Погода в Мурманске из Норвегии

мурманская область

 

Часть I. Метеорологический режим. 6. Влажность воздуха

Влажность воздуха характеризуется парциальным давлением водяного пара, относительной влажностью и недостатком насыщения. Водяной пар является наиболее изменчивой во времени и в пространстве составляющей атмосферного воздуха. Содержание его в атмосфере определяется испарением влаги с подстилающей поверхности и переносом ее воздушными течениями (адвекцией) в горизонтальном и вертикальном направлениях. Следовательно, генетически можно выделить влагу местную и адвективную. Перемешивание воздуха, осуществляемое главным образом турбулентностью, обеспечивает отток водяного пара из приземного слоя и поступление его в свободную атмосферу.Происходящее при этом перераспределение тепла в скрытой форме создает дополнительные источники и стоки энергии атмосферных движений.

Учет содержания водяного пара в атмосфере в целом и на отдельных ее уровнях необходим при решении многочисленных практических и теоретических задач. В частности, исследование процессов влагообмена помогает в решении проблем водного баланса. Свойства фазовых превращений атмосферной влаги, сопровождающихся выделением или поглощением тепла, учитываются при расчетах теплового баланса, а следовательно энергетики всей атмосферы. В численных экспериментах, на которых базируется изучение формирования современного климата и общей циркуляции атмосферы, привлекаются количественные оценки ее влагосодержания. Учет данных о влажности воздуха необходим также при расчетах коэффициента преломления радиоволн в атмосфере, при определении вероятности повреждения и изменения физико-химических свойств различных материалов и оборудования в процессе их хранения, транспортировки и эксплуатации.

Сведения о распределении влажности воздуха над океанами в высоких широтах содержатся во многих изданиях. Так, в работе [414] даны карты парциального давления водяного пара, а в [259, 335, 411, 414, 419]— карты влагосодержания в отдельные месяцы и в среднем за год на всем земном шаре. В работах [259, 408] приводятся карты распределения относительной и удельной влажности над северным полушарием. Однако возможности использования этих работ для характеристики влажности воздуха на Баренцевом море ограничены, вследствие мелкомасштабности карт или неполноты сведений.

Наиболее полные сведения о влажности воздуха над Баренцевым морем содержатся в работах [19, 181]. В «Комплексном справочнике» [181] содержатся карты распределения абсолютной и относительной влажности по месяцам и за год. В северной части моря положение изолиний влажности проведено предположительно в связи с малым количеством наблюдений, особенно в зимние месяцы. В Атласе СЛО [19] приведены карты распределения абсолютной и относительной влажности воз- 'духа у подстилающей поверхности за центральные месяцы сезонов, в качестве которых приняты февраль, май, август, ноябрь. Здесь же по материалам аэрологических станций островов и побережий за 1957—1969 гг. и дрейфующих станций СП за 1950— 1970 гг. представлены карты интегрального влагосодержания в слое от поверхности океана до изобарической поверхности 500 гПа за эти же месяцы. В. Г. Снопковым [156] на основе многолетних наблюдений на этих же станциях составлены таблицы, характеризующие вертикальные профили удельной влажности воздуха в океанических воздушных массах от морского арктического воздуха до экваториального. Им же [335] рассмотрена связь между приземными характеристиками влажности воздуха и интегральным влагосодержанием атмосферы.

Рис 6.1 Годовой ход парциального давления водяного пара (а), среднего квадратического отклонения средних месячных значений (б), а) 1 — Нагурское, 2 — Мыс Болванский; б) 1 — Остров Виктория, 2 — Малые Кармакулы, 3 — Варандей.

 

За последние годы с увеличением экспедиционных работ объем наблюдений за влажностью на Баренцевом море значительно возрос. Их обработка с привлечением данных длиннорядных станций побережий и островов позволила получить новые уточненные карты распределения влажности над морем.

