing mechanisms to the formation of the NAO pattern. Although the NAO varies on a wide range of time scales, we focus on 10-60 days. At these time scales, mechanisms are at play in the atmosphere that can generate the characteristic dipole pattern. We focus on the tropical Rossby Wave Source (RWS) and extratropical eddy activity. Anomalous tropical and extratropical vorticity forcing associated with the NAO is derived from atmospheric reanalysis data and applied in an idealized barotropic model. Also, using winds from composites of the NAO, the vorticity forcing is derived inversely from the barotropic vorticity equation. Both types of forcing are imposed in the barotropic model in the tropics and extratropics, respectively. An important result is that the tropics dampen the NAO as a result of a negative feedback generated in the extratropics. The damping is strongest, about 30%, for the negative phase of the NAO. For the positive phase, the damping is about 50% smaller. The results show that the barotropic vorticity equation can represent the dynamics of both tropical and extratropical forcing related to the formation of the NAO patterns. The scientific interest in the tropical Indian Ocean (IO) is growing as evidence accumulates of the importance of variations in the IO for the evolution of climate in the surrounding regions as well as for remote areas around the globe, as changes in the IO sea surface temperature (SST) influence the local convection and atmospheric circulation and impact tropical and extratropical teleconnection patterns. The IO atmosphere and ocean current systems are complex, undergo strong seasonal variations and a realistic modeling of these variations is challenging. A special feature is the thermocline ridge northeast of Madagascar, where the cold waters in the deeper ocean layers are close to the surface, a feature often referred to as the Seychelles Dome (SD). Variations in the thermocline depth in response to wind changes easily create SST changes that influence the atmosphere in turn leading to strong atmosphere-ocean interactions in this region. We set out to investigate the response of the coupled atmosphere-ocean system to a shallow SD event with the state-of-the-art fully coupled EC-Earth climate model. First the ability of the EC-Earth model to simulate the complex climatology of the IO was evaluated and then was applied to study the impact of SD variations on the rest of the climate system. The climatology of a 40 year simulation of EC-Earth under year 2000 forcing conditions (solar, aerosol and greenhouse gases) was compared against observations. The spatial distribution of the wind, precipitation, sea-surface temperature and the thermal structure of the ocean is simulated rather realistically throughout the year. Biases are present, but the important features are reproduced, including the Seychelles Dome with similarly strong correlations between thermocline depth variations and SST variations as observed, leading us to conclude that EC-Earth is a useful tool to study the detailed coupled ocean-atmosphere response to a shallow SD thermocline event. We studied the response by conducting two ensemble experiments of 40 members each, a control and a perturbed ensemble. In the control ensemble, the coupled system was initialized in November from a neutral SD state and integrated for 26 