第2章海水的盐度
海洋中常量元素和Marcet—Dittmar恒比规律
“尽管各大洋各海区海水的含盐量可能不同，但海水主要溶解成分的含量间有恒定的比值”，这就是MarcetDittmar恒比规律。
常量元素 Culkin曾对海水中常量离子作过这样定义：“对于测得的盐度作出显著贡献的那些离子”。
实际上，它们是存在于海洋中的浓度大于l×10-6的一般元素。
张正斌等人(1989)把海洋中元素分成
A、B、
C、D、E五类，即：A为常量元素(>50mmol/kg)；B为常量元素(0.05～50mmol/kg)；C为微量元素(0.05～50μmol/kg)；D为痕量元素(0.05～50nmol/kg)；E为痕量元素(<50pmol/kg)。
本章的常量元素即包括A和B两类。
从元素而言，则是C1、Na、
S、Mg、Ca、
K、B、
C、O、
F、Si、Br、Sr共13个元素，按海水中溶解成分(常量离子)而言，如下表所示。
其中元素O在溶解成分SO42-，HCO3-和H3BO3中出现；Si的浓度可能大于几个10-
6，但因它的化学特性反常和生物 活性高，不仅以离子形式存在，而且还可以络离子等多种形式存在，而常量离子通常称为“保守”离子，它们在海水中保持某一恒定比值。
1 常量阳离子 钠 钠离子是海水中含量最高的阳离子，1000g海水中平均含有10.76g钠离子。
由于化学活性较低，在水体中较稳定，是海洋中逗留时间最长的一种阳离子。
卡尔金和考克斯(1966)对海洋中钠的测定结果显示，钠含量(单位为克钠/千克海水)对氯度的平均比值为0.5555。
用同一样品进行多次分析确定分析误差，得到一次分析的标准偏差为0.0007。
钠是确定了钙、镁、钾和总的阳离子含量后用差减法计算出来的。
赖利和德田(1967)采用重量法，即将所有碱金属以硫酸盐形式测定，钾用四苯基硼重量法测定，而后扣除钾，就得到钠的含量。
陈国珍曾测过中国标准海水的Na/C1值，此水采自南黄海，平均值为0.5616。
对黄渤海和北黄海的水样测定，渤黄海的Na/C1值为0.5610。
钾 海水中钾离子的平均含量约为0.4×10-
3，与钙离子的含量大致相等。
陆地上岩石的风化产物是海水中钠和钾的主要来源。
岩石中钠的平均含量约大于钾(约6％)。
岩石风化后的产物进入河流，河水中钾含量为钠的36％，进人海洋后，海水中钾仅为钠的3.6％。
造成这种差别的主要原因？ 镁 海水中镁的含量约1.3×10-
3，因此海水是提取镁的一个重要资源。
是海水阳离子中仅低于钠含量的离子， 海水中镁浓度的测定存在一定误差。
卡尔金和考克斯测得的镁—氯度比值为(0.06692±0.00004)与赖利和德田(0.06676±0.0007)测得的并不完全一致。
河水中Mg/Cl的比值较海水高，在一些受淡水影响的海水中，其Mg/C1值略有升高。
2 钙 海水中钙的平均含量为0.41×10-
3。
海洋中钙由于与海洋中生物圈以及与碳酸盐体系有密切关系，它的含量变化相当大。
钙也是海水主要成分中阳离子逗留时间最短的一种元素。
海洋表层水中，生物需摄取钙组成其硬组织，因此一般在表层水中钙的相对含量较低； 在深层水中，由于上层海水中含钙物质下沉后再溶解，以及由于压力的影响使碳酸钙溶解度增加，钙的相对含量加大。
另外在表层水中碳酸钙是处于过饱和状态，而在深层水中处于不饱和状态。
钙在海水中的含量及其分布情况，科学家曾进行了大量的研究工作，但在早期的研究中，分析方法多采用草酸盐沉淀法，分析结果受到锶的干扰，测定值实际上是表示Ca＝Ca+Sr，并不是钙的真实含量。
不同研究者所测得的钙—氯度比值的平均值相当一致。
卡尔金和考克斯(1966)以及赖利和德田(1967)测得的数值分别为0.02126和0.02128，标准偏差为0.25％。
