氧循环

氧循环是自然界中一种生态系统的物质循环，主要用于形容氧在地球表面的三个主要贮存池，即大气层、生物圈和岩石圈。整个循环依赖产氧光合作用去驱使，自养生物（蓝绿菌、藻类和植物）吸收日光把二氧化碳和水组合生产碳水化合物（如葡萄糖）和副产品氧气。被释放到大气层和溶解在水体中的游离态氧气则随后会与其它物质发生自发化学反应，或被生物的细胞呼吸代谢，而消耗重新成为各种氧化物。

地球上的氧循环始于太古宙中晚期，在此之前虽然也会通过紫外线光解海水产生少量氧气，但其产量几乎可以忽略不计，古大气层也是个以氮气、甲烷、二氧化碳和硫化氢为主、无氧的还原性大气。利用叶绿素进行光合作用的蓝绿菌最早出现在中太古代后期，在之后十亿年间不断进行光合作用释放氧气，直到在新太古代末期耗尽了地表和海洋中所有的还原剂物质，使得游离氧气首次出现在海洋和大气层中，史称大氧化事件。而在之后的元古宙新元古代和显生宙古生代，随着新的光合自养者（如藻类和植物）出现并繁盛，地球出现了第二次和第三次大规模的氧气增长事件，其间虽有跌涨反复也最终使得现今的氧气含量占空气分子比例的20.9%，是已知宇宙中独此一例的天体。现今即使地球上所有的光合作用从此停止，大气中现有氧气的庞大存量仍然需要五千至二万五千年的时间才会被全部移除^[1] 。

氧气的存在促进了好氧生物——特别是真核生物——的演化，从而造就了以动物为代表的有高度移动性的复杂生物繁盛，而这些生物的活动和繁衍对游离氧气的依赖与消耗进一步扩展了氧循环的规模。而生物圈与氧循环息息相关的初级生产（其中涉及大量的固碳和固氮）和有机生物质通过食物网转移与积存（会将无机物中的碳和氮移除）也连带着影响了地球上的碳循环和氮循环，同时造成的气候变化也会改变水循环状态。而现今人类活动也开始影响氧循环的状态。

大气层

生物圈

水圈

岩石圈

源和汇

生物生产

${\displaystyle \mathrm {6\ CO_{2}+6H_{2}O+energy\longrightarrow C_{6}H_{12}O_{6}+6\ O_{2}} }$

非生物生产

${\displaystyle \mathrm {2\ H_{2}O+energy\longrightarrow 4\ H+O_{2}} }$

${\displaystyle \mathrm {2\ N_{2}O+energy\longrightarrow 4\ N+O_{2}} }$

生物消费

在地球中，有百分之九十九点五储存于最大的氧储存器即地幔及地壳中的硅酸盐和氧化矿物质。而只有非常小量氧，约百分之零点零一会以自由模式被释放至生物圈及百分之零点四九被释放至大气层。

然而，在生物圈及大气层中，最主要的氧气来源为光合作用，即透过分解二氧化碳及水以产生葡萄糖和氧气。

6CO₂ + 6H₂O + 能量 → C₆H₁₂O₆ + 6O₂

超光合作用的生物包括在地表的植物及海洋表面的浮游植物。在1986年，在海上发现了微小的蓝绿菌，而这便能解释为何有超过一半的光合作用发生于海洋中。^[2]

另一个大气中氧气的来源来自光解，大气中的水分和氮化物被紫外光分解为其组成原子。氢和氮会离去逃到太空，而氧气则留在大气层:

2H₂O + 能量 → 4H + O₂

2N₂O + 能量 → 4N + O₂

氧气的流失主要是由动物与细菌的呼吸作用及腐烂时消耗氧气而释出二氧化碳。

因岩石中的矿物质被氧气氧化，化学风化过程中，岩石也消耗氧气。表面风化的例子有铁锈的氧化物：

4FeO + 3O₂ → 2Fe₂O₃

氧气也在生物圈和岩石圈中循环。生物圈中的海洋生物产生含大量氧的碳酸钙(CaCO₃)。当生物死亡及它的壳会存留于浅水层，埋葬多时后便会于岩石圈产生石灰岩。而生物会开始破坏岩石令氧气由岩石圈被释放。植物和动物会从岩石吸收营养矿物并释放氧气。

容量和通量

以下的表格会列出氧气停留于氧气的储存器容量和留失时间的估计值。这些数据由 Walker, J. C. G. 初次估计得出^[3]。

表一 : 在氧循环中主要的储存器
储存器	容量 (kg O2)	流入/出 (kg O2每年)	停留时间 (年)
大气层	1.4 × 1018	30,000 × 1010	4,500
生物圈	1.6 × 1016	30,000 × 1010	50
岩石圈	2.9 × 1020	60 × 1010	500,000,000
表二: 年大气层含氧量增加及流失(单位: 1010 kg O2 每年)
增加
光合作用 (陆地) 光合作用 (海洋) 光解二氧化氮 光解水分子			16,500 13,500 1.3 0.03
总增加			约 30,000
透过呼吸作用及分解的流失
带氧呼吸 微生物氧化 燃烧化石燃料 (人类学) 光化学氧化 透过雷电固定的氮气 透过工业固定的氮气 (人类学) 氧化火山造成的气体			23,000 5,100 1,200 600 12 10 5
透过风化的流失
化学的风化 和表面的臭氧反应			50 12
总流失			约 30,000

臭氧

大气中氧气的存在导致了臭氧（O3）和平流层内臭氧层的形成：

${\displaystyle \mathrm {O_{2}+uv~light\longrightarrow 2~O} \qquad (\lambda \lesssim 200~{\text{nm}})}$

${\displaystyle \mathrm {O+O_{2}\longrightarrow O_{3}} }$

O + O₂ :- O₃

臭氧层对现代生活极为重要，因为它吸收有害的紫外线辐射：

${\displaystyle \mathrm {O_{3}+uv~light\longrightarrow O_{2}+O} \qquad (\lambda \lesssim 300~{\text{nm}})}$

磷

在海洋中的磷会用于调整大气层中的氧含量。磷溶于海水后，会成为自营生物，即以光合作用为生的必需养料，而且这亦会成为一个控制光合作用速度的条件之一。海洋中发生的光合作用会产生氧循环中大约45%的氧气。而自营生物的生长速度是会受水的含磷量所控制的。

采矿及工业活动会产生大量含磷废水。当这些废水被排入海中，海水的含磷量便会大幅提升，造成优养化。但海水的含磷量上升是不会影响发生于海中的光合作用。这是因为海中自营生物的数量上升时，海水的含氧量也会上升，而高含氧量促进某几种细菌成长并争夺已溶化的磷。这竞争限制了自营生物可用的已溶磷，所以自营生物的数量和氧水平也受到限制。

参见

碳循环

氮循环