Das ENSO-Phänomen

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ENSO-Lexikon

B

Bathymetrie

Messverfahren und Messmethoden, die zur Bestimmung von Wassertiefen eingesetzt werden, vorwiegend auf Basis der Schallausbreitung im Wasser. An Bord von Wasserfahrzeugen befinden sich zu diesem Zweck Echolotsysteme, die vertikal oder fächerartig Schallimpulse aussenden und deren Laufzeit zwischen dem Schwingersystem und dem Gewässergrund messen. Zugleich wird die Bestimmung der Schiffsposition, z.B. mit GPS, durchgeführt.

Weitere Informationen: NOAA, National Geophysical Data Center

Baum(jahr)ringe

In einem Querschnitt des Stammes einer Holzpflanze sichtbare konzentrische Ringe von Sekundärholz. Der Unterschied zwischen dem dichten kleinzelligen Holz der einen Saison und dem breitzelligen frühen Holz des darauffolgenden Frühjahrs erlaubt die Altersbestimmung des Baumes. Die Breite und Dichte der Ringe kann mit Klimaparametern wie Temperatur und Niederschlag in Verbindung gebracht werden.

Auch die Isotopenverhältnisse des Sauerstoffs in Baumringen können Aufschluss über das Klima geben. Der Sauerstoff des organischen Materials von Bäumen stammt aus dem über die Wurzeln aufgenommenen Wasser. Daher ist die Isotopensignatur im Holz eines Jahrrings zu einem erheblichen Teil durch die Isotopensignatur des Niederschlagswassers geprägt, welches der Baum aus dem Boden oder dem tieferen Untergrund entnimmt (Abb.). Bei der Wasseraufnahme durch die Wurzeln und dem Transport im Xylem (Holz) bis zu den Blättern oder Nadeln kommt es zu keiner nennenswerten Verschiebung der Sauerstoffisotopenverhältnisse. Auf Blatt- bzw. Nadelebene führt die Transpiration (Wasserdampfabgabe der Blätter), bei der das leichtere H216O bevorzugt über die Dampfphase an die freie Atmosphäre abgegeben wird, zu einer Anreicherung von H218O .

Beziehungen zwischen Jahrring-Isotopensignaturen

Beziehungen zwischen Jahrring-Isotopensignaturen
und dem Klima

Einfluss der δ18O-Werte des Niederschlags auf die δ18O-Werte in Baumjahrringen (links).

In den gemäßigten Breiten drückt sich der Zusammenhang zwischen Lufttemperatur und Sauerstoffisotopenverhältnissen des Niederschlags in parallelen saisonalen Schwankungen aus (oben rechts).

In den Tropen dagegen sind die δ18O-Werte gegenläufig mit der Niederschlagsmenge verknüpft (unten rechts).

Diese Zusammenhänge spiegeln sich in den Sauerstoffisotopenverhältnissen der Jahrringe und Tropfsteine wider.

Quelle: System Erde (2017) 7,1 (GFZ)

Das Ausmaß dieser Isotopenverschiebung im Blattwasser ist im Wesentlichen abhängig von der relativen Feuchte und Temperatur in der Umgebung der Blätter/Nadeln, vom δ18O-Isotopenwert des Wasserdampfs in der Luft und anderen biochemisch-physikalischen Randbedingungen. Trotz zahlreicher offener Fragen bezüglich der biochemischen Prozesse werden meist hohe Korrelationen zwischen den O-Isotopen von Jahrringzeitreihen und denen des Niederschlags oder der Luftfeuchte festgestellt.

Aufgrund der Fraktionierungsprozesse des Sauerstoffs durch die Transpiration der Blätter und Nadeln sind δ18O-Werte von Jahrringen hervorragend geeignet, um die Luftfeuchte zu rekonstruieren. Jüngste Analysen an tropischen Bäumen von der indonesischen Insel Java liefern zudem signifikante Zusammenhänge zu den Niederschlagsmengen und den zugrundeliegenden Ozeanwasser- und Luftströmungen (El Niño Southern Oscillation), was das große Potenzial der δ18O-Signaturen in Jahrringen für Klimarekonstruktionen dokumentiert.

