CONTRIBUTION A L'ETUDE DE L"'UPWELLING"
DE LA BAIE DE GOREE (DAKAR-SENEGAL> ET DE
SES CONSEQUENCES SUR LE DEVELOPPEMENT DE
DIAFARA -[OURÉ
LA BIOMASSE PHYTOPLANCTONIQUE
DOCUMENT SCIENTTFIWE
CENTRE D E R E C H E R C H E S OCÉANOGRAPHIQllES D E D A K A R - TIAROYE
.w.-“--
IV 93
1
I-w-
I
D É C E M B R E 1 9 8 3
* I N S T I T U T S É N É G A L A I S D E R E C H E R C H E S A G R I C O L E S rl,
-----1

---

R E M E R C I E M E N T S
- Je tiens à exprimer ma profonde gratitude à Monsieur André
M3REL pour la confiance dont il a fa,it preuve à mon égard en accep-
tant de diriger mes travaux. Je le remercie particulièrement pour
sa disponibilité, car malgré ses lourdes charges, il a toujours
suivi mon travail avec beaucoup d'attention.
- Mes remerciements s'adressent aussi à Monsieur Louis PRIEUR
pour les précieux conseils qu'il n'a cessés de me donner lors
de la réalisation de ce travail et aussi pour l'honneur qu'il
me fait en participant à mon jury.
- Je suis particulièrement honoré que Monsieur Bernard COSTE
ait accepté de faire partie de mon jury. Je souhaite que ce contact
soit ur-e nouvelle occasion de consolider nos liens d'amitié.
- A cause de son ouverture et de sa disponibilité, Monsieur
Eruno 'VOITURIEZ a toujours été pour moi une précieuse source de
conseils.
Je tiens à lui exprimer toute ma reconnaissance pour
avoir aussi accepté de faire partie de ce jury.
- Mes vifs remerciements s'adressent aussi à Messieurs
GSLLARDO et PAGES qui ont successivement dirigé mes travaux sur
le terrain. Je leur suis particulièrement reconnaissant de m'avoir
fait bénéficier de leurs expériences.
- En la personne de Mademoiselle COHEN, je tiens à remercier
toute la Direction Générale de 1'ORSTOM pour avoir, du DEA à cette
Thèse, organisé et supervisé mon encadrement.
- C'est grâce au concours financier de l'Institut Sénégalais
de Recherches Agricoles (ISRA) que le présent travail a pu être
fait. Aussi je tiens à remercier vivement Messieurs PAPA IBRAHIMA
THIONGANE (Directeur Général) et André FONTANA (Chef du Département
Océanographique) pour leur intérêt à mon égard.

---

- Que le Ministère de l'Enseignement Supérieur du Sénégal
veuille bien trouver ici mes sincères remerciements pour la sub-
vention qu'il a bien voulue m'accorder.
- Ce travail a été réalisé dans le cadre du Programme "Etude
de l'Environnement des Espèces marines Explcitées du Sénégal.
Ecosystème Côtier Sénégalais" du Centre de Recherches Océanographi-
ques de Dakar-Thiaroye. Je tiens à exprirr,er toute ma reconnaissance
à Monsieur Louis LERESTE pour la confiance qu'il m'a témoignée
en me chargeant de l'étude hydrologique du-dit programme. Il a
éte aussi pour moi un précieux conseiller.
- Je remercie tout le personnel du CRODT et particulièrement
les membres de l'équipage du N/O LAURENT AMARO pour leur inestima-
ble concours lors de la collecte des données en mer. Je remercie
aussi vivement Madame GNINGUE née ITAF DEME pour l'aide précieuse
qu'elle m'a apportée dans le dosage des échantillons.
- Toute ma reconnaissance à mes parents qui ont été tres
compréhensifs à mon égard lors de mes longues années d'études.
- A ma femme et à mes enfants tous mes remerciements pour
leur soutien moral et surtout pour les encouragements qu'ils n'ont
pas cessé de m'adresser lors de l'exécution de ce travail.
- Pour terminer, je tiens à exprimer mes sincères remercie-
ments à tous ceux qui, de près ou de loir. ont C:ontribué à la réali-
sation de ce travail. Je remercie particulièrement Jeanne-Marie
GUILLAMO qui a assuré la dactylographie de ce texte et Francis
LOIJIS pour ses talents de dessinateur.
N E C R O L O G I E
C'est en pleine rédaction de cette thèse que la douloureuse
nouvelle du décès de notre collègue AISSATOU DIA
-.
mlest parvenue.
C'est à elle que nous devons la plupart des mesures de chlorophylle
qu:; ont servi dans ce travail. Aussi je tiens à lui rendre un
hommage tout particulier.

---

TABLE DES MATIERES
_
I~]IRC:~CCTIC>IL’
.............................................
- SITUATIQN
GEOGRAPHIQUE .................................
1 3
I- Conditions météorologiques.....................1 3
Conditions hydrologiques......................18
A - Température - salinité.......................1 8
B - Courants .....................................
1 9
- MATERIEL ET METHODE ....................................
2 1
- RAPPEL DE LA THEORIE DES COURANTS DE PENTE ET DE DERIVE
D'EKMAN POUR L'ETUDE DES MOUVEMENTS VERTICAUX.............2 5
H Y D R O D Y N A M I Q U E
- HYDROLOGIE ............................................
3 3
- REGIME METEOROLOGIQUE ET TEMPERATURE DE SURFACE .......
3 3
- MASSES D'EAU ..........................................
4 1
I- Généralité sur les masses d'eau de l'Atlantique
Tropical ...........................................
43
II - Distribution verticale ...............................
43
II.1 La saison des eaux chaude?L ...........................
45
II.l.l LÔ période des "eaux tropicales.'...................4
5
II.1.2 La période des "eaux guinéennes".................. 48
11.1.3 Oxygene et sels nutritifs ........................
5 2
II.2
La saison des eaux froides.........................5 3
11.2.1 Sels nutritifs et oxygène dissous..................5 8
II.3 Variation de la température moyenne de la colonne
d'eau et du gradient vertical de la température.....61
III - Distribution en surface des paramètres hydro-
logiques et position des sources de remontée..............64
- CHRONOLOGIE SCHEMATIQUE DU PHENOMENE D'UPWELLING
EN BAIE DE GOREE .‘......................................
7 5

---

- I.CS COURANT(; i..............~..**..***.""'"...............
8 0
1 - Coupes horizontales des courants ...............
8 0
II - Distribution verticale de la vitesse.............8
4
III -Orientation du courant de surface par rapport
au vent .............................................
87
IV -L'orientation du vent par rapport à la normale
intérieure à la côte ............................
88
v- La couche de frottement...........................8 8
VI -Le transport d'Ekman ..............................
9 1
- VITESSES VERTICALES . . . . . . . . . . . . . . . . . ..~.".~.........*..
95
1 - Groupe de modèles pour océans à une seule
couche homogène . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 95
II - Groupe de modèles pour océans à deux ou plu-
sieurs couches....................................96
III - Groupe de modèles qui se basent sur :i'&jua,t,:i.n
diffusion turbulente en milieu marin..... ..0.... 9 6
IV - Distribution en surface..........................98
v- Distribution verticale............................101
- ENERGIE POTENTIELLE DISPONIBLE..........................10 4
- STABILITE VERTICALE.....................................10 7
- SYNTHESE DES PRINCIPAUX RESULTATS....................
...113
- INCIDENCE DE L'UPWELLING SUR L'ABONDANCE ET LA
'4ARIABILITE DE LA BIOMASSE F~HYTOPLANCTONIQUE....."...*..117
1
- La saison des eaux chaudes..... ~.................118
I I - La saison des eaux froides...,..................127
I I I - La biomasse intégrée . ..*.....*a r *.*..a....,...*.. 1 3 1
- Rapport biomasse intégréejbiomasse
de surface
. . . . . . . . . . . . . ..Y......*........*..
132

---

.
1 1; - î;ôgrci-Ye
oxygene-terrrpér~~ÿre... . . . , . . . . . . . n , . . . .134
- Ta.tix de saturation e:; oxyghe
des eaux de s~rface...........,.............l38
- CONCLUSION...................~..........................l3
9
- BIBLIOGRAPHIE ...........................................
145
- ANNEXE ..................................................
1 5 3

---

- 9 -
I N T R O D U C T I O N
i,a haute productivité des zones d'upwelling où ies conditions
sont très favorables au maintien et au développement de ia vie a,
depuis longtemps, constitué un intêret tout particulier pour les
océanographes et avant eux pour les pêcheurs. On appelle généralement
"upwelling"
un phénomène particulier des océans et des mers qui se
manifeste par la montée en surface des eaux profondes froides et
riches en sels nutritifs. Le phénomène inverse (descendant) est dé-
signé par le terme de "downwelling" ou "sinking". HIDAKA (1955) dis-
tingue deux types d'upwelling : le côtier et celui du large tandis
que VOITURIEZ et HERBLAND (1982) réservent le terme d'upwelling aux
remontées côtières dues au transport d'EKMAN (1905).
Si le rôle du vent est déterminant dans le mécanisme de l'upwel-
ling du nord-ouest africain (WOOSTER et a1 19761, celui de certains
-
grands courants horizontaux de la région (courant des Canaries, cou-
rant nord-équatorial) ne doit pas pour autant être négligé. Par le
fait qu'ils drainent une grande quantité des eaux côtières de surface
vers le large, ces courants peuvent être aussi à l'origine d'upwel-
lings
permanents. 'Au large, par contre,
les mouvements verticaux
ascendants peuvent 2tre engendrés aussi bien par les vents que par
les causes physico-dynamiques. En effet, les limites des masses d'eau
divergentes comme les circulations marines de type cyclonique sont
aussi le siège de mouvements verticaux ascendants.
Dans les processus à l'origine de la production primaire, le
rôle primordial est joué par la présence et la disponibilité en élé-
ments nutritifs. On distingue généralement quatre sources principales
d'approvisionnement de la zone trophique des océans et des mers en
sels nutritifs :
- La remontée des eaux profondes ;
- l'advection horizontale ;
- l'apport des .fleuves et des rivières ;
- enfin la régénération des éléments nutritifs grâce à la dé-
gradation des produits organiques dans la couche trophique.

---

- 10 -
c--de de loin la ccace d'e:,rlchissersnt la ;~Jus ii-portar.te, la rig2r.é-
ration locale ver,ant en prolonger l'efficacité.
L'étude des nouve-rients
verticaux revêt un triple Intirêt :
scientifique :
L'étude quantitative des caractéristiques des mouvenents verti-
caux constitue un. maillon essenti.el
de li ' &ude
de la circula-
tion dans les océans et de ce fait représente un intérêt tout parti-
culier du point de vue scientifique. Constituant une composante du
.
champ tridimensionnel de la vitesse, les mouvements verticaux, bien
que relativement faibles jouent 'un rôle déterminant dans la statio-
narlté de la circulation dans les océans.
économique :
Avec les mouvements horizontaux, les upwellings jouent un rôle
de rigulateur de la distribution Saisonn:ière des ressources minérales
et biolcgiques dans les océans. Ce sont des zones de processus de
fertilisation (e.g. MARSfiLEF,
1978).
.*
écolcgique :
Dans une étude d'impact, les rerr;ontées d'eaux profondes sont
une donnée indispensable : rappelons, par exemple, le probleme
d e la remise en suspension des particules sédimentaires et du
s-zockage des déchets radio-actifs au fond des mers.
Situé dans la zone intertropicale de l'Atlantique oriental,
le plateau continental sud du Senégal est exposé aux conditions hydro-
logiques de l'ensemble sénégalo-mauritan.ien. Ceci nous permet de
déduire des travaux de WOOSTER et a1 (1976) que l'upwelling de la
-
Bai#e de Gorée ne serait alors qu'un aspect local.du refroidissement
général des eaux côtière.s du Sénégal et de la Mauritanie. Toujours
selon ces auteurs, ce refroidissement n'est que la conséquence de
l'installation des vents alizés de secteur nord. SPEXZ et. DETLEFSEN
(19821,
ont bien montré (Fig.1) qu'à 1e1 migration zonale des alizés
avec la saison correspond une migration des upwellings côtiers entre

---

11 -
les latit,des 10 et LCiN (:a *<aùri-
tanie à 2,CN reste le siige d'un
upwelling
permanent).
%IC!I2
MITTELDSTAEDT (1976) et rEce~;ert
HERBLAND
(1982) ces uptiellings
de l'Atlantique tropical Est sorit
liés
à la dynamique du système
d e
contre-courants
éqüatoria:Jx
e t notemnent aux Eaux Centrales
Sud
Atlantiques
(EcsA)
riches
en sels nutritifs.
Dans la baie de Gorée à propre-
ment
parler,
le refroidissement
des
eaux
côtikes qui
coïncide .
avec
ies alizés de secteur nord
(Décembre-li'Lai)
a déjà fait l'objet
JVL
de nombreux travaux (BERRIT, 1952
RGkIGhOL et ABOUSSOUAN, 1965
Fig. 1 - Ecarts de température
moyenne entre les eaux cô-
MEIILE,
1973
;
DOMAIN,
1979 et
tières et celles du large pour
la période 1969-1976. Les va-
1930). Tous ces auteurs sont ar-
leurs négatives indiquent que
rivés à la conclusion qu'un upkel-
les eaux côtières sont plus
ling est à l'origine de ce re-
froides que celles du large
(D'après SPETB et DETLEFSEN
froidissem!ent.
REBERT
(l.97&J,
1982) .
Ctudiant le transport moyen O'EKKAN
le long de la côte africaine consacra l'un des premïers travaa à
cet upkelling ; et tout dernisrrnent un certain nombre de travaux
réalisés dans la zone ont permis. une avancée des connaissances sur
cet upwelling. Ainsi, pour GALLARDO (1981) la pente "douce" du pla-
teau continental sénégambien et 1 effet- de cap de la Presqu'Sle du
Cap-Vert favorisent la remontée des eaux profondes à la côte. TEISSON
(1981)
, dans une étude théorique met en évidence le rôle important
de l'orientation de la côte et des is’obathes 20-50 mètres dans la
remontée des eaux.
Procédant par une analyse spectrale, PORTOLANO (19811, trouve
des corrélations entre vents et température sur une gamme de périodes
allant de deux à soixante jours ; lui aussi met en relief les effets
topographiques,
en particulier ceux dûs à la presqu'lle du Cap-Vert.

---

- 12 -
Quant à AMADE (1!377),
dans une étude Siochirrique de la pollution
en BAIE de Gorée, il constate que le centre dr: la remontée des eaux
se situe aux environs de Rufisque.
Toutefois, le mécanisme de cet upwelling, compris dans le pr.in-
cipe,
n'est pas pour autant bien connu, dans (ces divers aspects et
conséquences. Aussi, dans le présent travail, nous sommes nous fixés
comme but d'élucider et préciser le Cie du vent dans la genèse de
l'upwelling,
de localiser les @entres de remol?t;ées d'eaux et étudier
leur variabilité en fonction du vent ou de la topographie du fond
marin.
Nous avons essayé d'une part, de caractériser les différentes
phases de développement de l'upwelling et de les analyser en détail
et, d'autre part, de mieux comprendre 1.e mécanisme de son apparition
en le reliant à une analyse détaillée du régime des vents et de la
dynamique propre du milieu marin. Nous ccnsidèrerons également l'inci-
dence de l'upwelling sur l'apport en nutriments puis l'abondance
et la variabilité du phytoplancton.

---

- 13 -
S I T U A T I O N G E O G R A P H I Q U E
La
2aie $e Gcrée féit Fartie du vaste er.seTjble Est-Atlantique
I
qae ~c~~l>PJ~L il973) a ayk
-r-.elé l’e coaplexe gufnéen. Elle est 3ir;:tee au
02;‘N
nor3 et a-J sud respective:,ent par les latitljdes 14O42’N et 14
et i l'ouest par 1 ‘isobathe des 90 m (Fig. 2).
/
.
I
\\
50'
< -.
i
\\
I- CONDITIONS METEOROLOGIQUES ET VARIATIONS SAISONNIERES.
.
A défaut de mesures en mer, nous nous sommes servis, psur
le présent travail, des données météorologiques recueillies à la
station côtigre de Dakar-Yoff.

---

- 14’-
3.
H
1,
C
KJ’
M
J A N V I E R
‘M
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30
aa
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0’
t a
20
x,
M A R S
J U I N
Fig.3
Positions moyennes du Front Intertropical.

---

- 15 -
- Les VE-T.+=
i.4.
--
fiu poirit de vue clinatique,
la Baie de Gorée est sit26e dans
:a ZCT,~ des alizés d7> nord. Ce sont des vents de secteur r:ord qui
soufflent avec crie régularité certaine et une vitesse cow,prise er,tre
- 1
3et6rr.s . Dans la région sénégalaise, de manière g&Grale, l'in-
tensité et la direction des alizés dépendent essentiellenent de-l'an-
ticyclone des &Ores
et du déplacement en latitude de la dépression
intertropicale limitée au nord par le front dont la position et l'am-
plitude de variation (FiT) son6 fonction de la saison (Fig. 3). S'ir$
pirant des résumés mensuels ü'observations au sol de 1'ASECNA ,
on retiendra que l'anticyclone des Açores est lié à une circulation
zonale faible. Sa position moyenne au sol est située sur les régions
voisines
de 30°W alors qu'en altitude,
elle l'est par 50°W (Fig.
41.
J u i l l e t
Fig. 4 - Champ de pression au niveau de la mer (D'après le
rapport annuel cju Labwatoire de Météorologie Dynanique de
p~.lc%is~ald
1 V?I0 )
(1) ASECNA : Agence pour la Sécurite * de la Navigation Aérienne.

---

- 16 -
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K: 1 s
l
LA71 TUDE
---j--~TE (rk) ëlJ ?
niveau de la mer i
‘---Ï---Y-~
I
JF.NVIER
I
35ON
I
:1022
I
I
AVRIL
I
40°N
I
1019
l
I
JUILLET
I
40°N
I
.1020
I
i
OCTOBRE
l
37ON
I
1020
l
Quant à la dépression cyclonale de l’équateur, elle se trouve
sur ‘le Golfe de Gainée de Décembre à Avri 1, puis “remonte” vers
le nord à partir de Mai, at,teint sa position la plus septentrion-
nale en Août et “redescend” en Septembre potir atteindre sa limite
sue: er. Janvier (Fig. 3). Ceci explique !‘exposition de la Eaie de
Gorée aux alizés proprement dits, de secteur nordjnord-est de No-
ves,bre à Mars, c ’ est-à-dire pendant precqtie to>te la saison sèche.
Ta>ùleau 2. Direction et vitesse d u LE::~ d e CFF~terUre l!?ec! à J’Jin
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46
.----

---

1 17 -
Alrsi la CO -;ara$son d e s de.dx sEries d ’ o b s e r v a t i o n nz;1s riv&le
12 .
“L:é
lirlabll
: s i l e s ver,ts scT,t ligirerent Flus fcrls e n I-E,-
lC52,
ils accserlt,
par c o n t r é , IX retorà d e près d e de<x wis dar.s
iEJ instal:zrion e n secte.tir nbrd.
- L e : naipes.
II
1,ls
sont bas et essentielleaent constitués de Stratus et de
CLTJ~US peu épais ; la nébulosité est variable mais scuvent max;-ale
dans les premieres
heures de la matinée. Le ciel peut être clair
par jrltermittence,
surtout l'après-midi
; dès qu'une dorsale, si
faible soit-elle, apparaît sur la Mauritanie, les nuages disparais-
sent.
.- L'humidité.
Elle peut être qualifiée'de moyenne ; en effet, par suite du bras-
sage qui s'effectue au sein de la couche convective, la vapeur d'eau
prcvenant de l'évaporation tend à s'accentuer surtout sous l'inver-
sion de subsidence. Souvent de l'ordre de 70 "x le jour, elle at-
teint 80 à 90 % la nuit.
- La tempeL ambre.
-r^+.,
La va:etir du maximum dépend essentieilement de la' t;auteur
zér,ithale
du soleil, c'est-à-dire de l'époq.ue de l'année considérée,
mais aussi. de la turbulence et de la nébulosité. C'est par régime
d'alizé maritime, avec ciel couvert et vent assez fort que les va-
leurs les plus basses de l'année sont enregistrées. Le minimum, est
très sensiblement égal à la température de la mer et régulé par
elle.
L'amplitude diurne de température
est par conséquent très
faible par temps couvert et vent assez fort. Nous signalerons qu'
au coucher du soleil la température 'baisse assez rapidement pour
ne varier ensuite que très peu jusqu'au lever du jour. Yoff étant
si:& très près de la mer, nous retrouverons, dès la fin de l'tn-

---

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- 18 -
II - CONDITIONS HYDROLOGIQUE~.
A - Tempirature et Salinité.
La Baie de, Gorée étant située en zone tropicale, la tempéra-
ture et la salinité de ses eaux vont beaucoup dependre de l'inso-
lation, des vents et de l'a pluviométrie. Dans son étude d-u mife de .
Guinée, EERRIT' (1961-1962) définit quatre catég,ories d'eaux à l'aide
de la ten,pérature et de la salinité (voir tableau ci-dessous).
i
TYPES D'EAUX
l
TEMPERATURE.'='C
1
SAL.IP;ITE %o
I
.
I-
I
.1-m
’
1
1 Eaux tropicales 1
T > 24
I
s > 35
I
] Eaux guiniennes '1
T > 24
I
SC 35
l
1 Eaux canariennes
l
.a
T< 24
i
s > 35
l
1 Eaux froides dés- 1
I
I
L
salées
i
T < 24
l
s <35
I
. . .._------
Les observations de TOURE ( 19:72 ) concordent avec ce1 les de
cet auteur. Comme lui, il' note l'existence dans cette zone de trois
"saisons marines" :
- une saison d'eaux froides salées de janvier à avril ;
- une saison d'eaux chaudes salées en juin et juillet ;
- une saison d'eaux chaudes déssalées d'août à octobre.
Outre,
ces catégories d'eaux, il note L'existence de deux saisons
de transition :
- la première,
la plus 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.

---

- 19 -
iC;55IGN:jL et a1 (1973) constatent que les plus fortes te-Fe--
-
raxires
s3rLt trouvées dans la Baie durant les mcis de juillet et
d'acût (2tCC 1 T < 29OC), alors que le minimum est obtenu en
fé;rrier avec les valeurs de 15,9'C.
Ce refroidissement est plus
O U
noir,s intense 'selon les années, la valeur extrême (13°C) a été
observée par R>SSIGD;OL et a1 en 1965.
-
B- Courants.
Saison froide.
La courantologie de la Baie de Gorée est assez peu connue.
Les premières études des mouvements horizontaux des masses d'eau
remontent à ROSSIGNOL (1965). En étudiant la circulation des eaux
de surface dans le Golfe‘de Guinée, il met en évidence une ramifi-
cation de la circulation cyclonique du dôme de Guinée qui longe
la côte vers le nord jusque dans la Baie de Gorée où, par suite
du changement br,lsque de l'orientation côtière, il s'y établit un
vortex cyclonique en saison froide (décembre-mars). REBERT (19781
dans une étude locale des courants, a mis aussi en évidence dans
cette zor,e une circulation de type cyclonique. Pour lui, la circL-
iation des eaux de surfacè se fait de manière générale dans la direc-
tion du vent c'est-à-dire vers le sud (Fig.5 ). La déviation progres-
sive vers la droite des vecteurs de courant due à la force de Corio-
lis se fait d'autant plus sentir que la profondeur augmente et la
vitesse dL courant diminue.
Saison chaude.
La circulation marine de surface de la Baie de Gorée est
également très .mal connue en saison chaude. .L'unique travail dont
on dispose dans ce domaine, est encore celui de REBERT (1978). D'a-
près
cet auteur,
s'installe alors un courant côtier dirigé vers
le nord. 11 émet l'hypothèse qu'un vortex anticyclonique se dévelop-
perait dû à la configuration de la côte.

---

- 20 -
Fig.5 Courant de surface en saison
froide (D'après J.P. REBERT 1978)

---

- 21 -
M A T E R I E L E T
M E T H O D E
kvec un quadrillage de 5 milles nautiques de pas, la Baie
ce ;Orée a éte divisée en cinq radiales comportant au total 24 sta-
tions hydrologiques. La profondeur des stations varie de 10 mètres
à la este à 90 mètres au large. Les prélèvements ont été effectués
a>ux niveaux 0, 5, 10, 20, 30, 40, 50, 65, et 85 mètres. Une ving-
taine de campagnes ont été ainsi réalisées à bord du N/O "Laurent
Amaro" au cours
des deux saisons de l'upwelling (Septembre-Mai)
des années 1980-1981 et 1981-1982. Les positions des stations hydro-
logiques sont représentées sur la figure2 et données dans le tableau
3.
Mesures et analyses.
A chaque campagne nous avons mesuré :
- la température ;
- la salinité ;
- l'oxygène dissous ;
- la profondeur de disparition du disque de Secchi ;
- les concentrations de Nitra'tes,
de Phosphates et de chlorophylle
- les courants.
Le choix des méthodes de mesures et d'analyses ont été fonc-
tion des possibilités du laboratoire de physique et chimie marines
du CRODT'?
- Température.
Mesurées à l'aide de thermomctres à renversement protégés,
les températures in situ sont exprimées enOC.Aux stations profondes,
les profils de température ont été réalisés à l'aide de bathytermo-
graphes et de bouteilles à renversement.
- Salinité.
Elle a été mesurée à l'aide du salinomètre à induction BISSET-
-
~-
(1) Centre de Recherches Océanographiques de Dakar-Thiaroye.

---

---.------.