months. The ensemble members lead to different evolutions by the introduction of random perturbations to the model state during the rst day of integration. The perturbed ensemble diered only from the control ensemble in the application of a windstress anomaly over the SD region in order to raise the thermocline during the rst two months. The differences between the two ensemble mean elds allowed us to study the response of the coupled system both locally and remotely. A strong local cooling of the SSTs drives subsidence and reduced precipitation. North of the SD, an equatorial downwelling adjustment region manifests as a pair of downwelling westward moving Rossby waves that warm up the Western-Equatorial IO and an eastward downwelling equatorial Kelvin wave. The combination of warm and cold SST anomalies over the equator and over the SD drive a northward shift in the Intertropical Convergence Zone (ITCZ) that in January extends over Central-East Africa influencing the precipitation there. The warming over the WesternEquatorial IO triggers atmospheric convection, resulting in a Walker-type response with reduced convection over the Indonesian warm pool and cooling of the SSTs in that region due to stronger surface winds. The Pacific warm pool convection shifts eastward and an oceanic Kelvin wave is triggered, that crosses equatorial Pacific and leads to SST warming in East equatorial Pacific in April. There the SST anomaly triggers weak anomalous atmospheric convection that is dissipated in the following month, as during this season the air-sea coupling is relatively weak and does not support unstable air-sea interactions. In response to the change in atmospheric convection in the Equatorial IO, atmospheric Rossby waves are emanated and are visible in the winter hemisphere waveguides. As these responses depend on the atmospheric state, their characteristics would be different for different timings of Seychelles doming event in the seasonal cycle as well. We suggest to repeat these kind of experiments with different climate models to study the model dependency of these results and choose different timings of the doming in the seasonal cycle to investigate the possibility of triggering ENSO through the remote response in the Pacific.Η ατμόσφαιρα είναι σύστημα εξαιρετικά ευμετάβλητο και η κατάσταση στην οποία βρίσκεται είναι πολύ σημαντική για την εξέλιξη της ζωής και την ευημερία στη γη. Από τις αέναες αλλαγές των εποχών, μέχρι τα πιο απρόβλεπτα ακραία καιρικά φαινόμενα, όσο περισσότερο ξεδιπλώνουμε τα μυστικά των μηχανισμών των φυσικών διαδικασιών που διέπουν αυτό το ευαίσθητο αλλά πανίσχυρο σύστημα, τόσο περισσότερο μπορούμε να επωφεληθούμε και να βελτιώσουμε τις μακροπρόθεσμες καιρικές προβλέψεις και να κατανοήσουμε καλύτερα τις κλιματικές αλλαγές. Η ατμόσφαιρα συχνά αντιδρά έντονα σε αλλαγές της κατάστασης της και κάποιες φορές μια τοπική διαταραχή μπορεί να μεταβάλλει τα καιρικά συστήματα ακόμα και στις πιο απομακρυσμένες περιοχές. Κάποια από αυτά τα συστήματα είναι μεγάλης κλίμακας, εμμένουν και επαναλαμβάνονται και ονομάζονται “τηλεσυνδέσεις”. Οι εξωτροπικές τηλεσυνδέσεις μπορούν να κατανοηθούν με όρους ατμοσφαιρικών κυμάτων μεγάλης κλίμακας στο πεδίο των ταχυτήτων, όπως είναι τα κύματα Rossby. Οι τηλεσυνδέσεις των τροπικών ζωνών, εκτός από κύματα Rossby, περιλαμβάνουν επίσης ατμοσφαιρικά και ωκεάνια κύματα Kelvin