Les atmosphères planétaires dépendent fondamentalement de leur inventaire géochimique, de leur température et de la capacité de leur champ gravitationnel à retenir les gaz. Dans le cas de la Terre et des autres planètes internes, le dégazage précoce a libéré principalement du dioxyde de carbone et de la vapeur d’eau. Le placage secondaire des comètes et des météorites a ajouté d’autres substances volatiles. La photodissociation a provoqué des changements secondaires, notamment la production de traces d’oxygène à partir de l’eau. La gravité de la Terre ne peut retenir les gaz légers, y compris l’hydrogène, mais retient l’oxygène. La vapeur d’eau ne passe généralement pas le piège froid de la stratopause. Au cours de l’Archéen, l’évolution précoce de la vie, probablement dans les cheminées hydrothermales, et le développement ultérieur de la photosynthèse dans les eaux de surface, ont produit de l’oxygène, à 3500 Ma ou même avant, devenant un composant significatif de l’atmosphère à partir d’environ 2000 Ma. Par la suite, les formations de fer en bande sont devenues rares, et le fer s’est déposé dans des lits rouges oxydés. Les niveaux atmosphériques de dioxyde de carbone et d’oxygène ont varié au cours du Phanérozoïque : des changements majeurs ont pu provoquer des extinctions, notamment au Permien/Trias. Le déclin de l’effet de serre dû à la diminution à long terme du dioxyde de carbone a largement compensé l’augmentation de la luminosité solaire, et les changements des niveaux de dioxyde de carbone sont fortement liés aux cycles de glaciation.