V — PROPRIETES PHYSIQUES DES MATERIAUX

1. Des transitions polymorphiques ultrarapides (temps de l'ordre de la millisecorde) ont été obtenues (1) sur des halogènes alcalins après traitement thermique convenable ou par hétérogénéité. Le taux de transformation a dépassé 40% dans le cas de monocristaux. Ces transformations peuvent s'accompagner de saccades.

2. Le laboratoire de Géologie structurale de Nantes a poursuivi ses études de la déformation de roches provenant du manteau : massifs de péridotites, inclusions ramenées par les basaltes et les kimberlites.

L'activité du laboratoire a d'abord porté sur l'étude des échantillons naturels et sur la reproduction expérimentale de leur structure en vue de l'interprétation des mécanismes de la déformation. Contre l'opinion prévalant à l'époque, on a ainsi mis en évidence le rôle primordial de la déformation plastique (glissement et montée des dislocations) dans le fluage des roches du manteau supérieur (2, 3, 4) ; l'écoulement superplastique, dans le manteau supérieur le plus profond échantillonné par des inclusions de kimberlites (200 km), a aussi été signalé pour la première fois, localement (8, 13) ; un nouveau mécanisme de recristalisation est proposé (12).

Un second volet de l'activité concerne l'interprétation en terme de fluage à grande échelle des structures des échantillons naturels. Dans le cas de massifs de péridotites engagés dans la chaîne alpine, ces études précisent la cinématique des plaques dont la collision a engendré la chaîne (3, 10, 17) ; dans le cas des inclusions de basaltes et kimberlites, elles éclairent sur la répartition spatiale du fluage dans le manteau (5, 6, 8, 16, 19) avec, dans le cas des inclusions de kimberlites où les conditions P.T. d'équilibre au sein du manteau sont mieux connues, la possibilité de construire des modèles rhéologiques relativement précis (9, 11, 18). Le modèle de FROIDEVAUX et SCHUBERT (15) qui est plus général, intègre aussi certaines de ces données.

Grâce à de nouvelles mesures expérimentales, l'interprétation de l'anisotropie sismique océanique en termes de fluage plastique permet de connaître la direction principale du fluage dans le manteau supérieur océanique sous-jacent immédiatement par rapport à la croûte (7).

Enfin, suite à une étude menée aux Etats-Unis avec J.M. MERCIER, GUEGUEN dans ses travaux plus récents (18) montre que les propriétés sismiques particulières de la couche à faible vitesse peuvent être entièrement expliquées par des effets physiques liés à la plasticité sans faire appel à la fusion partielle.

La déformation des roches du manteau supérieur sous ses divers aspects fait l'objet d'une revue détaillée dans un ouvrage qui paraîtra d'ici quelques mois (14).

(1) PEYRONNEAU J., LACAM A. — Mise en évidence de transitions polymorphiques "ultrarapides", induites par la pression, dans les halogènures alcalins, C.R.A.S., 280 B, 357-359, 1975.

(2) NICOLAS A., BOUCHEZ J.L., BOUDIER F., J.C. MERCIER — Textures, structures and fabrics due to solid state flow in some european lherzolites, *Tectonophysics*, 12, 55, 1971.

(3) NICOLAS A., BOUCHEZ J.L. et BOUDIER F. — Interprétation cinématique des déformations plastiques dans le massif de lherzolites de Lanzo (Alpes piémontaises) — comparaison avec d'autres massifs, *Tectonophysics*, 14, 143, 1972.

(4) NICOLAS A., BOUDIER F. et BOULLIER A.M. — Mechanisms of flow in naturally and experimentally deformed peridotites, *American Journal of Science*, 273, 853, 1973.

(5) MERCIER J.C., NICOLAS A. — Textures and fabrics of upper mantle peridotites as illustrated by basalt xenoliths. *Journal of Petrology*, in press.
(6) BOULLIER A.M. et NICOLAS A. — Fabric analysis of the ultra-basic nodules from Thaba Putsoa and Mothae. In "Kimberlites of the Northern Lesotho Province", Cape and Transvaal Printers Ltd, p. 57-66, 1973.

(7) PESELNICK, NICOLAS A. and STEVENSON P.R. — Velocity Anisotropy in a mantle peridotite from the Ivrea Zone : application to upper mantle anisotropy. *Jour. Geophys. Research*, 79, 8, 1175, 1974.

