Definición de agua profunda e implicaciones

Implicaciones de la Circulación del agua profunda del Océano en el Clima
Definición de agua profunda e implicaciones Transporte de calor y almacén de CO2 Teoría de la circulación profunda Corriente del Golfo Corriente Superficial del Atlántico Norte Corriente del Labrador Master en Ciencias del Clima

1. Definición de agua profunda e implicaciones
Agua profunda es una masa de agua fría oceánica (menos de 4ºC) que se extiende desde 1 kilómetro hasta 4 o 5 km de profundidad. Se origina cuando el agua fría y densa se hunde desde la superficie hacía grandes profundidades a altas latitudes. Después se desplaza desde esas regiones llenando la base del océano. Esta mezcla profunda normalmente produce el empuje de agua hacía arriba a lo largo de amplias regiones del océano. Esta mezcla hacia arriba produce la circulación profunda (abyssal circulation). El agua más densa de la superficie del océano, agua lo suficientemente densa como para hundirse al fondo, se produce cuando el aire gélido sopla sobre el océano durante el invierno y ocurre sólo a altas latitudes como el Atlántico entre Noruega y Groenlandia y cerca de la Antártida. El viento enfría y evapora agua y, si es lo suficientemente, frío forma mares de hielo incrementando la salinidad del agua. Master en Ciencias del Clima

Abyssal circulation = thermohaline circulation = meridional overtuning circulation = global conveyor. Meridional overtuning circulation (mejor definición) es el promedio zonal del flujo representado como una función de la profundidad y de la latitud. Se define la circulación profunda como la circulación de una masa de agua que transporta energía (calor) y materia (sal, oxígeno, CO2 …) desde altas latitudes en invierno a bajas latitudes a través de todo el mundo. Es una circulación oceánica global de larga escala producida por los gradientes de densidad creados por el calentamiento de la superficie y los flujos de agua dulce. Las corrientes superficiales producidas por el viento se desplazan desde el ecuador a hacia los polos enfríandose a medida que se deplazan llegando a hundirse a altas latitudes (el agua prfunda del Atlántico Norte). Esta agua profunda se desplazará por las profundidades del océano y aunque la mayor parte de ella aflorará en los mares del Sur el agua profunda más antigua aflorará en el Pacífico Norte habiendo permanecido alejada de la atmófera durante más de 1000 años. Master en Ciencias del Clima

La circulación es debida a convección, es decir que se produce por diferencias de densidad, con las masas más densas tendiendo a hundirse y las menos densas a ascender. En el caso de las masas oceánicas las diferencias de densidad dependen de dos factores, la temperatura y la salinidad. La densidad decrece cuando aumenta la temperatura y crece con la salinidad. Las masas que se hunden en el Atlántico y en la banda oceánica meridional lo hacen por el efecto de vientos que, al provocar la evaporación del agua, reducen su temperatura a la vez que provocan la concentración de las sales. La formación de placas de hielo separa agua pura, dejando una salmuera que o rellena las grietas o se mezcla con el agua oceánica, amplificando el efecto. Las masas enfriadas, más densas, se trasladan por gravedad hacia los fondos polares. En el Atlántico Norte la densificación debida a la evaporación da origen a una masa de agua fría y densa que circula a lo largo del Atlántico en un camino de retorno al Pacífico, teniendo vedada por la actual distribución de los continentes la vía directa por el noroeste (circulación profunda). Master en Ciencias del Clima

¿Por qué es importante? El contraste entre la agua profunda fría y la cálida agua superficial determina la estratificación del océano, lo que influye de manera determinante en la dinámica del océano. Aunque las corrientes del agua profunda son débiles, el transporte de la circulación profunda es comparable al transporte superficial debido a que el volumen de agua profunda es mucho mayor que el superficial. Los flujos de calor y otras variables debido al circulación profunda influyen en el almacenamiento de calor de la tierra y en el clima. Estos flujos varían desde décadas a centenarios y a milenios y esta variabilidad modula el clima durante esos intervalos de tiempo. La capacidad del agua fría para almacenar CO2 y absorber calor de la atmósfera así como su para modular el calor transportado de los trópicos a altas latitudes son dos aspectos de la circulación profunda determinantes para comprender el clima de la Tierra y su posible respuesta a un incremento de CO2 en la atmósfera. Master en Ciencias del Clima

