Mont Ross is the main volcanic feature of the Kerguelen Archipelago (terres Australes et Antarctiques françaises). This newly formed volcano buildup over 2 Ma provides us with an outstanding model of volcanism occurring on an intraplate structure already aged 40 Ma. Mont Ross is the subaerial part of a plutonic complex located in Galliéni Peninsula. From seismic refraction studies, P-wave velocities within the upper crust range downward from 5.35 km/s at sea level to 6.60 km/s at a depth of 11 km. These are definitely higher than those encountered within surrounding basalts known as plateau basalts. These high velocities reveal, at first glance, an origin and composition of the basement of Mont Ross far distinct from those of tholeiitic or transitional lava flows generated near spreading centres. By comparison with plutonic ring complexes, it is reasonable to state that monzonite and syenite are the basic materials of the basement. Seismic velocities (6.85 to 7.30–7.35 km/s) and related Poisson ratio (σ = 0.30) within lower crust are consistent with gabbros as prominent material. The thickness of the lower crust below Mont Ross (6–7 km) is roughly the same as that below the archipelago. Gabbros are exposed around several plutonic ring complexes spread over the archipelago. The transition to mantle might be modelled by a 2 km thick transition zone, with high velocity gradient, already noticed below the archipelago. Velocities of 7.30–7.35 km/s at the base of the crust below Mont Ross do not preclude contamination of the lower crust by mantle material. Both gravity and seismic data substantiate the occurrence of high density (velocity) within the upper crust below Mont Ross. Isostatic compensation of Mont Ross is rather achieved by a flexural deflection of the lithosphere than by an Airy-type model. The structures of Mont Ross and Hawaiian volcanoes bear analogies likely related to their intraplate genesis.
Les datations k-ar realisees sur tahiti-nui (ile principale de tahiti, archipel de la societe) montrent une activite volcanique comprise entre 1,37 et 0,19 ma (vitesse moyenne de construction de l'edifice aerien de 0,38 cm/an). Cette construction se fait en 3 phases: un edifice bouclier se developpe jusqu'a 0,87 ma (vitesse moyenne d'empilement de 1 mm/an). A 0,87 ma, se produit un effondrement des flancs nord de l'edifice, provoque par la rift-zone mise en evidence dans le centre de l'ile par la teledetection, les observations de terrain et la gravimetrie. A partir de 0,87 ma, un volcan bouclier secondaire se construit dans la depression laissee par l'effondrement (vitesse moyenne d'empilement de 1 cm/an). Des 0,64 ma, les produits du volcan bouclier secondaire qui ont comble la depression viennent en remplissage des vallees du sud de l'edifice. Apres une periode de repos de 0,46 a 0,23 ma, des laves post-erosionnelles sont emises dans le nord de tahiti-nui. Au cours de la construction de tahiti-nui, les laves emises evoluent progressivement vers des termes de plus en plus alcalins. Cette evolution implique deux sources isotopiquement distinctes: une source 1, saturee en silice avec des rapports th/ta deux fois superieurs a ceux des morb et une composante em ii predominante, et une source 2 sous-saturee en silice, enrichie en ta (rapports th/ta plus proches de ceux des morb) avec une plus grande contribution du pole morb. Les datations des laves sous-marines des edifices de la zone de point chaud montrent une activite se developpant dans la zone depuis au moins 980 ka. Ceci implique une activite simultanee sur tahiti et dans cette zone pendant au moins 500 ka. La zone de point chaud a donc diminue de diametre (de 200 a 140 km). A l'interieur de la zone, le volcanisme migre vers le nord-ouest alors qu'il a migre vers le sud-est entre la construction de tahiti et mehetia (vitesse de migration de 10,8 cm/an)
