Havet er i konstant bevegelse – fra de raske overflatestrømmene som former kystlinjer og påvirker været, til de langsomme, dype strømmene som frakter vann mellom verdenshavene over århundrer. Men hva er det egentlig som driver disse enorme vannmassene rundt kloden? Og hvordan kan havstrømmene være med på å bestemme klimaet der du bor?
Havstrømmer oppstår når krefter som vind, tetthetsforskjeller, Corioliskraft og trykkgradienter virker sammen. De deles ofte i overflatestrømmer og dyphavsstrømmer. Sammen danner de et sammenhengende globalt sirkulasjonssystem – ofte kalt jordens transportbånd. Vi skal se på hvordan havstrømmene transporterer varme, salt og næringsstoffer – og hvorfor endringer i disse systemene kan få store konsekvenser for både klima og økosystemer. Er du klar til å følge havets puls og forstå hvordan verdenshavene henger sammen?
16.1 Overflatestrømmer
Vindgenererte overflatestrømmer
Den øverste delen av havet, ned til noen hundre meter, drives primært av energien fra vinden som blåser over overflaten.
Rene vindstrømmer settes i gang av vindens drag på havoverflaten. Vinden vil i utgangspunktet dra vannet i overflaten i samme retning som vinden, men retningen vil endres grunnet jordrotasjonen. På samme måte som at jordrotasjonen påvirker vindretningen i atmosfæren, så vil jordrotasjonen dreie havstrømmene litt til høyre for vindretningen på nordlige halvkule (og til venstre på sørlige halvkule).
Corioliskraften er sterkere nærmere polene og svakere nærmere ekvator. Hvis det er perfekte forhold, så vil havstrømmen gå \(45^{\circ}\) til høyre for vindretningen på nordlige halvkule. I praksis vil vinkelen være \(20-45^{\circ}\) avhengig av hvor mye turbulens det er i overflatelaget. Denne dreiningen ble første gang beregnet av den svenske fysikeren Vagn Walfrid Ekman. Rene vindgenererte havstrømmer går ned til 100 meters dyp på høye breddegrader, noe høyere nær ekvator.
Ekmanspiralen og Ekmantransport
Når vinden blåser over havet, overføres energi til det øverste vannlaget. På grunn av corioliseffekten vil dette laget bevege seg omtrent 45 grader til høyre for vindretningen (på nordlige halvkule). Dette laget drar så på laget under, som igjen bøyes av mot høyre, og slik fortsetter det nedover i dypet. Resultatet er en spiral, kjent som Ekmanspiralen, der strømhastigheten avtar og retningen endres med dypet. Nettoeffekten, kalt Ekmantransport, er at den totale vanntransporten i det øverste laget er 90 grader til høyre for vindretningen (på nordlige halvkule).
![Ekmanspiralen og Ekmantransport. Kilde: [@webb2023]](https://rwu.pressbooks.pub/app/uploads/sites/7/2017/01/figure9.3.1.png)
Permanente overflatestrømmer (gyrer)
Globale vindsystemer, som passatvindene nær ekvator og vestavindsbeltene på midlere breddegrader, setter overflatevannet i bevegelse. Kombinasjonen av vedvarende vind og corioliseffekt tvinger overflatestrømmene inn i store, roterende systemer kalt gyrer. Hvert av de store havbassengene (Nord-Atlanteren, Sør-Atlanteren, Nord-Stillehavet, Sør-Stillehavet og Indiahavet) har sin egen subtropiske gyre som roterer med klokken på den nordlige halvkule og mot klokken på den sørlige. For eksempel består gyren i Nord-Atlanteren av fire hovedstrømmer: den nordlige ekvatorialstrømmen, Golfstrømmen, den nordatlantiske strømmen og Kanaristrømmen.
