北半球中低緯大氣太陰潮汐對Es層的影響

牛曉娟，趙光欣，呂洪方，柯 璇*

（1．江漢大學 物理與信息工程學院，湖北 武漢 430056；2．武漢紡織大學 理學院，湖北 武漢 430073）

北半球中低緯大氣太陰潮汐對Es層的影響

牛曉娟1，趙光欣2，呂洪方1，柯 璇1*

（1．江漢大學 物理與信息工程學院，湖北 武漢 430056；2．武漢紡織大學 理學院，湖北 武漢 430073）

本文采用中低緯度數個臺站的數字測高儀觀測數據分析了Es層參數的大氣太陰半日變化，結果表明：Es的臨界頻率(foEs)、遮蔽頻率(fbEs)及虛高(h'Es)中均存在太陰半日周期的振蕩。foEs和fbEs的太陰半日潮日變化及季節變化趨勢非常相似，只是foEs太陰半日潮的幅度大于fbEs太陰半日潮的幅度，兩者的相位幾乎無差值。中低緯5個臺站Es層參數的太陰半日潮幅度和相位的日變化值、季節變化值均不同，隨緯度變化。foEs和h'Es的太陰半日潮存在年變化，在不同年份的相同月份，Es太陰半日潮的幅度和相位均有不同。值得提出的是我們還發現武漢foEs和h'Es的太陰半日潮最大值和武漢中層和低熱層大氣太陰半日潮汐風最大值出現的月份相同。

太陰潮汐；foEs；fbEs；h'Es

1 引言

大氣太陰潮汐主要是太陰引潮力對低層大氣的作用而引起的大氣太陰周期性波動。潮汐波動通過動力學作用產生電流進而上傳到電離層。這些電離層的電流引起的磁場導致在磁力計記錄中存在太陰周期的信號。與此電流相對應的電場引起粒子漂移，也可以引起電離層Es層和F2層參數的變化。有關Es層參數的太陰變化已經有很多的報道[1-8]，太陰潮汐對風剪切的影響在某種意義上體現在Es層的foEs、fbEs及h'Es的太陰潮汐特征上。Stening和Fejer[8]提到，在粒子漂移中探測到了太陰信號。電離層Es層和F2層的參數的太陰半日周期變化也被發現[10]。研究中層和低熱層的大氣太陰潮汐有助于我們了解當太陰潮在上傳的過程中，中層的溫度和風如何作用于它，進而推演中層大氣的狀態。同樣，研究太陰潮汐對Es層的參數（foEs， fbEs，h'Es），在某種程度上有助于我們進一步完善風剪切理論[9]。近年來，人們對大氣太陰潮的研究已經達到一定的高度，比較完善的太陰潮汐的模式也已經提出。在本文中，我們主要分析Wakkanai、Kokubunji、Yamagawa、 Wuhan 和 Okinawa這5個北半球的中低緯臺站Es層參數的太陰半日潮的變化，并將觀測的太陰潮的相位與GSWM模式[]的計算值作對比分析，進一步研究大氣太陰潮汐對偶發E層的影響。

2 數據及分析方法

本文采用數據來自Wuhan觀測臺DGS256數字測高儀1999年4月27日到2004年8月17日期間將近6年的觀測數據及日本的Wakkanai、Kokubunji、Yamagawa和Okinawa四個臺站的數字測高儀數年的觀測數據。表1分別給出所采用的這幾個臺站數據的年份。在數據分析過程中，我們首先對測高儀的數據做簡單的處理，得到每個參數每日的小時均值。然后將這些參數的小時均值采用最小二乘法分析Es層的幾個參數的太陰半日潮的變化特征。最小二乘法有一個最大的優點就是不要求一天的數據必須連續。