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---
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----------
- 22 -
Tableau 3 - Numéros, profondeurs et ccwdonn~es des
stations.
-
,---
-f
N" STATION
PROFONDEUR ;
LONGITUDE !
LATITUDE
(m)
I
____ __._ - --_ -- -._- +
-1
1
10
17"22'2 W
lnO49'7 N
2
10
17O24'6 W
14041' N
3
42
17029'4 w
14O39' N
4
92
17"33'6 w
14O36'3 N
5
a5
u"3ofa w
14"32'2 N
6
37
17"26'8 W
14"34'9 N
7
30
17"22'7 w
14"37'4 N
a
23
1'7018'8 w
14"40'00 N
9
10
17"16'4 W
14"41'7 N
10
10
1.7 " 12 ' 2 w
14"38'7 N
11
25
1?"16'0 lb
14"36'2 N
12
27
1.7020 h
14"33'5 N
13
63
1'7024' w
14030'8 N
14
85
3.'7"28'2 W
14"28'2 N
15
75
17"25'4 W
14"24'2 N
16
55
17"2113 w
13"26'8 N
1
17
35
1 7" 17 ' 3 w
14029'5 K
!
18
25
j. ï" 13 ' 3 w
14O32'0 N
19
10
1'7" 09 ' 7 w
14"34'5 N
20
10
1/"07 2 w
14"30'2 N
21
25
:l?"lO'E 4
14"28'o N
22
35
17014'6 w
14"25'3 N
!
23
44
37"18'6 W
14"22'7 N
24
60
17"22'5 W
14"20' N
.-

---

- 23 -
HZ%AN r.:di~Je i;;@ 6230 N
!prOî islcn 0,Ol %j.
- Oxygène dissous :
L'analyse a été faite selon la méthode de KINKLER, modifiée
par STRICKLAND et PARSON (19721, avec une mesure potentiométrique
d u "deap stcp end point". Le principe est décrit en annexe 1. La
concentration en oxygène exprimée en ml d'oxygène par litre, peut
être déterminée avec une précision de' 0,02 ml grâce à l'utilisation
de burettes automatiques.
- % de saturation en oxygène.
Le taux de saturation en oxygène des eaux a été calcule pour ,
tous les niveaux de prélèvement par la formule de GREEN.
- Nitrates.
Ils sont dosés par analyse automatique sur chaîne technicon
.
autoahalyzer de. lere génération. La méthode est basée sur celle
de ARKSTR.3NG et a1 (1967). Les nitrates sont réduits en ni,trites
-
.
par passage sur colonne cadmiùn-cuivre.
Les nitrites ainsi formés
sent diazotés par le sulfanilamide puis couplés avec le N-napht,y-
lethylène-diamine,
ce qui donne une coloration rouge à la solution.
L a messe
de la densité optique se fait à 540 nm. La concentration
calculée,
à partir de la gamme étalon, correspond à la somme des
.
concentrations en nitrates et en nitrites de l'eau de mer.
- Phosphates.
C'est la méthode de dosage des orthophosphates de M‘JRPHY
et RILEY (1962) qui est utilisée. Les ions P04---sont susceptibles
de donner avec le molybdate d'ammonium en milieu acide, un complexe
jaune,
le phosphomolybdate d'ammonium (NH413 P(MoO~~)~. Ce complexe
est réduit par l'acide ascorbique ; cette forme réduite de colora-
tion bleue a un maximum d'absorption à 885 nm. La réaction de ré-
duction est catalysée par l'antimonyl tartrate.

---

- 24 -
- Chlorophylle.
Elle a été dosée à l'aide du fluorimètr,? "YJI?NEFi 11"
pür ïa
mkthode qui
peut se résumer de la manière suivante.
Après filtration de l'eau de mer sur les memb:?anes en fibre de verre
.
(Whatman GF/C), les filtres sont conservks au froid à -15'C. L'ex-
traction s'effectue à l'éthanol.
Après
avoir préalablement déterminé le facteur acide (T!
par le rapport des fluorescences avant et après acidification (Fo/Fa!
les concentrations ont été calculées par les formules de LORENZEN
(1966).
Chl. a
= 6 (T/(T - 1)) m (Fo - F'a)
Pheu a
= & (T,'(T - 1)) . (T. Fa -. I-û)
-
où o( est une constante caractéristique de l'appareillage.
-5
Dans notre cas o( =
59 . 10
et T ::- 1.55
- Courants.
Ils ont été mesurés à l'aide de .?ourantomètre AANDERAA. L'en-
registrement sur bande magnétique de 13 vitesse e-t de la direction
s'est effectué au mouillage du bâteaa toutes les 30 secondes. La
correction de l'effet des courants de marée a pu être réalisée g,râce
aux résultats des travaux de TOMCZAK (1973j
et de REBERT (1976)
dans la région.

---

RAP.PEL D E L A T H E O R I E
D E S C O U R A N T S D E P E N T E E T D E D E R I V E
D ' E K M A N P O U R L ' E T U D E D E S HOUVEMEWTS
V E R T I C A U X
Le point de départ est le travail de TI-IDRADE (1909) qui,
pour une meilleure explication qualitative de la remontée des eaux
(dans .la région du courant californien) a approfondi la théorie
des courants de vents et de gradients d'EKKAN (i905). Adoptant le
point de vue de THORADE,
Elc EWEN (1933) a donné pour la Premiere
fois l'équation décrivant le processus de la montée des eaux. Le
.
principe de cette th6orie est le suivant ! On suppose une côte recti-
ligne bordant une mer homogène en densité et "assez profonde" :
le flux d'eau transport4 par le courant de dérive est normal et
.
B droite de la direction du vent dans l'hémisphère nord ; il y a
donc (dans cet hémi sphère) retrait des eaux de la côte avec des
vents dont la vitesse a une composante venant de la droite pour
un observateur faisant face à-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. Le flux d'eau par unité de
longueur est
?z
s1 = -
ff
(1)
où 2 en
-1 -2
kg.m
.s
est le vecteur de la tension du vent à la sur-
de la mer.
P en Kg.m-3 - la densité de l'eau
et f = 2wsinf- le paramètre de Coriolis.
Le retrait de l'eau (ou son eccumulation) devant le rivage
entraine la formation d'une pente descendante de la surface de
la mer, dirigée vers la côte en cas de reflux (et vers le large
en cas d'afflux) (Fig. 6). Cette inclinaison du niveau de la mer
crée un courant de gradient de direction parallèle à la côte et
dont la vitesse est

---

- 26 -
où cr( est l'inclinaison de la surface de l'eau.
fig. 6 - Schéma ùe la circulation verticale prPs d'un rivage
bous l'effet du vent. a) M caf; d'un vent de reflux et b)
_ cm 8'~ vent d'afflux.
Dans le cas de reflux, au voisinage du fond là- où la force
de frottement est importante, une autre composante de vitesse
orientée vers la côte fait son apparition. Ce flux profond par
unité
de longueur est égal à:
Ug
(3)
3 -277
où D est l'épaisseur de la couche profcnde dans laquelle se fait
sentir l'effet de frottement du fond.
Un équilibre dynamique s'établit entre le flux d'eau transpor-
té par le courant de dérive et celui qui est transporté par la
composante profonde du courant de pente, car les composantes norma-
les au rivage des flux de dérive (Sl) et de pente (S2) se compen-
sent nécessairement en raison de la présence de ce rivage; on
observe:
Ug.D
(4)
5 = 2Tr

---

.- 7
-
;
/

-
Ces formules ne sont applicables que si la couche de surface
et la couche de frottement pres
du fond sont séparées par une
couche où existe le ccurant de gradient parallèle à la côte. Ainsi
d e s flux normaux au rivage exige la formation de courants verticaux
dans la zône littorale en vertu de la loi de continuité des mouve-
ments.
Les afflux d'eaux sont accompagnés d'une plongée des eaux
superficielles,
aux reflux correspond une remontée des eaux profon-
des, 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
c
- Lt.Gh = -
(5)
PF
où Lt est la largeur du champ d'action du vent,
Wh - la valeur moyenne de la vitesse verticale sur une bande
de largeur Lt de la côte.
Four appliquer cette équation dans le cas concret de la baie
de Corée, située en zone des vents alizés à composante sud, nous
orientons notre système d'axes de manière que l'axe positif des
x soit dirigé vers le large Lt = hx. Dans ce cas, le long de la
ligne côtière, le rivage se présente comme une barrière imposant
un flux normal de masse nul
Pu(
c
Ml = -
= 0 (6)
P
ce qui entraine que z'(la tension du vent à la C&e) est égale .& zéro.
Au large ce flux de masse par unité de longueur sera exprimé par
-0
c
M2 = -
P
(7)
I
' r‘kt la tension du vent sur le bord externe de bx
Lz*défiCit de la masse par unité de temps dans une cokhe de pro-
fondeur h est déterminé par la différence
(M2 -
(8)

---

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-
.
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~_ly_._..II”I__“_._-Y.*--
- 28 -
Le lcng du "mur tôt ier" ce déficit de la masse est yetabli gr2c:e
à l'âpport vertical
D'O<~ la vitesse verticale est:
(10)
-5 -1
Le paramètre de Coriolis f est dans notre cas égal à 3,7.10
S .
La tension du vent Test calculée par la relation
2 (Kg.m-l.sw2) =f Cd./T/.V
(11)
Où
= 1,2 kg/m3
est la densité de l'air
P
Cd = 1,3.10-3 est appelé "drag coefficient" (friction-entraine-
ment).
et V est la vitesse du vent en mètres/seconde.
.
Dans le cas d'une mer stratifiée, le schimo de la circulation
verticale n'est pas qualitativement diffkent. Les courants de surface
sont déviés vers la droite (en s'gloignant de la côte) alors que, dans
les couches sourjacentes, par suite de l'influence du frottement hori-
zontal dans le courant de gradient, un mouvement transversal se pro-
duit,
orienté vers la gauche du vent, c'est-à-dire vers la côte. Il
se forme ainsi, comme dans le cas précédent, une circulation transver-
sale dans le sens des aiguilles d'une montre (si l'on regarde dans
le sens du vent).
C'est pour cette raison que, pour une mer stratifiée ou non
ce type de circulation verticale engendre toujours la distribution
du champ des paramètres hydrologiques, caractérisée par des eaux plus

---

---

HYDR,ODYNAMIQUE

---

- 33 -
H Y D R O L O G I E
La Baie Ce C;r~ée est située dans la zone tropicale nord.
c ' e:st .iSTIS
les zones tropicales que s'effectuent les plus impur-
tants
$Changes
de chaleur (par
convection et par évaporation)
entre océan et atmosphère. Comme tout le reste du plateau continen-
tal SUC du Sénégal, cette baie subit de juin à octobre un réchauf-
fement intense des eaux de surface et, de décembre à mai, un re-
froidissement.
Sa structure thermique, sa salinité et, par consé-
quent, son champ de densité vont donc beaucoup dépendre du rayon-
nement solaire et des échanges avec l'atmosphère. Naturellement,
elles dépendent également de l'advection horizontale dans la genèse
de ;aqLelle les vents jouent un rôle prépondérant. Pour une meil-
leure cor!préhension de l'hydrologie de la Baie de Gorée, une étude
préliminaire
de l'action des vents sur la température des eatix
de surface nous semble indispensable.
REGIME METEOROLOGIQUE ET TEMPERATURE DE SURFACE.
Pour déterminer le rôle de l'atmosphère dans le réchauf-
fement 0-i
le refro:dissement des eaux de surface de la Baie de
Corée, 2~~~s avor,s representé siir les finures7 les données météoro-
logiques journalières (vents,
température de l'air, nébulosité
et rayl,nnement sc.laire direct) recueillies à la station de DAKAR-
YlIFF et les mesires correspondantes de la température de l'eau
de surface à la station cetière de THIAROYE. La distance entre
ces deux statiors
(une dizaine de kilomètres environ) n'empêche
pas d'c.bserver certaines relations entre les données.
Comme nous le savons, le réchauffement et le refroidisse-
ment des eaux de surface par
l'atmosphère dépendent d'une part
dl rayonnement sclaire ou plus précisément de l'excès de ce rayon-
nement reçu sur le rayonnement réfléchi et émis (infrarouge) et,
d'autre part, de l'échange de chaleur par convection et par évapo-
ration entre atmosphère et eau. Si le réchauffement des eaux de
surface
est principalement déterminé par le rayonnement solaire,

---

{ . . . . . . . ..I......... I -_. , _t.. .I. _ .I... ---e--d
Sepjoembre 81 "
Oct&e 81
I
- - Xl' 111 / 1.1
1
'Il I'
Novembre 81
D6cembre 81
Fig.Ta Variation temporelle de la températuw de l'air (Ta-.-.-). de la
température de l'eau (Tw---), de la nébulosité(N,,..) et de*
l'insolation (I-) aux stations cRières de Dakar-Yoff et
Thiaroye/mer,Les .valeurs de la températuE de stirface à quel-
ques stations du large(&-st.2;o-st.8;
oat.9; a-st,lO';rst.21)
sont également indiquées.

---

::
: :
Mars 82
Avril 82
I
T
” N *ooc
. Or
22. .
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20. .
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II. .
1.
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1.6
a....,... t-...I....I.-..1
. . ..I-.
.I...-I...-I--vt----
1 0
20
301
10 20
Mai 82
Juin 82
Fic.-Jb - Variation temporelle de la température de l'air(Ta - - --)
de la température de l'eau (Tw ---), de la nébulosité{,SJ..w)
et de l'insolation CI----- ) aux stations côtières de Dakar-
Yoff et Thiaroye/mer.
Les valeurs de la température à quel-
ques stations du large (A- st.2;u- st.8;@- st.9;o - st.10;
8 - st 21) sont également indiquées.

---

- 36 -
en retour
leur refroidissement par l'a?wsph&re va beaucoup dé-
Pen(dre de l'action des vents (évaporation, cor.duc tion-con:lection 1 .
Ce refroidissement des masses d'eaux superficieLles par les vents
se fait de deux manieres.
D'une part,
en soufflant du nord, ils peuvert amener aux
basses latitudes des masses d'air plus :froi:Ies qui, au contact
des masses d'eaux scperficiell.es les refrl:ridissent
par con-
vection.
D'autre part, par effet de frottement I.es eaux de surface
vont être chassées vers le large provoquant une remontée d'eaux
froides compensatrices à la côte. Dans le régime des vents, nous
pouvons distinguer trois moments principaux :
- la période des vents irréguliers en force comme en direc-
tion (juin-septembre) ;
- la période où les vents sont de secteur nord mais irré-
guliers en intensité (octobre-novembre! ;
- la période des vents forts de se#Tteur nord (décembre-mai).
1) - Pendant la première période, t'es: .le rayonnement solaire
qui détermine le rechauffement des eaux de surface. Comme le mcn-
tre la figure 78
au mois de juin :or:;que
le8 vents commencent
à devenir irréguliers alors que le raycnnement solaire a une va-
leur moyenne de 1300 joules/c:nci,
on assiste à XI début de réchauf-
fement de l'air et de l'eau {qui, à ce m:)ment, ont presque la même
température (25Ol. L'accalmie des vents en cette période d'ens,o-
leillement va favoriser une
augmentation de la tempe.rature de
l'air et de l'eau qui
de 25OC en .j~ifi, a-teint 30°C en fin
septembre-début octobre.
Exprimée en wtat,
la nébulosité, bien
qu'assez
importante (7/8!, présente en ce moment de grandes fenê-
tres de transparence qui varient de 1 2 4 jours. Il ne nous a
pas été possible de déterminer le temps de repense des eaux de
surface à l'excitation des vents.
2) - La seconde période, (octobre-fin novembre) se caractérise
- - - -
aussi par de forts rayonnements solaires (1330 joules/cm-*) et
un maximum de nébulosité de 71'8 avec de grandes fenêtres de trans-

---

- 37 -
Farenc,e.
Cependant,
l'apport des masses d'air fr-cides par ces
vents du nord est tr8s important et explique le refroidissement
de l'atmosphère e+ des eaux superficielles que l'on observe à
ce mxent là. De 29“C en debut octobre, la température tombe à
2E'C en fin novembre. Il s'agit d'un refroidissement par convec-
tien thermique,
Pendant cette période, nous avons aussi ess.ayé de déceler
le temps de réponse des eaux de surface aux fluctuations du vent.
Ainsi, nolus avons constaté que deux jours de vent de secteur nord
-1
de plus de 5 m.s
suivis de deux autres jours de vent de même
-1
sezteur bien que moins forts (4 ms
) se traduisent trois jours
pi.us tard par une baisse de près de 1,5OC de la température des
eaux de surface.
En retour,
une accalmie d'un seul jour suffit
pour que 3 jours plus tard on observe un réchauffement de 0,5OC
des eaux de surface. Avec l'augmentation de la durée d'accalmie,
comme
nous pouvons le constater du 6 au 10 novembre, les eaux
de surface se sont réchauffées de 3'C. Cette élévation se serait
sans doute po.Jrsuivie jusqu'à ce que ces eaux aient atteint leur
température
maximale de la période précédente si les vents de
secteiir nord n'avaient pas commencé à souffler.
3) - L'installation des vents réguliers et assez forts de secteur
ncrd en décembre a pour conséquence une baisse sensible de la
température de l'air et de l'eau. Cette période est surtout rnar-
quée par une diminution de la température de l'eau qui devient
inférieure à celle de l'air de 2OC. Ceci prouve l'existence d'une
autre source de refrcidissement des eaux, différente de la simple
conduction therrnique vers l'atmosphère. L'observation, à ce moment
de l'orientation des vents, nous révèle qu'ils sont de secteur
nord-est donc favorables à l'évacuation des eaux de surface vers
le large et, par conséquent,
à l'établissement d'un phénomène
de ccmpensation amenant à la côte, des eaux profondes plus froides
lans le refroidissement des eaux, la fonction dynamique des vents
semble être, à ce moment, plus importante que la conduction thermi-
que.

---

- 38 -
Durant cette période, nous avons ~!xirvE ce même déphasage
de 3 jours entre la période (2-3 jours) de vents de secteur nord
- 1
de plus de 5 m.s , et le début de' la baisse de la température
superficielle.
Le réchauffement journa:li'er des eaux de surface
en période d'accalmie se fait encore dans les nêmes proportions
(0,5OC). Ceci s'explique aisément par les fortes valeurs de rayon-
nement solaire (une moyenne mensuelle de 1800 joules/cm') qu'on
observe encore à ce moment. Le minimum de température (15,5OC)
- 1
est observé après une semaine de vents de plus de 7 m.s , et
lorsque l'éclairement solaire est le plus faible.
Par ailleurs, le réchauffement de ces eaux de surface de
plus de
2,5OC en fin janvier, après le rinimum de température,
-1
fait' suite à cinq jours de vent faible de l'ordre de 3 m.S
alors
que la moyenne mensuellé du rayonnement solaire est de l'ordre
-2
de .1600 joules cm . A partir de fin mars et jusqu'à la fin du
mois Cie mài, bien que les vents soient de secteur nord,leur effet
sur la température des eaux de surface est atténué par les fortes
valeurs d'insolations (1800 joules.cm-l)
observées à cette période.
Ainsi de 17OC en mars, la température des eaux de surface atteint
20°C en fin mai.
. .
Pour bien mettre en :relief le rôle de l'orientation des
vents dans le refroidissement des eaux de surface de la baie de
-
-
-
-
-
Gorée, nous avons composé la figure 8 . Elle mor:tl-e la variation
dans le temps de l'intensité des composantes méridienne et zonale
de 'la vitesse du vent en relation avec les données de température
de surface recueillies le long des radiales hydroiogiques de Rufis-
que et Somone-Popenguine de janvier 1981 à juin 1982.
Au cours, de l'année 2981, il n'a pas été possible de déceler
le début de l'upwelling en Baie de Gorée, les observations n'ayant
commencé qu'au mois de janvier c'est-à-dire au milieu de la saison
des eaux froides. Cependant, sur les figures nous constatons bien
l'existence de deux sources de remontée d'eaux profondes dont
le centre se caractérise par un mir,im>um de température de 15'C.
Si la source sur la radiale de Rufisqce est completement "plaquée"

---

.-ion 5
A
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J
F’
M
A
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I
I
il
-
-
t
Dista nce
de la, côte
Radiale de Rufisque
Radiale de Popenguine
Fig. 8 - Variation dans le temps de la température de surface le loncr des
radiales de Rufisque et de Popenquine-Somone en relation avec les
composantes horizontales dé- la vitesse du vent.

---

- 40 -
à la côte, celle de Somlone-Popengulne
se situe à Une dizalr.e de
kiisrètres de la côte, Ces deux minima de température s'observent
«lB.,7à
la composânte zonale Est est presque nulle alors q!-ie la
composante méridienne (soufflant vers le Sud) est de l'ordre de
- 1
5 m.s . En suivant 1'évc31ution de l'isotherme 16OC, nous recar-
lquons qu'elle s'étend au large jusqu'à 35 km de la côte au niveau
de la radiale de Rufisque, alors qu'au Sud (Somone-Fopenguine),
les eaux de moins de 16OC né s'éloignent pas plus de 25 km de
la côte. Ceci montre bien que la source de remontée cô'tière est
beaucoup plus étendue que celle du large de Somone.
Quant au début du réchauffement des eaux, il est observé
en Mai-Juin au moment où la composante Ouest fait son apparition
dans le champ de vents. Ce réchauffement se pvursuivrô au fur
et à mesure que diminue la composante méridienne du vent. Les
eaux les plus chaudes s'observeront lorsque les vents sont de
secteur Ouest pur c'est-à-dire favorable à l'avancée vers la côte
des eauy chaudes du large.
C'est au moins de dticembre (7981) que nous avons pu mettre
en évidence le début du refroidissement des ea'ux de la Baie de
Gorée. Cette période qui se caractérise par un fort gradient de
température s'observe au moment de l'apparition d'une composante
Est dans les vents de secteur nord. Au fur et à mesure du dévelop-
pement des vents, la composante zonale diminue alors que la méri-
dienne augmente. Ainsi au cours de 1'anrGe 1962, le minimum de
température marquant le centre de la remontée des eaux, est encore
observé en fin février-début mars, qtAand les vents sont de secteur
nord pur. Contrairement 3 l'année précédente, au cours de cette
année 82, toutes les sources de remontée sont restées plaquées
à la côte et l'upwelling de la radiale de Rufisque demeure le
plus intense.

---

- 41 -
M A S S E S
D ' E A U
.I - GENERALITE SUR LES MASSES D'EAU DE L'ATLANTIQUE TROPICAL.
Pour cette étude, nous avons suivi l'évolution spatio-tem-
;)orelle
du diagramme-T,S. En effet, le diagramme-T,S permet non
seulement de caractériser les masses d'eau et de déterminer leur
wigfne, m a i s aussi
d'évaluer la vitesse de mélange des eaux.
:,a méthode d'analyse des diagrammes-T,S a été introduite en océano-
graphie par HELLAND-HANSEN (1916). Se basant sur cette méthode,
#:ST 11936),
DEFANT (1936),
SVERDRUP (1942) et JACOBSEN (192'7)
ont fait une description détaillée des masses d'eau de l'océan
atlantique. Tous ces auteurs ont donc contribué à la définition
des "masses d'eau".
Plusieurs tentatives de classification des masses d'eau
de l'Atlantique tropical ont été faites avec des méthodes diffé-
rentes.
L'une des plus précises et qui a été appliquée à toutes
I.es casses d'eal2 océaniques a été la classification de A. DEFANT
il961). Il a divisé la couche océanique en quatre (4) zones :
- la r.OUChe des 50 premiers mètres de surface encore appelée la
couche de frcttement du vent qui est séparée de la couche ~~LIS-
jace!.lte par la pycnocline ;
- la couche de Transition qui s'étend jusqu'à 150-200 mètres de
proT:>ndeur. Dans cette couche la température et la salinité
dépendent entièrement des conditions de surface ;
-. la troposphère avec d'importants gradients verticaux de la te?!pé-
ratwe et de la salinité. Elle s'étend de 150-200 mètres à 6?0-
1 501: mètres ;
- la stratosphère (de 600-l 500 mètres au fond) se caractGrise
par de faibles variations spatio-temporelles des paramètres
hydrologiques.
A la différence de DEFANT, WÜST (1936) divise la couche
d'eau de l'Atlantique tropical en trois zones
: la supérieure,
l'intermédiaire et la profonde en prenant comme limite inférieure

---

HI_
- - - - - - - Y .
-
-_
- . . . “ - - -
__“.__I).
de la troposph2re 1’ i sotherce 10°C.
Comme
naus le constatons-, l e s c!assificaticns d e W’zlT e t
de DEFAI~T
ne concernent q.de le large des oceans. Le présent
travail,
ccncernant surtout une zone littorale, nous ncus sesvi-
rons beaucoup plus de la classification de BERRIT (iF'52) (voir
chap. situation climatique) qui a étudié les masses d'eau du Golfe
de Guinée et en particulier celles de la presqu'île du Cap Vert.
- Toujours dans les eaux sénégalaises, RC'SSIGNOL,
(1973) utilisant.
la classification de BERRIT, constate, E:n plus des eaux "guinéen-
nes" , "tropicales" et "canariennes", l'existence des eaux centra-
l e s sud atlantique (ECSA) et nord atlantique (ECNA), Ces eaux
(ECSA et ECNA) étudiées par SVERDRUP (1942) et DEFANT (1961),
se définissent par le grapkiique
suivant (Fig. 9').
T’C
1.. . ,
35.0
I - ' - '----‘-7*.
35.5
36.0
Fig.9
- Diagramme - T,S des Eaux Centrales Sud
Atlantique (ECSA) et Nord Atlantique(EC?JA!
Les ECSA et ECNA, selon SVERDRUP (19,42), sont. formées res-
pectivement au centre des derives sud et nord atlantiques et se
situent de manière générale aux profondeurs comprises entre 150-
200 mètres et 450-500 mètres.

