0 引言

自1899年意大利的一口深井首次记录到远震引起的井水位振荡现象(陈大庆等，2006)以来，国内外学者围绕井水位同震响应开展了一系列相关研究(Blanchard et al，1935；付虹等，2004；Wang et al，2021；Roeloffs，1998；Brodsky et al，2003；高小其等，2006；Elkhoury et al，2006；Wang，2022；Shi et al，2014、2015；Yan et al，2014；Sun et al，2019；Lai et al，2021)。Cooper等(1965)指出，井水位对地震波的响应灵敏度受井孔结构(套管深度、井径)、含水层特性(渗透系数、储水率、孔隙度)及地震波属性(类型、周期、振幅)等多要素协同调控。在震相驱动方面，瑞利波因周期长、能量衰减慢、传播范围广等特性，成为远场条件下驱动水位振荡的主导震相(刘澜波等，1986；李颖等，2018)；垂直方向振动的地震波(纵波P波、垂直偏振横波SV波及瑞利波)可通过改变介质体积触发水位动态变化(Wang et al，2009；Shalev et al，2016)；高采样率观测能进一步捕捉P波、S波等短周期震相，更加清晰地呈现水震波与地震波的震相对应特征(廖丽霞等，2013；舒优良等，2014)。在时序关联与参数控制层面，水震波主能量段普遍滞后于地震波，这种滞后效应本质是地震波动态应力作用于含水层，流体克服运动阻力产生的响应延迟，且滞后时长与含水层渗透性呈显著负相关(杨竹转等，2010；Wang，2022；闫鑫，2023)；此外，含水层应力状态的变化可通过改变介质渗透性，进而影响水位同震响应特征(鱼金子等，1993；崔瑾等，2021)。在定量分析领域，张昭栋等(2000)通过SLUG实验证实，含水层固有振动周期越接近瑞利波主导周期、阻尼系数越小，井水位同震响应越显著；孙小龙等(2018)通过频谱法分析水震波与地震波的相关性，提出一种利用水震波信号(主要由瑞利波引发)反演获取承压含水层水文地质参数的方法。井水位对远场大震的同震响应是地震波与井-含水层系统动态耦合的直观体现，其动态特征不仅承载着地壳应力应变与含水层流体运动的关联信息，更为揭示远场地震波传播规律及量化含水层水文地质参数提供了天然观测载体。

据中国地震台网测定，北京时间2025年3月28日14时20分56秒，缅甸发生7.9级地震，震中位于21.85°N，95.95°E，震源深度30km。山东省地震地下流体水位观测井网中，聊古一井、栖霞鲁07井、商河鲁09井及菏泽鲁27井(井震距均大于2000km)对此次地震有明显同震响应，但水震波形态差异显著。聊古一井与栖霞鲁07井水震波大体呈振荡形态，而商河鲁09井与菏泽鲁27井主要为阶升形态。上述4口观测井均为骨干观测点，井水位采样率达1s，分辨力为1mm，同台站测震观测采样率为100Hz，能够高精度捕捉水震波与地震波的细微动态(刘春国等，2022)。

在远场大震引起的广域范围内井水位同震响应模式分异的研究中，黄辅琼等(2000)重点讨论了中国台湾南投7.6级地震在大陆引发的大量响应异常特点，并根据响应异常对地震危险区进行预测；史浙明(2015)基于中国大陆地下流体观测井对几次大地震的同震水位响应资料，分析认为地震引起的渗透性变化是解释各种同震地下水响应的主要机制；李悦等(2024)研究认为，应力积累、抽/注水干扰、地震波传播等因素均会对含水介质渗透性造成影响；张彬等(2015)通过对比尼泊尔8.1级地震引起的中国大陆井水位、水温同震响应特征，认为外在特征并不单纯是在某一种机制下形成的，而是多种机制共同作用的结果。以上研究成果充分展示井水位同震响应机制的复杂性。不同井-含水层系统具有不同的属性，导致响应机制不尽相同。基于此，本文以缅甸7.9级地震作为目标震例，聚焦上述4口观测井水位时序、幅度及频谱变化特征，对比“水震波-地震波”耦合差异，结合井水位潮汐响应参数反演含水层水文地质条件，探讨山东地区水位观测井同震响应模式分异的影响因素。

