以体积计，地球大气含氮分子（N2）78.08%，氧分子（O2）20.95%，氩气（Ar）0.93%，其余都是微量，其中最多的是二氧化碳 （CO2），也只有0.04%。不包括在以上成分中的水汽在大气中存量的变化很大，可以是0.001% ～5%。但是一些微量气体和水汽对大气动力与环境有极大的影响。

地球海面的平均气压是101.325 kPa。大气密度随高度增加而下降，约每5.9公里会掉一半，所以在11公里的高度（通常飞机的巡航高度），空气密度已跌至海面的27%左右。

大气依其平均温度垂直梯度（即温度随高度变化的比率，vertical gradient）改变而分为几层，最底层称为“对流层”（troposphere），温度随高度增加而急速下降，每公里约6.5℃，下热上冷使气体接近不稳定的状态（有如水煲中底下受热的水）；空气的运动除了较平稳的风之外，还会产生急速变动的湍流，是地球天气活跃的主场（包括季候风、台风、雨、雪、云、雾等）。有些地方（尤其热带地区）会产生强烈对流（convection），表现为雷暴（thunder storm）。对流层的底部受地表特性如地形、植被、建筑物、昼夜温度变化等影响，特别容易产生湍流，称为“行星边界层”（planetary boundary layer），厚度在数百米至2公里。对流层的上界称为“对流顶层”（tropopause），在此平均温度垂直梯度接近零，在热带的平均高度是17公里，在极区则只有9公里，全球平均是13公里。对流层包含了大气总质量的75%；水汽（water vapor）、气溶胶（aerosol）总量的99%。

地球的天气变化是太阳照射以及地面影响的结果。全球尺度的空气流动称为“大气环流”，加上了海洋的环流，是均匀化太阳所提供能量的主要机制。热能从赤道传至极区，减低两者间的温差（在地球上的极端温差在160℃以内；在没有大气和海洋的月球，极端温差可达260℃）。

图8.5　地球大气分层

地球大气层的温度随其高度变化很大。大气依其平均温度垂直梯度的改变而可分为几层，包括：“对流层”、“平流层”、“中间层”、“热层”和“外逸层”。

对流层中的大尺度空气运动以纬向风（zonal wind，沿纬度线由西往东吹）最为明显。而经向（meridional，南北方向）与垂直向（vertical）的平均流动在南北半球各形成三圈环流：即在热带上升、中纬度下降的“哈德利环流”（Hadley cell），高纬度上升中纬度下降的“费雷尔环流”（Ferrel cell）和在两极下降、高纬度上升的“极区环流”（Polar cell ）。这些环流的范围和边界随着季节而循环迁移，加上海陆热力差异的影响而形成了在东亚地区特别强盛的季候风系统。季候风风向的季节性改变影响着水汽的传输，云雨、涝旱等天气现象也随着变化，因此对农业生产有极大影响。(www.daowen.com)

对流层以上的温度随高度上升，直至约50公里的高度，平均值从对流顶层的-56℃升至-3℃，上热下冷，形成非常稳定的逆温层（temperature reversal layer），空气运动主要限于水平方向，称为“平流层”（stratosphere）。平流层的水平风速可以很大，如南极旋涡（south polar vortex）的风速可以维持每小时220公里。只有特别强烈的动能现象如火山喷发柱和超级雷暴顶层过冲（overshooting）能够局部和短时间内使空气从对流层穿入平流层。进入平流层的空气要经过温度极低的对流层顶，上升气流会被冷冻而除去水分，因此平流层非常干燥。平流层是太阳辐射、化学、动力等过程强烈相互作用的地方，气体成分的混合在水平方向远快于垂直方向，整体运动是由赤道区上升至极区下降的缓慢单圈环流（每半球） ，起着传输臭氧的作用。

