Ледяной покров залива петра Великого на изображениях РСА PALSAR со спутника ALOS

Вестник ДВО РАН. 2013. № 6

УДК 528.835.042.8,551.467,(265.3),(265.4) Л.М. МИТНИК, Ю.А. КУЗЛЯКИНА

Ледяной покров залива Петра Великого на изображениях РСА PALSAR со спутника ALOS

Рассмотрены радиолокационные (РЛ) изображения ледяного покрова зал. Петра Великого, полученные в 2007—2011 гг. со спутника Японии ALOS радиолокационной станцией с синтезированной апертурой (РСА) PALSAR, работающей на длине волны 23,6 см. При сравнении изображений РСА со спутниковыми видимыми и инфракрасными изображениями выявлены РЛ-сигнатуры открытой воды, ледяного сала, ниласа, блинчатого льда, гладких и торосистых льдов, а также особенности, связанные с дрейфом льда и формированием линейных структур при циркуляции Ленгмюра.

Ключевые слова: зал. Петра Великого, ледяной покров, РСА PALSAR, спутник ALOS, радиолокационные сигнатуры морского льда.

Ice cover of Peter the Great Bay on ALOS PALSAR images. L.M. MITNIK, Yu.A. KUZLYAKINA (V.I. Il'ichev Pacific Oceanological Institute, FEB RAS, Vladivostok).

Radar images of the Peter the Great ice cover acquired in 2007—2011 from the Japanese ALOS satellite by synthetic-aperture radar PALSAR operating at the wavelength of 23.6 cm are considered. Comparison of PALSAR images with satellite visible and infrared ones have revealed the radar signatures of the open sea, grease ice, nilas, pancake ice, level and hummocky ice, as well as the features associated with ice drift and the formation of linear structures at the Langmuir circulation.

Key words: Peter the Great Bay, ice cover, PCA PALSAR, ALOS satellite, sea ice radar signatures.

Получение количественных характеристик морского льда - актуальная проблема при решении как научных (исследования климата), так и прикладных (операции в море, подходы к портам) задач. Важнейшими параметрами ледяного покрова являются его возраст, сплоченность, толщина и др., а также характеристики дрейфа, структура прикро-мочной ледовой зоны и т.д. [1, 7, 12].

В январе 2006 г. на орбиту был запущен японский спутник ALOS (Advanced Land Observation Satellite), оснащенный поляризационной радиолокационной станцией с синтезированной апертурой (РСА) PALSAR (Phased Array type L-band Synthetic Aperture Radar). Зондирование Земли на длине волны X = 23,6 см (L-band) обеспечивало получение данных о поверхности океана и материковых покровах независимо от времени суток и погоды. РСА работала в трех режимах с разрешением от 7 до 100 м в полосе обзора шириной 20-350 км при различном сочетании поляризации передаваемых и принимаемых радиолокационных (РЛ) сигналов (см. таблицу) [18]. Японское аэрокосмическое исследовательское агентство для выполнения проектов «Oceanic dynamic phenomena and sea ice study in the Northwest Pacific Ocean» и «Oil spill detection and mapping in the Northwest Pacific Ocean

*МИТНИК Леонид Моисеевич - доктор физико-математических наук, заведующий отделом, заведующий лабораторией, КУЗЛЯКИНА Юлия Анатольевна - ведущий инженер (Тихоокеанский океанологический институт им. В.И. Ильичёва ДВО РАН, Владивосток). *Е-таП: mitnik@poi.dvo.ru

Работа выполнена при частичной поддержке Целевой комплексной программы ДВО РАН «Спутниковый мониторинг Дальнего Востока для проведения фундаментальных научных исследований ДВО РАН» и гранта РФФИ 13-05-12093 офи_м.

Ьу Ь-ЬаМ ЛЬ08 РЛЬ8ЛК» бесплатно предоставило ТОИ ДВО РАН 300 РЛ изображений, полученных над различными районами Мирового океана, включая дальневосточные моря России [5, 13-15].

Ледяной покров зал. Петра Великого характеризуется значительной пространственной, временной и межгодовой изменчивостью. Площадь, толщина льда зависят от суровости зимы. Продолжительность периода со льдом, по многолетним данным, составляет в заливе 120 дней. В работе рассмотрена изменчивость РЛ-контрастов ледяного покрова во время его формирования и эволюции при различном состоянии атмосферы.