2. Transporte de calor y almacén de CO2
Océano como almacén de CO2 El océano es el almacén más importante de CO2 del que se puede disponer rápidamente. El océano contiene casi 20 veces más dióxido de carbono que la tierra y 50 veces más que el aire. Se disuelve más CO2 en agua fría que en agua templada. (i.e. el CO2 de una lata de Coca Cola caliente y agitada sale más rápidamente que él de una fría). Esto implica que el agua profunda y fría del océano es el mayor almacén de CO2 en el océano. Muy rápidamente el 48% del CO2 lanzado a la atmósfera se disuelve en el océano (Sabine et al 2004) y la mayoría de él acaba en el fondo del océano. El Cambio Climático y las predicciones futuras dependen fuertemente de la cantidad de CO2 almacenado en el océano y durante cuánto tiempo. El CO2 almacenado y posteriormente lanzado a la atmósfera hará que cambie la concentración de CO2 en la atmósfera modulando el equilibrio de la radiación de onda larga de la Tierra. Master en Ciencias del Clima

Transporte de Calor Oceánico El océano transporta la mitad del calor necesario para mantener la temperatura de la tierra desde los trópicos hacía el lejano Atlántico Norte. Corrientes superficiales como la Corriente del Golfo o la corriente de deriva que se desplaza por el Atlántico Norte pierden calor y agua a medida que alcanzan latitudes mayores volviéndose lo suficientemente salada, fría y por lo tanto densa como para hundirse hasta el fondo en los mares de Noruega y Groenlandia. Ahora la mayor parte de esa agua se desplaza hacía el sur como una corriente fría y profunda. Parte del agua permanece en la superficie y regresa hacia el sur como una corriente superficial fría como la Corriente del Labrador o la Corriente de Portugal o Corriente de Canarias. En la siguiente figura obtenida del libro Introduction to Physical Ocenaography by R. H. Stewart se muestra un esquema de las circulaciones que se acaban de describir. Master en Ciencias del Clima

Transporte de Calor Oceánico
2. Transporte de calor y almacén de CO2 Transporte de Calor Oceánico Corrientes superficiales (línea discontinua fina) y corrientes profundas (línea discontinua gruesa) en el Atlántico Norte. Imagen de Woods Hole Oceanographic Institution obtenida del libro Introduction to Physical Ocenaography by R. H. Stewart. Master en Ciencias del Clima

Transporte de Calor Oceánico La mayor parte del agua que se hunde en el Atlántico Norte es reemplazada por agua que procede del Atlántico Sur y que se mueve hacía el norte dentro de la Corriente del Golfo trasladando calor desde el Atlántico Sur. Esto implica que en la formación de la corriente profunda del Atlántico Norte durante el invierno se inyecta mucho calor en el hemisferio Norte. El transporte de calor es hacía el norte incluso en el hemisferio Sur. La mayor parte del calor absorbido en los trópicos en el Atlántico es enviado hacía el hemisferio Norte haciendo que Europa sea cálida y manteniendo alejado el hielo del Atlántico Norte. Transporte de calor hacía el Norte en 1988 para cada océano. Gráfica obtenida del libro Introduction to Physical Ocenaography by R. H. Stewart. Master en Ciencias del Clima

Transporte de Calor Oceánico La existencia de la corriente profunda está fuertemente condicionada por la salinidad superficial y los vientos en el Atlántico Norte. La temperatura también es importante pero a esas latitudes el agua de todas las cuencas oceánicas es lo suficientemente fría como para producir hielo. Todo el océano tiene agua a -2ºC en superficie sin embargo, sólo la más salina (y por tanto la más densa) se hunde. Las aguas más salinas se encuentran en el Atlántico y bajo el hielo en las plataformas continentales de la Antártida. Si se produjese un pequeño cambio en la salinidad se podría parar la circulación profunda, Rahmstorf (1995) analizó que una variación de 0.1 Sv en el flujo de agua dulce en el Atlántico Norte podría parar la circulación profunda de 14 Sv. Si la circulación profunda se para durante periodos de baja salinidad se podrían perder 1petawatio de calor (1015 watios). Weaver and Hillaire- Marcel (2004) destacaron que un paro en la circulación profunda es muy poco probable pero que si ocurriese supondría una Europa más fría aunque no una nueva edad de hielo debido a las altas concentraciones de CO2 existentes ahora en la atmósfera. (1Sv=106 m3s-1= km³/s) Master en Ciencias del Clima

