Comparative analysis on coseismic response of water level in Shandong Province to several major earthquakes
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摘要: 采用多井对多震的方式，选取山东省地下流体观测井网中同震响应较好的6口观测井作为研究对象，分别从水位变化形态和幅度对比分析2011年日本MW9.0地震、2012年苏门答腊MW8.6地震和2015年尼泊尔MW7.8地震引起的井水位变化特征，探讨引起该变化的可能机理。研究结果显示：水位同震变化形态以振荡为主；通过定量分析认为聊古一井井水位的阶升是由含水层渗透系数增大所致；位于同一断裂带上的聊古一井和鲁27井井水位在同一地震中所表现的变化形态不同，可能与两个观测井所处的地质构造条件和地震活动背景不同有关；区域应力场的变化会影响栖霞鲁07井的水位同震变化形态；水位同震变化幅度与震级、井震距存在一定关系，同时也取决于含水层水文地质条件的变化量。Abstract: In the form of multi-well to multi-earthquake, six wells with good coseismic responses in the underground fluid observation network of Shandong Province are selected to analyze the coseismic variations of water level caused by the Japan MW9.0 earthquake, the Sumatra MW8.6 earthquake and the Nepal MW7.8 earthquake. We analyze the characteristics in the aspects of type and amplitude, and discuss the response mechanism. The results show that the major type of coseismic variations is oscillation. With quantitative analysis, we find that the rise of Liaogu-1 water level is due to the increase of permeability coefficient of aquifer. The different types between Liaogu-1 well and Lu-27 well on the same fault zone are due to the different regional geological conditions and seismic activities. The water level coseismic variation type of Lu-07 well is affected by local tectonic stress. The amplitude of water level coseismic variation is related to the magnitude and the distance between well and epicenter, and also depends on the change of hydrogeological condition.
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Keywords:
- water level /
- earthquake /
- coseismic response /
- aquifer /
- Shandong Province
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引言
地下流体观测中，地震引起的井水位同震响应是目前研究的热点之一。自1899年意大利的一口深井首次记录到地震引起的水位震荡开始，国内外的研究人员开展了一系列的相关研究。例如：Blanchard和Byerly （1935）提出了水位波动反映地震波的理论；Cooper等（1965）认为水位对地震波的响应程度取决于井孔的尺寸、含水层的导水系数、储水系数、孔隙度以及波的类型。自20世纪70年代首次在北京洼里井观测到水震波之后，水位同震响应在我国受到越来越多的关注。一些研究人员利用水位观测数据进行多井对一震（耿杰等，2008；鱼金子等，2012；李俊超等，2016；尹宏伟等，2016）、一井对多震（晏锐，黄辅琼，2009；尹宝军等，2009；冯恩国等，2016）以及多井对多震（兰双双等，2011；杨竹转等，2014）的同震变化特征研究及机理分析。另有部分研究人员对水位同震响应的研究不仅仅局限于形态、幅度的分析，开始探索其在地震预测实践中的应用（黄辅琼等，2000；刘成龙等，2009；杨竹转等，2010）。井水位对远场大震的同震响应是地震波作用于井-含水层系统最直接的体现。水位同震效应可以有效地反映含水层孔隙的压力变化，揭示地壳介质对应力应变的响应，有助于加深对区域应力场和水文地质条件的认识，促进对地震孕育过程中流体前兆现象的识别与研究。
