Jordens atmosfære
lag av gasser som omgir planeten Jorden From Wikipedia, the free encyclopedia
lag av gasser som omgir planeten Jorden From Wikipedia, the free encyclopedia
Jordens atomsfære er sammensatt av gasser, vanligvis omtalt som luft, som omgir planeten og holdes på plass av jordens tyngdekraft. Atmosfæren beskytter livet på jorden ved å absorbere ultrafiolett solstråling, varme overflaten gjennom varmelagring, kjent som drivhuseffekt, og å redusere temperaturforskjellen mellom dag og natt (døgntemperaturvariasjon).
De tre store bestanddelene av luften, og dermed i jordens atmosfære, er nitrogen, oksygen og argon. Etter volum inneholder tørr luft rundt 78 % nitrogen, 21 % oksygen, 1 % argon, 0,04 % karbondioksid og små mengder av andre gasser. Luft inneholder også en varierende mengde vanndamp. Luftinnhold og lufttrykk varierer i forskjellige lag, og luft som er egnet for fotosyntesen hos planter og respirasjon hos terrestriske dyr finnes bare i jordens troposfære og i kunstig atmosfære.
Atmosfæren har en samlet masse på om lag 5,15×1018 kg, der tre fjerdedeler av luftmassene befinner seg mellom bakken og cirka 11 km opp. Atmosfæren blir tynnere og tynnere med økende høyde over havet, men det er ingen klar grense mellom atmosfæren og verdensrommet. Flere lag blir definert i atmosfæren basert på deres egenskaper som temperatur og sammensetning. Studiet av jordens atmosfære og dens prosesser kalles atmosfærevitenskap.
Etter volum inneholder tørr luft 78,09 % nitrogen, 20,95 % oksygen,[1] 0,93 % argon, 0,04 % Karbondioksid og små mengder av andre gasser, se tabell lenger ned.
Vanndamp står for omtrent 0,25 % av atmosfærens sammensetning sett i forhold til massen. Konsentrasjonen av vanndamp (som er en viktig drivhusgass) varierer betydelig, fra rundt 10 ppm av volumet i de kaldeste delene av atmosfæren til så mye som 5 % av volumet i varme fuktige luftmasser. Konsentrasjoner av andre atmosfæriske gasser er vanligvis referert til i relasjon til tørr luft (altså uten vanndamp).[2] De resterende gasser er ofte referert til som sporgasser,[3] blant disse er drivhusgasser, først og fremst karbondioksid, metan, lystgass og ozon. Filtrert luft inneholder spormengder av mange andre kjemiske forbindelser. Mange stoffer med naturlig opprinnelse kan være til stede i små mengder, men varierer lokalt og sesongmessing. Dette gjelder aerosoler, støv sammensatt av mineralske og organiske stoffer, pollen og sporer, sjøsprøyt og vulkansk aske. Ulike industrielle miljøgifter kan også være til stede som gasser eller partikler, som for eksempel klor (fritt eller i andre forbindelser), fluorforbindelser og kvikksølvdamp. Svovelforbindelser som for eksempel hydrogensulfid og svoveldioksid (SO2) kan være avledet fra naturlige kilder eller fra industriell forurensing.
Tre fjerdedeler av luftmassene befinner seg mellom bakken og cirka 11 km opp. Atmosfæren blir tynnere og tynnere med økende høyde over havet, men det er ingen klar grense mellom atmosfæren og verdensrommet. Kármánlinjen på en høyde av 100 km, eller 1,57 % av jordas radius, er ofte omtalt som grensen mellom atmosfæren og verdensrommet. Atmosfæriske effekter blir synlige når et romfartøy synker ned i en høyde av rundt 120 km ved retur tilbake til jorden. Flere lag kan identifiseres i atmosfæren basert på egenskaper som temperatur og sammensetning.