Transporte de Calor Oceánico La circulación profunda también es muy sensible a pequeños cambios en la mezcla de agua en el océano profundo. Munk and Wunsch (1998) calcularon que eran necesarios 2.1 TW (terawatios = 1012 watios) para producir la corriente profunda y que esta pequeña fuente de mezcla mecánica genera un flujo de calor hacia el polo de 2000 TW. Parte de esta energía viene de: (1) el viento que produce mezcla turbulenta a través del océano (2) la disipación de las corrientes de marea la cual depende de la distribución de los continentes (3) el flujo de circulación profunda. Trabajo Explicar las condiciones atmosféricas y oceánicas que produjeron la conocida como Edad del Hielo. Master en Ciencias del Clima

3. Teoría de la Circulación Profunda
La teoría de la circulación profunda se escribió en una serie de artículos desde 1958 hasta 1960 (Stommel 1958; Stommel, Arons and Faller, 1958 y Stommel and Arons 1960). Su teoría se basaba en tres ideas principales: El agua fría y profunda se obtiene por convección profunda a una pocas latitudes altas en el Atlántico, principalmente en los mares de Irminger y Groenlandia en el Norte y en el mar de Weddell en el Sur. La mezcla uniforme en el océano trae de vuelta a la superficie al agua fría y profunda. La circulación profunda en el interior del océano es estrictamente geostrófica. Es importante resaltar que la circulación profunda es conducida por la mezcla y no por el hundimiento de agua fría a altas latitudes. Posteriormente, Munk and Wunsch (1998) destacaron que la convección profunda por sí misma produce una piscina de agua fría estancada. De esta manera la circulación profunda queda confinada en las capas superficiales. Es necesario que se produzca mezcla o afloramiento para empujar el agua fría hacia arriba a través de la termoclina y conducir la circulación profunda. Los vientos y las mareas son la fuente principal de energía que produce la mezcla. Master en Ciencias del Clima

Convección y hundimiento no son la misma cosa ni se producen en el mismo lugar. La convección se produce en regiones pequeñas de unos pocos kilómetros y en una orilla. El hundimiento producido por el empuje de Ekman y las corrientes geostróficas puede ocurrir sobre vastas regiones oceánicas. Aspectos más básicos del flujo: Ecuación de Sverdrup aplicada a una corriente del fondo de anchura H en un océano de profundidad constante donde f= 2sen, =(2cos)/R,  es la velocidad de rotación de la tierra y  la latitud. Integrando desde el fondo del océano a la parte de arriba de la circulación profunda: V = R tan  W0 Donde V es la integral vertical de la velocidad hacía el norte y W0 la velocidad en la base de la termoclina. Master en Ciencias del Clima

W0 debe ser + (hacía arriba) para compensar la mezcla de calor hacía abajo. Esto implica que V debe tener dirección hacía los polos. La componente U del flujo se calcula a partir de V y de w usando la ecuación de continuidad. Esquema de Stommel de la circulación profunda en el océano. Imagen obtenida de Introduction to Physical Oceanography de R. H. Stewart. Para conectar las líneas de flujo en el oeste, Stommel añadió una corriente profunda de frontera oeste cuya intensidad depende del volumen de agua S producido en las regiones fuente. Stommel y Arons (1960) consideraron el flujo en un océano simplificado con fronteras en el ecuador y en dos meridianos. Consideraron la fuente S1 cerca del polo para aproximar el flujo en el Atlántico Norte. Master en Ciencias del Clima

Si el volumen de agua hundiéndose en la fuente es igual al volumen de agua aflorada en el fondo y si la velocidad del agua aflorada es constante en todo lugar, entonces el transporte en la corriente profunda de frontera oeste Tw es: Tw=-2S1sen Tw en los polos es dos veces el volumen de la fuente y disminuye a cero en el ecuador. El flujo conducido por el agua aflorada añade una recirculación igual a la de la fuente. Si S1 excede el volumen de agua aflorada en el fondo, entonces la corriente profunda de frontera oeste lleva agua a través del ecuador. Tal y como se puede ver en el esquema en el Atlántico Norte. Esquema de Stommel de la circulación profunda en el océano. Imagen obtenida de Introduction to Physical Oceanography de R. H. Stewart. Master en Ciencias del Clima

