Par
C.
TEI3XIN(l)
.
‘.
1
INTRODUCTION
1, THEORIE D’ EKMAH
1.1. Courants de dérive pure provoqués par le vent dans un ocP,an homogene
1,l.l. Mise en équation
1.1.2, Résolution du problème
1.1.2.1, Cas de la profondeur infinie
1.1.2.2, Cas de la profondeur finie
1.2. Courants de pente
1.3, Circulation littorale - superposition des courants de pente et de
dérive
1.3.1. Conditions aux limites imposées par une cWe
1.3.2. Structure verticale des flux
1.3.3. Cas d’un vent de direction quelconque par rapport à la c8te
1.4. Applications pratiques
1.4.1. Rappel des résultats de la théorie d’Ekman
1.4.2. Détermination de la contrainte due au vent sur la surface de
la mer
1.4.3, Le probl&e de la détermination du coefficient de viscosité
virtuelle
1.4.3.1. Considérations théoriques
1.4.3.2. Méthodes empiriques
1.4.4, Calcul de la vitesse de dérive et de la profondeur d’influencz
de frottement
2. .APPT.JCATION AUX CCITES SENRGALAISES
2.1. Courant de surface d0 au vent en saison froide
2.2. Circulation en surface et sur le fond sur la Petite C8te
2.3, Indice d’upwelling catier : calcul du transport d’Ekman - influence
de l’orientation de la cate par rapport a la direction du vent
(1) océanologue-physicien, coopérant VSW de I’ORSTOM.

---

r
2.3.1. Méthode de cailcul de l’indice d’upwelling côtier
2.3.2. Evolution moyenne annuelle de lPupwelling le long des cbtes
d u S é n é g a l
2.3.3. Variation interannuelle de l’upwelling
2.3.4, Corrélation entre les températures de surface mensuelles aux
stations c8tières et l’indice d’upwelling
2.3.5. Misé en tiidence des périodes d’intensification et de relaxa-a
tion de l’upwelling B l’aide de lsindice.
CONCLUSION
ANNEXE1 : Relation entre la température moyenne en saison froide et 1 ‘in-
tensité moyenne des vents (1966 - 1961). Fluctuation des vents
b long terme.
ANNEXE II: Programme informatique du calcul d’indice d’upwelling cbtier.
.
.
.

---

I N T R O D U C T I O N
Liupwelling le’lkng des c8tes du L;é&gal a au départ été étudié d’une
manière descriptive (ROSSIGNOL, 1965 : CREMOUX, 1967-1970). Depuis peu a etâ
entreprise une analyse exhaustive de l’hydrologie du plateau continental n
courantologic,
circulation thermohaline, variabilitg des condition5 de surfr7ci:
(REBERT, 1979). Il nous a semblé intéressant de comparer et confronter ccrtcj.-p
nes des observations pr&$dentes ~fux résultats obtenus par la théorie di!?:c:z.~,
La théorie d’Ek.me.n a l’avantage de conduire 3 des résulats simples ;
malgré des hypothèses restrictives elle est représentative des phi;nomènes
;r,‘upwelling à grande échelle (BAKUN, 1973 t WOOSTER et al., 1976). Elle permet,
d’avoir une, vue d’ensemble, qualitative, de la circulation et des transport5
de masse loin des processus complexes de la frange littorale.
La première partie reprend la théorie d’Ekman, telle qn’ellc a été déve-
loppée dans les ouvrages de LACOMBE, de NEZ.JMA!!JN (1966). On insiste sur les
hypothèses, sur la détermination dGlicate de la valeur numérique de certains
parariistres.
Dans la seconde partie nous appliquons la théorie d’Ekman a quelques cas
particulier5 : courant de surface dQ eu vent en saison froide, circulation
théorique sur la Petito C8te, calcul d’indice d’upwelling côtier B partir du
transport d’Ekman.
Le lecteur déj2 w fait de la théorie d’lekman, ou ne désirant pas appro-
fondir le@ calculs théoriques, pourra passer directement.au paragraphe 1.4$
“Application5 pratiques”.
1 .
T H E O R I E DPEKMAN
1.1, COURANTS DE DERIVE PURE PRW~UES PAR LE VENT DANS UN OCE+AN HOMOGEW,
l,l.‘l. Mise en équation
Les gquations de départ sont les équation 5 de base en mécanique des fhni<..!c.

---

4
(1) 6:
+
(h>U +
2atiG
=-IV,+
F
*
3
E
P
‘
dériv?k
.particulaire:
force
gradient
forces
tenseur
f1
variation locale
de ’ ’
de
extérieures
des
Coriwli a
presaiwn
dia aipations
-a
où Q est la densité de l’eau, p la pression, u vitesse des masses d’eaux, V”O$-
rateur gradient, ?$vi.tesse de rotation de la terre.
L’équation de continuité Q’écrit :
+ div’ (p u’) - 0
En natation tenaorieile, ces équations prennent la forme :
HJpothèaea :
a.- On se place dans un océan tournant, plan (Latitude Cp = constante),
i l l i m i t é ,
\\
b .‘- 11 souffle un vent de vitesse et de direction constanmpendant un
temps suffisamment long (cas des alizgs), pour que,le mouvement des eaux soit
devenu permanent :
4;
*
3
‘E
-
c.- L’accfl&akon d’espace est auppo&e négligeable (courbure très faible
des lignes de courant) :
(ih>U =.ô
d .- On néglige les farces extérieures tellesque gravité, attraction
luni-solaire.
*
e.- On définit les axes C& vers l’est, Oy vers le nord et CM vers le bas
(dans I’hémiaphPre nord). La force de Coriolis a alors pour cunpokktes :
f-2 0 :sin cp x:‘v, 2 o sin cp x U, 0) ~~latitude, o Vi;tesse de rotation de la terre.
f .- D’une mani&re générale, le tenseur des dissipations .a’krit :
.
avec V : viscosité cinématique j Ui vitesse moyenne : u’i, U'j fluctuation sle3
vitesses ; U’iU’j tenseur de Reynolds. Dans le cas prissent 5 la seule force

---

5
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i,-.:.y.,
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‘I,’
de frottement. eat 1s‘ coatrai?te due ,au
..I. vent
:. 2:. appjiq$$ Si ,%a sqrface des, $a, ,,mer.
y.:.
On suppose en outfe. qti’i,L.r ni, a pas+@ ,di?$pa@on, horizt?nt+le’ :
:
,.
;’
:_.
Di P
- u’;w’) .
F ‘F
I -
{’ :~ <. 2
i :
.
On pose Km = -:‘ia’f(G)
Km coefficient de s$swsité turbulente,. On
Te
::. . .”
;
: . \\.
..
:
‘,:_‘.
z
peut alors écrire le :tenséur des di+i$atian3 cous’ l& f.&me 1
avec Fz
cokfficient.vertical ée viscasitd Virtuelle. Pour simp~i+r on po,t,era
IC*I$: Ui Iüi ,les Composantes moyennes de la vitess? et (u1, “u2? %3)-,(u, .v, w).
g*- Z’oct-an -4ttint i1linité, il ne s’y -développe ni pent.e,’ ni: ,pi,$ng-up et
.
on peut kpposer qu’il,n’y a pas de zomposantc verticale de la vitesse de l’eau
(ou qu’elle &t nbgligeable vis à via des composantes horizontales) :
L’océan est de densité Q constante : (2) s’écrit alors
’
I
div G = 0
o u
Bu + sv - 0
ls~
‘,
Finalement, l’équation (1) se rarnàne & :
(puisque u et v ne déTendent en fait que de z).,
En introduisan& le flux de quantité de mouvement vertical ?Zcz 2
rxz
= 0 (Km + v)
6u ,, .)
z
on aurait: i 2 0 .siaT.“(O-X’v m i
GC?
:
63
.: ; ) i’ i
P
.
,,
.,
Posons 6 = 2 0 sin Q et a2
a I (3) ‘:
alors
‘<
:
<.
:
d2u -
’ ‘.(4a)
w
- & i ‘0
>
d2v
..tW /
dzL!
.Y
:
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,,
.I
.
.
On apditionne (4â) + i (4b) e n posatic w6 U . rc G;.. L%$p&.q~~,.J$~ se p r é -
,,
‘.i
.<.,.
sente 60~s la ‘fo& simple :
:.
:‘t
‘.
.
.‘I : ;: . . .:. . . ;..: ‘:, :
d2w
-i a 2,
-
0
( 5 )
, ” .;. _. i :
._ : : :. .-; j ‘; ‘;:’ 1:: <.
x7

---

6
En résutné, grâce’aux nombreuses hypothèses simplificktrices, l’équation
g&nérale”( 1) se ram&e ir uns ‘forme aisément intégrable; en tenant com@ des
.
_:
. .
. . . . ; ; :
*
l
;
conditions aux llmlfes que noue allono’ maintkant examiner.
‘. ‘.
1.1.2, RéBolution du problème
< .
1.1.‘2.1. Cas de l&_erofondeur infinie
------m---u-
-“--w--w-----m-
On sait que la solution (5) se présente sous la forme :
w 1 A*eaVZ + B .-aVE
Les constantes A et B doivent être détérminées par les conditions aux
Ii&i tes. ‘Rappelone qke a =
“g K, avec 6 paramètre de Coriolis’et K c&ffi-
-.
w-
oient de vfskosité virtuelle. Pour simplifier le problème on suppose: qui.‘le
vent .&'otiffie ‘parallèlement à Oy (c’est-à-dire dans une direction nord-atid).
‘Po&*.dé$inir les‘conditions aux limites en surface, on fait 1’hypofhGse
classique que ‘le’fluk de quantité de mouvement se conserve à l’interfakb :’ en
d’autres termes, toute l’énergie due au vent sert 3 entrainer les masses
d ‘ eaux : il n’y a pas de perte due au déferlement des vagues.
En surface an a donc :
TYQ =pK at, = z
(
,,dz 1 0
<‘C contrainte due au vent 3 la surface de la mer)
et
~SGO =
= 0 puisque le vent souffle parallèlement
à oy ::
Il
vent
. ‘-
I
z
Avec la condition de vitesse nulle’pour une profondeur z,infiniè ‘et en
sépar*ant partie rélle et imaginaire dans w, on aboutit a :
U” Vo e -WWz
COS (x/4 -a
2)
w
JC!
_’
i v=Vo e-(a/-)z
sin (x/4 -a$#
avec Vo, vitesse du’ courant en surfa.ce y z =
.:
L’équation (6).‘fournit les tiomposantes du courant en réponse à,un vent
constant, exerçant une contrainte T sur la surface de I.a mer. Exami~oas pXy%
en d&ail cette solution :
.

---

II ,..
. .
_’;..,, 4 ; ,, .. _/
_ Bn *u*race..;iii-,v~~:i8t -y .+,._.-- u-y&-“$~ co* nr/4
i‘ .p:,-‘. ..* . . ,,,<,,,__
_, “.
‘.
“” --.. V,,.” vo sin SC/4
-..-,“_
Le courant en surface e&.~&rig$ 2 +4S0 ‘~“&oite (dans l’hémisphère nord),
. .
de la direction vers laquelle s&f f le” le.vent. .
; :
- La grandeur du Acteur diminué..exponentiellement avec la profondeur,
Sa direction est donné+ par 8 k n/4 -“/‘a. Avec la profondeur, la direction
de la vitesse tourne Hnéairement sur la dFoite (dans le sens des aiguilles
d’une montre).
Par rapport au courant de.surface, le courant a tourné d’un angle n pour
az/v?! = @. A cette profondeur, le courant est en sens inverse du courant de
surface èt vaut Voelc =
1/23 vo
D est appelée la profondeur d’inffuence du frottement, A cette profondeur
le courant est environ vingt fois plus faible qu’en surface : le mouvement
des masses d’eaux est pratiquement confind dans une couche superfidielle
,,
.,
:.
;, ,!,,
.>,
.!
.
d’épaisseur D.
:
: i
.) . . ‘. .,.:
La figureli,est une représentation vectorielle sch&uati&e du courant
d’entrainement uniquement dû au vent, en fonction de la profondeur. Projet68
sur un plan horizontal, l’extrémité des vecteurs courant forme une spirale
logarithmique, l a spirale,-d’Elc?n.
Le calcul du’.. transport .de masse global entre le fond et la surface four-
.*._. ‘...
nit des résultats intéressants. Qn t’obtient en intégtiant les composantes de
:
la vitesse entre 2 = 0 et’2 =@
.
Transport de masse parall-lement a 0~ : &c
T
,. :
2 0 sin cp
Transport de masse parallkment’ B Oy : sy-0: 2, :dz - 0
. 1
I
Ainsi le transport global de masse dû iii un pur courant d’entrainement est
dirigé 1 90’ à droite de la direction du vent, dans l’hémisphère nord. Le
transport de masse est proportionnel B 2, la contrainte due au vent, et inver-
sement proportionnel au sinus de la latitude. Il est 71 noter que le transport
de masse est indépendant de la valeur du coefficient de viscosité virtuelle K,
qui est souvent dblicate à déterminer, aiors que le courant de surface, lui,

---

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Fig. la.- Spirale d’Ekman pour un pur courant de dér:ive,projet& sur un ,plan
.’
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:.. .:.,,,.. Iw&wntal (d’après EW)
. . ,.
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d=0.5-D
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&L?.~....~
Fig. Ib.- Structure verticale d”un courant de dérive dans un océan d~:p~ofon-
deur d finie; projetée sur un plan horizontal Cd’aprgs “Em) l
‘i’-‘-
:
”
. .
,‘.

