Размещено на http://www.allbest.ru/

Міністерство освіти і науки України

Чернівецький національний університет імені Юрія Федьковича

Географічний факультет

Кафедра фізичної географії та раціонального природокористування

Курсова робота

Тримірне моделювання великих кратерів моря Ясності

Виконавці: Галюк М.М. Клим'юк Г.І.

Науковий керівник: Кирилюк С.М.

Чернівці - 2015

Зміст

Вступ

Розділ 1. Геологічна будова видимої півкулі Місяця

1.1 Хронологія вивчення поверхні Місяця

1.2 Геологічна будова Місяця

Розділ 2. Особливості геологічної будови, віку і геоморфології поверхні окремих ділянок видимої півкулі Місяця та їх моделювання

2.1 Методика тримірного картографування поверхні Місяця

2.2 Характеристика Моря Ясності

2.3 Геолого-геоморфологічна характеристика регіону кратерів Тімохаріс та Ламберт

Висновки

Список використаної літератури

Вступ

Актуальність. Місяць єдиний природний супутник Землі і найближче до нас небесне тіло. Незважаючи на достатню кількість вихідних матеріалів щодо вивчення Місяця його геологічній будові приділено недостатньо уваги. Місячна поверхня зберегла риси первісної будови тому її досконале вивчення дозволить краще зрозуміти еволюцію поверхні Землі.

Актуальним є вивчення розвитку місячної поверхні в різних геологічних ерах; виявити та описати процеси які відбувалися на поверхні Місяця в періоди його розвитку.

Завдання дослідження:

1. Ознайомитись з геологічною будовою Місяця.

2. Розробити методику тримірного картографування поверхні Місяця.

3. Географічно охарактеризувати територію дослідження - море Ясності.

4. Дати геолого-геоморфологічну характеристику кратерам Тімохаріс і Ламберт та здійснити їх тримірне картографування.

Об'єкт та предмет дослідження. Об'єктом дослідження є - Місяць - природний супутник Землі, предметом - великі кратери моря Ясності.

Розділ 1. Геологічна будова видимої півкулі Місяця

1.1 Хронологія вивчення поверхні Місяця

Для вивчення поверхні Місяця було здійснено 65 офіційних запусків, в т.ч. автоматичних міжпланетних станцій, які були оснащені посадочними модулями, самохідними апаратами та пілотованими експедиціями (таблиця 1). Серед них колишнім Радянським Союзом було здійснено 28 запусків, США - 34, Японією - 2, Європейським Союзом - 1.

Таблиця 1

Хронологія вивчення поверхні Місяця автоматичними станціями та пілотованими експедиціями

Країна	Дата	Назва автоматичної станції	Країна	Дата	Назва автоматичної станції
	02.01.1959	"Луна-1"		08.09.1967	"Surveyor-5"
	03.03.1959	"Pioneer-4"		07.11.1967	"Surveyor-6"
	12.09.1959	"Луна-2"		07.01.1968	"Surveyor-7"
	04.10.1959	"Луна-3"		07.04.1968	"Луна-14"
	26.01.1962	"Ranger-3"		15.09.1968	"Зонд-5"
	23.04.1962	"Ranger-4"		10.11.1968	"Зонд-6"
	18.10.1962	"Ranger-5"		21.12.1968	"Apollo-8"
	02.04.1963	"Луна-4"		18.05.1968	"Apollo-10"
	30.01.1964	"Ranger-6"		13.07.1969	"Луна-15"
	28.07.1964	"Ranger-7"		16.07.1969	"Apollo-11"
	17.02.1965	"Ranger-8"		08.08.1969	"Зонд-7"
	21.03.1965	"Ranger-9"		14.11.1969	"Apollo-12"
	09.05.1965	"Луна-5"		11.04.1970	"Apollo-13"
	08.06.1965	"Луна-6"		12.09.1970	"Луна-16"
	18.07.1965	"Зонд-3"		20.10.1970	"Зонд-8"
	04.10.1965	"Луна-7"		10.11.1970	"Луна-17"
	03.12.1965	"Луна-8"		31.01.1971	"Apollo-14"
	31.01.1966	"Луна-9"		26.07.1971	"Apollo-15"
	31.03.1966	"Луна-10"		02.09.1971	"Луна-18"
	30.05.1966	"Surveyor-1"		28.09.1971	"Луна-19"
	01.07.1966	"Explorer-33"		14.02.1972	"Луна-20"
	10.08.1966	"Lunar Orbiter-1"		16.04.1972	"Apollo-16"
	24.08.1966	"Луна-11"		07.12.1972	"Apollo-17"
	20.09.1966	"Surveyor-2"		08.01.1973	"Луна-21"
	22.10.1966	"Луна-12"		29.05.1974	"Луна-22"
	06.11.1966	"Lunar Orbiter-2"		28.10.1974	"Луна-23"
	21.12.1966	"Луна-13"		09.08.1976	"Луна-24"
	05.02.1967	"Lunar Orbiter-3"		24.01.1990	"Hiten"
	17.05.1967	"Surveyor-3"		25.01.1994	"Clementine"
	04.05.1967	"Lunar Orbiter-4"		24.12.1997	"AsiaSat 3/HGS-1"
	14.07.1967	"Surveyor-4"		07.01.1998	"Lunar Prospector"
	19.07.1967	"Explorer-35"		30.09.2003	"SMART-1"
	01.08.1967	"Lunar Orbiter-5"		14.09.2007	"Selene"

1.2 Геологічна будова Місяця

Термін (геологічна будова) у застосуванні до Місяця означає, як і для Землі, опис розповсюдження і співвідношень геологічних тіл (обмежених обсягів порід) в оболонці і на поверхні Місяця, а також створюваних ними поверхневих форм. геологічний місяць кратер

Проте основним матеріалом при вивченні геології Місяця служать фотографії її поверхні з орбітальних апаратів і карти, побудовані шляхом дешифрування цих фотографій, які слід називати геолого-морфологічними картами [44, 42]. Ці дані доповнюються зборами зразків у кількох місцях посадок і далеко не повними відомостями по сейсміці, гравітаційних аномаліях і геохімії поверхні за дистанційними вимірам. До справжнього моменту геологія Місяця вивчена краще, ніж у будь-якої іншої планети чи супутника сонячної системи, не рахуючи, звичайно, Землі.

Основними структурами на Місяці є материки і моря, ударні кратери і басейни, вулканічні утворення. Материки Місяця - це світлі височини, густо вкриті кратерами і структурами обрамлення місячних басейнів. Вони займають близько 84% всієї поверхні і підносяться у середньому на 3 - 4 км над западинами з темними морями.

