海洋辐射传递是研究光辐射通过海洋水体受到多次散射和光谱吸收所导致的海洋中辐射场的变化。海洋辐射传递理论是海洋光学的基本理论，它是水中能见度、激光水中传输、海面向上光谱辐射等应用研究的理论基础。
10.8.1两流辐射传递理论
海洋水体一般认为是一种水平平面分层介质。两流辐射传递理论模型简单地将通过水平分层的辐射通量分为向上辐照度Eu(z)和向下辐照度Ed(z)两个方向的光子流，海洋光学中将此称为两流辐射传递模型。
我们来讨论向下辐照度Ed(z)随深度的变化，z取向下为正。通过水层△z，由于海水的吸收所造成的辐照度Ed(z)的衰减可表示为
因为cos(θ)dr=dz(r矢量的方向取光子流方向)，所以
同理，海水回向散射所造成的辐照度Ed(z)的衰减可表示为
可见，向下辐照度通过水层△z受到了散射、吸收两个过程的作用而衰减。另外，由于向上辐照度Eu(z)受水体的回向散射作用，成为向下辐照度Ed(z)的增量，即bEu(z)dz，因此，向下辐照度通过△z水层的变化率可表示为
向上辐照度的变化率同样可表示为
以上两式称为两流辐射传递微分方程。
当水深足够深时，其解为
Ed(z)=Ed(0)exp(-Kz) (10-63)
Eu(z)=Eu(0)exp(-Kz) (10-64)
由此可见，水中向上、向下辐照度随深度z而呈指数衰减。其中K=
衰减的比例因子。
D为分布函数，它表征辐射场分布的漫射特性。辐射场分布的斜射光越强，则D越大。
同理，水中标量辐照度随深度z也为指数衰减
E0(z)=Eu0(z)＋Ed0(z)=D[Eu(z)+Ed(z)]=E0exp(－Kz)
(10-65)
10.8.2海洋辐射传递的辐亮度传递过程
一、辐射传递方程
海中辐亮度传递过程由海水的吸收和散射所决定。考虑截面为单位面积，长度为dr的圆柱体积元。辐射沿θ方向通过dr后，其增量为dL。dL由两部分组成，一是辐射受到衰减，其衰减量为(-cLdr)；二是体积元周围的环境辐射受到散射而转换为θ方向的辐射，成为L的增量，用L*·dr表示。图10－22为海中辐亮度传递过程的物理模型，因此辐射传递方程为
其中c=a＋b为海水的体积衰减系数，L*为各方向的辐射受到散射而转换为θ方向辐射的总增量，从而是β和L乘积沿空间4π立体角的积分。因此，辐射传递方程实质上是一种具有微分和积分的积—微分方程。若已知海洋某深层的辐亮度分布L(z0)，海中各点的衰减系数c和体积散射函数β，原则上可求解此辐射传递方程以确定海中各深层的辐射场分布L(z)和有关的海洋表观光学参数。
二、海面向上光辐射
太阳光通过海面进入水体后，在传输过程中受到水体的吸收和散射。经海面返回大气的回向散射光，即为海面向上的辐射。这种吸收和散射的光谱性质，使海面向上的辐射具有光谱特征，又被称为海面向上光谱辐射(见图10—23)。太阳辐射在海面向上的辐照度为Eu，通过海面产生的向下辐照度为Ed(0)，到达深度z处的向下辐照度
Ed(z)=Ed(0)exp(-Kz) (10-67)
其中K为辐照度衰减系数。
向上辐照度
Eu(z)=R(z)Ed(z) (10-68)
其中辐照度比R(z)决定于水体的体积散射函数β(θ)和吸收系数a。
深度为z的水平面的向上辐射，可看成漫射表面的辐射，故向上辐亮度
Lu(z)=Eu(z)/π (10-69)
海表面之下的向上辐亮度Lu(0)决定于水体向上辐亮度的积分
其中c为水体的体积衰减系数。海面之上的向上辐亮度Lw即为Lu(0)透过海表面的辐亮度。
辐照度衰减系数K、体积散射函数β(θ)、吸收系数a、体积衰减系数c等海洋光学参数，都和波长有关。在吸收愈弱、散射愈强的光谱波段，海面向上辐亮度也愈强。
这里应当介绍两个关于海水的颜色的概念：海色和水色。海水的颜色简称水色，它是指为了最大限度地减少反射光(白光)的成分而从海面正上方所看到的海水的颜色；而海色则是指以反射、散射等多种光谱从海面映射出来的色彩，它与太阳高度、天空状况、海底、地质和海洋水文条件等有着密切关系。
海面向上的光谱辐射和海水的水质密切相关，它决定了海色：清洁的大洋水呈蓝色，含泥沙的沿岸水呈黄色，叶绿素含量较高的营养水呈绿色。叶绿素在450nm波长的附近是强吸收带，在550nm附近为强透射带。因此，当海水中叶绿素浓度增加时，海面的向上光谱辐射在450nm处减小，在550nm处增大(图10—23)。海面向上光谱辐射的相对变化，是探测海水中叶绿素含量的重要信息。通过海洋—大气系统的向上光谱辐亮度
式中τ为表面海水的透射系数；Ls为天空入射光辐亮度；Ta为大气透射系数；L①为大气散射引入的大气路径辐亮度。用光学遥感探测海面向上光谱辐射，必须作大气辐射校正，消除大气的影响，才能提取反映海面和海水的光学性质的海面反射辐亮度Lr和海面向上辐亮度Lw的信息。