;;

---

9
En conclusion, il faut garder a l’esprit que l’application directe des
résultats de la théorie d’Ekman se heurte à deux difficultés majeures :
- D’une part, il est très difficile de trouver dans la .nature des con-
c’itions qui satisfont les hypothèses de départ.,
- D’autre part , il est très dWcat de proposer des déterminations “réa-
listes” de la contrainte de vent, et plus encore, du coefficient K (nous re-
viendrons plus en detail sur ce point dans le paragraphe 1.4).
1.2.2.1. Cas de ‘la Erofondeur finie
----u---------L--- -m-..wm.--u-m.m-
Nous supposons maintenant que l’océan est de profondeur finie d et que
sur le fond, pour z = d, nous avons la condition aux limites
u=v =O
La résolution du problème se fait de la même manière que dans le cas de
la profondeur infinie. Nousn’expliciterons pas en détail. le& solutions. Nous
retiendrons simplement que l’angle y du courant de surface avec Te vent est
donnée par la relation :
*
tg Y = sh 2irt d/D - sin 2~ d/D
sh 2n d/D + sin 27~ d/D
ou encore y = n
- Arctg
2n d/D
2;
2x d/D
avec D profo;ldeur d’influente du frottement.
L’angle entre le vent et le courant de surface dépend du rapport entre
la profondeur de la mer et la profondeur d’influente du frottement. Lorsque
d/D est petit, v tend vers 0 : par faible profondeur, le courant est dans.le
sens du vent. Lorsque d/D est grand y tend vers ~/4 : on retrouve le cas pré-
.
cédent de la profondeur infinie.
Le tableau suivantdonne les vale&s de v pour différentes valeurs de d/D:
d/D
0.1
0.25
0.50
0.75
1
~.. -~~
V
3.P
21.5O
45O
45.5O
45”
En pratique, ‘des que la profondeur de la mer dépasse 1.25 D, les caractè-
ristiques du courant sont voisines de celles relatives à la profondeur infinie
(fig. lb).
En particulier, pour d>1.25 D, le transport global est: voisin de celui

---

10
cal.culb en profondeur infinie, perpendiculaire B la direction du vent, et de
module r/d *
.
1.2. ~OUKANTS DE PENTE
Houe venons d’atudier lea courants g&Gr&s par une force d’entrainement
due au vent, appelés courants de dérive pure. Nous allons maintenant examiner
le cas de couranta crbes par une pente permanentede la surface de la mer, en
pr&enke d’un coefficient de viecosité virtuelle K.
Supposons donc que SOUB l’action d’un vent prolo&, la surface de la mer
ait pris une inclina,ison, et, le vent ayant cessi), le mouvement des masses
d’eaux du fait de cette inclinaison soit devenu permanent.
Orientons Or dans le sens de la <pente, Oy sur sa gauche, z vers le bas.
L’océan est de profondeur finie d
L’équation (1) s’krit, dans ces conditions :
avec
pour une inclinaison ci faible. On abeutit alors au systikme d’gquations :
En posant 2) = vi + gWKa2
et w - u + iv, il vient
d2w
m
i a2w = 0
;Fzz
b retrouve f‘?équation (5). La rdsolution s’effectue de la m&ne manibre

---

1 1
que précédemment, avec les canditons aux limites :
pWilY
z - 0 : K.du = K du = 0 puisque le vent est nul en surface
az’
TE
pour ‘z = d
U
= v
= 0, sur le fond de l’oc88n.
On est amené à poser D*
épais@eur de la couche ‘de fond
d’influente de frottement. D* est équivalent a D dans la mesure 03 le coeffi-
cient K est le m$me,en surface et sur le fond. La structure verticale d’un
courant de pente pour un océan de profondeur d et projetse sur un pIan hori-
zontal est donnée par la figure 2a.
Pour les profondeurs d>1.25 D , le mouvement est géostrophique sauf
dans la couche d’6paisseur D* au dessus du fond, ori l’influence du frottement
est prépondérante : cette couche est occupée par le courant dont la vitesse
décroit exponentiellement avec la profondeur = cette vitesse a une composante
dans Le sens du gradient de pression (composante anisobarique:pat grande
profondeur ,dans la couche, la vitesse est à 45’ 3 droite du.gradient de pres-
sion), Au dessus de la couche d’épaisseur D*, le mouvement s’effectue parall&
lement aux isobares, perpendiculairem!+nt Zi la pente, sur la droite pour un
observateur regardant dans le sens du gradient (dans l’hbmisph&re nord) : dans
cette couche le courant est trés voîsk de gpf.d, valeur du courant @ostrophi-
que pur.
c
Si d/D* est faible, la vitesse a une composante importante dans le sens
de la pente,
Si d/Dn est grand, le courant n’a de composante suivant la pente que
près du fond.
Les calculs de transports de masse dus ?A un courant de pente ne prennent
une forme simple que lorsque d est très supérieur à D* : le flux d’eau dans
Le sens de la pente, qui réprésente 3.e transport dQ au frottement sur le fond
vaut :
I+x = ,PgBD/-#
Le transport de masse perpendiculaire b la pente vaut en valeur absolue :
MY I- P g B di’tj -Mz
où le premier terme du second membre représ.&t& le transport de masse d’un
courant géostrophiqke sans frottement.

---

-_I_ -...- --li-^i .1,. C-----ll,ll--,<,-
2
1 2
>
gradient de pressisn
I
i
Fig. .., 2a.- Structure verticale d’un courant de pente dans un ocAn de profondeur
6, projetée sur un plan hori.zontal (d’aprgs EKMAN)
.‘.

.(
.,
,,
.
cOte
.a
gkadienk .de {lression
Fig. 2b.- Système de courant d’Ekman
(4 Pur courant de dérive en surface
<.
Cbl Courant de surface résultant
. .’ ‘,
Caurant”géostrophique (pro$ond)
Courant de fond

---

1 3
1.3, CIRCULATION LITTORALE , SDF’EkPC)SITION DE$ COURANTS DF,, DERIVE ET BF, PENTE
1.3.1. Conditions aux limites impo&ea par une cate
Nous avons étudié séparément les courants gén6rés par le vent et par une
pente constante : nous allons maintenant examiner 18 superposition de ces
effets au voisinage d’une cate quc nous supposerons rectiligne et infiniment
longue, l’océan étant.homogène de profondeur d constante,
Orientons l’axe des y paral18lement à la c8te z supposons que le vent
souffle parallZlement Zi Oy et que nous nous trouvons en régime permanent
ish6matiquement cela peut représenter le cas des alizés soufflant 10 long
*le la cate NW de 1 “Afrique).
Les équations (4) et (9)) toutes deux linéaires, peuvent ~~ajouter~ ainsi
t
que leur solutions
sous l’action du vent des courants de di%.vc p&e pro-
l
duiront un transport de masse perpendiculaire 2i la côte,créant ainsi une ponte
f1.e la surface de la mer : le niveau dc la mer s ‘abaissera B la c8te.
Les conditions aux limites impo&es au voisinage immédiat de la c8te sont
l e s suivanto. :
- le flux normal à la c6te est nul (équation de continuité) 0
‘e La pente de la surface de la mer cet perpendiculaire au r:i.va.p (cc qui
revient 2 dire que le courant de pente est grossi&enent parall::le au rivage
sauf dans la couche de frottement au dessus du fond),
2
Pour une profondeur d suffiaament grande, la superposition des solutions
des équations (4) et (9) conduit au champ de courant suivant :
- Sur le fond, dans une couche d’6paisseur De, on observe le r:ourant de
Land, d6vié de 45’ à 90’ à droite du gradient :de .pression :
- Dans une couche intermédiaire, d’épaisseur d-(D + D*) , ‘on observe le
courant de pente quasi géostrophiquc, encore appelé courant profond ‘i dGvi.5
2 goo 2d droite du gradient de pression, donc parclll2sle au rivzgc. Dans cette
couche 1~ courant de dérive pure est nGgli.geable.
- Dans la couche superficielle, d’épaisseur D, on observe le courant de
derive dont 1 ‘allure suit la spirale d “Ekman. Sa valeur en surfeco. est Vo. En
outre le courant de pente est présent et a les mêmes caractéristiques que
dans la couche inter&diaire.
.,.

---

On peut représenter schématiquement la.structure verticale du champ de
1
I
- courant de dérive + courant de
D
courant de surface
.
pente géostrophique
d-CD+Lk )Courant profond
.I courant de pente géostrophique -
courant de,d&ive négligeable
D*
courant de fond
courant de pente dévié de 45”
*v/
- .i3 90’ 3 drafou,8~tga~d~éer~v~e
pression -
négligeable
L’allure du courant résultant 8 différentes pro:fondaurs est donnée par
la figure 2b , Si la profondeur d est inférieure à D + Ibt, la couche intermé-
diaire disparaié, et les courants de surface et de fond s’interpénêtrent.
1.3.2. Structure verticale des flux
Le flux résultant est donné par La superposition des flux du courant de
dérive et de pente.
Le flux du courant de dbrive est dirig6 a 90’ à droite du vent et vaut :
sx = 4
@Y = 0)
yJY
:
Le flux du courant de pente a pour composante :
M E = P g P Dih/2n
MU
= pgBd/6 -Mz -Pg; (d-+&
Au niveau des flux,tout se passe. comme si le courant géostrophique existe
dans la couche supérieure d’épaisseur d -DC, et que le flux M selon la pente
zx
est provoqué par le même courant sur,la couche d’épaisseur’D* au dessus du
f o n d .
Tz
Au voisinage d’une cote, nous aurons donc la configuration suivante :
c o u p e h o r i z o n t a l e : ’
c o u p e v e r t i c a l e :
Y
t - 4 ;
P
X
I
flux du courant
I
:.
d
Vent
c
Yk~flux du courant de fond
côte

---

1 5
La condition aux limites imposée au voisinage inanédiat de la c8te est que
ie flux normal soit nul :
sx +
&f
=
0”
W
C&e le flux Sr est confiné dans la cckhe de surface, et que le flux
Xc n’existe que dans la couche de fond,écr%re ti + Y3t: = 0 implique, par
rsîson de continuité, des courants verticaux le long de la cate. Dans le cas
ci-dessus,
il. y aura apparition de courants ascendants qui remplaceront les
masses d’eaux superficielles emmenées vers le large par le flux du courant de
*
dérive, par les masses d’eaux ‘profondes apportées par le flux du courant de
Coud : c ‘est le phéaoi&ne “d ‘upwelling” &tier .
Explicitons l’équation. (10) :
On peut alors Calculer la valeur du courant géostrophique :
5% = g@ = 2ITT
Ii-
P
A partir du moment 09 l’on c0nnai.t la tension du vent T, en surface, et
ies coefficients de.viscosité virtuelle K et Ksk en surface et sur le fond,
courant de dérive pure et courant géostrophique profond sont détermings par
% = Ic/p (Kf&t2j1/2
et l’on peut en d&duire le courant résultant à n’importe quelle profondeur
(5 partir ,des spirales d’Ekman).
1.3.3; Cas.d’un vent de.direction,qae~conque à la &te
.Supposons maintenant que le vent n’est plus orienté parallèlement au rivage

---

1 6
mais so’uffle d’une direction quelconque. Soit CI L’angle entre la normale inté-
rieure à la côte et la direction vers laquelle souffle le vent,comptée positi-
vement :
V.$!
a
-Jl
%---‘i
..,
3.
.
;-:.
*A
.
:* . .
Lé flux de dérive S est toujours orienté à 90’ a droite de la direction
du vent : pour les vents tels.que
a <180” le flux S a sa co&os&te à la
cate orientée vers le rivage : ce sont les vents d’afflux, de piling-up. Pour
Les vents tels que 180°< CI < 360*) la composante normale du flux est orientbe
vers le large ; ce sont les vents de reflux, d’upwelling,,
D”autre part, la pente gbn&be par le vent est toujquek perpendiculaire
au rivage, : Ehivons que le flux normal a la &te est nul :
* s COS (a - dz) + p g .p D* = 0
zn-a
La v&tesse du courant géostrophique est toujours Ug cs go/6
et le flux de dérive S = Z.
a
‘I
+ z sin a - p ugD*
‘. _<
3’.
3-z
a v e c
vo - z/p (Kfo1~2 et D* = K x C2Kd6) 1’2
Vo x (K/b)lsi2 sin c1 = Ug x (K*/Zd) li2
ug = Vo sina x(2K/k) lj2
Dans la mesure oil le coeffikent de viscosité virtwelle est le r&me en
surface et sur le foud, (K - K*) :
ug = Vo2 sin a . (12)
1.4 ~~~CATI;ONS PRATIQUES
l
1,4.;l; :.Rappel ,des résultats .de .Ia .théorie d”Ekman
Un vent de vitesse W,exerce une contrainteT Zt la surface de la mer, créant
un courarit de dérive V,‘ed surface ci 45’ Zi droite de la direction vers la-
quelle souffle le vent, ~dans..l’h&tisphéré nord. Le flux d‘eau global du cou-
.-
,.‘_
. .
rant de déS.+e pure est or&Ï%$ à .@” ‘3 “d&lte ,du veut et vautS = T /T$ ,
(6 est le paramktre de Coriolis égal & 2 o sin cp, avec o vitesse angulaire de
rotation de la terre etcp la latitude du lieu considér6).

---

Au voisinage d’une c&te, le flux S va créer une pente de la mer perpendi-
zu1aire au rivage, générant un courant profond Ug, quasi géostrophique et pa-
rallèle au rivage, à 90’ à droite du gradient de pression. A cause des frotte-
riients’ dans une couche d ‘épaisseur Jk au dessus du fond, le courant gbnéré par
La pente se transforme en “courant de fond”, qui n’est plus parallale au riva-
~;e et possède une composante suivant la normale a la côte. La situation décrite
ci-dessus peut être ainsi représentbe:
S transport du au courant
‘4de dérive45”
VO
$& Y Ûe ’ courant de surface
résultant = ‘ii0 + T.$g
Le courant de dérive étant en pratique confiné dans une couche superfi-
cielle dlépaisseur D, le flux S, bien qu’intégré sur toute la profondeur, ne
représente finalement qu’un transport de masses d’eaux superficiellea de cette
couche. Nous observerons donc sur une coupe verticale perpendiculaire au riva-
ge la figure &Présentée en 1.3.2.
.
La théorie d’Ekman nous donne les é,paisseurs D et II* 09 doivent gtre pris
en compte les courants de dérive pure et de fond :
DL n x (K/w s i n cp) 1/2
D* = TI x (K*/W s i n cp) 1/2
K et K&
coefficient de viscosité virtuelle en surface et sur le fond
K=V * Km
avec v : viscosité cinématique, Km coefficient de viscositb turbulente
La vitesse du courant de dérive en surface est donnée par :
VO = Tifi % (Kd) q
05. p est la’ deneitb de L’eau de mer.

---

1 8
et le courant profond giSostr’opl-&que est donnée: pars
ug = vo
E” s i n a
ci est dEfini en 1.3.3.
Pour les applications numériques, il nous faut donc connaqtre la valeur
de 4, z et R
6 est immédiatement déterminé : Q = 2 w sin ‘p, avec 0 vitesse angulaire
de rotation de la terre = 7.29 10” s-’ et (0 latitude mayenne ciu Sénégal = 15O
o n trouve & = 3 . 7 .t0‘5 s-*.
1.4.2. Détermination de la contrainte due au vent ‘t
-II
T/p a les dimensions d’une vitesse au carré. On introduit la notion
classique de vitesse de frottement We. dans l’air en posant : (MONIN et
YAGLOM, 1971) :
7: = GM2,
a v e c pa densité de l’air: on définit le
PJ3
coefficient de frottement adimensionalisé :
Cd (2)
où W(z) est la vitesse moyenne du vent à une altitude z au-dessus de la mer.
Le vent étant le plus souvent mesuré au niveau de référence 10 m, de nombreu-
ses ddterminationsexpérimentales ont conduit à Cd (10) := 1,3 10œ3. On a donc
une relation quadratique entre la contrainte ‘t et le vent ::
T= Pair x 1.3 10-3 x w2 (10)
pour un vent de 5 mfs
T = 1.2 x 1.3 HI-3 x (5)2 = 3.9 1r2 kg m-l s-2
.
Ii4.3, Le probZSme de la détermination du coefficient de viscosité virtuelle
C’est le point délicat de la théorie : on ignore actuellement la relation
qui existe entre le coefficient K’et la vitesse du vent, l’influence de la
stratification. Dans ces conditions, les déterminations expérimentales ne peu-
vent conduire qu’a un ordre de grandeur, et il. n’est pas rare de voir le coef-
f i c i e n t t: varier d’un rapport cent suivant les puhlkations et les risgions
du globe étudi6es.
Notons d& à présent que dans la théorie d’Ehman, l’hypothèse d’un &me
coefficient en surface et sur le fond, (qui conduit B une m@me épaisseur des
couches de surface et de fend, D et D*), est sujette ZI caution puisque le
déferlement des vagues dans ta couche de surface doit causer des mouvements

---

1 9
extrêmement turbulents,, alors que dans les couches plus profondes 1”inftuence
de la stratification doit au contraire emortir les effets turbulents,
1.4.3.1. Considgrations thtsori$zes
---------l-“-L------------I-
w...”
Si l’on assimile la surface de la mer 23. une paroi plane rigide,on peut
montrer Par analyse dimensionnelle que le profil des vitesses suit une loi
logarithmique au voisinage de cette parai (1) dQ. à un écoulement turbulent
complétement développé. (TEISSON, 1979),.
z
couche à profil constant
-
-
-
w
- - 1 1 1 - - -
couche limite
logarithmique
AIR
c
_---
- - - - s o u s c o u c h e
visqueuse
SURFACE
Dans cette couche limite logarithmique, le profil des vitesses a la forme
u (z) = ‘t.l* Log 2
T-
zo
où u* est la vitesse de fratfeaent dans l’eau, zo le param&tre de rugositQ qui
caractérise f’Qtat de la surface et x la constante de Von Karman = 0.4
Le flux de quantité de mouvement (bgal 3 la contrainte de vent TO en sur-
face) s’écrit :
z =
P& du =
PL K up. = c$ux*
TE
XZ
11 vient :
*tX = XUkZ
\\
Expérimentalement,
la couche limite logarithmique se d6veloppe jusqu’à
z =’ 0 (104 Y>
(MONIN et YAG’LOk, 1971).
z
.
On peut supposer que dans la couche 3 profil constant, K ne prendra pas
de valeur supérieure :
K = o(10’4 yJ)
avec v viscositg cinématique de l’eau =
1 0- 6 m’fs
on trouve
K
= 0
(
4

10w3 m2/s) = O(40 cm2/s)
(1) Au contact de la paroi, il existe une sous couche visqueuse plus ou
moins développée suivant la rugosité de Ta paroi, oii le profil des vitesses
est linéaire (MONIN et PAGLCX-1) .