统计方法可以证明，在较深的水层中的钙浓度比表层水中约高0.5%。
角皆等(1968)集中在日本海的较小的区域中采取水样，测得的钙—氯度比值的平均值为0.02131，重复测定的标准偏差为0.1％，而表层水样与深层水样之间的差异约为0.5％。
陈国珍曾测过中国标准海水(黄海水)的Ca/C1值为0.02188～0.02191，平均值为0.02189，此值包含了Sr的干扰。
锶 锶是海水常量阳离子中含量最低的一种，平均含量约为0.008×10-
3。
由于钙与锶的性质相近，分离有一定的困难，早期测定结果含量都比较高，1950年前的Sr/C1值都在0.7×10-3左右，比近期值0.4约高80％。
1951年以后开始使用火焰光度法才得到较为可靠的结果，近年来使用原子吸收、中子活化及同位素稀释法，测定准确度有所提高，特别是后者。
3 由于核反应产物90Sr进人海洋，需从污染的角度及作为示踪剂来了解海洋混合过程，因此海水中锶的研究引起重视。
关于Sr/C1比值，大部分结果均在0.40-0.42之间，但是对于Sr/C1值是否恒定的问题曾有过争论。
从几个不同区域Sr/C1的垂直分布来看，其共同规律是表层有低值，这是由生物活动从表层吸收Sr所造成的。
当生物体下沉分解后又重新释放出Sr这种情况与海水中营养盐类(
P，Si，N)相类似，Sr/C1与相应的P/C1及Si/C1作图可以看出Sr与P或者Si在海水中含量具有线性关系。
由此可以认为Sr/C1值是不恒定的，变化范围大约在0.396～0.406之间，不恒定的主要原因是生物的影响，如某些生物有SrSO4的硬组织。
在海水主要阳离子中，钙与锶是保守性较差的元素。
常量阴离子 海水中主要成分阴离子共有6种：Cl-，SO42-，Br-，
F，H3BO3，HCO3-(CO32-)，HCO3-(CO32-)将在后节碳酸盐系统中介绍。
1．氯化物 多年来，海水中的盐含量是通过测定氯度确定的，氯度的定义我们将在后面详细解释．对于大洋水，氯化物与氯度的比值为0.99896，总卤化物(表示为氯化物)与氯度的比值为1.0006。
4 2．硫酸盐 海水中硫酸盐的平均含量为2.71×10-
3。
所有大洋水中硫酸根(g/kg)与氯度的比值都极为靠近0.1400。
目前普遍采用的测定海水硫酸根的方法，其基本步骤为生成硫酸钡沉淀，然后用重量法测定。
在中国渤海和北黄海的测定结果显示SO4/C1的范围为0.1398～0.1405，平均为0.1403，与大洋值基本相同。
海冰中硫酸根的含量比产生冰的水中高。
北太平洋中由于结冰效应就存在硫酸根明显地在冰中富集而在水中降低的现象。
硫酸根离子有一种性质：在缺氧环境中可以作为微生物的氧源，这种性质对硫酸根离子的地球化学行为产生最大的影响。
一般来说，海洋沉积物仅在表层中含有氧，在表层以下，有机质的微生物氧化作用一定伴随着硫酸盐还原成硫化物。
因此，在沉积物内部产生硫酸根的浓度梯度。
结果，硫酸根由海水迁移到沉积物，海水中硫酸根浓度出现亏损。
这一亏损由硫酸根含量高(相对于氯化物)的河流输入得到补充。
由于这些过程不是区域性的，而在全球范围内出现，又由于硫酸根的停留时间比混合时间大得多，所以硫酸根对氯度比值的区域性变化影响的确非常小(变化范围小于±0.4％)。
3．溴化物 海水中溴的平均含量为67×10-
6。
溴在地壳岩石中的含量较低，仅为3×10-
6，比海水低22倍。
自然界的溴主要富集在盐湖及海洋中，因此海水是提取溴的重要资源。
溴的测定方法主要采用Kothoff等(1937)的次氯酸盐氧化容量法。
此法比较方便、准确。
自1942年起采用此法进行海水中溴的测定后，其氯度比值无太大变化。
