H Y D R O L O G I E E T D Y N A M I Q U E D E S ...
H Y D R O L O G I E E T D Y N A M I Q U E
D E S E A U X D U P L A T E A U
C O N T I N E N T A L S É N É G A L A I S
RESiJME
Cette étude constitue l'état actuel des connaissances
sur le régime hydrologique et dynamique des eaux du pla-
teau continental sénégalais â la lueur des résultats des
études récentes en météorologie et en océanographie.
Les mécanismes physiquestrès complexes qui régissent
l'évolution des eauxmarines devant le Sénégal s'ajoutant
â l'importance des échanges
énergétiques entre
l'océan
et l'atmosphère en font une région particulièrement con-
trastée.
Malgré un bilan thermique fortement excédentaire, la
persistance d'eaux anormalement froides s'explique par
de puissants mouvements verticaux amenant constamment en
surface des eaux froides. L'upwelling côtier principale-
ment dû au vent peut-être localement modifié par la to-
pographie du plateau continental. Au nord de la pres-
qu'île du Cap-Vert, il est strictement côtier alors qu'au
sud il est maximal au large à la limite du plateau
eon-
tinental.
La présence d'ondes planétaires de ROSSBY et d'ondes
topographiques pourralent expliquer les grandes oscilla-
tions thermiques au moment de la migration du front in-
tertropical.
La variabilité thermique
subsuperficielle interan-
nuelle se manifestant surtout en saison chaude a été re-
liée â la variabilité â long terme des vents et des pré-
cipitations. Elle constitue une voie de recherche inté-
ressant le domaine climatique et écologique.
(1) Océanographe-physicien ORSTOM, en service a.~ Cen-
tre ORSTOM de Nouméa B.P. A 5 (Nouvelle-Calédonie).
4
A B S T R A C '1
c
-
This paper deals with the present state of knowledge
of the hydrology and dynamics
of the waters of the con-
tinental shelf off Senegal (West Africa),based on recent
studies in meteorology and oceanography.
The region is very contrasted,since the complex phy-
sical mechanisms which governsea-water masses are adding
their effects to those of the important energy exchanges
between ocean and atmosphere.Despite a strongly positive
thermal balance,important vertical movements
maintain
cold waters at the surface.
The coastal upwelling, mainly due to wind
action,
may be modified locally by shelf topography :
north of
the Cap-Vert peninsula,
the upwelling is only coastal ;
south of Cap-Vert,
the upwelling is strougest at
the
shelf margin.
Wide thermal oscillations affear during the
migra-
tion of the intertropical front ; they may be explained
by ROSSBY waves and by topographie waves.
Inter-annual thermal variability at the subsurface
is most apparent during the warm season. I-t shows a
relation ship with long term variability of winds and
rains. The study of these paterns relate to climatic and.
general ecological research.
S O M M A I R E
INTRODUCTION
1. LE PLATEAU CONTINENTAL SENEGALAIS
2. METEOROLOGIE
2.'1. Masses d'air
2.2. Le front intertropical
2.13. Champs de pressionet circulation atmosph&ique
2.4. Pression au sol dans la zône côtière &r&galaise
2.5. Les vents mesurés dans les régions côtières
2.6. Pluviométrie
3. ELEMENTS DU BILAN THERMIQUE
3.1. Radiation incidente et insolation
3.2. Evaporation - Flux de chaleur latente
3.13. Flux de chaleur sensible
3.h. Conclusion
4. DYNAMIQUE ET CIRCULATION
4.3. Situation générale
4.12. Niveau moyen et composante barotrope
c
4.3. Les courants de surface
:. -.
4.4. Transport dlEkman
4.5. structure des courants et circ'ulation moyenne
5 o I I Ha~:pt
:. :“
Le: mas:iec: d'ss'al! dc surfact+
5 e I e Le:. trsnsformati on:: thermohizl..nec
tk surface :~li %iZr.: iôt. :
:' r
5..r, Lez eaux profonde:
5. -i. Lec variations saisonnières
5.6. Les saisons marines ou situations-ty-pes
: "
,'a L Hydrologie et pluviomètrie au Cap-Vert
5-t:. Front et transitions. Durée des saisons marines
I N T R O D U C T I O N
Les eaux c6tièrer du Sénégal ont sans doute été les premières & Paire
:
i_ ‘obje% de mesures systématiques en Afrique de l'ouest. En effet, outre
i.es nombreuses expéditions internationales, plusieurs organismes __. Service-
ilydrographiqtie
de la Marine, ORSTOM, IFAN - ont mis en place, dès les an-
nées 50, des progrmes de relevés réguliers de paramètres océaniques
divers I> niveau moyen, température de surface journalière, stations hy--
drologiques et radiales hebdomadaires. Dès 1952, BERRIT réalisait une
première étude sur l'hydrologie de la Petite Côte du Sénégal (sud du Cap-.
Yert). En 1965, ROSSIGNOL et ABOUSSOUAN rédigeaientl>>Hydrologie
marine
côtière de la presqu'île du Cap-Vert" (doc. CRODT) qui demeure le documen-k
3.e réf&ence sur le milieu marin du Sénégal.
A partir de 1966, le Centre de Recherches océanographiques de Dakar--
'I'iarogç lançait un très important programme de mesures physiques, compre-
want un ensemble de stations côtières de surface et de radiales visitées
aussi régulierement que ses moyens navigants le lui permettaient. L'uti-
iisation, à Iartir de 1976, d'appareils enregistreurs dans un programme
d'étude des courants, puis l'apparition, à partir de 1978, de données par
satellite
sur la thermographie de surface, augmentaient considérablement
.Lct nombre de donnces disponibles sur le milieu marin. Le traitement de CC?C~
données a d6jà donné lieu à un certain nombre de travaux descriptifs ou
?:i,atistiques
qui seront cités au cours de cette étude. Mais aucune étude
r?'en:;emttle 11'5 6tt réalisée depuis les deux ouvrages cités précédemment.
Or des progrès considérables ont été enregistrés depuis 15 ans, aussi
3:; en dans les Jomaine:;
théoriques (mécanismes des remontées d'eaux froides:
vwriabilitt?~:
rt systèmes ondulatoires), que dans celui du traitement des
donntkr, (informatique et méthodes statistiques) et de leur acquisition
: c;atç:l.l. L tes ) wregistreurs).
Farallèlement, la recherche météorologiqur~ V~I
I’
r
4
Afrique de l'Ouest a beaucoup progressé et nous avons pu disposer de synthè-
ses récentes et de renseignements météorologiques beaucoup plus précis.
L'ensemble de ces faits nous ont donc conduit 2 reprendre l'étude hy-
drologique de la région côtière sénégalaise afin de confirmer et de préci-
ser les schémas proposés, de les quantifier -. en particulier dans le domaine
de la ,variabilité -, de les reprendre lorsque les nouveaux &süLtats acquis
indiquaient une interprétation erronée des faits, et de proposer quelques
hypothèses nouvelles qui peuvent éventuellement constituer quelques voies
de recherches à entreprendre ou & parfaire.
1 . LE
PLATEAU
CONTINENTAL
SENEG\\ALAIS
Le Sénégal présente, de 12°2~s~ï à 16O20':~, une façade maritime de 240
milles de latitude orientée N-S, mais qui de l'embouchure du Sénégal 2
Joal, s'enfonce comme un coin dans l'océan pour se terminer par la pres-
qu'île du Cap-Vert qui constitue l'extrémité occidentale du continent
africain. La côte basse et bordée en général d'un cordon dunaire se pour-
suit par un plateau continental peu accidenté. La superficie de ce plateau
est résumée dans le tableau ci-dessous.
Fonds de
0-10m
Surface (km2)
4 700
Par rapport au profil de la côte, le profil du plateau continental tend
& être orienté beaucoup plus dans le sens nord-sud. En effet, situé & 27
milles au large de Saint-Louis,
l'isobathe 200 m se rapproche doucement de
la côte vers le sud, A la hauteur de la pointe des Almadies, la largeur du
plate'au n'est plus que de 5 milles. Il s'élargit ensuite assez rapidement
au SUS~ du Cap-Vert pour atteindre une largeur de 54 milles à 12'45'N.
Les fonds sont entaillés au nord de Dakar par un canyon sous-marin qui
traverse le plate-au sur toute sa largeur, lct fosse de Kayar. A partir de
cet endroit jusqu'au Cap-Vert le plateau continental devient très étroit.
L'isobathe 100 m n'est plus qu'à 5 ou 6 km de la cZ?te. L'isobathe 50 m,
qu'on trouve 8 quelques centaines de mètres de la plage au droit de Kayar,
ne s'éloigne guère ensuite au-delà. de 1 à 3 km de la côte jusqu'à la pointe
des Almadies. De nombreux autres canyons de moindre importance entaillent
le rebord du plateau. Les plus importants sont situés à 16O30'N et 16'50'N.
Il en existe également au sud du Cap-Vert dont on peut suivre l'extension
vers le large sur la carte qui a été dressée à la suite des relevés hydro-
logiques du "Baffin" en 1974.
Sur la côte sud existe deux falaises sous-marines. Le sommet de la
première se situe à une profondeur de -35 à -45 m. La rupture de pente
peut par endroits atteindre une quinzaine de mètres et on peut suivre cette
falaise plus ou moins jusqu'au niveau de l'embouchure de la Casamance. La
seconde falaise moins longue a son bord supérieur vers -70 m et peut pré-
senter une dénivellation d'une dizaine de mètres. Elle semble limitée au
secteur de la presqu'île du Cap-Vert. Ces deux falaises correspondent vrai--
semblablement aux ligne&. de rivage au cours des stades régressifs du qua-
ternaire.
Le climat du Sénegal est bien connu par l'alternance, au cours de
l~:Ynnée,
de deux saisons aux caractéristiques bientranchées; Dans les zones
côtières on peut, en gros, distinguer la saison sèche ou saison froide de
la saison cilaude ou saison des pluies, dite aussi hivernage, termes que
nous emploierons indiféremment par la suite.
Du point de vue marin, la distinction la plus évidente est analogue.
13. existe une saison froide et une saison chaude, la transition entre les
deux étant extrêmement rapide. En fait ce sont principalement les mouve-
ments océaniques qui confèrent ce caractère thermique propre à la clinla-,
tologie côtière, caractère qui s'atténue très rapidement à mesure qu'on
;'Gloigne de la côte.
Cependant,
à 1"origine de ces mouvements océaniques et bien ceux-ci la
inodifient à son tour, se trouve la circulation atmosphérique au sol à toute
X.réehelle de l'Ouest atlantique. Il est donc nécessaire, pour mieux com-
prendre les divers mécanismes entrant en jeu et estimer la part de chacun
d'eau dans la variabilité des caractéristiques du milieu marin à l'échel-
Le régionale, de procéder à un rappel des principaux facteurs météorologi-
ques ouest-atlantiques susceptibles de modifier la circulation marine et
la thermodynamique
des eaux de surface.
Les sources employées ont été nombreuses et il est impossible de les
citer toutes, Comme certaines de ces notions sont d'autre part en pleine
6volution et souvent remises en cause9 précisons qu'elles ont été emprun-
tées principalement, aussi bien pour la terminologie qu'au niveau concep-
tueil, aux spécialistes français en météorologie tropicale avec lesquels
nous avons eu de nombreux contacts au bureau d'étude de 1'ASECNA à Dakar.
;::,1> MASSES D*AIR
Au sol, le littoral sénégalais se trouve sous l'influence de trois
masses d'air principales au cours de l'année. Deux sont d'origine boréale,
l'une d'origine australe. Le couple température-humidité permet de les
différencier hors de la zone de mélange.
La masse d'air continentale est caractérisée par une température élevée
8 forte variation diurne et un bas point de rosée ; c'est l'air chaud et
sec qui recouvre la majeure partie du pays mais qu'on ne trouve en zone
côtière que pendant une période assez réduite de l'année (décembre à
février) et pratiquement pas en mer où, venant de l'est, elle surmonte
une masse d'air plus dense qui s'enfonce en coin dans un mouvement général
vers le sud, l'air maritime,
%
La masse d'air maritime boréale est un air frais et humide. Il s'agit
d'air polaire dont le réchauffement dans le trajet vers le sud a été ralen-
ti par le courant froid des Canaries et notamment par les upwellings
côtiers. La limite de cette masse d'air avec la précédente forme au sol
une ligne nord-sud assez proche de la côte qui coupe la presqu'île du Cap-
Vert et lui confère son climat propre(dit sub-canarien) bien connu.
La masse d'air australe ne s'observe au Sénégal que durant la période
d'hivernage, c'est-à-dire de mai à octobre dans la partie sud et de juillet
à septembre dans le nord du pays. C'est un air chaud et humide résultant
du parcours de l'air polaire de l'hémisphère sud sur les eaux chaudes de la
zone élquatoriale atlantique. Il est caractéristique de la période de mous-
son. Cette masse d'air est séparée des masse:. d'air bor6ales par une surface
de discontinuité, le front inter-tropical.
2.2. LE FRONT INTERTROPICAL
Ce,tte surface située dans la zone des basses pressions intertropicales
résulte de la convergence des masses d'air australe et bo,réales. Elle affec-
te la forme d'un coin qui s'élève vers le sud et sa trace au sol est une
ligne ,théorique dont on peut suivre les migrations annuelles (fig. 1). Sa
structure n'est pas homogène et dépend de l'intensité de la convergence et
des caractéristiques des masses d'air en présence. Le front est marqué par
une triple discontinuité de vent, de température et d'humidité. On fait
donc parfois une distinction entre plusieurs parties de ce front suivant
la zone dans laquelle on se trouve :
On parle ainsi du FIT continental qui sépare sur le continent les
masses d'air continental soumises à l'harmattan et les masses d'air austral
,soumises au flux des alizés détournés ou de la mousson. En bordure de
l'Afrique occidentale, dans le FIT semi-cont:inenta:L
et le FIT maritime -
qui intéressent directement la zone étudiée .- la convergence s'opère entre
l'air maritime de l'alizé boréal et celui de l'alizé austral du sud-est ou
de la mousson suivant les saisons. Ce front s'incurve en mer vers le sud-
ouest alors que sur le continent sa trace est plutôt; zonale.
Plus au large, les caractéristiques physiques des masses d'air devien-
-rient très voisines et rendent le FIT difficile à délimiter. C'est pourquoi
on préfère parler de zone intertropicale de convergence (ITCZ), concept
plus large basé sur la dynamique du système. Il est d'ailleurs 2 noter que
le FIT ne coïncide pas en général avec la zone de convergence maximum qui
se situe d'autant plus au sud de cette ligne qu'on monte en altitude.
Le FIT subit, outre son déplacement saisonnier, de nombreuses migra-
tions de moyenne amplitude, l'équilibre des masses d'air étant précaire
et constamment perturbé par les modifications de position et d'intensité
des centres de pression, c'est-à-dire par des poussées d'alizés boréal
ou austral ou des appels de moussons.
Il subit en outre une forte migration diurne d'origine thermique qui,
sur la. côte ouest-africaine , peut dépasser une amplitude méridienne de
300 km (LEROUX, 1972). Son déplacement saisonnier suit approximativement
le déplacement zénithal du soleil avec un retard de six semaines. On voit
que son oscillation (fig. 1) se situe entre 6' et 21ON à peu près, les go-
sitions extrêmes étant atteintes en janvier et en août. En fait ce mouve-
ment saisonnier résulte de la migration et du renforcement des centres de
pressions que nous allons brièvement décrire.
2.3. CHAMPS DE PRESSION ET CIRCULATION ATMOSPHERIQUE
La circulation dans les basses couches en Afrique occidentale est le
r&ult.at de l'interaction de quatre champs de pressions dont les varia-
tions de côte et les changements de position déterminent l'évolution
saisonnière du vent au sol. Les quatre champas se décomposent en :
- deux systèmes martimes permanents : l'anticyclone des Açores et de
Saint-Hélène,
- deux systèmes continentaux saisonniers D l'anticyclone de Lybie (ou
i:i:i,/y’!’ f’~‘t;j.;;
il I;i a~;$rc~ssj.~sr~ Sa]lFj,r! e!ir::-’ D
j,: ,: 3;~ s,;èrr;e:; :I,!lt.i(:ycl.oniqUe~j de 1 "At Lantique dirigent, ,ians (.:r~aq.~
*4~3~i..::!?i~~rc, 132: L:Lux d’alizér vers i ‘Gÿua-Leur. 3: système n'est pas :;ymE-
:,:y.. 'JU" K!I/?L, i*aFpo.rt A 1 ’ équat,ew , (1'1jù la pénétration constante dans: 1 "i-:6.
mi:;;Jh?rc nord de.3 aliz& du sud-est, T,e :système se comporte donc en mer
~~tmm:~ 1.11: du::t!T) d6port6, La position de ces anticyclones subit lune oxci.3-
lat,ioo~ saisonnière plus ou moins .iyncTrone
qui les déplace vers le nord ï-11
i=til boréal &. vers le sud en hiver,
LIJantic~~c.ione
maghrébin est anticyclone d'origine thermique réstitan-t
'&; r?f'roidissemen-t
des masses continentaLes en hiver. Il dirige sur 1"Afrj.e
'2U( sahélienne un flux de se t
c eur est connu sous le nom d'harmattan (fig*
y ) Y<> vent pi-ut atteindre les côtes sénégalaises lorsque l'anticyclone 3:
Lybï? fusionne avec l'anticyclone des Aqores pour former une ceinture de
hau-tec
pressions tropicales. Ce tÿpti de :situation est surtout fréquent" dt:
dicembre à février,
La dépression saharienne est :La conséquence du processus inverse de ré-
chauffement du continent et apparaît à partir du mois d'avril. La zone des
basses pressions se creuse rapidement et migre vers le nord pour atteindre
une position septentrionale dépassant 20°N dès le mois de juillet (fie* 2).
Le rôle de cette dépression est fondamental aussi bien pour la climatolo-
gie ouest-africaine que pour l'océanographie régionale. En effet, la dé-,
clivité transéquatoriale (drift) entre l'anticyclone de Saint-Hélène et la
dépression transforme l'alizé austral en flux de mousson responsable de
L'essentiel de la pluviométrie de toute la région. A la côte, l'augmentation
du gradient de pression zona1 entre l'anticyclone des Açores et la dépres-.
sîon renforce les alizés dans la partie nord. Ceci explique la migration
vers le nord des centres d'upwelling de Mauritanie en mai-juin, au moment
même oÙ celui du Sénégal. s'affaiblit et disparaît.
Plus en mer, le raccord entre le duct maritime et le drift continental
s'accompagne d'une modification du champ de vents, donc de la circulation
superficielle, Les vairations du rotationnel du vent sur mer qui en décou-
lent seraient notamment, selon certains auteurs, à l'origine de phénomène-
de divergences au large tels que le dôme de Guinée.
La côte sénégalaise es principalement sous l'influence de l'anticyclon?
ies Açores., Il a donc paru utile de préciser son mouvement au cours de
1"année. Il est difficile de représenter les importantes variations de for-
>me de la cellule anticyclonique au cours de l'année ; aussi nous sommes-
2oc.s bornés aux variations saisonnières de la position du centre de l'an-
ticyclone des Açores obtenues par GUIRRIEC-GOUGEON (1974) par une étude
Sta*tistique sur la période 1963-1972. La position moyenne mensuelle est
représentée figure 3. On s'aperçoit que le mouvement est plus complexe que
d'après le schéma théorique simple retenu habituellement. Il se produit
en particulier un très fort déplacement vers le nord en novembre-décembre
qui trahit une influence semi-annuelle et dont on retrouvera des traces
dans le mouvement des masses d'eau à la même époque. Il semble, en fait,
qu'à cette époque, l'anticyclone soit très mal défini, ce qui se traduit
par de très fortes instabilités aussi bien dans la circulation atmosphéri-
lue qu'océanique. Ajoutons que la position du centre de l'anticyclone est
sujette 2 une très forte variabilité temporelle, la dispersion moyenne
intra-mensuelle à 90 % étant de l'ordre de 14' en longitude et 10' en lati-
tude.
(7) Buct (ou lit équatorial): système caractérisé par un minimum dépres-
.
/
.;ionnaire
axe sur l'équateur, bordé dans chaque hémisphère par deux cellules
anticycloniques symétriques.
Aucune étude analogue n'existe a notre connaissance sur les côtes de
l'anticyclone. Cependant d'après les relevés effectués dans plusieurs atlas,
il semble bien qu'une composante semi-annuelle forte existe aussi dans les
variations de pression, le maximum principal (1 025 mb environ) étant para-
doxalement observé au mois de juillet avec un maximum secondaire ( 1 023 mb)
vers le mois de janvier.
2.4. PRESSION AU SOL DANS LA ZONE! COTIERE SENEGALAISE
La r&üitante des mouvements de ces centres de pressions au niveau des
côtes sénégalaises se traduit par une très faible variation
annuelle de
la pression au sol. Le Sénégal est situé toute l'année dans une zone de
marais barométrique, et l'amplitude totale des variations de pression est
inférieure à 1,5 mb. On remarque en particulier que l'allure de la courbe
(fig. 4) est franchement semi-annuelle avec deux maximums, en janvier et
en juin-juillet, un minimum prononcé en avril et un minimum plat d'août à
novembre.
Sur la même figure est représentée la di:fférence des pressions entre
deux stations situées l'une au nord et l'autre au :sud du pays, à peu près
sur le même méridien, Saint-Louis et Ziguinchor. Ceci nous donne donc une
bonne indication du gradient méridien de pression dans la zone côtière,
donc du flux zona1 moyen. Celui-ci s'inverse au cours de l'année, ce qui
représente donc des vents du secteur est de novembre à mai, et des vents à
dominantes ouest de juin à septembre. La comparaison avec les vents réelle-
ment mesurés au sol dans les stations côtières, où les vents sont à très
large dominante ouest, permet d'en déduire, par inférence, la faible péné-
tration des alizés maritimes à l'intérieur du pays en saison sèche.
2.5. LES VENTS MEXXJRES DANS LES REGIONS COTIERES
2.5.1. Vent aux stations météorologiques côtières
-
- -
Afin de suivre l'évolution annuelle du vent moyen le long de la côte,
trois stations où les vents sont mesurés régulièrement à 10 m au-dessus
du sol ont été étudiées : Saint-Louis, Dakar-Yoff et Ziguinchor. Les deux
premieres sont très côtières ; la station de Ziguinchor est, par contre,
éloignée de 60 km de l'océan, mais c'est la seule station dont les données
sont disponibles actuellement pour le secteur côtier sud du Sénégal.
La figure 5 représente l'hodographe des vents résultants moyens men-
suels pour ces trois stations obtenus par addition vectorielle de huit
observations par jour pour la période 1967-1976. On voit que, si l'allure
du cycle annuel est semblable, il existe des différences assez notables
d'une station à l'autre, le contraste le plus fort étant observé entre les
stations de Dakar et de Ziguinchor où les vents sont très faibles toute
l'année. Il n'y aura donc sans doute pas d'unité du point de vue de la dy-
namique des eaux du plateau continental, tout au moins en ce qui concerne
les courants de dérivé superficiels. On peut cependant constater, pour
l'ensemble des stations, l'existence de trois grandes périodes au cours de
l'année, conséquence des déplacements des centres de pressions cités plus
haut.De novembre à février on a une période de vents des secteurs nord 5
nord-est. C'est la période d'alizé continental et d'harmattan.
De mars à mai les vents sont de secteur nord avec une rotation pro-
gressive vers l'ouest. C'est la période d'alizé maritime où les vents
at5eignent leur maximum d'intensité _ environ 5 m/s - dans toute la partie
nord de la côte. De juillet à septembre il y a une période de vents faibles
d'ouest. L'ensemble du pays est alors au sud du FIT mais il ne semble pas
qu"on puisse parler réellement de flux de mousson ailleurs que devant la
Casamance, seule région oh les vents tournent vers le nord-ouest, Pour le
reste de la côte, il doit s'agir principalement d'un flux détourné d'alizé
boréal. Octobre et juin sont des mois de transition rapide. On notera par
ailleurs que les vents sont systématiquement plus forts en fin de période
d'alizés qu'au début.
Il est manifeste d'autre part que l'axe principal de l'hodographe tend
8 iîltre orienté nord-sud au niveau du Cap-Vert et est-ouest pour les autres
stations. Ceci indique qu'il existe vraisemblablement de forts gradients
zonaux de vent en zone côtière dus à l'interface océan-continent : Saint-
Louis et Ziguinchor sont en effet kit& beaucoup plus à l'est que Dakar
qui de par sa situation sera sans doute plus représentatif des conditions
de vent existant au large. On a vu par ailleurs (FfEBEXT, 1978) que les
fluctuations à long terme des vents aux stations côtières ouest-africaines
ne sont pas cohérentes. On doit donc s!attendre, sur le plateau continental,
à une double variation méridienne et zonale du régime des vents, ce qui ne
facilitera pas la création de modèles numériques de circulation marine.
2.5.2. Les vents mesurés en mer
Pour l'interprétation des phénomènes et leur éventuelle modélisation,
il ëst évidemment essentiel de savoir dans quelle mesure des vents obser-
vés à terre dans une station météorologique représentent bien les fluctua-,
tions spatio-temporelles du vent en mer. Une étude complète de ce type,
basée par exemple sur des comparaisons de vents mesurés à bord des navires
et les stations terrestres n'a pas été réalisée. Nous ne disposons que de
mesures fragmentaires, principalement réalisées au cours de stations fixes
de mesures en mer par quelques navires. On a pu ainsi vérifier, par compa-
raison avec quelques campagnes océanographiques, que la représentativité
de la station de Yoff est bonne en période d'alizés pour la zone du plateau
continental située au nord du Cap-Vert.
Au sud, sur les fonds de 50 m de la radiale 14'N, des mesures effectuées
en février 1975 et mars 1976 ont montré que, pour des moyennes journalières,
l'écart des vitesses est faible et celui des directions est de l'ordre de
10' à 20° dans le sens d'une rotation vers l'ouest au sud. Plus au sud, les
écarts deviennent plus importants. La figure 6 illustre des comparaisons
entre les vents mesurés à Dakar, Ziguinchor et des stations fixes, ainsi
que la radiale 12'N visitée par le "A. von Humbolt" ; les périodes de me-
sures sont indiquées sur la figure. On notera en particulier l'importance
de diminution des vitesses et de la rotation des vents vers l'ouest à mesu-
re qu'on se rapproche de la côte. Ce phénomène fournit d'ailleurs une
explication possible de la configuration de l'upwelling et de la circula-,
tion côtière dans la partie sud du plateau continental ainsi qu'ils.seront
décrits par la suite.
Aucune étude de ce genre n'a été tentée pour la saison chaude, car il
est pratiquement certain qu'à cette période aucune cohérence n'existe sur
le plateau continental pour les fluctuations de vents. Les vents sont en
effet faibles et irr&#Liers. La stabilité des vents, qui est supérieure à
90 % à Dakar-Yoff pendant toute la période d'upwelling, tombe à moins de
60 % en août. Cependant cette lacune n'est pas très grave car, du fait
même de cette irrégularité, les vents locaux ne peuvent pas être considérés,
3 cette saison, comme les moteurs de la circulation côtière qui dépend de
facteurs extérieurs 3 la zone considérée.
2.6. PLWIOMETRIE:
La pluviom&rie en zone côtière est essentiellement concentrée en une
saison unique (l'hivernage) dont la durée va d&roisant du sud au nord,
et centrée sur le mois d'août. Le gradient pluviométrique, dont la distri-
bution est à peu près méridienne (fig. 7), est, extrêment élevé puisqu'on
passe de plus de 1 800 mm de précipitation ar~nuelle moyenne pour l'extrême
sud, à moins de 300 mm pour le nord.
Les précipitations sont, très schématiquement, dues à la pénétration
de la mousson précédée, au nord, d'une zone de lignes de grains dont la
formation a lieu au sud du FIT et qui se propagent d'est en ouest. La mous-
son proprement dite n'intéresse en fait que la partie sud du pays. Cet
ensemb:Le de phénomènes se traduit de plus par une très forte variabilité
spatiale et temporelle.
La variabilité interannuelle de la pluviom6tri.e totale annuelle aug-
mente du sud au nord - son coefficient de variation passe de 17 % à
Ziguinchor à 32 % à Saint-Louis.
Comme on le sait, ces dernières années ont été marquées., surtout à
partir de 1968, par un très grave déficit pluviométrique. Du point de vue
de l'océanographie côtière, cela s' est traduit principalement par des va-
riations considérables de la salinité de la couche de surface en saison
chaude. Cependant il y a tout lieu de croire que ces périodes de sécheresse
ont également été accompagnées par des modifications importantes de la cir-
culation océanique. Nous tenterons par la suite de mettre en rapport ces
deux phénomènes - malgré le manque de mesures directes - par l'observation
des structures hydrologiques classiques, sans prétendre bien sûr proposer
une explication à ce déréglement climatique rlont les causes font l'objet
de multiples controverses.
3 a
E L E M E N T S D U
B 1 L A. N
T H E R M I Q U E
Une évaluation exacte du bilan thermique des eaux du plateau continen-
tal ea.t pratiquement impossible. En effet, si certains termes du bilan qui
sont mesurés à la côte avec une bonne précision (radiation incidente, nébu-
losité) peuvent être extrapolés en mer sans gros risque d'erreur, il n'en
va pas de même pour les termes qui ne peuvent pas faire l'objet de mesures
directes et qui sont généralement évalués à l'aide de relations empiriques
dont les plus connues sont les formules aérlodynamiques globales. Ces formu-
les ne sont applicables que pour des conditions à l'interface proches de
la neutralité. Or l'écart de température entre l'air et la mer peut être
important et conduit à une très forte stabilité de :La couche d'air en pé-
riode d'upwelling. D'autre par les variations spatiales des conditions de
$urfac:e, tant du point de vue océanique qu'ai;mosphérique9 sont considéra-
bles 1, les gradients de température superficielle sont 6levés en zone
côtière et des mesures ponctuelles ne sauraient prétendre représenter une
grande surface. Or les flux de chaleurs sensibles et latentes sont des
termes importants du bilan thermique et' leur calcul est très sensible &
des variations de températures de l'air et de l'eau. (Dans les conditions
moyennes existant en période d'upwelling, une incertitude de foc sur la
température de la mer - toutes choses égales d'ailleurs - entraîne une
variation de 1 mm/jour sur l'évaluation de 1 'évaporation, soit l'équiva-
lent de l'évaporation quotidienne).
id radiation incidente est élevée toute l'année à Dakar. Elle est L:om-.
prose entre 400 et 600 cal/cm2/jour.
La figure 8 représente sa variation
anluè1l.t~ moyenne d'après les résultats des mesures effectuées à l'Ins-Li1ü.t;
de physique mGtéorologique ainsi que les variations de l'insolation moyenne
me~;ur&e
9 Dakar-Yoff.
L;3, concordance entre les deux courbes est bonne, et les écarts eonsta-
t& ainsi que la bimod.alité des courbes s'expliquent aisément par le "ait
que le minimum principal de la radiation en décembre-janvier est dû & la
r&~uction de la durée du jour et à. l'inclinaison du soleil au solstice
d'hiver ; le minimum secondaire en août est dû essentiellement à l'impor-
tance de la couverture nuageuse puisqu'on se trouve alors en saison des
pluie:: . Le maximum (610 cal/cm2/jour) est atteint en avril, ce qui carres-,
pond assez bien au passage du soleil au zénith. Les plus fortes variations
interannuel-es sont observées de juillet à septembre, en raison de l'irré-
gularît~ du régime pluviométrique.
3 .L. EVAPORATION.FLUX DE CHALEUR LAT'ENTE
L'évaporation est mesurée à Dakar-Yoff au moyen d'un évaporom&re PI-
I:IIE. Elle dépend donc principalement de l'humidité ambiante et de la vi,-
tesse du vent. Pour cette raison, les résultats de ces mesures ne sont pas
,3u tout applicables & l'évaporation réelle en mer qui dépend surtout de la
température de surface. A titre de comparaison, le tableau ci-dessous
indique l'évaporation moyenne en ma/jour mesurée pour la période 1967-
1976 à Yoff et les calculs effectués pour la même période en utilisant la
formule proposée par LAEVASTU (1965) : E = (0,26 + 0,077 v) (o,g8 C-w - Ca)
mtn/jour et en prenant pour base la température moyenne de l'eau de surface
*1 Tiaroye, les autres paramètres étant fournis par la station m$téorologi-
.;\\ue de Yoff.
Janv Fev Mars Avril Mai Juin Juil Août Sept Oct Nov
E mesurGe
3,5
2,8
2,7
2s
2,4
2,7
2,9
2,5 2,3
2,6 2,9 397
E calculée
l,C;
0,5
0
0
0
1,2 3,l
3,9 4,O
3,4 2,5 294
--a
On constate que les écarts sont considérables, en particulier en pi!-
riode d'upwelling. Les valeurs nulles à Tiaroye de mars à mai s'expliquent
ijar le fait que la température de l'eau est inférieure à la température de
vapeur saturante de l'air. On auraitalors, à la surface de l'eau, un phé-
nomène de condensation qui pourrait entrainer une diminution de la salinité
412 surface. Ce phénomène a d'ailleurs été expérimentalement mis en évidence
par HCUGHTON (1973) dans l'upwelling du Ghana. Il y a tout lieu de croire
:lu ’ il se produit également en certaines zones côtières du Sénégal lorsqu'on
12
se trouve en période d'upwelling intense induit par des alizés maritimes
frais et chargés d'humidité.
L'application des formules aérodynamiques, globales A des mesures effec-
tuées directement en mer lors de campagnes &Aères (Arch. CRCDT, 5) ou de
stations fixes a donné les résultats suivants, illustrés par la figure 9.
l'évaporation varierait entre 0,5 mm/jour au sud du Cap-Vert et 3 mm/jour
au nord. On a donc une situation extrêmement contrastée et une évaluation
globale quasi impossible.
La variation diurne de l'évaporation en mer r&ulte principalement des
variations diurnes du vent (+ 1 m/s) et de la température de l'air. Elle a
été calculée à partir d'une &ie de mesures effectuées en février 1975
sur les fonds de 50 m à 14'15'N (Arch. CRODT, 17). Il s'agissait d'une
période d'upwelling faible (vent de 4,5 m/s et température de surface de
19OC environ).
Heure locale (T.U)
oo
06
og
12
15;
1 8
2 1
2 4
Evaporation (mm/jour)
1,2
3,3
0,9
1,3
1,l
1,O
1,2
J,4
En résumé, l'évaporation est donc relativement faible dans les zones
d'upwe:Lling et de l'ordre de 1 mm/jour, ce qui correspond au transfert de
60 cal/cm2/jour environ. Elle sera évidemment, d'autant plus faible que
1'upwe:Lling sera plus intense.
3.3. FLUX DE CHALEUR SENSIBLE
Les mêmes inconvénients apparaissent pour le calcul du flux de chaleur
Sensib:le par conduction à l'interface. Ce transfert de chaleur est, d'après
la formule aérodynamique globale, proportionnel au produit de la vitesse
du vent par la différence de température de l'air et de l'eau de surface,
les constantes étant différentes suivant le signe de cette différence.
D'après la figure 30 représentant cette diffgrence de température, on voit
que, pendant toute la saison froide, ce transfert se fait au profit de
l'océan. Cependant il reste assez faible (inférieur à 60 cal/cm2/jour) en
raison de la forte stabilité de l'air due à labassetempérature
de surface.
On remarque que ce transfert est à peu près double quand on passe du nord
au sud du Cap-Vert en période d'upwelling intense (mars à mai).
En saison chaude un très faible transfert de chaleur a lieu vers l'at-
mosphère et peut donc contribuer à la formation des mouvements convectifs
caract&istiques
de 1'ITCZ. En saison froide, les flux de chaleurs latentes
et sensibles sont du même ordre de grandeur ; on a donc un rapport de
Bowen voisin de l'unité. Ces flux étant dirig& en sens inverse, la somme
de leur contribution au bilan global sera donc faible.
3.4. CONCLUSION
En tenant compte, en plus, du rayonnement infra-rouge thermique de
l'océan - dont les variations annuelles sont plus faibles (entre 320 et
150 caL/cm2/jour -, on aboutit à un bilan dont nous nous contenterons de
faire :ressortir qualitativement les principaux aspects étant donné les in-
certitudes constatées sur les valeurs des termes importants comme le flux
de Cha:leur latente.
C:c~ i.f. Lar,
YLit ~:(~Kl~,titrnrW.?~ti. Jfi:j /, 1 Il i/ :7
131iC toute I ' ann& une 5c3i:rar:.::
'i.ù r~rhauîfement dt 1. 'eau. Le rei'r~i ~15 :::;emenl saisonnier ne peut donc: $~;y<.
; mput 6 :lu'à des mouvement,:: de masst;:
<j 'eaux r&ultant de l'advection hor; -.
::ontale et des upwelling:: locaux. Ii(- m$me, toute formation de thermocline
profcnie par des processus de convsci;~.~,n dus a des périodes de refroidin-
..;ements prolongées :?:rt à exclure e!, he peut être attribuée qu'à des rem-
j,lacements
de masse d'eau, des phénom&les de mélange par diffusion t~rl~u-
.Lente en surface et éventuellement une convection d'origine haline due ?i,
J'accroissement de la salinité sou:? ist:ffet de l'évaporation.
Il est maximum 5n période d'upwelling intense (mars à mai) où il at-
teint 300 cal/cm2/j0ur. C'est à ce.-tc: :‘i‘aison que s'observent les plut; forts
gradients de températures entre zo:j;5:
ri'upwelling et zones côtières %3 tir
cütati on faible.
Il est bimodal. I,e premier mintmjn; a .Li.e,u en été (hivernage) en raison
de la diminution de la radiation incidente (forte nébulosité) et de l'aug-
mentation du flux de chaleur latente d6 2 la température élevée de la mer.
Le second minimum plus prononcé a lieu en décembre-janvier où le bilan est
presque nul pour des causes analogue:;, i'importance du flux de chaleur la-
tente R cette 6poque étant due 2 l"arrivée en mer de masses d'air sec con-
.tinental .
La meilleure estimation globale ilu bilan thermique semble être celle
Je HASTENRATR et LAMB (1978) dont les chiffres concordent assez bien avec
les ca1cül.s que nous avons pu effectuer à partir de quelques mesures épar-
ses. A toutes fins utiles nous reproduisons ici les chiffres interpolés
dans leur Atlas et exprimés en watt/m2 (1 W/m* = 2 cal/cm2/jour>.
4 P
z, Y N A M 1 Q U E
E 'II
C I R C U L A T I O N
4-1 SITUATION GENERAL33
Les grands -traits de la circulat.ion o&anique de la zone tropicale sont
suffisamment connus pour ne pas avoir à être reproduits ici. A la latitude
du &négal, deux grandes circulations superficielles existent au large ::
le courant nord équatorial qui transporte vers l'ouest des eaux froides du
courant des Canaries et le contre-courant équatorial qui transporte vers
l'est, les eawr chaudes et salées formées sur le bord sud du tourbillon
nord-atlantique. Les deux systèmes sont séparés par une zone de divergence
qui se traduit par la formation d'une crête au niveau de la thermocline
(fig. 11). Ce système subit des oscillations saisonnières de postion et
d'intensite,
la crête oscillant en moyenne de 7'N en hiver à lkON en é-t6
.dans l'est-atlantique.
A la côte, cette circulation zonale se transforme en circulation méri-
dienne sur le plateau continental. On a alternativement au cours de l'an-
née une période de courants sud associée à des eaux froides, de novembre ‘2
mai, et une période de courants nord beaucoup moins stables, de juin à
août, transportant des eaux chaudes. Septembre et octobre se caractérisent
par uneanomalie dont nous reparlerons plus loin.
1 4
Le courant froid venant du nord est encore souvent appelé courant des
Canaries. ROSSIGNCL (1963) avait déjà signalé l'impropriété de cette ter-
minologie qui. tendrait 2 suggérer que des masses d'eau s'&oulent unifor-
mément le long de la côte ouest-africaine. En effet, l'analyse des carac-
téristiques des masses d'eau de surface indique sans équivoque qu'elles
sont constapuqent renouvelées du fait des processus d'upwelling côtier par
les eaux sous-jacentes qui, au niveau du Sénégal, sent coastituées par les
eaux centrales sud-atlantiques, totalement abasentes au-delà de 25ON. Il
semble donc préférable, dans ce cas, de parler de courant côtier, lequel
est séparé du grand courant océanique nord-atlantique par une zone de COU-
rants assez instables qui font d'ailleurs frgquemment remonter des eaux
chaudes vers le nord ainsi que le révèlent les photos prises par satelli-
tes. A la latitude du Cap-Vert les calculs géostrophiques effectués par
J.J. WAGNER ( non publié) confirment, par ailleurs, qu'une circulation
oc&nique stable portant au sud n'existe qu'au delà de 19'W. Le courant
sud qui apparaît au changement de saison transporte des eaux dont les ca-
ractéristiques T-S permettent de le rattacher sans ambigu?té au contre-
courant équatorial. Il s'agit donc d'une branche de ce courant qui s'in-
curve vers le nord en période de mousson, l'autre partie continuant 51
s'écouler vers l'est où elle forme le courant de Guinée.
La dynamique de ces courants est largement soumise à des influences
extérieures à la zone du plateau continental sénégalais. Localement cepen-
dant, la direction de la côte, la topographie du plateau continental et les
fluctuations du régime des vents créent d'importantes modifications spatia-
les et temporelles de cette circulation. D'autre part, dans les zones CÔ-
tières, l'importance du bilan thermique et la proximité de zones à fort
excédent pluviométrique créent un ensemble de circulations thermo-halines
non r&gligeables.
Aussi est-ce pour tenter d'évaluer l'importance de ces divers facteurs
qu'un programme de mesures courantométriques, a été :mis en place à partir
de 1975, dont nous allons décrire les principaux résultats.
