氧循环

氧循环是其中一种生态系统的物质循环，而此循环主要是用于形容氧在三个主要贮存器，即大气层、生物圈和岩石圈。而整个循环则靠着光合作用去驱使，植物以光合作用把二氧化碳和水组合，形成葡萄糖和副产品氧气。在大气层中，即使所有的光合作用皆停止，大量的氧气仍然需要五千^[1] 至二万五千年的时间以移除全部的氧气。

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矽酸盐和氧化矿物质。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，大气中的水份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 光解水份子			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

参考资料

1. Walker, J. C. G. (1980) The oxygen cycle in the natural environment and the biogeochemical cycles, Springer-Verlag, Berlin, Federal Republic of Germany (DEU)
   Walker, J.C.G. (1980) 在自然环境和生物地理化学周期的氧气周期，Springer-Verlag，柏林，德意志联邦共和国(DEU)
2. Steve Nadis, The Cells That Rule the Seas, Scientific American, Nov. 2003
   二零零三年十一月，美国科学会，细胞管制海洋，Steve Nadis [1] （页面存档备份，存于互联网档案馆）
3. Walker, J. C. G. (1980) The oxygen cycle in the natural environment and the biogeochemical cycles, Springer-Verlag, Berlin, Federal Republic of Germany (DEU).

• Cloud, P. and Gibor, A. 1970, The oxygen cycle, Scientific American, September, S. 110-123

S.110-123，九月，美国科学会，氧循环，A. 1970，Cloud, P. and Gibor

• Fasullo, J., Substitute Lectures for ATOC 3600: Principles of Climate, Lectures on the global oxygen cycle

全球氧循环报告，ATOC 3600的代替报告:气候原则，Fasullo, J.

http://paos.colorado.edu/~fasullo/pjw_class/oxygencycle.html （页面存档备份，存于互联网档案馆）

• Morris, R.M., OXYSPHERE - A Beginners' Guide to the Biogeochemical Cycling of Atmospheric Oxygen

氧圈——大气层中的氧气的生态系统的物质循环的初学者手册，Morris, R.M.

https://web.archive.org/web/20041103093231/http://seis.natsci.csulb.edu/rmorris/oxy/Oxy.htm