Havklima

Den første omfattende beskrivelse av de fysiske forhold i Norskehavet og Barentshavet ble gitt av Helland-Hansen og Nansen [112]. De fant at en 2-års tidsforsinkelse fra Sognesjøen til Barentshavet som kan brukes til å varsle de fysiske forhold.

Videre fant de en tett kobling mellom de fysiske - og biologiske forhold, og at temperaturvarias-joner i havet er ”hovedårsaken til de store og hittil uforklarte variasjoner i fiskeriene”. Sammenhenger mellom klimavariasjoner og marine organismer på høye bredder at dokumentert [113].

Norskehavet består av to dype basseng, Norske-bassenget og LofotenNorske-bassenget, og er adskilt fra Grønlandshavet i nord av Mohnryggen og fra det grunnere Islandhavet i vest (figur 3.5.1). Det øvre lag i Norskehavet består av varmt og salt Atlantisk vann som modifiseres mens det strømmer nordover fra Atlanterhavet til Arktis. Observasjoner indikerer at Atlanterhavstrømmen deler seg i to greiner før den kommer inn i Norskehavet [114]. En grein kommer inn mellom Færøyene og Island. Den fortsetter gjennom Norskehavet som en frontstrøm - den Arktiske Front. Den andre greinen følger langs eggakanten og kalles gjerne ”Kantstrømmen” (The Norwegian Atlantic Slope Current) i litteraturen.

Figur 3.5.1 Skjematisk kart som viser havstrømmene i Norskehavet. Posisjon til målinger som er brukt i til å beskrive havklima er vist; Svinøysnittet, Fugløya-Bjørnøyasnittet (BSO), Sørkappsnittet, og Kolasnittet, og faste hydrografiske stasjoner langs norskekysten (røde kulepunkter).

Det antas at Kantstrømmen utgjør den mest direkte kontakten mellom Atlanterhavet, Barentshavet og Arktis. Variasjon i egenskaper og mengder av atlantisk vann har en avgjørende betydning for oseanografiske forhold i Barentshavet [115], og både i Norskehavet og Barentshavet påvirker stor-skala atmosfæreforhold strømmer og klima i havet.

Siden 1960-tallet har endrede atmosfæriske forhold ført til store endringer vannmassene;

eksempler på dette er den økte innflytelse av arktisk intermediært vann fra Grønlandshavet og Islandshavet [116]. I Norskehavet er utbredelse av Atlantisk vann (dvs. beliggenhet av den Arktiske Front) knyttet til styrke av sørvestlige vinder, f. eks.

uttrykt ved NAO-indeksen (se kapittel 2.2.2). Det er registrert samsvar mellom høy NAO indeks og liten vestlige utbredelse av atlantisk vann, og vise versa [116]. I Barentshavet er positiv NAO-indeks sammenfallende med relativt høy temperatur [117]

og stor innstrømning av atlantisk vann [118].

I det sørlige Norskehavet gir Svinøysnittet et tverrsnitt gjennom Atlanterhavstrømmen fra 62^oN mot nordvest (figur 3.5.2). Atlanterhavsvannet i det sørlige Norskehavet defineres ved saltholdighet >

35 promille, som her korresponderer til tempera- turer på 5 ^oC eller mer. Typisk utbredelse av det Atlantiske vannet er 250 km horisontalt og vertikalt ca. 500 m ved eggakanten i øst og gradvis grunnere mot den Arktiske fronten i vest, hvor isolinjene for temperatur og salt blir brattere. Over sokkelen langs Norskekysten finner vi kyststrømmen som karak- teriseres ved lavere saltholdighet. Strømmålinger fra

”Kantstrømmen” viser en kjerne med hastighet ca.

30 cm/s over 500 m dybdekoten, avtagende hastig- heter mot vest og små hastigheter over 1000 m dybdekoten.

Ved innstrømningen til Barentshavet er Atlanter-havsvannet blitt ferskere og kaldere (figur 3.5.3).

Det er vanlig å definere atlantisk vann som varmere enn 3 ^oC. I øvre lag ser en signaturen av Den norske kystrømmen representert ved et relativt ferskt lag. Midlere strøm inn i Barentshavet er typisk 2-4 cm/s [118], bortsett fra i kyststrømmen hvor typiske hastigheter er 20-30 cm/s [119].

En av de lengste måleserier fra våre havområder er fra Kolasnittet som ligger sør i Barentshavet [120, 121, 122]. Midlet til dekadeskala finner vi at det var en kald periode fra starten av det 20 århundre fram til 1920, deretter varmere fra 1930 til 1960, rela-tivt kaldt fra på 1970 og til midten av 1980 tallet, og deretter en markant oppvarming fram til i dag (Figur 3.5.4).

Klimautviklingen i Atlanterhavet fra ekvator til 60 oN, representert ved den såkalte AMO-indeksen [123], har i grove trekk har kommer noen år forkant men har den samme klimautviklingen. Dette viser at på dekade tidsskala er klimavariasjoner i Norske-havet nært knyttet til klimavariasjoner i Atlantisk sektor, og at temperaturvariasjonen i Kolasnittet er en lokal manifestering av et storskala Atlantisk klimasignal. Fra 1930 tallet og framover kan det se ut som variasjon i NAO-indeksen kommer i forkant (leder med 5-10 år) i forhold til temperaturseriene i havet. I starten av seriene er det imidlertid ikke den samme sammenhengen. Årsaken til dette er ikke klar, men et moment er at observasjonsgrunnlaget er mindre i starten av seriene.

