Відкрити головне меню
Кратер Ератосфен, за ім'ям якого названо період. Має типовий для кратерів цього періоду вигляд: він добре зберігся, але його промені вже потьмяніли.

Ератосфенівський період — період геологічної історії Місяця, що настав після імбрійського й передував коперниківському. Названий за ім'ям типового кратера цього періоду — Ератосфена[1][2]. Межі цього періоду, особливо верхня, визначені нечітко[3]. Він почався 3,11–3,24 млрд років тому[1], а закінчився, за найбільш поширеними уявленнями, між 1,1 та 2,2 млрд років тому[4][1].

Межі ератосфенівського періоду проведені таким чином:

  • початком періоду є час утворення морських ділянок, де всі кратери, більші за певний поріг, ще не встигли згладитися під впливом метеоритного бомбардування. А саме, на цих ділянках найбільші кратери, внутрішні схили яких згладжені до похилу в 1°, мають діаметр 240±10 м[2][5][3].
  • Кінцем періоду зазвичай вважають час утворення найдавніших кратерів, що досі зберегли світлі промені. Його визначення ускладнене не лише проблематичністю з'ясування віку кратерів, а й тим, що сама ця межа дуже розмита: в різних випадках промені зникають із різною швидкістю[4] (докладніше див. у статті «коперниківський період»).

Отже, ці межі проведені не так, як усі інші відмітки на селенохронологічній шкалі (за появою визначних імпактних басейнів)[1]. Поява кратера Ератосфен не використовується для поділу місячної історії, бо не була подією глобального масштабу (його викиди вкривають невелику площу). Більш значною, хоча й більш тривалою, подією було падіння інтенсивності вивержень морської лави біля початку періоду; можливо, згодом воно ляже в основу визначення цієї межі[1].

Виділення цього періоду запропонували[6] 1962 року Ю. Шумейкер та Р. Хакман, засновники сучасного поділу історії Місяця на періоди[5][2][1].

Ідентифікація об'єктів ератосфенівського вікуРедагувати

Зазвичай ератосфенівськими вважають кратери, що добре збереглися, але вже не мають яскравих променів (променясті кратери відносять до наступного — коперниківського — періоду). Втім, цей підхід має суттєвий недолік: швидкість зникнення променів у різних випадках сильно відрізняється[3][4].

Важливий спосіб визначення віку деталей поверхні небесних тіл заснований на підрахунку кратерів, що накопичилися на цих деталях за час їх існування. Концентрація кратерів діаметром ≥1 км на морських ділянках ератосфенівського віку лежить у межах 750–2500 шт/млн км2[5][3][1]. Окрім того, є методи визначення віку поверхні, засновані на ступені зруйнованості кратерів, і саме на одному з них базується визначення початку ератосфенівського періоду[2].

Об'єкти, що утворилися протягом періодуРедагувати

У цьому періоді згасала і власна геологічна активність Місяця, і частота астероїдних ударів. Лава, що розлилася протягом періоду, утворює близько 1/3 сучасної площі місячних морів (5% всієї місячної поверхні)[1]. Більшість цієї лави знаходиться в західній половині видимого боку й вирізняється підвищеним вмістом титану, дещо збільшеною радіоактивністю та відносно блакитнуватим відтінком[2][7]. Це здебільшого ділянки в Океані Бур, Морі Парів, західній частині Моря Дощів та Моря Холоду, окремі місця в морях Ясності, Вологості, Хмар, Сміта, Крайовому, а також лавові покриви великих кратерів Грімальді, Платон та Геркулес[2][8].

Жодного імпактного басейну в цьому періоді, а також після нього, не з'явилося[9], але тривало накопичення менших кратерів. Вони здебільшого добре збереглися, але вже втратили велику яскравість та світлі промені. Всього протягом цього періоду утворилося близько 90 кратерів діаметром >30 км[2]. Найбільші з них[8][2]:

Породи, що з'явилися протягом ератосфенівського періоду, називаються ератосфенівською системою (англ. Eratosthenian System). Зразки таких порід були доставлені на Землю лише «Аполлоном-12». Це ранньоератосфенівська (3,1–3,3 млрд років) морська лава з Океану Бур[2].

ПриміткиРедагувати

  1. а б в г д е ж и Tanaka K.L., Hartmann W.K. Chapter 15 – The Planetary Time Scale // The Geologic Time Scale / F. M. Gradstein, J. G. Ogg, M. D. Schmitz, G. M. Ogg. — Elsevier Science Limited, 2012. — P. 275–298. — ISBN 978-0-444-59425-9. — DOI:10.1016/B978-0-444-59425-9.00015-9.
  2. а б в г д е ж и к Wilhelms D. Chapter 12. Eratosthenian System // Geologic History of the Moon. — 1987. — (United States Geological Survey Professional Paper 1348) Архів оригіналу.
  3. а б в г Stöffler, D.; Ryder, G. (2001). Stratigraphy and Isotope Ages of Lunar Geologic Units: Chronological Standard for the Inner Solar System. Space Science Reviews 96 (1-4). Bibcode:2001SSRv...96....9S. doi:10.1023/A:1011937020193. 
  4. а б в Hawke, B. Ray; Blewett, D. T.; Lucey, P. G.; Smith, G. A.; Bell, J. F.; Campbell, B. A.; Robinson, M. S. (2004). The origin of lunar crater rays. Icarus 170 (1): 1–16. Bibcode:2004Icar..170....1H. doi:10.1016/j.icarus.2004.02.013. 
  5. а б в Wilhelms D. Chapter 7. Relative Ages // Geologic History of the Moon. — 1987. — P. 123–125, 130. — (United States Geological Survey Professional Paper 1348) Архів оригіналу.
  6. Shoemaker, E. M.; Hackman, R. J. (1962). Stratigraphic Basis for a Lunar Time Scale. The Moon. IAU Symposium 14: 289–300. Bibcode:1962IAUS...14..289S.  (Other link)
  7. Wilhelms D. Chapter 14. Summary // Geologic History of the Moon. — 1987. — P. 279-280. — (United States Geological Survey Professional Paper 1348) Архів оригіналу.
  8. а б Wilhelms D. Plates 10A, 10B (Eratosthenian system) // Geologic History of the Moon. — 1987. — (United States Geological Survey Professional Paper 1348) Архів оригіналу.
  9. Wood C. A. (2004-08-14). Impact Basin Database. lpod.org. Архів оригіналу за 2014-08-07. Процитовано 2015-02-07. 

ЛітератураРедагувати