---

- 43 -
Dans la région sénégajaise comme partout ailleurs, la struc-
rur e Pydrologique dépend
'beaucoup de l'évolution dans l'espace
des masses d'eau et surtout de Leur limite dans les zones fronta-
Tes.
I'etude des mouvements des masses d'eau ainsi que l'analyse
des diagrammes-T,S nous ont perais
de mettre en évidence en Eaie
de Garée de septembre 1981 à juin 1982 cinq principales masses
d'eau :
- les "'eaux tropicales" ;
- Les "eaux guinéennes" ;
- les eaux d'upwelling principalement de type "eaux canariennes"
- les eaux centrales sud atlantique (E.C.S.A.) ;
- les eaux centrales nord atlantique (E.C.N.A.).
II - DISTRIBUTION VERTICALE.
Afin de mieux suivre
l'évolution de ces masses d'eaux,
nous avons (Fig. 10 j procédé à l'analyse de la répartition verti-
C:ale des températures mesurées en baie de Gorée de septembre 81
à \\juir.
iJ2 à la station 5 (du large!, en relation avec les moyen-
rIes déradaires des vents. Située à une quarantaine de kilomètres
de la este,
cette station ne peut,
en principe, pas être très
sensit 1 e atix remontées d'eaux profondes à la côte. Par *contre,
sa POL ltion au centre de la baie, par où arrivent presque toutes
les misses
d'eau de ia région, lui permet de bien représenter
la s-1ocession des differentes saisons marines. Ainsi, on a pu
<distinguer en baie de Gorée deux périodes principales pour la
structure hydrologique :
- la saison des eaux chaudes, de juin à novembre ;
- et la saison des eaux froides, de décembre à mai.
Mieux que la température et la salinité considérées séparé-
ment,
la densité combinant leur effet, représente de meilleure
façon la variabilité de la structure. C'est pour cette raison
que la plupart des figures qui illustrent ce texte sont relatives
?I la densité. Celles concernant les autres paramètres sont con-

---

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44

-

---

- 45 -
II.1 - LA SAISON DES EAUX CHAUDES.
zttte
saison se csracterise essentiellement par des t?:pe-
rat ire-; Slev&?s *' T )24*C) et surtout par la superposition de trois
ccsches d'eaux differant entre elles par leur structure :
- la couche homogène de surface ;
- la cotiche intezmédiaire avec de forts gradients de température,
.
de salinite,
et de densité ;
- et 1s couche profonde où ces paramètres varient très peu.
La couche homogène de surface est directement exposée aux
conditions
m&téorologiques.
L'étude de l'évoiution des 6asses
d'eau qui la constituent permet de bien mettre en évidence le
rôle du vent dans sa formation. Sur la figure 11 , nous avons
repres:.
'-.-nté 1'éFalsseur de cette couche en fonction dL temps. Vous
ne rne’Tc\\rLs PiFiS e
n
evidence de façon sûre une loi de variat‘icn
de
l'c';iaissew fde la couche isothermique. Cependant, l'aroncée
et la rémonti~e c-je la thermocline sont nettes, avec un noya:i plus
profon! qui avance vers l'Est en se séparant progressi,?ement.
Le:s variations de la salinité et de la densi:i, en fonction
iiu tep:i:s à l'intlirieur de cette cruche permettent aussi de dis;ir.-
giier ce,ix périocies distinctes durant la saison des eaux cbaides
_. celle des eaux chaudes salées ou "eaux tropicales" ;
.- et, ,~e?l;e des eaux chaudes et déssalées ou "eaux guineennes".
-
11.1.1 - La période des eaux tropicales.
Définies
par BERRIT (19521, les eaux tropicales se caracté-
risent
par des températures et des salinités respectivement supé-
rieures à 24OC et 35 %.. L'installation de ces eaux en baie de
Vorée ne semble pas accuser de retard par rapport aux <conditions

---

-

46

-
---

---

-47-,
habituelles : en effet, elles j ~CI:~: été observées au ysis de Jui;l,
q1ar.d : es alizés de secteur
nord-ouest
sont faibles (3,5 m,/s' I
et ne peuvent s'opposer à I'avar.c;e des eaux chau.des et salées
vrnant
d1.1 -large.
La 1imi:e
infér:eure de repart.it:rr. vertica:e
de la couche bol-
,.lvhaline ne semble pas correspondre a':ec le nivea:c
s:Jperiejr de la thermocline ; a;tr-eTsent-dit,
les structires thermi-
qjies et halines de la co.iche supérieure ne sont pas identiques.
Sur le diagrarme-T,S, ces eaux se caractérisent par des segments
qtiasi-verticaux,
indiquant par là que la stratification verticale
est essentiellement assurée par la température.
3'après les observations de BERRIT (1952) et de ROSSIGNOL
( ; g 7 3 ) f
ies
eaux
chaudes
salées dites
"tropicales" s'observent
en baie de Gorée durant les mois de juin-juillet-août et même
septembre.
Leur
origine
a été bien expliquée par R3SSIGNOL et
MEYRUEIS (1962). Ils l'ont liée aux courants nord et sud equato-
rlaux qk accumulent les eaux sur la côte est américaine (phéno-
77È:ne
Ee "pilling-up“!. Ce 2hénomene provoque un c0urar.t de retour
3 ;# p t' 1 é
contre--courant éqLatc!rial.
Per~dant la péricar hivernale
3il les alizés sont zonale:ent dans leur position la ;1us méridlc+
1a Le >
:: e contre-courant
se fait sentir en surface se.ulement au
large ce la côte d<> Lib@ria
dans le Golfe de Guinée (d'où SC'K
c
ai;:pel?a?ion de "courant Cc J.uinee" :1 . Vers
la fin SE' mai et le
.j(?t,;;- ,irz juin, les aliz5s :oC‘a:1x #diminuant d'intensiie car rrrgrari
- '2 / -">c
4 2.:.
nord, 10 1 imite i '2 contre-courant,
elle a..csi,
reror!: E
?e l-.1.-ç
y .a 'LA &
FI~ pliis vers le ::3rd ; o:le se situe au ni-:eau des Ris-
=agc,s
,_
ei: 'Je cccan t s'épar.z,iit de part et d'autre de :Jet archipel
S<jtier. Ainsi, or observe un premier écoulement vers le nord puis
ycccrd-cu--~st,
jusqu'à
la lctit>Jde du Cap-Vert (ensuit? nord-es:,
3près le? contournement de ce Cap! et un deuxième écwulement vers
le sud-est. Toujours selon RC'SSIGM3L (1962), les eaux apparaissant
ci baie de Gorée *au mois Ce j.uin appartiennent non a'u contre-coL-
Tarit lui même, mais à la bordure nord de ce contre-courant.
Si pour la période étudiée, et en dépit d'une pluviosité
importa::te dans la région sénégalaise, on n'a pas observé de re-
tard dans l'apparition des eaux tropicales en baie de Gorée, leur

---

- 48 -
présence,
w-
contre
jusqu'en
octobre,
est
significative
d'un
retard à l'évacuation qui pourrait être dû à l'arrivée tardive
des eaux concurrentes. En effet, on a observé un retard dans l'ins-
tallation des alizés forts et réguliers de secteur nord qui pilo-
tent les mouvments des eaux guinéennes.
L'influence des vents
est bien montrée sur la figure 7 où sc->t représentées les varia-
tions journalières des températures de l'air (Ta) et de l'eau
(Tw) ainsi que les vents mesurés à la station de Dakar-Yoff. Au
cours du mois de septembre, encore que les vents soient irrégu-
liers,
on note tout de même une tendance SC-NE dominante dans
leur direction. Autrement-dit, quoique faibles, :Les vents sont
alors, favorables à une lente avancée des eaux tropicales en baie
de Gorée.
A cette époque, la couche intermédiaire est presque hori-
zontale,
et épaisse d'une vingtaine de mètres environ avec une
stratification verticale thermique plus que baline (Fig. 12
1.
C%st la couche des eaux de type "eaux canariennes".
La fin de la période de ces eaux tropicales coïncide avec
l'apparition dans la région des vents forts de secteur nord de
plus de 5 m/s, dès
la deuxième quinzaine d'octobre. Ces vents
forts qui ne dureront qu'une dizaine de .j ows (jusqu'à début novem-
bre) auraient largement suffit pour dklencher l'kacuation de
ces eaux dites tropicales et qui vont, au fur et :3 mesure, être
rem-lacées,
en baie de Garée, par tel :l es du contre-courant lui-
même (eaux guinéennes).
11.1.2 - La période des "eaux guinéennes"'.
-__
Elles sont généralement observées en Baie de Gorée de fin
août à octobre (BERRIT, 1952 ; ROSSIGüOL, :1973) quand les eaux
tropicales en ont disparu. Nous avons également constaté un retard
dans l'apparition de ces eaux dans la région de la presqu'île
du Cap-Vert. Toutefois, dès le mois de septembre, elles sont cb-
servées, au large de la baie de Gorée, sur les ?onds de 200 mètres.
Leur arrivée par le large confirme bien l'idée de ROCLIGNOL, selon

---

- 49 -
Y.”
Y..
Fin. 12 -
?vclution des diaarammes-?,S à différentes
staticns.

---

- 50 -
laquelle elles SOI:~ issues du contre-ccjirant 6;uator;al. Ces eaux
chaudes et dessalées ne parviendront au fond de la baie qu'en
novembre et, y resteront jusqu'au début du mois de decerbre, pério-
de à laquelle les vents de secteur NI: commercent à s'installer.
Ncus pouvons distinguer deux situations prin-ipaies : l'une au
rrcis de novembre et l'autre au début de décembre.
1) L'arrivée des eaux guinéennes dans la reglon à partir
de novembre est caractérisée par une 3énivelLation de la partie
supérieure de la pycnocline. Ainsi au large du sud de la baie
ot ces eaux sont plus abondantes, la couche homog,ène de surface
devient plus épaisse. Elle y atteint une trentaine de mètres alors
qu'au nord de la baie (radiale de Rufisque) dans :a même bande
méridienne,
son épaisseur reste toujours égale à .lO metres.
Sur
le diagramme-T,S (Fig.12 ), le segment de droite lui correspondant
est presque horizontal
; ce qui veut dire que la stratification
verticale de cette couche est principalement déterminée par la
salinité.
Sa densité est caractérisée par des e? variant entre
22,O et 22,6. Au sud, sur les fonds de 20 metres, l'apparition
d'une structure en dôme au niveau de i.a station il ne permet plus
d'y observer la couche homogène de surface. 'Cett(e s-tructure est
marquée par la rupture en
surface de l'iscrpycne 23,O annonçant
le début de l'upwelling au large de Somcne-Fopenguine.
2) Au début du mois de décembre
--_- '
quand 1.es
alizés sont
de secteur NE, on assiste à une augmentation de ?a couche profonde
grâce à l'arrivée massive en profondeur des Eaa:x Centrales Sud
ktlantique (ECSA) et la couche intermédiaire s's-~~incit:
(Fi?. 13).
Ceci est surtout remarquable au nivea:i de La radiale de
Rufisque où on note une augmentation de la salinité de la partie
inférieure de la couche intermédiaire provenant d'un mélange entre
les deux eaux considérées. A la même periode, au large de la radia-
le
sud de Fopenguine-Somone,
nous
remarquons
'UT,
enfoncement de
la couche intermédiaire sous les eaux gAinéer.nes évacuant la baie.
Les structures thermiques et halines de la couche intermédiaire
semblent identiques, autrement-dit, la thermocline et l'halocline
varient de la même manière.

---

- 51 -
ae3tALE RJF SGuE
-
-
-
-- II >,
FADIALE
S O M O N E
RA3lALE P O P E bGU!hE
-
c
( Cktohrej
g_----.-
..-.-
_ ------
l
7
6
"1 : Td/ //-
-
RATALE
RVF,SQJE
-
-
S O M O N E
7 4Lg.13 - Gpartition verticale de la de,nsité.

---

- 52 -
Cette deformation amplifiée de !a therGocline ne saurait
s'expliquer
uniqueTient par une variation de l'amplitude de la
couche profonde. Elle pourrait s'expliquer aussi par la propaga-
ti,sn d'onde de Kelvin dont le déve?op;~ement serait favorisé par
l'emplacement et la nature -même de la baie de Gcrée. En effet,
comme on l'a déjà établi, la plupart des mo.Ji:enler.ts qarins sont
la réponse directe ou indirecte à des excitations atnosphériques
ou astronomiques. Les eaux sénégalaises, du fait de leur proximité
de la région équatoriale peuvent être aIors, selon PICAUT (1982),
le siège d'ondes très particulières à grandes vitesses de phase,
rendant ainsi la réponse a;Jx oscillations atncsphériques beaucoup
plus rapide et directe qu'aux latitudes moyennes. Pour MOORE et
a1 (1978), u n
accroissement des
vents dans l'Atlantique ouest
-
déclenchant une onde de Kelvin piégée à l'équateur et, qui se
propage d'ouest en est peut engendrer i,n upuelling sur les côtes
ouest-africaines.
Et tout dernièrement
CREPON et HlC~iEZ (1981 )
ont démontré que la formation de telles ondes est liée à la nature
mê2e de baie ou de cap du lieu étudié. D'après ces auteurs, dans
pareils cas l'upwel ling qu i se développe sous forme de coastal-jet
contourne la baie ou le cap et se plropage sous forne de front
de Kelvin.
11.1.3 - Oxygène et sels nutritifs
Qu'elle soit constituée d'eaux tropicale:; ou d'eaux guinéen-
T;es, la couche homogène de surface est zo~plètenent dépourvue
de nitrate et de phosphate. Ce sont des eaux oligotrophes. Toute
1 a surface de la baie de Gorée,
en contact direct a-irec l'atmos-
phère, présente des taux de saturation en oxygène oscillant autour
de 100 %.
Cette caractéristique d'oligotrophie et de saturation
en oxygène des eaux superficielles en saison chaude sera observée
jusqu'au mois de novembre lors de l'entrée en activité de la sour-
ce de remcntée du large de Popenguine-Somone. Durant toute cette
période, le
"réservoir" de sels nutritifs se situe en dessous
de la pycrocline. Le sommet de ce réservoir, avec des concentra-
tions en nitrates de l'ordre de 1 à 2
/Jatg/1,
colncide avec le

---

- 53 -
milieu Tje cette -ycnocline,
à l'inr-tersion 25 mètres.
C'est donc après les roui-s de vent d'octobre-debut novembre
prc;roq:.ar.t ure déformation de la pycnocline, voire sa rupture
1.' .
.I I.
~il~:+~a~j de la source de remontee (au large de Popenguine-Sosone
& apparaissent
des concentrations de nitrates de l'ordre de 2
)catgll! ,
Cplf’
*cjmmence l'enrichissement en sels nutritifs des
er,‘UX
superficielles.
Le taux de saturation de ces eaux diminue
aussi ;o:~r devenir inférieur au 100 %.
L'accalmie des vents qui
a suivi, en relachant la tension à la surface, a provoqué un re-
tour à une situation de stabilité. Ainsi en début-décembre, les
csn:en!rations de nitrates égales ou supérieures à 1
batg/l sont
à l'i-i.cersion -20 -30 mètres. A ce moment, néanmoins, la couche
S,Ip~j-i
c 5 pj lp
n'est pas cornpletement dépourwe
de sels nutritifs
avec des
concentrations de nitrates variant entre O,? et 0,4
clatg/l. Cette basse teneur dans la couche superficielle, au mo-
ment cù la Fycnocline
se réinstalle à l'immersion 20-30 mètres
et,
suri:out l'observation des plus fortes concentrations (0,4V
katg/l!,
juste au
dessus de cette pycnocline confirme l'idée
de KLEI!< et C::'sTE (19831 q-ie l'enrichissement de la couche de
surface en sels nutritifs peut se faire par diffusicn turbulente
à tral,ers la pycnocline, ceci grâce à l'énergie mkanique due
atix tensions ce vents mêie faibles.
II.2 - LA SAISON DES EAUX FROIDES.
Le passage de la saison chaude à la saison des eaux froides
présente
une
structure hydrologique
toute particulière.
C'est
la saison de transition dont l'existence a déjà été signalée par
BERRIT (1362) et TGURE (197.2) aux mois de novembre et decembre.
En 1381,
c'est en décembre, avec l'installation des vents forts
et rég-liers de secteur nord qu'intervient la destruction de la
str!Jcture à trois couches de la saison chaude. Les eaux guinéennes
qui constit-laient la couche homogène vont, sous une tension crois-
sante des verts,
évacuer la baie de Gorée.
La couche profonde
adgmer:tant par l'apport des ECSA va provoquer une remontée en

---

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eo-
7
( Fin Décembre)
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AI-
PAOIALE

POPEhltU!NE
bl-
II-
n
( Février )
a,-
Fis. ~4 - Ré?artiticn verticale de .a densité.

---

- 55 -
surface
,;e la c o u c h e intermédiaire ( F i g . 1 4 1. .Sins.i, l a tempe-
ra-:,:re des eaux de surface dFv.ient inférieüre à 24“C mais la coIor,-
ne d’eau en baie de Gorée présente encore une forte stratification.
C e t t e s a i s o n d e t r a n s i t i o n n ’ a u r a d u r é , e n 1981, qu’ur.e
q u i n z a i n e de j o u r s s e u l e m e n t e t c e t t e b r i è v e t é p o u r r a i t s ’ e x p l i -
quer de la mani ère sui vante. A p r è s les d i x j o u r s d e v e n t s d e sec-
tew nord observés
e n f i n o c t o b r e - d é b u t n o v e m b r e , l a s t r u c t u r e
hydrclogique d e l a s a i s o n c h a u d e c o m m e n c e à s e d é f o r m e r , m a i s
ia r e l a x a t i o n d e c e s
vents,
du 5 au 11 novembre, ne permettra
p a s l a c o n t i n u a t i o n d e c e t t e d é f o r m a t i o n . D ’ a u t r e p a r t , l e s v e n t s
d e secteur n o r d ,
b i e n q u e i r r é g u l i e r s e n i n t e n s i t é , o b s e r v é s d u
11 ati 22 novembre,
e n e x e r ç a n t u n e p e t i t e t e n s i o n à l a s u r f a c e
d e l ’ e a u ,
n e p e r m e t t r o n t p a s n o n p l u s u n r e t o u r à l a s i t u a t i o n
hydrologique a n t é r i e u r e . Les eaux sont donc sous une tension conti-
nue avec une tendance à la déformation.
C ’ e s t p o u r q u o i à l a f i n
du mois de novembre,
d è s l ’ i n s t a l l a t i o n d e s v e n t s d e s e c t e u r N E
de 1 ‘ o r d r e d e 5 m/s, i l n e faudra qu’une quinzaine de jours se.ile-
mer,t r30ur q u e l a c o u c h e intermédiaire p a r v i e n n e e r . s u r f a c e e t
se
détache
p r o g r e s s i v e m e n t d e l a c ô t e a v e c l a rem.ontée d ’ e a u x
profonIes.
C ’ e s t d o n c à p a r t i r de ce moment que les eaux froides
prcfondes 0 ’ upwel ling atteigr,en t la surface à la côte et commencent
a
r e f r o i d i r ‘;oute l a b a i e d e G o r é e . C e s e a u x s e c a r a c t é r i s e n t
s ii r ‘t 011 i.
Car
ane température
i n f é r i e u r e à 22OC e t letir p r é s e n c e
s’eiend de fir. dkembre à début mai.
L’apparition d e c e s e a u x d ’ u p w e l i i n g ( f i n d é c e m b r e )
se
caractCrise par un diagramme-%,S presque vertical et. assez réduit
en haüte,ur et le mélange est ~:;AS i-,alin que thermique. Cette pério-
de esr rmrqcée a u s s i p a r u n e recroC;,lrt.ée d e l a thermoclirIe à l a c ô t e ,
a l o r s ::lu’au large sous des eaux évacuant la baie, elle est d’avan-
t a g e e n f o n c é e .
.4vec c e t t e r e m o n t é e d e l a p y c n o c l i n e , l a densite
d e s eaux d e s u r f a c e e s t p a r t o u t e n b a i e d e G o r é e s u p é r i e u r e à
24,7.
Qn a s s i s t e a l o r s à u n e n r i c h i s s e m e n t b r u s q u e e t g é n é r a l i s e
e n s e l s n u t r i t i f s d e t o u t e l a c o u c h e s u p e r f i c i e l l e d e l a B a i e ,
L e s concentraficrs maximalez d e n i t r a t e s ( 7 7 batg/‘l) d a n s l e s
I
regiors c?tieres désignent bien les sources de remontée principales

---

- 56 -
d'eaux.
Par leur i-%at de faible sous-sa:uration (88 '0, ces eaux
de remontée prouvent bien leur provenarce de :>ai??es profondeurs.
A cette époque, les plus faibles concentrations de nitrates (Cl,75
à :1,6
t( atg/l)
et les taux de saturaf:;i.on en oxygPne légèrement
s-Jpérie.urs à 100 % sont observées au mi:!ieu àe la baie (stations
TJ et 22j. Ceci montre bien qu'il ne se produit pas, a cet endroit,
de remontée d'eau.
Toujours plus importante au nord, la couche profonde se
distingue
par sa
plus
grande
homogéneité en densité
(26,45
<6t(26,5).
Au fur et à mesure que l'action des vents alizés se pour-
suit,
le diagramme-T,S se rétrécit et :La remontée des isopycnes
à la côte devient plus remarquable. Ainsi au mois de janvier,
--
-
-
dPC
..-- eaux plus profondes à
ct voisin de ?E\\,lQ fc!nt leur annari
uyy"uA
A i-;*--
YA II_
à la côte en surface alors que les eaux du large DDE la baie ont
une densité proche de 25,80.
Le maximum dans le mélane de ces eaux est observé en fin
février-début mars et se traduit par une courbe T,S très réduite
et comprise eritre les températures 15 et 1'7°C: et: les salinités
35,40 et 35,55 X0. La pycnocline compl$tement détac:?ée de la côte
ne s'observe même plus dans la baie de Jorée. 9es eaux beaucoup
~1~s denses à <*t proche de 26,50 font :ieur apparit-ion à la côte.
Ce sont les ECSA d'origine assez profondes (70-75 m) qui arrivert
ainsi en surface et marquent la période la plus, intense de la
remontée des eaux profondes. Au cours de cette période, la s.truc-
ture verticale du champ de densité r&vEle tine nette différence
entre le nord (radiale de Rufisque) et le sud (radiale de Somone-
Popenguine) de la baie.
- Au nord, les isopycnes ont une a:.lure sinusoïdale mettart
en relief,
sur le rebord du plateau c:>ntinental, une strwture
en dôme avec apparition en surface des iscpycnes 26,4 et 26,5.
Ceci confirme bien l'hypothese de HILL et JO!WSON (19'74) qui pré-
voit un
second upwelling ‘sur
le rebord du plateau continental
(si la pente est abrupte) lorsque la saison
est bien avancee.
Cet upwelling de février que l'on peut qualifier de secondaire

---

- 57 -
É é:é âussi mis en é.Lridenc e rar TEISS3i\\I (1981) en ati1isant les
; tse7-. L sations
de l'année 1970. L!'après HILL et 2îHNSr’TY qui ont
:e:ité d'expliquer le phéno-in,?, pareils aouvenents :.erticaux sont
lies a la l.ariation de la composante méridienne de la vitesse
dans la Co>che
de cisailleme!:t qui se forme sur le rebord du pla-
teau continental.
- Au sud; par contre (Fig.14 ), les isopÿcnes sont forte-
ment inclinées.
L'intensification de l'upwelling au large de Somo- .
ne-Fc>enguine
se caractérise aussi par l'émergence de l'isopycne
26,5Z * Le gradient verticai 'de la densité atteint alors son mini-
miLm ( 1, 10-6g/cm‘~).
Cette intensification de l'upwelling en fevrier
se caractérise aussi par la présence au fond de la Baie de Gorée
Jes ELSA à ;' état pur ainsi que du mélange ECSA ct Eaux Centrales
Nord Atlantiques (ECNA) (Fig. 12 ). Au large sur les fonds de 80
mètres,
ces ECSA sont observées jusqu'à moins de 20 mètres de
la sjdrface alors q-de le mélange ECSA et ECNA se limite à l'immer-
sior. 5C Tif5treS. Les eaux rés*ultant de ce mélange sont justement
les ~12s denses ( Et supirieur à 26,601. Sur le diagramme-T,S,
e 7 7
A/ es indiquent >une tendar:ce à l'écorle~~ent d’où leur disparition
&l f::nd de la baie 12 mois de mars. Ce retre't d?S e -: ;:-:
-2 ,. ) -y .-< F
deA
-1
m _ ange ELSA et EC%A colncide encore avec une dim,inution dans
1 "-"er,sité
i 1,
du vent qui r,e fait pas plus de 4 c/s à ce ;.x!er,t
et q-;i durent 5 jours (du 5 au 9 mars) souffle iu nord-c*aest.
C*es: le début du ralentisse::en:
-
-
de la remontée des eaxx proi‘or,des
. -
ralsrticserent qui sera P:~C net au mois d'avril 03 l'on a:;siste
I I
ai, re-etalerent
de la couche intermédiaire (Fig.l4 j.
Ce début de stratification des eaux de sirface annonce
la deuxième saison de transition,
-
-
-
fin de la saison d'upwell;ng
et début du réchauffement des eaux de surface. Au mois d'avril,
cette co-zhe
stratifiée de surface épaisse d'une vingtaine de
mètres,
homogène
en salinité (35, 60-35, 65 %J, est constituée
d'eaux
"'canariennes" avec des traces des ECSA. L'uFwelling secon-
daire observé en fin février sur le rebord du plateau continental
n'existe plus.

