Woda jest powszechnie spotykanym składnikiem w atmosferze. Występuje ona w trzech stanach skupienia ciekłym, stałym i gazowym. Z ogólnej objętości 1390 mln km3 znajdującej się na powierzchni Ziemi prawie 1370 mln znajduje się w morzach, ponad 20 mln km3 w śniegach i lodach. Niespełna pół miliona w rzekach, jeziorach, bagnach, oraz we wnętrzu skorupy ziemskiej. Ilość wód podziemnych jest jednak trudna do oszacowania. Jedynie 13 tys. km3 z ogółu wody, jaka znajduje się na Ziemi występuje w atmosferze. Wody hydrosfery są w ciągłym ruchu zwanym obiegiem wody w przyrodzie. Pewna ilość wody krąży stale pomiędzy atmosferą, hydrosferą a litosferą, przenosząc się z jednego środowiska do drugiego. Badaniem hydrosfery zajmuje się hydrografia i oceanografia. Całkowita ilość wody w przyrodzie nie zmienia się. Istnieje równowaga pomiędzy ilością wody, która paruje a ilością wody opadowej. Straty równoważone są przez zyski, natomiast ich zestawienie nazywa się bilansem wodnym. Bilans wodny obszarów naturalnych można wyrazić następującym wzorem:
P = E + R + S
gdzie:
P - opady atmosferyczne, jedyne źródło wody dostarczanej do ekosystemu
E - ewapotranspiracja, a więc parowanie wody z podłoża oraz oddychanie roślin
R - odpływ, czyli woda, która zostaje odprowadzona z danego terenu można go podzielić na odpływ powierzchniowy a więc wodę, która spływa po powierzchni ziemi np. do rzek, oraz odpływ podziemny czyli wodę, która wsiąka w podłoże a następnie przemieszcza się w warstwach skalnych
S - retencja, czyli magazynowanie wody na powierzchni Ziemi. Pokrywa śnieżna jest także formą retencji wody
Retencja jest to zdolność do gromadzenia zasobów wodnych i przetrzymywania ich przez dłuższy czas w środowisku. Zjawisko to może przyjmować różny charakter. Kiedy woda jest retencjonowana na powierzchni Ziemi zachodzi wtedy retencja powierzchniowa. Jeśli natomiast woda zatrzymuje się pod powierzchnią terenu w takim przypadku występuje retencja podziemna. Formą retencji są więc pokrywy śniegowe oraz wszelkie pokrywy lodowe na powierzchni ziemi. Zdolność zatrzymania wody przez dany obszar zależy głównie od rzeźby terenu, przepuszczalności podłoża, od pokrycia terenu szatą roślinną, a także od klimatu. Ilość wody przybywającej, bądź ubywającej na różnych obszarach kuli ziemskiej jest różna. Bilans dodatni występuje wtedy, gdy występuje nadwyżka wody tj. więcej wody przybywa niż ubywa. Taki stan obserwujemy na obszarach równikowych. Bilans ujemny występuje wówczas, kiedy więcej wody ubywa, niż przybywa no. Na Saharze, pustyni Gobi czy na pustyniach Australii.
Bilans wodny terenów miejskich składa się z tych samych elementów co bilans wodny obszarów naturalnych, ale wzajemne proporcje jego poszczególnych składowych są nieco inne. Poza miastem obserwujemy wyższe opady, ewapotranspiracja jest znacznie niższa, odpływ powierzchniowy jest wyższy a retencja jest silnie ograniczona. Duża zawartość zanieczyszczeń stanowiąca jądra kondensacji w miejskim powietrzu i większa wilgotność powietrza sprzyja tworzeniu się chmur Cumulus i Cumulonimbus nad obszarami zurbanizowanymi. Ponadto tworzeniu się chmur o budowie pionowej sprzyja konwekcja. Funkcjonowanie dużych zakładów przemysłowych i elektrociepłowni w mieście może powodować wzmożenie niektórych procesów atmosferycznych. W mieście, szczególnie latem, sumy opadów są wyższe niż na terenach wiejskich. Częściej też odnotowuje się burze na obszarach zurbanizowanych. Większe opady są skutkiem oddziaływania tych samych czynników, które powodują wzrost zachmurzenia. Parowanie na obszarach miejskich jest znacznie ograniczone, gdyż udział terenów zielonych w mieście jest stosunkowo niewielki. Parowanie jest niskie ponieważ w mieście jest mało wody, która mogłaby parować, a opady są odprowadzane z miasta przez system kanalizacji miejskiej, nie wsiąkają więc i nie parują na obszarze miasta. Powierzchnia miasta uniemożliwia także wsiąkanie wody w podłoże gdyż jest pokryta asfaltem, betonem, itd. Odpływ powierzchniowy jest prawie czterokrotnie wyższy w mieście niż poza nim, podczas gdy odpływ podziemny jest niższy o połowę. Powoduje to niską retencję. Nocą centrum miasta jest zwykle bardziej wilgotne niż przedmieścia. Jest to w dużej mierze uwarunkowane prędkością wiatru. Słaby wiatr lub jego brak sprzyja wyższej wilgotności powietrza, dlatego też występuje ona w centrum miasta gdzie wysokie budynki osłabiają prędkość wiatru.
