การแบ่งชั้นของมหาสมุทรคือการแยกตัวตามธรรมชาติของน้ำในมหาสมุทรออกเป็นชั้นแนวนอนตามความหนาแน่นโดยทั่วไปแล้วการแบ่งชั้นนี้จะค่อนข้างคงที่เนื่องจากน้ำอุ่นจะลอยอยู่เหนือน้ำเย็น และความร้อนส่วนใหญ่มาจากดวงอาทิตย์ ซึ่งช่วยเสริมการจัดเรียงตัวดังกล่าว การแบ่งชั้นจะลดลงเมื่อเกิดการผสมเชิงกลจากแรงลม แต่จะเพิ่มมากขึ้นเมื่อเกิดการพาความร้อน (น้ำอุ่นลอยขึ้น น้ำเย็นจมลง) การแบ่งชั้นเกิดขึ้นในแอ่งมหาสมุทรทั้งหมดและในแหล่งน้ำอื่นๆ ด้วย ชั้นน้ำที่แบ่งชั้นเป็นอุปสรรคต่อการผสมของน้ำ ซึ่งส่งผลกระทบต่อการแลกเปลี่ยนความร้อน คาร์บอน ออกซิเจน และสารอาหารอื่นๆ^{[ 1 ]}ชั้นผสมผิวน้ำเป็นชั้นบนสุดในมหาสมุทรและมีการผสมกันอย่างดีโดยผลกระทบเชิงกล (ลม) และความร้อน (การพาความร้อน) การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศทำให้การแบ่งชั้นของมหาสมุทรชั้นบนเพิ่มขึ้น^{[ 1 ]}

เนื่องจากการไหลขึ้นและการไหลลงของน้ำซึ่งทั้งสองอย่างเกิดจากแรงลม การผสมผสานของชั้นน้ำต่างๆ สามารถเกิดขึ้นได้จากการที่น้ำเย็นที่อุดมไปด้วยสารอาหารไหลขึ้น และการจมลงของน้ำอุ่น ตามลำดับ โดยทั่วไปแล้ว ชั้นน้ำจะแบ่งตามความหนาแน่นของ น้ำ น้ำที่หนักกว่าและมีความหนาแน่นมากกว่าจะอยู่ด้านล่างน้ำที่เบากว่า ซึ่งแสดงถึงการแบ่งชั้นที่คงที่ตัวอย่างเช่น ชั้นไพคโนไคลน์คือชั้นในมหาสมุทรที่มีการเปลี่ยนแปลงความหนาแน่นมากที่สุดเมื่อเทียบกับชั้นอื่นๆ ในมหาสมุทร ความหนาของชั้นเทอร์โมไคลน์ไม่คงที่ทุกที่และขึ้นอยู่กับตัวแปรหลายอย่าง

ระหว่างปี 1960 ถึง 2018 การแบ่งชั้นของมหาสมุทรส่วนบนเพิ่มขึ้นระหว่าง 0.7 ถึง 1.2% ต่อทศวรรษเนื่องจากการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ^{[ 1 ]}ซึ่งหมายความว่าความแตกต่างของความหนาแน่นของชั้นต่างๆ ในมหาสมุทรเพิ่มขึ้น ส่งผลให้เกิดสิ่งกีดขวางการผสมที่ใหญ่ขึ้นและผลกระทบอื่นๆ ในช่วงไม่กี่ทศวรรษที่ผ่านมา การแบ่งชั้นในมหาสมุทรทุกแห่งเพิ่มขึ้นเนื่องจากผลกระทบของการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศต่อมหาสมุทรการแบ่งชั้นของมหาสมุทรส่วนบนทั่วโลกยังคงมีแนวโน้มเพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่องในปี 2022 ^{[ 2 ]}มหาสมุทรทางใต้ (ใต้เส้นละติจูด 30°S) มีอัตราการแบ่งชั้นที่รุนแรงที่สุดนับตั้งแต่ปี 1960 ตามมาด้วยมหาสมุทรแปซิฟิก มหาสมุทรแอตแลนติก และมหาสมุทรอินเดีย^{[ 1 ]}การเพิ่มขึ้นของการแบ่งชั้นส่วนใหญ่ได้รับผลกระทบจากการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในมหาสมุทรความเค็มมีบทบาทเฉพาะในระดับท้องถิ่นเท่านั้น^{[ 1 ]}

