Utilizator:Luzomim/Articol în lucru/Geologia Lunii

De la Wikipedia, enciclopedia liberă
Jump to navigation Jump to search
Harta geologică a feței lunare îndreptată către Pământ.
Tom Watters (cercetător principal la Institutul Smithsonian) vorbește despre activitatea geologică recentă a lunii.
Imaginea colorată de pe orbita Lunii transmisă de Galileo, în care pot fi observate caracteristicile sale geologice (fotografie NASA).
Aceeași imagine folosind filtre de culori diferite.

Geologia Lunii (numită uneori selenologie, deși acest de-al doilea termen se poate referi mai general la „știința lunară”) este destul de diferită de cea a Pământului: Luna nu are o atmosferă semnificativă, ceea ce minimizează consecințele eroziunii ca efect al vremii; nu are nicio formă anume a plăcilor tectonice, prezintă o gravitatie mai mică și se răcește mai repede. Geomorfologia complexă a suprafeței lunare este rezultatul unei combinații de procese, în special craterele de impact și vulcanismul. Luna este un corp diferențiat, prezentând scoarță, manta și miez.

Studiile geologice asupra Lunii se bazează pe o combinație de observații ale telescoapelor aflate pe Pământ, măsurători ale nave spațiale orbitale, analiză a probelor lunare și a datelor geofizice. Diverse eșantioane (totalizând 380,96 kg de roci și sol selenar) au fost colectate în mod direct în timpul aselenizărilor asociate programelor Apollo (din 1969 până în 1972). De asemenea, trei nave spațiale robotice sovietice au colectat și adus pe Pământ alte 326 g de astfel de materiale (din 1970 până în 1976). Luna este singurul corp extraterestru pentru care există mostre cu un context geologic cunoscut. Câțiva meteoriți lunari au fost identificați pe Pământ, deși craterele sursă de pe Lună nu sunt cunoscute. O parte substanțială a suprafeței lunare nu a fost încă explorată și o serie de întrebări asupra geologiei Lunii așteaptă încă răspuns.

Compoziție elementară[modificare | modificare sursă]

Elementele cunoscute a fi prezente pe suprafața Lunii includ, printre altele, oxigen (O), siliciu (Si), fier (Fe), magneziu (Mg), calciu (Ca), aluminiu (Al), mangan (Mn) și titan (Ti). Printre cele mai abundente sunt oxigenul, fierul și siliciul. Conținutul de oxigen este estimat la 45% (în procente masice). Carbonul (C) și azotul (N) par a fi prezente numai în urme, ca urmare a depunerilor aduse de vântul solar.

Compoziția chimică a suprafeței lunii [1]
Compus Formulă Compoziție
Mări lunare Teritoriile înalte
silice SiO2 45,4% 45,5%
alumină Al2O3 14,9% 24,0%
var nestins CaO 11,8% 15,9%
oxidul de fier(II) FeO 14,1% 5,9%
oxid de magneziu MgO 9,2% 7,5%
dioxid de titan TiO2 3,9% 0,6%
oxid de sodiu Na2O 0,6% 0,6%
99,9% 100,0%
Date de spectrometrie neutronică indică prezența hidrogenului (H) concentrat la poli. [2]
Concentrația relativă a diverselor elemente pe suprafața Lunii (în procente de masă)
Concentrația relativă (în procente de masă) a diverselor elemente în teritoriile lunare înalte și joase, relativ la cele de pe Pământ

Formare[modificare | modificare sursă]

Fața vizibilă a Lunii.

Pentru o lungă perioadă de timp, întrebarea fundamentală cu privire la istoria Lunii s-a referit la originea acesteia. Primele ipoteze au inclus fisiunea acesteia din masa Pământ, capturarea și co-acumularea. Astăzi, ipoteza impactului gigantic este teoria acceptată pe scară largă de către comunitatea științifică.[3]

Istoria geologică[modificare | modificare sursă]

Striațiile de pe suprafața lunară indică faptul că Luna s-a contractat la nivel global în trecutul geologic recent, iar fenomenul este încă în desfășurare.

Istoria geologică a Lunii a fost definită în șase epoci majore, denumite calendarul geologic lunar. Acum aproximativ 4,5 miliarde de ani, [4] nou–fomata Lună se afla în stare topită și orbita mult mai aproape de Pământ, fiind supusă forței mareice.[5] Aceste forțe mareice au deformat corpul topit într-un elipsoid, cu axa majoră orientată către Pământ.

