El sistema de rift del Ártico canadiense es una importante estructura geológica de América del Norte que se extiende desde el mar de Labrador en el sureste a través del estrecho de Davis , la bahía de Baffin y el archipiélago ártico en el noroeste. Consiste en una serie de rifts interconectados que se formaron durante las eras Paleozoica , Mesozoica y Cenozoica . Las tensiones extensionales a lo largo de toda la longitud del sistema de rift han dado lugar a una variedad de características tectónicas , incluidos fosas tectónicas , semiderranes , cuencas y fallas .
El desarrollo del sistema de fallas del Ártico canadiense estuvo acompañado de dos episodios tectónicos de placas que se originaron en lados opuestos de la placa norteamericana y se propagaron uno hacia el otro. Ambos estaban fuertemente controlados por estructuras preexistentes, que o bien guiaron la propagación de las fallas o bien impidieron su crecimiento. El sistema de fallas está ahora inactivo, salvo pequeños ajustes que indican los terremotos ocasionales en la bahía de Baffin y el mar de Labrador.
El sistema de rift del Ártico canadiense es una rama de la dorsal mesoatlántica que se extiende 4.800 km (3.000 mi) hacia el interior del 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 rotando y formen vías marítimas intermedias. [1] El segmento que se extiende desde el mar de Labrador hasta la bahía de Baffin se conoce a veces como el sistema de rift del mar de Labrador y la bahía de Baffin o el sistema de rift del Atlántico Norte y el mar de Labrador. [2] [3]
Dos episodios de rifting 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 de Rifting 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 se extendió hacia el sureste desde la cuenca de Canadá hasta el continente norteamericano. Provocó el levantamiento de la línea Geanticular de Pearya y el borde de Sverdrup, así como la extensión de la corteza que condujo al adelgazamiento y hundimiento de la litosfera regional . [4] [5] El rifting se extendió solo hasta el área que ocuparía el futuro centro de las islas Queen Elizabeth y se interrumpió allí debido a tendencias estructurales que interferían. En el extremo oeste, en el área de la isla Banks , la extensión del episodio de rifting boreal continuó ininterrumpidamente hasta mediados del Terciario. [4]
El episodio de rifting de Eureka comenzó en el Cretácico Inferior cuando el episodio de rifting Boreal declinó. [5] [4] El estiramiento de la corteza 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 ruptura. [6] El rifting comenzó desde el Océano Atlántico y luego se propagó al 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 75-60 millones de años, tiempo durante el cual Groenlandia se movió hacia el norte en relación con América del Norte continental. 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 de Eureka . La expansión del fondo marino alcanzó el norte del Mar de Labrador hace 60-40 millones de años y Groenlandia se movió simultáneamente más allá de la Isla Ellesmere a lo largo del Estrecho de Nares . [7] Aproximadamente 170 km (110 mi) 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 expansión continua en el mar de Noruega finalmente separó Groenlandia de Eurasia , lo que resultó en la creación de la placa de Groenlandia y la triple unión del sur de Groenlandia . [6] [10] En ese momento, la expansión dentro de la bahía de Baffin y el mar de Labrador se había desacelerado y se volvió oblicua, cesando finalmente entre 45 y 36 millones de años atrás. [6]
La fase final del rifting estuvo marcada por la extensión continental a mediados del Terciario. [4] Atravesó el continente norteamericano y alcanzó el océano Ártico , lo que resultó en la formación de los valles del rift submarino de Parry y Nares , las islas Queen Elizabeth y la subplaca de las islas Queen Elizabeth . [4] [11] Este rifting 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 se desplaza como parte de la placa norteamericana. 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 todavía 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 postglacial . [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 la 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 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 áreas adyacentes en tierra. El análisis de los sismogramas indica que el fallamiento de rumbo jugó un papel en la ocurrencia de este terremoto. Desde entonces, se han registrado terremotos de magnitud 6,0 o mayor en 1934, 1945, 1947 y 1957. [14]
Un cinturón lineal de terremotos de amplitud media conocido como la Zona Sísmica del Mar de Labrador coincide con el eje de expansión extinto de la Dorsal Media del 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 importante característica tectónica del estrecho de Davis que separa los 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 América del Norte continental durante el Paleógeno . [17] [18] [19] La zona de falla tiene una longitud de aproximadamente 1000 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 movimientos de deslizamiento entre las placas de Groenlandia y América del Norte. [17] [21]