Si se calcula el transporte en la corriente profunda de frontera oeste en un fondo sin fuente. Entonces el transporte es: Tw=S(1-2sen) Donde S es el transporte a través del ecuador desde el otro hemisferio. Con este fondo se observa una corriente de recirculación de intensidad igual a la fuente que empieza en el polo y fluye hacia la fuente disminuyendo gradualmente a cero a  =30ºN. Además, una corriente hacia el norte de igual intensidad empieza en la fuente ecuatorial y también disminuye a cero a 30º de latitud Norte. Este comportamiento se observa en la corriente profunda de frontera oeste en el Pacífico Norte. Esquema de Stommel de la circulación profunda en el océano. Imagen obtenida de Introduction to Physical Oceanography de R. H. Stewart. Master en Ciencias del Clima

Comentarios: La convección reduce la energía potencial de la columna de agua y es propulsada por sí misma. La mezcla en un fluido estratificado aumenta la energía potencial y es producida por procesos externos (Marotzke and Scott, 1999). La circulación profunda es muy sensible al valor de difusión vertical turbulenta en la termoclina (Gargett and Holloway, 1992). El transporte de masa no está limitado a la velocidad de convección profunda y es muy sensible al valor de difusión vertical turbulenta especialmente cerca de las fronteras. El agua fría se mezcla sobre los montes marinos y en las cordilleras del océano medio a lo largo de corrientes fuertes como la Corriente del Golfo o la Corriente Circumpolar Antártica. Debido a que la mezcla es fuerte en las cordilleras del océano medio y pequeña en áreas próximas, el flujo es zonal en la base del océano y hacia el polo a lo largo de las cordilleras generando un mapa de circulación más complejo que el esquema de Stommel donde consideraba un fondo plano (Hogg et al., 2001). Master en Ciencias del Clima

Comentarios: Corriente Geostrófica: corrientes horizontales que se producen en el interior del océano lejos de las capas de Ekman del fondo y superficie, lejos de las costas en distancias horizontales de unas pocas de decenas de km y en escalas temporales de unos pocos días debido al efecto combinado de los gradientes de presión horizontal y la fuerza de Coriolis. Ecuación de Sverdrup: la circulación del agua oceánica hasta aproximadamente 1 km de profundidad. Está directamente relacionada con el forzamiento del viento. Esta ecuación considera el movimiento de esa capa de agua considerando: (1) flujo estacionario, (2) viscosidad molecular y fricción lateral pequeñas, (3) términos no- lineales pequeños, (4) la turbulencia cerca de la superficie descrita como viscosidad vertical turbulenta y (5) la circulación producida por el viento se desvanece a cierta profundidad. Master en Ciencias del Clima

5. Corriente del Golfo Es una corriente oceánica superficial que desplaza una gran masa de agua cálida procedente del Golfo de México y que se dirige al Atlántico Norte. Alcanza una profundidad de unos 100 m y una anchura de más de 1000 km en gran parte de su larga trayectoria. Master en Ciencias del Clima

5. Corriente del Golfo Esta corriente supone el transporte de una enorme cantidad de energía. Se desplaza a 1.8 m/s aproximadamente y su caudal es enorme, unos 80 millones de m³/s. La circulación de esta corriente asegura a Europa un clima cálido para la latitud en que se encuentra e impide la excesiva aridez en las zonas atravesadas por los trópicos en las costas orientales de América (por ejemplo: México y las Antillas). Master en Ciencias del Clima

5. Corriente del Golfo Está provocada por la acción combinada de los vientos globales, especialmente, de los vientos del oeste, vientos constantes o planetarios en la zona templada del Hemisferio Norte, de la alta concentración salina de sus aguas y de la baja temperatura de la misma cuando llega a latitudes próximas al polo (lo cual se denomina circulación termohalina) y del movimiento de rotación del planeta. Master en Ciencias del Clima

5. Corriente del Golfo Influencia en el clima
La Corriente del Golfo transporta agua cálida que a medida que se aproxima hacia latitudes más altas (hacia el norte) se encontrará con un aire más frío. Estas diferencias de temperatura entre el mar y la capa inferior de la atmósfera será una de las causas principales de las altas o bajas presiones que determinan el clima. Como ejemplo, cuando en los mares polares del norte se produce un verano relativamente más cálido que lo normal, se desprenden gran cantidad de icebergs y growlers que serán transportados hacia el sur, esto provocará un descenso general de la temperatura del Atlántico Norte, lo cual llevará a que las aguas cálidas de la Corriente del Golfo circulen desplazadas más al sur, por tanto las bajas presiones se desplazarán también más al sur y la Europa más cercana al Atlántico pasará un invierno más frío. Master en Ciencias del Clima

