海水鹽度
海水鹽度鹽度定義
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，加鹽酸酸化後，再加氯水,蒸乾後繼續升溫，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，不適用於海洋調查。為了套用方便起見，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+12.80832R2 15-10.67869R3 15+5.98624R4 15-1.32311R5 15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後換算成鹽度的方法。1978實用鹽度標度
20世紀70年代以後，現場儀器如電導-溫度-深度儀(CTD)等的套用，越來越多,而國際海洋用表(1966)中沒有包括10°C以下的鹽度數據，致使低於10°C的現場測定結果,無法統一。此外,測定了1967～1969年製備的標準海水，還發現用電導法測得的鹽度，和從氯度換算得到的不一致，而出現了標準海水作為電導率標準的可靠性問題。因此 JPOTS決定使用標準氯化鉀溶液標定標準海水，並推薦1978年實用鹽度標度。本來，絕對鹽度(SA)為海水中溶質質量和海水質量的比值，但它實際上不能直接測定,故用K15定義海水的實用鹽度(S)來表達海洋觀測的結果。
S=a0+a1K1/2 15+a2K15+a3K3/2 15+a4K2 15+a5K5/2 15
a0=0.0080 a1=-0.1692
a2=25.3851 a3=14.0941
a4=-7.0261 a5=2.7081
Σai=35.0000 2≤S≤42
式中K15是在15°C和一個標準大氣壓的條件下,海水樣品電導率和質量比為 32.4356×10-3 的氯化鉀溶液電導率的比值。當K15準確為1時，S 恰好等於35。實用鹽度值為過去鹽度值的1000倍，例如，過去鹽度值為 0.03512（即35.12‰），實用鹽度值則為35.12。
從定義的實用鹽度公式可以看出，氯度被看作是和實用鹽度無關的一個獨立變數。 實用鹽度的通用標準仍為標準海水，後者除標有氯度值外，尚標有K15值。
UNESCO、ICES、SCOR和 IAPSO4 個國際組織採納了JPOTS的推薦,通報建議於1982年1月1日起採用1978實用鹽度標度，並出版了《國際海洋用表》，此表中還規定了計算實用鹽度的方法。
影響因素
海水鹽度因海域所處位置不同而有差異，主要受氣候與大陸的影響。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。
分布
Watersalinitybasedonpercentageofdissolvedsalts淡水
微鹹水/半淡鹹水/汽水域
鹹水
滷水
<0.05%
0.05-3%
3-5%
>5%
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。
生態因素
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。
量度
導電性（±0.005）滴定（±0.02）
折射
重量
海水鹽度
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。[1]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，這一海區的年淨得雨水約22厘米，雨水使海水的鹽度降低。
（2）在南緯20度和北緯20度附近使地球的信風帶，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‰。
參考書目
J.P.Riley,G.Skirrow,eds,ChemicalOceanography，2nd ed.，Vol.1，Academic Press，London，1975.UNESCO， Technical papers in Marine Science，No.30，No.36，1979，1981.
