海岛岸线定义为平均大潮高潮时刻的海陆分界线^[1]，即平均大潮高潮线矢量。海岛岸线决定了海岛的形状和大小，是海岛基础地理信息中最为重要的要素之一。随着测图比例尺的不同，海岛岸线的长度和形状都存在较大差异，具有典型的非线性分形特性。许多情况下，海岛岸线没有明显的地物特征或痕迹，不能通过实地定位和遥感测图方法直接获取^[2]。目前国内外海岛岸线测量方法主要有痕迹岸线现场测量、遥感影像痕迹岸线判绘和影像水边线提取3种^[3]。受自然岸线的模糊性和多义性等影响，岸线测量成果存在不一致的现象，很难满足大比例尺海岛测图要求。海岛岸线测绘一直以来是一个国际性技术难题。

海岛岸线具体实现和确定方法有所不同^[4]。我国将平均大潮高潮时留下的痕迹线作为海岛岸线^[5]，实质上以测定海水及漂浮物在海岸和岛礁上留下的较重痕迹作为岸线的测定手段^[3]。一般情况下，陆、岛海岸上留下的痕迹线不唯一，也不明显，有一定宽度，岸线测量中往往依赖于测量人员的工作经验。此外，海岛痕迹岸线的高程普遍不等，有的相差数米，可见，海岛痕迹岸线作为海岛岸线有一定的局限性。

本文采用严格定义的海岛岸线代替海岛痕迹岸线，测量平均大潮高潮时海岛的海陆分界线作为海岛岸线，在充分综合遥感信息、潮汐特征与海面地形信息的基础上，采用与陆地一致的海岛岸线测绘成果的坐标系统和高程基准，同步解决海岛岸线平面位置与海岛岸线高程测定的技术问题。该方法具有快速、高效、高程测定精度高、便于大规模测绘作业等特点，解决了基于遥感测图的海岛岸线测绘技术难题。用于替代传统的野外登岛测绘方法，作业成本大幅降低，作业周期明显缩短，且可避免由于痕迹岸线的模糊性导致的传统岸线测绘成果难以集成的现象发生，能有效保证海岛岸线测绘成果的唯一性和连续性。

1 立体测图环境中海岛岸线测量方法

立体测图环境中，影像水边线的平面和高程已知，其高程精度也与相应比例尺地物点的高程精度相当。假设影像水边线为一近似等高线^[6]，若能采用潮汐和水位推算方法求得水边线与海岛岸线的高差，就可由水边线高程得到海岛岸线的高程。这样，在立体测图环境中，可依据海岛岸线高程，采样跟踪出海岛岸线的平面坐标^[7]。立体测图环境中海岛岸线跟踪技术流程如图 1所示。

1.1 影像水边线的选择与高程提取

影像水边线高程将用于计算海岛岸线高程的起算基准，因此要求所选择的水边线高程不符值尽量小些，即满足水边线为近似等高线的条件。

影像水边线高程及其不符值一般具有如下性质：

(1) 曝光时刻海况越好，水边线不符值越小。

(2) 附近有浪花的影像水边线，其高程不符值相对较大。

(3) 海岛背风面的影像水边线，其高程不符值相对较小。

(4) 对于有风浪影响的影像，在迎风面的开阔地带、岸线平滑地方或能阻挡风浪的海湾处，其水边线的高程不符值相对较小。

(5) 海岸地形坡度越小，立体测图环境中水边线高程提取的准确度越高。

(6) 当海况条件较好时，曝光时间间隔短(如小于5 min)的不同影像，在一定空间范围内(如小于10 km)，其水边线的高程值应比较接近。

1.2 海岛岸线高程推算

当水边线为近似等高线时，利用提取后的水边线高程计算水边线平均高程。

利用潮汐模型计算平均大潮高潮位，依据影像曝光时刻，结合周边水位观测数据推算水边线瞬时水位；将平均大潮高潮位与水边线瞬时水位相减，求得海岛岸线与水边线的高差；由该高差值加上水边线平均高程，求得海岛岸线的高程。

平均大潮高潮位精度仅受潮汐模型精度影响。但是水边线瞬时水位精度不仅受潮汐模型影响，还受余水位和海况条件影响^[8]。因此，海岛岸线与水边线高差计算时，最好有曝光时刻前后该海区的同步水位观测数据支持。

1.3 立体测图环境中海岛岸线采样跟踪

在立体测图环境中，依据计算的海岛岸线高程，按类似等高线跟踪方法采样跟踪出海岛岸线。

在海岛岸线采样跟踪过程中，应参考痕迹岸线、水边线的空间形态及附近地貌特征，最大限度地保持海岛岸线的逼真信息。当跟踪出的海岛岸线与实际地形要素发生矛盾时，可在一定的高程限差范围内，调整岸线平面位置，消除矛盾。

通常情况下，海岸地形坡度越大，立体环境下采样跟踪海岛岸线的平面位置越准确。因此，实际作业过程中，当遇到地形坡度很小或海岸地形复杂的地方，应仔细采样跟踪，以提高岸线的准确性。

海岛平均水位线采样跟踪也可以参考上述流程实施。

2 影像水边线高程与海面瞬时水位推算

遥感影像在拍摄瞬间，海面与海岛相截处会在影像上显示出一条截线，这条截线称为影像水边线，水边线表征了海面瞬时水位与海岛的空间关系。

海洋中涉及的水位是指海面整体的垂直升降，海风等引起的涌浪不计入水位垂直变化中，在水位观测中或水位预处理时应尽量消除或减弱波浪的影响。瞬时水位主要分为两个部分：主体是引潮力在特定海底地形和海岸形状等因素制约下引起的海面升降，通常称为天文潮位；气压、风等气候、气象作用引起的水位变化，其中周期性部分以气象分潮形式归入天文潮位，而剩余的短期无周期性部分，通常称为余水位或异常水位，其主要激发因素是短期气象变化，在一定范围内具有较强的空间相关性。因此，瞬时水位变化h(t)可表示为^[8]