Характеристики режимов работы РСА РЛЬ8ЛЯ

Режим Ширина полосы обзора, км Угол визирования, град Пространственное разрешение, м Поляризация

Детальный (Fine) Обзорный (ScanSAR) Поляризационный (Polarimetrie) 40-70 8-60 7-44 ГГ или ВВ 14-88 ГГ + ГВ или ВВ + ВГ 250-350 18-43 100 ГГ или ВВ 20-65 8-30 24-89 ГГ + ГВ + ВГ + ВВ

Методика и материалы

РСА могут излучать импульсы с вертикальной (В) и горизонтальной (Г) поляризацией сигнала и принимать рассеянный сигнал назад на той же (ВВ, ГГ) или на перекрестной (ВГ, ГВ) поляризации. Вариации яркости изображения пропорциональны удельной эффективной площади рассеяния (УЭПР), которая, в свою очередь, определяется шероховатостью рассеивающей поверхности. Преобладающий вклад в уровень сигналов, принятых РЛЬ8ЛЯ, вносят неоднородности поверхности льда с размерами 30-40 см. Зависимости УЭПР от характерных размеров неоднородностей и от поляризации существенны для дискриминации типов (возрастных стадий развития) ледяного покрова [8; 10; 12, р. 73-104]. Поляризационные особенности различных типов льда зависят от длины волны РСА X и проявляются по-разному на изображениях со спутников ЛЬ08-1 (X = 23 см) и Епу1Ба1 и КЛБЛК8ЛТ-1/2 (X = 5,6 см). Вариации яркости изображений РСА обусловлены преимущественно свойствами поверхности льда, однако с увеличением рабочей длины волны возрастает глубина проникновения радиолокационных сигналов в среду, что, например, обеспечивает более надежное картирование льда в Арктике на X = 23 см в период летнего таяния [1, 4, 5, 8, 12, 16, 19].

В зал. Петра Великого лед наблюдается на фоне открытой морской поверхности. УЭПР поверхности моря с°м зависит от частоты V, поляризации р, угла падения в, скорости ветра Ж и угла между направлением зондирования и вектором ветра ф и может быть описана геофизической модельной функцией с°м = Ау,р,в,Ж,ф), которая для РЛЬ8ЛЯ приведена в [11]. Зависимости УЭПР для различных возрастных характеристик льда с°л суммированы в работах [5, 7, 9, 12]. Увеличение шероховатости поверхности (сильное волнение, торосистый лед) приводит к росту с°м и с°л (яркости изображения РСА). Использование изображений РЛЬ8ЛЯ с прямой (ВВ и ГГ) и перекрестной (ГВ и ВГ) поляризациями обеспечивает надежное обнаружение границ между областями гладкого и торосистого льда и границ между льдом и открытой водой [8]. Областям, где шероховатость мала, на изображениях РСА соответствует темный тон. Появление темных пятен и/или полос обусловлено слабым (< 2-3 м/с) ветром или ледяным салом, которое гасит мелкомасштабное волнение. Таким образом, зоны формирования нового льда у кромки льда или в открытом море выделяются в виде темных образований на фоне взволнованной морской поверхности, имеющей на изображении светлый тон [12, 15, 16].

Ледяной покров изучался по изображениям РСА PALSAR, полученным 13 января 2007 г., 24 и 26 января 2009 г., 7 февраля, 8 марта и 26 декабря 2010 г., 24 января и 14 февраля 2011 г. в различных режимах. Для демонстрации потенциала РСА выбраны изображения, полученные 13 января 2007 г. и 24 января 2011 г., когда в заливе наблюдались различные типы льда: ледяное сало, темный и светлый нилас, серые, серо-белые и белые льды различной сплоченности и заснеженности. РЛ-контрасты льда относительно морской поверхности зависели как от типов льда и его торосистости, так и от скорости приводного ветра. Высокое разрешение изображений PALSAR позволило выявить детальные характеристики ледяного покрова в Амурском и Уссурийском заливах.

Разнообразие типов льда, различия в условиях его формирования и эволюции, степени заснеженности, температуре и др. приводят к неоднозначной интерпретации вариаций яркости на изображениях РСА.

