RechercherDomaineTitre

LA TE~PERATUPE, LA SALINITE ET LA DENSITE D9NS...
LA TE~PERATUPE, LA SALINITE
ET LA DENSITE D9NS L'ETUDE
DES UP!!ELLINGS DE LA SAIE DE GORE
(DAKAR - SENEGAL.)
Diafara TOURE
RAPPORT INTERNE
No 47
2 1.4
L4 TFVF'?FT!W!, Lt SALIYITF
ET LA DEFISITE DMS L'ETUDE
DES UPlMLLINGS flF LA PAIE DE GT)REE
(DAKAR - S E !'I E G A 1.1
[IctSanologue-phys.icit?rl de l'l:<RA au CRflllT
S O M M A I R E
INTRODUCTION
..*....*........*.....,.*...,......,*.......2
SITUATION CLIMATIQUE . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..~....
5
MATERIEL ET METHODES . . . . . . . . . . . . . . . . .
..*...*.......s..*.
10
ETUDE DES UPWELLINGS PAR LA THEORIE DES COIJRANTS DE
PENTE ET DE DERIVE D'EKMAN . . . . . . . . . . . . . . . . . . '***... . . . . . .
17
RESULTATS
. . . . . . . . . . . .
..e....*.......... . . . . . . . . . . . . ..."
21
.Température ....................................
22
.Salinité .......................................
33
.DensitG ........................................
39
RESUME-CONCT,IJSION
*.................,.*....,........*...
45
BIBLIOGRAPHIE
.,.*........,.....* .*....*...........,....
46
ANNEXE . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..**.*.*.........*....
49
I N T R O D U C T I O N
Ce travail ne représente que la partie hydrologique de la th&se de
3ème cycle qui sera consacree à 1’6tude physio-chimique des upwellings de la
Baie de Corée. Afin d’expliquer le mécanisme de ces upwellings,trois para-
matree (la température, la salinité et la densité) sont étudiés.
Le terme upwelling est génCralement utilisé pour désigner un phénomène
particulier du système océanique mondial qui se caractèrise par la montée en sur-
face des eaux profondes. Le phénom<;.ne inverse (descendant) citant désigné par
le therme de “downwelling“ ou “sinking”. HTDAKA (1955) distingue deux types
d’upwelling : le ci3tier et celui du large, Si l’upwelling côtier est princi-
palement dû au vent, le raie joué par Les grands courants horizontaux de la
région du Sénégal (courant des Canaries, courant nord équatorial) est 3 sou-
ligner. Ils drainent une grande quantitci des eaux côtières vers le large
pouvant ainsi 2 tre auesi a l’origine de certains upwellings côtiers permanents
Au large les upwellings peuvent Gtre engendrés aussi bien par les vents
que par des causes physico-dynamiques : les limites des masses d’eau et les
circulations marines de type cyclon,ique sont souvent le siège de mouvements
verticaux
Le rôle primordial dans le Processus de formation de la productivite
primaire est joué par les
Elèments
nutritifs. On distingue généralement
quatre sources principales d‘approvisionnement en sels nutritifs de la zone
trophique des océans et des mers.
- la remontée des eaux profondes,
- l’advection horizontale,
- l’apport des fleuves et des rivieres,
- et la régénération des 6lèment.s nutritifs au moment de la dégradation des
produits organiques dans la couche trophique.
Dans la plupart des cas, la remontée des eaux profondes est de loin
la source d’enrichissement la plus importante.
L’étude des mouvements verticaux revêt un triple intérêt :
- INTERET SCIENTIFIQUE
Les mouvements verticaux constituent une partie de la circulation géne-
rale des masses d’eaux. Ils jouent un râle d’cquilibre en maintenant la circu-
lation stationnaire des océans.
- INTERET ECONOMIQUE
Avec les mouvements horizontaux les upwellings jouent un rôle de régu-
lateur de la distribution saisonnière des ressources minérales et biologiques
contribuant ainsi 3 la formation de zones 9 haute productivité primaire. Ce
sont des zones de processus de fertilisation (MARGALEF, 1978).
- INTERET ECOLOGIQUE
L’Btude des mouvements verticaux est aussi un problème de pollution,
surtout quand il s’agit de trouver une solution au prtiblème du stockage,des
produits radio-actifs au fond des mers,
Le refroidissement des eaux de surface de la Baie de Gorée qui coincide
avec les alizés de secteur nord (décembre-mars) a depuis IonRtemps été remar-
qué (BERRIT,
1952, ROSSIGNOL et: Al~OllSS(iUN, 1965: MERLE,, 1973 : DOMAIN, 1979 et 1980).
Tous ces auteurs sont arrivés B la conclusion qu’un upwelling est à
l’origine de ce refroidissement. C’est seul’ement (en 1978 que REBERT, étudiant
le transport moyen d’EKMAN (1905) le long de In côte africaine, consacrera
l’un des premiers travaux à cet upwelling, et tout dernièrement, un certain
nombre de travaux réalisés dans la zone
ont permis l’a.vancement des connais-
sances sur cet upwelling. Ainsi. pour GALLARDCI (1981) lai pente du plateau
continental sénégambien et l’effet de Cap de la presqu’ele du Cap Vert favori-
seraient la remontée des eaux profondes R la côte.
TEISSON’ (1981), dans une étude théorique de l’upwelling, met en
évidence le rôle important de l’orientation I(e la côte et des isobathes
20-50 m dans la remontée des eaux profondes en Raie de Gorée.
PORTOLANO (1981), procsdant par une annlvs;c spectrale, a trouvé des
correlations entre vents et température sur une large gamme de périodes
allant de deux: à soixante jours. Il met lui aussi en relief les effets t o p o -
graphiques, en particulier ceux dûs à la presqu’île du Cap Vert,
Cependant aucun de ces auteurs n’a étudié la variation temporelle des
vitesses verticales, ni localisé de mani.i!re pratique le centre de remontée
des eaux profondes en relation avec les Glèments nutritifs.
Aussi me suis-je fixé comme but dans le pr6sent travail de confirmer
l’existence d’un upwelling dans la zone, de définir son genre et sa variabi-
lité en relation avec les forces int:ernes et externes, de décrire la distri-
bution des principaux paramètres hydrologiques (physiques et chimiques) du
milieu. 11 serait souhaitable ultérieurement de dégager l’incidence de ce
milieu sur la bioloqie de certains organismes marins.
S I T U A T I O N
C L I M A T I Q U E
La Baie de Corée fait partie du vaste ensemble est-atlantique que ROSSIGNOL
(1973) a appel6 le complexe guinhh Elle est limith au nord et au sud respective-
ment par les latitudes 14*42H et W%?ON et à llouest par l'iaobathe des 90 mhtres.
1 - Conditions m&t~orologiques
Au point de vue climatique, la Baie de Gorée est situ& dans la zone dee alia6s
du nord. Ce sont des vents de secteur nord qui soufflent avec une certaine régwla-
rit4 et une vitesse comprise entre 3 et 6 m/a.
La circulation des masses d'air, se faisant de manière générale dda zones à haute
pression aux zones hbasse pression, l'intensité et la direction des alizh dans
cette région dépendent essentiellement de lQanticyclone des Agores et du d.éplLcement
en latitude de la dépression cyolonale qui est limit6e au nord par le front inter
tropical (FIT). S'inspirant des résumés mensuels d'observations au sol de
l*ASECHA (1)
on retient que l'anticyolone des Açores est li$ B une ciruulation zonale faible.
Sa position moyenne au sol est situde sur les r6gions voisines de 300 W alors qu’en
altitude elle l'est par 50° W (fig. 1).
1SO
60
i-----T 40
0
20
110
60
-
-
Fig. l.- Position moyenne au sol de l'anticyclone des Apres.
(1) ASECNA t Agence pour la Shurité de la Navigation Aerienne.
6
Ses variations saisonnières moyennes sont kndiquhes dans le tableau suivant t
YDIS
LATf!PUDE
JAN-VIE3
35O N
1022
AVRIL
4Oe N
1019
JUILLIW
40@ N
1020
OCTOBRE
3?* N
1020
TABLEiN Iv. Valeurs moyennes de la position et de l*intensi.t&
de lvanticyclone des Aqores à dif:f&entes périodes
de l'année.
Quaut 6 la depression oyclonale de l'équateur, elle se trouve sur le Golfe
d.e Guinde de DBcembre a Avril, puis remonte vers le nord à partir de hIai, atteint
sa position la plus septentrionnale on Aout et redescend en septembre po,ur atteindre
sa limite sud en janvier (fig.2 a,b),,
Ce& explique l'exposition de la Baie de Gorh aux aliz;és de secteur nord propre-
ment dit de ddoembre à mars*
I
I
I
I
NB-E NNE NO SO 0
3,63 3,61 3,31
TACLEAU 2.-
Direotion et vitesse du vent de septembre
1980 à aout 1981.
II - Conditions hydrologiques
A - Temphature et salinité
La Baie de Gorée étant située 'en zone tropicale, la température et la aalinit6
de ses eaux vont beaucoup dépendre de l'insolation, des ,vents et de la pluviomitrie.
Dans aon étude des eaux du Golfe de Guinée, BARRIT (1961-1962) définit quatre aa-
Mgories d'eaux B l'aide de la temphrature et de la salinit6 (voir ta'bleau suivwt)
TYPES D'EAU
Eaux tropicales
Eaux guineennes
Eaux canariennes
*0
LTw
>
za-J
1
Les observations de MUE (1972)ooncordent avec celles de cet auteuro Comne
lui, il note l~existencs dana cette zone de trois saisons marines.
- une saison d’eaux .froides salée8 de janvier B avril.
- une saison d’eaux chaudes sal&s en juin et juillet.
- une saison d’eaux chaudes désaalées d’aoat & octobre.
Outre ce8 oat6gories d’eaux, il note l’exi&ence de deux saisons de transistio&
&a Premiere, la plu.8 longue, se situe au début de l’upwelling en novembre - décembre.
La seconde, au mois de mai, marque la fin de la période des eaux froides salées.
ROSSIGNOL ( 1 fl3) constate que les plus fortes températures eont trouvdes dana
la Baie durant les mois de juillet et d’8ob-t (26 (
t* < 29* C), alors qpe le
minimum est obtenu en f&rier avec les valeurs de 15,9* Ce
Ce refroidis8ement est plus w moins intense selon le8 annhes, la valeur ertr‘éme
(130 C) a ét6 observoe par eux en 1965.
B - Courants
Saison froide
La oourantologie de la Baie de Gorée est tr&s peu etudiée. Les premieres études
de8 mouvements horizontaux des masses d’eaux remontent à ROSSIGNOL (1965)* ]En
Btudiant la circulation des eaux de surface dans le Golfe de Guinde, il met en
évidence une ramification de la circulation cyclonique du DUme de Guinée qui longe
la Acte ver8 le nord jusque dan8 la Baie de Corée où, par suite du changement
braque de l’orientation c8tiersV il s’y établi un vortex oyclonique en saison
froide (déoembre-mars). REEERT (1978) dans une étude locale des courante, met aussi
en évidence dans cette zone une circulation de t;: pe cycloniquer Pour lui la cirou-
lation dee eaux de surface 8e fait de manière gérkrale dans la direction du vent
c'est Lt dire ver8 le sud (fig. 3
).
La deviation progresstive vers la droite due à la force de Goriolia, oonstat6e en
oe moment, ae fait de plus en plus sentir au fur et $ mesure que le fond et la
vitesse du courant augmentent.
Saison chaude
k circulation marine de surface de la Baie de CorBe est très mal oo~ue en
saison ohau,&& L’unique travail qu’on di8pOS9 dans oe domaine, est oelui de REBEEiT
(W78).
D”aprè8 cet auteur, il existe un courant cdtier dirigé vers le nord. $3 il Bmet
l'hypothbe qu'un vortex anticyclonique peut s'y dbelopper en fonotion de la GO~=
figuration de la c8te.
10
222
M A T E R I E L
E T
# :E T II 0 D :E S
Aveo un quadrillage de 5 milles marins de pas, la Baie de Gor6e a ét6 divis6e
par oinq radiales comportant au total 24 stations hydrologiques. La profondeur dea
station8 varie de 10 mèltres à la 0% à 90 mktres au large* Les pr61évements sont
effeotuk aux niveaux 0, 5# 10, 20, 30, 40, 50, 65 et 85 m&tree.
Y
Une vingtaine de campagnes ont été ainsi réalisées à bord du N/O "Laurent Appar~@~
au oours des deux saisons de l'upwelling(Septtunbre~lai) des années 1980-1~81 et
1981-1982. Les positions des stations hydrologiques sont representées 8, la figure
( 4 ) et au tableau ( 4 ).
Mesures et analyses
A 0haQue campagne nous avons mesur t
- la tsrop&ature
- la salinité
- l'oxygéne dissous
- la profondeur d'extinotion de la lumière solaire à l'aide du disque de S~O&L
- les nitrate0
- les phosphates
- les silicates
- la chlorophylle
- les courants
- et la production primaire a également été mesur& ohaqw samaine B la station
obtièra de Thiaroye.
Le ohoix des méthodes de mesures et d'analyses ont Lté fonction des possibilités
du laboratoire de physique et chimie marines du CRODT (11
CD 2empBrature :
Yestwt5ee B l.laide de thermoakkres à renversement prwt&6s, les tcunpératures in
situ sont exprimées en 'C. Aux stations profondes, les profils de temp6rature 0A-t
été r$aliséa 0 l'aida de batbythermographe6.
(1) Centre de Recherches Océanographiques de Dakar-Thiamye.
.#

