Kap. 6: Dyphavet utenfor Lofoten-Vesterålen-Troms
KAPITTEL 6 4 DYPHAVET UTENFOR LOFOTENVESTERÅLEN-TROMS 6.1. Valerie Bellec, Terje Thorsnes, Leif Rise, Reidulv Bøe, Margaret Dolan og Odd Harald Hansen 6.2. Lene Buhl-Mortensen, Pål Buhl-Mortensen og Børge Holte Andøya Figur 1. Mange har latt seg imponere over dimensjonene i Jutulhogget. Men i Bleiksdjupet kan Jutulhogget stables 4 ganger på hverandre, uten at det rekker helt opp til kanten. Kilde Jutulhogget: Wikimedia 6.1 HAVBUNNEN - LANDSKAP, GEOLOGI OG PROSESSER 6.1.1 Landskap – dype gjel, store skred og flate sletter Tenk deg at du går i Jutulhogget, det berømte gjelet mellom Østerdalen og Rendalen, og titter opp mot de nesten 250 meter høye veggene. Mange er blitt imponert over dette gjelet, som er ett av Nord-Europas største, gravd ut av enorme mengder smeltevann under dreneringen av Nedre Glomsjø på slutten av siste istid. Slikt har vi ikke i havet, tenker du kanskje – havbunnen er jo temmelig flat, er den ikke? På ingen måte! Bleiksdjupet utenfor Andøya er fire ganger dypere – nesten 1000 meter dypt. Dermed kan du stable fire Jutulhogg på hverandre (figur 1), og fremdeles ikke komme helt til kanten der hvor gjelet er mest innskåret. Bleiksdjupet er ett av flere dype gjel på kontinentalskråningen utenfor Lofoten-Vesterålen-Troms. Hvorfor er det så mange her? Kontinentalskråningen – vill og forrevet Kontinentalskråningen utenfor LofotenVesterålen-Troms er litt over 300 kilometer lang. Her finnes 10 store (figur 2), og flere mindre gjel. Bleiksdjupet er det største - nesten 10 kilometer bredt og 30 kilometer langt. De bratte sidene, opptil 30° (figur 3) forteller om en lang utviklingshistorie, med gjentatte utrasninger og perioder med utgraving (erosjon). Gjelet er skåret ned i tykke lag med sedimenter avsatt gjennom istidene, og helt ned i hardere sedimenter og sedimentære bergarter, som kan være flere millioner år gamle. I bunnen av gjelet går det en kanal, som kan følges langt ut over dyphavsletten. Skråningen utenfor Lofoten-Vesterålen-Troms er det eneste området i Norge hvor slike store gjel finnes. Opprinnelsen og den detaljerte geologiske DYPHAVET UTENFOR LOFOTEN-VESTERÅLEN-TROMS 63 historien til disse store gjelene er fortsatt ikke helt klarlagt, men noen spor og sammenhenger er tydelige. Ser vi på landskapskartet (figur 8 i kapittel 5), er det tydelig at flere av gjelene ligger i fortsettelsen av marine daler og forsenkninger på sokkelen. Ser vi på en 3Dmodell av området fra Hola og utover mot dyphavet (figur 4), er det tydelig at vi finner store skredgroper i gjelene, og at massene fra disse utrasningene er blitt transportert gjennom gjelene, og blitt avsatt på dyphavssletten. Øverst i gjelene finner vi ofte skredkanter som kan sammenfalle med eggakanten. På kontinentalsokkelen finner vi mange steder marine daler, som for eksempel den ved Hola, som ender der hvor gjelene starter. Vi ser altså at marine daler, skred og gjel ofte opptrer sammen. Men sammenhengen er fremdeles uklar. Har Østersjøen Andøya Vestfjorden Harstad Senja Lofoten Vesterålen ya Andø Figur 2. Kontinentalskråningen utenfor Lofoten og Vesterålen er dramatisk, med mange marine gjel og store skred. 