STRUCTURES HYDROLOGIQUES OBSERVEES EN PÉRIODE ...
STRUCTURES HYDROLOGIQUES OBSERVEES EN PÉRIODE D'UPWELLING
AU LARGE DU SÉNÉGAL
COMPARAISON DE CES STRUCTURES AUX MODÈLES
THÉORIQUES ET EMPIRIQUES D'UPWELLING
C.
T E I S S O N (1)
1.
S c h é m a d e d é v e l o p p e m e n t d ’ u n u p w e l l i n g
I I .
C o m p a r a i s o n a v e c l e s d o n n é e s h y d r o l o g i q u e s
I I I .
T h é o r i e d e l’upwelling a u n i v e a u d u r e b o r d d u p l a t e a u
c o n t i n e n t a l
(1) Océanologue-physicien coopérant VSN de I’ORSTOM
1 N T R 0 D U C T 10 N
11 nous a semblé utile, au moment où débute un important programme
d’étude de l’écosystème de la baie de Gorée, de décrire le phénomsne d’up-
welling d’une manière plus générale, ainsi que les m2canisnes physiques qui
le gouvernent. La comprshension des circulations cEtières t he rnohal ines,
des effets de cap jouis par la Presqu’île du Cap Vert, passe necessairement
par l’examen et l’interprétation des structures hydrologiques observees par
grande et moyenne profondeur, loin des ph5nomZnes complexes de ?a frange
littorale.
Une conna issance détaillée des c!lamps hydrograph iques dans les zones
c8tières s’avère donc essentielle : malheureusement, la couverture hydrolo-
gique actuelle en période d”upwelling est très insi?ffisante, et nous ne dis-
posons que des résultats de ROSSIGWL en 1962 - 1963, ainsi que des recueils
de données, jusqu’alors inutilisés, des campagnes effectuées en 1968 - 1970.
Dans un premier temps, nous proposerons un schéma de dkeloppement de
l’upwelling à partir du modèle de HAGEK. Nous décrirons ensuite, à l’aide de
ce modèle, la structure hydrologique observae SUT la radiale au large du Cap
Vert (coupes verticales de température, oxygène dissous, densité ; diagramme
T-S et T-02). Enfin, nous tenterons de prendre en compte certaines caracté-
ristiques de cette structure à l’aide des théories récentes sur l’upwelling.
I- SCHDlA DE DEVELOPPEMENT D’UN UPWELLING
-
Le modèle de Hagen (1974) repose sur le fait que la pente des iso-
pycnes au voisinage d’une côte est un indicateur des mouvements verticaux
des masses d’eaux. (Ceci n’est vrai qu’en supposant l’absence de mélange à
travers les isopycnes et l’invariance du champ de densité le long de la côte).
Plongée d’eaux superficielles
Remontée d’eaux profondes
La situation de départ est celle observée au Sénégal durant l’hiver-
nage. Avec les faibles vents qui soufflent pendant cette période, se forme
par advection d’eaux guinéennes une couche superficielle chaude, pauvre en
sels nutritifs, de plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur.
Cette couche d’eau est séparée des eaux plus profondes, riches en
sels nutritifs, froides, par de forts gradients verticaux des paramètres :
la pynocline est très marquée, On observe ensuite 4 phases bien distinctes :
1 .-
Phase : Les alizés s’installent, commencent à souffler parallèlement à
la ciite. On observe des transports de masse vers le large, en surface et sur
le fond. Pour des raisons de continuité, le transport vers la côte s’effectue
à des profondeurs intermédiaires de part et d’autre de la pycnocline. L.s
structure devient très barocline : la circulation supérieure, entretenue par
le vent, est beaucoup plus intense que facirculation inférieure. La pycnocline
est toujours horizontale.
70
m i l l e s
e---...-.-
--.-----~
u, 200 m
a--c-
2.- Phase : L’accumulation d’eau au large (marquée par une anomalie positive
de la hauteur dynamique AD) provoque une plongée de la pycnocline C:onvergence).
Au contraire, la pycnocline s’élève près de la côte (divergence), et s’affai-
blit (instabilité due aux ondes internes). Le niveau de la mer répond en sens
inverse. C’est de l’eau de la couche mélangée qui arrive en surface : elle
est légérement plus froide, mais toujours tr;3s pauvre en sels nutritifs. C’est
une période de transition.
3.- Phase : L’élévation de la pycnocline prGs de la côte atteint de telles
proportions que les isopycnes crévenr_ la surface d.e 1-a mer dans la région
côtière. Il en résulte un gradient horizontal très prononce. L’importance
de ce gradient pourra crée.r un courant de densité parallèle à la côte, qui
agira comme une barrière pour les composantes zonales de ce courant.
Au voisinage immédiat de la côte se développe une troisi+me cellule de cir-
culation. On observe un apport d’eaux beauco*1p plus froides et un enrichisse-
ment marqué en sels nutritifs.
f r o n t
-=Tf
4.- Phase : Si le développement se poursuit, ce gradien:: de densité, ce front,
se déplace vers le large. Son influence se fait senti.r sur des couches plus
profondes.
c + l ,
Eir.4l
L’eau de la région côtière poussée vers le large est obligée de
plonger sous cette barrière, et provoque des faibles instabilités
sous celle-ci.
.a
.;. ‘.’
n
::
De l’autre côté de la barrière, 1 ‘écoulement d”eau vers la côte
forme un nouvel upwelling secondaire, beaucoup plus faible et sans
enrichissement en sel nutritifs.
- --
- - -
El
- --
L’eau qui circulent sous la pycnocline vers la côte monte à la sur-
face entre la barrière et la côte, dans la zone côtière de véritable
upwelling.
La position du front est très variable dans le temps et l’espace.
I I - COmARAISON AVEC LES DONNEES HYDROLOGIQI;IES
Four illustrer le modèle précédent, nous avons choisi les données
recueillies sur la radiale du Cap Vert Prolongée (fig.16). Cette radiale se
prolonge jusqu’à 200 milles des côtes, avec des prélévements jusqu’à 600 m
de profondeur : cela doit nous permettre d’avoir une vue d’ensemble du phéno-
mène. Elle a été parcourue 7 fois en avril, octobre, décembre 69, en février,
avri 1, juillet, septembre 70. Nous nous interesserons plus spécialement à la
période octobre 69-février 70 qui correspond à la saison de l’année durant
laquelle l’upwelling s’installe.
3 OCTOBRE 69 :
Le tracé des isopycnes (fig.1) montre une zone à très fort gradient
entre IS et 80 m, surmontée d’une couche homotherme. Une zone d’eau dessalée,
marquée par de faibles densités est présente à la côte. A partir de 100 m,
la densité croit lentement pour atteindre 27,30 sur les fonds de 600 m
(T -,.J 9*C S 435.15). La pycnocline est horizontale, très marquée :Aoat de
-
-
part et d’autre :
crt (100 m) - fit (15 m) = 26,4 - 22,2 = 4,2
Rien n’indique des mouvements ascendants de masse d’eau : c’est la
structure typique durant l’hivernage ; les alizés n’ont pas encore commencé
21 souffler, il n’ya pas d’upwelling. Les eaux du large sont des eaux tropi-
cales (chaudes et salées), les eaux côtières, libériennes
(chaudes,dessalees).
Schématiquement la situation en octobre se présente donc ainsi :
forte pycnocline
horizontale
4 DECEMBRE 69
Coupe Ut - 2 (fig.2)
La zone à fort gradient est toujours présente, mais s’est légérement
érodée puisqu’elle se trouve entre 20 et 60 m. La Struc:ture n’a pas changé
aux profondeurs supérieures à 150 m (toujours Ut = 27,3 à 600 m, 27,0 à 400 m).
Les isopycnes s’incurvent vers le haut dans la zone &t.i.ère (50 km de la cate),
Le gradient de densité est quelque peu faussè vers le large par la présence
d’une veine d’eaux chaudes et dessalees en H-I (à 200 km au large)
T = 27 ’
S = 33,50 o/oo. Cette veine est bien mise en évidence sur
les coupes T - z et S - z (fig.4 et 6). Ces caractéristiques sont celles d’une
eau libérienne : cela confirme la description de la circulation saisonnière
faite par Rossignol : “Dans la deuxième quinzaine de novembre et au début
décembre, une langue d’eau libérienne progresse en di.rec-tion du nord, au dela
de la presqu’fle du Cap Vert, A partir de décembre, les eaux tropicales ayant
disparu, les eaux libérien.nes bordent les eaux d’upwelling, à la cate.”
Si nous nous interessons plus spécialement à la couche superficielle
des 100 premiers mètres (fig.3), différents points sont à noter :
L’élevation de la pycnocline qui vient crever la surface en A. Le grad.ient
maximum se situe à 35-40 m en 1, 30-35 m en H, 20-35 m en F-G, 15-25 m en E
en surface en A et B. On note parallèlement une érosion de la pycnocline
lorsque on se rapproche de la côte
b ot (J) = 26,2 - 22,4 = 3,8
b dz (G) = 26,4 - 22,4 = 3
4 ot CE) = 26
- 23,4 = 2,6
A at CC) = 26
- 23,8 = 2,2
Cette élevation vers la côte et cette érosion de la pycnocline ca-
ractérisent la présence d’un upwelling.
Coupe T-z et 0, - z (fig.4 et 5)
L’analyse des courbes T-z et 02 - z apporte d’autres indications :
il est à noter la similitude des allures de la pycnocline, thermocline et
oxycline. Thermocline et oxycline sont plaquées à la côte et crèvent la sur-
face entre A et B : nous nous trouvons donc entre la fin de la 2” phase, et
le début de la 3” phase du modèle de Hagen de développement de l’upwelling.
La Baie de Gorée bénéfice déjà des eaux riches d’upwelling sur le fond :
(T = 18”). Au large du Cap Manuel (station B.C.D.E.) on observe un refroi-
dissement des eaux (T = 23 - 25”) par rapport au large (26 - 27’), mais pas
d”enrichissement.
Cette structure est confirmée par la répartition en oxygène,
avec des eaux pauvres sur les fonds de la baie de Gorée, ( (2ml/l) et des
valeurs ilevées aux mêmes profondeurs au large () 4ml/l).
