2015, Vol. 58
From the statistical features of ionospheric storms over 5 latitude zones, including the dependences of ionospheric storms on latitude, season, phase of geomagnetic storms and local time, and time dependence of the onset of ionospheric storms, the results show that: 1) the ionospheric storms show significant features in latitudinal distribution, the ratio of positive storms to negative storms decreases with increasing latitude with one exception that the ratio in equatorial area is even lower to that in higher latitudes; 2) the number of positive storms decreases in recovery phase when compared with main phase, and the number of negative storms shows opposite pattern. However, the number of positive storms increases in equatorial area during recovery phase; 3) the MPO of positive storms in low and middle latitude mainly appears in daytime and nighttime MPO tend to cause negative storms; 4) negative storms tend to occur in night sector, a significant feature of the negative storms at mid-high latitudes is the so-called ‘forbidden time interval’, which shows latitudinal difference in the local time distribution. And positive storms shows more scattered local time distribution. Some of the results in this paper are compared to former studies and given explanations; however some results still need further study. This research contributes more understanding of the features and mechanisms of ionospheric storms in different latitudes, and provides useful information for modeling and forecasting of ionospheric disturbance.
剧烈的太阳活动可能引起磁暴，使地球空间环境发生强烈扰动.伴随着磁暴的发生，在全球范围内电离层各层都相继出现剧烈的变化，表现为电子密度、F2层临界频率和总电子含量等电离层参量对平静日均值的显著偏离，即电离层暴.电离层暴的研究已经超过了50年，人们对电离层暴的理解越来越深入，其间出现了不少优秀的综述性文章(比如，Matsushita，1959; Obayashi，1964; Duncan，1969; Matuura，1972; Fuller-Rowell et al.，1994; Prölss，1995; Abdu，1997; Buonsanto，1999;Rishbeth and Mendillo，2001; Mendillo，2006; Danilov，2013)，也有大量个例研究(比如，Essex et al.，1981; Batista et al.，1991; Burns et al.，1995; Hanumath Sastri et al.，2000; Mannucci et al.，2005; Sreeja et al.，2009).还有一些暴时电离层响应的统计研究，比如，Balan和Rao(1990)利用TEC和Nmax数据，针对磁暴急始发生的地方时和磁暴强度，研究了1968—1972年间60多个磁暴事件的中低纬电离层响应；高琴等人(2008)基于1957—2006年间F2层临界频率的观测数据，统计分析了东亚扇区515次磁暴期间中低纬度电离层暴的类型、起始时间、以及季节和地方时的分布特征；Vijaya Lekshmi等(2011)对第22—23太阳活动周的磁暴和中低纬电离层暴进行了统计研究.邓忠新等(2012)利用TEC扰动指数DI，提取并分析了中国地区电离层TEC扰动事件.
由于复杂的物理机制，比如电场、中性风和成分变化，对于一个特定的暴，相应的电离层扰动取决于很多因素，比如季节，地方时，地点和磁暴暴相等，这些因素使不同的电离层暴之间有很大区别.在早期的电离层暴研究中，Seaton(1956)提出F层负暴是由增加的中性大气分子成分导致β型复合率增加所致.Duncan(1969)提出高纬能量输入导致的热层环流是引起暴时响应的原因.之后，一些学者(e.g. Mayr and Voll and ，1973; Matuura，1972)将太阳驱动的静日环流考虑进来，对Duncan(1969)的理论 进行了补充.关于暴时环流的模型由Burns等(1989，1991，1995)和Fuller-Rowell等(1994，1996)建立.Burns等(1995)对暴时等离子体垂直漂移进行了详细研究，但是还没建立关于垂直运动和成分改变的关系.Fuller-Rowell等(1996)和Field等(1998)提出正负暴可能都是由成分改变引起，他们将暴时和静日的电子密度和O/N2用一个简单的等式表达.中、低纬电离层负暴的产生主要是由于热层大气成分的改变，即热层氮分子浓度的升高和氧原子浓度的降低，使得化学复合过程加快(e.g.，Prölss，1995; Fuller-Rowell et al.，1994).中、低纬电离层正暴的产生主要源于暴时赤道向中性风的化学效应导致的复合过程的迅速减慢和下行等离子体扩散(Prölss and Jung，1978; Balan et al.，2010，2011a)，以及增强的即时东向穿透电场导致的赤道等离子体 喷泉的快速增强(e.g.，Mannucci et al.，2005; Balan et al.，2009). 中、高纬电离层正暴的产生主要源于亚极光电场的增强和赤道向膨胀(Foster，1993; Heelis et al.，2009).磁暴主相期间赤道地区的即 时东向穿透电场与更高纬度的效果相反(e.g.，Batista et al.，1991; Balan et al.，2011b).
