Amphithéâtre Marguerite de Navarre, Site Marcelin Berthelot
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La complexité du phénomène vient du fait que plusieurs réponses du système climatique et biogéochimique influencent la séquestration du carbone dans l’océan. Une première rétroaction climatique est celle liée à l’effet de la température sur la solubilité du CO2 et les équilibres acido-basiques.

À la suite de l’atmosphère, l’océan se réchauffe depuis sa surface comme le montrent les données océanographiques in situ depuis la fin du XIXe siècle et plus récemment les observations dans l’infrarouge des satellites ainsi que les mesures retransmises par les milliers de flotteurs Argo qui échantillonnent de façon automatique les premiers kilomètres de la colonne d’eau. Depuis le début du XXe siècle la température moyenne des eaux de surface a ainsi augmenté d’environ 1 °C. À l’échelle du siècle, pratiquement toutes les régions de l’océan se sont réchauffées.

Le coefficient de solubilité du CO2 dans l’eau est une fonction décroissante de sa température. De plus, les deux constantes de dissociation acido-basique sont des fonctions croissantes de la température. La combinaison de ces effets conduit à une diminution du pompage océanique de l’excès de CO2 atmosphérique en réponse au réchauffement. Pour une pCO2 atmosphérique de 300 ppm, le réchauffement de 1 °C d’une eau de mer de surface à 20 °C conduit à un nouvel équilibre de la pCO2 à 313 ppm entre l’atmosphère et l’océan. Le réchauffement engendre donc un dégazage apparent d’environ 13 ppm. Dans une moindre mesure, une augmentation de la salinité conduit aussi à une élévation du CO2 dissous et donc à un dégazage pour retrouver l’équilibre à l’interface atmosphère-océan.