เนื่องจากน้ำใน มหาสมุทร นั้นสามารถดูดกลืนรังสีจากดวงอาทิตย์ที่แผ่มายังโลกได้ มหาสมุทรจึงมีอิทธิพลต่อลมฟ้าอากาศและอุณหภูมิของโลก ซึ่งกระแสน้ำในมหาสมุทรเป็นตัวกลางการกระจายความร้อนจากบริเวณที่มีอุณหภูมิสูงแถบศูนย์สูตรไปสู่พื้นที่เย็นแถบขั้วโลก ดังนั้นในการศึกษาด้าน สมุทรศาสตร์ (Oceanography) จึงจำเป็นต้องศึกษาคุณสมบัติของน้ำในมหาสมุทร ในแง่มุมต่างๆ ดังนี้

1) องค์ประกอบ (composition) น้ำทะเลประกอบด้วยแร่ซึ่งอยู่ในรูปของสารละลายประมาณ 3.5% โดยน้ำหนัก โดยในจำนวนนี้มีแร่จำนวนมาก เช่น โซเดียม (Na) ครอไรด์ (Cl) ซัลเฟต (SO₄) แมกนีเซียม (Mg) แคลเซียม (Ca) และโปแตสเซียม (K) เป็นต้น (รูป ก)

2) ความเค็ม (salinity) ความเค็มของน้ำทะเลมาจาก โซเดียมครอไรด์ (NaCl) หรือเกลือแกงเป็นหลัก ซึ่งเกลือแกงโดยส่วนใหญ่เกิดจากกระบวนการผุพังทางเคมีของหินและก๊าซที่ออกมาจากการปะทุของภูเขาไฟ ถึงแม้ว่าที่ศูนย์สูตรซึ่งมีอุณหภูมิสูง ควรจะมีอัตราการระเหยสูงสุดและเค็มสูงสุด แต่เนื่องจากบริเวณศูนย์สูตรก็มีฝนตกมากกว่าบริเวณอื่น ทำให้ความเค็มสูงสุดไม่ได้อยู่ที่ศูนย์สูตร โดยเฉลี่ยมหาสมุทรมีความเค็มประมาณ 35% (1:1,000) แต่จะมีความหลากหลายในบริเวณชายฝั่ง เนื่องจากบางพื้นที่มีน้ำจากแม่น้ำ หรือน้ำจากการละลายของธารน้ำแข็งไหลลงมาปะปนกันทำให้ความเค็มลดลง ในขณะที่บางพื้นที่เช่นทะเลปิด มีการระเหยของน้ำทำให้ความเค็มเพิ่มขึ้น เช่น ทะเลเดดซี (Dead Sea) ในเขตแดนประเทศจอร์แดนและอิสราเอล เป็นทะเลสาบน้ำเค็มที่มีความเข้มข้นของเกลือสูงมาก (รูป ข)

3) อุณหภูมิ (temperature) อุณหภูมิของน้ำทะเลจะแตกต่างกันในแต่ละพื้นที่ ขึ้นอยู่กับปริมาณรังสีที่ดูดกลืนได้จาก การแผ่รังสีดวงอาทิตย์ (solar radiation) พื้นที่ใกล้เส้นศูนย์สูตรมีอุณหภูมิโดยเฉลี่ยประมาณ 27 องศาเซลเซียส และลดลงที่ละติจูดห่างจากจุดศูนย์สูตร นอกจากนี้ที่ตำแหน่งใดๆ อุณหภูมิจะเปลี่ยนแปลงตามความลึก โดยพื้นที่ใกล้เส้นศูนย์สูตร อุณหภูมิจะลดลงอย่างรวดเร็วเมื่อน้ำลึกขึ้น ส่วนพื้นที่ซึ่งห่างจากเส้นศูนย์สูตร อุณหภูมิที่พื้นผิวจะเย็นเป็นปกติและไม่ค่อยมีการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิตามความลึก

4) ความหนาแน่น (density) ความหนาแน่นของน้ำทะเลขึ้นอยู่กับ 2 ปัจจัย คือ 1) อุณหภูมิ และ 2) ความเค็ม ซึ่งจากความหนาแน่นที่แตกต่างกันนี้ นักวิทยาศาสตร์สามารถจำแนกชั้นน้ำในมหาสมุทรออกเป็น 3 ชั้น คือ

น้ำเย็น-ร้อน หนาแน่นสูง-ต่ำ น้ำเค็มมาก-น้อย หนาแน่นสูง-ต่ำ

ชั้นน้ำในมหาสมุทร (Ocean Layer)

1) ชั้นน้ำพื้นผิว (surface layer) เป็นชั้นน้ำที่ระดับความลึกประมาณ 50-280 เมตร จากผิวน้ำ โดยปกติมีอุณหภูมิใกล้เคียงอุณหภูมิที่ผิวน้ำและมีความแปรปรวนของอุณหภูมิและความเค็ม มากกว่าชั้นอื่นๆ โดยเฉพาะบริเวณที่มีละติจูดต่ำ เนื่องจากมีการดูดกลืนรังสีจากดวงอาทิตย์ การระเหย และการปะปนกันของน้ำฝนหรือน้ำท่า (น้ำจากแม่น้ำ) บางครั้งเรียกว่า ชั้นผสม (mixing layer)

