4.2.1. Les courants généraux
Par le détroit de Gibraltar, les eaux de l‟océan Atlantique entrent et circulent en surface dans
le bassin méditerranéen occidental. Ces eaux, ayant une salinité de l‟ordre de 36,15 psu au
niveau du détroit de Gibraltar (Millot, 1987), recouvrent pratiquement toute la mer d‟Alboran
(Caulet,1972). A ce niveau, les caractéristiques initiales de l‟eau atlantique se modifient.
Celle-ci se transforme en une eau plus dense et de salinité plus élevée (eau méditerranéenne)
dénommée Eau Modifiée d‟origine Atlantique (MAW : Modified Atlantic Water). Dans le
bassin algérien, elle se reconnaît dans une couche superficielle de 150 à 200 m d‟épaisseur,
ayant une température comprise entre 15 et 23°C et une salinité allant de 36,5 à 38 p.s.u
(Benzohra, 1992).
A la sortie de la mer d‟Alboran, la circulation est pratiquement en permanence dirigée vers les
côtes espagnoles (environ 2° Ouest). A environ 2°W, cette eau change de direction vers les
côtes algériennes pour les longer d‟ouest vers l‟Est en prenant la dénomination de ‘’courant
algérien’’.
À partir de 1° W, ce courant algérien peut générer par des processus adventifs des tourbillons
cycloniques et anticycloniques qui se déplacent en augmentant de dimension. Le long de la
côte algérienne, ces structures hydrodynamiques induisent des contres courants et des
résurgences côtières qui affectent généralement les baies (Millot, 1985; Taupier-Letage et
Millot, 1988), comme dans la baie de Bou Ismail (Boulahdid et al. (2007)) et dans la baie
d‟Alger où l‟en observe un mouvement circulaire des eaux dans le sens inverse de l‟aiguille
d‟une montre (Boulahdid et al., 1993 et 2003).
Au niveau de 3° E, les tourbillons anticycloniques dérivent vers le large au centre du bassin
occidental de la méditerranée pour s‟éteindre progressivement en augmentant de dimension.
Les autres continuent leur migration vers les côtes orientales algériennes (Millot, 1985;
Taupier-Letage et Millot, 1988)..
4.2.2. Les courants côtiers
Le sens et l‟intensité de ces courants sont fonction de l‟amplitude, de l‟incidence de la houle
par rapport à la côte, de la topographie de la plage sous-marine et de la granulométrie des
sédiments.
4.2.2.1. Les courants de retour
Le courant de retour correspond à une zone de flot de retour à partir du courant existant au
lieu de déferlement de la houle. Ces courants possèdent une vitesse qui dépend de l‟énergie de
la houle et de la pente de la plage. Ces courants sont responsables de la dispersion d‟une
partie des sédiments côtiers vers le large.
4.2.2.2. Les courants de dérive littorale
La dérive littorale prend naissance au niveau de la zone de déferlement où l‟énergie est
maximale. Cette énergie permet la remise en suspension et le transit des particules
sédimentaires le long de la côte. Dans le cas général des houles de petites et moyennes
amplitudes, les courants ne sont notables que dans les zones de déferlement et n‟affectent
donc que le triage des sables et des graviers de la frange littorale "fond -10 m". Ils assurent le
transport latéral par dérive littorale et la dispersion. Par contre, les houles de fortes amplitudes
pourraient agir jusqu‟à des fonds de "-40 m à – 60 m".
A proximité du fond, la vitesse de ces courants diminue très rapidement et devient
pratiquement négligeable.
21
[T
ap
Par le détroit de Gibraltar, les eaux de l‟océan Atlantique entrent et circulent en surface dans
le bassin méditerranéen occidental. Ces eaux, ayant une salinité de l‟ordre de 36,15 psu au
niveau du détroit de Gibraltar (Millot, 1987), recouvrent pratiquement toute la mer d‟Alboran
(Caulet,1972). A ce niveau, les caractéristiques initiales de l‟eau atlantique se modifient.
Celle-ci se transforme en une eau plus dense et de salinité plus élevée (eau méditerranéenne)
dénommée Eau Modifiée d‟origine Atlantique (MAW : Modified Atlantic Water). Dans le
bassin algérien, elle se reconnaît dans une couche superficielle de 150 à 200 m d‟épaisseur,
ayant une température comprise entre 15 et 23°C et une salinité allant de 36,5 à 38 p.s.u
(Benzohra, 1992).
A la sortie de la mer d‟Alboran, la circulation est pratiquement en permanence dirigée vers les
côtes espagnoles (environ 2° Ouest). A environ 2°W, cette eau change de direction vers les
côtes algériennes pour les longer d‟ouest vers l‟Est en prenant la dénomination de ‘’courant
algérien’’.
À partir de 1° W, ce courant algérien peut générer par des processus adventifs des tourbillons
cycloniques et anticycloniques qui se déplacent en augmentant de dimension. Le long de la
côte algérienne, ces structures hydrodynamiques induisent des contres courants et des
résurgences côtières qui affectent généralement les baies (Millot, 1985; Taupier-Letage et
Millot, 1988), comme dans la baie de Bou Ismail (Boulahdid et al. (2007)) et dans la baie
d‟Alger où l‟en observe un mouvement circulaire des eaux dans le sens inverse de l‟aiguille
d‟une montre (Boulahdid et al., 1993 et 2003).
Au niveau de 3° E, les tourbillons anticycloniques dérivent vers le large au centre du bassin
occidental de la méditerranée pour s‟éteindre progressivement en augmentant de dimension.
Les autres continuent leur migration vers les côtes orientales algériennes (Millot, 1985;
Taupier-Letage et Millot, 1988)..
4.2.2. Les courants côtiers
Le sens et l‟intensité de ces courants sont fonction de l‟amplitude, de l‟incidence de la houle
par rapport à la côte, de la topographie de la plage sous-marine et de la granulométrie des
sédiments.
4.2.2.1. Les courants de retour
Le courant de retour correspond à une zone de flot de retour à partir du courant existant au
lieu de déferlement de la houle. Ces courants possèdent une vitesse qui dépend de l‟énergie de
la houle et de la pente de la plage. Ces courants sont responsables de la dispersion d‟une
partie des sédiments côtiers vers le large.
4.2.2.2. Les courants de dérive littorale
La dérive littorale prend naissance au niveau de la zone de déferlement où l‟énergie est
maximale. Cette énergie permet la remise en suspension et le transit des particules
sédimentaires le long de la côte. Dans le cas général des houles de petites et moyennes
amplitudes, les courants ne sont notables que dans les zones de déferlement et n‟affectent
donc que le triage des sables et des graviers de la frange littorale "fond -10 m". Ils assurent le
transport latéral par dérive littorale et la dispersion. Par contre, les houles de fortes amplitudes
pourraient agir jusqu‟à des fonds de "-40 m à – 60 m".
A proximité du fond, la vitesse de ces courants diminue très rapidement et devient
pratiquement négligeable.
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