69°40’ 00 20 1500 gjelene startet der hvor isstrømmene som formet de marine dalene møtte eggakanten? Har gjelene startet å utvikle seg hvor det har gått skred? Eller har skred gått hvor et marint gjel har utviklet seg, og gitt bratte gjelsider? Fra andre studier er det kjent at erosjon forårsaket av bunnstrømmer er viktige for å danne og vedlikeholde marine gjel. Derfor er det rimelig å tro at de marine gjelene på kontinentalskråningen utenfor Lofoten-Vesterålen-Troms er dannet av en kombinasjon av disse prosessene, uten at man foreløpig kan gi en detaljert forklaring. Dyphavsletten – vifter, kanaler og skredmasser Nedenfor kontinentalskråningen ligger dyphavssletten med store og relativt flate områder. I den sørlige delen av området ser vi at overgangen mellom kontinentalskråning og dyphavsslette har en tydelig grense (figur 4). I den nordlige delen derimot er grensen mer gradvis (figur 5). Dette skyldes at isstrømmene som utformet Andfjordrenna og Malangsdjupet har avsatt store mengder løsmasser langs eggakanten, og deler av massene har sklidd helt ut på dyphavssletten. Noen steder har store blokker – opptil flere kilometer lange – sklidd utover og danner ”fjell” på havbunnen (figur 6) På dyphavssletten finner vi mange submarine sedimentvifter. Dette er avsetninger av løsmasser som har blitt transportert ned gjennom gjelene og ut på dyphavssletten, og avsatt i en vifteform – ikke ulikt snøskred (figur 4). Noen steder fortsetter kanaler fra gjelene ut på dyphavssletten. Et godt eksempel på dette finner vi i Bleiksdjupet, hvor kanalen fortsetter ut i Lofotbassenget (figur 5). 6.1.2 Sedimenter og bunntyper 69°30’ 1000 750 0 50 0 25 69°20’ 10 km 15°30’ ya dø An 16° Figur 3. Dybdekart (venstre) og skråningskart (høyre) over Bleiksdjupet. Skråningskartet viser at veggene i Bleiksdjupet er bratte – opptil 30 grader. Dybdekartet viser hvordan det 10 kilometer brede gjelet er skåret nesten 30 kilometer inn i kontinentalskråningen. 64 DYPHAVET UTENFOR LOFOTEN-VESTERÅLEN-TROMS Gjelene I gjelene (canyons) på kontinentalskråningen er variasjonen i sedimentsammensetning og bunntyper stor. Sedimentene kan være forskjellige fra den ene siden av et gjel til den andre, og øverst på skråningene dominerer gjerne grusholdig sand, mens det lenger ned på skråningen er overgang til grusholdig slamholdig sand. I bunnen av gjelene består sedimentene av både grusholdig slamholdig sand og grusholdig sandholdig slam (figur 7). I kanaler langs bunnen av gjel dominerer gjerne sand eller grusholdig sand. Sveinsgrunnen Andfjordrenna Skred red lta e en tt in sle nt el Ko okk s Sk tte le ss av ph Dy lke ok ls ta ing en n in rå nt sk Ko Vifte t sdjupe Malang al Marin d Bleiksdjupet Skred 100 m 10 km 5 km Figur 6. Store skredblokker i overgangen mellom kontinentalskråning og dyphavsslette utenfor Malangsdjupet og Andfjordrenna. 25 00 m Figur 4. 3D-modell fra Hola mot dyphavet. Sedimentene i den submarine viften på dyphavssletten til venstre har strømmet ut fra gjelet, og gjelet henger sammen med den marine dalen ved Hola. 5x vertikal overdrivelse. 00 m 20 00 10 00 m m 15 Figur 5. Grensen mellom kontinentalskråning og dyphavsslette er klar sør for Bleiksdjupet, men blir mer gradvis nordover. Kanalen fra Bleiksdjupet fortsetter mer enn 40 kilometer fra gjelet. 0m 50 Gjelene har ofte karakteristiske, bratte skråninger skåret ut i gamle, faste sedimenter. Noen steder ser vi nesten loddrette vegger, der det stikker ut leirstein, siltstein og sandstein som muligens kan være flere millioner år gamle. I kartene er disse sedimentene vist som ”Harde sedimenter eller sedimentære bergarter”. Blokker av utraste harde sedimenter ligger på hyller og langs foten av skråningene. På videoopptak ses også blokker som trolig stammer fra utrast morenemateriale avsatt høyere oppe på kontinentalskråningen (figur 8). Blokkområdene er vanligvis for små til å bli avmerket i kartene. 10 km Figur 7. Bunntyper på kontinentalskråningen utenfor Lofoten. Figuren er laget ved å legge tolkede bunntyper i farger over et skyggerelieffkart belyst fra nordvest. DYPHAVET UTENFOR LOFOTEN-VESTERÅLEN-TROMS 65 KAPITTEL 6 d re Sk Skred Figur 8. Utraste blokker av morenemateriale ved foten av en brattkant i et gjel utenfor Lofoten. 