---

- 58 -
La couche
profonde prisente
ur.e hOjTG&~ néité plus grande
en salinité (35, 62-35, 65 & comme tempirature j16-77°C). L'i??pGr-
tance de son épaisseur (plus
de 40 mètre::) a:1 niveau de la radiale
de Rufisque prouve que subsiste encore ;,ne ?:endance à. la remontée
des eaux (tendance explicable par l'okser,ration ZI (ce moment de
forts vents de plus de 5 m/s de secteur nord). Mais la stratifi-
. cation due au réchauffement provoqué par forte insolation s'oppose-
ra à l'arrivée en surface,
au large,
de ces eaux profondes. A
la côte,
par contre,
les eaux profcndes atteignent la surface
en un seul point au sud de Rufisque. L'existence DDE cette source
alors que la couche stratifiee de surface semble installée partout
ailleurs pourrait s'expliquer, par le fait, que les eaux profondes
qui arrivent à ce niveau ont une température tellement basse que
le réchauffement des eaux àe surface jjt-Zvoque uzc ctra+ifirafinn
I,.d...~dd.--A-
insuffisante.
Le minimum de températunr observé au centre de cet
upwelling est de l'ordre de 17OC. Au mois de mai, le réchauffement
des eaux de surface se poursuit. Les f'luctuations de la vitesse
des vents qui sont toujours de secteur rjord, provoquent des "oscil-
lations" dans l'intensité de la remontfbe des eaux ('icr*
15 1.
Au mois de juin, la tendance à :a remortee <des eaux existe
encore à la côte comme le montre la pe*Ite des isopy.cnes. Les eaux
deviennent suffisamment stratifiées e-l
le gradient vertical de
densité atteint une valeur moyenne de ,j,1C-'~g/cm4.
Cette deuxième
saison de transition s'observe habitueilement au mois. de mai seule-
ment (BERRIT, 1962 ; TOUEE, 1972). E:n 1932, avec !.a persistance
Ces vents de secteur nord jusqu'au m;!is de mai, la situation à
deux couches qui caractérise cette slructure h:;d:-clogique a été
observée jusqu'en juin,
période à la:+lelle 'ces ven-,s commencent
à disparaitre.
11.2.1 - Sels nutritifs-oxygène dissous.
Les eaux froides se distingJ?nt surtout par leur forte
teneur en sels nutritifs.
Au mois du fevrier, les plus fortes
concentrations de nitrates (&,l et ',2 batgil) sont observées

---

- 59 -
-1B
u
. 17
1B
Fig. 15 - Fiégartition verticale de la densité.

---

- 60 -
respectivement à la côte devant Rufisque et à la stat-ion 6 SUI
le rebord du Plateau Continental.
Comme
pour
l'upwelling mauritanien, où le déplacement
du centre de la résurgence de la côte vers le large, a permis
à MINAS et a1
- (1982) de constater deux types de distribution de
l'oxygène à la côte et sur le rebord du plateau continental, en
baie de Gorée, cette intensification de l'upwelling se caractérise
aussi par l'observation simultanée de ces deux formes de variation
de l'oxygène. Les plus faibles taux de saturation (50 %) observés
à la côte (alors qu'au niveau de l'upwelling secondaire il est
de l'ordre de 70 %) indiquent bien que la remontee des eaux profon-
des s'effectue principalement en cet endroit. Cependant, ceci
ne semble pas pleinement confirmé par les concentrations de nitra-
tes, qui sont, plutôt, plus importantes au niveau de la résurgence
du rebord du plateau continental. L'explication de cette situation
apparemment paradoxale se situe dans la distribution spatiale
des sels nutritifs avant l'apparition de l'upwelling secondaire.
En effet, les concentrations de nitrates le long de la verticale
sont plus importantes au large près de la surface où des valeurs
de 9,4 batg/l sont observées à moins de 16 m&tres de la surface
alors qu'au même niveau à l'approche de la côte :-es plus fortes
concentrations n'excèdent pas 8 cc atg/l,, C'est pourquoi, au moindre
mouvement vertical ascendant, nous observons, nous observons en
surface au niveau de l'upwelling secondaire de plus fortes concen-
trations de nitrates pour des taux de saturation en oxygène assez
élevées.
C'est encore là une bonne preuve du rôle indicateur de
l'oxygène dans la remontée des eaux profondes en surface,
En mars, l'upwelling est toujours intense et se caractérise
en surface par de fortes concentrations de nitrates (7-8 /katg/l).
Le taux ;ie saturation en oxygène assez élevé, de ce moment (près
de 130 %), s'explique par une forte activité bifologique. La couche
photosynthétique qui se forme, épaisse d'une diz,aine de mètres,
ne s'observe qu'aux stations du large suffisamment éloignées de
la source de remontée.

---

-61-
II.3 - VARIATION DE LA TEMPERATURE MOYENNE: DE LA COLONNE D'EAU
~-
ET DU GRADIENT VERTICAL DE LA TEMPERATURE.
-
-
Afin de résumer le phénomène de remontée des eeux profondes
en YaLe de Corée, la figure16
a été réalisée. La variation tempo-
relle des valeurs moyennes de température de la colonne d'eau
à toutes les ,;tations de l'isobathe des 50 mètres se fait presque
au mêne moment.
Mise à part la station 3, qui situee devant la
presqu'île dü Cap-Vert et par conséquent directement exposée à
l'advection des eaux froides venant du nord, le refroidissement
à toutes les autres stations est brusque et se fait au mois de
décembre.
Les plus faibles valeurs de température sont d'abord
observées à la station 16 au mois de janvier puis à la 13 en Fé-
vrier.
Ce qui permet de penser que c'est à ce niveau qu'arrivent
la plus grande quantité d'eaux froides profondes. La position
de ces stations,
dans le creux en forme de demi-cercle de l'iso-
bathe 50 m,
confirme bien l'hypothèse que c'est précisément à
ce niveau que s'effectue la pénétration des eaux profondes en
baie de Corée. L#e maximum du refroidissement en février avec une
température moyenne de la colonr,e d'eau de 16OC, est à peu près
identique en toutes stations.
Ensuite, on observe un
réchauffement lent et progressif
de la colonne, d'eau à toutes les stations. La station 13 reste
toutefois la plus froide (si
l'on ne tient toujours pas compte
de la 3 beaucoup plus au nord). Cette période de réchauffement?
de février à mai, correspond au ralentissement de la remontée
des ea.lx profondes et à un léger réchauffement solaire des eaux
de surface.
Le réchauffement brutal de plus de 4OC en un mois
(entre mai et juin) qui marque
la fin des upwellir1gs est trop
grand pour être seulement dû au rayonnement solaire. Cette augmen-
tation de la température est en partie due au changement de direc-
tion des vents alizés qui passent du N au nord-ouest, et, par
conséquent,
favorables à l'avancée des eaux du large et du sud
vers la côte.
Ceci est bien confirmé par l‘abondance des eaux
tropicales dans la couche superficielle de ces stations.

---

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- 62 -
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Fig. 16 - Variation dans le temps de I.a température moyenne de la
colonne d'eau aux stations 3,6,13,16 et 23,.

---

- 63 -
:c
. L_ '^
-. caractériser les differentes saisons hydro?cgiques,
T-ii-x a .__.-
'"C calc.;Y:é le gradient vertical moyen de la temperaTure
p:,-ir l'e:-.serb? e des couches intermédiaire et profonde :
- T'ariation tem?c.relle du nradient yertical de la tempi-
ratare pour l'ense-.?le des couches interr;idiaire et
pcfvilae,
- - - - -
r - - - 7 - - - - - - - - -
I
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1
s
:
N
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M
A
M
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/
l
C/d2
0.26
c.cE
O,l6
'11 , 1 3 ;0,07
G,O6
0,051
0,09
0,lC
0,135
( vh-l )
- Pendant la période des eaux chaudes,
toute la colonne
d'eau présente une grande stratification. Les valeurs extrêmes
du niveau supérieur de la thermocline et du fond marin correspon-
dent à ün écart süpérieür à 8,0°C ;
ceci
fait que les gradients
verticaux de température, pour cette couche, sont toujours supé-
rieurs à 0,16OC m-l.
- Quant
aux deux périodes de transition (en décembre et
mai-juin!,
elles contrent une grande variabilité du gradient verti-
-1
cal de température qui varie entre 0,l et O,l%OC m . Les P1.S
fortes va!eirs
de ces périodes (0,145OC m-l)
sont observées î;l
wis de noyentre à cause de la brièveté de cette saison de transi-
t;on il5 jours!.
En mai-juin par contre, la déformation lente
de la s~trticture hydrologique se traduit par une lente augrentation
dl; gradient vertical de température, qui est, en ce moment, lég<:re-
-1
ment supérieur à Cz,l°C m .
.
- La période d'upweiling (fin décembre-début mai) bien
sûr présente les plus faibles valeurs de gradient vertical (0,050
0,060),
les valeurs minimales (0,051 'étant observées en février-
mars, quand le mélhnge des eaux est maximum.

---

- 64 -
.r 2 SyF Ij EL?! :ON EN SiWF, ?E DES PF.RAKET’RES h?%C~LOG7QlrfS
-
-
.-.P----- - - -
ET POSI?lON DES SOgRCES DE RSM,3!<1EE.
_-_- - - - - -
retres. L ’ e m p l a c e m e n t d e c e t upuelling e t s u r t o u t s o n e n t r é e
en activité au moment où les eaux "trGpic21es"
s o n t remplticées
par les “guinéennes” permet de supposer qu’il est do à une diver-
gence 3e ces msses d’eaux. Cette source de remontée se caractirise
p2r Yes Ie7.r--v-L.
+ d-a+ __
Ires rel atjvement b a s s e s e t d e s d e n s i t é s l e s plus
Elevies du mois (fi>23,OE.
C ’ e s t s e u l e m e n t u n mcis p l u s t a r d , e n
dt?c em,bre , que
sera observfe à la côte au sud de Rufis que la seconde source de
- - - - -
C
e
remontée.
t
~~pkelling cor,c,ence a.Jec
1 ’ ôc t I cn “per-,c.ente” d e s
.;erz+Ls aljz&s de secre-dr nord q u i m,arq.uent J.E”~<!Y.J~ d e 1 ‘é~~~ôC~i~iOI7
d e s ee.~x “;;ir,iernes”
de 12 taie de Gcree. Ce retard d’un. mois
environ
d e 1’u;*,e!lir,g c ô t i e r s u r c e l u i a u large àe Fop&ng;ine-
Sa-h-Lne ;obzreit s’expliqiler d e la ranière s.:i\\rar.te: i:pr$s l a s?-,aS-
ne cet vents d~1 nord cbservés en fin octobre-dét ut no.~r-kre, 1 ‘@Va-
cuaticn de la taie des eaux tropicales s’effrctùe par !e trd-Cdest.
or, c ’ e s t à c e t e n d r o i t q u e l a p e n t e d u fcr.5 rorin e s t l a p l u s
.
.
dcuce c e qai v a f a v o r i s e r l a p é n é t r a t i o n , d e s es-Ix profc,:,dees e n
sens inverse du flux de surface. Nais .I ‘action des vents ayant
éte trop trève eJle n’a pas permis à ces E~UX profondes d’atteindre
l a c ô t e . -Le changement, d’orientat.ion des vents, qui deviennent
d e s e c t e u r n o r d - e s t , e n fin novemtre-début décembre, provoque
u n e m o d i f i c a t i o n d e l a t r a j e c t o i r e d e s e a u x profon3es q u i v o n t
avoir unr orientation nord-est. Grâce à 1.a réguI arité des vents,
ces eaux profondes atteindront la côte au niveau de Pte Rouge
au début du mois de décembre.
Ce début de fonctionnement de l’upwelling côtier est bien
caracterisé par l’apparition à ce niveau d’un fort gradient thermi-

---

- 65 .-
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---

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Ib Fig.20 -1sopycnes
de
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3-5 &cpm>re 19Fl
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3 décemh-elg81
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20412 Ja,ntier1’3?2
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- 69 -
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Fig. 26- iSOpyCXS
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- 70 -
que qui indique la saison de transition entre la période des eaux
chaudes et celle des eaux froides.
Afin de préciser le processus de refroidissement des eaux
de surface par la remontée des eaux profondes, la figure ?!7 a éte
réalisée.
Sur cette figure sont représentés les "déficits" de
température des eaux côtières de surface vis à vis de celles du
"large", soit sur les fonds de 75-80 mPt.res. La distance considérée
n'étant pas très grande (40 Km) la valeur de ces écarts n'est
pas très grande ( au plus :3,7OC).
Pour caractériser le refroidisse-
ment des eaux côtières, nous avons considérer les déficits supé-
rieurs à IOC, représentés sur la figure par les surfaces hachurées.
Le déficit maximum indique par consequent très bien la position
à la côte de la source principale de remontée des taux.
Sur la
figure,
ces maxima sont entourés par des pointillés. Le suivi
dans le temps de l'évolution de ces déficits de température permet
de faire les remarques suivantes:
L'apparition de déficits de température ùe l'ordre de 2°C
entre les latitudes 14O25' et 14O38'N montre que l'intensification
de la remontée des eaux se fait presque au même moment au niveau
des deux sources qui tendent à se C\\onfondre.
9insi en janvier,
lors des vents réguliers de secteur nord-est, i.a remontée des
eaux s'effectue principalement à un seul endroit à la côte entre
Pte Rouge et Popenguine. Cette source devient de plus en plus
nette avec l'apparition à son centre de déficits de température
supérieurs à 3,5OC en février.
A partir de ce maximum qui, deisant ?te RoLge, dure de janvi-
er à fin mars,la diminution de la remontée des eaux en avril se
tra.duit par des déficits thermiques devenus inférieurs à 2,0°C.
A cause de sa faible profondeur (80 mètres) et de sa faible
latitude (14*30'N) ( c'est à dire de la faible valeur du paramètre
de Coriolis), la baie de Gorée n'offre pas les conditions idéales
d'application de la théorie d'EKMAN. Cependant en nous basant
sur nos résultats de calcul de la couche de frottement D ( voir
chapitre des courants) et s'ur ceux de TEISSON (1982) pour la même

---

I
1
I
-
r L

71
-
I I
B

---

---

- 73 -
Zc jr ebalier
-.
l ’ a m p l i t u d e d e v a r i a t i o n s a i s o n n i è r e d e l a
-
---~-.
tenyiratme er, 5 mface &Le â’ii 1)” ‘iomiine d’u;>;el i i n g , n=~s a;‘;ns
~--.-
rlalisé :a figure 28 qui rr-gré Serite
la répartition en ssrfoce des
Ecârts
eritre l e s vaiwrs extr?<es d e teF,;érsture otserrées e n
sâi son c?-,a>de (septmbre) e t e n s a i s o n frci de ( f é v r i e r ) . L’arapli-
tkde Ce variation de la ter,;frature des eajix de surface ‘est très
i~Ipcrti~~te ( 1 ‘ é c a r t ar‘ruel d e te.-‘pirature e s t s;pirieur à 12OC).
Les FI ;&s fortes valeurs (14OC), sont observees à la côte, ‘aü sud
de FuJIsque où ia renantée des eaux profondes Est ir;trnse. L’effet
de récksuffenent interne de la baie ainsi que l’arrivée, en atitc)Fne
2 _
LIea tâax -Le-. 3-e
LI;DJJc3
“lju inéerzies”
s o n t a;ssi d e s &lE~nts ~xp?lquant
l’lnpirtarite variation saisonnière de la te@rature.

---

3) La fin des uguellings eEt ohservie en Jr’in avec i ‘arrivie en
baie de Gorge des eaux ck,audes et salies dites eaix tropicales.
.
.
. . .-
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2 5 -
E
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1
I
34.20
34.50
3 5 . 0
3 5 . 5 0
36.0 S%e
Fig.29 - Evolution des misses d’em en surfaces,

---

- 75 -
CHRÜNOLOGIE SCHEMATIQUE DU PHENOMENE D’UPWELLING EN BAIE DE GOBEE
-
.
ri- exntee
d e s eaux prcfondes. A i n s i , e n s u i v a n t l ’ é v o l u t i o n d e c e t t e
borAde isopycrale n o u s distinguOnS c i n q ( 5 ) p h a s e s p r i n c i p a l e s d a n s
le processus de de-elopperrent de 1 ‘uptie1’1ir.g en baie de Gorée.
PHASE 1.
L a b a n d e isopycnale 25,0-26,5 s e s i t u e e n m o y e n n e à p l u s d e
50 mètres de profonde:Jr. Cette situation, caractéristique de la saison
des eaux cha;des, est bien représentée au mois de novembre (Fig(30 ! .,
Cependant avec de forts coups de vents (comme au mois d’octobre) l’iso-
pycne 25,C, qai narque le niveau supérieur de cette bande, peut remonter +
;Jsçu’à 1 ‘in:.ersion 3 0 m,ètres. M a i s d è s q u e c e s v e n t s c e s s e n t ( a u
Sebut d u r,cis d e no.;enbre), l a b a n d e isopycr,ale r e d e s c e n d plus b a s
i; sa position initiale (5C-62 m$tres!.
5
6
7
0
9 no s t a t i o n s
E GG
E
7u
F i g . 3 0 - Xstribution verti-
cale des isopycnes ,.
PHASE II.
C’est le début de la remontée des eaux profondes qui s ‘observe
aa’nonent de l’installation des vents réguliers de secteur nord(FiT.311.
cette phase se distingue par la reT$ontée de l’isopycne 25,0 à l’immer-
sion 40 mètres. En sdrface, les isopycnes d e l ’ o r d r e d e 2 3 , 0 à 23,5

---

- 76 -
1-5 DECE'BRE
Fi931 - Di stribution
verticale des iso-
pycnes.
FHASE I I I .
-
-
Eile ô é t é obsrrvée
dans l
a

àe2xiE.T.e quiEZSiT:E OE
Sécei! re et
est rr,drq.Aée par -1 ‘arrivée en surface à 1 a cote des eaux d’u?b el ling
Ô’Jec des densités cor.prises entre 25,0 et 26,5. Au c’c~ws de cette pério-
de , ia tande isc,pycrrale est Fresque hc.rizcr-l-tzle et occupe les ir$ercions
l-)-OCi
’
metres.
L e redressezen: d e l’isopyc’ne 2 5 , 0 v e r s l e hcut à l a
station 8, B tir,e diz&ine d e kilomitres d e 1,a c ô t e , limite à C E n i v e â u
l a remorJitée p r i n c i p a l e d e s e a u x profcndes & l a c ô t e . Conme le, m o n t r e
tien la figwe 32,
c e s o n t l e s e a u x d e l a couche intermédlairç s i t u é e
entre 10 et 25 mitres de profondeur qLi parvienne:?t à ce moment en
stirface.
L’isoligne c)t= 26,O q u i e s t p r e s q u e horizontal& à t r a v e r s
toute la baie se situe én moyenne à l’iwersion 2 0 mgtres e t s o u d é e
à la côte.

---

- 77 -
22-23 DECE)RRE
W-32 - Distribution
verticale des iso-
pycnes.
PHASE IV.
Cette phase du développement de l'upwelling est atteinte en
jar,vier grâce à la régularité des 'vents forts de secteur nord-est qui
ertretiert la continuité de la remontée des eaux profondes à la côte.
Cette étape ncuvelle dans l'intensité de l'upwelling est surtout marquée
par l’abporition d’eaux plus denses ( &t varie entre 26,0 et 26,5)
à la cCte. L’isopycne 25,O’qui limitait vers le haut la -bande isopyc-
nale 25,0-26,5 disparait complètement de la baie. A cause de l’accumu-
lation -de ~1us ‘en plus grande, au large, des eaux côtières chassé-es
par les verts, on assiste sur les fonds de 80 mètres à un enfoncement
de l’isop;cne 26,0 qui, à l’approche de la côte, remonte au contraire
en stirfac:e (Fig.33). La rupture de l'isopycne 25,90 en surface au nii'eau
.
de la station 6 montre bien que c'est à ce noment que débute l'upweliing,
secondaire du rebord du plateau continental. Cependant, la différence
très faible (0,l) entre cette isopycne et les deux qui l’encadrent
( 25,8 et 26,O) ne met pas bien en relièf cette source de remontée.
Ce qui prouve que la remontée des eaux s'effectue principalement dans
une bande côtière large d'une dizaine de kilomètres.
Comparée à la phase III où la distance verticale entre les iso-
pycnes 26,O et 26,5 n'était que d‘une vingtaine de mètres, au mois
de janvier cette distance est devenue subitement supérieure à 30 mètres,
indiquant clairement qu'à ce moment c'est dans la couche profonde qu'e
la dynamique des eaux vers la côte est la plus importante.

---

-,
10 ,
20 1
30 ,
40 <
50
60,
?
JAWIER,
70 ,
80 A
=PI
Fig .x:3 - Distribution
vertic:ale d é s iso-
pyc ries .
PHASE V.
Sous la tension‘ continue des vents de secteur nord, i ‘isoFYcne
26,O chassée v e r s l e l a r g e , d i s p a r a i t à son tour d e l a baie a u m o i s
d e f é v r i e r . C'est le maximum dans la remcr,tée des eaux profondes qui
s’effectue prlnciF.alement au niveau de deux so~ces:
la source côtière
et 1 ‘upwellifig seconda.ire du rebord du plateau. co:r,:ir;ant:al qui devient
plus n e t . Ce maxim;Jm' de la remon’tée des eciux se caractérise a+u niveau
de ces deux s o u r c e s p a r 1’aFparitiion en surface des eaux leYs plus
denses de la saison avec des m supérieurs à 26,s (Fig.34 1.
no stations
5
6
7
8
9
FEVRIER-MARS
Fig.34
- Distribution
vert.icale d e s iso-
pycnes.

---

- 79 -
1% reir.stall etion a!~ fond de la bsie de 1'iso;;cne X,0 au -02s
,2 ’ 2 ‘\\> r i 1 !F:g35 ) Ir.dique bien une trr.-Jcnce i la diT.inQtion de la re-x?-
tee 2,s eo~x profor.Ues donc à un re+c,r progressif vers la pf;ese 1.
no stations
Fig -35 - Dis tribut.ion
verticale des iso-
pycnes .

---

- 80 -
LES COURANTS
comme nous l'avons souligné dans le chapitre
les courants
marins ont déjà fait l'objet d'études c:ur le p:la*;rau co:1tir:entai
Su3 àu Sén&gal notamment par ROSSIGN32
et ABOUSSOU.4N
'1973 ) et
par REBERT (1978). La réalisation du pnisent travail a eté facili-
tée par les résultats déjà existants g+es travaux rie REBERT et
a1 (archives no 3, :30, et 36) et de TOMrZAK (1940) sur les courants
-
de marée. Ainsi il s'avère que les courants de ma:?ée sont. faibles
et le,r vitesse moyenne maximale est de 1 'ordre de 10 cm!s. Ils
sont pratiquement négligeables pour la c>rrposarte mkridienne des
courants.
La composante Est-Ouest des cal;rants 3e marée varie,
quant à elle de t 5 cm/s en période de moste-eati à + 16 cnds
Y
en
période de vive-eau. C'Pst donc: en foncytion de ces rkultats que
ncs mesures de courants ont eté corrigées.
Coupes horizontales des courants
I - -
Ne disposant pas de mesures de CC:~*,1'3rt pow t:oLite la surface
de la Baie de Gorée en saison chaude, il ne nous est donc pas
possible de comparer la circulation superficielle 3~ iette saison
à celle des eaux froides. Toutefois des ;".esL:res pc~r:c":*Vielles effec-
tuées à quelques stations lors des WI-tics de st:,;>ter;ibre à début
dkembre donnent quand même une certz.i:le id@,e,
hien que vague,
de la direction générale des courants de s-irface en cette période.
La figure 36 montre qu'à rette période, les coura:77:s de surface
n'ont pas une direction privilégiée; 2 1 excepti 32 des stations
de l'extrême sud,
suffisamment éloigri&es
du ccntinent, où ils
portent
essentiellement au sud,
à 1' jrltérieur de la Eaie,
ils
semblent avoir une tendance à se diriger vers ia côte. C'est la
confirmation de l'arrivée des eaux guj:z&nnes par le nord de la
baie de Gorée et de l'évacuation des ea;ix tropi'raies par le sud.
Moins nette à cause de l'insuffisance de donn,ées,la circula-
tion anticyclonique, que FEBERT (1978) a Fupposée caractéristique
du motirvement des eaux en baie de Garée .durant la saison des eaux
chaudes, n'a pu être clairement mise erl évidence. Cependant l'ori-
entation des rares vecteurs côtiers norître l'allure d'une circu-

---

-1
‘* /
<i
20 all/s
4
5m
l
f=20 ,
FEVRIER 82
Fig.36 - Distribution horizontalc des courants, Tris numi;ros indiq,uent les stations.
.