(8) BOULLIER A.M. et NICOLAS A. — Classification of textures and fabrics of South African peridotite xenoliths from Kimberlite. ¹º International Conference Proceeding Pergamon Press, in press.

(9) GREEN H.W. and GUEGUEN Y. — Kimberlite Pipes. : origin by diapiric upwelling in the upper Mantle. *Nature*, 249, 617, 1974.

(10) NICOLAS A. and BOUDIER F. — Kinematic interpretation of folding in alpino-type peridotites and in plasticity deformed rocks in analogous situations. *Tectono-physics*, in press.

(11) NIXON P.G., BOYD F.R. and BOULLIER A.M. — The evidence of kimberlite and its inclusions on the constitution of the outer part of the earth. In "Kimberlites of the Northern Lesotho Province", Cape and Transvaal Printers Ltd, p. 312-318, 1973.

(12) POIRIER J.P. and NICOLAS A. — Deformation-induced recrystallisation by progressive misorientation of subgrain-boundaries, with special reference to mantle peridotites. Note soumise au *Jour. Of Geology*.

(13) GUEGEN Y. and BOULLIER A.M. — Evidence of superplasticity in mantle peridotites. NATO advanced Institute Proceedings — *Petrophysics. Newcastle*, April 1974, in press.

(14) NICOLAS A. and POIRIER J.P. — Crystalline plasticity and flow in metamorphic rocks, J. Wiley and Sons Ltd. — Interscience — London, editeurs, textbook, in press.

(15) FROIDEVAUX Cl. et SCHUBERT G. — Plate motion and structure of the continental asthenosphere ; a realistic model of the upper mantle, in press.

(16) MERCIER J.C. — Structure des péridotites en enclave dans quelques basaltes d'Europe et d'Hawaï: regards sur la constitution du manteau supérieur. Thèse 3ᵉ cycle, NANTES, 1972.

(17) DAROT M. — Méthodes d'analyse structurale et cinématique : application à l'étude du massif ultra-basique de la Sierra Bermeja (Andalousie — Espagne). Thèse 3ᵉ Cycle, NANTES, 1973.

(18) GUEGUEN Y. — Modèles géophysiques du manteau supérieur et interprétation de la couche à faible vitesse. Thèse 3ᵉ Cycle, NANTES, 1974.

(19) BOULLIER A.M. — Structure des péridotites en encalves dans les kimberlites d'Afrique du Sud. Thèse 3ᵉ Cycle, Nantes, 1975.
# VI – PROCESSUS INTERNES ET CHAMPS PHYSIQUES

## A – ETUDE DE LA LITHOSPHERE

### 1 – Modèles et structure

Les campagnes de grands profils sismiques menées en coopération internationale avec le soutien de l'INAG depuis 1971 ont montré que la lithosphère continentale présente une structure stratifiée (LEGSP, IPG). Vu la complexité de l'évolution des continents il est difficile de relier structure et genèse. Il n'en est pas de même en milieu océanique où l'on dispose de quelques modèles de genèse :

ALLEGRE et BOTTINGA (LGC, IPGP) ont ainsi calculé à partir d'un modèle de tectonique des plaques différents modèles d'évolution thermique de la croûte océanique à partir de la crête en tenant compte d'aspects pétrologiques et des effets de fusion partielle et de chaleur latente.

BOTTINGA a établi un modèle dynamique de la génération de plaques lithosphériques. Le gradient géothermique peut ainsi être calculé à diverses distances du centre dispersif. La lithosphère océanique devrait présenter non seulement une zonation minéralogique latérale, mais aussi une variation verticale de composition chimique.

Une première étude a permis de transposer les expériences continentales en milieu océanique en utilisant les îles océaniques pour enregistrer les tirs effectués par un bateau.

On dispose maintenant d'un ensemble de données sismiques qui révèlent une structure sous Moho dans la région des Canaries : les travaux de Bosshard et Mac Farlane sur la croûte des Canaries, des résultats de sismique réflexion d'Atlantis II (1973) et du C.O.B. (1974) et des tirs de gros canons à air du C.O.B. (AVEDIK et RENARD) enregistrés sur les îles permettent d'estimer une partie des corrections de couches superficielles qu'il est nécessaire d'apporter aux observations profondes obtenues par l'enregistrement à Madère, Porto Santo, la Palma et Hierro d'un profil de plus de 400 km de long de tirs entre ces îles, effectué en 1973 par le L.E.G.S.P. (I.P.G.P.).