Primul eveniment important în evoluția geologică a Lunii a fost cristalizarea oceanului magmatic, prezent aproape global. Nu se știe cu certitudine care a fost adâncimea sa, dar mai multe studii imndică o adâncime de aproximativ 500 km sau mai mult. Primele minerale care s-au format în timpul acestui proces sunt silicatul de fier și magneziu, respectiv olivina și piroxenul. Întrucât densitatea acestor minerale era superioară celei a materialului topit înconjurător, acestea s-au scufundat în masa lichidă. Atunci când cristalizarea a devenit aproximativ 75% completă, feldspatul anorthositic plagioclaz a început să cristalizeze; fiind mai puțin dens, acesta plutea, formând o crustă anorthositică de aproximativ 50 km grosime. Majoritatea oceanului magmatic a cristalizat rapid (în decurs de aproximativ 100 de milioane de ani sau mai puțin), deși rămășițele magmatice bogate în potasiu (K) pământuri rare (REE), și fosfor (P) (pe scurt, KREEP) ar fi rămas parțial topite pentru câteva alte sute de milioane (dacă nu chiar un miliard) de ani. Se pare că magmele bogate în aceste elemente refractare ale oceanului magmatic s-au concentrat în cele din urmă în regiunea Oceanus Procellarum și bazinul Imbrium – o provincie geologică unică, cunoscută în prezent sub denumirea de Procellarum KREEP Terrane.

Explorarea Craterului Shorty în timpul misiunii Apollo 17 pe Lună ( fotografie NASA). Aceasta a fost singura misiune Apollo care a inclus un geolog ( Harrison Schmitt).

Rapid după format crustei lunare (sau chiar în timpul formării sale), diferite tipuri de magme cu conținut ridicat de magneziu au dat naștere la norite și troctolite,[6] deși adâncimea exactă la care aceast proces a avut loc nu sunt cunoscute cu exactitate. Teorii recente sugerează că plutonismul rocilor de magneziu a fost în mare măsură limitat la regiunea Procellarum KREEP Terrane și că aceste magme sunt legate genetic de KREEP într-o manieră dată, deși originea lor este încă dezbătută în comunitatea științifică. Cea mai veche rocă din stratul de magneziu are vârsta de cristalizare de aproximativ 3,85 Ga. Cu toate acestea, ultimul impact major care ar fi putut excava adânc în crustă lunară (bazinul Imbrium) a avut loc acum circa 3,85 Ga. Astfel, pare probabil că activitatea plutonică a magneziului a continuat pentru un timp mult mai îndelungat și că rocile plutonice mai tinere pot exista la adâncime.

Analiza probelor lunare indică faptul că un procent semnificativ din bazinele de impact lunar s-au format într-o perioadă foarte scurtă de timp (circa 4–3,85 Ga în urmă), în timpul marelui bombardament târziu. Cu toate acestea, este acceptat faptul că materia ejectată din bazinul de impact Imbrium (unul dintre cele mai tinere bazine mari de impact de pe Lună) trebuie identificată pentru toate punctele de aterizare ale misiunii Apollo. Prin urmare, este posibil ca vârstele anumitor anumite bazine de impact (în special Marea Nectaris) să fi fost greșit atribuite ca fiind aceeași ca a lui Imbrium.

Mările lunare reprezintă scurgeri bazaltice a unor vechi erupții. În comparație cu lava terestră, acestea conțin mai mult fier, au vâscozități scăzute, iar unele conțin cantități importante de minerale bogate în titan precum ilmenit. Majoritatea erupțiilor bazaltice au avut loc acum 3,5–3 Ga, deși unele probe au vârste de până la 4,2 Ga, iar cea mai recentă erupție este estimată a fi avut loc acum numai 1 miliard de ani. Împreună cu mare vulcanism au apărut erupții piroclastice, care au împrăștiat materiale bazaltice topite la sute de kilometri distanță de vulcan. O mare parte din mare a format înălțimile reduse asociate cu bazinele de impact din apropiere. Cu toate acestea, Oceanus Procellarum nu corespunde niciunei structuri de impact cunoscute, iar cele mai joase cote ale feței îndepărtate ale Lunii (South Pole-Aitken basin) sunt acoperite doar parțial de mare.

Luna – Oceanus Procellarum ("Oceanul furtunilor")
Structura rectangulară a văilor de rift vechi (1 octombrie 2014)
Văile de rift vechi – context
Văile de rift vechi – vedere de aproape (concept artistic)

Impacturile meteoritilor și cometelor sunt singurele forțe geologice care acționează brusc asupra Lunii în prezent, deși mareele Oceanului planetar al Pământului provoacă – la scara lunii lunare – mici variații de stres.[7] Câteva dintre cele mai importante cratere utilizate în stratigrafia lunară s-au format în această epocă recentă. De exemplu, craterul Copernic (cu o adâncime de 3,76 km și o rază de 93 km), se estimează că s-a format acum circa 900 de milioane de ani (fapt încă supus controverselor). Misiunea Apollo 17 a aterizat într-o zonă în care materialul provenit de la craterul Tycho a fi putut fi eșantionat. Studiul acestor roci pare să indice faptul că acest crater s-ar fi format acum 100 de milioane de ani, deși acest fapt este – la rândul său – discutabil. Suprafața analizată a suferit, de asemenea, intemperii spațiale cauzate de bombardamentul cu particule de energie ridicată, acțiunea vântului solar și impactul cu micrometoriți. Acest proces face ca sistemele radiale asociate cu craterele tinere să se întunece până când se potrivește cu albedo-ul suprafeței înconjurătoare. Cu toate acestea, atunci când compoziția radială este diferită de materialele crustale care stau la baza acesteia, radiația ar putea fi vizibilă mult mai mult timp.

