本文摘抄自《基于背景噪声方法的花岗岩型稀土矿地壳浅部结构特征及构造意义：以江西赣州安西矿区为例》
作者：李成，姚华建，邓宝，李俊伦，吕坚，邹新勇，张青，陈斌锋，付光明，张国印，欧晓斌
Doi：10.6038/cjg2022Q0863
稀土资源是国家的战略性资源，在国民经济和国家安全等方面作用重大。目前，针对该资源的开发利用需要进一步加强勘探方法和成矿模式的研究。本研究在江西省赣州市安西镇稀土矿区10 km×6 km的区域内布设了一个约100台短周期地震仪器构成的面状台阵，以及两个48 m长各由25个短周期地震仪构成的线性台阵。通过背景噪声三维成像方法反演获得矿区地表至2.2 km深度的地壳浅部三维横波速度结构。以典型花岗岩风化壳为例，使用面波的相移成像法，反演了从地表全风化层至约4.0 m深度的一维横波速度结构。以该一维速度结构为参考，使用噪声谱比法（HVSR）探测了矿区内的松散沉积厚度，并结合钻孔数据验证了该方法对花岗岩型风化壳基底面的有效探测。综合上述结果，本研究通过三维横波速度结构圈定了安西岩体中稀土的成矿母岩（花岗岩）在上地壳的分布范围和形态，显示了安西岩体所处的丘陵盆地的构造背景为花岗岩型稀土矿成矿过程提供有利条件；结合HVSR结果、一维横波速度模型和钻孔数据，探测了富集稀土矿的风化壳从全风化层顶部至母岩的深度和结构，松散沉积厚度显示了矿集区和山区的沉积环境差异。本研究可以为花岗岩型稀土资源的勘探提供一系列基于背景噪声地震学的方法和策略，建立了火山岩型风化壳的起源、发育和演化的构造模型，为该类稀土矿的深-浅部结构演化过程和构造活动影响研究提供参考。
关键词：稀土勘探；花岗岩风化壳；背景噪声成像；HVSR
稀土资源是国家的战略资源，在国民经济和国防安全的多个相关领域有重要作用。同时，稀土元素也已经被应用于地球科学研究中，如热液追踪、成岩成矿作用和物质形成等课题（如 Caetano-Filho et al.，2018；Liu et al.，2020）。世界上多个国家也相继对本土的稀土资源进行了勘探和开发（如Berger et al.，2014；Maulana et al.，2014；Sanematsu et al.，2015，2016；Padrones et al.，2017）。我国近年来也在江西、云南、广东、广西、四川、安徽等省份开展了稀土矿藏的勘查和开发工作（王登红等，2013，2017；赵芝等，2019；Wang et al.，2018；周美夫等，2020）。其中，离子吸附型稀土矿是目前稀土的主要来源，并一度占有世界90%的市场供应份额（Kynicky et al.，2012）。
前人的研究表明，离子吸附型稀土矿藏的母岩岩性主要可以分为花岗岩、火山岩、浅变质岩和混合岩四种类型。其中，花岗岩又是离子吸附型稀土矿最主要的成矿母岩类型（赵芝等，2022）。风化壳是花岗岩型稀土矿物的主要富集区域，由花岗岩风化和蚀变作用形成，主要结构分为全风化壳、半风化壳以及基岩（池汝安等，2012）。稀土矿找矿流程包括：定位花岗岩，寻找风化壳，最后在风化壳上打钻。近年来，一些地球物理方法被引入用以探测风化壳结构。高密度电法被用于风化壳基底及基底破碎带的探测（叶东旭等，2021；闵刚等，2022）。声学反射方法被用来探测海底的稀土矿资源（宋韦剑等，2019）。目前，稀土矿的成矿机制，稀土元素在风化壳中的富集规律、物理化学特性、岩性特征等方面研究都已取得了大量的成果（如池汝安等，2012；何耀等，2015；Xie et al.，2016；王登红，2013，2017；Yan et al.，2017；Wang et al.，2018；赵芝等，2019；雒恺和马金龙，2022）。总体来说，稀土矿勘探主要使用通过野外密集踏勘来寻找花岗岩和风化壳的方式，相关的研究方法多集中于地质和地球化学的方法。所以，需要更加高效和多元化的地球物理手段来服务于稀土矿藏的开发利用以及成矿模式的研究。
