地电场海岸效应: 以2015年3月17日大磁暴为例

章鑫, 岳明鑫, 周官群, 孙君嵩, 吴小平*

1 中国科学技术大学地球和空间科学学院，合肥 230026 2 广东省地震局，广州 510070 3 合肥工业大学资环学院，合肥 230009 4 江苏省地震局，南京 210014

0 引言

变化地磁场的垂直分量在靠近海岸线附近时异常大，与内陆的地磁水平分量呈正相关，这种几十秒到数小时的畸变现象被称为地磁海岸效应(Parkinson and Jones, 1979).从20世纪60年代开始在大范围地磁观测中发现了海岸效应现象(Parkinson,1959, 1962; Edwards et al., 1971)，一些研究指出地磁海岸效应主要体现在亚暴引起的地磁垂向分量湾扰中(Rostoker, 1972).地磁海岸效应的机制通常被解释为磁扰动在海陆交界处导致电荷累积，在磁暴脉冲作用下均匀导体中感应形成涡旋电流(Parkinson and Jones, 1979)，并集中在导体表层和电性分界面，这可能深度影响了距离电性分界面较近的电磁观测.但目前为止开展的数值模拟都很难符合所有的观测结果(Fischer and Weaver, 1986; Gilbert, 2005; Goto, 2015; González-Castillo et al., 2015)，需开展针对性的观测和研究.

海岸效应影响了大地电磁观测数据和GIC(地磁感应电流)的准确估计.在大地电磁测量中，海岸效应产生的感应电流沿海陆边界流动，从而改变该区域的垂向磁场，最终会导致邻近海岸的大地电磁测量数据失真(Pandey et al., 2008).Constable等(2009)使用大地电磁数据研究了海岸效应的影响，该研究观察到电流沿电性分界带走向流动的横向电极化(TE)模式和电流垂直于走向流动的横向磁极化(TM)模式，TE和TM之间存在4个量级的差异.具体地，海岸效应干扰了大地电磁测量的阻抗张量，当地下电导率分布非线性时，会在阻抗估计中引入误差(González-Castillo et al., 2015; Worzewski et al., 2011, 2012).海岸效应使地电场在磁暴时出现畸变，可能影响了直接使用地磁数据对海陆分界带电荷量的估计，或因直接观测地电暴的数据积累不足，前人多使用地磁暴的数据估算GIC大小和分布(刘春明等, 2017; Divett et al., 2017; Liu et al., 2018; Marshall et al., 2019).因此使用实测地电场观测数据参与校准，可以改进海陆分界带等区域的GIC准确评估.

由于海岸效应的存在，磁暴脉冲作为地电场扰动的源使感应电流和电荷都集中在横向不均匀导体之间的边界处.因此，地电流矢量和电荷量的不均匀分布反映了电性的不均匀性，这种现象在地球表层主要出现在海陆边界带.利用现有相对密集的地电场观测台网资料，前人开展了表层地电场和地电流的研究工作(刘春明等, 2016; 章鑫等, 2017；Zhang et al., 2019；章鑫和杜学彬, 2020; Wang et al., 2020).暴时地电流的分布结果表明短时涡旋电流的叠加改变了原有的地电流分布，导致与非暴时的浅层电流分布不一致(Zhang et al., 2019; Wang et al., 2020).综合来看，这些研究工作揭示了海洋—陆地电流传导中某一方面的特点，但缺乏系统性和针对性，研究精细的海洋—陆地表层电流分布有望推动地电场海岸效应的系统性认识.

地电暴的短时脉冲具有典型的大幅度特性，通常能够超过100 mV·km-1，是地球表层地磁感应电流的体现(Boteler and Pirjola, 2017; Love et al., 2019).与地磁场相比，地电场相关研究较少具有比较复杂的原因.首先是地电场的主要成分与变化地磁场相关，一些研究认为了解地磁变化场部分已经足够，忽视研究地电场变化细节；其次是地电场在世界范围内缺少跨区域标准化的观测，一般针对某些科学目标建立的临时地电场观测，其研究成果难以推广到全球；此外，由于区域间电性结构、气候环境和深部构造条件差异，地电场的观测基线区域性很强，相距不远的台站基线也不尽相同，即使同一场地不同分量的观测基线也可能存在差异.目前这些瓶颈逐步突破，一方面是空间卫星(如ZH-1)大范围扫描全球空间磁场和电场(袁静等，2021)，可以支撑地面电场-空间电离层电场观测和研究；另外是大范围标准化的地电场持续观测(中国110余台，加拿大15台，日本3台以及英国3台的观测数据开源)，当前已积累了几十年的观测数据，可以支撑开展对区域地电场的海岸效应研究.

