(* La présence d'acide carbonique H2CO3 dans les océans reste à démontrer) ce qui se réduit à la
réaction d’équilibre :
CO2+ CO3
2+ H2O↔2 HCO3
-
(3)
Contrairement aux vitesses d'échange entre gaz et liquide, de l'ordre de quelques jours, les
cinétiques des réactions entre espèces dissoutes sont à l'échelle du centième de seconde. Toute
modification de la concentration d'une de ces espèces déplace les équilibres et modifie l'abondance
des autres formes. Ainsi quand la teneur en CO2 dissous augmente, l'abondance de bicarbonate
HCO3
- s'élève, tandis que celle du carbonate CO3
2- diminue (déplacement de l'équilibre vers la
droite dans la dernière équation). La variation de la concentration les ions carbonate et d'ailleurs
la principale cause de variation du pH de l'eau de mer (Jacque et Saugier, 2008).
Le système des carbonates est très important ; car il régule le pH de l’eau de mer et contrôle la
circulation du CO2 entre la biosphère, la lithosphère, l’atmosphère et les océans (Millero, 2013)
Lorsque le CO2 rentre en contact avec l’eau de mer ; l’équilibre se produit selon les équations
précédentes (Millero, 2013). Les espèces majoritaires sont les bicarbonates (HCO3
-
) et les
carbonates (CO3
2) qui représente respectivement 90% et 9% du carbone inorganique dans l’océan
(Millero, 2013).
La constante de dissociation stœchiométrique pour la première ionisation est définie par (Millero,
2013)
CO2 (g) ↔ CO2 (aq)
(4)
Ca
2+ (aq) +CO3
2(aq) ↔ CaCO3 (aq)
(5)
K1* = [H
+
]T x [HCO3
-
]T/ [CO2*]
(6)
K2* = [H
+
]T x [HCO3
-
]T/ [HCO3
-
] (7)
Où : [CO2*] = [CO2] + [H2CO3]
 T : correspond aux concentrations totales.