Weitere Informationen:

Benguela-Niño

Eine ozeanisch-klimatische Erscheinung vor der SW-Küste Afrikas, bei der anomale Meeresoberflächentemperaturen (SST) auftreten. Die Bezeichnung entstand in Analogie zum pazifischen El Niño-Phänomen, dem sie ähnlich ist. Terminologisch scheint sie bislang als Oberbegriff für sowohl Warmereignisse (Niño) wie auch für Kaltereignisse (Niña) zu gelten. Insofern besitzt der Begriff eine Doppelfunktion, einmal für die Gesamterscheinung und daneben auch für Warmereignisse. Ein Warmereignis tritt etwa 1 Mal pro Jahrzehnt auf. Die Erscheinung besitzt großen Einfluss auf den Niederschlag im südlichen Afrika.

atlantik_stroemungen

Oberflächenströmungen im Atlantik

Riesige Wirbel prägen das Bild der Meeresströmungen in den Ozeanbecken. Bedingt durch die Erdrotation drehen sich diese Wirbel auf der N-HK im Uhrzeigersinn, auf der S-HK gegen den Uhrzeigersinn. Angetrieben werden diese Wasserbewegungen hauptsächlich durch die Passatwinde; sie treiben die Nord- bzw. Südäquatorialströme an, welche von O nach W verlaufen.

Die subtropischen Großwirbel sind mit etwa 100 bis 200 m Dicke aber nicht sehr mächtig. Die dünne, sehr warme Deckschicht ist stabil und verhindert, dass kühleres, nährstoffreiches Wasser aus der Tiefe an die Meeresoberfläche quellen kann. Große Bereiche des Ozeans weisen daher Nährstoffmangel auf. Sie sind unproduktiv und werden zu Recht als Wasserwüsten bezeichnet. Quelle: Klimageschichte aus der Tiefsee (Expedition Erde)

benguela

Upwelling im Benguelastromsystem

Vor der Westküste des südlichen Afrika drückt der kalte Benguelastrom die oberflächennahe Meerestemperatur um ca. 4 °C unter das Mittel der jeweiligen geographischen Breite. Innerhalb der Strömung treibt Oberflächenwasser von der Küste weg, wobei dessen Platz von Wassermassen aus einer Tiefe von ca. 200 m eingenommen wird. Dieses Auftriebswasser reduziert die Oberflächentemperatur zusätzlich auf ca. 5 °C unter den klimatologischen Durchschnitt im Sommer und auf 3 °C unter dem Mittel im Winter. Upwelling tritt auch im Sommer entlang der afrikanischen Südküste bei nordöstlichen Winden auf.

Quelle: MetEd/UCAR

 

Ähnlich wie beim (pazifischen) El Niño dringt ein mächtiger nährstoffarmer Warmwasserkörper in den nördlichen Teil des Benguela-Upwellingsystems vor der namibischen Küste ein. Dabei strömt warmes salziges Wasser des Angolastroms nach Süden vor in einem Bereich von 15° S bis 25° S. Der Warmwasserkörper reicht bis zu 150 km meerwärts und bis in 50 m Tiefe.

Starkniederschläge mit Überschwemmungen und negative Änderungen der Fischpopulationen wurden beobachtet. Auch können sogenannte Harmful Algal Blooms (HAB) auftreten.
Die Ursachen und Auswirkungen des Benguela-Niño sind aber noch wenig verstanden. Manche Forscher gehen von Variabilitäten des südamerikanischen Monsuns als Ursache aus, manche sprechen von ozeanischen Kelvinwellen aus dem äquatorialen Westatlantik, die als Auslöser in Frage kommen, und neuerdings wird die Bedeutung von meridionalen Windanomalien entlang der Küste von SW-Afrika angeführt, möglicherweise in verstärkender Kombination mit der vorgenannten möglichen Ursache.

Diese Windanomalien sind Teil einer großräumigen Schwächung der subtropischen Antizyklone mit einhergehendem Erlahmen der Passatwinde. Über diesen Mechanismus bewirken sie ein schwächeres Upwelling.

Die Erforschung von Warmwasserereignissen im südostlichen Atlantik – ob nun als Atlantik-Niño in Äquatornähe oder als Benguela- Niño vor der Küste Südangolas und Namibias – ist aufgrund von deren großem Einfluss auf die Ökologie und Fischereiwirtschaft im gesamten südwestafrikanischen Küstenraum sehr bedeutsam.