Studiet av jordens atmosfære og dens prosesser kalles atmosfærevitenskap. Noen tidlige pionerer innenfor feltet er Léon Teisserenc de Bort og Richard Assmann.[4]
| Gass | Volum(A) | ||
|---|---|---|---|
| Navn | Formelen | i ppmv(B) | i % |
| Nitrogen | N2 | 780 840 | 78,084 |
| Oksygen | O2 | 209 460 | 20,946 |
| Argon | Ar | 9 340 | 0,9340 |
| Karbondioksid | CO2 | 400 | 0,04[6] |
| Neon | Ne | 18,18 | 0,001818 |
| Helium | Han | 5,24 | 0,000524 |
| Metan | CH4 | 1,79 | 0,000179 |
| Ikke inkludert i tørr atmosfære over: | |||
| Vanndamp(C) | H2O | 10-50 000(D) | 0,001%-5%(D) |
| noter: (A) volumfraksjon er lik molefraksjon kun for ideell gass | |||
Generelt synker lufttrykket og tetthet med høyden oppover i atmosfæren. Men temperaturen har en mer komplisert profil enn bare høyde over havet alene, og kan være relativt konstant eller til og med øke med høyden i noen regioner. Fordi det generelle temperatur- og høydeprofilmønsteret er konstant og målbart ved hjelp av måleballonger, er temperaturkarakteristikker en nyttig målemetode for å skille lagene i atmosfæren. På denne måten kan jordens atmosfære deles (kalt atmosfæriske stratifisering) i fem hoveddeler. Unntatt eksosfæren, har atmosfæren fire hovedlag, nemlig troposfæren, stratosfæren, mesosfæren og termosfæren.[7] Fra høyest til lavest er inndelingen av disse lagene:
Eksosfæren er det ytterste laget av jordens atmosfære, det vil si det danner selve grensen for atmosfæren. Den strekker seg fra exobasen, som ligger på toppen av termosfæren i en høyde av cirka 700 km over bakken, til cirka 10 000 km, der den gradvis går inn i området der solvinden virker. Solvinden er for øvrig solens partikkelstråling ut i verdensrommet.
Dette laget er i hovedsak sammensatt av gasser med svært lave tettheter, som hydrogen, helium og flere tyngre molekyler, blant annet nitrogen, oksygen og karbondioksid, men i større konsentrasjon jo nærmere eksobasen. Atomene og molekylene er så langt fra hverandre at de kan bevege seg hundrevis av kilometer uten å kollidere med hverandre. Dermed oppfører ikke eksosfæren seg som en gass og partikler unnslipper stadig ut i verdensrommet. Disse frie partiklene følger ballistiske baner og kan migrere inn og ut av magnetosfæren eller solvinden.
Eksosfæren ligger for langt unna jorden til å være med i noen meteorologiske fenomener. Men aurora borealis (nordlys) og aurora australis (sørlys) oppstår i nedre del av eksosfæren, der dette fenomenet går et stykke inn i termosfæren. De fleste satellitter befinner seg i baner i eksosfæren.
Termosfæren er det nest høyeste laget av jordens atmosfære. Den strekker seg fra mesopausen (som skiller den fra mesosfæren) på en høyde av cirka 80 km opp til termopausen ved en høyde av 500 - 1000 km. Høyden til termopausen varierer på grunn av endringer i solaktiviteten.[8] Fordi termopausen ligger i nedre grense av eksosfæren, er den også referert til som eksobasen. Den nedre delen av termosfæren, fra 80 - 550 km over jordens overflate, inneholder ionosfæren.
Temperaturen i termosfæren øker gradvis med høyden. I motsetning til stratosfæren under, hvor en temperaturinversjon finner sted på grunn av at ozon absorberer stråling, skjer inversjon i termosfæren på grunn av den svært lave tettheten av dens molekyler. Temperaturen i dette laget kan stige så høyt som til 1500 °C, selv om gassmolekylene er så langt fra hverandre at dens temperatur i vanlig forstand ikke er særlig meningsfull. Luften er så tynn at et enkelt molekyl, for eksempel oksygen, beveger seg gjennomsnittlig 1 km for hver kollisjon med andre molekyler.[10] Selv om termosfæren har en høy andel av molekyler med høy energi, ville det ikke føles varmt selv om et menneske skulle komme i direkte kontakt med den, fordi tettheten er for lav til å avgi noe energi av betydning til eller fra huden.
Dette laget er helt skyfritt og fritt for vanndamp. Imidlertid vil fenomener som ikke er av hydrometeorologi natur finne sted, som nordlys og sørlys som av og til forekommer helt ned i termosfæren. Den internasjonale romstasjonen går i en bane i dette laget, mellom 350 og 420 km.
Mesosfæren er det tredje høyeste laget av jordens atmosfære, og opptar området ovenfor stratosfæren og under termosfæren. Den strekker seg fra stratopausen i en høyde av cirka 50 km til mesopausen 80 - 85 km over bakken.