După reluarea explorării lunare în anii 1990, a fost descoperit că există fragmente care sunt rezultatul contracției prin răcire a Lunii.[8]

Stratigrafie[modificare | modificare sursă]

În partea superioară a secvenței stratigrafice lunare pot fi găsite cratere de impact radiale. Cele mai tinere cratere aparțin unității coperniciene. Dedesuptul acestora se pot găsi cratere fără sistem radial (unitatea eratosteniană), dar cu o morfologie de crater de impact destul de evidentă. Cele două unități stratigrafice mai tinere pot fi observate în petele de pe Lună, având dimensiunea craterelor. Sub acestea se găsesc alte două straturi extinse: unitățile marine (definite anterior ca unități procellariene) și bazinul Imbrium (unități imbriene), format din unități tectonice. O altă unitate a bazinului de impact este unitatea nectariană, localizată în jurul bazinului Nectarian. În partea inferioară a secvenței stratigrafice lunare se află unitatea prenectariană. Stratigrafia planetei Mercur este foarte asemănătoare cu cea a Lunii.

Peisajul lunar[modificare | modificare sursă]

Peisajul lunar este caracterizat prin craterele de impact, materia ejectată în urma impactelor, câțiva vulcani, dealuri, curgeri de lavă și depresiuni umplute cu magmă.

O fotografie a lunii pline luată de pe Pământ

Teritoriile înalte[modificare | modificare sursă]

Caracteristica cea mai pronunțată a Lunii este contrastul dintre zonele sale luminoase și cele întunecate. Suprafețele mai deschise sunt zonele lunare înalte, denumite Terrae (terra singular, din latinescul „pământ”), iar câmpiile întunecate se numesc Maria (mare singular, în latină „mare”). Denumirile au fost introduse în secolul al XVII-lea de către Johannes Kepler. Teritoriile înalte sunt formațiuni anorthositice, în timp ce mările sunt bazaltice. Mările lunare coincid adesea cu „zonele joase”, dar este important de reținut faptul că zonele joase (precum bazinul Aitken de la polul sud) nu sunt întotdeauna acoperite de mare. Terenurile înalte sunt mai vechi decât marea vizibilă și – prin urmare – prezintă mai mult craterate.

Marea lunară[modificare | modificare sursă]

Produsele majore ale proceselor vulcanice care au avut loc pe Lună sunt evidente observatorilor de pe Pământ sub formă mării lunare. Acestea sunt fluxuri de lavă bazaltică care corespund suprafețelor cu albedo scăzut, care acoperă aproape o treime din fața lunară îndereptată către Pământ. Doar câteva procente din fața îndepărtată au fost afectate de vulcanism. Chiar înainte de confirmarea adusă de către misiunille Apollo, majoritatea oamenilor de știință au presupus deja că mările sunt câmpii acoperite de lavă, deoarece prezintă modelul fluxului de lavă și prăbușirilor asociate tunelurilor de lavă.

Vârstele bazalților de mare au fost determinate atât prin datarea radiometrică directă, cât și prin tehnica numărătoare a craterului . Cele mai vechi vârste radiometrice sunt de aproximativ 4,2 Ga, în timp ce cele mai tinere vârste determinate prin numărătoarea craterului sunt de aproximativ 1 Ga (1 Ga = 1 miliard de ani). Volumetric, cea mai mare parte a marei a format între aproximativ 3 și 3,5 Ga înainte de prezent. Cel mai tânăr lavă a erupt în Oceanul Procellarum , în timp ce unele dintre cele mai vechi par să se afle pe farfurie. Marii sunt în mod clar mai tineri decât zonele muntoase înconjurătoare, dat fiind densitatea mai mică a craterelor de impact.

Luna - dovada unui vulcanism lunar tânăr (12 octombrie 2014)
Roli vulcanice în apropierea craterului Prinz
Casă vulcanică din cadrul complexului Mons Rümker
Creșterea ridurilor în interiorul craterului Letronne
Rima Ariadaeus este un graben . Fotografia NASA luată în timpul misiunii Apollo 10 .