Benguelastrom

Breite nordwärtige Meeresströmung vor der Atlantikküste des südlichen Afrikas, die, als dynamisches Gegenstück zum Humboldtstrom, kältere Wassermassen aus Teilen des kühlen Antarktischen Zirkumpolarstroms und aus Auftriebsprozessen vor SW-Afrika äquatorwärts verfrachtet, wobei auch tropisches Wasser aus Atlantik und Indik am Transport beteiligt sind. Der Benguelastrom bildet den östlichen Teil subtropisch-tropischen Strömungskreises im Südatlantik (engl. South Atlantic Ocean gyre) und reicht etwa vom Cape Point (34° S) bis zur Lage der Angola-Benguelafront im Norden (ca. 16° S).

Die Strömung wird von den vorherrschenden Passatwinden aus SO und S angetrieben, wobei es zu ablandigem Ekman-Transport kommt. In der Folge entsteht Küstenauftrieb und damit das Benguela-Auftriebssystem (engl. Benguela Upwelling System). Das kalte nährstoffreiche Wasser, das aus ca. 200 - 300 m Tiefe in die euphotische Zone aufquillt, ermöglicht reiches Phytoplanktonwachstum und damit das produktive Benguela-Ökosystem.

Änderungen der Windstärke bedingen ein Pulsieren des Upwellings, die sich südwärts entlang der Küste mit Geschwindigkeiten von 5 bis 8 m/s fortpflanzen. Diese ca. 10 Tage andauernden Pulse regen die Produktion von Biomasse an. Im Benguelasystem verlangt das Wachstum von Phytoplankton eine Abfolge von Upwelling, gefolgt von einer Phase mit relativ ruhigem und geschichtetem Wasser. Das Wachstum von Phytoplankton folgt dem Upwelling mit einer Verzögerung von 1 - 4 Tagen und führt zu einer Blüte, die 4 bis 10 Tage dauert. Damit das Zooplankton ausreichend Nahrung erhält, dürfen die Phytoplanktonblüten nicht zu lange auseinander liegen.

Während der Auftrieb für eine reichhaltige Primär- und Sekundärproduktion in den oberen Teilen der küstennahen Wassersäule sorgt, bilden sich in tieferen Wasserbereichen mit beschränktem Sauerstoffaustausch sog. Sauerstoffminimumzonen, sie beginnen in einer Tiefe von 100 m und sind einige hundert Meter mächtig. In diesem Bereich herrschen schwefelliebende Bakterien gegenüber sauerstoffliebenden Bakterien vor.

Die wichtigsten Fischarten im Benguelasystem ist die Sardine (Sardinops ocelata) und die Sardelle (Engraulis capensis).

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Schwefelwasserstoff- und Staubfahnen entlang der Küste von Namibia

Der wolkenlose Himmel ermöglichte eine klare Sicht auf Staub- und Schwefelwasserstofffahnen entlang der Küste Namibias. Das Moderate Resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS) auf dem NASA-Satelliten Terra nahm dieses Bild in natürlichen Farben am 10. August 2010 auf.

Mehrere Staubfahnen ziehen von der Küste in Richtung Ozean, die meisten oder wahrscheinlich alle stammen aus Flussbetten. Im Gegensatz zu den rötlich-braunen Sanden, aus denen die Dünen direkt südlich des Kuiseb-Flusses bestehen, sind die Sedimente der Flussbetten heller gefärbt. Der Wind treibt häufig Staubfahnen meerwärts entlang der namibischen Küste. Östliche Passatwinde wehen vom Indischen Ozean über den afrikanischen Kontinent und verlieren dabei viel von ihrer Feuchtigkeit. Die Winde sind heiß und trocken, wenn sie über die Küstenebene Namibias wehen, wo sie feine Sedimente aufwirbeln können.

Selbst mit Staubwolken über dem Boden ist die deutliche Veränderung der Landbedeckung entlang des Kuiseb-Flusses offensichtlich. Südlich des Flusses überwiegen Sanddünen, aber die Vegetation entlang des Kuiseb-Flusses verhindert, dass die Dünen nach Norden vorrücken. Nördlich des Flusses besteht die Landoberfläche hauptsächlich aus Kiesebenen, die von felsigen Hügeln unterbrochen werden.

