海洋酸化

海水pH值降低的现象

海洋酸化

海洋酸化（Ocean acidification）指地球海洋中海水的pH值因吸收大量二氧化碳而降低酸化的现象。[0]海洋酸化的主要成因是空气中二氧化碳浓度升高，海水溶解二氧化碳后增加了海洋中氢离子（H+）的浓度，从而致使海水的pH值降低。[3]在地球历史上，受自然环境变化影响，海洋酸化曾在卡皮坦纪大灭绝、二叠纪末大灭绝、三叠纪末大灭绝以及白垩纪-古近纪大灭绝事件期间多次发生。[4]自工业化以来，人类活动产生的二氧化碳排放便成了海洋酸化的主要原因。据统计，2020年时大气中二氧化碳浓度已超过410百万分比（ppm），海水的平均pH值从8.19下降到8.05，全球海洋酸化的现象日益明显。[1]海洋酸化遍及全球各大海域，[2]导致珊瑚、贝类以及某些浮游生物的碳酸钙形成速率下降，进而影响它们的生长、生存和繁殖。[5]海洋酸化还会改变海洋中营养物质的分布和食物链结构，对海洋生态系统的健康状态和生物多样性构成严重威胁。[1]在经济方面，海洋酸化对珊瑚礁的破坏也会间接影响全球渔业和旅游业的发展。[6]

海洋酸化（Ocean acidification）指地球海洋中海水的pH值因吸收大量二氧化碳而降低酸化的现象。[1]海洋酸化的主要成因是空气中二氧化碳浓度升高，海水溶解二氧化碳后增加了海洋中氢离子（H+）的浓度，从而致使海水的pH值降低。[4]

在地球历史上，受自然环境变化影响，海洋酸化曾在卡皮坦纪大灭绝、二叠纪末大灭绝、三叠纪末大灭绝以及白垩纪-古近纪大灭绝事件期间多次发生。[5]自工业化以来，人类活动产生的二氧化碳排放便成了海洋酸化的主要原因。据统计，2020年时大气中二氧化碳浓度已超过410百万分比（ppm），海水的平均pH值从8.19下降到8.05，全球海洋酸化的现象日益明显。[2]海洋酸化遍及全球各大海域，[3]导致珊瑚、贝类以及某些浮游生物的碳酸钙形成速率下降，进而影响它们的生长、生存和繁殖。[6]海洋酸化还会改变海洋中营养物质的分布和食物链结构，对海洋生态系统的健康状态和生物多样性构成严重威胁。[2]在经济方面，海洋酸化对珊瑚礁的破坏也会间接影响全球渔业和旅游业的发展。[7]

为了应对海洋酸化带来的不利影响，人们围绕减少碳排放、提升固碳能力采取了一系列措施。[8][9]对海洋酸化现象的研究也持续进行了数十年，包括对二氧化碳渗漏点的检测及对未来海洋酸度数值的预测等。[10][11]

定义

海洋酸化指全球范围内海水pH值因吸收大量二氧化碳而降低的现象，[1]不同的国际组织对海洋酸化的定义略有不同。[12]

联合国世界气象组织将海洋酸化定义为：大气中二氧化碳浓度上升造成海洋摄取的二氧化碳增加的现象。[12]

世界自然保护联盟将海洋酸化定义为：由于大气中二氧化碳的不断增加，海水性质发生变化，其酸度升高（或碱度降低）的现象。[4]

中国海洋发展研究中心将海洋酸化定义为：由于海洋吸收、释放大气中过量二氧化碳，使海水逐渐变酸的过程。[13]

海洋基金会将海洋酸化定义为：海洋吸收化学输入到大气中所驱动的海洋化学变化，包括碳、氮和硫化合物。[14]

国际原子能机构将海洋酸化定义为：海洋吸收约30%人类活动产生的二氧化碳，导致海水pH值下降的现象。[15]

自然资源保护委员会将海洋酸化定义为：海水因吸收大气中过量的二氧化碳而变酸的过程。[16]

