Bergen 3. juni 2013 Rapport fra arbeidet med å oppdatere havforsuringsdelen av Forvaltningsplanen for Norskehavet Revidert utgave Ingunn Skjelvan 1,2, Are Olsen 2,3,1, Abdirahman Omar 1,2 og Melissa Chierici 4 1 Uni Klima, Uniresearch, Allegaten 55, 5007 Bergen 2 Geofysisk institutt, Universitetet i Bergen, Allegaten 70, 5007 Bergen 3 Bjerknessenteret for klimaforskning, Allegaten 70, 5007 Bergen 4 Havforskningsinstituttet, Postboks 6404, 9294 Tromsø Innledning Endringer som observeres i klimaet kan deles inn i to hovedkomponenter; en naturlig variasjon knyttet til naturlige sykluser og hendelser, og en del som skyldes menneskelig aktivitet som økte utslipp av klimagasser til atmosfæren. Den sistnevnte krever lange tidsserier med moderne måledata for å kunne observeres, og det er slikt datamateriale fra Norskehavet denne rapporten baserer seg på. Havet blir påvirket av pådriv utenfra, i form av f.eks. endret lufttemperatur eller endret konsentrasjon av gasser i atmosfæren. Siden 1980 har den norske Atlanterhavsstrømmen blitt 0,5 1,0 C varmere (Skagseth og Mork, 2012). I tillegg absorberer havet årlig omlag 25 % av de menneskeskapte utslippene av CO 2. Når sjøvannet absorberer CO 2 fra atmosfæren blir det dannet karbonsyre og hydrogenioner. Noe av hydrogenionene reagerer med karbonationer i vannet og danner bikarbonat. Økt konsentrasjon av hydrogenioner og forbruk av karbonationer gjør at vannets ph vil avta. Havet blir med andre ord relativt surere og dette fenomenet er kjent som havforsuring. Siden den industrielle revolusjon har ph i det NordAtlanterhavet sunket med 0,1 ph enheter (Wallace, 2001) grunnet havforsuring. Mange marine organismer har skjell og skjelett som består av kalsiumkarbonat. Når karbonatkonsentrasjonen reduseres på grunn av økt CO 2 opptak fra atmosfæren kan dette påvirke organismenes evne til overlevelse. Blir karbonatkonsentrasjonen for lav (ved høy grad av 1
havforsuring) vil havvannet begynne å tære på karbonatskjellene til organismene i området. Slik vil redusert karbonatkonsentrasjon indirekte også påvirke kalsifiseringen (danning av kalkskjell). En rekke biokjemiske prosesser er ph avhengig, og vil også bli påvirket av havforsuring. I Forvaltningsplanen for Norskehavet fra 2009 er havforsuring nevnt som en problemstilling, men er ikke kvantifisert. Målet med denne rapporten er å gi tallfestet informasjon om havforsuring i det aktuelle området, og med dette legge et grunnlag for emnet i den planlagte oppdateringen av Forvaltningsplanen. I årene 2001 til 2011 er det samlet inn mange nye datasett fra det aktuelle havområdet, og disse er brukt sammen med eldre data for å beregne status og endringer i havforsuring de tre siste dekadene. Data, områder og metoder I denne studien er ett av målene å studere trender (endringer i en parameter over tid) og det er avgjørende at datamengden er tilstrekkelig for å kunne gjøre analyser av tilfredsstillende kvalitet. Vi har valgt å se på en tidsperiode på ca. 30 år, fra de første pålitelige karbonmålingene i de Nordiske hav (TTONAS fra 1981) og fram til Tilførselsprogramdata fra 2011. Data som er brukt vises i Figur 1a, og kilder til data er både enkelttokt, databaser med multiple tokt og tidsserier (Tabell 1). Parameterne som måles og beregnes er beskrevet i Tabell 2. Figur 1a. Kart over de Nordiske hav. Blå prikker viser stasjoner med data (se Tabell 1), røde sirkler og grønne ellipser kapsler inn data som er brukt i analysene i denne rapporten. Røde sirkler fra sør til nord representerer Norskebassenget og Lofotenbassenget. Grønne ellipser fra sør til nord representerer områdene Island Skottlandryggen (innstrømmende atlantisk vann til de Nordiske hav), Barentshavsåpningen (utstrømmende atlantisk vann fra de Nordiske hav) og Framstredet (utstrømmende atlantisk vann fra de Nordiske hav). 2
