陳嘉琪，陳仕琦，馬芬艷，陳建生,4

(1.河海大學(xué)計算機與信息學(xué)院，江蘇 南京 210098； 2.中國科學(xué)院空天信息創(chuàng)新研究院，北京 100080；3.河海大學(xué)土木與交通學(xué)院，江蘇 南京 210098； 4.河海大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，江蘇 南京 210000)

呼倫湖位于呼倫貝爾大草原，是我國第5大湖泊[1]。湖泊屬于草原生態(tài)系統(tǒng)的一個重要組成部分，湖泊水量的變化關(guān)系整個草原生態(tài)系統(tǒng)的穩(wěn)定，對呼倫湖水量的研究顯得尤為重要。呼倫湖屬于構(gòu)造湖泊，呈不規(guī)則長方形，長軸與構(gòu)造的走向平行，為西南-東北走向，湖長93 km，平均寬度25 km。呼倫湖的主要補給河流有兩條，一條是發(fā)源于蒙古國肯特山南麓的克魯倫河，流域面積92 670 km2，全長1 264 km，其中我國境內(nèi)206 km，1963—1980年年均徑流量約5億m3，1981年徑流量6.01億m3;另一條是烏爾遜河，屬額爾古納河水系，發(fā)源于貝爾湖北岸，自南向北流入呼倫湖，全長223.28 km，流域面積10 528.27 km2，1991年以前的多年平均徑流量為6.2億m3[2]。呼倫湖入湖徑流量遠(yuǎn)小于湖泊蒸發(fā)量，呼倫湖存在地下水的補給。呼倫湖水通過新開河向額爾古納河排泄，但是由于新開河地表高程較高，只有當(dāng)呼倫湖水位達(dá)到545.33 m，湖水才能通過新開河向外排泄。當(dāng)湖水的補給量小于蒸發(fā)量時，湖中的鹽分、氮、磷、高錳酸鉀及污染物在蒸發(fā)作用下在湖水中累積，造成湖水水質(zhì)變差。2000年以來，由于呼倫湖水位下降，湖水不能外泄，水質(zhì)惡化。當(dāng)?shù)卣畣恿艘訚こ蹋瑢⒑＠瓲柡铀牒魝惡?，計劃每年向呼倫湖輸?.5億m3。數(shù)字遙感影像信息是研究呼倫湖面積與水位變化的有效方法[3]。20世紀(jì)七八十年代美國、歐洲相繼發(fā)射地球觀測衛(wèi)星，美國、加拿大、英國等較早開始利用遙感影像進(jìn)行水體上的研究。Jensen等[4]采用Landsat TM影像預(yù)測了海平面上升對美國南卡羅來納州查爾斯頓附近莫爾特里堡海岸地區(qū)的影響，并利用地理空間信息技術(shù)準(zhǔn)確給出了海岸線水位的預(yù)測。Serwan等[5-6]采用Landsat-1 MSS多光譜數(shù)據(jù)對湖泊營養(yǎng)狀態(tài)進(jìn)行評價，采用數(shù)值分類方法明確了明尼蘇達(dá)州、威斯康星州、密歇根州和紐約州100個湖泊的營養(yǎng)特征。本文通過數(shù)字遙感影像提取呼倫湖水位與面積變化的數(shù)據(jù)，并與流域的降水量、蒸發(fā)量與徑流量相結(jié)合進(jìn)行水量平衡關(guān)系計算，以確定地下水對湖泊的補給量及補給關(guān)系。

1 呼倫湖面積提取與水位計算

1.1 數(shù)據(jù)來源與基本方法

本文所用的呼倫湖光學(xué)遙感圖像來自美國地質(zhì)調(diào)查局(http://glovis.usgs.gov)。選取1999—2019年的Landsat系列數(shù)據(jù)中每年夏季水量較大且云量較少時期的影像，采用神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)分類算法提取呼倫湖面積，了解呼倫湖20年的水面水量變化情況。采用圖像重構(gòu)方式增強原始圖像內(nèi)不同地物特征，并使用水面面積最大的1999年提取結(jié)果來制作呼倫湖掩膜，將其他影像按照此掩膜進(jìn)行裁剪，以降低其他地物對分類精度的影響；最后在ArcGIS軟件中對監(jiān)督分類提取出的其他水面(河流、小水池等)的柵格進(jìn)行清理，并對呼倫湖柵格進(jìn)行矢量化，得到湖面的矢量圖形，從而統(tǒng)計出1999—2019年呼倫湖水面面積變化情況。采用文獻(xiàn)[7]1986—2009年呼倫湖水面面積及對應(yīng)日期的水位高程數(shù)據(jù)作為反演模型的數(shù)據(jù)，建立多種回歸模型，并最終選定五次多項式模型對呼倫湖水量動態(tài)變化作反演，得到1999—2019年呼倫湖相對庫容量變化情況。

