Земная поверхность, поглощая коротковолновую суммарную радиацию, в то же время теряет тепло путем длинноволнового излучения. Это тепло частично уходит в мировое пространство, а в значительной части поглощается атмосферой, создавая так называемый «парниковый эффект». В этом поглощении большое участие принимают водяной пар, озон и углекислый газ, а так же пыль. Вследствие поглощения излучения Земли атмосфера нагревается и, в свою очередь, приобретает способность излучения длинноволновой радиации. Часть этого излучения достигает земной поверхности. Таким образом, в атмосфере создаются два потока длинноволновой радиации, направленных в противоположные стороны. Один из них, направленный вверх, состоит из земного излучения  Е_з, а другой поток, направленный вниз, представляет радиацию атмосферы  Е_а. Разность Е_з–Е_а называют эффективным излучением Земли Е_эф. Оно показывает фактическую потерю тепла земной поверхностью. Так как температура атмосферы чаще всего ниже температуры земной поверхности, поэтому в большинстве случаев, эффективное излучение больше 0. Это означает, что вследствие длинноволнового излучения земная поверхность теряет энергию. Лишь при очень сильных инверсиях температуры зимой, а весной при таянии снега и при большой облачности излучение меньше нуля. Такие условия наблюдаются, например, в области Сибирского антициклона.

Величина эффективного излучения определяется в основном температурой подстилающей поверхности, температурной стратификацией атмосферы, влагосодержанием воздуха и облачностью. Годовые величины Е_эф на земном шаре изменяются по сравнению с суммарной радиацией значительно меньше (от 840 до 3750 МДж/м²). Это обусловлено зависимостью эффективного излучения от температуры и абсолютной влажности. Повышение температуры способствует росту эффективного излучения,  но одновременно оно сопровождается ростом влагосодержания, которое уменьшает это излучение. Наибольшие годовые суммы Е_эф приурочены к областям тропических пустынь, где оно достигает 3300–3750 МДж/м². Такой большой расход длинноволновой радиации здесь обусловлен высокой температурой подстилающей поверхности, сухим воздухом и безоблачным небом. На тех же широтах, но на океанах и в пассатных областях, из-за уменьшения температуры, повышения влажности и увеличения облачности Е_эф – вдвое меньше и составляет около 1700 МДж/м² в год. По тем же причинам на экваторе  Е_эф еще меньше. Наименьшие потери длинноволновой радиации наблюдаются в полярных районах. Годовые суммы  Е_эф в Арктике, Антарктике составляют около 840 МДж/м². В умеренных широтах годовые значения  Е_эф изменяются в пределах 840–1250 МДж/м² на океанах, 1250–2100 МДж/м² на суше (Алисов Б.П., Полтараус Б.В., 1974).