物质基础

海洋酸化主要与二氧化碳和碳酸有关。[17]二氧化碳是一种重要的温室气体，能够捕获热量。它来源于化石燃料（如煤炭、石油和天然气）的开采和燃烧、野火以及火山爆发等。自18世纪工业时代开始以来，人类活动使大气中的二氧化碳含量增加了50%。[18]海洋作为一个重要的碳汇，吸收了约四分之一的人为二氧化碳排放。从1850年至2022年，海洋共吸收了人类排放碳总量的26%。而在1850年到2021年这一期间，碳排放总量达到了670 ± 65GtC （2455 ± 240Gt CO2），这些排放量在大气（占41%）、海洋（占26%）和陆地（占31%）之间被分摊。[19]

碳酸（H2CO3）是一种化合物，溶于水而呈弱酸性，用于维持酸碱平衡。当二氧化碳溶解在海水中时，会与水分子（H2O）引发化学反应形成碳酸，[20]碳酸又会分解（或“离解”）成氢离子（H+）和碳酸氢根离子（HCO3-）。[21]碳酸盐是碳酸的盐，也是海水的关键组成部分，[22]其中碳酸氢根离子是海水中主要的碳酸盐形式，占总溶解无机碳（DIC）的大约90%。碳酸根离子（CO32-）约占10%，而二氧化碳占不到1%。随着更多二氧化碳被海水吸收，海水的pH值会逐渐降低，导致三种碳酸盐形态之间的平衡发生改变，具体表现为水溶性二氧化碳（CO₂(aq)）和碳酸氢根离子的浓度增加，而碳酸根离子的浓度减少。[23]

2012-2021十年间全球平均人为活动对全球碳循环造成的总体扰动示意图
2012-2021十年间全球平均人为活动对全球碳循环造成的总体扰动示意图

形成原理

碳循环主要指碳元素在地球上的生物圈、岩石圈、水圈及大气圈中不断交换的过程。海洋是地球上除了岩石圈之外最大的碳库，其储存的碳以可溶性无机碳的形式存在，总量约为37400Gt，是大气中碳含量的50多倍。海洋与大气之间的碳交换极其活跃，每年有约90吉吨的碳在海洋表层与大气之间交换，使得二者能够迅速达到碳含量的平衡。然而，海洋碳库的碳周转时间相对较长，通常为几百年甚至上千年。[24]

当二氧化碳溶解在海水中，会产生水溶性二氧化碳（CO₂(aq)）并形成碳酸（H2CO3）。随后，碳酸迅速分解为碳酸氢根离子（HCO3-），碳酸氢根离子再分解成碳酸根离子（CO32-），这两个过程均产生氢离子（H+）。由于pH值与氢离子浓度成反比，氢离子越多，海水酸度越高，pH值越低，整个反应过程可以用化学式表示如下：[23]

CO2(aq) + H2O ↔ H2CO3

H2CO3 ↔ HCO3- + H+

HCO3- ↔ CO32- + H+

然而，当二氧化碳溶解在海水中时，并不会完全分解成碳酸根离子，这是因为海水具有天然的缓冲能力，可以对pH值的变化进行调节。这一过程可以通过化学方程式简化表示为：CO2(aq) + CO32- + H2O → 2HCO3- 。在此过程中，二氧化碳通过与碳酸根离子反应，有效地中和并产生碳酸氢根离子。随后，这些碳酸氢根离子继续分解，释放出氢离子，从而导致海水的pH值降低。[23]

海水中二氧化碳的解离过程
海水中二氧化碳的解离过程
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海洋酸化形成的原因

计算方法

海洋酸化的计算方法主要依靠计算海水的pH值，pH值是一个衡量物质酸碱度的标准，首次由丹麦化学家瑟伦·索伦森（S.P.L. Sørensen）在1909年提出，其定义基于水溶液中氢离子的浓度与溶液总量的比值。具体而言，它是水溶液中氢离子浓度（[H⁺]）的负对数值（-log₁₀[H⁺]）。因此，氢离子浓度的增加会导致pH值的降低。通常，纯净水的pH值为7，标志着中性环境；pH值低于7表示酸性环境，高于7则表示碱性环境。[4]

pH值范围示意图
pH值范围示意图

早期变化

在地球的历史上，受地理环境变化的影响，海洋酸化是一个反复出现的现象，它在诸如卡皮坦纪大灭绝、二叠纪末大灭绝、三叠纪末大灭绝以及白垩纪-古近纪大灭绝事件期间都有发生。[5][25]海洋酸化也被视为二叠纪末和白垩纪末两次大灭绝的潜在原因之一。[26][27]在地质历史中的五次大灭绝事件中，有三次与大气中二氧化碳水平的迅速上升有关，据研究显示，这些二氧化碳可能大多源自火山活动或海洋气体水合物的热分解。[28][29]