και ισχυρές αλληλεπιδράσεις μεταξύ ωκεανών και ατμόσφαιρας. Ο κύριος στόχος αυτής της διατριβής είναι η καλύτερη κατανόηση των αλληλεπιδράσεων των τροπικών πηγών κυμάτων Rossby και των επιπτώσεων τους στις τροπικές και εξωτροπικές ζώνες, εστιάζοντας σε τηλεσυνδέσεις που σχετίζονται άμεσα ή έμμεσα με τον Ινδικό Ωκεανό, καθώς μελέτες δείχνουν ότι ακόμα και ο καιρός στην Ευρώπη μπορεί να επηρεαστεί από μεταβολές στον Ινδικό Ωκεανό. Η διάδοση των κυμάτων Rossby στην ατμόσφαιρα επηρεάζεται έντονα απο την παρουσία του αεροχειμάρρου, ο οποίος μπορεί να λειτουργεί σαν κυματοδηγός και να μεταφέρει ταχύτατα την ενέργεια του κύματος γύρω απο το ημισφαίριο. Οι αεροχείμαρροι είναι στενές ζώνες ισχυρών δυτικών ανέμων που βρίσκονται στην ανώτερη τροπόσφαιρα και των δύο ημισφαιρίων, κυρίως στις εξωτροπικές περιοχές. Οι αεροχείμαρροι έχουν ζωνικό χαρακτήρα, ο οποίος όμως διαταράσσεται από την παγίδευση κυμάτων Rossby κατά μήκος τους, δημιουργώντας στα μέσα γεωγραφικά πλάτη καμπυλώσεις γνωστές ως ράχες υψηλών πιέσεων ή ως κοίλα, δηλαδή ζώνες χαμηλού βαρομετρικού. Οι καμπυλώσεις αυτές επηρεάζουν έντονα τον καιρό μας, καθώς “ανακατεύουν” τις αέριες μάζες και τα καιρικά συστήματα. Παρόλα αυτά δεν έχουν όλοι οι αεροχείμαρροι την ίδια δυνατότητα να παγιδεύουν κύματα Rossby το ίδιο αποτελεσματικά. Τότε λοιπόν ποια είναι τα χαρακτηριστικά του αεροχειμάρρου που τον κάνουν πιο αποτελεσματικό Rossby κυματοδηγό; Ο απλούστερος τρόπος να προσεγγίσουμε το παραπάνω πρόβλημα είναι να χρησιμοποιήσουμε ένα μοντέλο μονής επιφάνειας που να περιγράφει το δυναμικό σύστημα μια βαροτροπικής ατμόσφαιρας, δηλαδή μιας ατμόσφαιρας που η πυκνότητα του αέρα εξαρτάται μόνο από την πίεση και που οι ισοβαρικές επιφάνειες είναι επίσης και ισόθερμες. Εφαρμόσαμε τη βαροτροπική εξίσωση του στροβιλισμού σε συνθήκες ανώτερης τροπόσφαιρας και εξετάσαμε συστηματικά την ικανότητα ιδεατών αεροχειμάρρων να παγιδεύουν και να οδηγούν την ενέργεια των κυμάτων Rossby. Οι ιδεατοί αεροχείμαρροι είχαν Γκαουσιανό μεσημβρινό προφίλ, ενώ κάθε φορά διέφεραν στο πάχος, την ταχύτητα και το γεωγραφικό πλάτος τοποθέτησης τους. Η δημιουργία της ενέργειας των κυμάτων Rossby έγινε από σταθερές ιδεατές (υπο)τροπικές πηγές στροβιλισμού. Το συμπέρασμα της έρευνας υποδεικνύει ότι ο αεροχείμαρρος γίνεται πιο αποτελεσματικός κυματοδηγός όσο γίνεται πιο στενός και πιο γρήγορος. Η απόκριση γίνεται μέγιστη όταν το κύμα μεταφέρεται γύρω απο ολόκληρο το ημισφαίριο και ο σταθερός ζωνικός κυματαριθμός είναι ακέραιος. Ο ζωνικός κυματαριθμός παίρνει μικρότερες τιμές όσο ο αεροχείμαρρος γίνεται ταχύτερος ή όσο αυτός μεταφέρεται προς βορειότερα γεωγραφικά πλάτη. Το να βρούμε στοιχεία απο παρατηρήσεις στην ατμόσφαιρα που να αποδεικνύουν τα παραπάνω λεγόμενα δεν αποδείχτηκε εύκολη υπόθεση, καθώς η αναλογία μεταξύ σήματος και θορύβου είναι ιδιαίτερα μικρή. Παρόλα αυτά υπάρχουν κάποιες παρατηρησιακές ενδείξεις που στηρίζουν τη συσχέτιση μεταξύ κύματος και ζωνικής κυκλοφορίας. Μεταξύ των πιο σημαντικών εξωτροπικών τηλεσυνδέσεων βρίσκουμε την Κύμανση του Βορείου Ατλαντικού (ΝΑΟ). Το ΝΑΟ είναι ένα μεγάλης κλίμακας βόρειο-νότιο δίπολο επιφανειακής ατμοσφαιρικής πίεσης που σχετίζεται με αλλαγές στη θέση και την ισχύ του αεροχειμάρρου και με μετατοπίσεις της τροχιάς των καταιγίδων. Ανάλογα με την κατάσταση του δίπολου το ΝΑΟ βρίσκεται στην θετική ή την αρνητική του φάση. Η θετική φάση αντιστοιχεί σε ένα ισχυρότερο αεροχείμαρρο