水分循环的过程是通过蒸发、大气中的水分输送、降水和径流（含地表径流和地下径流）四者来实现的。如图6·15所示，由于太阳能的输入，从海洋表面蒸发到空中的水汽，被气流输送到大陆上空，通过一定的过程凝结成云而降雨。地面的雨水又通过地表江河和渗透到地下的水流，再回到海洋，这称为水分的外循环（又称大循环），也就是海陆之间的水分交换。水分从海洋表面蒸发，被气流带至空中凝结，然后以降水形式回落海中，以及水分从陆地表面的水体、湿土蒸发及植物蒸腾到空中凝结，再降落到陆地表面，这就是水分内循环（又称小循环）。无论是在水分外循环或是水分内循环中，大气环流都起着重要作用。
就全球而论，水分循环各个分量的估计值如下：全球平均年降水量为1040mm，以此值为100个单位，由海洋蒸发的水汽相当于86个单位，降回到海洋的降水量约为80个单位，海洋蒸发的水汽有6个单位由大气径流输送到大陆上空，陆地表面从河流湖泊、潮湿土壤和植物等蒸发、蒸腾出来的水汽有14个单位，降落到陆地的降水约有20个单位，多出的6个单位由地表和地下径流流到海洋，以保持各自的水分平衡，全球水的总量约有97.2％储存在世界大洋之中，其次冰原、冰川和海冰约占2.15％，地下水占0.62％，大气圈中水分仅占0.001％。
据长期观测，地球上的总水量是不变的，B.N.维尔纳茨基认为，甚至在地球整个地质历史时期的总水量也是不变的，因而水分的收入与支出是平衡的，这就叫做地球上的水量平衡。
水量平衡是水分循环过程的结果，而水分循环又必须通过大气环流来实现。现根据水分循环中三个分量：蒸发、降水和大气中的水分输送（大气径流）的平均经向分布（图6·16）可说明大气环流与它们的关系。首先在蒸发过程中，在水源充足的条件下（如海洋），蒸发的快慢和蒸发量的多寡要受环流方向和速度的影响。从图6·16b可以看出海洋上年平均蒸发量最高峰出现在15°—20°N和10°—20°S的信风带，这是风向和风速都很稳定的地带。信风又来自副热带高压，最有利于海水的蒸发，而赤道低压带因风速小，海面蒸发量反而相形见绌。云和降水的形成以及降水量的大小与大气环流的形势更是息息相关，图6·16a明显地表示出世界降水的纬度带分布有两个高峰，一在赤道低压带，这里有辐合上升气流，产生大量的对流雨，一个在中纬度西风带，在冷暖气团交绥的锋带上，气旋活动频繁，降水量因之亦较多，是次于赤道的第二个多雨带。在这两个高峰之间，是副热带高压带，盛行下沉气流，因此即使在海洋表面，降水却甚稀少，如果将图6·16（b）中全球年平均蒸发量曲线与（a）图年平均降水曲线相重叠，则可见在13°—37°N地带及7°—40°S地带蒸发量大于降水量，水汽有盈余，在赤道带和中、高纬度降水量大于蒸发量，水汽有亏损，因此要达到水分平衡，则需大气径流将水汽从盈余的地区输送到水汽亏损的地区。从图6·16c中可以看出，以副热带高压为中心，通过信风和盛行西南风（北半球）将水汽分别向南和向北作经向的输送（见图中箭头方向）。
大气中水汽的输送可用类似（6·11）和（6·12）式的方法计算。因单位质量湿空气内包含的水汽质量为q（比湿），通过底边为单位长度，从地面到大气上界的铅直剖面，在风速矢量（V）方向单位时间的水汽输送量为
其单位为g/cm·s，就年平均而言则为kg/m·a。
就全球的水分输送计算证明，在低纬度哈特莱环流对水汽输送起的作用甚大，在中、高纬度也主要是通过大型涡旋运动进行水汽输送的，图6·16c是计算出的水汽经向输送值。