1 数据和方法

1.1 背景

相对于国外稀疏分布的观测台站，中国开展了大规模的地电场和地磁场同址观测，仅中东部地区就有50个台站以上，距离海岸线100 km范围的台站有15个.图1中展示了东部区域45个地电场观测台站的分布，这些台站的大多数建立于2000年之后，观测结果可靠稳定.至今持续观测了十多年，记录到的强地电暴事件多，为研究地电场海岸效应积累了大量可用数据.

中国大陆地电场的观测方式为正交多分量、多极距，即在两个正交方向外分别设立闭合的第三分量观测(NW/NE).地电场通过记录两个点之间的电位之差来测量，在每个台站的每一个测向处(NS、EW或NW/NE)，使用长、短两对不极化电极记录表层电场矢量的强度和方向.且有两个极距，长极距一般为300～800 m，短极距为150～400 m.特别地，本文中长极距的南北向分量被定义为NS，长极距的东西向分量被定义为EW；短距离电极南北方向为ns，东西向为ew；即大写为长极距，小写为短极距.

传统上许多电极埋在地下2～5 m处，近年来因一些地电数据受到台站周围工业活动的严重干扰而把电极埋在50～100 m深的钻孔中.测量仪器的分辨力为0.1 mV·km-1，仪器的响应范围为DC～0.005 Hz.测量仪器可以在秒或分钟采样获得两种数据类型，在本研究中只使用了1 min采样1次的数据，即一天内总共 1440 个分钟值数据.

1.2 观测数据

在地电暴曲线中最显著的响应来源于对急始磁暴的起始脉冲(Sudden impulse)，它通常具有地电暴序列中最大的幅度，持续时间约为10 min左右(图1c—d).2015年3月17日的磁暴是近年来最典型的大磁暴(国际上称为St.Patrick′s Day storm，图1b)，它的Dst<-300 nT，Kp=8.地磁H分量中磁暴起始脉冲体现为向上的突变(图1b)，持续时间为10 min左右，响应幅度约为50 nT.地电场脉冲响应与地磁水平分量的急始脉冲不同，主要体现在地电暴两个正交分量可能表现为不同的响应形式.NS分量的起始脉冲大多数为正、少部分为负(图1c).此外，台站之间的响应幅度差异也较大，部分台站脉冲响应幅度大于100 mV·km-1，一些台站仅为1～2 mV·km-1.

图1 地电场台站分布和典型的磁暴/地电暴形态

大磁暴期间地电场各分量记录的时间情况显示出明显的方向差异性(图2)，同一个脉冲具有不同的朝向，即在不同方位观测，脉冲的极性不同，且这些脉冲幅度差异较大.图2中脉冲选取时遵循两个依据：一是选取的脉冲宽度覆盖磁暴典型脉冲时间特性，地电场低采样率获得的典型脉冲宽度处于10～30 min之间；二是脉冲时刻处于磁暴发生的各个阶段，具有时间线上的代表性.地电暴曲线的周期和形状主要取决于地磁暴的一阶变化情况，其幅度受台站附近的电性结构影响.地电暴的特征与磁暴演化过程以及局部电性结构有关，沿海区域的地电暴更可能与电性块体分界区域的位置有关，因此我们将重点讨论这种地电海岸效应.

图2 急始脉冲(P2)的各分量差异

1.3 研究方法

在磁暴脉冲作用下均匀导体中感应形成的是涡旋电流，磁场驱动下电荷集中在导体表层和电性分界面.海陆分界面就是最典型的电性分界面，在正常电性分布情况下，正电荷和负电荷分别集中在高阻侧陆地和低阻侧海洋，这由界面处电流法向分量连续性原理决定，因此根据电流分布和电性模型可以计算出电荷积累.