Temperaturen synker med økende høyde opp til mesopause som markerer det høyeste sjiktet av dette midtre laget av atmosfæren. Det er det kaldeste området i jordens atmosfære, og har en gjennomsnittlig temperatur på rundt -85 °C.[11][12]
Like nedenfor mesopausen er luften så kald at selv den svært knappe vanndamp i denne høyden kan være sublimert over til polare mesosfæeriske skyer. Dette er de høyeste skyene i atmosfæren og kan være synlig for det blotte øyet hvis sollys reflekteres mot dem en time eller to etter solnedgang eller tilsvarende lang tid før soloppgang. De er lettest synlige når solen er rundt 4° - 16° under horisonten. Noen typer lyn i den øvre atmosfæren omtalt som ånder og jetter kan opptre langt over nivået for troposfæriske tordenskyer. Mesosfæren er også det laget der de fleste meteorer brenner opp når de treffer jordens atmosfære. Det er for høyt over jorden til at jetfly og værballonger kan nå opp, og for lavt for romskip. Mesosfæren kan i hovedsak nås ved sonderaketter og rakettdrevne fly.
Stratosfæren er det nest laveste laget av jordens atmosfære. Det ligger over troposfæren og er atskilt fra denne av tropopausen. Dette laget strekker seg fra toppen av troposfæren på omtrent 12 km over bakken til stratopausen i en høyde av cirka 50 - 55 km.
Det atmosfæriske trykket i den øverste delen av stratosfæren er omtrent 1/1000 av trykket ved havoverflaten. Stratosfæren inneholder ozonlaget som er den del av jordens atmosfære som inneholder en relativ høy konsentrasjon av denne gassen. Stratosfæren definerer et lag der temperaturen øker med økende høyde over havet. Denne økningen i temperaturen skyldes absorpsjon av ultrafiolett stråling (UV) fra solen som skjer i ozonlaget, noe som begrenser turbulens og blanding. Selv om temperaturen kan være –60 °C ved tropopausen, er temperaturen i toppen av stratosfæren mye høyere, og kan være nær 0 °C.[13]
Den stratosfæriske temperaturprofilen skaper svært stabile atmosfæriske forhold, dermed mangler stratosfæren skytyper som skaper vær, som ellers er utbredt i troposfæren. Følgelig er stratosfæren nesten helt fri for skyer og andre former for vær. Imidlertid kan polare stratosfæriske eller perlemorskyer av og til observeres i nedre del av dette laget av atmosfæren, der luften er kaldest.
Stratosfæren er det høyeste laget som kan nås med jetfly.
Troposfæren er det nederste laget av jordens atmosfære. Den strekker seg fra jordoverflaten til en gjennomsnittlig høyde av rundt 12 km, selv om troposfærens høyde faktisk varierer fra cirka 9 km ved polene til 17 km ved ekvator,[9] men ytterligere variasjon forekommer på grunn av været. Troposfæren er avgrenset over av tropopausen, en grense som de fleste steder kan registreres ved en temperaturinversjon (det vil si et lag med relativt varm luft over et kaldere), og i andre deler av en sone som er isotermisk med høyden.[14][15]
Selv om variasjoner forekommer avtar vanligvis temperaturen med økende høyde over havet i troposfæren fordi den for det meste blir oppvarmet ved energioverføring fra jordens overflate. Dermed er den laveste delen av troposfæren (ved jordoverflaten) vanligvis varmest. Dette gir vertikal blanding av luftmassene (derfor opphavet til navnet fra det greske ordet τρόπος, tropos, som betyr «vending»). Troposfæren inneholder omtrent 80 % av massen til jordens atmosfære.[16] Troposfæren har større tetthet enn alle de overliggende atmosfæriske lagene fordi vekten av de overliggende lagene gir sterk komprimering. Femti prosent av den totale massen til atmosfæren ligger i de lavere delene under 5,6 km av troposfæren.
Nesten all atmosfærisk vanndamp eller fuktighet finnes i troposfæren, dermed er det i dette laget at det meste av jordens vær foregår. Den rommer nesten alle typer av skyer som er forbundet med vær, som skapes av vindsirkulasjon. Svært høye cumulonimbus skyer kan imidlertid trenge gjennom tropopausen ved oppbygging av tordenvær nedenfra, og stige inn i den nedre del av stratosfæren. Det meste av konvensjonell lufttrafikk finner sted i troposfæren, og det er den eneste laget som kan nås med propelldrevne fly.
