Rayonnant loin des sommets des volcans hawaïens sont (généralement deux) rift linéaire zones. Les zones de rift ne pointent visiblement pas vers des volcans adjacents, mais sont parallèles aux limites volcan-volcan. Les zones de rift marquent les directions préférées des excursions de magma sous-horizontales à partir de la chambre magmatique. Vous trouverez ci-dessous une carte des principales îles hawaïennes montrant les zones de rift en lignes rouges et les centres volcaniques en carrés rouges. Notez que les zones de rift ont tendance à être parallèles aux limites du volcan et à éviter de se pointer les unes vers les autres (de Fiske & Jackson 1972).

À la surface, ils sont caractérisés par de nombreux évents, fissures, fissures de terre, cônes de cendres, graben, cratères de fosse et sources de coulées de lave. Tous ces éléments indiquent que le magma s’immisce préférentiellement dans les zones de rift et y est souvent stocké pendant des périodes allant jusqu’à quelques années.

La photo aérienne verticale à gauche montre une section de la zone de rift NE du Mauna Loa. Même sans la flèche, il est assez facile de déterminer où se trouve l’axe de la zone de faille. Les chiffres rouges donnent les dates des écoulements (de Macdonald &Abbot 1970).

Il y a eu beaucoup de discussions sur la formation et la persistance des zones de rift hawaïennes (par exemple Fiske & Jackson 1972; Deterich 1988). L’idée générale est que parce que les volcans hawaïens sont proches les uns des autres par rapport à leur taille, un volcan plus jeune se développe sur le flanc d’un volcan plus âgé. Le champ de contrainte gravitationnelle provoqué par le volcan préexistant a tendance à donner des directions dirigées vers la pente des contraintes de compression les moins importantes. Parce que les digues s’orientent de telle sorte que leur direction d’élargissement soit parallèle à cette contrainte de compression la moins importante, les digues finissent par se propager parallèlement à la limite volcan-volcan. Une fois qu’une direction préférée de propagation de la digue est établie, elle s’auto-perpétue tant qu’il existe un mécanisme permettant aux flancs d’un volcan de se déplacer vers l’extérieur pour accueillir les injections répétées de digues.

À droite, une représentation schématique du Kilauea (violet) poussant sur le flanc du Mauna Loa (vert). Notez comment Kilauea a été affecté par la forme (et donc l’orientation de contrainte

) de son énorme voisin, et a adopté la même orientation de zone de faille (à partir de Fiske & Jackson 1972).

Le mécanisme le plus populaire pour ce mouvement vers l’extérieur est le glissement le long de l’interface volcan-fond océanique qui se compose de sédiments facilement déformables (par exemple Nakamura 1982). Le mécanisme focal du tremblement de terre de Kalapana de 1975 M7.2 indiquait un plan de glissement presque horizontal avec un léger pendage vers une profondeur compatible avec la base du volcan (par exemple Lipman et al. 1985). Une telle orientation serait attendue en raison de la déformation vers le bas de la lithosphère océanique sous la charge de l’île.

Ci-dessus est une coupe schématique à travers le Kilauea et une partie du Mauna Loa, vue vers l’Est. Cela montre comment le flanc au large du Kilauea (et une partie du Mauna Loa) est poussé vers le sud (vers la droite) par l’intrusion de digues dans la zone de faille (loin de vous dans le plan du diagramme). Cette énorme masse de volcan glisse probablement sur les sédiments océaniques qui se sont accumulés au fond de l’océan pendant les quelque 90 millions d’années entre le moment où notre partie particulière de la plaque du Pacifique s’est formée et lorsque la Grande île d’Hawaï a commencé à se développer.

Les zones de rift deviennent probablement des directions préférées de propagation de la digue en raison des orientations de contrainte, et elles évoluent thermiquement pour se perpétuer. Cela signifie que les éruptions sont rares ailleurs sur les flancs des boucliers. Sauf au sommet, les évents du Kilauea se trouvent exclusivement le long des zones de rift. Sur le Mauna Loa, cependant, il existe une classe d’évents appelés « évents radiaux » (Lockwood&Lipman 1987) qui se trouvent sur les flancs nord et ouest. Il s’agit du secteur du côté obtus de l’angle formé par les deux zones de faille, et la tension circonférentielle provoquée par un moment de flexion mis en place par les zones de faille et la poussée vers l’ouest des voisins peut conduire à la formation de ces évents (Walker 1990).

À gauche se trouve une carte de la grande île avec Mauna Loa en orange. Les courtes lignes blanches sont les « failles radiales » qui ne tombent dans aucune des zones de faille (NERZ et SWRZ). Notez qu’une de ces failles radiales a éclaté à travers le flanc du Mauna Kea, et qu’une autre a éclaté au large (en 1877). Adapté de Lockwood &Lipman 1987.

La zone de rift la plus étudiée est probablement le rift est du Kilauea. Le flanc nord de ce rift est stable, probablement parce qu’il jouxte le Mauna Loa. Le flanc sud, cependant, est particulièrement mobile. Il a été démontré qu’il se déplace au large lors de tremblements de terre et d’événements intrusifs. Il n’y a rien dans cette direction pour renforcer le flanc, de sorte que la pression continue causée par de nombreuses intrusions de digues produit ce déplacement au large (Swanson et al. 1976; Lipman et coll. 1985). Ce déplacement relatif entre le flanc nord non mobile et le flanc sud mobile a provoqué la formation d’un large graben le long de la crête du rift. Ainsi, même si l’axe du rift est le lieu de la plus grande activité éruptive, il est dans des endroits topographiquement subjugués. Certaines des failles délimitant ce graben sont visibles près du cratère Napau.

Photo aérienne verticale du cratère de la fosse Napau le long de la zone de rift est du Kilauea. Napau a été presque remplie de laves récentes (ce qui la rend lisse par rapport à la forêt environnante). Notez que les évents, les failles, les fissures et les cratères de fosses plus petits sont tous alignés du bas à gauche (en haut) vers le haut à droite (en bas). La zone de faille réelle est plus large que cette photo (de Carr &Greeley 1980). Notez également que les différences de végétation rendent les marges d’écoulement traçables – les lignes blanches pointillées décrivent un ancien flux qui semble avoir eu une source qui est maintenant engloutie dans le cratère Napau.