1 地质构造与观测井概况

山东地区地质构造复杂，区域内主要发育有多条活动断裂，其中起主导作用的主要有三条，自西向东分别为聊考断裂带、沂沭断裂带及张家口—蓬莱断裂带，具体分布如 图 1所示。聊考断裂带呈NNE走向，为鲁西断块隆起和华北断块拗陷的分界断裂，该断裂曾发生1937年菏泽7.0级地震。聊古一井与菏泽鲁27井紧邻聊考断裂带，呈“一北一南”分布。沂沭断裂带是郯庐断裂带在山东境内的核心段，呈NNE走向，由昌邑—大店断裂、安丘—莒县断裂、沂水—汤头断裂和鄌郚—葛沟断裂4条次级断裂构成“两堑夹一垒”的构造，该断裂带是我国东部最活跃的强震构造带之一，曾发生1668年郯城8.5级地震。栖霞鲁07井位于该断裂带北延分支莱阳—栖霞—福山断裂交界处。张家口—蓬莱断裂带呈NW走向，西起张家口以西，往东南经怀来、南口、顺义、三河和天津等地，穿渤海一直延伸到蓬莱和烟台北边的北黄海海域，与聊考断裂带、沂沭断裂带构成“井”字形格架，该断裂曾发生1969年渤海7.4级地震。

除此之外，区内还分布有多条浅层断裂和断陷盆地，共同构成了山东地区网状活动构造的基本格局。商河鲁09井位于济阳凹陷，虽不直接位于断裂带主带，但凹陷内砂岩、页岩覆盖下的灰岩岩溶裂隙含水层仍具备对远场强震的响应潜力，为对比不同构造单元的响应差异提供了补充。

多年来，上述4口井观测仪器运行稳定，水位变化形态清晰，均有比较明显的固体潮效应，井孔基本情况见 表 1。从表中可以看出，各观测井套管深度与含水层封闭性差异显著，栖霞鲁07井套管仅73.55m，含水层开放性强；商河鲁09井套管2801m，深入含水层约2m，封闭性极强；聊古一井、菏泽鲁27井为半封闭状态。含水层岩性涉及花岗岩裂隙水、灰岩岩溶水、灰岩岩溶裂隙承压水及灰岩裂隙承压水等类型，不同类型含水层的渗透性能存在显著差异。

2 同震响应特征

4口观测井的水位同震变化如 图 2所示，其中 图 2(a1)、(b1)、(c1)、(d1)依次为聊古一井、栖霞鲁07井、商河鲁09井及菏泽鲁27井的水位整日变化，其余部分为14：20：00—14：59：59时段(图 2(a1)~(d1)中的阴影区域)水震波与同台站(各水位观测井所处同一地震监测台站，即水位与地震波为同点同步观测)垂直向地震波的变化。地震波绘图所用数据为去除观测仪器放大倍数后的垂直向地动速度，单位为μm/s。从 图 2可以看出，聊古一井水位以振荡为主，在振荡后期出现约3.24cm的小幅阶升，形成“振荡+阶升”的复合形态；栖霞鲁07井水位则呈现典型的振荡变化，水震波与地震波的契合度较高；商河鲁09井和菏泽鲁27井水位均存在阶升变化，主要区别在于回落的速度不同，商河鲁09井水位回落速度明显小于菏泽鲁27井。对4口观测井水位同震响应的分析按振荡型(聊古一井、栖霞鲁07井)与阶升型(商河鲁09井、菏泽鲁27井)两类模式展开。