1.2 基于圖像重構(gòu)的呼倫湖面積變化計算

圖像重構(gòu)是指將低分辨率圖像通過數(shù)字信號處理的方式將原始圖像變?yōu)楦叻直媛蕡D像的技術(shù)，該技術(shù)可以增強圖像的光譜信息，也可以對圖像本身的噪聲進(jìn)行抑制[8]。本文基于卷積神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)的遙感影像重構(gòu)方法進(jìn)行圖像重構(gòu)，主要包括4個步驟：特征的提取和表示、特征增強、非線性映射以及高光譜圖像重構(gòu)。

基于卷積神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)的高分辨率圖像重構(gòu)的第一步，是通過第一卷積層(Conv1)對圖像進(jìn)行特征的提取和表示，主要是提取圖像重疊的特征。第i卷積層計算公式為

(1)

式中：hi(y)為第i卷積層的輸出結(jié)果；σ(x)為 max(0,x)函數(shù)，也就是ReLU(rectified linear unit)函數(shù)；hi-1(yl)為第i-1卷積層的輸出結(jié)果;yl為原始圖像的第l個波段的光譜數(shù)量；Wi為第i卷積層濾波器的權(quán)重參數(shù)；Bi為第i卷積層濾波器的偏置參數(shù)；L為原始圖像光譜的數(shù)量。在第1卷積層中，輸入圖像Y首先要固定在一個特定的維度上，每個特征將會被提取到一個h1的維度上。經(jīng)過第1卷積層的操作，除了原始圖像的特征被提取到h1的維度上，圖像的噪聲也被提取了。然而當(dāng)光學(xué)圖像受到某些噪聲干擾時，不僅會影響圖像的視覺效果，降低數(shù)據(jù)集采集的準(zhǔn)確性，還會降低后續(xù)圖像分類的精度。為了避免噪聲在第2卷積層(Conv2)上也被增強，本文采用了一種根據(jù)特征學(xué)習(xí)將這些噪聲以外的特征結(jié)合成另一種特征圖譜的方法[8]來進(jìn)行處理。

提取前兩個卷積層的目的是將圖像的特征信息分離出來，然后對其進(jìn)行特征信息的增加并對噪聲進(jìn)行一定的降低，從而豐富圖像的信息特征。剩余的特征是通過遞歸的方式提取的，前一層的特征圖將通過第3卷積層濾波器的權(quán)重參數(shù)W3和偏置參數(shù)B3進(jìn)行運算。

在第3積層卷中，卷積核的大小為1×1，對于多光譜圖像來說，它們的圖像數(shù)據(jù)是多維的，使用 1×1尺寸的卷積核可以將不同維度的特征信息映射并整合到同一維度下，并且還能保持圖像原有的平面特性，除此之外，卷積操作還重新調(diào)整了圖像波段的長度，達(dá)到圖像降維的目的。最后1層卷積層將前面3層卷積層提取和增強的特征圖像進(jìn)行重構(gòu)，也就是將不同維度的圖像在第3層的基礎(chǔ)上做進(jìn)一步的融合。為了獲得有效融合后的高光譜特征圖像，將通過一個ReLU激活函數(shù)的非線性特性來傳遞融合高光譜圖像的特征圖[9]。

圖1為經(jīng)過卷積神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)重構(gòu)前后圖像對比(2004年7月21日Landsat-7 ETM+數(shù)據(jù))，重構(gòu)后的圖像清晰度提高了很多。圖1區(qū)域包含水體、藍(lán)藻及陸地等多種類別的地物，重構(gòu)前的圖像在放大后明顯有低分辨率導(dǎo)致圖像不清晰的情況，反觀經(jīng)過卷積神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)算法重構(gòu)的高分辨率圖像，不論在圖像的光譜信息上還是圖像的清晰度上都要優(yōu)于重構(gòu)前的圖像。