I tillegg til de fem hovedlagene som i stor grad er bestemt av temperatur, finnes det flere sekundære sjikt som kan være preget av andre egenskaper:
Den gjennomsnittlige temperaturen i atmosfæren på jordens overflate er i noen kilder oppgitt til 14 °C,[20] i andre 15 °C.[21][22][23][24]
Trykk og tetthet halveres for cirka hver femte kilometer opp fra jordoverflaten og til turbopausen. Under turbopausen er blandingsforholdet mellom de forskjellige gasstypene nesten likt. Over turbopausen er det derimot større spalting av molekyler til atomer, og lettere gasstyper overtar gradvis.[19]
Gjennomsnittlig atmosfærisk trykk ved havoverflaten er definert som en standardatmosfære på 101 325 pascal (760,00 Torr; 14,6959 psi; 760,00 mmHg). Dette er noen ganger referert til som én enhet av standard atmosfære (atm). Atmosfærens totale masse er 5,1480×1015 tonn.[25] Dette er omtrent 2,5 % mindre enn det som ville være avledet fra den gjennomsnittlige havoverflatens trykk og jordens overflate på 510 072 000 km2, denne «manglende» delen er luftmasser som blir fortrengt av jordens fjellterreng. Atmosfærisk trykk er forøvrig den totale vekten av luften per arealenhet på det punktet der trykket blir målt. Dermed vil lufttrykket varierer med beliggenhet og vær.
Hvis hele massen av atmosfæren hadde en uniform tetthet, ville den hatt en klart adskilt grense i en høyde av 8,50 km over havet. At den avtar eksponentielt med høyden, slik at tettheten halveres for hver 5,6 km, eller med en faktor på 1/e hver 7,64 km, som er gjennomsnittlig skalahøyde for atmosfæren under 70 km. Men om atmosfæren skal modelleres mer nøyaktig må det tilpasses en ligning for hvert lag, denne må ta hensyn til temperatur, molekylær sammensetning, solstråling og tyngdekraft.
Oppsummert er massen av jordens atmosfære er fordelt omtrent som følger:[26]
Ved sammenligning av toppen av Mount Everest på 8848 m, er kommersielle passasjerfly å finne mellom 10 og 13 km hvor tynn luft gir best drivstofføkonomi, værballonger når opp til rundt 30,4 km og den høyeste flyferden fant sted i 1963 med X-15 som oppnådde en høyde på 108 km.
Selv over kármánlinje kan atmosfæriske effekter som nord- og sørlys fortsatt oppstå. Meteorer begynner å gløde i denne regionen, men de som er av en viss størrelse kan ikke brenne opp før de trenger dypere ned. De ulike lag av jordens ionosfæren er viktig for forplantning av HF-radio, begynner noe under 100 km, og strekker seg noe over 500 km. Til sammenligning holder den internasjonale romstasjonen vanligvis til i en bane på 350 - 400 km, innenfor de F-laget av ionosfæren der den får så lite atmosfæriske luftmotstand at den bare trenger å slå på jetmotoren med flere måneders mellomrom for å korrigere hastigheten. Avhengig av solaktiviteten kan satellitter oppleve merkbar atmosfærisk luftmotstand så høyt som 700 – 800 km.
Delingen av atmosfæren i lag er for det meste utført med referanse til temperaturen og er omtalt ovenfor. Temperaturen synker med høyden over havet, men variasjoner i denne trenden begynner over 11 km, der temperaturen holder seg stabil gjennom en stor vertikal høyde gjennom resten av troposfæren. I stratosfæren som begynner cirka 20 km over havet, øker temperaturen med høyden. Årsaken til denne temperaturøkningen med stigende høyde er oppvarmingen i ozonlaget som skyldes absorpsjon av betydelige mengder ultrafiolett stråling fra solen ved dioksygen og ozongass i dette laget. Enda en region der temperaturen øker med høyden forekommer i termosfæren, der dette skjer i svært store høyder over 90 km, derfor har dette laget fått dette navnet.
Fordi lydens hastighet i en ideell gass med homogen sammensetning bare avhenger av temperatur, og ikke på trykk eller tetthet, vil lydens hastighet i atmosfæren avhenge av høyden med den kompliserte temperaturprofilen vist i illustrasjonen. Hastigheten er som en ser hverken avhengig av høyde eller endringer i tetthet eller trykk.
