Landeplatz der Chang'e - Jiaxing TOnyx Group Co., Ltd

Nature Astronomy (2023)Diesen Artikel zitieren

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Details zu den Metriken

Um Fragen zu den vielfältigen Dichotomien zwischen Nah- und Fernseite des Mondes zu beantworten und neue Einblicke sowohl in die frühe Einschlagsgeschichte des Sonnensystems als auch in die geologische Entwicklung des Mondes zu gewinnen, wurde die Landezone Chang'e-6 (CE-6) ausgewählt liegt im mondfernen Südpol-Aitken-Becken (SPA) im südlichen Teil des Apollo-Beckens (150–158° W, 41–45° S), einem Standort, der Zugang zu einer Vielfalt von SPA-Material bietet. Hier beschreiben wir die Geomorphologie, Geologie und Chronologie von drei möglichen Probenahmestellen in dieser Zone, die wahrscheinlich eine sichere Landung und Probenahme gewährleisten. Die geologischen Merkmale deuten darauf hin, dass CE-6 voraussichtlich mondferne SPA-Auswurffragmente, mögliches Mantelmaterial und junges (ungefähr 2,40 Gyr-Jahre altes) und/oder altes (ungefähr 3,43 Gyr-Jahre altes) Basaltmaterial sammeln wird Dies wird wichtige Hinweise für die zukünftige In-situ-Probensammlung auf der Rückseite liefern und unser Verständnis der Entwicklung des Mondes vertiefen.

Das auf der Mondrückseite gelegene Südpol-Aitken-Becken (SPA) gilt durchweg als Standort mit der höchsten Priorität für die Probenrückgabe auf dem Mond, da es eine einzigartige Kombination aus fernseitiger Lage, extrem großer Größe und sehr altem (aber unbekanntem) Alter aufweist. Anomalien der inneren Zusammensetzung und Lage eines breiten Altersspektrums von Post-SPA-Farside-Mare-Vulkanismus. Die auffälligen Asymmetrien zwischen Vorder- und Rückseite des Mondes wurden anhand von Unterschieden in der Krustendicke, dem geologischen Alter der Oberflächeneinheiten und -merkmale, der thermischen Struktur, der globalen Geochemie, der Häufigkeit radioaktiver Oberflächenelemente, der Natur der Terrane, der Größe und Häufigkeit der Einschlagsbecken und der grundlegenden Krustenstruktur aufgezeichnet und Komposition und Chronologie. Trotz dieser ausgeprägten und rätselhaften Nearside-Farside-Asymmetrien bleiben die grundlegenden Fragen, die sie aufwerfen, aufgrund des Mangels an In-situ-Proben, die von der Mondrückseite zurückgegeben wurden, ungelöst. Zu diesen Fragen gehören1,2,3,4,5,6,7,8: Wie ist die Zusammensetzung und Struktur der Kruste auf der Rückseite des Mondes? Wie ist die Zusammensetzung des Mondmantels? Was ist das Entstehungsalter der großen Farside- und/oder Limb-Impact-Becken? Was ist der Ursprung des nahegelegenen Procellarum-KREEP-Geländes und welche Auswirkungen hat es auf die frühe Mondgeschichte? Was ist die Mineralogie, Geochemie, Chronologie und Art der Eruption von Mare-Basalten auf der Mondrückseite? Die enorme Ausdehnung des SPA-Beckens (ca. 2.400 km Durchmesser) bedeutet, dass viele menschliche und/oder robotische Probenrückführungsmissionen erforderlich sein werden, um alle wichtigen Probenahmeprioritäten im Zusammenhang mit diesen Fragen (z. B. 1–3) zu erfüllen. Dennoch hat die jüngste robotische Probenahme von Mondböden (Chang'e-5) deutlich gezeigt, dass mit weniger als 2 kg zurückgegebenem Mondboden eine große Region effektiv beprobt und charakterisiert und viele offene wissenschaftliche Probleme gelöst werden können. Als ersten Schritt einer internationalen Probenrückgabekampagne aus dem SPA-Becken hat Chinas CE-6-Mission beschlossen, im südlichen Teil des Apollo-Peak-Ring-Beckens mit einem Durchmesser von 490 km zu landen, das sich innerhalb des SPA-Beckens, ausgegrabenem SPA-Becken-Auswurf und im Hochland auf der anderen Seite gebildet hat und möglicherweise Mantelmaterial, und das mehrere Stutenablagerungen unterschiedlichen Alters hinter dem Becken enthält. Somit bieten die Ejekta und Ablagerungen im Apollo-Becken Zugang zu Landeplätzen, die mit hoher Wahrscheinlichkeit eine Reihe von Fragmenten enthalten, die dabei helfen werden, die wichtigsten chronologischen und Zusammensetzungsmerkmale von SPA und der Mondrückseite zu charakterisieren und dabei helfen, spezifische Fragen und Ziele zu schärfen für zukünftige Missionen (eine kurze Beschreibung und die Auswahl des Landeplatzes der CE-6-Mission finden Sie in den Zusatzinformationen).

Die aktuelle Landezone liegt sowohl aufgrund technischer Einschränkungen als auch wissenschaftlicher Fragestellungen in der südlichen Hälfte des Apollo-Beckenrandes im nordöstlichen Inneren des SPA-Beckens (Abb. 1). SPA ist das größte (ungefähr 2.400 km), tiefste (ungefähr 6,2–8,2 km) und älteste (ungefähr 4,3 Jahre alte) Einschlagbecken, das auf dem Mond bekannt ist9,10,11,12. Numerische Modellierungsstudien deuten darauf hin, dass das SPA-Becken möglicherweise bis in Tiefen ausgegraben wurde, die den Mondmantel erreichten3,13, und dass aus dem SPA-Mantel stammende Auswurfmassen wahrscheinlich durch spätere geologische Bearbeitung verdünnt, verdeckt und neu verteilt wurden6,14. Dennoch ist die Materialzusammensetzung der Oberfläche des SPA-Beckens einzigartig und weist Eisen- und Thoriumanomalien sowie eine von Pyroxen dominierte Mineralogie auf4,6,15. SPA wurde in vier annähernd konzentrische mineralogische Ringe4 unterteilt. Vom inneren zum äußeren Ring zeigt die Zusammensetzung von Pyroxen einen Trend von leicht Ca- und Fe-reichem Pyroxen zu Mg-Pyroxen und einen abnehmenden Trend bei der Pyroxenhäufigkeit und eine Zunahme bei der Plagioklashäufigkeit.

a, Lage und topografische Merkmale auf der Mondrückseite: Das SPA-Becken ist durch eine schwarze gestrichelte Linie umrandet; Die CE-6-Landezone ist durch ein rotes Kästchen umrandet und das Kreuz zeigt den CE-4-Landeplatz an. Die Basiskarte ist eine schattierte Reliefkarte aus CE-1-DEM-Daten. b: Die CE-6-Landezone im Inneren des SPA-Beckens am südlichen Rand des Apollo-Beckens (CE-2 DOM-Bild). Die Albedo zeigt die Verteilung von basaltischen (niedrige Albedo) und nicht-basaltischen (höhere Albedo) Materialien in der Zone. c, Topografische und morphologische Karte der vorgeschlagenen CE-6-Probenahmeregionen; Region F (gelbe durchgezogene Linie) repräsentiert die nordwestliche Ebene, Region L (blaue durchgezogene Linie) das nordöstliche Tiefland und Region B (orange durchgezogene Linie) repräsentiert den südwestlichen Rand des Apollo-Beckens. Die Kipukas und WR sind in den F- und L-Bereichen verteilt. Die Basiskarte stammt aus CE-2 DEM-Daten (20 m pro Pixel).

