氧循環

氧循環是自然界中一種生態系統的物質循環，主要用於形容氧在地球表面的三個主要貯存池，即大氣層、生物圈和岩石圈。整個循環依賴產氧光合作用去驅使，自養生物（藍綠菌、藻類和植物）吸收日光把二氧化碳和水組合生產碳水化合物（如葡萄糖）和副產品氧氣。被釋放到大氣層和溶解在水體中的游離態氧氣則隨後會與其它物質發生自發化學反應，或被生物的細胞呼吸代謝，而消耗重新成為各種氧化物。

地球上的氧循環始於太古宙中晚期，在此之前雖然也會通過紫外線光解海水產生少量氧氣，但其產量幾乎可以忽略不計，古大氣層也是個以氮氣、甲烷、二氧化碳和硫化氫為主、無氧的還原性大氣。利用葉綠素進行光合作用的藍綠菌最早出現在中太古代後期，在之後十億年間不斷進行光合作用釋放氧氣，直到在新太古代末期耗盡了地表和海洋中所有的還原劑物質，使得游離氧氣首次出現在海洋和大氣層中，史稱大氧化事件。而在之後的元古宙新元古代和顯生宙古生代，隨著新的光合自養者（如藻類和植物）出現並繁盛，地球出現了第二次和第三次大規模的氧氣增長事件，其間雖有跌漲反覆也最終使得現今的氧氣含量占空氣分子比例的20.9%，是已知宇宙中獨此一例的天體。現今即使地球上所有的光合作用從此停止，大氣中現有氧氣的龐大存量仍然需要五千至二萬五千年的時間才會被全部移除^[1] 。

氧氣的存在促進了好氧生物——特別是真核生物——的演化，從而造就了以動物為代表的有高度移動性的複雜生物繁盛，而這些生物的活動和繁衍對游離氧氣的依賴與消耗進一步擴展了氧循環的規模。而生物圈與氧循環息息相關的初級生產（其中涉及大量的固碳和固氮）和有機生物質通過食物網轉移與積存（會將無機物中的碳和氮移除）也連帶著影響了地球上的碳循環和氮循環，同時造成的氣候變化也會改變水循環狀態。而現今人類活動也開始影響氧循環的狀態。

大氣層

生物圈

水圈

岩石圈

源和匯

生物生產

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

非生物生產

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

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

生物消費

在地球中，有百分之九十九點五儲存於最大的氧儲存器即地函及地殼中的矽酸鹽和氧化礦物質。而只有非常小量氧，約百分之零點零一會以自由模式被釋放至生物圈及百分之零點四九被釋放至大氣層。

然而，在生物圈及大氣層中，最主要的氧氣來源為光合作用，即透過分解二氧化碳及水以產生葡萄糖和氧氣。

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，在海上發現了微小的藍綠菌，而這便能解釋為何有超過一半的光合作用發生於海洋中。^[2]

另一個大氣中氧氣的來源來自光解，大氣中的水份和氮化物被紫外光分解為其組成原子。氫和氮會離去逃到太空，而氧氣則留在大氣層:

2H₂O + 能量 → 4H + O₂

2N₂O + 能量 → 4N + O₂

氧氣的流失主要是由動物與細菌的呼吸作用及腐爛時消耗氧氣而釋出二氧化碳。

因岩石中的礦物質被氧氣氧化，化學風化過程中，岩石也消耗氧氣。表面風化的例子有鐵鏽的氧化物：

4FeO + 3O₂ → 2Fe₂O₃

氧氣也在生物圈和岩石圈中循環。生物圈中的海洋生物產生含大量氧的碳酸鈣(CaCO₃)。當生物死亡及它的殼會存留於淺水層，埋葬多時後便會於岩石圈產生石灰岩。而生物會開始破壞岩石令氧氣由岩石圈被釋放。植物和動物會從岩石吸收營養礦物並釋放氧氣。

容量和通量

以下的表格會列出氧氣停留於氧氣的儲存器容量和留失時間的估計值。這些數據由 Walker, J. C. G. 初次估計得出^[3]。

表一 : 在氧循環中主要的儲存器
儲存器	容量 (kg O2)	流入/出 (kg O2每年)	停留時間 (年)
大氣層	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: 年大氣層含氧量增加及流失(單位: 1010 kg O2 每年)
增加
光合作用 (陸地) 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
總增加			約 30,000
透過呼吸作用及分解的流失
帶氧呼吸 微生物氧化 燃燒化石燃料 (人類學) 光化學氧化 透過雷電固定的氮氣 透過工業固定的氮氣 (人類學) 氧化火山造成的氣體			23,000 5,100 1,200 600 12 10 5
透過風化的流失
化學的風化 和表面的臭氧反應			50 12
總流失			約 30,000

臭氧

大氣中氧氣的存在導致了臭氧（O3）和平流層內臭氧層的形成：

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

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

O + O₂ :- O₃

臭氧層對現代生活極為重要，因為它吸收有害的紫外線輻射：

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

磷

在海洋中的磷會用於調整大氣層中的氧含量。磷溶於海水後，會成為自營生物，即以光合作用為生的必需養料，而且這亦會成為一個控制光合作用速度的條件之一。海洋中發生的光合作用會產生氧循環中大約45%的氧氣。而自營生物的生長速度是會受水的含磷量所控制的。

採礦及工業活動會產生大量含磷廢水。當這些廢水被排入海中，海水的含磷量便會大幅提升，造成優養化。但海水的含磷量上升是不會影響發生於海中的光合作用。這是因為海中自營生物的數量上升時，海水的含氧量也會上升，而高含氧量促進某幾種細菌成長並爭奪已溶化的磷。這競爭限制了自營生物可用的已溶磷，所以自營生物的數量和氧水平也受到限制。

參見

碳循環

氮循環