---

“------.-3111<r-~.
--.,x
.“,
.
-._“_-
“_.
- 82-
iation de ce type. Et comme nous venons ,de le voir,, il ne s’agirait
p a s d’ane circlAlat.ion quasi permanente
d e t y p e géostrcpkique,
therïwhaline o u a u t r e , mais tout simplement de la d;<nemiqae des
masses d’eau dont 1’Evacuation se fait par le sud et le rerplace-
ment par le nord de la Baie; ce qui donne bien S?I’ l’allure d’une
circulation anticyclonique,
C’est au niveau 20 mètres que nous pouvons observer une
circulation typique de la saison des eaux chaudes. Les eaux inter-
médiaires s o n t à c e n i v e a u ( 1 0 - 2 5 mi e s s e n t i e l l e m e n t o r i e n t é e s
v e r s l e l a r g e . La vitesse du courant y est sensi.blement la même
qu’en surface. E l l e v a r i e d e 2 2 cm/s a u l a r g e s u r l e s f o n d s d e
80 mètres à près de 10 cm/s à la côte sur les fonds de 20 mètres.
Plus bas,
à 1’ immersion 60 mètres, un vecteur de courant
d e p r è s d e 2 5 cm/s o r i e n t é v e r s l e n o r d i n d i q u e l ’ e m p l a c e m e n t
du sous-courant subsuperficiel qüe
f4I’l‘TELSTAE;DT ( 1 9 7 6 ) a b i e n
d é c r i t com,me c a r a c t é r i s t i q u e d e l a c:irculation
des limites Est
des océans. D’après cet auteur, ce sont les contre-courants nord
e t s,dd é q u a t o r i a u x q u i
contribuent apparennerit
à l a fcrm,ation
de ce sous-courant qu’on observe dans l e s upwel.lin.gs c ô t i e r s d e s
b o r d s E s t d e l ’ A t l a n t i q u e e t d u P a c i f i q u e , , Scion iiISkED e t a1
-
( 19761,
c e s o u s - c o u r a n t e s t p l u s p r é c i s é m e n t constitue p a r l a
branche nord du système unique du contre-courant Pq.Jatorial.
Les vitesses de ce courant q:Je ~~LIS avons cbrerÿées concor-
dent avec celles de 1 ‘auteur.
L’e‘istence d e ce s o u s - c o u r a n t ,
le long du rebord du Plateau continental africain entre les lati-
t u d e s 8 e t 20”N a d é j à é t é s i g n a l é e p a r DEF’ANT (1941), q u i u t i l i -
sait la méthode dynamique.
L’installation des vents de secteur nord en décembre se
traduit par une orientation sud .de la tendance générale du courant
d e s u r f a c e . T o u t e f o i s ,
cette orientation sera perturbée par la
divergence sud du large de Popenguine-Sonone. Sur le fond de la
Baie,
à 1 ‘immersion 20-25 mètres,
les eaux intermédiaires (et
profondes) montrent une direction Est, c ‘est-à-dire vers la côte.
L’orientation de ces vecteurs sub-superficiels sur Pointe Rouge
à l a c ô t e , montre que les eaux profondes qui arrivent à ce niveau
viennent du large,
c ’ e s t à d i r e perpendicu1.airement à l a c ô t e

---

- 83 -
et;
no:-.
hara? 1 elemer,t
à c e l l e - c i .
C e c i e s t t r è s im~oriant p o u r
l a CO:.; r5hension d e l a p o s i t i o n d e s s o u r c e s c ô t i è r e s de r+-ciûntée
d ’ eaux profondes,
L a d i v e r g e n c e d e s e a u x d e s u r f a c e d u large de
F?peng::r-.e-comone e s t a u s s i ol;servée Jusqu’à ce niveau .ZCb mitres.
-‘est
d e l a s a i s o n d e s e a u x f r o i d e s
L
a p a r t i r d u m i l i e u
q u e nc.i.s a v o n s pû e f f e c t u e r d e s m e s u r e s d e c o u r a n t s;ir t o u t e l a
s:irface d e l a b a i e d e G o r é e ; c ’ e s t d o n c à p a r t i r d e c e ntonent
qiie no.!s d i s p o s o n s d e p l u s d ’ i n f o r m a t i o n p o u r d é c r i r e l e champ
de -o:irants et ainsi mieux c.omprendre leur rôle dans le mécanisme
de l’uytielling de la baie de Garée.
A i n s i d e f é v r i e r à m a i ,
t o u t e s l e s c o u p e s h o r i z o n t a l e s
effect ;6es
au niveau 5 mètres indiquent clairement une direction
sAd d a n s 1) o r i e n t a t i o n d e s c o u r a n t s d e s u r f a c e . L e s p l u s g r a n d e s
vitesq~s
L-1 d e c o u r a n t 4 0 - 5 0 cm/s s o n t o b s e r v é e s a u x stati.ons du
l a r g e 3e la baie beaucoup plus exposées à l’action des cents alizés
for-is et r é g u l i e r s d e secteur n o r d . C e s v a l e u r s c o n c o r d e n t b i e n
avec 1 e.s obser,at.ions de RERE3T(1978) dans cette région.
?r l ’ a p p r o c h e d e l a c ô t e o ù l e s s t a t i o n s s o n t p l u s a b r i t é e s
par 1 ; y,.:esqu’île du Cap-Vert, ces vitesses diminuent sensitlement
prlJ>J.,
rX dc-Je,qi:
q;e d e 1 ‘ o r d r e d e J-10 cm/s s u r l e s f o n d s 3e lC
z&ty es,
F~US
bas à 1’ immersion 20 mètres, ces mêmes proport.ions
el 10: 5 d e v a r i a t i o n d e l a v i t e s s e h o r i z o n t a l e s o n t o b s e r v é e s ,
dsl ,ncslr s ,
dtirant l e s m o i s d e fevrier e t m a r s . Comne l e s f igsires
l e -1ontrent, i l n e n o u s a p a s é t é p o s s i b l e d e d é c e l e r l a c i r c u l a -
t i o n cJ.:lcni.que .Zlili caractérl s e r a i t le mouvement des eaux de cette
p4riode e n b a i e d e G o r é e .
La caractéristique fondamentale de cette
pGr.iode e s t q u e :.a circulat.lon a u n i v e a u d e s e a u x i n t e r m é d i a i r e s
s’ c?ffeCtLie p r e s q u e p a r t o u t . v e r s l a c ô t e ,
c ’ e s t - à - d i r e e n sens,
inverse d u flux de surface. A ce moment, on observe aussi un ren-
versement d e s v e c t e u r s de l a v i t e s s e d a n s l a c o u c h e p r o f o n d e oc
i l s rn:ir.trent a u s s i rJne o r i e n t a t i o n v e r s l a c ô t e . L a v i t e s s e ,
à c e n i v e a u d e v i e n t f a i b l e e t n ’ e s t , q u e d ’ u n e d i z a i n e d e c e n t i -
mètres par Sec:onde.
C’est la confirmation de l’idée de VOITURIEZ
e t HE33LAND ! 1 9 8 2 ) à s a v o i r q u e c ’ e s t c e s o u s - c o u r a n t p r o f o n d
essentiellement constitué
par les Eaux Centrales Sud Atlantique
(ECSA:
qui alimente les upwellings côtiers du Nord-ouest atlantique,

---

- 84 -
La représenta*ion du champ de \\,I~esses horizontales du
mois de mai (Fig.36 j,
permet de mieux comprendre le processus
de ralentissement de I.a remontée des eaux en baie de Garée. En
effet,
avec les vents qui sont toujours de S#ecteur nc!rd et assez
forts, les
courants de surface restent
relativement elevé:s et
varient
de 25-30 cm,/s; au large à pres de 1.0 ,cm/s à l'intérieur
de la baie sur les fonds de 10 mètres. 2.2 mètres p:.:ls bas et. sur
le fond de la baie,
la diminution de 1'intensitcZ des courants
qui restent généralement orientés vers la côte, est. nette. Les
courants du large, qui sont plus importants, ont une vitesse moyen-
ne de l'ordre de 10 cm/s, diminuant vers la côte et devenant même
inférieure
à 5 cm/s
sur l'isobathe 2O mEtres. Les courants un
peu plus forts (7-8 crn/s) s'observent dans la partie nord de la
baie à proximité du cap-Manuel montrant ainsi 1'i:niq~ur trajectoire
possible des eaux intermédiaires en diJY?ction de la côte. Ceci
explique l'apparition de ces eaux sub-r:uperficie?Y.es
en surface
à proximité de Thiaroye, alors que sur l'iscbathe, I!! mètres, entre
Rufisque et Pte Rouge, les courants or.t: une direction sud. La
spirale d'EKMkN n'est plus observée et les ?o;;rar,t;s de fond ne
sont plus directement induits par les \\:e?ts . I?ien (qu'elle soit
moins nette,
c'est encore ?à une circulai-ion anticyclonique qu'on
observe à ce moment sur le fond, à l'intir;eur de la baie.
La diminution brusque des courants -de la 'couche intermédiai-
re alors q.~'en
surface,
ils restent ; -r p2rt.anl;s , se-2kle être ?a
principale cause de la diminution de la remontée des eaux profondes
en baie ,de Gorée. Cependant, l'explicztjon de cette diminution
des courants intermédiaires se trouve ~:?ans le,s fl.ictuations du
courant profond qui Iorige les côtes africaines. C-s fluctuations
sont très bien mises en E'vidence par -. 'e s coupes verticales des
champs de vitesses.
II- Distribution verticale de la vitesse.
Sur les figures 37
sont représentées les distributions,
le long de la verticale atix stations [':,7,9 et 24, des vecteurs
de courant horizontaux. Afin de mieux c:zIq,prendre le rôle du compor-
tement des champs de vitesses horizon-ales, n?:ls avons réalisé
cette figure pour quatre moments principaux:

---

- 85 -
O-h
0 l
lO*
20,
25 cm/s
L
4
30,
40,
Ii?(A)
50,
60-
3 DtiE-ERE
23 DttfBRE
ST 24
ST 5
FNRItR - MRS
(Cl
(D)
Fio, - DJstribution verticale des vitesses de murant.

---

- 86 -
de la direction des vents et peuvent, I:~I- c~~:séqurnt > ne pas coïn-
cider
a v e c l a r a d i a l - e . C e p e n d a n t , ~~2s c:rirales mettent b i e n à
nu le mécanisme de 1 ‘u~we :.ling notami:ezt au fif-;ea,~ àe Rufi sque.
1 )LI:S~~~ 1 ‘i~nw~l 1 inu,
‘ - -
-I- ‘------(->
n o u s
fy,?--,qt:it Ors *
r,,; C’
,CLI:- tu-te 1 ’ é p a i s -
seur d e l a c o l o n n e d ’ e a u a u n i v e a u d e 1 a staticn 24 (53m), l e s
eallx s o n t princlpaleiient orier,tées vers l a cfte., 21 disting.-je,
2)Avec l e di;,elop;je;-eni: d e s v e n t s 3’ se;te.jr r (:rd, dgja instal-
lés depuis début dicembre, on assiste a partir de ‘!a I:ieuxième quin-
zaine de ce mois, à WI changerr,ent d’orl.e*ltation .des ?
.
a.. j 26s qui cev;en-
nent du Ford-est ,qui prC~L'5$1J-Z un début 5évacuaf ion des f?S‘iX s:dperfi-
cielles de la baie de GsrEe vers le large. La cn~~t:r;.~ité
*I
,dlr !zou;-e-
wnt devant s ‘observer dans un f l u i d e cc-me 1 ‘eau .5e ‘-!t-r, o n assls-
te à une c.:ientation vers la côte d’une ,:c:ushe ir,terT&?i aire sitJie
e n t r e l e s iwersions 10 e t 3 0 m . C ’ e s t 1 3 F.s’Eu.~.E’ cpe c e s o n t les
eaux sub-superficielles d@jà mises en évidence par le champ àe
densité qui cosrrSencent à compenser, à :!a côte, les eaux s.iperficiel-
les que le vent chasse vers le large ‘(Fig37~!.
A ce moment,
les eaux profondes s ’ écoulent toujours dans
u n e d i r e c t i o n n o r d , l e l o n g d u r e b o r d rdu p:.at.eau c o n t i n e n t a l .
C e c i c o n f i r m e b i e n l e c a r a c t è r e réce:t
5e l a rFr:;Ir-,t(e d e s eaux
qui ne concerne pas encore la couche prc frnde.

---

- 87'-
.+ .k *.J
TCiS _-je fi\\rier--ors, l a re;r6sertati:n d e tr-nis S~I-
r;:es,
ti:*;t
a ;; 1 cng Je l a r a d i a l e d e T%tifiscj.de (F:g.37ci, FI:--,et
: E t: ; 5:;
5.~; tire : ‘é.;oluticn
CIes eâ’ùx
Frofcndes t;squ’i ?
a

cZte.
..Y .:e .- : 7 int , d e s Ver!ts fcrts e t r é g u l i e r s d u r!crd, cn cc’rlc+s+e
+..A..
* !-. e zdg-e.-,t&ti ;n d e s v i t e s s e s d e curant d e swfa-e ~qui, a’~ l a r g e ,
a- t ei g:.:n: 4%55 i “/S . La dCfl:lr-,ation de la structure de la r;iraIe
?es cc>L.rants p r o f o n d s é t a n t terninee p a r l a déflexion v e r s l a
3r’:i te du s:j,s-courant , o n cc,nstate q u ’ à p a r t i r d e l’i.?r.ersion
20 o!ii.r.ec,
Jfsqu’au
f o n d t o u s les v e c t e u r s s o n t orientés ~Jers
la côte.
Il est alors evident que c’est ce sous courant profond,
dc,rit les E.C.S.A.
s‘observent à ce moment en surface, qui alim:ente
l’c;xe?ling côtier de la bale de Gorée. Le long, de toute la radiale,
les
z
SF-~
’
rai es indiquent deux flux principaux. Un flux de surface
o r i e n t é v e r s l ’ o u e s t e t d o n t 1’ép.aisse.w c r o i t a u ftir e t à mIes!~re
qu ’ on -éloigne de la côte. A la station 5, ce fltix a une hauteur
d e l ’ o r d r e d e 1 8 metres a l o r s q u ’ à l a c ô t e , i l r,‘est q u e d e c i n q
mètres environ. L ’ autre flux profond est
o r i e n t é v e r s l a c ô t e
Ck rc >A”ie v i t e s s e presq>Ae csnrtante d e l ’ o r d r e d e 2 0 cn/s d u l a r g e
.a Is cote.
4) La fin des urweiiings en mai semble Frincipalesent liée
- - -
a ‘>
c!.I-!r.gtient d ’ o r i e n t a t i o n d u s o u s - c o u r a n t prcfond q u i t e n d à
r-?e;e!;lr de direction nord. Les eaux profondes qui arrivent jus-
2; * a-i r i 1 I eu d u p l a t e a u c o n t i n e n t a l s a n s a t t e i n d r e l a c:Ete a u
ni..eau d e FiiflSi;L;e s o n t princi;:a:emr e n t a?im,entées p a r l a co:j:he
ir.terré?iaire
si tuée e n t r e les Iwle:.sions 2 0 e t C O r;etres
(Fig~79!.
IfI OrientaJion du courant de surface par rapport au vent.
Les diffirences d’angle entre la direction du vent et celle
du courant de surface consignées dans le tableau 4 montrent une
cor,cordance a v e c l a t h é o r i e d’Ekman p o u r m e r p e u p r o f o n d e s . E n
effet,
ce n ’ est q.ue durant la saison des ea.ux chaudes où d’ailleurs
les verts ne sont pas réguliers,qu’on observe une différence notable
mêre si.ip.érj cure à :lOO* entre la direction du vent et celle du
cou-
rant de surface qui,
comme nous l’avons vu plus haut, indique

---

- 58 -
yl,+St le c~~.s de ~rspzgction des :,a.-:es J'ea;x c",;-des. Vais
des ;'instal?atlon des vents réguliers
:ie c.ec teur nord , or c3rs-
tate que cette différence d'angle se rGd1it c2ns:.,36ratle:ert au
point de voir les deux vecteurs 'de vent et de courart se corif‘c:- dre.
Durant t3Lte ia ;Priode (des eaux froides, .i'écart entre ?a direc-
tion des vents et celle du czurant de surT'ace ne dépess~e pas ;JO.
IV- L'orientation du vent par rapport à la normale intérieure à la
-
-
-
-
_--_.-_-__-----I"-
àlacôte. &
0
L'autre caracteristiqde fondamentale de la théorie d'Ekman
qui nous permet de vérifier si l'upwelling est effective-lent engen- .
dré par les vents,
est la connaissance et le sc.i.vi de l'angle
OL entre la normale intérieure à la côte et la direction vers
laquelle SOUfflC? le vent, comptée positivement dans le' sens con-
traire des aiguilles d'une montre.
No-us constatons (Tableau4 ), que s.i I'anglea(est infirieur
à 18L0, le fl.Ax d'eau de s.urface est cr..er,tG vers 'a côte; c 'est-
à-dire qu'il y a vent d'afflux. Cette situation est.i:ien observée
en saison chaude lorsque les vents sont d'c;lc?st. A ce moment (juin-
octobre),
l'angle CXest même inférieur à 100'.
En saison froide, par contre au moment des vents de secteur'
nord et favorables au déve.lcppement de ï 'upwelling, a est largement
supérieur à 180°.
V- La couche de frottement D.
Afin d'avoir une idPe de la pr-~Corldeur jusqu'où peut se
faire sentir l'effet du vent, nous avons essayé d'gvaluer l'épais-
se;ll‘ de la couche de frottement D selon la théorie d'Ekr,an par

---

- 39 -
Les difficultés dans :’ a>I,;ication d e c e t t e forwle r6sider.t
ï ’ 6\\rai uation
d u coefffcier,t d e d i f f u s i o n t-trbulente K . C e
dEiES
coeiÎ:~:ient a déià f a i t l’ot#jet de notreux travaux et ses valeurs
varient
sensitlement
suivant
les
auteurs
e t l e l i e u d ’ é t u d e .
:&$;:a;;,iL
(1913 e t
1927) I;uiS JEFFREYS ( 1 9 2 0 ) o n t prcycsé d e s mc-
deles de calcul du coefficient vertical (Kz) en foncticn’ de 1 ‘ampl:.-
+ . -iJe
j, A ) et d:l di;.htsage ,,Y)
d e s o s c i l l a t i o n s d e te-pirature à
::e:.::i :-ii\\ e5dx 71 e t ZZ.
K = 2.. I t4.y2
où W est la vitesse du vent.
-
L ’ u n d e s m o d è l e s d e c a l c u l d e s c o e f f i c i e n t s horizontaux
(Kx,Ky) l e ~1~s u s i t é à l ’ h e u r e a c t u e l l e e s t c e l u i d e RICHARDS?N
e t S’iirWEL I, 1048). Ils proposent de multiplier l’équation de la
“loi S/3” par une fonction de correction f(L/H).

---

- 90 -
K(xyz) = &
où &. est une constante voisine de 0,ûl cm 2/3.s-l
H(xy:) - la p-ofondeur moyenne de l’eau ert.re les peints Yo!t),
X0(t) e t x,y.
L- l’échelle horizontale du phénomène;
f(W)- la fonction de correction de “la loi 4,/3”;
X0(t), Yo( t)- les coordonnées du début: de la diffusion;
X,Y - celles du point de calcul de K.
Dans le présent travail, nous n ’ av on5 pas trouvé nécessaire
de calculer les coefficients K par les ‘“recettes” cL-dessus énumé-
.
rees.
ium1c
..--.., z+rions
- ._.__
prn&lF!
en u t i l i s a n t Iiia f o r m u l e s i m p l i f i é e d e
1’ équation de diffusion turbulente râpp&J &
p a r IVANOFF (1275) ;
c e t t e f o r m u l e f a i s a n t i n t e r v e n i r l a v i t e s s e moyehne d u courant
et le gradient moyen de température ou de salinité, don,:: de mesures
d i s p o n i b l e s , e l l e se prêtait: mieux à une évaluation approximative
d e K ( v o i r chapître s t a b i l i t é v e r t i c a l - ) . Nous n’avcns pas consi-
déré ce coefficient comme étant constant dans le t.errps et avons
calculé sa valeur mcyenne pour chaque mois.
L e s v a l e u r s d e l a c o u c h e d e frc:temen-t D, a i n s i o b t e n u e s
sont également représentées dans le ta’t:i.ea1-\\4 . !do;~s constatons
que les plus faibles valeurs de la coi.;ch.e de frottement ne sont
observees qu’en dehors de 1 a période d’ :~pwell. ing de mai à début
décembre quand les vents ne sont pas forts et régu1ie.t-s en direc-
tion. En ce moment, D varie entre 10 et il! metres. Les forts ~?OUpS
de vent de fin octcbre-début novembre entraînent une légère aug-
mentation de cette couche qui att,eint à c e nment des va? eurs
de 13 mètres.
C’est. à partir de fin décembre, quand les vents,
réguliers du nord s’installent que la couche de fret-tenent commence
à devenir importante. E l l e v a r i e d e 111 m è t r e s e n f i n d é c e m b r e
à p l u s d e 1 7 m è t r e s a u m o i s d e f é v r i e r . L e s valecrs c a l c u l é e s
de ce niveau du cisail.lement correspondent avec les observations
représentées par la distribution verticale des vecteurs de vitesses
horizontales (Fig37 1.

---

vI- & Transport d;Ekman.
- - -
22 Jr .&~a:~er le trar:sp5rt Ù’Ekmn, c ’ e s t - à - d i r e l e f:-ix
.
d'EâiJ,
e L i '- 'il é
‘~~23 l e
Zarge p a r u n i t é d e iong;teur d e c ô t e , r;o-is
a Y cc-: s d’at.ord é*/aIue l a ter,slon d u v e n t à l a s u r f a c e d e l a Ter.
7 “-7
reI;zJis FI’,LARD (19?0) p u i s
MELLQfl e t
.) $11, :1975), e t
t o u t dernièrewzt DIKEY~SI~FSSN(1983),il e s t é t a b l i q u e , c e s o n t
ies fj.;,-+* ~+i n-c .~IJ &;+~,p C]e
_ L aa C*V..-
\\I??i? jhferieures 5 l a pFriode d’ir.er-
t i e q u i diterrIr,ent l e pius l e s v a r i a t i o n s d u mouve?!ent d a n s l a
ccuche
r~;erficielle des o~ianr. 2üns l e c a s a c t u e l , n o u s a v o n s
éval:Jé la teris i-2 pour les per i odes correspondant aux di fférer.tes
SGrtie:; e:-. 7-r. 11 SIagit
slsrs d
e

va!e.urs noÿerlnes, s>Jr 5 à E
JCJS,
;* _ e !y 5, ‘ù 5 i-oncidiy)nc
Ci y ‘C reF.r<sentatives de tc tit le -O~C.
-0
__ i;Ji
7.t. I-lC.i?S ; 5rnet i as tirrI sir de téceler les grandes flurtïa-
--“r;s
_--
q .i pe,vt+:.r -araitPriser
-.cttLz
(_ i _. . m ‘-
yicr-1 c+ité.
-ES
y 2, : F _ ” s
de
-haq=e t e r - e oi:-:ci q u e l e u r signification sorAt
2iJà d,::.y&es,
522s
l e chapitre: Théorie des mouvements vert i CaliX.
o;U 2
est la tension du vent, et f le paraqetre de Coriolis.
POJI-
BAX:N (19?3), c e t t e fomule n e p e u t ê t r e u t i l i s é e
Four evalder l’irztensité d e l’lupwelling q u e s i l ’ o n e s t s û r q u e
la dire,:tion des vents est favDra b?e au développerlent de cet upwef-
Ijng.
Il propose une formule plus générale, adaptée à tous les
temps, qui f a i t i n t e r v e n i r le cos<nus d e l ’ a n g l e e n t r e l e flux
d’eau de surface chassé vers le large et la normale extérieure
à l a c ô t e . C’est donc un indicateur de la m?.;,e
d ’ eau anenée
en
s u r f a c e e t
qui
e s t co-.yùnéT,ent
appelé
i n d i c e d’upweliing

---

- 92 -
( “cvzsta 1 .;,cwelling irAdice":C.U.I. ).
Sur cette i'igiire,
est l'angle entre l'axe OY dirige vers le nord
et la normale extérieure à la côte;
8 - la direction du vent comptée à partir du nord positivement
dans le sens des aiguilles d'une montre. L'angle entre OY et la
direction du flux S vaut e-+270*; c'est-&-dire g =,!?- ( 8+2700).
ce qui permet d'écrire
C.U.I. = scos ti
z-
= -Cos (p- 0 + 900)
PP
OÙ'cest en Kg.m-1.~~2
Les valeurs positives correspondent à une remontée des eaux alors
que les nigatives indiquent un transpc z? des eaux superficielles
vers la côte donc un "piling-up". Selcn TEISSGiU' ::98L? qui appli-
qxait la théorie d'Ehman le long des côtes senég.alaises, ses résul-
tats n'étaient théorique?‘ent valables que pour les prot~z~ndeurs
supirieures à 80 mi,tres.
En appliqua:;t cette theorie de EAKUiL'
nous avons pû quand dme, grâce aux ir?dices d'ur~ti'elling consignés
dans le tableau4 , distinguer la péricde de la rriontée des eaux
de celle où les vents sont favorables à l'accu~~;lation des eaux
du large à la côte. Ce qui permet donc de conclure que l'utilisa-
tion de la méthode de calcul de l'indice d'upwel:ing est aussi
valable pour des profondeurs inférieures à SC mètres. La FEriode
de piling-up s'observe de juin à novembre, c'est-a-dire à la saison
des eaux chaudes où les vents bien qu'irréguliers en intensité
ont quand même une tendance générale à souffler vers la côte.
Les plus fortes valeurs (-0,72) indiquant la plus :?orte intensité
dans l‘avancée des eaux du large vers la côte sont observées au
mois d'oktobre au moment de l'installation soudaine des vents
du
nord.
Et aussitôt que ces vents du nord cessent, durant
la période de relaxation de novembre noas retrouvons les mêmes
valetirs (-&,4C) d'indice de piling-up qu'en septembre.

---

---.-
l
sept.
Oc tob .
Nov.
début
fin
Janv.
Fev.
Mers
A v r i l
ne1
Juin
I
1
OBcembrc
Ihkembre
-
-
-
-
!
/
/
Vitesne du vent
(m/s)
l 3.43
4.36
4.06
4,29
4.67
4,6
4.53
5.40
5.0
4.6
3.43
/
/ Direction du
/
l
vcilt
! 235
247
323
30
34
18
360
360
-
351
335
276
1
j

(degrhe)
l
Tension du
1
v e n t C t)
0.030
0,026
0,034
0,042
0,042
0,041
0,046
0,043
0,028
0,018 I
I 1ig.m-

i-s--2)
u?
w
Di ffkence
entre direct.
101
18
16
12
20
110
-
i
v e n t et
dirrct. c o u -
, rent de surf.
r! a
145
157
233
304
304
303
266
250
250
176
I
D
/ 10~25
12193
12.97
12.51
14.5;
15.2
16 ,.87
17.2
15.6
9.98
10.1
(r&tres 1
Transport
d’EKM Q N
0,488
0,787
0,681
0,9bO
1,027
1,113
1,273
1,219
1,113
0.66
0,488
m /s
l
c. v. 1.
i -0.40
-0,72
-0,40
0.51
0.59
0,47
0.21
0,13
0,lO
o,cJ6
-0,48
Tableau 4 - Variation dans le temps de quelques paramètres observés et calculés.