Quelldaten

Das 490 km große Apollo-Becken, das vor etwa 3,9 bis 4,1 Milliarden Jahren (Ga) entstand, liegt im nordöstlichen Landesinneren, direkt innerhalb des SPA-Beckens16. Dieser spezielle Standort könnte dafür sorgen, dass der nordöstliche Apollo-Rand stärker feldspathaltig und der südwestliche Rand noritischer ist15. Frühere Studien17,18,19,20,21,22 haben gezeigt, dass das Innere des Apollo-Beckens sowohl Restmaterial von Einschlagereignissen als auch vulkanische Produkte (Basalte, Kryptomare und Bodenbruchkrater usw.) enthält. Apollo befand sich wahrscheinlich außerhalb des vorübergehenden SPA-Hohlraums und hat sich möglicherweise vollständig durch die Th-haltige SPA-Auswurfablagerung ausgegraben, so dass die ausgeworfenen Tiefenmaterialien des SPA-bildenden Einschlags durch die Bildung des Apollo-Beckens 6 lokal entfernt worden sein könnten, dies aber möglicherweise noch der Fall ist bleiben am Beckenrand und an den Wänden hängen. Darüber hinaus könnten einige noritische Pyroxenzusammensetzungen im Apollo-Becken (z. B. der Dryden-Krater) Mg-reicher sein als andere noritische Materialien im gesamten SPA23,24, was mit einer tiefen unteren Kruste oder sogar vom Apollo ausgegrabenen Mantelmaterialien in Zusammenhang stehen könnte -bildende Wirkung23.

Die CE-6-Landezone (Abb. 1a, b) befindet sich an der Grenze zwischen der SPA-Kompositionsanomalie (SPACA) der zentralen Region (einer Oberflächenerneuerungseinheit, die von Ca- und Fe-reichem Pyroxen dominiert wird, das Kryptomare und/oder nicht sein kann). -Stute vulkanische Materialien19,25) und Mg-Pyroxen-reicher Ringraum4, was eine hohe Möglichkeit zur Sammlung vielfältiger Proben bietet. Dieses Gebiet hat eine durchschnittliche Neigung von etwa 5,74° und die Gesamtfläche mit Neigungen unter 8° (die maximale Neigung für eine sichere Landung) macht 76 % der Gesamtfläche aus, was diese Region für die Landung günstig macht. Innerhalb der CE-6-Landezone wurden insgesamt 26.785 Krater (Durchmesser über 50 m) identifiziert (Abb. 2a). Mehr als 96 % haben einen Durchmesser zwischen 100 m und 1 km. Sekundärkrater, Strahlen und Kraterketten, die für die Verbesserung der Vielfalt der zurückgegebenen Proben und die endgültige Standortauswahlstrategie wichtig sind, sind in der CE-6-Landezone verstreut und durch ihre lokal höhere Albedo und charakteristische Morphologie gekennzeichnet (Abb. 3a). Kraterketten weisen im Allgemeinen eine Nordost-Südwest-Verteilung auf, aber die Richtungen einiger offensichtlicher sekundärer Kraterhaufen sind ungewiss. In den Mare-Ebenen werden zwei Arten positiver Landformen beobachtet (Abb. 1c): (1) Kipukas, Überreste der Boden- und Wandstrukturen des Apollo-Beckens (oder Ränder übereinanderliegender Krater vor dem Mare), die durch die Mare-Lava hervorragen, und ( 2) Faltenkämme (WRs), interpretiert als tektonische Verkürzungsmerkmale, die sich nach der Einlagerung der Lavaströme gebildet haben26,27.

a, Die Verteilung der Krater in der gesamten Landezone. b–d, Kraterdichten in den drei Kandidaten-Probenahmestellen, F (b), L (c) und B (d). Die Kraterdichte ist der prozentuale Anteil der von Einschlagskratern eingenommenen Fläche innerhalb einer Fläche von 1 km2. z. B. Durchmesser-Häufigkeitsverteilung von Kratern in den Kandidaten-Probenahmeregionen von F (e), L (f) und B (g).

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a, Die Verteilung des Auswurfs innerhalb der gesamten Landezone. b–d, Die Verteilung der Auswürfe in den Kandidatenregionen F (b), L (c) und B (d). z. B. Der Ejecta-Index der Kandidaten-Probenahmeregionen F (e), L (f) und B (g) (Methoden). Alle Basiskarten stammen aus CE-2 DOM-Bilddaten.

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Innerhalb dieser Zone haben wir drei relativ flache Regionen identifiziert, die aufgrund technischer Betriebsbeschränkungen begünstigt sind (Abb. 1b, c): Region F (nordwestliche flache Ebene, bezeichnet als F), Region L (nordöstliche Tiefebene, bezeichnet als L) und Region B (südwestlich). Grundebene, bezeichnet mit B). Nach der endgültigen Auswahl der Region wird während des Abstiegs ein sicherer Ort für die Landung ausgewählt und nach der Landung werden In-situ-Analysen und Probenentnahmen durchgeführt.

Region F (Abb. 1c, 2b und 3b, e) ist ein Mare-Patch zwischen dem Randkamm und dem Gipfelring des Apollo-Beckens. Die Gesamttopographie fällt leicht nach Osten ab (Abb. 1c). Krater nehmen etwa 8,61 % der Fläche ein (weniger als zehn Krater mit mehr als 1 km Durchmesser) (Abb. 2b, e). Das relativ flache Gelände (durchschnittliche Höhe −5.197 m, Neigung 2,36°) und die geringere Kraterhäufigkeit lassen darauf schließen, dass diese Region für eine sichere Landung und Probenahme geeignet ist. Die Bedeutung überlagerter Krater-Ejekta-Ablagerungen kann durch den durchschnittlichen Ejekta-Index (Methoden) quantifiziert werden, ein Maß für den normalisierten relativen Grauwert zum dunklen Mare-Basalt. Region F hat einen durchschnittlichen Ejekta-Index von 0,34 (Abb. 3e), und die Ejekta ist ungleichmäßig auf der Oberfläche der Basalte mit niedriger Albedo verteilt. Mehrere lineare Auswurfmuster sind von Nordwesten nach Südosten (Abb. 3a, b) und von Nordosten nach Südwesten (Abb. 1b und 3b) ausgerichtet. WRs (Abb. 1c) sind in Region F zu erkennen; Sie erstrecken sich nicht bis zur Wand oder zum Boden des Apollo-Beckens, was auf einen Zusammenhang mit der Verformung der Basaltlagerung nach dem Mare hinweist. Sie sind sowohl radial als auch umlaufend zur Mitte des Apollo-Beckens angeordnet (Abb. 1c), ähnlich wie die WR-Verteilung im Orientale-Becken28. Region F ist als spätimbrische Einheit in der geologischen Karte des United States Geological Survey29 und die dunkle Ebene des oberen Imbriums in Ivanovs geomorphologischer Karte20 kartiert (Abb. 4a). Diese Basaltregion wurde zuvor auf ein Alter von etwa 2,44 (Ref. 30), 3,63 (Ref. 31) bzw. 3,31 Gyr (Ref. 21) datiert. Unsere Ergebnisse der Kratergrößenhäufigkeitsverteilung (CSFD) innerhalb von F_A (Abb. 4e) zeigen, dass das absolute Modellalter (AMA) für die Basalteinheit von F etwa 2,40 Gyr (Eratosthenian) beträgt und zu den jüngsten Maria auf der anderen Seite gehört (Abb. 4e und). Erweiterte Daten Abb. 1).

a, Regionale geologische Karte des nordöstlichen SPA und des Apollo-Beckens, modifiziert nach Ivanov et al.20. b, FeO-Gehaltsverteilung der Kandidaten-Probenahmeregion, abgeleitet aus Multiband Imager (MI)-Daten48. c, TiO2-Gehaltsverteilung der Kandidaten-Probenahmeregion, abgeleitet aus LRO-WAC-Daten49. d, Die relative Albedoverteilung der Kandidaten-Stichprobenregionen basierend auf CE-2-DOM-Daten. e, Geologische Einheiten und CSFD-Datierungsergebnisse für die Kandidatenprobenregionen in dieser Studie, Ap4 (gelbe gestrichelte Linie) und Ap5 (blaue gestrichelte Linie) sind CSFD-Gebiete, die durch Ref. definiert sind. 21. Durchgezogene Linien stellen die drei Kandidatenregionen dar (F, L und B). Die farbigen Regionen (F_A, L_A und B_A) sind die Flächenausdehnung für die CSFD-Datierung in dieser Studie.