基于地震学的背景噪声成像方法因具有方便、安全、成本低且仍有较高分辨率等特征被广泛应用。自双台之间的面波经验格林函数和频散曲线可以通过背景噪声的互相关恢复出来后（Shapiro and Campillo，2004；Shapiro et al.，2005；Yao et al.，2008），基于背景噪声的成像方法已经运用在了很多不同尺度的地球物理问题上。由于面波的频散特性，较长周期的面波信号对深部结构更为敏感，可以用来恢复不同区域的地壳及上地幔顶部的速度结构（例如 Qiao et al.，2018；罗松等，2019）。高频的面波信号衰减严重，但对浅部速度结构敏感，可以用于恢复更小区域的浅层地壳及近地表的速度结构，例如城市（Fang et al.，2015；Li et al.，2016）、矿区（Liu et al.，2018；Deng et al.，2022）。另一种基于背景噪声技术的方法-噪声谱比法（HVSR）被广泛应用于探测沉积层的厚度（Lachetl and Bard，1994；王伟君等，2009，2011；彭菲等，2020）。总之，通过背景噪声技术可以得到基岩界面深度以及横波速度结构的相关信息。
针对花岗岩型稀土矿藏的地球物理勘探技术以及与矿体来源、发育和演化相关的构造背景的研究需要，本研究选取江西省赣州市安西稀土矿区作为目标研究区域。该矿区的位于南岭构造带东端，与武夷山构造带毗邻（如图1a）。本研究在目标稀土矿区域内布设约100台短周期流动地震仪器组成的面状台阵，采集了约三周的连续背景噪声数据，反演得到研究区域地表至地下2.2 km的三维地壳浅部横波速度结构；使用HVSR方法获得研究区域内的基岩深度结构；在典型风化壳区域布设25台实时传输高频地震仪组成的线性台阵，获得风化壳的一维横波速度结构。基于以上结果并结合当地钻孔数据，研究花岗岩岩体的分布特征、风化壳的结构特征以及地壳结构对稀土矿成矿的构造意义。
背景噪声数据的采集
本研究在目标研究区域内进行了两次背景噪声数据的采集：（１）选取研究区域内的典型花岗岩风化壳一处，并在其附近布设了25套实时传输高频地震仪（型号UGL 3C）构成的线性台阵（如图Ib），最小台间距约为2m，数据采集时间约为40 min，该数据用于花岗岩型风化壳风化层部分的一维近地表横波速度结构探测；（２）在目标研究区域约10 km×6 km范围内布设了约100套短周期流动地震仪构成的面状台阵（如图Ib），最小台间距约为1 km，仪器型号为Zland（3c 5Hz），采样频率为5Hz。共连续采集约三周的背景噪声信号，该数据用于区域三维横波速度结构成像和花岗岩体深部结构探测。另外，我们搜集了2个钻孔数据（如图Ib），分别位于面状台阵的两处仪器附近。该钻孔深度到达稀土矿风化壳的底部（即花岗岩母岩顶部），最深约50m，可以对结果进行更有效的对比和约束。
近地表一维横波速度结构探测的数据处理流程及反演方法
该部分研究使用25套高频地震仪组成的线性小台阵采集的40 min数据反演地下40 m以浅的精细一维横波速度结构。首先对各台站记录到的犣分量背景噪声数据分别进行分段，长度为40 s。随后进行去均值、去线性、带通滤波至0.02～1 s、谱白化、时域归一化等预处理（Bensen et al.，2007）。然后将台站两两组合计算互相关函数，基于被动源相移法（Park et al.，2007；Chang et al.，2016），利用所有台站对的噪声面波数据计算频散能量图，并根据能量峰值拾取基阶面波相速度频散曲线。
反演方法采用阻尼最小二乘法进行迭代反演，并加入模型正则化约束提高反演稳定性。首先根据观测到的基阶频散曲线并利用经验关系（Xiao et al.，1999）折算获得初始横波速度模型，一维初始模型共分成18层，由地表向下每层厚度为由2 m至18 m逐步递增至无限半空间。反演过程中纵波速度和密度由Brocher （2005）提出的经验关系转换得到，在此基础上迭代反演50次收敛后获得最终的反演结果。
基岩深度探测方法
