海水盐度是指海水中全部溶解固体与海水重量之比，通常以每千克海水中所含的克数表示。人们用盐度来表示海水中盐类物质的质量分数。世界大洋的平均盐度为35‰。

海水中含盐量的一个标度。海水含盐量是海水的重要特性，它与温度和压力3者，都是研究海水的物理过程和化学过程的基本参数。海洋中发生的许多现象和过程，常与盐度的分布和变化有关，因此海洋中盐度的分布及其变化规律的研究，在海洋科学上占有重要的地位。

世界各大洋表层的海水，受蒸发、降水、结冰、融冰和陆地径流的影响，盐度分布不均：两极附近、赤道区和受陆地径流影响的海区，盐度比较小；在南北纬20度的海区，海水的盐度则比较大。深层海水的盐度变化较小，主要受环流和湍流混合等物理过程所控制。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。在研究海水中离子间的相互作用及平衡关系，探索元素在海水中迁移的规律和测定溶于海水中的某些成分时，都要考虑盐度的影响。此外，因为实际工作中往往难以在现场直接准确测定海水的密度，所以各国通常测定盐度、温度和压力，再根据海水状态方程式计算密度。

在1902年首次建立了盐度定义之后，随着海洋科学的发展，对盐度值的准确性的要求，越来越高，因此对盐度的定义，作了几次修订。

首次定义　19世纪末期，欧洲一些国家召开了国际海洋会议，为了统一观测资料，成立了专家小组，研究了海水的盐度、氯度（见海水氯度）和密度等有关问题。这个小组在M.H.C.克努曾的领导下，提出了一种测定盐度的方法，即取一定量的海水样品，加盐酸酸化后，再加氯水，蒸干后继续升温，最后在480°C条件下烘至恒重，称量剩余的盐分。根据这种测定方法，海水盐度的定义为：“1千克海水中的溴和碘全部被当量的氯置换,而且所有的碳酸盐都转换成氧化物之后，其所含的无机盐的克数。”以符号“S‰”表示之，单位为克/千克。

这种测定方法的操作繁杂，需要较长的时间，不适用于海洋调查。为了应用方便起见，在海水组成恒定的基础上，自北海、波罗的海、红海等海区采集了9个表层水样，测定了它们的盐度和氯度，从这些数据归纳出盐度和氯度(Cl)的关系式

S‰=0.030+1.8050Cl‰

这样就可以通过测定海水样品的氯度，按上式计算盐度。此法使用了65年。

重新定义　盐度与氯度的上述关系式，建立在海水组成恒比规律的基础上，这是不严格的；况且当时所取的水样，多数为波罗的海表层水，难以代表整个大洋水的规律。实际上，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。1950年以后，电导盐度计的研究和发展，使盐度的测定方法得到简化，精密度也提高，比测定氯度后计算盐度的方法，更加准确和方便。因此，联合国教科文组织(UNESCO)、国际海洋考察理事会(ICES)、海洋研究科学委员会(SCOR)和国际海洋物理科学学会(IAPSO)4个国际组织联合发起，于1962年5月召开会议，成立了海水状态方程式联合小组。此小组于1963年第二次会议上改名为“海洋用表与标准联合专家小组(JPOTS)”。经过多次讨论和研究，为了保持历史资料的统一性，将盐度公式改为

S‰=1.80655Cl‰

R.A.考克斯等对采自各大洋和海区的135个水样(深度在100米以内)的氯度值进行了准确的测定，按上述公式换算成盐度，并测定了电导比R15,得到S‰与R15关系的多项式

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

式中R15 为一个标准大气压和15°C条件下海水样品与S=35.000的标准海水电导率的比值。1966年，JPOTS推荐这多项式为海水盐度定义。同年，联合国教科文组织和英国国立海洋研究所出版的《国际海洋用表》，其中的盐度数据，就是采用上述测定电导率后换算成盐度的方法。