! 4.2. NIVEA7J MOYEN ET COMPOSANTE BAROTROPE
Le niveau moyen est mesuré au port de Dakar et nous reproduisons en
figure 12 les résultats des moyennes mensuelles pour la période 1958-1965,
ainsi que le niveau moyen dynamique, c'est-à-dire corrigé des variations
de la pression barométrique au sol. Le zéro est celui de l'échelle du port.
Nous ;y avons superposé la composante des tensions de vents parallèle à la
côte (nord-sud en l'occurence) afin de vérifier la qualité de l'ajustement
de ces deux courbes qui, d'après la théorie d'EKMAN, devraient coïncider
si le milieu océanique était délivré de toutes les causes externes et sou-
mis uniquement aux influences locales.
On voit que le niveau moyen subit une variation annuelle de 16 cm en
moyenne.
Il est bien minimum en période d'alizés et plus élevé en période
de mousson. Cependant, bien que les deux courbes aient la même allure géné-
rale, des différences notables et des déphasages apparaissent. Le niveau
n'est pas minimum pendant la pointe de la période d'alizés correspondant
au maximum d'upwelling. Il commence à diminuer avant la reprise des alizés,
situation d'autant plus paradoxale que les mois de septembre-octobre cor-
respondent à. la période de minimum de salinité des eaux de surface sur la
côte sud, c'est-à-dire 8, la plus grande extension du coin d'eau dessalée
qui devrait contribuer à une surélévation du niveau moyen. La situation
s'inverse en novembre-décembre. En fait DONIOL (1956) avait déjà remarqué
que le meilleur ajustement avait lieu avec la densité de la colonne d'eau,
ce qui suggère que l'equilibpe g6ostrophique pr6vaut S~U le courant ,de L!$-
rive local, L'anomalie de septemb,re
correspond alors 2 une remontée de la
thermocline par ajustement barocline. Elle pourrait donc être accompagnée
d'.me renverse générale des courants de surface, ce que confirment Ie:; ré--
sultats d'autres mesures dont nous ferons état par la suite.
Notons ,par ailleurs que les fluctuations 2 long terme du niveau moyen
ne semblent pas mieux. carrelées aux variations de vent ainsi qu'on peut le
constater sur la figure 13 qui représente les variations simultanées de
vent, de niveau moyen et de température de surface pour la période 1958-
1965. Une telle constatation avait déjà été faite pour les températures de
surface (REBERT, 1978). Il y a donc tout lieu de croire que d'importantes
variations interannuelles de circulation se produisent devant le Sénégal,
(sans que nous disposions malheureusement de mesures directes pour étayer
cette hypothèse),qui ne seront que très faiblement reliées aux conditions
météorologiques locales, ce qui est d'ailleurs également le cas pour les
fluctuations à courte période (voir plus loin).
4.3.
LES COURANTS BE SURFACE
Les instructions nautiques font état d'une forte variabilité des cou-
rants de surface devant le Sénégal, ass0cié.e à une variation saisonnière
bien marquée, due â la succession des deux grands courants océaniques
évoqués précédemment. Afin d'étudier les différents termes de cette varia-
bilité, un programme d'étude des courants a été mis sur pied à partir de
19'7'5, comprenant aussi bien des mouillages que des radiales et des campa-
gnes de couverture. Pour des raisons matérielles, principalement dues aux
moyens navigants utilisés, tous les aspects de la circulation n'ont pas
pu être étudiés. En particulier, après quelques essais infructueux, la
zone située au nord du Cap-Vert n'a plus fait l'objet d'investigation.
D'autre part, dans la partie sud, le programme d'étude de la radiale 14'N,
commencé en janvier 1977, a été interrompu à partir de juillet. Pour les
courants de surface nous ne disposons donc, en réalité, de résultats que
sur le Petite Côte en période de saison froide, ce qui n'est cependant pas
négligeable puisqu'il s'agit de la saison la plus productive.
4.3.1. Le champ des courants de surface en période d'upwelling fort
Les mesures de courants ont été réalisées en mars 1974 (Arch. CROIT, 4)
pendant une période où les vents ont soufflé assez régulièrement du nord
avec une vitesse moyenne de 7 m/s environ, sur toute la zone. La figure 1%
représente les courants mesurés à 5 m (la campagne a duré 8 jours et une
seule mesure était effectuée à chaque niveau au courantomètre EKMMT), ain-
si que les isothermes de surface.
L'observation de cette figure permet de délimiter les traits les plus
caractéristiques de la circulation superficielle en période d'upwelling. 1
On notera la grande divergence des courants au niveau des bords ouest du ';,
Cap-Vert (pointe des Almadies) suivie par un "jet" au niveau du talus
continental qui atteint des vitesse- de 75 m/s. Ce 'jet' se poursuit jusque
vers 14'N et sa composante, dirigée vers la terre, crée une convergence des
eaux au niveau du talus,
ntraînant un resserrement des isothermes. Les li
caractéristiques de ce "jeii ' sont en bon accord avec les résultats. de mo-
dèles de simulation numérique qui ont été utilisés devant les côtes de
1'O:régon (PEFFL~Y et aL., 1976) et il serait donc dû à la remontée des
isobathes dans le sens nord-sud ainsi qu'à l'avancée de la côte vers le
large au niveau du Cap-Vert, le premier effet étant d'ailleurs plus impor-
tant.
1 6
Au sud de 14*N, l'influence du Cap-Vert s 'estompe et on se trouve dans1
une zone de courants assez réguliers de l'ordre de 3,3 cm/s. La divergence
des courants de surface est manifeste et se produit entre les fonds de 20m\\
et 50 m. Elle trahit en surface les mouvemerks d'upwelling par un minimum
thermique dont la coïncidence avec cette z,one de divergence est remarquable.
On notera donc l'existence de deux cellules de circulation transversale
dont l'une transporte vers la côte les eaux d'upwelling qui subissent un
réchauffement très rapide sur les petits fonds.
4.:3.2. Variations des courants de surface en saison froide
-
-
-
-
Le.3 courants de surface ont été mesurés sur la radiale 14*N entre 17*W
et 17'4O'W au cours de l'année 1977. Six campagnes ont eu lieu, comportant
chacune six stations, où des mesures de trois minutes environ étaient fai-
tes à plusieurs niveaux au courantomètre ANDERAA.
La figure 15 représente les variations spatio-temporelles de la compo-
sante nord-sud des courants de surface, c'est-à-dire parallèle à la côte 2
cet endroit, mesurés avec une drogue de surface. Les, points représentent la
grille d'échantillonnage. Le tracé continu des isobathes est évidemment ar-
bitraire car l'échantillonnage - ainsi qu'on le verra plus loin - est tout
2 fait insuffisant pour rendre compte des très importantes fluctuations, 2
court terme, des courants. Il a cependant l'avantage de rendre compte des
traits dominants de la circulation;
On constate en effet que, dans l'ensemble, les courants sont faibles,\\
de l'ordre de 20 cm/s en moyenne. Ils atteignent leur maximum d'intensité\\
en avril-mai , période où en 1977 les vents ont été les plus intenses. La
veine de courant maximum oscille entre les isobathes 100 et 20 m. Les
traits les plus frappants sont les deux circulations vers le nord qui en-
tourent cette zone centrale de courants sud. On retrouve bien à l'exté-
rieur du plateau continental une zone de courants ,très faibles portant au
nord, qui corrobore les résultats des calculs géostrophiques effectués par
aillecrs. De même , sur les petits fonds, un contre--courant faible avec le:
nord existe lorsque les vents sont faibles, contre-courant dû aux caracté-
ristiques thermo-halines de la couche de surface en zone côtière. La der-
nière série d'observations réalisée en juin indique que le processus de
remontée des eaux chaudes a débuté (aux stations côtières du Cap-Vert, le
passage du front thermique se situe vers le 14 juin). Les deux circulations",
côtière et océanique, tendent alors à se rejoindre et il ne subsiste plus
qu'un mince courant sud au milieu du plateau continental.
i4.4. TRANSPORT D'EKMAN
2
Pour estimer l'importance du courant de dérive dû au vent dans le trans-
port des eaux de surface vers le large donc des mouvements d'upwelling, le
transport d'EKMAN a été calculé le long des côtes du Sénégal-Mauritanie à
partir des données de vent observées aux.cinq'stations météorologiques cÔ-
tièresceont la position est indiquée sur la figure 16.'
Le'transport d'EKMAN, perpendidculaire à la côte, donc le flux de com-
pensation vertical entraînant des eaux profondes dans la couche euphotique,
est donnée par la relation :
(-j-j
f’ ‘I, i
U) . .;.i:i 9 '?;,
1,. fi-cteur de :J!‘ri oiis,, y étant la composar-& C!I ;.ti
tension le gent pa;-alièlc: 3. la côte, et de la forme Z = f.C.dfly 0s f t.-c;1 l:i
densi?.G de l'air i.f:; étant la. compos,an Le de la vitesse du vent parall2Zt, :
la côte. v 2, r'tC C1ioi:ji constant et égal à 1,25. 10v3 afin de rendre ce
transport -0mparab:e G celui qui a ii-t6 calculé par d'autres auteurs,, I3ieri
que 1'expre:;sion sLmpie de ce transport résulte d'un modèle très idealisf;
en régime permanen!;, HALF'ERM (1977) a montré qu'il est en assez bon ac-
cord ayec les fluc-luations à cour? terme du transport vers le large dé-
duit des mesures d:rectec de courants dans l'upwelling de Mauritanie.
Dans notre cas.: la direction de la. côte a ét6 idéalisée par des li-
gnes droies, représentées en figure 16, qui suivent à peu près le profil
de l'iso'batile '50 m Le vent était interpolé linéairement entre stations
consécutive:' pour l-es distances é:Levées. Les données de vent utilisées
sont des moy-ennes mensuelles couvrant la période 1967-1973. Notons que ce-*
ci conduit ?. une estimation biais& et minimum de l'upwelling, puisque
tous les termes de variante intra-mensuelle et interannuelle sont annulés
par cette moyenne. C'autre part, les valeurs utilisées au niveau du cap
Roxo 9 basée: sur les vents mesurés 2 Ziguinchor, donnent lieu dans cette
zone 2 une sous-estimation manifeste du transport CL'EKMAN si on se reporte
aux considérations sur 1s. représentativité de cette station exposées au
premier chapitre.
Les variations annuelles du transport dPEKMAN sont repr&entées sur ia
figure 16 du cap Blanc à cap Roxo, Les valeurs sont exprimées en m"/s pour
10 m de côte.
L'intérêt d'un tel. calcul est de tenter de quantifier les variations
g&graphiques et temporelles le long de la côte du Sénégal. La zone d'up-
welling la plus intense et la plus longue est située au sud du Cap-Vert.
L'upwelling maximum a lieu en mars-avril et son intensité est environ la
moitié de celui de l'upwelling mauritanien qui culmine au nord du cap Blanc
en mai-,juin, Sur la côte nord, l'upwelling est plus faible avec même un
mic.îmum
secondaire en décembre devant Saint-Louis, et la presqu'île du
Cap-Vert crée pratiquement toute l'année une zone de convergence inhibant
l'upwelling, De juillet à septembre, les vents côtiers tendent à créer une
accumulation d'eau à la côte mais on voit que leur action est très faible
comparée au processus inverse de remontée d'eau.
Ces résultats concordent assez bien dans l'ensemble avec ceux de
WOOSTER et al, (1976) qui ont étudié le cycle saisonnier de l'upwelling a
partir d'un fichier de données de vents mesurés en mer, Il est donc vrai-
semblable que certaines des stations côtières, et en particulier celle de
Dakar, peuvent fournir des indices valables sur les fluctuations interan-
nuelles du vent donc de l'upwelling, dans la mesure où elles ne subissent
pas de modifications d'installations de mesures. Ces fluctuations interan-
nuelles sont d'ailleurs très élevées puisque, d'après les vents mesurés à
Dakar-Yoff, l'upwelling côtier aurait augmenté de plus de 50 % entre 1967
et 'I!?i?. Notons, par ailleurs , que la valeur moyenne annuelle de ce trans-
port d'EKKAN est de 4,5 m3/s pour 10 mètres de côte pour la zone d'upwel-
ling maximum de la Petite Côte. Si cet upwelling entraîne, dans la couche
euphotique, des eaux froides à-partir d'une profondeur de 70 à 100 m, eaux
dont la teneur en phosphore moyenne est de 1,5 patg/l, ceci correspond à
un flux de sels nutritifs de 0,7 millions de tonnes de phosphore par an par
kilomètre de côte. Ce chiffre n'est pas fourni pour permettre une évalua-
Lion de la production primaire (calculable d'après le rapport moyen C/P
des cellules phytoplanctoniques), qui dépend de l'utilisation qui est réel-7
lement faite de ces seILs nutritifs, mais pour indiquer que l'upwelling
peut être considéré de très loin comme la principale source d'enrichisse-
ment des eaux et que, contrairement ? d'autres zones de la côte ouest-
africaine,
les apports de sels nutritifs par d'autres sources, fluviatibles
ou éoliennes , peuvent être considérés comme secondaires. A titre de compa-
raison, le débit solide annuel du fleuve Sénégal en mer serait, d'après
DOMAIN (1977), de l'ordre de 1 million de tonnes de matière en suspension,
dont seule une partie très faible (et non mesurée) est constituée d'élé-
ments nutritifs.
4.5. STRUCTURE DES COURANTS ET CIRCULATION MOYENNE
Dans ce domaine également il existe une grande disproportion entre le
nombre de données dont nous disposons pour les zones situées de part et
d'autre du Cap-Vert.
Elles sont cependant suffisantes pour mettre en évidence certaines dif-
férences fondamentales entre les circulations &ières dans ces deux zones,
qu'il serait utile de préciser par la suite.
4.5.1. Les courants au nord du Cap-Vert
Pour évaluer la structure verticale de ces courants, la meilleure série
de mesures reste pour l'instant celle qui a été réalisée par le Météor de-
vant Saint-Louis en mars 1933 et qui a été étudi6e par TOMCZAK (1970). La
figure 17 représente la coupe verticale de l'évolution de la composante
nord-sud de ces courants au cours des trois jours de mesures réalisées en
saison froide, avec les vents du nord de force 13 à 5 Beaufort, sur le re-
borld du talus continental (fond de 103 m). Ils font apparaître la très
fai’ble épaisseur du courant de surface portant au sud, qui ne dépasse pas
20 m en moyenne. Le transport moyen est en fait dirigé vers le nord. Le
courant sud en surface semble correspondre à un courant de dérive pur, dû
au 'vent, d'après la forme de la spirale d'EKMAN observée sur le courant
moyen (fig. 17 bis). Le courant profond serait caractérisé par un noyau de
haute vitesse longeant le talus continental, d'après une série de mesures
réalisée par ailleurs en novembre 1973 (Arch. CRODT, 3). Il est difficile,
étant donné l'insuffisance des mesures et la mültiplicité des modèles pro-
posés, de formuler une hypothèse sur l'origine et le mécanisme de ce con-
tre-courant. Il n'est pas impossible cependant, lu le profil particulier
de .la côte, qu'il corresponde à une composante barotrope due à la conver-
gence des eaux de surface au niveau du Cap-Vert.
4.5.2. Courant au sud du Cap-Vert
Pour illustrer la différence de structure des courants dans cette zone
en saison froide par rapport à celle observée sur la côte nord, nous pré-
sentons en figure 18 la coupe verticale de la composante nord-sud des cou-
rants mesurés sur la radiale 14'N au cours de la campagne de 19'74 dont les
courants de surface ont été décrits précédemment. Ici, aucun contre-courant
profond n'apparaît et le courant décroît régulièrement de la surface jus-
qu'Eau fond. Une faible circulation profonde vers le nord existe à l'exté-
rieur du plateau continental.
La situation est évidemment loin d'être toujours aussi nette. Au cours
du :programme d'étude de la radiale 14'N (non publié), on a pu remarquer que
cette circulation versla-nord envahit plus ou moi.ns le plateau continental.
Cep#endant on n'observe jamais de noyau de contre-courant sur le plateau,
ni même sur le talus continental,et il suffit que les vents soufflent assez
régulièrement vers le sud avec une vitesse moyenne dépassant 5 m/s pour que
les courants portent au sud sur une épaisseur dépassant 50 mètres.La spi-
Afin de comparer les caractéristiques iks circulation5 superfic:ie.L.i.tr:
et profondes en saison froide et en saison chaude, deux séries d!observa-
Lions de 3 %et 4 jours ont été réalisées Cl peu près au même point situé :; U..L
la radiale lbOM sur les fonds de -r?: 5 55 m, c'est-à-dire au centre de la
zone d'upwelling. Nous avons choisi dt. reproduire en figure 19 les résul,-
ta%s de ces mesures sous la. forme des hodographes intégrés tracés 2 la rnê.-,
me échelle.
Les traits dominants de la ci~ula-tien apparaissent ainsi avec 'VI~
grande clarté,
En saison froide les courants ont 6tti: mesurés en mars lY7f (Arch. ::ROD'I;
3611. On se trouvait alors en situation d'upwelling typique avec des vents
de 5 à 6 m/s et des eaux faiblement stratifiées. Le courant à 10 m à peu
priis parallèle à la côte, de vitesse moyenne 0,7 noeud, peut correspondre
à la composante barotrope du courant élémentaire d'EKMAN. Le courant de
fond, nettement plus faible et dirigé vers la côte, est le courant de com-
pensation du transport d'EKMAN dirigé vers le large en surface.
L'expérience en saison chaude a ét.6 réalisée en septembre 1975. A cett+
&poque, les eaux étaient fortement stratifiées. Une couche de surface,,
bien mélangée, de température 27'C et d'épaisseur 20 à 30 m, était suivie
dsune thermocline marqué, la température à 70 m n'étant plus que de 16*C en
moyenne. Les deux niveaux de mesures choisi correspondaient donc en gros
au sommet et à la base de la thermocline. Les vents étaient faibles et ir-
réguliers, en majorité de secteur ouest, Pour les courants, la situation
est totalement inversée. Le transport moyen a lieu vers le nord dans les
deux couches. Les vitesses moyennes sont de 0,5 noeud dans la couche de
surface, et elles sont presque aussi élevées au fond. Le courant de fond
est dirigé vers le large. Cette structure est do=également très proche de
celle du courant élémentaire d'EKMAN et correspond bien à un courant de
pente avec accumulation d'eau à la côte, La présence d'une thermocline hier.
marquée ne semble pas créer de composante barocline. Les oscillations de
plus longue période, relevees sur l'hodographe, peuvent correspondre à des
oscillations d!inertie (la période d'inertie étant de 49 h à cette latitude),
Elles se traduisent d'ailleurs par une oscillation de la thermocline de mê-
me période.
,' 4,6, CIRCULATION VERTICALE ET TRANSVERSALE
Le transport vertical des eaux profondes vers la surface en période
d*upwelling est le paramètre fondamental pour l'estimation de la producti-
vit& des régions côtières. Bien qu'il puisse être globalement estimé par
la valeur du transport d'EW dans la couche de surface, cette dernière
quantité ne renseigne ni sur la répartition spatiale des vitesses verti-
cales, ni sur la profondeur d'origine des eaux qui sont transportées en
surface.
La mesure directe des vitesses verticales est extrêmement délicate,
étant donné la faiblesse de leur valeur par rapport aux courants horizon-
taux,, C'est pourquoi ces vitesse sont en général calculées par un ensemble
de méthodes indirectes assez variées auxquelles nous avons fait appel dans
le cas présent, c'est-à-dire : la migration des isothermes en régime tran-
sitoire, la pente des isopycnes en régime permanent, le transfert des pro-
priEtés conservatives (température-salinité) et l'équation de continuit
bi-dimensionnelle (c'est-à-dire en négligeant le gradient longitudinal de
--
“uI-.“.--“..
2 cl
de vitesse) lorsqu'on dispose de coupes de courants norizontaux.
Aucune de ces méthodes n'est vraiment satisfaisante. En particulier
l'examen des températures de surface en zone d'upwelling conduirait à une
valeur systématiquement sous-estimée de la profondeur d'origine des eaux
en raison de l'échauffement que subissent ces eaux au cours de leur remon-
tée du fait de l'importance du bilan thermique. C'est; pourquoi le schéma
que nous proposons en figure 20 est purement qualitatif et très hypothéti-
que. I:L demandera donc à être vérifié par des mesures ultérieures. Ajoutons
qu'il est en outre fortement inspiré par les considérations sur le rôle de
la topographie du plateau continental dans la physionomie des cellules
d'upwelling, tel qu'il a été avancé en particulier par A. HUYER (1976)
dans la comparaison entre l'upwelling des côtes d'Afrique et de 1'0régon.
La comparaison des régimes d'upwelling sur la côte nord et sur la
côte sud est basée sur des coupes perpendiculaires à la côte et réalisées
vers 15'30'N et 14'OO'N, c'est-à-dire dans des zones où la côte est 2 peu
près rectiligne et où l'on peut donc espérer s'affranchir au maximum des
effets d'upwelling dynamique dus à la courbure des lignes de courant. On
admettra donc que, dans ces secteurs, l'upwelling est principalement dû
au vent. La principale différence entre ces deux zones est que le maximum
de divergence en surface a lieu beaucoup plus près de la côte au nord
qu'au sud du Cap-Vert. Dans cette dernière zone, il apparaît deux cellules
de circulations dont l'une est dirigée vers la côte, en gros à partir des
fonds de 20 m ; l'autre converge avec les eaux largaau niveau du talus
continenM1. Au nord, une seule cellule existe et le minimum de températu-:
re est atteint en surface immédiatement à la côte.
On notera le peu d'influente apparente de la direction des vents par
rapport à la côte ; on devrait en effet aboutir au schéma inverse, la côte
nord, beaucoup plus oblique par rapport aux ,vents dominants, étant en fait
théoriquement moins favorable à un upwelling strictement côtier. On en dé-
duira que la topographie du plateau d'upwelling, principe, qui tend d'ail-
leurs à être admis actuellement,
Le transport vers le large est essentiellement confiné dans les 10 pre-
miers mètres et le transport d'eaux profondes vers la côte se situe entre
50 m et 100 m, avec peut-être une profondeur d'origine systématiquement
plus 6levée au sud du Cap-Vert, ainsi que tend à le confirmer l'examen des
températures et des salinités de surface. L'équilibre géostrophique du con-
tre-courant profond tend à incliner les isothermes profondes vers le bas
au niveau du talus- continental au nord. Au sud du Cap-Vert ce contre-cou-
rant n'existe que hors du plateau continental et l'ensemble des isothermes
remonte sur le talus.
\\
En saison chaude on a théoriquement le processus inverse. Les vents
d'ouest tendent à créer une accumulation d'eau à la côte, accumulation ren-
forcée par la présence du coin d'eau dessalée résultant des apports fluvia-
tiles. La circulation transversale inverse vue au paragraphe précédent
tend 2; enfoncer la thermocline vers la côte (les eaux sont alors fortement
stratifiées).
Cependant ce processus est très faible comparé au précédent
et la pente des isothermes sur le plateau continental est quasiment indis-
cernable .
4.7. FLUCTUATIONS A COURTE PERIODE
4.7.1.
-
Structure des, fluctuations
Aj?in d'étudier les fluctuations à court; terme descourants et leurs re-
lationsavec les vents locaux, des mesures ont été réalisées pendant une
période de trois mois avec un courantographe ANDEP&A immergé au niveau
16 mètres sur les fonds de 50 m de la radiale 14'N. Cette période couvrait
la fin de saison froide et le début de la saison chaude (avril à juillet
1977). L'ensemble des enregistrements bruts n'est pas présenté ici.
Une analyse numérique a été effectuée sur ces données par la technique
de l'analyse spectrale en composantes rotatoires décrite par GONELIA
(1972). Les spectres totaux, directs (anticlockwise) et inverses (clock-
wise) sont présentés en figure 21. Ils concernent la première période de
mesure (avril-mai). La seconde (juin-juillet) donne des résultats analogues
non représentés ici.
Ces spectres montrent une décroissance assez régulière de l'énergie en
fonction de la fréquence, à peu près linéaire en coordonnées bilogarithmi-
ques. La pente de cette droit est voisine de -5/3, qui est la pente carac-
téristique de la loi de KOLMOGOROFF. Cependant il s'agit là vraisemblable-
ment d'une coïncidence car on se trouve dans un domaine de fréquence très
éloigné de celui qui caractérise le domaine inertie1 où peut s'appliquer
une telle loi. La pente est aussi peu différente de -2, qui est celle des
spectres d'un phénomène autordgressif du premier ordre, ce qui semble plus
conforme à la nature de ces mouvements. Le seul pic caractéristique est
celui dè la marée semi-diurne, à peu près également réparti dans les deux
sens de rotation circulaire. Pour les autres fréquences auxquelles on au-
rait pu s'attendre 5 voir apparaître des pics, c'est-à-dire la fréquence
d'inertie et la variation diurne indiquée sur la figure 21, il n'apparalt
rien de particulier,' sauf un léger pic dans le sens cyclonique, pour la
variation diurne. La variation diurne du courant est donc faible malgré la
forte variation diurne du vent en mer. Ceci n'est pas étonnant si on se
souvient qu'elle se produit localement à une fréquence double de la fré-
quence d'inertie ; la composante diurne de dérive doit donc, conform6ment
à l'extension de la théorie d'EKMAN (GONELLA, 1972), avoir une amplitude
très amortie. Sur la figure 22 sont représentés l'orientation moyenne des
ellipses de vitesses, le coefficient rotatoire et la stabilité des ellip-
ses. Ces paramètres permettent de dégager quelques traits intéressants.
Rappelons que le coefficient rotatoire permet de définir à la fois le sens
de rotation des ellipses (positif les ellipses sonedécrites dans le sens
anticyclonique et vice-versa) et leur aplatissement (si le coefficient est
nul, on a un mouvement linéaire et, s'il est égal à 1, une rotation cir-
culaire).
On remarque ainsi que les fluctuations à longue période des courants
(supérieure à un jour) sont principalement orientées longitutidinalement
et de type anticyclonique. Les fluctuations à plus courte période et prin-
cipalement autour de la période de marée semi-diurne tendent 2 être orien-
téés trans%ersalement, -c'est-à-dire perpendiculairement à la côte, et
faiblement cycloniques. La stabilité de l'ellipse de marée est forte
(0,95). La variation diurne, quoique faible, est dirigée à peu près nord-
sud (axe à 160' environ), sa stabilité est significative et elle semble
:Légèrement cyclonique. Dans l'ensemble les fluctuations de courants dé-
-rivent des ellipses très aplaties, le coefficient rotatoire étant prati-
.quement toujours inférieur à 0,5.
4.7.2. Relations vents-courants-températures
Nous avons utilisé la série de mesures dont les spectres viennent d'ê-
:re étudiés,$our analyser les relations pouvant exister entre les vents
:Locaux et les vitesses des courants. En l'absence de mesure directe des
vents au site de mesure des courants, nous avons utilisé les mesures de
vents effectuées à la station météorologique de Dakar-Yoff pendant :La même
période. Pour éliminer l'influence de la variation dime des vents et des
courants de marée, ces données ont été moyennées sur 24 heures pour les
vents et 25 heures pour les courants. Les courants ayant é,tf mesurés 2 une
profondleur de 16 m (sur la radiale 14ON), on EL supposé que la circulation
à ce niveau était principalement barotrope, c'est-à-dire située hors de la
zone de la spirale d'EKMAN ; les courants moyens à ce niveau sont d'ailleurs
parfaitement méridiens, c'est-à-dire parallèles à la direction de la côte.
On a donc comparé (fig. 23) les variations de:: courants nord-sud longitudi-
naux 2 la composante méridienne des tensions de vent dont l'indice est re-
présenté par le carré de la composante nord-sud des vents.
Il iapparaft ainsi qu'au cours de la période de mesures, les vents aussi
bien que les courants, ont subi une modification gén6rale analogue dans le
sens d'un affaiblissement des vitesses , qu'on peut représenter par la droi-
te de tendance qui a été calculée 2 partir des 50 moyennes journalières.
Cependant les courants sud ont diminué de 19 cm/s en moyenne en 50 jours
et les 'vents, de 0,7 m/s, pendant la même période. Ceci conduirait 2 un
coefficient d'entraînement beaucoup trop élev6 dans la relation entre la
vitesse des courants et les tensions de vents.,. On remarque d'ailleurs que
fin mai les courants sont dirigés vers le nord alors que le vent souffle
toujours vers le sud. On en déduit que les variations, à long terme, des
courantes
en période d'upwelling sur le plateau continental sénégalais ne
sont pas reliées au vent local,
Afin de voir s'il en est de même pour les fluctuations rapides, les
deux Sé:ries précédentes ont été filtrées de la tendance linéaire et un cal-
cul de corrélation croisée a été effectué sur ces deux séries ainsi que
sur celles des vents nord-sud et des températures moyennes quotidiennes 2
16 m, elles aussi débarrassées de leur tendance (fig. 23). Les résultats
de ces analyses mettent en évidence plusieurs faits intéressants illus-
trés en figure 24.
Il 'existe une corrélation entre les vents et les courants méridiens.
L'actio:n du vent sur les courants est quasi instantanée puisque le meil-
leur coefficient de corrélation correspond à des décalages de moins de un
jour. Cette corrélation est cependant faible et les vents locaux explique-
raient moins de 20 % de la variante à court terme des courants. Signalons
que la pente de la droite de régression, entre les fluctuations instan-
tanées (de vent & de courant, indique que la vitesse des courants m&ri-
diens est égale à 5 % environ de la vitesse des vents.
Il (existe une corrélation inverse entre les fluctuations de vents et
de templérature avec un décalage de deux à trois jours. Ce décalage peut
donc correspondre à la réponse barocline de l'océan et concorde bien avec
les résultats de SPETH et al. (1978) qui ont trouvé un délai de 2,5 jours
pour la réponse thermiqades variations de pressions le long de la côte
ouest-africaine.
Beaucoup plus curieux, et tout aussi intéressants, sont les deux pics
de cor&lation plus importants observés pour des décalages négatifs, ce qui
signifierait que les vents répondent en sens i:nverse des courants après un
délai de quatre jours et dans le même sens que les variations de températu-
re après un déali de deux jours. Il s'agit peut-être là d'un processus de
rétroaction dans le système couplé océan-atmosphère, qu'on peut attribuer
par exemple aux modifications du champ de pression loIcal créées par les
variations de température de surface de la mer. Dans ce cas précis la ré-
troaction serait négative et conduirait donc à une position d'équilibre
stable 'de l'upklling (phénomène de régulation) autour de laquelle peuvent
se produire des oscillations de période caractéristiques et égales au dou-
ble du sdégalage temporel entre les deux pics inversés de corrélation
(GREENHIJT,
1978). Dans le cas du Sénégal, les oscillations de ce système
couplé vents-courants-températures de surface autour de leur valeur moyen-
ne auraient pour période propore 8 à 10 jours. On ne peut manquer d'être
,
‘\\
frappe par l'adéquation de ce chiffre aux fameuses "périodes typique::; ~'wP-
welling" de 10 jours dont font état de nombreux auteurs sur l'upwelli.ng de
Yauritanie (RUYER, 1976). Il reste cependant à démontrer que le couplage
dans le sens océan-atmosphère peut réellement exister dans cette zone de
fréquence.
En fait, une analyse spectrale effectuée sur les vents à Dakar-Yoff sur
:me période de six ans ne fait pas vraiment ressortir ce phénomène. Il
n'apparaît aucun pic d'énergie particulier entre 8 et 10 jours, mais les
vents présentent, pour ces périodes, une forte polarisation cycïonique. Il
est tout à fait possible, qu'en raison de la très mauvaise stationarité
des données utilisées dans cette étude, ces corrélations soient fortement
biaisées (le niveau de signification 95 % indiqué sur la figure 24 n'est
en réalité significatif que pour dewc séries aléatoires non autocorrelées
ce qui est loin d'être le cas). Il ne reste donc qu'à formuler le souhait
que des études plus fines soient entreprises pour confirmer ou infirmer la
r&lité de ce phénomène.
( 1..8. LES COURANTS DE MAREE
Les courants de marée semi-diurne ont été étudiés par TOMCZAK (19'70)
devant Saint-Louis et par nous-mêmes (Arch. CRODT, 3, 30 et 36) au sud du
C!ap-Vert. L'analyse s$ectrale r&.lisée ici confirme les résultats déjà
trouvés auparavant.
Les courants de marée sont faibles. Leur vitesse moyenne maximum est
de l'ordre de 10 cm/s. Ils décrivent une ellipse très aplatie dans le sens
cyclonique,le grand axe de l'ellipse étant orienté est-ouest. Ce résultat
est d'ailleurs assez surprenant, l'onde de marée M2 se propageant normale-
ment du sud au nord le long de la côte ouest-africaine. Conséquence prati-
que intéressante : les courants de marée sont presque négligeables sur la.
composante m&idienne des courants ce qui peut permettre une estimation
du transport longitudinal au moyen d'un nombre réduq de mesures. La com-
posante est-ouest des courants de marée, d'après une étude rapide de l'en-
registrement d'avril-mai 1977, varie de + 5 cm/s en période de morte-eau
à + 16 cm/s en période de vive-eau. Tous ces résultats ne sont cependant
&Tables que pour une zone moyenne centrée sur les fonds de 50 m, à 14ON.
La décroissance des courants de marée avec la profondeur, manifeste dans
la partie nord (TOMCZAK, 1970), n'a pas été étudiée dans la zone sud.
Les courants de marée horizontaux sont accompagnés d'une marée interne.
Celle-ci est mise en évidence en figure 25 qui a été obtenue par filtrage
numérique passe-bande (double filtre hanning centré sur 12 h 30) de :La pro-
fondeur des isothermes résultant d'observations horaires au bathythermo-
graphe pendant la période de 4 jours de mesures de septembre 1975 (Arch.
CRODT, 30). La figure 25 permet d'estimer la variation de profondeur de la
thermocline (environ 10 mètres), le déphasage par rapport aux heures de
P:leine et de basse mer à Dakar (marnage moyen 1,l m), ainsi que le dépha-
sage vertical de l'onde de marée entre les couches de surface et de fond
qui est de l'ordre de deux à trois heures. En moyenne la marée interne est
d6phasée de 30' par rapport à la marée de surface, c'est-à-dire que %a ma-
rge "haute" interne a lieu à la mi-marée, postérieure à la marée haute de
surface.
a:
< 4.9. CIRCULATION PROFONDE
Aucune mesure directe de courant n'a été réalisée sur le talus conti-
2 4
nental ou au-delà. La circulation ne peut donc être déduite que des mesures
hydrologiques. Les calculs géostrophiques de WAGNER [non publié) indiquent
une faible circulation vers le nord. Une autre façon d'obtenir au moins le
sens de cette circulation consiste à utiliser les propri&és des masses
d'eaux centrales sud-atlantiques et nord-atlantiques, qui sont Caractérisées
dans le plant T-S par deux droites. Nous avons défini ces deux droites par
les critères suivants afin de simplifier les calculs : l’eau centrale sud-
atlantique joint les deux points de coordonnées T = 6OC, S = 34,5 %. et
T = 189,
s = 35,85 %,, l'eau centrale nord-atlantique ayant même pente
et une salinité plus élevée de 0,5 %, à température égale. La proportion
du mélange de ces eaux est estimée par le rapport des distances d'un point
T-S quelconque à ces deux droites.
Le#s proportions de l'eau centrale sud-atlantique, en pourcentage dans
le mélange des deux eaux sous la thermocline, sont indiquées en figure 26
qui représente .une coupe verticale réalisée en août 1968 entre Dakar et les
îles du Cap-Vert. Cette figure révèle l'existence probable d'une circulati-
on profonde dirigée vers le nord entre la thermocline et la profondeur
300 m environ d'une part, la côte et le méridien 21'W d'autre part. Aux ni-
veaux supérieurs proches de la côte, l'eau centrale sud-atlantique apparaît
pure.Les variations saisonnières de la circulation profonde, estimée par
cette :méthode,
seront' décrites au chapitre suivant.
--& 10. LA CIRCULATION THERMO-HALINE
Dans les zones côtières, en plus des circulations dues au vent ou aux
forces extérieures, deux processus distincts contribuent à créer des COU-
rants plus ou moins intenses vers le nord.
En saison froide et particulièrement sur la Petite Côte, l'existence
d'un très fort gradient thermique, dû à l'échauffement des eaux accumulées
à la côte par la convergence côtière, crée un courant de pente qui s'écou-
lera vers le nord dans une étroite bande côtière dès que les vents seront
insuffisants pour maintenir l'équilibre du coin d'eau chaude. Ce processus
a été décrit par YOSHIDA (1967) qui donne des vitesses de l'ordre de lOcm/s
pour les courants qu'un tel processus peut. induire. Ceci pourrait expliquer
les contre-courants côtiers fréquemment observés au sud du Cap-Vert, mais
nous verrons plus loin que l'extension d'un tel phénomène' doit cependant
être limitée.
Plus importante est la circulation thermo-haline due à la présence du
coin d'eau dessalée en saison chaude. Le gradient pluviométrique méridien,
très E:levé devant le Sénégal, doit d'ailleurs créer une surélévation du
niveau de la mer du nord vers le sud. Cependant le courant induit par une
telle pente reste .n&li.geable par rapport à celui que crée le bourrelet
d'eau dessalée engendré à la côte, au sud du Sénégal, par les apports flu-
viatibles de toute la zone à très forte pluviométrie constituée par les
deux Guinées. Ce bourrelet crée une pente zonale à :Laquelle est associé un
courant méridien, dirigé vers le nord, dont l'intensite est telle qu'il
arrive à contrebalancer les effets du courant de dérive dû. au vent au début
de la saison,$'upwelling dans toute la partie sud.
?,4.11. LES EFFETS DE CAP LE VORTEX DU CAP-VERT
Il est notoire qu'en période d'alizés forts (février à avril) la zone
la plus froide du plateau continental est la baie dfe Gorge. Des tempdratures
de surface de 14°C ont été mesurées au Wharf de Tiaroye et l'écart d.e tem-
pérature entre les parties sud et nord du Cap-Vert peut atteindre 4’C. Par
ailleurs les fluctuations 2 courte période des températures de surface à
cette saison ne sont pas cohérentes entre les deux côtés de la presqu'?le
et , pour ce qui est dela baie de Gorée, ne sont pas reliées à des fluctua-
tions de mouvements d'upwelling tels qu'on peut les déduire de l'analyse
des tensions de vent, ce que confirment les analyses spectrales réalisées
par PORTOLANO (1982). De plus, il est fréquent qu'en fin de saison froide
subsistent en baie de Grée, pendant plusieurs jours, des eaux froides a-
lors que l'ensemble du plateau continental est déjà recouvert d'une couche
d'eau chaude.
Ceci nous a amené à formuler d'hypothèse que la baie de Gorée en saison
froide pouvait être le siège d'un vortex divergent entraînant en surface
des eaux froides par un processus différent de celui de l'entraînement des
eaux de surface par le vent. Les nombreuses campagnes réalisées en 1976
dans le cadre de l'étude biochimique de la baie de Gorge (Arch. CRODT, 42)
et une campagne de courantométrie en 1977, permettent de signaler les faits
suivants, dont une partie a déjà été présentée et discutée par RFBERT
(1978) l
Il semble exister en saison froide un vortex en baie de Gorée dont les
dimensions sont définies par la géométrie de la baie. La vitesse moyenne
de ce vortex, en dehors de la couche de surface, est de l'ordre de 10 cm/S.
Ce vortex est cyclonique (une circulation vers le sud existe entre le cap
Manuel et l'île de Gorge) mais ne semble pas en équilibre géostrophique
(courant de gradient). En effet, il n'existe pas de dôme thermique au cen-
tre de la baie, les températures étant systématiquement minimum à la côte
entre Tiaroye et le cap des Biches (fig. 27). Il est donc vraisemblable que
le vortex résulte d',un équilibre entre les forces de frottement et le trans-
fert de quantité de mouvement avec le "jet" de courant observé à l'ouest
de la presqu'île. La répartition des températures, illustrée par la figure
27, peut donc s'interpréter comme résultant d'une superposition de ce mou-
vement cyclonique et d'un upwelling tout à fait côtier par petits fonds,
l'eau initialement immobile à la côte étant progressivement défléchie vers
la droite par le vent.
Une partie du refroidissement de la baie de Gorée peut-il s'interpréter
alors comme résultant du régime de courants
et de l'intensité de ce vor-
tex ? Il semble bien que oui si on se sert de la série de mesures déjà
traitée, réalisée en avril-mai 1977. Reprenant les données de composantes
des vents mesurées à Yoff et des courants mesurés à 14'N durant cette pério-
de, si nous effectuons les corrélations croisées de ces deux paramètres
avec les températures journalières mesurées à Tiaroy::, les résultats il-
lustrés par la figure 28 sont les suivants : il existe une corrélation
instantanée postive entre les vents à Yoff et les tempgratures en baie de
Gorge, c'est-à-dire qu'une augmentation de la vitesse du vent entraîne
un réchauffement de .la baie de Gorée ce qui rejoint les conclusions de
PORTOLANO (1981) sur la variabilité à courte période (moins de 6 jours).
Il existe une corrélation inverse entre les fluctuations de courant sur
lë plateau continental sud et les températures en baie de Gorge, les meil-
leurs corrélations observées correspondant à un décalage de 3 à 4 jours
(il est d'ailleurs possible que la corrélation aurait été meilleure si les
courants avaient été mesurés directement au voisinage du Cap-Vert). Une
telle relatick peut-g,tre interprétée physiquement de la façon suivant :
un renforcement des courants au niveau du Cap-Vert créerait un refroidis-
sement culminant au bout de quelques jours, soit par augmentation de la
vitesse - donc de la divergence du vortex de la baie de Garée - soit par
augmentation du mélange turbulent entre les eaux de surface et les eaux
profondes,
ou par une combinaison de ces deux mécanismes.