Les principaux faits d'observation qui se dégagent alors de ces données obtenues à grande distance sont, sur les enregistrements de la Palma et de Hierro entre 200 et 300 km de distance, des vitesses apparentes de 8,7 km/s avec dans les deux cas un maximum d'amplitude vers 220 km.

Dans une interprétation à couches horizontales, si on admet une vitesse moyenne de 8,0 km/s sous Moho situé à 12 km de profondeur, on trouve à partir des observations de la Palma que cette couche à 8,0 aurait 21 km d'épaisseur et qu'elle surmonterait un milieu de vitesse 8,7 km/s. Compte tenu des observations de Hierro et de Madère où une vitesse de 8,6 est observée entre 300 et 400 km de distance, on peut admettre la réalité de ce milieu à vitesse élevée sur une étendue de 200 km de la Palma vers le Nord. Seule l'hypothèse d'une couche d'olivine anisotrope semble capable de rendre compte d'une telle vitesse à cette profondeur.

En 1974, une campagne analogue a été menée dans la région des Açores (voir IV. B 3b).

### 2 – Rhéologie et mouvements

L. LLIBOUTRY (USMG) a poursuivi des recherches sur la dynamique de la tectonique globale.
De même qu'on peut étudier des modèles rhéologiques de l'asthénosphère à partir des données des soulèvements post-glaciaires, on peut chercher à définir les propriétés rhéologiques de la lithosphère à partir de la flexure qu'on observe sous la charge des îles Hawaï, ou devant une fosse. En utilisant un modèle d'écoulement transitoire (corps pseudo-élastique) LLIBOUTRY obtient une épaisseur raisonnable pour la plaque lithosphérique.

On peut comparer les puissances nécessaires pour le mouvement des plaques lithosphériques à celles de différents mécanismes possibles dans la Terre (différenciation de la croûte, du noyau, radioactivité...). L'étude des modèles simples à couches visqueuses met en évidence la possibilité d'un glissement des plaques sur un large bourrelet sous les dorsales.

Le mouvement des plaques lithosphériques par rapport à un manteau inférieur rigide peut être évalué en considérant que la vitesse en un point quelconque d'une plaque est une combinaison linéaire des effets d'inclinaison de la surface d'égale pression, des surfaces d'égale densité et de la contrainte de cisaillement horizontale. Les résultats obtenus sont compatibles avec ceux déduits de la migration du volcanisme de Hawaï et d'autres chaînes.

Ces idées sont présentées dans un article de synthèse (LLIBOUTRY 1975).

BOTTINGA C. — Thermal aspects of sea floor spreading and the nature of the suboceanic lithosphere. *Tectonophysics*, 21, 15, 1974.

BOTTINGA Y., ALLEGRE C. — Thermal aspects of sea floor spreading and the nature of the oceanic crust. *Tectonophysics*, 28, 1, 1973.

BOTTINGA Y., HIRN A., STEINMETZ L. — Implications de l'existence d'un canal à moindre vitesse sous Moho (à paraitre).

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STEINMETZ L., HIRN A., PERRIER G. — Reflexions sismiques à la base de l'asthénosphère. *Ann. de Géophys.* 30, 173, 1974.

LLIBOUTRY L. — Rheological properties of the asthenosphere from Fennoscandian data. *J.G.R.*, 76, 1433, 1971.

LLIBOUTRY L. — Rheological properties of lithosphere. *Tectonophysics*, 13, 1974.

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LLIBOUTRY L. — Plate movement relative to rigid lower mantle. *Nature*, 250, 298, 1974.

LLIBOUTRY L. — Isostasie, propriétés rhéologiques du manteau supérieur. Ch. 17 in "Traité de Géophysique interne", J. COULOMB, G. JOBERT éd. Masson 1973. Courants de convection et dynamique des plaques, Ch. 41 in "Traité de Géophysique interne", Tome II, J. COULOMB, G. JOBERT éd. Masson 1975.

## B — CHAMPS PHYSIQUES

### 1 — Flux de chaleur

La reprise des mesures du flux de chaleur en France permettra de combler une lacune regrettable. Les efforts (IPGP, IPGCF) portent principalement sur le Massif Central où une remontée de l'asthénosphère est possible. Des méthodes géochimiques sont utilisées pour déterminer la température des roches où ont circulé les eaux thermales.

