El Sistema Canadiense del Rift del Ártico es una estructura geológica importante de América del Norte que se extiende desde el Mar de Labrador en el sureste hasta el Estrecho de Davis , la Bahía de Baffin y el Archipiélago Ártico en el noroeste. Consiste en una serie de fisuras interconectadas que se formaron durante las eras Paleozoica , Mesozoica y Cenozoica . Las tensiones de extensión a lo largo de toda la longitud del sistema de rift han dado como resultado una variedad de características tectónicas , que incluyen grabens , medios grabens , cuencasy fallas .
Sistema canadiense del Rift del Ártico | |
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Localización | Canadá / Groenlandia |
Coordenadas | 65 ° N 58 ° O / 65 ° N 58 ° OCoordenadas : 65 ° N 58 ° O / 65 ° N 58 ° O |
Largo | 4.800 km (3.000 millas) |
Edad | Paleozoico -a- Cenozoico |
El desarrollo del Sistema Canadiense del Rift del Ártico estuvo acompañado por dos episodios de tectónica de placas que se originaron en lados opuestos de la Placa de América del Norte y se propagaron entre sí. Ambos estaban fuertemente controlados por estructuras preexistentes, que guiaban las fallas en propagación o impedían su crecimiento. El sistema de grietas ahora está inactivo, aparte de los ajustes menores que son indicados por terremotos ocasionales en la bahía de Baffin y el mar de Labrador.
Geología
El Sistema Canadiense del Rift del Ártico es una rama de la Cordillera del Atlántico Medio que se extiende 4.800 km (3.000 millas) hacia el continente de América del Norte. Es una estructura incipiente que disminuye en grado de desarrollo hacia el noroeste, se bifurca en la cabecera de la bahía de Baffin y desaparece en el archipiélago ártico. El sistema de rift es principalmente una estructura extensional, lo que ha permitido que Groenlandia y Canadá se separen y formen vías marítimas intermedias. [1] El segmento que se extiende desde el mar de Labrador hasta la bahía de Baffin a veces se denomina sistema de rift del mar de Labrador-bahía de Baffin o sistema de rift del Atlántico norte-mar de Labrador. [2] [3]
Evolución tectónica
Dos episodios de ruptura crearon el sistema canadiense de ruptura ártica. El primero se conoce como el Episodio de Rifting Boreal que siguió a la compresión y exposición provocadas por la orogenia de Ellesmerian. El segundo se conoce como el Episodio del Rifting de Eurekan y creó la mayoría de las estructuras que componen el Sistema Canadiense del Rift del Ártico. Ambos episodios de ruptura estuvieron activos simultáneamente desde el Cretácico temprano hasta el Terciario medio . [4]
Episodio de ruptura boreal
El Episodio de Rifting Boreal comenzó a finales del Devónico y emanó hacia el sureste desde la Cuenca de Canadá hacia el continente de América del Norte. Causó el levantamiento de Pearya Geanticline y Sverdrup Rim, así como la extensión de la corteza que condujo al adelgazamiento y hundimiento de la litosfera regional . [4] [5] La ruptura se extendió solo al área que sería ocupada por las futuras islas centrales de la Reina Isabel y fue abortada allí debido a las tendencias estructurales que interfieren. En el extremo oeste, en el área de Banks Island , la extensión del Episodio de Rifting Boreal continuó ininterrumpidamente hasta mediados del Terciario. [4]
Episodio de Rifting de Eurekan
El Episodio de Rifting de Eurekan comenzó en el Cretácico Inferior a medida que declinó el Episodio de Rifting Boreal. [5] [4] El estiramiento de la corteza comenzó en el extremo sur del sistema de grietas hace 130 millones de años, tiempo durante el cual el supercontinente Laurasia estaba en proceso de romperse. [6] La ruptura comenzó desde el Océano Atlántico y luego se propagó hacia el noroeste, donde el Mar de Labrador comenzó a abrirse en el Cretácico Superior . [4] [7] La expansión del lecho marino comenzó en el sur del Mar de Labrador hace 75–60 millones de años, tiempo durante el cual Groenlandia se trasladó al norte en relación con la parte continental de América del Norte. Este movimiento hacia el norte dio lugar a fuerzas de compresión entre el norte de Groenlandia y el archipiélago ártico, preparando el escenario para la orogenia Eurekan . La expansión del lecho marino alcanzó el norte del mar de Labrador hace 60–40 millones de años y Groenlandia pasó simultáneamente por la isla de Ellesmere a lo largo del estrecho de Nares . [7] Aproximadamente 170 km (110 millas) de separación del Paleoceno ocurrieron entre Groenlandia y la isla de Baffin , produciendo una corteza oceánica dentro de la Bahía de Baffin. [8]