La zona de fallas del sudeste de Bathurst está situada en la isla de Bathurst , un sistema de fallas normales con dirección norte-sur que forman una estructura similar a un foso. Se formó originalmente durante el episodio de rifting boreal, pero se reactivó durante un período de elevación y compresión regional provocado por el episodio de rifting eurekan. [22] La zona de fallas del Cabo Sur, al noreste, es una importante falla con dirección este-oeste que se extiende a lo largo de gran parte de la longitud del estrecho de Jones . [23] [24] Atraviesa las penínsulas del sur de la isla de Ellesmere. [24]
La zona de falla del estrecho de Crozier se extiende por varios cientos de kilómetros a través del estrecho de Crozier . Se encuentra dentro de un anticlinal de tendencia norte del cinturón plegado de Cornwallis y parece contener un bloque de falla rebajado . Los datos batimétricos sugieren que es una posible estructura de foso con márgenes empinados, lineales y de norte a sur que se formó durante el episodio de rifting de Eureka. Las fallas que forman el supuesto foso 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 precámbrico . [25]
La falla de Kaltag es una estructura orientada al noreste que se extiende a lo largo del margen continental al noroeste de las islas Queen Elizabeth. Forma un límite entre el sistema de rift del Ártico canadiense y otras estructuras riftadas al noroeste. [4] La falla de Kaltag actuó como una falla transformante con pulsos intermitentes tanto de extensión como de desplazamiento de rumbo durante tres intervalos de tiempo. [4] [26] El tectonismo durante el primer intervalo de tiempo desde el Carbonífero hasta el Pérmico fue coetáneo con una etapa temprana del Episodio de Rifting Boreal. A esto le siguió un segundo intervalo de tiempo de tectonismo desde el Cretácico tardío hasta el Terciario temprano 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 Eurekan, durante el cual la falla de Kaltag fue el límite noroeste de la subplaca de las islas Queen Elizabeth. [26]
A lo largo del lado norte del estrecho de Lancaster se encuentra una importante falla normal de inclinación pronunciada llamada falla del canal Parry. [27] [8] Se produjeron hasta 8 km (5,0 mi) de desplazamiento vertical a lo largo de esta falla durante el episodio de rifting de Eurekan. [4] Las fallas de Baffin del norte y del Almirantazgo se extienden a lo largo del lado sur del estrecho de Lancaster, siendo la primera de ellas la dominante. Se extiende desde Admiralty Inlet en el oeste y luego se dirige hacia el este a lo largo de las costas del norte de las islas de 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 sudoeste del Aulacógeno de Lancaster y se encuentra al oeste de la presunta falla 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 se encuentran una serie de zonas de fractura , entre ellas las zonas de fractura Julian Haab y Cartwright, con orientación noreste, así como las zonas de fractura Hudson, Snorri, Minna y Leif, con orientación noreste. [6] El cambio de tendencia corresponde a una dirección de expansión más septentrional de la dorsal del Labrador medio durante el Eoceno. [28]
La cuenca de Sverdrup es una cuenca de rift carbonífera en las islas Queen Elizabeth que se formó durante el episodio de rifting boreal. [5] [29] Tiene un eje noreste-suroeste de aproximadamente 1.300 km (810 mi) y un ancho de hasta 400 km (250 mi) , abarcando un área de 313.000 km 2 (121.000 millas cuadradas) . [29]
La cuenca de Baffin es una estructura geológica con orientación norte-noroeste que se encuentra debajo de 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 , a 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 de Davis Strait, aproximadamente a 600 m (2000 pies) por debajo del nivel del mar. [31]
La cuenca de Lancaster es un semidosa que forma la boca oriental del valle del Rift submarino de Parry, de mayor tamaño. [27] [8] Contiene varias estructuras con fallas en bloque y está llena de sedimentos mesozoicos, terciarios y cuaternarios . [29]
La cuenca de Barrow es una depresión topográfica prominente y, al igual que la cuenca de Lancaster al este, representa un semirrígido del valle del Rift submarino de Parry, limitado al norte por fallas normales de ángulo alto. En la cuenca de Barrow existen sedimentos terciarios no marinos de hasta aproximadamente 1100 m (3600 pies) de espesor. [32]