Парциальное давление водяного пара (е) является функцией температуры и с повышением последней быстро растет. Парциальное давление водяного пара в атмосфере Арктики зависит, главным образом, от ее энергетических ресурсов и претерпевает закономерные изменения от зимы к лету в соответствии с годовым ходом температуры. Характер годового хода парциального давления водяного пара одинаков повсеместно (рис. 6.1а). Наибольшие значения наблюдаются в июле—августе в южных районах моря, наименьшие — в январе — марте на его северной периферии. Над незамерзающей частью акватории моря средние месячные значения парциального давления водяного пара зимой составляют 3—4 гПа, на островах у северной окраины моря не превышают 2 гПа. К лету парциальное давление водяного пара увеличивается в 2—3 раза и составляет 5—6 гПа в районе арх. Земля Франца-Иосифа, 6—8 гПа у западного побережья Новой Земли и 9—11 гПа у южного побережья моря (рис. 6.2). Амплитуда годового хода увеличивается от северной границы моря к его южному побережью вдвое: от 4,8 гПа на о. Виктория до 9,4 гПа на ст. Мыс. Болванский.

Рис. 6.2. Парциальное давление водяного пара, гПа. а — январь; б — май; в — июль; г — октябрь.

Годовой ход среднего квадратического отклонения парциального давления водяного пара σе в северной, замерзающей части моря противоположен годовому ходу е  (рис. 6.1 б). Максимальная изменчивость надо льдом наблюдается зимой и обусловлена интенсивным межширотным обменом тепла и влаги. Летом на фоне высоких значений парциального давления над поверхностью воды и ослабленной циркуляции атмосферы изменчивость σе минимальна. На станциях южного побережья моря годовой ход е и σе одинаков. Летом максимальная изменчивость парциального давления водяного пара в южной половине моря обусловлена чередованием воздушных масс различного происхождения. Характерные для этой части акватории моря антициклоны в это время проходят почти с запада на восток, повторяемость их не уступает повторяемости циклонов (по три за месяц) [181]. Амплитуда годового хода ое в высоких широтах не превышает 0,6 гПа, к южному побережью моря увеличивается вдвое (табл. 6.1).

Таблица 6.1 Статистические характеристики парциального давления водяного пара. Год, г Па

 Относительная влажность / характеризует степень насыщения воздуха водяным паром и представляет собой отношение парциального давления водяного пара, содержащегося в воздухе е> к давлению насыщенного пара Е при той же температуре, выраженное в процентах:

.

 

Как и абсолютная влажность, она тесно связана с температурой воздуха, но эта связь обратная: относительная влажность уменьшается при повышении температуры и увеличивается при ее понижении. Поэтому обычно годовой ход относительной влажности противоположен годовому ходу температуры. Однако на Баренцевом море характер годового хода температуры и влажности воздуха одинаков и характеризуется летним максимумом и зимне-весенним минимумом (рис. 6.3). Положительная корреляция между этими метеорологическими элементами здесь вызвана преобладанием адвективного фактора [231]. Отчетливое влияние адвекции воздушных масс, определяющих формирование очагов крупных аномалий температуры воздуха, проявляется в формировании теплоядерных зим [310]. А. Я. Коржиков [184] показал, что даже в районах, примыкающих к о-вам Гренландии и Шпицбергена, крупные аномалии температуры воздуха за период элементарного синоптического процесса связаны с адвекцией соответствующих воздушных масс, поступление которых, в свою очередь, определяется ориентировкой высотного гребня над Северной Атлантикой. Вынос тепла циклонами зимой в Арктику прослеживается даже по средней месячной температуре в очень высоких широтах, значительно севернее арх. Шпицберген [311]. Это подтверждается расчетами переноса тепла в атмосфере над Баренцевым морем, который в холодный период в 1,5—2 раза больше, чем в теплый (рис. 6.4).

Расчеты тепло- и влагосодержания, тепло- и влагопереноса [235—237] выполнены по данным ежедневного температурно-ветрового зондирования 26 станций СЕБ за период в основном 1961 — 1978 гг. (БД «Аэрологияэ ВНИИГМИ—МИД) по методике, апробированной на материалах экспедиции ПОЛЭКС [277]. Алгоритмы расчета теплопереноса и энтальпии опубликованы в работах [236, 237].

Рис. 6.3. Годовой ход относительной влажности (а) и среднего квадратического отклонения ее средних месячных (б) и ежедневных (б) значений.

Алгоритм расчета влагопереноса заключается в следующем. Полный поток влаги F определяется через абсолютную влажность а (г/м3) :

.

 

Отдельно рассчитываются адвективная Fa (г/(м2 с)) и турбулентная F' (г/(мс) ) составляющие полного потока влаги, которые, в свою очередь, определяются по зональной Vx и меридиональной Vy составляющим ветра:

.