2.1 振荡型 2.1.1 时序与幅度变化

为了更直观地展示水震波初动与地震波的对应关系，绘制14：25—14：35时间段的水震波与地震波变化曲线(图 3)。结合 图 2、图 3可以看出，聊古一井水位同震响应大约始于14：30：40，此时段地震波能量显著增强，对应地动速度最大双振幅约1130μm/s；水震波最低点出现在14：33：15(37.243m)，最高点出现在14：33：39(36.961m)，最大双振幅约28.2cm；地动速度的极值分别出现在14：35：54(最高点)与14：36：00(最低点)，最大双振幅约6050μm/s。井水位极值出现的时间较地震波提前了约150s，时序的差异反映了水震波与地震波能量传递的非同步性。

栖霞鲁07井水位同震响应始于地震波初始到达阶段，该时段地动速度最大双振幅约121μm/s；水震波最高点出现在14：38：16(5.846m)，最低点出现在14：38：22(6.707m)，最大双振幅约86.1cm。地动速度的极值分别出现在14：38：10(最低点)与14：38：16(最高点)，最大双振幅约4271μm/s。井水位极值出现的时间滞后于地震波约6s，从时序关联来看，栖霞鲁07井水位振荡的启停、强弱变化与地震波能量的增减几乎同步，反映含水层对地震波能量的快速响应特征。

利用井水位与地面(近似代替含水层)垂向运动的最大振幅，可获取井水位对含水层垂直应变的放大倍数，即井孔放大因子(张子广等，1998)。地动速度是地动位移随时间的变化率，本文利用地动速度代替真实位移量计算井孔的放大因子。结果显示，聊古一井水位的放大因子约为47，显著低于栖霞鲁07井的202，表明后者对地震波的响应更灵敏。同时，聊古一井水位最大振幅早于地震波主能量出现，说明同震响应并非由地震波最大振幅直接引发，暗示其响应机制可能受多种因素调制；而栖霞鲁07井水位振荡与地震波能量有着良好的对应关系，呈现典型的弹性响应特征，揭示能量传递的直接耦合关系。

2.1.2 频谱变化

为获取周期成分的时序变化特征，进一步对水震波与地震波数据开展连续小波变换。小波分析方法可将时序数据转换至时频域，直观揭示时间序列中不同尺度显著周期及其随时间的演变信息。本文选取Morlet小波函数作为基函数，其表达式为

$ \psi(t)=\mathsf{π}^{-\frac{1}{4}} \mathrm{e}^{i \omega_0 t} \mathrm{e}^{-\frac{t^2}{2}} $

(1)

式中，ω₀为无量纲频率，i为虚数单位，t为无量纲时间。

时间序列的连续小波变换可定义为序列f(t)基于小波标准化算法的卷积运算，其表达式为

$ {W_f}(a, b) = \frac{1}{{\sqrt a }}\int_{ - \infty }^{*\infty } f (t)\psi \left({\frac{{t - b}}{a}} \right){\rm{d}}t $

(2)

小波功率谱定义为

$ E=\left|W_f(a, b)\right|^2 $

(3)

小波总功率谱定义为

$ {E_a} = \frac{1}{N}\sum\limits_{n = 1}^N {{{\left| {{W_f}\left({a, {b_n}} \right)} \right|}^2}} $

(4)

式中，a为时间尺度因子，b为平移因子。

采用Morlet小波函数对井水位数据进行连续小波变换，结果如 图 4所示。其中，图 4(a1)、(b1)、(c1)、(d1)为原始功率图，可直观呈现水震波与地震波能量绝对值的分布特征；图 4(a2)、(b2)、(c2)、(d2)为以2为底的对数变换图，通过压缩功率动态范围以凸显小功率区域的细节特征。从 图 4(a)、4(b)可以看出聊古一井水位存在双模态能量分布特征：①低频先行阶段(14：32—14：34)，周期范围为32~128s，优势周期约为64s，对应井水位的最大振幅阶段；②高频同步阶段(14：35—14：36)，周期范围为8~32s，优势周期约为16s，与地震波最大振幅时段同步。从 图 4(c)、4(d)可以看出栖霞鲁07井呈现单模态能量集中：水震波与地震波均在14：37—14：38时段形成单一高能量区，对应最大振幅区域；两者的周期范围均为4~32s，但优势周期存在差异，水震波约为8s，地震波约为16s，呈现“时间同步、频率分异”的特征。

