บรรยากาศของโลกประกอบด้วยชั้นของก๊าซ ผสม (โดยทั่วไปเรียกว่าอากาศ ) ที่ถูกยึดไว้ด้วยแรงโน้มถ่วงล้อมรอบพื้นผิวโลกมันมีปริมาณอนุภาค แขวนลอย และอนุภาคขนาดเล็ก ในปริมาณที่แตกต่างกัน ซึ่งก่อให้เกิด ปรากฏการณ์ ทางสภาพอากาศเช่นเมฆและหมอกบรรยากาศทำหน้าที่เป็นเกราะป้องกันระหว่างพื้นผิวโลกกับอวกาศมันปกป้องพื้นผิวจากอุกกาบาต ส่วนใหญ่ และรังสี อัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์ ลดความผันแปรของอุณหภูมิระหว่างวันและกลางคืนและรักษาความอบอุ่นด้วยการกักเก็บความร้อนผ่านปรากฏการณ์เรือนกระจกบรรยากาศกระจายความร้อนและความชื้นไปยังภูมิภาคต่างๆ ผ่านกระแสลมและสร้าง สภาวะ ทางเคมีและ สภาพ ภูมิอากาศที่เอื้อต่อการดำรงอยู่และการวิวัฒนาการของสิ่งมีชีวิตบนโลก

เมื่อพิจารณาตามสัดส่วนโมล (เช่น ตามปริมาณโมเลกุล ) อากาศแห้งประกอบด้วยไนโตรเจน 78.08% , ออกซิเจน 20.95% , อาร์กอน 0.93%, คาร์บอนไดออกไซด์ 0.04% และก๊าซ อื่นๆ ในปริมาณเล็กน้อย (ดู รายละเอียดเพิ่มเติมใน หัวข้อองค์ประกอบด้านล่าง) นอกจากนี้ อากาศยังประกอบด้วยไอน้ำ ในปริมาณที่แปรผันได้ โดยเฉลี่ยประมาณ 1% ที่ระดับน้ำทะเล และ 0.4% ทั่วทั้งชั้นบรรยากาศ

บรรยากาศดั้งเดิมของโลกประกอบด้วยก๊าซที่สะสมตัวมาจากเนบิวลาสุริยะแต่ส่วนประกอบของบรรยากาศเปลี่ยนแปลงไปอย่างมากเมื่อเวลาผ่านไป โดยได้รับผลกระทบจากหลายปัจจัย เช่น การระเบิด ของภูเขาไฟการปล่อยก๊าซการพุ่งชน ของอุกกาบาต การผุ กร่อนและวิวัฒนาการของสิ่งมีชีวิต (โดยเฉพาะสิ่งมีชีวิตที่สังเคราะห์แสงได้ ) ในปัจจุบันกิจกรรมของมนุษย์ ได้ ก่อให้เกิดการเปลี่ยนแปลงในบรรยากาศเช่นการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศ (ส่วนใหญ่เกิดจากการตัดไม้ทำลายป่าและ ภาวะโลกร้อนที่เกี่ยวข้องกับ เชื้อเพลิงฟอสซิล ) การลดลงของโอโซนและการ ตกตะกอนของกรด

ชั้นบรรยากาศมีมวลประมาณ 5.15 × 10¹⁸  กก. ^{[ 2 ]}ซึ่งสามในสี่ส่วนอยู่ภายในระยะประมาณ 11 กม. (6.8 ไมล์; 36,000 ฟุต) จากพื้นผิว บรรยากาศจะบางลงเมื่อระดับความสูงเพิ่มขึ้น โดยไม่มีขอบเขตที่ชัดเจนระหว่างบรรยากาศกับอวกาศเส้นคาร์มันที่ 100 กม. (62 ไมล์) มักถูกใช้เป็นคำจำกัดความทั่วไปของขอบอวกาศ สามารถแบ่งชั้นบรรยากาศได้ หลายชั้นตามลักษณะต่างๆ เช่น อุณหภูมิและองค์ประกอบ ได้แก่ โทรโปส เฟี ยสสเฟียร์เมโซสเฟียร์ เทอร์โมสเฟียร์ (เดิมเรียกว่าไอโอโนสเฟียร์ ) และเอ็ กโซสเฟียร์ องค์ประกอบของอากาศ อุณหภูมิ และความดันบรรยากาศจะแตกต่างกันไปตามระดับความสูงอากาศที่เหมาะสมสำหรับการสังเคราะห์แสงของพืชบกและการหายใจของสัตว์บกพบได้ในโทรโปสเฟียร์ ^{[ 3 ]}

การศึกษาบรรยากาศของโลกและกระบวนการต่างๆ เรียกว่าวิทยาศาสตร์บรรยากาศ (อากาศวิทยา) และรวมถึงสาขาย่อยหลายสาขา เช่นภูมิอากาศวิทยาและฟิสิกส์บรรยากาศผู้บุกเบิกยุคแรกในสาขานี้ ได้แก่Léon Teisserenc de BortและRichard Assmann [ ^{4 ] การ}ศึกษาบรรยากาศในอดีตเรียกว่าภูมิอากาศวิทยาโบราณ

องค์ประกอบหลักสามอย่างของชั้นบรรยากาศโลก ได้แก่ไนโตรเจนออกซิเจนและอาร์กอนไอน้ำคิดเป็นประมาณ 0.25% ของมวลของชั้นบรรยากาศ ในชั้นบรรยากาศตอนล่าง ความเข้มข้นของไอน้ำ (ก๊าซเรือนกระจก) จะแตกต่างกันอย่างมาก ตั้งแต่ประมาณ 10 ppm โดยเศษส่วนโมลในส่วนที่เย็นที่สุดของชั้นบรรยากาศ ไปจนถึงมากถึง 5% โดยเศษส่วนโมลในมวลอากาศร้อนชื้น และความเข้มข้นของก๊าซในชั้นบรรยากาศอื่นๆ มักจะระบุในแง่ของอากาศแห้ง (ไม่มีไอน้ำ) ^{[ 8 ] : 8} ก๊าซที่เหลือมักเรียกว่าก๊าซติดตาม^{[ 9 ]}ซึ่งรวมถึงก๊าซเรือนกระจก อื่นๆ โดยหลักๆ คือ คาร์บอนไดออกไซด์ มีเทน ไนตรัสออกไซด์ และโอโซน นอกจากอาร์กอนแล้ว ยังมี ก๊าซเฉื่อย อื่นๆ เช่นนีออนฮีเลียมคริปตอนและซีนอน อีกด้วย อากาศที่กรองแล้วจะมี สารประกอบทางเคมีอื่นๆ อีกหลายชนิดในปริมาณเล็กน้อย^{[ 10 ]}

สารหลายชนิดที่มีต้นกำเนิดจากธรรมชาติอาจมีอยู่ในปริมาณเล็กน้อยที่แปรผันตามท้องถิ่นและฤดูกาลใน รูป ของละอองลอยในตัวอย่างอากาศที่ไม่ได้กรอง ซึ่งรวมถึงฝุ่นละอองที่มีองค์ประกอบเป็นแร่ธาตุและอินทรีย์ละอองเกสรและสปอร์ ละอองน้ำทะเล และเถ้าภูเขาไฟ[ 11 ] มลพิษทางอุตสาหกรรมต่างๆ^{ก็อาจมี}อยู่ในรูปของก๊าซหรือละอองลอย เช่นคลอรีน (ในรูปธาตุหรือสารประกอบ) ^{[ 12 ]}สารประกอบฟลูออรีน^{[ 13 ]}และไอปรอท^{[ 14 ]}สารประกอบกำมะถัน เช่นไฮโดรเจนซัลไฟด์และซัลเฟอร์ไดออกไซด์ (SO ) อาจมาจากแหล่งธรรมชาติหรือจากมลพิษทางอากาศจากอุตสาหกรรม^{[ 11 ] [ 15 ]}

น้ำหนักโมเลกุลเฉลี่ยของอากาศแห้ง ซึ่งสามารถใช้ในการคำนวณความหนาแน่นหรือแปลงระหว่างเศษส่วนโมลและเศษส่วนมวลได้นั้นอยู่ที่ประมาณ 28.946 ^{[ 18 ]}หรือ 28.964 ^{[ 19 ] [ 5 ] : 257}  กรัม/โมล ซึ่งจะลดลงเมื่ออากาศมีความชื้น

ที่ระดับความสูงประมาณ 100 กม. (62 ไมล์) ความปั่นป่วน ของบรรยากาศ จะผสมก๊าซองค์ประกอบต่างๆ เข้าด้วยกัน ทำให้ความเข้มข้นสัมพัทธ์ของก๊าซเหล่านั้นคงที่ มีเขตเปลี่ยนผ่านอยู่ที่ระดับความสูงประมาณ 80 ถึง 120 กม. (50 ถึง 75 ไมล์) ซึ่งการผสมแบบปั่นป่วนนี้จะค่อยๆ เปลี่ยนไปเป็นการแพร่ของโมเลกุลกระบวนการหลังนี้ก่อให้เกิดชั้นบรรยากาศเฮเทอโรสเฟียร์ซึ่งความเข้มข้นสัมพัทธ์ของก๊าซที่เบากว่าจะเพิ่มขึ้นตามระดับความสูง^{[ 20 ]}