και περισσότερες καταιγίδες που κινούνται προς την κεντρική και Βόρεια Ευρώπη, ενώ η αρνητική φάση αντιστοιχεί σε ένα πιο αδύναμο αεροχείμαρρο, ενώ η τροχιά των καταιγίδων εκτρέπεται προς τη Νότια Ευρώπη. Κατά τη διάρκεια της θετικής φάσης οι χειμώνες στην Κεντρική και Βόρεια Ευρώπη και στις Νοτιοανατολικές ΗΠΑ είναι πιο ήπιοι και υγροί, ενώ οι χειμώνες στη Νότια Ευρώπη, το Βορειοανατολικό Καναδά και τη Γροιλανδία είναι πιο ψυχροί και ξηροί. Τα αντίθετα καιρικά φαινόμενα παρατηρούνται κατά την αρνητική φάση του ΝΑΟ. Η τροποποίηση του αεροχειμάρρου σε κάθε φάση επιδρά στις κυματοδηγικές του ικανότητες και ως εκ τούτου επηρεάζει τη δημιουργία και τα χαρακτηριστικά διάδοσης των κυμάτων Rossby. Η μεταβλητότητα του ΝΑΟ οφείλεται κατά κύριο λόγο σε εξωτροπικά δυναμικά συστήματα, όπως για παράδειγμα το σπάσιμο των ατμοσφαιρικών κυμάτων που σχετίζονται με εξωτροπικά καιρικά συστήματα. Επηρεάζεται όμως και απο κύματα Rossby που έχουν δημιουργηθεί σε μικρότερα και μεταδίδονται προς τα μεγαλύτερα γεωγραφικά πλάτη. Σε αυτή τη διατριβή ερευνούμε την επίδραση των τροπικών και εξωτροπικών σημάτων στην μεταβλητότητα του ΝΑΟ. Σκοπεύουμε να προσδιορίσουμε την επιρροή των τροπικών και των εξωτροπικών δυνάμεων στη δημιουργία των σχηματισμών του ΝΑΟ. Παρόλο που η μεταβλητότητα του ΝΑΟ ποικίλει σε χρονικές κλίμακες, εμείς εστιάζουμε στην κλίμακα των 10 −60 ημερών. Σε αυτή την κλίμακα υπάρχουν μηχανισμοί που δημιουργούν το χαρακτηριστικό διπολικό σχηματισμό. Εστιάζουμε στις τροπικές πηγές κυμάτων Rossby και στην εξωτροπική δραστηριότητα των στροβίλων. Η τροπική και εξωτροπική ώθηση στροβιλισμού που σχετίζεται με το ΝΑΟ προέρχεται απο δεδομένα “reanalysis” και υποβάλλεται σε ένα ιδεατό βαροτροπικό μοντέλο. Η ώθηση του στροβιλισμού έχει εξαγεί ανάστροφα, λύνοντας την εξίσωση του βαροτροπικού στροβιλισμού, χρησιμοποιώντας σύνθεση δεδομένων ανέμου απο το ΝΑΟ. Και τα δυο ήδη ώθησης (τροπικής και εξωτροπικής) εισήχθηκαν στο βαροτροπικό μοντέλο στα τροπικά και στα εξωτροπικά γεωγραφικά πλάτη αντίστοιχα. ΄Ενα σημαντικό αποτέλεσμα ήταν ότι η δράση των τροπικών μειώνει την ένταση του ΝΑΟ, σαν αποτέλεσμα αρνητικής ανταπόκρισης που δημιουργείται στους εξωτροπικούς. Η άμβλυνση είναι μεγαλύτερη, περίπου 30%, κατά την αρνητική φάση του ΝΑΟ. Κατα τη θετική φάση είναι κατα 50% περίπου μικρότερη. Τα αποτελέσματα δείχνουν ότι η εξίσωση του βαροτροπικού στροβιλισμού μπορεί να αναπαραστήσει το δυναμικό σύστημα και των τροπικών αλλά και των εξωτροπικών δυνάμεων που δημιουργούν τους σχηματισμούς του ΝΑΟ. Το επιστημονικό ενδιαφέρον για τον Ινδικό Ωκεανό (ΙΩ) μεγαλώνει καθώς πληθαίνουν οι αποδείξεις για τη σπουδαιότητα της μεταβλητότητας του ΙΩ στην εξέλιξη όχι μόνο του κλίματος των γύρω περιοχών, αλλά ακόμα και απομακρυσμένων περιοχών στην υδρόγειο, καθώς αλλαγές στη θερμοκρασίας στην επιφάνεια της θάλασσας μπορούν να επηρεάσουν την ατμοσφαιρική σύγκληση και την ατμοσφαιρική κυκλοφορία και να επιδράσουν στις τροπικές και τις εξωτροπικές τηλεσυνδέσεις. Η ατμόσφαιρα και τα ωκεάνια ρεύματα του ΙΩ είναι περίπλοκα και υφίστανται ισχυρές εποχιακές μεταβολές, και γι'αυτό το λόγο η μοντελοποίηση της μεταβλητότητας του αποτελεί πρόκληση. ΄Ενα ιδιαίτερο χαρακτηριστικό είναι η “ράχη” του θερμοκλινούς του ωκεανού στα βορειοανατολικά της Μαδαγασκάρης, όπου κρύα νερά απο τα βαθύτερα στρώματα της θάλασσας ανεβαίνουν κοντά στην επιφάνεια, και συναντάται με το όνομα “ο θόλος