20 cm Kontinentalskråningen mellom gjelene På kontinentalskråningen mellom gjelene er det en gradvis overgang fra ganske grove sedimenter, øverst på skråningen, til mer finkornede sedimenter lenger nede. Sandholdig grus dominerer på sokkelkanten og et lite stykke nedover skråningen, fulgt av en sone med grusholdig sand. Denne bunntypen finner vi først og fremst på skråningsterrasser på den øverste delen av kontinentalskråningen. På midtre og nedre del av kontinentalskåningen finner vi grusholdig slamholdig sand, men sedimenttypen varierer der det er skifte mellom forskjellige avsetningsprosesser. På høyoppløselige seismiske data ser vi strukturløse og trolig grovkornede sedimenter i kanalene på skråningen, mens lagdelte sedimenter ligger mellom kanalene. Lagdelingen kan skyldes vekslende lag av grus, sand og slam. I bratte skrenter er det også her mange steder funnet harde sedimenter eller sedimentære bergarter. Lengst sørvest i kartleggingsområdet består midtre del av kontinentalskråningen av slamholdig sand, som avsettes på den såkalte Lofot-konturitten (se under). Dyphavsslettene Også på kontinentalstigningen (overgangssonen mellom kontinentalskråningen og dyphavsslettene) og på dyphavsslettene er det store variasjoner i bunntype. Vanligst på kontinentalstigningen er grusholdig slamholdig sand, mens grusholdig sandholdig slam dominerer dyphavsslettene. Grovkornede bunnsedimenter kan strekke seg langt utover dyphavsslettene utenfor de største gjelene. I noen gjel ligger finkornede sedimenter, som strekker seg oppover fra dyphavslettene. Grus, stein og blokk droppet fra drivende isfjell på slutten av siste istid finnes i overflatesedimentene nesten overalt. Store blokkområder, noen steder med gigantiske skredblokker, er observert både på konti- 66 DYPHAVET UTENFOR LOFOTEN-VESTERÅLEN-TROMS nentalstigningen og dyphavsslettene. De fleste av disse er gamle og delvis dekket av yngre, finkornige sedimenter (kapittel 6.1.1). Flere av blokkområdene finnes utenfor munningen av gjel. 6.1.3 En havbunn i forandring - dype gjel og store sletter Bratte gjel med steinsprang og skred Den mest karakteristiske landformen utenfor Lofoten, Vesterålen og Troms er gjel som skjærer seg inn i kontinentalskråningen. Bleiksdjupet er et gjel som er skåret helt inn i kontinentalsokkelen, altså gjennom eggakanten. Gjelene har en lang forhistorie, men sedimentære prosesser er aktive i gjelene den dag i dag. Dette gjelder først og fremst skredaktivitet. Vi ser mange steder spor etter skred, både skredgroper, skredskrenter og skredmasser (figur 9). Ved foten av bratte skrenter i harde sedimenter finner vi gjerne nedraste blokker. Vi har ikke nøyaktig alder på skredene, men terrengformer og seismikk indikerer at noen kan være av nyere dato. Skredavsetning 0m 100 750 m Skredgrop 500 m Kanal 250 m Isfjell pløyemerke 2 km Figur 9. Skred på havbunnen i et av gjelene nord for Lofoten. Skredene her har utløsningsområde rett nedenfor sokkelkanten. Alderen på skredene er ikke kjent, men de ser ikke ut til å være dekket av særlig mye nyere sedimenter. Dette tyder på at de kan være ganske unge. KAPITTEL 6 m 00 -20 00 -10 m Figur 10. Ved foten av kontinentalskråningen utenfor Lofoten dannes det undersjøiske vifter ved utløpet av gjelene. Sedimenter fraktes ned gjelene med skred, turbiditetsstrømmer og andre tetthetsstrømmer, og avsettes på viftene. Skred på kontinentalskråningen og dyphavsslettene Skredgroper, skredkanter og skredmasser er vanlige på kontinentalskråningen mellom gjelene, f.eks. på øverste del av kontinentalskråningen vest for Bleiksdjupet. Mange skred er observert på kontinentalskråningen i den sørvestligste delen av Nordland VII. Disse skredene ligger i avsetningsområdet for Lofot-konturitten (se under) og i den nordøstligste