โดยทั่วไป ความดันอากาศและความหนาแน่นจะลดลงตามระดับความสูงในชั้นบรรยากาศ อย่างไรก็ตาม อุณหภูมิมีลักษณะที่ซับซ้อนกว่าเมื่อพิจารณาตามระดับความสูง และอาจคงที่หรือเพิ่มขึ้นตามระดับความสูงในบางพื้นที่ (ดู ส่วน อุณหภูมิ ) ^{[ 22 ]}เนื่องจากรูปแบบทั่วไปของโปรไฟล์อุณหภูมิ/ระดับความสูง หรืออัตราการลดลงของอุณหภูมิมีค่าคงที่และสามารถวัดได้โดยใช้การตรวจวัดด้วยบอลลูน ที่มีอุปกรณ์ อุณหภูมิจึงเป็นตัวชี้วัดที่มีประโยชน์ในการแยกแยะชั้นบรรยากาศการแบ่งชั้นบรรยากาศ นี้ แบ่งชั้นบรรยากาศของโลกออกเป็นห้าชั้นหลัก โดยมีช่วงระดับความสูงทั่วไปดังนี้: ^{[ 23 ] [ 24 ]}

• เอกโซสเฟียร์: 700–10,000 กม. (435–6,214 ไมล์) ^{[ 25 ]}
• ชั้นเทอร์โมสเฟียร์: 80–700 กม. (50–435 ไมล์) ^{[ 26 ]}
• ชั้นมีโซสเฟียร์: 50–80 กิโลเมตร (31–50 ไมล์)
• ชั้นบรรยากาศสตราโตสเฟียร์: 12–50 กิโลเมตร (7–31 ไมล์)
• ชั้นบรรยากาศโทรโพสเฟียร์: 0–12 กม. (0–7 ไมล์) ^{[ 27 ]}

ชั้นเอกโซสเฟียร์เป็นชั้นนอกสุดของบรรยากาศโลก (ถึงแม้ว่ามันจะเบาบางมากจนนักวิทยาศาสตร์บางคนถือว่าเป็นส่วนหนึ่งของอวกาศระหว่างดาวเคราะห์มากกว่าเป็นส่วนหนึ่งของบรรยากาศ) มันขยายจากเทอร์โมพอส (หรือที่รู้จักกันในชื่อ "เอกโซเบส") ที่ด้านบนของเทอร์โมสเฟียร์ไปจนถึงขอบเขตที่ไม่ชัดเจนกับลมสุริยะและตัวกลางระหว่างดาวเคราะห์ระดับความสูงของเอกโซเบสจะแตกต่างกันไปตั้งแต่ประมาณ 500 กิโลเมตร (310 ไมล์; 1,600,000 ฟุต) ถึงประมาณ 1,000 กิโลเมตร (620 ไมล์) ในช่วงเวลาที่มีรังสีจากดวงอาทิตย์เข้ามามากขึ้น^{[ 28 ]}

ขีดจำกัดบนจะแตกต่างกันไปตามคำจำกัดความ หน่วยงานต่างๆ พิจารณาว่าสิ้นสุดที่ประมาณ 10,000 กิโลเมตร (6,200 ไมล์) ^{[ 29 ]}หรือประมาณ 190,000 กิโลเมตร (120,000 ไมล์) ซึ่งอยู่ประมาณครึ่งทางไปยังดวงจันทร์ ที่ซึ่งอิทธิพลของแรงโน้มถ่วงของโลกมีค่าใกล้เคียงกับแรงดันรังสีจากแสงอาทิตย์^{[ 28 ]}จีโอโคโรนาที่มองเห็นได้ในรังสีอัลตราไวโอเลตไกล (เกิดจากไฮโดรเจนที่เป็นกลาง) ขยายไปถึงอย่างน้อย 100,000 กิโลเมตร (62,000 ไมล์) ^{[ 28 ]}

ชั้นนี้ส่วนใหญ่ประกอบด้วยไฮโดรเจนที่มีความหนาแน่นต่ำมาก โดยมีฮีเลียม คาร์บอนไดออกไซด์ และ ออกซิเจน ที่เกิดขึ้นใหม่ ในปริมาณจำกัด ใกล้กับชั้นนอกสุด^{[ 30 ]}อะตอมและโมเลกุลอยู่ห่างกันมากจนสามารถเดินทางได้หลายร้อยกิโลเมตรโดยไม่ชนกัน^{[ 22 ] : 14–4} ดังนั้น ชั้นนอกสุดจึงไม่ทำตัวเหมือนก๊าซอีกต่อไป และอนุภาคก็หลุดออกไปในอวกาศ อย่างต่อเนื่อง อนุภาคที่เคลื่อนที่ได้อย่างอิสระเหล่านี้มีวิถีโคจรแบบขีปนาวิถี และอาจเคลื่อนที่เข้าและออกจากแมกนีโตสเฟียร์หรือลมสุริยะ ทุกวินาที โลกสูญเสียไฮโดรเจนประมาณ 3 กิโลกรัม ฮีเลียม 50 กรัม และส่วนประกอบอื่นๆ ในปริมาณที่น้อยกว่ามาก^{[ 31 ]}

ชั้นบรรยากาศชั้นนอกสุดอยู่สูงจากโลกมากเกินไปจน ปรากฏการณ์ ทางอุตุนิยมวิทยา ไม่สามารถเกิดขึ้นได้ ชั้นบรรยากาศชั้นนอกสุดประกอบด้วย ดาวเทียมเทียมจำนวนมากที่โคจรรอบโลก^{[ 32 ]}

ชั้นเทอร์โมสเฟียร์เป็นชั้นบรรยากาศที่สูงเป็นอันดับสองของโลก ขยายจากชั้นเมโซสเฟียร์ (ซึ่งแยกชั้นเทอร์โมสเฟียร์ออกจากชั้นเมโซสเฟียร์) ที่ระดับความสูงประมาณ 80 กิโลเมตร (50 ไมล์) ไปจนถึงชั้นเทอร์โมพอสที่ระดับความสูง 500–1000 กิโลเมตร (310–620 ไมล์) ความสูงของชั้นเทอร์โมพอสเปลี่ยนแปลงไปอย่างมากเนื่องจากการเปลี่ยนแปลงของกิจกรรมของดวงอาทิตย์^{[ 26 ]} การผ่านของ เส้นแบ่งกลางวันกลางคืนระหว่างพลบค่ำและรุ่งอรุณทำให้เกิดการรบกวนความหนาแน่นพื้นหลังมากถึงสองเท่าในชั้นนี้ ก่อให้เกิดลักษณะเด่นในบริเวณนี้^{[ 33 ]}เนื่องจากชั้นเทอร์โมพอสอยู่บริเวณขอบล่างของชั้นเอกโซสเฟียร์ จึงเรียกอีกอย่างว่าเอกโซเบส ชั้นไอโอโนสเฟียร์ ซึ่งเป็น บริเวณที่มีความหนาแน่นของพลาสมา สูงขึ้น ทับซ้อนกับ ชั้นเทอร์โมสเฟีย ร์ที่ระดับความสูง 50 ถึง 600 กิโลเมตร (31 ถึง 373 ไมล์) เหนือพื้นผิวโลก^{[ 34 ] [ 35 ]}

อุณหภูมิของชั้นเทอร์โมสเฟียร์จะค่อยๆ เพิ่มขึ้นตามความสูง และอาจสูงถึง 1500 °C (2700 °F) แม้ว่าโมเลกุลของก๊าซจะอยู่ห่างกันมากจนอุณหภูมิในความหมายปกติไม่มีความหมายมากนัก การเพิ่มขึ้นของอุณหภูมินี้เกิดจากการดูด ซับรังสี UV ที่ทำให้เกิด ไอออน และรังสีเอ็กซ์จากดวงอาทิตย์^{[ 35 ] [ 36 ]}อากาศเบาบางมากจนโมเลกุลแต่ละตัว ( เช่น ออกซิเจน ) เดินทางโดยเฉลี่ย 1 กิโลเมตร (0.62 ไมล์; 3300 ฟุต) ระหว่างการชนกับโมเลกุลอื่นๆ^{[ 37 ]}แม้ว่าชั้นเทอร์โมสเฟียร์จะมีสัดส่วนของโมเลกุลที่มีพลังงานสูง แต่มนุษย์จะไม่รู้สึกร้อนเมื่อสัมผัสโดยตรง เนื่องจากความหนาแน่นต่ำเกินไปที่จะนำพลังงานจำนวนมากไปยังหรือจากผิวหนังได้^{[ 35 ]}

ชั้นบรรยากาศนี้ปราศจากเมฆและไอน้ำโดยสิ้นเชิง อย่างไรก็ตาม ปรากฏการณ์ที่ไม่เกี่ยวข้องกับอุทกวิทยา เช่นแสงเหนือและแสงใต้สามารถมองเห็นได้ในชั้นเทอร์โมสเฟียร์ที่ระดับความสูงประมาณ 100 กม. (62 ไมล์) ^{[ 38 ]}สีของแสงเหนือมีความสัมพันธ์กับคุณสมบัติของชั้นบรรยากาศที่ระดับความสูงที่เกิดแสงเหนือขึ้น แสงเหนือสีเขียวเป็นสีที่พบได้บ่อยที่สุด ซึ่งเกิดจากออกซิเจนอะตอมใน สถานะ ¹ S และเกิดขึ้นที่ระดับความสูงตั้งแต่ 120 ถึง 400 กม. (75 ถึง 250 ไมล์) ^{[ 39 ]}สถานีอวกาศนานาชาติโคจรอยู่ในชั้นเทอร์โมสเฟียร์ ระหว่าง 370 ถึง 460 กม. (230 ถึง 290 ไมล์) ^{[ 40 ]}ชั้นบรรยากาศนี้เป็นที่ตั้งของดาวเทียมหลายดวงที่โคจรรอบโลก^{[ 32 ]}