 

 где σa, σVx ,  σ Vy — средние квадратические отклонения абсолютной влажности и составляющих ветра соответственно; r (a, Vx), r (a, Vy) — коэффициенты корреляции между абсолютной влажностью и соответствующей составляющей ветра.

Рис. 6.4. Годовой ход полного теплового потока на различных уровнях атмосферы.
1 — 1000; 2 — 300; 3 — 50 гПа

 

 Результирующие адвективный Fa, турбулентный F' и полный F потоки влаги определяются из соотношений:

.

 

В ранее опубликованных работах [48, 87, 197] расчеты всех составляющих влагопереноса не выполнялись. Результаты наших расчетов показали, что турбулентная слагаемая потока влаги значительна и может достигать 50 % по отношению к адвективному потоку в январе и 100—150 % в июле (Мурманск).

Поток влаги летом в 3—5 раз больше, чем зимой и достигает на уровне 1,5 км 20—25 г/(м2*с) (табл. 6.2, рис. 6.5). Влагоносный слой как в холодный, так и в теплый периоды достаточно мощный и располагается на высотах до 4 км. На высоте 5 км поток влаги меньше, чем в нижнем 1-километровом слое в 3—5 раз летом и 6—7 раз зимой.

Рис. 6.5. Годовой ход интегрального влагосодержания атмосферы в слое 1000—500 гПа (а), интегральной энтальпии в слое 1000—300 гПа (б) и полного потока влаги на различных высотных уровнях (в).

Таблица 6.2 Средний месячный поток влаги у подстилающей поверхности
(0 км) и на уровне 1,5 км в зависимости от времени года, г/(м2*с)

 В связи с тем, что распределение влажности с высотой не является линейным, интегральное влагосодержание W (кг/м2) атмосферы рассчитывалось по формуле [277]

.

 

которая предполагает экспоненциальное распределение абсолютной влажности а между соседними i и i + 1 уровнями. Учитывая, что основная доля влаги содержатся в нижней тропосфере, верхним пределом суммирования при подсчете интегрального влагосодержания принят уровень 5 км (табл. 6.3).

 Интегральное влагосодержание слоя 0—5 км относительно мало по сравнению с его значением в умеренных широтах [48] и увеличивается по акватории моря от 70 кг/м2 в северных районах до 120 кг/м2 у южного побережья. Независимо от сезона область повышенного влагосодержания ПСА приурочена к зоне гидрологического фронта в районе Надеждинско-Медвежинского мелководья. Под орографическим воздействием Скандинавского хребта W в прибрежных наветренных районах в 1,5—1,7 раза больше, чем в подветренных. Около 75—80 % W сосредоточено в нижних 3 км. Наибольшее W здесь концентрируется к концу теплого периода (до 85% ), несколько меньше — зимой (73-81 %).

Рис. 6.6. Вертикальные профили температуры (Г°С) и относительной влажности воздуха (/ %) на
побережье и островах (а) и над морем (б).

 

Таблица 6.3 Интегральное влагосодержанне в слоях атмосферы 0—3 км и 3—5 км, кг/м2

Рис. 6.7. Вертикальные профили абсолютной влажности воздуха (а г/м3) и дефицита точки росы (Г—Td) в январе (а) и июле (б).

Годовой ход W характеризуется повсеместно зимним минимумом и летним максимумом (см рис. 6.5). Наиболее интенсивно относительное увеличение влагосодержания от зимы к лету происходит в северо-восточном районе моря — в 6 раз, у южного побережья — в 3—4 раза. Летние максимумы в годовом ходе влагопереноса и интегральных тепло- и влагосодержания атмосферы способствуют формированию максимума относительной влажности у поверхности моря в это время года. Об этом же свидетельствует и вертикальный профиль влажности воздуха, который находится в соответствии со стратификацией температуры (рис. 6.6, 6.7). Зимой распределение температуры в ПСА над побережьями характеризуется инверсией, на островных станциях (на о-вах Медвежий, Хейса) и над морем — замедленным понижением температуры. Летом повсеместно происходит замедленное понижение температуры с высотой ( γ ≤0,4°С/100 м). Слои с указанным градиентом считаются задерживающими турбулентный обмен. Независимо от сезона они располагаются чаще всего на уровнях от 400 до 800 м.