### 2 — Effets gravitationnels et rotationnels

On a essayé, dans les dernières années, de déterminer le nombre de Love k à partir des perturbations des trajectoires de satellites artificiels dues aux marées lunisolaires. Le déphasage entre la perturbation observée et le potentiel perturbateur calculé pour une Terre parfaitement élastique, pourrait permettre d'obtenir une information sur le facteur de qualité élastique de la Terre à des fréquences plus basses que celles des ondes sismiques.

On a pu montrer (GRGS, IPGP) que les marées océaniques doivent être absolument prises en considération dans cette étude. Quoique la précision de leur détermination soit
actuellement insuffisante, on obtient avec des modèles approchés un facteur Q de l'ordre de 60 pour le manteau. Des valeurs analogues sont obtenues par l'étude de leur influence sur l'accélération de la Lune.

Le couplage manteau-noyau a été souvent mis en cause pour expliquer les variations lentes observées dans la rotation de la Terre. LAMBECK (IPGP) et CAZENAVE (GRGS) ont montré que les fluctuations de la rotation étaient largement dues aux vents zonaux qui pourraient aussi jouer un rôle dans les variations à longue période.

LAMBECK K., CAZENAVE A., BALMINO G. — Solid Earth and Ocean tides estimated from satellite orbit analyses. *Rev. Geophys. Space. Phys.* 12, 421, 1974.

LAMBECK J. — Effects of tidal dissipation in the oceans on the moon's orbit and the Earth's rotation. *J.G.R.*, Sous presse, 1975.

LAMBECK K., CAZENAVE A. — The Earth's rotation and atmospheric circulation.

I. Seasonal variations, *Geoph. J.R.A.S.*, 32, 79, 1973.

II. The Continuum, *Geoph. J.R.A.S.*, 38, 49, 1974.
VII – MOUVEMENTS EPIROGENIQUES

L'objectif du groupe de travail n° 7 sur les mouvements épirogéniques est de "développer une compréhension des processus terrestres qui sont la cause de l'épeirogénèse (mouvements verticaux d'extension régionale), et le but majeur des études est d'obtenir des informations détaillées sur la durée, la longueur d'onde, l'amplitude et les vitesses des mouvements épirogéniques". Une classification pratique du travail a été définie en fonction de l'échelle des temps (10² à 10⁹ ans) :

A - Mouvements verticaux récents (10² ans)

B - Mouvements verticaux quaternaires (10⁶ ans)

C - Mouvements verticaux tertiaires (7.10⁷ ans)

D - Mouvements verticaux mésozoïques et paléozoïques (6.10⁸ ans).

Dans cette optique un certain nombre d'équipes françaises ont apporté des résultats nouveaux. Souvent ces résultats apparaissent à l'occasion de travaux variés non spécialisés et la liste bibliographique est pour cette raison très incomplète. Les principaux faits qui peuvent être signalés peuvent s'intégrer dans les quatre divisions temporelles proposées.

A – MOUVEMENTS VERTICAUX RECENTS (échelle 10² ans)

L'Institut Géographique National a repris de 1962 à 1969 la totalité du réseau de nivellement de précision du 1er ordre. A la réunion de Berne consacrée à la "Mise en évidence d'un mouvement de surrection des massifs cristallins alpins" la Direction de la Géodésie de l'IGN a présenté trois profils obtenus par comparaison des dénivelées anciennes LALLEMAND et des dénivelées nouvelles IGN.

On a constaté qu'un profil au Sud de la chaîne du Jura ne décèle aucune anomalie ; par contre les deux autres profils (Grenoble - Saint-Jean de Maurienne - Fréjus et Veynes - Embrun - Montgenèvre) présentent des discordances systématiques s'accordant avec une hypothèse de soulèvement du massif cristallin alpin de l'ordre du millimètre par an. Cette hypothèse est confirmée également par les résultats suisses et autrichiens.

D'autre part un réseau géodésique de précision a été implanté en travers de l'axe du rift actif de l'Afar, en TFAI, (IV. B. 2), et divers travaux ont été effectués en France (IV. A. b).

B – MOUVEMENTS VERTICAUX QUATERNAIRES (échelle 10³ à 10⁷)

Les principaux travaux apportant des résultats quantitatifs dans ce domaine sont largement répartis dans le monde.