Egenskapene i det atlantiske vannet endres gjennom Norskehavet fra Svinøysnittet i sør og langs konti-nentalskråningen til Svalbard og inn i Barentshavet (figur 3.5.5). Både temperaturen og saltholdighet reduseres ved innblanding av ferskere vann fra kyst-strømmen, ved innblanding av kaldt og ferskt ark-tisk vann fra vest, ved nedbør og ved å avgi varme til atmosfæren. Rundt 45 % av år til år variasjon i det atlantiske laget kan forklares ved variasjon i hvor mye varme som avgis fra havet til atmosfæren lokalt [124]. I grove trekk viser observasjonene at det atlantiske vannet var relativt varmt/salt på 1950-tallet, kaldere og ferskere på 1970-tallet, hvor ”Great Salinity Anomaly” [125] ga et absolutt minimum i saltholdighet, og deretter en oppvarm-ing med maksimum omkroppvarm-ing 2004-2006 i Norske-havet. De siste 10 årene har vist en relativ nedgang i temperatur og saltholdighet, men verdiene ligger fortsatt over langtidsmiddelverdiene.

Figur 3.5.2 Temperatur, saltholdighet og

middel-strøm over ett år i Svinøysnittet. Figur 3.5.3 Temperatur, saltholdighet og middelstrøm over ett år i Fugløya-Bjørnøyasnittet.

Figur 3.5.4 Dekadisk variasjon i atmosfæren representert (NAO-indeksen), midlet temperatur i Atlanterhavet fra ekvator til 60 ^oN (AMO-indeksen) , og temperaturen i Kolasnittet mellom 0-200 m (Kola-T).

Figur 3.5.5 Temperatur og saltholdighet i kjernen av Det atlantiske vannet gjennom Norskehavet basert på repeterte snitt.

Et mer detaljert mål på klimautviklingen får vi ved å beregne variasjon i relativt varmeinnhold i det Atlantiske laget i Norskehavet (figur 3.5.6). Mest bemerkelsesverdig er oppvarming av hele Norske-havet fra midt på 1990-tallet fram til maksimum omkring 2005. Flere studier knyttet dette til en reduksjon av den subpolare hvirvelen (SPG) [127], og at dette har bidratt til en økt fraksjon av saltere og varmere øst-atlantisk vann [128]. Over perioden hvor vi har havnivådata fra satellittmålinger er

det mulig å beregne styrken på SPG (figur 3.5.7).

Variasjonen i SPG ser delvis knyttet til variasjon i varmetap til atmosfæren i Labradorhavet. Ved over-gang fra høy NAO-index (stort varmetap i

Labradorhavet) til lav NAO-index får vi en reduksjon i den subpolare hvirvelen (figur 3.5.7).

Dette betyr at storskala atmosfæriske forhold kan modifisere sirkulasjonen i Nord-Atlanteren og dermed egenskapene til det Atlantiske vannet som kommer inn i Norskehavet.

Figur 3.5.6 Variasjon i varmeinnhold (Jm^-2) i det Atlantiske laget i Norskehavet [126].

Figur 3.5.7 Tidsutviklingen for vinter NAO-indeksen og den subpolare hvirvel-indeksen.

Figur 3.5.8 Variasjon i saltholdighet i de øvre 0-30 m av langs Norskekysten fra Lista i sør til Ingøy i Barentshavet i nord (se kart 3.5.1 for posisjoner). Svart er månedsmiddel og rød er 2 års middel basert på repeterte hydrografiske stasjoner. Vertikal pil viser endring på 1 i saltholdighet.

Varmetransporten knyttet til den Den norske atlanterhavstrømmen varierer både med volumet av - og egenskapene til det atlantiske vannet. Basert på direkte strømmålinger i Svinøysnittet [114], er sesongvariasjon i varmetransporten stort sett styrt av variasjon i strømmen, men på lengre tidsskala har temperaturen til det atlantiske vannet en større betydning.

Klimaet i havet langs kysten er bestemt av tre faktorer; 1) variabilitet i det Atlantiske vannet som strømmer inn i Norskehavet, 2) ferskvannsav- renning fra Østersjøen og langs Norskekysten, og 3) lokale værforhold. Klimautviklingen her kan i stor grad beskrives ved bruk av observasjoner fra faste hydrografiske stasjoner som ble etablert i 1936 av Jens Eggvin ved Havforskningsinstituttet.

I Kyststrømmens overflatelag finner vi den årlige maksimumstemperaturen i midten av august, mens tidspunktet for minimumstemperaturen forsinkes

nordover kysten. Således finnes minimums- temperaturen ved Lista i midten av februar, mens ved Nordkapp nås den i siste halvdel av mars.

Sommervarmen fra Kyststrømmens overflatelag tar også tid for å forplante seg nedover i dypet. Først i desember nås maksimumstemperaturen ved 200 m dyp. Under vedvarende pålandsvind (fra vest og sørvest) på Norskekysten kan pulser av ferskere vannmasser i Kyststrømmen forplanter seg nordover til Barentshavet på ca. 3 måneder [129]. Når vi tar bort sesongsyklusen er det fortsatt raske endringer i saltholdighet midlet over øvre 0-30 m, størst i sør og avtagende nordover (figur 3.5.8). Disse endrin-gene er nært knytte til variasjon i vindkomponenten langs kysten, hvor vind som blåser med kysten til venstre (høyre) gir oppstrømning (nedstrømning).

Dypvannet på sokkelen 150-200m (figur 3.5.9) følger i stor grad variasjonen i det Atlantiske vannet (se figur 3.5.4).

Figur 3.5.9 Variasjon i temperatur (ºC) i laget 150-200 m langs Norskekysten fra Lista i sør til Ingøy i Barentshavet i nord (se kart 3.5.1 for posisjoner). Data er glattet med et toårsfilter.