ชั้นมีโซสเฟียร์เป็นชั้นบรรยากาศที่สูงเป็นอันดับสามของโลก ครอบคลุมพื้นที่เหนือชั้นสตราโตสเฟียร์และใต้ชั้นเทอร์โมสเฟียร์ ขยายจากชั้นสตราโตพอสที่ระดับความสูงประมาณ 50 กม. (31 ไมล์) ไปจนถึงชั้นมีโซพอสที่ระดับความสูง 80–85 กม. (50–53 ไมล์) เหนือระดับน้ำทะเล^{[ 35 ]}อุณหภูมิจะลดลงเมื่อระดับความสูงเพิ่มขึ้นจนถึง ชั้น มีโซพอสซึ่งเป็นจุดสูงสุดของชั้นบรรยากาศระดับกลางนี้ เป็นสถานที่ที่หนาวที่สุดบนโลกและมีอุณหภูมิเฉลี่ยประมาณ −85  °C (−120  °F ; 190  K ) ^{[ 41 ] [ 42 ]}เนื่องจากชั้นบรรยากาศดูดซับคลื่นเสียงในอัตราส่วนที่แปรผันตรงกับกำลังสองของความถี่เสียงที่ได้ยินจากพื้นดินจึงไม่สามารถไปถึงชั้นมีโซสเฟียร์ได้ คลื่นอินฟราโซนิกสามารถไปถึงระดับความสูงนี้ได้ แต่การปล่อยคลื่นเหล่านี้ด้วยระดับพลังงานสูงทำได้ยาก^{[ 43 ]}

ใต้ชั้นเมโซพอส อากาศจะเย็นมากจนแม้แต่ไอน้ำที่มีอยู่น้อยมากในระดับความสูงนี้ก็สามารถควบแน่นกลายเป็นเมฆพงแสงขั้วโลก-เมโซสเฟียร์ที่ประกอบด้วยอนุภาคน้ำแข็งได้ เมฆเหล่านี้เป็นเมฆที่สูงที่สุดในชั้นบรรยากาศและอาจมองเห็นได้ด้วยตาเปล่าหากแสงอาทิตย์สะท้อนจากเมฆเหล่านั้นประมาณหนึ่งหรือสองชั่วโมงหลังพระอาทิตย์ตกหรือในทำนองเดียวกันก่อนพระอาทิตย์ขึ้น เมฆเหล่านี้จะมองเห็นได้ง่ายที่สุดเมื่อดวงอาทิตย์อยู่ต่ำกว่าขอบฟ้าประมาณ 4 ถึง 16 องศา^{[ 44 ]}

การปล่อยประจุที่เกิดจากฟ้าผ่าที่เรียกว่าเหตุการณ์เรืองแสงชั่วคราว (TLEs) เกิดขึ้นเป็นครั้งคราวในชั้นมีโซสเฟียร์เหนือเมฆฝนฟ้าคะนอง ในชั้นโทรโพสเฟีย ร์^{[ 45 ]}ชั้นมีโซสเฟียร์ยังเป็นชั้นที่อุกกาบาตและดาวเทียม ส่วนใหญ่ เผาไหม้เมื่อเข้าสู่ชั้นบรรยากาศ^{[ 35 ] [ 46 ]}มันอยู่สูงจากพื้นโลกเกินกว่าที่เครื่องบินไอพ่นและบอลลูนจะเข้าถึงได้ และอยู่ต่ำเกินกว่าที่ยานอวกาศโคจรจะเข้าถึงได้ ชั้นมีโซสเฟียร์ส่วนใหญ่เข้าถึงได้โดยจรวดสำรวจและเครื่องบินที่ขับเคลื่อนด้วยจรวด^{[ 47 ]}

ชั้นสตราโตสเฟียร์เป็นชั้นบรรยากาศที่ต่ำเป็นอันดับสองของโลก อยู่เหนือชั้นโทรโปสเฟียร์และถูกคั่นด้วยชั้นโทรโปพอสชั้นนี้ทอดยาวจากด้านบนของชั้นโทรโปสเฟียร์ที่ระดับความสูงประมาณ 12 กิโลเมตร (7.5 ไมล์) เหนือพื้นผิวโลก ไปจนถึงชั้นสตราโตพอสที่ระดับความสูงประมาณ 50 ถึง 55 กิโลเมตร (31 ถึง 34 ไมล์) ^{[ 23 ]}มวลรวมของชั้นบรรยากาศ 99% อยู่ต่ำกว่า 30 กิโลเมตร (19 ไมล์) ^{[ 48 ]}และความดันบรรยากาศที่ด้านบนของชั้นสตราโตสเฟียร์มีค่าประมาณ 1/1000 ของความดันที่ระดับน้ำทะเล [ ^{49 ] ชั้น}นี้มีชั้นโอโซนซึ่งเป็นส่วนหนึ่งของชั้นบรรยากาศของโลกที่มีความเข้มข้นของก๊าซดังกล่าวค่อนข้างสูง^{[ 50 ]}

ชั้นสตราโตสเฟียร์เป็นชั้นที่มีอุณหภูมิสูงขึ้นตามระดับความสูงที่เพิ่มขึ้น การเพิ่มขึ้นของอุณหภูมินี้เกิดจากการดูดซับรังสีอัลตราไวโอเลต (UV) จากดวงอาทิตย์โดยชั้นโอโซน ซึ่งจำกัดการปั่นป่วนและการผสม แม้ว่าอุณหภูมิที่ชั้นโทรโปพอสอาจอยู่ที่ −80 °C (−110 °F; 190 K) แต่ส่วนบนสุดของชั้นสตราโตสเฟียร์นั้นอุ่นกว่ามาก และอาจต่ำกว่า 0 °C เล็กน้อย^{[ 51 ] [ 50 ]}ชั้นนี้มีเฉพาะในโลกเท่านั้น ดาวอังคารและดาวศุกร์ไม่มีชั้นสตราโตสเฟียร์เนื่องจากมีออกซิเจนในชั้นบรรยากาศน้อย^{[ 52 ]}

โปรไฟล์อุณหภูมิของชั้นสตราโตสเฟียร์สร้างสภาวะบรรยากาศที่เสถียรมาก ดังนั้นชั้นสตราโตสเฟียร์จึงขาดความปั่นป่วนของอากาศที่ก่อให้เกิดสภาพอากาศซึ่งพบได้ทั่วไปในชั้นโทรโปสเฟียร์ ผลที่ตามมาคือชั้นสตราโตสเฟียร์แทบจะไม่มีเมฆและรูปแบบสภาพอากาศอื่น ๆ เลย^{[ 50 ]}อย่างไรก็ตาม บางครั้งอาจพบเมฆสตราโตสเฟียร์ขั้วโลกหรือเมฆมุกในส่วนล่างของชั้นบรรยากาศนี้ซึ่งเป็นบริเวณที่อากาศเย็นที่สุด^{[ 53 ]} ชั้นสตราโตสเฟียร์เป็นชั้นที่สูงที่สุดที่ เครื่องบินไอพ่นสามารถเข้าถึงได้^{[ 54 ]}

ชั้นโทรโปสเฟียร์เป็นชั้นบรรยากาศที่ต่ำที่สุดของโลก ขยายจากพื้นผิวโลกไปจนถึงความสูงเฉลี่ยประมาณ 12 กิโลเมตร (7.5 ไมล์) แม้ว่าระดับความสูง นี้ จะแตกต่างกันไปตั้งแต่ประมาณ 9 กิโลเมตร (5.6 ไมล์) ที่ขั้วโลกทางภูมิศาสตร์ไปจนถึง 17 กิโลเมตร (11 ไมล์) ที่เส้นศูนย์สูตร [ ^{27 ]}โดยมีการเปลี่ยนแปลงบ้างเนื่องจากสภาพอากาศ ชั้นโทรโปสเฟียร์มีขอบเขตด้านบนเป็น ชั้น โทรโปพอส^ซึ่งเป็นขอบเขตที่ในหลายพื้นที่ถูกกำหนดโดยการผกผันของอุณหภูมิ (กล่าวคือชั้นอากาศที่ค่อนข้างอุ่นอยู่เหนือชั้นอากาศที่เย็นกว่า) และในบางแห่งเป็นโซนที่มีอุณหภูมิคงที่ตามความสูง^{[ 55 ] [ 56 ]}

แม้ว่าจะมีการเปลี่ยนแปลงเกิดขึ้นบ้าง แต่โดยทั่วไปอุณหภูมิจะลดลงเมื่อระดับความสูงในชั้นโทรโปสเฟียร์เพิ่มขึ้น เนื่องจากชั้นโทรโปสเฟียร์ส่วนใหญ่ได้รับความร้อนจากการถ่ายโอนพลังงานจากพื้นผิว ดังนั้น ส่วนที่ต่ำที่สุดของชั้นโทรโปสเฟียร์ (เช่น พื้นผิวโลก) จึงมักเป็นส่วนที่อุ่นที่สุดของชั้นโทรโปสเฟียร์ ซึ่งส่งเสริมการผสมในแนวดิ่ง (ด้วยเหตุนี้ ที่มาของชื่อมาจากคำภาษากรีกว่า τρόπος, troposซึ่งหมายถึง "การหมุน") ^{[ 57 ]}ชั้นโทรโปสเฟียร์มีมวลประมาณ 80% ของมวลบรรยากาศของโลก^{[ 58 ]}ชั้นโทรโปสเฟียร์มีความหนาแน่นมากกว่าชั้นบรรยากาศด้านบนทั้งหมด เนื่องจากน้ำหนักของบรรยากาศที่มากกว่าอยู่ด้านบนของชั้นโทรโปสเฟียร์ ทำให้มันถูกบีอัดอย่างรุนแรงมากขึ้น ร้อยละ 50 ของมวลทั้งหมดของบรรยากาศอยู่ในชั้นโทรโปสเฟียร์ส่วนล่างที่ 5.5 กม. (3.4 ไมล์) ^{[ 48 ]}