---
>
_

..” .!, _
1
_._-
-

.

.-
-

.
Porition
-.


cip,
des


4
rt.rtionr.;i
’

-a--
;.
‘,
.

.
1
17*22'2 W !
14049'7 N
2
17024'6 w
14441' N
3
17"23'4 W
14O39' N
4
17033% w
14*35*3 N
5
17030'8 w l
14*32'2 N
6
17*2m kl l 14'34'9 N
7
17022'7 w f
14O3-7'4 N
f
8 -
17"1R'8 w '
14040'00?T
9
17016'4 t1
14041'7 N
1 0
17012'2 w
1403P7 x
11
17OlG'O w I
ijo3Gr2 N
12
17020' w
14O33'5 N
i
13
17O24' W
14030*0 N !
14
17028'2 !i
14026'2 IT 1
15
lP/Q25'4 w
14O24'2 IT i
16
17021*3 bl
14*26*8 N
I
17
17017'3 w
140239 II i
18
17013*3 w
14.032'0 13
I
If3
17'09'7 Il
14034'5 ii
i
2;
17007'2 w .
:+.030'2 11
1
21
1~010'0 w 0
14028*0 hT i
22
17014'6 w I
,
14O25'3 N i
23
17018'6 K I
14.022'7 3 ’
f
l
24
l'[O22 '5 FI
14*20' N
l
1
---“Nu
,^.---..-A--

i
rrw”...r<u--.-.ra
1 3
- Salinit6 t
Elle a Bt6 ~~s’ur&t B l’aide du salinmbtre à induction BISSE?&W modBle
1’ 62% II (pré~eion 0,Ol $,).
m oxrgàna diss0la.q t
L’analyar a Bté faite salon la méthode de WXMCLJSR, modifi6e par STRICICLAM) &
PARS% (1972), ava une memare potentiom&triqae du "deap atop end pointy~ Lo prino+
est le suivant.
On introduit dufl BOUS la forme de (WnC12), puis NAOH. I!h sailieu baaique l'oxyg&pr,
dimma 0qde l%ydmxyde ds ManganPse II à l’état III ou IV
&Cl2 + 2auztr
2 la Cl
+ b (OH)2
lfa mo2
+ f02 + *H$------c
?Jfn (a,
lfa (a2 + +‘02 + l(ro - Blfh (QN4
On ajoute ensuite de l’ion I-sous la forme de IK puis du ECI. Les h@rog%se III
et IV oxyde& P. leur tour quantifivement en milieu acide l’ion f en iode en retou;r-
riant b l’état II.
Ihr (a$ + M 4
3
Hcl- W12 + xc1 +

3H20 +

*1,
Ha (oQ4 + 2M 4
4 HCl- &Cl2
+ 2KCl + 4%0 4 I2
On voit qu%m atome d'oxyghne libhe#deux atoawe d'iode. Aprhs widifioatiun,
on pr&l&ve B l'aide d'une pipette 50,O ml de la solution dont l'iode sera dasi par
titrw avao le thiosulfate de sodium (S203H%) B 0,Ol lb Le titre se fera jusqu’i
tiooloration oompllite~
On tirifie aowent le titre du thioml.fMe en faisant deux déterminationo pour chaqw
a6tie droxy@mo. Pour aela on met dans un er&emeyer 50,O em3 d’eau distillis. QI
y ajoorte 5 II de solution Btalon EI03 0,l l!. On titre ensuite aveo le thiesulfate
coma indiqu4 plus haut. Les deux memres doivent correspondre B 0,05 ml prbs* La
normalit du thiomxl’fate est alors cal&4e par la relatio 4 x 0,Ol (l0rsque
l*iodr est exmtunent 0,Ol H) oik V c’est le volume de thiosulfate vem&
Ce qui pemet de calculer le facteur de cmversion t 1 mole de thioaulfate OorrepI
pond à 0,05 matg d’O2 t si V, est le vol-e d’eau utilisf pour le titrage
(Y1 L 50 ml) et ai le titre du thiosulfate est exprim6 en normalitB d’iode*
lil
lml lhp*03 - *-
103 pnatg O/e
5
Dans loa oonditiona normalea de températwe et de pression
-----
.^..-.a..---
_---
---
. .-.-*-II-
“__-
<.., . . .em_.m_
--_-..
-.“..-
.I _ =.-.
-
,-.--_
--
-----
226
14
oti V2 o'est le volume du flacon de prelévement (V2 I 250 ml)
Y, la. prise d'essai = 50 ml
If le titre du thiosulfate
v2
la oorrection du volume due aux réactifs
v* - 2
Pour N u 0,Ol H
Irm (thiosulfate) = %O" x **OI x 250 I 1,129 ml o/il
50 = 48
D’OÙ
5665 (‘0 thiosulfate)

x
Ve
thiosdfate
50
[ O2
ml/1 - 5 645
x o,ofj
x V. thiosulfate I 5#645
V. thiosulfate
1
50 x v
Y
où V.c'est le volume de thiosulfate verse pour dktenrtiner sa nomkiite.
La concentration en oxygène exprimde en ml d*oxygbne par litre, peut-8tre
déterminée avec une précision de 0,02 ml gr$!ce B 1Cutilisation de burettes automatiques
-Iqitrates :
Ils sont dosés par analyse automatique sur ohaine tachnicon autoanalyzer de
,h g6neration.
La mdthode est basde sur cel.le de ARKWRONG et al (1967). Les nitrate8 sont
réduits en nitrites par passage sur colone ca.&nium-cu.ivre~ Les nitrites ainsi formés
sont diazotes par le sulfanilamide puis coupl~ls aveo le Nlsaphty l&hyl&ne-diamine
oe qui donne une coloration rouge à la solution. La mesure de la densité optique se
fait à 540 nmr La concentration calculée, à partir de la gamme etalon., correspond
à la somme des concentrations en nitratea et en nitrites de l'eau de mer,
- Phoephatesl :
C'est la méthode de dosage des orthophosphates
de MUWHY et RILEY (1962) qui
est utilis6e.
--c
Les ions Po4 aont
susceptibles de donner avec le molybdate d*smmominum en milieu
acide, un complexe jaune, le phosphomobybdate d'ammoniuw (HH4)3 P (ISO 0,0)4* Ge
complexe est réduit per l'acide sscorbique ; oette forme réduite de coloration bleue,
a un maximum d'absorption à 885 nm. La réaction de reduation est cat&Lysée par
l~a.ntimonyl tartrate.
- Silicates Z
Comme les phosphates, les silicates donnent avec le molybdate d'ammoniun un
complexe jaune. En fait, il se forme deux espèo+s dites A et B, diff6rant entre
elles par leur degré d’hydratation.
La forme B (formée vers PH 1,5 à 2) est instable et tend B donner irr4versiblement
la forme A (condition de formation spontannee : PH = 3 à 4). Par tiduotion des aoides
ailicomolybdiques, on obtient une coloratlan bleue, et l’absorption du oomplexe B
est beauooup plus intense que celle du compose A. On cherche dono, en jouant sur le
ph, à former essentiellement le compos6 B, que l’on réduit rapidement par le Rhodol
ou M&ol (paraméthylaminoph6nol). Cet i.e forme réduite du B-silioomolybdate est dosée
par speotrophotomktrie à 810 ruao
Pour Bviter l’interforenoe possible des phosphates, on ajoute de 1 ‘acide exalique
pour détruire le phosphomolybdate formé.
- Chlorophylle :
Elle a été dosee 8. l’aide du fluorimètre VURNER 11” dont le principe de fonc-
tionnement décrit par PAGES ( 1981) peut se r&umer de la manière suivante 3
Après filtration de l'eau de mer sur le s membranes en fibre de verre (whatinan GF/C)
les filtres sont oonservés au froid à -15OC. L’extraction s’effectue 8. 1’6thanol.
Après avoir préalablement déterminé le facteur acide (T) par le rapport des
fluorescences avant et après acidificstion (Fo/Fa), les concentrations ont 4% cal-
culées par les formules suivantes
- o( ( T/(T - 1)) . (Fo - Fa)
Pheo a
- rs(
(T/(T - 1)) . (T. Fa - J?O)
où o( est une constante caractéristique de l’appareillage.
Dans notre cas o( =
59 . 10 ” 5
T I 1.55
- Production primaire :
Elle a été mesur6e par la méthode de l’oxygène décrite par BGUGIS (1974).
Un échantillon d'eau de mer est prélevé, Bon oxygène dissous est dos4 au début de
llexpérience. On en remplit deux flacons l'un clair et l'autre sombre (noir), puis
les met en incubation aux immersions de prélevement.
Au bout d’une journée solaire, leur contenu en oxygène est de nouveau mesuré. L’a-
mentation d’oxygène dans la bouteille claire est interprétee oomme une mesure du
cwrbone assimil6 par le pt-ytoplancton ilans l’échantillon et non degradé par la res-
piration. C’est la photosynthkee nette (Pn). La diminution d’oxygène dans la bouteilie
obsoure est interpretée comme mesurant le carbone dégrade par la respiration du
phytoplancton (RP). La somme de ces àeux valeurs est considerée comme équivalant &
l’assimilation to%al.e du carbone. C’est la photo JJnthèse brute (Pb),Pb = Pn + Rp.
--..
mm---”
m-v-..-.
-SI-~*.,.,.