(a) 重構(gòu)前(423像素)

(b) 重構(gòu)后(1 692像素)圖1 圖像重構(gòu)前后局部放大圖像Fig.1 Partially enlarged image before and after image reconstruction

將重構(gòu)后的呼倫湖Landsat系列圖像在ENVI5.3平臺下標(biāo)記感興趣區(qū)域，用監(jiān)督分類中的神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)分類法[10]對影像進(jìn)行分類，并使用水面面積最大的1999年提取結(jié)果制作呼倫湖掩膜，將其他影像按照此掩膜進(jìn)行裁剪，以降低其他地物對分類精度的影響。然后利用對水體敏感的近紅外波段(TM/ETM+為第4波段，OLI為第5波段)，以目視解譯方法[11]進(jìn)行水面提取，用來與監(jiān)督分類的結(jié)果進(jìn)行對比。對比結(jié)果表明分類結(jié)果比較準(zhǔn)確。最后對監(jiān)督分類提取出的其他水面(河流、小水池等)的柵格進(jìn)行清理，并對呼倫湖柵格矢量化，得到湖面的矢量圖形(圖2)，并統(tǒng)計湖面面積變化。

圖2 呼倫湖水面衛(wèi)星圖像識別結(jié)果Fig.2 Satellite image recognition results of Hulun Lake water surface

1.3 水位變化

文獻(xiàn)[7]選取了呼倫湖1986—2009年共24年的Landsat影像資料，以數(shù)字高程模型(digital elevation model，DEM)為基礎(chǔ)，對呼倫湖水量的動態(tài)演化進(jìn)行了分析。本文選取該文獻(xiàn)中1986—2009年呼倫湖水面面積及對應(yīng)日期的水位高程數(shù)據(jù)作為反演模型的數(shù)據(jù)[7]。選取線性模型、指數(shù)模型、對數(shù)模型以及不同次數(shù)的多項式模型建立多種回歸模型，并通過相關(guān)系數(shù)R2來衡量模型擬合的相關(guān)程度，相關(guān)系數(shù)越大，模型擬合性能越好。最終選定的利用呼倫湖水面面積反演呼倫湖水位高程的模型為

H=-10-11S5+10-7S4-0.000 5S3+

0.942 1S2-918.66S+358 575

(2)

式中：H為呼倫湖水位高程；S為對應(yīng)年份的呼倫湖水面面積。

圖3為通過呼倫湖湖面面積反演得到的1999—2019年湖泊水位變化。對比20年來呼倫湖的水面水位變化情況，可以看出在1999—2012年呼倫湖的面積逐年減小，且2009—2012年這3年湖面萎縮嚴(yán)重，但在2013年之后水面又以較快的速度擴張，重新達(dá)到了近2 100 km2的水平，且2017年以后以較為平穩(wěn)的速度增長。水位的變化大體上與水面增減情況保持一致，同樣在2012年到達(dá)最低點，2013年起水位逐漸回復(fù)。

圖3 呼倫湖1999—2019年面積與水位反演結(jié)果Fig.3 Inversion results of Hulun Lake area and water level from 1999 to 2019

2 水量平衡分析

2.1 呼倫湖水面蒸發(fā)量

由于呼倫湖周邊沒有氣象觀測站，入湖的降水量采用克魯倫河與烏爾遜河下游兩個站的平均值代替。這兩個站點在呼倫湖的西南側(cè)，地勢平坦，地表高程略高于呼倫湖，氣象條件與呼倫湖基本上相同，采用這兩個站蒸發(fā)量和降水量的平均值作為呼倫湖研究區(qū)的蒸發(fā)量與降水量。2003—2012年克魯倫河與烏爾遜河下游觀測站測到的蒸發(fā)量與降水量見圖4，其中蒸發(fā)量采用20 cm口徑的蒸發(fā)皿測量。兩個站點年均降水量分別為180.4 mm與171.7 mm；兩個站點最大降水量出現(xiàn)在7月，分別為57.4 mm和53.8 mm。兩個站點蒸發(fā)皿測量得到的年均蒸發(fā)量分別為1 803.2 mm與1 423.3 mm，最大蒸發(fā)量都出現(xiàn)在6月，分別為320.5 mm和262.7 mm。

