EL NIÑO & LA NIÑA

Posted on

INLEIDING

Aan het einde van de negentiende eeuw (1891) werd voor het eerst in de wetenschappelijke literatuur melding gemaakt van een verandering van de zeestroming langs de kust van Peru die in sommige jaren optreedt. Omdat de verandering daar meestal begint vlak na kerstmis wordt dit fenomeen door de plaatselijke zeelieden “El Niño” (het kindje) genoemd. Door de warme zuidwaartse El Niño stroming verdwijnt het koude zeewater voor de kust van Peru waardoor er in de woestijn ter plaatse veel regen valt en de grond met vegetatie bedekt wordt. Door de hoge zeewatertemperaturen verdwijnt echter wel het voedselrijke water en daarmee ook de vissen en de vogels. Pas in 1960 realiseerden oceanografen zich dat dit slechts een klein onderdeel is van een veel grotere variatie die zich in de bovenste lagen van de tropische Stille Oceaan afspeelt.

DE ZUIDELIJKE OSCILLATIE

Al veel eerder – in de 20-er en 30-er jaren van de 20ste eeuw – was door onderzoekers (o.a. de Nederlander Berlage en Sir Gilbert Walker) onderzoek gedaan naar de jaarlijkse variaties van de intensiteit van de moesson. Hierbij was men gestuit op een anti-correlatie van de luchtdruk boven grote delen van de Indische en Stille Oceaan:

“…als de luchtdruk boven de Stille Oceaan hoog is, dan is de luchtdruk boven de Indische Oceaan laag”.

Men noemde dit de Zuidelijke Oscillatie (Southern Oscillation). Men had echter te weinig goede waarnemingen van zeewatertemperaturen (SST: Sea Surface Temperature) om deze ook in verband met de Zuidelijke Oscillatie te brengen. Zo trachtte Berlage de Zuidelijke Oscillatie in verband te brengen met de activiteit van de zon (het aantal zonnevlekken).

DE WALKER CIRCULATIE

Pas met behulp van de uitgebreide waarnemingen, gedaan tijdens het Internationale Geofysische Jaar (1957-1958), was Jacob Bjerknes – zoon van Vilhelm Bjerknes, een van de grondleggers van de Noorse School – in de 60-er jaren van de 20ste eeuw in staat om beide verschijnselen – El Niño en de Zuidelijke Oscillatie – fysisch aan elkaar te koppelen via de z.g. “Walker Circulatie”. De Walker Circulatie is een zonale circulatie (figuur 01) die tot stand komt door zonale luchtdrukverschillen zoals die gemiddeld bestaan tussen de oostelijke Stille Oceaan (hoge luchtdruk) en de westelijke Stille Oceaan (lage luchtdruk). Hierbij is de SST-gradiënt: het koude water bij Peru en het warme water in de westelijke Stille Oceaan, nodig voor de luchtdrukverdeling die deze circulatie aandrijft. Opwarming van het zeewater nabij Peru verzwakt de SST-gradiënt en daardoor de Walker Circulatie. De Zuidelijke Oscillatie wordt dus veroorzaakt door veranderingen in SST van jaar tot jaar. Bjerknes zag in dat het geheel een systeem is waarbij atmosfeer en oceaan elkaar beïnvloeden via een positieve terugkoppeling (ook figuur 01). De sterkte van de koppeling van atmosfeer en oceaan is afhankelijk van het seizoen. Kortdurende verstoringen (“het weer”) kunnen slechts in een bepaalde periode van het jaar de circulatie verstoren waardoor El Niño (of het tegenovergestelde: La Niña) kan ontstaan.

Figuur 01a: De Zonale circulatie tijdens een normaal jaar.

Figuur 01a:
De Zonale circulatie tijdens een normaal jaar.

Figuur 01b: De Zonale circulatie tijdens een El Niño jaar.

Figuur 01b:
De Zonale circulatie tijdens een El Niño jaar.