Schwefelwasserstoff erscheint als ein Streifen irisierenden Grüns, der parallel zur Küste nördlich von Walvis Bay verläuft. Eine Studie aus dem Jahr 2009 brachte die Emissionen in dieser Region mit den Meeresströmungen, der biologischen Aktivität in der Wassersäule und den kohlenstoffreichen organischen Sedimenten unter der Wassersäule in Verbindung. Das Zusammentreffen von Schwefelwasserstoffgas und sauerstoffreichem Oberflächenwasser führt dazu, dass reiner Schwefel in das Wasser ausfällt. Die gelbe Farbe des Schwefels lässt das Wasser für den Satellitensensor grün erscheinen.

Quelle: NASA Earth Observatory

Siehe auch: Plankton and Sulfur in the Benguela Current

Weitere Informationen:

Benthal

Der Lebensbereich (Biotop) am, auf und im Boden eines Gewässers.

Benthos

Die Gesamtheit aller in der Bodenzone eines Gewässers, dem Benthal, vorkommenden Lebewesen. Das Wort kommt vom griechischen benthos („Meerestiefe“, „Dickicht“). Das Benthos schließt sowohl die festsitzenden (sessilen) Organismen als auch die kriechenden, laufenden oder vorübergehend schwimmenden (vagilen) Bodentiere ein. Der Begriff wurde 1890 von Ernst Haeckel eingeführt, um damit die Boden bewohnenden Organismen im Meer von den im freien Wasser, dem Pelagial, vorkommenden (Plankton und Nekton) abzugrenzen.

Benthische Lebewesen sind von Bedeutung als Nahrung für Fische und andere größere Tiere des freien Wassers, dem Nekton, aber auch als Destruenten. Tierisches Benthos (Zoobenthos) wie beispielsweise Krustentiere, Plattfische oder Muscheln stellen auch für die menschlichen Ernährung eine wertvolle Proteinquelle dar. Pflanzliches Benthos ist wegen der Photosynthese vom Lichteinfall abhängig und daher nur in der photischen Zone des Litorals (Tiefe maximal 100–200 m) zu finden. Beim pflanzlichen Benthos (Phytobenthos) ist der Tang kommerziell von Bedeutung. Er kann an flachen Küstenabschnitten mehr als 60 m hohe Wälder bilden und findet Verwendung bei der Herstellung verschiedener Nahrungsmittel und Industrieprodukte.

biogeochemische Kreisläufe

Durchläufe von lebensnotwendigen Chemikalien wie Kohlenstoff, Stickstoff, Sauerstoff und Phosphor durch das Erdsystem.

biogeochem_kreislauf

Biogeochemischer Kreislauf
von organischer Substanz im Meer

Die chemischen Bestandteile von organischer Substanz betreten das biologische System mit Hilfe der Photosynthese (Algen und Pflanzen) und werden über die Nahrungsaufnahme an die Konsumenten (Tiere) weitergereicht. Detritus (Zerfallsprodukte) wird z.T. in der euphotischen Zone wiederverwertet, teils sinkt er in die Tiefe und ernährt dort Organismen oder er wird weiter zersetzt, wodurch dem Wasser wieder Nährstoffe (Nitrate und Phosphate) zugeführt werden. Diese können dann durch Auftriebsvorgänge (Upwelling) in die oberflächennahe Deckschicht eingebracht werden.

 

Quelle: Thurman / Trujillo (2002)

biologische Pumpe

Natürlicher Prozess der Entnahme von organischem Kohlenstoff (und auch von Nährstoffen) aus dem oberen Ozean und deren Abgabe in der Tiefe.

Der aus der Atmosphäre aufgenommene Kohlenstoff verteilt sich im Ozean innerhalb einiger weniger Jahre in der von der Sonne durchleuchteten Schicht des Meeres. Um in noch größere Tiefen zu gelangen, gibt es zwei Mechanismen. Am wichtigsten ist die so genannte physikalische Kohlenstoffpumpe, wobei sich das kohlenstoffreiche Oberflächenwasser in der Arktis abkühlt und schwerer wird, absinkt und über die kalte Tiefenströmung des Globalen Förderbandes weiträumig in den Tiefen der Ozeane verteilt wird. Weniger wichtig, aber dennoch nicht unbedeutend, ist die hier beschriebene biologische Kohlenstoffpumpe, bei der Kohlenstoff als Meeresschnee (biogener Teilchenregen) in tiefere Regionen absinkt.

