DreamBlooms/HansPub-15000-to-45000 huggingface dataset:
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user: 3. 2D地质模型重力正演模拟 为了简化规则几何形体正问题的解法，假设地质形体孤立存在，密度均匀，地面水平，所取剖面为中心剖面。由于不同的地质因素往往会在重力异常平面等值线图上或剖面图上产生相似的异常特征，因此根据某一局部异常来判断它是由什么地质因素引起的，常常不是一件容易的事，为此，本文一一利用理论推导出各种地质体的 、 、 、 、 的计算公式[ 24 ] -[ 27 ] 。并且作出了相应的异常剖面图与等值线图[ 28 ] -[ 30 ] 。 二维重力正演模拟是对模拟地质体切片进行二维数据分析，在XOZ的平面内进行成图分析地质体的相关数据。本文选取比较典型的密度均匀的球体模型进行分析，在实际工作中，一些近于等轴状的地质体，如矿巢、矿囊、岩株、穹窿构造等，都可以近似当作球体来计算它们的重力异常，特别当地质体的水平尺寸小于它的埋藏深度时，效果更好。为了简便，总是把地面当做水平面，即是XOY坐标面，z轴铅垂向下，代表重力方向。 对于均匀球体来说，它与将其全部剩余质量集中在球心处的点质量所产生的异常完全相同。设球心的埋藏深度为D，球的半径为R，剩余密度为σ，则它的剩余质量为： (2-1) 将坐标原点O选为球心在地面的投影处，因球的对称性，我们只需要研究通过O点的任意水平剖面上异常的分布即可，设该剖面于x轴重合，则在剖面上任一点P(x， 0)处的重力异常，从基本公式可知，令 ， ， ，便可获得其表达式为 (2-2) 本文所建的球体模型的参数为：D = 100 m，R = 50 m，σ = 1 g×cm − 3 。分别对所建的球体模型进行 、 、 、 分析。 (一) 分析上式(2-2)，可以获得如图2沿该中心剖面上异常分布的基本特征是： 1) 在x = 0处，异常取得极大值。因含 项，故异常是相对原点为对称分布的。当 时，异常趋近于零，其形态就图2所示。 2) 当异常为极大值的 时，对应的该点之横坐标以 表示，则由关系式 可解得 (2-3) 例如，取n = 2，得 说明异常半极值点的横坐标为球心埋深的0.766倍，利用它解反问题时求D十分方便。 3) 当D不变，使M加大m倍时，异常也同样加大m倍；而当M不变，D增大m倍时，异常极大值减为原来的 ，而 值将增大为原值的m倍。所以，随着D的加大，异常迅速衰减。曲线明显变缓。 (二) 重力异常水平方向沿x的梯度异常的基本公式为： (2-4) 分析上式，可以获得如图3沿该中心剖面上异常分布的基本特征是： 值在0点处，其值为0。在其左侧，其值最大，在其右侧，其值最小。图形成中心对称分布。当 时， 值为0。 (三) 重力异常垂向梯度异常的基本公式为 (2-5) 分析上式，可以获得如图4沿该中心剖面上异常分布的基本特征是： 值与 值一样，同样是在 图2. 球体二维布格异常剖面图 图3. 球体二维重力异常x方向的导数图 图4. 球体二维异常z方向上的导数图 原点处取得最大值，不同之处是：当 时， 值是从负值逐渐趋于0的。 (四) 重力异常垂向二阶导数的基本公式为 (2-6) 分析上式，可以获得如图5沿该中心剖面上异常分布的基本特征是：重力异常垂向二阶导数值的图形与 和 是一样的。都是当 时，值是逐渐趋于0的。不同的是其值大小不一样，且 值的负值小于 的负值， 值比 值更加精确。
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user: 4. 3D地质模型重力正演模拟 对于均匀球体来说，它与将其全部剩余质量集中在球心处的点质量所产生的异常完全相同。设球心的埋藏深度为D，球的半径为R，剩余密度为σ，则它的剩余质量为 。将坐标原点O选为球心在地面的投影处，因球的对称性，我们只需要研究通过O点的任意水平剖面上异常的分布即可，设该剖面于X-Y平面重合， 则在剖面上任一点P(x， y)处的重力异常的表达式为 (3-1) 图6为在MATLAB中所建的地质球体模型。图中所示球体的参数为：D = 100 m，R = 50 m，s = 1 g×cm −3 。地质区域的参数(见图6)。 三维球体布格重力异常基本公式： (3-2) 获得如图7沿该中心剖面上异常分布的基本特征是： 三维球体的布格重力异常数值在(0， 0)处，异常取得极大值为0.035 g·u。因有 和 项，故异常是相对原点为对称分布的；当x与y同时趋近于 时重力异常趋近于零，其形态见图7。在平面图上等值线为以球心在地面的投影点为圆心的许多不等间距的同心圆； 三维球体重力异常x方向水平梯度基本公式为 (3-3) 图5. 球体二维垂向二阶导数图 图6. 三维球体地质模型 获得如图8沿该中心剖面上异常分布的基本特征是： 三维球体重力异常x方向水平梯度值在(−50， 0)附近处最大，在(50， 0)附近处最小，从而确定了地质球体的水平边界。在x轴左侧区域梯度值全为正值，在右侧区域梯度值全为负值，且两侧的图形相同，其形状见图8。在平面上等值线为以(0， 0)点沿x轴对称分布的两个不等间距的类同心圆； 三维球体重力异常y方向水平梯度基本公式为 (3-4) 获得如图9沿该中心剖面上异常分布的基本特征是： 三维球体重力异常y方向水平梯度值在(0， −50)附近处最大，在(0， 50)附近最小，从而确定了地质体球体在y方向上的边界。在y轴下侧区域梯度值全为正值，在上侧区域梯度值全为负值，且两侧的图形的相同，其形状见图。在平面上等值线为以(0， 0)点沿y轴对称分布的两个不等间距的类同心圆； 图7. 球体三维布格重力异常的剖面图与等值线。(a) 布格重力异常的剖面图；(b) 布格重力异常的等值线 图8. 球体三维重力异常x方向梯度的剖面图与等值线图。(a) 重力异常x方向梯度的剖面图；(b) 重力异常x方向梯度的等值线 三维球体重力异常z方向梯度基本公式为 (3-5) 分析图10得到： 三维球体重力异常z方向水平梯度值在(0， 0)处，异常取得极大值。异常是相对原点为对称分布的，当x与y同时趋近于 时重力异常趋近于零，其形态见图。在平面图上等值线为以球心在地面的投影点为圆心的许多不等间距的同心圆； 三维球体重力异常垂向二阶梯度基本公式为 图9. 球体三维重力异常y方向水平梯度的剖面图与等值线图。(a) 重力异常y方向梯度的剖面图；(b) 重力异常y方向梯度的等值线 图10. 球体三维重力异常z方向垂向梯度的剖面图与等值线图。(a) 重力异常z方向垂向梯度的剖面图；(b) 重力异常z方向垂向梯度的等值线 图11. 球体三维重力异常垂向二阶导的剖面图与等值线图。(a) 重力异常z方向垂向二阶梯度的剖面图；(b) 重力异常z方向垂向二阶梯度的等值线 (3-6) 获得如图11沿该中心剖面上异常分布的基本特征是： 三维球体重力异常垂向二阶梯度值在(0， 0)处，异常取得极大值为 。异常是相对原点为对称分布的，当x与y同时趋近于 时重力异常趋近于零，但是其值会在x轴下侧趋于零形态见图。在平面图上等值线为以球心在地面的投影点为圆心的许多不等间距的同心圆。
