平流層爆發性增溫期間赤道電集流中太陰潮汐的經度變化統計學研究

鄭志超, 王慧, 張科燈, 何楊帆, 高潔, 孫璐媛, 仲云芳

武漢大學電信學院空間物理系， 武漢 430072

0 引言

平流層爆發性增溫(Sudden Stratospheric Warming，SSW)是發生在冬季平流層的大尺度氣候現象，其主要特點是冬季極區平流層溫度突然升高和平均緯向風減弱甚至轉向(e.g., Andrews et al., 1987).自20世紀50年代以來，人們對該現象進行了廣泛的研究，它由快速增強的準靜態行星波與平均緯向環流的相互作用引起(Matsuno, 1971).雖然SSW發生在平流層高度，但相關研究表明，它對中間層和較高高度的熱層也存在顯著的影響(Liu and Roble, 2002).對SSW現象的研究有助于加深人們對大氣層-電離層-熱層耦合過程的理解.

電離層對SSW的響應一直以來是研究的熱點.在SSW期間，潮汐波與行星際波的非線性耦合作用會引起電離層參數出現明顯的波動，如電子密度、垂直漂移速度和赤道電集流(Equatorial Electrojet, EEJ)(Fejer et al., 2010; Maute et al., 2015; Sridharan, 2017).其中，EEJ會出現明顯的半日波動，研究表明這與太陰潮汐的增強有密切關系(Fejer et al., 2010).太陰潮汐源于地球和月亮之間的引力，幅度最大的部分來自于12.42太陰時(M2)，其在新月和滿月時會達到極值(Thurman, 1994).20世紀40年代，人們發現太陰半日潮汐對EEJ存在調制作用，其峰值出現在冬季(Bartels and Johnston, 1940).后來的研究證實了這一發現，并揭示出太陰潮汐的增強與北半球冬季平流層爆發性增溫有關(Fejer et al., 2010; Stening, 2011; Park et al., 2012).SSW期間太陰潮汐的增強與背景條件的變化有關，背景風場的分布導致大氣的Pekeris共振峰周期偏移到了12.42太陰時，這與太陰半日潮汐頻率接近(Forbes and Zhang, 2012).在此基礎上，人們進一步研究了SSW對EEJ中太陰半日潮汐M2分量的影響.Yamazaki(2013)利用Addis Ababa地磁臺站數據進行統計學研究發現，有SSW發生的冬季EEJ的太陰潮汐M2分量的幅度大約是沒有SSW發生冬季的3倍.利用時序疊加分析方法，Siddiqui等(2015)發現秘魯扇區EEJ的太陰半日潮汐M2分量的峰值要提前于高緯度平流層溫度的峰值.在一些SSW事件中，EEJ的太陰半日潮汐幅度可以與太陽半日潮汐相當 (Sathishkumar and Sridharan, 2013；Siddiqui et al., 2018).并且，EEJ中太陰半日潮汐M2分量的幅度存在太陽活動、極區渦流類型和準兩年振蕩(quasi-biennial oscillation，QBO)相位依賴性，EEJ的太陰潮汐M2分量在東相QBO(eQBO)時的強度要大于西相QBO的(wQBO)(Siddiqui et al., 2018).

EEJ的經度變化的研究十分重要，有大量的工作來說明和解釋EEJ的經度結構(Lühr et al., 2008; Wang et al., 2020).EEJ中太陰潮汐本身也存在經度變化，而且經度結構與EEJ不同(Yizengaw and Carter, 2017; Yamazaki et al., 2017).所以研究EEJ中太陰潮汐的經度變化，對我們加深對EEJ的理解具有重要意義.雖然目前對SSW期間EEJ中太陰潮汐變化的研究很多，但對其經度變化的研究較少.Siddiqui 等(2017)基于地磁臺站和衛星數據，分析了SSW期間EEJ中太陰潮汐的經度變化，結果顯示秘魯扇區太陰潮汐的強度要比印度扇區強，并認為經度變化產生的原因可能與風發電機區動力學過程有關.目前缺乏EEJ中太陰半日潮汐經度變化的統計學研究，為更全面地了解SSW中EEJ的太陰半日潮汐的變化特征，本文利用印度和秘魯地區數十年的地磁數據，并結合CHAMP衛星和SWARM衛星的磁場數據，首次對SSW期間EEJ中太陰半日潮汐的經度變化進行了統計學分析，揭示了不同經度帶SSW期間太陰潮汐的定量特征，并對有關經度差異進行了解釋.