Con el comienzo de la expansión activa del lecho marino en el Mar de Noruega durante el Eoceno Temprano , la dirección de la expansión del lecho marino cambió tanto en el Mar de Labrador como en la Bahía de Baffin. [9] La expansión continua en el Mar de Noruega finalmente separó a Groenlandia de Eurasia , lo que resultó en la creación de la Placa de Groenlandia y la Triple Unión del Sur de Groenlandia . [6] [10] Para entonces, la expansión dentro de la bahía de Baffin y el mar de Labrador se había ralentizado y se había vuelto oblicua, y finalmente cesó entre 45 y 36 millones de años. [6]
La fase final del rifting estuvo marcada por la extensión continental en el Terciario medio. [4] Se abrió una brecha en el continente de América del Norte y alcanzó el Océano Ártico , lo que resultó en la formación de los valles submarinos de las grietas de Parry y Nares , las islas Queen Elizabeth y la subplaca de las islas Queen Elizabeth . [4] [11] Esta ruptura duró hasta el Mioceno temprano o más tarde. [4]
El sistema de grietas hoy
Hay poca sismicidad en el Sistema Canadiense del Rift del Ártico, lo que indica que ahora es una estructura casi inactiva y que todo el sistema viaja como parte de la Placa de América del Norte. Se producen varios terremotos, pero sus patrones indican que las fuerzas tectónicas características de los márgenes de las placas no actúan directamente en el Ártico canadiense en la actualidad. Como resultado, existen dudas sobre si la placa de Groenlandia debería considerarse una placa separada. [4] La actividad sísmica actual puede ser principalmente una expresión del reajuste de las estructuras de las grietas existentes a un campo de tensión regional asociado con el rebote post-glacial . [4] [12]
El área entre Groenlandia y la isla de Baffin es una de las regiones con mayor actividad sísmica en el este de Canadá. [13] No se conocía como zona sísmica hasta el 20 de noviembre de 1933, cuando se produjo un terremoto con una magnitud de onda superficial de 7,3 debajo de la bahía de Baffin. Este es el terremoto más grande registrado instrumentalmente que ha ocurrido a lo largo del margen pasivo de América del Norte y posiblemente el terremoto de margen pasivo más grande del mundo. Casualmente, también es el norte más grande del Círculo Polar Ártico . A pesar de su tamaño, el terremoto de la bahía de Baffin de 1933 no provocó ningún daño debido a su ubicación en alta mar combinada con la escasa población de las áreas adyacentes en tierra. El análisis de los sismogramas indica que las fallas de deslizamiento jugaron un papel en la ocurrencia de este terremoto. Desde entonces, se han registrado terremotos de magnitud 6,0 o más en 1934, 1945, 1947 y 1957. [14]
Un cinturón lineal de terremotos de amplitud media conocido como Zona Sísmica del Mar de Labrador coincide con el eje de expansión extinto de Mid-Labrador Ridge . [15] Se han registrado terremotos de magnitud 5.0 a lo largo de esta zona desde 1982. [16]
Estructura
Fallas
La zona de falla de Ungava es una característica tectónica importante del estrecho de Davis que separa los centros de expansión fallidos del mar de Labrador y de la bahía de Baffin. [17] Se asoció con un movimiento de transformación con fugas relacionado con el movimiento hacia el norte de Groenlandia en relación con la parte continental de América del Norte durante el Paleógeno . [17] [18] [19] La zona de falla tiene una longitud de aproximadamente 1,000 km (620 mi) y una tendencia alargada de norte a noreste. [20] Una extensión al norte llamada Zona de falla de Ikermiut está dominada por fallas de empuje del Paleoceno tardío al Eoceno temprano debido a los movimientos de deslizamiento entre las placas de Groenlandia y América del Norte. [17] [21]