ความหนาแน่นของน้ำในมหาสมุทร ซึ่งกำหนดเป็นมวลต่อหน่วยปริมาตร มีความสัมพันธ์ที่ซับซ้อนกับอุณหภูมิ ( ) ความเค็ม ( ) และความดัน ( ) ซึ่งในทางกลับกันเป็นฟังก์ชันของความหนาแน่นและความลึกของน้ำด้านบน และแสดงเป็น การพึ่งพาความดันไม่สำคัญนัก เนื่องจากน้ำทะเลแทบจะไม่สามารถอัดได้เลย^{[ 3 ]}การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิของน้ำส่งผลกระทบโดยตรงต่อระยะห่างระหว่างอนุภาคน้ำ เมื่ออุณหภูมิของน้ำเพิ่มขึ้น ระยะห่างระหว่างอนุภาคน้ำจะเพิ่มขึ้น และด้วยเหตุนี้ความหนาแน่นจะลดลง ความเค็มเป็นการวัดมวลของของแข็งที่ละลาย ซึ่งส่วนใหญ่ประกอบด้วยเกลือ การเพิ่มความเค็มจะทำให้ความหนาแน่นเพิ่มขึ้น เช่นเดียวกับที่ไพคโนไคลน์กำหนดชั้นที่มีการเปลี่ยนแปลงความหนาแน่นอย่างรวดเร็ว ชั้นที่คล้ายกันสามารถกำหนดได้สำหรับการเปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็วของอุณหภูมิและความเค็ม ได้แก่ เทอร์โมไคลน์และฮาโลไคลน์เนื่องจากความหนาแน่นขึ้นอยู่กับทั้งอุณหภูมิและความเค็ม ไพคโนไคลน์ เทอร์โมไคลน์ และฮาโลไคลน์จึงมีรูปร่างคล้ายกัน ความแตกต่างก็คือ ความหนาแน่นจะเพิ่มขึ้นตามความลึก ในขณะที่ความเค็มและอุณหภูมิจะลดลงตามความลึก${\displaystyle T}$${\displaystyle S}$${\displaystyle p}$${\displaystyle \rho (S,T,p)}$

ในมหาสมุทร อุณหภูมิและความเค็มอยู่ในช่วงที่เฉพาะเจาะจง การใช้ข้อมูล GODAS ^{[ 4 ]}แผนภูมิอุณหภูมิ-ความเค็มสามารถแสดงความเป็นไปได้และการเกิดขึ้นของชุดค่าผสมต่างๆ ของความเค็มและอุณหภูมิศักยภาพได้

ความหนาแน่นของน้ำทะเลถูกอธิบายโดยสูตรของ UNESCO ดังนี้: ^{[ 5 ]} เงื่อนไขในสูตรนี้ ความหนาแน่นเมื่อความดันเป็นศูนย์และเงื่อนไขที่เกี่ยวข้องกับความสามารถในการอัดตัวของน้ำต่างก็ขึ้นอยู่กับอุณหภูมิอย่างมากและขึ้นอยู่กับความเค็มเพียงเล็กน้อย:$${\displaystyle \rho ={\frac {\rho (S,T,0)}{1-{\frac {p}{K(S,T,p)}}}}.}$$${\displaystyle \rho (S,T,0)}$${\displaystyle K(S,T,p)}$$${\displaystyle {\begin{aligned}\rho (S,T,0)=\rho _{SMOW}+B_{1}S+C_{1}S^{1.5}+d_{0}S^{2},&\qquad K(S,T,p)=K(S,T,0)+A_{1}p+B_{2}p^{2},\end{aligned}}}$$

โดยมี: และในสูตรเหล่านี้ ตัวอักษรเล็กทั้งหมดและเป็นค่าคงที่ที่กำหนดไว้ในภาคผนวก A ของหนังสือเกี่ยวกับคลื่นแรงโน้มถ่วงภายในที่ตีพิมพ์ในปี 2558 ^{[ 5 ]}$${\displaystyle {\begin{aligned}{}&\rho _{SMOW}=a_{0}+a_{1}T+a_{2}T^{2}+a_{3}T^{3}+a_{4}T^{4}+a_{5}T^{5},\\{}&B_{1}=b_{0}+b_{1}T+b_{2}T^{2}+b_{3}T^{3}+b_{4}T^{4},\\{}&C_{1}=c_{0}+c_{1}T+c_{2}T^{2},\\\end{aligned}}}$$$${\displaystyle {\begin{aligned}{}&K(S,T,0)=K_{w}+F_{1}S+G_{1}S^{1.5},\\{}&K_{w}=e_{0}+e_{1}T+e_{2}T^{2}+e_{3}T^{3}+e^{4}T^{4},\\{}&F_{1}=f_{0}+f_{1}T+f_{1}T+f_{2}T^{2}+f_{3}T^{3},\\{}&G_{1}=g_{0}+g_{1}T+g_{2}T^{2},\\{}&A_{1}=A_{w}+(i_{0}+i_{1}T+i_{2}T^{2})S+j_{0}S^{1.5},\\{}&A_{w}=h_{0}+h_{1}T+h_{2}T^{2}+h_{3}T^{3},\\{}&B_{2}=B_{w}+(m_{0}+m_{1}T+m_{2}T^{2})S),\\{}&B_{w}=k_{0}+k_{1}T+k_{2}T^{2}.\end{aligned}}}$$${\displaystyle a_{i},b_{i},c_{i},d_{0},e_{i},f_{i},g_{i},i_{i},j_{0},h_{i},m_{i}}$${\textstyle k_{i}}$