(a) 蒸發(fā)量年平均值

(b) 蒸發(fā)量月平均值

(c) 降水量年平均值

(d) 降水量月平均值圖4 克魯倫河與烏爾遜河下游的降水量與蒸發(fā)量Fig.4 Precipitation and evaporation in the lower reaches of the Krulen and Ulson rivers

大型湖泊與水庫的水面蒸發(fā)量與一般小型蒸發(fā)皿觀測值之間存在轉(zhuǎn)換系數(shù)，轉(zhuǎn)換系數(shù)與溫度、濕度、日照、風(fēng)速等因素有關(guān)。張武忠等[11]研究表明，呼倫貝爾地區(qū)湖泊水面蒸發(fā)量的轉(zhuǎn)換系數(shù)在 0.56～0.64之間；王志杰等[12]采用Penman公式及其修正式計算了1960—2008年呼倫湖的水面蒸發(fā)量，其中2003—2008年湖面的平均蒸發(fā)量為960.2 mm。對比分析發(fā)現(xiàn)，如果將轉(zhuǎn)換系數(shù)選為0.58，計算得到2003—2008年呼倫湖水面的平均蒸發(fā)量為 960.7 mm，這個值與王志杰等[12]得到的結(jié)果完全相同?？梢?.58的轉(zhuǎn)換系數(shù)是合理的，由此可得到2003—2012年呼倫湖的水面蒸發(fā)量如表1所示。

表1 2003—2012年呼倫湖湖面蒸發(fā)量及地下水補給量計算結(jié)果Table 1 Calculation results of Hulun lake surface evaporation and groundwater recharge from 2003 to 2012

2.2 呼倫湖水量平衡關(guān)系

呼倫湖主要的補給源來自烏爾遜河與克魯倫河[13]，2002—2012年兩條河下游年徑流量與月平均流量如圖5所示。冬季1—3月平均流量都為0，這是由于冬季的降雪以固態(tài)形式保留在地表，春季化凍后隨著春汛補給到下游。2003—2012年烏爾遜河與克魯倫河的多年平均徑流量分別為1.3億m3與1.4億m3。

(a) 年徑流量

(b) 月平均流量圖5 2003—2012年克魯倫河與烏爾遜河徑流量Fig.5 Runoff of the Krulen and Ulson rivers from 2003 to 2012

根據(jù)數(shù)字遙感影像反演可得到呼倫湖面積與水位的年度分布，將每年湖泊面積與水位的差值乘以當(dāng)年實測蒸發(fā)量與降水量，就可以得到庫容的變化(表1)。根據(jù)呼倫湖水面蒸發(fā)量可以計算出2003—2012年呼倫湖水面的年蒸發(fā)水量。由于在此期間湖水沒有向外排泄，呼倫湖水量基本滿足水量平衡方程為

Q1+Q2+Q3+Q4=Q5

(3)

式中Q1、Q2、Q3、Q4、Q5分別為入湖降水量、地表徑流量、地下徑流量、庫容變化量和湖面蒸發(fā)量。Q1、Q2值參見表1，根據(jù)衛(wèi)星圖像反演可以得到湖泊水位與面積的年度變化，從而可以計算出Q4。式(3)中未知項是Q3，實際上式(3)中還應(yīng)該包括湖泊周邊一些季節(jié)性河流或溪流對湖泊的補給量，因為這些溪流水量較小，而且分散，為了計算方便，將這部分地表徑流量納入地下徑流量之中。于是，通過式(3)可以計算出補給湖泊的地下徑流量Q3。

水量平衡的計算結(jié)果表明，2003—2012年呼倫湖的地下徑流量的平均值為5.3億m3，最大值出現(xiàn)在2010年，為10.6億m3；最小值出現(xiàn)在2012年，為0.6億m3。地下徑流量呈現(xiàn)出不確定性。

