海水鹽度

海水中含鹽量的一個標度。海水含鹽量是海水的重要特性，它與溫度和壓力3者，都是研究海水的物理過程和化學過程的基本參數。海洋中發生的許多現象和過程，常與鹽度的分佈和變化有關，因此海洋中鹽度的分佈及其變化規律的研究，在海洋科學上佔有重要的地位。

世界各大洋表層的海水，受蒸發、降水、結冰、融冰和陸地徑流的影響，鹽度分佈不均：兩極附近、赤道區和受陸地徑流影響的海區，鹽度比較小；在南北緯20度的海區，海水的鹽度則比較大。深層海水的鹽度變化較小，主要受環流和湍流混合等物理過程所控制。根據大洋中鹽度分佈的特徵，可以鑒別水團和了解其運動的情況。在研究海水中離子間的相互作用及平衡關係，探索元素在海水中遷移的規律和測定溶於海水中的某些成分時，都要考慮鹽度的影響。此外，因為實際工作中往往難以在現場直接準確測定海水的密度，所以各國通常測定鹽度、溫度和壓力，再根據海水狀態方程式計算密度。

在1902年首次建立了鹽度定義之後，隨著海洋科學的發展，對鹽度值的準確性的要求，越來越高，因此對鹽度的定義，作了幾次修訂。

首次定義　19世紀末期，歐洲一些國家召開了國際海洋會議，為了統一觀測資料，成立了專家小組，研究了海水的鹽度、氯度（見海水氯度）和密度等有關問題。這個小組在M.H.C.克努曾的領導下，提出了一種測定鹽度的方法，即取一定量的海水樣品，加鹽酸酸化后，再加氯水，蒸干後繼續升溫，最後在480°C條件下烘至恆重，稱量剩餘的鹽分。根據這種測定方法，海水鹽度的定義為：“1千克海水中的溴和碘全部被當量的氯置換，而且所有的碳酸鹽都轉換成氧化物之後，其所含的無機鹽的克數。”以符號“S‰”表示之，單位為克/千克。

這種測定方法的操作繁雜，需要較長的時間，不適用于海洋調查。為了應用方便起見，在海水組成恆定的基礎上，自北海、波羅的海、紅海等海區採集了9個表層水樣，測定了它們的鹽度和氯度，從這些數據歸納出鹽度和氯度(Cl)的關係式

S‰=0.030+1.8050Cl‰

這樣就可以通過測定海水樣品的氯度，按上式計算鹽度。此法使用了65年。

重新定義　鹽度與氯度的上述關係式，建立在海水組成恆比規律的基礎上，這是不嚴格的；況且當時所取的水樣，多數為波羅的海表層水，難以代表整個大洋水的規律。實際上，關係式中的常數項 0.030，不符合大洋海水鹽度變化的實際情況。1950年以後，電導鹽度計的研究和發展，使鹽度的測定方法得到簡化，精密度也提高，比測定氯度後計算鹽度的方法，更加準確和方便。因此，聯合國教科文組織(UNESCO)、國際海洋考察理事會(ICES)、海洋研究科學委員會(SCOR)和國際海洋物理科學學會(IAPSO)4個國際組織聯合發起，於1962年5月召開會議，成立了海水狀態方程式聯合小組。此小組於1963年第二次會議上改名為“海洋用表與標準聯合專家小組(JPOTS)”。經過多次討論和研究，為了保持歷史資料的統一性，將鹽度公式改為

S‰=1.80655Cl‰

R.A.考克斯等對采自各大洋和海區的135個水樣(深度在100米以內)的氯度值進行了準確的測定，按上述公式換算成鹽度，並測定了電導比R15,得到S‰與R15關係的多項式

S‰=-0.08996+28.2970R15+12.80832R15-10.67869R15+5.98624R15-1.32311R15

式中R15 為一個標準大氣壓和15°C條件下海水樣品與S=35.000的標準海水電導率的比值。1966年，JPOTS推薦這多項式為海水鹽度定義。同年，聯合國教科文組織和英國國立海洋研究所出版的《國際海洋用表》，其中的鹽度數據，就是採用上述測定電導率后換算成鹽度的方法。

