Sistema de Rift Ártico Canadiense

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 del geanticlinal de Pearya y el borde de Sverdrup, así como una extensión cortical que condujo al adelgazamiento y la subsidencia de la litosfera regional . ^{[ 4 ] [ 5 ]} El rifting se extendió únicamente hasta el área que ocuparían las futuras islas centrales de la Reina Isabel y se interrumpió allí debido a la interferencia de tendencias estructurales. En el extremo oeste, en el área de las islas Banks , la extensión del episodio de rifting boreal continuó ininterrumpidamente hasta mediados del Terciario. ^{[ 4 ]}

El Episodio de Rift Eurekan comenzó en el Cretácico Temprano cuando el Episodio de Rift Boreal estaba en declive. ^{[ 5 ] [ 4 ]} El estiramiento de la corteza comenzó en el extremo sur del sistema de rift  hace 130 millones de años, durante el cual el supercontinente Laurasia estaba en proceso de fragmentación. ^{[ 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 Tardío . ^{[ 4 ] [ 7 ]} La expansión del fondo marino comenzó en el sur del Mar de Labrador  hace 75–60 millones de años, durante el cual Groenlandia se movió hacia el norte con respecto a la América del Norte continental. Este movimiento hacia el norte dio lugar a fuerzas compresivas 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 60–40  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  millas) de separación durante el Paleoceno ocurrieron entre Groenlandia y la isla de Baffin , produciendo corteza oceánica dentro de la bahía de Baffin. ^{[ 8 ]}

Con el inicio de la expansión activa del fondo marino en el mar de Noruega durante el Eoceno temprano , la dirección de dicha expansión cambió tanto en el mar de Labrador como en la bahía de Baffin. ^{[ 9 ]} La continua expansión en el mar de Noruega finalmente separó 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, cesando finalmente entre 45  y 36  millones de años atrás. ^{[ 6 ]}

La fase final de la formación de rifts estuvo marcada por la extensión continental a mediados del Terciario. ^{[ 4 ]} Esta rompió el continente norteamericano y alcanzó el océano Ártico , dando como resultado la formación de los valles de rift submarinos de Parry y Nares , las islas Queen Elizabeth y la subplaca de las islas Queen Elizabeth . ^{[ 4 ] [ 11 ]} Esta formación de rifts duró hasta principios del Mioceno o más tarde. ^{[ 4 ]}

La escasa sismicidad en el Sistema de Rift Ártico Canadiense indica que actualmente 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 placas no actúan directamente en el Ártico canadiense hoy en día. En consecuencia, surgen dudas sobre si la placa de Groenlandia debería seguir considerándose una placa independiente. ^{[ 4 ]} La actividad sísmica actual podría ser principalmente una expresión del reajuste de las estructuras de rift existentes a un campo de esfuerzos regional asociado con el rebote posglacial . ^{[ 4 ] [ 12 ]}

El área entre Groenlandia y la isla de Baffin es una de las regiones sísmicamente más activas del este de Canadá. ^{[ 13 ]} No se la conocía como zona sísmica hasta el 20 de noviembre de 1933, cuando ocurrió un terremoto con una magnitud de onda superficial de 7,3  bajo la bahía de Baffin. Este es el mayor terremoto registrado instrumentalmente que ha ocurrido a lo largo del margen pasivo de América del Norte y posiblemente el mayor terremoto de margen pasivo del mundo. Casualmente, también es el mayor al norte del círculo polar ártico . A pesar de su magnitud, el terremoto de la bahía de Baffin de 1933 no causó daños debido a su ubicación en alta mar, combinada con la escasa población de las áreas costeras adyacentes. El análisis de los sismogramas indica que la falla de deslizamiento horizontal influyó en la ocurrencia 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 la Zona Sísmica del Mar de Labrador coincide con el eje de expansión extinto de la Dorsal del Labrador Medio . ^{[ 15 ]} Se han registrado terremotos de hasta 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 fallidos del Mar de Labrador y la Bahía de Baffin. ^{[ 17 ]} Estuvo asociada con un movimiento transformante con fugas relacionado con el movimiento hacia el norte de Groenlandia con respecto a la parte continental de América del Norte durante el Paleógeno . ^{[ 17 ] [ 18 ] [ 19 ]} La zona de falla tiene una longitud de aproximadamente 1000  km (620  mi) y una tendencia alargada hacia el norte-noreste. ^{[ 20 ]} Una extensión hacia el norte llamada Zona de Falla de Ikermiut está dominada por fallas de cabalgamiento del Paleoceno tardío al Eoceno temprano debido a movimientos de deslizamiento lateral entre las placas de Groenlandia y América del Norte. ^{[ 17 ] [ 21 ]}

Situada en la isla Bathurst se encuentra la Zona de Falla del Sureste de Bathurst , un sistema de fallas normales con orientación norte-sur que forma una estructura similar a un graben. Se formó originalmente durante el Episodio de Rift Boreal, pero se reactivó durante un período de elevación y compresión regional provocado por el Episodio de Rift Eurekan. ^{[ 22 ]} La Zona de Falla del Cabo Sur, al noreste, es una importante falla con orientación este-oeste que se extiende a lo largo de gran parte del estrecho de Jones . ^{[ 23 ] [ 24 ]} Atraviesa las penínsulas del sur de la isla Ellesmere. ^{[ 24 ]}

