jeanflop/post_ocr_correction2 huggingface dataset:
peut avoir lieu entre le TCNF4 et le C18 TCNQ à l'état neutre. Il y a donc un processus redox spécifique à la surface de l'eau qui conduit à la formation de dimères à état de valence mixte de type (C18 TCNQ)2 indépendants de l'anion utilisé qui ne se trouverait plus dans les couches mais apparemment serait en partie solubilisé dans la phase aqueuse : dans ce cas, les protons pourraient jouer un rôle essentiel. Une autre possibilité à considérer est la préformation de dimère (C18TCNQ)2 qui provoquerait un abaissement du potentiel redox par rapport à la valeur initiale observée sur le monomère; néanmoins, à notre connaissance, il n'y a pas d'évidence spectroscopique concernant la formation de tels dimères. Ce résultat surprenant ouvre la voie à de nouvelles organisations supramoléculaires qui, a priori, ne peuvent pas être réalisées par des méthodes conventionnelles de cristallogenèse. Enfin, la compréhension de ces mécanismes devrait conduire à une stratégie d'obtention de monocouches présentant une conductivité électrique globale supérieure à celles observées pour le moment grâce à l'établissement d'une meilleure organisation à longue distance. Note remise le 6 novembre 1992, acceptée après révision le 18 décembre 1992. RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES [1] P. DELHAES dans Lower-dimensional systems and molecular electronics R. M. METZGER, P. DAY et G. C. PAPAVASSILIIOU éd., Nato Asi series, 248, 1990, 43 p. [2] G. L. GAINES Jr., Insoluble monolayers at liquid-gas interfaces, Interscience, New York, 1966. [3] A. RUAUDEL-TEIXIER, M. VANDEVYVER, M. ROULLAIS, J. P. BOURGOIN, A. BARRAUD, M. LEQUAN et R. M. LEQUAN, J. Phys. D: Applied Physics, 23, 1990, p. 987-990. [4] J. P. BOURGOIN, Thèse Université de Paris-XI, Orsay, décembre 1990. [5] J. P. BOURGOIN, A. RUAUDEL-TEIXIER, M. VANDEVYVER, M. ROULLAIS, A. BARRAUD, M. LEQUAN et R. M. LEQUAN, Makromol. Chem., Makromol. Symp., 46, 1991, p. 163-169. [6] V. GIONIS, O. FICHET, M. IZUMI, C. GARRIGOU-LAGRANGE, J. AMIELL, G. PAPAVASSILIIOU et P. DELHAES, Chem. Letters, 1991, p. 871-874. [7] O. FICHET, J. P. BOURGOIN, P. DELHAES, B. DESBAT, V. GIONIS et V. YARTSEV, Euroconférence sur l'électronique moléculaire (Padoue, août 1992) et comptes rendus dans Thin Solid Films (à paraître).
