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海水的鹽度非常不好量測，早期的方法是將定量的海水慢慢的蒸發，再稱取蒸發後剩下固體的重量後求得鹽度。但是蒸發的過程中，有許多揮發性的物質會逸失，而且有些物質即使不逸失，化學性質亦可能因溫度變化而改變。根據Forc-, Knudsen與Sorensen三人於1902年定義，鹽度（salinity）即每公斤海水所含溶解物質的公克重量（每公斤海水平均含鹽35公克，鹽度（S）寫成35‰）。從19世紀初到20世紀終，大都是使用硝酸銀滴定法先測定海水中氯離子含量（氯度，c-lorinity），再用氯度與溶解物質總量之間的比例換算出鹽度。因此鹽度又定義為「使海水中0.3285234公斤鹵族元素完全沉淀所需要的銀量」，鹽度和氯度之間的關系則再次在1966年聯合國教科組織訂定出鹽度跟氯度之間的關系為「鹽度 ＝ 1.80655 × 氯度」，這就是絕對鹽度。可是氯度後來用得愈來愈少，因為氯度的測量過程時用硝酸銀滴定法，形成氯化銀的沈淀，但其他溴、碘等亦同時沈淀。此時計算氯度時需參照溴、碘、氯的原子量將溴、碘改換成相當於氯的量，因此準確氯度的量測就相當困擾。近年來測量海水的鹽度時，已不再用滴定法，也不用蒸發，改為測量海水的導電度。由於各處海水所合鹽量雖然不同，但其主要成份問的比例卻保持不變，這叫馬爾篋原理（MarCet Principle）。海水導電度的大小是由海水里溶解鹽量之多寡決定，因此應用導電度可推算鹽度。但由於導電度也會受海水溫度的影響，所以測量時一定要加以修正或控制水溫。用滴定法測量鹽度的精確度達±0.02 ‰，用導電度的方法則可達±0.003‰。

海水鹽度、溫度和壓力是研究海水的物理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，在海洋科學上占有重要的地位。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於海水中的某些成分時，都要考慮鹽度的影響。

全球海洋海水的平均鹽度約為千分之34.7，變化范圍約介於32-38之間。在中緯度海域海洋表面的鹽度有相對較高的情形，是由於在該緯度范圍內平均之蒸發量與降雨量的差異明顯高於其他海域導致。

-附近表層海水的鹽度變化相當微小，介於千分之34至34.8之間。不過從夏季到冬季鹽度的分布形態變化很大，主要是受到中國-和-河川淡水排放之降雨季節性變化，以及高溫、高鹽度之黑潮與低溫、低鹽度之中國-沿岸流的季節變化影響。-河水注入海洋之最高峰出現在8月和9月，全年總-超過520億立方公尺，其中超過三分之二流入-海峽。但是河水注入所產生的稀釋效應受到黑潮水混合之影響而抵消，致使-四周表面海水的鹽度并沒有明顯降至千分之34以下。中國-河水注入也影響-海峽和-西南部海域之海水鹽度，特別是自珠江流域流出的河水，從河口往東及往南擴展，延伸至離珠江口160公里的海域，影響-海峽南端海域的鹽度。

中文關鍵字：沿岸流 , 黑潮 , 降雨

英文關鍵字longs-ore current , Kuros-io , rainfall

參考資料

范光龍。2008。《海洋環境概論：談-沿海環境》。臺北：-西書。白書禎。1991-2005。《-大學海洋研究所海洋化學實驗報告選輯》。臺北：-大學。

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