海水盐度因海域所处纬度位置不同而有差异，主要受纬度、河流、入海径流、洋流等的影响。

在外海或大洋，影响盐度的因素主要有降水，蒸发等；在近岸地区，盐度则主要受河川径流的影响。

从低纬度到高纬度，海水盐度的高低，主要取决于蒸发量和降水量之差。蒸发量使海水浓缩，降水使海水稀释。有河流注入的海区，海水盐度一般比较低。

在海洋，赤道一带降雨量大，盐度较低。在高纬度地区，溶解的冰降低了盐度。盐度最高的地区是蒸发量高而降雨相对较低的中纬地区。

大西洋盐度略高于太平洋。

海洋平均盐度是34.7。

能生存于较大的盐度范围的生物称为“广盐性”（euryhaline），反之为“狭盐性”（stenohaline）。

盐度大幅改变时，因为渗透作用的关系，细胞可能涨破或萎缩。有些生物的体液的浓度随盐度而改变，称为变渗压性生物（poikilosmotic / osmoconformers）；亦有生物以各样方法维持身体渗透压，称为恒渗压性的（homoiosmotic / osmoregulators）。这类方法有：

储存盐份

排出盐份

吸收大量水

脱落充满盐的身体部分

盐度也会影响浮力，这可能影响某些生物觅食或散布幼卵。

盐度的基本定义为每一千克的水内的溶解物质的克数。1902年ICES提出的定义为：“每一千克的水内，将溴和碘化物计算为氯化物，将碳酸盐计算为氧化物，将所有有机化合物计算为完全氧化的状态，溶解物质的克数。”由于盐度和氯度（海洋内的氯的含量，约为55.3%）相关，加上氯度很易测得，因此有了一条经验公式：S‰ = 0.03 + 1.805Cl‰。其中氯度的定义为“令海水样本中所有卤素沈淀的所需银的质量”。联合国教科文组织和其他国际团体设立的专家小组JPOTS，在1966年提出此式应是S‰ = 1.80655 Cl‰，同时又推荐海洋学家提出使用海水的导电性来定义盐度。1978年JPOTS提出实用盐度（Practical Salinity Scale）为现时最广泛采用的专业定义：

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是摄氏度

C (S, t, 0)表示海水在t度和标准大气压力下的导电性

C (KCl, t, 0)表示32.4356克的KCl溶于1千克的水的溶液，在t度和标准大气压力下的导电性

此公式的准确度为± 0.003。

导电性（±0.005）

滴定（±0.02）

折射

重量

海水的平均盐度是35‰，即每千克大洋水中的含盐量为35克。一般来说，大洋水中盐度的变化很小，近海水域的盐度变化较大。 在大洋水中，盐度的变化主要与海水的蒸发、降雨、洋流、海水混合等因素有关。

近岸海水的盐度主要受陆地河流向海洋输入淡水（入海径流）有关，所以盐度的变化范围较大。我国长江口海域，在冬季的枯水期可以测到海水的盐度为12‰；但是，夏季洪水季节，同一地点测得得盐度仅有2.5‰。此外，在地球的高纬度地区，冰层的结冰和融化对这些海区海水的盐度影响很大。不过，从整个世界大洋看，海水的盐度呈“M”状变化：

（1）赤道附近，降雨量大于蒸发量，这一海区的年净得雨水约22厘米，雨水使海水的盐度降低。

（2）在南纬20度和北纬20度附近是地球的信风带，天气干燥、降雨量小，蒸发量大大高于降雨量，海水的盐度自然增加。

（3）位于南极和北极附近的高纬度地区，气温较低，蒸发量小，降雨量增加，盐度相对小一些。

世界的个别海域盐度差别很大。地中海东部海域盐度达到39.58‰,西部受到大西洋影响，盐度下降，只有37‰。红海海水盐度达到40‰，局部地区高达42.8‰。波罗的海有众多入海径流，海水盐度只有10‰，为世界各大海中最低。

世界上盐度最高的水体是死海(内陆咸水湖泊)，表面的盐度为227‰～275‰，深度40米处，湖水盐度达到281‰。