ไอน้ำหรือความชื้นในบรรยากาศเกือบทั้งหมดพบอยู่ในชั้นโทรโปสเฟียร์ ดังนั้นจึงเป็นชั้นที่เกิดสภาพอากาศส่วนใหญ่ของโลก ความสามารถของบรรยากาศในการกักเก็บน้ำจะลดลงเมื่ออุณหภูมิลดลง ดังนั้นไอน้ำ 90% จึงถูกกักเก็บไว้ในส่วนล่างของชั้นโทรโปสเฟียร์^{[ 59 ]}โดยพื้นฐานแล้วมีเมฆประเภทต่างๆ ที่เกี่ยวข้องกับสภาพอากาศซึ่งเกิดจากการหมุนเวียนของลม แม้ว่าเมฆฝนฟ้าคะนองคิวมูลอนิมบัสที่สูงมากสามารถทะลุผ่านชั้นโทรโปสเฟียร์จากด้านล่างและลอยขึ้นไปในส่วนล่างของชั้นสตราโตสเฟียร์ได้^{[ 60 ]} กิจกรรม การบินทั่วไปส่วนใหญ่ เกิดขึ้นในชั้นโทรโปสเฟีย ร์และเป็นชั้นเดียวที่เครื่องบินที่ขับเคลื่อนด้วยใบพัด สามารถเข้าถึงได้ ^{[ 54 ]}ร่องรอยไอควบแน่นเกิดจากการปล่อยน้ำของเครื่องยนต์ไอพ่นที่ระดับความสูงซึ่งอุณหภูมิของบรรยากาศอยู่ที่ประมาณ −53 °C (−63 °F) โดยทั่วไปอยู่ที่ประมาณ 7.7 กม. (4.8 ไมล์) สำหรับเครื่องยนต์สมัยใหม่^{[ 61 ]}

ภายในชั้นหลักทั้งห้าชั้นข้างต้น ซึ่งส่วนใหญ่ถูกกำหนดโดยอุณหภูมิ ยังสามารถแบ่งชั้นรองลงมาได้อีกหลายชั้นโดยพิจารณาจากคุณสมบัติอื่นๆ ดังนี้:

• ชั้นโอโซนอยู่ในชั้นสตราโตสเฟียร์ ในชั้นนี้โอโซนมีความเข้มข้นสูงสุด 15 ส่วนต่อล้านส่วนที่ระดับความสูง 32 กิโลเมตร (20 ไมล์) ซึ่งสูงกว่าในชั้นบรรยากาศด้านล่างมาก แต่ก็ยังน้อยมากเมื่อเทียบกับองค์ประกอบหลักของชั้นบรรยากาศ^{[ 62 ]}โดยส่วนใหญ่จะอยู่ในส่วนล่างของชั้นสตราโตสเฟียร์ที่ระดับความสูงประมาณ 15–35 กิโลเมตร (9.3–21.7 ไมล์) ^{[ 5 ] : 260} แม้ว่าความหนาจะแตกต่างกันไปตามฤดูกาลและภูมิศาสตร์ ประมาณ 90% ของโอโซนในชั้นบรรยากาศของโลกอยู่ในชั้นสตราโตสเฟียร์^{[ 63 ]}
• ชั้นไอโอโนสเฟียร์เป็นบริเวณของชั้นบรรยากาศที่ถูกไอออนไนซ์โดยรังสีจากดวงอาทิตย์ มีบทบาทสำคัญในปรากฏการณ์แสงออโรร่าแสงเรืองรองในชั้นบรรยากาศและปรากฏการณ์สภาพอากาศในอวกาศ^{[ 64 ] [ 65 ]}ในช่วงเวลากลางวัน ชั้นไอโอโนสเฟียร์จะทอดยาวจาก 50 ถึง 1,000 กิโลเมตร (31 ถึง 621 ไมล์) และรวมถึงชั้นมีโซสเฟียร์ ชั้นเทอร์โมสเฟียร์ และบางส่วนของชั้นเอกโซสเฟียร์ อย่างไรก็ตาม การไอออนไนซ์ในชั้นมีโซสเฟียร์จะหยุดลงเป็นส่วนใหญ่ในช่วงกลางคืน^{[ 66 ]}ชั้นไอโอโนสเฟียร์ก่อตัวเป็นขอบด้านในของพลาสมาสเฟียร์ซึ่ง ก็คือ แมกเนโตสเฟียร์ชั้นใน^{[ 67 ]}มีความสำคัญในทางปฏิบัติเพราะมีอิทธิพลต่อการแพร่กระจายคลื่นวิทยุบนโลกเป็นต้น^{[ 68 ]}
• ชั้นโฮโมสเฟียร์และเฮเทอโรสเฟียร์ถูกกำหนดโดยว่าก๊าซในชั้นบรรยากาศมีการผสมกันอย่างดีหรือไม่ ชั้นโฮโมสเฟียร์ที่อยู่บนพื้นผิวประกอบด้วยโทรโปสเฟียร์ สตราโตสเฟียร์ เมโซสเฟียร์ และส่วนล่างสุดของเทอร์โมสเฟียร์ ซึ่งองค์ประกอบทางเคมีของชั้นบรรยากาศไม่ขึ้นอยู่กับน้ำหนักโมเลกุลเนื่องจากก๊าซมีการผสมกันโดยความปั่นป่วน^{[ 69 ]}ชั้นที่มีความสม่ำเสมอค่อนข้างมากนี้สิ้นสุดที่เทอร์โบพอสซึ่งพบที่ระดับความสูงประมาณ 100 กม. (62 ไมล์; 330,000 ฟุต) ^{[ 20 ]}ซึ่งเป็นขอบสุดของอวกาศ ตามที่ FAIยอมรับซึ่งวางไว้เหนือเมโซพอสประมาณ 20 กม. (12 ไมล์; 66,000 ฟุต)

เหนือระดับความสูงนี้คือชั้นเฮเทอโรสเฟียร์ ซึ่งรวมถึงชั้นเอกโซสเฟียร์และชั้นเทอร์โมสเฟียร์ส่วนใหญ่ ในบริเวณนี้ องค์ประกอบทางเคมีจะแตกต่างกันไปตามระดับความสูง เนื่องจากระยะทางที่อนุภาคสามารถเคลื่อนที่ได้โดยไม่ชนกันนั้นมีขนาดใหญ่เมื่อเทียบกับขนาดของการเคลื่อนที่ที่ทำให้เกิดการผสมกัน ซึ่งทำให้ก๊าซสามารถแบ่งชั้นตามน้ำหนักโมเลกุลได้^{[ 20 ]}โดยก๊าซที่มีน้ำหนักมาก เช่น ออกซิเจนและไนโตรเจน จะมีอยู่เฉพาะบริเวณใกล้ด้านล่างของชั้นเฮเทอโรสเฟียร์เท่านั้น ส่วนบนของชั้นเฮเทอโรสเฟียร์ประกอบด้วยไฮโดรเจนเกือบทั้งหมด ซึ่งเป็นธาตุที่เบาที่สุด^{[ 70 ]}

• ชั้นบรรยากาศขอบเขตดาวเคราะห์เป็นส่วนหนึ่งของโทรโพสเฟียร์ที่อยู่ใกล้พื้นผิวโลกมากที่สุดและได้รับผลกระทบโดยตรงจากพื้นผิวโลก โดยส่วนใหญ่ผ่านการแพร่กระจายแบบปั่นป่วนในระหว่างวันชั้นบรรยากาศขอบเขตดาวเคราะห์มักจะมีการผสมผสานกันอย่างดี ในขณะที่ในเวลากลางคืนจะมีการแบ่งชั้นอย่างมั่นคงโดยมีการผสมผสานที่อ่อนแอหรือไม่ต่อเนื่อง ความลึกของชั้นบรรยากาศขอบเขตดาวเคราะห์มีตั้งแต่ประมาณ 100 เมตร (330 ฟุต) ในคืนที่ท้องฟ้าแจ่มใสและสงบ ไปจนถึง 1,000–1,500 เมตร (3,300–4,900 ฟุต) หรือมากกว่านั้นในช่วงบ่าย^{[ 71 ]}
• ชั้นบรรยากาศบารอสเฟียร์เป็นบริเวณของชั้นบรรยากาศที่กฎบารอมิเตอร์ใช้ได้ โดยครอบคลุมตั้งแต่พื้นดินไปจนถึงเทอร์โมพอส เหนือระดับความสูงนี้ การกระจายความเร็วจะไม่เป็นไปตามกฎของแม็กซ์เวลล์เนื่องจากอะตอมและโมเลกุลที่มีความเร็วสูงสามารถหลุดออกจากชั้นบรรยากาศได้^{[ 72 ]}
• ชั้นโซเดียมแบบกระจัดกระจายคือระดับอะตอมโซเดียมที่เป็นกลางที่ไม่ ต่อเนื่องกัน โดยปกติจะอยู่ใน ช่วงระดับ ความสูง 80–105 กม. (50–65 ไมล์) เหนือระดับน้ำทะเลและมีความลึกประมาณ 5 กม. (3.1 ไมล์) ^{[ 73 ]}