 

 

 

 

 

 

 

Op deze pagina wordt een overzicht gegeven van de variaties in de atmosfeer en de oceaan ten gevolge van de verstoring van de Walker Circulatie, en worden de wisselwerkingen tussen oceaan en atmosfeer nader beschouwd.

VARIATIES IN DE TROPISCHE ATMOSFEER

Figuur 02: Correlatiecoëfficiënt van de jaargemiddelde luchtdruk op zeeniveau met de luchtdruk in Darwin, Australië.

Figuur 02:
Correlatiecoëfficiënt van de jaargemiddelde luchtdruk op zeeniveau met de luchtdruk in Darwin, Australië.

Figuur 03: De luchtdruk op zeeniveau in Tahiti en Darwin aangegeven in de standaard deviatie voor elk station.

Figuur 03:
De luchtdruk op zeeniveau in Tahiti en Darwin aangegeven in de standaard deviatie voor elk station.

 

 

 

 

 

 

 

 

De luchtdruk in de tropen vertoont een lange-termijn fluctuatie met een periode van ongeveer 3,8 jaar. Een ruimtelijke correlatie van deze fluctuatie geeft het beeld zoals in figuur 02. Hierin staat de correlatie met de waarnemingen van Darwin, Australië. Het blijkt dat er twee gebieden zijn die een sterke (anti)correlatie met de luchtdruk in Darwin vertonen: één boven het oostelijke deel van de Indische Oceaan en het westelijke deel van de Stille Oceaan en één boven het zuidoostelijke deel van de tropische Stille Oceaan. Fluctuaties in de centra van deze gebieden, hoewel ze duizenden kilometers uit elkaar liggen, zijn opmerkelijk coherent en uit fase. Dit blijkt uit figuur 03, waarin ook te zien is dat deze fluctuaties bijzonder onregelmatig zijn. Sir Gilbert Walker noemde dit de Zuidelijke Oscillatie.

FASEN IN DE ZUIDELIJKE OSCILLATIE

Walker toonde aan dat de Zuidelijke Oscillatie méér betekent dan alleen een (anti)correlatie in de luchtdruk: de variatie gaat gepaard met grootschalige veranderingen in de neerslagverdeling en het windveld boven de Indische en Stille Oceaan.

De fase van de Zuidelijke Oscillatie die bekent staat als El Niño wordt gekarakteriseerd door:

– Luchtdruk is minder laag in het W van de tropische Stille Oceaan;
– Luchtdruk is minder hoog in het ZO van de tropische Stille Oceaan;
– In het Centrale en Oostelijke deel van de Stille Oceaan: veel regen, hoge SST en zwakke passaatwinden.

De complementaire fase (La Niña) wordt gekarakteriseerd door:

– Luchtdruk is lager dan normaal in het W van de tropische Stille Oceaan;
– Luchtdruk is hoger dan normaal in het ZO van de tropische Stille Oceaan;
– In het Centrale en Oostelijke deel van de Stille Oceaan: weinig regen, lage SST en sterke passaatwinden.

De toestand van de atmosfeer (en het zeewater) van de Stille Oceaan is altijd in een van deze twee fasen: het zijn geen tijdelijke afwijkingen van een “normale” situatie, net zomin als een seizoen (lente, zomer, herfst of winter) op de gematigde breedten een afwijking is van een jaargemiddeld klimaat. Uit figuur 03 blijkt wel dat de amplitude van beide fasen sterk varieert. Er zijn relatief korte perioden waarin geen van beide fasen uitgesproken aanwezig lijkt te zijn. Dit is een gevolg van het feit dat de definitie van de Zuidelijke Oscillatie wat betreft de luchtdruk niet volledig eenduidig is met definities gebaseerd op andere parameters (SST, neerslag e.d.). De begrippen Zuidelijke Oscillatie, El Niño en La Niña zijn algemeen en kwalitatief, en zijn daarmee net zo bruikbaar als bijvoorbeeld het begrip “winter” op de gematigde breedten hoewel geen twee winters identiek zijn. De gemeenschappelijke kenmerken van verschillende El Niño episodes worden in verderop besproken.

