南海北部陸緣OBS2018–H2測線地殼結構初步結果*

蘇曉康, 趙明輝, 李子正, 袁野, 王星月, 程錦輝, 張佳政

1. 中國科學院邊緣海與大洋地質重點實驗室(南海海洋研究所), 南海生態環境工程創新研究院, 廣東 廣州 510301;

2. 南方海洋科學與工程廣東省實驗室(廣州), 廣東 廣州 511458;

3. 中國科學院大學, 北京 100049

南海是西太平洋的一個大型邊緣海, 形成于自晚白堊世起始的漸進式裂谷作用(Taylor et al, 1983;Franke et al, 2011); 位置特殊, 夾在歐亞、印澳、菲律賓海三大板塊之間, 構造環境十分復雜, 在其發展演化的一個較短的時間里經歷了近乎完整的威爾遜旋回, 包括張裂、破裂、海底擴張、俯沖消減(Ludwig et al, 1979; 李家彪 等, 2004; 李春峰 等,2009); 具有規模小、年齡新的特性, 條件較為優越,是我國走向深海大洋研究的重要突破口(汪品先,2009)。

洋陸轉換帶(Continent–Ocean Transition, COT)是位于減薄陸殼和洋殼之間的一個過渡地帶, 是伸展背景下大陸巖石圈與大洋巖石圈相互作用的特殊區域(郭玲莉 等, 2017), 蘊藏著巖石圈張裂、破裂及海底擴張過程的大量信息(Whitmarsh et al, 2001);其深部地殼結構、物質組成及構造屬性是探究南海形成演化、解決北部陸緣性質的關鍵。被動大陸邊緣被劃分為貧巖漿型(非火山型)和富巖漿型(火山型)。其中貧巖漿型(非火山型)被動大陸邊緣的主要特征有發育拆離斷層和向海傾斜的旋轉斷塊、地殼發生強烈拉張減薄、洋陸轉換帶較寬(寬度可超過200km)且剝露蛇紋石化地幔(Dean et al, 2000;Pérez-Gussinyé et al, 2006; Lavier et al, 2006; Reston,2007, 2009); 富巖漿型(火山型)被動大陸邊緣的主要特征有洋陸轉換帶發育向海傾斜反射層(Seaward Dipping Reflector sequence, SDRs)、存在下地殼高速層(Geoffroy, 2005; Schnabel et al, 2008; Geoffroy et al, 2015)。

在前人的一些研究中, 南海北部陸緣不僅拆離斷層發育, 而且在其洋陸轉換帶處并未發現富巖漿型邊緣特有的向海傾斜反射層, 同時發育大量海傾的斷層系統(Taylor et al, 1983; Zhu et al, 2012; Gao et al, 2016)。因此, 有人認為南海北部陸緣屬于貧巖漿型(非火山型)大陸邊緣(Yan et al, 2001; Ding et al,2012)。但是, 南海北部陸緣也表現出富巖漿型(火山型)大陸邊緣的一些特征, 比如張裂后巖漿活動活躍(Gao et al, 2015; Sun et al, 2020), 在其洋陸轉換帶處存在下地殼高速層(Wang et al, 2006; Zhao et al, 2010;Liu et al, 2018; Zhu et al, 2018; Wan et al, 2019); 平均伸展程度比伊比利亞非火山型陸緣要小得多(Clift et al, 2001); 從張裂階段到海底擴張階段比較迅速(Larsen et al, 2018a), 洋陸轉換帶比較狹窄, 僅寬15～25km (Ding et al, 2020)等。另外, Sun等(2019)認為南海北部陸緣的巖漿活動具有階段性, 先期表現出貧巖漿的特征而后期表現出富巖漿的特征。Gao等(2015)通過多道地震數據和重力模擬研究發現下地殼高速層在南海北部陸緣的分布具有特殊性,僅分布于東段。所以也有人認為南海北部陸緣是介于貧巖漿型(非火山型)與富巖漿型(火山型)之間的中間型(Clift et al, 2001; Zhu et al, 2012; Larsen et al,2018a)。