-
-,,,..,--

“-l-l”“--“.“..
-.-

--
228
16
- Couranta :
Ils ont été mesurés à l’aide de courantomètre AlUQUeL*enregistrement
sur
bande na@tique de la vitesse et de la direotion du. courant s’est effectué toutes
188 30 seoondes.
229
1 7
E T U D 13
D E S
M 0 1.T V E M E N T S
V E R T I C A U X
P A R L A
T H E O R I E
D E S
C 0 IJ R A N T S
DE
P E N T E
ET DE
D E R I V E D ’ E K M A N
L’application de cette thc!orie a vu le jour avec THORADI: (1909) qui,
pour une meilleure explication qualitative de la montée des eaux dans la
rfgion du courant californien, a developpé la théorie des courants de vents
et: de gradients d’lEKMAN (1905).
Continuant le point de vue de THORADE,
,j!!&!EWFN ( 1933) a donné pour
la première fois l’équation décrivant le processus de la montée des eaux.
Le principe de cette théorie est le suivant. On suppose une côte rectiligne
bordant une mer homogène en densitc et azzez profonde : le flux d’eau trans-
port6 par le courant de dérive est normal et 2 droite à la direction du vent,
il y a donc dans l’hémisphère nord retrait des eaux de la côte avec des vents
dont la vitesse a une composante venant de 1-a droite pour un observateur
faisant face B la mer et accumulation des eaux dans le cas contraire. On
appelle respectivement vent de reflux et vent d’afflux ces deux types de
vents. La quantité d’eaux ainsi déplacce est proportionnelle à
s, =
T a
(1)
Pf
oQ. Ta est le vecteur *de la tension du vent Fi la surface de la mer.
P
e s t l a densitc (de 1”eau
Fr 2w siny - lt‘ param?!tre de Coriolis.
Le retrait de l’eau ou son accumulation devant le rivage entraine la
formation d’une pente descendant.e du la surface de la mer, dirigcc vers la
côte en cas de refl.ux et vers Ic large tw cas d’afflux (fig. 5). Cette ineli-
naison du niveau de In mer crcic! un courant de (,onvection et <IL~ grndient dont
la vitesse est proportionnelle ri
où u est 1 ‘inclinaison de la surface tl<> 1 ‘eau.
Fig. 5 .- Schéma de la c’irculation verticale près
d’un rivage sous l’effet du
vent.
a) cas d’un vent d’afflux
b) cas d’un vent de reflux.
Dans le cas de reflux, au voisinage du fond (des mers) où la force de
frottement est importante, une autre Composant:e de vitesse orientée vers la
c6te fait son apparition. Ce flux profond est proportionnel 2.
où D est l’épaisseur de la couche profonde dans laquelle se fait sentir
l’effet de frottement du fond.
Un équilibre dynamique s’établit entre le flux d’eau transporté par
le courant de dérive et celui qui est transport6 par 1I.e courant de pente,
car les composantes normales au rivage des flux de dériw (S ) et de pente
1
S2 se compensent nécessaireinent en raison de la présence de ce rivage. En
ce moment on observe
Etant donné que ces flux sont séparCs par une couche occupêe par le
courant de gradient et qui va le long de la c.ôte, donc en vertu de la loi
de continuité des mouvements,
la compensation des flux normaux au riva.ge
exige la formation d(b courants verticaux dans Ia zone littorale.
Les afflux d’eaux sont accompagnés d’une plongée des eaux superficielles,
aux reflux correspond
” une remontée des eaux profondes, près du rivage.
C’est ce phénomène qui est appelé en anglais upwelling.
Puisque l’intensité du mouvement vertical de compensation doit être
égale à celle du mouvement horizontal de surface de la côte vers le large,
nous aurons alors
T a
-Lt x =-
(5)
Pf
oa Lt est la largeur du champ d’action du vent
wh est la valeur moyenne du flux vertical à une distance Lt de la côte.
Pour résoudre cette équation dans le cas concret de la Baie de Gorée
qui est située en zone des vents alizés à composante sud nous orientons notre
système d’axes de manière à ce que l’axe positif des x soit dirigé vers le
large Lt = A x. Dans ce cas le long de la ligne côtière la tension du vent
sera exprimée par Tay’
= o (6).
Alors qu’au large sur le bord extérieur du champ d’action du vent cette
tension devient Tay”.
Le rivage se présente donc comme une barrière imposant un flux normal nul
M, =
Tay’
=
0
(7)
f
Au. large ce flux sera exprimé par
Tay”
M2 = -
f
Le déficit de la masse dans une couche de profondeur h est déterminé par la
différence
- M,) = ATay
=
Tay”
(M2
F
F
(9)
‘
L
Le long du mur côtier ce déficit de l.a masse est retabli grhce à l’apport
vertical
- fmAx
=%
=
Tay”
(10)
f
f
23%
2 0
D’oii le flux vertical par unité de masse et de longueur est
5 =,’
A Tay
Tay”
--,
(11)
pf Ax
f
Le paramètre de Coriolis f est dans notre cas iSga1 à 3,7 x. 10-5 s-1 .
La tension du vent Tay est calculée par la relation
Tay kg/m2/S = P Cd ,
(12)
03 f = 1,2 kg/m3 est la densité de l’air
Cd =
-3
1,3 x 10
est appelé drag coefficient
V
= la vitesse du vent en mètres/seconde
Dans le cas d’une mer stratifiée, le schéma de lai circulation verti-
cale ne diffère pas qualitativement. Les courants de surface sont déviés
vers la droite (en s’eloignant de la côte) alors que dans les couches sous
jacentes, par suite de l’influence du frottement horizontal dans le courant
de gradient, il se produit un mouvement transversal orienté vers la gauche
du vent c’est à di-re vers la côte, 11 se forme ainsi comme dans le cas pré-
cédent une circulation transversale dans le stns des aiguilles d’une montre
(si l’on regarde dans le sens du vent).
C’est pour cette raison, que pour une mer stratifi.Ge ou non, cse genre
de circulation verticale détermine toujour la distribution du champ des pa-
ramètres hydrologiqucs de manière à ce que le:; eaux les plus lourdes, froides
et sous saturées en oxygène apparaissent sur ‘le bord gauche du vent (à la
côte) alors que les eaux chaudes et légères occupent le hord droit (au large).
R E S U 1, T A T S
T E: M P E 9 .A T II R E
Située dans la zone tropicale, oii s’effectue les échanges les plus
importants de chaleur (par convection et par évaporation) entre océans et
atmosphère, la Raie de Corée est: soumise une bonne partie de l’année à un
réchauffement intense de ses eaux de surface. Sa structure thermique va
donc beaucoup dépendre du rayonnement solaire, de l’kaporation et des
échanges thermiques avec l’atmosphère d’une part et d’autre part de l’up-
welling et du transfert advectif de chaleur par les courants marins.
L‘analyse des données recueillies dans cette zone de septembre à juin. des
années 1981-1982 permet de disti.nguer deux périodes principales dans sa
structure thermique.
l- LA PERIODE DES EAUX CHAUDES
Habituellement les eaux chaudes sont observées en Raie de Corée jus-
qu’en mi-novembre période à laquelle leur température est voisine de 24°C.
Cette année-ci pour des raisons encore non déterminées, la période des eaux
chaudes a duré jusqu’à début décembre. L’apparition tardive des vents alizés
observée cette année dans cette région pourrait à mon avis expliquer ce
persistement des eaux chaudes en Baie de Gorik. Selon nos observations la
saison des eaux chaudes se caractérise par la superposition de 3 couches
d’eaux différant entre elles par leur structure :
- la couche isothermique de surface avec les températures les plus élevées
(26 - 2 9 “c),
-1
- la thermocline avec des gradients de temphrature supérieurs 5 0,3 OC m ,
- la couche profonde oil la temperature dimi.nuc lentement: avec la profondeur.
- La couche de
- - - - - Surface :
Exposée directement aux conditions atmosphériques la température de
la couche superficielle est très voisi.ne de celle de l’air. Elle varie de
29*C en septembre û 26*C en fin novembre.
Pour représenter l’épaisseur de cette C:ouche supérieure de mél.ange,
nous avons réalisé les cartes des figures 6, 7, 8, 9,,
De ces figures, une loi I:le variation dr 1 ‘épaisseur de la couche
isothermi.que n’apparai t peut-Ctre pas, cependrtnt: ‘1 ’ avancce (et la remontée)
de la thermocline c’st nette, avec un noyau pl’ur; profond qui avance vers
ti
‘1
*<
I
,I
,
:!
.TopoFrahic du niveau.
auokieur d e 10 rk*rmnclin
236 Ii .-:-.- ..-..--_
---T-----
1,
9
il ’
-..w..__ __
‘7
8 ‘,a,
14
-----T---
.i
. .’ , .,./?ijfsy
237
2 5
1”Est en se séparant progressivement.
- La thermocline
La température à la limite supérieure de la thermocline est assez
élevée dans toute la zone (26-27°C). A sa limite inférieure, la température
est partout stable et diminue très peu de la côte vers le large au fur et
à mesure que la thermocline s’enfonce.
Le gradient vertical de la temp&ature dans cette couche de la ther-
mocline est égal en moyenne à 0,4’C/m.
Il atteint la valeur maximale de
0,6 - 0,8’C/m au large.
- La couche profonde
En dessous de la thermocline, la température diminue lentement avec
la profondeur , Ainsi à 80 mètres de profondeur la température durant tout
cette période n’est jamais supérieure à 18.~ et ne descend pas plus bas que
15,5’C.
2 - LA PERIODE DES EAUX FROIDES (fin décembre - début mai)
A la fin du mois de décembre, les vents sont des secteur nord et
parallèle à la cate. Ils sont favorables à une situation de reflux des eaux.
Les tensions qu’ils exercent à la surface des eaux commencent à devenir im-
portantes (Tay = 0,038 kg m-1 SB2). Les eaux commencent à être chassés vers
le large. Il se produit en Baie de Gorge une circulation transversale dans
le sens des aiguilles d’une montre (voir théorie). Le long du mur côtier,
on observemouvement vertical dirige de bas en haut et qui aura pour cons&
quence le redressement des isothermes 20 - 21’C vers le haut, c’est le début
de l’upwelling côtier de la Baie de Gorée. Les eaux les plus froides de
surface (18,70*C) sont observées devant Pointe Rouge où se situerait le
centre de l’upwelling côtier. Au sud de la Baie une autre zone d’eaux froides
(19’ C) est observée au large de Somone sur les fonds de 25 mètres. C’est
une autre source de remontée d’eaux profondes que montre bien la structure
des isothermes observées à ce niveau. Ce declenchement de l’upwelling est
également bien montri; par l’écart observé à partir de ce moment entre la
température de l’air ambiant et celle des eaux de surface qui commence à
baisser (fig. 10 bis) 1/
La couche homotherme de surface a presque disparu de la Raie. Elle
atteint à peine 5 m?t.res d’i;paissenr au large et sa temperature est voisine
de 21*C. Cette période se caracterise par une thermocline en surface bien
-s-m..--.1
- .a l”-.“m-.s--,-ll