Оскільки центр мас Місяця зсунутий у бік Землі від його геометричного центру [24], можна сказати, що материки зворотного боку Місяця на 4 - 6 км вище материків видимої сторони. У цілому материки складені породами габро-анортозитового ряду, які докладно описані нижче.

Материки утворюють верхню частину місячної кори, склад якої від анортозитів на поверхні до дунітів і троктолітів в основі кори. Потужність цієї кори оцінюється за даними мережі сейсмометрів, залишених на Місяці (Аполлонами) та реєструючих проходження хвиль від ендогенних та ударних місяцетрусів. Цих даних не завжди достатньо для однозначної інтерпретації, тому оцінка будови і потужності місячної кори у різних авторів не цілком узгоджуються (особливо це стосується кори зворотного боку і прілімбових частин). У центрі видимої сторони потужність кори в середньому становить 60 км, в районах морів Нектару і Східного збільшується до 80-100 км, а на зворотному боці може доходити до 100 - 150 км. Гравіметричні дані, отримані шляхом допплерівського стеження за швидкостями орбітальних апаратів, свідчать про зменшення потужності кори приблизно вдвічі в районах, округлих морів Дощів, Ясності, Східного та ін. [24, 42]. В основі кори намічається переривчастий горизонт з підвищеною швидкістю сейсмічних хвиль.

Моря, що займають інші 16% поверхні, - це темні базальтові рівнини з відносно рідкісними кратерами, розташовані в регіональних зниженнях, звичайно в округлих западинах місячних басейнів. Всюди морські базальти перекривають більш древні материкові структури. Різниця гіпсометричних рівнів материків і морів пояснюється ізостатичною компенсацією, оскільки щільність базальтів морів більше щільності анортозитів на 0,3 - 0,4 г / см. Однак, в деяких округлих морях присутні такі надлишкові маси (маскони), що дозволяє допустити можливість виливу на поверхню 20-км товщі базальтів. Ця оцінка представляється завищеною, так як зазвичай по незатопленим реліктам добазальтових кратерів у морях можна оцінити потужність затоплення базальтами лише першими кілометрами. Швидше за все маскони створені сумою мас поверхневих базальтів і підняттів мантії під цими морями, тобто зменшенням потужності кори в цих місцях, що було, мабуть, наслідком падіння астероїдів з утворенням гігантських чаш басейнів і подальшому ізостатичному вирівнюванні та супутнім вулканізмом. У розташуванні темних морів намічаються дві смуги: від Океану Бур до Моря Хмар і від Моря Дощів через Море Достатку до Моря Південного. Положення цих смуг, мабуть, визначається глобальними системами розривів, що полегшує вихід магми, але те, що базальти заповнили при цьому ланцюжок округлих басейнів, не являється доказом ендогенної природи цих басейнів; базальти своєю надмірною масою лише сприяли їх збереженню у вигляді западин. Лавові товщі утворені численними потоками, потужність яких досягає 20 - 50 м. Судячи з їх морфології і по експериментам із плавленням місячних зразків, в'язкість потоків була дуже малою, порівнянної з в'язкістю води, і тому вони розтікалися на величезні відстані, часто не утворюючи помітних крайових уступів. У деяких локальних пониженнях формувалися лавові озера глибиною принаймні 200 м (район Моря Східного), в яких при подальшому дренажі лав залишалися крайові уступи, що відзначають рівень стояння лав. Крім темних базальтових морів, на материках безсумнівно присутні і більш давні лавові поля з освітленою поверхнею, ймовірно, перекритою тонкими чохлами викидів із пізніших ударних басейнів і кратерів. Відносно молоді ударні дрібні кратери пробивають ці чохли і виносять на поверхню темний матеріал, наприклад, в районі кратерів Шіллер і Варгентін, в околицях Моря нектару і ін. [27, 35]. Однак у більшості випадків ці (стародавні) моря (за структурними співвідношеннями вони стародавніші темних базальтів морів) не вдається відрізнити від фацій флюідизованних викидів з басейнів.

Таким чином, потужна материкова кора охоплює весь Місяць, не розділяючись, як на Землі, на окремі (континенти), і лише в деяких місцях вона тоншає і перекривається базальтовими покривами. Під корою до глибини 800 км лежить мантія, в якій, починаючи з глибини приблизно 300 км, з'являються ознаки слабкої сучасної активності, які проявляються місяцетрусами. Місяцетруси складаються в два широкі розмиті пояси, не що неспівпадають з поясами темних морів. Глибше 800 км, мабуть, з'являється суттєва кількість розплаву, який не пропускає поперечні сейсмічні хвилі.

І моря, і материки покриті уламковим шаром, що складається з брекчій, заміряна потужність яких, за даними неглибокого сейсмозондування, становить 18 - 38 м. Біля поверхні брекчії переходять в рихлий реголіт потужністю 2 - 12 м. Крім того, закратеренний материк, очевидно, являє собою по суті справи, мегабрекчію до глибин по крайній мірі в кілька кілометрів, а трещинуватість проникає, можливо, до 25 км, де тріщини закриваються в результаті збільшеного тиску. Ударні кратери займають переважне місце серед структур Місяця, заповнюючи весь діапазон розмірів від мікрократерів до структур з поперечником 150 - 300 км (більш крупні форми відносяться до басейнів). Наймолодші (коперніковські) кратери розміром менше 10 - 15 км мають прості, чашовидної форми і різкі гребені валів, на зовнішніх схилах валів зустрічаються струйчасті і дюноподібні структури, великі брили, очевидно, викинуті з кратера, і вторинні кратери, утворені такими брилами; від вторинних кратерів іноді простягаються луси вибитого брилами матеріалу. Як правило, ці кратери оточені світлим ореолом. У більш великих молодих кратерів з поперечником до багатьох десятків кілометрів структура ускладняються. У них з'являються виположені днища з поодинокими або множинними центральними гірками, террасованні просідання внутрішніх стінок, за рахунок яких збільшується діаметр первинного кратера, озера застиглих розплавів на днищах та на валах. Зовнішні схили вкриті струйчатими, ялинковидними (переплетеними) грядами і борознами, що свідчать про рух матеріалу від центру кратера; за валом суцільного викиду починаються поля численних вторинно ударних кратерів. Світлі викиди вторинних кратерів утворюють пір'євидні форми, радіальні до кратера, але серія таких форм може скластися в смугу довжиною в сотні кілометрів (кратерні промені), які не строго радіальні до центральної структури. Ці кратери утворилися при вибухах метеоритів з вивертанням і викидом матеріалу кори до глибин в сотні метрів і кілометрів.

