ชั้นเอกโซสเฟียร์เป็นชั้นนอกสุดของบรรยากาศโลก (ถึงแม้ว่ามันจะเบาบางมากจนนักวิทยาศาสตร์บางคนถือว่าเป็นส่วนหนึ่งของอวกาศระหว่างดาวเคราะห์มากกว่าเป็นส่วนหนึ่งของบรรยากาศ) มันขยายจากเทอร์โมพอส (หรือที่รู้จักกันในชื่อ "เอกโซเบส") ที่ด้านบนของเทอร์โมสเฟียร์ไปจนถึงขอบเขตที่ไม่ชัดเจนกับลมสุริยะและตัวกลางระหว่างดาวเคราะห์ระดับความสูงของเอกโซเบสจะแตกต่างกันไปตั้งแต่ประมาณ500 กิโลเมตร (310 ไมล์; 1,600,000 ฟุต)ถึงประมาณ1,000 กิโลเมตร (620 ไมล์)ในช่วงเวลาที่มีรังสีจากดวงอาทิตย์เข้ามามากขึ้น^{[ 31 ]}   

ขีดจำกัดบนจะแตกต่างกันไปตามคำจำกัดความ หน่วยงานต่างๆ พิจารณาว่าสิ้นสุดที่ประมาณ10,000 กิโลเมตร (6,200 ไมล์) ^{[ 32 ]}หรือประมาณ190,000 กิโลเมตร (120,000 ไมล์)ซึ่งอยู่ประมาณครึ่งทางไปยังดวงจันทร์ ที่ซึ่งอิทธิพลของแรงโน้มถ่วงของโลกมีค่าใกล้เคียงกับแรงดันรังสีจากแสงอาทิตย์^{[ 31 ]}จีโอโคโรนาที่มองเห็นได้ในรังสีอัลตราไวโอเลตไกล (เกิดจากไฮโดรเจนที่เป็นกลาง) ขยายออกไปอย่างน้อย100,000 กิโลเมตร (62,000 ไมล์ ) ^{[ 31 ]}   

ชั้นนี้ส่วนใหญ่ประกอบด้วยไฮโดรเจนที่มีความหนาแน่นต่ำมาก โดยมีฮีเลียม คาร์บอนไดออกไซด์ และ ออกซิเจน ที่เกิดขึ้นใหม่ ในปริมาณจำกัด ใกล้กับชั้นนอกสุด^{[ 33 ]}อะตอมและโมเลกุลอยู่ห่างกันมากจนสามารถเดินทางได้หลายร้อยกิโลเมตรโดยไม่ชนกัน^{[ 25 ] : 14–4}ดังนั้น ชั้นนอกสุดจึงไม่ทำตัวเหมือนก๊าซอีกต่อไป และอนุภาคก็หลุดออกไปในอวกาศ อย่างต่อเนื่อง อนุภาคที่เคลื่อนที่ได้อย่างอิสระเหล่านี้เคลื่อนที่ตามวิถีโค้ง และอาจเคลื่อนที่เข้าและออกจากแมกนีโตสเฟียร์หรือลมสุริยะ ทุกวินาที โลกสูญเสียไฮโดรเจนประมาณ 3 กิโลกรัมฮีเลียม 50 กรัม และส่วนประกอบอื่นๆ ในปริมาณที่น้อยกว่ามาก^{[ 34 ]}  

ชั้นบรรยากาศชั้นนอกสุดอยู่สูงจากโลกมากเกินไปจน ปรากฏการณ์ ทางอุตุนิยมวิทยาไม่สามารถเกิดขึ้นได้ ชั้นบรรยากาศชั้นนอกสุดประกอบด้วยดาวเทียมเทียม จำนวนมาก ที่โคจรรอบโลก^{[ 35 ]}

ชั้นเทอร์โมสเฟียร์เป็นชั้นบรรยากาศที่สูงเป็นอันดับสองของโลก มันทอดยาวจากเมโซพอส (ซึ่งแยกมันออกจากเมโซสเฟียร์) ที่ระดับความสูงประมาณ80 กิโลเมตร (50 ไมล์)ไปจนถึงเทอร์โมพอสที่ระดับความสูง500–1000 กิโลเมตร (310–620 ไมล์)ความสูงของเทอร์โมพอสเปลี่ยนแปลงไปอย่างมากเนื่องจากการเปลี่ยนแปลงของกิจกรรมของดวงอาทิตย์^{[ 29 ]} การผ่านของ เส้นแบ่งกลางวันกลางคืนระหว่างพลบค่ำและรุ่งอรุณทำให้เกิดการรบกวนความหนาแน่นพื้นหลังมากถึงสองเท่าในชั้นนี้ ทำให้เกิดลักษณะเด่นในบริเวณนี้^{[ 36 ]}เนื่องจากเทอร์โมพอสอยู่บริเวณขอบล่างของเอกโซสเฟียร์ จึงเรียกอีกอย่างว่าเอกโซเบสชั้นไอโอโนสเฟียร์ ซึ่งเป็น บริเวณที่มีความหนาแน่นของพลาสมา สูงขึ้น ทับ ซ้อนกับเทอร์โมสเฟียร์ที่ ระดับความสูง 50 ถึง 600 กิโลเมตร (31 ถึง 373 ไมล์)เหนือพื้นผิวโลก^{[ 37 ] [ 38 ]}     

อุณหภูมิของชั้นเทอร์โมสเฟียร์จะค่อยๆ เพิ่มขึ้นตามความสูง และอาจสูงถึง1500 °C (2700 °F)แม้ว่าโมเลกุลของก๊าซจะอยู่ห่างกันมากจนอุณหภูมิในความหมายปกติไม่มีความหมายมากนัก การเพิ่มขึ้นของอุณหภูมินี้เกิดจากการดูด ซับรังสี UV ที่ทำให้เกิด ไอออนและรังสีเอ็กซ์จากดวงอาทิตย์^{[ 38 ] [ 39 ]}อากาศเบาบางมากจนโมเลกุลแต่ละตัว ( เช่น ออกซิเจน ) เดินทางโดยเฉลี่ย1 กิโลเมตร (0.62 ไมล์; 3300 ฟุต)ระหว่างการชนกับโมเลกุลอื่นๆ^{[ 40 ]}แม้ว่าชั้นเทอร์โมสเฟียร์จะมีสัดส่วนของโมเลกุลที่มีพลังงานสูง แต่มนุษย์จะไม่รู้สึกร้อนเมื่อสัมผัสโดยตรง เนื่องจากความหนาแน่นต่ำเกินไปที่จะนำพลังงานจำนวนมากไปยังหรือจากผิวหนังได้^{[ 38 ]}    