---

---~_-
---. l.__---.--- .-_-__- -_----.--.
2 0
Nous tr~uvbns donc une Valeur moyenne de K de 1, ‘ordre de 40 cm*/&, ceci
pour des conditions nzutres{sans stratification). Notons que :
K -IV
9 Km
soit .
Km a K - y = 4 10M3 -10w6 * 4 10mJ s K
S&&&u voisinage imm6diat de la parai, .Zes tensions turbulentes sont très
supd95e&k aux tensions visqueuses et on peut assimiler le coefficient K au
coeff%ent ‘de +iscosité turbulent Km, K est encore appelé coefficient d’éehan-
ge pour’la quantité de mouvement.
CSANADY (1975) propose urie approche quelque peu diffkente : il montxe
que le coefficient dë viscosité turbulente doit &tre de la forme :
K = fonction CU*, h, f)
pour un écoulement permanent dans une épaisseur d’eau h génké par une tension
de vent T = pu ue2 à l’interface.
IL’ aboutit alors FJ deux déterminations :
K = u&. pour une profondeur
hl< O/l u*/fj
.
K - Ll,c2
pour une profondeur
h o > (I/I u*/f(
mf-
Au large du Sénégal, les vents durant la’saison froide ont une intensité
moyenne de 5mfs :
u* =
w-3 w
soit
UR = 6.25 1r3
m/s
pour un vent w = 5 mts, Nous pou-
vons alors calculer la profondeur ho qui sépare les domaines de détermination
de # :
IZO
= 0.1 u* = 17 m
-if-
.
notre étude ne porte pas.sur des profondeurs infErieures 3 27 m, nous ne retien-
drons donc que la deuxième relation :
K -:
x.4
= 2.1
10-4
w2
.’ _”
m
pour un vent moyen de 5 mjs, on trowe K = 52 cm2/s.
1.4.3.2. Méthodes eqirigues
---ll---Iw-“-llm.lwI m-m. - -
Il est très difficile de se faire une idée sur les valeurs 3 rebenir POU~
Ze coefficient K. Il semble acquis qu’il dépende Etroitement du venC. Ek.man
.._
(X90$), proposait une valeur moyen& de 100 rm2/s. Schmidt (1917) obtenait
<,
:.

---

2 i
Y = 110 cm’/, pour un vent de 5 m/s. Ces valeurs, résultant d’approximations
grossières, ,conduisent à des valeurs de courant de dérive relativement faibles,
Des mesures récentes semblent s’accorder sur des valeurs moins Elevées
le K (CSANADY, paragr. précédent). RUNKIS (1966) trouve 24 cm*/, > HALPERN
(1976)‘obtient 55 cm2/s. KULLEXBERG (1976) à partir de considérations sur le
transfert’ d’énergie du vent vers les couche; supérieures de l’océan propose
aine relation de la forme :
K’ 3
1 .(pg cd)2 w2
T (Pt -0
avec k constante = 1.8 IO’*.~L’application numkique pour le Sénégal donne
<2: 2 10-4 w-2, coincidant avec la formule de CSANADP. Ces diverses relatin:-rL;
Laisant intervenir le paramètre de Coriolis, donc la latitude, il était intérn:?.
sant de tenter de déterminer à partir des données hydrologiques recueillies,
les valeurs de K au voisinage du Sénégal. A partir du calcul du coefficient
,-le diffusion turbulente KS pour des distributions de la salinité en forme de
langue (méthode de THORADE, JACOESEN, PROUDMAN
dans NEUMAF~N) ,nous avons aboutj
,Z une estimation du coefficient de viscositG turbulente comprise entre 10 et
40 cm2/s en saison froide, au large du plateau continental. Cette estimation
semble plausible au regard des rkultats précédents.
1.4.4. Calcul de la vitesse de dérive et de Ta profondeur d”influence de
frottement
Une fois la détermination de K effectuée, les calculs de Vo et D ne posent
aucun problème, En choisissant une valeur moyenne :
K = 25 cm2/s, on obtient :
= 0.13 m/s
Pour un vent de 5m/s, et
D= ‘II x (2 /C/d)“* = 36 m
Ces deux chiffres ne sont qu’un ordre de grandeur, dQ à l’incertitude
e:~r K. Par contre la valeur du transport de masse dU au courant de dérive pur
lest indépendant du coefficient de viscosité turbulente :
S = t f
10-3 kg m-l s-’
= 1 m3/s par matre de côte.
a
Par raison de continuité, il reprEsente également le flux de remontge des
eaux profondes (cf., 1.3.2.), donc l’intensité de l’upwelling.

---

A P P L I C A T I O N
A U X
C O T E S
S E N E G A L A I S E S
2 l
2,l. COURANT PE %J%?ACK DU AU VENT EN SAISON FROIDE
Nous avons choisi de calculer le courant de surface pendant le mois de
mars, représentatif de la saison froid.e ‘durant laquelle souffle les alizés.
c ’ aprè 5’ l’hodographe des vents moyens mensuels entre 1968 et 1977 (fig.3 >,
lu vent mojren en mars & Yoff souffle du nord‘ (direction 8: 4,4’) avec une
intensité de 5,26 m/s (A Saint-Louis : 8 = 358,5* W = 4,SZ ml&).
Mous nous plaçons à une profondeur .d grande par rapport aux épaisseurs
D et Da des couches de surface et de fond, afin de pouvoir appliquer les re-
sultats en profondeur infinie, Avec l’hypothèse d’un m&ne coefficient de vis-
cosité turbulente K en surface et au fond de 25 om2/s, les profondeurs d’in-
fluence de frottement D et De 3 la latitude du Sénégal sont de l’ordre de
40 m(cf . 1,4,4. ) . Les résultats qui suivent ne sont d.onc théoriquement valables
que pour des fonds supérieurs a 80 m (D + Da) *
Le courant de surface est la somae du courant de dérive 3, (orienté 8 45”
2 droite du vent), et du courant géostrophique !?g (parallgle à la c6te).
.
IJ
= vo//7 s j.n a
8
Les notations et la valeur des parametres sont discutes en 1.4
-2 -1
Au niveau de Dakar : W = 5,25 m/S
‘II = 4,3 10
kg m
s-2 v = 14,2 cmfs
0
Au niveau de St-Louis:W =4,52 m/S
r = 3,2 10 -2 kgm -l
6-2
w
v I 10 9 &s
0
t
La vitesse du courant géostrophique associé est calculée pour deux orien-
tations de côte sur la “Grande Côte” et une orientation sur la “Petite Côte”.
Les directions de la cate ont été idéalisées par des lignes droites qui suivent
;2 peu près le profil de l’isobathe 100 m, (cf, y 2.3.1.)
OI = 3oz”
3g =v;pT
sin ((31-Q)
= 1233 cm/s
P, = 340° a$ = Vo V?? s i n (fl,-Q) = 8,3 cm/s
B, = 2!M
u3g = V
o
psin (P3-6) = 19,25 &s
Les directions des courants résultants sont donn8es par la figure 4.

---

W
2
3
YDN 4a5
Fig. 3.- Nodographe des vents moyens mensuels aux stations côtières (1968-19"~~;

---

2 4
.I.Vent
i
Vent
“Région 3”
Fig. 4.- Courant de surface du au vent en saison ,froide d’après la théorie
d’EKMAN.

---

3 r,. .
11 faut garder à laesprit que l’incertitude sur le coefficient K nYinfiue
que sur la grandeur des courants mais que leur direction est indépendante d? ;C.
gn note que le courant de surface résultant sur la Grande C&e est pratiqu-nrnt
paralli-le au rivage : les eaux froides qui sont amenées en surface au voisinago
de le c8te auront tendance Zr s’écouler le long de la côte et ne s’gtendront pis
vers le large. Entre Dakar et Kayar, le courant de surface est même légèreuent
orienté vers la c8ti: : les eaux froides resteront plaquées à la c8te. Au con-
traire D le courant de surface sur la cate sud est orienté vers le large * les
:XIX d’upwelling auront tendance B être entra!Mes vers le large, J “est ce q1uz.i
confirme l*allure des isothermes en surface en saison froide, par exemple Ic Y!?
fevrier 69 ( f i g 5 ) : sur la c8te nord, les isothermes 17’ et 18’C sont pareli.G-.
‘es à la &te au nord de Kayari et se rapprochent de la c8te entre Kayar et
-7akar. Sur la c8te sud, les isothermes 16” et 17’ ont tendance FI se d6tacher
CLE la c8te. Nous avons reproduit la direction théorique du courant cdculér, sur
?a côte sud
on constate que la langue d’eau inférieure a 17’ se déplace dans
l
la. même direction.
Les vitesses des courants de surface résultants peuvent également dtre
calculées.
Grande C&e entre Kayar et Saint-Louis
Vs = 23,5 cm/s
Grande Côte entre Dakar et Kayar
VS,
= 22,2 cm/9
Petite Cbte au sud de .Dakar
VS
- 20,8 cm/s
Ces vitesses sont du m8me ordre de grandeur que celles observées par REWS’.
,?t PRIVE (1974) au nord et au sud de la presquîPle du Cap-Vert. Aux stations
Ju large (fond supérieur à 100 m), le courant de surface était de 20 B 30 cm/?,
nar un vent du nord de 5 m/s.
Remarques :
Los valeurs de 50 2 75 cm/s (obser,vées par REBERT, 1974) auxquelles il cc+*
souvent fait référence en tant que valeur moyenne du courant de surface le 1.on~
CI-: la Petite Cbte sn saison froide, ont été observées alors que les ,vents ROC~-
fiaient en noycnne 2 plus de 7 m/s. Comme le courant .en surface est proportion.nz?
Eau carré de la vitesse du vent? nous aurions, pour ces vents de 7 m/s :
vs
a 55 cm/s
r?5apr& la théorie d’Ekman et l’orientation de la côte au sud de Dakar, Les
observations de RBBERT sont donc en accord avec la thBorie d’Ekman, pour un
vent de ‘7 m/s. Le’vent’~moyen’en saison froide Atant d”environ 5 m/s, il sembl::
;!lus réaliste de prendre une valeur uoyenne du courant de surface de 25e.30 CE~/S.
”

---

St-Lrpxis ’ ,:
1.
.
:
.
.
.
“.
1.
:
13"
---k
. . . . .
,. i
/ A
-aœ- Direction 4x1 cwranti de surface moyen thborique
Fig. 5.- Isothermesde surface du 19 au 26 février 69 (d'après cage:)

---

2 7
‘Z. 2, C~IRCUT.ATION EN SURFACE ET SUR LE FOND SUR LA PETITE COTE
La Petite Côte, au sud de Dakar, est connue pour 8tre le sisge d’un upwe.1..
ling beaucoup plus marqué, en intensité ct en durée, que l’upwelling moyen le
long des cates du Sénégal. Une couverture hydrologique fine de cette zone (tr.a-
maux de D. TOURE) s ‘est mise en place 9 afin de permettre une description d .3ta~lI. ‘“r
.!u phénomène (localisation des sources de remontées d’eaux froides). Il Z!tait
intéressant d’appliquer la théorie d’Ekman 3 cette région et de voir quelle Gt4.r:
:La circulation prédite. Pour ce faire? noua avons schématisé la c8te et: les
!Lsobathes en portions rectilignes d’orientations distinctes (fig, 6). Nous av33;.-
tznsuîte repris les différentes configurations des spirales d’Ekman repr&+cntaz:
:Le courant résultant (courant de dérive + courant de pente)(d’après NEUMAHW).
Ces configurations dépend.ent du rapport d/D (profondeur totale par rapport 3 12
profondeur d’ influence de frottement), et de l’orientation de la cate par rnpp~t
au vent (fig. 7). Nous nous sommes limitfs à 1’Btudc du caurant en surface e*
‘sur le fond, Choisissant une profondeur d*influence de frottement D - 40 m:, nous
avons reproduit l’allure des courants pour d/D = 13?25 : 0,5 : 1,25 : 2,5 : soi.*
:T 3: 10, 20, 50, 100 m : le vent souffle du nord (situation moyenne représentct:.-
w de la saison froide).
Circulation en surface (fig. 8a)
On observe une Divergence très marqufe dans le sud de la baie de Corée :
cette divergence est due à lqalI.ure de la c8tc et des isobathes 20 et 50 m,, ?!r?
merne: Les courants de surface provenant de la baie de Corée créent une ZOIW c’??
convergence avec les c.ourant du large. ROSSIGNOL (1978) ddmontre “‘qu’un flct
livergent a tendance 3 être frontolytique, alors qu’un flot convergent tend ;G
i3tre f rontogZ!ne” , On peut s’attendre à ce que la convergence des eaux i!e la
baie de Corée avec les eaux du large se traduise en surface par un front, un
resserrement des isothermes dans le sud du Cap Manuel : au contraire la d.ivc::~.?:~~
ce Cans le sud de la baie de Garée s “accompagnera d’un espacement des j.sotherm +.z e
C’est bien ce qu’on observe en mars 74 (REBERT, 1975, fig. 9). Dans le sud (-1~
Cap Manuel les isothermes 16-17-18’C sont très rapprochés alors que l”i~sother~~r
15’C s’étale dans lc sud de la baie dc Go&, En outre, la direction des COUY?A!’ ::
!Tbservés est en tri-s bon accord avec la circulation prédite. Notons enfin qui
‘La langue d’eau froide inférieure à 16’ se Gplaco dans la direction du courat
de surface moyen calculé en 2.1. pour la Petite Côte.