Плоскі днища і центральні гірки утворюються переважно за рахунок динамічної віддачі в момент вибуху, переважно за рахунок перерозподілу ударних розплавів і подальшого ініційованого вулканізму. Речовина променів складається переважно з місцевого матеріалу, вибитого вторинними кратерами, і в меншій мірі присутня речовина, викинута безпосередньо з центрального кратера. Із збільшенням віку кратерів їх промені темніють і зникають, змішуючись з реголітом, їх кромки валів, тераси і вторинні кратери згладжуються і розпливаються, днища дрібнішають, вали розбиваються подальшими тектонічними деформаціями та перекриваються новими викидами - поки кратери не зникають зовсім. При цьому в першу чергу стираються менші кратери [5], а від перших сотень мільйонів років місячної історії кратерів майже не збереглося. У той же час безсумнівно, що інтенсивність кратероутворення на початку місячної історії в сотні разів перевершувала сучасну. До кількості ударних кратерів на одиницю площі можна визначати відносний вік обмежених майданчиків, а калібруючи ці дані з даними абсолютних вікових груп у місцях посадок "Аполонів", можна приблизно оцінювати і абсолютний вік майданчиків, - звичайно, з певними застереженнями.

Басейни - це круглі западини, оточені декількома (рідше одиночними) кільцевими хребтами з поперечником понад 250 - 300 км, частково або повністю виконані лавами або іншими породами, вирівнюючими рельєф. Наймолодше і найменш модифіковане з таких утворень - це Море Східне, де найкраще видно первинні структури басейнів. Базальти Моря Східного заповнюють центральну частину западини, оточеній трьома основними кільцевими хребтами з поперечником 480, 620 та 930 км. Проміжок між лавами і внутрішнім кільцем і частина простору між внутрішнім і середнім кільцем виконані так званою горбисто-зморшкуватою фацією, яка утворена ударними розплавами, або продуктами першої фази ініційованого вулканізму. Між середнім і зовнішнім хребтом серед різносортних лав видно останці з радіально-концентричними структурами викидів. Тому вважається, що зовнішнє, а можливо, і середнє кільце утворені в результаті переміщень кори, пов'язаних з формуванням кратера; сам же кратер, швидше за все, обмежений межами внутрішнього кільця; його початкова глибина становила 10 - 20 км, хоча деякі автори вважають, що він був глибше. Суцільний покрив викидів з цієї структури простежується на відстані 500 - 1000 км від зовнішнього хребта, а їхній обсяг становить не менше 1 - 2 млн куб. км. Це величезне поле субпаралельних і гіллястих або переплітаючих між собою валів і борозен, в цілому субрадіальних або субконцентричних до центральної западини. Ряд специфічних структур і малюнків, утворюваних ними (струйчаті, колосоподібні, петлевидні, ешелоновані та ін), говорять про те, що матеріал випадав суцільними масами по дуже пологим траєкторіях і після випадіння продовжував рух по поверхні в квазірідкому стані. Деяка частина субрадіальних і субконцентричних структур, мабуть, утворена тектонічними розривами, також пов'язаними з формуванням кратера. За межами суцільного викиду розсіяні плями і смуги дисперсного викиду, а також незліченні грона і ланцюжки вторинно ударних кратерів з поперечником до 20 км: практично вони зустрічаються по всій поверхні Місяця, перекриваючись лише морськими базальтами. Більш древні басейни (западини Моря Дощів, Нектару та ін) характеризуються більш вирівняними і (затопленими) центральними частинами і менш різкими кільцевими хребтами. Скульптура викидів зі збільшенням віку басейну швидко розпливається і зникає, ймовірно, за рахунок переміщення пухкої речовини викидів при місяцетрусах до місцевих знижень, так що у більшості басейнів поля викидів обвести не вдається. Але при цьому стає більш чітко розрізнятися радіально-концентрична блокова структура кільцевих хребтів і прилеглої місцевості. Деякі басейни, особливо на зворотному боці, залишилися незаповненими базальтами. Раніше їх називали особливим терміном лталассоїди, але вони, в принципі, не відрізняються від інших басейнів. Найдавніші з них визначаються з великими зусиллями, і частина їх, очевидно, залишилася нерозпізнаною. З басейнами пов'язані специфічні материкові прояви типу формації Кейлі. Їх породи заповнюють зниження з примхливими кордонами, утворюючи (озера) з рівною поверхнею, як і темні базальти морів розташовуються вони зазвичай у межах зон викиду великих басейнів, явно перекриваючи ці викиди, але абсолютний часовий інтервал між випаданням викидів і появою (озер) залишається невідомою. Такі клаптеві покриви могли бути утворені або лавами, народженими після випадання викиду, або ж відкладалися з флюідизованих хмар уламків, що переміщалися після вибухів астероїдів повільніше, ніж балістичні викиди. Великомасштабне тривале бомбардування Місяця призвело до того, що речовина верхніх частин материків зараз має бути якщо не гомогенною, то вкрай безладно перемішано і по вертикалі, і по горизонталі, і склад порід на поверхні в межах обмежених ділянок не відображає складу порід кори під цими ділянками.

Вулканічні утворення. Найпоширенішими вулканічними утвореннями є практично безструктурні покриви морських лав. Крім них, темні вирівняні поверхні іноді утворюються базальтовими попелами, які формують ореоли навколо дрібних кратерів на підвідних каналах. Часто між темними лавами і низькими вирівняними світлими ділянками материків простежуються поступові переходи, і важко сказати, яку роль тут грають лави, а яку - вирівняні фації викидів басейнів. Крім ударних кратерів поверхня лав ускладнена звивистими борознами - ріллями, дрібними провальними кратерами, куполами і морськими валами. Ріллі простягаються на відстані до декількох десятків кілометрів. Вони утворилися при обваленні склепінь великих дренажних каналів в товщах лав; іноді таке обвалення схоже на ланцюжок злитих кратерів. Якщо лава у великих каналах вела себе турбулентно, то припустимо врізання такої борозни в підстилаючі породи. Місцями провальні кратери не з'єднуються в ланцюжки, відрізняючись від інших кратерів тільки своїм поперечним профілем. Ріллі не слід плутати з протяжними незграбними або дугоподібними грабенами, які, мабуть, з'явилися в ході спільної термічної контракції морських товщ (Море Вологості).