以往的统计研究表明电离层正、负暴依赖于地方时、季节和纬度.在中、低纬度，对所有季节，主相发生在夜间的磁暴，通常导致电离层负暴；主相发生在白天(尤其是上午—中午)的磁暴，通常在冬季和春秋季导致电离层正暴，在夏季导致先正暴后负暴.也有不少电离层暴与上述一般特征存在较大差异(e.g.，Balan and Rao，1990; Prölss，1995; Mendillo，2006). 地磁和地理赤道的倾斜导致即使在地磁共轭的地方，电离层暴也有显著不同的特征(e.g.，Mendillo and Narvaez，2009，2010).赤道和高纬电离层的暴时响应通常表现出相反的特征(e.g.，Hanumath Sastri et al.，2000; Sreeja et al.，2009; Huang et al.，2010).由于电离层暴纬度效应比较明显，也有一些学者针对特定纬度区域的电离层暴形态进行了研究和分析(Balan et al.，2010; Belehaki and Tsagouri，2002).本文利用Madrigal数据库的TEC数据对2001—2010年间的156次单主相型磁暴事件，统计分析了欧洲扇区从赤道到极光带共5个纬度区域的电离层暴特征，包括电离层暴类型随纬度、季节、磁暴暴相和地方时的分布特征，以及电离层暴开始时间的地方时分布特征. 2 数据分析方法 2.1 磁暴事件选取
本文首先以SYM-H指数最小值小于-50 nT为标准选出2001—2010年间的所有磁暴事件，共243次，然后利用Kamide等(1998)提出的对磁暴主相发展形态的判断方法，剔除主相分两步发展的磁暴.Kamide等人认为，主相分两步发展的磁暴应同时满足下列条件：(1)两个主相期间环电流指数的恢复程度不得大于第一个主相下降幅度的0.9倍；(2)两个主相极大的时间间隔大于3 h.我们将满足条件1而不满足条件2的磁暴事件看作是单主相磁暴；满足条件2而不满足条件1的事件看作是两次独立的磁暴事件，因为前一个磁暴的恢复相已足够充分.同时满足条件1和2的磁暴对应磁暴主相期间有两次磁层能量注入过程，对电离层响应可能会造成叠加效应(Tsagouri et al.，2000)，本文不予考虑.这样挑选出2001—2010年间的156次单主相型磁暴事件. 2.2 电离层暴的判断方法
本文的TEC数据来源于Madrigal数据库提供的网格化的全球垂直TEC，空间分辨率1°，时间分辨率5 min.为研究磁暴期间不同纬度电离层暴的分布特征，本文通过对2001—2010年间的TEC数据缺失情况进行统计，选取了台站相对密集、数据缺失较少、相同经度、不同纬度的5个网格.表 1列出了5个网格的地理经纬度和地磁经纬度.
 | 表 1 本文选取的5个网格的地理经纬度和地磁经纬度 Table 1 Geographic and geomagnetic coordinates of the 5 selected grids |
对地磁坐标而言，5个网格覆盖了赤道地区(-4.3°N)、低纬地区(25.6°N)、中纬地区(39.5°N)、 亚极光区(57°N)和极光椭圆带(72.4°N).由于单一网格点的数据存在一定量的缺失，且文中不考察电离层暴的经度效应，因此文中以每个网格点为中心，东西各扩展7°，南北各扩展2°，对TEC取空间平均作为网格点中心的数据.由于电离层暴的判断依据之 一是扰动持续时间超过3 h，为了排除快速TEC扰动对电离层暴判别可能造成的影响，本文忽略30 min 以内的短时TEC变化，对TEC数据进行30 min时间平均，由此得到TEC日变化序列.
电离层TEC不仅存在日变化，还存在显著的逐日变化.为了较准确地考察暴时TEC响应，需要尽可能消除TEC逐日变化的影响.此前，不同的研究者曾采用过多种方法.比如，Fedrizzi等(2005)以磁暴前一天和后一天的平均日变化或把离磁暴日最邻近的两个静日的平均日变化作为静日参考，高琴等(2008)和邓忠新等(2012)将磁暴日为中心的27天滑动中值作为静日参考，Vijaya Lekshmi等(2011)以暴前7天的平均日变化作为静日参考.本文借鉴前人的方法，选取磁暴前后各15天，以地磁活动指数为判据作为静日选取标准：(1)SYM-H指数最小值不低于-50 nT；(2)一天之中8个Kp指数之和小于20，在磁暴前后共30天里同时满足上述2个条件才被选为静日.在本文统计的所有磁暴事件中，依据上述条件选出的静日天数都不少于7天.电离层暴的判定标准参考Vijaya Lekshmi等(2011)的方法，首先计算每个磁暴事件的TEC静日平均日变化，然后将暴时TEC日变化与静日平均日变化相减，差值超出静日均值的25%且持续时间超过3 h视为电离层暴，正向超出为正暴，负向超出为负暴.在一次磁暴事件中，只出现电离层正暴记为P型；只出现电离层负暴记为N型；先出现正暴再出现负暴记为PN型，先出现负暴再出现正暴记为NP型，没有电离层暴发生记为NS型.图 1给出5种电离层暴类型的示例，图中实线为暴时TEC日变化，虚线为静日平均日变化.
 | 图 1 5种电离层暴类型的示例(实线为暴时，虚线为静日平均)Fig. 1 Examples of 5 types of ionospheric storms |
本文首先对磁暴主相急始(Main Phase Onset，MPO)的地方时进行了统计.磁暴MPO表现为SYM-H指数开始大幅度下降，也就是磁层环电流开始迅速增长，标志着与磁暴相关的极区能量注入增强.图 2给出156次磁暴MPO随地方时的分布.可以看出，在欧洲扇区，磁暴MPO在白天，尤其是8—16LT分布较少，数据表明MPO地方时在白天(06—18 LT)和夜间(18—06 LT)的次数分别为65和91，夜间显著多于白天.
 | 图 2 磁暴MPO随地方时分布Fig. 2 Local time dependence of the MPO of geomagnetic storms |
表 2给出不同强度磁暴事件中5个纬度地区电离层暴次数的总体统计.本文所选取的磁暴事件共156个，但在不同纬度带，个别磁暴事件存在TEC数据缺失，无法统计其电离层暴特征，所以5个纬度带计入统计的总磁暴事件数目有略微差异，在表 2中用粗体标出.总体上看，与Vijaya Lekshmi(2011)的结果相比，除亚极光区外(60°N)，其他4个纬度区域的NS型响应，也就是不发生电离层暴的次数都偏高.电离层暴总体次数偏低可能与磁暴MPO的地方时在夜间多于白天有一定关系.此前，我们曾统计过不同经度扇区的中纬度电离层暴特征，发现磁暴MPO在夜间较多的经度扇区，中纬度发生电离层暴的次数少于磁暴MPO在白天较多的经度扇区.