I Nord-Atlanteren består gyren av:
Golfstrømmen (varm, nordover langs østkysten)
Nord-Atlanterstrømmen (mot Europa)
Kanaristrømmen (kald, sørover langs Afrika)
Ekvatorialstrømmene (vestover mot Karibia)
Geostrofisk strøm i havet
Inne i en gyre fører Ekmantransport til at vann “stables opp” i sentrum, og havnivået kan være opptil en meter høyere her enn ved kantene. Tyngdekraften vil forsøke å trekke dette vannet utover og nedover, mens corioliseffekten trekker det innover igjen. Når disse to kreftene – trykkgradientkraften (fra tyngdekraften) og corioliseffekten – er i balanse, oppstår en geostrofisk strøm. Denne strømmen renner parallelt med “haugens” konturer og er det som opprettholder den sirkulære bevegelsen i gyren, selv i perioder med lite vind.
Golfstrømmen og vestlig intensivering
Et påfallende trekk ved alle subtropiske gyrer er at strømmene på vestsiden av havbassenget er mye raskere, smalere og dypere enn på østsiden. Dette fenomenet kalles vestlig intensivering. Golfstrømmen i Atlanterhavet og Kuroshiostrømmen i Stillehavet er eksempler på slike intense vestlige grensestrømmer. Årsaken er sammensatt, men henger sammen med økningen av corioliseffekten med breddegraden og bevaring av bevegelsesmengde, og strømmen som “klemmes” mot kontinentet i vest.
Det første kartet av Golfstrømmens plassering kom allerede i det 18.århundre, og ble laget av Benjamin Franklin. De hadde oppdaget en varm kraftig strøm som reduserte seilingstiden fra USA til Europa. Seilerne brukte termometer for å lokalisere den varme strømmen.
Golfstrømmen er spesielt dynamisk og danner ofte store slynger (meandere). Noen ganger kan disse slyngene snøre seg av og danne selvstendige, roterende virvler. En ring med kald kjerne dannes når en slynge mot sør fanger kaldt vann fra kysten, mens en ring med varm kjerne dannes når en slynge mot nord fanger varmt vann fra Sargassohavet.
En kort video om havstrømmer og hvorfor de er spesielt viktige for klimaet i nord. Regi: Morven Muilwijk, Bjerknessenteret for klimaforskning Animasjon: Lars Olaf Haaheim, UiB læringslab ved Universitetet i Bergen, Musikk: Samudravisions, Jamendo
16.2 Dypvannsdannelse og termohalin sirkulasjon
Mens vinden styrer overflaten, drives sirkulasjonen i dyphavet av tetthetsforskjeller. Denne sirkulasjonen, kjent som den termohaline sirkulasjonen (fra gresk thermos for varme og halos for salt), er en treg, men mektig prosess som kobler sammen alle verdenshavene. Drivkraften er dannelse av vannmasser med høy tetthet som synker ned og fortrenger vannet under.
Dypvannsdannelse – motoren i dyphavet
Dypvannsdannelse skjer i noen få, avgrensede områder i polare strøk hvor overflatevann blir så tungt at det synker mot bunnen. Dette skjer når vannet blir både kaldere (som øker tettheten) og saltere (som også øker tettheten).
I Nord-Atlanteren: Varmt, salt vann fra Golfstrømmen fraktes nordover. På sin vei mot polen avgir det varme til atmosfæren og blir gradvis avkjølt. I Grønlandshavet og Labradorhavet blir dette vannet utsatt for kalde, tørre vinder. Avkjølingen, kombinert med at havis dannes (en prosess kalt brine rejection hvor salt skilles ut og gjør det gjenværende vannet saltere), gjør vannet så tett at det synker. Dette danner vannmassen Nord-atlantisk dypvann (NADW).
Ved Antarktis: Forholdene er enda mer ekstreme. I Weddellhavet og Rosshavet fører intense vinder og ekstrem kulde til massiv isdannelse. Dette resulterer i en svært effektiv brine rejection, som skaper det kaldeste og salteste, og dermed det tetteste, vannet i verden: Antarktisk bunnvann (AABW). Dette vannet er tyngre enn NADW og strømmer derfor under det når de møtes.
{{<video https://www.youtube.com/watch?v=RZwjnRfImbo>}}
I Middelhavet og Rødehavet skjer det også en dypvanndannelse. Vannmassene herfra er for varme til å kunne gå ned til bunnen, så når dette vannet strømmer ut Gibraltarstredet, går det ned til 1000 til 1600 meters dyp som mellomvann (Barthel, 2024b) som vi så i figur 15.15.