表1 采用數據的臺站情況

3 觀測結果

圖1給出了Kokubunji 臺站6月份Es層參數（foEs, fbEs和h'Es）的太陰半日潮日變化的幅度和相位。圖1(a)是Es層foEs和fbEs的幅度和相位，(b)是foEs和h’Es的對比分析。為了方便比較，我們在做foEs和h’Es太陰潮幅度比較時，給foEs的幅度乘以10。在后面的對比分析中，foEs太陰潮的幅度均乘以10和h’Es的太陰潮幅度做比較。誤差條代表正負一個標準偏差。如果太陰半日潮的幅度小于一個標準差，則其值和對應的相位不可信。由圖可見，foEs和fbEs的太陰半日潮的周日幅度變化相似，都有明顯的雙峰出現，一個峰值出現在當地時3:00，另一個峰值出現在當地時18:00左右。兩者相位的日變化趨勢也非常相似，在5:00-13:00期間，它們之間的相位差值比較小。但foEs的太陰潮的幅度比fbEs太陰潮的幅度大。這和Tarpley和Matsushita[6]得到的太陰潮在foEs和fbEs的太陰潮的相位相似，foEs的太陰潮幅度比fbEs的幅度大的觀點一致。分析表4.2的其他幾個臺站，h’Es太陰潮均在午后增強，foEs和h’Es的太陰潮的相位之間有明顯的相位差。在多數時間，foEs的太陰潮相位滯后于h’Es的太陰潮相位，兩者之間的相位差不穩定。

圖1 Kokubunji 站6月份foEs, fbEs及h'Es的太陰半日潮日變化的幅度和相位，圖(a、b)中實線均是foEs, (a)和(b)中的虛線分別是fbEs 和 h'Es。圖(b)中的foEs太陰潮的幅度乘以10和h'Es的幅度比較。

3.1 季節變化

分析Kokubunji 站foEs、fbEs及h’Es的太陰潮的幅度和相位的季節變化(圖2)，其中圖(a)是foEs和遮蔽頻率的太陰潮季節變化的幅度和相位，圖(b)是foEs和h’Es的。在Kokubunji站，foEs和fbEs的太陰潮的季節變化的幅度很相似，均在春秋季比較弱，在夏季特別強。foEs的太陰潮幅度比fbEs的大，兩者的相位季節變化幾乎完全相同。其他幾個站的foEs和fbEs的太陰潮季節變化結果和Kokubunji站的一致，因此，后面的幾個臺站我們就只對foEs和h’Es的太陰潮的變化作對比分析。由圖(b)可見，在2-4月份，h’Es的太陰潮比較弱，沒有明顯的夏季峰出現。foEs的相位滯后于h’Es的相位。在2-3月份，foEs和h’Es的相位都有個跳變。從4到11月份，兩者的相位相對都比較穩定，隨季節的變化不大。foEs的太陰潮平均相位約為7太陰時，但h’Es的太陰潮平均相位比foEs的超前4個太陰時左右，約為3太陰時。在多數月份，foEs的太陰潮相位和Matsushita的結論一致，但h’Es的太陰潮相位比其結果早約3個太陰時。

圖3給出了同樣位于北半球中緯地區的Wakkanai臺站foEs和h’Es的太陰潮的季節變化。由圖可見，Wakkanai的foEs的太陰潮在1、6及12月份都很強，但沒有中緯Es明顯的“夏季峰”出現。Es的h’Es的太陰潮在9月份幅度有最大值，Es的h’Es和foEs太陰潮間的相位差不穩定。在多數月份，Es的foEs的太陰潮相位滯后于h'Es的相位。Es的foEs的太陰潮相位隨季節變化不是很明顯，平均相位約為6太陰時。