1 數據和方法

1.1 數據

本文使用的EEJ地基數據來自于地磁臺站測量的水平磁場數據，計算EEJ的原理是用位于磁赤道地磁臺站的水平磁場數據減去相同經度的非磁赤道低緯度地磁臺站的水平磁場數據(Anderson, 2004).印度扇區EEJ可以根據Tirunelveli(簡稱TIR, 8.7°N, 77.8°E, 磁緯度0.59°N)、Trivandrum(簡稱TRD，8.48°N，76.9°E，磁緯度0.29°N)和Alibag(簡稱ABG, 18.6°N, 72.9°E, 磁緯度13.67°N)地磁臺站的水平磁場數據計算得到.根據Huancayo(簡稱HUA，-12.05°N, 75.3°W, 磁緯度0.59 °N)和Fuquene(簡稱FUQ, 18.11°N, 66.2°W, 磁緯度17.06°N)地磁臺站水平磁場數據可以計算出秘魯扇區的EEJ.在本研究中，所用的地磁臺站數據為1 h數據精度的水平磁場數據，具體計算方法可以參見Wang等(2020).

另外，在本文使用的低軌衛星觀測的EEJ數據主要利用CHAMP和SWARM衛星的1 Hz的標量磁場數據反演得到.CHAMP衛星和SWARM衛星是極軌衛星，CHAMP/SWARM衛星的軌道傾角分別為87.3°/87.5°，飛行周期均為93 min.CHAMP衛星初始高度為450 km，覆蓋所有地方時大概需要131天.SWARM-A和SWARM-C飛行高度約為470 km，覆蓋所有地方時需要將近133 d.SWARM-B飛行高度約為520 km，覆蓋所有地方時需要145 d(Reigber et al., 2002; Friis-Christensen et al., 2008).利用衛星標量磁場數據反演EEJ的方法可參考Lühr 等(2004).

在本研究中，SSW期間 30 km高度(10 hPa)上北緯60°平均緯向風和平均緯向溫度的再分析數據可以從ERA-40(1958—2002)(Uppala et al., 2005)和ERA-interim(1979—2019) (Dee et al., 2011)獲得，表1給出了SSW事件列表和磁場數據來源，表中的中心日期指的是SSW期間極區渦旋發生分裂或者偏移的時間.

表1 SSW事件列表和磁場數據來源Table 1 The list of SSW event and data usage

1.2 從地磁臺站EEJ中提取太陰潮汐的方法

太陽周日潮汐(24 h)、半日潮汐(12 h)、8 h和太陰半日潮汐(12.42 h)是EEJ中主要的潮汐分量，在提取各分量之前，應先剔除太陽活動的影響.EEJ與太陽活動可近似看成線性關系，在本研究中我們根據Alken和Masu(2007)提出的關系式對EEJ進行了歸一化處理，歸一化公式如下：

EEJn=4.458×10-5×(150-F10.7)+EEJobs，

(1)

公式(1)中EEJn為歸一化之后的EEJ，F10.7為觀測是太陽活動指數，EEJobs為EEJ觀測值.得到歸一化之后的EEJ后，我們采取了與Siddiqui 等(2015)相似的方法從地磁數據中提取潮汐分量的方法，提取公式如下：

(2)

sn和σn分別代表太陽潮汐對應n次諧波分量的幅度和相位，t表示太陽地方時,τ表示太陰地方時(新月對應0 h，滿月對應12 h)，L和λ分別代表太陰半日潮汐的幅度和相位.將觀測數據代入公式(2)中，可得到EEJ強度與各潮汐分量的幅度與相位關系的方程組，再利用最小二乘擬合解方程組，就可以求解出各潮汐分量幅度和相位.

