Los anillos de Irminger (IR) son remolinos oceánicos de mesoescala (15 a 50 kilómetros) que se forman frente a la costa oeste de Groenlandia y viajan hacia el suroeste a través del mar de Labrador . [1] La mayoría de las IR son anticiclónicas (en el sentido de las agujas del reloj en el hemisferio norte ). [2] Existe un interés considerable en la investigación de las IR, porque se ha planteado la hipótesis de que influyen en la convección profunda en el mar de Labrador y, por lo tanto, en la formación de aguas profundas. [3]
La Corriente de Irminger (IC) es una rama de la Deriva del Atlántico Norte (NAD) que fluye hacia el oeste desde Islandia . Debido a su origen atlántico , las aguas de IC son relativamente cálidas y salinas en comparación con el agua fría y dulce de la Corriente Oriental de Groenlandia (EGC) que se origina en el Mar de Groenlandia. Frente a la costa este de Groenlandia, el IC y el EGC se encuentran y se "combinan" después de rodear Cabo Farewell para formar el sistema de corrientes fuertemente estratificado conocido como Corriente de Groenlandia Occidental (WGC). La capa superior del WGC tiene 200 metros de profundidad y está compuesta de agua dulce EGC. La capa inferior, de 200 a 700 metros, está formada por agua salada de Irminger (IW). [6]
La topografía de la costa de Groenlandia se inclina rápidamente entre 60° y 62°N, [8] cerca del Cabo Desolación . Esta pronunciada pendiente puede inducir inestabilidades en el WGC, lo que lleva a la formación de anillos de Irminger. No está claro si estas inestabilidades son principalmente barotrópicas [9] o baroclínicas , [10] con resultados contradictorios entre los modelos. [3]
Las inestabilidades barotrópicas pueden ser creadas por una gran cizalladura horizontal en la corriente. El cambio repentino en la topografía hace que los contornos geostróficos del flujo converjan, lo que aumenta la extensión vertical y disminuye el ancho del WGC. [11] Las cizallas horizontales resultantes son suficientes para crear inestabilidad barotrópica. [3]
La inestabilidad baroclínica es inducida por el gran gradiente de densidad horizontal en el WGC cerca del fondo. [3] La desalineación de superficies de igual presión y densidad induce un gradiente de velocidad vertical. La energía de la inestabilidad baroclínica es proporcional a la energía potencial del flujo ambiental relacionada con la cizalladura vertical de la corriente.
Tanto la inestabilidad barotrópica como la baroclínica generan vorticidad que conduce a remolinos llamados anillos de Irminger. Asociado con la formación de IR hay un aumento de la energía cinética de Foucault (EKE). [3] Los IR no son el único tipo de remolino que se genera alrededor del Mar de Labrador. Los eventos convectivos en el interior del mar de Labrador crean gradientes de densidad pronunciados. La inestabilidad baroclínica asociada da lugar a remolinos convectivos (CE) [9] [3] (de 20 a 30 kilómetros de diámetro) que son más homogéneos verticalmente. Además, las débiles inestabilidades en WGC y LC a lo largo de la costa occidental de Groenlandia y Labrador generan remolinos de corrientes fronterizas (BCE). [11] [3]
Los anillos de Irminger son en su mayoría remolinos anticiclónicos con corrientes intensificadas en la superficie con una magnitud de entre 30 y 80 cm/s. [2] El número de Rossby de IR está entre 0,1 y 0,5. [12] [2] Dado que los IR se desprenden del WGC, su estructura vertical es similar a la del WGC. La capa superior de IR está formada por agua dulce procedente del EGC. Debajo de la capa superior se encuentra el IW relativamente cálido y salino. También se encuentra regularmente que los IR tienen núcleos secundarios a profundidades entre 1 y 1,5 km relacionados con una depresión isopicnal descendente mejorada . [2] Debido a la contribución del IW, los IR son menos densos y, por lo tanto, más flotantes que el agua típica a la misma profundidad. [6] Tanto la capa de agua dulce como la de IW tienen un gradiente de densidad vertical pronunciado, lo que da como resultado IR fuertemente estratificados. Se ha descubierto que la capa de agua dulce es la que más contribuye a la estratificación del anillo de Irminger. [6] Durante la vida útil de los IR, la estratificación disminuye a medida que la capa superior se vuelve más salada y la capa inferior se vuelve más fresca. Durante el invierno, la capa de agua dulce a menudo se erosiona, lo que también reduce drásticamente la estratificación. [6]
El principal modo de propagación de las IR es en dirección suroeste [13] [8] con una velocidad aproximada de 5 cm/s. [2] Los IR modelados siguen aproximadamente la isóbata de 3000 metros de profundidad . [6] Los IR tienen una vida útil típica de unos pocos meses. [6] Los modelos encuentran que los IR son propensos a descomponerse durante los inviernos con grandes eventos de convección, pero algunos sobreviven hasta 2 años. [6] [9] Es probable que los IR que desovaron en el sur vivan lo suficiente como para alcanzar la cuenca profunda del Mar de Labrador, mientras que los IR que desovaron más al norte tienen más probabilidades de ser perturbados por las corrientes fronterizas (BC). [6]