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Region L ist ein Stutengebiet, das östlich der Region F liegt (Abb. 1c, 2c und 3c, f) und von Region F durch eine Zone mit höherer Albedo getrennt ist. Die von Kratern eingenommene Fläche beträgt 10,36 % (drei Krater mit mehr als 1 km Durchmesser) (Abb. 2c,f). Die durchschnittliche Höhe von −5.277 m und die Neigung von etwa 2,37° ähneln denen der Region F, wodurch sich die Region L für eine sichere Landung und/oder Probenahme eignet. Der Ejecta-Index der Region L beträgt 0,66 (Abb. 3f). Helle Auswürfe sind in der Region L dichter über den Basalthintergrund verteilt als in Region F, und die Verteilung ist relativ gleichmäßig mit einem schwachen Nordwest-Südost-Verteilungstrend (Abb. 3c). An der Grenze zwischen den dunklen Mare-Flecken der Regionen F und L und der Wand des Apollo-Beckens gibt es einige teilweise vergrabene Krater, was darauf hindeutet, dass die dunklen Mare-Basalte die Einschlagskrater nach dem Apollo-Becken und vor dem Mare-Einschlag gefüllt haben könnten. Es können auch WRs (Abb. 1c) beobachtet werden; Der größte WR (Extended Data Abb. 2) an der Grenze der F- und L-Region veränderte die L-Basaltoberfläche und behinderte den F-Basaltfluss. Dies deutet darauf hin, dass F- und L-Basalte in zwei getrennten Perioden ausbrachen, wobei sich F-Basalte später als die L-Basalte bildeten (Methoden und erweiterte Daten, Abb. 2 und 3). Region L wird auch als spätimbrische Einheit29 und obere imbrische dunkle Ebene20 kartiert (Abb. 4a). Frühere Studien haben diese Basaltregion auf ein Alter von etwa 2,44 (Ref. 30), 3,63 (Ref. 31) und 3,45 Gyr (Ref. 21) datiert. CSFD-Ergebnisse zeigen, dass die AMA für die Basalte, in denen sich die Region L befindet, etwa 3,43 Gyr (Imbrium) beträgt (Abb. 4e und erweiterte Daten, Abb. 1), viel älter als die Basalte der Region F. Dies weist darauf hin, dass Basalte in den F- und L-Mare-Regionen in mindestens zwei verschiedenen Zeiträumen vorkommen (ungefähr 2,40 und 3,43 Ga) (im Einklang mit WR-Beobachtungen), und Proben werden daher wichtige Informationen über das Alter, die Zusammensetzung und die Mantelvielfalt des abgewandten Vulkans liefern.

Region B ist eine Ebene mit höherer Albedo am südlichen Rand des Apollo-Beckens (Abb. 1c, 2d und 3d, g) mit einer durchschnittlichen Höhe von etwa –4.172 m, etwa 1.000 m höher als die der Regionen F und L. Die Gesamttopographie der Region B ist flach, jedoch im Osten und Westen etwas höher und im zentralen Bereich niedriger. Region B hat eine etwas höhere durchschnittliche Neigung (3,59°) als Region F (ungefähr 2,36°) und L (2,37°). Der von Kratern eingenommene Flächenanteil beträgt 12,71 % (46 Krater mit mehr als 1 km Durchmesser) (Abb. 2d,g). Im Vergleich zu den Stutenflecken der Regionen F und L ist Region B eine typischere Einheit im Inneren des SPA-Beckens wie SPACA4. Zu den in Frage kommenden Quellen und Ursprungsarten zählen Apollo-Becken-Auswurf, Impaktschmelze im Inneren des SPA-Beckens und Kryptomare sowie vulkanische Nicht-Mare-Materialien. Region B wurde als imbrische-nektarische Beckeneinheit 29 und als imbrische leichte Ebeneneinheit 20 kartiert (Abb. 4a). Wir haben eine AMA für Region B und das umgebende flache Gebiet (B_A) (Abb. 4e und erweiterte Daten Abb. 1) von ungefähr 3,86 Gyr erhalten, was sehr geringfügig jünger ist als die ungefähr 3,98 Gyr AMA, die Ivanov et al. für das Apollo-Einschlagbecken erhalten haben .20. Die Interpretation dieser AMA hängt von der Entstehung der Materialien in Region B ab. Wenn es sich bei dieser Einheit um eine Auswurfablagerung im Apollo-Becken handelt, spiegelt dieses Alter das Alter des Apollo-Beckens wider und das Kristallisationsalter seiner Gesteinsmaterialien ist sehr wahrscheinlich älter und zumindest teilweise aus SPA-Beckenmaterial bestehen.

Groß angelegte geologische Kartierungen, stratigraphische Rekonstruktionen und spektroskopische Analysen legen nahe, dass F und L aus Mare-Basaltsubstraten und seitlich gemischten Ejektamaterialien aus benachbarten Nicht-Mare-Quellen bestehen. Im Gegensatz dazu scheint Region B eine Einheit zu sein, die Fe- und Ca-reiches Pyroxen enthält und durch Kryptomare, Auswurf aus dem Apollo-Becken und/oder SPACA-Nicht-Mare-Vulkanmaterial wieder an die Oberfläche gelangt4,5,6,25. Wir führten eine detaillierte Spektralanalyse (Methoden) der drei in Frage kommenden Probenahmeregionen (Abb. 5) unter Verwendung der Daten des Moon Mineralogy Mapper (M3) durch, um die Zusammensetzung und mögliche Probenherkunft besser zu verstehen.

a, Die Standorte frischer Krater, die in der Spektralanalyse verwendet werden. Basiskarte von CE-2 DOM. b, Die Absorptionszentren von Pyroxen unterschiedlicher Zusammensetzung (1 gegenüber 2 μm); blauer ausgefüllter Kreis, Proben von F; hellblauer ausgefüllter Kreis, Proben von L; dunkelgrüner ausgefüllter Kreis, Proben von B (große Krater); hellgrüner ausgefüllter Kreis, Proben von B (kleine Krater); hellorangefarbener Vollkreis, Apollo-Innenringboden; orangefarbener durchgezogener Kreis, östlicher Außenrand von Apollo; ausgefülltes Dreieck, Mare-Basalte des CE-5-Landeplatzes; Volldiamant, CE-5 zurückgegebene Proben; schwarzer Hohlkreis, im Labor (Labor) gemessener Augit; Hohldreieck, im Labor gemessenes Pigeonit und Hohlquadrat, im Labor gemessenes Orthopyroxen. Daten für F, L, B, Apollo-Innenringboden, Apollo-Außenrand und CE-5-Mare-Basalte wurden aus M3-Orbitaldaten abgeleitet. Die Daten für CE-5-Proben und im Labor gemessenes Pyroxen stammen von Liu und Wang et al.47 bzw. Klima et al.50. Die Spektralanalysemethode ähnelt Ref. 47 (Methoden).