Pflanzliche Mikroorganismen (Phytoplankton) können nur in den oberen Wasserschichten leben, da sie auf das Licht zur Energiegewinnung über die Photosynthese angewiesen sind. Diese Organismen verwenden u.a. Nitrate, in Wasser gelöste Phosphate und Kohlendioxid, um organisches Material herzustellen. Viele Phytoplankton- und Zooplanktonarten bilden mineralische Stütz- oder Schutzkonstruktionen aus Silikaten oder Carbonaten. Nach dem Absterben dieser Lebewesen sinkt das organische und mineralische Material in größere Tiefe, wo es allmählich durch die Aktivität von Bakterien zersetzt wird oder sich zu einem geringen Teil in Sedimenten ablagert, hauptsächlich im Küstenbereich. Der restliche organische Kohlenstoff wird im tiefen Ozean durch Zersetzung in gelösten anorganischen Kohlenstoff zurückverwandelt, der durch aufsteigendes Wasser wieder an die Oberfläche gelangt.

biol_pumpe

Die biologische Pumpe

Das Phytoplankton in der euphotischen Zone fixiert Kohlendioxid mit Hilfe der Sonnenenergie. Der produzierte partikuläre organische Kohlenstoff (engl. particulate organic carbon, POC) wird vom pflanzenfressenden Zooplankton abgeweidet oder direkt oder indirekt von heterotrophen Mikroben verzehrt, die sich von gelösten Phytoplanktonresten ernähren. Zwischen 1 und 40 % der Primärproduktion wird aus der euphotischen Zone exportiert und schwächt sich zur Basis der mesopelagischen Zone in etwa 1.000 m Tiefe exponentiell ab.
Die Remineralisierung der organischen Substanz in der ozeanischen Wassersäule wandelt den organischen Kohlenstoff wieder in CO2 um. Nur etwa 1 % der Oberflächenproduktion erreicht den Meeresboden. Auf geologischen Zeitskalen ist die Folge der Kohlenstoffablagerung die Anreicherung von Sauerstoff in der Atmosphäre.

Quelle: nature geoscience

Insgesamt sorgt die biologische Pumpe dafür, dass die atmosphärische CO2-Konzentration 150-200 ppm unter dem Wert liegt, der ohne das ozeanische Phytoplankton herrschen würde. Diese Prozesse von Aufnahme an der Meeresoberfläche und Remineralisierung in tiefen Wasserschichten des Ozeans führen zu einer Verringerung der Konzentration vieler chemischer Substanzen im Oberflächenwasser (bis zu 1000 m) bei gleichzeitiger Anreicherung in der Tiefe. Die große Ausnahme davon ist der Sauerstoff, welcher an der Oberfläche gebildet und freigesetzt wird und bei Oxidationsprozessen in tieferen Schichten verbraucht wird. Da letztendlich die Menge an Kohlenstoff an der Ozeanoberfläche die Konzentration an Kohlendioxid in der Atmosphäre kontrolliert, wird angenommen, dass Änderungen in der Stärke der biologischen Pumpe der Ozeane über längere Zeiträume einen der wichtigsten Kontrollmechanismen der atmosphärischen Kohlendioxid-Konzentration darstellt. Die Ozeane spielen im Kohlenstoffkreislauf der Erde als Kohlenstoffsenke eine wichtige Rolle, da 70 Prozent der Erdoberfläche von Wasser bedeckt sind. In der gesamten Hydrosphäre sind schätzungsweise 38.000 Gigatonnen (Gt) Kohlenstoff gespeichert.

Das Kohlenstoffdioxid gelangt aufgrund der Differenz im CO2-Partialdruck in den Ozean. Ein Gas strömt immer vom Bereich des höheren Partialdruckes (Atmosphäre) in den Bereich des niedrigeren Drucks (Ozean). Kohlenstoffdioxid wird so lange im Meer gelöst, bis der Partialdruck in der Atmosphäre und im Meer gleich ist. Umgekehrt entweicht es auch wieder, wenn der Druck in der Atmosphäre geringer als im Meer ist. Die Temperatur eines Meeres beeinflusst ebenfalls die Aufnahme von Kohlenstoffdioxid, da Wasser bei steigender Temperatur weniger Kohlenstoffdioxid aufnehmen kann.

Biom

Lebensgemeinschaft von Pflanzen- und Tierarten in einem großen Raumausschnitt/Großklimabereich mit charakteristischem Vegetationstyp und einheitlicher Physiognomie, z.B. südamerikanischer Tieflandregenwald, nordafrikanische Wüste, sibirische Tundra usw.