大洋水溴氯值在0.003464～0.003483之间，明显地不随深度和位置而变化。
低盐度的波罗的海中溴含量比较低，可能是由于这地区的河流中溴含量低的缘故，
5 4．氟化物 海水中氟化物的平均含量为1.3×10-
6，在卤族元素中，比氯和溴小很多，但比碘含量高出近20倍。
海水中氟化物的调查资料自20世纪60年代起逐渐增多，特别是镧—茜素络合剂(氟试剂)的分光光度法用于海水分析以来，进行了广泛调查；另外氟离子选择电极也应用于海水分析，对电位测量法及电位滴定法也做了一些研究。
正常海水的F/C1比值在(6.7～6.9)×10-5之间。
5．硼 海水中的H3BO3的含量约为0.026×10-
6，如以B来表示为4.5×10-
6。
硼在麦层水中的含量受到大气降水及蒸发、生物影响而有变化。
海水中B主要以H3BO3形式存在于海水中，海水中硼的氯度比值B/Cl，过去测定的变动范围为(0.222～0.255)×10-
3，但近年来的一些测定值均在(0.232～0.236)×10-3之间。
每年由河流输入的溶解硼为4×1011g，大部分在通过高离子强度的海水时吸附在黏土碎屑上而被除去了。
小部分硼(约为总量的1/10)可能在硅酸盐形成过程中或含硅软泥的沉积作用从海水中迁出。
盐度的定义 海水盐度是海水中含盐量的一个标度。
与温度、压力三者是研究海水的物理过程和化学过程的基本参数。
19世纪末期，欧洲一些国家召开海洋会议，研究海水盐度、氯度和密度的有关问题，在克努森的领导下，根据北海、波罗的海、红海等海区的9个表层水样的测定结果，总结出了盐度和氯度的定义，并给出了氯度计算盐度的经验公式。
海水盐度的定义：在1000g海水中，将所有的碳酸 盐转变成氧化物，所有的溴和碘被当量氯所置换、并且一切有机物均完全氧化后所含无机盐的总克数。
以S‰表示，单位g/Kg。
测定盐度的方法：将溶液蒸干，然后称重残存 的盐。
看似挺简单，但由于一些无机成分的挥发性，特别是HCl，以及结晶水很难除去而造成很大的困难，所以实际上没有得到应用。
然而，由于实用上测定氯度比较方便，盐度的直接测定便被抛弃。
6 氯度：在1000g海水中，若将溴和碘被氯置换后，所 含氯的总克数，以g/Kg表示,符号C1‰。
这样就可以通过测定海水样品中的氯度，按下式计算盐度。
S‰=0.030+1.8050C1‰ 至1900年，人们发现了一个缺点，即：所使用的原子量(Cl,Br,I等)不够准确，因此，每一次原子量的修订，都会出现氯度定义上的微小改动。
基于此原因，JacobsenandKnudsen(1940)重新定义氯度:海水水样的氯度在数值上(以‰表示)等于刚好沉淀0.3285234千克海水水样所需的原子量银的克数。
氯度滴定方法的化学反应式Cl−+Ag+=AgCl CrO42−+2Ag+=Ag2CrO4其他的卤化物也同样沉淀下来，铬酸钾作为指示剂，加入后沉淀物变到砖红色。
或荧光素。
S‰=0.030+1.8050C1‰的缺点 由于，
1.海水组分不符合恒比关系导致上述关系式计算出来的盐度误差可达0.04％；
2.氯度滴定技术还产生20.03C1‰以上的误差；
3.当时所取的水样多数为波罗的海的表层水，难以代表整个大洋水的规律；
4.关系式中的常数项0.030，不符合大洋海水盐度变化的实际情况。
由此，1966年联合国教科文组织(UNESCO)与英国国立海洋研究所合作出版的《国际海洋学用表》，提出了盐度与氯度的新关系式， 计算盐度的第二个公式：S‰=1.80655C1‰ 电导率比计算盐度的关系式：计算盐度的第三个公式： S‰=-0.08996+28.29729K15+12.80832K152-10.67869K153+5.98624K154-1.32311K155式中：K15是在15°C和0.1MPa条件下，某一水样的电导率与35.00‰标准海水电导率的比值。