在计算磁暴引起的电流模型时，需要考虑两部分信息：一部分是涡流信息；另一部分是来自地球内部的电流源信息.地磁脉冲在导体中感应产生涡流，感应电流的大小取决于电性结构和源的强度，可根据本构关系由正常地电场和纵向电阻率信息得出平面上电流密度矢量(Love et al., 2019)：

(1)

其中f表示脉冲的频率(脉冲宽度)，ρ表示电极周围的电阻率值.J表示电流矢量，Jx、Jy表示两个正交方位的标量电流，Ex和Ey为标量地电场值.当电流源纯粹来自地外空间时，比如发生地磁暴时，磁暴脉冲产生的电流可以近似为涡旋电流.因此，结合已知的平面波源信号和台站的电阻率，可以得到感应电流的大小.一维感应涡旋电流Jc可以据此计算：

(2)

其中m表示磁暴脉冲的振幅，f表示脉冲宽度.

在另一方面，自然电流Jn来自地球内部，如地下矿体与流体相互作用可能形成自然电流.它们之间的关系如下：

J(f,x,y)=Jc(f,x,y)+Jn(f,x,y)+∈,

(3)

其中的∈表示不稳定电流源，表现为典型的杂散电流，如地铁漏电干扰等，它们在日常观测数据中易于识别.典型的就是高压直流输电过程中设备发生故障时，单极注入地下的电流在地表引起的大范围台阶或脉冲.

以台站勘选时候直流电法测试的电阻率为例，取表层5 m处的电阻率代表该区域的表层平均电阻率，由趋肤深度δ=[ρ/(πfμ0)]1/2计算其穿透深度.根据这些参数和电阻率模型，当磁暴脉冲宽度在20 min以内时，穿透深度小于120 km.电荷从导电体表面向内部呈指数下降趋势，从电性边界到导体内部的衰减规律是以距离平方根衰减的(Gilbert, 2005).针对与磁暴快速变化相对应的地电场脉冲，电荷积累量是电流在时域上的积分，最终得到了在磁暴脉冲持续时间内电位差E求和与电导率σ的乘积：

(4)

计算中仅关注其变化部分(不包含基线值)，即磁暴引发的脉冲幅度部分.实际数据处理中把积分简化为对脉冲阶段的求和，图3为对电位差积分转换为求和的实际取值图，图3a显示了两个台站的P2脉冲，取值为t1—t2时段的最大变化量，其相对幅度分别为20和80 mV·km-1.相对脉冲大小与表层电导率求积后，得到电流密度矢量；其单位量纲为mV·km-1/(Ωm)=10-3V·km-1/(10-3Ω·km)=A·km-2.图3b为积分计算示意图，其中一个子单元的宽度为Δt，高度为ΔE，两者乘积就为子单元的面积(黑色方块)∑ΔEΔt.简而言之，就是对t1—t2时段的电位差相对于零基线求和，即求取图3b中绿色部分的面积，其量纲是电位差与时间的乘积，再与电导率求积得到10-6C·m-2=C·km-2.

图3 由电位差观测值求和估算电荷量的示意图

2 结果

2.1 估算结果的稳定性

关注脉冲幅度以及求和结果，图4中上图为各台站的P2脉冲和求和取值，下图为两者比值.图4a—b分别为NS和EW测向的取值结果，EW测向的脉冲取值基本稳定，而NS测向的和值波动较大，最大达到-1000 mV·km-1.其中最明显的特点是EW测向的脉冲基本为负，即朝向为西，反向于海洋位置.图4c—d分别为NS和EW测向和值与脉冲幅度的比值，显示了两个正交方位的比值都处于10以下，比值的平均值约为5，比值基本稳定.这与选取的脉冲及t1—t2的时间范围相关，确定适合的脉冲范围能够得出稳定和值，说明求和方法估算电荷量相对平稳，一定幅度的脉冲基本上能够反映激发它的电荷量.