Куполи поперечниками до десятків кілометрів і до сотень метрів є вулканічними накопиченнями типу земних щитових вулканів. Схожі форми зустрічаються і на материках, але тут їх важко відрізнити від окремих пагорбів викидів басейнів. Морські вали - складні звивисті й розгалужені системи гряд на лавах, які мають, швидше за все, двоїсту вулкан-тектонічну природу. З одного боку, очевидно, вони служать джерелом ряду лавових потоків; відзначається асоціація валів з окремими ріллями, провальними кратерами і банями, а їх центральні грабени нагадують екструзії. З іншого боку, в ряді випадків вали в цілому, безсумнівно, утворені вже існуючою поверхнею моря, їх напрямок контролюється регіональними структурами басейнів і поясів тріщинуватістю, а на контактах з материком вали мають характер зкидів [14]. Вулканічні кратери на Місяці зустрічаються дуже рідко у порівнянні з ударними: навряд чи вони становлять понад 1% від усіх кратерів телескопічного діапазону. На вулканічне походження вказують наступні ознаки:

а) відсутність структур викиду на зовнішніх схилах валів морфологічно свіжих кратерів, аномальна ширина таких валів;

б) розташування однотипних близьких розмірів кратерів парами і групами;

в) структурні зв'язки розташованих поруч кратерів (наприклад, перехід центрального хребта одного кратера у вал іншого);

г) різко полігональні, фестончаті або витягнуті форми кратерних валів.

Якщо всі ці ознаки добре виражені, то кратер можна віднести до вулканогенних.

Такі форми схожі з земними кальдерами просідання, які утворюються при спустошенні та обваленні великих магматичних вогнищ. Вибухові вулканічні форми та накопичення уламкового матеріалу вулканічного на Місяці розвинені дуже слабо, що, мабуть, обумовлено раннім виснаженням летючих в її надрах.

У порівнянні з первинновулканогенними кратерами частіше зустрічаються первинноударні форми, перероблені подальшим вулканізмом і тектонікою, в результаті чого з'являються лавові озера і вулкани на днищах і валах, центральні хребти і новостворені концентричні структури (екструзії) та ін [5]. Картина ускладнюється також присутністю в цих кратерах первинних ударних розплавів, нерівномірних просідань стінок ударних кратерів та ін. Залишається невідомим, провокували такий вулканізм кратероутворюючим ударом, або ж був накладений на кратер через довгий час. У тектонічному сенсі Місяць представляється досить пасивним. Поява розривів і переміщення окремих блоків кори пов'язані в основному з формуванням басейнів і великих кратерів, що створюють системи радіальних і концентричних структур, простягаються на сотні кілометрів. Системи невеликих субконцентричних викидів в басейнах, мабуть, пов'язані з ізостатичним перерозподілом мас після їх утворення. Слід лише зазначити, що системи розривів в околицях басейнів розвинені більш інтенсивно в північно-західному і північно-східному напрямках, що пов'язано, ймовірно, з пожвавленням у момент удару стародавньої регматичної мережі трещиноватості. За північно-західним розривом в поясі від Моря Дощів до Моря Нектару видно сліди правобічних горизонтальних переміщень на відстані до 10-15 км (у сумі для всього поясу розривів); можливо, ці зсуви обумовлені зміною фігури Місяця при гальмуванні її обертання.

Історія формування поверхні. Найбільш детально геологічна історія поверхні Місяця реконструйована Д. Вілхелмсом [44], і нижче ми дотримуємося його схеми з невеликими змінами. Хоча серед визначень абсолютного віку місячних зразків є окремі значення понад 4,4 млрд. років, угруповання зразків з близькими віками (відображають якісь певної події) з'являються приблизно з 4,2 млрд. років. Очевидно, до цього моменту радіоактивні години в породах дуже часто перезаводились ударними та ендогенними впливами.

Тому передбачається, що становлення кори закінчилося між 4,4 і 4,2 млрд. років, неодночасно в різних місцях. Які структури і в якій кількості існували в той час, ми оцінити не можемо, так як всі вони практично стерті тривалим інтенсивним метеоритним бомбардуванням. Донектарський [5], або гіппархівский [42] період починається з епохи консолідації місячної кори і триває до початку формування нектарських басейнів. За цей час було утворено близько 3400 кратерів з діаметрами 30 - З 00 км і 28 - 30 басейнів поперечником понад 300 км. Одні лише басейни з їх викидами відповідних розмірів повинні були перекрити до 85% поверхні. Структури цього періоду сильно зруйновані, спотворені і перекриті, і найдавніші з них зруйновані настільки, що ледь розрізняються. Тому немає підстав вважати, що басейни цього і наступного періодів створені якимось сплеском бомбардування - просто все більш древні форми зникли. Нектарський період - це час формування 10 - 12 відносно добре збережених басейнів; у басейнів морів Нектар, Криз і Вологості розрізняється частина полів викидів з їх первинною скульптурою і скупчення вторинних кратерів. Кратери цього періоду називаються також птолемеєвськими [42], їх повинно було утворитися приблизно в 2,5 рази менше, ніж гіппархівських (у тих же інтервалах розмірів). Зазвичай вони мають добре виражені вали і центральні гірки і дещо заглиблені днища (щодо навколишньої місцевості). Абсолютні віки басейнів визначалися за зразками (Аполонів) та (Луни-20), які імовірно належать до товщі викидів морів Нектар, Криз і Ясності. Вони коливаються в межах 3,85 - 3,95 млрд. років, але більш вузькі межі датувань представляються проблематичними, оскільки не цілком ясно, чи справді саме ці зразки характеризують товщі викидів із названих морів.

Ще невизначеного віку базальтів, що заповнюють нектарські і донектарсскі басейни, оскільки залишилися неопробованими і найстародавніші і наймолодші лави; судячи по щільності кратерів і по віку базальтів, випробуваних в окремих точках, вулканічна активність, мабуть, починалася незабаром після утворення басейну і тривала сотні мільйонів років після цього.

Імбрійскій період включає появу двох найбільших басейнів - Моря Дощів близько 3,85 млрд. років (з датування його викидів в місцях посадок (Аполонів) і Моря Східного приблизно на 50 млн. років пізніше (за підрахунками густин кратерів) і заповнення цих та ряду інших басейнів базальтами з віками 3,2 - 2,5 млрд. років.

Д. Вілхелмс [44] називає перший етап ранньоімбрійським, другий - пізньоімбрійським. У межі пізньоімбрійського етапу потрапляє також популяція так званих архімедових кратерів, утворених після цих двох великих басейнів, але до заповнення їх базальтами або синхронно з виливами. Очевидно, в цей етап максимальних виливів з'явилося і більшість вулканічних кратерів і вулканів в морях і на материках. Треба відзначити, що незважаючи на порівняно невелику різницю в абсолютних віках цих двох басейнів Море Східне виглядає набагато свіжішим, ніж Море Дощів. Мабуть, це пояснюється тим, що при утворенні кожного нового басейну грандіозні місяцетруси, що супроводжували удар, приводили до значної деградації попередніх структур.

