基于星载雷达测高资料估计博斯腾湖水位-水量变化研究

吴红波

(1.陕西理工大学 地理科学系， 陕西 汉中 723000； 2.西北大学陕西省地表系统与环境承载力重点实验室，陕西 西安 710127； 3.中国科学院青藏高原地球科学卓越创新中心， 北京 100101)

1 研究背景

湖泊作为区域陆地水循环和气候变化的重要载体之一[1]，是大气圈、冰冻圈、生物圈、岩石圈和陆地水圈相互作用的连接点[2]，是物质循环、能量流动和信息传递的重要场所。内陆湖泊水量主要依靠大气降水、地表径流、冰雪融水和地下水补给。湖泊水量受气候、地貌、土壤、植被等自然因素和人为活动的共同作用，其变化过程存在一些确定性规律，同时也表现出强烈的随机性。在气候变化和人类活动的共同干预下，湖泊水位和面积变化相继发生了一系列波动，人口增长和经济社会发展对内陆河流径流和湖泊水量的依赖程度愈加明显[3]。因此，内陆湖泊的变化不仅能够揭示区域气候变化特征，也有助于理解内陆湖泊水循环过程、湖泊水量驱动机理及水量平衡，应对我国西北地区淡水资源短缺具有重要意义。

目前，湖泊水位、流量、面积等实时监测资料的获取，主要依靠地面定点观测和水文调查方法，而水文调查方法时效性差、成本较高，地点观测法较难反映湖泊水位、面积变化的时空特征。随着遥感技术、空间定位、卫星通信、地理信息系统等对地观测技术的发展，星载遥感技术能为全球气候变化提供全实时监测的数据源。利用多光谱遥感技术在湖泊面积信息动态监测方面，已有相关报道[4]。刘瑞霞等[5]根据水体与地物光谱特性的反射率差异，利用NOAA/AVHRR资料定量反演出了博斯腾湖面积信息。玉素甫江·如素力等[6]采用多波段比值法对Landsat ETM影像中水体进行分类识别与信息提取，并在博斯腾湖流域水体和非水体信息提取的总体精度达到99.29%。孙爱民等[7]利用长序列的Landsat影像提取1988-2014年博斯腾湖面积变化，并分析了湖水面积年际变化及空间变化趋势。伊丽努尔·阿力甫江等[8]对博斯腾湖水位变化的自然要素与人为要素进行驱动力影响分析，认为不同时期的气候要素变化对水位波动影响是有差异的。白淑英等[9]利用MODIS积雪产品和SSM/I雪深数据，系统分析了博斯腾湖流域雪盖、雪深的时空变化规律及其对水量波动影响。王涛等[10]利用博斯腾湖流域2001-2013年16天合成MODIS NDVI影像，分析了植被变化对水文响应及时空差异。而且，对于湖泊水位变化估计及不确定性，星载雷达和激光雷达测高技术在垂直结构和地表高度测量上的精度可达到分米级，可以满足湖泊水位信息提取的精度要求，尤其是较大面积的湖泊水位估计具有较大潜力[11]。

近年来，国内外研究人员利用TOPEX/Poseidon、ICESat、CryoSat-2、ENVISat、Jason-1&2等在湖泊的水位变化中进行了一些相关研究，张国庆等[12]利用ICESat和Landsat数据对中国十大湖泊水量平衡进行了估算，并结合湖水表面高程数据探讨了湖泊水位变化趋势。Hwang等[13]利用TOPEX/Poseidon测高资料尝试构建中国6个内陆湖泊的水位时变序列，发现水位估计值与测量结果具有很好的一致性。但是，从已有的星载遥感技术发展、应用和湖泊信息获取手段来看，主要是针对湖泊面积、水位的遥感监测与估计，而对湖泊水量变化参数估计未引起足够重视，也鲜有相关报道。

为了检验星载雷达测高数据在湖泊变化监测的可行性，通过湖泊面积与水位、水位与水量变化的相关关系，联合Landsat多光谱遥感数据，反演出博斯腾湖湖泊水位、面积、水量变化信息以及趋势，为湖泊水文过程模型、水资源管理提供理论基础和数据支持。文中基于ICESat、ENVISat、Jason-1&2、ERS-1&2测高数据和LandsatTM/ETM/OLI资料，首先，借助水体归一化指数(Normalized Difference Water Index，NDWI)提取1990-2015年博斯腾湖湖泊水域面积；其次，利用雷达测高数据提取湖泊水面的高程信息和水位瞬时值，并结合大湖区附近水文站的水位、水量数据对ICESat、ENVISat、Jason-1&2、ERS-1&2的水位估计值进行对比与验证；再次，根据湖泊面积-水位-水量的相关关系和遥感数据源不确定性误差，构建1990-2015年博斯腾湖水域面积、水位和水量波动曲线；最后，分析博斯腾湖湖泊面积、水位和水量年际变化特征，旨在为博斯腾湖流域水资源合理配置、生态环境可持续发展和气候变化研究提供技术支持。