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Region F ist ein relativ unberührtes Mare-Basaltgebiet mit einer geringeren Häufigkeit und begrenzteren Verteilung von Nicht-Mare-Auswurfmaterialien aus angrenzenden Gebieten (Abb. 3b). Die Spektralanalyse frischer Krater (Abb. 5b) in diesem relativ unberührten Basaltgebiet zeigt, dass die Mare-Basalte der Region F offensichtliche Absorptionsmerkmale von Pyroxen aufweisen und von Fe- und Ca-reichem Klinopyroxen dominiert zu sein scheinen (Absorptionszentrum im Übergangsbereich von). Pigeonit zu Augit, Abb. 5b). Im Vergleich zu den Spektren der Mare-Basalte des nahe gelegenen Oceanus Procellarum CE-5-Landeplatzes sind die Bandzentren der Mare-Basalte der Region F leicht in Richtung kurzer Wellenlängen verschoben, was auf einen geringeren Fe- und Ca-Gehalt der Pyroxene in den Basalten der Region F im Vergleich zu den CE-5-Basalten hinweist . Spektrale Merkmale und Ti- und Fe-Gehalte der Region F deuten auf das Vorherrschen typischer Mare-Basalte und lokaler Regolith-Herkunft hin. Bei den aus der Region F zurückgegebenen Mondproben könnte es sich um sehr unberührte Mare-Basalte handeln, deren Anteil an seitlich gemischten Fremdauswürfen noch geringer ist als bei CE-5-Proben. Das CSFD-Datierungsergebnis für die F-Region liegt bei etwa 2,40 Gyr (Abb. 4e und Extended Data Abb. 1), was als Darstellung des Kristallisationsalters der Mare-Basalte der Region F interpretiert wird. Die AMA des Mare-Basalts der Region F ist älter als CE-5-Proben (ungefähr 2,0 Gyr alt) und jünger als die Basaltproben der Apollo-Mission, und daher werden Proben aus Region F einen äußerst wertvollen Kalibrierungspunkt für die CSFD-Chronologie und das Verständnis des Erdmantels auf der anderen Seite liefern und die thermische Entwicklung des Mondes.

Die Basalteinheit der Region L Mare wurde stark durch die seitliche Vermischung von Nicht-Mare-Material aus benachbarten Quellkratern beeinflusst (Abb. 3c). Die Spektren frischer Krater der Region L zeigen Absorptionsmerkmale, die von Klinopyroxen dominiert werden, deren 1- und 2-μm-Bandmitte (Abb. 5b) jedoch im Vergleich zu denen der Krater der F-Region (Abb. 5b) zu kurzen Wellenlängen verschoben ist. Dies kann darauf hindeuten, dass die durchschnittlichen Pyroxen-Fe- und Ca-Gehalte der Mare-Basalte der Region L niedriger sind als die der Mare-Basalte der Region F. Es ist erwähnenswert, dass die gesamte chemische Zusammensetzung der Basalte der Region F in Fe und Ti deutlich höher ist als die der Basalte der Region L (Abb. 4b, c). Dies kann eine Schwächung einer typischen „geochemischen Basaltsignatur“ aufgrund der seitlichen Vermischung von Nicht-Mare-Ejektamaterialien bedeuten. Es ist wahrscheinlich, dass Materialien der Region L offensichtlicher mit den nicht-marischen mafischen Komponenten vermischt sind, die vom Boden des Apollo-Beckens (Abb. 5a) und/oder seinem östlichen Rand (Abb. 5a) ausgeworfen werden. Hinsichtlich der Materialzusammensetzung weisen der Boden des Apollo-Beckens und sein östlicher Rand kurzwellige Absorptionen auf, die von Mg-reichem Pyroxen (z. B. Orthopyroxen) dominiert werden (Abb. 5b). Die gesamte Materialzusammensetzung ist eher noritisch15,32. Nachfolgende Aufprallereignisse werden Materialien aus diesen Regionen (z. B. Boden und Rand des Apollo-Beckens) auf die Oberfläche von L-Mare-Basalten schleudern und sich seitlich mit ihnen vermischen, was zu einer erhöhten Albedo und Reflexion sowie einer Verschiebung der spektralen Absorptionszentren hin zu kurzen Wellenlängen führt. Aus der Region L zurückgegebene Proben sollten eine Mischung aus hauptsächlich Mare-Basaltmaterialien enthalten, gemischt mit noritischen Materialien, die seitlich aus benachbarten Nicht-Mare-Quellkratern eingelagert wurden. Das interpretierte Kristallisationsalter der Basalte der Region L sollte bei etwa 3,43 Gyr liegen (Abb. 4e und erweiterte Daten Abb. 1).

Große Krater in Region B (Abb. 5b) weisen eine mittlere (taubenitartige) durchschnittliche Pyroxenzusammensetzung auf, ähnlich der der Mare-Basalte der Region L (Abb. 5b). Gleichzeitig zeigen die Spektren einiger kleiner Krater (Abb. 5b) innerhalb der Region B Absorptionsmerkmale, die typisch für Orthopyroxen sind und denen ähneln, die auf den Nicht-Mare-Teilen des Apollo-Beckenbodens (Abb. 5a) und im Osten beobachtet werden Apollo-Beckenrand (Abb. 5a). Diese von Orthopyroxen dominierten Materialien mit noritischer Zusammensetzung könnten Ejektamaterialien darstellen, die durch umgebende Einschlagskrater in die Region B gelangt sind, oder alternativ die Oberflächeneinheit und/oder Materialien, die für Region B charakteristisch sind. Durch die Kombination der längerwelligen Absorptionsmerkmale und einer offensichtlichen Abnahme der Anzahl von Kratern in der SPACA-Region, Moriarty und Pieters4,6,19,25,33 folgerten, dass es sich bei den Ca- und Fe-reichen Materialien in der Region B wahrscheinlich um gabbroische vulkanische Erneuerungsablagerungen handelt, deren Mineralogie dem mafischen Hügel in SPACA ähnelt, sich aber davon unterscheidet typische Mare-Basalte, die auf eine einzigartige und lokale thermische und magmatische Geschichte schließen lassen. Diese wieder auftauchenden Ablagerungen wurden dann von noritischerem Apollo-Auswurf bedeckt25. Das Alter der AMA-Oberflächeneinheiten der Region B von etwa 3,86 Gyr könnte auch das Alter des Apollo-Beckens darstellen (geschätzt auf etwa 3,98 Gyr von Ivanov et al.20), was durch die Ähnlichkeiten der Oberflächenzusammensetzung mit den Boden- und Wandeinheiten des Apollo-Beckens nahegelegt wird. In diesem Fall könnten Gesteine und Bodenmaterial aus Region B Material enthalten, das aus dem Apollo-Becken und/oder den umliegenden Einschlagsbecken und/oder Kratern ausgeworfen wurde. Darüber hinaus konnte in dieser Region eine neue Art unbekannter vulkanischer Oberflächenerneuerungsablagerungen beprobt werden, die möglicherweise durch Ca- und Fe-reiche gabbroische Materialien repräsentiert werden, die von großen Kratern ausgegraben wurden.

Zusammenfassend lässt sich sagen, dass CE-6 (1) aus der Mondfernseite der Region F Mare-Basalt und eine kleine Menge Nicht-Mare-Ejekta sammeln konnte, (2) aus der Region L Farside-Mare-Basalte und eine größere Menge an Nicht-Mare-Ejekta und (3) aus Auswurfmaterialien des Apollo-Beckens der Region B und wahrscheinlich einem neuen Typ einer bisher nicht beprobten vulkanischen Oberflächenerneuerungslagerstätte.

