碳在大气、陆地生命体和土壤有机质几个分室中的迁移、转化。它是生物界能量转化的主要形式，主要由生命过程所驱动。

土壤碳循环的各主要过程（见图）。全球大气分室中的碳总量约为712×10¹²千克，土壤有机质分室中的碳总量约为2500×10¹²千克，陆地生命体分室中的碳总量约为830×10¹²千克。从19世纪中叶以来每年从大气中经由光合作用输入土壤中的碳约为30×10¹²千克，占大气中总碳量的4%，每年从土壤中经由生物分解和其它氧化过程返回大气中的碳量与此量大致相等。因此，土壤有机质总量基本上保持不变，处于稳定态。

光合产物进入土壤中后，一部分矿化为二氧化碳，与此同时，一部分变为微生物体，还有一部分转化为腐殖物质。微生物和腐殖物质将经历光合产物同样的命运，即部分矿化为二氧化碳，部分变为新一代的微生物体，部分变为新腐殖物质。如此循环往复，整个土壤有机质处于动态平衡中。土壤有机质生物学稳定性可分为不同的组分。各组分的数量决定于其本身分解的难易程度和其输入速率。其中以分解最慢的组分（包括胡敏酸、蜡和某些稳定的环状结构的化合物等）的数量为最多；次为分解较慢的组分，包括木质素、树脂和某些芳香族化合物；再次为包括纤维、脂肪等不溶性物质的组分；氨基酸、简单的糖类和低分子脂肪酸等易分解组分的数量最少。它们在土壤中的停留期依次分别为几年到几千年、几个月到几年、几天到几个月和几小时到几天。整个土壤有机质的平均停留期约为25年，它主要是温度的函数。土壤有机质总量取决于其年分解量和年光合产物输入量的相对大小。影响两者的因子有气候条件、土壤水分状况、质地和酸碱度以及管理措施等。不同土壤的上述条件不同，其有机质含量差异极大。泥炭土因处于渍水条件下，氧气缺乏，年分解量远低于年光合产物输入量，因而其有机质含量最高，可达90%以上，其厚度可超过20米。寒温带的黑土、暗棕壤等，由于气温较低，年分解量亦显著低于年光合产物输入量，在长期的土壤形成过程中，其表土层的有机质含量可高达10%以上，1米深土体中的有机质储量可达23.3×10³千克碳/平方米以上。反之，热带的一些耕地土壤，年光合产量虽很高，但进入土壤的数量少，且分解量大，因而其有机质含量可低于1%，1米深土体中的有机质储量仅为2～3×10³千克碳/平方米。

土壤碳循环概图

土壤中各种有机化合物影响粘土矿物的组合、土粒的聚集状态、离子的移动、土壤持水量、通气性、盐基交换等各种性质。一些易溶性的中间分解产物具有溶解铁、锰等金属离子或与之络合的能力，从而加速这些金属离子在剖面中的移动。当有机质氧化后，这些络合态的金属离子即将沉淀析出，从而形成了水稻土、灰壤等土壤剖面中的铁、锰淀积和淋溶层，在热带水稻土的20～30厘米处甚至常形成一坚硬的不透水的铁盘层。易溶性有机物对金属离子的溶解、络合可显著提高铜、锰、铁、锌等离子的有效性。麦根酸与铁的络合有利于铁进入植物体，从而有效的克服缺铁症。许多湿草原土壤由于其深厚的腐殖质层（有机质6%～8%）因而具有良好的耕性和保水保肥能力。

土壤碳循环是土壤氮、硫、磷循环的驱动因子。只有在适宜于土壤有机碳积累的条件下，才会有有机氮、磷、硫含量的增多。另方面，土壤有机碳的矿化将伴随着有机氮和与碳键合的硫的矿化。硫酯和有机磷虽不随有机碳的矿化而矿化，而受制于另外的机制，但与碳键合的硫的矿化将影响硫酯的矿化。若土壤退化是由于有机碳损失引起的，有机磷的损失将较碳和氮的损失少，硫酯的损失在一定程度上也较碳和氮少；但因硫或磷的损失引起土壤退化的情况下，碳和氮的损失将较硫和磷的损失少。

泥炭土、沼泽土和水稻土中逸出的甲烷是大气中甲烷的主要来源之一。水稻土面积的扩大增加了大气中甲烷的浓度。泥炭地作为农业利用时需要排水，这将改善土壤的通气性从而加速泥炭的微生物降解。泥炭地的疏干，特别是热带雨林的开垦，将显著增加土壤中二氧化碳净逸出量，增加大气中二氧化碳的浓度。大气中甲烷和二氧化碳量的增加会通过温室效应而使气候变暖。从19世纪以来由于全球土壤中有机碳储量减少已使大气中增加了10～40×₁012千克碳。