2 数据与方法

2.1 研究区概况

博斯腾湖位于天山南麓焉耆盆地东南部，新疆维吾尔族自治区博湖县境内，属于山间陷落湖，地理范围45°56′～42°14′ N、86°40′～87°56′E。博斯腾湖包括大湖区、小湖群和湖滨湿地3部分。其中，博斯腾湖湖水补给主要来自开都河、黄水沟、清水河流域山区冰雪融水、大气降水和地表径流，湖泊出水补给孔雀河见图1。流域属于暖温带干荒漠气候，受海拔高差影响，降水量、气温等差异较大。根据中国第二次冰川编目资料显示[14]，流域内冰川数目为700条，冰川面积达332.89 km2。

图1 博斯腾湖流域及星载测高数据的分布

2.2 数据来源

(1)多光谱遥感数据。选取1990-2015年间湖泊水面无冰封、无云覆盖(≤10%)的Landsat TM/ETM/OLI遥感影像，共297景(见表1)，其中，Path/Row为142/31的影像190景，Path/Row为143/31的影像107景。Landsat TM/ETM/OLI资料通过美国地质勘探局(United States Geological Survey，USGS)Global Visualization Viewer (GloVis)查询下载[15]。

(2)多源星载雷达测高数据。利用2003年2月至2009年10月ICESat-GLAS测高资料、2002年1月至2010年12月期间的Jason-1&2卫星雷达高度计测高数据、2002年3月至2010年4月期间的ENVISat卫星雷达测高资料，提取湖泊水面高度变化序列。其中，ICESat-GLAS测高资料中使用GLA01和GLA14产品[16]，数据版本分别为33和34，研究时段为2003年10月22日至2009年10月11日，湖泊大湖区内GLAS光斑共计2 743个，见表2；GLAS数据可从美国冰雪数据中心(National Snow and Ice Data Center，NSIDC)网站http://nsidc.org/data/icesat/获取。

选用1990-2015年ENVISat、ERS-1&2、Jason-1&2卫星的GDR数据(Geophysical Data Record)，用于博斯腾湖瞬时水位估计，GDR数据通过法国图卢兹大学LEGOS(Laboratoire d'Etudes en Géophy-sique etceanographie Spatiales)实验室(URL：http://www.legos.obs-mip.fr)/获取，观测时段为2002年10月1日- 2015年1月29日。

(3)水文观测资料。博斯腾湖流域内大山口、黄水沟、克尔古提、焉耆水文站的入湖年径流量、年引水量数据，通过中国水文信息网(URL：http://www.hydroinfo.gov.cn/)获取。宝浪苏木、扬水站位于湖泊水域周边，其当日水位观数据用于与ICESat、Jason-1&2、ENVISat、ERS-1&2测高资料的水位估计值进行验证与对比。塔什店水文站位于孔雀河上游，用于监测湖泊流入孔雀河水量。

2.3 研究方法

2.3.1 湖泊水域面积信息提取

(1)选取1990年3月15日的Landsat TM遥感影像的湖泊界限和水域范围，作为湖泊面积变化的参考。

(2)多源多时相Landsat遥感数据经过几何校正、地理配准、辐射校正和大气校正等处理后，可用于湖泊水域范围识别和面积提取。

(3)利用归一化水体指数RNDWI可突出水体信息，抑制地表土壤、植被信息的特性进行阈值分割[17]。

(1)

式中:rgreen为Landsat TM/ETM/OLI影像的绿色波段反射率；rnir为近红外波段的反射率。当RNDWI值大于0.3时，该像元的地物类型为水体。

(4)当确定博斯腾湖水域范围后，统计出任一时期湖泊水域面积Alake,ti和面积误差Se，湖泊水域面积误差用公式(2)计算[18]：

(2)

式中：Se为任一时期面积误差，km2；λ为波段空间分辨率，像元大小近似采用30 m × 30 m；εgeo为配准误差，m。通过增加地面控制点的数量，均匀分布控制点，使湖泊水域边缘区的配准误差绝对值小于5 m。

(5)统计出任一ti时期Landsat影像中博斯腾湖水域范围内的像元数量，采用公式(3)估算湖泊水域面积Alake,ti：

(3)

