基于星載雷達測高資料估計博斯騰湖水位-水量變化研究

吳紅波

(1.陜西理工大學 地理科學系， 陜西 漢中 723000； 2.西北大學陜西省地表系統與環境承載力重點實驗室，陜西 西安 710127； 3.中國科學院青藏高原地球科學卓越創新中心， 北京 100101)

1 研究背景

湖泊作為區域陸地水循環和氣候變化的重要載體之一[1]，是大氣圈、冰凍圈、生物圈、巖石圈和陸地水圈相互作用的連接點[2]，是物質循環、能量流動和信息傳遞的重要場所。內陸湖泊水量主要依靠大氣降水、地表徑流、冰雪融水和地下水補給。湖泊水量受氣候、地貌、土壤、植被等自然因素和人為活動的共同作用，其變化過程存在一些確定性規律，同時也表現出強烈的隨機性。在氣候變化和人類活動的共同干預下，湖泊水位和面積變化相繼發生了一系列波動，人口增長和經濟社會發展對內陸河流徑流和湖泊水量的依賴程度愈加明顯[3]。因此，內陸湖泊的變化不僅能夠揭示區域氣候變化特征，也有助于理解內陸湖泊水循環過程、湖泊水量驅動機理及水量平衡，應對我國西北地區淡水資源短缺具有重要意義。

目前，湖泊水位、流量、面積等實時監測資料的獲取，主要依靠地面定點觀測和水文調查方法，而水文調查方法時效性差、成本較高，地點觀測法較難反映湖泊水位、面積變化的時空特征。隨著遙感技術、空間定位、衛星通信、地理信息系統等對地觀測技術的發展，星載遙感技術能為全球氣候變化提供全實時監測的數據源。利用多光譜遙感技術在湖泊面積信息動態監測方面，已有相關報道[4]。劉瑞霞等[5]根據水體與地物光譜特性的反射率差異，利用NOAA/AVHRR資料定量反演出了博斯騰湖面積信息。玉素甫江·如素力等[6]采用多波段比值法對Landsat ETM影像中水體進行分類識別與信息提取，并在博斯騰湖流域水體和非水體信息提取的總體精度達到99.29%。孫愛民等[7]利用長序列的Landsat影像提取1988-2014年博斯騰湖面積變化，并分析了湖水面積年際變化及空間變化趨勢。伊麗努爾·阿力甫江等[8]對博斯騰湖水位變化的自然要素與人為要素進行驅動力影響分析，認為不同時期的氣候要素變化對水位波動影響是有差異的。白淑英等[9]利用MODIS積雪產品和SSM/I雪深數據，系統分析了博斯騰湖流域雪蓋、雪深的時空變化規律及其對水量波動影響。王濤等[10]利用博斯騰湖流域2001-2013年16天合成MODIS NDVI影像，分析了植被變化對水文響應及時空差異。而且，對于湖泊水位變化估計及不確定性，星載雷達和激光雷達測高技術在垂直結構和地表高度測量上的精度可達到分米級，可以滿足湖泊水位信息提取的精度要求，尤其是較大面積的湖泊水位估計具有較大潛力[11]。

近年來，國內外研究人員利用TOPEX/Poseidon、ICESat、CryoSat-2、ENVISat、Jason-1&2等在湖泊的水位變化中進行了一些相關研究，張國慶等[12]利用ICESat和Landsat數據對中國十大湖泊水量平衡進行了估算，并結合湖水表面高程數據探討了湖泊水位變化趨勢。Hwang等[13]利用TOPEX/Poseidon測高資料嘗試構建中國6個內陸湖泊的水位時變序列，發現水位估計值與測量結果具有很好的一致性。但是，從已有的星載遙感技術發展、應用和湖泊信息獲取手段來看，主要是針對湖泊面積、水位的遙感監測與估計，而對湖泊水量變化參數估計未引起足夠重視，也鮮有相關報道。

為了檢驗星載雷達測高數據在湖泊變化監測的可行性，通過湖泊面積與水位、水位與水量變化的相關關系，聯合Landsat多光譜遙感數據，反演出博斯騰湖湖泊水位、面積、水量變化信息以及趨勢，為湖泊水文過程模型、水資源管理提供理論基礎和數據支持。文中基于ICESat、ENVISat、Jason-1&2、ERS-1&2測高數據和LandsatTM/ETM/OLI資料，首先，借助水體歸一化指數(Normalized Difference Water Index，NDWI)提取1990-2015年博斯騰湖湖泊水域面積；其次，利用雷達測高數據提取湖泊水面的高程信息和水位瞬時值，并結合大湖區附近水文站的水位、水量數據對ICESat、ENVISat、Jason-1&2、ERS-1&2的水位估計值進行對比與驗證；再次，根據湖泊面積-水位-水量的相關關系和遙感數據源不確定性誤差，構建1990-2015年博斯騰湖水域面積、水位和水量波動曲線；最后，分析博斯騰湖湖泊面積、水位和水量年際變化特征，旨在為博斯騰湖流域水資源合理配置、生態環境可持續發展和氣候變化研究提供技術支持。