Figur 1b. Ulike prosesser påvirker C T og A T i ulik grad. CO 2 utveksling mellom atmosfære og hav påvirker C T (=DIC), biologisk aktivitet (fotosyntese, respirasjon og remineralisering) påvirker hovedsakelig C T og i mindre grad A T (=Total Alkalinity), mens danning og oppløsning av kalsiumkarbonat fører til endring i både C T og A T (dobbelt så stor endring i A T som i C T ). Av figuren kan man også lese hvordan de nevnte prosessene endrer pco 2 og ph (fra Zeebe og Wolf Gladow, 2001). Tabell 1. Data brukt i denne analysen. Datakilde Tidsrom Parametere Institusjon/referanse TTONAS, tokt 1981 T, S, Nsalt, C T, A T, O 2 CDIAC, USA CARINA, database 19942003 T, S, Nsalt, C T, A T, O 2 Olsen et al. (2010) GOSars, tokt Sommer 2006 T, S, Nsalt, C T, A T, O 2 Uni klima, GFI GOSars, tokt Sommer 2009 T, S, Nsalt, C T, A T, O 2 Uni klima, GFI Stasjon M, tidsserie 20012009 T, S, Nsalt, C T, A T, O 2 Uni Klima/GFI (deler i Skjelvan et al. (2008) Tilførselsprogrammet 2011 T, S, C T, A T Chierici et al. (2012) GFI Geofysisk institutt ved Universitetet i Bergen C T (totalt uorganisk karbon) og A T (total alkalinitet) blir brukt sammen med ph (vannets surhetsgrad) og pco 2 (vannets deltrykk av CO 2 ) for å beskrive tilstanden til uorganisk karbon i havet. C T og A T er konsentrasjoner, og for den førstnevnte har ikke ladningen til de ulike ionene noen betydning, mens dette er viktig for A T. C T er summen av konsentrasjonene av CO 2, karbonsyre, bikarbonat og karbonat. Den påvirkes av f.eks. produksjon av biologisk materiale (fotosyntese) og opptak av CO 2 gass fra lufta. I førstnevnte prosess blir CO 2 brukt og C T vil følgelig avta, og ved CO 2 gassopptak vil C T konsentrasjonen øke. A T er summen av konsentrasjonene av baser dannet fra svake syrer (hovedsakelig bikarbonat, karbonat og borat), og denne parameteren forteller hvor egnet havvannet er til å motstå endringer i ph. Ved CO 2 opptak fra lufta vil ikke A T påvirkes (ingen ladede ioner involvert). Fotosyntese vil ha 3
Tabell 2. Målte og beregnede parametere. Parameter Forklaring Endres ved* T temperatur solinnstråling, nedkjøling S saltinnhold isfrysing og smelting, fordamping, nedbør, ferskvannstilførsel Nsalt Næringssalt; nitrat, fosfat og silikat primærproduksjon og nedbrytning O 2 oppløst oksygen primærproduksjon, respirasjon, nedbrytning, gassutveksling mellom atmosfære og hav C T totalt uorganisk karbon; summen av de uorganiske karbonionene i vannet primærproduksjon, respirasjon, nedbrytning, danning/nedbrytning av kalkskall, gassutveksling mellom atmosfære og hav danning/nedbrytning av kalkskall, prosesser som påvirker saltinnholdet, biologisk aktivitet (liten grad) A T total alkalinitet; vannets evne til å nøytralisere syre, d.v.s. bufferkapasitet pco 2 vannets deltrykk av CO 2 Tendringer, prosesser som påvirker C T og A T ph vannets surhetsgrad Tendringer, prosesser som påvirker C T og A T Ar metningsgrad av karbonatformen prosesser som påvirker C T og A T aragonitt Ca metningsgrad av karbonatformen kalsitt prosesser som påvirker C T og A T (noe mindre løselig enn aragonitt) *alle parameterne påvirkes også til en viss grad av blanding av vannmasser. liten effekt på A T, mens f.eks. danning av karbonatskjell vil forbruke bikarbonat og dermed vil karbonatkonsentrasjonen og A T avta. C T vil også påvirkes av skjelldanning, men bare halvparten så mye som A T. ph, vannets surhetsgrad, forteller om konsentrasjonen av hydrogenioner i vannet og blir målt på en skala fra 1 til 14, der 1 viser til høy konsentrasjon (surt) og 14 til lav konsentrasjon (basisk) av hydrogenioner. Hvis phverdien for eksempel avtar fra 8 til 7,9 tilsvarer dette at konsentrasjonen av hydrogenioner er blitt ca. 30 % høyere. C T og A T måles i havvann i tillegg til salt, temperatur, næringssalter og oksygen. I noen tilfeller er A T beregnet fra saliniteten grunnet utilfredsstillende kvalitet på målingene. Alle dataene er kvalitetssikret ifølge internasjonalt godkjente metoder (Dickson et al. 2007). Fra C T og A T regner vi ut verdier for ph på total skala (in situ), pco 2, Ar og Ca, der de to sistnevnte er metningsgrad av henholdsvis aragonitt og kalsitt (to former for karbonat). Til beregningene er programpakken CO2SYS brukt (Pierrot et al., 2006), sammen med data for salt, temperatur, fosfat, silikat og følgende konstanter: karbonsyrekonstanter fra Mehrbach et al. (1973) modifisert av Dickson og Millero (1987), og konstant for HSO 4 fra Dickson (1990). Havforsuring beskrives primært