La cuenca Lady Franklin es una de las cuencas más profundas de la costa oeste 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 el Labrador que se formó como resultado de la expansión del fondo marino desde el Cretácico Superior hasta el Eoceno Superior . [34] [35] Su lecho marino consiste en una llanura con una tendencia ligeramente al sureste que se extiende de 3000 a 4500 m (9800 a 14 800 pies) por debajo del nivel del mar. En la parte sureste de la cuenca hay una serie de montes submarinos que disminuyen gradualmente en altura hacia el noroeste. Los datos geofísicos sugieren que son las cimas de la dorsal mesoatlántica enterrada, que en el sureste se conjuga con la dorsal mesoatlántica. [35] La estructura de velocidad de las ondas P bajo la cuenca del Labrador se asemeja a la de la dorsal mesoatlántica, lo que respalda la interpretación de que el sistema de rift ártico canadiense es una rama de esa dorsal. [1] [36] Un rasgo característico de la cuenca del Labrador es el canal mesoocénico del Atlántico noroccidental . Se trata de un sistema de canales con corrientes de turbidez de entre 100 y 150 metros (330 y 490 pies) de profundidad que se extienden hacia el sur a lo largo del eje de la cuenca y luego hacia la cuenca de Terranova. [35]
En la isla Bylot y en el norte de la isla Baffin se encuentran una serie de fosas y horsts que constituyen la zona de falla de Baffin del norte. 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 falla de Eureka. [27]
Al igual que muchas grietas en todo el mundo, el sistema de grietas del Ártico canadiense fue un sitio de actividad magmática durante el tectonismo activo. Esta actividad estuvo asociada con la expansión del fondo 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 , 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 Inferior al Paleógeno . Está formada por depósitos piroclásticos, delgados flujos 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 127 y 129 millones de años atrás, se caracterizó por la intrusión generalizada de umbrales y diques. El vulcanismo basáltico de inundación durante el segundo intervalo de tiempo, entre 92 y 98 millones de años atrás, fue coetáneo del 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 . Los flujos de lava basáltica se producen en las formaciones Isachsen y Strand Fiord . Los umbrales se extienden a lo largo de toda la sucesión mesozoica y son particularmente abundantes en las lutitas triásicas del grupo montañoso Blaa. [38]
En la zona de Freemans Cove de la isla Bathurst se encuentra una serie de volcanes de la edad del Eoceno. Se limita a la zona de falla de Bathurst del sudeste y consta de umbrales, diques, respiraderos aglomerados y pequeños tapones . La mayor parte de la serie está formada por nefelinita o larnita ( nefelinitas y basanitas normativas ) , con nefelinita melilita olivina más rara , fonolita y rocas basálticas toleíticas y alcalinas . La erosión extensa ha eliminado todos los rastros de flujos de lava, pero hay fragmentos de lava, bombas y escoria como clastos dentro de los aglomerados. Los restos erosivos de umbrales de 50 metros de espesor (160 pies) forman las prominentes mesas de North Mesa, Peaked Hill y Round Hill, las dos últimas de las cuales están formadas por basalto toleítico y basalto alcalino respectivamente. [22]
Un episodio importante de magmatismo terciario relacionado con la apertura de la bahía de Baffin colocó intrusiones máficas y rocas volcánicas en la isla de Baffin y en el oeste de Groenlandia. [39] [40] Las brechas basálticas y las 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 limitadas 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 la intrusión de gabro - granófiro Sarqâta qáqâ 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 3000 km (1900 mi) hacia el este a través del este de Groenlandia , Islandia , las Islas Feroe , Irlanda y Escocia . Esta gran provincia ígnea se ha vinculado al punto caliente de Islandia . [41]
Extendiéndose a través del 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 Ártico Canadiense y todavía está controlado por estructuras de rift. Incluye el Paso del Noroeste , que corta a través del Mar de Labrador, la Bahía de Baffin, el Canal de Parry y otros canales dentro y adyacentes al Archipiélago Ártico. [4] La entrada del Océano Atlántico y la salida del Océano Ártico han dado lugar a corrientes oceánicas que fluyen a lo largo de los márgenes continentales de Groenlandia Occidental, la Isla de Baffin y Labrador. [42] [43]
El estrecho de Nares se encuentra dentro del valle submarino del Rift de Nares, entre el norte de Groenlandia y la isla de Ellesmere. [44] Es un canal con dirección 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 el estrecho Smith Sound , la cuenca Kane , el canal Kennedy , la cuenca Hall y el canal Robeson . [45]