DE WALKER CIRCULATIE

Figuur 04a: SST’s in januari (1984).

Figuur 04a:
SST’s in januari (1984).

Figuur 04b: SST’s in juli (1984).

Figuur 04b:
SST’s in juli (1984).

 

 

 

 

 

 

 

 

Bij de Walker Circulatie stijgt vochtige lucht boven de plaatsen waar de SST het hoogste is (kritieke grens: 27,5ºC) en daalt droge lucht boven plaatsen waar de SST het laagste is. Het warmste zeewater bevindt zich in het westelijke deel van de Stille Oceaan in een breedtegordel die juist ten noorden van de evenaar ligt en samenvalt met de ITCZ. Boven dit warmste water vindt convergentie van vochtige lucht plaats waardoor er convectieve activiteit plaatsvindt. Deze convergentiezones bewegen met het seizoen zodanig dat ze altijd boven het warmste zeewater liggen. Figuur 04 toont de SST in januari en juli. Hieruit blijkt dat in het oostelijke deel van de Stille Oceaan de SST een veel sterkere jaarlijkse gang vertoont dan het westelijk deel. Door de jaarlijkse gang in de SST vertoont ook de Walker Circulatie een jaarlijkse gang.

VARIABILITEIT VAN JAAR TOT JAAR

De belangrijkste circulatie in de tropen die een verandering van jaar tot jaar laat zien is de Zuidelijke Oscillatie. De ruimtelijke verdeling hangt af van de gekozen parameter: voor de luchtdruk vindt men twee kerngebieden (core regions) zoals bleek uit figuur 02. Neerslag heeft slechts één kerngebied nabij de evenaar tussen 160ºOL en 150ºWL. De SST heeft een kerngebied dat ook nabij de evenaar ligt, maar dan in het centrale en oostelijke deel van de Stille Oceaan. Een index voor de sterkte van de Zuidelijke Oscillatie is een parameter (luchtdruk, neerslag, SST) die in het kerngebied wordt bepaald en gemiddeld moet worden over één seizoen of langer. Zoals al bleek is de tijdschaal van de Zuidelijke Oscillatie ongeveer 3 jaar. Deze waarde kan echter van decennium (decade) (= periode van 10 jaar) tot decennium sterk veranderen en blijkt dan ruwweg tussen 2 en 10 jaar te kunnen variëren: El Niño episodes komen dus in sommige decennia vaker voor dan in andere decennia. De bewegingen van de convectieve zones boven de oceaan worden bepaald door de SST variaties van jaar tot jaar. Dat deze lange-termijn SST-variaties groot zijn blijkt uit figuur 05. Naast een duidelijke jaarlijkse gang is ook een langere-termijn variatie waarneembaar. Tijdens een El Niño episode breidt het warme zeewater zich oostwaarts uit terwijl tijdens een La Niña episode dit achterwege blijft.

Figuur 05: SST’s in de buurt van de evenaar tussen 140°OL en 80°WL.

Figuur 05:
SST’s in de buurt van de evenaar tussen 140°OL en 80°WL.

Figuur 06: SST-verdeling in december 1998 (La Niña episode), december 1993 (normaal) en december 1997 (El Niño episode).

Figuur 06:
SST-verdeling in december 1998 (La Niña), 1993 (normaal) en 1997 (El Niño).

 

Uit figuur 06 blijkt hoe groot het verschil in SST-verdeling tussen verschillende jaren kan zijn. Tijdens een El Niño episode is de oost-west SST-gradiënt klein en dientengevolge is de Walker Circulatie zwak, tijdens een La Niña episode is deze gradiënt groot en is de circulatie dus sterk. Door het verschil in de sterkte van de Walker Circulatie verandert ook de ligging van de convectieve bewolking (en dus de neerslag).