ชั้นบรรยากาศนี้ปราศจากเมฆและไอน้ำโดยสิ้นเชิง อย่างไรก็ตาม ปรากฏการณ์ที่ไม่เกี่ยวข้องกับอุทกวิทยา เช่นแสงเหนือและแสงใต้สามารถมองเห็นได้ในชั้นเทอร์โมสเฟียร์ที่ระดับความสูงประมาณ100 กม . (62 ไมล์) ^{[ 41 ]}สีของแสงเหนือมีความสัมพันธ์กับคุณสมบัติของชั้นบรรยากาศที่ระดับความสูงที่เกิดปรากฏการณ์นั้น แสงเหนือสีเขียวเป็นสีที่พบได้บ่อยที่สุด ซึ่งเกิดจากออกซิเจนอะตอมใน สถานะ ^1Sและเกิดขึ้นที่ระดับความสูงตั้งแต่120 ถึง 400 กม . (75 ถึง 250 ไมล์) ^{[ 42 ]}สถานีอวกาศนานาชาติโคจรอยู่ในชั้นเทอร์โมสเฟียร์ ระหว่าง370 ถึง 460 กม . (230 ถึง 290 ไมล์) ^{[ 43 ]}และเป็นชั้นนี้เองที่ดาวเทียมหลายดวงที่โคจรรอบโลกตั้งอยู่^{[ 35 ]}      

ชั้นมีโซสเฟียร์เป็นชั้นบรรยากาศที่สูงเป็นอันดับสามของโลก ครอบคลุมพื้นที่เหนือชั้นสตราโตสเฟียร์และใต้ชั้นเทอร์โมสเฟียร์ ขยายจากชั้นสตราโตพอสที่ระดับความสูงประมาณ50 กม. (31 ไมล์)ไปจนถึงชั้นมีโซพอสที่ ระดับความสูง 80–85 กม. (50–53 ไมล์)เหนือระดับน้ำทะเล^{[ 38 ]}อุณหภูมิจะลดลงเมื่อระดับความสูงเพิ่มขึ้นจนถึงชั้นมีโซพอสซึ่งเป็นจุดสูงสุดของชั้นบรรยากาศระดับกลางนี้ เป็นสถานที่ที่หนาวที่สุดบนโลกและมีอุณหภูมิเฉลี่ยประมาณ−85 °C (−120 °F ; 190 K ) ^{[ 44 ] [ 45 ]}เนื่องจากชั้นบรรยากาศดูดซับคลื่นเสียงในอัตราส่วนที่แปรผันตรงกับกำลังสองของความถี่เสียงที่ได้ยินจากพื้นดินจึงไม่สามารถไปถึงชั้นมีโซสเฟียร์ได้ คลื่นอินฟราโซนิกสามารถไปถึงระดับความสูงนี้ได้ แต่การปล่อยคลื่นเหล่านี้ด้วยระดับพลังงานสูงทำได้ยาก^{[ 46 ]}       

ใต้ชั้นเมโซพอส อากาศจะเย็นมากจนแม้แต่ไอน้ำที่มีอยู่น้อยมากในระดับความสูงนี้ก็สามารถควบแน่นกลายเป็นเมฆพงแสงขั้วโลก-เมโซสเฟียร์ที่ประกอบด้วยอนุภาคน้ำแข็งได้ เมฆเหล่านี้เป็นเมฆที่สูงที่สุดในชั้นบรรยากาศและอาจมองเห็นได้ด้วยตาเปล่าหากแสงอาทิตย์สะท้อนจากเมฆเหล่านั้นประมาณหนึ่งหรือสองชั่วโมงหลังพระอาทิตย์ตกหรือในทำนองเดียวกันก่อนพระอาทิตย์ขึ้น เมฆเหล่านี้จะมองเห็นได้ง่ายที่สุดเมื่อดวงอาทิตย์อยู่ต่ำกว่าขอบฟ้าประมาณ 4 ถึง 16 องศา^{[ 47 ]}

การปล่อยประจุที่เกิดจากฟ้าผ่าที่เรียกว่าเหตุการณ์เรืองแสงชั่วคราว (TLEs) เกิดขึ้นเป็นครั้งคราวในชั้นมีโซสเฟียร์เหนือเมฆฝนฟ้าคะนอง ในชั้นโทรโพสเฟีย ร์^{[ 48 ]}ชั้นมีโซสเฟียร์ยังเป็นชั้นที่อุกกาบาตและดาวเทียม ส่วนใหญ่ เผาไหม้เมื่อเข้าสู่ชั้นบรรยากาศ^{[ 38 ] [ 49 ]}มันอยู่สูงจากพื้นโลกเกินกว่าที่เครื่องบินไอพ่นและบอลลูนจะเข้าถึงได้ และอยู่ต่ำเกินกว่าที่ยานอวกาศโคจรจะเข้าถึงได้ ชั้นมีโซสเฟียร์ส่วนใหญ่เข้าถึงได้โดยจรวดสำรวจและเครื่องบินที่ขับเคลื่อนด้วยจรวด^{[ 50 ]}

ชั้นสตราโตสเฟียร์เป็นชั้นบรรยากาศที่ต่ำเป็นอันดับสองของโลก อยู่เหนือชั้นโทรโปสเฟียร์และถูกคั่นด้วยชั้นโทรโปพอสชั้นนี้ทอดยาวจากด้านบนของชั้นโทรโปสเฟียร์ที่ระดับความสูงประมาณ¹²กิโลเมตร (7.5 ไมล์) เหนือพื้นผิวโลก ไปจนถึงชั้นสตราโตพอสที่ระดับความสูงประมาณ50 ถึง55กิโลเมตร( 31 ถึง 34 ไมล์) ^{[ 26} ] มวลรวมของชั้นบรรยากาศ 99% อยู่ต่ำกว่า30 กิโลเมตร (19 ไมล์) [ ^{51 ]}และความดันบรรยากาศที่ด้านบนของชั้นสตราโตสเฟียร์มีค่าประมาณ 1/1000 ของความดันที่ระดับน้ำทะเล [ ^{52 ] ชั้น}นี้มีชั้นโอโซน ซึ่งเป็นส่วนหนึ่งของ ^ชั้นบรรยากาศของโลกที่มีความเข้มข้นของก๊าซดังกล่าวค่อนข้างสูง^{[ 53 ]}      

ชั้นสตราโตสเฟียร์เป็นชั้นที่มีอุณหภูมิสูงขึ้นตามระดับความสูงที่เพิ่มขึ้น การเพิ่มขึ้นของอุณหภูมินี้เกิดจากการดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลต (UV) จากดวงอาทิตย์โดยชั้นโอโซน ซึ่งจำกัดการปั่นป่วนและการผสม แม้ว่าอุณหภูมิที่ชั้นโทรโปพอสอาจอยู่ที่−80 °C (−110 °F; 190 K)แต่ส่วนบนสุดของชั้นสตราโตสเฟียร์นั้นอุ่นกว่ามาก และอาจต่ำกว่า 0 °C เล็กน้อย ^{[ 54 ] [ 53 ]}ชั้นนี้มีเฉพาะในโลกเท่านั้น ดาวอังคารและดาวศุกร์ไม่มีชั้นสตราโตสเฟียร์เนื่องจากมีออกซิเจนในชั้นบรรยากาศน้อย^{[ 55 ]}    