在實際的提取過程中，由于太陰半日潮汐和太陽半日潮汐的周期均在12 h附近，因此需要將他們分離開來.頻率分辨率Δf可以用以下公式表示：

(3)

1.3 從衛星反演的EEJ中提取太陰潮汐的方法

衛星數據和地磁臺站數據特點不同，每天可以得到16個EEJ數據，這些數據地方時基本相同，地理經度不同.正是由于其不同，衛星數據我們需要對進行地方時和太陽活動的歸一化，且衛星數據只能提取太陰潮汐分量，而不能提取太陽潮汐分量，具體提取步驟如下.

EEJ對太陽活動、地方時和月相都存在依賴性，為了從衛星EEJ數據分離出太陰潮汐分量，應先將EEJ信號進行歸一化處理，以去除太陽活動和地方時的影響.歸一化公式如下(Park et al., 2012)：

(4)

我們根據如下公式提取太陰潮汐：

(5)

公式(5)中L為太陰潮汐波，A為其幅度，d0太陰潮汐相位，d為太陰日，h為地方時，Tmoon太陰周期(29.53天).其中h和d存在如下關系：

(6)

公式(6)中，d1為任意相位，TCHAMP為261 d.整理公式(5)和公式(6)，可以得到CHAMP衛星數據中，太陰半日潮汐的提取公式如下：

(7)

2 統計結果

圖1a給出了1960—2013年冬季北半球平流層增溫期間(總事件數30)太陽活動指數F10.7變化的統計結果，其中0時刻為表1中事件列表時間，實線兩側陰影部分為平均均方根誤差.如圖所示，在這30個事件中，太陽活動指數的均值在120左右，SSW發生前后變化不大.

圖1 SSW期間太陽活動指數F10.7(a)、60°N處10 hPa高度平均緯向溫度(藍色)和平均緯向風(紅色)(b)、秘魯扇區(紅)和印度扇區(藍)EEJ中太陰半日潮汐幅度(c)隨時間變化圖Fig.1 Daily variations of the solar activity index F10.7 (a), zonal mean temperature (red curve) and zonal mean wind (blue curve) at 60°N, 10 hPa (b) and lunar semidiurnal tidal amplitude in EEJ (c) based on Peruvian (red curve) and Indian (blue curve) station during SSW

圖1b為SSW期間10 hPa高度上60°N處平均緯向風(東向為正)和平均緯向溫度隨時間的變化，其中紅色表示平均緯向風，藍色表示平均緯向溫度.從圖中可以看到，在-30天之前平均緯向風和平均緯向溫度的變化比較穩定，緯向風接近30 m·s-1，溫度約為210 K.從-30天開始，平均緯向溫度逐漸升高，在0時達到峰值，峰值在230 K左右，之后逐漸下降，在35日左右趨于穩定，接近215 K.同時，東向平均緯向風從-30天開始減弱，在0時左右轉為西向，3天后達到西向最強(-6 m·s-1)，隨后開始西向減弱，在40天左右達到穩定(15 m·s-1).

圖1c為SSW期間EEJ 中M2分量的變化圖，紅色代表秘魯扇區，藍色代表印度扇區.在SSW期間，秘魯扇區和印度扇區EEJ中M2分量均有明顯增強.秘魯扇區EEJ中M2分量在-60 d到-30 d期間在7～8 nT附近波動，之后開始上升，在第1 d達到峰值(11.6 nT)，之后逐漸減弱，在40 d左右穩定.與印度扇區相比，在-60 d—到-25 d期間，EEJ中M2分量在3～4 nT附近波動，明顯低于秘魯扇區.然后在第5 d達到極值(約5.6 nT).隨后開始減弱的過程，在35 d左右趨于穩定，幅度在2.7 nT左右.圖中的虛線為大尺度變化趨勢線，可以通過線性擬合得到.虛線和實線的對比可以看出，SSW期間太陰半日潮汐有明顯的增強.

與圖1類似， 本研究還統計了2001—2018年北半球SSW期間印度和秘魯經度扇區衛星EEJ數據中M2分量的變化，共計15個事件，其結果如圖2所示.圖2a是SSW期間太陽活動指數F10.7的變化圖，可以看出SSW期間太陽活動相對穩定，保持在110 s.f.u附近.