. ..-.-.- -
.---.
26
T OC
I
1
I
~-7-----~-f-----
0
N
D
J
F
M
A
M
Pig.lObis; Variation saisonnière des températures
de l’air (Ta) et de 1 ‘I?~I (Tw) ‘en Eaie
de Gorée de septembre (81) à juin (82).
23g
2 7
prononcée d’une trentaine de mètres d’épaisseur. Cette thermocline est li-
mitée respectivement en haut et en bas par les isothermes de 20 et 15” C.
Le gradient vertical de la tempsrature Fi l’intérieur de cette couche est en
moyenne de 0,3’ C/m.
En janvier, les eaux froides profondes continuent à envahir la côte,
Les eaux les plus chaudes ont une température de 20” C et ne se rencontrent
qu’aux stations les plus au large de la Baie. L’upwelling côtier continue
de se développer. La température de surface dans cette zone tombe à 16” C,
Au large de Somone , au niveau de la deuxième source d’eaux profondes la
température de l’eau est voisine de 17” C. L’écart de IOC est toujours ob-
servé entre les température des deux centres d’upwelling ; ce qui montre
bien le développement un peu tardif de l’upwelling sud par rapport à l’autre
de la côte..
Le front des eaux de 15’ C se situe en ce moment dans toute la Baie
à 10 mètres de profondeur sur les fonds de 20 mètres (fig. 10, 11).
Le redressement vers le haut des isothermes s’accentue avec l’augmen-
tation de la tension du vent qui atteint en ce moment des valeurs de
-1 -2
0,041 kg m S . La Baie de Gorée n’est en ce moment plus occupée que par
deux
couches : la thermocline qui remonte complètement en surface et la
couche profonde.
Fortement redressée vers le haut à la côte, la thermocline s’enfonce
à 30 mètres en dessous de la surface sur les fonds de 90 mètres. Ce qui cor-
respons bien à ce que HAGEN (1974) a appel6 la troisième phase du schema de
développement d’un upwelling et que TETSSON (1981) a bien constaté dans la
Baie de Gorée.
La température en haut de la thermocline est de 18OC alors qu’à sa
partie inférieure elle est toujours de 15°C.
La couche profonde est pratiquement nulle puisque l’isobathe 15” C
est à peu près collé au fond jusqu’aux sondes 50 m.
Au niveau du deuxième upwelling du large de Somone, l’accentuation
de la remontée des eaux profondes est marquée par la rupture en surface de
l’isotherme de 17” C.
Au début du mois de février, les alizés de secteur nord sont toujours
très forts (Tay = 0,042). Le refroidissement des eaux côtières s’accentue.
Au centre des deux uprdellingsla temp&ature tombe 2 I5,5’. Toute la côte
de Thiaroye à Somone est envahie par des eaux froides de moins de 16’~.
L’isotherme de 15°C ne se situe plus qu’à 3 mètres de la surface sur les
fonds de 10 mètres. La rupture des isothermes de 16,O” en surface au niveau
(j..-.--_../ :,.._ --..~-..._-- __.-. , .,,~~~~~~--~-l -----/
24 r
’F i g . 10
_... .’
.
I
\\
;.
-..S
“-
L._

‘_...
.<--e
.
29
des deux upwellingrmarque le début d’une période d’intensification de la
remontée des eaux profondes. 11 se produit le début de la phase IV du modèle
de HAGEN (1974) : la thermocline commence à s’écarter de la côte. L’isotherme
l!j,5* C se retrouve à. 10 miles de la côtes.
Les eaux de 17’ C qui caractérisent la partie supérieure de la thermo-
cline se retrouvent à la limite extérieue de la Baie sur les fonds de 80
miStres. Au niveau de l’upwelling sud du large de Somone la structure en dame
est beaucoup plus marquée.
A la fin du mois de février. la thermocline est chassée de toute la
partie nord de la Baie. Elle ne s’observe qu’au sud sur les fonds de 80
mètres. A l’intérieur de la Baie, les eaux sont suffisamment mélangées. Il
n’y existe plus qu’une seule couche oïl la température diminue lentement
avec la profondeur. Le gradient vertical de la température à l’intérieur
de cette couche est en moy.enne égal à 0,07’ C/m. Le refroidissement des
eaux côtières devient générale et leur température’tombe à 15” C. C’est la
periode la plus intense du développement des upwelling de la Baie de Gorée.
Les courants de direction sud observés en ce moment peuvent amener
à croire que c’est l’upwelling côtier du sud de Rufisque seul qui serait à
l’origine de ce fort refroidissement des eaux superficielles côtières.
Au mois d’avril-, le front intertropical commence sa remontée vers
le nord. Les alizés deviennent moins forts et changent de direction. Ils
- -
sont de secteur N N 0. L’effet du vent sur le déplacement des masses
d’eau commence à diminuer i~ay = 0,039). Ceci aura pour conséquence la pro-
gression des eaux chaudes vers l’intérieur de la Baie de Gorée.
La thermocline commence a s’y reinstaller. Rlle fait son apparition
dans la partie nord de la Baie jusque sur les fonds de 25 mètres, alors
qu’au sud elle atteint même les fonds de 15 mètres. C’est déjZ presque la
fin des upwellings. La température 3 leur niveau atteint 18” C et les eaux
les plus chaudes du large ne dépassent pas 20’ C.
En mai, les alizés de secteur NO ont une direction plus parallèle à
la côte. Cependant leur faible intensité (Tay = 0,028 kg m-1 SW2) n’arrive
plus à arrêter l’avancée des eaux chaudes “tropicales” vers l’intérieur
de la Baie.
La thermocline atteint la côte dans toute la Baie et marque ainsi la
fin des upwellings. Le gradient vertical de la température dans cette
thermocline est en mo:yenne égal 3 0, 1” C/m.
Le rechauffemcnt des eaux qui se fait du sud au nord est bien montré
par la différence de température (1” C) observée en ce moment entre les
eaux du nord
(radialle Rufisque) et celles au sud (Somone). Ce qui permet
242
I
30
de dire que l’upwelling de Somone commence plus tard et se termine plus tat.
Au mois de juin, les alizés sont encore plus faibles (Tay = 0,021) et
de secteur NO, Au cours de ce mois .la structure thermique de la Baie de Gorée
nous permet de la diviser en deux parties bien distinctes :
- la partie sud plus chaude oil 1.a structure ?I trois couches fait son appari,-
tion,
- et la partie nord moins chaude,
La partie sud (Radiale Somone)
Elle est occupée en ce moment par trois couche ::
- la couche homotherme de Surfac:e, épaisse d’une dizaine de mètres environ
à une température moyenne de 23,5” C.
- En dessous de cette couche, se situe la thermocline. La température a sa
partie supérieure est de 23’ C alors qu’en bas elle est de 21 o C.
Le gradient vertical de la température dans cette couche est en moyenne
égal à O,l” C/m.
- En dessous de cette thermocline on trouve une couche presque homotherme
qui se caractérise par des temperatures de l.‘ordre de 20,8” C.
Dans la partie nord de la Baie de Cor&,
les eaux sont fortement
stratifiées. Une forte thermocline occupe taute la couche de surface, Son
gradient vertical de la température est toujours voisine de 0,lO” C/m.
Répartition des températures de surface
Afin de mieux cerner le centre des remontées d’eaux profondes, les
cartes des isothermes de surface ont ét6 r$al.isées pour chaque sortie. Ainsi
on peut constater que la température des eaux de surface varie de 29,3” C
en septembre au large, à 1.5” C au centre des upwelli,ngs en février (fig. 13-
23). La situation des eaux chaudes (TO > 24” C) persistera jusqu’en début
décembre période à laquelle les plus faibles valeurs de température
(25,45* C) sont observées à la côte devant Poi.nte Rouge. Dans cette même
zone, 15 jours plus tard (20 décembre) le minimum de temp’érature tombe à
18,70’ C. Au sud, sur les fonds de 25 mctres au large de Somone (fig, 16)
un autre minimum (19,lO” C) fait son apparition en surface. C’est le deu-
xième upwelling de la Baie de Gorée.
En janvier d,es eaux plus froides font leur apparition en surface.
La température dans 1 ‘upwell ing côtier tombe ;i lb°C et son centre se trouve
deplacé vers le nord (14”40’N et 17”12’N). L’upwelling sud au large de
Somone se caractérise, Lui, par des temparatures de 17” C et par la :forma-
tion de forts graclients hori.zontaux (fig. 1711 I
243
3 ‘1
Ce refroidissement se poursuivra en février, période au cours de la-
quelle on observe une homogéneisation complète de toutes les eaux côtières
dont la température descend à 15” C (fig. 19). Ce sont là les valeurs de
température les plus basses que nous avons enregistrées au cours de l’année
en Baie de Gorée,
Le centre de l’upwelling côtier atteint Rufisque (14’41N et 17*16’1?)
le processus de remontée des eaux est à son maximum.
Le mois d’avril correspond avec le début du réchauffement des eaux,
Les eaux les plus froides de surface ont une température de 18’ C et s’ob-
servent au niveau des deux upwellings Ce réchauffement se poursuivra en mai
03. les températures des eaux superficielles de la Baie sont en général su-
P&rieures à 19” C. C’est déjà la fin des upwellings.
Variation saisonnière de la température
Pour l’étude de la variation saisonnière de la température, nous avons
réalisé des cartes représentant la répartition en surface des écarts entre
les valeurs extrêmes de température
observées en septembre et en février.
Selon SCHOTT (19X), SVERDRUP (1952) et DIETRICH (1937) du fait que
ces mesures faites au cours de deux situations synoptiques différentes
caractérisant deux saisons hydrologiques, les valeurs de ces écarts peuvent
être considérées eomme les amplitudes des variations saisonnières de la
température de l‘eau.
Comme le montr’e la figure (24) la variation de la température des
eaux de surface de la Baie de Gorée est très importante. La Baie est presque
entièrement couvertepar des eaux dont l’écart annuel de température est
supérieur à 12” C. Cet écart atteint des valeurs de 14” C à la côte au sud
de Ruf isque, ce qui pleut être dû à la remontée des eaux profondes qui. se
produit à cet endroit. Ces fortes valeurs d’écarts de température des eaux
de la Baie peuvent aussi être dues à l’effet du rechauffement interne de la
Baie et de l’apport en automne des eaux chaudes guinéennes comme le montrent
les faibles salinités observées à cette période.
C 0 N C: 1, 1.1 S 1 0 N
‘La température constitue un paramètre très important dans l’étude des
upwellings. Le comportement de la thermocline a été déterminant dans la com-
préhension du mécanisme des upwellings qui présentent quatre phases principales
au cours de leur d&eloppement.
--_-“-Y
--O-.ll---llB.-wl