ความหนาแน่นขึ้นอยู่กับอุณหภูมิมากกว่าความเค็ม ดังที่สามารถอนุมานได้จากสูตรที่แน่นอนและสามารถแสดงในกราฟโดยใช้ข้อมูล GODAS ^{[ 4 ]}ในกราฟเกี่ยวกับอุณหภูมิพื้นผิว ความเค็ม และความหนาแน่น จะเห็นได้ว่าบริเวณที่มีน้ำเย็นที่สุดที่ขั้วโลกก็เป็นบริเวณที่มีความหนาแน่นสูงสุดเช่นกัน ในทางกลับกัน บริเวณที่มีความเค็มสูงสุดกลับไม่ใช่บริเวณที่มีความหนาแน่นสูงสุด ซึ่งหมายความว่าอุณหภูมิมีส่วนสำคัญต่อความหนาแน่นในมหาสมุทร ตัวอย่างเฉพาะคือทะเล อาหรับ

การแบ่งชั้นของมหาสมุทรสามารถกำหนดและวัดปริมาณได้โดยการเปลี่ยนแปลงความหนาแน่นตามความลึก ความถี่การลอยตัวหรือที่เรียกว่าความถี่ Brunt-Väisäläสามารถใช้เป็นตัวแทนโดยตรงของการแบ่งชั้นเมื่อใช้ร่วมกับการสังเกตอุณหภูมิและความเค็ม

ความถี่การลอยตัวแสดงถึงความถี่ที่แท้จริงของคลื่นแรงโน้มถ่วงภายใน^{[ 1 ]}ซึ่งหมายความว่าน้ำที่ถูกแทนที่ในแนวดิ่งมีแนวโน้มที่จะกระเด้งขึ้นลงด้วยความถี่ดังกล่าว ${\displaystyle N}$

ความถี่การลอยตัวถูกกำหนดดังนี้: ในที่นี้คือค่าคงที่ของแรงโน้มถ่วงคือความหนาแน่นอ้างอิง และคือความหนาแน่นศักยภาพที่ขึ้นอยู่กับอุณหภูมิและความเค็มดังที่ได้กล่าวไว้ก่อนหน้านี้ ถือว่าน้ำมีการแบ่งชั้นที่เสถียรสำหรับซึ่งนำไปสู่ค่าจริงของมหาสมุทรโดยทั่วไปมีความเสถียร และค่าที่สอดคล้องกันในมหาสมุทรจะอยู่ระหว่างประมาณในมหาสมุทรส่วนลึกและในส่วนบนของมหาสมุทร คาบการลอยตัวถูกกำหนดเป็น ซึ่งสอดคล้องกับค่าก่อนหน้านี้ คาบนี้โดยทั่วไปจะมีค่าอยู่ระหว่างประมาณ 10 ถึง 100 นาที^{[ 6 ]}ในบางส่วนของมหาสมุทร การแบ่งชั้นที่ไม่เสถียรปรากฏขึ้น ทำให้เกิดการพาความร้อน $${\displaystyle N^{2}={\frac {-g}{\rho _{0}}}{\frac {\partial \rho }{\partial z}}.}$$${\displaystyle g}$${\displaystyle \rho _{0}}$${\displaystyle \rho }$${\displaystyle \partial \rho /\partial z<0}$${\displaystyle N}$${\displaystyle N}$${\displaystyle 10^{-4}}$${\displaystyle 10^{-3}}$${\displaystyle 1/N}$

หากการแบ่งชั้นในมวลน้ำเพิ่มขึ้น ซึ่งหมายถึงการเพิ่มขึ้นของค่า การผสมแบบปั่นป่วนและความหนืดของกระแสน้ำวนจะลดลง^{[ 7 ]}นอกจากนี้ การเพิ่มขึ้นของยังหมายถึงการเพิ่มขึ้นของ ซึ่งหมายความว่าความแตกต่างของความหนาแน่นในมวลน้ำนี้ก็เพิ่มขึ้นเช่นกัน ตลอดทั้งปี การแบ่งชั้นในมหาสมุทรไม่คงที่ เนื่องจากการแบ่งชั้นขึ้นอยู่กับความหนาแน่น และดังนั้นจึงขึ้นอยู่กับอุณหภูมิและความเค็ม ความผันผวนระหว่างปีของการแบ่งชั้นในมหาสมุทรแปซิฟิกเขตร้อนนั้นถูกครอบงำโดยเอลนีโญซึ่งสามารถเชื่อมโยงกับการเปลี่ยนแปลงอย่างมากของความลึกของเทอร์โมไคลน์ในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออกบริเวณเส้นศูนย์สูตร^{[ 1 ]}${\displaystyle N^{2}}$${\displaystyle N^{2}}$${\displaystyle |\partial \rho /\partial z|}$