水位同震响应是一个复杂的过程，虽然总体上有一定的规律，但在变化形态和变化幅度方面又有着明显的不同。同一口井对不同地震的响应特征不同，不同井对同一地震的响应也不同。受水文地质条件、地质构造环境等因素的影响，每口井的水位同震响应特征均具有独特性。目前，关于山东省井水位同震响应的研究比较少。耿杰等（2008）曾利用2007年9月12日印尼苏门答腊南部海域MS8.5地震引起的水震波资料，分析和讨论了不同类型仪器对水震波的响应特征。王学聚等（2013）总结了山东地下流体井网对汶川MS8.0地震的响应情况。随着“十一五”、“十二五”项目的建设、验收，山东省数字化水位观测网更加完善，观测资料更加丰富，可以更加系统地、深入地分析山东省井水位的同震响应特征，特别是变化机理的分析。
本文拟采用多井对多震的方式，选取山东省地下流体观测井网中同震响应较好的6口观测井作为研究对象，分别从水位变化形态和幅度的角度对比分析日本MW9.0地震、苏门答腊MW8.6地震和尼泊尔MW7.8地震引起的井水位变化特征，并探讨可能的变化机理。
1. 区域地质构造与地下流体观测井网概况
山东地区地质构造复杂，主要构造带从西向东分别为聊考断裂带、沂沭断裂带和张家口—蓬莱断裂带。聊考断裂带是鲁西断块隆起和华北断块拗陷的分界断裂，其东西两侧巨大的地质构造差异使得该区成为地震孕育的有利场所。沂沭断裂带是郯庐断裂带在山东境内的区段，由昌邑—大店断裂、安丘—莒县断裂、沂水—汤头断裂和鄌郚—葛沟断裂等构成，组成了“两堑夹一垒”的构造格局。历史上著名的1668年郯城MS8.5地震就发生在此断裂带上。张家口—蓬莱断裂带是华北地震构造区中一条具有相当规模的北西向活动构造带，它西起张家口以西，往东南经怀来、南口、顺义、三河和天津等地，穿渤海向东南一直延伸到蓬莱和烟台北边的北黄海海域。强震活动多发生在与北东向的汾渭地震构造带、河北平原地震构造带和郯庐地震构造带的交会地段上。
有历史地震记录以来，山东及邻区共发生MS≥6.0地震17次。其中，4次发生在聊考断裂带，最大地震为1937年菏泽MS7.0地震；5次发生在沂沭断裂带，最大地震为郯城MS8.5地震；5次发生在胶东半岛北部海域，最大地震为1969年渤海MS7.4地震。
本文拟选取近年来发生在我国大陆周边地区，且具有较大影响力的日本MW9.0地震、苏门答腊MW8.6地震和尼泊尔MW7.8地震作为目标地震（图1），以同震响应显著的山东省地下流体水位观测井作为研究对象（图2），分析同震响应差异，探讨可能的同震响应机理。
选取对3次远场大震均具有明显同震响应的聊古一井、昌邑鲁02井、栖霞鲁07井、商河鲁09井、枣庄鲁15井和菏泽鲁27井作为研究对象，井点基本情况列于表1。
表 1 观测井基本参数Table 1. Basic parameters of six wells井孔名称 井深/m 所处断裂带 含水层岩性 观测仪器型号 采样率/（次·分钟−1） 聊古一井 2 337 聊考断裂带北段 灰岩 LN-3A 1 昌邑鲁02井 1 172 昌邑—大店断裂 砂岩 LN-3A 1 栖霞鲁07井 600 莱阳、栖霞、福山断裂交会处 花岗岩 LN-3A 1 商河鲁09井 2 836 济阳凹陷 灰岩 LN-3A 1 枣庄鲁15井 501 韩庄断裂北侧 砂岩 LN-3A 1 菏泽鲁27井 2 000 聊考断裂带东侧 灰岩 LN-3A 1 2. 同震响应特征
三次地震引起的6口观测井水位同震响应变化形态与幅度见图3与表2。可以看出：水位同震变化形态以振荡型为主，首先出现大幅上下脉冲，随后快速恢复至背景值高频振荡；聊古一井的水位同震变化形态全部为阶变上升，而且在震后较长时间内未恢复至震前正常动态变化值；栖霞鲁07井的水位同震变化形态两次振荡，1次阶升。其它观测井的水位同震变化形态全部为振荡。日本MW9.0地震引起的水位同震变化幅度明显大于其它两次地震。例如聊古一井（图3a），其受日本地震影响水位阶升26.5 cm，而受其它两次地震影响水位分别阶升9.3 cm和12.1 cm，幅度明显较小。