该部分研究使用约100个流动台阵构成的面状台阵数据，使用噪声谱比法（王伟君等，2009，2011）探测基岩深度。由于松散沉积层和花岗岩质基岩存在较大岩性差别，二者分界面波阻抗显著。通过HVSR方法，可以得到与基岩界面深度相关的峰值频率。通常来说，界面埋藏深度越深，峰值频率越低；深度越浅，峰值频率越高。主要处理流程包括：（1）预处理，将每天的三分量背景噪声数据去趋势，去均值；（2）将数据加时间窗进行分段，通常时间窗长度 应包含预计结果中最低频率的约10倍周期长度，因此计算中的时间窗长度设置为100 s；（3）计算每个时窗内三分量数据的傅里叶振幅谱和该时窗内的HVSR曲线，计算方法如（公式（1））所示：
其中，f表示频率，AEW，ANS和AV分别表示东西分量，南北分量和垂直分量振幅谱。（1）将每个台站多有时窗对应的HVSR曲线进行统计分析，剔除一些包含瞬态事件的振幅较大的时间窗口，然后计算平均值和标准偏差，作为该台站的最终HVSR曲线，提取最大谱比值对应的峰值频率；（5）根据Seht和Wohlenberg（1999），Parolai等（2002）的公式，基岩深度（或沉积厚度）H可以依据公式（2）近似计算：
其中，fc表示HVSR曲线的峰值频率；Vc表示沉积层的平均横波速度，可由节中的一维横波速度模型计算获得。
上地壳浅部三维横波速度结构探测的数据处理流程和成像方法
该部分研究使用约10个流动台阵构成的面状台阵的背景噪声数据反演地表至2.2 km深度的三维上地壳浅部横波速度结构。首先进行数据预处理，将原始数据截成每天一段，并重采样至100Hz；去除数据均值和趋势，将数据分别滤波至频带0.5～2 s， 1.5～3 s，做频率域谱白化处理，使用分频带滑动平均法做时间域归一化（Bensen et al.，2007；Zhang et al.，2018）。然后将任意两台间的同时间段同频 带数据做时间域内的互相关计算，获得相应台站对的互相关函数（CF）。最终，将所有频带及时间段的互相关函数线性叠加，形成该台站对间的宽频带高信噪比的互相关函数。将所有台站对的叠加后互相关函数按台间距排列，可以获得清晰的Rayleigh波信号（如图3a），计算了噪声源的随方位角变化的归一化覆盖强度（Li et al.，2016）（如图3b）。我们使用基于时频分析的方法（Yao et al.，2006，2011）提取了0.5～2 s的基阶Rayleigh面波群速度频散曲线，频散曲线的周期间隔为0.1 s，不同周期的总频散点数据量为23609个 （如图3c）。约束条件包括：信噪比大于5；台间距大于2倍波长，以满足面波传播的远场假设理论（Yao et al.，2011）。频散数据量分布随周期变化，在1.1s周期达到最高值后，随周期增加而减少。由于浅层地壳复杂的噪声环境影响了数据的整体质量，使时频谱中的相速度在较短周期频带中展现出大幅度的变化和误差，增加了提取相速度频散曲线的难度，影响最终反演的准确性。因此，在该类群速度频散数据大量存在的情况下，本研究中我们未使用相速度频散数据。
本研究使用基于射线追踪的面波频散走时数据一步反演三维横波速度结构的方法（Fang et al.，2015）反演区域的三维横波速度结构。该方法考虑了结构导致的射线路径弯曲对反演结果的影响。反演过程中，通过经验公式（Brocher，2005）从横波速度推导出对应的密度和Ｐ波速度，考虑到密度和Ｐ波速度对频散反演的影响。一步法反演避免了先构建不同周期的二维群速度分布图，再反演到深度上横波速度结构的复杂流程（Fang et al.，2015；Li et al.，2016）。通常认为特定周期的Rayleigh波波速对其约1/3～1/2波长的深度的横波速度最为敏感。因此，根据所提取的频散曲线，计算不同周期面波群速度的平均速度以及与之对应的敏感深度，将敏感深度和平均速度插值到规则的深度网格点形成一维初始反演模型（Li et al.，2020）（图3d）并横向扩展至三维。三维的初始模型包含南北方向35个格点，东西方向21个格点平面上格点间距0.05° ，深度上地表至3 km深度格点间距200 m，3～5 km深度格点间距500 m，共20个格点。