圖2 格式與圖1類似，但EEJ由CHAMP和SWARM衛星磁場數據得到Fig.2 The same as Fig.1, but the EEJ data from CHAMP and SWARM satellite

圖2b顯示在10 hPa高度上60°N的平均緯向風(東向為正)和平均緯向溫度的變化，其中紅色為平均緯向風，藍色為平均緯向溫度.平均緯向溫度在-30 d之前，大約在205°附近，之后開始明顯上升，在第2 d達到最高值231 K，之后開始降溫，在35 d后趨于穩定.平均緯向風從第-25 d左右開始減弱，在第二天達到極小值，約為1.12 m·s-1，之后開始緩慢增強，30 d之后開始達到穩定狀態.圖2b中，平均緯向風和平均緯向溫度與圖1b中的變化情況基本一致，這反映了SSW期間平均緯向風和溫度變化的典型特征，雖然存在細微的差別，這種差別可能是由于事件數的不同導致的.

圖2c給出了CHAMP/SWARM衛星在SSW期間飛越印度扇區和秘魯扇區是EEJ 中M2分量隨時間的變化圖，紅色表示秘魯扇區，藍色表示印度扇區.通過與圖1c的對比，可以看到衛星數據結果與地磁臺站數據的一致性.秘魯扇區EEJ 中M2分量的強度始終高于印度扇區，在SSW發生之前(-60 d到-30 d)，秘魯扇區EEJ 中M2分量的幅度高于印度扇區，分別為30 mA·m-1和19 mA·m-1左右.之后，隨著平流層開始增溫，EEJ 中M2分量開始增強，秘魯扇區于第2 d達到最大(39.45 mA·m-1)，印度扇區于第9 d達到最大(22.63 mA·m-1).達到峰值后，兩經度帶的EEJ 中M2分量開始減弱.

圖2c和圖1c的結果存在一定差別，主要表現為印度經度帶太陰半日潮汐達到峰值的時間差不同.從地磁臺站數據來看，印度臺站EEJ 中M2分量達到峰值的時間為第5天.從衛星數據來看，印度扇區EEJ 中M2分量達到峰值的時間是第9 d.我們認為，這個差別可能來自于兩方面，一方面是兩個統計所用的事件數存在差別，另一方面是衛星數據用的是50°經度寬度的數據代表某一經度，不是嚴格的某個經度數據.用同樣的方法，我們對2000—2010年相同的SSW事件做統計(本文沒有給出相關圖形)，發現二者的差異較小.

潮汐除了幅度變化之外，相位變化也是很重要的信息.以往的研究表明EEJ中太陰半日潮汐波的相位變化受控于太陰時(月相)，而每個SSW事件中心時間所對應的太陰時不同，因此很難直接統計單個臺站的相位變化(Siddiqui et al.,2018; Sathishkumar and Sridharan, 2013).因此，在本研究將秘魯扇區的EEJ中M2分量的相位減去印度扇區，統計結果如圖3所示.從圖3中可以看出SSW期間兩地區相位差變化很小，在0.7 h以內，這表明SSW期間M2幅度的經度差異與相位差無關.Siddiqui等(2017)在分析SSW事件中M2的相位變化時也發現，秘魯扇區和印度扇區相位變化差異較小.衛星數據的相位差結果與地面臺站類似，本文沒有給出.由于SSW期間，相位差變化較小，后面的討論中將不再做詳細討論.

圖3 SSW期間秘魯和印度扇區地磁臺站數據中EEJ的M2分量相位差的變化Fig.3 Daily variations of the lunar semidiurnal tidal phase difference in EEJ based on between Peruvian and Indian station during SSW

3 討論

從圖1和圖2中可以看出SSW對印度和秘魯扇區EEJ中的M2存在明顯的調制作用，這兩個扇區的EEJ中M2分量都得到了增強，并且存在明顯的經度差異.首先，兩個地區EEJ 中M2分量達到峰值時間不同.其次，兩個地區EEJ 中M2分量的幅度不同.接下來，我們將對此進行討論，并分析造成這些差異可能的原因.