O mare parte a mării a erupt în interiorul sau a intrat în bazinele de impact joase pe lunar. Cu toate acestea, este puțin probabil ca o relație de cauzalitate să existe între evenimentul de impact și vulcanismul mare, deoarece bazinele de impact sunt mult mai în vârstă (cu aproximativ 500 de milioane de ani) decât umplutura mare. În plus, Oceanus Procellarum , care este cea mai mare întindere a vulcanismului mare pe Lună, nu corespunde niciunui bazin de impact cunoscut. Se sugerează, de obicei, că motivul pentru care mareea a izbucnit doar pe marginea exterioară este că crusta din apropiere este mai subțire decât farsida. Deși variațiile în grosimea crustalei ar putea acționa pentru a modula cantitatea de magmă care ajunge în final la suprafață, această ipoteză nu explică de ce bazinul farfurie South Pole-Aitken , a cărui crustă este mai subțire decât Oceanus Procellarum, a fost umplută doar cu produse vulcanice.

Un alt tip de depozit asociat cu maria, deși acoperă și suprafețele de munte, sunt depozitele "mantale întunecate". Aceste depuneri nu pot fi văzute cu ochiul liber, dar pot fi văzute în imagini preluate din telescoape sau în orbite. Înainte de misiunile Apollo, oamenii de știință au crezut că sunt depozite produse prin erupții piroclastice . Unele depozite par să fie asociate cu conuri de cenușă alungite întunecate, consolidând ideea de piroclasme. Existența erupțiilor piroclastice a fost confirmată mai târziu de descoperirea sferulelor de sticlă similare celor descoperite în erupțiile piroclastice de aici pe Pământ.

Multe dintre bazalturile lunare conțin găuri mici numite vezicule , care au fost formate prin bule de gaz exsolving din magma în condițiile de vid întâlnite la suprafață. Nu se știe cu certitudine care gaze au scăpat de aceste roci, dar monoxidul de carbon este un candidat.

Probele de pahare piroclastice sunt de nuanțe verzi, galbene și roșii. Diferența de culoare indică concentrația de titan pe care o are piatra, particulele verzi având concentrațiile cele mai scăzute (aproximativ 1%) și particulele roșii care au cele mai mari concentrații (până la 14%, mult mai mult decât bazalul cu cele mai mari concentrații ).

Rilles[modificare | modificare sursă]

Rilles pe Lună a rezultat uneori din formarea canalelor de lavă localizate. Acestea se încadrează în general în trei categorii, constând în forme sinuoase, arcuite sau liniare. Urmând aceste rile înapoi la sursa lor, ele conduc adesea la un aer vechi vulcanic. Una dintre cele mai notabile reluări este caracteristica Vallis Schröteri , situată pe platoul Aristarchus de-a lungul marginii estice a Oceanus Procellarum . Un exemplu de rilă sinuoasă există la locul de aterizare Apollo 15 , Rima Hadley , situat pe marginea Bazinului Imbrium . Pe baza observațiilor din misiune, se crede, în general, că această râul a fost format din procese vulcanice, un subiect dezbătut de mult înainte ca misiunea să aibă loc.

cupole[modificare | modificare sursă]

O varietate de vulcani de scut poate fi găsită în locații selectate pe suprafața lunară, cum ar fi pe Mons Rümker . Acestea se crede că sunt formate din lavă relativ vâscoasă, posibil de silice, erupând de la orificii localizate. Cupolele lunare rezultate sunt trăsături largi, rotunjite, circulare, cu o pantă blândă înălțată la cîțiva sute de metri până la mijloc. Acestea sunt de obicei 8-12   km în diametru, dar poate fi până la 20   km peste. Unele cupole conțin o groapă mică la vârf.

Ridurile ridice[modificare | modificare sursă]

Ridurile ridului sunt trăsături create de forțele tectonice compresive din maria. Aceste trăsături reprezintă o flambare a suprafeței și formează crengi lungi în părțile marii. Unele dintre aceste creastături pot schița craterele îngropate sau alte caracteristici sub maria. Un prim exemplu al unei astfel de trăsături evidențiate este craterul Letronne .

Grabenele[modificare | modificare sursă]

Grabeni sunt trăsături tectonice care se formează sub presiuni extinse. Structurally, ele sunt compuse din două defecte normale , cu un bloc în jos între ele. Majoritatea grabens sunt găsite în maria lunară lângă marginile bazinelor de impact mari.

Craterele de impact[modificare | modificare sursă]

Mare Imbrium și craterul Copernic

Originea craterelor Lunii ca elemente de impact a devenit larg acceptată abia în anii 1960. Această realizare a permis ca istoria impactului Lunii să fie elaborată treptat prin intermediul principiului geologic al suprapunerii . Asta este, dacă un crater (sau ejecta lui) a suprapus alta, trebuie să fie cel mai tânăr. Cantitatea de eroziune înregistrată de un crater a fost un alt indiciu la vârsta sa, deși acest lucru este mai subiectiv. Adoptând această abordare la sfârșitul anilor 1950, Gene Shoemaker a luat studiul sistematic al Lunii departe de astronomi și la plasat ferm în mâinile geologilor lunari. [9]

Craterele de impact sunt cel mai notabil proces geologic de pe Lună. Craterele se formează atunci când un corp solid, cum ar fi un asteroid sau o cometă , se ciocnește cu suprafața la o viteză mare (vitezele medii de impact pentru Lună sunt de aproximativ 17   km pe secundă). Energia cinetică a impactului creează un val de șoc de compresie care radiază departe de punctul de intrare. Acest lucru este urmat de un val de rarefacție , care este responsabil pentru propulsarea majorității ejectelor din crater. În cele din urmă, există o revenire hidrodinamică a podelei care poate crea un vârf central.