delen av Trænadjupras-området. Det siste store, kjente skredet her gikk for ca. 4000 år siden. Det kan være mange årsaker til skred på kontinentalskråningen. En vanlig utløsningsårsak er jordskjelv, som får ustabile sedimenter avsatt i skråninger til å rase ut. Etter siste istid har sedimenttilførselen i dette området hovedsaklig vært med havstrømmene fra sørvest. Løsmasser har derfor blitt avsatt i le, på sørvestskråningene i gjelene, og det er disse sedimentene som trolig er mest ustabile. Gamle skredmasser med store blokker dekker store områder av dyphavsslettene utenfor Lofoten, Vesterålen og Troms (se kapittel 6.1.1). Skredmassene ligger mange steder helt i overflaten av havbunnen, noe som viser at det nå avsettes veldig lite sedimenter i disse områdene. Kanaler, turbiditter og undersjøiske vifter Rasmasser som beveger seg nedover kontinentalskråningen vil gradvis ta opp mer og mer vann og utvikle seg til såkalte turbiditetsstrømmer (strømmer drevet av den høye tettheten til det sedimentholdige vannet). Turbiditets- Figur 11. Hule i harde sedimenter på kontinentalskråningen utenfor Lofoten. Vi vet ikke sikkert hvordan hulen er dannet. strømmer kan forårsake erosjon av havbunnen. I gjelene vil strømmer følge samme spor, og en får utviklet kanaler. Den mest særpregede kanalen i dette området (Lofotbassengkanalen) starter innerst i Bleiksdjupet, og kan følges flere titalls kilometer ut i Lofotbassenget. Undersøkelser har vist at den siste store turbiditetsstrømmen i Lofotbassengkanalen skjedde for ca. 4000 år siden (samtidig med Trænadjupraset), mens transport og avsetning av sedimenter fra mindre turbiditetsstrømmer trolig er en prosess som skjer den dag i dag. Turbiditetsstrømmer kan også utvikles fra skred mellom gjelene og der mer permanente havstrømmer med høyt sedimentinnhold beveger seg nedover gjel. Sedimenter i turbiditetsstrømmer avsettes som tynne sedimentlag (turbiditter) når strømmen stopper opp. Undersjøiske vifter dannes der skredmasser og turbiditter akkumulerer, oftest på dyphavssletten utenfor de store gjelene (figur 10). Enkelte vifter er karakterisert av store skredblokker, mens andre er dominert av turbiditter. I seismiske snitt ser en turbidittene som lagdelte avsetninger, mens skredavsetninger er mer kaotiske. Tykkelsen på avsetningene i viftene avtar bort fra munningen av gjelene. Kanaler på overflaten av enkelte vifter kan tyde på at sedimenter med jevne mellomrom transporteres utover og avsettes som turbiditter. sand) transportert og avsatt av konturstrømmer. Konturstrømmer er havstrømmer som beveger seg langs dybdekonturene på bestemte havdyp. Atlanterhavsstrømmen er en konturstrøm som følger kontinentalskråningen fra sør mot nord utenfor Lofoten, Vesterålen og Troms. Denne strømmen er svært viktig for sedimenttransporten langs havbunnen i området. Ifølge tidligere undersøkelser har Lofotkonturitten en mektighet på opptil 300 m, men mesteparten av sedimentene er gamle, og kun ca. 1 m er avsatt de siste 10 000 år. Dette tyder på at avsetningshastigheten nå er lav på det meste av kontinentalskråningen. Huler i havbunnen Noen steder har MAREANO observert fenomener vi ikke uten videre er istand til å forklare, for eksempel huler i havbunnen på rundt 2200 m vanndyp utenfor Lofoten (figur 11). En hule er dannet i harde sedimenter i et haugete område av skredmasser bestående av sedimentære bergarter og kvartære sedimenter. Foran huleåpningen ligger det løse blokker, som tydelig stammer fra materialet hulen er erodert i. I sedimentene på siden av hulen er det fullt av mindre hull, med åpninger på 3-4 cm i diameter. En mulighet er at den store hulen er dannet ved utblåsning av gass eller væske fra undergrunnen. En annen er at hulen er