为进一步揭示水震波与地震波在时间-频率域中的动态相关性，继续开展小波相干分析。小波相干分析可以搜索两个时间序列在不同频率范围及时间尺度内的共性来度量局部相关性，相关系数从0至1，数值越大表明信号同步性越强。分析结果(图 5)显示，聊古一井水震波与地震波在14：30—14：32(周期为16~32s及64~128s)与14：37—14：38(周期为16~40s)时段呈现高相关性。其中，14：30—14：32时段对应井水位同震响应初始阶段，此时地震波尚未形成显著能量集中区，但两者在64~128s低频段表现出相关系数大于0.8的强相关性；14：37—14：38时段位于地震波主能量释放后期，非水震波与地震波的高能量区，在16~40s频段相关性显著增强。

栖霞鲁07井水震波与地震波的高相关区域呈现广泛性与多时段特征。14：26—14：28时段(周期为4~48s)对应地震波初始到达引起井水位同震响应；14：31—14：32时段(周期为24~40s)对应振荡短时加剧阶段；14：33—14：36时段(周期为48~96s)对应地震波能量开始增大阶段；14：37—14：38时段(周期为4~40s)则是两者最大振幅重合时段。频谱分析显示，该井在14：37—14：38时段存在单一高功率区(周期为4~32s)，尽管水震波(优势周期约为8s)与地震波(优势周期约为16s)的主频存在差异，但相关分析表明，两者在4~40s宽频范围内呈现强相关性(相关系数大于0.8)，表现出“时间同步、能量协同”的显著特征。与聊古一井相比，栖霞鲁07井水震波与地震波的相关分布具有时段连续性与频段广泛性。

2.2 阶升型 2.2.1 时序与幅度变化

从 图 2、图 3可以看出，商河鲁09井水位同震响应始于地震波能量局部时段显著增强后约41s(14：31：58)，该时段地动速度最大双振幅约1718μm/s；在地震波能量峰值过后约29s(14：37：07)井水位启动阶升；经54s(14：38：01)升至峰值29.411m，上升幅度约8.20cm；随后缓慢回落，2h后基本恢复至震前水平。地动速度的极值分别出现在14：36：37(最高点)与14：36：44(最低点)，早于井水位阶升峰值约77s，最大双振幅约6854μm/s。井水位对地震波的放大因子仅为12。

菏泽鲁27井水位同震响应始于地震波初始到达阶段，该时段地动速度最大双振幅约69μm/s；在地震波能量峰值过后约85s启动阶升，20s内上升幅度约11.94cm；随后快速回落，3min后基本恢复至震前水平。地动速度的极值分别出现在14：33：26(最低点)与14：33：28(最高点)，最大双振幅约504μm/s，早于井水位阶升峰值约103s。井水位对地震波的放大因子达237，为4口井中响应最剧烈的观测井。

2.2.2 频谱变化

从连续小波变换结果(图 6)来看，商河鲁09井水震波高能量区集中于阶升阶段，周期分布为8~32s及64s以上，呈现双能量峰特征；地震波高能量区集中于14：36—14：38时段，周期范围为8~32s，优势周期约为16s，与水震波中短周期能量区间完全重叠，长周期能量则为水震波独有响应特征。菏泽鲁27井水震波存在两个高能量区，分别为14：31—14：33时段(周期32~128s，优势周期约为64s)和14：34—14：35阶升时段(周期8s以上)；地震波能量分布相对分散，主能量区跨14：33—14：40时段，优势周期约为4s；周期范围从1~16s(14：33—14：37)逐渐演变为1~8s(14：37—14：40)。