La Méditerranée occidentale et la Méditerranée orientale donnent des exemples de mouvements verticaux importants au cours du Cénozoïque supérieur. Les chiffres maximums obtenus dans l'Appenin Calabro-Lucanien, dans l'arc Egéen, au Liban, sont de l'ordre de 2 mm/an de taux moyen depuis le Pliocène. Des valeurs inférieures à 1 mm/an sont données au cours du Pléistocène et la déformation des lignes de rivages de 80 000 (Oudjien)
et 300 000 environ (Tyrrhénien) montre un soulèvement des côtes en direction de Gibraltar de l'ordre de 0,3 mm/an.

La vitesse de subsidence de la plaine de Venise au Pléistocène supérieur et à l'Holocène a varié entre 5 mm/an et 1 mm/an.

En ce qui concerne le bassin méditerranéen lui-même, les carottages profonds en mer mettent en évidence l'importance des mouvements verticaux ponto-plio-quaternaires qui déforment de plusieurs milliers de mètres les évaporites du Messinien (vitesse moyenne de l'ordre du mm/an).

De nombreuses informations quantitatives ou semi-quantitatives sont données par l'étude des déformations des hautes surfaces en Himalaya, dans la chaîne des Andes (+ 2 mm/an), dans les Pyrénées et ailleurs.

Dans d'autres régions, les résultats portent également sur les déformations des lignes de rivages datées de 120 000, 100 000 ou 80 000 ans B.P. ; dans le Pacifique Sud-Ouest elles ont mis en évidence un bombement de la plaque lithosphérique avant son prolongement; en Afar elles indiquent des vitesses de mouvements verticaux qui atteignent 1 ou 2 mm/an.

La surface des océans étant prise comme la matérialisation de la surface du géoïde à chaque instant la comparaison des courbes de variations du niveau de la mer à l'Holocène (et notamment la position de celle-ci à 5 000 et 3 000 ans B.P.) pour des régions variées du monde met également en évidence des mouvements verticaux différentiels. Entre différents points des côtes de la France, de l'Afrique de l'Ouest, du Brésil, de la Nouvelle Calédonie, des îles du Pacifique, etc., les différences relatives indiquent encore des taux de l'ordre du mm/an ou d'une fraction de mm/an.

Enfin le soulèvement isostatique de la Fennoscandie a fait l'objet de nouveaux calculs permettant de préciser les propriétés rhéologiques de l'asthénosphère et la migration de la flexure.

## C – MOUVEMENTS VERTICAUX TERTIAIRES (échelle 10⁷–10⁸)

Dans les régions déjà citées, notamment autour du bassin méditerranéen et dans les Alpes, une partie des résultats concerne des valeurs de mouvements verticaux au cours du Tertiaire. Il faut ajouter des travaux synthétiques sur les Dinarides, la Crête, les Baléares l'Algérie, la Tunisie, qui soulignent le rôle des mouvements verticaux au Tertiaire, des bombements à grands rayons de courbure, et parfois l'ampleur du renversement des reliefs qui peut atteindre 3 000 m au Pliocène inférieur.

En Afrique de l'Est le soulèvement du bouclier éthiopien depuis le Miocène a été de l'ordre de 1/10 mm/an en moyenne.

## D – MOUVEMENTS VERTICAUX MESOZOIQUES ET PALEOZOIQUES (10⁸–10⁹ ans)

L'étude synthétique de grands bassins sédimentaires et des zones soulevées qui les séparent actuellement ont apporté des chiffres de mouvements épirogéniques des plate-formes et des cratons.

La paléographie des bassins paléozoïques du Sahara montre ainsi le rôle des mouvements verticaux dans la sédimentation et la part jouée par les réajustements isostatiques dus à la fusion des calottes glaciaires du Proterozoïque et de l'Ordovicien. A l'échelle de temps de 10⁸ ans le sens de ces mouvements peut s'inverser.

Au cours du Mésozoïque la plateforme saharienne est restée au voisinage de la cote zéro : les cartes des épaisseurs sont directement interprétables en cartes de subsidence. Au sud du bombement du Hoggar le bassin a subi un léger basculement mis en relation avec le déplacement de la plaque africaine par rapport à un relief du manteau.
Les cartes du socle du bassin de Paris et celles des isobathes du toit de l'Albien montrent des mouvements verticaux (qui peuvent se chiffrer en moyenne en centièmes de mm/an).

Dans les bassins côtiers de l'Atlantique, les vitesses d'effondrement des marges du graben initial au Mésozoïque sont comparables à celles du rift Cénozoïque de l'Afar.