图4 脉冲P2幅度量与求和比值

我们按纬度选取了4个台站，把正交观测的脉冲量合成，称为极化方位，投影到罗盘图上以展示其稳定性.极化方向的稳定性与观测条件有关，观测条件好的台站就比较稳定，比如图5a—c中的兴济台、安丘台和高邮台.受干扰大的台站，极化方向就相对不稳定，如上海青浦台受到上海地铁运营的严重干扰，在磁暴期间的极化方向就不稳定，且长短极距的极化方位具有较大差异.青浦台的实例可能说明非脉冲时段的磁暴信号被地铁干扰淹没，导致其观测结果都是地铁漏电信号这种随机性很强的信号.同时说明，在非磁暴时地电场记录到的信号可能不只是来源于空间电流体系的感应，还可能叠加了更复杂的地面杂散电流，因此不具有很强的海岸效应.故文中只选取了强磁暴引起典型的5个脉冲时段作为研究对象(图2)，而不选取可能被一些干扰压制的非脉冲时段.

图5 正交地电分量合成的稳定性

图6a中显示了同一脉冲P2的表层电流、表层电荷估算结果，大小写字母分别表示长、短极距.图中各参数经过了归一化处理，箭头长度只表示归一化后的相对值.除个别台站外，图6a中大多数台站的4个参数的方向和幅度都稳定，说明此估算方法对于大多数台站都可靠.图6b—c展示了P2和P4脉冲的电荷量估计结果，同样除了少数台站外，对长、短极距的估计结果差异较小(没有色块差).但针对渤海和黄海海岸线附近的台站，P2脉冲和P4脉冲的结果有较大差异，趋势也不尽相同.

图6 电荷量估算结果比较

图6中还划分了I区和II区，其中I区域表示东部近海及其邻近区域，II区域表示东北地区.图6a中，I区中近海台站的方位有统一规律，即矢量反向垂直于海岸线；II区域的表面电流方向和电荷极化方向比较混乱，无统一指向.图6b中，I区域的电荷在近海地带有增大的趋势，II区域的电荷量没有趋势性规律.需要指出，II区域的矢量方位和电荷分布是无海洋或远离海洋影响下的常规形态，在更远离海洋I区域西侧的台站以及中国更西部的台站，磁暴脉冲引起的表面电流和电荷积累没有特定的规律.对于研究海洋的影响，I区域这些距离海岸较近的台站更具有代表性，故后文主要讨论距离海岸线较近的渤海湾和黄海西部的台站.由于台站之间表面电流密度和表面电荷相差较大，后续图中采用2为底数的对数色标.

2.2 表层电流和表层电荷量

由于缺少大范围精细电性结构的信息，我们利用勘察建设台站时使用直流电法测试的表层电性曲线来获取地电台址附近的表层电阻率.文中选取了表层5 m的电阻率参与计算电流密度矢量，其计算结果只代表了台站附近浅层的信息，故称之为表层电流；据此获得的电荷也称之为表层电荷量.

图7a—b显示了东部靠近海洋的大部分台站记录的P2脉冲电流矢量分布，图7a为短极距的结果，其表层电流矢量强度略大于图7b中长极距的值，说明了同一个台站处也具有微小的电性各向异性.图7a中大多数台站的箭头都反向于海岸线，其影响范围至少达到海岸线内部200 km以外，而远离海岸线台站处(>300 km)表层电流矢量的趋势并不一致.类似地，在图7b中，靠近海岸线台站的表层电流强度仍然显著大于内陆台站的强度，反映出海岸线明显影响了地电暴脉冲的强度.磁暴中P2脉冲引起的表层电流呈现出一定趋势性规律，强电流通常出现在地块边缘或海岸线附近，海岸线附近的电流矢量指向内陆.

图7 脉冲P2的表层电流矢量、表层电荷量及其极化方位

图7c—d是P2脉冲引起的表层电荷积累量，其趋势与图7a—b中的相似，且长极距的结果与短极距的结果基本一致，即靠近海岸线的电荷量更大，且电荷的极化方向指向内陆.这一现象表明海洋—陆地的电性分界面是大量电荷积聚的区域，磁暴脉冲期间该界面处于高电位，使电流在磁暴脉冲期间具有向内陆流动的趋势.此外，远离海岸线的台站的电流方向可能由最近的电性界面处累积的电荷量决定.