Piagramme T-s et T-O2 (fig. 7 et 8)
-__
Les remontées des eaux entre A et B se font de part et d’autre de
la pycnocline, dont le rôle de barrière apparait nettement sur les diagrammes
T-s et T-02. Ces deux diagrammes présentent une étonnante analogie : les eaux
en A et B n’ont aucun point commun, et leur origine, complètement différente,
est clairement mise en évidence :
- à 10 m en A, on trouve des eaux de caractéristique T = 18. 6' ; 02 = 1,85 ml/1
I l
eaux provenant de D à 40 m
- à 10 m en B eaux à T = 22.5’ ; fl
02 = 3,8 ml/1 provenant de D à 13 m.
Ces deux diagrammes complètent les informations que nous avions
dijà recueillies grâce aux coupes verticales ti, 02, T en fonction de z :
- en décembre 69, l’upwelling est déjà installé au voisinage de la presqu’lle
du Cap Vert.
- les eaux d’upwelling recouvrent le fond de la baie de Gorée : ce sont Ides
eaux qui se trouvaient auparavant à une profondeur de 40 m sur les fonds de
100 m, à une cinquantaine de mètres pour les stations plus au large.
s-.--------_ --l-ll-“l----..
.
.
.-.-.
-.
.-
- on observe un front très marqué au voisinage de la côte, caractérisé par
un fort resserrement des isopycnes, isothermes et isoplèthes d’oxygène. La
pycnocline (comme la thermocline et l’oxycline) représente la position et
l’allure de ce front.
- comme dans le modèle de Hagen, les remontees d’eaux se font de part et
d’autre de la pycnocline ; sous la pycnocline, un apport d’eaux beaucoup pl*ss
froides correspond vraisemblablement à un enrichissement marqué en sels nu-
t r i t i f s ; au-dessus de la pycnocline, le léger refroidissement observé par
rapport aux stations du large ne s’accompagne pas d’enrichissement, les eaux
provenant toujours de la couche mélangée et non de couches plus profondes.
On p’eut donc schématiquement représenter la situtation en décembre:
5 FEVRIER 70
Nous nous trouvons au milieu de la saison froide, en pleine période
d’upwelling. La structure par grande profondeur est restée inchangee (fig.9).
La pycnocline s’est globalement enfoncée, surtout aux stations du large : à
la station la plus au large, J, le soumet de la pycnocline se situait, en
octobre, à 15 m, en décembre à 25m, en février à. 50 m. Cette évolution s’ex-
plique par le brassage des eaux superficielles, du au vent, conduisant à une
couche plus homogène en surface. Parallélement la pycnocline s’est encore
affaiblie : 6 0t (J) = 26,4 - 25 = 1,4
; A m (E) = 26 - 25,il = 0,8,
confirmant l’intensification de l’upwelling*
Interessons nous, là encore, à la couche superficielle des 100 premiers mètres.
Courbe ot - z et T - z (Fig.10 et 11)
-
L’upwelling est bien développé. On observe des remontées à la côte
d’eaux se trouvant à 40 - 60 m sur les fonds de 100 m (T - 16” & = 26,2)
(T = 17’ 6t = 26,0)
Le front, marqué par le resserrement des isothermes et isopycnes en surface
se trouve maintenant entre D et E : il est rejeté 15 milles au large. Un
upwelling secondaire se développe le long de ce front, à 15 - 20 milles de
la côte ; beaucoup moins actif, avec des remontées d’eaux de 25 - 30 m, il
ne doit pas s’accompagner d’enrichissement en sel nutritif.
L’allure tourmentée des isopycnes et des isothermes sous le front,
en C et D à 25 m, indique la présence d’instabilités sur lesquelles nous re-
viendrons plus en détail par la suite.
A 100 milles au large, s’observe une forte remontée des eaux : elle
pourrait être causée par une divergence due à la rencontre des eaux d’upwel-
1:ing avec une masse d’eaux tropicales.
Eiagramme T - S des eaux des stations côtières (fig.14)
- C’est la même type d’eau que l’on trouve en A et B (contrairement à décembre).
- Les eaux à 20 m et B ont les mêmes caractéristiques qu’en D à 50 - 75 m :
indice d’intense upwelling.
- Les eaux en surface en D ont les mêmes caractéristiques qu’en E à 38 m :
indice de l’upwelling secondaire.
- Les eaux à 75 m en E et F se retrouvent à 100 m en D : présence de downwel-
ling qui est l’indice d’un contre courant portant au nord le long du talus
continental.
En accord avec le modèle de Hagen, nous pouvons donc proposer la
structure schématique suivante :
300 k!?.
200
100
50
0
-ce.-..---. ---- -._~~L.--~-_--
--Aep-A-.e---I
t”
i 100 m
Cette figure correspond à la phase 4 du modèle de Hagen (upwelling bien déve-
loppé) .
La distribution en oxygène dissous va maintenant nous permettre
d’affiner le modèle précédent, en complètant les indications obtenues grâce
à la distribution des températures et densité.
Coupe 02 - z (fig.12)
De la surface vers les fonds de 600 m on observe :
- une grande teneur en oxygène (z 4,5 ; 5 ml,!l) dans les eaux superficielles
(0 - 30 m) due à l’activité photosynthétique.
- une oxycline marquée entre 30 et 50 m de profondeur,
- la présence d’une couche d’oxygénation minimale sous l’oxycline. Elle pourrait
être due : soit à une consommation particulièrement intense de l’oxygène causée
par une accumulation possible de détritus organiques au niveau de I.a thermocline,
soit à la présence d’une grande quantité de zooplancton.
- à partir de 300 m des teneurs très faibles en oxygène (1,5 ml/l> avec un mini-
mum à 1 ml/1 à 500 m pour les stations du large,
Si l’on s’interesse plus particulièrement aux 100 premiers mètres
(fig.l3), il faut noter le recoupement des positions des thermocline, pycno-
cline et oxycline aux différents stations : l’allure générale est la même pour
les trois paramètres. De fortes variations de la teneur en oxygène dissous
sont constatées au voisinage de la côte pour une même profondeur :
à 30 m : en F : 3,80 ml/1
E : Ii,83 ml!1
D : 2,63 ml/1
c : 4,51 ml/1
B : 2,50 ml/1
La coupe 02 - z des 100 premiers mètres met en évidence la remontée
d’eaux pauvres en oxygène ()3ml/l) le long de la côte et sous les stations D,
E confirmant la présence de deux cellules d’upwelling.
Des eaux riches à plus de 5 ml/1 à 25 m en C suggèrent une plongée
des eaux sous le front situé en D, avec une turbulence, u’n brassage bien dé-
veloppé. Le même phénomène se produit sous E avec l’intrusion dfune langue
à 4,5 ml/1 à 30 m, sous des eaux d’upwelling à 2,8 ml/l, confirmant la présence
de structures turbulentes très actives,
Diagramme T - O2 (fig.15)
-
-
Ce diagramme met clairement en évidence les eaux superficielles
froides des stations côtières (A,B,C) séparées des eaux du large (E,F) par
le front situé en D.
Les eaux en C à 0 - 25 m ont les mêmes caractéristiques que les eaux de
surface en A et B : confirmation du caractère très homogène des eaux en C due
à une turbulence active, et de leur influence à 25 m (plongée).
On observe les mêmes eaux en E en surface qu’en F à 25 m et E à 29 m : c’est
l’indice d’une boucle de retour, d’une plongée des eaux amenées en surface par
l’upwelling secondaire du large.
L’analogie des eaux en D en surface et en E à 35 m est une preuve
supplèmentaire de ce circuit fermé. L’upwelling secondaire à 10 - 20 m en D
s’alimente en E à 45 m. L’upwelling principal en B à 20 m s’alimente en D à
50 m (cf diagrarmne T - S).
Revenons au diagramme T - S à la lumière de ces nouveaux résultats.
On constate l’analogie des eaux en C à 25 m avec les eaux de surface en A et
B. Les eaux de surface en C ont les caractéristiques moyennes des eaux de
surface en A et B et des eaux de surface en D : leur origine pourrait donc
être un melange en proportions égales de ces 2 types d’eaux. Comme le suggère
l’allure des isothermes, isopycnes, et isoplèthes d’oxygène la circulation
serait bouclée, les eaux à 25 - 30 m en C se retrouvant en surface en A et B,
et à 10 m en D (en accord avec le diagramme T - S).
La coupe O2 - 2 peut être représentée schématiquement ainsi :
0
50
100 m
On peut également faire ressortir les traits marquants du diagramme
T - S
A
20
19
D en siirLx:e
16
A e-t B en sxriace
17
16
15
*D à 50 -75 m
.x-p à 75 r,
14
Les chiffres romains correspondant à la circulation décrite ci-après :
75 h
50
40
30
20
10 0
---A..-----...--A.
. --A
0
50
100 m
Mécanisme de l’upwelling au large du Cap Vert en février 70
-
-
(D’après les diagrammes T-S et T-02, et le tracé des isopycnes, iso-
thermes et isoplèthes d’oxygène).
1 - Les eaux à 50 - 75 m sur les fonds de 100 m (en D) sont amenés, par
upwelling .à 20 m sur les fonds de 25 m : T = 15,2”C
s = 35,50 o/oo.
I I - La remontée des eaux se produit, amenant des eaux à 16,5 - 17,5”C en
surface, en baie de Gorée.
I I I - Les eaux de surface sont ensuite emmenées vers le large, en subissant
échauffement et evaporation,
ce qui conduit à des masses d’eaux légére-
ment plus chaudes et plus salées : en surface en C, T = lS°C S = 35,60 o/oo.
IV - L’upwelling secondaire du large, beaucoup moins actif ramène en surface
des eaux à 30 -35 m, moins froides et plus salées que les eaux d’upwelling
côtier (preuve d’une origine moins profonde) T = I8,6’C
S = 35,70 o/oo.
