Khí Cacboníc hoà tan trong nước biển có ý nghĩa rất quan trọng đối với các quá trình sinh học, sinh hoá, địa hoá. Là "nguyên liệu" của quá trình quang hợp, đồng thời lại là sản phẩm của quá trình hô hấp và phân huỷ chất hữu cơ, khí Cacbonic hoà tan trong nước biển được coi là chỉ thị cho các quá trình này. Có thể nói, không có Cacbonic hoà tan thì cũng không có sự sống trong biển. Tuy nhiên, sự dƣ thừa Cacbonic trong biển lại là điều bất lợi cho sự sống của các động vật.
Trong chu trình Cacbon của tự nhiên, khí Cacbonic là một mắt xích quan trọng trong việc chuyển Cacbon từ khí quyển vào thành phần các khoáng vật và sinh vật. Các muối cacbonat trong biển có kết tủa để tạo nên trầm tích hay không phụ thuộc rất nhiều vào sự có mặt của khí Cacbonic hoà tan. Thực chất, sự có mặt của khí Cacbonic ở các lớp nước tầng sâu và đáy đã giữ cho
muối cacbonát ở đó không rơi vào trạng thái kết tủa mà thường nằm ở trạng thái hoà tan, mặc dù nồng độ các muối này có thể đạt quá bão hoà.
Đặc biệt, tương quan nồng độ CO2 trong nước biển và trong khí quyển rất có ý nghĩa đối với khí hậu của hành tinh. Nếu không có biển hấp thụ lƣợng CO2 dƣ thừa trong khí quyển thì hiệu ứng nhà kính trên trái đất chắc chắn sẽ gay gắt hơn nhiều so với hiện tại.
Như vậy, Cácbonic hoà tan trong nước biển là một hợp phần hoá học tham gia vào cả 3 mối tương tác: biển-khí quyển, biển-thạch quyển và biển- sinh quyển. Việc nghiên cứu Cacbonic hoà tan trong nước biển có ý nghĩa vô cùng quan trọng. Khí Cacbonic hoà tan trong nước biển tồn tại ở dạng phân tử tự do CO2. Khi hoà tan vào nước biển, Cácbonic tự do có thể kết hợp với nước để tạo thành axít Cacboníc:
CO2 (tan) + H2O ⇐⇒ H2CO3
Mặc dù theo tính toán chỉ có khoảng 1% lƣợng CO2 nằm trong liên kết với H2CO3, nhƣng do cân bằng này không rõ ràng nên khó có thể tách biệt đƣợc CO2 với H2CO3. Bởi vậy, nói tới Cacboníc hoà tan thực chất là nói tới tổng [CO2 + H2CO3].
Nồng độ Cacbonic trong nước biển không lớn (chỉ vào khoảng 1mgCO2/l) do áp suất riêng của CO2 trong khí quyển khá nhỏ (áp suất trung bình của CO2 trên mặt đại dương là 330.10-6 atm). Có thể thấy rõ điều này qua tính toán đơn giản sau: tại điều kiện S = 35%o, T = 00C, độ hoà tan của CO2
là K = 1442 mlCO2/l, theo định luật Henri-Danton thì khi cân bằng với CO2 trong khí quyển, nồng độ CO2 trong lớp nước mặt biển là [CO2] = 1442.330.10-6 = 0,476 mlCO2/l (≈0,93mgCO2/l).
Các nguồn quan trọng và chủ yếu nhất cung cấp Cacbonic cho nước biển bao gồm: hấp thụ CO2 từ khí quyển khi nồng độ chƣa dạt bão hoà, phân huỷ tàn tích hữu cơ trong nước và trong trầm tích đáy, quá trình lên men, hô hấp của sinh vật sống trong biển. Ngoài ra, CO2 đi vào biển có thể qua các con
đường thứ yếu khác như từ các mạch nước ngầm chảy vào biển, từ các dòng sông tải ra hoặc từ lòng đất qua các núi lửa, khe nứt ngầm dưới đáy biển.
Các nguồn tiêu thụ và làm giảm CO2 trong nước biển gồm: thoát ra ngoài khí quyển khi nồng độ quá bão hoà, hoạt động quang hợp của thực vật, hoà tan các muối Cacbonat ở đáy và bờ.
