La source primaire de l'énergie terrestre est le Soleil. Cette étoile émet un rayonnement électromagnétique résultant des réactions de fusion nucléaire qui transforment l'hydrogène en hélium dans son coeur. La puissance totale rayonnée est répartie sur un très large domaine spectral allant des rayons gamma aux ondes radio, mais l'essentiel de l'énergie incidente sur la Terre se situe dans le domaine du visible, du proche infrarouge et de l'ultraviolet. Le spectre solaire peut être approximé par celui d'un corps noir de température effective voisine de 5780 K, dont le maximum d'émission se situe autour de 0,5 micromètre, dans le domaine visible.

À la distance moyenne séparant la Terre du Soleil, le flux énergétique intercepté par une surface perpendiculaire aux rayons solaires est appelé constante solaire. Sa valeur moyenne actuelle est d'environ 1361 W·m^-2, bien qu'elle varie légèrement au cours du cycle solaire de onze ans ainsi qu'en raison des faibles variations orbitales de la Terre. Cette quantité ne représente cependant pas l'énergie moyenne reçue par chaque mètre carré de la surface terrestre. En effet, seule la section circulaire de la Terre intercepte le rayonnement solaire, tandis que cette énergie est répartie sur l'ensemble de la surface sphérique de la planète. La moyenne globale est donc environ quatre fois plus faible, soit approximativement 340 W·m^-2 au sommet de l'atmosphère.

Toute l'énergie incidente n'est pas absorbée par le système climatique. Une fraction importante est immédiatement renvoyée vers l'espace sans avoir été convertie en chaleur. Cette réflexion est caractérisée par l'albédo planétaire, défini comme le rapport entre l'énergie réfléchie et l'énergie incidente. L'albédo moyen actuel de la Terre est proche de 0,30, ce qui signifie qu'environ 30 % du rayonnement solaire est réfléchi vers l'espace. Les 70 % restants sont absorbés par l'atmosphère, les océans, les continents, la végétation et les glaces.

L'albédo résulte de la contribution de nombreux éléments du système climatique. Les nuages représentent le principal facteur de réflexion du rayonnement solaire. Leur pouvoir réfléchissant dépend de leur épaisseur optique, de leur altitude, de leur contenu en eau ou en glace ainsi que de la taille des gouttelettes qui les composent. Les nuages bas, particulièrement épais, présentent généralement un albédo élevé et réfléchissent une part importante du rayonnement solaire. Les surfaces enneigées et les glaciers possèdent également des albédos très élevés pouvant dépasser 80 %, alors que les océans présentent un albédo faible, souvent inférieur à 10 % lorsque le Soleil est haut dans le ciel. Les forêts absorbent davantage de rayonnement que les déserts clairs ou les sols nus, tandis que les aérosols atmosphériques diffusent une partie de la lumière incidente selon leurs propriétés physiques et chimiques.

Une partie du rayonnement solaire est absorbée directement par l'atmosphère grâce aux gaz et aux particules qu'elle contient. L'ozone absorbe efficacement le rayonnement ultraviolet dans la stratosphère, protégeant ainsi la biosphère des rayonnements les plus énergétiques. La vapeur d'eau, le dioxyde de carbone et certains aérosols absorbent également une fraction du proche infrarouge. Néanmoins, la plus grande partie de l'énergie absorbée atteint la surface terrestre, où elle est convertie en chaleur.

Les continents et les océans se réchauffent sous l'effet de cette absorption. La température de surface augmente jusqu'à ce que la quantité d'énergie réémise compense progressivement l'énergie absorbée. Cette réémission s'effectue essentiellement sous forme de rayonnement infrarouge thermique. Contrairement au Soleil, dont la température est proche de 5800 K, la Terre possède une température moyenne de surface d'environ 288 K. Son rayonnement est donc principalement émis dans le domaine infrarouge thermique, avec un maximum autour de 10 micromètres. Cette différence spectrale entre le rayonnement solaire incident et le rayonnement terrestre sortant constitue l'une des caractéristiques fondamentales du bilan radiatif.