Situada en la isla de Bathurst se encuentra la zona de fallas del sureste de Bathurst , un sistema de fallas normales de tendencia norte-sur que forman una estructura similar a un graben. Originalmente se formó durante el Episodio de Rifting Boreal, pero se reactivó durante un período de elevación y compresión regional provocado por el Episodio de Rifting de Eurekan. [22] La zona de fallas del Cabo Sur al noreste es una falla importante con tendencia este-oeste que se extiende a lo largo de gran parte de la longitud de Jones Sound . [23] [24] Atraviesa las penínsulas del sur de la isla de Ellesmere. [24]
Extendiéndose varios cientos de kilómetros a través del estrecho de Crozier se encuentra la zona de falla del estrecho de Crozier. Se encuentra dentro de un anticlinal con tendencia al norte del cinturón plegado de Cornwallis y parece contener un bloque de falla inclinado hacia abajo . Los datos batimétricos sugieren que es una posible estructura de graben con márgenes empinados, lineales, de norte a sur, que se formó durante el Episodio de Rifting de Eurekan. Las fallas que forman el supuesto graben parecen haber sido guiadas en parte por la estructura del cinturón plegado de Cornwallis, pero probablemente fueron controladas en última instancia por las tendencias en el basamento cristalino precámbrico . [25]
La falla de Kaltag es una estructura de tendencia noreste que se extiende a lo largo del margen continental al noroeste de las islas Queen Elizabeth. Forma un límite entre el sistema canadiense del Rift del Ártico y otras estructuras fisuradas al noroeste. [4] El Kaltag actuó como una falla de transformación con pulsos intermitentes tanto de extensión como de desplazamiento de deslizamiento durante tres intervalos de tiempo. [4] [26] El tectonismo durante el primer intervalo de tiempo desde el Carbonífero al Pérmico fue coetáneo con una etapa temprana del Episodio de Rifting Boreal. Esto fue seguido por un segundo intervalo de tiempo de tectonismo desde el último Cretácico hasta el Terciario temprano cuando el Episodio de Rifting Boreal estaba activo y el Episodio de Rifting de Eurekan estaba en una etapa temprana de desarrollo. Un tercer y último intervalo de tiempo de tectonismo durante el Mioceno o Plioceno coincidió con la fase final del Episodio de la Grieta de Eurekan, durante el cual la falla Kaltag era el límite noroeste de la subplaca de las islas Queen Elizabeth. [26]
Tendencias a lo largo del lado norte del estrecho de Lancaster es un importante abruptamente inmersión falla normal llamado el Fallo de canal Parry. [27] [8] Hasta 8 km (5,0 millas) de desplazamiento vertical tuvieron lugar a lo largo de esta falla durante el Episodio de Rifting Eurekan. [4] La tendencia de las fallas Northern Baffin y Admiralty a lo largo del lado sur de Lancaster Sound, la primera de las cuales es dominante. Se extiende desde Admiralty Inlet en el oeste y luego se dirige hacia el este a lo largo de las costas norte de las islas Baffin y Bylot hasta la bahía de Baffin, donde posiblemente se conecta con otras estructuras de la grieta. [27]
La falla Prince Regent es una falla importante que tiende a lo largo de la costa este de la isla de Somerset. Forma el límite suroeste del Lancaster Aulacogen y está al oeste de la falla inferida de la península de Brodeur, que presumiblemente tiende a lo largo de la costa noroeste de la península de Brodeur en la isla de Baffin . La principal evidencia de la falla Prince Regent es la rectitud de la costa este de la isla de Somerset, pero el extremo sur de esta falla también se conecta con un lineamiento que es una falla conocida en tierra. [27]
Una serie de zonas de fractura están presentes en el Mar de Labrador. Estos incluyen las zonas de fractura de Julian Haab y Cartwright con tendencia noreste, así como las zonas de fractura de Hudson, Snorri, Minna y Leif con tendencia norte-noreste. [6] El cambio de tendencia se corresponde con una dirección de extensión más al norte de la Cordillera del Labrador Medio durante el Eoceno. [28]