นอกจากนี้ พายุโซนร้อนยังมีความไวต่อสภาวะการแบ่งชั้นและการเปลี่ยนแปลงของมันด้วย^{[ 8 ]} ในทางกลับกัน การผสมจากพายุโซนร้อนยังมีแนวโน้มที่จะลดความแตกต่างของการแบ่งชั้นระหว่างชั้นต่างๆ ด้วย

การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิและความเค็มอันเนื่องมาจากภาวะโลกร้อนและการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศทำให้ความหนาแน่นของมหาสมุทรเปลี่ยนแปลงไปและนำไปสู่การเปลี่ยนแปลงของการแบ่งชั้นในแนวดิ่ง^{[ 2 ]}โครงสร้างการแบ่งชั้นของมหาสมุทรสามารถทำหน้าที่เป็นกำแพงกั้นการผสมน้ำ ซึ่งส่งผลกระทบต่อประสิทธิภาพของการแลกเปลี่ยนความร้อน คาร์บอน ออกซิเจน และองค์ประกอบอื่นๆ ในแนวดิ่ง ดังนั้น การแบ่งชั้นจึงเป็นองค์ประกอบสำคัญของระบบภูมิอากาศ ของโลก การแบ่งชั้นของมหาสมุทรส่วนบนทั่วโลกยังคงมีแนวโน้มเพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่องในปี 2022 และอยู่ในอันดับต้นๆ 7 อันดับแรกเท่าที่เคยบันทึกไว้^{[ 2 ]}

ในช่วงไม่กี่ทศวรรษที่ผ่านมา การแบ่งชั้นในแอ่งมหาสมุทรทั้งหมดเพิ่มขึ้น นอกจากนี้ มหาสมุทรทางใต้ (ทางใต้ของละติจูด 30°S) ประสบกับอัตราการแบ่งชั้นที่รุนแรงที่สุดนับตั้งแต่ปี 1960 ตามมาด้วยมหาสมุทรแปซิฟิก มหาสมุทรแอตแลนติก และมหาสมุทรอินเดีย^{[ 1 ]}เมื่อมหาสมุทรส่วนบนมีการแบ่งชั้นมากขึ้น ชั้นผสมของน้ำผิวดินที่มีอุณหภูมิสม่ำเสมออาจตื้นขึ้น แต่การเปลี่ยนแปลงที่คาดการณ์ไว้เกี่ยวกับความลึกของชั้นผสมในช่วงปลายศตวรรษที่ 21 ยังคงเป็นที่ถกเถียงกันอยู่^{[ 9 ]}บริเวณที่มีชั้นผสมที่ลึกที่สุดในปัจจุบันมีความเกี่ยวข้องกับการตื้นขึ้นของชั้นผสมมากที่สุด โดยเฉพาะอย่างยิ่งแอ่งมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือและมหาสมุทรใต้^{[ 9 ]}

จากการพิจารณาข้อมูล GODAS ^{[ 4 ]}ที่จัดทำโดย NOAA/OAR/ESRL PSL พบว่าความถี่การลอยตัวสามารถพบได้ตั้งแต่เดือนมกราคม พ.ศ. 2523 จนถึงเดือนมีนาคม พ.ศ. 2564 เนื่องจากการเปลี่ยนแปลงของการแบ่งชั้นส่วนใหญ่จะมองเห็นได้ในมหาสมุทรส่วนบน 500 เมตร จึงจำเป็นต้องมีข้อมูลที่เฉพาะเจาะจงมากเพื่อที่จะเห็นการเปลี่ยนแปลงนี้ในกราฟ กราฟที่ได้จากข้อมูล GODAS อาจบ่งชี้ว่ามีการลดลงของการแบ่งชั้นด้วยเมื่อพิจารณาความแตกต่างของการแบ่งชั้นระหว่างปี พ.ศ. 2523 พ.ศ. 2543 และ พ.ศ. 2563 เป็นไปได้ที่จะเห็นว่าการเปลี่ยนแปลงของการแบ่งชั้นนั้นมากที่สุดในมหาสมุทรส่วนบน 500 เมตร จากระดับความลึกประมาณ 1,000 เมตร การแบ่งชั้นจะลู่เข้าสู่ค่าคงที่ และการเปลี่ยนแปลงของการแบ่งชั้นแทบจะไม่มีเลย