7 但是上述公式表达的盐度存在着如下问题： ①缺乏严格一致的35‰盐度基准； ②这一定义受海水离子组成的影响，不能精确确定海水盐度的相对变化，因而对深层海水、近岸海水及其他离子组成有明显差异的海水难以得到可靠的结果： ③与此电导盐度相应的国际海洋学常用表，适用温度范围是10～31℃，因此在10℃以下就不能满足使用要求。
绝对盐度和实用盐度
(1)绝对盐度：海水中溶质质量与海水质量之比，以符号 SA表示；
(2)实用盐度：符号为
S。
以温度为15℃，一个标准大气压下的海水样品的电导率与相同温度和压力下，质量比为32.4356×10-3的氯化钾溶液电导率的比值K15来确定的。
当K15值精确地等于l时，则实用盐度正好等于35。
通过如下方程来确定实用盐度。
实用盐度的计算方法 S=α0+α1K150.5+α2K15+α3K151.5+α4K152+α5K152.5式中α0=0.0080；α1=0.1692；α2=25.3851；α3=14.0941；α4=-7.0261；α5=2.7081α0+α1+α2+α3+α4+α5=35.000，2≤S≤42。
K15＝C(S,15,0)/CKCl(32.4357,15,0) 世界各大洋的表层海水盐度随纬度的变化
8 最显著的特征是赤道附近盐度最低，在纬度20oN和附近盐度最高。
原因：在这两个海域带，高温和强风造成高蒸发率。
赤道附近最低是因为大量降雨和风速减弱造成的。
在高纬度则因降水量超过蒸发量，而使盐度下降。
世界各大洋的表层和深层海水盐度的影响因素 世界各大洋的表层海水盐度分布不均匀，影响因素主要有：蒸发、降水、结冰、融冰和陆地径流的影响。
深层海水的盐度变化较小，主要受环流和湍流等物理过程的控制。
根据大洋中盐度分布的特征，可以鉴别水团和了解其运动的情况。
9
常量元素 Culkin曾对海水中常量离子作过这样定义：“对于测得的盐度作出显著贡献的那些离子”。
实际上，它们是存在于海洋中的浓度大于l×10-6的一般元素。
张正斌等人(1989)把海洋中元素分成
A、B、
C、D、E五类，即：A为常量元素(>50mmol/kg)；B为常量元素(0.05～50mmol/kg)；C为微量元素(0.05～50μmol/kg)；D为痕量元素(0.05～50nmol/kg)；E为痕量元素(<50pmol/kg)。
本章的常量元素即包括A和B两类。
从元素而言，则是C1、Na、
S、Mg、Ca、
K、B、
C、O、
F、Si、Br、Sr共13个元素，按海水中溶解成分(常量离子)而言，如下表所示。
其中元素O在溶解成分SO42-，HCO3-和H3BO3中出现；Si的浓度可能大于几个10-
6，但因它的化学特性反常和生物 活性高，不仅以离子形式存在，而且还可以络离子等多种形式存在，而常量离子通常称为“保守”离子，它们在海水中保持某一恒定比值。
1 常量阳离子 钠 钠离子是海水中含量最高的阳离子，1000g海水中平均含有10.76g钠离子。
由于化学活性较低，在水体中较稳定，是海洋中逗留时间最长的一种阳离子。
卡尔金和考克斯(1966)对海洋中钠的测定结果显示，钠含量(单位为克钠/千克海水)对氯度的平均比值为0.5555。
用同一样品进行多次分析确定分析误差，得到一次分析的标准偏差为0.0007。
钠是确定了钙、镁、钾和总的阳离子含量后用差减法计算出来的。
赖利和德田(1967)采用重量法，即将所有碱金属以硫酸盐形式测定，钾用四苯基硼重量法测定，而后扣除钾，就得到钠的含量。
陈国珍曾测过中国标准海水的Na/C1值，此水采自南黄海，平均值为0.5616。