ved ph og verdiene. Dypet der =1 kalles metningshorisonten, og vann dypere enn dette er undermettet med karbonat mens grunnere vann er overmettet. Figur 1b beskriver hvordan ulike prosesser, som biologisk produksjon, respirasjon, kalkdannelse og gassutveksling mellom atmosfære og hav påvirker karbonparameterne C T, A T, pco 2 og ph, og dette blir diskutert grundigere senere i rapporten. Vi har valgt å dele inn Norskehavet inn i to områder basert på ulike karakteristikker av bassengene; Norskebassenget og Lofotenbassenget (Figur 1a). I tillegg ser vi også på innstrømningsområdet av atlantisk vann mellom Shetland og Island og utstrømningsområdene mellom Norge og Bjørnøya og mellom Svalbard og Grønland. Hvert område har relativt homogene vannmasser. Det er stor variasjon i hvor mye data det finnes fra hvert av områdene, der Norskebassenget peker seg ut med mye data, fulgt av Barentshavåpningen, mens både Lofotenbassenget, IslandSkottlandryggen og Framstredet har mye mindre data. 4
En trendanalyse er gjort basert på årlige middelverdier for temperatur, salt, C T, A T, pco 2, ph og Ar. Dette er gjort for 5 ulike dybdeintervaller; 0200 m, 200500 m, 5001000 m, 10002000 m og 2000 4000 m, og for hvert område. Dataene er framstilt som en funksjon av år, og trender (endring i parameterverdi pr år) er beregnet. Deretter er dataene dekomponert for å kunne kvantifisere de ulike prosessene som driver de årlige endringene i pco 2 og ph (endring i temperatur, salt, C T og A T ). Dette gjøres ved å bruke følgende formler (Metzl et al., 2010) (1) (2) der representerer middelverdier av de ulike parameterne og,, og er eksperimentelt bestemte konstanter med verdier hentet fra litteraturen. Tilsvarende dekomponering er gjort for å kvantifisere ulike prosesser som påvirker A T og C T (se Tabell 2). Resultat og diskusjon Figur 2 er en oversiktsfigur fra Norskebassenget som viser hvordan temperatur, salt, C T, pco 2, ph in situ og Ar varierer i vannsøylen ned til 2200 m dyp over en tidsperiode med mye data (2001 til 2010). Sesongvariasjoner ses tydelig i overflata, der vintrene har relativt lave temperaturer, høye C T og pco 2 verdier, og lave ph og Ar verdier. Sommerverdier gjenspeiler biologisk aktivitet i overflatevannet med relativt lave C T og pco 2 verdier og høye ph og Ar verdier. Sesongvariasjonene blir gradvis svakere nedover i dypet. For pco 2 i Norskebassenget ses en trend mot høyere verdier mellom 200 og 1000 m over år, og tilsvarende lavere verdier for ph. Tilsvarende figur for Lofotenbassenget er ikke laget fordi her er tidsintervallene mellom datapunktene for store til å kunne dra ut informasjon om sesongvariasjon. 5
Figur 2. Fluktuasjoner i a) temperatur [ C], b) salinitet, c) C T [ mol kg 1 ], d) pco 2 [ atm], e) ph in situ og f) Ar i Norskebassenget over tid. Kartet viser stasjoner som er tatt med i analysen. 6
Trender Figur 3 til 7 viser resultater fra trendanalysen i de fem områdene som blir omhandlet i denne studien. Hvert område er delt inn i fem ulike dypintervall, og trendverdiene er samlet i Tabell 3. Årsmiddelverdiene er plottet med usikkerhetsintervaller, der usikkerheten er knyttet til både variasjoner i stasjonsplassering innenfor området (ulike vannkarakteristikker), variasjoner innenfor det aktuelle dypintervallet og variasjoner mellom ulike årstider. I trendanalyser ser man ofte bort fra data fra den biologisk aktive perioden i havets øverste lag for å unngå for stor variabilitet og tilsløring av trendene. I denne analysen er overflatedata fra hele året tatt med i beregningene siden svært mange av toktene nettopp går i sommerhalvåret, og en ekskludering av disse ville gitt betydelig reduksjon i datamengden. De årlige middelverdiene i trendfigurene vil for noen år være basert på bare en stasjon, mens for andre år er middelverdien basert på mange stasjoner fra det aktuelle området. Trendverdiene i Figur 37 er enten oppgitt i uthevet kursiv, som forteller at verdien er signifikant forskjellig fra 0, eller uten kursiv, som forteller at verdien ikke er signifikant forskjellig fra 0. Det sistnevnte tilfellet kan ha to årsaker; enten at det faktisk ikke er noe målbar trend i dataene (ses gjerne i dypere lag), eller at spredningen i årsmiddelverdiene er så store at usikkerheten i trendverdien er for stor (ses gjerne i øvre lag). 