---

Y,” HI
.
. <e.- I”<-.--r^-..-
-_--
-
^-.--~
- 94 -
r
dance entre les tensions des vents du ncrca et les v21eurs cegatives
de l’indice d’upwelling conf.i.rme bien les i?e,.,d2;,
‘Pr ?- c;.Lira .:fm..
t- -,qs de $QLjSTER
( 1 0 7 6 ) e t SCEEMAINDA e t a1 .: 1 9 7 5 ) à s2vc~.ir qae l e syst E?e d’u;wel-
-
ling d u n o r d - o u e s t a f r i c a i n j u s q u ’ à lCnN ect b i e n 1 !é a u x v e n t s
a l i z é s d e l’hémisphire n o r d .
L e trans-si-t d’Ekr,an n e p e r m e t ~.:as , cependartr , d a n s t o u s
l e s c a s ,
de distinguer l e s u p w e l l i n g s d e s p i ling-up. E n e f f e t ,
1 ‘ o r i e n t a t i o n v e r s
l e s u d - e s t d e s ve!-!t s, e s t favoreble a u m o i s
de j u i n à une acc,Jmula+ion d e s e a u x e n
baie d e C;orGe a u s,.:d d e
Ruf i sc,Ee . Par ailletirs rettr, s i t u a t i o n E$:;t en :.;$ne TE?~S fa.L,orable
à la remontée des eau:>: à l ’ i n t é r i e u r 362 1.3 bale à pr-ximi:é d e
Th i arcye . Autremrnt d i t l a r,&thode d e s i.rlices d’u~;celii.ng t r a d u i t
Fl;tôt d e s sit.daticns fsvorables a u
dé:Sk.elc,;:;er,ent
de 1 ‘~m.F~del 1 ing
o u dA piling-u,- par r a p p o r t
à u n seg~,ert (je ccte d<terFiné -2is
n ' i iya 1 ~;e
p a s c e s p!-!énc y~iènes de mlaniere 3iqf+ale
c . 1
~(;,.*y ,;r,e r é g i o n
d,cr!riée. D’où l a necessi té de calculer les J i ! c: ç c.
-.. I? s i‘ i? r 1: i f .2 1 e s .

---

-95- .
VITESSES VERTICALES
S i ,
jusque là, nous n'avons parlé que de la reoontbe
des
eaux à la côte principalement induite par le trans:port d'EKb!AN,
n'c:ub:ions par qu'il ne s'agit là que d'un phénomène dû à la circu-
lation transversale. Et ce type de circulation comme l'indique
la thiorie d'EKi6AN s'accompagne toujours,
envertu de la loi de
continuité du mouvement dans un fluide, de mouvements verticaux
qui peuvent Etre dirigés de tas en haut comme de haut en bas.
C'est donc une des raisons pour laquelle la remontée des eaux
peut
s'effectuer au large (HIJXKA 1955).
Le rôle fertilisateur
de rea mouvements verticaux est discuté. Pour VOITURIEZ et HERBLAN3
(19821, ils sont nécessaires pour compenser le réchauffement d.3
à l'énergie tI-,ermique que reçoit la surface des océans.
Le calcul de ces vitesses verticales par la méthode de
suivi
des
isothermes
ou isopycnes n'est pas réaliste avec les
dennéesdo~t
nous disposons car l'espacement des sorties qui est
s-lpérieur à une semaine ne permet pas de dire avec certitude que
le d&plar;e-nent
\\de telle isoligrie est récent ou non. La faiblesse
-4
-1
de ces vitesses verticales (10
-10s2cm.S
) fait qu'il n'existe
pas encore d'appareils fiables pouvant les mesurer directement.
La seule G%ode dont dispose à l'heure actuelle l'kéanogrsphe
;,3ur -23-t inter
:es vitesses verticales est l'utilisation de modiles
t: a s é s s.ur
les equations physicc-mathématiques.
-ne
revue rsI,ide
$Ce ces différents modèles de calcul nous permet de les classez
en trois groupes principaux.
1 - LE GROUPE DES MODELES POUR OCEANS A UNI3 SEULE COUCHE
HOMOGENE.
CPS
modèles ont vu le jour avec les travaux de GUEZENSBERG
en 1954 dans les zones du large du Pacifique et de l'Atlantique
nord. Pour étudier les mouvements verticaux il utilise le système
d'équation du mouvement ainsi que l'équation de continuité pour
calculer la divergence des flux horizontaux. Se rapportent à ce

---

- 96 -
groupe les trava)Lx de YWHIDA (1955) sur 1"upwelling de la Cali~Î~r-
nie et celui de HICAKA (1955) sur la C‘i-yergence des courants de
dérive en fonction des tensions de vent.
II - LE GROUPE DES MODELES POUR OCEANS A DEUX OU PLUSIEURS COUCHES
.-.. --_--__l--l_
Ce groupe de modèles a pour pionnier LINEYKINE (1955).
Le fondement théorique du shéma de la circ;llation verticale ne
diffère pas qualitativement du groupe préccdent;. Laa différence
fondamentale est qu'il tient compte de la stratification. verticale
des eaux. Les modèles qui s'inspirent de cette théorie sont nom-
breux.
Pour ne citer que les plus origir:aux nous retiendrons les
travaux de CHARNEY (1955) po'z fluide incompressible et écoulement
quasi-géostrophique,
et ceux de SCANADY (19'71) qui a réecrit le
système d'équations de PROUDMAN pour chaq:le c:)uche à fond variable.
III - LE GROUPE DES MODELES QUI SE BASENT SUR LA DIFFUSION TURBU-
-- - ._-- ~-.---- .-_. ---
LENTE EN MILIEU MARIN.
C'est McEVEN (1933) qui le premier prop:?sa
le schka de
calcul des vitesses verticales dans des ~conditions rklles. Pour
détermier l'intensité de la remontée des ea;ix dans 2.a région de
SAN DIEGO, il utilise la formule simplifiée Ce l'éq?:ation de diffu-
sion de la chaleur. Plustard OZMIDOF (1568) développarlt la th0orie
de diffusion turbulente remarque que si, dans un flui:?e quelconque,
existe une répartition inégale des concerztrations de substances,
il y aura tendance en vertu de la seconde loi. de la ihermodynarrique
à l'équilibre des concentrations avec -1oEvements de la zone à
plus forte concentration vers la moins .:2ncentr%e. T?ans les liqui-
des immobiles, le mouvement n'est que mo:.éculaire; c!est la diffu-
sion moléculaire.
Si par contre le f!!.lide est e:n mouvement, en
plus des déplacements moléculaires on observe un rmouvement advectif
dû au transfert des particules macroscopiques du fluide, on parle
alors de diffusion turbulente. Le sens du fll-zx de diff.ision molécu-
laire est contraire au sens du gradient de la concentration alors
que son
intensité est proportionnelle c:; module de ce gradient.

---

r4rz que mit1'plie la concentration de particules C.
Après quelques transformations de l'équation de Fik pour
tin champ de vitesse moyenne, nous obtenons les équations de dif-
fusion turbulente de la salinité (S) et de la température (T).
Dans cette formule, les coefficients horizontaux et vertical de
diffusion turbulente (Kx,Ky,et Kz) ne sont pas constants.
C'est donc sur ces équations de diffusion turbulente, qui
ne font intervenir que les paramètres propres au milieu marin
rendant ainsi plus fidèlement compte des mouvements survenus dans
ce milieu, que nous allons nous fonder pour évaluer les vitesses
verticales en baie de Gorée. Comme dans la plupart des cas les
difficultés dans l'utilisation de ces formules résident dans l'éva-
luation de ces coefficients.
Dans la plupart des cas, l'équation de diffusion est simpli-
fiée en fonction des conditions physico-géographiques du milieu
et ramenée à une forme plus commode de calcul. Ainsi en baie de
Garée, nous avons considéré l'écoulement comme stationnaire. Nous
orientons notre système d'axes de manière que les x soient parallè-
les au courant qui longe la côte vers le sud et que l'axe des
Y
est dirigé vers le large. En supposant que v et w
sont très
petits p;r rapport à u et que dans le membre droit des équations
(1) KzcLet KzazLsont les plus déterminants, ce système d'équa-
tions s?r$duit àa
Connaissant u (le courant mesuré), Kz a été calculé pour
chaque sortie ( voir chapitre sur la stabilité verticale). 6 2-1
Quant à Ky,nous l'avons considéré constant et égal à 2,5.10 cm s .

---

--...--.-
-se-.-----
m--,
.
..j
_.“...
. .
,--._” _,-
.
En considérant maintenant l’axe des x parallèle aux isolignes
de salinité et de température,
l e systPme d’équaticns ( 1) p o u r
un régime permanent devient:
En résolvant ce système d’équations, nous obtenons une formule
pratique de calcul de la vitesse verticale dans laquelle n’inter-
v i e n n e n t q u e l e s g r a d i e n t s d e s p a r a m è t r e s e t l e s c o e f f i c i e n t s
de diffusion turbulente.
fi:
--d-V---
AT AS
I
*-- AI. A22
lu 4Y
AV AZ 1
(4)
IV -
DI-STRIBiJTIO?G EN SURFACE.

---

23 DECEMBRE 81
I
‘3
‘3
I
FEVRIER 82
Fiq.38 - Distribution en surface des vitesses verticales
indiquent les mouvem~ntr, vp~-t.ic~~~lx ancrndantn m

---

-4
. Fër des vitesses
vertjcojes d e plus d e 360.10
cr/F,
e t l’e.!tre
FlUC F J:ssor,t se situe un peu F~US 6u si3 dd @ci3ent et Se CëTaC-
-0
t,E;isp par des vitesses v e r t i c a l e s .de ~:US de 700.10
CT/E. 50;; te-
foi E B U ni+eau d e Rufisque,
18 source de ‘ r e m o n t é e côtiEre e s t
bien rrse en &vjdence par des v i t e s s e s verticales nf?gstjves de
1’ ordre -M.lo-%*~/s.
L’obseruetion de vit,esseE verticales 85Cen-
dg,tes eu sud de la b5j.e d o i t jtre liie ailx Ve:nts d o n t l’action
ne corT,ence & 6e faire sentir qu’B c e t t e
djatance suffisamrpent
éloigr&e du Cap-Vert. A Id f i n d u m o i s d e dt5cembre qL]a-ld l e s vents
clizk sont du nord-est, or: constate que .Ls zone h,aerhurée de re?-)On-
tée d’eau, jusque là limitée à la partie sud de la baie, occupe
presque toute la surface. La vitesse verticale moyenne reste rela-
tive,6ent la mbe q>'au mois d'octobre. Le changement à’ orientation
du vent se traduit par un léger déplacerent de la source côtière
à ce moment devant Pte Rouge. La descente des eaux superficielles
beaucoup plus lente à ce moment (7 à 21 ,:L0-4cm/s) ne s’effectue
que dans deux petites poches côtières au fond de la bai,e devant
Rufisque-Thiaroye et au sud devant Popengtiine. C’est au mois de
f é v r i e r q u e s o n t o b s e r v é e s l e s p l u s f o r t e s v i t e s s e s v e r t i c a l e s
ascendantes qui continuent d’occuper la presque totalité de la
s u r f a c e d e l a b a i e d e Garée. Les deux sources de remontée d’eau
sont bien distinctes et se caractérisent par des valeurs négatives
d e v i t e s s e s v e r t i c a l e s s u p é r i e u r e s à - 2 0 . IO-'cm/s.
c ’ e s t d a n s
l’upwelling sud et plus précisément sur l.e rebord du plateau conti-
nental que nous enregistrons les plus fortes valeurs de vitesses
verticales
ascendantes (-35Q.10-4cm/s).
Cet i
semble normal et
peut s’expliquer par la violence du jail dissement du fl.dx horizon -
ta1 profond sur ce rebord du plateau continental lors de son orien-
t a t i o n v e r s l a c ô t e . On n’observe à ce cornent ~U'LUW seule poche
de descente des eaux de surface devant Popenguine. Les vitesses
y s o n t e x c e s s i v e s (1450.10-4cm/s) e t n e p e u v e n t s ’ e x p l i q u e r q u e
par une augmentation de densité des eaux superficielles par rapport
aux sous jacentes. Cette situation est favorisée par une déviation
du courant subsuperficiel dont la pénétretion en de baie de Corée
s’effectue principalement par le nord ( voir chapit,re courants).

---

Le ralentissement de la remontée des ea'ax am'orcé au moi,s
d'avril
devient plus net en mai où 1 'on n'observe plus qüe deux
petites
zones à valeurs négatives de vitesses verticales. L'une
c6tière relativement plus intense avec des vitesses de près de
-45.10-4 cm/s devant Pte Rouge et l'autre 8u large de la baie
sur les fonds de 80 mètres a une vitesse moyenne plus faible de
1' ordre -10. 10-4cm/s,
L'emplacement de cette zone de remontée
au large qui n'était pas observée le mois précédent semble dépendre
du changement d'orientation du souscourant qui redevient à ce
moment de direction nord entrainant ainsi une perturbation & la
limite entre les flux de stirface et de fond. Far suite de 3a dfmi-
nution du flux profond en direction de la côte qui, a certains
endroits , montre mEme une tendance de recul ‘vers le large, il
n'est pas étonnant que les .
eaux de surface soient un peu pl.~s
lourdes que les sousjacentes et que la plus grande partie de la
surface de la baie montre une tendance à 1,'enfoncement des eaux
eapefic-elles. Ces vitesses descendar‘tes sont relativement élevees
(plus de 20.10'cm/s).
V- DISTRIBUTION VERTiCALE.
Sur le figure 39 , nous avons représenté les variations
temporelles des valeurs de la vitesse verticale sur toute la colon-
ne d'eau à la station 5 la plus au large de la baie de Gorge.
L'éloignement de cette station de la cate ne lui permet pas une
bonne reprkentativité
des mouvements verticaux de la baie de
Gorée. Cependant il permet de constater que le début de la remontée
des eaux se caractérise toujours par de fortes vitesses verticales.
Ceci est bien vérifié aux mois d'octobre et de dicembre. En effet,
au mois d'octobre quand les vents alizés du nord commencent à
s'installer provoquant un déplacement de la couche intermédiaire
on observe entre les immersions 20 et aO mètres un noyau de grandes
vitesses verticales ascendantes dont les plus fortes valeurs (-70.
1 o-4cm/s) sont centrées au niveau 35 mitres. Après le période
de relaxation de ces vents du nord de novembre, le àébut de l'ins-
tallation des vents réguliers en décembre provoque encore de fortes
vitesses verticales ascendantes entre les niveaux 10 et 25 mètres.

---

-~-------.-- ~-_.- --
.
I . l.^..l_l.l _...^ “. .-_ - -. -- -.-.-.- .-.---. -
Fig.39 - Variation temporelle du profil des vitesses verticales
à la station 5.1es valeurs n6gatives (surface hachuree)
repr6sentent les rriz~uvements verticâux ascendants alors
que les positives indiquent la 6tescent.e des eaux.
T~2s valeurs réelles (e:n.~-1) S~IX+; m1~~t:iF1i&~,
IISr lf~b,
IT (mijour)
T.lo-4 (cm/s)
Y =
28x -91.4
6.0
7 0
r = 0,99
5,16
6 0
n = 8
4,3
50
3,49
40
2,58
3 0
1,72
2 0
03
10
0
0
ng-40
- Relation vitesses VErticales ascxndanties en
surface et vents de secteur nord.

---

- 1,:1j -
- 4
Les pIus fortes valeurs (-143.10
cm/s) sont centrées à l'immersion
20 mG:res un peu plus haut que le noyau précédent. Ceci s'explique
par le fait que la relaxation des vents n’a pas suffisamment duré
pour que les eaux intermédiaires déplacées vers le haut à la suite
de 1 'accroissement de la couche profonde, retrouve 1e-u.r position
stable d'avant. avec ,le développement des vents qui deviennent
réguliers on constate que le mouvement ascendant est général pour
toute la colonne d’eau [bien que les vitesses deviennent plus
faibles: 10 - 16.104cm/s, en février). .
A !a fin des .upwellings
en Y.ai et Juin qui se caractérise
comme nous l'avons vu plus haut par l'observation en surface de
vitesses descendantes, nous constatons que la couche profonde
de la baie est tou.jours Occupée pa r des mowements ascendants.
2ar
aille.urs u n c a l c u l d e c o r r é l a t i o n ,
à l a s u r f a c e d e
toutes 1 es stations,
entre les moyennes de vitesses remontantes
et la vitesse du vent (Fig.40 ) montre une forte valeur significati-
ve de 0,99 pour un total de 8 sorties. D'où la droite de régression
représentée sur la figure40 et dont l'équation est Y = 28x - 91,4.
On retiendra que cette relation ne donne qu’une idée de la valeur
moyenne des vitesses verticales ascendantes, sans tenir compte
de l'endroit où s'effectue cette remontée.

---

- 104 -
ENERGIE POTENTIELLE DISPONIBLB
-
-
-
A f i n d ’ e s t i m e r l a q u a n t i t é d’Éner-gie mise en :e.u p a r l’up-
wei! ing,
Ti’3’US
avons éx?a;ué
1’ Energie ;.oter,tielle
cil spcnible ou
p l u s p r é c i s é m e n t s o n a c c r o i s s e m e n t , correspor,dant à 1 ‘ a r r i v é e
et. a.d maintien en surface d’eaux plus denses que la “normale”,
hors saison d’upwelling. L e c a l c u l a é t é f a i t s e l o n l ’ e x p r e s s i o n
genérale :
' Epot= jjdiL)- i;zy;;& $ (+'-."r&
0
NOUS avons considéré une couche d’eau d,‘épaisseur (h] cons-
t a n t e e t c a l c u l é p o u r c e t t e c o u c h e l a variaiiori d’&~ergie peten-
l
tielle résultant des variati.ons de la masse volumique ( 7 ) moyen-
ne dans cette couche:
,
Epût’S = l/+.h'
Nous avons négligé la part de l’énergie interne due aux
variations tberniiaues.Car selon REID et al( 79V1) elle ne constitue
dans les mers tropicales que 10% environ de l’énergie potentielle
d i s p o n i b l e s i 1 ‘ é p a i s s e u r h e s t ir,fErieure à 1000 m è t r e s . D a n s
notre cas l’énergie potentielle a été calculee pOiiZ‘ une épaisseur
d’eau de 20 metres dont la densité mc:: enne est silpposée ne devoir
sa variation qu’à la remontée des ea.Jr profondes ( si l'on néglige
bieh s û r l a p a r t q u i r e v i e n d r a i t a u r e f r o i d i s s e m e n t s u p e r f i c i e l
dû au déficit du bilan thermique souligng dans le chapitre régime
des vents et température de surface), Pour éliminer l’arbitraire
d u c a l c u l d e 1"énergie p o t e n t i e l l e , n o u s avons s u r l a f i g u r e
dl représenté e n f o n c t i o n d e s v e n t s ‘ c u m u l é s ( v i t e s s e x n o m b r e
de jours), l e s v a r i a t i o n s d e c e t t e q u a n t i t é ( AE
. If,-.:-+ r+,: r,r,
pot -
entre les mois consécutifs) et également le produit masse volumique
-surface des taches d'eau les plus denses ( ~t,?23,0); ce produit
constitue
a u s s i u n
i n d e x d e l ' i n t e n s i t é d e s r e m o n t é e s d ' e a u .
L’observation de cette figure apporte deux enseignements :

---

c .E

5,


---20 .
s,-rs:
^i
.

---

- 106 -
1 ) - L ’ é n e r g i e p o t e n t i e l l e e s t a u s s i indicatrice de 1 ‘upwlling
que les taches de fortes densités.
- Ces deux quantites
sont minimales en saison chaude
lors-
qUP
l e s v e n t s s o n t f a i b l e s e t i r r é g u l i e r s . r\\ c e accent (septembre-
décembre),
l a v a r i a t i o n d e l ’ é n e r g i e ;:oi;ontieIle d i s p o n i b l e e s t
t r è s f a i b l e ( 1 à 2.103 jaules/a2) e t ,#e p r o d u i t s>Jsface-densité
de l’ordre de 36.000 Kg/n.
- L’ installation des vents fort :. du nord (fin décembre),
en provoquant une augmentation de la COAX he profcnde et une arrivée
importante en surface d’eaux plus denses, entraine une augmen:ation
de i’énergie potentielle et des taches CIE’ fortes densités (respec-
t i v e m e n t p l u s d e 5 . 103 joules/m2 e t CO. 10 3 Kg/rr! ) * Au fur et à
mesure que les vents du nord continuent. de souffler et que la
remontée des eaux se poursuit, l’énergie pot.ent;ielle et le produit
densité-surface croissent pour passer par leur maxi.ma en fin :févri-
er-début mars (8.10 3 joules,/m 2 e t 42.103 Kg/m).
- La diminution de 3.a remontée df?s eaux profondes en avril
est mise en évidence par ia diminution de ces para:nPtres qui se
stabilisent. à un niveau plus bas dürarrt tout ce mois; au début
de juin, la chu’ce s’amorce.
2)
- L’autre enseignement que nous apgBorte cette figure découle
de la conc rmittance des deux courbes.
En effet. 11 ‘évolution des
taches
d e fort.es d e n s i t é , comme la densi tc! moyenne de la couche
d ’ e a u é t u d i é e ( 2 0 p r e m i e r s metres d e isurface 1 obeissent à u n e
meime l o i d e v a r i a t i o n d é t e r m i n é e p a r 1 ‘;ipwell.ing. 1.1 e n r e s s o r t
donc que les observations de surface ( étude de:s taches de fortes
d e n s i t é s ) sont finalement aussi infoi-mat ives que ce1 les faites
le long d’une radiale hydrologique (én~rg1e ,p)tentielle) du moins
pour ce qui concerne la baie de Gorée.