Распределение абсолютной влажности также характеризуется инверсией влаги зимой в нижнем 1,5-километровом слое и понижением ее с высотой летом (рис. 6.7). Значения абсолютной влажности на уровне 1000 гПа увеличиваются от зимы к лету от 1 до 8 г/м3. Зимой влажность мало изменяется с высотой в нижнем 1,5-километровом слое, летом к верхней границе пограничного слоя уменьшается вдвое.

Вертикальное распределение дефицита точки росы имеет те же закономерности (рис. 6.7). Летом наиболее высокие значения влажности в погранслое отмечаются в северных районах моря (Т— Тd∼ 1 ...2 ° С ). Наименьшие значения влажности наблюдаются на южном побережье, где Т— Тd достигает 5°С. Зимой t—td мало изменяется в этом слое по акватории моря (от 1 до 3°С).

Зимой наибольшее влияние океанической и атмосферной адвекции наблюдается в юго-западном районе моря (см. табл. 6.2, 6.3), поэтому вторичный (зимний) максимум относительной влажности здесь мало уступает летнему. Большие различия в температуре воздуха и поверхности воды в западной части моря приводят к интенсивному испарению и поддержанию высокого уровня относительной влажности в течение года, что определяет и небольшую амплитуду годового хода (6—8 %). К северной границе моря амплитуда годового хода увеличивается до 15% на о. Виктория (табл. 6.4). Некоторая удаленность юго-восточного района моря от основных циклонических траекторий также способствует формированию сглаженного годового хода влажности с амплитудой около 3—6 %.

Таблица 6.4 Статистические характеристики относительной влажности воздуху %.

При удалении в глубь побережья годовой ход влажности под влиянием радиационного фактора приобретает континентальный тип, для которого характерен максимум в ноябре—феврале, минимум в мае—июне. Резко возрастает и годовая амплитуда, до 15—17 % (Эккерой, Мурманск). В свободной атмосфере над южным побережьем моря годовой ход влагосодержания не отличается от его годового хода над остальной частью акватории Баренцева моря (см. рис. 6.5).

Интегральное влагосодержание слоя атмосферы 0—5 км зимой в связи с особенностями расположения циклонических траекторий над акваторией моря и ледовой кромки убывает с юго-запада на северовосток от 5,0 (Мурманск) до 2,2 кг/м2 (о. Визе) (см. табл. 6.3). Ложбина относительно пониженных значений относительной влажности у поверхности моря (до 76%) также ориентирована с юго-запада на северо-восток через центральные районы моря (рис. 6.8). Поле влажности характеризуется меридиональным расположением изолиний. В береговой зоне изолинии влажности воздуха имеют широтный ход.

Весной в соответствии с годовым ходом температуры и интегрального влагосодержания тропосферы влажность воздуха у поверхности моря начинает также повсеместно возрастать. В июне завершается перестройка поля влажности от меридионального расположения изолиний на зональное, характерное для лета. Увеличение влажности по акватории моря происходит в том же направлении, что и уменьшение ее зимой, оно особенно заметно в центральной части моря (76 % январь, 90 % июль), в связи с чем и амплитуда годового хода здесь наибольшая (15—17%).

Осенью пространственное распределение относительной влажности приобретает зимний характер: в южном районе влажность по-прежнему сохраняется высокой (85—90 %), в северо-восточном — уменьшается до 80—85 %, в центральной части моря — до 75 %.

На годовой карте замкнутая область, вытянутая с юга на север, с влажностью около 80 % охватывает центральную часть моря (см. рис. 6.8, год). Область наиболее высокой влажности воздуха (85—90 %) располагается на северо-западе моря, включая зону гидрологического фронта в районе Надеждинско-Медвежинского мелководья. Вторая область повышенной влажности (более 85%) располагается на юго-востоке моря, где влажность даже в период минимума не опускается ниже 83 %. А по числу дней с влажностью более 80 % этот район лишь незначительно уступает северному (292 и 314 сут соответственно, табл. 6.5).

Таблица 6.5 Статистические характеристики числа дней с относительной влажностью более 80 %..

Рис. 6.8. Относительная влажность воздуха (январь—декабрь), %.

Рис. 6.8. Относительная влажность воздуха (январь—декабрь), %.

Рис. 6.8. Относительная влажность воздуха (январь—декабрь), %.

Рис. 6.8. Относительная влажность воздуха (январь—декабрь), %.