Do áp suất riêng của CO2 trong khí quyển và trong nước khá nhỏ, lại phải đạt tới trạng thái cân bằng nên về mặt định lượng, tương tác biển-khí quyển không phải là nguồn chính cung cấp CO2 cho biển. Nhƣng quá trình này lại rất có ý nghĩa trong việc điều chỉnh lƣợng CO2 dƣ thừa của biển cũng như của khí quyển. Vì hướng của quá trình này phụ thuộc vào tương quan giữa áp suất riêng của CO2 trong khí quyển và trong nước biển, nên ngoài các dạng biểu diễn nồng độ thông thường người ta còn sử dụng đại lượng PCO2 (áp suất của khí CO2). Nếu PCO2 trong khí quyển lớn hơn trong nước biển thì biển hấp thụ CO2 từ khí quyển, ngƣợc lại biển sẽ giải phóng CO2 vào khí quyển.
Trong lớp nước mặt biển, PCO2 thường ở trạng thái cân bằng với PCO2
trong khí quyển. Nước tầng mặt Đại Tây Dương có PCO2 bằng 330.10-6 atm (theo Wattenberg), ở biển Baren 230÷280.10-6 atm (theo Bruevích), Bắc Băng Dương 150÷200.10-6 atm (theo Bukhơ). Cũng trong lớp nước mặt biển, PCO2
có thể bị biến đổi do các nguyên nhân sau:
Các nhân tố làm tăng PCO2 trong lớp nước mặt
Khi nhiệt độ, độ muối nước biển tăng lên nhanh chóng do một nguyên nhân nào đó (ví dụ do bức xạ mặt trời) thì giá trị nồng độ bão hoà của CO2 trong lớp nước mặt ứng với điều kiện nhiệt độ, độ muối mới sẽ giảm đi. Hiện tượng này làm cho nồng độ CO2 đang có trong nước biển sẽ tiến tới và có thể vượt quá nồng độ bão hoà ở điều kiện mới, dẫn đến PCO2 trong nước tăng cao.
Khi quá trình hô hấp của sinh vật diễn ra mạnh mẽ sẽ giải phóng nhiều CO2 tự do.
Các khối nước từ các lớp nước tầng sâu giầu có CO2 trồi lên tầng mặt.
Các nhân tố làm giảm PCO2 trong lớp nước mặt
Khi nhiệt độ, độ muối nước biển giảm đi nhanh chóng sẽ làm cho nồng độ bão hoà CO2 trong nước ứng với điều kiện nhiệt muối mới tăng cao. Do vậy lƣợng CO2 hiện có sẽ càng xa dần nồng độ bão hoà ở điều kiện mới, dẫn đến PCO2 trong nước giảm thấp.
Quang hợp phát triển mạnh là nguyên nhân cơ bản làm giảm CO2 trong nước biển, dẫn đến sự giảm đáng kể PCO2. Theo độ sâu, PCO2 tăng dần do CO2
đƣợc giải phóng trong quá trình ôxy hoá và phân huỷ chất hữu cơ, đồng thời quá trình quang hợp tiêu thụ CO2 giảm dần và tiến tới chấm dứt ở các tầng nước sâu không có ánh sáng. PCO2 có thể đạt giá trị rất lớn ở những lớp nước sâu ít có sự trao đổi nước, chứa nhiều tàn tích hữu cơ (như lớp ôxy cực tiểu).
Ví dụ đã thấy được PCO2 bằng 1200.10-6 atm ở lớp nước sâu 400-500 m có nhiệt độ 8oC thuộc phần phía đông vùng nhiệt đới xích đạo Thái Bình Dương.
Tương tự như Ôxy hoà tan, nồng độ CO2 (và do đó PCO2) trong biển cũng có sự thay đổi theo thời gian với hai chu kỳ chính: chu kỳ ngày đêm và chu kỳ mùa. Cả hai biến đổi này đều có liên quan tới quang hợp, trong đó biến đổi ngày đêm phụ thuộc vào biến trình của bức xạ mặt trời, còn biến đổi năm phụ thuộc vào biến đổi của các điều kiện quang hợp. Nhƣ vậy, biến đổi theo thời gian của CO2 hoàn toàn ngƣợc pha với biến đổi của O2.
Ngoài hai biến đổi có chu kỳ như trên, CO2 hoà tan trong nước biển còn có những biến đổi khác liên quan tới nhiều quá trình và điều kiện nhƣ khí tượng thuỷ văn, động lực, biến động bất thường của thời tiết, ô nhiễm môi trường, đặc tính đa thành phần loài của sinh vật... Các quá trình này thường làm biến dạng hoặc biến đổi hoàn toàn hai kiểu biến đổi có chu kỳ nhƣ đã nêu.