南海北部陸緣兼具貧巖漿型(非火山型)與富巖漿型(火山型)陸緣的特征, 具有特殊性與復雜性。為了更加深入地了解南海, 揭示其從張裂到破裂的演化機制, 國際大洋發現計劃(International Ocean Discovery Program, IODP)在南海北部陸緣開展的大洋鉆探IODP367/368/368X航次, 從陸向洋共在7個站位(圖1)進行了鉆探, 其中站位U1499鉆遇同裂谷或前裂谷的礫巖, 但未鉆遇基底(圖2a); U1502鉆到基底, 但鉆遇的是強烈熱液蝕變的玄武巖(圖2a),具有洋中脊型玄武巖的成分組成(Larsen et al,2018a), 并沒有鉆遇蛇紋石化地幔(Sun et al, 2019)。任金鋒等(2018)通過古地貌重建認為, U1499鉆遇的礫石層發育于小型斷陷陸相湖盆內, 站位U1499處的地殼屬于陸殼或洋陸轉換帶。Larsen等(2018a)由U1499鉆遇的礫巖有較大比例的上地殼物質, 部分是沉積成因, 認為其下應屬于陸殼范圍。那么, 從站位U1499到U1502, 在如此窄的距離(40km)如何完成了從陸殼到玄武巖洋殼的轉變？另外, 站位U1502處鉆遇的玄武巖被強烈熱液蝕變, 其成因是什么？板塊破裂早期的局部巖漿活動？以上的鉆探結果表明, 鉆探并不能全面揭示南海北部陸緣洋陸轉換帶COT的地殼性質、張裂–破裂機制與動力學過程, 需要地球物理探測獲取更多深部的證據(Jian et al, 2018)。

圖1 南海北部陸緣OBS2018–H2測線位置與水深地形圖圖a中的黑色方框表示圖b的位置; 圖b中黑色粗實線為OBS2018–H2測線; 黑色箭頭代表放炮方向; 黃色五角星代表IODP鉆探站位; 紅色實心圓代表OBS臺站; 橙色實心矩形、圓形和三角形分別代表磁異常C11、C10、C9 [據Briais等(1993)]; 水深數據來自GEBECO_2019, http://www.geobco.net。審圖號: GS(2016)1609Fig. 1 Location of OBS2018–H2 and the bathymetry map of the northern continental margin of the South China Sea. The black square in Figure a indicates the location of Figure b. The thick solid black line indicates OBS2018–H2. The black arrow indicates the shooting direction. The yellow pentagrams indicate the IODP drilling sites. The red solid circles indicate the OBS sites. Orange solid rectangles, circles and triangles indicate magnetic anomalies C11, C10 and C9, respectively (after Briais et al, 1993). Bathymetric data are from GEBECO_2019 (http://www.geobco.net)

圖2 IODP站位U1499和U1502的鉆探結果a. 站位U1499和U1502的巖性柱狀圖[據Larsen等(2018a)修改]; b. 站位U1502的速度間隔模型[據Larsen等(2018b)修改], 空心小正方形和小三角形代表縱波測量儀PWC (P-wave caliper)數據, 空心小圓代表測井數據Fig. 2 Drilling results of IODP drilling sites U1499 and U1502. (a) Stratigraphic columns of U1499 and U1502 (modified after Larsen et al, 2018a). (b) The velocity interval model of U1502 (modified after Larsen et al, 2018b). Small squares and triangles indicate PWC (P-wave caliper) data, and small circles indicate logging data

2018年實施的OBS2018–H2測線穿過了IODP站位U1499和U1502 (圖1), 深部地球物理探測與鉆探相結合, 深淺優勢互補, 可望解決從站位U1499到U1502如何在短距離實現洋陸轉換及其深部結構特征如何變化的科學問題。本文以OBS2018–H2測線數據為依托, 詳細敘述了前期數據處理過程、初始模型的建立、震相的初步識別, 并對地殼結構進行了初步分析。

1 海上數據采集

2018年5—7月, 通過搭載中國科學院南海海洋研究所的“實驗2”號科考船, 國家自然科學基金委“南海北部地球物理共享航次”順利完成了南海北部洋陸轉換帶COT區域大規模三維深地震探測實驗(楊富東 等, 2020)。實驗旨在獲得該區域的深部速度結構, 與IODP結果共同揭示南海的形成演化歷史。

本次實驗使用的是中國科學院地質與地球物理研究所研制的便攜式短周期海底地震儀(Ocean Bottom Seismometer, OBS)(郝天珧 等, 2011), 其主要構成部件包括內置三份量檢波器、外置的深海水聽器、采集電路板、工作狀態監控模塊和內置Wifi模塊。震源系統為中國科學院南海海洋研究所的4支大容量Bolt槍組成的氣槍陣列, 總容量達6000in3(98.32L), 激發的氣槍信號的主頻為4～8Hz, 具有衰減較慢、傳播距離較遠的特征(趙明輝 等, 2008)。