Tettheten av luft ved havnivå er om lag 1,2 kg/m3. Tetthet er ikke da målt direkte, men beregnet ut fra målinger av temperatur, trykk og luftfuktighet ved anvendelse av ligningen for tilstanden for luft (en form av idealgassloven). Atmosfærisk tetthet reduseres etter hvert som høyden øker. Denne variasjonen kan omtrentlig modelleres ved hjelp av den hydrostatiske ligningen.
Den gjennomsnittlige vekten av atmosfæren er cirka 5 kvadrillioner (5×1015) tonn eller 1/1,200,000 av jordens masse. (Dette er nevnt over?). I henhold til det amerikanske National Center for Atmospheric Research er «den totale gjennomsnittlige massen av atmosfæren er 5,1480×1018 kg med et årlig variasjon på grunn av vanndamp på 1,2 - 1,5×1015 kg, avhengig av om data for overflatetrykk eller vanndamp er brukt, noe som er lavere enn tidligere anslag. Den midlere masse av vanndamp er beregnet til 1,27×1016 kg og massen av tørr luft er 5,1352 ±0,0003×1018 kg».
Solar stråling (sollys) er den energien som jorden mottar fra solen. Jorden avgir også stråling tilbake til verdensrommet, men med lengre bølgelengder enn det menneskelige øye er i stand til å se. Denne typen stråling kalles infrarød stråling. En del av den innkommende og emitterte utstråling absorberes eller reflekteres fra atmosfæren.
I mai 2017 ble et helt spesielt fenomen registrert, da glitrende lys ble observert på himmelen, som fra tindring fra en satellitt i bane langt unna. Imidlertid ble dette funnet til å være reflektert lys fra iskrystaller i atmosfæren.[28][29]
Når lyset passerer gjennom jordens atmosfære, oppstår interaksjon mellom fotoner og atmosfærens atomer slik at lysspredning oppstår. Hvis lyset ikke blir spredt i atmosfæren, kalles det direkte stråling og er det en ser hvis en ser direkte på solen. Indirekte stråling er lys som har vært spredt i atmosfæren. For eksempel på en overskyet dag uten skygge er det ingen direkte stråling som når jordoverflaten, men lyset som tross alt er tilstede skyldes spredning. Et annet eksempel er fenomenet som kalles Rayleigh-spredning der kortere (blå) bølgelengder spres lettere enn lengre (røde) bølgelengder. Dette er grunnene til at himmelen er blå, blåfargen skyldes spredt blått lys. Dette er også grunnen til at solnedganger er røde. Når solen er nær horisonten vil solstrålene passere gjennom mer av atmosfæren enn normalt. Mye av det blå lyset blir spredt ut, men det røde lyset blir da dominerende ved solnedgang.
Utdypende artikkel: Elektromagnetisk absorpsjon
Forskjellige molekyler absorberer forskjellige bølgelengder av elektromagnetisk stråling. For eksempel absorberer oksygen (O2) og ozon (O3) nesten alle bølgelengder kortere enn 300 nanometer. Vann (H2O) absorberer mange bølgelengder over 700 nm. Når et molekyl absorberer et foton så øker energi til det. Dette varmer opp atmosfæren, men atmosfæren avgir også stråling, noe som har en avkjølende effekt.
Det kombinerte absorpsjonsspektret av gasser i atmosfæren har «vinduer» med lav opasitet («ugjennomsiktighet»), slik at bare visse bånd av lys overføres. Det optiske vinduet går fra rundt 300 nm (ultrafiolet-C) opp til det området som det menneskelige øye kan se, altså det synlige spekteret (ofte bare kalt lys), på omtrent 400-700 nm og fortsetter opp til infrarød rundt 1100 nm. Det finnes også et infrarødt vindu og et radiovindu som overfører noe infrarød og radiobølger ved lengre bølgelengder. For eksempel går radiovinduet fra bølger på rundt én centimeter til rundt elleve meter.
