海水鹽度

海水鹽度

海水鹽度是指海水中全部溶解固體與海水重量之比,通常以每千克海水中所含的克數表示。人們用鹽度來表示海水中鹽類物質的質量分數。世界大洋的平均鹽度為35‰。

  • 中文名稱
    海水鹽度
  • 外文名稱
    Salinity of sea water
  • 影響因素
    氣候與大陸的影響
  • 釋    義
    海水中溶解固體與海水重量之比

簡介

海水中含鹽量的一個標度。海水含鹽量是海水的重要特徵,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,常與鹽度的分布和變化有關,因此海洋中鹽度的分布及其變化規律的研究,在海洋科學上佔有重要的地位。

海水鹽度

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,鹽度分布不均: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製。根據大洋中鹽度分布的特征,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系,探索元素在海水中遷移的規律和測定溶于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。

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,蒸幹後繼續升溫,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,從這些資料歸納出鹽度和氯度(Cl)的關系式

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系式,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,關系式中的常數項 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,于1962年5月召開會議,成立了海水狀態方程式聯合小組。此小組于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.考克斯等對採自各大洋和海區的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關系的多項式

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》,其中的鹽度資料,就是採用上述測定電導率後換算成鹽度的方法。

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,主要取決于蒸發量和降水量之差。蒸發量使海水濃縮,降水使海水稀釋。有河流註入的海區,海水鹽度一般比較低。

分布

Water salinity based on percentage of dissolved salts

淡水

微鹹水/半淡鹹水/汽水域

鹹水

鹵水

< 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。

大西洋鹽度略高于太平洋

海洋平均鹽度是34.7。

生態因素

能生存于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,因為滲透作用的關系,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。

計算

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。"由于鹽度和氯度(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淀的所需銀的質量"。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溶于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。

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。 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,降雨量大于蒸發量,這一海區的年凈得雨水約22釐米,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,天氣幹燥、降雨量小,蒸發量大大高于降雨量,海水的鹽度自然增加。

(3)位于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,隻有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,海水鹽度隻有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‰。

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