Det globale transportbåndet (termohalin sirkulasjon)
Når disse dype vannmassene er dannet, starter de en århundrelang reise langs havbunnen. NADW strømmer sørover gjennom Atlanterhavet, mens AABW strømmer nordover fra Antarktis og fyller de dypeste delene av Atlanterhavet, Indiahavet og Stillehavet. Sammen danner de et globalt transportbånd:
Starten i Atlanterhavet: Varmt overflatevann strømmer nordover for å erstatte vannet som synker. Samtidig kryper det kalde, tette dypvannet sørover langs bunnen.
Rundt Antarktis: Dypvannsstrømmene blir med i den kraftige Antarktiske sirkumpolare strømmen før de forgrener seg inn i Indiahavet og Stillehavet.
Ankomst i Stillehavet: Etter en reise som kan ta flere hundre år, ender dypvannet i det nordlige Stillehavet, det lengste punktet fra dannelsesområdene.
Retur til overflaten
Men vannet kan ikke bare hope seg opp i dyphavet. For at sirkulasjonen skal være komplett, må dypvannet komme til overflaten igjen. Dette skjer ikke på ett bestemt sted, men gjennom en langsom, diffus prosess. På sin lange reise blir dypvannet gradvis blandet med de overliggende vannmassene, noe som gjør det litt varmere og mindre tett. I Stillehavet, hvor vannet er “eldst”, har denne blandingen kommet lengst. Kombinasjonen av denne gradvise blandingen og vinddrevet oppvelling i ulike områder (spesielt i Sørishavet og det nordlige Stillehavet) løfter til slutt det gamle dypvannet tilbake til overflaten. Her blir det varmet opp av solen og blir en del av overflatesirkulasjonen, som til slutt fører det tilbake til Atlanterhavet for å fullføre syklusen. Et komplett omløp kan ta mellom 500 og 1000 år.
Denne sirkulasjonen er svært sårbar for klimaendringer. Økt tilførsel av ferskvann fra smeltende isbreer og økt nedbør i polare strøk kan redusere saltholdigheten i overflaten. Dette gjør vannet lettere og kan svekke eller i verste fall stanse dypvannsdannelsen, noe som ville bremset hele transportbåndet og hatt dramatiske konsekvenser for klimaet.
AMOC – Atlanterhavets sentralvarme
Den delen av den termohaline sirkulasjonen som foregår i Atlanterhavet, kalles AMOC (Atlantic Meridional Overturning Circulation). Dette systemet er avgjørende for klimaet i Nord-Europa og er i praksis vår “sentralvarme”. AMOC består av to hovedgrener:
En varm overflategren som transporterer enorme mengder tropisk varme nordover. Golfstrømmen er den mest kjente delen av denne grenen.
En kald dypvannsgren som returnerer kaldt, tett vann (hovedsakelig NADW) sørover langs havbunnen.
Styrken på AMOC transporterer i gjennomsnitt rundt 15-20 millioner kubikkmeter vann per sekund. Varmen som frigjøres til atmosfæren fra denne transporten er en av hovedårsakene til at vintre i Nord-Europa er betydelig mildere enn på samme breddegrader i for eksempel Canada.
AMOC er imidlertid ansett som et potensielt vippepunkt i klimasystemet. En økt tilførsel av ferskvann fra smeltende isbreer på Grønland og økt nedbør i Arktis kan svekke AMOC. Ferskvann er lettere enn saltvann og kan legge seg som et lokk over havet, noe som hindrer det kalde, salte overflatevannet i å synke. En betydelig svekkelse eller kollaps av AMOC vil kunne føre til raske og dramatiske klimaendringer, med betydelig kaldere vintre i Nord-Europa og endrede nedbørsmønstre globalt.
Transport av varme og masse i havet
Som vi har sett, transporterer havstrømmene ikke bare vann, men også enorme mengder energi. I tidligere kapitler lærte vi hvordan atmosfæren flytter varme fra ekvator mot polene for å jevne ut den globale energibalansen. Havet spiller en like viktig, og i noen tilfeller enda større, rolle i denne prosessen.