-...
--“l---,ol
,_.....”
-.-..
--“-.-----
.--.
--
.---
-_--
244
32
1) - En octobre-novembre quand les alizfs ne sont pas de secteur nord, la
thermocline est horizontale et soudée 2 la (tate.
2) - En fin décembre, les aliz6s de secteur nord commencent 2 chasser les
eaux catières de surface vers le large où leur accumulation provoque un en-
foncement de la thermocline qui, à la côte commence ii 6~ redresser vers le
haut. C’est le début des upwellings.
3) - En fin février quand les vents de secteur nord sont forts et reguliers
la thermocline est complètement détachge de la côte. Au large, elle s’enfonce
davantage
et se caractérise par un effritement des isothermes. C’est 1.a
période d’intensification des upwellings.
4) - La fin des upwellings est observ6e en fin mai quand les alizés dimi-
nuent de force et ne sont plus du nord. La thermocline redevient horizontale
et atteint la c6te dans toute la Raie de ~COT-~.
S A L I N I T E
En Baie de Gorée de manière générale la salinité dépend principalement de
la circulation des amasses d’eau. Cependant la variation de ce parametre dans le
temps et dans l’espace, en particulier dans la couche superficielle, dépend dans
une large mesure de la pluviomètrie, de l’évaporation et du mélange avec les
eaux profondes.
Comme pour la température, nous avons abordé l’étude de la salinité en Baie
de Corée en réalisant des coupes transversales et des cartes de surface de la
rcgion et comme cette dernière nous constatons deux périodes principales :
- la période des eaux dessalées
- la période des eaux salées.
I- La période des eaux dessalées
Elle s’étend aussi jusquk début décembre coïncidant ainsi avec celle des
eaux chaudes. Moins prononcée que celle dc. la température, la distribution de
‘la salinité au cours, de cette période se caractérise aussi par la superposition
de trois couches d’eau de salinité différente. .
‘,
- une couche homohaline de surface avec les salinités les plus faibles,
- une couche intermédiaire à salinité relativement élevée
- une couche profonde beaucoup plus salée.
Cette structure à 3 couches pr6sente cependant une variation assez marquze.
Ainsi en septembre, la salinitd des eaux de la Baie de Gorée est relativement
élevée. Elle varie dans toute son 6paisseur entre 35,20 %a en surface à la côte
et 35,67 %, au large à l’immersion 75 mètres.
Si 3u nord de la Baie (Radiale Rufisque) la couche homohaline de surface est
bien visible et s’étire jusqu’au large montrant ainsi bien la superposition des
3 couches, au sud par contre (Radiale Somone) , cette structllre est moins nette.
La couche homohaline, épaisse d’une vingtaine de mètres environ, se carac-
térise par une salinité moyenne de 35,30 %,,. Ceci peut paraître anormalement
Glcvé après la bonne pluviomètrie de cette année (1981). Mais si l’on observe
1,~ fi,gure (I0bis)d.e la variation des températures de l’air et de l’eau au cours
dr cette période, ou s’apercevra que celh est bien possible. En effet au coL;rs
de cette pkiode, c’est la temperature de l’eau qui est légérement plus élevce
que celle de l’air. Autrement dit c’est l’eau qui réchauffe l’air. La presque
totalité de l’èchange de chaleur se faisant entre l’océan et l’atmosphère par
3 4
convection et par ,Zvaporat.ion et sClon 1 e rapport del BOWEN (IVANOFF 1975) la
part de l’évaporation dans cet échange avec l’atmosphère est dé 5 à 10 fois plus
importante (lu& cel.le de la convection, Il est alors évident que c’est l’fvapora-
tion qui est 2 l’origine de ce taux relativement flevé de sel des eaux de surface
de la Baie de Gorée.
Les limites de la répartition verticale de 1.a couche homohaline ce semble
pas correspondre 3vcc 1.a limiti? supérieure de la thermacline, ou encore mieux
les structures thermiques et halinc-s dc ‘La couche supérieure ne sont. pas identi-
ques.
Juste en dgssous de cette couche homohaline, on trouve une couche à forte
salinité. C’est l’halocline. Cette couche est 1imitGe en haut par l’isohaline
35,40 X0 et en bas par celui de 35,60 X0. Un noyau ii forte salinité (35,80 2,)
s’observe dans cette couche au large de ‘la Baie à l’immersion 40 mètres sur les
fonds de 80 mztrcs. C’est l@ cauchr intermi?diaire très salée que SVER;)RUP
( 1942) a .constatée comme caractéristique de la régiofi t:ropical.e.
Après l’halocline, vi.ent 1a couche profonde où la. salinité est presque
constante et voisine de 35,65 %,, . Cette couche est beaucoup plus visible au
nord dans les grandes profondeurs où elle occupe la colu.che 45 - 90 mètres
En octobre, la structure haline de la Baie de Gorée,c:ommence à se déformer
La structure à 3 c!>pches n’est en ce moment observk qu’au nord (Radia.le Rufisque)
La couche homohaline de surface n’y fait plus qu’une dizaine de
mètres d’Gpaisseur et sa.salinité reste en moyenne 6gal.e à 35,30 X0. Toutcrois
au large, sur les fonds de 90 mètres on constate un no,yau de faible salinitè
(35,04 Z,).
En dessous de cette couche, l’halocline existe toujours avec Itis
mZmes valeurs de saïinit6 : 35,40 X0 en haut et 35,70 X0 en bas. Dans’ la COU~I;C
profonde, les eaux sont legcrement plus sali& (35,75 X,). Au sud par contre on
ne peut plus parler de couche homohalint: de surface.. La styatification des eaux
est génsralisêe et se fait dans tous les sens. L’isoha.line 35,40 X0 qu.i 1iclitki.t
cette couche vers YLe bas est rompue et fortement rrdre.ssiie vers le haut, l.iissan:
ainsi apparaître en surface au milieu de la Baie (stat.ion 22) les eaux sali5z.s
profondes (S )- 35,40 Z,). De part et d’autre de cette zone salfe, on. trouve
3 la côte conww
au large cn surface, des eaux rclativcnwnt peu salées (35,30 X,j
qui annoncent l’apparition en Baie de Goréc des eaux guinéennes déssalées.
Au mois de novembre,
la structure à 3 couches est de nouveau- observée dans
toute la Baie
Seulement à la diffikence des mois précédents, la couche
homohaline dc surface est complètement occuptse par les c:aux guinéennes d’une sa-
linité moyenne de 34,75 Xp. Son épaisseur atteint une moyenne de 20 mètres. Le
minimum de salinité (34,40 X0> est observé dans un noyau à l’immersion 10 mètres.
Toutefois l’existence d’une zone nettement plus sal.ée (S >
35 X0>, en
3!ï
surface est observ6e 3 l’interieur de la Baie. L’épaisseur de cette couche
atteint en moyenne une vingtaine de mètres. C’est en ce moment que les structures
thermiques et halines de la couche de surface sont identiques.
En bas l’halocline est bien prononcée.
La salinitf à son niveau supe-
rieur est de 35,O %(, alors que sa limite inférieure se caractérise par des taux
de l’ordre de 35,40 X,. Cependant la topographie du niveau supérieur de cette
halocline montre une différence notable entre le nord et le sud de 1‘1 Baie. Si
au nord elle est moins profonde au large, au sud par contre l’halocline est
presque parallèle au fond.
La couche profonde est toujours plus marquée au nord. Sa salinite devient
plus importante (.35,50 X,).
Le début du mois de décembre marque déjà la fin de la période des eaux
dessalÊes.
Les eaux de surface à faible salinité ne s’observent plus qu’au large
où la valeur moyenne de leur salinité est voisine de 34,80 %O.i
L’halo-
cline commence à se détacher de la côte : l’isohaline 35,5 %,, qui la limite dans
sa partie supérieure est fortement redressée vers le haut et se situe à 15 miles
de la côte
alors que la salinité à sa partie inférieure varie de 35,501,
au nord à 35,80 %0 au sud.
La couche profonde est toujours bien visible au nord. Sa salinite a cependant
légérement diminué (35,35 X,).
. -
I I - La période de<’ eaux salées
Elle s’etend de fin décembre à juin englobant ainsi la période des eaux
froides et le début de leur réchauffement. La salinité moyenne varie en ce moriknt
de 35,55 %,, en janvier à 35,90 TZo en juin. Pour illustrer les variations qui
affectent les champs de salinité de cette période les figures (29, 312, 31’, 32,,
33, 34) ont été réalisées. Ceci a permis de constater les différentes phases
suivantes.
Ainsi en fin décembre la Baie de Gorée se caractérise par la disparition d<:
l’halocline.
Cette disparition qui SC fait du sud au nord pourrait expliquer 1‘~ différcr,c<
du structure haline observée en ce moment entre la radiale de Somone et celle
de Kufisque .
Le sud présente un distribution plus homogène de la salinité. Mise à par;
une petite poche de surface au centre de la Baie où elle est inferieure à
35,50 %0 la salinits est partout ailleurs comprise entre 35,50 et 35,27 %*.
Par la disparition réLente de l’halocline, la partie nord est par contre
paroL:mfe de poches de différentes salinité. Les eaux les plus salées (S Y- 25,50 >,,
wnt observées à la côte, alors que les moins salées (S 4 35,30 %0) :it? siturnz
sur le rebord du plateau continental à l’immersion 30 mètres.
248
36
En janvier, la salinite des eaux de la Uaie augmente lcgércment. On dlstitii:il.’
en ce moment deux catégories d.‘eaux de la cjte vers 1.e large : les eaux ni’:ritif:::C.:
et celles du large. Les eaux néritiques occupent le plateau continental jusqu’ai;
niveau du
talus. Leur salinitc est comprise entre 35,40 %0 et 35,60 %0. Cel*cs
du large sont plus SO~~CS.
Leur salinite sur toute la cok.onnr?. d’eau jusqu’c1
l’immersion 60 mètres est voisine de 35,70 %O.
Au mois de février, la tendance à la penétration vers l’intérieur‘de la Baie
:de ces eaux salées du large est beaucoup plus marquée, L’isohaline 35,60 %0 qui
les séparait des néritiques est remplacé par celui de 35,70 %0 qui vient se rornprz
en surface au milieu de la Baie pour laisser apparaître à ce niveau une colonne
d’eau relativement moins salée (S (
35,70 X,). De part et d’autre de cette
s
colonne d’eau, à la côte comme au large les eaux ont une salinité voisine de
35,80 %o.
C’est la période d’intensification de la remontée des eaux profondes qui se
caractérise par un fort redressement vers le haut de tous les isohalins.
Au mois d’avril
-’ une diffikence s’observe encore entre la distribution de
la salinité dans le nord et celle du sud de la Baie.
Au nord la situation est identique ;Z ce’lle du moi.:~ de février. La colonne
d’eau de salinité peu élevée du contre de Ld Baie se retrécit davantage en sur-
face. La valeur moyenne de la salinité :y devient infkieure à 35,60 %O. La
particularité de cette période réside dans le fait que les eaux Côtiè:res sont
plus stratifiées et plus salées. Leur salinitè est voisine de 36,0 %0
alors qu’au large, les eaux beaucoup plus uniformes se C:aractérisent par des
salinites de l’ordre de 35,65 %O.
La partie sud de la Baie est par contre plus homogène en salinité. Un? seul!?
isohaline (35,60 X,) au niveau de l’isobathc des 30 m23tres y divise les eaux
en deux catégories. Les eaux côtières moins salées (S 4: 35,60 X,) et celles
du large avec des salinités supérieures A 35,60 %o.
Au mois dc! mai, quand les alizcs sont faibles et que les eaux de surface
commencent à se réchauffer > on assiste ;1 une Clevation de la salinité des eaux
de la Baie.
Au nord comme au sud de la Baie on observe des poches d’eau à salinita sou-
vent supérieure à 36,0 %*. Le maximum (36,33 Z,) est observé dans un noyau 2
1’ immersion 30 mètres au large dans le sud de la Baie.
~
Cette situation
d’eaux chaudes salCes sera toujours observee au mois de juin où ia salinité
moyenne des eaux est la plus Elevée de notre période d’observation. Elle est
dans toute la Baie supérieure à 35,80 ;Zo. Au l.ar8e, lus eaux de surface d’une
épaisseur de 10 mi3tres environ se caractérisent par des salinités de 36,0 X0.
3 7
Distribution en surface de la salinité
Pour étudier l’évolution en surface de la salinité en Baie de Gorée
les cartes des figures (25-36) ont été réalisées. De ces figures les varia-
tions suivantes ont pû être dégagées,
En septembre, la surface de la Baie est occupée des eaux relativement
peu salées : la salinité est partout voisine de 35,20 %. , Les plus fortes
v a l e u r s (S )r
35,40 %.> s’observent au large de l’isobathe 50 mètres
(fig. 25).
Cette situation sera brusquement inversée au mois d’octobre, période
à laquelle les eaux de faible salinité (S < 35,30 X,) occupent le large de
la Baie jusqu’à l’isobathe 50 mètres. Le noyau de salinité minimale
(34,90 79,) s’observe en ce moment au large dans le sud de la Baie (fig. 26)
Ce sont les eaux guinéennes qui font ainsi leur apparition en Baie de Gorge.
En novembre, ces eaux déssalées envahissent toute la surface de la