Il semble qu'une fois éliminé l'effet de recul que provoque la durée des phénomènes géologiques, les vitesses maximales des mouvements verticaux épirogéniques restent dans les mêmes ordres de grandeur compris entre (10 ; 1 ; 0,1 mm/an) tant pour les mouvements positifs que pour les mouvements négatifs. En revanche les gradients peuvent varier dans des limites beaucoup plus importantes suivant le type tectonique régional.

D'autre part les conséquences des mouvements verticaux ont fait l'objet d'un examen sous l'angle mécanique : ils pourraient fournir l'énergie nécessaire au glissement des plaques lithosphériques sur l'asthénosphère.

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WEBER C. — Le socle antétriásique sous la partie sud du bassin de Paris d'après les données géophysiques. *Bull. B.R.G.M.*, sect. 2, n° 4, 293, 1973.
# VIII – STRUCTURE DES BASSINS OCEANIQUES DES MARGES ET PLATEAUX CONTINENTEAUX

## A – Plateau continental français

Un travail de synthèse a été présenté par J. SEGOUFIN (IPGP) qui précise les directions structurales au large de Belle Ile et définit la nature des accidents magnétiques reconnus en baie d'Audierne et dans la Manche.

## B – Marge ibérique

Au cours de plusieurs campagnes le laboratoire de Géologie marine de Rennes (G. BOILLOT) a étudié la marge continentale de la péninsule ibérique, du nord du cap Peniche à la baie de Cadix. On a pu mettre en lumière le rôle des réactivations au Tertiaire des grands accidents tardi-hercyniens, qui ont rejoué chaque fois que la Péninsule ibérique était soumise à une compression. Le moteur des déformations paraît situé au Nord à l'Eocène (formation de l'orogène pyrénéen et de ses prolongements submergés dans le golfe de Gascogne), et au Sud dans la deuxième partie du Cénozoïque (rapprochement de l'Afrique et de l'Europe).

## C – Marge continentale de l'Afrique

J. GOSLIN (IPGP) a présenté les résultats de recherches entreprises au C.O.B. sur la terminaison orientale de la dorsale de Walvis.

P. PATRIAT (IPGP) prépare une synthèse des données et résultats obtenus dans plusieurs campagnes (Guinée, Bénin, Walda) en Atlantique oriental. La marge continentale qui borde le craton ouest-africain dans le Golfe de Guinée septentrional peut être divisée en trois régions principales : la marge continentale du Libéria, celle de Côte d'Ivoire et celle du delta du Niger. Ces différentes régions correspondent à des compartiments limités par le prolongement des grandes zones de fractures de l'Atlantique Equatorial. La distribution des sédiments montre que la géologie a été contrôlée par l'effet de barrage de ces zones de fracture et que l'histoire de cette marge est celle de l'ouverture de l'Atlantique Sud.

BOILLOT G., CRESSARD A. et LEPETRE J.P. – Rôle des mouvements oligocènes sur le plateau continental nord-espagnol entre 3° 30' et 5° de longitude Ouest. *C.R. Acad. Sc. Paris*, 274 D, 27, 1972.

BOILLOT G. DUPEUBLE P.A. et HENNEQUIN I. – Le plateau continental basque : stratigraphie, structure et relations avec le canyon de Capbreton. *C.R. Acad. Sc. Paris*, 274 D, 1147, 1972.

BOILLOT G. et al. – Géologie du plateau continental portugais au Nord du Cap Carvoeiro. La série stratigraphique. *C.R. Acad. Sc. Paris*, 274 D, 2748, 1972.

BOILLOT G. et MUSELLEC P. – Géologie du plateau continental portugais au Nord du Cap Carvoeiro. Structure au Nord et au Sud du canyon de Nazaré. *C.R. Acad. Sc. Paris*, 274 D, 2852, 1972.

BOILLOT G. et al. – La zone Nord-pyrénéenne, ses prolongements sur la marge continentale nord-espagnole et sa signification structurale. *C.R. Acad. Sc. Paris*, 277 D, 2629, 1973.

BOILLOT G. et al. – Carte géologique du plateau continental nord-espagnol entre le canyon de Cap-breton et le canyon d'Aviles. *Bull. Soc. Géol Fr.*, (7), 15, 3-4, p. 366-391, 1973.

