Voir la source de Changement climatique - acidification de l'océan

=== Description du phénomène<br>  ===

«&nbsp;L’acidification de l’océan&nbsp;» désigne la diminution du pH de l’eau de mer (d’environ 0,1 unité dans les eaux de surface depuis 1800, début de l’ère industrielle) (''Une diminution de 0,1 unité pH équivaut à une augmentation de 30&nbsp;%de la concentration en ions H+''), due à l’absorption du dioxyde de carbone atmosphérique. Aujourd’hui, l’océan stocke la moitié du CO2 anthropique émis entre 1800 et 1994, et il a absorbé le tiers des émissions récentes [41]. En 1800, la pression partielle p(CO2) du CO2 atmosphérique était de 280 ppm. Elle a atteint 330 ppm dans les années 1970 (+50 ppm en 170 ans), puis 384 ppm en 2007 (+50 ppm en 30 ans).<br>Au cours de la décennie 90, l’océan a piégé 2,2 ± 0,5 Pg/an (''1 Pg = 1 milliard de tonnes'') de carbone anthropique. Du fait de leur étendue et de leur température froide, ce sont les régions océaniques extratropicales de l’hémisphère sud (entre 30°S et 50°S) qui absorbent la majorité du CO<sub>2</sub> anthropique, même si c’est en Atlantique nord que les<br>quantités piégées par unité de surface sont les plus élevées&nbsp;: l’Atlantique nord, avec 15&nbsp;% de la superficie de l’océan mondial, contient 23&nbsp;% de la totalité du CO<sub>2 </sub>anthropique absorbé par l’océan.<br>Dans les eaux mélangées de surface, le CO<sub>2</sub> dissous est en quasiéquilibre avec le CO<sub>2</sub> atmosphérique. Il réagit avec l’eau de mer pour former de l’acide carbonique H<sub>2</sub>CO<sub>3</sub>, qui se dissocie en ions bicarbonate (HCO<sub>3</sub><sup>–</sup>), carbonate (CO<sub>3</sub> <sup>2–</sup>) et hydrogène (H<sup>+</sup>) suivant les réactions&nbsp;:<br>CO<sub>2 </sub>+ H<sub>2</sub>O ↔ H<sub>2</sub>CO<sub>3</sub> ↔ HCO<sub>3</sub><sup>–</sup> + H<sup>+</sup> ↔ CO<sub>3</sub><sup>2–</sup> + 2 H<sup>+</sup><br>Dans les conditions actuelles d’équilibre thermodynamique, à pH = 8,2, la forme dominante de carbone est l’ion bicarbonate HCO<sub>3</sub><sup>–</sup> (~ 88&nbsp;%), les autres formes (CO<sub>3</sub><sup>2–</sup> et CO<sub>2</sub>) étant peu présentes (11&nbsp;% et 0,5&nbsp;% respectivement.). Ces proportions peuvent être légèrement modifiées en fonction de la température, de la salinité et de la pression (cf. infra).<br>L’équilibre entre les trois formes explique le «&nbsp;pouvoir tampon de l’eau de mer&nbsp;». L’absorption du CO<sub>2</sub> entraîne la formation de bicarbonate à partir d’ions H+ et CO<sub>3</sub><sup>2–</sup>, réaction qui freine la diminution du pH, mais d’autant moins que la concentration en CO<sub>2</sub> croît et que diminue la concentration en ions CO<sub>3</sub><sup>2–</sup>. C’est l’une des causes du maintien du pH des eaux marines superficielles entre des limites relativement étroites (pH ≈ 8,1 en moyenne), avec des fluctuations de ± 0,3 unités attribuables à plusieurs facteurs tels que la variabilité saisonnière (augmentation du pH avec la température), les conditions hydrodynamiques (upwelling, i.e. remontée d’eau profonde riche en CO<sub>2</sub>), ou autres conditions régionales (influence des bassins versants en domaine côtier).<br>Dans les eaux de surface, les valeurs les plus élevées du pH correspondent aux zones de forte productivité, où le CO<sub>2</sub> sous forme de carbone inorganique dissous (CID) est fixé par le phytoplancton. Une partie de ce carbone intégré, à la matière organique, chute vers les eaux profondes et y demeure pendant plusieurs siècles. À l’échelle de l’océan mondial, cette «&nbsp;pompe biologique&nbsp;» crée un gradient surface-fond qui mobilise une quantité de CID 3,5 fois supérieure à celle du CO<sub>2</sub> atmosphérique, d’où l’intérêt accordé à l’impact des changements du fonctionnement de la pompe biologique sur la composition de l’atmosphère.<br>Mais cette pompe biologique interagit avec la «&nbsp;pompe de solubilité&nbsp;». Cette dernière est engendrée par le fait qu’à l’équilibre, la pression de vapeur saturante du CO<sub>2</sub> entre la phase liquide et la phase gazeuse ne dépend que de la température. Pour atteindre cet équilibre, la solubilité du CO<sub>2</sub> augmente quand la&nbsp; empérature décroît, d’où l’entraînement d’eaux enrichies en CO<sub>2</sub> vers le fond aux hautes latitudes, alors que la solubilité diminue aux basses latitudes, allant jusqu’à dégazer du CO<sub>2</sub> dans les régions chaudes.<br>Globalement, la pompe de solubilité contribue aujourd’hui d’environ 30 à 40&nbsp;% au gradient surface-fond du CID, les deux autres tiers de ce gradient étant attribuables à la pompe biologique.<br>