本文重點討論OBS2018–H2測線, 它是三維地震探測實驗中的一條近東西向的主測線, 共投放OBS 10臺, 采樣率為100Hz, 最終成功回收10臺,回收率達到100%。測線長度約179km, 穿過了IODP站位U1499和U1502, 激發的有效炮數為849炮, 放炮時間間隔為90s, 放炮期間船速約為5節。另外,氣槍放炮的同時, 隨船還進行了沿測線的多道地震數據的采集。該多道地震數據共24道, 道間距為12.5m, 多道拖纜長度為300m, 采樣時間間隔為2ms, 但其中20道數據損壞, 只余4道數據可用。

2 數據處理

海上采集的數據包括Hypack導航數據、計時器數據、OBS原始數據及多道地震(Multi-channel seismic reflection, MCS)數據。這些原始數據不能直接使用, 需要經過一系列的處理, 包括數據格式轉換、炮點和OBS位置校正、多道地震數據處理等。

2.1 數據轉換處理

2.1.1 OBS2018-H2測線導航數據的整理轉換

首先提取原始導航數據(Hypack文件和計時器文件)中記錄的氣槍每次激發的炮號、精確的放炮時間(GMT時間)、經緯度坐標、航向及航速等信息, 然后根據標準格式輸出標準導航文件UKOOA, 用于后期按炮對OBS數據進行裁截處理(趙明輝 等,2004)。

2.1.2 OBS記錄數據的格式轉換

首先對OBS原始數據進行解編處理, 轉化為SAC格式(張佳政 等, 2018), 得到4個分量SAC格式數據(分別為垂直、水平1、水平2和水聽器)。國產OBS工作時把數據分段存儲在定時生成的每個文件里, 所以還需要把放炮時間內的所有SAC數據進行合并。然后, 使用地震分析軟件SAC (William et al, 1991)對得到的有連續時間序列的SAC格式數據進行分析, 查找氣槍信號的絕對時間。最后, 從前面得到的標準炮點導航文件UKOOA中讀取放炮時間,并截取SAC格式數據中的有效信號段轉換成國際通用的SEGY格式。SEGY文件可使用SU軟件(Stockwell,1999)進行可視化處理以檢查數據質量(圖3)。

圖3 OBS數據處理流程圖Fig. 3 Flow chart of OBS data processing

2.2 炮點和OBS位置校正

由于波浪、海流及船給的水平初速度等因素的影響, OBS投放后在海水中并不是以類似自由落體的形式垂直下落, 而是會從投放位置運動漂移數百甚至上千米(敖威 等, 2010; 張莉 等, 2013)。另外,由于海水表層流及海風的作用, 船體無法按設計的測線以直線行駛, 從而造成放炮軌跡是一條曲線。所以, 需要進行炮點和OBS位置校正。

2.2.1 炮點位置校正

在放炮過程中, 差分全球定位系統(Differential Global Position System, DGPS)授時由Haypack記錄到的炮點位置實際應該是DGPS的位置而并非氣槍震源所在位置。產生的偏離包括“實驗2”號科考船上DGPS點到船尾的硬連接(17m)和由船尾到水中氣槍陣列的軟連接(35m)?？瓶即羞M過程中,船體受風浪影響會左右搖擺曲線前行, 軟連接部分無法隨船體實時轉向, 從而造成DGPS與船尾的連線和船尾與氣槍震源的連線并不平行, 而是形成一定的角度(楊富東 等, 2020)。對于以上問題,楊富東等(2020)提出了利用連續3炮的平均航向來校正炮點位置, 可以最大程度貼合實際放炮軌跡。當炮點為x時, 將其與前一炮(x–1)和后一炮(x+1)分別連接, 得到兩個連線航向, 將兩個航向平均即為炮點x的航向。假設該平均航向為θ, 校正前的炮點位置為A點(x0,y0), 校正后的炮點位置為B點(x1,y1), 則校正公式如下:

所有炮點校正到實際位置后, 通過Matlab程序擬合為一條直線, 以該直線作為后期速度模擬的測線, 然后將所有炮點均投影到直線上得到新的炮點位置。校正前后炮點位置對比如圖4所示, 以50炮為間隔顯示。由于OBS2018–H2測線由東向西放炮,船向西行駛, 炮點位置由船上DGPS記錄點校正到船后的氣槍陣列處, 因此, 圖4中可以看到校正后的炮點沿測線向東移動。

圖4 炮點和OBS位置校正前后對比圖炮點對應的數字為其序號, 每隔50炮突出顯示一次; OBS對應的為其代號; 炮點校正后的OBS2018–H2測線: y=0.1243x+4.0068Fig. 4 Shot point locations and OBS locations before and after relocation. The number corresponding to the shot point is its serial number. Highlight every 50 shots. OBS corresponds to its code name. OBS2018–H2 after shot point relocation:y=0.1243x+4.0068

2.2.2 OBS位置校正

OBS實際海底落點與船上記錄的投放點有一定的偏離, 如果把投放點位置當作接收點的位置, 后期拾取的震相會有比較大的偏差, 所以需要對OBS的位置進行校正。直達水波震相(Pw)是氣槍信號激發后在海水中傳播, 直接由OBS檢波器記錄, 其炮點到OBS的時-距信息最簡單可靠, 常用來校正OBS位置。

蒙特卡洛法是最常用的校正方法, 曾應用于多次OBS位置校正工作(敖威 等, 2010; 張莉 等,2013; Du et al, 2018; 楊富東 等, 2020)。具體校正步驟如圖3所示。所有臺站的OBS位置校正結果見表1, 校正前后的位置見圖4。

表1 OBS2018–H2測線10臺OBS位置校正結果表Tab. 1 Relocation results of 10 OBS in OBS2018–H2

位置校正的重要判斷標準是直達水波在校正后是否左右對稱(敖威 等, 2010; 張莉 等, 2013; Du et al, 2018; 楊富東 等, 2020)。以OBS2018–H2測線中OBS37為例。從圖5中可以看到, 校正前后, 直達水波形態從左右不對稱變為對稱形, 說明校正后的OBS位置更接近其實際落點, 校正效果良好。圖4展示了OBS校正后的臺站位置與其投放點之間的關系, 10個臺站漂移距離均在400m范圍內(表1),遠小于在西南印度洋中脊實驗區的OBS位置校正結果(敖威 等, 2010), 其最大偏移達3590m。通過兩次實驗過程推測, OBS2018–H2測線實驗實施過程中的良好海況, 可能是其OBS偏移距離遠小于西南印度洋實驗的重要因素之一。另外, 位置校正結果中, 走時殘差均方根(Root Mean Square, RMS)值均在5ms以內, 校正精度可以為后期速度結構模擬提供足夠的保障。

圖5 OBS37臺站直達水波震相Pw校正前(a)和校正后(b)對比折合速度為6.0km·s-1, 折合時間=絕對走時?偏移距/6Fig. 5 Contrast of direct water phases (Pw) before and after correction of OBS37. Reduced velocity is 6.0 km·s-1, and reduced travel time = travel time ? offset/6

2.3 多道地震數據處理

OBS2018–H2測線在進行作業的同時, 隨船采集了沿測線的多道反射地震數據。多道反射地震數據的初始文件是SEGY格式記錄的, 使用SU軟件包進行處理。多道地震的數據是分段獨立記錄的, 其初始文件炮號范圍不能與目標測線對應一致, 所以第一步先進行裁截與拼接。首先讀取SEGY文件將其轉成SU文件, 然后經過計時器班報和UKOOA文件對比, 剔除無效炮, 按照對應的炮號進行裁截與拼接。第二步, 把4道疊加起來, 得到疊加后的H2–stack.su文件,之后把偏移距offset加入其道頭。第三步, 對SU文件進行濾波、增益等處理后繪制出多道地震記錄剖面圖(圖6a)。剖面的層位解釋如圖6b, 中間的黃色部分為多道剖面LW3, 來自Sun等(2016), 覆蓋了OBS2018–H2的一部分區域。因此, 我們將二者結合起來, 共同為建立初始模型提供依據。