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图 3 6口观测井的水位同震变化曲线图（a） 聊古一井；（b） 昌邑鲁02井；（c） 栖霞鲁07井；（d） 商河鲁09井；（e） 枣庄鲁15井；（f） 菏泽鲁27井Figure 3. Coseismic variations of water level for six observation wells（a） Liaogu-1 well；（b） Changyilu-02 well；（c） Qixialu-07 well；（d） Shanghelu-09 well；（e） Zaozhuanglu-15 well；（f） Hezelu-27 well表 2 水位同震变化主要参数Table 2. Main parameters of water level coseismic variations日本MW9.0地震 苏门答腊MW8.6地震 尼泊尔MW7.8地震 井震距/km 形态 振幅/cm 井震距/km 形态 振幅/cm 井震距/km 形态 振幅/cm 聊古一井 2 353 阶升 26.5 4 471 阶升 9.3 3 072 阶升 12.1 昌邑鲁02井 2 050 振荡 3.4 4 697 振荡 1.1 3 374 振荡 1.0 栖霞鲁07井 1 914 振荡 51.7 4 828 振荡 2.9 3 508 阶升 1.1 商河鲁09井 2 220 振荡 48.7 4 612 振荡 9.3 3 200 振荡 2.4 枣庄鲁15井 2 275 振荡 7.7 4 415 振荡 1.8 3 176 振荡 0.6 菏泽鲁27井 2 445 振荡 48.1 4 337 振荡 21.3 2 990 振荡 9.6 3. 同震响应特征分析
6口观测井到震中的距离在1 914—4 828 km范围内，如此远距离的断层破裂所导致的静态应变很难影响水位变化。有研究表明，远场大震所引发的水位同震响应是地震波传播过程中产生的动态应力与井-含水层系统相互作用的结果（尹宝军等，2009；兰双双等，2011）。地震波作用于井-含水层，导致原有的水位动态平衡被打破，含水层孔隙压力与层间的连通性和渗透性的改变均有可能引起水位变化。水位同震响应能力与井孔周边的水文地质条件密切相关（Huang et al，2015）。
3.1 变化形态分析
昌邑鲁02井、商河鲁09井、枣庄鲁15井和菏泽鲁27井的水位同震变化形态均为振荡型，变化形态与地震波相似。当地震波经过井-含水层系统时，含水层介质发生有规律的弹性变形，导致孔隙压力出现周期性变化，从而引起与含水层相连的井水位振荡变化。而震后随着地震波能量的衰减，水位慢慢恢复至震前水平。水位振荡是含水层对地震波的弹性响应。
聊古一井水位阶变上升，最直接的原因是井孔内水流量增大，水流量增大意味着含水层渗透系数的增大。地震波产生的动态应力作用于含水层，改变了含水层的水文地质条件，从而引起含水层渗透系数等发生变化（Huang et al，2004），导致水位上升或下降。水位阶变是地震波与含水层交互作用的结果。
本文利用聊古一井井水位的固体潮效应定量分析地震前后含水层水文地质参数的变化。去除长期趋势和气压效应后，对水位数据进行维尼迪科夫调和分析，计算固体潮参数，推断井孔含水层的渗透能力在地震前后的变化。本文利用M2波进行分析，计算结果列于表3。
表 3 聊古一井井水位M2波潮汐参数Table 3. Tidal parameters of M2 wave for the water level of Liaogu-1 well日本MW9.0地震 苏门答腊MW8.6地震 尼泊尔MW7.8地震 震前 震后 震前 震后 震前 震后 潮汐因子 2.05 2.19 2.15 2.14 2.01 2.05 相位差/° −5.20 −5.20 −6.83 −5.93 −9.67 −7.49 注：相位差为“–”代表相位滞后. 2011年日本MW9.0地震发生后，聊古一井井水位的M2波潮汐因子增大6.95%，相位差几乎无变化；2012年苏门答腊MW8.6地震后，潮汐因子变化较小，相位差减少13.15%；2015年尼泊尔MW7.8地震后，潮汐因子小幅增大2.16%，相位差明显减少22.47%。
水位潮汐因子与含水层储水率互为倒数关系（王金维，2013）。潮汐因子越大，储水率越小。日本MW9.0地震后，聊古一井井水位潮汐因子上升，说明含水层储水率下降，水量得到释放，进而使得井孔水位上升。相位滞后主要取决于含水层厚度、井管半径及渗透系数（丁风和等，2015）。渗透系数越小，相位滞后越大。苏门答腊MW8.6地震与尼泊尔MW7.8地震后，聊古一井井水位相位滞后均大幅减小，说明受地震影响，含水层渗透系数变大，导水能力增强。以上论述说明聊古一井的水位阶变与含水层水文地质条件变化密切相关。
同一断裂带上不同井点的井水位同震变化形态不同。菏泽鲁27井与聊古一井均位于聊考断裂带东南盘（下盘），两者相距约135 km，其含水层岩性和井深等基本条件相近，采用的观测仪器也相同，但二者的水位同震响应形态却大相径庭。推测产生该现象的原因很可能是由聊考断裂带南北段地质构造条件不同所致。
按照断裂带地球物理异常、新构造运动特点及地震分布等方面的差异，可以将聊考断裂带划分为北、中、南3段，聊城莘县以北为北段，范县一带为中段，鄄城以南区域为南段。向宏发等（2000）曾利用宽频数字浅层地震仪探测了聊考断裂带距地表400 m以内的第四纪地层中断层埋深及断距，具体数据列于表4。