研究表明，海水吸收火山产生的二氧化碳导致碳酸钙（CaCO3）饱和度下降，可能是三叠纪末海洋大灭绝的致死机制之一。[28][29]另外，发生在约5600万年前的古新世-始新世极热事件（Paleocene-Eocene Thermal Maximum, PETM）由海洋和大气中大量的碳排放所触发，导致众多海盆中的碳酸盐沉积物溶解。[30]通过最新的地球化学方法测试发现，在古新世-始新世极热事件期间，海水的pH值大约下降了0.3单位。[31]

海洋酸化导致海水中溶解二氧化碳和碳酸氢盐的浓度增加，同时碳酸盐浓度降低
海洋酸化导致海水中溶解二氧化碳和碳酸氢盐的浓度增加，同时碳酸盐浓度降低

近现代变化

自1750年工业革命以来，海洋酸化的速度比过去65万年中的任何时期都快约100倍，海洋表层水的酸化程度增加了近30%。从1000年到1900年间，大气中二氧化碳的浓度波动在每百万份体积中的275至290部分之间。[2]从1950年到2020年间，海洋表面的平均pH值估计从大约8.15下降到8.05，[32]意味着全球海洋的氢离子浓度增加了大约26%。[33]

联合国政府间气候变化专门委员会（Intergovernmental Panel on Climate Change, IPCC）在2021年发布的第六次评估报告中指出，当前的海洋表面pH值在过去至少26000年中是前所未有的，其变化速率同样无前例。自1980年代末以来，开放海域表层水pH值每十年下降约0.017至0.027个单位。[34][35]在21世纪，全球海洋的pH值普遍下降，海洋酸化速率与古新世-始新世极热事件期间的温室效应相似，大气-海洋系统中的碳增加速率大约是古新世-始新世极热事件期间的十倍。[36]

1700年代至1990年代期间海水pH值变化
1700年代至1990年代期间海水pH值变化

分布广泛

海洋酸化是全球性的威胁，[3][37]影响着地球表面约71%的水域和地球上约97%的的水资源（全球海域），[38]其中太平洋面积约为1.66亿平方千米，约占世界海洋总面积的52%；大西洋面积约为8700万平方千米，约占25%；印度洋面积约为7300万平方千米，约占20%；北极面积约为1400万平方千米，[39]约占4%。[40]在这些海域中，极地海洋对海洋酸化的敏感性尤其高。[41]

全球海洋表面层pH值分布图
全球海洋表面层pH值分布图

影响复杂

海洋酸化的影响广泛且深远，不仅涉及海洋生态系统内的众多生物种类和环境，还牵连了众多生态服务。海洋酸化导致的海洋生物数量下降，会触发食物链各环节的连锁效应，进而导致食物短缺。从食物链底端的小型动物如蛤蜊、牡蛎和海胆，到食物链顶端的人类，都受到了海洋酸化的影响。[42][43]另一方面，海洋酸化与碳循环紧密相连，[44]随着海洋酸化的加剧，海洋对二氧化碳的溶解能力减弱，导致更多的二氧化碳滞留在大气中。这种“碳循环反馈”在不同的气候中产生了不同的影响，可能导致全球气温上升0.1°C至1.5°C。[45]

风导致浅海区沿岸pH值降低的过程
风导致浅海区沿岸pH值降低的过程

分布

由于不同的强迫机制间的复杂作用，海水pH值下降的速率因地而异。不同海盆间温度变化的差异是导致酸化速率地区差异的一个主要原因。例如，在热带太平洋中央和东部的上升流区，pH值的下降速率更快，每十年下降0.022至0.026个单位。相较之下，西太平洋的暖水池区域则展现了更慢的酸化速率，每十年pH值下降0.010至0.013个单位。海洋酸化速率可能受到表面海洋温暖化速率的影响，因为温暖的水体吸收较少二氧化碳。因此，海水温度的进一步升高可能会减少二氧化碳的吸收，导致相同二氧化碳增加量下pH值变化较小。[46][47]