---

_ S T A B I L I T E
V E R T I C A L E
7
-c .
1JOd-s d5r.s le oït d'â;.c;r Ues idées plas pricises Sïr les
dzffirertes yfzses de déve-,,,,-
'P--;-,ent de l'up~elling de !a Eafe de
Corée et not.any,ent caractériser le moment de son déclenche-,ent noxs
~VO~S procidé à l!étade de la stabilité verticale des eauX à la
station 5. L'une des méthodes de cette étude, qui est couramment
utilisée de nos jours, est le suivi de la variation du nomtre de
Richardson de masse (RICEARDSON, 1926 ; PRANDTL, 1931 ; et TAYLOR,
1931) :
R.-
:
1-
2
Ce nombre adimensionnel
COnStitUé par le rapport de la
. J-8
stabiiite p z
et de l'ir,ergie cinétique empruntée par la turbu-
lence à UC mo>;rea,ent moyez
cse apparaître trois si tu2tio-x
possik.les.
1) 3uand Ri = nombre de Richardson critique (Ricr), il y
a neutralité qui s'observe lorsque la stabilité et la turbulence
s'équilibrent.
2) Quand Ri:>Ricr la stabilité l'emporte.
3) Quand Ri < Ricr il y a instabilité à cause du développement
de la turbulence.
Une valeur critique Ri = 1, déduite logiquement de la formule
n'est pas tout le temps observée dans la réalité car si la condi-
tion
z, 0 est nécessaire pour eritrarner la disparitipn de la
turbulence,
elle n'est pas suffisante puisque la turbulence peut
se maintenir si or
iF,o est suffisamment grand. Aussi, nous avons
calculé pour- chaque mois un nombre de Richardson critique (Ri&)
suivant la méthode d.e PROLQKAN (1953) :
1V
R
=
icr
Kz

---

--~--
--
--*.,--- .^
P o u r l e c2lcul d u f a c t e u r d e ttiirbizI.ence
( Iv
r~ous 2vons
utilisé la formule semi-empirique de BDLJSSINESQ :
- 3
du
F+ x* 1 -clr )
V =
Quant au cqefficient vertical de diffusion turbulente, il
a été calculé pour la salinité par la formule simplifiée de l'gqua-
tion de diffusion turbulente rappelée par IVANOFF' (1975):
as
uax
2
a5-2 .
az
L e s vzleurs obtenues d e
w de Kz et de RiCr sont consignées dans
l e tetleau s u i v a n t :
-
_-___-
1
1
3c tobrt
DCbut
Pin
F+%!iler
mal
Juin
DCctmbrc
I
D#cembrr
.-
._.-__--.
1
13,57
15‘99
15,97
1.5.83
15,P
9.t
\\
P
!
.Kz
'
13.3
17.25
1e,a5
33.3
J4,b
7.f
R
1.14
lcr
1.03
0.93
O,B?
0.56
1,07
I
-.-_l_l__l. j
il)
Ce sont là des valeurs moyennes pour toute la colonne d'eau.
Et nous constatons que le nombre de Richwdson critique ne s'karte
pas beaucoup de l'unité sauf en février au moment le plus intense
de i'upwelling. C'est donc, pour 'cette raison, que nous pouvons
considérer l'unité co?e
valeur critique moyenne du nombre de
Richardson de toute la colonne d'eau en dessous de laquelle la

---

- 139 -
t,rV.ul P‘“,C e
;'enywte
sur la stabilité des eaux en Baie de Gorée.
Sur la figure 41 , nous avons représenté la variation daris le temps
32. profil vertical du nombre de Richardson de masse. Zette figure
r6vèle l'existence de trois (3) couches d'eau d'octobre 0 décembre.
3eux couches limites, l'une en surface et l'autre au fond, dans,
iesqtielles
la turbulence est nettement supérieure à la stabilite
et une couche intermédiaire plus stable. Les valeurs du nombre
de Richardson sont beaucoup plus faibles dans la couche limite
profonde que dans celle de surface. Autrement-dit, l'écoulement
turbulent dû au frottement avec le fond marin serait plus impor-
tant que l'effet du vent en surface. L'épaisseur de la couche
profonde turbulente est, à ce moment, de près de 25 mètres. Elle
diminuera cependant au mois de novembre avec la relaxation des
vents de cette période jusqu'à moins de 20 mSt.res, Quant à la
couche de surface, elle ne varie presque pas en épaisseur, si
ce n'est le nombre de Richardson qui y varie de 0,47 en Octobre
à 0,74 en novembre. L'existence de cette couche turbulente de
surface dans le nord-ouest africain a déjà été signalée par
HUNSTSY,AN
et BARBER (1977) qui l'ont liée aussi aux alizés.
La couche intermédiaire stable commence à se désintégrer
a;rec
les forts coups de vents d'octobre. A ce moment son noyau
central,
situé à l'immersion 30 mètres et qui se caractérise par
des nombres de Richardson supérieurs à 13, commence à s'effriter
avec le temps tout en augmentant en épaisseur. Ainsi, au mois'
de décembre, les plus fortes valeurs de Ri sont de l'ordre de
4 et sont observées à l'immersion 15 mètres. L'arrivée massive
des eaux, sur le fond de la baie et qui se traduit par une augmen-
tation de cette couche profonde montre bien que la turbulence
se développe de bas en haut. Au mois de décembre, la couche inter-
médiaire stable est complètement effritée et se caractérise par
des nombres de Richardson légèrement supérieurs à l'unité. A fa
suite du développement de la turbulence dans la couche profonde,
la couche intermédiaire effritée remonte en surface. La dispari-
tion de nombre de Richardson supérieurs à l'unité, de fin décembre
à fin avril, indique la période la plus intense de la remontée
des eaux profondes qui, comme nous le constatons sur cette figure,

---

. - - .
..~
----.-
_ _ _ _
---“----
.~-~
-._<
- - ~ ~ .
. .
. . . ..-.-.__
.1,-
- - - ”
_._..,....
“.1””
.,_-
_-_----~__~
-._.--ll~---
- 110 -
se caractérise par une turbulence géneralasée de toute l'ipaisseur
de la casse d'eau. La reinstallation des eaux stables à no7,bre
de Richardson supérieur à 1 en surface a partir de fin avril,
montre bien le rôle de la stratification dans la diminution de
la turbulence (HALPERN 1976). En effet, c'est à partir de ce mo-
ment que le raycnnement solaire très fort (2000 joules/m2),
bien
que atténué par les vents assez forts de cette épcque, commence
à réchauffer les eaux de surface. Ce réchauffement entraînant
une stratification thermique donc, de densité de la couche super-
ficielle au moment où les eaux profondes commencent leur retrait,
favorise le développement de la stabilité dans les 30-40 premiers
mètres en mai. Au mois de juin, le phenomène s'accentuant, la
Couc:he stable de surface atteint une cinquantaine de mètres.
Le fait que la couche profonde soit en permanence turbu-
lente nous a incité à la considérer à part. La remontée des eaux
à la côte n'étant que la conséquence de l'avancée de la couche
profonde,
il n'y a donc pas meilleur indice du déclenchement de
l'upwelling #que le nombre de Richardson de cette couche. Sur la
figure 42
sont représentées les variatic'ns tempcrelles du nombre
de Richardson moyen 3e toute la couche d'eau (Ri) du nombre criti-
que de cette même couche (Ricr ) et de celui de la couche limite
profonde (Rifd). Cette comparaison appelle les remarques suivantes.
Dans cette couche profonde, le nombre de Richardscn est toujours
inférieur à l'unité et l'observation des valeurs de Cl,25 au mois
d'octobre au moment des forts coups de vents du :nord permet de
dire que, c'est à ce moment, que l'avancée des eaux profcndes
vers la côte est amorcée. Ceci confirme les observations de
GALLARDO (communication personnelle) en baie de Gorée.
BUSINGER et a1 (1971) ont quant à eux trouvé expérimentalement
dans l'atmosphère que le seuil critique du développement de la
turbulence se caractérise par des nombres de Richardson de l'ordre
de 0,21.
Ce sont donc là toutes les raisons qui nous permettent de
considérer que c'est en octobre que commence la remontée des eaux
en Baie de Gorée bien que l'interruption des vents en novembre
provoque une diminution de la turbulence de cette couche.

---

60
Fig. 41 - Variation temporelle du profil du nombre de Richardson
(Ri) calculé entre 2 profondeurs successives de mesure
à la station 5.
Ri
S 0 ND
J
Etl
A
t-f 3
Ficb 42 - Variation temporelle à la station 5
du nombre .de Richardson moyen de la
colonne d'eau(&),
de la valeur cri-
tique de ce nombre (Ricr), et du nom-
bre de Richardson de la couche pr+
fonde (Rifdf .

---

-
--
---
.-_U
“-,1

^“.ll”“..I-~

_..
-
- 112 -
L a f i n d e s upxellings s e t r a d u i t dars c e t t e c o u c h e
proT’onde par l'apparition de nombres de Richardson slupérleurs
à 0,60.
_-
.
.
.
.
.
_.

-.--.-.-.

. _

-
-.-.-~
_
-..I--
---.-----

-----
(1)
L'interprétation physique du nombre de Richardson Ricr.,
et surtout de sa valeur absolue, est sujette à caution. Cependant
nous pouvons toujours interpréter la répartition du nombre de
Richardson en termes relatifs; c'est à dire un nombre de Richardson
élevé indique toujours une plus grande stabilité ( ou une plus
faible instabilité) qu'un nombre faible.

---

- 113 -
SYNTHESE DES PRINCIPAUX RESULTATS
Le rôle des vents dans ie mécanisme de l'upwelling de ia
taie de G>r ée est idéterminant. 11 présente deux aspects:
- Lorsque la dépression intertropicale se situe environ
à la :.aLitude lCaN (octobre-début décembre), les vents du nord
ne sont pas encore forts dans la région de Dakar.Mais du fait que
ces vents entrainent dans cette région des masses d'air "froides"
provenant des latitudes plus élevées, l'atmosphère refroidit les
eaux superficielles par convection thermique. A ce moment, la
baisse de la température des eaux de surface s'observe aprés 2
à 3 jours de vent du nord et par contre le réchauffement s'effectue
aprés une seule journée d'accalmie des vents.
- Quand la dépression intertropicale entame sa migration
vers le sud (à partir de fin décembre), les vents de,secteur nord-
est commencent à devenir forts en baie de Gorée. Par effet de
friction ils transfèrent de l'énergie mécanique aux masses d'eau
superficielles et y engendrent un courant de dérive portant oppro-
ximatidement au sud-ouest.
Le début de ce phénomène s'observe
a :; r'o-,ent où la composante ouest des vents du nord disparait et
que ces derniers commencent à prendre une orientation N.E., plus
favorable à l'évacuation des masses d'eau superficielles chaudes
de ia taie de Gcrée.
L'énergie mécanique reçue en ce momer;t par
la mer n'étant pas très importante, elle se dissipe presque entiè-
rement dans les 30-40 premiers metres. Le flux profond qui vient
compenser à la côte, celui de surface, se situe au niveau de la
couche intermgdiaire,
d'ou un début de refroidissement beaucoup
plus important des eaux de surface.
Avec l'augmentation de la force des vents, l'énergie mécani-
que fourr,ie à la mer devient plus importante et atteint des couches
plus profondes. Au voisinage du fond, où la force de frottement
est importante, une autre composante de la vitesse du courant
orientée vers la côte fait son apparition. Ce flux profond est
principalement alimenté par les Eaux Centrales Sud Atlantique(ECSA),

---

- 114 -
riches en sels nutritifs, du sous-courant profond qui longe, vers
le nord, les côtes ouest-africaines. Les eaux profondes pénètrent
en baie de Corée par le creux, en forme de demi-cercle, de l'iso-
bathe 50 mètres. La couche intermédiaire stable est d'abord soule-
vée en surface puis disparait complètement de la baie.
Le nombre de Richardson critiq1-e de l'ensemble de la colon-
ne d'eau est très proche de l'unité; mais l'observation de la
seule couche limite profonde, révèle que le début de l'avancée
des eaux profondes vers la c6te ne s'effectue que lorsque le nombre
de Richardson de cette couche est voisin de l/a.
C'est la source de remontée du large de Popenguine-Somone
qui, la première, entre en activité (novembre); c'est seulement
un mois environ plustard (décembre) que les eaux profondes attei-
gnent la côte entre Rufisque et Pte Rouge. La position de la source
- - - -
côtière de remontée principale est largement fonction de l'orienta-
tion des vents. Elle se situe ( à partir 'de la station 5) sur
un axe du creux de la baie, approximativement à üOO à gauche des
vents du nord.
Le maximum dans la remontée des (eaux se situe en février-
mars. Les ECSA d'origine assez profoyide (73-80 mètres), font leur
apparition en surface et sur le fond de la baie, on observe pour
la seule fois de l'année, le mélange ECSA et Eaux Centrales Nord
Atlantique (ECNA). La variation de La composante méridienne de
la vitesse dans la couche de cisaillement qu:L se forme sur ?e
rebord du plateau continental y crée un upwe2.lir.g
_I-
secondaire.
Le ralentissement des mouvements ascendants s’amorce en
avril,
avec l'affaiblissement des vents. En mai, le renversement
des vecteurs du sous-courant profond, qui redevient de direction
nord, diminue considérablement le flux d'eau profond en direction
de la côte.
La fin des upwellings ne serait vraisemblablement effective
que lorsque les eaux chatides tropicales atteignent la côte.

---

- 115 -
Les périodes de transition entre saison chaude et saison
-
froide, ou vice-versa,
sont marquées par la disparition de la
couche homogène de surface,
et donc par la présence en baie de
Gorée de deux couches d'eau seulement: une couche de surface à
forts gradients et la couche profonde.
L'application de l'équation de diffusion turbulente pour
l'étude des mouvements verticaux s'est révélée satisfaisante.
Cette méthode a non seulement permis de délimiter? avec beaucoup
plus de précision, les centres de remontée d'eau mais elle a permis,
aussi
de mettre en évidence les zones de mouvements verticaux
descendants.
Le début de l'cpweiling se caractérise toujours par
l'apparition de très fortes vitesses verticales ascendantes à
la limite des coi-iches intermédiaire et profonde. Une très forte
corrélation (G,98) a été observée entre les vents du nord et les
vitesses verticales remontantes.
Les taches de fortes densités comme les variations de l'é-
nergie potentielle disponible sont de très bons indices du dévelop-
pement de .1 'uy:welling.
La comparaison de ces deux paramètres nous
erseigne,
qu'en baie de Gorée, les observations de surface sont,
en pratique, aussi informatives que celles faites le long d'une
radiale hydrologique.

---

- 117 -
I N C I D E N C E D E L ' U P V E L L I N G
S U R
-
L' A B O N D A N C E E T L A
V A R I A B I L I T E
D U
P H Y T O P L A N C T O N
c’.
LSd-
;a figured3 e s t reprErertSe l a v a r i a t i o n d e s concrntra-
farce=
b-G'..- d e c;.Icrophylle e n fonEtion de la profondeur de disparition
d u àisque d e Secchi
(ZSec ) d a n s l a c o u c h e s u p e r f i c i e l l e d e l a
.
station 5. .Il r e s s o r t b i e n u n e n e t t e d i f f é r e n c e e n t r e l a s a i s o n
chaude et celle des eaux froides. En saison chaude, lorsque les
t e n e u r s e n c h l o r o p h y l l e d e s e a u x r e s t e n t f a i b l e s ( 4 mg/m3), la
transparence des eaux (bien que faible: 15-18 mètri-s) est la plus
imp5rtante de 1 ‘année. Cependant, en saison froide aussi, la dimi-
nution de ZSec
ne semble pas varier de la même manière que i’aug-
.
mérliatii>li des
_
con;-entïations
de chlorûphÿlle des
eâux.
Ce qai
laisse supposer que la diminution de la pénétration de l’éclaire-
ment, en saison froide, ne serait pas uniquement due aux fortes
concertrations de chl&ophylle mais aussi à la présence, en qianti-
.
te
variokle,
d a n s l e s eaux
d ’ autres
substances qui pourraient
provenir C e s f l e u v e s e t des rivières avoisinants ou de la remise
en
suspension
des
Ch’Q -3‘
particules sédimen-
taires par la turbu-
lence
qu’engendre
,o 50’ Chode
l e
déplacem,ent,
vers la côte,
des
ea:Jx
profondes.
C e
pf.énomène d
e
5
t u r b i d i r é a
ét.é
/ \\l
aussi
mis
e n é v i -
fev.
dence
par
K3REL
1
(1982)
d e v a n t l a
oi.
hc' ,,Z Sec Mauritanie lorsque,
1
0
5
13
(m) -
par
alizés
moyens ,
Fig..43 - Relation entre les valeurs
l'upwelling
se
moyennes de la chlorophylle a
développe
sur le
da-s la couche de surface -
(0-10~) et la profondeur de
plateau continental,
disparition du disque de Sec-
chi (Zsec.).

---

- 118 -
Cet
auteur
souligne
aussi
que la bior;asse ~h~~;:c~lanctonique est
nettement plus faible dans ces eaux c?r:+res qu'a-l large. C'est
pcürquoi,
dar,s ce rôle de l'upwelling sur le d6velo;pement du
plancton,
en plus des facteurs trophiques et de stabilité du milieu
marin,
l'atténuation du rayonnement solaire par les particules
en suspension doit être prise en compte.
Les figures (44 - 47 ) montrent les distributions en surface
des concentrations de chlorophylle et du pourcentage de saturation
en oxygène à différentes époques de la saison froide et de la
saison
chaude.
(.La discussion concernant l'oxygine sera faite
plus loin).
I _La saison des eaux chaudes et stables ( jui.n à décembre)
Les
figures 48 - 50 montrent la distribution verticale de
---~-~I
la chlorophylle 2, des sels nutritifs (PJ08 et :?O,!, de la tempé-
rature et du pourcentage de saturation en oxygène.
Le choix des
stations 5 et 24 du large, pour l'étude. de cette variation verti-
cale, est surtout dicté par leur profcndedr (plus de 50 mètres),
qui permet une compréhension de ce qui se passe sous la thermocline.
C'est ainsi que nous avons pu mettre erl 5vidence les rôles impor-
tants joués par la thermocline et la nitracline dans la distri-
bution verticale des peuplements phytop';anctoniques et notamment
leur influence sur la position du maximum de chlc)roFhylle.
A cette saison, avec l'accalmie des vents, la structure
hydrologique
montre une stabilité plus élevée et la turbulence
n'affecte q'ue les couches limites de surface et du fond. Cette
faible turbulence associée à l'insolation assez fo.rte de l'époque
vont favoriser une pénétration beaucoup F:~US grande du rayonnement
solaire
; de ce fait,
la chlorophylle est observée le long de
toute la verticale jusqu'à 75 mètres de profondeur. Comme MOREL
(1982) ou VOITURIEZ et HEFBLAND (1982) pour le dôme de Guinée,
nous constatons également en baie de Gorée que la nitracline coïn-
cide avec le "milieu" de la pycnocline. Le maximum de chlorophylle

---

Ch1.a (18-20 sept.)
z
Ch1.a
07 % sa-h.
(20-22 nov -81)
Fier. 44 - Distribution en surface des concentrations de chlorophylle _"..
en oxygAnc,

---

Chl. a
(l-3 décembre81)
( 1 - 3 d&embxe 81)
02
Ch$.a
’
uM,’
I s a t .
132-23 cbktnb.1
( 2 2 - 2 3 tic.811
I
I
mn
/
m
1
II m
-I#i.
In0
p’ig .45
mncentrations. de chlorophylle a et du pourcentage de saturation
- Distribution en surface des _-
en oxygène'.

---

02 P, sat.
(26-28 mars82)
Chl.a
02 % sat.
(2-3 mai 82)
(2-3 mai 82)
.
’
-.
.’
f
\\
‘!.
-\\
\\
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, \\
‘, \\ r
i
nc . .
:
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‘.\\ --__
:
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c.
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Fiy.
- Distribution en surface des concentrations de chlorophylle a et du pourcentage de saturation
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d e c e t - t e so’scn,
er, moyenne d e 1 ‘ o r d r e d e 4 rrg/‘m3, se localise
a u s~:-,et d e l a n i t r a c l i n e entre les immersions 10 et 20 mi-tres
?à où : es conditions d’éclairement et nutritives sont bonnes et
l a sta’biiité g r a n d e . C ’ e s t c e q u e VC!ITLIFIEZ et HEREX+ID ( 1 9 1 2 )
ont appelé “les Situations Tropicales Typiques iS.T.T. )“.
En surface,
ces eaux relativement oligotrophes (les con-
centrations de nitrates y sont presque nulles) se caractérisent
p a r d e f a i b l e s b i o m a s s e s phyt.oplanctoniques : l e s p l u s f o r t e s
concentrations de chlorophylle varient d’un mois à l’autre entre
1 et 4 mg/m3. Le cantonnement de ces peuplements phytoplancto-
niques,
au fond de la Baie,
le long de toute la côte jusqu‘au
sud de Fopengui.ne,
au moment où l’upwelling n’est pas en activité
ne pe.uî, s’expliquer que par la présente d’B18ments ~~utri tifs issus
d e l a r é g é n é r a t i o n ; partir. ,le iii mitti;itre
orgak ip c .
Selon
REEERT (lC78d , cette matière organique dégradée proviendrait des
ph&iom$-les
de pollution croissants dus à l ’ e x p a n s i o n d e l a com-
mur;auté iirtaine d e D a k a r . F o u r c e t a u t e u r , c ’ e s t c e t t e p o l l u t i o n
qui serait à la base de l'a~g~jentation depuis 1974 de ?a cfiloro-
phylie É: ûrje r~~ûyenrie supirieüre à 1 ng/m3/an.
L e s p r e m i e r s CO~~S d e v e n t d u n o r d ( o c t o b r e )) entra2rant
ùrie diformation d e l a pycnocline, et donc une injection à travers
celle-ci d e quantités n o n n é g l i g e a b l e s d e s e l s n u t r i t i f s p a r d i f -
fusion tflbuiénte,
prcvoquent we légère adgnentation de la teneur
en ~Alor~piiyile des ead de sd face. Les pi us fortes conc erl trations
s o n t tcijo.Jrs o b s e r v é e s le long de la côte et le maximum
(4,6 mg/‘m 3, se situe devant Fte Rouge à l’endroit 0.2 apparaitront
plus t a r d l e s e a u x f r o i d e s profor‘des.
Les concentrations de plus
3
d e 2 mg/rr
qu’on observe à ce moment au fond de la baie entre
le Cap Kmuel et Thiaroye, loin de toute source de remontée, ne
seraient toujours attribuables qu’à la pollution qui est d’ailleurs
maximale à cet endroit, à ca;1se de la proximité du port de Dakar.
Au l a r g e ,
la teneur en chlorophylle des eaux de surface
3’
est encore beaucoup plus faible (0,5 mg/m
environ).

---

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124

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5
ST.23
FEVRIER 82
Fig.49 - Distribution verticale de la chlorophylle a, des nhosnhates, des nitrates, de la température
et du pourcentaw de saturation en oxyqëne.

---

I
N
cn
50
JUIN 8 2
!
F i g . 5 0 - Distribution vertikale de la chlorophylle fi, des phospha-
tes, des nitrates, de la température et du pourcentage de
saturation en oxygène.

---

- 127’-
IL-La saison des eaux froides ( fin decerkre- mi)
c .
.>A >
er,
saison chii.ude,
l a constance d u fecteur lumiire a
béiJcoup f a c i l i t é l ’ é t u d e d e Ja variEt.iiité d u phytop!encton q u i
n e d6per.d tlors qae d e s s e l s n u t r i t i f s , e n s e i s o n f r o i d e , p a r
contre,
le developpenent d e l a t u r b u l e n c e r e n d c e phenomène p l u s
ccrip! exe. La réinstallation des vents du nord faibles mais suffi-
saiment réguliers pour provoquer en décembre le dibut de l’upwel-
ii-g de la baie .de Garée est à l’origine de l’approvisionnement
c o n t i n u d e la b a s e d e l a c o u c h e s u p e r f i c i e l l e e n n i t r a t e s q u i
n’titteignent pas encore la surface. Le déplacement vers le large
des eaux côtières de surface sous l’action des vents du NE provoque
le déplacement du maximum de chlorophylle (2 mg/m3) vers le milieu
d e l a b a i e , sur les fonds de 25 M. Le début du déplacement des
eaux profoncies vers la côte y engendre une turbidité assez impor-
tante ( par la remise en suspension des particules sédimentaires);
cesi ô z - -c PGC consiquerjce d e iitri,iter l a pinétration d e ia 1uCkre
e t . p a r conséquent,
l e déve:cppe-ent d u phytoplancton e n z o n e
cFtlire.
L’aignertatlon d e l a ccuche p r o f o n d e e n t r â î n e u n l é g e r
SC ai:e*<e- er>t de la couche intecmidieire. Le maximum de chZoro&ylle
3
C
4,s ‘7.g ‘m ) s u i t toujo.ars 1 e scnmet de la nitracline et le milieu
C e l a Fvcnociine oui se trouvent slsrs à 8 metres de la surface.
.
La cclncidence de ce positionnemSent du maximum de chioro-
F!-,"l?e
.
et da sorzÏfet dé la nitracline xe saurait s’expliq.uer uni-
qsement par la stabilité que préser‘te ce milieu. En effet, l’obser-
votion en fonction de la profondeur du champ de vitesses verticales
nous révile qu’au début de l’upwelling, la limite entre les couches
ir,ternédlaire et profonde est toutoùrs le siège de fortes vitesses
verticales ascendantes.
A u m o i s d e d é c e m b r e , ces v i tesses ( d e
l ’ o r d r e d e 143.10e4
-1
cm.s 1 se si tuent à l’immersion 15 mètres
donc à me distance suffisante pour assurer l'approvisionnement
crr;tinu e n s e l s n u t r i t i f s d ’ u n e p a r t i e d e l a p y c n o c l i n e o ù l e s
ccjndi tforS de stabilité et d’éclairement seraient 'déjà suffisantes

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- 128 -
e t t i e n éclairiec m a i s sJffir2rment rapFrc:hees d ’ u n e so’urce d’ap-
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p-c~v
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i sicnr,e,r,ent e n sels nutritifs. A u m:i::ieu d e :!a n i t r a c l i n e ,
c ’ e s t l e r,enque d e lurriere e t s u r t o u t l ’ a c t i o n d e 22' t u r b u l e n c e
qui ne permettent pas le déve:CFpement maxir-u;i du phy’:op!oncton.
R u m o i s d e f é v r i e r , q u a n d l’upwelling e s t t.rès i n t e n s e ,
-
-
les nutrilites arrivent en surface. L’éclairement solaire incident
pénétrant mal (Zsec = 5 m) à cause de 1 2ugmentat ion de 1’ absor-
ption et de la diffusion par les substances dissoutes et en sus-
pension,
le dèveioppement du .phytoplancton se I.imite à la couche
superficielle (jusque 20-30 mètres) et le maximum de chlorophylle
(13 mg/m”) est en surface.
C e t t e p é r i o d e voit s.e -d-é.vglopQer u n upKel.ljng s e c o n d a i r e
(aussi puissant que le côtier) sur le rebord du plateau continental.
La turbulence se d6veloppant au large, comme à la côte, fera que
l e mâxr: m.ur: surerficlel d e chiorophylle s e r a canion& a u m i l i e u
d e 12 taie, e n t r e les de.dx s o u r c e s d e r-mont6e. L e v é r i t a b l e
“bloom”
5 ’ obsexe alu
n o i s d e m a r s o ù , d a n s tc,;te l a bôie, l e s
t e n e u r s e n ch:oroph,ylle 5 s o n t supérie;re,s à 15 mg/m3 àans les
20 premiers rsetres D Ce' rxixl m.Jrn,
d a n s le divelorpement d u phytc-
plancton,
s e r o i t à l a f o i s d û à 12 d i m i n u t i o n d e l a turbulence
e t d e l a turhidité a s s o c i é e (par s u i t e d e l a d i s p a r i t i o n d e l’up-
welling secondaire) et à l’abondance de seIls nutritifs,
Le r2;entissement de la remontée des eaux (m,ai) permettant
une décantation des particules en suspension donc d’une augmenta-
tion de la profondeur de pénétration d.u rayonnement solaire, alors
que les sels nutritifs sont encore suffisanment atlor,dants, entraîne
une augmentation de l’épaisseur de 12 couche riche en phytoplanc-
ton, qui atteint 40 mètre,s environ. La diminution du maximum de
chlorophylle pourrait être l i é e à c e l l e d u maxkmzm d e n i t r a t e .
Avec la réinstallation de la pycnocline en baie de Gorée, ce maxl-
m;rm , tOujOurS collé au niveau supérieur de 12 nitracline, amorce
sa descente et se situe environ à 1 ‘immersion 10 mètres. En sur-

---

- 129 -
f-ôte I le ;h-J,tq Ianctoh s e locé?ise principalement le :c.ng de la
c--Ste, er. t.:rl~i:e à e l’uni’que soùrce côtiere d e r e m o n t é e q u i exls-
*ii t d.ct.,a:,t
\\
?ufj s,q’~e.
, l
~21s d e j u i n , les E%UX de la baie de Gorée, nota-ment
.% J
c e l l e s àe s u r f a c e , s’zppaüvriss-ent e n s e l s n u t r i t i f s e t l e s concen-
:roticris
d e ch:oroph,ylle baissent ( 1 à 3 mg!m3).
C ’ e s t l a f i n
des u;lh:ellings caractérisée par une plus grande transparence des
eaux (2
plus de 10 mgtren) donc d’une augmentation de l’épais-
sec.
seùr de la couche contenant du phytoplancton, qui atteint alors
plus de 50 mètres d’épaisseur.
Afin d ’ e s t i m e r l e t e m p s de réponse du développement du
phytoplancton
c o n s é c u t i f à .l’apparition
du maximum de nitrate,
nous SVOT-IS ( F i g . 51
) représenté les valeurs moyennes lissées
de chlorophylle a et des nitrates en surface à la station côtière
de Thisroye, ainsi que les vents correspondants à la station de
r&kX-Yoff.
D e p a r s o n emplacement c ô t i e r ,
proche de la source
de reior,tée , les lconcentrzticns de chlorophylle en
.: e 1‘ ; 2
‘&,j.iiC
ne pe;ver;t montrer, de manière représentative, les relations entre
chlc.rc;hyile et nitrates pour tout l’ensemble de la baie de Gorée.
T’c)‘J -r;
. ? f _r. ::L > à la fin de la saison chaude (de novembre à décembre!,
T,C>‘JC _ rct ier,,dr ons que le pic de nitrate zomme la baisse de 1~ tempé-
r a t u r e d e s u r f a c e apparaft t r o i s j o u r s a p r è s l ’ i n s t a l l a t i o n d e s
vents Je
secteur n o r d e t , que la bionasse phytoplanctonique est
mexicale
u n j o u r s e u l e m e n t a p r è s l e p i c d e n i t r a t e . L’tine d e s
caractéristiques de cette période est le développement assez im-
portant et le mai.ntien de la biomzsr (4 mg/m3) longtemps après,
l e p i c d e n i t r a t e .
Ceci étaye bien l’idée que le phytoplancton
s e d é v e l o p p e a u s s i g r â c e à l a r é g é n é r a t i o n d e s s e l s n u t r i t i f s .
A partir de décembre, le développement de l’upwelling en-
traîne une forte turbidité ; bien que la teneur des eaux de surface
en nitrate ait fortement augmenté, on n’observe plus de relation
à c e t t e s t a t i o n c ô t i è r e e n t r e c e n u t r i m e n t e t l a c o n c e n t r a t i o n
en chlorophylle a.