ในบทความทางวิทยาศาสตร์ นิตยสาร และบล็อกจำนวนมาก มีการอ้างว่าการแบ่งชั้นเพิ่มขึ้นในแอ่งมหาสมุทรทั้งหมด (เช่น ในEcomagazine.com ^{[ 10 ]}และNCAR & UCAR News ^{[ 11 ]} ) ในรูปด้านล่าง ได้มีการพล็อตแนวโน้มของการเปลี่ยนแปลงการแบ่งชั้นในแอ่งมหาสมุทรทั้งหมด^{[ 1 ]}ข้อมูลนี้แสดงให้เห็นว่าการแบ่งชั้นเพิ่มขึ้นอย่างมากในช่วงหลายปีที่ผ่านมา การเปลี่ยนแปลงการแบ่งชั้นมากที่สุดในมหาสมุทรใต้ รองลงมาคือมหาสมุทรแปซิฟิก ในมหาสมุทรแปซิฟิก พบว่าการเพิ่มขึ้นของการแบ่งชั้นในเขตร้อนตะวันออกมีมากกว่าในเขตร้อนตะวันตก^{[ 1 ]}สิ่งนี้น่าจะเชื่อมโยงกับการอ่อนตัวลงของลมค้าและการไหลขึ้นของน้ำที่ลดลงในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันออก ซึ่งสามารถอธิบายได้จากการอ่อนตัวลงของการไหลเวียนของวอล์คเกอร์^{[ 1 ]}

การเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิเป็นปัจจัยหลักที่ทำให้เกิดการแบ่งชั้นเพิ่มขึ้น ในขณะที่ความเค็มมีบทบาทเฉพาะในระดับท้องถิ่นเท่านั้น^{[ 1 ]}มหาสมุทรมีความสามารถพิเศษในการกักเก็บและขนส่งความร้อน คาร์บอน และน้ำจืดในปริมาณมาก^{[ 12 ]}แม้ว่าประมาณ 70% ของพื้นผิวโลกประกอบด้วยน้ำ แต่การแลกเปลี่ยนน้ำระหว่างพื้นผิวโลกกับชั้นบรรยากาศมากกว่า 75% เกิดขึ้นในมหาสมุทร มหาสมุทรดูดซับพลังงานจากแสงอาทิตย์บางส่วนในรูปของความร้อน และถูกดูดซับโดยพื้นผิวในตอนแรก^{[ 13 ]}ในที่สุดความร้อนส่วนหนึ่งก็จะกระจายไปยังน้ำที่ลึกกว่า ก๊าซเรือนกระจกดูดซับพลังงานส่วนเกินจากดวงอาทิตย์ ซึ่งถูกดูดซับโดยมหาสมุทรอีกครั้ง ทำให้ปริมาณความร้อนที่สะสมอยู่ในมหาสมุทร เพิ่มขึ้น การเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิในมหาสมุทรค่อนข้างช้าเมื่อเทียบกับชั้นบรรยากาศ

อย่างไรก็ตามการดูดซับความร้อนของมหาสมุทรเพิ่มขึ้นเป็นสองเท่าตั้งแต่ปี 1993 และมหาสมุทรได้ดูดซับความร้อนส่วนเกินของโลกไปกว่า 90% ตั้งแต่ปี 1955 ^{[ 13 ]}อุณหภูมิในมหาสมุทรที่ระดับความลึกประมาณ 700 เมตร เพิ่มสูงขึ้นเกือบทุกพื้นที่ทั่วโลก^{[ 12 ]}การเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิในมหาสมุทรส่วนบนทำให้ความหนาแน่นของน้ำในระดับความลึกประมาณ 500 เมตรลดลง ในขณะที่น้ำในระดับความลึกที่ลึกกว่าจะไม่ได้รับความร้อนมากนักและมีความหนาแน่นลดลงไม่มากเท่า ดังนั้น การแบ่งชั้นในชั้นบนจะเปลี่ยนแปลงมากกว่าในชั้นล่าง และการไล่ระดับความหนาแน่นในแนวดิ่งที่เพิ่มขึ้นเหล่านี้ทำหน้าที่เป็นกำแพงกั้นการผสมระหว่างชั้นบนและน้ำลึก

มีหลักฐานจำกัดว่าความแตกต่างตามฤดูกาลในการแบ่งชั้นมีขนาดใหญ่ขึ้นในช่วงหลายปีที่ผ่านมา^{[ 9 ]}

