La biosphère marine est dominée par les organismes du phytoplancton qui synthétisent de la matière organique à partir d’éléments nutritifs dissous comme le CO2, les ions nitrates et phosphates. La « stoechiométrie » moyenne de cette réaction de photosynthèse est exprimée par les rapports introduits par Alfred Redfield à la fin des années 50. Si la pCO2 de l’eau de surface est en équilibre avec celle de l’atmosphère sus-jacente, le déficit de CO2 lié à la synthèse organique induit une diffusion de CO2 de l’atmosphère vers l’océan. C’est ce que l’on appelle communément la pompe biologique organique.
Avec sa consommation de CO2 dissous et d’ions H3O+, la réaction de synthèse organique tend donc à augmenter le pH de l’eau de mer. La cartographie du pH des eaux de surface présente des valeurs élevées (8,2-8,4) pour les zones côtières et les hautes latitudes, alors que les « déserts » subtropicaux se caractérisent par de faibles pH voisins de 8.
Après synthèse, la matière organique est recyclée rapidement dans la zone photique. Néanmoins, une fraction de cette matière organique (≈ 15 % en plein océan) s’échappe en profondeur par sédimentation dans la colonne d’eau. Elle est ensuite dégradée et reminéralisée progressivement par les bactéries vivant en profondeur. Les profils verticaux de pH montrent un minimum vers 1 à 2 km qui correspond au maximum de cette reminéralisation. Les masses d’eaux profondes sont transportées par la circulation thermohaline mondiale maintenant un gradient de TCO2 et de pH entre l’Atlantique nord et le Pacifique nord (environ 0,2 unité pH). Les eaux profondes, acides et chargées de TCO2, remontent ensuite à la surface par différents mécanismes d’upwelling.
