氧循环
动植物的呼吸作用及人类活动中的燃烧都需要消耗氧气，产生二氧化碳，但植物的光合作用却大量吸收二氧化碳，释放氧气，如此构成了生物圈的氧循环（氧循环和碳循环是相互联系的）。
氧循环示意图氧在各圈层中的浓度如下：
地球整体：28.5％
地壳：46.6％
海洋：总量85.8％
溶解氧量，15℃时为6毫克/千克
大气：23.2％
所有元素中，唯有氧是同时在地壳、大气、水圈和生物圈中都有着极大丰度的元素。因此，在生物界和非生物界，元素氧都有着极端重要的地位。
在地壳中，形成岩石的矿物质中约95％是硅酸盐，其主要结构单元是四面体的硅酸盐（SiO44-），其余5％的组分也大多含有氧元素，如石灰岩中的碳酸盐（CO32-）、蒸发岩中硫酸盐（SO42-）、磷酸盐岩石中的磷酸盐（PO43-）等。氧的离子半径是140皮米（1皮米=10-12米），除钙（100皮米）、钠（102皮米）、钾（138皮米）外，地壳岩石中其他主要元素的离子半径都小于80皮米。正因为氧具有特别大的离子半径，所以以体积计的地壳元素组成中，氧占了极大的比例。当SiO44-这类含氧基团在岩石发生风化碎裂时，通常仍能以不变的原形进入地球化学循环，即随水流迁移到海洋，进入海底沉积物，甚至重新返回陆地。因此，地壳中存在的氧可看成是化学惰性的。
大气中的氧主要以双原子分子O2形态存在，并且表现出很强的化学活性。这种化学活性足以影响能与氧生成各种化合物的其他元素（如碳、氢、氮、硫、铁等）的地球化学循环。大气中的氧气多数来源于光合作用，还有少量系产生于高层大气中水分子与太阳紫外线之间的光致离解作用。
在此反应中，同时产生的H2逸散到大气空间。
在紫外光作用下，大气中氧能转变为三原子分子臭氧。第一步是氧分子通过光解反应生成氧原子。
随后，氧原子和氧分子结合生成臭氧分子：
O+O2O3
通过以上反应，在距地面约10~40千米的大气层上空形成了臭氧层。正常情况下，臭氧分子的形成过程和随后的分解过程在臭氧层中达到平衡，所以，臭氧层中的臭氧具有大体恒定的浓度；又由于臭氧的生成和分解都需要吸收紫外光，所以臭氧层成为地球上各种生物抵御来自太阳过强紫外光辐射的天然屏障。臭氧层对于地球生物有着生死攸关的作用。
在组成水圈的大量水中，氧是主要组成元素；在水体中还有各种形式的大量含氧阴离子以及相当数量的溶解氧，它们无不对水圈或整个生物圈中的生物有着极为重要的意义。
在生物光合作用和呼吸作用的过程中，参与氧循环的物质有CO2、H2O等。化石燃料的燃烧和有机物腐烂分解过程则是与呼吸作用具有类似情况的一类氧化反应。
由于火山爆发或有机体腐烂产生的H2S，能在大气中进一步被氧化为含氧化合物SO2，化石燃料燃烧及从含硫矿石中提取金属的过程中也都能产生SO2，这些SO2在大气中被氧化为SO42-，然后通过酸雨形式返转地面。相似地，由微生物或人类活动产生的各种氮氧化合物最终也被氧化为NO-3，然后通过酸雨形式返回地面。
在陆地（也少量地发生在海洋中），有许多金属通过氧化过程转化为不溶性氧化物，也有一些还原性的非金属可能被氧化为溶解性更大的化合物。如：
4Fe2++3O22Fe2O3
（易溶）（难溶）
S2-+2O2SO42-
（难溶）（易溶）
大气中的氧和水体中的溶解氧之间存在着溶解平衡关系。当由于某种外来原因引起平衡破坏时，该水—气体系还具有一定的自动调节、恢复平衡的功能。例如当水体受有机物污染后，水体中的细菌当即降解有机物并耗用水中溶解氧，被消耗的溶解氧就由大气中的氧通过气—水界面予以补给。反之，当大气中氧的平衡浓度由于某种原因（例如岩石风化加剧）低于正常浓度时，则水体中溶解氧浓度也相应低落。由此，水体中有机物耗氧降解作用缓慢下来，相反地促进了水生生物的光合作用（增氧过程），这样就会进一步引起表面水中溶解氧浓度逐渐提高到呈过饱和状态而逸散到大气中去。
氮循环
氮循环是描述自然界中氮单质和含氮化合物之间相互转换过程的生态系统的物质循环。氮循环示意图氮在自然界中的循环转化过程，是生物圈内基本的物质循环之一。如大气中的氮经微生物等作用而进入土壤，为动植物所利用，最终又在微生物的参与下返回大气中，如此反复循环，以至无穷。
构成陆地生态系统氮循环的主要环节是：生物体内有机氮的合成、氨化作用、硝化作用、反硝化作用和固氮作用。
植物吸收土壤中的铵盐和硝酸盐，进而将这些无机氮同化成植物体内的蛋白质等有机氮。动物直接或间接以植物为食物，将植物体内的有机氮同化成动物体内的有机氮。这一过程为生物体内有机氮的合成。动植物的遗体、排出物和残落物中的有机氮被微生物分解后形成氨，这一过程是氨化作用。在有氧的条件下，土壤中的氨或铵盐在硝化细菌的作用下最终氧化成硝酸盐，这一过程叫做硝化作用。