อุณหภูมิเฉลี่ยของบรรยากาศที่พื้นผิวโลกคือ 14 °C (57 °F; 287 K) ^{[ 74 ]}หรือ 15 °C (59 °F; 288 K) ^{[ 75 ]}ขึ้นอยู่กับแหล่งอ้างอิง^{[ 76 ] [ 77 ] [ 78 ]}

ความดันบรรยากาศเฉลี่ยที่ระดับน้ำทะเลถูกกำหนดโดยบรรยากาศมาตรฐานสากลไว้ที่ 101325 ปาสคาล (760.00  ทอร์ ; 14.6959  psi ; 760.00  mmHg ) ^{[ 5 ] : 257} บางครั้งเรียกหน่วยนี้ว่าหน่วยบรรยากาศมาตรฐาน (atm)มวลรวมของบรรยากาศคือ 5.1480 × 10 ¹⁸  กก. (1.13494 × 10 ¹⁹  ปอนด์) ^{[ 80 ]}น้อยกว่าที่อนุมานได้จากความดันเฉลี่ยที่ระดับน้ำทะเลและพื้นที่ของโลก 51007.2 เมกะเฮกตาร์ ประมาณ 2.5% [ ^{5 ] : 240 โดยส่วนนี้ถูกแทนที่ด้วยภูมิประเทศที่ เป็น}ภูเขาของโลก ความดันบรรยากาศคือน้ำหนักรวมของอากาศเหนือพื้นที่หนึ่งหน่วย ณ จุดที่วัดความดัน ดังนั้นความดันอากาศจึงแปรผันตามสถานที่และสภาพ อากาศ

ความดันอากาศลดลงแบบทวีคูณตามระดับความสูง โดยอัตราการลดลงขึ้นอยู่กับอุณหภูมิของอากาศ อัตราการลดลงนี้ถูกกำหนดโดยพารามิเตอร์ที่ขึ้นอยู่กับอุณหภูมิที่เรียกว่าความสูงเชิงมาตราส่วน (scale height ) : สำหรับทุกๆ การเพิ่มขึ้นของระดับความสูงเท่ากับความสูงเชิงมาตราส่วนนี้ ความดันจะลดลงด้วยปัจจัยe (ฐานของลอการิทึมธรรมชาติประมาณ 2.718) สำหรับโลก ค่านี้โดยทั่วไปคือ5.5 ถึง 6 กม.สำหรับระดับความสูงประมาณ 80 กม. (50 ไมล์) ^{[ 81 ]}อย่างไรก็ตาม บรรยากาศได้รับการจำลองอย่างแม่นยำยิ่งขึ้นด้วยสมการที่กำหนดเองสำหรับแต่ละชั้นซึ่งคำนึงถึงการไล่ระดับของอุณหภูมิ องค์ประกอบโมเลกุล รังสีจากดวงอาทิตย์ และแรงโน้มถ่วง ที่ความสูงมากกว่า 100 กม. บรรยากาศจะไม่ผสมกันอย่างดี ดังนั้นสารเคมีแต่ละชนิดจึงมีระดับความสูงตามมาตราส่วนของตัวเอง ที่ระดับความสูงของ200 ถึง 300 กิโลเมตรความสูงรวมคือ20 ถึง 30 กม . ^{[ 81 ]}

มวลของชั้นบรรยากาศของโลกกระจายตัวโดยประมาณดังนี้: ^{[ 82 ]}

• 50% อยู่ต่ำกว่า 5.6 กิโลเมตร (18,000 ฟุต)
• 90% อยู่ต่ำกว่า 16 กิโลเมตร (52,000 ฟุต)
• 99.99997% อยู่ต่ำกว่า 100 กิโลเมตร (62 ไมล์; 330,000 ฟุต) ซึ่งเรียกว่าเส้นคาร์มันตามธรรมเนียมสากล เส้นนี้ถือเป็นจุดเริ่มต้นของอวกาศที่มนุษย์เดินทางไปในอวกาศและถูกเรียกว่านักบินอวกาศ

เมื่อเปรียบเทียบกันแล้ว ยอดเขาเอเวอเรสต์มีความสูง 8,848 เมตร (29,029 ฟุต) เครื่องบินโดยสาร เชิงพาณิชย์ โดยทั่วไปจะบินที่ระดับความสูงระหว่าง 9 ถึง 12 กิโลเมตร (30,000 ถึง 38,000 ฟุต) ^{[ 83 ]}ซึ่งความหนาแน่นและอุณหภูมิของอากาศที่ต่ำกว่าจะช่วยประหยัดเชื้อเพลิงได้บอลลูนตรวจอากาศสามารถขึ้นไปได้สูงถึงประมาณ 35 กิโลเมตร (115,000 ฟุต) ^{[ 84 ]}และ เที่ยวบิน X-15 ที่สูงที่สุด ในปี พ.ศ. 2506 สามารถขึ้นไปได้สูงถึง 108.0 กิโลเมตร (354,300 ฟุต)

แม้จะอยู่เหนือเส้นคาร์มัน ผลกระทบทางบรรยากาศที่สำคัญ เช่นแสงออโรร่าก็ยังคงเกิดขึ้น^{[ 38 ]}ดาวตกเริ่มเรืองแสงในบริเวณนี้^{[ 35 ]}แม้ว่าดาวตกขนาดใหญ่อาจจะไม่ไหม้หมดจนกว่าจะทะลุเข้าไปลึกกว่านี้ ชั้นต่างๆ ของไอโอโนสเฟียร์ ของโลก ซึ่งมีความสำคัญต่อ การแพร่กระจาย คลื่นวิทยุ HFเริ่มต้นที่ระดับต่ำกว่า 100 กม. และขยายออกไปเกิน 500 กม. เมื่อเปรียบเทียบกันแล้วสถานีอวกาศนานาชาติมักจะโคจรอยู่ที่ระดับความสูง 370–460 กม. ^{[ 40 ]}ภายในชั้น Fของไอโอโนสเฟียร์^{[ 5 ] : 271} ซึ่งพวกมันจะพบกับแรงต้านของบรรยากาศ มาก พอที่จะต้องมีการปรับวงโคจรใหม่ทุกๆ สองสามเดือน มิฉะนั้นวงโคจรจะลดลง ส่งผลให้ต้องกลับสู่โลก^{[ 40 ]}ขึ้นอยู่กับกิจกรรมของดวงอาทิตย์ ดาวเทียมอาจประสบกับแรงต้านของบรรยากาศที่สังเกตได้ที่ระดับความสูงถึง 600–800 กม. ^{[ 85 ]}

เมื่อเริ่มจากระดับน้ำทะเล อุณหภูมิจะลดลงตามระดับความสูงจนถึงชั้นสตราโตสเฟียร์ที่ระดับความสูงประมาณ 11 กม. เหนือระดับนั้น อุณหภูมิจะคงที่ในระยะทางแนวตั้งที่กว้างมาก เมื่อขึ้นไปสูงกว่าประมาณ 20 กม. อุณหภูมิจะเพิ่มขึ้นตามความสูง เนื่องจากการได้รับความร้อนภายในชั้นโอโซนที่เกิดจากการดักจับ รังสี อัลตราไวโอเลตจากดวงอาทิตย์ จำนวนมาก โดยโมเลกุลออกซิเจนและก๊าซโอโซนในบริเวณนี้ บริเวณที่สองที่มีอุณหภูมิเพิ่มขึ้นตามระดับความสูงเกิดขึ้นที่ระดับความสูงมาก ในชั้นเทอร์โมสเฟียร์ที่อยู่เหนือ 90 กม. ^{[ 35 ]}

ในระหว่างคืน พื้นดินจะแผ่พลังงานออกมามากกว่าที่ได้รับจากชั้นบรรยากาศ เมื่อพลังงานถูกส่งจากชั้นบรรยากาศที่อยู่ใกล้เคียงไปยังพื้นดินที่เย็นกว่า จะทำให้เกิดการผกผันของอุณหภูมิโดยอุณหภูมิในพื้นที่จะเพิ่มขึ้นตามระดับความสูงจนถึงประมาณ 1,000 เมตร^{[ 86 ]}

เนื่องจากในก๊าซอุดมคติที่มีองค์ประกอบคงที่ความเร็วของเสียงขึ้นอยู่กับอุณหภูมิเท่านั้น ไม่ขึ้นอยู่กับความดันหรือความหนาแน่น ดังนั้นความเร็วของเสียงในชั้นบรรยากาศตามระดับความสูงจึงมีลักษณะเป็นโปรไฟล์อุณหภูมิที่ซับซ้อน (ดูภาพประกอบทางด้านขวา) และไม่สะท้อนการเปลี่ยนแปลงความหนาแน่นหรือความดันตามระดับความสูง^{[ 87 ]}ตัวอย่างเช่น ที่ระดับน้ำทะเล ความเร็วของเสียงคือ 340 เมตร/วินาที ที่อุณหภูมิเฉลี่ยของชั้นสตราโตสเฟียร์ −60 °C ความเร็วของเสียงจะลดลงเหลือ 290 เมตร/วินาที^{[ 88 ]}