3. Trender for ulike parametere i 5 dypintervaller i Norske og Lofotenbassenget (svart skrift), i tillegg til inn og utstrømningsområdene for atlantisk vann (grå skrift). Alle tall representerer endring pr år. Tall i uthevet kursiv representerer en trend som er signifikant forskjellig fra 0 (pverdi 0,05), mens tall som ikke står i kursiv er trender som ikke er signifikant forskjellig fra 0. En strek () betyr at bunnen er nådd. Parameter Dyp (m) Område Temperatur [ C] Salinitet C T [ mol kg 1 ] A T [ mol kg 1 ] pco 2 [ atm] ph in situ Ar 0200 Fram stredet 0,0026 0,013 2,2 0,8 2,4 0,0033 0,014 Barentshavåpning 0,053 0,0049 1,8 0,57 1,8 0,0021 0,012 Lofotbassenget 0,022 0,00068 1 0,11 2 0,0023 0,0083 Norskebassenget 0,11 0,0099 1,3 0,37 3,2 0,0037 0,007 IslandSkottland 0,020 0,0031 0,47 0,39 0,74 0,00069 0,000041 200500 Fram stredet 0,02 0,002 0,55 0,22 1,1 0,0013 0,0032 Barentshavåpning 0,01 0,003 1,1 0,69 1 0,00087 0,002 Lofotbassenget 0,047 0,004 0,57 0,26 1,5 0,0016 0,0021 Norskebassenget 0,11 0,0039 0,65 0,49 2.1 0,0022 0,00053 IslandSkottland 0,038 0,00095 0,76 0,13 0,86 0,00083 0,005 5001000 Fram stredet 0,022 0,0019 0,45 0,31 0,72 0,00073 0,00039 Barentshavåpning Lofotbassenget 0,021 0,0022 0,89 0,087 2,1 0,0022 0,0041 Norskebassenget 0,0038 0,000034 0,66 0,36 0,81 0,00079 0,0014 IslandSkottland 0,0021 0,00026 0,43 0,2 0,53 0,00059 0,0017 10002000 Fram stredet 0,00011 0,000011 0,23 0,19 0,15 0,000018 0,00054 Barentshavåpning Lofotbassenget 0,0069 0,00028 0,67 0,017 1,5 0,0018 0,004 Norskebassenget 0,0027 0,000063 0,48 0,27 0,55 0,0005 0,00047 IslandSkottland 7
20004000 Fram stredet 0,0079 0,0007 0,13 0,12 0,24 0,0012 0,0045 Barentshavåpning Lofotbassenget 0,0025 0,000014 0,14 0,074 0,18 0,00037 0,00095 Norskebassenget 0,0061 0,00031 0,28 0,16 0,59 0,0015 0,0084 IslandSkottland I Norske og Lofotenbassenget (Figur 3 og 4) ser vi en signifikant økning i C T og pco 2 og reduksjon i ph i de fleste vannlag over de siste tre dekadene. I det øverste vannlaget i Norskebassenget har C T og pco 2 økt med henholdsvis 1,3 µmol kg 1 år 1 og 3,2 atm år 1 mens ph har avtatt med 0,0037 enheter pr år (Figur 3). Tilsvarende verdier for Lofotenbassengets øverste lag er 1 µmol kg 1 år 1, 2 atm år 1 og 0,0023 phenheter pr år (Figur 4). Disse endringene er som forventa og er primært knytta til CO 2 konsentrasjonen i atmosfæren, som stiger med 1,62,1 µatm år 1. Over 30 år har phverdien i Norskebassengets overflatelag avtatt med 0,11 enheter. Dette er like mye som reduksjonen i phverdien i NordAtlanteren siden starten av den industrielle revolusjon på 1750tallet (Wallace, 2001). Det er verd å merke seg at det er store regionale forskjeller innenfor De Nordiske hav og Arktis (i tillegg til at de ulike områdene vil oppleve både sesong og mellomårlige variasjoner). I disse områdene fins både relativt ferskt og kaldt vann fra Arktis (ikke vist her) og salt og varmt Atlantisk vann. Kaldt vann absorberer mer CO 2 gass fra atmosfæren enn varmt vann, og i tillegg har det kalde og ferske vannet mindre evne til å nøytralisere syre (svakere bufferkapasitet) enn salt vann. Vest i de Nordiske hav og i Arktis forventes det en enda kraftigere reduksjon i ph over tid enn det som ses i Norske og Lofotenbassenget. I følge AMAP (2013) vil, som et resultat av klimaendringer, Arktis vann over tid bli ferskere (økt elvetilførsel og issmelting) og havforsuringen gå raskere i dette området. For Norske og Lofotenbassengene forventer vi også at havforsuringen vil akselerere i overskuelig framtid. Dette er knyttet til et eksponentielt forhold mellom C T og atmosfærisk pco 2 ; i Barentshavet er f.eks. ca. 70 % av atmosfærisk CO 2 økning siden den industrielle revolusjon skjedd de siste 50 årene (basert på Omar et al., 2003). Det er også et eksponentielt forhold mellom atmosfærisk pco 2 og tilhørende respons i havet, og dette kan forverres av økende temperatur. Hovedsakelig avtar trendene nedover i dypet. I Norskebassengets dype lag (20004000 m) har C T økt med 0,28 µmol kg 