Cuencas
La cuenca Sverdrup es una cuenca del Rift Carbonífero en las Islas Queen Elizabeth que se formó durante el Episodio del Rifting Boreal. [5] [29] Tiene un eje noreste-suroeste de aproximadamente 1.300 km (810 millas) y un ancho de hasta 400 km (250 millas) , que abarca un área de 313.000 km 2 (121.000 millas cuadradas) . [29]
La Cuenca de Baffin es una estructura geológica de tendencia norte-noroeste que subyace a gran parte del centro de la Bahía de Baffin. [30] Se formó como resultado de la expansión del lecho marino durante la apertura terciaria de la bahía de Baffin hace unos 56 millones de años. La extensión norte de la cuenca está delimitada por los umbrales acuáticos de Jones Sound, Lancaster Sound y Nares Strait de 150 a 200 m (490 a 660 pies) por debajo del nivel del mar, mientras que su extensión sur está delimitada por el umbral acuático del estrecho de Davis de aproximadamente 600 m (2000 metros). ft) por debajo del nivel del mar. [31]
Lancaster Basin es un medio graben que forma la boca oriental del más grande Parry Submarine Rift Valley. [27] [8] Contiene varias estructuras con fallas en bloque y está lleno de sedimentos mesozoicos, terciarios y cuaternarios . [29]
Barrow Basin es una depresión topográfica prominente y, como Lancaster Basin al este, representa un medio graben del Parry Submarine Rift Valley limitado al norte por fallas normales de alto ángulo. En la cuenca de Barrow existen sedimentos terciarios no marinos de hasta aproximadamente 1.100 m (3.600 pies) de espesor. [32]
Lady Franklin Basin es una de las cuencas más profundas de la costa oeste de Groenlandia . [33] Se estableció durante la ruptura del Cretácico Inferior y se encuentra dentro de una zona de falla que delimita el extremo norte del Mar de Labrador. [29] [33] Una espesa sucesión de sedimentos del Cretácico y Cenozoico ocupa la Cuenca de Lady Franklin. [33]
La cuenca del Labrador es una inmensa depresión estructural entre Groenlandia y Labrador que se formó como resultado de la expansión del lecho marino desde el Cretácico tardío hasta el Eoceno tardío . [34] [35] Su lecho marino consiste en una llanura de tendencia ligeramente sureste que se extiende de 3.000 a 4.500 m (9.800 a 14.800 pies) por debajo del nivel del mar. En la parte sureste de la cuenca se encuentran una serie de montes submarinos que disminuyen gradualmente en altura hacia el noroeste. Los datos geofísicos sugieren que son las cimas del Mid-Labrador Ridge enterrado, que en el sureste se conjuga con el Mid-Atlantic Ridge. [35] La estructura de la velocidad de la onda P debajo de la Cuenca del Labrador se asemeja a la de la Cordillera del Atlántico Medio, lo que respalda la interpretación de que el Sistema Canadiense del Rift del Ártico es una rama de esa cordillera. [1] [36] Un rasgo característico de la Cuenca del Labrador es el Canal Medio Oceánico del Atlántico Noroeste . Este es un sistema de canales de corriente de turbidez de 100 a 150 metros de profundidad (330 a 490 pies) que se extienden hacia el sur a lo largo del eje de la cuenca y luego hacia la cuenca de Terranova. [35]
Situada en la isla Bylot y en el norte de la isla Baffin hay una serie de grabens y horsts que constituyen la zona de la falla de North Baffin. Estas estructuras se formaron de forma intermitente desde finales del Proterozoico hasta principios del Terciario, y el último período de reactivación tuvo lugar durante el Episodio de Rifting de Eurekan. [27]
Petrología ígnea
Como muchas fisuras en todo el mundo, el sistema canadiense de fisuras árticas fue un sitio de actividad magmática durante el tectonismo activo. Esta actividad se asoció con la expansión del lecho marino en las cuencas de Baffin y Labrador, así como con la ruptura continental dentro del archipiélago ártico. [22] [37] Varios episodios de actividad intrusiva y extrusiva tuvieron lugar desde el Paleozoico hasta el Cenozoico con el emplazamiento de diques , umbrales , coladas de lava y rocas piroclásticas . [5]