Cn peut se demander alors si , lorsque les courants sont dirigés vers
'le nord sur le plateau continental c'est-à-dire en début de saison chaude,
un voikex ou tout au moins un refroidissement de surface ne peut pas être
observé de l'autre côté de la presqu'île du Cap-Vert. Disons tout de suite
qu'un tel phénomène n'a jamais été observé, les températures à la côte à
Yoff restant toujours plus élevées ou égales à la température en baie de
Gorée. Aucun dôme thermique n'a non plus été observé sur Xe plateau conti-
nental. En fait, il faut garder présent à l'esprit que les courants nord
sont faibles et irréguliers, qu'aucune survitesse n‘a été, jusqu'à présent,
observée au voisinage du Cap-Vert, et que l'épaisseur de la couche de sur-
face et la forte stratification s'opposent évidemment aux transferts ver-
ticaux.
En r&umé,
il apparaît donc que, pour les fluctuations à courte pério-
de, une partie de la variabilité thermique ,en baie de Gorée peut être
expliquise par les fluctuations de courant. Ce premier résultat ne dévoile
qu'une jjartie de la complexité des mécanismes mis en jeu. En particulier
les rapports entre les vitesses du "jet" du Cap-Vert et celles du courant
moyen de la zone d'upwelling sud sont encore incconus. Si l'on entend pous-
ser l'étude expérimentale des coh&rences vents-courants-températures sur
des gammes de fréquence plus étendues, un programme de mes'ures simultanées
de l'ensemble de ces p*arsmètres est évidemment nécessaire.
5 .
H Y D R O L O G I E
5.1. RAPPEL
D'après une classification des eaux proposées par BERRIT (1962) basée
sur le découpage du plan T-S en quatre régions par les deux droites per-
pendiculaires T = 24OC et S = 35 &, ROSSIGNOL (1973) distinguait trois
saisons hydrologiques au cours de l'année : une saison froide, une saison
d'eaux chaudes et salées (tropicales), une saison d'eaux chaudes et dessa-
lées (ou guinéennes). La répartition de ces catégories d*eaux devant le
Sénégal (fig. 29) peut aisément être mise en rapport avec les différents
types de circulation horizontale et verticale décrites précédemment. NOUS
nous'bornerons donc à préciser les caractéristiques de ces eaux et leur
variabilité sur le plateau continental sénégalais.
5.2. LES MASSES D'EAIJ DE SURFACE
I.;!.l. Les eaux froides
Elles apparaissent dès le mois d'octobre dans le nord, recouvrent la
totalité du plateau continental à partir du mois de janvier en moyenne.
Elles sont constituées en quasi-totalité d'eau centrale sud-atlantique qui
remonte en surface par le mécanisme de l'upwelling côtier. Ses caractéris-
tiques en surface sont cependant légérement différentes de celles qu'elles
ont en~profondeur ainsi qu'on peut le constater sur la figure 30 qui repré-
sente :Les moyennes, pour les mois de mars, du couple T-S à la station cÔ-
tière de Tiaroye de ces dix dernières années, On remarque que les salinités
sont systématiquement inférieures à celle de la droite, à température éga-
le. On peut donc parler, en surface, d'eau centrale dégénérée par un ensem-
ble de processus qui sont , sur le plateau continental, les suivants :
Le réchauffeme~nl,
de l'eau au cours de sa remontée vers la surface : ies
peints s 'él.oigneront-.
(d'autant plus de la droite que l'upwelling est plus
faible, donc que la remontée est plus lente (l'écart croît avec
la tempera-
LUrY?) 0 Ils s'en éloigneront d'autant plus que le bilan thermique est plus
ilevé (écart croissant de janvier & avril). Mentionnons pour mémoire les
possibilit&
de diminution de la salinité de surface par condensation de
l%xnidité atmosphérique.
Au nord de Saint-Louis, La salinite augmente par mélange avec les eaux
du large venant du nord par advection.
Entre Saint-Louis et le Cap-Vert les salinités de surface peuvent dimi-
nuer par mélange avec: les eaux du fleuve Sénégal. Cet effet, qui dépe:nd de
l'importance de la crue du fleuve, était très perceptible autrefois, mais
a tendu, au cours de La période étudiée, à devenir négligeable dès le mois
de janvier en raisan de la sécheresse,
Dans les zones très côtières de la Petite Côte, la salinité tend $5 di-
minuer par mélange avec les eaux du coin dessalé qui persiste jusqu'en
avril devant ia Guinée-Bissau. Les processus thermohalins de surface, que
nous étudierons plus ;Loin, tendent d'autre part à. la modifier considérable-
ment.Mentionnons enfin, en zone côtière, les possibilités de résurgence
d'eaux de .la nappe phréatique, en particulier dans le secteur de Kayar.
La variabilité interannuelle de la salinité en saison froide demeure
cependant faible par rapport à la variabilité thermique.
5.2.2. Les eaux tropicales
Elles apparaissent à la renverse de courant, vers le mois de mai, et
sont transportées par la branche nord du contre-courant équatorial. Elles
sont formées au sud du tourbillon nord-atlantique. Leurs caractéristiques
varient entre leur date d'apparition sur le plateau continental et les mois
consécutifs : leur température passe de 24OC à 27OC en deux mois environ.
Leur salinité est, à l'origine, de 35,6 $, à 35>8 SO. Sous l'effet de l'é-
vaporation continue, elle augmente ensuite de façon quasi linéaire à partir
du mois de mai avec une pente moyenne qui varie, suivant les années, entre
9,16 %. et 0,29 %a par mois autour du Cap-Vert et sur la Petite Côte, et de
a,35 %. à 0,70 %.
dans la région de Saint-Louis. Cette augmentation se
poursuit jusqu'à ce qu'apparaissent les eaux dessalées, phénomène qui se
produit en général de façon brutale, mais qui dépend du début et de l'in-
tensité de la saiscn des pluies. L'augmentation de salinité peut donc
cesser dès le mois de <juillet ou se poursuivre, comme cela est arrivé au
Cap-Vert en 1972, jusqu'au mois de septembre. En valeur absolue elle tend
9 atteindre 36 %o, le record étant pour l'instant détenu par l'année 1977,
où la salinité a atteint 36,4 %, au mois d'août.
Au niveau de la station côtière de Saint-Louis, cette croissance de la
salinité est arrêtée très brutalement par l'arrivée en mer de la première
ondce de crue, phénomène qui se reproduit de façon très rég-uli~re entre le
20 juillet et le ler août.
5.2.3. Les eaux dessalées.- L'apparition, en surface, d'eau à salinité
faible en-saison chaude est évidemment liée ?i la forte pluviométrie de
toute la zone de mousson à cette époque. On doit cependant distinguer
plusieurs processus qui aboutissent 2 la création de couches d'eaux dont
la structure haline est différente. On a relevé ainsi quatre origines dif-
férentes pour les eaux dessalées sur le plateau continental.
5.2.X.1. Les eaux du large.-
-----------~--TI--'----~
-,
Le contre-courant équatorial situé dans
:l'ITCZ est soumis a la pluvlometrie de cette zone caractérisée par un gra-
.,
2 8
dient nord-sud. Sa salinité doit donc diminuer progressivement dans son par-
cours vers l'est. Au niveau des côtes. du Sénégal ces eaux se caractérisent
par :La présence d'une couche homogène de surface, :La salinité 6tant cons-
tante jusqu'au niveau de la thermocline par diffusion turbulente. Elle est
minimum en fin de période de mousson. Les salinités typique observées sont
de l'ordre de 35 %,. Ce chiffre indique donc une diminution de 1 %, environ
de la salinité ce qui correspondrait au melange d'environ 900 mm de pluie
sur une couche de 30 mètres d'épaisseur, un chiffre vraisemblable en l'ab-
sence de données précises sur la pluviométrie dans l'océan.
*
5.2.3.2. Les eaux de fleuve Sénégal.-
"'------'------r'-"---------------
On les perçoit en mer dès la fin
juillet, mais le maximum de la crue se produit à l'embouchure fin octobre,
les débits étant de l'ordre de 2 000 à 3 000 m3/s. Le flot principal est
d'abord dirigé vers le nord sous, l'effet des courants et de la rotation na-
turelle vers la droite d'un écoulement d'eau douce en mer dans l'hémisphère
nord, puis vers le sud après la renverse des courants qui a lieu vers le
mois de septembre. Son influence sur la Petite Côte'n'est pas perceptible,
mais on peut l'observer au large du Cap-Vert jusqu'en janvier, les années
de crues exceptionnelles. Lorsque l'upwelling se met en place, la dérive
des eaux de surface tend à entraîner la veine principale vers le large
ainsi qu'on peut le constater sur la figure 31 représentant les salinités
de surface en novembre 1967 (année de pluviométrie t&s excédentaire).
Le panache d'eau dessalée est caractérisée par une salinité csoissant
2 partir de l'embouchure. Au niveau de Saint-Louis, la salinité peut être
inférieure à 20.%,. Cependant son épaisseur en me:r reste très faible et
l'influence des eaux du fleuve n'est, en général, perceptible que dans les
dix premiers mètres.
Sur la Petite Côte, le fleuve Gambie
a un régime hydrologique analo-
gue à celui du Sénégal avec des débits qui sont, à peu près, deux fois
moindres. L'influence de ses eaux en mer est peu discernable en dehors de
la zone de l'estuaire. Le débit des deux autres fleuves côtiers, Saloum
et Casamance, est négligeable.
5.2.3.3. Le coin d'eau dessalée guinéenne.- Il s'agit d'une masse plus
-"--'-'--'~--‘--'--'----'--'----------------
ou 'moins homogene d'eau formee au sud du cap Roxo par les apports des
nombreux fleuves côtiers de la Guinée-Bissau et de la Guinée où la pluvio-
métrie atteint 4 mètres. Elle progresse vers le nord a' cause du courant de
pente créé par le bourrelet côtier dès le mois de juillet, le mouvement
s'amplifiant à mesure qu'on s'avance dans la saison des pluies. Ces eaux
peu.vent atteindre des salinités très basses ( ( 30 %,) mais en raison des,
particularités topographi,ques du plateau continental devant la Guinée-Bis-
sau, qui est caractérisée par une vaste zone à faible profondeur,l'épais-
seur de ce coin est, à l'origine, limitée à une profondeur de 20 mètres
environ. Il est bien caractérisé à l'extrême sud du S&6gal comme en té-
moigne la figure 32 représentant une coupe verticale réalisée en face du
cap Roxo en septembre 1969, où le front entre les eaux dessalées du coin
et celles du large apparaît vers l7'2O'W.
A cette saison, dans la partie sud du plateau continental, on peut donc
avoir dans la couche de surface une double stratification en densité, à
savoir une halocline vers 20 m et la thermocline vers 40 à 50 m. Cependant,
au cours de sa progression vers le nord, le coin sa16 perd son individua-
ii-6 par mélange latéral et vertical avec les eaux du large. La situation
la plus fréquente, au voisinage du Cap-Vert, est alo:rs la présence d'une
couche de surface à peu prè Y homogène en température et dont la salinité
augmente progressivement vers le bas. Le coin dessalé peut dépasser le Cap-
Vert dès le mois de juillet en cas de mousson précoce, mais en général ce
phÉncmène ne se prodkt qu'au mois d’août. Dès le mois de septembre, :La re
renverse des courants le rejette au sud du Cap-Vert où il s'incurve vers le
large, Il régres.se au sud du cap Roxo en novembre-décembre, mais demeure
pratiquement en permanence au sud des Bissagos, prêt & envahir la zone cô-
tike casamançaise à la moindre faiblesse du vent.
5.2.3.4. Les effets locaux.- Ce terme recouvre un ensemble de phénomènes
*---a----------.----=---'---
côtiers tels que le ruissellement des eaux de pluies, l'infiltration des
eaux de la nappe phréatique supérieure 2 travers le cordon dunaire, les
apports par débordement des marigots qui crèvent la barre littorale formée
en saison sèche. Ces effets locaux se traduisent par un gradient de salini-
té orienté perpendiculairement à la côte, les salinités à la cote étant
systématiquement moins élevées qu'au large, d'une quantité évidemment très
variable et fonction de la pluviométrie locale,
Les effets locaux sont prépondérants dans les variations interannuelles
de salinités à la côte. Pour illustrer ce fait nous avons choisi de repré-
senter en figure 33 les salinités moyennes observées en surface au cours
du mois de septembre (qui correspond à la période de minimum de salinité)
à des stations
tôt ières, en relation avec la quantité totale des précipi-
tations 8 Mbour depuis le début de la saison des pluies jusqu'au mois de
septembre inclus, pour une dizaine d'années. Les années sont indiquées
sur la figure. On constate que la corrélation est très nette. D'autres
corrélations de ce genre, non représentées ici, ont été examinées, notsm-
ment avec les débits du fleuve Sdnégal et les pluies en Casamance. Elles
sont systématiquement moins élevées que celles que relie la salinité aux
effets locaux. Ce phénomène met en relief la faiblesse de la circulatïon
côtière sur la Petite Côte en saison chaude, si on compare ce résultat à
ceux qui ont été obtenus pour d'autres stations côtières du golfe de
Guinée (Côte d'ivoire, Congo).
Les variations spatio-temporelles des salinités de surface le long des
côtes s&&galaises résultent de la combinaison des facteurs précédents, et
sont illustrées par la figure 34, qui met en évidence deux gradients lon-
gitudinaux inverses de salinités aboutissant à un maximum de salinité au
niveau du Cap-Vert- Sur la Petite Côte, les salinités croissent du sud au
nord sous 1"influence du gradient pluviométrique et de la progression du
coin salé. Sur la Grande Côte, les salinités croissent du nord au sud
principalement sous l'influence du parcours maritime des eaux du fleuve
Sénégal. L'épaisseur de la couche d'eau dessalée n'est donc pas en rapport
avec les.valeurs de salinité de surface, Elle est systématiquement plus
forte au sud du Cap-Vert. Par ailleurs, du fait du décalage temporel entre
la crue à l'embouchure du fleuve et la pointe de la mousson, les variations
de salinité ne sont pas synchrones le long des côtes. Le minimum de salini-
té est atteint en septembre au sud du Cap-Vert et en octobre sur la cote
nord. A la station de Saint-Louis, située au nord de l'embouchure du fleu-
ve, les salinités moyennes sont plus élevées qu'à Kayar, dès le mois de
novembre, en raison du régime des courants.
5.3. LES TRANSFORMATIONS THERMOHALINES DE SURFACE EN ZONE COTIERE
Les fortes variations longitudinales de température et de salinitf~ de
surface en zone côtière , qu'on observe en période d'upwelling (fig. lb),
incitent à penser que les caractéristiques de l'eau froide, lorsqu'elle
arrive en surface, ne peuvent se maintenir très longtemps si cette eau
n'est pas constamment renouvelée. Or, c"est précisément le cas des eaux
de la cellule de convergence de la Petite Côte.
'3 0
Si on regarde les valeurs du bilan thermique des mois de mars-avril,
c'est-à-dire environ 300 cal/cm2/jour,
et qu'on l'applique à un courant
côtier, en négligeant les phénomènes de melange l.at&al et en supposant une
homogénéisation de la couche de surface jusqu'au fond, on voit que sur les
fonds de 10 mètres, cela entraînerait une augmentation de température de
l°C en trois jours environ. Le courant côtier ayant une vitesse de 70 à
20 CIU/S, le gradient de température longitudinal, à partir d'une région-
source d'upwelling
située au nord dans un régime d'advection pur, serait
alor:s de l'ordre de l°C pour 30 à 60 km, sur les fonds de 10 m. Avec un
courant uniforme, les profondeurs augmentent vers le large, les eaux chaudes
auraient alors la forme de coin caractéristique que l'on observe notamment
sur .la figure 14. La température de surface sera caractérisée en outre par
une très forte variation diurne.
En fait, le bilan thermique n'est pas constant car l'augmentation de
température de l'eau le modifie constamment, même si les conditions atmos-
phériques demeuraient constantes, ce qui n'est pas le cas. Pour mieux esti-
mer les transformations thermohalines de surface, il est donc commode de
différencier les facteurs qui modifient la température uniquement, et ceux
qui modifient à la fois la température et la salinité,et de considérer leurs
effets conjugués sur une masse d'eau qu'o.n peut'définir dans le plan T-S.
La seule hypothèse de base est que la masse d'eau est constamment homogé-
&i&e par diffusion turbulente, hypothèse raisonnable sur les petits fonds.
Dans ce cas, les facteurs modifiant la température uniquement - radiation
incidente + radiation de retour infra-rouge + flux de chaleur sensible -
peuvent être représentés par un vecteur "thermique" vertical dans le plan
T-S, la température étant en ordonnée. Dans notre cas ce vecteur est dirigé
vers le haut, le bilan étant très excédentaire. L'évaporation entraîne une
modification de température et de salinité. Si on considère une colonne
d'eau de hauteur h, la variation de température dT pendant le temps dt, diie
3 une évaporation exprimée en hauteur d'eau e, est :
L.e.dt
dT = he
.
L étant la chaleur de vaporisation de l'eau et c sa chaleur spéci
La, variation de salinité due à cette évaporation est, dans le même temps,
dS y e
s
-il dt en première approximation, c'est-à-dire en :négl.igeant
les varia-
tions de densité.
Le rapport de ces deux relations donne
dT L
z = c
L
.
soit avec L = 585 cal/g, S = 35 SO et c = 1 cal/g :
dT
*as = 16,5.10-3°C. ce-
ci représente la pente du vecteur "évaporation" dans le plan T-S représenté.
en figure 35, c'est-à-dire la diminution de température que subirait une
masse d'eau sous l'effet de l'évaporation sans échange de chaleur avec l'ex-
térieur. Une augmentation de 1 %, de la salinité s'accompagnerait donc d',un
refroidissement de 16,5'C environ. La pente du vecteur varie faiblement
en fonction de la salinité.
Les transformations du couple température - sali.n.ité d'une masse d'eau
en surface, au cours de son parcours, sont en chaque point la résultante de
ces deux vecteurs, qui représente la tangente du trajet de la masse d'eau.
dans le plan T-S.
Appliquée au cas de la Petite Côte du Sénégal. cette méthode permet de
comprendre qualitativement l'évolution d'une masse d'eau côtière qui s'é-
coule vers le sud en période d'upwelling avec des échanges lat&aux très
limités dans la zone de petits fonds. La figure 35 représente des couples
T-S observés en plusieurs stations côtières au cours du mois de mars 19711.
La zone principale d'upwelling est située au sud du C!ap-Vert, les tempéra-
'Curt,s mi.nimalcs Ztant- observées en baie de Garée.
L'eau froide entraînée en surface subit d'abord un fort réchauffement,
l',%aporation restant faible du fait de sa basse température. Sa temp&atu-
re augmente très vite alors que sa salinité varie peu. A mesure ~u'ellt.~ :;e
&C:hauffe, le bialn thermique se modifie : le vecteur "thermique" dim.inue
par diminution du flux de chaleur sensible et augmentation de la radiat,:ior,
de retrour infra-rouge ; le vecteur "&aporation" augmente. La pente de La
tangente diminue donc dans le plan T-S, et on finit par atteindre l'équi-
libre thermique qui est de l'ordre de 22 - 24OC dans les conditions atmos-
phizriques
moyennes de la Petite Côte, température que l'on retrouvera dans
le:; zones d'estuaires, L'évaporation se poursuit et la salinité peut aug-
menter quasi indéfiniment dans les. zones totalement isolées, comme le fond
de l'estuaire du Saloum.
Il est intéressant de constater que les eaux de surface passent par un
minimum de densité au cours de leur transformation par ce processus,. Dans
Le cas de la figure 35 (mars 197)-k), ce minimum, de l'ordre de Ot = 25,5,
se produirait avant'que les eaux n'atteignent la Gambie. Ceci assigne les
l-imites de la circulation thermique côtière citée précédemment. En effet,
le gradient de pression interne dû aux différences de densité, et dirigé
nord-sud, s'inverse à partir d'une distance relativement faïble. Au-delà d
de cette limite les eaux tendent alors à s'écouler vers le sud et à s'en-
foncer. Cependant leur densité reste inférieure à celle des eaux d'upwel-
ling jusqu'à des valeurs beaucoup plus élevées de salinité (S = 3'7 %,).
C'est pourquoi 0 n n'a constaté nulle part, sur le plateau continental, la
présence d'eau de fond de salinité élevée pouvant provenir des zones cô-
tières et des estuaires.
5-4. LES EAUX PROFONDES
Sous la thermocline les eaux profondes sont constituées, ainsï qu'or1
lsa déjà vu, d'un mélange d'eaux centrales nord-atlantique et sud-atlan-
tique, la proportion d"eau nord-atlantique augmentant avec la profondeur.
La variation saisonnière du mélange de ces deux eaux au niveau du
talus continental a été étudiée (en reprenant Zes caractéristiques des
eaux centrales définies au chapitre précédent) pour trois secteurs de la
côte sénégalaise, en utilisant l'ensemble des stations hydrologiques dont
nous pouvions disposer et qui sont d'origines diverses. Ces trois secteurs
(fig. 36) représentent le nord du Sénégal (Saint-Louis), le Cap-Vert
(Dakar) et l'extrême sud (Roxo). On peut y constater les faits suivants :
On a partout moins de 30 % d'eau centrale nord-atlantique au-dessus d
des profondeurs 200 m.
Il existe un gradient nord-sud très sensible dans le mélange des eaux,
Les proportions les plus élevées d'ECNA étant observées au nord. Au niveau
du cap Roxo, on a toute l'année moins de 10 % d'ECI?A.
Il existe une variation saisonnière du mélange, le maximum d'ECNA dans
le mélange étant observé le long des côtes du Sénégal en saison chaude (
(juillet-août).
Ceci est vraisemblablement l'indice de variations saison-
nières de la circulation profonde du contre-courant nord longeant le talus
continental. Ce courant profond serait maximum en saison d'upwelling et
minimum en été. La circulation profonde semble donc être en opposition de
phase avec la circulation de surface et correspondre au principe d'un cou-
rant üe compensation. Sur la figure 36 sont également représentées les
variations saisonnières d'épaisseur de la couche de surface, c'est-à-dire
la profondeur du sommet de la thermocline sur le talus continental, qui ont
6té obtenues à partir de l'ensemble des stations hydrologiques et des ba-
3 2
thythermogrammes disponibles 2 Dakar pour les trois secteurs considérés.
Etant donné la mauvaise définition de l'épaisseur de la couche de surface en
saison froide - où la stratification est souvent continue -, l'échantillon-
nage inégal d'une station et d'un mois à l'autre, et la forte variabilité
observée en saison chaude, ces courbes ne peuvent prétendre représenter des
situations moyennes, et l'écart-type calcul6 de la profondeur moyenne de la
thermocline n'indique aucune différence significative entre les trois zones.
Ces c'wrbes ne sont donc données qu'à titre indicatif et ne peuvent notam-
ment servir à comparer les variations géographiques de l'épaisseur de la cou-
che de surface.
On remarquera cependant, qu'entre le sommet de la thermocline et la li-
gne représentant 100 % d'eau centrale sud-atlantique, il existe toute une
zone de forte épaisseur où l'on trouve de l'eau que nous avons appelée cen-
trale dégénérée c'est-à-dire dont la salinité est inférieure, à température
égale, à celle de l'eau centrale sud-atlantique. On ne peut pas attribuer
5 un processus de réchauffement local une telle transformation qu'on peut
parfois observer jusqu'à 200 m. Il est donc vraisemblable que ces eaux ré-
sultent d'un mélange avec des eaux peu salées ; cependant leur origine reste
éni@latique car on voit mal dans quelle zone de l'Atlantique tropical un tel
mélange pourrait atteindre des profondeurs où la température n'est plus que
de 12’ C, c'est-à-dire à des niveaux largement infra-thermoclinaux, L'exis-
tence de ces eaux froides et dessalées au large (TOMCZAK 1977, HUGBXS and
BARTON, 1974) rend d'ailleurs peu plausible l'hypothèse d'un mélange des eaux
profondes avec des apports fluviaux par phénomène d'upwelling côtier. Une
étude globale des diagrammes T-S à l'échelle régionale pourrait éventuelle-
ment fournir des éléments de réponse,
5.5. LES VARIATIONS SAISONNIERES
Malgré l'importance de la collection de données sur le plateau continen-
tal, il n'est pas possible, étant données les fortes variabilités de tous
les paramètres, de présenter l'évolution spatio-temporelle de tous les ca-
ractkres hydrologiques aux différents niveaux, ce qui par ailleurs alourdi-
rait considérablement cette étude, Nous nous bornerons à décrire les prin-
cipales situations rencontrées au cours de l'année, leurs traits dominants
et la forme de variabilité qui leur est propre.
5.5.1. Situations moyennes de surface
A partir des données récoltées au CRO:DT, MERLE a découpé l'année en deux
saisons et étudié la répartition des températures, salinités et oxygène dis-
sous à différentes profondeurs, Nous reproduirons en figure 37 les distribu-
tions, en surface, de ces paramètres pour les deux saisons considérées, à sa-
voir l'hiver (janvier-avril) et l'été (juillet-cotobre). Cette figure permet
de constater que suivant la saison considérée les variations géographiques
des facteurs peuvent différer fortement.
En saison froide, on observe que l'ensemble de la région est relativement
homogène en salinité ; par contre les températures et teneurs en oirygène dis-
sous des eaux de surface présentent des contraste:; importants. On notera en
particulier la différence de régime des côtes nord et sud, Au nord, l'upwel-
ling entraîne à la côte des eau profondes froides et à très faible teneur en
oxygène. Au sud, le système à deux cellules tend :au contraire à réchauffer et
enrichir les zones côtières.
En saison chaude, les températures et oxygène dissous sont très homogè-
nes, La salinité de surface par contre très variable et on y retrouve les
différentes catégories d'eaux dessalées précédemment décrites, La forme de
la dessalure sur la côte nord permet d'ailleurs de constater que la circu-
lation moyenne pendant cette saison a lieu vers le sud.
5.5.2. Les variations saisonnières au niveau du Cap-Vert
Afin de suivre l'évolution ou la succession des masses d'eau en profon-
deur sur le plateau continental, nous avons choisi une station de référence
dont nous suivons l'évolution pendant deux années de suite. La station choi-
sie est une station réalisée sur les fonds de 50 m (station C : 14'39' N ;
17'30' W) proche du cap Manuel. Deux critères ont guidé notre choix : cette
station a été regulièrement échantillonnée toutes les semaines pendant deux
as, et les deux années considérées 1957 et 1958 sont très dissemblables du
point de vue hydrologiques et proches des situations extrêmes que l'on peut
observer,
Les variations de température et de salinité entre la surface et le fond,
à cette station, sont représentées en figure 38 ; les relevés hebdomadaires
ont été regroupés en moyennes mensuelles. Elles permettent de se rendre comp-
te des analogies et des différences suivantes :
1957 est une année très froide et 1958 une année exceptionnellement chau-
de. En surface, l'écart des températures entre les deux années est de 2'C en
saison froide et de l°C environ en saison chaude. En saison froide, cela cor-
respond à un écart de profondeur entre les isothermes de 20 mètres environ.
La différence d'épaisseur de la masse d'eau chaude en hivernage est con-
sidérable, l'isotherme 25'C ne descend pas au-delà. de 20 mètres en 1957 ;
elle dépasse 50 mètres en 1958, Dans les deux cas cependant, le maximum d'é-
paisseur de la couche.de surface est atteint dès le début de la saison chau-
de, c'est-à-dire en juillet. A partir du mois d*aoCTt le mouvement de remon-
tée des eaux froides s'amorce à 50 mètres alors que le maximum thermique n'est
atteint en surface qu'au mois de septembre. Du fait d'une pluviométrie défi-
citaire en 1957 et excédentaire en 1958, bien que. les salinités de surface
soient du même ordre les deux années, la masse d'eau dessalée est beaucoup
plus importante en 1958. Si on choisit l'isohakine 35 & comme limite de cette
masse d'eau, la dessalure s'étend jusqu'à 15 mètres de septembre 8 décembre
en 1957 et atteint 30 m&res de juillet à décembre 1958. La thermocline après
une série d'oscillations disparaît définitivement en décembre, mais à cette
même époque, un réchauffement se produit sur le fond. On a donc deux minimums
thermiques au fond, l'un en octobre, d'environ 17'C, l'autre en février-mars
de l'ordre de 14OC.
Aux niveaux inférieurs, l'évolution saisonnières de la température, d'a-
près MERLE (non publié), n'est plus décelable à partir de 200 mètres où la
température fluctue entre 12,5 et 14OC.
Le cycle annuel des températures et des salinités a été étudié sur la côte
nord par DOMAIN (1980) et dans la zone sud par BARRIT (1978) au niveau du
Cap Roxo ; les résultats sont analogues avec, semble-t-il, un effet plus ac-
cent& de l'anomalie du mois d'octobre dans la partie sud du plateau conti-
nental. Il est vraisemblable que ce phénomène soit dû à l'importance de la
composante semi-annuelle (cf. paragraphe 5.5.3.) qui augmente vers le sud
par rapport à la composante annuelle qui passe par un minimum au voisinage
de la Guinée où elle change complètement de phase pour aboutir à un régime
d'hémisphère sud au-delà dans le golfe de Guinée (MER? et a$.: 1980).
Le cycle annuel des températures de surface à la cote a ete décrit par
REBERT et PRIVE (Arch. CRODT 47) pour les différentes stations c6tières.
3 4
'j.5.3. Le signal saisonnier
IJne analyse en série de Fourier de 24 ans de mesures de température de
surface à Mbour (non représentée ici) fait apparaître, dans le périodogram-
me, trois pics correspondant aux ondes annuelles, semi-annuelles et tiers-
annuelles que nous appellerons le signal saisonnier.
:En utilisant toutes les données disponibles des différentes stations ci:-
tièrles et de la station réalisée sur les fonds de 50 m au voisinage du Cap-
Vert (station C des documents du CRODT), nous présentons, dans les tableaux
1 et II, les caractéristiques de ces ondes - amplitude et phase -, les don-
nées ayant été regroupées en moyennes mensuelles et l'origine des temps cen-
trée sur le 15 décembre. Ces moyennes résultent de mesures au cours d'an-
nées différentes et.d'un nombre variable d'années (de un an 2 Joal jusqu'à
24 ans à Mbour), ce qui explique
les disparités que l'on peut observer SUT
les ondes de faible smplitude. Néanmoins les grands traits qui se dégagent
de la lecture de ces tableaux sont les suivants.
L'onde annuelle est maximum en surface où son amplitude est de 6'~ et di-
minue avec la profondeur. L'amplitude de :L'onde semi-annuelle, faible en SUT-
face (0,50°C en moyenne) augmente avec la profondeur et, & 50 m, elle est
presque aussi importante que l'onde annuelle. Dan:; les deux cas l'examen des
'
phases indique que ces ondes se propagent de bas en haut. Ainsi pour l'onde
annuelle le minimum thermique est atteint vers le 7 février à 50 m, le 2 mars
:
à 20 m, le 5 mars en surface. Pour l'onde semi-annuelle le premier minimum
a lieu le 11 avril à 50 m ; le 29 avril à 20 m (en surface l'amplitude est
trop faible pour avoir une bonne précision sur la phase, cf. tabl. II), le
second minimum ayant lieu 6 mois plus tard, c'est-à-dire en octobre. Ce pl-lé-
nomiine confirme d'ailleurs que les refroidissements sont principalement dus
à des mécanismes internes, c'est-à-dire à une réponse barocline de l'océan 2
des forces externes.
En surface, la propagation de l'onde annuelle semble se faire d'est en
ouest plus que dans le sens naturel nord-sud. En effet la phase de l'onde an-
nuelle indique un décalage de 10 à 20 jours entre les stations situées autour
du Cap-Vert et des stations situées de part et d'autre. La phase de l'onde
setil-annuelle est assez erratique, mais semble indiquer une propagation du
nord vers le sud.
La combinaison des trois ondes - et même uniquement des ondes annuelles et
semi-annuelles - crée, dans les niveaux profonds, un phénomène de petite sai-
son froide en octobre déjà remarqué au cours de l'étude des années 1957 et 1958,
et de petite saison chaude en novembre-décembre (fig. 39). Ce phénomène n'ap-
paraît pas en surface contrairement aux autres stations du fond du golfe de
Guinée. Ces petites saisons relèvent-elles du m$me mécanisme de "remote for-
cing" qui semble être à l'origine de ce phénomène dans le golfe de Guinée
(PICAUT et s.l., 1982) ? Etant donné la forte variabilit6 thermique interan-
nuelle observée au cours de cette saison ( et par ailleurs l'importance éco-
logique de ce phénomène auquel semble également liée une saison de ponte de
la faune démersale) il paraît très souhaitable en tout cas d'intensifier l'é-
chantillonnage dans les niveaux de subsurface à cette époque de l'année.
Nous n'avons pas encore mentionné l'onde tiers-annuelle dont l'amplitude
est relativement faible mais peut cependant dépasser celle de l'onde semi-
annuelle en surface. Cette onde existe mais son origine, a priori, n'est pas
évidente, contrairement à celle des ondes annuelles et semi-annuelles, dont
l'existence en zone intertropicale est parfaitement concevable et dont on
suit d'ailleurs très bien la propagation dans l'Atlantique intertropical
(MERLE etal.,
1980). L'hypothèse la plus vraisemblable est qu'il s'agisse
d'une simple harmonique de l'onde annuelle représentant :Les termes d'advec-
tien dans ut1 système r'i deux masses d'eau, ou d'upwelling côtier dans un sys-
L&e à deux couches, En effet, si on imagine un courant dhaud et un courant
froid séparés par 1112 front thermique aigu et que ces courants parcourent al-
ternativement le p.Lateau continental pendant deux saisons d'égale durée
(c'est le cas du Sénégal ainsi qu'on le verra plus loin), le signal thermi-
que tend à être un signal carré. Le signal, par analyse de Fourier, engendre
tous les harmoniques impairs avec une amplitude décroissant comme l/n!, n étant
le numéro de l'harmonique.
La possibilité d'une interaction non linéaire entre les ondes annuelle k
et semi annuelle (suivant la relation Cos (ut++). Cos ( 2ot+4') = Cos
(3rdt+@+(t)')f cos(wt+@-q))
a également été examinée mais l'étude des phases
ne permet pas de conclure positivement, En fait cette onde tiers-annuelle est
plus marquée à la côte qu'au large et pourrait donc bien traduire l'existence
du déplacement d'une zone frontale sur le plateau continental.
Semi-annuelle
Tiers-annuelle
TABLENJ I,- Amplitude en OC et phase en degré des trois composantes
du signal thermique saisonnier sur le plateau continen-
tal à différentes profondeurs au voisinage du Cap-Vert,
Semi-annuelle
Tiers-annuelle
TABLEAU II.- Amplitude en OC et phase en degré des trois composan-
tes du signal saisonnier, en surface, aux stations cô-
5.6. LES SAISONS MARINES OU SITUATIONS TYFVX
Un essai de synthèse entre les résultats obtenus à propos de la circula-
tion marine et des propriétés hydrologiques nous a amené à proposer un schéma
qui ne soit plus basé uniquement sur la seule analyse des masses d'eaux comme
préc6demment. Il apparaît que l'on peut décomposer grossièrement l'année en
quatre périodes dont nous allons tenter de définir les caractéristiques. Ces
Situa#tions-types n'ont pas la définition mathématique de situations moyennes,
mais correspondent aux situations les plus fréquemment observées et se repro-
duisent avec une relative régularité saisonnière, c'est-à-dire que, d'une an-
née ?i l'autre, leur durée varie, leur date d'apparition variant dans une four-
chette qui est de l'ordre du mois. Certains critères simples de température
et de salinité de surface, observées aux stations côtières, permettront en
général de les différencier. On a ainsi pu distinguer :
-5.6.1. Une saison froide de type advectïf à upwelling faible (novembre à
-
janvier
Cette période est caractérisée par l'ïnstallation des alizés qui sont en-
core faibles et irréguliers. Les courants généreux portent au sud sur toute
*
l'étendue du plateau continental (fig. 40 a) et il se produit un refroidisse-
ment de toute la zone. Cependant la côte nord es6 systématiquement plus froide
que la côte sud, De très fortes oscillations thermiques sont observées en
surface à la côte. La première chute de température est observée en général
au mois d'octobre et il se produit en moyenne trois à quatre oscillations avant
que les températures se stabilisent vers le mois de janvier. Leur période
moyenne varie donc entre 15 jours et un mois. Ces variations de température
sont dues à des oscillations zonales du système de courants, ce dont rend comp-
te la distribution des isothermes de surface qui sont parallèles à la côte. Le
mécanisme de ces oscillations est schématiquement le suivant : en fin de sai-
son:, le milieu est fortement stratifié au niveau de la thermocline, la couche
de surface étant chaude et dessalée. L'installation des alizés - le refroidis-
sement coïncide en général avec les premiers coups de vents -, ou une augmen-
tation du courant au large, provoque le basculement de la thermocline qui
arrive en surface. Les vents étant encore faibles et irréguliers, la forte
stratification subsiste jusqu'au mois de décembre avant d'être progressivement
dékuite par diffusion turbulente. On observe alors de très gros gradients de
température entre la côte et le large. Cette perturbation se poursuit donc par
une série d'oscillations verticales du système sous forme d'ondes de Kelvin et
d'ondes de Rossby topographiques piégées à la côte (ALLEN, 1980 ; MYSAK, 1980).
Il est évident que ces ondes seront renforcées si le système de vent côtier
varie en phase avec les oscillations, D'autre part, on comprend que la période
de ces oscillations n'est pas constante, puisque les caractéristiques de ces
ondes dépendent de la stratification des eaux qui est variable d'une année à
l'autre et diminue au cours de l'évolution de ce phénomène.
Les vents locaux semblent donc jouer un rôle relativement faible, une: fois
les oscillations amorcées. La remontée des isothermes au niveau du Cap-Vert
peut être accentuée par effet de courbure des lignes de courant au sud du cap.
Sur la côte sud, de faibles upwellings, tout à fait côtiers, peuvent être entre-
tenus sous l'effet des vents de nord-est portant au large. De même un faible
upwelling peut se produire sur le talus continental au niveau du changement
d'orientation des isobathes (vers le cap Roxo), mais les eaux froides n'attei-
gnent pas la surface en général et seule une structure en dôme est observée.
Dans toute la partie sud, le transport du coin d'eau dessalée est déplacisvers
le large. Au nord la zone dessalée due aux eaux (du fleuve Sénégal regresse
rapidement (fig. 29 b).
Y.> . L). *I .
::ai:ron froide à upwelïing fort (février à mai)
$;Ile se :lik%tingue de la précédente par le fait que les vents devieln,eut
't- principal moteur de la circulation horizontale et verticale des eaa<. ELl(i-
*:st en effet caractérisée par des vents forts (5 à 7 m/s
), stables en direc-
tion et virant progressivement au nord-ouest. On a alors deux zones d.‘qJwe.L-
ding bien distinctes séparées par une zone de convergence située vers Kayar.
En effet dans La partie nord de la presqu'île du Cap-Vert, le vent est prati-
,luement perpendiculaire à la côte et crée donc une accumulation d'eau du lar-
ge entre le Cap-Vert et Kayar séparée, par un front, des eaux froides de L'up-
Sdel'Ling de la côte nord (fig. 40 b) dont les caractéristiques ont dejà été
déc-i tes . Au sud du Cap-Vert, la zone d'upwelling maximum se déplace vers :Le
iarge, 1 - en raison de la topographie duplateau continental, 2 - & cause dd
gradient zona1 de la composante méridienne du vent qui entraîne une vaheur no3
oég:Ligeable du rotationnel du vent (on a alors autant affaire à un pompage
4'EKMA.H qu'à un upwelling côtier au sens strict).
A l'extrême sud, la limite des eaux froides de l'upwelling de la Petite
:fitct et des eaux chaudes côtières de la Guinée forme un front plus ou moins
net qui évolue entre le cap Roxo et les Bissagos suivant l'intensité de l'up-
welling. Au niveau du cap ROXO, se trouve donc une zone présentant un maximum
de variabilité thermique. En février, sur les petits fonds, devant la Casa-
mance, la température de surface peut varier entre 16 et 25'~;. Près du Cap-
Vert, , la variabilit6 8 court terme est nettement plus faible, les températures
ce
"Il surface oscillant autour de leur valeur moyenne dans une fourchette de 7"C,
T,a variabilité interannuelle est importante. Elle est maximum en surface (7°C)
et décroît avec la profondeur. Cette variabilité est reliée à l'intensité des
.alizés qui, cependant, n'expliquent qu'une partie des anomalies de températu-
're observées à cette saison (REBERT, 1978).
La comparaison entre ces deux situations de saison froide est illustrée
par la figure 41 qui représente deux situations réellement observées. On re-
marquera la forte variabilité spatiale de la température de subsurface au
mois de janvier, comparée à l'homogénéité des températures observées en avril,
Q? apparaissent nettement les grandes zones de remontées d'eaux froides, as-
:;ociées à deux zones côtières d'eaux chaudes au sud et à l'extrême nord du
Littoral.
5.6.2. Saison chaude homogène (juin-ao&)
La saison chaude est caractérisée par l'arrivée sur le plateau continental
w la couche d'eau chaude et salée transportée par le contre--courant équatorial.
