自然界中的水按其存在的空间分为三部分：大气圈中的水主要存在于对流层中，并呈气态，液态和固态三种不同的状态；地表水主要呈液体状态，存在于海洋、河流、湖泊中，部分为固体状态的水和雪；地壳中的水，也就是地下水，以气态、液态和固态形式存在于岩石和未固结土中的空隙中。
概略计算，上述三部水的比例为：大气圈水：地壳水：地表水=1：10：100000。
自然界中的水处于动平衡状态，经常的从这一部分转化为另一部分，即在各种因素影响下，在不断地进行着循环(图1-1)。海洋及大陆上的水被蒸发为水蒸气，上升到大气圈中，在一定条件下凝结成液态或固态的水降落至地表，这些水有三部分去向，一部分汇入河流，湖泊及海洋；另一部人渗入地下，成为地下水；再一部分是重新蒸发到大气圈中。渗入到地下的水，在一定条件下，也会直接流入海洋，或者以泉水形式涌出地表后，再以地表水的形式入海；也可以在地下受到蒸发作用影响，成为水汽进入大气圈中。当然，自海洋表面蒸发的水汽，有的在海洋上空凝结，以降水的形式注入海洋中。地壳深处的地下水，有时也可以通过断裂和裂隙上升到地表。由此可见，大气水、地表水和地下水均参与水循环作用。
图1-1 自然界水循环示意图
通常将水自海洋进入空中，且降落地表，最后又进入海洋，即完成了一次循环，称为自然界水的大循环。而小循环是指海洋面上的水，经过蒸发后以降水的形式再回入海洋；或者在大陆范围内，从湖泊、河流、地面岩土及植物蒸发的水分仍然降回大陆。
根据自然界水循环可以列出水均衡方程式，以计算地球表面的降水，蒸发或径流量。
假设：Zo为海洋表面的年蒸发量；Xo为海洋表面的年降水量；Zc为陆地的年蒸发量；Xc为陆地的年降水量；为河流的年径流量。
则
Zo=Xo+Y
Zc=Xc-Y
Zo+Zc=Xo+Xc
对于一个具体流域或盆地来说，也可以根据上述原理进行水均衡计算。假如以一年为均衡计算期，设：A为流域的总收入水量；X为年大气降水量；K为年水汽凝结量；W1为年地下径流的流入量。则
A=X+K+W1
设：B为流域的总支出水量；Y为年地表径流流出水量；Z为年蒸发量；W2为年地下径流流出水量。则
B=Y+Z+W2
上述各项均以水层的厚度(mm)表示。由于自然条件随时间的变化，每年水的总收入量A与总支出量B均不相同，若A＞B，则为湿润年份，反之则为干旱年份。以方程式表示，即
A-B=±Δω
或
(X+K+W1)-(Y+Z+W2)=±Δω
但是气象要素的变化是周期性的，即干旱与湿润年份相互轮转，故Δω之值有正有负，若以多年平均计算，则
含油气盆地水文地质研究
式中，n为计算的年数。
所以，(X+K+W2)-(Y+Z+W2)→0
即 X+K+W1=Y+Z+W2
上述是流域水均衡的一般方程式。可以利用观测资料的多年平均值进行计算，以求方程式中的某些未知数。
在具体运用此方程式时，可以根据地区的具体条件来考虑项目的增减，如在降水量较大的地区，漏水区面积很小漏水量不大，凝结量K、地下流入量W1及地下水流出量W2，同降水量X相比，数值相差很大时，可忽略不计，上述方程简化为
X≈Y+Z
如果地下径流量在流域中占有一定的数量时，则W1与W2必须列入方程式，此时可利用降水、地表径流和蒸发量的资料来计算某一时期流域地下径流量的增减，即
X-Y-Z=W2-W1
当然也可以根据需要以及资料的情况来计算方程式中的某一项目。
从上述可知，地球上的大气水、地表水和地下水是相互转换和依存的。在一个流域(盆地)内，不同状态水之间的关联程度随当地的气象因素(气温、气压、湿度、降水、蒸发等)、地形地貌及地层构造条件等诸多因素而变化，只是强度有所不同而已。
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