El Sistema de Rift Ártico Canadiense es una importante estructura geológica 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 todo el sistema de rift han dado lugar a una variedad de características tectónicas , que incluyen grabens , half-grabens , cuencas y fallas .
El desarrollo del Sistema de Rift del Ártico canadiense estuvo acompañado por dos episodios tectónicos de placas que se originaron en lados opuestos de la Placa de América del Norte y se propagaron uno hacia el otro. Ambos estaban fuertemente controlados por estructuras preexistentes, que guiaban las fallas en propagación o impedían su crecimiento. El sistema de rift ahora está inactivo, salvo ajustes menores que son indicados por terremotos ocasionales en la Bahía de Baffin y el Mar de Labrador.
El sistema de Rift del Ártico canadiense es una rama de la Cordillera del Atlántico Medio que se extiende 4.800 km (3.000 millas) hacia el continente norteamericano. 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, 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 entre el mar de Labrador y la bahía de Baffin o sistema de rift entre el Atlántico norte y el mar de Labrador. [2] [3]
Dos episodios de ruptura crearon el Sistema de Rift del Ártico canadiense. El primero se conoce como el Episodio de Rifting Boreal que siguió a la compresión y exposición provocadas por la orogenia ellesmeriana . El segundo se conoce como el episodio del Rifting de Eurekan y creó la mayoría de las estructuras que componen el sistema de Rift del Ártico canadiense. Ambos episodios de rifting estuvieron activos simultáneamente desde el Cretácico Inferior hasta mediados del Terciario . [4]
El episodio de Rifting Boreal comenzó a finales del Devónico y emanó hacia el sureste desde la cuenca de Canadá hacia el continente norteamericano. Causó el levantamiento de Pearya Geanticline y Sverdrup Rim, así como una extensión de la corteza que condujo al adelgazamiento y hundimiento de la litosfera regional . [4] [5] La ruptura se extendió sólo al área que sería ocupada por las futuras islas centrales de la Reina Isabel y fue abortada allí debido a tendencias estructurales que interfieren. En el extremo occidental, en la zona de Banks Island , la extensión del Episodio de Rifting Boreal continuó de forma ininterrumpida hasta mediados del Terciario. [4]
El episodio de Rifting Eurekan comenzó a principios del Cretácico cuando el episodio de Rifting Boreal declinó. [5] [4] El estiramiento de la corteza terrestre comenzó en el extremo sur del sistema de rift hace 130 millones de años, tiempo durante el cual el supercontinente Laurasia estaba en proceso de fragmentarse. [6] El rift comenzó en 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 fondo marino comenzó en el sur del Mar de Labrador hace 75 a 60 millones de años, tiempo durante el cual Groenlandia se desplazó hacia el 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 fondo marino llegó al norte del mar de Labrador hace 60 a 40 millones de años y Groenlandia pasó simultáneamente más allá de 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 corteza oceánica dentro de la Bahía de Baffin. [8]
Con el comienzo de la expansión activa del fondo marino en el Mar de Noruega durante el Eoceno temprano , la dirección de la expansión del fondo marino cambió tanto en el Mar de Labrador como en la Bahía de Baffin. [9] La continua expansión en el Mar de Noruega acabó separando Groenlandia de Eurasia , lo que dio lugar a 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 hace entre 45 y 36 millones de años. [6]
La fase final del rifting estuvo marcada por la extensión continental a mediados del Terciario. [4] Rompió el continente norteamericano y alcanzó el Océano Ártico , lo que resultó en la formación de los valles submarinos del rift Parry y Nares , las Islas Reina Isabel y la Subplaca de las Islas Reina Isabel . [4] [11] Esta ruptura duró hasta el Mioceno temprano o más tarde. [4]
En el sistema de Rift del Ártico canadiense se produce poca sismicidad , 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 dentro del Ártico canadiense en la actualidad. Como resultado, existen dudas sobre si la Placa de Groenlandia aún debería considerarse una placa separada. [4] La actividad sísmica actual puede ser principalmente una expresión del reajuste de las estructuras de rift existentes a un campo de tensión regional asociado con el rebote posglacial . [4] [12]