ความหนาแน่นของอากาศที่ระดับน้ำทะเลอยู่ที่ประมาณ 1.29 กก./ลบ.ม. ⁽ 1.29 กรัม/ลิตร, 0.00129 กรัม/ซม. ^³ ) ^{[ 5 ] : 257} ความหนาแน่นไม่ได้วัดโดยตรง แต่คำนวณจากค่าการวัดอุณหภูมิ ความดัน และความชื้นโดยใช้สมการสถานะของอากาศ (รูปแบบหนึ่งของกฎก๊าซในอุดมคติ ) ความหนาแน่นของบรรยากาศจะลดลงเมื่อระดับความสูงเพิ่มขึ้น การเปลี่ยนแปลงนี้สามารถจำลองได้โดยประมาณโดยใช้สูตรบารอมิเตอร์ [ ^{89 ] มี}การใช้แบบจำลองที่ซับซ้อนกว่าเพื่อทำนายการลดลงของวงโคจรของดาวเทียม^{[ 90 ]}

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." ^{[ 91 ]}

รังสีจากดวงอาทิตย์(หรือแสงอาทิตย์) คือพลังงานที่โลกได้รับจากดวงอาทิตย์โลกยังปล่อยรังสีกลับสู่ห้วงอวกาศด้วย แต่เป็นคลื่นความยาวที่ยาวกว่าซึ่งมนุษย์มองไม่เห็น เมื่อพลังงานแพร่กระจายผ่านชั้นบรรยากาศ มันจะได้รับผลกระทบจากกระบวนการถ่ายเทรังสีกล่าวคือ รังสีที่เข้ามาและที่ปล่อยออกมาบางส่วนจะถูกดูดซับ ปล่อยออกมา และกระเจิงโดยชั้นบรรยากาศ พลังงานที่ตกกระทบอีกส่วนหนึ่งจะถูกสะท้อน^{[ 92 ] [ 93 ]}โดยตัวสะท้อนแสงในชั้นบรรยากาศที่สำคัญที่สุดสองอย่างคือฝุ่นและเมฆ ขึ้นอยู่กับคุณสมบัติของละอองลอยเมฆสามารถสะท้อนรังสีที่ตกกระทบได้มากถึง 70% ทั่วโลก เมฆสะท้อนพลังงานที่เข้ามา 20% ซึ่งมีส่วนทำให้ค่าอัลเบโด ทั้งหมดของโลก ถึง สองในสาม ^{[ 94 ]}ในเดือนพฤษภาคม 2017 แสงระยิบระยับที่เห็นเป็นแสงวิบวับจากดาวเทียมที่โคจรอยู่ห่างออกไปหนึ่งล้านไมล์ พบว่าเป็นแสงสะท้อนจากผลึกน้ำแข็งในชั้นโทรโพสเฟียร์^{[ 95 ] [ 96 ]}

เมื่อแสงผ่านชั้นบรรยากาศของโลกโฟตอนจะทำปฏิกิริยากับชั้นบรรยากาศผ่านการกระเจิงหากแสงไม่ทำปฏิกิริยากับชั้นบรรยากาศ จะเรียกว่ารังสีโดยตรงซึ่งเป็นสิ่งที่คุณเห็นหากคุณมองดวงอาทิตย์โดยตรงรังสีทางอ้อมคือแสงที่กระเจิงในชั้นบรรยากาศ ตัวอย่างเช่น ใน วัน ที่ฟ้าครึ้มเมื่อคุณมองไม่เห็นเงาของคุณ แสดงว่าไม่มีรังสีโดยตรงมาถึงคุณ แสงทั้งหมดได้กระเจิงไปแล้ว อีกตัวอย่างหนึ่ง เนื่องจากปรากฏการณ์ที่เรียกว่าการกระเจิงของเรย์ลีห์คลื่นความยาวสั้น (สีน้ำเงิน) จะกระเจิงได้ง่ายกว่าคลื่นความยาวที่ยาวกว่า (สีแดง) นี่คือเหตุผลที่ท้องฟ้าดูเป็นสีน้ำเงิน คุณกำลังเห็นแสงสีน้ำเงินที่กระเจิงออกมา นี่คือเหตุผลที่พระอาทิตย์ตกเป็นสีแดงเช่นกัน เนื่องจากดวงอาทิตย์อยู่ใกล้ขอบฟ้า รังสีของดวงอาทิตย์จึงผ่านชั้นบรรยากาศมากกว่าปกติก่อนที่จะมาถึงดวงตาของคุณ แสงสีน้ำเงินส่วนใหญ่ได้กระเจิงออกไป เหลือเพียงแสงสีแดงในพระอาทิตย์ตก^{[ 97 ]}

โมเลกุลต่าง ๆ ดูดซับรังสีที่มีความยาวคลื่นต่างกัน ตัวอย่างเช่น O2 O3 ซับรังสีเกือบทั้งหมดที่มีความยาวคลื่นสั้นกว่า 300 นาโนเมตร [ ^{98 ] น้ำ} (H2O ดูดซับรังสีที่ความยาวคลื่นมากกว่า 700 นาโนเมตร^{[ 99 ]}เมื่อโมเลกุลดูดซับโฟตอน พลังงานของโมเลกุลจะเพิ่มขึ้น ซึ่งจะทำให้บรรยากาศร้อนขึ้น แต่บรรยากาศก็เย็นลงด้วยการปล่อยรังสี ดังที่กล่าวไว้ด้านล่าง ในสเปกโทรสโกปีทางดาราศาสตร์การดูดซับความถี่เฉพาะโดยบรรยากาศเรียกว่า การปน เปื้อนของเทลลูริก^{[ 100 ]}

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^{[ 101 ]}

การแผ่รังสีเป็นสิ่งที่ตรงข้ามกับการดูดซับ กล่าวคือ เมื่อวัตถุปล่อยรังสีออกมา วัตถุมักจะปล่อยรังสีในปริมาณและความยาวคลื่นที่แตกต่างกันไปตามเส้นโค้งการแผ่รังสีของ " วัตถุดำ " ดังนั้นวัตถุที่ร้อนกว่ามักจะปล่อยรังสีออกมามากกว่า โดยมีความยาวคลื่น สั้นกว่า วัตถุที่เย็นกว่าจะปล่อยรังสีออกมาน้อยกว่า โดยมีความยาวคลื่นยาวกว่า ตัวอย่างเช่น ดวงอาทิตย์มีอุณหภูมิประมาณ 6,000  K (5,730  °C ; 10,340  °F ) รังสีของมันมีความยาวคลื่นสูงสุดใกล้ 500 นาโนเมตร และสามารถมองเห็นได้ด้วยตาเปล่า ในขณะที่โลกมีอุณหภูมิประมาณ 290 K (17 °C; 62 °F) ดังนั้นรังสีของโลกจึงมีความยาวคลื่นสูงสุดใกล้ 10,000 นาโนเมตร ซึ่งยาวเกินกว่าที่มนุษย์จะมองเห็นได้^{[ 102 ]}

เนื่องจากอุณหภูมิ บรรยากาศจึงปล่อยรังสีอินฟราเรดออกมา ตัวอย่างเช่น ในคืนที่ท้องฟ้าแจ่มใส พื้นผิวโลกจะเย็นลงเร็วกว่าในคืนที่มีเมฆมาก นี่เป็นเพราะเมฆ (H O) ดูดซับและปล่อยรังสีอินฟราเรดได้ดี^{[ 103 ]}และนี่ก็เป็นเหตุผลว่าทำไมในเวลากลางคืนจึงเย็นลงในระดับความสูงที่สูงขึ้น

ปรากฏการณ์เรือนกระจก มีความเกี่ยวข้องโดยตรง กับผลการดูดซับและการปล่อยรังสีนี้ ก๊าซบางชนิดในชั้นบรรยากาศดูดซับและปล่อยรังสีอินฟราเรด แต่ไม่ทำปฏิกิริยาในลักษณะนี้กับแสงแดดในช่วงสเปกตรัมที่มองเห็นได้ ตัวอย่างทั่วไปได้แก่ CO2 H2O ^{104 ] หาก}ไม่มีก๊าซเรือนกระจกในชั้นบรรยากาศ อุณหภูมิเฉลี่ยของพื้นผิวโลกจะอยู่ที่ -18 °C (0 °F) ซึ่งต่ำกว่าอุณหภูมิเฉลี่ยที่สบายในปัจจุบันที่ 15 °C (59 °F) ^{[ 105 ]}

ดัชนีหักเหของอากาศใกล้เคียงกับ 1 แต่มากกว่า 1 เล็กน้อย^{[ 106 ]}การเปลี่ยนแปลงอย่างเป็นระบบของดัชนีหักเหสามารถนำไปสู่การหักเหของรังสีแสงในเส้นทางแสงที่ยาว ตัวอย่างเช่น ภายใต้สถานการณ์บางอย่าง ผู้สังเกตการณ์บนเรือสามารถมองเห็นเรือลำอื่นที่อยู่เหนือขอบฟ้าได้ เนื่องจากแสงหักเหไปในทิศทางเดียวกับความโค้งของพื้นผิวโลก^{[ 107 ]}

ดัชนีหักเหของอากาศขึ้นอยู่กับอุณหภูมิ^{[ 108 ]} ทำให้เกิดปรากฏการณ์การหักเหเมื่อความแตกต่าง ของอุณหภูมิมีมาก ตัวอย่างของปรากฏการณ์ดังกล่าวคือภาพลวงตา^{[ 109 ]}