For å kvantifisere vanntransporten bruker oseanografer enheten Sverdrup (Sv), oppkalt etter den norske oseanografen Harald Sverdrup. Én Sverdrup tilsvarer en transport på én million kubikkmeter vann per sekund (10⁶ m³/s). Til sammenligning utgjør avrenningen fra alle verdens elver til sammen bare rundt 1 Sv. AMOC, med sine 15–20 Sv, er altså en formidabel strøm. Golfstrømmen har en gjennomsnittlig transport på 40 Sv. Den kraftigste av alle er den Antarktiske sirkumpolare strømmen, med en transport på 100–150 Sv (Lien & Jakobsen, 2022).
Vann har svært høy varmekapasitet, noe som betyr at det kan lagre og transportere store mengder varme. Denne varmetransporten måles ofte i Petawatt (PW), der 1 PW tilsvarer 10¹⁵ watt. Varmetransporten i AMOC alene er på i overkant av 1 PW, noe som er sammenlignbart med den samlede energiproduksjonen til hundretusener av kjernekraftverk.
Sammen utgjør havet og atmosfæren jordens termostat. På lave breddegrader (opp til ca. 30°) er det havet som står for mesteparten av varmetransporten mot polene. På midlere breddegrader, hvor vi bor, overtar atmosfæren gradvis som den dominerende transportøren gjennom lavtrykk og værsystemer.
Havet fungerer som et tregt, men enormt kraftig transportbånd for varme, mens atmosfæren er en raskere, men mindre energitett mekanisme. Uten havets bidrag til varmetransporten ville tropene vært mye varmere og de høye breddegradene betydelig kaldere.
16.3 Konvergens, divergens og oppvelling
Bevegelser i havet fører til at vannmasser enten samles eller spres. Når strømmer møtes, oppstår konvergens. Vannet har ingen steder å gjøre av seg og presses nedover i en prosess kalt nedvelling. Motsatt, der strømmer sprer seg, oppstår divergens. Dette skaper et “underskudd” av vann i overflaten, som erstattes ved at vann fra dypet stiger opp. Dette kalles oppvelling.
Oppvelling er en svært viktig prosess for havets økosystemer. Dypvann er kaldt, men rikt på næringsstoffer som nitrat og fosfat, som stammer fra nedbrytning av organisk materiale. Når dette næringsrike vannet kommer opp i den solfylte overflaten, gir det grunnlag for eksplosiv vekst av planteplankton – selve bunnen av næringskjeden i havet. Områder med oppvelling har derfor høy biologisk produksjon og er ofte blant verdens rikeste fiskeområder.
Kystnær og ekvatorial oppvelling
Kystnær oppvelling oppstår når vedvarende vind blåser parallelt med en kystlinje. På grunn av Ekmantransport vil overflatevannet transporteres 90 grader til siden for vindretningen. Blåser vinden slik at vannet presses ut fra kysten (f.eks. sørover langs en vestvendt kyst på den nordlige halvkule), vil kaldt, næringsrikt dypvann stige opp for å erstatte det. Dette skjer blant annet utenfor kysten av California, Peru og Namibia.
Ekvatorial oppvelling er et storskala fenomen drevet av passatvindene som blåser vestover langs ekvator. Corioliseffekten trekker overflatevannet mot nord på nordsiden av ekvator og mot sør på sørsiden. Denne divergensen i overflatestrømmene fører til at kaldt vann fra dypet konstant stiger opp langs ekvator, noe som spiller en viktig rolle i den globale energibalansen. Siden coriolisparameteren er ved ekvator, er ekmanlaget tykt. Dette fører til at oppvellingen kommer fra dypere nivåer enn det den gjør på høyere breddegrader (Barthel, 2024a).
Oppvelling i Sørishavet (Antarktis) er den mest betydningsfulle oppvellingen i verden og en viktig komponent i den globale termohaline sirkulasjonen. Oppvellingen drives av et samspill mellom to vindsystemer. Lenger ute i havet blåser kraftige vestavinder nesten uforstyrret rundt kontinentet og driver den Antarktiske sirkumpolare strømmen. Her presser Ekmantransporten (mot venstre på den sørlige halvkule) overflatevannet nordover. Nærmere kysten av Antarktis dominerer imidlertid de polare østavindene, som blåser i motsatt retning. Disse vindene presser overflatevannet sørover, mot kontinentet. Sammen skaper disse motgående vindfeltene en kraftig divergenssone i overflatevannet. Denne “splittingen” av vannet trekker opp enorme mengder “gammelt”, næringsrikt dypvann fra Stillehavet og Indiahavet. Dette gjør Sørishavet til et av de mest biologisk produktive havområdene på kloden, og oppvellingen er en av hovedmekanismene som returnerer dypvann til overflaten i det globale transportbåndet.
