基于GF卫星解译巴丹吉林沙漠湖泊水量变化

曹乐 聂振龙 姜高磊

摘 要：遥感技术作为科学、快速、大面积调查监测手段，在湖泊演化、动态变化研究中应用广泛。通过解译国产GF-1、GF-2卫星遥感影像信息，结合实地勘测，解译了巴丹吉林沙漠110个湖泊地质历史时期与现代的湖面高程和边界，总结了湖泊萎缩规律，估算了两期水量变化。结果显示：湖面高程平均降低9.76 m，面积共减少61.052 km2（占古湖总面积的75.49%），湖泊群水量共减少4.9亿m3，说明湖泊萎缩程度高，沙漠干旱化趋势明显;研究区古、今地下水等水位线均表现出东南高、西北低的宏观特征，反映了古、今沙漠区地下水相同的补给来源与径流条件;基底凹陷区湖泊萎缩程度较低（如苏木吉林湖），基底隆起区湖泊萎缩程度较高（如雅布赖山前湖泊），萎缩程度的差异性受区域构造基底的控制与影响。

关键词：遥感解译;古湖高程;湖泊萎缩;水量变化;巴丹吉林沙漠

中图分类号：TV213.3   文献标志码：A

doi：10.3969/j.issn.1000-1379.2020.07.009

Abstract：Remote sensing technology is widely used in the study of lake evolution and dynamic changes as a scientific， rapid and large-scale investigation and monitoring method. This study obtained the elevations and boundaries of 110 lakes in ancient and modern in the Badain Jaran Desert， based on the GF-1 and GF-2 satellite remote sensing images and regional survey. The results show that the average lakes elevation is decreased by 9.76 m and the area of lakes reduced totally 61.052 km2， which accounts for 75.49% of the ancient lakes area. The total water volume of lakes has been reduced 490 million m3， showing high degree of shrinkage of lakes and obvious drought trend. The counter lines of groundwater have the characters of higher in southeast and lower in northwest generally whether in ancient or at present and those demonstrate the source of groundwater recharge and the groundwater runoff condition remains unchanged. The lakes shrinking are obviously in the basement uplift areas （e.g. Yabulai piedmont）， while lightly in the basement depression areas （e.g. Lake Sumu Jaran）. The differences of lakes shrinkage are controlled by the regional tectonic basement.

Key words： remote sensing interpretation; ancient lakes elevation; lakes shrinking; status change; Badain Jaran Desert

巴丹吉林沙漠位于阿拉善高原西部，面积4.9万km2，沙漠中有高大沙山以及100多个湖泊，为世界罕见[1-3]。关于湖泊成因、演变、补给来源等问题一直是第四纪地质与水文地质界研究的热点，但尚无定论[4-13]。遥感技术能够全方位、大区域地进行湖泊季节性、年际动态变化监测，是湖泊研究的重要技术手段[14]。朱金峰等[15]利用ETM+遥感影像，提取了湖泊年内季节变化信息，认为湖泊面积和数量在年内随季节依次减少，到第二年春季又恢复到前一年春季状态。张振瑜等[16-17]利用Landsat影像分析了1973—2010年湖泊的时空变化特征，认为地下水補给源水量变化和补给方式的不同控制着湖泊面积的时空变化。Zhang等[18]利用Landsat遥感影像分析了1967—2010年50个湖泊的面积变化特征，认为目前当地降水对湖泊补给有限，地下水补给源来自于古湖残余水体。Jiao等[19]利用卫星数据与重力恢复试验证明了沙漠湖泊水位与地下水水量在缓慢减少。

根据湖水化学特征推测，该地区湖泊演化了800～7 000 a[1， 20]，已有的高于现代湖水位的湖相沉积测年结果表明湖泊区在全新世中期处于泛湖期[21]。借助遥感技术，对巴丹吉林沙漠湖泊的季节性变化和近几十年的年际变化特征已有了初步的认识[15-18]，但对于地质历史时期湖泊面积、水量变化还未开展研究。笔者利用国产GF-1、GF-2卫星PMS传感器影像资料，结合Google Earth影像和实地调查对巴丹吉林沙漠110个湖泊进行了演化解译，确定了最大古湖的高程和边界，以期为研究该区古地下水流场、湖泊萎缩特征等提供参考。

1 研究区概况

巴丹吉林沙漠位于雅布赖山与北大山以北、宗乃山以西、古日乃与弱水以东、拐子湖以南（见图1）。

沙漠区整体地势东南高、西北低，海拔900～1 600 m，地形起伏较大，东南部高大沙山居多，相对高差一般为200～300 m[5， 22]。高大沙山间分布有100多个湖泊，呈串珠状排列，多为咸水湖，面积一般小于1 km2[21]。沙漠区降水稀少，多年平均降水量为30～120 mm，由东南向西北逐渐减少[23-24]，年平均水面蒸发量为1 450 mm[25]。沙漠区主要发育北东东向、北西向断裂，控制着区内基底结构、隆起格架及中生代盆地的展布，使盆地形成凹凸相间的结构特征，由南向北主要有雅布赖山隆起、苏亥图凹陷、宗乃山隆起、陶勒特凹陷、特罗西滩低隆起等构造单元[26-27]。