表 4 聊城—兰考断裂带各段上下盘地层厚度分布与断层特征表Table 4. The strata thickness and fault characters of the Liaocheng-Lankao fault层底 北段 中段 南段 上盘厚度/m 下盘厚度/m 落差/m 上盘厚度/m 下盘厚度/m 落差/m 上盘厚度/m 下盘厚度/m 落差/m 下第三系 14×103 0 14×103 4.5×103 0 4.5×103 7×103 0 7×103 上第三系 1 800 800 1 000 2 000 800 1 200 2 600 1 400 1 200 第四系 300 200 ≤100 300 200 100 ≥400 250 ≥150 上更新统 60 50 10 80 65 15 80 60 20 注：数据来源于向宏发等（2000）. 聊考断裂带各段地震活动水平不一，南段最强，中段次之，北段最弱。南段曾发生1937年MS7.0地震和1983年MS5.9地震，中段发生过1654年MS5.5地震，北段至今无中强以上地震发生。2000年至2017年9月30日，聊考断裂带附近共发生ML≥4.0地震7次，最大震级为ML4.7，震中均位于范县—鄄城一带（图4）。
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图 4 2000年至2017年9月30日聊考断裂带附近ML≥4.0地震分布图Figure 4. Distribution of ML≥4.0 earthquakes near Liaocheng-Lankao fault from 2000 to September 30，2017鲁27井附近中小地震活跃，周边断层发育，地质条件复杂；聊古一井所处区域鲜有地震发生，断层活动不明显。虽然同处聊考断裂带，但是不同的地质构造条件及地震活动背景不同导致鲁27井与聊古一井井水位对同一地震的响应形态不一样。
从以上论述可以得出，水位同震变化的形态主要受控于区域地质构造环境和水文地质条件。变化形态是振荡还是阶变，取决于含水层对地震波的响应方式。地震波只是起到触发作用，水文地质条件是否改变才是决定因素。这也决定了同一口井对不同地震的水位响应形态基本一致，不受震源机制及震中方位的影响。
栖霞鲁07井井水位对3次地震的响应形态不一致，日本地震与苏门答腊地震引起井水位振荡，而尼泊尔地震引起井水位阶变（图5）。按上文所述，水位同震变化形态是地震波与含水层交互作用的结果。变化形态不同，表明含水层对地震波的反馈方式出现了变化。对含水层能够产生影响的因素中，区域应力场的变化是主要因素。
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图 5 栖霞鲁07井井水位同震变化曲线图Figure 5. Coseismic variation of water level for Lu-07 well in Qixia city检索2011年1月1日至2016年12月31日栖霞鲁07井200 km范围内ML≥5.0地震，共检索到两次，分别为2013年11月23日烟台莱州ML5.0地震（井震距80 km）和2015年5月22日威海文登ML5.0地震（井震距100 km）。
从发震时间来看（图6），日本地震和苏门答腊地震与莱州地震发震时间相距较远。当两次远场大震发生时，鲁07井所处区域的构造应力尚处于积累阶段，远未达到发震前的临界状态；而尼泊尔地震发生不到1个月则发生了文登地震，说明含水层对尼泊尔地震的同震响应受本地构造环境孕震状态影响的可能性较大。井孔周边处于孕震状态，含水层受压应力作用产生闭锁，孔隙减小，渗透能力下降。当远场大震地震波经过时，断层解锁，渗透系数瞬间变大，水流量增多，导致井孔内水位上升；震后，含水层水文地质条件恢复，观测井水位变化便恢复正常动态。这一解释符合Elkhoury等（2006）提出的大地震引起浅层地壳渗透率增加模型，地震波能使含水层的渗透系数瞬时增加，从而引起井水位上升。同时，水位同震变化形态的异常可以作为一种地震前兆异常，用于地震预测研究，这对未来的显著地震具有短期或中短期的时间指示意义（黄辅琼等，2000）。
3.2 变化幅度分析
水位的同震响应源于远场大震地震波产生的动态应力，地震波能量的大小直接影响水位的响应幅度。震级、井震距与水位变化幅度之间存在一定关系。一般来说，水位变化幅度随震级的增大而增大，但随井震距的增大而减小。一些研究人员从统计的角度给出了水位变化幅度与震级、井震距的关系（尹宝军等，2009；杨竹转，2011）：
$ \lg \Delta {{{h}}_{{i}}} {\text{＝}}{b_1}{M_{\rm W}} {\text{＋}} {b_2}\lg D {\text{＋}} a{\text{，}} $
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本文利用表2的参数进行类似的推算。由于栖霞鲁07井井水位出现一次异常变化，为提高数据的准确性，本文仅对其它5口同震变化形态不变的观测井进行计算，得到关系式为：① 聊古一井