16.4 Topografisk styring og batymetri
Havbunnens form, eller batymetri, har en fundamental innvirkning på hvordan havstrømmene beveger seg. Undersjøiske fjell, rygger, renner og kontinentalskråninger fungerer som barrierer og kanaler som styrer vannmassene, spesielt i dyphavet.
Dypvannsstrømmer er ofte tvunget til å følge konturene av havbunnen, som undersjøiske daler og langs kontinentalskråningene. Store formasjoner som den Midtatlanterryggen fungerer som en massiv barriere som tvinger det nordatlantiske dypvannet til å strømme sørover gjennom dype passasjer i ryggen. I trange passasjer, som Framstredet mellom Grønland og Svalbard, kan strømmene bli kanaliserte og akselerere kraftig. Når en strøm møter en slik topografisk barriere, kan den endre retning, øke i hastighet eller tvinges oppover, noe som fører til blanding med overliggende vannmasser. Dermed påvirker batymetrien ikke bare strømmenes ruter, men også fordelingen av varme og næringsstoffer i havet.
16.5 Observasjon og modellering av havet
For å forstå og varsle havets tilstand, er vi avhengige av avanserte observasjonssystemer og numeriske modeller.
Observasjonssystemer – i og over havet
For å få et komplett bilde av havets tilstand, kombinerer forskere målinger fra verdensrommet med instrumenter som er plassert direkte i vannet (in situ-målinger).
Satellittovervåkning: Satellitter gir oss det unike overblikket og måler kontinuerlig store havområder.
Altimetere sender radarsignaler mot havoverflaten for å måle havnivået med centimeters nøyaktighet. Dette avslører ikke bare tidevann og storskala havnivåendringer, men også mindre variasjoner forårsaket av strømvirvler og “hauger” i midten av gyrer.
Radiometere måler den infrarøde strålingen fra havet for å kartlegge havoverflatens temperatur (SST), som er avgjørende for å forstå varmeutvekslingen med atmosfæren.
Fargescannere måler fargen på havet, som kan fortelle oss om konsentrasjonen av klorofyll. Dette gir et direkte mål på mengden planteplankton og er et viktig verktøy for å studere havets biologiske produktivitet.
Radar-satellitter kan måle grovheten på havoverflaten for å beregne vindhastighet, og brukes også til å overvåke utbredelsen av havis.
Autonome plattformer (in situ): For å vite hva som skjer under overflaten, trengs instrumenter i selve vannmassene.
Argo-bøyer: Et globalt nettverk av nesten 4000 robotbøyer utgjør ryggraden i dagens havovervåkning. Disse autonome instrumentene synker ned til 2000 meters dyp, driver med strømmene i omtrent ti dager, og stiger deretter til overflaten mens de måler en profil av temperatur og saltholdighet. Når de når overflaten, sender de dataene hjem via satellitt før de synker igjen for en ny syklus.
Undervannsglidere (Gliders): Dette er autonome, vingede farkoster som “flyr” gjennom havet ved å endre sin egen oppdrift. De kan være ute i uker eller måneder om gangen og samle inn høyoppløselige data langs forhåndsprogrammerte ruter. De er utstyrt med sensorer for temperatur, saltholdighet, oksygen, klorofyll og turbulens.
Fastmonterte observatorier (in situ): For å studere endringer over lang tid på ett bestemt sted, brukes rigger som er forankret til havbunnen.
- Rigger (Moorings): En line med instrumenter strekkes fra et anker på bunnen til en bøye i overflaten. Langs denne linen kan man feste en rekke instrumenter, som strømmålere (f.eks. ADCP - Acoustic Doppler Current Profiler), CTD-sensorer (som måler saltholdighet, temperatur og dyp), og sensorer for oksygen og andre kjemiske parametere. Slike rigger kan samle data kontinuerlig i flere år og er avgjørende for å forstå sesongvariasjoner og langtidstrender.