Ератосфенський період приблизно з 2,5 до 1 млрд. років характеризується утворенням щодо рідкісних ударних кратерів, не перекритих лавами, що зберегли первинну скульптуру валу і вторинні кратери, але втратили світлі променеві системи.

Метеоритний потік до кінця цього інтервалу, мабуть, дійшов до сучасного рівня. На окремих ділянках спорадичні виливи лав тривали до кінця періоду [5].

Коперніканський період - час формування наймолодших ударних кратерів з незруйнованими світлими променевими системами. Абсолютний вік речовини, імовірно викинутого з ранніх коперніканських кратерів, ймовірно, лежить в межах 0,8 - 1,3 млрд. років, вік одного з наймолодших великих кратерів Тихо, оцінюваний за щільністю кратерів, - від 20 - 40 до 100 млн. років. На днищах і валах великих коперніканських кратерів видно вулканічні структури, які, судячи з деяких ознак, формувалися тривалий час. Однак літосфера до початку цього періоду досягла потужності сотень кілометрів, що обмежувало можливість подачі розплавів на поверхню. Можливо, масштаби ударного плавлення під великими кратерами були більші, ніж прийнято вважати. Таким чином, до теперішнього часу досить добре встановлені відносна роль ударних і вулканічних процесів на Місяці та особливості ударних і ендогенних структур, з'ясовано в загальних рисах будову місячної оболонки і побудована хронологічна шкала етапів формування її поверхні. У той же час до цих пір не існує хороших фотографій полярних областей та великих територій на зворотному боці, особливо на захід від Моря Східного. Геохімічна зйомка з орбіти відображає лише загальний характер порід поверхні і проведена тільки у відносно вузькій смузі вздовж трас орбітальних модулів (Аполонів). Варіації потужності кори, неоднорідності її будови і тим більше будови мантії залишаються багато в чому предметом здогадок і вимагають додаткових сейсмічних і гравіметричних досліджень; потрібні також і магнітометричні дослідження. Залишаються неопробованними склад і абсолютні віки деяких типів місячних порід. Шкала подій стародавніше 3,9 млрд. років вимагає подальшого калібрування.

До цих пір залишаються неясними склад і походження таких широко поширених на поверхні утворень, як формація Кейлі. Все це залишає на майбутнє досить широке поле досліджень.

Розділ 2. Особливості геологічної будови, віку і геоморфології поверхні окремих ділянок видимої півкулі Місяця та їх моделювання

2.1 Методика тримірного картографування поверхні Місяця

Для точного перспективного зображення найкраще використовувати програмні продукти Flash, Corel Bryce та 3D Studio Max 7. Оболонки цих програм показані на рисунках 2.1.1., 2.1.2.

Рис.2.1.1. Оболонка Flash

Рис.2.1.2. Оболонка Corel Bryce

Для створення тримірної моделі рельєфу роботу потрібно починати у Flash, де створюється векторна ізолінійна модель рельєфу. Після того, як побудована ізолінійна основа потрібно здійснити гіпсометричне зафарбовування в кольоровій шкалі HSB. Це виконується в контекстному вікні Flash - Mixer. Зафарбовування ведеться з 1% (чорний колір - найнижчі висоти) до 100% (білий колір - найвищі висоти). По закінченні гіпсометричного зафарбовування векторний малюнок (формат FLA) експортується у растровий формат (BMP), після чого робота продовжується в програмі Corel Bryce.

BMP малюнок імпортується в оболонку Corel Bryce, де створюється тримірна модель по ній. Щоб створити модель потрібно в Corel Bryce в меню Create вибрати створення елементу рельєфу Terrain. Після того як елемент створено в налаштуваннях Terrain вибираємо меню Edit Object. У відкритому вікні вибираємо контекстне вікно Editing Tools > Elevation > Picture і відкриваємо наш BMP малюнок. BMP малюнок відкриється у сусідньому контекстному вікні Terrain Canvas, а у контекстному вікні 3D Preview з'явиться тримірна модель. Повернувшись до головного вікна в настройках Terrain вибираємо Edit Material. У відкритому вікні Materials Lab вибираємо Material Library > Planes&Terrains створюємо необхідний матеріал і підтверджуємо свою дію. Повернувшись до головного вікна натискаємо кнопку Render. По закінченні рендерення отримуємо векторну тримірну модель у форматі BR5, або растрову у будь-якому відповідному форматі. Файл BR5 можна експортувати до 3D Studio Max 7 де над ним можна проводити значно більше операцій ніж в Corel Bryce, в тому числі і анімацію. Анімацію можна проводити також і в самому Corel Bryce, але в 3D Studio Max 7 зйомку можна вести одночасно з кількох камер, більше можливостей для корегування зображення, функції для скріптових підпрограм, математичної обробки тощо.

Побудова моделей кривизни рельєфу базується на мірі звивистості ізолінійної моделі рельєфу. Розрахунок звивистості найкраще вести за підрахунком площ, що отримуються при відхиленнях від конкретної ізолінії при проведенні середньої лінії між крайніми її точками в окресленій площі. Одним з найкращих методів отримання значень сум є метод, запропонований Леонардом Ейлером. Його суть полягає в тому, щоб апроксимувати кінцеву суму інтегралом, і в багатьох випадках дозволяє отримати наближення з любою мірою точності (рис. 2.1.3.).

Рис.2.1.3. Порівняння суми з інтегралом по відношенню до конкретної ізолінії

На рис. 2.1.3. порівнюються і при n = 7. Вважаючи, що f(x) - функція що диференціюється, з допомогою метода Ейлера можна отримати зручну формулу для різниці між інтегралом і сумою.

Для зручності введемо наступне означення:

{x} = x mod 1 = x - [x]. (1)

Почнемо виклад з наступної тотожності:

(Ми застосували формулу інтегрування по частинам.) Складаючи обидві частини цієї рівності для , знаходимо, що

тобто



де B1(x) - багаточлен

B1(x) = .

Це і є шукана формула, що зв'язує суму з інтегралом.

Продовжуючи інтегрувати по частинах, можна отримати більш точні наближення. Але перед тим я це здійснити, розглянемо числа Бернуллі, які є коефіцієнтами наступного нескінченного ряду:

коефіцієнти цього ряду, які зустрічаються в багатьох задачах, були введені Якобом Бернуллі в роботі Ars Conjectandi, опублікованої після його смерті в 1713 році. Цікавий факт, що майже в той самий час дані числа були відкриті і японцем Такакузу Секі і вперше опубліковані в 1712 році, теж після його смерті.