V- Il y a convergence en C des eaux de la baie de Gorée, et de l’upwelling
du large. Sous l’effet de cette convergence, les eaux plongent sous C
jusqu’à 25 m, expliquant la présence d’eaux anormalement chaudes et
oxygénées à cette profondeur :
en C à 25 m : T = 17,7”C
*2 = 4,96 ml/1
D à 25 m : T = 17“C
02 = 2,79 ml/1
B à 20 m : T = 15,2 C
O2 = 2,49 ml/1
TV - Brassage des eaux en E - F avec plongée d’eaux superficielles chaudes
riches en oxygane : en E à 30 m : T = 20,6’
02 = 4,83 ml/11
1’II - Plongée des eaux sous la thermocline. Ce downwelling est vraisembiable-
ment associé à un contre courant portant au nord, alors que le courant
dans les couches superficielles porte au sud.
REMARQiTE S :
Le modèle de Hagen a été proposé initialement pour expliquer l’évolution
des structures hydrologiques pendant le développement d’un upwelling au large
de la côte ?JJ de l’Afrique (Maroc-Mauritanie). On peut également dire qu’il
rend bien compte de la situation observée au large du Cap Vert pendant la sai-
szn froide 69-70.
Les faits
à retenir sont :
“la présence de deux cellules d’upwelling ; en pleine saison froide la pre-
mière cellule, côtière, très intense, est le siège du véritable enrichissement
des eaux alors que la seconde, plus au large, située sur le rebord du plateau
continental, est moins active.
*L’érosion progressive de la pycnocline en période d’upwelling conduit à
de faibles stratifications caractéristiques de la côte ?W de l’Afrique (HUYER,
1976).
* Outre la densité et la température, que l’on savait être représentatif de
l’upwelling,
la teneur en oxygène dissous s’est averée un très bon traceur,
bien meilleur que la salinité, permettant de confirmer et d’affiner les struc-
tures revelées par les distributions de T et 6t.
*La structure verticale se décompose en une couche d’entrainement vers le
large en surface (cf EKIIAN) et une couche de compensation se situant à des
profondeurs intermédiaires sous la pycnocline.
*En présence d’upwelling bien développé, on observe un contre courant limité
sous le talus, caractéristique également de la côte NW de l’Afrique (HLYER,
1976).
L’upwelling au large du Cap Vert présente donc lde grandes similitudes
avec l’upwelling mauritanien. On peut penser que la radiale du Cap Vert est
globalement représentative de l’upwelling le long des côtes du Sénegal : des
différences notables, due à la topographie totale, peuvent cependant apparaitre
dans l+circulation transversale.
Nous avons également supposé que les radiales effectuées à des dates
bien précises étaient représentatives d’une plus grande période. C’est vrai
pour la radiale effectuée en octobre, qui représente la situation en hivernage.
Pour les radiales effectuées en saison froide, nous avions fait l’hypothèse
de l’invariance du champ de densité. C’est une question très délicate : il
reste à déterminer la part de la structure qui peut être considérée comme in-
variante ou représentative d’une grande période et cel’le (qui dépend de conditions
instantanées (le vent particulièrement).
Enfin, la saison 1969-70 est elle représentative d’une saison froide
moyenne ? Sur la période 1966-l 980, la saison froide 1969,-70 (de novembre à
mai) a été celle où a été enregistrée le plus faible vent moyen à la station
météo de Yoff et la température moyenne de surface de la mer la plus élevée
à la station côtière de Thiaroye.
Cette saison a donc été une saison d’upwelling relativement faible
et on peut penser que les structures mises en évidence au cours de cette année,
ne peuvent qu’apparaître plus marquées les autres années.
III - THEORIE DE L'UPWELLING AU NIVEAU DU REBORD DU PLATEAU CONTINENTAL
Les structures hydrologiques observées au large de la presqu'ile du Cap-
Ve:rt oct ftZ remarquablement décrites par le modèle empirique de Hagen. Ces
structures peuvent-elles Z?tre Z présent expliquées par les modèles thËoriqucs ?
Le fait nouveau dans le modèle de Hagen est la présence d'un deuxième upwclli:~g
qui SC développe au large, lorsque la saison est bien.avancée, et qui apparait
clairement en février 1970, au large du Cap-Vert, sur le rebord du talus con-
tinental. La théorie de HILL et JOHNSON (1974) tente d'expliquer ce phénomzne.
On suppose que la topographie du fond se compas-e d'un plateau continental
plat, de la côte jusqu'au talus, où les fonds augmentent très rapidement jus-
qii'aux profondeurs abyssales. On étudie l'écoulement baratrope srationnaire
d:Je à une tension de vent, au-dessus de ce plateau que l'on sépare en deux
rCgions I et II : dans ces régions, on suppose l'existence de couches d'Ek.man
et surface et sur le fond, On se place dans un plan @ (variables réelles &
vers l'Est,y' vers le Nord,z' verticalement,dirigé vers le haut.
Notations :
1' : largeur de l'océan ; f'-b' : large-Jr du plateau continental
H' : max : profondeur maximale de l'océan ;d' : profondeur du plateau
6' : paramètre de Coriolis ; 6' = &l + pgt
On dcfinit les variables adimensionnelles suivantes
(X> Y) = fx',y')/f'
2= z'/ff'
d = 6'lSo
B = 13'W&J
*
La région Etudiée se présente sous la forme :
* :
On introduit le nombre d’Ekman E = K/ (doB*max) où K est le coef-
ficient de viscosité turbulente. Les conditions au limites sont les sui-
vantes :
u = ‘J = r#J =
0 à l a c ô t e (X=C, 1 ) e t s u r l e f o n d
(tlu/6z, GulEz) = (w%-cy)
, W = 0 à la surface,Tx et Ty sont les
composantes de la tension de vent, adimensionnalisée, appliquée à la surface.
T dépend de ~,y.
Les solutions pour l’écoulement int2rieur dans la région 1 (zC b)
au-dessus d’un fond horizontal ont la forme suivante, d’après PEDLOSKY (1968).
(1)
u = El/* ~1 = El/*
d2 h. curl. L
-ca (Ly)
‘-ya-
-T
5
(2)
V=E “*
II
k, curl. T
l--
(3)
W= E1/2
W] = El’* (z+d) h. curl. 7:
5
où le dernier terme de l’équation (1) est du à l’upwelling à la côte
(x = 1) crée par la composante nord sud ~2 de la tension du vent.
Pour la région II (*L’ < b), les solutions interieures pour un écoulement
barotrope au-dessus d’une topographie de fond quelconque, sont données par
JOHNSON(1971) :
où
tl=-6 /n (2) est une coordonnée caractéristique. La fonction
C(q), arbitraire, doit être déterminée en égalant les solutions 1 et II de
part et d’autre de b.
Or, on voit d’après les équations précédentes que les trois compo-
santes de la vitesse ne peuvent être prises ensemble continues en x = b. Si
V est continue, u ne l’est pas. Si u est continue, 5, et w ne le sont pas.
Ainsi, les solutions respectives de l’écoulement dans les régions 1 et II
. . . / . . .
conduisent à une discontinuité des vitesses en b, rebord du plateau conti-
nental, On est donc amené à définir l’existence d’une couche de cisaillement
en b : son rôle est d’atténuer, d’annuler la discontinuité des vitesses qui
existe de part et d’autre du rebord du plateau continental.
Pour des raisons de continuité de transport dans la couche supérieure
d’Ekman, on peut montrer que u1 = u2 : la composante zonale de la vitesse
“intérieure”
(c’est-à-dire loin des couches limites) est continue à travers
la couche de cisaillement. Cela permet la détermination de C(V) en x = b
(7)
C(Tù =C(L )
= -J@ u2 =-& u1
4
P
B
1
= y( ‘,Y) - 6
LV
$” h. curl. T/{ c!x
f$---
6y i 6
B’
Alors VI &,y) =
h. curl. T/d
C’est la composante méridienne de la vitesse qui présente une dis-
continuité au-dessus de b. A cette variation de v est associée une mouvement
vertical significatif, qui conduit à un upwelling au-dessus de b. Les équa-
tions dans la couche de cisaillement de part et d’autre de b sont complexes.
Nous n’expliciterons les résultats que pour la composante vertical de la vi-
tesse. En introduisant la coordonnée significative de la couche de cisaille-
ment.
5 =(x- b) x ( 5/2E)‘/2
on obtient
‘/2 GffyGxfb)
CI- 1 x eV5 (
(8)
x>b
WD = (z + d)
COS S-sin 5)
8
$
2 1/2 ---Ta7-
x<b
WG = <z + dl
Wbd~)
CC-d) x em5 (COS S+sin E)
If3
WD (resp. WC) est la vitesse vezticale d&?s2 la couch$ de cisaillement à la
droite de b(resp. à gauche), donc sur le plateau (resp, sur la pente).
L’examen de la solution précédente va montrer comment la couche de disconti-
nuité crée un upwelling significatif.
On voit que W est positif pour 31: =b (5= 0) si
g (6) x q) > 0
5H
H décroit lorsque xcroit ; s=c < 0. Il faut donc que C<+/d) soit négatif,
. . ./ . . .
. . ~ . ~
- I _
- - - _ - “ - - - - - . - ~ _ - ~
- - - _ ~ .
_
- - - . - -
. _
_ - _ - -
-
- - . .
. - . . . . _ .
- 1 -
. . _ .
- . “ . . - _ - _ ”
_ _ _ _
- - - _
c’est-a-dire u 1 (b,y) positif : l’upwelling se produit au-dessus du rebord
du plateau quand la composante zonale intérieure est dirigée vers la côte
à cet endroit. Cependant, l’écoulement global vers le haut est nul. quelque
soit la profondeur : dans le cas de w(b) positif, nous avons un “jet:” vers
le haut au-dessus du rebord continental et un écoulement de compensation
vers le bas de part et d’autre.
- - - _ --_- - -
z z -4
/t-6
Diagramme de la circulation dans la couche de ciçail lement
au-dessus du rebord à z = b
Zone de convergence
La vitesse verticale WD dans l’upwelling de la couche de disconti-
nuité vaut zéro si tg 5 = 0 soit 5 = rr/4 + nR
Si WD est positif en E = 0, une mesure du transport transféré dans
la couche d’Ekman est
T upwelling = M4
!
