Vzduch v atmosféře obsahuje vždy určité množství vodní páry. Nejvíce jí je v nejnižší vrstvě atmosféry, tzv. troposféře, nad tropopauzou jí skokově ubude na poměrně nevýznamné množství.
Vodní pára ve vzduchu je plynná a tudíž neviditelná. Schopnost vzduchu udržet v sobě vodní páru v plynné formě se výrazně mění s teplotou. Zatímco jeden metr krychlový vzduchu je při teplotě 0ºC schopen udržet v sobě jen 4,8 g vodní páry, pak při teplotě 20ºC to bude už 17,3 g.
Protože teplota hraje tak velkou roli, v meteorologii nám nestačí jen vědět, jak mnoho vodní páry vzduch obsahuje (tzv. absolutní vlhkost). Proto se ustálila zvyklost, že se určuje procentní poměr skutečného množství vodní páry ve vzduchu obsažené k maximálnímu množství vodní páry při dané teplotě (tzv. relativní vlhkost). Obsahuje-li například při teplotě 20ºC metr krychlový vzduchu 10 g vodní páry, pak platí:
10 x 100 : 17,3 = 57,804
což se rovná přibližně šedesátiprocentní vlhkosti. Ochladíme-li však nějak tento vzduch např. na 10ºC, kdy v sobě je schopen udržet jen 9,4 g vodní páry, přebytečná pára zkondenzuje na mikroskopické vodní kapičky a vznikne mlha. Mlhu již vidíme – kapičky vody totiž na svém povrchu lámou světlo a tak dohlednost rázem poklesne. V tomto případě došlo k tzv. stavu nasycení při dosažení teploty rosného bodu, kdy relativní vlhkost je stoprocentní. Rychlost kondenzace může být pak ještě zvýšena přítomností velkého množství tzv. kondenzačních jader (zrnka prachu apod.) v ovzduší, na která se mohou kapičky vody lépe „nabalovat“. To je princip vzniku tzv. smogu (typickým příkladem je pověstná londýnská mlha – zde se kombinuje vlhké ostrovní klima jižní Anglie s vysokým prachovým znečištěním rozsáhlé městské aglomerace).
Vzdušná vlhkost je důležitou veličinou pro mnoho meteorologických jevů, protože funguje jako jakýsi „zásobník tepla“. Vzduch je totiž tepelný izolant s malou tepelnou kapacitou, zatímco voda je tepelný vodič s vysokou tepelnou kapacitou.