Baie. La salinité est alors presque partout inférieure à 35,0 %.. On observe
tout de même deux noyaux à salinité relativement élevée, L’un retenu 2 l’in-
térieur de la Baie se caractérise par la plus forte valeur de saliniti! de
la période (35,53 X,), l’autre moins intense (35,15 W.) se situe au large
de Somone (fig. 27).
Au début du mois de décembre, les alizés sont de secteur nord et les
eaux dessalées de moins de 35,0 %. commencent à se retirer de la Baie oil
elles ne sont plus observées qu’au large de l’isobathe 50 mètres. La zone
ciitière est par contre occupée par des eaux de salinité légérement supé-
rieure à 35,0 %. (fig,. 28). C’est le début des upwellings.
En fin décembre, les eaux côtières sont toujours plus salées que
celles du large. La salinité le long de la côte jusque sur les fonds de
20 mètres est superieure à 35,50 %. (fig. 29).
Durant les mois de janvier et de février la salinité des eaux de
surface en Baie de Gorée est sensiblement clevée. Les plus fortes valeurs
moyennes (35,80 X,) sont observées en février au large de I’isobathe 50
mètres alors que celles des eaux côtières est voisine de 35,70 X, (fig.31).
Ces fortes valeurs de salinité marquent bien la période d’intensification
de la remontée des eaux profondes.
Au mois d’avril, bien qu’étant Clevée, la salinité des eaux de
surface reste toutefois inférieure à la moyenne de février. Elle est voi-
sine de 35,70 %.. Dne poche d’eau fortement salée (36,O X,) s’observe en
ce moment au sud de Rufisque (fig, 32)
250
3 8
A partir du mois de mai, la salinité des eaux de surface de la Baie
commencent de nouveau à être élevée. Elle a une vaLeur moyenne de 35,20 %*.
Les eaux de l’intérieur de 1.a Baie se caracterisent par un fort gradient
horizontal de la sal,inité (fig. 33)~ faisant ressortir deux noyaux à forte
salinité (36,05 %.). Les plus fortes valeurs de salinite (36,20 %.) sont
observées au large de la limite sud de la Baie. C:e.sont les eaux tropicales
qui font leur apparition dans la région.
Au mois de juin, 1.a salinité atteint ses valeurs ‘les plus élevées
(S 5, 36,0%.) et la forte stratification horizontale des eaux de surface
est toujours observée. Les deux petits noyaux de 36,03 %, (qui occupaient
le fond de la Baie au mois de mai se joignent: pour n’en former qu’un seul
qui s’étire le long de la côte jusqu’au niveau de Pointe Rouge (fig. 34) ’
Le large de l’isobathe 50 mètres est en ce moment presque entièrement
occupée par les eaux tropicales de forte salini.té (S
36,0 W.).
C 0 N C L U S I 0 N
Nous pouvons donc retenir que la salinité présente une structure très
variable. Elle ne permet pas comme la température de bien décrire les diffé-
rentes phases de développement des upwellings en Baie de Gorée ni même de
localiser les centres de remontée d’eaux profondes,
Toutefois l’étude de ce paramètre a permis E
1’) De remarquer en novembre et en decembre que ‘la prcmiisre période de
transistion de l’hydrologie de la Baie de Gor& est marquee par la presence
des eaux*guinéennesz
2.) De constater que le début de l’upwelling en. decembre correspond avec
l’évacuation de ces eaux’guinéennel: de la Baie de Gorge et que son intensi-
fication en février se caractérise par l’apparition de forte salinité
(35,80 X.) dans les eaux côtières.
3*) de noter que la fin des upwellings en mai correspond avec la deuxième
période de transition qui se caractérise par ‘ll’apparition en Baie de Gorée
des eaux* tropicales’ salées (I
D E N S I T E
La distribution de la densité de l’eau en Baie de Gorée est déterminée
par les mêmes facteurs qui expliquaient la répartition de la température et
de la salinité dans cette région. Comme dans la plupart des cas ici aussi
le regime thermique paraît être plus déterminant dans la formation du champ
de densité, C’est pourquoi la structure et la variation saisonnière de ce
paramètre est très analogue à celles de la température. Et comme cette der-
nière, dans la variation de la densité des eaux de surface de la Baie de
Corée on peut distinguer deux périodes principales :
- la période des eaux légères qui s’étend de septembre’à début décembre.
- la période des eaux lourdes (décembre-mai).
1 - LA PERIODE DES EAUX LEGERES
Elle correspond à celles des eaux chaudes et dessalées. Comme pour
la température, on peut distinguer dans la structure verticale du champ de
densité de la Baie de Gorée trois couches principales :
- la couche homogène de surface
- la couche intermédiaire à fort gradient vertical de densité : la pycno-
cl.ine .
- la couche profonde avec les plus fortes valeurs de densité.
. La couche homogène de surface
Plus nette en septembre oil son épaisseur est en moyenne d’une dizaine
de mètres, la couche de mélange commence à être envahie par quelques rares
isopycnes en octobre et en novembre. Sa densité est caractérisée en ce moment
par des sigma-T compris entre 22,00 et 22,60.
Lt apparition des eaux “guinéennes” dans la région à partir de fin
novembre se caractérise par une denivellation de la partie supérieure de Xa
pycnocline. Ainsi au large du sud de ].a Baie oil ces eaux sont plus abondantes
la couche homogène de surface devient plus épaisse. Elle y atteint une
trentaine de mètres alors qu’au nord de la Baie (radiale de Rufisque) dans
la même bande méridionale son fpaisseur reste toujours égale à 10 mètres.
Dans la région côtière par contre c’est le phénomène inverse qu’on observe.
La pénétration des eaux “guinéennes” 3 l’intérieur de la Baie se faisant
40
par son centre plus creux la couche de surface n’est plus observée qu’au
fond de celui-ci oil son épaisseur atteint une vingtaine de mètres.
Au sud par contre, l’apparition d’une structure en dôme au niveau de
la station 21 ne permet plus d’y observer la couche homugZine de surface.
Cette structure se caractérise par la rupture en surface de l’isopycne 23,O..
C’est l’upwelling du large de Somone-Popengui.ne qui commence ainsi avant
le côtier du sud de Rufisque.
Au début du mois de déc,embre, les alizés de secteur nord commencent
à chasser les eaux “guinéennes” de la Baie. Visopycne 22,,6 qui limitait en
bas la couche homogène de surface se retrouve fortement redressée vers le
haut au large de la Baie laissant apparaître ii la côte lies eaux plus lourdes
à sigma-T supérieure à 23,O. C’est le début de l’upwelling côtier du sud de
Rufisque qui est au début de la phase III du modèle de HAGEN (1974).
. La pycnocline. C’est une couche d’une trentaine de mèltres d’épaisseur où
l’index de densité varie en moyenne de 2 2,6 en haut à 2,6,20 à sa limite
inférieure. Le gradient vertical de la densi t.é à 1’ intïkieur de cette
-6
couche est en moyenne de 9.10
g/cm4.
. En dessous de la pycnocline on trouve la couche profonde qui est occupée
-
par les eaux les plus lourdes, Le maximum de densité (26,401 dans cette COU-
che a été observé en septembre à l’immersion 70 mètres.
I I - LA PERIODF. DES EAUX LOURDES
Elles s’étend de décembre à mai. Les eaux côtières de surface sont à
ce moment plus lourdes et se caractérisent par des index de densité variant
entre 25,20 en décembre et 25,80 en mai avec nn maximum de 26 $50 en fin
février.
La période des eaux lourdes se caractt?rise par la disparition en
Baie de Gorée de la couche homogène de surface.
Déja en fin décembre la remontée en surface de la pycnocline fait que
l’index de densité des eaux de surface est partout en Baie de Gorée supérieur
à 24,70. Les eaux les plus lourdes ont un sigma-T supérieur à 25,00 et
occupent toute la côte jusqu’au fond de 30 mètres. Les eaux moins lourdes
(sigma-T < 25,O) se situent par ‘contre au large de 1’ isobathe des 30
mètres.
L’épaisseur de cette pycnocline reste toujours en moyenne égale à une
trentaine de mètres. Elle est l.-imitée en bas par l’isopycne 26,40 et se ca-
ractérise par un mélange assez important Ides eaux, Le gradient vertical de
la densité diminue et avoisine 16.10 -6 g/cm4= Toujours plus importante au nord,
pJk&
41
la couche profonde se caractérise en ce moment par une homogéneité en densi-
té élevée (26,45 < sigma-T <
2h,5).
Au mois de janvier, le redressement des isopycnes à la côte est géné-
ral alors qu’au large l’accumulation des eaux chassées.de la côte par les
alizés provoque l’enfoncement de la pycnocline qui se situe à l’immersion
40 titres.
Les eaux plus profondes à Sigma-T voisin de 26,10 font leur appari-
tion à la côte en surface alors que le large
de la Baie est occupée par
des eaux dont l’index de densité est proches de 25,80. L’isopycne 26,40
limite toujours par le bas la pycnocline dont le gradient vertical de la
-6
densité a davantage diminué (4.10
g/cm4). La couche profonde est toujours
occupee par des eaux à Sigma-T de l’ordre de 26 $50.
En février, la pycnocline est complètement détachée de la côte.
L’isopycne 26,30 qui se situait à l’immersion 20 mètres dans la zone cô-
t ière
se trouve fortement redresse vers le haut au large de la Raie. Des
eaux beaucoup plus lourdes à Si.gma-T proche de 26,SO font leur apparition
à la côte. Ce sont des eaux d’origine assez profonde (70-75 mètres) qui
arrivent ainsi en surface pour marquer la période la plus intense de la
remontée des eaux profondes.
Au cours de cette période, la structure verticale du champ de den-
sité révéle une nette différence entre le nord (Radiale de Rufisque) et le
sud (Radiale de somone) de la Baie,
Au nord, les isopycnes ont une allure sinusordale mettant en relief
sur le rebord du plateau continental une structure en dôme qui se caractérise
par la rupture en surface des isopycnes 26,40 et 26,50. Ceci confirme bien
l’hypothèse de HILL et JOHNSON (1974) qui prévoit un second upwelling sur
le rebord du plateau continental (si la pente est abrupte) lorsque la sai-
son est bien avancée. Cet upwelling secondaire de février a été aussi mis
en évidence par TEISSON (1981) au cours de l’année 1970. D’après HILL et
JOHNSON qui ont tent6 d’expliquer le phénomène, pareils mouvements verticaux
sont liés à la variation de la composante méridienne de la vitesse dans la
couche de cisaillement qui se forme sur le rebord du plateau continental.
Au nord par contre les isopycnes sont fortement redressées vers le haut,
L’intensification cltb l’upwelling du large de SomonyPopenguine se caracté-
rise aussi par la rupture en surface de I’isopycne 26,50,
Le gradient vertical de la densite atteint son minimum ( 1, 10~‘glcm4).
Au mois d’avril
Les vents de secteur YNE sont irr6guliers et moins
-’
forts, Les conditions ne sont plus rGalisées pour arrêter l’avancée des
eaux “tropicales” qui ont déjà fait leur apparition au large du sud de la
254
4 2
Baie. La pycnocline commence 2 se reinstaller dans 1.a Baie. Les eaux de sur-
face se caractérisent par des Si.gma-T de 25,X) alors que la pycnocline est
limité en sa partie inférieure par les isopycnes de 26,30. Le gradient ver-
tical de la densité à l’intérieur de cette couche bien que faible (2.10W6g/cm4)
a légérement augmenté et annonce le ralentissement de la remontée des eaux
profondes.
L’upwelling secondaire observe en fin février sur le rebord du plat-
teau continental n’existe plus, Au large la pycnocline commence à remonter
en surface laissant apparaître dans le nord de la Baie une couche profonde
plus importante!. La densité moyenne de cette couche profonde se caractérise
par un Sigma-T voisin de 26,30.
En mai, les eaux tropicales ont suffisamment pén.étré la Baie de Gorée,
atteignant les fonds de 80 mètres. Au large la pycnoeline est complètement
remontée en surface. Sa partie inférieure a partout dans la Baie atteint
la côte fermant: ainsi la source de remontée d’eaux profon,des. C’est la fin
des upwellings côtiers de la Baie de Gorée.
L’isopycne la moins profonde qui atteint la cote ct:ant plus faible
au sud (25,90) qu”au nord (26,O) permet de conclure que c’est l’upwelling
du large de Somone-Popenguine qui s’arrête le premier.
Le gradient vertical .de la densité atteint une valeur moyenne de
3.10+’ g/cm4 annonçant un début de stratification des eaux, La densité des
eaux profondes a aussi légérement augmenté. Elle se caractérise par des
Sigma-T moyens de 26,35.
Au mois de juin, la pycnocline très ma,rquée en surface est partout
dans la Baie bien soudée à la côte. Les densités caract:iSristiques de cette
période sont représentées par des Sigma-T variant entre 2[+,30 en surface au
large et 25,70 au voisinage des fonds. To,utefois à la c:&te devant Popenguine