laget av gravende organismer. Konturitter Lengst sørvest i det kartlagte området finner vi den såkalte Lofotkonturitten, som består av lagdelte, finkornede sedimenter (leir, silt og DYPHAVET UTENFOR LOFOTEN-VESTERÅLEN-TROMS 67 6.2 NATURTYPER OG DYRELIV I dette kapitlet beskriver vi naturtyper og biomangfold i de dype havområdene, fra sokkelkanten og nedover, utenfor Lofoten, Vesterålen og Troms. Denne havbunnen har svært varierte undervannslandskap, og som topografikartet (figur 12) viser er terrenget dramatisk med brå endringer i dybde. Topografien bestemmer miljøet på mange måter; strømmene styres av den og kanaler og raviner kan være viktige transportårer for sedimenter og organisk materiale som blir tatt i mot av ”åpne munner” i et dyphav hvor ellers mattilgangen er begrenset. Utenfor Troms og Nordland ligger kontinentalskråningen svært nært land og fører bratt ned til 3000 meters dyp i Norskehavet. Kanten på kontinentalsokkelen utgjør et ganske klart avgrenset område som starter på 200500 meters dyp. Fra sokkelkanten og nedover Figur 12. Dybdeforhold og havbunnstopografi utenfor Nordland, Vesterålen og Troms. Rødt-orange < 100 m: Banker på sokkel, Gult 100-350 m: Trau på sokkel og sokkelkant, Grønt 350-700 m: Øvre skråning, Lysblå 700-1000 m: Overgangssone mellom varmt og kaldt vann, Mørkblå: 1000-1400 m: Midtskråning, Blåfiolett 1400-2400 m: Nedre skråning, Rødfiolett 2400-2800 m: Dyphavsslette Dyp (m) Temperatur 68 finner vi to markante skiller mellom tre vannmasser som er så forskjellige at de kan betraktes som ulike klimasoner (figur 13). I øvre deler av skråningen strømmer forlengelsen av Golfstrømmen som sikrer oss et relativt mildt klima her i Norge til tross for at landet ligger langt mot nord. Det tydeligste faunaskillet forekommer på rundt 700 meters dyp. Skillet sammenfaller med overgangen mellom atlantisk vann med temperaturer over 0,5 grader og arktisk intermediært vann med temperaturer mellom 0,5 og -0,5 grader. I overgangslaget på 700 meters dyp er faunaen svært forskjelllig fra den som forekommer grunnere. Det neste skillet ligger på rundt 1000 m dyp. Dypere enn dette finner vi Norskehavsvannet som har en stabil temperatur på mellom -0,5 og -1,1 grader. Andre faunaskiller er ikke klart knyttet til dyp, men har sammenheng med fordeling av landskap, landskapsdeler og bunntyper. Utfor skråningen skjer en jevn transport av organisk materiale fra det produktive området på sokkelen ned til de dype og mer lavproduktive områdene. Dyphavet er avhengig av næringstilførsel fra en produksjon som skjer mange hundre meter opp i vannet. Det er ikke store mengder som normalt når ned til bunnen mens nær skråningen vil denne transporten ned gå hurtigere og skje i større omfang. Dels på grunn av skrånende terreng og dels grunnet strømmer. Det er i stor grad landskapet som former strømmønsteret og strømmene som transporterer mat, egg og larver. Spesielt vil slik transport skje i de store marine gjelene som det finnes et titalls av langs skråningen i nord. I slike raviner er de bratte veggene ofte hardpakket leire som virker som stein og her kan man finne sjøtrær og andre koraller. DYPHAVET UTENFOR LOFOTEN-VESTERÅLEN-TROMS Figur 13. Figurene over viser den sterke temperaturgradienten med dyp og vannmasser i området utenfor Lofoten Vesterålen. Det er kort avstand (10 - 25 km) fra de grunne bankene ned til dyphavsletten med konstant lav temperatur på – 1,1 °C. Vi passerer gjennom tre vannmasser: Nordlig atlanterhavsvann (NAW) øverst, så et overgangslag med Norsk-arktisk intermediært vann (NSAIW) og dypere enn 1000 meter finner vi Norskehavsvann (NSDW). Overgangen mellom sonene varierer noe gjennom året, og det kan dannes lange bølger i overgangslaget. Figurene