---

28
\\
20 IX
1
(d=O.5 3)
\\ \\ \\ 50 m
(dal.25 D)
Fig. 6.- Modélisation de la côte et des isobathes pour le calcul du courant
de surface ert de fond.

---

2 9
Fig. 7.- Structure verticale des courants pour différentes orientations de
côte (d’après EKMAN dans NEUMANN).

---

3 Q
F i g . 8a.- Circulation
en surface.
J ,
\\
\\ \\
h
\\
\\
3\\100 m 50 fq 20 m
Fig. 8b.- Circulation
sur le fond.
Fig. 8.- Circulation sur la petite côte d'après la théorie d'EHMAN

---

.
,
. . .
“,.

.
,. . .
. .
Direction des courants observés Z8 5 m
. A - Direction du courant de surface moyen théorique
Isothermes db surface.
Fig. 9.- Campagne du 20 au 31 mars 1974 (d'après REBERT)

---

3 2
Circulation sur le fond (fig. 8b)
On observe essentiellement une circulation perpendiculaire 3 la c8te et
dirigée vers elle. L’inflexion vers l’Est des isobathes 20 et 50 m SOUS la
presqugfle du Cap-Vert provoque une distorsion des lignes de courant et génsrk:
l’upwelling de la baie de Gorée. La remontée dea eaux profondes ZI la cftte s’pn:‘.*
fectue principalement entre Thiaroyc et Rufisque. L’origine de ces eaux qui
représente “la source” qui alimente leupwelling se situe a 15-20 milles dtms
le Sud-Sud Ouest de la baie de Gorée, sur les fonds de 5I!-100 D (indiqufe p5?r
un “S” sur la figure) a
Ces résultats sont en très bon accord avec les données des campagnes
précédentes (1967-1970). Toutes les campagnes effectuées en saison froide I?~)F..-
trent en surface la poche d’eaux froides entre Thiaroye et Rufisque (fig. 1t: -
mars 1968). Les observations détaillées de D. ToIJRR ent mis en évidence lors
de la campagne du 5 fevrier 1981 l’upwelling situé au niveau de Rufisque, mni?
également un deuxième upwelling situé au niveau de Popenguine (fig. ll), Ces
deux upwellings correspondent-ils aux deux vei.nea rie cou.rant qui apparaissert
sur la circulation théorique sur le fond, l’uno d.irigée vers Thiaroye, l’aut%=
vers Popenguine ? Plut6t que de conclure hativcment, il. faudrait s’assurer,
d’une part que la structure A deux upwellings est caractkzistique (c’est-8-c?ir:
L’observer, A nouveau lors des prochaines campagnes), d’autre part vérifier ii
l’aide de courantomè,tres la circulation théorique sur le fond.
Cette circulation théorique sur le fond peut-être confrontée au déplace,.
ment des masses d’eaux en période dîupwelling. Pour ce faire, nous nous sommé
plac& en début de saison froide, où les situations sont plus tranchées, CE
Les eaux d’upwelling contrastent avec les eaux d”origine guinéenne ou trOpiCa-
le (t supérieur à 24OC) encore présentes. Ainsi lors de la campagne du 15
novembre 1968, (fig. 12) lee isothermes de surface sont aupkieurs à 24’. Mis
sur une coupe horizontale à une profondeur de 25 m une poche dPeaux froides
(t inférieur à 20’) apparait nettement sur les fonds de 50 m dans le su6 de
la baie de Gor&. La remontée des eaux a commencé à s’effectuer, mais elle
n’atteint pas encore la surface, Lv indice d ‘upwelling pour cette périxode
(cf. 2.3. pour le calcul et la définition), montre que nous nous trouvons au
début d’une période d’upwelling qui va durer du 11 au 19 novembre (fig, 151..
T)iverses mesures effectuées pendant cette pkiode permettent de suivre la PT‘?.-,
gression des eaux froides (fig. 8; (k 17). Ces eaux froides atteignent le Sur1
du cap Manuel (station 3, t = 19,6’C à 20 m sur les fonds de 25 n) 3 jours
plus tard, le 1Fz novembre. A cette station. l’eau en surface ne s’est toujours
pas refroidie. Le 22 novembre soit 7 jours plus tard, les eaux froides sont

---

3 3
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Fig. 10.- Isothermes de surface lors de la campagne de mars 68
(d’après
CREMOUX).

---

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---

3 5
E N
S U R F A C E
FIG. 12.- Isothermes
le 15 novembre 1968

---

3 6
nu cilieu de la baie d> Cor& (station ,A, fond 4~: 10~~) et occupent tout ‘I’C-..
:jaisseur d’eau ( t = %?> 3OC) ‘ Votons q u e L e l? novmbre. B la station A? seu?
un lfger refroidissme~t se faisait sentir Piann 1.a combe r”~au
211 deswis iiu
'nnd (t = 22,3’ contre 33,9.5”) e Pnfin 2. In stxtion côtik? f!c TkiaroyeT les
~>3ux n” ont comcn& B se refroidir qu’a partir du 13 novmbrc, et les mm
oarsct6ristiques dn la poche d ‘eaux froides nisy ep, &ridenca lors d.e 1 a cm-
:?agne du !5 novembre n’apparaissent que le ?3 rmvmbrr (t = !.9,9”) noit ? jour
plus tard, Pour la fin du nois ?n novembre, J.‘indice d’upwell.in~ est f+.ble,
~.ndiqaant une période de relaxation a la poche d ‘eaux froides reflue et leo
SYJX superf iciellea chaudes vi.ennent la recouvrir, &.insi : l e 27 nnvenbre obs::r
ve-t-on une te-rpkzture c8tiiZre de ?3,2’ 3 Y’hiarnye, tandis quvaux stations .1’
‘.5 .IJ? les eaux ont une tenpkature uriifnrme de ?3,4 -23,T.°C A toutes Les p:“o-~
fondeurs,
L’origine et le dC$laceaent, de ?,.a poche d.‘.m~x froides vers rhiaroye es’-
m accord avec la thE0ri.e Ci’Pknan. Une 6tude r,1.:19 dérA.I1k de la r$onsc Cc
1. ‘uowelling eq fonctiozz du vent., ?. plrtir d u nod$le dc .JAbTf%J~T? c-t ?“c~???~~~??f:~
(1980) est en preparation. Ccttc étude exFti.que cgaj.ment ‘La prCsencc car?.cf--‘?
.?-istique de l”ufwc?l.X.ng sur lc roborri du plate.su ccmtinmt.al.
tel qu ‘il app,?--
rait SUT la coupe 5 2.5 T le 15 novembre 1968, Pour IYinr;tant.. il faut retenir
.que la thZorie d YWcmm @dit valablment 1’ rtrigim? r 13 dénl~mmcnt e t 1. ‘m-ri -
.~.7ée Bi la cate des manses d “emx submnerficicll. CL: mises en mouvemnt p a r Iq
-vent: en surf ace? 1”observati.m de la positiori Ides isothcrraeaT (le la rl.ircct! Ii-.
:les courants est 6galament en accord avec la theorie.
2.3.1. Msthode de calcul dc l’indice d”uywelling catier
- - -
Nous avons vu dms la première partie que le trmsnott 4e m9ses d:‘W.uu
&?-n surface dfi 311 vent Ctatt de la fome :
s = T/f
e t Gtait dirigB 2 30” ? drcite de la dircctim vers lnquellc souffle le vmt.
Au voiainage d ‘une côto. 1~ trsnsport vers 7.6~ l-:rge se calerle en promut Jr.
canosante perpendiculair e au rivage du transport d ‘Elman C,, Cr? tran.snort V.CT?
1% large représente ?.c! flux d’eaux superficicllos chassée* vers Ic lnrg:? WY
Y.e vent, e t remplnck,
* >at des mux nrofondos c ’ e s t UT‘ indic~-Qmlr r?a ‘Ii?. qua?
tité d’eaux amm%s cn surf4re,les v a l e u r 3 pcsitivos cnrrespondent à Il317 rF-!?‘~-~-
tBe des eaux,un upwel?.i2g: les valeurs Ggativ-:s indiquent un transport d ~YIY:

---

3 7
superficielles vers la côte, un downwelling ou piling up. Le transport perpen-
diculaire a ia este est donc un indice d’upwelling catier (désormais appelé
C.U.1. pour .Costal UpweLling Indice, cf. BAKUN)
Si 2 est la normale extérieure B la C&e, nous avons :
C.U,I,
=scos a
Soit fi l’angle de Za normale extérieure par rapport B Oy (nord).
Si 8 est la direction de laquelle souffle le vent,compt6e,selon la rose
des vents (nord O’,est 900.. l )alors l’angle entre Oy et le flux S vaut :
0 + 27O”(modulo 360’)
et
a = fi-(0 +270)
IL vient
C.U.S.
= s COS a =
f COS (B - 0 + 90” )
Ce résultat est tl$oriquement valable pour lespronfondeurs d supérieures
à D + D, (80 m)
La tension du vent est donnée. par la relation quadratique
z = Daif Cd IV1 v
Du fait de la relation non linéaire entre le vent et la tension, les*valeü ?‘ 3
,b
d.e l’indice d’upwelling dépendront de 1’ intervalle de mesure utilis6 .: ainsi
l.‘indice d’upwelli4 mensuel calculé à partir du vent moyen mensuel sera plus
faible que la moyenne de l’indice journalier : l’écart dépendra de la variance
i.ntramensuelle du vecteur vent. En d’autres termes, si 1 ‘on dispose de peu de
données (vent moyen mensuel au lieu de vent journalier), cela crgera un lissage
relatif qui conduir8 à une diminution ‘de l’indice.
Tenant compte de ces considérations, nous avons calculé l’indice mensuel
2r partir de la moyenne des indices journaliers du mois en diverses, régions du
:.ittoral. Nous avons modélisé La côte de la façon suivante : (cf. fig. 4)
Région 1
“Saint-Louis” : Grande Che, de Kayar à St-Louis
Région 2 “Kayar’)
: Grande C&e, de la presqu ‘Pie du Cap-Vert 3 Kayat
Région 3 “Petite Cote” : de la presqutPle du Cap-Vert à Joal

---

f
L@s directions de 1.3 C?&e ont étë i%%kliséss 133r dm lignes droites qci
.Wi.vent à peu Or& le profil d.~ 1. p ir,&athc 100 ;::,
Les normales ext@rieures correspondant auy arimtations de la ci3te 17,zl.e~:’
fl,i (Saint-Louis) = 302’
1?2
(Rayar)
= 349
93 ( P e t i t e rate) = 3.55tQ
Les domSes de vent nous ont étS; aimablement comuniquëes par 1 yP-C,R::!F -
m~3 disposons des venCs journaliers (moyenne do ? observations trihorair.5;
!.ntensité en dixi&e de m/s et: direction en di:$,?r-!c> de de,@) 1 aux statims
;iCtéo d e Yoff (P&ar) e t Eaint-Louis, do 1958 i! 1-i?7, Nous ne discuterons :?ns
#le la représent?tivitC de ces stations dans 1 ‘absolu puisque nous nous iutc\\r~r~
seroûs surtout aux varlntions relatives de 1’ ifi$ ice *
*
%-KIS nous servirons ,?.:: J. :-FL
riice drupwelling pour expliquer certaines structures hy~drclogiqrres observ?kr
nu large du SC%Gga 1 5 ainsi que les variations rJe te@%:m~r,r de surface 9ux
z:tations &tières. ‘?‘m~t en gardant ,I! Jmqos~ri.t les rsFtrictions d’ussge (rein.’
t:ion entre le vent mesur? W terre et celui du !.nrgeI homog’k6ité des ven‘ts 2.
J.onq des catcs) nous tenterons de relier: qun1itati.ve~en.t f les ph&mkm3
? “upwelling observés avec les ” évenements” atms>hSriques correspondants -
Ikus supposerons dartc que le vent rncsurG A Yoff est. reptGSi?ntatif e n prenièrr.
?.pproximation des conditions dc vent star la Prt4te Cate et sur la Grande C3t:?
.j usqu ’ B K a y a r 9 l’indi.ce d’unwcl1in.g p o u r l a Crmie C3te (dc! Kayar B St==L(>llis)
S’.tant calcul6 A Dartir de vents observ6s 2. ?t-Tmis. LC? programe i~formti~u-
est donné en annexe <,
Les résultats sont obtenus par r$$m et pss 8.n. Ils sont cxnririBs f?:l
t-3/, par métre de cote, ?,e programme ralculc TB.I~ I~IE? rGgion donn& le ir‘, T!*T J
journalier. Pour chaque mois il calcule :a moyenne dos C.U,l, journaliers, c$:
renr6sente une estimation du C.V.1 nensucl, !ln cahl par auinzaine est 5yCq.
lement effectr6. Les rfsultats peuvent être ‘nterpr6tG.s 41 diff%ents +1ivzmT ~
- Comparaison il28 ri$ions entra elle 0 1.~ P’O!I,.X. fait apgeraître p o u r
1192 p&ziode donnEa. 1~s rGc;ionn Orient&s l e
plu
9 favorablement au vent ‘le-i.-
riants et donc sujn.tter? 5 ?‘upwelling 1~ nlus actif,
- Evolution annuell.e en une PI&~C r6gion : le f’,T;.I,, met en 57idencc le
manière beaucoup plus prGcis; que les tempZratures câti.krcs le d2but et 7 7
:iin de la saison d’upwelling, .Au cours de cette saison, il pernet de distip-
ouer les périodes de remontée intense de massen ci ‘.?aux (C. T!, 1. Elevé) des :::t’ .
riodes de relaxations (C.I!.I. faibles).

---

, TABLEAU I.- Indice d'upwellingm.ensuels~ la Petite Cate (en m3/s par tnètre de.cate)
MOY.
1.227
1.327
1.121
..530
;324
.156
.197
.446
.764
.89't
I

---

TABLEAU IL- Indice d'upwelling mensuel sur la Grande C&e (Dakar-Kayar) en m3/s.par m de 153th~
. .