| | 表 2 不同纬度电离层暴次数的总体统计 Table 2 Total numbers of ionospheric storms in different latitudes |
通过考察5个纬度区域的TEC日变化特征，我们发现，与其他3个纬度相比，5°N和75°N的TEC快速起伏更显著.图 3给出2次磁暴事件的TEC日变化特征示例，由图可见，中、低纬度与亚极光区的TEC日变化相对平缓，而赤道与极光带的TEC日变化存在显著的快速起伏，赤道与极光带TEC日变化的快速起伏可能与这2个纬度欧洲扇区的IGS 台站分布稀疏有关，台站稀疏可能导致在由斜TEC计算垂直TEC以及TEC数据的网格化处理过程中带来更大的偏差.此外，赤道与极光带是发生电离层闪烁最频繁的地区，而电离层闪烁也有可能造成TEC的快速起伏.
 | 图 3 2次磁暴事件的TEC日变化特征示例Fig. 3 Examples of TEC diurnal variations during 2 geomagnetic storms |
本文的电离层暴判据采用的是Vijaya Lekshmi(2011)的方法，即暴时TEC扰动超出静日均值的25%且持续时间超过3 h.赤道和极区TEC日变化的快速起伏可能导致这两个地区暴时TEC扰动超出静日均值的25%且持续3 h的条件不容易满足，从而导致计入统计的正负暴数量变少，不出现电离层暴的次数增加.本文也计算了5个纬度区域磁静 日的TEC逐日变化标准差的平均水平，结果表明，按纬度从低到高排列，5个纬度的TEC逐日变化标准差的平均水平分别为26.4%，17.8%，14.5%，22.0%和28.7%.35°N和45°N两个纬度TEC逐日变化标准差的平均水平只有17.8%和14.5%，以暴时TEC扰动超出静日均值的25%为条件可能导致这两个纬度电离层暴的统计次数偏低.为了对比，我们以TEC扰动超出静日均值的15%且持续时间超过3 h对电离层暴次数也做了统计，结果表明，35°N和45°N两个纬度不出现电离层暴的次数减少 最显著，分别减到9和13，与Vijaya Lekshmi(2011)的结果相比，不出现电离层暴的比例似乎又太低了.以上分析说明，要准确判断电离层暴事件，需要考虑的因素较多，本文后续的有关电离层暴类型的统计仍然采用Vijaya Lekshmi(2011)的电离层暴判据. 3.2 五种类型电离层暴的季节分布特征
首先按月份统计了磁暴事件中不同纬度的5种电离层暴类型的次数.如图 4所示，图中5列从左到右纬度依次升高，上图对应P型暴和PN型暴，分别用灰色和黑色表示，中图对应N型暴和NP型暴，分别用灰色和黑色表示，下图对应的是NS型，也就是不发生电离层暴.由图 4可以看出，正暴在赤道和低纬地区(磁纬25.6°N)主要分布在春秋季，发生次数的峰值在4月和9、10月份，冬季有少量正暴，夏季正暴极少；正暴在亚极光区和极光带主要分布在秋末冬初，峰值在10—12月，春季有少量正暴，夏季几乎没有正暴；正暴在中纬度主要分布在秋末冬初，峰值在10—12月，其他季节差异不明显，夏季相对较少.PN型暴在赤道地区出现的次数极少；在极光带PN型暴的分布与正暴分布非常相似，只是次数明显减少；在其余纬度地区，PN型暴的分布与正暴分布相近，即春秋季次数较多，只是夏季PN型暴的比例较正暴有所增加.负暴在赤道和中、低纬地区分布基本相似，峰值在7、8月份，但从3月到10月都有；负暴在亚极光区多了一个4月份的峰值，比7月的峰值还要大，而且秋季次数显著增多；负暴在极光带的分布与其他4个纬度差异明显，峰值在4月和10月，夏季发生次数明显减少.NP型暴在所有纬度的发生次数都非常少.NS型响应的主要分布特征是所有纬度上冬季较少，中、低纬地区的峰值在4月和10月，其他3个纬度在7月也有峰值，尤其是极光带，7月次数最多.
 | 图 4 5种电离层暴类型在不同纬度发生次数随月份的分布特征Fig. 4 Monthly dependence of the numbers of 5 types of ionospheric storms in different latitudes |
为了更好地统计电离层暴的季节特征，我们将月份进行合并，将一年12个月按季节分成三个部分，其中5月至8月代表夏季，11月至次年2月代表冬季，3、4月和9、10月代表春秋季.图 5给出不同纬度、不同电离层暴类型的季节分布特征，5幅子图自上而下纬度依次升高，电离层暴类型用颜色区 分，横轴的“Total”代表不分季节，‘Winter’、‘Equinox’和‘Summer’分别代表冬季、春秋季和夏季.
 | 图 5 不同纬度、不同电离层暴类型的季节分布特征Fig. 5 Seasonal dependence of 5 types of ionospheric storms in different latitudes |
如果不分季节，正暴发生次数的纬度差异非常明显，在赤道地区最多，且随着纬度升高发生次数递减.负暴在亚极光区和极光带最多，45°N的负暴发生次数减少将近一半，赤道和低纬地区的负暴次数还不及亚极光区和极光带的一半.在中、低纬度和亚极光区有一定数量的PN型暴，赤道和极光带的PN型暴较少.NP型暴在所有纬度都很少发生.NS型响应的统计情况在3.1节已有讨论.
从不同季节来看，冬季极光带正、负暴数量相当，其他纬度均以正暴为主，负暴极少，亚极光区和极光带冬季有一定数量的PN型暴，在更低纬度上冬季PN型暴很少，冬季NS型响应在极光带最少，在中、低纬度最多.春秋季的电离层暴类型分布与不分季节的分布特征相似.夏季中、低纬地区的正、负暴数量差不多，赤道地区负暴多于正暴，同时存在一定数量的PN型暴，亚极光区和极光带的夏季几乎 全是负暴，没有孤立的正暴发生，但有少量PN型暴.