Mare-Basalte in der Region F sind etwa 2,40 Gyr alt (jüngeres Eratosthenium), und Mare-Basalte in der Region L sind etwa 3,43 Gyr alt (Imbrium). Auf der Grundlage von CSFD-Datierungsstudien erstreckte sich die Aktivität der mondnahen Stuten über einen Zeitraum von etwa 3,9–4,0 bis 1,2 Ga (Ref. 34,35). Die meisten Vulkanismen auf der Mondrückseite ereigneten sich zwischen 3,0 und 3,6 Ga, wobei einige Ablagerungen eine Größe von etwa 2,5 Ga hatten (Ref. 30, 36, 37, 38). Das Aufhören des Vulkanismus auf der Mondrückseite scheint viel früher zu erfolgen als auf der Mondvorderseite39,40. Bisher wurden keine direkten Beweise für vulkanische Aktivität auf der gegenüberliegenden Seite zwischen 2,2 und 2,5 Ga oder jünger gefunden21. Wenn von CE-6 zurückgegebene Proben bestätigen können, dass das Alter der Basaltproben in diesen Regionen weniger als 2,5 Gyr beträgt, wird dies die Bildung von Mare-Basalt auf der Rückseite auf eine Zeit verlängern, die der auf der Vorderseite ähnelt, ein potenzieller Befund von großer Bedeutung für das Verständnis der Thermik Entwicklung des Mondes. Das Alter der verfügbaren Apollo-Proben liegt im Bereich von 3,1 bis 3,9 Gyr, und das jüngste von CE-5-Basaltproben angegebene Alter beträgt 2,0 Gyr (Ref. 41). Die Basaltchronologie der CE-6-Stute wird eine Schlüsselrolle bei der weiteren Verfeinerung der CSFD-Kurve spielen. Darüber hinaus werden Mare-Basaltproben, die von CE-6 (Regionen F und L) gesammelt wurden, zur Beantwortung der Fragen der Natur der Ursprungsregionen des Erdmantels auf der anderen Seite, der Mondvulkanismus-Asymmetrie zwischen Vorder- und Rückseite und der Rolle der Krustendicke beim Aufstieg und Ausbruch beitragen39,40 .

Die Analyse aller fernseitigen Proben (Regionen F, L und B) ermöglicht die Beurteilung und Prüfung der Verteilung radioaktiver Elemente, des Ursprungs des Procellarum-KREEP-Terrans und der Rolle des SPA-Beckeneinflusses bei der Induktion des konvektiven Transports einer KREEP-Schicht von dort von der Rückseite zur Vorderseite und verursacht Asymmetrien zwischen der Rückseite und der Rückseite in Th und Ti (z. B. Lit. 8, 42, 43).

Es ist sehr wahrscheinlich, dass CE-6 Ejektamaterial (dominant in Region B und sekundäres Ejekta in den Mare-Regionen F und L) erwerben wird, einschließlich Ejekta, das vom Apollo-Rand und der Apollo-Wand stammt und einige Beiträge von SPA-Ejekta sowie Kratern innerhalb der Zone enthalten kann Innenraum des Apollo-Beckens. Apollo ist wahrscheinlich durch die SPA-Auswurfablagerung vorgedrungen und hat sie entfernt, die sich durch ihre hohe Th-Häufigkeit und einen möglichen Ursprung im obersten Erdmantel auszeichnet6. Es ist jedoch wahrscheinlich, dass solche Materialien immer noch in der Wand und am Rand des Apollo-Beckens erhalten sind, insbesondere am südlichen Rand mit noritischer Zusammensetzung und relativ hoher Th-Häufigkeit; Diese könnten durch nachfolgende Einschlagskrater leicht ausgegraben und innerhalb der Landezone neu verteilt werden. Darüber hinaus können auch Aufschlüsse aus tiefliegenden Schichten (untere Kruste oder sogar Mantel) im Inneren von Apollo auftreten18, insbesondere die Mg-reichsten noritischen Materialien, die in der Nähe des westlichen Gipfelrings gefunden werden23,24. Nachfolgende Einschlagskrater, die auf diese Region abzielen, könnten auch Auswurfmaterial in die Landezone von CE-6 bringen. Das Kristallisationsalter der zurückgegebenen Auswurfmaterialien dürfte 3,9 Gyr überschreiten und wird grundlegende Informationen über den Zeitpunkt der SPA- und Apollo-Einschlagsereignisse liefern und das Wissen über die Einschlagschronologie des Mondes und des gesamten inneren Sonnensystems erheblich verbessern. Der Erwerb jeglicher tiefer Krusten- und möglicher Mantelmaterialien durch CE-6 wird auch unser Denken über die Zusammensetzung des Mondinneren, die thermische Entwicklung des Mondes und die Rolle der ursprünglichen lunaren Akkretionsquellenmaterialien nach dem mondbildenden Erdeinschlag revolutionieren.

Der Ejekta-Index (EI), der definiert wird, um den Grad der Verschmutzung durch Aufprall-Ejekta zu beschreiben, mit der Annahme, dass Ejekta-Material den dunklen Basaltbereich in Bilddaten des digitalen Orthofotomodells (DOM)44 heller machen könnte, ist eine mathematische Methode, die eine Transformation des DOM nutzt Bildgrauwert (0–255) in einen Index (0–100) basierend auf einem Basiswert (Grey_Base, GB). GB ist ein Grauwert des reinsten Basalts in derselben geologischen Einheit (z. B. derselben Phase der Basaltbedeckung) im Untersuchungsgebiet (und gilt daher als der niedrigste).

Dann gilt für jedes Pixel eines DOM-Bildes:

Pixel mit einem Grauwert über dem GB gelten als Auswurfmaterial mit unterschiedlichem Verschmutzungsgrad. Dann gilt für den durchschnittlichen EI(EI_AVG) einer Region:

wobei Sum (EI_ALL) die Zusammenfassung der EI aller Pixel in der Region darstellt und Pixel_Num die Anzahl der Pixel darstellt.

Um das Alter der Regionen F, L und B besser einzuschränken, haben wir zunächst Gebiete ausgeschlossen, die große Cluster und Ketten von Sekundärkratern enthalten, basierend auf der Verteilung der Fe- (Abb. 4b), Ti- (Abb. 4c) Inhalte und Auswurfe ( Abb. 4d). Dann verwendeten wir die Software ArcMap CraterTools45, um die Krater der geologischen Einheiten, in denen sich die Kandidatenlanderegionen befinden, auf der Grundlage von CE-2-DOM-Bildern zu kartieren und zu zählen, und die offensichtlichen Sekundärkrater wurden aus den gezählten Gebieten ausgeschlossen. Schließlich wurden die CSFD-Datierungskurven mit der Software CraterStats46 abgeleitet und die Ergebnisse sind in Extended Data Abb. 1 dargestellt.

Erweiterte Daten Abb. 2 ist eine topografische Karte des digitalen Höhenmodells CE-2 (DEM), und das erhöhte Gelände in der Mitte ist ein WR. Erweiterte Daten Abb. 2b ist ein normalisiertes Dreiband-Falschfarbenbild der Lunar Reconnaissance Orbiter Camera Wide Angle Camera (LROC WAC), in dem sich der dunkle Basalt in der F-Region befindet und der weniger dunkle Basalt innerhalb der L-Region mit klaren Grenzen liegt . Unter Bezugnahme auf das LROC-WAC-Bild mit niedriger Sonneneinstrahlung (Extended Data Abb. 2c) ist der WR hier zur getrennten Diskussion in zwei Abschnitte im Süden (S) und im Norden (N) unterteilt. Aus den erweiterten Daten Abb. 2b, c können wir erkennen, dass der südliche Abschnitt WR (S-WR) nicht perfekt mit der südöstlichen Grenze der F-Basalte übereinstimmt. S-WR befindet sich im dunklen Basalt und etwa 20 m über der Meeresoberfläche; Wir gehen davon aus, dass S-WR erst nach dem Basaltüberlauf deformiert und angehoben worden sein könnte, andernfalls wären die dunklen Basalte nicht in der Lage gewesen, die S-WR-Oberfläche zu bedecken. Wir extrahierten die Konturen des Gebiets mithilfe von CE-2-DEM-Daten und stellten fest, dass die Ostgrenze des dunklen F-Basalts stark mit der Basislinie (Kontur von −5.260 m) des nördlichen WR (N-WR) übereinstimmt (Extended Data Abb. 2c,d), was wir so interpretieren, dass der N-WR den Ostfluss des Basalts in der F-Region blockierte und dass der N-WR vor dem Basaltüberlauf in der F-Region existierte.