圖6 多道反射地震剖面及其層位解釋a. 隨船采集的原始多道反射地震剖面; b. 多道反射地震剖面層位解釋, 黃色實心圓代表OBS臺站, 黑色豎直實線代表IODP鉆探站位U1499和U1502, 粉紅色、黑色和褐色虛線分別代表海底(Seafloor)、基底(Tg)、莫霍面(Moho), 綠色、藍色、紫色虛線分別代表不整合T30、T60、T70, 紅色短線段代表斷層Fig. 6 Multi-channel reflection seismic profile and its horizon interpretation. (a) Original multi-channel reflection seismic profile acquired by Shiyan 2. (b) Horizon interpretation of multi-channel reflection seismic profile. The yellow dots indicate the OBS sites. The black vertical lines indicate the IODP drilling sites of U1499 and U1502. The pink, black and brown dashed lines indicate Seafloor, Tg and Moho, respectively. The green, blue and purple dashed lines indicate unconformity T30, T60 and T70, respectively. The red short lines indicate faults

3 初始速度模型的建立

多道地震(MCS)數據含有豐富而可靠的淺部信息, 可以很好地限制海底和基底的形態。因此, 這里以多道為基礎建立初始速度模型。

多道上獲取的層位信息是一個時間域的地質模型, 需要通過時深轉換把它轉成深度域的地質模型。首先, 根據經驗設定, 水層速度取均值1.5km·s-1,海底面(Seafloor)下速度取1.6～1.7km·s-1, 基底(Tg)上速度取3.6～4.2km·s-1, 中間層位間隔取平均。然后, 參考IODP鉆探站位U1502的速度間隔模型(圖2b), 這里取Seafloor界面下速度為1.7km·s-1, Tg界面上速度為4.0km·s-1, 具體各層初始速度設定見圖7。再后, 通過時深轉換計算把時間域模型的各界面雙程走時轉換為深度。轉換計算公式:Di=Di-1+（vi上+vi-1上）（t i-ti-1）/4, 各層參數對應關系見圖7。具體計算順序是自上而下, 逐層累加。例如, 界面T30的深度D2即為海底面深度D1加上海底面—界面T30的這個地層單元的厚度, 而地層單元的厚度可通過其平均速度與走時計算得出。之后, 手動設定上地殼(4.5～6.4km·s-1)、下地殼(6.4～7.0km·s-1)、上地幔(8.0～8.2km·s-1)及地殼厚度為10km。最后, 經過整理即可得到OBS2018-H2測線的初始速度模型(圖8)。

圖7 時深轉換計算各參數對應圖Fig. 7 Corresponding parameters of time-depth conversion calculation

圖8 OBS2018–H2測線的初始速度模型黃色實心圓代表OBS臺站; 沉積層內的曲線代表圖6中的沉積界面T30、T60、T70; 虛線代表6.4km·s-1速度等值面Fig. 8 Initial velocity model of OBS2018-H2. The yellow dots indicate the OBS sites. The curves within the sediment represent the sedimentary interfaces T30, T60, and T70 in Fig. 6. Dashed line indicates 6.4 km·s-1 velocity iso-surface

4 震相初步識別與地殼結構初步分析

在完成了炮點和OBS位置校正之后, 重新進行數據轉換生成新的SEGY數據。然后利用地震處理軟件SU進行可視化。這里以OBS36、OBS37、OBS09和OBS42臺站為例, 具體操作包括數據讀入、自動增益控制、帶通濾波, 最終得到綜合地震記錄剖面(趙明輝 等, 2004; 張佳政 等, 2018)。根據震相對比原則及各震相記錄特征, 4個臺站的綜合地震剖面都能清晰識別出多組清晰的P波震相(圖9), 如Pw、Pg、PmP 和Pn震相。其中, Pw是直達水波震相, 呈左右對稱、倒置的雙曲線形態, 常用于OBS位置校正。Pg是地殼內部折射震相, 是能量最強的一組震相, 可連續追蹤, 在OBS36左半支6～30km和右半支6～36km、OBS37左半支6～42km和右半支6～40km、OBS09左半支6～45km和右半支6～45km以及OBS42左半支6～58km和右半支6～32km范圍內都能連續追蹤到該震相。PmP是莫霍面反射震相,與Pw形態相似, 呈左右對稱的雙曲線形態, 由于速度更大, 形態更為平緩, 在一定范圍內滯后于Pg震相, 在OBS36右半支22～40km、OBS37左半支20～42km、OBS09左半支32～52km和右半支28～45km以及OBS42右半支17～20km范圍內能夠識別該震相。Pn是來自上地幔頂部的折射震相, 視速度比Pg大且往往與Pg相交, OBS09沒有看到明顯的Pn震相, 在OBS36右半支36～65km、OBS37左半支42～58km和右半支40～65km、OBS42右半支22～37km可以追蹤到該震相。

