太阳向宇宙空间发射电磁波和粒子流传递能量。太阳辐射是地球表层能量的主要来源。但地球所接受到的太阳辐射能量，仅为太阳向宇宙空间放射的总辐射能量的二十二亿分之一。在我国法定计量单位中，辐射能的单位是J或MJ。表征到达地球大气层顶部的太阳幅射量的数值，定义为地球位于日地平均距离处，地球大气层上界垂直于太阳辐射束平面的单位面积（1m2）、单位时间（1s，1W=1J/s）内，所接收到的太阳辐射的全谱总能量，其值为1367W/m2。这是1981年10月世界气象组织（WMO）通过的最新数值。
1.太阳辐射光谱 太阳发射的电磁幅射在大气上界随波长的分布，称为太阳光谱。太阳光谱的范围几乎涵盖了整个电磁波谱。电磁波用波长、频率来表征。地球大气上界的太阳辐射光谱的99%以上波长在0.15～4.0μm。分布情况大致如下：
1）50%的太阳辐射能量在可见光谱区，波长为0.4～0.76μm。
2）43%在红外线光谱区（﹥0.76μm）。
3）7%在紫外线光谱区，波长为0.76μm。
4）最大能量在波长0.475μm处。
由于太阳辐射波长较地面和大气辐射波长（约3～120μm）小得多，即集中于短波波段（0.22～1μm），所以通常又称太阳辐射为短波辐射，称地面和大气辐射为长波辐射。
2.辐射类别 太阳活动和日地距离的变化等，会引起地球大气上界太阳辐射能量的变化。太阳辐射通过大气，一部分到达地面，称为直接太阳辐射；另一部分为大气的分子、大气中的微尘、水气等吸收、散射和反射。被散射的太阳辐射一部分返回宇宙空间，另一部分到达地面。到达地面的这部分称为散射太阳辐射。到达地面的散射太阳辐射和直接太阳辐射之和，称为总辐射。
3.辐射量 太阳辐射通过大气后，其强度和光谱能量分布都发生变化。到达地面的太阳辐射能量比大气上界小得多，在太阳光谱上能量分布在紫外线光谱区几乎绝迹，在可见光谱区减少至40%，而在红外线光谱区增至60%。在地球大气上界，北半球夏至时，日辐射总量最大，从极地到赤道分布比较均匀；冬至时，北半球日辐射总量最小，极圈内为零，南北差异最大。南半球情况相反。春分和秋分时，日辐射总量的分布与纬度的余弦成正比。南、北回归线之间的地区，一年内日辐射总量有两次最大，年变化小。纬度越高，日辐射总量变化越大。到达地表的全球年辐射总量的分布基本上成带状，只有在低纬度地区受到破坏。在赤道地区，由于多云，年辐射总量不是最高。在南北半球的副热带高压带，特别是在大陆荒漠地区，年辐射总量较大，最大值在非洲东北部。辐射量变化原因有地球的天文位置、大气吸收等。(www.xing528.com)
（1）地球的天文位置。太阳辐射在大气上界的分布是由地球的天文位置决定的，称此为天文辐射。由天文辐射决定的气候称为天文气候。天文气候反映了全球气候的空间分布和时间变化的基本轮廓。太阳辐射随季节变化呈现有规律的变化，形成了四季。除太阳本身的变化外，天文辐射能量主要决定于日地距离、太阳高度角和昼长。
地球绕太阳公转的轨道为椭圆形，太阳位于两个焦点中的一个焦点上。因此，日地距离时刻在变化。每年1月2日至5日经过近日点，7月3日至4日经过远日点。地球上接受到的太阳辐射的强弱与日地距离的二次方成反比。太阳光线与地平面的夹角称为太阳高度角，它有日变化和年变化。太阳高度角大则太阳辐射强。白昼长度指从日出到日落之间的时间长度。赤道上四季白昼长度均为12h，赤道以外昼长四季有变化，23.5°纬度的春、秋分日昼长12h，夏至和冬至日昼长分别为14h51min和9h09min，到纬度66°33′出现极昼和极夜现象。南北半球的冬夏季节时间正好相反。