式中:p为任一时期水体像元数量，p=1，2… ,n；alake,ti为水体像元面积，m2。

2.3.2 湖泊水位与水量变化估算

(1)湖泊水位与平均水位估计。星载雷达测高资料对湖泊瞬时水位Hlake的估计见公式(4)：

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

Cst+Cpt+e

(4)

式中:Hsat为代表的卫星飞行高度，km；Crange为卫星到地表距离，km；Cdelay为电离层传播延迟校正，m；Cpresure为大气气压变化所引起的信号延迟校正，m；Cwet为大气湿度变化引起的信号延迟校正，m；Cst为地壳运动所引起的垂直高度修正值，m；Cpt为潮汐变化所引起的高程修正值，m；e为在计算过程中未考虑的不确定性误差，m。

表1 1990-2015年博斯腾湖湖泊边界提取所用的Landsat TM/ETM/OLI遥感数据

表2 2003-2009年博斯腾湖大湖区GLAS光斑数据汇总

(5)

(6)

(7)

(2)湖泊水量变化估计。根据内流湖泊水量平衡方程，任一时段Tti+1-ti=ti+1-ti内，湖泊水量变化值ΔVlake由湖泊水位和湖泊水域面积决定，估算关系式见公式(8)：

(8)

式中:Vti+1为ti+1时刻的湖泊容积，km3；Vti为ti时刻的湖泊容积，km3。

考虑湖泊面积和水位的遥感和估计偏差的共同影响，湖泊水量变化值ΔVlake简化为：

(9)

(10)

2.3.3 湖泊水量变化的估计误差 若忽略人工调水量和地下水交换等影响，内陆湖泊水量变化的偏差主要由湖泊面积估计误差和水位误差共同决定[22]，湖泊水量变化的估计偏差δvlake计算式为：

(11)

鉴于湖盆的形态及其变化对湖泊容积和水量变化估计产生不确定误差，对于同一湖泊的水量误差，湖盆地形误差ebed可描述为

ebed=e1+e2+e3+e4+e5

(12)

式中：e1、e2、e3、e4、e5分别为湖岸、沿岸带、湖岸边浅滩、水下斜坡、湖盆底地形变化所引起的水量估计偏差。

3 结果与分析

3.1 水位估计值与当日水位观测值对比

为了检验ENVISat&ERS、Jason-1&2和ICESat-GLAS的瞬时水位估计值的准确性和可比性，既要对星下点做同一投影坐标系和高程参考，也需要对系统误差做一元线性回归拟合和地球物理修正，使湖泊水面高程值具有可比性。由图2可知，ENVISat&ERS、Jason-1&2和ICESat-GLAS的当日水位估计值与附近扬水站、宝浪苏木水文站的湖面水位观测值的简单相关系数分别为0.95、0.97和0.98，绝对误差分别小于0.21、0.18和0.15 m。随着ICESat卫星运行时间的推移和仪器特性下降，星下点的高程误差有节律性增加，此类系统性误差可通过线性回归平移模型进行修正。由于ENVISat和ERS卫星的测高雷达的测量精度限制，二者的当日水位估计值与当日观测值存在一定的高度偏差，可通过增加地表控制点数量和布点区域，降低水位估计误差。虽然ENVISat&ERS、Jason-1&2和ICESat-GLAS卫星航迹对应的星下点和GLAS光斑与扬水站、宝浪苏木站存在一定距离，但是当日水位估计值与观测值存在较强的相关性和一致性，能满足博斯腾湖湖泊水位估计的要求。

图2 湖泊水位观测值与GLAS数据、Jason-1&2和ENVISat资料的水位估计值

3.2 湖泊水位与面积关系

湖泊水位是连接湖泊面积与水量的重要参数之一，同时，湖泊面积与水位、水位与水量存在较好的相关关系。为此，文中根据测高卫星过境时间和当日水位观测值，随机选取2002-2015年60景无云覆盖、无冰封的Landsat TM/ETM影像提取湖泊水域面积，根据当日湖泊水位观测值和湖泊水域面积，利用幂函数对湖泊水域面积与扬水站当日水位观测值进行拟合(见图3(a))，复相关系数R2为0.9201，通过0.01的显著水平检验。利用一元线性回归关系式将当日水位观测值与湖泊水量变化进行拟合(见图3(b))，复相关系数R2为0.9058，通过0.01的显著水平检验。根据1990-2015年Landsat卫星的297景中提取的湖面水域面积时变序列，将面积-水位拟合关系式、水位-湖泊水量变化拟合关系式，用于构建1990-2015年湖泊水量变化波动曲线。

