jeanflop/post-ocr-correction huggingface dataset:
sous-marin de Kerguelen à l'aide de canons à air et de stations sismiques sous-marines. L'épaisseur de la croûte (23 km) et la loi de vitesse déterminées à partir des données de réfraction dans le domaine nord du plateau sont caractéristiques d'un plateau océanique mais présentent des différences marquées avec celles de l'archipel de Kerguelen. Ces résultats suggèrent que l'archipel de Kerguelen ne repose pas sur le domaine ancien du plateau mais sur une extension plus récente de celui-ci. Deep structure beneath the northern Kerguelen Plateau (southern Indian Ocean): preliminary results of the MD66/KeOBS experiment Abstract During the MD66/KeOBS cruise five
of the MD66/KeOBS experiment Abstract During the MD66/KeOBS cruise five seismic refraction lines were shot over the Kerguelen Plateau using air guns as sources and ocean bottom seismographs (OBSs) as receivers. Crustal thickness (23 km) and velocity-depth behaviour interpreted from refraction data for the northern Kerguelen Plateau suggest an oceanic origin; these characteristics, however, differ significantly from beneath the Kerguelen Islands. Our results suggest that the Kerguelen archipelago may not have been built on top of the Cretaceous Kerguelen Plateau, but rather that the northern Kerguelen Plateau is a wholly Cenozoic construction. Abridged English Version The Kerguelen Plateau extends between
Cenozoic construction. Abridged English Version The Kerguelen Plateau extends between 46 and 64°S in the southern Indian Ocean. It comprises three main units: 1) the northern Kerguelen Plateau, which averages 500 m deep and is capped by the Kerguelen Archipelago, Heard Island and McDonald Islands; 2) the more subdued southern Kerguelen Plateau, generally > 1,500 m deep, and 3) Elan Bank on the western margin of the plateau ([1]-[3]) (Fig. 1). The bulk of the plateau is thought to have been emplaced in the Early Cretaceous ([4]-[7]), while volcanism has been active from 40 Ma to present on Kerguelen and
been active from 40 Ma to present on Kerguelen and Heard islands [8]. The KeOBS (Kerguelen-OBS) cruise was conducted over the Kerguelen Plateau by ORSTOM and T.A.A.F. in January and February 1991. Seven refraction lines were shot using an untuned array of eight 16-lb air guns and five evenly-distributed 3-component digital OBSs, similar to those described by Nakamura et al. [9]. The lines were 130 to 180 km long, and average shot spacing was < 200 m. KeOBS Line 1 was shot over the Kerguelen-Heard Basin (Fig. 1), and four crustal layers (Fig. 2) are distinguishable on the two seismic
crustal layers (Fig. 2) are distinguishable on the two seismic sections from OBSs at the ends of the line: 1) between 0 and 8 km source-receiver offset, first arrivals originate from refractions in the sedimentary cover; 2) from 8 to 23 km, first arrivals are related to upper crustal diving rays; 3) between 20 and 120 km, first arrivals are related to lower crustal diving rays; and 4) at the longest offset, OBS 5 (Fig. 2), arrivals from rays reflected from the Moho (PmP) are observed. No arrivals related to upper mantle diving rays are identifiable. A 2-D model was
upper mantle diving rays are identifiable. A 2-D model was computed for Line 1 using travel times from all five OBSs (Figs. 2 and 3). The 2.2 to 2.9 km thick sedimentary cover of the Kerguelen-Heard Basin is believed to be composed of two layers, although the upper sedimentary layer could not be identified. Note présentée par Jean AUBOUIN. Results from earlier sonobuoy experiments ([4], [12]) and ODP Leg 119 sites 736 and 737 [13] enabled us to assume a seismic velocity of 1.7 km/s with a vertical gradient of 0.3 s-1 for the upper sedimentary layer. This yielded a