2 研究方法

2.1 遥感解译数据选取

湖泊在演化过程中处于各稳定期次时，在地表残留的湖相沉积物、各类植被及其微地貌形态所共同构成的规则闭合边界只有在高分辨率遥感影像中才能準确解译。为保证解译准确性，将用于湖泊演化期次解译的国产GF-1卫星16 m分辨率、GF-1卫星2 m分辨率（融合后）、GF-2卫星1 m分辨率（融合后）数据以及Google Earth提取的0.6 m分辨率数据进行比对。选取音德尔图作为比对湖泊，以此确定湖泊演化期次提取所需最优空间分辨率的区间范围（见图2）。结果显示，演化期次边界在亚米级影像上可以准确识别，最优空间分辨率为0.6 ～1.0 m （分辨率高于0.6 m对解译结果准确性的提升影响不大）;而分辨率低于5 m的影像，难以识别湖泊演化期次边界。故GF-1卫星16 m分辨率影像不能满足要求，GF-2卫星及Google Earth所获取的遥感数据较为适用。

2.2 湖泊边界的确定

结合遥感影像与实地调查结果，将湖泊演化期次边界分为古湖边界、中间稳定期次边界、今湖边界3类，各演化期次边界及区域分布关系如图3所示，古湖边界以影像上可见面积最大的湖岸线为准，今湖边界以2015年3月影像中湖泊水体面积的极大值为准。

各类演化区域边界鉴定特征见图4：①网格状沙丘区，由微型曲弧状沙梁及下凹沙窝构成，网格及蜂窝状形态明显，沙窝内发育灌丛及草本植物，整体色调较浅，多为土黄色，与外侧缓起伏沙地及沙山区别明显，其边缘指示古湖边界;②草灌丛沙堆区、植被覆盖区、盐渍化区、潜水蒸发区影像上形态起伏明显，表面平滑与粗糙相异，色彩深浅不同，两区交界边缘均指示某一湖泊稳定期边界;③季节性湖泊区，影像表面光滑，水体多呈不规则形态，水体间裸露少量土体，可见斑状白色盐碱，整体色调呈深蓝色，水体季节性变化明显，故其边界年内变化较大，指示今湖边界;④常年性湖泊区，影像表面光滑，水体形态规则完整，色调为深蓝色，水体面积季节性变化小，边界年内变化小，指示今湖边界。

2.3 湖泊高程提取与验证

对于研究古湖及今湖高程特征而言，其相对高程比绝对高程更为重要，为此从不同来源的数据获取固定点对的高程差，判断相对高程的误差特征。比对野外移动GPS获取的高程数据与室内提取的DEM高程数据，采用RTK（Real-Time Kinematic）方法所采集的高精度高程值进行验证（控制点相对高程误差控制在5 cm内）。表1显示，以RTK数据为基准，DEM数据所得点对相对高程误差小于2 m，无正负号偏差，在区域研究尺度上是可以接受的;而移动GPS的相对高程出现正负号偏差，且数值与DEM高程相差可达10 m以上。因此，本研究统一采用DEM高程数据。

古湖/今湖边界的高程提取方法是利用已有的古湖/今湖矢量边界，将其等分为多条（如100条）矢量线段后，获取各矢量线段中点，分别提取各中点对应的DEM高程数据并求其平均值，最终获得的边界高程均值为其高程值。高程提取主要步骤如图5所示。

2.4 野外验证

选择代表性湖泊进行演化期次边界野外验证，验证古湖67个，占湖泊总数的61%;通过野外典型标志的确定（见图6），证明了解译的准确性。以昂斯格湖与巴丹湖区验证为例，昂斯格湖影像（图6（b））中箭头①②为古湖边界，实地调查时发现①处的古湖边界处于沙山半坡上，明显可见古湖边界近水平出露于沙山表面（图6（a））;②处指示湖泊东部古湖边界，实地可见古湖沉积物出露地表，其高程与对岸古湖边界一致（图6（a））;③处指示网格状沙丘区（图6（a））。巴丹湖区东北部出露的古湖沉积物与遥感划定古湖边界位置相符（图6（c）），据野外调查，巴丹湖及附近湖泊可能曾经为同一个大湖，在后期演化萎缩过程中，古湖区被沙体掩埋覆盖，最终形成现在的多个湖泊。