La provincia magmática de la cuenca de Sverdrup en el centro-este de la cuenca de Sverdrup es una gran provincia ígnea del Cretácico Temprano al Paleógeno . Consiste en depósitos piroclásticos, coladas de lava delgadas, basaltos de inundación y volcanes centrales, así como diques y diques hipabisales. La datación argón-argón de rocas ígneas máficas de la provincia sugiere que el magmatismo máfico alcanzó su punto máximo durante dos intervalos de tiempo. El primer intervalo de tiempo entre 127 y 129 millones de años atrás se caracterizó por la intrusión generalizada de umbrales y diques. El vulcanismo de inundación de basalto durante el segundo intervalo de tiempo entre hace 92 y 98 millones de años fue coetáneo con el desarrollo del Océano protoártico. Los umbrales y los basaltos de inundación de la provincia magmática de la cuenca de Sverdrup están bien expuestos en la cordillera Princess Margaret , una cadena montañosa de tendencia norte-sur que se extiende a lo largo de la isla Axel Heiberg . Los flujos de lava basáltica ocurren en las formaciones Isachsen y Strand Fiord . Los umbrales invaden toda la sucesión mesozoica y son particularmente abundantes en las lutitas del Triásico del grupo montañoso Blaa. [38]
Una suite volcánica de la edad del Eoceno ocurre en el área de Freemans Cove de la isla Bathurst. Está confinado a la zona de falla del sureste de Bathurst, que consta de umbrales, diques, respiraderos aglomerados y pequeños tapones . La mayor parte del conjunto consta de nefelinita o larnita , nefelinitas y basanitas normativas , con nefelinita de olivina melilita más rara , fonolita y rocas basálticas toleiticas y alcalinas . La erosión extensa ha eliminado todos los rastros de los flujos de lava, pero los fragmentos de lava, las bombas y la escoria se producen como clastos dentro de los aglomerados. Restos erosionales de umbrales de 50 metros de espesor (160 pies) forman las mesas prominentes de North Mesa, Peaked Hill y Round Hill, las dos últimas de las cuales consisten en basalto toleítico y basalto alcalino, respectivamente. [22]
Un episodio importante de magmatismo terciario relacionado con la apertura de la bahía de Baffin emplazó intrusiones máficas y rocas volcánicas en la isla de Baffin y en el oeste de Groenlandia. [39] [40] Las brechas y lavas basálticas en la isla de Baffin están expuestas principalmente a lo largo de una estrecha franja costera entre Cape Dyer y Cape Searle . Tienen un espesor total de más de 200 m (660 pies) y están delimitados al norte por intrusiones menores. La suite volcánica en el oeste de Groenlandia consiste principalmente en flujos de lava y se encuentra en la isla Disko , la isla Illorsuit y las penínsulas de Nunavik y Nuussuaq . [40] Un volcán central se formó en la isla Illorsuit con el emplazamiento de Sarqâta qáqâ gabbro - intrusión granophyre hace aproximadamente 56 millones de años. Las rocas volcánicas terciarias de la isla de Baffin y el oeste de Groenlandia forman parte de la provincia ígnea del Atlántico norte , que se extiende aproximadamente 3.000 km (1.900 millas) hacia el este a través del este de Groenlandia , Islandia , las Islas Feroe , Irlanda y Escocia . Esta gran provincia ígnea se ha vinculado al hotspot de Islandia . [41]
Oceanografía
Extendiéndose por el norte de América del Norte hay un importante sistema de vías marítimas que conecta los océanos Atlántico y Ártico. Este sistema fue creado por eventos geológicos del Sistema de Rift del Ártico canadiense y todavía está controlado por estructuras de rift. Incluye el Pasaje del Noroeste , que atraviesa el Mar de Labrador, la Bahía de Baffin, el Canal Parry y otros canales dentro y adyacentes al Archipiélago Ártico. [4] La afluencia del Océano Atlántico y la salida del Océano Ártico ha provocado que las corrientes oceánicas fluyan a lo largo de los márgenes continentales divididos de Groenlandia occidental, la isla de Baffin y Labrador. [42] [43]
Cuerpos de agua