Таблица 6.6 Годовой ход среднего квадратического отклонения ежедневных значений относительной влажности, %

 Периодические суточные изменения относительной влажности над морем выражены слабо. В полярную ночь, когда солнечная радиация почти отсутствует, и суточный ход температуры воздуха очень мал, влажность воздуха также не имеет суточного хода, так как смена воздушных масс не зависит от времени суток. Наиболее выражены суточные изменения влажности летом в южной части моря. На архипелагах Земля Франца-Иосифа и Новая Земля и летом суточный ход выражен  очень слабо, амплитуда не превышает 4% . В южных районах максимальная относительная влажность наблюдается около восхода солнца, а минимальная— около 14—15 ч. Амплитуда суточного хода составляет 10—13 %. Такого же значения она достигает и в переходные месяцы. С удалением в глубь побережья амплитуда суточных колебаний резко возрастает.

Сопоставление средних квадратических отклонений ежедневных  σf и средних месячных погодичных  σзначений относительной влажности воздуха показывает, что Баренцево море характеризуется большой внутримесячной изменчивостью влажности. Это объясняется частой сменой зональных и меридиональных переносов воздушных масс с различным тепло- и влагосодержанием. В связи с этим распространенное представление о том, что на акваториях морей σf заметно меньше, чем на окружающей суше [231], в условиях Баренцева моря не подтверждается. Сравнение  σf, полученных из ежедневных судовых наблюдений в 5-градусных квадратах моря и на береговых станциях (табл. 6.6) свидетельствует о том, что они одного порядка. В отдельных случаях, при прохождении фронтов, изменения влажности достигают 35—40 %.

Межгодовая изменчивость средних месячных значений относительной влажности в 8—10 раз меньше, чем внутримесячная. Наибольшие ее значения (за месяц, год), как и следовало ожидать, наблюдаются в юго-западном районе моря (3,3— 4,8%), т. е. в области наибольших адвективных переносов. Годовая амплитуда колебаний  σне превышает здесь 1—2 %. Наименьшие значения  σнаблюдаются в юго-восточном районе (1,1 —1,7%), а годовая амплитуда достигает 3—4%. В восточных и северных районах  σf имеет промежуточное значение.

 Годовой ход  σf над большей частью акватории моря противоположен годовому ходу f (см. рис. 6.3) и согласуется с годовым ходом изменчивости температуры воздуха (см. табл. 2.3). Этот вывод относится в равной степени к годовому ходу средних квадратических отклонений, полученных как из ежедневных, так и из средних месячных данных. В гл. 2 показано, что внутрисуточная изменчивость средней температуры воздуха достигает максимума зимой в северных районах моря. Годовой ход  σf здесь, так же как и  σt, характеризуется зимним максимумом и летним минимумом. В южных, а особенно юго-западных районах моря, наиболее подверженных влиянию океанической и атмосферной адвекции, где вторичный, зимний максимум относительной влажности мало уступает летнему, σf имеет сложный скачкообразный годовой ход. Высокая внутримесячная изменчивость влажности здесь может быть связана с частой сменой зональных и меридиональных переносов влаги. Максимум влагопереноса над всей акваторией моря, как следует из анализа материалов (см. табл. 6.2, рис. 6.5), приходится на лето, однако в этот период в южных районах он вдвое больше, чем в северных.

 По разности средних квадратических отклонений влажности воздуха (Δσf13—σf01) (табл. 6.7) легко проследить годовой ход суточной амплитуды. Зимой, В полярную ночь суточный ход σf почти не проявляется. Обращает на себя внимание отрицательные ее значения в ноябре—декабре, означающие, что ночью σf больше, чем в дневные часы. Объяснить это можно тем, что изменчивость температуры воздуха, которая сильно влияет на изменчивость относительной влажности, в 1 ч оказывается больше, чем в 13 ч в соответствии с ее суточным ходом [230]. Летом наблюдается нормальный суточный ход σf, т. е. в дневные часы изменчивость относительной влажности наибольшая в связи с большими колебаниями радиационного баланса и температуры воздуха, а в ночные часы наименьшая. Поэтому в июле суточная амплитуда изменчивости влажности достигает 1,7 %.

 Дополнительной характеристикой влажности воздуха является число дней с влажностью более 80% в 13 ч («влажные дни»). Основные закономерности их географического распределения видны из табл. 6.5. Влажные дни — обычное явление над морем. Среднее годовое число их изменяется по акватории от 314 на арх. Земля Франца-Иосифа до 160—180 на юго-западном побережье. В юговосточной части моря и на его побережье число влажных дней возрастает до 292. В районах побережья Новой Земли, подверженных влиянию стоковых ветров типа «боры», влажных дней меньше (188 сут в Малых Кармакулах), чем на остальной части острова (260—280 сут на станциях Мыс Желания и Мыс Меньшикова).