1 år 1 (Figur 3). Dette knyttes til redusert dypvanndanning i Grønlandshavet og en påfølgende endring i utveksling av vann mellom de ulike dypbassengene i de Nordiske Hav og Arktis. Eldre vann med mer oppløst organisk materiale strømmer inn i Norskebassenget og forklarer deler av det økte C T signalet i dypet. Resterende økning i dypvannsc T skyldes inntrenging av vann som er påvirket av menneskeskapt CO 2 (Skjelvan et al., 2008). Det er også interessant å merke seg at i Norskebassengets dyplag skjer en signifikant årlig oppvarming på 0,0061. Dette er også vist i andre studier, f.eks. Østerhus og Gammelsrød (1999). I Norskebassengets overflatelaget har aragonittmetningen avtatt med 0,007 enheter i året. Bassenget er overmettet med aragonitt i alle vannlag bortsett fra det dypeste (20004000 m), som har vært undermettet i hele tidsperioden. Nå er Ω Ar verdien i dette laget ca. 1. Lofotenbassenget viser grovt sett de samme trendene som Norskebassenget, men trendene i laget 0 500 m er svakere i styrke (Figur 4). Forskjeller i det øverste laget kan komme av at sesongene er ulikt representert. Men under det øverste laget kan årsaken finnes i en fortynning i Lofotenbassenget, der laget av atlanterhavsvann er dypere (ca. 800 m) enn i Norskebassenget (ca. 400 m), og tilsvarende er dypet for vinterblanding større i det nordligste bassenget enn det sørligste. Under det atlantiske vannet finner vi arktisk intermediært vann på 500800 m dyp i Norskebassenget og på 8001200 m dyp i Lofotenbassenget. Temperatur, saltinnhold, C T verdier som i Norskebassenget finnes i 8
dybdelaget 5001000 m finner vi igjen i Lofotenbassenget på 10002000 m dyp. Det samme gjelder trenden i C T. pco 2 og phtrender i vannlag mellom 500 og 2000 m i Lofotenbassenget (Figur 4) viser større årlig endring enn Norskebassenget (Figur 3). I Lofotenbassengets overflatelag har aragonittmetningen avtatt med 0,0083 enheter i året. Vannet dypere enn 2000 m er undermettet med aragonitt og har vært det i hele tidsperioden. I 10002000 m dyp er vannet på vei mot en undermetning, men er ikke der ennå. Overflatetrenden i ph i Norske og Lofotenbassenget (0,0037 og 0,0023) er sammenlignbar med observert phreduksjon i Islandshavet på 0,002 enheter pr år (Olafsson et al., 2009). Det atlantiske vannet som strømmer over IslandSkottlandryggen og inn i de Nordiske hav, viser en signifikant økende C T konsentrasjon på 0,47 µmol kg 1 år 1 i overflatelaget (Figur 5). Denne knyttes til økende atmosfærisk CO 2 konsentrasjon, men er lavere enn forventa i forhold til Olsen et al. (2006) sine estimater på nærmere 1.0 µmol kg 1 år 1, noe som trolig skyldes få data (fire av 31 år har data), og at dataene våre kommer fra flere ulike sesonger. pco 2 i overflata har økt med 0,74 atm år 1, ph har sunket med 0,00069 år 1, og aragonittmetningen avtar med 0,00004 pr år i dette laget. Det dypeste området langs IslandSkottlandryggen er ca. 1200 m og trendene i vannmassen er relativt like over hele dypet bortsett fra i salt og temperatur. Nord for Lofotenbassenget deler den norske atlanterhavsstrømmen seg og en del strømmer inn i Barentshavet mens den andre fortsetter nordover mot Framstredet. I Barentshavsåpningen, som er grunnere enn 500 m, ses en årlig økning i C T og pco 2 på henholdsvis 1,8 µmol kg 1 og 1,8 atm i det øverste vannlaget (Figur 6). ph i dette laget synker årlig med 0,0021, og aragonittmetningen avtar med 0,012 enheter pr år. Dette er i samsvar med trenden som Omar et al. (2009) estimerte for Barentshavet for perioden 19672000. Det dypeste laget i Barentshavsåpningen viser stort sett svakere trender enn det som er observert i overflata. I Framstredet, som er vel 2500 m dypt, har C T og pco 2 årlig økt med henholdsvis 2,2 µmol kg 1 og 2,4 atm i overflatelaget (Figur 7). ph og aragonittmetning har avtatt med henholdsvis 0,0033 og 0,014 i samme lag. Her, som de fleste andre områder i denne analysen blir trendene svakere nedover i dypet til 2000 m. Det dypeste laget (20004000 m) er undermettet med aragonitt. I dette området er det vel å merke bare data fra tre av 31 år. Det er få av trendene langs IslandSkottlandryggen, i Framstredet og Barentshavsåpningen