Si l'atmosphère était totalement transparente au rayonnement infrarouge, la température moyenne de surface nécessaire pour équilibrer le rayonnement absorbé serait d'environ –18 °C. Or la température moyenne observée est proche de +15 °C. Cette différence d'environ 33 °C résulte de l'effet de serre naturel. Les gaz dits à effet de serre  absorbent une partie importante du rayonnement infrarouge émis par la surface terrestre. Après absorption, ces molécules réémettent elles-mêmes un rayonnement infrarouge dans toutes les directions. Une partie de ce rayonnement est dirigée vers la surface, ce qui réduit les pertes énergétiques de celle-ci et augmente sa température d'équilibre.

Les principaux gaz responsables de cet effet sont la vapeur d'eau, le dioxyde de carbone, le méthane, le protoxyde d'azote, l'ozone et plusieurs gaz présents à très faibles concentrations. Chacun possède un spectre d'absorption caractéristique déterminé par sa structure moléculaire. Les molécules diatomiques symétriques comme le diazote et le dioxygène absorbent très peu dans l'infrarouge, contrairement aux molécules polyatomiques présentant des modes de vibration capables d'interagir avec ce rayonnement.

La vapeur d'eau représente le principal gaz à effet de serre naturel. Son abondance varie fortement selon les régions et les saisons, mais elle contribue à une large part de l'effet de serre actuel. Toutefois, sa concentration dépend directement de la température, conformément à la relation de Clausius-Clapeyron. Elle constitue donc principalement une rétroaction climatique. Le dioxyde de carbone, en revanche, possède une durée de résidence beaucoup plus longue dans le système climatique et agit comme un véritable forçage radiatif lorsqu'il varie sous l'effet des processus naturels ou des activités humaines.

L'atmosphère participe également aux transferts énergétiques par convection, conduction et changements d'état de l'eau. La surface terrestre chauffée transmet directement une partie de son énergie à l'air situé au contact du sol par conduction. Cet air réchauffé devient moins dense et s'élève sous l'effet de la convection. Les mouvements convectifs redistribuent ainsi l'énergie dans la troposphère et contribuent à la formation des nuages, des orages et de la circulation atmosphérique générale.

Le cycle de l'eau représente une composante essentielle du bilan énergétique. L'évaporation de l'eau à la surface des océans, des sols et de la végétation nécessite une quantité importante d'énergie appelée chaleur latente de vaporisation. Cette énergie est prélevée sur la surface sans provoquer immédiatement une augmentation de température. Lorsque la vapeur d'eau se condense dans l'atmosphère pour former des nuages ou des précipitations, cette chaleur latente est restituée, alimentant les mouvements convectifs et les systèmes météorologiques. Les flux de chaleur latente représentent ainsi une part importante des échanges énergétiques entre la surface et l'atmosphère.

Les régions équatoriales reçoivent davantage de rayonnement solaire que les régions polaires en raison de l'angle d'incidence des rayons solaires. Près de l'équateur, le bilan radiatif est positif : l'énergie absorbée dépasse l'énergie émise. Aux hautes latitudes, la situation est inverse et le bilan devient négatif. Sans mécanisme de redistribution, cette différence entraînerait un réchauffement continu des régions tropicales et un refroidissement permanent des pôles.

La circulation atmosphérique et océanique assure précisément cette redistribution de l'énergie excédentaire. Les cellules de Hadley transportent une partie de la chaleur tropicale vers les subtropiques, tandis que les cellules de Ferrel et les dépressions des moyennes latitudes poursuivent ce transport vers les régions polaires. Les courants océaniques, notamment le Gulf Stream dans l'Atlantique Nord ou le courant de Kuroshio dans le Pacifique Nord, déplacent également d'importantes quantités de chaleur. Cette redistribution contribue à limiter les contrastes thermiques entre les basses et les hautes latitudes.