測線西側OBS36臺站, 位于IODP站位U1499附近, 其下方的海底地形較為平坦(圖1), 但兩側的Pg震相特征不同(圖9a), 左半支在偏移距17km時,走時突然增加, 而右半支走時增加緩慢, 主要是由于兩側基底起伏情況不同所引起(圖6)。根據Pg和Pn震相交點的偏移距可以初步估算地殼厚度, 如OBS36右半支Pg和Pn震相交點的偏移距為36km,取地殼的平均速度為6km·s-1, 則可以估算OBS36臺站下方的地殼厚度, 為36/6=6km。OBS37臺站位于IODP站位U1499和U1502之間, 其左半支和右半支的Pg和Pn震相交點的偏移距分別為40km和42km, 初步估算地殼厚度為7km (圖9b), 與OBS36臺站估算的地殼厚度大致相當。

圖9 OBS36 (a)、OBS37 (b)、OBS09 (c)和OBS42 (d)的垂直分量綜合地震記錄剖面折合速度為6.0km·s-1, 折合時間=絕對走時?偏移距/6; Pw代表直達水波震相, Pg代表地殼內部折射震相, PmP代表莫霍面反射震相, Pn代表上地幔頂部折射震相Fig. 9 Comprehensive seismic record profiles of OBS36 (a), OBS37 (b), OBS09 (c) and OBS42 (d). Reduced velocity is 6.0 km·s-1, and reduced travel time = travel time ? offset/6. Pw indicates direct water wave phases, Pg indicates crustal refractive phases, PmP indicates reflective phases from Moho, Pn indicates refractive phases from uppermost mantle

測線東側OBS09和OBS42臺站位于石申海山附近(圖1), 石申海山由巖漿活動形成(任金鋒 等,2018), 導致OBS09和OBS42右半支的震相都表現出弱震相的特征, 破碎模糊(圖9c, 9d)。OBS09左半支的Pg震相在6～20km都為比較平坦的形態, 但在20km處突然向上隆起, 走時減少, 主要是其西側一個基底隆起造成(圖6)。OBS42右半支的PmP在17km就出現, Pg和Pn震相在偏移距22km處相交,由此估算臺站之下的地殼厚度僅3～4km。

從多道地震剖面(圖6)來看, 基底的雙程走時在測線的西部和中部起伏較小而在東部的起伏相對較大, 東部地殼受到更強烈改造; 黃色部分多道地震剖面LW3莫霍面的雙程走時與基底相比起伏相對較小; 測線西側OBS36與OBS37臺站下的基底和莫霍面之間的雙程走時間隔為2～3s, 取地殼的平均速度為6km·s-1計算所得地殼厚度為6～9km, 與根據震相所估算的地殼厚度6～7km大致符合。

5 結論與展望

本文以OBS2018–H2測線數據為依托, 闡述了測線前期的數據處理流程, 進行了震相初步識別,并對地殼結構進行了初步分析, 得到以下幾點認識:

1) 炮點與OBS位置校正效果良好。炮點位置校正消除了DGPS到槍陣中心的偏離; 直達水波形態由OBS位置校正前的左右不對稱變為校正后的對稱形, 校正后的OBS位置更接近于其實際落點;所有OBS的校正精度均在5ms以內, 以平均海水聲速1.5km·s-1計算, 位置校正誤差在8m以內, 可為后期速度結構模擬提供足夠保障。

2) 基底在測線的西部和中部起伏較小而在東部的起伏相對較大; 由測線西側OBS36、OBS37臺站的震相特征初步估算臺站下方地殼厚度約為6～7km, 這個厚度與由多道地震剖面LW3的雙程走時估算的厚度6～9km大致相當。

3) 此次實驗數據質量良好, 在10臺OBS的綜合地震記錄剖面中均識別出多組清晰的P波走時震相, 如: Pw、Pg、PmP和Pn。下一步將以初始速度結構模型為基礎, 綜合測線上所有OBS臺站的震相信息, 開展速度結構的正/反演模擬, 獲取最終的速度結構模型, 可望揭示南海北部洋陸轉換帶的地殼結構特征與張裂-破裂過程。