Маємо

так як функція

є кратною, то

В 3=В 5=В 7=В 9=…=0. (6)

Перемножуючи обидві частини рівності (4) на ez - 1 і прирівнюючи коефіцієнти при однакових степенях z, отримаємо формулу:

Тепер визначимо багаточлен Бернуллі:

Якщо m = 1,

;

цей багаточлен використовувався вище у відношенні (3). Якщо , то згідно (7); іншими словами, не має розривів при цілих значеннях х.

Тепер пояснимо, яке відношення до теми мають багаточлени Бернуллі і числа Бернуллі. Диференціюючи (8), знаходимо

і відповідно, при , можемо про інтегрувати по частинах:

За допомогою цього результату можна покращити формулу (3) і, скориставшись (6), отримати загальну формулу Ейлера

Де

Залишок Rmn буде малий при дуже малих значеннях , і фактично можна показати, що для кратного m

З іншого боку, зазвичай виявляється, що при збільшенні m функція зростає по модулю, тому існує "найкраще" значення m, при якому приймає найменше значення (якщо n фіксоване).

Відомо, що, коли m кратне, існує число и, таке, що

при умові, що для . В даному випадку залишок менше першого члена, що відкидається і має той самий знак, як і у нього.

А тепер приймемо формулу Ейлера до деяких важливих прикладів. Спочатку підставимо . Похідні будуть мати вигляд

,

тому відповідно (10) отримаємо:

Тоді

З того, що існує ліміт

,

означає, що існує константа . Тоді на основі (14) та (15) отримуємо загальну наближену формулу для гармонічних чисел:

Замінивши m на m+1, отримаємо

Більше того, з (13) видно, що похибка менше першого члена що відкидається. В якості окремого випадку (добавляючи до обох частин 1/n) отримуємо:

Для великих k числа Бернуллі Bk стають дуже великими (приблизно ), якщо k кратне), тому ні при якому фіксованому значенні n ряд, отриманий з (16), при сходитися не буде.

Даний метод можна примінити і для виводу наближеної формули Стірлінга. На цей раз підставимо і з (10) отримаємо

Продовжуючи роздуми, як було показано вище, приходимо до висновку, що ліміт

існує. Тимчасово позначимо його через ("стала Стірлінга"). В результаті отримаємо наближену формулу Стірлінга

Окремо підставимо m=5. Тоді



І тепер після потенціювання обох частин знаходимо:

Скориставшись тим, що

,

і розклавши експоненту в ряд, отримаємо кінцевий результат:

2.2 Характеристика Моря Ясності

Море Ясності - це одна з величезних улоговин з плоским дном, які розташовуються на видимий півкулі Місяця. Знаходиться вона в північно-східному сегменті півкулі, трохи вище екваторіальної зони. Назва цього моря (як і багатьох інших морів у східній частині видимої півкулі Місяця) пов'язана з гарною погодою і була введена астрономом Джованні Річчолі.

Вона розташована в басейні Ясності, який утворився в нектарській ері. Матеріал навколо моря відповідає відкладам імбрійского періоду, в той час як морський матеріал - доімбрійського періоду. Утворення базальтового складу охоплює більшість басейнів.

Море визначається контрастними кольорами лави. На зовнішньому краю розташовані темні кільцеві відкладення базальту, що простягаються на південному сході до сусіднього моря Спокою. На сході розташований кратер Посідоній. Центр моря перетинає світлий промінь, що бере початок від кратера Тихо. У східній частині моря також знаходиться тектонічне утворення, яке представляє сукупність декількох гряд (Никола, Лістера, Смирнова) і безіменної північної ділянки. Дане утворення має неофіційну назву Зміїний хребет і є цікавим об'єктом для любителів астрономії. Найбільшим кратером в морі Ясності є кратер Бесселя діаметром 16 км., розташований в південно- центральній частині моря.

Море Ясності відвідували екіпаж "Аполлона-17", а також станція "Луна-21", яка зробила висадку в південній частині кратера Лемонье, розташованого на східній околиці Моря, південніше Посідонія, і доставила на поверхню "Луноход-2". Цей самохідний апарат чотири місяці рухався по східному березі моря Ясності - знімав фотопанорами, а також проводив магнітометричні вимірювання і рентгенівський аналіз грунту перехідної зони між морськими і материковим районом. Діаметр моря 707 км.

У морі Ясності виявлений маскон - регіон літосфери, який викликає позитивні гравітаційні аномалії на Місяці.

Улоговини, подібні морю Ясності (море Дощів, море Достатку, море Нектару та ін.), представляють собою характерні структури поверхні Місяця. Походження цих форм рельєфу служить предметом дискусій. Найбільше число прихильників мають метеоритне і вулканогенне гіпотези. Згідно метеоритній гіпотезі, місячна поверхня, не захищена атмосферою, зобов'язана структурами своєї поверхні метеоритному "бомбардуванню", що не тільки кратери, але й величезні по площі опускання місячних "морів" утворилися внаслідок падіння метеоритів. За вулканогенною гіпотезою велика частина форм місячної поверхні є вулканічними спорудами.

Деякі дослідники вважають, що рельєф поверхні Місяця має тектонічне походження. Так, наприклад, астроном академік В.Г. Фесенков писав, що лише тектонічні структури можуть характеризуватись настільки великою довжиною і лінійністю форм. Геолог П.Н. Кропоткін пов'язує формування великих форм місячного рельєфу з горизонтальними переміщеннями місячної кори. Великі форми поверхні місячного рельєфу мають значну протяжність.

Контури морів Ясності і Дощів чіткі, вони відокремлені один від одного, тобто кожне "море" - самостійна структура. І в той же час по лінійно витягнутих ланцюжках кратерів, приурочених явно до ліній тектонічних порушень, і по грядках височин можна встановити для них спільні структурні елементи.

Наприклад, височини, які оточують південно-західну околицю моря Ясності, перетинають, не змінюючи напрямку, територію моря Дощів у ??вигляді виразного ланцюга гірських хребтів і лінійно розташованих ланцюжків кратерів. Гірський хребет, що обмежує зі сходу море Дощів, є в той же час західним бортом моря Ясності. Не дивлячись на чіткість контурів улоговин моря Ясності і Моря Дощів, гірські хребти, що являють собою їх борти, іноді тривають за межі структур, наприклад хребти, оточуючі море Дощів зі сходу та заходу.

Щоб виявити наявність рельєфоутворюючих розломів і визначити їх роль у формуванні місячного рельєфа, за допомогою морфометричного аналізу розглянемо будову поверхні моря Ясності.