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user: 5. 结论与认识 本文是基于MATLAB环境下建立球体模型。并且深入总结了二维重力正演模拟的方法与原理，还进一步推导出部分三维重力异常与各阶导数的公式，分析总结了三维重力正演模拟的成果图。在MATLAB环境下，编写程序，编入模型地质体的参数，输入重力布格异常公式与各阶导数异常的剖面图与等值线图。总结来说，本文的研究内容与成果主要包括以下几个方面： 1) 二维重力正演模拟的方法与原理包括对简单规则形体的深入总结。其中密度均匀的球体的认识为在原点处 、 、 值都为最大， 值为0。 与 相比， 算法更能突出局部小地质体，反应出垂向高阶导数突出局部异常体与区分叠加异常体的极大利用价值。三维重力正演方法是对三种地质模型，其中对密度均匀的球体的结论为：重力异常等值线图、 、 的等值线图都为圈闭呈圆形，异常值中心部分高，四周低，有极大值。其剖面的分析结果与二维曲线图的分析结果是一样的，不同的是y轴信息存在，对解反问题时大有帮助； 2) 经过对二维重力正演方法与原理的深入总结和三维重力正演的推演计算成图分析，总结了部分关于重力正演的知识。得出二维重力正演只能成曲线图，y轴信息缺失。三维重力正演形成曲面图，测线覆盖整个工区，信息较为全面。对之后重力反演会有很大的帮助。而且对于局部较小的地质体，如小断层、小幅度构造、小砂体等在三维重力勘探采集中就不会被漏掉。此外通过对模拟地质体的重力异常高阶导数分析得出，小的局部地质体可以通过高阶导数分析得出其规模形状。从典型模型的二维重力正演与三维重力正演对比分析过程中还可得出三维重力正演可以确定地质体的边界，而二维重力正演只能确定地质体在测线方向上的边界。
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user: 摘 要 贵州是我国煤炭资源蕴藏极为丰富的省份，是中国重要的煤炭生产基地，但煤层中元素地球化学分布情况研究程度低，对贵州煤炭资源有效利用是一项严重的欠缺。通过对贵州西部二叠系主采煤层稀土元素地球化学研究，获得了大方、黔西、威宁、赫章、织金等地主采煤层稀土元素分布特征，并得出煤中稀土元素主要来源于陆源碎屑，与峨眉山玄武岩有关。煤层中稀土元素的含量受到沉积环境和陆源区母岩性质的影响，稀土元素随着从玄武岩风化碎屑多的三角洲平原环境，到受海水影响较大的潮坪环境，稀土元素逐渐被稀释，靠近陆地的成煤环境稀土含量较高，远离陆地的成煤环境形成的煤层中稀土含量低。根据这种分布规律，提出了利用稀土元素地球化学来区分贵州西部成煤环境的新思路，这对解决贵州西部三角洲成煤还是潮坪成煤问题具有现实意义。 关键词 :稀土元素，沉积环境，主采煤层，二叠系，贵州西部
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user: 1. 引言 稀土元素也是煤中常见元素，可以提供物源、环境和岩石成因等多种地质信息[ 1 ] ，具有稳定的地球化学性质，均一化程度高，不易受各种地质作用等干扰，一旦被“记录”在含煤岩系中，容易被保存下来，所以它是研究煤地质成因的地球化学指示剂，并且其分配模式可以提供物质来源的信息。近年对中国煤中稀土元素的特征研究较多，但对贵州西部煤的稀土元素特征研究较少。笔者以大方、黔西、威宁、赫章、织金等地主采煤层的稀土元素地球化学分布特征为重点，结合前人研究成果对煤的稀土元素分布特征及地质控制因素进行进一步研究。
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user: 2. 黔西地区地质背景 黔西矿区在地质构造上位于扬子板块、黔北台隆、遵义断垄之毕节北东向构造变形区的南部，成煤期属于华南二叠系陆表海坳陷盆地的一部分[ 2 ] 。主要含煤地层为晚二叠世上统龙潭组，由一套海陆交互相和三角洲相的泥岩、炭质泥岩、粉砂岩、岩屑砂岩及煤层等组成[ 3 ] 。根据其含煤特征、岩性组合，龙潭组可划分上下两段。上段(P 2 l 2 )以细砂岩、粉砂岩为主，可采煤层较多且稳定性较好，含煤6~19层，煤层结构较单一，一般不夹矸。下段(P 2 l 1 )以深灰色粉砂岩、泥岩为主夹煤线和煤层，含大量黄铁矿，由上而下逐渐增多。其含煤性较上段差，可采煤层数较少，稳定性较差，煤层结构一般较复杂。在大方、黔西等地，主要可采煤层3层，即4、9、15号煤层，为薄及中厚的近距离煤层群。局部可采煤层为5、6、7号煤层，以标三顶为界可将煤组划分为上下两段，其中2、4、5、6、7、9号煤层位于龙潭组上段，12、13、14、15号煤层位于龙潭组下段(图1)。而在织金、纳雍、威宁、赫章等地，煤层变化更大，煤层结构更复杂。
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user: 3. 样品与测试 按照GB482-1985标准，在黔西县东部矿区(谷里、泰来、协和)、西北部矿区(红林、金坡)及南部矿区(大关、龙场)进行了系统采样，共采集原煤样17件，煤种为无烟煤。被粉碎成200目后，在国土资源部宜昌地矿所及中科院贵阳地球化学所矿床学地球化学国家重点实验室的电感耦合等离子质谱仪ICP-MS完成，测试数据结果见表1。
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user: 5. 沉积环境和陆源区母岩性质对煤层中稀土元素的影响 华北地区石炭纪–二叠纪煤的研究结果表明，由海相环境到陆相环境煤的稀土元素质量分数呈增大的趋势[ 9 ] [ 10 ] 。贵州晚二叠世煤的稀土元素研究结果同样表明类似的特征[ 11 ] [ 12 ] 。这是由于稀土元素随着从玄武岩风化碎屑多的三角洲平原环境，到受海水影响较大的潮坪环境，稀土元素逐渐被稀释，靠近陆地的成煤环境稀土含量应该较高，远离陆地的成煤环境形成的煤层中稀土含量应该低[ 6 ] 。由于潮坪沉 图2. 不同区域煤层稀土元素配分模式 积与三角洲沉积具有相似的沉积特征，因此，在贵州西部成煤环境判断上一直是难题。基于上述原理， 我们利用稀土元素地球化学来区分贵州西部成煤环境并进行验证。 对黔西地区主采煤层稀土元素研究表明，黔西地区南部ΣREE含量最高，平均含量为187.8751 μg/g，中部为151.76 μg/g，西北部为121.042 μg/g，东部最低仅为77.967 μg/g。这是西部沉积以三角洲为主，而南部及东部则为潮坪成煤环境为主引起。黔西地区4号煤层到9号煤层，δEu呈现降低、Eu负异常越大趋势。9号煤层形成于潮坪环境，属于氧化性环境，Eu的负异常明显；7号煤层形成于潮间环境，5号、6号煤层形成于三角州前缘环境，4号煤层形成于三角洲沉积环境。