3 討 論

3.1 呼倫湖水位下降原因

降水量減少是呼倫湖水位下降的主要原因。呼倫湖流域在1957年之前降水量較多，1968—1981年為少雨期，1999—2012年為極干燥的少雨期。1998年呼倫湖降水量達(dá)到了590 mm的峰值，1999年之后降水量為低值[14]。2003—2012年的平均降水量為173.8 mm，2005年的降水量只有 128.7 mm 的低值(表1)。

2001年以來呼倫湖水位持續(xù)下降，下降趨勢延續(xù)到了2012年。呼倫湖區(qū)屬于額爾古納流域，額爾古納河流域年平均降水量532.5億m3，降水量最高的年份為2013年，達(dá)到881億m3[15]，2013年呼倫湖水位較2012年上升了1.12 m，降水量與湖泊水位之間存在明顯的對應(yīng)關(guān)系(圖6)。2013年降水量比1998—2018年的平均值高出了67%，造成呼倫湖水位的快速上升，水位從2012年的 540.5 m 上升到541.62 m，上升幅度達(dá)到1.12 m，庫容增加了20.4億m3(圖6與表1)。2014—2018年的降水量只有1998—2018年平均降水量的92%，但是湖水位仍然保持了較高的水位，顯然與引河濟湖輸水工程有關(guān)。

圖6 1998—2018年額爾古納河流域降水量與呼倫湖水位變化Fig.6 Change of Irguna River Basin precipitation and Hulun Lake water level from 1998 to 2018

1991年之前的觀測數(shù)據(jù)顯示，烏爾遜河注入呼倫湖的平均水量為6.25億m3，最小水量為3.22億m3(1979年)；克魯倫河注入呼倫湖的平均水量為5.41億m3，最小水量為1.48億m3(1972年)[2]。2003—2012年烏爾遜河向呼倫湖的注入水量平均值為1.30億m3，最小值為0.053億m3(2008年)；克魯倫河向呼倫湖的注入水量的平均值為1.41億m3，最小值為1.04億m3(2008年)。2003—2012年兩條河流平均入湖水量為2.67億m3，比1991年以前統(tǒng)計的均值少了8.99億m3。

自1999年以來，呼倫湖水位逐年下降，成為內(nèi)流湖，污染物濃度逐年增加，水質(zhì)不斷惡化。為拯救呼倫湖，2007年5月呼倫貝爾市啟動了“引河入湖”工程，直接從海拉爾河修建引水溝渠，將海拉爾河水引入湖中，計劃每年的引水量7.5億m3。2009年9月引河濟湖工程竣工后，最初的2010—2012年工程效果并不明顯。實際上，2003—2012年海拉爾河的平均徑流量為6.17億m3，其中，2011年與2012年的徑流量分別為3.7億m3與4.5億m3，海拉爾河的徑流量遠(yuǎn)小于引水計劃。湖水位從2010年的541.2 m下降到2012年的540.5 m，下降0.7 m，湖泊庫容減少了12.7億m3。2013年以來，引河濟湖工程每年的引水入湖水量穩(wěn)定在6億m3，對于維持呼倫湖水位繼續(xù)上升起到了重要的作用。

3.2 呼倫湖泉水來源

趙福林[2]調(diào)查發(fā)現(xiàn)呼倫湖底存在泉眼，這些泉眼流量較大，在水面封凍后可以直接觀測到。王鳳玲等[15]通過數(shù)字遙感影像分析發(fā)現(xiàn)，在呼倫湖底存在30多個泉眼，泉眼沿著正斷層分布，估計泉水補給湖泊的水量約為3.9億m3/a。由于前人研究的呼倫湖屬于外流湖，湖水可通過新開河向額爾古納河排泄，水量平衡關(guān)系相對復(fù)雜。現(xiàn)在呼倫湖完全屬于內(nèi)流湖，輸入湖水的河流只有兩條，補徑排關(guān)系相對簡單，地下水補給湖泊的平均水量5.3億m3/a更接近實際情況。湖底泉眼的平均流量達(dá)到 1 m3/s，表明泉水來自管道型的導(dǎo)水通道，源區(qū)的滲漏水通過導(dǎo)水通道向呼倫湖排泄，地下水維系著湖泊群、濕地及草原生態(tài)系統(tǒng)。