天文辐射的时空变化特点是：①全年以赤道获得的辐射最多，极地最少。这种热量不均匀分布，必然导致地表各纬度的气温产生差异，在地球表面出现热带、温带和寒带气候；②天文辐射夏季大冬季小，它导致夏季温高冬季温低。对太阳辐射的削弱作用还包括大气对太阳辐射的吸收、散射和反射。散射是太阳电磁波与大气中物质（气、液、固）内的电子发生相互作用，电磁波的电场使大气中物质中的电子受到加速。这些加速的电子沿不同方向也幅射出电磁波，使原太阳电磁波有所减弱，其减少的能量分布到其他方向上去了。散射与吸收不同，它不会把辐射能转变为粒子热运动的动能，而仅仅改变辐射的方向，使直射光变为漫射光。地球外面包裹着的空气是由很多的微粒组成。其中99%是氮气和氧气，其余则是别的气体（如二氧化碳、惰性气体等）、小水滴，以及来源于工厂的粉尘、风中的扬沙、火山爆发的岩灰等漂浮微粒。但是空气的成分并不是固定的，这依赖于所在的位置、天气和其他的不固定因素（如森林、海洋及火山爆发和污染的严重与否）。光是能量以电磁波传播的一种方式，在真空中的传播速度为30万km/s。光和其他波（比如声波）的区别，是它具有波粒二象性。这是因为光是由一种无质量的粒子———光子组成，所以光不但具有波的特性，还有粒子的特性。光传递能量的大小与光的频率成正比，而光的频率正好决定其颜色。人的眼睛只能看到其中特定频率范围内的光，称之为可见光。频率过高（紫外线）和过低（红外线）的光线，人的眼睛都看不见。对于太阳光，牛顿首先用三棱镜发现其中包含着赤、橙、黄、绿、蓝、靛和紫七种颜色。在七种不同的光中，红光波长最长（频率最低），紫光波长最短（频率最高）。人的肉眼所看到的是它们的混合结果。除非有外界干扰，光都是以直线传播的。当光在空气中传播时，不可避免要遇到空气中的气体分子和其他微粒。这些微粒对光有吸收、反射和散射等物理作用。正是这些物理作用，使得晴日里天空成为蔚蓝色。正确解释天空为什么是蓝色始于1859年。科学家泰多尔首先发现蓝光要比红光散射强得多，这就是“泰多尔效应”。几年之后，科学家瑞利更详细地研究了这种现象，他发现散射强度与波长的4次方成反比。后来，更多科学家称这种现象为“瑞利散射”。瑞利散射很容易通过下面一个小实验来验证：用一个盛满水的水杯，然后往水杯中滴入几滴牛奶，用手电筒做光源，从水杯的一侧照射，从水杯的另一侧看到的是红光，而从垂直于光线的方向看到的却是蓝色（在黑暗处效果更明显）。
人们所看到的蓝天，是因为空气分子和其他微粒对入射的太阳光进行选择性散射的结果。散射强度与微粒的大小有关。当微粒的直径小于可见光波长时，散射强度和波长的4次方成反比，不同波长的光被散射的比例不同，此亦成为选择性散射。当太阳光进入大气后，空气分子和微粒（尘埃、水滴、冰晶等）会将太阳光向四周散射。组成太阳光的红、橙、黄、绿、蓝、靛、紫七种光中，红光波长最长，紫光波长最短。波长比较长的红光透射性最大，大部分能够直接透过大气中的微粒射向地面。波长较短的蓝、靛、紫等色光，很容易被大气中的微粒散射。以入射的太阳光中的蓝光（波长为0.425μm）和红光（波长为0.650μm）为例，当光穿过大气层时，被空气微粒散射的蓝光约比红光多5.5倍。因此晴天天空是蔚蓝的。但是，当空中有雾或薄云存在时，因为水滴的直径比可见光波长大得多，选择性散射的效应不再存在，不同波长的光将一视同仁地被散射，所以天空呈现白茫茫的颜色。