La producción de IR aumenta durante el invierno, debido al máximo de EKE asociado con velocidades más altas de WGC. [2] Se ha medido que durante el otoño el núcleo de los IR es más cálido (1,9 °C) y más salado (0,07 psu más salado) que en primavera. Se teoriza que esto es una respuesta al ciclo estacional de IW, que alcanza las velocidades actuales más altas en otoño. [14]
En escalas de tiempo interanuales, la oscilación ártica influye en la formación de RI. Si la Oscilación Ártica es su fase positiva, esto conduce a corrientes más fuertes en el WGC y otras corrientes límite. La mayor corriente WGC aumenta el EKE disponible para la generación de IR. [3]
El Mar de Labrador es uno de los pocos lugares del océano donde se produce una convección profunda . [15] Debido al flujo ciclónico a gran escala y al posicionamiento en latitudes altas, la estratificación en el Mar de Labrador suele ser débil. [15] Pueden ocurrir eventos de convección profunda durante el invierno, si el enfriamiento en la capa superior es lo suficientemente grande como para crear una mayor densidad en la capa superior que el agua debajo. Como consecuencia de esta estratificación inestable, se puede inducir una mezcla vertical a gran escala, [6] lo que crea una capa de mezcla profunda . La masa de agua homogénea que se forma durante la convección profunda se llama agua del mar de Labrador (LSW). LSW es una fuente de agua profunda del Atlántico norte , [6] que es esencial para la circulación de vuelco meridional del Atlántico . La convección profunda también permite la mezcla de oxígeno y dióxido de carbono en las profundidades del océano. [6] Las variaciones en la magnitud de la convección profunda son grandes, [16] y pueden alcanzar hasta 2000 metros de profundidad. [9] Después de un evento convectivo, el Mar de Labrador se restratifica gradualmente durante la primavera. El alcance de esta reestratificación influye en la variabilidad de futuros eventos convectivos. [8]
Debido a la larga vida útil de los anillos de Irminger, algunos alcanzan la zona convectiva en el interior del Mar de Labrador . [6] [8] Dado que los IR son altamente estratificados y flotantes, mejoran la estratificación del Mar de Labrador. [6] En consecuencia, los anillos de Irminger suprimen la convección profunda en el mar de Labrador, lo que disminuye la producción de agua del mar de Labrador. Específicamente, las IR limitan el área de convección profunda en el Norte. [3] Aunque los IR son más abundantes durante la fase positiva de la Oscilación Ártica, esto no conduce a una reducción de la convección profunda ya que la fase positiva de la Oscilación Ártica mejora simultáneamente la convección profunda. [3]
Además de suprimir la convección profunda, los IR mejoran la reestratificación después de eventos convectivos. [8] El alcance de la reestratificación inducida por la IR no está claro. Posiblemente, los IR contribuyen a la reestratificación sólo en raras ocasiones y no anualmente. [3] Los remolinos convectivos (CE) y los remolinos de corrientes límite (BCE) también mejoran la reestratificación en el mar de Labrador. Se discute la contribución relativa de los IR, CE y BCE a la reestratificación. Algunos estudios de modelización encuentran que los IR reabastecen más calor después de un evento convectivo que los CE y los BCE, [8] mientras que otros encuentran que los CE [3] o los BCE [9] son los principales contribuyentes. Esta variación puede explicarse en parte por las diferencias entre modelos en la posición del área convectiva en el Mar de Labrador. [3]
Cierta variabilidad interanual de las IR está relacionada con la intensidad de los eventos convectivos, ya que una convección profunda más intensa produce agua del mar de Labrador de mayor densidad. Esto, a su vez, provoca un mayor gradiente de densidad entre el mar y la boyante corriente de Groenlandia occidental, lo que se correlaciona positivamente con los flujos de remolinos. [17]
Aunque los anillos Irminger disminuyen la producción de LSW al suprimir la convección profunda, los IR también pueden producir LSW. Durante eventos de convección profunda, puede tener lugar una mezcla vertical dentro de IR de larga duración que han alcanzado el área convectiva. La extensión típica de la mezcla vertical convectiva IR es de entre 100 y 700 metros de profundidad, pero puede alcanzar hasta 1300 metros durante eventos convectivos grandes. [6] Esto es casi tan profundo como en el resto del área convectiva. [6] En un modelo oceánico, los anillos de Irminger que vivieron más de 2 años produjeron LSW durante esta mezcla. [6]