som er signifikante, som kan skyldes både få data (de to førstnevnte områdene) og kortere tidsperiode enn ellers (det sistnevnte området). En interessant observasjon er likevel at i dyplaget 200500 m finner vi signifikant stigende C T verdi i alle fem områdene i denne studien, og verdien varierer mellom 0,55 µmol kg 1 år 1 i det sørligste området (Figur 5) til 1,1 µmol kg 1 år 1 i det nordligste (Figur 7). Trendanalysene har vist at selv om datamengden er stor i enkelte områder i Norskehavet så er den ulikt fordelt, og det har for eksempel vist seg vanskelig å gjøre en tilfredsstillende analyse av områder der vann strømmer inn og ut av Norskehavet. 9
10
11
12
13
Metningshorisonten for aragonitt i Norskebassenget lå i 1981 på ca. 2100 m mens den i 2009 lå på ca. 1800 m (Figur 8, venstre panel). Mellom disse to årene ser det ut til at den har fluktuert uregelmessig rundt ca. 2000 m. Dette stemmer godt med upubliserte studier av metningshorisonten for aragonitt på værstasjon M i Norskebassengets østkant. I Lofotenbassenget er metningshorisonten for aragonitt på ca. 2100 m, og har vært bortimot uforandret siden 1981 (Figur 8, høyre panel). Chierici et al. (2012) beregnet at metningshorisonten for aragonitt i 2011 lå på ca. 1500 m dyp i Norskehavet. Dette resultatet er basert på data fra en stasjon nærmere land (på Gimsøysnittet innenfor Lofotenbassenget) enn data i vårt arbeid. Gitt at dagens utslippsrate av atmosfærisk CO 2 fortsetter så vil også havforsuringen fortsette. Hvis vi antar en reduksjon i metningsdypet på 10 m pr år i Norskebassenget (basert på ca. 300 m reduksjon over 30 år) så vil metningshorisonten for aragonitt i dette bassenget nå ca. 900 m i år 2100. Nærmere kysten, i den ferskere kyststrømmen, forventes en raskere reduksjon av metningsgraden for karbonat (aragonitt og kalsitt). Etter hvert vil vann undermettet med karbonat også nå dypet der kaldtvannskorallrevene langs Norskekysten vokser (200500 m dyp), og videre vekst av revene vil bli vanskelig. Figur 8. Metningsgrad for aragonitt (( Ar ) i Norskebassenget (til venstre) og Lofotenbassenget (til høyre). Metningshorisonten ( Ar = 1) er markert i diagrammene. Den observerte reduksjonen i overflateph i Norske og Lofotenbassengene kan relateres til globale phverdier. I geologisk tid har global ph i overflatevann variert mellom istidsperioder (ca. 8,32) og mellomistidsperioder (ca. 8,18), se Figur 9. På grunn av CO 2 utslipp til atmosfæren er dagens globale phverdi i havoverflata ca. 0,1 enheter lavere enn før den industrielle revolusjon, og lavere enn noen gang i løpet av istidmellomistidsperiodene. Med avtakende ph vil også metningsgrad for aragonitt og kalsitt avta. 14
Figur 9. Endringer i ph i overflatevann (025 m) og atmosfærisk CO 2 bakover og framover i tid. Blå oval = global phverdi i istidsperioder, grønn oval = global phverdi i mellomistidsperioder, oransje oval = dagens ph verdi, rød oval = predikert global ph i 2100, svarte prikker = beregnete phverdier fra målte C T og A T konsentrasjoner i alle hav i perioden 19902002. Lysblå linje viser økningen i atmosfærisk CO 2. Fra IMBER (2005). Dekomponering Figur 1013 viser resultatet av dekomponeringsanalysen, der man har søkt å bestemme i hvor stor grad ulike prosesser står bak de observerte endringene i pco 2 og ph (se ligning 1 og 2), og resultatet er gitt i årlig endring i pco 2 og ph over en periode på 31 år (1981 til 2011). Fra Figur 10 kan man lese at i overflatelaget er C T konsentrasjonen den drivende prosessen bak økning i pco 2 i både Norske og Lofotenbassenget mens i dybdelaget 200500 m er økt temperatur vel så viktig for pco 2 økningen (og phreduksjonen). Dypere enn 500 m er det hovedsakelig endring i C T og A T som fører til endret pco 2 og ph i Norskebassenget, mens i Lofotenbassenget er det primært endring i C T som driver pco 2 og phendringene dypere enn 500 m. Økning i A T ser ut til å være viktigst i dybdelaget 200500 m og fører til en liten reduksjon i pco 2 (økning i ph). Summen av de ulike prosessene er med få unntak tilnærmet lik observert endring pr år i pco 2 og ph for alle dyp (sammenligning av stolpe 5 og 6 i hvert diagram