磁暴期间电流最显著的特征是海岸线附近的表层电流矢量指向内陆，其中大多数表层电流垂直于最近的海岸线，体现了地电暴脉冲具有海岸效应.我们把不同方向的表层电流矢量和表层电荷分开绘制，图8a和图8c是ew分量，图8b和图8d是ns分量.这里需要说明个别台站由于受到观测场地条件限制，ns分量不完全表示北南向，但偏转不超过45°，且与ew分量保持正交，因此不影响合成结果的正确性.图8a和图8b最显著的特点是东西方向的表层电流强度大于南北方向的强度，这表明垂直海岸线的表层电流矢量几乎总是大于平行方向，符合前人预测结果(Fischer and Weaver, 1986).整体上表层电流在量级上表现为东西向大于北南向，东西向的下限更高，为2-6A·km-2；北南向下限更低，为2-8A·km-2.

图8 表层大地电流矢量和表层电荷表现出方向差异

脉冲P2引起的表层电流方向具有与海岸线明显的相关性(图8a—b).首先东西向在海岸线附近的台站更大，如上海崇明台(CHM)的ew分量为-3.23 A·km-2(ns为1.32 A·km-2)，靠近内陆的大同台(DTO)的ew分量仅为0.0097 A·km-2.其次，北南向也有类似的趋势但受到个别内陆台站的压制，导致了其他台站的趋势不显著，但是靠近海岸线的台站也更大.再次，图9b中海湾处表层电流北南向具有明显的分界，如渤海湾北侧的昌黎台(CHL)为1.80 A·km-2，南侧的肥乡台(FEX)为-0.64 A·km-2；另外，黄海西部海湾处的南北向分异也很明显，北侧安丘台(AQU)为3.28 A·km-2，南侧郯城台(TAC)为-1.50 A·km-2.

图9 不同脉冲时段叠加显示的地电海岸效应

表层电荷的计算结果与电流类似，在整体幅度上东西向大于南北向(图8c—d)，靠近海岸线的电荷量更大.东西向下限更高，为1 C·km-2左右，南北向下限更低，为大同台的0.5 C·km-2.极化方向上更明显地与海岸线相关，靠近海岸线的台站ew分量极化方向为负，整体上只有两个台站ew分量极化为正，分别是处于渤海湾北侧的两个台站.同样地，ns分量在海湾处也有明显的南北分异，北侧为正南侧为负.

磁暴脉冲加载下海洋—陆地分界线附近积累大量电荷，促使了表层电流在地磁暴脉冲加载期间远离这一区域.如果观测台站位于海陆边界的西部和北部，则其脉冲方向应为向西或向北；当海陆边界的分布方向为南北向时，东西方向的电流密度大于南北方向的电流密度(垂向大于平行向)，这也表明在海岸线西侧，表层电流在ew分量大于ns分量.一个典型例子是图8a中的CHL台，ew分量的电流密度约为-1.44 A·km-2；在图8b中，ns分量为1.80 A·km-2，这表明海岸线北侧台站的地电流北南向大于东西向.图8c—d中是P2脉冲引起的表层电荷量，其趋势与图8a—b中电流矢量的分布一致，即：(1)相对于北南向，东西分量电荷量更大；(2)靠近海岸的电荷量具有大于内陆的趋势，东西分量更明显；(3)在海湾处，北南向的电荷表现为极化反向于海岸线，北侧为正、南侧为负.

2.3 地电暴的海岸效应

本研究关注了多个脉冲之间的表层电流和表层电荷之间的差异性，尽管脉冲的时间尺度不等长(P1—P5分别为14、15、10、60和30 min)，且幅度差异大，结果显示不同脉冲引起的表层电流和表层电荷分布趋势基本一致.说明前述海洋—陆地分界位置的影响是普遍现象，对于每个脉冲都存在类似的趋势，即地电暴脉冲体现了明确的海岸效应.