高琴等人(2008)对东亚扇区四个纬度地区上的电离层正负暴随季节分布的统计结果与本文的结果有相似的趋势，冬季正暴数量较多，夏季负暴数量居多，春秋季低纬地区正暴较多，较高纬度上负暴较多，低纬地区正暴较多.与本文不同的是，高琴等人所统计的TO站(35.7°N，139.5°E)在夏季负暴数量略多于正暴，而本文所统计的欧洲扇区相近纬度区域(35°N，10°E)夏季正暴的数量略多于负暴，一方面可能由于高琴等人(2008)与本文关于电离层暴的判断方法有一定差异(见2.2节)，另一方面不同经度扇区也可能存在地域性差异. 3.3 主相和恢复相期间电离层正负暴的季节分布特征
因为电离层暴发生在主相和恢复相的机制可能有所不同，所以我们分别对电离层暴开始时间发生在主相和恢复相的情况进行了分类统计，如图 6所示，5行自上而下的纬度依次增加，左右两列分别为主相和恢复相期间的正负暴发生次数，每幅子图的横轴从左至右依次为冬季、春秋季和夏季.
 | 图 6 主相和恢复相期间不同纬度电离层正、负暴的季节特征Fig. 6 Seasonal dependence of positive and negative storms during main phase and recovery phase |
主相期间，冬季所有纬度都以正暴居多，负暴极少发生；春秋季赤道和中、低纬地区正暴显著多于负暴，亚极光区正、负暴数量相当，极光带负暴多于正暴，正、负暴比例基本上随纬度上升而减少；夏季中、低纬地区正暴显著多于负暴，亚极光区负暴显著多于正暴，极光带全是负暴，整体趋势是正、负暴比例随纬度降低而增加，但赤道地区不符合整体趋势，呈现负暴显著多于正暴的特征.
恢复相期间，冬季赤道地区正暴显著多于负暴，中、低纬地区正暴略多于负暴，亚极光区和极光带负暴多于正暴，整体趋势是负暴数量随纬度上升而增加，正暴数量随纬度上升而减少，例外在于极光带正暴数量与更低纬度相比反而增加.春秋季赤道地区正暴显著多于负暴，其他都是负暴多于正暴，整体趋势是正暴数量随纬度上升而减少，负暴数量随纬度上升而增加.夏季所有纬度都是负暴多于正暴，中、高纬度几乎没有正暴发生.
以前的研究结果显示，在主相期间，中纬度地区在除冬季外所有季节均以负暴居多，低纬地区在所有季节均以正暴居多(Mikhailov，2000).Adeniyi(1986)对Ibadan(7.4°N，3.9°E)地区磁暴主相期间NmF2变化的统计结果显示，赤道地区的正暴在春季发生的次数最多，在夏季次数最小，这与本文赤道地区的统计结果的趋势相近.与本文不同的是，Adeniyi(1986)的统计结果显示，虽然正暴在夏季出现的次数是所有季节中最少的，但夏季正暴的数量依然多于负暴.而本文赤道地区的统计结果表明，主相期间夏季明显以负暴居多，恢复相期间正负暴数量相当.Adeniyi(1986)认为恢复相开始时间有时难以确定，这是可能导致其结果与本文有差异的部分原因.
Stankov等(2010)对中纬度地区磁暴期间TEC响应的研究结果显示，不同季节TEC均显示出先增大后减小的趋势，这与本文主相期间正暴居多，恢复 相期间负暴居多的结果相似.此外，Stankov等(2010)的研究结果显示不同季节TEC由正暴变为负暴的时间不同.夏季和春秋季TEC正暴出现的时间很早，甚至可能在地磁暴前24 h TEC就开始增大，在主相结束前变为负暴.而冬季正暴开始的较晚(磁暴前6 h)，但可以持续至恢复相期间.本文中纬度地区冬季恢复相期间正负暴数量相当，可能就是因为TEC在恢复相期间变成由正暴变成负暴，而其他季节TEC在主相结束前就已经开始负暴，所以恢复相期间负暴占绝大多数. 3.4 电离层暴随磁暴MPO地方时分布
考虑到磁暴MPO发生在不同地方时可能会导致电离层有不同的响应，我们对电离层暴随MPO地方时的分布进行了统计.前文的结果表明，与正、负暴相比，PN型暴数量较少，NP型暴则极少发生.相对而言，我们更关心正暴和负暴的分布特征，因此将正暴与PN型暴一起看作电离层首次响应为正暴，负暴与NP型暴一起看作电离层首次响应为负暴，进而统计出MPO在不同地方时的电离层首次响应的分布特征.如图 7所示，5行自上而下纬度依次上升，灰色代表电离层的首次响应为正暴，黑色代表电离层首次响应为负暴.
 | 图 7 不同纬度的电离层首次响应随磁暴MPO地方时的分布特征Fig. 7 Dependence of the first ionospheric responses on the local time of MPO |
由图 7可以看出，电离层首次响应为负暴的分布规律较明显，负暴多发生于磁暴MPO地方时的夜间，尤其是中、低纬度，MPO地方时的白天极少发生负暴.正暴的分布相对分散，赤道地区正暴多发生于MPO地方时的日出和日落前后，MPO地方时在午夜前也有一个高峰；中、低纬地区正暴多发生于MPO地方时的白天；亚极光区正暴多发生于MPO地方时的日落以后；极光带正暴数量相对较少，随MPO地方时的分布规律不明显.