$ \lg \Delta {{{h}}_i} {\text{＝}} 0.1465M_{\rm W} {\text{－}}1.4206\lg D {\text{＋}} 4.8944{\text{；}} $
(2) ② 昌邑鲁02井
$ \lg \Delta {{{h}}_i} {\text{＝}} 0.247M_{\rm W} {\text{－}} 1.087\lg D {\text{＋}} 1.908{\text{；}} $
(3) ③ 商河鲁09井
$ \lg \Delta {{{h}}_i} {\text{＝}} 0.948M_{\rm W} {\text{－}} 1.07\lg D {\text{－}} 3.26{\text{；}} $
(4) ④ 枣庄鲁15井
$ \lg \Delta {{{h}}_{{i}}} {\text{＝}} 0.7918M_{\rm W} {\text{－}} 1.0925\lg D {\text{－}} 2.5718{\text{；}} $
(5) ⑤ 菏泽鲁27井
$ \lg \Delta {{{h}}_i} {\text{＝}} 0.543M_{\rm W} {\text{－}} 0.548\lg D {\text{－}} 1.35. $
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为进一步验证关系式的准确性，选用2013年4月20日芦山MW6.7地震引起的水位同震变化参数进行检验，结果列于表5。
表 5 响应形态固定的观测井井水位同震变化幅度Table 5. Coseismic variation amplitude of water level for observation wells with constant response type井点名称 井震距/km 实际变幅/cm 预测变幅/cm 聊古一井 1 389 2.2 25.79 昌邑鲁02井 1 682 0.4 1.14 商河鲁09井 1 533 0.4 0.48 枣庄鲁15井 1 443 0.3 0.19 菏泽鲁27井 1 280 1.2 3.86 商河鲁09井和枣庄鲁15井的井水位预测变幅与实际变幅最接近，而聊古一井的差别最大。对于这种情况，我们认为水位同震变化幅度虽与震级和井震距密切相关，但主要还是受场地水文地质条件的影响。同震变化形态不同，说明含水层对地震波动态应力的反馈模式不同。水位变化幅度大小取决于含水层水文地质参数的变化量。商河鲁09井与枣庄鲁15井的振荡型水位是对地震波的弹性响应，含水层水文地质条件变化小，水位振荡幅度与地震波能量相关性好，随震级的增大而增大，随井震距的增大而减小；聊古一井的阶变型水位表明含水层水文地质条件发生了明显变化，水位变幅与地震波能量之间并非简单的统计关系。由于水文地质条件受动态应力影响的过程十分复杂，使得水位预测变幅与实际变幅差别较大。昌邑鲁02井与菏泽鲁27井的水位变幅检验介于上述两种情况之间，很可能表明场地含水层水文地质条件发生了变化，但是变化程度较小，只影响到水位的变化幅度，但未达到改变同震响应形态的程度。
4. 讨论与结论
通过对比分析山东省6口水位观测井在日本MW9.0地震、苏门答腊MW8.6地震和尼泊尔MW7.8地震这三次远场大震中引发的同震响应差异，初步得到以下几点认识：
1） 受场地水文地质条件的影响，大部分观测井对不同地震的水位同震变化形态一致，不受地震方位与震源机制的影响。水位振荡是含水层对地震波的弹性响应；水位阶变表明含水层水文地质条件发生变化。
2） 不同的地质构造条件及地震活动背景导致同一断裂带上的观测井的水位同震变化形态不同。
3） 本地构造应力状态的变化会对观测井的水位同震变化形态产生影响，对地震预测具有一定的指示意义。
4） 水位同震变化幅度与震级、井震距存在一定关系，随震级的增大而增大，随井震距的增大而减小；同时也受含水层水文地质条件变化量的影响。
上述认识是笔者对目标对象初步分析后得出的。水位同震响应是一个复杂的现象，今后的研究中，我们将积累更多的资料与震例，进一步检验上述认识，并开展更深层次的研究。
本文的研究工作在山东省地震局的资助下完成，在本文的撰写过程中审稿专家提出了宝贵的意见，作者在此一并表示衷心的感谢。
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图 3 6口观测井的水位同震变化曲线图
（a） 聊古一井；（b） 昌邑鲁02井；（c） 栖霞鲁07井；（d） 商河鲁09井；（e） 枣庄鲁15井；（f） 菏泽鲁27井
Figure 3. Coseismic variations of water level for six observation wells
（a） Liaogu-1 well；（b） Changyilu-02 well；（c） Qixialu-07 well；（d） Shanghelu-09 well；（e） Zaozhuanglu-15 well；（f） Hezelu-27 well
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图 4 2000年至2017年9月30日聊考断裂带附近ML≥4.0地震分布图