在海岸线西侧的台站，其表层电流反向于海岸线，影响范围至少达到200 km以外.图9中比较了5个不同时间段的地电暴脉冲引起的表层电流响应情况，其中图9a—e分别为P1—P5的表层电流响应；为了方便比较电流强度，各子图中色标统一.图9b和图9d中的电流矢量强度明显较大，且处于海岸附近的台站其增强幅度更为明显，在不同脉冲的加载下外围台站表现都较稳定(图9a—e).渤海湾周围的台站中这种反向现象更为显著，其西、北、南三个方位都是陆地，故三个方位的台站中P1—P5脉冲引起的表层电流矢量均反向于海岸线.此外，还可以看出黄海西部的台站中P1—P5脉冲引起的表层电流指向有小的差异(偏南或偏北)，但都满足一个趋势，即反向于海岸线所在的东侧.即使P1—P5脉冲的宽度和幅度有差异，其方向的海岸效应都是最明显的特征.

对于表层电荷量，P1—P5脉冲的差异体现在幅度和极化方向上(图10a—e).图10d中显示P4脉冲引起的表层电荷量最大，图10b中的P2次之，这种趋势与表层电流的结果一致.图 10c的结果例外(P3)，表层电荷是5个脉冲中最小的，且其电荷的幅度不是在海岸线附近最大，可能与选取的脉冲持续时间过短有关(10 min).此外，相对于表层电流矢量的方向，表层电荷极化方向更稳定；电荷极化方向也基本上反向于海岸线的分布，反映出地电场脉冲具有海岸效应.

图10 不同脉冲加载下表层电荷及其极化方向

取表层电流矢量(或表层电荷量)与正常日变化量的比值来显示幅度与距离海岸线距离的关系，相当于台站表层电流自身归一化以减弱本地电磁环境的影响.图11显示表层电流幅度具有随距离海岸线距离减弱的趋势性特征，表层电荷量亦如此，说明表层电流矢量和表层电荷量的归一化幅度具有趋势性的海岸效应.图11中菱形为每50 km取平均值的结果，即距离海岸线越近其均值越大，与线性拟合的趋势一致.关注离海岸线450 km以内的均值时，表层电流和表层电荷量线性趋势的拟合优度分别为-89.37%和-92.39%，距离越大其幅度越小；R2分别为0.915和0.932.说明海岸效应的影响范围不超过450 km，甚至只达到约400 km.F回归统计检验分别为50.4271和72.8302；拟合线性趋势后p值分别为0.000198和0.000103.

3 讨论与结论

前人研究表明，水平地电场在沿海地区被放大是海陆界面的横向电导率差异较大造成的(Fischer et al., 1978; Fischer and Weaver, 1986; Gilbert, 2005; Pirjola, 2013)，可以用海洋—陆地边界大量累计电荷来解释，即海岸效应.这种海岸效应更多地体现在垂直于海岸线的观测中，在本质上是为了确保海陆电流法向分量的连续性(Pirjola, 2013)，故造成了在海陆边界积累电荷(Fischer and Weaver, 1986; Gilbert, 2005; Goto, 2015; González-Castillo et al., 2015).使用简化的三维海陆模型进行正演模拟时(Goto, 2015)，海湾地区的地电场增加量为内陆地区的10倍，最大影响范围100 km+；模拟结果还显示，海岸类型中的海湾主要影响了陆地一侧的表层电流，半岛主要影响了海洋一侧的表层电流.此外，Gilbert(2005)的计算结果显示横向影响不超过脉冲引起的趋肤深度值，据此给出了海陆分界带电荷在内陆影响范围为70 km.对海陆边界带电荷积累的数值模拟结果与本文的结果类似，但本文中海岸效应的影响范围至少达到200 km以上(图11)；海湾效应明显，但幅度没有超过其他区域的10倍.