and molecular electronics R. M. METZGER, P. DAY et G. C. PAPAVASSILIIOU éd., Nato Asi series, 248, 1990, 43 p. [2] G. L. GAINES Jr., Insoluble monolayers at liquid-gas interfaces, Interscience, New York, 1966. [3] A. RUAUDEL-TEIXIER, M. VANDEVYVER, M. ROULLAIS, J. P. BOURGOIN, A. BARRAUD, M. LEQUAN et R. M. LEQUAN, J. Phys. D: Applied Physics, 23, 1990, p. 987-990. [4] J. P. BOURGOIN, Thèse Université de Paris-XI, Orsay, décembre 1990. [5] J. P. BOURGOIN, A. RUAUDEL-TEIXIER, M. VANDEVYVER, M. ROULLAIS, A. BARRAUD, M. LEQUAN et R. M. LEQUAN, Makromol. Chem., Makromol. Symp., 46, 1991, p. 163-169. [6] V. GIONIS, O. FICHET, M. IZUMI, C. GARRIGOU-LAGRANGE, J. AMIELL, G. PAPAVASSILIIOU et P. DELHAES, Chem. Letters, 1991, p. 871-874. [7] O. FICHET, J. P. BOURGOIN, P. DELHAES, B. DESBAT, V. GIONIS et V. YARTSEV, Euroconférence sur l'électronique moléculaire (Padoue, août 1992) et comptes rendus dans Thin Solid Films (à paraître). [8] O. FICHET, Thèse, Université de Bordeaux-I, octobre 1992. [9] J. RICHARD, P. DELHAES et M. VANDEVYVER, New J. Chem., 15, 1991, p. 137-147. [10] Dans le plan des substrats qui est celui des films L-B, on observe un signal RPE constant indépendant de l'angle θ correspondant à l'absence de dichroïsme linéaire en spectroscopie IR. Ces observations confirment l'existence d'une symétrie axiale dans ces échantillons. [11] D. GATTESCHI et R. SESSOLI, Magnetic Resonance Review, 15, 1990, p. 1-45. [12] Les potentiels d'oxydoréduction déterminés dans des conditions standards (solvant dichlorométhane, sel de tétrafluoroborate de butylammonium, référence électrode au calomel saturé) sont les suivants : E1/2(TCNQ) = 0,32 V; E1/2(C18TCNQ) = 0,29 V, E1/2(TCNQF4) = 0,74 V. Centre de Recherche Paul-Pascal, avenue A.-Schweitzer, 33600 Pessac, France; V. G. NHRF, Theorical and Physical Chemistry Institute, Vas. Constantinou 48, Athènes 116.35 Grèce. Géophysique marine / Marine Geophysics Structure profonde du domaine nord du plateau de Kerguelen (océan Indien austral) : résultats préliminaires de la campagne MD66/KeOBS Philippe CHARVIS, Stéphane OPERTO, Lis K. KONNECKE, Maurice RECQ, Yann HELLO, Frédérique HOUDRY, Pierre LEBELLEGARD, Rémy LOUAT et Françoise SAGE Résumé Au cours de la campagne MD66/KeOBS, cinq profils de sismique réfraction ont été réalisés sur le plateau
dichroïsme linéaire en spectroscopie IR. Ces observations confirment l'existence d'une symétrie axiale dans ces échantillons. [11] D. GATTESCHI et R. SESSOLI, Magnetic Resonance Review, 15, 1990, p. 1-45. [12] Les potentiels d'oxydoréduction déterminés dans des conditions standards (solvant dichlorométhane, sel de tétrafluoroborate de butylammonium, référence électrode au calomel saturé) sont les suivants : E1/2(TCNQ) = 0,32 V; E1/2(C18TCNQ) = 0,29 V, E1/2(TCNQF4) = 0,74 V. Centre de Recherche Paul-Pascal, avenue A.-Schweitzer, 33600 Pessac, France; V. G. NHRF, Theorical and Physical Chemistry Institute, Vas. Constantinou 48, Athènes 116.35 Grèce. Géophysique marine / Marine Geophysics Structure profonde du domaine nord du plateau de Kerguelen (océan Indien austral) : résultats préliminaires de la campagne MD66/KeOBS Philippe CHARVIS, Stéphane OPERTO, Lis K. KONNECKE, Maurice RECQ, Yann HELLO, Frédérique HOUDRY, Pierre LEBELLEGARD, Rémy LOUAT et Françoise SAGE Résumé Au cours de la campagne MD66/KeOBS, cinq profils de sismique réfraction ont été réalisés sur le plateau 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 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 46 and 64°S in the southern Indian Ocean. It comprises
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 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 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 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 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
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 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 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 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 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
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 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 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 ~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,
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 ~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 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) 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)
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) 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) 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 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 l'activité du point chaud de Kerguelen, au cours du Crétacé inférieur ([4]-[7]). Une activité magmatique persiste toutefois de 40 Ma
([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 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 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 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 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
réalisés sur, et à proximité immédiate, du plateau de Kerguelen. 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 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 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 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
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 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 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, 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