-Jr/4
WD,z=4= 6ff/6x (b.lxCc-4) x p2 e’
2d
d
0
Cette quantité d’eau monte du côté droit de 5 = 0, pénétre dans la
couche d’Ekman,
se déplace vers l’Est, et redescend dans la couche de dis-
continuité pour 5>n/4. De la même manière, une quantité égale remonte du
côté gauche (côté du 1arge)de 5 = 0 et redescend dans la région E< --x/4.
Si cette recirculation qui a lieu au-dessus du rebord est grande, com-
parée au transport dans la couche d’Ekman, une région de convergence existera.
Le transport dans la couche d’Ekman au-dessus de la couche de cisaillement est
T Ekman =
‘c Y b,yhj
Ces transport s’opposent si
l T ekman I
<
T upwelling
et on aura l’apparition d’une zone de convergence d’un côté de
*.. /. . .
x=b s i :
ai (b) >
2 d -cg tb,y) err’4
63c
I
I
6312 cc-fjlcf)
Si
ry (b,y) est négatif,
cas de vent favorable à l’upwelling, cette
convergence se produira du côté droit de x = b, c’est-à-dire au-dessus du pla-
teau .
Il faut noter que l’existence de cette zone de convergence dans la cou-
che de surface a été critiquéepar JOHNSON etKILLWORTH (1975) : pour eux, l’up-
,welling du rebord du plateau ne peut pénétrer dans la couche de surface d’Ek-
mari, c’est au contraire la couche d’Ekman de fond qui redistribue le flux d’up-
welling de la couche de cisaillement. Comme nous le verrons plus loin, les
structures observées sur la radiale du Cap-Vert s’accordent avec une zone de
convergence en surface.
Application à un upwelling côtier
Ncus allons appliquer la théorie de HILLet JOHNSON au cas la plus sim-
ple d”ugwe?ling côtier:: dans l’hémisphère Nord, nous considérerons un vent
soufflant parallèlement à une côte orientée Nord-Sud : le vent est supposé
constant en latitude et ne varie qu’en longitude.
TX =Q
ry =
rcy
(x)
<
0
vent
Les solutions à l’intérieur du plateau s’écrivent :
On montre que 6
= 1 + tg2 cp
cp : latitude
6y
cl
La fonction arbitraire C(Q est calculée d’après (7) en .c = b:
> = -g UI &y) = $
(r,lb) -tg2 CQ (Tu(l)-Ty(W
B
4
1
Au niveau du Sénégal (<p = 15”):tg2 cp = 7 10-2
-$ (1) -‘cyw rep résente la variation de la tension du vent entre la
côte et l’extrémité du plateau : c’est au plus d.e l.‘ordre de quelques %
tg2 v (ry(‘) -rylbl) «
Tyb!
et C(- )
= 1
ry(bi
4
B
La vitesse verticale en x = b
est donnée par (8)
Au voisinage de la côte, la profondeur tf décroit lorsque II: croit
Off& (b)
est négatif . Comme
T: (b) est négatif, il a upwelling
Y
en x = 3 sur le rebord du plateau (~30).
Dans le cas d’un vent méridien, il y aura con.vergence si :
16ff/5,(b&2(3 d fjw3i2 en/4
Si la pente du fond est supérieure à la valeur précédente, les li-
gnes de courant. et la zone de convergence peuvent être illustrc?s par la fi-
gure suivante (d’après HILL et JOHNSON).
Application à l'upwelling sénégalais :
largeur de l'océan L' = 2000 km
largeur du plateau L'-b' = 50 km
profondeur 100 m = d'
profondeur maximale H'max = 4000 m
I;' = 3.7 1^-5,-1, do
5=1
13' = 2.20 10-*1 m-l s-1
p AL 1.18
5"
d=iL
= 2.5 10-Z
H' niax
-2 2
Coefficient de viscosité turbulente verticale K = 10
m /A
K
- 5
Nombre d'Ekman vertical E = - =
1.7 10
3 oH2max
En supposant les alizés soufflant parallèlement à la côte orientée
N - S, la figure précédente décrit l'upwelling le long des côtes sénégalaises.
L'upwelling au niveau de la rupture du plateau s'effectue en
x=85 (E=O)
jusqu'à 5 = 2% de part et d'autre
1/2
L'upwelling a lieu en 3: = b 2 JI x(2E/d)
4
2’
-5 1/2
=-4" x2000x (2~1.7 10 >
= 9,2 km
ILous avons donc une zone comprise entre le rebord du plateau et 9 km
vers l'intérieur où les masses d'eau sont animées de mouvement ascendants,at-
teignent la couche d'Ekman, se déplacent vers l'est, et replongent vers la
couche de discontinuité au-delà de ces 9 km. Le même phénomène se produit vers
le large.
La zone de convergence est elle présente (à l'intérieur du plateau
puisque Tcy est negatif)?
Il faut que la pente au niveau du talus soit :
N-l /6X b) > 2~ d jm3j2 en’4 = 0.13
- 4
> 0.13
H' max
- = 2.6
10
L'
. . ./ . . .
L’allure du fond sur la radiale du cap vert est la suivante :
.l'OOO m
que nous modélisons ainsi
50 km
I-
1 000 m
Le rebord du plateau continental se trouve en D, ce qui explique le
choix de la profondeur du plateau d = 100 m = 2 (9)
En D, la pente est de l’ordre de 10-2 :
6H@ =
6X’
1o-2 >>
2.6
10-4
La zone de convergence en surface entre le transport d’Ekma:n vers le
large et le transport vers la côte du à l’upwelling, au rebord du plateau,
est présente, et se situe â l’intérieur du plateau (r y< 0)
l . . /
. . .
La circulation prédite par le modèle sera :
Zone de convergence
9kakrn/-
(f
-fjy-y
\\,\\..
Ce schéma de circulation a été obtenu avec l’hypothèse d’un écoule-
ment stationnaire ; en pratique, nous avons choisi de comparer ce schéma avec
la structure en février 70 le long de la radiale du Cap Vert, 1’ upwell ing
étant installé depu,is suffisamment longtemps
pour que les structures puissent
être considérées comme permanentes.
Schématiquement, le mécanisme de l’upwelling en février 70 se présen-
tait ainsi :
Le modèle prédit les caractéristiques genérales de l’upwelling
(Transport vers le large dans la couche d’Ekman de surface, remontée des eaux
à l a c ô t e ) : il prédit en outre :
*
La présence d’un upwelling secondaire en 3, à l’extrémité du plateau
continental, lorsque les vents soufflent d’une manière permanente favorable-
ment
(Tq < 0
TX = 0)
*
La présence d’une zone de convergence, à 1”intérieur du plateau,
puisque la pente est suffisamment forte en D pour produire un u-pwelling supé-
rieur-au transport d’Ekman en surface. D’une manière imagée, on peut dire
que les eaux du large à une profondeur de 50-100 m, entrainées vers la côte
pour compenser le départ des eaux superficielles, viennent buter sur le talus:
plus le talus est abrupt, plus ces eaux seront projetées avec force vers le
haut, au niveau de ce dernier. Et il existe une valeur de la pente du talus
pour laquelle le mouvement ascendant est supérieur au transport d’Ekman en
surface provenant de la côte.
En pratique, en février 70, la convergence avec plongée des eaux se
situe en C, à 5 milles de D à l’intérieur du plateau (9’ km) : c’est exacement
la valeur théorique (correspondant à 5 = =/4), pour laquelle les eaux amenées en
surface par l’upwelling secondaire, plongent et retournent vers la couche de
discontinuité.
Vers le large les eaux plongent sous E, à 9 milles de D (16 km) :
l’ordre de grandeur est tout à fait correct.
Les résultats obtenus en février 70 confirment donc pleinement la va-
lidité du modèle. L’existence et la position de l’upwelling secondaire et de
la zone de convergence sont bien prédites par le modèle. De plus, cela nous
prouve que la structure observée en février 70, ne doit rien au hasard, mais
est au contraire très représentative de l’upwelïing sénégalais.
C O N C L U S I O N
Les strutures hydrologiques observées en 1969-1970 au large du Cap-Vert
sont en bon accord avec le modèle de HAGEN. Le stade de développement de l’up-
welling est lié à la position et l’allure de la pycnocline. Au fur et à mesure
de l‘installation de l’upwelling, la pycnocline, représentéepar un front en sur-
face, se déplace vers le large’. Au maximum du développement, l’extension des
eaux froides superficielles est de 50 km vers le large : elles recouvrent tout
le plateau continental. Leur profondeur d’origine se situe à 50-75 m, juste en
dessous de la pycnocline, au niveau du talus continental.
Lorsque l’upwelling est installé depuis suffisamment longtemps pour que
l’écoulement puisse être considéré comme permanent, on note la présence d’un
upwelling secondaire sur le rebord du plateau continental : la position et
l’extension de cet upwelling sont prédites par la théorie de HILL et JOHNSON.
Cet upwelling secondaire est beaucoup moins actif que l’upwelling côtier,
siège du véritable enrichissement des eaux.
A l’avenir, il parait indispensable d’explorer à nouveau la Radiale du
Cap-Vert prolongée : c’est un des moyens de mettre en évidence les structures
typiques de l’upwelling sénégalais. Nous avons vu que l’essentiel du phénomène
se situait dans la couche supérieure des cent premiers mètres, jusqu’à 75 km
au large. Il sera suffisant d’effectuer les prélévements jusqu’à 150-200 m de
profondeur, jusqu’à la station F (35 milles des côtes) : la radiale pourra
alors être explorée en une journée. Grâce à ce gain de temps, on multipliera
les observations en la parcourant deux ou trois fois par mois, d’octobre à mai :
cela permettra de suivre plus finement l’évolution du phénomène. Des mesures de
la teneur en nitrate confirmeront directement l’enrichissement des eaux. Enfin
des radiales du même type pourront être effectuées en période d’upwelling en
d’autres points du littoral (Saint-Louis, Mbour par exemple), afin de mettre
en E:vidence les variations spatiales du phénomène.