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user: 6. 结论 通过对贵州黔西地区主采煤层中稀土元素分布的研究，结合威宁、赫章、织金、纳雍、大方、龙里、天柱等地煤层中稀土元素分布情况，分析贵州二叠系煤层中稀土元素分布的主要控制因素，并利用煤层中稀土元素分布探讨成煤环境，获得以下认识： 1) 系统分析了黔西主采煤层的稀土元素分布特征，得出煤中稀土元素主要来源于陆源碎屑，与峨眉山玄武岩有关。 2) 与周边天柱、龙里、大方、纳雍、织金、威宁、赫章一带对比研究发现，各区域δCe为0.742~0.967，Ce具有微弱的负异常。δEu为0.402~0.792，Eu存在明显的负异常，LREE相对富集，HREE相对亏损。ΣREE含量在龙里较高；在纳雍、大方、研究区次之；织金、天柱、赫章、威宁ΣREE含量较小。陆源碎屑供给充足，ΣREE含量高。稀土含量的高低主要受玄武岩碎屑供给、沉积环境和后期热液改造影响。 3) 不同煤层间，9号煤层稀土总量高于其他煤层，从4号煤层到9号煤层，δEu呈现降低的趋势。δCe均呈现微弱负异常。Eu的负异常与成煤环境的氧化–还原性有关，氧化性越强的环境，Eu的负异常越大。9号煤层Eu的负异常明显，沉积在潮坪环境上，属于氧化性环境；7号煤层沉积潮间带环境，5号、6号煤层在三角州前缘环境上，4号煤层形成于三角洲沉积环境。由于潮坪沉积与三角洲沉积具有相似的沉积特征，往往难以判断成煤环境，因此，利用稀土元素含量情况，Eu负异常情况，可能将两种成煤环境区分，这为贵州西部成煤环境判断提供了一种新的、较为精细的解释方法。
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user: 摘 要 本文根据宝鸡深井地电阻率观测系统的观测方式，结合台站电测深数据建立有限元模型，对于井下地电阻率面临的典型干扰：浅层介质变化和地表电流干扰进行有限元模拟。计算得到了宝鸡深井地电阻率受浅层介质变化和地表电流干扰的影响程度。本文章的研究成果对于深井地电阻率的系统设计建设，干扰异常分析有重要参考意义。 关键词 :深井地电阻率，浅层介质，地表电流，有限元模拟
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user: 1. 引言 地电阻率观测手段在我国有40多年地震监测历史，是我国地震监测的主要方法之一，多年以来积累了的大量观测数据及科学研究成果[ 1 ] -[ 6 ] 。但是由于社会经济的发展，地电阻率观测场地环境保护面临越来越严重的挑战，深井地电阻率观测系统便在这种情况下得到了一定的发展[ 7 ] - [ 9 ] 。 深井地电阻率观测是近年来逐渐摸索的一种新的地电阻率观测系统。2009年河北大柏舍地电台建成一套小极距地电深井观测系统[ 10 ] ，陕西合阳台深井地电观测系统2011年7月建成并投入观测，甘肃天水台深井地电观测系统2011年3月建成并投入观测[ 11 ] [ 12 ] 。该方法具有能大大缩小观测环境保护区范围，对于地电阻率变化信息的测量响应程度高，是未来地震地电观测的发展的方向。 但是深井地电阻率观测系统在全国范围内仍属于摸索阶段，在典型干扰分析等都罕有直接经验可以借鉴[ 13 ] -[ 15 ] 。本文针对于宝鸡深井地电阻率观测面临的典型干扰：表层介质变化和地表电流干扰，建立简化模型，进行ANSYS有限元模拟，从而得到以上两种典型干扰的定量分析。本文的研究结果对于深井地电阻率观测手段的干扰分析和异常排除有重要参考意义，同时又为新建井下地电阻率观测系统提供一定参考价值。
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user: 2. 宝鸡深井地电阻率基本情况 宝鸡台地处渭河断陷盆地的秦岭北麓断裂以北，渭河大断裂的南侧，渭河东西向断裂与虢镇-固关北西向断裂的交汇部位附近，台站位于渭河一级阶地，测区水层较浅，常年平均在3米左右。2013年3月建成深井地电阻率观测系统，共进行三个测道的观测，其中水平道井1和井4两口井的20 m电极供电，井2和井4两口井中120 m处电极测量为第一道，80 m处电极测量为第三道。第二道为井2口中40 m处电极和160 m处电极供电，井3中80 m处电极和120 m处电极测量。电极布设情况如图1所示。根据王兰炜等对于装置系数的计算分析，得到宝鸡深井地电阻率各道相关系数分析为2931、883和1175。
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user: 3. ANSYS建模 ANSYS软件是美国ANSYS公司研制的大型的集结构、流体、电场、磁场、声场分析于一体的通用有限元模拟软件。在航空航天、机械土木、轻工日化、能源化工、地矿水利等领域有着广泛的应用。本文选用ANSYS软件针对于宝鸡台地电阻率观测系统进行有限元模拟。 图2为宝鸡台勘选时1000 m电测深数据，台站1000 m内地下介质可简化为水平层状分布三维有限元模型，各层电阻率及厚度分别为30.2 Ω·m、91 Ω·m、26.5 Ω·m、16.1 Ω·m及3 m、12 m、265 m、720 m，其中反演曲线与实际测值的相对均方误差为2.78%。为了有效地减小截断边界对地下电场线分布的影响， 图1. 宝鸡深井地电阻率布极方式示意图 图2. 宝鸡台深层电测深数据及反演曲线图(“○”为实际测量结果) 结合前人已做的研究，本文经过反复试验，选取大小(长 × 宽 × 高)为1000 m × 1000 m × 1000 m的模型模拟无限半空间的地下介质，选用solid5三维8节点电磁场耦合实体单元，自由度为电压。在各道供电极分别施加激励电流 ， ，计算在各道测量极M、N上的供电电位差 ，根据地电阻率 的计算公式 得到各道理论测值。
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user: 4. 表层介质变化干扰分析 地下表层介质是相对于深层介质而言，该层介质受到测区降雨、地表蒸发、气温、农田灌溉、河流蓄水等因素影响，导致表层介质的电阻率会随着以上诸多因素发生一定程度变化。而地下深层介质由于位置较深，介质电阻率受到以上诸多因素的影响不明显。 图3为宝鸡台浅层10 m电测深数据，台站浅层介质可简化为三层电性模型，各层电阻率及厚度分别为40 Ω·m、17.5 Ω·m、90 Ω·m及1.5 m、3 m、5.5 m，其中反演曲线与实际测值的相对均方误差为3.16%。 浅层介质由于受到诸多因素的影响，电阻率处于动态变化范围。从图3可得进行浅层电测深时，深度为1.5 m到3 m的介质电阻率明显小于深层介质，结合附近施工开挖情况和测区地下水位常年深度判断该层为含水层，据此判断图2模型中表层0 m到3 m介质电阻率下限约为17.5 Ω·m左右。由于进行浅层电测深时为旱季，地表土壤严重干旱，据此判断图2模型中表层0 m到3 m介质电阻率上限约为40 Ω·m左右。 表层介质变化的干扰模型为：表层介质电阻率变化范围为16~40 Ω·m，以2 Ω·m为步长进行有限元模拟，计算各道地电阻率受表层介质电阻率变化的影响程度。 将各道模拟结果进行同尺度绘图，从结果曲线(图4)看可得：当浅层电阻率ρ增大时，各道地电阻率增大，当表层电阻率从16 Ω·m增加到40 Ω·m时，第一道地电阻率增加了1.03 Ω·m，影响程度3.50%，第二道地电阻率增加了0.28 Ω·m，影响程度0.98%，即第二道测值受表层介质受变化的影响最大程度不足1%，第三道地电阻率增加了1.18 Ω·m影响程度3.78%；从各道地电阻率受浅层介质变化影响曲线的斜率来看，当表层电阻率减小时，各道地电阻率的变化率增大，反之亦然，即表层介质电阻率较小时，其变化对各道测值影响较大，反之亦然。