对黄渤海和北黄海的水样测定，渤黄海的Na/C1值为0.5610。
钾 海水中钾离子的平均含量约为0.4×10-
3，与钙离子的含量大致相等。
陆地上岩石的风化产物是海水中钠和钾的主要来源。
岩石中钠的平均含量约大于钾(约6％)。
岩石风化后的产物进入河流，河水中钾含量为钠的36％，进人海洋后，海水中钾仅为钠的3.6％。
造成这种差别的主要原因？ 镁 海水中镁的含量约1.3×10-
3，因此海水是提取镁的一个重要资源。
是海水阳离子中仅低于钠含量的离子， 海水中镁浓度的测定存在一定误差。
卡尔金和考克斯测得的镁—氯度比值为(0.06692±0.00004)与赖利和德田(0.06676±0.0007)测得的并不完全一致。
河水中Mg/Cl的比值较海水高，在一些受淡水影响的海水中，其Mg/C1值略有升高。
2 钙 海水中钙的平均含量为0.41×10-
3。
海洋中钙由于与海洋中生物圈以及与碳酸盐体系有密切关系，它的含量变化相当大。
钙也是海水主要成分中阳离子逗留时间最短的一种元素。
海洋表层水中，生物需摄取钙组成其硬组织，因此一般在表层水中钙的相对含量较低； 在深层水中，由于上层海水中含钙物质下沉后再溶解，以及由于压力的影响使碳酸钙溶解度增加，钙的相对含量加大。
另外在表层水中碳酸钙是处于过饱和状态，而在深层水中处于不饱和状态。
钙在海水中的含量及其分布情况，科学家曾进行了大量的研究工作，但在早期的研究中，分析方法多采用草酸盐沉淀法，分析结果受到锶的干扰，测定值实际上是表示Ca＝Ca+Sr，并不是钙的真实含量。
不同研究者所测得的钙—氯度比值的平均值相当一致。
卡尔金和考克斯(1966)以及赖利和德田(1967)测得的数值分别为0.02126和0.02128，标准偏差为0.25％。
统计方法可以证明，在较深的水层中的钙浓度比表层水中约高0.5%。
角皆等(1968)集中在日本海的较小的区域中采取水样，测得的钙—氯度比值的平均值为0.02131，重复测定的标准偏差为0.1％，而表层水样与深层水样之间的差异约为0.5％。
陈国珍曾测过中国标准海水(黄海水)的Ca/C1值为0.02188～0.02191，平均值为0.02189，此值包含了Sr的干扰。
锶 锶是海水常量阳离子中含量最低的一种，平均含量约为0.008×10-
3。
由于钙与锶的性质相近，分离有一定的困难，早期测定结果含量都比较高，1950年前的Sr/C1值都在0.7×10-3左右，比近期值0.4约高80％。
1951年以后开始使用火焰光度法才得到较为可靠的结果，近年来使用原子吸收、中子活化及同位素稀释法，测定准确度有所提高，特别是后者。
3 由于核反应产物90Sr进人海洋，需从污染的角度及作为示踪剂来了解海洋混合过程，因此海水中锶的研究引起重视。
关于Sr/C1比值，大部分结果均在0.40-0.42之间，但是对于Sr/C1值是否恒定的问题曾有过争论。
从几个不同区域Sr/C1的垂直分布来看，其共同规律是表层有低值，这是由生物活动从表层吸收Sr所造成的。
当生物体下沉分解后又重新释放出Sr这种情况与海水中营养盐类(
P，Si，N)相类似，Sr/C1与相应的P/C1及Si/C1作图可以看出Sr与P或者Si在海水中含量具有线性关系。
由此可以认为Sr/C1值是不恒定的，变化范围大约在0.396～0.406之间，不恒定的主要原因是生物的影响，如某些生物有SrSO4的硬组织。
在海水主要阳离子中，钙与锶是保守性较差的元素。
常量阴离子 海水中主要成分阴离子共有6种：Cl-，SO42-，Br-，
F，H3BO3，HCO3-(CO32-)，HCO3-(CO32-)将在后节碳酸盐系统中介绍。
1．氯化物 多年来，海水中的盐含量是通过测定氯度确定的，氯度的定义我们将在后面详细解释．对于大洋水，氯化物与氯度的比值为0.99896，总卤化物(表示为氯化物)与氯度的比值为1.0006。