ความเค็มเกี่ยวข้องกับความแตกต่างระหว่างการระเหยและการตกตะลิด [ ^{1 ] กระแสน้ำ}ในมหาสมุทรมีความสำคัญในการเคลื่อนย้ายน้ำจืดและน้ำเค็มไปรอบๆ และในการรักษาสมดุล

การระเหยทำให้ความเค็มของน้ำเพิ่มขึ้น และด้วยเหตุนี้จึงมีความหนาแน่นมากขึ้น การตกตะลึกมีผลตรงกันข้าม เนื่องจากทำให้ความหนาแน่นของน้ำผิวดินลดลง ดังนั้นจึงกล่าวได้ว่าความเค็มมีบทบาทในระดับท้องถิ่นมากกว่าในการเพิ่มการแบ่งชั้น แม้ว่าจะมีอิทธิพลน้อยกว่าเมื่อเทียบกับอุณหภูมิก็ตาม ตัวอย่างเช่น ความเค็มมีบทบาทสำคัญในกระแสน้ำวนกึ่งเขตร้อน มหาสมุทรแปซิฟิกเหนือ (ตะวันออก) มหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ และภูมิภาคอาร์กติก^{[ 1 ] [ 14 ]}

ในแถบอาร์กติก การลดลงของความเค็มและความหนาแน่นสามารถอธิบายได้ด้วยการไหลเข้าของน้ำจืดจากธารน้ำแข็งและแผ่นน้ำแข็งที่ละลาย กระบวนการนี้และการเพิ่มขึ้นของการแบ่งชั้นในแถบอาร์กติกจะยังคงดำเนินต่อไปด้วยการปล่อยคาร์บอนในปัจจุบัน^{[ 1 ]}

การลดลงของออกซิเจนที่ละลายในน้ำ และด้วยเหตุนี้ การลดลงของปริมาณออกซิเจนที่ส่งไปยังส่วนลึกของมหาสมุทร จึงเป็นผลกระทบที่อาจเกิดขึ้นจากการเพิ่มขึ้นของการแบ่งชั้นในมหาสมุทรส่วนบน^{[ 15 ]}เนื่องจากออกซิเจนมีบทบาทโดยตรงและสำคัญในวัฏจักรของคาร์บอน ไนโตรเจน และธาตุอื่นๆ อีกมากมาย เช่น ฟอสฟอรัส เหล็ก และแมกนีเซียม การขาดออกซิเจนจึงจะมีผลกระทบอย่างมาก ออกซิเจนมีบทบาทสำคัญต่อสิ่งมีชีวิตหลายชนิดและสัตว์ทะเลหลากหลายชนิด

การลดลงของออกซิเจนในน้ำใต้ผิวน้ำเกิดจากการลดลงของการผสมของมหาสมุทร ซึ่งเกิดจากการเพิ่มขึ้นของการแบ่งชั้นในมหาสมุทรส่วนบน^{[ 1 ]}ตัวอย่างเช่น ในช่วงระหว่างปี 1970 ถึง 1990 การลดลงของออกซิเจนประมาณ 15% สามารถอธิบายได้ด้วยการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิ และส่วนที่เหลือเกิดจากการลดลงของการขนส่งเนื่องจากการแบ่งชั้น^{[ 12 ]}ในช่วงระหว่างปี 1967 ถึง 2000 การลดลงของความเข้มข้นของออกซิเจนในน้ำตื้น ระหว่าง 0 ถึง 300 เมตร เกิดขึ้นเร็วกว่าในมหาสมุทรชายฝั่งถึง 10 เท่า เมื่อเทียบกับมหาสมุทรเปิด^{[ 12 ]}สิ่งนี้ทำให้เกิดการเพิ่มขึ้นของเขตที่มีออกซิเจนต่ำซึ่งอาจนำไปสู่การเปลี่ยนแปลงพฤติกรรมของพืชและสัตว์น้ำ การเพิ่มขึ้นของการแบ่งชั้นในมหาสมุทรส่วนบนในช่วงครึ่งหลังของศตวรรษที่ 21 อาจนำไปสู่การแยกตัวระหว่างผิวน้ำและมหาสมุทรที่ลึกกว่า^{[ 14 ]}การแยกตัวนี้อาจทำให้เกิดการขาดออกซิเจนในมหาสมุทรที่ลึกกว่าได้เช่นกัน เนื่องจากการแยกตัวทำให้โอกาสที่ออกซิเจนจะไปถึงมหาสมุทรที่ลึกกว่าลดลง