B I B L I O G R A P H I E
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CREMOLJX (J.L.), 1970,- Obsenrations océanographiques effectuées en 1969
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j
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C4.5
1C ,2c1/ ij a45
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FIG. >.- 4 decembre 19652, coupeq2 -z
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Fig. :5 t
DIAGRA M ME
T - 02
5 FEVRIER
1970
- RADIAL8 DU
CAF VE?T
PROLOxE3
AU LARGE DU SÉNÉGAL
COMPARAISON DE CES STRUCTURES AUX MODÈLES
THÉORIQUES ET EMPIRIQUES D'UPWELLING
C.
T E I S S O N (1)
1.
S c h é m a d e d é v e l o p p e m e n t d ’ u n u p w e l l i n g
I I .
C o m p a r a i s o n a v e c l e s d o n n é e s h y d r o l o g i q u e s
I I I .
T h é o r i e d e l’upwelling a u n i v e a u d u r e b o r d d u p l a t e a u
c o n t i n e n t a l
(1) Océanologue-physicien coopérant VSN de I’ORSTOM
1 N T R 0 D U C T 10 N
11 nous a semblé utile, au moment où débute un important programme
d’étude de l’écosystème de la baie de Gorée, de décrire le phénomsne d’up-
welling d’une manière plus générale, ainsi que les m2canisnes physiques qui
le gouvernent. La comprshension des circulations cEtières t he rnohal ines,
des effets de cap jouis par la Presqu’île du Cap Vert, passe necessairement
par l’examen et l’interprétation des structures hydrologiques observees par
grande et moyenne profondeur, loin des ph5nomZnes complexes de ?a frange
littorale.
Une conna issance détaillée des c!lamps hydrograph iques dans les zones
c8tières s’avère donc essentielle : malheureusement, la couverture hydrolo-
gique actuelle en période d”upwelling est très insi?ffisante, et nous ne dis-
posons que des résultats de ROSSIGWL en 1962 - 1963, ainsi que des recueils
de données, jusqu’alors inutilisés, des campagnes effectuées en 1968 - 1970.
Dans un premier temps, nous proposerons un schéma de dkeloppement de
l’upwelling à partir du modèle de HAGEK. Nous décrirons ensuite, à l’aide de
ce modèle, la structure hydrologique observae SUT la radiale au large du Cap
Vert (coupes verticales de température, oxygène dissous, densité ; diagramme
T-S et T-02). Enfin, nous tenterons de prendre en compte certaines caracté-
ristiques de cette structure à l’aide des théories récentes sur l’upwelling.
I- SCHDlA DE DEVELOPPEMENT D’UN UPWELLING
-
Le modèle de Hagen (1974) repose sur le fait que la pente des iso-
pycnes au voisinage d’une côte est un indicateur des mouvements verticaux
des masses d’eaux. (Ceci n’est vrai qu’en supposant l’absence de mélange à
travers les isopycnes et l’invariance du champ de densité le long de la côte).
Plongée d’eaux superficielles
Remontée d’eaux profondes
La situation de départ est celle observée au Sénégal durant l’hiver-
nage. Avec les faibles vents qui soufflent pendant cette période, se forme
par advection d’eaux guinéennes une couche superficielle chaude, pauvre en
sels nutritifs, de plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur.
Cette couche d’eau est séparée des eaux plus profondes, riches en
sels nutritifs, froides, par de forts gradients verticaux des paramètres :
la pynocline est très marquée, On observe ensuite 4 phases bien distinctes :
1 .-
Phase : Les alizés s’installent, commencent à souffler parallèlement à
la ciite. On observe des transports de masse vers le large, en surface et sur
le fond. Pour des raisons de continuité, le transport vers la côte s’effectue
à des profondeurs intermédiaires de part et d’autre de la pycnocline. L.s
structure devient très barocline : la circulation supérieure, entretenue par
le vent, est beaucoup plus intense que facirculation inférieure. La pycnocline
est toujours horizontale.
70
m i l l e s
e---...-.-
--.-----~
u, 200 m
a--c-
2.- Phase : L’accumulation d’eau au large (marquée par une anomalie positive
de la hauteur dynamique AD) provoque une plongée de la pycnocline C:onvergence).
Au contraire, la pycnocline s’élève près de la côte (divergence), et s’affai-
blit (instabilité due aux ondes internes). Le niveau de la mer répond en sens
inverse. C’est de l’eau de la couche mélangée qui arrive en surface : elle
est légérement plus froide, mais toujours tr;3s pauvre en sels nutritifs. C’est
une période de transition.
3.- Phase : L’élévation de la pycnocline prGs de la côte atteint de telles
proportions que les isopycnes crévenr_ la surface d.e 1-a mer dans la région
côtière. Il en résulte un gradient horizontal très prononce. L’importance
de ce gradient pourra crée.r un courant de densité parallèle à la côte, qui
agira comme une barrière pour les composantes zonales de ce courant.
Au voisinage immédiat de la côte se développe une troisi+me cellule de cir-
culation. On observe un apport d’eaux beauco*1p plus froides et un enrichisse-
ment marqué en sels nutritifs.
f r o n t
-=Tf
4.- Phase : Si le développement se poursuit, ce gradien:: de densité, ce front,
se déplace vers le large. Son influence se fait senti.r sur des couches plus
profondes.
c + l ,
Eir.4l
L’eau de la région côtière poussée vers le large est obligée de
plonger sous cette barrière, et provoque des faibles instabilités
sous celle-ci.
.a
.;. ‘.’
n
::
De l’autre côté de la barrière, 1 ‘écoulement d”eau vers la côte
forme un nouvel upwelling secondaire, beaucoup plus faible et sans
enrichissement en sel nutritifs.
- --
- - -
El
- --
L’eau qui circulent sous la pycnocline vers la côte monte à la sur-
face entre la barrière et la côte, dans la zone côtière de véritable
upwelling.
La position du front est très variable dans le temps et l’espace.
I I - COmARAISON AVEC LES DONNEES HYDROLOGIQI;IES
Four illustrer le modèle précédent, nous avons choisi les données
recueillies sur la radiale du Cap Vert Prolongée (fig.16). Cette radiale se
prolonge jusqu’à 200 milles des côtes, avec des prélévements jusqu’à 600 m
de profondeur : cela doit nous permettre d’avoir une vue d’ensemble du phéno-
mène. Elle a été parcourue 7 fois en avril, octobre, décembre 69, en février,
avri 1, juillet, septembre 70. Nous nous interesserons plus spécialement à la
période octobre 69-février 70 qui correspond à la saison de l’année durant
laquelle l’upwelling s’installe.
3 OCTOBRE 69 :
Le tracé des isopycnes (fig.1) montre une zone à très fort gradient
entre IS et 80 m, surmontée d’une couche homotherme. Une zone d’eau dessalée,
marquée par de faibles densités est présente à la côte. A partir de 100 m,
la densité croit lentement pour atteindre 27,30 sur les fonds de 600 m
(T -,.J 9*C S 435.15). La pycnocline est horizontale, très marquée :Aoat de
-
-
part et d’autre :
crt (100 m) - fit (15 m) = 26,4 - 22,2 = 4,2
Rien n’indique des mouvements ascendants de masse d’eau : c’est la
structure typique durant l’hivernage ; les alizés n’ont pas encore commencé
21 souffler, il n’ya pas d’upwelling. Les eaux du large sont des eaux tropi-
cales (chaudes et salées), les eaux côtières, libériennes
(chaudes,dessalees).
Schématiquement la situation en octobre se présente donc ainsi :
forte pycnocline
horizontale
4 DECEMBRE 69
Coupe Ut - 2 (fig.2)
La zone à fort gradient est toujours présente, mais s’est légérement
érodée puisqu’elle se trouve entre 20 et 60 m. La Struc:ture n’a pas changé
aux profondeurs supérieures à 150 m (toujours Ut = 27,3 à 600 m, 27,0 à 400 m).
Les isopycnes s’incurvent vers le haut dans la zone &t.i.ère (50 km de la cate),
Le gradient de densité est quelque peu faussè vers le large par la présence
d’une veine d’eaux chaudes et dessalees en H-I (à 200 km au large)
T = 27 ’
S = 33,50 o/oo. Cette veine est bien mise en évidence sur
les coupes T - z et S - z (fig.4 et 6). Ces caractéristiques sont celles d’une
eau libérienne : cela confirme la description de la circulation saisonnière
faite par Rossignol : “Dans la deuxième quinzaine de novembre et au début
décembre, une langue d’eau libérienne progresse en di.rec-tion du nord, au dela
de la presqu’fle du Cap Vert, A partir de décembre, les eaux tropicales ayant
disparu, les eaux libérien.nes bordent les eaux d’upwelling, à la cate.”
Si nous nous interessons plus spécialement à la couche superficielle
des 100 premiers mètres (fig.3), différents points sont à noter :
L’élevation de la pycnocline qui vient crever la surface en A. Le grad.ient
maximum se situe à 35-40 m en 1, 30-35 m en H, 20-35 m en F-G, 15-25 m en E
en surface en A et B. On note parallèlement une érosion de la pycnocline
lorsque on se rapproche de la côte
b ot (J) = 26,2 - 22,4 = 3,8
b dz (G) = 26,4 - 22,4 = 3
4 ot CE) = 26
- 23,4 = 2,6
A at CC) = 26
- 23,8 = 2,2
Cette élevation vers la côte et cette érosion de la pycnocline ca-
ractérisent la présence d’un upwelling.
Coupe T-z et 0, - z (fig.4 et 5)
L’analyse des courbes T-z et 02 - z apporte d’autres indications :
il est à noter la similitude des allures de la pycnocline, thermocline et
oxycline. Thermocline et oxycline sont plaquées à la côte et crèvent la sur-
face entre A et B : nous nous trouvons donc entre la fin de la 2” phase, et
le début de la 3” phase du modèle de Hagen de développement de l’upwelling.
La Baie de Gorée bénéfice déjà des eaux riches d’upwelling sur le fond :
(T = 18”). Au large du Cap Manuel (station B.C.D.E.) on observe un refroi-
dissement des eaux (T = 23 - 25”) par rapport au large (26 - 27’), mais pas
d”enrichissement.