相关性分析(图 7)表明，商河鲁09井与菏泽鲁27井的水震波与地震波仅在阶升后的局部振荡时段呈现高相关性(商河鲁09井为14：37—14：39，菏泽鲁27井为14：41—14：43)，且相关系数显著低于振荡型井孔。

3 分析

根据前文所述，总结4口观测井水位对缅甸7.9级地震的响应差异(表 2)，可大致概括为以下四个方面：①地动速度响应阈值差异，菏泽鲁27井与栖霞鲁07井水位出现响应时对应的最大地动速度显著小于聊古一井与商河鲁09井；②时序关联差异，仅聊古一井水位最大振幅提前于地动速度峰值，其余3口井均为滞后；③放大因子差异，栖霞鲁07井与菏泽鲁27井的水位放大因子显著高于聊古一井与商河鲁09井；④相关性差异，振荡型井孔水震波与地震波同步性高、相关性强，阶升型井孔水震波滞后显著、相关性弱。

上述特征的系统性分异并非偶然现象，而是井-含水层系统对地震波扰动的规律性反馈，与含水层水文地质条件密切相关(向阳等，2017；孙小龙等，2020)。目前，含水层水文地质参数可通过实验室测定、井水位微动态反演及现场实验等方式获取。然而，实验室或现场实验中的抽水、注水或微水实验不能进行连续观测，无法连续监测含水层水文地质条件的变化(张卉等，2023)。根据前人的研究成果，利用井水位的固体潮效应可以连续获取含水层的水文地质参数(钱建秀等，2019；何冠儒等，2021)。

假设承压含水层水平无限延伸且均质各向同性，井孔完全穿透含水层，仅考虑径向水平流，忽略垂向越流与惯性效应，在潮汐引力作用下，含水层体应变引起孔隙压力改变，在井孔与含水层之间形成水力梯度，驱动地下水在井-含水层系统之间流动，产生井水位的振荡。Hsieh等(1987)基于孔隙弹性理论与地下水动力学原理，推导出井水位潮汐响应参数(振幅A、相位差η)与含水层水文地质参数之间的定量关联，公式为

$ A =\frac{1}{\sqrt{E^2+F^2}} $

(5)

$ \eta =-\tan ^{-1}\left(\frac{F}{E}\right) $

(6)

其中，E、F分别为

$ E \approx 1 -\frac{\omega r_{\varepsilon}^2}{2 T} Kei(a) $

(7)

$ F \approx \frac{\omega r_{\varepsilon}^2}{2 T} Ker(a) $

(8)

$ \alpha =r_u \cdot \sqrt{\frac{\omega S}{T}} $

(9)

式中，Ker及Kei分别为开尔文函数的实部和虚部；r_c和r_w分别为井孔套管半径和裸孔或滤水管半径；ω为某潮汐分波角频率；T为导水系数，即含水层渗透系数与其厚度的乘积；S为储水系数，表征含水层水头变化1个单位高度时，从单位水平面积含水层释出或存储的水的体积。从式(5)~式(9)可以看出，井水位潮汐响应振幅A和相位差η与含水层导水系数、储水系数、井径参数及潮汐信号频率密切相关。对于特定的井-含水层系统及潮汐分波，可进行含水层导水系数与储水系数的反演。

潮汐响应振幅主要受储水系数控制。潮汐因子是井水位潮汐振幅与理论体应变振幅的比值，其与储水系数近似呈倒数关系(邹凤华，2020)。潮汐因子越大，含水层储水能力越弱，孔隙压力波动难以被水体缓冲；反之潮汐因子越小，储水能力越强。相位差是井水位滞后体应变的角度(负值表示滞后)，其绝对值与含水层导水能力呈反向关联。相位差绝对值小，表明地下水能快速响应孔隙压力变化，流动效率高，含水层导水能力强；反之相位差绝对值越大，导水能力越弱。相位差直接反映含水层中地下水的流动效率，是含水层导水(渗透)性能的敏感指示器。因此，通过井水位的潮汐响应参数可快速判断含水层渗透性与储水能力的相对强弱。