0.3 s-1 for the upper sedimentary layer. This yielded a thickness of 0.9 to 1.1 km. The lower sedimentary layer was found to be 1.0 to 1.8 km thick, with velocities increasing downward from 3.4-3.8 to 4.1-4.3 km/s at the bottom. This corresponds to an average vertical gradient of 0.4 s-1. These high velocities may indicate volcanic rock interlayered with sediment [4]. Igneous crust is composed of two layers, an upper and a lower. The upper crust is 3.0-3.8 km thick and characterized by velocities ranging from 4.3-4.5 km/s at the top to 5.5 km/s at the bottom with a
the top to 5.5 km/s at the bottom with a vertical gradient of 0.27-0.35 s-1. These values are consistent with a thickened oceanic Layer 2 [14]. The lower crust is 17.2 to 17.8 km thick with velocities ranging from 6.6-6.8 km/s at the top of the layer to 7.3 km/s at the bottom. The vertical gradient is 0.04 s-1. Moho depth is computed from travel times of Moho reflections. While the uppermost velocity and the vertical gradient of the lower crust are similar to typical oceanic Layer 3, its thickness of nearly 18 km exceeds normal values by a factor
of nearly 18 km exceeds normal values by a factor of ~4. The velocity of 7.3 km/s determined for the base of the crust is typical for standard oceanic crust in a thin discrete layer at the crust-mantle transition [14]. Deep structure of the Kerguelen-Heard basin, characterized by a thick crustal root, is similar to that beneath other oceanic plateaus ([15]-[17]) and likely originates from the Early Cretaceous emplacement of the Kerguelen Plateau ([2]-[3]). The location of the Kerguelen Islands, on top of the plateau, suggests that they were emplaced on the pre-existing, Early Cretaceous Kerguelen Plateau. Nevertheless, deep structure
on the pre-existing, Early Cretaceous Kerguelen Plateau. Nevertheless, deep structure determined along Line 1 differs significantly from that beneath the Kerguelen Islands ([10]-[11]). Layer 2 is as much as 10 km thick beneath the Kerguelen Islands, whereas it is less than 4 km thick beneath the Kerguelen-Heard Basin. In contrast, Layer 3 is 4-10 km thick beneath the Kerguelen Islands and 18 km thick beneath the Kerguelen-Heard Basin. Three possibilities, or combinations thereof, may account for these differences: 1) the Kerguelen Islands and underlying crust are entirely Cenozoic in age, and were not emplaced on the Cretaceous Kerguelen Plateau; 2)
and were not emplaced on the Cretaceous Kerguelen Plateau; 2) the Kerguelen Islands lie on the Cretaceous Kerguelen Plateau, but the plateau's crustal structure is markedly heterogeneous; 3) the Kerguelen Islands lie on the Cretaceous Kerguelen Plateau, but Cenozoic hot spot activity beneath the Kerguelen Islands has significantly modified the originally homogeneous crust of the Cretaceous plateau. Other evidence (e.g. [18], [19]) suggests that the northernmost part of the Kerguelen Plateau is younger than 42 Ma. Variations in the deep structure of the Northern Kerguelen Plateau are consistent with this hypothesis and suggest two different phases of plateau building: 1)
hypothesis and suggest two different phases of plateau building: 1) construction of the bulk of the plateau during the Early Cretaceous ([4]-[7]); and 2) Cenozoic phase of volcanic activity which started at about 40 Ma near the Southeast Indian Ridge and subsequently created the Kerguelen Islands and the northernmost part of the Kerguelen Plateau by volcanism, intrusion, and crustal underplating ([8], [18]-[19]). INTRODUCTION. — Le plateau sous-marin de Kerguelen s'étend dans l'océan Indien austral entre 46 et 64°S dans une direction NNW-SSE (fig. 1). Il est bordé au nord, à l'est et à l'ouest par des bassins océaniques et est