平流层的升温来自臭氧（O3）对太阳紫外线的吸收。首先，氧分子（O2）吸收了UV-C光（波长短于280纳米的紫外线）而均裂（homolysis），产生的自由基与氧分子合成了臭氧（O3）。跟着是一个光能变热能的循环转换过程，O3的光解比氧分子更快（由于它只需能量较低的紫外线，光子较多）。O3光分裂（photolysis）成氧原子（O）与氧分子（O2），O又与大气中的O2再合成O3，从而释放出热能，使平流层受热。臭氧的分布相当不均匀，一般是近赤道较少而高纬度较多（除了南极上的臭氧洞），90%以上的O3在对流层顶之上，集中在20～30公里高度区，最高平均浓度区在23公里。

最令人瞩目的臭氧变化是南极区每年8～11月出现的臭氧洞（ozone hole），从20世纪80年代至90年代中期，臭氧洞面积急速上升，其中臭氧的柱密度（column density）下跌两倍多。臭氧耗竭是由制冷剂、溶剂、推进剂和泡沫塑料（氯氟烃CFC 、HCFC 等）所引起，这些人工化学品是把臭氧分解为氧分子（O2）的催化剂。臭氧是阻挡太阳紫外线UV-B（波长280～315纳米）与UV-C（波长100～280纳米）传到地面的主要屏障，这些高频辐射可以导致晒斑、白内障、皮肤癌，甚至伤害动植物。臭氧洞引起了全世界的关注，1987年的《蒙特利尔国际议定书》（Montreal Protocol）把氯氟烃（CFCs）、氢氯氟烃（HCFCs）列为禁制品，2018年又把氢氟碳化合物（HFCs）加入了禁制列。自1989年禁制实施以来，臭氧水平在20世纪90年代中期趋于稳定，但要回复到1980年前的水平估计需要等到2075年以后。

平流层顶以上是中间层（mesosphere）。由于二氧化碳的辐射冷却（radiative cooling）加强，平流层顶以上温度又再下跌，直至在80～90公里高的中间层顶（mesopause），温度最低可至-140℃，是地球大气层中最冷的地方。由微小水冰形成的夜光云在76～85公里出现，其出现频率在近年渐有增加，有学者认为可能与气候变化有关。中间层的主要动力特征包括强劲的纬向风，最为明显的是大气潮汐（atmospheric tide），由太阳加热大气所引起，月球引力造成的效应相对甚小，此外还有重力波（gravity wave）、行星波（planetary wave）等的效应。波动主要在对流层激发，上传至低密度的中间层而致波幅增大。上传的重力波振幅可以达到不稳定程度而耗散，把动量注入周围的空气，在中间层驱动全球尺度的环流。

平流层和中间层合称“中层大气”，其顶部接近湍流层顶（turbopause，高度约100公里）。在湍流层顶之下，湍流混合足以把气态中有较长停留时间的成分均匀混合，使混合比例不随高度而变化，故称“均匀大气”。湍流层顶以上称为“非均匀层”，在此气体的混合依靠分子扩散而很慢，大气中的气体成分随高度而变化。中间层顶也是热层（thermosphere）的开始，由于对太阳高能辐射的吸收，温度随高度增加快速上升，至200～300公里而趋于均匀，温度随太阳的照射情况和活动大幅变动；日夜温差约200℃，太阳活期与静止期温差约500℃，温度范围在500～2000℃。

热层高度达500～1000公里，此处虽算是地球大气的一部分，但空气密度已极低。通常在100公里以上已被看成进入了太空，在160公里以上，气体的密度太低、相互作用太少，连声音也传不了。国际空间站的飞行高度是330～450公里，其实也在热层中间。热层的温度虽然甚高，但在此处的观察者或物体会感觉冷，因为此处的气体粒子已经太少，不足以传热。在这里的普通温度计的读数在不受阳光照射下会远低于0℃，因为辐射散失的热会比分子传入的热多。

热层顶（thermopause）以上是外逸层，此处的分子虽仍受地心引力所束缚，但其低密度导致相互间难以碰撞而算不上是连续的流体，与行星际空间（interplanetary space ）相接，没有清楚的边界。