Правильность интерпретации возрастает при РЛ-зондировании льда на различных длинах волн и на разных поляризациях и при совместном анализе изображений РСА с видимыми и инфракрасными (ИК) изображениями [5, 9, 10, 13-16]. Вариации яркости видимых изображений определяются типом льда и степенью его заснеженности: альбедо льда A растет от значений, близких к A воды (ледяное сало, темный нилас), до значений A толстого покрытого снегом льда [6, 17]. Эта зависимость служит основой для оценки толщины льда d в диапазоне от 1-3 см (нилас) до 30-40 см (серый и серо-белый лед). Яркость ИК изображений определяется температурой подстилающей поверхности T, которая убывает от -1,8°С (вода у кромки льда) до T заснеженных серо-белых и белых льдов. Разность температур вода-лед растет с увеличением толщины и заснеженности льда. По вариациям яркости ИК изображений можно определить положение кромки льда, крупных полыней, трещин и разводий, выделить начальные формы льда, оценить толщину льда до значений d < 50-70 см [1, 3, 5, 19, 20].

При анализе изображений РСА PALSAR зал. Петра Великого были использованы видимые и ИК изображения, полученные спектрорадиометром MODIS со спутников Terra и Aqua и радиометром ETM+ со спутника Landsat-7, а также гидрометеорологические данные, близкие по времени к РЛ-зондированию, которые были взяты с карт приземного анализа Японского метеорологического агентства. Сведения о температуре воздуха могут быть использованы для оценки состояния поверхности льда и снега (сухой или влажный). Сведения о скорости и направлении ветра важны для оценки дрейфа льда. Цель исследования заключается в демонстрации потенциала РСА, работающей в дециметровом диапазоне, а также в детальном картировании и дискриминации типов льда в заливе, изучении его эволюции и дрейфа, обнаружении торосов, проложенных судами трасс, и других особенностей.

Ледяной покров 13 января 2007 г. На рис. 1 приведены изображения ледяного покрова зал. Петра Великого, полученные спектрорадиометром MODIS в 02:10 Гр. (местное время 12:10, день) и РСА PALSAR в 13:35 Гр. (местное время 23:35, ночь). Облачность на протяжении суток отсутствовала, температура воздуха на метеостанции менялась от -14 до -8 °С, а скорость ветра - от 2 до 5 м/с. Участки залива, покрытые льдом различных типов, контрастно выделяются на изображении PALSAR (рис. 1б). Взволнованная морская поверхность более шероховата, сильнее рассеивает РЛ сигналы и имеет светло-серый тон на изображении в отличие от темного тона более гладкой поверхности льда. На видимом изображении (рис. 1а) знак контраста противоположный: альбедо воды намного ниже, чем альбедо большинства типов льда.

Рассмотрим изменчивость яркости видимого и РЛ изображений более детально. На видимом изображении (рис. 1 а) лед в вершинах Амурского и Уссурийского заливов и у побережий характеризуется повышенной яркостью (зоны 1). Лед здесь толще, сформировался раньше и/или торосистый (у побережья) и покрыт снегом. Заметно ниже яркость зон 2, где толщина льда меньше и снег отсутствует. Яркость массивов льда, расположенных

южнее (зоны 3 и 4), еще меньше. В зоне 4 видны темные полосы, что говорит о наличии открытой воды или начальных видов льда. Альбедо полос льда у восточных берегов растет по мере продвижения к югу (полосы также помечены цифрой 1). Здесь наблюдаются льды, образовавшиеся ранее в северных частях залива, которые сдрейфовали на юг под влиянием преобладающих ветров. У западного побережья Уссурийского залива на фоне темной поверхности воды выделяются полосы льда (5) переменной яркости длиной 7-11 км, вытянувшиеся по направлению ветра. Цифрой 6 обозначен дым от ТЭЦ-2.

Полоса дыма (6) не регистрируется спутниковым радаром, но на рис. 1 б хорошо виден сплошной ледяной массив вдоль всего западного побережья Уссурийского залива. Темный тон изображения объясняется тем, что лед здесь тонкий и ровный и состоит преимущественно из ниласа. Вполне вероятно наличие здесь ледяного сала, рассеяние от которого, как и от ниласа, крайне мало. Модуляция яркости в пределах массива выражена слабо (при слабых ветрах блинчатый лед не сформировался). Некоторые полосы льда протянулись от сплошного массива на 4-9 км и более, что, в частности, может быть связано с продолжением формирования

льда, так как РЛ изображение было получено на 11 ч 25 мин позже видимого. У восточного побережья залива лед менее однороден: высокое разрешение РСА выявляет дополнительные особенности распределения льда. Вблизи берега и у кромки льда видны узкие светлые полосы торосистого льда, темные (гладкие) ледяные поля, окруженные светлыми кольцами (торосы), зоны ледяного сала (3) и другие детали.