2 數據與方法

2.1 研究區概況

博斯騰湖位于天山南麓焉耆盆地東南部，新疆維吾爾族自治區博湖縣境內，屬于山間陷落湖，地理范圍45°56′～42°14′ N、86°40′～87°56′E。博斯騰湖包括大湖區、小湖群和湖濱濕地3部分。其中，博斯騰湖湖水補給主要來自開都河、黃水溝、清水河流域山區冰雪融水、大氣降水和地表徑流，湖泊出水補給孔雀河見圖1。流域屬于暖溫帶干荒漠氣候，受海拔高差影響，降水量、氣溫等差異較大。根據中國第二次冰川編目資料顯示[14]，流域內冰川數目為700條，冰川面積達332.89 km2。

圖1 博斯騰湖流域及星載測高數據的分布

2.2 數據來源

(1)多光譜遙感數據。選取1990-2015年間湖泊水面無冰封、無云覆蓋(≤10%)的Landsat TM/ETM/OLI遙感影像，共297景(見表1)，其中，Path/Row為142/31的影像190景，Path/Row為143/31的影像107景。Landsat TM/ETM/OLI資料通過美國地質勘探局(United States Geological Survey，USGS)Global Visualization Viewer (GloVis)查詢下載[15]。

(2)多源星載雷達測高數據。利用2003年2月至2009年10月ICESat-GLAS測高資料、2002年1月至2010年12月期間的Jason-1&2衛星雷達高度計測高數據、2002年3月至2010年4月期間的ENVISat衛星雷達測高資料，提取湖泊水面高度變化序列。其中，ICESat-GLAS測高資料中使用GLA01和GLA14產品[16]，數據版本分別為33和34，研究時段為2003年10月22日至2009年10月11日，湖泊大湖區內GLAS光斑共計2 743個，見表2；GLAS數據可從美國冰雪數據中心(National Snow and Ice Data Center，NSIDC)網站http://nsidc.org/data/icesat/獲取。

選用1990-2015年ENVISat、ERS-1&2、Jason-1&2衛星的GDR數據(Geophysical Data Record)，用于博斯騰湖瞬時水位估計，GDR數據通過法國圖盧茲大學LEGOS(Laboratoire d'Etudes en Géophy-sique etceanographie Spatiales)實驗室(URL：http://www.legos.obs-mip.fr)/獲取，觀測時段為2002年10月1日- 2015年1月29日。

(3)水文觀測資料。博斯騰湖流域內大山口、黃水溝、克爾古提、焉耆水文站的入湖年徑流量、年引水量數據，通過中國水文信息網(URL：http://www.hydroinfo.gov.cn/)獲取。寶浪蘇木、揚水站位于湖泊水域周邊，其當日水位觀數據用于與ICESat、Jason-1&2、ENVISat、ERS-1&2測高資料的水位估計值進行驗證與對比。塔什店水文站位于孔雀河上游，用于監測湖泊流入孔雀河水量。

2.3 研究方法

2.3.1 湖泊水域面積信息提取

(1)選取1990年3月15日的Landsat TM遙感影像的湖泊界限和水域范圍，作為湖泊面積變化的參考。

(2)多源多時相Landsat遙感數據經過幾何校正、地理配準、輻射校正和大氣校正等處理后，可用于湖泊水域范圍識別和面積提取。

(3)利用歸一化水體指數RNDWI可突出水體信息，抑制地表土壤、植被信息的特性進行閾值分割[17]。

(1)

式中:rgreen為Landsat TM/ETM/OLI影像的綠色波段反射率；rnir為近紅外波段的反射率。當RNDWI值大于0.3時，該像元的地物類型為水體。

(4)當確定博斯騰湖水域范圍后，統計出任一時期湖泊水域面積Alake,ti和面積誤差Se，湖泊水域面積誤差用公式(2)計算[18]：

(2)

式中：Se為任一時期面積誤差，km2；λ為波段空間分辨率，像元大小近似采用30 m × 30 m；εgeo為配準誤差，m。通過增加地面控制點的數量，均勻分布控制點，使湖泊水域邊緣區的配準誤差絕對值小于5 m。

(5)統計出任一ti時期Landsat影像中博斯騰湖水域范圍內的像元數量，采用公式(3)估算湖泊水域面積Alake,ti：

(3)

式中:p為任一時期水體像元數量，p=1，2… ,n；alake,ti為水體像元面積，m2。

2.3.2 湖泊水位與水量變化估算

(1)湖泊水位與平均水位估計。星載雷達測高資料對湖泊瞬時水位Hlake的估計見公式(4)：

Hlake=Hsat-Crange+Cdelay+Cpresure+Cwet+

Cst+Cpt+e

(4)