El canal Parry es una vía fluvial en el archipiélago ártico formada por el valle del Rift submarino de Parry. [26] [46] Consta de cuatro cuerpos de agua: el estrecho de Lancaster, el estrecho de M'Clure , el estrecho de Viscount Melville y el estrecho de Barrow . Con una longitud de más de 1100 km (680 mi) , 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 de Baffin desde el lado sur de Lancaster Sound. En el extremo oeste del canal Parry, el estrecho Prince of Wales conduce al suroeste desde la unión de Viscount Melville Sound y el estrecho de M'Clure hasta el golfo de Amundsen . [47]
El estrecho de Jones ocupa un valle de rift entre la isla de Ellesmere en el norte y la isla de Devon en el sur. [1] [48] Tiene una longitud de este a oeste de aproximadamente 210 km (130 mi) y un ancho que varía de aproximadamente 47 a 116 km (29 a 72 mi) . [48] Los datos de superficie y la existencia de bloques de falla que caen hacia el mar correspondientes en la costa norte de la isla de Devon y en la costa sur de la isla de Ellesmere sugieren que el estrecho de Jones puede ser una estructura de foso. [49]
La bahía de Baffin es un mar semicerrado de 1200 km (750 mi) de largo y 500 km (310 mi) 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 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 mi) 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, el estrecho de Jones y el estrecho de Lancaster, 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 atlántica se encuentran las aguas profundas y las aguas inferiores de la bahía de Baffin, ambas frías y salinas. Anualmente, 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 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 los glaciares: la plataforma meridional de Groenlandia Occidental en el noreste, la plataforma del Labrador en el suroeste y la plataforma de la isla de Baffin en el noroeste. [54] Una masa de agua fría intermedia conocida como agua del mar de Labrador se forma por procesos convectivos en el mar de Labrador. [55] [56] Representa un componente clave de la Circulación Meridional Atlántica , 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 Bathurst y la isla Little Cornwallis, domina la zona de falla del estrecho de Crozier. [25] Es un cuerpo de agua angosto pero extremadamente profundo que mide aproximadamente 30 km (19 mi) de largo y 8 km (5,0 mi) de ancho en su punto más angosto. [58] El estrecho, un brazo del océano Ártico, conecta el canal Queens en el norte con el estrecho McDougall en el sur. [59]
El Prince Regent Inlet ocupa una rama meridional del Aulacogen de Lancaster entre la isla de Baffin y la isla de Somerset. [27] Es un cuerpo de agua profundo que mide 64 km (40 mi) de ancho en su extremo norte y más de 105 km (65 mi) en su extremo sur. El entrante conecta el estrecho de Lancaster 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 anchura varía de 300 km (190 mi) a más de 950 km (590 mi) , y las aguas más someras se encuentran a lo largo del umbral de Davis. Este umbral acuático es una dorsal 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 . Las rocas volcánicas del Paleógeno están expuestas a ambos lados del estrecho: el área de Disko- Svartenhuk en el oeste de Groenlandia en el este y cerca del cabo Dyer en la isla de Baffin en el oeste. [19]
El estrecho de Hudson , el estrecho de Evans y el canal de Foxe son cuerpos de agua de 1000 kilómetros de longitud (620 millas) que conectan la bahía de Hudson y la cuenca de Foxe en el oeste-noroeste con el mar de Labrador en el sur-sureste. Comprende varios semidárabes que pueden haberse desarrollado durante las etapas iniciales de extensión en el mar de Labrador. Forman subcuencas que están controladas por fallas normales de inclinación pronunciada, que se inclinan predominantemente hacia el norte. [62]
La corriente de Groenlandia Occidental se origina a partir del movimiento de las aguas del Atlántico que fluyen 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 del mar de Labrador. [57] La corriente fluye hacia el norte a lo largo de la costa de Groenlandia Occidental, perdiendo volumen de manera constante a través de una ramificación hacia el oeste de 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, y el resto de la corriente de Groenlandia Occidental continúa a través de Davis Sill hasta la bahía de Baffin, donde finalmente se agota. [42] [64]
La corriente de la isla de Baffin está formada principalmente por aguas relativamente frescas del Ártico que entran en la bahía norte de Baffin a través del estrecho de Nares, el estrecho de Jones y el estrecho de Lancaster. [65] Detectada por primera vez frente a la isla de Devon, la corriente de la isla de 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 dirige hacia el oeste a lo largo de la mitad norte del estrecho de Hudson; otra rama continúa hacia el sur hacia el mar de Labrador. [66] [67]
La corriente del 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 del 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 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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