Die Verdunstung an der Erdoberfläche führt der bodennahen Luft Wasserdampf zu, der sich horizontal und vertikal ausbreitet und schliesslich durch die Bildung von Wolken und Niederschlägen der Atmosphäre wieder entzogen wird. Mit diesen Zustandsänderungen beeinflusst der Wasserdampf entscheidend den wechselnden Ablauf des Wetters. Gleichzeitig ist der Wasserdampfgehalt der Atmosphäre ein Glied des für das Leben auf der Erde wichtigen Wasserkreislaufs. Die mit dem Wasserkreislauf verknüpften Energieumwandlungen wirken sich ihrerseits wiederum auf das globale und regionale Klima aus.

Als Mass für den Wasserdampfgehalt der Atmosphäre oder für die Luftfeuchte werden nebeneinander verschiedene Grössen benutzt. Ihre Auswahl kann durch das zur Messung eingesetzte Verfahren bedingt sein oder sich nach dem vorgesehenen Anwendungszweck richten. Zusätzliche Angaben der Lufttemperatur oder des Luftdrucks ermöglichen Umrechnungen zwischen den einzelnen Grössen. Einige der wichtigsten sind:

Der Wasserdampf-(Partial-)Druck e mit der Einheit hPa. Auf den Luftdruck p bezogen ergibt sich aus e / p der Anteil des Wasserdampfs am Gesamtvolumen der feuchten Luft oder aus e / (p - e) das Volum-Mischungsverhältnis, bezogen auf das Volumen trockener Luft. Die tatsächlichen Werte des Dampfdrucks e sind durch den mit steigender Temperatur exponentiell ansteigenden Sättigungsdampfdruck E nach oben begrenzt (siehe Karte 4.2.4). Die Spanne der im Oberrheingraben vorkommenden Extremwerte des Dampfdrucks e reicht deshalb von weniger als 1 hPa im Winter bis über 25 hPa im Sommer. Bei einem durchschnittlichen Luftdruck um 1000 hPa entspricht dies einem Volumanteil von unter 0,1 % bis 2,5 %. Die Mittelwerte um 10 hPa entsprechen einem Anteil von 1 Volumprozent. Unmittelbar verwendet wird der Wasserdampfdruck e für die Abschätzung des Anteils der Luftfeuchte an der Wärmebelastung des Menschen oder als »Sättigungsdefizit« (E - e) für die Berechnung der Verdunstung.

Die Relative (Luft-)Feuchte U = 100 e / E bezeichnet das Verhältnis des tatsächlichen Dampfdrucks e zum Sättigungsdampfdruck E und wird in Prozenten angegeben. Sie wird von den gebräuchlichen Haarhygrometern direkt angezeigt und ist wohl deshalb das allgemein am häufigsten benutzte Feuchtemass. Wegen der starken Abhängigkeit des Sättigungsdampfdrucks E von der Temperatur ist die Verwendung der Relativen Feuchte in vielen Fällen nur in Verbindung mit den zugehörigen Lufttemperaturen sinnvoll.

Für Anwendungen in der Meteorologie und in der Klimatechnik ist das (Massen-) Mischungsverhältnis m wegen des Prinzips der Massenerhaltung und der auf die Massen bezogenen Energieumsetzungen, z.B. beim Verdunsten oder Kondensieren, eine besonders geeignete Grösse. Unter Berücksichtigung der Molekülmassen der beteiligten atmosphärischen Gase ergibt sich m = 622 e / (p - e) in g Wasserdampf je kg trockener Luft. Da e vernachlässigbar klein im Vergleich zu p ist, kann vereinfacht m ≈ 622 e / p ≈ S gesetzt werden. Diese Vereinfachung kann auch für die auf die Masse der feuchten Luft bezogene spezifische Feuchte s benutzt werden.

Für klimatologische Betrachtungen kann der Luftdruck an einem bestimmten Ort mit seinen witterungsbedingten Schwankungen von im Extrem +3 % bis -5 % um einen Mittelwert als annähernd konstant angesetzt werden. Dann entspricht der zeitliche Verlauf des Mischungsverhältnisses m oder der spezifischen Feuchte s weitgehend dem Verlauf des Dampfdrucks e, der in den Kartendarstellungen neben der Relativen Feuchte U enthalten ist. Zum besseren Verständnis der Tages- und Jahresgänge und der Höhenabhängigkeit dieser Grössen werden sie durch die entsprechenden Temperaturverläufe ergänzt.