一维横波速度结构
根据1.2节中所述方法，提取了安西矿区一典型稀土风化壳处（钻孔1附近）0.06～0.24ｓ周期的面波相速度频散曲线（如图4a）。通常认为面波相速度频散周期对其1/3波长处的结构最为敏感，因此通过线性台阵数据可以得到可靠的近地表到约40 m深度的一维横波速度结构（如图4b）。反演结果显示地下15～40 m的横波速度由约250 m·s-1提升至420 m·s。
基岩深度探测结果
根据1.3节中所述流程及方法，获取了由约100个流动地震仪构成的面状台阵各台对应的峰值频率。根据3.1节中的一维横波速度结构，计算10～40 m的平均横波速度为360 m·s-1，带入公式（2）中获得对应的母岩基岩顶界面深度。探测的深度结果与钻孔数据较好吻合（如图5）。钻孔1基岩深度为40 m， HVSR探测结果为40.54 m；钻孔2基岩深度为29 m， HVSR探测结果为27.53 m，结果误差均在2 m 以内，表明该平均横波速度可以较好地代表研究区域内稀土矿风化壳中的横波速度特征。将上述平均速度应用于面状台阵的所有台站的基岩面深度计算，得到整个研究区域内的峰值频率分布和基岩面深度分布（如图6）。整个区域的峰值频率分布从1.51～21.92Hz，基岩面埋深由地表出露至地下53.2 m不等。结果与当地地质特征较为吻合。北部的安西岩体总体属于花岗岩侵蚀的丘陵盆地地形和构造环境，沉积较厚，对应较为低频的峰值频率（1～10Hz）以及较深的基岩埋深（30～55 m）。该区域内的基岩埋深变化受岩体本身以及其内部侵入 的花岗岩岩体埋深的综合影响。南部总体特征为虎山乡所辖的部分山区，沉积较薄，部分区域基岩裸露，对应较为高频的峰值频率（10～22Hz）以及较浅的基岩埋深（地表出露至约30 m），山区内部的基岩埋深变化与山区裸露岩体和山间小型丘陵盆地沉积对应。
矿山三维横波速度结构
根据1.4中所述方法，使用面状台阵的数据，我们对整个研究区域的浅层地壳三维横波速度结构进行了成像研究。整个反演流程经过10次迭代，走时残差的标准差由0.24ｓ下降至约0.13ｓ，并逐步收敛；平均残差由反演前的-0.24ｓ下降至反演结束后的0.014ｓ；经过反演，各射线路径上的走时残差分布最终呈现正态分布特征，残差的平均值靠近0。我们通过三个检测版模型的测试，来评估不同深度上反演的空间分辨率。输入的结构异常体的速度变 化为各深度初始模型平均速度的-10%～10%，并在1.2 km深度处异常体幅值倒转（如图8.1）。其中，第一个检测版模型中每个速度异常体的大小约为一个水平方向边长1.8 km的矩形（如图8a），第二个检测版模型中每个速度异常体的大小约为一 个水平方向边长2.4 km的矩形（如图8d），第三个检测版模型中每个速度异常体的大小约为一个水平方向边长3 km的矩形（如图8g）。图８（b、c、e、f、h、i）分别展示不同检测版模型中对应不同深度的恢复模型。总体来说，随着深度的加深，恢复效果逐渐降低；随着异常体尺度的减小，恢复效果逐渐降低。
通过反演，我们最终获得了上地壳2.5 km以浅的三维横波速度结构（如图9，图10）。图9显示了四个不同深度处的横波速度切片：400 m、1km、1.6 km 和2.2 km。总体来说，横波速度结构与研究区域的地质、地貌有较好的对应，可以代表当地主要的地质特征。对于浅层400 m的结构而言，横波速度结构反映了研究区域的沉积特征和花岗岩岩体的分布情 况。浅层沉积区域显示了较低的横波速度特征（2.4～2.8 km·s-1），花岗岩岩体则显示了较高的横波速度特征（3.1～3.5 km·s-1）。1km 深度处，北部的安西岩体中的花岗岩质岩体显示高横波速度（如图9（b，c）），横波速度在3.1～3.5 km·s-1范围内。至1.6 km深度处，反演模型显示了明显的三个地质块体的区分，由北到南分别是安西岩体、寒武纪变质碎屑岩带和虎山山体（图9c），往更深的深度则是该三个块体的延伸。图10显示了三条位置如图1b标示的深度剖面结构，以及与其对应的地形起伏、地质特征、HVSR方法得到的峰值周期和基岩埋深。AA′剖面显示了一条呈低速的沉积区域和两片呈高速的花岗岩岩体；ＢＢ′剖面显示了三条近南北向沿伸的呈高速的花岗岩岩体和被其分割的4片呈低速的沉积区域；CC′剖面从低纬度到高纬度显示了地形剧烈变化的虎山山区（呈高速）-寒武纪变质碎屑岩带区域（呈低速）-地形起伏平缓的安西岩体花岗岩侵入区域（呈高速）的变化。