5. Corriente del Atlántico Norte
Es una potente corriente marina continuación de la corriente del Golfo hacia el noreste. Al oeste de Irlanda se divide en dos ramas, una de ella (la corriente de las Canarias) va hacia el sur mientras que la otra continúa hacia el norte paralelamente a la costa Atlántica de Europa occidental influyendo notablemente en su temperatura y clima. Otras ramas incluyen la corriente de Irminger y la corriente Noruega. La corriente del Atlántico Norte es arrastrada por la Circulación Termohalina y muchas veces está considerada como parte de la corriente del Golfo que llevada por el viento alcanza regiones mucho más meridionales al este de la costa norteamericana. Llega hasta el Océano Ártico después de atravesar el Atlántico de oeste a este. El cambio climático y en especial el calentamiento global pueden tener efectos importantes en esta corriente, ya que se cree que para un futuro ésta choque con la corriente del ártico y provoque un cambio brusco en las temperaturas de países europeos y de Norte América. Master en Ciencias del Clima

La corriente de las Canarias. Se diferencia del resto, principalmente, por ser una corriente superficial de agua fría, y una de las responsables de suavizar el clima que en primera instancia correspondería a Canarias según la latitud que ocupa. Con un frente marítimo de aproximadamente 500 km, mantiene en su trayectoria una dirección NE-SO. Su velocidad de desplazamiento es relativamente lenta (25 cm/s), pero al introducirse en el archipiélago, éste ejerce un efecto barrera que produce un incremento de su velocidad hasta superar los 60 cm/s en las aguas interinsulares de Canarias. La corriente de las Canarias constituye la rama sur de la Corriente del Atlántico Norte y fluye hacia el sur-oeste sobre Senegal, desde allí torna al oeste. El enfriamiento de la temperatura es causada por el afloramiento de agua rica en nutrientes surgida desde debajo de la superficie por la corriente. El mayor afloramiento se produce entre 23 y 25 grados de latitud norte. El Archipiélago canario bloquea parcialmente la corriente de las Canarias. La corriente de Canarias es responsable de la deriva general hacia el sur de la circulación de los océanos y ha dado lugar a un aumento de la pesca costera en el oeste de Marruecos. Master en Ciencias del Clima

En el Atlántico Norte , la Corriente del Golfo vendría a compensar el circuito en sentido inverso que conforman la Corriente de las Canarias, de aguas frías, las cuales emergen de ciertas profundidades oceánicas tanto por estar junto a la costa africana debido a la acción de los vientos alisios (del Este), que empujan las aguas superficiales hacia el oeste y suroeste, como por la misma acción del talud continental africano sobre las aguas abisales del Océano Atlántico. Y en segundo lugar, la Corriente Ecuatorial del Norte, que viene a ser la continuación superficial de esta corriente de aguas frías que surgen desde grandes profundidades debido también al empuje del talud continental. Esta corriente ecuatorial va calentándose a medida que avanza en este trayecto de miles de km hasta las costas sudamericanas. Desde comienzos de la Edad Moderna se supo comprender la enorme ventaja de este circuito de navegación en el Atlántico Norte: de Europa a América, por la ruta meridional, y en sentido inverso, por la ruta norte. Con ello se aprovechan, no sólo las corrientes nombradas, sino la dirección de los vientos planetarios. Master en Ciencias del Clima

6. Corriente del Labrador
Es una corriente oceánica superficial de agua fría en el norte del Océano Atlántico que fluye por el sur del Océano Ártico a lo largo de la costa de Labrador y pasa alrededor de Terranova, continuando al sur a lo largo de la costa este de Nueva Escocia. Es una continuación del la corriente del oeste de Groenlandia y de la corriente de la isla de Baffin. Se inicia por la corriente del este de Groenlandia que termina en el sur de Groenlandia. La corriente se extiende desde el sureste de Groenlandia hasta el norte y continua por la costa este de Canadá desde el norte hasta el sur, encontrándose con la corriente de Florida. Master en Ciencias del Clima