l'est et à l'ouest par des bassins océaniques et est séparé, au sud, de la marge du continent antarctique par un détroit profond de plus de 3 500 m. Les données morphologiques, sismiques et gravimétriques permettent de diviser le plateau de Kerguelen en trois domaines distincts ([1]-[3]). Le domaine nord, appelé plateau de Kerguelen-Heard, qui porte les îles Kerguelen, Heard et McDonald et dont la profondeur moyenne est de 500 m; le domaine sud où la profondeur atteint 1 500 m et le banc des Elans à l'ouest (fig. 1). Le plateau de Kerguelen résulterait d'un magmatisme intense, lié à
Le plateau de Kerguelen résulterait d'un magmatisme intense, lié à l'activité du point chaud de Kerguelen, au cours du Crétacé inférieur ([4]-[7]). Une activité magmatique persiste toutefois de 40 Ma jusqu'à nos jours dans l'archipel de Kerguelen et à l'île Heard [8]. Au cours de la campagne KeOBS (Kerguelen-OBS), organisée par l'ORSTOM et la mission de recherche des Terres australes et antarctiques françaises (T.A.A.F) et réalisée en janvier-février 1991 à bord du Marion-Dufresne, sept profils de sismique réfraction ont été réalisés sur, et à proximité immédiate, du plateau de Kerguelen. MATÉRIEL ET MÉTHODES. Cinq stations sismiques sous-marines (OBS) à enregistrement
MATÉRIEL ET MÉTHODES. Cinq stations sismiques sous-marines (OBS) à enregistrement numérique [9] ont été disposés le long de chaque profil enregistrant simultanément 800 à 1 000 tirs avec un pas d'échantillonnage du signal de 10 ms. La source sismique mise en œuvre par GENAVIR était constituée de 8 canons à air de 16 l tractés à 10 m de profondeur environ et déclenchés toutes les 100 s ce qui correspond à une distance moyenne entre les tirs inférieure à 200 m. Le positionnement du navire était réalisé de façon continue grâce à un récepteur GPS et le temps de propagation
grâce à un récepteur GPS et le temps de propagation et la polarité de l'onde directe dans l'eau ont été utilisés pour recalculer la position de l'OBS sur le fond. OBJECTIFS DE LA CAMPAGNE. — L'objectif principal de la campagne KeOBS était la reconnaissance de la structure de la croûte en relation avec l'origine du plateau de Kerguelen. Des profils furent réalisés sur les différentes unités du plateau et dans les bassins d'Enderby et du Labuan (fig. 1). Nous présenterons dans cet article une interprétation préliminaire du profil KeOBS-1 situé dans le bassin sédimentaire de Kerguelen-Heard et une comparaison avec
dans le bassin sédimentaire de Kerguelen-Heard et une comparaison avec les résultats obtenus dans l'archipel de Kerguelen ([10][11]). INTERPRÉTATION. — Les données enregistrées par les OBS 1 et 5, situés respectivement aux extrémités sud et nord du profil KeOBS-1 (fig. 1), sont représentées en fonction de la distance et du temps réduit (fig. 2). On observe: 1) entre 0 et 8 km de distance des arrivées d'ondes réfractées dans la couverture sédimentaire; 2) entre 8 et 23 km des arrivées d'ondes réfractées dans le socle (vitesse apparente supérieure à 4 km/s); la courbure importante de l'hodochrone indique qu'il existe un
km/s); la courbure importante de l'hodochrone indique qu'il existe un fort gradient de vitesse dans cette couche; 3) en seconde arrivée on observe l'onde réfléchie au toit du socle; 4) entre 20 et 140 km des arrivées d'ondes réfractées dans la croûte inférieure avec une vitesse apparente de 6,7 à 6,8 km/s; 5) enfin en seconde arrivée on observe très nettement l'onde PmP (fig. 2, OBS 5) réfléchie sur le Moho alors que l'onde Pn, réfractée dans le manteau supérieur à la base de la croûte, n'est pas identifiable a priori. Un modèle à deux dimensions a été obtenu pour
priori. Un modèle à deux dimensions a été obtenu pour le profil 1 de KeOBS par modélisation des temps d'arrivée à l'aide d'un logiciel interactif de tracé de rais (fig. 3). Fig. 3. Modèle déduit du profil 1 de KeOBS. Les différentes unités mises en évidence (couverture sédimentaire, couche 2, couche 3, manteau) et les vitesses caractéristiques sont indiquées. À droite la loi de vitesse déterminée au centre du profil 1 (trait noir) est comparée à l'enveloppe des lois de vitesse déterminées sous l'archipel de Kerguelen (grisé) ([10]-[11]). Fig. 3. Model derived from KeOBS Line 1. Different units (sedimentary cover,