των Σε¨υχέλλων” (SD). Μεταβολές στον επιφανειακό ανέμο ή η έλευση ανοδικών και καθοδικών ωκεάνιων κυμάτων μπορούν να μεταβάλουν το βάθος του θερμοκλινούς. Οι μεταβολές αυτές μπορούν εύκολα να επηρεάσουν την ατμοσφαιρική θερμοκρασία στην επιφάνεια της θάλασσας, και αυτό με τη σειρά του μπορεί να οδηγήσει σε ισχυρές αλληλεπιδράσεις μεταξύ ωκεανού και ατμόσφαιρας στην περιοχή. Σκοπός μας είναι να εξετάσουμε την αντίδραση του συζευγμένου συστήματος ωκεανού-ατμόσφαιρας στην εμφάνιση ενός ρηχού SD περιστατικού, χρησιμοποιώντας το πλήρως συζευγμένο κλιματικό μοντέλο τελευταίας τεχνολογίας, EC-Earth. Ξεκινάμε εξετάζοντας την ικανότητα του μοντέλου EC-Earth να αναπαραστήσει επιτυχώς το πολύπλοκο σύστημα του ΙΩ και στη συνέχεια μελετούμε την επίδραση των μεταβολών του SD στο γενικότερο κλιματικό σύστημα. Για την εξέταση του μοντέλου EC-Earth η μέση κλιματική κατάσταση προσομοιώσεων 40 ετών συγκρίθηκε με παρατηρήσεις. Το μοντέλο έτρεχε κάτω απο σταθερές συνθήκες του έτους 2000 (ηλίου, αερολειμμάτων και αερίων του θερμοκηπίου). Η χωρική κατανομή του ανέμου, της βροχόπτωσης, της ατμοσφαιρικής θερμοκρασίας στην επιφάνεια της θάλασσας, καθώς επίσης και η θερμική δομή του ωκεανού προσομοιώθηκαν αρκετά ρεαλιστικά καθ΄ όλη τη διάρκεια του έτους. Παρατηρήθηκαν ασυμφωνίες, αλλά τα σημαντικά χαρακτηριστικά αναπαραστήθηκαν σωστά, συμπεριλαμβανομένου και του θόλου των Σευχελλών, που παρουσίασε παρομοίως ισχυρή συσχέτιση με τις παρατηρήσεις μεταξύ του βάθους του θερμοκλινούς και των κυμάνσεων της ατμοσφαιρικής θερμοκρασίας στην επιφάνεια της θάλασσας. Τα παραπάνω οδήγησαν στο συμπέρασμα ότι το μοντέλο EC-Earth μπορεί να αποτελέσει χρήσιμο εργαλείο για την έρευνα της αντίδρασης του συζευγμένου συστήματος ωκεανού και ατμόσφαιρας στην εμφάνιση ενός ρηχού SD περιστατικού. Την αντίδραση σε ένα SD περιστατικό εξετάσαμε μέσω δύο συλλογικών (ensemble) πειραμάτων 40 μελών το κάθε ένα, όπου το ένα σύνολο ήταν ελεγχόμενο και το άλλο είχε δεχτεί ώθηση. Στο πρώτο σύνολο των ελεγχόμενων προσομοιώσεων το συζευγμένο σύστημα ξεκινά το μήνα Νοέμβρη, με το SD να βρίσκεται σε ουδέτερη φάση, και προσομοιώνει τους επόμενους 26 μήνες. Το κάθε μέλος της προσομοίωσης εξελίσσεται λίγο διαφορετικά, καθώς εισάγονται τυχαίες αναταράξεις την πρώτη μέρα εκκίνησης της προσομοίωσης. Το δεύτερο σύνολο διαφέρει απο το πρώτο μόνο στην εισαγωγή τύρβης ανέμου πάνω στην περιοχή του θόλου των Σευχελλών, με σκοπό το θερμοκλινές να γίνει πιο ρηχό κατά τους πρώτους 2 μήνες της προσομοίωσης. Εξετάζοντας τις διαφορές μεταξύ των δύο αυτών συνόλων μπορούμε να μελετήσουμε την αντίδραση του συζευγμένου συστήματος σε τοπικό και απομακρυσμένο επίπεδο. Παρατηρήθηκε ισχυρή πτώση της ατμοσφαιρικής θερμοκρασίας στην επιφάνεια της θάλασσας, που δημιούργησε μειωμένη ατμοσφαιρική αστάθεια και συνεπώς μείωση της βροχόπτωσης. Βόρεια του SD το ισημερινό θερμοκλινές για να προσαρμοστεί αναγκάζεται να βυθιστεί, γεγονός που δημιουργεί ένα ζεύγος ωκεάνιων κυμάτων Rossby που κινούνται καθοδικά προς τα δυτικά και θερμαίνουν τον Δυτικού-Ισημερινού ΙΩ, καθώς επίσης και ένα καθοδικό κύμα Kelvin που κινείται προς τα ανατολικά. Ο συνδυασμός της θερμής και ψυχρής ανωμαλίας στον Ισημερινό και πάνω απο την SD περιοχή αντίστοιχα μετατοπίζουν βόρεια τη διατροπική ζώνη σύγκλισης, όπου τον Ιανουάριο εκτείνεται μέχρι την Κεντρική-Ανατολική Αφρική, επηρεάζοντας εκεί τη βροχόπτωση. Η ανώμαλη θέρμανση του Δυτικού Ισημερι