โปรไฟล์อุณหภูมิของชั้นสตราโตสเฟียร์สร้างสภาวะบรรยากาศที่เสถียรมาก ดังนั้นชั้นสตราโตสเฟียร์จึงขาดความปั่นป่วนของอากาศที่ก่อให้เกิดสภาพอากาศซึ่งพบได้ทั่วไปในชั้นโทรโปสเฟียร์ ผลที่ตามมาคือชั้นสตราโตสเฟียร์แทบจะไม่มีเมฆและรูปแบบสภาพอากาศอื่น ๆ เลย^{[ 53 ]}อย่างไรก็ตาม บางครั้งอาจพบเมฆสตราโตสเฟียร์ขั้วโลกหรือเมฆมุกในส่วนล่างของชั้นบรรยากาศนี้ซึ่งเป็นบริเวณที่อากาศเย็นที่สุด^{[ 56 ]} ชั้นสตราโตสเฟียร์เป็นชั้นที่สูงที่สุดที่ เครื่องบินไอพ่นสามารถเข้าถึงได้^{[ 57 ]}

ชั้นโทรโปสเฟียร์เป็นชั้นบรรยากาศที่ต่ำที่สุดของโลก ขยายจากพื้นผิวโลกไปจนถึงความสูงเฉลี่ยประมาณ12 กิโลเมตร (7.5 ไมล์)แม้ว่าระดับความสูง นี้ จะแตกต่างกันไปตั้งแต่ประมาณ9 กิโลเมตร (5.6 ไมล์)ที่ขั้วโลกทางภูมิศาสตร์ไปจนถึง17 กิโลเมตร (11 ไมล์)ที่เส้นศูนย์สูตร [ ^{30 ]}โดยมีการเปลี่ยนแปลงบ้างเนื่องจากสภาพอากาศ ชั้นโทรโปสเฟียร์มีขอบเขตด้านบนเป็น ชั้น โทรโปพอส^ซึ่งเป็นขอบเขตที่ในหลายพื้นที่ถูกกำหนดโดยการผกผันของอุณหภูมิ (กล่าวคือชั้นอากาศที่ค่อนข้างอุ่นอยู่เหนือชั้นอากาศที่เย็นกว่า) และในบางแห่งเป็นโซนที่มีอุณหภูมิคงที่ตามความสูง^{[ 58 ] [ 59 ]}      

แม้ว่าจะมีการเปลี่ยนแปลงเกิดขึ้นบ้าง แต่โดยทั่วไปอุณหภูมิจะลดลงเมื่อระดับความสูงในชั้นโทรโปสเฟียร์เพิ่มขึ้น เนื่องจากชั้นโทรโปสเฟียร์ส่วนใหญ่ได้รับความร้อนจากการถ่ายโอนพลังงานจากพื้นผิว ดังนั้น ส่วนที่ต่ำที่สุดของชั้นโทรโปสเฟียร์ (เช่น พื้นผิวโลก) จึงมักเป็นส่วนที่อุ่นที่สุดของชั้นโทรโปสเฟียร์ ซึ่งส่งเสริมการผสมในแนวดิ่ง (ด้วยเหตุนี้ ที่มาของชื่อมาจากคำภาษากรีกว่า τρόπος, troposซึ่งหมายถึง "การหมุน") ^{[ 60 ]}ชั้นโทรโปสเฟียร์มีมวลประมาณ 80% ของมวลบรรยากาศของโลก^{[ 61 ]}ชั้นโทรโปสเฟียร์มีความหนาแน่นมากกว่าชั้นบรรยากาศด้านบนทั้งหมด เนื่องจากน้ำหนักของบรรยากาศที่มากกว่าอยู่ด้านบนของชั้นโทรโปสเฟียร์ ทำให้ชั้นโทรโปสเฟียร์ถูกบีอัดอย่างรุนแรงมากขึ้น ร้อยละ 50 ของมวลทั้งหมดของบรรยากาศอยู่ในชั้นโทรโปสเฟียร์ ส่วนล่างที่ 5.5 กม. (3.4 ไมล์) ^{[ 51 ]}  

ไอน้ำหรือความชื้นในบรรยากาศเกือบทั้งหมดพบอยู่ในชั้นโทรโปสเฟียร์ ดังนั้นจึงเป็นชั้นที่เกิดสภาพอากาศส่วนใหญ่ของโลก ความสามารถของบรรยากาศในการกักเก็บน้ำจะลดลงเมื่ออุณหภูมิลดลง ดังนั้นไอน้ำ 90% จึงถูกกักเก็บไว้ในส่วนล่างของชั้นโทรโปสเฟียร์^{[ 62 ]}โดยพื้นฐานแล้วมีเมฆประเภทต่างๆ ที่เกี่ยวข้องกับสภาพอากาศซึ่งเกิดจากการหมุนเวียนของลม แม้ว่าเมฆฝนฟ้าคะนองคิวมูลอนิมบัสที่สูงมากสามารถทะลุผ่านชั้นโทรโปพอสจากด้านล่างและลอยขึ้นไปในส่วนล่างของชั้นสตราโตสเฟียร์ได้^{[ 63 ]} กิจกรรม การบินทั่วไปส่วนใหญ่เกิดขึ้นในชั้นโทรโปสเฟียร์ และเป็นชั้นเดียวที่เครื่องบินที่ขับเคลื่อนด้วยใบพัด สามารถเข้าถึง ได้^{[ 57 ]}ร่องรอยไอควบแน่นเกิดจากการปล่อยน้ำของเครื่องยนต์ไอพ่นที่ระดับความสูงซึ่งอุณหภูมิของบรรยากาศอยู่ที่ประมาณ−53 °C (−63 °F)โดยทั่วไปอยู่ที่ประมาณ7.7 กม. (4.8 ไมล์)สำหรับเครื่องยนต์สมัยใหม่^{[ 64 ]}    

ภายในชั้นหลักทั้งห้าชั้นข้างต้น ซึ่งส่วนใหญ่ถูกกำหนดโดยอุณหภูมิ ยังสามารถแบ่งชั้นรองลงมาได้อีกหลายชั้นโดยพิจารณาจากคุณสมบัติอื่นๆ ดังนี้:

• ชั้นโอโซนอยู่ในชั้นสตราโตสเฟียร์ ในชั้นนี้โอโซนมีความเข้มข้นสูงสุดถึง 15 ส่วนต่อล้านส่วนที่ระดับความสูง32 กิโลเมตร (20 ไมล์)ซึ่งสูงกว่าในชั้นบรรยากาศด้านล่างมาก แต่ก็ยังน้อยมากเมื่อเทียบกับองค์ประกอบหลักของชั้นบรรยากาศ^{[ 65 ]}โดยส่วนใหญ่จะอยู่ในส่วนล่างของชั้นสตราโตสเฟียร์ที่ระดับความสูงประมาณ15–35 กิโลเมตร (9.3–21.7ไมล์) ^{[ 5 ] : 260}แม้ว่าความหนาจะแตกต่างกันไปตามฤดูกาลและภูมิศาสตร์ ประมาณ 90% ของโอโซนในชั้นบรรยากาศของโลกอยู่ในชั้นสตราโตสเฟียร์^{[ 66 ]}    
• ชั้นไอโอโนสเฟียร์เป็นบริเวณของชั้นบรรยากาศที่ถูกไอออนไนซ์โดยรังสีจากดวงอาทิตย์ มีบทบาทสำคัญในปรากฏการณ์แสงออโรร่าแสงเรืองรองในชั้นบรรยากาศและปรากฏการณ์สภาพอากาศในอวกาศ^{[ 67 ] [ 68 ]}ในช่วงเวลากลางวัน ชั้นไอโอโนสเฟียร์จะทอดยาวจาก50 ถึง 1,000 กิโลเมตร (31 ถึง 621 ไมล์)และรวมถึงชั้นมีโซสเฟียร์ ชั้นเทอร์โมสเฟียร์ และบางส่วนของชั้นเอกโซสเฟียร์ อย่างไรก็ตาม การไอออนไนซ์ในชั้นมีโซสเฟียร์จะหยุดลงเป็นส่วนใหญ่ในช่วงกลางคืน^{[ 69 ]}ชั้นไอโอโนสเฟียร์ก่อตัวเป็นขอบด้านในของพลาสมาสเฟียร์ซึ่ง ก็คือ แมกเนโตสเฟียร์ชั้นใน^{[ 70 ]}มีความสำคัญในทางปฏิบัติเพราะมีอิทธิพลต่อการแพร่กระจายคลื่นวิทยุบนโลกเป็นต้น^{[ 71 ]}  
• ชั้นโฮโมสเฟียร์และเฮเทอโรสเฟียร์ถูกกำหนดโดยว่าก๊าซในชั้นบรรยากาศมีการผสมกันอย่างดีหรือไม่ ชั้นโฮโมสเฟียร์ที่อยู่บนพื้นผิวประกอบด้วยโทรโปสเฟียร์ สตราโตสเฟียร์ เมโซสเฟียร์ และส่วนล่างสุดของเทอร์โมสเฟียร์ ซึ่งองค์ประกอบทางเคมีของชั้นบรรยากาศไม่ขึ้นอยู่กับน้ำหนักโมเลกุลเนื่องจากก๊าซมีการผสมกันโดยความปั่นป่วน^{[ 72 ]}ชั้นที่มีความสม่ำเสมอค่อนข้างมากนี้สิ้นสุดที่เทอร์โบพอสซึ่งพบที่ระดับความสูงประมาณ100 กม. (62 ไมล์; 330,000 ฟุต) ^{[ 23 ]}ซึ่ง เป็นขอบ สุดของอวกาศ ตามที่ FAIยอมรับซึ่งวางไว้ที่ระดับความสูงประมาณ20 กม. (12 ไมล์; 66,000 ฟุต)เหนือเมโซพอส      

เหนือระดับความสูงนี้คือชั้นเฮเทอโรสเฟียร์ ซึ่งรวมถึงชั้นเอกโซสเฟียร์และชั้นเทอร์โมสเฟียร์ส่วนใหญ่ ในบริเวณนี้ องค์ประกอบทางเคมีจะแตกต่างกันไปตามระดับความสูง เนื่องจากระยะทางที่อนุภาคสามารถเคลื่อนที่ได้โดยไม่ชนกันนั้นมีขนาดใหญ่เมื่อเทียบกับขนาดของการเคลื่อนที่ที่ทำให้เกิดการผสมกัน ซึ่งทำให้ก๊าซสามารถแบ่งชั้นตามน้ำหนักโมเลกุลได้^{[ 23 ]}โดยก๊าซที่มีน้ำหนักมาก เช่น ออกซิเจนและไนโตรเจน จะมีอยู่เฉพาะบริเวณใกล้ด้านล่างของชั้นเฮเทอโรสเฟียร์เท่านั้น ส่วนบนของชั้นเฮเทอโรสเฟียร์ประกอบด้วยไฮโดรเจนเกือบทั้งหมด ซึ่งเป็นธาตุที่เบาที่สุด^{[ 73 ]}

• ชั้นบรรยากาศขอบเขตดาวเคราะห์เป็นส่วนหนึ่งของโทรโพสเฟียร์ที่อยู่ใกล้พื้นผิวโลกมากที่สุดและได้รับผลกระทบโดยตรงจากพื้นผิวโลก โดยส่วนใหญ่ผ่านการแพร่กระจายแบบปั่นป่วนในระหว่างวันชั้นบรรยากาศขอบเขตดาวเคราะห์มักจะมีการผสมผสานกันอย่างดี ในขณะที่ในเวลากลางคืนจะมีการแบ่งชั้นอย่างมั่นคงโดยมีการผสมผสานที่อ่อนแอหรือไม่ต่อเนื่อง ความลึกของชั้นบรรยากาศขอบเขตดาวเคราะห์มีตั้งแต่ประมาณ100 เมตร (330 ฟุต)ในคืนที่ท้องฟ้าแจ่มใสและสงบ ไปจนถึง1,000–1,500 เมตร (3,300–4,900 ฟุต)หรือมากกว่านั้นในช่วงบ่าย^{[ 74 ]}   
• ชั้นบรรยากาศบารอสเฟียร์เป็นบริเวณของชั้นบรรยากาศที่กฎบารอมิเตอร์ใช้ได้ โดยครอบคลุมตั้งแต่พื้นดินไปจนถึงเทอร์โมพอส เหนือระดับความสูงนี้ การกระจายความเร็วจะไม่เป็นไปตามกฎของแม็กซ์เวลล์เนื่องจากอะตอมและโมเลกุลที่มีความเร็วสูงสามารถหลุดออกจากชั้นบรรยากาศได้^{[ 75 ]}
• ชั้นโซเดียมแบบกระจัดกระจายคือระดับอะตอมโซเดียมที่เป็นกลางที่ไม่ ต่อเนื่องกัน โดยปกติจะอยู่ในช่วงระดับความสูง80–105 กม. (50–65 ไมล์)เหนือระดับน้ำทะเลและมีความลึกประมาณ5 กม . (3.1 ไมล์) ^{[ 76 ]}    

อุณหภูมิเฉลี่ยของบรรยากาศที่พื้นผิวโลกคือ14 °C (57 °F; 287 K) ^{[ 77 ]}หรือ15 ^° C (59 °F; 288 K) [ ^{78 ]}ขึ้นอยู่กับแหล่งอ้างอิง^{[ 79 ] [ 80 ] [ 81 ]}      

ความดันบรรยากาศเฉลี่ยที่ระดับน้ำทะเลถูกกำหนดโดยบรรยากาศมาตรฐานสากลไว้ที่101325 ปาสคาล(760.00 ทอร์; 14.6959 psi ; 760.00 mmHg ) ^{[ 5 ]} : ²⁵⁷บางครั้งเรียกหน่วยนี้ว่าหน่วยบรรยากาศมาตรฐาน (atm)มวลรวมของบรรยากาศคือ5.1480 × 10 ^{18 กก .} (1.13494 × 10 ¹⁹ ปอนด์) [ ^{83 ]}ซึ่งน้อยกว่าที่อนุมานได้จากความดันเฉลี่ยที่ระดับน้ำทะเลและพื้นที่ของโลก 51007.2 เมกะเฮกตาร์ ประมาณ 2.5% ^[ 5 ] ^{: 240โดยส่วน นี้ถูกแทนที่ด้วยภูมิประเทศที่ เป็น}ภูเขาของโลก ความดันบรรยากาศคือน้ำหนักรวมของอากาศเหนือพื้นที่หนึ่งหน่วย ณ จุดที่วัดความดัน ดังนั้นความดันอากาศจึงแปรผันตามสถานที่และสภาพอากาศ     