La zona de falla del estrecho de Crozier se extiende a lo largo de varios cientos de kilómetros a través del estrecho de Crozier . Se ubica dentro de un anticlinal con orientación norte del cinturón de pliegues de Cornwallis y parece contener un bloque de falla hundido . Los datos batimétricos sugieren que se trata de una posible estructura de fosa tectónica con márgenes empinados, lineales y orientados de norte a sur, que se formó durante el episodio de rifting de Eureka. Las fallas que conforman la supuesta fosa tectónica parecen haber sido guiadas en parte por la estructura del cinturón de pliegues de Cornwallis, pero probablemente fueron controladas en última instancia por las tendencias del basamento cristalino precámbrico . ^{[ 25 ]}

La falla de Kaltag es una estructura con orientación 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 ártico canadiense y otras estructuras de rift al noroeste. ^{[ 4 ]} La falla de Kaltag actuó como una falla transformante con pulsos intermitentes de extensión y desplazamiento de rumbo durante tres intervalos de tiempo. ^{[ 4 ] [ 26 ]} El tectonismo durante el primer intervalo de tiempo, del Carbonífero al Pérmico, fue contemporáneo con una etapa temprana del Episodio de Rift Boreal. A esto le siguió un segundo intervalo de tiempo de tectonismo desde el Cretácico superior hasta el Terciario inferior, cuando el Episodio de Rift Boreal estaba activo y el Episodio de Rift Eurekan se encontraba en una etapa temprana de desarrollo. Un tercer y último intervalo de tiempo de tectonismo durante el Mioceno o el Plioceno coincidió con la fase final del Episodio de Rift Eurekan, durante la 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 extiende una importante falla normal de fuerte inclinación llamada falla del canal de Parry. ^{[ 27 ] [ 8 ]} Se produjo un desplazamiento vertical de hasta 8  km (5,0  mi) a lo largo de esta falla durante el episodio de rifting de Eureka. ^{[ 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 la dominante. Se extiende desde la ensenada del Almirantazgo en el oeste y luego se dirige hacia el este a lo largo de las costas 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 suroeste del Aulacógeno de Lancaster y se encuentra 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 en 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 varias zonas de fractura . Estas incluyen las zonas de fractura Julian Haab y Cartwright, con orientación noreste, así como las zonas de fractura Hudson, Snorri, Minna y Leif, con orientación norte-noreste. ^{[ 6 ]} El cambio de orientación se corresponde con una dirección de expansión más septentrional de la dorsal del Labrador central durante el Eoceno. ^{[ 28 ]}

La cuenca de Sverdrup es una cuenca de rift del Carbonífero en las Islas de la Reina Isabel que se formó durante el Episodio de Rift Boreal. ^{[ 5 ] [ 29 ]} Tiene un eje noreste-suroeste de aproximadamente 1300  km (810  mi) y un ancho de hasta 400 km   ⁽ 250 mi) , abarcando un área de 313 000 ^km²  ( 121 000 mi² ⁾  . ^{[ 29} ]

La cuenca de Baffin es una estructura geológica con orientación norte-noroeste que subyace a gran parte de la bahía central de Baffin. ^{[ 30 ]} Se formó como resultado de la expansión del fondo marino durante la apertura de la bahía de Baffin en el Terciario  , hace unos 56 millones de años. El límite norte de la cuenca está delimitado por los umbrales acuáticos del estrecho de Jones, el estrecho de Lancaster y el estrecho de Nares, entre 150 y 200  m (490 y 660  pies) por debajo del nivel del mar, mientras que su límite sur está delimitado por el umbral acuático del estrecho de Davis, aproximadamente a 600  m (2000  pies) por debajo del nivel del mar. ^{[ 31 ]}

La cuenca de Lancaster es un semigraben que forma la boca oriental del valle de rift submarino de Parry, de mayor tamaño. ^{[ 27 ] [ 8 ]} Contiene varias estructuras de fallas de bloques y está rellena 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 semigraben del valle del rift submarino de Parry, limitado al norte por fallas normales de alto ángulo. 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 occidental de Groenlandia . ^{[ 33 ]} Se formó durante la rifting del Cretácico Inferior y se ubica dentro de una zona de falla que delimita el extremo norte del mar de Labrador. ^{[ 29 ] [ 33 ]} Una gruesa sucesión de sedimentos cretácicos y cenozoicos ocupa la cuenca Lady Franklin. ^{[ 33 ]}

La cuenca de Labrador es una inmensa fosa 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 lecho marino consiste en una llanura ligeramente orientada hacia el sureste que varía de 3000 a 4500  m (9800 a 14800  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 de Labrador Central enterrada, que en el sureste está conjugada con la Dorsal Mesoatlántica. ^{[ 35 ]} La estructura de velocidad de onda P bajo la cuenca de Labrador se asemeja a la de la Dorsal Mesoatlántica, lo que apoya la interpretación de que el Sistema de Rift Ártico Canadiense es una rama de esa dorsal. ^{[ 1 ] [ 36 ]} Una característica distintiva de la cuenca de Labrador es el Canal Medio Oceánico del Atlántico Noroccidental . Se trata de un sistema de canales de corrientes de turbidez de entre 100 y 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 ]}

En la isla de Bylot y el norte de la isla de Baffin se encuentra una serie de fosas tectónicas y horsts que constituyen la Zona de Rift del Norte de Baffin. Estas estructuras se formaron de manera intermitente desde finales del Proterozoico hasta principios del Terciario, y el último período de reactivación tuvo lugar durante el Episodio de Rift Eurekan. ^{[ 27 ]}