海水鹽度因海域所處緯度位置不同而有差異，主要受緯度、河流、海域輪廓、洋流等的影響。

在外海或大洋，影響鹽度的因素主要有降水，蒸發等；在近岸地區，鹽度則主要受河川徑流的影響。

從低緯度到高緯度，海水鹽度的高低，主要取決於蒸發量和降水量之差。蒸發量使海水濃縮，降水使海水稀釋。有河流注入的海區，海水鹽度一般比較低。

在海洋，赤道一帶降雨量大，鹽度較低。在高緯度地區，溶解的冰降低了鹽度。鹽度最高的地區是蒸發量高而降雨相對較低的中緯地區。

大西洋鹽度略高於太平洋。

海洋平均鹽度是34.7。

能生存於較大的鹽度範圍的生物稱為“廣鹽性”（euryhaline），反之為“狹鹽性”（stenohaline）。

鹽度大幅改變時，因為滲透作用的關係，細胞可能漲破或萎縮。有些生物的體液的濃度隨鹽度而改變，稱為變滲壓性生物（poikilosmotic / osmoconformers）；亦有生物以各樣方法維持身體滲透壓，稱為恆滲壓性的（homoiosmotic / osmoregulators）。這類方法有：

儲存鹽份

排出鹽份

吸收大量水

脫落充滿鹽的身體部分

鹽度也會影響浮力，這可能影響某些生物覓食或散布幼卵。

鹽度的基本定義為每一千克的水內的溶解物質的克數。1902年ICES提出的定義為：“每一千克的水內，將溴和碘化物計算為氯化物，將碳酸鹽計算為氧化物，將所有有機化合物計算為完全氧化的狀態，溶解物質的克數。”由於鹽度和氯度（海洋內的氯的含量，約為55.3%）相關，加上氯度很易測得，因此有了一條經驗公式：S‰ = 0.03 + 1.805Cl‰。其中氯度的定義為“令海水樣本中所有鹵素沈澱的所需銀的質量”。聯合國教科文組織和其他國際團體設立的專家小組JPOTS，在1966年提出此式應是S‰ = 1.80655 Cl‰，同時又推薦海洋學家提出使用海水的導電性來定義鹽度。1978年JPOTS提出 實用鹽度（Practical Salinity Scale）為現時最廣泛採用的專業定義：

S = 0.0080 - 0.1692 Rt0.5 + 25.3851 Rt + 14.0941 Rt1.5 - 7.0261 Rt2 + 2.7081 Rt2.5 + ΔS

ΔS = [(t - 15) / (1 + 0.0162(t - 15))] + 0.005 - 0.0056 Rt0.5 - 0.0066 Rt - 0.0375 Rt1.5 + 0.636 Rt2 - 0.0144 Rt2.5

t是攝氏度

C (S, t, 0)表示海水在t度和標準大氣壓力下的導電性

C (KCl, t, 0)表示32.4356克的KCl溶於1千克的水的溶液，在t度和標準大氣壓力下的導電性

此公式的準確度為± 0.003。

導電性（±0.005）

滴定（±0.02）

折射

重量

海水的平均鹽度是35‰，即每千克大洋水中的含鹽量為35克。一般來說，大洋水中鹽度的變化很小，近海水域的鹽度變化較大。在大洋水中，鹽度的變化主要與海水的蒸發、降雨、洋流、海水混合等因素有關。

近岸海水的鹽度主要受陸地河流向海洋輸入淡水（入海徑流）有關，所以鹽度的變化範圍較大。我國長江口海域，在冬季的枯水期可以測到海水的鹽度為12‰；但是，夏季洪水季節，同一地點測得得鹽度僅有2.5‰。此外，在地球的高緯度地區，冰層的結冰和融化對這些海區海水的鹽度影響很大。不過，從整個世界大洋看，海水的鹽度呈“M”狀變化：

（1）赤道附近，降雨量大於蒸發量，這一海區的年凈得雨水約22厘米，雨水使海水的鹽度降低。

（2）在南緯20度和北緯20度附近是地球的信風帶，天氣乾燥、降雨量小，蒸發量大大高於降雨量，海水的鹽度自然增加。

（3）位於南極和北極附近的高緯度地區，氣溫較低，蒸發量小，降雨量增加，鹽度相對小一些。

世界的個別海域鹽度差別很大。地中海東部海域鹽度達到39.58‰,西部受到大西洋影響，鹽度下降，只有37‰。紅海海水鹽度達到40‰，局部地區高達42.8‰。波羅的海有眾多入海徑流，海水鹽度只有10‰，為世界各大海中最低。

世界上鹽度最高的水體是死海(內陸鹹水湖泊)，表面的鹽度為227‰～275‰，深度40米處，湖水鹽度達到281‰。