การหมุนเวียนของบรรยากาศคือการเคลื่อนที่ของอากาศในระดับใหญ่ผ่านชั้นโทรโปสเฟียร์ และเป็นวิธีการ (ร่วมกับการหมุนเวียนของมหาสมุทร ) ที่ความร้อนกระจายไปทั่วโลก โครงสร้างในระดับใหญ่ของการหมุนเวียนของบรรยากาศจะแตกต่างกันไปในแต่ละปี แต่โครงสร้างพื้นฐานยังคงค่อนข้างคงที่ เนื่องจากถูกกำหนดโดยอัตราการหมุนของโลกและความแตกต่างของรังสีจากดวงอาทิตย์ระหว่างเส้นศูนย์สูตรและขั้วโลกการเอียงของแกนโลกหมายความว่าตำแหน่งของความร้อนสูงสุดมีการเปลี่ยนแปลงอย่างต่อเนื่อง ส่งผลให้เกิด การเปลี่ยนแปลง ตามฤดูกาลการกระจายตัวที่ไม่สม่ำเสมอของพื้นดินและน้ำยังทำให้การไหลของอากาศแตกกระจายออกไปอีกด้วย^{[ 110 ]}

การไหลเวียนของอากาศรอบดาวเคราะห์แบ่งออกเป็นสามเซลล์การพาความร้อน หลัก ตามละติจูด บริเวณเส้นศูนย์สูตรเซลล์แฮดลีย์ถูกขับเคลื่อนโดยการไหลของอากาศที่ลอยขึ้นตามแนวเส้นศูนย์สูตรในชั้นบรรยากาศตอนบน อากาศนี้จะไหลไปยังขั้วโลก ที่ละติจูดกลาง การไหลเวียนนี้จะกลับทิศทาง โดยอากาศจากพื้นดินจะไหลไปยังขั้วโลกด้วยเซลล์เฟอร์เรลสุดท้าย ที่ละติจูดสูงคือเซลล์ขั้วโลกซึ่งอากาศจะลอยขึ้นและไหลไปยังขั้วโลกอีกครั้ง^{[ 110 ]}

ส่วนต่อประสานระหว่างเซลล์เหล่านี้เป็นสาเหตุให้เกิดกระแสลมกรด กระแสลมกรดเหล่านี้เป็นแถบแคบๆ ที่เคลื่อนที่เร็ว ไหลจากทิศตะวันตกไปทิศตะวันออก และโดยทั่วไปจะก่อตัวขึ้นที่ระดับความสูงประมาณ 9,100 เมตร (30,000 ฟุต) กระแสลมกรดสามารถเปลี่ยนแปลงทิศทางได้ขึ้นอยู่กับสภาพแวดล้อม โดยจะมีความแรงที่สุดในฤดูหนาว เมื่อขอบเขตระหว่างอากาศร้อนและอากาศเย็นมีความชัดเจนที่สุด^{[ 111 ]}ในละติจูดกลางความไม่เสถียรในกระแสลมกรดเป็นสาเหตุของระบบสภาพอากาศ ที่ เคลื่อนที่^{[ 112 ]}

เช่นเดียวกับมหาสมุทรบรรยากาศของโลกก็อยู่ภายใต้อิทธิพลของคลื่นและแรงน้ำขึ้นน้ำลง สิ่งเหล่านี้ถูกกระตุ้นโดยความร้อนที่ไม่สม่ำเสมอจากดวงอาทิตย์ และโดยวัฏจักรสุริยะ รายวัน ตามลำดับ พฤติกรรมคล้ายคลื่นสามารถเกิดขึ้นได้ในหลายระดับ ตั้งแต่คลื่นแรงโน้มถ่วง ขนาดเล็ก ที่ถ่ายโอนโมเมนตัมไปยังชั้นบรรยากาศที่สูงขึ้น ไปจนถึงคลื่นดาวเคราะห์ ขนาดใหญ่ หรือ คลื่น รอสบี น้ำขึ้นน้ำลง ใน บรรยากาศคือการแกว่งตัวเป็นระยะของชั้นโทรโปสเฟียร์และชั้นสตราโตสเฟี ยร์ที่ขนส่งพลังงานไปยังชั้นบรรยากาศด้านบน^{[ 113 ]}

บรรยากาศแรกในช่วงยุคเฮเดียน ตอนต้น ของโลกประกอบด้วยก๊าซในเนบิวลาสุริยะส่วนใหญ่เป็นไฮโดรเจนและอาจมีไฮไดรด์ อย่างง่าย เช่นที่พบในดาวเคราะห์ยักษ์ ( ดาวพฤหัสบดีและดาวเสาร์ ) โดยเฉพาะอย่างยิ่งไอน้ำมีเทนและแอมโมเนียในช่วงยุคแรกสุดนี้การชนกันที่ทำให้เกิดดวงจันทร์และการชนกับอุกกาบาต ขนาดใหญ่จำนวนมาก ทำให้บรรยากาศร้อนขึ้น ขับไล่ก๊าซที่ระเหยง่ายที่สุดออกไป การชนกับเทีย โดยเฉพาะอย่างยิ่ง ทำให้ เนื้อโลกและเปลือกโลกส่วนใหญ่ละลายและถูกขับออกมาและ ปล่อย ไอน้ำออกมาเป็นจำนวนมากซึ่งในที่สุดก็เย็นตัวลงและควบแน่นกลายเป็นน้ำในมหาสมุทรในช่วงปลายยุคเฮเดียน^{[ 114 ] : 10}

การแข็งตัวที่เพิ่มขึ้นของเปลือกโลกในช่วงปลายยุคเฮเดียนได้ปิดกั้นการถ่ายเทความร้อน แบบ พา ความร้อนส่วนใหญ่ ไปยังพื้นผิว ทำให้บรรยากาศเย็นลง ซึ่งทำให้ไอน้ำส่วนใหญ่ในอากาศควบแน่นกลายเป็นมหามหาสมุทรการปล่อยก๊าซเพิ่มเติมจากภูเขาไฟเสริมด้วยก๊าซที่นำเข้ามาจากดาวเคราะห์ น้อยขนาดใหญ่ ในช่วงการระเบิดครั้งใหญ่ตอนปลาย ได้สร้าง บรรยากาศ ยุคอาร์เคียน ในเวลาต่อมา ซึ่งส่วนใหญ่ประกอบด้วยไนโตรเจนบวกกับคาร์บอนไดออกไซด์มีเทนและก๊าซเฉื่อย^{[ 114} ] ก๊าซคาร์บอนไดออกไซด์ส่วนใหญ่ละลายในน้ำและทำปฏิกิริยากับโลหะ เช่นแคลเซียมและแมกนีเซียมในระหว่าง การ ^ผุพังของหินเปลือกโลกทำให้เกิดคาร์บอเนตที่ตกตะกอนเป็นตะกอนตะกอนที่เกี่ยวข้องกับน้ำถูกค้นพบซึ่งมีอายุเก่าแก่ถึง 3.8 พันล้านปีก่อน^{[ 115 ]}

เมื่อราว 3.4 พันล้านปีก่อน ไนโตรเจนเป็นองค์ประกอบหลักของ "ชั้นบรรยากาศที่สอง" ที่เสถียรในขณะนั้น อิทธิพลของการวิวัฒนาการของสิ่งมีชีวิตจะต้องนำมาพิจารณาในช่วงต้นของประวัติศาสตร์ของชั้นบรรยากาศ เนื่องจากมีร่องรอยของสิ่งมีชีวิตรูปแบบแรกเริ่มปรากฏขึ้นตั้งแต่ 3.5 พันล้านปีก่อน^{[ 116 ]} ปริศนาที่รู้จักกันในชื่อ "ปรากฏการณ์ดวงอาทิตย์ อ่อนในวัยเยาว์ " ก็คือ โลกในเวลานั้นรักษาสภาพภูมิอากาศที่อบอุ่นเพียงพอสำหรับน้ำเหลวและสิ่งมีชีวิตได้อย่างไร ในเมื่อดวงอาทิตย์ในยุคแรกแผ่รังสีแสงอาทิตย์น้อยกว่าปัจจุบันถึง 30% ^{[ 117 ]}

อย่างไรก็ตาม บันทึกทางธรณีวิทยาแสดงให้เห็นพื้นผิวที่ค่อนข้างอบอุ่นอย่างต่อเนื่องตลอดช่วงบันทึกอุณหภูมิ ยุคแรก ของโลก ยกเว้นช่วงยุคน้ำแข็งที่หนาวเย็นช่วงหนึ่งเมื่อประมาณ 2.4 พันล้านปีก่อน ในช่วงปลายยุคนีโออาร์เคียน บรรยากาศที่มีออกซิเจนเริ่มพัฒนาขึ้น เห็นได้ชัดว่าเป็นผลมาจากการสังเคราะห์แสงของไซยาโนแบคทีเรีย เป็นเวลาหนึ่งพันล้านปี (ที่รู้จักกันในชื่อเหตุการณ์ออกซิเจนครั้งใหญ่ ) ^{[ 118 ]} ซึ่งพบเป็นฟอสซิลสโตรมาโตไลต์จากเมื่อ 2.7 พันล้านปีก่อน ไอโซโทปคาร์บอนพื้นฐานในยุคแรก ( สัดส่วน อัตราส่วนไอโซโทป ) บ่งชี้อย่างชัดเจนถึงสภาวะที่คล้ายคลึงกับปัจจุบัน และลักษณะพื้นฐานของวัฏจักรคาร์บอนได้ถูกสร้างขึ้นตั้งแต่เมื่อ 4 พันล้านปีก่อน^{[ 119 ]}

ตะกอนโบราณในกาบองที่มีอายุระหว่างประมาณ 2.15 ถึง 2.08 พันล้านปีก่อน เป็นบันทึกของวิวัฒนาการของออกซิเจนในโลก ความผันผวนของออกซิเจนเหล่านี้น่าจะเกิดจาก การเปลี่ยนแปลง ไอโซโทปคาร์บอน Lomagundi-Jatuli ^{[ 120 ]}