Aceste cratere apar într-un continuum de diametre de-a lungul suprafeței Lunii, variind de la dimensiuni mici, până la imensul bazin Sud-Pole-Aitken cu un diametru de aproape 2.500   km și o adâncime de 13   km. Într-un sens foarte general, istoria lunară a craterelor de impact urmează o tendință de diminuare a dimensiunii craterului cu timpul. În special, cele mai mari bazine de impact au fost formate în perioadele timpurii, acestea fiind suprapuse succesiv de craterele mai mici. Distribuția frecvenței de mărime (SFD) a diametrelor craterului pe o anumită suprafață (adică numărul de cratere în funcție de diametru) urmează în mod aproximativ o lege a puterii cu un număr tot mai mare de cratere cu dimensiuni reduse ale craterului. Poziția verticală a acestei curbe poate fi utilizată pentru a estima vârsta suprafeței.

Craterelor lunare Regele afișează trăsăturile caracteristice ale unei formațiuni de impact mare, cu o bordură ridicată, margini, pereți interiori terasate, o podea relativ plat , cu unele dealuri, si o creasta centrala a scazut. Cantonul central în formă de Y este neobișnuit de complex.

Impacturile cele mai recente se disting prin caracteristici bine definite, incluzând o muchie ascuțită. Craterele mici au tendința de a forma o formă de castron, în timp ce impacturile mai mari pot avea un vârf central cu podele plate. Craterele mai mari prezintă, în general, caracteristici slumping de-a lungul pereților interiori care pot forma terase și coridoare. Cele mai mari bazine de impact, bazinele multietajate, pot avea chiar inele secundare concentrice din material ridicat.

Procesul de impact realizează excavarea materialelor de înaltă albedo care oferă inițial un aspect strălucitor sistemului crater, ejecta și raze . Procesul de climatizare în spațiu scade treptat albedo-ul acestui material astfel încât razele să se estompeze cu timpul. Treptat, craterul și ejectele sale suferă o eroziune a impactului cauzată de micometeorită și de impacturi mai mici. Acest proces erozional înmoaie și traversează trăsăturile craterului. Craterul poate fi, de asemenea, acoperit în ejecte de alte impacturi, care pot submergia caracteristici și chiar îngropa vârful central.

Ejectele de la impacturi mari pot include blocuri mari de material care reimpactază suprafața pentru a forma cratere de impact secundare. Aceste cratere sunt formate uneori în modele radiale distincte și, în general, au adâncimi mai mici decât craterele primare de aceeași mărime. În unele cazuri, o întreagă linie a acestor blocuri poate influența formarea unei văi. Acestea se deosebesc de catena sau lanțurile craterului, care sunt lanțuri liniare ale craterelor care se formează atunci când corpul de impact se rupe înainte de impact.

În general, un crater lunar este aproximativ circular. Experimentele de laborator efectuate la Centrul de Cercetare Ames al NASA au demonstrat că chiar și impacturile foarte mici cu unghiuri tind să producă cratere circulare și că craterele eliptice încep să se formeze la unghiuri de impact mai mici de cinci grade. Cu toate acestea, un impact de unghi mic poate produce un vârf central care este decalat de la punctul central al craterului. În plus, ejectele de la impacturi oblice prezintă modele distincte la diferite unghiuri de impact: asimetria pornind de la 60˚ și o "zonă de evitare" în formă de pană fără ejecta în direcția în care proiectilul a pornit de la aproximativ 45˚. [10]

Craterele de halo închis se formează atunci când un impact extinde materialul inferior albedo de sub suprafață, apoi depozitează acest ejec mai întunecat în jurul craterului principal. Acest lucru poate apărea atunci când o zonă de material bazaltic mai întunecat, cum ar fi cea găsită pe maria , este mai târziu acoperită de ejecta mai ușoară, derivată din impacturi mai îndepărtate în zonele montane. Această acoperire ascunde materialul mai întunecat, care este mai târziu excavat de craterele ulterioare.