式中:Hsat為代表的衛星飛行高度，km；Crange為衛星到地表距離，km；Cdelay為電離層傳播延遲校正，m；Cpresure為大氣氣壓變化所引起的信號延遲校正，m；Cwet為大氣濕度變化引起的信號延遲校正，m；Cst為地殼運動所引起的垂直高度修正值，m；Cpt為潮汐變化所引起的高程修正值，m；e為在計算過程中未考慮的不確定性誤差，m。

表1 1990-2015年博斯騰湖湖泊邊界提取所用的Landsat TM/ETM/OLI遙感數據

表2 2003-2009年博斯騰湖大湖區GLAS光斑數據匯總

(5)

(6)

(7)

(2)湖泊水量變化估計。根據內流湖泊水量平衡方程，任一時段Tti+1-ti=ti+1-ti內，湖泊水量變化值ΔVlake由湖泊水位和湖泊水域面積決定，估算關系式見公式(8)：

(8)

式中:Vti+1為ti+1時刻的湖泊容積，km3；Vti為ti時刻的湖泊容積，km3。

考慮湖泊面積和水位的遙感和估計偏差的共同影響，湖泊水量變化值ΔVlake簡化為：

(9)

(10)

2.3.3 湖泊水量變化的估計誤差 若忽略人工調水量和地下水交換等影響，內陸湖泊水量變化的偏差主要由湖泊面積估計誤差和水位誤差共同決定[22]，湖泊水量變化的估計偏差δvlake計算式為：

(11)

鑒于湖盆的形態及其變化對湖泊容積和水量變化估計產生不確定誤差，對于同一湖泊的水量誤差，湖盆地形誤差ebed可描述為

ebed=e1+e2+e3+e4+e5

(12)

式中：e1、e2、e3、e4、e5分別為湖岸、沿岸帶、湖岸邊淺灘、水下斜坡、湖盆底地形變化所引起的水量估計偏差。

3 結果與分析

3.1 水位估計值與當日水位觀測值對比

為了檢驗ENVISat&ERS、Jason-1&2和ICESat-GLAS的瞬時水位估計值的準確性和可比性，既要對星下點做同一投影坐標系和高程參考，也需要對系統誤差做一元線性回歸擬合和地球物理修正，使湖泊水面高程值具有可比性。由圖2可知，ENVISat&ERS、Jason-1&2和ICESat-GLAS的當日水位估計值與附近揚水站、寶浪蘇木水文站的湖面水位觀測值的簡單相關系數分別為0.95、0.97和0.98，絕對誤差分別小于0.21、0.18和0.15 m。隨著ICESat衛星運行時間的推移和儀器特性下降，星下點的高程誤差有節律性增加，此類系統性誤差可通過線性回歸平移模型進行修正。由于ENVISat和ERS衛星的測高雷達的測量精度限制，二者的當日水位估計值與當日觀測值存在一定的高度偏差，可通過增加地表控制點數量和布點區域，降低水位估計誤差。雖然ENVISat&ERS、Jason-1&2和ICESat-GLAS衛星航跡對應的星下點和GLAS光斑與揚水站、寶浪蘇木站存在一定距離，但是當日水位估計值與觀測值存在較強的相關性和一致性，能滿足博斯騰湖湖泊水位估計的要求。

圖2 湖泊水位觀測值與GLAS數據、Jason-1&2和ENVISat資料的水位估計值

3.2 湖泊水位與面積關系

湖泊水位是連接湖泊面積與水量的重要參數之一，同時，湖泊面積與水位、水位與水量存在較好的相關關系。為此，文中根據測高衛星過境時間和當日水位觀測值，隨機選取2002-2015年60景無云覆蓋、無冰封的Landsat TM/ETM影像提取湖泊水域面積，根據當日湖泊水位觀測值和湖泊水域面積，利用冪函數對湖泊水域面積與揚水站當日水位觀測值進行擬合(見圖3(a))，復相關系數R2為0.9201，通過0.01的顯著水平檢驗。利用一元線性回歸關系式將當日水位觀測值與湖泊水量變化進行擬合(見圖3(b))，復相關系數R2為0.9058，通過0.01的顯著水平檢驗。根據1990-2015年Landsat衛星的297景中提取的湖面水域面積時變序列，將面積-水位擬合關系式、水位-湖泊水量變化擬合關系式，用于構建1990-2015年湖泊水量變化波動曲線。