2) ชั้นเทอร์โมไคลน์ (thermocline) ถือเป็นโซนเปลี่ยนผ่านระหว่างชั้นน้ำพื้นผิวและชั้นน้ำลึก เป็นชั้นที่มีอุณหภูมิของน้ำลดลงอย่างรวดเร็วตามความลึกที่เพิ่มขึ้น (รูปบน) โดยปกติน้ำในชั้นเทอร์โมไคลน์จะมีความเสถียรสูงจึงมีความสามารถในการขวางกั้นไม่ให้ชั้นน้ำพื้นผิวที่อยู่ด้านบนไหลมาปะปนกันกับชั้นน้ำลึกที่อยู่ด้านล่างได้อย่างสะดวก ซึ่งในบริเวณละติจูดต่ำและละติจูดกลางจะมีชั้นเทอร์โมไคลน์ตลอดทั้งปีที่ระดับความลึกประมาณ 280-1000 เมตร เรียกว่า เทอร์โมไคลน์ถาวร (permanent thermocline) ส่วนบริเวณละติจูดสูง ในฤดูหนาวอุณหภูมิผิวน้ำจะต่ำ ทำให้ชั้นน้ำพื้นผิวอาจลึกลงไปถึงชั้นเทอร์โคไคลน์ แต่ในฤดูร้อนอุณหภูมิที่ผิวน้ำสูงขึ้น โดยส่วนใหญ่เกิดเป็น เทอร์โมไคลน์ประจำฤดู (seasonal thermocline) ในน้ำชั้นบน

thermocline คือ ระดับความลึกของมหาสมุทรที่อุณหภูมิของน้ำทะเลลดลงอย่างรวดเร็วที่สุด

halocline คือ ระดับความลึกที่มีการเปลี่ยนแปลงความเค็มอย่างทันทีทันใด

pycnocline คือ ระดับความลึกของมหาสมุทรที่มีการเพิ่มความหนาแน่นของน้ำขึ้นอย่างทันทีทันใด โดยเฉลี่ยความหนาแน่นของน้ำทะเลที่ตำแหน่งใดๆ จะจำแนกเป็น 3 ส่วนชั้นที่แตกต่างกัน คือ พื้นผิว (2%) ตอนกลาง (18%) และ bottom (80%)

3) ชั้นน้ำลึก (deep layer) เป็นบริเวณที่อยู่ใต้ชันเทอร์โมไคลน์ ลงไปถึงพื้นมหาสมุทร ซึ่งรังสีจากดวงอาทิตย์ไม่สามารถส่องลงไปถึง มีอุณหภูมิประมาณ 1-3 องศาเซลเซียส จึงมีความหนาแน่นสูงและคงที่ อุณหภูมิของน้ำจะลดลงอย่างช้าๆ หรือเกือบคงที่ในบริเวณใกล้พื้นมหาสมุทร ยกเว้นบางบริเวณที่มี ร่องลึกก้นสมุทร (trench) ซึ่งความร้อนจากภายในโลกสามารถแพร่กระจายออกมาได้ทำให้อุณหภูมิของน้ำอาจสูงกว่าพื้นมหาสมุทรปกติ

กระแสน้ำในมหาสมุทร (Ocean Current)

สืบเนื่องจากชั้นน้ำในมหาสมุทรที่มีคุณสมบัติแตกต่างกันดังที่อธิบายในข้างต้น ประกอบกับผลจากการศึกษาวิจัยในปัจจุบัน นักวิทยาศาสตร์จำแนกการเคลื่อนที่ของกระแสน้ำในมหาสมุทรออกเป็น 2 รูปแบบ คือ

การหมุนเวียนของกระแสน้ำพื้นผิว

การหมุนเวียนของกระแสน้ำพื้นผิว (surface circulation) เป็นการย้ายมวลน้ำที่ลึก 400 เมตร ขึ้นไป (10% ของมวลน้ำทั้งหมดในมหาสมุทร) โดยสาเหตุสำคัญของการเคลื่อนที่ เกิดจากความร้อนที่ได้รับมาจากการแผ่รังสีดวงอาทิตย์ ทำให้บริเวณศูนย์สูตรน้ำมีอุณหภูมิสูง น้ำขยายตัวและมีน้ำหนักเบา ทำให้ระดับน้ำสูงกว่าแถบละติจูดสูง น้ำจึงไหลจากบริเวณละติจูดต่ำไปละติจูดสูง (เส้นสีแดงในรูปด้านล่าง)