---

JANVIER EEVRIER
MARS
AVRIL
MAT
JUIN
JUILLET
AOUT
‘DECEMBRE
1968
1.103
,227
-. 149
.026
-.043
.258
.592
. .615
1969 j
..591
.278
-.103
-.031
.038
.160
.345
1970
.372
-.005
-.213
-.109
.388
I
1971
.650
2.084
.
-.141
-. 135
1972
-.060
.236
.375
4
-.027
- - - -
.137 - t .348
* 599
.045
-.253
- .078
.998
- .314
- .349
- .382
-.008
I .489 ’ I
.421
-
.079
1
.472
1
.342
.452
-
-4
- -
68-77
,619
.675
,829
.919
.707
.029
-.227
--.121
-,044
.429
,512
Moy .
--.245
1

---

.
.
*
*
*
. .
l
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
.
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*

---

‘>
i!
.,
2.3.2. Evolution moyenne annuelle r?e 1 ‘upwc~lling le long dras catns
-
d
u
SihGga5.
:
-.-
Pour chaque r+on f nous avons r,groupE 1’ indice mensuel
-t ravow3 calculf l’indice noycn aensucsl pour la pGrio4e 196?-
UT).
janvier (année L, Petit2 Côte) O
F!ous avons ainsi gbtanu une ann& type pour ciaque rQion. repr6sentm:rr
‘! Yo?.ut ion noyenne 9t cours d ‘U~T: ann& de 1 ‘intf2nRi.t5 de lQup~~~elI.inp, (f ig, 13 > .
i.9 courbes Obtenu?s nontrant lue *
-La Petite Cbte est la aiaux 0rientGe par rapport aux vents dominaMs,
:‘lle se trouve toute ?‘s.nnGe en situation 4i:upwelling comme Yavaiant notd
STlT:,T)UlRT et al, 0 ( 1973 j . “Au Sud Le Thl<ar) les ?Aux restent riches Coute 1 ’ ?lîïJ':i‘
,Irt fait dc la persistance plus longue de l’llpwellihg . .
‘,a sG.son i”upweliing intense dl~re d e dkeribr e à mai avec :~n m-?xi~~ur, tr<!n
T.?rquë en mars-avril (1 93 m3/s par &trc 42 c”ota) qui correspond .~.:~‘~a:zimucr
4~s alizh, Lca ?ériodç?s rie transitior! sont brutales ) elles s’effectuent ,CF
juin et en octobre-n(we&re. r?c juillet à’s-pte&rr, t’indice Est peu El&
et 1 ‘uf3welling 362 neut %tre mis PT? &idencc t la faible remontk des eaux 5.r .
,IfG.te p& le vent cnt contrebalanc& par l”.~ri+e ,4es eaux chaucies .gui~?c~::~~~.
cri sflrface,
- ?.,a Grande C?&cl (:te Rayar 3 St-T,ouis) est mo$as bien orient&, et lurzr:~
I’l~ivernagc,. elle sa; t.rq.lve e n situat!.on 3e piling-up (indice nQgati£) O J,c ,zG.~
q’~:? en 9ars-‘avril., t::i-.~ que moins i;nTnrtant c-~t toujours p&sent, T.gins;~a?i;~
:rir>n dz l”u?we21i:;.q est p l u s r5gulihc e t s’éteni dioctol?re B dkcrihre,
- l,s cate entre la presqu”f1.c du Tap-Vnrt et Yayar est la plus mal CT~.+~
t r, p-* ??e juin à scntemhrc. 1 ‘hdice est nép,atif : il. y a co%vergencc des G!~~IT. ..!c
c~:~~.tacc à la côte <piling-up) * J,‘r~~wellinp, demarre un mois ~111s tqrd qu ‘% “c!.::~-
1...#7ui s ? atteint so3 qn:;ir?un en .janvi.er.-, huis cfmtz brutalment m mai O
3.3.3, Variation interannucllc? de l’upwclling
%OU s avon Y exa~-IrrC 1’inf hence des variations int~ran~ueI.lesd.~ 1 “indice
; upwellinq, sur la. r.em+r.2ture de 1-a mer mz;urEe 5ux stations catières. ?,Y*:
mus sonnes liaitfs A la saison frqih (novembxc 2 nai) qui corycspocd 5 : Q
&son 4 ‘upwel.lirr~ intcnsr, I _I?e 196(1 A 1977 !3 nou- avons
0
calrulC
-
_ 13n
indice:
4Ju~wsllia~ moyen c?t IIPC tenpiksturc moyenne, pour chaque saison .Eroidnl cf.
snlxulaat la r=oycnne de-q tempkatures et 4~ 1. indice pour les mois .-le saisor:
Froide (novembre 2 mai).Tar exemple *

---

TA%lhU IV.-- Corraiation entre 12 teqGrature moyenne, et 1’ i~di-c
moyen d’upwelling pendant 2~ saison froide (novembre b mai)
to.094
i!o,54
i
0.226
20,60
0,433
0 . 4 3 3
20.017
i; 0. 92.5
0 . 9 2 5
18.92
i
0 . 6 0 2
23.07
0 , 6 5 6
F9 . 3 7
0 , 6 3 7 i l:‘I,n3
o.rJ29
l,a,*7’?
I
0.72$
E’?, 16
1”.01 i
-I
-.. .- -
T&oi te
i
de
T-53 10 38-3.42CrJI
:.*lqession
a
Toefficient
de
r = -O,%
corr6lation
Yiveau
rlf? signi-
?iration

---

Température nroyentw Z Thiaroye pour la s’iison froide 1969-197~~ =
Iy- .tT nov 59 +T cl& 69 + 7 janv 7c: +‘T f,+ 70 + T mars 70 +T avr 7Q + r mai
;7$ z
r
/.7 ‘:-:.4/1 + 30,.3 + Y?;5 +
17,1 +

97;9 + !9,7 + mp3) = 19,6
Cela p2rnat i-k cmparcr im&IiatemmnY les 1216&3 entre eLl.es T !.a t:ea .
pKretl3re moyenne :zn saison fro.i?e n’m9t .~ns constante C? une annce sur X ‘i~3tr;1
~-15.~ varie dans une fourchette de 2”.
Youç avons voulu savoir si ces vari:atioss 6ta.ient reliks ?i 1” inrlice
.’ ‘upwelïing. Les r&ulets des corr-Ilations entre l? te-m+raturz rnoyfxma en
98ison froide et lïiadice moyen 4 “upkrcl.?.ing pour 2.5 &me pEri&e sont. :?3m1Gs
par 1.2 tableau Xi’. L93 tmpdrstures 4e Thiaroye sont couplées 3 1’i.nifir.e sur
!? Petite Gate, celles de Yoff et ?CEyar (à partir de 70) à l’irxiice de Kayar.
!.es tempk2tures 3. St-Louis n’Gtaient ?as msurties depuis assez longter3ps Pei?
Temettre le calcul (mois sxs mzs*ires),
L e s Gsulats moctrmt qw ler, tenpératures 7~oyennes rlc s a i s o n froid: sm::
corr616es négativfm2nt S 1 ‘indice 4 ‘apwc.lling (2ivem dr signification sup~‘~~
rievr 3. 95 X) O En Cl! Iutres ternes
1~;s annfcs 3 i n d i c e d’upwelling ZlevZ C-i;
-3 me bonne orientation et une intensification S!es alk&) s ‘accmpagnercmt
2e tempe2ratures basses a u x statiom ci3tièrus. IJ ‘une n.rniSse indirecte I ce!12
r;i.gni.*ie q3c. les tempGratures sont relifcs BcI vent local en saison EaokIf au
3oins pour les varbatims interannuelles 1 80 % de la vsriance inter53mxl2c
(t = --O,p79) des t.empSratures cMiii,res est rxpliqube par le relation av,cc le
‘.f3rlL local f
usqri’ ZI prdsent ? il n’av.5i.t pu être établi une telle relation au ni~.~.
!u S&&gd.. Ainsi ?EBEW (197?) aveit corrCl6 la temp6ratura moyenne rtn.*ll.? 2l.L~
3 Thiarcye mec la cm2posant~ nord-sud du vent
pour la Gne période? lc- CC)~.~
l
F icient k-2 corr~lat%on Ct.9.i.t de -3,35, 1’1 en déduisait que “les anom.lies 2s:
,, mp:2oture 311 nivem d u Cap-Vert smt prstiquer7ent ind6pendantes du vm!:
.L?cal. *. Ton faible coefficient .de corr~lfition s “explique pour les raisons
ruivar? tes :
- Te~pkature et cmposante nor+surl etaient soyennées s u r t o u t e 1 “anc+
terme la tempkature c.3 saison chnudc :Epand d e 1 ‘advectior? des eaux ~d.T&r?i~~~~
=2t mn du vent:. if est ncmal que cette non-d+endance conduise A un faible
3xff icient de corr6lation, Fin moyennant non plus sur 1.’ mnée , meis uniquemx;‘,
~:LT la saison froide (novmbre 2 mi) ,, nous nous affranchissms 4~s templ:rati.;-:=.::
*? e saison chaude. pour ne conserve7 que les températures susceptibl,es 4e ?&
nmire du vent*

---

4 6
- La températurr! annuelle hait corrélée inéairerzent au vent rnoycl? 2I.OLP
que le flux de remontée d ‘eaux profondes dépend de la tension du vent en SI?
i?ace, qui suit une loi quadratique par rapport au vent.
- Seule la composante norc?-sud dti vent Itn.it utilisée, ce q.ui. revenait :
suppose,r que les alizés ne soufflaient que dans cotte directi.on. et que lcn,
c53tes du Sénégal étaient &galement orienths nord-sud, Le fai.t -1~ t e n i r cc?r~ptl‘
de l’angle entre la direction de 1~. c’dte Gt !.“08rientation du vent c0ndui.t ?
ks résultats plus satisfaisants.
En rhumé, les calculs d” indice noyen mensuel et en saison froid;: sont
nlus fastidieux e t moins rapides q u e le c,qlcnl de 15. com~osanta Y-S fir?S VCr?t-,
mais ils permettent de passer E-1 ‘un cocff icient dst corr6iat ion de =-,i) ,75 I? -C n”T
~
ils montrent. 4u.e les aaomalieo 3.2~cllcts d.e tczpik2turc
sont rali&s 231 7c7t
‘local. TJne relation portant sur un plus grand nombre 3” années ( 19!%- !?y i) r
zntre lr tempkature moyenne c:n saison froide! et 1 ‘intensit6 moybrnnc dns TTP.*G
,-.st Etudiée en annexe T * la fluctuation des vents 2 Zou8 tarmc, (1947-198125
1+st éqalement abord& *
2.3.4. Corrélntion entre les tempkatures dc’surfncc mensuelles nus
-
stations côtihes et l’indice d’upwclling
- - - -
Aprh avoir constaté que. la temphaturc,= croprnne en saison froide 6trii.C
,reliée au vent lokal, nous avons Btudi.6 les corr2lations au niveau mr.nsuel
(tab1.V). COurne on peut s’y attendre, l e s temp&rstures moyennes mensucl.ks
sont plus ou noi.ns bien corrélhs 3. 1’ indice d.Fupw~211in~~ mensuel suivarzt 113
mois de l’année:
- En saison chaud2 (juin A septembre) les températures sont peu OI.! p8.y
zorrélées a l’indice. Les vénta 9 faibles c n’in,fZuent pas sur les tenlpi+ntuYC3
de surf ace. Au contraire + les tempsratures de surface doiv?-nl: dP?endrc a” R!I~x:-~:
Escteurs : advcction des eaux guinEenncs p pr&ipitatioars * q .
- D”octobre 2 nsi., l a corrGlation e s t b0np.e à Yrrff q cssez bonne .? ;Y?yz+
2t Thiaroye. La meilleure corrGlation entre tempkaturc et indice est qt;skG
pour les trois stations en nain à cette p$rio&: dr. 1 ‘~sw&e les eaux ch~:~lc!s C”
provenance du golf a de Guin& atteignent la latitude du Cap I?~X& (R.O”?.T.CI??O~,,
1955 : fig. 14). Tant que les aliz?s sont 6tablis l’es te!?pkatures aux st.af.i.ocr,
&titi-res restent froides o les aliz& Équj.ljabrent 13 poussk. des eaux ~uin&?*~.: .F
et des eaux trooi&cs du contre courant $quatorial, $35 que les alizds CC.T~-~“.
les eaux chaudes recouvrent 10 plateau continental. Comme PV avait d6.i” n0t-i
iZEAF,IIT * la &orrClation hautement signif icstive :?n nai canf irne “‘lé synchronis.
ne entre le retrait des alizés et l’apparition r-les eaux chaudes du contre
courant équatorislf’ m TJne forte corrElatiofi est Ggalenent ohservEe e n

---

-3.93
corrélation -
YOFF
1 9 6 9 - 1 9 7 7
corrélation
-
r
I
1
l
I
1
Pente
-1.66
-2.16
-2.64
-2.75 1 -4.53
-4.53 1 0.67
0.67 1 -0.62
-0.62 1 -1.21
-1.21
-
1 -2.20
-2.20 1 -2.26
-2.26 1 -3.93
b-
‘
t
1
I
Niveau
99
90 %
9 9 %
-
-
-
signification I
95 %
98 %
% /
T H I A R O Y E
1 9 6 8 - 1 9 7 7
Coefficient
corrélation

---

Y 8
Eaux d”upwelling
Eaux tropicales
Eaux guinéennes
FIG. 14.-bfasses d'eaux en mai-,juin (d’après ROSSIGNOL)

---

2.3‘5. Mise en Gvidencc des pGrindes d intensification et de relaxation
-
_ ..--..-
,de lFunwalli.n~ 3 3 ‘aide de l’indice
- .-.- e-m---AL---.
I,‘indice d.7uowell~~ng mus a r>ermis dc mettre E!n ~S.dence ., 5711‘ une ami!c
1ypc (cf.
?.3.2,), l e s rmis 3 indice ~I~V~ cfwrespondnnt 3 ?a “saison fini,’
7 , qwelling. pod.ant cette saison frr%e ~ nc se d6vcl mne p n s 31-2 mmik.~ II-:! -’
f3zw~ mis nr<sente des $ki+es alterwk3 d e rclaxat5.on et ~‘intenaifi~!~ti^-.
! ‘indice r17uprb7~l!.ing journalier est un noym de mieux -iCliqite?: ces ff+‘k<.+r?!:
il. ~emct de faire le lien entre Tes dannGes recucill.iea rEuu statims cet’!’ Y:‘.;
pt7.t lors des radiales, e t le phhm~n:~ mOtmrz le Ve-t, Afin de Fettre m Gvi-
~~‘enc:o ces nériodes 4”intensiFication et de relaxation des vents et leurs x2
séquences sur les tenp&ntures ci3tièras 3 n o u s avens malys?? W 1. ‘si.*:e r1.i 1 : 4-n
I iee journalier !.cs donri% recueillies lors de la p?riode du ?3 r)ct&r/? au
1 4 ?~cmbr~ 1W9 2 mus dispwmn6 des tmp6rntures j ournai ieres 3 Th.i3xye
(fig. 16) bis-hehr!madsirr-s aux stations A et S (fig. 17), et de la r,a!?ua~~~-~
4u 12 a u 13 novercbre(Grande CBte);zt du 1 4 a u 17 novemhre(Petit~ Mte)(fi:L, l”),

---

Fi*. 15.- Indice d’upwellina journalier du 23 octobre au 14 décembre 196X sur la Petite <:ijte
i
-
-
*
5
15
25
S
75
1
Ill “av.
20 no”.
t déc.
IO Clé,. .
I>CC
nov.

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5 1
25 oct 2 8
4nov 9
14
18 22
28 nov
5 déc
11 l3
F i g . 17a.- Tenqhature a la station A (fonds 12 m) du 23 octobre,au 14
décembre 1968.
C4 n o v ) 9
14
18
22
28 nov
5 déc
11 13
F i g . t7b.- Température 2 la station B (fonds 25 m) du 23 octobre au 14
décembre 1968.