Cette structure est confirmée par la répartition en oxygène,
avec des eaux pauvres sur les fonds de la baie de Gorée, ( (2ml/l) et des
valeurs ilevées aux mêmes profondeurs au large () 4ml/l).
Piagramme T-s et T-O2 (fig. 7 et 8)
-__
Les remontées des eaux entre A et B se font de part et d’autre de
la pycnocline, dont le rôle de barrière apparait nettement sur les diagrammes
T-s et T-02. Ces deux diagrammes présentent une étonnante analogie : les eaux
en A et B n’ont aucun point commun, et leur origine, complètement différente,
est clairement mise en évidence :
- à 10 m en A, on trouve des eaux de caractéristique T = 18. 6' ; 02 = 1,85 ml/1
I l
eaux provenant de D à 40 m
- à 10 m en B eaux à T = 22.5’ ; fl
02 = 3,8 ml/1 provenant de D à 13 m.
Ces deux diagrammes complètent les informations que nous avions
dijà recueillies grâce aux coupes verticales ti, 02, T en fonction de z :
- en décembre 69, l’upwelling est déjà installé au voisinage de la presqu’lle
du Cap Vert.
- les eaux d’upwelling recouvrent le fond de la baie de Gorée : ce sont Ides
eaux qui se trouvaient auparavant à une profondeur de 40 m sur les fonds de
100 m, à une cinquantaine de mètres pour les stations plus au large.
s-.--------_ --l-ll-“l----..
.
.
.-.-.
-.
.-
- on observe un front très marqué au voisinage de la côte, caractérisé par
un fort resserrement des isopycnes, isothermes et isoplèthes d’oxygène. La
pycnocline (comme la thermocline et l’oxycline) représente la position et
l’allure de ce front.
- comme dans le modèle de Hagen, les remontees d’eaux se font de part et
d’autre de la pycnocline ; sous la pycnocline, un apport d’eaux beaucoup pl*ss
froides correspond vraisemblablement à un enrichissement marqué en sels nu-
t r i t i f s ; au-dessus de la pycnocline, le léger refroidissement observé par
rapport aux stations du large ne s’accompagne pas d’enrichissement, les eaux
provenant toujours de la couche mélangée et non de couches plus profondes.
On p’eut donc schématiquement représenter la situtation en décembre:
5 FEVRIER 70
Nous nous trouvons au milieu de la saison froide, en pleine période
d’upwelling. La structure par grande profondeur est restée inchangee (fig.9).
La pycnocline s’est globalement enfoncée, surtout aux stations du large : à
la station la plus au large, J, le soumet de la pycnocline se situait, en
octobre, à 15 m, en décembre à 25m, en février à. 50 m. Cette évolution s’ex-
plique par le brassage des eaux superficielles, du au vent, conduisant à une
couche plus homogène en surface. Parallélement la pycnocline s’est encore
affaiblie : 6 0t (J) = 26,4 - 25 = 1,4
; A m (E) = 26 - 25,il = 0,8,
confirmant l’intensification de l’upwelling*
Interessons nous, là encore, à la couche superficielle des 100 premiers mètres.
Courbe ot - z et T - z (Fig.10 et 11)
-
L’upwelling est bien développé. On observe des remontées à la côte
d’eaux se trouvant à 40 - 60 m sur les fonds de 100 m (T - 16” & = 26,2)
(T = 17’ 6t = 26,0)
Le front, marqué par le resserrement des isothermes et isopycnes en surface
se trouve maintenant entre D et E : il est rejeté 15 milles au large. Un
upwelling secondaire se développe le long de ce front, à 15 - 20 milles de
la côte ; beaucoup moins actif, avec des remontées d’eaux de 25 - 30 m, il
ne doit pas s’accompagner d’enrichissement en sel nutritif.
L’allure tourmentée des isopycnes et des isothermes sous le front,
en C et D à 25 m, indique la présence d’instabilités sur lesquelles nous re-
viendrons plus en détail par la suite.
A 100 milles au large, s’observe une forte remontée des eaux : elle
pourrait être causée par une divergence due à la rencontre des eaux d’upwel-
1:ing avec une masse d’eaux tropicales.
Eiagramme T - S des eaux des stations côtières (fig.14)
- C’est la même type d’eau que l’on trouve en A et B (contrairement à décembre).
- Les eaux à 20 m et B ont les mêmes caractéristiques qu’en D à 50 - 75 m :
indice d’intense upwelling.
- Les eaux en surface en D ont les mêmes caractéristiques qu’en E à 38 m :
indice de l’upwelling secondaire.
- Les eaux à 75 m en E et F se retrouvent à 100 m en D : présence de downwel-
ling qui est l’indice d’un contre courant portant au nord le long du talus
continental.
En accord avec le modèle de Hagen, nous pouvons donc proposer la
structure schématique suivante :
300 k!?.
200
100
50
0
-ce.-..---. ---- -._~~L.--~-_--
--Aep-A-.e---I
t”
i 100 m
Cette figure correspond à la phase 4 du modèle de Hagen (upwelling bien déve-
loppé) .
La distribution en oxygène dissous va maintenant nous permettre
d’affiner le modèle précédent, en complètant les indications obtenues grâce
à la distribution des températures et densité.
Coupe 02 - z (fig.12)
De la surface vers les fonds de 600 m on observe :
- une grande teneur en oxygène (z 4,5 ; 5 ml,!l) dans les eaux superficielles
(0 - 30 m) due à l’activité photosynthétique.
- une oxycline marquée entre 30 et 50 m de profondeur,
- la présence d’une couche d’oxygénation minimale sous l’oxycline. Elle pourrait
être due : soit à une consommation particulièrement intense de l’oxygène causée
par une accumulation possible de détritus organiques au niveau de I.a thermocline,
soit à la présence d’une grande quantité de zooplancton.
- à partir de 300 m des teneurs très faibles en oxygène (1,5 ml/l> avec un mini-
mum à 1 ml/1 à 500 m pour les stations du large,
Si l’on s’interesse plus particulièrement aux 100 premiers mètres
(fig.l3), il faut noter le recoupement des positions des thermocline, pycno-
cline et oxycline aux différents stations : l’allure générale est la même pour
les trois paramètres. De fortes variations de la teneur en oxygène dissous
sont constatées au voisinage de la côte pour une même profondeur :
à 30 m : en F : 3,80 ml/1
E : Ii,83 ml!1
D : 2,63 ml/1
c : 4,51 ml/1
B : 2,50 ml/1
La coupe 02 - z des 100 premiers mètres met en évidence la remontée
d’eaux pauvres en oxygène ()3ml/l) le long de la côte et sous les stations D,
E confirmant la présence de deux cellules d’upwelling.
Des eaux riches à plus de 5 ml/1 à 25 m en C suggèrent une plongée
des eaux sous le front situé en D, avec une turbulence, u’n brassage bien dé-
veloppé. Le même phénomène se produit sous E avec l’intrusion dfune langue
à 4,5 ml/1 à 30 m, sous des eaux d’upwelling à 2,8 ml/l, confirmant la présence
de structures turbulentes très actives,
Diagramme T - O2 (fig.15)
-
-
Ce diagramme met clairement en évidence les eaux superficielles
froides des stations côtières (A,B,C) séparées des eaux du large (E,F) par
le front situé en D.
Les eaux en C à 0 - 25 m ont les mêmes caractéristiques que les eaux de
surface en A et B : confirmation du caractère très homogène des eaux en C due
à une turbulence active, et de leur influence à 25 m (plongée).
On observe les mêmes eaux en E en surface qu’en F à 25 m et E à 29 m : c’est
l’indice d’une boucle de retour, d’une plongée des eaux amenées en surface par
l’upwelling secondaire du large.
L’analogie des eaux en D en surface et en E à 35 m est une preuve
supplèmentaire de ce circuit fermé. L’upwelling secondaire à 10 - 20 m en D
s’alimente en E à 45 m. L’upwelling principal en B à 20 m s’alimente en D à
50 m (cf diagrarmne T - S).
Revenons au diagramme T - S à la lumière de ces nouveaux résultats.
On constate l’analogie des eaux en C à 25 m avec les eaux de surface en A et
B. Les eaux de surface en C ont les caractéristiques moyennes des eaux de
surface en A et B et des eaux de surface en D : leur origine pourrait donc
être un melange en proportions égales de ces 2 types d’eaux. Comme le suggère
l’allure des isothermes, isopycnes, et isoplèthes d’oxygène la circulation
serait bouclée, les eaux à 25 - 30 m en C se retrouvant en surface en A et B,
et à 10 m en D (en accord avec le diagramme T - S).
La coupe O2 - 2 peut être représentée schématiquement ainsi :
0
50
100 m
On peut également faire ressortir les traits marquants du diagramme
T - S
A
20
19
D en siirLx:e
16
A e-t B en sxriace
17
16
15
*D à 50 -75 m
.x-p à 75 r,
14
Les chiffres romains correspondant à la circulation décrite ci-après :
75 h
50
40
30
20
10 0
---A..-----...--A.
. --A
0
50
100 m
Mécanisme de l’upwelling au large du Cap Vert en février 70
-
-
(D’après les diagrammes T-S et T-02, et le tracé des isopycnes, iso-
thermes et isoplèthes d’oxygène).
1 - Les eaux à 50 - 75 m sur les fonds de 100 m (en D) sont amenés, par
upwelling .à 20 m sur les fonds de 25 m : T = 15,2”C
s = 35,50 o/oo.
I I - La remontée des eaux se produit, amenant des eaux à 16,5 - 17,5”C en
surface, en baie de Gorée.
I I I - Les eaux de surface sont ensuite emmenées vers le large, en subissant
échauffement et evaporation,
ce qui conduit à des masses d’eaux légére-
ment plus chaudes et plus salées : en surface en C, T = lS°C S = 35,60 o/oo.
IV - L’upwelling secondaire du large, beaucoup moins actif ramène en surface
des eaux à 30 -35 m, moins froides et plus salées que les eaux d’upwelling
côtier (preuve d’une origine moins profonde) T = I8,6’C
S = 35,70 o/oo.