Via satellieten is de aanwezigheid van convectieve bewolking te meten door de afwijking (anomalie) van de sterkte van de uitgezonden langgolvige straling (OLR: outgoing long-wave radiation). Wolkentoppen hebben een lagere temperatuur dan het aardoppervlak wat inhoud dat de hoeveelheid uitgezonden langgolvige straling afneemt naarmate de hoeveelheid bewolking toeneemt. In 1975, tijdens een intensieve La Niña episode, was de equatoriale Stille Oceaan ten oosten van 180ºWL vrijwel wolkenvrij door de sterke subsidentie van de Walker Circulatie. Dit staat in sterk contrast met wat er gebeurde in 1982-1983, tijdens een El Niño episode, toen de convectieve zone vanuit het westen zeer ver de Stille Oceaan op bewoog.

GEVOLGEN VOOR DE NEERSLAG

Figuur 08: Regio's met meer en minder neerslag tijds een El Niño episode.

Figuur 08:
Regio’s met meer en minder neerslag tijds een El Niño episode.

 

Door de verplaatsing van de gebieden met convectieve bewolking verandert ook het patroon van de neerslagverdeling. Het seizoen waarin de regen valt verandert niet door de verandering van de Zuidelijke Oscillatie: dus niet de fase, maar wel de lengte en de intensiteit van de natte tijd verandert. De maanden waarin de regenval verandert tijdens een El Niño jaar en het daaropvolgende jaar zijn aangegeven in figuur 08. In het centrale en oostelijke deel van de Stille Oceaan is er meer regen, maar er heerst droogte in een gebied dat de Filippijnen, Hawaï en Oost Australië omvat. In Zuid-Amerika heerst er droogte in Bolivia en het noorden van Brazilië. De moessonregens in India en ZO-Afrika blijven goeddeels achterwege, terwijl Sri Lanka en equatoriaal Afrika meer neerslag ontvangen. Het beeld geschetst in figuur 08 is echter niet zo strikt als het lijkt omdat er meer factoren dan alleen de Zuidelijke Oscillatie van belang zijn voor de neerslagverdeling. Zo kan er in India tijdens een El Niño episode toch veel regen vallen. Het geschetste beeld is dus alleen statistisch aantoonbaar.

EEN GEMIDDELD BEELD VAN EEN EL NIÑO EPISODE

Vele El Niño episodes verlopen op eenzelfde manier, hierdoor is het mogelijk om een gemiddeld beeld te schetsen ondanks het gebrek aan voldoende goede gegevens (figuur 09). Voor La Niña episodes is het verloop nogal verschillend en kan een gemiddeld beeld niet goed gegeven worden.

Tegen het eind van het jaar voorafgaande aan een El Niño episode (-1) daalt de luchtdruk op zeeniveau in het centrale en ZO deel van de tropische Stille Oceaan. Ten westen van de datumgrens worden de oostelijke passaatwinden zwakker en de SST’s hoger dan normaal.

Figuur 09: SST-anomalieën (in ºC) tijdens een El Niño episode gemiddeld over alle episodes tussen 1950 en 1973: (a) maart - mei van jaar 0; (b) augustus - oktober van jaar 0; (c) december - februari van jaar 0 naar +1; en (d) mei - juli van jaar +1.

Figuur 09:
SST-anomalieën (in ºC) tijdens een El Niño episode gemiddeld over alle episodes tussen 1950 en 1973:
(a) maart – mei van jaar 0;
(b) augustus – oktober van jaar 0;
(c) december – februari van jaar 0 naar +1; en
(d) mei – juli van jaar +1.