(St 19) des eaux plus légères (SigmatT <
24,lO) ont eté observées. Ce
minimum catier de densité pourrait être dû 2 un apport d’eau douce (pluie
ou eau d’origine continentale). Les eaux sont. suffisamment stratifiées et
le gradient vertical de la densité atteint une valeur moyenne de 4.10V6g/cm4.
DISTRIBUTION DE SURFACE
La distribution de la densité des eaux de surface en Baie de Garée
au cours de la période des eaux légères est t:rès analogues à celle de la
température (fig. 35-46). C’est au mois de septembre que sont observées les
plus faibles densités. L’index de densité moyen est voisin de 22,30. La
densité la plus élevée (Sigma-l’ > 22,60) est observée en ce moment au
2‘ 55
43
centre d’un noyau devant la presqu’île du Cap Vert (fig 35). Les plus fai-
bles valeurs de Sigma-T (22,26) sont observées dans deux noyaux dans le sud
de la Baie : au large sur les fonds de 100 mètres et à la côte devant
Somone (fig. 35). En octobre les eaux “guinéennes” apparaissent au large
de la Baie sur les fonds de 100 mètres (fig. 36). La pénétration de ces
eaux à faible densité (Sigma-T < 2 2,lO) en Baie de Gorée permet de distin-
guer les eaux lourdes à la côte. Les index de densité les plus élevée (22,56
et 22,72) sont observils au centre de deux noyaux situés respectivement à la
station 21 au large de Somone et à la côte au sud de Rufisque.
En novembre, les eaux “guinéennes” ont suffisamment pénétre la Baie,
Elles sont observées 2 l’état pur au large et se caractérisent par des
index de densité inférieur à 21,80 (fig. 37). C’est en ce moment que la den-
sité des eaux de surface de la Baie est la plus faible. L’upwelling du large
de Somone est déjà en activité: C’est à ce niveau qu’on observe les eaux les
plus lourdes de la Baie (Sigma-T > 23,0) n
Au début du mois de décembre les eaux “guinéennes” commencent à être
chassées de la Baie. Les deux upwellings sont en activité. Les eaux lourdes
à Sigma-T supérieur à 23,0 occupent toute la côte jusque sur les fonds de
40 mètres (fig. 38).
Le processus de remontée se poursuivant, la densité des eaux de sur-
face va augmenter sans cesse. Le maximum sera observé en fin février (fig. 42)
au moment où la remontée des eaux profondes est la plus intense. L’upwelling
secondaire du rebord du plateau continental est bien visible en surface où
il est marqué par un noyau de Sigma-T supérieur à 26,50 sous le Cap Manuel.
En ce moment les eaux côtières plus lourdes sont caractérisées par des
Sigma-T supérieurs à 26,50. Ce sont les eaux de la partie inférieure de la
pycnocline. Au large les eaux les plus légères de la Baie ont un Sigma-T
proche de 26,lO. La diminution de la densité des eaux de surface en avril
marque le relentissemcnt du processus de remontee des eaux profondes. Les
valeurs de Sigma-T sont taujours elevces et varient entre 25,30 au large et
26,OO à la côte au sud de Rufisque (fig. 43-44).
En mai les eaux de surface ont un Sigma-T moyen de 25,50. Mis à part
un noyau à densité relativement élevée (Sigma-T
> 25,80) devant Popenguine,
les eaux lourdes ne sont plus observées à la côte mais dans un noyau piégé,
par le Cap Manuel au fond de la Baie (fig. 45). C’est la fin des upwellings
côtiers du sud de la presqu’île du Cap-Vert.
En juin, la densite des eaux de surface diminue sensiblement. La
valeur moyenne des index de densité? est très voisine de 24,50. Cette forte
--
-.-em-
,_*f<__l”mM.“-l---“w-..
--w-m...
<.._-”
,,,.. I _-_..
--..-^.-.-
--
4 4
diminution de la densité des eaux de surface peut s’expliquer par une dilu-
tion causée à la fois par les premières pluies de l’hivernage et l’arrivée
en Baie de Gorée des eaux “Tropi.cales”. Toutefois ‘les e,aux lourdes à Sigma-T
supérieurs à 24,80 sont observées à la cate devant Rufisque (fig. 46) oi3
s’effectue leur écoulement. L’observation à ‘1s tâte devant Popenguine d’eaux
légères (Sigma-T < 24,lO) confirme bien la fin de la remontée des eaux pro-
fondes à la côte.
C 0 N C L U S 10 N
Mieux que la température et la salinite prises reparément, l’effet
combiné de ces paramètres (la densit6) permet une meilleure description des
upwellings côtiers de la Baie de Gorée. En plus des remarques que la tempé-
rature et la salinité ont permises de faire, l’étude de la densité a permis
de constater que :
- l’upwelling du large de Somone-Popenguine commence en début décembre
pour finir en fin avril alors que celui du sud de Rufisque dure de fin décembre
à début mai.
- l’intensification de ces upwellings s’effectue en fin février et se
caractérise par la rupture en surface de L’isopycne 26,50. T,e gradient verti-
cal de la densité est alors minimum (1.10-6 gf em4). C’est a ce moment qu’ on
observe l’upwelling secondaire dû à la discontinuite de la vitesse sur le re-
bord du plateau continental.
R E S U M E - C 0 N C L II S 1 0 N
Parmi les paramètres hydrologiques (tempk-ature, salinité et densité)
étuditls en Baie de Gorée, la température et la rlensité permettent le mi.eux de
localiser le centre des upwellings.
Nous avons pu d’une part bien localiser l’upwelling côtier du sud de
la presqu’île du Cap Vert entre Rufisque et Pointe Rouge et d’autre part cons-
tater l’existence d’une autre zone de remontée d’eaux profondes sur les fonds
de 25 mètres au large de Popenguine-Somone. Ces upwellings sont liés aux
alizés de l’hémisphère nord.
Au cours des années 1981 et 1982, dans le developpement des upwellings
de la Baie de Gorée nous pouvons distinguer trois moments principaux,
3 - LE DEBUT DES UPWELLINGS
Il est observé en fin décembre quand la dépression cyclonale se trouve
sur le Golfe de Guinée et que les alizés de secteur nord exercent une tension
à la surface de la mer pour chasser les eaux dites “guinéennes” de surface
vers le large. Les eaux profondes suivent alors le creux du fond de la Baie
et apparaissent à la côte entre Rufisque et Pointe-Rouge, Sur les fonds de
25 mètres au large de Somone (14*28’N et 17*10’N) apparait une zone de diver-
gence à fort gradient thermohalin. Ces deux zones de remontée d’eaux profo,ndes
se caractérisent pa’r leur température relativement basse (16 - 17’ C> et
surtout leur densité assez elev& (Sigmn-T est proche de 26,20).
2
- LA PERIODE D’INTENSIFICATION DES UPWELLINGS (fin février)
Les alizés sont réguliers et beaucoup plus forts. L’isotherme 15” C
atteint la surface au niveau des deux upwellings et toute la côte jusqu’aux
fonds de 30 mètres est occupée par des eaux lourdes ?i Sigma-T supérieur à
26,50, Au sud du Cap Manuel sur le rebord du plateau continental un upwelling
secondaire engendré pa.r 1-a discontinuité de la composante méridienne de la
vitesse fait son apparition.
3
- LA FIN DES UPWELLINGS est observt-ie en fin mai quand la dépression cycle-
nale commence sa remontée vers le nord, Les alizés
moins forts ne sont: plus
de secteur nord. Les eaux de surface les plus froides se caractérisent par
des températures de 22* C et des Sigma-T de 25,90. Cette fin des upwellings
est marquée aussi par l’apparition en Baie de Gorée des eaux dites “tropicales”
(T
a 24’ C et S
>
35 Z,).
B 1 B L 1 0 G R A P Il 1 E
ARMSTRONG F.A.J.,
STEARNS C. R. et STRICKLAND J, D.H. 5 196 7. - The measurement
of upwelling and subsequent biological processes by means of the tecbnicon
Auto-Analyser R and associated équipment , Deep-Sea Res., 14
381-9.
BERRIT G.R., 1952.- Esquisse des conditions hydrologiques du plateau conti-
nental du Cap-Vert à la Gambie, Rull. IFAN XIV. 3, 1952
BERRIT G.R., 1961.- Contribution à la connaissance des variations saisonnières
dans le Golfe de Guinéé. Observations de surface le long des lignes de
navigation. Première partie : généralités. Cahiers océanographiques
C.C.O.E.C.,
XIII, 10 (déc. 1961) pp, 715-727.
BERRIT G.R., 1962 .- Deuxième partie : Etude rlsgionale,
Cahiers océanographiques
C.C.O.E.C., XIV, 9 (nov. 1962) pp, 633-643 et ‘XIV, 10 pp. 719-729.
DIETRICH G., 1937.- Über Bawegung und Herkunft des Golfstromwassers. -
Veroff. Inst. Meeresk. Berlin, 1937, H. 33,
DOMAIN F . , 1979.- Le satel’lite MBTEOSAT et l’océanographie : étude des tempé-
ratures de la mer au voisinage des côtes de Mauritanie et du Sénégal.
Initiations tech. ser. Télédétection-, ORSTOM - PARI:?-,-(3) 43 p. 77 L coul
DOMUN F., 1980.
Contribution à la connaissance de l’écologie des poissons
démersaux du plateau continental sénégalo-mauritanien I- Les ressources
démersales dans le contexte géneral du Gol.fe de GwiniSe. Thèse de Doctorat
d’Etat ès-sciences naturelles présenté a 1. ‘Université Pierre et Marie
CURIE - PARIS VI et au Museum National d’hist.oire Naturelle.
EKMAN V.W., 1905.- Wind driven currents in a homogeneous ocean, in NELTMAN
G. and W.J. PIERSON. Principles of physical oceanography p, 191-213.
Prentice Hal, Inc. 1966.
GALLARDO Y., 1981.- On two marine ecosystem of SENEGAL separated by peninsula.
Dot Centre Reeh.
-A
oceanoar. DAKAR-THIAROUE.
- - ..---.
HAGEN E,, 1974.- A simple scheme of the development of cold water upwelling
circulation cells along
the Northwest African Coast-Breitrage zur
Meereskunde 33. 115 - 125.
-
HIDAKA K,, 1955.- Divergence of surface drift currents in terms of wind
stress, with specialy application to the location of upwelling and
sinking. Japan J. Geophys. 1, N.2.
HIL1, R.B. and JOHNSON J.A., 1974.- A theory of upwelling over the self break.
J. Phys. oceanogr. 4, 19 - 26.
TVANOFF A., 1975,- Introduction à l'océanographie. Propriétés physiques et
chimiques des eaux de mer. Tome II. Paris
VUIBERT 1975.
MARGALEF R., 1978.- What is an upwel.ling ecosystem ? in upwelling ecosystemes
ed. by R. Bage and Tomezak (Springer Verlag). Berlin 1978% 303 pages
(volume special).
McEVFN G.F., 1934.- Rate of upwelling in the regi& sandiego computed Erom
serial temperatures.
Proc, Fith. Pacifie. Sci. Congr., V. 3, Toronto.
MERLE J., 1973.- (non publié) Hydrologie saisonnière de la région de Dakar
(étude descriptive),
Dot. Cent. Rech. oceanogr. DAKAR-THIAROUE.
PAGES J., 1981.- Dosage fluorimètrique des pigments chlorophylliens : essai
de revue des modalités techniques.
Dot. Cent. Rech. océanogr. DAKA!I-THIAROYE.
PORTOLANO P., 1981.- Contribution à 1'6tude de l'hydroclimat des côtes
sénégalaises.
DO~, Cent. Rech. océanogr. DAKAR-THIAROY!?.
.-.--_
e__-e--
-.-~j-.I..II.-“~IIIIII--I.,-“~<UI<--
._-m, * .; * . . -.” I---F ,--- .-..-..-” ,. ” .._...” .^..-- ._.-.----
REBERT J.P., 1978.- Vents et températures de surface dans l'upwelling côt!er
ouest-africain (soumis aux cahiers ORSTOM).
,
REBERT J.P., 1978.- Les teneurs en chlorophylle des eaux de surface à la
station côtière de DAKAR (Résultats des mesures de 1973-1977).
Dot. Cent, Rech. océanogr. DAKAR-THIAROYE.
_I
ROSSIGNOL M., et ABOUSSOUAN M. TH., 1965.- Hydrologie marine côtière de la
,
presqu'île du Cap-Vert.
Dot. Sci. Prov., Cent, Rech. océanogr, DAKAR-THIAOYE.
---*m
ROSSIGNOL M., 1973.- Contribution à l'étude du complexe guinéen.
Document du Centre ORSTOM de CAYENNE.
SCHOTT G., 1935.- Géographie des Indischen und Stillen Ozeans. Hamburg, 1935.
STRICKLAND J.D.H. et PARSON T.R., 1972.- A paractical 'h,and book of sea water
Analysis, Fisherie Research Board of Canada. Ottawa
1972.
SVERDRUP H., JOHNSON N., FLEMING R., 1942.- 'C'he ocean. 'Their physics chemistry
and general biology. New York. Première
Hall, 1942, 1977 p.
TEISSON C., 1981.- Structures hydrologiques observées 'en période d'upwelling
au large du Sénégal, Comparaison de ces structures saux modèles théoriques
ou empiriques d'upwelling.
Dot. Cent. Rech. Oceanogr. DAKAR-THIAROYE,
--.
THORADE V.H,, 1909.- 0Uber die kalifornia mecress tromung over flach eutempera-
turn und stromungen ander westhkuste Nortamerieas,
Ann. Hydrogr. Marit. Météorol., 37.
TOURE D., 1972.- Variations quantitatives et qualitatives du zooplancton dans
la région du Cap Vert de septembre 1970 ;Z. août 1971.
Dot, Sci. Prov. Centre Rech. océanoar. DAKAR-THIAROYE.
A N N E X E
--s---w--
.‘, ‘.... “
i
‘*
$
.* ’
’
I’
Fig. 13
. I s o t h e r m e de wurfsrc
I - 2 octnhrc.
DAKAR
1
I
1
I
_._.
*.
.
-
t’
< /
:
264
_* ------,-
I s o t h e r m e d e surface
23 d é c e m b r e .
Fig. 18
‘\\J
).‘-
TlkA
a 17’5
\\
i
\\\\
-.._
--
-.
.
.i
_
-
-
-
1
--.
F i g . 1 9
:
Isotherme de surface
1
6 - 19 février..
FiR.21
Isotherme de surface
2 1 - 2 4 a v r i l .
-. - , -
D A K A R
-lb,
!
i5'
1770~
.G
7 - R m a t .
.
Inachcrnr de surface
_-_y---
mLim”,..“--“-
-.---m
.Y-,----...-X,.