i Figur 10), noe som verifiserer kvaliteten av analysen. Der er små forskjeller og det skyldes at dekomponeringsanalysen ikke tar høyde for at de ulike prosessene kan variere i styrke fra år til år (dette vil gi seg utslag i små variasjoner i konstantene i ligning 2). I tillegg vil også usikkerhet i dataene spille inn. I dyplaget (20004000 m) i Norskebassenget er forskjellen stor mellom sum og observert ph. Dette er trolig et artefakt. Endring i C T og A T trendene er drevet av endring i salt, nitrat (et mål på primærproduksjon/ remineralisering) og kalkskjelldanning og oppløsning. Dekomponeringsanalyse gjort for C T og A T er vist i Figur 11, og her ser vi at A T trenden i de øverste 500 m av Norskebassenget og de øverste 1000 m av Lofotenbassenget primært er drevet av at vannet er blitt saltere. Dypere enn dette er det en avtakende nitratkonsentrasjon (ikke vist) som gir et positivt bidrag til A T trenden, men her er det snakk om svært små trender. C T i øverste lag av Norskebassenget er drevet primært av nitratøkning, men saltendring står også for mye av den observerte C T trenden. Nedover i dypet ser det ut som oppløsning av kalkskjell også bidrar noe til C T trenden, men utslagene er små og usikkerhet i dataene må tas i betraktning. 15
Dypere enn 200 m i Norskebassenget er summen av salt og nitrateffekter på A T trenden lavere enn den observerte trenden (Figur 11), og differansen mellom disse kan representere en A T økning fra oppløsning av kalkskjell; en effekt som ikke er tatt med i dekomponeringen av A T. Men siden tilsvarende størrelse ikke ses i C T dekomponeringen så er trolig mesteparten av denne differansen knyttet til usikkerhet i dataene. Generelt kan det sies at i de aller fleste dyp i både Norske og Lofotenbassenget er økende C T konsertrasjon en viktig driver for observert pco 2 økning og phreduksjon (Figur 10). Figur 11 viser store forskjeller mellom observert trend i C T og beregnet trend (sammenligning av stolpe 5 og 6 i hvert diagram for DIC i Figur 11; DIC=C T ) i de fleste dyp. Denne forskjellen tilskrives opptak av CO 2 fra atmosfæren og innblanding av menneskeskapt CO 2 nedover i vannmassene, siden disse prosessene ikke er tatt med i dekomponeringsanalysen. Fra Figur 11 kan det konkluderes med at store deler (50 90 %) av observert pco 2 og phendring skyldes opptak av menneskeskapt CO 2. Figur 12 og 13 viser resultat fra dekomponeringsanalysen for IslandSkottlandryggen, Barentshavsåpningen og Framstredet. Grovt sett kan vi si at i nord er det overveiende C T (primært styrt av økende nitrat og saltinnhold) som driver de årlige endringene i pco 2 og ph i overflatelaget, mens i sør er ansvaret mer jevnt fordelt mellom C T, A T og salt. 16
17
18
19
Konklusjon I løpet av 31årsperioden som er analysert ser vi en signifikant forsuring i de sentrale områdene av Norskehavet, og dette er drevet av endringer i C T, A T og pco 2. Store deler (5090 %) av endringene i pco 2 og ph er knyttet til opptak av menneskeskapt CO 2 fra atmosfæren. De øverste 200 m i Norskeog Lofotenbassenget har blitt henholdsvis 0,0037 og 0,0023 phenheter surere pr år. I Lofotenbassenget er phtrenden omtrent lik i alle vannlag ned til 2000 m, mens i Norskebassenget avtar phtrenden ned til 2000 m. De observerte endringene i havoverflata er som forventa og vi knytter dem primært til den stigende CO 2 konsentrasjonen i atmosfæren (1,62,1 μatm år 1 ). I Norskebassenget har phverdien i overflatelaget avtatt med 0,11 enheter over en periode på 30 år. Dette er sammenlignbart med reduksjonen i phverdien i NordAtlanteren siden starten av den industrielle revolusjon på 1750 tallet. I de øverste 200 m i Norske og Lofotenbassenget er dagens aragonittmetning henholdsvis 2,0 og 2,1, og metningen har avtatt med henholdsvis 0,007 og 0,0083 enheter pr år i analyseperioden på 31 år. I Lofotenbassenget er vannet dypere enn 2000 m undermettet med aragonitt, og dette har vedvart i hele perioden. Mellom 10002000 m går Ar verdien mot 1. Mellom 2000 og 4000 m dyp i Norskebassenget har aragonittmetningen vært under 1 i analyseperioden, den ligger nå på ca. 1. Metningshorisonten i Norskebassenget har variert rundt 