3.1 峰值時間的經度差異

本文提取的太陰半日潮汐均為遷移潮汐，理論上應不存在經度差異.但背景大氣條件(特別是緯向風)對太陰潮汐的傳播有明顯的影響(Stening et al.，1997).如圖1c和圖2c所示，印度扇區與秘魯扇區相比，EEJ 中M2分量達到峰值的時間較晚，這一差異可能是由于兩個地區的大氣背景條件不同所致.直接探測印度扇區和秘魯扇區背景大氣條件的變化比較困難，以往的研究表明背景大氣的改變與太陽活動和準兩年振蕩的相位有關(Labitzke,1987; Siddiqui et al., 2018)，下面我們給出了在SSW期間EEJ的太陰半日潮汐在不同太陽活動水平和QBO相位時的變化情況.

本文對SSW期間印度和秘魯扇區地磁臺站的EEJ在不同太陽活動水平時的太陰半日潮汐的變化進行了統計，結果如圖4所示，其中左圖為太陽活動高年(F10.7>120 s.f.u)，右圖為太陽活動低年(F10.7≤120 s.f.u)，相應的事件數分別為15和15.對比圖4a和4b，我們可以看到太陽活動高年F10.7約為150 s.f.u，低年約為85 s.f.u，太陽活動高年和低年SSW期間平均緯向風和緯向溫度的差異很小(圖4c和4d).根據歐姆定律，EEJ的強度與電離層電導率成正比，而電離層電導率與F10.7指數有關(e.g.Robinson and Vondrak, 1984; Lühr et al.，2012).在圖4e和4f中，雖然太陽活動高年EEJ的太陰半日潮汐幅度要強于低年，但是它的差別并沒有像太陽活動指數差別那么明顯，這也證實了Lühr等(2012)的理論，即EEJ 中M2分量的增強并不能完全用太陽活動指數來解釋.雖然，太陽活動指數不足以解釋其幅度變化，但我們可以看到，在太陽活動高年SSW期間，秘魯扇區太陰半日潮汐達到峰值的時間是-5 d，印度扇區是5 d，秘魯扇區要早于印度扇區.在太陽活動低年，印度扇區和秘魯扇區的太陰半日潮汐在SSW期間增強過程明顯，達到峰值的時間分別為第6和3 d.研究結果表明，印度扇區和秘魯扇區的太陰半日潮汐在SSW期間達到峰值的時間與太陽活動有關，高太陽活動時秘魯扇區太陰半日潮汐峰值時間要比低太陽活動時提前10 d左右，而對印度扇區的影響并不明顯.綜上所述，我們認為SSW期間EEJ 中M2分量達到峰值時間的經度差異與太陽活動水平有關.

圖4 太陽活動高年(左)和太陽活動低年(右)時SSW期間太陽活動指數F10.7(a，b)、60°N處10 hPa高度平均緯向溫度(藍色)和平均緯向風(紅色)(c，d)、秘魯扇區(紅)和印度扇區(藍)EEJ中太陰半日潮汐幅度(e，f)隨時間變化Fig.4 Daily variations of the solar activity index F10.7 (a,b), zonal mean temperature (red curve) and zonal mean wind (blue curve) at 60°N, 10 hPa (c,d) and lunar semidiurnal tidal amplitude in EEJ (e,f) based on Peruvian (red curve) and Indian (blue curve) station during SSW at solar high activity (left) and solar low activity (right)

QBO相位影響潮汐傳播不可忽視的影響因素，它不僅能影響底層大氣，也能影響電離層(Yadav et al., 2019).在平流層東相QBO時，中間層的周日潮汐和半周日潮汐都會得到增強，在電離層則體現為電流和電場的增強(Davis et al., 2013; Chen et al., 2015).中間層的任何變化都可能會引起電離層電場或者電流的變化，QBO相位的改變可以引起背景風場的變化，從而影響太陰半日潮汐的向上傳播過程(Siddiqui et al., 2018).為了進一步研究EEJ 中M2分量峰值時間與QBO相位的關系，我們根據Siddiqui等(2018)劃分的SSW期間QBO相位類別，給出了在QBO東/西相位時，EEJ中太陰半日潮汐隨時間的變化(圖5).在圖5e和5f中我們可以看到，東相QBO時(事件數19)，印度和秘魯扇區EEJ 中M2分量達到峰值的時間分別為第5和2 d附近，而西相QBO時(事件數11)，印度扇區EEJ 中M2分量達到峰值的時間9天附近，而秘魯扇區在-4 d.因此，我們可以認為SSW期間EEJ 中M2分量的峰值時間的經度差異可能與QBO相位有關.