El área entre Groenlandia y la isla de Baffin es una de las regiones con mayor actividad sísmica del este de Canadá. [13] No se conoció 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 de margen pasivo más grande registrado instrumentalmente que haya 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 más grande al norte 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 zonas costeras adyacentes. El análisis de los sismogramas indica que las fallas de deslizamiento desempeñaron un papel en la aparición de este terremoto. Desde entonces, se han registrado terremotos de magnitud 6,0 o superior 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 extinto eje de expansión de la Cordillera Mid-Labrador . [15] Se han registrado terremotos de magnitud 5,0 a lo largo de esta zona desde 1982. [16]
La zona de falla de Ungava es una característica tectónica importante del estrecho de Davis que separa los fallidos centros de expansión del mar de Labrador y 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 el continente de América del Norte durante el Paleógeno . [17] [18] [19] La zona de falla tiene una longitud de aproximadamente 1000 km (620 millas) y una tendencia alargada de norte a noreste. [20] Una extensión norte llamada Zona de falla de Ikermiut está dominada por fallas de cabalgamiento del Paleoceno tardío al Eoceno temprano debido a movimientos de deslizamiento entre las placas de Groenlandia y América del Norte. [17] [21]
Situada en la isla Bathurst se encuentra la zona de fallas del sureste de Bathurst , un sistema de fallas normales con tendencia norte-sur que forman una estructura similar a un graben. Se formó originalmente durante el Episodio de Rifting Boreal, pero se reactivó durante un período de elevación y compresión regional provocada por el Episodio de Rifting Eurekan. [22] La zona de falla del Cabo Sur al noreste es una falla importante con tendencia este-oeste que se extiende a lo largo de gran parte de Jones Sound . [23] [24] Atraviesa las penínsulas del sur de la isla de Ellesmere. [24]
La zona de falla del estrecho de Crozier se extiende varios cientos de kilómetros a través del estrecho de Crozier . Se encuentra dentro de un anticlinal con tendencia norte del cinturón plegado de Cornwallis y parece contener un bloque de falla rebajado . Los datos batimétricos sugieren que se trata de una posible estructura de graben con márgenes norte-sur lineales y empinados que se formó durante el episodio de Rifting de Eurekan. Las fallas que formaron 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 tendencias en el basamento cristalino del Precámbrico . [25]
La falla de Kaltag es una estructura con tendencia noreste que se extiende a lo largo del margen continental al noroeste de las islas Reina Isabel. Forma un límite entre el sistema de Rift del Ártico canadiense y otras estructuras de Rift al noroeste. [4] El Kaltag actuó como una falla transformante con pulsos intermitentes tanto de extensión como de desplazamiento durante tres intervalos de tiempo. [4] [26] El tectonismo durante el primer intervalo de tiempo del Carbonífero al Pérmico fue contemporáneo de una etapa temprana del Episodio de Rifting Boreal. A esto le siguió un segundo intervalo de tiempo de tectonismo desde el último Cretácico hasta principios del Terciario, cuando el Episodio de Rifting Boreal estaba activo y el Episodio de Rifting 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 Rifting de Eurekan, tiempo durante el cual la Falla de Kaltag fue el límite noroeste de la Subplaca de las Islas Reina Isabel. [26]
A lo largo del lado norte de Lancaster Sound se encuentra una importante falla normal de pronunciada pendiente llamada falla del canal Parry. [27] [8] Se produjeron hasta 8 km (5,0 millas) de desplazamiento vertical a lo largo de esta falla durante el episodio de Eurekan Rifting. [4] Las fallas Northern Baffin y Admiralty se extienden 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 rift. [27]
La falla Prince Regent es una falla importante que se extiende a lo largo de la costa este de la isla Somerset. Forma el límite suroeste del Lancaster Aulacogen y está al oeste de la falla inferida de la península de Brodeur, que presumiblemente se extiende a lo largo de la costa noroeste de la península de Brodeur de la isla de Baffin . La principal evidencia de la falla Prince Regent es la rectitud de la costa este de la isla Somerset, pero el extremo sur de esta falla también se conecta con un lineamiento que es una falla conocida en tierra. [27]
En el mar de Labrador hay una serie de zonas de fractura . Estas 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 expansión más hacia el norte de la Cordillera Mid-Labrador durante el Eoceno. [28]
La Cuenca Sverdrup es una cuenca del rift Carbonífero en las Islas Reina Isabel que se formó durante el Episodio del Rifting Boreal. [5] [29] Tiene un eje noreste-suroeste de aproximadamente 1.300 km (810 millas) y una anchura de hasta 400 km (250 millas) , abarcando un área de 313.000 km 2 (121.000 millas cuadradas) . [29]