3 结果分析

3.1 湖泊高程与面积变化

图7为所有古湖与今湖的高程与面积，可以看出，所有今湖湖面高程下降，平均降幅为9.76 m，面积萎缩。湖面高程下降0～10 m的有61个湖泊，下降10～20 m的有43个湖泊，下降20～25 m的有6个湖泊。从解译的古湖面积来看，最大的为昂斯格，面积3.412 6 km2，最小的为葫芦斯台（东湖），面积仅0.007 2 km2;从解译的今湖面积来看，最大的为东诺尔图，面积1.417 5 km2，最小的为葫芦斯台（中湖），面积仅为0.000 4 km2。作为地表水体，地质历史时期最大古湖面积总计80.877 km2，今湖现存水体面积总计19.825 km2，减小61.052 km2，占古湖总面积的75.49%。表2显示，110个湖泊的萎缩程度（（1-今湖面积/古湖面积）×100%）均大于25%，大于90%的湖泊有48个，大于95%的有33个。不同湖泊的萎缩程度各不相同，萎缩程度最大的湖泊是达布苏图巴润敖格钦，今湖水体面积仅为古湖面积的0.12%;萎缩程度最小的湖泊是扎拉特，今湖水体面积占古湖面积的74.96%。

3.2 湖泊水量平衡

图8为110个湖泊的水量平衡计算结果（湖泊编号按湖泊面积从大到小排列），可以看出，所有湖泊体积减小，面积越大的古湖水量减少越多。计算得到110个湖泊水量总共减少4.9亿m3，其中：苏木吉林与巴润苏木吉林作为一个古湖萎缩分裂成的两个湖泊，减少的水量最大，为0.32亿m3;未分裂的单个湖泊中，伊和吉格德减小量最大，为0.27亿m3。

3.3 古、今湖泊等水位线特征

地表水位的分布特征一定程度上受地下水系统影响，因此可利用湖面高程对地下水系统特征进行研究。图9显示，利用古、今湖边界平均高程数据得出的等水位线分布特征基本一致，二者均显示出地下水位东南高、西北低的宏观特征;东南部地下水水力梯度较大，西北部相对较小，说明地下水流向未有明显变化。在图9中选取3点P1、P2、P3，分段计算水力梯度，结果见表3，显示今湖的地下水水力梯度均大于古湖的，P1—P2段的水力梯度较大，为0.707%;从东南部水力梯度较大区到西北部，水力梯度逐渐减小，P2—P3段今湖的平均水力梯度為0.070%，P1—P3段今湖的地下水平均水力梯度为0.219%。

0.070%～0.707%的水力梯度变幅与张竞等[13， 29]的研究结果0.08%～0.79%很相近，说明古湖与今湖地下水由东南向西北的主流向一致，反映地下水补给来源与补给模式未发生改变。地下水是历史时期东南部雅布赖山区降水径流及山前古河道渗漏补给而来，马金珠等[30]、黄天明等[31]利用环境示踪剂研究认为是更新世晚期至全新世早期周边山区降水径流补给的古水。

3.4 湖泊萎缩特征

图10显示了湖泊萎缩程度区的分布特征，为湖泊萎缩程度差分模拟结果。区内东南部、东北部、中北部及西部湖泊面积萎缩程度较大，而中部、中东部、南部及北部湖泊面积萎缩程度较小。结合区域地质构造特征（见图1（a）），凹陷区基底较深，地下水汇集于此，水量丰富，当气候干旱时，有地下水补给的湖泊萎缩较慢;相反，隆起区湖泊对气候干旱、水量减少反应更为敏感。图10中Ⅰ区、Ⅱ区、Ⅲ区分别位于雅布赖山隆起、因格井南凸起及宗乃山隆起带，整体萎缩程度较大。Ⅳ区、Ⅴ区、Ⅵ区属于苏亥图凹陷区，其中：Ⅴ区为沙漠大湖分布区，核心区为苏木吉林湖，位于苏亥图凹陷区中部，萎缩程度最为缓慢;Ⅳ区、Ⅵ区萎缩程度略大于Ⅴ区，表现出凹陷区中心至边界基底深度的渐变（Ⅵ区）与局部变化（Ⅳ区），造成湖泊萎缩程度有差异。Ⅶ区位于因格井凹陷南端，相对较深的基底保证了更厚的含水层，湖泊萎缩程度相对较小，地下水接受其东侧的宗乃山山区降水径流补给。

4 结 论

（1）巴丹吉林沙漠现代湖泊湖面高程平均低于古湖面9.76 m，湖泊总面积萎缩减小61.052 km2，占古湖总面积的75.49%，湖泊水量共减少4.9亿m3，说明湖泊萎缩程度较高，沙漠干旱化趋势明显。

（2）湖泊区古、今等水位线均表现出东南高、西北低的宏观特征，古、今水力梯度变化不明显，反映了长时间尺度地下水有相同的补给来源，可能是周边山区特别是东南部雅布赖山区古降水径流及山前古河道下渗补给。

（3）湖泊萎缩的差异性受区域内构造基底的控制与影响，凹陷区萎缩程度相对较低，是大湖的主要分布区。

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