氨化作用和硝化作用产生的无机氮，都能被植物吸收利用。在氧气不足的条件下，土壤中的硝酸盐被反硝化细菌等多种微生物还原成亚硝酸盐，并且进一步还原成分子态氮，分子态氮则返回到大气中，这一过程被称作反硝化作用。由此可见，由于微生物的活动，土壤已成为氮循环中最活跃的区域。
空气中含有大约78%的氮气，占有绝大部分的氮元素。氮是许多生物过程的基本元素；它存在于所有组成蛋白质的氨基酸中，是构成诸如DNA等的核酸的4种基本元素之一。在植物中，大量的氮素被用于制造可进行光合作用供植物生长的叶绿素分子。
加工或者固定氮，是将气态的游离态氮转变为可被有机体吸收的化合态氮的必经过程。一部分氮素由闪电所固定，同时绝大部分的氮素被非共生或共生的固氮细菌所固定。这些细菌拥有可促进氮气和氢化合成为氨的固氮酶，生成的氨再被这种细菌通过一系列的转化以形成自身组织的一部分。某一些固氮细菌，例如根瘤菌，寄生在豆科植物（例如豌豆或蚕豆）的根瘤中。这些细菌和植物建立了一种互利共生的关系，为植物生产氨以换取糖类。因此可通过栽种豆科植物使氮素贫瘠的土地变得肥沃。还有一些其他的植物可供建立这种共生关系。
其他植物利用根系从土壤中吸收硝酸根离子或铵离子以获取氮素。动物体内的所有氮素则均由在食物链中进食植物所获得。
氨循环
氨来源于腐生生物对死亡动植物器官的分解，被用作制造铵离子（NH4+）。在富含氧气的土壤中，这些离子将会首先被亚硝化细菌转化为亚硝酸根离子（NO2-），然后被硝化细菌转化为硝酸根离子（NO3-）。铵的两步转化过程被叫做氨化作用。
铵对于鱼类来说有剧毒，因此必须对废水处理植物排放到水中的铵的浓度进行严密的监控。为避免鱼类死亡的损失，应在排放前对水中的铵进行硝化处理，在陆地上为硝化细菌通风提供氧气进行硝化作用成为一个充满吸引力的解决办法。
铵离子很容易被固定在土壤尤其是腐殖质和黏土中。硝酸根离子和亚硝酸根离子则因它们自身的负电性而更不容易被固定在正离子的交换点（主要是腐殖质）多于负离子的土壤中，在雨后或灌溉后流失（可溶性离子譬如硝酸根和亚硝酸根的移动）到地下水的情况经常会发生。
硫循环
硫循环是指硫元素在生态系统和环境中运动、转化和往复的过程。硫是生物必需的大量营养元素之一，是蛋白质、酶、维生素B1、蒜油、芥子油等物质的构成成分。
硫因有氧化和还原两种形态存在而影响生物体内的氧化还原反应过程。硫是可变价态的元素，价态变化在-2价至+6价之间，可形成多种无机和有机硫化合物，并对环境的氧化还原电位和酸碱度带来影响。自然界中硫的最大储存库在岩石圈，在沉积岩、变质岩和火成岩3类岩石中总含量达294800×1020克。
硫在水圈中的储存量也较大，在海水中含13480×1020克，在极地冰帽、冰山和陆地冰川中含278×1020克，但在地下水、地面水、土壤圈、大气圈中含量均较小。通过有机物分解释放H2S气体或可溶硫酸盐、火山喷发（H2S、SO42-、SO2）等过程，使硫变成可移动的简单化合物进入大气、水或土壤中。土壤中氨化微生物可将含硫有机物质分解为氨和硫化氢，硫黄细菌和硫化细菌可将硫化氢进一步转变为元素硫或硫酸盐，许多兼性或嫌气性微生物又可将硫酸盐转化为硫化氢。
因此，在土壤和水体底质中，硫因氧化还原电位不同而呈现不同的化学价态。土壤和空气中硫酸盐、硫化氢和二氧化硫可被植物吸收，每年全球植物吸收硫总量约为15×1018克，然后沿着食物链在生态系统中转移。陆地上可溶价态的硫酸盐通过雨水淋洗，每年由河流携入海洋地硫总量达132×1032克。海水和海洋沉积物中积蓄着最大量对生物有效态硫，总量达16480×1020克。由于有机物燃烧、火山喷发和微生物氨化及反硫化作用等，也有少量硫以H2S、SO2和硫酸盐气溶胶状态存在于大气中。近来由于工业发展，化石燃料的燃烧增加，每年燃烧排入大气的SO2量高达147×106吨，影响了生物圈中硫的循环。
磷循环
磷灰石构成了磷的巨大储备库，而含磷灰石岩石的风化又将大量磷酸盐转交给了陆地上的生态系统。与水循环同时发生的则是大量磷酸盐被淋洗并被带入海洋。
磷循环
在海洋中，它们使近海岸水中的磷含量增加，并供给浮游生物及其消费者的需要。而后，进入食物链的磷将随该食物链上死亡的生物尸体沉入海洋深处，其中一部分将沉积在不深的泥沙中，而且还将被海洋生态系统重新取回利用。
埋藏于深处沉积岩中的磷酸盐，其中有很大一部分将凝结成磷酸盐结核，保存在深水之中。一些磷酸盐还可能与SiO2凝结在一起而转变成硅藻的结皮沉积层，这些沉积层组成了巨大的磷酸盐矿床。通过海鸟和人类的捕捞活动，可使一部分磷返回陆地，但从数量上讲，它比每年从岩层中溶解出来的以及从肥料中淋洗出来的磷酸盐要少多了。其余部分则将被埋存于深处的沉积物内。