viser vår/ sommersituasjon. Vanntemperaturen er sammen med bunntyper avgjørende for hvilke bunndyr vi finner i ulike dybdesoner. KAPITTEL 6 Kontinentalsokkelkant og øvre skråning (230-700m). Hovedsakelig grusig sand med innslag av større stein. Variert og rik fauna med svamper og ”enger” av blomkålkorall. Temperatur > 0,5 °C. Midtre skråning (700-1000m). Hovedsakelig slett sandig mudderbunn, med enkelte kuperte områder i tilknytning til marine gjel og rygger. Temperatur: -0,5 til 0,5 °C. Overgangsone med innslag av fauna fra både grunnere og dypere områder. Nedre skråning (1000-2400m). Hovedsakelig slett mudderbunn med kuperte områder i tilknytning til marine gjel og rygger. Stabilt kaldt vann -0,5 til -1,1°C. I denne sonen og nedenfor finner vi ”ekte” arktiske arter så som stilkete sjøliljer, sjøstjernen Hymenaster og sjøpølsen Elpidia. Dyphavsslette (>2400m). Slett mudderbunn med høy tetthet av foraminiferer. Stabilt kaldt vann -0,5 til -1,1°C.Stilkete sjøliljer, glassvamper, sjøpølsen Kolga og kråkebollen Pourtalesia er vanlige. Figur 14. Kort beskrivelse og eksempler på naturtyper på dypt vann utenfor Nordland, Vesterålen og Troms. DYPHAVET UTENFOR LOFOTEN-VESTERÅLEN-TROMS 69 Fordeling av naturtyper Havbunnen fra sokkelkanten og ned til dyphavssletten kan deles inn i fire generelle naturtyper basert på observasjoner av dominerende fauna og miljø. Innenfor hver av disse naturtypene som dekker ulike landskap kan vi videre dele inn i naturtyper som defineres av lokale miljøforhold. Slik detaljert framstilling av naturtyper vil følge etter at de nyeste undersøkelsene har blitt analysert. Figur 15. Grusbunn med ”eng” av blomkålkorall og medusahode på sokkelkanten. Kontinentalsokkelkanten og øvre kontinentalskråning Kontinentalsokkelkanten er et område med sterk strøm og relativt grovt bunnsubstrat. Dyrelivet her er rikt. Vi kan finne tette bestander med blomkålkoraller og medusahode knyttet til sandig grusbunn (figur 15). Svamp-habitater forekommer også i denne naturtypen. Midtre kontinentalskråning Den midtre kontinentalskråningen sammenfaller med dybden hvor arktisk intermediært vann forekommer. I denne naturtypen finner vi representanter for både den grunnere og den dypere faunaen. På 1000 meters dyp observerte vi en ”skog” av Umbellula (figur 16). Disse dyrene hører til gruppen sjøfjær, og kan bli flere meter høye. I ”Stabbråa”, en ravine utenfor Hola, forekommer de ganske tett i forhold til andre arter på samme dyp, det vil si med få meters mellomrom. Et av eksemplarene vi fikk opp i bomtrålen Figur 16. Dyphavsjøfjæren Umbellula encrinus forekommer til dels i tette bestander med få meter mellom individene i ravinen utenfor Hola. Figur 17. En bunnlevende manet, Lucernaria bathyphilia ble observert flere steder dypere enn 1000 m 70 DYPHAVET UTENFOR LOFOTEN-VESTERÅLEN-TROMS Figur 18. Kongeringbuk ble observert i områder med sylinderroser. Figur 19. De fleste glassvamper finnes på store dyp. Svampen på bildet, Caulophacus arcticus er typisk for de dype kalde vannmassene i nord. På tokt ble den raskt døpt til ”kantarellsvamp”. Dette eksemplaret er ca 30 cm høyt. KAPITTEL 6 A B C Foto: Cedric d’Udekem Figur 20. Merkelige strukturer og uvanlige arter kan være tegn på oppkommer av gass eller andre stoffer løst i vann. A) Mystisk hule på 2100 m dyp i nedre del av skråningen. Det er usikkert om slike huler er dannet av gassoppkommer, andre typer oppkommer eller av en organisme. B) Steinbunn med bakteriebelegg, et typisk tegn på oppkommer. C) Candelabrum sp. festet til stilken av Rhizocrinus lofotensis (stilket fjærstjerne). Avstanden mellom de røde prikkene er 10 cm. Figur 21. Sjøgrisen, Elpidia glacialis, er en dyphavssjøpølse. Her er den fotografert på 1800 m dyp og