В Амурском заливе зоны 1-4, имеющие различную яркость на видимом изображении, характеризуются и различным уровнем РЛ-рассеяния. Значения УЭПР спадают по мере перехода от зоны 1 к зонам 2, 3 и 4. Границы между зонами отличаются повышенной яркостью на обоих изображениях, что может быть вызвано образованием на границах зон более толстого торосистого льда. Кромка льда между о-вом Попова и западным берегом залива четко видна только на РЛ изображении: на видимом изображении положение кромки определяется с ошибкой из-за низкого контраста темного ниласа (зона н) на фоне

Рис. 1. Ледяной покров в Амурском заливе и в прол. Босфор Восточный на изображениях МОБК (а) и РАЬ8АЯ (б) за 13 января 2007 г. Здесь и далее пояснения к рисункам см. в тексте

Рис. 2. Ледяной покров в Амурском заливе и в прол. Босфор Восточный на фрагменте изображения РАЬ8АЯ за 13 января 2007 г. Стрелки показывают положение судов

Рис. 3. Ледяной покров в бухте Парис и в прол. Босфор Восточный на изображении РАЬЗАЯ 13 января 2007 г.

открытой морской поверхности. Темные полосы различной ширины видны к югу от основного массива льда и у о-ва Рикорда. Весьма вероятно, что они образованы ледяным салом и темным ниласом и на видимом изображении не обнаруживаются .

При анализе изображений РАЬ8АЯ с полным разрешением различимы детали, которые при усреднении сглаживаются. На рис. 2 показан фрагмент изображения РСА, очерченный пунктирным прямоугольником на рис. 1. Контрасты изображения скорректированы, чтобы выделить различия в уровне РЛ-рассеяния. Видны зоны 1, 2 и 3 и разделяющие их границы. Граница между зонами 1 и 2 проходит у о-ва Скребцова, который отмечен на изображении цифрой 4. Светлые точки и короткие узкие полосы в зоне 1 - области повышенной шероховатости (рассеяния). Дугообразная граница между зонами 2 и 3 шире, но менее контрастна, чем граница между 1 и 2. В зоне 3 различимы темные по тону ледяные поля, окруженные светлыми ободками. Прямые линии различной ширины и яркости отмечают трассы судов во льдах в Амурском заливе, в прол. Босфор Восточный и в бухте Новик. Трассы пересекают и светлую полосу, охватывающую п-ов Шкота, о-в Русский и о-в Попова. По всей видимости, полоса образована неоднородно-стями в мелкобитом и блинчатом льду размерами единицы дециметров - метры, которые ответственны за повышенный уровень рассеяния. Поверхность примыкающих к полосе ледяных полей более ровная, и они заметно темнее. В прол. Босфор Восточный яркие точки с крестообразно отходящими от них светлыми лучами - суда.

На рис. 3 - РЛ изображение бухты Парис. Вход в бухту прегражден сплошными льдами (1), в то время как внутри бухты льды наблюдаются в основном у южного и западного побережий. Уро -вень рассеяния от открытой воды в бухте (2) и прол. Босфор Восточный (3) выше, чем ото льда.

Ледяной покров 24 января 2011 г. Сильный ветер и низкая температура воздуха ускоряют образование и эволюцию льда и влияют на его РЛ-сигнатуры. 24 января, по данным метеостанции г. Владивосток, скорость северного ветра составляла 10-12 м/с, а температура воздуха менялась от -19 до -14 °С, что способствовало увеличению площади льда в заливе и его дрейфу в открытое море. Индикаторами холодного вторжения служат ориентированные по ветру гряды облачности и полосы льда на видимом (рис. 4а) и радиолокационном (рис. 4б) спутниковых изображениях. Как и на рис. 1, вариации альбедо отдельных частей неподвижного массива льда в северной части Амурского залива коррелируют с вариациями яркости изображения РАЬ8АЯ. Например, массив льда (1) восточнее п-ова Песчаный характеризуют пониженные значения альбедо и РЛ-рассеяния. Южнее п-ова Песчаный из-за дрейфа неконсолидированного массива льда на юг образовалось пространство открытой воды (2), обнаруживаемое на видимом изображении по темному, а на радиолокационном - по светлому тону, как и области открытой воды (3) к югу от о-ва Русский.