Figure 4. Distribution of ML≥4.0 earthquakes near Liaocheng-Lankao fault from 2000 to September 30，2017
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图 5 栖霞鲁07井井水位同震变化曲线图
Figure 5. Coseismic variation of water level for Lu-07 well in Qixia city
表 1 观测井基本参数
Table 1 Basic parameters of six wells
井孔名称 井深/m 所处断裂带 含水层岩性 观测仪器型号 采样率/（次·分钟−1） 聊古一井 2 337 聊考断裂带北段 灰岩 LN-3A 1 昌邑鲁02井 1 172 昌邑—大店断裂 砂岩 LN-3A 1 栖霞鲁07井 600 莱阳、栖霞、福山断裂交会处 花岗岩 LN-3A 1 商河鲁09井 2 836 济阳凹陷 灰岩 LN-3A 1 枣庄鲁15井 501 韩庄断裂北侧 砂岩 LN-3A 1 菏泽鲁27井 2 000 聊考断裂带东侧 灰岩 LN-3A 1 
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表 2 水位同震变化主要参数
Table 2 Main parameters of water level coseismic variations
日本MW9.0地震 苏门答腊MW8.6地震 尼泊尔MW7.8地震 井震距/km 形态 振幅/cm 井震距/km 形态 振幅/cm 井震距/km 形态 振幅/cm 聊古一井 2 353 阶升 26.5 4 471 阶升 9.3 3 072 阶升 12.1 昌邑鲁02井 2 050 振荡 3.4 4 697 振荡 1.1 3 374 振荡 1.0 栖霞鲁07井 1 914 振荡 51.7 4 828 振荡 2.9 3 508 阶升 1.1 商河鲁09井 2 220 振荡 48.7 4 612 振荡 9.3 3 200 振荡 2.4 枣庄鲁15井 2 275 振荡 7.7 4 415 振荡 1.8 3 176 振荡 0.6 菏泽鲁27井 2 445 振荡 48.1 4 337 振荡 21.3 2 990 振荡 9.6
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表 3 聊古一井井水位M2波潮汐参数
Table 3 Tidal parameters of M2 wave for the water level of Liaogu-1 well
日本MW9.0地震 苏门答腊MW8.6地震 尼泊尔MW7.8地震 震前 震后 震前 震后 震前 震后 潮汐因子 2.05 2.19 2.15 2.14 2.01 2.05 相位差/° −5.20 −5.20 −6.83 −5.93 −9.67 −7.49 注：相位差为“–”代表相位滞后.
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表 4 聊城—兰考断裂带各段上下盘地层厚度分布与断层特征表
Table 4 The strata thickness and fault characters of the Liaocheng-Lankao fault
层底 北段 中段 南段 上盘厚度/m 下盘厚度/m 落差/m 上盘厚度/m 下盘厚度/m 落差/m 上盘厚度/m 下盘厚度/m 落差/m 下第三系 14×103 0 14×103 4.5×103 0 4.5×103 7×103 0 7×103 上第三系 1 800 800 1 000 2 000 800 1 200 2 600 1 400 1 200 第四系 300 200 ≤100 300 200 100 ≥400 250 ≥150 上更新统 60 50 10 80 65 15 80 60 20 注：数据来源于向宏发等（2000）.
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表 5 响应形态固定的观测井井水位同震变化幅度
Table 5 Coseismic variation amplitude of water level for observation wells with constant response type
井点名称 井震距/km 实际变幅/cm 预测变幅/cm 聊古一井 1 389 2.2 25.79 昌邑鲁02井 1 682 0.4 1.14 商河鲁09井 1 533 0.4 0.48 枣庄鲁15井 1 443 0.3 0.19 菏泽鲁27井 1 280 1.2 3.86
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