在实际观测中急始型磁暴剧烈扰动发生时(Balachandran et al., 2021; Huang, et al., 2021)，地磁场水平分量的脉冲向上(图1b，约为50～100 nT)，地电场脉冲向上或向下(图1c—d，约为20～150 mV·km-1).磁场强脉冲导致电荷累积在电性分界面上，那么正负电荷是如何在两个电性分界面分配的成为关注点.电流连续性要求电荷在分界面的分布使法向电流在分界面两侧连续(Kuvshinov, 2008; Pirjola, 2013)，为了保证电流法向分量在海陆分界带连续，电荷聚集在陆地一侧.地磁脉冲上升过程中，驱动了正电荷向电性分界面移动，集中在电阻率高的一侧；负电荷向远离电性分界面的方向移动，致使靠近海岸线的地电场观测到向下的脉冲响应.在电性分界面的电阻率较低的一侧，电荷反方向移动，据此推测海洋的表层感应电流反向于陆地一侧.地磁脉冲恢复向下的过程中，正电荷向远离电性分界面的区域集中，负电荷向电性分界面集中且集中在电阻率高的一侧，这能解释海岸附近的电流矢量指向内陆，且岛屿的表层电流方向随机性较大(Mckay and Whaler, 2006; Zhang et al., 2019; Chen et al., 2020).

同样地，在大地电磁的电场分量中也观测到了类似现象(Cuttler et al., 2018)，处于不同构造地块处的两个观测点，在东向分量最大值分别为4484 mV·km-1和41 mV·km-1.这种巨大的差异也可能与地块之间电性差异有关，也意味着利用电流矢量的指向可初步判断两侧的电性差异.由此可见海岸效应也明显影响了大地电磁观测数据，尤其是对于电场通道观测值的影响较大(González-Castillo et al., 2015).传统研究认为海岸效应只影响了大地电磁中TE模式的解算(Fischer et al., 1978)，但是一些新的研究表明TM模式也会受到海岸效应的影响(Wang et al., 2019)，比如中国东部海岸效应引起的大地电磁数据就需要校正(张帆等, 2012; 李永博等, 2021).此外，海岸效应也影响了GIC的准确估计，焦新敬(2010)和刘春明等(2016, 2017)等深入探讨了海岸效应对于估计我国东部区域GIC的影响，并改进对应的算法以达到更好的估计结果.

大磁暴脉冲引起的电流和电荷集中分布在电性分界带，使表层电流具有明显反向于海岸线的趋势，文中的实际数据表明了磁暴脉冲期间地电场的响应有较大差别，且取决于台站所处位置距离电性分界带的距离以及台站所处区域本身的浅层电性结构.本文的新进展体现在3个方面：(1)使用了大规模的地电场观测数据讨论地电场的海岸效应，以前的研究中使用的地电数据较少且分布稀疏，多数区域通过地磁和电性模型联合估计GIC来弥补(Mckay and Whaler, 2006; González-Castillo et al., 2015)；(2)本文提出了脉冲时段求和方法计算电荷积累量，验证了磁暴脉冲期间在电性分界带确实积累了大量电荷，进而改变了表层地电流的方向；(3)本文结果显示了电性分界带对于暴时表层电流、表层电荷分布等的影响范围比前人(Goto, 2015; Gilbert, 2005)认为的要大(>200 km)，暴时电性分界带积累的电荷释放形成了较强的感应电流，影响在地表开展大部分电磁观测或设施.

本文结果显示在海岸线附近的台站，其表层电流矢量和表层电荷积累量具有强于内陆(离海岸线200 km)台站的趋势，表层电流方向和极化方向指向内陆，影响范围可扩展至400 km左右.另外还发现，南北走向海岸线处表层电流矢量表现为东西向的大于南北向；表层电荷量也有类似规律，东西走向的海湾处的表层电荷量表现为南北向分异.这符合海陆分界线电荷累积造成的效果，电流矢量和电荷密度都集中于两个电性差异较大的块体分界面，海岸线南北走向时东西方向的电位差异明显，海岸线东西走向时南北方位电位差异明显.应用大规模、规范化观测的地电场台网中地电暴观测资料来研究电荷累积在海陆分界线以及活动构造块体边缘，可以拓展到使用密集台网的暴时数据来分辨电性结构的差异，展现出地电场观测数据的新应用前景.基于大范围实际地电场观测结果验证了的海岸效应，定量化海岸效应和海湾区域积累电荷的特征，为近海区域的大地电磁观测、GIC估计等提供科学依据.

致谢感谢两位审稿专家的有益建议；本文数据来源于中国地震局地震台网中心和中国地震局地球物理研究所国家地磁台网中心.