Impacturile cele mai mari au produs foi de topitură de rocă topită care acoperă porțiuni de suprafață care ar putea fi la fel de groase ca un kilometru. Exemple de astfel de topi de impact se pot vedea în partea de nord-est a bazinului de impact Mare Orientale .

regolit[modificare | modificare sursă]

Suprafața Lunii a fost supusă unor coliziuni de miliarde de ani atât cu materiale asteroidale cât și cometare de dimensiuni mici și mari. De-a lungul timpului, aceste procese de impact au pulverizat și "grădinărit" materialele de suprafață, formând un strat granular, denumit regolith . Grosimea regolitului lunar variază între 2 metri (6,6 ft) sub maria tanara, pana la 20 metri (66 ft) sub cele mai vechi suprafețe ale munților lunari. Regolitul este compus în principal din materiale găsite în regiune, dar conține, de asemenea, urmele de materiale emise de craterele de impact îndepărtate. Termenul mega-regolith este adesea folosit pentru a descrie roca de bază puternic fractată direct sub stratul regolit de suprafață.

Regolitul conține roci, fragmente de minerale din roca de bază originală și particule sticloase formate în timpul impactului. În cea mai mare parte a regolitului lunar, jumătate din particule sunt făcute din fragmente minerale topite de particulele sticloase; aceste obiecte se numesc aglutinate . Compoziția chimică a regolitului variază în funcție de locația sa; regolitul din zonele muntoase este bogat în aluminiu și siliciu , la fel ca și pietrele din aceste regiuni.   regolitului în maria este bogat în fier și magneziu și este dioxid de siliciu sărac, așa cum sunt bazaltice rocile din care este format.

Regolitul lunar este foarte important deoarece stochează și informații despre istoria soarelui . Atomii care compun vântul solar – mai ales heliu , neon , carbon și azot – lovit suprafața lunară și s-au introdus în boabele minerale. La analizarea compoziției regolitului, în special a compoziției sale izotopice , este posibil să se determine dacă activitatea Soarelui sa schimbat odată cu trecerea timpului. Gazele vântului solar ar putea fi utile pentru viitoarele baze lunare, deoarece oxigenul, hidrogenul ( apa ), carbonul și azotul sunt nu numai esențiale pentru a susține viața, ci și potențial foarte utile pentru producerea de combustibil . Compoziția regolitului lunar poate fi, de asemenea, utilizată pentru a deduce originea sursei.

Lămpi de lavă lavă[modificare | modificare sursă]

Lunar groapă în Mare Tranquillitatis

Lămpile de lavă lavă formează o locație potențial importantă pentru construirea unei baze lunare viitoare, care poate fi utilizată pentru explorarea și dezvoltarea locală sau ca un avanpost uman pentru a servi explorării dincolo de Lună. Un potențial de peșteră lavă lunară a fost sugerat și discutat de mult în literatură și teză. [11] Orice tub de lavă intact pe Lună ar putea servi ca un adăpost din mediul grav al suprafeței lunare, cu impactul său meteoric frecvent, radiații ultraviolete de mare energie și particule energetice și variații extreme de temperatură diurnă. [12] [13] [14] În urma lansării Orbiterului de recunoaștere lunară, au fost înregistrate multe tuburi de lavă lunară. [15] Aceste gropi lunare se găsesc în mai multe locații de-a lungul Lunii, printre care Marius Hills , Mare Ingenii și Mare Tranquillitatis .

Oceanul magmatic lunar[modificare | modificare sursă]

Primele roci aduse de Apollo 11 erau basaltele . Deși misiunea a aterizat pe Mare Tranquillitatis , câteva fragmente milimetrice de roci provenind din ținuturile înalte au fost ridicate. Acestea sunt compuse în principal din plagioclase feldspar ; unele fragmente au fost compuse exclusiv din plagioclaza anorthostică. Identificarea acestor fragmente minerale a condus la ipoteza îndrăzneață că o mare parte a Lunii a fost odată topită și că crusta formată prin cristalizarea fracționată a acestui ocean magmatic .

Rezultatul natural al evenimentului ipotetic de impact gigantic este acela că materialele care s-au re-acreditat pentru a forma Luna trebuie să fi fost fierbinți. Modelele actuale prezic că o mare parte a Lunii ar fi fost topită la scurt timp după formarea Lunii, estimându-se că adâncimea acestui ocean de magmă variază de la aproximativ 500   km pentru a termina topirea. Crystallizarea acestui ocean de magma ar fi dat naștere unui corp diferențiat, cu o crustă și o manta distinctă compozit, și va consta în suitele majore ale rocilor lunare.

Pe masura ce cristalizarea oceanului magmatic lunar a inceput, mineralele cum ar fi olivina si piroxenul ar fi precipitat si s-au scufundat pentru a forma mantia lunara. După ce cristalizarea a fost de aproximativ trei sferturi completă, plagioclasa anorthostică ar fi început să cristalizeze și, din cauza densității scăzute, plutește, formând o crustă anorthosietică. Este important faptul că elementele care sunt incompatibile (adică cele care se împart în faza lichidă) s-ar fi concentrat treptat în magmă, pe măsură ce cristalizarea a progresat, formând o magmă bogată în KREEP, care inițial ar fi trebuit să fie împrejmuită între crustă și manta. Dovezi pentru acest scenariu provin din compoziția foarte anorthostică a crustății înalte lunare, precum și de existența unor materiale bogate în KREEP.

