Знаючи парціальний тиск водяної пари, температуру та атмосферний тиск, можна обчислити всі інші характеристики вологості повітря. Частина із них дають нам інформацію про абсолютний вміст водяної пари, а інша частина – відносний вміст. Тиск водяної пари дає уяву про абсолютну величину вмісту вологи у повітрі.
Тиск водяної пари в повітрі протягом доби змінюється у зв’язку із зміною температури. Добовий хід добре виражений при аналізі середніх багаторічних величин. Амплітуда добового ходу тиску водяної пари залежить від сезону року: весною та влітку всередині материків в помірних широтах вона не перевищує в середньому 2-3 гПа, восени та взимку не більше 1-2 гПа. В Україні добова амплітуда взимку кілька десятих гПа, а влітку 0,6-1,5 гПа.
В умовах морського клімату протягом року тиск водяної пари має простий добовий хід, такий самий як і добовий хід температури. Він найменший у момент сходу Сонця, тобто при мінімальній температурі повітря, і найбільший в післяполудневі години, коли найбільше випаровування. Вранішній мінімум тиску водяної пари пояснюється не лише малим випаровуванням у цей час, а й можливою конденсацією водяної пари при зниженні температури. Такий самий добовий хід тиску водяної пари спостерігається на суходолі взимку та в горах влітку.
Теплої частини року в середині материків протягом доби тиск водяної пари має два максимуми та два мінімуми (мал. 5.3). Перший мінімум спостерігається вранці одночасно з мінімумом температури.
Далі починається інтенсивне випаровування і тиск водяної пари досягає максимуму близько 9 години. Далі він поступово зменшується до другого мінімуму о 14-15 год. Цей другий мінімум у сухому кліматі є головним. У другій половині дня тиск водяної пари знову збільшується і досягає максимуму о 21-22 год. Протягом ночі він зменшується до вранішнього мінімуму.
Причиною денного мінімуму є розвиток конвекції. Уже о 8-10 год. у приземному шарі атмосфери встановлюється нестійка стратифікація атмосфери і виникає конвекція. Конвективні потоки повітря переносять водяну пару вверх, а випаровування з досить сухої поверхні ґрунту не встигає поповнювати ці втрати. В кінці дня конвекція припиняється і тиск водяної пари в приземному шарі збільшується.
Протягом року тиск водяної пари також змінюється залежно від температури, тобто максимум спостерігається влітку, коли і випаровування велике і при високій температурі повітря вміщує значно більше вологи, мінімум взимку. Отже, річна амплітуда тиску водяної пари тим більша, чим більша річна амплітуда температури повітря. Тому в континентальному кліматі вона більша, ніж у морському. Найбільша амплітуда тиску водяної пари спостерігається у мусонному кліматі, де зима холодна і суха, а літо тепле і вологе. Найменша амплітуда спостерігається в екваторіальній зоні. Наведемо приклади тиску водяної пари в різних умовах: Париж – морський клімат у січні 6 гПа, у серпні 14 гПа; Київ – континентальний клімат у січні 4 гПа, у липні 15 гПа; Пекін – мусонний клімат у січні 3, у липні 24 гПа; Джакарта – екваторіальний клімат у серпні 26, у квітні 29 гПа (мал. 5.4).