圖5 格式與圖4一致，但是左圖為eQBO，右圖為wQBOFig.5 The same as Fig.4, but SSW is classified as eQBO (left) and wQBO (right)

3.2 幅度峰值的經度差異

EEJ的經度差異通常與電離層電導率和非遷移潮汐波等因素有關(Rastogi, 1962；Doumouya et al., 2003; England et al., 2006; Lühr et al., 2008).盡管EEJ中M2分量的幅度的經度差異與EEJ的經度差異不同，但是在春秋分EEJ中M2分量的經度差異依然與背景磁場的強度存在的很好的相關性，這是由于電導率與背景磁場的強度成反比(Yamazaki et al., 2017).由于磁赤道很大一部分在海洋上，因此可利用的地磁臺站數據非常有限，利用其統計SSW期間EEJ中M2分量的強度的經度變化也很困難.磁場衛星數據給我們提供了新的機會，在圖1c和圖2c中，衛星數據和地磁臺站數據得到的結果基本一致，這意味著可以利用衛星數據來研究EEJ中M2分量的經度變化.

為了研究SSW期間EEJ中太陰半日潮汐幅度的峰值與背景磁場的關系，我們給出了IGRF磁場隨地理經度的變化(圖6)，以及SSW期間不同經度帶EEJ中M2分量的變化情況(圖7).我們選取的經度帶為0、75°E、140°E、140°W和75°W，分別用紅色、綠色、藍色、黑色、青色表示.由圖6可知，磁場強度由強到弱分別為75°E、140°E、0°、140°W和75°W，電導率的強弱次序與背景磁場相反.如果SSW期間太陰半日潮汐的峰值強度變化與電導率一一對應，那么其峰值強弱順序也該如此.在圖7中，太陰半日潮汐峰值由強到弱分別是75°W，140°W、140°E、75°E和0°.很明顯西半球的太陰半日潮汐峰值要比東半球強，磁場最弱的地方M2分量的峰值強度最強，但是在東半球太陰半日潮汐的峰值強度與背景磁強無正相關關系.圖7的結果表明，太陰半日潮汐的經度差異可能與背景磁場強度有關，但也有其他影響因素.

圖6 IGRF磁場模型下磁赤道處地磁場強度隨經度的變化，其中紅、綠、藍、黑、青色分別代表0°,75°E, 140°E, 140°W, 75°WFig.6 The longitude variation of magnetic field intensity at magnetic equator in the frame of IGRF. Red, green, blue, black, cyan represent 0°, 75°E, 140°E, 140°W, 75°W, respectively

圖7 SSW期間EEJ中M2隨時間變化圖，其中紅、綠、藍、黑、青色分別代表0°,75°E, 140°E, 140°W, 75°W經度Fig.7 Daily variations of lunar semidiurnal tidal amplitude in EEJ from satellite data at different longitude sector during SSW. Red, green, blue, black, cyan represent 0°,75°E, 140°E, 140°W, 75°W, respectively