Le réchauffement qui a :Lieu en juin peut être brutal (en 1971) augmentation de
~OC: en 5 jours), progressif (en 1969, 1973), ou se produire par paliers succes-
sifs (en 1974, 1975, 1976). Il est associé à la chute brutale des alizés, c'est-
à-dire correspond au passage du front inter-tropical, mais il. est pratiquement
.:mpossible
à la côte de suivre la propagation d'un front des eaux chaudes vers
le nord, D'ailleurs les campagnes réalisées au large, les mesures de courants
et l'examen des photos prises par satellites (DOMAIN, 1980), le confirment :
lme large bande d'eau chaude se déplace vers le nord au large, alors que des
zones d'upwelling subsistent à la côte. Le réchauffement à la côte semble donc
résulter surtout de l'effondrement simultané de ces poches d'upwelling .lorsque
7.es alizés font place à des vents d'ouest. Contrairement à la période de re-
froidissement,
aucune oscillation thermique de grande amplitude n'est observée
? la côte en période de réchauffement (elles existent cependant en subsurface).
Le courant général porte au nord sur tout le plateau continental (fig. 42 a).
:k' courant est, par contre, faible et peu stable ainsi qu'on l'a déjà vu.
30
La couche de surface isotherme et homogène au départ se dessale progressi-
vement en surface à partir de la zone sud. L'épaisseur de cette couche est à
peu près constante du nord au sud, mais le trait dominant de cette saison est
la très forte variabilité interannuelle de l'épaisseur de la couche de surfa-
ce ainsi qu'il a déjà été remarqué pour les années 1957 et 1958 ; l'épaisseur
moyenne est de 40 mètres mais, d'une année à l'autre, la profondeur du sommet,
de la thermocline peut varier de 20 mètres à 60 mètres (fig. 43). Les raisons
de ce phénomène sont sans rapport avec la situation météorologique locale,
c'est-à-dire qu'il est impossible de prévoir la profondeur de la thermocline
à partir de mesures de vents à la côte. Cependant il existe un rapport inté-
ressant avec la pluviométrie locale (voir paragr. 6).
La conséquence directe de ces variations de profondeur de la thermocline
est que, contrairement à ce qui se passe en saison froide, la variabilitk
interannuelle de température est minimum en surface (écart-type de 0,5'C sur
les moyens mensuelles) mais maximum au fond (2,3% à 50 m pour les moyennes
mensuelles du mois d'août). Lorsque la thermocline reste très proche de la
surface (cas de l'année 1968), il arrive que de petits coups de vents du nord
ou même des tornades (PORTOLANO, 1980) amènent, par génération d'ondes inter-
nes, la thermocline en surface au voisinage du Cap-Vert, ce qui crée des chu-,
tes brutales de température
à la côte (août 1968, fig. 43).
5.6.4. La saison chaude instable (septembre-octobre)
-
-
Un phénomène longtemps passé inaperçu, faute de mesures directes, est la
renverse générale des courants qui se produit dès le mois de septembre, c'est-
à-dire en pleine saison chaude. Sur toute la côte nord, un courant se développe
vers le sud. Sur la Petite Côte, la situation est plus complexe car la pente
du coin d'eau dessalée , qui atteint son apogée à cause des cruex des fleuves,
arrive 8 créer un courant nord dans la zone côtière, alors que plus au large
la circulation générale a lieu vers le sud (fig. 42 b). Il en résulte sur la
Petite Côte une situation très instable, la brochure du coin dessalé dessi-
nant des méandres , qui peuvent donner naissance à des inclusions salées, se
déplaçant avec un mouvement cyclonique à l'intérieur de la zone dessalée ;
l'existence de ces deux circulations opposées donne naissance à une crête
thermique le long du talus continental (fig. 44),, En fait, là encore, aucune
particularité météorologique locale ne peut expliquer cette renverse des cou-
rants qui doit dépendre de facteurs océaniques entièrement extérieurs à la
zone sénégalaise, et notamment de l'intensité et des méandres du contre-courant
équatorial.
L'existence d'un tel courant sud ne repose pour l'instant que sur les ob-
servations indirectes suivantes :
- baisse du niveau moyen dès le mois d'août (alors qu'il y a augmenta,tion
des apports côtiers),
- remontée de la thermocline et pente caractéristique vers le large.
- apparition d'eaux dessalées aux stations c6tières de Yoff et de Kayar.
Ce dernier critère est le plus évident. En effet, alors que le flux d'eau
dessalée provient du sud et crée un gradient sud-nord de salinité, il se pro-
duit soudain une chute brutale des salinités à Kayar qui ne peut être attri-
buée qu'à l'arrivée des eaux du fleuve Sénégal, donc à un courant sud. La com-
paraison des salinités enregistrées aux stations de Mbour et Kayar permet en
général de dater cet événement avec une très grande précision (à condition
que la crue du fleuve soit suffisante) . A titre d'exemple nous reproduisons
---. - - -
-..~_-__-- _,l ._,_ _ . . .” .-_-
1973
-1
,‘[ii
-
-
-
-,--
2 sept, 1 sept.
1 oct.
- - - -
.-L--I
--l-
28 sept.
2 oct.
--L -.--~
Ainsi qu'on peut le constater, bien qu'il s'écoule en moyenne un moi:, en--
Cre les phénomènes, il ne semble pas y avoir de relations entre la renverse
des courants et l'apparition de la saison froide. En fait, ce courant sud est
lui-même instable et il est certain que plusieurs oscillations ont lieu déjà
avant <que les eaux froides n?arrivent en surface. Toute la période de septem-
bre à janvier est donc caractérisée par ces oscillations à basse fréquence
dont l'étude théorique reste entièrement à faire.
5.7. HYDROLOGIE E2 FLUVIOMETRIE AU CAP-VERT
De nombreuses in-vestigations ont été menées ces dernières années concer-
nant les rapports entre pluviométrie et température de surface dans le golfe
de Guinée, et tout particulièrement en raison de la période de sécheresse pro-
longée qui a stimulg ce genre d'études. Pour la région sénégalaise, DORCT
119‘72) avait déjà conclu par une absence de corrélation entre ces deux fac-
teurs et les travaux que nous avons poursuivis à partir de séries de données
plus longues n'ont pas donné de meilleurs résultats.
En fait, la variabilité interannuelle des températures de surface., en sai-
son chaude, est très faible et il semble peu probable qu'elle puisse avoir une
inf:Luence déterminante sur la circulation atmosphérique ou le transfert de va-
peur d'eau. Par contre, on a noté, du point de vue océanique, la très forte va-
riabilité, en saison chaude, de l'épaisseur de la couche de surface. I:L sem-
blait donc intéressant de la comparer à la variabilité de la pluviométrie lo-
cale. Malheureusement des enregistrements du profil thermique sont assez rares,
alors que nous disposions d'un stock beaucoup plus important de mesures à pro-
fondeurs fixes. Nous avons donc choisi la température à 50 m au mois d'août
qui est un bon indicateur de l'épaisseur de la couche de surface, le niveau
50 m se trouvant en général situé dans la partie haute de la thermocline,
En figure 45 sont donc représentées les températures moyennes en août ti.
50 m au voisinage du Cap-Vert (résultat de 1 à 5 observations suivant les an-
nees) oompar6es à 1s pluviométrie du mois enregistrée à Dakar, Les Chi:ffres
indiquent; les années d'observations. Il est clair qu'il existe une corréla-
tion positive entre ces deux paramètres, c'est-à-dire que les années à pluvio-
n6trie excédentaire sont également caractérisées par une couche de surface de
forte 6paisseur. Il est visible cependant que cette relation n'explique pas
la sécheresse. En effet, on constate sur la figure 45 deux catégories de points
i,ien alignés. 9r 1958 2 1962, au cours de la décennie pluvieuse, il;< s'alignent
sur la 'droite supérieure. A partir de 1967 jusqu'en 1974, c'est-à-dire pen-
dant la période de skheresse,
ils s'alignen-l; sur une droite approximative-
ment parallèle mais décalée vers le bas ; le déficit pluviométrique moyen est
alors supérieur à 250 mm. On remarquera en passant que 1957 et 1958 représen-
tant bien deux extrêmes, du point de 'vue hydrologique, au mois d'août.
Sur les raisons de cette relation, de nombreuses hypothèses peuvent être
émises. On peut d'abord éliminer celle de l'influence des vents locaux SUT
l'accumulation des eaux de surface à la côte, car leur variabilité est trop
faible pour créer de telles variations d'épaisseur. L'approfondissement de la
couche de mélange par augmentation de la turbulence est parallèlement 2 ex-
clure car, d'après les résultats des mesures faites aux stations côtières, on
a vérifié que la température de surface tend 3 augmenter en même temps que
l'épaisseur de la couche de surface. L'effet de la dessalure est par, ailleurs
encore négligeable en août. Il est possible, par contre, qu'j des déplacements
plus ou moins forts en latitude du FIT, correspondent des déplacements équiva-
lents du contre-courant équatorial, donc de la profondeur de la thermocline
devant le Sénégal. Il est vraisemblable en outre que des variations notables
d'épaisseur de ce contre-courant ont lieu d'une année à l'autre. La relation
avec la pluviométrie résulterait donc de variations des caractéristiques de
la circulation atmosphérique (,déplacement, rationnel et divergence des vents)
dont dkpendent en même temps les courants et les précipitations. Il y a mal-
heureusement,
à l'heure actuelle, trop peu de connées pour étudier la varia-
bilité interannuelle du contre-courant équato rial dont même le cycle annuel
est encore mal connu. On voit l'intérêt qu'il y aurait à poursuivre un pro-
gramme côtier de mesures de profils thermiques, para:Llèlement aux relevés sys-
tématiques qui sont effectués actuellement au large dans 1"Atlantique inter-
tropical.
5.8. FRONT ET TRANSITIONS. DUREE DES SAISONS MARINES
Un schéma fréquemment admis pour expliquer les transitions rapides entre
les saisons, c'est-à-dire les périodes de refroidissement et de réchauffement,
était de considérer que ce phénomène correspondait au passage du front sépa-
rant les eaux froides du courant des Canaries des eaux chaudes du contre cou-
rant é'quatorial. Le front se déplacerait sur le plateau continental de sa po-
sition sud au cap Roxo en saison froide Èi sa position extrême nord au Cap Blanc
en saison chaude en suivant approximativement la progression du FIT. Ce schéma
trop simple ne peut hélas pas être retenu pour expliquer les transitions sur le
plateau continental. Il convient en effet de faire la distinction entre mouve-
ments hirizontaux et verticaux.
Il faut d'abord remarquer que, au niveau du Cap-Vert, les réchauffements
et refroidissements coïncident bien en général avec la fin brutale ou l'instal-
lation des alizés, ce qui a d'ailleurs conduit à formuler ce parallèle entre
mouvements atmosphériques et marins. Mais si le réchauffement résultait d'un
mouvement d'advection horizontal pur du front, les vitesses des courants mesu-
rés étant de l'ordre de 20 cm/s, ce front mettrait environ 24 jours pour se
propager le long des côtes du Sénégal. Or, ni les nombreuses campagnes réali-
sées en période de transition, ni les photos prises par satellites (DOMAIN,
198O), ni les relevés effectués pendant 6 ans aux stations côtières de M~OU~
à Saint-Louis n'ont pu mettre en évidence une telle progression dans aucun des
deux sens.
En ce qui concerne le réchauffement, PORTCLAN (1981) note un caractère
propagatif au large, mais sans corrélation avec la disparition des structures
d'upwelling à la côte. En fait, il subsiste B la côte, ainsi qu'on l'a vu pré-
cédemment, deux zones d'upwelling principale:;, devant Saint-Louis et au sud
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-yr. L .
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:6t ictr) :;P propagean; avec ~II(-- vi t.61:;:~. ,!f- j)iiast égale 7 celle dc: l
a
prrqc~gation
.!i: fi-ont; atm0 -;ph~riqlie fl c vtttt- S-45 Y
: t
1 ' >rilrc- dc. quelques j.:ur:-- ;,,3ur 1. 'en::i-m-
hic, de la côte.
I._ La ci$atior! d'im système d'onIre:
jji Gg& du plateau continental {i;iLL et,
aJfvm, 1974) ~ Y? propageant vers 16. rioM .lui peuvent entraîner un refroidi.s3e-
mect de surface après quelques jour:; 5~ i6plaçant donc en sens inverse de celui
,lir coup de vent. Des effets locaux Je focalisalion de ces ondes (presqu'lle du
?ap-Vert) peuvent en renforcer l'ampli t.!~d~~, donc créer des zones froides isol&s,
L'effet principal. ii la côt.e, de tou:-, ces mécanismes, est de conférer au :re-
L'roitïissement
un caractère stationnaire (PORTO~~, 1981), c'est-à-dire quasi-
simu:tané. Pour illustrer ce fait par un exemple plus précis, si lion corisidSre
le cas de l'année 19'?4 (fig. 46), on constate que9 fin septembre, un premier
petit refroidissemenT de 2OC se manifeste> de Saint-Louis au Cap-Vert. Le 15 r)c-
tobre ~1 refroidissement apparaît simultanément de Saint-Louis à Mhour, la tem-
pérature diminuant en 5 jours de g°C 5 Saint-Louis, 6’~ à Kayar et au Cap-Vert,
')r°C 5 Mbour et restant stable au niveau de la Gambie.
Il ne semble donc pas que, en dehors de ses positions extrêmes, le fronu
'31t une existence bien définie sur le plateau continental., en période de tran-
sition, où i.1 tend à se fragmenter au cours du réchauffement et à être paraILl&i
"\\: la côte au niveau du talus continental pendant le refroidissement. A la côte,
la différence la plus notable entre ces deux périodes est que le réchauffement
t-5 s t, , en général, irréversible alors que le refroidissement procède par grandes
oscillations avant de se stabiliser.
La date d'apparition de ces périodes de transition est assez variablte d'une
année .5 l'autre. Bien qu'il soit malaisé de définir exacteme& la différence
entre saisons marine:; à partir d'un critère de température, puisque le réchauf-
fement est souvent très progressif et que le refroidissement, plus brutal est
osci:latoire,
nous avons tente de la situer de la façon suivante : en utilisant
les cycles annuels des températures mesurées à la station côtière de Mbour
(25 ans d'observations), nous avons considéré que la date d'apparition de l'iso--
therme @+OC, qui se trouve en général dans la zone de gradient thermique maxi-
mum, constituai-t un bon indice de changement de saison.
L'histogramme de ces dates de début de saison chaude et de saison froide est
reporté sur la figure 47 par périodes de 10 jours, Il en ressort que la date
moyenne de début de saison chaude est 1.t. 38 mai avec un écart-type de 1'1 jours :;
la date moyenne de disbut de saison froide ist le 30 novembre avec un kart-type
.k 8 jours. Les deux saisons sont donc en moyenne d'égale durse. Il est inté-
rtzz.sant de noter que, si la distribution des dates de début de saison froide est
s peu pr& gaussiennct, celle de d6but dis naison chaude semble nettement bi-modale.
,111 :turait donc des saisons froides anormalement courtes ou longues, lr début de
13. saisorr - qui se situerait & 95 '$ de :,robabilit6 entre le 15 novembre et Le 15
3Gcembw "~ 6tsnt plu:: &gulier qur 1 CL fit? 4~ 3aison froide ,
Signalons enfin que nous n'avons trou+ aucune c:orr6lation entre l'inten-
sité de la saison froide - dgfinie par l’a.nomali~ de te.mp&ature de surface -
et sa durée. Les anomalies de température 6tant partiellement dues à l'inten-
sité de l'upwelling (REBERT, 1978 ; PORTOLANO, 1981! donc de la force des
alizés, il peut être utile de verifier si ce fait, qui limite malheureusement
les possibilités de prévision, est également valable pour la circulation at-
mosphérique.
C 0 N C L U hi 1 0 N
L'analyse des observations d'origines très diverses, realisée dans cette
étude, met en évidence, outre la richesse et la complexité des mécanismes phy-
siques qui gouvernent l'évolution des ealLx marines devant le Sénégal, l'am-
pleur des échanges énergétiques entre l'océan et l'atmosphère, Un seul fait
suffit à les résumer : avec une amplitude thermique annuelle de plus de 12'C
en surface, la zone côtière est la plus contrastée de toute l'Afrique de l'Ouest.
L'étude du bilan thermique a montré, malgré son imprécision, qu'il est très
excddentaire et que la persistance d'eaux, si anormalement froides en saison
sèche, ne peut s'expliquer par la simple advection d'eaux froides. De puissants
mouvements verticaux se développent donc dans l'océan <amenant constamment,, en
_
Sur:face, des eaux froides.
Ce processus n'est pas régulier le long de la côte car la topographie du
plateau continental et le trait de côte créent d'impo-tnntes modifications dans
la localisation et la vitesse de ces remontées créant, en gros, deux sones
bien distinctes situées de part et d'autre du Cap-Vert.
Ces upwellings dus principalement au vent dui entraîne vers le large les
eaux de surface, peuvent localement - et en perticulier au niveau du Cap-Vert -,
être créés par des divergences dues aux cour-bures et ii. llaccélération des cou-
rants. Les modèles analytiques ou numériques de ce phénomène restent à déve-
lopper.
Il est quasi certain que ces zones côtières anormalement froides créent à
leur tour des modifications locales de la circulation atmosphérique. Ce cou-
plage océan-atmosphère tend-il à renforcer ou à stabiliser les vents et les
remontées d'eaux froides ? autrement dit quel est le signe de la rétroaction ?
Il semblerait que, pour les fluctuations ,2 court terme, elle soit négative. Il
n'est pas exclu cependant, qu'à plus grande khelle,
elle soit positive faisant
de l'upwelling un phénomène partiellement auto-entretenu, tant sont souvent
brutales et simultanées l'apparition ou l'effondrement du système alizés-eaux
froides. L'utilisation conjointe de données des satellites et météorologiques
au sol permet, en utilisant les moyens et méthodes modernes de traitement de
données, d'aborder cette étude de façon à la fois théorique et empirique.
L'importance des ondes planétaires de ROSSBY et des ondes topographiques de
plateau continental dans les processus de refroidissement associés 2 la migra-
tion du front inter-tropical n'a pu être &aluc?e. Peuvent-elles expliquer les
grandes oscillations thermiques observées à cette saison ? Le rkeau de sta-
tions côtières ne permettant pas de répondre à cette question, là aussi l'~es-
poir réside dans les nouveaux moyens d'acquisition de données.
Enfin, tout comme l'atmosphère, le milieu marin p&sente une très forte va-
riabilité interannuelle.
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‘i 3
Gktte variabilité, principalement concentrée en surface en saison froide,
se manisfeste surtout en profondeur (pour la variabilitF3 thermique) en saison
chaude. Des relations entre ces fluctuations 5 long terme et celle des vent:
et de la pluviométrie apparaissent 2 l'échelle locale. Il est essentiel d'en
préciser la nature et plus encore d'en poursuivre l'observation étant donné
leur j-mportance aussi bine climatique qu'écologique, bien qu'elle soit encore
peu connue.
La persistance moyenne des anomalies mensuelles de température étant de
l'ordre de deux à trois mois, ce type d'observation est parfaitement réalisa-
ble par les moyens classiques de l'océanographie. 1.1 est cependant indispen-
sable, après avoir
établi le plan d'échantillonnage, d'étendre aux niveaux
profonds, la station ou le réseau d'observations pour compléter les observa-
tions de surface obtenues par ailleurs.
B I B L I O G R A P H I E
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I:f
!rtxtac.
tl’.sction et circulation ,3n janvier et iuillet.
?‘JV\\!Kb
!
:
Pw, itions moyennes mensuel 1 t’s de l’anticyclone des Açores
kf'.xp&s GUIRRIEC-GOUGEON),
‘.‘J (;Il]<!
I
: Pres:; ions moyennes mensuel I.es
1, ! i;ilKF
: Iiodrographe des vents mensuels
moyens (1967-I 976) aux stat j oni
mwt eorologiques côtières,
1K1(.1,11# k> : a) Vents moyens sur la radiale 12”N de février a mai.
b) Comparaison entre les vents moyens mesurés en mai 1971 à Dakar,
Ziguinchor et deux stations fixes en mer (et leur stabilité),
1.~ nombre d’observations utilisées se trouve ent,re parenthèses,
p[C;L]{E
!
:
Prccipitations moyennes annuelles,
!: 1 GUKE:
8 : Radiation indicente et insolation à Dakar
FIGURE’ ‘J : Température et évaporation autour du Cap-Vert en avril 1974,
FLGURE 10 : Difference de température air-eau.
i:IGLlKF 1 i : Circulation méridienne zona1.e et verticale dans la couche de
surface en région équatoriale (d’après Mamaev) o
CSE : Courant sud-équatorial
CCE : Contre-courant équatorial
CNE : Courant nord-équatorial
FIGL’RE 12 : Niveau moyen à Dakar et tensions de vent.
FIGURE 1 ‘Z : Anomalies pendant la période 1958-1965 des :
a) Niveaux moyens à Dakar
b) Vitesse du vent à Dakar-Yoff
c) températures de surface à Mbour.
FIGURE 14 : Les courants à 5 m, du 20 au 31 mars 1974.
FIGURE 15 : Variations de la composante nord-sud des courants de surface sur
le plateau continental à 14” OO’N de janvier à juin 1977. Les
isobathes sont indiquées en abscisse, les courants nords sont
hachurés.
FlCLiRF i 5 : Variation annuelle du transport d’Ekman le long des côtes de
Mauritanie et du Sénégal, exprimées en m3/s pour 10 mètres de
côte. Les valeurs négatives (convergence) sont hachurées D
.
FIGURE 17 : a) Composante nord-sud en cm/s des courants devant Saint-Louis
sur les fonds de 103 mètres. Station du Meteor, mars 1937.
b) Structure verticale moyenne du courant à cette station
(Tomczak, 1970).
FIGURE: 18 : Composante nord-sud en cm/s des courants mesurés le 26 mars 1974
sur la radiale 14”OO’N . Les courants ,nord sont hachurés.
FIGURE: 19 : Hodographe intégré des courants observés à 14’N sur le plateau
continental :
a) en mars 1976
b) en septembre 1975.
FIGURE 20 : Profils thermiques et circulation verticale et transversale prOba-
ble au nord et au sud du Cap-Vert en période d’upwelling.
FIGURE 21 : Spectres totaux, direct et inverse des courants mesurés à 16 mètres,
d’avril à juin 1977, sur les fonds de 50 mètres de la radiale 14.ON.
FIGURE 22 : Orientation moyenne des ellipses, c o e f f i c i e n t r o t a t o i r e e t s t a b i l i -
té des ellipses de courant correspondant aux spectres de la figure
21.
FIGURES 23 : Ventes, tension de vent, courants et température à 16 mètres
(14’N) en avril-mai 1977. Moyennes journalières et droites de
régression.
FIGURE 24 : Corrélation croisées entre les moyennes journalières :
a) des composantes nord-sud des tensions de vent mesurées à Dakar-
Yoff et des courants à 16 mètres à 14’N
b) de la composante nord-sud des vents à Dakar-Yoff et de la tempé-
rature à 16 mètres à 14”N.
ériode avril-mai 1977, le décalage est positif lorsque les vents
l?ecedent
. w
l’autre paramètre) .
FIGURE 25 : Marée interne sur les fonds de 60 m à 14’lO’N du 19 au 22 septembre
1975 (les heures de pleine et basse mer au port de Dakar sont indi-
quées en abscisse) II
FIGURE 26 : Pourcentage d’eau centrale sud-atlantique dans les eaux profondes
entre Dakar et les îles du Cap-Vert, le 5 août 1968. La zone hachu-
rée correspond à la thermocline (19’C
T
24’C).
FIGURE 27 : Isothermes en baie de Gorée en saison froide.
FIGURE 28 : Corrélations croisées entre Vent:s, courants et température de S#ur-
face à Tiaroye (avril-mai 1977)*,
FIGURE 29 : Les catégories d’eaux de surface d’apr2ls ROSSIGNOL (1973).
FIGURE 30 : Comparaison des caractéristiques T-S des eaux de surface à Tiaroye
au mois de mars et celles de l’eau centrale sud-atlantique.
y , (;Cm j -; 1
J:vciI~ltion d e s e a u x de :surÇacc e n /:onE LôtlCre s o u s 1 ’ ir~f i uer~~ae
du bi lan thermique local, ILes points représentant le:< observat.ions
faites en mars 1974.
1: 1 GlJRF 3fi : V a r i a t i o n s a i s o n n i è r e d u mCiangç: des e a u x c e n t r a l e s ~111 je i.alus
continental. en trois s e c t e u r s d e l a c ô t e d u S é n é g a l . Les c h i f f r e s
indiquent 1-e pourcentage d’eau centrale sud-atlantique, La zone
hachurées correspond à la profondeur du sommer de la ttlermocl ine
f:TGURE 3 7 : a , h, c, T e m p é r a t u r e , sa1 inité et oxygène de surface en hi.ver
(moyennes janvier-avril) et en 6tf (moyennes juillet-septembre),
(d’après .J. MERLE) o
fiG(jRE 38 : Variations saisonnières de la température et de la sali.nité Zi une
station réalisée sur les fonds dc 50 m en face du Cap-Vert ;a\\.;
cours des années 1957-1958,
FX”JRE 39 : reconstitution du signal saisonnier ri 0 m et 50 m 2 i.' ourst du
Cap-Vert par la somme des ondes annuelles, semi-annuelles I-Y
t i e r s - a n n u e l l e s .
FIGURE SO : C i r c u l a t i o n s u p e r f i c i e l i e e t r é p a r t i t i o n d e s isothermes de :.urface
en saison froide en période :
a ) d ’ u p w e l l i n g f a i b l e ( d é c e m b r e - j a n v i e r ) e t d’advectioc
h) d ’ u p w e l l i n g f o r t ( f é v r i e r - a v r i l ) e
FI:GURE 4! : rempérature à 1 0 m è t r e s ;
a) en avril 1976
h) en janvier 1974.
FIGIJRE 41 : Courant:; de surface et isohal ines de surface en saison chaude :
a ) s t a b l e ( j u i l l e t - a o û t )
b ) i n s t a b l e (septembre-.octobre).
FLC;I!YE 43 :
Profondeur de 1 ‘isotherme 25’C
n) en août 1968
1)) en août 1974
FIGLTRE 44 : Profondeur de l’isotherme 25°C: en. septembre 1977.
FIGURE 45 : Relation entre les précipitations 2 Dakar au mois d’août et les
températures mesurees à 50 met.res au voisinage du Cap-Vert.
FIGURE 46 : Température de surface en 1974 aux stations côti!res de Banjul,
Mbour, Tiaroye, Yof f , Kayar et Saint-Louis (de haut en bas, c.ha-
que station étant décalée de 2°C).
FIGURE 47 : Histogramme des dates d’apparitions de :
a) la saison chaude
b) la saison froide
d’après la station côtière de qbour (1952-1977).
140
4,:
__-..-__-
-
Carte 1 - LE DEPLACEMENT DU FRONT INTERTROPICAL
au cours de l'année
d'après les planches lI, 12, 13 de l'Atlas international de l'Ouest ;ifric:ainj
4 0
1: JANVIER:
: : : : : : : : : : : : 7; : : f%?$+$a
y:.. \\gJ?l
; :; .,
00
S .
DC ’
E N A
T R E C
S T I O N
-M+-Ligne isobare (pression en mb. au niveau de la mer)
M A S S E S D’AtR
E Trace au sol de l’équateur météo.(F.I.T. sur le coniinent)
. 8
. .
D Axe des basses pressions intertropicales.
lYzz.l
Ai Cellule anticyclonique des Açores.
&& Y: :*yt’;:::,,,
A2
”
II maghrébine.
m Mousson
Aa
‘(
” d
e
Ste.HéIène.
- Taject. des masses d’air:
t
3oc bc
N .
2OC ‘;
{OC > ‘:
00
s.
Figure 2.- cje$';;; d'action et circulation en janvier et
.
35’N
30° N
35OW
3o” w
25OW
2o”w
1
Figure 3.- Positions moyennes mensuelles de l'anticyclone des
Açores (d'après GUIRRIEC-GOUGEON).
.
-. ._ “__ -~. -.-._-
--.--~-“,.L-r<--“--~”
--em
sl,**
. . .l.,.“‘<.r-~l.--.~
.-._ - -.- .-. .._” ._ll_- -__l-----.
Ression à
Ression à Yoff
Gradient nord -sud
mb
m b
t
I
1013 --
1012 --
1012
-- 2
/
/
IOll - - Flux d’Est
/
-- I
\\
/
‘\\
/
1010 --
.-.^-~~-- -
1010
-Q
J
F
M
A
A /S--O’ ‘N
D
++-.+(
--I
Figure 4:
Pression moyenne mensuelle ou niveau de la mer
à D a k a r (1950-1975)
D i f f é r e n c e d e p r e s s i o n e n t r e S a i n t - L o u i s e t
-B-B
-
Ziguinchor ( 1950-1960) e
N
/S
J
J
;
J
1
A
5 m/s
6 mis
6 m/s
S
f
S
Saint - Louis
Dakar
Zinguinchor
Figure h.- Hodographe des vents met1Suels moyen'- (1967-1976: ~I.JX
stations météorologique5 cotières.
N .- u, .- c I 8
f
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PRÉCIPITATIONS MOYENNES ANNUELLES
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160
1100
1200
60
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fi---------
1400
lwu
16oQ
17M
1MlOmm
Figure 7 :
Précipitations moyennes annuelles
-__-.-
~-.-_-~
--“...,ll~,“l.-rr.“‘--~~m
Radiation
Insolation
cal/cr&jour
(heure /jour)
500
10
8
6
4
100
2
I
8
I
I
I
p-l---
J
F
M
A
M
J
J
ASOND
Figure 8 :
- R a d i a t i o n i n c i d e n t e C!J Dakar (1967-1973)
-e-s Insolation c! Dakar- Yoff (1967- 1976)
1 Q*
j
:
l_l Température de surface
:*
2
:’
e--.- Evaporation (mm/jourl
I’:
l
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:
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-
1
.
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:
0
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-1
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j
\\
I
17O 2ow
-IiJ F M A M J
JL A
S 0 N D
Figure 10 : Différence
e n t r e l a t e m p é r a t u r e d e l ’ a i r ( A é r o p o r t
d e Dakar-Yoff) e t l a t e m p é r a t u r e d e l ’ e a u .
a u s u d d u C a p V e r t ( T h i a r o y e )
- - - - - -
au nord du Cap Vert (Yoff)
10 c m
-10
-1°
J958, 5 9 < 6 0 ,6l
I 6 2 , 6 3 , 6 4 , 6 5 ,
Figure 13 - Anomalies pendant la période 1958 - 1965 des :
a) niveaux moyens à Dakar
b) vitesse du vent à Dakar-Yoff
c) températures de surface à Mbour.
_ ,....
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Janvier
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Fiwiatr
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.
/ /
Mats
‘1“‘
Avril
Mai
Juin
Figure 15.- Variations de ia composa‘nte nord-sud des courants de surface
sur le plateau continental à 14"OO'N de janvier à .juin 1977
i C%c
L.-J isobathes sont indiquées en abscisse
ies courants norrl sont harhirraq.
hoUT
S E P T
OCT Nov
D E C
J A N V
F E V
NARS
A V R I L
MAI
J”IW
Figure 16.- : Variation annuelle du transport d'Ekman le long des côtes
de Mauritanie et du Sénégal, exprimé en m3/s pour 10 mètres de côte. Les
valeurs négatives (converi;ence) sont hachurées.
c
N
c\\ C
/
5m
-10 Y
’
cm /s
Figure 17b.- : Structure verticale moyenne du courant à cette station
(Tomczak, 1970).
14”OO N
50’
yo w
FPgure 18.0 Composante nord-sud en cm/s des courants mesurés le 26 mars 74
sur la radiale 14Q00'N. Les courants nord sont hachurés.
I
-.--
- -
_l_l-_ll_--_-_.--_II_
--
~ . , . ”
”
I
__.
_
_
- _ . - . - - -
_._I
-------
___--.-
UtSpart 22h.10 Ic 16/3
t);pnrt 23hlO lr ib/J
OOhO
COURANT a 40 metres
0
10
1
10 MILLES
COURANT a LO e t 4 0 métres
a Point fixe
HODOGRAPHE NTEGRE
OOhO
- P M
C O U R A N T a IOmetres
Figure 19 a.- Hodowaphe intégré des courants observés
à 14'N sur le plateau continental en mars
1976.
IOOm
14O 0 0 N
IOOm
0
10
20
30km
I
1
200m
200m
Fiqure 20.- Profils thermiques et circulation verticale et transversale probable
au nord et au sud du Cap-Vert en période d'upwelling.
-.--_-_-
-..---m-e-
.‘.I . I,«l_-” . .._.. .-.. .-
CQURANT 6 2 5 m è t r e s
C O U R A N T à SOmitres
2 3
)
.
.
< . X
-
10 M I L L E S
C O U R A N T S a* 2 5 e t 5 0 m è t r e s
D é p a r t l e lS/S à OOh
Y2
à P o i n t f i x e
HODOGRAPHE
INTEGRE
Fiqure 19 b.- Modographe intégré des courants observes 3
14"N sur le plateau continental t?n septeni-
bre 1975
PERIbD,
HRS.
PERIO0,
HRS.
fRE!I!~JEîICY,CYCLES/
HRS.
FREQUENCY,CYCL.ES/
HRS.
TO:P’ IC S?ECTP,‘J!1
CLOCKWISE
SPECTAUM
RNTI-CLIXKWISE SPECTRUH
iX%G?t2Ci?EJ7H
COf”rP. EST
ORKRR228807W
CIIIMP. E S T
DRKRR228807W
COMP. E S T
Dhni4R2ZEBû7W
CZMP. NCIRO
DAKRR228807W
CBMP. NORD
DRKRR228BO7W
C O M P . N O R D
-26 r,ETERS
16 METERS
16 METERS
7-I - IV- C2 T O 77-VI - 0 7
7 - f - I V - 2 2 TO 77-VI - 0 7
71-1’4-12 TEI X - V I - 0 7
7 PIECES RITH
792 ES;IMiiTES
7 P I E C E S W I T H 1 9 2 ESTIHATES
7 PIECES WITH
1 3 2 ESTIP9TES
PEA P I E C E . AVERRGED OVER
P E R P I E C E . AVEXIGfD OVER
1 RD JfU&{ $F$XJENCY BfiNDS
1 RDJfXEs FXSQUENCY
BRNDS
.
Figure Zi.- Spectres totaux, direct et inverse des courants mesurés à 16 m, d'avril à juin 1977,
sur les fonds de 50 m de la radiale 14"N.
--,,,”
. _ *,I _.,“‘,.*-
^ * . I^l,,“...
.., ,- _-, ,-I”I-----
*a-----
180’ -I
0 rientat ion
--T-- moyenne des
e l l i p s e s
Coefficient
rotatoire
1
- - - - - -
095
0
2 jiurs
1 jour
12 heures
6 heures
Figure 22.- : Urientation moyenne des ellipses, coefficient rotataire et stabilité des
ellipses de courant correspondant aux spectres de la figure '21.
Composunte
Nord-Sud e t E s t - hes~
des vents 8 Dakor - Yoff
im /SI2
----T--- _-._ --“--“.‘. .._-
r
-
C o m p o s a n t e N o r d - S u d d e l a
tension de vent (carré de la vitesse).
3 0
4 0
5 0
2 0
10
N
cm/s
Composante
Nord-Sud des
-10
S
c o u r a n t s Q 16 mètres.
-2Q
- 3 0
2 2
21
20
T e m p é r a t u r e ’a 16 mitres.
19
18 -
17 -
Gqure 23, - Vents, tensions de vent, courants et température A
16 m (14"N) en avril-mai 1977. Moyennes journalières
et droites de reqression.
0a
0b
m m - . , - - - - - - - 9 5 %
-e------m--
-0,5
Fi~fre 74.- Corrélations croisées entre les moyennes journalières :
a) des composantes nord-sud des tensions de vent mesurées
à Dakar-Yoff et des courants 3 16 m à 14"N.
b) de la composante nord-sud des vents 9 Dakar-Yoff et de
la température à 16 m à 14"EI.
(période avril-mai 1977, le décalage est positif lorsque
les vents pr+cèdent l'autre naramètre).
Lî
,
23Ow
2 2
21
2 0
19
,
.
B
100
60°
2 0 0
-l \\ /
80,
,
3 0 0
4 0 0
5 0 0
/?\\4of---L.
6 0 0
Profondeur (m)
Figure 26.- Pourcentage d'eau centrale coud-atlantique
dans les eaux profondes entre Dakar et les
Tles du Cap-Vert, le 5 aoiit 1963. l.a zone
hachurée correspond à la thermocline
(19OC <
T .c 24OC)..
,“.,,
.._” --.- -- ._--
---w--
----
i
-3
5r0,:
I
Figure 28:
Corrélations
croisées entre :
- l e s v e n t s 6 Yoff (N/S) e t l a t e m p é r a t u r e d e s u r f a c e
à T h i a r o y e .
..,.<* l e s c o u r a n t s (N/S) à I~ON et lu température de surface
à T h i a r o y e .
2 ‘
+~i++r, tt+-+t+ +&+a+&
rctic++et
_. ._.-
.-_-. -.._
-.
---- -- -.-....
TOC
20-
. .
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e
/
/
.
.
l SI
/”
IC
.
/./
i -
./’
/
~E.C.S.A.
/
1035--------‘+- :
35,5
36
S%o
Figure 30.- Comparaison des caractéristiques T-S des
eaux de surface à Tiaroye au mois de mars
.
et celles de l'eau centrale sud-atlantique.
3 0 ’
I-
34.5
I
Figure 31.- : Salinités de surface observees
a) du 15 au 2% novembre 1967
.
l(l*SOW
E ~4.34
0 34.73
c34,or
029,71
1l9.66
c
om
l 19 73
.34,33
l 3494
y29,m
.3+33
i
Figure 32 .- Répartition verticale des salinités en face du
Cap-Roxo (septembre 1969).
B O U R
THIAROY E
s % o
136
36--
7273 6
8
77 ‘ 7 0
3 5
35 .-
3 4
34-m
3 3
3 3 ..
3 2
32.-
31 .-
?’ I
6 9
m m
6
5 0 0
1000 mm
Figure 33.- Salinités moyennes de surface observées en septembre
en deux stations côtières au sud du Cap-Vert en rela-
tion avec la pluviométrie à Mbour (les chiffres indi-
quent les années d'observations).
3 6
3 4
J
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
Figure34 : Variation saisonnière de la salinité de surface
aux stations côtières de:
Thiaroye
-em- M Bour
. . . . . . . . . . . Kayar
. . . . ..-.
S+ Louis
3 5
35.5
3 6
36.5
s %o
=25
Effets thermiques
- 2 6
Figure 35.- Evolution des eaux de surface en zone côtière sans
l'influence du bilan thermique local. Les points
représentent les observations faites en mars 1974.
S a i n t - L o u i s
Jan. Fev. Mar. Avr. Mat Juin
Juil.
AaU Sep. Oct. Nov.
Dec,
l
I
I
1
l
I
I
7-T---1
D a k a r
-J an. F e v . hlor. A v r . Moi J u i n J u i l . Aoùl S e p . O c t . N o v . D e c .
\\
.c
R o x o
,Jan. F e v . Mar. A v r . M a i J u i n J u i l . A o ü t Sep. Oct. N o v . Dec.
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\\a
“h\\ \\\\,,,, il\\“
-4(
50
150
2 0 0 m
Figure 3Q.- Variation saisonnière du mélange des eaux centrales sur
le talus continental en trois secteurs de la côte
du
Sénégal. Les chiffres indiquent le pourcentage d'eau
centrale sud-atlantique. La zone hachiurée correspond à
la profondeur du sommet de la thermocline.
HIVER
E T E
2’8\\
.
.
F I G U R E 3 7 a :
T E M P E R A T U R E
S U R F A C E
8 8
r--
H I V E R
E T E
35.8
0
.
e
C35.6
*
IQ\\\\\\\\
‘1 \\
‘FIGURE 37 b:
S A L I N I T E
S U R F A C E
E T E
j 5s.‘?pQ
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- .
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II 1
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‘FIGURE 37c :
O X Y G E N E
S U R F A C E
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13’
13’ _.
3 0
-.
-0
1 ______. --+- i
i
i
I
Figure 4@.-
Circulation superficielle et repartition des isothermes de
surface en saison froide en période :
a) d'upwelling faible (décembre-janvier) et d'advection
b) d'upwelling fort (février-avril)
24129-0-74
0b
Figure 43.- Profondeur de l'isotherme 25°C.
a) - en août 1968
b) - en aoilt 1974.
/
l
/
C
s-7
1
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3 0
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w* ‘K AYA R
A K A R
1’
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bte Sarène
.O
Figure 44.- : Profondeur de l'isotherme 25°C en septembre 1977.
!i 7
Pmm
5 0 0
Frgure 45.- Relation entre les précipitations à Dakar au
mois d'ao0t et les températures mesurées
à
50 m au voisinage du Cap-Vert.
*
3M)
z50
Mo
150
IKJ
Y)
0
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J
I=
M
A
Il
J
J
A
5
0
N
D
Figure 46.- : Température de surface en 197'4 aux stations cotières de Banjul,
f!!bOUP 9 Thiarnye,
.'.,i Fi' , k.yar et Sa in*L- Louis (de haut en bas,
Chaque station étant décalée de 2°C)
20--
0p
a
lO--
Moi
Juin
Nov.
Dec.
Figure 47. Histogrammes de dates d'apparition de :
a) la saison chaude
b) la saison froide.
d'après la station côtière de Mbour
(1952-1977).
D E S E A U X D U P L A T E A U
C O N T I N E N T A L S É N É G A L A I S
RESiJME
Cette étude constitue l'état actuel des connaissances
sur le régime hydrologique et dynamique des eaux du pla-
teau continental sénégalais â la lueur des résultats des
études récentes en météorologie et en océanographie.
Les mécanismes physiquestrès complexes qui régissent
l'évolution des eauxmarines devant le Sénégal s'ajoutant
â l'importance des échanges
énergétiques entre
l'océan
et l'atmosphère en font une région particulièrement con-
trastée.