Forskningsskip (in situ): Til tross for ny teknologi er forskningsskip fremdeles uunnværlige. De brukes til å sjøsette og hente inn rigger og glidere, ta vannprøver for kjemiske analyser, samle bunnprøver og utføre detaljerte kartlegginger med avansert utstyr som ikke kan automatiseres, for eksempel CTD-rosetter som samler vann fra nøyaktig bestemte dyp.
Numeriske modeller – et virtuelt laboratorium
Dataene fra observasjonssystemene er avgjørende, men de kan aldri gi oss et fullstendig bilde av havets tilstand til enhver tid og på ethvert sted. For å fylle disse hullene og forutsi fremtidige endringer, bruker forskere numeriske havmodeller. Disse kan sees på som virtuelle laboratorier der vi kan simulere havets komplekse dynamikk.
Grunnlaget for en havmodell er å dele havet opp i et tredimensjonalt rutenett av bokser, både horisontalt og vertikalt. For hver av disse boksene løser datamaskinen et sett med matematiske ligninger basert på grunnleggende fysiske lover (som Navier–Stokes-ligningene). Disse beskriver bevaring av bevegelsesmengde, masse, varme og salt.
For å drive modellen, må den “mates” med informasjon om de ytre kreftene som virker på havet. Dette kalles pådriv, og inkluderer:
Vindstress på overflaten som driver strømmer.
Varmeutveksling med atmosfæren (solinnstråling, avkjøling).
Ferskvannstilførsel fra nedbør, fordamping, elveavrenning og issmelting.
Siden rutenettet har en begrenset oppløsning, kan ikke modellen simulere alle småskala prosesser direkte, som for eksempel små virvler og intern turbulens. Slike prosesser må forenkles og representeres med matematiske formler, en teknikk som kalles parametrisering.
Numeriske modeller har mange ulike bruksområder:
Operasjonell havvarsling: Likner på værvarsling, gir kortsiktige varsler (dager til uker) om havstrøm, temperatur, bølgehøyde og isforhold. Dette er kritisk for shipping, fiskeri, offshore-industri og søk- og redningsaksjoner.
Klimastudier: For å forstå hvordan havet vil reagere på global oppvarming, kjøres klimamodeller tiår og århundrer frem i tid. De brukes til å anslå fremtidig havnivåstigning, endringer i havstrømmer som AMOC, og havforsuring.
Prosess- og konsekvensstudier: Modeller kan brukes til å undersøke spesifikke “hva hvis”-scenarioer, for eksempel: Hva blir konsekvensene av et stort oljeutslipp? Hvordan spres larver fra et oppdrettsanlegg? Eller hvordan vil økt issmelting fra Grønland påvirke sirkulasjonen i Norskehavet?
16.6 Oppsummering
Dette kapittelet bygger bro mellom egenskapene til vannmassene fra forrige kapittel og de storskala transportmekanismene som flytter dem. Sirkulasjonen i havet drives av to hovedmotorer med ulik tidsskala: en rask, vinddrevet overflatesirkulasjon og en treg, tetthetsdrevet dyphavssirkulasjon.
I overflaten skaper samspillet mellom vind og Corioliskraften de store gyr-systemene, som effektivt transporterer varme. I dypet er det tetthetsforskjeller, skapt av avkjøling og saltøkning i polare strøk, som driver den globale termohaline sirkulasjonen. Dannelsen av vannmasser som NADW og AABW setter i gang en århundrelang reise langs havbunnen, styrt av topografien. Prosesser som oppvelling er essensielle for å returnere det næringsrike dypvannet til overflaten, noe som danner grunnlaget for det biologiske livet i havet.
Til sammen utgjør disse strømmene et globalt system som transporterer enorme vannmengder, målt i Sverdrup, og spiller en fundamental rolle i jordens klimasystem gjennom sin massive transport av varme, i tett samspill med atmosfæren. Forståelsen av dette systemet, inkludert kritiske komponenter som AMOC, er derfor avgjørende for å forstå både globalt klima og biologisk produktivitet.