Los anillos de Irminger (IR) son remolinos oceánicos de mesoescala (15-50 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 los IR son anticiclónicos (en el sentido de las agujas del reloj en el hemisferio norte ). [2] Existe un interés considerable en la investigación de los 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 corriente del Atlántico Norte (NAD) que fluye hacia el oeste desde Islandia . Debido a sus orígenes atlánticos , las aguas de la IC son relativamente cálidas y salinas en comparación con el agua fría y dulce de la corriente de Groenlandia Oriental (EGC) que se origina en el mar de Groenlandia. Frente a la costa este de Groenlandia, la IC y la EGC se encuentran y se "combinan" después de rodear el cabo Farewell para formar el sistema de corriente fuertemente estratificado conocido como la corriente de Groenlandia Occidental (WGC). La capa superior de la WGC tiene 200 metros de profundidad y está compuesta por agua dulce de la EGC. La capa inferior, de 200 a 700 metros, está compuesta por agua salada de Irminger (IW). [6]
La topografía de la costa de Groenlandia se empina rápidamente entre 60° y 62°N, [8] cerca del Cabo Desolación . Esta pendiente pronunciada 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 cizalladuras 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 las inestabilidades barotrópicas como las baroclínicas generan vorticidad que conduce a remolinos llamados anillos de Irminger. Asociado con la formación de IR se encuentra un aumento en la energía cinética de los remolinos (EKE). [3] Los IR no son el único tipo de remolino generado 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 inestabilidades débiles en el WGC y LC a lo largo de la costa occidental de Groenlandia y Labrador generan remolinos de corrientes limítrofes (BCE). [11] [3]
Los anillos de Irminger son en su mayoría remolinos anticiclónicos con corrientes intensificadas en la superficie que varían de 30 a 80 cm/s en magnitud. [2] El número de Rossby de los anillos de Irminger está entre 0,1 y 0,5. [12] [2] Dado que los anillos de Irminger se desprenden del WGC, su estructura vertical es similar a la del WGC. La capa superior de los anillos de Irminger está compuesta de agua dulce, que se origina en el EGC. Debajo de la capa superior se encuentra el agua dulce inundada relativamente cálida y salina. También se ha descubierto que los anillos de Irminger tienen núcleos secundarios a profundidades de entre 1 y 1,5 km relacionados con una depresión isopicna descendente mejorada . [2] Debido a la contribución del agua inundada, los anillos de Irminger 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 agua inundada tienen un gradiente de densidad vertical pronunciado, lo que da como resultado anillos de Irminger fuertemente estratificados. Se ha descubierto que la capa de agua dulce es la que más contribuye a la estratificación de los anillos de Irminger. [6] A lo largo de la vida de los IR, la estratificación disminuye a medida que la capa superior se vuelve más salada y la capa inferior se vuelve más dulce. 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] Las IR modeladas siguen aproximadamente la isóbata de profundidad de 3000 metros . [6] Las IR tienen una vida útil típica de unos pocos meses. [6] Los modelos encuentran que las IR son propensas a decaer durante los inviernos con grandes eventos de convección, pero algunas sobreviven hasta 2 años. [6] [9] Las IR que desovan en el sur probablemente vivan lo suficiente para alcanzar la cuenca profunda del Mar de Labrador, mientras que las IR que desovan más al norte tienen más probabilidades de ser interrumpidas por las Corrientes Límite (BC). [6]
La producción de IR aumenta durante el invierno, debido al máximo de EKE asociado con velocidades más altas de WGC. [2] Durante el otoño, se ha medido que el núcleo de IR es más cálido (1,9 °C) y más salado (0,07 psu más salado) que en primavera. Se cree que esto es una respuesta al ciclo estacional de IW, que alcanza las velocidades de corriente más altas en otoño. [14]
En escalas de tiempo interanuales, la Oscilación Ártica influye en la formación de IR. Si la Oscilación Ártica es su fase positiva, esto conduce a corrientes más fuertes en el WGC y otras corrientes limítrofes. La corriente más grande del 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 convección profunda . [15] Debido al flujo ciclónico a gran escala y al posicionamiento en alta latitud, la estratificación en el mar de Labrador suele ser débil. [15] Los eventos de convección profunda pueden ocurrir 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 de abajo. Como consecuencia de esta estratificación inestable, se puede inducir una mezcla vertical a gran escala, [6] lo que crea una capa mixta 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 retorno meridional del Atlántico . La convección profunda también permite la mezcla de oxígeno y dióxido de carbono en el océano profundo. [6] Las variaciones en la magnitud de la convección profunda son grandes, [16] y pueden ser de hasta 2000 metros de profundidad. [9] Después de un evento convectivo, el mar de Labrador se reestratifica gradualmente durante la primavera. La magnitud de esta reestratificación influye en la variabilidad de los futuros eventos convectivos. [8]
Debido a la larga vida útil de los anillos de Irminger, algunos alcanzan el área convectiva en el interior del mar de Labrador . [6] [8] Dado que los IR están altamente estratificados y son boyantes, 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, los 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 convección profunda reducida ya que la fase positiva de la Oscilación Ártica mejora simultáneamente la convección profunda. [3]
Además de suprimir la convección profunda, las corrientes de reentrada mejoran la reestratificación después de eventos convectivos. [8] No está claro el alcance de la reestratificación inducida por las corrientes de reentrada. Es posible que las corrientes de reentrada contribuyan a la reestratificación solo en raras ocasiones y no anualmente. [3] Los remolinos convectivos (EC) y los remolinos de corrientes limítrofes (ECB) también mejoran la reestratificación en el mar de Labrador. La contribución relativa de las corrientes de reentrada, las EC y las ECB a la reestratificación es objeto de controversia. Algunos estudios de modelado concluyen que las corrientes de reentrada reabastecen más calor después de un evento convectivo que las EC y las ECB, [8] mientras que otros concluyen que las EC [3] o las ECB [9] son los principales contribuyentes. Esta variación se puede explicar en parte por las diferencias entre modelos en la posición del área convectiva en el mar de Labrador. [3]
Una parte de la variabilidad interanual de las corrientes de reflujo está relacionada con la intensidad de los fenómenos 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 corriente flotante de Groenlandia Occidental, que se correlaciona positivamente con los flujos de remolinos. [17]
Aunque los anillos de Irminger disminuyen la producción de LSW al suprimir la convección profunda, los IR también pueden producir LSW. Durante los eventos de convección profunda, la mezcla vertical puede tener lugar dentro de los IR de larga duración que han alcanzado el área convectiva. La extensión típica de la mezcla vertical convectiva IR es entre 100 y 700 metros de profundidad, pero puede llegar hasta los 1300 metros durante grandes eventos convectivos. [6] Esta es casi la misma profundidad que en el resto del área convectiva. [6] En un modelo oceánico, los anillos de Irminger que duraron más de 2 años produjeron LSW durante esta mezcla. [6]