Die Daten der Zusammensetzungskarte (Extended Data Abb. 3) zeigen, dass die Materialien auf der N-WR-Oberfläche denen der L-Region ähnlich sind. Ihre Farbtöne sind auf der WAC-normalisierten Dreibandkarte, dem Clementine-Falschfarben-Kompositbild, den M3-Daten bzw. der Fe- und Ti-Elementverteilungskarte ziemlich konsistent, sodass wir davon ausgehen, dass die N-WR-Oberfläche hauptsächlich aus ähnlichen Basalten besteht der L-Region. Es wird angenommen, dass N-WR zum Zeitpunkt des Fließens der L-Basalte noch nicht vollständig erhöht war und sich in der Nähe weniger dunkle Basalte der L-Region ansammelten. Dann hob sich der N-WR und bildete eine hohe topografische Barriere. Später, als die F-Basalte ausbrachen, blockierte der N-WR den Fluss des dunklen Basalts nach Osten, sodass die östliche Grenze der F-Basalte fast vollständig mit der Basalkontur des N-WR übereinstimmte.

In dieser Studie wurden die M3-Spektraldaten kürzer als 2.497 nm verwendet. Sie wurden zunächst mit der Savitzky-Golay-Methode geglättet, um das Rauschen zu reduzieren. Anschließend wurde eine Zwei-Geraden-Methode zur Kontinuumsentfernung aller M3-Spektren angewendet. Die beiden geraden Linien wurden als Tangenten an die linke und rechte Seite der Absorptionsbanden gelegt. Bei einer Absorption von etwa 1 μm variierte der linke Tangentenpunkt zwischen 600 und 800 nm und der rechte Tangentenpunkt zwischen 1.300 und 1.800 nm. In jedem dieser beiden Bereiche wurde iterativ ein Punkt errungen. Wenn die gerade Linie, die die beiden Punkte verbindet, die 1 μm-Absorptionsbande vollständig abdeckte, wurde sie als Tangente der etwa 1 μm großen Absorptionsbande behandelt. Die Tangente der 2-μm-Bande wurde mit der gleichen Methode gefunden. Der linke Tangentenpunkt variierte zwischen 1.300 und 1.800 nm und der rechte Endpunkt wurde auf 2.497 nm eingestellt. Das kontinuumsbereinigte M3-Spektrum wurde erhalten, indem der Reflexionsgrad jedes Bandes durch den entsprechenden Wert der Tangente dividiert wurde. Danach wurde ein Polynom vierter Ordnung verwendet, um das kontinuumsbereinigte M3-Spektrum um Absorptionen bei 1 und 2 μm herum anzupassen. Die den Minima der angepassten Linien entsprechenden Wellenlängen werden als Bandmitten des Spektrums betrachtet. Diese Methode zur Ableitung des Bandzentrums war die gleiche wie die von Liu und Wang et al.47 verwendete.

Die in dieser Arbeit verwendeten CE-1- und CE-2-Daten wurden vom GRAS des chinesischen Mond- und Planetenerkundungsprogramms verarbeitet und erstellt, das von der China National Space Administration (https://moon.bao.ac.cn) bereitgestellt wird. Der Zugriff auf die geologischen Kartendaten des CE-6-Landeplatzes erfolgte über https://data.planmap.eu/pub/moon/PM-MOO-MS-SPAApollo/. Auf die MI-FeO-Gehaltsdaten wurde über https://astrogeology.usgs.gov/search/map/Moon/Kaguya/MI/MineralMaps/Lunar_Kaguya_MIMap_MineralDeconv_FeOWeightPercent_50N50S zugegriffen. Der Zugriff auf die LRO-TiO2-Gehaltsdaten erfolgte über https://wms.lroc.asu.edu/lroc/view_rdr/WAC_TIO2. Der Zugriff auf die M3-Daten erfolgte über https://pds-imaging.jpl.nasa.gov/volumes/m3.html. Die in diesem Dokument verwendeten Daten sind unter https://moon.bao.ac.cn/Moon/CE6-landingsite.rar und/oder https://doi.org/10.12350/CLPDS.GRAS.CE6.AD-LandingSite verfügbar .v202304. Während dieser Studie generierte oder analysierte Datensätze sind auf begründete Anfrage beim entsprechenden Autor erhältlich. Quelldaten werden mit diesem Dokument bereitgestellt.

Nationaler Forschungsrat (NRC). Wissenschaftlicher Kontext für die Erforschung des Mondes (National Academies Press, 2007).

Jolliff, BL, Gillis, JJ, Haskin, LA, Korotev, RL & Wieczorek, MA Wichtige Mondkrustengebiete: Oberflächenausdruck und Krusten-Mantel-Ursprünge. J. Geophys. Res. 105, 4197–4216 (2000).

Artikel ADS Google Scholar

Melosh, H. et al. Auswürfe aus dem Südpol und dem Aitken-Becken enthüllen den oberen Mantel des Mondes. Geology 45, 1063–1066 (2017).

Artikel ADS Google Scholar

Moriarty, DP & Pieters, CM Der Charakter des Südpol-Aitken-Beckens: Muster der Oberflächen- und Untergrundzusammensetzung. J. Geophys. Res. Planeten 123, 729–747 (2018).

Artikel ADS Google Scholar

Moriarty, DP, Dygert, N., Valencia, SN, Watkins, RN & Petro, NE Die Suche nach Mondmantelgesteinen, die auf der Mondoberfläche freigelegt sind. Nat. Komm. 12, 4659 (2021).

Artikel ADS Google Scholar

Moriarty, DP et al. Hinweise auf einen geschichteten oberen Erdmantel, der im Südpol-Aitken-Becken erhalten geblieben ist. J. Geophys. Res. Planeten 126, e2020JE006589 (2021).

Artikel ADS Google Scholar

Pieters, CM & Head, JW Probenahme im Südpol-Aitken-Becken: offene Fragen und Möglichkeiten für die internationale Monderkundung. Im 53. Proc. Lunar and Planetary Science Conference 1682 (Lunar and Planetary Institute, 2022).

Jones, MJ et al. Ein Südpol-Aitken-Impact-Ursprung der Asymmetrie der Mondkomposition. Wissenschaft. Adv. https://doi.org/10.1126/sciadv.abm8475 (2022).

Fassett, C. et al. Mondeinschlagsbecken: Stratigraphie, Abfolge und Alter überlagerter Einschlagskraterpopulationen, gemessen anhand von LOLA-Daten (Lunar Orbiter Laser Altimeter). J. Geophys. Res. Planeten 117, E00H06 (2012).

Artikel Google Scholar

Garrick-Bethell, I. & Zuber, MT Elliptische Struktur des Mond-Südpol-Aitken-Beckens. Ikarus 204, 399–408 (2009).

Artikel ADS Google Scholar

Spudis, PD, Gillis, JJ & Reisse, RA Antike Multiringbecken auf dem Mond, entdeckt durch Clementine-Laseraltimetrie. Science 266, 1848–1851 (1994).

Artikel ADS Google Scholar

Stuart-Alexander, DE Geologische Karte der zentralen Rückseite des Mondes (US Geological Survey Report, 1978).

Potter, RW et al. Beschränkung der Größe des Südpol-Aitken-Becken-Impakts. Ikarus 220, 730–743 (2012).

Artikel ADS Google Scholar

Li, C. et al. Chang'E-4 erste spektroskopische Identifizierung von Materialien, die aus dem Mondmantel stammen. Natur 569, 378–382 (2019).

Artikel ADS Google Scholar

Pieters, CM et al. Gesteinsarten des Südpol-Aitken-Beckens und Ausmaß des basaltischen Vulkanismus. J. Geophys. Res. Planeten 106, 28001–28022 (2001).

Artikel ADS Google Scholar

Baker, DM et al. Der Übergang vom komplexen Krater zum Peak-Ring-Becken auf dem Mond: neue Beobachtungen mit dem Lunar Orbiter Laser Altimeter (LOLA)-Instrument. Ikarus 214, 377–393 (2011).

Artikel ADS Google Scholar

Baker, DM et al. Die Bildung von Peak-Ring-Becken: Arbeitshypothesen und Vorgehensweise bei der Nutzung von Beobachtungen zur Eingrenzung von Modellen der Bildung von Impaktbecken. Ikarus 273, 146–163 (2016).