圖4-6分別給出了Yamagawa, Wuhan及Okinawa的Es層foEs及foEs和h’Es太陰潮汐季節變化的幅度和相位。在Yamagawa，foEs的太陰潮幅度最大值出現在8月份，h’Es的太陰潮在春季和9月份很強。在4、5、7和11月份，foEs的太陰潮相位滯后于h’Es的約3±1個太陰時。在1和8月份，兩者的相位差達到6個太陰時左右。 在Wuhan，foEs的太陰潮幅度最大值出現在1和8月份，幅度值約為0.2MHz。與前面分析的Wuhan中層和低熱層大氣太陰半日潮最大值出現的月份一致[11，12]，這可能是中層和低熱層大氣太陰潮上傳到Es層所引起的結果。在2月份，h’Es的太陰潮很弱，3月份之后，h’Es的太陰潮幾乎不隨季節變化。在1－3月份和9－11月份期間，foEs和h’Es的太陰潮相位差為2個太陰時左右。在其他月份，兩者之間的相位差比較大，且在多數月份，foEs的太陰潮相位仍然滯后于h’Es的。在Okinawa站，foEs的太陰潮在7、8月份很強，而h’Es的太陰潮在5到9月份都比較弱。h’Es的太陰潮在4月份最強，幅度值超過2 km。除過1和9月份，其他月份的foEs的太陰潮相位都滯后于h’Es的。兩者之間的相位差不穩定，例如在9月份相差幾乎為零，但在7月份相差為6個太陰時左右。

圖 3 Wakkanai站foEs及h'Es的太陰潮的季節變化，實線是foEs，虛線是h'Es。圖中的foEs太陰潮的幅度是乘10的結果

圖4同圖3，但是Yamagawa的EsfoEs和h’Es的太陰潮的季節變化

上面提到的5個臺站，都位于北半球的中低緯地區，對比分析這5個臺站Es層參數太陰潮的季節變化。圖7給出了這5個臺站foEs的太陰潮在12個月份的幅度和相位。由圖可見，除過緯度相對較高的Wakkanai站之外，其他4個臺站foEs的太陰潮均在1月份和8月份相對比較強。而Wakkanai站在1和6月份比較強。foEs的太陰潮相位的季節變化有差異，但在多數月份，5個臺站之間的相位差很小，且平均相位約為5太陰時左右。

圖 5 同圖3， 但是Wuhan的EsfoEs和h’Es的太陰潮的季節變化

圖 6 同圖3， 但是Okinawa的EsfoEs和h’Es的太陰潮的季節變化

圖8給出了這5個臺站h’Es的太陰潮季節變化。由圖可見，同月份、不同緯度的5個臺站h’Es的太陰潮的幅度值不同，但均在5－7月份之間比較弱。各個臺站的h’Es的太陰潮相位季節變化也不相同，但在大多數月份，相位在4太陰時左右隨季節變化。Es參數的太陰潮不僅有季節變化，還隨緯度變化。

圖 7 緯度相近的Kokubunji、Wakkanai、Yamagawa, Wuhan及Okinawa 5個臺站的EsfoEs的季節變化比較

圖 8 同圖7，但是5個臺站的Esh’Es的季節變化比較

3.2 年變化

在分析Es參數的太陰變化時均采用將數年的數據一起分析，得到的是一個平均結果。那么這些參數的太陰潮究竟有沒有年變化呢？我們選擇觀測數據比較長的Kokubunji站分析Es參數太陰潮的年變化。圖9和10分別給出了Kokubunji站6月份和12月份 foEs和h’Es的年變化。選取Kokubunji站1960年到2004年45年的數據，每5年的數據為一組（如1960到1964年6月份的數據一起求得1960年6月份Es太陰潮的幅度和相位），用最小二乘法分析得到該站foEs和h’Es的太陰潮年變化的幅度和相位。同樣，將45年的數據一起采用最小二乘法也可以求得45年的平均foEs和h’Es太陰潮年變化的幅度和相位。分別選取6月份和12月份foEs和h’Es的太陰潮不同年份的幅度和相位做比較分析（圖9-10），同時，圖中也給出了45年的數據一起求得的平均的太陰潮的幅度和相位。由圖9可以看到，Kokubunji站6月份foEs和h’Es的太陰潮的幅度和相位均有年變化，且幅度的年變化比較明顯。如除過1985和2000的foEs的太陰潮的幅度小，且誤差很大，其對應的相位不可信。從1975到2000年，foEs的太陰潮幅度偏離平均值比較大。在1975，1980，1990和1995四段時間，foEs的太陰潮明顯強于其他年份。h’Es的太陰潮的幅度也存在小的年變化，基本上圍繞平均值做小的變化。而foEs和h’Es的太陰潮相位隨不同年份的變化相對比較小，foEs的太陰潮相位圍繞6太陰時做小幅度的變化，h’Es的太陰潮相位的均值約為3太陰時。foEs的太陰潮相位滯后于h’Es的約3個太陰時。在12月份，foEs和h’Es的太陰潮的幅度年變化趨勢非常相似。在1960和1965的年份里，foEs和h’Es的太陰潮均比其他年份強。foEs的太陰潮的幅度年變化很明顯，在多數年份，比平均值大，而foEs的相位隨年份的變化不大，相位均值約為4.5太陰時。h’Es的太陰潮的幅度也存在年變化，但基本在平均值附近做小的變化。h’Es的太陰潮的相位在1970-1980之間，相位大于平均相位，隨年份逐年變化，在其他年份，相位值和平均值很接近。在12月份，foEs的相位仍滯后于h’Es的相位，兩者之間的相位差值不穩定。Townsville的Es層太陰潮的相位分析也表現出年變化，但是年和年之間還是存在一定的連貫性[13-14]。在許多臺站中層和低熱層大氣太陰潮汐的分析中發現，大氣太陰潮汐風有年變化的特點[15]。對于較長時間的數據序列，年變化就可能被平均掉。