Formarea crustei anorthosite

Roci lunare[modificare | modificare sursă]

Materiale de suprafață[modificare | modificare sursă]

Programul Apollo a adus înapoi 837,87 pounzi (380,05 kg) din materialul de suprafață lunar [16] cea mai mare parte fiind stocată la Laboratorul Lunar de Recepție din Houston, Texas , iar programul Luna sovietic deblocat a dat 326 grame (11,5 oz) de material lunar. Aceste roci s-au dovedit a fi de neprețuit în descifrarea evoluției geologice a Lunii. Pietrele lunare sunt în mare parte făcute din aceleași minerale comune care formează piatra, cum ar fi olivina , piroxenul și feldspatul plagioclaz (anorthosite). Plagioclase feldspar se găsește în cea mai mare parte în crusta lunară, în timp ce piroxenul și olivina sunt de obicei văzute în mantaua lunară. [17] Ilmenitul mineral este foarte abundent în unele bazalturi mari și un nou mineral numit armalcolit (denumit Arm puternic, Al drin și Col lins, cei trei membri ai echipajului Apollo 11 ) a fost descoperit pentru prima dată în probele lunare.

Marii sunt compuși predominant din bazalt , în timp ce regiunile montane sunt sărace și compuse în principal din anorthosit , o stâncă compusă în principal din feldspat plagioclaz bogat în calciu . O altă componentă semnificativă a crustei sunt rocile igienice de tip Mg , cum ar fi troctoliti , noriti și KREEP-bazalți. Aceste roci sunt considerate a fi legate genetic de petrogenesisul KREEP .

Pietrele compuse pe suprafața lunară apar adesea sub formă de breccias . Dintre acestea, subcategoriile se numesc brecii fragmentale, granulitice și de topitură de impact, în funcție de modul în care s-au format. Brecciile de topire a impactului mafic , care sunt tipizate de compoziția scăzută K Fra Mauro , au o proporție mai mare de fier și magneziu decât rocile anorthositice de crustă tipică superioară, precum și abundențe mai mari ale KREEP.

Compoziția mării[modificare | modificare sursă]

Principalele caracteristici ale rocilor bazaltice în raport cu rocile din zonele muntoase lunare sunt că bazalul conține abundențe mai mari de olivină și piroxen și mai puțin plagioclază . Ele sunt mai bogate în fier decât basaltele terestre și au, de asemenea, vâscozități mai mici. Unele dintre ele au abundente mari de oxid de fero - titan , numit ilmenit . Deoarece prima prelevare de probe de roci a conținut un conținut ridicat de ilmenit și alte minerale conexe, au primit denumirea de "bazalt de titan ridicat". Misiunea Apollo 12 sa întors pe Pământ cu bazalți cu concentrații mai scăzute de titan și acestea au fost denumite bazalturi "cu titan mic". Misiunile ulterioare, inclusiv sondele robotizate sovietice , s-au întors cu bazalturi cu concentrații chiar mai scăzute, numite acum bazalturi "foarte mici de titan". Sonda spațială Clementine a prezentat date care arată că basaltele de mare au un continuum în concentrațiile de titan, cele mai ridicate roci de concentrație fiind cele mai puțin abundente.

Structura interna[modificare | modificare sursă]

Modelul actual al interiorului Lunii a fost derivat folosind seismometrele lăsate în urmă în timpul misiunilor programate de Apollo, precum și investigațiile asupra câmpului de gravitație și a rotației Lunii.

Masa Lunii este suficientă pentru a elimina orice goluri din interior, deci se crede că este compus din roci solide de-a lungul întregului. Densitatea redusă în vrac (~ 3346   kg m -3 ) indică o abundență scăzută de metal. Masa și momentul constrângerilor de inerție indică faptul că Luna are probabil un nucleu de fier care este mai mic de aproximativ 450   km în rază. Studiile despre librațiile fizice ale Lunii (mici perturbații la rotația sa) indică în plus că miezul este încă topit. Majoritatea corpurilor planetare și a lunilor au miezuri de fier care sunt de aproximativ jumătate din dimensiunea corpului. Luna este astfel anormală în a avea un miez a cărui dimensiune este de aproximativ un sfert din raza sa.

Crusta Lunii este în medie de aproximativ 50 de ani   km gros (deși acest lucru este nesigur de aproximativ ± 15   km). Se crede pe scară largă că crusta de pe partea laterală este în medie mai groasă decât cea apropiată cu aproximativ 15   km. [18] Seismologia a limitat grosimea crustei numai în apropierea locurilor de aterizare Apollo 12 și 14 . Deși analizele inițiale ale Apollo -era au sugerat o grosime de crustă de circa 60   km de la acest site, reanalizele recente ale acestor date sugerează că este mai subțire, undeva între aproximativ 30 și 45 de ani   km.