20世紀(jì)20年代，水文地質(zhì)學(xué)者發(fā)現(xiàn)在大興安嶺、內(nèi)蒙古達(dá)里諾爾、黑龍江、嫩江、五大連池、遼寧寬甸、長白山、河北平泉等地區(qū)分布著新生代玄武巖地下水，全國的分布面積約為9萬km2。這是除了孔隙水、裂隙水與巖溶水之外的一種地下水類型，在新生代玄武巖臺地分布地區(qū)，往往出現(xiàn)較大和特大泉水，泉水在枯水季節(jié)的絕對流量仍然很大[16]。陳建生等[17-20]認(rèn)為，新生代火山玄武巖地下水接受外源水補給，火山熔巖在冷卻過程中產(chǎn)生的收縮縫可以演變成為導(dǎo)水通道，外源水通過深部的導(dǎo)水通道在火山口一帶排泄，導(dǎo)水通道具有管道流特征。

呼倫湖的形成與火山噴發(fā)與巖漿活動有關(guān)。新生代以來，呼倫貝爾地區(qū)發(fā)生了劇烈的巖漿活動和頻繁的火山噴發(fā)，呼倫湖周邊地區(qū)分布著火山溶巖噴發(fā)的遺跡，湖盆南部的一些丘陵是由上新世火山噴發(fā)的黑色玄武巖構(gòu)成，氣孔構(gòu)造發(fā)育[21]。呼倫湖盆地南部的阿爾山火山群位于大興安嶺火山巖帶中部，發(fā)育有火山錐50多個，火山口湖100多個，最新的火山活動距今1900 a。發(fā)源于阿爾山的哈拉哈河是烏爾遜河的一條支流，哈拉哈河進(jìn)入貝爾湖后匯入到烏爾遜河，最終補給呼倫湖。哈拉哈河的補給源來自泉水，這些泉水都是從火山錐以及火山口湖中涌出，而且在冬季泉水量不減。由于泉水的溫度較高，在哈拉哈河源頭附近形成了一段長度 20 km 的不凍河。在阿爾山天池西偏南38 km的阿爾山市，分布著溫泉群，熱量從斷裂帶中溢出，在 4 km2的小范圍內(nèi)出露36眼溫度不同的泉水，南區(qū)冷泉出露的溫度為6.5～13 ℃，北區(qū)的泉群出露溫度為13.3～48 ℃[22]。由于在呼倫湖流域的河流的源頭地區(qū)非但沒有發(fā)現(xiàn)河流與湖泊的滲漏，相反，河流與湖泊的補給源也是地下水，由此可知，泉水不是當(dāng)?shù)亟邓娜霛B補給，而是來自其他流域的外源水。

呼倫貝爾大草原是世界上著名的天然牧場，世界四大草原之一，分布著大小湖泊500多個，濕地發(fā)育。根據(jù)Chen等[22]的研究，內(nèi)蒙古、黑龍江、吉林等研究區(qū)的草原、旱作農(nóng)田、灌木林、針葉林、灌木荒漠與人工林植物的蒸散發(fā)量在287.1～433.5 mm之間。呼倫湖流域的降水量明顯小于湖泊與植物的蒸散發(fā)量，外源地下水對維系呼倫湖流域湖泊、河流、草原生態(tài)系統(tǒng)起著重要的作用。外源地下水的補徑排關(guān)系將是今后重要的研究內(nèi)容。

4 結(jié) 論

a. 通過數(shù)字遙感影像反演得到呼倫湖1986—2019年水位與面積的變化，2000—2012年期間湖泊水位持續(xù)下降，總共下降了2.9 m。

b. 2003—2012年呼倫湖平均降水量只有173.8 mm，補給呼倫湖的河流徑流量減少了77.5%，湖泊的年均蒸發(fā)量17.5億m3。呼倫湖主要的補給源為地下水，每個泉眼的涌水量達(dá)到 1 m3/s，地下水通過管道型導(dǎo)水構(gòu)造向湖泊中排泄。

c. 呼倫湖流域及南部哈拉哈河源區(qū)的阿爾山地區(qū)在新生代發(fā)生過玄武巖噴發(fā)，火山錐及火山口中上涌的地下水補給河流，屬于新生代玄武巖地下水。水量平衡關(guān)系分析表明，水資源總量呈現(xiàn)出巨大的不平衡，外源地下水維系著湖泊、濕地、河流與草原生態(tài)系統(tǒng)。