离子吸附型花岗岩风化壳背景噪声方法勘探策略以及其结构特征
总体来说，针对离子吸附型稀土矿花岗岩风化壳的勘探，本研究提供了一系列基于地震背景噪声的方法和策略。花岗岩岩体是该型稀土矿物的母岩，是稀土元素的主要来源区，对花岗岩岩体的探测可以为寻找风化壳提供重要参考（何耀等，2015）。基于布设大范围流动面状台阵和背景噪声成像方法，构建矿区上地壳浅部三维横波速度结构，可以在大范围区域快速圈定浅层地壳内花岗岩岩体的分布。风化壳，特别是全风化壳和半风化壳上部是花岗岩型稀土矿的主要储层，快速定位风化壳是进一步寻找稀土矿体的关键。以安西矿区为例，绝大多数富集稀土矿的风化壳都有明显的地形特征，即坡度平缓，相对高差数十米至一百多米的“馒头状”山包。因此，通过在花岗岩分布区内根据特征地形，有极大可能找到发育良好的风化壳结构。最后一步，就是对风化壳的结构探测。风化壳的结构探测可以为稀土矿藏的成矿机制、赋存特征等方面的研究提供基础。完整的花岗岩风化壳从上至下依次划分为：腐殖及表土层、全风化层、半风化层和基岩（如图11）（池汝安等，2012）。本研究通过密集线性台阵背景噪声数据，探测了典型风化壳（表土层至半风化层底部）结构的一维横波速度结构。由于探测深度的限制，一维横波速度结构中没有显示出花岗质基岩结构的速度特征。虽然基于背景噪声HVSR的方法，可以对基岩深度进行较为有效的探测（图5），该方法依赖于密集的台站和较好的一维横波速度结构，因此，要实现风化壳更为精细的探测则需要发展更加具有针对性的方法。通过以上方法和流程，可以实现对花岗岩型稀土矿母岩范围的圈定，对风化壳横波速度结构的构建以及风化壳基底面埋深的定位。根据钻孔1的资料，我们总结了针对该钻孔的风化壳一维岩性结构和稀土矿含量（如图11）。该风化壳中的稀土元素以离子形态赋存。从钻孔风化壳各层岩石矿物组分来看，稀土矿成矿过程中，易风化型长石系矿物成为风化作用的主要目标。这种易风化矿物更加有利于轻稀土的富集（刘恩豪等，2022）。然而，稀土的富集并未造成横波速度的明显变化。一维横波速度结构（如图4）依然显示横波速度随深度 的增加而增加。产生该结果的原因有两种可能。一种可能是由于该类稀土矿中的稀土元素呈离子形态吸 附于黏土表面，导致在深度5～10 m的稀土矿富集层和深度约30 m的全风化层和半风化层界面在该一维横波速度结构上没有明显体现；另一种可能是 由于勘探精度不够而导致的结果因此，针对稀土矿体的勘探还需要寻找更加精细的地震探测方法以及更加明显的层位或岩石地球物理特征标志，验证离子型稀土矿物的赋存对横波速度结构的影响。
侵入花岗岩岩体的深-浅部发育演化模型
作为离子吸附型稀土矿的主要母岩之一，花岗岩岩体的探测和来源研究是稀土矿探勘的一个重要方面，它的发育和演化是稀土矿成矿的重要基础。稀土元素来源均重度依赖母岩，即花岗岩岩体（赵芝等，2022）。我们以安西稀土矿区为例，讨论研究区域内的花岗岩岩体发育演化过程和机制。安西岩体是安西稀土矿区花岗岩侵入的载体。该花岗岩体为复式岩体，主要形成于加里东期和燕山期两个时期（谢振东和杨永革，2000；陈培荣，1998；Yan et al.，2017）。在变质作用下，安西岩体展示出的较高横波速度特征（如图9c），表明该岩体可能保持了较高的刚度。这为安西岩体经历燕山早期的强烈构造和岩浆活动后仍可以保留完整的加里东期花岗岩岩体提供了有利条件，也意味着安西岩体具备同时以加里东期和燕山早期两期花岗岩为母岩的稀土矿成矿的条件。对于花岗岩岩体的发育演化过程，本文中将其分成三个阶段进行讨论（图12）。