Malgré un bilan thermique fortement excédentaire, la
persistance d'eaux anormalement froides s'explique par
de puissants mouvements verticaux amenant constamment en
surface des eaux froides. L'upwelling côtier principale-
ment dû au vent peut-être localement modifié par la to-
pographie du plateau continental. Au nord de la pres-
qu'île du Cap-Vert, il est strictement côtier alors qu'au
sud il est maximal au large à la limite du plateau
eon-
tinental.
La présence d'ondes planétaires de ROSSBY et d'ondes
topographiques pourralent expliquer les grandes oscilla-
tions thermiques au moment de la migration du front in-
tertropical.
La variabilité thermique
subsuperficielle interan-
nuelle se manifestant surtout en saison chaude a été re-
liée â la variabilité â long terme des vents et des pré-
cipitations. Elle constitue une voie de recherche inté-
ressant le domaine climatique et écologique.
(1) Océanographe-physicien ORSTOM, en service a.~ Cen-
tre ORSTOM de Nouméa B.P. A 5 (Nouvelle-Calédonie).
4
A B S T R A C '1
c
-
This paper deals with the present state of knowledge
of the hydrology and dynamics
of the waters of the con-
tinental shelf off Senegal (West Africa),based on recent
studies in meteorology and oceanography.
The region is very contrasted,since the complex phy-
sical mechanisms which governsea-water masses are adding
their effects to those of the important energy exchanges
between ocean and atmosphere.Despite a strongly positive
thermal balance,important vertical movements
maintain
cold waters at the surface.
The coastal upwelling, mainly due to wind
action,
may be modified locally by shelf topography :
north of
the Cap-Vert peninsula,
the upwelling is only coastal ;
south of Cap-Vert,
the upwelling is strougest at
the
shelf margin.
Wide thermal oscillations affear during the
migra-
tion of the intertropical front ; they may be explained
by ROSSBY waves and by topographie waves.
Inter-annual thermal variability at the subsurface
is most apparent during the warm season. I-t shows a
relation ship with long term variability of winds and
rains. The study of these paterns relate to climatic and.
general ecological research.
S O M M A I R E
INTRODUCTION
1. LE PLATEAU CONTINENTAL SENEGALAIS
2. METEOROLOGIE
2.'1. Masses d'air
2.2. Le front intertropical
2.13. Champs de pressionet circulation atmosph&ique
2.4. Pression au sol dans la zône côtière &r&galaise
2.5. Les vents mesurés dans les régions côtières
2.6. Pluviométrie
3. ELEMENTS DU BILAN THERMIQUE
3.1. Radiation incidente et insolation
3.2. Evaporation - Flux de chaleur latente
3.13. Flux de chaleur sensible
3.h. Conclusion
4. DYNAMIQUE ET CIRCULATION
4.3. Situation générale
4.12. Niveau moyen et composante barotrope
c
4.3. Les courants de surface
:. -.
4.4. Transport dlEkman
4.5. structure des courants et circ'ulation moyenne
5 o I I Ha~:pt
:. :“
Le: mas:iec: d'ss'al! dc surfact+
5 e I e Le:. trsnsformati on:: thermohizl..nec
tk surface :~li %iZr.: iôt. :
:' r
5..r, Lez eaux profonde:
5. -i. Lec variations saisonnières
5.6. Les saisons marines ou situations-ty-pes
: "
,'a L Hydrologie et pluviomètrie au Cap-Vert
5-t:. Front et transitions. Durée des saisons marines
I N T R O D U C T I O N
Les eaux c6tièrer du Sénégal ont sans doute été les premières & Paire
:
i_ ‘obje% de mesures systématiques en Afrique de l'ouest. En effet, outre
i.es nombreuses expéditions internationales, plusieurs organismes __. Service-
ilydrographiqtie
de la Marine, ORSTOM, IFAN - ont mis en place, dès les an-
nées 50, des progrmes de relevés réguliers de paramètres océaniques
divers I> niveau moyen, température de surface journalière, stations hy--
drologiques et radiales hebdomadaires. Dès 1952, BERRIT réalisait une
première étude sur l'hydrologie de la Petite Côte du Sénégal (sud du Cap-.
Yert). En 1965, ROSSIGNOL et ABOUSSOUAN rédigeaientl>>Hydrologie
marine
côtière de la presqu'île du Cap-Vert" (doc. CRODT) qui demeure le documen-k
3.e réf&ence sur le milieu marin du Sénégal.
A partir de 1966, le Centre de Recherches océanographiques de Dakar--
'I'iarogç lançait un très important programme de mesures physiques, compre-
want un ensemble de stations côtières de surface et de radiales visitées
aussi régulierement que ses moyens navigants le lui permettaient. L'uti-
iisation, à Iartir de 1976, d'appareils enregistreurs dans un programme
d'étude des courants, puis l'apparition, à partir de 1978, de données par
satellite
sur la thermographie de surface, augmentaient considérablement
.Lct nombre de donnces disponibles sur le milieu marin. Le traitement de CC?C~
données a d6jà donné lieu à un certain nombre de travaux descriptifs ou
?:i,atistiques
qui seront cités au cours de cette étude. Mais aucune étude
r?'en:;emttle 11'5 6tt réalisée depuis les deux ouvrages cités précédemment.
Or des progrès considérables ont été enregistrés depuis 15 ans, aussi
3:; en dans les Jomaine:;
théoriques (mécanismes des remontées d'eaux froides:
vwriabilitt?~:
rt systèmes ondulatoires), que dans celui du traitement des
donntkr, (informatique et méthodes statistiques) et de leur acquisition
: c;atç:l.l. L tes ) wregistreurs).
Farallèlement, la recherche météorologiqur~ V~I
I’
r
4
Afrique de l'Ouest a beaucoup progressé et nous avons pu disposer de synthè-
ses récentes et de renseignements météorologiques beaucoup plus précis.
L'ensemble de ces faits nous ont donc conduit 2 reprendre l'étude hy-
drologique de la région côtière sénégalaise afin de confirmer et de préci-
ser les schémas proposés, de les quantifier -. en particulier dans le domaine
de la ,variabilité -, de les reprendre lorsque les nouveaux &süLtats acquis
indiquaient une interprétation erronée des faits, et de proposer quelques
hypothèses nouvelles qui peuvent éventuellement constituer quelques voies
de recherches à entreprendre ou & parfaire.
1 . LE
PLATEAU
CONTINENTAL
SENEG\\ALAIS
Le Sénégal présente, de 12°2~s~ï à 16O20':~, une façade maritime de 240
milles de latitude orientée N-S, mais qui de l'embouchure du Sénégal 2
Joal, s'enfonce comme un coin dans l'océan pour se terminer par la pres-
qu'île du Cap-Vert qui constitue l'extrémité occidentale du continent
africain. La côte basse et bordée en général d'un cordon dunaire se pour-
suit par un plateau continental peu accidenté. La superficie de ce plateau
est résumée dans le tableau ci-dessous.
Fonds de
0-10m
Surface (km2)
4 700
Par rapport au profil de la côte, le profil du plateau continental tend
& être orienté beaucoup plus dans le sens nord-sud. En effet, situé & 27
milles au large de Saint-Louis,
l'isobathe 200 m se rapproche doucement de
la côte vers le sud, A la hauteur de la pointe des Almadies, la largeur du
plate'au n'est plus que de 5 milles. Il s'élargit ensuite assez rapidement
au SUS~ du Cap-Vert pour atteindre une largeur de 54 milles à 12'45'N.
Les fonds sont entaillés au nord de Dakar par un canyon sous-marin qui
traverse le plate-au sur toute sa largeur, lct fosse de Kayar. A partir de
cet endroit jusqu'au Cap-Vert le plateau continental devient très étroit.
L'isobathe 100 m n'est plus qu'à 5 ou 6 km de la cZ?te. L'isobathe 50 m,
qu'on trouve 8 quelques centaines de mètres de la plage au droit de Kayar,
ne s'éloigne guère ensuite au-delà. de 1 à 3 km de la côte jusqu'à la pointe
des Almadies. De nombreux autres canyons de moindre importance entaillent
le rebord du plateau. Les plus importants sont situés à 16O30'N et 16'50'N.
Il en existe également au sud du Cap-Vert dont on peut suivre l'extension
vers le large sur la carte qui a été dressée à la suite des relevés hydro-
logiques du "Baffin" en 1974.
Sur la côte sud existe deux falaises sous-marines. Le sommet de la
première se situe à une profondeur de -35 à -45 m. La rupture de pente
peut par endroits atteindre une quinzaine de mètres et on peut suivre cette
falaise plus ou moins jusqu'au niveau de l'embouchure de la Casamance. La
seconde falaise moins longue a son bord supérieur vers -70 m et peut pré-
senter une dénivellation d'une dizaine de mètres. Elle semble limitée au
secteur de la presqu'île du Cap-Vert. Ces deux falaises correspondent vrai--
semblablement aux ligne&. de rivage au cours des stades régressifs du qua-
ternaire.
Le climat du Sénegal est bien connu par l'alternance, au cours de
l~:Ynnée,
de deux saisons aux caractéristiques bientranchées; Dans les zones
côtières on peut, en gros, distinguer la saison sèche ou saison froide de
la saison cilaude ou saison des pluies, dite aussi hivernage, termes que
nous emploierons indiféremment par la suite.
Du point de vue marin, la distinction la plus évidente est analogue.
13. existe une saison froide et une saison chaude, la transition entre les
deux étant extrêmement rapide. En fait ce sont principalement les mouve-
ments océaniques qui confèrent ce caractère thermique propre à la clinla-,
tologie côtière, caractère qui s'atténue très rapidement à mesure qu'on
;'Gloigne de la côte.
Cependant,
à 1"origine de ces mouvements océaniques et bien ceux-ci la
inodifient à son tour, se trouve la circulation atmosphérique au sol à toute
X.réehelle de l'Ouest atlantique. Il est donc nécessaire, pour mieux com-
prendre les divers mécanismes entrant en jeu et estimer la part de chacun
d'eau dans la variabilité des caractéristiques du milieu marin à l'échel-
Le régionale, de procéder à un rappel des principaux facteurs météorologi-
ques ouest-atlantiques susceptibles de modifier la circulation marine et
la thermodynamique
des eaux de surface.
Les sources employées ont été nombreuses et il est impossible de les
citer toutes, Comme certaines de ces notions sont d'autre part en pleine
6volution et souvent remises en cause9 précisons qu'elles ont été emprun-
tées principalement, aussi bien pour la terminologie qu'au niveau concep-
tueil, aux spécialistes français en météorologie tropicale avec lesquels
nous avons eu de nombreux contacts au bureau d'étude de 1'ASECNA à Dakar.
;::,1> MASSES D*AIR
Au sol, le littoral sénégalais se trouve sous l'influence de trois
masses d'air principales au cours de l'année. Deux sont d'origine boréale,
l'une d'origine australe. Le couple température-humidité permet de les
différencier hors de la zone de mélange.
La masse d'air continentale est caractérisée par une température élevée
8 forte variation diurne et un bas point de rosée ; c'est l'air chaud et
sec qui recouvre la majeure partie du pays mais qu'on ne trouve en zone
côtière que pendant une période assez réduite de l'année (décembre à
février) et pratiquement pas en mer où, venant de l'est, elle surmonte
une masse d'air plus dense qui s'enfonce en coin dans un mouvement général
vers le sud, l'air maritime,
%
La masse d'air maritime boréale est un air frais et humide. Il s'agit
d'air polaire dont le réchauffement dans le trajet vers le sud a été ralen-
ti par le courant froid des Canaries et notamment par les upwellings
côtiers. La limite de cette masse d'air avec la précédente forme au sol
une ligne nord-sud assez proche de la côte qui coupe la presqu'île du Cap-
Vert et lui confère son climat propre(dit sub-canarien) bien connu.
La masse d'air australe ne s'observe au Sénégal que durant la période
d'hivernage, c'est-à-dire de mai à octobre dans la partie sud et de juillet
à septembre dans le nord du pays. C'est un air chaud et humide résultant
du parcours de l'air polaire de l'hémisphère sud sur les eaux chaudes de la
zone élquatoriale atlantique. Il est caractéristique de la période de mous-
son. Cette masse d'air est séparée des masse:. d'air bor6ales par une surface
de discontinuité, le front inter-tropical.
2.2. LE FRONT INTERTROPICAL
Ce,tte surface située dans la zone des basses pressions intertropicales
résulte de la convergence des masses d'air australe et bo,réales. Elle affec-
te la forme d'un coin qui s'élève vers le sud et sa trace au sol est une
ligne ,théorique dont on peut suivre les migrations annuelles (fig. 1). Sa
structure n'est pas homogène et dépend de l'intensité de la convergence et
des caractéristiques des masses d'air en présence. Le front est marqué par
une triple discontinuité de vent, de température et d'humidité. On fait
donc parfois une distinction entre plusieurs parties de ce front suivant
la zone dans laquelle on se trouve :
On parle ainsi du FIT continental qui sépare sur le continent les
masses d'air continental soumises à l'harmattan et les masses d'air austral
,soumises au flux des alizés détournés ou de la mousson. En bordure de
l'Afrique occidentale, dans le FIT semi-cont:inenta:L
et le FIT maritime -
qui intéressent directement la zone étudiée .- la convergence s'opère entre
l'air maritime de l'alizé boréal et celui de l'alizé austral du sud-est ou
de la mousson suivant les saisons. Ce front s'incurve en mer vers le sud-
ouest alors que sur le continent sa trace est plutôt; zonale.
Plus au large, les caractéristiques physiques des masses d'air devien-
-rient très voisines et rendent le FIT difficile à délimiter. C'est pourquoi
on préfère parler de zone intertropicale de convergence (ITCZ), concept
plus large basé sur la dynamique du système. Il est d'ailleurs 2 noter que
le FIT ne coïncide pas en général avec la zone de convergence maximum qui
se situe d'autant plus au sud de cette ligne qu'on monte en altitude.
Le FIT subit, outre son déplacement saisonnier, de nombreuses migra-
tions de moyenne amplitude, l'équilibre des masses d'air étant précaire
et constamment perturbé par les modifications de position et d'intensité
des centres de pression, c'est-à-dire par des poussées d'alizés boréal
ou austral ou des appels de moussons.
Il subit en outre une forte migration diurne d'origine thermique qui,
sur la. côte ouest-africaine , peut dépasser une amplitude méridienne de
300 km (LEROUX, 1972). Son déplacement saisonnier suit approximativement
le déplacement zénithal du soleil avec un retard de six semaines. On voit
que son oscillation (fig. 1) se situe entre 6' et 21ON à peu près, les go-
sitions extrêmes étant atteintes en janvier et en août. En fait ce mouve-
ment saisonnier résulte de la migration et du renforcement des centres de
pressions que nous allons brièvement décrire.
2.3. CHAMPS DE PRESSION ET CIRCULATION ATMOSPHERIQUE
La circulation dans les basses couches en Afrique occidentale est le
r&ult.at de l'interaction de quatre champs de pressions dont les varia-
tions de côte et les changements de position déterminent l'évolution
saisonnière du vent au sol. Les quatre champas se décomposent en :
- deux systèmes martimes permanents : l'anticyclone des Açores et de
Saint-Hélène,
- deux systèmes continentaux saisonniers D l'anticyclone de Lybie (ou
i:i:i,/y’!’ f’~‘t;j.;;
il I;i a~;$rc~ssj.~sr~ Sa]lFj,r! e!ir::-’ D
j,: ,: 3;~ s,;èrr;e:; :I,!lt.i(:ycl.oniqUe~j de 1 "At Lantique dirigent, ,ians (.:r~aq.~
*4~3~i..::!?i~~rc, 132: L:Lux d’alizér vers i ‘Gÿua-Leur. 3: système n'est pas :;ymE-
:,:y.. 'JU" K!I/?L, i*aFpo.rt A 1 ’ équat,ew , (1'1jù la pénétration constante dans: 1 "i-:6.
mi:;;Jh?rc nord de.3 aliz& du sud-est, T,e :système se comporte donc en mer
~~tmm:~ 1.11: du::t!T) d6port6, La position de ces anticyclones subit lune oxci.3-
lat,ioo~ saisonnière plus ou moins .iyncTrone
qui les déplace vers le nord ï-11
i=til boréal &. vers le sud en hiver,
LIJantic~~c.ione
maghrébin est anticyclone d'origine thermique réstitan-t
'&; r?f'roidissemen-t
des masses continentaLes en hiver. Il dirige sur 1"Afrj.e
'2U( sahélienne un flux de se t
c eur est connu sous le nom d'harmattan (fig*
y ) Y<> vent pi-ut atteindre les côtes sénégalaises lorsque l'anticyclone 3:
Lybï? fusionne avec l'anticyclone des Aqores pour former une ceinture de
hau-tec
pressions tropicales. Ce tÿpti de :situation est surtout fréquent" dt:
dicembre à février,
La dépression saharienne est :La conséquence du processus inverse de ré-
chauffement du continent et apparaît à partir du mois d'avril. La zone des
basses pressions se creuse rapidement et migre vers le nord pour atteindre
une position septentrionale dépassant 20°N dès le mois de juillet (fie* 2).
Le rôle de cette dépression est fondamental aussi bien pour la climatolo-
gie ouest-africaine que pour l'océanographie régionale. En effet, la dé-,
clivité transéquatoriale (drift) entre l'anticyclone de Saint-Hélène et la
dépression transforme l'alizé austral en flux de mousson responsable de
L'essentiel de la pluviométrie de toute la région. A la côte, l'augmentation
du gradient de pression zona1 entre l'anticyclone des Açores et la dépres-.
sîon renforce les alizés dans la partie nord. Ceci explique la migration
vers le nord des centres d'upwelling de Mauritanie en mai-juin, au moment
même oÙ celui du Sénégal. s'affaiblit et disparaît.
Plus en mer, le raccord entre le duct maritime et le drift continental
s'accompagne d'une modification du champ de vents, donc de la circulation
superficielle, Les vairations du rotationnel du vent sur mer qui en décou-
lent seraient notamment, selon certains auteurs, à l'origine de phénomène-
de divergences au large tels que le dôme de Guinée.
La côte sénégalaise es principalement sous l'influence de l'anticyclon?
ies Açores., Il a donc paru utile de préciser son mouvement au cours de
1"année. Il est difficile de représenter les importantes variations de for-
>me de la cellule anticyclonique au cours de l'année ; aussi nous sommes-
2oc.s bornés aux variations saisonnières de la position du centre de l'an-
ticyclone des Açores obtenues par GUIRRIEC-GOUGEON (1974) par une étude
Sta*tistique sur la période 1963-1972. La position moyenne mensuelle est
représentée figure 3. On s'aperçoit que le mouvement est plus complexe que
d'après le schéma théorique simple retenu habituellement. Il se produit
en particulier un très fort déplacement vers le nord en novembre-décembre
qui trahit une influence semi-annuelle et dont on retrouvera des traces
dans le mouvement des masses d'eau à la même époque. Il semble, en fait,
qu'à cette époque, l'anticyclone soit très mal défini, ce qui se traduit
par de très fortes instabilités aussi bien dans la circulation atmosphéri-
lue qu'océanique. Ajoutons que la position du centre de l'anticyclone est
sujette 2 une très forte variabilité temporelle, la dispersion moyenne
intra-mensuelle à 90 % étant de l'ordre de 14' en longitude et 10' en lati-
tude.
(7) Buct (ou lit équatorial): système caractérisé par un minimum dépres-
.
/
.;ionnaire
axe sur l'équateur, bordé dans chaque hémisphère par deux cellules
anticycloniques symétriques.
Aucune étude analogue n'existe a notre connaissance sur les côtes de
l'anticyclone. Cependant d'après les relevés effectués dans plusieurs atlas,
il semble bien qu'une composante semi-annuelle forte existe aussi dans les
variations de pression, le maximum principal (1 025 mb environ) étant para-
doxalement observé au mois de juillet avec un maximum secondaire ( 1 023 mb)
vers le mois de janvier.
2.4. PRESSION AU SOL DANS LA ZONE! COTIERE SENEGALAISE
La r&üitante des mouvements de ces centres de pressions au niveau des
côtes sénégalaises se traduit par une très faible variation
annuelle de
la pression au sol. Le Sénégal est situé toute l'année dans une zone de
marais barométrique, et l'amplitude totale des variations de pression est
inférieure à 1,5 mb. On remarque en particulier que l'allure de la courbe
(fig. 4) est franchement semi-annuelle avec deux maximums, en janvier et
en juin-juillet, un minimum prononcé en avril et un minimum plat d'août à
novembre.
Sur la même figure est représentée la di:fférence des pressions entre
deux stations situées l'une au nord et l'autre au :sud du pays, à peu près
sur le même méridien, Saint-Louis et Ziguinchor. Ceci nous donne donc une
bonne indication du gradient méridien de pression dans la zone côtière,
donc du flux zona1 moyen. Celui-ci s'inverse au cours de l'année, ce qui
représente donc des vents du secteur est de novembre à mai, et des vents à
dominantes ouest de juin à septembre. La comparaison avec les vents réelle-
ment mesurés au sol dans les stations côtières, où les vents sont à très
large dominante ouest, permet d'en déduire, par inférence, la faible péné-
tration des alizés maritimes à l'intérieur du pays en saison sèche.
2.5. LES VENTS MEXXJRES DANS LES REGIONS COTIERES
2.5.1. Vent aux stations météorologiques côtières
-
- -
Afin de suivre l'évolution annuelle du vent moyen le long de la côte,
trois stations où les vents sont mesurés régulièrement à 10 m au-dessus
du sol ont été étudiées : Saint-Louis, Dakar-Yoff et Ziguinchor. Les deux
premieres sont très côtières ; la station de Ziguinchor est, par contre,
éloignée de 60 km de l'océan, mais c'est la seule station dont les données
sont disponibles actuellement pour le secteur côtier sud du Sénégal.
La figure 5 représente l'hodographe des vents résultants moyens men-
suels pour ces trois stations obtenus par addition vectorielle de huit
observations par jour pour la période 1967-1976. On voit que, si l'allure
du cycle annuel est semblable, il existe des différences assez notables
d'une station à l'autre, le contraste le plus fort étant observé entre les
stations de Dakar et de Ziguinchor où les vents sont très faibles toute
l'année. Il n'y aura donc sans doute pas d'unité du point de vue de la dy-
namique des eaux du plateau continental, tout au moins en ce qui concerne
les courants de dérivé superficiels. On peut cependant constater, pour
l'ensemble des stations, l'existence de trois grandes périodes au cours de
l'année, conséquence des déplacements des centres de pressions cités plus
haut.De novembre à février on a une période de vents des secteurs nord 5
nord-est. C'est la période d'alizé continental et d'harmattan.
De mars à mai les vents sont de secteur nord avec une rotation pro-
gressive vers l'ouest. C'est la période d'alizé maritime où les vents
at5eignent leur maximum d'intensité _ environ 5 m/s - dans toute la partie
nord de la côte. De juillet à septembre il y a une période de vents faibles
d'ouest. L'ensemble du pays est alors au sud du FIT mais il ne semble pas
qu"on puisse parler réellement de flux de mousson ailleurs que devant la
Casamance, seule région oh les vents tournent vers le nord-ouest, Pour le
reste de la côte, il doit s'agir principalement d'un flux détourné d'alizé
boréal. Octobre et juin sont des mois de transition rapide. On notera par
ailleurs que les vents sont systématiquement plus forts en fin de période
d'alizés qu'au début.
Il est manifeste d'autre part que l'axe principal de l'hodographe tend
8 iîltre orienté nord-sud au niveau du Cap-Vert et est-ouest pour les autres
stations. Ceci indique qu'il existe vraisemblablement de forts gradients
zonaux de vent en zone côtière dus à l'interface océan-continent : Saint-
Louis et Ziguinchor sont en effet kit& beaucoup plus à l'est que Dakar
qui de par sa situation sera sans doute plus représentatif des conditions
de vent existant au large. On a vu par ailleurs (FfEBEXT, 1978) que les
fluctuations à long terme des vents aux stations côtières ouest-africaines
ne sont pas cohérentes. On doit donc s!attendre, sur le plateau continental,
à une double variation méridienne et zonale du régime des vents, ce qui ne
facilitera pas la création de modèles numériques de circulation marine.
2.5.2. Les vents mesurés en mer
Pour l'interprétation des phénomènes et leur éventuelle modélisation,
il ëst évidemment essentiel de savoir dans quelle mesure des vents obser-
vés à terre dans une station météorologique représentent bien les fluctua-,
tions spatio-temporelles du vent en mer. Une étude complète de ce type,
basée par exemple sur des comparaisons de vents mesurés à bord des navires
et les stations terrestres n'a pas été réalisée. Nous ne disposons que de
mesures fragmentaires, principalement réalisées au cours de stations fixes
de mesures en mer par quelques navires. On a pu ainsi vérifier, par compa-
raison avec quelques campagnes océanographiques, que la représentativité
de la station de Yoff est bonne en période d'alizés pour la zone du plateau
continental située au nord du Cap-Vert.
Au sud, sur les fonds de 50 m de la radiale 14'N, des mesures effectuées
en février 1975 et mars 1976 ont montré que, pour des moyennes journalières,
l'écart des vitesses est faible et celui des directions est de l'ordre de
10' à 20° dans le sens d'une rotation vers l'ouest au sud. Plus au sud, les
écarts deviennent plus importants. La figure 6 illustre des comparaisons
entre les vents mesurés à Dakar, Ziguinchor et des stations fixes, ainsi
que la radiale 12'N visitée par le "A. von Humbolt" ; les périodes de me-
sures sont indiquées sur la figure. On notera en particulier l'importance
de diminution des vitesses et de la rotation des vents vers l'ouest à mesu-
re qu'on se rapproche de la côte. Ce phénomène fournit d'ailleurs une
explication possible de la configuration de l'upwelling et de la circula-,
tion côtière dans la partie sud du plateau continental ainsi qu'ils.seront
décrits par la suite.
Aucune étude de ce genre n'a été tentée pour la saison chaude, car il
est pratiquement certain qu'à cette période aucune cohérence n'existe sur
le plateau continental pour les fluctuations de vents. Les vents sont en
effet faibles et irr&#Liers. La stabilité des vents, qui est supérieure à
90 % à Dakar-Yoff pendant toute la période d'upwelling, tombe à moins de
60 % en août. Cependant cette lacune n'est pas très grave car, du fait
même de cette irrégularité, les vents locaux ne peuvent pas être considérés,
3 cette saison, comme les moteurs de la circulation côtière qui dépend de
facteurs extérieurs 3 la zone considérée.
2.6. PLWIOMETRIE:
La pluviom&rie en zone côtière est essentiellement concentrée en une
saison unique (l'hivernage) dont la durée va d&roisant du sud au nord,
et centrée sur le mois d'août. Le gradient pluviométrique, dont la distri-
bution est à peu près méridienne (fig. 7), est, extrêment élevé puisqu'on
passe de plus de 1 800 mm de précipitation ar~nuelle moyenne pour l'extrême
sud, à moins de 300 mm pour le nord.
Les précipitations sont, très schématiquement, dues à la pénétration
de la mousson précédée, au nord, d'une zone de lignes de grains dont la
formation a lieu au sud du FIT et qui se propagent d'est en ouest. La mous-
son proprement dite n'intéresse en fait que la partie sud du pays. Cet
ensemb:Le de phénomènes se traduit de plus par une très forte variabilité
spatiale et temporelle.
La variabilité interannuelle de la pluviom6tri.e totale annuelle aug-
mente du sud au nord - son coefficient de variation passe de 17 % à
Ziguinchor à 32 % à Saint-Louis.
Comme on le sait, ces dernières années ont été marquées., surtout à
partir de 1968, par un très grave déficit pluviométrique. Du point de vue
de l'océanographie côtière, cela s' est traduit principalement par des va-
riations considérables de la salinité de la couche de surface en saison
chaude. Cependant il y a tout lieu de croire que ces périodes de sécheresse
ont également été accompagnées par des modifications importantes de la cir-
culation océanique. Nous tenterons par la suite de mettre en rapport ces
deux phénomènes - malgré le manque de mesures directes - par l'observation
des structures hydrologiques classiques, sans prétendre bien sûr proposer
une explication à ce déréglement climatique rlont les causes font l'objet
de multiples controverses.
3 a
E L E M E N T S D U
B 1 L A. N
T H E R M I Q U E
Une évaluation exacte du bilan thermique des eaux du plateau continen-
tal ea.t pratiquement impossible. En effet, si certains termes du bilan qui
sont mesurés à la côte avec une bonne précision (radiation incidente, nébu-
losité) peuvent être extrapolés en mer sans gros risque d'erreur, il n'en
va pas de même pour les termes qui ne peuvent pas faire l'objet de mesures
directes et qui sont généralement évalués à l'aide de relations empiriques
dont les plus connues sont les formules aérlodynamiques globales. Ces formu-
les ne sont applicables que pour des conditions à l'interface proches de
la neutralité. Or l'écart de température entre l'air et la mer peut être
important et conduit à une très forte stabilité de :La couche d'air en pé-
riode d'upwelling. D'autre par les variations spatiales des conditions de
$urfac:e, tant du point de vue océanique qu'ai;mosphérique9 sont considéra-
bles 1, les gradients de température superficielle sont 6levés en zone
côtière et des mesures ponctuelles ne sauraient prétendre représenter une
grande surface. Or les flux de chaleurs sensibles et latentes sont des
termes importants du bilan thermique et' leur calcul est très sensible &
des variations de températures de l'air et de l'eau. (Dans les conditions
moyennes existant en période d'upwelling, une incertitude de foc sur la
température de la mer - toutes choses égales d'ailleurs - entraîne une
variation de 1 mm/jour sur l'évaluation de 1 'évaporation, soit l'équiva-
lent de l'évaporation quotidienne).
id radiation incidente est élevée toute l'année à Dakar. Elle est L:om-.
prose entre 400 et 600 cal/cm2/jour.
La figure 8 représente sa variation
anluè1l.t~ moyenne d'après les résultats des mesures effectuées à l'Ins-Li1ü.t;
de physique mGtéorologique ainsi que les variations de l'insolation moyenne
me~;ur&e
9 Dakar-Yoff.
L;3, concordance entre les deux courbes est bonne, et les écarts eonsta-
t& ainsi que la bimod.alité des courbes s'expliquent aisément par le "ait
que le minimum principal de la radiation en décembre-janvier est dû & la
r&~uction de la durée du jour et à. l'inclinaison du soleil au solstice
d'hiver ; le minimum secondaire en août est dû essentiellement à l'impor-
tance de la couverture nuageuse puisqu'on se trouve alors en saison des
pluie:: . Le maximum (610 cal/cm2/jour) est atteint en avril, ce qui carres-,
pond assez bien au passage du soleil au zénith. Les plus fortes variations
interannuel-es sont observées de juillet à septembre, en raison de l'irré-
gularît~ du régime pluviométrique.
3 .L. EVAPORATION.FLUX DE CHALEUR LAT'ENTE
L'évaporation est mesurée à Dakar-Yoff au moyen d'un évaporom&re PI-
I:IIE. Elle dépend donc principalement de l'humidité ambiante et de la vi,-
tesse du vent. Pour cette raison, les résultats de ces mesures ne sont pas
,3u tout applicables & l'évaporation réelle en mer qui dépend surtout de la
température de surface. A titre de comparaison, le tableau ci-dessous
indique l'évaporation moyenne en ma/jour mesurée pour la période 1967-
1976 à Yoff et les calculs effectués pour la même période en utilisant la
formule proposée par LAEVASTU (1965) : E = (0,26 + 0,077 v) (o,g8 C-w - Ca)
mtn/jour et en prenant pour base la température moyenne de l'eau de surface
*1 Tiaroye, les autres paramètres étant fournis par la station m$téorologi-
.;\\ue de Yoff.
Janv Fev Mars Avril Mai Juin Juil Août Sept Oct Nov
E mesurGe
3,5
2,8
2,7
2s
2,4
2,7
2,9
2,5 2,3
2,6 2,9 397
E calculée
l,C;
0,5
0
0
0
1,2 3,l
3,9 4,O
3,4 2,5 294
--a
On constate que les écarts sont considérables, en particulier en pi!-
riode d'upwelling. Les valeurs nulles à Tiaroye de mars à mai s'expliquent
ijar le fait que la température de l'eau est inférieure à la température de
vapeur saturante de l'air. On auraitalors, à la surface de l'eau, un phé-
nomène de condensation qui pourrait entrainer une diminution de la salinité
412 surface. Ce phénomène a d'ailleurs été expérimentalement mis en évidence
par HCUGHTON (1973) dans l'upwelling du Ghana. Il y a tout lieu de croire
:lu ’ il se produit également en certaines zones côtières du Sénégal lorsqu'on
12
se trouve en période d'upwelling intense induit par des alizés maritimes
frais et chargés d'humidité.
L'application des formules aérodynamiques, globales A des mesures effec-
tuées directement en mer lors de campagnes &Aères (Arch. CRCDT, 5) ou de
stations fixes a donné les résultats suivants, illustrés par la figure 9.
l'évaporation varierait entre 0,5 mm/jour au sud du Cap-Vert et 3 mm/jour
au nord. On a donc une situation extrêmement contrastée et une évaluation
globale quasi impossible.
La variation diurne de l'évaporation en mer r&ulte principalement des
variations diurnes du vent (+ 1 m/s) et de la température de l'air. Elle a
été calculée à partir d'une &ie de mesures effectuées en février 1975
sur les fonds de 50 m à 14'15'N (Arch. CRODT, 17). Il s'agissait d'une
période d'upwelling faible (vent de 4,5 m/s et température de surface de
19OC environ).
Heure locale (T.U)
oo
06
og
12
15;
1 8
2 1
2 4
Evaporation (mm/jour)
1,2
3,3
0,9
1,3
1,l
1,O
1,2
J,4
En résumé, l'évaporation est donc relativement faible dans les zones
d'upwe:Lling et de l'ordre de 1 mm/jour, ce qui correspond au transfert de
60 cal/cm2/jour environ. Elle sera évidemment, d'autant plus faible que
1'upwe:Lling sera plus intense.
3.3. FLUX DE CHALEUR SENSIBLE
Les mêmes inconvénients apparaissent pour le calcul du flux de chaleur
Sensib:le par conduction à l'interface. Ce transfert de chaleur est, d'après
la formule aérodynamique globale, proportionnel au produit de la vitesse
du vent par la différence de température de l'air et de l'eau de surface,
les constantes étant différentes suivant le signe de cette différence.
D'après la figure 30 représentant cette diffgrence de température, on voit
que, pendant toute la saison froide, ce transfert se fait au profit de
l'océan. Cependant il reste assez faible (inférieur à 60 cal/cm2/jour) en
raison de la forte stabilité de l'air due à labassetempérature
de surface.
On remarque que ce transfert est à peu près double quand on passe du nord
au sud du Cap-Vert en période d'upwelling intense (mars à mai).
En saison chaude un très faible transfert de chaleur a lieu vers l'at-
mosphère et peut donc contribuer à la formation des mouvements convectifs
caract&istiques
de 1'ITCZ. En saison froide, les flux de chaleurs latentes
et sensibles sont du même ordre de grandeur ; on a donc un rapport de
Bowen voisin de l'unité. Ces flux étant dirig& en sens inverse, la somme
de leur contribution au bilan global sera donc faible.
3.4. CONCLUSION
En tenant compte, en plus, du rayonnement infra-rouge thermique de
l'océan - dont les variations annuelles sont plus faibles (entre 320 et
150 caL/cm2/jour -, on aboutit à un bilan dont nous nous contenterons de
faire :ressortir qualitativement les principaux aspects étant donné les in-
certitudes constatées sur les valeurs des termes importants comme le flux
de Cha:leur latente.
C:c~ i.f. Lar,
YLit ~:(~Kl~,titrnrW.?~ti. Jfi:j /, 1 Il i/ :7
131iC toute I ' ann& une 5c3i:rar:.::
'i.ù r~rhauîfement dt 1. 'eau. Le rei'r~i ~15 :::;emenl saisonnier ne peut donc: $~;y<.
; mput 6 :lu'à des mouvement,:: de masst;:
<j 'eaux r&ultant de l'advection hor; -.
::ontale et des upwelling:: locaux. Ii(- m$me, toute formation de thermocline
profcnie par des processus de convsci;~.~,n dus a des périodes de refroidin-
..;ements prolongées :?:rt à exclure e!, he peut être attribuée qu'à des rem-
j,lacements
de masse d'eau, des phénom&les de mélange par diffusion t~rl~u-
.Lente en surface et éventuellement une convection d'origine haline due ?i,
J'accroissement de la salinité sou:? ist:ffet de l'évaporation.
Il est maximum 5n période d'upwelling intense (mars à mai) où il at-
teint 300 cal/cm2/j0ur. C'est à ce.-tc: :‘i‘aison que s'observent les plut; forts
gradients de températures entre zo:j;5:
ri'upwelling et zones côtières %3 tir
cütati on faible.
Il est bimodal. I,e premier mintmjn; a .Li.e,u en été (hivernage) en raison
de la diminution de la radiation incidente (forte nébulosité) et de l'aug-
mentation du flux de chaleur latente d6 2 la température élevée de la mer.
Le second minimum plus prononcé a lieu en décembre-janvier où le bilan est
presque nul pour des causes analogue:;, i'importance du flux de chaleur la-
tente R cette 6poque étant due 2 l"arrivée en mer de masses d'air sec con-
.tinental .
La meilleure estimation globale ilu bilan thermique semble être celle
Je HASTENRATR et LAMB (1978) dont les chiffres concordent assez bien avec
les ca1cül.s que nous avons pu effectuer à partir de quelques mesures épar-
ses. A toutes fins utiles nous reproduisons ici les chiffres interpolés
dans leur Atlas et exprimés en watt/m2 (1 W/m* = 2 cal/cm2/jour>.
4 P
z, Y N A M 1 Q U E
E 'II
C I R C U L A T I O N
4-1 SITUATION GENERAL33
Les grands -traits de la circulat.ion o&anique de la zone tropicale sont
suffisamment connus pour ne pas avoir à être reproduits ici. A la latitude
du &négal, deux grandes circulations superficielles existent au large ::
le courant nord équatorial qui transporte vers l'ouest des eaux froides du
courant des Canaries et le contre-courant équatorial qui transporte vers
l'est, les eawr chaudes et salées formées sur le bord sud du tourbillon
nord-atlantique. Les deux systèmes sont séparés par une zone de divergence
qui se traduit par la formation d'une crête au niveau de la thermocline
(fig. 11). Ce système subit des oscillations saisonnières de postion et
d'intensite,
la crête oscillant en moyenne de 7'N en hiver à lkON en é-t6
.dans l'est-atlantique.
A la côte, cette circulation zonale se transforme en circulation méri-
dienne sur le plateau continental. On a alternativement au cours de l'an-
née une période de courants sud associée à des eaux froides, de novembre ‘2
mai, et une période de courants nord beaucoup moins stables, de juin à
août, transportant des eaux chaudes. Septembre et octobre se caractérisent
par uneanomalie dont nous reparlerons plus loin.
1 4
Le courant froid venant du nord est encore souvent appelé courant des
Canaries. ROSSIGNCL (1963) avait déjà signalé l'impropriété de cette ter-
minologie qui. tendrait 2 suggérer que des masses d'eau s'&oulent unifor-
mément le long de la côte ouest-africaine. En effet, l'analyse des carac-
téristiques des masses d'eau de surface indique sans équivoque qu'elles
sont constapuqent renouvelées du fait des processus d'upwelling côtier par
les eaux sous-jacentes qui, au niveau du Sénégal, sent coastituées par les
eaux centrales sud-atlantiques, totalement abasentes au-delà de 25ON. Il
semble donc préférable, dans ce cas, de parler de courant côtier, lequel
est séparé du grand courant océanique nord-atlantique par une zone de COU-
rants assez instables qui font d'ailleurs frgquemment remonter des eaux
chaudes vers le nord ainsi que le révèlent les photos prises par satelli-
tes. A la latitude du Cap-Vert les calculs géostrophiques effectués par
J.J. WAGNER ( non publié) confirment, par ailleurs, qu'une circulation
oc&nique stable portant au sud n'existe qu'au delà de 19'W. Le courant
sud qui apparaît au changement de saison transporte des eaux dont les ca-
ractéristiques T-S permettent de le rattacher sans ambigu?té au contre-
courant équatorial. Il s'agit donc d'une branche de ce courant qui s'in-
curve vers le nord en période de mousson, l'autre partie continuant 51
s'écouler vers l'est où elle forme le courant de Guinée.
La dynamique de ces courants est largement soumise à des influences
extérieures à la zone du plateau continental sénégalais. Localement cepen-
dant, la direction de la côte, la topographie du plateau continental et les
fluctuations du régime des vents créent d'importantes modifications spatia-
les et temporelles de cette circulation. D'autre part, dans les zones CÔ-
tières, l'importance du bilan thermique et la proximité de zones à fort
excédent pluviométrique créent un ensemble de circulations thermo-halines
non r&gligeables.
Aussi est-ce pour tenter d'évaluer l'importance de ces divers facteurs
qu'un programme de mesures courantométriques, a été :mis en place à partir
de 1975, dont nous allons décrire les principaux résultats.
! 4.2. NIVEA7J MOYEN ET COMPOSANTE BAROTROPE
Le niveau moyen est mesuré au port de Dakar et nous reproduisons en
figure 12 les résultats des moyennes mensuelles pour la période 1958-1965,
ainsi que le niveau moyen dynamique, c'est-à-dire corrigé des variations
de la pression barométrique au sol. Le zéro est celui de l'échelle du port.
Nous ;y avons superposé la composante des tensions de vents parallèle à la
côte (nord-sud en l'occurence) afin de vérifier la qualité de l'ajustement
de ces deux courbes qui, d'après la théorie d'EKMAN, devraient coïncider
si le milieu océanique était délivré de toutes les causes externes et sou-
mis uniquement aux influences locales.
On voit que le niveau moyen subit une variation annuelle de 16 cm en
moyenne.