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user: 5. 地表电流干扰分析 宝鸡深井地电阻率测区处于宝鸡市高新区三期项目内，台站周边有诸多工厂、工程、高铁等大型用电设施，运行过程中难避免会对地漏电形成电流干扰。本文主要分析直流干扰电流产生的影响。 当漏电在一段时间内为稳定状态时，即干扰电流存在于仪器整个测量过程中。根据仪器的工作时序，在供电极A、B供电前首先测量测量极M、N上的自然电位 ，存在干扰电流的情况下会在自然电位上叠加一个干扰电流产生的附加电场 ，即实测自然电位为 。在供电极A、B供电时，测量极M、N上的人工电位差 同样也会叠加 ，即实测人工电位差为 。仪器程序中的计算公式为地电 阻率为 ，实测地电祖率 ，可得 ，即干扰电流存在于整个测量过程中时，地电阻率测值不受影响，干扰电流对自然电位实测值产生影响。 当漏电为非稳定状态时，影响最大的极端情况下，干扰电流只存在于测量人工电位差的过程中，即 图3. 宝鸡台浅层电测深数据及反演曲线图(“○”为实际测量结果) 图4. 各道地电阻率受浅层介质变化影响曲线 图5. 各测道干扰电流影响系数随位置变化关系图 ，定义干扰电流的影响系数为 ， 。 在模拟计算中假定自然电位 。在模型中引入大小为1A的干扰电流，位置为与各井口处于同一直线距井1距离为10 m、20 m、30 m、40 m处，计算干扰电流对各道数据的影响程度。 如图5所示结果，第一道随着干扰电流距井1距离的增加，影响系数先增大后减小，在30 m处影响系数最大，干扰电位位于各位置的影响程度均大于1.46%。第二道干扰电流的影响系数随距离的增加减小，影响程度最大为1.25，明显小于其余两道。第三道干扰电流的影响系数随距离的增加，先减小后增大然后再减小。 在测区存在干扰电流时，均对实测自然电位产生影响。其中当干扰电流稳定时，不对地电阻率测值造成影响。当漏电电流非稳定时，可对地电阻率测值造成明显影响，第一道和第三道到的影响程度较大，第二道受到影响程度最小。
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user: 6. 结语 本文以ANSYS有限元分析软件为平台，根据宝鸡台深井地电阻率观测系统，结合台站电测深数据建立层状介质模型，分析表层介质变化对各道地电阻率的影响，结果显示第二道受影响程度最小，第一道和第三道受影响程度相近，当表层介质电阻率较小时，其变化对各道测值影响较大；地表电流干扰分析结果显示各道自然电位均受到影响，当干扰电流稳定时，各道地电阻率不受影响，不稳定时第二道受到影响程度最小。本研究成果对于新建深井地电阻率及其干扰异常分析能提供重要参考。
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user: 摘 要 在垂直地面方向上，来自不同深度的两个电磁波信号到达地面的群时延差(时差)，在给定频率下，只与两信号间地层的电导率和厚度有关。一般认为在地震前，深层电导率会出现异常变化。电导率的这种异常变化可通过群时延差的异常变化测知。故群时延差的异常变化可用于短临地震预测。基于上述想法，并将50 Hz工频当作载波看待，成功研制出了电场和磁场探测仪，实现了电场传感器，磁场传感器和整机的小型化，实现了点式探测。仪器使用频率为1 Hz和0.2 Hz，在地面接收自然信号，探测仪输出波形清晰，易于辨认。本文介绍了用群时延差测定深层电导率变化的基本原理，群时延差探测仪的结构及其在地面接收到的自然信号波形和有用信息的识别方法。讨论了深层是否能有小于等于1 Hz的电磁波到达地面并可被接收到的问题。 关键词 :电磁波，群时延差，探测仪，短临地震
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user: 1. 引言 地震预测至今仍是世界性难题，原因是前兆的确定及其探测方法的可靠性仍存在问题。从物理学的角度分析，不论地震是由何种能量引起，最终都要转化为力的作用，才能使地层发生变形和移动。所以作者认可这种观点，即“地震是由于地壳岩石受力(挤压或剪切)最终导致岩石破裂、滑动产生的”[ 1 ] 。岩石受力岩石结构自然会发生变化，其导电性能也会跟着变化。也就是岩石的电阻率(或电导率)跟着变化。这已为实验所证实。特别是花岗岩破裂实验，当压力达到破裂时压力的2/3时，电阻率明显减小，可达一个量级[ 1 ] [ 2 ] 。这为地震预报提供了时间。实验表明岩石在受压情况下电阻率的变化一般在2%~−60%之间，岩石在破裂前夕多数达−15%~−20% [ 1 ] 。美国和前苏联都观测到地震前电阻率下降值为正常值的10%~15% [ 3 ] 。我国唐山和松潘地震，观测到电阻率的短临异常与实验一致，说明电阻率前兆是有物理基础的，是短临地震预报很重要的前兆参数之一[ 1 ] 。“电阻率前兆变化常与大地震有关，因此利用这种变化认为是最有效的短期预报手段之一。为了进行短期预报，研究地壳电阻率的变化越有必要[ 3 ] 。” 据文献[ 4 ] 介绍，一般观测地电阻率变化的装置是供电极距为1~3公里的固定四极对称装置，研究深度一般为数百米[ 4 ] 。这显然属于浅层或地表层探测。对于短临地震预测，浅层探测难以避免人为和气象等非地震因素的影响。利用这种给地下通电(注入电流)的方法所得到的浅层地电阻率，不含有深层的信息，即使利用反演法也只能得到在它涉及的深度范围内(数百米深)的地层电性结构。电磁测深用的MT法得到的视电阻率，虽然包含了深层的信息，但至今没有解决反演不唯一的问题[ 5 ] 。所以用上述两种方法难以获得深层的电阻率及其变化。应当直接转向研究不受或少受地表非地震因素影响的深层。所谓深层，据文献[ 6 ] ，关于气象和季节变化等可能影响到的深度，作者取深度大于等于500米来定义深层。但如何测得深层电阻率的变化，目前还没有解决。(以下文中用电导率一词代替电阻率，二者是倒数关系。) 根据前述的物理思考和前人的观点，临震前深层电导率的变化具有较大和急速变化的特征，即所谓异常变化；利用这种异常变化，可作短临地震预测。提出了用电磁波群时延差测定深层电导率变化的方法，并研制出了探测仪，介绍了仪器的构造及其在地面接收到自然信号的输出波形和识别有用信息的方法，以及讨论了在地面能否收到小于等于1 Hz电磁波的问题。利用这种仪器做长期观测，积累观测资料，可以反过来验证上述观点是否成立。