之前很多研究中提到中纬地区的负暴通常伴随夜间强地磁活动出现，而正暴通常和日间的地磁活动相联系.该规律在本文低纬地区的统计结果中也有体现.但不同研究对于正负暴随磁暴地方时分布的峰值结论并不相同.在Vijaya Lekshmi等(2011)的统计结果中，Kokubunji(35.7°N，139.5°N)及Boulder(40.0°，254.7°E)两地的正暴均在磁暴MPO位于09— 10LT时段出现的最为频繁.Balan和Rao(1990)对 低纬Hawaii(19.7°N，156°W)和中纬Hamilton(38.7°N，70°W)两个地区电离层暴随磁暴SSC地方时分布的统计结果显示，低纬地区正暴在SSC位于09LT时出现的次数最多，负暴主要出现在18LT时，中纬地区正暴多发生在SSC位于15LT时，负暴在SSC位于00LT时出现非常频繁.Balan和Rao(1990)认为他们结果中两个地区正负暴出现的峰值均相差6 h，主要是由这两个地区经度不同引起.文本低纬地区的正暴在7LT及17—18LT的出现次数达到峰值，这可能也有部分原因是本文计入统计的磁暴MPO在这两个时段出现的较多(见图 2).但从正负暴的比例来看，低纬地区的负暴在8—16LT时段内极少出现，正暴占主导地位. 3.5 电离层暴开始时间的地方时分布
发生磁暴以后，电离层何时开始有显著响应，也就是电离层暴的开始时间一直是人们关心的问题(高琴等，2008; Meléndez et al.，2005).本文对5个纬度电离层暴开始时间的地方时分布进行了统计，如图 8所示，自上而下纬度依次上升，灰色代表正暴，黑色代表负暴.由图 8可以看出，正、负暴开始时间有明显的纬度差异.赤道地区正暴开始时间多出现在日落前后，少量正暴出现在午夜后，白天很少发生；中、低纬度正暴开始时间多出现在白天，19点前后也有一个峰值，夜间很少发生，这与高琴等人(2008)的结果一致；亚极光区正暴开始时间多出现在20—01LT之间，10LT也有一个高峰，其他时段很少发生；极光带正暴多出现在12—18LT之间.赤道地区负暴开始时间集中在19—01LT，其他时段很少出现；低纬地区负暴开始时间在日出和日落后有2个高峰，其他时段分布相对均匀；中纬地区的显著特征是负暴很少出现在9—17LT和午夜前，其他时段相对均匀；亚极光区与极光带也有类似特征，亚极光区负暴在9—14LT和午夜前后很少出现，极光带负暴在12—17LT和午夜前后很少出现.这一现象与以往研究得到的所谓中纬度‘时间禁区’相似(王劲松和肖佐，1994)，但本文统计得到的‘时间禁区’时段比Meléndez等人(2005)给出的时段更宽，且不同纬度也有一定差异.
 | 图 8 电离层暴开始时间随地方时的分布Fig. 8 Local time dependence of the onset of ionospheric storms |
到20世纪末，人们已经对电离层暴做了大量深入的研究，对电离层暴的产生提出了多种可能的机制.Danilov(2013)在其电离层暴综述文章中指出，2000年之后，几乎没有提出有关电离层暴的形态学和机制方面的新观点.近10余年来，利用TEC数据进行暴时电离层行为的研究(比如：Mendillo，2006；Zhao et al.，2012等)以及利用日益先进的数 值模式模拟暴时电离层响应(比如：Lin et al.，2005; Balan et al.，2013等)是电离层暴研究进展的2个重要方面.近年来有不少有关电离层暴的观测或数值模拟的个例研究，对中性成分改变、穿透电场、扰动发电机电场和中性风场等多种已提出的电离层暴机制进行深入考察，研究表明不同机制的相对重要性可能随季节、经纬度、地方时不同而变化(Lin et al.，2005; Wang et al.，2010; Liu et al.，2013; Lei et al.，2014).
电离层暴与地磁暴相联系，是大量能量向高层大气输入的结果.磁暴期间电离层的行为属性强烈地受同时发生的热层暴的影响，即由于中性风和成分的变化导致电离生成率和消失率的改变.被改变了的电子密度反过来改变离子对中性气体的拖曳.扰动的中性风通过扰动发电机还导致F层电场.这些电场使等离子体重新分布，也会影响生成率和消失率.由于离子和中性气体之间紧密的耦合，不考虑相应的热层暴理解电离层暴是不可能的，反之亦然.
本文3.2节给出不同纬度电离层暴类型的季节分布特征，结果表明，电离层负暴随纬度分布的总体特征是极光带最多，随着纬度降低负暴数量越来越少(图 4和图 5).这可以用以往研究得出的负暴产生机制，即成分扰动带的理论来解释(e.g.，Fuller-Rowell et al.，1994; Prölss，1995).极区焦耳加热引起中性大气膨胀，快速膨胀引起的上升流，即空气跨越等压面的运动，进一步导致对扩散平衡的偏离和平均分子质量的增加，即原子氧对分子氧和分子氮密度比例的减小，电离复合率上升.膨胀还引起压强梯度，改变全球热层环流.增强的朝赤道风把成分的变化输运到较低纬度区域，以致人们观测到的平均分子质量增大的成分扰动带，从高纬一直延伸到中低纬，可能导致大范围的电离层负暴.然而成分扰动带向低纬传播的范围有限，极区焦耳加热越显著，能到达的纬度越低，因此极光带负暴最显著，随着纬度降低，成分扰动带逐渐削弱，负暴也相应减少.
进一步分析负暴的季节分布特征可知，冬季负暴数量明显少于夏季(图 5).这是因为成分扰动带还受背景大气环流的影响.北半球冬季的极向背景大气环流很强，限制成分扰动带向低纬的传播，因此冬季除了极光带，其他纬度负暴都非常少，而北半球夏季的背景大气环流是赤道向，有助于成分扰动带向低纬的传播，甚至跨过赤道，因此，相对其他季节，夏季负暴较多.春秋季背景大气环流也是极向，但不如冬季显著，因此负暴数量比冬季多，但纬度越低，负暴越少.