圖9 Kokubunji站6月份 foEs和h’Es的太陰潮在不同年份的幅度和相位變化。圖中的直線代表1960－2004年所有數據一起計算的結果，其中實線表示foEs，虛線表示h’Es。圖中的foEs太陰潮的幅度是10倍的foEs太陰潮的幅度

圖10 同圖9，但是12月份的結果

4 討論與小結

本文分析了Es的幾個參數的太陰半日潮的日變化、季節變化和年變化，得到foEs和fbEs太陰潮的相位幾乎一致，但foEs太陰潮的幅度比fbEs的大。這可能是因為fbEs和foEs的性質不同[7]。Es的火箭和測高儀的同期觀測表明，foEs是Es層等離子體頻率的最好指數，而fbEs比等離子體頻率大百分之幾到百分之五十[16]。且計算表明，從電子濃度梯度的部分反射和小尺度電子密度的不規則散射產生高的foEs值。Matsushita對Es層太陰潮汐的觀測總結發現，在多次觀測中，foEs的太陰最大時間在7h左右，而h’Es比它早一個太陰時，大約在6h左右[1]。本文的觀測表現出和Matsushita不完全相同的結果，h’Es的太陰潮相位比foEs的滯后約4個太陰時左右。在Darwin，foEs的太陰潮相位有4個月中表現出滯后于h’Es的約3小時左右，在赤道附近的Vanimo，從9到2月份，foEs的太陰潮相位和h’Es的之間存在3±1.5h的相位差[7]。Stening還提到，一般中性風隨高度的變化是一個垂直波長約為20 km的類正弦曲線。假設太陰潮汐風疊加在這個曲線上，而太陰半日潮汐預期的垂直波長較長，約為60－70 km。當太陰潮汐東向達到最大時，它將取代整個東向曲線。這樣就抬高了風轉向的高度。因而斷定，當太陰潮汐東向達最大時，h’Es的太陰潮汐也將達最大值。因此，當風剪切理論成立時，太陰東向風和h’Es的最大時間應該一致。而決定Es強度的主要因子包括背景粒子濃度、存在的重粒子數量和風剪切的強度。所以foEs的最大值出現的時間可能與這些因素有關。另外，Es層高度上的foEs和h’Es這兩個參數，在不同的當地時可能不同，因而他們的中性大氣太陰潮汐表現的特征也不同。