นอกจากนี้ลมประจำถิ่นที่พัดอยู่เหนือผิวน้ำ ก็เป็นอีกหนึ่งปัจจัยที่ทำให้เกิดกระแสน้ำพื้นผิว โดยเมื่อลมพัดผิวหน้าของน้ำจะเกิดคลื่นและการเคลื่อนที่ หากไม่มีสิ่งกีดขวางกระแสน้ำ น้ำจะไหลตามทิศทางลมเป็นหลัก เช่น ในบริเวณที่อยู่ใกล้ขั้วโลก กระแสน้ำจะไหลรอบโลกจากตะวันออกไปตะวันตกเนื่องจากอิทธิพลของ ลมค้า (trade wind) แต่หากมีทวีปมาขวางกั้น กระแสน้ำจะไหลสอดคล้องไปกับ ลักษณะทางภูมิศาสตร์ที่แตกต่างกัน

ซึ่งทั้งปัจจัยด้านอุณหภูมิและลมประจำถิ่น เมื่อพิจารณาร่วมกับการหมุนของโลกและ แรงโคลิโอลิส (coriolis force) ทำให้เกิดการไหลเวียนของ กระแสน้ำขนาดใหญ่ที่พื้นผิวมหาสมุทร (conveyor belt) ช่วยให้มีการส่งผ่านความร้อนจากพื้นที่อุ่น (ศูนย์สูตร) ไปสู่พื้นที่ซึ่งเย็นกว่า (ละติจูดสูง) และสัมพันธ์กับการหมุนเวียนของบรรยากาศโดยรวมของโลก โดยนักวิทยาศาสตร์ได้จำแนกกระแสน้ำขนาดใหญ่ที่พื้นผิวมหาสมุทร ตามแหล่งกำเนิดและความแตกต่างของอุณหภูมิได้ 5 วง (gyre) ได้แก่ 1) วงแปซิฟิกเหนือ (North Pacific Gyre) 2) วงแปซิฟิกใต้ (South Pacific Gyre) 3) วงแอตแลนติกเหนือ (North Atlantic Gyre) 4) วงแอตแลนติกใต้ (South Atlantic Gyre) และ 5) วงมหาสมุทรอินเดีย (Indian Gyre)

การหมุนเวียนของกระแสน้ำลึกใน มหาสมุทร

การหมุนเวียนของกระแสน้ำในระดับลึก (deep-ocean circulation) เป็นการเคลื่อนที่ของมวลน้ำโดยส่วนใหญ่ (90%) ของมหาสมุทร ซึ่งเป็นผลมาจากความแตกต่างของความหนาแน่นของมวลน้ำ หรือเรียกอีกอย่างว่า การหมุนเวียนเทอร์โมฮาลีน (thermohaline circulation) โดยในช่วงแรกเป็นการไหลเวียนของมวลน้ำในแนวดิ่งที่พื้นผิวน้ำ ของน้ำในบริเวณละติจูดสูงเนื่องจากการเย็นตัวของน้ำในบริเวณขั้วโลกเหนือและขั้วโลกใต้ โดยเฉพาะอย่างยิ่งในฤดูหนาว โดยเมื่อน้ำเย็นตัวมวลน้ำจะมีความหนาแน่นสูงและหนักขึ้น จึงจมตัวลงสู่ด้านล่างและแผ่ออกไปในแนวระนาบใต้ผิวน้ำ เกิดเป็นการหมุนเวียนของกระแสน้ำในที่ลึก ในขณะเดียวกันมวลน้ำบริเวณเส้นศูนย์สูตรและพื้นที่ข้างเคียง ซึ่งได้รับความร้อนจากดวงอาทิตย์อย่างมาก จะมีความหนาแน่นน้อยกว่าและเบากว่า จึงไหลไปแทนที่มวลน้ำที่จมในบริเวณขั้วโลกทั้งสองหมุนเวียนกันอยู่ตลอดเวลา

จากหลักการดังกล่าวทำให้เกิดวงจรการไหลเวียนของกระแสน้ำลึกในมหาสมุทรขนาดใหญ่ ที่มีชื่อเรียกกว่า แถบสายพานยักษ์ (Great Conveyor Belt) โดยน้ำทะเลความหนาแน่นสูงอุณหภูมิต่ำจะจมตัวลงสู่ท้องมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือไหลลึกลงไปทางใต้ และเปลี่ยนทิศทางไปทางตะวันออก ซึ่งในขณะที่ไหลผ่านมหาสมุทรอินเดียน้ำจะมีอุณหภูมิจะสูงขึนและลอยตัวขึ้นใกล้กับประเทศอินเดียและทางตอนเหนือของมหาสมุทรแปซิฟิก น้ำอุณหภูมิสูงจากมหาสมุทรแปซิฟิก ไหลวกกลับผ่านมหาสมุทรอินเดียลงมาทางมหาสมุทรแอตแลนติกใต้ และไหลย้อนกับไปทางมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ เป็นการครบรอบแถบสายพานยักษ์ ซึ่งการหมุนวนของกระแสน้ำในระดับลึกใช้เวลาประมาณ 1,000 ปี

. . .
บทความล่าสุด : www.mitrearth.org
เยี่ยมชม facebook : มิตรเอิร์ธ – mitrearth