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user: 2. 基本原理 电磁波向地下传播(入射波)，地层中的带电粒子受迫振荡，产生所谓的二次发射(次级发射)。在不同地层环境下，会形成不同的现象，如反射，折射，散射，衍射等等。 根据电磁波在地下传播的理论，可以导出在垂直地面方向来自不同深度地层的二次发射到达地面的群时延差(时差)为[ 5 ] [ 7 ] [ 8 ] (1) 取对数微分，有 (2) f频率，d两信号间的路程差，在垂直地面方向上，该路程差可当作一个地层看待，d也可称为该层厚度， 为该段路程或该层内介质的电导率，若介质不均匀，可视为电导率的平均值，或等效电导率，定义 为 ( 。i是将介质分的层数，若介质电导率连续变化，可改用积分定义)，当地层受压或受张时， 的变化实际上是同时发生的，在此不必把它们区分开。给定频率下，有 (3) 时差只与 有关。所以 的变化可通过时差的变化来测定。引起深层 变化的因素有地震因素和非地震因素(如温度变化)。通常非地震因素引起的变化小，变化缓慢；而地震因素引起的变化大，变化快，即所谓的异常变化。据文献报导(见前)，临近大震前电阻率 的变化可达15%以上，并且变化快。也就是 有15%以上的变化(因 )。d在岩层破裂前的变化比 变化小，有学者认为可小达2~3 个量级[ 1 ] [ 2 ] [ 9 ] ，故有 。所以 的变化也可近似看作 的变化。由(1)式，有 (4) 给定频率，同时忽略地震前d的变化， 可看作常数。故电导率与群时延差平方成正比。利用观测资料可绘制出电导率随时间的变化曲线。如图1 (示意图)。需要关注的是曲线斜率的变化趋势，这与 常 图1. 地震前后电导率随时间的变化(示意图) 数取值无关，在绘图时可取 或其他值。 电导率在地震前缓慢上升，到临震前急速上升，t F 时地震发生，地震后下降。缓变与急变的转折处所对应的时间t s ，可作为关注和预测短临地震的起始时间。t s 前后曲线斜率变化3倍或以上，可认为出现了电导率异常变化。显然，这有人为规定性质。可根据当地观测经验选取电导率异常变化的界限。 由于地层构造不同，受力情况不同(受压还是受张)，电导率的变化也可能是下降变化。因为需要关注的是电导率的异常变化，是曲线斜率的变化趋势，不论电导率是上升异常变化还是下降异常变化，都可用于短临地震预测。 长期监测时差，发现时差有异常变化，也就是 有了异常变化，就预示着近期可能有地震发生。为排除地表层人为和气象等非地震因素的影响，要取深部地层进行监测(见后：有用信息识别)。
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user: 3. 探测仪器 根据以上原理，研制出了探测来自不同深度地层的电磁波到达地面的时间差的仪器。1) 本仪器只测时间差，故对幅度没有严格要求。2) 因探测的是深层，故采用的频率等于或小于1 Hz。3) 传感器感应的信号包括有用信号与无用信号，而小信号总是叠加在大信号上。一般而言，50 Hz工频最强，通常都把它当成讨厌的干扰信号，设法排除。由于探地使用的频率(如1 Hz，0.1 Hz等等)远小于50 Hz，所以可以把50 Hz当作载波看待。这一想法使传感器的尺度大为减小，实现了点式探测。4) 探地信号都是有始时间函数，其前沿是阶跃的(如尖脉冲，矩形脉冲)，也可能是非阶跃的(如正弦脉冲，钟形脉冲，三角脉冲，或一小段正弦波等)一般而言，自然源中入射波可看作前沿是阶跃式的脉冲(尖脉冲)，由地下返回的波前沿为非阶跃式的脉冲。总之，所接收的信号都具有脉冲性质。对已知地层电性结构，如深3320米，5层；6955米，9层；24，800米，7层，进行群时延差的计算，结果表明，频率为1 Hz的时差几乎都大于10 ms。频率越低时差越大。这要求仪器要能区分开时差为10 ms的相邻两个脉冲信号。所以探测仪对信号的响应要迅速灵敏。5) 仪器中带通中心频率的相对变化要控制在1%左右(显然越低越好)。这一点在带通中心频率稳定性设计上要注意，同时要有随时校正的方法。 信号来源： 自然源：可以是雷电产生的电磁波透入地下的入射波和不同地层的二次发射(如在水平分层条件下的反射波)。 人工源：可以是在地面人为发射电磁波，接收方式与自然源相同。另一是在不同深度(如500米与1000米)各埋一个发射器，由地面设备控制。仪器结构应另行设计。 下面是针对自然源的仪器设计。 仪器结构： 传感器→前置→低通滤波器→二阶带通滤波器→[微分→放大→整流]→波形记录仪。 或，传感器→前置→低通滤波器→二阶带通滤波器→采样与数据处理。 电源：±12 V稳压源，或干电池。 传感器： 磁场传感器：因频率很低，要用高导磁率的磁棒(如μ 0 ≥ 500)。本设备使用的磁棒，长24 cm，直径2.5 cm。在长5 cm的框架内多层绕制，圈数为14，000圈，直流电阻为 ，空芯电感为4.7 H。线圈位于磁棒中间测得电感为37 H。 为提高磁场传感器的感应电压，可采用磁棒长度与直径之比大于10的磁棒，并增加线圈圈数。但前置增益要相应调整，使50 Hz波形不被削顶。 电场传感器：可用长条形敷铜板(本设备用长42 cm，宽7 cm的单面敷铜板)和电视用拉杆天线，也可用单根粗直导线，长度可根据需要在1 m~10 m间选择。或用1 m长的多根导线并联相邻导线间的距离为5 cm。这样做的好处是增加它的对地电容，减小它的阻抗，从而增大传感器与前置间的电压传输系数。也可使用单根鞭状天线作传感器。电场传感器对人体感应很灵敏，测试时要注意。 磁棒传感器与平板(或导线)传感器比较：前者感应电压与频率成正比(故低通要特殊设计)，后者与频率无关；后者感应电压远大于前者；前者有方向性，后者方向性差；现场使用时，前者不易改动，后者容易改动(如改变导线长度)；前者人体感应几乎无，后者大。 在地面接收到的自然信号： 数字示波器(直流档)显示的探测仪(接收机)在地面接收到的信号输出波形。示波器通道1显示带通输出波形(被示波器衰减了10倍)，通道2显示整流(仪器最后)输出波形。 图2~图4是电场传感器接收机的输出波形。图2，图3频率为1 Hz；图4为0.2 Hz。 图5，图6是磁场传感器接收机的输出波形。频率为1 Hz。 图2~图6是临时在校园内某岗亭附近，传感器放在水泥砖地面上，用电缆接到室内接收机，于2015年4月1日晚上7~8点间不同时刻收到的自然信号。总共测试时间不到1小时，还不能确定这些信号是来自地下。图2~图4是7:24~7:46间电场接收机输出波形；图5，图6是7:47~8:00间磁场接收机输出波形。 图2. 电场接收机在地面接收到的自然信号。通道1是1 Hz带通输出波形(被示波器衰减了10倍)，通道2是接收机最后输出波形(未被示波器衰减) 图3. 题注与图2同 图4. 带通为0.2 Hz，其他题注与图2同 图5. 磁棒传感器接收机在地面收到的自然信号。通道1是1 Hz带通输出波形(被示波器衰减了10倍)通道2是接收机最后输出的波形(未被示波器衰减) 图6. 磁棒传感器接收机在地面收到的自然信号。通道1是1 Hz带通输出波形(被示波器衰减了10倍)通道2是接收机最后输出的波形(未被示波器衰减) 从以上接收到的信号波形图，可以看出：1) 使用电场传感器和使用磁场传感器，可达到同样的效果。2) 仪器输出的最大脉冲幅度可达几伏到十几伏。而传感器的尺度很小(见前)感应电压小，1 Hz电场接收机的总增益约为80分贝左右，将输出折算到仪器输入端，入射波场强可达毫伏/米以上，可见自然源的场强较大。3) 自然源并非密集到无法辨认，也不是稀少到无法收集到足够的观测数据。4) 在每一个大脉冲(入射波)之后，有一组时间延后，幅度减小的脉冲。如果这些脉冲来自地下信号，是很容易理解的。因为深度越大，到达地面的时间越迟，一般而言，深度越大，到达地面的信号幅度也越小。5) 本仪器使用的频率是1 Hz和0.2 Hz。输出波形表明自然源中含有这种低频。6) 仪器输出波形清晰，转折点的位置容易确定，有利于测定转折点间的群时延差(时差)。 总之，从地面接收到的信号表明，把50 Hz当作载波看待，采用尺度小的电场传感器或磁场传感器，利用自然源都是可行的。 对探测方法精度的评估： 用测时差的方法测定电导率的变化，不会降低电导率的观测精度，因为时间的测量精度和采样周期都能做到μs量级甚至mμs量级。 “电阻率变化−0.5%，这是当前电阻率观测精度”[ 6 ] 。则电导率的变化精度为0.49%(注意电阻率的 相对变化为 ，电导率的相对变化为 )。由前述， ， 所以群时延差的相对变化为0.245%。这要求时间测量精度为μs量级，作者曾对6955米，9层的已知地层电性结构，用时间精确到μs量级，时差变化为0.245%，计算相应电导率的变化，结果恰好就是电导率的观测精度(0.49%) (在作者未发表的《电磁测深新方法应用于地震预测的研究》一文中计算过)。 实际上深层探测要求仪器能分辨的时差为10 ms (见前)，故时差的测量精度达到小于等于10 ms的1%已足够了。何况所关心的是电导率的异常变化(10%~20%)，而不是目前所能达到的极限观测精度(0.49%)。