Il est bien minimum en période d'alizés et plus élevé en période
de mousson. Cependant, bien que les deux courbes aient la même allure géné-
rale, des différences notables et des déphasages apparaissent. Le niveau
n'est pas minimum pendant la pointe de la période d'alizés correspondant
au maximum d'upwelling. Il commence à diminuer avant la reprise des alizés,
situation d'autant plus paradoxale que les mois de septembre-octobre cor-
respondent à. la période de minimum de salinité des eaux de surface sur la
côte sud, c'est-à-dire 8, la plus grande extension du coin d'eau dessalée
qui devrait contribuer à une surélévation du niveau moyen. La situation
s'inverse en novembre-décembre. En fait DONIOL (1956) avait déjà remarqué
que le meilleur ajustement avait lieu avec la densité de la colonne d'eau,
ce qui suggère que l'equilibpe g6ostrophique pr6vaut S~U le courant ,de L!$-
rive local, L'anomalie de septemb,re
correspond alors 2 une remontée de la
thermocline par ajustement barocline. Elle pourrait donc être accompagnée
d'.me renverse générale des courants de surface, ce que confirment Ie:; ré--
sultats d'autres mesures dont nous ferons état par la suite.
Notons ,par ailleurs que les fluctuations 2 long terme du niveau moyen
ne semblent pas mieux. carrelées aux variations de vent ainsi qu'on peut le
constater sur la figure 13 qui représente les variations simultanées de
vent, de niveau moyen et de température de surface pour la période 1958-
1965. Une telle constatation avait déjà été faite pour les températures de
surface (REBERT, 1978). Il y a donc tout lieu de croire que d'importantes
variations interannuelles de circulation se produisent devant le Sénégal,
(sans que nous disposions malheureusement de mesures directes pour étayer
cette hypothèse),qui ne seront que très faiblement reliées aux conditions
météorologiques locales, ce qui est d'ailleurs également le cas pour les
fluctuations à courte période (voir plus loin).
4.3.
LES COURANTS BE SURFACE
Les instructions nautiques font état d'une forte variabilité des cou-
rants de surface devant le Sénégal, ass0cié.e à une variation saisonnière
bien marquée, due â la succession des deux grands courants océaniques
évoqués précédemment. Afin d'étudier les différents termes de cette varia-
bilité, un programme d'étude des courants a été mis sur pied à partir de
19'7'5, comprenant aussi bien des mouillages que des radiales et des campa-
gnes de couverture. Pour des raisons matérielles, principalement dues aux
moyens navigants utilisés, tous les aspects de la circulation n'ont pas
pu être étudiés. En particulier, après quelques essais infructueux, la
zone située au nord du Cap-Vert n'a plus fait l'objet d'investigation.
D'autre part, dans la partie sud, le programme d'étude de la radiale 14'N,
commencé en janvier 1977, a été interrompu à partir de juillet. Pour les
courants de surface nous ne disposons donc, en réalité, de résultats que
sur le Petite Côte en période de saison froide, ce qui n'est cependant pas
négligeable puisqu'il s'agit de la saison la plus productive.
4.3.1. Le champ des courants de surface en période d'upwelling fort
Les mesures de courants ont été réalisées en mars 1974 (Arch. CROIT, 4)
pendant une période où les vents ont soufflé assez régulièrement du nord
avec une vitesse moyenne de 7 m/s environ, sur toute la zone. La figure 1%
représente les courants mesurés à 5 m (la campagne a duré 8 jours et une
seule mesure était effectuée à chaque niveau au courantomètre EKMMT), ain-
si que les isothermes de surface.
L'observation de cette figure permet de délimiter les traits les plus
caractéristiques de la circulation superficielle en période d'upwelling. 1
On notera la grande divergence des courants au niveau des bords ouest du ';,
Cap-Vert (pointe des Almadies) suivie par un "jet" au niveau du talus
continental qui atteint des vitesse- de 75 m/s. Ce 'jet' se poursuit jusque
vers 14'N et sa composante, dirigée vers la terre, crée une convergence des
eaux au niveau du talus,
ntraînant un resserrement des isothermes. Les li
caractéristiques de ce "jeii ' sont en bon accord avec les résultats. de mo-
dèles de simulation numérique qui ont été utilisés devant les côtes de
1'O:régon (PEFFL~Y et aL., 1976) et il serait donc dû à la remontée des
isobathes dans le sens nord-sud ainsi qu'à l'avancée de la côte vers le
large au niveau du Cap-Vert, le premier effet étant d'ailleurs plus impor-
tant.
1 6
Au sud de 14*N, l'influence du Cap-Vert s 'estompe et on se trouve dans1
une zone de courants assez réguliers de l'ordre de 3,3 cm/s. La divergence
des courants de surface est manifeste et se produit entre les fonds de 20m\\
et 50 m. Elle trahit en surface les mouvemerks d'upwelling par un minimum
thermique dont la coïncidence avec cette z,one de divergence est remarquable.
On notera donc l'existence de deux cellules de circulation transversale
dont l'une transporte vers la côte les eaux d'upwelling qui subissent un
réchauffement très rapide sur les petits fonds.
4.:3.2. Variations des courants de surface en saison froide
-
-
-
-
Le.3 courants de surface ont été mesurés sur la radiale 14*N entre 17*W
et 17'4O'W au cours de l'année 1977. Six campagnes ont eu lieu, comportant
chacune six stations, où des mesures de trois minutes environ étaient fai-
tes à plusieurs niveaux au courantomètre ANDERAA.
La figure 15 représente les variations spatio-temporelles de la compo-
sante nord-sud des courants de surface, c'est-à-dire parallèle à la côte 2
cet endroit, mesurés avec une drogue de surface. Les, points représentent la
grille d'échantillonnage. Le tracé continu des isobathes est évidemment ar-
bitraire car l'échantillonnage - ainsi qu'on le verra plus loin - est tout
2 fait insuffisant pour rendre compte des très importantes fluctuations, 2
court terme, des courants. Il a cependant l'avantage de rendre compte des
traits dominants de la circulation;
On constate en effet que, dans l'ensemble, les courants sont faibles,\\
de l'ordre de 20 cm/s en moyenne. Ils atteignent leur maximum d'intensité\\
en avril-mai , période où en 1977 les vents ont été les plus intenses. La
veine de courant maximum oscille entre les isobathes 100 et 20 m. Les
traits les plus frappants sont les deux circulations vers le nord qui en-
tourent cette zone centrale de courants sud. On retrouve bien à l'exté-
rieur du plateau continental une zone de courants ,très faibles portant au
nord, qui corrobore les résultats des calculs géostrophiques effectués par
aillecrs. De même , sur les petits fonds, un contre--courant faible avec le:
nord existe lorsque les vents sont faibles, contre-courant dû aux caracté-
ristiques thermo-halines de la couche de surface en zone côtière. La der-
nière série d'observations réalisée en juin indique que le processus de
remontée des eaux chaudes a débuté (aux stations côtières du Cap-Vert, le
passage du front thermique se situe vers le 14 juin). Les deux circulations",
côtière et océanique, tendent alors à se rejoindre et il ne subsiste plus
qu'un mince courant sud au milieu du plateau continental.
i4.4. TRANSPORT D'EKMAN
2
Pour estimer l'importance du courant de dérive dû au vent dans le trans-
port des eaux de surface vers le large donc des mouvements d'upwelling, le
transport d'EKMAN a été calculé le long des côtes du Sénégal-Mauritanie à
partir des données de vent observées aux.cinq'stations météorologiques cÔ-
tièresceont la position est indiquée sur la figure 16.'
Le'transport d'EKMAN, perpendidculaire à la côte, donc le flux de com-
pensation vertical entraînant des eaux profondes dans la couche euphotique,
est donnée par la relation :
(-j-j
f’ ‘I, i
U) . .;.i:i 9 '?;,
1,. fi-cteur de :J!‘ri oiis,, y étant la composar-& C!I ;.ti
tension le gent pa;-alièlc: 3. la côte, et de la forme Z = f.C.dfly 0s f t.-c;1 l:i
densi?.G de l'air i.f:; étant la. compos,an Le de la vitesse du vent parall2Zt, :
la côte. v 2, r'tC C1ioi:ji constant et égal à 1,25. 10v3 afin de rendre ce
transport -0mparab:e G celui qui a ii-t6 calculé par d'autres auteurs,, I3ieri
que 1'expre:;sion sLmpie de ce transport résulte d'un modèle très idealisf;
en régime permanen!;, HALF'ERM (1977) a montré qu'il est en assez bon ac-
cord ayec les fluc-luations à cour? terme du transport vers le large dé-
duit des mesures d:rectec de courants dans l'upwelling de Mauritanie.
Dans notre cas.: la direction de la. côte a ét6 idéalisée par des li-
gnes droies, représentées en figure 16, qui suivent à peu près le profil
de l'iso'batile '50 m Le vent était interpolé linéairement entre stations
consécutive:' pour l-es distances é:Levées. Les données de vent utilisées
sont des moy-ennes mensuelles couvrant la période 1967-1973. Notons que ce-*
ci conduit ?. une estimation biais& et minimum de l'upwelling, puisque
tous les termes de variante intra-mensuelle et interannuelle sont annulés
par cette moyenne. C'autre part, les valeurs utilisées au niveau du cap
Roxo 9 basée: sur les vents mesurés 2 Ziguinchor, donnent lieu dans cette
zone 2 une sous-estimation manifeste du transport CL'EKMAN si on se reporte
aux considérations sur 1s. représentativité de cette station exposées au
premier chapitre.
Les variations annuelles du transport dPEKMAN sont repr&entées sur ia
figure 16 du cap Blanc à cap Roxo, Les valeurs sont exprimées en m"/s pour
10 m de côte.
L'intérêt d'un tel. calcul est de tenter de quantifier les variations
g&graphiques et temporelles le long de la côte du Sénégal. La zone d'up-
welling la plus intense et la plus longue est située au sud du Cap-Vert.
L'upwelling maximum a lieu en mars-avril et son intensité est environ la
moitié de celui de l'upwelling mauritanien qui culmine au nord du cap Blanc
en mai-,juin, Sur la côte nord, l'upwelling est plus faible avec même un
mic.îmum
secondaire en décembre devant Saint-Louis, et la presqu'île du
Cap-Vert crée pratiquement toute l'année une zone de convergence inhibant
l'upwelling, De juillet à septembre, les vents côtiers tendent à créer une
accumulation d'eau à la côte mais on voit que leur action est très faible
comparée au processus inverse de remontée d'eau.
Ces résultats concordent assez bien dans l'ensemble avec ceux de
WOOSTER et al, (1976) qui ont étudié le cycle saisonnier de l'upwelling a
partir d'un fichier de données de vents mesurés en mer, Il est donc vrai-
semblable que certaines des stations côtières, et en particulier celle de
Dakar, peuvent fournir des indices valables sur les fluctuations interan-
nuelles du vent donc de l'upwelling, dans la mesure où elles ne subissent
pas de modifications d'installations de mesures. Ces fluctuations interan-
nuelles sont d'ailleurs très élevées puisque, d'après les vents mesurés à
Dakar-Yoff, l'upwelling côtier aurait augmenté de plus de 50 % entre 1967
et 'I!?i?. Notons, par ailleurs , que la valeur moyenne annuelle de ce trans-
port d'EKKAN est de 4,5 m3/s pour 10 mètres de côte pour la zone d'upwel-
ling maximum de la Petite Côte. Si cet upwelling entraîne, dans la couche
euphotique, des eaux froides à-partir d'une profondeur de 70 à 100 m, eaux
dont la teneur en phosphore moyenne est de 1,5 patg/l, ceci correspond à
un flux de sels nutritifs de 0,7 millions de tonnes de phosphore par an par
kilomètre de côte. Ce chiffre n'est pas fourni pour permettre une évalua-
Lion de la production primaire (calculable d'après le rapport moyen C/P
des cellules phytoplanctoniques), qui dépend de l'utilisation qui est réel-7
lement faite de ces seILs nutritifs, mais pour indiquer que l'upwelling
peut être considéré de très loin comme la principale source d'enrichisse-
ment des eaux et que, contrairement ? d'autres zones de la côte ouest-
africaine,
les apports de sels nutritifs par d'autres sources, fluviatibles
ou éoliennes , peuvent être considérés comme secondaires. A titre de compa-
raison, le débit solide annuel du fleuve Sénégal en mer serait, d'après
DOMAIN (1977), de l'ordre de 1 million de tonnes de matière en suspension,
dont seule une partie très faible (et non mesurée) est constituée d'élé-
ments nutritifs.
4.5. STRUCTURE DES COURANTS ET CIRCULATION MOYENNE
Dans ce domaine également il existe une grande disproportion entre le
nombre de données dont nous disposons pour les zones situées de part et
d'autre du Cap-Vert.
Elles sont cependant suffisantes pour mettre en évidence certaines dif-
férences fondamentales entre les circulations &ières dans ces deux zones,
qu'il serait utile de préciser par la suite.
4.5.1. Les courants au nord du Cap-Vert
Pour évaluer la structure verticale de ces courants, la meilleure série
de mesures reste pour l'instant celle qui a été réalisée par le Météor de-
vant Saint-Louis en mars 1933 et qui a été étudi6e par TOMCZAK (1970). La
figure 17 représente la coupe verticale de l'évolution de la composante
nord-sud de ces courants au cours des trois jours de mesures réalisées en
saison froide, avec les vents du nord de force 13 à 5 Beaufort, sur le re-
borld du talus continental (fond de 103 m). Ils font apparaître la très
fai’ble épaisseur du courant de surface portant au sud, qui ne dépasse pas
20 m en moyenne. Le transport moyen est en fait dirigé vers le nord. Le
courant sud en surface semble correspondre à un courant de dérive pur, dû
au 'vent, d'après la forme de la spirale d'EKMAN observée sur le courant
moyen (fig. 17 bis). Le courant profond serait caractérisé par un noyau de
haute vitesse longeant le talus continental, d'après une série de mesures
réalisée par ailleurs en novembre 1973 (Arch. CRODT, 3). Il est difficile,
étant donné l'insuffisance des mesures et la mültiplicité des modèles pro-
posés, de formuler une hypothèse sur l'origine et le mécanisme de ce con-
tre-courant. Il n'est pas impossible cependant, lu le profil particulier
de .la côte, qu'il corresponde à une composante barotrope due à la conver-
gence des eaux de surface au niveau du Cap-Vert.
4.5.2. Courant au sud du Cap-Vert
Pour illustrer la différence de structure des courants dans cette zone
en saison froide par rapport à celle observée sur la côte nord, nous pré-
sentons en figure 18 la coupe verticale de la composante nord-sud des cou-
rants mesurés sur la radiale 14'N au cours de la campagne de 19'74 dont les
courants de surface ont été décrits précédemment. Ici, aucun contre-courant
profond n'apparaît et le courant décroît régulièrement de la surface jus-
qu'Eau fond. Une faible circulation profonde vers le nord existe à l'exté-
rieur du plateau continental.
La situation est évidemment loin d'être toujours aussi nette. Au cours
du :programme d'étude de la radiale 14'N (non publié), on a pu remarquer que
cette circulation versla-nord envahit plus ou moi.ns le plateau continental.
Cep#endant on n'observe jamais de noyau de contre-courant sur le plateau,
ni même sur le talus continental,et il suffit que les vents soufflent assez
régulièrement vers le sud avec une vitesse moyenne dépassant 5 m/s pour que
les courants portent au sud sur une épaisseur dépassant 50 mètres.La spi-
Afin de comparer les caractéristiques iks circulation5 superfic:ie.L.i.tr:
et profondes en saison froide et en saison chaude, deux séries d!observa-
Lions de 3 %et 4 jours ont été réalisées Cl peu près au même point situé :; U..L
la radiale lbOM sur les fonds de -r?: 5 55 m, c'est-à-dire au centre de la
zone d'upwelling. Nous avons choisi dt. reproduire en figure 19 les résul,-
ta%s de ces mesures sous la. forme des hodographes intégrés tracés 2 la rnê.-,
me échelle.
Les traits dominants de la ci~ula-tien apparaissent ainsi avec 'VI~
grande clarté,
En saison froide les courants ont 6tti: mesurés en mars lY7f (Arch. ::ROD'I;
3611. On se trouvait alors en situation d'upwelling typique avec des vents
de 5 à 6 m/s et des eaux faiblement stratifiées. Le courant à 10 m à peu
priis parallèle à la côte, de vitesse moyenne 0,7 noeud, peut correspondre
à la composante barotrope du courant élémentaire d'EKMAN. Le courant de
fond, nettement plus faible et dirigé vers la côte, est le courant de com-
pensation du transport d'EKMAN dirigé vers le large en surface.
L'expérience en saison chaude a ét.6 réalisée en septembre 1975. A cett+
&poque, les eaux étaient fortement stratifiées. Une couche de surface,,
bien mélangée, de température 27'C et d'épaisseur 20 à 30 m, était suivie
dsune thermocline marqué, la température à 70 m n'étant plus que de 16*C en
moyenne. Les deux niveaux de mesures choisi correspondaient donc en gros
au sommet et à la base de la thermocline. Les vents étaient faibles et ir-
réguliers, en majorité de secteur ouest, Pour les courants, la situation
est totalement inversée. Le transport moyen a lieu vers le nord dans les
deux couches. Les vitesses moyennes sont de 0,5 noeud dans la couche de
surface, et elles sont presque aussi élevées au fond. Le courant de fond
est dirigé vers le large. Cette structure est do=également très proche de
celle du courant élémentaire d'EKMAN et correspond bien à un courant de
pente avec accumulation d'eau à la côte, La présence d'une thermocline hier.
marquée ne semble pas créer de composante barocline. Les oscillations de
plus longue période, relevees sur l'hodographe, peuvent correspondre à des
oscillations d!inertie (la période d'inertie étant de 49 h à cette latitude),
Elles se traduisent d'ailleurs par une oscillation de la thermocline de mê-
me période.
,' 4,6, CIRCULATION VERTICALE ET TRANSVERSALE
Le transport vertical des eaux profondes vers la surface en période
d*upwelling est le paramètre fondamental pour l'estimation de la producti-
vit& des régions côtières. Bien qu'il puisse être globalement estimé par
la valeur du transport d'EW dans la couche de surface, cette dernière
quantité ne renseigne ni sur la répartition spatiale des vitesses verti-
cales, ni sur la profondeur d'origine des eaux qui sont transportées en
surface.
La mesure directe des vitesses verticales est extrêmement délicate,
étant donné la faiblesse de leur valeur par rapport aux courants horizon-
taux,, C'est pourquoi ces vitesse sont en général calculées par un ensemble
de méthodes indirectes assez variées auxquelles nous avons fait appel dans
le cas présent, c'est-à-dire : la migration des isothermes en régime tran-
sitoire, la pente des isopycnes en régime permanent, le transfert des pro-
priEtés conservatives (température-salinité) et l'équation de continuit
bi-dimensionnelle (c'est-à-dire en négligeant le gradient longitudinal de
--
“uI-.“.--“..
2 cl
de vitesse) lorsqu'on dispose de coupes de courants norizontaux.
Aucune de ces méthodes n'est vraiment satisfaisante. En particulier
l'examen des températures de surface en zone d'upwelling conduirait à une
valeur systématiquement sous-estimée de la profondeur d'origine des eaux
en raison de l'échauffement que subissent ces eaux au cours de leur remon-
tée du fait de l'importance du bilan thermique. C'est; pourquoi le schéma
que nous proposons en figure 20 est purement qualitatif et très hypothéti-
que. I:L demandera donc à être vérifié par des mesures ultérieures. Ajoutons
qu'il est en outre fortement inspiré par les considérations sur le rôle de
la topographie du plateau continental dans la physionomie des cellules
d'upwelling, tel qu'il a été avancé en particulier par A. HUYER (1976)
dans la comparaison entre l'upwelling des côtes d'Afrique et de 1'0régon.
La comparaison des régimes d'upwelling sur la côte nord et sur la
côte sud est basée sur des coupes perpendiculaires à la côte et réalisées
vers 15'30'N et 14'OO'N, c'est-à-dire dans des zones où la côte est 2 peu
près rectiligne et où l'on peut donc espérer s'affranchir au maximum des
effets d'upwelling dynamique dus à la courbure des lignes de courant. On
admettra donc que, dans ces secteurs, l'upwelling est principalement dû
au vent. La principale différence entre ces deux zones est que le maximum
de divergence en surface a lieu beaucoup plus près de la côte au nord
qu'au sud du Cap-Vert. Dans cette dernière zone, il apparaît deux cellules
de circulations dont l'une est dirigée vers la côte, en gros à partir des
fonds de 20 m ; l'autre converge avec les eaux largaau niveau du talus
continenM1. Au nord, une seule cellule existe et le minimum de températu-:
re est atteint en surface immédiatement à la côte.
On notera le peu d'influente apparente de la direction des vents par
rapport à la côte ; on devrait en effet aboutir au schéma inverse, la côte
nord, beaucoup plus oblique par rapport aux ,vents dominants, étant en fait
théoriquement moins favorable à un upwelling strictement côtier. On en dé-
duira que la topographie du plateau d'upwelling, principe, qui tend d'ail-
leurs à être admis actuellement,
Le transport vers le large est essentiellement confiné dans les 10 pre-
miers mètres et le transport d'eaux profondes vers la côte se situe entre
50 m et 100 m, avec peut-être une profondeur d'origine systématiquement
plus 6levée au sud du Cap-Vert, ainsi que tend à le confirmer l'examen des
températures et des salinités de surface. L'équilibre géostrophique du con-
tre-courant profond tend à incliner les isothermes profondes vers le bas
au niveau du talus- continental au nord. Au sud du Cap-Vert ce contre-cou-
rant n'existe que hors du plateau continental et l'ensemble des isothermes
remonte sur le talus.
\\
En saison chaude on a théoriquement le processus inverse. Les vents
d'ouest tendent à créer une accumulation d'eau à la côte, accumulation ren-
forcée par la présence du coin d'eau dessalée résultant des apports fluvia-
tiles. La circulation transversale inverse vue au paragraphe précédent
tend 2; enfoncer la thermocline vers la côte (les eaux sont alors fortement
stratifiées).
Cependant ce processus est très faible comparé au précédent
et la pente des isothermes sur le plateau continental est quasiment indis-
cernable .
4.7. FLUCTUATIONS A COURTE PERIODE
4.7.1.
-
Structure des, fluctuations
Aj?in d'étudier les fluctuations à court; terme descourants et leurs re-
lationsavec les vents locaux, des mesures ont été réalisées pendant une
période de trois mois avec un courantographe ANDEP&A immergé au niveau
16 mètres sur les fonds de 50 m de la radiale 14'N. Cette période couvrait
la fin de saison froide et le début de la saison chaude (avril à juillet
1977). L'ensemble des enregistrements bruts n'est pas présenté ici.
Une analyse numérique a été effectuée sur ces données par la technique
de l'analyse spectrale en composantes rotatoires décrite par GONELIA
(1972). Les spectres totaux, directs (anticlockwise) et inverses (clock-
wise) sont présentés en figure 21. Ils concernent la première période de
mesure (avril-mai). La seconde (juin-juillet) donne des résultats analogues
non représentés ici.
Ces spectres montrent une décroissance assez régulière de l'énergie en
fonction de la fréquence, à peu près linéaire en coordonnées bilogarithmi-
ques. La pente de cette droit est voisine de -5/3, qui est la pente carac-
téristique de la loi de KOLMOGOROFF. Cependant il s'agit là vraisemblable-
ment d'une coïncidence car on se trouve dans un domaine de fréquence très
éloigné de celui qui caractérise le domaine inertie1 où peut s'appliquer
une telle loi. La pente est aussi peu différente de -2, qui est celle des
spectres d'un phénomène autordgressif du premier ordre, ce qui semble plus
conforme à la nature de ces mouvements. Le seul pic caractéristique est
celui dè la marée semi-diurne, à peu près également réparti dans les deux
sens de rotation circulaire. Pour les autres fréquences auxquelles on au-
rait pu s'attendre 5 voir apparaître des pics, c'est-à-dire la fréquence
d'inertie et la variation diurne indiquée sur la figure 21, il n'apparalt
rien de particulier,' sauf un léger pic dans le sens cyclonique, pour la
variation diurne. La variation diurne du courant est donc faible malgré la
forte variation diurne du vent en mer. Ceci n'est pas étonnant si on se
souvient qu'elle se produit localement à une fréquence double de la fré-
quence d'inertie ; la composante diurne de dérive doit donc, conform6ment
à l'extension de la théorie d'EKMAN (GONELLA, 1972), avoir une amplitude
très amortie. Sur la figure 22 sont représentés l'orientation moyenne des
ellipses de vitesses, le coefficient rotatoire et la stabilité des ellip-
ses. Ces paramètres permettent de dégager quelques traits intéressants.
Rappelons que le coefficient rotatoire permet de définir à la fois le sens
de rotation des ellipses (positif les ellipses sonedécrites dans le sens
anticyclonique et vice-versa) et leur aplatissement (si le coefficient est
nul, on a un mouvement linéaire et, s'il est égal à 1, une rotation cir-
culaire).
On remarque ainsi que les fluctuations à longue période des courants
(supérieure à un jour) sont principalement orientées longitutidinalement
et de type anticyclonique. Les fluctuations à plus courte période et prin-
cipalement autour de la période de marée semi-diurne tendent 2 être orien-
téés trans%ersalement, -c'est-à-dire perpendiculairement à la côte, et
faiblement cycloniques. La stabilité de l'ellipse de marée est forte
(0,95). La variation diurne, quoique faible, est dirigée à peu près nord-
sud (axe à 160' environ), sa stabilité est significative et elle semble
:Légèrement cyclonique. Dans l'ensemble les fluctuations de courants dé-
-rivent des ellipses très aplaties, le coefficient rotatoire étant prati-
.quement toujours inférieur à 0,5.
4.7.2. Relations vents-courants-températures
Nous avons utilisé la série de mesures dont les spectres viennent d'ê-
:re étudiés,$our analyser les relations pouvant exister entre les vents
:Locaux et les vitesses des courants. En l'absence de mesure directe des
vents au site de mesure des courants, nous avons utilisé les mesures de
vents effectuées à la station météorologique de Dakar-Yoff pendant :La même
période. Pour éliminer l'influence de la variation dime des vents et des
courants de marée, ces données ont été moyennées sur 24 heures pour les
vents et 25 heures pour les courants. Les courants ayant é,tf mesurés 2 une
profondleur de 16 m (sur la radiale 14ON), on EL supposé que la circulation
à ce niveau était principalement barotrope, c'est-à-dire située hors de la
zone de la spirale d'EKMAN ; les courants moyens à ce niveau sont d'ailleurs
parfaitement méridiens, c'est-à-dire parallèles à la direction de la côte.
On a donc comparé (fig. 23) les variations de:: courants nord-sud longitudi-
naux 2 la composante méridienne des tensions de vent dont l'indice est re-
présenté par le carré de la composante nord-sud des vents.
Il iapparaft ainsi qu'au cours de la période de mesures, les vents aussi
bien que les courants, ont subi une modification gén6rale analogue dans le
sens d'un affaiblissement des vitesses , qu'on peut représenter par la droi-
te de tendance qui a été calculée 2 partir des 50 moyennes journalières.
Cependant les courants sud ont diminué de 19 cm/s en moyenne en 50 jours
et les 'vents, de 0,7 m/s, pendant la même période. Ceci conduirait 2 un
coefficient d'entraînement beaucoup trop élev6 dans la relation entre la
vitesse des courants et les tensions de vents.,. On remarque d'ailleurs que
fin mai les courants sont dirigés vers le nord alors que le vent souffle
toujours vers le sud. On en déduit que les variations, à long terme, des
courantes
en période d'upwelling sur le plateau continental sénégalais ne
sont pas reliées au vent local,
Afin de voir s'il en est de même pour les fluctuations rapides, les
deux Sé:ries précédentes ont été filtrées de la tendance linéaire et un cal-
cul de corrélation croisée a été effectué sur ces deux séries ainsi que
sur celles des vents nord-sud et des températures moyennes quotidiennes 2
16 m, elles aussi débarrassées de leur tendance (fig. 23). Les résultats
de ces analyses mettent en évidence plusieurs faits intéressants illus-
trés en figure 24.
Il 'existe une corrélation entre les vents et les courants méridiens.
L'actio:n du vent sur les courants est quasi instantanée puisque le meil-
leur coefficient de corrélation correspond à des décalages de moins de un
jour. Cette corrélation est cependant faible et les vents locaux explique-
raient moins de 20 % de la variante à court terme des courants. Signalons
que la pente de la droite de régression, entre les fluctuations instan-
tanées (de vent & de courant, indique que la vitesse des courants m&ri-
diens est égale à 5 % environ de la vitesse des vents.
Il (existe une corrélation inverse entre les fluctuations de vents et
de templérature avec un décalage de deux à trois jours. Ce décalage peut
donc correspondre à la réponse barocline de l'océan et concorde bien avec
les résultats de SPETH et al. (1978) qui ont trouvé un délai de 2,5 jours
pour la réponse thermiqades variations de pressions le long de la côte
ouest-africaine.
Beaucoup plus curieux, et tout aussi intéressants, sont les deux pics
de cor&lation plus importants observés pour des décalages négatifs, ce qui
signifierait que les vents répondent en sens i:nverse des courants après un
délai de quatre jours et dans le même sens que les variations de températu-
re après un déali de deux jours. Il s'agit peut-être là d'un processus de
rétroaction dans le système couplé océan-atmosphère, qu'on peut attribuer
par exemple aux modifications du champ de pression loIcal créées par les
variations de température de surface de la mer. Dans ce cas précis la ré-
troaction serait négative et conduirait donc à une position d'équilibre
stable 'de l'upklling (phénomène de régulation) autour de laquelle peuvent
se produire des oscillations de période caractéristiques et égales au dou-
ble du sdégalage temporel entre les deux pics inversés de corrélation
(GREENHIJT,
1978). Dans le cas du Sénégal, les oscillations de ce système
couplé vents-courants-températures de surface autour de leur valeur moyen-
ne auraient pour période propore 8 à 10 jours. On ne peut manquer d'être
,
‘\\
frappe par l'adéquation de ce chiffre aux fameuses "périodes typique::; ~'wP-
welling" de 10 jours dont font état de nombreux auteurs sur l'upwelli.ng de
Yauritanie (RUYER, 1976). Il reste cependant à démontrer que le couplage
dans le sens océan-atmosphère peut réellement exister dans cette zone de
fréquence.
En fait, une analyse spectrale effectuée sur les vents à Dakar-Yoff sur
:me période de six ans ne fait pas vraiment ressortir ce phénomène. Il
n'apparaît aucun pic d'énergie particulier entre 8 et 10 jours, mais les
vents présentent, pour ces périodes, une forte polarisation cycïonique. Il
est tout à fait possible, qu'en raison de la très mauvaise stationarité
des données utilisées dans cette étude, ces corrélations soient fortement
biaisées (le niveau de signification 95 % indiqué sur la figure 24 n'est
en réalité significatif que pour dewc séries aléatoires non autocorrelées
ce qui est loin d'être le cas). Il ne reste donc qu'à formuler le souhait
que des études plus fines soient entreprises pour confirmer ou infirmer la
r&lité de ce phénomène.
( 1..8. LES COURANTS DE MAREE
Les courants de marée semi-diurne ont été étudiés par TOMCZAK (19'70)
devant Saint-Louis et par nous-mêmes (Arch. CRODT, 3, 30 et 36) au sud du
C!ap-Vert. L'analyse s$ectrale r&.lisée ici confirme les résultats déjà
trouvés auparavant.
Les courants de marée sont faibles. Leur vitesse moyenne maximum est
de l'ordre de 10 cm/s. Ils décrivent une ellipse très aplatie dans le sens
cyclonique,le grand axe de l'ellipse étant orienté est-ouest. Ce résultat
est d'ailleurs assez surprenant, l'onde de marée M2 se propageant normale-
ment du sud au nord le long de la côte ouest-africaine. Conséquence prati-
que intéressante : les courants de marée sont presque négligeables sur la.
composante m&idienne des courants ce qui peut permettre une estimation
du transport longitudinal au moyen d'un nombre réduq de mesures. La com-
posante est-ouest des courants de marée, d'après une étude rapide de l'en-
registrement d'avril-mai 1977, varie de + 5 cm/s en période de morte-eau
à + 16 cm/s en période de vive-eau. Tous ces résultats ne sont cependant
&Tables que pour une zone moyenne centrée sur les fonds de 50 m, à 14ON.
La décroissance des courants de marée avec la profondeur, manifeste dans
la partie nord (TOMCZAK, 1970), n'a pas été étudiée dans la zone sud.
Les courants de marée horizontaux sont accompagnés d'une marée interne.
Celle-ci est mise en évidence en figure 25 qui a été obtenue par filtrage
numérique passe-bande (double filtre hanning centré sur 12 h 30) de :La pro-
fondeur des isothermes résultant d'observations horaires au bathythermo-
graphe pendant la période de 4 jours de mesures de septembre 1975 (Arch.
CRODT, 30). La figure 25 permet d'estimer la variation de profondeur de la
thermocline (environ 10 mètres), le déphasage par rapport aux heures de
P:leine et de basse mer à Dakar (marnage moyen 1,l m), ainsi que le dépha-
sage vertical de l'onde de marée entre les couches de surface et de fond
qui est de l'ordre de deux à trois heures. En moyenne la marée interne est
d6phasée de 30' par rapport à la marée de surface, c'est-à-dire que %a ma-
rge "haute" interne a lieu à la mi-marée, postérieure à la marée haute de
surface.
a:
< 4.9. CIRCULATION PROFONDE
Aucune mesure directe de courant n'a été réalisée sur le talus conti-
2 4
nental ou au-delà. La circulation ne peut donc être déduite que des mesures
hydrologiques. Les calculs géostrophiques de WAGNER [non publié) indiquent
une faible circulation vers le nord. Une autre façon d'obtenir au moins le
sens de cette circulation consiste à utiliser les propri&és des masses
d'eaux centrales sud-atlantiques et nord-atlantiques, qui sont Caractérisées
dans le plant T-S par deux droites. Nous avons défini ces deux droites par
les critères suivants afin de simplifier les calculs : l’eau centrale sud-
atlantique joint les deux points de coordonnées T = 6OC, S = 34,5 %. et
T = 189,
s = 35,85 %,, l'eau centrale nord-atlantique ayant même pente
et une salinité plus élevée de 0,5 %, à température égale. La proportion
du mélange de ces eaux est estimée par le rapport des distances d'un point
T-S quelconque à ces deux droites.
Le#s proportions de l'eau centrale sud-atlantique, en pourcentage dans
le mélange des deux eaux sous la thermocline, sont indiquées en figure 26
qui représente .une coupe verticale réalisée en août 1968 entre Dakar et les
îles du Cap-Vert. Cette figure révèle l'existence probable d'une circulati-
on profonde dirigée vers le nord entre la thermocline et la profondeur
300 m environ d'une part, la côte et le méridien 21'W d'autre part. Aux ni-
veaux supérieurs proches de la côte, l'eau centrale sud-atlantique apparaît
pure.Les variations saisonnières de la circulation profonde, estimée par
cette :méthode,
seront' décrites au chapitre suivant.
--& 10. LA CIRCULATION THERMO-HALINE
Dans les zones côtières, en plus des circulations dues au vent ou aux
forces extérieures, deux processus distincts contribuent à créer des COU-
rants plus ou moins intenses vers le nord.
En saison froide et particulièrement sur la Petite Côte, l'existence
d'un très fort gradient thermique, dû à l'échauffement des eaux accumulées
à la côte par la convergence côtière, crée un courant de pente qui s'écou-
lera vers le nord dans une étroite bande côtière dès que les vents seront
insuffisants pour maintenir l'équilibre du coin d'eau chaude. Ce processus
a été décrit par YOSHIDA (1967) qui donne des vitesses de l'ordre de lOcm/s
pour les courants qu'un tel processus peut. induire. Ceci pourrait expliquer
les contre-courants côtiers fréquemment observés au sud du Cap-Vert, mais
nous verrons plus loin que l'extension d'un tel phénomène' doit cependant
être limitée.
Plus importante est la circulation thermo-haline due à la présence du
coin d'eau dessalée en saison chaude. Le gradient pluviométrique méridien,
très E:levé devant le Sénégal, doit d'ailleurs créer une surélévation du
niveau de la mer du nord vers le sud. Cependant le courant induit par une
telle pente reste .n&li.geable par rapport à celui que crée le bourrelet
d'eau dessalée engendré à la côte, au sud du Sénégal, par les apports flu-
viatibles de toute la zone à très forte pluviométrie constituée par les
deux Guinées. Ce bourrelet crée une pente zonale à :Laquelle est associé un
courant méridien, dirigé vers le nord, dont l'intensite est telle qu'il
arrive à contrebalancer les effets du courant de dérive dû. au vent au début
de la saison,$'upwelling dans toute la partie sud.
?,4.11. LES EFFETS DE CAP LE VORTEX DU CAP-VERT
Il est notoire qu'en période d'alizés forts (février à avril) la zone
la plus froide du plateau continental est la baie dfe Gorge. Des tempdratures
de surface de 14°C ont été mesurées au Wharf de Tiaroye et l'écart d.e tem-
pérature entre les parties sud et nord du Cap-Vert peut atteindre 4’C. Par
ailleurs les fluctuations 2 courte période des températures de surface à
cette saison ne sont pas cohérentes entre les deux côtés de la presqu'?le
et , pour ce qui est dela baie de Gorée, ne sont pas reliées à des fluctua-
tions de mouvements d'upwelling tels qu'on peut les déduire de l'analyse
des tensions de vent, ce que confirment les analyses spectrales réalisées
par PORTOLANO (1982). De plus, il est fréquent qu'en fin de saison froide
subsistent en baie de Grée, pendant plusieurs jours, des eaux froides a-
lors que l'ensemble du plateau continental est déjà recouvert d'une couche
d'eau chaude.
Ceci nous a amené à formuler d'hypothèse que la baie de Gorée en saison
froide pouvait être le siège d'un vortex divergent entraînant en surface
des eaux froides par un processus différent de celui de l'entraînement des
eaux de surface par le vent. Les nombreuses campagnes réalisées en 1976
dans le cadre de l'étude biochimique de la baie de Gorge (Arch. CRODT, 42)
et une campagne de courantométrie en 1977, permettent de signaler les faits
suivants, dont une partie a déjà été présentée et discutée par RFBERT
(1978) l
Il semble exister en saison froide un vortex en baie de Gorée dont les
dimensions sont définies par la géométrie de la baie. La vitesse moyenne
de ce vortex, en dehors de la couche de surface, est de l'ordre de 10 cm/S.
Ce vortex est cyclonique (une circulation vers le sud existe entre le cap
Manuel et l'île de Gorge) mais ne semble pas en équilibre géostrophique
(courant de gradient). En effet, il n'existe pas de dôme thermique au cen-
tre de la baie, les températures étant systématiquement minimum à la côte
entre Tiaroye et le cap des Biches (fig. 27). Il est donc vraisemblable que
le vortex résulte d',un équilibre entre les forces de frottement et le trans-
fert de quantité de mouvement avec le "jet" de courant observé à l'ouest
de la presqu'île. La répartition des températures, illustrée par la figure
27, peut donc s'interpréter comme résultant d'une superposition de ce mou-
vement cyclonique et d'un upwelling tout à fait côtier par petits fonds,
l'eau initialement immobile à la côte étant progressivement défléchie vers
la droite par le vent.
Une partie du refroidissement de la baie de Gorée peut-il s'interpréter
alors comme résultant du régime de courants
et de l'intensité de ce vor-
tex ? Il semble bien que oui si on se sert de la série de mesures déjà
traitée, réalisée en avril-mai 1977. Reprenant les données de composantes
des vents mesurées à Yoff et des courants mesurés à 14'N durant cette pério-
de, si nous effectuons les corrélations croisées de ces deux paramètres
avec les températures journalières mesurées à Tiaroy::, les résultats il-
lustrés par la figure 28 sont les suivants : il existe une corrélation
instantanée postive entre les vents à Yoff et les tempgratures en baie de
Gorge, c'est-à-dire qu'une augmentation de la vitesse du vent entraîne
un réchauffement de .la baie de Gorée ce qui rejoint les conclusions de
PORTOLANO (1981) sur la variabilité à courte période (moins de 6 jours).
Il existe une corrélation inverse entre les fluctuations de courant sur
lë plateau continental sud et les températures en baie de Gorge, les meil-
leurs corrélations observées correspondant à un décalage de 3 à 4 jours
(il est d'ailleurs possible que la corrélation aurait été meilleure si les
courants avaient été mesurés directement au voisinage du Cap-Vert). Une
telle relatick peut-g,tre interprétée physiquement de la façon suivant :
un renforcement des courants au niveau du Cap-Vert créerait un refroidis-
sement culminant au bout de quelques jours, soit par augmentation de la
vitesse - donc de la divergence du vortex de la baie de Garée - soit par
augmentation du mélange turbulent entre les eaux de surface et les eaux
profondes,
ou par une combinaison de ces deux mécanismes.
Cn peut se demander alors si , lorsque les courants sont dirigés vers
'le nord sur le plateau continental c'est-à-dire en début de saison chaude,
un voikex ou tout au moins un refroidissement de surface ne peut pas être
observé de l'autre côté de la presqu'île du Cap-Vert. Disons tout de suite
qu'un tel phénomène n'a jamais été observé, les températures à la côte à
Yoff restant toujours plus élevées ou égales à la température en baie de
Gorée. Aucun dôme thermique n'a non plus été observé sur Xe plateau conti-
nental. En fait, il faut garder présent à l'esprit que les courants nord
sont faibles et irréguliers, qu'aucune survitesse n‘a été, jusqu'à présent,
observée au voisinage du Cap-Vert, et que l'épaisseur de la couche de sur-
face et la forte stratification s'opposent évidemment aux transferts ver-
ticaux.