V- Il y a convergence en C des eaux de la baie de Gorée, et de l’upwelling
du large. Sous l’effet de cette convergence, les eaux plongent sous C
jusqu’à 25 m, expliquant la présence d’eaux anormalement chaudes et
oxygénées à cette profondeur :
en C à 25 m : T = 17,7”C
*2 = 4,96 ml/1
D à 25 m : T = 17“C
02 = 2,79 ml/1
B à 20 m : T = 15,2 C
O2 = 2,49 ml/1
TV - Brassage des eaux en E - F avec plongée d’eaux superficielles chaudes
riches en oxygane : en E à 30 m : T = 20,6’
02 = 4,83 ml/11
1’II - Plongée des eaux sous la thermocline. Ce downwelling est vraisembiable-
ment associé à un contre courant portant au nord, alors que le courant
dans les couches superficielles porte au sud.
REMARQiTE S :
Le modèle de Hagen a été proposé initialement pour expliquer l’évolution
des structures hydrologiques pendant le développement d’un upwelling au large
de la côte ?JJ de l’Afrique (Maroc-Mauritanie). On peut également dire qu’il
rend bien compte de la situation observée au large du Cap Vert pendant la sai-
szn froide 69-70.
Les faits
à retenir sont :
“la présence de deux cellules d’upwelling ; en pleine saison froide la pre-
mière cellule, côtière, très intense, est le siège du véritable enrichissement
des eaux alors que la seconde, plus au large, située sur le rebord du plateau
continental, est moins active.
*L’érosion progressive de la pycnocline en période d’upwelling conduit à
de faibles stratifications caractéristiques de la côte ?W de l’Afrique (HUYER,
1976).
* Outre la densité et la température, que l’on savait être représentatif de
l’upwelling,
la teneur en oxygène dissous s’est averée un très bon traceur,
bien meilleur que la salinité, permettant de confirmer et d’affiner les struc-
tures revelées par les distributions de T et 6t.
*La structure verticale se décompose en une couche d’entrainement vers le
large en surface (cf EKIIAN) et une couche de compensation se situant à des
profondeurs intermédiaires sous la pycnocline.
*En présence d’upwelling bien développé, on observe un contre courant limité
sous le talus, caractéristique également de la côte NW de l’Afrique (HLYER,
1976).
L’upwelling au large du Cap Vert présente donc lde grandes similitudes
avec l’upwelling mauritanien. On peut penser que la radiale du Cap Vert est
globalement représentative de l’upwelling le long des côtes du Sénegal : des
différences notables, due à la topographie totale, peuvent cependant apparaitre
dans l+circulation transversale.
Nous avons également supposé que les radiales effectuées à des dates
bien précises étaient représentatives d’une plus grande période. C’est vrai
pour la radiale effectuée en octobre, qui représente la situation en hivernage.
Pour les radiales effectuées en saison froide, nous avions fait l’hypothèse
de l’invariance du champ de densité. C’est une question très délicate : il
reste à déterminer la part de la structure qui peut être considérée comme in-
variante ou représentative d’une grande période et cel’le (qui dépend de conditions
instantanées (le vent particulièrement).
Enfin, la saison 1969-70 est elle représentative d’une saison froide
moyenne ? Sur la période 1966-l 980, la saison froide 1969,-70 (de novembre à
mai) a été celle où a été enregistrée le plus faible vent moyen à la station
météo de Yoff et la température moyenne de surface de la mer la plus élevée
à la station côtière de Thiaroye.
Cette saison a donc été une saison d’upwelling relativement faible
et on peut penser que les structures mises en évidence au cours de cette année,
ne peuvent qu’apparaître plus marquées les autres années.
III - THEORIE DE L'UPWELLING AU NIVEAU DU REBORD DU PLATEAU CONTINENTAL
Les structures hydrologiques observées au large de la presqu'ile du Cap-
Ve:rt oct ftZ remarquablement décrites par le modèle empirique de Hagen. Ces
structures peuvent-elles Z?tre Z présent expliquées par les modèles thËoriqucs ?
Le fait nouveau dans le modèle de Hagen est la présence d'un deuxième upwclli:~g
qui SC développe au large, lorsque la saison est bien.avancée, et qui apparait
clairement en février 1970, au large du Cap-Vert, sur le rebord du talus con-
tinental. La théorie de HILL et JOHNSON (1974) tente d'expliquer ce phénomzne.
On suppose que la topographie du fond se compas-e d'un plateau continental
plat, de la côte jusqu'au talus, où les fonds augmentent très rapidement jus-
qii'aux profondeurs abyssales. On étudie l'écoulement baratrope srationnaire
d:Je à une tension de vent, au-dessus de ce plateau que l'on sépare en deux
rCgions I et II : dans ces régions, on suppose l'existence de couches d'Ek.man
et surface et sur le fond, On se place dans un plan @ (variables réelles &
vers l'Est,y' vers le Nord,z' verticalement,dirigé vers le haut.
Notations :
1' : largeur de l'océan ; f'-b' : large-Jr du plateau continental
H' : max : profondeur maximale de l'océan ;d' : profondeur du plateau
6' : paramètre de Coriolis ; 6' = &l + pgt
On dcfinit les variables adimensionnelles suivantes
(X> Y) = fx',y')/f'
2= z'/ff'
d = 6'lSo
B = 13'W&J
*
La région Etudiée se présente sous la forme :
* :
On introduit le nombre d’Ekman E = K/ (doB*max) où K est le coef-
ficient de viscosité turbulente. Les conditions au limites sont les sui-
vantes :
u = ‘J = r#J =
0 à l a c ô t e (X=C, 1 ) e t s u r l e f o n d
(tlu/6z, GulEz) = (w%-cy)
, W = 0 à la surface,Tx et Ty sont les
composantes de la tension de vent, adimensionnalisée, appliquée à la surface.
T dépend de ~,y.
Les solutions pour l’écoulement int2rieur dans la région 1 (zC b)
au-dessus d’un fond horizontal ont la forme suivante, d’après PEDLOSKY (1968).
(1)
u = El/* ~1 = El/*
d2 h. curl. L
-ca (Ly)
‘-ya-
-T
5
(2)
V=E “*
II
k, curl. T
l--
(3)
W= E1/2
W] = El’* (z+d) h. curl. 7:
5
où le dernier terme de l’équation (1) est du à l’upwelling à la côte
(x = 1) crée par la composante nord sud ~2 de la tension du vent.
Pour la région II (*L’ < b), les solutions interieures pour un écoulement
barotrope au-dessus d’une topographie de fond quelconque, sont données par
JOHNSON(1971) :
où
tl=-6 /n (2) est une coordonnée caractéristique. La fonction
C(q), arbitraire, doit être déterminée en égalant les solutions 1 et II de
part et d’autre de b.
Or, on voit d’après les équations précédentes que les trois compo-
santes de la vitesse ne peuvent être prises ensemble continues en x = b. Si
V est continue, u ne l’est pas. Si u est continue, 5, et w ne le sont pas.
Ainsi, les solutions respectives de l’écoulement dans les régions 1 et II
. . . / . . .
conduisent à une discontinuité des vitesses en b, rebord du plateau conti-
nental, On est donc amené à définir l’existence d’une couche de cisaillement
en b : son rôle est d’atténuer, d’annuler la discontinuité des vitesses qui
existe de part et d’autre du rebord du plateau continental.
Pour des raisons de continuité de transport dans la couche supérieure
d’Ekman, on peut montrer que u1 = u2 : la composante zonale de la vitesse
“intérieure”
(c’est-à-dire loin des couches limites) est continue à travers
la couche de cisaillement. Cela permet la détermination de C(V) en x = b
(7)
C(Tù =C(L )
= -J@ u2 =-& u1
4
P
B
1
= y( ‘,Y) - 6
LV
$” h. curl. T/{ c!x
f$---
6y i 6
B’
Alors VI &,y) =
h. curl. T/d
C’est la composante méridienne de la vitesse qui présente une dis-
continuité au-dessus de b. A cette variation de v est associée une mouvement
vertical significatif, qui conduit à un upwelling au-dessus de b. Les équa-
tions dans la couche de cisaillement de part et d’autre de b sont complexes.
Nous n’expliciterons les résultats que pour la composante vertical de la vi-
tesse. En introduisant la coordonnée significative de la couche de cisaille-
ment.
5 =(x- b) x ( 5/2E)‘/2
on obtient
‘/2 GffyGxfb)
CI- 1 x eV5 (
(8)
x>b
WD = (z + d)
COS S-sin 5)
8
$
2 1/2 ---Ta7-
x<b
WG = <z + dl
Wbd~)
CC-d) x em5 (COS S+sin E)
If3
WD (resp. WC) est la vitesse vezticale d&?s2 la couch$ de cisaillement à la
droite de b(resp. à gauche), donc sur le plateau (resp, sur la pente).
L’examen de la solution précédente va montrer comment la couche de disconti-
nuité crée un upwelling significatif.
On voit que W est positif pour 31: =b (5= 0) si
g (6) x q) > 0
5H
H décroit lorsque xcroit ; s=c < 0. Il faut donc que C<+/d) soit négatif,
. . ./ . . .
. . ~ . ~
- I _
- - - _ - “ - - - - - . - ~ _ - ~
- - - _ ~ .
_
- - - . - -
. _
_ - _ - -
-
- - . .
. - . . . . _ .
- 1 -
. . _ .
- . “ . . - _ - _ ”
_ _ _ _
- - - _
c’est-a-dire u 1 (b,y) positif : l’upwelling se produit au-dessus du rebord
du plateau quand la composante zonale intérieure est dirigée vers la côte
à cet endroit. Cependant, l’écoulement global vers le haut est nul. quelque
soit la profondeur : dans le cas de w(b) positif, nous avons un “jet:” vers
le haut au-dessus du rebord continental et un écoulement de compensation
vers le bas de part et d’autre.
- - - _ --_- - -
z z -4
/t-6
Diagramme de la circulation dans la couche de ciçail lement
au-dessus du rebord à z = b
Zone de convergence
La vitesse verticale WD dans l’upwelling de la couche de disconti-
nuité vaut zéro si tg 5 = 0 soit 5 = rr/4 + nR
Si WD est positif en E = 0, une mesure du transport transféré dans
la couche d’Ekman est
T upwelling = M4
!