Les nuages jouent un rôle particulièrement complexe dans le bilan radiatif. Leur influence dépend simultanément de leurs propriétés optiques dans le domaine solaire et dans l'infrarouge. Les nuages bas réfléchissent efficacement le rayonnement solaire tout en ayant un effet relativement limité sur le rayonnement infrarouge, ce qui produit généralement un effet refroidissant net. Les nuages élevés, composés principalement de cristaux de glace, sont plus transparents au rayonnement solaire mais absorbent efficacement le rayonnement infrarouge terrestre. Leur effet net tend donc davantage vers le réchauffement. Le bilan global dépend de la combinaison de ces effets selon les types de nuages, leur couverture et leur distribution géographique.

Les aérosols atmosphériques modifient également le bilan radiatif. Ils proviennent de sources naturelles telles que les volcans, les déserts, les embruns marins ou les incendies de végétation, mais aussi des activités humaines. Certains aérosols, notamment les sulfates, réfléchissent le rayonnement solaire et exercent un forçage radiatif négatif conduisant à un refroidissement. D'autres, comme la suie (carbone), absorbent directement le rayonnement solaire, réchauffent localement l'atmosphère et peuvent accélérer la fonte des neiges lorsqu'ils se déposent à leur surface. Les aérosols influencent également la formation des nuages en servant de noyaux de condensation, modifiant ainsi indirectement le bilan radiatif.

Le concept de forçage radiatif constitue aujourd'hui un outil central de la climatologie. Il correspond à la variation du flux énergétique net au sommet de l'atmosphère ou à la tropopause provoquée par une modification d'un facteur externe avant que le système climatique n'ait eu le temps de réagir pleinement. Un forçage positif tend à réchauffer le climat, tandis qu'un forçage négatif produit un refroidissement. Les principaux forçages naturels sont les variations de l'activité solaire et les éruptions volcaniques explosives. Les principaux forçages anthropiques proviennent de l'augmentation des gaz à effet de serre, des modifications des aérosols atmosphériques et des changements d'occupation des sols.

Le système climatique répond aux forçages radiatifs grâce à de nombreuses rétroactions. L'augmentation de la température entraîne une augmentation de la vapeur d'eau atmosphérique, renforçant l'effet de serre. La fonte des glaces réduit l'albédo planétaire, ce qui accroît encore l'absorption du rayonnement solaire. Les modifications de la couverture nuageuse peuvent amplifier ou atténuer ces effets selon les situations. Les océans absorbent une partie importante du surplus énergétique, retardant ainsi l'augmentation de la température de surface tout en accumulant progressivement de la chaleur dans leurs couches profondes.

Les mesures satellitaires réalisées depuis les années 1970 permettent de suivre directement les différents termes du bilan radiatif. Des instruments spécialisés mesurent le rayonnement solaire réfléchi, le rayonnement infrarouge émis vers l'espace, la couverture nuageuse, la température de surface, la composition atmosphérique et de nombreux autres paramètres. Ces observations montrent que le système climatique présente actuellement un léger déséquilibre énergétique positif, de l'ordre de quelques dixièmes à environ un watt par mètre carré selon les périodes d'observation. Bien que faible en apparence, ce déséquilibre correspond à une accumulation considérable d'énergie à l'échelle de l'ensemble de la planète.

La majeure partie de cette énergie supplémentaire est stockée dans les océans, qui absorbent plus de 90 % de l'excédent thermique. Une fraction plus faible réchauffe les continents et l'atmosphère, tandis qu'une autre est utilisée pour la fonte des glaciers, des calottes polaires et de la banquise. Cette répartition souligne le rôle déterminant de l'inertie thermique océanique dans la réponse du climat aux perturbations radiatives.

À l'échelle géologique, le bilan radiatif terrestre a connu de nombreuses modifications. La luminosité solaire a augmenté progressivement depuis la formation du Soleil, compensée durant une grande partie de l'histoire terrestre par des variations de la composition atmosphérique, notamment des concentrations de dioxyde de carbone et de méthane. Les périodes de Terre boule de neige (Archéen), les grands épisodes de réchauffement du Mésozoïque ou les cycles glaciaires du Quaternaire illustrent tous des états d'équilibre radiatif différents, produits par des combinaisons particulières de forçages astronomiques, géologiques, biologiques et atmosphériques.