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Chlore.
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Fig.51 - Distribution temporelle des valeurs rmyen-
nes lissées des concentrations de nitrates
(---- ) et de la chlorophylle 2 (--y-) de
surface à la station cotière de Thiaroye
en relation avec les vents journaliers de
Dakar-Yoff.

---

- 131 -
III -
BIOMASSE INTEGREE
.?fin d'avoir une idée exacte des variations de l.a biomasse
~hytopiar,ctonique en baie de Corée, nous avons calculé la biomasse
ini:égr$e sur toute la couche productive aux deux stations (5 et
24j
situées respectivement au nord et au sud de la baie (Fig*
jz 1.
S*ur cette figure,
nous avons également représenté l'évolution
de la bicmasse de surface. A défaut de mesures de lumière, pour
estimer l'épaisseur de la couche euphotique, cette intégration
a été f'aite sur toute la colonne d'eau (80 mètres pour la station
5 et 5C! mètres pour la station 24). Cette figure montre bien l'im-
portance du rôle fertilisateur de l'upwelling dans cette région.
Djous pouvons
ainsi distinguer trois périodes principales dans
, .
ia vaI*iaiiuri de cette biûmasse intcgï?c.
l! _- Au début et à la fin de l'upwelling (novembre-décembre
et jain!, alors que les sels nutritifs ne sont pas très abondants
et que les ea)Jx sont stables et bien éclairées,
la population
phytop:anctonique
est relativement peu abondante mais
répartie
sur tc-Jte l'épaisseur de la couche d'eau. La biomasse intégrée
qui est à peu près la même aux deux stations se situe entre 25
2
et 3V rrg/rn . En surface par contre, la concentration de chlorophyl-
le croit et cette croissance serait beaucoup plus importante a'u
sud de la baie ( station 241 qu'à la station 5. Ceci parce que
dans le sud de la baie, la "fertilisation" des eaux superficielles
commence avec l'entrée en activité de la première source de remon-
tée au large de Popenguine-Somone.
2) -. Au milieu de l'upwelling (fin décembre-février)
Curieusement, à ce moment intense de l'upwelling, quand
les S~IS
nutritifs sont trPs abondants, on observe le minimum
de la biomasse intégrée (20 mg/m2 seulement).
Ceci s'expliquerait
surtout par le fait que l'enrichissement en sels nutritifs des
eaux
est trop récent pour permettre un développement immédiat

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- 132 -
de
ia biomasse Fhj:toPlanct-,nlque. Par a.i13e~rs., 21 cause de la
turbidité qu'engendre la rerise en suspe-cinn vss particules sédi-
mentaires par les vents et les puissantes va;ues de cette période,
les concentrations de chlorophylle assez .import.a:rt:es se limitent,
au laroe, dars Les couches de surface.
3) - C'est juste après le maximum de l'upwelline
_.. _---= ' lorsque les
sels nutritifs sont abondants dans toute la co:ionne d'eau et que
la turbulence diminue que les plus fcs-?;es valeurs de biomasse
intégrée sont observées, plus précisément:
- Au mois de mars, alors que les eaux profondes ont cessé leur
avancée
vers la côte, les particules séeimentair-es commencent
à se décanter et la biomasse phytoplanrtonique très im9ortant.e
en ce moment, est répartie sur toute la colonne d'eau. La biomasse
intégrée,
toujours
identique à ces de;:x stations, atteint des
valeurs de l'ordre de 60 mg/m2.
- Au mois de mai, bien que la remontée *IPS eaux ait pratiquement
cessé d'approvisionner les peuplements
~hy~.c;planctoniques en
seis nutritifs,
on constate tout de mê-e dans la partie sud de
la baie un développement très important et la bior,asse intégrée
atteint des valeurs de plus de 70 mg/m2; ( les plus fortes valeurs
(lC7 mg!m2) ont été observies
à une station cijt:i&i-e ( Sn 21 1).
Cette poussée phytoplanctonique ne pourrait se faire que sur la
base de sels nutritifs issus d'une ic.;iortante re&@nGration de5
sels nutritifs
et qui se traduit d'ailleurs à cette époque
par une sous-saturation très notable des ~:a2x superficielles.
Par ailleurs,
le ralentissement de la remontée des eaux
entraînant 'une diminution de la biomasre de suface qui devient
identique au niveau des deux stations.
- Rapport biomasse de surface-biomasse intégrée.
Sur la figure53est représenté le rapport biomasse de surface
(BS) sur la tiomasse intégrée (Bi). Cette quantité peut effective-
ment servir d'indice de variation de la distributi,sn verticale

---

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- 134 -
de la biomasse phytoplanctonique. Le no~mkre de profiles de chloro-
phylle réalisés n ' é t a n t pas t r è s impor'iant (17) rJe p e r m e t p a s
d'établir une loi de variation de ce razport+ mais neanmoirs on
pourrait parler de l'existence de deux $&roupes de valeurs situés
de part et d'autre de la droite BS =6mg/m3.
Pour les valeurs en dessous de cette droite, la biomasse
intégrée oscille autour de 25 mg/m*
sans lien. apparent avec la
teneur de surface. La relation entre ces deux (quantités devient
plus nette pour les valeurs de BS supériel;res à 6 mg/'m3: la biomas-
intégrée croît comme la biomasse de surface.
IV - DIAGRAMME OXYGENE-TEMPERATURE
- - - -
Pour mieux analyser le processus de développement des peu-
plements phytoplanctoniques en relation avec les sels nutritifs,
nous avons essayé d'appliquer le modèle d'ana:Lyse de la distribu-
tion de l'oxygène proposé par BROENKOW (1965) pour le "Costa Rica
Dôme".
Contrairement à cet auteur qui a abordé cette étude au
moyen d'un diagramme oxygène-salinité, et parce que, dans la région
sénégalaise,
le parametre
salinité ne s'est pas révélé comme un
bon indicateur de l'upwelling, nous avons procedri au moyen d'un
diagramme
oxygène-température.
Le Princ*ipe de ce modèle décrit
par BROENKOW (1965) et par MINAS (19~7.:) peut se resumer de la
manière suivante:
Si l'on admet que deux eaux-type se sont mélangées de maniè-
re que la fraction de chaque eau type dars ce malange soit une
fonction linéaire de la température on ot,tient:
P mél . =, Pd( T - TO ) + Pot Td - T )
( Td - TO )
( Td - To)
où Pmél.
est la concentration de phosphates qui,
en l'absence
de consommation, résulterait du mélange des deux eaux types: l'eau
de la couche homogène de surface et celle de la couche profonde
dont la profondeur moyenne (Id) est de l'ordre de ?C metres.

---

Fd - 13 ‘ZGr.i:E;RtrStl.
on ncyenne de 1 'ea;u t;;pe du niveau; d;
FG - celle de l'eau type de surface;
yc - 13 ter,pérature des eaux de s;irface;
ci - 12 te~peratcre obser;?ée à chaq, e nitieau d'échantillonnage;
et Td - la température de l!eau type du ni;reau d.
'e
c
la &me manière, en l'absence de production, la teneur
en oxygene due uniquement au mélange est donnée par
0mél. =Od(T- TO ) + Oo( Td - T)
( Td- ?b)
(Td - TO)
La quantité nette d'oxygène produite biologiquement à chaque
niveau à'échantiilor~r~age est gval&e d'après la consommation de
phosphore minéral, mise en é*:idence par le diagramme phosphates-
température
0biol. = (P - Pmé,JQO:OP)
c5 p est la concentration de phosp!-‘ates observée;
et A~:il'. - le rapport des variations liar,t la production d'oxygene
a la consommation de phosphates.
Finsi la concentration d' oxygène,forlction de la températTure
et des
p.Fjcsphates peut être talc:lée S tous niveaux au dessus
de d pzr la relation:
0modèle = Orné1 . + 'biol .
La
quantité d'oxygène représentée par l'écart vertical
entre les, points figuratifs
observés et la droite de mélange
représente la somme de l'oxygène d'origine photosynthétique et
l'oxygene atmosphèrique. Comme la plupart des auteurs, nous allons
utilise pour nos calculs les valeurs de AO:AP proposées par REDFI-
ELD et a1 (1963): 276/1 en nombre d'atomes (138/1 en poids) ou
-
3,09/1 m102/)iatg PO4-P.

---

- 136 -
En fait, nous n'a\\rons le droit tl'appliquer cette mézhode
du diagramme oxygène-température que si les eaux intermediaires
sont réellement issues du mélange entre.
les deux eaux type de
surface et du fond. Po,Jr vérifier celà, :.a construction d'un dia-
gramme de paramètres conservatifs comme Ia température et la sali-
nité par exemple est indispensable. C'est ce que nous avons fait
pour l'ensemble des stations du large où nous disposons suffisam-
ment de donnée de phosphates, de chloroph)lle et d'oxygène dissous.
Ainsi avons nous constaté que c'est uriquement & la station 5
qu'un véritable mélange entre les eaux tope de surface et du fond
(75 m) est réalisé et ceci seulement au mois de fevrier lorsque
l'upwelling est très intense.
A ce moment le diagramme-T,5 est
pratiquement une droite. C'est donc la raison pour laquelle nous
n'avons pû réaliser les diagrammes-O *,T et P04,T qü,c pûür cette
période et en cette station.
Ces diagrammes(fig.54) révèlent 5 ce moment une consommation
d'oxygène
et une production de phospha:es sur toute la colonne
d'eau.
Ceci semblerait un peu parad0xa.l sj l'on se refère aux
fortes concentrations de chlorophylle dl: surface de cette époque
( 6 mg/m3!.
Mais le calcul de la biomssse integrée nous apprend
que cette situation est possible car c'est à ce moment qu'on obser-
ve les plus 1'
f)q~/) i:~s valeurs de biomasse F31ytoplanrtonique par unité
de surface de toute la saison d'upwelling (2!3 ng/'m2
environ).
Même relativement faible, cette quantité de phytoplancton prouve
qu'à ce moment il y a dans ces eaux une activité photosynthetique
donc de production d'oxygène. Par aill~elirs c'est à ce moment aussi
que la quantité de matières organiques dans ces eaux est vraisem-
blement la plus importante. En plus des apports terrigènes (fleuves
et rivières de l'environnement ou du pcrt de Dakar) ces matières
organiques pourraient provenir aussï de la remise en suspension
des particules sédimentaires ( et organiques) lors de l'avancée
des eaux profondes vers la côte. Ainsi la consommation d'oxygène
par oxydation de la matière organique l'emportant sur la production
de ce gaz par photosynthèse,
il est normal que les diagrammes
montrent à ce moment une consommation d'oxygène et une production
de phosphates.

---

- l-j’/ -
IJOUS
avons choisi la station 5 à titre d'exemple. Cependant
pour
appliquer ?e modèle de RROENKOW il faudrait utiliser des
diagrammes
collectifs pour toute 'Jne sortie, afin de déterminer
les positions exactes des points (d) et (0) dans les diagrammes.
En effet pour la station 5, par exemple, la valeur trouvée en
surface ne correspond pas nécessairement à la vale-ur qu'il faudrait
prendre pour une eau type saturée en oxygène et dégagée de l'upwel-
ling.
0 ml.I-’
T ’ C
TOC
Fig.54 -Diagrammes-oxygène, temp&rature et
nhos$ates température à la station 5
au mois de février 1982.

---

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- - - - - - - - -
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- 138 -
c Taux de saturation en oxygène des eaux de Surface.
_._I_
Sir les fioures44-47 nous avc)ns r-e;-éserlté pour cf-!iqùe période
l ’ e s d i s t r i b u t i o n s d e l a chlorophylle e t d u poJrcenta.ge d e satura-
t ion en oxygène. Cette comparaison appelle les ccr;Tentaires S%ui-
vants
De manière genérale cette région se particularise par une
diminution du taux de saturation en oxygène des eaux côtières
(qui sont pourtant plus riches en phytoplancton) alors que celles
du large apparaissent toujours sursaturées. Les causes de cette
sous-saturation en oxygène des eaux côtières varie selon les sai-
sons.
1) - En saison chaude (septembre -èébut décembre), les eaux
présentent une légère sursaturation en sxygène alors que leur
teneur en Chlorophylle est faible. Les plus fortes valeurs de
saturation en oxygène (lOO-120%) s’observent au large et ne corres-
pondent pas sux maxima de chlorophylle qui eux se situent en l?ne
c ô t i è r e .
C e t t e s i t u a t i o n s ’ e x p l i q u e r a i t s i m p l e m e n t p a r l e f a i t
que la population phytoplanctonique se maintient 5 c.e moy>ent groce
à la régénération de sels nutritifs par l'oxydation de la*matière
organique d’origine continentale (fleuves, port etc.. .) I8 Ce proces-
sus
entrainant une consommation d'oxygène,
il est alors normal
que les eaux c ô t i è r e s o ù c e s m a t i è r e s orgeniques s e r a i e n t p l u s
abondantes soient moins saturées en oxygine que celles du large.
2) - En saison froide (fin décembre-mai Il, I ‘effet de la remontée
des eaux profondes et sous-saturées en ,oxygène, s’ajoutant à celui
de l’oxydation de la matiere organique entraînent une baisse beau-
coup plus sensible du taux de saturation en oxygène des eaux' en
baie de Gorée=Les Plus faibles valeurs(50-&0%) coincident en fait
avec les plus hautes teneurs en chlorophylle à la côte, en mai.
De façon générale, les valeurs de, saturation élevées s'observent
toujours au large et cela s'explique par le fait que dans ces
eaux moins turbides avec une biomasse phytoplanctonique importante,
la production photosynthetique d'oxygène l‘emporte nettement sur
les consommations oxydatives; ceci est particulièrement net en
mars où au large, les eaux contenant de l'ordre de 12mg/m3 de
chlorophylle a sont sursaturées à 130% environ.
-

---

- 139 -
RESUME - CONCLUSION
Ne prétendant pas à répondre à toutes les questions que
pose l'étude de l'upwelling de la baie de Gorée, le présent travail
aura quand même contribué à la connaissance de certains de ses
aspects.
Cet upwelling côtier,
comme la plupart des upwellings
du nord-ouest africain, est induit par les vents alizés du nord.
C'est un upwelling saisonnier dont la durée est fonction de la
position,
au sud de la baie de Gorée, du front intertropical (FIT)
lors de sa migration zonale.
Le refroidissement des eaux superficielles de la baie n'est
pas uniquement dû à la remontée des eaux profondes, il peut égale-
ment
se faire par conduction thermique lors du transfert dans
cette région des masses d'air froides des latitudes plus élevées.
:Ce phénomène a lieu dans la période précédant la saison de l'upwel-
ling proprement dit.
Ensuite,
le refroidissement
constaté
est
essentiellement dû à la présence en surface d'eaux plus froides
ré-équilibrant le transport d'Ekman vers .le large;
en effet au
plus fort de l'upwelling les eaux superficielles sont plus froides
que l'air (de l°C environ),
et le flux de chaleur sensible se
fait alors au bénéfice de l'océan.
- Habituellement, l'upwelling commence en baie de Gorée au
mois d'octobre avec l'installation des vents alizés (nord-est).
Les observations hivernales des années 1981 et 1982 ont bien con-
firmé cela, bien qu'en novembre 1981, se soit produit un relâche-
ment dans la tension des vents entraînant un arrêt de la remontée
des eaux durant un mois environ. C'est pourquoi, en 1981, le démar-
rage de l'upwelling du plateau continental sud du Sénégal n'a
été effectif qu'en décembre. Ce début de l'upwelling se manifeste
d'abord par l'évacuation des eaux chaudes et dessalées de surface
(eaux guinéennes) qui, sous l'action des vents de secteur nord-est,
refluent vers le sud et le large.

---

- 140 -
- Au fur et à mesure du développement de ces vents, leur
composante zonale diminue et ils deviennent de secteur nord "pur".
Avec cette direction, les vents sont presque paralleles à la côte
et favorisent une remontée plus import,:inte des eaux profondes
à l'intérieur de la baie. Alimentées par le sous-courant profond,
qui longe vers le nord les côtes ouest-sfri:aines, ces eaux pro-
fondes sont essentiellement constituées par les Eaux Centrales
Sud Atlantique (ECSA).
Le maximum dans la remontke des eaux se
_.---
caractérise par la présence en surface des ECSA à l'état pur et
plus au large sur les fonds de 80 mètres, un mélange ECSA et Eaux
Centrales Nord Atlantique (ECNA) est alors observé.
La remontée de ces eaux s'effectue principalement à la
côte; mais l'utilisation de modèle de calcul se basant sur l'équa-
t i o n d e diff!.!sinn
t.1.rhi~1 e n t e nous rév$! f3 ~II I ~VF~C 1 ’ ôllgmcntôti on
de la couche profonde qui soulève en surface la pycnocline, toute
la baie de Corée devient le siège de mcuvements verticaux ascen -
dants qui, à certaines périodes (février-mars), sont aussi puis-
sants au large, sur les fonds de 80 mètres, qu"à la côte à propre-
ment parler.
L'enrichissement en sels nutritifs des eaux de surface
se fait cependant plus intensément à la <*ôte griice aux remontées,
qu'aux large par diffusion turbulente.
- La fin des upwellings a lieu en mai-j,Jin, lorsque les lrents
faiblissent et que la composante ouest de ces vents commence à
devenir importante; ceci a pour conséquencce de ramener vers l'inté-
rieur de la baie les eaux chaudes et Sal&es,. dites "eaux tropica-
les", en provenance du sud.
Production
Aux deux grandes saisons hydrologiques correspondent de&
systèmes de production:
1) - En saison chaude, lorsqu'une
couche homogène de surface,
épuisée en sels nutritifs, est présente, l.e développement du phyto-
plancton près de la côte est relativement faible et se fait par

---

- 141 -
régénération à partir de la matière organique provenant des fleuves
et des rivières (ou du port de Dakar). Au large, le maximum de
la pop-ilation phytoplanctonique (2-4 mg/m3) se situe au sommet
de la nitracline (à l'immersion 20 mètres environ) dans les eaux
stables et éclairées à l'intérieur de la pycnocline. La transparen-
ce relativement grande des eaux (la profondeur de disparition
du disque de Secchi est de l'ordre de 18 mètres) permet un dévelop-
pement en profondeur du phytoplancton (jusqu'à plus de 50 mètres),
en dessous de la nitracline: ce sont les "Situations Tropicales
Typiques (STT)".
A cause de la- présence dans les eaux côtières de matière
organique d'origine continentale, celles-ci apparaissent légèrement
sous-saturées en oxygène par rapport aux eaux superficielles du
large.
2)
- En saison froide, c'est le système typique des upwellings
côtiers.
Durant cette saison, on peut successivement distinguer
trois phases:
- Au début de l'upwelling, le développement du phytoplaneton
est favorisé par les fortes vitesses verticales ascendantes dans
les couches intermédiaire et profonde qui injectent les sels nutri-
tifs dans la couche stable et bien éclairée de la pycnocline.
La valeur de la biomasse intégrée est alors modérée et oscille
autour de 25 mg/m*.
- Au milieu de l'upwelling, lorsque les vents sont forts
et les vagues puissantes, on assiste à un accroissement de la
turbulence verticale et de la turbidité des eaux côtières, ce
qui va augmenter l'absorption et, la diffusion du rayonnement so-
laire par les matières dissoutes et en suspension dans
l'eau.
L'épaisseur de la couche riche en phytoplancton, en conséquence,
diminue (elle occupe les 20-30 premiers mètres de surface). Par
ailleurs,
à cause du caractère récent de l'enrichissement en sels
nutrit.ifs des eaux superficielles, et peut-être aussi de la turbu-
lence verticale, la biomasse intégrée n'est pas encore très impor-
tante (20 mg/m* seulement).

---

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142
-
-
La quantité de matières organiques est plus impcrtante
à cette période (elles proviendraient probablement de la remise
e n suspension des particules sédimentaires deposées
dans cette
zone par les fleuves avoisinants au moment où ils débitent le
plus : octobre-décembre),
alors que l.a biomasse phytoplanctonique
est relativement faible ; en conséquence, la consommation d'oxygène
l'emporte sur la production par photosynthèse.
- Le maximum de la biomasse intégrée! (70 mg/m2 environ)
est observé juste après la période la plus intense de la remontée
~--
des eaux, soit en mars-mai ; la diminut.ion de la teneur en oxygène
des eaux côtières par l'oxydation de la matière organique est
alors renforcée par l'état de sous-saturation des eaux de remontée
récente.
Dans les eaux du large moins turbides, avec une biomasse
phytoplanctonique importante,
la producti.on photosynthétique d'
oxygène l'emporte nettement sur les consommations oxydatives.
Au mois de mai, alors que l'upwelling a pratiquement cessé,
la poussée phytoplanctonique qui se poursuit s'effectue probable-
ment en utilisant les sels nutritifs issus de la régénération,
en effet, les vitesses verticales ascendantes sont alors presque
nulles,et pourtant
la teneur en nitrates des eaux superficielles
reste élevée (4 à 10 batg/l).
Ceci est d'ailleurs corroboré par
la baisse sensible du taux de saturation en oxygène de ces eaux
(50 à 100 %) alors que ce taux variait entre 60 et 130 % au mois
de mars lorsque l'upwelling était intense.
A titre de comparaison, dans le tableau ci-après, sont
représentées les valeurs de biomasses intégrées sur une couche
productive de 50 mètres environ, obtenues par SCHULZ (1982) dans
pl.usieurs régions d'upwelling de la côte ouest-africaine et pour
différentes périodes.

---

- 143 -
Cape Blanc
2OT’h
1’9-31 M a r
27s 2
40.2
145-o
1973
Cape Blanc
20’55.N
Si hfay-
531.7
132.8
310.0
10 Jun 1971
Cape Blanc
20-iS’N
17-27 Jul
256.9
30.8
131.3
1972
Bahia de Gorrei
UWN
13-25 M a r
257.2
21.4
87-O
1976
Dune Point
2ows
19-24 OCI
222.2
87.2
140.8
’
1976
Wahis Bay
2031’s
2-18 Nov
611.5
17.7
257.6
1976
Ces valeurs ne concernant que des stations isolées ou des
groupes de stations, nous avons, dans le souci d'étendre la compa-
raison, utilisé les valeurs présentées par MOREL (1978) pour deux
types d'eau : 1) les eaux oligotrophes de fa mer des sargasses,
ou peu productives de la région orientale du Pacifique équatorial
où la biomasse intégrée variait en mai 1970 de 3 à 22 mg/m2 et,
2) les eaux eutrophes de l'upwelling mauritanien (75 à 322 mg/m2
de chlorophylle 2 en mars-avril 1974). 3ien que les zones visitées
soient nettement plus étendues dans ces deux cas, on peut tout
de même déduire de cette comparaison que l'upwelling de la baie
de Gorée est de production "moyenne". La biomasse intégrée observée
cette année dans cette zone (20 - 107 mg/m*) est nettement supé-
rieure à celle des eaux mésotrophes du Pacifique équatorial. Elle
serait également supérieure à celle de la région du Dôme d'Angola
où la valeur moyenne de la biomasse'intégree était en février-mars.
1971 de l'ordre de 19 mg/m* (GALLARDO et &, 1974). En revanche,
la production de cet upwelling pourrait être en moyenne moins
importante que celle des eaux eutroohes de l’upwelling maur+tanien.

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