Camp magnetic[modificare | modificare sursă]

Comparativ cu cel al Pământului, Luna are doar un câmp magnetic extern foarte slab. Alte diferențe majore sunt că luna nu are în prezent un câmp magnetic dipolar (așa cum ar fi generat de un geodinamic în nucleul său), iar magnetizările care sunt prezente sunt aproape în întregime crustale. O ipoteză susține că magnetizările crustale au fost dobândite la începutul istoriei lunare, când o geodinamă încă funcționa. Dimensiunea mică a miezului lunar este totuși un obstacol potențial pentru această ipoteză. Alternativ, este posibil ca pe corpurile fără aer, cum ar fi Luna, să se genereze câmpuri magnetice tranzitorii în timpul proceselor de impact. În sprijinul acestui fapt, sa observat că cele mai mari magnetizări ale crustelor par a fi localizate în apropierea antipodurilor celor mai mari bazine de impact. Deși Luna nu are un câmp magnetic dipolar ca Pământul, unele dintre rocile întoarse au magnetizări puternice. Mai mult, măsurătorile de pe orbită arată că unele porțiuni ale suprafeței lunare sunt asociate cu câmpuri magnetice puternice.

Galerie[modificare | modificare sursă]

Vezi și[modificare | modificare sursă]

Note[modificare | modificare sursă]

Referințe științifice
Referințe generale

Legaturi externe[modificare | modificare sursă]

  1. ^ Taylor, Stuart R. (). Lunar Science: a Post-Apollo View. Oxford: Pergamon Press. p. 64. ISBN 978-0080182742. 
  2. ^ S. Maurice. „Distribution of hydrogen at the surface of the moon” (PDF). 
  3. ^ Lang, Kenneth (). The Cambridge Guide to the Solar System (ed. 2). New York: Cambridge University Press. p. 199. ISBN 978-0-521-19857-8. 
  4. ^ Kleine, T.; Palme, H.; Mezger, K.; Halliday, A.N. (). „Hf–W Chronometry of Lunar Metals and the Age and Early Differentiation of the Moon”. Science. 310 (5754): 1671–1674. Bibcode:2005Sci...310.1671K. doi:10.1126/science.1118842. PMID 16308422. 
  5. ^ Stevens, Tim (). „Ancient lunar dynamo may explain magnetized moon rocks”. Regents of the University of California. Accesat în . 
  6. ^ „Apollo 17 troctolite 76535”. NASA/Johnson Space Center photograph S73-19456. Curation and Analysis Planning Team for Extraterrestrial Materials (CAPTEM). Accesat în . 
  7. ^ Yu. V. Barkin, J. M. Ferrándiz and Juan F. Navarro, 'Terrestrial tidal variations in the selenopotential coefficients,' Astronomical and Astrophysical Transactions, Volume 24, Number 3 / June 2005, pp. 215 - 236.) [1][nefuncțională]
  8. ^ „NASA's LRO Reveals 'Incredible Shrinking Moon'. Lunar Reconnaissance Orbiter. NASA. Accesat în . 
  9. ^ Levy, David (). Shoemaker by Levy: The man who made an impact. Princeton: Princeton University Press. pp. 58–59,85–86. ISBN 9780691113258. 
  10. ^ „Experimental studies of oblique impact”. Proceedings of the Ninth Lunar and Planetary Conference. . Bibcode:1978LPSC....9.3843G. 
  11. ^ Coombs, Cassandra R.; Hawke, B. Ray (). „A search for intact lava tubes on the Moon: Possible lunar base habitats”. The Second Conference on Lunar Bases and Space Activities of the 21st Century. NASA. Johnson Space Center. 1: 219–229. Bibcode:1992lbsa.conf..219C. 
  12. ^ Pitul Marius Hills oferă locație potențială pentru baza lunară ; 25 martie 2010; NASA
  13. ^ Lunga de lună ar putea fi potrivită pentru colonie ; 1 ianuarie 2010; CNN-Tech
  14. ^ Oamenii de știință colonii lunare ochi - în găurile de pe suprafața lunară ; De Rich O'Malley; 4 ianuarie 2010; ZILE NOI, NY
  15. ^ Noi viziuni ale gropilor lunare ; 14 septembrie 2010; NASA
  16. ^ Orloff, Richard W. () [First published 2000]. „Extravehicular Activity”. Apollo by the Numbers: A Statistical Reference. NASA History Division, Office of Policy and Plans. The NASA History Series. Washington, D.C.: NASA. ISBN 0-16-050631-X. NASA SP-2000-4029. Accesat în . 
  17. ^ „Craters Expose the Moon's Insides”. Space.com. Accesat în . 
  18. ^ Mark Wieczorek and 15 coauthors, M. A. (). „The constitution and structure of the lunar interior”. Reviews in Mineralogy and Geochemistry. 60 (1): 221–364. Bibcode:2006RvMG...60..221W. doi:10.2138/rmg.2006.60.3.