อย่างไรก็ตาม การเปลี่ยนแปลงความเข้มข้นของออกซิเจนอาจได้รับอิทธิพลจากการเปลี่ยนแปลงการไหลเวียนและลม และถึงแม้ว่าออกซิเจนจะลดลงในหลายพื้นที่ของมหาสมุทร แต่ก็อาจเพิ่มขึ้นในบางพื้นที่ได้เช่นกัน เนื่องจากอิทธิพลต่างๆ ที่มีต่อออกซิเจน ตัวอย่างเช่น ระหว่างปี 1990 ถึง 2000 ออกซิเจนในเทอร์โมไคลน์ของมหาสมุทรอินเดียและมหาสมุทรแปซิฟิกใต้เพิ่มขึ้น^{[ 12 ]}

การแบ่งชั้นที่เพิ่มขึ้นส่งผลกระทบต่อสิ่งมีชีวิตในมหาสมุทร ในบางกรณี ชั้นน้ำอุ่นผิวน้ำที่ขยายตัวช่วยสนับสนุนสิ่งมีชีวิตที่เคลื่อนตัวไปยังระดับความลึกที่มากขึ้น^{[ 16 ]}ในขณะที่ในกรณีอื่นๆ ความหนาแน่นที่แตกต่างกันของน้ำที่แบ่งชั้นจะแยกสิ่งมีชีวิตแต่ละชนิดออกจากกัน^{[ 17 ]}การแบ่งชั้นของน้ำจำกัดการกระจายของสารอาหารที่จำเป็นต่อสิ่งมีชีวิต ส่งผลให้ บริเวณ ที่มี สารอาหารน้อยแพร่กระจายออกไปเมื่อชั้น เทอร์โมไคลน์ที่ผิวน้ำแข็งแกร่งขึ้น^{[ 18 ]}ในน่านน้ำที่มีการแบ่งชั้นอยู่แล้วหลายแห่ง เช่น กระแสน้ำวนกึ่งเขตร้อนหรือน่านน้ำเส้นศูนย์สูตร พายุฤดูหนาวจะทำให้การแบ่งชั้นลดลงและนำสารอาหารที่จำเป็นจากมหาสมุทรลึกเข้ามา^{[ 19 ]}ในมหาสมุทรที่อุ่นขึ้น พลังงานที่จำเป็นในการทะลุผ่าน ชั้น ไพคโนไคลน์จะมากขึ้น ทำให้เกิดการผสมที่รุนแรงขึ้นเพื่อให้ได้ผลเช่นเดียวกัน ในทำนองเดียวกัน ในบริเวณที่น้ำเย็นไหลขึ้นมาจากกระแสน้ำลึก ในมหาสมุทรที่มีการแบ่งชั้นที่แข็งแกร่งกว่า การไหลขึ้นของน้ำนี้จะต้องการพลังงานมากขึ้น และสารอาหารจะถูกจำกัดในการขึ้นสู่ผิวน้ำในบางพื้นที่^{[ 20 ]}

ปั๊มจุลินทรีย์มีแนวโน้มที่จะมีบทบาทมากขึ้นในการหมุนเวียนสารอาหารในมหาสมุทรผิวน้ำที่มีการแบ่งชั้น โดยมีกิจกรรมทางชีวภาพน้อยลงในการเคลื่อนย้ายคาร์บอนอินทรีย์ที่ละลายน้ำไปยังมหาสมุทรส่วนลึก^{[ 18 ]}เมื่อการแบ่งชั้นของน้ำเพิ่มขึ้น ปริมาณออกซิเจนที่ละลายน้ำซึ่งมีให้แก่สิ่งมีชีวิตที่อยู่ห่างจากผิวน้ำจะลดลง^{[ 21 ]}ซึ่งเป็นผลมาจากการผสมที่ลดลงบางส่วน และส่วนหนึ่งเป็นเพราะน้ำที่อุ่นกว่ามีออกซิเจนน้อยลง^{[ 21 ]}

ชั้นผสมผิวน้ำเป็นชั้นบนสุดในมหาสมุทรและมีการผสมกันอย่างดีด้วยผลกระทบทางกล (ลม) และความร้อน ( การพาความร้อน ) ความปั่นป่วนในชั้นนี้เกิดขึ้นจากกระบวนการที่พื้นผิว เช่น การกวนของลม การไหลของความร้อนที่พื้นผิว และการระเหย ชั้นผสมเป็นชั้นที่เชื่อมต่อกับบรรยากาศมากที่สุดและส่งผลกระทบและได้รับผลกระทบจากระบบสภาพอากาศทั้งหมด โดยเฉพาะอย่างยิ่งระบบที่มีลมแรง เช่น พายุเฮอริเคน^{[ 22 ]} ความร้อนที่สะสมอยู่ในชั้นผสมในมหาสมุทรแปซิฟิกตะวันตกเขตร้อนมีบทบาทสำคัญในการพัฒนาของเอลนีโญ