Utdypende artikler: Emisjon (fysikk) og Drivhuseffekt
Emisjon er det motsatte av absorpsjon, og skjer når et legeme avgir elektromagnetisk stråling. Legemer har en tendens til å slippe ut kvantiteter og bølgelengder av stråling som avhenger av deres «svart legeme-emisjonskurver». På grunn av dette har legemer med høy temperatur en tendens til å avgi mer stråling med kortere bølgelengde. Kaldere legemer derimot, slipper ut mindre stråling, men med lange bølgelengder. For eksempel har solen en temperatur på cirka 290 K med størst utstråling i nærheten av 500 nm, som er synlig for det menneskelige øyet. Jorden har en temperatur på rundt 290 K (17 °C) og størsteparten av strålingen fra den er i nærheten av 10 000 nm, en bølgelengde langt over det som er synlig for mennesket.
Drivhuseffekten er direkte relatert til effekten med absorpsjon og emisjon. Noen gasser i atmosfæren absorberer og emitterer infrarød stråling, men slipper sollys i det synlige spekteret rett gjennom. Noen eksempler på dette er CO2 og H2O.
Rundt 70 % av sollyset blir absorbert og varmer opp jordoverflaten. Av dette blir rundt 25 % blir absorbert i atmosfæren og 45 % ved bakken. Jorden varmes dermed opp av sollyset og sender ut derfor ut langbølget stråling (varmestråling eller infrarødt lys), noe som kalles terrestrisk stråling. Drivhusgassene i atmosfæren slipper gjennom den kortbølgete strålingen fra sola, men absorberer den langbølgete strålingen fra jorda.[30]
Den langbølgede strålingen fra bakken som absorberes av drivhusgassene fører til oppvarming av atmosfæren. Gassene her vil i neste omgang emitere den opptatte energien som sendes ut som varmestråling, altså langbølget stråling. Halvparten av den absorberte strålingsenergien blir sendt tilbake mot jordoverflaten, noe som kalles atmosfærisk tilbakestråling. Dette er forklaring på den økte temperaturen på jorden, som ville være en helt annen uten atmosfæren.[30]
Et eksempel på at atmosfæren avgir varmestråling (atmosfærisk tilbakestråling) på grunn av sin temperatur, er at jordens overflate kjøles ned raskere på klare netter enn på netter med overskyet himmel. Dette fordi skyer (vann) absorberer og emitterer mye infrarød stråling. Dette er også grunnen til at det blir kaldere om natten i høyereliggende områder.
Brytningsindeksen for luft, det vil si luftens evne til å lede lys, er litt høyere enn 1. Systematiske variasjoner i brytningsindeksen kan føre til avbøying av lys som brer seg over lang optiske avstander. Ett eksempel er at det under visse omstendigheter er mulig å se et skip selv om det rent fysisk er under horisonten. Detter er kjent som luftspeiling og oppstår fordi lyset brytes i samme retning som krumningen av jordens overflate. Brytningsindeksen for luft er avhengig av temperaturen, slik at denne typen fenomener oppstår når temperaturforskjellene er store.
Utdypende artikkel: Atmosfærisk sirkulasjon
Atmosfærisk sirkulasjon er de store bevegelsene av luftmassene i troposfæren, og dette sammen med havsirkulasjon) er de viktigste mekanismene bak fordeling av varmeenergi på jorden.
Det er store variasjoner for den atmosfæriske sirkulasjonen fra år til år, men de grunnleggende mønstrene for sirkulasjonen forblir nokså konstante fordi disse bestemmes av jordens rotasjon og forskjellen i solinnstråling mellom ekvator og polene.
Den første atmosfæren på jorden bestod av gasser fra solsystemets opprinnelse, hovedsakelig hydrogen. Det var trolig tilstedeværelse av enkle hydrider, slike som nå finnes i gasskjemper som Jupiter og Saturn, særlig vanndamp, metan og ammoniakk. Ettersom solsystemet stabiliserte seg forsvant disse gassene, delvis på grunn av solvinden.[31]
Utgassing fra vulkanisme, supplert av gasser produsert i slutten av det tunge bombardement av jorden av store asteroider, fikk den neste atmosfæren til å oppstå. Den besto hovedsakelig av nitrogen og karbondioksid, samt inerte gasser.[31] En stor del av karbondioksidutslippene ble snart oppløst i vann, og bygget opp karbonatavsetninger.