Model derived from KeOBS Line 1. Different units (sedimentary cover, layers 2 and 3, upper mantle) and the related seismic velocities are shown. On the right, velocity versus depth for the centre of Line 1 (black line) and the envelope of velocity versus depth function for the Kerguelen Islands (grey) ([ 10]-[ 11 ]) are shown for comparison. RÉSULTATS. — La couverture sédimentaire du bassin de Kerguelen-Heard est constituée de deux couches dont l'épaisseur totale est comprise entre 2,2 et 2,9 km. La première couche ne correspond à aucune arrivée identifiable sur le profil 1 mais son existence est déduite
identifiable sur le profil 1 mais son existence est déduite des temps d'arrivée des ondes réfractées dans la couche sous-jacente. La vitesse a été choisie égale à 1,7 km/s sous l'interface eau-sédiments avec un gradient de vitesse vertical de 0,3 s-1 compatible avec les résultats antérieurs de sismique réfraction ([4], [12]) et les données recueillies lors du leg 119 d'ODP [13]; l'épaisseur, calculée est alors de 0,9 à 1,1 km. La base de la couverture sédimentaire est constituée d'une couche dont l'épaisseur varie de 1,0 à 1,8 km. Les vitesses calculées, entre 3,40-3,85 km/s au sommet et 4,10-4,35 km/s à
calculées, entre 3,40-3,85 km/s au sommet et 4,10-4,35 km/s à la base, sont élevées et suggèrent la présence de matériau volcanique interstratifié dans les sédiments [4]. Une onde réfléchie sur l'interface sédiment-socle est visible sur l'assemblage des données de l'OBS 5 (fig. 2). La croûte proprement dite peut être subdivisée en deux couches distinctes : la couche supérieure, dont l'épaisseur varie de 3,0 à 3,8 km, et les vitesses de 4,3 et 4,5 km/s au sommet de la couche à 5,5 km/s à la base, soit un gradient vertical de vitesse de 0,27-0,35 s-1; la couche inférieure, dont l'épaisseur varie
vitesse de 0,27-0,35 s-1; la couche inférieure, dont l'épaisseur varie de 17,8 à 17,2 km et les vitesses de 6,65-6,8 km/s au sommet de la couche à 7,3 km/s à la base de la croûte; le gradient vertical de vitesse est de 0,04 s-1. La profondeur du Moho a été déterminée à l'aide des temps de propagation de l'onde PmP, réfléchie à la base de la croûte et particulièrement bien visible sur l'OBS 5 (fig. 2). DISCUSSION. — La croûte supérieure présente une loi de vitesse (4,1-5,5 km/s) identique et une épaisseur (3,0-3,8 km) deux fois supérieure à celle de
une épaisseur (3,0-3,8 km) deux fois supérieure à celle de la couche 2 océanique [14]. La croûte inférieure, qui atteint 18 km d'épaisseur, est 4 à 5 fois plus épaisse que la couche 3 océanique [14]. La vitesse croît linéairement avec la profondeur de 6,6 km/s au sommet à 7,3 km/s à la base de la croûte. Dans la croûte océanique standard la vitesse croît linéairement de 6,8 à 7,0 km/s dans la couche 3 mais seule la base de la croûte est parfois caractérisée par une fine couche à haute vitesse (7,2-7,7 km/s sur 2 km d'épaisseur) [14]. La
haute vitesse (7,2-7,7 km/s sur 2 km d'épaisseur) [14]. La comparaison entre le modèle obtenu pour le profil 1 de KeOBS et les résultats de sismique réfraction dans l'archipel de Kerguelen ([10], [11]) montre une structure de la croûte sous le domaine nord du plateau très différente de celle de l'archipel de Kerguelen. Alors que la couche 2 atteint 9 à 10 km d'épaisseur dans le centre de l'archipel de Kerguelen [10], son épaisseur est inférieure à 4 km dans le bassin de Kerguelen-Heard. Le volcanisme récent de l'archipel de Kerguelen [8] a entraîné localement, par empilement des coulées volcaniques,