La cuenca de Baffin es una estructura geológica con tendencia norte-noroeste que subyace a gran parte del centro de la bahía de Baffin. [30] Se formó como resultado de la expansión del fondo 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 pies). pies) por debajo del nivel del mar. [31]
Lancaster Basin es un medio graben que forma la desembocadura oriental del Parry Submarine Rift Valley más grande. [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, al igual que la cuenca de Lancaster hacia el este, representa la mitad del graben del Parry Submarine Rift Valley delimitado 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]
La cuenca Lady Franklin es una de las cuencas más profundas frente a la costa occidental de Groenlandia . [33] Se estableció durante el rifting 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 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 fondo marino desde el Cretácico Superior hasta el Eoceno Superior . [34] [35] Su fondo marino consiste en una llanura con tendencia ligeramente sureste que se extiende entre 3.000 y 4.500 m (9.800 a 14.800 pies) por debajo del nivel del mar. En la parte sureste de la cuenca hay una serie de montes submarinos que van disminuyendo gradualmente en altura hacia el noroeste. Los datos geofísicos sugieren que son las cimas de la Dorsal Medio-Labrador enterrada, que en el sureste se conjuga con la Dorsal Medio-Atlántica. [35] La estructura de velocidad de la onda P bajo la cuenca del Labrador se asemeja a la de la Cordillera del Atlántico Medio, lo que respalda la interpretación de que el Sistema de Rift del Ártico canadiense es una rama de esa dorsal. [1] [36] Un rasgo característico de la cuenca del Labrador es el canal mediooceánico del Atlántico noroeste . Se trata de un sistema de canales de corrientes 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]
Situadas en la isla Bylot y el norte de la isla Baffin hay una serie de grabens y horsts que constituyen la zona del Rift del Norte de 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]
Como muchas fisuras en todo el mundo, el Sistema de Rift del Ártico canadiense fue un sitio de actividad magmática durante el tectonismo activo. Esta actividad se asoció con la expansión del fondo marino en las cuencas de Baffin y Labrador, así como con el rift continental dentro del archipiélago ártico. [22] [37] Varios episodios de actividad intrusiva y extrusiva tuvieron lugar desde el Paleozoico al Cenozoico con el emplazamiento de diques , umbrales , flujos 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 . Se compone de depósitos piroclásticos, finas coladas de lava, basaltos de inundación y volcanes centrales , así como diques y umbrales 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 hace 127 y 129 millones de años se caracterizó por la intrusión generalizada de umbrales y diques. El vulcanismo de inundación de basalto durante el segundo intervalo de tiempo, hace 92 y 98 millones de años, fue contemporáneo al desarrollo del océano protoártico. Los umbrales y basaltos de inundación de la provincia magmática de la cuenca de Sverdrup están bien expuestos en la cordillera Princess Margaret , una cadena montañosa con tendencia norte-sur que se extiende a lo largo de la isla Axel Heiberg . En las formaciones Isachsen y Strand Fiord se producen flujos de lava basáltica . Los sills invaden toda la sucesión mesozoica y son particularmente abundantes en las lutitas del Triásico del Grupo de Montañas Blaa. [38]
Un conjunto volcánico de la edad del Eoceno se produce 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 aglomeráticos y pequeños tapones . La mayor parte del conjunto consta de nefelinita o larnita : nefelinitas y basanitas normativas , con nefelinita de olivina, melilita , fonolita y rocas basálticas toleíticas y alcalinas más raras. La erosión extensa ha eliminado todos los rastros de flujos de lava, pero fragmentos de lava, bombas y escoria se encuentran en forma de clastos dentro de los aglomerados. Los restos de erosión 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 basálticas y lavas en la isla de Baffin están expuestas principalmente a lo largo de una estrecha franja costera entre el cabo Dyer y el cabo Searle . Tienen un espesor total de más de 200 m (660 pies) y están delimitados al norte por intrusiones menores. El conjunto volcánico del oeste de Groenlandia está formado principalmente por flujos de lava y se produce 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 del gabro Sarqâta qáqâ - intrusión de 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 ha sido vinculada al hotspot de Islandia . [41]
A lo largo del norte de América del Norte se extiende 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 Paso 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] Las entradas del Océano Atlántico y las salidas del Océano Ártico han dado lugar a corrientes oceánicas que fluyen a lo largo de los márgenes continentales divididos del oeste de Groenlandia, la isla de Baffin y Labrador. [42] [43]