如果说短波长的光散射得更强，为什么天空不是紫色的。其中一个原因就是在太阳光透过大气层时，空气分子对紫色光的吸收比较强，所以观测到的太阳光中的紫色光较少。但并不是绝对没有，在雨后彩虹中就很容易观察到紫色的光。另外一个原因和人的眼睛有关。眼睛中有三种类型的接收器，分别称之为红、绿和蓝锥体，它们只对相应的颜色敏感。当它们受到外界的光刺激时，视觉系统会根据不同接受器受到刺激的强弱重建这些光的颜色，也就是我们所看到物体的颜色。事实上，红色锥体和绿色锥体对蓝色和紫色的刺激也有反映，红锥体和绿锥体同时接受到阳光的刺激，此时蓝锥体接收到蓝光的刺激较强，最后它们联合的结果是蓝色的，而不是紫色的。
（2）大气吸收。太阳辐射经过整层大气时，0.29μm以下的紫外线几乎全部被吸收。在可见光区大气吸收很少，在红外区有很强的吸收带。大气中吸收太阳辐射的物质主要有氧、臭氧、水气和液态水，其次有二氧化碳、甲烷、一氧化二氮和尘埃等。大气中含有21%的氧。氧吸收波长小于0.2μm的紫外线，在0.155μm处吸收最强，所以在地面上几乎观察不到0.2μm以下的太阳辐射。臭氧主要存在于10～40km的高层大气中，在20～25km处密度较大，低层大气中几乎没有。臭氧主要有两个吸收带：一个是0.2～0.32μm的强吸收带；另一个是在可见光0.6μm处，虽然吸收因数不大，但恰好在辐射最强区，所以臭氧的吸收量占总幅射量的2.1%左右。水气是太阳辐射的主要吸收介质，吸收带在红外及可见光区，太阳高度角很低时，水气吸收量占总幅射量的20%左右。尘埃的吸收作用通常很小。
云层能强烈吸收和散射太阳辐射，同时还强烈吸收地面反射的太阳辐射。云的平均反射率为0.50～0.55。经过大气削弱之后，到达地面的太阳直接辐射和散射辐射之和，称为太阳总辐射。就全球平均而言，太阳总辐射只占到达大气上界太阳辐射的45%。总辐射量随纬度升高而减小，随高度升高而增大。一天内中午前后最大，夜间为0；一年内夏季大冬季小。
当太阳辐射能以平行光的形式穿过大气层射向地球的过程中，遇到空气分子、尘埃、云雾等的阻挡而改变方向，构成散射，其中一部分被反送出大气层而无法到达地球表面。散射随天气条件的变化而变化，不同的高度角、海拔高度，不同的云量、云状和大气透明度都会产生不同程度的散射，云状的影响最大，乌云密布时的散射要比万里无云时的散射大两倍左右。大气散射的波长范围集中在太阳辐射强度最大的可见光区内，因此，散射是太阳辐射能减弱的重要原因。大气的反射主要是云层的反射，它随着云量、云状与云厚的变化而变化。不同的云量、云形、云高对太阳幅射的影响相差很大，很难用一种方法来计算。地球表面的不同物质由于吸收太阳的幅射，不断积累热能，逐渐增温，同时也以辐射的形式向外散发热能。积雪对太阳的幅射反射率较高，很少吸收；而对来自大气层的长波辐射几乎全部吸收，同时也向外辐射长波。大气层对于来自地球表面的长波辐射，几乎全部吸收并转变为大气层本身的热能，以长波辐射的形式向外辐射，其中一部分又投回地球表面。投回地球表面的大气长波辐射，称为大气逆辐射。大气具有使大部分太阳短波辐射通过，使其到达地球表面，同时又使地表面的长波辐射不致逸出大气层，而以逆辐射的形式射向地面的能力，起到给地球保温的作用。
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