La corriente del Labrador es también la componente hacia el sur de giro subpolar del Atlántico Norte que transporta agua fría dentro de la región del la Corriente del Golfo. Esta corriente es un 30% más fuerte que la circulación gesotrófica lo que indica la existencia de un flujo barotrópico. Greenberg and Petrie (1988) calcularon un transporte total para la corriente de Labrador de 7.6 Sv. Sabiendo que la corriente geostrófica tiene un transporte de entorno a 4.1 Sv y que el flujo barotrópico es un 30%´más fuerte eso produciría un transporte de 5.3 Sv. La diferencia entre 5.3 Sv y 7.6 Sv se debe a corrientes de agua profunda que acompañan a la corriente del Labrador. Master en Ciencias del Clima

La velocidad de esta corriente está entre ms-1 a lo largo de la plataforma. Su anchura es de aproximadamente 100 km y su profundidad de 150 m (Reynaud et al., 1995). Esta anchura se reduce a su paso per el Flemish Cap a 50 km y su velocidad aumenta entre ms-1. Actualmente se cree que hay cierta estacionalidad en la Corriente de Labrador siendo máxima en mayo y disminuyendo hasta incluso desaparecer a finales del verano observándose una disminución del transporte de 5.5 Sv a 3.5 Sv de abril a julio (Bullard et al., 1961). Master en Ciencias del Clima

Bibliografía [1] Bullard, R., R. Dinsmore, A. Franceschetti, P. Morril, and F. Soule, 1961: Report of the International Ice Patrol Service in the North Atlantic Ocean Season of 1960, Int. Ice Patrol Serv. Washigton, D.C., Bull. 46, 114 pp. [2] Gargett A.E., and G. Holloway Sensitivity of the gfdl ocean model to different diffusivities of heat and salt. Journal of Physical Oceanography 22 (10): 1158–1177. [3] Greenberg, D.A., and B.D. Petrie, 1988: The mean barotropic circulation on the Newfoundland Shelf and Slope, Journal of Geophysical Research, 93, [4] Hogg N., J. McWilliams, P. Niiler and J. Price Objective 8—To determine the important processes and balances for the dynamics of the general circulation. In: U.S. WOCE Report. College Station, Texas, U.S. woce Office: 50–59. [5] Marotzke J., and J.R. Scott Convective mixing and the thermohaline circulation. Journal of Physical Oceanography 29 (11): 2962–2970. [6] Munk W. and C. Wunsch Abyssal recipes II. Deep-Sea Research 45: 1976–2009. [7] Rahmstorf S Bifurcations of the Atlantic thermohaline circulation in response to changes in the hydrological cycle. Nature 378: 145–149. [8] Reynaud, T.H., A.J. Weaver, and R.J. Greatbatch, 1995: Summer mean circulation of the Northwestern Atlantic Ocean, Journal of Geophysical Research, 100, [9] Sabine C.L., R.A. Feely, N. Gruber, R.M. Key, K. Lee, J.L. Bullister, R. Wanninkhof, C.S. Wong, D.W.R. Wallace, B. Tilbrook, F.J. Millero, T.-H. Peng, A. Kozyr, T. Ono and A.F. Rios The Oceanic Sink for Anthropogenic CO2. Science 305 (5682):367–371. . Master en Ciencias del Clima

Bibliografía [10] Smith, E.H., F.M. Soule, and O. Mosby, 1937: The Marion and General Green expeditions to Davis Strait and the Labrador Sea, Bull. U.S. Coast Guard, 19, 259 pp. [11] Stommel H The abyssal circulation. Deep-Sea Research 5 (1): 80–82. [12] Stommel H., A.B. Arons, and A.J. Faller Some examples of stationary flow patterns in bounded basins. Tellus 10 (2): 179–187. [13] Stommel H., and A.B. Arons On the abyssal circulation of the world ocean—II. An idealized model of the circulation pattern and amplitude in oceanic basins. Deep-Sea Research 6: 217–233. [14] Weaver A.J. and C. Hillaire-Marcel Global Warming and the Next Ice Age. Science 304 (5669): 400–402. webpages Joanna Gyory, Arthur J. Mariano, Edward H. Ryan. "The Labrador Current." Ocean Surface Currents. Master en Ciencias del Clima

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