Dado que la atmósfera consiste mayoritariamente de gases transparentes (nitrógeno, oxígeno y argón), la baja atmósfera se calienta esencialmente por el contacto con la superficie (calentada por el sol). La transparencia del aire es consecuencia de su composición por moléculas diatómicas simétricas (nitrógeno, oxígeno) o átomos individuales (argón), que no tienen momento dipolar.
El vapor de agua que sí tiene momento dipolar (y consecuentemente absorbe fuertemente en el infrarrojo) existe en gran concentración sólo en zonas calientes a bajas alturas. Por eso, para entender los rasgos principales, alcanza asumir una atmósfera seca (y otras aproximaciones).
El aire calentado por la superficie tiende a subir (por su flotabilidad). Como la presión desciende con la altura (según la fórmula barométrica, en forma exponencial), el aire que sube se expande. Al expanderse, el aire se enfría (expansión adiabática).
En consecuencia, la temperatura de la baja atmósfera (tropósfera) decrece uniformemente con la altura (típicamente unos siete grados por kilómetro). Si el perfil de temperatura fuera exactamente adiabático, el intercambio vertical de aire (por causa térmica) llegaría a su fin, porque a cada altura la densidad ambiental sería igual a la del aire llegado de otras alturas, o sea, flotabilidad neutra.
Con estos argumentos, la temperatura debería bajar en toda la atmósfera. Sin embargo, la capa de ozono a 25 km representa una segunda fuente de calor, por absorber el ultravioleta solar. Este ingreso de calor detiene la caída de temperatura con la altura. Por eso, la temperatura asume un mínimo que define el borde superior de la tropósfera (tropopausa) a partir de donde crece con la altura.
Este gradiente de temperatura positivo impide el intercambio vertical del aire (la "convección"). Esta zona atmosférica fue llamada estratosfera por estar supuestamente estratificada - justamente porque el aire que se desvía verticalmente tiene que volver a la altura exacta de donde partió. Por encima de la capa de ozono, la ausencia de ingreso de calor hace que la subida de temperatura con la altura se reduzca. Por eso, después de alcanzar un máximo (a aproximadamente 50 km), la temperatura vuelve a decrecer. Este máximo se denomina estratopausa ("donde termina la estratosfera").
En la siguiente zona, la mesosfera (por estar intermedia entre la estratosfera y lo que viene más arriba), la temperatura decrece no solamente por el efecto adiabático, sino también por el enfriamiento debido al escape de radiación infrarroja emitida por moléculas con momento dipolar como el dióxido de carbono.
Una nueva fuente de calor consiste en la absorción del ultravioleta solar más lejano debido a la fotodisociación de las moléculas de oxígeno. Similar al argumento de la capa de ozono, esto conduce a la formación de la mesopausa y la gran subida de la temperatura en la termosfera. Como la fotodisociación convierte el oxígeno molecular en átomos de oxígeno, la composición atmosférica cambia en la termosfera, haciéndose cada vez más abundante el oxígeno atómico, que termina siendo el constituyente principal, en la alta termosfera.
La mesopausa es la parte más fría de la atmósfera. Su altura varía con la época del año, encontrándose cerca de 85 km en verano, y de 100 km, en invierno. Esta variación se debe a la combinación de efectos dinámicos cuya interacción todavía no se entiende en todos los detalles. También la propagación de ondas atmosféricas de gran amplitud, con períodos de 12 y 24 horas (marea semidiurna y diurna) modifican el perfil de temperatura y la altura de la mesopausa. Hoy en día se denomina la zona entre 80 y 100 km como "región de la mesopausa", o región MLT (Mesosphere and Lower Thermosphere).
Dada la baja densidad de la termosfera y su baja conductividad térmica, las temperaturas elevadas por el calentamiento directo del sol alcanzan muy altos valores (entre 500 y 1500 K, según la fase del ciclo solar que determina la intensidad del ultravioleta lejano). Por falta de un mecanismo de enfriamiento eficiente, la temperatura no vuelve a caer en mayores alturas, sino asume un valor constante, en la zona también llamada exosfera.
Conviene destacar que sólo en bajas alturas, donde la densidad del aire es alta, la temperatura atmosférica tiene el significado práctico de algo que se puede comunicar a otro cuerpo (como un termómetro), después de un tiempo razonablemente corto (ver también termometría). Pero ni siquiera a nivel de la superficie, eso es estrictamente así: si no se protege el termómetro del sol directo (u otras fuentes de calor), eso no va a llegar a un equilibrio con la temperatura ambiente. Por encima de 60 km, ya es directamente imposible medir la temperatura por contacto con un sensor físico (o desde ya, sentirla "con la mano"), porque la constante de tiempo es prácticamente infinita, y otros factores impactan mucho mas sobre la temperatura del sensor, que el aire tenue.
La antigua clasificación de la alta atmósfera según la presencia de iones y electrones libres sigue en uso para estudios ionosféricos. Se distingue la capa D (aproximadamente en la mesosfera, pero ausente durante la noche), la capa E (a aproximadamente 100 km) y la capa F en la termosfera alta (separada en F1 y F2, entre 150 y 300 km, según el perfil de concentración electrónica). Sin embargo, la antigua distinción entre "atmósfera" e "ionosfera" como si fueran dos cosas aparte, pertenece al pasado, cuando el aspecto más fácilmente observado de la alta atmósfera fue la parte ionizada (especialmente los electrones libres), por su fuerte impacto sobre la absorción y reflexión de ondas de radio, mientras la parte mayoritaria (la alta atmósfera neutra) no fue accesible a la investigación directa.