Vervolgens is er, gedurende de eerste maanden van het volgende kalenderjaar (0), een versterking van de warme fase van de seizoensvariatie in het oostelijk deel van de Stille Oceaan, waardoor daar de SST’s en de neerslag hoog worden. Deze condities handhaven zich gedurende enkele maanden, waardoor de noordwaartse verplaatsing van de ITCZ wordt tegengewerkt. Ook is de normale westwaartse uitbreiding van de koele fase van het seizoensverloop afwezig. De persistentie van de hoge SST’s zorgt er daarom voor dat de SST-anomalie (dus relatief ten opzichte van de klimatologie) zich westwaarts uitbreidt, en wel met 0,5 tot 1 m s-1. De warme en vochtige condities overheersen in het oostelijke deel van de Stille Oceaan.

De convectieve zone boven het westelijk van de Stille Oceaan beweegt vanaf april (van jaar 0) naar het oosten waardoor in Indonesië de neerslag afneemt en de luchtdruk op zeeniveau stijgt. Verder naar het oosten (vanaf 165º OL tot aan de kust van Zuid-Amerika) is nu hevige neerslag en heersen anomale, noordelijke winden door de zuidwaartse verplaatsing van de ITCZ. In juli van jaar 0 bereiken de anomale condities in het oostelijke equatoriale deel van de Stille Oceaan hun hoogtepunt.

In het westelijke en centrale deel van de Stille Oceaan groeit de grootte van de anomale condities nog door tot het einde van jaar 0. Uit figuur 09 blijkt wel dat niet alleen neerslag maar ook SST-anomalieën langs de kust van Peru eerder een maximum bereiken dan in het centrale deel van de Stille Oceaan. De oostwaartse verplaatsing van de convergentiezone – die normaal boven het westelijke, equatoriale deel van de Stille Oceaan ligt – en de verplaatsing van de ITZC naar de evenaar ontstaan beide door het wegvallen van de passaatwinden, waardoor, rond september van jaar 0, de westenwinden tot 160ºOL kunnen doordringen. De grote anomalieën hebben zich maximaal uitgebreid tegen het einde van jaar 0 en in het begin van jaar +1: het volwassen stadium van een El Niño episode (figuur 09.c). Een aankondiging van het einde van de El Niño episode is het verschijnen van koud oppervlaktewater in het oosten van de equatoriale Stille Oceaan rond het midden van jaar +1. Deze lage SST’s breiden zich westwaarts uit en kunnen het begin vormen van een La Niña episode. Een complete El Niño periode duurt ongeveer 18 maanden.

KOPPELING TUSSEN WIND EN OCEAAN

In de tropen is de dikte van de grenslaag van de oceaan (OBL: ocean boundary layer) bijzonder gering (gemiddeld ongeveer 100 m). De warme en dus lichte wateren aan het zeeoppervlak worden niet of nauwelijks gemengd met het koudere water op enige diepte: er is een sterke verticale temperatuurgradiënt (de thermocline) aanwezig die de OBL van de diepe wateren scheidt. Variaties in de dikte van de OBL (en dus de diepte van de thermocline) worden alleen veroorzaakt door de heersende winden boven het zeeoppervlak. De thermocline is diep in het westelijk deel, en ondiep in het oostelijk deel van zowel de Atlantische als de Stille Oceaan, omdat de oostelijke passaatwinden de warme oppervlakte-wateren naar het westen bewegen waardoor het koude water uit de diepte relatief dicht bij het oppervlak komt te liggen (zie figuur 10). De drukgradiënt ten gevolge van de helling van de thermocline compenseert de wrijving op het water (windstress), welke het zeeoppervlak van oost naar west doet oplopen. Als de wind(stress) zwakker wordt stijgt de thermocline in het westen van de oceaan terwijl die in het oosten daalt. Warm water uit het westen verdringt vervolgens het koude oppervlaktewater in het oosten waardoor de SST stijgt. Als de wind(stress) sterker wordt dan gebeurt het tegenovergestelde.

Figuur 10: De thermische structuur van de equatoriale Stille Oceaan bij verschillende waarden van de oppervlakte-winden.

Figuur 10:
De thermische structuur van de equatoriale Stille Oceaan bij verschillende waarden van de oppervlakte-winden.