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user: 4. 有用信息识别 自然界总是存在着各种电磁脉冲，在没有所需要的信号时，带通仍有输出，一般不为0。当新的脉冲信号来到时，叠加到原存在的输出上，就会出现一个转折点(在此点，波形曲线的斜率发生非连续变化)。转折点是判断有无新脉冲信号到来的依据(如图2与图6)。图中所标0~5等是转折点出现的位置。带通输出波形上的转折点与整流输出波形上的转折点是对应的。但整流输出波形上的转折点更为明显，这与理论分析中用差分法处理带通输出数据得到的图形类似。说明用实验方法证明了理论分析是正确的[ 5 ] [ 8 ] ，根据理论分析，地层的二次发射(如反射波)到达地面的时刻。都在带通中心频率四分之一的周期(T 0 /4)内[ 5 ] 。在输出波形中，从上升幅度最大(入射波)的前沿起点算起，到T 0 /4止，在这个时段内寻找有用信息。有用信息的特征是：在通常情况下，在这个时段内，来自地下有用信号形成的转折点个数与转折点间的时差有稳定性，重复性。而出现在这个时段内无用的随机信号，则是不稳定的。对比多次观测，就可把随机信号排除。由起点到第一个转折点的时差，反映的是地表层的情况，这个时差的变化在平时可用于考察人为和气象等因素的影响。对预测短临地震而言，应关注深层，即第二个转折点后的时差变化。在实际应用中，只需将各次观测记录的图形进行对比，在通常情况下，这些转折点基本上应是重合的，在临震前才可能有较大的错位，这表示电导率出现了异常变化。
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user: 5. 关于地面能否收到来自深层，频率 1 Hz的电磁波的讨论 沿地表传播的电磁波，由于地表是半导电面，出现波面倾斜，所以不断有能量垂直地面向地下泄漏，这些向地下泄漏的电磁波，可用于探测地下目标物[ 10 ] 。理论和计算都表明[ 7 ] 高频泄漏的多，低频泄漏的少，所以从地表方向看，高频不如低频传播的远。但从向地下传播看，虽然高频入射波的场强大于低频，但高频趋肤深度比低频小。故深层探测只能用低频。在地面能否接收到来自地下的这种低频信号，显然是一个关键问题。理论计算比较复杂，在此只做定性和半定量的估计。假定用1Hz的电磁波探测深度为3 km地层，并假定由地面到深3 km间电导率 是均匀的，分别计算 ，1 Hz信号到达地面的群时延，群速度和波长，如表1。 是信号从地面入射算起( )到返回地面的时间， [ 6 ] ，所以群速度 ， 在此处表示深度， 。波长 。 电磁波在介质中传播的波长比在真空中传播的波长短。数据表明， 越大， 越小，地层对波长有缩短效应。二次(次级)发射体的尺度大于波长时，出现反射；小于波长时，出现散射或衍射。当1 Hz的电磁波传播到3 km处，若在3 km处有一界面，界面水平尺度大于介质中的波长，就会出现反射。若小于波长就会出现散射或衍射， 作者计算过深为3320 m，5层，已知电性结构的地层，在地面接收到各层界面反射波的相对场强，都在入射波场强的3.4%~62%范围内[ 5 ] 。这在地面接收应无问题。 散射或衍射波的强度计算比较复杂，可做一个定性的分析。散射波到达接受地的场强与散射体体积成正比，也与入射波场强，以及在波长范围内散射体的个数的平方根成正比，还与散射体的电导率与其周围电导率有关的一个系数的平方根成正比；与距离和波长平方成反比。如果成正比各量的乘积(分子)比成反比各量的乘积(分母)大，就有可能在地面接收到地下散射体二次发射的1 Hz的电磁波。但在用低频时，需用人工发射大功率电磁波，这比较困难，效率也低。不如利用雷电产生的自然源。已故著名物 Table 1 Group delay， group velocity and wavelength relationship with the conductivity (f = 1 Hz 0.3000 0.0949 0.0300 20.0 63.2 200 20.0 63.2 200 表1. 群时延，群速度，波长，与电导率的关系(f = 1 Hz) 理学家严济慈先生在他的电磁学讲义下册第159页讲道：“所有物体都可成为或强或弱的次级(二次)发射体”，“在有利条件下，这些衍射波(散射波)往往足够强大到可在地面接收”。如果次级发射体的固有频率与入射波的频率相同，产生共振，次级辐射会很强烈。此外，在大地电磁测深用的MT法中，使用的频段也有0.01 Hz~10 Hz，0.02 Hz~1.25 Hz。散射波衍射波到达地面的场强可能比反射波弱，可提高仪器的灵敏度，如磁场传感器可采用类似MT法使用的1~2米长的磁棒传感器，提高磁场传感器的感应电压；电场传感器由1米长导线改为10米长，可使感应电压增加10倍。整机增益也可由80分贝左右调整到120分贝左右。根据以上分析，作者认为地面是有可能接收到来自地下， 的电磁信号。但实际情况究竟如何，可用研制出的群时延差探测仪来检验。
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user: 6. 结束语 下一步的工作，最好在已知地层电性结构的地方进行观测，这将能尽快地验证有无来自地层的低频电磁波，以及能否识别有用信号等。如果答案是正面的，说明仪器的理论根据和仪器设计是正确的。生产这样的仪器，装备县级地震台站，进行长期的资料和经验积累，找出群时延差的变化规律，验证在短临地震前是否有异常变化，才能最终确定它在短临地震预测中是否真有价值。总之，后续研究工作还很多，如若临震前有异常变化，这种异常变化与地震三要素(震级，发生地点和时间)的关系如何?等等。所有这些都需要有关部门与同行共同努力，才能完成。本文若能起到抛砖引玉的作用，已感足矣。作者也很愿意与有关部门和同行合作。
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user: 摘 要 鉴于传统的复制粘贴篡改检测时间复杂度较高，而且对于图像的旋转缩放等后续润饰操作的鲁棒性不好，误报率高。提出了一种基于SIFT关键点的复制粘贴检测算法。首先利用SIFT算法对整幅图像提取SIFT关键点，再对提取到的关键点进行匹配。将匹配的关键点连接起来，来定位篡改区域。实验效果表明，相比较于传统的复制粘贴检测算法，该算法可以有效地检测出经过旋转缩放等几何变换的后续篡改。 关键词 :图像取证，复制粘贴篡改，SIFT算法，向量匹配