El estrecho de Nares se encuentra dentro del valle del Rift submarino de Nares, entre el norte de Groenlandia y la isla de Ellesmere. [44] Es un canal de tendencia norte-noreste que conecta la bahía de Baffin en el sur con el Océano Ártico en el norte. De sur a norte, el estrecho incluye Smith Sound , Kane Basin , Kennedy Channel , Hall Basin y Robeson Channel . [45]
Parry Channel es una vía fluvial en el archipiélago ártico formado por Parry Submarine Rift Valley. [26] [46] Consta de cuatro cuerpos de agua: Lancaster Sound, M'Clure Strait , Viscount Melville Sound y Barrow Strait . Con una longitud de más de 1.100 km (680 millas) , el canal Parry conecta la bahía de Baffin en el este con el mar de Beaufort en el oeste. Los lados norte y sur del canal están abiertos por una serie de vías fluviales más pequeñas. De estos, Admiralty Inlet penetra profundamente en la parte noroeste de la isla Baffin desde el lado sur de Lancaster Sound. En el extremo oeste del canal Parry, el estrecho del Príncipe de Gales conduce al suroeste desde el cruce de Viscount Melville Sound y M'Clure Strait hasta el golfo de Amundsen . [47]
Jones Sound ocupa un valle de ruptura entre la isla Ellesmere en el norte y la isla Devon en el sur. [1] [48] Tiene una longitud de este a oeste de aproximadamente 210 km (130 millas) y un ancho que varía de aproximadamente 47 a 116 km (29 a 72 millas) . [48] Los datos de superficie y la existencia de los correspondientes bloques de fallas que caen hacia el mar en la costa norte de la isla Devon y en la costa sur de la isla Ellesmere sugieren que Jones Sound puede ser una estructura de graben. [49]
La bahía de Baffin es un mar semicerrado de 1.200 km (750 millas) de largo y 500 km (310 millas) de ancho rodeado por la isla Ellesmere y la isla Devin en el norte, Groenlandia en el este y la isla Baffin en el oeste. [31] Es un ejemplo de un proto-océano fallido, subyacente centralmente por la corteza oceánica de la Cuenca de Baffin que está rodeada por una corteza continental extendida que varía aproximadamente de 25 a 30 km (16 a 19 millas) de espesor. [1] [50] [51] Conectado al Océano Atlántico Norte en el sur a través del Estrecho de Davis y al Océano Ártico en el norte a través del Estrecho de Nares, Jones Sound y Lancaster Sound, el agua del océano en la Bahía de Baffin está altamente estratificada. El agua superficial, de origen ártico, es fría y fresca. Debajo de la capa ártica hay una capa de origen atlántico, que es cálida y salina. Debajo de la capa atlántica se encuentran las aguas profundas de la bahía de Baffin y las aguas del fondo de la bahía de Baffin, ambas frías y salinas. Sobre una base anual neta, aproximadamente 1,7 Sv de agua fluyen desde el Océano Ártico a través de la Bahía de Baffin, lo que convierte a la bahía en el segundo conducto más importante entre el Océano Ártico y el resto de los océanos del mundo. [31]
El Mar de Labrador es un brazo del Océano Atlántico Norte que ocupa la Cuenca de Labrador entre Groenlandia y Labrador. [35] [52] [53] Es poco profundo y pasa al Estrecho de Davis en el norte y está abierto al Océano Atlántico Norte en el sureste. El mar está flanqueado por plataformas continentales con bancos de menos de 200 m (660 pies) de profundidad separados por canales erosionados por glaciares: la plataforma sur de Groenlandia occidental en el noreste, la plataforma de Labrador en el suroeste y la plataforma de la isla de Baffin en el noroeste. [54] Una masa intermedia de agua fría conocida como agua de mar de Labrador se forma mediante procesos convectivos en el mar de Labrador. [55] [56] Representa un componente clave de la Circulación de vuelco meridional del Atlántico , que es un importante contribuyente al transporte y almacenamiento de calor, agua dulce y otros trazadores en el Océano Atlántico. [57]
El estrecho de Crozier entre la isla de Bathurst y la isla de Little Cornwallis domina la zona de fallas del estrecho de Crozier. [25] Es un cuerpo de agua estrecho pero extremadamente profundo que mide aproximadamente 30 km (19 millas) de largo y 8 km (5,0 millas) de ancho en su punto más estrecho. [58] El estrecho, un brazo del Océano Ártico, conecta Queens Channel en el norte con McDougall Sound en el sur. [59]