对4口观测井水位整点值(经去趋势、气压校正)进行Venedikov调和分析(张昭栋，1986)，获取振幅最大、干扰最少的M2波潮汐参数(晏锐等，2012)，结果如 图 8所示。从图 8中可以看出，4口观测井水位的潮汐因子变化比较平稳，且层次清晰，从大到小依次为聊古一井、栖霞鲁07井、商河鲁09井、菏泽鲁27井，且地震前后无明显变化。整体来看，振荡型井孔的潮汐因子相对较大。

4口观测井水位的相位差均为负值，反映含水层以水平流为主，可以忽略垂向渗流。潮汐振幅和相位的变化主要受排水响应变化影响，而不是裂隙方位角变化。4口观测井含水层可看作均质各向同性的渗流介质，即含水层裂隙效应可忽略，适用Hsieh模型(廖欣等，2014)。菏泽鲁27井水位相位滞后最小，其余3口井比较接近，表明菏泽鲁27井含水层的导水能力相对更强。震后商河鲁09井水位相位滞后明显增大，缅甸7.9级地震对该井含水层的导水系数产生较大影响。

从井水位同震响应启动的地动速度阈值与放大因子的协同性来看，两者本质是含水层水文地质参数控制的“响应灵敏性”与“能量放大效应”的外在表现。地动速度响应阈值小反映含水层导水能力强，对地震波扰动的响应更灵敏；而放大因子大则体现孔隙压力波动的幅度更显著。菏泽鲁27井与栖霞鲁07井的地动速度响应阈值显著低于聊古一井与商河鲁09井，放大因子也明显更大。对于菏泽鲁27井，其导水系数为4口井中最大，高导水系数显著降低流体运动阻力，使含水层无需高能量地动速度即可启动响应，因此响应阈值低；同时，该井潮汐因子最小，对应储水系数最大，理论上高储水系数会缓冲孔隙压力。但是，根据Hsieh等(1987)的研究理论，潮汐因子对储水系数的敏感性远低于相位差对导水系数的敏感性。高导水系数加快了孔隙压力的释放速率，使压力变化速率超过水体缓冲速率，最终实现幅度放大，形成“高导水系数保障低阈值、高导水系数对冲大储水系数保障高放大”的协同逻辑。栖霞鲁07井的花岗岩裂隙含水层具有“高连通性+低储水”的天然属性，且其井孔套管深度仅73.55m，未阻断裂隙系统，使其既能快速响应低强度地动速度，又能通过振荡放大孔隙压力。

从响应时序及相关性的分异来看，振荡型井孔(聊古一井、栖霞鲁07井)储水系数较小，水震波与地震波应力同步性强。聊古一井因长期采用变频稳流抽水模式(通过调节水泵频率控制转速以稳定抽水量)，在井孔周边形成径向孔隙压力梯度，井周孔隙压力持续偏低，引发裂隙局部压实或充填物迁移，增大井周局部渗透阻力，形成局部低导水区，储水能力弱于含水层主体。井内水体直接与该区域接触，地震波动态应力变化无需通过远距离裂隙传递，能量几乎无耗散地转化为瞬时水位波动，因此形成“超前响应的高振幅”；当地动速度最大振幅(对应含水层主体应力峰值)到来，最大体应变形成高强度水流脉冲，向井孔方向集中流动，但该水流需穿过局部低导水区才能进入井孔，而低导水区的渗透阻力成为水流传导瓶颈，导致大量水体在井周过渡带淤积并持续涌入井孔，且因低导水区削弱了水流的周期性，仅表现为水位持续升高而非新的振荡峰值；待主体应力减弱后，井内水体本应回流至含水层以恢复平衡，但低导水区对回流的阻力显著大于流入阻力(与前期抽水形成的孔隙压力梯度方向相反)，加之该区域储水能力弱，无法暂时缓冲多余水体，最终形成“流入量大于回流量”的失衡状态，使水位在振荡后趋于稳定阶升平台。栖霞鲁07井水位呈现与地震波高度同步的弹性响应。该井储水系数较小，仅大于受抽水改造的聊古一井，储水能力整体偏弱，孔隙压力波动难以被水体有效缓冲，地震波引发的体应变可快速转化为水位响应；依托花岗岩裂隙含水层的天然连通性，且套管未阻断裂隙系统，未产生额外渗透阻力，保障了井-含水层间水量交换的顺畅性，地震波能量可通过周期性振荡高效释放，呈现与地震波同步性高、相关性强的振荡形态。