Kerguelen [8] a entraîné localement, par empilement des coulées volcaniques, un épaississement important (d'un facteur 5) de la couche 2 ([10]-[11]). Cet épaississement récent de la couche 2 n'affecte pas le bassin de Kerguelen-Heard où l'âge du socle volcanique est évalué à 100-120 Ma ([4]-[5]). L'épaisseur de la couche 3 est comprise entre 4 et 10 km sous l'archipel de Kerguelen, alors qu'elle atteint 18 km dans le bassin de Kerguelen-Heard (fig. 3). À une même profondeur, les vitesses sismiques de la couche 3 sont pratiquement identiques dans l'archipel de Kerguelen et dans le bassin de Kerguelen-Heard. La mince couche
Kerguelen et dans le bassin de Kerguelen-Heard. La mince couche à haute vitesse mise en évidence à la base de la croûte de l'archipel et interprétée comme le résultat d'un placage magmatique sous la croûte [11] est inexistante dans le bassin de Kerguelen-Heard. CONCLUSIONS. La croûte dans le bassin de Kerguelen-Heard est proche de celle déterminée sous d'autres plateaux océaniques avec une importante racine liée à l'épaississement de la couche 3 ([15]-[17]). Cette structure profonde est certainement héritée d'une première phase ancienne (Crétacé inférieur) de construction du plateau de Kerguelen-Heard ([4]-[5]). Sous l'archipel de Kerguelen, la croûte est plus mince
([4]-[5]). Sous l'archipel de Kerguelen, la croûte est plus mince que sous le bassin de Kerguelen-Heard au sud et la couche 3 a une moindre épaisseur. Trois hypothèses peuvent rendre compte de ces différences: 1) l'archipel n'est pas installé sur la partie ancienne du plateau de Kerguelen mais constitue une extension récente de celui-ci; 2) l'archipel est installé sur le plateau Crétacé inférieur mais celui-ci a une structure très hétérogène; 3) l'archipel est installé sur le plateau Crétacé inférieur mais l'activité récente du point chaud de Kerguelen a profondément modifié la structure originelle du plateau. Il existe des arguments en
la structure originelle du plateau. Il existe des arguments en faveur de la première hypothèse selon laquelle la terminaison nord du plateau de Kerguelen qui porte l'archipel a été construite depuis 42 Ma ([18][19]). Le plateau de Kerguelen résulterait de deux phases distinctes d'édification: 1) une phase majeure, Crétacé inférieur, au cours de laquelle se met en place le domaine sud du plateau de Kerguelen et une partie du domaine nord, au sud de l'archipel; 2) une phase récente qui débute vers 40 Ma, à proximité de l'axe de la dorsale est-indienne, et évolue en situation intra-plaque créant l'archipel et
dorsale est-indienne, et évolue en situation intra-plaque créant l'archipel et la terminaison nord du plateau de Kerguelen. Nous remercions la mission de recherche des T.A.A.F., Y. Join (ORSTOM), les mécaniciens de GENAVIR, B. Ollivier (I.N.S.U.-T.A.A.F.), le commandant et l'équipage du Marion-Dufresne ainsi que toutes les personnes qui ont contribué au succès de la campagne. Nous remercions également M. F. Coffin (U.T.I.G.) pour ses suggestions et ses corrections et R. Schlich (I.P.G.S.) pour nous avoir communiqué des profils de sismique réflexion utilisés pendant la préparation de la campagne. Contrib, GEMCO n° 596, I.N.S.U.-D.B.T. n° 531. Note remise le 17 juillet 1992,
596, I.N.S.U.-D.B.T. n° 531. Note remise le 17 juillet 1992, acceptée après révision le 16 novembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] R. E. HOUTZ, D. E. HAYES et R. G. MARKL, Marine Geology, 25, 1977, p. 95-130. [2] R. SCHLICH, The Ocean Basins and Margins, A.E.M. Nairn et F. G. Stehli, 6, 1982, p. 51-147. [3] R. SCHLICH, M. F. COFFIN, M. MUNSCHY, H. M. J. STAGG, Z. G. LI et K. REVILL, Bathymétric chart of the Kerguelen Plateau, B.M.R. Canberra (Australia), I.P.G. Strasbourg and T.A.A.F. Paris (France), 1987. [4] M. MUNSCHY et R. SCHLICH, Marine Geology, 76, 1987, p. 131-152.