Неоднорідність гіпсометричного рівня поверхні пояснюється тим, що на фотокартах тональне забарвлення площі "моря" неоднакова. Світліші ділянки - піднесені, більш темні - мають більш низький рівень. Територія в загальному ізометрична. Обрамлена вона надзвичайно розчленованими гірськими системами, поверхня яких густо покрита кратерами різного розміру, що створює враження хаотичного розміщення форм рельєфу.

Про рельєф дна улоговини моря Ясності можна судити по фотокарті з горизонталями, складеної в масштабі 1: 1 000 000 в США в 1963 р. Горизонталі проведені через 300 м. Виділено горизонти 2400, 2100 і 1800 м. Горизонталь 240.0 м окреслює саму улоговину і піднесені ділянки в її межах. Горизонталі 2100 і 1800 м дозволяють виділити три рівні поверхні: 2400-2100, 2100-1800 і нижче 1800 м. Найбільш знижені ділянки дна улоговини аж ніяк не розташовуються в її центральній частині, фіксуючи поступове пониження до центру моря. Центральна частина дна залягає в межах 1800-2100 м,. тобто гіпсометричний рівень її фактично такий же, як і крайових частинах улоговини. Знижені ділянки утворюють сегменти більш-менш правильних обрисів на південному - заході і роздроблені на окремі ділянки на північному - сході площі дна.

Крім цього, на території моря Ясності знаходяться кілька невисоких гірських гряд з відміткою більше 2100 м, які оконтурюють субмеридіональну структуру, що нагадує деформований овал. Паралельно крайовій зоні моря, розташовуються довгі вузькі хребти, відносне перевищення яких над загальним рівнем дна улоговини не більше 300 м. Одні хребти виражені досить чітко, інші, більш давні, мають значною мірою розмиті обриси і розташовуються ближче до центру котловин. Схематично цю крайову зону можна представити у вигляді ряду субпаралельних гірських хребтів, представлених ланцюгоподібно розташованими грядами неправильних обрисів, але в загальному формуючи гігантську кільцеву структуру, що оздоблює дно улоговини.

Якщо всі ці "кільця" вважати залишками крайових гірських споруд, подібних тим, які в теперішній час оточують море Ясності, то така будова крайової зони говорить про неодноразове оновлення цієї великої морфоструктури. Причому розміри пракотловини були меншими, судячи з того, що концентри, розташовані з внутрішнього боку структури, представлені найбільш розмитими грядами. У наступних етапах формування контури площі, які опускались, розширювалися і опускання, якому зобов'язані сучасні форми рельєфу, було найбільшим за площею. Рельєф дна улоговини зобов'язаний не тільки опусканням, але й іншим більш протяжним переміщенням.

За співвідношенням різновисотних ділянок в межах площі моря Ясності визначено положення рельєфоутворюючих розломів, переміщення по яких могли б створити сучасний рельєф поверхні. Рельєфоутворюючі переміщення, їх знак і амплітуда відновлювалися на основі тих самих передумов, що і для описаних ділянок земної поверхні - за різницею гіпсометричних рівнів сусідніх ділянок. За мінімальну різницю висот було прийнято єдиний можливий перетин в 300 м, через який і проведені горизонталі.

Найбільш пізніми рельєфоутворюючими розломами тут є:

- лінійний розлом, який проходить в північно-західному напрямку і перетинає площу морського дна по діагоналі;

- кільцевий розлом, що заходить в межі розглядуваної території його південною частиною.

Вікові співвідношення розломів між собою визначити важко, у зв'язку з тим що на даній площі вони не перетинаються.

Перший з цих розломів відновлений по деформації центральної овалоподібної структури, а також за різницею гіпсометричних рівнів контактуючих по ньому ділянок. Судячи з конфігурації цього розлому, можна припустити, що рухливим був східний бік, який, отже, і був піднятий.

Кільцевій розлом, підковоподібною лінією перетинаючи північно-західну частину площі, проведений з більшими підставами - всюди вздовж нього ділянки, що відносяться до внутрішнього контуру, припідняті, з чого можна зробити висновок, що по ньому відбулося сводове підняття.

Трохи більш ранній - інший кільцевий розлом, оперізуючи розглянуту структуру, в зв'язку з чим значення його як рельєфоутворюючого особливо велике. Перетинаючись із згаданими розломами, він також не зміщується, тобто їх вікові співвідношення неясні. На всьому протязі цей кільцевий розлом фіксується виразною різницею гіпсометрічних рівнів: усюди внутрішні ділянки опущені, що і характеризує його як опускання. Винятком є ділянка, де лінія опускання суміщена з підняттям по більш пізньому лінійному розлому і відбулася компенсація переміщень. Вся ця ділянка виявилася вище рівня 1800м. Лінія кільцевого розлому орієнтована тут по ланцюжку дрібних кратерів, які помітно тяжіють до ліній розломів.

Наступний за віком - кільцевий розлом, який, судячи по радіусу його кривизни, охоплює значно більшу площу, ніж головний для морфоструктури моря Ясності кільцевий рельєфоутворюючий розлом. У вигляді дуже виположеної дуги, відкритої на північ, він відокремлює південне гірське підняття від дна улоговини моря Ясності. По конфігурації цього великої, що виходить за межі розгляданої площі розлому чітко видно, що по ньому була опущена північна частина, тобто вся морфоструктура моря Ясності. Час його виникнення визначається на тій підставі, що він зміщується при перетині з розломом північно-західного простягання.

Крайня західна частина площі піднята по лінійному розлому. Дуже наближено визначено контур опускання по розлому, розташованому в північно-західній частині площі. Опускання цієї ділянки моря Ясності безсумнівне - його гіпсометричний рівень значно нижчий сусідніх, не дивлячись на те що він був піднятий на останніх стадіях рельєфоутворення. Але загальні контури опущеної ділянки неясні.

Одними з ранніх є розломи, в результаті яких була сформована овалоподібна структура, яка ускладнюює центр дна улоговини. Ця морфоструктура простежується у вигляді ланцюжка вузьких гряд. Там, де ці гряди перетинають площу, що знаходиться нижче рівня горизонту 2100 м, висота їх більше 2400 м. Там же, де вони розташовуються на ділянках нижче рівня 1800 м, їх гіпсометричний рівень більше 2100 м. Таким чином, перевищення всюди однакове - близько 300 м. Наявність такого примхливо вигнутого ланцюжка височин краще всього пояснити поєднанням двох рельєфоутворюючих переміщень: спочатку сводового підняття, потім - опускання. При цьому контури останнього були незначно зміщені до центру цієї морфоструктури, в результаті чого і сформувалася овалоподібна гірська гряда. Подібні співвідношення не рідкість і для земних структур.

