物体は、その表面の温度によって、エネルギーレベルや波長の長さが異なる電磁波を出しています。高温の太陽からは、主に紫外線や可視光線、波長が４μｍより短い赤外線が放射されています（短波放射や太陽放射）。一方、冷たい地球からは、４μｍより波長の長い赤外線が放射されています。長波放射や地球放射は、地球の表面や大気から出る放射線です。４μｍでは、長波放射と短波放射の波長はあまり近づきません。
サムネイル|599x599ピクセル|地球のエネルギー収支
太陽定数とは、太陽からの放射が地球の大気圏上部に到達する量です。この量は約１３７０ワット平方メートルです。地球に降り注ぐ太陽放射のうち、大気は約３０％反射し、大気と雲は約２０％、地表は約５０％取り込むと考えられています。アルベドとは、地表に当たる光の量と反射する光の量の比（反射率）で表します。地球全体の平均的なアルベドは０．３０ですが、地表によって差があります。海や森林はアルベドが低く、雪原や雲はアルベドが高くなっています。
波長０．３マイクロメートル以下の紫外線は、熱圏では酸素に、成層圏ではオゾンにほとんど吸収されます。対流圏下部では、水蒸気と二酸化炭素が主に赤外光の一部を取り込んでいます。一方、可視光線の一部は大気や雲で反射・散乱して大気圏外に送り返されますが、残りの大部分は大気に吸収されずに地表へ届きます。
地表から届く波長８〜１３マイクロメートルの赤外線は、大気圏下層に含まれるガスに吸収されます。このガスには、水蒸気、二酸化炭素、メタンなどが含まれます。また、赤外線は大気からも放出され、大気は赤外線を吸収するため地表を暖めます。この放射の約３分の２は地表に戻り、地表を温めます。つまり、大気は可視光線を中心とした波長の短い太陽放射は通し、赤外線を中心とした波長の長い地球放射は吸収しています。これを大気の温室効果といい、その原因となる気体を温室効果ガスと呼びます。
地球の赤外線のうち、波長８〜１３マイクロメートルの部分は、大気が吸収せず、ほぼ全部が宇宙へ抜けるため大気の窓と呼ばれています。大気の影響を受けにくい大気の窓の波長帯の赤外線は、人工衛星で地表を見るために利用されています。
１平方メートルあたり平均０．３５キロワット平方メートルの太陽放射が地球全体に届いています。しかし、入射量は低緯度では多く、高緯度では減っています。これは、太陽の南中高度が低緯度では高く、高緯度では低いからです。
一日中太陽が沈まない夏の極域（白夜）では、１日平均の入射量が最も高くなります。一日中太陽が昇らない冬の極域では、１日平均の入射量は０です（極夜）。しかし、平均すると赤道では入射量が多く、高緯度では入射量が少なめです。地球の海はすぐに熱くなったり冷たくなったりしないので、季節による入射放射量の変化で地表付近の温度変化がかなり緩やかになります。そのため、一年を通して低緯度の地表付近の温度は高く、極域の温度は低く保たれています。
地球のエネルギー収支が均衡しているといっても、ある場所が受ける日射量と、その場所が出す地球放射量が均衡しているわけではありません。地球が太陽から取り入れる放射量の変化に比べて、地球が送り出す放射量の変化は僅かです。これは、太陽からの熱量が多い低緯度の方が、少ない高緯度よりも高温なので、高温の低緯度から低温の高緯度へ熱が流れるからです。
低緯度から高緯度への熱の移動は、大きく分けて、大気中、大気中の水蒸気、海水の３つの経路で行われます。大気による移動、大気に含まれる水蒸気による移動、海水に含まれる水蒸気による移動です。大気中の水蒸気は、蒸発する時に潜熱を取り込み、凝縮する時に潜熱を出します。熱を移動させるものの一つです。全体として、北半球では北に、南半球では南に熱が移動し、緯度３８０付近で最も北に熱が移動します。そこでは、太陽の光を取り込むと同時に、地球の光を送り出しています。この３つの熱の動き方が、天気や気候にも大きな影響を与えています。気温の変化は大気中の熱の移動によって起こり、雨や雪は水蒸気中の潜熱の移動によって起こります。海の中では、海流が熱を動かしています。イギリスやノルウェーなどヨーロッパ北部の冬の気候が、サハリンやシベリアなど同じ緯度の他の地域よりもずっと穏やかなのは、ヨーロッパの北西海岸に沿って流れる暖流の影響もあります。