En r&umé,
il apparaît donc que, pour les fluctuations à courte pério-
de, une partie de la variabilité thermique ,en baie de Gorée peut être
expliquise par les fluctuations de courant. Ce premier résultat ne dévoile
qu'une jjartie de la complexité des mécanismes mis en jeu. En particulier
les rapports entre les vitesses du "jet" du Cap-Vert et celles du courant
moyen de la zone d'upwelling sud sont encore incconus. Si l'on entend pous-
ser l'étude expérimentale des coh&rences vents-courants-températures sur
des gammes de fréquence plus étendues, un programme de mes'ures simultanées
de l'ensemble de ces p*arsmètres est évidemment nécessaire.
5 .
H Y D R O L O G I E
5.1. RAPPEL
D'après une classification des eaux proposées par BERRIT (1962) basée
sur le découpage du plan T-S en quatre régions par les deux droites per-
pendiculaires T = 24OC et S = 35 &, ROSSIGNOL (1973) distinguait trois
saisons hydrologiques au cours de l'année : une saison froide, une saison
d'eaux chaudes et salées (tropicales), une saison d'eaux chaudes et dessa-
lées (ou guinéennes). La répartition de ces catégories d*eaux devant le
Sénégal (fig. 29) peut aisément être mise en rapport avec les différents
types de circulation horizontale et verticale décrites précédemment. NOUS
nous'bornerons donc à préciser les caractéristiques de ces eaux et leur
variabilité sur le plateau continental sénégalais.
5.2. LES MASSES D'EAIJ DE SURFACE
I.;!.l. Les eaux froides
Elles apparaissent dès le mois d'octobre dans le nord, recouvrent la
totalité du plateau continental à partir du mois de janvier en moyenne.
Elles sont constituées en quasi-totalité d'eau centrale sud-atlantique qui
remonte en surface par le mécanisme de l'upwelling côtier. Ses caractéris-
tiques en surface sont cependant légérement différentes de celles qu'elles
ont en~profondeur ainsi qu'on peut le constater sur la figure 30 qui repré-
sente :Les moyennes, pour les mois de mars, du couple T-S à la station cÔ-
tière de Tiaroye de ces dix dernières années, On remarque que les salinités
sont systématiquement inférieures à celle de la droite, à température éga-
le. On peut donc parler, en surface, d'eau centrale dégénérée par un ensem-
ble de processus qui sont , sur le plateau continental, les suivants :
Le réchauffeme~nl,
de l'eau au cours de sa remontée vers la surface : ies
peints s 'él.oigneront-.
(d'autant plus de la droite que l'upwelling est plus
faible, donc que la remontée est plus lente (l'écart croît avec
la tempera-
LUrY?) 0 Ils s'en éloigneront d'autant plus que le bilan thermique est plus
ilevé (écart croissant de janvier & avril). Mentionnons pour mémoire les
possibilit&
de diminution de la salinité de surface par condensation de
l%xnidité atmosphérique.
Au nord de Saint-Louis, La salinite augmente par mélange avec les eaux
du large venant du nord par advection.
Entre Saint-Louis et le Cap-Vert les salinités de surface peuvent dimi-
nuer par mélange avec: les eaux du fleuve Sénégal. Cet effet, qui dépe:nd de
l'importance de la crue du fleuve, était très perceptible autrefois, mais
a tendu, au cours de La période étudiée, à devenir négligeable dès le mois
de janvier en raisan de la sécheresse,
Dans les zones très côtières de la Petite Côte, la salinité tend $5 di-
minuer par mélange avec les eaux du coin dessalé qui persiste jusqu'en
avril devant ia Guinée-Bissau. Les processus thermohalins de surface, que
nous étudierons plus ;Loin, tendent d'autre part à. la modifier considérable-
ment.Mentionnons enfin, en zone côtière, les possibilités de résurgence
d'eaux de .la nappe phréatique, en particulier dans le secteur de Kayar.
La variabilité interannuelle de la salinité en saison froide demeure
cependant faible par rapport à la variabilité thermique.
5.2.2. Les eaux tropicales
Elles apparaissent à la renverse de courant, vers le mois de mai, et
sont transportées par la branche nord du contre-courant équatorial. Elles
sont formées au sud du tourbillon nord-atlantique. Leurs caractéristiques
varient entre leur date d'apparition sur le plateau continental et les mois
consécutifs : leur température passe de 24OC à 27OC en deux mois environ.
Leur salinité est, à l'origine, de 35,6 $, à 35>8 SO. Sous l'effet de l'é-
vaporation continue, elle augmente ensuite de façon quasi linéaire à partir
du mois de mai avec une pente moyenne qui varie, suivant les années, entre
9,16 %. et 0,29 %a par mois autour du Cap-Vert et sur la Petite Côte, et de
a,35 %. à 0,70 %.
dans la région de Saint-Louis. Cette augmentation se
poursuit jusqu'à ce qu'apparaissent les eaux dessalées, phénomène qui se
produit en général de façon brutale, mais qui dépend du début et de l'in-
tensité de la saiscn des pluies. L'augmentation de salinité peut donc
cesser dès le mois de <juillet ou se poursuivre, comme cela est arrivé au
Cap-Vert en 1972, jusqu'au mois de septembre. En valeur absolue elle tend
9 atteindre 36 %o, le record étant pour l'instant détenu par l'année 1977,
où la salinité a atteint 36,4 %, au mois d'août.
Au niveau de la station côtière de Saint-Louis, cette croissance de la
salinité est arrêtée très brutalement par l'arrivée en mer de la première
ondce de crue, phénomène qui se reproduit de façon très rég-uli~re entre le
20 juillet et le ler août.
5.2.3. Les eaux dessalées.- L'apparition, en surface, d'eau à salinité
faible en-saison chaude est évidemment liée ?i la forte pluviométrie de
toute la zone de mousson à cette époque. On doit cependant distinguer
plusieurs processus qui aboutissent 2 la création de couches d'eaux dont
la structure haline est différente. On a relevé ainsi quatre origines dif-
férentes pour les eaux dessalées sur le plateau continental.
5.2.X.1. Les eaux du large.-
-----------~--TI--'----~
-,
Le contre-courant équatorial situé dans
:l'ITCZ est soumis a la pluvlometrie de cette zone caractérisée par un gra-
.,
2 8
dient nord-sud. Sa salinité doit donc diminuer progressivement dans son par-
cours vers l'est. Au niveau des côtes. du Sénégal ces eaux se caractérisent
par :La présence d'une couche homogène de surface, :La salinité 6tant cons-
tante jusqu'au niveau de la thermocline par diffusion turbulente. Elle est
minimum en fin de période de mousson. Les salinités typique observées sont
de l'ordre de 35 %,. Ce chiffre indique donc une diminution de 1 %, environ
de la salinité ce qui correspondrait au melange d'environ 900 mm de pluie
sur une couche de 30 mètres d'épaisseur, un chiffre vraisemblable en l'ab-
sence de données précises sur la pluviométrie dans l'océan.
*
5.2.3.2. Les eaux de fleuve Sénégal.-
"'------'------r'-"---------------
On les perçoit en mer dès la fin
juillet, mais le maximum de la crue se produit à l'embouchure fin octobre,
les débits étant de l'ordre de 2 000 à 3 000 m3/s. Le flot principal est
d'abord dirigé vers le nord sous, l'effet des courants et de la rotation na-
turelle vers la droite d'un écoulement d'eau douce en mer dans l'hémisphère
nord, puis vers le sud après la renverse des courants qui a lieu vers le
mois de septembre. Son influence sur la Petite Côte'n'est pas perceptible,
mais on peut l'observer au large du Cap-Vert jusqu'en janvier, les années
de crues exceptionnelles. Lorsque l'upwelling se met en place, la dérive
des eaux de surface tend à entraîner la veine principale vers le large
ainsi qu'on peut le constater sur la figure 31 représentant les salinités
de surface en novembre 1967 (année de pluviométrie t&s excédentaire).
Le panache d'eau dessalée est caractérisée par une salinité csoissant
2 partir de l'embouchure. Au niveau de Saint-Louis, la salinité peut être
inférieure à 20.%,. Cependant son épaisseur en me:r reste très faible et
l'influence des eaux du fleuve n'est, en général, perceptible que dans les
dix premiers mètres.
Sur la Petite Côte, le fleuve Gambie
a un régime hydrologique analo-
gue à celui du Sénégal avec des débits qui sont, à peu près, deux fois
moindres. L'influence de ses eaux en mer est peu discernable en dehors de
la zone de l'estuaire. Le débit des deux autres fleuves côtiers, Saloum
et Casamance, est négligeable.
5.2.3.3. Le coin d'eau dessalée guinéenne.- Il s'agit d'une masse plus
-"--'-'--'~--‘--'--'----'--'----------------
ou 'moins homogene d'eau formee au sud du cap Roxo par les apports des
nombreux fleuves côtiers de la Guinée-Bissau et de la Guinée où la pluvio-
métrie atteint 4 mètres. Elle progresse vers le nord a' cause du courant de
pente créé par le bourrelet côtier dès le mois de juillet, le mouvement
s'amplifiant à mesure qu'on s'avance dans la saison des pluies. Ces eaux
peu.vent atteindre des salinités très basses ( ( 30 %,) mais en raison des,
particularités topographi,ques du plateau continental devant la Guinée-Bis-
sau, qui est caractérisée par une vaste zone à faible profondeur,l'épais-
seur de ce coin est, à l'origine, limitée à une profondeur de 20 mètres
environ. Il est bien caractérisé à l'extrême sud du S&6gal comme en té-
moigne la figure 32 représentant une coupe verticale réalisée en face du
cap Roxo en septembre 1969, où le front entre les eaux dessalées du coin
et celles du large apparaît vers l7'2O'W.
A cette saison, dans la partie sud du plateau continental, on peut donc
avoir dans la couche de surface une double stratification en densité, à
savoir une halocline vers 20 m et la thermocline vers 40 à 50 m. Cependant,
au cours de sa progression vers le nord, le coin sa16 perd son individua-
ii-6 par mélange latéral et vertical avec les eaux du large. La situation
la plus fréquente, au voisinage du Cap-Vert, est alo:rs la présence d'une
couche de surface à peu prè Y homogène en température et dont la salinité
augmente progressivement vers le bas. Le coin dessalé peut dépasser le Cap-
Vert dès le mois de juillet en cas de mousson précoce, mais en général ce
phÉncmène ne se prodkt qu'au mois d’août. Dès le mois de septembre, :La re
renverse des courants le rejette au sud du Cap-Vert où il s'incurve vers le
large, Il régres.se au sud du cap Roxo en novembre-décembre, mais demeure
pratiquement en permanence au sud des Bissagos, prêt & envahir la zone cô-
tike casamançaise à la moindre faiblesse du vent.
5.2.3.4. Les effets locaux.- Ce terme recouvre un ensemble de phénomènes
*---a----------.----=---'---
côtiers tels que le ruissellement des eaux de pluies, l'infiltration des
eaux de la nappe phréatique supérieure 2 travers le cordon dunaire, les
apports par débordement des marigots qui crèvent la barre littorale formée
en saison sèche. Ces effets locaux se traduisent par un gradient de salini-
té orienté perpendiculairement à la côte, les salinités à la cote étant
systématiquement moins élevées qu'au large, d'une quantité évidemment très
variable et fonction de la pluviométrie locale,
Les effets locaux sont prépondérants dans les variations interannuelles
de salinités à la côte. Pour illustrer ce fait nous avons choisi de repré-
senter en figure 33 les salinités moyennes observées en surface au cours
du mois de septembre (qui correspond à la période de minimum de salinité)
à des stations
tôt ières, en relation avec la quantité totale des précipi-
tations 8 Mbour depuis le début de la saison des pluies jusqu'au mois de
septembre inclus, pour une dizaine d'années. Les années sont indiquées
sur la figure. On constate que la corrélation est très nette. D'autres
corrélations de ce genre, non représentées ici, ont été examinées, notsm-
ment avec les débits du fleuve Sdnégal et les pluies en Casamance. Elles
sont systématiquement moins élevées que celles que relie la salinité aux
effets locaux. Ce phénomène met en relief la faiblesse de la circulatïon
côtière sur la Petite Côte en saison chaude, si on compare ce résultat à
ceux qui ont été obtenus pour d'autres stations côtières du golfe de
Guinée (Côte d'ivoire, Congo).
Les variations spatio-temporelles des salinités de surface le long des
côtes s&&galaises résultent de la combinaison des facteurs précédents, et
sont illustrées par la figure 34, qui met en évidence deux gradients lon-
gitudinaux inverses de salinités aboutissant à un maximum de salinité au
niveau du Cap-Vert- Sur la Petite Côte, les salinités croissent du sud au
nord sous 1"influence du gradient pluviométrique et de la progression du
coin salé. Sur la Grande Côte, les salinités croissent du nord au sud
principalement sous l'influence du parcours maritime des eaux du fleuve
Sénégal. L'épaisseur de la couche d'eau dessalée n'est donc pas en rapport
avec les.valeurs de salinité de surface, Elle est systématiquement plus
forte au sud du Cap-Vert. Par ailleurs, du fait du décalage temporel entre
la crue à l'embouchure du fleuve et la pointe de la mousson, les variations
de salinité ne sont pas synchrones le long des côtes. Le minimum de salini-
té est atteint en septembre au sud du Cap-Vert et en octobre sur la cote
nord. A la station de Saint-Louis, située au nord de l'embouchure du fleu-
ve, les salinités moyennes sont plus élevées qu'à Kayar, dès le mois de
novembre, en raison du régime des courants.
5.3. LES TRANSFORMATIONS THERMOHALINES DE SURFACE EN ZONE COTIERE
Les fortes variations longitudinales de température et de salinitf~ de
surface en zone côtière , qu'on observe en période d'upwelling (fig. lb),
incitent à penser que les caractéristiques de l'eau froide, lorsqu'elle
arrive en surface, ne peuvent se maintenir très longtemps si cette eau
n'est pas constamment renouvelée. Or, c"est précisément le cas des eaux
de la cellule de convergence de la Petite Côte.
'3 0
Si on regarde les valeurs du bilan thermique des mois de mars-avril,
c'est-à-dire environ 300 cal/cm2/jour,
et qu'on l'applique à un courant
côtier, en négligeant les phénomènes de melange l.at&al et en supposant une
homogénéisation de la couche de surface jusqu'au fond, on voit que sur les
fonds de 10 mètres, cela entraînerait une augmentation de température de
l°C en trois jours environ. Le courant côtier ayant une vitesse de 70 à
20 CIU/S, le gradient de température longitudinal, à partir d'une région-
source d'upwelling
située au nord dans un régime d'advection pur, serait
alor:s de l'ordre de l°C pour 30 à 60 km, sur les fonds de 10 m. Avec un
courant uniforme, les profondeurs augmentent vers le large, les eaux chaudes
auraient alors la forme de coin caractéristique que l'on observe notamment
sur .la figure 14. La température de surface sera caractérisée en outre par
une très forte variation diurne.
En fait, le bilan thermique n'est pas constant car l'augmentation de
température de l'eau le modifie constamment, même si les conditions atmos-
phériques demeuraient constantes, ce qui n'est pas le cas. Pour mieux esti-
mer les transformations thermohalines de surface, il est donc commode de
différencier les facteurs qui modifient la température uniquement, et ceux
qui modifient à la fois la température et la salinité,et de considérer leurs
effets conjugués sur une masse d'eau qu'o.n peut'définir dans le plan T-S.
La seule hypothèse de base est que la masse d'eau est constamment homogé-
&i&e par diffusion turbulente, hypothèse raisonnable sur les petits fonds.
Dans ce cas, les facteurs modifiant la température uniquement - radiation
incidente + radiation de retour infra-rouge + flux de chaleur sensible -
peuvent être représentés par un vecteur "thermique" vertical dans le plan
T-S, la température étant en ordonnée. Dans notre cas ce vecteur est dirigé
vers le haut, le bilan étant très excédentaire. L'évaporation entraîne une
modification de température et de salinité. Si on considère une colonne
d'eau de hauteur h, la variation de température dT pendant le temps dt, diie
3 une évaporation exprimée en hauteur d'eau e, est :
L.e.dt
dT = he
.
L étant la chaleur de vaporisation de l'eau et c sa chaleur spéci
La, variation de salinité due à cette évaporation est, dans le même temps,
dS y e
s
-il dt en première approximation, c'est-à-dire en :négl.igeant
les varia-
tions de densité.
Le rapport de ces deux relations donne
dT L
z = c
L
.
soit avec L = 585 cal/g, S = 35 SO et c = 1 cal/g :
dT
*as = 16,5.10-3°C. ce-
ci représente la pente du vecteur "évaporation" dans le plan T-S représenté.
en figure 35, c'est-à-dire la diminution de température que subirait une
masse d'eau sous l'effet de l'évaporation sans échange de chaleur avec l'ex-
térieur. Une augmentation de 1 %, de la salinité s'accompagnerait donc d',un
refroidissement de 16,5'C environ. La pente du vecteur varie faiblement
en fonction de la salinité.
Les transformations du couple température - sali.n.ité d'une masse d'eau
en surface, au cours de son parcours, sont en chaque point la résultante de
ces deux vecteurs, qui représente la tangente du trajet de la masse d'eau.
dans le plan T-S.
Appliquée au cas de la Petite Côte du Sénégal. cette méthode permet de
comprendre qualitativement l'évolution d'une masse d'eau côtière qui s'é-
coule vers le sud en période d'upwelling avec des échanges lat&aux très
limités dans la zone de petits fonds. La figure 35 représente des couples
T-S observés en plusieurs stations côtières au cours du mois de mars 19711.
La zone principale d'upwelling est située au sud du C!ap-Vert, les tempéra-
'Curt,s mi.nimalcs Ztant- observées en baie de Garée.
L'eau froide entraînée en surface subit d'abord un fort réchauffement,
l',%aporation restant faible du fait de sa basse température. Sa temp&atu-
re augmente très vite alors que sa salinité varie peu. A mesure ~u'ellt.~ :;e
&C:hauffe, le bialn thermique se modifie : le vecteur "thermique" dim.inue
par diminution du flux de chaleur sensible et augmentation de la radiat,:ior,
de retrour infra-rouge ; le vecteur "&aporation" augmente. La pente de La
tangente diminue donc dans le plan T-S, et on finit par atteindre l'équi-
libre thermique qui est de l'ordre de 22 - 24OC dans les conditions atmos-
phizriques
moyennes de la Petite Côte, température que l'on retrouvera dans
le:; zones d'estuaires, L'évaporation se poursuit et la salinité peut aug-
menter quasi indéfiniment dans les. zones totalement isolées, comme le fond
de l'estuaire du Saloum.
Il est intéressant de constater que les eaux de surface passent par un
minimum de densité au cours de leur transformation par ce processus,. Dans
Le cas de la figure 35 (mars 197)-k), ce minimum, de l'ordre de Ot = 25,5,
se produirait avant'que les eaux n'atteignent la Gambie. Ceci assigne les
l-imites de la circulation thermique côtière citée précédemment. En effet,
le gradient de pression interne dû aux différences de densité, et dirigé
nord-sud, s'inverse à partir d'une distance relativement faïble. Au-delà d
de cette limite les eaux tendent alors à s'écouler vers le sud et à s'en-
foncer. Cependant leur densité reste inférieure à celle des eaux d'upwel-
ling jusqu'à des valeurs beaucoup plus élevées de salinité (S = 3'7 %,).
C'est pourquoi 0 n n'a constaté nulle part, sur le plateau continental, la
présence d'eau de fond de salinité élevée pouvant provenir des zones cô-
tières et des estuaires.
5-4. LES EAUX PROFONDES
Sous la thermocline les eaux profondes sont constituées, ainsï qu'or1
lsa déjà vu, d'un mélange d'eaux centrales nord-atlantique et sud-atlan-
tique, la proportion d"eau nord-atlantique augmentant avec la profondeur.
La variation saisonnière du mélange de ces deux eaux au niveau du
talus continental a été étudiée (en reprenant Zes caractéristiques des
eaux centrales définies au chapitre précédent) pour trois secteurs de la
côte sénégalaise, en utilisant l'ensemble des stations hydrologiques dont
nous pouvions disposer et qui sont d'origines diverses. Ces trois secteurs
(fig. 36) représentent le nord du Sénégal (Saint-Louis), le Cap-Vert
(Dakar) et l'extrême sud (Roxo). On peut y constater les faits suivants :
On a partout moins de 30 % d'eau centrale nord-atlantique au-dessus d
des profondeurs 200 m.
Il existe un gradient nord-sud très sensible dans le mélange des eaux,
Les proportions les plus élevées d'ECNA étant observées au nord. Au niveau
du cap Roxo, on a toute l'année moins de 10 % d'ECI?A.
Il existe une variation saisonnière du mélange, le maximum d'ECNA dans
le mélange étant observé le long des côtes du Sénégal en saison chaude (
(juillet-août).
Ceci est vraisemblablement l'indice de variations saison-
nières de la circulation profonde du contre-courant nord longeant le talus
continental. Ce courant profond serait maximum en saison d'upwelling et
minimum en été. La circulation profonde semble donc être en opposition de
phase avec la circulation de surface et correspondre au principe d'un cou-
rant üe compensation. Sur la figure 36 sont également représentées les
variations saisonnières d'épaisseur de la couche de surface, c'est-à-dire
la profondeur du sommet de la thermocline sur le talus continental, qui ont
6té obtenues à partir de l'ensemble des stations hydrologiques et des ba-
3 2
thythermogrammes disponibles 2 Dakar pour les trois secteurs considérés.
Etant donné la mauvaise définition de l'épaisseur de la couche de surface en
saison froide - où la stratification est souvent continue -, l'échantillon-
nage inégal d'une station et d'un mois à l'autre, et la forte variabilité
observée en saison chaude, ces courbes ne peuvent prétendre représenter des
situations moyennes, et l'écart-type calcul6 de la profondeur moyenne de la
thermocline n'indique aucune différence significative entre les trois zones.
Ces c'wrbes ne sont donc données qu'à titre indicatif et ne peuvent notam-
ment servir à comparer les variations géographiques de l'épaisseur de la cou-
che de surface.
On remarquera cependant, qu'entre le sommet de la thermocline et la li-
gne représentant 100 % d'eau centrale sud-atlantique, il existe toute une
zone de forte épaisseur où l'on trouve de l'eau que nous avons appelée cen-
trale dégénérée c'est-à-dire dont la salinité est inférieure, à température
égale, à celle de l'eau centrale sud-atlantique. On ne peut pas attribuer
5 un processus de réchauffement local une telle transformation qu'on peut
parfois observer jusqu'à 200 m. Il est donc vraisemblable que ces eaux ré-
sultent d'un mélange avec des eaux peu salées ; cependant leur origine reste
éni@latique car on voit mal dans quelle zone de l'Atlantique tropical un tel
mélange pourrait atteindre des profondeurs où la température n'est plus que
de 12’ C, c'est-à-dire à des niveaux largement infra-thermoclinaux, L'exis-
tence de ces eaux froides et dessalées au large (TOMCZAK 1977, HUGBXS and
BARTON, 1974) rend d'ailleurs peu plausible l'hypothèse d'un mélange des eaux
profondes avec des apports fluviaux par phénomène d'upwelling côtier. Une
étude globale des diagrammes T-S à l'échelle régionale pourrait éventuelle-
ment fournir des éléments de réponse,
5.5. LES VARIATIONS SAISONNIERES
Malgré l'importance de la collection de données sur le plateau continen-
tal, il n'est pas possible, étant données les fortes variabilités de tous
les paramètres, de présenter l'évolution spatio-temporelle de tous les ca-
ractkres hydrologiques aux différents niveaux, ce qui par ailleurs alourdi-
rait considérablement cette étude, Nous nous bornerons à décrire les prin-
cipales situations rencontrées au cours de l'année, leurs traits dominants
et la forme de variabilité qui leur est propre.
5.5.1. Situations moyennes de surface
A partir des données récoltées au CRO:DT, MERLE a découpé l'année en deux
saisons et étudié la répartition des températures, salinités et oxygène dis-
sous à différentes profondeurs, Nous reproduirons en figure 37 les distribu-
tions, en surface, de ces paramètres pour les deux saisons considérées, à sa-
voir l'hiver (janvier-avril) et l'été (juillet-cotobre). Cette figure permet
de constater que suivant la saison considérée les variations géographiques
des facteurs peuvent différer fortement.
En saison froide, on observe que l'ensemble de la région est relativement
homogène en salinité ; par contre les températures et teneurs en oirygène dis-
sous des eaux de surface présentent des contraste:; importants. On notera en
particulier la différence de régime des côtes nord et sud, Au nord, l'upwel-
ling entraîne à la côte des eau profondes froides et à très faible teneur en
oxygène. Au sud, le système à deux cellules tend :au contraire à réchauffer et
enrichir les zones côtières.
En saison chaude, les températures et oxygène dissous sont très homogè-
nes, La salinité de surface par contre très variable et on y retrouve les
différentes catégories d'eaux dessalées précédemment décrites, La forme de
la dessalure sur la côte nord permet d'ailleurs de constater que la circu-
lation moyenne pendant cette saison a lieu vers le sud.
5.5.2. Les variations saisonnières au niveau du Cap-Vert
Afin de suivre l'évolution ou la succession des masses d'eau en profon-
deur sur le plateau continental, nous avons choisi une station de référence
dont nous suivons l'évolution pendant deux années de suite. La station choi-
sie est une station réalisée sur les fonds de 50 m (station C : 14'39' N ;
17'30' W) proche du cap Manuel. Deux critères ont guidé notre choix : cette
station a été regulièrement échantillonnée toutes les semaines pendant deux
as, et les deux années considérées 1957 et 1958 sont très dissemblables du
point de vue hydrologiques et proches des situations extrêmes que l'on peut
observer,
Les variations de température et de salinité entre la surface et le fond,
à cette station, sont représentées en figure 38 ; les relevés hebdomadaires
ont été regroupés en moyennes mensuelles. Elles permettent de se rendre comp-
te des analogies et des différences suivantes :
1957 est une année très froide et 1958 une année exceptionnellement chau-
de. En surface, l'écart des températures entre les deux années est de 2'C en
saison froide et de l°C environ en saison chaude. En saison froide, cela cor-
respond à un écart de profondeur entre les isothermes de 20 mètres environ.
La différence d'épaisseur de la masse d'eau chaude en hivernage est con-
sidérable, l'isotherme 25'C ne descend pas au-delà. de 20 mètres en 1957 ;
elle dépasse 50 mètres en 1958, Dans les deux cas cependant, le maximum d'é-
paisseur de la couche.de surface est atteint dès le début de la saison chau-
de, c'est-à-dire en juillet. A partir du mois d*aoCTt le mouvement de remon-
tée des eaux froides s'amorce à 50 mètres alors que le maximum thermique n'est
atteint en surface qu'au mois de septembre. Du fait d'une pluviométrie défi-
citaire en 1957 et excédentaire en 1958, bien que. les salinités de surface
soient du même ordre les deux années, la masse d'eau dessalée est beaucoup
plus importante en 1958. Si on choisit l'isohakine 35 & comme limite de cette
masse d'eau, la dessalure s'étend jusqu'à 15 mètres de septembre 8 décembre
en 1957 et atteint 30 m&res de juillet à décembre 1958. La thermocline après
une série d'oscillations disparaît définitivement en décembre, mais à cette
même époque, un réchauffement se produit sur le fond. On a donc deux minimums
thermiques au fond, l'un en octobre, d'environ 17'C, l'autre en février-mars
de l'ordre de 14OC.
Aux niveaux inférieurs, l'évolution saisonnières de la température, d'a-
près MERLE (non publié), n'est plus décelable à partir de 200 mètres où la
température fluctue entre 12,5 et 14OC.
Le cycle annuel des températures et des salinités a été étudié sur la côte
nord par DOMAIN (1980) et dans la zone sud par BARRIT (1978) au niveau du
Cap Roxo ; les résultats sont analogues avec, semble-t-il, un effet plus ac-
cent& de l'anomalie du mois d'octobre dans la partie sud du plateau conti-
nental. Il est vraisemblable que ce phénomène soit dû à l'importance de la
composante semi-annuelle (cf. paragraphe 5.5.3.) qui augmente vers le sud
par rapport à la composante annuelle qui passe par un minimum au voisinage
de la Guinée où elle change complètement de phase pour aboutir à un régime
d'hémisphère sud au-delà dans le golfe de Guinée (MER? et a$.: 1980).
Le cycle annuel des températures de surface à la cote a ete décrit par
REBERT et PRIVE (Arch. CRODT 47) pour les différentes stations c6tières.
3 4
'j.5.3. Le signal saisonnier
IJne analyse en série de Fourier de 24 ans de mesures de température de
surface à Mbour (non représentée ici) fait apparaître, dans le périodogram-
me, trois pics correspondant aux ondes annuelles, semi-annuelles et tiers-
annuelles que nous appellerons le signal saisonnier.
:En utilisant toutes les données disponibles des différentes stations ci:-
tièrles et de la station réalisée sur les fonds de 50 m au voisinage du Cap-
Vert (station C des documents du CRODT), nous présentons, dans les tableaux
1 et II, les caractéristiques de ces ondes - amplitude et phase -, les don-
nées ayant été regroupées en moyennes mensuelles et l'origine des temps cen-
trée sur le 15 décembre. Ces moyennes résultent de mesures au cours d'an-
nées différentes et.d'un nombre variable d'années (de un an 2 Joal jusqu'à
24 ans à Mbour), ce qui explique
les disparités que l'on peut observer SUT
les ondes de faible smplitude. Néanmoins les grands traits qui se dégagent
de la lecture de ces tableaux sont les suivants.
L'onde annuelle est maximum en surface où son amplitude est de 6'~ et di-
minue avec la profondeur. L'amplitude de :L'onde semi-annuelle, faible en SUT-
face (0,50°C en moyenne) augmente avec la profondeur et, & 50 m, elle est
presque aussi importante que l'onde annuelle. Dan:; les deux cas l'examen des
'
phases indique que ces ondes se propagent de bas en haut. Ainsi pour l'onde
annuelle le minimum thermique est atteint vers le 7 février à 50 m, le 2 mars
:
à 20 m, le 5 mars en surface. Pour l'onde semi-annuelle le premier minimum
a lieu le 11 avril à 50 m ; le 29 avril à 20 m (en surface l'amplitude est
trop faible pour avoir une bonne précision sur la phase, cf. tabl. II), le
second minimum ayant lieu 6 mois plus tard, c'est-à-dire en octobre. Ce pl-lé-
nomiine confirme d'ailleurs que les refroidissements sont principalement dus
à des mécanismes internes, c'est-à-dire à une réponse barocline de l'océan 2
des forces externes.
En surface, la propagation de l'onde annuelle semble se faire d'est en
ouest plus que dans le sens naturel nord-sud. En effet la phase de l'onde an-
nuelle indique un décalage de 10 à 20 jours entre les stations situées autour
du Cap-Vert et des stations situées de part et d'autre. La phase de l'onde
setil-annuelle est assez erratique, mais semble indiquer une propagation du
nord vers le sud.
La combinaison des trois ondes - et même uniquement des ondes annuelles et
semi-annuelles - crée, dans les niveaux profonds, un phénomène de petite sai-
son froide en octobre déjà remarqué au cours de l'étude des années 1957 et 1958,
et de petite saison chaude en novembre-décembre (fig. 39). Ce phénomène n'ap-
paraît pas en surface contrairement aux autres stations du fond du golfe de
Guinée. Ces petites saisons relèvent-elles du m$me mécanisme de "remote for-
cing" qui semble être à l'origine de ce phénomène dans le golfe de Guinée
(PICAUT et s.l., 1982) ? Etant donné la forte variabilit6 thermique interan-
nuelle observée au cours de cette saison ( et par ailleurs l'importance éco-
logique de ce phénomène auquel semble également liée une saison de ponte de
la faune démersale) il paraît très souhaitable en tout cas d'intensifier l'é-
chantillonnage dans les niveaux de subsurface à cette époque de l'année.
Nous n'avons pas encore mentionné l'onde tiers-annuelle dont l'amplitude
est relativement faible mais peut cependant dépasser celle de l'onde semi-
annuelle en surface. Cette onde existe mais son origine, a priori, n'est pas
évidente, contrairement à celle des ondes annuelles et semi-annuelles, dont
l'existence en zone intertropicale est parfaitement concevable et dont on
suit d'ailleurs très bien la propagation dans l'Atlantique intertropical
(MERLE etal.,
1980). L'hypothèse la plus vraisemblable est qu'il s'agisse
d'une simple harmonique de l'onde annuelle représentant :Les termes d'advec-
tien dans ut1 système r'i deux masses d'eau, ou d'upwelling côtier dans un sys-
L&e à deux couches, En effet, si on imagine un courant dhaud et un courant
froid séparés par 1112 front thermique aigu et que ces courants parcourent al-
ternativement le p.Lateau continental pendant deux saisons d'égale durée
(c'est le cas du Sénégal ainsi qu'on le verra plus loin), le signal thermi-
que tend à être un signal carré. Le signal, par analyse de Fourier, engendre
tous les harmoniques impairs avec une amplitude décroissant comme l/n!, n étant
le numéro de l'harmonique.
La possibilité d'une interaction non linéaire entre les ondes annuelle k
et semi annuelle (suivant la relation Cos (ut++). Cos ( 2ot+4') = Cos
(3rdt+@+(t)')f cos(wt+@-q))
a également été examinée mais l'étude des phases
ne permet pas de conclure positivement, En fait cette onde tiers-annuelle est
plus marquée à la côte qu'au large et pourrait donc bien traduire l'existence
du déplacement d'une zone frontale sur le plateau continental.
Semi-annuelle
Tiers-annuelle
TABLENJ I,- Amplitude en OC et phase en degré des trois composantes
du signal thermique saisonnier sur le plateau continen-
tal à différentes profondeurs au voisinage du Cap-Vert,
Semi-annuelle
Tiers-annuelle
TABLEAU II.- Amplitude en OC et phase en degré des trois composan-
tes du signal saisonnier, en surface, aux stations cô-
5.6. LES SAISONS MARINES OU SITUATIONS TYFVX
Un essai de synthèse entre les résultats obtenus à propos de la circula-
tion marine et des propriétés hydrologiques nous a amené à proposer un schéma
qui ne soit plus basé uniquement sur la seule analyse des masses d'eaux comme
préc6demment. Il apparaît que l'on peut décomposer grossièrement l'année en
quatre périodes dont nous allons tenter de définir les caractéristiques. Ces
Situa#tions-types n'ont pas la définition mathématique de situations moyennes,
mais correspondent aux situations les plus fréquemment observées et se repro-
duisent avec une relative régularité saisonnière, c'est-à-dire que, d'une an-
née ?i l'autre, leur durée varie, leur date d'apparition variant dans une four-
chette qui est de l'ordre du mois. Certains critères simples de température
et de salinité de surface, observées aux stations côtières, permettront en
général de les différencier. On a ainsi pu distinguer :
-5.6.1. Une saison froide de type advectïf à upwelling faible (novembre à
-
janvier
Cette période est caractérisée par l'ïnstallation des alizés qui sont en-
core faibles et irréguliers. Les courants généreux portent au sud sur toute
*
l'étendue du plateau continental (fig. 40 a) et il se produit un refroidisse-
ment de toute la zone. Cependant la côte nord es6 systématiquement plus froide
que la côte sud, De très fortes oscillations thermiques sont observées en
surface à la côte. La première chute de température est observée en général
au mois d'octobre et il se produit en moyenne trois à quatre oscillations avant
que les températures se stabilisent vers le mois de janvier. Leur période
moyenne varie donc entre 15 jours et un mois. Ces variations de température
sont dues à des oscillations zonales du système de courants, ce dont rend comp-
te la distribution des isothermes de surface qui sont parallèles à la côte. Le
mécanisme de ces oscillations est schématiquement le suivant : en fin de sai-
son:, le milieu est fortement stratifié au niveau de la thermocline, la couche
de surface étant chaude et dessalée. L'installation des alizés - le refroidis-
sement coïncide en général avec les premiers coups de vents -, ou une augmen-
tation du courant au large, provoque le basculement de la thermocline qui
arrive en surface. Les vents étant encore faibles et irréguliers, la forte
stratification subsiste jusqu'au mois de décembre avant d'être progressivement
dékuite par diffusion turbulente. On observe alors de très gros gradients de
température entre la côte et le large. Cette perturbation se poursuit donc par
une série d'oscillations verticales du système sous forme d'ondes de Kelvin et
d'ondes de Rossby topographiques piégées à la côte (ALLEN, 1980 ; MYSAK, 1980).
Il est évident que ces ondes seront renforcées si le système de vent côtier
varie en phase avec les oscillations, D'autre part, on comprend que la période
de ces oscillations n'est pas constante, puisque les caractéristiques de ces
ondes dépendent de la stratification des eaux qui est variable d'une année à
l'autre et diminue au cours de l'évolution de ce phénomène.
Les vents locaux semblent donc jouer un rôle relativement faible, une: fois
les oscillations amorcées. La remontée des isothermes au niveau du Cap-Vert
peut être accentuée par effet de courbure des lignes de courant au sud du cap.
Sur la côte sud, de faibles upwellings, tout à fait côtiers, peuvent être entre-
tenus sous l'effet des vents de nord-est portant au large. De même un faible
upwelling peut se produire sur le talus continental au niveau du changement
d'orientation des isobathes (vers le cap Roxo), mais les eaux froides n'attei-
gnent pas la surface en général et seule une structure en dôme est observée.
Dans toute la partie sud, le transport du coin d'eau dessalée est déplacisvers
le large. Au nord la zone dessalée due aux eaux (du fleuve Sénégal regresse
rapidement (fig. 29 b).
Y.> . L). *I .
::ai:ron froide à upwelïing fort (février à mai)
$;Ile se :lik%tingue de la précédente par le fait que les vents devieln,eut
't- principal moteur de la circulation horizontale et verticale des eaa<. ELl(i-
*:st en effet caractérisée par des vents forts (5 à 7 m/s
), stables en direc-
tion et virant progressivement au nord-ouest. On a alors deux zones d.‘qJwe.L-
ding bien distinctes séparées par une zone de convergence située vers Kayar.
En effet dans La partie nord de la presqu'île du Cap-Vert, le vent est prati-
,luement perpendiculaire à la côte et crée donc une accumulation d'eau du lar-
ge entre le Cap-Vert et Kayar séparée, par un front, des eaux froides de L'up-
Sdel'Ling de la côte nord (fig. 40 b) dont les caractéristiques ont dejà été
déc-i tes . Au sud du Cap-Vert, la zone d'upwelling maximum se déplace vers :Le
iarge, 1 - en raison de la topographie duplateau continental, 2 - & cause dd
gradient zona1 de la composante méridienne du vent qui entraîne une vaheur no3
oég:Ligeable du rotationnel du vent (on a alors autant affaire à un pompage
4'EKMA.H qu'à un upwelling côtier au sens strict).
A l'extrême sud, la limite des eaux froides de l'upwelling de la Petite
:fitct et des eaux chaudes côtières de la Guinée forme un front plus ou moins
net qui évolue entre le cap Roxo et les Bissagos suivant l'intensité de l'up-
welling. Au niveau du cap ROXO, se trouve donc une zone présentant un maximum
de variabilité thermique. En février, sur les petits fonds, devant la Casa-
mance, la température de surface peut varier entre 16 et 25'~;. Près du Cap-
Vert, , la variabilit6 8 court terme est nettement plus faible, les températures
ce
"Il surface oscillant autour de leur valeur moyenne dans une fourchette de 7"C,
T,a variabilité interannuelle est importante. Elle est maximum en surface (7°C)
et décroît avec la profondeur. Cette variabilité est reliée à l'intensité des
.alizés qui, cependant, n'expliquent qu'une partie des anomalies de températu-
're observées à cette saison (REBERT, 1978).
La comparaison entre ces deux situations de saison froide est illustrée
par la figure 41 qui représente deux situations réellement observées. On re-
marquera la forte variabilité spatiale de la température de subsurface au
mois de janvier, comparée à l'homogénéité des températures observées en avril,
Q? apparaissent nettement les grandes zones de remontées d'eaux froides, as-
:;ociées à deux zones côtières d'eaux chaudes au sud et à l'extrême nord du
Littoral.
5.6.2. Saison chaude homogène (juin-ao&)
La saison chaude est caractérisée par l'arrivée sur le plateau continental
w la couche d'eau chaude et salée transportée par le contre--courant équatorial.
Le réchauffement qui a :Lieu en juin peut être brutal (en 1971) augmentation de
~OC: en 5 jours), progressif (en 1969, 1973), ou se produire par paliers succes-
sifs (en 1974, 1975, 1976). Il est associé à la chute brutale des alizés, c'est-
à-dire correspond au passage du front inter-tropical, mais il. est pratiquement
.:mpossible
à la côte de suivre la propagation d'un front des eaux chaudes vers
le nord, D'ailleurs les campagnes réalisées au large, les mesures de courants
et l'examen des photos prises par satellites (DOMAIN, 1980), le confirment :
lme large bande d'eau chaude se déplace vers le nord au large, alors que des
zones d'upwelling subsistent à la côte. Le réchauffement à la côte semble donc
résulter surtout de l'effondrement simultané de ces poches d'upwelling .lorsque
7.es alizés font place à des vents d'ouest. Contrairement à la période de re-
froidissement,
aucune oscillation thermique de grande amplitude n'est observée
? la côte en période de réchauffement (elles existent cependant en subsurface).
Le courant général porte au nord sur tout le plateau continental (fig. 42 a).
:k' courant est, par contre, faible et peu stable ainsi qu'on l'a déjà vu.