ความลึกของชั้นผสมมีความเกี่ยวข้องกับระบบทางกายภาพ เคมี และชีวภาพ และเป็นหนึ่งในปริมาณที่สำคัญที่สุดในมหาสมุทรชั้นบน^{[ 22 ]}ความลึกของชั้นผสมจะเปลี่ยนแปลงไปตลอดทั้งปี ความหนาของชั้นจะเพิ่มขึ้นในฤดูหนาวและลดลงในฤดูร้อน หากชั้นผสมมีความลึกมาก แสงจะส่องถึงแพลงก์ตอนพืช ได้น้อยลง แพลงก์ตอนพืชได้รับการพิสูจน์แล้วว่ามีความสำคัญในวัฏจักรคาร์บอนทั่วโลก^{[ 23 ]}นอกจากนี้ เนื่องจากแพลงก์ตอนพืชอยู่ด้านล่างสุดของห่วงโซ่อาหาร การลดลงของแพลงก์ตอนพืชจึงอาจส่งผลกระทบในวงกว้างมาก

ความสัมพันธ์ที่แน่นอนระหว่างการเพิ่มขึ้นของการแบ่งชั้นและการเปลี่ยนแปลงความลึกของชั้นผสมยังไม่ได้รับการกำหนดและยังคงไม่แน่นอน แม้ว่าการศึกษาบางชิ้นจะแนะนำว่าชั้นผสมที่บางลงควรมาพร้อมกับมหาสมุทรส่วนบนที่มีการแบ่งชั้นมากขึ้น^{[ 24 ] [ 25 ] [ 26 ]}แต่งานวิจัยอื่น ๆ รายงานว่าชั้นผสมมีความลึกเพิ่มขึ้นตามฤดูกาลตั้งแต่ปี 1970 ^{[ 27 ]}มีเอกสารที่ยืนยันว่าในช่วงปี 1970 ถึง 2018 การแบ่งชั้นที่ฐานของชั้นผสมรวมถึงความลึกของชั้นผสมได้เพิ่มขึ้น ในทางตรงกันข้าม เอกสารอื่น ๆ ระบุว่าความลึกของชั้นผสมลดลงบางส่วนอันเป็นผลมาจากการเพิ่มขึ้นของการแบ่งชั้นของมหาสมุทรส่วนบน^{[ 28 ]}พบว่าชั้นผสมในส่วนขยายของกระแสน้ำคุโรชิโอทางด้านตะวันตกของมหาสมุทรแปซิฟิกเหนือลดลงมากกว่า 30 เมตร การตื้นเขินนี้เกิดจากการอ่อนตัวลงของลมและการลดลงของการผสมในแนวดิ่งตามฤดูกาล นอกจากนี้ ยังมีงานวิจัยที่ระบุว่าการให้ความร้อนแก่ผิวมหาสมุทร และด้วยเหตุนี้จึงทำให้เกิดการแบ่งชั้นเพิ่มขึ้น ไม่ได้หมายความว่าความลึกของชั้นผสมจะเพิ่มขึ้นหรือลดลงเสมอไป^{[ 29 ]}จากการใช้ข้อมูล GODAS ^{[ 4 ]}จะเห็นได้ว่าความลึกของชั้นผสมเพิ่มขึ้นและลดลงเมื่อเวลาผ่านไป

ระหว่างปี 1970 ถึง 2018 ความลึกของชั้นผสมในช่วงฤดูร้อน (MLD) เพิ่มขึ้น 2.9 ± 0.5% ต่อทศวรรษ (หรือ 5 ถึง 10 เมตรต่อทศวรรษ ขึ้นอยู่กับภูมิภาค) และมหาสมุทรใต้มีความลึกเพิ่มขึ้นมากที่สุด^{[ 27 ] [ 29 ]}อย่างไรก็ตาม มีหลักฐานจากการสังเกตที่จำกัดว่าชั้นผสมมีความลึกเพิ่มขึ้นทั่วโลก และมีเพียงภายใต้สถานการณ์การปล่อยก๊าซเรือนกระจกที่รุนแรงเท่านั้นที่ความลึกของชั้นผสมทั่วโลกจะตื้นขึ้นในศตวรรษที่ 21 ^{[ 9 ]}แม้ว่าจะค่อนข้างแน่นอนว่าการแบ่งชั้นของมหาสมุทรส่วนบนจะเพิ่มขึ้นตลอดศตวรรษที่ 21 นักวิทยาศาสตร์ก็แสดงความมั่นใจต่ำว่าความลึกของชั้นผสมจะเปลี่ยนแปลงไปอย่างไร^{[ 9 ]}

• การแบ่งชั้นของน้ำในทะเลสาบ  – การแยกตัวของน้ำในทะเลสาบออกเป็นชั้นๆ ที่แตกต่างกัน
• ปริมาณความร้อนในมหาสมุทร