Prince Regent Inlet ocupa una rama sur del Lancaster Aulacogen entre la isla de Baffin y la isla de Somerset. [27] Es un cuerpo de agua profundo que mide 64 km (40 millas) de ancho en su extremo norte y más de 105 km (65 millas) en su extremo sur. La entrada conecta Lancaster Sound en el norte con el Golfo de Boothia en el sur. [60]
El estrecho de Davis es un área estrecha y relativamente poco profunda que conecta la bahía de Baffin en el norte con el mar de Labrador en el sur. Varía en ancho de 300 km (190 millas) a más de 950 km (590 millas) , con las aguas menos profundas que se encuentran a lo largo del Davis Sill. Este umbral acuático es una cresta submarina de 350 a 550 m (de 1150 a 1800 pies) por debajo del nivel del mar que se extiende desde la isla de Baffin en el oeste hasta Groenlandia en el este. [61] A diferencia de la bahía de Baffin y el mar de Labrador, el estrecho de Davis está delimitado por márgenes pasivos volcánicos . Las rocas volcánicas del Paleógeno están expuestas a ambos lados del estrecho: el área de Disko- Svartenhuk de Groenlandia occidental en el este y cerca de Cape Dyer en la isla de Baffin en el oeste. [19]
Estrecho de Hudson - Estrecho de Evans - Canal Foxe es un cuerpo de agua de 1,000 kilómetros de largo (620 millas) que conecta la Bahía de Hudson y la Cuenca de Foxe en el oeste-noroeste con el Mar de Labrador en el sur-sureste. Comprende varios medios grabens que pueden haberse desarrollado durante las etapas iniciales de extensión en el Mar de Labrador. Forman subcuencas que están controladas por fallas normales de inmersión pronunciada, que se inclinan predominantemente hacia el norte. [62]
corrientes oceánicas
La corriente de Groenlandia occidental se origina en el movimiento del agua del Atlántico que fluye alrededor del punto sur de Groenlandia causado por las corrientes de Groenlandia oriental e Irminger . [42] [63] [64] Transporta agua dulce al mar de Labrador, lo que influye en la formación del agua de mar de Labrador. [57] La corriente fluye hacia el norte a lo largo de la costa del oeste de Groenlandia, perdiendo volumen constantemente a través de la ramificación hacia el oeste a baja velocidad a medida que el agua se introduce en el sistema circulatorio anticiclónico del mar de Labrador. [64] Justo al sur de Davis Sill, se produce una importante ramificación hacia el oeste, el resto de la corriente oeste de Groenlandia continúa a través de Davis Sill hacia la bahía de Baffin, donde finalmente se desvanece. [42] [64]
La corriente de la isla de Baffin consiste principalmente en aguas árticas relativamente frescas que ingresan al norte de la bahía de Baffin a través del estrecho de Nares, Jones Sound y Lancaster Sound. [65] Primero detectable frente a la isla Devon, la corriente de la isla Baffin fluye hacia el sur a lo largo de la bahía occidental de Baffin y la mitad occidental del estrecho de Davis. [30] [66] Luego se divide en el Estrecho de Hudson; una rama se coloca hacia el oeste a lo largo de la mitad norte del estrecho de Hudson; otro ramal continúa hacia el sur hacia el Mar de Labrador. [66] [67]
La corriente de Labrador es una continuación de las corrientes de Groenlandia occidental y la isla de Baffin. [42] Fluye por el lado oeste del Mar de Labrador y luego regresa al Océano Atlántico Norte, donde continúa hacia el sur a lo largo de la costa este de Terranova e inunda por completo la parte noreste de los Grandes Bancos . [42] [64] Aquí divide; una rama se coloca hacia el suroeste a lo largo de la península de Avalon, mientras que otra rama, por lo general principal, continúa hacia el sur por el lado este de los Grandes Bancos. [64]
Ver también
- Geología de Groenlandia
- Geología de Terranova y Labrador
- Geología de los Territorios del Noroeste
- Geología de Nunavut
- Lista de grietas, cañones y valles más grandes del Sistema Solar
- Apertura del Océano Atlántico Norte
Referencias
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