-Jr/4
WD,z=4= 6ff/6x (b.lxCc-4) x p2 e’
2d
d
0
Cette quantité d’eau monte du côté droit de 5 = 0, pénétre dans la
couche d’Ekman,
se déplace vers l’Est, et redescend dans la couche de dis-
continuité pour 5>n/4. De la même manière, une quantité égale remonte du
côté gauche (côté du 1arge)de 5 = 0 et redescend dans la région E< --x/4.
Si cette recirculation qui a lieu au-dessus du rebord est grande, com-
parée au transport dans la couche d’Ekman, une région de convergence existera.
Le transport dans la couche d’Ekman au-dessus de la couche de cisaillement est
T Ekman =
‘c Y b,yhj
Ces transport s’opposent si
l T ekman I
<
T upwelling
et on aura l’apparition d’une zone de convergence d’un côté de
*.. /. . .
x=b s i :
ai (b) >
2 d -cg tb,y) err’4
63c
I
I
6312 cc-fjlcf)
Si
ry (b,y) est négatif,
cas de vent favorable à l’upwelling, cette
convergence se produira du côté droit de x = b, c’est-à-dire au-dessus du pla-
teau .
Il faut noter que l’existence de cette zone de convergence dans la cou-
che de surface a été critiquéepar JOHNSON etKILLWORTH (1975) : pour eux, l’up-
,welling du rebord du plateau ne peut pénétrer dans la couche de surface d’Ek-
mari, c’est au contraire la couche d’Ekman de fond qui redistribue le flux d’up-
welling de la couche de cisaillement. Comme nous le verrons plus loin, les
structures observées sur la radiale du Cap-Vert s’accordent avec une zone de
convergence en surface.
Application à un upwelling côtier
Ncus allons appliquer la théorie de HILLet JOHNSON au cas la plus sim-
ple d”ugwe?ling côtier:: dans l’hémisphère Nord, nous considérerons un vent
soufflant parallèlement à une côte orientée Nord-Sud : le vent est supposé
constant en latitude et ne varie qu’en longitude.
TX =Q
ry =
rcy
(x)
<
0
vent
Les solutions à l’intérieur du plateau s’écrivent :
On montre que 6
= 1 + tg2 cp
cp : latitude
6y
cl
La fonction arbitraire C(Q est calculée d’après (7) en .c = b:
> = -g UI &y) = $
(r,lb) -tg2 CQ (Tu(l)-Ty(W
B
4
1
Au niveau du Sénégal (<p = 15”):tg2 cp = 7 10-2
-$ (1) -‘cyw rep résente la variation de la tension du vent entre la
côte et l’extrémité du plateau : c’est au plus d.e l.‘ordre de quelques %
tg2 v (ry(‘) -rylbl) «
Tyb!
et C(- )
= 1
ry(bi
4
B
La vitesse verticale en x = b
est donnée par (8)
Au voisinage de la côte, la profondeur tf décroit lorsque II: croit
Off& (b)
est négatif . Comme
T: (b) est négatif, il a upwelling
Y
en x = 3 sur le rebord du plateau (~30).
Dans le cas d’un vent méridien, il y aura con.vergence si :
16ff/5,(b&2(3 d fjw3i2 en/4
Si la pente du fond est supérieure à la valeur précédente, les li-
gnes de courant. et la zone de convergence peuvent être illustrc?s par la fi-
gure suivante (d’après HILL et JOHNSON).
Application à l'upwelling sénégalais :
largeur de l'océan L' = 2000 km
largeur du plateau L'-b' = 50 km
profondeur 100 m = d'
profondeur maximale H'max = 4000 m
I;' = 3.7 1^-5,-1, do
5=1
13' = 2.20 10-*1 m-l s-1
p AL 1.18
5"
d=iL
= 2.5 10-Z
H' niax
-2 2
Coefficient de viscosité turbulente verticale K = 10
m /A
K
- 5
Nombre d'Ekman vertical E = - =
1.7 10
3 oH2max
En supposant les alizés soufflant parallèlement à la côte orientée
N - S, la figure précédente décrit l'upwelling le long des côtes sénégalaises.
L'upwelling au niveau de la rupture du plateau s'effectue en
x=85 (E=O)
jusqu'à 5 = 2% de part et d'autre
1/2
L'upwelling a lieu en 3: = b 2 JI x(2E/d)
4
2’
-5 1/2
=-4" x2000x (2~1.7 10 >
= 9,2 km
ILous avons donc une zone comprise entre le rebord du plateau et 9 km
vers l'intérieur où les masses d'eau sont animées de mouvement ascendants,at-
teignent la couche d'Ekman, se déplacent vers l'est, et replongent vers la
couche de discontinuité au-delà de ces 9 km. Le même phénomène se produit vers
le large.
La zone de convergence est elle présente (à l'intérieur du plateau
puisque Tcy est negatif)?
Il faut que la pente au niveau du talus soit :
N-l /6X b) > 2~ d jm3j2 en’4 = 0.13
- 4
> 0.13
H' max
- = 2.6
10
L'
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L’allure du fond sur la radiale du cap vert est la suivante :
.l'OOO m
que nous modélisons ainsi
50 km
I-
1 000 m
Le rebord du plateau continental se trouve en D, ce qui explique le
choix de la profondeur du plateau d = 100 m = 2 (9)
En D, la pente est de l’ordre de 10-2 :
6H@ =
6X’
1o-2 >>
2.6
10-4
La zone de convergence en surface entre le transport d’Ekma:n vers le
large et le transport vers la côte du à l’upwelling, au rebord du plateau,
est présente, et se situe â l’intérieur du plateau (r y< 0)
l . . /
. . .
La circulation prédite par le modèle sera :
Zone de convergence
9kakrn/-
(f
-fjy-y
\\,\\..
Ce schéma de circulation a été obtenu avec l’hypothèse d’un écoule-
ment stationnaire ; en pratique, nous avons choisi de comparer ce schéma avec
la structure en février 70 le long de la radiale du Cap Vert, 1’ upwell ing
étant installé depu,is suffisamment longtemps
pour que les structures puissent
être considérées comme permanentes.
Schématiquement, le mécanisme de l’upwelling en février 70 se présen-
tait ainsi :
Le modèle prédit les caractéristiques genérales de l’upwelling
(Transport vers le large dans la couche d’Ekman de surface, remontée des eaux
à l a c ô t e ) : il prédit en outre :
*
La présence d’un upwelling secondaire en 3, à l’extrémité du plateau
continental, lorsque les vents soufflent d’une manière permanente favorable-
ment
(Tq < 0
TX = 0)
*
La présence d’une zone de convergence, à 1”intérieur du plateau,
puisque la pente est suffisamment forte en D pour produire un u-pwelling supé-
rieur-au transport d’Ekman en surface. D’une manière imagée, on peut dire
que les eaux du large à une profondeur de 50-100 m, entrainées vers la côte
pour compenser le départ des eaux superficielles, viennent buter sur le talus:
plus le talus est abrupt, plus ces eaux seront projetées avec force vers le
haut, au niveau de ce dernier. Et il existe une valeur de la pente du talus
pour laquelle le mouvement ascendant est supérieur au transport d’Ekman en
surface provenant de la côte.
En pratique, en février 70, la convergence avec plongée des eaux se
situe en C, à 5 milles de D à l’intérieur du plateau (9’ km) : c’est exacement
la valeur théorique (correspondant à 5 = =/4), pour laquelle les eaux amenées en
surface par l’upwelling secondaire, plongent et retournent vers la couche de
discontinuité.
Vers le large les eaux plongent sous E, à 9 milles de D (16 km) :
l’ordre de grandeur est tout à fait correct.
Les résultats obtenus en février 70 confirment donc pleinement la va-
lidité du modèle. L’existence et la position de l’upwelling secondaire et de
la zone de convergence sont bien prédites par le modèle. De plus, cela nous
prouve que la structure observée en février 70, ne doit rien au hasard, mais
est au contraire très représentative de l’upwelïing sénégalais.
C O N C L U S I O N
Les strutures hydrologiques observées en 1969-1970 au large du Cap-Vert
sont en bon accord avec le modèle de HAGEN. Le stade de développement de l’up-
welling est lié à la position et l’allure de la pycnocline. Au fur et à mesure
de l‘installation de l’upwelling, la pycnocline, représentéepar un front en sur-
face, se déplace vers le large’. Au maximum du développement, l’extension des
eaux froides superficielles est de 50 km vers le large : elles recouvrent tout
le plateau continental. Leur profondeur d’origine se situe à 50-75 m, juste en
dessous de la pycnocline, au niveau du talus continental.
Lorsque l’upwelling est installé depuis suffisamment longtemps pour que
l’écoulement puisse être considéré comme permanent, on note la présence d’un
upwelling secondaire sur le rebord du plateau continental : la position et
l’extension de cet upwelling sont prédites par la théorie de HILL et JOHNSON.
Cet upwelling secondaire est beaucoup moins actif que l’upwelling côtier,
siège du véritable enrichissement des eaux.
A l’avenir, il parait indispensable d’explorer à nouveau la Radiale du
Cap-Vert prolongée : c’est un des moyens de mettre en évidence les structures
typiques de l’upwelling sénégalais. Nous avons vu que l’essentiel du phénomène
se situait dans la couche supérieure des cent premiers mètres, jusqu’à 75 km
au large. Il sera suffisant d’effectuer les prélévements jusqu’à 150-200 m de
profondeur, jusqu’à la station F (35 milles des côtes) : la radiale pourra
alors être explorée en une journée. Grâce à ce gain de temps, on multipliera
les observations en la parcourant deux ou trois fois par mois, d’octobre à mai :
cela permettra de suivre plus finement l’évolution du phénomène. Des mesures de
la teneur en nitrate confirmeront directement l’enrichissement des eaux. Enfin
des radiales du même type pourront être effectuées en période d’upwelling en
d’autres points du littoral (Saint-Louis, Mbour par exemple), afin de mettre
en E:vidence les variations spatiales du phénomène.
B I B L I O G R A P H I E
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