30
La couche de surface isotherme et homogène au départ se dessale progressi-
vement en surface à partir de la zone sud. L'épaisseur de cette couche est à
peu près constante du nord au sud, mais le trait dominant de cette saison est
la très forte variabilité interannuelle de l'épaisseur de la couche de surfa-
ce ainsi qu'il a déjà été remarqué pour les années 1957 et 1958 ; l'épaisseur
moyenne est de 40 mètres mais, d'une année à l'autre, la profondeur du sommet,
de la thermocline peut varier de 20 mètres à 60 mètres (fig. 43). Les raisons
de ce phénomène sont sans rapport avec la situation météorologique locale,
c'est-à-dire qu'il est impossible de prévoir la profondeur de la thermocline
à partir de mesures de vents à la côte. Cependant il existe un rapport inté-
ressant avec la pluviométrie locale (voir paragr. 6).
La conséquence directe de ces variations de profondeur de la thermocline
est que, contrairement à ce qui se passe en saison froide, la variabilitk
interannuelle de température est minimum en surface (écart-type de 0,5'C sur
les moyens mensuelles) mais maximum au fond (2,3% à 50 m pour les moyennes
mensuelles du mois d'août). Lorsque la thermocline reste très proche de la
surface (cas de l'année 1968), il arrive que de petits coups de vents du nord
ou même des tornades (PORTOLANO, 1980) amènent, par génération d'ondes inter-
nes, la thermocline en surface au voisinage du Cap-Vert, ce qui crée des chu-,
tes brutales de température
à la côte (août 1968, fig. 43).
5.6.4. La saison chaude instable (septembre-octobre)
-
-
Un phénomène longtemps passé inaperçu, faute de mesures directes, est la
renverse générale des courants qui se produit dès le mois de septembre, c'est-
à-dire en pleine saison chaude. Sur toute la côte nord, un courant se développe
vers le sud. Sur la Petite Côte, la situation est plus complexe car la pente
du coin d'eau dessalée , qui atteint son apogée à cause des cruex des fleuves,
arrive 8 créer un courant nord dans la zone côtière, alors que plus au large
la circulation générale a lieu vers le sud (fig. 42 b). Il en résulte sur la
Petite Côte une situation très instable, la brochure du coin dessalé dessi-
nant des méandres , qui peuvent donner naissance à des inclusions salées, se
déplaçant avec un mouvement cyclonique à l'intérieur de la zone dessalée ;
l'existence de ces deux circulations opposées donne naissance à une crête
thermique le long du talus continental (fig. 44),, En fait, là encore, aucune
particularité météorologique locale ne peut expliquer cette renverse des cou-
rants qui doit dépendre de facteurs océaniques entièrement extérieurs à la
zone sénégalaise, et notamment de l'intensité et des méandres du contre-courant
équatorial.
L'existence d'un tel courant sud ne repose pour l'instant que sur les ob-
servations indirectes suivantes :
- baisse du niveau moyen dès le mois d'août (alors qu'il y a augmenta,tion
des apports côtiers),
- remontée de la thermocline et pente caractéristique vers le large.
- apparition d'eaux dessalées aux stations c6tières de Yoff et de Kayar.
Ce dernier critère est le plus évident. En effet, alors que le flux d'eau
dessalée provient du sud et crée un gradient sud-nord de salinité, il se pro-
duit soudain une chute brutale des salinités à Kayar qui ne peut être attri-
buée qu'à l'arrivée des eaux du fleuve Sénégal, donc à un courant sud. La com-
paraison des salinités enregistrées aux stations de Mbour et Kayar permet en
général de dater cet événement avec une très grande précision (à condition
que la crue du fleuve soit suffisante) . A titre d'exemple nous reproduisons
---. - - -
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2 oct.
--L -.--~
Ainsi qu'on peut le constater, bien qu'il s'écoule en moyenne un moi:, en--
Cre les phénomènes, il ne semble pas y avoir de relations entre la renverse
des courants et l'apparition de la saison froide. En fait, ce courant sud est
lui-même instable et il est certain que plusieurs oscillations ont lieu déjà
avant <que les eaux froides n?arrivent en surface. Toute la période de septem-
bre à janvier est donc caractérisée par ces oscillations à basse fréquence
dont l'étude théorique reste entièrement à faire.
5.7. HYDROLOGIE E2 FLUVIOMETRIE AU CAP-VERT
De nombreuses in-vestigations ont été menées ces dernières années concer-
nant les rapports entre pluviométrie et température de surface dans le golfe
de Guinée, et tout particulièrement en raison de la période de sécheresse pro-
longée qui a stimulg ce genre d'études. Pour la région sénégalaise, DORCT
119‘72) avait déjà conclu par une absence de corrélation entre ces deux fac-
teurs et les travaux que nous avons poursuivis à partir de séries de données
plus longues n'ont pas donné de meilleurs résultats.
En fait, la variabilité interannuelle des températures de surface., en sai-
son chaude, est très faible et il semble peu probable qu'elle puisse avoir une
inf:Luence déterminante sur la circulation atmosphérique ou le transfert de va-
peur d'eau. Par contre, on a noté, du point de vue océanique, la très forte va-
riabilité, en saison chaude, de l'épaisseur de la couche de surface. I:L sem-
blait donc intéressant de la comparer à la variabilité de la pluviométrie lo-
cale. Malheureusement des enregistrements du profil thermique sont assez rares,
alors que nous disposions d'un stock beaucoup plus important de mesures à pro-
fondeurs fixes. Nous avons donc choisi la température à 50 m au mois d'août
qui est un bon indicateur de l'épaisseur de la couche de surface, le niveau
50 m se trouvant en général situé dans la partie haute de la thermocline,
En figure 45 sont donc représentées les températures moyennes en août ti.
50 m au voisinage du Cap-Vert (résultat de 1 à 5 observations suivant les an-
nees) oompar6es à 1s pluviométrie du mois enregistrée à Dakar, Les Chi:ffres
indiquent; les années d'observations. Il est clair qu'il existe une corréla-
tion positive entre ces deux paramètres, c'est-à-dire que les années à pluvio-
n6trie excédentaire sont également caractérisées par une couche de surface de
forte 6paisseur. Il est visible cependant que cette relation n'explique pas
la sécheresse. En effet, on constate sur la figure 45 deux catégories de points
i,ien alignés. 9r 1958 2 1962, au cours de la décennie pluvieuse, il;< s'alignent
sur la 'droite supérieure. A partir de 1967 jusqu'en 1974, c'est-à-dire pen-
dant la période de skheresse,
ils s'alignen-l; sur une droite approximative-
ment parallèle mais décalée vers le bas ; le déficit pluviométrique moyen est
alors supérieur à 250 mm. On remarquera en passant que 1957 et 1958 représen-
tant bien deux extrêmes, du point de 'vue hydrologique, au mois d'août.
Sur les raisons de cette relation, de nombreuses hypothèses peuvent être
émises. On peut d'abord éliminer celle de l'influence des vents locaux SUT
l'accumulation des eaux de surface à la côte, car leur variabilité est trop
faible pour créer de telles variations d'épaisseur. L'approfondissement de la
couche de mélange par augmentation de la turbulence est parallèlement 2 ex-
clure car, d'après les résultats des mesures faites aux stations côtières, on
a vérifié que la température de surface tend 3 augmenter en même temps que
l'épaisseur de la couche de surface. L'effet de la dessalure est par, ailleurs
encore négligeable en août. Il est possible, par contre, qu'j des déplacements
plus ou moins forts en latitude du FIT, correspondent des déplacements équiva-
lents du contre-courant équatorial, donc de la profondeur de la thermocline
devant le Sénégal. Il est vraisemblable en outre que des variations notables
d'épaisseur de ce contre-courant ont lieu d'une année à l'autre. La relation
avec la pluviométrie résulterait donc de variations des caractéristiques de
la circulation atmosphérique (,déplacement, rationnel et divergence des vents)
dont dkpendent en même temps les courants et les précipitations. Il y a mal-
heureusement,
à l'heure actuelle, trop peu de connées pour étudier la varia-
bilité interannuelle du contre-courant équato rial dont même le cycle annuel
est encore mal connu. On voit l'intérêt qu'il y aurait à poursuivre un pro-
gramme côtier de mesures de profils thermiques, para:Llèlement aux relevés sys-
tématiques qui sont effectués actuellement au large dans 1"Atlantique inter-
tropical.
5.8. FRONT ET TRANSITIONS. DUREE DES SAISONS MARINES
Un schéma fréquemment admis pour expliquer les transitions rapides entre
les saisons, c'est-à-dire les périodes de refroidissement et de réchauffement,
était de considérer que ce phénomène correspondait au passage du front sépa-
rant les eaux froides du courant des Canaries des eaux chaudes du contre cou-
rant é'quatorial. Le front se déplacerait sur le plateau continental de sa po-
sition sud au cap Roxo en saison froide Èi sa position extrême nord au Cap Blanc
en saison chaude en suivant approximativement la progression du FIT. Ce schéma
trop simple ne peut hélas pas être retenu pour expliquer les transitions sur le
plateau continental. Il convient en effet de faire la distinction entre mouve-
ments hirizontaux et verticaux.
Il faut d'abord remarquer que, au niveau du Cap-Vert, les réchauffements
et refroidissements coïncident bien en général avec la fin brutale ou l'instal-
lation des alizés, ce qui a d'ailleurs conduit à formuler ce parallèle entre
mouvements atmosphériques et marins. Mais si le réchauffement résultait d'un
mouvement d'advection horizontal pur du front, les vitesses des courants mesu-
rés étant de l'ordre de 20 cm/s, ce front mettrait environ 24 jours pour se
propager le long des côtes du Sénégal. Or, ni les nombreuses campagnes réali-
sées en période de transition, ni les photos prises par satellites (DOMAIN,
198O), ni les relevés effectués pendant 6 ans aux stations côtières de M~OU~
à Saint-Louis n'ont pu mettre en évidence une telle progression dans aucun des
deux sens.
En ce qui concerne le réchauffement, PORTCLAN (1981) note un caractère
propagatif au large, mais sans corrélation avec la disparition des structures
d'upwelling à la côte. En fait, il subsiste B la côte, ainsi qu'on l'a vu pré-
cédemment, deux zones d'upwelling principale:;, devant Saint-Louis et au sud
.‘;ip-‘;‘fsrt , I~:I:I~ t ’ .,f’i’i.~rlciremt.rit,
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$;rf' ;:;i S!I rapi,le , Tir-'r:: 1 !- sud , tli~ Tr ,;k 1
:+-': ii/ ; ,,<G:.
p’ut çntr,zî.lrr 1 :: .,ii~;~~!'p:2:: i.--
ii CI~ de troi :; ph&iomhec :
- Ltatlvc~zt;ia~~i sillLn front ;. l:::jii.x :‘tx’ ,lf‘ ,::. .ï6[,lakant. 5 La, v2.b: c.~- ,iu ‘~:)IL--
-yr. L .
.” i,“:tpparit 131, :f’ai. co-~r; I; ‘(?;~Ii i’rs i,i6 il: “!. un mouvement v trtica.1 I upwtt.L.[..ing
:6t ictr) :;P propagean; avec ~II(-- vi t.61:;:~. ,!f- j)iiast égale 7 celle dc: l
a
prrqc~gation
.!i: fi-ont; atm0 -;ph~riqlie fl c vtttt- S-45 Y
: t
1 ' >rilrc- dc. quelques j.:ur:-- ;,,3ur 1. 'en::i-m-
hic, de la côte.
I._ La ci$atior! d'im système d'onIre:
jji Gg& du plateau continental {i;iLL et,
aJfvm, 1974) ~ Y? propageant vers 16. rioM .lui peuvent entraîner un refroidi.s3e-
mect de surface après quelques jour:; 5~ i6plaçant donc en sens inverse de celui
,lir coup de vent. Des effets locaux Je focalisalion de ces ondes (presqu'lle du
?ap-Vert) peuvent en renforcer l'ampli t.!~d~~, donc créer des zones froides isol&s,
L'effet principal. ii la côt.e, de tou:-, ces mécanismes, est de conférer au :re-
L'roitïissement
un caractère stationnaire (PORTO~~, 1981), c'est-à-dire quasi-
simu:tané. Pour illustrer ce fait par un exemple plus précis, si lion corisidSre
le cas de l'année 19'?4 (fig. 46), on constate que9 fin septembre, un premier
petit refroidissemenT de 2OC se manifeste> de Saint-Louis au Cap-Vert. Le 15 r)c-
tobre ~1 refroidissement apparaît simultanément de Saint-Louis à Mhour, la tem-
pérature diminuant en 5 jours de g°C 5 Saint-Louis, 6’~ à Kayar et au Cap-Vert,
')r°C 5 Mbour et restant stable au niveau de la Gambie.
Il ne semble donc pas que, en dehors de ses positions extrêmes, le fronu
'31t une existence bien définie sur le plateau continental., en période de tran-
sition, où i.1 tend à se fragmenter au cours du réchauffement et à être paraILl&i
"\\: la côte au niveau du talus continental pendant le refroidissement. A la côte,
la différence la plus notable entre ces deux périodes est que le réchauffement
t-5 s t, , en général, irréversible alors que le refroidissement procède par grandes
oscillations avant de se stabiliser.
La date d'apparition de ces périodes de transition est assez variablte d'une
année .5 l'autre. Bien qu'il soit malaisé de définir exacteme& la différence
entre saisons marine:; à partir d'un critère de température, puisque le réchauf-
fement est souvent très progressif et que le refroidissement, plus brutal est
osci:latoire,
nous avons tente de la situer de la façon suivante : en utilisant
les cycles annuels des températures mesurées à la station côtière de Mbour
(25 ans d'observations), nous avons considéré que la date d'apparition de l'iso--
therme @+OC, qui se trouve en général dans la zone de gradient thermique maxi-
mum, constituai-t un bon indice de changement de saison.
L'histogramme de ces dates de début de saison chaude et de saison froide est
reporté sur la figure 47 par périodes de 10 jours, Il en ressort que la date
moyenne de début de saison chaude est 1.t. 38 mai avec un écart-type de 1'1 jours :;
la date moyenne de disbut de saison froide ist le 30 novembre avec un kart-type
.k 8 jours. Les deux saisons sont donc en moyenne d'égale durse. Il est inté-
rtzz.sant de noter que, si la distribution des dates de début de saison froide est
s peu pr& gaussiennct, celle de d6but dis naison chaude semble nettement bi-modale.
,111 :turait donc des saisons froides anormalement courtes ou longues, lr début de
13. saisorr - qui se situerait & 95 '$ de :,robabilit6 entre le 15 novembre et Le 15
3Gcembw "~ 6tsnt plu:: &gulier qur 1 CL fit? 4~ 3aison froide ,
Signalons enfin que nous n'avons trou+ aucune c:orr6lation entre l'inten-
sité de la saison froide - dgfinie par l’a.nomali~ de te.mp&ature de surface -
et sa durée. Les anomalies de température 6tant partiellement dues à l'inten-
sité de l'upwelling (REBERT, 1978 ; PORTOLANO, 1981! donc de la force des
alizés, il peut être utile de verifier si ce fait, qui limite malheureusement
les possibilités de prévision, est également valable pour la circulation at-
mosphérique.
C 0 N C L U hi 1 0 N
L'analyse des observations d'origines très diverses, realisée dans cette
étude, met en évidence, outre la richesse et la complexité des mécanismes phy-
siques qui gouvernent l'évolution des ealLx marines devant le Sénégal, l'am-
pleur des échanges énergétiques entre l'océan et l'atmosphère, Un seul fait
suffit à les résumer : avec une amplitude thermique annuelle de plus de 12'C
en surface, la zone côtière est la plus contrastée de toute l'Afrique de l'Ouest.
L'étude du bilan thermique a montré, malgré son imprécision, qu'il est très
excddentaire et que la persistance d'eaux, si anormalement froides en saison
sèche, ne peut s'expliquer par la simple advection d'eaux froides. De puissants
mouvements verticaux se développent donc dans l'océan <amenant constamment,, en
_
Sur:face, des eaux froides.
Ce processus n'est pas régulier le long de la côte car la topographie du
plateau continental et le trait de côte créent d'impo-tnntes modifications dans
la localisation et la vitesse de ces remontées créant, en gros, deux sones
bien distinctes situées de part et d'autre du Cap-Vert.
Ces upwellings dus principalement au vent dui entraîne vers le large les
eaux de surface, peuvent localement - et en perticulier au niveau du Cap-Vert -,
être créés par des divergences dues aux cour-bures et ii. llaccélération des cou-
rants. Les modèles analytiques ou numériques de ce phénomène restent à déve-
lopper.
Il est quasi certain que ces zones côtières anormalement froides créent à
leur tour des modifications locales de la circulation atmosphérique. Ce cou-
plage océan-atmosphère tend-il à renforcer ou à stabiliser les vents et les
remontées d'eaux froides ? autrement dit quel est le signe de la rétroaction ?
Il semblerait que, pour les fluctuations ,2 court terme, elle soit négative. Il
n'est pas exclu cependant, qu'à plus grande khelle,
elle soit positive faisant
de l'upwelling un phénomène partiellement auto-entretenu, tant sont souvent
brutales et simultanées l'apparition ou l'effondrement du système alizés-eaux
froides. L'utilisation conjointe de données des satellites et météorologiques
au sol permet, en utilisant les moyens et méthodes modernes de traitement de
données, d'aborder cette étude de façon à la fois théorique et empirique.
L'importance des ondes planétaires de ROSSBY et des ondes topographiques de
plateau continental dans les processus de refroidissement associés 2 la migra-
tion du front inter-tropical n'a pu être &aluc?e. Peuvent-elles expliquer les
grandes oscillations thermiques observées à cette saison ? Le rkeau de sta-
tions côtières ne permettant pas de répondre à cette question, là aussi l'~es-
poir réside dans les nouveaux moyens d'acquisition de données.
Enfin, tout comme l'atmosphère, le milieu marin p&sente une très forte va-
riabilité interannuelle.
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‘i 3
Gktte variabilité, principalement concentrée en surface en saison froide,
se manisfeste surtout en profondeur (pour la variabilitF3 thermique) en saison
chaude. Des relations entre ces fluctuations 5 long terme et celle des vent:
et de la pluviométrie apparaissent 2 l'échelle locale. Il est essentiel d'en
préciser la nature et plus encore d'en poursuivre l'observation étant donné
leur j-mportance aussi bine climatique qu'écologique, bien qu'elle soit encore
peu connue.
La persistance moyenne des anomalies mensuelles de température étant de
l'ordre de deux à trois mois, ce type d'observation est parfaitement réalisa-
ble par les moyens classiques de l'océanographie. 1.1 est cependant indispen-
sable, après avoir
établi le plan d'échantillonnage, d'étendre aux niveaux
profonds, la station ou le réseau d'observations pour compléter les observa-
tions de surface obtenues par ailleurs.
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moyens (1967-I 976) aux stat j oni
mwt eorologiques côtières,
1K1(.1,11# k> : a) Vents moyens sur la radiale 12”N de février a mai.
b) Comparaison entre les vents moyens mesurés en mai 1971 à Dakar,
Ziguinchor et deux stations fixes en mer (et leur stabilité),
1.~ nombre d’observations utilisées se trouve ent,re parenthèses,
p[C;L]{E
!
:
Prccipitations moyennes annuelles,
!: 1 GUKE:
8 : Radiation indicente et insolation à Dakar
FIGURE’ ‘J : Température et évaporation autour du Cap-Vert en avril 1974,
FLGURE 10 : Difference de température air-eau.
i:IGLlKF 1 i : Circulation méridienne zona1.e et verticale dans la couche de
surface en région équatoriale (d’après Mamaev) o
CSE : Courant sud-équatorial
CCE : Contre-courant équatorial
CNE : Courant nord-équatorial
FIGL’RE 12 : Niveau moyen à Dakar et tensions de vent.
FIGURE 1 ‘Z : Anomalies pendant la période 1958-1965 des :
a) Niveaux moyens à Dakar
b) Vitesse du vent à Dakar-Yoff
c) températures de surface à Mbour.
FIGURE 14 : Les courants à 5 m, du 20 au 31 mars 1974.
FIGURE 15 : Variations de la composante nord-sud des courants de surface sur
le plateau continental à 14” OO’N de janvier à juin 1977. Les
isobathes sont indiquées en abscisse, les courants nords sont
hachurés.
FlCLiRF i 5 : Variation annuelle du transport d’Ekman le long des côtes de
Mauritanie et du Sénégal, exprimées en m3/s pour 10 mètres de
côte. Les valeurs négatives (convergence) sont hachurées D
.
FIGURE 17 : a) Composante nord-sud en cm/s des courants devant Saint-Louis
sur les fonds de 103 mètres. Station du Meteor, mars 1937.
b) Structure verticale moyenne du courant à cette station
(Tomczak, 1970).
FIGURE: 18 : Composante nord-sud en cm/s des courants mesurés le 26 mars 1974
sur la radiale 14”OO’N . Les courants ,nord sont hachurés.
FIGURE: 19 : Hodographe intégré des courants observés à 14’N sur le plateau
continental :
a) en mars 1976
b) en septembre 1975.
FIGURE 20 : Profils thermiques et circulation verticale et transversale prOba-
ble au nord et au sud du Cap-Vert en période d’upwelling.
FIGURE 21 : Spectres totaux, direct et inverse des courants mesurés à 16 mètres,
d’avril à juin 1977, sur les fonds de 50 mètres de la radiale 14.ON.
FIGURE 22 : Orientation moyenne des ellipses, c o e f f i c i e n t r o t a t o i r e e t s t a b i l i -
té des ellipses de courant correspondant aux spectres de la figure
21.
FIGURES 23 : Ventes, tension de vent, courants et température à 16 mètres
(14’N) en avril-mai 1977. Moyennes journalières et droites de
régression.
FIGURE 24 : Corrélation croisées entre les moyennes journalières :
a) des composantes nord-sud des tensions de vent mesurées à Dakar-
Yoff et des courants à 16 mètres à 14’N
b) de la composante nord-sud des vents à Dakar-Yoff et de la tempé-
rature à 16 mètres à 14”N.
ériode avril-mai 1977, le décalage est positif lorsque les vents
l?ecedent
. w
l’autre paramètre) .
FIGURE 25 : Marée interne sur les fonds de 60 m à 14’lO’N du 19 au 22 septembre
1975 (les heures de pleine et basse mer au port de Dakar sont indi-
quées en abscisse) II
FIGURE 26 : Pourcentage d’eau centrale sud-atlantique dans les eaux profondes
entre Dakar et les îles du Cap-Vert, le 5 août 1968. La zone hachu-
rée correspond à la thermocline (19’C
T
24’C).
FIGURE 27 : Isothermes en baie de Gorée en saison froide.
FIGURE 28 : Corrélations croisées entre Vent:s, courants et température de S#ur-
face à Tiaroye (avril-mai 1977)*,
FIGURE 29 : Les catégories d’eaux de surface d’apr2ls ROSSIGNOL (1973).
FIGURE 30 : Comparaison des caractéristiques T-S des eaux de surface à Tiaroye
au mois de mars et celles de l’eau centrale sud-atlantique.
y , (;Cm j -; 1
J:vciI~ltion d e s e a u x de :surÇacc e n /:onE LôtlCre s o u s 1 ’ ir~f i uer~~ae
du bi lan thermique local, ILes points représentant le:< observat.ions
faites en mars 1974.
1: 1 GlJRF 3fi : V a r i a t i o n s a i s o n n i è r e d u mCiangç: des e a u x c e n t r a l e s ~111 je i.alus
continental. en trois s e c t e u r s d e l a c ô t e d u S é n é g a l . Les c h i f f r e s
indiquent 1-e pourcentage d’eau centrale sud-atlantique, La zone
hachurées correspond à la profondeur du sommer de la ttlermocl ine
f:TGURE 3 7 : a , h, c, T e m p é r a t u r e , sa1 inité et oxygène de surface en hi.ver
(moyennes janvier-avril) et en 6tf (moyennes juillet-septembre),
(d’après .J. MERLE) o
fiG(jRE 38 : Variations saisonnières de la température et de la sali.nité Zi une
station réalisée sur les fonds dc 50 m en face du Cap-Vert ;a\\.;
cours des années 1957-1958,
FX”JRE 39 : reconstitution du signal saisonnier ri 0 m et 50 m 2 i.' ourst du
Cap-Vert par la somme des ondes annuelles, semi-annuelles I-Y
t i e r s - a n n u e l l e s .
FIGURE SO : C i r c u l a t i o n s u p e r f i c i e l i e e t r é p a r t i t i o n d e s isothermes de :.urface
en saison froide en période :
a ) d ’ u p w e l l i n g f a i b l e ( d é c e m b r e - j a n v i e r ) e t d’advectioc
h) d ’ u p w e l l i n g f o r t ( f é v r i e r - a v r i l ) e
FI:GURE 4! : rempérature à 1 0 m è t r e s ;
a) en avril 1976
h) en janvier 1974.
FIGIJRE 41 : Courant:; de surface et isohal ines de surface en saison chaude :
a ) s t a b l e ( j u i l l e t - a o û t )
b ) i n s t a b l e (septembre-.octobre).
FLC;I!YE 43 :
Profondeur de 1 ‘isotherme 25’C
n) en août 1968
1)) en août 1974
FIGLTRE 44 : Profondeur de l’isotherme 25°C: en. septembre 1977.
FIGURE 45 : Relation entre les précipitations 2 Dakar au mois d’août et les
températures mesurees à 50 met.res au voisinage du Cap-Vert.
FIGURE 46 : Température de surface en 1974 aux stations côti!res de Banjul,
Mbour, Tiaroye, Yof f , Kayar et Saint-Louis (de haut en bas, c.ha-
que station étant décalée de 2°C).
FIGURE 47 : Histogramme des dates d’apparitions de :
a) la saison chaude
b) la saison froide
d’après la station côtière de qbour (1952-1977).
140
4,:
__-..-__-
-
Carte 1 - LE DEPLACEMENT DU FRONT INTERTROPICAL
au cours de l'année
d'après les planches lI, 12, 13 de l'Atlas international de l'Ouest ;ifric:ainj
4 0
1: JANVIER:
: : : : : : : : : : : : 7; : : f%?$+$a
y:.. \\gJ?l
; :; .,
00
S .
DC ’
E N A
T R E C
S T I O N
-M+-Ligne isobare (pression en mb. au niveau de la mer)
M A S S E S D’AtR
E Trace au sol de l’équateur météo.(F.I.T. sur le coniinent)
. 8
. .
D Axe des basses pressions intertropicales.
lYzz.l
Ai Cellule anticyclonique des Açores.
&& Y: :*yt’;:::,,,
A2
”
II maghrébine.
m Mousson
Aa
‘(
” d
e
Ste.HéIène.
- Taject. des masses d’air:
t
3oc bc
N .
2OC ‘;
{OC > ‘:
00
s.
Figure 2.- cje$';;; d'action et circulation en janvier et
.
35’N
30° N
35OW
3o” w
25OW
2o”w
1
Figure 3.- Positions moyennes mensuelles de l'anticyclone des
Açores (d'après GUIRRIEC-GOUGEON).
.
-. ._ “__ -~. -.-._-
--.--~-“,.L-r<--“--~”
--em
sl,**
. . .l.,.“‘<.r-~l.--.~
.-._ - -.- .-. .._” ._ll_- -__l-----.
Ression à
Ression à Yoff
Gradient nord -sud
mb
m b
t
I
1013 --
1012 --
1012
-- 2
/
/
IOll - - Flux d’Est
/
-- I
\\
/
‘\\
/
1010 --
.-.^-~~-- -
1010
-Q
J
F
M
A
A /S--O’ ‘N
D
++-.+(
--I
Figure 4:
Pression moyenne mensuelle ou niveau de la mer
à D a k a r (1950-1975)
D i f f é r e n c e d e p r e s s i o n e n t r e S a i n t - L o u i s e t
-B-B
-
Ziguinchor ( 1950-1960) e
N
/S
J
J
;
J
1
A
5 m/s
6 mis
6 m/s
S
f
S
Saint - Louis
Dakar
Zinguinchor
Figure h.- Hodographe des vents met1Suels moyen'- (1967-1976: ~I.JX
stations météorologique5 cotières.
N .- u, .- c I 8
f
n 6
z1 È M W
N
.-
.-
x
&
C ”
ô
CO d
PRÉCIPITATIONS MOYENNES ANNUELLES
/J&
mm
H
---
--- ,106
46Q
-- 600
-6CQ
360
- -IOC
/“’,..f---
:y:...5......::: j ,,
-- im
260
L,
--iwolooo
LA[ i l.A-lQ /,/
./.. ,
.-.-&‘;,, .*‘-.,/ y- QJLI .:.5...:q.
160
1100
1200
60
,300
fi---------
1400
lwu
16oQ
17M
1MlOmm
Figure 7 :
Précipitations moyennes annuelles
-__-.-
~-.-_-~
--“...,ll~,“l.-rr.“‘--~~m
Radiation
Insolation
cal/cr&jour
(heure /jour)
500
10
8
6
4
100
2
I
8
I
I
I
p-l---
J
F
M
A
M
J
J
ASOND
Figure 8 :
- R a d i a t i o n i n c i d e n t e C!J Dakar (1967-1973)
-e-s Insolation c! Dakar- Yoff (1967- 1976)
1 Q*
j
:
l_l Température de surface
:*
2
:’
e--.- Evaporation (mm/jourl
I’:
l
:'
:
là”
-
1
.
:
:
<’
:
0
0
0
0
i8*
-1
17*
j
\\
I
17O 2ow
-IiJ F M A M J
JL A
S 0 N D
Figure 10 : Différence
e n t r e l a t e m p é r a t u r e d e l ’ a i r ( A é r o p o r t
d e Dakar-Yoff) e t l a t e m p é r a t u r e d e l ’ e a u .
a u s u d d u C a p V e r t ( T h i a r o y e )
- - - - - -
au nord du Cap Vert (Yoff)
10 c m
-10
-1°
J958, 5 9 < 6 0 ,6l
I 6 2 , 6 3 , 6 4 , 6 5 ,
Figure 13 - Anomalies pendant la période 1958 - 1965 des :
a) niveaux moyens à Dakar
b) vitesse du vent à Dakar-Yoff
c) températures de surface à Mbour.
_ ,....
-
_~
.-_,” ____ w-,.-_
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I -
i*
.*-*: , **.
1o -t--- .-
Janvier
e
.
Fiwiatr
<’ /
.
/ /
Mats
‘1“‘
Avril
Mai
Juin
Figure 15.- Variations de ia composa‘nte nord-sud des courants de surface
sur le plateau continental à 14"OO'N de janvier à .juin 1977
i C%c
L.-J isobathes sont indiquées en abscisse
ies courants norrl sont harhirraq.
hoUT
S E P T
OCT Nov
D E C
J A N V
F E V
NARS
A V R I L
MAI
J”IW
Figure 16.- : Variation annuelle du transport d'Ekman le long des côtes
de Mauritanie et du Sénégal, exprimé en m3/s pour 10 mètres de côte. Les
valeurs négatives (converi;ence) sont hachurées.
c
N
c\\ C
/
5m
-10 Y
’
cm /s
Figure 17b.- : Structure verticale moyenne du courant à cette station
(Tomczak, 1970).
14”OO N
50’
yo w
FPgure 18.0 Composante nord-sud en cm/s des courants mesurés le 26 mars 74
sur la radiale 14Q00'N. Les courants nord sont hachurés.
I
-.--
- -
_l_l-_ll_--_-_.--_II_
--
~ . , . ”
”
I
__.
_
_
- _ . - . - - -
_._I
-------
___--.-
UtSpart 22h.10 Ic 16/3
t);pnrt 23hlO lr ib/J
OOhO
COURANT a 40 metres
0
10
1
10 MILLES
COURANT a LO e t 4 0 métres
a Point fixe
HODOGRAPHE NTEGRE
OOhO
- P M
C O U R A N T a IOmetres
Figure 19 a.- Hodowaphe intégré des courants observés
à 14'N sur le plateau continental en mars
1976.
IOOm
14O 0 0 N
IOOm
0
10
20
30km
I
1
200m
200m
Fiqure 20.- Profils thermiques et circulation verticale et transversale probable
au nord et au sud du Cap-Vert en période d'upwelling.
-.--_-_-
-..---m-e-
.‘.I . I,«l_-” . .._.. .-.. .-
CQURANT 6 2 5 m è t r e s
C O U R A N T à SOmitres
2 3
)
.
.
< . X
-
10 M I L L E S
C O U R A N T S a* 2 5 e t 5 0 m è t r e s
D é p a r t l e lS/S à OOh
Y2
à P o i n t f i x e
HODOGRAPHE
INTEGRE
Fiqure 19 b.- Modographe intégré des courants observes 3
14"N sur le plateau continental t?n septeni-
bre 1975
PERIbD,
HRS.
PERIO0,
HRS.
fRE!I!~JEîICY,CYCLES/
HRS.
FREQUENCY,CYCL.ES/
HRS.
TO:P’ IC S?ECTP,‘J!1
CLOCKWISE
SPECTAUM
RNTI-CLIXKWISE SPECTRUH
iX%G?t2Ci?EJ7H
COf”rP. EST
ORKRR228807W
CIIIMP. E S T
DRKRR228807W
COMP. E S T
Dhni4R2ZEBû7W
CZMP. NCIRO
DAKRR228807W
CBMP. NORD
DRKRR228BO7W
C O M P . N O R D
-26 r,ETERS
16 METERS
16 METERS
7-I - IV- C2 T O 77-VI - 0 7
7 - f - I V - 2 2 TO 77-VI - 0 7
71-1’4-12 TEI X - V I - 0 7
7 PIECES RITH
792 ES;IMiiTES
7 P I E C E S W I T H 1 9 2 ESTIHATES
7 PIECES WITH
1 3 2 ESTIP9TES
PEA P I E C E . AVERRGED OVER
P E R P I E C E . AVEXIGfD OVER
1 RD JfU&{ $F$XJENCY BfiNDS
1 RDJfXEs FXSQUENCY
BRNDS
.
Figure Zi.- Spectres totaux, direct et inverse des courants mesurés à 16 m, d'avril à juin 1977,
sur les fonds de 50 m de la radiale 14"N.
--,,,”
. _ *,I _.,“‘,.*-
^ * . I^l,,“...
.., ,- _-, ,-I”I-----
*a-----
180’ -I
0 rientat ion
--T-- moyenne des
e l l i p s e s
Coefficient
rotatoire
1
- - - - - -
095
0
2 jiurs
1 jour
12 heures
6 heures
Figure 22.- : Urientation moyenne des ellipses, coefficient rotataire et stabilité des
ellipses de courant correspondant aux spectres de la figure '21.
Composunte
Nord-Sud e t E s t - hes~
des vents 8 Dakor - Yoff
im /SI2
----T--- _-._ --“--“.‘. .._-
r
-
C o m p o s a n t e N o r d - S u d d e l a
tension de vent (carré de la vitesse).
3 0
4 0
5 0
2 0
10
N
cm/s
Composante
Nord-Sud des
-10
S
c o u r a n t s Q 16 mètres.
-2Q
- 3 0
2 2
21
20
T e m p é r a t u r e ’a 16 mitres.
19
18 -
17 -
Gqure 23, - Vents, tensions de vent, courants et température A
16 m (14"N) en avril-mai 1977. Moyennes journalières
et droites de reqression.
0a
0b
m m - . , - - - - - - - 9 5 %
-e------m--
-0,5
Fi~fre 74.- Corrélations croisées entre les moyennes journalières :
a) des composantes nord-sud des tensions de vent mesurées
à Dakar-Yoff et des courants 3 16 m à 14"N.
b) de la composante nord-sud des vents 9 Dakar-Yoff et de
la température à 16 m à 14"EI.
(période avril-mai 1977, le décalage est positif lorsque
les vents pr+cèdent l'autre naramètre).
Lî
,
23Ow
2 2
21
2 0
19
,
.
B
100
60°
2 0 0
-l \\ /
80,
,
3 0 0
4 0 0
5 0 0
/?\\4of---L.
6 0 0
Profondeur (m)
Figure 26.- Pourcentage d'eau centrale coud-atlantique
dans les eaux profondes entre Dakar et les
Tles du Cap-Vert, le 5 aoiit 1963. l.a zone
hachurée correspond à la thermocline
(19OC <
T .c 24OC)..
,“.,,
.._” --.- -- ._--
---w--
----
i
-3
5r0,:
I
Figure 28:
Corrélations
croisées entre :
- l e s v e n t s 6 Yoff (N/S) e t l a t e m p é r a t u r e d e s u r f a c e
à T h i a r o y e .
..,.<* l e s c o u r a n t s (N/S) à I~ON et lu température de surface
à T h i a r o y e .
2 ‘
+~i++r, tt+-+t+ +&+a+&
rctic++et
_. ._.-
.-_-. -.._
-.
---- -- -.-....
TOC
20-
. .
/
/’
*
/
e
/
/
.
.
l SI
/”
IC
.
/./
i -
./’
/
~E.C.S.A.
/
1035--------‘+- :
35,5
36
S%o
Figure 30.- Comparaison des caractéristiques T-S des
eaux de surface à Tiaroye au mois de mars
.
et celles de l'eau centrale sud-atlantique.
3 0 ’
I-
34.5
I
Figure 31.- : Salinités de surface observees
a) du 15 au 2% novembre 1967
.
l(l*SOW
E ~4.34
0 34.73
c34,or
029,71
1l9.66
c
om
l 19 73
.34,33
l 3494
y29,m
.3+33
i
Figure 32 .- Répartition verticale des salinités en face du
Cap-Roxo (septembre 1969).
B O U R
THIAROY E
s % o
136
36--
7273 6
8
77 ‘ 7 0
3 5
35 .-
3 4
34-m
3 3
3 3 ..
3 2
32.-
31 .-
?’ I
6 9
m m
6
5 0 0
1000 mm
Figure 33.- Salinités moyennes de surface observées en septembre
en deux stations côtières au sud du Cap-Vert en rela-
tion avec la pluviométrie à Mbour (les chiffres indi-
quent les années d'observations).
3 6
3 4
J
F
M
A
M
J
J
A
S
O
N
D
Figure34 : Variation saisonnière de la salinité de surface
aux stations côtières de:
Thiaroye
-em- M Bour
. . . . . . . . . . . Kayar
. . . . ..-.
S+ Louis
3 5
35.5
3 6
36.5
s %o
=25
Effets thermiques
- 2 6
Figure 35.- Evolution des eaux de surface en zone côtière sans
l'influence du bilan thermique local. Les points
représentent les observations faites en mars 1974.
S a i n t - L o u i s
Jan. Fev. Mar. Avr. Mat Juin
Juil.
AaU Sep. Oct. Nov.
Dec,
l
I
I
1
l
I
I
7-T---1
D a k a r
-J an. F e v . hlor. A v r . Moi J u i n J u i l . Aoùl S e p . O c t . N o v . D e c .
\\
.c
R o x o
,Jan. F e v . Mar. A v r . M a i J u i n J u i l . A o ü t Sep. Oct. N o v . Dec.
I
l
I
I
I
I
l
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‘\\I\\
,\\\\’
,\\\\’
\\\\.r\\\\’
\\a
“h\\ \\\\,,,, il\\“
-4(
50
150
2 0 0 m
Figure 3Q.- Variation saisonnière du mélange des eaux centrales sur
le talus continental en trois secteurs de la côte
du
Sénégal. Les chiffres indiquent le pourcentage d'eau
centrale sud-atlantique. La zone hachiurée correspond à
la profondeur du sommet de la thermocline.
HIVER
E T E
2’8\\
.
.
F I G U R E 3 7 a :
T E M P E R A T U R E
S U R F A C E
8 8
r--
H I V E R
E T E
35.8
0
.
e
C35.6
*
IQ\\\\\\\\
‘1 \\
‘FIGURE 37 b:
S A L I N I T E
S U R F A C E
E T E
j 5s.‘?pQ
\\
-.
- .
\\
: _*
I/
l / I
I \\
-.
II 1
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\\
\\
]p*
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ix0
. *. . . y..’ .1
\\
‘FIGURE 37c :
O X Y G E N E
S U R F A C E
-----Y
>
y----.---
.A si
u?.
>
l-
L
7
7
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L. -..
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1’
-.
L
i
2
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0
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B
L
4..
.
w)
13’
13’ _.
3 0
-.
-0
1 ______. --+- i
i
i
I
Figure 4@.-
Circulation superficielle et repartition des isothermes de
surface en saison froide en période :
a) d'upwelling faible (décembre-janvier) et d'advection
b) d'upwelling fort (février-avril)
24129-0-74
0b
Figure 43.- Profondeur de l'isotherme 25°C.
a) - en août 1968
b) - en aoilt 1974.
/
l
/
C
s-7
1
.
.
_-.
-i
3 0
/
-l (-’
.
0
i
-
w* ‘K AYA R
A K A R
1’
-“.
\\
bte Sarène
.O
Figure 44.- : Profondeur de l'isotherme 25°C en septembre 1977.
!i 7
Pmm
5 0 0
Frgure 45.- Relation entre les précipitations à Dakar au
mois d'ao0t et les températures mesurées
à
50 m au voisinage du Cap-Vert.
*
3M)
z50
Mo
150
IKJ
Y)
0
I ----A----.L ____ -I ._-_- L.-.-._--.-L-Bm ,-
.L-.. .._. -.-.-J- -._ . ..-..-L-_--.J-I--_J
J
I=
M
A
Il
J
J
A
5
0
N
D
Figure 46.- : Température de surface en 197'4 aux stations cotières de Banjul,
f!!bOUP 9 Thiarnye,
.'.,i Fi' , k.yar et Sa in*L- Louis (de haut en bas,
Chaque station étant décalée de 2°C)
20--
0p
a
lO--
Moi
Juin
Nov.
Dec.
Figure 47. Histogrammes de dates d'apparition de :
a) la saison chaude
b) la saison froide.
d'après la station côtière de Mbour
(1952-1977).