海洋名称区域/站点观测时期pH值变化（每十年）不确定性
北大西洋（North Atlantic）冰岛海（Iceland Sea）1985年-2010年-0.014±0.005
伊尔明厄海（Irminger Sea）1983年-2004年-0.026±0.006
亚极涡流（Subpolar Gyre）1981年-2007年-0.022±0.004
北大西洋-亚极盐度增加区（NA-SPSS）1991年-2011年-0.02±0.004
北大西洋-亚热带盐度增加区（NA-STSS）1991年-2011年-0.018±0.003
百慕大大西洋时间序列站（BATS）1983年-2020年-0.019±0.001
欧洲站时间序列海洋站（ESTOC）1996年-2010年-0.02±0.004
北大西洋-亚热带永久盐度增加区（NA-STPS）1991年-2011年-0.011±0.002
加勒比海海盆海洋研究站（CARIACO）1995年-2012年-0.025±0.004
地中海（Mediterranean）地中海深海流动测量站（Dyfamed）1995年-2011年-0.03±0.01
直布罗陀海峡地球物理流体传输站（GIFT, Gibraltar）2012年-2015年-0.044±0.006
赤道大西洋（Equatorial Atlantic）赤道大西洋（A-EQU）1991年-2011年-0.016±0.003
南大西洋（South Atlantic）南大西洋-亚热带永久盐度增加区（SA-STPS）1991年-2011年-0.011±0.005
大西洋子午向断面（Atlantic Meridional Transect）1995年-2013年-0.013±0.009
北太平洋（North Pacific）北太平洋-亚极盐度增加区（NP-SPSS）1991年-2011年0.013±0.005
帕帕站（Papa）2007年-2014年-0.01±0.005
K2站（K2）1999年-2015年-0.008±0.004
北太平洋-亚热带盐度增加区（NP-STSS）1991年-2011年-0.01±0.005
夏威夷海洋时间序列站（HOT）1988年-2011年-0.016±0.001
夏威夷-西北热带海洋观测站（WHOTS）2004年-2013年-0.02±0.003
KEO站（KEO）2007年-2014年-0.01±0.005
137°E线（137°E Line）1983年-2017年-0.0124±0.0008
北太平洋-亚热带永久盐度增加区（NP-STPS）1991年-2011年-0.019±0.002
赤道太平洋（Equatorial Pacific）西太平洋-赤道区（WP-EQU）1991年-2011年-0.012±0.002
130°E-180°暖池（Warm Pool in 130°E-180°）1985年-2016年-0.013±0.001
东太平洋-赤道区（EP-EQU）1991年-2011年-0.026±0.002
TAO站（TAO）2004年-2011年-0.026±0.005
南太平洋（South Pacific）蒙尼德站（Munid）1998年-2011年-0.013±0.003
南太平洋-亚热带永久盐度增加区（SP-STPS）1991年-2011年-0.022±0.003
斯特拉图斯站（Stratus）2006年-2015年-0.02±0.003
印度洋（Indian Ocean）东印度洋-赤道区（East Eq. Indian）1962年-2012年-0.016±0.001
印度洋-亚热带永久盐度增加区（IO-STPS）1991年-2011年-0.027±0.005
南冰洋（Southern Ocean）140°E-160°E区域（140°E-160°E）1969年-2003年-0.020±0.003
德雷克海峡（Drake Passage）2002年-2012年-0.015±0.008
南冰洋-亚热带盐度增加区（SO-STSS）1991年-2011年-0.004±0.004
南冰洋-亚极盐度增加区（SO-SPSS）1991年-2011年-0.021±0.002
西南极半岛-长期生态研究项目站（PAL-LTER, west Antarctic Peninsula）1993年-2012年0.02±0.02
南冰洋-冰情监测站（SO-ICE）1991年-2011年-0.002±0.004
参考资料[48]

对海洋生物钙化的影响

海洋酸化的加剧对海洋生物的钙化过程产生了不利影响。[49]碳酸钙（CaCO3）是许多海洋生物骨骼和壳体的构建材料，最常见的两种同质异形体为方解石和文石。[49]通常情况下，海洋表层水中的方解石和文石因为碳酸盐离子在海水中的过饱和状态而能够稳定存在。然而，随着海水pH值的降低，碳酸盐离子浓度也随之下降，导致碳酸钙进入不饱和状态，使得构成海洋生物外壳或骨架的碳酸钙结构面临溶解风险和钙化应力。研究表明，在高二氧化碳浓度的环境下，包括珊瑚、球石藻、珊瑚藻、贝类及翼足目等生物的钙化速率会降低。[6][50]