i laboratorium. Bildet fra laboratoriet viser buksiden av dyret med munnpapillene trukket sammen. Dette dyret er kun et par cm stort. DYPHAVET UTENFOR LOFOTEN-VESTERÅLEN-TROMS 71 Figur 22. Faunaen på dyphavsletten, på 2700 meters dyp er unik men ganske fattig. Her står sjøliljene (Rhizocrinus lofotensis) tett som små palmer og mellom dem vandrer store og små sjøpølser rundt på sine korte bein. Her ser vi Kolga hyalina (ca 5 cm stor). Det er kjent at selv om mangfoldet minker mot dypet så er bla sjøpølsene en gruppe organismer som er rikere på dypt vann. De hvite prikkene er foraminiferer, encellede dyr med kalkskall. var over to meter langt. Alderen på så store individer er ukjent. Siden dyr i dyphavet og i kaldt vann normalt vokser svært seint er alderen nok minst like stor som for andre koraller (dvs mer enn 100 år). Den bunnlevende maneten Lucernaria bathyphilia (figur 17) finnes kun på dypt vann. Felles for de fleste av dyrene som lever på store dyp er at de sjelden blir samlet inn og omtalt i vitenskapelig rapporter. Så derfor er det ikke så rart at denne rare organismen knapt har blitt omtalt siden den ble beskrevet av en tysk forsker for 130 år siden. Nedre kontinentalskråning Nedre kontinentalskråning kan defineres som skråningen nedenfor grensen mellom Arktisk intermediært vann og Norskehavsvannet. Bunnsubstratet her er generelt mer finkornet enn i den øvre del av kontinentalskråningen. Dypere enn 1300 m var bunnen ofte ”overstrødd” med sylindersjøroser (Ceriantharia). Kongeringbuk (Rhodichtys regina) er observert kun noen få ganger med videokamera i løpet av MAREANO sine kartlegginger, men alltid i områder med sylinderroser (figur 18). På det- 72 DYPHAVET UTENFOR LOFOTEN-VESTERÅLEN-TROMS te dypet begynner stilket sjølilje å bli vanlig. Dette er en pigghud (samme gruppe organismer som sjøstjerner og kråkeboller, mm), som sitter fast med stilk på havbunnen. Stilkene er ofte levested for andre organismer som må opp fra bunnen for å få bedre tilgang på føde hvor strømmen er noe sterkere. I områder med kupert terreng på dypt vann observerte vi har vi observert relativt tette bestander av glassvamp. Caulophacus arcticus (figur 19) som er en karakteristisk og vanlig art på dette dypet. De fleste andre glassvampene var buskformete, stilkete eller fjærformete. På rundt 2100 m ble det observert dype huler, rundt 40 cm brede som er vanskelig å forklare ut fra både biologi og geologi. Slike huler ble observert på en rekke av de dype lokalitetene i nedre del av skråningen. Det er vanskelig å se for seg hvilke organismer på dette dypet som er i stand til å grave så store hull i hard leire. Men, også geologene mangler forklaring på hvilke prosesser som eventuelt kan ha produsert hulene. I nærheten fantes det områder med bakteriebelegg på stein, et typisk tegn på oppkomme av gass el- ler andre stoffer løst i vann. Den merkelige hydroiden Candelabrum sp. ble funnet på samme dyp. Denne er ellers kjent fra områder på Den midtatlantiske rygg i tilknytning til gassoppkommer. Dyphavsletten På de største dypene i Nordland VII som ble kartlagt i 2009 (2700 m) finner man i det kalde vannet en arktisk fauna som ser ut å være felles for de dype delene av Nord Atlanteren og Norskehavsbassenget. Dette er et stort slettelandskap med finkornete sedimenter og ofte en høy tetthet av foraminiferer (encellete kalkskall-organismer). Det ser ut å være en fattig men spesiell fauna i det kalde vannet med svært lite fauna som lever nede i bunnen. Høyere opp på skråningen er faunaen rikere. Megafaunaen består i hovedsak av sjøpølsene Elpidia glacialis og Kolga hyalina, sjøliljen Rhizocrinus lofotensis sammen med krepsdyrene Bythocaris og Saduria og sjøpinnsvinet Pourtalesia (figur 21-22). Disse