การจัดเรียงทวีป ใหม่อย่างต่อเนื่อง โดยธรณีแปรสัณฐานส่งผลต่อวิวัฒนาการระยะยาวของชั้นบรรยากาศโดยการถ่ายโอนคาร์บอนไดออกไซด์ไปและกลับจาก แหล่งสะสม คาร์บอเนต ขนาดใหญ่ในทวีป ออกซิเจนอิสระไม่มีอยู่ในชั้นบรรยากาศจนกระทั่งประมาณ 2.4 พันล้านปีก่อนในช่วงเหตุการณ์ออกซิเจนครั้งใหญ่^{[ 121 ]}และการปรากฏตัวของมันบ่งชี้ได้จากการสิ้นสุดของการก่อตัวของเหล็กแบบแถบ (ซึ่งบ่งชี้ถึงการหมดไปของสารตั้งต้นที่สามารถทำปฏิกิริยากับออกซิเจนเพื่อสร้าง ตะกอน เหล็ก ) ในช่วงต้นยุคโปรเทโรโซ อิก ^{[ 122 ]}

ก่อนหน้านี้ ออกซิเจนใดๆ ที่ผลิตได้จากการสังเคราะห์แสงของไซยาโนแบคทีเรียจะถูกกำจัดออกไปได้ง่ายโดยการออกซิเดชันของสารรีดิวซ์บนพื้นผิวโลก โดยเฉพาะอย่างยิ่งเหล็กเฟอร์รัสกำมะถันและมีเทนในชั้นบรรยากาศโมเลกุลออกซิเจนอิสระไม่ได้เริ่มสะสมในชั้นบรรยากาศจนกระทั่งอัตราการผลิตออกซิเจนเริ่มเกินปริมาณของสารรีดิวซ์ที่กำจัดออกซิเจน จุดนี้แสดงถึงการเปลี่ยนแปลงจากชั้นบรรยากาศแบบรีดิวซ์ไปเป็นชั้นบรรยากาศแบบออกซิไดซ์^{[ 123 ]} O แสดงความแปรผันที่สำคัญในช่วงยุคโปรเทโรโซอิก รวมถึงช่วงเวลาหนึ่งพันล้านปีของภาวะขาดออกซิเจนจนกระทั่งถึงสภาวะคงที่ที่มากกว่า 15% ในช่วงปลายยุคพรีแคมเบรียน^{[ 124 ]}

การเพิ่มขึ้นของสิ่งมีชีวิตสังเคราะห์แสงยูคาริ โอตที่แข็งแรงกว่า ( สาหร่ายสีเขียวและ สีแดง ) ช่วยเพิ่มปริมาณออกซิเจนในอากาศ โดยเฉพาะอย่างยิ่งหลังจากการสิ้นสุดของ ยุคน้ำแข็ง ไครโอเจเนียนทั่วโลกซึ่งตามมาด้วย เหตุการณ์ การวิวัฒนาการอย่างรวดเร็วในช่วงยุคเอเดียคารันที่รู้จักกันในชื่อการระเบิดของอะวาลอนซึ่งสิ่งมีชีวิตหลายเซลล์ ที่มีโครงสร้างซับซ้อน (รวมถึง ไนดาเรียน พลาโคโซแอนและไบลาเทเรียน ยุคแรก ) ได้แพร่พันธุ์เป็นครั้งแรก ช่วงเวลาต่อมาตั้งแต่ 539 ล้านปีก่อนจนถึงปัจจุบันคือ ยุค ฟาเนโรโซอิกในช่วง แรก ของยุคนี้ ซึ่งก็คือยุคแคมเบรียน สิ่งมีชีวิตหลายเซลล์ ที่เคลื่อนไหวอย่างกระฉับกระเฉงมากขึ้นเริ่มปรากฏขึ้นและมีความหลากหลายอย่างรวดเร็วในเหตุการณ์การวิวัฒนาการอย่างรวดเร็วอีกครั้งที่เรียกว่าการระเบิดของแคมเบรียนซึ่งการเผาผลาญพลังงานในการเคลื่อนที่ได้รับพลังงานจากระดับออกซิเจนที่เพิ่มขึ้น^{[ 125 ]}

ปริมาณออกซิเจนในชั้นบรรยากาศผันผวนตลอด 600 ล้านปีที่ผ่านมา โดยมีปริมาณสูงสุดประมาณ 35% เมื่อราว 280 ล้านปีก่อนในช่วง ยุค คาร์บอนิเฟอรัสซึ่งสูงกว่า 21% ในปัจจุบันอย่างมีนัยสำคัญ^{[ 128 ]}กระบวนการหลักสองอย่างที่ควบคุมการเปลี่ยนแปลงในชั้นบรรยากาศ ได้แก่วิวัฒนาการของพืชและบทบาทที่เพิ่มขึ้นในการตรึงคาร์บอนและการบริโภคออกซิเจนโดยสัตว์ที่เพิ่มจำนวนขึ้นอย่างรวดเร็วรวมถึงพืชสำหรับการหายใจด้วยแสงและความต้องการทางเมตาบอลิซึมของตัวเองในเวลากลางคืน การสลายตัวของไพไรต์และการระเบิดของภูเขาไฟปล่อยกำมะถันสู่ชั้นบรรยากาศ ซึ่งจะทำปฏิกิริยาและลดปริมาณออกซิเจนในชั้นบรรยากาศ^{[ 129 ]}อย่างไรก็ตาม การระเบิดของภูเขาไฟยังปล่อยคาร์บอนไดออกไซด์^{[ 130 ]}ซึ่งสามารถเป็นเชื้อเพลิงสำหรับการสังเคราะห์แสงแบบใช้ออกซิเจนของ พืช บกและพืชน้ำสาเหตุของการเปลี่ยนแปลงปริมาณออกซิเจนในชั้นบรรยากาศยังไม่เป็นที่เข้าใจอย่างแน่ชัด ช่วงเวลาที่มีออกซิเจนในชั้นบรรยากาศมากขึ้นมักเกี่ยวข้องกับการพัฒนาของสัตว์ที่รวดเร็วยิ่งขึ้น^{[ 121 ]}

มลพิษทางอากาศคือการปล่อยสารเคมีอนุภาคหรือสารชีวภาพ ในอากาศ ที่ก่อให้เกิดอันตรายหรือความไม่สบายแก่สิ่งมีชีวิต^{[ 131 ]}การเพิ่มขึ้นของประชากรการพัฒนาอุตสาหกรรมและการใช้ยานยนต์ในสังคมมนุษย์ ได้เพิ่มปริมาณสารมลพิษ ในอากาศ ในชั้นบรรยากาศของโลกอย่างมีนัยสำคัญ ก่อให้เกิดปัญหาที่เห็นได้ชัด เช่นหมอกควัน ฝนกรดและโรคที่เกี่ยวข้องกับมลพิษ การ ลดลงของชั้นโอโซน ในชั้น สตราโตสเฟียร์ซึ่งทำหน้าที่ปกป้องพื้นผิวโลกจากรังสีอัลตราไวโอเลตที่เป็นอันตรายก็เกิดจากมลพิษทางอากาศเช่นกัน โดยส่วนใหญ่เกิดจากคลอโรฟลูออโรคาร์บอนและสารอื่นๆ ที่ทำลายโอโซน^{[ 132 ]}

นับตั้งแต่ปี 1750 กิจกรรมของมนุษย์ โดยเฉพาะอย่างยิ่งหลังการปฏิวัติอุตสาหกรรมได้เพิ่มความเข้มข้นของก๊าซเรือนกระจก ต่างๆ ที่สำคัญที่สุดคือ คาร์บอนไดออกไซด์ มีเทน และไนตรัสออกไซด์การปล่อยก๊าซเรือนกระจกประกอบกับการตัดไม้ทำลายป่าและการทำลายพื้นที่ชุ่มน้ำผ่านการตัดไม้และการพัฒนาที่ดินได้ก่อให้เกิดการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิโลกโดยอุณหภูมิพื้นผิวเฉลี่ยทั่วโลกอยู่ที่...อุณหภูมิสูงขึ้น 1.1 องศาเซลเซียสในช่วงทศวรรษ 2011–2020 เมื่อเทียบกับปี 1850 ^{[ 133 ]} ซึ่งก่อให้เกิดความกังวลเกี่ยวกับ การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศที่เกิดจากฝีมือมนุษย์ซึ่งอาจส่งผลกระทบต่อสิ่งแวดล้อม อย่างมาก เช่นระดับน้ำทะเลสูงขึ้นความเป็นกรดของมหาสมุทรการถอยร่นของธารน้ำแข็ง (ซึ่งคุกคามความมั่นคงทางน้ำ ) เหตุการณ์สภาพอากาศรุนแรงและไฟป่า ที่เพิ่มขึ้น การล่มสลายของระบบนิเวศและการตายของสัตว์ป่าจำนวนมาก^{[ 134 ]}

วิกิมีเดียคอมมอน ส์มีสื่อที่เกี่ยวข้องกับชั้นบรรยากาศของโลก

Wikiquote มีคำคม ที่เกี่ยวข้องกับอากาศ

• บูแคน, อเล็กซานเดอร์ (1878). "บรรยากาศ"  . สารานุกรมบริแทนนิกา . เล่มที่ 3 (ฉบับที่ 9). หน้า  28–36 .
• แผนที่โลกแบบโต้ตอบแสดงสภาพบรรยากาศและพื้นผิวมหาสมุทรในปัจจุบัน