Dzięki właściwości występowania w warunkach naturalnych w trzech stanach skupienia woda podlega stałemu krążeniu. Proces przechodzenia wody z jednej fazy do drugiej angażuje pewne ilości energii pod postacią tzw. ciepła utajonego. Niekiedy zachodzi w przyrodzie bezpośrednie przejście z fazy gazowej w stałą, lub stałej w gazową. Procesy te noszą nazwę resublimacji i sublimacji. W tym przypadku ilość ciepła pobranego przez cząsteczki jest większa. Obieg wody nazywany jest także niekiedy obiegiem wilgoci. Stanowi on cykl krążenia wody w przyrodzie, na który składają się procesy związane z transportem oraz przemianami fazowymi wody. Woda w fazie stałej w atmosferze przybiera najczęściej postać kryształków lodowych, bądź płatków śniegu w chmurach. Te elementy spadające na powierzchnię Ziemi tworzą pokrywę śnieżną, bądź zasilają lodowce. W glebie woda w fazie stałej przybiera postać lodu. Na powierzchni Ziemi tworzy on czasze lodowe okołobiegunowe, lodowce górskie, góry, pola lodowe, czy też pokrywę lodową. Woda w fazie ciekłej pokrywa 71 % powierzchni naszej planety. Gazowa faza wody, czyli para wodna występuje w największych ilościach w dolnych warstwach atmosfery, głównie przy jej styku z powierzchniami parującymi czyli oceanami, gruntem i szatą roślinną. Zamknięty obieg wody w przyrodzie tworzą następujące procesy:
- Parowanie otwartych powierzchni wodnych, lub parowanie z gruntu, a także transpiracja roślin, czyli wyparowanie przez nie wody pobranej przez korzenie. Rośliny transpirują przez aparaty szparkowe, przez, oraz za pomocą przetchlinki. Transpiracja szparkowa stanowi około 75-90 % transpiracji ogólnej. Rozwarcie aparatów szparkowych przez roślinę powoduje utratę wody. W dzień przez aparaty szparkowe odbywa się pobieranie tlenu i wydzielanie dwutlenku węgla, w nocy natomiast obserwuje się sytuację odwrotną. Najważniejszymi czynnikami wpływającymi na wielkość transpiracji są ilość energii słonecznej, oraz temperatura powietrza.
- Unoszenie pary wodnej drogą ruchów pionowych (prądów wstępujących i ruchów turbulencyjnych).
- Transport pary wodnej na wielkie odległości dzięki ruchom poziomym wraz z masami powietrza, których właściwości zmieniają się wraz ze zmianą właściwości pary wodnej
- Kondensacja pary wodnej, a więc jej skraplanie. Proces ten rozpoczyna się, kiedy para wodna osiąga stan nasycenia. Do tego stanu dochodzi najczęściej na skutek nasycenia powietrza. Duże skupiska drobnych kropelek tworzą mgły i chmury.
- Wzrost rozmiarów chmur do stanu, w którym siła ciężkości przeważa nad innymi siłami, wprawiającymi powietrze w ruch, wówczas spadają one na powierzchnię dając opad.
- Kiedy opad osiągnie powierzchnię Ziemi następuje zasilanie nim wód stojących i płynących, jak również spływ do powierzchni wód i wsiąkanie w głąb gruntu. Następnie występuje ponownie proces parowania, który zamyka cykl krążenia wody w przyrodzie.