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海水酸化导致的珊瑚礁对比

藻类

海洋酸化对藻类的影响因类型而异。对钙化藻类而言，海洋酸化对其生长和生物化学过程具有明显的负面作用，如球石藻在酸化条件下光合作用平均减少了28%。与此相对，非钙化藻类可能更能适应甚至从酸化的海水环境中受益，如肉质藻类和硅藻的生长在酸化环境下分别平均增加了22%和18%。[51]

一种来自北大西洋的球石藻
一种来自北大西洋的球石藻

珊瑚

海洋酸化主要影响了珊瑚构建密集外骨骼的能力，这一过程对于珊瑚在其内部腔室（腔肠）中的钙化生长至关重要。只有当外部海水中文石的饱和状态保持在适宜的环境水平时，珊瑚才能在其内部腔室中迅速形成文石晶体，进而促进外骨骼的快速增长。若外部海水中文石的饱和状态低于环境水平，珊瑚则需加倍努力以保持内部腔室的平衡。这种情况下，晶体的生长过程会减缓，进而导致外骨骼生长速度放缓。基于周边水域的文石饱和状态，珊瑚可能会因泵送文石到内部腔室在能量上变得不可行而停止生长。[52]

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海洋酸化对珊瑚的影响
钙化前（左）后（右）的火珊瑚
钙化前（左）后（右）的火珊瑚

翼足目和蛇尾

翼足目和蛇尾是北极食物链的重要组成部分，它们都严重受到海洋酸化的影响。[53]随着海洋酸化程度的加深，翼足目动物的壳会开始溶解，而蛇尾在重新生长肢体时则会损失肌肉质量。翼足目生产壳体所需的文石是通过碳酸盐离子与溶解的钙和锶sī生成的。酸化水平的提升导致富含碳酸盐的水体减少，从而严重影响了翼足目。北极水域的有机物降解使海洋酸化现象加剧，导致一些北极水域的文石达到了不饱和状态。[54][55]蛇尾的卵在暴露于北极酸化预期条件下几天内便会死去。[56]此外，在将pH值降低0.2至0.4的实验条件下，温带海星的幼虫存活率不足0.1%，且存活时间不超过八天。[6]

因海洋酸化造成不健康的翼足目外壳，上方边缘破损、右下方呈雾状
因海洋酸化造成不健康的翼足目外壳，上方边缘破损、右下方呈雾状

对生态系的其他影响

海洋酸化对海洋生态的影响可分为直接、间接两类，直接影响如对生物的生殖和生理功能的影响，间接影响包括对食物资源的不利影响。[49]

鱼类

海洋酸化对海洋鱼类幼体产生了显著影响，特别是影响到它们至关重要的嗅觉系统。例如，橘色小丑鱼幼体依赖嗅觉来区分被植被岛屿环绕的和未被植被岛屿环绕的海洋礁石，海洋酸化可能导致小丑鱼幼体的嗅觉系统失效，影响它们的生长和避免近亲繁殖的能力。[57]同样，鳗鱼胚胎，尤其是处于“濒危”状态的欧洲鳗鱼，也面临着海洋酸化的威胁。尽管欧洲鳗鱼大部分生命在淡水中度过，但它们选择在酸化影响较大的洋流海产卵并结束生命。鱼类胚胎和幼体对pH值的变化尤为敏感，因为它们的pH值调节器官尚未完全发育。[58]2021年对洋流海中欧洲鳗鱼的研究揭示，海洋酸化可能会干扰这一物种在早期生命阶段的正常发育，并在孵化期间对胚胎的存活和发育产生负面影响。[59]

橘色小丑鱼
橘色小丑鱼

贝类和海草

海洋酸化可能导致有害藻华事件频发增加，进而使得小型生物如贝类累积毒素（包括多毛酸、梭状芽孢杆菌毒素、副溶血性弧菌毒素），从而增加遗忘性贝类中毒、神经毒性贝类中毒及麻痹性贝毒的发生率，蓝贻贝的免疫反应也被抑制。[60][61]尽管藻华可能造成危害，增加的二氧化碳水平对其他有益的光合作用生物，特别是海草，可能带来好处。研究显示，随着海草提高光合作用效率，钙化藻类的钙化率也会增加，这一现象可能是因为局部的光合作用活动吸收了二氧化碳，从而提升了局部pH值。[62][63]