式中，MSL为当地长期平均海面在验潮零点上的垂直高度；T(t)为天文潮位；Δ(t)为观测误差；R(t)为余水位。

天文潮位T(t)是诸多分潮对引潮力响应的叠加，当地长期平均海面可看作是其平衡位置，相对于平衡位置的天文潮位可表示为

式中，m为分潮的个数；H_i、g_i分别称为分潮i的振幅和迟角，构成分潮i的调和常数，在潮汐调和分析时为未知的待求量，而用于潮汐预报时作为已知量；v_i(t)为分潮的天文幅角。

振幅H和迟角g反映了海洋对一频率外力的响应，可近似为常数。振幅H和迟角g称为实际潮汐分潮的调和常数。

遥感影像立体测图时，可测出影像水边线的平面位置矢量和高程值，因此，可以得到影像拍摄时刻海面瞬时水位的高程。显然，水位高程的高程基准与测图高程基准一致。

3 平均大潮高潮面与海岛岸线高程推算

平均大潮高潮面与海岛地面相截，其截线就是理论定义的海岛岸线。平均大潮高潮面与海岛岸线高程推算步骤如下：

3.1 平均大潮高潮面的选择

平均大潮高潮面是一种特征潮位面，用其相对于当地平均海面的高度来表示，该高度值称为净空基准值Q，其大小与当地潮汐的强弱即潮差的大小有着密切的关系。在海洋潮汐学中，平均大潮高潮面是指半日潮大潮期间高潮位的平均值，即定义限制于半日潮类型海域，这与大潮概念只存在于半日潮类型有关。在日潮类型海域，回归潮与半日潮类型的大潮具有相似的极值意义，但日潮类型海域回归潮时的日潮不等现象十分明显，故在日潮类型海域可采用平均回归潮高高潮面。对于混合潮类型海域，依据不规则半日潮类型与不规则日潮类型对应选择。因此，平均大潮高潮面的定义依据潮汐类型，而本质上代表的特征潮位面并不相同，这与美国海岸线定义中的平均高潮面相似，其在日潮类型海域实质是平均高高潮面^[9-10]。

3.2 净空基准值的统计算法

由平均大潮高潮面定义可知，其计算应采用实测水位数据或预报潮位的统计算法。算法的关键是推算或判断大潮或回归潮出现日期。推算是指首先由潮汐类型决定采用大潮或回归潮，进而分别依朔望(或阴历)或月球赤纬推算日期。判断是指直接由潮差大小判断大潮或回归潮出现日期，不判断潮汐类型也不计算月相与月球赤纬，可作为所有潮汐类型统一的统计算法。每次大潮或回归潮应选取前后共3天的高潮或高高潮，取19年的平均值，该平均值与当地长期平均海面在垂直方向上的差距即为净空基准值。

3.3 海岛岸线高程推算

平均大潮高潮面相对于平均海面的高度、影像拍摄时刻瞬时水位相对于平均海面的高度，以及平均大潮高潮面相对于瞬时水位的高差，都可由精密海潮模型推算。将立体测图过程中得到的影像拍摄时刻瞬时水位高程与该高差求和，就得到平均大潮高潮面的高程，即海岛岸线高程。显然，这里得到海岛岸线高程的高程基准也与测图高程基准一致。

4 测试分析与结论

本文采用航空遥感数据对某海岛及周边区域进行1:2000比例尺测图(如图 2所示)，在立体测图环境中按上述方法测定影像拍摄时刻海岛瞬时水位线的高程为1.69 m。

由本区域海洋潮汐模型、海面地形模型推算出影像拍摄时刻海岛瞬时水位线的高程为1.78 m，平均大潮高潮面高程(海岛岸线高程)为2.01 m，进而得到海岛岸线与瞬时水位线的高差为2.01-1.78=0.23 m。

由立体测图环境中瞬时水位线的高程和推算求得的海岛岸线与瞬时水位线高差求得，立体测图环境中海岛岸线高程值为1.69+0.23=1.92 m。

在立体测图环境中，由测图海岛岸线高程值1.92 m，按该方法跟踪出海岛岸线平面位置矢量(如图 2所示)。

为测试遥感测图海岛岸线测量性能，选择海岛背风处海岸，采用GPS RTK技术实测痕迹岸线点400余个，将痕迹岸线点大地高减去大地水准面高(16.12 m)，以2.5倍中误差为限差，迭代求取平均值，求得实测痕迹岸线高程为2.07 m。与推算的海岛岸线高程相差2.07-2.01=0.06 m，与立体测图中海岛岸线高程相差2.07-1.92=0.15 m。

综合以上面分析结果，可以看出：

(1) 海岛痕迹岸线在现场难以辨认，RTK测量方式获取的痕迹岸线不光滑，细节表达不清，尤其在狭长的海湾及礁石众多的地方，误差较大。

(2) 立体测图环境中测量的海岛岸线具有连续、精细的地理特征，在较高精度海潮模型和海面地形支持下，高程精度能优于0.2 m。

(3) 测试结果显示，实测痕迹岸线高程、岸线推算高程与立体测图环境下海岛岸线高程互差不大于0.2 m。