Таблица 6.7 Годовой ход разности значений среднего квадратического отклонения

 

 Среднее месячное число влажных дней изменяется по акватории от 30 — 31 сут в северных и северо-западных районах до 27 на арх. Новая Земля и 20 сут на южном побережье. Минимальное число влажных дней составляет 18—19 на северных островах, 10—11 на южном побережье.

 Рассмотренные выше данные об изменчивости ежедневных значений относительной влажности и температуры воздуха (см. п. 2.7) свидетельствуют 0 разнообразии их возможных сочетаний. Поэтому можно выделить на акватории моря три района с относительно однородными условиями формирования этих комплексов: юго-западный, юго-восточный и северный (по которому меньше данных, особенно выше 78° с. ш.).

Наибольшая повторяемость положительной температуры воздуха за год отмечается в юго-западном районе моря (52—57 %), несколько меньше (35— 48 %) на остальной акватории и побережьях (табл. 6.8). Зимой в юго-западном районе повторяемость положительной температуры достигает 17— 21 % на побережье и до 40—50 % над теплым Мурманским течением, на остальной акватории — не превышает 2—7%. Отрицательная температура воздуха летом не наблюдается только в юго-западном районе. На побережье Мурмана повторяемость ее составляет 0,1—0,3 %, в юго-восточном районе — 1 %, к северу увеличивается до 4 % (о. Надежды).

Таблица 6.8 Повторяемость положительной температуры воздуха, %

 

В среднем за год из всех случаев положительной температуры наиболее часто наблюдаются значения от 0 до 10 °С при относительной влажности 80—100 %. Однако можно выделить сезонные особенности, характерные для каждого района.

Зимой изменения погоды происходят быстро и резко. Нередко бывают оттепели с высокой для зимы температурой, которая резко сменяется низкой отрицательной. На фоне наиболее часто встречающегося сочетания температуры от 0 до —5°С и влажности от 90 до 100 % возможно понижение влажности до 50—60 % и повышение температуры до 12 °С на о. Медвежьем, до 5 °С в Малых Кармакулах при средней месячной температуре января —7,7 и —13,6 °С соответственно. Такие условия погоды могут быть обусловлены феном, при котором происходит адиабатическое нагревание воздуха и понижение относительной влажности при нисходящем движении по неровностям рельефа. Повышения температуры, сопровождающиеся высокой относительной влажностью, наблюдаются при адвекции тепла и влаги с Атлантики, либо с южных морей.

Повторяемость положительной температуры в мае—июне растет с севера на юг от 37—40 % в районе о-вов Надежды и Медвежий до 89 % на южном побережье моря. На западном берегу арх. Новая Земля повторяемость положительной температуры весной значительно выше (ст. Малые Кармакулы, 76% ), чем на находящемся на той же широте у западной границы моря о. Медвежьем (41 %). Последнее может быть обусловлено, кроме увеличения степени континентальности, адиабатическим нагреванием воздуха в антициклонах, которые характерны весной для юго-восточных районов моря.

 Летом диапазон колебаний влажности значительно расширяется за счет возможных низких ее значений. В редких случаях (0,01 %) отмечается относительно низкая влажность воздуха при повышенном значении температуры: например, в районе о. Надежды влажность 50—60 % при температуре 12—18°С, на арх. Новая Земля до 40% при температуре 25—30 °С, а на южном побережье моря до 20—30 % при температуре более 30 °С. В среднем повторяемость сочетаний влажности воздуха менее 70 % с положительной температурой увеличивается от 8 % на 80° с. ш. до 31 % к южной границе моря.

 Осенью повторяемость положительной температуры изменяется по акватории моря от 81—88 % в юго-западном районе до 52 % на широте о. Надежды и до 60—65 % в юго-восточном районе. Повторяемость сочетаний влажности менее 70 % и температуры выше 0°С незначительна (6—12%). На южном побережье влажность может уменьшаться до 40—50%, сопровождаясь при этом ростом температуры до 20—25 °С. Наиболее высокие средние значения влажности (80—90 %) наблюдаются в районе о-вов Медвежий и Надежды при температуре от 6 до 12 °С.