До найбільш ранніх, судячи з характеру перетину з іншими розломами, відноситься розлом, перетнувший дно моря Ясності в північно-східному напрямку. По конфігурації розлому важко визначити, який з боків його був тектонічно активним - опущений північно-західний або випробував підняття південно-східний? Ясно тільки, що перевищення південно-східного боку розлому фіксується на всіх його відтинках достатньо виразно. Морфоструктура моря Ясності на багатьох ділянках зміщується молодими розломами.

Отже, рельєф поверхні дна моря Ясності зобов'язаний цілому ряду переміщень. Визначальним для даної морфоструктури служить кільцевий розлом. Приблизно сегментарне розміщення різновисотних ділянок дна, яке дуже кидається в очі, пов'язане з двома навхрест розташованими розломами, що перетинають майже по діагоналі поверхню котловин.

Реставрувати процес формування рельєфу гірських територій Місяця значно складніше в зв'язку з відсутністю тут ясно вираженого орієнтування окремих гірських хребтів, великою кількістю гряд найрізноманітнішого простягання, а також з-за локальних височин, пов'язаних з кратерними валами. Одне ясно - проводити лінії тектонічних порушень, намагаючись возз'єднати дрібні елементи рельєфу - окремі хребти, пасма або тріщини, помилково. Перш за все це вельми суб'єктивно, так як при достатку дрібних елементів рельєфу і різноманітності їх простягання практично можна майже через будь-яку точку гірської країни провести лінії в декількох напрямках. Крім того не можна абстрагуватися від кратерних валів і складаючих їх маленьких хребтів, явно не тектонічного походження (вулканічного або метеоритного). Ймовірно, і для таких площ правильніше орієнтуватися на розміщення великих елементів рельєфу, що виявляються за різницею гіпсометричних рівнів.

Як приклад подібної розшифровки проведено морфометричний аналіз однієї з гірських областей, що примикає зі сходу до моря Ясності. Тут головна роль у формуванні рельєфу належить переміщенням по кільцевих розломах.

Отже, причиною виникнення великих форм місячної поверхні, так само як і земного рельєфу, слугують брилові переміщення по рельєфоутворюючих розломах. Але, як місячний рельєф не схожий на земний? Частково це викликається тим, що на Місяці кожний новий етап рельєфоутворення наступав раніше повного згладжування морфоструктур попереднього етапу, завдяки чому поверхня характеризується надзвичайною порізаністю, особливо в межах гірських територій. Порізаність місячної поверхні значно збільшується і завдяки великій кількості кратерів. Але найголовніша відмінність в тому, що характерні форми місячного рельєфу створені кільцевими опусканнями в загальній ізометричній формі (місячні моря, а не кратери), а на Землі (виключаючи зони регіональних прогинів) головною тектонічною формою буде підняття, яке ускладнюється наступними переміщеннями більш дрібного порядку. Це настільки характерно, що говорячи про тектонічний процес формування рельєфу земної поверхні, зазвичай використовують термін "горотворення". Однією ж з найголовніших проблем формування рельєфу Місяця є "мореутворення".

Ізометричні форми, круті, нерівні схили, нерідко з кількома обривами, а також порівняно плоске дно місячних "морів" дозволяють з більшою мірою упевненості вважати їх структурами обрушення і просідання. А ось від чого вони утворюються, поки що не відомо.

Загальновідомо, який великий вплив робить на історію планетарного розвитку Землі гравітаційне поле Місяця, яке реалізується за допомогою припливів і приливного тертя, що викликає гальмування обертового руху Землі. Враховуючи зіставлення мас Землі і Місяця (80: 1), цей вплив Землі на Місяць повинен бути відповідно значно більшим. Припливи на Землі в основному впливають на океани і лише незначно позначаються на консолідованих масах суші. Чи не міг би гравітаційний вплив Землі на Місяць бути настільки значним, щоб подолати в якійсь мірі силу зчеплення в породах місячної кори (оскільки приливні сили обернено пропорційні кубу відстані, вони впливають на оболонки поверхні більш сильно). Це призвело б до спучування величезних ділянок місячної кори. При самій незначності цього ефекту, при його тривалості могли бути сформовані величезні сводові підняття, в центральних частинах яких спучування досягло б свого максимуму. Кожна споруда в залежності від взаємодії сил зчеплення і гравітаційного впливу має межу міцності. Сводове підняття могло збільшуватися до тих пір, поки не перейшло свою межу міцності в умовах місячного тяжіння. Після цього неминуче повинні були відбутися багаторазові й обширні по площі просідання (обвалення), більш або менш ізометрічних за формою. Обвалення таких величезних мас не могло не вплинути на щільність порід ділянки, яка обвалилась, речовина яких так само, як і порід місячної кори, повинно було значно ущільнитися. Це цілком ув'язується з розміщенням аномальних гравітаційних полів ("маскони"), скрізь на поверхні Місяця приурочених до "морів". Це лиш припущення, однак один доказ все ж є - місячні моря, настільки широко поширені на видимій стороні Місяця, рідкісні на зворотньому її боці. Ця обставина ясно говорить про одне: незалежно від походження цих специфічних місячних форм рельєфу причина їх виникнення пов'язана з впливом Землі на Місяць, інакше не було б розходження в рельєфі півкуль. Мабуть, це форма рельєфу планети-супутника.[5]

2.3 Геолого-геоморфологічна характеристика регіону кратерів Тімохаріс та Ламберт

Рис. 2.2.1. Територія видимої півкулі Місяця з кратерами Тімохаріc та Ламберт

Територія дослідження знаходиться на північному-заході видимої півкулі Місяця. Висоти Коливаються від 0 до 5000 метрів від найнижчої точки Місяця. Південну частину квадрату займає морська територія. Воно складається з матеріалу, який вкритий бороздами і депресіями Імберійської ери. Тобто ця частина досліджуваного квадрату є досить старою. Територія моря вкрита також численними кратерами Ератосфенської та Коперніканської ер, які є досить молодими. На крайньому південному заході є відклади Нектарсько-Імбрійської системи - утворення Фрау-Мауро, що належать до басейну моря Імбріум. Утворення є північними відрогами гірської системи Апеніни На крайньому південному сході є нерозчленований матеріал валів Ератосфенської системи. На північ від утворення Фрау-Мауро є невелика ділянка горбистого морського матеріалу Імбрійської системи, ймовірно вулканічні потоки. Також на території моря розташовані численні кратери різних геологічних систем.