2000 i analyseperioden og lå i 2009 på ca. 1800 m dyp. I Lofotenbassenget har metningshorisonten forandret seg lite mellom 1982 og 2011, og den er ligger på ca. 2100 m dyp. Med vedvarende utslippsrate av atmosfærisk CO 2 vil havforsuringen i Norske og Lofotenbassengene fortsette og mest sannsynlig akselerere i framtida. Referanser AMAP, 2013, Arctic Ocean Acidification Assessment, Key Findings, presentert på Havforsuringskonferansen i Bergen 6.8. ma. Chierici, M., K. Sørensen, T. Johannessen, K.Y. Børsheim, A. Olsen, E. Yakushev, A. Omar og T.A. Blakseth, 2012, Tilførselsprogrammet 2011 Overvåkning av forsuring av norske farvann, NIVA Rapport TA2936/2012, 48 pp. Dickson, A.G. og F.J. Millero, 1987, A comparison of the equilibrium constants for the dissociation of carbonic acid in seawater media, DeepSea Res., 34, 17331743. Dickson, A.G., 1990, Standard potential of the reaction: AgCl(s) + 1/2 H 2 (g) = Ag(s) + HCl(aq), and the standard acidity constant of the ion HSO 4 in synthetic sea water from 273.15 to 318.15 K. J. Chem. Thermodyn. 22, 113127. Dickson, A.G., C.L. Sabine og J.R. Christian (eds.), 2007, Guide to best practices for ocean CO 2 measurements. PICES Special Publication 3, 191 pp. IMBER, 2005, Science Plan and Implementation Strategy, IGBP Report No. 52, IGBP Secretariat, Stockholm, 76 pp. Mehrbach, C., C.H. Culberson, J.E. Hawley og R.N. Pytkowicz, 1973, Measurement of the apparent dissociation constants of carbonic acid in seawater at atmospheric pressure, Limnology and Oceanography, 18, 897 907. 20
Metzl, N., A. Corbière, G. Reverdin, A. Lenton, T. Takahashi, A. Olsen, T. Johannessen, D. Pierrot, R. Wanninkhof, S.R. Olafsdottir, J. Olafsson og M. Ramonet, 2010, Recent acceleration of the sea surface fco2 growth rate in the North Atlantic subpolar gyre (19932008) revealed by winter observations, Global Biogechemical Cycles 24, GB4004, doi:10.1029/2009gn003658. Olafsson, J., S.R. Olafsdottir., A. BenoitCattin., M. Danielsen., T.S. Arnarson. og T. Takahashi, 2009, Rate of Iceland Sea acidification from time series measurements, Biogeosciences, 6, 26612668, www.biogeosciences.net/6/2661. Olsen, A., A.M. Omar, R.G.J. Bellerby, T. Johannessen, U. Ninnemann, K.R. Brown, K.A. Olsson, J. Olafsson, G. Nondal, C. Kivimäe, S. Kringstad, C. Neill og S. Olafsdottir, 2006, Magnitude and Origin of the Anthropogenic CO 2 increase and 13 C Suess effect in the Nordic Seas Since 1981, Global Biogeochemical Cycles, 20, GB3027, doi: 10.1029/2005GB002669. Olsen, A., R.M. Key, E. Jeansson, E. Falck, J. Olafsson, S. van Heuven, I. Skjelvan, A.M. Omar, K.A. Olsson, L.G. Anderson, S. Jutterström, F. Rey, T. Johannessen, R.G. J. Bellerby, J. Blindheim, J.L. Bullister, B. Pfeil, X. Lin, A. Kozyr, C. Schirnick, T. Tanhua og D.W.R. Wallace, 2010, Overview of the Nordic Seas CARINA data and salinity measurements, Earth System Science Data, 1, 2534. Omar, A., T. Johannessen, S. Kaltin og A. Olsen, 2003, Anthropogenic increase of oceanic pco 2 in the Barents Sea surface water, J. Geophys. Res.; Oceans, 108. Omar, A. M., I. Skjelvan og A. Olsen, 2009, Forsuring påvist i havene rundt Norge, Klima, 6, 3333. Pierrot, D. E. Lewis og D. W. R. Wallace, 2006, MS Excel Program Developed for CO2 System Calculations,. ORNL/CDIAC105a, Carbon Dioxide Information Analysis Center, Oak Ridge National Laboratory, U.S. Department of Energy, Oak Ridge, Tennessee. doi: 10.3334/CDIAC/otg.CO2SYS_XLS_CDIAC105a. Skagseth, Ø. og K.A. Mork, 2012, Heat content in the Norwegian Sea, 1995 2010, ICES Journal of Marine Science, 69, 826 832. Skjelvan, I., E.Falck, F. Rey og S. Kringstad, 2008, Inorganic carbon time series at Ocean Weather Station M in the Norwegian Sea, Biogeosciences, 5, pp. 549560. Wallace, D.W.R., 2001, Storage and transport of excess CO2 in the oceans: The JGOFS/WOCE global CO2 Survey, in Ocean circulation and climate: observing and modeling the global ocean (eds. G.Siedler, J.Church, and J.Gould). Zeebe, R.E. og D. WolfGladow, 2001, CO 2 in Seawater: Equilibrium, Kinetics, Isotopes, Elsevier. Østerhus, S og T. Gammelsrød, 1999, The abyss of the Nordic Seas is warming, Jour. of Climate, 2 (11), 32973304. 21