Forskere har funnet vannbaserte sedimenter som oppstod så tidlig som for 3,8 milliarder år siden.[32] For om lag 3,4 milliarder år siden dannet nitrogen store deler av den stabile «andre atmosfæren». Atmosfæren har blitt påvirket av livet på jorden ganske tidlig i historien fordi primitive livsformer dukket opp så tidlig som for 3,5 milliarder år siden.[33] Hvordan jorden på den tiden kunne gi et klima som var varmt nok til at flytende vann og livsformer kunne eksistere, samtidig som solen da den var ung ga ut stråling med 30 % lavere intensitet enn i dag, er et spørsmål kjent som svak-ung-sol-paradokset.
Geologiske registreringer viser imidlertid en kontinuerlig relativt varm overflate i jordens tidlige eksistens, med unntak av en istid for rundt 2,4 milliarder år siden. I slutten av Arkeikum (geologisk tidsskala) begynte det å utvikle seg en atmosfære med oksygen, sannsynligvis på grunn av fotosyntese hos blågrønnalger (oksygenkatastrofen). Disse er blitt funnet som fossiler fra stromatolitter som har eksistert for 2,7 milliarder år siden. Karbondatering tyder sterkt på vilkår lik dagens, og at de grunnleggende funksjonene i karbonkretsløpet ble etablert så tidlig som for 4 milliarder år siden.
Gamle sedimenter i Gabon datert til mellom 2 150 og 2 080 millioner år siden, gir en oversikt over jordens dynamiske oksygenevolusjon. Disse svingningene i oksygennivået ble trolig drevet av lomagundi karbonisotoputflukt.[34]
Den konstant forflytningen av kontinentene, kjent som platetektonikk, påvirker den langsiktige utviklingen av atmosfæren ved å overføre karbondioksid til og fra store kontinentale karbonatlagre. Fritt oksygen eksisterte ikke i atmosfæren før cirka 2,4 milliarder år siden, under oksygenkatastrofen og dets tilstedeværelse er antatt å skje ved utgangen av tiden der bundet jernformasjoner skapes.
Før denne tid ble det produsert noe oksygen ved fotosyntesen, men denne ble konsumert av oksidasjon av reduksjonsmaterialer, spesielt jern. Molekyler av fritt oksygen begynte ikke å hope seg opp i atmosfæren før produksjonen av oksygen begynte å overstige tilgjengelighet av reduksjonsmaterialer som fjernet oksygen. Dette tidspunktet innebærer et skifte fra en reduserende atmosfære til en oksiderende atmosfære. Innholdet av O2 har oppvist store variasjoner inntil det oppnådde en stabil tilstand på noe over 15 % ved slutten av prekambrium.[35] I det følgende tidsrom fra 541 millioner år siden og frem til i dag, kjent som Fanerozoikum Eon, begynte oksygenkrevende livsformer (metazoa) å dukke opp.
Mengden av oksygen i atmosfæren har variert i løpet av de siste 600 millioner år, og nådde en topp på rundt 30 % for rundt 280 millioner år siden, altså betydelig høyere enn dagens nivå på 21 %. De to viktigste prosessene som styrer endringer i atmosfærens oksygeninnhold er: Planter som bruker karbondioksid fra atmosfæren, og slipper ut oksygen. Nedbryting av pyrit og vulkanutbrudd som fører til frigivelse av svovel i atmosfæren, som senere oksiderer og dermed reduserer mengden av oksygen i atmosfæren. Imidlertid vil vulkanutbrudd også frigjøre karbondioksid, som planter i neste omgang kan konvertere til oksygen. De eksakte årsakene til variasjonen i mengden av oksygen i atmosfæren er ikke kjent. Perioder med mye oksygen i atmosfæren er forbundet med rask utvikling av dyr. Dagens nivå på 21 % oksygen er høyt nok for rask utvikling av dyr.[36]
Den vitenskapelige konsensus er at de menneskeskapte klimagassene som for tiden akkumuleres i atmosfæren er den viktigste årsaken til global oppvarming.[37]
Utdypende artikkel: Luftforurensning
Luftforurensning er innføring av kjemikalier, svevestøv eller biologisk materiale i atmosfæren som kan forårsake skade eller ubehag for organismer. Nedbryting av stratosfærisk ozon er forårsaket av luftforurensning, hovedsakelig fra klorofluorokarboner og andre stoffer som skader ozonlaget.[38]
19. oktober 2015 opprettet NASA et nettsted som viser daglige bilder av jordens dagside.[39]. Bildene er tatt fra Deep Space Climate Observatory (DSCOVR) og viser jorden mens den roterer i løpet av en dag.[40]