,.,.

~.._..“.--_~<-

-..-...

._
-.

-...-.-..-
.
,
< 12O
I
. .
-.
--
-.____CI_---
------
- ._ _
.
50
-.- ---7
-----__-._ _.__ ,_
-.
Ir
..
!
F i g . 27.- Isohalines
d e surface.
i
16-21 novembre 1981.
.- _
I
+-S
--.-”
.K\\\\_...

Ty*CMb.o
L.-
- -
-
-
,
F i g . 28.- Taoheliner
d e surface.
l-5 d é c e m b r e 1 9 8 1
/
22-21 d&xilbrt! 1981.
Jo’
.
m.--
.-.... _-_l_--..---.._
-__--.~-_..
‘12.- Isohalines
.
r
. .
i
F i g . 35.- Iaopycne
d e rurfnce.
18-20 reprrmira 19y
1 30 septembre - Y1 octobre 1981
i
‘\\
*e
I
\\
,
\\
I ’
<ca
,,
c 24.22 .!a
I’
=.
ct
21
0’
\\
/’
<’
---l_r---- -_. -I. -.- -. -^. .._-.__ ___.__.-r..- ---.-- -..--.
Fig. VI.- Isopycnes
I
:’ “. _-.
dl- Yurface.
+A+
I ‘.< .._, .s ev*/m*r
-- .-...-.. .,“,
45’
:
DhnAR
i
.*‘.,.’
.I
1’
IL-.-- --..- -_-. -. . _ _ _
5 - 7 février 1982
a.--
e
F i g . 42.- luopy~ne~
de surface.
26-28 f é v r i e r 1982
50
\\.
Fig. 43.- Isopyc~irs
de surface
:
1
45’
/
I‘,
‘1
14Oro'
<e.. ._ “C.Y.“..l
\\
\\\\
'\\
3s'
90'
U?s
.-
F i g . 4t1.- tsopyt~~s
1
d
e
Rurface.
I