ความดันอากาศลดลงแบบทวีคูณตามระดับความสูง โดยอัตราการลดลงขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของอากาศ อัตราการลดลงนี้ถูกกำหนดโดยพารามิเตอร์ที่ขึ้นอยู่กับอุณหภูมิที่เรียกว่าความสูงเชิงมาตราส่วน (scale height ) : สำหรับทุกๆ การเพิ่มขึ้นของระดับความสูงเท่ากับความสูงเชิงมาตราส่วนนี้ ความดันจะลดลงด้วยปัจจัยe (ฐานของลอการิทึมธรรมชาติประมาณ 2.718) สำหรับโลก ค่านี้โดยทั่วไปคือ5.5 ถึง 6  กม.สำหรับระดับความสูงประมาณ80 กม . (50 ไมล์) ^{[ 84 ]}อย่างไรก็ตาม บรรยากาศได้รับการจำลองอย่างแม่นยำยิ่งขึ้นด้วยสมการที่กำหนดเองสำหรับแต่ละชั้นซึ่งคำนึงถึงการไล่ระดับของอุณหภูมิ องค์ประกอบโมเลกุล รังสีจากดวงอาทิตย์ และแรงโน้มถ่วง ที่ความสูงมากกว่า 100 กม. บรรยากาศจะไม่ผสมกันอย่างดี ดังนั้นสารเคมีแต่ละชนิดจึงมีระดับความสูงตามมาตราส่วนของตัวเอง ที่ระดับความสูงของ   200 ถึง 300  กิโลเมตรความสูงรวมคือ20 ถึง 30  กม . ^{[ 84 ]}

มวลของชั้นบรรยากาศของโลกกระจายตัวโดยประมาณดังนี้: ^{[ 85 ]}

• 50% อยู่ต่ำกว่า5.6 กิโลเมตร (18,000 ฟุต)  
• 90% อยู่ต่ำกว่า16 กิโลเมตร (52,000 ฟุต)  
• 99.99997% อยู่ต่ำกว่า100 กิโลเมตร (62 ไมล์; 330,000 ฟุต)ซึ่งเรียกว่าเส้นคาร์มันตามธรรมเนียมสากล เส้นนี้ถือเป็นจุดเริ่มต้นของอวกาศที่มนุษย์เดินทางไปถึงและถูกเรียกว่านักบินอวกาศ   

เมื่อเปรียบเทียบกันแล้ว ยอดเขาเอเวอเรสต์มีความ สูง 8,848 เมตร (29,029 ฟุต) เครื่องบินโดยสาร เชิง พาณิชย์โดยทั่วไปจะบินที่ระดับความสูงระหว่าง9 ถึง 12 กิโลเมตร (30,000 ถึง 38,000 ฟุต) [ ^{86 ]}ซึ่งความหนาแน่นและอุณหภูมิของอากาศที่ต่ำกว่าจะช่วยประหยัดเชื้อเพลิงได้บอลลูนตรวจอากาศสามารถ^บิน ได้สูง ถึงประมาณ35 กิโลเมตร (115,000 ฟุต) [ ^{87 ] และ}เที่ยว บิน X-15 ที่สูงที่สุด ในปี พ.ศ. 2506 สามารถบินได้สูงถึง108.0 กิโลเมตร (354,300 ฟุต )        

แม้จะอยู่เหนือเส้นคาร์มัน ผลกระทบทางบรรยากาศที่สำคัญ เช่นแสงออโรร่าก็ยังคงเกิดขึ้น^{[ 41 ]}ดาวตกเริ่มเรืองแสงในบริเวณนี้^{[ 38 ]}แม้ว่าดาวตกขนาดใหญ่อาจจะไม่ไหม้หมดจนกว่าจะทะลุเข้าไปลึกกว่านี้ ชั้นต่างๆ ของไอโอโนสเฟียร์ ของโลก ซึ่งมีความสำคัญต่อ การแพร่กระจาย คลื่นวิทยุ HFเริ่มต้นที่ระดับต่ำกว่า 100  กม. และขยายออกไปเกิน 500  กม. เมื่อเปรียบเทียบกันแล้วสถานีอวกาศนานาชาติมักจะโคจรอยู่ที่ระดับความสูง 370–460  กม. ^{[ 43 ]}ภายในชั้น Fของไอโอโนสเฟียร์^{[ 5 ] : 271}ซึ่งพวกมันจะพบกับแรงต้านของบรรยากาศ มาก พอที่จะต้องมีการปรับวงโคจรใหม่ทุกๆ สองสามเดือน มิฉะนั้นวงโคจรจะเสื่อมลง ส่งผลให้ต้องกลับสู่โลก^{[ 43 ]}ขึ้นอยู่กับกิจกรรมของดวงอาทิตย์ ดาวเทียมอาจประสบกับแรงต้านของบรรยากาศที่สังเกตได้ที่ระดับความสูงถึง 600–800  กม. ^{[ 88 ]}

เมื่อเริ่มจากระดับน้ำทะเล อุณหภูมิจะลดลงตามระดับความสูงจนถึงชั้นสตราโตสเฟียร์ที่ระดับความสูงประมาณ 11  กม. เหนือระดับนั้น อุณหภูมิจะคงที่ในระยะทางแนวตั้งที่กว้างมาก เมื่อขึ้นไปสูงกว่าประมาณ 20  กม. อุณหภูมิจะเพิ่มขึ้นตามความสูง เนื่องจากการได้รับความร้อนภายในชั้นโอโซนที่เกิดจากการดักจับ รังสี อัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์ จำนวนมาก โดยโมเลกุลออกซิเจนและก๊าซโอโซนในบริเวณนี้ บริเวณที่สองที่มีอุณหภูมิเพิ่มขึ้นตามระดับความสูงเกิดขึ้นที่ระดับความสูงมาก ในชั้นเทอร์โมสเฟียร์ที่อยู่เหนือ 90  กม. ^{[ 38 ]}

ในระหว่างคืน พื้นดินจะแผ่พลังงานออกมามากกว่าที่ได้รับจากชั้นบรรยากาศ เมื่อพลังงานถูกส่งจากชั้นบรรยากาศที่อยู่ใกล้เคียงไปยังพื้นดินที่เย็นกว่า จะทำให้เกิดการผกผันของอุณหภูมิโดยอุณหภูมิในพื้นที่จะเพิ่มขึ้นตามระดับความสูงจนถึงประมาณ 1,000  เมตร^{[ 89 ]}

ความหนาแน่นของอากาศที่ระดับน้ำทะเลอยู่ที่ประมาณ 1.29  กก./ลบ.ม. ⁽ 1.29  กรัม/ลิตร, 0.00129 กรัม/ซม. ^³ ) ^{[ 5 ] : 257}ความหนาแน่นไม่ได้วัดโดยตรง แต่คำนวณจากค่าการวัดอุณหภูมิ ความดัน และความชื้นโดยใช้สมการสถานะของอากาศ (รูปแบบหนึ่งของกฎก๊าซในอุดมคติ ) ความหนาแน่นของบรรยากาศลดลงเมื่อระดับความสูงเพิ่มขึ้น การเปลี่ยนแปลงนี้สามารถจำลองได้โดยประมาณโดยใช้สูตรบารอมิเตอร์ [ ^{92 ] มี}การใช้แบบจำลองที่ซับซ้อนกว่าเพื่อทำนายการลดลงของวงโคจรของดาวเทียม^{[ 93 ]}