4 2．硫酸盐 海水中硫酸盐的平均含量为2.71×10-
3。
所有大洋水中硫酸根(g/kg)与氯度的比值都极为靠近0.1400。
目前普遍采用的测定海水硫酸根的方法，其基本步骤为生成硫酸钡沉淀，然后用重量法测定。
在中国渤海和北黄海的测定结果显示SO4/C1的范围为0.1398～0.1405，平均为0.1403，与大洋值基本相同。
海冰中硫酸根的含量比产生冰的水中高。
北太平洋中由于结冰效应就存在硫酸根明显地在冰中富集而在水中降低的现象。
硫酸根离子有一种性质：在缺氧环境中可以作为微生物的氧源，这种性质对硫酸根离子的地球化学行为产生最大的影响。
一般来说，海洋沉积物仅在表层中含有氧，在表层以下，有机质的微生物氧化作用一定伴随着硫酸盐还原成硫化物。
因此，在沉积物内部产生硫酸根的浓度梯度。
结果，硫酸根由海水迁移到沉积物，海水中硫酸根浓度出现亏损。
这一亏损由硫酸根含量高(相对于氯化物)的河流输入得到补充。
由于这些过程不是区域性的，而在全球范围内出现，又由于硫酸根的停留时间比混合时间大得多，所以硫酸根对氯度比值的区域性变化影响的确非常小(变化范围小于±0.4％)。
3．溴化物 海水中溴的平均含量为67×10-
6。
溴在地壳岩石中的含量较低，仅为3×10-
6，比海水低22倍。
自然界的溴主要富集在盐湖及海洋中，因此海水是提取溴的重要资源。
溴的测定方法主要采用Kothoff等(1937)的次氯酸盐氧化容量法。
此法比较方便、准确。
自1942年起采用此法进行海水中溴的测定后，其氯度比值无太大变化。
大洋水溴氯值在0.003464～0.003483之间，明显地不随深度和位置而变化。
低盐度的波罗的海中溴含量比较低，可能是由于这地区的河流中溴含量低的缘故，
5 4．氟化物 海水中氟化物的平均含量为1.3×10-
6，在卤族元素中，比氯和溴小很多，但比碘含量高出近20倍。
海水中氟化物的调查资料自20世纪60年代起逐渐增多，特别是镧—茜素络合剂(氟试剂)的分光光度法用于海水分析以来，进行了广泛调查；另外氟离子选择电极也应用于海水分析，对电位测量法及电位滴定法也做了一些研究。
正常海水的F/C1比值在(6.7～6.9)×10-5之间。
5．硼 海水中的H3BO3的含量约为0.026×10-
6，如以B来表示为4.5×10-
6。
硼在麦层水中的含量受到大气降水及蒸发、生物影响而有变化。
海水中B主要以H3BO3形式存在于海水中，海水中硼的氯度比值B/Cl，过去测定的变动范围为(0.222～0.255)×10-
3，但近年来的一些测定值均在(0.232～0.236)×10-3之间。
每年由河流输入的溶解硼为4×1011g，大部分在通过高离子强度的海水时吸附在黏土碎屑上而被除去了。
小部分硼(约为总量的1/10)可能在硅酸盐形成过程中或含硅软泥的沉积作用从海水中迁出。
盐度的定义 海水盐度是海水中含盐量的一个标度。
与温度、压力三者是研究海水的物理过程和化学过程的基本参数。
19世纪末期，欧洲一些国家召开海洋会议，研究海水盐度、氯度和密度的有关问题，在克努森的领导下，根据北海、波罗的海、红海等海区的9个表层水样的测定结果，总结出了盐度和氯度的定义，并给出了氯度计算盐度的经验公式。
海水盐度的定义：在1000g海水中，将所有的碳酸 盐转变成氧化物，所有的溴和碘被当量氯所置换、并且一切有机物均完全氧化后所含无机盐的总克数。
以S‰表示，单位g/Kg。
测定盐度的方法：将溶液蒸干，然后称重残存 的盐。
看似挺简单，但由于一些无机成分的挥发性，特别是HCl，以及结晶水很难除去而造成很大的困难，所以实际上没有得到应用。