На фрагментах изображения РСА с полным разрешением (пунктирные прямоугольники на рис. 4б) выявляется больше деталей: светлые полосы торосов, окружающие поле гладкого льда

Рис. 4. Ледяной покров в зал. Петра Великого 24 января 2011 г. на изображениях, полученных: а - спектрорадиометром MODIS со спутника Aqua в 03:55 Гр., б - РСА PALSAR со спутника ALOS в 13:32 Гр. на Г-поляризации под углом 34,3°. Пунктирные прямоугольники очерчивают фрагменты, показанные с полным разрешением на рис. 5

округлой формы размером 5,5 х 7,2 км (рис. 5а), темные полосы ледяного сала на светло-сером фоне области открытой воды (рис. 5б). Сало образуется на подветренной стороне области и гасит волнение. С севера и востока область ограничена сплошным ледяным покровом темного тона. Образование начальных видов льда и дрейф льда отчетливо проявляются в Уссурийском заливе (рис. 4б). В западной и центральной частях залива

Рис. 5. Фрагменты изображения РЛЬ8ЛЯ 24 января 2011 г.: а - поле гладкого льда, б - пространство открытой воды с темными полосами ледяного сала

0 км 6 км

Рис. 6. Формирование льда в Уссурийском заливе при сильном ветре. Полосовая структура образована циркуляцией Ленгмюра: пунктирные линии соответствуют уровню рассеяния от взволнованной морской поверхности

видны многочисленные узкие темные полосы ледяного сала (4) длиной 6-9 км. Расстояние между темными полосами в центральной части залива составляет 0,27-0,48 км. Оценка была выполнена с помощью программы обработки изображений QAVIS [2] путем усреднения отсчетов (пикселей яркости) в пределах полосы, ограниченной прямоугольником на рис. 6. В нижней части рис. 6 показаны изменения уровня сигнала (яркости) вдоль полосы. К югу от о-ва Русский на изображении РСА с полным разрешением также видны полосы ледяного сала, разделенные полосами открытой воды шириной 0,16-0,23 км.

Полосы образованы чередованием в приповерхностном слое воды зон конвергенции и дивергенции течений, возникающих при циркуляции Ленгмюра. Зоны конвергенции имеют темный тон из-за концентрации ледяного сала. Эти особенности регулярно наблюдаются в полыньях, разводьях и у кромки льда при сильном ветре [5].

Слабоконтрастные полосы (немного ярче фона) в нижней части рис. 4б представляют собой отпечатки валиковой конвекции, развивающейся в пограничном слое атмосферы и сопровождающейся чередованием полос усиления и ослабления ветра. Длина волны (расстояние между полосами) растет вниз по потоку, составляя примерно 0,67-0,81 км.

Заключение

Спутниковые РСА обеспечивают получение изображений ледяного покрова с высоким пространственным разрешением независимо от времени суток и облачности. Зависимость уровня РЛ-рассеяния от характеристик шероховатости служит основой для выделения льда на фоне морской поверхности, идентификации ледяного сала, блинчатого льда и др., обнаружения отдельных ледяных полей, зон торосов, полыней и разводий. Возможности классификации типов льда, оценки характеристик дрейфа и др. заметно возрастают при совместном анализе изображений РСА на нескольких длинах волн и поляризациях, видимых и ИК изображений. Использование РСА PALSAR (длина волны 23,6 см), а в перспективе и РСА, работающих в P-диапазоне (длины волн 30-100 см), существенно повысит точность классификации морских льдов за счет большей глубины проникновения.

Опыт анализа РЛ-данных совместно с другими видами спутниковой и контактной информации предполагается использовать при интерпретации изображений РСА ледяного покрова со спутников Sentinel-1 (Европейское космическое агентство) и ALOS-2 (Япония), которые планируется запустить в 2014 г. Проект ТОИ ДВО РАН по спутнику ALOS-2 «Oceanic dynamic phenomena and sea ice study in the Northwest Pacific Ocean using L-band and C-band SAR» (PI Number 1100) отобран по конкурсу, объявленному Японским аэрокосмическим исследовательским агентством JAXA. Для реализации проекта JAXA предоставит бесплатно изображения PALSAR.

Авторы благодарят JAXA за данные PALSAR со спутника ALOS, NASA - за изображения MODIS и сотрудников ТОИ ДВО РАН В. А. Дубину и М.К. Пичугина за помощь в их обработке.

ЛИТЕРАТУРА

1. Вагапов Р.Х., Гаврило В.П., Козлов А.И. и др. Дистанционные методы исследования морских льдов. СПб.: Гидрометеоиздат, 1993. 341 с.

