Hàm lượng cacbon vô cơ hòa tan tại mặt biển "ngày nay" (thập niên 1990) (lấy theo khí hậu học của Global Ocean Data Analysis Project (GLODAP).

Các đại dương chứa khoảng 36.000 tỉ tấn cacbon, chủ yếu dưới dạng ion bicacbonat (trên 90%, với phần còn lại là cacbonat). Các trận bão tố lớn vùi lấp một lượng lớn cacbon, do chúng cuốn trôi nhiều trầm tích. Chẳng hạn, một tổ nghiên cứu từ Đại học bang Ohio đã thông báo trong số phát hành tháng 7 năm 2008 của tạp chí Geology rằng chỉ một trận bão tại Đài Loan đã vùi lấp một lượng cacbon trong lòng đại dương dưới dạng trầm tích cũng nhiều bằng lượng cacbon bị vùi lấp do toàn bộ các trận mưa trong cả một năm tại vùng đất này cộng lại[7]. Cacbon vô cơ (các hợp chất cacbon không chứa liên kết cacbon-cacbon hay cacbon-hiđrô), là quan trọng trong các phản ứng của chúng với nước. Sự trao đổi cacbon này là quan trọng trong việc kiểm soát độ pH trong lòng đại dương và cũng có thể thay đổi như là nguồn cung cấp hay thu cacbon. Cacbon cũng sẵn sàng trao đổi giữa khí quyển và đại dương. Trong khu vực có sóng cuộn từ dưới lên của đại dương, cacbon được giải phóng vào khí quyển. Ngược lại, tại các khu vực sóng cuộn từ bề mặt xuống sâu thì cacbon dưới dạng CO2 lại từ không khí chuyển vào lòng đại dương. Khi CO2 chuyển vào lòng đại dương, nó tham gia vào một loạt các phản ứng, được cân bằng ở quy mô cục bộ:

Hòa tan:

CO2(khí quyển) ⇌ CO2(hòa tan)

Chuyển hóa thành axít cacbonic:

CO2(hòa tan) + H2O ⇌ H2CO3

Ion hóa bậc nhất:

H2CO3 ⇌ H+ + HCO3− (ion bicacbonat)

Ion hóa bậc hai:

HCO3− ⇌ H+ + CO3−− (ion cacbonat)

Mỗi phản ứng trong chuỗi các phản ứng hóa học này đều có hệ số cân bằng riêng của chính mình, xác định dạng mà cacbon vô cơ chiếm giữ trong lòng đại dương[8]. Các hệ số này, từng được xác định theo công thức kinh nghiệm cho nước biển, là các hàm số phụ thuộc vào nhiệt độ, áp suất và sự tồn tại của các ion khác (đặc biệt là ion borat). Trong lòng đại dương, các cân bằng nghiêng về phía ion bicacbonat. Do ion này là bước thứ ba trong quá trình loại CO2 từ khí quyển, nên mức độ lưu giữ cacbon vô cơ trong lòng đại dương không tỷ lệ thuận với áp suất thành phần của CO2 trong khí quyển. Hệ số đối với đại dương là khoảng 10, nghĩa là khi CO2 trong khí quyển tăng (giảm) 10% thì cân bằng lưu giữ trong đại dương chỉ tăng (giảm) khoảng 1%, với hệ số chính xác phụ thuộc vào các điều kiện tại khu vực đo đạc. Hệ số đệm này thường được gọi là "hệ số Revelle", đặt theo tên nhà khoa học Roger Revelle.

Trong lòng đại dương, cacbonat hòa tan có thể kết hợp với canxi hòa tan để kết tủa dưới dạng cacbonat canxi (CaCO3) rắn, chủ yếu dưới dạng mai hay vỏ của các vi sinh vật. Khi các sinh vật này chết đi, lớp vỏ của chúng trầm lắng xuống và tích tụ trên đáy biển. Theo thời gian, các trầm tích cacbonat này tạo thành đá vôi, nguồn chứa cacbon lớn nhất trong chu trình cacbon. Canxi hòa tan trong đại dương đến từ phong hóa hóa học của các loại đá silicat canxi, trong đó axít cacbonic và các axít khác có trong nước ngầm phản ứng với các khoáng vật chứa canxi, giải phóng ra các ion canxi tự do vào trong dung dịch và để lại phần bã của các khoáng vật sét giàu nhôm mới được hình thành cùng các khoáng chất không hòa tan, như thạch anh.

Luồng hấp thụ điôxít cacbon vào trong lòng đại dương chịu ảnh hưởng bởi sự có mặt của các virus phổ biến rộng trong nước biển, gây nhiễm trùng cho nhiều loài vi khuẩn. Sự chết đi hàng loạt của vi khuẩn dẫn tới kết quả là làm gia tăng sự hô hấp điôxít cacbon tại bề mặt tiếp giáp của khí quyển và đại dương, góp phần làm tăng vai trò của đại dương như là nguồn hấp thụ cacbon[9].