Biomasse

Sämtliche Stoffe organischer Herkunft, die nicht fossilen Ursprungs sind. Biomasse beinhaltet damit die in der Natur lebende Phyto- und Zoomasse (Pflanzen und Tiere), die daraus resultierenden Rückstände (z. B. tierische Exkremente), abgestorbene (aber noch nicht fossile) Phyto- und Zoomasse (z. B. Stroh) sowie im weiteren Sinne alle Stoffe, die bspw. durch eine technische Umwandlung und/oder eine stoffliche Nutzung entstanden sind bzw. anfallen (z. B. Schlachthofabfälle, organischer Hausmüll).

Die hier angeführte Definition darf nicht darüber hinwegtäuschen, dass sich bisher kein einheitlicher Biomasse-Begriff etablieren konnte, vgl. Stichwort Biomasse in Wikipedia.

Biosphäre

Der von Leben erfüllte Raum der Erde, von der belebten Schicht der Erdkruste (inklusive der Seen und Ozeane) bis hin zur unteren Schicht der Atmosphäre. Die Biosphäre bildet ein nahezu ausschließlich von der Sonnenenergie angetriebenes globales Ökosystem, das aus Organismen und dem Teil der unbelebten Materie besteht, der mit den Organismen in Wechselwirkung steht. Sie ist gekennzeichnet durch komplexe, weltumspannende Stoffkreisläufe. Die Menschen mit ihren wirtschaftlichen Aktivitäten sind als Lebewesen ebenfalls Bestandteile der Biosphäre. Die Biosphäre ist funktional eng mit der Atmo-, Pedo- und Hydrosphäre vernetzt.

Bjerknes-Rückkopplung

Engl. Bjerknes feedback; Rückkopplungsmechanismus mit zentraler Rolle im El Niño/Southern Oscillation-Phänomen, das die zwischenjährliche Variabilität im äquatorialen Pazifik beherrscht. Es handelt sich um ein positives Feedback entlang des Äquators, bei dem ein geschwächter (verstärkter) äquatorialer zonaler Gradient der Meeresoberflächentemperatur (SST) den Passatwind schwächt (verstärkt), was wiederum den zonalen SST-Gradient weiter reduziert (erhöht).

Im Bereich des äquatorialen Pazifik befindet sich üblicherweise eine ausgeprägte Asymmetrie. Diese kommt zum einen in der Atmosphäre zum Ausdruck durch die Walkerzirkulation mit ihren oberflächennahen östlichen Winden (Ost-West Luftdruckgradient), zum anderen im Ozean mit seiner ostpazifischen Kaltwasserzunge der Meeresoberflächentemperaturen (SST) als Folge der windbedingt hochliegenden Thermokline im Ostpazifik. Das Aufquellen von kaltem Wasser im Osten wird durch die Passatwinde verstärkt und damit auch der Temperaturgradient. Diese positive Rückkopplung wird als Bjerknes feedback bezeichnet. Ist dieser Zustand besonders stark ausgeprägt, wird von La Niña gesprochen.

Bjerknes feedback

Die Bjerknes-Rückkopplung im Normalzustand des äquatorialen Pazifiks.

Östliche Passatwinde erzeugen Auftrieb im Osten und begünstigen eine höhere SST und Konvektion im Westen. Das wiederum stärkt die Ostwindlagen in einer positiven Rückkopplung.

Quelle: First Report of TPOS 2020

Der Bjerknes feedback verstärkt anfängliche Störungen in diesem System. Der Mechanismus, der der Rückkopplung zugrunde liegt, besteht aus drei Komponenten:

  1. Eine Schwächung der äquatorialen Passatwinde durch auftretende Westwindanomalien im westlichen Teil des Pazifikbeckens bewirkt eine Absenkung der Thermokline im Osten.
  2. Die abgesenkte Thermokline verringert die Intensität und die Wirksamkeit des Upwellings und führt zu einer Erwärmung der Meeresoberflächentemperaturen (SST) im Osten.
  3. Warme Oberflächentemperaturen schwächen die äquatorialen Passate noch weiter. In der Folge verschiebt sich auch die Region der stärksten Konvektion. Gebiete mit normalerweise starken Regenfällen (Westpazifik) erfahren ein Niederschlagsdefizit, andere Gebiete werden überschwemmt (westl. Südamerika).