2. Гончарова А.А., Фищенко В.К., Дубина В.А. Применение программы экспресс-анализа изображений и видео QAVIS в задачах спутникового мониторинга // Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса. 2012. Т. 9, № 3. С. 293-298.

3. Лебедев Г.А., Парамонов А.И. Определение физических характеристик морского льда по данным инфракрасного зондирования с ИСЗ // Метеорология и гидрология. 2001. № 2. С. 72-80.

4. Митник Л.М., Митник М.Л., Дубина В. А. Дистанционное радиофизическое зондирование системы океан-атмосфера // Дальневосточные моря России: в 4 кн. / гл. ред. В. А. Акуличев. М.: Наука, 2007. Кн. 4. Физические методы исследования. С. 449-537.

5. Митник Л.М., Хазанова Е.С. Зондирование морского льда в Татарском проливе спутниковыми РСА сантиметрового и дециметрового диапазонов // Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса. 2012. Т. 9, № 1. С. 294-302.

6. Allison I., Brandt R.E., Warren S.G. East Antarctic sea ice: albedo, thickness distribution, and snow cover // J. Geophys. Res. 1993. Vol. 98, N C7. P. 12417-12430.

7. Comiso J. Polar Oceans from Space. N.Y.; L.: Springer, 2010. 513 p. (Atmosph. and Oceanogr. Sci. Library; vol. 41).

8. Dierking W. Mapping of different sea ice regimes using images from Sentinel-1 and ALOS Synthetic Aperture Radar // IEEE Trans. Geosci. Remote Sensing. 2010. Vol. 48, N 3. P. 1045-1058.

9. Dierking W., Dall J. Sea ice deformation state from synthetic aperture radar imagery. Pt 1. Comparison of C- and L-band and different polarizations // IEEE Trans. Geosci. Remote Sensing. 2007. Vol. 45, N 11. P. 3610-3622. doi: 10.1109/TGRS.2007.903711.

10. Eriksson L.E.B., Borenas K., Dierking W. et al. Evaluation of new spaceborne SAR sensors for sea-ice monitoring in the Baltic Sea // Can. J. Remote Sensing. 2010. Vol. 36, suppl. 1. P. S56-S73.

11. Isoguchi O., Shimada M. An L-band ocean geophysical model function derived from PALSAR // IEEE Trans. Geosci. Remote Sensing. 2009. Vol. 47, N 7. P. 1925-1936.

12. Microwave remote sensing of sea ice / ed. by F. Carsey. Wash.: Amer. Geophys. Union, 1992. 462 p. (Geophys. monogr.; 68).

13. Mitnik L.M. Advanced Land Observing Satellite PALSAR observations of the oceanic dynamic phenomena in the coastal zone // Proc. IGARSS'08, Boston, 6-11 July 2008. Boston, 2008. Vol. 2. P. 351-354.

14. Mitnik L.M., Dubina V. A. Interpretation of SAR signatures of the sea surface: Multisensor approach // Oceanography from Space. Dordrecht: Springer, 2010. P. 113-130.

15. Mitnik L.M. Oil spill detection and mapping in the Northwest Pacific Ocean by L-band ALOS PALSAR // Final reports of the ALOS Research Announcement Programs 1&2. JAXA ESA ASF, 2011. DVD ROM. P. PI364-1-PI364-8.

16. Nghiem S.V., Bertola C. Study of multi polarization C-band backscatter signatures for Arctic sea ice mapping with future satellite SAR // Can. J. Remote Sensing. 2001. Vol. 27, N 5. P. 387-402.

17. Perovich D.K. The evolution of sea-ice optical properties during fall freeze-up // Proceedings of SPIE. 1990. Vol. 1302. P. 520-531.

18. Rosenqvist A., Shimada M., Ito N., Watanabe M. ALOS PALSAR: A pathfinder mission for global-scale monitoring of the environment // IEEE Trans. Geosci. Remote Sensing. 2007. Vol. 45, N 11. P. 3307-3316.

19. Yu Y., Lindsay R. Comparison of thin ice thickness distributions derived from RADARSAT Geophysical Processor System and Advanced Very High Resolution Radiometer data sets // J. Geophys. Res. 2003. Vol. 108, N C12. doi: 10.1029/2002JC001319.

20. Yu Y., Rothrock D.A. Thin ice thickness from satellite thermal imagery // J. Geophys. Res. 1996. Vol. 101, N C10. P. 25753-25766.