Artikel ADS Google Scholar

Potter, RWK et al. Das Apollo-Peak-Ring-Impaktbecken: Einblicke in die Struktur und Entwicklung des Südpol-Aitken-Beckens. Ikarus 306, 139–149 (2018).

Artikel ADS Google Scholar

Whitten, JL & Head, JW Lunare Kryptomaria: physikalische Eigenschaften, Verbreitung und Auswirkungen auf den antiken Vulkanismus. Ikarus 247, 150–171 (2015).

Artikel ADS Google Scholar

Ivanov, M. et al. Geologische Geschichte des nördlichen Teils des Südpol-Aitken-Beckens auf dem Mond. J. Geophys. Res. Planeten 123, 2585–2612 (2018).

Artikel ADS Google Scholar

Pasckert, JH, Hiesinger, H. & van der Bogert, CH Mondferner Vulkanismus im und um das Südpol-Aitken-Becken. Ikarus 299, 538–562 (2018).

Artikel ADS Google Scholar

Poehler, C. et al. Geologische Kartierung der Region Südpol-Aitken-Becken. In Proc. Europlanet Science Congress 2020 Vol. 15, 646 (Europlanet Society, 2021).

Klima, RL et al. Neue Einblicke in die Mondpetrologie: Verteilung und Zusammensetzung prominenter Pyroxenvorkommen mit niedrigem Ca-Gehalt, beobachtet vom Moon Mineralogy Mapper (M3). J. Geophys. Res. Planeten 116, E00G06 (2011).

Artikel Google Scholar

Moriarty, DP & Pieters, CM Bewertung der Stratigraphie am Südpol-Aitken-Becken: von lokal zu regional. Im 45. Proc. Lunar and Planetary Science Conference 1777 (Lunar and Planetary Institute, 2014).

Moriarty, DP et al. Eine vorläufige Bewertung von Oberflächenerneuerungsszenarien im gesamten Südpol – im Inneren des Aitken-Beckens anhand einer mineralogischen Bewertung von Kratern. LPI-Beiträge 2678, 2386 (2022).

ADS Google Scholar

Sharpton, VL & Head, JW Lunar Mare Ridges: Analyse von Grat-Krater-Schnittpunkten und Auswirkungen auf den tektonischen Ursprung von Mare Ridges. Im 18. Proc. Lunar and Planetary Science Conference 307–317 (Lunar and Planetary Institute, 1988).

Watters, TR Faltenrückenansammlungen auf den terrestrischen Planeten. J. Geophys. Res. Solid Earth 93, 10236–10254 (1988).

Artikel Google Scholar

Yue, Z. et al. Globale Untersuchung der Entstehungszeiten von Mondfaltenkämmen. Planet Erde. Wissenschaft. Lette. 477, 14–20 (2017).

Artikel ADS Google Scholar

Fortezzo, CM, Spudis, PD & Harrel, SL Veröffentlichung der digitalen einheitlichen globalen geologischen Karte des Mondes im Maßstab 1:5.000.000. Im 51. Proc. Lunar and Planetary Science Conference 2760 (Lunar and Planetary Institute, 2020).

Haruyama, J. et al. Langlebiger Vulkanismus auf der Mondrückseite, entdeckt von der SELENE-Geländekamera. Wissenschaft 323, 905–908 (2009).

Artikel ADS Google Scholar

Greeley, R. et al. Galileo-Bildgebungsbeobachtungen von Lunar Maria und verwandten Ablagerungen. J. Geophys. Res. 98, 17183 (1993).

Artikel ADS Google Scholar

Pieters, CM et al. Mineralogie der mafischen Anomalie im Südpol-Aitken-Becken: Auswirkungen auf die Ausgrabung des Mondmantels. Geophys. Res. Lette. 24, 1903–1906 (1997).

Artikel ADS Google Scholar

Moriarty, DP & Pieters, CM Die Natur und Herkunft mafischer Hügel im Südpol-Aitken-Becken. Geophys. Res. Lette. 42, 7907–7915 (2015).

Artikel ADS Google Scholar

Hiesinger, H., Jaumann, R., Neukum, G. & Head, JW Alter der Mare-Basalte auf der Mondvorderseite. J. Geophys. Res. 105, 29239–29275 (2000).

Artikel ADS Google Scholar

Hiesinger, H., Head, JW, Wolf, U., Jaumann, R. & Neukum, G. in Recent Advances and Current Research Issues in Lunar Stratigraphy (Hrsg. Ambrose, W. & Williams, DA) 1–51 (Geological Society von Amerika, 2011).

Morota, T. et al. Mare-Vulkanismus in der mondfernen Moscoviense-Region: Auswirkungen auf die seitliche Variation der Magmaproduktion des Mondes. Geophys. Res. Lette. 36, 1–5 (2009).

Artikel Google Scholar

Morota, T. et al. Zeitpunkt und Merkmale des jüngsten Mare-Ausbruchs auf dem Mond. Planet Erde. Wissenschaft. Lette. 302, 255–266 (2011).

Artikel ADS Google Scholar

Morota, T. et al. Zeitpunkt und Dauer des Mare-Vulkanismus in der zentralen Region der nördlichen Rückseite des Mondes. Earth Planets Space 63, 5–13 (2011).

Artikel ADS Google Scholar

Head, JW & Wilson, L. Generation, Aufstieg und Ausbruch von Magma auf dem Mond: Neue Einblicke in Quelltiefen, Magmavorrat, Intrusionen und effusive/explosive Eruptionen (Teil 2: vorhergesagte Einlagerungsprozesse und Beobachtungen). Ikarus 283, 176–223 (2017).

Artikel ADS Google Scholar

Wilson, L. & Head, JW Erzeugung, Aufstieg und Ausbruch von Magma auf dem Mond: Neue Einblicke in Quelltiefen, Magmavorrat, Intrusionen und effusive/explosive Eruptionen (Teil 2: vorhergesagte Einlagerungsprozesse und Beobachtungen). Ikarus 283, 146–175 (2017).

Artikel ADS Google Scholar

Li, QL et al. Zwei Milliarden Jahre alter Vulkanismus auf dem Mond aus Chang'E-5-Basalten. Natur 600, 54–58 (2021).

Artikel ADS Google Scholar

Zhang, N. et al. Asymmetrie der Mondzusammensetzung erklärt durch Mantelumsturz nach dem Südpol-Aitken-Einschlag. Nat. Geosci. 15, 37–41 (2022).

Artikel ADS Google Scholar

Hagerty, JJ, Lawrence, DJ & Hawke, BR Thoriumhäufigkeiten von Basaltbecken im Südpol-Aitken-Becken: Einblicke in die Zusammensetzung und Entwicklung des Mondmantels auf der anderen Seite. J. Geophys. Res. Planeten 116, E06001 (2011).

Artikel ADS Google Scholar

Li, C. et al. Eigenschaften der von der Chang'E-5-Mission zurückgegebenen Mondproben. Natl. Sci. Rev. 9, 21–33 (2022).

ADS MathSciNet Google Scholar

Kneissl, T., van Gasselt, S. & Neukum, G. Kartenprojektionsunabhängige Kratergrößen-Häufigkeitsbestimmung in GIS-Umgebungen – neues Softwaretool für ArcGIS. Planet. Weltraumwissenschaft. 59, 1243–1254 (2011).

Artikel ADS Google Scholar

Michael, GG & Neukum, G. Planetenoberflächendatierung aus Messungen der Kratergrößen-Häufigkeitsverteilung: teilweise Oberflächenerneuerungsereignisse und statistische Altersunsicherheit. Planet Erde. Wissenschaft. Lette. 294, 223–229 (2010).

Artikel ADS Google Scholar

Liu, D. et al. Neue spektrale Interpretation der Mare-Basaltmineralogie im Spätstadium anhand von Chang'E-5-Proben enthüllt. Eingereicht Nat. Komm. 13, 5965 (2022).