มวลเฉลี่ยของชั้นบรรยากาศอยู่ที่ประมาณ 5 ควอดริลเลียน (5 × 10)¹⁵ )ตันหรือ 1/1,200,000 ของมวลโลก ตามข้อมูลจากศูนย์วิจัยบรรยากาศแห่งชาติ ของสหรัฐอเมริกา "มวลเฉลี่ยรวมของชั้นบรรยากาศคือ 5.1480 × 10¹⁸ กิโลกรัม โดยมีช่วงการเปลี่ยนแปลงรายปีเนื่องจากไอน้ำอยู่ที่ 1.2 หรือ 1.5 × 10¹⁵ กิโลกรัม ขึ้นอยู่กับว่าจะใช้ข้อมูลความดันพื้นผิวหรือไอน้ำ ซึ่งน้อยกว่าค่าประมาณก่อนหน้านี้เล็กน้อย มวลเฉลี่ยของไอน้ำประมาณอยู่ที่ 1.27 × 10¹⁶ กก. และมวลอากาศแห้งเท่ากับ 5.1352 ±0.0003 × 10¹⁸ กก." ^{[ 94 ]}

เมื่อแสงผ่านชั้นบรรยากาศของโลกโฟตอนจะทำปฏิกิริยากับชั้นบรรยากาศผ่านการกระเจิงหากแสงไม่ทำปฏิกิริยากับชั้นบรรยากาศ จะเรียกว่ารังสีตรงซึ่งเป็นสิ่งที่เรามองเห็นเมื่อมองดวงอาทิตย์โดยตรงรังสีทางอ้อมคือแสงที่กระเจิงในชั้นบรรยากาศ ตัวอย่างเช่น ใน วันที่ท้องฟ้า มืดครึ้มเมื่อผู้สังเกตมองไม่เห็นเงาของตนเอง จะไม่มีรังสีตรงเกิดขึ้น เนื่องจากเมฆจะกระเจิงคลื่นแสงของดวงอาทิตย์ทั้งหมดอย่างเท่าเทียมกัน อีกตัวอย่างหนึ่งคือ เนื่องจากปรากฏการณ์ที่เรียกว่าการกระเจิงของเรย์ลี คลื่นแสงที่มีความยาวคลื่นสั้นกว่า (สีน้ำเงิน) จะกระเจิงผ่านอนุภาคอากาศในชั้นบรรยากาศได้ง่ายกว่าคลื่นแสงที่มีความยาวคลื่นยาวกว่า (สีแดง) นี่คือเหตุผลที่ท้องฟ้าปรากฏเป็นสีน้ำเงิน เพราะประกอบด้วยแสงอาทิตย์สีน้ำเงินที่กระเจิง การกระเจิงของเรย์ลียังทำให้พระอาทิตย์ตกและพระอาทิตย์ขึ้นปรากฏเป็นสีแดง เนื่องจากดวงอาทิตย์อยู่ใกล้ขอบฟ้า รังสีของดวงอาทิตย์จึงผ่านชั้นบรรยากาศมากกว่าปกติก่อนที่จะถึงตาของผู้สังเกต แสงสีน้ำเงินส่วนใหญ่ถูกกระเจิงออกไป เหลือเพียงแสงสีแดงในพระอาทิตย์ตก^{[ 100 ]}

โมเลกุลต่าง ๆ ดูดซับรังสีที่มีความยาวคลื่นต่างกัน ตัวอย่างเช่น O2 O3 ซับรังสีเกือบทั้งหมดที่มีความยาวคลื่นสั้นกว่า 300 นาโนเมตร [ ^{101 ] น้ำ} (H2O ดูดซับรังสีที่ความยาวคลื่นมากกว่า 700  นาโนเมตร^{[ 102 ]}เมื่อโมเลกุลดูดซับโฟตอน พลังงานของโมเลกุลจะเพิ่มขึ้น ซึ่งจะทำให้บรรยากาศร้อนขึ้น แต่บรรยากาศก็เย็นลงด้วยการปล่อยรังสี ดังที่กล่าวไว้ด้านล่าง ในสเปกโทรสโกปีทางดาราศาสตร์การดูดซับความถี่เฉพาะโดยบรรยากาศเรียกว่า การปน เปื้อนของเทลลูริก^{[ 103 ]}

สเปกตรัมการดูดกลืนรวมของก๊าซในชั้นบรรยากาศทำให้เกิด "ช่องว่าง" ที่มีความทึบแสง ต่ำ ทำให้แสงบางช่วงสามารถผ่านได้ ช่องว่าง แสง อยู่ในช่วงประมาณ 300  นาโนเมตร ( อัลตราไวโอเลต -C) ไปจนถึงช่วงที่มนุษย์มองเห็นได้ คือสเปกตรัมแสงที่มองเห็นได้ (โดยทั่วไปเรียกว่าแสง) ที่ประมาณ 400–700  นาโนเมตร และต่อเนื่องไปยังอินฟราเรดที่ประมาณ 1100  นาโนเมตร นอกจากนี้ยังมี ช่อง ว่างอินฟราเรดและช่องว่างคลื่นวิทยุที่ส่งผ่านคลื่นอินฟราเรดและคลื่นวิทยุ บางส่วน ที่ความยาวคลื่นยาวกว่า ตัวอย่างเช่น ช่องว่างคลื่นวิทยุอยู่ในช่วงประมาณหนึ่งเซนติเมตรถึงประมาณสิบเอ็ดเมตร^{[ 104 ]}

การแผ่รังสีเป็นสิ่งที่ตรงข้ามกับการดูดซับ กล่าวคือ เมื่อวัตถุปล่อยรังสีออกมา วัตถุมักจะปล่อยรังสีในปริมาณและความยาวคลื่นที่แตกต่างกันไปตามเส้นโค้งการแผ่รังสีของ " วัตถุดำ " ดังนั้นวัตถุที่ร้อนกว่ามักจะปล่อยรังสีออกมามากกว่า โดยมีความยาวคลื่น สั้นกว่า วัตถุที่เย็นกว่าจะปล่อยรังสีออกมาน้อยกว่า โดยมีความยาวคลื่นยาวกว่า ตัวอย่างเช่น ดวงอาทิตย์มีอุณหภูมิประมาณ6,000 K (5,730 °C ; 10,340 °F )การแผ่รังสีสูงสุดของดวงอาทิตย์อยู่ที่ประมาณ 500 นาโนเมตร และสามารถมองเห็นได้ด้วยตาเปล่า ในขณะที่โลกมีอุณหภูมิประมาณ290 K (17 °C; 62 °F)ดังนั้นการแผ่รังสีสูงสุดของโลกอยู่ที่ประมาณ 10,000 นาโนเมตร ซึ่งยาวเกินกว่าที่มนุษย์จะมองเห็นได้^{[ 105 ]}        