蓝贻贝
蓝贻贝

声学特性

海洋酸化导致的0.01至10千赫兹频率范围内声音吸收的显著减少，可能会改变海水的声学特性，从而使声音能够传播得更远。这种现象不仅增加了海洋的噪音水平，而且可能会对所有依靠声音进行回声定位或交流的海洋生物产生影响。[64]在酸化条件下孵化的大西洋巨鳍鱿鱼的卵孵化时间变长，且生长在低pH环境中的鱿鱼其耳石体积缩小并出现畸形。[60][61]

大西洋巨鳍鱿鱼
大西洋巨鳍鱿鱼

对经济和社会的影响

海洋酸度的增加减缓了海水中钙化作用的速率，导致珊瑚礁变得更小且生长速度更慢，而珊瑚礁支撑着大约25%的海洋生物。[65]海洋酸度的增加不仅在摧毁珊瑚，还在影响珊瑚礁所支撑的广泛多样的海洋居民种群，其影响从渔业和沿海环境扩展到海洋最深处。[7]

渔业

海洋酸化正对全球渔业产生深远的影响，全球有超过十亿人主要依赖海洋蛋白质，其中约20%的人口至少有五分之一的动物蛋白摄入来自鱼类。海洋酸化引起的渔获量下降对贫困和不发达国家造成了较大影响，因为这些地区缺乏足够的农业替代品。渔获量下降可能迫使人们迁往城市地区，从而引发社会动荡乃至冲突。[66]此外，太平洋西北地区、长岛海湾、纳拉甘西特湾、切萨皮克湾、墨西哥湾以及缅因州和马萨诸塞州沿海的贝类产业也受到了较大影响。[66][67]海洋钙化生物如美国龙虾、大西洋海蛤和扇贝的生长减缓，减少了可供销售和消费的贝类肉。红王蟹等蟹类生物面临严重的威胁，其幼体在增加的酸化水平下死亡率极高，这对蟹类捕捞业构成了稳定性威胁。[68]

红王蟹
红王蟹

旅游业

海洋酸化对依赖海洋的旅游产业构成了严重威胁。珊瑚礁及其支撑的海洋生命生态系统是全球旅游业的重要景点，每年为全球旅游收入贡献高达115亿美元。剑桥大学的报告显示，超过100个国家从珊瑚礁的休闲价值中获益。沿海旅游业不仅是全球旅游业的最大组成部分，而且是许多国家经济的重要支柱，超过60%的欧洲人偏爱海滩度假，美国的沿海旅游业占旅游总收入的80%以上。在澳大利亚，大堡礁海洋公园每年吸引约190万游客，为澳大利亚经济贡献了超过37亿美元的收入。然而，海水酸化导致水中碳酸钙含量减少，进而影响珊瑚礁的构建，导致珊瑚礁破碎。经验丰富的潜水游客对珊瑚白化现象非常敏感，珊瑚白化可能导致他们放弃潜水活动。[69]

大堡礁
大堡礁

应对措施

缓解气候变化

减少二氧化碳排放（即气候变化缓解措施）是应对海洋酸化的有效方法。自2019年以来，碳移除技术的研究领域经历了显著的发展。例如，直接空气捕获（DAC）能够直接从空气中捕捉并储存二氧化碳，通过使用液态或固态捕捉剂将空气中的二氧化碳拦截。[70]而生物能源结合碳捕获和储存（BECCS）结合了碳捕获与储存及生物质能的使用，实现了负碳排放，能有效减缓海洋酸化速率。[71]此外，从海洋中移除二氧化碳的方法还包括海洋营养物质施肥、人工上升/下沉、海藻农业、生态系统恢复、增强海洋碱性、加速风化和电化学过程等。[72][73]