由風剪切理論我們知道，當在某一個高度上存在東向風，而略高一點的高度上存在西向風，就造成一個風剪切。上面的離子向下運動，下面的離子向上運動，電離成份得到有效壓縮。因此，為了進一步檢驗我們的理論，我們需要確定電離層E區東向的太陰潮汐風。因為Es層的層高每天都在變化，而且風的相位也隨高度變化。首先我們需要知道測量那個高度的中性太陰潮汐風的相位。圖11給出了GSWM模式計算出的北緯30度處的Wuhan站6月份96－142 km高度范圍的東向太陰半日潮的幅度和相位的高度變化剖面。由圖可見，Wuhan太陰潮汐風的東向分量在110 km左右的高度達到最大值。因而我們首先需要求得Es層的平均高度，用這個平均高度去確定風的相位并和模式計算的相位比較。

圖11 GSWM模式計算出的Wuhan6月份東向太陰潮汐風的相位和幅度

表2給出了上面提到的5個臺站Es層參數的太陰變化的相位和模式的東向分量的相位的詳細對比結果。在進行比較時，我們選取Es層的太陰潮比較強，幅度值可信的月份做比較。高度選取的是此年此月份Es的觀測高度的平均值。在這個高度的太陰東向分量最大值出現的時間來自于各臺站相對應緯度的GSWM的計算結果。當我們的計算值和模式的值之間的相差在2太陰時內，我們認為和風剪切理論一致(Stening，1999)。在表2的數據分析中我們得到，16個結果中有14個一致，所占百分比為87.5 %，與風剪切理論符合的相當好。

Es的foEs、fbEsfbEs及h’Es的太陰潮的日變化各個臺站不同，但在中緯臺站foEs和fbEs的太陰潮的日變化趨勢非常相似，只是foEs的太陰潮幅度大于fbEs的，兩者之間的相位幾乎無差值。Kokubunji站foEs和fbEs的太陰半日潮的日幅度變化相似，都有明顯的雙峰出現，一個峰值出現在當地時3點，另一個峰值出現在當地時18點左右。而h’Es的太陰潮在午后增強，foEs和h’Es的太陰潮的相位之間有明顯的相位差。在多數時間，foEs的相位滯后于h’Es的相位，兩者相差不穩定。

同樣，在北半球中緯的幾個臺站的結果表明，中緯地區foEs的太陰潮幅度比fbEs的大，而兩者的相位季節變化幾乎完全相同。除過緯度相對較高的Wakkanai站之外，其他4個臺站均在1月份和8月份相對比較強。Wakkanai站在6和1月份比較強。foEs的太陰潮相位的季節變化有差異，但在多數月份，5個臺站之間的相位差很小，且平均相位約為5太陰時左右。在不同緯度的各個臺站的h’Es的太陰潮的季節變化表現不同，但均在5－7月份之間比較弱。各個臺站h’Es的太陰潮相位季節變化也不相同，但是在大多數月份，相位圍繞在4太陰時左右隨季節變化。Es參數的太陰潮不僅有季節變化，還隨緯度變化。另外，由武漢站的中層和低熱層大氣太陰半日潮和武漢Es層foEs及h’Es的太陰半日潮最大值出現的月份一致，可以得到，低層大氣太陰潮汐上傳，可能對Es層產生太陰周期性的影響。中緯臺站foEs和h’Es的太陰潮存在年變化，在不同年份的相同月份，Es太陰潮的幅度和相位均有不同。從GSWM模式計算的太陰潮的相位與幾個中緯度臺站的Es參數太陰變化的相位的比較來看，在大多數情況下，Es的出現符合風剪切理論。

表2 5個臺站Es層參數的太陰變化的相位和模式的東向分量的相位對比結果

[1] Matsushita S. Lunar tidal variations in the sporadic-E region[J]. Rep. Ionos. Res. Jap., 1953, (7): 45-52.

[2] Thomas J A. Svenson A C. Lunar tide in sporadic E at Brisbane[J]. Aust. J. Phys., 1955, (8): 554-556.

[3] Swarm H M. Helliwell R A. Lunar tidal variations in the sporadic-E layer of the ionosphere at Stanford[C]. California, presented at USNC/URSI-IRE Fall Meeting, 1956.