---

T,es variations de l ‘indice journalier sur la Petite Cate peuvent se rT.r;~:-
‘-~nr comme s u i t :
lj.nR (vent ?7 2 5 m/s:! 39.1@ une accalmie le 13
te) - ?O nov45 nov: @riode de relaxation (vent ?+J * 3 m/s.)
(f) - 26 nov-03 dkr 6.U.I. moyen, repr bse progressive de 1 ‘upwelT.ing
(g) - 04 - 13 ri&
: intensificàtion 4e ? ‘unwellinq (vent ? * 5 U/s)
.
.?eut-on
..,
relier les te@%-atures
..<.
!,.
&ti?res abs-rv6c.a penrlant cette pW.r-*.ie
., . ..,
_
111x variations de 1 ‘inlice 4krites ci-dessus .?’
~
. <.. /”
a.- Du 23 au 31 octobre la température est sun6rieure 5 27’ 2 Thiaroy:~
tandis qu’aux stations A et ‘FI une couche homotherme supkieure ? 28” est T?e-
sente o c’est la structure typique durant l’!>ivcrnage E le C.JJ.T. pratiqu:.:zert
nul confirme qt3”i.l n’y A Tas de mouvewnts aswndants.
b , *- La r6nonse au ‘*forcing” du 30 octobre au 2 novembre (4 iours) est
trgs nette : la, t@slphrature baisse hnltalzwnt dti 3’” sur les fonh de !? 73
(de 28O -lI à 19’ 1) entre le 29 octobre et 163 4 novembre, de 5” ? Thiaroyc
(27O 2 % 21’ 8) entre 12 31 octobre et le 2 novembre, (La station R n’ayant
pc-s at6 visitge durant cette @riode, le p’}3,6nor$ne :y est suggbr$ cn nointill~i~~ +
s
Le minimum de temp6rature 2 Thiaroye apaarait le 6 novsmhre (t = ?Y?’ 2) .wIt
7 jours après 1 e naximun de vent a et alors qtic: les vents sont faibles 6enü.i.e
” <’ .. .<
1 e 3 novembre 2 on observe u,n tsmps de r$pona’e de 7 ‘jours;’ z’e minimum du ,s
novembre 3 Tbinr,oye correspond 2. lY arriv-e de la veine d “eaux froides qui se
‘_
trouvait le 4 notiembre sur les fonds de 12 m(st?rion A),
_
‘c.- L4 pQriode de relaxation,‘des vents c riri 3 a!1 10 nov,. se trai!uit. par
un ‘rcTchauff’en’&t, gcnéral aes eaux, ce rkchmffrment SC powsuit j~~cp~"a~ Il:
n.ovembrc aux st.ations A et 8, jusqu’au 16 novembre ? Thikoye (t = 614').
Comme le ref raidissement précédent 9 le réchnuffement n7est,‘nas: en phase zvec
“:- I.G?.~.~&O~ti .:not;62u,r : la,nériode
,. ,*,
de. relaxation d,es vents dure du 3 au 10 nov
.
:a.: . . . . ‘..< . “-: .
lc rkh.auffement ;I Thiaroye Sbute le 7 et se termine le ““lfi,‘”
a , - La pEriode suivante (flu 11 au, 19 :;ov) corresnon? à une intensifica-
tion da.lPupwelling sur la Petite C?%e, Cgest pendant cntte nkiode qu’ont
Cté réalis6e.s les radiales (12 .i 13 nov sur la G,rkde Côte et i4 - ‘17 nov sur
1.a Petite Côte). Pour interprGter les ~lons~?es sur La Grande C7iite, iLl faut XX~
&férer au C.JJ.1, A St-Louis et 31 Kayar (fig, 18), A St-!.ouis+ agrès le

---

SAINT-LOGIS
KAYAR
Fig. 1&- Indice d'upwelling journalier du 23 octobre au 21 novembre 196%
sur la grande cate

---

5 4
“forcir&’ du 30 octobre au 2 novenbre (aux &mes d,stes qu’ B voff) 9 le C.U. T,
a conservg une valeur moyenne : ~lobalemcnt du. ‘?C 0ctohr4 au 12 novenw? 2
catte région est orient-e favorablement Fi ‘! “appa.rition d’un uy;~ell.in.g. A
Kayar, au contraire; le C,,!J.I. est ix23 faible veir.? n?J~atif9 ce qui corrr!c.*
pond h une situation yl’afflux des eaux superficie! las chaudes vers la cHtc,
Sans aucun doute, la Sriode de vents forts lic la fin octobre a eu lieu, cc:-::,:
3 St-Louis et Yoff mais lo.ur direction WNW, pctpcndiculaira B In A.irection
de la côte %3ns cette rQion, Gtait .:%Sfavnrqh.l.c .?. 1 ‘fi.?yarition d’un upwel.?ina )
c’est ce qui explique les valeurs trSs faibles du C.,T!.‘T..
L’allure des isothermes en surface sur la Grande rate (fig. 12) conFirr~
la, présence dc r5mmtéc>e tf ’ eaux froides au niveau Ut? St-I.,ouis, a-ec des C~:C
;nférieures 9 22’ la long de la cate, Au contraire, au niveau de Kayar les
czux chaudes du large sont amc-rides 3 la côte (piling-up) comme 10. laissaient
prévoir les valeurs négatives d.u C.IJ, I, : {linsi 1” isotherme de *aurfa.ce 3.6’ .
qui etait repousse 3. SO km au large par l*upwelling de St-Louis se trouvo rn-,
mené à la cate au niveau de Kayar, La même situation so reproduit à 25 &trcc.
oii des eaux ir&erieures à 20’ apparaissent (au-dessus des fonds de SC m h
St-Louis D tandis qu’à Kayar l’isotherme 25” est plaqué 5 la &te (il se situait
4 110 km au large au niveau de St-Louis).
Sur la Petite C&e, les radiales (du 1.4 au 17 nov) ont &te rÉalisées au
milieu de la période dv intensification de l’upwelling (du Il au 19 nov), qn
surface9 oncbserva un refroidissement des t’m.nc dans la. baie de Gorge * 74’
contre 27’ plus au large, Mais comme nous 1. “avons vu plus haut cas eaux B TF.*
r&ultent du “forcing” de début novembre < cc sont les eaux 3 ZC” de début
novembre qui se sont réchauff&s a Cela apnarait nettement aux stations P. 3;:
P : le 14 novembre q rien n”indique un refro;dissement B ces stations : au
contraire le rgchauf femcnt est général ., ?Tous avons d” ailleurs vu que le rS--
chauffement à Thiaroye se poursuivait jusqu’au 16 nov. Contrairement aux
apparences les eaux à 24” de la baie de GO~& lc 14 nov ne sont pas dues 2
1”upwelling qui a d6buté le 11 novembre, mcia B l*upwellinp: précédent 0 Le
14 novembre p 3 ‘upwelling n’a dharré que depuis 3 jours ! c’est insuffisant
pour que les eaux froides atteignent la surfsclc ou ~&TIC les fonds de 25 ZI
(station B) (cf., theorie de J.ANOWITZ et ?IETF;,@KS4) n Par contre, l’upwelling
est pr%ent au dessus des fonds de 53 m, sur la coupe A 25 m avec dos ca~3.x
inférieures à 2.1’. La progression
des eaux froides a d6j3 été Etudiée en
? 2. Elles apparaissent
. . .
lc 18 au dessus dT.1 fond à la station 9 (t = 19?6’)
alors que fa station A est toujours occupée par des eaux chaudes (t = 22:?
2 10 m). Le 22 novembre, c’est la strr_rcture inverse que l’on observa :

---

!a veine d’eaux froides s’est déplac!fe vers la c8te et occupe toute 1. Y +&.f:=
f-jeur $.qea~x à la station A., La station R, situ& plus au large, se trouve X71’::
.
1 ‘influence des eaux superficielles chaud.es qui ‘avaient été chaS&es Par
! .upwelliig et qui reviennentJe s vents Rtant faibles depuis 3 jours : On -c
obsërve &!S tenp&atures plus ?IevGes qu’à la station A. Insistons encore
sur le dgphase entre le phénouk? moteur ,( le vent, et les températures obs::r--
V&s. La pkiode d- vents forts dure du II r2u 19 novembre, i3ai.r: l e &fro’.dIs’.
qzment maximal. n’hppariiît que le 18 novembre 3 la station A, le 22 en A Ir! 2’.
t. Thiaroye. Nous observons à. nouveau un temps de repense dn_ 6 jours à Thiarvv
apr$s le maxima de vent (le 17).
e.- Ca relaxation des vents du 2i5 au 25 novembre a pour con&quence 1.E
ralentissement ptl5.s 1’ arrêt des remontée~s d “e,?ux froides, le gh&tomène d up-
welting n’étant plus entretenu, Ln pkiode prGci;dénte avait vu les eaux R 1.;
&te emmenées vers le large sous l’action du vent, on observe ji prgsent le re
:our de ces eaux superficiel.les chaudes qui avaient 6tG chassees par l?up~I:
, *
5. mg I le 28 novabre elles occupent toute laépaiskur d’eau aux stations !.
?t. B : la température est de 23,3 contre 20,3 B la station A le 22. A Thiarcy;:
du 23 su 29 novembre, la température croit de i9,9” B 23’4. Notons quC 11,:
:ZQ novembre, les eaux aux stations A et rj nont pas encore rQpondu au ncuv-1.
upwelling qui démarre Cfoir ci-dessous) O
f - g . - La période suivante est consacr6e à une nmve1l.e intensificatim
progressive des vents (du 25 noveqbrc su 13 décembre), Le schgma classique
5~: reproduit . Les e:i.üx froides ns apparaissent pas instantanément (le 5 rl5cc!n+~.~~
2 la station A et B?. La période de vent favorable dure? 15 ‘jours 1 les eau?:
,’
chaudes sup?rieures 5 3.1’ sont chassks vers le large définktivement et nr>
reviendront à la cBte qu’en mai * la saison froide s”installe.
La comparaisnn des dann4es hydrologiques et des observations de Ver!t
oeut ainsi ^etre poursuivi.e pour toute la saison froide. L9&~de nré&dentc
a suffi b mettre en valeur le tille du C.U.1, journalier * d’une manière #r.<..
rele F il a permis de pr&oir que La Ggion Sit&e entre la Presqu’2lc du
r’zp-Vert et Kayar ne serait pas le siège de remontees d’eaux froides drlrzzt
lc- mois de novembre, D’une mani?re plus prkise, sur la Petite C?&e qui ca::
?a rQgion la plus Ctudieez Les observations ponctne2les n’apparaissent p!ur
f igses z mais sont replacées dans leur contexte gr$.ce au C.U.1. - les &oluti~:-*
passées et futures par rapport A l’instant d’observation sont plus facile.:$ rl!:
prévisibles,

---

Si l’on consjldère le’ phl.!nomi!ne dp upwe.ll.ing en tant que système y le C,U d I
se situe en amont du systhe : il represente er? quelque sorte les données
d’ entr6es’ brutes ; au contraire,; les temp6ratures aiitibres se situent en aval
elles représentent les sorties du systémc, modifiées par d’autres pxnmëtrss
tels que bathymetrie, stratification..., C.D, T et températures sont compl&men--
‘. taires, : certaines nkiodes de vtnnt peuvent 8trc d’une durée insuf.fisante
?our a f f e c t e r l e s éempéra,turcs côti2reç de surface ( l e refroidiçscment s e li
mitant aux couches au-dessus du fond). Le C.U. I. n0u.s indiquera cu”il y a i-u
possibilité d’upwellinR,. De même les tempérst::~r!zs des stations côtières pau-
vznt Être sujettes B des refroidissements sans que le vent local 2n soit la
cause (phénomene d” ondes internes par exemple) I
Lorsque les périodes de vents favorables sent d9une dur& suffisante la
comparaison des $volutions du C.U.I. et des tempkatures côtikcs permet d’aF--.
-réhender le temps de r&onse du syst&ne. Ai.c;si, en début do saison froide..
les périodes d’intensification des vents sont suffisamment esp~&s Pour pou-
voir être traitées ind+endamment les unes des autres : c’est ce qni a, motive
notre choix dc l’exemple de novembre 1963. Pour chaque phasti d’intensification..
rtilaxation, on isole ais&ent la période de refroidisso~ent puis.1~ réchaufEe=-
ment correspondant 3 avec vun temps de rgponse par raigoort ~TU ph&komène r:oteur
(5-7 jours en novembre 1968). Au fur et A. *“c.sure que la saison avancev les
phases d$intensification sont de plus en plus rspprochéas ,lcs phases de
relaxation durent moins longtemps0 le rkhauffement TX s’.::ffectue que par-
tiellement et,le refroidissement reprend avant ~qub: 1~ syst&e ait trouvé un
%at ds Quilibre stob1.e = les temp&atures rGsn’ltent dc la superposition d e
ces ph8nomène.s 9 et il devient très difficile de les relier au vont Iccal
journalier.
<Il nous a cependant paru intgressant d’ isoler .a au cours d+: l’annf-. les
@riodes de vents très favorables et leurs dur&s respectives. A partir des
données de C,D.T. pour les dix enn.Ges de 1968 3 1977:, nous avons voulu définir
une ,wq& type avec, pour chaque mois V le nombre de jours noyons d’upwelling
at.la du&e des pkiodes dfupwelling. F,3ur ce f:lire, sur les dix annees 1968-l 977.
nous n’avons retenu que les jours où le C,?.I. prenait des valours supf-
rieuras B 0.95, Le choix de la valeur 0.95 t-st empirique, cela correspond
,zPproximativement B un vent de 5 m/s soufflant narallSlement 3 la côte : nous
avons décidÉ que.les jours OÙ le c,u.I, dépassait 0,95 Gtaient des journées
très favorables à l”upwelling,

---

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Lc tableau VI.3 @sente le dkonptc des jours d’upwelling par mois et !!.‘I-
WJ sur la Petite Cote : on dénombre: en moyenne 127 jours d’upwelling par qn.,
c’: çqnt les mois de mars et avril qui prfsentcnt le plus fort pourcentage ti::
journées d’upwellins (22 jours sur 30 en noyanne) c ?,e mGmc type de calcul
conduit 2 34 jours d’upwelling par :Tn en movcnne A Knyar et 53 jours 2
St-Louis: la Petite Ciite aPparnît y de le!:8 crzmm~ la région du S&GS.al la
mieux orient& 2 l’apparition de l’upwelling. Sur ces :27 jours <iupwclling::
113 se situent & novembre 3 nzi = la saison d*upwelling est trCs Jélizitet
d?ns le temps I Si 1 (on si intkesse uniquement à la p4riode. de covcmbre à nz.i
1.1 corrélation inttirannuelle entri-: la nombre d< jours d’upwellins dur>nt
c$dt;td @Mode et la tempkature moyenne est hau tament signif icativc ( t.?bl u VI O b:2
?~US les io?arnGes
I
de vent favorable rturont étd nombreuses; plus les t*?mpé-
ritures moyennes seront frnîches ,. Cela confirme le rcsultat de 2.3-3. t liq
tenpkature moyenne en saison froide ;:st reli& ^ru vent local.
Sur lc tableau VI.a, on constate que sur les 127 jours dvuoweiling dl2 1,:
Petite Côte 4 jours seulement ont lieu de juillet à septembre.
Ces 4 journées d’upwellinp, r+rties sur 3 r?ois sont trop isolées poux
“voir une influence r.otable sur le milieu ct ne prikentent pas d” interêt, En
nous limitant B l@Gpoquc d”octobre à juin pour chaque ann& de 1465 2 1977
‘ipoque pui recouvre largenznt 1.z saison d”upwellinS,
nous ‘avons rucensé gr$:,
5. un proarqmmt: informatique la dur+% de toutes les phases de vent favcrabl~
iiour 1~. Petite Côte. (Une Ph nse f;avorsble est une periode de x j!)urs conséçutiT’i:-
36 le C,U,ie a dépassd Oc95). Sur 1.a figure 19a apparaît &e nom~rk- dsobservat<-r:-::
Zes dif f érentas durêas des p5riodcs d “upwelling O En valeur absolue c’est IL
ncK!br 6’ de fois ?i! l’upwelling 1 du& x jours pour les annEes W-77. En valeur
relativa (cPCst-à-dire divisé par le nombre total d’observations).~ c’est Lt:
:;robabilit& d’observer une pkinde de x jours, Les phases les plus frG:quemqzpt
observées sont celles qui durent moins da 10 j-urs (261 observations). 12 :?h~ ..
SBS durent de Il a 20 jrurs, 8 phases de 21 a 38 jours, 2 phases enfin durent
respectivement 49 et 55 jours. L.2 fi.Suce 19b reprkdnte l a contributicc d e
Fhnque phase (0~ c.lasso en langage probabiliste) o Ainsi la classe 4 (Phase dc:
4 jours) a Gté observées 29 fois et correspond Zi uno contribution de
29 x 4 = 116 journG.es d’upwellina sur les -1234 journees recensées de 1966 :.
1977. La classe 2:. bien qu’observée A6 fois n’appfirte qu’une contribution di
2 x 46 = 92 journges. Un constate que les phases de nains de 1C jours, qui
Ztaient l e s -lus frgquemment observGes, sont également celles qui contribuer,:

---

6. 0
le plus au phC!nomSne d ‘upwelling : 61 0. des journ6es d’upwelling apparticnrlent:
2 une phase de moins de 10 jours : 24 SP proviennent d’une phase de 11 À ?.S
jours, 15 % d’une phase de plus de 25 jours. Les rzrdes nrincipaux sont 9 yr
ordre dkroissant, les classes 4, 3, 1, 2;, 7 : cela signifie, qu’une jnurtk
d”upwelling prise au hasard durant la période ~1’ octobre à juin, a le plus
de chances dvapsartenir 2 une phase de 4 jours, 3, 1, 2,; 7 jours.
Evolution moyenne des alizés durant la saison froide
.-
-
-
-
-
Le programme informatique a ensuite éte modifié nour Stre appliqué %
chaque mois d’octobre 3 juin, Lorsq,u’une ‘neriode d ‘upuelling s’ etendait
sur la fin d’un mois et la début du suivant, elle C-tait reck?nsée dans le
deuxième mois : p,ar exemple une &-iode d’upwelling du 28 novembre 3u
3 dkembrc était assimilée par le prop,rammr‘ a un+ observation d’une phase de
6 jours pour le mois de décembre, Le tableau VII renr&sente le nombre
d’observations de chaque phase par mois+ 1~ fip,, 20 la contribution, de
chacune de ces phases au nombre total de ,journ&s dsupwcllinp, observées
dans le mois. lr* tableau VIII le r6sum6 das r&ultnts. En début de saison
froide, en octobre, les phases d’upwelling sont triSs courtos et durent
moins de 5 jours, Le mode le plus souven t observe est la phase de 2 jours
(yis 1 et 3 jours), Les alizés soufflent d8 manière internitte rite) le
‘lus souvent 1 ou 2 jours d’affilée-
C’est insuffisant nour observer un
rafraîchissement des eaux côtii?ros de surface (s~f parfois en fin de
mois) i-&s di.:s remontées d’ eaux froides pouvent anpnr:Gtre sur le rebord
du plateau continental, Lc mois de novembre est as992 sombiable Z. celui
d’octobre, les phnses d’upwellinc durent *-n g&Gral 5 jours ou moin.s. Hais
on denombre deux fois plus de journées d’upwellicg (9.7 contre 5) et le
mods principal est la phase de 4 jours. Les pkiodes de vent s’allongent
et ont une influence notable sur le mili:::u.
ILeç prcnitrs refroidissements Y
brutaux, des tempérstures dos stations côtièrrrs ont lieu : mais les phases
de vent sont encore trop isolées, ct les temperatures se rAc1~auffen.t dans
lus intervsllcs qui siSparent las phases d’upwcrlling. On observe des oscil-
lations mxrqu6es des températures, assooiées ;9 ces phsses d’intensification,
puis de relaxation (cf, exenple de novembre !%R),
Décembre marque la fin da la période trrunsitoir,b “‘d’installation de
1’ upkellinp,“.
Avec 12., 5 journées d ‘upwellinq ot un mode principal de 8 jours,
la saison froide s’ëtablit. Les modes secondaires sont les modes de 2 jours
et 5 jours.

---

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Novembre
Octobre
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40
30
DBcembre
30
janvier
20
20
Mars
30
3 0
20
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30
Juin
20 1-
FIG. 20,- Contribution de chacune des phases au nombre total de
journees d’upwelling observées par mois.

---

Pour un mois don&
probabilité en (W)
qu'une journée
d'upwefling appar-
tienne à un& phase de
-
-
-
-

---

64
Le mode de 2 jours rappelle que nous ne so!xne.s q:lq en d5but de saison
froide et que les alizés peuvent avoir du mal 8. s’ Etablir, Le mode de 5 jours
narque au contraire la tendance à 1’ allongement des phases 9 dBjB remarq&e
,ians le mode principal de 8 jours.
En janvier, les journées d’upwelling stagnent (12,.5 jours) : les p&iodcc
<In vents favorables se stabilisent autour d’une semaine (no?e principal. de
7 jours). Les modes P9courts77 (1, 2 et 3 jours) ne sont plus praponderants con-
trairement aux mois d’octobre, novembre, dkembre 3 ce sont les phases de
“moyenne duréet’ (7-8-9 jours) qui contribuent le plus (39 T) au phènomi9ne
dgupwelling (tableau VIII) .,
On constate en fevrier une IGgSre augmentation des journ6es dfupwel.ling
(15.7 jours) : plus dF une .journGe sur deux est une joura& d ‘upwelling. Le
I-,ode 3 7 jours est toujours très marqué, mais les ,phases de plus de 10 jours
apparaissent : la contribution principale est due aux phases moyenne dur&
(7, -9s 9 jours) avec 36 X suivie par les phases supGrieures 8 10 jours(X) Q,
Mars et avril sont des mois assez semblables, qui correspondent au qsxio-
‘YJE d‘intensité des alizés, Ils se caractfrisent par un nombre Elevé de jour-
Ges d’upwelling (22 on moyenne), et par une absence de mode tr& marque pour
Les périodes de vent de moins de 10 jours, Ce sont les phases trEs longue dcr’k
qui contribuent le plus aux journées d’upwelling ‘: pendant ces mois, les ali-
C& peuvent souffler plus de 30 jours d’affilde (plus longue période observee
‘25 jours en 1974, 49 jours en 1972). Les phases courte et moyenne durée sont
quasiment inexistantes (surtout en avril),
Yai est encore sous l’influence des phases longues doges : ce sont les
pkiodes ccmprises entre 16 et 7.5 jours qui sont pr?ponil6rantes, Mais les phn-,
:3es plus courtes ne sont pas nQgligeables et on observe un mode à. 6 jours0
L* activit6 des alizés décroit fortement au cours de ce m,ois.
Juin marque la fin de la saison iies aJiz& avec seulement 5 jours dans
le mois?les alizés snufflent encore épisodiquement toujours sur des pkiodes
de %Oins de 4 jours.
Si l’on revient, après cette Etude mois par tIlois, â la fig 19 b, on COIT-
arend que I’importance des cla~scs 1 à 4 est surtout due aux observations
fsffectu%s en octobre et juin, qui ne sont pas Z8 proprement parler des nais
;! ‘upwelling. QI retirant les observations ipoctobre et de juin. on obtient
un nouvel histogramme qui reprikente mieux les ronriitions le saison froide 3
Je novembre 3 Dai. T,es principaux modes snnt les nodes de ?> 7 et 4 jours et
nous nous sommes affranchis des m~Ics de 1 et 2 jours qui refl6tnient k?s
observations d’rtctobre et juin.

---

ScMma récag~tulatif
.‘.
--m---I-M-- --m-mm--
Un sch&na rkapitulatif de .17.6valt~tion moyenne des aliz<s sur la ?,ti.t:.z
Trte 811 cours *!c .In saison. froide peut Etre propos5 0
-- Ses premi8res incursions Y’!’ aliz6s ont -lieu en oétobre F la fait que
ces incursions sorent tr&rs, isolGes et leur p8riode de moins de 5 jours,
‘C?k! plus souvent 1 ou 2 jours) ne permet na5 d7 influencer de manike durablfl:
-!e milieu. Les conditions sont celles C!C saison chaude (température de 25 3,. ‘> .“: ~
- En novembre et décembre, les aliz& s’installent progressivement : ‘i..!
-!urGe des pkiodes 21’ aliz& s’allonge B 4 jours, guis une semaine f les COW’ .
rttlences sur 12 mili.eu sont très nettes avec une chute brutalCodes tempBr,qtures
(pq i:<%@o ,” ‘ch -r@m&m ..?E;ut r;-*~uirc .rllm?.l$z~:l3 ‘:?A?. i-plie rF9 cctrbrz si
Ii+$$ ,*al+& : &-)*t “& >m$@*e, * ;-
*
Mais les nK.odes d’alizés sont encore trop es?ac:es pour que le r3froi-
dissement soit dgfinitif., et on observe un rQgime transitoire dc! refroiiissc-
ment-réchauffement des temp&atures de la mer aux stations c?kiSres (oscilla-~
tien de 18 à 24’) avec un déphasaffe plus ou moinsmarquk avec le ph&omZnc
cloteur (6-7 jours B Thiaraye).
- ne janvier B mi-f&rier ? les a?ix& se stabilisent T ils soufflent t?u~
jours sur des périodes de 1 semaine, .parfois moins en janvier (3-4 jours) c
T1 ’ évolution des tempkatures est plus rAguliWre , le ref raidissement Tarque
un palier a 17-19’. La douxif?me quinzaine Sir f&rier voit l’apparition fies
.
$riodes d’alizés de plus .de I?I jours.
- Les mois de mars’ avril sont les mois C! ‘intensité maximale des o?.izCs o
1
reur présence est quasi permanente, et il est frequent ..!e les voir smff’ler 1’:)
. .
b ,Y 30 jours ~:l’n-ffilce, L’impact sur le niliou est considérable c upwel1in.g tr??
~!5valoppé <avec remontée intense de sels nutritifs. Le ref raidissement repten*
1-t on peut observer des tempkatures inférieures à 1,5-16’.
,
Mai voit la fiu de ces,grandes périodes ~IPalizQs. Aprks avoir soufflS
<.
?:3 ou 30 jours, les aiiz& s’arrêtent pour ne reprendre ,que sur ries pério:ic:2
beaucoup plus courtes (6 jours, 4 jours>, Les températures 2ï la côte se r---
chauffent nais les alixEs encore prCsents.équilibrent la poussée des eaux ehau,.-
..~.
-“es qui arrivent du suci et maintiennent un petit upwelling au sud d:r L:>. ycs-
‘>
qu ’ Z le du C,ap-Ver t .
- Juin marque le d&art des aliz& et le retour des eaux superficielles
(::hw!es 3 13 cate
les alizb ne soufflent qu’une ou 4epx fois dens le y10i.s
l
.< . .
sur des pkiodes courtes de moins de 4 jours.
<.

---

La transition saison chaude - saison froide, qui se situe d’octobre à
TPcembre, a de grandes conséquences biologiques, L’ nsci llation verticale de
la thermocline (cf., fig. 17 .a et 17 .b) prcjcttc. vers le haut, dans la zone
euphotique, les sels r.inCraux concent& jusq!r ’ alors sous la thermocline: ~..xP
iant ainsi possible, le d.énarrage ,!e la chnine alimenta.ire (DCWIP?q 1989) 4
‘au niveau dw fond, sur 1.e rebord du plateau, on observe W cette G.pogur .l;-.
;6sence de quantit&s i;yportantes. de poisson.s q,ui trouvent vraisenblablen~~nt
:lans cette Zone une forte quant!.tg de ntiurriture” (POMAIN), Cette remontk
hrutaie de la thermocline est due de manière certaine 3 la première phase de
vent favorable dsune dur6e cons6quente (au moins trois jours d F.~.lizés :’ St’in,
I
tensité supkieure a.5 m/s), Cette première apparition soutenue des aEiz%
se situe entre le 20 octobre et le 15 noveqbr2. Si la pkiode de vent. n”est
pas assez longue, la remontfc de la thermocl,ine ne se fera pas sentir aux
stations côtikes. LJertrichissement se fera en subsurface 2 il pourra -&tre pr/‘-
dit par le calcul de. 1 ‘indice dP upwelling journalier et confirmé par des mesu-,
res aux stations A et R (fond.s de 10 et.25 E en baie de Garée et au sud’drr
Cap Manue 1) : on connaîtra avec prkision le diSbut de ‘fa saison froide.’
l?emarc@es sur le choix de certains para&tres
--------.m--“*-s..---~ ~-_--_------_---_--------_1<1<_.
La notion de jour&e rl’upwelling a 6tC d::finie par rapport R une valeur
-?i.nim&le d- ‘OP95 pou,r le C. r?, 3: ., Ori peut se demander dan.s quelle mesure l e choiT:
..
?“*dn autre seuil atlr.&.t infiuencg les résu1at.s &c&lents.
qes seuils de 0,90 puis 1,R ayant Ct6 successivement introduits dans le
programme 9 on a pu constater que les r&ul.tats etnient très peu sensibles ?i
ces modif i’cations 0 Gel.a s ’
L
exnlique par’ lo fait: que les valeurs de C.V.,, T , d’e
3,9 à 1 Correspontient 2 une barrike dans le r6gime des vents ces valsurs
l
:
sont obtenues pour des vents’ de l’ordre de 4n 5 m/s * dans la rÉalit<:, ou. les
nlizés sont t-tablis, et ils soufflent à 5,6 ou 7 mjs, o:l nous sommes en $A?~
31 de relaxation; ,et ils soufflent 2 moitis de 4 m/s, En pratique, les vrle;irr
-le C.7J.I: (le 0,9 ii l,O Sont assez peu observks et remplissent bien leur_T.
raie de seuil,
“’
’
1Jn autre paramztre important qui.peut i-tre sujet à caution est le chai::
49 lY6rientati’on de la cate qui intervient %sas tous les calculs de’C.,U.I,
Ici encore, une modification de I’orientatian de la. &te dans une fourchette
2 5i0. ne conduit pas 9 des r&sulttits f0~d&~~td&&t liff&ent:s.~ Les r6sui,tr.t?
en valeur absolue sont qodifi.Zs de queique3 pour cent 9 mais les variations ê:.l
cours de 1’annSe restent les m&nes, R’outrc!~ léç trois r+‘ions ‘riu S&ZCp.l
définies en 2.3.1, c.onservent leurs carnctkistiques particulières.