Intensywność poszczególnych elementów obiegu związana jest z dopływem ciepłą, cyrkulacją atmosferyczną, oraz z charakterem podłoża. Parowanie jest to proces polegający na oderwaniu się cząsteczek pary wodnej od powierzchni cieczy, wilgotnych powierzchni ciał stałych., oraz przenikaniu tych cząsteczek do otoczenia. Pewna część z nich powraca jednak na powierzchnię parującą. Kiedy liczba cząsteczek uchodzących jest większa, niż powracających wtedy powietrze jest nienasycone parą wodną. Jeżeli jednak ilość tych cząsteczek jest wyrównana następuje stan nasycenia parą wodną. Przy dalszym zwiększaniu zawartości pary wodnej w powietrzu następuje przesycenie nią powietrza. W stanie tym bardzo często następuje kondensacja pary wodnej, czyli przejścia wody ze stanu gazowego w ciekły. Jak już wcześniej zaznaczono intensywność procesu parowania zależy od temperatury otoczenia i ciała parującego, a także od wilgotności powietrza i ciśnienia atmosferycznego. Wzrost temperatury i prędkości wiatru przyspiesza parowanie. Wilgotne otoczenie i wysokie ciśnienie osłabiają proces parowania. Pomiary parowania bezpośrednio z powierzchni gruntu są dosyć trudne. Przyrząd do mierzenia intensywności parowania z powierzchni wodnych to ewaporometr. Podczas procesu parowania cząsteczki pary wodnej czerpią energię z otoczenia, bądź wykorzystują zapas energii własnej. Zawartość pary wodnej w suchych rejonach może być ona tak mała, że aż trudna do pomiaru. Zawartość pary wodnej w powietrzu, a więc jego wilgotność zależy od warunków fizyczno- geograficznych danego miejsca, pory roku, pory dnia, a także od charakteru pogody. Wilgotność powietrza to maksymalna ilość pary wodnej w określonej ilości powietrza. Jest ona silnie związana z temperaturą powietrza. Im wyższa temperatura powietrza, tym więcej pary wodnej może się w nim znajdować. Wraz ze wzrostem wysokości n.p.m. zawartość pary wodnej znacznie maleje, z uwagi na zmniejszające się ciśnienie, oraz gęstość powietrza. Wilgotność bezwzględna określa zawartość pary wodnej w jednostce objętości. Wyrażana jest w gramach na cm3, bądź w gramach na m3. Wskaźnik ten jest często stosowany, ponieważ obrazuje rzeczywistą zawartość pary wodnej w powietrzu. Wilgotność względna jest to wyrażony w procentach stosunek prężności aktualnej do maksymalnej przy danej temperaturze. Tak więc gdy wilgotność względna wynosi 0 % mamy do czynienia z powietrzem całkowicie suchym. Przy wartości 100 % powietrze zawiera nasyconą parę wodną, gdy jego wilgotność bezwzględna jest najwyższa możliwa przy danym ciśnieniu i temperaturze. Do pomiarów wilgotności względnej służy higrometr. W higrometrach wykorzystuje się przeważnie ludzki włos, który zmienia długość pod wpływem zmian wilgotności powietrza. Obecnie higrometry są jednym ze składowych nowoczesnych urządzeń od pomiarów meteorologicznych. Do określenia wilgotności używa się kilku wskaźników. Prężność pary wodnej jest to ciśnienie pary wodnej w powietrzu, a więc jej ciśnienie cząstkowe w całkowitym ciśnieniu atmosferycznym. Wartość prężności pary wodnej do niedawna wyrażało się w milimetrach słupa rtęci (mmHg), obecnie głównie w hektopaskalach (hPa). Wyróżnia się prężność aktualną, czyli faktycznie obserwowaną w danym miejscu i chwili, oraz prężność maksymalną, a więc jej najwyższą wartość, jaka może wystąpić danej temperaturze, zanim rozpocznie się kondensacja. Nazywana jest ona często prężnością pary nasyconej. Maksymalna prężność pary wodnej rośnie wraz ze wzrostem temperatury powietrza. Zależy ona także od kształtu powierzchni parującej. Mniejsza ilość pary wodnej wystarcza do nasycenia nią powietrza bezpośrednio nad powierzchnią wklęsłą, niż płaską. Większa prężność natomiast będzie potrzebna do nasycenia powietrza przy powierzchniach wypukłych. Różnica pomiędzy prężnością maksymalną a aktualną przy danej temperaturze określa się jako niedosyt wilgotności. W dobowym przebiegu najmniejsze wartości prężności pary wodnej silnie związane są z dobowym przebiegiem temperatury powietrza. Najmniejsze wartości obserwuje się przed wschodem Słońca ponieważ w nocy przy niskiej temperaturze słabe jest parowanie, a więc niewielka zawartość pary wodnej w powietrzu. Najwięcej pary wodnej w jednostce powietrza znajduje się w godzinach popołudniowych. Najwyższe wartości prężności pary wodnej odnotowuje się w lecie, natomiast najniższe w zimie. Roczna amplituda prężności wzrasta wraz z roczną amplitudą temperatury. Rozkład prężności pary wodnej na Ziemi ma przebieg bardzo zbliżony do rozkładu temperatury, a więc zawartość pary wodnej w powietrzu maleje wraz ze wzrostem szerokości geograficznej, oraz w miarę oddalania się od zbiorników wodnych.
W ujęciu ogólnego bilansu Ziemi ilość wody zasilającej opadami jest średnio równa ilości wody parującej. Na ziemi istnieją obszary dodatniego, bądź ujemnego bilansu hydrologicznego, które zaburzają ogólny bilans wodny. Nadmiar, bądź niedobór wody jest wyrównany przez cyrkulacje wód, oraz przez cyrkulację atmosferyczną.
- Obieg wody w przyrodzie