[4] Wright R W. Skinner N J. Lunar tides in the sporadic E layer at Ibadan[J]. J. Atmos. Terr. Phys., 1959, (13): 217-221.

[5] Joshi B K. Kotadia K M. Lunar tidal variations in the equatorial sporadic-E layer[J]. J. Atmos. Terr. Phys., 1970, (32):1057-1066.

[6] Tarpley J D. Matsushita S. The lunar tide in fbEs[J]. Radio Sci., 1971, (6): 191-196.

[7] Stening R. J. The lunar tide in sporadic E[J]. Ann. Geophys., 1999, (17):1344-1351.

[8] Standford D J. Mitchell N J. Vincent R A. etl. The lunar tides in the Antarctic mesosphere and lower thermosphere[J]. J. Atmos. Terr. Phys., 2007,(69):2219-2237.

[9] Stening R J. Fejer B G.. Lunar tide in the equatorial F region vertical ion drift velocity[J]. J. Geophys. Res., 2001, (106): 221-226.

[10] Stening, R J. Richmond A D. Roble R G.. Lunar tides in Thermosphere-Ionosphere-Electrodynamics General Circulation Model[J]. J. Geophys. Res., 1999,(104):1-13.

[11] Niu X J. Xiong J G. Wan W X. etl. Lunar tidal winds in the mesosphere over Wuhan and Adelaide[J]. Adv. Space Res., 2005, (36): 2218-2222.

[12] Niu X J. Xiong J G. Wan W X. etl. A measurement of lunar semidiurnal tide at Wuhan(30o40’N, 114o30’E) [J]. Earth Planets and Space, 2007, (59): 991-997.

[13] Stening R. Tsuda J T. Nakamura T. Lunar tidal winds in the upper atmosphere over Jakarta[J]. J. Geophys. Res., 2003, (108): 1192-1199.

[14] Stening, R J. Richmond A D. Roble R G.. Lunar tides in the Thermosphere-Ionosphere-Electrodynamics General Circulation Model[J]. J. Geophys. Res., 1999,(104):1-13.

[15] Stening, R J. Manson A H. Meek C E. etl. Vincent, Lunar tidal winds at Adelaide and Saskatoon at 80 to 100 km heights: 1985-1990[J]. J. Geophys. Res., 1994, (99):13273-13280.

[16] Reddy C A. Physical significance of the Es parameters fbEs, fEs and foEs, 2, Causes of partial reflections from Es[J]. J. Geophys. Res., 1968, (73): 5627-5647.

Effects on Sporadic E Layer of the Lunar Atmosphere Tide at Middle Latitudes in The Northern Hemisphere

NIU Xiao-Juan1, ZHAO Guang-Xin2, Lü Hong-Fang1, KE Xuan1

（1. School of Physics & Information Engineering, JiangHan University ,Wuhan Hubei 430056, China; 2. School of science, Wuhan Textile University, Wuhan Hubei 430073, China）

Using the data of several ionosondes, the influence of lunar atmosphere to Es-layer is analyzed in this paper. It showed: there is lunar semidiurnal oscillation in the critical frequency (foEs), blanketing frequency (fbEs) and virtual height (h'Es) of Es-layer. The diurnal and seasonal variations of lunar tide in foEs and fbEs are very similar except the amplitude of foEs is bigger than the fbEs one. The phase’s difference of foEs and fbEs is very small. The diurnal and seasonal variations of lunar semidiurnal tide in Es are different in five stations of low-middle latitude in northern hemisphere. It varies with latitude. Both the foEs and h'Es of the lunar semidiurnal tide have year-to-year variation. At same month in different years, the amplitude and phase of the lunar semidiurnal tide in Es maybe different. It should be to point out that the lunar semidiurnal tide in Es and at MLT region in Wuhan station reach the maximum values in the same month.

lunar atmosphere tide; foes; fbEs; h'Es

P352.4

A

1009－5160(2010)03－0022－07

*通訊作者：柯璇（1963-），男，副教授，研究方向：計算物理.

國家自然科學基金（40804038）；湖北省科技攻關計劃項目（2005AA101C56）.