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user: 1. 前言 随着数码相机以及数字扫描设备的普及，数码照片越来越多的出现在人们的生活中，成为了人们日常生活的一部分，并给人们的通讯和交流带来了前所未有的便利。然而由于越来越多的图像处理和编辑软件(如Photoshop等)的普及，使得数字图像的篡改变得越来越容易，而篡改的图像如果用于新闻、政治等敏感领域，将会产生极大的社会影响。因此图像取证技术应运而生。对数字图像取证技术的研究发展至今，已有几十年的历史。图像篡改检测的目的就是检测图像的真实性和来源。到目前为止，国内外研究数字图像篡改认证的方法主要分为两大类[ 1 ] ：主动图像取证技术和被动图像取证技术即图像盲取证技术。图像的主动取证技术主要是基于数字水印和数字签名。数字水印是一种解决数字作品版权问题的技术有许多经典的算法。比如Scyndel算法、NEC算法、及基于JPEG和MPEG标准的压缩域数字水印算法等等。数字签名技术是指用户用自己的密钥对原始信息进行加密从而形成签名。Schneider和Chang提出了一种基于图像分块的灰度直方图数字签名方法，Luo和Liu提出了一种基于块的灰度均值和量化编码的方法。但是主动取证技术本身存在很大的局限性，例如事先对图像加密或进行数字签名会影响图像的质量、成本较高、存储量较大等。因此不需要对图像进行预处理的被动图像取证技术应运而生。 基于数字图像固有特征的被动盲检测方法是直接根据图像本身进行鉴别的。目前被动盲取证技术仍处在起步阶段，各项技术也处在发展阶段。而其中同幅图像的复制粘贴篡改是最常见的篡改方式之一，也是应用最广泛的图像篡改手段。近些年来针对图像复制粘贴篡改已经出现了相当多的检测方法。早期的图像取证技术的研究热点是针对复制-粘贴的检测技术。考虑到同幅图像的复制-粘贴操作会使得图像中存在两块或者两块以上几乎完全相同的图像区域，所以针对同幅图像的复制-粘贴篡改的取证技术有遍历搜寻法、图像块自相关矩阵法和图像块匹配法。然而，这些算法在检测数据量较大的图像时，算法的时间复杂度和空间复杂度较大，因此，在实际的操作过程中受到了限制。美国的Fridrich教授在文献 [ 2 ] 提出了改进方案——从DCT量化系数出发寻找相似区域。在2004年，美国的Popescu教授将主成分分析算法运用到取证中，克服了在检测中遇到的运算量大和图像中存在相似块的难题，并在文献 [ 3 ] 阐述了其研究成果。在国内，来自国防科技大学的李国辉教授等人提出了对图像做DWT变换处理后再提取低频图像特征，并用奇异值分解算法(Singular value decomposition，简称SVD算法)对所提取的特征做降维处理，然后再做字典排序进行检测的取证算法 [ 4 ] 。但是已有的算法大都对于传统的“复制–移动–粘贴”模型 [ 5 ] 即复制区域和粘贴区域之间仅仅经过位移变换具有较好的效果，但是由于所提取的特征参数本身的局限性，对于“复制–变换–移动–粘贴”模型 [ 6 ] ，这些方法仍然无法有效地检测经过旋转、缩放的复制区域。因此，本文主要提出了一种基于SIFT特征点的复制粘贴盲取证算法。即通过提取然后匹配图像的特征点来对图像的复制粘贴篡改进行检测。由于SIFT特征点对于旋转缩放等保持不变性，因此相对于传统的算法，基于特征点的方法对图像经过后续的旋转缩放修饰之后的篡改图像具有更好的效果。
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user: 2. 基于关键点的复制粘贴检测算法 2.1. SIFT关键点简介 一幅图像或者物体的矢量描述，即特征，这对于计算区域复制检测是非常实用的。图像中的特征可以分为全局的和局部的。全局特征通常将一个对象描述为一个整体，局部特征是从对象的特定部分提取出来的。局部特征的提取通常由两个步骤组成。首先，在检测复制区域时，提取的特征对几何变换具有鲁棒性；其次，相同或相近区域的特征具有相似性。 尺度不变特征转换(Scale-invariant feature transform或SIFT) [ 7 ] - [ 12 ] 是一种电脑视觉的算法用来侦测与描述影像中的局部性特征，它在空间尺度中寻找极值点，并提取出其位置、尺度、旋转不变量。其应用范围包含物体辨识、机器人地图感知与导航、影像缝合、3D模型建立、手势辨识、影像追踪和动作比。对已经在被检验过对图像尺度具有不变性，同样对三维视点的变换，压缩，添加噪声，照明的变化方面具有鲁棒性。 SIFT算法的实质是在不同的尺度空间上查找关键点(特征点)，并计算出关键点的方向。SIFT所查找到的关键点是一些十分突出，不会因光照，仿射变换和噪音等因素而变化的点，如角点、边缘点、暗区的亮点及亮区的暗点等。 SIFT算法分为如下四步： 1) 尺度空间极值检测：搜索所有尺度上的图像位置。通过高斯微分函数来识别潜在的对于尺度和旋转不变的兴趣点。 2) 关键点定位：在每个候选的位置上，通过一个拟合精细的模型来确定位置和尺度。关键点的选择依据于它们的稳定程度。 3) 方向确定：基于图像局部的梯度方向，分配给每个关键点位置一个或多个方向。所有后面的对图像数据的操作都相对于关键点的方向、尺度和位置进行变换，从而提供对于这些变换的不变性。 4) 关键点描述：在每个关键点周围的邻域内，在选定的尺度上测量图像局部的梯度。这些梯度被变换成一种表示，这种表示允许比较大的局部形状的变形和光照变化。 2.2. 利用SIFT算法提取关键点 2.2.1. 在高斯尺度空间寻找极值点 检测尺度空间极值点是通过使用尺度空间(Scale Space)尺度的连续函数在所有可能的尺度内寻找稳定特征以检测出对图像尺度变化具有不变性的位置。高斯卷积核已经被证明是唯一一个可以实现尺度变换的变换核。从高斯差分尺度空间中提取局部极大值或者极小值点以提取关键点： (1) 其中k是尺度因子，尺度空间图像为 ， 代表卷积运算，高斯 。 二维尺度空间的定义为： 其中， 表示可变尺度高斯函数， 是卷积运算，(x， y)表示空间坐标， 表示 尺度因子，尺度因子越大，表明平滑程度越好，图像越模糊；尺度因子越小，表明平滑程度越差，图像越清晰。差分高斯金字塔图像的构建如图1所示。 2.2.2. 极值点的精确定位 遍历所有的尺度，记录下图像所处的位置，使用高斯差分公式得到所有可能的特征点，如图2所示。在检测尺度空间极值的过程中，将一个像素与其临近的26个像素点相互比较，最后精确确定关键点的位置和尺度。 2.2.3. 关键点方向的分配 为了使得到的算子具有旋转不变性，需要在关键点邻域窗口内，统计窗口内的所有像素的梯度方向，选择统计量最大的方向作为关键点的主方向。每个关键点包含三种信息，分别为位置、所处尺度、方向。邻域窗口内每个像素的梯度模值使用式(2)计算，每个像素的方向使用式(3)计算。 (2) (3) 2.2.4. 生成特征点描述子 首先将坐标轴旋转到关键点的方向，以确保旋转不变性。在得到主方向后，将关键点描述成特征向量使关键点数值化。以关键点为中心，取一个大小为N*N大小的窗口，以关键点为中心，将邻域窗口分为S块，每块为一个种子点，然后统计每块中的所有像素点在不同梯度方向的模值并累加。图3为特征点描述子的构造。 最后得到的SIFT关键点 代表在高斯尺度空间的关键点， 代表在图像中的坐标， 代表高斯尺度空间的尺度因子， 代表主方向。每一个SIFT关键点是一个128维的特征向量。 2.3. 关键点匹配 关键点匹配即找出具有相同或相似特征的关键点，通常是利用特征向量的欧式距离d来衡量特征的相似性。图像复制粘贴检测中的特征匹配通常是利用特征的最近邻d 1 和次近邻d 2 之间的比值小于预定的 阈值来作为特征相似性度量的准则，即如果满足 则判断匹配成功。 2.4. 算法框架 1) 利用SIFT算法提取图像中的SIFT关键点，并生成相应的描述向量。 2) 把所有描述向量组成一个特征矩阵。 3) 找出特征矩阵每一行距离当前关键点欧氏距离最近的关键点及次近的关键点。 4) 把最近的关键点的距离除以次近的关键点的距离所得数值与预设阈值进行比较，如果小于阈值则确定这两个点为一对匹配点。 5) 用线连接所有匹配的关键点。