图3 湖泊当日水位值与湖泊面积、水量变化的拟合曲线

3.3 湖泊水位-面积-水量波动变化

1990-2015年博斯腾湖湖泊面积、水位、水量变化曲线见图4。由图4(a)可知，1990-2015年博斯腾湖水域面积波动较大，1990-2000年期间，博斯腾湖水域面积呈现增长趋势，1990年湖泊面积为(937.8±3.5)km2，到2000年增长到1 072.9 km2，以年均(13.5±3.0)km2的速度增长。2002年年均水位达到1956年以来湖泊年均水位的最大值(1048.6±0.25)m。与此同时，湖泊最大水域面积为(1112.4±3.5)km2。2002-2015年期间，博斯腾湖水域面积波变化呈现缩减趋势。到2015年，水域面积为(905.60±3.5)km2，比2005年面积减少了(63.9±3.5)km2，比1990年减少了(32.20±3.5)km2。

图4 1990-2015年博斯腾湖湖泊面积、水位、水量变化曲线

由图4(b)、4(c)进一步对博斯腾湖年内逐月水位、水量变化情况分析如下：

湖泊水位年内变化曲线呈现出双峰特征，3-4月份期间水位逐渐升高，出现第一个峰值；5-6月份缓慢下降，7-8月份形成第二个峰值；随后湖泊水位开始回落，11月份或者12月份达到最低值，湖面会出现封冻现象。由于冬季降雪、湖面封冻，雷达测高数据对湖面冰雪的回波信号异常，提取的湖面泊水高程值存在较大偏差，一般在湖泊水位年际变化计算中予以剔除。

博斯腾湖年内的水量波动较大，湖泊水量波动受开都河、清水河上游山区降水变化、冰雪融水的作用，6-8月份气温上升，上游山区冰雪消融；6-8月份也是降水集中的时段，地表径流增加了入湖水量，因此，7-8月份湖泊水容量达到当年最大值。

3.4 年际变化分析

1990-2015年博斯腾湖年均水位、面积、水量变化值的年际变化见图5。由图5可知，1990-2015年博斯腾湖湖泊面积、年均水位和水量变化整体上波动较大，1990-2002年呈现出上升过程，2002-2015年呈现出下降过程；其中，1990-2002年博斯腾湖年均水位上升了(3.24±0.20)m，平均每年上升0.27 m。2015年博斯腾湖湖泊水位较2002年水位下降了(4.04±0.23)m，平均每年下降0.31 m，而且湖泊面积减少了约(32.20±3.5)km2。

图5 1990-2015年博斯腾湖年均水位、面积、水量变化值的年际变化

与1990年湖泊年均水位相比，2015年博斯腾湖的水位和、水量呈现下降趋势(见图5(c))，2015年博斯腾湖湖泊年均水位下降了(0.81±0.19)m；2015年湖泊水量比1990年湖泊水量减少了(9.49±0.22)×108m3。2002-2015年博斯腾湖水位和水量均呈减少趋势，虽然在2010年湖泊水量略有增加，但2005年之后，湖泊水量出现急速减少。博斯腾湖作为中国西北干旱区内流湖，其水量波动不仅受气候变化影响，也在一定程度上收到人类活动的干扰。尤其是在气候变化背景下，围湖造田、不合理开发淡水资源、水利工程调蓄等人类活动不仅在一定程度上造成入湖径流减少、湖泊水位下降，而且也会加剧湖泊面积萎缩和湖区生态环境破坏[23]。

4 结 论

(1)在考虑卫星航迹的星下点投影坐标系、地理配准、地球物理修正后，ICESat-GLAS、ENVISat&ERS、Jason-1&2测高数据在博斯腾湖湖泊水位估计中具有一定可比性，ICESat-GLAS、ENVISat&ERS、Jason-1&2的当日水位估计值与附近扬水站、宝浪苏木水文站的湖面水位观测值绝对误差分别小于0.21、0.18、0.15 m，而且具有较强的相关性和一致性，能满足博斯腾湖湖泊水位估计的要求。

(2)湖泊水位作为湖泊面积、水量之间关联的重要参数，同时，博斯腾湖湖泊面积与水位、水位与水量存在显著的相关关系，复相关系数R2分别为0.9201、0.9058。

(3)1990-2015期间年博斯腾湖湖泊面积、年均水位和水量变化整体上波动较大，1990-2002年水位、水量处于增加过程，2002-2015年水位、水量处于下降趋势。与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年减少了(9.49±0.22)×108m3，湖泊面积缩减了(32.20±3.5)km2。

此外，湖泊水量波动直接反映出人类活动和气候变化共同作用的结果，湖泊水位是地表水体水量波动的遥感反演的重要参数，而且星载雷达测高技术的工作模式和数据采集方式正在打破地表遥感反演的时空限制，使测量精度和数据覆盖能够满足面积较小的湖泊、河流、水库等地表水体的水位、水量监测需求。