本文3.3节分别给出主相与恢复相期间电离层暴类型的统计特征，结果表明，磁暴主相和恢复相期间电离层暴的一个典型特征是主相期间的正暴显著多于恢复相期间，但有个例外是赤道地区恢复相期间正暴反而更多.这可以用Balan等(2010)提出的中、低纬地区的正暴机制解释.主相期间，日侧的东向穿透电场导致电离层抬升，这本是电离层正暴的主要机制，因为电离层被抬升到复合率较小的高度.但是主相期间，扰动风场还来不及到达赤道地区，仅仅由东向穿透电场引起的抬升无法持续.由于磁力线离开磁赤道向下倾斜，双极扩散效应使等离子体总是沿磁力线向着更高的纬度下沉，导致赤道上空电子密度耗空和TEC减小.到了恢复相，扰动风场可以抑制等离子体的双极扩散，引起持续的电离层抬升，使等离子体在赤道上空聚集，进而引起正暴，因此恢复相期间赤道地区正暴反而多于主相期间.此外，恢复相期间，来自南北极区的扰动风场可能在赤道附近汇聚，压缩等离子体导致电子密度增加，产 生正暴(Belehaki and Tsagouri，2002).Balan等(2013)利用数值模拟考察了穿透电场和风场的作用以及化学成分的影响，结果表明，中性风的下降流导致赤道地区的原子氧含量增加，同样会导致赤道地区的正暴.而在中低纬地区，上升流和E×B的共同作用会在恢复相产生负暴.
3.5节的结果表明，中、低纬和赤道地区的负暴开始时间多出现在夜间到清晨时段(图 8)，这可以部分归因于成分扰动带的传播受地方时的影响.冬季和春秋季的背景大气环流白天朝极，夜间则朝向赤道，与扰动风场共同作用可以使成分扰动带向低纬区扩展，随着地球自转，通常在午夜至清晨扇区才能到达较低纬度，因此负暴更多出现在这个时段.实际上3.4节中负暴多发生于磁暴MPO地方时的夜间的结果(图 7)也与该机制有关，如果磁暴MPO出现在地方时白天，冬季和春秋季的背景大气环流都会抑制成分扰动带向低纬传播，因此不容易发生负暴.由图 8还可以看出，在赤道和中低纬地区，存在较长时间增强的黄昏正暴，尤其是赤道地区更为显著.这种出现在黄昏时段的持续正暴被称为‘黄昏效应’，以往研究对黄昏效应提出了一些可能的解释.一些学者提出源于暴时极区能量输入的TADs可导致增强的朝赤道中性风，将电离抬升到复合率较小的区域，导致电子密度增高(Jones and Rishbeth，1971; Richmond and Matsushita，1975; Anderson，1976; Prölss and Jung，1978).但也有学者提出TADs 缺少对黄昏效应的地方时选择性的解释，并提出电场是必要的，而电场翻转前增强恰好与黄昏效应的 地方时一致(Lanzerotti et al.，1975).Foster(1993)利用非相干散射雷达的数据，表明黄昏效应与源于较低纬度快速等离子体对流有联系.
本文还考察了电离层暴开始时间对磁暴MPO的时间延迟情况，发现赤道地区正暴的延迟时间都在10 h以上，而中、低纬度和亚极光区的正暴延迟时间多数在10 h以内，还有不少在5 h以内，这表明赤道地区正暴主要是扰动风场的作用，中、低纬度和亚极光区的正暴可能是穿透电场和扰动风场的联合作用. 5 总结
本文利用Madrigal数据库的TEC数据对2001—2010年间的156次单主相型磁暴事件，统计分析了欧洲扇区从赤道到极光椭圆带5个纬度区域的电离层暴特征，包括电离层暴类型随纬度、季节、磁暴暴相和地方时的分布特征，以及电离层暴开始时间的地方时分布特征，得到以下研究结果：
(1)电离层暴有明显的纬度分布特征，正负暴出现次数的比例随纬度的降低呈现明显的增加趋势，但夏季赤道地区趋势相反，正负暴比例比更高纬度反而降低；
(2)与主相相比，恢复相期间大部分纬度地区正暴数量减少，负暴数量增加，但赤道地区恢复相期间正暴数量反而增加；
(3)中低纬地区电离层暴随磁暴MPO地方时分布特征明显，正暴所对应的MPO主要分布在白天，而MPO发生在夜间容易引起负暴；
(4)电离层负暴主要发生在夜间，中、高纬地区负暴的开始时间存在‘时间禁区’，但不同纬度‘时间禁区’的地方时分布有一定差异，正暴分布则相对分散.
本文结果表明电离层暴随季节、磁暴暴相和地方时的分布特征都存在明显的纬度差异，得到一些有意义的新结果，比如主相期间正暴显著多于恢复相，但赤道地区却是恢复相正暴更多；正负暴出现次数的比例随纬度的降低呈现非常明显的增加趋势，但夏季赤道地区的正负暴比例比更高纬度的反而降低.文中对部分结果给出了合理的解释和讨论，也有些结果的原因还不明确，尚待进一步的研究.本文的统计研究，加深了对不同纬度电离层暴特征及其驱动机制的认识，对灾害性空间天气预测有重要科学意义，并为不同纬度的暴时电离层建模提供了一些参考依据.