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user: 3. 实验结果与分析 由实验描述可知，在实验中，阈值的选取会对检测的成功率其关键性的作用，太大的话会造成错配率高，而太小的话会造成漏检的情况，所以预知的设定尤为重要。我们参考相关试验参数和多次实验结果，最终将本文实验所用阈值选定为：T = 0.6。 图1. 差分高斯金字塔图像的构建 图2. 极值点检测 图3. 关键点描述子的构造 3.1. 复制变换移动粘贴篡改检测 为了准确评价本文算法的检测性能，从网上下载了一些内容各异的图片，然后利用Photoshop软件对图片进行了复制变换移动粘贴篡改的各种处理。本文试验是在Windows xp，Matlab2010a的环境下进行。由于篇幅限制，下面选取部分实验结果罗列。 首先对图像分别做普通平移复制粘贴篡改和复制粘贴篡改后加滤波修饰，然后分别利用copy-move算法和本文算法对篡改图像进行检测。得到检测结果如图4和图5所示。 图4. 平移复制粘贴实验结果。(a) 原始图像；(b) 篡改图像；(c) 检测结果 图5. 高斯滤波(sigma = 1.6)。(a) 原始图像；(b) 篡改图像；(c) 检测结果 如图1和图2所示，针对平移复制粘贴篡改，copy-move算法和本文算法都能得到很好的实验结果，但是对于经过后续篡改加滤波后，本文算法仍然能够检测出结果，而此时copy-move算法已经失去作用，没办法得到实验结果。实验结果表明本文算法相对于传统算法在抗后续篡改方面具有一定的优势。下面对图像进行几何变换后复制粘贴进行试验，分别对图像进行旋转(图6顺时针旋转90度)、缩放(图7缩放1/2)、旋转 + 缩放(图8顺时针旋转90度，缩放1/2)等后续几何变篡改。而由于copy-move算法是通过将图像进行分块，把每一个图像块当做一个模板，然后遍历图像剩余的部分，看是否存在跟模板完全一样的图像块来进行检测，因此对于经过后续几何变换的篡改，该算法完全失效，而此时本文算法仍能得到较好的效果。下面将本文算法的实验结果罗列如下。 从图像的检测结果可以看出，针对图像的普通复制粘贴篡改，本文算法和copy-move算法都可以得 图6. 旋转后复制粘贴实验结果。(a) 原始图像；(b) 篡改图像；(c) 检测结果 图7. 缩放后复制粘贴实验结果。(a) 原始图像；(b) 篡改图像；(c) 检测结果 图8. 旋转 + 缩放后复制粘贴实验结果。(a) 原始图像；(b) 篡改图像；(c) 检测结果 到很好地检测效果，但是对经过后续修饰的篡改图像，copy-move算法就完全失去了作用，而不管是简单的复制粘贴篡改还是经过后续修饰(滤波、旋转、缩放、旋转+缩放)的篡改图像，经本文算法检测后，图像的复制区域和经过几何变换的篡改区域之间被准确的对应起来。而传统的copy-move算法只能检测出普通复制粘贴的情况。由此可验证基于SIFT关键点的复制粘贴篡改检测算法对复制粘贴篡改中几何变换的篡改检测是有效可行的。 3.2. 算法比较 将本文算法和copy-move算法进行比较，从检测效果来进行比较。从网络上选取20幅图像，分别进行简单复制粘贴，旋转后复制粘贴，缩放后复制粘贴，组合变换(旋转+缩放)后复制粘贴变换，得到一个 Table 1 Comparison of detection result Copy-move算法 本文算法 普通复制 √ √ 普通复制(滤波) √ 旋转 √ 缩放 √ 旋转 + 缩放 √ 表1. 算法检测效果比较 包含100幅图像的图像库，分别利用copy-move算法和本文算法对图像库中图像进行检测。 将本文算法与copy-move算法进行比较，结果如表1所示，第一行表示不同算法，第一列表示不同的几何变换。由表中可以看出针对增加后续几何变换的篡改，copy-move算法是失效的，而本文的基于SIFT的算法则可以得到很好地效果，不仅能够检测出简单复制粘贴的篡改，而且可以检测出经过后续旋转和缩放以及二者组合的篡改。
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user: 4. 结束语 针对传统的copy-move算法并不能检测出经过高斯滤波及几何变换等方式的复制粘贴篡改的不足，本文提出了一种基于特征点的复制粘贴算法，可以实现对高斯滤波、几何变换的检测。本文通过首先提取图像的特征点，然后利用欧氏距离进行特征点的匹配，最后通过自然图像中一般不会存在互相匹配的特征点的原理将相匹配的特征点用线连接起来，来检测出经过几何变换的篡改区域。经过试验证明此算法相对于传统的算法的不足有了极大的改进。实验结果表明，算法不仅可以检测出伪造图像中经平移变换的窜改区域，还可以检测出经旋转、缩放以及两者组合的几何变换。与其他的区域复制窜改算法相比，算法对伪造图像的检测有了较大的改进。
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user: 摘 要 实验教学是各大高校的实施重点，为满足实验教学需要，让教师有更好的手段进行日常实验教学，学生能更有效的参与到实验环节，并与教师有更充分的交流和互动，同时教学部门也能对实验教学的流程进行监督和监管，设计与研发了一套远程实验课的管理系统，在该远程实验课管理系统的设计基础之上，结合云平台技术进行了进一步的深入分析和扩展，强化了这套系统在云平台上的应用，并能减少后期的运维成本。 关键词 :云平台，实验课，协同化，OpenStack Zookeeper
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user: 1. 引言 随着社会的需要和教育部所提倡的应用型复合型人才的培养，各大高校均加强了实验课程的教学力度，投入了大量的资金进行硬件的升级、改造或软件的普及，对实验课程的教学及效果非常的重视，包括校企合作也有一部分是在学校的实验室里进行展开的实训。在这一过程中，如何对实验教学环节进行整体的管理，包括实验教学任务的设计、教师与学生的互动、教学部门的监管，都成为一个难点，如何进行实验课的协同化管理逐步在实验教学环节中凸显出来。 随着IT技术手段和领域的不断拓展，从私有云到公有云，再到现在的混合云，云计算发展得非常迅速，云化应用已成为不可扭转的大趋势[ 1 ] 。鉴于云基础平台相关的技术已日趋完善，结合目前的实验课教学需要，基于云平台的实验课协同化管理系统应运而生。