---

t’appaication Qe l a th6orie d ‘kkman aux côtns sE&galaises a port6 prir,.~
~:ipalement sur In determinntion thgorique r!es courants nn ssison froide et T ::
::slcu?. du flux de remort6e d ‘eaux profondes 9 qui caractérise 1 ‘upwelling,
Connaissance des &%Vants
L’intensitE des courants dc surface en saison froide le long des c83zc.s
xMgalaises est ‘de 20 3 30 cm/s d”apr7i.s les observations et le calcul thdori*-
‘:ue. Leur direotioii ncyenne explique le recollement des isothermes au riva/-2
c!ntre Dakar ct ‘Kayar (ioné de convergence) puis leur décollement sur 12 Pcti::?
%te (divergence) , Entre St-Louis et Yayar, I’Zeoulement s’effectue paraLI2l.e~
r:et\\t a u r i v a g e .
L’Qude plus détaillée de I-R Petite Cate h mis en évidence du point c-!e VI!.
i:hEorique, le front. et la divergence observés en surface, dans le SUI-I de 1::
.z.*ai.e de Go$% en saison froide. T,es phEnomSne5 sont dus A, l’orientation irr;.‘,.
wli2i,re de 3.a cate et 2 l’allure des isohathes à ce niveau, Le calcul r!e ij2.
circulation thEorique sur le fond a permis de situer ?“la source*’ des remont ‘*il:
1, eaux froides
sur. les fonds de 50 -m 1% m, au niveau du rebord du plateau.
t:::ontinental..
Flux de renont6e d’eaux profondes
Grâce à la théorie dpEkman, nous avons d5fini 1 Y indice d ‘upwelling c3i:l.c~~
C:C~ est un para&rre important pour la comprfohension du ‘ph?nomlne d”upweliin,,
’ 1 “aide de cet indice, et en sch&atisant les cates du S6négal en trois rE-
., ”
Ti?ns 4’orientations Ai,stSnc&lss; 30~s ai;nns montrA q!?e 3
- La Petite C&e est le siège de l’upwelling le plus actif? en intensit’
(?t en durée. Au contraire, la rggion Sit&e entre la presq2”tle du Cap-%rt:
:?t Kayar s’est avEr& mal orientde aux vents dominants 9et souvent en sf.t.u7t1;23
-!e convergence (downwelling) .
a- Le vent local est la cause directe des refroidissements observ& a~:
stations cBtiéres, Les temp&atures froides sont dues aux remontées dPcaux
profondes riches en sels nutritifs, Ainsi. l’enrichissement des eaux ci3tiTYrec
est liQ, d’une ann& sur l’autre., 2 l’intensit5 des aiiz& : 80 9; dc la ‘va,
.<
.,
siance interannuelle (d’une saison froide à Ifautre) est expliqu&e par la rc--
l.ation avec le vent local O
- Cette très forte corrélation nntre vent (par 1’ intermfdiaire de 1.’ iii Yi -
ce d’upwelling) et température se retrouve au niveau mensuel, en octohrc- QC
.
“l.*
. 1
..e , mois qui corresponir.ent B 1” installation et au dt?part des aliz;is. J.,c,r

---

refroidissenents et réchatiffements des eaux côtikes sont directement Ii& 2
l’apparition et au retrait des aliz&,
Le calcül de 1 ‘indice r19upwelLing au niveau journslier permet ‘de suivre
l’&olution de i’upwelling au cours de la saison froide pour une r<$ion”don-a
nk.
La comparaison de 1” indice G’upwelling jon~nlier avec: les don&es hyifrc
logiques recueillies sur la ‘setite C&e a mis en Evidence en déhu t de saisnr.
froide D .le couplage 9 moyen terme (avec un dEphasage de 1. ‘ordre de 6 ‘jrkrs>
entre les pkiodes de vents favorables et les r?mont&s d’eaux profondes à 1::
Gte. Tout au ,l.ong de la saison froide, lés fluctuations de 1 ‘upwelling p2UvenC
3tre retracki 9 en 9 ‘appuyant sur les données hydrolagiq,ues (radiales s statinn?
z^otiZres) et en interpolant 3 1’ aide de 19j.n,dice entre chaque campagne, Pinsi
i-s observations, bien que ponctuelles, prennent une nouvelle dimension 0
iusqug B présent descriptives 3 ellns peuven.t iXéso~ais servi.r de hase B un mo!+
le explicatif de lPupwelling, grâce à l’indice qui les re1i.e au p?Gnom&e &OS--
éeur, l e :Vent,
Le ph6nomènc dupwell-ing nF est pas un ph6niomZne stationnaire ni continn~
il ne s’installe pas progressivement, mais prkente des phases d’ intensifica-.
tion et de relaxation. T,“étude sur la dur& des périoc?es de vents f.avorables
qui conditionnent, par leur intensite, la retnontk des eaux profondes a montr’j.
que ces périodes s Pallongealent au fur et 2 mesu,re que la saison froide s ‘avixi~-
çait,, passant de quelques jours en octobre-novembre B une semaine en janvier
pour atteindre des durges de plus de 3.9 jours en mars-avril,
Au niveau mensuel, ou moyenn5 sur la sahsqn froide, 1’ indice d’upwelliï-q
:: St-Louis ou Ksyar semble refl6ter de mariih2 plus fidiile les conditions Ao
?rilieu qui influent sur la pêche (CURY, 1982) I qu.e les températures &tlères
3ont la reprGçentativitG est souvent, mise en cloute (PORTOLANC?, 198 1) . T,e -i3ut
3.e la saison de peche W Kayw et St-Louis est particulikement bien cor,rGls
arec 1’ indice d ‘upwelltnq. (CURY3 1982) ,
En rapprochant suffisamment les sorties 4 la mer {au moins hebdomadaires)
et en sélectionnant quelques stations de rECGrence autour lPIe la presqu’î.,lc ,In
Cap-Vert, la suite loqique de cette étud.e est de proposer une modélisation ?:?s
remontses d”eaux profondes qui dépendra +J temps et du vent,
.
,
.<

---

!?T L ‘INTFMSITF: MOYPNNE ?XX VIWTS (
FLUCTUATIOtJS WS VENTS A LONG
Nous avons Gtudic en 2,3.3, la corr6lation existant entre l’indice d’u?--
‘Jelling et la température moyenne +e la mer en saison froide, Valheureusement,
1~3 données de vents fournies par lsASECNA ne sont actuellement informatisGe3
que pour la période 1968-1977. Les donnEes de vent antSrieures et postErieurs
se trouvent sous forme manuscrite dans les Résu&s Climatologique3 Mensuels,
T,a direction moyenne journali&e du vent n’est pas fournie, la direction men,-
suelle est donnée par quadrant (NE, WV.. . ) . On ne dispose donc pas d ‘uue $i-
roction prkiss et le traitement informatique, en qarticulier le calcul de
l’indice d’upwelling, n’est pas réalisable, D9autre part tes tempkatures
journolikres de la mer ;i la station &tiij,e de Thiaroye sent relev6es en lsoc-u
tinu depuis 1966, Afin de ne pas perdre cette masse d’informations,nous avons
i:tudicS la corrélaticn entre la tcmpkature moyenne à Thiaroye en saison froidz
(novembre 3 mai), et l’intensita moyenne des vents 3 Yoff durant cette pfri,&,
T,a direction du vent n’étant pas errploitable, nous n’en avons pas tenu eo-t::.
arguant du fait qu’elle est B peu +s
constante :le novembre (r mai (c£ , hodo-
graphe des vents, fig. 3j0
L’intensitu moyenne du vent en saison froide a et, calculée h partir &
!.A somme des intensitgs de vent 4e chaque mois de la saison &Zme type de ~1. ’
cul qu’en 2.3.3.). Nou3 avons ensuite étudie la corr6lation entre la temp&r.--
turc moyenne et le car& de l’intensité moyenne du vent, puisqu’en thCorie !.z
flux ?e remont%es dpeaux profonde3 est proportionnel 2 la tension du vent er,
surface qui suit une loi quad.ratique par rapport au vent, Les rfsultats de !a
fig. 21 montrent que la carr6lation est hautement significative, même si elle
n”explique que 50 X de la variante.
Ce type de calcul,, mal&. les réserves formulées en 2.3.3., confirme que?
16~~ variations interennuelles des températures c?kiGres sont Gkroitenent dépet+=
~‘cmtea de 1 ‘intensit6 des alizCs : les ann&s oi3 les aliz& sont bien
Etablis s’accompcmercnt de températures basses aux sta,tions c$tG?res. Ces
naux froides, de par leur teneur en sels nutritifs p contribuent par 1 ‘inter&.-
diaire du plancton aux richesses halieutiques des C&es du SénGqal. P. FISC??
11952) a mont& la eorr%ation entre l’intensite du vent et les prises de

---

7

6
.I
:
:,
‘.
:
:

---

/
I
?

---

m---m
-mm
-----_--
_--.
72
sardinelles sur la Petite Côte, Ce tale pr6pondérant du vent dans la gGnfra,tion
&c
<. l’upwelling est ainsi clairement Etabli,
L’intensitG moyenne des vents en saison froide influençant directenent
le milieu, nous avom recherch6 1 ‘existence ?.‘um pEriodicitd 2. long terme
dans le régime des vents, Nous avons obtenu C!e l’.ALXCNA une série homogEne de
m+sures de 1947 2 1981. Les mesures de v e n t h Dakar existent depuis 1897 1
6.lles gtaient au dQpart codees en &:belle beaufort! puis en km/h, .Jusqu’ep
!‘5473 le site de mesure a souvent Zt:s n0difj.C en position
et altitude au-rl.eszu!
du sol, rendant la s6ri.a inexploitable.
ne 1947 9 1981 l’intensité myenne
du vent montre une tendance tri% nette 2 la baisseg significative 2 99 %.
Cette tendance explique 45 T! de la variante obsenG (r =’ -Op67). IJne fois
cette tendance retirée 3 une periodicité de 1, ‘ordre de 8 ans semble se dcgagi-r ”
Période de vents faibles 47 - 48 3 54 - ‘5
(t! ans)
forts
55 - 56
B
62 - fi3
(8 ans)
faibles
63 - 64
à
70 - 71
(8 ans)
forts
71 - 72
3
77 =- 78,
(E ans)
faibles 78 - 79 à
?
D”après les rgsultsts précgdents, nous nous dirigeons vers des annges 5
vont’ faible si :
- la tendance se poursuit
- le cycle”est toujours présent (amplitu% estim& : 0,6 nls)
Ainsi, pour la saison 84-85, les hypothi&es condu.isent à une vitesse
noyenne des vents de
\\r =
6,95 - 0,065 ( 1 9 8 4 - 1 9 4 6 ) - - 0,5 - 3,9 ds
tendance
cycle
L’indice ?“upwelling Gtant proportionnsl au sa& de la vitesse .du vent,
4:e rapport de l’indico d*upwelling en 84-$5 parrapport A la période 1971-1981
(vent noyen de 5,5 Q/S) serait de (3,9/5,5 32 - O,EiO.
L’intensite de lfupwelling et de I’enrichissoment des eaux serait réduit
<?a moitib, avec des eonsGquences notables sur la p(sche (bionasçe induite plus
“sible, variation de la capturabilit:Z),
Ces prgvisions pessimistes seront vrai.--
semblablement bouleversGes n si la tendance ne repr%mte pas une &olution G
trés long terme et s’inverse avant que la vitesse du vent Île prenne des VA~~S
extrêmes (pr&ence de composantes B plus gri,n..
* de périoc”e dans les fluctuations
c’ie vent).

---

---

.
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-G
r. f- c î‘
r’

---

JAh,U ItK
FEVKIEK
KAKS
AVHIL
HAI
JlJlit
JUILLEI
ACUT
$EPI EHCKC
CCTCBRE
1
2 . 2 2
Cl.64
0 . 6 7
c.5t
0.13
C.87
0.20
0 . 1 3
0 . 3 7
- 0 . 1 0
1.‘27
0 . 4 8
2
1.61
0 . 6 7
0 . 4 2
0 . 9 3
0 . 5 4
1 . 0 0
- 0 . 3 5
0 . 1 2
0 . 0 2
0 . 4 2
1 . 0 9
a.73
3
0’. 96
Cl.?1
0 . 4 6
C.Sl
0 . 2 3
0.16
-C-23
0 . 2 4
- O . C ?
0 . 0 5
0.52
0 . 7 2
4
0 . 9 3
0 . 6 7
0 . ec
1.c9
1 . 0 5
1 . 0 0
0 . 0 1
0 . 1 9
-0.c2
-O*C0
0134
0 . 8 5
5
1 . 2 4
.0.54
1.22
i.ît
0 . 9 5
1 . 2 8
0 . 4 3
0 . 3 3
‘O.C3
o.&o.
0.37
0.69
6
0 . 8 0
0.19
1 . 2 6
l.Cl
0 . 5 4
1 . 3 1
‘.0.31
0 . 1 3
- 0 . 1 1
I
c.c7
0 . 2 6
0 . 9 7
I
0 . 5 8
c . 7 3
i.ie
C.S7
0.52
A . 4 1
f i . 0 8
0 . 0 4
-0.14
0 . 1 0
0 . 1 9
1.05
9
0.70
0.25
1 . 0 9
1.15
0 . 3 0
0 . 5 9
c*25
0 . 2 4
-0-c:
-Ci.17
Cl.41
1 . 2 4
0.4Y
0 . 7 1
0 . 6 4
1 . 1 4
1 . 2 7
0 . 4 1
0.50
0 . 1 2
- 0 . c 4
- 0 . 0 9
0 . 3 1
1.27
10
Q*4?
0 . 4 5
1 . 0 9
A. A 4
1.09
0 . 2 0
0 . 4 7
0.13
0.c4
0 . 1 0
0.5~
1 . 2 5
11
0 . 4 5
3.85
0.09
0 . 9 7
0 . 7 4
0.11
0.X8
0.19
o.c7
- 0 . 0 6
I-01
1 . 0 2
1 2
0 . 4 3
0 . 9 2
1.18
1 . 1 8
0.76
O-il
- 0 . 4 2
0 . 5 5
-O..ûl
- 0 . 0 9
0 . 9 2
c19t
1 3
0 . 4 3
1 .os
0.e3
0 . 5 7
0. se
0 . 2 3
- 0 . 1 3
0 . 3 9
0 . 1 5
G.C2
0 . 4 7
1 . 0 2
14
0 . 5 1
1 .I2
1 . 0 9
0 . 7 7
0 . 5 9
0.69
0 . 3 0
- 0 . 0 2
0 . 0 1
O.il
0.80
0 . 6 3
15
0 . 5 5
1 . 2 3
1 . 0 1
0 . 3 7
1. l-8
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0 . 3 6
1 . 7 2
1 . 4 9
0 . 9 8
17
5.52
5 . 4 0
0 . 7 7
c.ec,
l..?L
- 0 . 0 5
0 . 1 2
- 0 . 1 5
O-12
0.54
1.66
0 . 7 2
AH
I .oi
0 . 6 1
0.74
0 . 5 4
0 . 9 3
C.10
ci.11
- 0 . 0 2
0 . 1 0
-0.01
l-13
0.60
1 9
1.13
0.3Y
G . 5 1
0 . 8 1
O . Y O
0 . 4 5
C*l1
0.18
0 . 6 4
0 . 0 0
C.87
0 . 6 2
2 0
1 . 2 5
0 . 6 4
0 . 8 2
1.6f
0 . 5 6
0 . 0 3
0 . 2 2
0.4*
0 . 3 7
0.33
0 . 3 5
0 . 7 5
2 1
C.SJ
0 . 9 1
0 . 6 0
1.CO
0 . 5 7
- 0 . 2 4
0 . 3 6
-OI C8
-0.c4
C-26
0 . 1 6
0.97
2 2
c.41
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