artene, eller nære slektinger finnes også på dypt vann i det Kanadiske basseng og utenfor Spitsbergen. KAPITTEL 6 Figur 23. Arktisk ålebrosme var en av de vanligste fiskeartene på dypt vann. Bildet er tatt på 1200 meters dyp. Figur 24. Bythocaris er en stor og rød reke som trives på de bløte bunnene i dyphavet. Figur 25. Ravinen i Bleiksdjupet utenfor Andøya er en av Europas største undervannsraviner. Dette er det stedet langs Norskekysten hvor det er kortest avstand mellom land og dyphavet. A: Framspring med stiv leire steinblokker og sjøtre (Paragorgia arborea) på 650 m dyp, B: Dyphavsjøfjæren (Umbellula encrinus) (850 m dyp), C: Hull etter gravende organismer, spredte stein og lærkoraller, D: Sandbunn med små røde anemoner (1130 m dyp), E: Finkornet dyphavsslam med sjøpølsen Elpidia glacialis (1890 m dyp). DYPHAVET UTENFOR LOFOTEN-VESTERÅLEN-TROMS 73 Figur 26. I Bleiksdjupet går reisen med videoriggen CAMPOD hurtig nedover langs bratte skråninger av kompakt moreneleire. Bassenget i Norskehavet er unikt med sin lave temperatur og fattige men gamle fauna. I dette minusvannet er det ingen som haster av gårde for tiden står stille også evolusjonært. Ålebrosmen ligger rolig og halvsover på bunnen (figur 23). Marine gjel Bleiksdjupet er det største marine gjelet i Norge og ligger vest av nordspissen på Andøya (figur 25). Dett er også et av de største marine gjelene i Europa. Bleiksdjupet er sammen med Andfjorden foreslått som marint verneområde. Vi undersøkte dette marine gjelet ned til 1850 m dyp. Her fant vi et fantastisk variert ravinelandskap med bratte sider dekket av kompakte sedimenter (hard moreneleire) (figur 26), samt slakere slette bunner med ulike sedimenttyper. Det ble funnet en god del søppel i bunnen av ravinen. Antakeligvis fungerer de bratte kantene som en trakt hvor løse objekter blir transportert til med strømmen. Vi har i liten grad sett spor etter fiskerier og hovedinntrykket er at området er relativt upåvirket av menneskelig aktivitet. Rygger og nes Deler av kontinentalskråningen er kupert med rygger og undersjøiske nes også utenfor de marine gjelene. Prosessene som danner slike rygger og renner i skråningen er beskrevet i kapittel 6.1. På ett av undervannsnesene vest for Andøya fant vi en stor hydroide av slekten Corymorpha (figur 27), med en imponerende størrelse av 25 cm. Dette er stort for å være en enkelt polypp. Ett annet stort nesledyr vi observerte var sjøpennen Umbellula. Figur 27. På 1000 m dyp på et nes vest av Andøya fant vi denne store (ca 25 cm høy) Corymorphahydroiden. 74 DYPHAVET UTENFOR LOFOTEN-VESTERÅLEN-TROMS Sårbare naturtyper på dypt vann Miljøskapende arter eller skjøre nøkkelarter på dypt vann har ikke tidligere blitt viet stor oppmerksomhet. Oslo/Paris konvensjonen (OSPAR) har satt sammen en liste med marine habitater som er truet og i nedgang. Til denne listen hører dypvannsvamphabitat, korallrev, ”korallhage” (coral garden) og sjøfjær og gravende megafauna. Flere av disse habitatene er så vidt definert at de kan deles inn flere naturtyper (figur 28). Dette gjelder f. eks. korallhage som for norske forhold omfatter blomkålkorallenger, bløtbunnskorallskog og hardbunnskorallskog. Derfor har vi her gitt eget navn til Umbellula bestandene (som er en dyphavssjøfjær), Radicipes bestand (en type korallhage som vi mener bør høre til en naturtype kalt bløtbunnskorallskog) og glassvampbestander. 12°E 14°E 16°E 18°E 20°E KAPITTEL 6 10°E 22°E 72°N 71°N 70°N 69°N 68°N Figur 28. Oversikt over utbredelse av sårbare naturtyper innen Mareanos kartleggingsområde. NB, området syd-øst for Tromsøflaket, Troms III var ikke kartlagt på tidspunktet da dette kartet ble laget. DYPHAVET UTENFOR LOFOTEN-VESTERÅLEN-TROMS 75
© Copyright 2024