以燕山期的岩浆活动为例，第一阶段，南岭构造带的燕山运动使地幔散热，岩石圈熔融造浆，花岗质岩浆涌入上地壳。第二阶段，岩浆进入上地壳，沿近南北或北东向的构造断层，以“枝杈”状向在上地壳中运动（杨明桂和王光辉，2020），并进入安西岩体。由于安西岩体形成时间早（约420Ma），经历过以加里东期和燕山期为主的构造期，与上地壳的主要构造特征保持一定的延续性，岩浆在安西岩体内沿近南北或北东向的裂隙和部分主要断层（如图1a）运移。第三阶段，岩浆从安西岩体上表面多个裂隙通道涌出，并向四周大范围扩散并沉积。经过风化作用，在安西岩体地表形成坡 度较为平缓，相对高差约数十米的“馒头型”小山包，即区域内多数完整花岗岩型风化壳的地形特征（图9a-c，图10a，b）。特定的构造背景同样为影响稀土成矿的风化作 用提供有利条件。一般来说，地壳的抬升和地面风化作用的强度呈正相关关系，即地壳抬升高度越高，抬升速率越快，地表风化剥蚀的速率也就越高（Migon，2013）。安西岩体诞生于加里东造山运动期，在华南地壳隆升挤压的过程中，通过保持自身的刚度和稳定性，为花岗岩的发育和风化壳的形成提供稳定的基础。同时，风化壳是目前离子吸附型稀土最重要的富集矿床，温暖湿润的气候环境，低山丘陵的地形环境成为该类型的稀土矿的温床（池汝安等， 2012；Xiao et al.，2016；Su et al.，2017）．地表水体、沉积层和基岩埋深显示了该区域湿润的沉积环境（图6b，图9a，图10 a-c）．丘陵盆地和缓坡型小山包的地形特征为花岗岩经历程度适中的风化作用形成风化壳创造条件．湿润的环境增强了风化过程中的蚀变作用，有利于离子吸附型的稀土元素在矿物结构转变（如图11）时在在风化壳中的迁移富集．同时平缓的地形使稀土元素随矿物近距离吸附聚集，避免了稀土元素的大量流失（如图12）。作为对比，我们调研了紧邻安西岩体南边的虎山乡山区。该处山体陡峭，基本成型于加里东期和燕山期的两次造山运动．由于陡峭地貌带来的过度强烈的蚀变作用，尽管山体上有部分花岗岩分布，但绝大多数花岗岩风化壳无法稳定原地留存，最终无法形成可开采利用的稀土矿体．同时，陡峭的地貌无法保持湿润的环境，导致花岗岩风化过程中蚀变作用降低，因此这类离子吸附型的稀土元素只能随风化作用而大量流失（钟舒松等，2021）。
本研究在江西省赣州市安西稀土矿区面状布设了约100套流动地震台站采集和线性布设的25套流动地震仪，分别采集了约三周和40 min的连续背景噪声信号。基于线性台阵，提取了高频（周期范围为0.06～0.24 s）基阶面波相速度频散曲线，反演了典型花岗岩风化壳处地表至地下约40 m处的平均一维横波速度结构．基于面状台阵数据，使用噪声HVSR的方法，获得研究区域地下基岩面的埋深。在稀土富集区域，较好的探测得到了花岗岩型风化壳的底界面的空间变化．同样使用该面状台阵数据，提取了0.5～2.7 s的短周期基阶面波群速度频散曲线，反演了地下400 m至2.2 km深度范围内的三维横波速度结构．三维速度模型显示了虎山山区、 寒武纪变质岩带、安西岩体以及侵入花岗岩体的速度结构特征和分布范围．综合以上结果，本研究取得以下认识：本研究提供了一套基于地震背景噪声速度结构反演的花岗岩型风化壳的勘探策略：即首先通过背景噪声成像获得的三维横波速度结构模型高效的圈定大范围区域内花岗岩岩体的分布；结合地形找到风化壳位置；使用噪声HVSR方法获得的峰值共振频率，并结合高频线性台阵面波勘探方法得到的近地表花岗岩型风化壳的一维横波速度结构模型，有效给出该型稀土矿母岩基岩顶界面深度。另外，以安西稀土矿区为例，结合上地壳横波速度结构和前人的研究结果，总结建立了一个花岗岩型稀土风化壳的起源、发育和演化的构造模型；岩浆从下地壳上涌，侵入上地壳和安西岩体；安西岩体的刚度属性和地形平缓的表面为加里东期和燕山期两期花岗岩岩体的演化以及风化壳的发育提供了稳定的基础；隆升的构造背景、温暖湿润的气候环境以及丘陵盆地的地形特征，为花岗岩风化壳的风化作用和地变作用提供充足条件。