然而，由于实用上测定氯度比较方便，盐度的直接测定便被抛弃。
6 氯度：在1000g海水中，若将溴和碘被氯置换后，所 含氯的总克数，以g/Kg表示,符号C1‰。
这样就可以通过测定海水样品中的氯度，按下式计算盐度。
S‰=0.030+1.8050C1‰ 至1900年，人们发现了一个缺点，即：所使用的原子量(Cl,Br,I等)不够准确，因此，每一次原子量的修订，都会出现氯度定义上的微小改动。
基于此原因，JacobsenandKnudsen(1940)重新定义氯度:海水水样的氯度在数值上(以‰表示)等于刚好沉淀0.3285234千克海水水样所需的原子量银的克数。
氯度滴定方法的化学反应式Cl−+Ag+=AgCl CrO42−+2Ag+=Ag2CrO4其他的卤化物也同样沉淀下来，铬酸钾作为指示剂，加入后沉淀物变到砖红色。
或荧光素。
S‰=0.030+1.8050C1‰的缺点 由于，
1.海水组分不符合恒比关系导致上述关系式计算出来的盐度误差可达0.04％；
2.氯度滴定技术还产生20.03C1‰以上的误差；
3.当时所取的水样多数为波罗的海的表层水，难以代表整个大洋水的规律；
4.关系式中的常数项0.030，不符合大洋海水盐度变化的实际情况。
由此，1966年联合国教科文组织(UNESCO)与英国国立海洋研究所合作出版的《国际海洋学用表》，提出了盐度与氯度的新关系式， 计算盐度的第二个公式：S‰=1.80655C1‰ 电导率比计算盐度的关系式：计算盐度的第三个公式： S‰=-0.08996+28.29729K15+12.80832K152-10.67869K153+5.98624K154-1.32311K155式中：K15是在15°C和0.1MPa条件下，某一水样的电导率与35.00‰标准海水电导率的比值。
7 但是上述公式表达的盐度存在着如下问题： ①缺乏严格一致的35‰盐度基准； ②这一定义受海水离子组成的影响，不能精确确定海水盐度的相对变化，因而对深层海水、近岸海水及其他离子组成有明显差异的海水难以得到可靠的结果： ③与此电导盐度相应的国际海洋学常用表，适用温度范围是10～31℃，因此在10℃以下就不能满足使用要求。
绝对盐度和实用盐度
(1)绝对盐度：海水中溶质质量与海水质量之比，以符号 SA表示；
(2)实用盐度：符号为
S。
以温度为15℃，一个标准大气压下的海水样品的电导率与相同温度和压力下，质量比为32.4356×10-3的氯化钾溶液电导率的比值K15来确定的。
当K15值精确地等于l时，则实用盐度正好等于35。
通过如下方程来确定实用盐度。
实用盐度的计算方法 S=α0+α1K150.5+α2K15+α3K151.5+α4K152+α5K152.5式中α0=0.0080；α1=0.1692；α2=25.3851；α3=14.0941；α4=-7.0261；α5=2.7081α0+α1+α2+α3+α4+α5=35.000，2≤S≤42。
K15＝C(S,15,0)/CKCl(32.4357,15,0) 世界各大洋的表层海水盐度随纬度的变化
8 最显著的特征是赤道附近盐度最低，在纬度20oN和附近盐度最高。
原因：在这两个海域带，高温和强风造成高蒸发率。
赤道附近最低是因为大量降雨和风速减弱造成的。
在高纬度则因降水量超过蒸发量，而使盐度下降。
世界各大洋的表层和深层海水盐度的影响因素 世界各大洋的表层海水盐度分布不均匀，影响因素主要有：蒸发、降水、结冰、融冰和陆地径流的影响。
深层海水的盐度变化较小，主要受环流和湍流等物理过程的控制。
根据大洋中盐度分布的特征，可以鉴别水团和了解其运动的情况。
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