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J. R. Astron. Soc., 84, 1986, p. 529-559. [11] M. RECQ, D. BREDFORT, J. MALOD et J. L. VEINANTE, Tectonophysics, 182, 1990, p. 227-248. [12] M. GUGLIELMI, Dipl. Ing. Géophysicien, Université Louis Pasteur, Strasbourg, 1982, 261 p. [13] J. BARRON et B. LARSEN et coll., Proc. O.D.P., init. Repts, 119, 1989, 942 p. [14] P. J. Fox et J. B. STROUP, The Sea, J. Wiley and Sons, 7, 1981, p. 119-218. [15] R. L. CARLSON, N. J. CHRISTENSEN et R. P. MOORE, Earth Planet. Sei. Lett., 51, 1980, p. 171-180. [16] C. PEIRCE et P. J. BARTON, Geophys. J. Int.,
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1F, B.P. n° 48, 06230 Villefranche-sur-Mer; S. O., F. H. et F. S. : GEMCO, U.R.A. n 718 du C.N.R.S., B.P. n° 48, 06230 Villefranche-sur-Mer; L. K. K.: U.T.I.G., 8701 North MOPAC Expressway, Austin TX 78759-8397; M. R. : U.B.O., U.R.A. n 1278 du C.N.R.S., 6, avenue Le Gorgeu, 29287 Brest Cedex. Géochimie / Geochemistry Diagraphie et suivi géochimiques des fluides en cours de forage. Résultats préliminaires du forage Balazuc-1, Ardèche. Programme Géologie Profonde de la France Jean-François SUREAU, Bertrand FRITZ et Luc AQUILINA Résumé Un suivi géochimique des fluides de foration a été mis en place sur le forage
de foration a été mis en place sur le forage GPF Balazuc-1 (Ardèche). Trois volets ont été développés afin de réunir un maximum de données concernant les fluides actuels présents dans les formations géologiques au droit de ce forage : le prélèvement d'éventuelles venues d'eau ou de gaz, l'extraction des eaux interstitielles et des gaz occlus sur des prélèvements de carottes et une diagraphie géochimique des boues de forage après filtration tangentielle. Cette méthode a consisté en une mesure en continu de certains gaz (He, Rn) véhiculés par la boue de forage et des paramètres physico-chimiques (pH, Eh, température et
de forage et des paramètres physico-chimiques (pH, Eh, température et conductivité). Les filtrats du fluide de forage ont été prélevés et analysés tout au long de la foration afin d'effectuer un suivi chimique en temps réel. Les premiers résultats acquis montrent que l'on peut détecter des venues de gaz et suivre les répercussions des changements lithologiques sur la chimie des fluides de foration. Cette étude montre la possibilité et l'intérêt de développer une méthode de diagraphie hydrogéochimique à partir de l'analyse des fluides de foration. Geochemical logging and monitoring of drilling fluids. Preliminary results of the Balazuc-1 borehole, Ardèche. Programme
drilling fluids. Preliminary results of the Balazuc-1 borehole, Ardèche. Programme Géologie Profonde de la France Abstract In the Balazuc-1 borehole (BA1, 1,729 m) it was found possible to obtain a geochemical well log by monitoring the chemistry of the drilling fluids. The geochemistry of the sedimentary formations (Mesozoic) was reflected in the composition of the drilling fluids. Anomalies in the gas (He, Rn) content of the fluids could be measured when fractures are intersected. A large addition of dissolved elements (SO4, Ca, Cl and K) to the drilling fluids was related with the intensive sulfate, diagenesis that affected the Triassic
related with the intensive sulfate, diagenesis that affected the Triassic and the Liasic formations. In view of these first results, the geochemical monitoring of drilling fluids appears an interesting method to characterize the geochemistry of drilled formations. Abridged English Version As part of the GPF programme (French Deep Drilling Programme), a drilling project has been selected in order to study the diagenetic transformations at a margin of a sedimentary basin, in particular by considering the major sequences of water-rock interactions. The selected site is located in the South-East margin of the Central Massif, at Balazuc, Ardèche. The drilling project for