เนื่องจากอุณหภูมิ บรรยากาศจึงปล่อยรังสีอินฟราเรดออกมา ตัวอย่างเช่น ในคืนที่ท้องฟ้าแจ่มใส พื้นผิวโลกจะเย็นลงเร็วกว่าในคืนที่มีเมฆมาก นี่เป็นเพราะเมฆ (H O) ดูดซับและปล่อยรังสีอินฟราเรดได้ดี^{[ 106 ]}และนี่ก็เป็นเหตุผลว่าทำไมจึงรู้สึกหนาวเย็นกว่าในเวลากลางคืนที่ระดับความสูงที่สูงขึ้น

ปรากฏการณ์เรือนกระจก มีความเกี่ยวข้องโดยตรงกับผลการดูดซับและการปล่อย นี้ ก๊าซบางชนิดในชั้นบรรยากาศดูดซับและปล่อยรังสีอินฟราเรด แต่ไม่ทำปฏิกิริยาในลักษณะนี้กับแสงแดดในช่วงสเปกตรัมที่มองเห็นได้ ตัวอย่างทั่วไปได้แก่CO2 H2O ^{[ 107 ]}หากไม่มีก๊าซเรือนกระจกในชั้นบรรยากาศ อุณหภูมิเฉลี่ยของพื้นผิวโลกจะอยู่ที่-18 °C (0 °F) ซึ่ง เป็น อุณหภูมิเยือกแข็ง แทนที่จะเป็นอุณหภูมิเฉลี่ยที่สบายในปัจจุบันที่15 °C (59 °F ) ^{[ 108 ]}    

ดัชนีหักเหของอากาศใกล้เคียงกับ 1 แต่มากกว่า 1 เล็กน้อย^{[ 109 ]}การเปลี่ยนแปลงอย่างเป็นระบบของดัชนีหักเหอาจทำให้รังสีแสงหักเหไปตามเส้นทางแสงที่ยาว ตัวอย่างเช่น ภายใต้สถานการณ์บางอย่าง ผู้สังเกตการณ์บนเรือสามารถมองเห็นเรือลำอื่นที่อยู่เหนือขอบฟ้าได้ เนื่องจากแสงหักเหไปในทิศทางเดียวกับความโค้งของพื้นผิวโลก^{[ 110 ]}

ดัชนีหักเหของอากาศขึ้นอยู่กับอุณหภูมิ^{[ 111 ] ทำให้เกิดปรากฏการณ์การหักเหเมื่อความแตกต่าง ของ}อุณหภูมิมีมาก ตัวอย่างของปรากฏการณ์ดังกล่าวคือภาพลวงตา^[ 112 ^]

บรรยากาศแรกในช่วงยุคเฮเดียน ตอนต้น ของโลกประกอบด้วยก๊าซในเนบิวลาสุริยะส่วนใหญ่เป็นไฮโดรเจนและอาจมีไฮไดรด์ อย่างง่าย เช่นที่พบในดาวเคราะห์ยักษ์ ( ดาวพฤหัสบดีและดาวเสาร์ ) โดยเฉพาะอย่างยิ่งไอน้ำมีเทนและแอมโมเนียในช่วงยุคแรกสุดนี้การชนกันที่ทำให้เกิดดวงจันทร์และการชนกับอุกกาบาต ขนาดใหญ่จำนวนมาก ทำให้บรรยากาศร้อนขึ้น ขับไล่ก๊าซที่ระเหยง่ายที่สุดออกไป การชนกับเทีย โดยเฉพาะอย่างยิ่ง ทำให้ เนื้อโลกและเปลือกโลกส่วนใหญ่ละลายและถูกขับออกมาและ ปล่อย ไอน้ำออกมาเป็นจำนวนมากซึ่งในที่สุดก็เย็นตัวลงและควบแน่นกลายเป็นน้ำในมหาสมุทรในช่วงปลายยุคเฮเดียน^{[ 117 ] : 10}

การแข็งตัวที่เพิ่มขึ้นของเปลือกโลกในช่วงปลายยุคเฮเดียนได้ปิดกั้นการถ่ายเทความร้อน แบบ พา ความร้อนส่วนใหญ่ ไปยังพื้นผิว ทำให้บรรยากาศเย็นลง ซึ่งทำให้ไอน้ำส่วนใหญ่ในอากาศควบแน่นกลายเป็นมหามหาสมุทรการปล่อยก๊าซเพิ่มเติมจากภูเขาไฟเสริมด้วยก๊าซที่นำเข้ามาจากดาวเคราะห์ น้อยขนาดใหญ่ ในช่วงการระเบิดครั้งใหญ่ตอนปลาย ได้สร้าง บรรยากาศ ยุคอาร์เคียน ในเวลาต่อมา ซึ่งส่วนใหญ่ประกอบด้วยไนโตรเจนบวกกับคาร์บอนไดออกไซด์มีเทนและก๊าซเฉื่อย^{[ 117} ] ก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ส่วนใหญ่ละลายในน้ำและทำปฏิกิริยากับโลหะ เช่นแคลเซียมและแมกนีเซียมในระหว่าง การ ^ผุพังของหินเปลือกโลกทำให้เกิดคาร์บอเนตที่ตกตะกอนเป็นตะกอนตะกอนที่เกี่ยวข้องกับน้ำถูกค้นพบซึ่งมีอายุย้อนไปถึง 3.8 พันล้านปีก่อน^{[ 118 ]}

เมื่อราว 3.4 พันล้านปีก่อน ไนโตรเจนเป็นองค์ประกอบหลักของ "ชั้นบรรยากาศที่สอง" ที่เสถียรในขณะนั้น อิทธิพลของการวิวัฒนาการของสิ่งมีชีวิตจะต้องนำมาพิจารณาในช่วงต้นของประวัติศาสตร์ของชั้นบรรยากาศ เนื่องจากมีร่องรอยของสิ่งมีชีวิตรูปแบบแรกเริ่มปรากฏขึ้นตั้งแต่ 3.5 พันล้านปีก่อน^{[ 119 ]} ปริศนาที่รู้จักกันในชื่อ "ปรากฏการณ์ดวงอาทิตย์ อ่อนในวัยเยาว์ " ก็คือ โลกในเวลานั้นรักษาสภาพภูมิอากาศที่อบอุ่นเพียงพอสำหรับน้ำเหลวและสิ่งมีชีวิตได้อย่างไร ในเมื่อดวงอาทิตย์ในยุคแรกแผ่รังสีแสงอาทิตย์น้อยกว่าปัจจุบันถึง 30% ^{[ 120 ]}

อย่างไรก็ตาม บันทึกทางธรณีวิทยาแสดงให้เห็นพื้นผิวที่ค่อนข้างอบอุ่นอย่างต่อเนื่องตลอดช่วงบันทึกอุณหภูมิ ยุคแรก ของโลก ยกเว้นช่วงยุคน้ำแข็งที่หนาวเย็นช่วงหนึ่งเมื่อประมาณ 2.4 พันล้านปีก่อน ในช่วงปลายยุคนีโออาร์เคียน บรรยากาศที่มีออกซิเจนเริ่มพัฒนาขึ้น เห็นได้ชัดว่าเป็นผลมาจากการสังเคราะห์แสงของไซยาโนแบคทีเรีย เป็นเวลาหนึ่งพันล้านปี (ที่รู้จักกันในชื่อเหตุการณ์ออกซิเจนครั้งใหญ่ ) ^{[ 121 ]} ซึ่งพบเป็นฟอสซิลสโตรมาโตไลต์จากเมื่อ 2.7 พันล้านปีก่อน ไอโซโทปคาร์บอนพื้นฐานในยุคแรก ( สัดส่วน อัตราส่วนไอโซโทป ) บ่งชี้อย่างชัดเจนถึงสภาวะที่คล้ายคลึงกับปัจจุบัน และลักษณะพื้นฐานของวัฏจักรคาร์บอนได้ถูกสร้างขึ้นตั้งแต่เมื่อ 4 พันล้านปีก่อน^{[ 122 ]}