圖3 湖泊當日水位值與湖泊面積、水量變化的擬合曲線

3.3 湖泊水位-面積-水量波動變化

1990-2015年博斯騰湖湖泊面積、水位、水量變化曲線見圖4。由圖4(a)可知，1990-2015年博斯騰湖水域面積波動較大，1990-2000年期間，博斯騰湖水域面積呈現增長趨勢，1990年湖泊面積為(937.8±3.5)km2，到2000年增長到1 072.9 km2，以年均(13.5±3.0)km2的速度增長。2002年年均水位達到1956年以來湖泊年均水位的最大值(1048.6±0.25)m。與此同時，湖泊最大水域面積為(1112.4±3.5)km2。2002-2015年期間，博斯騰湖水域面積波變化呈現縮減趨勢。到2015年，水域面積為(905.60±3.5)km2，比2005年面積減少了(63.9±3.5)km2，比1990年減少了(32.20±3.5)km2。

圖4 1990-2015年博斯騰湖湖泊面積、水位、水量變化曲線

由圖4(b)、4(c)進一步對博斯騰湖年內逐月水位、水量變化情況分析如下：

湖泊水位年內變化曲線呈現出雙峰特征，3-4月份期間水位逐漸升高，出現第一個峰值；5-6月份緩慢下降，7-8月份形成第二個峰值；隨后湖泊水位開始回落，11月份或者12月份達到最低值，湖面會出現封凍現象。由于冬季降雪、湖面封凍，雷達測高數據對湖面冰雪的回波信號異常，提取的湖面泊水高程值存在較大偏差，一般在湖泊水位年際變化計算中予以剔除。

博斯騰湖年內的水量波動較大，湖泊水量波動受開都河、清水河上游山區降水變化、冰雪融水的作用，6-8月份氣溫上升，上游山區冰雪消融；6-8月份也是降水集中的時段，地表徑流增加了入湖水量，因此，7-8月份湖泊水容量達到當年最大值。

3.4 年際變化分析

1990-2015年博斯騰湖年均水位、面積、水量變化值的年際變化見圖5。由圖5可知，1990-2015年博斯騰湖湖泊面積、年均水位和水量變化整體上波動較大，1990-2002年呈現出上升過程，2002-2015年呈現出下降過程；其中，1990-2002年博斯騰湖年均水位上升了(3.24±0.20)m，平均每年上升0.27 m。2015年博斯騰湖湖泊水位較2002年水位下降了(4.04±0.23)m，平均每年下降0.31 m，而且湖泊面積減少了約(32.20±3.5)km2。

圖5 1990-2015年博斯騰湖年均水位、面積、水量變化值的年際變化

與1990年湖泊年均水位相比，2015年博斯騰湖的水位和、水量呈現下降趨勢(見圖5(c))，2015年博斯騰湖湖泊年均水位下降了(0.81±0.19)m；2015年湖泊水量比1990年湖泊水量減少了(9.49±0.22)×108m3。2002-2015年博斯騰湖水位和水量均呈減少趨勢，雖然在2010年湖泊水量略有增加，但2005年之后，湖泊水量出現急速減少。博斯騰湖作為中國西北干旱區內流湖，其水量波動不僅受氣候變化影響，也在一定程度上收到人類活動的干擾。尤其是在氣候變化背景下，圍湖造田、不合理開發淡水資源、水利工程調蓄等人類活動不僅在一定程度上造成入湖徑流減少、湖泊水位下降，而且也會加劇湖泊面積萎縮和湖區生態環境破壞[23]。

4 結 論

(1)在考慮衛星航跡的星下點投影坐標系、地理配準、地球物理修正后，ICESat-GLAS、ENVISat&ERS、Jason-1&2測高數據在博斯騰湖湖泊水位估計中具有一定可比性，ICESat-GLAS、ENVISat&ERS、Jason-1&2的當日水位估計值與附近揚水站、寶浪蘇木水文站的湖面水位觀測值絕對誤差分別小于0.21、0.18、0.15 m，而且具有較強的相關性和一致性，能滿足博斯騰湖湖泊水位估計的要求。

(2)湖泊水位作為湖泊面積、水量之間關聯的重要參數，同時，博斯騰湖湖泊面積與水位、水位與水量存在顯著的相關關系，復相關系數R2分別為0.9201、0.9058。

(3)1990-2015期間年博斯騰湖湖泊面積、年均水位和水量變化整體上波動較大，1990-2002年水位、水量處于增加過程，2002-2015年水位、水量處于下降趨勢。與1990年湖泊水位相比，2015年湖泊的年均水位下降了(0.81±0.19)m，2015年湖泊水量比1990年減少了(9.49±0.22)×108m3，湖泊面積縮減了(32.20±3.5)km2。

此外，湖泊水量波動直接反映出人類活動和氣候變化共同作用的結果，湖泊水位是地表水體水量波動的遙感反演的重要參數，而且星載雷達測高技術的工作模式和數據采集方式正在打破地表遙感反演的時空限制，使測量精度和數據覆蓋能夠滿足面積較小的湖泊、河流、水庫等地表水體的水位、水量監測需求。