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 con 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]
El canal Parry es una vía fluvial en el archipiélago ártico formado por el valle del Rift submarino de Parry. [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 varios canales más pequeños. De estos, Admiralty Inlet penetra profundamente en la parte noroeste de la isla de Baffin desde el lado sur de Lancaster Sound. En el extremo oeste del canal Parry, el estrecho Príncipe de Gales conduce al suroeste desde el cruce de Viscount Melville Sound y el estrecho M'Clure hacia el golfo de Amundsen . [47]
Jones Sound ocupa un valle del rift 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 graben. [49]
La bahía de Baffin tiene 1.200 km (750 millas) de largo y 500 km (310 millas) de ancho. mar semicerrado 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 protoocéano fallido, sustentado 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] Conectada con el Océano Atlántico Norte en el sur a través del Estrecho de Davis y con el 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 dulce. Debajo de la capa ártica hay una capa de origen atlántico, que es cálida y salina. Debajo de la capa del Atlántico se encuentran las aguas profundas de la bahía de Baffin y las aguas del fondo de la bahía de Baffin, ambas frías y salinas. En términos netos anuales, aproximadamente 1,7 Sv de agua fluyen fuera del 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 del 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 del 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 meridional del Atlántico , que contribuye de manera importante al transporte y almacenamiento de calor, agua dulce y otros trazadores en el Océano Atlántico. [57]
El estrecho de Crozier entre la isla Bathurst y la isla Little Cornwallis domina la zona de falla del estrecho de Crozier. [25] Es una masa de agua estrecha pero extremadamente profunda 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 Baffin y la isla 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 ensenada conecta Lancaster Sound en el norte con el Golfo de Boothia en el sur. [60]
El estrecho de Davis es una zona estrecha y relativamente poco profunda que conecta la bahía de Baffin en el norte con el mar de Labrador en el sur. Su ancho varía desde 300 km (190 millas) hasta más de 950 km (590 millas) , y las aguas menos profundas se encuentran a lo largo del Davis Sill. Este umbral acuático es una cresta submarina de 350 a 550 m (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 . Rocas volcánicas paleógenas están expuestas a ambos lados del estrecho: la zona de Disko- Svartenhuk en el oeste de Groenlandia al este y cerca del cabo Dyer en la isla de Baffin al oeste. [19]
Estrecho de Hudson - Estrecho de Evans - Canal Foxe es un cuerpo de agua de 1.000 kilómetros (620 millas) de largo que conecta la Bahía de Hudson y la Cuenca 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 fuerte buzamiento, que predominantemente buzan hacia el norte. [62]
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 y de Irminger . [42] [63] [64] Transporta agua dulce al mar de Labrador, lo que influye en la formación del agua del mar de Labrador. [57] La corriente fluye hacia el norte a lo largo de la costa occidental de Groenlandia, perdiendo constantemente volumen a través de ramificaciones de baja velocidad hacia el oeste a medida que el agua ingresa al sistema circulatorio anticiclónico del Mar de Labrador. [64] Justo al sur de Davis Sill, se produce una importante bifurcación hacia el oeste, y el resto de la corriente de Groenlandia Occidental continúa a través de Davis Sill hasta la bahía de Baffin, donde finalmente se desvanece. [42] [64]
La corriente de la isla de Baffin se compone principalmente de aguas árticas relativamente frescas que ingresan al norte de la bahía de Baffin a través del estrecho de Nares, el estrecho de Jones y el estrecho de Lancaster. [65] Detectable por primera vez frente a la isla Devon, la corriente de la isla Baffin fluye hacia el sur a lo largo de la parte occidental de la bahía de Baffin y la mitad occidental del estrecho de Davis. [30] [66] Luego se divide en el estrecho de Hudson; un ramal se dirige 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 del oeste de Groenlandia y de 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 completamente la parte noreste de los Grandes Bancos . [42] [64] Aquí se divide; una rama se dirige hacia el suroeste a lo largo de la península de Avalon, mientras que otra rama, generalmente importante, continúa hacia el sur por el lado este de los Grandes Bancos. [64]
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