一般認為，太陰潮汐起源于地球與月球的相互作用，以及海洋的垂直運動.Pedatella等(2012)利用WACCM模型發現太陰半日潮汐在低緯度存在經度變化，而且認為這種經度變化是太陰半日潮汐與靜態行星波的非線性作用引起的，而不是海洋潮汐運動.在太陰半日潮汐向上傳播過程中，由于不同經度上背景大氣條件存在經度差異，因此在E層磁赤道地區太陰半日潮汐峰值也可能存在經度差異(Siddiqui et al., 2017).還有一種解釋是EEJ中太陰半日潮汐的經度差異可能與中性風和背景磁場的相互作用有關，也就是說太陰半日潮汐的經度差異可能與赤道電離層E區風發電機效應有關(Siddiqui et al., 2017).電離層電流與U×B的變化有關，Maute等(2015)利用TIME-GCM研究了磁場和中性風對SSW期間E×B的經度變化的影響，他們認為在SSW期間E×B漂移峰值時間往午后移動的經度差異主要是由中性風引起的.另一方面，非遷移潮汐波在太陰半日潮汐波的經度變化中也扮演著非常重要的作用(Yamazaki et al., 2017).利用遷移潮汐波模來激發太陰半日潮汐，很難得到太陰半日潮汐的經度結構，只有遷移潮汐波模和非遷移潮汐波模同時存在，才能夠復現太陰半日潮汐的經度結構，其中在冬季電離層E區高度上SE2和SW4在對于太陰半日潮汐經度結構的形成有顯著的重要性(Paulino et al.，2013).此外，太陰半日潮汐的幅度還與地理緯度有關，根據hough模的結構，從地理赤道到中緯度地區，大氣半日潮汐幅度隨緯度的升高而增強，而Huancayo臺站的地理緯度高于Tirunelveli臺站，因此秘魯磁赤道半日潮汐大于印度磁赤道的半日潮汐.以往的研究表明冬季南半球得太陰半日潮汐幅度更強(Paulino et al., 2013; Pedatella et al., 2012).對于SSW期間EEJ 中M2分量的經度差異，我們目前很難給出具體的解釋，從圖6中我們可以認為，太陰半日潮汐幅度峰值的經度差異可能與背景磁場強度有關，但也有其他過程的影響，還需要進一步的研究.

4 結論

本文利用地磁臺站水平磁場數據和衛星標量磁場數據，對SSW期間EEJ中太陰半日潮汐的經度變化進行了統計學研究，揭示了它們存在的經度變化，并分析了太陰半日潮汐達到峰值的時間和強度的經度差異的影響因素和可能原因，得到了如下主要結論：

(1)SSW期間，印度扇區和秘魯扇區EEJ中太陰半日潮汐均存在明顯的增強，但是達到峰值的時間和強度存在差異.

(2)SSW期間EEJ中太陰半日潮汐達到峰值的時間與太陽活動有關.太陽活動低年，印度扇區和秘魯扇區的EEJ中太陰半日潮汐達到峰值時間的經度差異小于太陽活動高年.在印度扇區，不同太陽活動水平EEJ的太陰潮汐達到峰值時間基本不變，而秘魯扇區太陽活動高年時EEJ的太陰半日潮汐的峰值時間比低年早.

(3) SSW期間EEJ中太陰半日潮汐達到峰值的時間與QBO相位有關.QBO東相位時，印度扇區和秘魯扇區的EEJ中太陰半日潮汐達到峰值時間的經度差異較小于QBO西相位時.印度和秘魯扇區QBO西相位時EEJ中太陰半日潮汐峰值時間早于QBO東時.

(4)通過對比不同地理經度磁赤道地區主磁場強度與SSW期間EEJ中的太陰半日潮汐峰值幅度的對應關系，我們發現秘魯扇區的太陰半日潮汐的峰值強度高于印度扇區，這可能與背景磁場強度有關.但背景磁場強度并不足以解釋太陰半日潮汐強度在其他經度帶的差異，還存在其他的影響機制.

致謝本研究中所用的太陽活動指數可以從OMNIWeb網站獲取(https:∥omniweb.gsfc.nasa.gov/form/dx1.html)，平均緯向風和平均緯向溫度的再分析數據可以從歐洲中期天氣預報中心(European Centre for Medium-Range Weather Forecasts)網站獲取(https:∥www.ecmwf.int/)，CHAMP衛星標量磁場數據可以從http:∥doi.org/10.5880/GFZ.2.3.2019.004 網站獲取，SWARM衛星標量磁場數據可以從ftp:∥swarm-diss.eo.esa.int網站獲取，而TIR、TRD、ABG和FUQ臺站水平磁場數據可以從世界地磁數據中心愛丁堡站下載(http:∥www.wdc.bgs.ac.uk/data.html)，HUA臺站水平磁場數據有德國地學中心數據提供(https:∥dataservices.gfz-potsdam.de/portal/index.html)，感謝上述機構或網站對本文的數據支持.