Изменчивость содержания водяного пара в тропосфере определяется взаимодействием процессов испарения, конденсации и горизонтального переноса. В результате конденсации водяного пара образуются облака и выпадают осадки атмосферные в виде дождя, града и снега. Процессы фазовых переходов воды протекают преимущественно в тропосфере. Именно поэтому облака в стратосфере (на высотах 20—30 км) и мезосфере (вблизи мезопаузы), получившие название перламутровых и серебристых, наблюдаются сравнительно редко, тогда как тропосферные облака обычно закрывают около 50% всей земной поверхности.

  Влияние на атмосферные процессы, особенно на тепловой режим стратосферы, оказывает озон. Он в основном сосредоточен в стратосфере, где вызывает поглощение ультрафиолетовой солнечной радиации, являющееся главным фактором нагревания воздуха в стратосфере. Средние месячные значения общего содержания озона изменяются в зависимости от широты и времени года в пределах 0,23—0,52 см (такова толщина слоя озона при наземных давлении и температуре). Наблюдается увеличение содержания озона от экватора к полюсу и годовой ход с минимумом осенью и максимумом весной.

  Существенная переменная компонента А. — углекислый газ, изменчивость содержания которого связана с жизнедеятельностью растений (процессами фотосинтеза), индустриальными загрязнениями и растворимостью в морской воде (газообменом между океаном и А.). Обычно изменения содержания углекислого газа невелики, но иногда могут достигать заметных значений. Последние десятилетия наблюдается рост содержания углекислого газа, обусловленный индустриальным загрязнением, что может иметь влияние на климат вследствие создаваемого углекислым газом парникового эффекта. Предполагается, что в среднем концентрация углекислого газа остаётся неизменной во всей толще гомосферы. Выше 100 км начинается его диссоциация под влиянием ультрафиолетовой солнечной радиации с длинами волн короче 1690

  Одна из наиболее оптически активных компонент — атмосферная аэрозоль — взвешенные в воздухе частицы размером от нескольких нм до нескольких десятков мкм, образующиеся при конденсации водяного пара и попадающие в А. с земной поверхности в результате индустриальных загрязнений, вулканических извержений, а также из космоса. Аэрозоль наблюдается как в тропосфере, так и в верхних слоях А. Концентрация аэрозоля быстро убывает с высотой, но на этот ход налагаются многочисленные вторичные максимумы, связанные с существованием аэрозольных слоев.

  Верхние слои атмосферы. Выше 20—30 км молекулы А. в результате диссоциации в той или иной степени распадаются на атомы и в А. появляются свободные атомы и новые более сложные молекулы. Несколько выше становятся существенными ионизационные процессы.

  Наиболее неустойчива область гетеросферы, где процессы ионизации и диссоциации порождают многочисленные фотохимические реакции, определяющие изменение состава воздуха с высотой. Здесь происходит также и гравитационное разделение газов, выражающееся в постепенном обогащении А. более лёгкими газами по мере увеличения высоты. По данным ракетных измерений, гравитационное разделение нейтральных газов — аргона и азота — наблюдается выше 105—110 км. Основные компоненты А. в слое 100—210 км — молекулярный азот, молекулярный кислород и атомарный кислород (концентрация последнего на уровне 210 км достигает 77 ± 20% от концентрации молекулярного азота).

  Верхняя часть термосферы состоит главным образом из атомарного кислорода и азота. На высоте 500 км молекулярный кислород практически отсутствует, но молекулярный азот, относительная концентрация которого сильно уменьшается, всё ещё доминирует над атомарным.

  В термосфере важную роль играют приливные движения (см. Приливы и отливы), гравитационные волны, фотохимические процессы, увеличение длины свободного пробега частиц, а также другие факторы. Результаты наблюдений торможения спутников на высотах 200—700 км привели к выводу о наличии взаимосвязи между плотностью, температурой и солнечной активностью, с которой связано существование суточного, полугодового и годового хода структурных параметров. Возможно, что суточные вариации в значительной степени обусловлены атмосферными приливами. В периоды солнечных вспышек температура на высоте 200 км в низких широтах может достигать 1700—1900°C.

  Выше 600 км преобладающей компонентой становится гелий, а ещё выше, на высотах 2—20 тыс. км, простирается водородная корона Земли. На этих высотах Земля окружена оболочкой из заряженных частиц, температура которых достигает нескольких десятков тысяч градусов. Здесь располагаются внутренний и внешний радиационные пояса Земли. Внутренний пояс, заполненный главным образом протонами с энергией в сотни Мэв, ограничен высотами 500—1600 км на широтах от экватора до 35—40°. Внешний пояс состоит из электронов с энергиями порядка сотен кэв. За внешним поясом существует «самый внешний пояс», в котором концентрация и потоки электронов значительно выше. Вторжение солнечного корпускулярного излучения (солнечного ветра) в верхние слои А. порождает полярные сияния. Под влиянием этой бомбардировки верхней А. электронами и протонами солнечной короны возбуждается также собственное свечение атмосферы, которое раньше называлось свечением ночного неба. При взаимодействии солнечного ветра с магнитным полем Земли создаётся зона, получившая назв. магнитосферы Земли, куда не проникают потоки солнечной плазмы.

  Для верхних слоев А. характерно существование сильных ветров, скорость которых достигает 100—200 м/сек. Скорость и направление ветра в пределах тропосферы, мезосферы и нижней термосферы обладают большой пространственно-временной изменчивостью. Хотя масса верхних слоев А. незначительна по сравнению с массой нижних слоев и энергия атмосферных процессов в высоких слоях сравнительно невелика, по-видимому, существует некоторое влияние высоких слоев А. на погоду и климат в тропосфере.

  Радиационный, тепловой и водный балансы А. Практически единственным источником энергии для всех физических процессов, развивающихся в А., является солнечная радиация. Главная особенность радиационного режима А. — т. н. парниковый эффект: А. слабо поглощает коротковолновую солнечную радиацию (большая её часть достигает земной поверхности), но задерживает длинноволновое (целиком инфракрасное) тепловое излучение земной поверхности, что значительно уменьшает теплоотдачу Земли в космическое пространство и повышает её температуру.

  Приходящая в А. солнечная радиация частично поглощается в А. главным образом водяным паром, углекислым газом, озоном и аэрозолями и рассеивается на частицах аэрозоля и на флуктуациях плотности А. Вследствие рассеяния лучистой энергии Солнца в А. наблюдается не только прямая солнечная, но и рассеянная радиация, в совокупности они составляют суммарную радиацию. Достигая земной поверхности, суммарная радиация частично отражается от неё. Величина отражённой радиации определяется отражательной способностью подстилающей поверхности, т. н. альбедо. За счёт поглощённой радиации земная поверхность нагревается и становится источником собственного длинноволнового излучения, направленного к А. В свою очередь, А. также излучает длинноволновую радиацию, направленную к земной поверхности (т. н. противоизлучение А.) ив мировое пространство (т. н. уходящее излучение). Рациональный теплообмен между земной поверхностью и А. определяется эффективным излучением — разностью между собственным излучением поверхности Земли и поглощённым ею противоизлучением А. Разность между коротковолновой радиацией, поглощённой земной поверхностью, и эффективным излучением называется радиационным балансом.