| [1] | Abdu M A. 1997. Major phenomena of the equatorial ionosphere-thermosphere system under disturbed conditions. J. Atmos. Solar Terr. Phys., 59(13): 1505-1519. |
| [2] | Adeniyi J O. 1986. Magnetic storm effects on the morphology of the equatorial F2-layer. Journal of Atmospheric and Terrestrial Physics, 48(8): 695-702. |
| [3] | Anderson D N. 1976. Modeling the midlatitude F-region ionospheric storm using east-west drift and a meridional wind. Planet. Space Sci., 24(1): 69-77. |
| [4] | Balan N, Liu J Y, Otsuka Y, et al. 2011a. New aspects of thermospheric and ionospheric storms revealed by CHAMP. J. Geophys. Res., 116(A7): A07305, doi:10.1029/2010JA016399. |
| [5] | Balan N, Otsuka Y, Nishioka M, et al. 2013. Physical mechanisms of the ionospheric storms at equatorial and higher latitudes during the recovery phase of geomagnetic storms. J. Geophys. Res., 118(5): 2660-2669, doi:10.1002/jgra.50275. |
| [6] | Balan N, Rao P B. 1990. Dependence of ionospheric response on the local time of sudden commencement and intensity of geomagnetic storms. J. Atmos. Terr. Phys., 52(4): 269-275. |
| [7] | Balan N, Shiokawa K, Otsuka Y, et al. 2009. Super plasma fountain and equatorial ionization anomaly during penetration electric field. J. Geophys. Res., 114(A3): A03310, doi:10.1029/2008JA013768. |
| [8] | Balan N, Shiokawa K, Otsuka Y, et al. 2010. A physical mechanism of positive ionospheric storms at low and midlatitudes. J. Geophys. Res., 115(A2): A02304, doi:10.1029/2009JA014515. |
| [9] | Balan N, Yamamoto M, Sreeja V, et al. 2011b. A statistical study of the response of the dayside equatorial F2 layer to the main phase of intense geomagnetic storms as an indicator of penetration electric field. J. Geophys. Res., 116(A3): A03323, doi:10.1029/2010JA016001. |
| [10] | Batista I S, de Paula E, Abdu M A, et al. 1991. Ionospheric effects of the March 13, 1989, magnetic storm at low and equatorial latitudes. J. Geophys. Res., 96(A8): 13943-13952. |
| [11] | Belehaki A, Tsagouri I. 2002. On the occurrence of storm-induced nighttime ionization enhancements at ionospheric middle latitudes. J. Geophys. Res., 107(A8): SIA23-1-SIA23-19, doi:10.1029/2001JA005029. |
| [12] | Buonsanto M J. 1999. Ionospheric storm—A review. Space Sci. Rev., 88(3-4): 563-601. |
| [13] | Burns A G, Killeen T L, Roble R G. 1989. Processes responsible for the compositional structure of the thermosphere. J.Geophys. Research, 94(A4): 3670-3686. |
| [14] | Burns A G, Killeen T L, Roble R G. 1991. A theoretical study of thermospheric composition perturbations during an impulsive geomagnetic storm. J. Geophys. Research, 96(A8): 14153-14167. |
| [15] | Burns A G, Killeen T L, Deng W, et al. 1995. Geomagnetic storm effects in the low- to middle-latitude upper thermosphere. J. Geophys. Research, 100(A8): 14673-14691. |
| [16] | Danilov A D. 2013. Ionospheric F-region response to geomagnetic disturbances. Advances in Space Research, 52(3): 343-366. |
| [17] | Deng Z X, Liu R Y, Zhen W M, et al. 2012. Study on the ionospheric TEC storms over China. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 55(7): 2177-2184, doi:10.6038/j.issn.0001-5733.2012.07.004 |
| [18] | Duncan R A. 1969. F-region seasonal and magnetic-storm behaviour. J. Atmos. Terr. Phys., 31(1): 59-70. |
| [19] | Essex E A, Mendillo M, Schödel J P, et al. 1981. A global response of the total electron content of the ionosphere to the magnetic storms of 17 and 18 June 1972. J. Atmos. Terr. Phys., 43(4): 293-306. |
| [20] | Fedrizzi M, de Paula E R, Langley R B. et al. 2005. Study of the March 31, 2001 magnetic storm effects on the ionosphere using GPS data. Adv. Space Res., 36(3): 534-545. |
| [21] | Field P R, Rishbeth H, Moffett R J, et al. 1998. Modeling composition changes in F-layer storms. J. Atmos. Solar Terr. Phys., 60(5): 523-543. |
| [22] | Foster J C. 1993. Storm time plasma transport at middle and high latitudes. J. Geophys. Res., 98(A2): 1675-1689. |
| [23] | Fuller-Rowell T J, Codrescu M V, Moffett R J, et al. 1994. Response of the thermosphere and ionosphere to geomagnetic storms. J. Geophys. Res., 99(A3): 3893-3914. |
| [24] | Fuller-Rowell T J, Codrescu M V, Rishbeth H, et al. 1996. On the seasonal response of the thermosphere and ionosphere to geomagnetic storms. J. Geophys. Research, 101(A2): 2342-2353. |
| [25] | Gao Q, Liu L B, Zhao B Q, et al. 2008. Statistical study of the storm effects in middle and low latitude ionosphere in the East-Asian sector. Chinese J. Geophys. (in Chinese), 51(3): 624-634. |
| [26] | Hanumath Sastri J, Jyoti N, Somayajulu V V, et al. 2000. Ionospheric storm of early November 1993 in the Indian equatorial region. J. Geophys. Res., 105(A8): 18443-18455. |
| [27] | Heelis R A, Sojka J J, David M, et al. 2009. Storm time density enhancements in the middle-latitude dayside ionosphere. J. Geophys. Res., 114(A3): A03315, doi:10.1029/2008JA013690. |
| [28] | Huang C M, Chen M Q, Liu J Y. 2010. Ionospheric positive storm phases at the magnetic equator close to sunset. J. Geophys. Res., 115(A7): A07315, doi:10.1029/2009JA014936. |
| [29] | Jones K L, Rishbeth H. 1971. The origin of storm increases of mid-latitude F-layer electron concentration. J. Atmos. Terr. Phys, 33(3): 391-401. |