ตะกอนโบราณในกาบองที่มีอายุระหว่างประมาณ 2.15 ถึง 2.08 พันล้านปีก่อน เป็นบันทึกของวิวัฒนาการของออกซิเจนในโลก ความผันผวนของออกซิเจนเหล่านี้น่าจะเกิดจาก การเปลี่ยนแปลง ไอโซโทปคาร์บอน Lomagundi-Jatuli ^{[ 123 ]}

การจัดเรียงทวีป ใหม่อย่างต่อเนื่อง โดยธรณีแปรสัณฐานส่งผลต่อวิวัฒนาการระยะยาวของชั้นบรรยากาศโดยการถ่ายโอนคาร์บอนไดออกไซด์ไปและกลับจาก แหล่งสะสม คาร์บอเนต ขนาดใหญ่ในทวีป ออกซิเจนอิสระไม่มีอยู่ในชั้นบรรยากาศจนกระทั่งประมาณ 2.4 พันล้านปีก่อนในช่วงเหตุการณ์ออกซิเจนครั้งใหญ่^{[ 124 ]}และการปรากฏตัวของมันบ่งชี้ได้จากการสิ้นสุดของการก่อตัวของเหล็กแบบแถบ (ซึ่งบ่งชี้ถึงการหมดไปของสารตั้งต้นที่สามารถทำปฏิกิริยากับออกซิเจนเพื่อสร้าง ตะกอน เหล็ก ) ในช่วงต้นยุคโปรเทโรโซ อิก ^{[ 125 ]}

ก่อนหน้านี้ ออกซิเจนใดๆ ที่ผลิตได้จากการสังเคราะห์แสงของไซยาโนแบคทีเรียจะถูกกำจัดออกไปได้ง่ายโดยการออกซิเดชันของสารรีดิวซ์บนพื้นผิวโลก โดยเฉพาะอย่างยิ่งเหล็กเฟอร์รัสกำมะถันและมีเทนในบรรยากาศ โมเลกุลออกซิเจนอิสระไม่ได้เริ่มสะสมในบรรยากาศจนกระทั่งอัตราการผลิตออกซิเจนเริ่มเกินปริมาณของสารรีดิวซ์ที่กำจัดออกซิเจน จุดนี้แสดงถึงการเปลี่ยนแปลงจากบรรยากาศแบบรีดิวซ์ไปเป็นบรรยากาศแบบออกซิไดซ์^{[ 126 ]} O แสดงความแปรผันที่สำคัญในช่วงยุคโปรเทโรโซอิก รวมถึงช่วงเวลาหนึ่งพันล้านปีของภาวะขาดออกซิเจนจนกระทั่งถึงสภาวะคงที่ที่มากกว่า 15% ในช่วงปลายยุคพรีแคมเบรียน^{[ 127 ]}

การเพิ่มขึ้นของสิ่งมีชีวิตสังเคราะห์แสงยูคาริ โอตที่แข็งแรงกว่า ( สาหร่ายสีเขียวและ สีแดง ) ช่วยเพิ่มออกซิเจนในอากาศมากขึ้น โดยเฉพาะอย่างยิ่งหลังจากการสิ้นสุดของ ยุคน้ำแข็ง ไครโอเจเนียนทั่วโลกซึ่งตามมาด้วย เหตุการณ์ การวิวัฒนาการแบบแผ่ ขยาย ในช่วงยุคเอเดียคารันที่รู้จักกันในชื่อการระเบิดของอวาลอนซึ่งสิ่งมีชีวิตหลายเซลล์ ที่มีโครงสร้างซับซ้อน (รวมถึง ไนดาเรียนพ ลา โคโซแอนและไบลาเทเรียน ยุคแรก ) ได้แพร่พันธุ์เป็นครั้งแรก ช่วงเวลาต่อมาตั้งแต่ 539 ล้านปีก่อนจนถึงปัจจุบันคือ ยุค ฟาเนโรโซอิกในช่วง แรก ของยุคนี้ ซึ่งก็คือยุคแคมเบรียน สิ่งมีชีวิตหลายเซลล์ ที่เคลื่อนไหวอย่างกระฉับกระเฉงมากขึ้นเริ่มปรากฏขึ้นและมีความหลากหลายอย่างรวดเร็วในเหตุการณ์การแผ่ขยายอีกครั้งที่เรียกว่าการระเบิดของแคมเบรียนซึ่งการเผาผลาญพลังงานในการเคลื่อนที่ได้รับพลังงานจากระดับออกซิเจนที่เพิ่มขึ้น^{[ 128 ]}

ปริมาณออกซิเจนในชั้นบรรยากาศผันผวนตลอด 600 ล้านปีที่ผ่านมา โดยมีปริมาณสูงสุดประมาณ 35% เมื่อราว 280 ล้านปีก่อนในช่วง ยุค คาร์บอนิเฟอรัสซึ่งสูงกว่า 21% ในปัจจุบันอย่างมีนัยสำคัญ^{[ 131 ]}กระบวนการหลักสองอย่างที่ควบคุมการเปลี่ยนแปลงในชั้นบรรยากาศ ได้แก่วิวัฒนาการของพืชและบทบาทที่เพิ่มขึ้นในการตรึงคาร์บอนและการบริโภคออกซิเจนโดยสัตว์ที่เพิ่มจำนวนขึ้นอย่างรวดเร็วรวมถึงพืชสำหรับการหายใจด้วยแสงและความต้องการทางเมตาบอลิซึมของตัวเองในเวลากลางคืน การสลายตัวของไพไรต์และการระเบิดของภูเขาไฟปล่อยกำมะถันสู่ชั้นบรรยากาศ ซึ่งจะทำปฏิกิริยาและลดปริมาณออกซิเจนในชั้นบรรยากาศ^{[ 132 ]}อย่างไรก็ตาม การระเบิดของภูเขาไฟยังปล่อยคาร์บอนไดออกไซด์^{[ 133 ]}ซึ่งสามารถเป็นเชื้อเพลิงสำหรับการสังเคราะห์แสงแบบใช้ออกซิเจนของ พืช บกและพืชน้ำสาเหตุของการเปลี่ยนแปลงปริมาณออกซิเจนในชั้นบรรยากาศยังไม่เป็นที่เข้าใจอย่างแน่ชัด ช่วงเวลาที่มีออกซิเจนในชั้นบรรยากาศมากขึ้นมักเกี่ยวข้องกับการพัฒนาของสัตว์ที่รวดเร็วยิ่งขึ้น^{[ 124 ]}