升级除碳技术

碳移除技术主要包括海洋碱性增强和电化学方法，通过向海洋中添加碱性物质来中和pH值的变化。但由于扩散效应，这种碱性的增加对遥远水域的影响相对较小，因此被称为“局部海洋酸化缓解”。[73]海洋碱性增强通过在海洋表面散布碱性矿物或其解离产物，提升海水的总碱性，从而增强海洋吸收二氧化碳的能力，进而稳定海洋的pH值，以此来减缓海洋酸化的进程。[8][74]电化学方法或电解作用可以直接从海水中移除二氧化碳，而在这一碳捕获过程中产生的氢气则可以被回收利用，用于能源供应或制造其他实验室试剂。[73]

制定全球政策

随着公众对海洋酸化的认识的提高，海洋酸化被纳入了七大全球气候指标之一，[75][76]包括太平洋岛屿等许多国家已经制定了强化海洋酸化监测的区域政策、国家海洋政策、国家行动计划以及关于气候变化和灾害风险减轻的联合国家行动计划。[77]联合国海洋十年（UN Ocean Decade, 2021-2030）启动了一个名为“研究海洋酸化，促进永续发展”的项目（Ocean acidification research for sustainability, OARS），旨在进一步发展海洋酸化的科学研究，增加海洋化学变化的观测，并为决策者提供减缓和适应海洋酸化所需的信息。[78][79]2015年，联合国采纳了2030年议程及其包含的17个可持续发展目标（Sustainable Development Goals, SDG），其中特别设立了致力于海洋的永续发展目标14，[80]海洋酸化被明确包含在SDG14.3目标中。[81]

相关研究

海洋酸化现象的研究以及对这一问题的公众意识提升已经持续了数十年。基础研究真正开始于1909年，丹麦化学家瑟伦·索伦森创造了pH值量表。[82]到了20世纪50年代，海洋在吸收化石燃料产生的二氧化碳方面发挥的巨大作用已为专家所知，但广大科学界尚未充分认识。在20世纪大部分时间里，人们主要关注的是海洋吸收二氧化碳的有益过程，这极大地缓解了气候变化。[83]到了20世纪末，人们越来越认识到海洋在吸收热量和二氧化碳方面的有益作用，以及这一作用与其对海洋生命产生的影响之间的权衡。[84]到了2009年，国际科学院联合会成员向世界领导人发出呼吁，强调减少大气中二氧化碳积累是缓解海洋酸化唯一可行的解决方案。[85]2015年，《科学》杂志发表的一篇综合报告中，22位顶尖海洋科学家表示，燃烧化石燃料产生的二氧化碳正在以自大灭绝以来最快的速度改变海洋的化学成分。[86]

二氧化碳渗漏点

在一些地区，二氧化碳从海底泡出，导致局部海水的pH值及其它化学性质发生变化。研究人员通过研究这些二氧化碳泄漏点，记录了不同生物对此类变化的反应。位于二氧化碳泄露点附近的珊瑚礁群落受到了广泛关注，这是因为某些珊瑚物种对海水酸化表现出了特别的敏感性。在巴布亚新几内亚，二氧化碳泄漏导致的pH值下降与珊瑚物种多样性的减少相关。而在帕劳，尽管二氧化碳泄漏点没有导致珊瑚物种多样性减少，但低pH值环境下珊瑚骨骼的生物侵蚀明显加剧。[10][87]

帕劳的珊瑚礁群落
帕劳的珊瑚礁群落

预测未来值

海洋酸化的变化速度远高于地质历史上的任何时期，这种快速的变化阻碍了生物体逐渐适应的能力，并阻止了气候循环反馈机制介入以缓解海洋酸化。海洋酸化的速度（即pH值的变化率）在同一时间尺度上是前所未有的。[11][88]结合其他海洋生物地球化学变化，这种pH值的下降可能会破坏海洋生态系统的功能，这种情况从2100年开始可能变得显著。[6]在一个高排放情景（SSP 5-8.5）下，模型预测估计到本世纪末，与19世纪末相比，表层海洋pH值可能下降多达0.44单位。这意味着pH值可能低至约7.7，且代表H+浓度的进一步增加达到迄今增加的两到四倍。[89]

时期海洋表面层pH值 （接近）
1850年（工业化前）8.17
2021年（当前）8.08
2100年（将来）于低排放情境下（SSP 1-2.6）8.0
2100年（将来）于高排放情境下（SSP 5-8.5）7.7
参考资料[34]

参考资料 89

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