Artikel Google Scholar

Lemelin, M. et al. Globale Kartenprodukte vom Kaguya Multiband Imager mit 512 ppd: Mineralien, FeO und OMAT. Im 47. Proc. Lunar and Planetary Science Conference 2994 (Lunar and Planetary Institute, 2016).

Sato, H. et al. Die TiO2-Häufigkeiten von Mondstute werden anhand des UV/Vis-Reflexionsvermögens geschätzt. Ikarus 296, 216–238 (2017).

Artikel ADS Google Scholar

Klima, RL, Dyar, MD & Pieters, CM Nahinfrarotspektren von Klinopyroxenen: Auswirkungen des Calciumgehalts und der Kristallstruktur. Meteorit. Planet. Wissenschaft. 46, 379–395 (2011).

Artikel ADS Google Scholar

Referenzen herunterladen

Die in dieser Arbeit verwendeten Chang'e-Daten wurden von GRAS (Ground Research and Application System) des chinesischen Mond- und Planetenerkundungsprogramms verarbeitet und produziert. Wir danken auch dem Lunar Reconnaissance Orbiter (LRO), Kaguya, Chandrayaan und anderen verwandten Teams für die Bereitstellung der in diesem Artikel verwendeten wissenschaftlichen Daten. Diese Studie wurde vom Key Research Program der Chinesischen Akademie der Wissenschaften, Fördernr. ZDBS-SSW-JSC007 an CL und JL, finanziert von der National Natural Science Foundation of China, Fördernr. 12203073 bis XZ

Diese Autoren haben gleichermaßen beigetragen: Xingguo Zeng, Dawei Liu, Yuan Chen.

Schlüssellabor für Mond- und Weltraumforschung, Nationale Astronomische Observatorien, Chinesische Akademie der Wissenschaften, Peking, China

Xingguo Zeng, Dawei Liu, Yuan Chen, Qin Zhou, Xin Ren, Zhoubin Zhang, Wei Yan, Wangli Chen, Jianjun Liu, Wei Zuo und Chunlai Li

Lunar Exploration and Space Engineering Center, Peking, China

Qiong Wang & Hao Hu

Beijing Institute of Spacecraft System Engineering, Peking, China

Xiangjin Deng

Fakultät für Astronomie und Weltraumwissenschaften, Universität der Chinesischen Akademie der Wissenschaften, Peking, China

Jianjun Liu, Wei Zuo und Chunlai Li

Abteilung für Erd-, Umwelt- und Planetenwissenschaften, Brown University, Providence, Rhode Island, USA

James W. Kopf

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CL, WZ, JL und JWH haben die Forschung entworfen. XZ, DL, YC, QZ und CL haben den Manuskriptentwurf geschrieben. XZ, DL und YC haben gleichermaßen zu dieser Arbeit beigetragen. CL und JWH überprüften und finalisierten das Manuskript. XZ, WZ und YC führten die topografische, geologische und chronologische Datenanalyse durch. DL und YC führten die Spektrumdatenanalyse durch. JL, XR, ZZ, WY, QW, XD, HH und WC führten die Datenverarbeitung, Kalibrierung und Validierung von Chang'e durch.

Korrespondenz mit Wei Zuo, James W. Head oder Chunlai Li.

Die Autoren geben an, dass keine Interessenkonflikte bestehen.

Nature Astronomy dankt Daniel Moriarty und den anderen, anonymen Gutachtern für ihren Beitrag zum Peer-Review dieser Arbeit.

Anmerkung des Herausgebers Springer Nature bleibt hinsichtlich der Zuständigkeitsansprüche in veröffentlichten Karten und institutionellen Zugehörigkeiten neutral.

CSFD-Datierungskurven für die geologische Einheit der Kandidatenregionen F, L und B.

Quelldaten

a) Die topografische Karte CE-2 DEM. b) Das LROC WAC-normalisierte Dreiband-Falschfarbenbild, gelbe gestrichelte Linien sind der Faltenkamm. c) Das LROC WAC-Bild bei schwacher Sonneneinstrahlung. N-WR stellt den nördlichen Faltenrücken dar, S-WR ist den südlichen Faltenrücken und RIM ist das Gebiet, das mit dem Rand des Apollo-Beckens verbunden ist. d) Die 20-m-Intervallkontur, die aus CE-2-DEM-Daten erstellt wurde. Die Basiskarte ist ein LROC WAC-Falschfarbenbild. Es ist ersichtlich, dass die -5260 m hohe Kontur, die die Basis des N-WR darstellt, in hohem Maße mit der östlichen Grenze der F-Basalte übereinstimmt.

Quelldaten

Die gelbe gestrichelte Linie markiert die Ausdehnung des Faltenkamms. Die N-WR-Oberfläche stimmt im Allgemeinen mit dem Farbton der L-Region im Clementine-Falschfarben-Kompositbild, der LROC WAC-normalisierten Dreiband-Farbkarte, den M3-Daten bzw. der Titan- und Eisenkarte überein.

Quelldaten

1. Kurze Einführung in die CE-6-Mission. 2. Auswahl des CE-6-Landeplatzes und Abb. 1 und 2.

CE-2 schattiertes Reliefbild des CE-6-Landeplatzes.

CE-1 Farbcodiertes Hangbild und CE-2 Graubild des CE-6-Landeplatzes.

CE-1 farbcodiertes topografisches Bild, CE-2 Graubild, CE-2 farbcodiertes topografisches Bild, vorgeschlagene Landebereichsgrenzen und topografische Merkmalsdaten des CE-6-Landeplatzes.

CE-2-Graubild und Kraterdaten des CE-6-Landeplatzes.

CE-2-Graubild und Auswurfstatistikbild des CE-6-Landeplatzes.

Daten der geologischen Einheit, Kaguya FeO, WAC_TiO2, CE-2-Graubilddaten des geplanten CE-6-Landeplatzes.

CE-2-Graubild, Kraterdaten, die für statistische und spektralstatistische Daten von Absorptionszentren für den CE-6-Landeplatz verwendet werden.

CSFD-Daten der vorgeschlagenen Landeregionen von F_A, L_A und B_A.

CE-2 topografisches DEM-Bild, LROC WAC normalisiertes Dreiband-Falschfarbenbild und LROC WAC-Bild des CE-6-Landeplatzes bei schwacher Sonneneinstrahlung.

LROC-WAC-Bild bei schwacher Sonneneinstrahlung, Clementine-Falschfarben-Kompositbild, LROC-WAC-normalisiertes Dreiband-Falschfarbenbild, M3-Daten, FeO-TiO2-Elementverteilungskarte.

Open Access Dieser Artikel ist unter einer Creative Commons Attribution 4.0 International License lizenziert, die die Nutzung, Weitergabe, Anpassung, Verbreitung und Reproduktion in jedem Medium oder Format erlaubt, sofern Sie den/die Originalautor(en) und die Quelle angemessen angeben. Geben Sie einen Link zur Creative Commons-Lizenz an und geben Sie an, ob Änderungen vorgenommen wurden. Die Bilder oder anderes Material Dritter in diesem Artikel sind in der Creative Commons-Lizenz des Artikels enthalten, sofern in der Quellenangabe für das Material nichts anderes angegeben ist. Wenn Material nicht in der Creative-Commons-Lizenz des Artikels enthalten ist und Ihre beabsichtigte Nutzung nicht gesetzlich zulässig ist oder über die zulässige Nutzung hinausgeht, müssen Sie die Genehmigung direkt vom Urheberrechtsinhaber einholen. Um eine Kopie dieser Lizenz anzuzeigen, besuchen Sie http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/.

Nachdrucke und Genehmigungen

Zeng, X., Liu, D., Chen, Y. et al. Landeplatz der Chang'e-6-Mission zur Rückführung von Mondproben aus dem Apollo-Becken. Nat Astron (2023). https://doi.org/10.1038/s41550-023-02038-1

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Eingegangen: 14. September 2022

Angenommen: 26. Juni 2023

Veröffentlicht: 31. Juli 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41550-023-02038-1

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