| [30] | Kamide Y, Yokohama N, Gonzalez W, et al. 1998. Two-step development of geomagnetic storms. J. Geophys. Res., 103(A4): 6917-6921. |
| [31] | Lanzerotti L J, Cogger L L, Mendillo M. 1975. Latitude dependence of ionosphere total electron content: Observations during sudden commencement storms. J. Geophys. Res., 80(10): 1287-1306. |
| [32] | Lei J, Wang W, Burns A G, et al. 2014. New aspects of the ionospheric response to the October 2003 superstorms from multiple-satellite observations. J. Geophys. Research: Space Physics, 119(3): 2298-2317. |
| [33] | Lin C H, Richmond A D, Heelis R A, et al. 2005. Theoretical study of the low- and midlatitude ionospheric electron density enhancement during the October 2003 superstorm: Relative importance of the neutral wind and the electric field. J. Geophys. Res., 110(A12): A12312, doi:10.1029/2005JA011304. |
| [34] | Liu J Y, Yang W H, Lin C H, et al. 2013. A statistical study on the characteristics of ionospheric storms in the equatorial ionization anomaly region: GPS-TEC observed over Taiwan. J. Geophys. Research, 118(6): 3856-3865. |
| [35] | Mannucci A J, Tsurutani B T, Iijima B A, et al. 2005. Dayside global ionospheric response to the major interplanetary events of October 29-30, 2003 "Halloween Storms". Geophys. Res. Lett., 32(12): L12S02, doi:10.1029/2004GL021467. |
| [36] | Matsushita S. 1959. A study of the morphology of ionospheric storms. J. Geophys. Res., 64(3): 305-321. |
| [37] | Matuura N. 1972. Theoretical models of ionospheric storms. Space Sci. Rev., 13: 124-189. |
| [38] | Mayr H G, Volland H. 1973. Magnetic storm characteristics of the thermosphere. J. Geophys. Res., 78(13): 2251-2264. |
| [39] | Meléndez B O, Hernández R M, Suárez L P. 2005. On the onset and meridional propagation of the ionosphereic F2-region response to geomagnetic storms. J. Atmos. Solar-Terr. Phys., 67(17-18): 1706-1714. |
| [40] | Mendillo M, Narvaez C. 2009. Ionospheric storms at geophysically-equivalent sites—Part 1: Storm-time patterns for sub-auroral ionospheres. Ann. Geophys., 27: 1679-1694. |
| [41] | Mendillo M, Narvaez C. 2010. Ionospheric storms at geophysically-equivalent sites—Part 2: Local time storm patterns for sub-auroral ionospheres. Ann. Geophys., 28: 1449-1462. |
| [42] | Mendillo M. 2006. Storms in the ionosphere: Patterns and processes for total electron content. Rev. Geophys., 44(4): RG4001, doi:10.1029/2005RG000193. |
| [43] | Mikhailov A V. 2000. Ionospheric F2-layer storms. Fisica de la Tierra, (12):223. |
| [44] | Obayashi T. 1964. Morphology of Storms in the Ionosphere. // Odishaw H ed. Research in Geophysics 1. Cambridge, Mass: MIT Press, 335-366. |
| [45] | Prölss G W, Jung M J. 1978. Traveling atmospheric disturbances as a possible explanation for daytime positive storm effects of moderate duration at middle latitudes. J. Atmos. Terr. Phys., 40(12): 1351-1354. |
| [46] | Prölss G W. 1995. Ionospheric F region storms. // Volland H ed. Handbook of Atmospheric Electrodynamics. Boca Raton: CRC Press, 195-248. |
| [47] | Richmond A D, Matsushita S. 1975. Thermospheric response to a magnetic substorm. J. Geophys. Res., 80(19): 2839-2850. |
| [48] | Rishbeth H, Mendillo M. 2001. Patterns of F2-layer variability. J. Atmos. Solar-Terr. Phys. 63(15): 1661-1680. |
| [49] | Seaton M J. 1956. A possible explanation of the drop in F-region critical densities accompanying major ionospheric storms. Journal of Atmospheric and Terrestrial Physics, 8(1-2):122-124. |
| [50] | Sreeja V, Ravindran S, Pant T K, et al. 2009. Equatorial and low-latitude ionosphere thermosphere system response to the space weather event of August 2005. J. Geophys. Res., 114(A12): A12307, doi:10.1029/2009JA014491. |
| [51] | Stankov S M, Stegen K, Warnant R. 2010. Seasonal variations of storm-time TEC at European middle latitudes. Adv. Space Res., 46(10): 1318-1325, doi:10.1016/j.asr.2010.07.017. |
| [52] | Tsagouri I, Belehaki A, Moraitis G, et al. 2000. Positive and negative ionospheric disturbances at middle latitudes during geomagnetic storms. Geophys. Res. Lett., 27(21): 3579-3582. |
| [53] | Vijaya Lekshmi D, Balan N, Tulasi Ram S, et al. 2011. Statistics of geomagnetic storms and ionospheric storms at low and mid latitudes in two solar cycles. J. Geophys. Res., 116(A11): A11328, doi:10.1029/2011JA017042. |
| [54] | Wang J S, Xiao Z. 1994. The relation between the onset times of the negative phase of ionospheric storms and the main phase of magnetic storms at middle latitudes. Chinese J. Space Sci (in Chinese), 14(3): 191-197. |
| [55] | Wang W B, Lei J H, Burns A G, et al. 2010. Ionospheric response to the initial phase of geomagnetic storms: Common features. J. Geophys. Res., 115(A7): A07321, doi:10.1029/2009JA014461. |
| [56] | Zhao B, Wan W, Lei J, et al. 2012. Positive ionospheric storm effects at Latin America longitude during the superstorm of 20-22 November 2003: revisit. Ann. Geophys., 30(5): 831-840. |
| [57] | 邓忠新,刘瑞源,甄卫民等. 2012. 中国地区电离层TEC暴扰动研究. 地球物理学报, 55(7): 2177-2184, doi:10.6038/j.issn.0001-5733.2012.07.004. |
| [58] | 高琴, 刘立波, 赵必强等. 2008. 东亚扇区中低纬地区电离层暴的统计分析. 地球物理学报, 51(3): 626-634. |
| [59] | 王劲松,肖佐. 1994. 中纬电离层暴负相开始时间与磁暴主相开始时间的对应关系. 空间科学学报, 14(3):191-197. |