在20世纪80年代之前，东太型厄尔尼诺的海温异常最先于春末夏初（4～6月）出现在南美赤道沿岸，同时信风、赤道海流和沿岸上升流减弱；在夏秋季节（7～11月），该异常海温向西扩展并逐渐增强，信风和海流也相应地进一步减弱，热带东太平洋温跃层变深且海平面上升，同时热带辐合带向赤道移动，海平面气压降低，降雨增加；至冬季时（12月～次年2月），异常海温达到最强且充满整个日界线以东的热带太平洋（见图），最大增温可达4.5℃，此时整个热带太平洋的海洋大气环流被显著改变，信风和海流被极大地削弱，赤道中太平洋甚至出现西风和向东的海流，热带东太平洋的热带辐合带此时位于赤道上，局地海平面气压最低，海面风最小，降雨最强，同时局地的温跃层达到一年中最深的位置；一般情况下，东太型厄尔尼诺在次年的春夏季节（4～6月）会迅速减弱消亡，与之伴生的热带海洋大气环流逐渐恢复至其气候平均状态，但往往伴随着一个拉尼娜的发展。总体来说，东太型厄尔尼诺的持续时间一般为8～12个月。80年代之后，东太型厄尔尼诺的发展与之前年代的发展轨迹大致相似，唯一不同的是春末夏初季节初始的海温异常不但出现在南美沿岸，还出现在日界线附近的赤道中太平洋上，并且显著地向东扩展并且增强。所以，80年代之前的东太型厄尔尼诺呈现向西发展的趋势，而80年代之后则呈现向东发展的趋势。按现今普遍认同的分类标准，历史上的1963/64、1969/70、1972/73、1976/77、1979/80、1982/83、1986/87和1997/98的厄尔尼诺事件归类为东太型厄尔尼诺。

历史上东太平洋厄尔尼诺事件中12月至次年2月平均的海温异常（填色，等值线间隔：0.2℃）和海面10米风异常（矢量，风速大小如右上角所示），图中绿色方框表征Niño3区（南纬5°～北纬5°，西经150°～西经90°）

东太型厄尔尼诺的发展是与局地温跃层的加深密切地联系在一起。东太型厄尔尼诺现象出现会导致局地海表温度升高，赤道东西太平洋温度梯度减小，信风减弱，不能再维持东浅西深的温跃层分布，赤道东太平洋的温跃层于是变深，原温跃层处的海水温度升高，并随上升流输送至海表面，增强海表温度的升高趋势，进一步减弱信风并使温跃层变得更深，次表层海水温度得以进一步升高，这个海面风-温跃层-SST之间的正反馈过程正是比耶克内斯（Bjerknes）提出的与温跃层的变深是息息相关的正反馈过程，因此被称为“温跃层反馈”。当然，其他的过程也会促进东太型厄尔尼诺的发展，例如高温暖水在信风的支撑下聚集在热带西太平洋，且由于海水的堆积而产生西高东低的海平面高度的配置，并产生向东的压强梯度力，信风减弱将导致暖池区的高温海水在压强梯度力的作用下向东扩展并加热赤道东太平洋较冷的海水，促进东太型厄尔尼诺的发展，这一过程与暖池边缘的纬向海流有关，因此被称为“纬向平流反馈”；其次，信风的减弱也会导致赤道东太平洋的上层海水的辐散减弱，上升流减弱，次表层的冷水上翻的效果也随之减弱，这也能促进海面温度的升高，这一过程被称为“艾克曼反馈”。温跃层反馈、纬向平流反馈和艾克曼反馈是促进东太型厄尔尼诺发展的主要动力，其中温跃层反馈的贡献最大且能作用于整个赤道东太平洋，纬向平流反馈的贡献次之且主要作用于赤道中太平洋暖池边缘处，艾克曼反馈的贡献最小且局限于靠近南美沿岸的海区。

值得一提的是，在东太型厄尔尼诺爆发前一年的冬季，信风往往会有增强的现象，有利于增强向赤道地区的斯韦尔德鲁普（Sverdrup）输运，导致海洋次表层有异常多的暖水的聚集，使温跃层变深，此即“充电”过程；而在东太型厄尔尼诺的发展年，由于信风减弱，也削弱了向赤道地区的斯韦尔德鲁普输运，相当于产生了向赤道外的异常斯韦尔德鲁普输运，导致次表层的异常暖水向赤道外地区转移，温跃层随之变浅，此即“放电”过程。由此可见，所谓的“ENSO充放电”理论是基于信风张弛导致的海洋温跃层以上的海水向赤道辐合及辐散的理论。