菏泽鲁27井储水系数最大，理论上对孔隙压力具有强缓冲效应，但高导水系数显著提升孔隙压力释放速率，使压力变化速率超过水体缓冲速率，最终呈现高幅阶升。导水系数大同时保障了井-含水层间的快速水量交换，阶升后井内压力高于含水层主体，水体可通过高导通道快速回流至含水层，孔隙压力迅速趋于平衡，因此3min内即可恢复至震前水平。商河鲁09井含水层为灰岩岩溶裂隙承压水，天然状态下通过广泛发育的岩溶裂隙形成连通的水流网络，但套管深度达2801m(深入含水层约2m)，显著切断含水层与上部地层的天然裂隙连接，仅保留套管下端以下的局部含水层段与井孔连通，封闭性增强，导致地下水流动阻力剧增，需更高能量的地震波才能驱动流体运动。地震波动态应力驱动的水体聚集于井孔周边，能量无法通过振荡释放，只能以孔隙压力瞬时升高的形式体现，形成阶升。同时，局部裂隙的狭窄通道进一步限制水体聚集速率，使得阶升时间长(相较于菏泽鲁27井)，幅度小，回落速度慢。震后该井相位滞后显著增加，表明地震波产生的动态应力对商河鲁09井含水层的水文地质条件造成了显著影响。

4 结论

本文以2025年3月28日缅甸7.9级地震引发的山东地区4口观测井(聊古一井、栖霞鲁07井、商河鲁09井、菏泽鲁27井)水位同震响应作为研究对象，围绕时序、幅度及频谱变化特征，对比“水震波-地震波”耦合差异，利用井水位潮汐响应参数反演含水层水文地质条件，探讨响应模式分异的影响因素，主要结论如下：

(1) 4口观测井水位对远场强震的同震响应存在明显分异，可归纳为振荡型与阶升型两类模式。两类模式在水震波与地震波的时序关联、相关性及对应的潮汐响应参数(潮汐因子、相位差)特征上存在显著差异。

(2) 含水层水文地质参数是影响响应模式分异的关键因素，导水系数、储水系数的差异会通过改变流体运动状态及压力调节过程，导致响应形态呈现不同类型。井孔结构(如套管深度)、人类活动(如长期抽水)等可通过改变局部水文地质环境，对响应细节产生影响。

井水位潮汐响应参数可作为识别响应模式差异的辅助指标，其变化特征能间接反映含水层水文地质条件的潜在差异，可为理解同震响应机制提供参考。分析井水位同震响应特征，一方面可支撑观测井监测效能评估，对观测井网优化布置具有参考意义(史浙明，2015)；另一方面，结合井水位与地质条件、应力变化的关联关系，可为利用水位异常反演构造应力状态、辅助相关预测工作提供基础支撑(黄辅琼等，2000；晏锐等，2009；崔瑾等，2021)。

本研究仅选取4口响应显著的观测井，样本范围较窄，结论普适性需更多不同构造背景、不同震级的观测数据进一步验证。此外，分析方法细节仍需深化，如Hsieh模型仅考虑水平向渗流，其假设不存在垂向水流交换，而实际的水文地质条件复杂，需依靠更加详实的水文地质资料和深化的理论模型；再如本研究未系统探讨小波分析参数设置对结果的潜在影响，且缺乏现场实验数据对含水层参数反演结果进行交叉验证，因此结论可靠性有待提升。