BOILLOT G., DUPEUBLE P.A. et MUSELLEC P. – Carte Géologique du plateau continental portugais entre 39°,50' et 41° 50' de latitude Nord. *C.R. Acad. Sc. Paris*, 277 D, 25, 1973.

CAPDEVILA R., LAMBOY M. et LEPRETRE J.P. – Découverte de granulites, de charnockites et de sénites néphéliniques dans la partie occidentale de la marge continentale nord-espagnole. *C.R. Acad. Sc. Paris*, 278 D, 17, 1974.

BOILLOT G., DUPEUBLE P.A. et MOUGENOT D. – Géologie du plateau continental portugais entre le Cap Carvoeiro et le Cap de Sines. *C.R. Acad. Sc. Paris*, 278 D, 1974.

SEGOUFIN J. – Structure du plateau continental armoricain, *Phil. Trans. Roy. Soc. London* (sous presse).
LIMOND W.Q., GRAY F., GRAU G. et PATRIAT Ph. - Mantle reflections in the Bay of Biscay. *Earth and planetary Science Letters* 15, 361, 1972.

SEGOUFIN J. - Cartographie magnétique du plateau continental armoricain. Thèse UPMC, 1973.

GOSLIN J. - Etude géophysique de la terminaison orientale de la dorsale de Walvis. Thèse UPMC, 1973.

ARENS G., DELTEIL J.R., JALERY P., DAMOTTE B., MONTADERT L. et PATRIAT Ph., 1971. - The continental margin off the Ivory coast and Ghana, ICSU/SCOR Working Party 31 Symposium Cambridge 1971 : The Geology of the East Atlantic continental Margin ; edited by F.M. DELANY. Institute of Geological Sciences, Report n° 70/16, pp. 61-78.

LIMOND W.Q., GRAY F. and GRAU G., FAIL J.P., MONTARDERT L. and PATRIAT Ph. - A seismic study in the bay of Biscay. *Earth and Planetary Science Letters*, 23 357, 1974.

DAMOTTE B., GRAU G., GRAY F., LIMOND W.Q. and PATRIAT Ph. - Utilisation conjointe des méthodes sismique réflexion et réfraction pour la détermination des vitesses, in : Histoire structurale du Golfe de Gascogne. Editions Technip.
IX — RECHERCHES THEORIQUES

L'effort a porté plus particulièrement sur les problèmes inverses (LEGSP). Le problème inverse de la sismologie tridimensionnelle a été résolu de façon approchée dans le cas où les surfaces d'égale vitesse sont à pendage et courbure faible. Un algorithme d'inversion pour les sismogrammes d'ondes réfléchies sous incidence oblique a été construit.

Des problèmes de déconvolution ont été également étudiés. La méthode de Backus Gilbert a été utilisée pour la solution d'une série de problèmes inverses en géomagnétisme et gravimétrie, et pour le prolongement de champs de potentiel.

JOBERT G. — Travel-time equations and energy propagation for an elastic heterogeneous isotropic medium : Correction and approximate inversion. *Bull. Seism. Soc. Am.* 63, 1967, 1973.

SOURIAU M. — Un algorithme d'inversion totale pour les sismogrammes synthétiques de réflexion sous incidence oblique. C.R.A.S., 275, 617, 1972, et Thèse Université Paris VI, 1973.

RUEGG J.C., SOURIAU M. — Theoretical and experimental deconvolution. *Zeitsch. für Geoph.*, 39, 525, 1973.

SOURIAU M. — Inversion numérique de la fonction de transfert des sismographes par filtrage récursif. C.R.A.S., 277 B. 143, 1973.

COURTILLOT V., DUCRUIX J., LE MOUEL J. — Le prolongement d'un champ de potentiel d'un contour quelconque sur un contour horizontal : une application de la méthode de Backus-Gilbert. *Ann. de Géophysique* 361, 1973.

LE MOUEL J., COURTILLOT V. et GALDEANO A. — A simple formalism for the study of transformed aeromagnetic profiles and source location problems. *Journal of Geophysical Research*, 79, 324, 1974.

COURTILLOT V., DUCRUIX J., LE MOUEL J.L. — A solution of some inverse problems in geomagnetism and gravimetry. *Journal Geophysical Research*, 79, 4933, 1974.

DUCRUIX J., LE MOUEL J.L., COURTILLOT V. — Continuation of three dimensional potential fields measured on an uneven surface. *Geophysical Journal Royal Astronomical Society*, 38, 299, 1974.
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